基于加權(quán)平均算法的麗水凹陷剝蝕量恢復(fù)及對沉積的控制

摘 要：麗水凹陷是東海陸架盆地油氣勘探的主戰(zhàn)場之一，由于受多期次構(gòu)造運(yùn)動改造，地層發(fā)生明顯的隆升剝蝕致使對麗水凹陷原型盆地認(rèn)識不清，尤其制約了對凹陷內(nèi)烴源巖及儲層分布的認(rèn)識。本文從剝蝕量恢復(fù)的關(guān)鍵參數(shù)入手，綜合趨勢外延法、聲波時差法、鏡質(zhì)體反射率法及沉積速率法等綜合厘定關(guān)鍵不整合面剝蝕量厚度，結(jié)合殘余厚度和去壓實(shí)矯正恢復(fù)其原始層厚度，在沉積補(bǔ)償原理控制下恢復(fù)了麗水凹陷靈峰組至溫州組“早期分隔，晚期聯(lián)通，中心東移”的古地貌特征。在古地貌及沉積相分析的基礎(chǔ)上，建立了隆起- 斜坡- 凹陷控制下的沉積體差異展布模式，古地貌系統(tǒng)研究為麗水凹陷下一步烴源巖評價(jià)及有利儲層展布評價(jià)提供有力的理論支撐。

關(guān)鍵詞：麗水凹陷；剝蝕量恢復(fù)；古地貌

中圖分類號：P618.13；P736.2 文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A 文章編號：2095-1329（2024）01-0152-06

古地貌是指地質(zhì)歷史時期地表的地貌形態(tài)，反映了沉積區(qū)地層沉積前的地貌特征。研究表明，古地貌對地層的沉積類型和展布特征有一定控制作用，古地貌背景可以決定沉積體系類型，而古地貌單元則控制著砂體在空間上的分布特征[1]。前人古地貌的研究工作主要是進(jìn)行油氣田古地貌恢復(fù)、劃分古地貌單元、分析古地貌對儲層分布的影響，從而進(jìn)行有效的有利油氣藏帶預(yù)測。早期對古地貌恢復(fù)的研究大都停留在定性階段，沉積記錄資料越多則恢復(fù)精度越高。隨著技術(shù)方法的提高，逐漸出現(xiàn)了一些定量化方法，如最小古坡度計(jì)算法、地形最小高差法等[2]。

由于經(jīng)歷漫長的地質(zhì)歷史時期演化與改造，對古地貌的恢復(fù)工作通常具有一定的挑戰(zhàn)性，尤其是地層剝蝕厚度的恢復(fù)，雖然方法很多，但各方法都有其自身的適用條件。所以為了更準(zhǔn)確地恢復(fù)地層的剝蝕厚度，需要根據(jù)具體的地質(zhì)條件及資料情況選擇合適的方法，或者采用多種方法綜合計(jì)算[3]。我國沉積盆地具有疊合性質(zhì)，不同時期盆地的性質(zhì)和范圍不同，油氣成藏條件也不同，就麗水凹陷而言，盆地經(jīng)歷了裂谷盆地階段、裂陷階段、坳陷階段及區(qū)域沉降階段，早期盆地受到后期構(gòu)造活動的改造已不容易辨認(rèn)，合理的恢復(fù)盆地古地貌對研究盆地的演化和尋找油氣藏具有重要的意義。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

麗水凹陷是東海陸架盆地臺北坳陷內(nèi)次一級凹陷，位于臺北凹陷西南部，北鄰椒江凹陷，東臨雁蕩凸起，西臨閩浙隆起區(qū)，為一呈NE-SW 向展布的新生代東斷西超的斷陷型盆地（圖1a），總面積約為1.5×104 km2。麗水凹陷被靈峰潛山構(gòu)造帶分為東、西兩個次級凹陷[4-5]。本次研究主要是以三維區(qū)為主體，地震資料品質(zhì)好，并結(jié)合S1 井、N11 井、N6 井及W1 井等多口單井資料（圖1b），確保了研究結(jié)果的可靠。

麗水凹陷是在中生代殘留盆地基礎(chǔ)上發(fā)育起來的新生代斷陷，經(jīng)歷四個構(gòu)造階段。垂向上構(gòu)造分層，每一期構(gòu)造變動都相應(yīng)留下了自己的變形痕跡，垂向上形成多個構(gòu)造層的疊加，其間以角度不整合相隔，形成了T20、T80 及T100 等多個明顯的角度不整合界面[6-7]。在構(gòu)造控制下自下而上沉積了上白堊統(tǒng)石門潭組、下古新統(tǒng)月桂峰組、上古新統(tǒng)靈峰組和明月峰組、下- 中始新統(tǒng)甌江組和溫州組、新近系龍井組、玉泉組、柳浪組及三潭組、第四系東海群，缺失始新統(tǒng)上部及漸新統(tǒng)。本次研究的主要層系為靈峰組至溫州組地層（表1）。

2 剝蝕量恢復(fù)

地層剝蝕厚度恢復(fù)至今仍是地質(zhì)研究中未能圓滿解決的問題之一[9]。在進(jìn)行剝蝕量計(jì)算時，首先應(yīng)識別主要不整合面，麗水凹陷控制盆地形成和演化的關(guān)鍵不整合面為T20、T80 及T100 三個不整合面。在結(jié)合研究區(qū)主要目的層、單井及地震資料的基礎(chǔ)上，采用多手段綜合的技術(shù)方法計(jì)算T20 及T80 兩個關(guān)鍵不整合面的剝蝕量，為古地貌恢復(fù)奠定基礎(chǔ)。

2.1 趨勢外延法

趨勢外延法即地層對比法，依托地震剖面主要地質(zhì)層系的頂?shù)捉缑?，根?jù)構(gòu)造變形的變化趨勢，勾畫被剝蝕掉的地層界面，劃分剝蝕區(qū)。以研究區(qū)T20 界面為例，在S1 井附近存在明顯角度不整合即地層剝蝕（圖2a），其形態(tài)符合利用趨勢外延法求取剝蝕厚度的條件，即溫州組地層上下界面基本保持平行。對S1 附近地層頂面進(jìn)行擬合（圖2b），通過測量計(jì)算，S1 井?dāng)M合頂面到剝蝕面距離為214.9 m。由于最終目標(biāo)是求取該地層在沉積時期的厚度，在此計(jì)算結(jié)果基礎(chǔ)上進(jìn)行去壓實(shí)校正，從而求得響應(yīng)地質(zhì)時期的剝蝕厚度。S1 井溫州組壓實(shí)系數(shù)為1.21，因此推算S1 井剝蝕厚度為260 m。

2.2 聲波時差法

當(dāng)不整合面以下的地層壓實(shí)規(guī)律沒被改變時，巖石聲波時差隨深度變化存在的標(biāo)準(zhǔn)指數(shù)關(guān)系并不因?yàn)樵馐苓^剝蝕而發(fā)生改變，通過對現(xiàn)有不整合面下未遭受剝蝕的地層的聲波時差數(shù)據(jù)與深度數(shù)據(jù)的統(tǒng)計(jì)擬合，可以建立一條標(biāo)準(zhǔn)指數(shù)壓實(shí)趨勢曲線，將其外延至Δt=Δt0 處即為古地表，古地表與不整合面之間的距離即為剝蝕厚度。在研究區(qū)內(nèi)選取符合條件的鉆井，讀取泥巖聲波時差值，在精選泥巖點(diǎn)的基礎(chǔ)上，求出不整合面之下聲波時差與埋深的對數(shù)關(guān)系趨勢線，將趨勢線上延至650 μs·m-1（Δt0的理論值為620-650 μs·m-1，本次取Δt0 為650 μs·m-1）處確定古地表（圖3a），古地表與不整合面之間差值即為剝蝕量[10]。

2.3 鏡質(zhì)體反射率法

對于一套連續(xù)沉積的地層，埋藏深度（H）的不斷增加會引起地層溫度的逐漸升高，進(jìn)而導(dǎo)致地層中有機(jī)質(zhì)熱演化程度的不斷增加[11]。鏡質(zhì)體反射率（Ro）與地層溫度（T）應(yīng)成指數(shù)增加關(guān)系，而又由于埋藏深度（H）與地層溫度（T）之間通常存在正相關(guān)關(guān)系。因此，只要某一構(gòu)造層的Ro 值沒有被后期沉積所補(bǔ)償，那么就能用其來恢復(fù)該層剝蝕前的地溫情況（最高古地溫）和地溫梯度，從幾何意義上來講，相當(dāng)于直接用ln（Ro） 回歸得到的線段ln（Ro）-H 在平面內(nèi)作一旋轉(zhuǎn)和平移。據(jù)此，本文提出直接將ln（Ro）-H 線段外推至ln（0.2） 處即可得到古地表的位置（古地表邊界條件可近似地取定值Ro=0.2%）（圖3b），即可用古地表位置和剝蝕面位置的差值求得剝蝕厚度[12]。

2.4 沉積速率法

Guidish 等在1985 年根據(jù)沉積速率比值法的原理，依據(jù)不整合面上下地層的沉積速率及絕對年齡計(jì)算地層剝蝕量，具體可分如下三種情形進(jìn)行處理[13]。

（1）地層處于大斷裂的下降盤或低部位，常指該地史時期的沉積中心區(qū)域地層抬升或沉降現(xiàn)象不明顯，不整合面為沉積間斷，期間無剝蝕發(fā)生，界面上下沉積巖的絕對年齡的差值即為沉積間斷的時間。

（2）在沉積歷史時期，地層處于大斷裂的上升盤或高部位，有明顯的抬升，遭受剝蝕，視剝蝕掉的地層的沉積速率等于其剝蝕速率，所以剝蝕量：

He = [（V 上+V下）/2]×[（T 下-T 上）/2] （1）

式中：

（3）地層處于大斷裂的下降盤或低部位，區(qū)域整體抬升或沉降；地層處于高部位，區(qū)域同時發(fā)生抬升和沉降，認(rèn)為剝蝕掉的地層的沉積速率等于不整合面之下地層的沉積速率，而其剝蝕速率等于不整合面之上的地層的沉積速率。因此，剝蝕開始的時間（Te）和剝蝕厚度（He）即為：

Te = （V 上T上+V下T下）/（V 上+V下） （2）

He = V 上×（Te-T 上）[14] （3）

研究區(qū)T20 界面是研究區(qū)內(nèi)明顯的角度不整合界面，溫州組地層與上覆中新統(tǒng)地層之間有長達(dá)16 Ma 的沉積剝蝕階段，缺失漸新統(tǒng)及平湖組地層，不整合面上下巖層絕對年齡明確，符合沉積速率法適用條件。本文對地層沉積速率進(jìn)行了計(jì)算，結(jié)果如表2 所示。

以S4 井為例，在溫州組時期，S4 井處于構(gòu)造高部位，地層抬升較明顯，T20 視剝蝕掉的地層的沉積速率等于其剝蝕速率，不整合面上下地層絕對年齡為25.2 Ma 及42Ma，故其剝蝕厚度為309 m。S5 井溫州組沉積時期，相對處于構(gòu)造較低部位，后期盆地整體抬升，T20 時期遭受大規(guī)模剝蝕，T20 時期視剝蝕掉的地層沉積速率等于上部地層沉積速率，故其剝蝕厚度為261 m。

為確保研究區(qū)剝蝕厚度計(jì)算結(jié)果的準(zhǔn)確性，綜合考慮各種方法的適應(yīng)性，在確定研究區(qū)不整合面的剝蝕量時，采用加權(quán)平均方法。在對T20 進(jìn)行剝蝕量計(jì)算時，由于T20 是典型的區(qū)域角度不整合面，趨勢外延法計(jì)算結(jié)果較為精確，結(jié)合聲波時差法、沉積速率法去除人為主觀因素造成的誤差，使剝蝕量計(jì)算結(jié)果更為精確。而對于T80不整合面，其在盆地內(nèi)部大部分范圍內(nèi)均為平行不整合，因此只能通過聲波時差法和Ro 法進(jìn)行計(jì)算。因此，本次綜合取值首先以趨勢外延法的計(jì)算結(jié)果為基礎(chǔ)（權(quán)重占比80%），再結(jié)合聲波時差法、沉積速率法及Ro 法三種方法算數(shù)平均的剝蝕厚度進(jìn)行矯正（權(quán)重占比20%），綜合確定研究區(qū)不整合面的剝蝕厚度，結(jié)果如表3 所示。

綜合各鉆井剝蝕量計(jì)算結(jié)果，結(jié)合地震資料以及研究區(qū)具體的地質(zhì)背景，恢復(fù)了研究區(qū)T20、T80 兩個不整合面剝蝕量在平面上的展布特征（圖4 和圖5）。T20 不整合面剝蝕厚度較大，剝蝕范圍廣，在盆地內(nèi)大面積連片分布，盆地大部分地區(qū)都被剝蝕。盆地內(nèi)部剝蝕范圍在0～300 m，盆地邊緣剝蝕厚度達(dá)到最大，剝蝕厚度在500m以上，整體上呈現(xiàn)由盆地中心向盆地邊緣剝蝕厚度變大的趨勢，剝蝕厚度在閩浙隆起處達(dá)到最大（圖4a）。

T80 不整合面剝蝕范圍相對較小，主要發(fā)育在盆地中心地勢相對較高的地方。地層沉積后受構(gòu)造作用影響，局部地區(qū)地層抬升，遭受剝蝕，剝蝕厚度較大，剝蝕厚度最厚可超過400 m（圖4b）。

3 古地貌恢復(fù)及對沉積體系的控制

3.1 殘余地層去壓實(shí)校正

關(guān)于殘余地層的古厚度計(jì)算，國內(nèi)外許多學(xué)者做過不同程度的研究，普遍得到應(yīng)用的方法包括壓實(shí)模擬實(shí)驗(yàn)法、正演模擬法、回剝模擬法、物質(zhì)平衡法。在此計(jì)算時使用了俄羅斯專家建立的經(jīng)驗(yàn)公式：k=b-alnH。其中：k 為壓實(shí)系數(shù)，a 和b 為常數(shù)，H 為埋藏深度[15]。研究表明，對于泥巖、頁巖取a=0.1，b=1.46，對于砂巖取a=0.08，b=1.37。此外，恢復(fù)原始厚度要有一個標(biāo)準(zhǔn)，本文采用的標(biāo)準(zhǔn)定為恢復(fù)到埋深100 m。將觀察厚度與壓實(shí)系數(shù)的倒數(shù)相乘，即可獲得原始厚度。

根據(jù)研究區(qū)內(nèi)各單井古厚度恢復(fù)結(jié)果（表4），計(jì)算研究區(qū)內(nèi)各口單井深度- 壓實(shí)系數(shù)關(guān)系，建立壓實(shí)系數(shù)-深度數(shù)學(xué)模型，并根據(jù)研究區(qū)內(nèi)各鉆井?dāng)?shù)據(jù)，擬合得到區(qū)域壓實(shí)曲線方程，結(jié)果如圖5 所示。

3.2 古地貌恢復(fù)結(jié)果

根據(jù)沉積補(bǔ)償原理，沉積地層是填平補(bǔ)齊的結(jié)果，原始地層厚度可以反映古地貌形態(tài)。地層厚度由大到小反映了古地貌由低變高，即沉積地層越厚，古地形越低；沉積地層越薄，古地形越高。因此通過地層厚度與古地貌地形負(fù)相關(guān)的原則，結(jié)合恢復(fù)的研究區(qū)原始地層厚度，可以擬合得出研究區(qū)地層沉積前的古地貌特征[16]。

受太平洋板塊的俯沖的影響，麗水凹陷從月桂峰組時期開始進(jìn)入斷陷期，受斷層差異作用的影響，麗水凹陷以靈峰潛山為界被分割為東西兩個次凹。靈峰組沉積期，盆地進(jìn)入強(qiáng)烈斷陷階段，此時靈峰潛山西側(cè)和雁蕩突起西側(cè)邊界繼承性強(qiáng)烈活動，且活動強(qiáng)度和差異性明顯加強(qiáng)，麗水凹陷被靈峰潛山分割明顯，其中西次凹為主要的沉降中心（圖6a）。明月峰組沉積期，邊界控凹作用減弱，盆地沉降中心有向東遷移的趨勢但仍處于麗水凹陷西次凹。受靈峰組地層填充的影響，靈峰潛山與周圍地勢高差變小，對凹陷分割作用減弱，明月峰組地層已可以完全覆蓋靈峰潛山。與靈峰組沉積前古地貌相比，該時期盆地范圍變大，呈現(xiàn)東陡西緩的構(gòu)造特征（圖6b）。甌江組沉積期，凹陷轉(zhuǎn)入以熱沉降作用為主的后裂陷發(fā)育期，斷裂活動明顯變?nèi)?，該時期盆地沉降中心轉(zhuǎn)移到東次凹，盆地內(nèi)整體上呈現(xiàn)西高東低的構(gòu)造趨勢，但整體上地形相對較為平坦，高差較小（圖6c）。溫州組沉積期，太平洋板塊運(yùn)動方向由NNW 轉(zhuǎn)變?yōu)镹WW 向俯沖，盆地受壓扭性應(yīng)力的控制。至中新世初期，區(qū)內(nèi)形成了長達(dá)16 Ma 的沉積間斷，前期沉積地層遭受剝蝕，并且漸新統(tǒng)缺失，從而形成大的不整合面（T20 不整合面），剝蝕范圍廣、厚度大。此時沉積中心完全轉(zhuǎn)移到東次凹，整體上呈現(xiàn)西高東低的趨勢（圖6d）。

3.3 古地貌對沉積體系的控制

古地貌對于沉積的控制是十分顯著的，古地貌特征可以影響沉積物的類型、分布和厚度等，進(jìn)而控制大型儲集體的發(fā)育。不同的古地貌單元組合樣式可以控制發(fā)育不同類型的沉積相。通過恢復(fù)研究區(qū)古地貌，識別出了5種古地貌單元組合樣式：①古隆起+ 緩坡帶+ 凹陷組合樣式；②古隆起+ 下切谷+ 坡折帶+ 凹陷組合樣式；③古隆起+ 陡坡坡折帶+ 凹陷（遠(yuǎn)）組合樣式；④古隆起+陡坡帶+ 凹陷（近）組合樣式；⑤古隆起+ 斜坡+ 古凸起+ 凹陷組合樣式。上述五種古地貌單元組合背景分別對應(yīng)三角洲、低位扇、沖積扇、扇三角洲和砂壩五種沉積相類型，控制了砂體的展布。

在古地貌及沉積相分析的基礎(chǔ)上，本文建立了研究區(qū)隆起- 斜坡- 凹陷控制下的沉積體差異展布模式（圖7）。結(jié)果顯示，古地貌特征與沉積相的展布具有高度的一致性，盆地內(nèi)隆起和高地決定物源體系的格局，侵蝕溝谷和古河道是沉積物的主要搬運(yùn)通道，坡折帶控制沉積物卸載場所。此外，古地貌的形態(tài)還能直接決定儲層的類型、孔隙度和滲透率等指標(biāo)。因此，精細(xì)的古地貌分析可以為麗水凹陷下一步有利儲層展布評價(jià)提供有力的理論支撐。

4 結(jié)論

（1）剝蝕量的恢復(fù)方法各有其適用性和優(yōu)缺點(diǎn)，本文結(jié)合研究區(qū)的實(shí)際資料及地質(zhì)特征，采取趨勢外延法、聲波時差法、鏡質(zhì)體反射率法和沉積速率法加權(quán)平均得到研究區(qū)T20、T80 不整合面的剝蝕量。T20 不整合面剝蝕厚度由盆地中心向西斜坡逐漸變大，而T80 不整合面的剝蝕主要發(fā)育于隆起之上，剝蝕分布范圍相對較小。

（2）研究區(qū)自靈峰組至溫州組，經(jīng)歷了強(qiáng)烈斷陷期到后斷陷期的轉(zhuǎn)變，并且在始新世末期，受太平洋板塊俯沖的影響，進(jìn)入反轉(zhuǎn)期，形成反轉(zhuǎn)構(gòu)造，并且形成16 Ma的沉積間斷，先前沉積地層遭受大范圍剝蝕。

（3）本文結(jié)合殘余地層厚度及剝蝕厚度，通過去壓實(shí)校正恢復(fù)了研究區(qū)靈峰組、明月峰組、甌江組及溫州組地層的原始地層厚度。在此基礎(chǔ)上，根據(jù)沉積補(bǔ)償原理擬合得出研究區(qū)古地貌特征：靈峰組地層被靈峰潛山分割為東西次凹；至甌江組時期地形逐漸平坦，研究區(qū)東西次凹形成統(tǒng)一整體；由靈峰組至溫州組，地層沉積中心由西向東遷移。

（4）研究區(qū)古地貌特征與沉積相的展布具有高度的一致性，在古地貌及沉積相分析的基礎(chǔ)上，建立了研究區(qū)“隆起- 斜坡- 凹陷”控制下的沉積體差異展布模式。研究區(qū)識別的5 種古地貌單元組合樣式分別對應(yīng)發(fā)育三角洲、低位扇、沖積扇、扇三角洲和砂壩五種沉積相類型，控制了砂體的展布。

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基金項(xiàng)目：中國海油“七年行動計(jì)劃”東海專項(xiàng)“麗水凹陷在生產(chǎn)氣田保產(chǎn)及新領(lǐng)域勘探開發(fā)關(guān)鍵技術(shù)研究”（CNOOC-KJ135ZDXM 39 SH02）