吐哈盆地小草湖凹陷东缘侏罗系煤系烃源岩埋藏史、热演化史模拟

吴琰杰，王帅，何磊，王紫笛，聂国权

(1.黄河交通学院交通工程学院，河南 焦作 4540001；2.长安大学，陕西 西安 710061；3.中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081；4.中国石油东方地球物理公司，四川 成都 610081；5.中国地质科学院岩溶地质研究所，广西 桂林 541004)

油气资源是国民经济建设的重要保障，近年来随着油气勘探开发力度加大，地质条件好、勘探程度高区域的油气资源信息已调查清晰，而地质条件复杂、勘探程度低的地区逐渐成为油气勘探的主要目标(白忠凯等，2018；郭建宇等，2006; 郭秀英等，2013；李广庆，2015；张斌，2009)。井-震联合反演技术、盆地模拟等技术已越来越多的应用于低勘探程度区域(郭秋麟等，2006；李谋杰等，2014；Premarathne et al.，2016；张鲁川等，2015)。研究表明利用这些新技术不仅对生产实际有很大的指导作用，同样具有较高的科研意义。盆地模拟技术是近年来发展起来的一种油气勘探新技术，并在实际中得到了广泛的应用，其在烃源岩埋藏史、热史及成熟度模拟中已较为成熟(潘磊等，2016；卢兵力等，2000；文志刚等，2004；张庆春等，1994；张代生等，1999)。李新宁等人已将盆地模拟技术应用在吐哈盆地中，并认为台北凹陷是最有利的生烃凹陷(李新宁，2005)。陈蟒蛟(2004)对吐哈盆地的演化进行了数值模拟，分析吐哈盆地的热史、成熟度史和生排烃史，并指出了今后的油气勘探方向。

吐哈盆地小草湖凹陷东缘是吐哈盆地潜在的油气接替勘探区域，其地层沉积特征和构造发育情况与吐哈盆地具有同时性、一致性(图1)。该地区遭受过几次构造运动，这对烃源岩的保存和富集产生了重要的影响，同时构造活动在为烃源岩提供热量方面提供了积极的作用(曹代勇等，1999；李巧梅等，1999；王文建，2013)。但由于该地区勘探程度较低，目前对小草湖凹陷东缘内煤系烃源岩的埋藏及成熟度情况不清楚，大大制约了油气勘探开发工作的部署。本次研究利用实际数据结合盆地模拟技术对小草湖凹陷东缘烃源岩的埋藏史、热演化史进行模拟分析，以了解该地区煤系烃源岩特征，为今后的油气勘探提供参考。

图1 (A)研究区地理位置及(B)地层系统示意图Fig.1 (A) Geographical location and (B) stratigraphic system of the study area

1 区域地质概况

小草湖凹陷东缘地层发育较全，根据区域露头资料及钻井、地质资料统计分析表明，研究区及其附近由上而下发育有第四系、新近系、古近系、侏罗系、三叠系、二叠系和石炭系(图1B)。在构造发育上，小草湖地区与吐哈盆地具有一致性(陈治军等，2011)，主要经历了印支运动、燕山运动和喜山运动，这些构造运动产生了研究区现今的断层及构造形态。

2 模型建立与参数选取

2.1 埋藏史模拟参数选取

2.1.1 埋藏史模拟参数选取

表1为研究区地史模拟参数，分别包括各地层形成距今时间、地层厚度(钻井地层厚度和地震剖面内地层分布)、地层岩性(单井岩性，主要包括砂岩、泥岩百分比)。其他物性参数如密度、孔隙度、渗透率、压缩系数、岩石热导率、比热等由模拟软件对纯岩性参数进行算术平均或几何平均计算得出。

表1 小草湖凹陷东缘盆地模拟参数表Tab.1 Simulation table of the eastern margin of Xiaocaohu depression

2.1.2 剥蚀厚度计算方法

本次研究采用镜质体反射率法对研究区地层剥蚀厚度进行恢复(单玄龙等，2006)。该方法通过建立镜质体反射率与深度关系，获取有机质随深度变化曲线图，然后将有机质曲线上延至与Ro=0.2%相交,横坐标到交点之间的距离即为地层的最小剥蚀厚度(柳益群等，1997)。

2.2 热史模拟参数选取

2.2.1 古水深

古水深是指沉积物顶面与海平面沉积基准面(海平、湖平、均衡)的高差，其主要反映沉积可容空间。本次研究采用的古水深数值为前人研究所得吐哈盆地古水深(陈蟒蛟，2004)。

2.2.2 沉积界面温度

研究区沉积界面温度利用Petromod软件提供的全球统一的沉积水界面温度-时间模板(SWIT)，结合研究区的地理位置(北半球东亚地区北纬46°)获得(图2)。

2.2.3 古热流

表2为吐哈盆地各凹陷的地温梯度(陈蟒蛟，2004)。表2中显示吐哈盆地各凹陷地温梯度大小依次为小草湖凹陷(2.94 ℃)>哈密坳陷(2.75 ℃)>丘东次凹(2.56 ℃)>中央隆起带(2.58 ℃)>台南凹陷(2.53 ℃)>胜北凹地(2.51 ℃) >北部山前带(2.42 ℃)>托克逊凹陷(2.32 ℃)。

表3为吐哈盆地各凹陷的现今热流(陈蟒蛟，2004)。从表3中可以看出，吐哈盆地各凹陷的大地热流值自二叠系以来逐渐变小，这表明二叠系以后该地区构造活动逐渐减少。台北凹陷的大地热流值分布在44.64～34.50 mW/m2。

图2 研究区各地质历史时期地表平均温度图Fig.2 The average surface temperature map in geological history of the study area

表2 吐哈盆地各凹陷地温梯度统计表Tab.2 Geothermal gradient table of each depression in Tuha basin

表3 吐哈盆地三大凹陷大地热流值表Tab.3 Terrestrial heat flow value in three sag of Tuha basin

2.3 成熟度史模拟方法

研究区煤系烃源岩主要为III型干酪根，因此应选取合适的成熟度史模拟方法，Easy%Ro方法对象仅限于III型有机质(宋党育等，1998)，其通过建立镜质组最大反射率的对数与有机质所受最高温度之间的关系，从而对有机质的成熟度进行分析。本次研究主要采用以下有机质成熟度划分标准：Ro<0.55%为未成熟的阶段;0.55%4.0%为过成熟阶段。

3 结果

3.1 埋藏史模拟结果

图3为F1井镜质组反射率法恢复地层剥蚀厚度示意图。从图3可以看出，通过镜质组反射率法计算所得F1井的地层剥蚀厚度为1 090 m。利用镜质组反射率法对D1、H1、H3、H8 和H9井的剥蚀厚度计算分别为1 286 m、1 150 m、1 455 m、1 265 m和1 456 m，平均为1 283 m(表4)。这与前人研究所得吐哈盆地山前带侏罗系剥蚀厚度多在1 300～1 800 m的结果相近(柳益群等，1997)。

图3 F1井镜质组反射率法恢复地层剥蚀厚度示意图Fig.3 The sketch map of using the vitrinite reflectance method restore stratigraphic erosion thickness of F1wells

表4 研究区各井地层剥蚀量表Tab.4 Stratigraphic erosion of each well in study area

研究区内F1井、D2井、H1井、H3井、H8井、H9井单井埋藏史模拟结果见图4。在埋藏史重建过程中采用流体流动压实方式进行压实校正(苑坤等，2010；张凤奇等，2019)。从图4中可以看出，进入侏罗纪各井地层沉降曲线迅速增大，此时F1井侏罗系基底沉降速率平均为 45 m/Ma，D2井、H1井、H3井、H8井和H9井侏罗系基地沉降速率平均分别约为50 m/Ma、60 m/Ma、50 m/Ma、70 m/Ma和52 m/Ma；到侏罗纪晚期，地层沉降速率开始减缓；进入白垩纪后，地层沉降进一步变缓，此时只接受少量沉积或不接受沉积；进入古近纪后，地层又一次开始大范围接受沉积，此时地层沉降速率值分布在10～30 m/Ma。

3.2 热史模拟结果

表5为模拟所得6口井现今热流值，从表5可以看出，F1的热流值最小为36.8 mW/m2，H9井的热流值最大，为43.9 mW/m2，各井平均现今热流值为39.8 mW/m2，略高于台北凹陷现今热流值(34.5 mW/m2)。图5为模拟所得F1井热流值分布图，从图5中可以看出，从侏罗纪开始至今地层热流值一直减小，这与陈蟒蛟研究结果相同。

图6为单井热史模拟结果，模拟所得各地层的温度与实测地层温度结果基本相同。图7为单井地温演化史模拟结果，模拟结果显示在早侏罗世研究区沉积地层温度逐渐减小；中侏罗世沉积地层温度发生起伏，但整体处于下降趋势；进入白垩世地层温度趋于稳定并较小至今。F1井、D1井、H1井、H3井、H8井和H9井模拟所得史前最高温度分别约为120 ℃、160 ℃、110 ℃、120 ℃、130 ℃和140 ℃。

图4 研究区单井埋藏史模拟图Fig.4 Single-well burial history simulation diagram of study areas

表5 各单井现今热流值表Tab.5 Nowadays heat flow value of single well

3.3 成熟度史模拟结果

图8为单井模拟镜质组反射率结果与实测Ro对比图，图8中显示镜质组反射率的模拟结果与实测镜质组反射率大小及分布趋势相同，模拟结果准确可信。模拟所得各单井镜质组反射率(Ro)在0.2%～1.6%。

图5 F1井热流值随时间变化图Fig.5 Heat flow value variation over time of F1 wells

图6 研究区单井地温热模拟结果与实测地层温度对比关系图，o为实测温度图Fig.6 Contrast diagram of simulation temperature and measured temperature of single well in study area; o is the measure temperature

图7 研究区单井地温演化史模拟图Fig.7 Geothermal evolution simulation of single well in study area

各单井现今成熟度史模拟结果见图9。其中F1井中、下侏罗统源岩约在侏罗纪晚期—白垩纪早期进入早期生油阶段，对应的门限深度大约为2 400 m，现今中、下侏罗统源岩为低成熟-中等成熟阶段，Ro分布在0.6%～0.9%。D2井中、下侏罗统源岩在侏罗纪早期进入早期生油阶段，对应生油门限深度约为2 700 m，中、下侏罗统现今处于成熟-过成熟阶段，Ro为1.1%～1.6%。H1井中、下侏罗统源岩在侏罗系中期进入生烃门限，对应生烃门限深度约为2 200 m，现今为低成熟-中等成熟阶段，Ro分布范围为0.55%～0.75%。H3井中、下侏罗统源岩约在侏罗系早—中期进入早期生油阶段，对应生烃门限深度约为2 600 m，现今处于低成熟-中等成熟阶段，Ro值分布范围为0.6%～1.1%。H8井中、下侏罗统源岩约在侏罗纪早期进入早期生油阶段，对应生烃门限深度约为2 300 m，现今处于中等成熟-成熟阶段，Ro值分布范围为0.55%～1.1%。H9井中、下侏罗统源岩在侏罗纪早期进入早期生油阶段，对应门限深度约为2 100 m，现今处于中等成熟-成熟阶段，Ro分布范围为0.5%～1.1%。整体上看研究区主要生烃地层为侏罗系中、下统，生烃门限深度位于2 100～2 700 m，Ro值分布在0.6%～1.6%，对应温度为90～160 ℃，烃源岩成熟度主要位于低成熟-中等成熟阶段。

图8 研究区单井成熟度热模拟结果与实测成熟度对比关系图Fig.8 Contrast diagram of simulation maturity and measured maturity of single well in Shisanjianfang and surrounding area

4 结论

利用盆地模拟技术对小草湖凹陷东缘煤系烃源岩埋藏史、热演化史及成熟度史进行模拟，并得出以下结论。

(1)埋藏史模拟结果显示，研究区的构造运动在进入三叠系后逐渐较小，侏罗纪是研究区地层主要的沉积历史时期。

(2)模拟计算所得6口井现今热流值为36.8～43.9 mW/m2，各井平均现今热流值为39.8 mW/m2。模拟显示从侏罗纪开始地层热流值一直减小，表明构造活动减弱。

图9 研究区单井源岩成熟度模拟图Fig.9 Simulation diagram of source rock maturity of single well in study area

(3)中、下侏罗统是研究区主要的生烃地层，生烃门限深度位于2 100～2 700 m，Ro值为0.6%～1.6%，烃源岩成熟度主要位于低成熟—中等成熟阶段。