断陷盆地沉积、沉降、拉张及其与断裂关系研究现状

2013-09-04徐秋晨张金功

地下水 2013年4期

徐秋晨，张金功，李琦

(西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室，陕西西安 710069)

断陷盆地是我国东部的一种重要的含油气盆地类型。断陷盆地的沉积、沉降、拉张及其与断裂的关系对油气藏的形成与分布有重要影响。本文对断陷盆地中沉积、沉降、拉张、断裂的研究内容与方法进行了分析，分析了目前断陷盆地沉积、沉降与拉张同断裂的关系中的薄弱环节。

1 断陷盆地沉积相研究

断陷盆地的沉积是控制油气藏形成与分布的基础。对断陷盆地沉积进行研究的主要内容为断陷性盆地地层与沉积学分析。断陷盆地沉积相的研究方法有很多，归纳起来主要有以下几类:

1.1 地质方法

沉积岩的岩性和结构标志包括:岩石的颜色、矿物成分、类型和结构以及沉积岩层的构造。沉积岩层的产状标志包括用地层厚度、岩体形态、接触关系及剖面结构(即剖面层序)、相律、相模式等方面来判断沉积相。其中最重要的是剖面结构——综合研究岩性、粒度、沉积构造和厚度等在剖面上的变化层序，不同沉积相在剖面上的变化层序是不一样的。

1.2 地球物理方法

特定的岩石，具有特定的物理响应，因此用反演的方法，根据岩石的物理响应可以研究其岩性特征，所以可以用地球物理方法来研究沉积学的某些问题。用地球物理方法来研究沉积相可分为测井和地震两种方法。

1.2.1 测井相分析法

测井相分析的基本原理就是从一组能够反映地层特征的测井响应中，提取测井曲线的变化特征，包括幅度、形态等定性方面的曲线特征以及定量方面的测井参数值来描述地层的地质相，运用各种模式识别方法，利用测井相进行地层的岩性、沉积环境等方面的研究。测井相分析的基本步骤为:a.建立测井曲线和测井参数与沉积相的对应关系;b.选择测井曲线和测井参数，并对之进行深度较正和环境影响较正;c.对所选择测井曲线和测井参数进行主成份分析;d.对主成份进行聚类分析;e.对测井相进行判别归类，确定最终测井相，最终测井相具有单一的地质特征，与沉积相有很好的对应关系［1］。

1.2.2 地震相方法

根据地震相参数如振幅、连续性、频率、内部结构、外部形态和层速度等可确定地震相类型和空间展布范围。在实际工作中，常选择可信度较高的地震反射内部结构和外部形态作为地震相类型的主要依据，其它参数作为辅助参数。在把地震相向沉积相平面转化的过程中可确定沉积体系的成因类型，在转相过程中应与盆地古地理背景结合、充分利用钻、测井资料与地震相之间的内在联系。目前已建立各种地震相模式与其相应的相参数［1］。

1.3 地球化学方法

在沉积岩中各种微量元素、同位素、有机组分等，常与其形成环境有密切关系。常用的主要有微量元素中的Sr/Ba比值法，Sr/Ca比值法，Tu/U比值法，Rb/K比值法等，稳定同位素中的碳氧同位素分析法，以及有机组分中姥鲛烷与植烷含量分析等多种方法［2］。

1.4 古生物遗迹学方法

生物与其生活环境是不可分割的统一体，不同类别的生物对环境要求是不一样的，在不同的环境中，生物类别也有差异。环境不同，生物类别、数量、形态、构造不同。因此不同的生物群落或化石组合面貌，大致可以表明其所属的生活环境或沉积相。此外，特定沉积环境下的遗迹化石组合也可反应沉积相［3］。

1.5 沉积相定量研究

沉积相的定量识别主要是对相标志物进行量化研究来实现，随着定量沉积学的发展，相继出现了多种定量识别沉积相的方法。主要包括有层次分析方法，模糊综合评判法，神经网络模式识别沉积微相，Bayes判别法定量识别沉积微相，最大赋权树模糊聚类分析等［4］。

断陷盆地是我国东部的主要含油气盆地类型，前人做过较多的研究，不同学者在研究同一盆地甚至同一洼陷时，对相同沉积相的认识大相径庭。对于断陷盆地沉积相的空间分布规律的研究，多数学者倾向于按照沉积地貌横向特征分为“陡坡带、缓坡带、洼陷带”三大沉积环境带［5，6，7］。断陷盆地沉积影响因素众多，包括构造演化，地势高差，古气候，古水系，母岩类型等［6－10］。断陷盆地的沉积充填模式主要依据断裂的展布与活动，盆地的构造演化进行了一系列的划分［7，11，12］。断陷盆地沉积相类型主要有河控三角洲沉积体系，扇三角洲沉积体系，河流沉积体系，湖泊沉积体系，水下冲积扇沉积体系，冲积扇沉积体系等［5，6，13－15］。

2 断陷盆地沉降研究

盆地沉降史分析是盆地演化史分析的一个重要内容。通过沉降史分析可以定量地研究盆地的构造沉降随时间变化的规律，而盆地的构造沉降直接影响一个盆地的沉积基准面的变化，从而影响盆地的沉积充填、层序发育过程。

2.1 地层沉降史分析

断陷盆地中，盆地形成的构造作用主要是拉张作用，由于岩石圈的拉薄而引起盆地的形成和沉降，而在拉张过程中软流圈上升引起一定的隆升，这两种因素的联合影响产生了盆地的净沉降，随后热衰减使盆地进一步沉降。盆地内充填了沉积物或水会引起岩石圈的均衡调整下降。表层的沉积物具有较高的孔隙度，随着理深加大而压实，可产生不可忽视的沉降量。水平面的变化使盆地相对沉积基准面发生变化。目前一般将盆地按照基底是否沉降分为绝对沉降与相对沉降［16］或者是按照原因分为构造沉降与非构造沉降［13］。目前在进行沉降史分析时一般采用回剥技术。

2.1.1 压实校正

沉积物的压实过程受到岩性、超压、成岩作用等因素影响。岩性往往起到主导的作用。在正常压实情况下，孔隙度和深度关系服从指数分布

其中:Φ(h)深度为h时的孔隙度，而 Φ0为地表孔隙度，C为压实系数。

沉积层孔隙度在受压实过程中，沉积物颗粒部分的体积不变，只有孔隙部分(空气和水)发生变化。按照地层骨架厚度不变压实模型，有:

h2与h1是已知的地层顶底面埋深 Φ(h)是由实测孔隙度或测井资料简历的孔隙度—深度关系，h1'为给定地层在地质时期的顶面埋深，可以假设为0，因此将(1)带入(2)可以求出地质时期地层底面埋深(h2')及古厚度(h2'－h1')。对于多层地层，回剥最上面第一层地层后，设地儿层顶面埋深h1'为0，计算出其底面埋深 h2'。而计算出来的第二层底面的埋深又可以视为第三层顶面埋深，由此类推计算出各岩层在回剥掉第一层后的埋深状态［13］。

2.1.2 负载校正

地壳的均衡补偿作用就是当沉积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，形成被动增加的沉降，即沉积物负载沉降。根据均衡原理，可以计算由于均衡负载沉降使盆地到达的深度，也可以计算沉积物的负载沉降量［17］。

2.1.3 古水深校正

沉积物沉积时，其沉积界面在水下一定深度，所以沉积物厚度不能代表其沉降深度。古水深可通过对沉积相和古生物组合等的综合分析进行估计。如果我们能获得古水深的资料，则可以直接将古水深加上沉积物厚度，从而得到真正的深度。如果海平面发生变化，则上述总的沉降曲线并不能代表盆地总沉降，解决的办法是消除海平面变化影响。若海平面上升则减去上升量，若海平面下降则加上下降量［18］。

2.2 地层剥蚀厚度恢复

在进行沉降史恢复过程中，有一个不能忽视的因素，那就是在沉降过程中由于构造运动等的影响常常会出现一定时间的沉积间断或地层抬升剥蚀。在盆地沉积间断及剥蚀期内，已埋藏沉积物的成岩演化、地温场特征、沉积物的压实及排出作用都会发生变化。所以在沉降史的恢复中，必须恢复地层剥蚀厚度。

地层剥蚀量恢复前人做过大量的研究，方法可以分成四大类:基于古温标的地热学方法、基于地层学或沉积学原理的地质学方法、基于测井或地震数据的地球物理学方法和基于物质扩散或累积原理的地球化学方法［19］。

2.2.1 地层对比法

在局部范围内，同一时代的沉积地层在横向上厚度变化具有一定的规律性或厚度相等、或厚度线性递增递减等。在未剥蚀区地层厚度已知时，采用地层厚度对比或厚度变化趋势追踪来计算剥蚀前的地层厚度，再减去剥蚀后残余地层厚度，即得到剥蚀量。或者利用钻井、地震等资料由邻井未发生剥蚀处的地层厚度，用曲线拟合的方法得到地层厚度变化的趋势，然后外推来预测剥蚀地区的剥蚀量［20］。地层对比法的局限是仅对研究程度较高的地区适用，而且这里所讲的未被剥蚀地区仅是一个相对的概念，因此利用这种方法求出的剥蚀量往往小于真正的剥蚀量［21］。

2.2.2 沉积速率法

沉积速率法原理简单，即:剥蚀量 =剥蚀时间 ×剥蚀速率。剥蚀时间的确定:假设剥蚀过程结束后没有沉积间断，紧接着开始沉积上覆地层，那么，剥蚀时间 =剥蚀开始时间－上覆沉积层开始沉积时间;其中，剥蚀开始时间可由不整合面上、下沉积层的沉积速率和地层绝对年龄计算［22］。

沉积速率法原理虽简单，但确定剥蚀时间和剥蚀速率很困难。一个剥蚀面所代表的地质时间包括两部分:一部分是被剥蚀地层沉积时所用的时间;另一部分是该地层被剥蚀所用的时间。不整合面的时限可由不整合面上、下地层的绝对年龄加以限定，但如何分配沉积时间和剥蚀时间并不容易［22］。

2.2.3 未被剥蚀地层趋势延伸法

对于构造发育的局部面积上剥蚀量的恢复，如果我们可以得到构造如断层及褶皱的横剖面，就可以根据构造形态推测出地层剥蚀的厚度，如图1所示。

图1 地层趋势延伸法原理示意图(据牟中海等，2002)

首先根据地震地层学解释，划分地层沉积层序，分析是否存在剥蚀以及被剥蚀地层的残留厚度和地层厚度横向变化规律;然后测量在单位距离 L内的地层厚度变化，计算地层厚度变化率，进而计算在LX距离内的厚度变化，最后求出HE。也可以在构造层内选一参考层进行相同的计算，但当地层厚度纵向变化较大时和完整地层不存在时无法使用［20］。

2.2.4 声波时差法

该方法最初由Magara(1976)提出。其原理为:由于岩石声波时差随深度变化的标准指数关系不会因为岩层遭受过剥蚀而发生改变。在有剥蚀的地区，当不整合面上覆沉积物的厚度小于剥蚀厚度时，将不整合面下伏泥岩的压实趋势线上延至古地表，则古地表与不整合面之间的距离即为剥蚀厚度(图 2)［23］。

图2 声波时差法原理示意图(据曹强等，2007)

声波时差法具有获取资料迅速、简单易行的特点，可有效地用于剥蚀量较大而埋藏较浅的不整合面的剥蚀厚度估算。然而，在地层埋藏达到一定深度时，由标准指数关系所计算得出的声波测量值与实测值有偏差。说明这种方法对剥蚀量不大或被剥蚀层段成岩程度不高的地区适用性较差。而且由于Magara法应用的前提条件是不整合以上沉积物的厚度必须小于剥蚀厚度，因此该方法对存在多个不整合面的叠合盆地不适用。

2.2.5 磷灰石裂变径迹分析法

利用磷灰石裂变径迹恢复地层剥蚀量是建立在磷灰石所含的238U自发裂变产生的径迹在地质历史时间内受温度作用而发生退火行为这一化学动力学原理基础之上的。实验室退火研究表明裂变径迹是随加热温度和时间的增加逐渐消退的，且退火时间和温度遵守互补原理。根据这一互补原理可将实验室退火时间—温度关系外推到地质时间，即可推知地质时间内矿物中裂变径迹的退火温度［24］。确定样品所在层位经历的热史演化过程和温度变化规律，从而求出最大埋深与最小埋深的古地温，最终推算出剥蚀厚度。

磷灰石裂变径迹法也只能计算地层达到最高古地温以来形成的不整合面上的地层剥蚀量。同时，还要注意到径迹退火温度受多种因素影响。

2.2.6 流体包裹体法

地层在持续沉积埋藏和抬升遭受剥蚀的过程中都不断有包裹体形成，埋深较大时形成的包裹体具有较高的均一化温度，而地层抬升过程中形成的包裹体具有较低的均一化温度。根据包裹体的搭接关系，可以确定其形成的先后顺序，早期形成的包裹体在内侧，被后期形成的包裹体包围。生长在内侧的早期包裹体均一化温度高于生长在外侧的晚期包裹体，说明地层抬升遭受剥蚀。找到构造抬升开始时形成的包裹体和构造抬升结束时形成的包裹体并测出其均一化温度，就可以推算出地层抬升所剥蚀掉的厚度［25］。

2.2.7 镜质体反射率法

镜质体反射率(Ro)随热演化程度增加而增大，但不会因热演化程度减弱而减小，即具有不可逆性，因此能够用来反映地层在地质历史时期所经历过的最大温度。这是利用Ro恢复地层剥蚀厚度的基础。利用镜质体反射率(Ro)数据来恢复剥蚀厚度是恢复沉积厚度最常见的方法之一。

图3b代表了一条包含有2个不整合面，亦即3个构造层的钻井剖面。图3a为2个不整合面剥蚀厚度分别为E1和E2时的地层埋藏史。在图3c中，3个构造层中的 Ro数据已经转换成了最高古地温值，分别将这3个古地温数据进行线性回归后可得到3个构造层各自达到最高古地温时的古地热梯度(dT/dZ)1、(dT/dZ)2、(dT/dZ)3和相应的古地表温度 T1s、T2s、T3s。与今地热梯度 (dT/dZ)0 比较 (图中虚线)，第一个构造层中Ro数据所记录的古地热梯度与现今地热梯度平行且温度剖面重合，表明该构造层现今处于最高古地温;第二个构造层中的Ro数据所记录的最高古地温与上覆构造层在不整合面处呈不连续分布，且地温剖面与上覆构造层的温度剖面斜交，说明第二个构造层达到最高古地温时(t1)的古地热梯度较高。由于第二个构造层中古地温剖面顶界处的古地温(T2i)大于该构造层达到最高古地温时的古地表温度(T2s)，表明该构造层顶部第一个不整合面存在剥蚀，相应的剥蚀厚度为

E2=(T2i－T2s)/(dT/dZ)2

第三个构造层与第二个构造层的关系和第二个构造层与第一个构造层的关系相似，计算第二个不整合面上剥蚀厚度的方法亦相同。假如第三个构造层中的古地温剖面与第二个构造层中的古地温剖面不是斜交而是平行，则表明这两个构造层达到最高古地温时(分别为t1和 t2)的古地热梯度是相同的，导致Ro值不连续分布的原因只是由于第二个不整合面上交点的剥蚀厚度［26］。

图3 利用Ro数据估算不整合面剥蚀厚度的原理图解(据胡圣标等，1999)

剥蚀厚度恢复的方法很多，但是每种方法都有其优缺点和适用条件，往往同一地区由于所用方法的不同，所得出的剥蚀厚度绝对值也不同。所以在具体工作中应该首先了解各种方法的适用条件，然后根据具体地区的情况选用合适的研究方法。

综上所述，在对断陷盆地进行沉降史恢复中所需要注意的内容很多，将其进行准确的恢复是不现实的，我们应该注重在断陷盆地中的相对沉降，我们可以利用各层的残余厚度进行叠加来实现。

3 断陷盆地拉张量研究

拉张性盆地的发生和发展主要是处在拉张应力背景上的，系统研究张性盆地各发展阶段的拉张情况，不仅能反映盆地的拉张过程，而且也能反映盆地沉积状况，对于研究油气成藏规律，深入开展油气勘探有着重要的意义。

拉张量计算的方法有很多，归纳起来主要有以下几种

3.1 刚性模式计算法［27］

图4 刚性模式及其断层倾角与岩体拉伸量之间关系几何推倒图(据刘树根等，1992)

3.2 直接度量法［27］

通过直接度量现今剖面中断层两盘同一时代地层间的水平距离而求拉伸量。此方法未考虑普遍存在的断块翘倾和剥蚀作用，存在着较大的误差。

3.3 简单校正法［27］

仅剥去上覆地层，把断块顶面移到同一水平面而求取拉伸量。由于这种作法没有消除剥蚀作用的改造，古断块边界很难准确确定。

3.4 平衡剖面法

平衡剖面的基本准则是物质守恒定律:岩石在变形前后物质总量是不变的。依据这个基本准则及不同的地质背景，可以提出3个具体的准则:①层长不变原则;②面积守恒准则;③岩层体积守恒。平衡剖面恢复有两种方式:去褶皱恢复和断距恢复。去褶皱恢复应用于褶皱的几何形状可以被忽略的地区。断层恢复可以应用在那些受断层几何形状影响的区域［28］。为了准确地重现某个地区的地质历史，我们把剥蚀、沉积压实、构造压实、压溶作用及沿着造山走向的伸展作用都应考虑进去。因为在不同的地质背景下，构造演化过程是不一样或独特的，所以，平衡剖面恢复时，需要进行地层欠压实厚度恢复，因构造运动造成的地层剥蚀量计算，以后要根据地质构造背景而采用不同算法。

在得到一整套完整的平衡剖面后，将不同时期的平衡剖面进行比较，可以直观的得到这一时期内盆地的拉张量。

目前的研究认为断陷盆地的拉张作用主要是通过基岩断块的翘倾完成的，在挤压运动下使得地壳发生破裂，将地壳沿断面拉开，断块体在拉张和重力的联合作用下，遂沿欲即张开的断面倾斜和翘起，在形式上主要表现为箕状或者单断式，大型堑垒构造少见。

4 断陷盆地断裂研究

目前对于断陷盆地中断裂进行了较多的研究，主要集中于断裂的几何学研究、断裂运动特征以及断裂的形成过程研究研究等方面。研究手段也多样，主要有地震资料研究，测井资料研究，钻井资料研究，录井资料研究，岩心资料研究，岩石薄片资料研究等手段。

断陷盆地中断裂的几何学特征主要有断层主要为正断层。单个正断层在剖面上的构造形态可分为铲式(或犁式)、座椅式、平板式。断层在剖面上的组合形态可分为地堑和地垒、马尾状、雁列状、阶梯状、负花状和 Y字形状等。正断层在平面上的组合形态可分为雁列状、锯齿状、入字型、梳状、网格状、弧形和带状等。

断裂的运动特征主要反映断裂的活动情况，比较常用的分析方法有断层活动速率［29］，断层落差［30］，断层的生长指数［31］等指标。断层活动速率是指某一地层单元在一定时期内，因断裂活动形成的落差与相应沉积时间的比值。比值越大，说明在这一时期其断裂活动越强烈。断层落差是指某地质历史时期垂直于断层走向的剖面上两盘相当层之间的铅直距离。生长断层是在沉积过程中长期发育的断层，也称同沉积断层，其上部的年轻地层沉积时发生的断裂活动产生的落差必定累积叠加到下部较老地层上。因此，生长断层的落差随深度的增大而增大。通过对生长断层落差进行分析，可以定量分析生长断层的相对活动强度。断裂的生长指数为断裂上盘某层的厚度与其下盘同层位地层厚度的比值。生长指数是一个能判定伸展和挤压时间及速率的参数。生长指数大小反映了断层的生长速度，也即断裂的活动强度，生长指数的比值越大，反映断层的活动强度越大。当断层生长指数大于1时，说明上盘厚度大于下盘厚度，发生同沉积正断作用，其值越大，正断速率越大。

5 沉积、沉降、拉张与断裂关系研究

断陷盆地中断裂与沉积作用关系主要表现在断裂对盆地或地层几何形态的控制以及断裂对盆地单元构造样式和单元沉积型式的影响。断裂及其组合样式对盆内沉积体系域的发育分布起到重要的控制作用，盆地的充填序列和演化反映了幕式断陷作用的总体控制。长期活动的同沉积断裂形成古地貌上突变的断裂坡折带或断坡带，构成古构造单元和沉积相域的分界并控制着沉积相带的总体展布。沉积断裂多种组合样式，形成特定的构造古地貌，制约着沉积物的分散过程和砂体堆积［32］。

根据同沉积边界断层的发育位置，可将张性盆地划分为单断和双断两种大的类型。其中双断型较为简单，盆地发育演化及沉积充填均具有对称性。目前我国东部大中型含油气盆地大多为单断型，其沉积充填受断层影响。根据构造位置的差异性，一般可将单断型盆地构造位置划分为陡坡带、缓坡带、洼陷带，盆地充填过程的突出表现是在盆地伸展裂陷的不同阶段，有某一种特定的体系域类型占据较大优势，并显示出一定的规律。不同的体系域类型在盆地不同演化阶段占据优势地位，也是沉积作用对断层活动的一种响应。

断陷盆地的拉张过程与断裂联系紧密，其拉张过程主要依靠正断层的发育来实现。盆地的拉张过程主要为幕式运动，相应的断裂的活动也具有幕式活动的特征，同一条断裂在不同的活动期次其对拉张的贡献是不同的，有时为主要控制因素，有时为次要因素。

6 结语

从上述分析可以看出前人对断陷盆地沉积、沉降、拉张过程以及断裂等单一要素的相关研究已经比较详细。但是在断陷盆地沉积、沉降、拉张过程中与断裂的关系研究程度不尽相同。目前对于断裂与盆地沉积的关系研究较为深入，断裂及其组合样式对盆内沉积体系域的发育分布起到重要的控制作用，盆地的充填序列和演化反映了幕式断陷作用的总体控制。在断陷盆地中，盆地的拉张主要依靠断层实现，由于断裂活动的幕式特性，同一条断裂在不同的活动期次对拉张的贡献是不同的。而目前关于盆地沉降与断裂的关系研究较少，在盆地沉降过程中断裂的演化过程并不明确。因此，在今后的研究中，应加强断陷盆地沉降与断裂的关系分析，以期揭示断陷盆地的油气成藏及富集的规律。

［1］曹国强.柴达木盆地西部地区第三系沉积相研究［D］.北京:中国科学院研究生院.2005:1－6.

［2］田在艺，张庆春.中国含油气盆地岩相古地理与油气［M］.北京:地质出版社.1997:31－36.

［3］姜在兴.沉积学［M］.北京:石油工业出版社.2003:442－458.

［4］欧成华，陈景山.沉积相定量识别中的层次分析方法［J］.石油与天然气地质.1999，20(3):255 －259.

［5］李丕龙.陆相断陷盆地油气地质与勘探(卷二)［M］.北京:石油工业出版社.2003.

［6］薛叔浩，刘雯林，薛良青等.湖盆沉积地质与油气勘探［M］.北京:石油工业出版.2002:524－526.

［7］朱筱敏.层序地层学［M］.北京:石油工业出版社.2000:108－133.

［8］张建林，林畅松，郑和荣.断陷湖盆断裂、古地貌及物源对沉积体系的控制作用——以孤北洼陷沙三段为例［J］.油气地质与采收率.2002，9(4):24 －27.

［9］林畅松，潘元林，肖建新等.“构造坡折带”——断陷盆地层序分析和油气预测的重要概念［J］.地球科学.2000，25(3):260－266.

［10］于兴河，姜辉，李胜利等.中国东部中、新生代陆相断陷盆地沉积充填模式及其控制因素——以济阳坳陷东营凹陷为例［J］.岩性油气藏.2007，19(1):39 －45.

［11］徐怀大.陆相层序地层学研究中的某些问题［J］.石油与天然气地质.1997，18(2):83 －89.

［12］金强，信荃麟，王伟峰.单断式盆地充填模式与油气聚集──东濮凹陷东南部实例分析［J］.沉积学报.1994，12(4):118－122.