吳 群，彭金寧

(1.西北大學(xué) 地質(zhì)系，西安 710069； 2.中國(guó)石油化工股份有限公司 華東分公司，南京 210011；3.中國(guó)石油化工股份有限公司 石油勘探開(kāi)發(fā)研究院 無(wú)錫石油地質(zhì)研究所，江蘇 無(wú)錫 214126)

川東北地區(qū)埋藏史及熱史分析
——以普光2井為例

吳 群1,2，彭金寧3

(1.西北大學(xué) 地質(zhì)系，西安 710069； 2.中國(guó)石油化工股份有限公司 華東分公司，南京 210011；3.中國(guó)石油化工股份有限公司 石油勘探開(kāi)發(fā)研究院 無(wú)錫石油地質(zhì)研究所，江蘇 無(wú)錫 214126)

基于前人研究資料，運(yùn)用熱成熟度指數(shù)法(TTI)，以普光2井為例，恢復(fù)了川東北地區(qū)地?zé)崾泛偷貙勇癫厥?，探討了研究區(qū)烴源巖的熱演化和生排烴過(guò)程。研究認(rèn)為：各烴源層的成熟度演化主要定型于白堊紀(jì)末期，下寒武統(tǒng)烴源巖生烴期局限在晚二疊世—晚三疊世；上奧陶統(tǒng)至下志留統(tǒng)烴源巖的快速生烴期為中三疊世—晚三疊世和中侏羅世；二疊系烴源巖的快速生烴期為晚三疊世和中侏羅世。另外，各烴源巖都經(jīng)歷了至少2次生烴高峰期，包括成熟期的生油(液態(tài)烴)高峰期及高成熟期的尚未排除的殘留液態(tài)烴進(jìn)一步裂解生氣高峰期。

熱成熟度；時(shí)—溫指數(shù)；埋藏史；熱史；烴源巖；普光2井；川東北

1 地質(zhì)概況

川東北地區(qū)面積約為2.5×104km2，范圍包括廣元—南江以南、廣元—閬中以東、閬中—達(dá)州以北地區(qū)，東邊為盆地邊界所限定(圖1)。該區(qū)在震旦紀(jì)—中三疊世發(fā)育海相碳酸鹽巖夾碎屑巖沉積，晚三疊世—早白堊世發(fā)育陸相碎屑巖沉積，晚白堊世沉積盆地萎縮衰亡，逐漸進(jìn)入以抬升剝蝕為主的構(gòu)造演化[1]。該區(qū)主要發(fā)育有志留系、二疊系及上三疊統(tǒng)烴源巖[2-3]。而現(xiàn)今高演化烴源巖在地史中曾發(fā)生過(guò)生排烴過(guò)程，因此必須追溯烴源巖的埋藏史和受熱史，探索烴源巖的生排烴期，這對(duì)研究區(qū)烴源條件的動(dòng)態(tài)、綜合分析及油氣勘探的整體評(píng)價(jià)研究具有重要意義。本文利用熱成熟度指數(shù)法(TTI)恢復(fù)研究區(qū)地?zé)崾泛偷貙勇癫厥?，探討了研究區(qū)烴源巖的熱演化和生排烴過(guò)程。

圖1 川東北地區(qū)地質(zhì)略圖

2 方法選擇和參數(shù)使用

利用鏡質(zhì)體反射率法研究地層的熱歷史及有機(jī)質(zhì)成熟度是煤田、油田系統(tǒng)接受最早、應(yīng)用最廣且資料最為豐富的方法。該方法最早由Lopatin(1971)提出，稱(chēng)之為熱成熟度指數(shù)法[4]。Waples(1980)對(duì)Lopatin的方法及其應(yīng)用做了進(jìn)一步的闡述，使得這一方法國(guó)內(nèi)外廣為接受[4-6]。因此，本文采用該方法恢復(fù)研究區(qū)地?zé)崾泛偷貙勇癫厥?，探討烴源巖的熱演化和生排烴過(guò)程。

2.1TTI法計(jì)算公式

∑TTI=∑γn·ΔT

式中：TTI為熱碰撞量(時(shí)間—溫度指數(shù))；γn為溫度因子(γ選定為2；n為自然整數(shù)。在溫度間隔100～110 ℃時(shí)，γn=20=1)；ΔT為某一溫度區(qū)間所經(jīng)歷的時(shí)間間隔(以Ma計(jì))。

2.2溫度間隔的選取

采用Лoпатин(1971)計(jì)算TTI值確定的溫度間隔為10 ℃，即有機(jī)質(zhì)在埋藏過(guò)程中化學(xué)反應(yīng)速度(干酪根降解速度)提高一倍，埋藏溫度增加10 ℃。實(shí)際應(yīng)用過(guò)程中，采用溫度間隔10 ℃進(jìn)行計(jì)算。在埋藏較淺、埋藏溫度不很高的條件下，計(jì)算的∑TTI值相應(yīng)的Ro值與實(shí)測(cè)Ro值吻合較好；埋藏深度超過(guò)3 500～4 000 m，埋藏溫度大于150 ℃以后，隨其埋藏溫度不斷增高，二者的吻合狀況越來(lái)越差，出現(xiàn)演化快、演變高的現(xiàn)象。因此，如何調(diào)整溫度間隔，在應(yīng)用地史分析中是不可忽視的研究?jī)?nèi)容。Waples(1975)對(duì)世界31口鉆井402件樣品系統(tǒng)研究后肯定TTI值應(yīng)用是可信的，但溫度間隔應(yīng)在埋藏溫度達(dá)80 ℃以后取15 ℃，隨其埋藏溫度增加，溫度間隔還應(yīng)加大。根據(jù)活化能原理，不同地?zé)釒е忻夯饔梅磻?yīng)速度的溫度系數(shù)得到的溫度間隔如表1所示。

表1 隨埋藏溫度增大溫度間隔取值的變化

表2 研究區(qū)埋藏溫度與溫度間隔關(guān)系

參考上述認(rèn)識(shí)，在廣泛應(yīng)用地史分析法中結(jié)合本地區(qū)實(shí)際，得到表2所示的結(jié)果。

應(yīng)用該組溫度間隔數(shù)據(jù)計(jì)算結(jié)果比單一用10 ℃有明顯改進(jìn)：(1)在埋藏深、地溫高的地?zé)釒е酗@著遏制演化快、演變高的狀況；(2)最終計(jì)算的∑TTI值相應(yīng)的Ro值與實(shí)測(cè)Ro值更為接近。

2.3古地溫梯度

目前酚類(lèi)物質(zhì)致癌強(qiáng)度系數(shù)還未確定，本研究?jī)H討論酚類(lèi)物質(zhì)非致癌風(fēng)險(xiǎn)，計(jì)算公式和參數(shù)取值參考美國(guó)健康影響評(píng)估概要表格、丹麥安全與毒理研究所以及相關(guān)研究結(jié)果（EPA，1997；Nielsen et al.，1999；Tyl et al.，1999）。

古地溫梯度的求取，采用2種方法，一種是相對(duì)穩(wěn)定的沉積盆地，有白堊系—第三系地層覆蓋。利用前人研究結(jié)論：早古生代古地溫梯度相對(duì)較低，為27 ℃/km；晚古生代至中三疊世為29 ℃/km；晚三疊世至侏羅紀(jì)為35 ℃/km；白堊紀(jì)至現(xiàn)今取值18～22 ℃/km。使用過(guò)程中，根據(jù)各計(jì)算剖面點(diǎn)的實(shí)測(cè)Ro值，對(duì)上述各地史階段的古地溫梯度值做適當(dāng)?shù)恼{(diào)整。

另一種是盆地周緣白堊系至第三系缺失區(qū)。燕山運(yùn)動(dòng)十分劇烈，侏羅系以下地層不同程度暴露，古地溫梯度的確定主要根據(jù)源巖鏡質(zhì)體反射率，并參考下伏地層的干酪根反射率或?yàn)r青等效鏡質(zhì)體反射率，采用擬合法推算，即在TTI值計(jì)算中，設(shè)定古地溫梯度(必須高于今地溫梯度)進(jìn)行TTI計(jì)算，計(jì)算過(guò)程中反復(fù)調(diào)整古地溫梯度，直到計(jì)算的TTI值相應(yīng)的Ro值與實(shí)測(cè)Ro基本一致。

2.4剝蝕量的估算

由于揚(yáng)子地區(qū)在不同地質(zhì)時(shí)期普遍存在多期抬升剝蝕的問(wèn)題，在不同地區(qū)抬升剝蝕程度又不同，故剝蝕量的估算是否合理直接影響到上覆層的原始厚度，對(duì)烴源巖的熱演化及烴類(lèi)轉(zhuǎn)化、運(yùn)聚、保存等都有重要作用。因此，在地史分析中，剝蝕量的合理恢復(fù)最為關(guān)鍵，也是最大難題。本文在充分利用前人成果資料的基礎(chǔ)上，主要運(yùn)用鉆井和地表剖面涉及層位的成熟度Ro值，結(jié)合磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)，采用胡圣標(biāo)[7-9]等(1999)提出的古溫標(biāo)法估算相關(guān)地層(或不整合面)的剝蝕量，為恢復(fù)研究區(qū)地?zé)崾泛偷貙勇癫厥诽峁┖侠頂?shù)據(jù)。

表3 川東北地區(qū)地溫梯度和大地?zé)崃?/p>

注：表中數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[7-9]。

3 川東北地區(qū)埋藏史和熱史

3.1現(xiàn)今地溫場(chǎng)特征

表3列出了川東北地區(qū)12口鉆井的地溫梯度、巖石熱導(dǎo)率和大地?zé)崃髦?。其中，地溫梯度是利用各井溫度?shù)據(jù)，通過(guò)線(xiàn)性回歸法計(jì)算的，現(xiàn)今地溫梯度為18～25 ℃/km，平均21 ℃/km。川東北地區(qū)大地?zé)崃髦到橛?1～57 mW/m2之間，平均值為(49±5.4) mW/m2。根據(jù)郭正吾[1]、盧慶治[10]等人的研究，四川盆地現(xiàn)今大地?zé)崃髦禐?0～80 mW/m2，平均55.5 mW/m2；現(xiàn)今地溫梯度由東北部的15～25 ℃/km向西南升高至30 ℃/km以上，平均為24.5 ℃/km。顯然，川東北地區(qū)熱流值較全盆地和川西南地區(qū)低，主要是由本區(qū)盆地性質(zhì)、基底構(gòu)造形態(tài)等因素決定的。如自新生代以來(lái)未受到巖漿活動(dòng)影響，在晚三疊世—早白堊世由前陸盆地演化為陸內(nèi)坳陷盆地，晚白堊世—始新世沉積盆地萎縮衰亡，開(kāi)始以抬升剝蝕為主的構(gòu)造改造。

3.2古溫標(biāo)分析

川東北地區(qū)Ro值分布在0.4%～3.9%之間。總體上，隨著埋藏深度增加、地層時(shí)代變老，Ro值增大(圖2,3)，這符合隨深度增加Ro增大的一般規(guī)律。侏羅系Ro分布在0.4%～1.9%之間，處于成熟早期—高成熟階段；三疊系Ro分布在1.3%～2.9%之間，處于高成熟—過(guò)成熟階段；上二疊統(tǒng)Ro分布在2.2%～2.9%之間，平均為2.5%；中二疊統(tǒng)為1.6%～3.4%，平均為2.1%，已進(jìn)入過(guò)成熟階段；下志留統(tǒng)下部Ro分布在1.25%～3.33%，平均為2.45%，已達(dá)到成熟晚期—過(guò)成熟階段；上奧陶統(tǒng)Ro分布在2.22%～3.59%，平均為2.89%，處于過(guò)成熟階段；下寒武統(tǒng)Ro分布在2.57%～3.90%，平均為3.04%，處于過(guò)成熟晚期階段。

從上述鏡質(zhì)體反射率與深度、地層關(guān)系圖中可以看出，部分?jǐn)?shù)據(jù)偏離總體趨勢(shì)，表現(xiàn)為異常，如普光2井上部(J2)實(shí)測(cè)Ro值偏高，而部分井如川付85井、河壩1井、普光2井下部地層實(shí)測(cè)Ro值偏低，可能是受到地層錯(cuò)斷或地溫異常等因素造成的。

圖2 川東北地區(qū)鏡質(zhì)體反射率與深度關(guān)系[10]

圖3 川東北地區(qū)鏡質(zhì)體反射率與地層時(shí)代的關(guān)系

樣品號(hào)顆粒數(shù)ρs/(105·cm-1)ρi/(105·cm-1)Chi-sqT/MaL/μmTo/Ma退火起始時(shí)間/MaMB-1-1219.762(812)21.194(1763)29.5(7.84)80.3±4.712.3±1.5(120)106.4121.2XU-4510.996(191)25.043(435)18.4(0.1)74.8±12.79.6±1.3(19)126.9WD-44281.618(153)5.699(539)58.7(0.04)47.8±7.111.5±1.7(59)67.779.5WD-277.519(193)25.206(647)60.5(0)66.5±13.566.5SN-110211.878(552)5.103(1500)37.1(1.14)66.4±5.511.5±1.8(100)94.2111.5SN-8862.46(75)9.74(297)2.0(85.3)44.3±5.910.9±2.8(11)66.2DT-55243.967(616)8.495(1319)103.4(0)73.0±7.811.8±1.8(107)100.8118.9DT-60281.505(176)3.625(424)34.3(15.9)71.8±8.611.9±1.6(112)98.3123.1DT-61231.508(292)6.251(1210)15.8(82.7)42.4±3.012.3±1.8(109)56.165.8DT-65262.022(153)4.349(329)19.7(76.4)82.0±8.710.2±2.1(82)131.0WD-34175.245(413)14.033(1105)61.2(0)59.0±7.511.5±2.0(22)83.6101.2

注：ρs和ρi分別表示礦物中自發(fā)徑跡密度和云母外探測(cè)器記錄的礦物中誘發(fā)裂變徑跡密度,括號(hào)中數(shù)據(jù)表示所測(cè)徑跡數(shù)量；Chi-sq為統(tǒng)計(jì)檢驗(yàn)值，括號(hào)內(nèi)數(shù)值為Chi-sq檢驗(yàn)概率(%),T為裂變徑跡表觀年齡；L為平均徑跡長(zhǎng)度,括號(hào)內(nèi)數(shù)據(jù)為所測(cè)徑跡條數(shù)；To為地層年齡。

3.2.2 裂變徑跡數(shù)據(jù)分析

磷灰石裂變徑跡表觀年齡大致可以反映地層開(kāi)始抬升剝蝕的最大年齡。根據(jù)前人研究成果[11-13]，對(duì)川東北地區(qū)部分地表剖面和鉆井的磷灰石、鋯石樣品的裂變徑跡參數(shù)進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)(表4)。

如表4所示，磷灰石樣品的表觀年齡均小于地層年齡，大致分布在42～82 Ma之間，反映磷灰石均在一定程度上經(jīng)歷了退火作用，暗示著川東北地區(qū)地層大致在晚白堊世期間開(kāi)始隆升剝蝕，與晚白堊世—始新世時(shí)期的沉積—構(gòu)造演化階段是一致的。

3.3重要不整合面剝蝕量限定

根據(jù)區(qū)域地質(zhì)資料[11]，川東北地區(qū)自寒武紀(jì)以來(lái)，經(jīng)歷了加里東期、海西期、印支期、燕山期及喜馬拉雅山期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，形成了志留系—石炭系(二疊系)、石炭系—下(中)二疊統(tǒng)、中二疊統(tǒng)—上二疊統(tǒng)、中三疊統(tǒng)—上三疊統(tǒng)、上三疊統(tǒng)—侏羅系、侏羅系(白堊系)—第三系或中生界—新生界間的不整合面，造成多數(shù)層位不同程度的剝蝕，給本區(qū)地史分析帶來(lái)了極大困難。

近年來(lái)，中國(guó)石化南方分公司利用毛壩1、普光1、普光2、川岳84、川付85、雙廟1、川涪82、河壩1、龍4、亭1井等十幾口鉆井資料對(duì)川東地區(qū)進(jìn)行了大量的熱史恢復(fù)和剝蝕量估算等地史分析工作，積累了豐富的基礎(chǔ)資料(表5)[7-13]。中—新生界不整合面的剝蝕厚度在1 500～2 750 m之間，平均約2 100 m(除龍4井外)，而其它不整合面的剝蝕厚度為200 m左右(表5)。

表5 川東北區(qū)鉆井恢復(fù)中—新生界間剝蝕厚度及古熱流

注：表中數(shù)據(jù)來(lái)自文獻(xiàn)[7-13]。

4 普光2井分析

根據(jù)上述沉積—構(gòu)造演化史、地溫梯度和剝蝕量等參數(shù)，通過(guò)TTI法的計(jì)算，就可得到不同層位的地溫史即地層埋藏過(guò)程中的T-t軌跡，結(jié)合鏡質(zhì)體反射率與溫度(Ro-T)之間的關(guān)系(Ro動(dòng)力學(xué)模型)，可計(jì)算出某層位中有機(jī)質(zhì)成熟度隨時(shí)間(Ro-t)的演化，即地層中有機(jī)質(zhì)的熱演化史。下面以普光2井為代表來(lái)說(shuō)明該區(qū)3套海相烴源巖(-C1、O3-S1、P)成熟度史及生烴史。

普光2井是川東北地區(qū)的代表性鉆井。該井位于宣漢—達(dá)縣區(qū)塊普光構(gòu)造，鉆揭地層由上至下依次為第四系、上侏羅統(tǒng)遂寧組、中下侏羅統(tǒng)、三疊系及上二疊統(tǒng)(缺失中侏羅統(tǒng)頂部—第三系)。普光2井中生界上部剝蝕地層厚度約2 750 m，而其它各不整合面剝蝕量不到200 m。從志留紀(jì)至早二疊世古熱流逐漸增大，在晚二疊世初古熱流達(dá)到最大，其后熱流逐漸降低至現(xiàn)今，現(xiàn)今熱流約為41.8 mW/m2(井底熱流)。早古生代古地溫梯度為27 ℃/km，古地表溫度取24 ℃；晚古生代至三疊紀(jì)地溫梯度為30 ℃/km，古地表溫度取20 ℃；侏羅紀(jì)至現(xiàn)今古地溫梯度取值18 ℃/km，古地表溫度取19 ℃。

該區(qū)主要海相烴源巖的熱演化史及生烴史(圖4)可以表述如下：

(1)-C1烴源巖：在加里東晚期中志留世時(shí)開(kāi)始進(jìn)入生油門(mén)限溫度，海西晚期—印支早期(P3-T1)時(shí)已達(dá)到生油高峰期，由于三疊系的巨厚快速沉積，使-C1烴源巖的熱演化和烴類(lèi)生成、轉(zhuǎn)化過(guò)程明顯加速，中三疊世末時(shí)-C1源巖中尚未排除的殘留原油(或?yàn)r青)開(kāi)始大量裂解，處于高成熟(濕氣)階段，晚三疊世晚期已達(dá)到了過(guò)成熟(干氣)階段，至燕山期晚侏羅世晚期，熱演化程度處于生烴“死亡線(xiàn)”(Ro=4%)附近，生烴潛力枯竭。

圖4 川東北地區(qū)普光2井主要海相烴源巖熱演化及生烴史分析

(2) O3-S1烴源巖：海西晚期至晚二疊世末時(shí)進(jìn)入生油門(mén)限溫度，到印支中晚期(T2-T3)處于生油高峰階段，燕山早期(J1-J2)進(jìn)入高成熟(濕氣)階段，中侏羅世達(dá)到原油大量裂解生氣高峰，中侏羅世晚期進(jìn)入過(guò)成熟(干氣)階段。

(3) P1-2烴源巖：中、上二疊統(tǒng)厚度不大，與P1-2烴源巖成熟度演化相似，在早三疊世晚期進(jìn)入生油門(mén)限，在印支期基本處于成熟早期，于燕山期早侏羅世晚期達(dá)到生油高峰，在中侏羅世處于殘留原油大量裂解生氣、高成熟(濕氣)階段，晚侏羅世—早白堊世處于過(guò)成熟(干氣)早期階段，之后進(jìn)入過(guò)成熟晚期，生烴枯竭。

5 結(jié)論

綜上分析，川東北地區(qū)各烴源層的成熟度演化主要定型于白堊紀(jì)末期。隨后由于地層開(kāi)始抬升剝蝕，溫度降低，使有機(jī)質(zhì)熱演化處于停滯狀態(tài)。在早三疊世及中、晚侏羅世2個(gè)時(shí)期，由于地層沉積厚度較大，各烴源層的熱演化也明顯變快，經(jīng)歷了快速生烴過(guò)程，致使-C1烴源巖的大量生烴期局限在晚二疊世—晚三疊世；O3-S1烴源巖的快速生烴期為中三疊世—晚三疊世和中侏羅世；二疊系烴源巖的快速生烴期為晚三疊世和中侏羅世。另外，各烴源巖都經(jīng)歷了至少2次生烴高峰期，包括成熟期的生油(液態(tài)烴)高峰期及高成熟期的尚未排除的殘留液態(tài)烴進(jìn)一步裂解生氣高峰期。與此相應(yīng)，-C1烴源巖的生烴高峰期是在晚二疊世—早三疊世和晚三疊世早中期；O3-S1烴源巖的生烴高峰期是在晚三疊世晚期—早侏羅世早期及早侏羅世晚期—中侏羅世中期；二疊系烴源層的生烴高峰期是在早侏羅世晚期—中侏羅世早期及中侏羅世中晚期。

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(編輯葉德燎)

BurialandthermalhistoriesofnortheasternSichuanBasin:A case study of well Puguang 2

Wu Qun1,2, Peng Jinning3

(1.DepartmentofGeology,NorthwestUniversity,Xi'an,Shaanxi710069,China; 2.SINOPECEastChinaCompany,Nanjing,Jiangsu210011,China; 3.WuxiResearchInstituteofPetroleumGeology,SINOPEC,Wuxi,Jiangsu214126,China)

The thermal maturity index (TTI) was applied in well Puguang 2 to recover the burial and thermal histories of the northeastern Sichuan Basin. In this way, the thermal evolution of source rocks and the hydrocarbon generation and migration processes in the study area were discussed. The maturity of source rocks evolved until the end of Cretaceous. Source rocks in the Lower Cambrian gave birth to hydrocarbon only from the Late Permian to the Late Triassic. Source rocks from the Upper Ordovician to the Lower Silurian gave birth to hydrocarbon rapidly from the Middle Triassic to the Late Triassic and also during the Middle Jurassic. Source rocks in Permian gave birth to hydrocarbon rapidly during the Late Triassic and the Middle Jurassic. All the above-mentioned source rocks experienced at least 2 hydrocarbon generation peaks, including the oil (liquid hydrocarbon) generation during the mature stage and the cracking of liquid hydrocarbon to gas during the high-mature stage.

thermal maturity; time-temperature index; burial history; thermal history; source rock; well Puguang 2; northeastern Sichuan Basin

1001-6112(2013)02-0133-06

10.11781/sysydz20130204

TE122.1

A

2012-06-20；

2013-01-20。

吳群(1963—)，男，博士，高級(jí)工程師，從事油氣勘探開(kāi)發(fā)部署研究與管理。E-mail：cmpyeah@163.com。

中國(guó)石化科技部項(xiàng)目“四川盆地二疊系烴源巖及其資源潛力研究”(P08007)資助。