彭金寧，羅開平，劉光祥，楊 帆，楊 俊，潘文蕾

(中國石化 石油勘探開發(fā)研究院 無錫石油地質(zhì)研究所，江蘇 無錫 214126)

1 地質(zhì)概況

烴源巖成熟度、生油氣過程受沉積盆地的熱史控制。因此，盆地熱演化史在烴源巖生(排)烴史、油氣成藏過程、資源規(guī)模等方面具有重要的地位[1-5]。當前，沉積盆地熱史研究方法很多，主要有古溫標法和地球動力學法2大類[6-14]。受構(gòu)造—熱體制的制約，四川盆地經(jīng)歷了揚子、加里東、海西、印支、燕山和喜馬拉雅6個旋回的演化，形成了克拉通內(nèi)拗陷、陸內(nèi)裂陷與拗陷盆地、類前陸盆地等幾期不同類型盆地的迭加與改造[15-18]，從而構(gòu)建了上震旦—下志留統(tǒng)、泥盆系—中、下三疊統(tǒng)和陸相領(lǐng)域3套含油氣系統(tǒng)。

對于四川盆地熱史及演化特征，不同學者運用不同方法進行了多次探索與研究[19-31]，但多見于各個地區(qū)單剖面縱向上熱歷史分析，橫向上各歷史時期的熱場分布、演化及主控因素等鮮見研究與探討。然而不同歷史時期發(fā)育不同的盆地原型與結(jié)構(gòu)及幾期構(gòu)造運動的迭加，必然決定了地溫場橫向差異的存在，如研究區(qū)晚古生代二疊紀為陸內(nèi)裂陷與拗陷盆地的并列與迭加，龍門山逆沖推覆構(gòu)造帶、米倉山—大巴山逆沖推覆構(gòu)造帶、雪峰山基底拆離推覆體及其前緣蓋層滑脫褶皺變形帶形成時序和變形強度均存在差異。本文通過各區(qū)典型剖面熱史分析，探討了四川盆地熱演化異常成因，分析了不同地史時期熱場分布及其主控因素，以期對四川盆地烴源巖熱演化及油氣成藏研究提供參考。

2 典型剖面熱史分析

筆者及其研究團隊先后在四川盆地及鄰區(qū)建立了系統(tǒng)的Ro-H熱演化剖面12條(表1)。

2.1 典型剖面鏡質(zhì)體反射率(Ro)與深度(H)特點

2.1.1 川東區(qū)新場2井

新場2井位于鄂西渝東區(qū)北部，共計選送鏡質(zhì)體反射率測試樣品24件，其中3個樣品因鏡質(zhì)體或瀝青體顆粒細小，不滿足測試條件，未能獲得有效數(shù)據(jù)。

由Ro-H剖面(圖1)可見，有機質(zhì)演化程度隨深度的變化可明顯分為2段：第一段為下侏羅統(tǒng)—嘉四段，Ro與H呈直線相關(guān)，相關(guān)式為H=2 625.5Ro-3 290.9，相關(guān)系數(shù)為0.898 5。Ro由1.34%增至2.04%，有機質(zhì)主體處于高成熟演化階段。平均鏡質(zhì)體反射率變化梯度(ΔRo)為0.3809%km-1，反映地溫梯度相對較低。按照Ro-ΔRo模版，地溫梯度為2.52 ℃/hm，據(jù)最高古地溫法，地溫梯度為2.41 ℃/hm。第二段為嘉三段—二疊系，Ro隨深度變化曲線總體呈“C”形，明顯有別于一般Ro-H變化曲線，呈異常變化。據(jù)Ro隨深度變化特征，第二段可進一步分為3段：(1)Ro不變段，為嘉三段—嘉一段；(2)Ro反向變化段，Ro隨深度增加呈逐漸減小的變化趨勢，由飛仙關(guān)—長興組構(gòu)成，ΔRo=-0.28% km-1；(3)Ro正向變化段，Ro隨深度的增加基本呈線性增加，由吳家坪組—棲霞組構(gòu)成，Ro由2.04%增至2.11%，有機質(zhì)處于過成熟演化早期階段，以產(chǎn)干氣為主。

圖1 鄂西渝東區(qū)北部新場2井Ro-H相關(guān)性Fig.1 Ro-H correlation of well Xinchang 2 in the north of West Hubei and East Chongqing

川東區(qū)黃金1井、石柱馬武剖面鏡質(zhì)體反射率隨深度的變化在大致相近的層位也出現(xiàn)了與新場2井相似的變化特點。四川盆地外圍的恩施剖面在二疊系呈突變帶、咸豐剖面在深部Ro基本不隨埋深而變，可能為熱液流體作用所致。

2.1.2 川北區(qū)河壩1井

河壩1井位于通南巴構(gòu)造帶河壩場構(gòu)造，選送鏡質(zhì)體反射率測試樣品33件，從須家河組(3 000 m)至志留系(6 128 m)，控制地層厚度3 128 m。

表1 四川盆地及鄰區(qū)重點井(剖面)Ro樣品數(shù)及控制地層Table 1 Ro sample numbers and controlled formations of key wells(sections) in the Sichuan Basin and its adjacent area

由Ro-H剖面(圖2)可見，Ro值總體較新場2井高，但Ro隨井深的變化特點與其相似，也可明顯分為2段：第一段為須家河組—雷口坡組下部(3 851 m)，Ro與H呈線性相關(guān)，相關(guān)式為H=1 260.4Ro+158.95，相關(guān)系數(shù)為0.980 8，ΔRo變化較大，達0.793 4% km-1，具高熱場特點，地溫梯度達3.5 ℃/hm，按最高古地溫法估算，地溫梯度為3.27 ℃/hm。第二段為雷口坡組下部—志留系頂部，Ro隨深度的增加先呈逐漸減小變化趨勢，至嘉陵江組底部達極小值(1.59%)，之后隨深度的增加，Ro逐漸增高，Ro-H曲線總體也呈“C”字形。處于同一分區(qū)的通江諾水河剖面Ro-H曲線與河壩1井相似。

2.1.3 川中區(qū)川石55井

川石55井位于川中隆起石龍場構(gòu)造，鏡質(zhì)體反射率測值樣品28個，從最上部中侏羅統(tǒng)涼山組底部(2 855 m)至雷口坡組頂部(4 136 m)，控制地層厚度1 281 m。

鏡質(zhì)體反射率隨深度的變化(圖3)呈線性相關(guān)，相關(guān)式為H=36.23Ro-12.527，相關(guān)系數(shù)為0.971 4，ΔRo為0.276 0% km-1，屬低地溫場作用的結(jié)果。據(jù)Ro-ΔRo法估算，地溫梯度為2.35 ℃/hm，按最高古地溫法估算，地溫梯度為2.22 ℃/hm。

2.1.4 川西區(qū)川科1井

川科1井位于孝泉—豐谷構(gòu)造上，小塘子—嘉陵江組(5484～7453m)共選送Ro測試樣32件。

圖2 川北通南巴構(gòu)造帶河壩場構(gòu)造河壩1井Ro-H相關(guān)性Fig.2 Ro-H correlation of well Heba 1 in Hebachang, Tongnanba tectonic belt,northern Sichuan Basin

圖3 川中隆起石龍場構(gòu)造川石55井Ro-H相關(guān)性Fig.3 Ro-H correlation of well Chuanshi 55 in Longshichang tectonic belt,central Sichuan Basin

圖4 川西孝泉—豐谷構(gòu)造川科1井Ro-H相關(guān)性Fig.4 Ro-H correlation of well Chuanke 1 in Xiaoquan-Fenggu tectonic belt,western Sichuan Basin

Ro隨埋深的增加而增加(圖4)，但在井深5 539～5 626 m井段Ro值(Ro為2.53%～2.89%，平均2.72%)明顯高于上、下層位，呈異常點群分布，指示可能存在異常熱力作用，其成因有待深入研究。在井深6 711～6 801 m井段(90 m)Ro變化幅度高達4.67% km-1，屬典型的異常熱力作用所致。如果剔除剖面上的異常點群，Ro-H存在較好的對數(shù)相關(guān)關(guān)系(H=-4 444.8lnRo-2 454)，相關(guān)系數(shù)為0.963 2。平均鏡質(zhì)體反射率變化梯度為0.435 2% km-1，具低地溫場背景，地溫梯度為2.34 ℃/hm，與川石55井的相近。

2.2 熱演化異常成因分析

新場2井、河壩1井、石柱馬武、黃金1井、通江諾水河剖面有機質(zhì)熱演化程度隨埋深的變化在上組合普遍出現(xiàn)“倒置”，呈“負”異?，F(xiàn)象，普光2、4井Tmax在海相層系也呈負向變化；此外，新場2井甾、萜烷參數(shù)的躍變與鏡質(zhì)體反射率的突變相對應(圖5)，這些現(xiàn)象說明上述“倒置”并非偶然，也非測試誤差所致，而是客觀實際。

一般而言，有機質(zhì)成熟度隨埋深的增加而增高。何以導致上述剖面有機質(zhì)演化的“負”異常？鏡質(zhì)體反射率為公認的衡量有機質(zhì)熱演化程度的標尺，但其應用仍存在一定的局限性[32-34]，這主要是因為鏡質(zhì)體反射率往往受不同機制的抑制。通常認為，鏡質(zhì)體的富氫程度決定了鏡質(zhì)體反射率的抑制，而鏡質(zhì)體的富氫程度由多因素控制，如母質(zhì)類型、富氫類脂物及細菌對有機質(zhì)選擇性改造等。而本文研究的二疊系、三疊系鏡質(zhì)體反射率主要測自其中的正常鏡質(zhì)體，因此，鏡質(zhì)體的富氫程度引起的鏡質(zhì)體反射率測值偏低并不是導致本研究剖面Ro倒置的緣由。

近年來，越來越多的專家、學者認為超壓體對有機質(zhì)熟化和生烴進程有抑制作用。一部分學者[35-36]對鶯—瓊盆地LD3011、YA1911、YA35-1-1等鉆井鏡質(zhì)體反射率剖面研究表明，鏡質(zhì)體反射率的變化在常壓帶是正常的，隨埋深的增加而增加；但在超壓體內(nèi)，鏡質(zhì)體反射率隨深度的增加變化不大。由此表明，超壓對于干酪根的轉(zhuǎn)化起抑制作用。

CARR[37]闡述了超壓對有機質(zhì)成熟作用抑制的機理，研究認為，在超壓帶內(nèi)，若超壓對鏡質(zhì)體反射率的抑制作用足以消除溫度對鏡質(zhì)體反射率的促進作用，則在超壓帶內(nèi)，鏡質(zhì)體反射率不會隨埋深的增加而增加(或增加速率極小)，但在靜水壓力帶內(nèi)，鏡質(zhì)體因受熱力作用，其鏡質(zhì)體反射率隨深度的增加而增加(增加速率較超壓帶內(nèi)高得多)，鏡質(zhì)體反射率增加速率的差異在超壓帶內(nèi)就會出現(xiàn)異常低值區(qū)。郝芳等[38]研究認為，超壓對不同熱演化反應具差異抑制作用，包括3方面：一是不同干酪根組分的差異成熟和差異生烴作用；二是干酪根和可溶有機質(zhì)的差異演化；三是熱穩(wěn)定性不同的烴類的差異演化。

區(qū)內(nèi)多口鉆井現(xiàn)今均存在超壓現(xiàn)象，如川涪82井(T1f2—J1壓力系數(shù)1.3～1.64)、川岳83井(T1j3-5壓力系數(shù)1.35～1.38)、川岳84井(T1f—P1m壓力系數(shù)1.58～1.97)、川付85井(P2ch—P2l壓力系數(shù)1.63～2.17)等，而且壓力系數(shù)大于1.5的主要為飛仙關(guān)組及以下層位。馬啟富[39]指出，快速沉積產(chǎn)生的超壓一般發(fā)生在新地層中(流體排泄不暢產(chǎn)生欠壓實)，老地層內(nèi)超壓的形成一般歸因于烴類的生成和后期構(gòu)造隆升作用。研究剖面有機碳含量垂向變化特征表明，Ro低值段正好與有機碳含量高值段相對應，如新場2井(圖5)。

河壩1井二疊系演化程度高達2.8%～3.2%，但其氯仿瀝青“A”仍較高，高者可達近1 000×10-6，這在以往的研究中罕見；此外，殘余有機碳(TOC)與氯仿瀝青“A”相關(guān)性差，尤其是TOC小于1.0%的部分，TOC變化不大，但氯仿瀝青“A”變化幅度較大，分布于(120～890)×10-6之間，相關(guān)性不明顯(圖6a)；中下三疊統(tǒng)也具類似的現(xiàn)象(圖6b)。高演化程度卻具高含量的可溶有機質(zhì)，可能是超壓對烴類裂解抑制所致。

因此，筆者認為Ro“負”異?？赡芘c烴源巖生烴作用產(chǎn)生超壓并對鏡質(zhì)體反射率和烴類裂解的抑制相關(guān)。

圖5 鄂西渝東區(qū)新場2井深度與TOC、Ro、甾萜烷特征參數(shù)相關(guān)性Fig.5 Depth vs.TOC content,Ro and steroid characteristic parameters of well Xinchang 2,West Hubei and East Chongqing

圖6 川北河壩1井二疊系和中下三疊統(tǒng)TOC與氯仿瀝青“A”的相關(guān)性Fig.6 Correlation between TOC content and chloroform asphalt “A” in Permian and Middle-Lower Triassic,well Heba 1,northern Sichuan Basin

3 熱場分布與演化

3.1 熱場分布

求取古地溫梯度主要有3種方法：一是借助于“沉積盆地熱史恢復模擬系統(tǒng)”中的熱史Ro反演模塊；二是采用高喜龍等[40]提出的鏡質(zhì)體反射率梯度法；三是采用BARKER[41]最高古地溫法。在上述熱演化剖面建立的基礎上，采用3種方法分別求取了四川盆地晚古生代—中三疊世、晚三疊世—侏羅紀及現(xiàn)今的古地溫梯度圖(圖7)。

從古地溫梯度圖上可以看出，晚古生代—中三疊世地溫梯度在四川盆地主體小于3.0 ℃/hm，在盆地北部相對較高，地溫梯度分布于3.0～>3.5 ℃/hm，呈北西向展布；盆地東緣也相對較高，地溫梯度大于3.0 ℃/hm，呈NNE向展布；晚三疊世—侏羅紀地溫梯度的分布具有盆地周緣沖斷活動帶高、盆地內(nèi)部低的特點，邊緣地區(qū)地溫梯度一般大于3.5 ℃/hm，盆地內(nèi)部地溫梯度小于2.5 ℃/hm，呈低地溫場背景。而現(xiàn)今熱場的分布較中生代發(fā)生了巨變，總體呈現(xiàn)周緣低、中部相對較高的特點(圖8)，地溫梯度分布于2.0～2.5 ℃/hm。

3.2 熱史演化特征分析

中二疊世晚期，上揚子地區(qū)受到西部特提斯的拉張作用影響，也經(jīng)受區(qū)域性拉張作用，形成了一系列斷陷，這種盆地原型與結(jié)構(gòu)不僅控制了二疊系烴源巖的展布，而且這種熱體制也改變了四川盆地早期統(tǒng)一的低熱場，導致了斷陷內(nèi)熱流值不斷升高，至晚二疊世達古熱流最大值。

圖7 四川盆地及鄰區(qū)晚古生代—侏羅紀地溫梯度分布Fig.7 Geothermal gradient from Late Paleozoic to Jurassic in the Sichuan Basin and its adjacent area

圖8 四川盆地及鄰區(qū)現(xiàn)今地溫梯度分布據(jù)袁玉松等[42]修編。Fig.8 Present geothermal gradient in the Sichuan Basin and its adjacent area

中三疊世末的印支運動被認為是揚子地區(qū)最大、最有影響的一次構(gòu)造運動。它使得整個南方結(jié)束海相沉積，同時也使得雪峰—江南隆起在內(nèi)的華南地區(qū)發(fā)生強烈的褶皺和廣泛的巖漿活動，并使得中三疊統(tǒng)幾乎被剝蝕殆盡；而在四川盆地，印支運動主要以隆升運動為主，并形成了瀘州—開江古隆起。

早燕山期，雪峰山自南東向北西的基底拆離及以蓋層滑脫方式的遞進推覆作用，四川盆地在周緣持續(xù)擠壓應力作用下，形成了川西、川北等一系列前淵帶。在構(gòu)造活動帶，因深大斷裂的溝通，總體表現(xiàn)為高熱場背景，平均地溫梯度在3.5 ℃/hm以上，而在前陸穩(wěn)定區(qū)(川中地區(qū))，地溫梯度則相對較低。地溫場的這種分布特征與庫車前陸盆地地溫場的分布相似[43-44 ]。

晚燕山—早喜馬拉雅期，盆地東部開始隆升剝蝕，盆地逐漸向西萎縮，周緣沖斷作用趨于平靜，高熱場開始降溫，至喜馬拉雅晚期的快速隆升及降溫作用，形成了今地溫場分布面貌。由于盆地周緣隆升幅度大，剝蝕作用強烈，老地層(成巖演化程度高，熱導率高)廣泛出露，而盆地內(nèi)剝蝕作用相對較弱，形成了盆地周緣熱流值低、盆地中部相對較高的熱場分布面貌。

4 結(jié)論

(1)四川盆地縱向有機質(zhì)演化的“負”異常，可能與烴源巖生烴作用產(chǎn)生超壓并對鏡質(zhì)體反射率和烴類裂解的抑制相關(guān)。

(2)四川盆地熱場演化，縱向、平面展布上整體受歷史時期構(gòu)造運動及盆地性質(zhì)的影響：晚古生代—中三疊世，熱場在盆地北部及東緣相對較高，地溫梯度大于3.0 ℃/hm；晚三疊世—侏羅紀，熱場呈盆地周緣沖斷活動帶高、盆地內(nèi)部低的特點，邊緣地區(qū)地溫梯度大于3.5 ℃/hm，盆地內(nèi)部地溫梯度小于2.5 ℃/hm，呈低地溫場背景；現(xiàn)今熱場的分布總體呈周緣低、中部相對較高的特點。