埋藏

文章編號:1001

-

6112(2013)02

-

0133

-

06 doi:10.11781/sysydz20130204

川東北地區埋藏史及熱史分析

———以普光2井為例

吳 群

1,2,彭金寧3

(1.西北大學地質系,西安 710069;2.中國石油化工股份有限公司華東分公司,南京 210011;

3.中國石油化工股份有限公司石油勘探開發研究院無錫石油地質研究所,江蘇無錫 214126)

摘要:基于前人研究資料,運用熱成熟度指數法(TTI),以普光2井為例,恢復了川東北地區地熱史和地層埋藏史,探討了研究區

烴源巖的熱演化和生排烴過程。研究認為:各烴源層的成熟度演化主要定型于白堊紀末期,下寒武統烴源巖生烴期局限在晚二

疊世—晚三疊世;上奧陶統至下志留統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,各烴源巖都經歷了至少2次生烴高峰期,包括成熟期的生油(液態烴)高峰期及高成熟期的尚未排

除的殘留液態烴進一步裂解生氣高峰期。

關鍵詞:熱成熟度;時—溫指數;埋藏史;熱史;烴源巖;普光2井;川東北

中圖分類號:TE122.1 文獻標識碼:A

BurialandthermalhistoriesofnortheasternSichuanBasin:

AcastudyofwellPuguang2

WuQun1,2,PengJinning3

(mentofGeology,NorthwestUniversity,Xi'an,Shaanxi710069,China;

CEastChinaCompany,Nanjing,Jiangsu210011,China;

archInstituteofPetroleumGeology,SINOPEC,Wuxi,Jiangsu214126,China)

Abstract:Thethermalmaturityindex(TTI)wasappliedinwellPuguang2torecovertheburialandthermal

way,thethermalevolutionofsourcerocksandthehydrocar-

urityofsourcerockvolved

rocksintheLowerCambriangavebirthtohydrocarbononlyfromtheLate

rocksfromtheUpperOrdoviciantotheLowerSiluriangavebirthtohydro-

carbonrapidlyfromtrocksin

Permiangavebirabove-

mentionedsourcerockxperiencedatleast2hydrocarbongenerationpeaks,includingtheoil(liquidhydrocarbon)

generationduringthematurestageandthecrackingofliquidhydrocarbontogasduringthehigh-maturestage.

Keywords:thermalmaturity;time

-

temperatureindex;burialhistory;thermalhistory;sourcerock;wellPu-

guang2;northeasternSichuanBasin

1 地質概況

川東北地區面積約為2.5

×

10

4km2,范圍包括

廣元—南江以南、廣元—閬中以東、閬中—達州以

北地區,東邊為盆地邊界所限定(圖1)。該區在震

旦紀—中三疊世發育海相碳酸鹽巖夾碎屑巖沉積,

晚三疊世—早白堊世發育陸相碎屑巖沉積,晚白堊

世沉積盆地萎縮衰亡,逐漸進入以抬升剝蝕為主的

構造演化

[1]。該區主要發育有志留系、二疊系及

上三疊統烴源巖

[2

-

3]。而現今高演化烴源巖在地

史中曾發生過生排烴過程,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,這對研

究區烴源條件的動態、綜合分析及油氣勘探的整體

評價研究具有重要意義。本文利用熱成熟度指數

收稿日期:2012

-

06

-

20;修訂日期:2013

-

01

-

20。

作者簡介:吳群(1963—),男,博士,高級工程師,從事油氣勘探開發部署研究與管理。E-mail:cmpyeah@。

基金項目:中國石化科技部項目“四川盆地二疊系烴源巖及其資源潛力研究”(P08007)資助。

第35卷第2期2013年3月

石 油 實 驗 地 質

PETROLEUMGEOLOGY&EXPERIMENT

Vol.35,No.2

Mar.,2013

圖1 川東北地區地質略圖Fig.1 GeologicalsketchmapofnortheasternSichuanBasin

法(TTI)恢復研究區地熱史和地層埋藏史,探討了

研究區烴源巖的熱演化和生排烴過程。2 方法選擇和參數使用

利用鏡質體反射率法研究地層的熱歷史及有

機質成熟度是煤田、油田系統接受最早、應用最廣

且資料最為豐富的方法。該方法最早由Lopatin(1971)提出,稱之為熱成熟度指數法[4]。Waples

(1980)對Lopatin的方法及其應用做了進一步的

闡述,使得這一方法國內外廣為接受

[4

-

6]。因此,

本文采用該方法恢復研究區地熱史和地層埋藏史,

探討烴源巖的熱演化和生排烴過程。

2.1 TTI法計算公式

∑TTI

=

∑γn·ΔT

式中:TTI為熱碰撞量(時間—溫度指數);γn為溫

度因子(γ選定為2;n為自然整數。在溫度間隔100~110℃時,γn=

20=

1);ΔT為某一溫度區間所

經歷的時間間隔(以Ma計)。

2.2 溫度間隔的選取

采用Лoпатин(1971)計算TTI值確定的溫度間

隔為10℃,即有機質在埋藏過程中化學反應速度(干

酪根降解速度)提高一倍,埋藏溫度增加10℃。實際

應用過程中,采用溫度間隔10℃進行計算。在埋藏

較淺、埋藏溫度不很高的條件下,計算的∑TTI值相應

的R

o

值與實測R

o

值吻合較好;埋藏深度超過3500~4000m,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越差,出現演化快、演

變高的現象。因此,如何調整溫度間隔,在應用地

史分析中是不可忽視的研究內容。Waples(1975)

對世界31口鉆井402件樣品系統研究后肯定TTI

值應用是可信的,但溫度間隔應在埋藏溫度達80℃以后取15℃,隨其埋藏溫度增加,溫度間隔還應

加大。根據活化能原理,不同地熱帶中煤化作用反

應速度的溫度系數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

Table1 temperature

埋藏溫度/℃溫度間隔/℃

50~8015

80~12020

120~17025

170~23030

表2 研究區埋藏溫度與溫度間隔關系

Table2 Geothermalgradientvs.

burialtemperatureinstudyarea

埋藏溫度/℃溫度間隔/℃

50~15010

150~18015

180~22020

220~24525

>24530

參考上述認識,在廣泛應用地史分析法中結合

本地區實際,得到表2所示的結果。

應用該組溫度間隔數據計算結果比單一用10℃

有明顯改進:(1)在埋藏深、地溫高的地熱帶中顯

著遏制演化快、演變高的狀況;(2)最終計算的∑TTI值相應的Ro

值與實測R

o

值更為接近。

2.3 古地溫梯度

古地溫梯度的求取,采用2種方法,一種是相

對穩定的沉積盆地,有白堊系—第三系地層覆蓋。

利用前人研究結論:早古生代古地溫梯度相對較低,

為27℃/km;晚古生代至中三疊世為29℃/km;晚

三疊世至侏羅紀為35℃/km;白堊紀至現今取值18~22℃/km。使用過程中,根據各計算剖面點的

實測R

o

值,對上述各地史階段的古地溫梯度值做

適當的調整。

另一種是盆地周緣白堊系至第三系缺失區。

燕山運動十分劇烈,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源巖鏡質體反射

率,并參考下伏地層的干酪根反射率或瀝青等效鏡

質體反射率,采用擬合法推算,即在TTI值計算中,

設定古地溫梯度(必須高于今地溫梯度)進行TTI

計算,計算過程中反復調整古地溫梯度,直到計算

的TTI值相應的R

o

值與實測R

o

基本一致。

2.4 剝蝕量的估算

由于揚子地區在不同地質時期普遍存在多期

抬升剝蝕的問題,在不同地區抬升剝蝕程度又不

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,對烴源巖的熱演化及烴類轉化、運聚、保

存等都有重要作用。因此,在地史分析中,剝蝕量

·431·

石 油 實 驗 地 質 第35卷

表3 川東北地區地溫梯度和大地熱流

Table3 owinnortheasternSichuanBasin

井號深度范圍/m

地溫梯度/(℃·km-

1)相關系數

熱導率/(W·m-

1·K-

1)熱流值/(mW·m-

2)

川涪823890~501020±4.20.9692.4950

川復692574~400022±0.10.9991.9543

扁11947~600625±0.10.9992.2657

龍4150~555024±5.90.9962.2354

坡22224~411218±0.40.9992.4845

坡13347~459918±1.20.9932.2741

七里233783~543522±0.90.9992.3151

溫泉22381~386120±10.30.9802.2345

黃龍43618~432321±0.30.9972.1946

渡43488~524323±6.60.9852.3354

渡14147~474421±2.10.9752.2647

渡51521~467822±0.60.9992.3151 注:表中數據來自文獻[7

-

9]。

的合理恢復最為關鍵,也是最大難題。本文在充分

利用前人成果資料的基礎上,主要運用鉆井和地表

剖面涉及層位的成熟度R

o

值,結合磷灰石裂變徑

跡數據,采用胡圣標

[7

-

9]

等(1999)提出的古溫標法

估算相關地層(或不整合面)的剝蝕量,為恢復研

究區地熱史和地層埋藏史提供合理數據。3 川東北地區埋藏史和熱史

3.1 現今地溫場特征

表3列出了川東北地區12口鉆井的地溫梯

度、巖石熱導率和大地熱流值。其中,地溫梯度是

利用各井溫度數據,通過線性回歸法計算的,現今

地溫梯度為18~25℃/km,平均21℃/km。川東北地

區大地熱流值介于41~57mW/m

2

之間,平均值為(49±5.4)mW/m2。根據郭正吾[1]、盧慶治[10]

等人的

研究,四川盆地現今大地熱流值為50~80mW/m

2,平

均55.5mW/m

2;現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,川東北地區熱流值較全盆地和川西

南地區低,主要是由本區盆地性質、基底構造形態

等因素決定的。如自新生代以來未受到巖漿活動

影響,在晚三疊世—早白堊世由前陸盆地演化為陸

內坳陷盆地,晚白堊世—始新世沉積盆地萎縮衰

亡,開始以抬升剝蝕為主的構造改造。

3.2 古溫標分析

3.2.1 Ro

數據分析

川東北地區R

o

值分布在0.4%~3.9%之間。總

體上,隨著埋藏深度增加、地層時代變老,R

o

值增大(圖2,3),這符合隨深度增加Ro

增大的一般規律。侏

羅系R

o

分布在0.4%~1.9%之間,處于成熟早期—

高成熟階段;三疊系R

o

分布在1.3%~2.9%之間,處

于高成熟—過成熟階段;上二疊統R

o

分布在2.2%~2.9%之間,平均為2.5%;中二疊統為1.6%~3.4%,

平均為2.1%,已進入過成熟階段;下志留統下部R

o

分布在1.25%~3.33%,平均為2.45%,已達到成熟

晚期—過成熟階段;上奧陶統R

o

分布在2.22%~3.59%,平均為2.89%,處于過成熟階段;下寒武統Ro

分布在2.57%~3.90%,平均為3.04%,處于過成熟

晚期階段。

從上述鏡質體反射率與深度、地層關系圖中

可以看出,部分數據偏離總體趨勢,表現為異常,

如普光2井上部(J

2)實測Ro

值偏高,而部分井如

川付85井、河壩1井、普光2井下部地層實測R

o

值偏低,可能是受到地層錯斷或地溫異常等因素

造成的。

圖2 川東北地區鏡質體反射率與深度關系

[10]

Fig.2

innortheasternSichuanBasin

·531· 第2期 吳群,等.川東北地區埋藏史及熱史分析———以普光2井為例

圖3 川東北地區鏡質體反射率與地層時代的關系Fig.3 ionageinnortheasternSichuanBasin

表4 川東北地區磷灰石裂變徑跡測試結果

Table4 Testresultsofapatitefissiontrack,northeasternSichuanBasin

樣品號顆粒數

ρ

s/

(105·cm-

1)

ρ

i/

(105·cm-

1)

Chi

-

sqT/MaL/μm

To/Ma退火起始

時間/Ma

MB

-

1

-

121

9.762

(812)

21.194

(1763)

29.5

(7.84)

80.3

±4.7

12.3±1.5

(120)

106.4121.2

XU

-

45

10.996

(191)

25.043

(435)

18.4

(0.1)

74.8

±12.7

9.6±1.3

(19)

126.9

WD

-

4428

1.618

(153)

5.699

(539)

58.7

(0.04)

47.8

±7.1

11.5±1.7

(59)

67.779.5

WD

-

27

7.519

(193)

25.206

(647)

60.5

(0)

66.5

±13.5

66.5

SN

-

11021

1.878

(552)

5.103

(1500)

37.1

(1.14)

66.4

±5.5

11.5±1.8

(100)

94.2111.5

SN

-

886

2.46

(75)

9.74

(297)

2.0

(85.3)

44.3

±5.9

10.9±2.8

(11)

66.2

DT

-

5524

3.967

(616)

8.495

(1319)

103.4

(0)

73.0

±7.8

11.8±1.8

(107)

100.8118.9

DT

-

6028

1.505

(176)

3.625

(424)

34.3

(15.9)

71.8

±8.6

11.9±1.6

(112)

98.3123.1

DT

-

6123

1.508

(292)

6.251

(1210)

15.8

(82.7)

42.4

±3.0

12.3±1.8

(109)

56.165.8

DT

-

6526

2.022

(153)

4.349

(329)

19.7

(76.4)

82.0

±8.7

10.2±2.1

(82)

131.0

WD

-

3417

5.245

(413)

14.033

(1105)

61.2

(0)

59.0

±7.5

11.5±2.0

(22)

83.6101.2

注:ρs和ρi分別表示礦物中自發徑跡密度和云母外探測器記錄的礦物中誘發裂變徑跡密度,括號中數據表示所測徑跡

數量;Chi

-

sq為統計檢驗值,括號內數值為Chi

-

sq檢驗概率(%),T為裂變徑跡表觀年齡;L為平均徑跡長度,括號

內數據為所測徑跡條數;To為地層年齡。3.2.2 裂變徑跡數據分析

磷灰石裂變徑跡表觀年齡大致可以反映地層開

始抬升剝蝕的最大年齡。根據前人研究成果

[11

-

13],

對川東北地區部分地表剖面和鉆井的磷灰石、鋯石

樣品的裂變徑跡參數進行了統計(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42~82Ma之間,反映磷

灰石均在一定程度上經歷了退火作用,暗示著川

東北地區地層大致在晚白堊世期間開始隆升剝

蝕,與晚白堊世—始新世時期的沉積—構造演化

階段是一致的。

3.3 重要不整合面剝蝕量限定

根據區域地質資料

[11],川東北地區自寒武紀

以來,經歷了加里東期、海西期、印支期、燕山期及

喜馬拉雅山期構造運動,形成了志留系—石炭系(二疊系)、石炭系—下(中)二疊統、中二疊統—上

二疊統、中三疊統—上三疊統、上三疊統—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,造成多數層位不同程度的剝蝕,給本區

地史分析帶來了極大困難。

近年來,中國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

·631·

石 油 實 驗 地 質 第35卷

表5 川東北區鉆井恢復中—新生界間剝蝕厚度及古熱流

Table5 RecovereddenudationthicknessandheatflowinMesozoicandCenozoic,northeasternSichuanBasin

井號川涪82井河壩1井龍4井毛壩1井普光1井普光2井川岳84井川付85井雙廟1井

剝蝕厚度/m22021002300

古熱流/(mW/m2)

46.744.646.440.241.44242.840.940.6

注:表中數據來自文獻[7

-

13]。

壩1、龍4、亭1井等十幾口鉆井資料對川東地區進

行了大量的熱史恢復和剝蝕量估算等地史分析工

作,積累了豐富的基礎資料(表5)

[7

-

13]。中—新生

界不整合面的剝蝕厚度在1500~2750m之間,平

均約2100m(除龍4井外),而其它不整合面的剝蝕

厚度為200m左右(表5)。4 普光2井分析

根據上述沉積—構造演化史、地溫梯度和剝蝕

量等參數,通過TTI法的計算,就可得到不同層位的

地溫史即地層埋藏過程中的T

-

t軌跡,結合鏡質體

反射率與溫度(R

o-

T)之間的關系(Ro

動力學模

型),可計算出某層位中有機質成熟度隨時間(R

o-

t)

的演化,即地層中有機質的熱演化史。下面以普光2井為代表來說明該區3套海相烴源巖(

-C1、O3-

S1、

P)成熟度史及生烴史。

普光2井是川東北地區的代表性鉆井。該井

位于宣漢—達縣區塊普光構造,鉆揭地層由上至下

依次為第四系、上侏羅統遂寧組、中下侏羅統、三疊

系及上二疊統(缺失中侏羅統頂部—第三系)。普

光2井中生界上部剝蝕地層厚度約2750m,而其它

各不整合面剝蝕量不到200m。從志留紀至早二疊

世古熱流逐漸增大,在晚二疊世初古熱流達到最大,

其后熱流逐漸降低至現今,現今熱流約為41.8mW/m2(井底熱流)。早古生代古地溫梯度為27℃/km,

古地表溫度取24℃;晚古生代至三疊紀地溫梯度為30℃/km,古地表溫度取20℃;侏羅紀至現今古地

溫梯度取值18℃/km,古地表溫度取19℃。

該區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開始

進入生油門限溫度,海西晚期—印支早期(P

3-

T1)

時已達到生油高峰期,由于三疊系的巨厚快速沉

積,使

-

C1

烴源巖的熱演化和烴類生成、轉化過程明

圖4 川東北地區普光2井主要海相烴源巖熱演化及生烴史分析Fig.4 Thermalevolutionandhydrocarbongenerationhistories

ofmainmarinesourcerocksfromwellPuguang2,northeasternSichuanBasin

·731· 第2期 吳群,等.川東北地區埋藏史及熱史分析———以普光2井為例

顯加速,中三疊世末時

-

C1

源巖中尚未排除的殘留

原油(或瀝青)開始大量裂解,處于高成熟(濕氣)

階段,晚三疊世晚期已達到了過成熟(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”(R

o=

4%)附近,生烴潛力枯竭。

(2)O3-

S1

烴源巖:海西晚期至晚二疊世末時

進入生油門限溫度,到印支中晚期(T

2-

T3)處于生

油高峰階段,燕山早期(J

1-

J2)進入高成熟(濕氣)

階段,中侏羅世達到原油大量裂解生氣高峰,中侏

羅世晚期進入過成熟(干氣)階段。(3)P1

-

2

烴源巖:中、上二疊統厚度不大,與P1

-

2

烴源巖成熟度演化相似,在早三疊世晚期進入

生油門限,在印支期基本處于成熟早期,于燕山期

早侏羅世晚期達到生油高峰,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—早白堊世處于過成熟(干氣)早期階段,之后

進入過成熟晚期,生烴枯竭。5 結論

綜上分析,川東北地區各烴源層的成熟度演化

主要定型于白堊紀末期。隨后由于地層開始抬升

剝蝕,溫度降低,使有機質熱演化處于停滯狀態。

在早三疊世及中、晚侏羅世2個時期,由于地層沉

積厚度較大,各烴源層的熱演化也明顯變快,經歷

了快速生烴過程,致使

-

C1

烴源巖的大量生烴期局

限在晚二疊世—晚三疊世;O

3-

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,各烴源巖都經歷了至少2次生烴高峰期,

包括成熟期的生油(液態烴)高峰期及高成熟期

的尚未排除的殘留液態烴進一步裂解生氣高峰

期。與此相應,

-

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;O

3-

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)

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石 油 實 驗 地 質 第35卷