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的残留地貌形态。
构造隆升末期体系域构造古地貌：是指古隆起被水淹没时刻的地貌形态。
二、古地貌恢复主要内容与技术思路 3. 研究流程古地貌－环境恢复及其三维可视化研究流程图边缘拗陷成藏组合组合挤压-伸长挤压-伸长拗拉槽-克拉通内台地和古隆起带成藏组合克拉通内裂陷-陆内拗陷成藏组合挤压-弱挤压中部隆起林畅松，丁文龙等，2006塔里木原盆地形成演化阶段南北向Z30构造-地层综合解释剖面ⅠⅡⅢⅣⅤⅥ多期构造演化导致叠合盆地复杂的地质结构和多个不整合面塔北多期次构造隆升的叠加巴楚隆起晚燕山一喜山期的大规模隆升塔北多期次构造隆升的叠加塔中加里东和海西期期的构造隆升多期构造演化导致叠合盆地形成多个不整合面1.不整合面识别（据樊太亮、于炳松等，2004）露头剖面T 70不整合面特征露头剖面中T 74界面特征（据樊太亮、于炳松等，2004）1.不整合面识别巴楚及塔中隆起加里东中期运动表现强烈，缺失8-12个牙形石带，沉积间断延续30-50Ma；O 1-2y 上部－O 2yj 约缺失300－500m的地层。
上奥陶统中奥陶统下奥陶统不整合叠合带不整合叠合带削蚀楔形不整合带平行不整合或整合带Z40构造地层大剖面上超楔形不整合带削蚀楔形不整合带T70T74上超楔形不整合带（据等，2. 叠合盆地构造不整合分布样式J Z70剖面T60T70T74T30T40古城虚隆起T46一级一级一级T100孔雀河斜坡Z40构造地层大剖面T50、T60复合T40、T46、T50、TT60、T70复合T60、T70、T74复合T50、TT60、T70、T74复合C h 03-132S NT90草湖CH03-132SN剖面T31T40K T7T46T50T60T74O 2-3SC J T C-O 1_T90T46、T60为主构造不整合面T31T40K T70T46T50T60T74O 2-3SC J TC-O1_T90草湖CH03-96EW 剖面T50、T60不整合面三角带T74下超不整合面草湖区的不整合分布样式KQH02-954EW剖面•不同构造单元主要构造不整合的分布对比主要构造不整合界面的发育分布，包括Ro—H深度法，Wallace G Dow（1977）和同层多点Ro排比法（马立祥1994）以及Ro—TTI法；⑤沉积速率法，包括沉积速率比值法、沉积速率趋势法；⑥物质平衡法；⑦未被剥蚀地层厚度趋势延伸法，包括内插和外插法；⑧地质年龄差比与残留厚度乘积法，Guidish（1985）；⑨最优化方法, 郝石生等（1988年）提出用最优化方法来恢复剥蚀厚度；⑩天然气平衡浓度法，李明诚、李伟(1996年)提出一种利用天然气平衡浓度估算剥蚀厚度的方法。
收稿日期:2004-10-10作者简介:王彬(1981-)男,中国地质大学研究生院(武汉430074)2003级硕士研究生。
潜江凹陷潜江组地层剥蚀厚度恢复研究王 彬 柳保军摘 要:将声波时差法和层序地层格架内的地震剖面法相结合,对潜江凹陷潜江组的地层剥蚀厚度进行恢复。
研究发现潜江凹陷剥蚀强度大致可以分为3个区:东北部的强剥蚀区、中部的稳定剥蚀区和西南部的斜坡剥蚀区。
关键词:潜江凹陷;地层剥蚀;剥蚀厚度恢复;计算方法 地层剥蚀是沉积盆地中普遍存在的现象。
剥蚀厚度恢复是恢复地层古厚度、古埋深进而恢复古构造和古地貌特征的基础,是定量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[1]。
估算地层剥蚀厚度的方法很多,概括起来主要有以下几个方面:砂岩孔隙度法、泥岩声波时差法、古地温法、镜质体反射率(R o )法、沉积速率法、未被剥蚀地层厚度趋势延伸法等。
由于钻井和测试资料非常有限,很难得到地层的年龄值,所以通常利用测井资料和地震解释资料进行恢复。
潜江凹陷潜江组是早第三纪形成的一套巨厚的岩盐沉积,经历了燕山期—喜山期构造运动,整个盆地经历了断陷-断坳-坳陷的演化过程,形成了北陡南缓的构造格局和砂泥岩与含盐韵律层间互沉积的特征[2]。
从而导致地层的原始孔隙度、压实、古地温、R o 等变化规律复杂化。
因而,上述大部分方法无法单独使用。
根据潜江凹陷的资料条件和地质条件,提出以点线相结合的研究思路,即运用声波时差法对单井进行分析,以此为基准点,结合地震剖面法,对潜江凹陷的地层剥蚀厚度进行恢复。
1 地层剥蚀厚度计算方法1.1 利用测井资料估算剥蚀厚度采用真柄钦茨提出的泥岩压实外推法[3]。
Δt =Δt 0e -CH式中:Δt 0为地表未固结泥岩的声波时差值,μs Πm ;C 代表正常压实曲线的斜率;Δt 为任一埋深的泥岩的声波时差值,μs Πm ;H 为泥岩埋藏深度,m 。
Δt 0的理论值为620～650μs Πm ,某一地区的Δt 0值可根据该地区多口井正常压实曲线外推至地表平均求得。
吐哈盆地鄯善弧形带剥蚀量恢复方法研究及应用
师振贵;黄福喜;肖林鹏;张生兵;何平
【期刊名称】《石油天然气学报》
【年(卷),期】2005(0)S3
【摘要】地层剥蚀厚度恢复的方法有很多种。
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。
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。
根据工区实际情况,选择首先应用压实曲线法、温度法、镜质体反射率法进行定量计算与趋势分析,然后充分应用地质、地震、测井资料采用地层对比法、沉积速率法及构造演化分析法,对工区构造升降运动、地层展布特征、厚度变化趋势进行综合分析,得出剥蚀变化趋势概貌,再由井控成图。
【总页数】3页(P62-64)
【关键词】剥蚀厚度;恢复方法;吐哈盆地;鄯善弧形带
【作者】师振贵;黄福喜;肖林鹏;张生兵;何平
【作者单位】河南油田分公司对外合作处;吐哈油田分公司勘探开发研究院;吐哈油田分公司开发处
【正文语种】中文
【中图分类】P544.4
【相关文献】
1.塔里木盆地孔雀河地区地层剥蚀量恢复方法及应用探讨 [J], 李丽贤;李延;李国辉;王冶;常文鑫;杨星星
2.吐哈盆地鄯善弧形带三间房组二段重矿物物源分析 [J], 张景琦;韩小锋;杨占龙
3.剥蚀厚度恢复法在鄯善弧形带中的应用 [J], 李志奎;黄福喜;张云杰;房育金;梁金昌
4.吐哈盆地鄯善弧形构造带碎屑岩的成岩作用 [J], 刘林玉;陈刚;黄金山;魏国彪;周宝申;侯翠芳
5.伊利石结晶度在恢复地层剥蚀量中的应用——以合肥盆地安参1井白垩系剥蚀量的恢复为例 [J], 徐春华;朱光;刘国生;李春华
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剥蚀地层厚度模型不论什么样的模型假设和程序，地层剖面中的不整合面破坏任何有规律的孔隙度-深度关系模型，所以在有沉积间断和地层遭剥蚀的情况下，回剥过程中应考虑被剥蚀地层的厚度值，从而将不整合面之下的地层恢复到地史时期的最大埋深，目前关于地层剥蚀量的计算，所用的方法较多，主要有以下几种：（1）地质对比法这是传统的地质法，即将遭剥蚀地区的地层与邻近地区相对剥蚀较少的地层对比，估计被剥蚀地层的厚度。
图示，背斜处剥蚀量最大，往翼部减小，至向斜处减至最小。
通过恢复剥蚀前原始构造剖面，并考虑厚度变化，可求得被剥蚀地层的厚度。
（2）声波时差（或孔隙度）外推作图法利用声波时差（或孔隙度）外推作图估计剥蚀厚度。
图4-示，在已知研究区古湖盆沉积物（C、B和A层）沉积后地表声波时差（或地表孔隙度φo）的条件下，将井实测的ΔtC、ΔtB、ΔtA（换算成φC、φB和φA）的正常趋势线从C、B和A层顶面向上延伸到相应各层沉积后地表Δto（或φo）处，则古湖盆的原始地表（Δto或φo）处的水平线至现在C、B和A层剥蚀面之间的地层厚度（Eco和Ebo）即代表该井C和B层被剥蚀的地层厚度。
声波时差（孔隙度）外推法恢复地层剥蚀厚度原理示意图（据庞雄奇等，1991）（3）沉积速率法剥蚀厚度和剥蚀开始时间的求取可以采用Guidish，T. M. 等（1964）的沉积速率法。
一个古剥蚀面代表着一段时限，在这个时限内有某一厚度的沉积被剥蚀了，于是这段时限实际包括了两部分：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度和不整合面上下岩层的绝对年龄，就可以计算出被剥蚀掉的沉积层厚度。
在计算时还需要作出关于剥蚀速率的判别，即剥蚀速率是等于不整合面以下岩层的沉积速率，还是不整合面以上岩层的沉积速率。
a图表示有沉积间断，其间并无剥蚀发生，取界面上下沉积岩的绝对年龄差即可算出其沉积间断的时限。
根据地震资料恢复勘探新区地层剥蚀量梁全胜;刘震;何小胡;韩军【摘要】考虑到剥蚀面同时也为层序界面,在传统地层趋势法的基础上,引入了层序地层学观点,从认识剥蚀面的形态、剥蚀范围及剥蚀厚度计算三个方面对传统的地层趋势法进行了完善,提出了层序地层及地层趋势综合分析法,并将该方法在准噶尔盆地东部白家海凸起应用,取得了较好的效果.【期刊名称】《新疆石油地质》【年(卷),期】2009(030)001【总页数】3页(P103-105)【关键词】准噶尔盆地;剥蚀;地层;层序;地震【作者】梁全胜;刘震;何小胡;韩军【作者单位】中国石油大学油气资源与探测国家重点实验室,北京,102249;中国石油大学油气资源与探测国家重点实验室,北京,102249;中国石油大学油气资源与探测国家重点实验室,北京,102249;中国石油新疆油田分公司石油工程监督中心,新疆,克拉玛依,834000【正文语种】中文【中图分类】TE111地层剥蚀量的恢复和确定在沉积盆地分析中是一项重要的基础工作，对于勘探新区而言，更需要寻找一种合适的方法来进行地层剥蚀量的定量恢复。
剥蚀厚度可以表述为“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”，现有各种恢复方法计算出来的地层剥蚀厚度都为此含义[1]。
目前恢复地层剥蚀量的方法很多，但均受特定条件限制[2]。
例如，测井曲线法[3，4]在对剥蚀量不大，或被剥蚀层段成岩程度不高的地区适用性较差；镜质体反射率（Ro）法[1]要求Ro的突变是由剥蚀引起的，地层被剥蚀厚度要大于现今地层的上覆厚度，且恢复的剥蚀量往往是最低剥蚀量；流体包裹体法[5]计算地层剥蚀厚度时，所需要的古地表温度参数较难求得；地震层速度分析法[1，6]精度受地震资料品质的影响较大，且人为因素的影响也不可忽视；最优化方法[1，7]在缺乏准确的Ro实测数据和古地温资料时精度较差；天然气体积分数平衡法[1]所需要的地层体积和生气量很难准确计算；磷灰石裂变径迹法[8，9]中复杂的参数关系及古地温计算结果的可信度都将使该方法在使用上打折；盆地波动过程分析方法[8，10，11]中原始资料的收集与整理和建立合理的波动方程是工作的重点，而这两项工作都颇具难度。
地层回剥方法我跟你说啊，地层回剥这事儿，我一开始真的是瞎摸索。
我就知道这是个挺复杂的分析地层的方法，但具体怎么做，那真是两眼一抹黑。
我最初的尝试，那叫一个混乱。
我拿着一些地层的数据，就想着按照简单的顺序去把地层一层一层剥开，就像剥洋葱一样，最上面的那层先处理，我以为这样就可以了。
但很快我就发现这根本不行啊。
因为地层的情况可不像洋葱那么简单，不同地区的地层有各种褶皱啊断层啥的，这就把我原来那种简单粗暴的方法给彻底否定了。
后来我就去看一些专业的书，像看天书一样，但是咬着牙看。
我才知道回剥得考虑很多因素，比如地层的沉积速率。
我当时就想啊，这沉积速率就像是盖房子的速度一样。
要是这个地方以前盖房子快，那地层堆积得就厚得快呗。
所以我开始根据沉积速率这个关键因素重新尝试回剥。
可是新的问题又来了，对于不同岩性的地层，这个沉积速率好像又不能这么简单计算了。
那时候我可真是沮丧，感觉自己在兜圈子。
我还试过根据地层里一些标志性的化石来确定地层的年代，我想这就像是看古董的年代一样，每个古董都有它的独特时期的特征，地层里的化石或许也能准确地标定地层年代。
我当时觉得，只要把年代定好了，回剥应该就容易了。
但实际操作起来，又遇到了麻烦。
因为同一时期的地层，它的深度可能还不一样。
再后来我找到一个有点用的办法。
我把一块区域的地层先分成好多小的单元，这好比把一块大饼分成好多小块，然后一块一块地分析每个单元的沉积速率、岩性还有化石等各种因素。
这样虽然工作变得超级繁琐，但效果确实比之前的那些乱尝试要好。
但是我现在还是不确定我这个方法是不是最准确的。
我觉得在处理一些非常复杂的地层结构时，可能还需要更多的因素去考虑，像是地层的受力情况之类的。
反正关于地层回剥，我自己就是一点一点在试错中摸索，这过程真的充满了曲折，我想我还得继续在这个事儿上费脑筋呢。
古沉积背景古地形地貌是控制一个盆地后期沉积相发育与分布的一个主要因素。
同时在一定程度上控制着后期油藏的储盖组合，同现今地貌一样，古地貌形态也受到了所处的区域构造位置、气候、基准面变化及构造运动等因素综合作用的影响。
垦西斜坡带在历史沉积过程中，由于相邻的孤岛凸起及垦西突起不断活动，在沙四段、沙三段沉积时期均遭受到了不同程度的风化剥蚀，导致该地区地层不全、缺失的特点，这对于该地区扇体沉积组合特征的研究是不利的，因此对遭受剥蚀的地层进行恢复，也将是一项重要工作。
本次研究主要针对垦西斜坡带沙三段沉积时期的古沉积背景，在利用剥蚀量恢复技术对缺失地层恢复的基础上，配合以古水深、古物源研究，结合去压实校正技术恢复沉积时期古地貌，综合展开古沉积背景的研究。
通过此次研究，将恢复垦西斜坡带沙三段沉积各时期的古沉积背景特征，进而为深入研究垦西斜坡带沙三段扇体沉积组合特征提供有力的支持，并且对于下一步的油气勘探也具有重要的指导意义。
第一节地层剥蚀量计算目前存在多种计算地层剥蚀量的方法，如：①地层对比法、②沉积速率法（V an Hinte，1978）、③声波时差法（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）等等。
仅从原理上看，上述各种方法都能计算地层剥蚀量，但每种方法又都有其一定的适用范围和局限性，存在不同的因素影响计算结果（周瑶琪等，2000）。
根据研究区实际资料特点，本次研究主要采用沉积速率法和声波时差法对垦西斜坡带沙河街组沉积时期的地层剥蚀量进行了恢复。
一、沉积速率法该方法是依据不整合面上下地层的沉积速率及绝对年龄计算地层剥蚀量，具体可分如图3-1所示的几种情形进行处理（Guidish等，1985）：图3-1对不整合面的不同处理方法示意图（Guidish等，1985）（a）将不整合面视为沉积间断，期间无剥蚀发生，界面上下沉积岩的绝对年龄的差值即为沉积间断的时间。
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。
在同一构造层内,地层的沉积具有继承性和持续性,根据这一特点,可依据保存完整的相邻层厚度比值及下伏层厚度估算上覆层沉积厚度。
若估算值大于上覆残余层厚度,则超出部分为剥蚀厚度,否则,则上覆层未被剥蚀。
3 与古温标有关的方法3.1镜质体反射率(R0)法由Dow,(1977)提出,基本原理是:正常情况下,R0随深度的变化是连续的、渐变的,但有时却发生突变。
出现这种异常情况的原因有多种,地层缺失即是原因之一。
所以,要应用这种方法必须排除断层、岩浆作用等造成R0突变、重复或缺失。
在确定了R0突变是地层剥蚀造成以后,即可根据剥蚀面上、下R0值的差计算被剥蚀的厚度,计算时可采用作图法或解联立方程的办法。
在应用此方法时,还须有足够的R0实测数据,这往往是难以达到的,所以,此法只能应用在研究程度很高的地区,这也就限制了它的广泛应用。
3 . 2 磷灰石裂变径迹分析法磷灰石裂变径迹分析法是近十几年发展起来的恢复沉积盆地热史的一种新方法[1]。
该方法主要建立在磷灰石所含的U238自发裂变产生的径迹,在地质历史时间内受温度作用而发生退火行为这一化学动力学原理基础之上。
在实际应用中,重点是对模型的选择,国内外最常用的模型是澳大利亚的扇形模型[4]。
Ln(ta)=A(r)+B(r)/Tl式中:Ln-地史时期内某时刻的径迹长度,μm;ta-退火时间,s;r=Ln/L0,为退火率,%;L0-原始径迹长度,值约为16.5μm;A(r)-阿伦尼乌斯截距,常量,取值-28.12;B(r)=E(r)/K,E(r)为与r有关的活化能,K为玻尔兹曼常数;Tl-退火温度,K。
依据上述模型计算出恒温状态的退火率和裂变径迹的长度分布,应用最优化方法来求得剥蚀量和剥蚀时间等参数[1](图3)。
注:K-岩石热导率;A-岩石放射性生热率;He-地层剥蚀量;q-热流值;SS-理论值(F)和实际值(P)之间的方差 ;3 . 3 流体包裹体法流体包裹体记载了它们所经历的整个受热地质历史中不同时期沉积物所处的温度、压力等热力学条件的信息。
因此,在连续沉积过程中,捕获的包裹体温度(或压力)与埋藏深度一般呈良好的线性关系;然而,在侵蚀不整合面上下两边的地层中,曲线表现为明显的温度跃变现象(图4a)。
利用此法进行地层剥蚀厚度计算时,需要地表温度这个参数。
根据许多学者的研究,认为第三纪以来可用现今地表温度(Tn)代替[5],一般取20℃。
因此,在温度-深度坐标图上,只要把剥蚀面以下的深度、温度(或压力)对应数值的点用回归方法联结成直线,向上延伸至20℃的温度坐标处,即为古地表温度(To)。
对应于这一温度坐标的标高面也就是古地表面,由地层底面至古地表面的距离即为原始沉积物厚度,而由剥蚀面至古地表面的距离即为地层剥蚀厚度,具体关系见图4。
使用此法进行地层剥蚀量恢复计算时,必须选择同一个阶段形成的包裹体,这样才能得到这个阶段的古地温梯度。
3 .4 宇宙成因核素分析法宇宙成因核素是指来自外层宇宙空间的高能量宇宙射线粒子(包括原生粒子和次生粒子)通过轰击地表及其附近岩石中的矿物的原子核,使其发生核反应而产生的放射性核素[6]。
当宇宙射线穿过地表进入岩石内部时,能量由于核反应和电离损耗而递减,导致核素产生率随深度增加呈指数衰减[7],表达式如下:Px=P(0)exp(-ρx／∧)或Px=P(0)exp(-μx)式中,Px是深度为x 处的宇宙核素生成速率,原子／(g.a);P(O)为岩石表面的宇宙核素生成速率,原子／(g.a);ρ为目标岩石的平均密度,g.cm-3;∧为宇宙射线在岩石中的平均吸收自由程,g.cm-2;μ=ρ/∧为目标岩石的吸收系数,cm-1。
岩石暴露后,剥蚀速率E与其岩石表面稳态宇宙成因核素的浓度N(原子个数／g)成反比关系[1]:E=P(O)∧／N此式求得的E为现今岩石露头表面在由图 3 裂变径迹模拟地层剥蚀量方法框图图 4 包裹体形成温度-埋藏深度图原来地表之下以处暴露到地表的过程中的平均剥蚀速率。
求得剥蚀速率E值后,与剥蚀时间相乘,就可以计算出地层的剥蚀量。
4 沉积速率法4 . 1 沉积速率分析法简单地说,该方法需要两个参数,一是沉积剥蚀时限,二是沉积速率,然后将这两个参数相乘就可以得到剥蚀量。
然而,在获得沉积剥蚀时限这个参数时,还需要知道在这个时限内哪一层段的沉积被剥蚀了。
在计算时,须做出关于剥蚀速率的判别,即剥蚀速率是等于不整合以下岩层的沉积速率,还是等于不整合以上岩层的沉积速率。
因此,合理、准确地求得剥蚀速率就是此法剥蚀量恢复结果准确的关键。
4 . 2 沉积波动过程分析法沉积波动过程分析法(张一伟等,2000)建立在地壳波状运动理论基础之上[8]。
波动过程是指地应力、质点运动、质点状态在地质空间中有规律地转移、扩散的过程。
由于地质体是极不均一的,因此,我们常常接触到的为非线性波动过程。
此法的难点是建立起合适的波动方程,即在详细整理地质资料的基础上,将地层剖面转化成沉积速率剖面,并通过使用频谱分析和周期波叠加理论分解出一系列的周期波,确定出它们的周期、振幅及零相位,并建立它们的波动方程F(t)(图5),现在地层可观测原始厚度为:∫t0tF(t)dtt0为盆地开始生成的时间,t为盆地结束的时问,Ma。
沉积间断地层的剥蚀厚度为:∫t1t2F(t)dtt1为沉积间断开始时间,t2为沉积间断结束时间,Ma。
波动方程F(t),即曲线x(图5),打斜线的直方图代表在剖面上所测得的某些组段的沉积速率。
因为时间对速率积分为沉积厚度(图中直方图之面积),所以曲线x所含的整个面积等于沉积地层的厚度。
在时间1、2沉积了比现在观测要多的沉积岩,部分沉积岩在时间3～4时被剥蚀了。
在时间5时沉积了新的岩层,在时间6时又全部被剥蚀了。
在时间7内沉积的岩层在时间8中剥蚀了剩余的下部岩层(图中用圆点表示的部分)。
它的优点是除了能给出总剥蚀量外,还能详细刻画剥蚀过程的起止时间、剥蚀速率和剥蚀过程[1]。
5 趋势分析法该方法又称地质外推法。
使用该方法的前提是假设剥蚀前岩层的厚度均一或厚度变化均匀。
根据厚度的变化推算剥蚀量。
地层厚度在横向上常有一定的变化规律,根据未剥蚀地层厚度及沉积边界(厚度为零)内插或者根据未被剥蚀的两点地层厚度外插可估算被剥蚀地层厚度(图6)。
该方法有较强的适用性。
6 结论尽管恢复方法多样,却有各自的适用性。
目前,应用较为成熟的地层剥蚀量恢复方法主要有地层对比法、沉积速率法、测井曲线法、镜质体反射率(Ro)法等,它们都具有各自的局限性。
所以,应根据研究区的具体地质特征来选择合适的恢复方法。
同时,对同一研究区,可考虑综合使用多种恢复方法进行相互验证,以期恢复结果更加准确。
参考文献[1] 王毅,金之钩.沉积盆地中恢复地层剥蚀量的新方法[J].地球科学展,1999,14(5):482-486.[2] 李伟.恢复地层剥蚀厚度方法综述[J].中国海上油气(地质),1996,lO(3):167-171.[3] 牟中海,陆廷清,谢桂生等.塔西南地区二叠系剥蚀厚度恢复.天然气工业,21(2):41-43.[4] Lastett G M,Green P F,Duddy I R,etal.Thermal annealingof fission tracksin apatite:a quantitative analysis[J].Chemical Geology,1987,65(1):1-3.[5] 刘斌.利用流体包裹体计算地层剥蚀厚度-以东海盆地3个凹陷为例[J].石油实验地质,2002,24(2):172-180.[6] 陈文寄,计凤桔,王非.年轻地质体系的年代测定(续)[M].北京:地质出版社,1999.[7] 李储华,纪友亮,张世奇等.应用宇宙成因核素10Be和26Al 估算剥蚀面的暴露时间及剥蚀速率和剥蚀厚度[J].石油大学学报(自然科学版),2004,28(1):1-4.[8] 刘国臣,金之钧,李京昌.沉积盆地沉积剥蚀过程定量研究的一种新方法[J].沉积学报,1995,13(3):23-32.。
