鄂尔多斯盆地中生界烃源岩热演化特征

鄂尔多斯盆地中生界烃源岩热演化特征

1地层降低剥蚀,地层减薄,土地温度上升或自晚古生代沉积物以来，鄂尔多斯盆地经历了多次地层上升和沉降活动，如印支和燕山。特别是早白垩世末，燕山运动全面上升并遭到严重剥削。盆地东、西部的差异抬升剥蚀,从西向东剥蚀量增大。烃源岩热演化主要受地温、埋藏时间和压力三者的影响,并集中表现在上覆地层增厚或减薄变化之中。盆地最迟在23Ma以来,地层抬升剥蚀引起冷却事件,使现今地温低于古地温,地层中的有机质地温降低。在烃源岩热演化过程中,尽管存在时间-温度的补偿关系,但在降温之后至今的时间内,当温度降低到一定程度,即使烃源岩受热时间无限延长,烃源岩热演化仍处于停滞状态。温度的降低幅度与剥蚀厚度密切相关,而温度又是决定烃源岩热演化最主要的因素。2裸露厚度的恢复2.1盆地内ro-h关系的错位及改造作用的结果镜质体反射率反映的是有机质在整个受热地质历史中的最大古地温信息,具有不可逆性。在正常地质背景下,烃源岩成熟度受控于温度和有效加热时间,而主要受古地温场的控制,即它是地温梯度与沉积速率的函数。对连续沉积的地层,镜质体反射率(Ro)与埋深(H)在半对数直角坐标系中为线性相关关系。所以,在地层欠补偿的情况下,即间断面之下的热史记录没有被再沉积地层破坏而保留原来的记录,可以利用Ro资料恢复地层剥蚀厚度。然而,在有热异常(岩浆体侵入、火山活动等)的地质背景下,利用Ro资料恢复地层剥蚀厚度前,必须剔除由于热异常使Ro受到影响而偏离正常趋势线的点。鄂尔多斯盆地在早古生代—中生代早期地温梯度一直下降,中生代晚期急剧增高,新生代又发生回落。盆地在中生代晚期存在一期与隐伏岩浆的侵入有关的构造热事件。苦深1井Ro与H关系曲线表明(图1c),在侏罗系与三叠系之间和奥陶系与石炭系之间不整合面附近Ro发生突变,甚至出现上高下低的反常现象,奥陶系与石炭系之间不整合面附近的异常范围达568m。从Ro-H曲线形态看,不整合面上、下构造层中Ro随深度的“跳跃”主要是由热事件引起的。大量的Ro-H关系曲线表明,在盆地不同的地区、不同层位,热异常大小不同。因此,可把盆地中Ro-H在半对数直角坐标系中的关系分为3类。第一种为单段式(图1a)。Ro随深度的增加而线性增加,Ro与H按其正常规律变化,例如旬探1井。第二种为双段式(图1b)。在侏罗系与三叠系地层,有明显的热异常,表现为上覆地层的Ro值比其下地层Ro大的反常现象,例如布1井。第三种为三段式(图1c)。在侏罗系与三叠系和奥陶系与石炭系地层之间,Ro-H关系有明显的错位现象,例如苦深1井。上述Ro-H关系的错位现象,说明鄂尔多斯盆地地温场经历过热改造作用,这种热改造在盆地周边-沁水盆地等地也有表现。由于地温场的改造有多种方式,中生代以来地层地温场的改造作用方式为热事件改造作用方式,至于盆地早期的热改造,可能是由于热事件改造作用或应力改造作用或者是两者共同作用的结果。地温场的改造作用结果体现在镜质体反射率受到热影响而偏离其正常的变化规律,地层经历的最高地温远高于按正常沉降增温所计算的地温值。由于盆地在不同地区热活动强弱不同,镜质体反射率受热影响程度不同,因而上述3种Ro-H关系类型在盆地不同地区的分布不同,从盆地大量单井的Ro-H关系可归结出:Ⅰ类主要分布于盆地的中东部地区,Ⅱ类主要分布在盆地西部地区,Ⅲ类主要分布在盆地的北部地区。2.2盆地内部的剥蚀厚度利用Ro资料恢复地层剥蚀厚度时,对于第二种情况,可以剔除上覆地层受热异常影响的Ro数据点,利用下段的Ro-H线性关系恢复地层的剥蚀厚度;对于第三种情况,可以剔除上覆和底部地层受热异常影响的Ro数据点,取中间段的Ro-H线性关系恢复地层的剥蚀厚度。对于第一种情况,则可以直接利用所有Ro数据点恢复剥蚀厚度。鄂尔多斯盆地中生代以来曾经历了两次抬升剥蚀。一次发生在中生代早—中侏罗世之后,早白垩世之前;另一次发生在早白垩世志丹群沉积之后。例如,孤1井第四系地层直接覆盖在三叠系延长组之上,苦深1井第三系地层直接覆盖在侏罗系直罗组之上,胜1井第四系地层直接覆盖在白垩系志丹组之上。应用Ro法恢复的剥蚀厚度应为两期总的剥蚀量,即中生界地层的剥蚀厚度。根据盆地部分单井ln(Ro)-H回归方程(表1)和恢复的剥蚀厚度分布规律(图2),发现剥蚀厚度变化规律具有盆地东部剥蚀厚度大(1400～2200m),东南部剥蚀厚度最大。西部剥蚀厚度小(400～1000m),西部天环向斜剥蚀厚度最小,一般小于600m。表2为盆地内不同地区由包裹体测温所获的古地温与现今地温的差值,剥蚀厚度大的地区,古今地温差值较大,反之,则较小。表明盆地剥蚀厚度的分布特征与盆地古今地温的差值分布特征有相似的规律,也足以说明,鄂尔多斯盆地现今地温相对古地温降低是由于早白垩世后盆地普遍整体抬升所致。3岩浆岩热态时剥离厚度3.1烃源岩含量出现鄂尔多斯盆地上古生界烃源岩在晚侏罗世末期到早白垩世末期古地温达到最大,烃源岩快速成熟并大量生气。早白垩世末期后,盆地经历抬升剥蚀,烃源岩经受的地温降低,降温之后至今这段时间内,烃源岩能否继续生烃?为此,开展了烃源岩埋深变浅时温互补热模拟实验研究。3.1.1模拟仪器和热解器实验应用澳大利亚SGE公司生产的高温热解器(SGE热解器),美国惠普公司HP5890A型气相色谱仪及微机系统组装的一套热模拟分析仪(HP5890A气相色谱议)。SGE热解器(可在900℃以下各温度长时间恒温工作)通过接口与HP5890A气相色谱仪相连。样品在氦气流中加热到设定温度,烃类组份在氦气吹扫下进入液氮冷阱中,达到预定时间后,热解器温度迅速降至室温,撤去冷阱,在氦气吹扫下气体进入色谱仪。3.1.2煤质样品的测定样品采自盆地各区,层位为山西组、太原组煤系地层及少量侏罗系地层,全为煤样。选取低成熟样品(东胜侏罗系煤样,Ro为0.29%)、成熟样品(海则庙山西组煤样,Ro为0.66%)和高成熟样品(神7井太原组煤样,Ro为1.71%)供升温降温模拟实验用样品。3.1.3加热温度的影响采用开放体系,在氦流作用下,热解器中样品在不同温度下生成的气体随时进入收集装置中。根据样品的成熟度不同,升至不同的加热温度。低成熟样品、成熟样品和高成熟样品最高加热温度分别为400℃,500℃和600℃,加热0.5h后,分别降温到380℃,460℃和550℃。它们的加热时间分别为0.5h和2h等。3.2温度加热时间a源岩样品加热到一定温度后降温再延长加热时间,Ro值增加(图3)。东胜侏罗系煤样(图3a)原始Ro值为0.29%,快速升温到400℃,加热0.5h后Ro值升为0.47%,然后降温至380℃,加热0.5h后Ro值为0.48%,随时间增长,Ro值缓慢地增加,恒温28h后,Ro值增至0.62%;府谷海则庙煤样(图3b)原始Ro值为0.66%,在500℃时加热0.5h时Ro值升至1.0%,降温到460℃恒温0.5h时Ro值增加到1.16%,再恒温到2h后,Ro值升至1.40%;神7井煤样(图3c)原始Ro值为1.71%,在600℃恒温0.5h时Ro值增加到1.98%,降温到550℃时,恒温0.5h,Ro值升到2.1%,再恒温2h后,Ro值升至2.21%。实验结果说明源岩样在加热到一定温度后降温,随时间增加,Ro值还可继续增加,源岩仍在发生热演化作用。同一温度加热时间段越长,Ro值增加速率和产气率都明显降低。例如神7源岩样在前0.5h,Ro增值速率为66.7×10-6/s,在后2h增加速率为15.3×10-6/s,前者是后者的4.4倍。而神7源岩样的产气率,在前0.5h平均为989L/(T·煤·h),之后的6.5～8.5h内,平均产气率为304L/(T·煤·h),前者是后者的3倍。源岩样品在升至较高温度后降温仍然有烃类生成,但降温后生烃与降温幅度又有密切关系,在相同时间段内,降温幅度越大,生气量越小,表现为明显的负相关关系。神7源岩样在升温600℃加热0.5h后,分别降到550℃和500℃,其产气率分别为385L/(T·煤·h)和17L/(T·煤·h)。上述试验表明,在源岩受热的时间尺度与热效应之间,温度起着主导作用,当时间延长到一定阶段,即使再延长时间,Ro和产气率的增加幅度也非常小。4裸露量与泉岩的热发育关系4.1最大埋深时地层中ro值的确定依据烃源岩Ln(Ro)-H的关系[即指数关系,H=k×Ln(Ro)+b],建立了相应井的烃源岩Ro值(选取未受热异常的数据点)与最大埋深的关系,可以推导出△H与△Ro之间的关系。假设源岩原始镜质体值为Ro1,埋深为H1,则有Ln(Ro1)=kH1+b1,现今源岩镜质体值为Ro1+△Ro,埋深为H2,则有Ln(Ro1+△Ro)=kH2+b1,在地层厚度有△H增量时,有△H=H2-H1=Ln(1+△Ro/Ro1)/k。可见,埋深增量(△H)大小由源岩原始镜质体值、镜质体的增量及回归曲线的斜率(k)决定,而烃源岩Ro值与其最大埋深时的线性关系方程的斜率(半对数坐标系)与现今烃源岩Ro值与其现今埋深时的线性关系方程(半对数坐标系)的斜率相同。根据上述实验结果数据,Ro值为1.71%的样品(神7井),加热到600℃时,Ro为1.98%,视为原始Ro值,当降温至550℃时持续加热2.5h后,Ro升到2.21%,△Ro为0.23%。Ro为0.66%的样品(海则庙煤样),加热到500℃时,Ro为1.1%,视为原始Ro值,当降温至460℃时持续加热2.5h后,Ro升到1.4%,△Ro为0.3%。依据公式△H=Ln(1+△Ro/Ro1)/k,可计算出源岩生烃停滞时单井的最小剥蚀厚度。Ro为1.98%时,k取盆地井的斜率相对小的值,此时求出的△H相对较大。例如西部地区的惠探1井,k为2.981×10-4,△H约为370m。Ro为1.1%时,同样取k为2.981×10-4,△H约为810m。可以近似认为,现今盆地Ro值为1.98%的烃源岩分布区,剥蚀厚度至少要达到370m(即最小剥蚀厚度),烃源岩热演化才会处于停滞状态,而Ro值为1.1%的烃源岩分布区,剥蚀厚度至少要达到810m,烃源岩热演化才会处于停滞状态。4.2盆地上古生界烃源岩热演化鄂尔多斯盆地上古生界烃源岩Ro现今值资料表明,除盆地周缘及东北部外,盆地内绝大部分烃源岩Ro值都大于1.8%,热演化程度非常高。结合盆地剥蚀厚度的恢复结果,盆地中东部、南部以及东北部地区的实际剥蚀厚度远大于最小剥蚀厚度。在这些地区经早白垩世末地层抬升剥蚀之后,烃源岩热演化作用已处于停滞状态。盆地中西部天环向斜的布1至天1井区,剥蚀厚度较小。在早白垩世末,虽然经历了抬升剥蚀作用,烃源岩地温降低,但烃源岩的热演化在新生代仍然有可能继续缓慢进行。根据气源灶受热历史,鄂尔多斯盆地气源灶属于早期快熟型气源灶,即早期受较高地温条件的