東海盆地西湖凹陷構造熱演化及煤系烴源巖生烴史恢復

于仲坤，侯讀杰，沈偉鋒，趙洪，丁飛，刁慧

1.中海石油(中國)有限公司上海分公司，上海 200335 2.中國地質(zhì)大學(北京)能源學院，北京 100083

東海盆地西湖凹陷自1981年勘探以來，陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了20多個油氣田，是東海陸架盆地的主要含油氣凹陷[1]。前人大量研究表明，始新統(tǒng)平湖組暗色泥巖和煤為主要烴源巖，且已對西湖凹陷煤系烴源巖特征開展了一些研究。田楊等[2]、沈玉林等[3]、李云波等[4]通過巖心觀測、地震及烴源巖有機地球化學、古生物等資料探討了平湖組煤系烴源巖發(fā)育的主控因素及發(fā)育規(guī)律。周倩羽等[5]、魏恒飛等[6]、蔣一鳴等[7]研究了平湖組發(fā)育烴源巖的主要沉積環(huán)境，建立了平湖組煤系烴源巖發(fā)育于陸相沼澤、泥巖發(fā)育于海灣的沉積模式。周潔[8]、錢門輝等[9]、朱揚明等[10]通過顯微組分、生物標志化合物及地球化學特征對平湖組煤系烴源巖進行研究。李賢慶等[11]采用有機巖石學分析方法，提出了西湖凹陷古近系煤系烴源巖的有機質(zhì)熱演化特征與階段。錢門輝[12]、孫伯強等[13]等總結了平湖組煤系烴源巖的有機質(zhì)特征、生烴特征及生烴潛力。雖然前人對平湖組煤系烴源巖發(fā)育特征與生烴特征從宏觀及微觀角度進行了研究，但未有效指出平湖組不同煤系烴源巖生烴史特征，因此需要對西湖凹陷煤系烴源巖生烴特征進行研究，以明確煤系烴源巖生烴期與圈閉形成期的匹配等成藏關鍵問題。

筆者采用盆地模擬與高壓釜熱模擬實驗技術相結合的方法，建立西湖凹陷平湖組煤系烴源巖(暗色泥巖和煤)生烴模式，針對暗色泥巖和煤生烴史進行定量評價，在此基礎上針對不同煤系烴源巖生烴演化特征進行探討，為西湖凹陷的整體規(guī)劃和進一步的油氣勘探、開發(fā)提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景與構造演化

西湖凹陷位于東海盆地的東部，東與釣魚島隆褶帶毗鄰，北部接福江凹陷，南臨釣北凹陷，西接海礁-漁山東低隆起。西湖凹陷自西向東又分為5個構造帶(見圖1)。西湖凹陷總面積約5.7×104km2，水深50～120 m。根據(jù)最新的區(qū)域地震剖面分析，西湖凹陷沉積厚度最大可達17 km左右(見圖2)。

圖1 西湖凹陷構造位置圖Fig.1 Tectonic location of Xihu Sag

注：圖中符號為地震反射界面，具體對應地層見圖3。圖2 西湖凹陷構造剖面圖Fig.2 Structural profiles of Xihu Sag

西湖凹陷是一個以新生代沉積為主的中、新生代復合盆地[14]。東海陸架盆地平面上大致發(fā)育東西兩個裂陷帶，呈NE向展布，前人對東海陸架盆地形成的動力學機制的研究有著不同的觀點，但大部分認為其受到印度洋板塊向北俯沖引起的中國東部陸殼東移，以及太平洋板塊對歐亞板塊俯沖系統(tǒng)后撤的影響[15-16]。前人研究表明，自晚白堊紀裂陷的東海陸架盆地是由于太平洋板塊NNW向俯沖使歐亞大陸東南緣形成活動的大陸邊緣造成的[17-18]。進一步研究表明，古新世時期的裂陷沉積發(fā)生在西部斜坡帶，從中晚始新世西部斜坡帶出現(xiàn)明顯的“翹傾”上隆，遭受大規(guī)模剝蝕，而東部斷階帶則被進一步拉伸下陷，發(fā)育較厚的中晚始新統(tǒng)沉積，裂陷帶產(chǎn)生明顯的向東“遷移”[19]。根據(jù)研究區(qū)地震資料分析，中生界沉積層主要分布在陸架盆地西部的福州凹陷、錢塘凹陷和長江坳陷，且在西湖凹陷的西部斜坡帶局部分布，但西湖凹陷新生代盆地主體發(fā)育在老結晶基底之上。基于西湖凹陷的地震資料解釋和鉆探成果以及區(qū)域構造演化認識，西湖凹陷的構造演化最早是從晚白堊世(約96 Ma B.P.)裂陷期開始，到始新世末期結束(約32 Ma B.P.)。西湖凹陷在裂陷期，其基底性質(zhì)為元古界變質(zhì)巖和侏羅-白堊紀的火成巖，以及局部發(fā)育的裂前殘留中生界沉積巖，到漸新世變?yōu)榱押蟪两惦A段。裂后沉降階段又可分為漸新世-中新世的拗陷(32～13 Ma B.P.)、晚中新世的反轉(zhuǎn)(13～5 Ma B.P.)和上新世的區(qū)域沉降階段(5 Ma B.P.至今)，分別對應玉泉-花港運動、龍井運動和沖繩海槽運動[20](見圖3)。

圖3 西湖凹陷地層柱狀圖Fig.3 Stratigraphic column of Xihu Sag

前人已在西湖凹陷發(fā)現(xiàn)多個油氣田，是一個商業(yè)性較好的含油氣系統(tǒng)。目前認為該凹陷在裂陷期沉積階段，上始新統(tǒng)平湖組煤系地層為主要烴源巖層，形成平湖組-平湖組/花港組含油氣系統(tǒng)。西部斜坡帶的平湖組以天然氣和輕質(zhì)油為主，漸新統(tǒng)花港組次之；中央反轉(zhuǎn)構造帶的花港組則以氣藏為主。

2 煤系烴源巖熱演化史分析

2.1 單井熱演化史模型建立及參數(shù)設置

單井熱演化模擬是基于Genesis軟件里的巖石圈模型，輸入實測的地層數(shù)據(jù)，根據(jù)實測的溫度和鏡質(zhì)體反射率(Ro)校正該模型，然后建立研究井的熱演化史(見圖4)。本次研究對西湖凹陷67口探井進行埋藏史、熱演化史模擬及分析評價。

圖4 西湖凹陷熱演化史正演模擬流程Fig.4 Forward simulation process of thermal evolution historyof Xihu Sag

2.1.1 巖石圈模型參數(shù)

本次研究采用適用于西湖凹陷基底熱流計算的Mckenzie模型[22]。現(xiàn)今東海盆地的巖石圈埋深為85～50 km，陸架區(qū)起伏變化不大。西湖凹陷巖石圈底界埋深為±80 km，地殼厚度14～29 km[23-24]。綜合前人的研究成果[23,25-26]進行西湖凹陷巖石圈熱參數(shù)取值。

2.1.2 地層模型參數(shù)

根據(jù)西湖凹陷地質(zhì)結構特征和中國年代地質(zhì)表中的年齡設置模擬層系和模擬地層年代，模擬中所需單井的分層、巖性數(shù)據(jù)由鉆井及錄井資料獲得[27]。

2.1.3 剝蝕厚度

西湖凹陷在地質(zhì)歷史時期經(jīng)歷了平湖組沉積末期、花港組沉積末期及玉泉組沉積末期多期構造抬升運動。通過對比分析多條測線剝蝕厚度進行優(yōu)選，本次研究使用的模型中平湖組、花港組與玉泉組頂面的剝蝕事件及剝蝕量主要依據(jù)劉景彥等[28]利用地層外延、聲波資料推算和鏡質(zhì)體反射率等方法所計算的西湖凹陷剝蝕厚度。斷陷時期的剝蝕發(fā)生在盆地兩側和局部隆起，剝蝕量較小，僅300～400 m，北部超過1 km，裂后反轉(zhuǎn)時期主要在中央反轉(zhuǎn)構造帶和東部斷階帶，大部分超過1 km。

2.1.4 水面(地表)溫度

“我……我懷孕了……還沒來得及告訴你……”安安抽噎地說，“她不是人，看見了嗎？她還知道我懷孕了，沒人知道的，沒人知道的。你看她從下水道走了……”安安開始歇斯底里。不管一個女人有多無情，保護孩子都是天生的母性，無法保護孩子那種無力感，足以讓女人瘋狂，更何況那個對手也許不是人。

本次研究在前人研究的海平面全球平均溫度數(shù)據(jù)的基礎上[29]，根據(jù)目前北半球東亞北緯29°設定西湖凹陷地質(zhì)歷史的水面(地表)溫度。

2.1.5 單井熱演化模擬標定及結果

目前西湖凹陷具有DST(鉆桿測試溫度)或BHT(測井井底溫度)數(shù)據(jù)資料的鉆井共67口，其中DST數(shù)據(jù)是最接近實際地層溫度的數(shù)據(jù)，而BHT數(shù)據(jù)在測量時鉆井液循環(huán)停止的時間很短，導致測量溫度遠低于實際地層溫度。本次研究采用WAPLES法[30-31]校正西湖凹陷BHT溫度(見圖5)。

圖5 西湖凹陷鉆井DST與BHT校正數(shù)據(jù)對比圖Fig.5 Contrast figure of DST and BHT calibration data in Xihu Sag

對于深度小于3 000 m的BHT數(shù)據(jù)，校正公式為：

Tc=Ts+f·(Tm-Ts)

(1)

(2)

式中：Tc為校正后的溫度數(shù)據(jù)，℃；Ts為地表或海底溫度，℃；f為校正因子；Tm為BHT數(shù)據(jù)，℃；TSC為泥漿循環(huán)結束至溫度測試間的時間，h；Z為溫度數(shù)據(jù)所在深度，m。

對于深度大于3 000 m的BHT數(shù)據(jù)，校正公式為：

Tc=Ts+f·(Tm-Ts)-0.001 391(Z-4 498)

(3)

f=1.328 66e-0.005 289TSC

(4)

2.2 西湖凹陷現(xiàn)今地溫場特征

在巖石圈模型建立好的基礎上，通過實測的67口具有DST或BHT數(shù)據(jù)的約束與校正，建立模擬單井基底熱流，并進一步建立各單井熱演化史模型。盆地形成過程中盆地的熱流量和地溫場的分布特征由軟流圈頂界深度的變化直接決定[32]。

本次研究通過繪制西湖凹陷平湖組底界(T40)的溫度與埋深相關圖(見圖6)，發(fā)現(xiàn)二者存在明顯的線性關系，因此對于鉆井較少的區(qū)域，可以利用地溫與地層深度的相關性來推測研究區(qū)域的數(shù)據(jù)。將其相關關系應用于西湖凹陷T40深度圖，可以得到T40地溫分布圖(見圖7)。從平面分布來看，現(xiàn)今凹陷中央反轉(zhuǎn)構造帶地溫較高，沿斜坡帶方向地溫逐漸降低。其中中央反轉(zhuǎn)構造帶中北部地溫最高，最高地溫可達420 ℃。區(qū)域地溫場差異較大，主要是由于西湖凹陷處于熱沉降期時間較短，以致其軟流圈尚未完全恢復到原始狀態(tài)，巖石圈還沒有達到最終冷卻階段，靠近凹陷中心的地溫梯度相對于凹陷周邊位置的地溫梯度要高，并且中央反轉(zhuǎn)構造帶的埋深遠大于西部斜坡帶的埋深[33]。

圖6 西湖凹陷T40溫度與埋深關系圖Fig.6 Diagram of the relationship between temperatureof T40 and the depth in Xihu Sag

圖7 西湖凹陷T40地溫分布圖Fig.7 Geothermal distribution of T40 in Xihu Sag

3 煤系烴源巖有機質(zhì)成熟度分布特征

烴源巖中有機質(zhì)的熱演化本質(zhì)上是受一定溫度、壓力和受熱時間等多因素共同作用的變質(zhì)過程，其中溫度對有機質(zhì)成熟演化起著決定性作用[34]。本次研究以當前測得的地溫為約束條件，在對西湖凹陷各個時期進行研究之后，恢復了沉積埋藏史、沉降史、巖石圈結構的變化過程[32]，進一步采用LLNL Easy%Ro模型計算平湖組煤系烴源巖的成熟史。

西湖凹陷平湖組為一套煤系烴源巖，以Ⅱ2-Ⅲ型干酪根為主，且在Ro=0.9%～1.1%和1.5%～1.6%時分別出現(xiàn)生油高峰和生氣高峰。平湖組煤系烴源巖在Ro=3.5%以上仍有持續(xù)生烴潛力，因為西湖凹陷中不少已發(fā)現(xiàn)油氣藏以干氣藏為主[35]，所以認為在2%2.0%)，中北部部分地區(qū)Ro>3.5%；在13 Ma B.P.之后，中北部地區(qū)Ro>3.5%的面積范圍更大，南部如果考慮火山活動影響，成熟度也會加大，西部斜坡帶煤系烴源巖的熱演化程度從成熟變成高成熟，有效烴源巖體積大幅減少(見圖8)。

圖8 西湖凹陷平湖組底界烴源巖熱演化過程圖Fig.8 Thermal evolution of source rocks in the bottom of Pinghu Formation in Xihu Sag

4 煤系烴源巖生烴史

4.1 煤系烴源巖樣品模擬實驗及生氣動力學參數(shù)

由于不同的煤和盆地的沉積環(huán)境與埋藏的熱演化背景均不同，因此自TISSOT等[36]提出干酪根熱降解生烴模式圖后，前人又對不同類型的有機質(zhì)生烴機理做了進一步研究，繼而提出了不同的生烴階段劃分方法[27,37]。本次研究選取熱演化程度較低的西部斜坡帶D1井平湖組四段暗色泥巖和D2井平湖組三段煤作為烴源巖樣品進行了高壓釜熱模擬實驗，分析西湖凹陷的生烴特征。選取的樣品基本地球化學特征見表1。

表1 高壓釜熱模擬實驗樣品基本地化參數(shù)

每個實驗點的單位質(zhì)量樣品的產(chǎn)氣量可由烴氣體積和樣品量得出，各實驗點的產(chǎn)氣率與極限產(chǎn)氣率之比即為各實驗點的成氣轉(zhuǎn)化率，由此可得成氣轉(zhuǎn)化率與溫度的關系曲線，用來標定出有機質(zhì)成氣較為可靠的化學動力學模型[38]。在實驗分析的基礎上得到暗色泥巖、煤巖樣品的生氣率曲線，采用動力學算法分別計算出活化能、指前因子。以2 ℃/h速率升溫條件下的氣態(tài)烴產(chǎn)率為例，暗色泥巖在600 ℃時的氣態(tài)烴產(chǎn)率為133.04 mL/g；煤巖在600 ℃時的氣態(tài)烴產(chǎn)率為145.88 mL/g(見圖9)。據(jù)此可以分析得出，煤巖的生氣量比暗色泥巖大。此外，根據(jù)氣態(tài)烴的動力學參數(shù)可知，暗色泥巖成氣態(tài)烴的活化能的范圍在41～62 kcal/mol，指前因子為2×1011/s。煤成氣態(tài)烴的活化能分布范圍在45～69 kcal/mol，指前因子為1×1013/s(見圖10)。

圖9 高壓釜熱模擬實驗中氣態(tài)烴產(chǎn)率與溫度關系曲線Fig.9 Relation curve between gaseous hydrocarbon yield and temperature in autoclave thermal simulation experiment

圖10 煤系烴源巖生氣的動力學參數(shù)Fig.10 Distribution of dynamic parameters of gas formation of coaly source rocks

4.2 平湖組煤系烴源巖生烴特征

西湖凹陷的熱演化史對煤系烴源巖的熱演化程度和生排烴過程有著控制作用。為了精確計算不同地質(zhì)時期生烴量，將凹陷內(nèi)各烴源巖分布區(qū)在平面上均分為若干個1 km×1 km的網(wǎng)格區(qū)，在建立研究區(qū)熱演化史的基礎上，結合應用高壓釜熱模擬得到的生烴動力學參數(shù)，計算各個網(wǎng)格區(qū)內(nèi)不同有機母質(zhì)烴源巖在地下的油氣生成量，然后全部累加求和得到西湖凹陷不同地質(zhì)時期目的烴源巖層總的生烴量(見圖11)。暗色泥巖在33 Ma B.P.開始生氣，然后一直持續(xù)到現(xiàn)今，在26 Ma B.P.生氣的增長速率明顯增大，持續(xù)到13 Ma B.P.，之后生氣的增加速率有所降低，到5 Ma B.P.后又逐漸增大。煤在30 Ma B.P.開始生氣，一直持續(xù)到現(xiàn)今，在15 Ma B.P.，生氣的增長速率明顯增大，持續(xù)到8 Ma B.P.，之后開始降低，到5 Ma B.P.后又逐漸增大。

圖11 西湖凹陷平湖組煤系烴源巖生烴史Fig.11 Hydrocarbon generation history of coaly source rocksof Pinghu Formation in Xihu Sag

5 結論

1)目前，西湖凹陷西部斜坡帶地溫梯度較低，中央反轉(zhuǎn)構造帶地溫梯度較高。西湖凹陷發(fā)育可能還尚未達到巖石圈最終冷卻階段。

2)從現(xiàn)今平湖組底界煤系烴源巖的熱演化程度研究發(fā)現(xiàn)，西湖凹陷大部分區(qū)處于高-過成熟階段。總體來說西湖凹陷煤系烴源巖在中央反轉(zhuǎn)構造帶成熟度高、西部斜坡帶成熟度低，西部斜坡帶局部地區(qū)對周邊圈閉提供成熟度相對較低的油氣，而中央反轉(zhuǎn)構造帶大部分地區(qū)已過成熟，以生成干氣為主。

3)從生氣歷史曲線分析，在28 Ma B.P.左右，西湖凹陷煤系烴源巖開始快速生氣，且在高熱演化階段煤系烴源巖仍具有生氣能力。此外，暗色泥巖比煤要早生烴。