構(gòu)造分析方法在伸展盆地中的綜合運用

王文龍, 董冬冬

構(gòu)造分析方法在伸展盆地中的綜合運用

王文龍1, 2, 4, 5, 董冬冬1, 2, 3, 5

(1. 中國科學院海洋研究所, 山東 青島 266071; 2. 中國科學院海洋地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室, 山東 青島 266071; 3. 青島海洋科學與技術(shù)試點國家實驗室海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室, 山東 青島 266061; 4. 中國科學院大學, 北京 100049; 5. 中國科學院海洋大科學研究中心, 山東 青島 266071)

為了更有效地研究伸展盆地, 論述了目前伸展盆地研究中幾種常用軟件的方法和原理, 包括用于盆地反演研究的一維Airy均衡模型、二維撓曲回剝模型、平衡剖面技術(shù)以及用于盆地正演研究的撓曲懸臂梁模型和二維粘彈塑性熱-力學數(shù)值模擬模型。綜合分析了這些方法的原理、優(yōu)勢與不足, 在此基礎(chǔ)上進一步探討了不同方法之間的綜合運用。其中平衡剖面技術(shù)恢復(fù)得到的盆地剖面可以為裂谷期構(gòu)造沉降展布范圍提供約束, 并與撓曲懸臂梁模型結(jié)合可以得到盆地演化過程中不同時期上地殼的伸展減薄情況。數(shù)值模擬方法則在以上盆地模擬方法得到的結(jié)果約束下, 模擬伸展盆地的形成過程進而得到初始地質(zhì)參數(shù)與演化過程。綜合利用盆地分析的方法可以對盆地演化有更準確的認識并指導(dǎo)油氣資源的勘探與開發(fā)。

盆地分析; 正演; 反演; 伸展盆地; 綜合運用

沉積盆地按其成因可以分為伸展盆地、撓曲盆地和走滑拉分盆地[1]。其中發(fā)育在被動陸緣之上的伸展盆地是主要的含油氣盆地類型之一, 對其進行研究有助于油氣資源的勘探與開發(fā)[2]。目前針對伸展盆地開展盆地分析的方法較多, 大體可分為正演和反演兩類, 反演可以恢復(fù)地質(zhì)歷史時期的地質(zhì)狀態(tài)包括沉降史、沉積史及斷層發(fā)育期次等, 而正演方法則可以在反演的約束下探究盆地的演化過程及動力機制等問題。其中, 常用的反演方法包括平衡剖面方法[3]、回剝方法[4-5]等, 正演方法包括撓曲懸臂梁模型[6-7]與數(shù)值模擬方法[8-9]等?；谝陨戏椒ǖ呐璧胤治鱿嚓P(guān)的商業(yè)軟件也較多, 有Flex- Decomp、Stretch、Move以及Thermodel[10]等。目前存在的問題是, 各種方法都有自身的優(yōu)劣之處, 難以通過單一方法獲得接近真實地質(zhì)情況的所有結(jié)果。針對于此, 本研究論述了目前幾個常用盆地分析軟件的原理與方法, 對其各自的優(yōu)勢與不足進行分析, 并探討了充分利用各自優(yōu)勢的軟件組合使用方法, 對盆地的綜合分析和油氣的勘探開發(fā)具有較高的實用價值。

1 盆地分析中的反演方法

反演指的是以現(xiàn)今的地質(zhì)狀態(tài)為基礎(chǔ), 以古水深或斷層發(fā)育期次等數(shù)據(jù)為約束恢復(fù)出初始地質(zhì)狀況或某個階段地質(zhì)狀態(tài)的過程。通過反演可以反推盆地的構(gòu)造演化過程, 對盆地的沉積、沉降速率及斷層發(fā)育有更加清晰的認識。

1.1 構(gòu)造沉降恢復(fù)

沉降是地殼的一種垂直運動, 是盆地發(fā)育的主導(dǎo)因素之一。盆地的沉降按成因可以分為構(gòu)造沉降(由地殼或巖石圈動力學產(chǎn)生的盆地沉降)和非構(gòu)造沉降(荷載導(dǎo)致的沉降)[1, 11]。構(gòu)造沉降曲線在完整的裂陷旋回上表現(xiàn)出兩段式: 裂陷階段的快速沉降及裂后的緩慢沉降[1, 11]。盆地的沉降與巖石圈的伸展減薄有關(guān), 通過構(gòu)造沉降的分析, 我們可以了解巖石圈或地殼的伸展減薄程度[12-13]。因此, 構(gòu)造沉降量和構(gòu)造沉降速率反映了盆地構(gòu)造演化的特征, 對盆地構(gòu)造沉降史的恢復(fù)有助于了解盆地的形成機制。

總沉降量去除沉積物與水的重力作用造成的沉降量后即為構(gòu)造沉降量, 只考慮沉積物的荷載而未去除水的荷載作用得到的沉降量為水載沉降, 水載沉降應(yīng)用較為廣泛[14-17]。水載沉降的計算過程包括逐層去除沉積地層并進行去壓實校正、沉積物重力荷載校正、水深變化校正和相對海平面變化校正[18]。

1) 去壓實校正

去壓實校正是指在逐層剝?nèi)コ练e層后, 其下地層在上覆荷載減小的情況下厚度恢復(fù)到該地質(zhì)歷史時期的真實厚度[15]。校正過程假設(shè)沉積物在壓實過程中其骨架體積和橫向?qū)挾仁睾? 地層體積變化是由孔隙流體流動與孔隙體積變化引起的[19]。地層的壓實程度僅與埋深有關(guān), 孔隙度與深度的關(guān)系通常采用指數(shù)形式[15]:

2) 沉積物重力載荷校正

盆地中沉積物的重力作用會促使沉降量進一步變大而產(chǎn)生負載沉降。在Airy均衡條件下, 沉積物造成的負載沉降效果可按如下公式進行校正:

s為沉積物重力載荷校正后的基底深度,m為地幔密度,s為沉積物柱的平均密度,w為水的密度,為去壓實校正后的沉積物厚度。

3) 相對海平面變化校正和水深變化校正

海平面在地質(zhì)演化歷史中發(fā)生了變化, 而現(xiàn)今的海平面是計算構(gòu)造沉降基準面, 所以水深變化數(shù)據(jù)還要考慮相對海平面變化(相對于現(xiàn)今海平面位置的變化)。其次, 過去地質(zhì)歷史時期的海平面位置與現(xiàn)今海平面位置之間的差值(水柱高度)會產(chǎn)生重力荷載作用而產(chǎn)生荷載沉降(1), 應(yīng)予以剔除[18-19]:

Δ1為海平面相對于現(xiàn)今海平面的高度。

目前, 古生物資料和地球化學資料是獲取古水深(d)的主要手段除此之外還可以依據(jù)沉積相資料來進行估計。古水深數(shù)據(jù)難以準確測定, 需要綜合多種資料加以判斷, 所以此項是構(gòu)造沉降計算中最大的誤差來源[17]。

當巖石圈的強度非常弱, 可以認為已達到完全的重力均衡, 水載沉降量可以表示為:

水載沉降量中的水柱載荷仍對地殼具有重力作用, 當水深大于1 000 m時水的載荷壓力超過10 MPa, 故水的荷載作用影響較大不可以忽略, 可以進一步轉(zhuǎn)化為空盆沉降(公式(6), 公式(7))并計算空盆沉降速率[20]。

空盆沉降排除了水的荷載作用對沉降的影響, 其沉降量完全由構(gòu)造作用產(chǎn)生, 通過分析構(gòu)造沉降量及構(gòu)造沉降速率可以對演化過程中的構(gòu)造作用有更加清晰的認識。

1.2 撓曲回剝

回剝是盆地分析的重要研究方法, 常用的回剝方法包括一維Airy 均衡回剝與二維撓曲均衡回剝。一維回剝方法利用Airy均衡模式[21], 認為沉積荷載造成的影響僅作用于該點的垂直方向上, 對側(cè)向的區(qū)域沒有影響。二維回剝方法[22]認為回剝過程中應(yīng)該考慮巖石圈的彈性強度, 即某一點的載荷變化不僅會影響該點處的狀態(tài)還會造成巖石圈的撓曲反應(yīng), 從而對側(cè)向的區(qū)域產(chǎn)生影響。

二維撓曲均衡回剝比一維Airy 均衡回剝更加符合真實的地質(zhì)情況。該模型由于不能恢復(fù)斷層作用導(dǎo)致的水平方向上的變化, 所以難以恢復(fù)伸展盆地裂谷期的演化過程, 僅可以較好地恢復(fù)裂后期的演化過程。二維撓曲均衡回剝在一些盆地中得到了很好的應(yīng)用[23-25]。

Flex-Decomp軟件先假定均一的拉張因子對剖面進行逐層回剝恢復(fù), 直到恢復(fù)到裂谷作用結(jié)束時的地質(zhì)狀態(tài), 后利用Stretch軟件(下文將論述)正演模擬該剖面狀態(tài)以獲得剖面拉張因子, 后將Stretch得到的拉張因子再次帶入Flex-Decomp中再次回剝直至達到最佳擬合[4, 26]。Flex-Decomp的計算步驟如下[4-5]:

1) 移除頂部的水層并進行撓曲均衡反應(yīng)計算。

2) 移除剖面中的最頂部地層, 下伏地層計算去壓實厚度變化。

3) 計算移除頂部地層荷載之后的撓曲均衡反應(yīng), 并考慮剩余沉積層孔隙度的增加。

4) 利用Mckenzie[12]的裂后熱沉降模型依據(jù)估計的拉張因子與裂谷作用的年代反算熱隆升。

5) 如果海平面變化過大則進行進一步的修正, 并增加海水層的荷載影響, 計算撓曲均衡反應(yīng)。

6) 以上步驟建立了移除頂部地層后的撓曲均衡剖面。

7) 重復(fù)步驟1—步驟6回剝剩余層位直到裂后期的基底。

如果剖面有裂谷期的水深標志(比如暴露剝蝕等), 可以通過人為調(diào)整剖面的拉張因子以使剖面與古水深有一個很好的對應(yīng), 而此時得到的拉張因子剖面是反演得到的巖石圈的拉張因子[27]。本軟件模型認為巖石圈各層的伸展減薄程度是相同的, 在其他參數(shù)確定的情況下, 若巖石圈在伸展過程中未發(fā)生解耦, 則以此方法可以較好的反演巖石圈拉張因子。

該軟件地層厚度恢復(fù)采用的方法[15], 可以回剝得到演化過程中每一層沉積層序初始沉積時的厚度, 進而可計算每個沉積期的沉積速率。

1.3 剖面恢復(fù)

平衡剖面技術(shù)是剖面恢復(fù)的有效方法。其在發(fā)展之初是為了確定同心褶皺之下拆離斷層的深度[3], 后來這一方法被應(yīng)用于逆沖推覆、伸展以及鹽底辟、反轉(zhuǎn)構(gòu)造的研究中[18, 28]。平衡剖面的恢復(fù)基于以下假設(shè): 地層的初始狀態(tài)是水平的且在變形過程中遵守物質(zhì)守恒的原則(厚度、面積、體積守恒), 剝蝕與壓實是體積變化的唯一方式, 脆性斷層是變形的主要方式且褶皺與斷層有關(guān), 壓溶與構(gòu)造壓實對體積的影響較小[18-19]。因此, 平衡剖面技術(shù)是以變形符合平面應(yīng)變條件為前提按照面積/長度守恒的原則進行構(gòu)造恢復(fù)[29]。

2D Move是應(yīng)用較廣的二維平衡剖面恢復(fù)軟件, 其使用的地層恢復(fù)算法有很多種, 應(yīng)用較多的有單剪去褶皺法和斜剪切法。

單剪去褶皺算法以垂直或斜線方式恢復(fù)到基準面(水平面或給定基準面)以達到去褶皺的目的, 該方法認為沿剪切線方向的剪切矢量相同, 其特點是計算前后的剖面上的層面積守恒。實際的構(gòu)造變形過程中地層的長度會發(fā)生變化, 所以恢復(fù)到基準面位置后地層的長度會變小[18-19]。

斜剪切算法的基本原則是體積守恒和剪切矢量長度(沿剪切矢量方向斷層面和上盤的標志層之間的距離)守恒。在恢復(fù)斷層時假設(shè)斷層的變形僅發(fā)生在上盤且沿系列剪切線平行發(fā)生, 上盤的變形穿透斷層上盤且與斷層幾何狀態(tài)有關(guān)。影響該算法的主要參數(shù)包括移動方向、剪切矢量和水平斷距。其中剪切矢量的大小由水平斷距參數(shù)定義, 斜剪切算法可以較為有效恢復(fù)犁式斷層, 其傾角隨深度增加而減小, 這種傾角的變化與上盤的變形是對應(yīng)的[18-19]。

平衡剖面技術(shù)在恢復(fù)構(gòu)造狀態(tài)的同時還要進行地層發(fā)育恢復(fù), 地層發(fā)育史恢復(fù)需要的參數(shù)和需要進行的校正與構(gòu)造沉降恢復(fù)中相同。

平衡剖面技術(shù)的優(yōu)勢在于可以逐步恢復(fù)各個地質(zhì)時期地層發(fā)育、斷層和褶皺狀態(tài), 并根據(jù)古水深數(shù)據(jù)得到一個相對可靠的古地質(zhì)剖面。

2 盆地正演方法

正演即假設(shè)初始條件, 進而在反演結(jié)果及地質(zhì)觀測的約束下, 重現(xiàn)盆地演化過程的方法。正演方法可以檢驗反演結(jié)果并探究盆地演化中的控制因素。

2.1 撓曲懸臂梁模型

撓曲懸臂梁模型將巖石圈分為3層, 分別為上地殼、下地殼和巖石圈地幔, 其中上地殼呈脆性以簡單剪切的形式伸展, 而下地殼和巖石圈地幔呈現(xiàn)塑性, 在張力的作用下以純剪切形式伸展[6]。上地殼產(chǎn)生的斷層上下兩盤由斷層相連接像兩個相互作用的撓曲梁, 使斷層的上盤產(chǎn)生坳陷下盤產(chǎn)生隆升。上地殼的脆性伸展產(chǎn)生的空間由塑性的下地殼物質(zhì)補充, 同樣下地殼的物質(zhì)上涌產(chǎn)生的空間由巖石圈地幔補償, 進而會造成莫霍面的擾動[4, 6]。該模型認為上地殼中的大型基底控盆斷層都是平直斷層, 在這里為了更好的模擬陸緣上的盆地形態(tài)采用鏟式的斷層來模擬上地殼的盆地形態(tài)。撓曲懸臂梁模型通過設(shè)置斷層參數(shù)與反演得到的模板進行對比, 認為上地殼的脆性應(yīng)變由下地殼的塑性應(yīng)變補償, 利用McKenzie的純剪模式[12]對下地殼的拉張因子進行計算, 并認為上下地殼與地幔的拉張因子相同, 來表征上地殼產(chǎn)生的伸展[6], 當同一個點有多個斷層的作用時其拉張因子等于此處各個斷層產(chǎn)生的拉張因子的乘積[7]。

利用Flex-Decomp得到的地質(zhì)模型通過設(shè)置斷層參數(shù)進行擬合, 得到巖石圈拉張因子(模型認為巖石圈各層的伸展減薄程度及拉張因子相同)。可進一步計算裂后熱沉降、沉積物充填, 并可計算重力值以及熱流和沉降史。軟件可實現(xiàn)多期的裂谷作用。

軟件計算的拉張因子在其他基礎(chǔ)參數(shù)確定的情況下僅與輸入斷層參數(shù)有關(guān), 而斷層僅代表了脆性上地殼的伸展減薄作用。該模型考慮了上地殼的撓曲響應(yīng), 在已知斷層參數(shù)的情況下可以將斷層參數(shù)輸入本軟件中計算上地殼的伸展減薄。此方法不要求與地質(zhì)模型的擬合效果, 僅通過該模型計算不同斷層造成的伸展減薄(拉張因子)。

通過人為調(diào)整有效彈性厚度對比地震剖面的凹陷形態(tài)與模擬結(jié)果, 可以推測巖石圈的有效彈性厚度[30], 有效彈性厚度越大斷層影響的范圍就越大, 造成的凹陷范圍更大, 坡度相對平緩, 相反若有效彈性厚度較小則形成的凹陷范圍較小凹陷邊界坡度較大。在巖石圈解耦時代表了上地殼的有效彈性厚度而非整個巖石圈的有效彈性厚度。

2.2 二維粘彈塑性熱-力學模型

有關(guān)巖石圈拉張的熱-力學數(shù)值模擬程序有很多[31-32], 但主要模擬方法差別不大。本文以Pérez- Gussinyé等開發(fā)的二維粘彈塑性熱-力學有限元模擬程序[33]為例進行闡述。該程序是在熱-力學有限元計算程序MILAMIN[34]的基礎(chǔ)上發(fā)展而來的。在模型的左右邊界給定恒定的拉張速度, 上部為自由邊界, 內(nèi)部單元采用拉格朗日三角網(wǎng)格劃分, 即單元隨著物質(zhì)的運動而運動。三角網(wǎng)格分辨率可根據(jù)應(yīng)用需求進行不同的劃分。網(wǎng)格模型分為4層: 上地殼、下地殼、巖石圈地幔以及軟流圈[35]。程序利用物質(zhì)守恒、能量守恒和動量守恒定律相結(jié)合得到斯托克斯方程和熱擴散方程。分別用來求解重力場作用下粘性流體的流動速度與殼幔變形過程中的溫度場。在MILAMIN求解器的基礎(chǔ)上增加多種物理化學過程, 可以在不同程度上模擬復(fù)雜的地質(zhì)過程, 如陸緣張裂過程中的巖漿作用及蛇紋石化過程等。

采用的流變學模型為

其他熱力學參數(shù)包括各層的密度、熱膨脹系數(shù)、體積模量、剪切模量、熱容、熱導(dǎo)率、放射性生熱率、初始摩擦系數(shù)和內(nèi)聚力, 其中放射性生熱主要發(fā)生在上地殼, 因此上地殼厚度的加厚會影響地殼乃至整個巖石圈的溫度場分布。

為更加真實地模擬地質(zhì)過程, 模型考慮粘彈塑性變形, 設(shè)定自由表面以獲得穩(wěn)定的動力學地貌, 利用應(yīng)變軟化以模擬斷裂和剪切帶, 并可選擇是否增加地表沉積過程, 即侵蝕和沉積。巖石受力一旦達到屈服強度, 很容易沿屈服面發(fā)生變形, 因此斷裂面或剪切帶會產(chǎn)生集中形變[36], 這個過程可用應(yīng)變軟化來實現(xiàn)。在脆性變形域, 通過降低摩擦角來實現(xiàn)應(yīng)變軟化以模擬脆性斷層的發(fā)生; 在粘性變形域, 變形方式由位錯蠕變轉(zhuǎn)為擴散蠕變時降低了有效粘滯系數(shù)[37], 也可以發(fā)生粘性應(yīng)變軟化, 巖石礦物發(fā)生結(jié)晶優(yōu)選定向, 從而使得剪切帶在該方向更加容易發(fā)生[38-39]。

本數(shù)值模擬程序可以在地質(zhì)觀測數(shù)據(jù)的約束下對伸展盆地或者被動陸緣的形成過程進行模擬。通過對比模擬結(jié)果與地質(zhì)觀測的結(jié)果, 選定合適的模擬模型參數(shù), 這些參數(shù)在一定程度上代表了真實的地質(zhì)參數(shù), 比如伸展速度, 下地殼強度等。

3 討論

不同的盆地模擬方法或軟件其研究對象及側(cè)重點不同, 像平衡剖面恢復(fù)及回剝(Airy 均衡回剝及撓曲回剝), 其研究對象為淺部的沉積盆地, 而撓曲懸臂梁則以撓曲回剝的結(jié)果作為約束研究巖石圈的伸展減薄, 但由于在真實的地質(zhì)過程中這是一個綜合的過程, 即當板塊受到拉張應(yīng)力時, 在巖石圈淺部會發(fā)育斷層形成沉積盆地, 巖石圈整體會發(fā)生伸展減薄, 下部軟流圈會發(fā)生上涌。所以針對不同研究對象的正反演方法得到的結(jié)果可以相互約束驗證從而得到一個相對可靠的地質(zhì)演化過程。綜合利用每種方法或軟件的優(yōu)勢是進行盆地模擬研究的最優(yōu)選擇。

在巖石圈強度較弱的情況下, 一維Airy均衡的回剝計算構(gòu)造沉降的方法相對可靠[40], 整個構(gòu)造演化過程中裂后期的構(gòu)造沉降是熱沉降主導(dǎo)的, 斷層作用減少, 剖面沒有水平方向的變化, 僅存在垂向上的變化, 所以在其他參數(shù)可靠的情況下, 裂后期構(gòu)造沉降史的恢復(fù)具有較好的可信度。但是由于裂谷期存在斷層作用, 地殼上表面的變化除了垂向變化還有水平方向的變化, 是兩者共同作用的結(jié)果, 而一維Airy均衡回剝構(gòu)造沉降恢復(fù)方法并不能有效恢復(fù)斷層作用導(dǎo)致的水平方向上的變化。平衡剖面技術(shù)在恢復(fù)構(gòu)造演化過程中的褶皺與斷層作用造成的水平方向上的變化上具有優(yōu)勢, 可以逐步恢復(fù)每一期的地質(zhì)狀態(tài)[18], 這為裂谷期伸展盆地或被動陸緣構(gòu)造沉降恢復(fù)中水平方向的變化范圍提供了約束。

二維撓曲回剝模型可以對伸展盆地的裂后期地層進行恢復(fù), 該模型假設(shè)巖石圈各層在整個伸展過程中是完全耦合的, 各層拉張減薄程度均相同。如果研究區(qū)存在與深度相關(guān)的伸展[32], 則模型不適用, 而被動陸緣的巖石圈在伸展過程中大多數(shù)是部分解耦的[41], 所以在研究伸展量較大的被動陸緣時該模型不適用, 而僅適用于巖石圈較冷或未發(fā)生解耦區(qū)域的伸展盆地。但同時該軟件具有層拉平功能可在一定程度彌補這一劣勢, 層拉平指的是可將剖面最頂部地層界面拉到統(tǒng)一水平面上, 這在一定意義上意味著該沉積期的沉積物供應(yīng)充足, 將可容空間完全充滿。在陸上伸展盆地或一直處于淺水區(qū)的沉積盆地研究中, 這一操作可以較好地恢復(fù)盆地狀態(tài), 但不適用深水盆地。此外, 層拉平技術(shù)的可行性與不整合的類型也有關(guān)。若不整合形成時是水平的則可以很好地恢復(fù)[42], 而其他類型不整合具有大規(guī)模的侵蝕, 導(dǎo)致不整合界面形成時非水平狀態(tài)[42], 而強行拉平則會改變真實的斷層與下伏地層的產(chǎn)狀。該軟件中的地層去壓實以恢復(fù)地層厚度的算法適用于所有的地質(zhì)情況, 并可以進一步計算沉積速率, 而回剝拉平恢復(fù)地質(zhì)狀態(tài)則僅適用于陸上裂谷盆地或水深較小的沉積盆地, 要求未發(fā)生巖石圈各層之間的解耦并且僅適用于裂后期的盆地狀態(tài)恢復(fù)。平衡剖面技術(shù)同樣可以進行撓曲均衡的恢復(fù)并且在有效的古水深數(shù)據(jù)的約束下可以有效的恢復(fù)盆地的演化史。

撓曲懸臂梁模型同樣假定巖石圈各層伸展減薄程度相同, 并且認為斷層是平直斷層, 但是地震剖面顯示大型的斷層多呈鏟式形狀, 最新的撓曲懸臂梁軟件添加了鏟式斷層的模型。在其他初始模型參數(shù)確定的情況下, 該模型計算拉張因子的過程僅與輸入的斷層參數(shù)有關(guān), 而脆性斷層在大多數(shù)的伸展盆地或被動陸緣中僅能代表上地殼的伸展減薄程度。進一步將平衡剖面恢復(fù)得到的每一期盆地剖面上的斷層產(chǎn)狀輸入Stretch 軟件中利用撓曲懸臂梁模型, 可以得到每一期的上地殼拉張因子。將模擬結(jié)果的斷層影響范圍與真實的地質(zhì)觀測進行對比, 可以得到上地殼的近似有效彈性厚度, 而未發(fā)生解耦的區(qū)域可以代表整個巖石圈的有效彈性厚度[43]。

綜上, 在存在巖石圈各層解耦的情況下, 撓曲回剝與撓曲懸臂梁模型均難以恢復(fù)剖面狀態(tài), 而平衡剖面在古水深的約束下可以對盆地的剖面進行較好的恢復(fù), 并且恢復(fù)了斷層作用造成的變形。本研究探討的優(yōu)勢互補的軟件組合使用方法, 以平衡剖面技術(shù)恢復(fù)的剖面形態(tài)為基礎(chǔ), 利用撓曲懸臂梁模型, 可以正演得到脆性上地殼的拉張因子, 利用構(gòu)造沉降恢復(fù)可以得到各個地質(zhì)時期構(gòu)造沉降曲線長度的變化與差異, 而撓曲回剝軟件中的地層厚度恢復(fù)可以有效得到每個沉積期的原始地層厚度, 從而得到其沉積速率信息。典型剖面利用體積守恒原則可以得到剖面處的平均伸展速度, 進一步在熱流數(shù)據(jù)的約束下對裂谷盆地和被動陸緣進行數(shù)值模擬的研究, 可以開展巖石圈伸展的動力學研究。結(jié)合沉積速率變化、運動學特征與動力學特征可以有效地確定“生儲蓋”組合以指導(dǎo)油氣的勘探與開發(fā)(圖1)。

圖1 盆地分析方法綜合應(yīng)用路線圖

4 結(jié)語及展望

反演可恢復(fù)盆地演化的過程, 得到盆地的初始地質(zhì)狀態(tài), 而正演則可以在地質(zhì)觀測和反演結(jié)果的約束下, 探討成盆機制與動力學問題。伸展盆地或被動陸緣的研究方法與商業(yè)軟件眾多, 但其各有側(cè)重, 本次研究論述了目前應(yīng)用較多的盆地模擬軟件的原理及其應(yīng)用, 其中盆地模擬的反演方法包括一維Airy 均衡的構(gòu)造沉降計算方法、二維撓曲回剝方法、平衡剖面技術(shù)。正演方法包括撓曲懸臂梁模型和二維粘彈塑性熱-力學數(shù)值模擬模型。本研究分析了不同方法及軟件的優(yōu)勢與不足, 提出優(yōu)勢互補的軟件組合使用方法。在巖石圈較弱情況下一維Airy均衡可以較好的進行裂后的回剝, 而巖石圈較強時則應(yīng)考慮側(cè)向的影響即撓曲回剝方法較為合適, 二者均不具備恢復(fù)裂谷期地質(zhì)狀態(tài)的功能。撓曲懸臂梁模型在巖石圈不發(fā)生解耦的情況下可以很好的計算巖石圈的拉張因子, 若發(fā)生解耦, 則僅能表征上地殼的拉張減薄情況。平衡剖面技術(shù)在古水深的約束下可以較好的恢復(fù)裂谷期斷層狀態(tài), 其可以為構(gòu)造沉降計算提供水平方向的范圍約束, 同時結(jié)合撓曲懸臂梁模型可以很好地計算出每一個地質(zhì)歷史時期時的伸展減薄情況。二維撓曲回剝中的地層厚度恢復(fù)可以用于計算沉積速率。在以上計算結(jié)果的約束下結(jié)合熱流數(shù)據(jù)通過二維粘彈塑性熱-力學模型模擬盆地或被動陸緣的形成過程。綜合得到的沉積速率、運動學特征、動力學特征可以為進一步為油氣資源的勘探與開發(fā)提供指導(dǎo)。

盆地形成演化是一個復(fù)雜的地質(zhì)過程, 在不同尺度具有不同的表現(xiàn), 利用在不同尺度下觀測得到的結(jié)果相互驗證可以更好的認識這一過程并了解其機制。現(xiàn)今的研究大多停留在盆地的淺層構(gòu)造而非整體的地質(zhì)構(gòu)造過程, 充分利用各個尺度方法的優(yōu)勢并盡量避免其存在的問題才可以更加有效地約束演化模型進而得到更加可靠的盆地演化史, 也是未來的發(fā)展方向。在獲得更加準確的沉積、沉降史的基礎(chǔ)上可以對油氣的勘探具有一定的指導(dǎo)意義。

[1] Allen P A, Allen J R. Basin analysis. principles and applications. Third editon[M]. UK: John Wiley & Sons Ltd., 2013.

[2] 張光亞, 溫志新, 梁英波, 等. 全球被動陸緣盆地構(gòu)造沉積與油氣成藏: 以南大西洋周緣盆地為例[J]. 地學前緣, 2014, 21(3) : 18-25.Zhang Guangya, Wen Zhixin, Liang Yingbo, et al. Tectonic-sedimentary features and petroleum accumulation in the passive continental margin basins of Atlantic peripheries[J]. Earth Science Frontiers, 2014, 21(3): 18-25.

[3] Dahlstrom C D A. Balanced cross sections[J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 1969, 6(4): 743-757.

[4] Kusznir N J, Roberts A M, Morley C K. Forward and reverse modelling of rift basin formation[J]. Geological Society of London Special Publications, 1995, 80(1): 33-56.

[5] Roberts A M, Kusznir N J, Yielding G. 2D flexural backstripping of extensional basins: The need for a sideways glance[J]. Petroleum Geoscience, 1998, 4(4): 327-338.

[6] Kusznir N J, Marsden G, Egan S S. A flexural-cantilever simple-shear/pure-shear model of continental lithosphere extension: applications to the jeanne d’arc basin, grand banks and viking graben, North Sea[J]. Geological Society, London, Special Publications, 1991, 56(1): 41-60.

[7] Kusznir N J, Ziegler P A. The mechanics of continental extension and sedimentary basin formation: A simple- shear/pure-shear flexural cantilever model[J]. Tectono-physics, 1992, 215(1): 117-131.

[8] Brune S, Heine C, Pérez-Gussinyé M, et al. Rift migration explains continental margin asymmetry and crustal hyper- extension[J]. Nature Communications, 2014, 5: 1-9.

[9] Pérez-Gussinyé M, Morgan J P, Reston T J, et al. The rift to drift transition at non-volcanic margins: Insights from numerical modelling[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 244(1): 458-473.

[10] 胡圣標, 張容燕, 羅毓暉, 等. 渤海盆地熱歷史及構(gòu)造-熱演化特征[J]. 地球物理學報, 1999, 42(6): 748-755.Hu Shengbiao, Zhang Rongyan, Luo Yuhui, et al. Thermal history and tectonic-thermal evolution of Bohai basin, east China[J]. Chinese Journal of Geophysics, 1999, 42(6): 748-755.

[11] 陸克政, 朱筱敏, 漆家福, 含油氣盆地分析[M]. 北京: 中國石油大學出版社, 2001. Lu Kezheng, Zhu Xiaomin, Qi Jiafu. Analysis of Petroliferous Basins[M]. Beijing: China University of Petroleum Press, 2001.

[12] Mckenzie D. Some remarks on the development of sedimentary basins[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1978, 40(1): 25-32.

[13] Royden L, Keen C E. Rifting process and thermal evolution of the continental margin of eastern Canada determined from subsidence curves[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1980, 51(2): 343-361.

[14] Steckler M S, Watts A B. Subsidence of the Atlantic-type continental margin off New York[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1978, 41(1): 1-13.

[15] Sclater J G, Christie P A F. Continental stretching: An explanation of the post-mid-cretaceous subsidence of the central North Sea basin[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 1980, 85(B7): 3711-3739.

[16] Shi Xiaobin, Burov E, Leroy S, et al. Intrusion and its implication for subsidence: A case from the Baiyun sag, on the northern margin of the South China Sea[J]. Tectonophysics, 2005, 407(1-2): 117-134.

[17] Xie Hui, Zhou Di, Li Yuanping, et al. Cenozoic tectonic subsidence in deepwater sags in the Pearl River Mouth Basin, northern South China Sea[J]. Tectonophysics, 2014, 615: 182-198.

[18] 董冬冬. 南海北部陸緣深水區(qū)構(gòu)造演化及其資源效應(yīng)[D]. 青島: 中國科學院海洋研究所, 2008.Dong Dongdong. Structural evolution and its resource effect of the deep water area, northern continental margin of the south china sea[D]. Qingdao: Institute of Oceanology, Chinese Academy of Science, 2008.

[19] 張新元. 南海西北部陸緣中新世碳酸鹽臺地發(fā)育演化與生物礁識別研究[D]. 青島: 中國科學院海洋研究所, 2016.Zhang Xinyuan. The evolution and characteristics of Miocene carbonate platforms and reefs in the Xisha area, northwestern continental margin of the South China Sea[D]. Qingdao: Institute of Oceanology, Chinese Academy of Science, 2016.

[20] Zhao Zhongxian, Sun Zhen, Wang Zhenfeng, et al. The dynamic mechanism of post-rift accelerated subsidence in Qiongdongnan basin, northern South China Sea[J]. Marine Geophysical Research, 2013, 34(3): 295-308.

[21] Airy G B. On the computation of the effect of the attraction of mountain-masses, as disturbing the apparent astronomical latitude of stations in geodetic surveys[J]. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, 1939, 145(2): 101-104.

[22] Watts A B, Karner G, Steckler M S, et al. Lithospheric flexure and the evolution of sedimentary basins[J]. Philosophical Transactions of the Royal Society A-Mathe-matical Physical and Engineering Sciences, 1982, 305(1489): 249-281.

[23] Roberts A M, Kusznir N J, Corfield R I, et al. Integrated tectonic basin modelling as an aid to understanding deep-water rifted continental margin structure and location[J]. Petroleum Geoscience, 2013, 19(1): 65-88.

[24] 趙中賢, 周蒂, 廖杰, 等. 珠江口盆地陸架區(qū)巖石圈伸展模擬及裂后沉降分析[J]. 地質(zhì)學報, 2010, 84(8): 1135-1145.Zhao Zhongxian, Zhou Di, Liao Jie, et al. Lithospheric stretching modeling of continental shelf in the Pearl River Mouth Basin and analysis of post-breakup subsiden-ce[J]. Acta Geologica Sinica, 2010, 84(8): 1135-1145.

[25] 郭興偉, 施小斌, 丘學林, 等. 渤海灣盆地濟陽坳陷新生代裂后不整合、加速沉降事件及其成因淺析[J]. 地球物理學報, 2007, 50(2): 455-464. Guo Xingwei, Shi Xiaobin, Qiu Xuelin, et al. Cenozoic post-rift unconformity and accelerated subsidence events of Jiyang depression, Bohai bay basin and preliminary analyses on their original mechanism[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2007, 50(2): 455-464.

[26] Roberts A M, Lundin E R, Kusznir N J. Subsidence of the Voring basin and the influence of the Atlantic continental margin[J]. Journal of the Geological Society, 1997, 154(3): 551-557.

[27] Lei Chao, Ren Jianye, Sternai P, et al. Structure and sediment budget of Yinggehai–Song Hong basin, South China Sea: Implications for cenozoic tectonics and river basin reorganization in southeast Asia[J]. Tectono-physics, 2015, 655: 177-190.

[28] 湯濟廣, 梅廉夫, 沈傳波, 等. 平衡剖面技術(shù)在盆地構(gòu)造分析中的應(yīng)用進展及存在的問題[J]. 油氣地質(zhì)與采收率, 2006, 13(6): 19-22, 106. Tang Jiguang, Mei Lianfu, Shen Chuanbo, et al. Advances and problems in the application of balanced cross-section technique in structure studies of basins.[J]. Petroleum Geology and Recovery Efficiency, 2006, 13(6): 19-22, 106.

[29] 薛岡, 盧華復(fù), 朱成宏, 等. 伸展區(qū)域平衡剖面法及其在構(gòu)造分析中的應(yīng)用[J]. 高校地質(zhì)學報, 2001, 7(4): 427-434.Xue Gang, Lu Huafu, Zhu Chenghong, et al. Structure restoration of balancing cross section in extension area: An example from the Huaifu depression, north Jiangsu basin[J]. Geological Journal of China Universities, 2001, 7(4): 427-434.

[30] Clift P, Lin H. Preferential mantle lithospheric extension under the South China margin[J]. Marine and Petroleum Geology, 2001, 18(8): 929-945.

[31] Popov A A, Sobolev S V. SLIM3D: A tool for three- dimensional thermomechanical modeling of lithospheric deformation with elasto-visco-plastic rheology[J]. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 2008, 171(1): 55-75.

[32] Huismans R, Beaumont C. Depth-dependent extension, two-stage breakup and cratonic underplating at rifted margins[J]. Nature, 2011, 473: 74-78.

[33] Andrés-Martínez M, Pérez‐Gussinyé M, Armitage J, et al. Thermomechanical implications of sediment transport for the architecture and evolution of continental rifts and margins[J]. Tectonics, 2019, 38(2): 641-665.

[34] Dabrowski M, Krotkiewski M, Schmid D W. MILAMIN: Matlab-based finite element method solver for large pro-blems[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2008, 9 (Q04030): 1-24.

[35] Ros E. Influence of tectonic setting and extension velocity on the basement architecture of rifted continental margins[D]. London: Royal Holloway University of London, 2018.

[36] Buck W R. Effect of lithospheric thickness on the formation of high-angle and low-angle normal faults[J]. Geology, 1993, 21(10): 933-936.

[37] Huismans R S, Beaumont C. Symmetric and asymmetric lithospheric extension: Relative effects of frictional- plastic and viscous strain softening[J]. Journal of Geophysical Research-Solid Earth, 2003, 108(B10): 1-13.

[38] Hansen L N, Zimmerman M E, Kohlstedt D L. Laboratory measurements of the viscous anisotropy of olivine aggregates[J]. Nature, 2012, 492: 415-419.

[39] Tommasi A, Mainprice D, Canova G, et al. Viscoplastic self-consistent and equilibrium-based modeling of olivine lattice preferred orientations: Implications for the upper mantle seismic anisotropy[J]. Journal of Geoph-y-sical Research-Solid Earth, 2000, 105(B4): 7893-7908.

[40] Dong Dongdong, Wu Shiguo, Zhang Gongcheng, et al. Rifting process and formation mechanisms of syn-rift stage prolongation in the deepwater basin, northern South China Sea[J]. Chinese Science Bulletin, 2008, 53(23): 3715-3725.

[41] Bertotti G, Ter Voorde M, Van Balen R T, et al. The influence of a stratified rheology on the flexural response of the lithosphere to (un)loading by extensional faulting[J]. Geophysical Journal International, 1998, 134(3): 721-735.

[42] Morley C K. Major unconformities/termination of extension events and associated surfaces in the South China Seas: Review and implications for tectonic development[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2016, 120: 62-86.

[43] Clift P, Lin J, Barckhausen U. Evidence of low flexural rigidity and low viscosity lower continental crust during continental break-up in the South China Sea[J]. Marine and Petroleum Geology, 2002, 19(8): 951-970.

The integrated application of structural analysis methods in stretch basins

WANG Wen-long1, 2, 4, 5, DONG Dong-dong1, 2, 3, 5

(1. Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 2. Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 3. Laboratory for Marine Geology, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology (Qingdao), Qingdao 266061, China; 4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 5. Center of Ocean Mega-Science, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China)

In order to study stretch basins more effectively, we have stated methods and principles of main software, which are applied into researches of stretch basins, including forward and inversion methods. Inversion methods include 1D Airy isostasy, 2D flexural isostasy, and balanced cross section technique, and the forward methods include flexural cantilever model and 2D thermal-mechanical model. We have analyzed the advantages and disadvantages of the application of different methods. The length of restored profiles from balanced cross section technique can be horizontal constraints for tectonic subsidence, which changed during syn-rift stage. The integrated application of balanced cross section technique and flexural cantilever model enables us to figure out stretch-state of upper crust at different stages. Numerical simulation method can model the evolution of stretch basins and obtain the initial geological parameter under constrains of the results from software mentioned above. The integrated application of methods in the analysis of stretch basins allows us to have a better understanding of basins’ evolution and provides guidance for exploration of oil and gas.

basin analysis; forward method; inversion method; stretch basins; integrated application

Nov. 25, 2019

P548

A

1000-3096(2020)11-0094-08

10.11759/hykx20191125001

2019-11-25;

2019-12-19

國家自然科學基金項目(41476042)；全球變化與海氣相互作用項目(GASI-GEOGE-01)；“科學”號高端用戶項目(KEXUE2018G10)

[National Natural Science Foundation of China, No. 41476042; National Program on Global Change and Air-Sea Interaction, No. GASI-GEOGE- 01; RV KEXUE Advanced User-Program, No. KEXUE2018G10]

王文龍(1993- )，男，山東冠縣人，碩士研究生，主要從事海洋地球物理與海底構(gòu)造研究，E-mail: wangwenlong17@mails.ucas.ac.cn；董冬冬(1982- )，通信作者，男，博士，研究員，主要從事海洋地球物理與海底構(gòu)造研究，E-mail: dongdongdong@qdio.ac.cn

(本文編輯: 劉珊珊)