古地貌的研究方法与手段论文

古地貌恢复技术是近年来兴起的一门研究技术，在再现原始构造格局、揭示物源体系、沉积体系空间发育特征等方面占有重要地位。多个油田勘探的实践证明，盆地形成期的关键界面古地貌直接影响着物源和沉积体系的空间配置，尤其对大型低位体形成和展布的控制，并进而制约着大型或超大型隐蔽油气藏的勘探。因此，古地貌研究是沉积过程分析中的重要一环。古地貌恢复的主要内容集中在以下两个方面，一是如何较为精确地恢复研究盆地沉积期古地貌的形态特征；二是研究盆地沉积期古地貌对沉积体系、物源及成藏的控制作用。

沉积学古地貌恢复法是古地貌恢复中常用方法之一。主要是利用各种基本地质图件，同时结合成因相分析、古构造发育特点、古流向分析等多种沉积学分析手段进行综合研究，得出沉积前古地貌的大概轮廓。这种方法只是一种基于地质图件的对古地貌形态的初步判断和描述，不能精确地刻画研究目标地质时期的古地貌面貌。

然而，上述古地貌恢复方法的不足就是只能定性地描述古地貌形态，不能定量甚至半定量地精细恢复目标区各个时期的古地貌特征，从而在描述精细古地貌与沉积体系空间展布之间关系方面显得有所不足，在目标区地质体认识精度的不断提高情况下，定性的古地貌恢复已经不能满足研究的需求，需要提出一种新的定量的高精度古地貌恢复技术。

下面以东营三角洲沉积区为例，详细描述了三角洲原始沉积坡角以及古水深的计算方法，进而为该区精细古地貌恢复提供技术和方法支持，其中精细古地貌恢复平面图将在第五章第二节详细论述。

（一）三角洲区原始沉积坡角恢复技术

东营凹陷是中国陆相盆地中三角洲发育区的典型代表，尤其是沙三中段的三角洲发育稳定，期次明显，是研究三角洲发育过程的优秀靶区。在三角洲形态分析过程中，三角洲沉积坡度是极其重要的一个参数，对于三角洲体系相带及内部构成均具有重要的意义。然而，由于三角洲朵体沉积之后压实及后期变形，很难准确确定三角洲原始沉积坡度。迄今为止，还未见有效分析方法。笔者通过多次实践，首次提出了利用回剥和正演相结合的方法，对三角洲原始沉积坡度进行了定量计算。

1.采用回剥法计算原始沉积厚度

回剥方法以地层岩石颗粒骨架厚度不变为基础，把地层按年龄从新到老依次剥去，最终恢复盆地的构造演化史，其核心是计算岩石颗粒骨架厚度。直接计算岩石颗粒骨架厚度比较困难，一般是先通过求出该地层在不同深度的孔隙度的方法来求取。回剥法原理简单，应用方便，以实际观测数据为基础，采用回剥法可以准确计算各三角洲单元的原始沉积厚度。

2.三角洲原始沉积坡角分析的基本原理和步骤

第一，采用回剥法求取每个四级层序厚度，沿三角洲进积方向选择地震剖面，采集各地层单元的数据点，在时深转换之后运用回剥法恢复各个四级层序原始地层厚度。

第二，结合井震资料在剖面上划分欠补偿、补偿和过补偿沉积带，特别是滨线轨迹线的位置，每个四级层序末期仍为三角洲前缘沉积即为欠补偿沉积区，三角洲平原为补偿沉积区，更靠物源方向显示明显削截区为过补偿沉积区，或沉积物过路区（图3-9）。

图3-9 三角洲原始沉积坡度分析思路

第三，确定2个关键点，即三角洲平原与三角洲前缘分界的湖岸线和三角洲前缘尖灭点，根据地震剖面反射特征可以很容易地识别出每个四级层序末期的滨线位置，而三角洲前缘尖灭点为三角洲前积楔形体的尖灭点。

第四，采用正演法求取每个四级层序三角洲原始沉积坡度，由于三角洲前积过程中沉积物厚度和沉积坡度受到前一个三角洲朵体形成之后的古地貌影响，因此，研究过程需要选取一个相对较为平坦的面作为参考面，本次以沙三下的底面作为参考面，随后采用正演法将沉积层逐层相加。每加1层即可获取该层沉积末的古沉积坡度。其计算模式如图3-10所示。

利用上述步骤，重点对东营三角洲东西向两条剖面进行了定量计算，计算结果表明沙三下三角洲前缘坡角相对较小；沙三中三角洲前缘坡角呈现从陡变缓再变陡再变缓过程，其中沙三中低位体系域第9进积体坡角稍大一些，湖扩体系域很缓，进入高位体系域坡角逐渐变陡，在第4进积体达到最大，可以达到，随后坡角再变缓，向盆地方向推进更远（表3-1）。

图3-10 三角洲原始沉积坡度定量计算思路及方法

表3-1 两条三角洲剖面进积体原始沉积坡角对比

（二）古水深定量恢复技术

古水深的恢复是盆地古环境恢复的核心内容之一。前人通过研究已经提出了许多方法来求取古水深，如：遗迹化石法(Seilacher，1964，1967)、沉积学方法(Clifton，1988)、浮游生物比例法(Van der Zwaan等，1990；Hinsbergen等，2005)、岩盐分带法(Handford，1990)、氧同位素法(Azmy K.等，2006)、生物直径法(Taylor等，2007)。这些方法通过寻找特定指标来建立与沉积环境的对应关系，并以此来预测水深。然而，这些方法存在明显的缺陷：①原始资料较难获得；②指示的水深范围有限；③半定量预测，精度有限；④影响因素太多。

通过实践研究，笔者提出利用滨线轨迹法可以定量确定古水深，且具有可操作性强的特点。

1.滨线轨迹的指示意义

滨线，又称湖岸线，是指水陆边界线，为一个典型的水深基准面。通过滨线可以记录可容纳空间的顶面，并可以将之作为一条水体标准等深线。滨线轨迹是指滨线随时间变化在空间上表现出来的形态轨迹，在二维剖面上是一条曲线。假定不考虑负载压实，那么图3-11A和图3-11B反映了三角洲中两个四级层序的基本形成过程，其中图3-11B中的矢量箭头即是滨线轨迹（SHT），其在垂向上的分量便是第二个四级层序形成时可供容纳空间的变化量ΔA（图3-11C）。由此可以得知，滨线轨迹的垂向分量指示了可容纳空间的变化。

图3-11 滨线轨迹及其指示意义

SHT为滨线轨迹，ΔA为一期进积体的可容纳空间的变化量，ΔX为该期进积体的水平位移量

2.滨线轨迹法求取古水深的基本假设

在滨线轨迹法求取古水深的过程中，引入以下假设：

假设一：三级层序内不存在不整合界面，根据沉积环境解释已知其初始和最终地形。滨线轨迹法求取古水深的关键问题之一是得到可容纳空间，在假定初始和最终地形的情况下，总可容纳空间(At)便可以根据沉积物厚度(St)与水深(D)来求取，即有At=St+D。

假设二：三角洲进积体(四级层序)为等时形成的。该假设是与天文地层学中的米氏周期理论相一致的。

假设三：三级层序内不同点构造差异沉降是匀速的。

3.滨线轨迹法求取古水深的基本原理

以盆地初始地形水平为例，则对于三角洲进积体（或退积体、加积体，下同）而言，由滨线处记录的垂向厚度代表了可容纳空间(A)的大小，于是对于其他任何厚度为S的地层，其对应的古水深D可用公式D=A－S来求取，其中A代表可容纳空间，S代表沉积物供给量，D代表水深（图3-12A）。

图3-12 古水深求取示意图

（A）为单层情况下求取古水深；（B）为多层（此处为3层）情况下求取古水深

对于具有n套进积体的三角洲体系而言，第n期时的古水深Dn可用如下公式求取：

Dn=An−Sn

其中， ， ，Ai为第i套进积体形成时的可容纳空间变化，Si为第n套进积体的沉积物厚度。图3-12为一个三套进积体三角洲体系水深的求取示意图。

4.计算中对负载压实情况的考虑

三角洲形成过程中，会对其下地层产生负载压实，从而引起现今地层厚度小于实际沉积时的地层厚度。所以，滨线轨迹可以定义为两类：视滨线轨迹和真滨线轨迹。视滨线轨迹中同时含有负载压实和可容纳空间两种信息，因此需要对其进行去负载和压实，得到只含有可容纳空间信息的真滨线轨迹（图3-13）。图3-13B为地层去负载压实情况下求取古水深的示意图，在该情况下求取的古水深为真实古水深。

图3-13 压实情况下滨线轨迹法求取古水深示意图

（A）为地层已压实情况下求取古水深；（B）为地层去压实情况下求取古水深

5.计算中对盆地不同地区差异沉降的考虑

在实际工作中，地形水平假设显然与事实不符，这是因为盆地各处地形存在着很大的差异性，此时滨线轨迹所记录的可容纳空间（ ）便不能代表盆地内各点的实际可容纳空间（A），两者之间存在关系：

成熟探区油气精细勘探理论与实践

其中，T为差异沉降量。因此，需要在实际古水深计算中加入差异沉降校正。此时古水深D可用下式求取：

成熟探区油气精细勘探理论与实践

对于一个含有N个进积体的三角洲而言，根据构造活动强度与当期沉积物厚度呈正比关系的假设，可以得到如下关系来求取第n期三角洲进积体时的差异沉降量Tn：

成熟探区油气精细勘探理论与实践

其中 ，称作可容纳空间趋势因子，SN为总地层厚度。

这样，就可以得到存在地形差异情况下求取第n期进积体形成时古水深的一般方法：

成熟探区油气精细勘探理论与实践

其中

依次，就可以获得三角洲沉积区的水深情况，三角洲平原沉积区水深为0，这样就不难精细勾绘出任意一个三角洲朵体沉积之后古深水及古地貌变化图。

碳酸盐岩风化壳岩溶储层的发育受到许多因素控制，除自身的岩石性质、内部结构、非均质性和各向异性等内在因素以外，还受到古气候、海平面升降和构造运动、古隆起等外部因素的制约，尤其跟古地貌息息相关，普遍认为古岩溶斜坡带和高地边缘是古风化壳发育的有利区域，因此古地貌恢复有利于精确确定风化壳储层的分布范围。

本书主要依据印模法“填平补齐”原理，在古风化壳的上覆地层中寻找一个比较准确的、可代表古侵蚀面的地层界面，然后通过该界面与风化壳之间的地层厚度变化，求取风化壳的地形相对高差作为判别侵蚀面的地形地貌印模，对研究区两次风化壳岩溶期的古地貌进行了恢复模拟。