基于加權平均算法的麗水凹陷剝蝕量恢復及對沉積的控制

摘 要：麗水凹陷是東海陸架盆地油氣勘探的主戰場之一，由于受多期次構造運動改造，地層發生明顯的隆升剝蝕致使對麗水凹陷原型盆地認識不清，尤其制約了對凹陷內烴源巖及儲層分布的認識。本文從剝蝕量恢復的關鍵參數入手，綜合趨勢外延法、聲波時差法、鏡質體反射率法及沉積速率法等綜合厘定關鍵不整合面剝蝕量厚度，結合殘余厚度和去壓實矯正恢復其原始層厚度，在沉積補償原理控制下恢復了麗水凹陷靈峰組至溫州組“早期分隔，晚期聯通，中心東移”的古地貌特征。在古地貌及沉積相分析的基礎上，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。

關鍵詞：麗水凹陷；剝蝕量恢復；古地貌

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

古地貌是指地質歷史時期地表的地貌形態，反映了沉積區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行油氣田古地貌恢復、劃分古地貌單元、分析古地貌對儲層分布的影響，從而進行有效的有利油氣藏帶預測。早期對古地貌恢復的研究大都停留在定性階段，沉積記錄資料越多則恢復精度越高。隨著技術方法的提高，逐漸出現了一些定量化方法，如最小古坡度計算法、地形最小高差法等[2]。

由于經歷漫長的地質歷史時期演化與改造，對古地貌的恢復工作通常具有一定的挑戰性，尤其是地層剝蝕厚度的恢復，雖然方法很多，但各方法都有其自身的適用條件。所以為了更準確地恢復地層的剝蝕厚度，需要根據具體的地質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，不同時期盆地的性質和范圍不同，油氣成藏條件也不同，就麗水凹陷而言，盆地經歷了裂谷盆地階段、裂陷階段、坳陷階段及區域沉降階段，早期盆地受到后期構造活動的改造已不容易辨認，合理的恢復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 區域地質概況

麗水凹陷是東海陸架盆地臺北坳陷內次一級凹陷，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，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為主體，地震資料品質好，并結合S1 井、N11 井、N6 井及W1 井等多口單井資料（圖1b），確保了研究結果的可靠。

麗水凹陷是在中生代殘留盆地基礎上發育起來的新生代斷陷，經歷四個構造階段。垂向上構造分層，每一期構造變動都相應留下了自己的變形痕跡，垂向上形成多個構造層的疊加，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]。在構造控制下自下而上沉積了上白堊統石門潭組、下古新統月桂峰組、上古新統靈峰組和明月峰組、下- 中始新統甌江組和溫州組、新近系龍井組、玉泉組、柳浪組及三潭組、第四系東海群，缺失始新統上部及漸新統。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

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

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層系的頂底界面，根據構造變形的變化趨勢，勾畫被剝蝕掉的地層界面，劃分剝蝕區。以研究區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 附近地層頂面進行擬合（圖2b），通過測量計算，S1 井擬合頂面到剝蝕面距離為214.9 m。由于最終目標是求取該地層在沉積時期的厚度，在此計算結果基礎上進行去壓實校正，從而求得響應地質時期的剝蝕厚度。S1 井溫州組壓實系數為1.21，因此推算S1 井剝蝕厚度為260 m。

2.2 聲波時差法

當不整合面以下的地層壓實規律沒被改變時，巖石聲波時差隨深度變化存在的標準指數關系并不因為遭受過剝蝕而發生改變，通過對現有不整合面下未遭受剝蝕的地層的聲波時差數據與深度數據的統計擬合，可以建立一條標準指數壓實趨勢曲線，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。在研究區內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上，求出不整合面之下聲波時差與埋深的對數關系趨勢線，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 鏡質體反射率法

對于一套連續沉積的地層，埋藏深度（H）的不斷增加會引起地層溫度的逐漸升高，進而導致地層中有機質熱演化程度的不斷增加[11]。鏡質體反射率（Ro）與地層溫度（T）應成指數增加關系，而又由于埋藏深度（H）與地層溫度（T）之間通常存在正相關關系。因此，只要某一構造層的Ro 值沒有被后期沉積所補償，那么就能用其來恢復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，相當于直接用ln（Ro） 回歸得到的線段ln（Ro）-H 在平面內作一旋轉和平移。據此，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 年根據沉積速率比值法的原理，依據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域地層抬升或沉降現象不明顯，不整合面為沉積間斷，期間無剝蝕發生，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，區域整體抬升或沉降；地層處于高部位，區域同時發生抬升和沉降，認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T20 界面是研究區內明顯的角度不整合界面，溫州組地層與上覆中新統地層之間有長達16 Ma 的沉積剝蝕階段，缺失漸新統及平湖組地層，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行了計算，結果如表2 所示。

以S4 井為例，在溫州組時期，S4 井處于構造高部位，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，相對處于構造較低部位，后期盆地整體抬升，T20 時期遭受大規模剝蝕，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。

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

綜合各鉆井剝蝕量計算結果，結合地震資料以及研究區具體的地質背景，恢復了研究區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，在盆地內大面積連片分布，盆地大部分地區都被剝蝕。盆地內部剝蝕范圍在0～300 m，盆地邊緣剝蝕厚度達到最大，剝蝕厚度在500m以上，整體上呈現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到最大（圖4a）。

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

3 古地貌恢復及對沉積體系的控制

3.1 殘余地層去壓實校正

關于殘余地層的古厚度計算，國內外許多學者做過不同程度的研究，普遍得到應用的方法包括壓實模擬實驗法、正演模擬法、回剝模擬法、物質平衡法。在此計算時使用了俄羅斯專家建立的經驗公式：k=b-alnH。其中：k 為壓實系數，a 和b 為常數，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，恢復原始厚度要有一個標準，本文采用的標準定為恢復到埋深100 m。將觀察厚度與壓實系數的倒數相乘，即可獲得原始厚度。

根據研究區內各單井古厚度恢復結果（表4），計算研究區內各口單井深度- 壓實系數關系，建立壓實系數-深度數學模型，并根據研究區內各鉆井數據，擬合得到區域壓實曲線方程，結果如圖5 所示。

3.2 古地貌恢復結果

根據沉積補償原理，沉積地層是填平補齊的結果，原始地層厚度可以反映古地貌形態。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相關的原則，結合恢復的研究區原始地層厚度，可以擬合得出研究區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，盆地進入強烈斷陷階段，此時靈峰潛山西側和雁蕩突起西側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，呈現東陡西緩的構造特征（圖6b）。甌江組沉積期，凹陷轉入以熱沉降作用為主的后裂陷發育期，斷裂活動明顯變弱，該時期盆地沉降中心轉移到東次凹，盆地內整體上呈現西高東低的構造趨勢，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 轉變為NWW 向俯沖，盆地受壓扭性應力的控制。至中新世初期，區內形成了長達16 Ma 的沉積間斷，前期沉積地層遭受剝蝕，并且漸新統缺失，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移到東次凹，整體上呈現西高東低的趨勢（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，進而控制大型儲集體的發育。不同的古地貌單元組合樣式可以控制發育不同類型的沉積相。通過恢復研究區古地貌，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）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上，本文建立了研究區隆起- 斜坡- 凹陷控制下的沉積體差異展布模式（圖7）。結果顯示，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，古地貌的形態還能直接決定儲層的類型、孔隙度和滲透率等指標。因此，精細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 結論

（1）剝蝕量的恢復方法各有其適用性和優缺點，本文結合研究區的實際資料及地質特征，采取趨勢外延法、聲波時差法、鏡質體反射率法和沉積速率法加權平均得到研究區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育于隆起之上，剝蝕分布范圍相對較小。

（2）研究區自靈峰組至溫州組，經歷了強烈斷陷期到后斷陷期的轉變，并且在始新世末期，受太平洋板塊俯沖的影響，進入反轉期，形成反轉構造，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）本文結合殘余地層厚度及剝蝕厚度，通過去壓實校正恢復了研究區靈峰組、明月峰組、甌江組及溫州組地層的原始地層厚度。在此基礎上，根據沉積補償原理擬合得出研究區古地貌特征：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，研究區東西次凹形成統一整體；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上，建立了研究區“隆起- 斜坡- 凹陷”控制下的沉積體差異展布模式。研究區識別的5 種古地貌單元組合樣式分別對應發育三角洲、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。

參考文獻（References）

[1] 厚剛福， 瞿建華， 朱峰， 等. 古地貌對沉積體系和沉積微相的控制作用分析——以準噶爾盆地腹部白堊系清水河組為例[J]. 中國礦業大學學報，2018，47（5）：1038-1045.

HOU G F， QU J H， ZHU F， et al. Controlling effect ofpaleogeomorphology on sedimentary system and sedimentarymicrofacies： a case study of Cretaceous Qingshuihe Formation inthe hinterland of Junggar basin[J]. Journal of China University ofMining amp; Technology， 2018，47（5）：1038-1045.

[2] 陳發景，汪新文. 中國西北地區早- 中侏羅世盆地原型分析.地學前緣，2000，7（4）：459-469.

CHEN F J， WANG X W. Prototype analysis of early-middleJurassic basins in northwestern China[J]. Earth Science Frontiers，2000，7（4）：459-469.

[3] 楊玉平， 鐘建華， 段宏亮， 等. 高郵凹陷吳堡斷裂帶南段古近系剝蝕量計算及地質意義[J]. 新疆石油地質，2012，33（4）：453-455.

YANG Y P， ZHONG J H， DUAN H L， et al. Recovery andgeologic significance of Paleogene eroded thickness in south ofWubao fault zone in Gaoyou sag[J]. Xinjiang Petroleum Geology，2012，33（4）：453-455.

[4] 刁慧. 東海盆地麗水凹陷天然氣與二氧化碳成因來源[J]. 上海國土資源，2019，40（4）：101-105.

DIAO H. Sources of natural gas and carbon dioxide in Lishui Sag， EastChina Sea Basin[J]. Shanghai Land amp; Resources， 2019，40（4）：101-105.

[5] 王勇剛. 東海盆地麗水凹陷原油地球化學特征及其來源分析[J].上海國土資源，2019，40（1）：96-100.

WANG Y G. Geochemical characteristics of crude oil and oilsourcecorrelation in Lishui sag of East China Sea Basin[J].Shanghai Land amp; Resources， 2019，40（1）：96-100.

[6] 趙爽， 杜江峰， 劉立， 等. 東海盆地麗水凹陷古新統明月峰組含片鈉鋁石砂巖的自生礦物特征與成巖共生序列[J]. 礦物巖石，2013，33（2）：85-93.

ZHAO S， DU J F， LIU L， et al. Characteristics of authigenic mineralsand paragenetic sequence of dawsonite-bearing sandstones from theMingyuefeng Formation of Paleocene in Lishui sag， East China SeaBasin[J]. Journal of Mineral Petrology， 2013，33（2）：85-93.

[7] 張田， 張建培， 張紹亮等. 平衡剖面技術在東海麗水凹陷構造演化研究中的應用[J]. 上海國土資源，2014，35（1）：92-96.

ZHANG T， ZHANG J P， ZHANG S L， et al. An application of the balancedcross-section technique： the tectonic evolution of Lishui Sag， the East ChinaSea shelf basin [J]. China Ofshore Oil and Gas， 2014，35（1）：92-96.

[8] 葛和平， 陳曉東， 刁慧， 等. 東海盆地麗水凹陷原油地球化學特征及油源分析[J]. 中國海上油氣，2012，24（4）：8-12，31.

GE H P， CHEN X D， DIAO H， et al. An analysis of oilgeochemistry and sources in Lishui sag， East China Sea Basin[J].China Offshore Oil and Gas， 2012，24（4）：8-12，31.

[9] 陳瑞銀， 羅曉容， 陳占坤， 等. 鄂爾多斯盆地中生代地層剝蝕量估算及其地質意義[J]. 地質學報，2006，80（5）：685-693.

CHEN R Y， LUO X R， CHEN Z K， et al. Estimation of denudationthickness of Mesozoic strata in the Ordos basin and its geologicalsignificance[J]. Acta Geologica Sinica， 2006，80（5）：685-693.

[10] 付曉飛， 李兆影， 盧雙舫， 等. 利用聲波時差資料恢復剝蝕量方法研究與應用[J]. 大慶石油地質與開發，2004，23（1）：9-11.

FU X F， LI Z Y， LU S F， et al. Recovering denudation thickness byinterval transit-time[J]. Petroleum Geology amp; Oilfield Developmentin Daqing， 2004，23（1）：9-11.

[11] 張一偉， 李京昌， 金之鈞， 等. 原型盆地剝蝕量計算的新方法──波動分析法[J]. 石油與天然氣地質，2000，21（1）：88-91.

ZHANG Y W， LI J C， JING Z J， et al. A new calculating method ofdenuded amount for prototype basin： wave analysis[J]. Oil amp; GasGeology， 2000，21（1）：88-91.

[12] 袁偉文. 基于波動方程法的原型盆地分析[D]. 中國海洋大學，2012.

YUAN W W. Analysis of prototype basin on wave equation method：An example of Kongdian Formation in Jiyang Depression[D].Ocean University of China， 2012.

[13] 肖煥欽. 濟陽坳陷中生代原型盆地的恢復[D]. 中國科學院研究生院（廣州地球化學研究所），2006.

XIAO H Q. Reconstruction of the Mesozoic Basin of JiyangDepression[D]. Guangzhou Institute of Geochemistry， ChineseAcademy of Sciences， 2006.

[14] 邊鳳青. 東營凹陷沙四段—孔店組剝蝕厚度與原型盆地的恢復[D]. 中國海洋大學，2009.

BIAN F Q. The restored eroded thickness and prototype basin ofKongdian Formation and the fourth member of the Shahejie Formationin Dongying Depression[D]. Ocean University of China， 2009.

[15] MAGARA K. Thickness of removed sedimentary rocks， paleoporepressure， and paleotemperature， southwestern part of WesternCanada Basin[J]. AAPG Bulletin， 1976，60（4）：554–565.

[16] 羅順社， 陳曉. 泌陽凹陷南部陡坡帶核二段古地貌恢復及其對沉積體系的控制[J]. 石油天然氣學報，2011，33（3）：1-5.

LUO S S， CHEN X. Palaeogeomorphologic reconstruction andits control on sedimentary system of Eh2， in the south of Biyangdepression[J]. Journal of Oil and Gas Technology， 2011，33（3）：1-5.

基金項目：中國海油“七年行動計劃”東海專項“麗水凹陷在生產氣田保產及新領域勘探開發關鍵技術研究”（CNOOC-KJ135ZDXM 39 SH02）