剥蚀量恢复方法研究进展

剥蚀量恢复方法研究

一、利用声波时差法求取剥蚀量

该方法的基本理论早在1976年分别由Magara、真柄钦次提出，泥质岩的压实过程不受时间因素的影响，而且压实作用是不可逆的，认为在有剥蚀的地区当不整合面以上沉积物的厚度小于剥蚀厚度时，将不整合以下泥岩的压实的压实趋势线上延至△t0处即为古地表，古地表与不整合面之间的距离即为剥蚀厚度，如图1-1所示。

图1-1 利用泥岩压实曲线求取剥蚀厚度示意图 a、剥蚀厚度；b、再沉积厚度；c、补偿厚度

1、模型（压实模型）改进过程

在正常压实情况下，页岩压实与上覆的负荷或埋深有关，孔隙度是页岩压实程度的度量，而声波测井资料直接反映了页岩压实程度的大小。因此，根据正常的压实趋势，应用声波测井资料推算沉积层的压实程度，就可以估算被剥蚀地层的厚度。它的应用依赖于正确确定地下沉积层的孔隙度—深度和声波传播时间—深度关系。因此说利用声波时差恢复剥蚀厚度的核心问题是压实模型的正确选择问题。

（1）Athy模型（1930）

由Athy最早提出的泥页岩孔隙度—深度之间的简单指数模型得到了人们的广泛应用：

???0exp(?bX) （1-1）

其中，Ф—表示岩石孔隙度，%；Ф0为地表岩石孔隙度；X为岩石埋深。

Athy模型较好地预测了一定深度处的岩石孔隙度值：如地表X=0时，Ф=Ф0；在大深度处X→∞，Ф→0。大量的野外资料和实验研究也表明岩石孔隙度—深度曲线呈现为一般的指数特征[4]。因此Magara应用该模型计算剥蚀量。

声波传播时间—深度模型：声波传播时间由测井资料获得，是声波从钻孔传到接收器的时间，它主要依赖于岩性、孔隙度和流体含量等因素。大量实验结果表明，在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中，传播时间与孔隙度存在正比例线性关系。因而，不同深度的声波传播时间与不同深度的孔隙度变化可以相类比，即在正常压实情况下可以用指数函数形式来

1

表达声波时差与深度的关系[1]：

T=Toexp（一bX） （1-2）

其中，X表示深度，T表示声波传播时间，To为声波在地表的传播时间（X=0），b为指数衰变常数。

（2）Henry模型（1996）

在达到一定深度时，方程（2）与实际的声波测量值有偏差[6]。Henry[2]认为，方程（2）不能完全表达孔隙度—深度关系的一个重要原因是它错误地预测了声波在完全压实的岩石中的传播时间为0。事实上，声波即使在没有孔隙岩石中的传播时间也不可能为0，而是趋向于一个恒定值一声波在岩石基质中的传播时间。因此，他认为孔隙度—深度之间的函数关系应为[2]:：

T=Toexp（-bX）+c （1-3）

式中，c代表偏移常量，大致等于声波在岩石基质中的传播时间。

Henry模型考虑了岩石声速的物理范围，在地层深部拟合得很好。但笔者在应用这种方法进行剥蚀量计算中发现，拟合结果在浅部出现了较大的偏差，原因是该模型忽略了声波在地表(X=0)处的传播时间应为一恒定值，即To，它一般等于声波在沉积水盆地的表面传播时间。由方程（3）不难看出，当X=0时，T=To+c，这显然与理论模型不符。

（3）牟中海模型（2000）

声波传播时间与深度之间更为准确的关系应同时满足不同深度地层的真实情况。因此,本文提出了如下改进模型：

T=（To-c）exp（-bX）+c （1-4）

在大深度处，如X→∞，T=c，即深度无穷大时，岩石认为不可再压实，孔隙度为0，声波在这种岩石中的传播时间相当于声波在岩石基质中的传播时间；在地表X=0处，T=T0，即声波在地表的传播时间基本上为一常数，相当于在水中的传播时间。这一改进的指数模型在浅部和深部都能较好地反映了地质情况的真实性，从而提高了压实趋势的预测能力。

（4）几种模型回归的压实曲线及计算的剥蚀量比较

图1-2 西湖凹陷理想压实趋势拟合 图1-3 几种方法得出的理想压实趋势拟合比较

（西湖凹陷西部斜坡带，牟中海，2000） 从图1-3中可以看出，简单的指数模型得出的拟合曲线与实测点偏差较大，特别是在大

2

深度处，偏离了实测点范围；Henry模型在中部和大深度有极好的拟合效果，但在浅部突然向下弯曲，大大地偏离了实测点范围；而牟中海改进的模型得出的拟合曲线与实测点间有较好的拟合程度，在深部和浅部都具有较高的预测能力。

图1-5 东海1井T10不整合下的地层压实趋势拟合 图1-6 东海1井T10不整合面剥蚀量计算比

较

从东海1井计算的剥蚀量来看，简单的指数模型得出的剥蚀量达2300m（偏大）；Henry模型计算的剥蚀量约为1550m（偏小）；而牟中海改进的模型得出的剥蚀量达1750m。 2、模型实用条件的探讨

（1）条件之一：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该方法不实用（Magara、真柄钦次和牟中海）。

（2）条件之二（对条件一根本的解释）：牟中海（2001年）认为这一方法的不合理处在于只考虑了不整合面之上新地层厚度与被剥蚀地层厚度的关系，而未考虑二者密度可能不同所导致的岩层静压力差异。笔者在研究柴达木盆地北缘地层压实规律时发现，能否根据压实规律来恢复剥蚀厚度，关键因素并非厚度，而是不整合面以上新地层对其以下老地层和被剥蚀地层在剥蚀前对老地层各自所施加的压力是否相同。二者是否相同，可根据老地层压实曲线斜率（Ｃ老）与新地层压实曲线斜率（Ｃ新）是否一致判断。

①不整合面上、下的压实曲线斜率相等

这种情况说明新地层与被剥蚀地层在同一深度上具有相同的压力，因为二者中的泥岩Δｔ0值可认为相等。存在3种情况：

3

图1-7 C新等于C老时的剥蚀厚度恢复

1）老地层压实曲线位于新地层压实曲线左侧（见图1-7ａ），老地层压实规律未改变，可以用声波时差法恢复剥蚀厚度。

2）不整合面上、下的地层压实曲线位于同一直线（见图1-7ｂ），老地层压实规律被破 坏，无法用声波时差法恢复剥蚀厚度。

3）老地层压实曲线位于新地层压实曲线右侧（见图1-7ｃ），说明不整合面以下可能存在欠压实，也不能用声波时差法恢复剥蚀厚度。

②不整合面上、下地层压实曲线斜率不相等

这种情况说明新、老地层的地压梯度不相等，即新沉积地层与被剥蚀地层在同一深度的压力不同。有两种情况：

1）Ｃ新小于Ｃ老

这种情况反映新地层对老地层施加的压力小于被剥蚀地层剥蚀前对老地层施加的压力，因而不整合面以下地层的压实规律未被破坏。不整合面以上的新沉积层厚度可能小于剥蚀厚度（见图8ａ），也可能大于剥蚀厚度（见图8ｂ），显然这两种情况都可以用声波时差法恢复剥蚀厚度。

图1-8 Ｃ新小于Ｃ老剥蚀厚度恢复

当上覆岩层以粗粒沉积为主时，地压梯度较大，当上覆层以细粒沉积为主时，地压梯度较小。所以，不同地区或同一地区不同时期的构造层造成的地压梯度不会完全相同。据计

3

算，以粗粒沉积（砂、砾岩夹少量泥岩，平均密度取值2.7ｇ/ｃｍ）为主的4000ｍ厚地层

3

产生的压力相当于以细粒沉积（泥岩夹少量砂、砾岩，平均密度取值2.1ｇ/ｃｍ）为主的15143ｍ厚地层产生的压力。因此在4000ｍ深度，如果被剥蚀老地层以粗粒沉积为主，而新沉积地层以细粒沉积为主，则在后者厚度比前者厚度大1000ｍ以上时，也能用声波时差法恢复被剥蚀地层厚度。

2）Ｃ新大于Ｃ老

在这种情况下，如果老地层压实曲线位于新地层压实曲线左侧（见图1-9ａ），表示新地层对老地层施加的压力比被剥蚀地层剥蚀前对老地层施加的压力小，可以用声波时差法恢复剥蚀厚度。但是，如果老地层压实曲线位于新地层压实曲线右侧（见图1-9ｂ），那么不整合面以下老地层多存在欠压实，不能用声波时差法恢复剥蚀厚度。

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图1-9 C新大于C老时的剥蚀厚度恢复

二、地质法

1、邻层厚度比值法（牟中海，2001年）

在同一构造层内，地层的沉积具有继承性和持续性，根据这一特点，可依据保存完整的相邻层厚度(上覆层厚/下伏层厚)比值与下伏层厚度的乘积来估算上覆层沉积厚度，若估算值大于上覆残余层厚度，则超出部分为剥蚀厚度（图2-1）；否则，则上覆层未被剥蚀。

该方法除了仅限于在同一大的构造层内、不能跨越大的区域性不整合面计算外，有如下的特点：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，而且也适合于任意起伏的地层；②由于以地震资料为依据，控制点多，可信度高；③方法简单，只需要厚度资料，不需要剥蚀时间，可操作性强。

H1/H2=H3/H4 剥蚀厚度=H3-H5

图2-1 邻层厚度比值法确定剥蚀厚度图

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2、未被剥蚀地层厚度趋势延伸法（牟中海，2001年）

这种方法又称地质构造法或地质外推法或地质分析法或趋势面分析法。使用该方法的前提是假设剥蚀前岩层的厚度均一或厚度变化均匀。根据厚度的变化推算剥蚀量。经常使用的资料品质比较好的地震剖面。

地层厚度在横向上常有一定的变化规律，根据未剥蚀地层厚度及沉积边界(厚度为零)内插或者根据未被剥蚀的两点地层厚度外插可估算被剥蚀地层厚度(见图2-2)。该方法有较强的适用性。

图2-2 未被剥蚀地层厚度趋势延伸法示意图

3、沉积速率法（Van Hinch，1978）

使用这种方法的条件是要知道剥蚀面或不整合面代表哪一段时限，在这个时限内哪一层段的沉积被剥蚀了。这段时限实际是包括了两部分。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厚度。在计算时，须作出关于剥蚀速率的判别，即剥蚀速率是等于不整合以下岩层的沉积速率，还是等于不整合以上岩层的沉积速率。在做这种判断时应以研究区的构造运动，主要是升降运动的特征为基础。这种判断也只是近似的，很可能剥蚀速率既不等于不整合面以下岩层的沉积速率，也不等于不整合面以上岩层的沉积速率。

三、用镜质体反射率法恢复剥蚀厚度方法

1、Dow法

1977年Dow发现，在穿过不整合面时，镜质体反射率变化常常是不连续的，由于连续沉积的地层R0的对数一般与深度呈线性关系，这样可以用图解的方式来恢复剥蚀量（图3-1）。亦可由下面的推导的关系式来定量计算：

如果不整合面上覆地层的镜质体反射率R01与埋深D的关系为：

D=a1ln(R01)+b1 （3-1） 相应地，不整合面下伏地层的镜质体反射率R02与D的关系为：

D=a2ln(R02)+b2 （3-2）

由式（1）、（2）计算出不整合面上、下的镜质体反射率值R01、R02后，则下部地层的剥蚀量H为：

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?Ro2?H?a2?[ln(Ro2)?ln(Ro1)]?a2ln??R?? （3-3）

?o1?Ro/500103000剥蚀厚度350040004500不整合上部地层不整合下部地层5000

D/m3-1 Dow镜质体反射率法恢复剥蚀厚度原理图图图2-11 Dow镜质体反射率法恢复剥蚀厚度原理图

2、陈增智（1998）修正法

该方法以化学动力学思想为指导，建立了Ro与TTI间的关系，并通过TTI来反映有机

质演化过程中的化学动力学行为。 从理论上讲，TTI和R0的对数均与深度成线性关系，则TTI与R0间就应为双对数线性关系，即：

D?X1ln(TTI)?Y1 （3-4）

D?X2ln(Ro)?Y2 （3-5）

即：lnRo?Xln(TTI)?y （3-6）

不整合上、下地层亦有：

ln(R01)=Xln(TTI1)+y （3-7） ln(R02)=Xln(TTI2)+y （3-8）

同时：TTI2?TTI1?TTI? （3-9）

其中：R01、R02为不整合面上、下镜质体反射率；TTI1、TTI2为不整合面上、下的TTI值,TTTˊ为不整合面下部地层从沉积开始，到抬升剥蚀，再到第二次埋藏前的TTI值。

由（7）～（9）三式可得：

7

1??x??R02?ln(TTI?)?ln(TTI1)?ln???1? （3-10） ????R01???????)?ln(R01)?a?ln?或者：ln(Ro?R02???1 （3-11） ?R01?1x根据Guidish T. M. 等的假设，剥蚀掉的地层当初埋藏的速率与其抬升剥蚀速率相近，则其剥蚀前最大埋深处的时间温度指数TTI″就应为：

TTI???

1TTI? （3-12） 2??就应为： 对应的镜质体反射率Ro1??x??R02????R01???Ro?1??2?x （3-13） ????R01??????x 按照Waples报导的数据回归后，可以得到R0～TTI间的关系

ln(Ro)?0.243?ln(TTI)?1.0156 （3-14）

即：X=0.243，y=-1.0156

??的值代入式（2-19）就可以求得已被剥蚀掉的地层厚度。 这样，用Ro***两种方法评述

Dow的发现对于解决剥蚀问题无疑是重要的，但他最终给出的计算方法却问题较大，

主要是在其算法中无法体现再埋藏的影响。换句话说，计算出的剥蚀量只与不整合面上、下R0之差有关，而与其R0的绝对值无关。例如，R0值从0.5%到1%和从1%到1.5%的差值同为0.5%，用此方法计算时，两个不整合面下伏地层的剥蚀量是相同的，但从理论上讲这必定不合理，因为后者是比前者经历了更强烈的再埋藏改造后的结果，因此两者的剥蚀量应该不同。

陈增智的改进法不仅考虑到了R0的差别（R02/R01），也考虑到了再埋藏作用强弱（R01），而且借助TTI，引入了动力学过程（尽管是一种简化的动力学过程）来反映R0的变化。尽管这些都说明改进后的方法有很大的进步，但是这种方法仍不是十全十美。首先，此法借助了TTI法，TTI法的本身的不足同样束缚改进后的方法；其次，不同地区、不同层位的R0-TTI关系有一定差别，使该法的应用受到一定的限制。

***典型实例分析—松辽盆地深层主要不整合面的剥蚀面恢复及讨论（卢双舫，2002） 钻井和地震资料揭示，从区域上看，松辽盆地深层的主要剥蚀面发育在登娄库与营城组之间（剥蚀强烈时可以缺失营城组），本次研究主要对这一不整合的剥蚀量进行了恢复。

（1）资料来源与恢复结果

我们收集了全部深层R0资料，从中选出了资料较系统，满足剥蚀量恢复条件的探井，图3-2～图3-6绘出了这些井的R0～深度关系。从这些图上可见，除梨树断陷的两口井外，其余井在登娄库与营城（或沙河子）间，R0都表现出程度不同的不连续，表明该位置确系

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一个区域不整合。此外，已钻进基底下1000多米的四深1井上还可以看到基底与盖层间R0的明显间断（图3-2）。

采用回归技术，确定了各井各连续沉积井段的R0～深度间的关系式（见图12～图16），这样就可以用Dow的方法（式2-15）和陈增智方法（式2-16、式2-26）分别计算出各井R0不连续处的地层剥蚀量，其结果见表3-1。

表 2-4 松辽盆地深层剥蚀量恢复结果

井 号 四深1 三深1 宋16 宋3 肇深5 鱼深1 梨参1 梨参2 ⑤④③不整合位置 d/y h/c-p d/y d/y d/y d/y d/s d/y d/y 不整合面埋深(m) 2849 3480.5 2507.5 2123 2227 3457 2638 2552 2807 剥蚀厚度(m) 642.8 724.9 235.9 540.2 550.5 232.3 1534.7 0 0 ①剥蚀厚度（m） 2265.2 2967.2 2330.6 1150.0 1263.2 1328.5 2038.2 0 0 ② ①由Dow方法恢复的剥蚀量；

②由陈增智修正法恢复的剥蚀量；

③此井深部仅有一个样品点，恢复结果仅供参考；

④⑤此二井有众多异常高点，根据高点出现仅受深度控制的特点，推测为岩浆作用的结果。去掉这

些点后，R0在两井内的变化是连续的。

Ro/01000D = 1777.6 ln(Ro) + 1809.322000D/m3000D = 2258.04 ln(Ro) + 885.5094000D = 2153.17 ln(Ro) + 281.106青山口—登娄库营城—火石岭古生界5000

图2-12 四 深1镜质体反射率与井深关系图

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Ro/5002320001Ro/#42500D = 2726.16 ln(Ro) + 1167.742000D = 4681.04 ln(Ro) - 960.1083000D/m2500D/m3500D = 4200.78 ln(Ro) - 840.248D = 3933.61 ln(Ro) - 78.530004000登娄库组营城及沙河子组4500泉1泉2及登娄库登娄库下伏地层3500图2-13 三深1井镜质体反射率与井深关系图

Ro/0002

3图2-14 肇 深5井镜质体反射率与井深关系图

Ro/%0.412D = 3319.38 ln(Ro) + 2139.521000鱼深1井区登娄库组下伏地层20001500D/mD/mD = 2999.34 ln(Ro) + 3152.0120003000D = 2991.34 ln(Ro) + 1597.72500泉头组营城组及其下伏地层40003000图2-15 宋站地区镜质体反射率与井深关系图 图2-16 鱼 深1井镜质体反射率与井深关系图

（2）恢复结果及讨论

从恢复的结果中很容易发现，采用二种方法得到的结果有很大的差别。其中DOW方法得到的剥蚀厚度远小于修正后的方法得到结果，最大时相差近10倍（三深1井）。出现这种情况，是二种算法原理不同的必然结果。DOW只考虑到了R0的差值，而这一差值应随再埋藏加深而逐渐减小。因所考察的各井剥蚀面埋深均超过2000m，肇深1井则达到了3457m，上覆地层的R0值均大于1%，部分井已超过了2%，说明再埋藏作用是不容乎视的。换句话说，DOW法得到的结果，只能作为剥蚀量的最小值，真实的剥蚀量应该远比该法计算值大。

与DOW法相比，修正后的计算方法克服了没有考虑再埋藏的问题，也正因为如此，才会使其计算结果明显大于DOW法的结果，这是修正法更为合理的体现。尽管修正后的方法并非完美无缺，如方法推导过程中作为桥梁的TTI并无严格的理论基础（TTI所依据的温度每升高10℃,反应速率增加一倍,在许多情况下并不成立），同时，我们使用的经验常数“X”来自Waples给出的数据，而松辽（特别是深层）的TTI～Ro间的关系与Waples的数据间的差别难以考证，致使恢复结果存在着某种程度的不确定性。但从原理上看，已比DOW法前进了一步，因而，结果应该更为可信。 从表2-4可以看出，由DOW法所恢复的剥蚀厚度，一般小于730m，与前人用地质类比法得到的深层剥蚀度一般为数百米，最大不超过900m相近。由修正法恢复的剥蚀厚度不同地区差别较大，其中以三站、四站和林甸地区的四深1井、三深1井和鱼深1井剥蚀量较

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大（>2000m）；徐家围子地区北部（宋3井，宋16井，肇深5井）的剥蚀量一般在1100～1300m之间，盆地南部的梨树断陷则无剥蚀，表现为连续沉积。 值得注意的是本项研究所得1000m、甚至2000m以上剥蚀量，必将对深层源岩的评价结果产生重大影响。如果成立，则意味着深层断陷期的沉积（也是深层的主力源岩），在早白垩登娄库组沉积之前埋深就已达2000m以上而进入成熟～高熟阶段，即它的主力生油气期可能在断陷期，在随后大规模的抬升、剥蚀过程中，大量已生成并运移、聚集起来的油气将极有可能散失。从而使评价区的资源潜力大为降低。由此来看，如果生排烃强度相近，则深层剥蚀量较小的盆地南部（虽然其上覆青山口组地层曾经历过1000m以上的剥蚀，但它对深层资源的影响要小得多）资源前景较好，剥蚀量大于2000m的盆地北部三站～四站地区资源前景不太乐观，而剥蚀量介于上两者之间的徐家围子地区的资源前景受剥蚀影响的程度也居中。 由于一千米以上到二千米的剥蚀量，多少超出了我们的意料，而且这一结果将不仅影响到对深部地层的评价，而且还会对断陷盆地成因机制的认识产生深刻的影响，因此就这一结果，我们请教了大庆多位从事构造、地震和综合研究方面的专家，应该说目前从地震剖面、地层厚度、构造演化方面还找不到支持巨厚剥蚀的证据。但考虑到用于这研究的探井一般位于隆起抬升部位，并且，这一地质事件发生在约一亿年前、时间跨度数千万年的早白垩期间，目前似乎也无充足的证据否定这一结果。 同时，由于从R0来恢复剥蚀量，毕竟只能针对有限个资料较丰富的井点，所得结果在平面上的代表性如何，以及如何推广应用到平面上还有待于下一步研究。

3、利用镜质体反射率计算古地温梯度以此估算地层剥蚀厚度

Dow（1977年）提出的利用镜质体反射率（Ro）估算不整合面地层剥蚀厚度的方法，在石油地质领域得到了广泛的应用。该方法将不整合面上、下构造层中Ro随深度的“跳跃”完全归结为不整合面地层剥蚀的影响，这显然是不全面的。事实上，Ro值随深度的不连续分布还可能是由于地史时期古地热梯度变化的影响。更值得注意的是，按Dow的方法估算出来的厚度并非不整合面地层剥蚀厚度，其物理意义只是相当于正断层错动造成的地层缺失厚度。

为此胡圣标（1999年）提出利用Ro数据计算古地热梯度和不整合面地层剥蚀量的方法，并通过对Dow（1977）钻井数据的再评估，演示了这一方法的实际操作过程，并阐释了Dow的方法的物理意义。为了使操作简便易行，文中还提供了利用根据地层埋藏年龄和实测Ro数据读取最高古地温的R-T-t类型曲线图解。

（1）利用Ro数据估算剥蚀厚度的原理方法

Ro本身与地层剥蚀厚度并无直接关联，控制R。值大小的是地层中有机质的埋藏温度和时间以及有机质的类型。由于温度在其中起着决定性作用，所以Ro与剥蚀厚度或地层埋深的联系是通过温度来关联的。当Ro数据随深度的分布存在不连续的跳跃时，只有在这种不连续（增加）并非断层错动引起，而确因不整合面地层剥蚀所引起的情况下，这种不连续分布才意味着不整合面下伏构造层较上覆构造层经历了更高的古地温，这是利用Ro值恢复古地热梯度和估算剥蚀厚度所必须满足的条件。利用Ro值估算剥蚀厚度时，首先应将Ro值转换成最高古地温值，然后求取古地热梯度，这样一方面考虑了埋藏时间对Ro值的效应，另一方面体现了地史时期古地热梯度随时间的变化。将Ro数据转换成最高古地温的动力学模型或经验关系颇多（如Hood,1975），但目前国际上广为接受的是Burham和Sweeney（1989年）提出的平行化学反应模型。

在一条含有不整合面并因此而存在一个或多个构造层的钻井或地表地层剖面中，每一

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个构造层内所有地层达到最高古地温的时间是统一的，但不同构造层之间的地层达到最高古地温的时间可能相同，也可能不相同。当受古地热梯度变化和（或）不整合面地层剥蚀厚度的影响，不同构造层达到最高古地温的时间不一致时，即可利用Ro数据恢复古地热梯度和估算剥蚀厚度。古地温恢复和剥蚀厚度估算的原理方法归纳为图1。

图1b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1a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1c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（T21）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一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。

（2）Dow井下数据的再评估

Dow（1977）根据Ro数据在不整合面上、下构造层的不连续分布，将下伏构造层中的Ro值与深度关系的回归直线上延至与上覆构造层底界处的Ro值重合，从而估算出他文中实例钻井剖面中位于3.6Km深度处的不整合面的剥蚀厚度为500m（图2a）。

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表1列出了Dow（1977）的Ro数据及根据Burham和Sweeney（1989）的Ro动力学模型计算的对应于Ro值的最高古地温值。将上、下两个构造层中的古地温数据分别进行线性回归，得到上部构造层达到最高古地温时的古地热梯度为27℃/km、地表温度为10℃，深部构造层达到最高古地温时的古地热梯度为46.3℃/km，地表温度为10℃。

根据Dow（1977）文中的井底温度（BHT）校正结果计算出的现今地热梯度为27℃/Km。

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由于上部构造层达到最高古地温时的古地热梯度与现今地热梯度相同，且温度剖面几近重合，显然，上部构造层现今处于它的最高古地温状态；深部构造层中的最高古地温剖面在不整合面处与上覆构造层的古地温剖面错开并斜交，表明该构造层达到最高古地温时的地热梯度较上覆构造层大，达到的古地温亦较高。回归出的古地热梯度为46.3℃/Km，达到最高古地温时的地表温度为10℃，而其古地温剖面于不整合面处的古地温为148℃，显著大于达到最高古地温时的古地表温度（恒温带温度），因此该构造层顶部在达到最高古地温时应存在一定的埋藏深度，亦即该构造层顶部的不整合面有过地层剥蚀。介于上第三系和白垩系地层间的不整合面上的剥蚀厚度E=(148一10)/46.3=2980m。注意不整合面上、下两个构造层达到最高古地温时的古地热梯度存在显著的变化。该结果明显大于Dow（1977）方法得出的500m剥蚀厚度。只要注意到以下事实就能理解为何Dow的实例井中，3.61m深度处不整合面上的剥蚀厚度应该是2.98km，而非500m。首先，该井深部构造层顶界处的R。值约为0.95%，该值对应的最高古地温为149℃。由于第二个构造层达到最高古地温的时间与第一个构造层不同（并非现今），尽管当时的古地热梯度较大（46.3℃/km），其顶界500m的埋深所能达到的古地温亦只是10℃+(46.3℃/km)×500m/1000m=33.15℃，对应的R。值不超过0.3%，远小于下伏构造层顶界上的R。值(0.95%)；其次，如果不整合面上、下构造层中的R。数据呈不连续分布(分段线性)，且下伏构造层中的R。值偏高，如果这种“跳跃”并非断层错动或者水热活动等其它因素所造成，则表明下伏构造层早于上覆构造层达到了最高古地温，并且其所经历的古地温高于上覆构造层底界处经历的最高古地温，那么下伏构造层中有机质的高成熟度只取决于它达到最高古地温时所处的最高古温度，而不再受上覆构造层沉积时所经历的较低温度的影响。后者正是Dow（1977）方法低估了剥蚀厚度的原因所在。因为他将中生代构造层中有机质的成熟度与晚第三纪构造层中的成熟度相关联，认为如果不存在剥蚀，二者应该是随深度呈连续分布，这构成了Dow（1977）方法的理论基础，但事实上，下伏构造层中R。值的大小与上覆构造层完全无关。

（3）Dow（1977）估算出的500m地层厚度所代表的物理意义

图2b说明了Dow估算出的500m厚度所代表的物理意义之一，即代表着正断层错动造成的地层缺失厚度。换一个角度看，如果断层上、下盘地层所对应的地史时期古地热梯度变化不大，那么利用断层面上、下R。数据的跳跃确定断层造成的断层缺失厚度倒是一种可行的方法。Dow（1977）利用R。数据估算出的500m厚度的另一个物理意义是它代表等效剥蚀厚度的“不足”部分。即3.61m深度处不整合面的剥蚀厚度等于不整合面现今埋深（或上覆构造层底界深度）加上根据Dow方法估算出的“剥蚀厚度”。于是可得剥蚀厚度为：3600m+500m=4100m。该值略大于本文方法，原因在于这种估算隐含了一个重要假定：古地热梯度保持恒定。但该假定条件并不为Dow（1977）所给出的实例所满足，因为前面已计算出上、下构造层中R。数据所记录的古地热梯度存在明显变化，这一点也可从上、下构造层中R。值随深度变化的梯度看出，R。值随深度增加的梯度越大，相应的古地热梯度也越大。因此，如果上、下构造层中R。值随深度分布剖面近于平行，完全可以直接利用R。数据根据Dow（1977）方法计算出不足厚度后，加上不整合面埋深即得到不整合面剥蚀厚度，而无须进行R0-Tmax转换。

（4）Ro-T-t类型曲线图

如果不整合面上、下构造层中的R。数据剖面不平行，或者不整合面的时间跨度比较大，以致时间对R。的效应不容忽视，那么最好还是先将R。值转换为最高古地温，确定古地热梯度后再估算剥蚀厚度。为方便起见，现根据Burham和Sweeney（1989）提出的R。动力学模型，制成镜质体反射率（R。），最高古地温（T），埋藏时间（t）类型曲线图，读者可利用

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该图进行Ro-T-t的转换。

图3假定地层开始沉积时的初始R。值为0.2%（地表温度为15℃）。时间t的确定有两种方式，一是从采样地层沉积开始，至地层达到最高古地温后开始降温为止的时间，即不整合面上剥蚀地层剥蚀开始的时间，如果剥蚀地层沉积结束的时间不易确定，可取不整合面时间跨度的中间值；二是取采样层达到最高古地温后保持该温度的时间，即有效加热时间，但该时间更难确定。本文建议取前一种方式。需要说明的是，制作图3时假定地层从沉积开始至达到最高古地温的过程是线性增温过程，这与地层实际的埋藏路径及相应的增温率是有所差异的，但其影响相当有限(小于1℃)。应该指出，Ro-T-t类型曲线图虽然提供了一个较为简便的确定最高古地温的途径，但存在一定的简化，如果有条件，还是应该通过计算机软件的开发来更精确地计算（笔者已开发了相应的软件）。

四、磷灰石径迹裂变在剥蚀史恢复中的应用

除了热流体、岩浆活动以外，沉积物所经历的热事件一般由两种主要因素引起：埋藏和基底热流。裂变径迹分析数据可以用来直接确定古地温梯度，根据地温梯度的变化可以判断加热事件的可能原因（图1）。如果加热和随后的冷却事件是由埋藏及随后的抬升、剥蚀

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