埋藏史热演化史恢复
鄂尔多斯盆地渭北隆起奥陶系构造_热演化史恢复
第８ ８卷 第１ １期２ ０ １ ４年１ １月 地 质 学 报 ＡＣＴＡ ＧＥＯＬＯＧＩＣＡ ＳＩＮＩＣＡ Ｖｏｌ．８８ Ｎｏ．１１Ｎｏｖ． ２ ０ １ ４注：本文为国家自然科学基金项目（编号４１３７２１２８）、西北大学大陆动力学国家重点实验室（编号ＢＪ０８１３３－１）、国家重大专项（编号２０１１ＺＸ０５００５－００４－００７ＨＺ）和中国地质调查局科研项目（编号１２１２０１１３０４０３００－０１）资助的成果。
收稿日期：２０１４－０７－２９；改回日期：２０１４－０９－２５；责任编辑：周健。
作者简介：任战利，男，１９６１年生。
博士后，西北大学教授、博士生导师，主要从事盆地热史与油气成藏及油气评价研究工作。
通讯地址：７１００６９，陕西省西安市太白北路２２９号，西北大学地质学系；Ｅｍａｉｌ：ｒｅｎｚｈａｎｌ＠ｎｗｕ．ｅｄｕ．ｃｎ。
鄂尔多斯盆地渭北隆起奥陶系构造－热演化史恢复任战利１，２），崔军平１，２），李进步３），王继平３），郭科２），王维２），田涛２），李浩２），曹展鹏２），杨鹏２）１）西北大学大陆动力学国家重点实验室，西安，７１００６９；２）西北大学地质学系，西安，７１００６９； ３）苏里格气田研究中心，西安，７１００１８内容提要：鄂尔多斯盆地渭北隆起区构造位置独特，演化历史复杂。
该区下古生界奥陶系碳酸盐岩有机质丰度较高，是寻找天然气的有利地区。
奥陶系碳酸盐岩由于缺乏有效的古温标，热演化程度的确定及热演化历史的恢复一直是研究的难题。
本文利用渭北隆起奥陶系碳酸盐岩大量的沥青反射率测试资料，结合上覆晚古生代、中生代地层的镜质组反射率资料及磷灰石和锆石裂变径迹等古温标，恢复了渭北隆起的构造热－演化史。
研究结果表明古生界奥陶系热演化程度具有北高南低的特点。
奥陶系等效镜质组反射率普遍大于２．００％，处于过成熟干气阶段。
磷灰石裂变径迹资料表明渭北隆起抬升冷却具有南早北晚的特点。
南部奥陶系—下二叠统抬升早，约为１０２～１０７Ｍａ，北部自６５Ｍａ以来抬升，主要抬升时期为４０Ｍａ以来。
苏北盆地高邮凹陷阜宁组油气成藏期研究
高邮凹陷位于苏北盆地东台坳陷中部 ，是苏北盆
地 沉 降最深 的一 个箕 状 凹陷 ，高邮 凹陷 的构造 格 局可 分 为南部 断 阶带 、 中部 深 凹带和 北部斜 坡带 。 高邮 凹陷
收稿 日期 ：２ １ —１－１ ；修改 日期 ：２ １－１ － ４ ００ １ ９ ００ ２ ２
３ ｏ４２１ Ｃ ｉ ｅｒｅｍ Ｅｐ ｒ ｌ ’ ７ Ｎ ０ １ ｈ ａＰｔ ｌ ｘｌ ａｏ ’ Ｓ ｎ ｏｕ ｏ ｔ ｎ Ｉ
温 梯度 为 ２ ． ℃／ ｉ ，三垛 组平 均地温 梯度 为 ２ ． 不断调 整古地 温梯 度 ，来改善模 拟 风 值与 实测值之 间 ２６ ｋ ｎ ５２ ℃／ ｍ，戴 南组 平均地 温梯度为 ３ ． ℃／ ｍ，阜 宁组 的拟合程 度 ， ｋ ２１ ｋ 最终得 到比较好 的拟合 结果 ， 而确定 了 从 地温 梯 度较 高 ，平 均为 ３ ．Ｅ／ ｍ。 ５６ ｋ 该 区一 般 的热流演 化模 型 ：古地温 梯 度在阜 宁组沉 积 时期 最大 ， ４ ℃／ ｍ， 为 ５ ｋ 三垛 组沉积 末期 降低为 ４ ℃／ １ 镜质组反射率 （ 。 随热演化程度的增加而增大 ， ｋ 抬升剥蚀期快速降低，到２ Ｍａ ３ Ｅ／ ｍ， 尺） ｍ， ４ 为 ０ ｋ 然 ９ ｋ 而且具 有 不可逆性 ， 因此 ， 质组 反射率 值主要 受最 高 后逐渐 降低 到现今 的 ２ Ｅ／ ｍ。 镜
裹体均一温度分析 ，对高邮凹陷阜宁组多个构造带的 混合岩 性 。混 合岩性 的物性 参数 如密度 、初 始孔 隙度 、 成 藏期 进行 确定 。 渗透率 、 缩 系数 、 压 热导 率 、比热等 由ＩＳ 件通过 对 Ｅ软 纯岩性相应参数的算术平均或几何平均计算生成。
沉积盆地热演化史研究方法
沉积盆地热演化史研究方法盆地热演化史研究方法很多，主要有地球动力学模型法及古温标法两类。
一、地球动力学模型法地球动力学模型法是通过对盆地形成和发展过程中岩石圈构造（伸展、减薄、均衡调整、挠曲形变等）及相应热效应的模拟（盆地定量模型），获得岩石圈热演化史（温度和热流的时空变化）。
不同类型的盆地，具有不同的热史模型，根据已知或假定的初始边界条件，通过调整模型参数，使得模型计算结果与实际观测的盆地构造沉降史相拟合，从而确定盆地底部热流史；进而结合盆地埋藏史，恢复盆地内地层的热演化历史。
不同类型的盆地由于其形成的地球动力学背景和成因机制的差异，导致盆地演化过程的不同。
因而描述其构造热演化过程的数学模型也是不同的，P．A．Allen和J．R．Allen（1990）在其论著中对岩石圈伸展作用形成的盆地、挠曲盆地及与走滑变形有关的盆地的热史模型都作过详细地论述。
（一）伸展盆地伸展盆地是目前研究较广泛、研究程度较高的盆地类型，裂谷、拗陷、拗拉槽和被动大陆边缘是其基本样式。
在地壳和岩石圈伸展、减薄作用下形成，其主要的构造热作用过程包括：岩石圈的伸展减薄、地幔侵位、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载相关的均衡调整。
裂谷是地壳中的拉张区，现代裂谷具有负的重力异常、高热流值和火山活动等特征，表明在深部存在某种热异常。
裂谷分主动裂谷与被动裂谷两种类型。
1978年McKenzie研究了被动裂谷或机械伸展模型的定量结论后，提出了瞬时均匀伸展模型。
该模型假定地壳和岩石圈的伸展量是相同的（即均匀伸展）；伸展作用是对称的，不发生固体岩块的旋转作用。
因此，这是纯剪切状态。
构造沉降主要取决于伸展量、伸展系数（β）以及初期地壳与岩石圈的厚度比值。
该模型可概括如下：①拉张盆地的总沉降量由两部分组成：其一是由初始断层控制的沉降，称为初始沉降，它取决于地壳的初始厚度及伸展系数β；其二是岩石圈等温面向着拉张前的位置松驰，从而引起的热沉降，热沉降只取决于伸展量的大小；②模拟结果表明，断层控制的沉降是瞬时性的，而热沉降的速率随时间呈指数减小，这是由于热流随时间减小的结果。
02_埋藏史模拟
（一）超压层
第三章 埋藏史模拟
第三节 埋藏史恢复
三、超压技术
（一）超压层
第三章 埋藏史模拟
第三节 埋藏史恢复
三、超压技术
（二）古超压方程
第三章 埋藏史模拟
第三节 埋藏史恢复
三、超压技术
（二）古超压方程
第三章 埋藏史模拟
第三节 埋藏史恢复
三、超压技术
（二）古超压方程
经过一系列的推导……
第三章 埋藏史模拟
1.压力系数
第三章 埋藏史模拟
第二节 地层压力
二、异常地层压力
2.压力梯度
（一）压力系数、压力梯度及异常压力分类
3.异常压力分类
第三章 埋藏史模拟
第二节 地层压力
二、异常地层压力
3.异常压力分类
（一）压力系数、压力梯度及异常压力分类
第三章 埋藏史模拟
第二节 地层压力
二、异常地层压力
（二）异常压力的形成机制
第一节 压实作用与孔隙变化规律
一、压实作用
（二）压实阶段划分
国 外
第三章 埋藏史模拟
第一节 压实作用与孔隙变化规律
一、压实作用
（二）压实阶段划分
国 内
第三章 埋藏史模拟
第一节 压实作用与孔隙变化规律
一、压实作用
（二）压实阶段划分
本书
第三章 埋藏史模拟
第一节 压实作用与孔隙变化规律
二、孔隙度变化规律
在压实过程中，地层骨架体积始终保持不变，地层体积变小由地层孔 隙体积变小引起； 在压实过程中，地层横向宽度保持不变，仅纵向厚度随地层体积的变 小而变小； 地层压实程度由埋深所决定，且具不可逆性，即在埋深不超过最大古 埋深时，地层压实程度保持不变。
松辽盆地上古生界烃源岩特征及有效性分析
松辽盆地上古生界烃源岩特征及有效性分析作者：李艳来源：《地球科学与环境学报》2013年第04期摘要：松辽盆地石炭系—二叠系烃源岩经历了较为复杂的构造演化，不同地区烃源岩的埋藏史、热演化史及生烃史不相同。
通过对收集的资料和采集的上古生界烃源岩样品进行地球化学分析，探讨了松辽盆地不同地区石炭系—二叠系烃源岩演化特征及其有效性。
结果表明：松辽盆地上古生界烃源岩有机质丰度低，有机质类型较差（主要为Ⅲ型和[KG-30x]型），现今热演化程度高（已达到成熟和过成熟阶段），后期生烃潜力有限，但不代表地质历史时期生烃贡献小；肇源、长岭地区上古生界烃源岩为后期深埋藏型，存在二次生烃，为上古生界有效烃源岩主要分布区，对天然气资源有贡献；杜尔伯特地区由于受周边侵入岩烘烤、后期浅埋深等因素的影响，古地温远高于现今地温，不能发生二次生烃，烃源岩基本无效。
因此，松辽盆地肇源、长岭地区为上古生界烃源岩有利生气区。
关键词：烃源岩；热演化史；上古生界；地球化学；二次生烃；松辽盆地中图分类号：P618.130.2；TE122 文献标志码：A0 引言松辽盆地浅层勘探程度已经很高，但近几年在盆地深层也有大气田发现[117]，因此探索具有含油气远景的深部层系是有必要的。
松辽盆地深部层系地质和油气资源评价是一个新的研究领域，前人在这方面所做的工作甚少，因此，可用资料少且资料品质差。
上古生界石炭系—二叠系烃源岩经历的构造演化较为复杂，不同地区烃源岩的埋藏史、热演化史及生烃史有差异[1820]。
针对上述情况，开展前期的盆地评价和油气资源战略选区，通过实施少量勘探工作，实现战略发现和突破，为油气资源战略选区提供理论和技术支持。
笔者以松辽盆地上古生界烃源岩为研究目的层，结合前人研究成果，采用地球化学手段对烃源岩进行化验分析，对上古生界烃源岩进行有效性判识，指出烃源岩的二次生气有利区带，为该区长远勘探战略提供参考。
1 沉积演化及地层早古生代，中朝板块和西伯利亚板块拼合形成的复杂构造带构成了松辽盆地的原始基底。
迪北气藏侏罗系阿合组烃包裹体特征及成藏分析
迪北气藏侏罗系阿合组烃包裹体特征及成藏分析张宝收;杨海军;张鼐;赵青【摘要】迪北气藏侏罗系阿合组储集层共见到2期烃包裹体:Ⅰ期发黄色荧光的烃包裹体和Ⅱ期发蓝白色荧光的烃包裹体.根据包裹体光性特征和组分分析:Ⅰ期烃包裹体为成熟的中质油,Ⅱ期烃包裹体为成熟—过成熟的轻质凝析油.油源对比认为,形成这2期烃包裹体的主力烃源岩是阳霞凹陷三叠系湖相烃源岩.通过包裹体测温、捕获深度计算及埋藏史恢复,Ⅰ期烃包裹体形成于中新统康村组沉积早—中期(17-10 Ma),Ⅱ期烃包裹体形成于中新统康村组沉积晚期—库车组沉积中期(10-5 Ma).迪北气藏所在的依奇克里克构造带自中新世以来快速沉积,快速沉降,导致其具有多期连续成藏的特点,先后形成Ⅰ期和Ⅱ期油气的聚集.【期刊名称】《新疆石油地质》【年(卷),期】2019(040)001【总页数】7页(P41-47)【关键词】迪北气藏;阿合组;烃包裹体;均一温度;油源对比;成熟度【作者】张宝收;杨海军;张鼐;赵青【作者单位】中国石油塔里木油田分公司勘探开发研究院,新疆库尔勒841000;中国石油塔里木油田分公司勘探开发研究院,新疆库尔勒841000;中国石油勘探开发研究院,北京100083;中国石油塔里木油田分公司勘探开发研究院,新疆库尔勒841000【正文语种】中文【中图分类】TE112.113继发现克拉2，迪那2和牙哈等大气田后，库车地区近年又相继发现了大北、克深等一大批气田（藏），从而成为塔里木盆地重要的天然气勘探区域，受到众多专家和学者的关注，并进行了广泛的研究。
前人通过地化指标和埋藏史研究，认为库车地区成藏期为2期，其中吉迪克组沉积时期为主要成油期，库车组沉积时期至今为主要的聚气期[1]；根据生烃史法、油藏地球化学方法等分析认为，库车地区油气系统具有多期成藏、多阶连续的成藏特点，其主要成藏期有3期[2]。
迪北气藏位于库车坳陷依奇克里克构造带迪北斜坡带的中段（图1）。
古地貌恢复方法介绍
古地貌恢复方法介绍古地貌恢复是盆地分析的一项重要内容。
一般认为，古地貌是构造变形、沉积充填、差异压实、风化剥蚀等综合作用的结果，特别是构造运动，往往导致盆地面貌的整体变化，是其中最大的影响因素。
前人对古地貌恢复进行了较为深入的研究，无论是思路上还是方法上，都有过大胆的尝试，业已形成了丰富的方法和理论，一般主张从构造恢复和地层厚度恢复两个方面着手。
目前已有很多专业的软件投入使用，这给古地貌恢复带来了很大的便利。
但是由于地质条件尤其是构造条件的复杂性和多变性，古地貌恢复仍有很长的路要走。
§构造恢复2.1.1 构造恢复现状在盆地的演化过程中，正是由于基底沉降才使盆地得以形成和发展。
自Sleep 研究得出大西洋被动大陆边缘的基底沉降随时间的变化符合指数函数规律后，基底沉降分析已成为大陆边缘和板内张性盆地成因研究的重要途径。
实际上，基底沉降由构造沉降和负载沉降两部分构成。
构造沉降由地球动力作用引起，负载沉降则是指当构造沉降发生之后形成的盆地空间被沉积物充填时，沉积物本身的重量又使基底进一步下沉而形成被动增加的沉降。
因此，从基底沉降中剔除负载沉降即为构造沉降。
据现有研究成果，引起沉积盆地沉降的主要机制有均衡(Airy，1855)、挠曲[5]和热沉降[6],[7],[8]三种。
其中均衡模式基于阿基米德(Archimedes)原理，认为岩石田没有任何弹性，各个沉积柱间相互独立运动，故又称为点补偿模式或局部均衡模式。
挠曲模式也基于阿基米德原理，但把基底对负载的响应看成材科力学中受力弯曲的弹性板，认为其均衡补偿不仅发生在负荷点，而且分布在一个比较宽的范围之内，又称为区域均衡模式。
热沉降模式认为热效应导致岩石圈发生沉降，因为岩石圈增温快(如岩浆侵入)，冷却则慢得多，而冷却岩石的密度和浮力比炽热岩石的低。
一般地，由热机制导出的沉降分初期快速沉降(由于岩石圈变薄)和后期快速沉降(由于岩石圈冷却收缩)2个阶段，McKenzie（1978）称早期为初始沉降，晚期为构造沉降。
地热史恢复系统
含油气盆地热史恢复方法体系一.前言经查找文献所得，简要的阐述一下常规热史恢复的基本原理和方法以及近些年古温标研究和构造一热演化模型方面的进展情况，然后针对海相残留盆地多期复杂热史恢复这一特殊问题,提出了盆地与岩石圈尺度并举、不同封闭温度的多种古温标和盆地模型结合的海相残留盆地热史恢复体系的初步思路以及工作的方法。
以及结合沉积盆地热演化史研究方法，较详细的介绍一下含油气盆地热史恢复方法体系。
二.正文海相盆地热史恢复方法体系中国大陆地区海相盆地形成时代早（古生代或更早），经多期次构造叠加与改造，海相沉积盆地的原形已不复存在，因此刘光鼎先生称之为“残留盆地”。
海相残留盆地长期和复杂的构造一热演化过程决定了其热史的多期性和复杂性。
鉴于盆地热史的恢复过程是从现今追索到过去，因此海相盆地上覆陆相盆地或陆相地质时期热史的恢复乃海相残留盆地热史研究所不可逾越的工作。
海相残留盆地的地质特点以及它与陆相盆地热史的密切关联决定了海相盆地较陆相盆地更为复杂川,它所要求的热史恢复技术和方法更为苛刻，远非某种单一的热史恢复方法就可以解决，它需要一个更为复杂和多样化、且彼此补充的热史恢复方法体系。
1多期复杂热史的记录与恢复在讨论海相盆地热史恢复方法体系之前，有必要阐明一下盆地多期复杂热史是如何被记录和恢复的。
盆地演化过程中其热状态是变化的，这种变化直接影响盆地内油气生、运和储等动力学过程。
盆地热史（包括盆地热流史和地层温度史）的恢复不仅对烃源层生烃期次、有机质成熟度史的确定和初次运移量及区带评价乃至圈闭评价等油气成藏描述具有不可或缺的意义，同时它也是研究盆地构造一热演化过程的一个重要方面。
热史的恢复可以在岩石圈尺度和/或盆地尺度上进行。
1.1岩石圈尺度的构造一热演化模拟在岩石圈尺度上，盆地热史可根据盆地成因，通过盆地构造一热演化或地球物理模拟来恢复。
如，拉张盆地构造热演化模拟是在岩石圈尺度通过求解瞬态热传导方程来研究盆地在形成演化过程中的热历史及沉降史。
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目的： 分析古构造的发展与演化 评价烃源岩有机质在地质时期中的热演化程度 分析地层在地质时期中经历的温度和压力条件
技术方法：
•Mckenzie的纯剪切法 •Airy地壳均衡法 •挠曲均衡法 •平衡剖面技术 •超压技术 •回剥技术
对盆 地或 剖面
单井
考虑因素：
•构造与负荷沉降 •断裂事件 •地层压实作用 •剥蚀事件、沉积间断 •海平面与古水深
每一层在不同埋深下的厚度Hi(Dj)。
现今地层
上 伏 地 层 厚 度 （Dj）
第i层厚度
H i(Dj)
上 伏 地 层 厚 度 （h）
第i层厚度
H i(h)
第j层沉积
Tm
Fn
回 剥 法 示 意 图
F4
F3 F2 F1 现今地层
深度 (m)
时间 (Ma)
T4
T3
T2
T1
F4
F3
F2
F1
F3
F2
F1 沉积初期
古地温比未经校正者提高10～15℃，厚度可增加300～450m。
因此，在恢复埋藏史时，不能只凭现今地层剖面上各层厚度 进行逐层相减来求得，而必须考虑到压实作用的影响。
同一地层在不同埋藏深度下地层厚度
埋藏深度 (m)
平均孔隙度 (%)
地层厚度 (m)
50 50 1000
500 20 700
2500 10 600
紧密压实阶段
松辽盆地的泥岩压实曲线（据王行信，1980）
压实作用
正常压实
异常压实(欠压实)
正
孔隙流体处于开放状态，随上覆沉积物的增加的流体
常 不断排出，孔隙度随上覆沉积物的增加而相应减少。因此
压 实
，正常压实段的孔隙流体压力处于动平衡状态，基本上保 持为静水柱压力，即孔隙流体压力系数取决于孔隙流体密 度。正常压实又称为平衡压实。
早期快间水 纯蒙脱石 13.5 35~25
正常
晚期突变 第三层间水 蒙伊混层 21.1 25~10 异常高压
晚期紧密 最后层间水 纯伊利石
0.7 10~5
正常
深0
孔隙度(%)
10
20
30
度
(m)
1000
2000
压实阶段 快速压实阶段 稳定压实阶段 突变压实阶段
5000 5 550
压实作用 “回剥法” 恢复埋藏史 “超压法”恢复埋藏史 “平衡剖面法”
一、回剥法原理
回剥法恢复埋藏史示意图
现今
再剥
剥去
厚度
去2层
3层
3
1
2
2
1
1
3层沉
积末期
3
2 1
沉积表面
沉积时间
B
C
C
A
B
B
A
A
原始孔隙 岩石骨架
A沉积末期
B沉积末期
残余孔隙
A 层岩石 骨架不变
C沉积末期
地层剥蚀
C
12(My)
D
5 (My)
F
4 (My)
地层 代号
岩性剖面
沉积时间
A
10 (My)
被剥蚀
B
8(My)
地层
C
12(My)
D
5 (My)
F
4 (My)
“ 回 剥 法” 恢 复 埋 藏 史 示 意 图
0
5
剥蚀地层
10
15
20
地质时间
剥蚀地层
0
5
10
15
20
25
25 B
C D E
现今
30
(My)
孔隙度=40%
地 层 厚 度
100m
孔
隙
40m
流
体
岩
石
60m
骨
架
沉积岩层厚度与岩石骨架、孔隙流体关系示意图
粘土压实作用示意图
（据Terzaghi,1948)
天然样品 A HA B HB
埋
A
B
深
等效样品
孔隙水
Z2A
HA
Z1A
hsA== hsB
Z2B HB
Z1B
VanHint(1978)首次强调定量的压实校正的重要性。汪缉安、 熊亮萍等(1984)恢复华北地区的埋藏史时，把现今1500m厚度 的沙河街组分别按不同岩性压实校正与未经压实校正进行对 比，计算结果表明在东营组末和馆陶组末，经过压实校正的
Dj Hi (Dj ) Dj
1(z)
dz
hHi (h) h
1(z)
dz
式中 Hi(Dj)—现今顶界埋深为h(米)的第I层的厚度(米)； Hi(h)—第j层沉积时埋深为Dj(米)的第I层的厚度(米)； (z)—孔隙度与埋深的关系。
根据钻井地层分层资料和声波测井资料，由公式可以求解出
欠
当孔隙度、渗透率逐渐降低到一定程度时，孔隙流体
压 的排出将会受到阻碍，孔隙度不随上覆沉积物的增加而相
实 应减少。欠压实又称为非平衡压实。
二、 泥质沉积物（岩）压实曲线及其方程
埋藏史恢复的技术方法
一、泥质沉积物（岩）压实作用原理
压实作用是指在上覆沉积负荷作用下沉积物 受到的挤压作用，它是使疏松的沉积物固结成 岩的主要作用之一。
压实作用的压力主要来自上覆沉积物重力和 水体的静水压力。因此，压实作用在地质时期 中长期持续的一种成岩作用。
它从沉积物埋藏开始一直可以继续到沉积 物埋深达9000米以上。在压实作用下沉积物的 孔隙流体不断排出、孔隙度不断减少，体积密 度不断增加。
A 5 (My)
B 5 (My)
C 5 (My)
D 5 (My)
E 5 (My)
A
埋 藏 深 度
二、压实校正数学模型
同一地层在不同埋藏深度下地层厚度
埋藏深度 (m)
平均孔隙度 (%)
地层厚度 (m)
0 50 1000
500 20 700
2500 10 600
5000 5 550
A. D.Flavey和Ian Deighton(1981)在假定压实过 程中岩石骨架体积保持不变的条件下，提出下 列压实校正模型公式：
F2
F1
F1
埋藏史恢复
一、地层压实校正 二、关键性参数 三、计算步骤
孔隙度（对数）
砂
深页 度岩
互 层
正常压实 —静水压 力相
混合压实 —混合压 力相
孔隙压力
海
欠压实
相
超压力相
页
岩
根据孔隙压力对泥岩压实阶段的划分
（据C.R.Evans,1975）
压实作用与孔隙度变化规律
泥岩压实阶段及其特征
压实作用 脱水阶段 粘土矿物 排水量% 孔隙度% 地层压力
沉积压实埋藏史示意图
地层 代号
岩性剖面 沉积时间
沉积岩层在沉积形
A
10 (My) 成过程中，自下而上形
地
层
由
B
老
到
新
C
8(My) 12(My)
成了由老到新的一系列 地层。 “回剥法技术” 就是根据地层形成的时 间、空间顺序关系，从 上而下恢复地层在各个
D
5 (My)
地质时期的厚度和埋藏
深度。
F
4 (My)
0
“
回
剥
法”
恢
复
埋
藏
史
示
0
意
图
5
10
地质时间
5
10
15
20
现今25 (My)
A
5 (My)
B 5 (My)
C 5 (My)
D 5 (My)
E 5 (My)
15
20
B C D E
25 A
A
B
埋
藏
C
深
度
D
E
地层 代号
岩性剖面 沉积时间
A
10 (My)
地层剥蚀：
地层沉积与 抬升的时间 相同。
B
8(My)