剥蚀厚度恢复方法

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修正的镜质体反射率剥蚀厚度恢复方法

修正的镜质体反射率剥蚀厚度恢复方法
陈增智;柳广弟;郝石生
【期刊名称】《沉积学报》
【年(卷),期】1999(17)1
【摘要】针对目前用的地层剥蚀厚度恢复镜质体反射率差值法所存在问题,在考察地层沉降、抬升、再沉降埋藏史过程的基础上,根据有机质演化累积性和不可逆性原则,利用经典的有机质成熟度时温关系模型(TTI),建立了修正的镜质体反射率剥蚀厚度恢复方法.该方法不仅考虑了剥蚀界面上下镜质体反射率的相对值,还考虑了各自绝对量,与以往仅考虑镜质体反射率差值相比,有较大改进.
【总页数】4页(P141-144)
【作者】陈增智;柳广弟;郝石生
【作者单位】石油大学,北京,100083;石油大学,北京,100083;石油大学,北
京,100083
【正文语种】中文
【中图分类】P5
【相关文献】
1.利用镜质体反射率数据估算地层剥蚀厚度 [J], 胡圣标;张容燕
2.镜质体反射率法在南堡凹陷东营组剥蚀厚度恢复中的应用 [J], 彭清华;周江羽;揭异新
3.利用镜质体反射率恢复地层剥蚀厚度的新方法 [J], 佟彦明;宋立军;曾少军;程涛;危宇宁
4.湘中涟源凹陷镜质体反射率与地层剥蚀厚度恢复 [J], 朱锐;郭建华;旷理雄
5.用镜质体反射率法确定吐鲁番-哈密盆地的古地温梯度和估算地层剥蚀厚度 [J], 柳益群;周立发;冯乔
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沉积盆地地层剥蚀厚度恢复方法及进展

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过程，仅能计算出一个不连续面所代表的地层总剥蚀量【而诸如磷灰石裂变径迹分析、积波动过程分析、２］。沉宇宙成因核素分析等新方法虽能计算出各期抬升的地
３常用的剥蚀厚度恢复方法
量评价油气资源潜力至关重要。在科学界定剥蚀厚度的含义和分析影响地层剥蚀厚度因素的基础上，出了沉积盆地中提恢复地层剥蚀厚度方法新的分类方案，将现有恢复方法划归为地质分析对比法、地热指标法、测井技术法、沉积速率法及其他方法等五大类，并选择４种常用方法对比分析了其基本原理、优缺点和适用条件。认为在实际工作中，应在充分了解各种方法的特点和正确认识区域地质背景的前提下，选用合适的恢复方法，并辅之以其他方法手段，综合、定量地
成熟度和重建圈闭发育史等是至关重要的，是沉积盆笼统地把一个不连续面下伏地层的剥蚀视为一次简单地分析和油气资源定量评价中一项重要的基础工作…。的构造抬升的结果。实际上，一个不连续面所代表的
在综合分析前人研究成果的基础上，文总结、本归纳了构造抬升过程是极为复杂的，可能经历了多期的抬升恢复沉积盆地地层剥蚀厚度方法的新分类方案，并对与剥蚀。这些方法本身并不能恢复构造抬升剥蚀的全
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沉积盆地地层剥蚀地质大学资源学院，湖北省武汉市４０７）（３０４中国石化胜利油田物探公司，山东省东营市２７０）５００
摘要：地层剥蚀厚度的准确恢复对正确重建沉积盆地原始沉积～构造演化史、热史及油气生、排、运、聚史和定

地层剥蚀恢复方法适用性概述

２４镜质体反射率法．
图１地层剖面中地层物性变化模型
应用镜质体反射率Ｒ与深度关系资料测算剥。蚀厚度。在正常情况下，。Ｒ值随深度的变化是连续
收稿日期：０９０２｛２０… ８．
３０
内蒙古石油化工
２ｌＯＯ年第１期
的、变的。出现突变，渐若则认为有多种原因，如地层缺失、积岩中再循环的镜质体岩体中有局部热源沉等。首先确定Ｒ值的突变是地层受剥蚀而造成，。然后根据剥蚀面上、Ｒ。的差计算被剥蚀的厚度下值（可用作图法或解联立方程的办法）。计算剥蚀量时要正确判断Ｒ。突变原因，而且须有足够的Ｒ。测数实据。
程度较高的地区，于所指的未被剥蚀地区仅是一由个相对的概念，此求得的剥蚀量往往小于真正的因剥蚀量。２２沉积速率法，．又称未被剥蚀地层厚度趋势延伸
法
根据被剥蚀岩层的沉积速率、整合面上下岩不
地层剥蚀会造成平行不整合或角度不整合。判断是否存在剥蚀面是一项难度很大的工作，别是特对于平行不整合。这是由于地层间的物性差不仅与剥蚀作用有关，与地层岩性、深、压实和成岩还埋欠作用等因素有关。如图１示ｍ｝Ｂ・为两个剥蚀所Ａ，面，Ｃ为整合接触面．Ｉ）为沉积间断面。由于上述诸因素的影响，其视物性剖面上可能会出现与实际在情况截然相反的情况。Ｂ界面，如由于岩性等因素的影响，界面上下的视物性差为零，这一剥蚀面被该使 “ 隐藏” 了起来；而ｃ界面的视物性差却不为零，使人误以为Ｃ为一剥蚀面。

剥蚀量恢复几种方法

我最近正在做剥蚀量恢复和原型盆地分析相关工作，根据现有数据先后用了地震资料趋势外延法、声波时差法和境质体反射率方法，每种方法各有优缺点。

趋势法应用范围广，不受盆地性质限制，只要对盆地的构造特征和演化有清楚的认识就可以做，但是他只能求出相对剥蚀量，即认为洼陷中心地层没有没有受到剥蚀，对于盆地整体抬升造成的剥蚀就无法估计了。

只能是用趋势法先做一个相对剥蚀量，之后用其他井上的数据做一下绝对剥蚀量进行校正。

声波时差对于浅层的剥蚀量恢复效果还不错，但对深层的不整合或是叠合盆地的下部不整合用不了。

而且最好资料段有大段的泥岩段，要是沙泥岩互层的效果非常差。

对于深层的不整合，我是尝试用境质体反射率方法做的，没有其他数据。

但境质体反射率数据有限，单井资料在不整合一下只有两三个境质体反射率的值，而且都选在深度非常接近的范围内，这样使得很临近的井求出来的剥蚀量相差甚远，几乎没有什么意义。

先后用Dow最原始的Ro差值法、外推法、最高古地温法（限于资料我用的是Barker的经验模型）求解的剥蚀量相差巨大。

总之，剥蚀量恢复是个极大的难题，基本都是个大概，要想各个资料的结果相互支持谈何容易！剥蚀量恢复是我们搞勘探过程中不得不面对的困难，希望有做过这方面工作经验的积极讨论，相互提高。

恢复地层剥蚀厚度是研究盆地演化史和进行油气资源定量评价的重要基础工作，通过中生代地层剥蚀量的计算、地层最大埋深的确定，可以帮助我们确定第三系之下的烃源岩生油期、生气期，进而准确评价油气资源潜力，优选勘探目标。

这对于第三系之下的油气资源勘探（如C、P的煤成气）显得尤其重要。

目前存在多种计算地层剥蚀量的方法，如：（1）地层对比法、（2）沉积速度法（Van Hinte,1978）、（3）声波测井曲线法（Magara,1976）、（4）镜质体反射率（Ro）法（Dow,1977）、（5）地震地层学法（尹天放等，1992）、（6）最优化方法（郝石生等，1988）、（7）天然气平衡浓度法（李明诚等，1996）等。

江陵凹陷荆沙组地层剥蚀厚度恢复探讨

反射率法［、改进的声波时差法、压实法、平衡剖面地质对比法ｎ７］］］、邻层厚度比值法【】、参考层
厚度法Ｉｊ一、沉积速率比值法ｌ＿１引、沉积速率趋势法＿】、磷灰石裂变径迹法口、古地温梯度法【１、包裹体测温法ｎ、天然气浓度平衡法［】、地质年龄差比与残留厚度乘积法口、沉积波动过程分析法＿。。２等。
弱为特点。
［键词］江陵凹陷；荆沙组；剥蚀作用；剥蚀厚度关［图分类号］Ｔｌ１＿中Ｅ２．１ｌ［文献标识码］Ａ［章编号］１７ —１０（００４０８５文６３４９２１）０一Ｎ４ —０
率法对单井进行分析，以此为基准点，结合地震剖面直观几何比例法，对江陵凹陷荆沙组的地层剥蚀厚
度进行恢复。
１地质概况
江陵凹陷位于江汉盆地西部，面积６０ｋ５０ｍ，是江汉盆地的最大次级构造单元，也是江汉盆地的一
江陵凹陷荆沙组地层剥蚀厚度恢复探讨
陈晓辉，何幼斌（长江大学地球科学学院，湖北荆州４０３３２）４
王永军，陈长江，陈金荣，刘亚伟（江汉油田研究院，湖北潜江４３２）３１４
［要］在研究江后，根据江陵凹陷断层发育和火成岩分布广泛的地质摘特征，将镜质体反射率法和地震剖面直观几何比例法相结合，对荆沙组的地层剥蚀厚度进行恢复。用镜

剥蚀厚度恢复方法.ppt

谢谢
敬请老师同学批评指正
四、参考层厚度变化率法
由于地层存在起伏，地层厚度在横向上会发生变化，若按上式沿测线继续计算，则会出现错误。在这种情况下，可在残余地层中选择一参考层，重新计算厚度变化率。设C 点参考层的厚度为Ha， D 点参考层的厚度为Hb，C、D 两点相距M，则厚度在C、D 点及其附近的变化率为Hm：
Hm=( Hb - Ha) / M 考虑到同一层沉积的继承性，可以用参考层的厚度变化率代替整个地层的厚度变化率，即用Hm 代替Hl，由此可继续进行计算。显然，Hm 可正可负，这就排除了地层起伏及厚度横向变化对计算结果的影响
据统计, 含油气盆地整体上升遭受剥蚀的发展阶段大体经历了几到十几百万年, 遭受剥蚀的地层厚度大约为几百到几千米, 剥蚀速率一般为每百万年几十至近百米。而且盆地不同的构造部位, 上升遭受剥蚀的速率不同, 剥蚀量相差很大。
剥蚀厚度恢复方法综述剥蚀厚度是指从现今地层剖面上恢复出的, 在剥蚀开始时被剥蚀地层的骨架厚度和孔隙度之和。
三、沉积速率法
（2）沉积速率趋势法：事实上，地层沉积速率并非处处相等，而是不同的地质环境有其相应的沉积速率，但沉积速率的横向变化是连续的，据此可对剥蚀厚度进行估算。设A 点的沉积速率为h/t，B点的沉积速率为零，由此可以得到C 点沉积速率的内插值，从而求得原始沉积厚度，再将其减去残留厚度，即为C 点的剥蚀厚度。
测井曲线法地质分析对比法热指标法沉积速率法趋势分析法
剥蚀厚度恢复方法综述
一、镜质体反射率(Ro) 二、包裹体测温法三、沉积速率法四、参考层厚度变化率法
一、镜质体反射率(Ro)
一、镜质体反射率(Ro)
镜质体反射率反映的是有机质在整个受热地质历史中的最大古地温信息,具有不可逆性。在正常地质背景下,烃源岩成熟度受控于温度和有效加热时间,而主要受古地温场的控制,即它是地温梯度与沉积速率的函数。对连续沉积的地层,镜质体反射率(Ro )与埋深(H)在半对数直角坐标系中为线性相关关系。所以,在地层欠补偿的情况下,即间断面之下的热史记录没有被再沉积地层破坏而保留原来的记录,可以利用Ro 资料恢复地层剥蚀厚度。

三江盆地白垩纪——第三纪地层剥蚀厚度恢复研究

１地质背景
三江盆地位于黑龙江省东北部，为黑龙江、松花江、乌苏里江三条江汇合地带，地跨
中苏边界，盆地西起佳木斯，至乌苏里江，起完达山北麓，至黑龙江，面积约３０东南北５００
ｋｍ。
三江盆地是上叠于前中生代基底之上的中新生代盆地。地处中亚一蒙古构造域东部与东北亚环西太平洋构造带的复合部位。基底为海西期褶皱带和元古代褶皱系，在此基底之
［作者简介］盂庆龙（９０）１８一，男。黑龙江宁安人，吉林大学地球科学学院硕士研究生
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３４
吉
林
地
质
图１三江盆地构造纲要图Ｆｇ１ＭａｆｔｃｏｉｅｉｎｌｓｆｒｔｅＳｎｉｎａｉｉ．ｐｏｅｔｎｃｒｇｏａｉｍｏｈａｊａｇＢｓｎ
２２镜质体反射率法恢复剥蚀厚度．
本文采用镜质体反射率法的地层最小剥蚀厚度法，其原理是利用镜质体反射率一深度关系曲线与Ｒｏ．的交点位置，可判断地层的剥蚀和补偿情况＿］（表Ｒ一０２３地 “ ｏ约为０２）．。
烃处于停滞状态，对油气生成起破坏作用。
［关键词］声波时差；镜质体反射率；三江盆地；剥蚀厚度
［中图分类号］Ｐ３［献标识码］Ａ［５６文文章编号］１０ —４７（０７０ —３— ６０１２２２０）１０３０

石油地质综合研究方法 09-剥蚀厚度与埋藏史和埋藏史恢复方法

但是由于选择的“零”剥蚀点A并非绝对没有剥蚀，此方法取得的剥蚀厚度值也只是相对的量，也可以说是剥蚀的最小厚度，还应该利用其他方法进行校正，最终确定真实的剥蚀厚度值。
（2）沉积速率法
Hale Waihona Puke 一个不整合界面代表着一段时限，在这个时限内有某一厚度的沉积被剥蚀了。于是这段时限实际是包含了两部分，一部分是该厚度的沉积岩沉积时所用的时间，另一部分是该厚度的沉积岩被剥蚀所用的时间。如果知道被剥蚀岩层的沉积速率，知道不整合上、下岩层的绝对年龄，就可以算出被剥蚀掉的沉积层厚度。
农101井（800m）
-1000 -800 -600 -400 -200 100 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000
Δt(μs/m)
1000
古地表声波时差
农43井（600m）
地表△t0=650 μs/m
正演数值模拟法基于相同的原理通正演数值模拟法基于相同的原理通过给定一个假定的剥蚀厚度然后用数值过给定一个假定的剥蚀厚度然后用数值模拟方法重建埋藏史和热史从而模拟出理模拟方法重建埋藏史和热史从而模拟出理论的roro与深度关系曲线对比理论和实测与深度关系曲线对比理论和实测的的roro与深度关系曲线通过不断调节剥蚀与深度关系曲线通过不断调节剥蚀厚度的大小直至两者达到最佳拟合时所厚度的大小直至两者达到最佳拟合时所假定的剥蚀厚度即为所求值
• 基本原理：
在连续沉积的地层剖面中，镜质体反射率与深度的关系为一条连续的曲线；当存在较大的剥蚀面时，剥蚀面上下的反射率曲线发生不连续，根据剥蚀面上下镜质体反射率的差值可以大致估算剥蚀厚度

地层剥蚀量恢复方法浅述

地层剥蚀是多期沉积盆地中普遍存在的现象[1-2],它对沉积盆地中油气的生成、运移和聚集等产生重要的影响。

恢复地层剥蚀厚度是进行地质构造演化史研究的一项很重要的内容,也是进行油气资源定量评价的重要基础工作[2]。

很多地质工作者进行了深入的研究,先后出现了近20种地层剥蚀厚度恢复的方法,比较常用的方法归纳起来有以下5类(图1)。

1 以Wyllie公式为模型计算的方法1.1 测井曲线法基本原理是,正常压实下碎屑岩孔隙度随深度的变化是连续的。

如果我们利用场波测井、密度测井资料或综合解释出的孔隙度曲线观察其变化趋势即可做出有无剥蚀的判断。

目前,人们最常用的是声波时差测井曲线(Magara,1976),一般用于测井曲线质量较高、剥蚀量较大且埋藏较浅时。

在正常压实情况下,页岩压实与上覆的负荷或埋深有关,孔隙度是页岩压实程度的度量,而声波测井资料直接反映了页岩压实程度的大小。

因此,根据正常的压实趋势,应用声波测井资料推算沉积层的压实程度,就可以估算被剥蚀地层的厚度。

它的应用依赖于正确确定地下沉积层的孔隙度-深度和声波传播时间-深度关系。

该方法的缺点是,当剥蚀面再度下沉至大于剥蚀厚度的深度以下时,因压实趋势改变,则无法计算出剥蚀量的大小。

2 地层对比的方法2.1 地层对比法地层对比法是比较传统的恢复剥蚀厚度的方法,即将要恢复剥蚀厚度的地层与邻区未被剥蚀的相同地层进行对比,求出其沉积厚度,除去该地层的残余厚度即可得到地层剥蚀量。

运用地层对比法求剥蚀厚度的原理如图2所示,图中Ⅰ,Ⅱ分别代表地层的深凹处(假设没有剥蚀的地层)和斜坡处(假设有剥蚀的地层)的钻井位,以C组地层为参考地层,即假设C地层在斜坡处没有剥蚀,则深凹处的地层厚度比为:λA=HA/HC其中,HA,HC分别为A地层和C地层在深凹处的厚度。

由地层对比法的原理可以计算斜坡处A地层在斜坡处的剥蚀厚度ΔHA:ΔHA=λA×HC’-HA’其中,HA’、HC’分别为A地层和C地层在斜坡处的厚度。

地表剥蚀量的恢复及其影响

地表剥蚀量的恢复及其影响通过广泛收集研究低温年代学的重要工具之一的磷灰石裂变径迹的文献资料，本文归纳整理并简要论述利用3种地表剥蚀量恢复方法如用古温标镜质体反射率（Ro）等得到的古地温梯度法，磷灰石裂变径迹法和声波时差法等恢复地表的剥蚀量的原理及操作步骤，并对隆升剥蚀对油气成藏和保存的影响做了简要的阐述。

标签：地表剥蚀恢复影响长期以来地层剥蚀厚度的恢复是沉积盆地沉降史热史重建的重点和难点，也是定量揭示区域上构造变形强度差异的方法之一。

特别是喜山期至今强烈的地表抬升剥蚀作用对区域构造的改造，和油气藏的破坏和烃源岩的演化有着重要的影响。

目前较为常见有效的恢复方法有：1古地温梯度法镜质体反射率（Ro）是测定有机质的一种显微组分镜质体发射光能力的数值，是一种广泛应用的有机质成熟度指标，也是记录地层古地温的有效标志。

它的大小是由埋藏的温度和时间控制的，其中温度起决定作用，由于它的不可逆性，它记录的是地层所经历的最大古地温。

当Ro随深度的分布存在间断的跳跃时，只有在这种间断并非断层错动和浅层热流异常的情况下，而是地层抬升剥蚀所引起的情况下，这种间断分布才表明剥蚀面下伏地层较上覆地层经历了更高的古地温，才能利用Ro值估算剥蚀厚度。

将Ro数据转换成古地温的动力学模型有很多，目前被广泛应用的是Burham和Sweeney的平行化学反应模型，Barker的古地温经验公式和Karweil图解等。

对一口井或一套地层在垂直方向上进行系统采样，通过上述转化获得古地温梯度曲线后，与该地层的现代地温梯度曲线进行比较，如果在浅层无地温异常，将冷却温度（现代地表的古温度值减去地层在达到最大古温度时的地表温度值）除以古地温梯度则可求得地层的剥量。

2磷灰石裂变径迹法低温热年代学磷灰石裂变径迹（AFT）分析作为一种地质定年的手段在20世纪60年代初首先被提出。

它具有较低的封闭温度（60-120℃）和对浅部地壳（小于10km）岩石运动的敏感性，主要是建立在研究磷灰石所含的U238自发裂变产生的径迹数量、长度分布及裂变径迹年龄的特征，进而挖掘其中蕴含的地质信息。

鄂尔多斯盆地延长探区上古生界剥蚀厚度恢复

鄂尔多斯盆地延长探区上古生界剥蚀厚度恢复
赵子丹;谭云龙;杨茜;郭雨嘉;沙洁
【期刊名称】《地下水》
【年(卷),期】2024(46)2
【摘要】剥蚀厚度恢复是进行盆地地质建模、埋藏演化、油气成藏等定量分析的基础。

本文在钻井、录井和测井资料基础上,优选地层趋势对比法为主、泥岩压实曲线外推法为辅的剥蚀量恢复方法,对剖面进行了剥蚀量恢复。

研究表明,晚三叠纪和侏罗世,延长组顶部遭受剥蚀的强度较弱,整体上呈现出东厚西薄的特征,剥蚀厚度介于0~300 m。

晚白垩世延长组在黄陵-富县-子长一线以东遭受剥蚀,厚度普遍在500 m以上,延安/富县组剥蚀范围向西扩大,剥蚀厚度介于0~400 m,直罗/安定组在延762-延1773-延268-延1092-延893-延908-延1410以东发生剥蚀,剥蚀厚度在0~300 m之间。

下白垩系普遍遭受了剥蚀,剥蚀厚度在650~2000 m分布,在平面上具有西部厚度低和东部厚度高的特点,在靖边、子长、子洲等地区剥蚀厚度最大,可以达到1 500 m以上。

【总页数】4页(P130-133)
【作者】赵子丹;谭云龙;杨茜;郭雨嘉;沙洁
【作者单位】陕西延长石油(集团)有限责任公司天然气研究院分公司;陕西延长石油(集团)有限责任公司气田公司;延长油田股份有限公司杏子川采油厂
【正文语种】中文
【中图分类】P534.5
【相关文献】
1.鄂尔多斯盆地剥蚀厚度恢复及其对上古生界烃源岩热演化程度的影响
2.鄂尔多斯盆地南部延长探区上古生界烃源岩特征与勘探方向
3.鄂尔多斯盆地东南部延长探区上古生界物源分析
4.鄂尔多斯盆地延长探区上古生界烃源岩特征及其与天然气富集之间的关系
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地层剥蚀厚度恢复研究——以南黄海北部盆地东北凹陷为例

８０ｍ。００
区三垛组全部被剥蚀掉。东北凹陷剥蚀厚度的正确恢
东北凹陷是以威海断层为南部边界的南断北超半复对于后续该凹陷流体动力场演化研究，特别是反演
第一作者简介：张海军，男，２０年毕业于中国地质大学（０５武汉），主要从事石油地质方面研究工作。收稿日期：２０－０ — ３０８４２
参考层厚度变化率法
由于地层起伏在横向上变化不定
，
，
对合理估算东北凹陷地层原始沉积厚度和最大古埋深
、
地层厚度在横
重建圈闭发育史及定量评价油气
。
向上厚薄不
。
一
，
这大大限制了平衡剖面地质对比法的
联络线和l共10条二维地震解释剖面及其层位凹数据在综合分析东北陷区域构造和演化特征的基础上分别应用参考层厚度变化率vanhint1978该方法最初由e提出其原理法和沉积速率法来估算始新统戴南组地层及其上覆三针对平行不整合可根据不整合面上下地层的沉积速垛组地层剥蚀厚度大小做出东北凹陷戴南组地层剥蚀率剥蚀速率及地层的绝对地质年龄来研究和恢复剥厚度等值线图和三垛组地层剥蚀厚度等值线图图3蚀厚度
统戴南组和三垛组地层遭受强烈的剥蚀改造，戴南组和三垛组地层在凹陷内各个构造带表现出不同的剥蚀响应特征。关键词：剥蚀厚度；始新世；南黄海盆地；东北凹陷
中图分类号：ＴＥｌ．ｌ１３文献标识码：Ａ
半地堑主要发育古新世、始新世和渐新世地层【］ｌ。南黄海北部盆地（又称南黄海盆地北部坳陷）位于地堑，北纬３。０～３。０、东经１０３２。０，北本文基于参考层厚度变化率法和沉积速率法，定量恢４５７ｏ２。０～１５３部以千里岩隆起区为界，南部地层超覆于南黄海盆地复了东北凹陷始新统戴南组和三垛组地层的剥蚀厚度。中部隆起之上，整体结构为北断南超… ，总面积约南黄海盆地东北凹陷新近系与古近系的分界面是一个５Ｏ０ｍ】地自北而南可划分为东北凹陷、北部全凹陷发育的沉积间断面（ —Ｅｌ０ｋ【２。盆Ｎ间断面）形成于盆地，凸起、北部凹陷、中部凹陷、西部凹陷和南部凹陷等由断陷一断坳阶段向区域沉降阶段转化的过渡时期，古

剥蚀度恢复方法

1.1地热学方法1.1.1Ro法在正常情况下，Ro值随深度的变化是连续和渐变的，也呈指数关系。

但当地层中存在断层、岩浆体侵人，沉积速率、地温梯度或热导率明显变化，岩体中有局部热源等时会发生突变，地层剥蚀也是引起Ro值不连续的原因之一。

不整合面上下建立Ro和深度曲线，通常将下部曲线延伸至Ro=0.2处。

Ro法得出的剥蚀厚度一般都为最小剥蚀厚度。

缺点：一是确定Ro的突变是否由地层的剥蚀引起；二是确定是否存在“退火现象”。

1.1.2磷灰石裂变径迹法1.1.3流体包裹体法原理：深度与温度呈线性关系。

在连续取样的情况下，将不整合面下部的深度与温度建立线性关系，算出古地表高程，即可得出剥蚀量。

缺点：由于流体包裹体被捕获之时不一定是该构造层埋深最大之时，因此，流体包裹体被捕获时地层的压实程度可能小于现今的压实程度，故不整合面的埋深需要通过压实校正至该期流体包裹体被捕获时的古埋深位置。

1.1.4伊利石结晶度法1.2地质学方法1.2.1地层对比法根据钻井、地震等资料，由邻近区内未发生剥蚀处地层的厚度，用曲线拟合法得到地层厚度变化趋势，来推测被剥蚀地区的剥蚀量优点：工区内剥蚀面积较小，研究程度较高，并考虑地层厚度递减等因素，这种方法不失为一种简单、直观的方法。

缺点：当剥蚀面积较大，地层厚度在横向上变化较大，特别是在全区存在剥蚀时，误差较大，甚至根本无法使用。

1.2.2沉积速率法对平行不整合，可根据不整合面上、下地层的沉积速率、剥蚀速率及地层的绝对地质年龄来研究和恢复剥蚀厚度。

一个剥蚀面代表一段时间．这段时间包括两部分：一部分是被剥蚀地层沉积时所用的时间，另一部分是该地层被剥蚀所用的时间。

如果已知被剥蚀地层的沉积速率、剥蚀速率以及地层的绝对年龄．就可以推算地层的剥蚀厚度。

在计算时要根据剥蚀速率和沉积速率的不同关系分别进行讨论。

缺点：由于这种方法计算时所需的参数，如剥蚀速率、地层的绝对年龄等有时很难得到准确值，所以其适用于地层研究较深人的地区。

剥蚀厚度、埋藏史和热史恢复方法

剥蚀厚度、埋藏史、热史恢复方法与技术1、剥蚀量恢复确定沉积间断的起止时间、剥蚀期的绝对年龄与被剥蚀掉的地层厚度等参数极为关键。

有关剥蚀量的计算和剥蚀期的确定，至今尚无成熟的方法。

（1）地层对比法（厚度趋势法）从邻近剥蚀区内沉积层系完整的地带，求得被剥蚀岩层的厚度；或者考虑厚度变化趋势进行外推。

（2）沉积速率法使用这种方法的条件是要知道剥蚀面或不整合界面上、下岩层的沉积速率和它们的绝对年龄。

（3）压实曲线法(声波时差)原理：在正常压实的情况下碎屑岩的孔隙度随深度的变化是连续的，泥质岩呈指数曲线、砂质岩呈直线。

因此根据声波测井、密度测井资料或综合解释出的孔隙度曲线，观察其变化趋势即可作出有无剥蚀的判断。

当剥蚀量大于后沉积厚度时，可应用声波时差法估算泥页岩的压实趋势和计算剥蚀量的大小。

Φ1为埋深为h时的地层孔隙度Φ2为埋深为H时的地层孔隙度Φ0为埋深为0时的地层孔隙度上覆新沉积厚度没有掩盖下伏地层原来深度时的孔隙度（4）根据镜质体反射率(Ro)的突变求剥蚀量镜质体反射率是目前应用最广的有机质成熟度指标。

它是地温的一次函数，从而也同埋深有关。

在正常情况下，Ro值随深度的变化是连续的，渐变的，但有时发生突变。

出现这种异常情况的原因有多种：。

沉积岩中有再循环的镜质体；。

岩体中有局部热源等；。

地层缺失也是引起Ro值不连续在确定了Ro值的突变是地层受剥蚀而造成的以后，即可根据剥蚀面上、下Ro值的差计算被剥蚀的厚度。

•基本原理：在连续沉积的地层剖面中，镜质体反射率与深度的关系为一条连续的曲线；当存在较大的剥蚀面时，剥蚀面上下的反射率曲线发生不连续，根据剥蚀面上下镜质体反射率的差值可以大致估算剥蚀厚度－镜质体反射率反演法•采用单对数坐标作图，深度与lg （Ro ）成直线关系。

•在不整合面处成为两段不连续的直线。

•根据两段直线的斜率和不整合上下Ro 的差值可以估算剥蚀厚度估算剥蚀厚度的基本原理求最小剥蚀厚度求最大剥蚀厚度不整合面不整合面Ro （对数）Ro （对数）深度（m ）深度（m ）h minh max印度尼西亚一口井的反射率剖面，它表明中生界下沉速率比第三系慢，中生界地温梯度明显高于第三系。

三种恢复地层剥蚀厚度新方法的基本原理

三种恢复地层剥蚀厚度新方法的基本原理
崔可
【期刊名称】《海相油气地质》
【年(卷),期】1999(4)4
【摘要】已有很多种恢复地层剥蚀量的方法,但它们均受特定地质条件的限制,因而没有哪种方法能恢复和确定任何地质条件下的地层剥蚀量。

其原因首推地质模型过于简单,笼统地把一个不连续面下伏地层的地层剥蚀量作为一次简单的构造抬升的结果。

但实际情况是极为复杂的,甚至可能经历了多期的抬升与剥蚀。

以下三种方法,不但能给出剥蚀面造成的地层总的剥蚀量,还能详细刻画造成这些剥蚀量的剥蚀过程,从而能计算出每一期构造抬升引起的地层剥蚀量。

【总页数】1页(P30)
【作者】崔可
【作者单位】无
【正文语种】中文
【中图分类】P512.2
【相关文献】
1.恢复地层剥蚀厚度的一种新方法--包裹体测温法 [J], 赵力彬;黄志龙;高岗;李君
2.浅述地层剥蚀量恢复的基本原理与方法 [J], 王敏芳;黄传炎;徐志诚;吴立群
3.济阳坳陷中生代地层剥蚀厚度、原始厚度恢复及原型盆地研究 [J], 李伟;吴智平;周瑶琪
4.利用镜质体反射率恢复地层剥蚀厚度的新方法 [J], 佟彦明;宋立军;曾少军;程涛;
危宇宁
5.柴达木盆地西北区地层剥蚀厚度恢复及对油气成藏的启示 [J], 冯德浩;刘成林;田继先;太万雪;李培;曾旭;孔骅
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川西坳陷中段喜山期剥蚀厚度恢复

影响可以不用考虑。但在剥蚀量较大时，会对盆则
资料定量恢复了川西坳陷中段五十口井喜山期的剥蚀量，资料详实准确。
１区域地质背景
川西坳陷是四川盆地西部晚三叠世以来陆相盆地的深坳陷部份，为龙门山推覆构造带的前陆盆地，西界为龙门山推覆构造带，界位于龙泉山一东带。研究区位于川西坳陷中部（下页图１，见）其基底为中三叠统海相灰岩，自晚三叠世后，西坳川陷逐渐转变为陆相沉积，上依次充填上三叠统马其鞍塘组海相地层，小塘子组和须家河组海陆交互相与陆相煤系地层，以及侏罗系至白垩系陆相红层（荣才等）Ｊ郑。在地质历史发展过程中，研究区经历了安县运动、印支晚幕运动、多期的燕山运动和喜山运动，造成多次的抬升剥蚀，成多个不整形合面ｌ，］ｌ１。工区主要存在三次地质上可以确认的ｏ１
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弄平２松． ● 落／华ｔ／／／
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回 …等圈 …线因一田钻回一井
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图１川西坳陷构造位置图
基金项目：国家自然科学基金资助项目（０７８４４７２０）
收稿日期：２１００—１２０— １改回日期：２１ —０～０１１０４

剥蚀厚度恢复法在鄯善弧形带中的应用

剥蚀厚度恢复法在鄯善弧形带中的应用
李志奎;黄福喜;张云杰;房育金;梁金昌
【期刊名称】《吐哈油气》
【年(卷),期】2004(009)002
【摘要】地层剥蚀厚度恢复的方法有很多种，例如地层对比法、沉积速率法、测
井曲线法、压实曲线法、镜质体反射率法、孢粉法及波动分析法等。

由于各种方法的前提条件和数据资料的获取受到不同程度的限制，导致剥蚀量计算结果不尽相同，如何根据工区实际选取能真实反映地层缺失量的计算方法值得商榷。

吐哈油田在侏罗系已发现的三大油田(丘陵、鄯善与温米油田)皆分布于鄯善弧形带，而且钻探已证实鄯善弧形带前侏罗系也是一油气富集带，该带地层剥蚀厚度的恢复真实与否对于前侏罗系油气成藏的深入探讨至关重要。

【总页数】5页(P130-134)
【作者】李志奎;黄福喜;张云杰;房育金;梁金昌
【作者单位】中国石油吐哈油田分公司勘探开发研究院，新疆哈密839009
【正文语种】中文
【中图分类】P618.13
【相关文献】
1.地震厚度趋势法在乐乡关地垒剥蚀量恢复中的应用 [J], 孔金平
2.镜质体反射率法在南堡凹陷东营组剥蚀厚度恢复中的应用 [J], 彭清华;周江羽;揭异新
3.常用剥蚀厚度恢复法在东营凹陷南坡西部“红层”的应用 [J], 张顺;陈世悦;吴智平;王永诗;李伟;罗阳;侯旭波;张林
4."趋势厚度法"在塔里木盆地阿克库勒凸起地层剥蚀量恢复中的应用 [J], 李坤;赵锡奎;沈忠民;何建军;张小兵
5.吐哈盆地鄯善弧形带剥蚀量恢复方法研究及应用 [J], 师振贵;黄福喜;肖林鹏;张生兵;何平
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2020/10/14
三、沉积速率法
2020/10/14
三、沉积速率法
该方法最初由Van Hinte（1978）提出，其原理针对平行不整合，可根据不整合面上、下地层的沉积速率、剥蚀速率及地层的绝对地质年龄来研究和恢复剥蚀厚度。该方法应用的前提条件是要知道剥蚀面（不整合面）所代表的时限，在这个时限内有某一厚度的沉积物被剥蚀了。这段时限包括两部分:一部分是该厚度的沉积物沉积所用的时间；另一部分是该厚度的沉积物被剥蚀所用的时间。如果知道被剥蚀岩层的沉积速率和不整合上、下岩层的绝对年龄，就可以计算出被剥蚀掉的沉积物厚度。
2020/10/14
一、镜质体反射率(Ro)
Dow 于1977 年最早提出利用Ro 与其对应深度的线性回归关系线(即成熟度剖面) 来恢复地层不整合面
原理：不整合面上下常常出
现一个差值。将不整合面下伏地层的Ro- H (深度) 曲线向上延伸, 穿过不整合面一直到Ro 值与上覆地层底界面Ro 相等的深度点, 则该点与不整合面的深度差值即为剥蚀量。
注意的问题：
①要求所测包裹体必须是相应阶段所形成 ②流体包裹体均一化温度亦即当时流体的温度。而流体的温度是否等同于周围地层的温度需要根据实际的地质情况来分析。 ③在常压下测得的包裹体均一温度要低于地质条件下的温度值，因此测得的均一温度必须进行压力校正才能使用，校正后的温度比均一温度略高些，一般研究中用均一温度代表矿物形成的最低温度。
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h——残余厚度 P——沉积速率比值 Ha——A点邻层的沉积厚度 Ta——沉积时间 Ta——计算层的沉积时间 Hc——残余厚度
三、沉积速率法
（2）沉积速率趋势法：事实上，地层沉积速率并非处处相等，而是不同的地质环境有其相应的沉积速率，但沉积速率的横向变化是连续的，据此可对剥蚀厚度进行估算。设A 点的沉积速率为h/t，B点的沉积速率为零，由此可以得到C 点沉积速率的内插值，从而求得原始沉积厚度，再将其减去残留厚度，即为C 点的剥蚀厚度。
据统计, 含油气盆地整体上升遭受剥蚀的发展阶段大体经历了几到十几百万年, 遭受剥蚀的地层厚度大约为几百到几千米, 剥蚀速率一般为每百万年几十至近百米。而且盆地不同的构造部位, 上升遭受剥蚀的速率不同, 剥蚀量相差很大。
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剥蚀厚度恢复方法综述
剥蚀厚度是指从现今地层剖面上恢复出的, 在剥蚀开始时被剥蚀地层的骨架厚度和孔隙度之和。
测井曲线法地质分析对比法热指标法
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沉积速率法趋势分析法
一、镜质体反射率(Ro)
镜质体反射率反映的是有机质在整个受热地质历史中的最大古地温信息,具有不可逆性。在正常地质背景下,烃源岩成熟度受控于温度和有效加热时间,而主要受古地温场的控制,即它是地温梯度与沉积速率的函数。对连续沉积的地层, 镜质体反射率(Ro )与埋深(H)在半对数直角坐标系中为线性相关关系。所以,在地层欠补偿的情况下,即间断面之下的热史记录没有被再沉积地层破坏而保留原来的记录,可以利用Ro 资料恢复地层剥蚀厚度。
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三、沉积速率法
根据不同的地质假设结合实际的地质情况和资料状况，可将沉积速率法归纳为以下两种类型：
（1）沉积速率比值法：基于沉积特征具有很大的继承性和相似性，假定相邻地层在不同点的沉积速率比值相等来估算剥蚀厚度。A 点计算层的剥蚀厚度（h）为：
h=(P × Ha × ta)/Ta-hc
dt/dD=-q/K
dt／dD—— 地温梯度，℃／hm； K—— 岩石热导率，W／(m·K)； q—— 热流，mW／m2
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二、包裹体测温法
假定地表温度为20℃，则依据下式可以求出该地层在地质历史中的最大埋深
Dm tm20100 dt/dD
Dm——地层未剥蚀时埋深，m； tm——地层最大埋深时的温度，℃
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谢谢
敬请老师同学批评指正
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二、包裹体测温法
2020/10/14
二、包裹体测温法
地层在沉积后成岩过程中，从埋深较浅到埋深较深都不断有矿物流体包裹体形成，并且，包裹体形成时的温度经过压力校正等手段处理后代表了当时地层温度，从现今情况来看，岩石中既有均一化温度较低包裹体又有均一化温度较高包裹体，而较高的均一化温度往往反映了地层可能的最大埋深。依据此温度，利用下式可以求出地温梯度：
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剥蚀厚度恢复方法综述
在盆地演化史分析中，地层剥蚀厚度的准确恢复是重建埋藏史的重点和难点，且是反演盆地热史、油气生排烃史和成藏史的前提条件，在某种程度上它对正确估算地层原始沉积厚度和最大古埋深、评价有机质成熟度和重建圈闭发育史等是至关重要的，是沉积盆地分析和油气资源定量评价中一项重要的基础工作。
Hm=( Hb - Ha) / M 考虑到同一层沉积的继承性，可以用参考层的厚度变化率代替整个地层的厚度变化率，即用Hm 代替Hl，由此可继续进行计算。显然，Hm 可正可负，这就排除了地层起伏及厚度横向变化对计算结20果20/10的/14影响
四、参考层厚度变化率法
特点：
①与盆地的构造运动次数和升降幅度无关，不仅适合于单斜层，也适合于任意起伏的地层; ②可以以地震资料为依据，控制点多，可信度高； ③方法简单，只需要厚度资料，不涉及剥蚀时间，可操作性强，但推算仅限于同一大的构造层内，不能跨越大的区域性不整合面。
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Hb= Hy- Hc ； Hy = HB + H1 × LX
四、参考层厚度变化率法
由于地层存在起伏，地层厚度在横向上会发生变化，若按上式沿测线继续计算，则会出现错误。在这种情况下，可在残余地层中选择一参考层，重新计算厚度变化率。设C 点参考层的厚度为Ha， D 点参考层的厚度为Hb，C、D 两点相距M，则厚度在C、D 点及其附近的变化率为Hm：
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四、参考层厚度变化率法
地层起伏在横向上变化不定、地层厚度在横向上厚薄不一
设A 点和B 点的原始地层厚度分别为HA 和HB，且两点相距L，则在A、B 点及其附近地层厚度的变化率为H1：
H1=(HB- HA)/L 设C 点的残余厚度为Hc，B、C 两点相距为LX，则C点的剥蚀厚度Hb和原始厚度Hy可分别按下列两式计算：
结合样品的现今埋深(Dn)，经过简单计算可得剥蚀厚度
ΔD=Dm -Dn
2020/10/14
二、包裹体测温法
特点：在存在多期剥蚀时，可以非常方便地计算每个不整合
面的剥蚀量。其原理就是在不整合面上下分别取样作包裹体均一化温度测定，结合地质情况将均一化温度转换为样品所在地层埋藏最深时的温度，根据不整合面上下样品的古地层温度之差，结合古地温梯度可以简单估算该不整合面的剥蚀量。
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三、沉积速率法
应用上述两种方法恢复剥蚀厚度的优势在于其适用于不同的地质状况，既可以不考虑沉积层的岩性，也可以不考虑后期沉积厚度是否大于剥蚀量，更不用考虑盆地内有多少个不整合面，因而适应性较强，但缺陷是地层的绝对年龄不易确定。
2020/10/14四Fra bibliotek参考层厚度变化率法
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另外，还有宇宙成因核素分析法、沉积波动过程分析法、磷灰石裂变径迹分析法及声波时差法等多种方法，但是无论哪种地层剥蚀量恢复方法都是各有其特点,在实际应用中, 首先必须搞清楚每种方法的适用性, 其次要考虑本区资料的实际情况, 只有这样才能得到正确的恢复结果。在对研究区进行地层剥蚀量恢复时, 还可以考虑综合应用多种方法, 在相互检验的基础上, 以期达到较为准确的恢复结果
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一、镜质体反射率(Ro)
但是Dow 方法在恢复地层剥蚀厚度时存在一些问题:
①当地层中存在断层，岩浆侵入时,Ro也会发生突变, 必须确定Ro突变是由地层剥蚀引起； ②由该方法所得到的剥蚀厚度应是最小剥蚀厚度； ③ Dow将地表处的Ro值定为0.18-0.2,但很多资料表明, Ro值在地表处小于或大于0.2的情况也是存在的； ④用地震测井等综合手段对不整合面位置确定的正确与否, 严重影响剥蚀厚度的求取结果。