2. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
3. 中国科学院大学, 北京 100049;
4. 中国石油勘探开发研究院, 北京 100083;
5. 中国科学院南海海洋研究所, 中国科学院边缘海地质重点实验室, 广州 510301
2. Institutes of Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
4. Research Institute of Petroleum Exploration and Development, Beijing 100083, China;
5. Key Laboratory of Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China
重力场的位势属性使得重力异常具有体积效应,即实测的重力场数据包含了测点上、下及周围所有物质的重力响应(Blakely,1995).通过纬度校正、地形校正、布格校正等重力校正处理,可以消除地球正常重力场和自然地形起伏引起的重力异常,得到布格重力异常数据.布格重力异常是壳内各种偏离正常密度分布的矿体与构造的综合反映,也包括了地壳下界面(莫霍面)起伏而在横向上相对上地幔质量的巨大亏损或盈余的影响.因此,为了获得某一目标(地层或地质体)的地质、地球物理信息,需要进行重力异常分离,得到剩余重力异常.其物理基础是不同研究目标的密度差异(Griffin,1949;王万银等,2014),密度差异较大的相邻地层界面称为密度界面,它们与各地层内偏离正常密度分布的地质体是引起重力异常的主要来源.
重力异常分离方法主要包括空间域-频率域滤波法和重力-地震联合建模法(Nettleton,1954;Li and Oldenburg, 1998;Guo et al., 2013).空间域-频率域滤波法是根据重力异常在深源与浅源的形态和频率差异,进行信号分离,提取目标剩余异常.常用的空间域分场方法有徒手圆滑(Hinze,1990)、多项式拟合(李九亭,1998)、多次切割(文百红和程方道,1990;张丽莉等,2010)等,频率域方法包括解析延拓(Jacobsen,1987;姚长利等,2012;Abedi and Oskooi, 2015)、匹配滤波(Spector and Grant, 1970;Guimarāes et al., 2014)、温纳滤波(Pawlowski and Hansen, 1990;Sips et al., 2016)、小波变换(Fedi and Quarta, 1998;吴健生和刘苗,2008;侯遵泽等,2014;Xu et al., 2017)和优化滤波(孟小红等,2009;郭良辉等,2012)等.重力-地震联合建模法是较为有效的分离手段,利用地震资料获取地下不同深度地质界面的埋深与起伏构造特征,作为结构约束,利用速度-密度的相关性或者测定岩石样品的密度,正演非目标地层或地质体的重力效应,然后从异常总场中剥离,得到反映目标地层或地质体的剩余重力异常.通常认为,空间域-频率域滤波法是一种强经验性的数学方法,在缺少地震资料的情况下可以使用;而重力-地震联合建模法依赖于高精度的地震勘探结果,能够准确地刻画地质构造和速度结构.因此重力-地震联合建模的结果更加可靠.
以高精度的地震数据为约束的2D/3D重力拟合、异常分离和反演方法应用十分广泛,在盆地基底构造、大陆边缘构造演化、地壳厚度等研究领域发挥了重要作用.长期以来,研究人员在进行重力-地震综合地球物理研究时,采用“莫霍面-基底-沉积层”的地质地球物理模型,隐含了均匀地幔假设.这一方面是由于地幔内部的密度参数和结构特征不易获知,另一方面是为了简化拟合与异常分离的难度.例如,Oldenburg(1974)曾利用美国东海岸的沙漠山岛附近的重力异常数据进行二维反演、解释,受制于当时的研究水平,重力拟合时的地质模型设定为莫霍面及以上地层.在针对含油气沉积盆地(于鹏等, 2008; Yang et al., 2009)、克拉通构造(Zheng et al., 2006;王谦身等,2015)和大型构造断裂带(袁惟正等,2003;刘皓等,2011;陈科等,2014;郭文斌等,2015)的综合地球物理研究中,研究人员目前也都是建立“莫霍面-基底-沉积层”的地质模型,利用莫霍面以上的地震资料进行联合建模与反演解释.类似的研究思路在南海大陆边缘(Li et al., 2007;李春峰等,2007;郝天珧等,2011;林珍等,2013;Hu et al., 2015;He et al., 2016)、西非被动大陆边缘(Hirsch et al., 2009;Wilson et al., 2010)和北极美亚盆地(Li et al., 2016)等全球范围内的诸多重力-地震综合研究中被广泛采用.
但布格重力异常本质上并不仅仅是莫霍面及地壳物质的重力异常,它也包涵了地球更深部物质的重力响应.根据最新的一些深地震和噪声成像的速度结构,上述热点研究区都普遍存在横向非均匀地幔.Rychert(2005)、Nettles和Dziewoński(2008)等分别利用纵横波转换和面波频散反演了Oldenburg(1974)曾研究过的沙漠山岛和北美大陆及邻近海区的岩石圈结构,反演结果表明该地区的地幔存在横向非均匀性.Duan等(2015)、王新胜等(2012)基于深地震反射P波和重力数据的反演结果验证了华北克拉通下部存在横向和纵向密度不均匀的地幔.而Bao等(2015)、Shen等(2016)利用面波噪声成像获得了中国大陆全域的岩石圈深部结构,结果显示几个含油气盆地和主要的构造断裂带下方的地幔也具有非常明显的横向不均匀性.在大陆边缘演化和洋陆转化带的研究中(如南海、西非西海岸和北极美亚盆地等),诸多学者的地震层析成像结果揭示了这些地区的地幔不均匀性(Wu et al., 2004;Begg et al., 2009;Forte et al., 2010;Tang and Zheng, 2013;Huang et al., 2015);Shephard等(2013)总结了美亚盆地多种岩石圈模型,也都体现出了相当明显的地幔横向不均匀性.
由于地幔深度大,其产生的重力异常属于区域异常,当研究区范围较小时,可以视为均匀的背景场,对重力拟合或分离的影响不大;若研究区范围超过了地幔所产生的重力异常的尺度,忽略这部分重力效应则会导致重力异常分离的失真,反演结果就不能准确地反映研究目标的地质信息.因此当前的重震联合研究存在一定缺陷:上地幔内部的横向密度差异也会导致可观的重力异常.为了更好地拟合重力观测数据,一些研究人员不得不对地质模型进行较大改动,比如人工添加密度异常块体、改变地层起伏形态(袁惟正等,2003;李春峰等,2007;胡卫剑等,2014;Li et al., 2016)等,而这些在地震剖面上并没有明显的证据,使得反演结果的可信度下降.
本文经过广泛的调研,发现许多热点地质问题所在的研究区都存在着横向速度不均匀的地幔.这为考虑非均匀地幔的重力异常分离提供了地质基础.进一步地,本文通过理论模型计算和实例分析,提出了“考虑非均匀地幔重力效应”的重力-地震联合建模思路,那些有待商榷的、对地质模型的主观干预,可能会因引入非均匀地幔物质的重力异常而得以改善.
1 非均匀地幔的重力效应2D/2.5D重力-地震联合建模主要有两个目的:一是通过控制拟合质量(通常是以拟合差为指标),在剖面上确定地层的密度参数,用于进一步的三维异常分离;二是在剖面上进行重力、地震(可加入磁力、大地电磁等)顺序反演或联合反演,得到二维地质解释断面.由于重磁位场数据纵向上分辨较低,上述处理均需要较高精度的地震剖面作为初始的参考模型,也需要较充分的岩石采样测试或物性统计资料,否则建模分析就缺乏约束,导致反演的多解性(刘康和郝天珧,2014).
本文利用2D正演算法,模拟了不同尺度和不同深度的起伏界面,计算了界面产生的地表重力异常.在对四川盆地的重力-地震综合地球物理研究中,以高精度的地震层析成像结果和岩石物性统计资料作为约束,分析了地幔高速体(Mantle High-Speed Body, MHSB)的重力效应对布格重力异常的贡献.
1.1 起伏界面重力异常通过归纳总结前人许多地震层析成像的研究成果,本文发现非均匀地幔大多出现在陆壳下方60~120 km的深度范围内,或在洋壳下方40~60 km的深度范围内.在这些深度范围内,洋壳和陆壳的非均匀地幔横波速度约为4~5 km·s-1,横向差异约为0.1~0.3 km·s-1.假设非均匀地幔界面上下的密度差为0.1 g·cm-3.本文利用正弦函数构造了8种起伏界面,采用Parker(1973)提出的密度界面引起的重力异常的正演算法,模拟了起伏界面在地表引起的重力异常.
密度界面函数为z= z0+Asin(2πx/B),式中z为界面深度,向下为正,z0为平均深度,A是最大起伏厚度,B为起伏周期,x为界面长度.Parker提出的界面正演算法可表示为:
(1) |
式中F为傅里叶正变换算子,G为万有引力常数,Δρ为界面密度差,k为波数,n为泰勒级数的阶数,h是界面的起伏深度,即h=Asin(2πx/B).
本文在平均深度40 km(模拟洋幔)和90 km (模拟陆幔)处,分别以5 km、10 km和10 km、30 km,构建了长度为100 km和300 km的8个起伏界面.采用5阶泰勒求和级数,以保证计算精度.图 1中显示了其中4个界面及其产生的重力异常.表 1汇总了8个界面的形态特征和相应的重力异常的数值范围.从图 1和表 1可以看出以下几点:
(1) 以正弦函数表示的密度界面(图 1b)所产生的重力异常的形态也接近正弦函数(图 1a).
(2) 对比图 1中的曲线Ⅰ与曲线Ⅱ,两个界面具有相同的深度和起伏厚度,但是空间延展长度不同(图 1b),曲线Ⅰ只有100 km,而曲线Ⅱ有300 km.前者只能产生-3.47~3.67 mGal的重力异常,而后者产生了-17.45~19.13 mGal的重力异常,相差5倍(表 1).这意味着对100 km左右的测线进行重力-地震联合模拟研究时,非均匀地幔的影响较小,可以忽略.
(3) 对比图 1中的曲线Ⅱ和曲线Ⅲ,两个界面具有相同的起伏厚度和长度,但是平均深度不同,前者位于40 km深,后者位于90 km深(图 1b).前者产生的重力异常范围是-17.45~19.13 mGal,而后者仅有-6.30~6.50 mGal,相差近3倍(表 1).显然,地层界面越深,其重力效应越弱.由于洋壳和洋幔较浅,地幔的非均匀性对海区的重力-地震联合建模会有较大影响,特别是当测线长度达到几百公里时,其影响不可忽视.
(4) 对比图 1中的曲线Ⅲ和曲线Ⅳ,两个界面具有相同的深度和长度,但是起伏厚度不同(图 1b),前者最大起伏是±10 km,产生了-6.30~6.50 mGal的重力异常;后者是±30 km,产生了-19.01~21.16 mGal的重力异常,相差3倍多(表 1).起伏厚度表征了非均匀地幔的横向结构差异,起伏越大,横向差异越大,重力效应越强.因此,对于深部的陆幔,需要充分调查研究区的地幔结构特征,如果存在非均匀地幔,则需要正演计算其可能产生的重力异常,分析重力效应的强弱,进而判断是否需要在综合地球物理研究中考虑非均匀地幔的重力效应.
基于本文构造的模型,上述定量研究可以看出,100 km和300 km长的测线产生了相差5倍的重力异常,40 km和90 km深的界面产生了相差近3倍的重力异常,而±10 km和±20 km的起伏界面的重力异常也相差3倍多.由于地幔产生的重力场属于区域场,当研究区范围较小、地壳较厚时,可以视为均匀的背景场,对重力拟合或分离的影响不大;若研究区范围超过了非均匀地幔所产生的重力异常的尺度,忽略这部分重力效应则会导致重力分离和建模分析的失真,反演结果就不能准确地反映目标层或目标密度界面的地质信息.
1.2 四川盆地地幔高速体重力异常许多地震层析成像的结果认为,四川盆地的上地幔存在高速体,且分布不均一(Duan et al., 2015;Bao et al., 2015).本文参考了宋晓东等(2015)和Bao等(2015)的最新研究成果,他们基于背景噪声和天然地震的面波数据,获得了高精度的中国大陆岩石圈结构.经作者同意,本文获得了使用相关数据的许可.
为了进行重力-地震综合研究,本文从某油田公司获取了两条穿过盆地的高精度人工地震勘探测线AA′和BB′(图 2),每条测线长约390 km.从宋晓东等(2015)和Bao等(2015)的数据体中截取了0~100 km深度的岩石圈横波速度剖面.以横波速度4.55 km·s-1为参考值,提取了地幔高速体(MHSB)的埋深和范围(图 3c和图 3d).
常用的密度-速度的转换关系,如加纳德公式及其改进公式(Gardner et al., 1974;朱广生等,1995)、Nafe-Drake拟合公式及其改进公式(冯锐,1985;Barton,1986;楼海和王椿镛,1999;Brocher,2005)、Miller和Stewart(1991)提出的S波-密度转换公式等,都是基于沉积岩或地壳喷出岩的样本在实验室测得的经验关系,对本文所研究的地幔物质缺乏有效指导(薛翻琴和汪洋,2016).因此,本文参考了朱介寿等(1997)建立的青藏高原-扬子块体三维结构模型,令高速体(平均S波速度~4.65 km·s-1)与周围正常地幔(平均S波速度~4.45 km·s-1)之间的密度差为+0.1 g·cm-3(表 2).本文使用LCT平台(Fugro公司研发的一款重磁震联合处理与解释软件),对AA′和BB′测线的非均匀地幔重力效应进行了二维正演计算(Li and Chouteau, 1998),结果如图 3a和3b所示.
四川盆地内的布格重力异常范围约为-45~90 mGal,幅值为±67.5 mGal.AA′测线的地幔高速体产生了47.40~109.78 mGal的重力异常,幅值达到±31.19 mGal(图 3a),几乎是布格重力异常的一半.而BB′测线的地幔高速体产生了67.50~ 120.10 mGal的重力异常,幅值也达到±26.30 mGal (图 3b).因此地幔高速体对于该地区的重力异常研究是一个不容忽视的地质事实.若不考虑非均匀地幔,采用“莫霍面-基底-沉积层”的地质模型来进行剖面拟合和异常分离,将得到不准确的地球物理数据和地质解释.
2 四川盆地重力-地震联合建模二维重力正演计算结果表明,四川盆地下方的非均匀地幔会引起不可忽视的重力异常.本文在对该地区进行重力-地震综合研究时,依据该地区的密度统计资料,识别了主要的密度界面;利用2.5D剖面拟合技术,对比了“莫霍面-基底-沉积层”模型(M1)和“地幔-莫霍面-基底-沉积层”模型(M2)的拟合效果,发现剥离了非均匀地幔的重力效应后,2.5D重震联合模拟的结果明显优于均匀地幔假设条件下的结果.
2.1 地质与地球物理背景四川盆地是目前中国天然气探明储量、气田发现数量和天然气累计产出数量最多的盆地,经过半个多世纪的油气勘探开发,盆地内的中浅层油气藏已经大部分被探明,要实现油气资源的可持续利用,深层油气勘探将是一个非常重要的勘探方向.盆地的基底结构由于控制着深部地层的隆起、凹陷、断裂等构造发育,是深层油气研究中十分重要的内容(Ma et al., 2008;Wang et al., 2008;Wei et al., 2008).由于四川盆地是在古生代海相沉积盆地的基础上发展起来的一个陆相盆地(海相碳酸盐台地沉积和陆相盆地碎屑沉积叠合),经历了6次构造旋回,基底与盖层的构造关系复杂(Huang,1945;黄汲清,1945;郭正吾等,1996).
四川盆地内部存在一个由中上元古界(Pt2—Pt3)的昆阳群、板溪群、梵净山群等浅变质岩形成的褶皱基底(距今780—1700 Ma).本文对四川盆地及邻区的地层密度进行统计后发现,该地区在地壳内存在四个主要的密度界面:白垩系与侏罗系地层界面(K—J3)、三叠系中上统密度界面(T3—T2)、寒武系与震旦系密度界面(∈1— Z2)和莫霍面(表 3).因此,可以将寒武系与震旦系的密度界面视作该地区的褶皱基底面.
本文所获取的AA′测线和BB′测线是油田公司针对中浅层构造所做的地震勘探剖面,展示了从侏罗系到震旦系的沉积构造(图 4).但是缺乏深部地层的反射震相,尤其是对基底内的构造特征无法刻画.由图 4可以看出,白垩系以上地层同相轴模糊且不连续,而震旦系以下的地层同相轴不清晰,因此在建模时,提取了J1、T3和Z2三个密度界面.图 4还显示出沉积层横向的波速变化不大,因此在建模时,依据表 3的统计资料,采用了横向均一的地层密度(表 4),这也基本符合盆地构造相对稳定的地质特征.
模型采用的莫霍面深度资料来源于全球地壳模型——CRUST 1.0(Laske et al., 2013).但是CRUST 1.0模型精度较低,特别是对于局部研究区而言,需要对深度资料进行修正.为了提高莫霍面资料的准确性,本文搜集了十余条地震剖面资料(张耀国和马达碧,1985;孙若昧等,1991;王懋基,1994;胡圣标等,1994;王椿镛等,2002;王有学等,2005;郝天珧等,2014;胡卫剑等,2014),提取出每条地震剖面解释的莫霍界面深度,对CRUST 1.0模型中的莫霍面深度数据进行对比与厘定,获得了更可靠的数据(图 5c).以莫霍面常用的0.6 g·cm-3的密度差,在LCT中利用三维界面正演算法(Li and Chouteau, 1998),计算了莫霍面的三维重力效应(图 5a),进而提取了AA′测线和BB′测线中莫霍面引起的重力异常(图 5b).
本文使用LCT重磁震联合解释与分析系统,采用“莫霍面-基底-沉积层”模型(M1),建立了AA′测线和BB′测线的2.5D重力-地震综合模型(图 6和图 7).由于AA′测线和BB′测线均为北西走向,M1模型中的J1、T3和Z2三个地层向东北延伸至盆地的边界,采用表 4中相应的密度值;盆地以外由于多基岩出露,采用基岩密度,即Z2以下地层密度2.80 g·cm-3.测线AA′的0~47 km段在盆地外,有大量基岩出露,因此对该段地层也设置为基岩密度.
由于模型没有深部结构信息,因此将莫霍面的重力效应从布格异常中减去,所得的结果作为M1模型的理论观测重力异常值.莫霍面的重力效应(图 5b)已经由三维界面正演方法计算,不再做2.5D处理.
由于模型采用的密度参数是横向均一的,所以模型计算重力值(红线)的形态与地震剖面解释的地层起伏非常接近.而且由于盆地内各个年代的地层起伏形态具有很好的一致性,所以计算值的形态不会因为密度参数的调整而发生明显的变化.比较两条测线的理论观测值(绿线),发现其与模型计算值的吻合度非常差,趋势上差异很大,甚至相反.例如,AA′测线(图 6a)0~240 km范围内的观测曲线是平缓起伏的,而模型计算的重力曲线则呈U型,无论如何调整直流分量(Direct current,采样信号中与时间无关的本征常定平均值),二者都无法协调,拟合差达到65 mGal,几乎与模型值本身的幅值(0~75 mGal)相当.BB′测线(图 6b)在170 km左右的地层为隆起形态,但观测曲线却出现明显的下凹,呈M型,这与基本的地质事实相悖.对于高精度地震剖面约束下的地质模型,且采用了相对合理的地层密度,上述拟合结果显然是无法接受的.
由此可见,采用“莫霍面-基底-沉积层”模型对AA′测线和BB′测线进行重震联合建模无法满足拟合要求.
2.4 “地幔-莫霍面-基底-沉积层”模型图 7采用“地幔-莫霍面-基底-沉积层”模型(M2),地层划分及其密度参数与图 6和表 4一致,因而模型计算值与M1相同.从布格重力异常中减去地幔高速体重力效应(图 3a和图 3b)和莫霍面起伏的重力效应(图 5b),作为M2模型的理论重力异常.从图 7可以看出,考虑上地幔高速体的重力效应后,两条测线的拟合效果都获得了很大改善(图 7).AA′测线(图 7a)理论值与模型值都呈U型曲线,拟合差比较平缓,幅值缩小为±17 mGal(M1为0~ 65 mGal).而BB′测线的M型重力曲线也因考虑了地幔高速体之后得以修正,拟合差幅值由±21 mGal缩小为±11 mGal.
拟合差δG=ΔGbg-ΔGmt-ΔGmh-ΔGsd,式中Gbg表示布格重力异常,Gmt表示地幔高速体重力异常,Gmh表示莫霍面起伏的重力异常,Gsd表示沉积盖层的重力异常.在本文的研究中,从布格异常中减去上地幔高速体的重力效应、莫霍面以下物质及其起伏产生的重力效应、寒武底界、寒武-二叠-三叠系(沉积盖层)的重力效应,得到了剩余重力异常,即拟合差(图 7中的黑色虚线).剩余重力异常已经消除了莫霍面起伏和深部地幔物源的影响,同时也剥离了寒武系以上沉积盖层的重力效应,综合反映了四川盆地前寒武系基底的构造特征和密度变化.
M1模型和M2模型唯一的不同是“理论重力值”,即是否考虑了地幔高速体的重力效应.不同的拟合效果表明:非均匀地幔的重力效应在该地区的重力-地震综合研究中是一个不可忽视的因素,对进一步的剖面反演、三维异常分离和地质解释都至关重要.尤其值得注意的是,非均匀地幔并非只存在于四川盆地,已有明显的地震证据表明其在全球范围内普遍存在.因此,在有高精度的深部地震资料的地区,考虑非均匀地幔重力效应的综合地球物理研究思路可能会为盆地结构、洋陆转换带等热点地质问题带来新的地球物理信息和证据.
3 结论本文在综合地球物理研究思想的指导下,以高精度的地震资料为约束,对重力数据和地震数据进行联合建模分析.经广泛的地震资料调研,本文发现上地幔普遍存在横向不均匀性.通过对密度界面的正演模拟,定量分析了不同尺度(深度、长度、起伏高度等)的非均匀地幔在地表产生的重力异常,并以四川盆地的地幔高速体为实例,计算了非均匀地幔的重力效应.本文根据模拟结果和实例研究,认为当研究区范围超过了非均匀地幔所产生的重力异常的尺度,地幔的重力效应不可忽略,否则会导致重力异常分离和建模分析的失真,反演结果就不能准确地反映目标层或目标密度界面的地质信息.为了使重力数据的处理和解释更符合实际地质情况,本文不再以“均匀地幔假设”为前提,提出了考虑非均匀地幔重力效应的“重力-地震联合建模分析”策略.该策略是对传统“莫霍面-基底-沉积层”建模思路的进一步发展,优化为“地幔-莫霍面-基底-沉积层”的建模新思路.在四川盆地的重力-地震综合研究中,该策略能够有效地提高重力数据处理的准确度.由于非均匀地幔在含油气盆地、克拉通构造、大陆边缘演化和洋陆转换带等诸多热点地质研究区普遍存在,因此,本文提出的考虑非均匀地幔重力效应的“重力-地震联合建模分析”策略具有较好的实际应用价值.
致谢 本文是在
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