松辽盆地东南隆起区古地貌恢复方法与效果

陈兆芹， 刘景彦， 董火祥， 程雨涵， 朱艺

(中国地质大学(北京)能源学院， 北京 100083)

古地貌是地质历史时期的地表形态[1]，是控制沉积盆地及其沉积体系发育的关键因素之一。与古地貌有关的地质构造单元如古隆起、古斜坡、不整合面等是油气运移和富集的主要部位。但不幸的是，受构造运动影响，地质历史时期的地貌塑造过程和地貌形态与现代地貌塑造过程和现今地貌形态通常是不一致的，古地貌往往难以被完整地保留下来，尤其在构造隆起区和剥蚀区更是如此。要了解古地貌特征，需要根据地质构造运动特点和现有残留地貌特征进行古地貌重建，这一过程通常被称之为古地貌恢复。由于古地貌形态直接影响地层沉积过程，从而控制油气藏的生储盖组合，古地貌的准确恢复对油气勘探具有非常重要的意义。

在世界范围内，关于古地貌及其恢复研究肇始于20世纪50年代，现今应用已经非常广泛[2-4]。但在中国，直至20世纪70年代才意识到古地貌恢复对油气勘探的重要性，并在松辽[5]、渤海湾[6]、鄂尔多斯[7]等盆地得到成功应用。此后，中国学者对古地貌恢复研究做了大量工作，如林畅松等[8]利用地震古地貌恢复技术对塔里木盆地古生代中央隆起带古构造地貌进行了研究; 冯磊等[9]通过井震结合法恢复了辽河滩海西部地区沙一段的古地貌形态；宋国奇等[10]应用层序地层学法对加里东期的济阳坳陷沾化地区古地貌进行了恢复。在此基础上，形成了一系列古地貌恢复方法，如沉积学法、层序地层学法、残余厚度法等。沉积学法[1,11-12]是利用沉积前古地质图、岩相古地理图等基础地质图件，并结合相标志、沉积相分析及古河流、古构造发育特点，定性地恢复研究区地古地貌特征；层序地层学法[10-11,13]是根据层序地层学原理，建立上覆地层的层序格架，并以最大洪泛面为区域等时面进行拉平，连接各单井的底面形态即为该区的古地貌；残余厚度法[7]是将剥蚀结束上覆地层开始沉积时作为一等时面，选择沉积地层中某一特殊地层为基准面进行拉平，该面以上的残余厚度即代表了该区的古地貌形态。

每一种方法都有一定的适用条件，需在满足某些条件的前提下才能取得较好效果。对以上方法进行深入分析可以看到，沉积学法综合性强，但对基础图件的依赖性高，并且工作量大；层序地层法选取的基准面等时性较强，理论上所恢复的古地貌更为精准，但基准面选取较难，不适用于大范围的工区；残余厚度法相对直观、简单，但对沉积前的地形及剥蚀量考虑不到位，误差较大。由于松辽盆地东南隆起区受构造剥蚀影响强烈，地层破坏严重，以上三种方法很难获得理想的古地貌恢复效果。

针对研究区多期次、大范围的复杂剥蚀情况，需要采用“多层系”“高精度”的古地貌恢复方法。因此现首先以回剥-填平补齐法为基础，并采用多项式拟合的方法对地层结构进行外延。地层结构外延法[14-15]是一种适用于多期次构造运动叠加形成的地层剥蚀量计算方法。该方法在剥蚀强烈地区，应在恢复剥蚀量基础上，考虑残留地层厚度。因此，需要基于井震联合法[8,16]求取地层残余厚度，再结合地层结构外延法计算地层剥蚀量，最后拟合出有效的时深转换公式，实现古地貌恢复。对多层系同时进行恢复，层系越多，恢复效果越好；通过多项式拟合的方法提高地层界面外推的精度；多种方法相结合的应用方式，实现研究区定性、定量的古地貌恢复。

1 基于回剥-填平补齐法的古地貌恢复

回剥-填平补齐法[3]是一种综合了井震结合及剥蚀量计算方法的古地貌恢复方法。与传统方法相比，对古地貌的恢复相对精细，同时更为简单、直观。综合考虑研究区的范围、形态、以及多期次的剥蚀情况，选取地层结构外延法进行剥蚀量的恢复，该方法在分析多期剥蚀历史下的剥蚀量方面具有一定的优势[15]，它是基于野外露头、钻井、测井等基础地质资料，了解研究区的区域地质特征，并在研究区现有的地震剖面资料的基础上，精细刻画出各层位及构造特征，依据识别出的不整合面以及剥蚀点，根据构造形态推测出地层剥蚀的厚度进行地层趋势延伸，从而得到未剥蚀前的地层形态的一种剥蚀量恢复法[14-15]。这种方法在塔中隆起[14]、塔里木盆地草湖凹陷[17]、辽河盆地西部凹陷[18]等区域的古地貌恢复中得到较好的应用效果。

具体步骤如图1所示，首先在井震资料基础上，从地震数据中拾取地层剥蚀面，是指根据地震反射特征从地震数据中识别出地层剥蚀点，并将所有地层剥蚀点组合为地层剥蚀面。根据地层剥蚀面划分地层残余区和地层剥蚀区，是指地层剥蚀面视为一个分界面，若该分界面的某一侧的地层未遭受剥蚀，则该侧为地层残余区，另一侧为地层剥蚀区。根据残余地层界面序列计算各地层的残余厚度，是指将地层界面视为地层的顶界面或底界面，并通过顶界面和底界面求取残余地层的厚度，其计算公式为

图1 古地貌恢复流程图Fig.1 Flow chart of ancient landform restoration

残余地层厚度=地层顶界面-地层底界面

(1)

其次，对未剥蚀的地层依据识别出的地层不整合面及剥蚀点，根据其空间趋势进行线性外推，推测出地层剥蚀的厚度，进行地层趋势延伸，形成布满地震工区的地层厚度场，从而得到未剥蚀前的地层形态。

最后，按照地层从老到新的顺序，从最底部地层开始，将残余地层残余厚度与剥蚀厚度相叠加，依次求取各地层顶界面所对应的地层空间形态，最终得到完整的古地貌形态。

但由于地震资料是时间域，需要根据钻、测井资料，拟合出时深转换关系，进行深度域的转换，得到深度域地层厚度图。

2 研究区古地貌恢复过程与效果

松辽盆地坐落于松嫩平原南部以及辽河平原北部，是大型的中生代-新生代陆相含油气盆地[19]，松辽盆地在垂向上具有“下断上坳”的双层结构[20]，其下部为断陷盆地，主要发育有火石岭组、沙河子组、营城组等重要层段；其上部为坳陷盆地，主要发育有泉头组三-四段、青山口组、姚家组、嫩江组等层段[21]。松辽盆地东南隆起区位于盆地的东南部，按照前人的方案可以将盆地划分为七个构造单元，其中，东南隆起区是极为重要的一级构造单元之一，其深层断陷发育具有良好的生烃潜力及有利的生储盖组合[22]。在盆地内的具体位置如图2所示[23]。

研究区主要包含钓鱼台隆起、青山口背斜带、德惠凹陷等二级构造单元。自晚侏罗世以来，松辽盆地经历了基底早期褶皱、热隆张裂、伸展断陷、热降坳陷、构造反转、隆升剥蚀、差异升降七个构造阶段[24]，也有学者认为松辽盆地演化过程可以大致分为断陷初始期、强烈断陷期、断陷高峰晚期、断坳转换期和坳陷期五个阶段[25-26]，但泉头组至嫩江组均一致认为形成于热降后坳陷期，区内主要为裂后热沉降阶段的沉积充填产物，其中泉头组-青山口组为裂后伸展、快速沉降阶段的产物，这一时期对应的地震反射界面分别为T3和T11，其中，T3～T1为嫩江组、T1～T11为姚家组、T11～T2为青山口组、T2～T3为泉头组，这些层位也是本文研究的主要目的层。

V1为长春岭背斜带；V2为宾县-王府凹陷；V3为青山口背斜带；V4为登娄库背斜带；V5为钓鱼台隆起；V6为杨大城子背斜带； V7为德惠凹陷；V8为榆树凹陷；V9为九台阶地；V10为梨树凹陷；V11为双辽凹陷 图2 东南隆起构造分区及研究区位置图[23]Fig.2 Structural zoning of southeast uplift and location map of study area[23]

2.1 井震结合计算残余厚度

根据核工业北京地质研究院外协课题《松辽盆地演化动力学及重点地区沉积体系精细研究》项目中所提供的钻测井资料及地震数据进行层位标定，对各层系现存的层间厚度进行计算并成图，得到如图3所示的残余地层厚度图。图3中嫩江组(T3～T1)和姚家组(T1～T11)中央部位存在大面积的剥蚀区(图3中所示红色区域)，这些厚度薄的残余地层是盆地演化后期地层抬升而导致大范围剥蚀所造成的。与之相反，青山口组、泉头组的残余地层中心位置地层相对较厚，表明在这一时期并未遭受太多剥蚀。

2.2 基于地层结构外延法的剥蚀量恢复

地层结构外延法主要是根据未剥蚀地层的空间趋势进行线性外推，推测出地层剥蚀的厚度，进行地层趋势延伸的一种剥蚀量恢复方法，原理示意图如图4所示。地层趋势延伸需要以地震资料为基础，明确地震层位与地质分层之间的对应关系。精确的层位标定是地震资料具有可靠性的前提[27]，其中应用合成地震记录来标定地震层位是地质、地震、测井相结合的关键环节[28-29]，通过合成地震记录的标定，可以确定地震层位与地质分层的对应关系及各界面的地震反射特征。据项目内部地震层位划分资料与前人划分结果相比较，可以明确：T02反射层相当于嫩江组的顶面(K2n),为一个连续性较好的强反射波同相轴；T1反射层相当于姚家组的顶面(K2y)，强振幅、强单设同相轴、连续性好；T11反射层相当于姚家组和青山口组分界面(K2qn)，为弱反射、弱连续界面，局部可见不整合；T2反射层相当于青山口组和泉头组的分界面(K1-2q)，强振幅、连续性好[30]；T3反射层相当于泉头组和登娄库组分界面，为弱反射、弱连续界面。

1.5 统计学处理 采用SPSS 18.0统计软件进行数据处理。连续变量例如年龄、体质量、实验室相关检查结果、住院时间等符合正态分布的计量资料以x±s表示，组间均数比较采用t检验。男女比例、肿瘤类型、输血患者比例、下肢深静脉血栓和肺栓塞的发生率采用卡方检验进行比较。P＜0.05为差异有统计学意义。

图3 残余地层厚度图(时间域)Fig.3 Residual stratum thickness map (time domain)

在地层趋势外延法[14-15]基础上进行了一些改进，建立了基于多项式拟合算法的一种地层趋势外延法。在外延时，一般选取不整合面附近的层位作为先验数据进行多项式拟合，并利用最小二乘法进行求解，鉴于地层界面的复杂程度，选取五次多项式、六次多项式等类型进行拟合。

以嫩江组顶界面T03为例，所得到的多项式拟合公式为

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。

在基于多项式拟合的地层结构外延法基础上进行剥蚀量恢复，依据研究区内的钻测井资料，以07-532地震剖面为例(纵坐标为双程走时(TWT)，横坐标为地震测线桩号)，对每一条测线上的剥蚀量都进行标定如图5所示。07-532地震测线分布如图2所示，位于研究区中部多个二级构造分界处，由西向东依次穿过登娄库背斜带、宾县—王府凹陷、青山口背斜带、钓鱼台隆起及德惠、榆树凹陷，地形变化复杂，地震相类型丰富，以块状、席状等[31]地震相为主。依据投影至该剖面的nong42、de3井进行井震标定，可明确各层系的地震反射界面，并分层系汇总成剥蚀量等值线图，如图6所示。

图4 地层结构外延法原理示意图Fig.4 Schematic diagram of formation structure epitaxy method

图5 剥蚀恢复示意图(以07-532测线为例)Fig.5 Schematic diagram of denudation recovery (taking survey line 07-532 as an example)

从图6中可以看出，嫩江组的剥蚀大致分为四个区块，区块Ⅳ剥蚀范围最广、剥蚀量最大，包含了宾县—王府凹陷、青山口背斜带及榆树凹陷的绝大部分区域，剥蚀量最高可以达到300 ms以上，而全区大范围的剥蚀都在100 ms以上。区块Ⅰ的剥蚀范围主要集中在登娄库背斜带和钓鱼台隆起等区域，可以达到300 ms，平均为0～100 ms。相对而言，区块Ⅱ和区块Ⅲ的剥蚀范围较小，剥蚀量较低，最大仅120 ms左右。

姚家组、青山口组和泉头组剥蚀等值线图类似。姚家组的剥蚀量主要集中在宾县-王府凹陷，登娄库背斜带以及德惠凹陷附近。其中，登娄库背斜带的剥蚀量最大，剥蚀最大值可达240 ms，全区大部剥蚀在100 ms以上。青山口组的剥蚀量分布零散，范围小，剥蚀量数值最高仅220 ms，位于登娄库背斜带上。德惠凹陷和榆树凹陷区域内剥蚀量不超过160 ms。泉头组的剥蚀量 剥蚀范围极小，但钓鱼台隆起剥蚀量相对较大，最大可达320 ms。

图6 嫩江组剥蚀等值线图Fig.6 Denudation contour map of Nenjiang Formation

以时间域的地震资料为基础计算的剥蚀量(ms)，表示剥蚀量的大小。剥蚀计算后可以明确，嫩江组和姚家组受到的剥蚀较为强烈，剥蚀量大，剥蚀范围广，主要集中在宾县—王府凹陷、青山口背斜带及榆树凹陷等区域。青山口组及泉头组的地层相对稳定，只有个别地区存在剥蚀量较小的剥蚀现象。

2.3 古地貌恢复

由于研究区内岩性变化大，古压实校正困难，同时古水深的变化不明确，本文中对这两项不多作考虑。因此将残余厚度与计算得到的剥蚀量进行叠加，即可得到研究区各层位的古地貌厚度图。由于钻、测井资料与地震勘探在原理、方法上的不同，得到的数据在观测尺度和所处域上都有所差异[32]，因此得到的厚度图，剥蚀量等值线图等都是时间域的数据。要想得到更加直观地深度域的数据还需要通过井震联合的方法进行时深关系转化。为此，在研究区选取三口井的测深及时间数据进行非线性数值拟合，得到拟合公式为

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

(3)

式(3)中：X为时间；Y为测深。

依次将时间域各层位代入即可得到更加直观、精确的深度域地层厚度图如图7所示。

图7 地层厚度图Fig.7 Stratum thickness map

泉头组时期是松辽盆地裂陷快速沉降的阶段，从前人的研究成果来看，这一时期，断陷期形成的多中心小型湖泊基本填平[33]，并受到梨树-桑树台、长春—农安和榆树—扶余三大水系[34]的影响，沉积范围进一步扩大，据残余厚度图[图3(d)]可以看出，泉头组时期的地层厚度分布均匀。结合该时期剥蚀情况可以明确，研究区内仅存在三个剥蚀区块，剥蚀范围小，剥蚀量少，表现在恢复后的地层厚度图上即为宾县—王府凹陷与青山口背斜带交界处和钓鱼台隆起中部厚度增加明显，其余地区变化不大。可推测该时期存在多个小型凹陷，分布于研究区的南部及西北部，而其余整体地貌形态较平整。

青山口组时期东南隆起区通榆水系规模最大，形成以湖泊-三角洲体系为主体的古地理格局[35]，沉积分布较广，但通过残余厚度与恢复后的地层厚度图对比来看，恢复后层厚变化不大，说明研究区内杨大城子背斜带、钓鱼台隆起南部等几乎没有沉积。根据恢复后地层厚度图可以明确该时期在研究区的两个小型凹陷或同属于一个大范围的凹陷区，存在较大的沉降中心。

姚家组时期松辽盆地东南部由于构造运动开始隆升，湖盆萎缩，但整体仍为湖泊相[36]，沉积丰富。该时期在研究区的南北两部残余厚度与剥蚀量较大，恢复后的地层厚度同样表明该时期南部和北部区域地层原始厚度较大，各存在一个沉积中心。而中部隆起区地势较高沉积相对较少，反映在图上即为恢复前后厚度变化不明显。

嫩江组时期是松辽盆地断坳转换末期，主要以深湖与滨浅湖交互式沉积为主[37]，嫩一段湖盆大范围扩张，与整个盆地的湖盆连成整体，由于嫩江组末期强烈的构造反转运动，使得湖盆范围快速缩小，同时东南隆起区受到强烈剥蚀[38-39]。这一构造沉积运动表现在图上即为研究区内剥蚀区域范围大、剥蚀等值线值高，同时恢复后地层厚度增加显著。由此可以判断该时期中部相对隆起，其余地区存在稳定沉积。

3 结论

采取井震结合法与地层结构外延法相结合的回剥-填平补齐法对松辽盆地东南隆起区进行古地貌恢复，并以此为基础提出了基于多项式拟合的地层结构外延法，在井震结合计算出残余地层厚度的基础上，通过计算得到地层剥蚀量，二者进行数学累加得到所求地层厚度。与前人方法相比，该方法能够更精确地恢复古地貌形态，并可定量计算残余厚度与剥蚀厚度，特别是在岩性变化不复杂、古沉积相带明显的区域可以进行古压实和古水深校正，古地貌形态恢复更为准确。

将本文所提方法应用于松辽盆地东南隆起区北部，准确刻画了该地区的古地貌特征。该区古地貌特征表明，青山口组及泉头组时期中部钓鱼台隆起区地势相对低洼，沉积充足，受构造影响姚家组时期开始抬升；北部区域在研究期内均稳定处于较低地势；而南部从泉头组至嫩江组经历了由凹陷到隆升的构造转变。