鄂爾多斯盆地中生界烴源巖熱演化特征

鄂爾多斯盆地中生界烴源巖熱演化特征

1地層降低剝蝕,地層減薄,土地溫度上升或自晚古生代沉積物以來(lái)，鄂爾多斯盆地經(jīng)歷了多次地層上升和沉降活動(dòng)，如印支和燕山。特別是早白堊世末，燕山運(yùn)動(dòng)全面上升并遭到嚴(yán)重剝削。盆地東、西部的差異抬升剝蝕,從西向東剝蝕量增大。烴源巖熱演化主要受地溫、埋藏時(shí)間和壓力三者的影響,并集中表現(xiàn)在上覆地層增厚或減薄變化之中。盆地最遲在23Ma以來(lái),地層抬升剝蝕引起冷卻事件,使現(xiàn)今地溫低于古地溫,地層中的有機(jī)質(zhì)地溫降低。在烴源巖熱演化過(guò)程中,盡管存在時(shí)間-溫度的補(bǔ)償關(guān)系,但在降溫之后至今的時(shí)間內(nèi),當(dāng)溫度降低到一定程度,即使烴源巖受熱時(shí)間無(wú)限延長(zhǎng),烴源巖熱演化仍處于停滯狀態(tài)。溫度的降低幅度與剝蝕厚度密切相關(guān),而溫度又是決定烴源巖熱演化最主要的因素。2裸露厚度的恢復(fù)2.1盆地內(nèi)ro-h關(guān)系的錯(cuò)位及改造作用的結(jié)果鏡質(zhì)體反射率反映的是有機(jī)質(zhì)在整個(gè)受熱地質(zhì)歷史中的最大古地溫信息,具有不可逆性。在正常地質(zhì)背景下,烴源巖成熟度受控于溫度和有效加熱時(shí)間,而主要受古地溫場(chǎng)的控制,即它是地溫梯度與沉積速率的函數(shù)。對(duì)連續(xù)沉積的地層,鏡質(zhì)體反射率(Ro)與埋深(H)在半對(duì)數(shù)直角坐標(biāo)系中為線性相關(guān)關(guān)系。所以,在地層欠補(bǔ)償?shù)那闆r下,即間斷面之下的熱史記錄沒(méi)有被再沉積地層破壞而保留原來(lái)的記錄,可以利用Ro資料恢復(fù)地層剝蝕厚度。然而,在有熱異常(巖漿體侵入、火山活動(dòng)等)的地質(zhì)背景下,利用Ro資料恢復(fù)地層剝蝕厚度前,必須剔除由于熱異常使Ro受到影響而偏離正常趨勢(shì)線的點(diǎn)。鄂爾多斯盆地在早古生代—中生代早期地溫梯度一直下降,中生代晚期急劇增高,新生代又發(fā)生回落。盆地在中生代晚期存在一期與隱伏巖漿的侵入有關(guān)的構(gòu)造熱事件?？嗌?井Ro與H關(guān)系曲線表明(圖1c),在侏羅系與三疊系之間和奧陶系與石炭系之間不整合面附近Ro發(fā)生突變,甚至出現(xiàn)上高下低的反?，F(xiàn)象,奧陶系與石炭系之間不整合面附近的異常范圍達(dá)568m。從Ro-H曲線形態(tài)看,不整合面上、下構(gòu)造層中Ro隨深度的“跳躍”主要是由熱事件引起的。大量的Ro-H關(guān)系曲線表明,在盆地不同的地區(qū)、不同層位,熱異常大小不同。因此,可把盆地中Ro-H在半對(duì)數(shù)直角坐標(biāo)系中的關(guān)系分為3類。第一種為單段式(圖1a)。Ro隨深度的增加而線性增加,Ro與H按其正常規(guī)律變化,例如旬探1井。第二種為雙段式(圖1b)。在侏羅系與三疊系地層,有明顯的熱異常,表現(xiàn)為上覆地層的Ro值比其下地層Ro大的反?，F(xiàn)象,例如布1井。第三種為三段式(圖1c)。在侏羅系與三疊系和奧陶系與石炭系地層之間,Ro-H關(guān)系有明顯的錯(cuò)位現(xiàn)象,例如苦深1井。上述Ro-H關(guān)系的錯(cuò)位現(xiàn)象,說(shuō)明鄂爾多斯盆地地溫場(chǎng)經(jīng)歷過(guò)熱改造作用,這種熱改造在盆地周邊-沁水盆地等地也有表現(xiàn)。由于地溫場(chǎng)的改造有多種方式,中生代以來(lái)地層地溫場(chǎng)的改造作用方式為熱事件改造作用方式,至于盆地早期的熱改造,可能是由于熱事件改造作用或應(yīng)力改造作用或者是兩者共同作用的結(jié)果。地溫場(chǎng)的改造作用結(jié)果體現(xiàn)在鏡質(zhì)體反射率受到熱影響而偏離其正常的變化規(guī)律,地層經(jīng)歷的最高地溫遠(yuǎn)高于按正常沉降增溫所計(jì)算的地溫值。由于盆地在不同地區(qū)熱活動(dòng)強(qiáng)弱不同,鏡質(zhì)體反射率受熱影響程度不同,因而上述3種Ro-H關(guān)系類型在盆地不同地區(qū)的分布不同,從盆地大量單井的Ro-H關(guān)系可歸結(jié)出:Ⅰ類主要分布于盆地的中東部地區(qū),Ⅱ類主要分布在盆地西部地區(qū),Ⅲ類主要分布在盆地的北部地區(qū)。2.2盆地內(nèi)部的剝蝕厚度利用Ro資料恢復(fù)地層剝蝕厚度時(shí),對(duì)于第二種情況,可以剔除上覆地層受熱異常影響的Ro數(shù)據(jù)點(diǎn),利用下段的Ro-H線性關(guān)系恢復(fù)地層的剝蝕厚度;對(duì)于第三種情況,可以剔除上覆和底部地層受熱異常影響的Ro數(shù)據(jù)點(diǎn),取中間段的Ro-H線性關(guān)系恢復(fù)地層的剝蝕厚度。對(duì)于第一種情況,則可以直接利用所有Ro數(shù)據(jù)點(diǎn)恢復(fù)剝蝕厚度。鄂爾多斯盆地中生代以來(lái)曾經(jīng)歷了兩次抬升剝蝕。一次發(fā)生在中生代早—中侏羅世之后,早白堊世之前;另一次發(fā)生在早白堊世志丹群沉積之后。例如,孤1井第四系地層直接覆蓋在三疊系延長(zhǎng)組之上,苦深1井第三系地層直接覆蓋在侏羅系直羅組之上,勝1井第四系地層直接覆蓋在白堊系志丹組之上。應(yīng)用Ro法恢復(fù)的剝蝕厚度應(yīng)為兩期總的剝蝕量,即中生界地層的剝蝕厚度。根據(jù)盆地部分單井ln(Ro)-H回歸方程(表1)和恢復(fù)的剝蝕厚度分布規(guī)律(圖2),發(fā)現(xiàn)剝蝕厚度變化規(guī)律具有盆地東部剝蝕厚度大(1400～2200m),東南部剝蝕厚度最大。西部剝蝕厚度小(400～1000m),西部天環(huán)向斜剝蝕厚度最小,一般小于600m。表2為盆地內(nèi)不同地區(qū)由包裹體測(cè)溫所獲的古地溫與現(xiàn)今地溫的差值,剝蝕厚度大的地區(qū),古今地溫差值較大,反之,則較小。表明盆地剝蝕厚度的分布特征與盆地古今地溫的差值分布特征有相似的規(guī)律,也足以說(shuō)明,鄂爾多斯盆地現(xiàn)今地溫相對(duì)古地溫降低是由于早白堊世后盆地普遍整體抬升所致。3巖漿巖熱態(tài)時(shí)剝離厚度3.1烴源巖含量出現(xiàn)鄂爾多斯盆地上古生界烴源巖在晚侏羅世末期到早白堊世末期古地溫達(dá)到最大,烴源巖快速成熟并大量生氣。早白堊世末期后,盆地經(jīng)歷抬升剝蝕,烴源巖經(jīng)受的地溫降低,降溫之后至今這段時(shí)間內(nèi),烴源巖能否繼續(xù)生烴?為此,開(kāi)展了烴源巖埋深變淺時(shí)溫互補(bǔ)熱模擬實(shí)驗(yàn)研究。3.1.1模擬儀器和熱解器實(shí)驗(yàn)應(yīng)用澳大利亞SGE公司生產(chǎn)的高溫?zé)峤馄?SGE熱解器),美國(guó)惠普公司HP5890A型氣相色譜儀及微機(jī)系統(tǒng)組裝的一套熱模擬分析儀(HP5890A氣相色譜議)。SGE熱解器(可在900℃以下各溫度長(zhǎng)時(shí)間恒溫工作)通過(guò)接口與HP5890A氣相色譜儀相連。樣品在氦氣流中加熱到設(shè)定溫度,烴類組份在氦氣吹掃下進(jìn)入液氮冷阱中,達(dá)到預(yù)定時(shí)間后,熱解器溫度迅速降至室溫,撤去冷阱,在氦氣吹掃下氣體進(jìn)入色譜儀。3.1.2煤質(zhì)樣品的測(cè)定樣品采自盆地各區(qū),層位為山西組、太原組煤系地層及少量侏羅系地層,全為煤樣。選取低成熟樣品(東勝侏羅系煤樣,Ro為0.29%)、成熟樣品(海則廟山西組煤樣,Ro為0.66%)和高成熟樣品(神7井太原組煤樣,Ro為1.71%)供升溫降溫模擬實(shí)驗(yàn)用樣品。3.1.3加熱溫度的影響采用開(kāi)放體系,在氦流作用下,熱解器中樣品在不同溫度下生成的氣體隨時(shí)進(jìn)入收集裝置中。根據(jù)樣品的成熟度不同,升至不同的加熱溫度。低成熟樣品、成熟樣品和高成熟樣品最高加熱溫度分別為400℃,500℃和600℃,加熱0.5h后,分別降溫到380℃,460℃和550℃。它們的加熱時(shí)間分別為0.5h和2h等。3.2溫度加熱時(shí)間a源巖樣品加熱到一定溫度后降溫再延長(zhǎng)加熱時(shí)間,Ro值增加(圖3)。東勝侏羅系煤樣(圖3a)原始Ro值為0.29%,快速升溫到400℃,加熱0.5h后Ro值升為0.47%,然后降溫至380℃,加熱0.5h后Ro值為0.48%,隨時(shí)間增長(zhǎng),Ro值緩慢地增加,恒溫28h后,Ro值增至0.62%;府谷海則廟煤樣(圖3b)原始Ro值為0.66%,在500℃時(shí)加熱0.5h時(shí)Ro值升至1.0%,降溫到460℃恒溫0.5h時(shí)Ro值增加到1.16%,再恒溫到2h后,Ro值升至1.40%;神7井煤樣(圖3c)原始Ro值為1.71%,在600℃恒溫0.5h時(shí)Ro值增加到1.98%,降溫到550℃時(shí),恒溫0.5h,Ro值升到2.1%,再恒溫2h后,Ro值升至2.21%。實(shí)驗(yàn)結(jié)果說(shuō)明源巖樣在加熱到一定溫度后降溫,隨時(shí)間增加,Ro值還可繼續(xù)增加,源巖仍在發(fā)生熱演化作用。同一溫度加熱時(shí)間段越長(zhǎng),Ro值增加速率和產(chǎn)氣率都明顯降低。例如神7源巖樣在前0.5h,Ro增值速率為66.7×10-6/s,在后2h增加速率為15.3×10-6/s,前者是后者的4.4倍。而神7源巖樣的產(chǎn)氣率,在前0.5h平均為989L/(T·煤·h),之后的6.5～8.5h內(nèi),平均產(chǎn)氣率為304L/(T·煤·h),前者是后者的3倍。源巖樣品在升至較高溫度后降溫仍然有烴類生成,但降溫后生烴與降溫幅度又有密切關(guān)系,在相同時(shí)間段內(nèi),降溫幅度越大,生氣量越小,表現(xiàn)為明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系。神7源巖樣在升溫600℃加熱0.5h后,分別降到550℃和500℃,其產(chǎn)氣率分別為385L/(T·煤·h)和17L/(T·煤·h)。上述試驗(yàn)表明,在源巖受熱的時(shí)間尺度與熱效應(yīng)之間,溫度起著主導(dǎo)作用,當(dāng)時(shí)間延長(zhǎng)到一定階段,即使再延長(zhǎng)時(shí)間,Ro和產(chǎn)氣率的增加幅度也非常小。4裸露量與泉巖的熱發(fā)育關(guān)系4.1最大埋深時(shí)地層中ro值的確定依據(jù)烴源巖Ln(Ro)-H的關(guān)系[即指數(shù)關(guān)系,H=k×Ln(Ro)+b],建立了相應(yīng)井的烴源巖Ro值(選取未受熱異常的數(shù)據(jù)點(diǎn))與最大埋深的關(guān)系,可以推導(dǎo)出△H與△Ro之間的關(guān)系。假設(shè)源巖原始鏡質(zhì)體值為Ro1,埋深為H1,則有Ln(Ro1)=kH1+b1,現(xiàn)今源巖鏡質(zhì)體值為Ro1+△Ro,埋深為H2,則有Ln(Ro1+△Ro)=kH2+b1,在地層厚度有△H增量時(shí),有△H=H2-H1=Ln(1+△Ro/Ro1)/k?？梢?jiàn),埋深增量(△H)大小由源巖原始鏡質(zhì)體值、鏡質(zhì)體的增量及回歸曲線的斜率(k)決定,而烴源巖Ro值與其最大埋深時(shí)的線性關(guān)系方程的斜率(半對(duì)數(shù)坐標(biāo)系)與現(xiàn)今烴源巖Ro值與其現(xiàn)今埋深時(shí)的線性關(guān)系方程(半對(duì)數(shù)坐標(biāo)系)的斜率相同。根據(jù)上述實(shí)驗(yàn)結(jié)果數(shù)據(jù),Ro值為1.71%的樣品(神7井),加熱到600℃時(shí),Ro為1.98%,視為原始Ro值,當(dāng)降溫至550℃時(shí)持續(xù)加熱2.5h后,Ro升到2.21%,△Ro為0.23%。Ro為0.66%的樣品(海則廟煤樣),加熱到500℃時(shí),Ro為1.1%,視為原始Ro值,當(dāng)降溫至460℃時(shí)持續(xù)加熱2.5h后,Ro升到1.4%,△Ro為0.3%。依據(jù)公式△H=Ln(1+△Ro/Ro1)/k,可計(jì)算出源巖生烴停滯時(shí)單井的最小剝蝕厚度。Ro為1.98%時(shí),k取盆地井的斜率相對(duì)小的值,此時(shí)求出的△H相對(duì)較大。例如西部地區(qū)的惠探1井,k為2.981×10-4,△H約為370m。Ro為1.1%時(shí),同樣取k為2.981×10-4,△H約為810m?？梢越普J(rèn)為,現(xiàn)今盆地Ro值為1.98%的烴源巖分布區(qū),剝蝕厚度至少要達(dá)到370m(即最小剝蝕厚度),烴源巖熱演化才會(huì)處于停滯狀態(tài),而Ro值為1.1%的烴源巖分布區(qū),剝蝕厚度至少要達(dá)到810m,烴源巖熱演化才會(huì)處于停滯狀態(tài)。4.2盆地上古生界烴源巖熱演化鄂爾多斯盆地上古生界烴源巖Ro現(xiàn)今值資料表明,除盆地周緣及東北部外,盆地內(nèi)絕大部分烴源巖Ro值都大于1.8%,熱演化程度非常高。結(jié)合盆地剝蝕厚度的恢復(fù)結(jié)果,盆地中東部、南部以及東北部地區(qū)的實(shí)際剝蝕厚度遠(yuǎn)大于最小剝蝕厚度。在這些地區(qū)經(jīng)早白堊世末地層抬升剝蝕之后,烴源巖熱演化作用已處于停滯狀態(tài)。盆地中西部天環(huán)向斜的布1至天1井區(qū),剝蝕厚度較小。在早白堊世末,雖然經(jīng)歷了抬升剝蝕作用,烴源巖地溫降低,但烴源巖的熱演化在新生代仍然有可能繼續(xù)緩慢進(jìn)行。根據(jù)氣源灶受熱歷史,鄂爾多斯盆地氣源灶屬于早期快熟型氣源灶,即早期受較高地溫條件的