桑托斯盆地地層生熱率及熱結構研究

孫旭東 , 郭興偉 鄭求根, 溫珍河 張訓華 王錦洲, 李子淵

(1. 青島海洋地質研究所, 山東 青島 266071; 2. 中國地質大學(北京) 海洋學院, 北京 100083; 3. 中國石油西南油氣田分公司, 四川 成都 610000)

地球內熱不僅是驅動板塊運動、塑造地形地貌的重要動力來源, 也控制著盆地的動力學演化以及有機質的成熟度。因此, 對區域地熱的研究是一項重要且有意義的工作。

桑托斯盆地位于巴西東海岸, 是典型的被動大陸邊緣盆地, 2000年以來在盆地中發現大量油氣資源, 盆地成為了巴西乃至全球的重要油氣產區, 特別是2006年以來諸如Libra、Franco、Jupiter等特大油氣田相繼被發現[1-2]。 但以往的工作以油氣地質為主[2-5], 在地熱方面的研究甚少, 對此盆地動力學和烴源巖成熟度研究等所需要的參數(地溫梯度、熱流、地層放射性生熱率)幾近空白, 而巖石生熱率的研究不僅為地球動力學研究提供基礎參數, 而且可揭示地殼生熱元素的分布特征,為解釋大地熱流、地溫場和構造熱歷史奠定了基礎。本文在缺少巖心樣品的情況下, 以4口鉆井的自然伽馬數據為研究對象, 根據自然伽馬與生熱率的經驗公式[6], 估算盆地主要巖石的生熱率以及各個地層組的生熱率, 為研究區進一步的地球動力學演化以及油氣生成研究提供地熱背景和基礎參數[7]。

1 區域地質概況

桑托斯盆地位于巴西東岸, 為南大西洋張裂而形成的被動大陸邊緣盆地, 面積3.26×105km2, 在北東－南西走向上依次發育西部坳陷帶、西部隆起帶、中央坳陷帶、東部隆起帶、東部坳陷帶5個北東向的構造帶, 形成“三坳夾兩隆”的構造格局[3,8](圖1); 盆地最大水深處超過4 000 m, 經歷裂谷期、過渡期和裂后漂移(坳陷)期3個構造演化階段[1], 對應3套主要的沉積地層(圖2),即裂谷期湖相層序、過渡期蒸發鹽巖層序、漂移期海相層序[9]。本文主要研究的4口鉆井, S1、S3、S4井位于盆地西部坳陷帶, S2井位于東部隆起帶上(圖1)。

圖1 桑托斯盆地研究區井位分布位置圖(修改自文獻[8])Fig. 1 Well-location map of the research area in Santos basin (modified from reference [8])

圖2 研究工區S1-S4井自然伽馬曲線Fig. 2 Natural gamma curve of well S1-S4 in the research area

裂谷期(135 Ma—124.5 Ma)發育Guaratiba群地層, 此時盆地為一個閉塞的湖盆, 為典型的陸相沉積體系, 主要沉積相以沖積扇、湖泊沉積、碳酸鹽堤壩等為主, 主要巖性為Camboriu組火山碎屑巖和火山巖, 是一套潛在儲層; Picarras組湖相的泥灰巖、頁巖, 為湖相的烴源巖; Itapema組湖相的泥灰巖、頁巖和介殼灰巖, 是一套良好的儲層; Brra Velha組為裂谷后坳陷期地層, 與之上過渡期地層不整合接觸,把下部巨厚的陸相地層和過渡期蒸發巖地層分開,巖性為碳酸鹽巖[3-4]。

過渡期(124.5 Ma—112 Ma)主要發育Ariri組一套廣泛分布的厚層的蒸發巖, 由鹽巖、硬石膏、白云巖組成, 在東部隆起區最大厚度超過2 000 m以上,局部地區可以高達2 500 m[1]。

漂移期(112 Ma至今)主要為大陸邊緣碳酸鹽巖和深海相頁巖以及深海濁積砂巖, 其中Florianopolis組巖性為濁積砂巖; Itajai-Acu組發育巖性為頁巖,是一套以產干氣為主的海相烴源巖; Marambala組為一套古近紀-新近紀濁積砂巖, 可作為儲層。

2 巖石生熱率的計算方法和計算結果

2.1 計算方法

對研究地球動力學以及地熱學而言, 放射性生熱是一項重要的研究內容, 在自然界中, 滿足一定的豐度、產熱量大、半衰期長(與地球形成時間比較相似)的放射性元素只有鈾、釷、鉀3種元素。巖石生熱率由公式(1)可以求取。

其中,A為巖石放射性生熱率(單位為μW/m3);ρ是巖石密度(單位為kg/m3);CU、CTh、CK分別為放射性元素U、Th、K的含量。本文缺乏實物巖心樣品, 所以無法獲得U、Th、K三種元素的含量, 也無法精確測量巖石密度, 故此方法在本文中并不適用。Bucker等[6]1996年在大量的巖心測試的基礎上, 通過最小二乘估算法擬合了自然伽馬值與生熱率之間存在經驗公式, 其線性相關系數r=0.98:

其中A為巖石放射性生熱率(μW/m3); GR為巖石自然伽馬值(API); 這種由自然伽馬和巖石生熱率之間擬合的線性關系適合巖性從沉積巖到火山巖再到變質巖的各種巖石, 在0～350 API和(0.03～7) μW/m3范圍內有效, 所得巖石生熱率誤差小于10%。本文4口井的自然伽馬值都在350 API之內, 可由公式(2)估算巖石生熱率。

2.2 計算結果

由于盆地地層巖性的復雜多樣, 我們選取S1、S2、S3、S4井(圖1, 圖2)巖性單一的地層段, 利用公式(2)計算出盆地主要不同巖石的生熱率, 其中泥巖1 098個點, 玄武巖693個點, 砂巖657個點, 頁巖237個點, 鹽巖123個點, 硬石膏119個點, 石灰巖37個點(表1, 圖3)。

圖3 桑托斯盆地主要巖石采集樣本數柱狀圖Fig. 3 Histogram of main rock samples collected in the Santos Basin

表1 桑托斯盆地主要巖石GR值和生熱率值Tab. 1 GR value and heat generation of main rocks in the Santos Basin

續表

2.2.1 主要巖石的GR值和生熱率

本盆地中, 從上到下依次發育泥巖、砂巖、石灰巖、巖鹽、硬石膏、頁巖、和玄武巖, 巖性的垂向分布與盆地的地質發育背景相一致。根據自然伽馬測井資料分析, 自然伽馬的大小與巖性的差異具有明顯相關性, 而且發現黏土類礦物的含量越高, 對GR值的影響越大, 這與黏土顆粒粒度較細, 有較大的比表面積, 更容易吸收放射性元素離子有關[10]。在本研究區, 主要巖石的GR值是對表1采集點數進行加權平均處理得出來(以表1砂巖為例, 其自然伽馬值:(15 × 68.23 + 642 × 77.52) ÷ (642 + 15)= 77.31 API。盆地各個巖石的自然伽馬GR和生熱率A數值參見表1、圖4, 從大到小依次為: 泥巖、砂巖、頁巖、玄武巖、石灰巖、硬石膏、鹽巖(圖4), 所計算的結果除石灰巖外基本上跟國內外公開發表的數據相一致[11-12](表2), 可能是由于不同層位、不同深度巖石孔隙度不同造成的, 故用公式(2)計算的巖石生熱率結果可靠, 進一步驗證其在巴西東部深海地區的適用性。

表2 盆地主要巖石的自然伽馬GR值和生熱率(A)值與國內外公開值對比Tab. 2 Comparison of the natural gamma GR and heat generation rate (A) values of the main rocks in the basin with the open values at home and abroad

圖4 桑托斯盆地主要巖石的生熱率箱狀圖Fig. 4 Box chart of heat generation of the main rocks in the Santos Basin

同一巖性的巖石在不同深度的地層自然伽馬值(巖石生熱率)也不盡相同(見表1), 隨深度的增加而增大, 特別是泥巖變化的幅度最大(圖5), 其生熱率最大為2.34 μW/m3, 最小值為0.43 μW/m3, 究其原因是由于埋深不同導致地層壓力不一致, 影響其孔隙度, 進而影響礦物本身的生熱率; 而諸如硬石膏、鹽巖這些質地較硬、較為致密的巖石, 孔隙度隨著地層的加深變化度不大, 故對生熱率的影響較小。

圖5 盆地不同深度泥巖生熱率值對比Fig. 5 Comparison of heat generation values of mudstone in different depths of the basin

2.2.2 沉積地層的生熱率

對桑托斯盆地組內不同巖性的生熱率進行厚度加權平均處理, 計算了各個組的巖石生熱率, 結果顯示(表3、圖6), 自上而下, Marambaia組地層生熱率為(1.36±0.16) μW/m3, Itajai-Acu組地層的生熱率為(1.52±0.15) μW/m3, Itanhaem組地層的生熱率為(1.30±0.3) μW/m3, Ariri組地層的生熱率為(0.46±0.18) μW/m3,Guaratiba群地層的生熱率為(0.64±0.23) μW/m3, Camboriu組地層的生熱率為(0.37±0.07) μW/m3, 可以明顯看出地層生熱率由深到淺增加, 生熱率體現出受控于巖性變化的特征[10]。

圖6 桑托斯盆地地層生熱率柱狀圖Fig. 6 Histogram of formation heat generation rate in the Santos Basin

表3 桑托斯盆地各個組(群)地層生熱率、標準差及產熱Tab. 3 Heat generation rate, standard deviation, and heat production of each formation (Group) of the Santos Basin

2.2.3 沉積地層的生熱

放射性元素的生熱通常考慮兩方面的因素: 放射性元素的豐度和地層厚度[13-14]。桑托斯盆地沉積層厚度大, 平均在5 000～6 000 m, 對地表熱流和盆地烴源巖演化的影響不可忽視。本文依據Hamza等人的研究成果[15-17], 繪制出研究區大地熱流圖(如圖7), 估算S1井的大地熱流值為50 mW/m2。本文以S1井發育地層全且厚度大, 具有代表性, 故以S1井為例, 以深度20 m為間隔取點擬合并繪制自然伽馬垂向分布圖(圖2)。本文根據公式(3)[14,18]:

式中Q: 熱流, 單位mW/m2;H: 地層厚度, 單位m;A: 地層平均生熱率, 單位μW/m3。經計算得出沉積地層產生熱量為6.81 mW/m2, 按照估測的研究區表層大地熱流值50 mW/m2計算(圖7), S1井沉積地層放射性產生的熱量占總熱量13.62%, 因此在對盆地熱結構研究中, 沉積層放射性元素的生熱不可忽視。

圖7 巴西東南部及鄰區海域大地熱流圖(據全球熱流數據庫[19]繪制)Fig. 7 Heat flow map of southeastern Brazil and its adjacent sea areas (based on the data of global heat flow database[19])

3 盆地巖石圈熱結構

本文結合巖石圈的分層結構模型, 得出巖石圈內部的溫度和熱流信息。將地表熱流分為兩部分: 一部分為地殼淺部放射性元素衰變所產生的, 另一部分為深部地幔的釋放的熱量。在本文中利用Birch等人提出的熱流和生熱率的線性公式[20]:

式中q0為大地熱流, 單位為mW/m2;qr為上述線性方程的截距, 稱為剩余熱流, 通常由下地殼和上地幔和巖石圈底部的熱流構成, 單位為mW/m2, 由于放射性元素向上遷移, 在頂部富集, 下地殼對和上地幔頂部的熱流貢獻很小, 故剩余熱流可以視為地幔熱流qm, 而DA0為地殼熱流;D為線性方程的斜率,一般距離為10～15 km, 一般認為為上地殼深度;A0表示地表巖石的生熱率, 單位為μW/m3。

本文對研究區深部結構進行生熱率分層模型分析, 對應的大地熱關系可以表示為:

式中:qc表示地殼熱流, 單位為mW/m2;A(z)表示地殼巖石的生熱率, 單位為μW/m3;zMoho表示地殼厚度,單位為km;Ai和Zi分別表示地殼第i層的生熱率和厚度。

Assump??o等[23]基于地震折射、接收函數、面波層析成像建立南美地殼厚度模型(圖8), 得出該地區莫霍面厚度大約在22 km[21,23](包括上覆海水的厚度2 km)。Zalán等[22]對12 000 km超深二維地震剖面進行地質解釋, 得到了地殼尺度的地質模型(圖9)。根據上述的深部結構研究結果, 將S1井處上地殼厚度估讀為14 km(包括水深), 該區域莫霍面深度為22 km, 故下地殼的厚度估算為8 km。

圖8 巴西東岸地殼厚度圖(修改自文獻[21])Fig. 8 Crustal thickness map of the east coast of Brazil (modified after Ref.[21])

圖9 桑托斯盆地北部地震剖面圖(修改自文獻[22])Fig. 9 Seismic profile of the northern Santos Basin (modified after Ref. [22])

Hamza[16]等人1996年認為上地殼基底由變質花崗巖、角閃巖、片麻巖等變質巖組成, 生熱率采用0.9 μW/m3[7], 下地殼為麻粒巖, 生熱率取平均值為0.34 μW/m3[23-26]。根據公式(4)可以計算出下地殼的產生的熱流為2.72 mW/m2, 上地殼除沉積物外的產生的熱流為5.85 mW/m2, 再加上沉積物產生的熱流得出S1井處地殼熱貢獻為15.38 mW/m2, 占大地熱流的30.76%, 這與Jaupart[26]2014年認為在穩定的大陸地區地殼的熱流貢獻值在12～18 mW/m2相吻合;其中上地殼熱流貢獻為12.66 mW/m2, 占地殼熱流的82.3%, 這與生熱元素向表層遷移有關; 根據公式(6)計算地幔熱流值為34.62 mW/m2(圖10), 地殼和地幔的熱流比例為0.44, 具有“冷殼熱幔”的特征,這與盆地被動大陸邊緣的構造背景相吻合。

圖10 桑托斯盆地地殼結構和熱結構模型Fig. 10 Crustal structure and thermal structure model of the Santos Basin

4 結論

1) 盆地各個巖石的自然伽馬GR和生熱率A的數值, 從大到小依次為: 泥巖、砂巖、頁巖、玄武巖、石灰巖、硬石膏、鹽巖。

2) 盆地自上而下, Marambaia組地層生熱率為(1.36±0.16) μW/m3, Itajai-Acu組地層的生熱率為(1.52±0.15)μW/m3, Itanhaem組地層的生熱率為(1.30±0.3) μW/m3,Ariri組地層的生熱率為(0.46±0.18) μW/m3, Guaratiba群地層的生熱率為(0.64±0.23) μW/m3, Camboriu組地層的生熱率為(0.37±0.07) μW/m3, 可以明顯看出地層生熱率由深到淺增加, 生熱率體現出受控于巖性變化的特征。

3) S1井盆地地層放射性元素生熱對熱流的貢獻量為6.81 mW/m2, 占表層大地熱流的13.62%, 表明研究區盆地沉積層具有一定的產熱潛力, 對盆地內有機質的成熟會有一定影響。

4) 盆地巖石生熱率模型顯示, 地殼放射性生熱對表層大地熱流貢獻為15.38 mW/m2, 占表層大地熱流的30.76%, 地幔熱流貢獻值為34.62 mW/m2地殼和地幔的熱流比例為0.44, 具有“冷殼熱幔”的特征。

致謝: 感謝中國石油化工股份有限公司石油勘探開發研究院提供的區域及測井資料, 同時對兩位審稿人表示感謝！