沉積古地貌基本恢復(fù)方法及實(shí)例研究：以饒陽(yáng)凹陷沙一段為例*

葉 蕾 朱筱敏 謝爽慧 楊 棵 張美洲 秦 祎

1 中國(guó)石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院，北京102249

2 西安石油大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，陜西西安710065

1 概述

古地貌是指地質(zhì)歷史時(shí)期的地表地貌形態(tài)，通常包括剝蝕古地貌、構(gòu)造古地貌和沉積古地貌3種，其中剝蝕古地貌和構(gòu)造古地貌分別是指剝蝕區(qū)遭受剝蝕和構(gòu)造活動(dòng)末期的地貌殘局，沉積古地貌是指沉積區(qū)某一地層沉積前的地貌特征（A llen，2008；林暢松等，2015）。由于經(jīng)歷了漫長(zhǎng)的地質(zhì)歷史時(shí)期改造，絕大多數(shù)古地貌現(xiàn)今已殘缺不全或消失，故對(duì)其恢復(fù)具有一定挑戰(zhàn)性。

國(guó)外的古地貌相關(guān)研究于20世紀(jì)50年代興起，最初主要集中于野外特征描述和地貌年齡恢復(fù)方面，強(qiáng)調(diào)不整合面等古地貌單元在油氣聚集中的重要作用（Thornbury，1954；Martin，1966）。中國(guó)學(xué)者對(duì)古地貌的關(guān)注始于20世紀(jì)70年代，基于古地貌對(duì)富油氣圈閉的控制觀點(diǎn)對(duì)渤海灣盆地多個(gè)古潛山開展工作，研究成果有效指導(dǎo)了油氣資源的勘探與開發(fā)（韓寶平，1989；夏日元等，1999；徐長(zhǎng)貴等，2004；龐軍剛，2013）。目前中國(guó)學(xué)者對(duì)于沉積盆地內(nèi)的古地貌研究尚處于定性—半定量階段，主要是進(jìn)行沉積時(shí)期古地貌的形態(tài)恢復(fù)和單元?jiǎng)澐?，其次是分析古地貌如何影響層序地層、沉積體系以及有利儲(chǔ)層的分布并進(jìn)行半定量的表征，并將有利油氣富集部位的預(yù)測(cè)與特定的古地貌單元聯(lián)系起來(lái)，研究成果已在準(zhǔn)噶爾盆地（何文軍等，2019；程逸凡等，2020；厚剛福等，2022）、塔里木盆地（王家豪等，2003；林暢松等，2009）、渤海灣盆地（宋國(guó)奇等，2000；劉強(qiáng)虎等，2016；鮮本忠等，2017；談明軒等，2020；徐長(zhǎng)貴等，2022）、鄂爾多斯盆地（趙永剛等，2017；李進(jìn)步等，2021）、松遼盆地（陳兆芹等，2022）及四川盆地（施振生等，2022）等多個(gè)盆地的大型油氣田勘探中得到廣泛應(yīng)用并取得了顯著效果。近年來(lái)，眾多學(xué)者將古地貌恢復(fù)的重點(diǎn)由早期的沉積區(qū)擴(kuò)大至剝蝕區(qū)—沉積區(qū)（劉強(qiáng)虎等，2016，2017；鮮本忠，2017；徐長(zhǎng)貴等，2022），這有助于系統(tǒng)認(rèn)識(shí)整個(gè)源－匯體系的組成，可更加具體地表征剝蝕區(qū)的匯水面積和地形高差、沉積物的搬運(yùn)通道類型和搬運(yùn)距離，以及沉積區(qū)的分散體系規(guī)模和展布。

古地貌是構(gòu)造變形、沉積充填、差異壓實(shí)、風(fēng)化剝蝕等多種因素綜合作用的結(jié)果，通常從構(gòu)造恢復(fù)和地層厚度恢復(fù)2個(gè)方面進(jìn)行研究（葉加仁和陸明德，1995）。構(gòu)造恢復(fù)涉及到恢復(fù)構(gòu)造沉降量和水平走滑量，地層厚度恢復(fù)包括確定殘留地層厚度、剝蝕量恢復(fù)、壓實(shí)和古水深校正（加?xùn)|輝等，2007）。恢復(fù)古地貌的精度取決于沉積記錄資料的質(zhì)量和數(shù)量，若要準(zhǔn)確地恢復(fù)出古地貌需要綜合多種方法。傳統(tǒng)的恢復(fù)古地貌方法有殘余厚度法（代金友和何順利，2005；苗錢友等，2014；馮磊等，2023）、印模法（宋凱等，2003；張慶玉等，2012；杜一帆等，2021）、回剝和填平補(bǔ)齊法（付曉燕等，2014；秦祎等，2017；趙永剛等，2017）。近期研究發(fā)現(xiàn)，用傳統(tǒng)方法恢復(fù)古地貌時(shí)常重視殘余地層厚度，簡(jiǎn)單遵循 “填平補(bǔ)齊”原則，卻忽略了地層的原始沉積厚度和構(gòu)造格局。因此，傳統(tǒng)方法雖然容易操作，但恢復(fù)誤差較大，故學(xué)者們?cè)絹?lái)越注重通過沉積學(xué)方法綜合分析進(jìn)行古地貌恢復(fù)（龐軍剛，2013；程逸凡等，2020；Qinetal.，2021），并依據(jù)層序地層學(xué)理論，通過層拉平技術(shù)恢復(fù)古地貌（劉永濤等，2019；劉洪洲等，2021）。

在剝蝕區(qū)—沉積區(qū)開展古地貌恢復(fù)有助于揭示盆地的沉積充填演化及源－匯要素的配置關(guān)系，也是分析控制層序地層發(fā)育因素和準(zhǔn)確預(yù)測(cè)多種成因類型砂體的關(guān)鍵。按照研究尺度可將古地貌分為宏觀古地貌和微觀古地貌（林暢松等，2015），前者控制著盆地的隆坳格局，進(jìn)而控制沉積體系的展布及演化，而后者通過影響盆地內(nèi)水系的流向和沉積物分散過程，控制局部地區(qū)沉積物的卸載（姜在興等，2017）。盆地內(nèi)的局部凸起或高地決定物源體系的分布格局，侵蝕溝谷和古河道是碎屑物的主要搬運(yùn)通道，斷裂坡折帶和沉積斜坡坡折帶控制沉積物的卸載場(chǎng)所，坡折帶類型決定了沉積體系類型及空間展布，因此精細(xì)刻畫古地貌特征對(duì)于明確有利砂體的規(guī)模及展布、準(zhǔn)確預(yù)測(cè)優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)集層至關(guān)重要，同時(shí)對(duì)隱蔽油氣藏的預(yù)測(cè)也具有非常重要的作用（徐長(zhǎng)貴等，2004）。

目前古地貌恢復(fù)的對(duì)象已由宏觀古地貌擴(kuò)展到微觀古地貌，研究?jī)?nèi)容涉及到碎屑巖及碳酸鹽巖巖溶地貌，推動(dòng)了地質(zhì)與地球物理研究技術(shù)相結(jié)合（Huangetal.，2018；馮磊等，2023）。在古地貌恢復(fù)中，沉積學(xué)法和高分辨率層序地層學(xué)法使用最廣，同時(shí)也發(fā)展出地球物理學(xué)法（朱紅濤等，2013）、雙界面法（閆海軍等，2016）、構(gòu)造沉積模擬法（呂振宇等，2018）以及運(yùn)用電網(wǎng)絡(luò)模擬及水化學(xué)資料的水文地質(zhì)分析原理法（黃緒寶等，2001）等。值得注意的是，恢復(fù)古地貌通常包括恢復(fù)相對(duì)古地貌和絕對(duì)古地貌，對(duì)絕對(duì)古地貌的刻畫應(yīng)當(dāng)綜合考慮盆地所處的構(gòu)造演化階段、地層是否遭受剝蝕、重力載荷沉降等因素，恢復(fù)缺失地層，進(jìn)行去壓實(shí)校正、地殼均衡恢復(fù)、斷層復(fù)原和古水深校正等（田野和曾廣平，2021）。

在梳理古地貌恢復(fù)常用方法的基礎(chǔ)上，本次研究將以渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段為例進(jìn)行古地貌恢復(fù)。首先，利用錄井、測(cè)井、三維地震、地球化學(xué)、藻類等古生物資料，以古近系沙河街組沙一下亞段特殊巖性段作為全區(qū)對(duì)比標(biāo)志層，搭建沙一段等時(shí)層序地層格架；其次，考慮地層的壓實(shí)校正、剝蝕作用、古水深以及不同時(shí)期不同地區(qū)沉積相和巖性的空間分布差異，恢復(fù)研究沙一段原始沉積厚度，精細(xì)刻畫沙一段沉積前的古地貌特征。期望該實(shí)例研究可為陸相斷陷盆地的絕對(duì)古地貌恢復(fù)提供新的思路和方法，為源－匯系統(tǒng)的配置及有利砂體儲(chǔ)層分布的預(yù)測(cè)提供科學(xué)依據(jù)，有效指導(dǎo)油氣田的勘探開發(fā)。

2 古地貌恢復(fù)的基本方法

恢復(fù)古地貌的基本方法有殘余厚度法、印模法、回剝和填平補(bǔ)齊法、沉積學(xué)法、層序地層學(xué)法、地球物理學(xué)法、雙界面法、構(gòu)造沉積模擬法等，文中僅對(duì)古地貌恢復(fù)的3類常用方法進(jìn)行概述。

2.1 印模法

印模法恢復(fù)古地貌是基于填平補(bǔ)齊原理，將待恢復(fù)地層結(jié)束剝蝕、開始接受沉積時(shí)的界面視為等時(shí)界面，通過殘余地層厚度與古地貌的鏡像關(guān)系，半定量地反映沉積前的相對(duì)古地貌特征。采用印模法恢復(fù)古地貌的步驟為：（1）在上覆沉積地層中選擇能夠反映目的層填平補(bǔ)齊特征的等時(shí)地層作為標(biāo)志層；（2）選擇均勻分布的多口鉆井，測(cè)量目的層底面到該標(biāo)志層的距離（或時(shí)間域地震旅行時(shí)間），恢復(fù)目的層的殘余地層厚度；（3）井－震結(jié)合，通過時(shí)間－深度關(guān)系將時(shí)間域的殘余厚度轉(zhuǎn)化為深度域的殘余沉積厚度，鏡像恢復(fù)古地貌。該方法直接利用殘余地層厚度反映古地貌，但殘余地層厚度實(shí)際上不等于原始沉積厚度，所以恢復(fù)的古地貌可能存在誤差。

印模法可以半定量地表征古地貌，便于操作，故應(yīng)用較為廣泛。印模法研究的關(guān)鍵是如何選擇沉積地層的披覆標(biāo)志層（圖1），標(biāo)志層需要滿足以下條件：（1）為全區(qū)范圍內(nèi)可以追蹤的等時(shí)界面；（2）距離風(fēng)化殼面越近越好；（3）地震反射同相軸振幅強(qiáng)、連續(xù)性好、易于識(shí)別（鄧宏文等，2001）。基于此，通常優(yōu)先選擇層序邊界和最大洪泛面作為披覆標(biāo)志層。

圖1 “印模法”恢復(fù)古地貌原理示意圖Fig.1 Schematic diagram of the princip le of restoring palaeogeomorphology by“impression method”

2.2 沉積學(xué)法

沉積學(xué)法是一種運(yùn)用比較成熟的恢復(fù)古地貌綜合方法。該方法考慮了沉積前的構(gòu)造特征和地層剝蝕，結(jié)合沉積相及沉積環(huán)境等，共同分析沉積前的地貌形態(tài)。具體步驟為：（1）通過地質(zhì)圖厘清古構(gòu)造格局及地層的剝蝕狀況；（2）依據(jù)沉積相的成因及發(fā)育環(huán)境，定性描繪古地貌格局。沉積學(xué)法主要依據(jù)古地質(zhì)圖、地層等厚圖、砂巖等厚圖、巖相古地理圖等多種互相補(bǔ)充的資料，結(jié)合成因相、古流向、古構(gòu)造分析等方法，綜合研究古地貌。

運(yùn)用沉積學(xué)法恢復(fù)古地貌的定量化手段尚有待提高，研究過程中應(yīng)盡量恢復(fù)地層沉積前的原始厚度，并考慮沉積地層中的巖性變化以及不同巖性的壓實(shí)率差異，以使計(jì)算結(jié)果更接近真實(shí)古地貌。另外，應(yīng)注意構(gòu)造活動(dòng)的差異性，因?yàn)楫?dāng)盆地整體均勻下降時(shí)，殘余地貌與沉積前古地貌特征相近，但若構(gòu)造活動(dòng)的差異性較大，殘余地貌與沉積前原始地貌的變化則較大（趙俊興等，2001）。

2.3 層序地層學(xué)法

隨著層序地層學(xué)理論的興起，發(fā)展出了應(yīng)用層序地層學(xué)恢復(fù)古地貌的方法，并可進(jìn)一步分為經(jīng)典層序地層學(xué)法和高分辨率層序地層學(xué)法。經(jīng)典層序地層學(xué)法通過建立等時(shí)層序地層格架，選擇區(qū)域范圍的等時(shí)性界面（通常為距離目的層最近的最大海／湖泛面）并將其拉平來(lái)恢復(fù)古地貌，此時(shí)該層序地層的底界面反映古地貌形態(tài)，即層拉平法。具體步驟為：（1）了解盆地的構(gòu)造演化和盆地結(jié)構(gòu)等地質(zhì)背景；（2）確定層序和體系域邊界面作為參照面；（3）井－震結(jié)合，對(duì)參照面進(jìn)行精細(xì)解釋；（4）利用三維可視化軟件拉平頂部參照面，進(jìn)而利用相關(guān)軟件恢復(fù)沉積古地貌形態(tài)。層拉平法的關(guān)鍵是等時(shí)參照面的選擇。該方法操作簡(jiǎn)單，有助于快速直觀地展示目的層沉積前的地貌形態(tài)，但沒有考慮壓實(shí)、剝蝕等作用在層序地層埋深過程中的影響，可能存在一定誤差。

而伴隨著層序地層學(xué)理論的發(fā)展，出現(xiàn)了利用高分辨層序地層學(xué)恢復(fù)古地貌的方法（趙俊興等，2003）。該方法的核心是將基準(zhǔn)面與最大海／湖泛面結(jié)合，通過旋回對(duì)比使古地貌恢復(fù)的等時(shí)性更強(qiáng)、精度更高。運(yùn)用該方法時(shí)需要明確沉積體系的成因類型，確定和對(duì)比不同級(jí)次的基準(zhǔn)面旋回。具體步驟為：（1）搭建高分辨率層序地層格架；（2）判斷沉積體系類型，據(jù)此確定基準(zhǔn)面的形態(tài)；（3）確定各級(jí)次基準(zhǔn)面旋回結(jié)構(gòu)；（4）開展基準(zhǔn)面旋回對(duì)比；（5）將某一級(jí)次旋回中的最大海／湖泛面拉平，此時(shí)該旋回的底界面便反映了其沉積前的古地貌。運(yùn)用高分辨率層序地層學(xué)法恢復(fù)古地貌的精度與所選的旋回級(jí)次和研究范圍直接相關(guān)，若旋回級(jí)次越小、研究范圍越小、沉積體系越單一、周期越短、影響因素越少時(shí)，則恢復(fù)精度越高。

古地貌恢復(fù)的方法多樣，其在中國(guó)各大盆地的應(yīng)用研究中取得了豐碩的成果。這些方法各有利弊（表1），基于它們的優(yōu)勢(shì)和不足，探索新的更為真實(shí)、直觀、快速表征古地貌的方法尤為重要。

表1 常用古地貌恢復(fù)方法對(duì)比Table 1 Comparison of common palaeogeomorphology restoration methods

3 研究實(shí)例：饒陽(yáng)凹陷沙一段

3.1 區(qū)域地質(zhì)概況

饒陽(yáng)凹陷是處于冀中坳陷東南部的次級(jí)構(gòu)造單元，整體為呈北北東走向、東斷西超的非對(duì)稱箕狀凹陷，北臨霸縣凹陷，南接深澤低凸起，東部以邊界斷層與獻(xiàn)縣凸起相隔，向西超覆到高陽(yáng)低凸起。饒陽(yáng)凹陷在古近紀(jì)經(jīng)歷了斷陷分割充填期、斷陷擴(kuò)張深陷期、斷陷抬升期、斷拗?jǐn)U展期和斷陷消亡期5個(gè)構(gòu)造演化階段，是整個(gè)冀中坳陷最富油的凹陷，勘探面積約5300 km2。饒陽(yáng)凹陷東側(cè)受邊界斷裂控制，西側(cè)是在前古近系基底上發(fā)育的寬緩斜坡，凹陷內(nèi)發(fā)育一系列與斷層相關(guān)的構(gòu)造帶和局部構(gòu)造，主構(gòu)造線為北東—北北東走向，自西向東依次發(fā)育西部斜坡帶、西部洼槽帶、中央隆起帶、中央洼槽帶、東部隆起帶和東部洼槽帶（趙賢正等，2012）。蠡縣斜坡是位于饒陽(yáng)凹陷西部典型的大型繼承性箕狀沉積緩坡，呈北北東走向，西臨高陽(yáng)低凸起，東接任西洼槽和肅寧洼槽，整體呈西高東低、北高南低，東西寬 20～30 km，南北長(zhǎng)約80 km，面積約2100 km2（圖2）。

圖2 渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷構(gòu)造單元及地層綜合柱狀圖Fig.2 Comprehensive histogram of tectonic units and strata in Raoyang sag，Bohai Bay Basin

研究區(qū)位于蠡縣斜坡，古近系從下而上依次發(fā)育孔店組、沙河街組和東營(yíng)組，其中沙河街組自下而上可劃分為沙四段、沙三段、沙二段和沙一段。本次研究的目的層為沙一段，與上覆、下伏地層呈整合接觸（圖2），厚282～663m，平均厚度為438m，整體具有西薄東厚的特征（圖3）。沙一段分為上、下2個(gè)亞段，其中沙一上亞段厚度相對(duì)較大，為162～497m，平均厚度為302m，而沙一下亞段厚90～195m，平均厚度為135m。沙一段整體為細(xì)粒的湖泊—淺水三角洲沉積：底部發(fā)育的灰色細(xì)砂巖夾薄層紫紅色泥巖，稱為 “尾砂巖”。之后，發(fā)生快速的大規(guī)模湖侵，形成沙一下亞段濱淺湖沉積，發(fā)育灰色細(xì)砂巖夾灰綠色泥巖、鮞粒灰?guī)r、生物灰?guī)r、白云巖及油頁(yè)巖，稱為 “特殊巖性段”；這套地層在全區(qū)內(nèi)穩(wěn)定發(fā)育，是饒陽(yáng)凹陷重要的地層對(duì)比標(biāo)志層和主力烴源巖（趙賢正等，2012；曾洪流等，2015；張以明等，2019）。此后，湖平面下降，物源供應(yīng)增強(qiáng)，自下而上砂泥比逐漸減小，泥巖顏色由灰色、灰綠色逐漸過渡到紅色，發(fā)育多期進(jìn)積的淺水三角洲沉積。

圖3 渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段地震特征Fig.3 Seismic profile showing distribution of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope，Raoyang sag，Bohai Bay Basin

3.2 古地貌恢復(fù)流程

與測(cè)井資料相比，三維地震資料在古地貌恢復(fù)和儲(chǔ)集層預(yù)測(cè)中更具優(yōu)勢(shì)。由于沙一段沉積時(shí)期研究區(qū)內(nèi)構(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定，沒有發(fā)生地層剝蝕，因此本次研究主要通過恢復(fù)原始地層厚度來(lái)進(jìn)行沙一段沉積前的古地貌恢復(fù)。借助三維地震資料，在建立高精度層序地層格架的基礎(chǔ)上，結(jié)合鉆、測(cè)井資料，綜合考慮壓實(shí)校正和古水深恢復(fù)，精細(xì)刻畫饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段沉積前的古地貌特征。

該方法的原理是通過地層沉積厚度來(lái)鏡像反映沙一段沉積前的地貌特征，即沉積厚度大的區(qū)域在沉積前屬于地勢(shì)低洼處，可容空間較大。具體步驟是：（1）精細(xì)解釋蠡縣斜坡沙一段三維地震資料，通過層位的三維展示了解沙一段的現(xiàn)今展布特征和地形，并根據(jù)時(shí)間－深度關(guān)系分區(qū)域?qū)r(shí)間域?qū)游恍畔⑥D(zhuǎn)換為深度域，通過頂、底層面相減獲得沙一段的現(xiàn)今地層厚度；（2）根據(jù)巖層的孔隙度－深度曲線對(duì)地層進(jìn)行去壓實(shí)校正，得到沙一段沉積時(shí)未被壓實(shí)的原始地層厚度；（3）由于沉積過程中沉降中心與沉積中心可能會(huì)有偏差，需要再進(jìn)行古水深校正，因此通過主微量元素、孢粉資料、介形蟲化石優(yōu)勢(shì)分異度、沉積構(gòu)造等恢復(fù)沙一段沉積時(shí)的水體深度；（4）將水深數(shù)據(jù)疊加在上一步取得的地層原始厚度圖上，得到沙一段沉積前的古地貌（圖4）。

圖4 渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段古地貌恢復(fù)方法路線圖Fig.4 Road map ofmethods for palaeogeomorphology restoration of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope，Raoyang sag，Bohai Bay Basin

3.3 等時(shí)地貌單元選取

饒陽(yáng)凹陷沙一下亞段沉積時(shí)發(fā)生了大規(guī)模的湖侵，形成了一套穩(wěn)定的水進(jìn)暗色泥巖，局部夾油頁(yè)巖、灰?guī)r和少量白云巖。該地層在全區(qū)范圍內(nèi)普遍發(fā)育，厚度相對(duì)較大，平均厚度90m，橫向分布穩(wěn)定、易于追蹤，在測(cè)井曲線上表現(xiàn)出高伽馬、低聲波的特點(diǎn)。由于沙二上亞段為三角洲沉積，沙一下亞段為濱淺湖沉積，因此兩者的接觸面為沉積相轉(zhuǎn)換面，在測(cè)井曲線上表現(xiàn)出清晰的突變，井震對(duì)比時(shí)在地震合成記錄中標(biāo)定波形特征明顯。沙一下亞段特殊巖性段底界在地震剖面上表現(xiàn)為強(qiáng)振幅、連續(xù)性好的同相軸T4，可用于全區(qū)內(nèi)的橫向?qū)Ρ?。沙一段底部還發(fā)育 “尾砂巖”，但因?yàn)樵撎椎貙雍穸认鄬?duì)較小，平均厚度僅為46m，而研究區(qū)地震資料的縱波速度為3500m／s，主頻為23 Hz左右，地震的垂向分辨率為38m，所以 “尾砂巖”在地震剖面中表現(xiàn)出厚度較小、中等振幅、連續(xù)性中等的特征，且其起伏趨勢(shì)和上覆的 “特殊巖性段”基本一致，故本次研究中選擇特殊巖性段的底面T4作為底界面標(biāo)志層。研究區(qū)內(nèi)沙一上亞段發(fā)生湖退，湖盆面積相對(duì)較小，發(fā)育較厚的細(xì)粒淺水三角洲沉積，與上覆的東營(yíng)組河流沉積有所不同，且該沉積轉(zhuǎn)換面在地震資料中表現(xiàn)為中等振幅、連續(xù)性好的同相軸T3，故可作為本次研究層段的頂界面。

本次研究借助三維地震資料，通過沙一段的頂界面T3與沙一下亞段特殊巖性段的底界面T4相減，獲得2個(gè)界面間的雙程旅行時(shí)間。根據(jù)井－震標(biāo)定得到的時(shí)間－深度關(guān)系對(duì)其進(jìn)行轉(zhuǎn)換，得到2個(gè)界面間的厚度差，即沙一段的現(xiàn)今地層厚度（圖5）。從圖5可以看出，沙一段地層整體呈現(xiàn)西薄東厚的特點(diǎn)，在G28－G38井以西最?。?60～345m），在N35－XL10井以東最厚（519～615m），且東北部地層厚度最大，東南部厚層分布范圍較廣。

圖5 渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段現(xiàn)今地層厚度圖Fig.5 Present stratigraphic thicknessmap of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope，Raoyang sag，Bohai Bay Basin

3.4 厚度去壓實(shí)校正

在埋藏過程中，受到上覆沉積物和水體的壓力或者構(gòu)造應(yīng)力的作用，沉積物中的碎屑顆粒排列緊密，孔隙度降低，導(dǎo)致地層厚度隨埋深的增大而減小，故需要對(duì)目的層進(jìn)行壓實(shí)量恢復(fù)。目前恢復(fù)碎屑巖機(jī)械壓實(shí)量的方法主要有2類：（1）借助鉆、測(cè)井資料，根據(jù)地層的孔隙度－深度曲線擬合孔深函數(shù)，基于地層骨架體積不變的原理對(duì)其進(jìn)行去壓實(shí)校正，恢復(fù)巖層的壓實(shí)埋藏量（楊橋和漆家福，2003；Huangetal.，2018；王剛，2019）；這種方法的關(guān)鍵在于計(jì)算目的層沉積時(shí)不同埋藏深度下巖層的初始孔隙度。（2）對(duì)地震厚度數(shù)據(jù)進(jìn)行去壓實(shí)校正，即需要借助測(cè)井資料得到壓實(shí)曲線，分析研究區(qū)的壓實(shí)狀況，將視為無(wú)壓實(shí)作用的某一深度作為標(biāo)準(zhǔn)層，把地震數(shù)據(jù)體校正到該標(biāo)準(zhǔn)下，從而消除壓實(shí)作用對(duì)地震厚度數(shù)據(jù)的影響。由于研究區(qū)井位相對(duì)密集，故本次研究采用鉆、測(cè)井資料對(duì)目的層進(jìn)行去壓實(shí)校正。

3.4.1 孔隙度計(jì)算

綜合不同巖性的實(shí)測(cè)孔隙度，依據(jù)補(bǔ)償中子測(cè)井曲線和粒度資料計(jì)算孔隙度。

首先，通過自然伽馬（GR）曲線計(jì)算目的層泥質(zhì)含量（Vsh）：

其中，ΔGR是自然伽馬相對(duì)值，GRmin是砂泥巖的最小自然伽馬值，GRmax是砂泥巖的最大自然伽馬值，GCUR是地層相關(guān)經(jīng)驗(yàn)系數(shù)，取3.7。

繼而，通過補(bǔ)償中子（CNL）測(cè)井?dāng)?shù)據(jù)和公式（1－2）得到的泥質(zhì)含量（Vsh）計(jì)算孔隙度（φ）：

其中，φ是孔隙度，CN是目的層補(bǔ)償中子值，LCOR是巖石骨架中子值，Vsh是目的層泥質(zhì)含量，Nsh是泥巖中子值。

最后，根據(jù)巖石粒度數(shù)據(jù)計(jì)算凈砂巖的初始孔隙度（φ0）：

其中So是Trask分選系數(shù)，So＝P25／P75，P25和P75分別是指概率累積曲線上25%和75%所對(duì)應(yīng)的顆粒直徑。

3.4.2 去壓實(shí)校正

在機(jī)械壓實(shí)過程中，不同類型的巖性對(duì)壓實(shí)作用的響應(yīng)不同，甚至同地區(qū)、同類型巖層的壓實(shí)歷史也不相同。由于砂巖和泥巖的抗壓實(shí)能力明顯不同，考慮到沙一段沉積時(shí)研究區(qū)內(nèi)巖性的空間差異，即東部地區(qū)以湖泊沉積為主，泥巖含量高，西部地區(qū)以淺水三角洲沉積為主，砂巖含量高，故將研究區(qū)劃分為東、西2個(gè)區(qū)域，分區(qū)域進(jìn)行去壓實(shí)校正。

通常認(rèn)為碎屑巖在壓實(shí)作用下，隨著埋深的增大，孔隙度呈現(xiàn)出指數(shù)減小或線性減小的趨勢(shì)，孔隙度與埋深之間的關(guān)系為：

其中，z為巖層埋深，c、k為壓實(shí)系數(shù)。

將公式（2）中通過測(cè)井曲線計(jì)算得到的孔隙度與對(duì)應(yīng)的深度數(shù)據(jù)做統(tǒng)計(jì)分析，分別進(jìn)行回歸分析，得到研究區(qū)砂巖、泥巖的孔隙度－深度關(guān)系曲線。綜合前人實(shí)驗(yàn)測(cè)得的松散沉積物的初始孔隙度（表2）和基于粒度數(shù)據(jù)計(jì)算得到的初始孔隙度，賦予砂巖的初始孔隙度為39%，泥巖的初始孔隙度為65%。將孔隙度、深度數(shù)據(jù)按照公式（4－1）和（4－2）擬合，得到不同的c、k系數(shù)值（圖6）。計(jì)算得到沙一段研究區(qū)砂巖、泥巖的孔－深關(guān)系分別為：

表2 部分松散沙樣品的實(shí)測(cè)初始孔隙度（據(jù)楊橋和漆家福，2003）Table 2 Observed original porosity in a part of incompact samples（according to Yang and Qi，2003）

圖6 渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段孔隙度－深度關(guān)系圖Fig.6 Porosity-depth intersection diagram of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope，Raoyang sag，Bohai Bay Basin

巖層的體積包括骨架體積和孔隙體積。在機(jī)械壓實(shí)過程中，骨架體積保持不變，孔隙體積隨著埋深的增大而減?。▓D7）?；谶@一原理，用上一步擬合得到的孔－深關(guān)系建立巖石骨架積分方程。設(shè)想巖層在某一深度Z處的孔隙度為φ（z），巖層的頂、底面初始埋深分別為Z1和Z2，則在埋深為Z2－Z1內(nèi)巖層的骨架厚度H表示為：

圖7 去壓實(shí)校正原理示意圖Fig.7 Schematic diagram of decompacting correction principle

由于巖層在壓實(shí)過程中骨架厚度保持不變，故：

假設(shè)巖層在埋藏過程中，與現(xiàn)今淺層地表巖層的孔隙度變化一致，則巖層在沉積時(shí)的初始厚度為h，即：

以某口井為例，按照砂巖、泥巖的巖性不同，可將其簡(jiǎn)化為若干小段，分別將這些小段代入前面得到的砂巖、泥巖孔—深關(guān)系方程中，計(jì)算得到每一個(gè)砂、泥巖小段的初始厚度h，對(duì)其求和，即可得到該口井中原始的泥巖、砂巖總初始厚度（h初始泥，h初始砂）：

該口井中泥巖和砂巖的壓實(shí)率（C泥，C砂）即為：

其中，h現(xiàn)今泥和h現(xiàn)今砂是現(xiàn)今目的層中泥巖的總厚度和砂巖的總厚度。

研究區(qū)不同位置發(fā)育的砂、泥巖成因及比例不同，東部發(fā)育湖泊—灘壩沉積，砂泥比較小，而西部距離物源相對(duì)較近，以淺水三角洲沉積為主，砂泥比較高。考慮到不同部位砂巖和泥巖含量的差異性，在全區(qū)均勻地選擇若干口井，分別計(jì)算沙一段的砂地比和泥地比，得到全區(qū)范圍內(nèi)沙一段砂地比、泥地比的平面分布。根據(jù)巖層骨架體積不變?cè)淼玫窖芯繀^(qū)沙一段砂巖、泥巖的平均壓實(shí)率分別為0.31和0.68。再用該壓實(shí)率對(duì)沙一段的現(xiàn)今厚度進(jìn)行校正，即可得到該地區(qū)的原始沉積厚度（圖8－a）。從理論上講，目的層底界面的現(xiàn)今層位疊加目的層沉積時(shí)至今的所有地層的原始沉積厚度即可得到其沉積前的古地貌，但受限于目的層埋藏較深、涉及的地層厚度大、巖性復(fù)雜等因素會(huì)影響恢復(fù)結(jié)果的精確性，故本次研究?jī)H考慮目的層的原始沉積厚度，得到沙一段沉積前的原始地貌（圖8－b）。

圖8 渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段古地貌恢復(fù)Fig.8 Maps of palaeogeomorphology restoration of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope，Raoyang sag，Bohai Bay Basin

3.5 古水深恢復(fù)

沉降中心指沉積過程中盆地內(nèi)地層沉陷最深的地方，而沉積中心是指盆地內(nèi)最細(xì)粒沉積物分布的區(qū)域，一般水體最深（劉池洋，2008）。古水深是表征古地貌的重要指標(biāo)，水體深度可以更真實(shí)地指示地層沉積時(shí)的相對(duì)地勢(shì)高低。通常當(dāng)盆地的沉降中心和沉積中心有偏差時(shí)，沉積物的厚度不能反映古地形的特征，故需要對(duì)地層進(jìn)行古水深校正，從而恢復(fù)更真實(shí)的古地貌形態(tài)。

恢復(fù)古水深的方法較多，如可通過沉積相、巖性、泥巖顏色、特殊自生礦物、生物遺跡化石、沉積構(gòu)造特征等定性方法推測(cè)水體環(huán)境，或者借助能譜測(cè)井、干酪根類型、自生黏土礦物等半定量指示水體的相對(duì)深淺，也可以利用主微量元素分析、濱線軌跡法、微體藻類化石、介形蟲優(yōu)勢(shì)分異度等定量方法對(duì)其重建（李守軍等，2005；杜慶祥等，2016；葉蕾等，2020；劉惠民等，2022）。目前的相關(guān)研究中常綜合上述多種方法，相互輔助，相互驗(yàn)證，以獲得真實(shí)的古水深數(shù)據(jù)。

饒陽(yáng)凹陷沙一段沉積時(shí)湖盆處于斷坳轉(zhuǎn)換期，盆地的沉降速率較低。沙一下亞段沉積時(shí)期發(fā)生大規(guī)模的湖侵，物源供應(yīng)相對(duì)較弱，淺水三角洲發(fā)生退積，A／S值大于1，沉降速率大于沉積物的堆積速率，盆地的沉降中心與沉積中心位置一致。通過微體藻類化石法和介形蟲優(yōu)勢(shì)分異度法，綜合沉積相、沉積環(huán)境等特征，得出沙一下亞段沉積時(shí)湖盆水體較淺，平均水體深度小于10m（葉蕾等，2020），所以此次研究中古水深對(duì)古地貌的影響較小，在古地貌恢復(fù)時(shí)可忽略古水深的影響。

3.6 古地貌恢復(fù)結(jié)果及其對(duì)砂體的控制

饒陽(yáng)凹陷沙一段沉積前的三維古地貌恢復(fù)結(jié)果（圖9－b）顯示，研究區(qū)古地貌呈北北東走向，為西升東傾、南緩北陡（坡度1.08°～1.66°）、北部斷裂發(fā)育的斜坡，自西向東依次為凸起區(qū)、斜坡區(qū)和洼槽區(qū)。西部G4－G28井一帶地勢(shì)較高，對(duì)應(yīng)高陽(yáng)低凸起，與斜坡區(qū)以貫穿全區(qū)的斷層分隔。中部Y64－N58井一帶共發(fā)育2條貫穿全區(qū)的坡折帶Ⅰ和坡折帶Ⅱ，其中坡折帶Ⅱ是斜坡區(qū)和洼槽區(qū)的分界線。東部洼槽區(qū)尤其是東北部，北東向斷層發(fā)育，致使地貌復(fù)雜化，自北向南發(fā)育任西洼槽、任南洼槽和肅寧洼槽，其中任西洼槽最深，肅寧洼槽面積最大。上述地貌特征符合饒陽(yáng)凹陷沙一段地質(zhì)規(guī)律（曾忠玉，2011；周磊，2014；Chenetal.，2020），驗(yàn)證了該方法恢復(fù)古地貌的準(zhǔn)確性。

圖9 渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段沉積前古地貌Fig.9 Palaeogeomorphology before deposition of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope，Raoyang sag，Bohai Bay Basin

綜合饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段沉積前古地貌特征和沙一段的均方根屬性地層切片（圖9；圖10）可以看出，地貌對(duì)砂體的分布具有明顯的控制作用。水流攜帶沉積物由西部、西南部向東部低部位前進(jìn)（杜一帆等，2021），首先在斜坡區(qū)距離物源相對(duì)較近、坡度相對(duì)較緩（1.75°）的G28井附近砂體發(fā)育，而中部G104－G9井一帶坡度相對(duì)變陡（2°），砂體不易沉積，在地層屬性切片中表現(xiàn)為藍(lán)綠色富泥沉積（圖10）。越過坡折帶Ⅰ后，地形相對(duì)變緩，中部G27井附近地形坡度為1.49°，南部R3井附近地形坡度為1.57°，砂體主要沉積在中部地形較緩的G22－G27井一帶，其在地層屬性切片中表現(xiàn)為橙紅色偏砂質(zhì)沉積，而南部R3井一帶表現(xiàn)為藍(lán)綠色偏泥質(zhì)沉積（圖10）。越過坡折帶Ⅱ進(jìn)入洼槽區(qū)后，斷層增多，地貌形態(tài)更加復(fù)雜，多呈現(xiàn)為正斷層圍限的半地塹地貌，如XL4井一帶，自北向南的地塹、半地塹可劃分為①－⑤共5個(gè)單元，在地層屬性切片上可以看到②、④和⑤單元幾乎全部充填了砂質(zhì)沉積物，而①和③單元僅在近斷層處可見砂質(zhì)沉積物，這是由于①和③單元的地勢(shì)相對(duì)更高，水流攜帶沉積物優(yōu)先沉積在地勢(shì)低的②、④和⑤單元，且正斷層對(duì)沉積物的分散具有限制作用，所以沉積物易在上盤靠近斷層處發(fā)生大量堆積，受多個(gè)半地塹圍陷的砂體在平面上呈連片狀，形成了潛在的有利儲(chǔ)集層。

圖10 渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段古地貌與地層切片對(duì)比Fig.10 Palaeogeomorphology and stratal slice correlation of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope，Raoyang sag，Bohai Bay Basin

4 結(jié)論與展望

恢復(fù)古地貌的常用方法有殘余厚度法、印模法、回剝和填平補(bǔ)齊法、沉積學(xué)法和層序地層學(xué)法等，其中印模法和殘余厚度法操作簡(jiǎn)便快速，而沉積學(xué)法和高分辨率層序地層學(xué)法綜合性更強(qiáng)，恢復(fù)結(jié)果更接近真實(shí)古地貌。當(dāng)前古地貌恢復(fù)注重沉積學(xué)與地球物理學(xué)、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)理論的結(jié)合，發(fā)展出地球物理學(xué)法、雙界面法、構(gòu)造沉積模擬法等。

以渤海灣盆地饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段為研究對(duì)象，綜合沉積學(xué)法、層序地層學(xué)法、雙界面法等多種恢復(fù)方法的優(yōu)點(diǎn)，建立等時(shí)地層格架，選擇區(qū)域內(nèi)可追蹤的頂、底界面，以沙一段為待恢復(fù)地貌單元，考慮地層在埋藏過程中的壓實(shí)、剝蝕、古水深以及不同時(shí)期、地區(qū)沉積相和巖性的空間分布差異，用井－震結(jié)合法恢復(fù)地層的原始沉積厚度，精細(xì)刻畫沙一段沉積前的古地貌形態(tài)。該方法適用于勘探程度中等—較高的地區(qū)，操作方便，恢復(fù)結(jié)果較為準(zhǔn)確。饒陽(yáng)凹陷蠡縣斜坡沙一段沉積前的古地貌表現(xiàn)為北北東走向、西抬東傾、南緩北陡的斜坡，受貫穿全區(qū)的北東向斷層和2條坡折帶的控制，自西向東依次為凸起區(qū)、斜坡區(qū)和洼槽區(qū)。地貌對(duì)砂體的分布有明顯的控制作用，在斜坡區(qū)受地形坡度影響，在地形較緩處更易發(fā)育砂體沉積物，較陡處更易充填泥質(zhì)沉積物；在洼槽區(qū)中北部，受多組北東向正斷層控制形成了半地塹組合地貌，在地勢(shì)較低處和上盤靠近斷層處更易堆積砂質(zhì)沉積物，這些砂體在平面上呈連片狀，可作為潛在的有利儲(chǔ)集層。

為了使恢復(fù)出的古地貌更加接近其真實(shí)形態(tài)，未來(lái)的古地貌研究應(yīng)該加強(qiáng)以下幾方面研究工作：（1）多學(xué)科、多理論、多方法交叉發(fā)展，各學(xué)科互相補(bǔ)充完善，沉積地質(zhì)學(xué)與構(gòu)造地質(zhì)學(xué)理論結(jié)合、地震地層學(xué)解釋與地震地貌學(xué)分析融合、沉積學(xué)分析法與層序地層學(xué)恢復(fù)法交互研究，是未來(lái)沉積盆地古地貌恢復(fù)的必然發(fā)展趨勢(shì)；（2）選擇等時(shí)的參照面，進(jìn)行高精度的地層對(duì)比，考慮差異壓實(shí)、構(gòu)造沉降及構(gòu)造活動(dòng)的差異性，結(jié)合沉積相及沉積環(huán)境，分層、分區(qū)域地進(jìn)行壓實(shí)恢復(fù)、古構(gòu)造恢復(fù)、原始沉積厚度恢復(fù)和古水深校正，能夠更精確地恢復(fù)古地貌；（3）借助盆地模擬軟件，如BasinMod、Geosec等，從手動(dòng)計(jì)算向軟件運(yùn)算發(fā)展，由點(diǎn)到點(diǎn)的轉(zhuǎn)換向面到面的轉(zhuǎn)換發(fā)展，由定性—半定量向定量化恢復(fù)三維古地貌發(fā)展，通過采用人工智能、機(jī)器學(xué)習(xí)與數(shù)據(jù)挖掘等新方法技術(shù)，助力未來(lái)古地貌恢復(fù)向數(shù)字化和智能化方向發(fā)展；（4）古地貌恢復(fù)范圍由沉積區(qū)向剝蝕區(qū)—沉積區(qū)一體化發(fā)展，有助于從源－匯系統(tǒng)角度厘清區(qū)域范圍內(nèi)的構(gòu)造格局、水系分布以及盆地內(nèi)局部地貌單元差異對(duì)沉積體系和有利儲(chǔ)集層砂體的控制作用。