剥蚀厚度恢复方法
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修正的镜质体反射率剥蚀厚度恢复方法
修正的镜质体反射率剥蚀厚度恢复方法
陈增智;柳广弟;郝石生
【期刊名称】《沉积学报》
【年(卷),期】1999(17)1
【摘要】针对目前用的地层剥蚀厚度恢复镜质体反射率差值法所存在问题,在考察地层沉降、抬升、再沉降埋藏史过程的基础上,根据有机质演化累积性和不可逆性原则,利用经典的有机质成熟度时温关系模型(TTI),建立了修正的镜质体反射率剥蚀厚度恢复方法.该方法不仅考虑了剥蚀界面上下镜质体反射率的相对值,还考虑了各自绝对量,与以往仅考虑镜质体反射率差值相比,有较大改进.
【总页数】4页(P141-144)
【作者】陈增智;柳广弟;郝石生
【作者单位】石油大学,北京,100083;石油大学,北京,100083;石油大学,北
京,100083
【正文语种】中文
【中图分类】P5
【相关文献】
1.利用镜质体反射率数据估算地层剥蚀厚度 [J], 胡圣标;张容燕
2.镜质体反射率法在南堡凹陷东营组剥蚀厚度恢复中的应用 [J], 彭清华;周江羽;揭异新
3.利用镜质体反射率恢复地层剥蚀厚度的新方法 [J], 佟彦明;宋立军;曾少军;程涛;危宇宁
4.湘中涟源凹陷镜质体反射率与地层剥蚀厚度恢复 [J], 朱锐;郭建华;旷理雄
5.用镜质体反射率法确定吐鲁番-哈密盆地的古地温梯度和估算地层剥蚀厚度 [J], 柳益群;周立发;冯乔
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沉积盆地地层剥蚀厚度恢复方法及进展
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过程 ，仅能 计算 出一个 不连 续面 所代 表的地 层总剥蚀 量【 而诸 如磷灰 石裂变 径迹分 析 、 积波动 过程分 析 、 ２ ］ 。 沉 宇宙 成 因核 素分 析等新 方 法虽 能计算 出各期 抬升 的地
３ 常用 的剥蚀厚度恢复 方法
量评价油气资源潜力至关重要。在科学界定剥蚀厚度的含义和分析影响地层剥蚀厚 度因素的基础上 ， 出了沉积盆地 中 提 恢复地层剥蚀厚度方法新的分类方案，将现有恢复方法划 归为地质分析对比法 、地 热指标法 、测井技术法 、沉积速率法 及其他方法等五大类 ，并选择 ４ 种常用方法对 比分析了其基本原理 、优缺点和适用条件 。认为在实 际工作 中，应在充分 了解各种方法的特点和正确认识区域地质背景的前提 下，选用合适 的恢复方法，并辅之 以其他方法手段 ，综合 、定量地
成 熟度和 重建 圈闭发 育史等 是 至关重 要 的 ，是沉 积盆 笼 统地 把一 个不连 续面 下伏地 层 的剥蚀 视为 一次 简单 地分 析和 油气 资源定 量评价 中一项 重要 的基础 工作…。 的构造 抬升 的结 果 。实 际上 ，一 个不连 续面 所代表 的
在综合分 析前 人研 究 成果的基 础上 ， 文总结 、 本 归纳 了 构造 抬升过 程是 极 为复杂 的 ，可 能经 历 了多期 的抬升 恢 复沉 积盆地 地 层剥蚀 厚度 方法 的新分 类方案 ，并对 与剥 蚀 。这 些方 法本 身并 不能恢 复构造 抬 升剥蚀 的全
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沉积盆地地层剥蚀地质大学资源学院 ，湖北省武汉市 ４ ０ ７ ） （ ３ ０ ４ 中国石化胜利油 田物探公 司，山东省东营市 ２ ７ ０ ） ５ ０ ０
摘 要：地层剥蚀厚度 的准确恢复对正确重建沉积盆地原始 沉积～构造演化史 、热史及油气生、排、运 、聚史和定
地层剥蚀恢复方法适用性概述
２ ４ 镜 质 体 反 射 率 法 ．
图 １ 地 层 剖面 中地 层 物性 变 化 模 型
应用 镜质 体反 射率 Ｒ 与深 度关 系 资料 测算 剥 。 蚀 厚度 。在正 常情 况下 ， 。 Ｒ 值随深 度 的变化 是连续
收 稿 日 期 ：０ ９ ０ ２｛ ２０… ８ ．
３ ０
内 蒙 古 石 油 化 工
２ｌ ＯＯ年第 １ 期
的、 变 的。 出现 突变 ， 渐 若 则认 为有 多种原 因 ， 如地层 缺 失、 积岩 中再 循环 的镜 质体 岩体 中有 局部 热 源 沉 等 。首先确定 Ｒ 值 的突变 是地层 受剥蚀 而造 成 ， 。 然 后 根 据 剥蚀 面 上 、 Ｒ。 的差计 算 被 剥 蚀 的 厚 度 下 值 （ 可用 作 图法 或解联立 方程 的办法 ） 。计算 剥蚀量 时 要正确 判断Ｒ。 突变原 因 ， 而且须 有足 够的Ｒ。 测数 实 据。
程 度 较 高 的地 区 ， 于 所 指 的 未 被 剥 蚀 地 区仅 是 一 由 个 相 对 的 概 念 ， 此 求 得 的 剥 蚀 量 往 往 小 于 真 正 的 因 剥蚀 量 。 ２ ２ 沉积速 率法 ， ． 又称 未被 剥 蚀 地 层 厚 度 趋 势 延 伸
法
根 据 被 剥 蚀 岩 层 的 沉 积 速 率 、 整 合 面 上 下 岩 不
地 层 剥 蚀 会 造 成 平 行 不 整 合 或 角 度 不 整 合 。 判 断 是 否 存 在 剥 蚀 面 是 一 项 难 度 很 大 的 工 作 ， 别 是 特 对 于 平 行 不 整 合 。 这 是 由 于 地层 间 的物 性 差 不 仅 与 剥 蚀 作 用 有 关 ， 与 地 层 岩 性 、 深 、 压 实 和 成 岩 还 埋 欠 作用等 因素有关 。如 图 １ 示ｍ｝ Ｂ・为两个 剥蚀 所 Ａ， 面， Ｃ为整 合接触 面 ． Ｉ ）为沉 积间断 面。 由于上 述诸 因 素 的 影 响 ， 其 视 物 性 剖 面 上 可 能 会 出现 与 实 际 在 情 况 截 然 相 反 的 情 况 。 Ｂ界 面 ， 如 由于 岩 性 等 因 素 的 影 响 ， 界 面 上 下 的视 物 性 差 为 零 ， 这 一 剥 蚀 面 被 该 使 “ 隐藏” 了起来 ； 而ｃ界 面的视物性差却 不为零 ， 使人 误 以为 Ｃ为一剥蚀 面。
剥蚀量恢复几种方法
我最近正在做剥蚀量恢复和原型盆地分析相关工作，根据现有数据先后用了地震资料趋势外延法、声波时差法和境质体反射率方法，每种方法各有优缺点。
趋势法应用范围广，不受盆地性质限制，只要对盆地的构造特征和演化有清楚的认识就可以做，但是他只能求出相对剥蚀量，即认为洼陷中心地层没有没有受到剥蚀，对于盆地整体抬升造成的剥蚀就无法估计了。
只能是用趋势法先做一个相对剥蚀量，之后用其他井上的数据做一下绝对剥蚀量进行校正。
声波时差对于浅层的剥蚀量恢复效果还不错，但对深层的不整合或是叠合盆地的下部不整合用不了。
而且最好资料段有大段的泥岩段，要是沙泥岩互层的效果非常差。
对于深层的不整合，我是尝试用境质体反射率方法做的，没有其他数据。
但境质体反射率数据有限，单井资料在不整合一下只有两三个境质体反射率的值，而且都选在深度非常接近的范围内，这样使得很临近的井求出来的剥蚀量相差甚远，几乎没有什么意义。
先后用Dow最原始的Ro差值法、外推法、最高古地温法（限于资料我用的是Barker的经验模型）求解的剥蚀量相差巨大。
总之，剥蚀量恢复是个极大的难题，基本都是个大概，要想各个资料的结果相互支持谈何容易！剥蚀量恢复是我们搞勘探过程中不得不面对的困难，希望有做过这方面工作经验的积极讨论，相互提高。
恢复地层剥蚀厚度是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，通过中生代地层剥蚀量的计算、地层最大埋深的确定，可以帮助我们确定第三系之下的烃源岩生油期、生气期，进而准确评价油气资源潜力，优选勘探目标。
这对于第三系之下的油气资源勘探（如C、P的煤成气）显得尤其重要。
目前存在多种计算地层剥蚀量的方法，如：（1）地层对比法、（2）沉积速度法（Van Hinte,1978）、（3）声波测井曲线法（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。
江陵凹陷荆沙组地层剥蚀厚度恢复探讨
反射 率法［ 、改进的声 波时差法 、压实 法 、平 衡 剖面 地质 对 比法ｎ ７ ］ ］ ］ 、邻层 厚 度 比值法 【 】 、参考 层
厚度 法Ｉｊ 一 、沉积速 率 比值法 ｌ ＿ １ 引、沉 积速 率趋 势法 ＿ 】 、磷 灰石 裂 变径 迹 法口 、古地 温梯 度 法【 １ 、包 裹 体测温 法ｎ 、天然 气浓度平 衡法［ 】 、地 质年龄差 比与残 留厚度 乘 积法口 、沉积 波 动过程 分 析法＿。 。 ２等 。
弱 为特 点 。
［ 键 词 ］ 江 陵 凹 陷 ；荆 沙 组 ；剥 蚀 作 用 ；剥 蚀 厚 度 关 ［ 图分 类 号 ］Ｔ ｌ １ ＿ 中 Ｅ ２．１ ｌ ［ 文献 标 识 码 ］ Ａ ［ 章 编号 ］ １ ７ —１０ （０ ０ ４ ０ ８ ５ 文 ６ ３ ４ ９ ２ １ ）０ 一Ｎ ４ —０
率 法对单井进 行分析 ，以此为 基准点 ，结合地震 剖面直 观几何 比例法 ，对江 陵凹陷荆沙 组的地层 剥蚀厚
度进行恢复 。
１ 地 质 概 况
江 陵凹陷位 于江汉盆地 西部 ，面积 ６０ｋ ５ ０ ｍ ，是 江 汉 盆 地 的 最 大 次 级 构 造 单 元 ，也 是 江 汉 盆 地 的 一
江 陵 凹 陷 荆 沙 组 地 层 剥 蚀 厚 度 恢 复 探 讨
陈晓 辉 ，何 幼 斌 （ 长江大学地 球科学学院， 湖北 荆州 ４ ０３ ３ ２） ４
王 永 军 ，陈长 江 ，陈金 荣 ，刘亚 伟 （ 江汉油田研究院， 湖北 潜江４３２） ３ １４
［ 要 ］ 在研 究江 后 ，根 据 江 陵 凹 陷断 层 发 育 和 火 成 岩 分 布 广 泛 的地 质 摘 特 征 ，将 镜 质 体反 射率 法 和 地震 剖面 直 观 几 何 比例 法 相 结 合 ，对 荆 沙 组 的地 层 剥 蚀 厚度 进 行 恢 复 。用 镜
剥蚀厚度恢复方法.ppt
谢 谢
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四、参考层厚度变化率法
由于地层存在起伏，地层厚度在横向上会发生变化，若按上式沿 测线继续计算，则会出现错误。在这种情况下，可在残余地层中 选择一参考层，重新计算厚度变化率。设C 点参考层的厚度为Ha， D 点参考层的厚度为Hb，C、D 两点相距M，则厚度在C、D 点及其 附近的变化率为Hm：
Hm=( Hb - Ha) / M 考虑到同一层沉积的继承性，可以用参考层的厚度变化率代替 整个地层的厚度变化率，即用Hm 代替Hl，由此可继续进行计算。 显然，Hm 可正可负，这就排除了地层起伏及厚度横向变化对计 算结果的影响
据统计, 含油气盆地整体上升遭受剥蚀的发展阶段 大体经历了几到十几百万年, 遭受剥蚀的地层厚度大 约为几百到几千米, 剥蚀速率一般为每百万年几十至 近百米。而且盆地不同的构造部位, 上升遭受剥蚀的 速率不同, 剥蚀量相差很大。
剥蚀厚度恢复方法综述 剥蚀厚度是指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。
三、沉积速率法
（2）沉积速率趋势法：事实上，地层沉积速率 并非处处相等，而是不同的地质环境有其相应 的沉积速率，但沉积速率的横向变化是连续的， 据此可对剥蚀厚度进行估算。设A 点的沉积速 率为h/t，B点的沉积速率为零，由此可以得到C 点沉积速率的内插值，从而求得原始沉积厚度， 再将其减去残留厚度，即为C 点的剥蚀厚度。
测井曲线法 地质分析对比法 热指标法 沉积速率法 趋势分析法
剥蚀厚度恢复方法综述
一、镜质体反射率(Ro) 二、包裹体测温法 三、沉积速率法 四、参考层厚度变化率法
一、镜质体反射率(Ro)
一、镜质体反射率(Ro)
镜质体反射率反映的是有机质在整个受热 地质历史中的最大古地温信息,具有不可逆性。 在正常地质背景下,烃源岩成熟度受控于温度 和有效加热时间,而主要受古地温场的控制,即 它是地温梯度与沉积速率的函数。对连续沉积 的地层,镜质体反射率(Ro )与埋深(H)在半对 数直角坐标系中为线性相关关系。所以,在地 层欠补偿的情况下,即间断面之下的热史记录 没有被再沉积地层破坏而保留原来的记录,可 以利用Ro 资料恢复地层剥蚀厚度。
三江盆地白垩纪——第三纪地层剥蚀厚度恢复研究
１ 地 质 背 景
三 江盆 地位 于黑龙 江省 东北 部 ，为黑龙 江 、松花 江 、乌 苏里 江三 条江 汇合 地带 ，地 跨
中苏边界 ，盆地 西起佳 木斯 ， 至乌 苏里江 ， 起完 达 山北 麓 ， 至黑龙 江 ，面 积约 ３ ０ 东 南 北 ５０ ０
ｋｍ 。
三 江盆地 是 上叠 于前 中生代基 底 之上 的中新 生代 盆地 。地处 中亚一 蒙古 构造 域 东部 与 东北 亚 环西 太平洋 构造 带 的复合部 位 。基底 为海 西期褶 皱带 和元 古代 褶皱 系 ，在此基 底 之
［ 作者简 介］ 盂 庆龙 （９ ０） １８ 一 ，男 。黑龙江宁安人 ，吉 林大学地球科 学学院硕士研究生
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３ ４
吉
林
地
质
图 １ 三 江 盆 地构 造 纲 要 图 Ｆ ｇ １ Ｍａ ｆｔｃｏ ｉ ｅ ｉｎ ｌｓ ｆ ｒｔ ｅＳ ｎ ｉｎ ａ ｉ ｉ． ｐ ｏ ｅｔ ｎｃｒ ｇｏ ａｉｍ ｏ ｈ ａ ｊａ ｇ Ｂ ｓｎ
２ ２ 镜质 体 反射 率法恢 复剥 蚀厚 度 ．
本 文采 用镜 质 体反 射率法 的地层 最 小剥蚀 厚度法 ， 其原 理是 利用 镜质 体反 射率一 深度 关 系 曲线 与Ｒｏ ． 的交 点位置 ，可判 断地层 的剥 蚀和 补偿 情况 ＿ ］（ 表 Ｒ 一０ ２ ３ 地 “ ｏ约为 ０ ２ ） ． 。
烃 处 于停 滞 状 态 ，对 油 气 生 成起 破 坏 作 用 。
［ 关键词］ 声波时差；镜质体反射率 ；三 江盆地 ；剥蚀 厚度
［ 中图 分 类 号 ］ Ｐ ３ ［ 献 标 识 码 ］ Ａ ［ ５６ 文 文章 编 号 ］ １ ０ —４ ７ （０ ７ ０ —３— ６ ０ １２ ２ ２ ０ ） １０ ３０
石油地质综合研究方法 09-剥蚀厚度与埋藏史和埋藏史恢复方法
但是由于选择的“零”剥蚀点A并非绝对没有剥蚀，此方法取 得的剥蚀厚度值也只是相对的量，也可以说是剥蚀的最小厚度， 还应该利用其他方法进行校正，最终确定真实的剥蚀厚度值。
（2）沉积速率法
Hale Waihona Puke 一个不整合界面代表着一段时限，在这个时限内有某一厚度 的沉积被剥蚀了。于是这段时限实际是包含了两部分，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率，知 道不整合上、下岩层的绝对年龄，就可以算出被剥蚀掉的沉积 层厚度。
农101井（800m）
-1000 -800 -600 -400 -200 100 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000
Δt(μs/m)
1000
古 地 表 声 波 时 差
农43井（600m）
地表△t0=650 μs/m
正演数值模拟法基于相同的原理通正演数值模拟法基于相同的原理通过给定一个假定的剥蚀厚度然后用数值过给定一个假定的剥蚀厚度然后用数值模拟方法重建埋藏史和热史从而模拟出理模拟方法重建埋藏史和热史从而模拟出理论的roro与深度关系曲线对比理论和实测与深度关系曲线对比理论和实测的的roro与深度关系曲线通过不断调节剥蚀与深度关系曲线通过不断调节剥蚀厚度的大小直至两者达到最佳拟合时所厚度的大小直至两者达到最佳拟合时所假定的剥蚀厚度即为所求值
• 基本原理：
在连续沉积的地层 剖面中，镜质体反射 率与深度的关系为一 条连续的曲线；当存 在较大的剥蚀面时， 剥蚀面上下的反射率 曲线发生不连续，根 据剥蚀面上下镜质体 反射率的差值可以大 致估算剥蚀厚度
（2）沉积速率法
Hale Waihona Puke 一个不整合界面代表着一段时限，在这个时限内有某一厚度 的沉积被剥蚀了。于是这段时限实际是包含了两部分，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率，知 道不整合上、下岩层的绝对年龄，就可以算出被剥蚀掉的沉积 层厚度。
农101井（800m）
-1000 -800 -600 -400 -200 100 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000
Δt(μs/m)
1000
古 地 表 声 波 时 差
农43井（600m）
地表△t0=650 μs/m
正演数值模拟法基于相同的原理通正演数值模拟法基于相同的原理通过给定一个假定的剥蚀厚度然后用数值过给定一个假定的剥蚀厚度然后用数值模拟方法重建埋藏史和热史从而模拟出理模拟方法重建埋藏史和热史从而模拟出理论的roro与深度关系曲线对比理论和实测与深度关系曲线对比理论和实测的的roro与深度关系曲线通过不断调节剥蚀与深度关系曲线通过不断调节剥蚀厚度的大小直至两者达到最佳拟合时所厚度的大小直至两者达到最佳拟合时所假定的剥蚀厚度即为所求值
• 基本原理：
在连续沉积的地层 剖面中，镜质体反射 率与深度的关系为一 条连续的曲线；当存 在较大的剥蚀面时， 剥蚀面上下的反射率 曲线发生不连续，根 据剥蚀面上下镜质体 反射率的差值可以大 致估算剥蚀厚度
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2020/10/14
三、沉积速率法
2020/10/14
三、沉积速率法
该方法最初由Van Hinte（1978）提出，其原理针 对平行不整合，可根据不整合面上、下地层的沉积速 率、剥蚀速率及地层的绝对地质年龄来研究和恢复剥 蚀厚度。该方法应用的前提条件是要知道剥蚀面（不 整合面）所代表的时限，在这个时限内有某一厚度的 沉积物被剥蚀了。这段时限包括两部分:一部分是该厚 度的沉积物沉积所用的时间；另一部分是该厚度的沉 积物被剥蚀所用的时间。如果知道被剥蚀岩层的沉积 速率和不整合上、下岩层的绝对年龄，就可以计算出 被剥蚀掉的沉积物厚度。
2020/10/14
一、镜质体反射率(Ro)
Dow 于1977 年最早提出利用Ro 与其对应深度的线性回归关 系线(即成熟度剖面) 来恢复地层不整合面
原理：不整合面上下常常出
现一个差值。将不整合面下伏 地层的Ro- H (深度) 曲线向上 延伸, 穿过不整合面一直到Ro 值与上覆地层底界面Ro 相等 的深度点, 则该点与不整合面 的深度差值即为剥蚀量。
注意的问题：
①要求所测包裹体必须是相应阶段所形成 ②流体包裹体均一化温度亦即当时流体的温度。而流体的温度是 否等同于周围地层的温度需要根据实际的地质情况来分析。 ③在常压下测得的包裹体均一温度要低于地质条件下的温度值， 因此测得的均一温度必须进行压力校正才能使用，校正后的温 度比均一温度略高些，一般研究中用均一温度代表矿物形成的 最低温度。
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h——残余厚度 P——沉积速率比值 Ha——A点邻层的沉积厚度 Ta——沉积时间 Ta——计算层的沉积时间 Hc——残余厚度
三、沉积速率法
（2）沉积速率趋势法：事实上，地层沉积速率 并非处处相等，而是不同的地质环境有其相应 的沉积速率，但沉积速率的横向变化是连续的， 据此可对剥蚀厚度进行估算。设A 点的沉积速 率为h/t，B点的沉积速率为零，由此可以得到C 点沉积速率的内插值，从而求得原始沉积厚度， 再将其减去残留厚度，即为C 点的剥蚀厚度。
据统计, 含油气盆地整体上升遭受剥蚀的发展阶段 大体经历了几到十几百万年, 遭受剥蚀的地层厚度大 约为几百到几千米, 剥蚀速率一般为每百万年几十至 近百米。而且盆地不同的构造部位, 上升遭受剥蚀的 速率不同, 剥蚀量相差很大。
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剥蚀厚度恢复方法综述
剥蚀厚度是指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。
测井曲线法 地质分析对比法 热指标法
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沉积速率法 趋势分析法
一、镜质体反射率(Ro)
镜质体反射率反映的是有机质在整个受热地 质历史中的最大古地温信息,具有不可逆性。在 正常地质背景下,烃源岩成熟度受控于温度和有 效加热时间,而主要受古地温场的控制,即它是地 温梯度与沉积速率的函数。对连续沉积的地层, 镜质体反射率(Ro )与埋深(H)在半对数直角坐 标系中为线性相关关系。所以,在地层欠补偿的 情况下,即间断面之下的热史记录没有被再沉积 地层破坏而保留原来的记录,可以利用Ro 资料 恢复地层剥蚀厚度。
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三、沉积速率法
根据不同的地质假设结合实际的地质情况和资料状况，可将 沉积速率法归纳为以下两种类型：
（1）沉积速率比值法：基于沉积特征具有很大的继 承性和相似性，假定相邻地层在不同点的沉积速率 比值相等来估算剥蚀厚度。A 点计算层的剥蚀厚度 （h）为：
h=(P × Ha × ta)/Ta-hc
dt/dD=-q/K
dt／dD—— 地温梯度，℃／hm； K—— 岩石热导率，W／(m·K)； q—— 热流，mW／m2
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二、包裹体测温法
假定地表温度为20℃，则依据下式可以求出该地层在地质 历史中的最大埋深
Dm tm20100 dt/dD
Dm——地层未剥蚀时埋深，m； tm——地层最大埋深时的温度，℃
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二、包裹体测温法
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二、包裹体测温法
地层在沉积后成岩过程中，从埋深较浅到埋深 较深都不断有矿物流体包裹体形成，并且，包裹体 形成时的温度经过压力校正等手段处理后代表了当 时地层温度，从现今情况来看，岩石中既有均一化 温度较低包裹体又有均一化温度较高包裹体，而较 高的均一化温度往往反映了地层可能的最大埋深。 依据此温度，利用下式可以求出地温梯度：
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剥蚀厚度恢复方法综述
在盆地演化史分析中，地层剥蚀厚度的准确恢复是 重建埋藏史的重点和难点，且是反演盆地热史、油气 生排烃史和成藏史的前提条件，在某种程度上它对正 确估算地层原始沉积厚度和最大古埋深、评价有机质 成熟度和重建圈闭发育史等是至关重要的，是沉积盆 地分析和油气资源定量评价中一项重要的基础工作。
Hm=( Hb - Ha) / M 考虑到同一层沉积的继承性，可以用参考层的厚度变化率代替 整个地层的厚度变化率，即用Hm 代替Hl，由此可继续进行计算。 显然，Hm 可正可负，这就排除了地层起伏及厚度横向变化对计 算结20果20/10的/14影响
四、参考层厚度变化率法
特点：
①与盆地的构造运动次数和升降幅度无关，不仅适合于单斜层， 也适合于任意起伏的地层; ②可以以地震资料为依据，控制点多，可信度高； ③方法简单，只需要厚度资料，不涉及剥蚀时间，可操作性强， 但推算仅限于同一大的构造层内，不能跨越大的区域性不整合 面。
2020/10/14
Hb= Hy- Hc ； Hy = HB + H1 × LX
四、参考层厚度变化率法
由于地层存在起伏，地层厚度在横向上会发生变化，若按上式沿 测线继续计算，则会出现错误。在这种情况下，可在残余地层中 选择一参考层，重新计算厚度变化率。设C 点参考层的厚度为Ha， D 点参考层的厚度为Hb，C、D 两点相距M，则厚度在C、D 点 及其附近的变化率为Hm：
2020/10/14
四、参考层厚度变化率法
地层起伏在横 向上变化不定、 地层厚度在横 向上厚薄不一
设A 点和B 点的原始地层厚度分别为HA 和HB，且两点 相距L，则在A、B 点及其附近地层厚度的变化率为H1：
H1=(HB- HA)/L 设C 点的残余厚度为Hc，B、C 两点相距为LX，则C点的 剥蚀厚度Hb和原始厚度Hy可分别按下列两式计算：
结合样品的现今埋深(Dn)，经过简单计算可得剥蚀厚度
ΔD=Dm -Dn
2020/10/14
二、包裹体测温法
特点：在存在多期剥蚀时，可以非常方便地计算每个不整合
面的剥蚀量。其原理就是在不整合面上下分别取样作包裹体均 一化温度测定，结合地质情况将均一化温度转换为样品所在地 层埋藏最深时的温度，根据不整合面上下样品的古地层温度之 差，结合古地温梯度可以简单估算该不整合面的剥蚀量。
2020/10/14
三、沉积速率法
应用上述两种方法恢复剥蚀厚度的优势在 于其适用于不同的地质状况，既可以不考 虑沉积层的岩性，也可以不考虑后期沉积 厚度是否大于剥蚀量，更不用考虑盆地内 有多少个不整合面，因而适应性较强，但 缺陷是地层的绝对年龄不易确定。
2020/10/14四Fra bibliotek参考层厚度变化率法
2020/10/14
另外，还有宇宙成因核素分析法、沉积 波动过程分析法、磷灰石裂变径迹分析法 及声波时差法等多种方法，但是无论哪种 地层剥蚀量恢复方法都是各有其特点,在实 际应用中, 首先必须搞清楚每种方法的适 用性, 其次要考虑本区资料的实际情况, 只 有这样才能得到正确的恢复结果。在对研 究区进行地层剥蚀量恢复时, 还可以考虑 综合应用多种方法, 在相互检验的基础上, 以期达到较为准确的恢复结果
2020/10/14
一、镜质体反射率(Ro)
但是Dow 方法在恢复地层剥蚀厚度时存在一些问题:
①当地层中存在断层，岩浆侵入时,Ro也会发生突变, 必 须确定Ro突变是由地层剥蚀引起； ②由该方法所得到的剥蚀厚度应是最小剥蚀厚度； ③ Dow将地表处的Ro值定为0.18-0.2,但很多资料表明, Ro值在地表处小于或大于0.2的情况也是存在的； ④用地震测井等综合手段对不整合面位置确定的正确与 否, 严重影响剥蚀厚度的求取结果。
三、沉积速率法
2020/10/14
三、沉积速率法
该方法最初由Van Hinte（1978）提出，其原理针 对平行不整合，可根据不整合面上、下地层的沉积速 率、剥蚀速率及地层的绝对地质年龄来研究和恢复剥 蚀厚度。该方法应用的前提条件是要知道剥蚀面（不 整合面）所代表的时限，在这个时限内有某一厚度的 沉积物被剥蚀了。这段时限包括两部分:一部分是该厚 度的沉积物沉积所用的时间；另一部分是该厚度的沉 积物被剥蚀所用的时间。如果知道被剥蚀岩层的沉积 速率和不整合上、下岩层的绝对年龄，就可以计算出 被剥蚀掉的沉积物厚度。
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一、镜质体反射率(Ro)
Dow 于1977 年最早提出利用Ro 与其对应深度的线性回归关 系线(即成熟度剖面) 来恢复地层不整合面
原理：不整合面上下常常出
现一个差值。将不整合面下伏 地层的Ro- H (深度) 曲线向上 延伸, 穿过不整合面一直到Ro 值与上覆地层底界面Ro 相等 的深度点, 则该点与不整合面 的深度差值即为剥蚀量。
注意的问题：
①要求所测包裹体必须是相应阶段所形成 ②流体包裹体均一化温度亦即当时流体的温度。而流体的温度是 否等同于周围地层的温度需要根据实际的地质情况来分析。 ③在常压下测得的包裹体均一温度要低于地质条件下的温度值， 因此测得的均一温度必须进行压力校正才能使用，校正后的温 度比均一温度略高些，一般研究中用均一温度代表矿物形成的 最低温度。
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h——残余厚度 P——沉积速率比值 Ha——A点邻层的沉积厚度 Ta——沉积时间 Ta——计算层的沉积时间 Hc——残余厚度
三、沉积速率法
（2）沉积速率趋势法：事实上，地层沉积速率 并非处处相等，而是不同的地质环境有其相应 的沉积速率，但沉积速率的横向变化是连续的， 据此可对剥蚀厚度进行估算。设A 点的沉积速 率为h/t，B点的沉积速率为零，由此可以得到C 点沉积速率的内插值，从而求得原始沉积厚度， 再将其减去残留厚度，即为C 点的剥蚀厚度。
据统计, 含油气盆地整体上升遭受剥蚀的发展阶段 大体经历了几到十几百万年, 遭受剥蚀的地层厚度大 约为几百到几千米, 剥蚀速率一般为每百万年几十至 近百米。而且盆地不同的构造部位, 上升遭受剥蚀的 速率不同, 剥蚀量相差很大。
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剥蚀厚度恢复方法综述
剥蚀厚度是指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。
测井曲线法 地质分析对比法 热指标法
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沉积速率法 趋势分析法
一、镜质体反射率(Ro)
镜质体反射率反映的是有机质在整个受热地 质历史中的最大古地温信息,具有不可逆性。在 正常地质背景下,烃源岩成熟度受控于温度和有 效加热时间,而主要受古地温场的控制,即它是地 温梯度与沉积速率的函数。对连续沉积的地层, 镜质体反射率(Ro )与埋深(H)在半对数直角坐 标系中为线性相关关系。所以,在地层欠补偿的 情况下,即间断面之下的热史记录没有被再沉积 地层破坏而保留原来的记录,可以利用Ro 资料 恢复地层剥蚀厚度。
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三、沉积速率法
根据不同的地质假设结合实际的地质情况和资料状况，可将 沉积速率法归纳为以下两种类型：
（1）沉积速率比值法：基于沉积特征具有很大的继 承性和相似性，假定相邻地层在不同点的沉积速率 比值相等来估算剥蚀厚度。A 点计算层的剥蚀厚度 （h）为：
h=(P × Ha × ta)/Ta-hc
dt/dD=-q/K
dt／dD—— 地温梯度，℃／hm； K—— 岩石热导率，W／(m·K)； q—— 热流，mW／m2
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二、包裹体测温法
假定地表温度为20℃，则依据下式可以求出该地层在地质 历史中的最大埋深
Dm tm20100 dt/dD
Dm——地层未剥蚀时埋深，m； tm——地层最大埋深时的温度，℃
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谢 谢
敬请老师同学批评指正
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二、包裹体测温法
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二、包裹体测温法
地层在沉积后成岩过程中，从埋深较浅到埋深 较深都不断有矿物流体包裹体形成，并且，包裹体 形成时的温度经过压力校正等手段处理后代表了当 时地层温度，从现今情况来看，岩石中既有均一化 温度较低包裹体又有均一化温度较高包裹体，而较 高的均一化温度往往反映了地层可能的最大埋深。 依据此温度，利用下式可以求出地温梯度：
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剥蚀厚度恢复方法综述
在盆地演化史分析中，地层剥蚀厚度的准确恢复是 重建埋藏史的重点和难点，且是反演盆地热史、油气 生排烃史和成藏史的前提条件，在某种程度上它对正 确估算地层原始沉积厚度和最大古埋深、评价有机质 成熟度和重建圈闭发育史等是至关重要的，是沉积盆 地分析和油气资源定量评价中一项重要的基础工作。
Hm=( Hb - Ha) / M 考虑到同一层沉积的继承性，可以用参考层的厚度变化率代替 整个地层的厚度变化率，即用Hm 代替Hl，由此可继续进行计算。 显然，Hm 可正可负，这就排除了地层起伏及厚度横向变化对计 算结20果20/10的/14影响
四、参考层厚度变化率法
特点：
①与盆地的构造运动次数和升降幅度无关，不仅适合于单斜层， 也适合于任意起伏的地层; ②可以以地震资料为依据，控制点多，可信度高； ③方法简单，只需要厚度资料，不涉及剥蚀时间，可操作性强， 但推算仅限于同一大的构造层内，不能跨越大的区域性不整合 面。
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Hb= Hy- Hc ； Hy = HB + H1 × LX
四、参考层厚度变化率法
由于地层存在起伏，地层厚度在横向上会发生变化，若按上式沿 测线继续计算，则会出现错误。在这种情况下，可在残余地层中 选择一参考层，重新计算厚度变化率。设C 点参考层的厚度为Ha， D 点参考层的厚度为Hb，C、D 两点相距M，则厚度在C、D 点 及其附近的变化率为Hm：
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四、参考层厚度变化率法
地层起伏在横 向上变化不定、 地层厚度在横 向上厚薄不一
设A 点和B 点的原始地层厚度分别为HA 和HB，且两点 相距L，则在A、B 点及其附近地层厚度的变化率为H1：
H1=(HB- HA)/L 设C 点的残余厚度为Hc，B、C 两点相距为LX，则C点的 剥蚀厚度Hb和原始厚度Hy可分别按下列两式计算：
结合样品的现今埋深(Dn)，经过简单计算可得剥蚀厚度
ΔD=Dm -Dn
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二、包裹体测温法
特点：在存在多期剥蚀时，可以非常方便地计算每个不整合
面的剥蚀量。其原理就是在不整合面上下分别取样作包裹体均 一化温度测定，结合地质情况将均一化温度转换为样品所在地 层埋藏最深时的温度，根据不整合面上下样品的古地层温度之 差，结合古地温梯度可以简单估算该不整合面的剥蚀量。
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三、沉积速率法
应用上述两种方法恢复剥蚀厚度的优势在 于其适用于不同的地质状况，既可以不考 虑沉积层的岩性，也可以不考虑后期沉积 厚度是否大于剥蚀量，更不用考虑盆地内 有多少个不整合面，因而适应性较强，但 缺陷是地层的绝对年龄不易确定。
2020/10/14四Fra bibliotek参考层厚度变化率法
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另外，还有宇宙成因核素分析法、沉积 波动过程分析法、磷灰石裂变径迹分析法 及声波时差法等多种方法，但是无论哪种 地层剥蚀量恢复方法都是各有其特点,在实 际应用中, 首先必须搞清楚每种方法的适 用性, 其次要考虑本区资料的实际情况, 只 有这样才能得到正确的恢复结果。在对研 究区进行地层剥蚀量恢复时, 还可以考虑 综合应用多种方法, 在相互检验的基础上, 以期达到较为准确的恢复结果
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一、镜质体反射率(Ro)
但是Dow 方法在恢复地层剥蚀厚度时存在一些问题:
①当地层中存在断层，岩浆侵入时,Ro也会发生突变, 必 须确定Ro突变是由地层剥蚀引起； ②由该方法所得到的剥蚀厚度应是最小剥蚀厚度； ③ Dow将地表处的Ro值定为0.18-0.2,但很多资料表明, Ro值在地表处小于或大于0.2的情况也是存在的； ④用地震测井等综合手段对不整合面位置确定的正确与 否, 严重影响剥蚀厚度的求取结果。