陳兆芹， 劉景彥， 董火祥， 程雨涵， 朱藝

(中國地質(zhì)大學(北京)能源學院， 北京 100083)

古地貌是地質(zhì)歷史時期的地表形態(tài)[1]，是控制沉積盆地及其沉積體系發(fā)育的關鍵因素之一。與古地貌有關的地質(zhì)構(gòu)造單元如古隆起、古斜坡、不整合面等是油氣運移和富集的主要部位。但不幸的是，受構(gòu)造運動影響，地質(zhì)歷史時期的地貌塑造過程和地貌形態(tài)與現(xiàn)代地貌塑造過程和現(xiàn)今地貌形態(tài)通常是不一致的，古地貌往往難以被完整地保留下來，尤其在構(gòu)造隆起區(qū)和剝蝕區(qū)更是如此。要了解古地貌特征，需要根據(jù)地質(zhì)構(gòu)造運動特點和現(xiàn)有殘留地貌特征進行古地貌重建，這一過程通常被稱之為古地貌恢復。由于古地貌形態(tài)直接影響地層沉積過程，從而控制油氣藏的生儲蓋組合，古地貌的準確恢復對油氣勘探具有非常重要的意義。

在世界范圍內(nèi)，關于古地貌及其恢復研究肇始于20世紀50年代，現(xiàn)今應用已經(jīng)非常廣泛[2-4]。但在中國，直至20世紀70年代才意識到古地貌恢復對油氣勘探的重要性，并在松遼[5]、渤海灣[6]、鄂爾多斯[7]等盆地得到成功應用。此后，中國學者對古地貌恢復研究做了大量工作，如林暢松等[8]利用地震古地貌恢復技術(shù)對塔里木盆地古生代中央隆起帶古構(gòu)造地貌進行了研究; 馮磊等[9]通過井震結(jié)合法恢復了遼河灘海西部地區(qū)沙一段的古地貌形態(tài)；宋國奇等[10]應用層序地層學法對加里東期的濟陽坳陷沾化地區(qū)古地貌進行了恢復。在此基礎上，形成了一系列古地貌恢復方法，如沉積學法、層序地層學法、殘余厚度法等。沉積學法[1,11-12]是利用沉積前古地質(zhì)圖、巖相古地理圖等基礎地質(zhì)圖件，并結(jié)合相標志、沉積相分析及古河流、古構(gòu)造發(fā)育特點，定性地恢復研究區(qū)地古地貌特征；層序地層學法[10-11,13]是根據(jù)層序地層學原理，建立上覆地層的層序格架，并以最大洪泛面為區(qū)域等時面進行拉平，連接各單井的底面形態(tài)即為該區(qū)的古地貌；殘余厚度法[7]是將剝蝕結(jié)束上覆地層開始沉積時作為一等時面，選擇沉積地層中某一特殊地層為基準面進行拉平，該面以上的殘余厚度即代表了該區(qū)的古地貌形態(tài)。

每一種方法都有一定的適用條件，需在滿足某些條件的前提下才能取得較好效果。對以上方法進行深入分析可以看到，沉積學法綜合性強，但對基礎圖件的依賴性高，并且工作量大；層序地層法選取的基準面等時性較強，理論上所恢復的古地貌更為精準，但基準面選取較難，不適用于大范圍的工區(qū)；殘余厚度法相對直觀、簡單，但對沉積前的地形及剝蝕量考慮不到位，誤差較大。由于松遼盆地東南隆起區(qū)受構(gòu)造剝蝕影響強烈，地層破壞嚴重，以上三種方法很難獲得理想的古地貌恢復效果。

針對研究區(qū)多期次、大范圍的復雜剝蝕情況，需要采用“多層系”“高精度”的古地貌恢復方法。因此現(xiàn)首先以回剝-填平補齊法為基礎，并采用多項式擬合的方法對地層結(jié)構(gòu)進行外延。地層結(jié)構(gòu)外延法[14-15]是一種適用于多期次構(gòu)造運動疊加形成的地層剝蝕量計算方法。該方法在剝蝕強烈地區(qū)，應在恢復剝蝕量基礎上，考慮殘留地層厚度。因此，需要基于井震聯(lián)合法[8,16]求取地層殘余厚度，再結(jié)合地層結(jié)構(gòu)外延法計算地層剝蝕量，最后擬合出有效的時深轉(zhuǎn)換公式，實現(xiàn)古地貌恢復。對多層系同時進行恢復，層系越多，恢復效果越好；通過多項式擬合的方法提高地層界面外推的精度；多種方法相結(jié)合的應用方式，實現(xiàn)研究區(qū)定性、定量的古地貌恢復。

1 基于回剝-填平補齊法的古地貌恢復

回剝-填平補齊法[3]是一種綜合了井震結(jié)合及剝蝕量計算方法的古地貌恢復方法。與傳統(tǒng)方法相比，對古地貌的恢復相對精細，同時更為簡單、直觀。綜合考慮研究區(qū)的范圍、形態(tài)、以及多期次的剝蝕情況，選取地層結(jié)構(gòu)外延法進行剝蝕量的恢復，該方法在分析多期剝蝕歷史下的剝蝕量方面具有一定的優(yōu)勢[15]，它是基于野外露頭、鉆井、測井等基礎地質(zhì)資料，了解研究區(qū)的區(qū)域地質(zhì)特征，并在研究區(qū)現(xiàn)有的地震剖面資料的基礎上，精細刻畫出各層位及構(gòu)造特征，依據(jù)識別出的不整合面以及剝蝕點，根據(jù)構(gòu)造形態(tài)推測出地層剝蝕的厚度進行地層趨勢延伸，從而得到未剝蝕前的地層形態(tài)的一種剝蝕量恢復法[14-15]。這種方法在塔中隆起[14]、塔里木盆地草湖凹陷[17]、遼河盆地西部凹陷[18]等區(qū)域的古地貌恢復中得到較好的應用效果。

具體步驟如圖1所示，首先在井震資料基礎上，從地震數(shù)據(jù)中拾取地層剝蝕面，是指根據(jù)地震反射特征從地震數(shù)據(jù)中識別出地層剝蝕點，并將所有地層剝蝕點組合為地層剝蝕面。根據(jù)地層剝蝕面劃分地層殘余區(qū)和地層剝蝕區(qū)，是指地層剝蝕面視為一個分界面，若該分界面的某一側(cè)的地層未遭受剝蝕，則該側(cè)為地層殘余區(qū)，另一側(cè)為地層剝蝕區(qū)。根據(jù)殘余地層界面序列計算各地層的殘余厚度，是指將地層界面視為地層的頂界面或底界面，并通過頂界面和底界面求取殘余地層的厚度，其計算公式為

圖1 古地貌恢復流程圖Fig.1 Flow chart of ancient landform restoration

殘余地層厚度=地層頂界面-地層底界面

(1)

其次，對未剝蝕的地層依據(jù)識別出的地層不整合面及剝蝕點，根據(jù)其空間趨勢進行線性外推，推測出地層剝蝕的厚度，進行地層趨勢延伸，形成布滿地震工區(qū)的地層厚度場，從而得到未剝蝕前的地層形態(tài)。

最后，按照地層從老到新的順序，從最底部地層開始，將殘余地層殘余厚度與剝蝕厚度相疊加，依次求取各地層頂界面所對應的地層空間形態(tài)，最終得到完整的古地貌形態(tài)。

但由于地震資料是時間域，需要根據(jù)鉆、測井資料，擬合出時深轉(zhuǎn)換關系，進行深度域的轉(zhuǎn)換，得到深度域地層厚度圖。

2 研究區(qū)古地貌恢復過程與效果

松遼盆地坐落于松嫩平原南部以及遼河平原北部，是大型的中生代-新生代陸相含油氣盆地[19]，松遼盆地在垂向上具有“下斷上坳”的雙層結(jié)構(gòu)[20]，其下部為斷陷盆地，主要發(fā)育有火石嶺組、沙河子組、營城組等重要層段；其上部為坳陷盆地，主要發(fā)育有泉頭組三-四段、青山口組、姚家組、嫩江組等層段[21]。松遼盆地東南隆起區(qū)位于盆地的東南部，按照前人的方案可以將盆地劃分為七個構(gòu)造單元，其中，東南隆起區(qū)是極為重要的一級構(gòu)造單元之一，其深層斷陷發(fā)育具有良好的生烴潛力及有利的生儲蓋組合[22]。在盆地內(nèi)的具體位置如圖2所示[23]。

研究區(qū)主要包含釣魚臺隆起、青山口背斜帶、德惠凹陷等二級構(gòu)造單元。自晚侏羅世以來，松遼盆地經(jīng)歷了基底早期褶皺、熱隆張裂、伸展斷陷、熱降坳陷、構(gòu)造反轉(zhuǎn)、隆升剝蝕、差異升降七個構(gòu)造階段[24]，也有學者認為松遼盆地演化過程可以大致分為斷陷初始期、強烈斷陷期、斷陷高峰晚期、斷坳轉(zhuǎn)換期和坳陷期五個階段[25-26]，但泉頭組至嫩江組均一致認為形成于熱降后坳陷期，區(qū)內(nèi)主要為裂后熱沉降階段的沉積充填產(chǎn)物，其中泉頭組-青山口組為裂后伸展、快速沉降階段的產(chǎn)物，這一時期對應的地震反射界面分別為T3和T11，其中，T3～T1為嫩江組、T1～T11為姚家組、T11～T2為青山口組、T2～T3為泉頭組，這些層位也是本文研究的主要目的層。

V1為長春嶺背斜帶；V2為賓縣-王府凹陷；V3為青山口背斜帶；V4為登婁庫背斜帶；V5為釣魚臺隆起；V6為楊大城子背斜帶； V7為德惠凹陷；V8為榆樹凹陷；V9為九臺階地；V10為梨樹凹陷；V11為雙遼凹陷 圖2 東南隆起構(gòu)造分區(qū)及研究區(qū)位置圖[23]Fig.2 Structural zoning of southeast uplift and location map of study area[23]

2.1 井震結(jié)合計算殘余厚度

根據(jù)核工業(yè)北京地質(zhì)研究院外協(xié)課題《松遼盆地演化動力學及重點地區(qū)沉積體系精細研究》項目中所提供的鉆測井資料及地震數(shù)據(jù)進行層位標定，對各層系現(xiàn)存的層間厚度進行計算并成圖，得到如圖3所示的殘余地層厚度圖。圖3中嫩江組(T3～T1)和姚家組(T1～T11)中央部位存在大面積的剝蝕區(qū)(圖3中所示紅色區(qū)域)，這些厚度薄的殘余地層是盆地演化后期地層抬升而導致大范圍剝蝕所造成的。與之相反，青山口組、泉頭組的殘余地層中心位置地層相對較厚，表明在這一時期并未遭受太多剝蝕。

2.2 基于地層結(jié)構(gòu)外延法的剝蝕量恢復

地層結(jié)構(gòu)外延法主要是根據(jù)未剝蝕地層的空間趨勢進行線性外推，推測出地層剝蝕的厚度，進行地層趨勢延伸的一種剝蝕量恢復方法，原理示意圖如圖4所示。地層趨勢延伸需要以地震資料為基礎，明確地震層位與地質(zhì)分層之間的對應關系。精確的層位標定是地震資料具有可靠性的前提[27]，其中應用合成地震記錄來標定地震層位是地質(zhì)、地震、測井相結(jié)合的關鍵環(huán)節(jié)[28-29]，通過合成地震記錄的標定，可以確定地震層位與地質(zhì)分層的對應關系及各界面的地震反射特征。據(jù)項目內(nèi)部地震層位劃分資料與前人劃分結(jié)果相比較，可以明確：T02反射層相當于嫩江組的頂面(K2n),為一個連續(xù)性較好的強反射波同相軸；T1反射層相當于姚家組的頂面(K2y)，強振幅、強單設同相軸、連續(xù)性好；T11反射層相當于姚家組和青山口組分界面(K2qn)，為弱反射、弱連續(xù)界面，局部可見不整合；T2反射層相當于青山口組和泉頭組的分界面(K1-2q)，強振幅、連續(xù)性好[30]；T3反射層相當于泉頭組和登婁庫組分界面，為弱反射、弱連續(xù)界面。

1.5 統(tǒng)計學處理 采用SPSS 18.0統(tǒng)計軟件進行數(shù)據(jù)處理。連續(xù)變量例如年齡、體質(zhì)量、實驗室相關檢查結(jié)果、住院時間等符合正態(tài)分布的計量資料以x±s表示，組間均數(shù)比較采用t檢驗。男女比例、腫瘤類型、輸血患者比例、下肢深靜脈血栓和肺栓塞的發(fā)生率采用卡方檢驗進行比較。P＜0.05為差異有統(tǒng)計學意義。

圖3 殘余地層厚度圖(時間域)Fig.3 Residual stratum thickness map (time domain)

在地層趨勢外延法[14-15]基礎上進行了一些改進，建立了基于多項式擬合算法的一種地層趨勢外延法。在外延時，一般選取不整合面附近的層位作為先驗數(shù)據(jù)進行多項式擬合，并利用最小二乘法進行求解，鑒于地層界面的復雜程度，選取五次多項式、六次多項式等類型進行擬合。

以嫩江組頂界面T03為例，所得到的多項式擬合公式為

F(x)=p1x5+p2x4+p3x3+p4x2+p5x

(2)

式(2)中：p1=-1.763×10-18,p2=2.034×10-13,p3=-9.119×10-9,p4=1.9×10-4,p5=-2.156。

在基于多項式擬合的地層結(jié)構(gòu)外延法基礎上進行剝蝕量恢復，依據(jù)研究區(qū)內(nèi)的鉆測井資料，以07-532地震剖面為例(縱坐標為雙程走時(TWT)，橫坐標為地震測線樁號)，對每一條測線上的剝蝕量都進行標定如圖5所示。07-532地震測線分布如圖2所示，位于研究區(qū)中部多個二級構(gòu)造分界處，由西向東依次穿過登婁庫背斜帶、賓縣—王府凹陷、青山口背斜帶、釣魚臺隆起及德惠、榆樹凹陷，地形變化復雜，地震相類型豐富，以塊狀、席狀等[31]地震相為主。依據(jù)投影至該剖面的nong42、de3井進行井震標定，可明確各層系的地震反射界面，并分層系匯總成剝蝕量等值線圖，如圖6所示。

圖4 地層結(jié)構(gòu)外延法原理示意圖Fig.4 Schematic diagram of formation structure epitaxy method

圖5 剝蝕恢復示意圖(以07-532測線為例)Fig.5 Schematic diagram of denudation recovery (taking survey line 07-532 as an example)

從圖6中可以看出，嫩江組的剝蝕大致分為四個區(qū)塊，區(qū)塊Ⅳ剝蝕范圍最廣、剝蝕量最大，包含了賓縣—王府凹陷、青山口背斜帶及榆樹凹陷的絕大部分區(qū)域，剝蝕量最高可以達到300 ms以上，而全區(qū)大范圍的剝蝕都在100 ms以上。區(qū)塊Ⅰ的剝蝕范圍主要集中在登婁庫背斜帶和釣魚臺隆起等區(qū)域，可以達到300 ms，平均為0～100 ms。相對而言，區(qū)塊Ⅱ和區(qū)塊Ⅲ的剝蝕范圍較小，剝蝕量較低，最大僅120 ms左右。

姚家組、青山口組和泉頭組剝蝕等值線圖類似。姚家組的剝蝕量主要集中在賓縣-王府凹陷，登婁庫背斜帶以及德惠凹陷附近。其中，登婁庫背斜帶的剝蝕量最大，剝蝕最大值可達240 ms，全區(qū)大部剝蝕在100 ms以上。青山口組的剝蝕量分布零散，范圍小，剝蝕量數(shù)值最高僅220 ms，位于登婁庫背斜帶上。德惠凹陷和榆樹凹陷區(qū)域內(nèi)剝蝕量不超過160 ms。泉頭組的剝蝕量 剝蝕范圍極小，但釣魚臺隆起剝蝕量相對較大，最大可達320 ms。

圖6 嫩江組剝蝕等值線圖Fig.6 Denudation contour map of Nenjiang Formation

以時間域的地震資料為基礎計算的剝蝕量(ms)，表示剝蝕量的大小。剝蝕計算后可以明確，嫩江組和姚家組受到的剝蝕較為強烈，剝蝕量大，剝蝕范圍廣，主要集中在賓縣—王府凹陷、青山口背斜帶及榆樹凹陷等區(qū)域。青山口組及泉頭組的地層相對穩(wěn)定，只有個別地區(qū)存在剝蝕量較小的剝蝕現(xiàn)象。

2.3 古地貌恢復

由于研究區(qū)內(nèi)巖性變化大，古壓實校正困難，同時古水深的變化不明確，本文中對這兩項不多作考慮。因此將殘余厚度與計算得到的剝蝕量進行疊加，即可得到研究區(qū)各層位的古地貌厚度圖。由于鉆、測井資料與地震勘探在原理、方法上的不同，得到的數(shù)據(jù)在觀測尺度和所處域上都有所差異[32]，因此得到的厚度圖，剝蝕量等值線圖等都是時間域的數(shù)據(jù)。要想得到更加直觀地深度域的數(shù)據(jù)還需要通過井震聯(lián)合的方法進行時深關系轉(zhuǎn)化。為此，在研究區(qū)選取三口井的測深及時間數(shù)據(jù)進行非線性數(shù)值擬合，得到擬合公式為

Y=148.61+0.737 991X+0.000 338 762X2

(3)

式(3)中：X為時間；Y為測深。

依次將時間域各層位代入即可得到更加直觀、精確的深度域地層厚度圖如圖7所示。

圖7 地層厚度圖Fig.7 Stratum thickness map

泉頭組時期是松遼盆地裂陷快速沉降的階段，從前人的研究成果來看，這一時期，斷陷期形成的多中心小型湖泊基本填平[33]，并受到梨樹-桑樹臺、長春—農(nóng)安和榆樹—扶余三大水系[34]的影響，沉積范圍進一步擴大，據(jù)殘余厚度圖[圖3(d)]可以看出，泉頭組時期的地層厚度分布均勻。結(jié)合該時期剝蝕情況可以明確，研究區(qū)內(nèi)僅存在三個剝蝕區(qū)塊，剝蝕范圍小，剝蝕量少，表現(xiàn)在恢復后的地層厚度圖上即為賓縣—王府凹陷與青山口背斜帶交界處和釣魚臺隆起中部厚度增加明顯，其余地區(qū)變化不大?？赏茰y該時期存在多個小型凹陷，分布于研究區(qū)的南部及西北部，而其余整體地貌形態(tài)較平整。

青山口組時期東南隆起區(qū)通榆水系規(guī)模最大，形成以湖泊-三角洲體系為主體的古地理格局[35]，沉積分布較廣，但通過殘余厚度與恢復后的地層厚度圖對比來看，恢復后層厚變化不大，說明研究區(qū)內(nèi)楊大城子背斜帶、釣魚臺隆起南部等幾乎沒有沉積。根據(jù)恢復后地層厚度圖可以明確該時期在研究區(qū)的兩個小型凹陷或同屬于一個大范圍的凹陷區(qū)，存在較大的沉降中心。

姚家組時期松遼盆地東南部由于構(gòu)造運動開始隆升，湖盆萎縮，但整體仍為湖泊相[36]，沉積豐富。該時期在研究區(qū)的南北兩部殘余厚度與剝蝕量較大，恢復后的地層厚度同樣表明該時期南部和北部區(qū)域地層原始厚度較大，各存在一個沉積中心。而中部隆起區(qū)地勢較高沉積相對較少，反映在圖上即為恢復前后厚度變化不明顯。

嫩江組時期是松遼盆地斷坳轉(zhuǎn)換末期，主要以深湖與濱淺湖交互式沉積為主[37]，嫩一段湖盆大范圍擴張，與整個盆地的湖盆連成整體，由于嫩江組末期強烈的構(gòu)造反轉(zhuǎn)運動，使得湖盆范圍快速縮小，同時東南隆起區(qū)受到強烈剝蝕[38-39]。這一構(gòu)造沉積運動表現(xiàn)在圖上即為研究區(qū)內(nèi)剝蝕區(qū)域范圍大、剝蝕等值線值高，同時恢復后地層厚度增加顯著。由此可以判斷該時期中部相對隆起，其余地區(qū)存在穩(wěn)定沉積。

3 結(jié)論

采取井震結(jié)合法與地層結(jié)構(gòu)外延法相結(jié)合的回剝-填平補齊法對松遼盆地東南隆起區(qū)進行古地貌恢復，并以此為基礎提出了基于多項式擬合的地層結(jié)構(gòu)外延法，在井震結(jié)合計算出殘余地層厚度的基礎上，通過計算得到地層剝蝕量，二者進行數(shù)學累加得到所求地層厚度。與前人方法相比，該方法能夠更精確地恢復古地貌形態(tài)，并可定量計算殘余厚度與剝蝕厚度，特別是在巖性變化不復雜、古沉積相帶明顯的區(qū)域可以進行古壓實和古水深校正，古地貌形態(tài)恢復更為準確。

將本文所提方法應用于松遼盆地東南隆起區(qū)北部，準確刻畫了該地區(qū)的古地貌特征。該區(qū)古地貌特征表明，青山口組及泉頭組時期中部釣魚臺隆起區(qū)地勢相對低洼，沉積充足，受構(gòu)造影響姚家組時期開始抬升；北部區(qū)域在研究期內(nèi)均穩(wěn)定處于較低地勢；而南部從泉頭組至嫩江組經(jīng)歷了由凹陷到隆升的構(gòu)造轉(zhuǎn)變。