叶蕾, 朱筱敏, 谢爽慧, 杨棵, 张美洲, 秦祎. (2023). 沉积古地貌基本恢复方法及实例研究: 以饶阳凹陷沙一段为例* [J]. 古地理学报, 25(5): 1139-1155.
YE Lei, ZHU Xiaomin, XIE Shuanghui, YANG Ke, ZHANG Meizhou, QIN Yi. (2023). Restoration methods of sedimentary palaeogeomorphology and applications: a case study of the First Member of Paleogene Shahejie Formation in Raoyang sag[J]. Journal Of Palaeogeography, 25(5): 1139-1155.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2023.05.077
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沉积古地貌基本恢复方法及实例研究: 以饶阳凹陷沙一段为例*
叶蕾1, 朱筱敏1, 谢爽慧1, 杨棵1, 张美洲1, 秦祎2
1 中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249
2 西安石油大学地球科学与工程学院,陕西西安 710065
通讯作者简介 朱筱敏,男,1960年生,中国石油大学(北京)地球科学学院教授、博士生导师,主要从事沉积地质学和层序地层学等教学科研。E-mail: xmzhu@cup.edu.cn。

第一作者简介 叶蕾,女,1995年生,中国石油大学(北京)地球科学学院博士研究生,主要从事沉积地质学研究。E-mail: yeleilydia@163.com。

收稿日期:2023-03-24 修回日期:2023-05-26
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 42272110)资助
摘要

沉积古地貌的恢复有助于重建沉积物搬运路径系统,是源-汇系统分析的重要内容,对研究沉积盆地古水系和沉积体系分布演化以及储层发育至关重要。文中梳理了恢复古地貌的常用方法及其研究进展,明确残余厚度法、印模法、回剥和填平补齐法、沉积学法、层序地层学法、地球物理学法等是恢复沉积古地貌的基本方法,认为在恢复沉积古地貌过程中还应考虑构造沉降差异、压实作用、地层剥蚀和古水深等因素影响,未来古地貌研究将逐渐向多学科理论交叉、多方法综合分析、多资料应用验证的方向发展。饶阳凹陷蠡县斜坡沉积古地貌研究表明:沙一段沉积前该地区为北北东走向、西抬东倾、南缓北陡的斜坡,自西向东依次为凸起区、斜坡区和洼槽区;地貌对砂体的分布有明显的控制作用,斜坡区受 2条坡折带控制,在坡度较缓处更易发育砂质沉积物,而洼槽区多组北东向正断层形成的半地堑组合地貌限制了砂体的发育,但在地势较低处和靠近断层处更易堆积砂质沉积物,这些砂体在平面上呈连片状,可作为潜在的有利储集层。

关键词: 古地貌; 压实校正; 原始沉积厚度; 沙河街组; 饶阳凹陷; 渤海湾盆地
中图分类号:P531 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2023)05-1139-17
Restoration methods of sedimentary palaeogeomorphology and applications: a case study of the First Member of Paleogene Shahejie Formation in Raoyang sag
YE Lei1, ZHU Xiaomin1, XIE Shuanghui1, YANG Ke1, ZHANG Meizhou1, QIN Yi2
1 College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249,China
2 School of Earth Sciences and Engineering,Xi'an Shiyou University,Xi'an 710065,China
About the corresponding author ZHU Xiaomin,born in 1960,is a professor and doctoral supervisor of College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing). He is mainly engaged in teaching and researches on sedimentary geology and sequence stratigraphy. E-mail: xmzhu@cup.edu.cn.

About the first author YE Lei,born in 1995,is a Ph.D. candidate of the College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing). She is mainly engaged in research on sedimentology. E-mail: yeleilydia@163.com.

Fund:Financially supported by the National Natural Science Foundation of China(No.42272110)
Abstract

The restoration of sedimentary palaeogeomorphology,an important aspect of source-sink system analysis,is helpful for the reconstruction of the sediment transport path system. It is crucial to study the distribution and evolution of ancient drainage systems, sedimentary systems and reservoir development in sedimentary basins. This paper summarizes the common methods and research progress of palaeogeomorphology restoration. The residual thickness method,impression method,back stripping and filling method,sedimentology method,sequence stratigraphy method,and geophysics method, etc., are the common methods used to restore sedimentary palaeogeomorphology. In the process of palaeogeomorphology restoration,the factors such as tectonic subsidence differences,compaction,stratum erosion and palaeowater depth should be considered to restore the original sedimentary thickness and quantitatively restore the sedimentary palaeogeomorphology. In the future,the study of palaeogeomorphology will gradually develop in the direction of multidisciplinary theory intersection,multi-method comprehensive analysis and multi-data application verification. The Lixian slope in the Raoyang sag was NNE-trending,west-uplifting and east-dipping,and south-gentle and north-steep before the deposition of the First Member of the Paleogene Shahejie Formation. From west to east,it is devided into the uplift area,slope area and trough area. The distribution of sand bodies was obviously controlled by the geomorphology. The slope area was controlled by two slope breaks,and the sandy sediments were more easily developed in the gentle slope zone. The multiple sets of NE-trending normal faults in the trough area led to the semi-graben geomorphology,which limits the development and distribution of sand bodies. It is easier to accumulate sandy sediments in the lower terrain and near the faults. These sand bodies that are continuously distributed in the plane can be regarded as potentially favorable reservoirs.

Key words: palaeogeomorphology; compaction correction; original deposition thickness; Shahejie Formation; Raoyang sag; Bohai Bay Basin
1 概述

古地貌是指地质历史时期的地表地貌形态, 通常包括剥蚀古地貌、构造古地貌和沉积古地貌3种, 其中剥蚀古地貌和构造古地貌分别是指剥蚀区遭受剥蚀和构造活动末期的地貌残局, 沉积古地貌是指沉积区某一地层沉积前的地貌特征(Allen, 2008; 林畅松等, 2015)。由于经历了漫长的地质历史时期改造, 绝大多数古地貌现今已残缺不全或消失, 故对其恢复具有一定挑战性。

国外的古地貌相关研究于20世纪50年代兴起, 最初主要集中于野外特征描述和地貌年龄恢复方面, 强调不整合面等古地貌单元在油气聚集中的重要作用(Thornbury, 1954; Martin, 1966)。中国学者对古地貌的关注始于20世纪70年代, 基于古地貌对富油气圈闭的控制观点对渤海湾盆地多个古潜山开展工作, 研究成果有效指导了油气资源的勘探与开发(韩宝平, 1989; 夏日元等, 1999; 徐长贵等, 2004; 庞军刚, 2013)。目前中国学者对于沉积盆地内的古地貌研究尚处于定性— 半定量阶段, 主要是进行沉积时期古地貌的形态恢复和单元划分, 其次是分析古地貌如何影响层序地层、沉积体系以及有利储层的分布并进行半定量的表征, 并将有利油气富集部位的预测与特定的古地貌单元联系起来, 研究成果已在准噶尔盆地(何文军等, 2019; 程逸凡等, 2020; 厚刚福等, 2022)、塔里木盆地(王家豪等, 2003; 林畅松等, 2009)、渤海湾盆地(宋国奇等, 2000; 刘强虎等, 2016; 鲜本忠等, 2017; 谈明轩等, 2020; 徐长贵等, 2022)、鄂尔多斯盆地(赵永刚等, 2017; 李进步等, 2021)、松辽盆地(陈兆芹等, 2022)及四川盆地(施振生等, 2022)等多个盆地的大型油气田勘探中得到广泛应用并取得了显著效果。近年来, 众多学者将古地貌恢复的重点由早期的沉积区扩大至剥蚀区— 沉积区(刘强虎等, 2016, 2017; 鲜本忠, 2017; 徐长贵等, 2022), 这有助于系统认识整个源-汇体系的组成, 可更加具体地表征剥蚀区的汇水面积和地形高差、沉积物的搬运通道类型和搬运距离, 以及沉积区的分散体系规模和展布。

古地貌是构造变形、沉积充填、差异压实、风化剥蚀等多种因素综合作用的结果, 通常从构造恢复和地层厚度恢复2个方面进行研究(叶加仁和陆明德, 1995)。构造恢复涉及到恢复构造沉降量和水平走滑量, 地层厚度恢复包括确定残留地层厚度、剥蚀量恢复、压实和古水深校正(加东辉等, 2007)。恢复古地貌的精度取决于沉积记录资料的质量和数量, 若要准确地恢复出古地貌需要综合多种方法。传统的恢复古地貌方法有残余厚度法(代金友和何顺利, 2005; 苗钱友等, 2014; 冯磊等, 2023)、印模法(宋凯等, 2003; 张庆玉等, 2012; 杜一帆等, 2021)、回剥和填平补齐法(付晓燕等, 2014; 秦祎等, 2017; 赵永刚等, 2017)。近期研究发现, 用传统方法恢复古地貌时常重视残余地层厚度, 简单遵循“ 填平补齐” 原则, 却忽略了地层的原始沉积厚度和构造格局。因此, 传统方法虽然容易操作, 但恢复误差较大, 故学者们越来越注重通过沉积学方法综合分析进行古地貌恢复(庞军刚, 2013; 程逸凡等, 2020; Qin et al., 2021), 并依据层序地层学理论, 通过层拉平技术恢复古地貌(刘永涛等, 2019; 刘洪洲等, 2021)。

在剥蚀区— 沉积区开展古地貌恢复有助于揭示盆地的沉积充填演化及源-汇要素的配置关系, 也是分析控制层序地层发育因素和准确预测多种成因类型砂体的关键。按照研究尺度可将古地貌分为宏观古地貌和微观古地貌(林畅松等, 2015), 前者控制着盆地的隆坳格局, 进而控制沉积体系的展布及演化, 而后者通过影响盆地内水系的流向和沉积物分散过程, 控制局部地区沉积物的卸载(姜在兴等, 2017)。盆地内的局部凸起或高地决定物源体系的分布格局, 侵蚀沟谷和古河道是碎屑物的主要搬运通道, 断裂坡折带和沉积斜坡坡折带控制沉积物的卸载场所, 坡折带类型决定了沉积体系类型及空间展布, 因此精细刻画古地貌特征对于明确有利砂体的规模及展布、准确预测优质储集层至关重要, 同时对隐蔽油气藏的预测也具有非常重要的作用(徐长贵等, 2004)。

目前古地貌恢复的对象已由宏观古地貌扩展到微观古地貌, 研究内容涉及到碎屑岩及碳酸盐岩岩溶地貌, 推动了地质与地球物理研究技术相结合(Huang et al., 2018; 冯磊等, 2023)。在古地貌恢复中, 沉积学法和高分辨率层序地层学法使用最广, 同时也发展出地球物理学法(朱红涛等, 2013)、双界面法(闫海军等, 2016)、构造沉积模拟法(吕振宇等, 2018)以及运用电网络模拟及水化学资料的水文地质分析原理法(黄绪宝等, 2001)等。值得注意的是, 恢复古地貌通常包括恢复相对古地貌和绝对古地貌, 对绝对古地貌的刻画应当综合考虑盆地所处的构造演化阶段、地层是否遭受剥蚀、重力载荷沉降等因素, 恢复缺失地层, 进行去压实校正、地壳均衡恢复、断层复原和古水深校正等(田野和曾广平, 2021)。

在梳理古地貌恢复常用方法的基础上, 本次研究将以渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段为例进行古地貌恢复。首先, 利用录井、测井、三维地震、地球化学、藻类等古生物资料, 以古近系沙河街组沙一下亚段特殊岩性段作为全区对比标志层, 搭建沙一段等时层序地层格架; 其次, 考虑地层的压实校正、剥蚀作用、古水深以及不同时期不同地区沉积相和岩性的空间分布差异, 恢复研究沙一段原始沉积厚度, 精细刻画沙一段沉积前的古地貌特征。期望该实例研究可为陆相断陷盆地的绝对古地貌恢复提供新的思路和方法, 为源-汇系统的配置及有利砂体储层分布的预测提供科学依据, 有效指导油气田的勘探开发。

2 古地貌恢复的基本方法

恢复古地貌的基本方法有残余厚度法、印模法、回剥和填平补齐法、沉积学法、层序地层学法、地球物理学法、双界面法、构造沉积模拟法等, 文中仅对古地貌恢复的3类常用方法进行概述。

2.1 印模法

印模法恢复古地貌是基于填平补齐原理, 将待恢复地层结束剥蚀、开始接受沉积时的界面视为等时界面, 通过残余地层厚度与古地貌的镜像关系, 半定量地反映沉积前的相对古地貌特征。采用印模法恢复古地貌的步骤为: (1)在上覆沉积地层中选择能够反映目的层填平补齐特征的等时地层作为标志层; (2)选择均匀分布的多口钻井, 测量目的层底面到该标志层的距离(或时间域地震旅行时间), 恢复目的层的残余地层厚度; (3)井-震结合, 通过时间-深度关系将时间域的残余厚度转化为深度域的残余沉积厚度, 镜像恢复古地貌。该方法直接利用残余地层厚度反映古地貌, 但残余地层厚度实际上不等于原始沉积厚度, 所以恢复的古地貌可能存在误差。

印模法可以半定量地表征古地貌, 便于操作, 故应用较为广泛。印模法研究的关键是如何选择沉积地层的披覆标志层(图 1), 标志层需要满足以下条件: (1)为全区范围内可以追踪的等时界面; (2)距离风化壳面越近越好; (3)地震反射同相轴振幅强、连续性好、易于识别(邓宏文等, 2001)。基于此, 通常优先选择层序边界和最大洪泛面作为披覆标志层。

图 1 “ 印模法” 恢复古地貌原理示意图Fig.1 Schematic diagram of the principle of restoring palaeogeomorphology by “ impression method”

2.2 沉积学法

沉积学法是一种运用比较成熟的恢复古地貌综合方法。该方法考虑了沉积前的构造特征和地层剥蚀, 结合沉积相及沉积环境等, 共同分析沉积前的地貌形态。具体步骤为: (1)通过地质图厘清古构造格局及地层的剥蚀状况; (2)依据沉积相的成因及发育环境, 定性描绘古地貌格局。沉积学法主要依据古地质图、地层等厚图、砂岩等厚图、岩相古地理图等多种互相补充的资料, 结合成因相、古流向、古构造分析等方法, 综合研究古地貌。

运用沉积学法恢复古地貌的定量化手段尚有待提高, 研究过程中应尽量恢复地层沉积前的原始厚度, 并考虑沉积地层中的岩性变化以及不同岩性的压实率差异, 以使计算结果更接近真实古地貌。另外, 应注意构造活动的差异性, 因为当盆地整体均匀下降时, 残余地貌与沉积前古地貌特征相近, 但若构造活动的差异性较大, 残余地貌与沉积前原始地貌的变化则较大(赵俊兴等, 2001)。

2.3 层序地层学法

随着层序地层学理论的兴起, 发展出了应用层序地层学恢复古地貌的方法, 并可进一步分为经典层序地层学法和高分辨率层序地层学法。经典层序地层学法通过建立等时层序地层格架, 选择区域范围的等时性界面(通常为距离目的层最近的最大海/湖泛面)并将其拉平来恢复古地貌, 此时该层序地层的底界面反映古地貌形态, 即层拉平法。具体步骤为: (1)了解盆地的构造演化和盆地结构等地质背景; (2)确定层序和体系域边界面作为参照面; (3)井-震结合, 对参照面进行精细解释; (4)利用三维可视化软件拉平顶部参照面, 进而利用相关软件恢复沉积古地貌形态。层拉平法的关键是等时参照面的选择。该方法操作简单, 有助于快速直观地展示目的层沉积前的地貌形态, 但没有考虑压实、剥蚀等作用在层序地层埋深过程中的影响, 可能存在一定误差。

而伴随着层序地层学理论的发展, 出现了利用高分辨层序地层学恢复古地貌的方法(赵俊兴等, 2003)。该方法的核心是将基准面与最大海/湖泛面结合, 通过旋回对比使古地貌恢复的等时性更强、精度更高。运用该方法时需要明确沉积体系的成因类型, 确定和对比不同级次的基准面旋回。具体步骤为: (1)搭建高分辨率层序地层格架; (2)判断沉积体系类型, 据此确定基准面的形态; (3)确定各级次基准面旋回结构; (4)开展基准面旋回对比; (5)将某一级次旋回中的最大海/湖泛面拉平, 此时该旋回的底界面便反映了其沉积前的古地貌。运用高分辨率层序地层学法恢复古地貌的精度与所选的旋回级次和研究范围直接相关, 若旋回级次越小、研究范围越小、沉积体系越单一、周期越短、影响因素越少时, 则恢复精度越高。

古地貌恢复的方法多样, 其在中国各大盆地的应用研究中取得了丰硕的成果。这些方法各有利弊(表 1), 基于它们的优势和不足, 探索新的更为真实、直观、快速表征古地貌的方法尤为重要。

表 1 常用古地貌恢复方法对比 Table1 Comparison of common palaeogeomorphology restoration methods
3 研究实例:饶阳凹陷沙一段
3.1 区域地质概况

饶阳凹陷是处于冀中坳陷东南部的次级构造单元, 整体为呈北北东走向、东断西超的非对称箕状凹陷, 北临霸县凹陷, 南接深泽低凸起, 东部以边界断层与献县凸起相隔, 向西超覆到高阳低凸起。饶阳凹陷在古近纪经历了断陷分割充填期、断陷扩张深陷期、断陷抬升期、断拗扩展期和断陷消亡期5个构造演化阶段, 是整个冀中坳陷最富油的凹陷, 勘探面积约5300 km2。饶阳凹陷东侧受边界断裂控制, 西侧是在前古近系基底上发育的宽缓斜坡, 凹陷内发育一系列与断层相关的构造带和局部构造, 主构造线为北东— 北北东走向, 自西向东依次发育西部斜坡带、西部洼槽带、中央隆起带、中央洼槽带、东部隆起带和东部洼槽带(赵贤正等, 2012)。蠡县斜坡是位于饶阳凹陷西部典型的大型继承性箕状沉积缓坡, 呈北北东走向, 西临高阳低凸起, 东接任西洼槽和肃宁洼槽, 整体呈西高东低、北高南低, 东西宽20~30 km, 南北长约80 km, 面积约2100 km2(图 2)。

图 2 渤海湾盆地饶阳凹陷构造单元及地层综合柱状图Fig.2 Comprehensive histogram of tectonic units and strata in Raoyang sag, Bohai Bay Basin

研究区位于蠡县斜坡, 古近系从下而上依次发育孔店组、沙河街组和东营组, 其中沙河街组自下而上可划分为沙四段、沙三段、沙二段和沙一段。本次研究的目的层为沙一段, 与上覆、下伏地层呈整合接触(图2), 厚282~663 m, 平均厚度为438 m, 整体具有西薄东厚的特征(图 3)。沙一段分为上、下2个亚段, 其中沙一上亚段厚度相对较大, 为162~497 m, 平均厚度为302 m, 而沙一下亚段厚90~195 m, 平均厚度为135 m。沙一段整体为细粒的湖泊— 浅水三角洲沉积:底部发育的灰色细砂岩夹薄层紫红色泥岩, 称为“ 尾砂岩” 。之后, 发生快速的大规模湖侵, 形成沙一下亚段滨浅湖沉积, 发育灰色细砂岩夹灰绿色泥岩、鲕粒灰岩、生物灰岩、白云岩及油页岩, 称为“ 特殊岩性段” ; 这套地层在全区内稳定发育, 是饶阳凹陷重要的地层对比标志层和主力烃源岩(赵贤正等, 2012; 曾洪流等, 2015; 张以明等, 2019)。此后, 湖平面下降, 物源供应增强, 自下而上砂泥比逐渐减小, 泥岩颜色由灰色、灰绿色逐渐过渡到红色, 发育多期进积的浅水三角洲沉积。

图 3 渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县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 古地貌恢复流程

与测井资料相比, 三维地震资料在古地貌恢复和储集层预测中更具优势。由于沙一段沉积时期研究区内构造相对稳定, 没有发生地层剥蚀, 因此本次研究主要通过恢复原始地层厚度来进行沙一段沉积前的古地貌恢复。借助三维地震资料, 在建立高精度层序地层格架的基础上, 结合钻、测井资料, 综合考虑压实校正和古水深恢复, 精细刻画饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段沉积前的古地貌特征。

该方法的原理是通过地层沉积厚度来镜像反映沙一段沉积前的地貌特征, 即沉积厚度大的区域在沉积前属于地势低洼处, 可容空间较大。具体步骤是: (1)精细解释蠡县斜坡沙一段三维地震资料, 通过层位的三维展示了解沙一段的现今展布特征和地形, 并根据时间-深度关系分区域将时间域层位信息转换为深度域, 通过顶、底层面相减获得沙一段的现今地层厚度; (2)根据岩层的孔隙度-深度曲线对地层进行去压实校正, 得到沙一段沉积时未被压实的原始地层厚度; (3)由于沉积过程中沉降中心与沉积中心可能会有偏差, 需要再进行古水深校正, 因此通过主微量元素、孢粉资料、介形虫化石优势分异度、沉积构造等恢复沙一段沉积时的水体深度; (4)将水深数据叠加在上一步取得的地层原始厚度图上, 得到沙一段沉积前的古地貌(图 4)。

图 4 渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段古地貌恢复方法路线图Fig.4 Road map of methods for palaeogeomorphology restoration of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope, Raoyang sag, Bohai Bay Basin

3.3 等时地貌单元选取

饶阳凹陷沙一下亚段沉积时发生了大规模的湖侵, 形成了一套稳定的水进暗色泥岩, 局部夹油页岩、灰岩和少量白云岩。该地层在全区范围内普遍发育, 厚度相对较大, 平均厚度90 m, 横向分布稳定、易于追踪, 在测井曲线上表现出高伽马、低声波的特点。由于沙二上亚段为三角洲沉积, 沙一下亚段为滨浅湖沉积, 因此两者的接触面为沉积相转换面, 在测井曲线上表现出清晰的突变, 井震对比时在地震合成记录中标定波形特征明显。沙一下亚段特殊岩性段底界在地震剖面上表现为强振幅、连续性好的同相轴T4, 可用于全区内的横向对比。沙一段底部还发育“ 尾砂岩” , 但因为该套地层厚度相对较小, 平均厚度仅为46 m, 而研究区地震资料的纵波速度为3500 m/s, 主频为23 Hz左右, 地震的垂向分辨率为38 m, 所以“ 尾砂岩” 在地震剖面中表现出厚度较小、中等振幅、连续性中等的特征, 且其起伏趋势和上覆的“ 特殊岩性段” 基本一致, 故本次研究中选择特殊岩性段的底面T4作为底界面标志层。研究区内沙一上亚段发生湖退, 湖盆面积相对较小, 发育较厚的细粒浅水三角洲沉积, 与上覆的东营组河流沉积有所不同, 且该沉积转换面在地震资料中表现为中等振幅、连续性好的同相轴T3, 故可作为本次研究层段的顶界面。

本次研究借助三维地震资料, 通过沙一段的顶界面T3与沙一下亚段特殊岩性段的底界面T4相减, 获得2个界面间的双程旅行时间。根据井-震标定得到的时间-深度关系对其进行转换, 得到2个界面间的厚度差, 即沙一段的现今地层厚度(图 5)。从图5可以看出, 沙一段地层整体呈现西薄东厚的特点, 在G28-G38井以西最薄(260~345 m), 在N35-XL10井以东最厚(519~615 m), 且东北部地层厚度最大, 东南部厚层分布范围较广。

图 5 渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段现今地层厚度图Fig.5 Present stratigraphic thickness map of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope, Raoyang sag, Bohai Bay Basin

3.4 厚度去压实校正

在埋藏过程中, 受到上覆沉积物和水体的压力或者构造应力的作用, 沉积物中的碎屑颗粒排列紧密, 孔隙度降低, 导致地层厚度随埋深的增大而减小, 故需要对目的层进行压实量恢复。目前恢复碎屑岩机械压实量的方法主要有2类: (1)借助钻、测井资料, 根据地层的孔隙度-深度曲线拟合孔深函数, 基于地层骨架体积不变的原理对其进行去压实校正, 恢复岩层的压实埋藏量(杨桥和漆家福, 2003; Huang et al., 2018; 王刚, 2019); 这种方法的关键在于计算目的层沉积时不同埋藏深度下岩层的初始孔隙度。 (2)对地震厚度数据进行去压实校正, 即需要借助测井资料得到压实曲线, 分析研究区的压实状况, 将视为无压实作用的某一深度作为标准层, 把地震数据体校正到该标准下, 从而消除压实作用对地震厚度数据的影响。由于研究区井位相对密集, 故本次研究采用钻、测井资料对目的层进行去压实校正。

3.4.1 孔隙度计算

综合不同岩性的实测孔隙度, 依据补偿中子测井曲线和粒度资料计算孔隙度。

首先, 通过自然伽马(GR)曲线计算目的层泥质含量( Vsh):

ΔGR=GR-GRminGRmax-GRmin(1-1)

Vsh=2GCUR* ΔGR-12GCUR-1(1-2)

其中, ΔGR是自然伽马相对值, GRmin是砂泥岩的最小自然伽马值, GRmax是砂泥岩的最大自然伽马值, GCUR是地层相关经验系数, 取3.7。

继而, 通过补偿中子(CNL)测井数据和公式(1-2)得到的泥质含量( Vsh)计算孔隙度( φ):

φ=(CN-LCOR-0.5* Vsh* Nsh)* 0.01(2)

其中, φ是孔隙度, CN是目的层补偿中子值, LCOR是岩石骨架中子值, Vsh是目的层泥质含量, Nsh是泥岩中子值。

最后, 根据岩石粒度数据计算净砂岩的初始孔隙度( φ0):

φ0=20.91+22.9/So(3)

其中 So是Trask分选系数, So=P25/P75, P25和 P75分别是指概率累积曲线上25%和75%所对应的颗粒直径。

3.4.2 去压实校正

在机械压实过程中, 不同类型的岩性对压实作用的响应不同, 甚至同地区、同类型岩层的压实历史也不相同。由于砂岩和泥岩的抗压实能力明显不同, 考虑到沙一段沉积时研究区内岩性的空间差异, 即东部地区以湖泊沉积为主, 泥岩含量高, 西部地区以浅水三角洲沉积为主, 砂岩含量高, 故将研究区划分为东、西2个区域, 分区域进行去压实校正。

通常认为碎屑岩在压实作用下, 随着埋深的增大, 孔隙度呈现出指数减小或线性减小的趋势, 孔隙度与埋深之间的关系为:

φ=φ0e-cz(4-1)

或者φ=φ0-kz(4-2)

其中, z为岩层埋深, c、k为压实系数。

将公式(2)中通过测井曲线计算得到的孔隙度与对应的深度数据做统计分析, 分别进行回归分析, 得到研究区砂岩、泥岩的孔隙度-深度关系曲线。

综合前人实验测得的松散沉积物的初始孔隙度(表 2)和基于粒度数据计算得到的初始孔隙度, 赋予砂岩的初始孔隙度为39%, 泥岩的初始孔隙度为65%。将孔隙度、深度数据按照公式(4-1)和(4-2)拟合, 得到不同的c、k系数值(图 6)。计算得到沙一段研究区砂岩、泥岩的孔-深关系分别为:

φ砂=39-0.0082zφ泥=65-0.0213z

表 2 部分松散沙样品的实测初始孔隙度(据杨桥和漆家福, 2003) Table2 Observed original porosity in a part of incompact samples(according to Yang and Qi, 2003)

图 6 渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段孔隙度-深度关系图
a— 沙一段泥岩孔隙度-深度关系; b— 沙一段砂岩孔隙度-深度关系Fig.6 Porosity-depth intersection diagram of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope, Raoyang sag, Bohai Bay Basin

岩层的体积包括骨架体积和孔隙体积。在机械压实过程中, 骨架体积保持不变, 孔隙体积随着埋深的增大而减小(图 7)。基于这一原理, 用上一步拟合得到的孔-深关系建立岩石骨架积分方程。设想岩层在某一深度 Z处的孔隙度为 φ(z), 岩层的顶、底面初始埋深分别为 Z1和 Z2, 则在埋深为 Z2-Z1内岩层的骨架厚度 H表示为:

H=∫Z1Z2[1-φ(z)]dz(5)

图 7 去压实校正原理示意图Fig.7 Schematic diagram of decompacting correction principle

由于岩层在压实过程中骨架厚度保持不变, 故:

∫Z1Z2[1-φ(z)]dz=∫Z3Z4[1-φ(z)]dz(6)

假设岩层在埋藏过程中, 与现今浅层地表岩层的孔隙度变化一致, 则岩层在沉积时的初始厚度为 h, 即:

∫Z1Z2[1-φ(z)]dz=∫0h[1-φ0]dz(7)

以某口井为例, 按照砂岩、泥岩的岩性不同, 可将其简化为若干小段, 分别将这些小段代入前面得到的砂岩、泥岩孔— 深关系方程中, 计算得到每一个砂、泥岩小段的初始厚度 h, 对其求和, 即可得到该口井中原始的泥岩、砂岩总初始厚度( h初始泥, h初始砂):

　h初始泥=∑h泥1+h泥2+h泥3+…+h泥i(8-1)

　h初始砂=∑h砂1+h砂2+h砂3+…+h砂i(8-2)

该口井中泥岩和砂岩的压实率( C泥, C砂)即为:

C泥=h初始泥-h现今泥h初始泥(9-1)

C砂=h初始砂-h现今砂h初始砂(9-2)

其中, h现今泥和 h现今砂是现今目的层中泥岩的总厚度和砂岩的总厚度。

研究区不同位置发育的砂、泥岩成因及比例不同, 东部发育湖泊— 滩坝沉积, 砂泥比较小, 而西部距离物源相对较近, 以浅水三角洲沉积为主, 砂泥比较高。考虑到不同部位砂岩和泥岩含量的差异性, 在全区均匀地选择若干口井, 分别计算沙一段的砂地比和泥地比, 得到全区范围内沙一段砂地比、泥地比的平面分布。根据岩层骨架体积不变原理得到研究区沙一段砂岩、泥岩的平均压实率分别为0.31和0.68。再用该压实率对沙一段的现今厚度进行校正, 即可得到该地区的原始沉积厚度(图 8-a)。从理论上讲, 目的层底界面的现今层位叠加目的层沉积时至今的所有地层的原始沉积厚度即可得到其沉积前的古地貌, 但受限于目的层埋藏较深、涉及的地层厚度大、岩性复杂等因素会影响恢复结果的精确性, 故本次研究仅考虑目的层的原始沉积厚度, 得到沙一段沉积前的原始地貌(图 8-b)。

图 8 渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段古地貌恢复
a— 沙一段原始地层厚度图; b— 沙一段底古地貌图Fig.8 Maps of palaeogeomorphology restoration of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope, Raoyang sag, Bohai Bay Basin

3.5 古水深恢复

沉降中心指沉积过程中盆地内地层沉陷最深的地方, 而沉积中心是指盆地内最细粒沉积物分布的区域, 一般水体最深(刘池洋, 2008)。古水深是表征古地貌的重要指标, 水体深度可以更真实地指示地层沉积时的相对地势高低。通常当盆地的沉降中心和沉积中心有偏差时, 沉积物的厚度不能反映古地形的特征, 故需要对地层进行古水深校正, 从而恢复更真实的古地貌形态。

恢复古水深的方法较多, 如可通过沉积相、岩性、泥岩颜色、特殊自生矿物、生物遗迹化石、沉积构造特征等定性方法推测水体环境, 或者借助能谱测井、干酪根类型、自生黏土矿物等半定量指示水体的相对深浅, 也可以利用主微量元素分析、滨线轨迹法、微体藻类化石、介形虫优势分异度等定量方法对其重建(李守军等, 2005; 杜庆祥等, 2016; 叶蕾等, 2020; 刘惠民等, 2022)。目前的相关研究中常综合上述多种方法, 相互辅助, 相互验证, 以获得真实的古水深数据。

饶阳凹陷沙一段沉积时湖盆处于断坳转换期, 盆地的沉降速率较低。沙一下亚段沉积时期发生大规模的湖侵, 物源供应相对较弱, 浅水三角洲发生退积, A/S值大于1, 沉降速率大于沉积物的堆积速率, 盆地的沉降中心与沉积中心位置一致。通过微体藻类化石法和介形虫优势分异度法, 综合沉积相、沉积环境等特征, 得出沙一下亚段沉积时湖盆水体较浅, 平均水体深度小于10 m(叶蕾等, 2020), 所以此次研究中古水深对古地貌的影响较小, 在古地貌恢复时可忽略古水深的影响。

3.6 古地貌恢复结果及其对砂体的控制

饶阳凹陷沙一段沉积前的三维古地貌恢复结果(图 9-b)显示, 研究区古地貌呈北北东走向, 为西升东倾、南缓北陡(坡度1.08° ~1.66° )、北部断裂发育的斜坡, 自西向东依次为凸起区、斜坡区和洼槽区。西部G4-G28井一带地势较高, 对应高阳低凸起, 与斜坡区以贯穿全区的断层分隔。中部Y64-N58井一带共发育2条贯穿全区的坡折带Ⅰ 和坡折带Ⅱ , 其中坡折带Ⅱ 是斜坡区和洼槽区的分界线。东部洼槽区尤其是东北部, 北东向断层发育, 致使地貌复杂化, 自北向南发育任西洼槽、任南洼槽和肃宁洼槽, 其中任西洼槽最深, 肃宁洼槽面积最大。上述地貌特征符合饶阳凹陷沙一段地质规律(曾忠玉, 2011; 周磊, 2014; Chen et al., 2020), 验证了该方法恢复古地貌的准确性。

图 9 渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段沉积前古地貌
a— 斜坡不同部位地震剖面(位置见图 9-b); b— 沙一段沉积前三维古地貌图Fig.9 Palaeogeomorphology before deposition of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope, Raoyang sag, Bohai Bay Basin

综合饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段沉积前古地貌特征和沙一段的均方根属性地层切片(图 9; 图 10)可以看出, 地貌对砂体的分布具有明显的控制作用。水流携带沉积物由西部、西南部向东部低部位前进(杜一帆等, 2021), 首先在斜坡区距离物源相对较近、坡度相对较缓(1.75° )的G28井附近砂体发育, 而中部G104-G9井一带坡度相对变陡(2° ), 砂体不易沉积, 在地层属性切片中表现为蓝绿色富泥沉积(图 10)。越过坡折带Ⅰ 后, 地形相对变缓, 中部G27井附近地形坡度为1.49° , 南部R3井附近地形坡度为1.57° , 砂体主要沉积在中部地形较缓的G22-G27井一带, 其在地层属性切片中表现为橙红色偏砂质沉积, 而南部R3井一带表现为蓝绿色偏泥质沉积(图 10)。越过坡折带Ⅱ 进入洼槽区后, 断层增多, 地貌形态更加复杂, 多呈现为正断层围限的半地堑地貌, 如XL4井一带, 自北向南的地堑、半地堑可划分为①-⑤共5个单元, 在地层属性切片上可以看到②、④和⑤单元几乎全部充填了砂质沉积物, 而①和③单元仅在近断层处可见砂质沉积物, 这是由于①和③单元的地势相对更高, 水流携带沉积物优先沉积在地势低的②、④和⑤单元, 且正断层对沉积物的分散具有限制作用, 所以沉积物易在上盘靠近断层处发生大量堆积, 受多个半地堑围陷的砂体在平面上呈连片状, 形成了潜在的有利储集层。

图 10 渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段古地貌与地层切片对比
a— 沙一段沉积前二维古地貌图; b— 沙一段沉积前二维古地貌图局部放大; c— 沙一段地层切片; d— 沙一段地层切片局部放大图; e— 沙一段地层切片位置图; f— 局部地区地震剖面(位置见图 10-a, 10-c)Fig.10 Palaeogeomorphology and stratal slice correlation of the First Member of Shahejie Formation in Lixian slope, Raoyang sag, Bohai Bay Basin

4 结论与展望

恢复古地貌的常用方法有残余厚度法、印模法、回剥和填平补齐法、沉积学法和层序地层学法等, 其中印模法和残余厚度法操作简便快速, 而沉积学法和高分辨率层序地层学法综合性更强, 恢复结果更接近真实古地貌。当前古地貌恢复注重沉积学与地球物理学、构造地质学理论的结合, 发展出地球物理学法、双界面法、构造沉积模拟法等。

以渤海湾盆地饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段为研究对象, 综合沉积学法、层序地层学法、双界面法等多种恢复方法的优点, 建立等时地层格架, 选择区域内可追踪的顶、底界面, 以沙一段为待恢复地貌单元, 考虑地层在埋藏过程中的压实、剥蚀、古水深以及不同时期、地区沉积相和岩性的空间分布差异, 用井-震结合法恢复地层的原始沉积厚度, 精细刻画沙一段沉积前的古地貌形态。该方法适用于勘探程度中等— 较高的地区, 操作方便, 恢复结果较为准确。饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段沉积前的古地貌表现为北北东走向、西抬东倾、南缓北陡的斜坡, 受贯穿全区的北东向断层和2条坡折带的控制, 自西向东依次为凸起区、斜坡区和洼槽区。地貌对砂体的分布有明显的控制作用, 在斜坡区受地形坡度影响, 在地形较缓处更易发育砂体沉积物, 较陡处更易充填泥质沉积物; 在洼槽区中北部, 受多组北东向正断层控制形成了半地堑组合地貌, 在地势较低处和上盘靠近断层处更易堆积砂质沉积物, 这些砂体在平面上呈连片状, 可作为潜在的有利储集层。

为了使恢复出的古地貌更加接近其真实形态, 未来的古地貌研究应该加强以下几方面研究工作: (1)多学科、多理论、多方法交叉发展, 各学科互相补充完善, 沉积地质学与构造地质学理论结合、地震地层学解释与地震地貌学分析融合、沉积学分析法与层序地层学恢复法交互研究, 是未来沉积盆地古地貌恢复的必然发展趋势; (2)选择等时的参照面, 进行高精度的地层对比, 考虑差异压实、构造沉降及构造活动的差异性, 结合沉积相及沉积环境, 分层、分区域地进行压实恢复、古构造恢复、原始沉积厚度恢复和古水深校正, 能够更精确地恢复古地貌; (3)借助盆地模拟软件, 如BasinMod、Geosec等, 从手动计算向软件运算发展, 由点到点的转换向面到面的转换发展, 由定性— 半定量向定量化恢复三维古地貌发展, 通过采用人工智能、机器学习与数据挖掘等新方法技术, 助力未来古地貌恢复向数字化和智能化方向发展; (4)古地貌恢复范围由沉积区向剥蚀区— 沉积区一体化发展, 有助于从源-汇系统角度厘清区域范围内的构造格局、水系分布以及盆地内局部地貌单元差异对沉积体系和有利储集层砂体的控制作用。

(责任编辑 张西娟; 英文审校 刘贺娟)

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