琼东南盆地浅水区与深水区烃源岩热演化差异性影响因素研究

2019-03-15张志荣

特种油气藏 2019年1期

梁刚，甘军，李兴，刘庆，张志荣

(1.中海石油(中国)有限公司湛江分公司，广东湛江 524057；2.中国石化胜利油田分公司，山东东营 257015；3.中国石化石油勘探开发研究院无锡地质研究所，江苏无锡 214151)

0 引言

以水深300 m为界，可以将琼东南盆地分为浅水区及深水区，浅水区勘探程度高、钻井多，对烃源岩成熟度已有比较清楚的认识。2010年以前，深水区勘探程度很低、没有钻井，当时根据经验认为深水区生烃门限与浅水区相当；2010年以后，陆续有几口深水井钻探获得实测数据后，发现地温梯度、镜质体反射率均与浅水区有较大差异，造成这种差异的原因需要深入的研究。从影响有机质成熟度的各要素入手，分析浅水区与深水区有机质热演化差异原因，利用盆地模拟方法定量分析各要素对有机质热演化的影响，总结盆地的烃源岩有机质热演化规律。研究成果对深水区油气资源评价及后续的勘探工作具有十分重要意义。

1 地质概况

琼东南盆地位于南海北部海南岛东南方向，总体呈北东东向展布。盆地可以划分为北部坳陷、中部隆起、中央坳陷和南部隆起4个一级构造单元，每个一级构造单元可以划分若干个二级构造单元[1-3]。300 m水深线从盆地中部呈北东向穿过，北部坳陷、中部隆起及中央坳陷小部分为浅水区，中央坳陷大部分及南部隆起为深水区[4-6](图1)。

盆地具有典型“下断上坳”的双层结构，下构造层包括古近系始新统和渐新统崖城组、陵水组。其中，始新统为陆相湖泊沉积，下渐新统崖城组为海陆过渡相沉积，上渐新统陵水组为海相沉积；上构造层包括新近系中新统三亚组、梅山组、黄流组，上新统莺歌海组和第四系乐东组，基本为持续沉降的海相沉积[7-8]。崖城组为主力烃源岩，陵水组为次要烃源岩，始新统为潜在烃源岩[9-12]。在基底岩石圈减薄作用下，始新世盆地处于断陷阶段，发育湖相沉积；早渐新世，崖城组开始进入断坳转换期，海水入侵由海陆过渡相向海相转变，始新世—早渐新世时期，整个盆地为浅水环境；晚渐新世，陵水组沉积时期深水开始在盆地东部形成，深水区范围从东到西逐渐扩大；中中新世后，整个盆地进入被动大陆边缘阶段，形成现今浅水区地层厚、深水区地层薄的格局[13-14]。

图1 琼东南盆地构造划分纲要

2 浅水区与深水区有机质成熟度

表征烃源岩有机质成熟度有多种指标，但目前应用最广范且对比性最强的指标为镜质体反射率(Ro)。琼东南盆地烃源岩实测Ro统计结果表明,浅水区与深水区有机质成熟度差异明显，浅水区生油门限(Ro=0.6)为2 600～3 100 m，生气门限(Ro=1.3)为4 300～4 800 m(图2a)；深水区生烃门限明显浅很多，生油门限为1 800～2 300 m，生气门限为3 000～3 500 m(图2b)。

3 有机质成熟度差异的影响因素

烃源岩有机质成熟度的影响因素很多，目前研究认为主要有温度、时间、压力三大因素[15-16]。烃源岩成熟度主要与温度和时间有关，温度-时间指数可以表征烃源岩的成熟阶段[17]，基于动力学模拟建立的EasyRo模型也是温度和时间的函数[18]，压力对热演化的影响，不同专家有不同的认识[19-20]。

3.1 温度因素

影响烃源岩有机质成熟度的温度因素为沉积物表面温度和烃源岩演化过程中所经历的温度。

沉积物表面温度在陆地上时实际表现为陆表温度，在水里时实际表现为水底温度，研究区烃源岩一直处于海水覆盖状态，因此，表现为海底温度。海底温度主要受水深及纬度影响，利用Defant[21]提出的公式可以计算不同纬度及水深对应的海底温度。琼东南盆地主要分布在北纬17～19 °，浅水区和深水区所处纬度相差不大，因此，海底温度主要受水深影响。琼东南盆地海底温度随水深的增大逐渐降低，浅水区现今海底温度为10～18 °C，深水区海底温度为2～10°C，最大相差16 °C(图3a)。深水区的低海底温度对有机质热演化有冷却作用，对烃源岩有机质热演化起抑制作用。琼东南盆地在始新世为湖相沉积，早渐新世海水开始从盆地东部入侵，晚渐新世盆地东部开始出现深水，中新世早期盆地西部出现深水，中新世晚期后基本形成现今的水深分布格局。浅水区整体水深从古至今变化不大，基本在0～300 m范围变化；深水区整体水深从古至今逐渐变深，由0～300 m加深至现今的300～3 000 m。因此，深水区的低海底温度对有机质热演化抑制作用一直存在，并且随时间的推移抑制作用逐渐加强。

图2 琼东南盆地已钻井深度与Ro关系

有机质热演化过程中经历的温度对有机质成熟度有重要影响。根据已钻井的测井、测试资料获取的地温数据，结合海底地温，可以计算出各井点的地温梯度。琼东南盆地整体地温梯度较高，浅水区地温梯度为0.031～0.042 °C/m，平均为0.036 °C/m左右；深水区地温梯度明显更高，为0.041～0.057 °C/m，平均为0.050 °C/m左右。已钻井及地热流探针获得的大量温度数据基本可以覆盖全盆地，结合实测砂泥岩样品的热导率，可以计算出整个盆地基底热流分布。浅水区热流为50～65 mW/m2，深水区热流为65～105 mW/m2，深水东区热流高于深水西区(图3b)，深水区高热流主要原因是深水区莫霍界面埋深浅，距离地幔热源近。深水区高地温、高热流背景加速烃源岩热演化，对有机质热演化有明显的促进作用。琼东南盆地基底热流主要受盆地构造演化及火山活动影响，整个盆地经历了古近纪断陷阶段、新近纪—第四纪坳陷阶段，期间经历了多期构造运动。45.0～36.0 Ma时，盆地处于断陷阶段，热流值出现第1个高峰；36.0～5.5 Ma时，盆地处于坳陷阶段，热流值整体处于较低水平，中间构造运动热流值出现短暂升高；5.5 Ma以后，新构造运动造成深水区，尤其是深水东区火山活动频繁，热流值出现新的一轮升高。多期构造运动叠加，伴随着深水盆地演化，形成浅水区沉积地层厚、莫霍界面埋藏深度深，深水区沉积地层薄、莫霍界面埋深浅的格局。最终形成现今浅水区热流值低、深水区热流值高、深水东区热流值最高的分布格局。热流从古至今演化过程中，深水区热流始终等于或高于浅水区，因此，深水区高热流背景对有机质热演化促进作用一直存在，晚期新构造运动阶段表现最为强烈。

3.2 时间因素

除温度外，时间是影响有机质成熟度又一重要因素，时间与温度可以相互补偿是有机质热演化的基本原理。实验室生烃热模拟实验就是在高温、短时间条件下模拟实际地质条件下的低温、长时间有机质热演化过程。实际地质条件下，有机质加热时间主要体现在沉积速率上，同等埋深条件下，高沉积速率对应地层时代新，有机质加热时间短；低沉积速率对应地层时代老，有机质加热时间长。因此，低沉积速率对有机质热演化有明显促进作用。

琼东南盆地沉积速率变化明显分阶段性：16.0 Ma以前，盆地整体处于断陷及断凹转换期，凹陷中心沉积速率高，凸起区沉积速率低，浅水区与深水区、深水西区及深水东区差异不是很明显(图4a)；16.0 Ma以后，盆地处于凹陷后期，此时深水大面积形成，形成盆地西区沉积速率高、东区沉积速率低的特点，浅水区整体沉积速率高于深水区，深水西区沉积速率高于深水东区(图4b)。因此，16.0 Ma以后深水的低沉积速率对有机质热演化有明显的促进作用。

图3 琼东南盆地温度边界条件

图4 琼东南盆地残余地层沉积速率

3.3 压力因素

琼东南盆地超压发育普遍，总体来说，新近系地层厚的浅水区超压发育要强于新近系地层薄的深水区，浅水区从莺歌海组地层出现超压，深水区西区从梅山组出现超压，深水东区三亚组出现超压。选取崖城组泥岩样品在不同压力下进行生气热模拟实验。模拟结果表明，早期成熟—高成熟阶段，超压对生烃有低幅度的抑制作用(1%～2%)；晚期过成熟时，超压对生烃没有明显作用。因此，超压对琼东南盆地烃源岩有机质热演化不起主要作用。

综上所述，影响有机质成熟度的各因素中，超压不起主要作用可以不予考虑，其他几个因素中，低海底温度对有机质热演化起抑制作用，高热流、低沉积速率对有机质热演化起促进作用。针对海底温度、基底热流、沉积速率3个影响因素，此次研究利用盆地模拟软件，采用固定任意2个因素，改变第3个因素的方法定量计算单个因素对有机质成熟度影响程度。模拟结果表明，低海底温度对深水区有机质成熟度抑制作用较小，生油门限变深了100～400 m，生气门限变深了150～500 m；高热流对深水区有机质热演化促进作用明显，生油门限变浅了250～800 m，生气门限变浅了400～1 100 m；低沉积速率对深水区有机质热演化促进作用也很明显，生油门限变浅了150～900 m，生气门限变浅了550～1 200 m。单因素定量分析表明，深水区高热流、低沉积速率对有机质热演化促进作用强于低海底温度的抑制作用。同时改变海底温度、基底热流、沉积速率3个因素，从古至今各时期的海底温度、温度变化作为边界条件，建立三维沉积地层格架开展热史模拟，并用实测Ro标定模拟结果，模拟的Ro与实测数据拟合较好(图2)，证实了模拟结果的可靠性。模拟结果表明，影响有机质成熟度各要素的综合效应对深水区有机质热演化起促进作用，深水区生烃门限明显浅于浅水区，浅水区生烃门限深度大体一致，深水区由西向东随水深增加生烃门限逐渐变浅(图5)。深水区生烃门限浅的特点扩大了深水区烃源岩成熟面积，增加了烃源岩的生排烃量，从而提高了盆地的资源潜力。