1000
1000
2000
Ng
2000 2000
Ed 3000 Es 4000
K2-E
5000 3000 深 度 (m) 4000 深 度 (m) 3000
N
4000
N K2-E K1
K1
5000
黄骅坳陷港深28井声波时差、流体压力、孔隙度随深度变化关系
（据陈发景、田世澄等1989）
Athy 和 Hedberg(1936) 首先研究 了 泥 质沉积 物 的孔隙度 随 深度 变化的压实曲线， 认为在正常压实情况下孔隙度与深 度之间一般显示出指数关系，即：
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埋藏史恢复
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
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
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
成 岩 环境
成 岩作用
砂屑、鲕粒、生屑沉积物
纤状、刃状文石、高镁方解石 胶结作用、大气淡水溶蚀作用 淡水方解石 胶结作用
孔隙 度(%)
0 20 40
主 要 成 岩 作 用 类 型
沉积期
压实、压溶作用 胶结作用 泥晶化作用 白云化作用 硅化作用 新生变形作用 溶蚀作用 破裂作用与充填作 用
第 一期海底胶结（纤状或 刃状方解石、马牙状方解 石）。 第 二期近地表淡水方解石 胶结（粉晶、细晶方解石、 共轴生长方解石）。 第 三期埋藏方解石胶结 （中、粗和巨晶方解石） 包裹体均一温度较高，一 般在100℃~180℃。
在欠压实阶段由于孔隙流体受到阻碍不能及时排出，孔 隙度与深度的变化关系偏离了正常压实的轨迹。 M.R.Giles 等（1998）针对欠压实的特征建立了欠压实 阶段孔隙度变化计算公式：
1 K δ max − eff −δ eff K'
∆t = φ∆t 0 + (1 − φ )∆t ma
φ=
式中
∆t − ∆t ma ∆t 0 − ∆t ma
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
现今 厚度 再剥 去 2层 剥去 3层
3层沉 积末期
3
1 2 3
2
1
2
1
回剥法恢复埋藏史示意图
1
沉积时间
沉 积 表 面 B A B C
地层 代号
岩性剖面 沉积时间
沉积岩层在沉积形
C B
A
10 (My)
成过程中，自下而上形 成了由老到新的一系列
孔 隙 压 力
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 早期快速 孔隙水 纯蒙脱石 64.7 13.5 21.1 0.7 70~35 35~25 25~10 10~5 正常 正常 异常高压 正常
深 度
砂 页 岩 互 层
海 相 页 岩
欠 压 实 超 压 力 相
C沉 积 末 期
D F
沉积压实埋藏史示意图
2
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0
5
10
15
20
现今25
(My) A
“ 回 剥 法” 恢 复 埋 藏 史 示 意 图
5 (My) 地层 代号
B 5 (My) C 5 (My) D 5 (My) E 5 (My)
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。
不同盆地砂岩的孔隙度随深度变化的关系
（据M.R.Giles等（1998 ）
6
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井深
(m)
声波时差
(
s/f )
1000
3
4
5
6
7 8 9100
2
层 位
四、碳酸盐岩的压实作用
重二 段
1200
重一 段
1400
砂岩
泥岩 凉高 山组 大安 寨组
雨水
流 淡 水 渗 淡 水潜 流
Mg /Ca <1
压实作用与孔隙度变化规律
声波时差
深 度0
(m)
(us/m) 100 300
流体压力
126 Q Nm
1
200
（对数）
(kg/cm 2)
孔隙度（% ）
（对数）
阿 参 1井 砂 岩 压 实 曲 线
100 1000 us/ m 0 100 0
阿 参 1井 泥 岩 压 实 曲 线
1000 us/ m
1000 Nm 2
近 地 表 浅 埋 藏 构造 抬升 剥蚀 中 深 埋 藏 构造抬升 褶皱 期
1
泥晶化作用
压实作用、重结晶作用 棘屑次生加大作用 溶蚀作用、 构造破裂 压溶作用、石 英交 代 深 部 溶蚀、 中粗 粒 方解石胶结作用 构造裂缝 、方解石 充填
残 余 晶 间 孔 、溶 蚀 孔 、 缝 颗 粒 灰 岩 ，孔隙 度 =2-6%
孔隙度=40%
地 层 厚 度 100m
孔 隙 流 体
40m
岩 石 骨 架
60m
沉积岩层厚度与岩石骨架、孔隙流体关系示意图
天然样品 A
HA
φ
HB
B
Z2A
孔隙水
HA
Z1A
hsA== hsB
Z2B HB Z1B
A
B
埋 深
粘土压实作用示意图
（据Terzaghi,1948)
等效样品
1
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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 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 5000 5 550
φ = φ 0 e δ max −eff e
式中
Байду номын сангаас
δ eff —有效应力；
K —随着围压增加而孔隙度减少的压缩系数；
∆t —声波时差（μs/m）；
∆t 0—孔隙水声波时差（μs/m）；
K ' —围压减小而引起弹性回弹的压缩系数；
δ max − eff —最大有效应力。
∆t ma—岩石骨架声波时差（μs/m）；
单井
分析地层在地质时期中经历的温度和压力条件
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。
第i层厚度
H i(h)
H i(Dj)
3
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时间 (Ma)
Tm Fn T4 T3 T2 T1
F4
F3
F2
F1
埋藏史恢复
一、地层压实校正 二、关键性参数 三、计算步骤
深度
回 剥 法 示 意 图
F3
F2
F1
沉积初期
F2
(m)
F1
F1
F4 F3 F2 F1
现今地层
孔 隙 度 （ 对 数 ） 正 常 压 实 — 静 水 压 力 相 混 合 压 实 — 混 合 压 力 相
地层 代号
岩性剖面 沉积时间
A
10 (My)
地质时间
0 5 10 15 20 B C D E B A A 25
B
8(My)
地层剥蚀
B
8(My)
被剥蚀 地层
C
12(My) 5 (My) 4 (My)
C
12(My) 5 (My) 4 (My)
D
D F
C D E
埋 藏 深 度
F
剥蚀地层
0 5 10 15 20 25 30
现今
(My) A
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)
埋 藏 深 度
“ 回 剥 法” 恢 复 埋 藏 史 示 意 图
5 (My)
B 5 (My) C 5 (My) D 5 (My)
0 50 1000
500 20 700
2500 10 600
深 度 (km)
φ = φ 0 ⋅ e − c⋅ z
式中
孔隙度（%）
φ —孔隙度（%）；
φ0 —沉积初始孔隙度（%）；
不同盆地泥岩的孔隙度随深度变化的关系
（据M.R.Giles等（1998）
c
—压实系数（1/m）；
z —埋藏深度（m）。
5
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在正常压实阶段的压实曲线的编制方法，有直接测 量和间接测量两种。目前大多利用声波时差测井资料间 接求取孔隙度。根据Wyllie等人(1956，1958)大量试验 的结果，推断在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中， 孔隙度与声波时差值之间具有线性关系：