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矯正恢復(fù)其原始層厚度，在沉積補償原理控制下恢復(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及有利儲層展布評價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)捉缑妫鶕?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，在此計算結(jié)果基礎(chǔ)上進(jìn)行去壓實校正，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)系并不因為遭受過剝蝕而發(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)計擬合，可以建立一條標(biāo)準(zhǔn)指數(shù)壓實趨勢曲線，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)行剝蝕量計算時，由于T20 是典型的區(qū)域角度不整合面，趨勢外延法計算結(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)行計算。因此，本次綜合取值首先以趨勢外延法的計算結(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 殘余地層去壓實校正

關(guān)于殘余地層的古厚度計算，國內(nèi)外許多學(xué)者做過不同程度的研究，普遍得到應(yīng)用的方法包括壓實模擬實驗法、正演模擬法、回剝模擬法、物質(zhì)平衡法。在此計算時使用了俄羅斯專家建立的經(jīng)驗公式：k=b-alnH。其中：k 為壓實系數(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），計算研究區(qū)內(nèi)各口單井深度- 壓實系數(shù)關(guān)系，建立壓實系數(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)沉積補償原理，沉積地層是填平補齊的結(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)邊界繼承性強烈活動，且活動強度和差異性明顯加強，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)酰摃r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，本文結(jié)合研究區(qū)的實際資料及地質(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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基金項目：中國海油“七年行動計劃”東海專項“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）