古溫標熱史恢復方法有哪些

『壹』 海相油氣勘探進一步發展的理論與技術難題

5.2.1.1 海相碳酸鹽岩層系油氣勘探存在的理論問題

20世紀50年代後期，隨著認識與勘探技術的突破，世界上海相碳酸鹽岩層系油氣勘探獲得重大發現，掀起了在碳酸鹽岩中找油氣的高潮。大約70%以上的海相碳酸鹽岩石油儲量來自中東的侏羅系、白堊系和第三系，70%以上的天然氣儲量來自於前蘇聯、中東和美國的石炭系、二疊系海相地層。與上古生界、侏羅系、白堊系和第三系相比，分布在下古生界和三疊系的碳酸鹽岩油氣儲量相當少。前寒武系沉積岩系中尋找古老地層的原生油氣藏是擴大油氣儲量的勘探領域之一，在西伯利亞地台新元古界里菲系海相碳酸鹽岩和文德系海相碎屑岩中發現了尤魯布欽等大型油氣田。

「六五」以來，我國設立的一些重點科技攻關項目對海相碳酸鹽岩層系油氣勘探進行了攻關：「塔里木盆地油氣資源」、「塔里木盆地石油天然氣勘探」項目在塔中、塔北地區碳酸鹽岩儲層及圈閉特徵研究等方面取得了重要進展；「南方海相碳酸鹽岩地區油氣勘探技術方法研究」、「揚子海相碳酸鹽岩地區油氣勘探技術和評價研究」項目提出揚子海相沉積區的油氣資源潛力大，經過後期改造仍可以形成具有相當規模的油氣藏。這些成果為中國海相碳酸鹽岩層系油氣勘探的進一步拓展打下了基礎。但多期構造活動的疊加導致多期生烴過程、油氣輸導體系演化與運聚機理及油氣多期成藏與保存機理等基礎理論問題研究薄弱，嚴重製約了我國海相碳酸鹽岩層系油氣勘探進展。

（1）構造演化對海相碳酸鹽岩層系有效烴源的控製作用

構造演化對有效烴源的控製作用表現在多方面，對於海相碳酸鹽岩層系的有效烴源而言，構造演化的控製作用主要表現在優質烴源岩的沉積環境、盆地熱史、生烴史等幾個方面。

1）優質烴源岩的形成環境。碳酸鹽岩沉積作用基本是無機化學沉澱，但隨著地球演化，生物作用愈來愈重要（馮增昭，1989），優質海相碳酸鹽岩烴源岩的發育環境應是有利於有機質發育和保存的環境。形成生油岩最佳條件是水體分層、底層水缺氧、表層水高生產力。在缺氧環境中沉積物中有機質容易在水底保存而形成烴源岩，這種有利環境主要包括：黑海、塔里木、揚子等溫帶氣候條件下的缺氧分隔盆地（戴金星等，1997）、缺氧的開闊海（Demaison等，1980）、洋流上涌引起的缺氧環境（孫樞等，1987）、潟湖和局限海等環境。金之鈞等在《中國典型疊合盆地油氣形成富集與分布預測》973項目研究中，建立了4種優質烴源岩發育模式（熱液活動-上升洋流-缺氧事件復合模式、台緣緩斜坡-上升洋流高生產力模式、乾熱氣候-咸化靜海模式、濕潤氣候-滯留靜海模式）和兩種非烴源岩發育模式（貧化-稀釋模式、消耗-稀釋模式）。有效烴源岩是在沉積盆地中沉積的，要使有機質在沉積過程中聚集起來不被過早氧化，必須要求有利沉積環境的長期維持（王鴻禎等，2000），因此優質烴源岩的發育主要受盆地構造背景的控制。

2）構造-熱演化史與地質溫度計。我國古生代碳酸鹽岩層系經歷了多期隆升與沉降，古地溫和熱史難以恢復，因此，烴源岩的生烴史研究一直是困擾油氣勘探的難題。目前，世界上關於碳酸鹽岩地區熱史恢復的方法主要有古溫標方法和盆地動力學模型。古溫標主要有瀝青反射率、鏡狀體反射率、牙形石色變指數、有機碎屑（筆石、幾丁蟲、蟲牙等）光性演化特徵、激光拉曼光譜、伊利石結晶度、裂變徑跡等（Bignall等，2001；Hara等，1998；Goodarzi等，1987；Jacob，1989；胡凱等，1992；王飛宇等，2003）。這些古溫標在用於盆地熱史恢復時都存在不同程度的缺陷，有些目前遠未達到實用階段，有些還只是一個半定量的指標。瀝青反射率雖然是目前應用最為廣泛的指標之一，但只有原地瀝青才可用（肖賢明等，1995）。磷灰石裂變徑跡和近年來U-Th/He低溫測年技術的發展（Reiners等，2004），使盆地基底升降的精確定年成為可能。盆地熱史最終還是受構造背景和演化歷史控制的（馬宗晉等，2004）。克拉通、裂谷帶、被動陸緣、前陸盆地等均有不同的地溫梯度，盆地基底的沉降或抬升也會留下記錄，如沉積速率變化、濃縮層序、不整合面等。因此，盆地的動力學方法也是目前用於研究盆地熱史的有效手段。

總之，關於海相碳酸鹽岩地層所經受的古溫度問題，只有多種古溫標並用，多種方法綜合運用，才能精確地恢復有機質的熱演化史。

3）海相碳酸鹽岩層系多元多次成烴。碳酸鹽岩烴源岩下限指標的取值，直接影響到油氣資源潛力的評價，一直是油氣地質領域爭論的焦點。我們在前期的973項目研究中，通過大量的實驗研究，比較科學地提出了有機碳含量0.5%作為碳酸鹽岩烴源岩的下限值，得到學術界和產業部門的普遍認同。從前期的勘探和研究來看，以碳酸鹽岩為目的層的勘探，有多種油氣來源，如烴源岩的早期生烴、二次生烴、瀝青生烴、原生油氣藏改造後的再聚集等。

在生烴動力學與碳同位素動力學研究方面：生烴史的研究仍是當今油氣地質地球化學研究的重要領域之一。生烴動力學方法可模擬地質條件下的生烴過程，碳同位素動力學方法可模擬地質條件下油氣碳同位素分餾過程，為定量描繪油氣形成、運移和聚集史提供了一種全新理論和新方法，成為油氣地球化學研究最有效的研究手段。

在二次生烴研究方面：對我國疊合盆地的二次生烴作用研究，最早文獻見於南華北地區石炭系—二疊系煤成氣資源評價。20餘年來，人們從烴源岩的構造史、埋藏史、受熱史和生烴史的地質動態過程來研究烴源岩的二次生烴作用，但對二次生烴的效率、二次生烴啟動條件等關鍵問題的認識仍然缺乏理論依據和必要的化學動力學描述（黃第藩，2001），因此，實驗室熱模擬方法被廣泛用於二次生烴機理研究。國內有不少學者對這一問題進行過探討，尤其是原油的二次裂解可構成天然氣的重要來源（趙孟軍等，2000）。由於所選樣品不同，研究方法不一，考察的出發點有異，所得認識和結論存在較大差異。在二次生烴較初次生烴是否存在滯後問題、二次生烴量加初次生烴量是否等於連續生烴量上，尚存在不同觀點。

在瀝青生烴研究方面：中國海相碳酸鹽岩主要形成於中生代早期以前的盆地中，受中、新生代構造活動改造，原型盆地面目皆非（朱夏，1991；劉光鼎，1997）。早期形成的油藏可能由於深埋演變為凝析油氣藏，或抬向淺部演變為重油甚至完全破壞（胡見義，2004）。因此，在儲層中可能形成熱裂解瀝青與氧化瀝青（劉洛夫等，2001）。碳酸鹽岩中似鏡質體和固體瀝青所含的可溶重質瀝青仍保持相當低的成熟度（傅家謨等，1989），只要構造-熱條件適宜，碳酸鹽岩中的古油藏（瀝青）和重油都可能成為再次生烴的烴源（郝石生等，1995）。瀝青在後期的構造-熱作用下發生裂解而具有產氣的潛能，這種非常規的烴源也是有效的。

由此可見，海相碳酸鹽岩層系差異性演化的動力學背景、關鍵構造事件及熱史、碳酸鹽岩層系復雜演化歷史中的多元生烴作用機理及有效性都是值得探索的新課題。同時，前期歸納的海相碳酸鹽岩優質烴源岩發育的4種有利模式和兩種不利模式，對沉積環境要素考慮得多，對構造背景考慮得少；對單一因素研究得多，對綜合因素研究得少。

（2）海相碳酸鹽岩層系油氣輸導體系演化與運聚機理

碳酸鹽岩的儲集/輸導空間可以形成於原始沉積階段、淺埋藏-深埋藏階段和表生作用階段。近年來，各類碳酸鹽岩儲層發育機理研究取得了重要進展，特別是野外與室內相結合、宏觀與微觀相結合、地質與地球化學地球物理學相結合的儲層綜合描述預測方法取得了重要進展。地震屬性分析方法已成為儲層預測中必要手段；應用三維地震資料精細解釋、成像測井、地震相干數據體預測裂隙發育帶；用地震多參數識別的方法，確定油藏平面分布規律和高產區（Bruce等，2000；Bryan等，2002）。由於目前復雜地質體中地震波場的研究主要基於形態學的相面方法、屬性分析的統計學方法，所以針對碳酸鹽岩深部油氣儲層地震響應機理研究較少，孔縫洞儲層中的繞射波未得到有效應用，地震各向異性理論在定向分布和隨機分布裂隙的判識潛力還未得到發揮（Zhang，2004），白雲岩和生物礁的地球物理特徵識別有待突破。同時，有關岩溶作用、白雲化作用以及有機酸在成岩過程中的作用等方面更需精細深化研究。

深層優質儲層的形成、演化過程與成藏期和成藏演化過程的關系以及深層優質儲層的成因機理尚不十分清楚（李德生，1992；邱中建等，1999；馬永生等，1999），如埋深達5000m以上的普光鮞粒白雲岩現存孔隙度最大可達27.9%，最大滲透率可達1000×10^-3μm²以上，這在國內尚不多見，對這一類優質儲層在認識上、理論上、規律上有待進一步深化，以指導整個海相碳酸鹽岩層系勘探目標的預測與評價。

斷層是含油氣盆地重要的垂向流體輸導通道。對影響斷裂帶流體滲流特徵的控制因素也進行了較深入的研究（Moretti，1998；Aydin，2000）。隨著碳酸鹽岩層系油氣勘探的深入和地流體研究的深化，碳酸鹽岩層系斷裂的流體行為已得到廣泛關注，但尚缺乏系統研究。另一方面，動態地研究地質演化過程中各種流體輸導體的組合形式及其與烴源岩的關系已得到廣泛關注，對裂隙系統中的油氣運移機理亦有學者進行了探索（曾濺輝等，2000），但尚處於起步階段。

地流體和油氣的驅動機制、流動樣式及其成岩、成礦和成藏效應是盆地動力學研究的重要內容之一，亦是國際地學界高度重視的跨學科前沿研究領域（Dickinson等，1997；劉寶珺等，2001）。油氣運移一直是石油和天然氣地質學研究的難點，針對碎屑岩孔隙介質中的油氣運移，國內外學者進行了大量模擬實驗和數值模擬研究，揭示了油氣運移優勢通道及其主控因素，已初步建立了不同構造背景、不同類型盆地中的流體流動速率和樣式（Sverjensky等，1992；Garven，1995）。但不同類型的碳酸鹽岩輸導介質中流體和油氣的運移方式和速率、油氣的優勢運移通道及其控制因素等有待系統研究。

（3）海相碳酸鹽岩層系油氣成藏期及保存演化

1）油氣成藏期。自20世紀80年代以來，油氣成藏期一直是國際石油地質學界研究和探討的熱點和前沿問題，應用油藏地球化學、成岩礦物（主要是伊利石）同位素地質年代學、流體包裹體定年、儲層磁性礦物古地磁學分析、儲層固體瀝青分析、油田鹵水碘同位素定年分析等方法，在油氣成藏期定量分析理論和方法上取得了許多重要進展（Moran等，1995；George等，1998；Cioppa等，2000），使得油氣成藏期由傳統定性研究發展到定量化研究階段。由於包裹體分析資料的多解性和自生伊利石難分離等技術障礙，加上這些技術方法在碳酸鹽岩層系應用上的局限性，導致在具體地區油氣成藏期認識上存在分歧。完善已有方法和發展新的碳酸鹽岩層系油氣藏定年技術十分必要。國內眾多學者對我國海相碳酸鹽岩層系多期成藏、多期改造調整的特點進行過闡述（康玉柱等，1996；戴金星，1997；賈承造等，1997；Song等，1997；劉光鼎，2002；金之鈞等，2004），並引入國外成藏期定量分析理論與方法對塔里木盆地塔中、輪南及塔河油氣田、四川盆地海相碳酸鹽岩層系的部分油氣藏成藏期進行了研究。我們在前期973項目研究中，以塔里木盆地輪南地區為解剖點，通過大量的瀝青反射率、流體包裹體分析、Ar-Ar法分析，比較明確地提出400Ma、115～130Ma和40Ma三期成藏。但對具體油藏成藏期次和聚集過程上仍存在認識上的差異（梁狄剛，1999；翟光明等，2004）。

2）油氣保存與演化。近20年來，國內外學者對油氣藏的保存與破壞機理，從蓋層封閉性、天然氣擴散、斷層封閉性、裂縫滲流散失、水動力沖刷、原油降解等方面開展了大量研究（郝石生等，1995；Macgregor，1996；范善發等，1997；陳章明等，2003），研究方法從宏觀向微觀方向發展。國內外自20世紀50年代開始對天然氣擴散作用進行實驗和理論研究。隨著細菌降解原油的理論研究和稠油藏的發現，生物化學作用對石油運移與保存的影響成為一個重要的研究課題。從蓋層保存條件來說，眾多學者及各有關生產單位做了大量的研究工作。對泥岩、膏鹽岩封閉層的研究較多，對碳酸鹽岩蓋層的研究較少；對蓋層的靜態封閉性能評價較多，動態演化評價較少；多旋迴、多次疊加、多次改造型的盆地油氣藏保存機理研究亟待深化（趙重遠等，2000）。對塔里木盆地、四川盆地等海相碳酸鹽岩層系油氣藏保存條件及保存機理的研究滯後，制約了對海相碳酸鹽岩層系油氣富集規律的認識與勘探選區工作。

綜上所述，國內外海相碳酸鹽岩層系油氣勘探基礎理論問題主要集中在多元生烴機理及有效性、碳酸鹽岩油氣輸導體系演化與運聚機理、油氣成藏過程與保存機理等方面。我國碳酸鹽岩層系經歷了多期構造活動的疊加改造，使上述問題的復雜性更為突出。多期構造活動背景下海相碳酸鹽岩層系油氣聚散機理與富集規律是當今碳酸鹽岩油氣地質研究的前沿課題，也是制約我國海相碳酸鹽岩層系勘探的重大難題。

5.2.1.2 海相碳酸鹽岩層系油氣勘探存在的工程技術問題

（1）碳酸鹽岩儲層預測、圈閉識別、解釋評價綜合技術

海相碳酸鹽岩分布地區地形、地貌條件變化大，地下構造受多期變形疊加而復雜多變，特別是受多層次滑脫面影響，導致變形具有層次性與分帶性，因此，對碳酸鹽岩儲層、圈閉識別、解釋評價是提高中國石化海相層系油氣勘探成功的一個關鍵。必須形成適應中國海相碳酸鹽岩分布區識別復雜構造圈閉、白雲岩優質儲層、孔洞縫型等非常規儲層的綜合技術系列。

1）復雜地質條件下儲層預測技術。對儲層特徵及時空展布規律的研究，由於海相碳酸鹽岩層系的油氣勘探技術方法尚未過關，尤其是地震勘探這一關鍵性技術在不少地區不過關，得不到好的或反映較好的海相實體的時間剖面。急需形成海相碳酸鹽岩層系天然氣復雜儲層識別、預測及評價的配套方法技術。以儲層特別是海相碳酸鹽岩儲層為研究對象，運用新理論、新方法，開展綜合研究，在儲集岩類型特徵研究的前提下，圈定有利儲層發育區塊，有望取得大的突破，進而探索適合於中國石化海相地層油氣勘探的儲層識別技術。

2）復雜構造條件下圈閉成像與解釋技術。海相碳酸鹽岩地區古生代盆地疊加了晚三疊世以來的陸內造山型前陸盆地，陸內褶皺沖斷作用，由於地表條件及地腹構造復雜，給地震資料的採集、處理與解釋帶來較大的困難。因此，針對這類地區，必須進一步攻關，形成准確識別復雜構造帶地腹圈閉的技術、方法系列，減少勘探目標不確定的風險更具有現實意義。

3）復雜地質條件下綜合解釋評價技術。海相碳酸鹽岩層系地層時代老，埋藏深，後期改造強烈，構造復雜、變形強烈，大部分是地表碳酸鹽岩裸露區，電磁勘探噪音干擾大，表層非均質性造成地震散射嚴重，地震激發接收條件差，山前帶表層條件復雜，逆掩推覆構造信息難以獲得，信噪比低，單一地球物理方法難以完成地質任務，必須進一步採用綜合地球物理勘探技術與解釋評價技術，為海相下組合油氣勘探提供了有力的技術支撐。

中國海相碳酸鹽岩層系油氣成藏理論體系的建立，沒有現成的樣式可套用，只有靠我們自己去創新，希望經過近幾年的科技攻關，逐步在實踐中發展起中國特色的海相碳酸鹽岩地質理論與相應的勘探技術，努力開創海相碳酸鹽岩層系油氣勘探的新局面。

（2）海相層系鑽探工程技術

由於海相碳酸鹽岩層系勘探目的層深，許多地區為高陡構造，地層可鑽性較差，同時中古生界海相層系為中、新生界的覆蓋，主要目的層位深度較大，因此對測試儀器及技術提出較高的要求，針對高溫、高壓、高含硫環境的測試儀器需進一步的改進與攻關，要求鑽探工程能夠克服上述難題。

海相碳酸鹽岩地區的鑽探還需繼續加強攻關力度。針對海相碳酸鹽岩層系深度較大、高溫、高壓、高含硫環境的地質條件進行鑽井、測試技術系列的攻關，形成海相超深井提高機械鑽速技術、深井固井技術、不同壓力系統下的油氣層保護技術攻關、超深井地層壓力預測檢測技術、防斜打直優快鑽井技術等技術系列。

1）超深井鑽井工藝技術：鑽井設備配套選擇；鑽井液體系、配方及性能參數確定；現場施工控制技術，重點在欠平衡壓力的控制和各種井下條件下鑽井液循環（井控）方案確定；鑽井工藝設計和工藝方法，重點包括井身結構與鑽具結構設計等。

2）碳酸鹽岩儲層保護技術：碳酸鹽岩儲層特徵，鑽井設備配套選擇，鑽井液體系、配方及性能參數確定；現場施工控制技術，重點在欠平衡壓力的控制和各種井下條件下鑽井液循環（井控）方案確定；鑽井工藝設計和工藝方法，重點包括井身結構與鑽具結構設計等。

3）碳酸鹽岩儲層改造技術：前置酸壓技術、交替注入技術、快速助排技術，反應分析、排返分析、施工設計、高排量施工、壓前壓後油井管理及壓裂酸化效果評估技術。

『貳』 （八）（鈾-釷）/氦低溫熱年代學

1.基本原理

依據自然樣品和熱模擬試驗，不同礦物其（U-Th）/He體系的封閉溫度差別較大，磷灰石的He封閉溫度較低為（75±7）℃，鋯石的（U-Th）/He封閉溫度在170～190℃之間；榍石（U-Th）/He封閉溫度為191～218℃。通過測定磷灰石、鋯石、榍石等礦物內現存的²³⁸U、²³⁵U、²³²Th（有時還須測¹⁴⁷Sm）和⁴He的含量，根據放射性同位素定年原理，數據處理獲得測定對象的形成年齡值。

2.樣品要求

從樣品中分選出的單礦物（磷灰石、鋯石、榍石等）中晶體盡量完好，無明顯裂縫和雜質，顆粒較大（晶體最短軸直徑最好大於70μm），不含包裹體（或包裹體小於10μm以內）的單礦物顆粒（5～10顆）。

3.地質應用

（1）用於造山帶隆升-剝蝕機制研究，從熱史演化來看，由於造山帶隆升-剝蝕機制主要是冷卻歷史，利用磷灰石氦同位素封閉溫度低這一特點，通過（U-Th）/He方法與裂變徑跡方法的聯合制約，計算出詳細的快速冷卻時間及速率，從而分析造山帶主要的隆升-剝蝕時代和剝蝕速率。

（2）用於沉積盆地熱演化歷史的應用研究，與造山帶隆升-剝蝕機制相反，沉積盆地的埋藏史是地層增溫史，而由沉降轉向提升（剝蝕），意味著冷卻的開始。將（U-Th）/He熱定年技術與其他古溫標（裂變徑跡、鏡質組反射率等）結合起來，可推斷出沉積盆地隨時間變化的動態演化歷史，在沉積盆地熱歷史恢復方面效果更好。

『叄』 古氣候恢復方法

在古地理分析中，古氣候分析也佔有很重要的地位，因為氣候條件影響到各種地質作用及沉積物和沉積礦產的形成。特別是古氣候的再造有助於發現和評價煤、鐵、錳、鋁土礦、鹽類等礦產。確定古氣候可採用化學的、古生物的及沉積學的方法，最能反映古氣候的標志還是古植物及岩石礦物的特徵。

2.7.1古生物標志

植物受氣候的影響顯著，陽光、熱量和水對植物的生存有著重要的生態意義。喜光植物中機械組織發育較強，莖節短，葉較厚;生長於陰暗地方的植物具有較細薄和柔軟的葉子，機械組織發育較弱，具有長節的干莖。炎熱而潮濕的氣候下生長的植物有一個特點，就是葉子很大但未分開，葉子上面蓋著一層緊密的皮，尾端拖得很長。在缺乏季節性的炎熱而潮濕的氣候帶，樹木的年輪不明顯;而在溫帶和在乾燥季節與潮濕季節的交替帶(熱帶草原型)，年輪則很明顯。溫帶潮濕帶的樹木，樹葉一般薄而細致，比較小，常常帶有鋸齒狀的邊。乾燥地帶的植物，常見葉子窄小，呈草狀，有時變為刺，或者相反，葉子多汁，葉肉厚實，有時還有含大量水分的莖。根系發育很好是乾燥氣候的植物的特點。

整個古生代植物群(其中包括晚古生代的)曾是耐陰植物群，中生代的植物群已經是需要陽光了，新生代植物群在強的陽光下生長。潮濕的熱氣候促使植物繁茂生長，形成巨大木本植物群。潮濕的程度決定著植物群的生態類型和植物的形態解剖特點。過度潮濕地區的植物，一般來說，具有巨大的樹干、寬闊的葉片、弱而淺的根部系統，通氣組織高度發育以及有強烈的蒸發性能，而乾旱地區生長的植物則相反。例如蕨類植物中的石松植物，現代的石松植物全為喜陰濕的草本，而在晚古生代，除了初期發展階段以草本為主外，自晚泥盆世起小喬木就開始普遍發育，至石炭紀，在當時的熱帶區，都為高達幾十米的喬木，生長於濕熱的濱岸低地或沼澤中，以發達平展的根座固著，莖表面的通氣組織發育;溫帶區的喬木，相對個體小。晚石炭世至二疊紀，地殼表面乾旱環境漸增，鱗木目的有些種類，例如Sigillaria(封印木)就有相應的生態變異，莖相對粗短些，分枝減少。在中生代早、中三疊世普遍乾旱的環境下，殘留的木本石松肋木表現了最典型的旱生結構，其植物體向簡化方向發展，莖干粗短，不分枝，葉數目減少而且上部弱化。顯然，植物對氣候的依賴關系在古氣候中也顯示出來了，所以利用古植物群的類型及植物的生態特徵，可作為古氣候的極好標志。

對古氣候的再造來說，孢粉資料最為重要，因為某種程度上孢子和花粉比生長部分的植物化石保存得多，總體來說，能反映出古植物群落成分的特性。在一定的環境下，有一定的植物群落，就有相應的孢粉組合。如若在某一地層中發現大量的木蘭樹、樟樹、山龍眼樹及冬青樹等亞熱帶和熱帶植物的花粉，則當時一定是濕熱多雨的氣候;反之，若在地層內發現大量麻黃、菊科、藜科的花粉，則說明當時是乾旱少雨的大陸性氣候。地層中有大量針葉樹或冷杉的花粉，當時必然是處於高山環境，相反，出現大量水生植物如菱、睡蓮等花粉時，當時的環境必然是湖泊、河流或沼澤。由於孢粉能傳播得很遠，不同地區的孢粉可能互相干擾，因此，必須詳細統計各種屬孢粉的百分含量，作出孢粉譜，找出其中優勢的種屬，才能更准確地反映古氣候環境。

研究第四紀氣候變化常採用「草原指數」(SI)這一概念，SI=草本植物孢粉/(草本植物孢粉+木本植物孢粉)。草本主要是寒帶草原植物，冰期沉積時含量可達90%～100%，間冰期沉積則含量很少，而以溫帶木本植物(如橡樹、松樹)孢粉為主。用SI統計資料編制曲線可准確地反映第四紀古氣候的變化(圖2.36)，並可恢復冰期和間冰期的次數。

氣候也能在海生動物群的多樣性上造成極大的差異。從分類成分來看，溫水中的生物界有時比冷水中的生物界豐富幾十倍。例如，在印度尼西亞，海生動物約有40000種，在地中海約有8000種，而在高緯度地區往往只有400種左右。遠洋的有孔蟲在熱帶達20種，而在冷水中總共只有1～2種。但水域中動物的多樣性還取決於鹽度和其他一系列因素，不容易查明形成分類成分特點的真正原因。

圖2.36 草原指數(SI)曲線(據許靖華，1979)

氣候的差異往往可在近似型的動物的大小上反映出來(伯格曼或稱伯氏定律)。體內具有穩定高溫的溫血動物(哺乳動物、鳥類)，在炎熱氣候中必須放出多餘的熱;而在寒冷氣候中，則盡可能地保存體內熱量。所以，溫血動物在寒冷地區體積變大，而在炎熱地區變小。因此，從高緯度地區到熱帶，可見溫血動物的尾巴、耳朵、成對的肢體逐漸變長變大，從而放出熱來。但是，例外也並不少見，因而給利用生物的上述特點進行古氣候再造帶來了困難。

冷血動物———爬行動物和兩棲動物，具有相反的趨勢。在熱帶，陸地上的這類動物的代表個體較大，在寒冷地區其個體相當小。這是因為，這些生物的體溫高低決定於周圍空氣的溫度。在寒冷氣候下，生物軀體的個體小，但表面相當大，以便於吸取太陽熱，也容易隱藏。在熱帶，溫度條件最有利於冷血動物發展，所以陸生爬行及兩棲動物在那裡的種類最多，形體也最大。

水生動物身體的大小與氣候環境的關系不太明顯。此外，介殼的大小還可決定於另外一些因素，如水的鹽度、動物棲息的深度、氣體的動態、沉積物堆積速度等。看來，依靠生物化石的特點來查明古氣候的性質是復雜而困難的。

2.7.2岩性特徵

特殊岩石類型，如冰磧岩是寒冷氣候的標志，蒸發岩是乾旱炎熱氣候的標志，煤系地層是溫暖潮濕氣候的標志，海相的碳酸鹽岩是溫暖炎熱氣候的標志等。風化作用的產物是古氣候指示物之一。潮濕炎熱的氣候條件下可形成紅土堆積，鋁土礦、錳和鐵都是在潮濕氣候條件下沉澱的。有利於高嶺石形成的氣候是潮濕的亞熱帶。

在古氣候分析中，宜採用綜合的岩性標志劃分氣候類型:以暗色碎屑岩為主，煤層及炭質泥、頁岩廣泛發育，黏土礦物以高嶺石為主，大量出現菱鐵礦、鋁土礦及沉積錳礦的組合，是潮濕氣候的可靠標志，沉積岩系中既不含石膏、石鹽，又不含煤層、菱鐵礦，黏土礦物以水雲母、蒙脫石為主，紅色岩層較為發育，是半乾旱氣候類型的標志;剖面中有煤層、煤線，黏土礦物多為高嶺石，紅色岩層缺乏或較少，是半潮濕氣候的綜合標志;邊緣相帶為紅色沉積，向盆地內過渡為蒸發岩為主的沉積類型，則為乾燥氣候標志。圖

2.37是以岩性標志恢復我國西北地區中—新生代古氣候的例子。

2.7.3沉積構造標志

除了岩性特徵以外，某些沉積構造特徵亦可指明古氣候。例如氣候的變化可形成韻律的水平層理，典型的例子是縞狀土(冰水湖沉積);又如某些潟湖或鹽湖中含鹽層可具有明顯的「年層理」(或季節層理)，即硬石膏、石膏、黏土與岩鹽交互成層。因此，季節層理可以作為周期性變化的古氣候的良好標志。有時季節層理的水平紋層由不同的顏色顯示出來，冬季的沉積物常表現為灰色，夏季的沉積物表現為褐色或紅色。某些泥質岩或泥晶灰岩中的石鹽假晶、乾裂等，一般是乾燥氣候的標志;風棱石、沙漠漆、霜面等是沙漠乾燥氣候的標志。

2.7.4古地磁特徵

古地磁方法是根據某些含磁性礦物(磁鐵礦、赤鐵礦、鈦磁鐵礦)的火山岩及沉積岩的剩餘磁化強度(這種磁化強度是受岩石形成時期存在的地球磁場的影響而產生的)計算出古緯度位置的一種方法。確定古氣候的因素最重要的要算古緯度了。關於古地磁法的研究可參考有關方面的專著。

在地質記錄中有許多對氣候敏感的沉積類型和生物群化石，這些通常被稱為古氣候標志。人們在很早以前就根據古氣候標志在各地質歷史時期分布的變化認為過去的地球表面也存在有氣候分帶，後來用古地磁方法計算的古緯度與古氣候的分布基本吻合，進一步證明了上述認識的正確性。

圖2.37 我國西北地區中—新生代古氣候的演變示意(據華北石油學院主編《沉積岩石學》，1982)

古氣候的分帶主要是通過與目前氣候標志的類比，按古氣候標志推論的。古氣候的再造曾有力地支持了大陸漂移和板塊構造學說的建立，同時對於指導煤、鹽類、鐵、錳和鋁土礦等礦產資源的勘探也有重要意義。

2.7.5古氣候特徵

在古氣候標志中，最有價值的是碳酸鹽岩、蒸發岩、紅層和冰磧岩等，其次才是動(植)物群化石。

(1)碳酸鹽岩

大規模的碳酸鹽沉積現在主要產在溫暖的淺水中，因此人們把碳酸鹽岩作為溫暖的熱帶、亞熱帶氣候的標志，其中特別有意義的是礁，例如豐富的造礁珊瑚現在只分布在南、北緯度30°之間，水溫大於21℃的水域中，因此可以作為最好的古氣候標志之一。

(2)蒸發岩

蒸發岩形成在炎熱、乾燥的氣候區。現代的鹽岩和石膏沉積主要出現在緯度10°～45°間的乾燥帶內。現在大規模的海相蒸發岩少見，但是在過去，在位於乾燥帶內並與廣海保持淺而狹窄連通的陸緣海中曾見到大規模的海相蒸發岩。

(3)紅層

所謂紅層是指顏色為紅色和褐色的沉積岩，這種紅的色調主要是鐵鎂礦物在原地經風化作用或早期成岩階段形成的有色氧化物。典型的紅層是在植物稀少、氧化作用較強的非海相環境中堆積的第一旋迴的沉積物。紅層中常常夾有蒸發岩，因此，認為紅層反映的形成條件應是炎熱乾旱的氣候。

(4)鋁土礦

鋁土礦是火成岩或紅壤土風化的產物，它們或作為風化殼存在，或者被搬運到盆地中沉積，要求潮濕炎熱的氣候條件。鋁土礦雖然在地質歷史中時有時無，但分布卻十分廣泛，也是一種重要的古氣候標志。

(5)煤

煤是由被埋藏的沼澤陸生植物轉變而成的。因此所有的煤層都是潮濕氣候的標志，至於緯度，可以從熱帶一直到溫帶。

(6)冰川作用痕跡

冰磧和與之伴生的擦痕底面和羊背石是寒冷氣候的標志。冰川既可以出現在高緯度區，也可出現在其他緯度的山嶽上。真正的大陸冰川產物是高緯度寒冷氣候帶的標志。因此，在古氣候研究中，首先應區分大陸冰川與山嶽冰川，然後再把大陸冰川與冰山漂運很遠才沉積下來的冰海沉積產物區分開。

(7)風成砂

大片沙漠分布區是乾燥帶的標志，在現代地表南、北緯度15°～30°范圍內的副熱高壓帶及信風帶存在有兩條大型沙漠帶。在大陸內部因高山阻擋，也可出現大片沙漠，因此要設法區分這些成因的沙漠。對古代沉積中的風成砂岩要測定其古風向，若是信風作用形成的沙漠，風向就可以指示其是位於赤道以南，還是位於赤道以北。

2.7.6古地磁緯度與古氣候分帶

2.7.6.1古地磁緯度研究

根據古地磁極計算出的古緯度對於解決古氣候分帶具有重要的意義。古地磁方法是根據某些含磁性礦物(磁鐵礦、赤鐵礦、鈦鐵礦)的火山岩及沉積岩的剩餘磁化強度計算出古緯度位置的一種方法。假定地球的磁場既是偶極的，又是軸向的，那麼某個時期的古地磁極也就是該時期的平均古地理極。因為地球接受的幾乎全部是來自太陽的能量，所以確定古氣候的因素最重要的或許就是古緯度了。古緯度一旦為人們了解得更好，就可以用來作為衡量其他古氣候標志的標尺。

古地磁測值雖然不是非常精確，但是如果結合古氣候的其他證據，確定出的古地磁極還是有重要意義的。

2.7.6.2古氣候條件的分析

目前恢復沉積區古氣候條件大致有以下一些途徑:

(1)根據古生物及古生態

陸生植物群的分帶性和分區性更為顯著，如古生代的節蕨植物、石松植物，中生代的真蕨植物、蘇鐵植物;新生代的棕櫚和樟樹都是熱帶氣候的指示性植物。應用孢子花粉再造古地理和恢復古氣候是卓有成效的。剖面中旱生植物和喜濕水生植物各類孢粉百分含量的變化，可較好地反映古氣候演變的規律。平面上由盆地邊緣至內部，喜干植物的孢粉減少，水生喜濕的孢粉增加，圍繞盆地呈環狀分布。

(2)根據碳、氧穩定同位素

利用海水中氧的含量變化，判斷各時期古水盆的絕對溫度是一種行之有效的方法。利用碳、氧同位素綜合判斷水體鹽度的公式是:

岩相古地理學

當Z＞120時，為海相石灰岩;當Z＜120時，為淡水石灰岩。如黃驊坳陷沙河街組一段碳酸鹽岩的Z值最高為125.7，反映了海相特徵。

(3)根據黃土及湖泊沉積

根據對第四紀冰川的研究，用古地磁確定時間，用孢粉恢復氣候變化，尤以用湖泊紋層狀淤泥沉積物所獲效果最好。黃土剖面中許多風化層為間冰期產物，黃土層為冰期產物。由於用古地磁定時具准確性，用它來確定氣象周期是有效的。

『肆』 原型盆地恢復方法

華北盆地主要不整合界面所劃分的構造層，代表了華北盆地發展的階段，是不同時期盆地類型的物質體現，反映了各時期盆地性質、原型盆地形態及沉積格局均存在差異。其中前中生代盆地和中生代盆地差異明顯，其間具有重要的變格運動，所以，本項研究也採用了不同的原型盆地恢復方法。

1.前中生代原型盆地恢復方法

前中生代盆地呈整體一致，緩慢漸進的演化特點，盡管也存在有幾次構造運動，但多以整體的抬升為主，其原型盆地的恢復主要根據某一時期沉積岩層厚度的變化和分布范圍來反演盆地基底和平面上的幾何形態：①前中生代盆地所發生的幾次重要的構造運動，造成沉積間斷的時間較長，存在有古風化殼，表明在新的地層沉積之前，地表已具有明顯的夷平作用，可以被認為是一個起伏不大的平面；②根據沉積岩性和沉積厚度分析，某一岩層如果在區域內具有廣泛的岩性和厚度的一致性，並且沉積時期相近，可以認為該地層沉積之後，沉積地層表面是一個平面；③根據不整合面所劃分的構造層內，盡管在某些時期可能為非補償沉積，沉積厚度不能代表盆地基底的起伏，但是這一時期的非補償沉積可以被後期的補償性沉積所彌補，總體上，一個構造層內的沉積厚度可以代表盆地在這一演化階段的盆地基底形態；④前中生代主要不整合界面所代表的是大體一致的整體抬升運動，盆地形態並沒有強烈改造。本項研究對前中生代盆地的原始地層厚度恢復是依據各個地區鑽井、地震資料所反映的各構造層最大厚度進行估算，若某區塊被後期（中、新生代）剝蝕，則按以地層發育較全地區的厚度依據地震剖面反映的變化趨勢進行推測。

2.中生代原型盆地恢復方法

中生代盆地受斷裂等作用控制，橫向變化大，且存在多期反轉，原型盆地恢復不能僅用構造剖面法，而要綜合多種方法估算出中生代各構造亞層的剝蝕量，進而恢復原始地層厚度。目前存在多種計算地層剝蝕量的方法，包括有構造橫剖面法、聲波時差法、鏡質體反射率法、磷灰石裂變徑跡法和波動方程法等，但每種方法又都有其一定的適用范圍和局限性，存在不同的因素影響計算結果。

（1）構造橫剖面法

該方法通過對構造發育特徵的分析，推測地層的剝蝕量。該方法適用於構造發育特徵比較明顯、尤其是不整合發育的地區，對平行不整合的剝蝕量計算受到一定的限制。

（2）聲波時差法

Magara K.（1976）在總結 Athy（1930）、Rubey 和Hubbert（1959）等研究成果的基礎上，提出了泥頁岩在正常壓實情況下的聲波時差—深度關系式：

Δt=Δt₀e^-CH （2-3-1）

式中：Δt為泥頁岩在深度H處的傳播時間（ms/m）；Δt₀為外推至地表的傳播時間（ms/m）；C為正常壓實趨勢斜率（m^-1）；H為埋深（m）。

如果地層為連續沉積，則泥頁岩聲波時差與深度滿足上述關系式，在半對數坐標系中為線性相關；如果某一地區經歷了抬升和剝蝕，那麼泥頁岩聲波時差與深度的正常壓實趨勢線與未遭受剝蝕地區的相比，則向縱坐標偏移，即在所有的深度上都向壓實程度增強方向偏移。根據這一偏移趨勢大小，將其壓實趨勢線上延到未經歷壓實的Δt₀處，則Δt₀與剝蝕面處的高差即為剝蝕厚度。

該方法的關鍵是判斷剝蝕前地層的壓實效應是否被後來的沉積地層所改造。

（3）鏡質體反射率（R_o）法

鏡質體反射率能記錄有機質所經歷的整個受熱地質歷史中的最高溫度信息，它主要受溫度和有效加熱時間的影響。對連續沉積的地層而言，鏡質體反射率（R_o）與埋深（H）呈對數關系；如果地層存在間斷，H-LogR_o的關系圖將不連續或間斷面上下的成熟度剖面曲線斜率存在差異，因此，根據這些特徵可以進行地層剝蝕量的恢復和平均古地溫的求取。

依據間斷面之下地層中保留下來的剝蝕前成熟度剖面趨勢線，將其上延至古地表附近的R_o最小值處（普遍認為地表附近R_o最小值為0.18%～0.20%），也就是延至R_o為0.20處，則該點在成熟度剖面中所代表的深度值為剝蝕前古地表相對於現今地表的深度，其與間斷面所在深度的差值即為地層剝蝕厚度（圖2-3-1）。

表2-3-1 印支運動造成的地層剝蝕及T₁₊₂原始地層厚度估算表

圖2-3-2 渤海灣盆地恢復T₁₊₂原始沉積厚度分布圖

『伍』 濟陽坳陷天然氣區帶資源評價技術與應用

姜慧超穆星車燕

摘要根據濟陽坳陷中、淺層天然氣成藏規律和成藏特點，首次應用油－氣－水三相盆地模擬、古熱史恢復和油溶釋放氣成藏定量分析等技術，採用多種計算方法，確定了濟陽坳陷各區帶天然氣資源量，初步建立了一套適用於陸相富油盆地天然氣資源評價的技術方法，對油溶釋放氣成藏規律的探討和天然氣生、排、運、聚、散動態地質過程的解析，為油田天然氣的勘探和部署提供了依據。

關鍵詞濟陽坳陷天然氣運移聚集盆地模擬資源評價

一、引言

濟陽坳陷是典型的富油盆地，乾酪根以I型為主，埋藏淺，熱演化程度低，主要以生油為主。截至1999年底，勝利油區累計探明天然氣儲量1850×10⁸m³，其中氣層氣儲量341.43×10⁸m³，溶解氣儲量1508.61×10⁸m³，溶解氣占天然氣總量的80%以上，天然氣的生成、運移和成藏均受到油溶解作用的影響。

針對濟陽坳陷中、淺層天然氣以溶解氣為主的特點，對天然氣資源評價提出如下技術要求：為較好解決天然氣的初始運移相態問題，在生氣與排氣方面研究，需用油－氣－水三相的盆地模擬軟體；濟陽坳陷天然氣的一個重要來源是油溶釋放氣，需要形成一套天然氣的溶解與脫氣作用的定量評價技術；天然氣的溶解與脫氣受到液態烴運移過程的控制，需要包括油氣運移與聚集的全過程盆地模擬軟體的支持。

本次天然氣的資源評價工作引進並開發完善了IES油－氣－水三相盆地模擬軟體，計算的氣層氣地質儲量達1042×10⁸m³，比第二輪資源評價增加一倍多。

二、古熱史恢復

1.原理

古熱流值是盆地模擬的重要參數，其值的大小，不僅決定盆地的熱史演化，而且控制其生烴過程。由於第二輪資源評價的古熱流值是採用類比法確定的，影響了模擬的精度和可信度。針對此問題，開展了濟陽坳陷古熱流的恢復，首次定量地模擬出濟陽坳陷古熱流演化曲線。

目前，國內外廣泛採用的熱史恢復技術可歸納為三大類，即地球熱力學法（正演技術）、古溫標法（反演技術）和綜合法（熱史模擬技術）。綜合法主要是將正演技術與反演技術相結合（即將地史恢復和熱史恢復相結合），通過建立數學模型，利用已知的地層信息和古溫標資料作為約束條件，對盆地的熱演化史進行模擬。本次研究採用綜合法，原理簡述如下。

第一，根據傅里葉定律，由今地溫梯度求某結點的今熱流和地幔熱流；

第二，求給定某點的古地幔熱流、生熱量和總熱流；

第三，計算古地溫；

第四，由Easy-R_o法計算古地溫標 R_o；

第五，計算R_o與實測R_o的符合性檢驗，修改岩石圈初始拉張時的厚度，直至誤差滿足要求。

圖1濟坳陷古熱流和構造沉降演化曲線圖

上述熱史恢復方法可以將岩石圈尺度與盆地尺度、正演技術與反演技術有機地結合，並由參量β及古地溫標（R_o）數據反演區域熱流變化及其對盆地內各點的作用效果。

2.熱史恢復結果及對油氣生成的控製作用

由模擬出的中生代以來的大地熱流演化曲線可以看出，從白堊紀早期至古新世開始時，熱流達到最大值，為83.6mW/m²，相當於現今活動裂谷的熱流值；從熱演化的角度分析，該區大陸裂谷活動於始新世開始。始新世至現今，大地熱流的總體趨勢變低，中間有兩次回升，較大的一次距今35Ma，另一次距今約5Ma。第三紀以來，熱流演化曲線的整體形態是「馬鞍型」（圖1）。受熱流演化和埋藏史的雙重控制，下第三系烴源岩經歷了持續的受熱過程，現今仍處於「生油窗口」范圍內。

三、油－氣－水三相盆地模擬

1.天然氣的生成

Ⅰ型乾酪根的油氣生成過程模擬結果表明，埋深大於3900～4000m(R_o≥1.0%）時開始進入游離氣生氣區，隨氣體生成量增大，逐漸高於液態烴溶解天然氣的能力，氣體主要以游離相態排出；埋深小於3900～4000m時，以生油和伴生的溶解氣為主，天然氣以溶解相態排出為主；Ⅰ型乾酪根在4050～4150m進入油裂解氣生氣區，此時，部分液態石油

裂解成氣。

在相同的熱史、地史條件下，Ⅱ型乾酪根在3100m左右進入游離氣大量生氣區，較Ⅰ型乾酪根的生氣區埋深淺。這也是濟陽坳陷某些貧油窪陷天然氣相對富集的原因。

2.天然氣的運移、聚集與擴散

通過對各沉積時期天然氣的流體勢分布和運移方向的模擬，認為天然氣的二次運移主要發生在東營組沉積末期，較油滯後，其運移方向主要受氣體勢分布的控制，斷裂帶是其最重要的運移疏導層。通過含油氣飽和度分布的模擬，確定了天然氣的有利聚集部位一般較油藏埋藏淺，天然氣在明化鎮組和第四系沉積時期成藏，模擬結果與目前氣藏的實際分布情況較為吻合，為確定勘探方向提供了重要依據。

從圖2可以看出，館陶組沉積時期是其主要的烴類散失期，這是因為東營運動造成東營組與館陶組之間存在不整合面以及館陶組缺乏區域性良好蓋層。館陶組沉積以前，由於未進入大量生氣階段，以散失油和伴生氣為主；館陶組沉積時期，以散失油、伴生氣和游離氣為主；明化鎮組沉積時期，以散失游離氣為主。

圖2濟陽坳陷部分窪陷散失烴量模擬結果示意圖

四、油溶釋放氣成藏的定量分析

1.油溶釋放氣是天然氣的主要來源

從中淺層氣藏與稠油油藏的分布關系可以看出，液態烴從深部向中淺層運移過程中，隨溫度和壓力的降低，液態烴組分發生分離，重質組分形成稠油油藏，輕質組分多在其上方形成中淺層氣藏。如孤島、孤東、埕東、義東、陳家莊等絕大多數氣藏均具有與稠油油藏相伴生的特點，各項地球化學分析資料也已證明淺層氣與稠油是同源的。

Ⅰ型乾酪根的生烴模擬結果表明：生氣區以上以生油和伴生的溶解氣為主，天然氣以溶解相態排出為主。由於濟陽坳陷烴源岩的乾酪根類型以工型為主，且埋深淺（最大埋深小於4400m，一般小於4000m），熱演化程度低（R_o≤1.0），因此，溶解相態是濟陽坳陷天然氣的主要賦存相態。

從氣－源岩對比結果也發現兩者具有較好的親緣關系，伴生氣δ¹³C₁的平均值為－41.80，與氣藏氣的平均值－42.14十分接近，證明了淺層天然氣可能來自於液態烴運移過程中產生的油溶釋放氣。

從天然氣組分含量分析結果來看，濟陽坳陷天然氣的甲烷含量一般大於95%，部分氣田甲烷含量達到了99.0%以上，屬於「干氣」的范疇，但在「生油窗內」不應生成大量「干氣」。這是因為不同的天然氣組分在油中的溶解度是不同的。依據相似相溶原理，天然氣相對分子質量越大的重烴組分在油中的溶解度越高，如在30℃、10MPa條件下，乙烷的溶解度是甲烷的4倍，丙烷的溶解度是甲烷的20倍，且壓力越高倍數越大。溶解度的差異說明甲烷較其他組分更容易從油中釋放或脫氣，導致天然氣中甲烷含量較高。地下原油在開採到地表後，釋放出的輕烴組分總是以甲烷高純度為特徵，而其他組分在油中多未達到飽和。

2.油及地下水溶解天然氣模型

（1）油溶解氣釋放模型

天然氣在液態石油中的溶解度主要受控於溫度、壓力和原油密度，溶解度與飽和壓力呈正相關關系而與原油密度呈負相關關系，當地層壓力接近飽和壓力時，天然氣就會從油中釋放出來，產生脫氣作用。

（2）地層水溶解天然氣模型

天然氣在地層水中的溶解度主要受控於溫度、壓力和水的礦化度，影響最大的因素為壓力。天然氣在水中的溶解度隨壓力增高而增大，隨溫度的增加而降低，溫度為70～100℃時溶解度達到最小值。水的礦化度對溶解度的影響也較大，並隨礦化度的增大而減小。

3.油溶釋放氣起始脫氣點的計算

溶解於油中的天然氣在隨游離烴向上運移過程中，由於溫度、壓力及原油性質的變化，氣體從油中游離析出發生脫氣作用，形成中淺層的次生氣藏。為了確定起始脫氣深度，研製了油溶釋放氣起始脫氣點的計算程序。通過建立的油溶氣模型可以看出，當地層壓力等於飽和壓力時，天然氣在油中的溶解度可看做該溫度壓力條件下的最大溶解氣量，可作出單位（噸）油的最大溶解氣量與地層壓力和原油密度關系圖，並標定油氣運移的軌道。通過對油氣藏物性數據的分析發現，對於一個含油氣盆地而言，在同一層位內，伴隨流體由深到淺、由窪陷中心向邊緣運移，具有地層壓力逐漸降低，原油密度逐漸增高的趨勢。如果把窪陷內部埋藏深、封閉條件好的岩性油氣藏的氣油比（一般相當於窪陷的最大油氣比）近似作為窪陷的原始氣油比，選取與原始氣油比相等的最大溶解氣量等值線與油氣運移軌跡的交點，所對應的地層壓力可看做現今埋深條件下油溶氣起始脫氣壓力，對應的深度等值可看做起始脫氣深度。

通過計算，濟陽坳陷各主要窪陷平均起始脫氣點為1900m,1750～2000m為進入起始脫氣深度。

4.天然氣的脫氣模式與賦存狀態分析

根據起始脫氣深度的計算，建立了濟陽坳陷主要窪陷的油溶氣脫氣模式。如牛庄窪陷脫氣模式，隨液態烴自窪陷中心向邊部的運移，自窪陷中心至南斜坡地層壓力逐漸降低，原油密度逐漸增大，實際氣油比呈逐漸下降的趨勢，在1750m左右進入起始脫氣點，液態烴開始脫氣，目前已探明的天然氣均在起始脫氣點之上，為1750～1200m，雖進入起始脫氣點，但脫氣作用不完全，主要以氣頂氣和夾層氣藏為主；深度小於1200m，脫氣作用較完全，以純氣層氣藏為主。脫氣作用形成的中淺層次生氣藏，受液態烴運移最終指向的控制，分布在斷裂帶和凸起上；深度為3900～1750m時，天然氣在油中處於欠飽和狀態，以溶解氣的賦存形式為主；深度大於3900m，烴源岩才開始進入生成大量游離氣階段，可形成深層原生氣藏，但該類氣藏目前還未經鑽探證實。

通過對濟陽坳陷其他窪陷的油溶氣釋放規律的對比分析發現，它們與牛庄窪陷具有基本相同的特徵，油溶釋放氣的起始脫氣點深度為1750～2000m，對油溶釋放氣形成的中淺層氣藏的勘探深度應集中在埋深小於2000m的區域。

需要說明的是，起始脫氣點的計算和脫氣模式反映的是現今埋深條件下的狀態，即現今形成的天然氣才具有的脫氣和成藏規律，由於濟陽坳陷天然氣成藏期晚，主要在距今5Ma之後開始生成和運移成藏，而且成藏作用還在進行，因此可用現今時刻的起始脫氣點的計算和脫氣模式近似反映天然氣的賦存狀態。對於成藏較早的地區不能簡單套用，計算起始脫氣點需要考慮主要成藏期後再沉積的厚度。

5.天然氣「飽和程度」的計算與有利含氣區帶的預測

為了進一步探討油溶氣釋放規律，提出了「飽和程度」的概念和計算方法，該方法根據試油成果獲取單井在地表狀態下的日產油量、日產氣量和日產水量以及溫度、壓力和流體性質數據，恢復地下狀態天然氣在油水中的飽和狀態。

通過「飽和程度」的分析，認為淺層氣的富集主要受液態烴運移最終指向的控制，在凸起、隆起帶和窪陷四周的斜坡帶上以次生的氣層氣和部分氣頂氣形式存在；中層氣的富集受斷裂帶控制，在窪陷和凸起斷裂帶以氣頂氣和夾層氣等形式存在；深層氣主要富集在窪陷中心或鄰近窪陷中心的高部位，可能多以原生的游離相態聚集的氣層氣形式存在。

五、區帶資源量計算方法

1.二、三維盆地模擬相結合的方法

表1濟陽坳陷區帶天然氣資源量計算表

根據各凹陷三維盆地模擬結果，計算氣層氣供氣量，再乘上聚集系數得出氣層氣資源量；根據IES模擬結果，可知單條測線在不同區帶的天然氣聚集量，再進行面積加權和地質分析，綜合確定各含氣區帶的聚集量百分比，即可計算出各區帶的氣層氣資源量。

2.地質綜合評價法

（1）劃分天然氣排聚單元

排聚單元是以聚集區為核心的天然氣排運聚散系統，依據IES模擬的流體運移方向和古氣勢場分布，將濟陽坳陷劃分為14個排氣單元。

（2）計算各排聚單元供氣量

在排聚單元劃分的基礎上進行盆地模擬，計算不同生油窪陷向各排聚單元的供氣量。

（3）計算區帶氣層氣資源量

依據模糊評判原理，對區帶的氣源豐度、疏導層條件、氣源距離、保存條件等進行綜合評判，確定各區帶聚集系數，計算氣層氣資源量（表1）。

六、應用效果

根據本次天然氣區帶資源評價結果，選擇具有較高資源潛力的區帶進行了亮點勘查和鑽探，發現一批較有利的含氣圈閉和亮點，建成了天然氣產能20×10⁴m³，取得了較好的經濟效益和社會效益。

1.坨－勝－永斷裂帶

坨－勝－永斷裂帶位於東營凹陷北部，北鄰陳家莊凸起，東靠青坨子凸起，西南與利津、民豐窪陷相接，在研究區呈北西向帶狀分布，有利勘探面積近700km²，由於該斷裂帶緊鄰利津、民豐生油窪陷，具備有利的油氣成藏條件。該帶自1965年勘探以來，相繼發現了一批中淺層氣藏。根據區帶資源評價結果，坨－勝－永斷裂帶及陳家莊凸起南緣天然氣資源量為110×10⁸m³，探明天然氣儲量36.1×10⁸m³，剩餘資源量為74×10⁸m³。1998～2000年，該區加強天然氣勘探，豐氣1、豐氣斜101、永12-53井相繼鑽探成功，新建天然氣產能9.5×10⁴m³；2001年，在勝北斷層二台階又發現了一批淺層氣富集區，預測含氣面積24km²，預測天然氣地質儲量20×10⁸m³。

2.義南地區

義南地區位於義和庄凸起南部，南、東兩面與沾化凹陷相鄰，自東向西，義南斷層由北東向轉為近東西向，形成一弧狀構造帶。義和庄凸起為下古生界寒武—奧陶系灰岩組成的潛山。油氣勘探始於1961年，1971～1973年發現館陶組氣藏。經過20多年的勘探，共發現三個含氣區，即沾3－沾38、沾4及沾5井區，主力含氣層系為東營組、館陶組、明化鎮組。根據本次區帶資源評價結果，義和庄凸起及周緣天然氣資源量為79×10⁸m³，探明天然氣儲量11.15×10⁸m³，剩餘資源量68×10⁸m³，該區帶仍具有較大的資源潛力。1999～2000年，該區天然氣勘探發現Ⅰ、Ⅱ類亮點45個，預測含氣面積22.4km²，天然氣地質儲量24.35×10⁸m³；共部署井位11口，試氣見氣流井9口，新建天然氣產能8.0×10⁴m³。

『陸』 基本原理

1.埋藏史恢復

沉積物在上覆負荷的作用下，其厚度和孔隙度將呈降低的趨勢。真柄欽次（1987）等通過頁岩的壓實作用研究發現孔隙度與埋深具有指數函數關系。真柄欽次（1987）以及國內張博全（1992）、李明誠（1994）等將壓實作用劃分為不同的階段，並指出壓實作用具有不可逆性。壓實作用引起孔隙流體排出，不僅降低了孔隙度，亦使地層厚度變薄。VanHint（1978）首次強調定量的古等深評價和壓實校正相結合的重要性。汪緝安、熊亮萍等（1984）恢復華北地區的埋藏史時，把現今1500m厚度的沙河街組分別按不同岩性壓實校正與未經壓實校正進行對比，計算結果表明在東營組末和館陶組末，經過壓實校正的古地溫比未經校正者提高10℃～15℃，厚度可增加300m～450m。因此，在恢復埋藏史時，不能只憑現今地層剖面上各層厚度進行逐層相減來求得，而必須考慮到壓實作用的影響。

Flavey和Ian Deighton（1981）在假定壓實過程中岩石骨架體積保持不變的條件下，提出下列壓實校正模型公式：

第三紀殘留盆地油氣成藏動力學

式中：H_i（h）——現今頂界埋深為h（m）的第i層的厚度（m）;

H_i（d_j）——第j層沉積時埋深為D_j（m）的第i層的厚度（m）；

φ（z）——孔隙度與埋深（z）的關系。

根據鑽井地層分層資料和聲波測井資料，建立單井的地層岩性模型剖面，應用「回剝法技術（backstriping isostatic）」可以求解公式（4.1）出每一層在不同埋深下的厚度和埋藏深度。應用「回剝法技術」恢復單井剖面的埋藏史時要考慮地層剝蝕和古水深的影響。

2.熱史恢復

目前地層的熱史恢復方法可歸納為構造熱演化法和古溫標法兩大類。前者主要根據盆地的成因類型、地溫場熱源、熱成因機制等建立熱流方程，然後求解熱流方程得到各時期在不同埋藏深度的古地溫。後者是利用地層中有機質、礦物、流體等記錄的古地溫（即古溫標）反演地層的熱史。對於裂谷型盆地，Mckenzie（1978）等認為其構造熱作用過程包括岩石圈的伸展減薄、地幔侵位、熱膨脹與冷卻收縮，可採用均勻伸展模型來描述其熱流值由高逐漸降低的變化特徵。均勻伸展模型的古熱流方程為：

第三紀殘留盆地油氣成藏動力學

式中：T——古地溫（℃）;

z——埋藏深度（cm）;

t——沉降時間（s）;

x——岩石圈的熱擴散率（cm ²/s）。

求解熱流方程（4.2）的邊界條件為：

T=0當z=h

T=T₁z=0

式中：h——從地表至岩石圈底界的深度（cm）;

T₁——軟流圈的溫度（℃）。

求解熱流方程（4.2）的初始條件為：

第三紀殘留盆地油氣成藏動力學

式中：β——岩石圈在水平方向的拉張系數。

構造熱演化法和古溫標法都有各自的優缺點。在實際應用中，一般把兩者結合起來，即考慮到盆地內區域構造演化和古熱流的變化特點，在單井埋藏史恢復基礎上，計算各時期的TTI值，然後將計算的R_o與實測的R_o值比較，若兩者相差大於0.05%，則根據古熱流模式調整古地溫梯度。有機質熱演化史恢復應用較為廣泛的是Lopatin（1971）的TTI時－溫指數法。

TTI值是Lopatin（1971）提出，後經Waples（1980）充實的有機質在熱演化進程中的時－溫指數，其計算公式如下：

第三紀殘留盆地油氣成藏動力學

將式（4.3）離散求和為：

第三紀殘留盆地油氣成藏動力學

式中：A ——頻率因子；

E——活化能；

R——氣體常數；

T——地層溫度；

t——反應時間；

n——溫度區間。

對於某種乾酪根來講，A、E為常數。理論推導與實驗研究表明，當溫度增加10℃時，反應速度增加1.6～2.6倍，一般取2倍更合理，並以100℃～110℃的溫度指數確定為1.0。因此，式（4.4）可以簡化為：

第三紀殘留盆地油氣成藏動力學

式中T_n為每一溫度區間的地質時間（百萬年）。在埋藏史恢基礎上，通過計算機可以計算出每一層在各時期的TTI值。現今測得R_o值是有機質在各時期不同埋深條件下受熱演化的累計結果，它與TTI值間有一定關系，目前國內外學者公布的TTI值與R_o之間的關系式較多，其中應用較多的是W aples提出的關系式。Waples通過大量實驗資料發現TTI值民R_o在不同區間的關系有所不同，並歸納出TTI值與R_o的分段函數關系式為：

R_o=0.2 0<TTI≤0.3 （4.6)

R_o＝（logTTI+1.28)/3.8 0.3<TTI≤10 （4.7)

R_o=（logTTI+0.69)/2.82 10<T T I≤30 （4.8)

R _o＝（logTTI- 0.14)/1.74 30<TTI≤75 （4.9)

R_o＝（logTTI- 0.67)/1.2 75<TTI≤300 （4.10)

R_o＝（logTTI- 1.01)/0.98 300<TTI≤2000 （4.11 )

R_o＝（logTTI- 1.59)/0.73 TTI>2000 （4.12

『柒』 地質溫度計及其理論基礎

（一）概述

從廣義上來說，凡是對地質歷史中古地熱場地溫具有指示意義的地質標志均可視為地質溫度計。目前，在沉積盆地古地熱場研究中常用的地質溫度計或溫標（Geothermal Indicator）主要有以下幾種類型：

1.有機地質溫度計，如煤或乾酪根的鏡質組反射率、固體瀝青反射率、鏡煤或Ⅲ型乾酪根電子順磁共振參數自由基濃度、動物有機碎屑反射率、孢粉熱變指數、可溶有機質分子結構參數甲基菲指數等。其中，前兩種參數在煤、油氣地質研究中得到了廣泛應用，其它參數的研究近年來也取得了長足的進展。

2.自生礦物特徵及（或）組合，包括礦物流體包裹體分析、粘土礦物種類及組合分析，沸石類礦物分析等，其中流體包裹體分析在沉積盆地古地熱場研究中應用最為廣泛，粘土礦物作為一種定性或半定量的古地溫標志，其關於煤化作用古地熱場研究的應用成果也經常見諸於文獻報道。

3.碎屑礦物的核物理性質——裂變徑跡分析，由於該法在研究古地溫時常用的礦物為磷灰石，故也常稱為磷灰石裂變徑跡法。裂變徑跡法得到的古地溫溫度較為准確，可以反映不同地質時期古地溫變化的特點，並可據此得到關於盆地物質來源、沉積地層形成年代、沉積速率、地層抬升速率、剝蝕厚度等方面的信息，是近年來低—中溫地質溫度計研究的熱點方向。這種方法主要適用於生油窗范圍內的古地溫溫度，且測定步驟繁瑣，在溫度范圍寬廣的煤化作用研究中受到一定限制。

4.動物無機碎屑光學性質，如牙形石色變指數，廣泛地應用於石油天然氣源岩的評價，特別是缺乏鏡質組的下古生界源岩，但在我國煤化作用的研究中極少採用。這種方法的精度受操作者經驗、牙形石種類、碎片部位等因素的影響，故是一種半定量的溫標。

（二）鏡質組反射率化學反應動力學模式

鏡質組反射率是目前能源地質界所公認的最為有效的地質溫度計。鏡質組是一種以具有烷基側鏈及官能團的稠環芳香結構為基本結構單元、並以橋鍵相交聯的復雜有機縮合物。在熱演化過程中，鏡質組化學結構中側鏈及官能團脫落、芳香環數目及碳網堆砌層數增多、基本結構單元增大、基本結構單元之間有序化程度增高，導致鏡質組反射率規律性增大。因此，在鏡質組的反射率、其化學結構以及熱演化條件之間存在著層次不同的因果關系，這種關系可用化學反應動力學原理加以描述。換言之，根據鏡質組反射率，有可能定量估算地質體中有機質在熱演化歷史中的受熱條件，進而反演古地熱場特徵及其演化歷史。

鏡質組反射率的增進可以被視為是有機質一級化學反應的結果，其反應效率（Z）與反應時間（t）成正比：

Z=k·t

式中反應系數（k）可由阿倫尼烏斯化學反應動力學方程給出：

k=A·exp（—E/RT）

由此，得出反應效率與受熱溫度、受熱時間及化學結構之間的化學反應動力學方程：

Z=A·t·exp（—E/RT）

式中：A——頻率因子，為一常數，表示單位時間內分子碰撞的次數；

E——反應活化能，是受熱溫度和物質化學結構的函數；

R——理想氣體常數；

T——物質受熱的絕對溫度。

上述化學反應動力學方程表明：鏡質組的受熱時間與受熱溫度互成函數關系，受熱時間的確定是利用鏡質組反射率來反演受熱溫度的關鍵之一；若受熱時間和受熱溫度一定，則反應效率（可用鏡質組反射率衡量）取決於反應活化能，而活化能的大小極大地受到鏡質體物質組成高度非均一性的影響，是鏡質組化學組成和化學結構的函數，因此盡可能真實地確定這種函數關系乃是正確恢復古地熱場特徵的又一關鍵；根據化學反應動力學原理，只要建立起具體的解析方程，即可通過已知地質變數求取未知地質變數。具體解析方程的完善程度，直接影響到鏡質組反射率這種地質有機溫度計的實用程度。

基於上述原理，目前已建立起恢復古地熱場特徵及有機質受熱歷史的數十種鏡質組反射率化學動力學模式，這些模式大致可歸納為四大類型，即簡單函數關系模式、受熱時間－經驗法模式、反應活化能－溫度函數模式和平行反應化學動力學模式（秦勇等，1995）。這種排列順序，也反映出鏡質組化學反應動力學模式由片面到全面的逐漸完善和發展的過程。

簡單函數關系模式僅簡單地描述有機質成熟度（例如鏡質組反射率）與受熱溫度之間的對應關系，對受熱條件、有機質類型和組成等因素未加考慮（例如熱姆丘日尼柯夫，1948；列文斯坦，1969；阿莫索夫，1976；Epstein,1977；Price,1983），是模式發展的初期產物。

受熱時間-經驗法模式引入了受熱時間的概念，在受熱條件中考慮了溫度與時間之間的關系，同時也根據模擬實驗及實際資料統計結果，引入阿倫尼烏斯一級反應動力學方程，建立起有機質成熟度、受熱時間與受熱溫度之間的數學模式（解析方程）或圖解模式（例如：Karweil,1955；Bostick,1971,1978；Teichmuller,1971；Connan,1974；Middleton,1982;Zhijun,1983；Pigott,1985；Antia,1986；Wood,1988；Barker,1989），使模式所依據的理論基礎趨於嚴密。然而，這類模式在理論和方法上存在著明顯不足：將反應活化能作為常量看待，由於反應活化能是受熱溫度的函數，故將其常量化無法真實地反映有機質的熱演化狀況；均採用地層年齡代表受熱時間，忽略了對有效受熱時間、有機質成熟作用不可逆性、構造歷史及埋藏歷史等復雜地質因素的考慮，有可能歪曲地層的受熱歷史，進而影響到對礦產資源預測評價的准確性；有機質在熱演化過程中同時進行著多種化學反應（即平行反應），不同反應所需的活化能是不一樣的，此類模式中將所有平行反應均用一個活化能來表示，顯然無法反映有機質化學組成的高度非均一性。

反應活化能－溫度函數模式的最大特點在於引入了反應活化能，在以阿倫尼烏斯一級反應為理論基礎的模式中，明確了反應活化能隨有機質成熟度而變化這一事實（例如：Lopatin,1971；Waples,1980；Ritter,1984；Lerche等，1984；Armagnac等，1989），並在某些模式中定義了「有效受熱時間」的重要概念（Hood等，1975；Bostick等，1978）。其中，目前應用最為廣泛的是由Lopatin（1971）提出、後由Waples（1980）修訂的「時間－溫度指數（time-tempreture index，簡記為TTI）」模式以及由Hood（1975）提出、後由Bostick（1978）補充完善的「有機成熟度水平（level of organic metamorphism，簡記為LOM）」模式。這類模式明顯優於簡單的成熟度-溫度模式和受熱時間－經驗法模式。但也存在某些不足：在特定溫度下僅採用平均反應活化能，不足以代表在寬廣溫度范圍和受熱溫度下有機質熱演化過程中復雜的平行反應；模式中仍含有較高的經驗性成分，採用不同的經驗數值，對古地熱場特徵恢復的結果是有差異的。

在平行反應化學動力學模式中考慮到不同的化學反應具有不同反應活化能這一事實，採用一系列化學動力學方程，描述出地質體中有機質的熱演化（降解）是由一系列平行反應構成的反應過程。Tissot等（1984,1987）、Larter（1988）、Burnham等（1989）先後建立起相關的化學動力學模式，通過賦予不同平行反應以不同反應活化能的方式，較為全面地描述了有機質類型和組成與受熱條件之間的函數關系。然而，盡管這類模式在理論上較為完善，但計算過程過於繁瑣，某些涉及到有機質化學結構的參數也難以選擇，從而限制了模式的推廣應用。鑒於此因，Sweeney（1990）進一步簡化了先前模式，提出名為「EASY%R_o」的數值模擬方法，使平行反應化學動力學模式朝實用性方面邁進了一步。

目前，EASY%R_o方法已引起國際能源地質界的關注，並在某些國家和地區得以應用（Littke,1994）。可以說，平行反應化學動力學模式在理論和方法上更為成熟，是今後模式開發和應用的主要方向。

（三）礦物流體包裹體分析

礦物包裹體按成因可分為原生包裹體、次生包裹體和假次生包裹體，按物理狀態可分為固體包裹體和流體包裹體。只有原生流體包裹體形成後與外界基本上沒有發生物質交換，保留了成礦流體的成分和性質，故可反映礦物形成時的物理化學條件，如溫度、壓力、成礦溶液鹽度和密度、成礦流體來源等。

包裹體測溫有淬火法、爆裂法和均一法。淬火法多用於岩漿岩的研究。爆裂法由於受包裹體的形態、成分、主礦物的硬度、解理發育情況、粒度大小及測溫過程儀器的影響，其結果只能作為參考。均一法是包裹體測溫的基本方法，所測均一溫度經過壓力校正得到包裹體的捕獲溫度，指示了礦物形成的下限溫度。

流體包裹體的形成壓力可以通過流體成分和其P-V-T-X特性加以確定，目前常用方法包括流體蒸氣壓法、均一溫度——另一個獨立地質溫度計法、等溶線交互法、含子礦物包裹體估演算法等（張文淮等，1993）。在本書中，作者採用等溶線交互法求取煤系脈體包裹體的形成壓力，進而用其對均一溫度進行校正以及對脈體形成時含煤地層的古埋藏深度進行反演。

除溫度、壓力測試外，流體包裹體分析還包括流體鹽度分析、液相成分分析、氣相成分分析、穩定同位素分析等。作者通過這些分析，為異常古地熱場成因或機理的研究提供了豐富信息（見第四章）。

（四）電子順磁共振測溫

乾酪根是一種含烴基鏈和官能團的芳香稠環縮聚體系。在受熱過程中，體系中的化學鍵按鍵能大小發生斷裂，並發生了一系列的平行反應，乾酪根發生熱降解，在生成包括烴類在內的小分子化合物的同時，殘余乾酪根的芳構化程度也得以逐步增強。

Tissot等（1975）基於化學反應動力學原理，建立起數學模型來描述乾酪根熱降解的化學反應過程，並推導了以一級反應為基礎的乾酪根降解動力學模式。

山西南部煤化作用及其古地熱系統：兼論煤化作用的控氣地質機理

式中：X_i——在第i次反應中有機質的數量；

k_i——在給定溫度下是一常數，它隨溫度的變化可用阿倫尼烏斯公式來表示：

k_i=A_i·exp（—E_i/RT）

通過上述模式，可以計算出給定地質條件下乾酪根降解的數量或生烴潛力。

生烴潛力用有機質在某一階段的轉化率（r）加以表示，即在該階段已轉化為具有生烴潛力的乾酪根的比例：

山西南部煤化作用及其古地熱系統：兼論煤化作用的控氣地質機理

式中：X_o—乾酪根生成烴類的總量；

X_i——某類乾酪根在某一階段生成的烴量。

腐殖煤具有Ⅲ型乾酪根的性質，其活化能隨受熱溫度和煤級而發生變化。根據這些數據，採用某種熱歷史的數值模擬程序（如EASY%R_o法），可求取乾酪根的反應程度（F）或降解率（r）。進而根據不同類型有機質順磁磁化率（X_p）或自由基濃度（N_g）與降解率之間的關系，採用數值逼近方法，求出煤的電子順磁共振特徵與所經歷過的最高古地溫之間的相關關系。

『捌』 南海北部神狐海域天然氣水合物成藏動力學模擬

蘇丕波，梁金強，沙志彬，付少英，龔躍華

蘇丕波（1981－），男，博士，主要從事天然氣水合物的氣源條件與成藏模擬研究，E-mail:[email protected]。

註：本文曾發表於《石油學報》2011年第2期，本次出版有修改。

廣州海洋地質調查局，廣州510760

摘要：為了了解南海北部神狐海域天然氣水合物的成藏匹配條件，針對神狐海域水合物研究區典型二維地震剖面，構建了該區的地質模型，並對其進行了天然氣水合物成藏動力學的模擬。研究結果表明：神狐海域具備有利於天然氣水合物成藏的溫度、壓力條件；微生物氣和熱解氣的資源潛力巨大，滿足水合物形成的氣源條件；運移條件優越，有利於天然氣水合物的聚集成藏。針對上述結果，提出了該區天然氣水合物的成藏模式，並初步預測該區天然氣水合物資源潛力巨大，是進一步勘探水合物的遠景區。

關鍵詞：南海；神狐海域；天然氣水合物；成藏模式；生物氣；熱解氣

Gas Hydrate Reservoir Simulation of Shenhu Area in the South China Sea

Su Pibo,Liang Jinqiang,Sha Zhibin,Fu Shaoying,G ong Yuehua

Guangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760

Abstract:In order to understand the natural condition of gas hydrate formation,a geological model of gas hydrate reservoir,which based on the typical seismic image obtained from Shenhu area,was studied by basin modeling.The studies indicated: 1) The temperature and pressure of Shenhu study area are appropriate for gas hydrate reservoir; 2)These gas source rocks have huge gas-generating potential,thus provide abundant gas sourcefor gas hydrate formation; 3)The hydrocarbon migration conditions are favorable for accumulation of gas hydrate.A forecasting model of gas hydrate formation was given after basin analysis.The conclusion is drawn that Shenhu area is a better hydrate prospecting area because of its favorable conditionsfor gas hydrate formation.

Key words:South China Sea ; Shenhu area;gas hydrate;reservoir model;biogases ; thermolytical gases

0 引言

天然氣水合物是在低溫、高壓環境下由水和天然氣組成的類冰結晶化合物，主要賦存在陸地永久凍土帶和水深超過300 m的海洋沉積物中。目前發現的海底天然氣水合物主要分布於世界各大洋邊緣海域的大陸斜坡、陸隆海台和盆地以及一些內陸海區的大洋沉積物中，水深一般為300～4 000 m ，賦存沉積物一般為海底以下0～1 500m^[1]。

控制海洋天然氣水合物成藏的關鍵因素包括溫度、壓力、氣體組分和飽和度及孔隙水組成，水合物的結晶和生長還取決於沉積物顆粒大小、形狀和組成^[2]，但是這些因素受到海洋中一系列構造和沉積作用的影響，在不同的時間尺度上可能導致多種天然氣水合物成藏的動力學反映^[3-5]。目前，國內外對天然氣水合物賦存及分布的主控因素的研究仍局限於對影響水合物成藏的個別因素探討上，如全球氣溫變化、構造活動與地熱史、沉積作用效應、地溫梯度和冰川性海平面相對移位等^[6]，這些因素均可改變天然氣水合物形成所需要的溫壓條件與沉積物的物性特徵，從而影響天然氣水合物系統的穩定性。除溫壓條件外，是否有充足的氣體供應是控制天然氣水合物的形成的另外一個重要的控制因素；從動態過程來考慮，除了烴類氣體的供應外，還涉及烴類氣體到達天然氣水合物穩定帶的運移通道，天然氣水合物形成的構造環境等。

南海北部陸坡含油氣盆地發育，氣源豐富，類型眾多，深部熱解氣、淺層微生物氣均有可能形成天然氣水合物，雖然部分學者分別就烴類氣體供應問題、烴類運移條件、岩層和構造對天然氣水合物產狀與分布影響或控製做過單方面的研究^[7-9]，但還沒有將它們作為一個有機整體在時空尺度上開展水合物的成藏系統研究。本文選取南海北部神狐海域研究區的典型地震剖面，圍繞天然氣水合物「成藏」這一核心問題，通過水合物成藏動力學模擬，結合地震剖面解釋成果，對南海北部神狐海域天然氣水合物成藏模式進行了初步的探討。

1 研究區地質概況

圖1 研究區位置及范圍

神狐海域水合物研究區地理上位於南海北部陸緣陸坡區的中段神狐暗沙東南海域附近，即西沙海槽與東沙全島之間海域，構造上位於珠江口盆地珠二坳陷白雲凹陷（圖1）。白雲凹陷水深200～2 000 m，面積約為20 000 km²，新生代最大沉積厚度約為12 000 m，地史上經歷多次地殼運動和多階段的構造演化，地質構造復雜，斷層－褶皺體系非常發育^[10-13]。神狐海域研究區晚期斷層極其發育^[14]，新生代斷層大致可分為晚中新世和上新世以來2個主要時期，晚中新世斷層以NW為主，斷層大部分切割上中新統，部分切割上新統，是研究區最主要的斷層活動時期；上新世以來活動斷層以NEE向為主，斷層活動下，部分斷層切穿較新的沉積層延伸至海底附近，深部斷層為天然氣向淺部水合物穩定帶運移創造了有利條件，而褶皺構造易於捕獲天然氣，促使水合物的形成。同時，神狐海域海底滑塌作用非常強烈，有分析認為可能與水合物的形成和分解有關^[15]。此外，根據沉積相分析^[16-17]

於興河，蘇新，陳芳，等.南海天然氣水合物成礦的沉積條件初步研究.北京：中國地質大學，廣州：廣州海洋地質調查局，2002.，南海北部陸坡自晚漸新世以來處於坳陷沉降期，以濱、淺海—半深海沉積環境為主，陸源碎屑供給充足，沉積速率大、厚度大、粒度總體上中等偏細。特別是晚中新世以來神狐海域研究區以三角洲、扇三角洲、滑塌扇、濁積扇沉積為主，重力流非常發育，特別是第四紀，廣泛發育滑塌沉積，這些沉積體普遍具有較高的沉積速率，沉積厚度相對較大，含有大量的有機質，並能得以有效地保存，能為天然氣水合物的形成提供充足的氣源。綜合分析，神狐研究區具備良好的天然氣水合物成藏地質條件。

2 模型選擇及參數的選取

由於神狐海域探井缺乏，本次模擬剖面選取既考慮選擇神狐海域水合物研究區具有代表性的典型剖面，同時兼顧該區及鄰區是否有可以借鑒的模擬參數資料。結合這兩點，本次模擬研究選取神狐海域水合物研究區的二維地震測線Line A，該測線處水深介於400～1 700 m，地層自下而上發育有始新世文昌組、漸新世恩平組、中新世珠海組、珠江組、韓江組、粵海組、上新世萬山組和第四系8套地層，在水深500～1 000 m之間的萬山組內識別了指示水合物存在的BSR特徵標志（圖2）。

本次研究採用IES軟體中的Petro Mod 2D模塊，主要對研究區新生界的溫壓場、有機質熱演化指數R。和流體運移進行了模擬。地層壓力的演化基於2個假設應用有限元模擬方法來模擬孔壓發育史：首先假設岩石和孔隙流體在壓縮和變形過程中保持質量平衡；其次壓實過程中，流體排出極其緩慢，能夠以達西流法則來描述牛頓流。熱史恢復則採用地球熱力學和地球化學結合方法，即將正演技術與反演技術、地史恢復與熱史恢復結合起來，利用已知的地層信息和古溫標資料作為約束條件，對研究區的熱演化史進行模擬。有機成熟度的計算採用Sweeney和Burnham 提出的EASY% R_o模型^[18-19]，它是目前用於成熟度計算最為完善的一種模型，它不僅考慮了眾多一級平行化學反應及其相應反應的活化能，而且還考慮了加熱速率，適用范圍廣，能比較精確的模擬地質過程中有機質成熟度演化。

圖2 神狐海域研究區模擬測線A原始解釋剖面及地質模型

a.測線A原始地震剖面（時間域）；b.測線A模擬地質模型（深度域）

模擬中主要需要岩石性質、地質界面、烴源岩地球化學和斷層活動性等參數，對這些模擬參數的選取，綜合借鑒了研究區各方面的研究成果。其中，模擬所需的岩性參數來源於中海油鑽探資料^[20]；地質界面參數中古水深來源於高紅芳等^[21]在該區的研究結果；熱流來源於ODP184航次調查成果^[22-23]；古地溫由IES系統根據剖面所在的全球位置和緯度，利用全球平均地表溫度窗口以及古水深變化計算不同時期的溫度曲線；對於烴源岩地球化學參數，綜合目前研究資料及地質分析，認為該區主要烴源岩層為文昌組和恩平組，其中恩平組w(TOC）平均值為2.19％,H_I平均值為157.4 mg/g，由於白雲凹陷尚未鑽遇文昌組烴源岩，文昌組烴源岩層TOC、H_I數據根據珠江口盆地珠一坳陷與珠三坳陷的資料結合該區地質條件類比分析認為：研究區文昌組為中深湖相泥岩， w(TOC）平均值為2.94％,H_I平均值為483.4 mg/g^[24]；而斷層活動性的分析主要是基於斷層在地震剖面上斷過的層位以及研究區構造活動的時間來判斷和估算。本次模擬研究中，斷層根據其活動期次劃分為始新世中期神狐運動及之前形成的活動斷層，中中新世東沙運動形成的活動斷層以及上新世以後的活動斷層；對剖面經過的每一條斷層均進行了屬性定義，在模擬過程中，各斷層活動性自構造活動時間開始均設為完全開啟狀態。

3 模擬結果分析

模擬結果是否可靠需要通過模擬結果與鑽井實測值進行對比來進行檢驗。研究區番禺低隆起有部分探井，其中井B有實測的地溫和鏡質體反射率^[25]，且該井與測線剖面較近，兩者的演化環境與受熱歷史相差不大。可以利用該井的實測值對模擬結果進行檢驗，從與該井最近的剖面點模擬結果與實際井資料的對比圖（圖3）可以看出，測線點模擬曲線與井測試值趨勢比較一致，說明模擬結果比較准確，可以用模擬結果來進行相關解釋。

圖3 神狐研究區井B地溫和R_o實測值與模擬值對比

3.1 溫壓場模擬

天然氣水合物的形成與成藏需要特定的溫壓條件，低溫和高壓有利於水合物的形成和穩定賦存^[26]。測線A通過地震剖面解釋，在水深500～1 000 m之間的萬山組內識別了指示水合物存在的BSR特徵標志。通過模擬得到該區現今的溫度場（圖4）與壓力場（圖5），在剖面上BSR所處溫度在16℃左右，壓力在15 MPa左右，對比世界上已知天然氣水合物區，結合甲烷在海水中形成水合物的相平衡曲線^[27]，表明該測線剖面BSR區域處於天然氣水合物穩定存在的溫壓場范圍內，符合天然氣水合物的成藏要求。

圖4 神狐海域A測線現今溫度場模擬

圖5 神狐海域A測線現今壓力場模擬

3.2 有機質成熟度模擬

對神狐海域地質調查站位資料的分析^[28]

郭依群，梁勁，龔躍華，等.南海北部神狐海區天然氣水合物資源概查報告.廣州：廣州海洋地質調查局，2004.：研究區淺表層沉積物中普遍存在游離氣，甲烷碳同位素δ¹³C₁的測試結果顯示：δ¹³C₁(PDB) （‰）值在－46.2‰～－74.3‰之間，平均為－60.9‰，除2個樣品的δ¹³C₁(PDB）值為－46.2‰和－51‰外，大多數樣品的δ¹³C₁(PDB）值小於－57‰，證實神狐海域淺表層沉積物頂空氣主要來源於生物氣。同時，許多調查站位頂空氣甲烷的含量在垂向上保持了相對較高的豐度，特別是在調查區北部白雲凹陷內，甲烷的含量分別接近了120μL/kg和200μL/kg，暗示其深部可能有持續穩定的游離甲烷供應，來源於深部的熱解氣。王建橋等^[29]對研究區東部的ODP1146站位頂空氣樣品進行了分析，結果顯示為混合氣體的特徵。由此推測，研究區淺部地層中的天然氣可能兼有生物氣和熱解氣2種來源。

R_o值是反映烴源岩成熟度的重要指標。通常，生物氣的烴源岩應處於未熟—低成熟的生烴門限以下，其R_o< 0.7％，有機質熱演化R_o模擬結果顯示（圖6）：淺部地層上新世萬山組、中新世粵海組、韓江組R_o位於0.2％～0.6％，均未進入生油門限，由於其厚度大，且有機質豐度較高；其中，第四系w(TOC）平均為0.22％～0.28％，萬山組w(TOC）平均為0.30％～0.39％，粵海組w(TOC）平均為0.49％；粵海組—第四系海相泥岩生烴潛力w(S_l+S₂）平均為0.13～0.32 mg/g，均已達到了作為生物氣烴源岩的有機質豐度和生烴潛力的標准和條件

郭依群，梁勁，龔躍華，等.南海北部神狐海區天然氣水合物資源概查報告.廣州：廣州海洋地質調查局，2004.，這幾套層序可以成為良好生物成因氣的主力「生物烴源岩」，具備生成生物氣的巨大潛力。在合適的條件下，能夠為水合物成藏提供大量的生物氣氣源。

圖6 神狐海域A測線有機質成熟度模擬

同時，模擬結果也表明了凹陷內的「熱解烴源岩」文昌組和恩平組有機質的演化程度普遍較高。其中，文昌組R_o值在2％以上，最大值超過3％，處於過成熟生干氣階段，已產生大量熱解氣。而恩平組R_o為1.3％～2.6％，處於高演化階段，現階段以生氣為主。高解析度地震資料解釋結果顯示

梁金強，郭依群，沙志彬，等.天然氣水合物資源量評價方法及成礦遠景研究.廣州：廣州海洋地質調查局，2002.，文昌組在白雲凹陷中面積達1 900 km²，厚度1 700～3 000 m,w(TOC）平均值為2.94％,w（氯仿瀝青「A」）平均值為0.225％；乾酪根H/C原子比為1.5～1.0，大多在1.2，表明有機質類型為Ⅰ和Ⅱ型，以Ⅱ₁型為主，H_I平均為483.4mg/g；恩平組在白雲凹陷中分布面積為2 860 km²，厚度1 100～2 300 m,w (TOC）平均值為2.19％,w（氯仿瀝青「A」）平均值為0.1976％；乾酪根H/C原子比多在1.2～0.7，表明有機質類型以Ⅱ_：和Ⅲ型為主。岩石熱解分析測定恩平組烴源岩生烴潛力w(S₁+S₂）為（0.22～34.36）×10-³，平均3.1 1×10^-3,H_Ⅰ為41.6～400.0 mg/g，平均為157.4 mg/g。綜上所述，研究區熱解生氣潛力同樣巨大。

3.3 流體運移模擬

通過前面有機質成熟度的模擬分析可以知道，處於測線A深部的文昌組和恩平組有機質成熟度已處於高演化階段，均以產氣為主。從測線剖面所在區域的文昌組和恩平組烴源岩產生的油氣流體運移模擬結果可以看到（圖7），深部的文昌組和恩平組烴源岩已經開始產生大量的熱解氣，並且產生的熱解氣通過斷層或上部滲透率高的岩層，可以運移至淺部水合物穩定帶，為水合物成藏提供一定的熱解氣。同時也應注意到，雖然深部烴源岩層能夠大量產氣，但是大部分氣體在運移至珠海組和珠江組時，在有利構造部位集聚成藏，這些成藏的氣體然後以斷裂為主要運移通道向上運移至淺部水合物穩定帶；同時，也可以看到，當斷層斷裂至海底時，氣體將沿著斷層逸散至海面，造成氣體的散失，不利於水合物的成藏。另外，深部熱解氣也可以隨超壓孔隙流體向上運移，與淺部生物氣混合形成水合物。而在淺部，由於斷裂構造不發育，受流體勢控制，淺部生物氣以則向運移為主運移至水合物穩定帶區域。

圖7 神狐海域A測線油氣運移模擬

4 水合物成藏模式的構建

天然氣水合物成藏是一個復雜的過程。其成藏系統包括烴類生成體系、流體運移體系、成藏富集體系，它們彼此之間在時間和空間上的有效匹配將共同決定著天然氣水合物的成藏特徵。白雲凹陷於始新世—早漸新世在潮濕的氣候環境、全封閉的深窪陷及高的沉積速率下形成了巨厚的文昌組、恩平組烴源岩，隨後，這2組烴源岩在裂後相對構造平靜期大量生烴，而以高沉積速率的深水細粒為主的充填作用導致白雲凹陷形成超壓；隨後的東沙運動使白雲凹陷發育大型底辟構造和大量NW 向張扭斷裂，壓力隨之得到釋放，逐步形成今天趨於正常地層壓力的狀態^[30]。超壓存在說明油氣運移曾經不暢，現今白雲凹陷趨於正常壓力，則表明超壓得到了有效釋放、油氣運移通暢，大量油氣已經運移出來。因此，可以認為晚期底辟和斷裂產生的垂向通道為油氣垂向輸導的有效通道。油氣勘探也顯示白雲凹陷北坡天然氣藏具有晚期斷裂控製成藏的特點，同時由於白雲凹陷深水區同樣存在大量具有底辟構造和斷裂相關的淺層亮點氣異常反射，也證明了凹陷深部的油氣被垂直輸導到淺部地層；顯然，白雲凹陷存在晚期活動的斷裂和底辟帶的垂向輸導系統，可以大大改善天然氣的垂向運移條件。代一丁等[31]通過盆地模擬表明：文昌組和恩平組兩套烴源岩層在開平凹陷現在處在生、排烴高峰期，在白雲凹陷已處在產生裂解氣的階段。這與本次模擬吻合。另外，離該測線不遠處，有我國第一口深水鑽井LW3-1-1井，該井在上漸新統珠海組和下中新統珠江組鑽遇了大量天然氣，累計天然氣地質儲量約為800億～1 100億m^3[32-33]。據此推測，該區域深部烴源岩在一定程度上可以產生大量熱解氣，這些熱解氣通過合適的斷層與底辟為天然氣水合物的成藏提供一定的熱解氣源。

同時，近海油氣勘探表明^[34]，南海北部邊緣盆地生物氣的烴源岩分布相當廣泛，縱向上從上中新統至第四系，甚至在局部區域的中中新統的不同層段均有分布；區域上盆地內均有大套淺海相和半深海相的泥質烴源岩展布，其有機質豐度相對較高，已達到了作為生物氣烴源岩的標准，且具有一定的生烴潛力。並且已在珠江口盆地東部白雲凹陷北斜坡PY34-1和PY30-1構造的淺層已發現生物氣氣藏。

圖8 神狐海域天然氣水合物成藏模式

綜上所述，構建了該區的水合物成藏模式圖（圖8）。該成藏模式認為神狐海域水合物氣源為通過深海平原生物氣橫向遷移和深部熱解氣的垂向運移混合成因，深度熱解烴源岩具有良好的生烴能力，生成的大量氣體以活動斷裂為主要運移通道向上運移，並在合適的條件下在源岩上部有利構造部位形成一定規模的天然氣氣藏。同時，這些深源高成熟氣體持續以斷裂為主要運移通道或者隨超壓孔隙流體向上運移，這些氣體運移至淺部與淺部生物成因氣混合在一起，在合適的溫壓域內形成水合物。

5 結論

1）神狐海域具備有利於天然氣水合物成藏的水深、溫度、壓力條件及其地質條件。

2）神狐海域氣源條件充足，白雲凹陷深部發育文昌組和恩平組兩套主要的烴源岩，其有機碳含量和鏡質體反射率值均較高，以產氣為主，部分氣體通過斷裂構造運移至水合物穩定帶，為天然氣水合物成藏提供一定的熱解氣氣源；神狐海域淺部韓江組，粵海組，萬山組及第四系鏡質體反射率在0.2％～0.6％之間，熱成熟低、厚度大、泥岩及有機質含量高，是良好的生物氣氣源岩；生物氣資源潛力巨大，可為天然氣水合物的形成提供生物成因氣氣源。

3）神狐海域運移條件優越，發育溝通氣源岩層的斷裂與底辟構造，為水合物的成藏提供氣體的垂向運移通道；而在淺部，氣體則通過側向運移為主運移至水合物穩定帶。

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『玖』 南華北地區古地熱史模擬

根據南華北地區的實際地質條件和古溫標數據狀況，採用中國科學院地質研究所與中國科學院計算中心合作開發的「油氣盆地熱歷史及構造熱演化模擬系統」，對開封坳陷2口井和周口坳陷5口井進行了熱史恢復。合肥坳陷和信陽坳陷由於缺乏古溫標資料，未進行熱史恢復。

1.開封坳陷的地熱史模擬

（1）開封坳陷的地熱史模擬

在古溫標法中，熱史反演是建立在埋藏史基礎上的；而在構造熱演化法中，沉降史是對模型參數的基本數據進行標定。此外當地層存在剝蝕時，可以通過古溫標確定剝蝕厚度，進而重建地史，所以熱史恢復過程中包含著地史恢復。根據地層分層資料和岩石物性資料，採用地史模擬器對鄧5井和濟參1井的地史進行了恢復，包括沉積埋藏史和沉降史（圖5-27，圖5-28）。鄧5井地層在135～105Ma（早白堊世）和55～30Ma（古近紀）經歷了兩次快速沉降過程，在105～30Ma處於抬升剝蝕階段。濟參1井的情況類似，但在早白堊世的沉降量不大。

圖5-42 周參10井古熱流隨時間變化趨勢

（3）周口坳陷的構造－熱演化特徵

周口坳陷的地史恢復和熱史恢復結果表明，周口坳陷各地區構造演化史不盡相同，但中生代以來均發生過3次構造－熱事件。

三疊紀末，華北板塊與揚子板塊之間發生了強大的陸－陸碰撞造山作用，導致該區構造變形強烈，局部地溫場升高，南6井古熱流升高到67.2mW/m²。

早白堊世，在華北深部岩石圈伸展減薄的背景下，郯廬斷裂帶走滑運動達到高潮，該區剪切拉張裂陷作用強烈，導致地溫場普遍升高，南9井古熱流因此達到了83.4mW/m²，周參7井古熱流達到了93mW/m²，而周參10井古熱流達到了100mW/m²。

古近紀，在華北深部岩石圈伸展減薄的背景下，以及印度板塊和太平洋板塊的聯合作用下，研究區內先存在的NWW向斷裂作左行剪切平移運動，而郯廬斷裂系的夏邑－渦陽－麻城斷裂作右行剪切運動，伸展裂陷作用再度廣泛發生，地溫場再次升高，周19井古熱流達到64.5mW/m²。

『拾』 盆地構造演化與熱史及烴源岩成熟史的關系

1.伸展盆地控制了高的古地熱史

沉積盆地的熱史分析不僅是評價油氣生成的決定性因素,而且是劃分盆地性質和類型的重要依據。不同性質的盆地其熱流值是不一樣的,伸展裂谷盆地和走滑拉分盆地一般具有較高的熱流值,而擠壓撓曲盆地的熱流值則較低(Allen等,1990)。因此,對沉積盆地熱史的正確分析不僅有利於評價區域含油氣遠景,而且有助於判定盆地的性質及其形成機制。

研究古地溫、古熱流的方法概括起來有兩大類。一類是正演方法,即基於對盆地運動學演化過程的認識,先假定一個盆地岩石圈運動學模型和給定一個聯系岩石圈運動學特徵及盆地熱流值變化的關系式,然後將在岩石圈運動學模型中確定的所有參數直接運用到計算熱流值的公式中,這種正演的熱史模擬方法在拉張伸展型盆地中曾經得到了廣泛的運用(Mckenzie,1978;Royden和Keen,1980,Hellinger和Sclater,1983,余輝和陳發景,1989)。另一種方法即反演化法,是用各種地質溫度計來恢復盆地古地溫史。鏡質體反射率以它的分布普遍、對溫度反映敏感且其變化主要受溫度控制和有機變質演化的不可逆性成為最廣泛使用的地質溫度計;近年來人們也採用磷灰石等礦物裂變跡徑的「退火作用」(Naeser等,1985)來判斷古地溫。

在熱指數反演擬合法中,一般將熱指數看做是地層埋藏史和地熱史的函數。它是近些年發展起來的熱史反演模擬較成熟的新方法,在已知埋藏史的盆地,可以用該方法模擬盆地的熱史。常用的熱指數有鏡質體反射率、⁴⁰Ar/³⁹Ar、甾烷和霍烷旋光性、磷灰石裂變徑跡以及孢粉的半透明等。

以I.Lerche提出的用鏡質體反射率計算古熱流方法為基礎,可用分段連續變化的古熱流函數形式來描述熱史的變化過程(陳發景等,1993):

圖6-4 松遼徐11井沙河子、營城組底熱演化及成熟史曲線(據大慶油田研究院,1995)

圖6-5 海拉爾盆地海參1井銅缽廟組底熱演化及成熟史曲線(據大慶油田研究院,1995)

圖6-6 海拉爾盆地海參4井銅缽廟組底熱演化及成熟史曲線(據大慶研究院,1995)

表6-2 延參1井磷灰石裂變徑跡分析結果

*(統計徑跡數/統計粒數)

圖6-7 延參1井磷灰石裂變徑跡表觀年齡和徑跡平均長度疊加圖

圖6-8 延參1井磷灰石裂變徑跡長度分布模擬熱史及成熟度圖

以上研究表明,該區的熱史與裂谷系構造演化密切相關。晚侏羅世,東北地區屬活動大陸邊緣板塊構造環境,這一時期板塊俯沖速度較快,不僅使東北地區處於擠壓隆起狀態,而且由於板塊俯沖角度低,板塊之間耦合程度高,從而使岩石圈下部地幔發生局部熔融作用和軟流圈上涌,並在地表發生大規模鈣鹼性火山和形成高熱流場。

早白堊世早期,俯沖板塊聚斂速度降低,小於俯沖速率,岩石圈受擠壓應力作用減小。板塊俯沖產生大規模熔融物質富集於岩石圈之下,對上部岩石圈底部產生頂托作用,岩石圈發生伸展,伴隨火山活動和高熱流。在伸展作用下,形成了一系列小型斷陷。

早白堊世中晚期,東北裂谷系熱流進入衰減階段,但不同構造單元衰減程度存在差異,在不同構造單元,熱衰減規模和時間各不相同。坳陷沉積主要發育在中帶裂谷系。

至晚白堊世早中期熱流值快速衰減。由於熱冷卻衰減,其坳陷沉積速率在東北裂谷系中帶仍然比較高。

晚白堊世晚期,東北大陸東緣的板塊聚斂速度大於俯沖速率,使東北大陸遭受擠壓,熱流值衰減速率降低。白堊世末期,盆地受強烈擠壓抬升廣泛遭受剝蝕,古溫度趨於平穩。

2.盆地構造演化控制烴源岩成熟史

由於東北地區各區帶的古熱流不盡相同以及它們所經歷的埋藏剝蝕史不同,使不同區帶烴源岩所經歷的成熟史有很大差異。

綜上所述,在東北地區中部帶松遼盆地,裂谷期古熱流最高曾經達到93mW·m^-2或2.24HFU(根據盆地模擬恢復)。根據R₀和磷灰石裂變跡徑法恢復的松遼盆地北部來51—三深1井構造演化史剖面,R₀=0.5%時烴源岩的成熟門限深度大約為1200m,R₀=1.3%時烴源岩過成熟門限深度大約為2700m~3100m。由於松遼盆地早白堊世裂谷期後演化為大陸內坳陷,裂谷期烴源岩後期遭受埋藏比較深,加上古地溫梯度比較高,因此裂谷期烴源岩在絕大部分地區已進入過成熟階段,因此推測在松遼盆地深層只能是找氣,與西帶二連、海拉爾、東帶延吉、中帶南段開魯等斷陷盆地群僅僅主要發育裂谷系有很大不同。

在西帶二連盆地早白堊世斷陷盆地群,裂谷系古熱流一般低於松遼盆地。其中一些斷陷如阿南、巴音都蘭、賽漢塔拉、額仁淖爾、吉爾嘎朗圖、白音查干、烏里雅太等陷湖盆發育,沉降幅度大,但坳陷期不發育,因而多數烴源岩埋藏適中,處於成熟階段。而另一些斷陷,如塔南、塔北、朝克烏拉、伊和烏蘇等沉降幅度相對較小,不僅烴源岩質量差,而且處於未成熟階段,不具備好的生油氣條件。

海拉爾盆地也有類似情況。海拉爾盆地主要生油凹陷有機質成熟史演化史研究結果表明,最有利生油層段南屯組,一般在伊敏組沉積早期進入生油門限,深度一般在2000m以上。其中有機質成熟的斷陷有查干諾爾、烏爾遜、呼倫湖、呼和湖、貝爾斷陷,低成熟的斷陷有紅旗和烏固諾爾斷陷,不成熟的為赫爾洪德斷陷。大糜拐河組下段有機質成熟的斷陷有查干諾爾和烏爾遜南斷陷,低成熟度的有呼和湖、貝爾、烏爾遜北斷陷,未成熟的有呼倫湖、紅旗、赫爾洪德和烏固諾爾斷陷。綜合上述資料,有利生油凹陷的排列順序是:查干諾爾、烏爾遜、呼和湖、貝爾斷陷。綜合上述,不難看出除松遼盆地外,在其他早白堊世裂谷系中應注意選擇有機質成熟度面積大和成熟層系多的斷陷進行勘探。