东海盆地西湖凹陷构造热演化及煤系烃源岩生烃史恢复

于仲坤，侯读杰，沈伟锋，赵洪，丁飞，刁慧

1.中海石油(中国)有限公司上海分公司，上海 200335 2.中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083

东海盆地西湖凹陷自1981年勘探以来，陆续发现了20多个油气田，是东海陆架盆地的主要含油气凹陷[1]。前人大量研究表明，始新统平湖组暗色泥岩和煤为主要烃源岩，且已对西湖凹陷煤系烃源岩特征开展了一些研究。田杨等[2]、沈玉林等[3]、李云波等[4]通过岩心观测、地震及烃源岩有机地球化学、古生物等资料探讨了平湖组煤系烃源岩发育的主控因素及发育规律。周倩羽等[5]、魏恒飞等[6]、蒋一鸣等[7]研究了平湖组发育烃源岩的主要沉积环境，建立了平湖组煤系烃源岩发育于陆相沼泽、泥岩发育于海湾的沉积模式。周洁[8]、钱门辉等[9]、朱扬明等[10]通过显微组分、生物标志化合物及地球化学特征对平湖组煤系烃源岩进行研究。李贤庆等[11]采用有机岩石学分析方法，提出了西湖凹陷古近系煤系烃源岩的有机质热演化特征与阶段。钱门辉[12]、孙伯强等[13]等总结了平湖组煤系烃源岩的有机质特征、生烃特征及生烃潜力。虽然前人对平湖组煤系烃源岩发育特征与生烃特征从宏观及微观角度进行了研究，但未有效指出平湖组不同煤系烃源岩生烃史特征，因此需要对西湖凹陷煤系烃源岩生烃特征进行研究，以明确煤系烃源岩生烃期与圈闭形成期的匹配等成藏关键问题。

笔者采用盆地模拟与高压釜热模拟实验技术相结合的方法，建立西湖凹陷平湖组煤系烃源岩(暗色泥岩和煤)生烃模式，针对暗色泥岩和煤生烃史进行定量评价，在此基础上针对不同煤系烃源岩生烃演化特征进行探讨，为西湖凹陷的整体规划和进一步的油气勘探、开发提供依据。

1 区域地质背景与构造演化

西湖凹陷位于东海盆地的东部，东与钓鱼岛隆褶带毗邻，北部接福江凹陷，南临钓北凹陷，西接海礁-渔山东低隆起。西湖凹陷自西向东又分为5个构造带(见图1)。西湖凹陷总面积约5.7×104km2，水深50～120 m。根据最新的区域地震剖面分析，西湖凹陷沉积厚度最大可达17 km左右(见图2)。

图1 西湖凹陷构造位置图Fig.1 Tectonic location of Xihu Sag

注：图中符号为地震反射界面，具体对应地层见图3。图2 西湖凹陷构造剖面图Fig.2 Structural profiles of Xihu Sag

西湖凹陷是一个以新生代沉积为主的中、新生代复合盆地[14]。东海陆架盆地平面上大致发育东西两个裂陷带，呈NE向展布，前人对东海陆架盆地形成的动力学机制的研究有着不同的观点，但大部分认为其受到印度洋板块向北俯冲引起的中国东部陆壳东移，以及太平洋板块对欧亚板块俯冲系统后撤的影响[15-16]。前人研究表明，自晚白垩纪裂陷的东海陆架盆地是由于太平洋板块NNW向俯冲使欧亚大陆东南缘形成活动的大陆边缘造成的[17-18]。进一步研究表明，古新世时期的裂陷沉积发生在西部斜坡带，从中晚始新世西部斜坡带出现明显的“翘倾”上隆，遭受大规模剥蚀，而东部断阶带则被进一步拉伸下陷，发育较厚的中晚始新统沉积，裂陷带产生明显的向东“迁移”[19]。根据研究区地震资料分析，中生界沉积层主要分布在陆架盆地西部的福州凹陷、钱塘凹陷和长江坳陷，且在西湖凹陷的西部斜坡带局部分布，但西湖凹陷新生代盆地主体发育在老结晶基底之上。基于西湖凹陷的地震资料解释和钻探成果以及区域构造演化认识，西湖凹陷的构造演化最早是从晚白垩世(约96 Ma B.P.)裂陷期开始，到始新世末期结束(约32 Ma B.P.)。西湖凹陷在裂陷期，其基底性质为元古界变质岩和侏罗-白垩纪的火成岩，以及局部发育的裂前残留中生界沉积岩，到渐新世变为裂后沉降阶段。裂后沉降阶段又可分为渐新世-中新世的拗陷(32～13 Ma B.P.)、晚中新世的反转(13～5 Ma B.P.)和上新世的区域沉降阶段(5 Ma B.P.至今)，分别对应玉泉-花港运动、龙井运动和冲绳海槽运动[20](见图3)。

图3 西湖凹陷地层柱状图Fig.3 Stratigraphic column of Xihu Sag

前人已在西湖凹陷发现多个油气田，是一个商业性较好的含油气系统。目前认为该凹陷在裂陷期沉积阶段，上始新统平湖组煤系地层为主要烃源岩层，形成平湖组-平湖组/花港组含油气系统。西部斜坡带的平湖组以天然气和轻质油为主，渐新统花港组次之；中央反转构造带的花港组则以气藏为主。

2 煤系烃源岩热演化史分析

2.1 单井热演化史模型建立及参数设置

单井热演化模拟是基于Genesis软件里的岩石圈模型，输入实测的地层数据，根据实测的温度和镜质体反射率(Ro)校正该模型，然后建立研究井的热演化史(见图4)。本次研究对西湖凹陷67口探井进行埋藏史、热演化史模拟及分析评价。

图4 西湖凹陷热演化史正演模拟流程Fig.4 Forward simulation process of thermal evolution historyof Xihu Sag

2.1.1 岩石圈模型参数

本次研究采用适用于西湖凹陷基底热流计算的Mckenzie模型[22]。现今东海盆地的岩石圈埋深为85～50 km，陆架区起伏变化不大。西湖凹陷岩石圈底界埋深为±80 km，地壳厚度14～29 km[23-24]。综合前人的研究成果[23,25-26]进行西湖凹陷岩石圈热参数取值。

2.1.2 地层模型参数

根据西湖凹陷地质结构特征和中国年代地质表中的年龄设置模拟层系和模拟地层年代，模拟中所需单井的分层、岩性数据由钻井及录井资料获得[27]。

2.1.3 剥蚀厚度

西湖凹陷在地质历史时期经历了平湖组沉积末期、花港组沉积末期及玉泉组沉积末期多期构造抬升运动。通过对比分析多条测线剥蚀厚度进行优选，本次研究使用的模型中平湖组、花港组与玉泉组顶面的剥蚀事件及剥蚀量主要依据刘景彦等[28]利用地层外延、声波资料推算和镜质体反射率等方法所计算的西湖凹陷剥蚀厚度。断陷时期的剥蚀发生在盆地两侧和局部隆起，剥蚀量较小，仅300～400 m，北部超过1 km，裂后反转时期主要在中央反转构造带和东部断阶带，大部分超过1 km。

2.1.4 水面(地表)温度

“我……我怀孕了……还没来得及告诉你……”安安抽噎地说，“她不是人，看见了吗？她还知道我怀孕了，没人知道的，没人知道的。你看她从下水道走了……”安安开始歇斯底里。不管一个女人有多无情，保护孩子都是天生的母性，无法保护孩子那种无力感，足以让女人疯狂，更何况那个对手也许不是人。

本次研究在前人研究的海平面全球平均温度数据的基础上[29]，根据目前北半球东亚北纬29°设定西湖凹陷地质历史的水面(地表)温度。

2.1.5 单井热演化模拟标定及结果

目前西湖凹陷具有DST(钻杆测试温度)或BHT(测井井底温度)数据资料的钻井共67口，其中DST数据是最接近实际地层温度的数据，而BHT数据在测量时钻井液循环停止的时间很短，导致测量温度远低于实际地层温度。本次研究采用WAPLES法[30-31]校正西湖凹陷BHT温度(见图5)。

图5 西湖凹陷钻井DST与BHT校正数据对比图Fig.5 Contrast figure of DST and BHT calibration data in Xihu Sag

对于深度小于3 000 m的BHT数据，校正公式为：

Tc=Ts+f·(Tm-Ts)

(1)

(2)

式中：Tc为校正后的温度数据，℃；Ts为地表或海底温度，℃；f为校正因子；Tm为BHT数据，℃；TSC为泥浆循环结束至温度测试间的时间，h；Z为温度数据所在深度，m。

对于深度大于3 000 m的BHT数据，校正公式为：

Tc=Ts+f·(Tm-Ts)-0.001 391(Z-4 498)

(3)

f=1.328 66e-0.005 289TSC

(4)

2.2 西湖凹陷现今地温场特征

在岩石圈模型建立好的基础上，通过实测的67口具有DST或BHT数据的约束与校正，建立模拟单井基底热流，并进一步建立各单井热演化史模型。盆地形成过程中盆地的热流量和地温场的分布特征由软流圈顶界深度的变化直接决定[32]。

本次研究通过绘制西湖凹陷平湖组底界(T40)的温度与埋深相关图(见图6)，发现二者存在明显的线性关系，因此对于钻井较少的区域，可以利用地温与地层深度的相关性来推测研究区域的数据。将其相关关系应用于西湖凹陷T40深度图，可以得到T40地温分布图(见图7)。从平面分布来看，现今凹陷中央反转构造带地温较高，沿斜坡带方向地温逐渐降低。其中中央反转构造带中北部地温最高，最高地温可达420 ℃。区域地温场差异较大，主要是由于西湖凹陷处于热沉降期时间较短，以致其软流圈尚未完全恢复到原始状态，岩石圈还没有达到最终冷却阶段，靠近凹陷中心的地温梯度相对于凹陷周边位置的地温梯度要高，并且中央反转构造带的埋深远大于西部斜坡带的埋深[33]。

图6 西湖凹陷T40温度与埋深关系图Fig.6 Diagram of the relationship between temperatureof T40 and the depth in Xihu Sag

图7 西湖凹陷T40地温分布图Fig.7 Geothermal distribution of T40 in Xihu Sag

3 煤系烃源岩有机质成熟度分布特征

烃源岩中有机质的热演化本质上是受一定温度、压力和受热时间等多因素共同作用的变质过程，其中温度对有机质成熟演化起着决定性作用[34]。本次研究以当前测得的地温为约束条件，在对西湖凹陷各个时期进行研究之后，恢复了沉积埋藏史、沉降史、岩石圈结构的变化过程[32]，进一步采用LLNL Easy%Ro模型计算平湖组煤系烃源岩的成熟史。

西湖凹陷平湖组为一套煤系烃源岩，以Ⅱ2-Ⅲ型干酪根为主，且在Ro=0.9%～1.1%和1.5%～1.6%时分别出现生油高峰和生气高峰。平湖组煤系烃源岩在Ro=3.5%以上仍有持续生烃潜力，因为西湖凹陷中不少已发现油气藏以干气藏为主[35]，所以认为在2%2.0%)，中北部部分地区Ro>3.5%；在13 Ma B.P.之后，中北部地区Ro>3.5%的面积范围更大，南部如果考虑火山活动影响，成熟度也会加大，西部斜坡带煤系烃源岩的热演化程度从成熟变成高成熟，有效烃源岩体积大幅减少(见图8)。

图8 西湖凹陷平湖组底界烃源岩热演化过程图Fig.8 Thermal evolution of source rocks in the bottom of Pinghu Formation in Xihu Sag

4 煤系烃源岩生烃史

4.1 煤系烃源岩样品模拟实验及生气动力学参数

由于不同的煤和盆地的沉积环境与埋藏的热演化背景均不同，因此自TISSOT等[36]提出干酪根热降解生烃模式图后，前人又对不同类型的有机质生烃机理做了进一步研究，继而提出了不同的生烃阶段划分方法[27,37]。本次研究选取热演化程度较低的西部斜坡带D1井平湖组四段暗色泥岩和D2井平湖组三段煤作为烃源岩样品进行了高压釜热模拟实验，分析西湖凹陷的生烃特征。选取的样品基本地球化学特征见表1。

表1 高压釜热模拟实验样品基本地化参数

每个实验点的单位质量样品的产气量可由烃气体积和样品量得出，各实验点的产气率与极限产气率之比即为各实验点的成气转化率，由此可得成气转化率与温度的关系曲线，用来标定出有机质成气较为可靠的化学动力学模型[38]。在实验分析的基础上得到暗色泥岩、煤岩样品的生气率曲线，采用动力学算法分别计算出活化能、指前因子。以2 ℃/h速率升温条件下的气态烃产率为例，暗色泥岩在600 ℃时的气态烃产率为133.04 mL/g；煤岩在600 ℃时的气态烃产率为145.88 mL/g(见图9)。据此可以分析得出，煤岩的生气量比暗色泥岩大。此外，根据气态烃的动力学参数可知，暗色泥岩成气态烃的活化能的范围在41～62 kcal/mol，指前因子为2×1011/s。煤成气态烃的活化能分布范围在45～69 kcal/mol，指前因子为1×1013/s(见图10)。

图9 高压釜热模拟实验中气态烃产率与温度关系曲线Fig.9 Relation curve between gaseous hydrocarbon yield and temperature in autoclave thermal simulation experiment

图10 煤系烃源岩生气的动力学参数Fig.10 Distribution of dynamic parameters of gas formation of coaly source rocks

4.2 平湖组煤系烃源岩生烃特征

西湖凹陷的热演化史对煤系烃源岩的热演化程度和生排烃过程有着控制作用。为了精确计算不同地质时期生烃量，将凹陷内各烃源岩分布区在平面上均分为若干个1 km×1 km的网格区，在建立研究区热演化史的基础上，结合应用高压釜热模拟得到的生烃动力学参数，计算各个网格区内不同有机母质烃源岩在地下的油气生成量，然后全部累加求和得到西湖凹陷不同地质时期目的烃源岩层总的生烃量(见图11)。暗色泥岩在33 Ma B.P.开始生气，然后一直持续到现今，在26 Ma B.P.生气的增长速率明显增大，持续到13 Ma B.P.，之后生气的增加速率有所降低，到5 Ma B.P.后又逐渐增大。煤在30 Ma B.P.开始生气，一直持续到现今，在15 Ma B.P.，生气的增长速率明显增大，持续到8 Ma B.P.，之后开始降低，到5 Ma B.P.后又逐渐增大。

图11 西湖凹陷平湖组煤系烃源岩生烃史Fig.11 Hydrocarbon generation history of coaly source rocksof Pinghu Formation in Xihu Sag

5 结论

1)目前，西湖凹陷西部斜坡带地温梯度较低，中央反转构造带地温梯度较高。西湖凹陷发育可能还尚未达到岩石圈最终冷却阶段。

2)从现今平湖组底界煤系烃源岩的热演化程度研究发现，西湖凹陷大部分区处于高-过成熟阶段。总体来说西湖凹陷煤系烃源岩在中央反转构造带成熟度高、西部斜坡带成熟度低，西部斜坡带局部地区对周边圈闭提供成熟度相对较低的油气，而中央反转构造带大部分地区已过成熟，以生成干气为主。

3)从生气历史曲线分析，在28 Ma B.P.左右，西湖凹陷煤系烃源岩开始快速生气，且在高热演化阶段煤系烃源岩仍具有生气能力。此外，暗色泥岩比煤要早生烃。