济阳坳陷新生代以来古地温梯度演化特征

济阳坳陷新生代以来古地温梯度演化特征

1济阳出口产品了以热流为基础的热演化历史,内济阳山区位于渤海盆地的东南部。北与黄华、渤海中部山脉相交，南与鲁西山脉相连，北与滨海、冀北、青东山脉相连，西与临清山脉相连，面积26500km2（图1）。济阳山区的平均地温梯度为35.5km，具有高地温分布特征。结果表明，本地温梯度为35.5km，具有高地温分布特征。结果表明，涂氏、东山、车镇、惠民等四个主要凹陷的平均地温梯度分别为36.1、35.5、35.4km和34.6km。同时，山顶的地温流剖面非常高。目前，河流平均值为65.85.4mwcm，不同凹陷的热流分布也不同。总的来说，以往的热洋流的研究主要集中在对东城凹陷的研究上，很少有研究对济阳坳陷及其他坍塌的热洋流的整体恢复。在这项工作中，我们使用了旧的热流平均值（ro）和磷灰石变质直径轨迹（aft）的古代温度标法，计算了大量单井的热流历史，并在此基础上获得了济阳坳陷的地温化发展历史。结合沉降构造模型的模拟，本文对济阳坳陷的构造热演化历史进行了统计分析。研究结果表明，不仅提供了济阳坳陷的地温数据，而且为研究区域内泉岩的泉岩发育提供了主要基础。2方法和原则2.1盆地热历史的模拟目前,关于盆地热历史恢复的方法总体上可以分为两类:一类是利用各种古温标来恢复热历史[8,9,10,11,12,13,14,15,16],主要包括有机质成熟度指标(如RO)、流体包裹体、粘土矿物的转化关系、矿物的裂变径迹等等;另一类是用盆地演化的热动力学模型来恢复热历史[17,18,19,20,21,22].前者主要是从盆地的尺度来进行研究,后者则是从岩石圈的尺度来研究盆地的热历史.在利用古温标进行古地温模拟计算时,古地温结果的可信度由地质温度计(RO、AFT等)检验,因而被认为是研究精度较高的方法.盆地内一定深度的古温度取决于当时的古热流和古埋深及与之相关的岩石热物理性质(如岩石热导率、生热率等).当决定岩石热物理性质的有关参数确定以后则地层的古温度就是埋深和古热流的函数.因此,在热史恢复中,沉积埋藏历史的恢复是关键.对于正常连续沉积的盆地,地层的古埋深可以通过回剥技术和压实校正进行模拟.但绝大多数沉积盆地都存在抬升剥蚀的现象,此时,抬升剥蚀开始的时间和剥蚀量是地史模拟中的未知量.同时,在热历史模拟中与古热流有关的参数是未知量.将这些有关的未知量作为控制变量,通过模拟地层埋藏史和热历史,计算该热史路径下古温标的理论值及该理论值与实测值之间的方差,应用最优化方法就可以实现目标函数极小值的求取和埋藏史、热历史的反演及抬升剥蚀量的计算.2.2热史模拟结果磷灰石裂变径迹(长度和年龄)和镜质体反射率是目前最常用的两种古温标方法.本文正是利用这两种古温标进行热历史恢复的研究,其中裂变径迹模拟热历史采用扇形模型,镜质体反射率模拟热历史采用EASY%RO模型.本文利用线性热史演化模型并采用了古地温梯度法进行热史模拟.当古温标(RO、AFT)的模拟计算值和实测值吻合最好时,就认为假定的热史路径是正确的,也即得到了该井的热史模拟结果.图2是单井依据镜质体反射率和磷灰石裂变径迹古温标模拟的结果,无论是镜质体反射率值还是磷灰石裂变径迹长度分布,其模拟计算值和实测值均吻合得很好.在热历史模拟计算中需要的参数包括古温标数据和基础地质数据.2.2.1井位分布及模拟计算本研究中采用镜质体反射率和磷灰石裂变径迹为古温标,其中的镜质体反射率数据主要是根据胜利油田在济阳坳陷的钻孔岩芯测试数据及本研究中补测的部分数据.研究中,尽量选择那些有系统镜质体反射率测试数据的井,以避免由于模拟时数据较少而造成的误差.磷灰石裂变径迹样品全部为本文的实测值,样品岩性主要为砂岩,层位从馆陶组(Ng)到孔店组(Ek).样品测量的主要参数有自发裂变径迹密度、诱发裂变径迹密度、径迹年龄、径迹长度等(表1),井位分布见图1.永554井样品由于取样深度太深(3260m),导致磷灰石已经基本退火,仅得到径迹年龄数据.表1中有些样品的裂变径迹年龄大于地层的年龄,这是由于磷灰石从物源区带来的径迹(作为颗粒中全部径迹的组成部分)参与了径迹年龄、径迹长度的计算所致.模拟计算中必须确定裂变径迹模拟的起始时间(t0)以扣除这些物源区的径迹.沉积盆地中的磷灰石大多为陆源碎屑,沉积时或多或少地带有物源区形成的裂变径迹.因此,在模拟的径迹中必须加入物源区径迹的记录,即将t0外延到物源区的某个时间.盆地内的陆源碎屑岩颗粒可以来自多个物源区,但大多应以其中的一个物源区为主,其中的磷灰石颗粒亦可以经历多次“旋回”,但距今较近的“旋回”肯定对径迹参数的影响大.因此,我们仅考虑磷灰石从物源区被抬升剥蚀搬运到盆地内沉积埋藏直到现今这最后一个“旋回”,并设磷灰石从径迹完全退火线抬升穿出,从此开始有径迹记录.磷灰石在物源区从完全退火线穿出并有径迹保存的时间定为径迹模拟的起始时间t0.2.2.2模拟数据处理基础地质数据中包括岩性参数、现今地表温度、地温梯度和大地热流值等数据及地层分层数据.模拟计算中的岩性参数主要包括各岩性的热导率、生热率、密度、压实系数、初始孔隙度等.现今地温数据和岩石热物性数据采用前人的数据,压实系数和初始孔隙度等数据则依据各凹陷的实际数据利用Sclater和Christie(1980)的方法进行回归得到.地层分层采用钻孔实际测量值,各地层底界年龄数据取自文献,具体为:第四系平原组(Q)2.0Ma,上第三系明化镇组(Nm)5.1Ma,馆陶组(Ng)24.6Ma,下第三系东营组(Ed)32.6Ma,沙一段(Es1)36Ma,沙二段(Es2)38Ma,沙三段(Es3)43Ma,沙四段(Es4)50.5Ma,孔店组(Ek)65Ma.模拟过程中研究区地表气温设定为15℃,并设地史上的地表温度不变.3储层精细处理根据坳陷内钻井岩芯样品的磷灰石裂变径迹分析数据(表1)和大量的镜质体反射率数据,结合沉积埋藏史对济阳坳陷4个凹陷区的单井热历史进行了模拟计算.如前所述,埋藏史及其准确恢复是热历史模拟的基础和关键.在我们的模拟计算中,利用回剥技术和压实校正进行地层沉积埋藏史的恢复;在研究区,受东营组沉积末期构造运动的影响,东营组顶部普遍存在不整合.对于这种有剥蚀作用存在的情况,根据古温标模拟计算其剥蚀量,即在热历史模拟过程中,剥蚀量和古温度是同时模拟得到的.本文的研究区中,东营组的剥蚀厚度都不大,一般小于600m(如图2中阳8井东营末期的剥蚀厚度为490m).利用现有的古温标方法可以准确恢复其剥蚀厚度,由此得到的埋藏史的准确性可以得到保证.在我们的模拟计算中,由于各井所处的构造位置不同,东营组的剥蚀量也不一样,在此不一一列出.各凹陷典型的剥蚀量见后面的构造沉降史分析部分.本文热史模拟的井位分布见图1.3.1东湖单井-沙结构地层模型东营凹陷从始新世孔店期开始裂陷以来,到渐新世末东营期,基本处于连续下沉状态.但是在渐新世与中新世之间,即东营期与馆陶期之间,存在着区域不整合和较长时间的沉积间断,到中新世馆陶组开始沉积时,才重新进入凹陷整体下沉接受沉积的阶段.此外,凹陷早期在沙三期和沙四期之间也有一次区域不整合.东营凹陷新生代地温梯度演化情况与这种沉积构造特点有着密切联系.根据本次测量的径迹数据以及郭随平等(1996)的数据,得到东营凹陷磷灰石裂变径迹退火带深度范围为1000～3350m(图3),说明地温梯度较高.热史模拟结果显示新生代以来地温梯度是逐渐降低的,在孔店组-沙二段沉积期间地温梯度较高,但在此期间地温梯度下降较快.凹陷内部不同井位间的地温梯度演化的模拟结果有所差异,这主要与各井在凹陷中的构造位置有关.处于凹陷周缘斜坡或隆起区的井,地温梯度相对较高,而在凹陷中央的井则具有较低的地温梯度.尽管如此,依据凹陷内部模拟的各单井地温梯度所得到的平均地温梯度演化仍然可以反映出凹陷的整体地温梯度演化特征.根据18口井模拟得到的平均地温梯度为:孔店组沉积末期地温梯度达到49.5℃km,沙四末期为46.0℃km,沙三末期为43.0℃km,沙二末期为42.0℃km,沙一末期为41.0℃km,东营末期为38.5℃km;晚第三纪以来地温梯度下降较小,到馆陶末期为36.5℃km,明化镇沉积期间至第四纪地温梯度又普遍下降,至目前的35℃km左右(图4a).3.2古地温梯度演化沾化凹陷古地温梯度的演化情况与东营凹陷相似,根据33口井的模拟结果可以反映凹陷整体的地温梯度演化情况:孔店组沉积时期的古地温梯度在51.0～57.0℃km之间,沙四段沉积末期的平均值下降到46.5℃km,沙一段末期42.0℃km左右,东营组至明化镇沉积末期,地温梯度减小的幅度较之前的小,在第三纪末期,地温梯度已基本降低至现今状况,为35.5～36.0℃km(图4b).3.3孔店组和东盟中期地温梯度的变化依据3口井磷灰石裂变径迹和镜质体反射率数据模拟得到惠民凹陷的地温梯度演化历史.可以看出自新生代以来地温梯度是逐渐降低的,在孔店组沉积时期为54.5～47.5℃km,沙河街末期地温梯度降低至41.5～37.0℃km左右,但在东营末期地温梯度有一增高的现象,这可能与东营末期的这次抬升剥蚀有关.馆陶组沉积末期降至32.0～37.0℃km,现今为34.5℃km(图4c).3.4古地温梯度演变车镇凹陷共模拟了16口井的热演化历史,得到了7口井的古地温梯度.根据这7口井的模拟结果得到凹陷整体的平均地温梯度演化为:沙河街时期48.0～39.0℃km左右,东营末期降低至36.0℃km,馆陶组沉积末期降至34.0℃km,此后基本未变(图4d).由上述模拟结果可以看出,济阳坳陷的古地温梯度在新生代早期到晚期逐渐降低.孔店组至沙河街组沉积时期较高,东营组沉积以来地温梯度缓慢降低,到第三纪末期地温已基本降至目前的状况.虽然各个凹陷的古地温梯度各异,但在早第三纪时期的孔店组沉积时期,地温梯度均较高,在55.0～48.0℃km之间.各凹陷的古地温梯度在地质演化过程中的差异只是在沙三段沉积以后才出现.沾化凹陷在早期古地温梯度最高,但到了东营组末期开始,东营凹陷的古地温梯度最高.在晚第三纪时期,济阳坳陷各凹陷的地温梯度变化均较小,地温梯度的高低依次为东营凹陷、沾化凹陷、惠民凹陷和车镇凹陷.车镇凹陷的古地温梯度在整个新生代演化历史中均是济阳凹陷最低(图4e)的.上述古地温演化的差异将导致烃源岩生烃门限的变化.以济阳坳陷主要的烃源岩沙三段为例,东营和沾化凹陷进入生烃门限(RO=0.5%)的深度大约在2300m,而车镇和惠民凹陷则要到2600m才进入生烃门限深度(图4f).说明了古地温场及其演化对烃源岩的成烃起到了决定的作用.4盆地热沉降演化盆地构造沉降史的研究可以获取盆地演化的地球动力学信息,是盆地构造-热演化研究的重要内容.裂谷型盆地的沉降史可分成两个阶段:第一阶段发生的沉降称为初始沉降,是岩石圈发生伸展变薄破裂和软流圈物质侵入时期或其后不久,由于热膨胀引起密度变化而产生均衡调整的结果.特点是盆地基底沉降速率大,持续时间短,沉积作用常受生长断层控制,火山活动频繁、剧烈.第二阶段的沉降称为热沉降,是由于岩石圈中的热异常向热平衡状态方向发生冷却衰减而产生的.该阶段持续时间长,基底下陷速率随时间增长呈指数衰减,最后达到热平衡,沉降速率减小到零.初始沉降和热沉降之和叫构造沉降.一般而言,盆地的沉降由负载沉降和构造沉降两部分组成,而负载沉降主要是由沉积物本身及盆地水体的重量引起.本文采用Flavey和Middleton(1981)的模型模拟构造沉降和负荷沉降,图5是济阳坳陷不同凹陷构造沉降的典型例子.济阳坳陷在孔店组至沙四段沉积期间(65～43Ma)为快速的构造沉降阶段,构造沉降量最大可达2000m;沙三段沉积以后(43Ma)总体处于大规模的热沉降阶段,在此阶段内的盆地构造运动,如发生在东营组末期(24Ma左右)的构造运动使得坳陷抬升.济阳坳陷由于构造演化的差异性,导致了内部各凹陷的沉降和沉积历史的差异:(1)早第三纪时期沾化凹陷的构造沉降量最大,其次是东营凹陷,最小的为惠民凹陷;(2)东营末期的构造抬升在惠民凹陷最大(525m),其次为车镇凹陷(320m)和沾化凹陷(210m),东营凹陷最小(195m);(3)总体上,沾化凹陷的构造沉降量最大,达到2500m左右;而在惠民凹陷的构造沉降量为2000m.这种差异不仅控制了各凹陷古地温场的差异,也控制了凹陷内烃源岩分布和发育的差异.5晚第三纪—结论和讨论依据上述古地温梯度模拟结果,可以看出济阳坳陷的古热场演化有以下特征.(1)新生代以来济阳坳陷的古地温梯度是逐渐降低的,但在早第三纪时期下降的幅度较大,而在晚第三纪-第四纪则下降的幅度明显较小.尽管凹陷内部不同井位间的地温梯度演化结果有所差异,但根据模拟的单井所得的平均地温梯度演化仍然可以反映出凹陷的整体地温梯度演化特征.依据4个凹陷的平均值得到的济阳坳陷整体的地温梯度演化为(图4):孔店组沉积时期的地温梯度为54.0～50.0℃km之间,沙河街沉积时期为50.0～40.0℃km,东营组沉积时期为40.0～38.5℃km,晚第三纪时期为38.5～35.5℃km,第四纪以来基本未变.(2)济阳坳陷内4个凹陷的古地温梯度演化存在差异性,特别是在早第三纪末期的东营构造运动以后,各凹陷的地温梯度演化差异更加明显.在晚第三纪时期,济阳坳陷各凹陷的地温梯度变化均较小