古温标热史恢复方法有哪些

‘壹’ 海相油气勘探进一步发展的理论与技术难题

5.2.1.1 海相碳酸盐岩层系油气勘探存在的理论问题

20世纪50年代后期，随着认识与勘探技术的突破，世界上海相碳酸盐岩层系油气勘探获得重大发现，掀起了在碳酸盐岩中找油气的高潮。大约70%以上的海相碳酸盐岩石油储量来自中东的侏罗系、白垩系和第三系，70%以上的天然气储量来自于前苏联、中东和美国的石炭系、二叠系海相地层。与上古生界、侏罗系、白垩系和第三系相比，分布在下古生界和三叠系的碳酸盐岩油气储量相当少。前寒武系沉积岩系中寻找古老地层的原生油气藏是扩大油气储量的勘探领域之一，在西伯利亚地台新元古界里菲系海相碳酸盐岩和文德系海相碎屑岩中发现了尤鲁布钦等大型油气田。

“六五”以来，我国设立的一些重点科技攻关项目对海相碳酸盐岩层系油气勘探进行了攻关：“塔里木盆地油气资源”、“塔里木盆地石油天然气勘探”项目在塔中、塔北地区碳酸盐岩储层及圈闭特征研究等方面取得了重要进展；“南方海相碳酸盐岩地区油气勘探技术方法研究”、“扬子海相碳酸盐岩地区油气勘探技术和评价研究”项目提出扬子海相沉积区的油气资源潜力大，经过后期改造仍可以形成具有相当规模的油气藏。这些成果为中国海相碳酸盐岩层系油气勘探的进一步拓展打下了基础。但多期构造活动的叠加导致多期生烃过程、油气输导体系演化与运聚机理及油气多期成藏与保存机理等基础理论问题研究薄弱，严重制约了我国海相碳酸盐岩层系油气勘探进展。

（1）构造演化对海相碳酸盐岩层系有效烃源的控制作用

构造演化对有效烃源的控制作用表现在多方面，对于海相碳酸盐岩层系的有效烃源而言，构造演化的控制作用主要表现在优质烃源岩的沉积环境、盆地热史、生烃史等几个方面。

1）优质烃源岩的形成环境。碳酸盐岩沉积作用基本是无机化学沉淀，但随着地球演化，生物作用愈来愈重要（冯增昭，1989），优质海相碳酸盐岩烃源岩的发育环境应是有利于有机质发育和保存的环境。形成生油岩最佳条件是水体分层、底层水缺氧、表层水高生产力。在缺氧环境中沉积物中有机质容易在水底保存而形成烃源岩，这种有利环境主要包括：黑海、塔里木、扬子等温带气候条件下的缺氧分隔盆地（戴金星等，1997）、缺氧的开阔海（Demaison等，1980）、洋流上涌引起的缺氧环境（孙枢等，1987）、潟湖和局限海等环境。金之钧等在《中国典型叠合盆地油气形成富集与分布预测》973项目研究中，建立了4种优质烃源岩发育模式（热液活动-上升洋流-缺氧事件复合模式、台缘缓斜坡-上升洋流高生产力模式、干热气候-咸化静海模式、湿润气候-滞留静海模式）和两种非烃源岩发育模式（贫化-稀释模式、消耗-稀释模式）。有效烃源岩是在沉积盆地中沉积的，要使有机质在沉积过程中聚集起来不被过早氧化，必须要求有利沉积环境的长期维持（王鸿祯等，2000），因此优质烃源岩的发育主要受盆地构造背景的控制。

2）构造-热演化史与地质温度计。我国古生代碳酸盐岩层系经历了多期隆升与沉降，古地温和热史难以恢复，因此，烃源岩的生烃史研究一直是困扰油气勘探的难题。目前，世界上关于碳酸盐岩地区热史恢复的方法主要有古温标方法和盆地动力学模型。古温标主要有沥青反射率、镜状体反射率、牙形石色变指数、有机碎屑（笔石、几丁虫、虫牙等）光性演化特征、激光拉曼光谱、伊利石结晶度、裂变径迹等（Bignall等，2001；Hara等，1998；Goodarzi等，1987；Jacob，1989；胡凯等，1992；王飞宇等，2003）。这些古温标在用于盆地热史恢复时都存在不同程度的缺陷，有些目前远未达到实用阶段，有些还只是一个半定量的指标。沥青反射率虽然是目前应用最为广泛的指标之一，但只有原地沥青才可用（肖贤明等，1995）。磷灰石裂变径迹和近年来U-Th/He低温测年技术的发展（Reiners等，2004），使盆地基底升降的精确定年成为可能。盆地热史最终还是受构造背景和演化历史控制的（马宗晋等，2004）。克拉通、裂谷带、被动陆缘、前陆盆地等均有不同的地温梯度，盆地基底的沉降或抬升也会留下记录，如沉积速率变化、浓缩层序、不整合面等。因此，盆地的动力学方法也是目前用于研究盆地热史的有效手段。

总之，关于海相碳酸盐岩地层所经受的古温度问题，只有多种古温标并用，多种方法综合运用，才能精确地恢复有机质的热演化史。

3）海相碳酸盐岩层系多元多次成烃。碳酸盐岩烃源岩下限指标的取值，直接影响到油气资源潜力的评价，一直是油气地质领域争论的焦点。我们在前期的973项目研究中，通过大量的实验研究，比较科学地提出了有机碳含量0.5%作为碳酸盐岩烃源岩的下限值，得到学术界和产业部门的普遍认同。从前期的勘探和研究来看，以碳酸盐岩为目的层的勘探，有多种油气来源，如烃源岩的早期生烃、二次生烃、沥青生烃、原生油气藏改造后的再聚集等。

在生烃动力学与碳同位素动力学研究方面：生烃史的研究仍是当今油气地质地球化学研究的重要领域之一。生烃动力学方法可模拟地质条件下的生烃过程，碳同位素动力学方法可模拟地质条件下油气碳同位素分馏过程，为定量描绘油气形成、运移和聚集史提供了一种全新理论和新方法，成为油气地球化学研究最有效的研究手段。

在二次生烃研究方面：对我国叠合盆地的二次生烃作用研究，最早文献见于南华北地区石炭系—二叠系煤成气资源评价。20余年来，人们从烃源岩的构造史、埋藏史、受热史和生烃史的地质动态过程来研究烃源岩的二次生烃作用，但对二次生烃的效率、二次生烃启动条件等关键问题的认识仍然缺乏理论依据和必要的化学动力学描述（黄第藩，2001），因此，实验室热模拟方法被广泛用于二次生烃机理研究。国内有不少学者对这一问题进行过探讨，尤其是原油的二次裂解可构成天然气的重要来源（赵孟军等，2000）。由于所选样品不同，研究方法不一，考察的出发点有异，所得认识和结论存在较大差异。在二次生烃较初次生烃是否存在滞后问题、二次生烃量加初次生烃量是否等于连续生烃量上，尚存在不同观点。

在沥青生烃研究方面：中国海相碳酸盐岩主要形成于中生代早期以前的盆地中，受中、新生代构造活动改造，原型盆地面目皆非（朱夏，1991；刘光鼎，1997）。早期形成的油藏可能由于深埋演变为凝析油气藏，或抬向浅部演变为重油甚至完全破坏（胡见义，2004）。因此，在储层中可能形成热裂解沥青与氧化沥青（刘洛夫等，2001）。碳酸盐岩中似镜质体和固体沥青所含的可溶重质沥青仍保持相当低的成熟度（傅家谟等，1989），只要构造-热条件适宜，碳酸盐岩中的古油藏（沥青）和重油都可能成为再次生烃的烃源（郝石生等，1995）。沥青在后期的构造-热作用下发生裂解而具有产气的潜能，这种非常规的烃源也是有效的。

由此可见，海相碳酸盐岩层系差异性演化的动力学背景、关键构造事件及热史、碳酸盐岩层系复杂演化历史中的多元生烃作用机理及有效性都是值得探索的新课题。同时，前期归纳的海相碳酸盐岩优质烃源岩发育的4种有利模式和两种不利模式，对沉积环境要素考虑得多，对构造背景考虑得少；对单一因素研究得多，对综合因素研究得少。

（2）海相碳酸盐岩层系油气输导体系演化与运聚机理

碳酸盐岩的储集/输导空间可以形成于原始沉积阶段、浅埋藏-深埋藏阶段和表生作用阶段。近年来，各类碳酸盐岩储层发育机理研究取得了重要进展，特别是野外与室内相结合、宏观与微观相结合、地质与地球化学地球物理学相结合的储层综合描述预测方法取得了重要进展。地震属性分析方法已成为储层预测中必要手段；应用三维地震资料精细解释、成像测井、地震相干数据体预测裂隙发育带；用地震多参数识别的方法，确定油藏平面分布规律和高产区（Bruce等，2000；Bryan等，2002）。由于目前复杂地质体中地震波场的研究主要基于形态学的相面方法、属性分析的统计学方法，所以针对碳酸盐岩深部油气储层地震响应机理研究较少，孔缝洞储层中的绕射波未得到有效应用，地震各向异性理论在定向分布和随机分布裂隙的判识潜力还未得到发挥（Zhang，2004），白云岩和生物礁的地球物理特征识别有待突破。同时，有关岩溶作用、白云化作用以及有机酸在成岩过程中的作用等方面更需精细深化研究。

深层优质储层的形成、演化过程与成藏期和成藏演化过程的关系以及深层优质储层的成因机理尚不十分清楚（李德生，1992；邱中建等，1999；马永生等，1999），如埋深达5000m以上的普光鲕粒白云岩现存孔隙度最大可达27.9%，最大渗透率可达1000×10^-3μm²以上，这在国内尚不多见，对这一类优质储层在认识上、理论上、规律上有待进一步深化，以指导整个海相碳酸盐岩层系勘探目标的预测与评价。

断层是含油气盆地重要的垂向流体输导通道。对影响断裂带流体渗流特征的控制因素也进行了较深入的研究（Moretti，1998；Aydin，2000）。随着碳酸盐岩层系油气勘探的深入和地流体研究的深化，碳酸盐岩层系断裂的流体行为已得到广泛关注，但尚缺乏系统研究。另一方面，动态地研究地质演化过程中各种流体输导体的组合形式及其与烃源岩的关系已得到广泛关注，对裂隙系统中的油气运移机理亦有学者进行了探索（曾溅辉等，2000），但尚处于起步阶段。

地流体和油气的驱动机制、流动样式及其成岩、成矿和成藏效应是盆地动力学研究的重要内容之一，亦是国际地学界高度重视的跨学科前沿研究领域（Dickinson等，1997；刘宝珺等，2001）。油气运移一直是石油和天然气地质学研究的难点，针对碎屑岩孔隙介质中的油气运移，国内外学者进行了大量模拟实验和数值模拟研究，揭示了油气运移优势通道及其主控因素，已初步建立了不同构造背景、不同类型盆地中的流体流动速率和样式（Sverjensky等，1992；Garven，1995）。但不同类型的碳酸盐岩输导介质中流体和油气的运移方式和速率、油气的优势运移通道及其控制因素等有待系统研究。

（3）海相碳酸盐岩层系油气成藏期及保存演化

1）油气成藏期。自20世纪80年代以来，油气成藏期一直是国际石油地质学界研究和探讨的热点和前沿问题，应用油藏地球化学、成岩矿物（主要是伊利石）同位素地质年代学、流体包裹体定年、储层磁性矿物古地磁学分析、储层固体沥青分析、油田卤水碘同位素定年分析等方法，在油气成藏期定量分析理论和方法上取得了许多重要进展（Moran等，1995；George等，1998；Cioppa等，2000），使得油气成藏期由传统定性研究发展到定量化研究阶段。由于包裹体分析资料的多解性和自生伊利石难分离等技术障碍，加上这些技术方法在碳酸盐岩层系应用上的局限性，导致在具体地区油气成藏期认识上存在分歧。完善已有方法和发展新的碳酸盐岩层系油气藏定年技术十分必要。国内众多学者对我国海相碳酸盐岩层系多期成藏、多期改造调整的特点进行过阐述（康玉柱等，1996；戴金星，1997；贾承造等，1997；Song等，1997；刘光鼎，2002；金之钧等，2004），并引入国外成藏期定量分析理论与方法对塔里木盆地塔中、轮南及塔河油气田、四川盆地海相碳酸盐岩层系的部分油气藏成藏期进行了研究。我们在前期973项目研究中，以塔里木盆地轮南地区为解剖点，通过大量的沥青反射率、流体包裹体分析、Ar-Ar法分析，比较明确地提出400Ma、115～130Ma和40Ma三期成藏。但对具体油藏成藏期次和聚集过程上仍存在认识上的差异（梁狄刚，1999；翟光明等，2004）。

2）油气保存与演化。近20年来，国内外学者对油气藏的保存与破坏机理，从盖层封闭性、天然气扩散、断层封闭性、裂缝渗流散失、水动力冲刷、原油降解等方面开展了大量研究（郝石生等，1995；Macgregor，1996；范善发等，1997；陈章明等，2003），研究方法从宏观向微观方向发展。国内外自20世纪50年代开始对天然气扩散作用进行实验和理论研究。随着细菌降解原油的理论研究和稠油藏的发现，生物化学作用对石油运移与保存的影响成为一个重要的研究课题。从盖层保存条件来说，众多学者及各有关生产单位做了大量的研究工作。对泥岩、膏盐岩封闭层的研究较多，对碳酸盐岩盖层的研究较少；对盖层的静态封闭性能评价较多，动态演化评价较少；多旋回、多次叠加、多次改造型的盆地油气藏保存机理研究亟待深化（赵重远等，2000）。对塔里木盆地、四川盆地等海相碳酸盐岩层系油气藏保存条件及保存机理的研究滞后，制约了对海相碳酸盐岩层系油气富集规律的认识与勘探选区工作。

综上所述，国内外海相碳酸盐岩层系油气勘探基础理论问题主要集中在多元生烃机理及有效性、碳酸盐岩油气输导体系演化与运聚机理、油气成藏过程与保存机理等方面。我国碳酸盐岩层系经历了多期构造活动的叠加改造，使上述问题的复杂性更为突出。多期构造活动背景下海相碳酸盐岩层系油气聚散机理与富集规律是当今碳酸盐岩油气地质研究的前沿课题，也是制约我国海相碳酸盐岩层系勘探的重大难题。

5.2.1.2 海相碳酸盐岩层系油气勘探存在的工程技术问题

（1）碳酸盐岩储层预测、圈闭识别、解释评价综合技术

海相碳酸盐岩分布地区地形、地貌条件变化大，地下构造受多期变形叠加而复杂多变，特别是受多层次滑脱面影响，导致变形具有层次性与分带性，因此，对碳酸盐岩储层、圈闭识别、解释评价是提高中国石化海相层系油气勘探成功的一个关键。必须形成适应中国海相碳酸盐岩分布区识别复杂构造圈闭、白云岩优质储层、孔洞缝型等非常规储层的综合技术系列。

1）复杂地质条件下储层预测技术。对储层特征及时空展布规律的研究，由于海相碳酸盐岩层系的油气勘探技术方法尚未过关，尤其是地震勘探这一关键性技术在不少地区不过关，得不到好的或反映较好的海相实体的时间剖面。急需形成海相碳酸盐岩层系天然气复杂储层识别、预测及评价的配套方法技术。以储层特别是海相碳酸盐岩储层为研究对象，运用新理论、新方法，开展综合研究，在储集岩类型特征研究的前提下，圈定有利储层发育区块，有望取得大的突破，进而探索适合于中国石化海相地层油气勘探的储层识别技术。

2）复杂构造条件下圈闭成像与解释技术。海相碳酸盐岩地区古生代盆地叠加了晚三叠世以来的陆内造山型前陆盆地，陆内褶皱冲断作用，由于地表条件及地腹构造复杂，给地震资料的采集、处理与解释带来较大的困难。因此，针对这类地区，必须进一步攻关，形成准确识别复杂构造带地腹圈闭的技术、方法系列，减少勘探目标不确定的风险更具有现实意义。

3）复杂地质条件下综合解释评价技术。海相碳酸盐岩层系地层时代老，埋藏深，后期改造强烈，构造复杂、变形强烈，大部分是地表碳酸盐岩裸露区，电磁勘探噪音干扰大，表层非均质性造成地震散射严重，地震激发接收条件差，山前带表层条件复杂，逆掩推覆构造信息难以获得，信噪比低，单一地球物理方法难以完成地质任务，必须进一步采用综合地球物理勘探技术与解释评价技术，为海相下组合油气勘探提供了有力的技术支撑。

中国海相碳酸盐岩层系油气成藏理论体系的建立，没有现成的样式可套用，只有靠我们自己去创新，希望经过近几年的科技攻关，逐步在实践中发展起中国特色的海相碳酸盐岩地质理论与相应的勘探技术，努力开创海相碳酸盐岩层系油气勘探的新局面。

（2）海相层系钻探工程技术

由于海相碳酸盐岩层系勘探目的层深，许多地区为高陡构造，地层可钻性较差，同时中古生界海相层系为中、新生界的覆盖，主要目的层位深度较大，因此对测试仪器及技术提出较高的要求，针对高温、高压、高含硫环境的测试仪器需进一步的改进与攻关，要求钻探工程能够克服上述难题。

海相碳酸盐岩地区的钻探还需继续加强攻关力度。针对海相碳酸盐岩层系深度较大、高温、高压、高含硫环境的地质条件进行钻井、测试技术系列的攻关，形成海相超深井提高机械钻速技术、深井固井技术、不同压力系统下的油气层保护技术攻关、超深井地层压力预测检测技术、防斜打直优快钻井技术等技术系列。

1）超深井钻井工艺技术：钻井设备配套选择；钻井液体系、配方及性能参数确定；现场施工控制技术，重点在欠平衡压力的控制和各种井下条件下钻井液循环（井控）方案确定；钻井工艺设计和工艺方法，重点包括井身结构与钻具结构设计等。

2）碳酸盐岩储层保护技术：碳酸盐岩储层特征，钻井设备配套选择，钻井液体系、配方及性能参数确定；现场施工控制技术，重点在欠平衡压力的控制和各种井下条件下钻井液循环（井控）方案确定；钻井工艺设计和工艺方法，重点包括井身结构与钻具结构设计等。

3）碳酸盐岩储层改造技术：前置酸压技术、交替注入技术、快速助排技术，反应分析、排返分析、施工设计、高排量施工、压前压后油井管理及压裂酸化效果评估技术。

‘贰’ （八）（铀-钍）/氦低温热年代学

1.基本原理

依据自然样品和热模拟试验，不同矿物其（U-Th）/He体系的封闭温度差别较大，磷灰石的He封闭温度较低为（75±7）℃，锆石的（U-Th）/He封闭温度在170～190℃之间；榍石（U-Th）/He封闭温度为191～218℃。通过测定磷灰石、锆石、榍石等矿物内现存的²³⁸U、²³⁵U、²³²Th（有时还须测¹⁴⁷Sm）和⁴He的含量，根据放射性同位素定年原理，数据处理获得测定对象的形成年龄值。

2.样品要求

从样品中分选出的单矿物（磷灰石、锆石、榍石等）中晶体尽量完好，无明显裂缝和杂质，颗粒较大（晶体最短轴直径最好大于70μm），不含包裹体（或包裹体小于10μm以内）的单矿物颗粒（5～10颗）。

3.地质应用

（1）用于造山带隆升-剥蚀机制研究，从热史演化来看，由于造山带隆升-剥蚀机制主要是冷却历史，利用磷灰石氦同位素封闭温度低这一特点，通过（U-Th）/He方法与裂变径迹方法的联合制约，计算出详细的快速冷却时间及速率，从而分析造山带主要的隆升-剥蚀时代和剥蚀速率。

（2）用于沉积盆地热演化历史的应用研究，与造山带隆升-剥蚀机制相反，沉积盆地的埋藏史是地层增温史，而由沉降转向提升（剥蚀），意味着冷却的开始。将（U-Th）/He热定年技术与其他古温标（裂变径迹、镜质组反射率等）结合起来，可推断出沉积盆地随时间变化的动态演化历史，在沉积盆地热历史恢复方面效果更好。

‘叁’ 古气候恢复方法

在古地理分析中，古气候分析也占有很重要的地位，因为气候条件影响到各种地质作用及沉积物和沉积矿产的形成。特别是古气候的再造有助于发现和评价煤、铁、锰、铝土矿、盐类等矿产。确定古气候可采用化学的、古生物的及沉积学的方法，最能反映古气候的标志还是古植物及岩石矿物的特征。

2.7.1古生物标志

植物受气候的影响显着，阳光、热量和水对植物的生存有着重要的生态意义。喜光植物中机械组织发育较强，茎节短，叶较厚;生长于阴暗地方的植物具有较细薄和柔软的叶子，机械组织发育较弱，具有长节的干茎。炎热而潮湿的气候下生长的植物有一个特点，就是叶子很大但未分开，叶子上面盖着一层紧密的皮，尾端拖得很长。在缺乏季节性的炎热而潮湿的气候带，树木的年轮不明显;而在温带和在干燥季节与潮湿季节的交替带(热带草原型)，年轮则很明显。温带潮湿带的树木，树叶一般薄而细致，比较小，常常带有锯齿状的边。干燥地带的植物，常见叶子窄小，呈草状，有时变为刺，或者相反，叶子多汁，叶肉厚实，有时还有含大量水分的茎。根系发育很好是干燥气候的植物的特点。

整个古生代植物群(其中包括晚古生代的)曾是耐阴植物群，中生代的植物群已经是需要阳光了，新生代植物群在强的阳光下生长。潮湿的热气候促使植物繁茂生长，形成巨大木本植物群。潮湿的程度决定着植物群的生态类型和植物的形态解剖特点。过度潮湿地区的植物，一般来说，具有巨大的树干、宽阔的叶片、弱而浅的根部系统，通气组织高度发育以及有强烈的蒸发性能，而干旱地区生长的植物则相反。例如蕨类植物中的石松植物，现代的石松植物全为喜阴湿的草本，而在晚古生代，除了初期发展阶段以草本为主外，自晚泥盆世起小乔木就开始普遍发育，至石炭纪，在当时的热带区，都为高达几十米的乔木，生长于湿热的滨岸低地或沼泽中，以发达平展的根座固着，茎表面的通气组织发育;温带区的乔木，相对个体小。晚石炭世至二叠纪，地壳表面干旱环境渐增，鳞木目的有些种类，例如Sigillaria(封印木)就有相应的生态变异，茎相对粗短些，分枝减少。在中生代早、中三叠世普遍干旱的环境下，残留的木本石松肋木表现了最典型的旱生结构，其植物体向简化方向发展，茎干粗短，不分枝，叶数目减少而且上部弱化。显然，植物对气候的依赖关系在古气候中也显示出来了，所以利用古植物群的类型及植物的生态特征，可作为古气候的极好标志。

对古气候的再造来说，孢粉资料最为重要，因为某种程度上孢子和花粉比生长部分的植物化石保存得多，总体来说，能反映出古植物群落成分的特性。在一定的环境下，有一定的植物群落，就有相应的孢粉组合。如若在某一地层中发现大量的木兰树、樟树、山龙眼树及冬青树等亚热带和热带植物的花粉，则当时一定是湿热多雨的气候;反之，若在地层内发现大量麻黄、菊科、藜科的花粉，则说明当时是干旱少雨的大陆性气候。地层中有大量针叶树或冷杉的花粉，当时必然是处于高山环境，相反，出现大量水生植物如菱、睡莲等花粉时，当时的环境必然是湖泊、河流或沼泽。由于孢粉能传播得很远，不同地区的孢粉可能互相干扰，因此，必须详细统计各种属孢粉的百分含量，作出孢粉谱，找出其中优势的种属，才能更准确地反映古气候环境。

研究第四纪气候变化常采用“草原指数”(SI)这一概念，SI=草本植物孢粉/(草本植物孢粉+木本植物孢粉)。草本主要是寒带草原植物，冰期沉积时含量可达90%～100%，间冰期沉积则含量很少，而以温带木本植物(如橡树、松树)孢粉为主。用SI统计资料编制曲线可准确地反映第四纪古气候的变化(图2.36)，并可恢复冰期和间冰期的次数。

气候也能在海生动物群的多样性上造成极大的差异。从分类成分来看，温水中的生物界有时比冷水中的生物界丰富几十倍。例如，在印度尼西亚，海生动物约有40000种，在地中海约有8000种，而在高纬度地区往往只有400种左右。远洋的有孔虫在热带达20种，而在冷水中总共只有1～2种。但水域中动物的多样性还取决于盐度和其他一系列因素，不容易查明形成分类成分特点的真正原因。

图2.36 草原指数(SI)曲线(据许靖华，1979)

气候的差异往往可在近似型的动物的大小上反映出来(伯格曼或称伯氏定律)。体内具有稳定高温的温血动物(哺乳动物、鸟类)，在炎热气候中必须放出多余的热;而在寒冷气候中，则尽可能地保存体内热量。所以，温血动物在寒冷地区体积变大，而在炎热地区变小。因此，从高纬度地区到热带，可见温血动物的尾巴、耳朵、成对的肢体逐渐变长变大，从而放出热来。但是，例外也并不少见，因而给利用生物的上述特点进行古气候再造带来了困难。

冷血动物———爬行动物和两栖动物，具有相反的趋势。在热带，陆地上的这类动物的代表个体较大，在寒冷地区其个体相当小。这是因为，这些生物的体温高低决定于周围空气的温度。在寒冷气候下，生物躯体的个体小，但表面相当大，以便于吸取太阳热，也容易隐藏。在热带，温度条件最有利于冷血动物发展，所以陆生爬行及两栖动物在那里的种类最多，形体也最大。

水生动物身体的大小与气候环境的关系不太明显。此外，介壳的大小还可决定于另外一些因素，如水的盐度、动物栖息的深度、气体的动态、沉积物堆积速度等。看来，依靠生物化石的特点来查明古气候的性质是复杂而困难的。

2.7.2岩性特征

特殊岩石类型，如冰碛岩是寒冷气候的标志，蒸发岩是干旱炎热气候的标志，煤系地层是温暖潮湿气候的标志，海相的碳酸盐岩是温暖炎热气候的标志等。风化作用的产物是古气候指示物之一。潮湿炎热的气候条件下可形成红土堆积，铝土矿、锰和铁都是在潮湿气候条件下沉淀的。有利于高岭石形成的气候是潮湿的亚热带。

在古气候分析中，宜采用综合的岩性标志划分气候类型:以暗色碎屑岩为主，煤层及炭质泥、页岩广泛发育，黏土矿物以高岭石为主，大量出现菱铁矿、铝土矿及沉积锰矿的组合，是潮湿气候的可靠标志，沉积岩系中既不含石膏、石盐，又不含煤层、菱铁矿，黏土矿物以水云母、蒙脱石为主，红色岩层较为发育，是半干旱气候类型的标志;剖面中有煤层、煤线，黏土矿物多为高岭石，红色岩层缺乏或较少，是半潮湿气候的综合标志;边缘相带为红色沉积，向盆地内过渡为蒸发岩为主的沉积类型，则为干燥气候标志。图

2.37是以岩性标志恢复我国西北地区中—新生代古气候的例子。

2.7.3沉积构造标志

除了岩性特征以外，某些沉积构造特征亦可指明古气候。例如气候的变化可形成韵律的水平层理，典型的例子是缟状土(冰水湖沉积);又如某些潟湖或盐湖中含盐层可具有明显的“年层理”(或季节层理)，即硬石膏、石膏、黏土与岩盐交互成层。因此，季节层理可以作为周期性变化的古气候的良好标志。有时季节层理的水平纹层由不同的颜色显示出来，冬季的沉积物常表现为灰色，夏季的沉积物表现为褐色或红色。某些泥质岩或泥晶灰岩中的石盐假晶、干裂等，一般是干燥气候的标志;风棱石、沙漠漆、霜面等是沙漠干燥气候的标志。

2.7.4古地磁特征

古地磁方法是根据某些含磁性矿物(磁铁矿、赤铁矿、钛磁铁矿)的火山岩及沉积岩的剩余磁化强度(这种磁化强度是受岩石形成时期存在的地球磁场的影响而产生的)计算出古纬度位置的一种方法。确定古气候的因素最重要的要算古纬度了。关于古地磁法的研究可参考有关方面的专着。

在地质记录中有许多对气候敏感的沉积类型和生物群化石，这些通常被称为古气候标志。人们在很早以前就根据古气候标志在各地质历史时期分布的变化认为过去的地球表面也存在有气候分带，后来用古地磁方法计算的古纬度与古气候的分布基本吻合，进一步证明了上述认识的正确性。

图2.37 我国西北地区中—新生代古气候的演变示意(据华北石油学院主编《沉积岩石学》，1982)

古气候的分带主要是通过与目前气候标志的类比，按古气候标志推论的。古气候的再造曾有力地支持了大陆漂移和板块构造学说的建立，同时对于指导煤、盐类、铁、锰和铝土矿等矿产资源的勘探也有重要意义。

2.7.5古气候特征

在古气候标志中，最有价值的是碳酸盐岩、蒸发岩、红层和冰碛岩等，其次才是动(植)物群化石。

(1)碳酸盐岩

大规模的碳酸盐沉积现在主要产在温暖的浅水中，因此人们把碳酸盐岩作为温暖的热带、亚热带气候的标志，其中特别有意义的是礁，例如丰富的造礁珊瑚现在只分布在南、北纬度30°之间，水温大于21℃的水域中，因此可以作为最好的古气候标志之一。

(2)蒸发岩

蒸发岩形成在炎热、干燥的气候区。现代的盐岩和石膏沉积主要出现在纬度10°～45°间的干燥带内。现在大规模的海相蒸发岩少见，但是在过去，在位于干燥带内并与广海保持浅而狭窄连通的陆缘海中曾见到大规模的海相蒸发岩。

(3)红层

所谓红层是指颜色为红色和褐色的沉积岩，这种红的色调主要是铁镁矿物在原地经风化作用或早期成岩阶段形成的有色氧化物。典型的红层是在植物稀少、氧化作用较强的非海相环境中堆积的第一旋回的沉积物。红层中常常夹有蒸发岩，因此，认为红层反映的形成条件应是炎热干旱的气候。

(4)铝土矿

铝土矿是火成岩或红壤土风化的产物，它们或作为风化壳存在，或者被搬运到盆地中沉积，要求潮湿炎热的气候条件。铝土矿虽然在地质历史中时有时无，但分布却十分广泛，也是一种重要的古气候标志。

(5)煤

煤是由被埋藏的沼泽陆生植物转变而成的。因此所有的煤层都是潮湿气候的标志，至于纬度，可以从热带一直到温带。

(6)冰川作用痕迹

冰碛和与之伴生的擦痕底面和羊背石是寒冷气候的标志。冰川既可以出现在高纬度区，也可出现在其他纬度的山岳上。真正的大陆冰川产物是高纬度寒冷气候带的标志。因此，在古气候研究中，首先应区分大陆冰川与山岳冰川，然后再把大陆冰川与冰山漂运很远才沉积下来的冰海沉积产物区分开。

(7)风成砂

大片沙漠分布区是干燥带的标志，在现代地表南、北纬度15°～30°范围内的副热高压带及信风带存在有两条大型沙漠带。在大陆内部因高山阻挡，也可出现大片沙漠，因此要设法区分这些成因的沙漠。对古代沉积中的风成砂岩要测定其古风向，若是信风作用形成的沙漠，风向就可以指示其是位于赤道以南，还是位于赤道以北。

2.7.6古地磁纬度与古气候分带

2.7.6.1古地磁纬度研究

根据古地磁极计算出的古纬度对于解决古气候分带具有重要的意义。古地磁方法是根据某些含磁性矿物(磁铁矿、赤铁矿、钛铁矿)的火山岩及沉积岩的剩余磁化强度计算出古纬度位置的一种方法。假定地球的磁场既是偶极的，又是轴向的，那么某个时期的古地磁极也就是该时期的平均古地理极。因为地球接受的几乎全部是来自太阳的能量，所以确定古气候的因素最重要的或许就是古纬度了。古纬度一旦为人们了解得更好，就可以用来作为衡量其他古气候标志的标尺。

古地磁测值虽然不是非常精确，但是如果结合古气候的其他证据，确定出的古地磁极还是有重要意义的。

2.7.6.2古气候条件的分析

目前恢复沉积区古气候条件大致有以下一些途径:

(1)根据古生物及古生态

陆生植物群的分带性和分区性更为显着，如古生代的节蕨植物、石松植物，中生代的真蕨植物、苏铁植物;新生代的棕榈和樟树都是热带气候的指示性植物。应用孢子花粉再造古地理和恢复古气候是卓有成效的。剖面中旱生植物和喜湿水生植物各类孢粉百分含量的变化，可较好地反映古气候演变的规律。平面上由盆地边缘至内部，喜干植物的孢粉减少，水生喜湿的孢粉增加，围绕盆地呈环状分布。

(2)根据碳、氧稳定同位素

利用海水中氧的含量变化，判断各时期古水盆的绝对温度是一种行之有效的方法。利用碳、氧同位素综合判断水体盐度的公式是:

岩相古地理学

当Z＞120时，为海相石灰岩;当Z＜120时，为淡水石灰岩。如黄骅坳陷沙河街组一段碳酸盐岩的Z值最高为125.7，反映了海相特征。

(3)根据黄土及湖泊沉积

根据对第四纪冰川的研究，用古地磁确定时间，用孢粉恢复气候变化，尤以用湖泊纹层状淤泥沉积物所获效果最好。黄土剖面中许多风化层为间冰期产物，黄土层为冰期产物。由于用古地磁定时具准确性，用它来确定气象周期是有效的。

‘肆’ 原型盆地恢复方法

华北盆地主要不整合界面所划分的构造层，代表了华北盆地发展的阶段，是不同时期盆地类型的物质体现，反映了各时期盆地性质、原型盆地形态及沉积格局均存在差异。其中前中生代盆地和中生代盆地差异明显，其间具有重要的变格运动，所以，本项研究也采用了不同的原型盆地恢复方法。

1.前中生代原型盆地恢复方法

前中生代盆地呈整体一致，缓慢渐进的演化特点，尽管也存在有几次构造运动，但多以整体的抬升为主，其原型盆地的恢复主要根据某一时期沉积岩层厚度的变化和分布范围来反演盆地基底和平面上的几何形态：①前中生代盆地所发生的几次重要的构造运动，造成沉积间断的时间较长，存在有古风化壳，表明在新的地层沉积之前，地表已具有明显的夷平作用，可以被认为是一个起伏不大的平面；②根据沉积岩性和沉积厚度分析，某一岩层如果在区域内具有广泛的岩性和厚度的一致性，并且沉积时期相近，可以认为该地层沉积之后，沉积地层表面是一个平面；③根据不整合面所划分的构造层内，尽管在某些时期可能为非补偿沉积，沉积厚度不能代表盆地基底的起伏，但是这一时期的非补偿沉积可以被后期的补偿性沉积所弥补，总体上，一个构造层内的沉积厚度可以代表盆地在这一演化阶段的盆地基底形态；④前中生代主要不整合界面所代表的是大体一致的整体抬升运动，盆地形态并没有强烈改造。本项研究对前中生代盆地的原始地层厚度恢复是依据各个地区钻井、地震资料所反映的各构造层最大厚度进行估算，若某区块被后期（中、新生代）剥蚀，则按以地层发育较全地区的厚度依据地震剖面反映的变化趋势进行推测。

2.中生代原型盆地恢复方法

中生代盆地受断裂等作用控制，横向变化大，且存在多期反转，原型盆地恢复不能仅用构造剖面法，而要综合多种方法估算出中生代各构造亚层的剥蚀量，进而恢复原始地层厚度。目前存在多种计算地层剥蚀量的方法，包括有构造横剖面法、声波时差法、镜质体反射率法、磷灰石裂变径迹法和波动方程法等，但每种方法又都有其一定的适用范围和局限性，存在不同的因素影响计算结果。

（1）构造横剖面法

该方法通过对构造发育特征的分析，推测地层的剥蚀量。该方法适用于构造发育特征比较明显、尤其是不整合发育的地区，对平行不整合的剥蚀量计算受到一定的限制。

（2）声波时差法

Magara K.（1976）在总结 Athy（1930）、Rubey 和Hubbert（1959）等研究成果的基础上，提出了泥页岩在正常压实情况下的声波时差—深度关系式：

Δt=Δt₀e^-CH （2-3-1）

式中：Δt为泥页岩在深度H处的传播时间（ms/m）；Δt₀为外推至地表的传播时间（ms/m）；C为正常压实趋势斜率（m^-1）；H为埋深（m）。

如果地层为连续沉积，则泥页岩声波时差与深度满足上述关系式，在半对数坐标系中为线性相关；如果某一地区经历了抬升和剥蚀，那么泥页岩声波时差与深度的正常压实趋势线与未遭受剥蚀地区的相比，则向纵坐标偏移，即在所有的深度上都向压实程度增强方向偏移。根据这一偏移趋势大小，将其压实趋势线上延到未经历压实的Δt₀处，则Δt₀与剥蚀面处的高差即为剥蚀厚度。

该方法的关键是判断剥蚀前地层的压实效应是否被后来的沉积地层所改造。

（3）镜质体反射率（R_o）法

镜质体反射率能记录有机质所经历的整个受热地质历史中的最高温度信息，它主要受温度和有效加热时间的影响。对连续沉积的地层而言，镜质体反射率（R_o）与埋深（H）呈对数关系；如果地层存在间断，H-LogR_o的关系图将不连续或间断面上下的成熟度剖面曲线斜率存在差异，因此，根据这些特征可以进行地层剥蚀量的恢复和平均古地温的求取。

依据间断面之下地层中保留下来的剥蚀前成熟度剖面趋势线，将其上延至古地表附近的R_o最小值处（普遍认为地表附近R_o最小值为0.18%～0.20%），也就是延至R_o为0.20处，则该点在成熟度剖面中所代表的深度值为剥蚀前古地表相对于现今地表的深度，其与间断面所在深度的差值即为地层剥蚀厚度（图2-3-1）。

表2-3-1 印支运动造成的地层剥蚀及T₁₊₂原始地层厚度估算表

图2-3-2 渤海湾盆地恢复T₁₊₂原始沉积厚度分布图

‘伍’ 济阳坳陷天然气区带资源评价技术与应用

姜慧超穆星车燕

摘要根据济阳坳陷中、浅层天然气成藏规律和成藏特点，首次应用油－气－水三相盆地模拟、古热史恢复和油溶释放气成藏定量分析等技术，采用多种计算方法，确定了济阳坳陷各区带天然气资源量，初步建立了一套适用于陆相富油盆地天然气资源评价的技术方法，对油溶释放气成藏规律的探讨和天然气生、排、运、聚、散动态地质过程的解析，为油田天然气的勘探和部署提供了依据。

关键词济阳坳陷天然气运移聚集盆地模拟资源评价

一、引言

济阳坳陷是典型的富油盆地，干酪根以I型为主，埋藏浅，热演化程度低，主要以生油为主。截至1999年底，胜利油区累计探明天然气储量1850×10⁸m³，其中气层气储量341.43×10⁸m³，溶解气储量1508.61×10⁸m³，溶解气占天然气总量的80%以上，天然气的生成、运移和成藏均受到油溶解作用的影响。

针对济阳坳陷中、浅层天然气以溶解气为主的特点，对天然气资源评价提出如下技术要求：为较好解决天然气的初始运移相态问题，在生气与排气方面研究，需用油－气－水三相的盆地模拟软件；济阳坳陷天然气的一个重要来源是油溶释放气，需要形成一套天然气的溶解与脱气作用的定量评价技术；天然气的溶解与脱气受到液态烃运移过程的控制，需要包括油气运移与聚集的全过程盆地模拟软件的支持。

本次天然气的资源评价工作引进并开发完善了IES油－气－水三相盆地模拟软件，计算的气层气地质储量达1042×10⁸m³，比第二轮资源评价增加一倍多。

二、古热史恢复

1.原理

古热流值是盆地模拟的重要参数，其值的大小，不仅决定盆地的热史演化，而且控制其生烃过程。由于第二轮资源评价的古热流值是采用类比法确定的，影响了模拟的精度和可信度。针对此问题，开展了济阳坳陷古热流的恢复，首次定量地模拟出济阳坳陷古热流演化曲线。

目前，国内外广泛采用的热史恢复技术可归纳为三大类，即地球热力学法（正演技术）、古温标法（反演技术）和综合法（热史模拟技术）。综合法主要是将正演技术与反演技术相结合（即将地史恢复和热史恢复相结合），通过建立数学模型，利用已知的地层信息和古温标资料作为约束条件，对盆地的热演化史进行模拟。本次研究采用综合法，原理简述如下。

第一，根据傅里叶定律，由今地温梯度求某结点的今热流和地幔热流；

第二，求给定某点的古地幔热流、生热量和总热流；

第三，计算古地温；

第四，由Easy-R_o法计算古地温标 R_o；

第五，计算R_o与实测R_o的符合性检验，修改岩石圈初始拉张时的厚度，直至误差满足要求。

图1济坳陷古热流和构造沉降演化曲线图

上述热史恢复方法可以将岩石圈尺度与盆地尺度、正演技术与反演技术有机地结合，并由参量β及古地温标（R_o）数据反演区域热流变化及其对盆地内各点的作用效果。

2.热史恢复结果及对油气生成的控制作用

由模拟出的中生代以来的大地热流演化曲线可以看出，从白垩纪早期至古新世开始时，热流达到最大值，为83.6mW/m²，相当于现今活动裂谷的热流值；从热演化的角度分析，该区大陆裂谷活动于始新世开始。始新世至现今，大地热流的总体趋势变低，中间有两次回升，较大的一次距今35Ma，另一次距今约5Ma。第三纪以来，热流演化曲线的整体形态是“马鞍型”（图1）。受热流演化和埋藏史的双重控制，下第三系烃源岩经历了持续的受热过程，现今仍处于“生油窗口”范围内。

三、油－气－水三相盆地模拟

1.天然气的生成

Ⅰ型干酪根的油气生成过程模拟结果表明，埋深大于3900～4000m(R_o≥1.0%）时开始进入游离气生气区，随气体生成量增大，逐渐高于液态烃溶解天然气的能力，气体主要以游离相态排出；埋深小于3900～4000m时，以生油和伴生的溶解气为主，天然气以溶解相态排出为主；Ⅰ型干酪根在4050～4150m进入油裂解气生气区，此时，部分液态石油

裂解成气。

在相同的热史、地史条件下，Ⅱ型干酪根在3100m左右进入游离气大量生气区，较Ⅰ型干酪根的生气区埋深浅。这也是济阳坳陷某些贫油洼陷天然气相对富集的原因。

2.天然气的运移、聚集与扩散

通过对各沉积时期天然气的流体势分布和运移方向的模拟，认为天然气的二次运移主要发生在东营组沉积末期，较油滞后，其运移方向主要受气体势分布的控制，断裂带是其最重要的运移疏导层。通过含油气饱和度分布的模拟，确定了天然气的有利聚集部位一般较油藏埋藏浅，天然气在明化镇组和第四系沉积时期成藏，模拟结果与目前气藏的实际分布情况较为吻合，为确定勘探方向提供了重要依据。

从图2可以看出，馆陶组沉积时期是其主要的烃类散失期，这是因为东营运动造成东营组与馆陶组之间存在不整合面以及馆陶组缺乏区域性良好盖层。馆陶组沉积以前，由于未进入大量生气阶段，以散失油和伴生气为主；馆陶组沉积时期，以散失油、伴生气和游离气为主；明化镇组沉积时期，以散失游离气为主。

图2济阳坳陷部分洼陷散失烃量模拟结果示意图

四、油溶释放气成藏的定量分析

1.油溶释放气是天然气的主要来源

从中浅层气藏与稠油油藏的分布关系可以看出，液态烃从深部向中浅层运移过程中，随温度和压力的降低，液态烃组分发生分离，重质组分形成稠油油藏，轻质组分多在其上方形成中浅层气藏。如孤岛、孤东、埕东、义东、陈家庄等绝大多数气藏均具有与稠油油藏相伴生的特点，各项地球化学分析资料也已证明浅层气与稠油是同源的。

Ⅰ型干酪根的生烃模拟结果表明：生气区以上以生油和伴生的溶解气为主，天然气以溶解相态排出为主。由于济阳坳陷烃源岩的干酪根类型以工型为主，且埋深浅（最大埋深小于4400m，一般小于4000m），热演化程度低（R_o≤1.0），因此，溶解相态是济阳坳陷天然气的主要赋存相态。

从气－源岩对比结果也发现两者具有较好的亲缘关系，伴生气δ¹³C₁的平均值为－41.80，与气藏气的平均值－42.14十分接近，证明了浅层天然气可能来自于液态烃运移过程中产生的油溶释放气。

从天然气组分含量分析结果来看，济阳坳陷天然气的甲烷含量一般大于95%，部分气田甲烷含量达到了99.0%以上，属于“干气”的范畴，但在“生油窗内”不应生成大量“干气”。这是因为不同的天然气组分在油中的溶解度是不同的。依据相似相溶原理，天然气相对分子质量越大的重烃组分在油中的溶解度越高，如在30℃、10MPa条件下，乙烷的溶解度是甲烷的4倍，丙烷的溶解度是甲烷的20倍，且压力越高倍数越大。溶解度的差异说明甲烷较其他组分更容易从油中释放或脱气，导致天然气中甲烷含量较高。地下原油在开采到地表后，释放出的轻烃组分总是以甲烷高纯度为特征，而其他组分在油中多未达到饱和。

2.油及地下水溶解天然气模型

（1）油溶解气释放模型

天然气在液态石油中的溶解度主要受控于温度、压力和原油密度，溶解度与饱和压力呈正相关关系而与原油密度呈负相关关系，当地层压力接近饱和压力时，天然气就会从油中释放出来，产生脱气作用。

（2）地层水溶解天然气模型

天然气在地层水中的溶解度主要受控于温度、压力和水的矿化度，影响最大的因素为压力。天然气在水中的溶解度随压力增高而增大，随温度的增加而降低，温度为70～100℃时溶解度达到最小值。水的矿化度对溶解度的影响也较大，并随矿化度的增大而减小。

3.油溶释放气起始脱气点的计算

溶解于油中的天然气在随游离烃向上运移过程中，由于温度、压力及原油性质的变化，气体从油中游离析出发生脱气作用，形成中浅层的次生气藏。为了确定起始脱气深度，研制了油溶释放气起始脱气点的计算程序。通过建立的油溶气模型可以看出，当地层压力等于饱和压力时，天然气在油中的溶解度可看做该温度压力条件下的最大溶解气量，可作出单位（吨）油的最大溶解气量与地层压力和原油密度关系图，并标定油气运移的轨道。通过对油气藏物性数据的分析发现，对于一个含油气盆地而言，在同一层位内，伴随流体由深到浅、由洼陷中心向边缘运移，具有地层压力逐渐降低，原油密度逐渐增高的趋势。如果把洼陷内部埋藏深、封闭条件好的岩性油气藏的气油比（一般相当于洼陷的最大油气比）近似作为洼陷的原始气油比，选取与原始气油比相等的最大溶解气量等值线与油气运移轨迹的交点，所对应的地层压力可看做现今埋深条件下油溶气起始脱气压力，对应的深度等值可看做起始脱气深度。

通过计算，济阳坳陷各主要洼陷平均起始脱气点为1900m,1750～2000m为进入起始脱气深度。

4.天然气的脱气模式与赋存状态分析

根据起始脱气深度的计算，建立了济阳坳陷主要洼陷的油溶气脱气模式。如牛庄洼陷脱气模式，随液态烃自洼陷中心向边部的运移，自洼陷中心至南斜坡地层压力逐渐降低，原油密度逐渐增大，实际气油比呈逐渐下降的趋势，在1750m左右进入起始脱气点，液态烃开始脱气，目前已探明的天然气均在起始脱气点之上，为1750～1200m，虽进入起始脱气点，但脱气作用不完全，主要以气顶气和夹层气藏为主；深度小于1200m，脱气作用较完全，以纯气层气藏为主。脱气作用形成的中浅层次生气藏，受液态烃运移最终指向的控制，分布在断裂带和凸起上；深度为3900～1750m时，天然气在油中处于欠饱和状态，以溶解气的赋存形式为主；深度大于3900m，烃源岩才开始进入生成大量游离气阶段，可形成深层原生气藏，但该类气藏目前还未经钻探证实。

通过对济阳坳陷其他洼陷的油溶气释放规律的对比分析发现，它们与牛庄洼陷具有基本相同的特征，油溶释放气的起始脱气点深度为1750～2000m，对油溶释放气形成的中浅层气藏的勘探深度应集中在埋深小于2000m的区域。

需要说明的是，起始脱气点的计算和脱气模式反映的是现今埋深条件下的状态，即现今形成的天然气才具有的脱气和成藏规律，由于济阳坳陷天然气成藏期晚，主要在距今5Ma之后开始生成和运移成藏，而且成藏作用还在进行，因此可用现今时刻的起始脱气点的计算和脱气模式近似反映天然气的赋存状态。对于成藏较早的地区不能简单套用，计算起始脱气点需要考虑主要成藏期后再沉积的厚度。

5.天然气“饱和程度”的计算与有利含气区带的预测

为了进一步探讨油溶气释放规律，提出了“饱和程度”的概念和计算方法，该方法根据试油成果获取单井在地表状态下的日产油量、日产气量和日产水量以及温度、压力和流体性质数据，恢复地下状态天然气在油水中的饱和状态。

通过“饱和程度”的分析，认为浅层气的富集主要受液态烃运移最终指向的控制，在凸起、隆起带和洼陷四周的斜坡带上以次生的气层气和部分气顶气形式存在；中层气的富集受断裂带控制，在洼陷和凸起断裂带以气顶气和夹层气等形式存在；深层气主要富集在洼陷中心或邻近洼陷中心的高部位，可能多以原生的游离相态聚集的气层气形式存在。

五、区带资源量计算方法

1.二、三维盆地模拟相结合的方法

表1济阳坳陷区带天然气资源量计算表

根据各凹陷三维盆地模拟结果，计算气层气供气量，再乘上聚集系数得出气层气资源量；根据IES模拟结果，可知单条测线在不同区带的天然气聚集量，再进行面积加权和地质分析，综合确定各含气区带的聚集量百分比，即可计算出各区带的气层气资源量。

2.地质综合评价法

（1）划分天然气排聚单元

排聚单元是以聚集区为核心的天然气排运聚散系统，依据IES模拟的流体运移方向和古气势场分布，将济阳坳陷划分为14个排气单元。

（2）计算各排聚单元供气量

在排聚单元划分的基础上进行盆地模拟，计算不同生油洼陷向各排聚单元的供气量。

（3）计算区带气层气资源量

依据模糊评判原理，对区带的气源丰度、疏导层条件、气源距离、保存条件等进行综合评判，确定各区带聚集系数，计算气层气资源量（表1）。

六、应用效果

根据本次天然气区带资源评价结果，选择具有较高资源潜力的区带进行了亮点勘查和钻探，发现一批较有利的含气圈闭和亮点，建成了天然气产能20×10⁴m³，取得了较好的经济效益和社会效益。

1.坨－胜－永断裂带

坨－胜－永断裂带位于东营凹陷北部，北邻陈家庄凸起，东靠青坨子凸起，西南与利津、民丰洼陷相接，在研究区呈北西向带状分布，有利勘探面积近700km²，由于该断裂带紧邻利津、民丰生油洼陷，具备有利的油气成藏条件。该带自1965年勘探以来，相继发现了一批中浅层气藏。根据区带资源评价结果，坨－胜－永断裂带及陈家庄凸起南缘天然气资源量为110×10⁸m³，探明天然气储量36.1×10⁸m³，剩余资源量为74×10⁸m³。1998～2000年，该区加强天然气勘探，丰气1、丰气斜101、永12-53井相继钻探成功，新建天然气产能9.5×10⁴m³；2001年，在胜北断层二台阶又发现了一批浅层气富集区，预测含气面积24km²，预测天然气地质储量20×10⁸m³。

2.义南地区

义南地区位于义和庄凸起南部，南、东两面与沾化凹陷相邻，自东向西，义南断层由北东向转为近东西向，形成一弧状构造带。义和庄凸起为下古生界寒武—奥陶系灰岩组成的潜山。油气勘探始于1961年，1971～1973年发现馆陶组气藏。经过20多年的勘探，共发现三个含气区，即沾3－沾38、沾4及沾5井区，主力含气层系为东营组、馆陶组、明化镇组。根据本次区带资源评价结果，义和庄凸起及周缘天然气资源量为79×10⁸m³，探明天然气储量11.15×10⁸m³，剩余资源量68×10⁸m³，该区带仍具有较大的资源潜力。1999～2000年，该区天然气勘探发现Ⅰ、Ⅱ类亮点45个，预测含气面积22.4km²，天然气地质储量24.35×10⁸m³；共部署井位11口，试气见气流井9口，新建天然气产能8.0×10⁴m³。

‘陆’ 基本原理

1.埋藏史恢复

沉积物在上覆负荷的作用下，其厚度和孔隙度将呈降低的趋势。真柄钦次（1987）等通过页岩的压实作用研究发现孔隙度与埋深具有指数函数关系。真柄钦次（1987）以及国内张博全（1992）、李明诚（1994）等将压实作用划分为不同的阶段，并指出压实作用具有不可逆性。压实作用引起孔隙流体排出，不仅降低了孔隙度，亦使地层厚度变薄。VanHint（1978）首次强调定量的古等深评价和压实校正相结合的重要性。汪缉安、熊亮萍等（1984）恢复华北地区的埋藏史时，把现今1500m厚度的沙河街组分别按不同岩性压实校正与未经压实校正进行对比，计算结果表明在东营组末和馆陶组末，经过压实校正的古地温比未经校正者提高10℃～15℃，厚度可增加300m～450m。因此，在恢复埋藏史时，不能只凭现今地层剖面上各层厚度进行逐层相减来求得，而必须考虑到压实作用的影响。

Flavey和Ian Deighton（1981）在假定压实过程中岩石骨架体积保持不变的条件下，提出下列压实校正模型公式：

第三纪残留盆地油气成藏动力学

式中：H_i（h）——现今顶界埋深为h（m）的第i层的厚度（m）;

H_i（d_j）——第j层沉积时埋深为D_j（m）的第i层的厚度（m）；

φ（z）——孔隙度与埋深（z）的关系。

根据钻井地层分层资料和声波测井资料，建立单井的地层岩性模型剖面，应用“回剥法技术（backstriping isostatic）”可以求解公式（4.1）出每一层在不同埋深下的厚度和埋藏深度。应用“回剥法技术”恢复单井剖面的埋藏史时要考虑地层剥蚀和古水深的影响。

2.热史恢复

目前地层的热史恢复方法可归纳为构造热演化法和古温标法两大类。前者主要根据盆地的成因类型、地温场热源、热成因机制等建立热流方程，然后求解热流方程得到各时期在不同埋藏深度的古地温。后者是利用地层中有机质、矿物、流体等记录的古地温（即古温标）反演地层的热史。对于裂谷型盆地，Mckenzie（1978）等认为其构造热作用过程包括岩石圈的伸展减薄、地幔侵位、热膨胀与冷却收缩，可采用均匀伸展模型来描述其热流值由高逐渐降低的变化特征。均匀伸展模型的古热流方程为：

第三纪残留盆地油气成藏动力学

式中：T——古地温（℃）;

z——埋藏深度（cm）;

t——沉降时间（s）;

x——岩石圈的热扩散率（cm ²/s）。

求解热流方程（4.2）的边界条件为：

T=0当z=h

T=T₁z=0

式中：h——从地表至岩石圈底界的深度（cm）;

T₁——软流圈的温度（℃）。

求解热流方程（4.2）的初始条件为：

第三纪残留盆地油气成藏动力学

式中：β——岩石圈在水平方向的拉张系数。

构造热演化法和古温标法都有各自的优缺点。在实际应用中，一般把两者结合起来，即考虑到盆地内区域构造演化和古热流的变化特点，在单井埋藏史恢复基础上，计算各时期的TTI值，然后将计算的R_o与实测的R_o值比较，若两者相差大于0.05%，则根据古热流模式调整古地温梯度。有机质热演化史恢复应用较为广泛的是Lopatin（1971）的TTI时－温指数法。

TTI值是Lopatin（1971）提出，后经Waples（1980）充实的有机质在热演化进程中的时－温指数，其计算公式如下：

第三纪残留盆地油气成藏动力学

将式（4.3）离散求和为：

第三纪残留盆地油气成藏动力学

式中：A ——频率因子；

E——活化能；

R——气体常数；

T——地层温度；

t——反应时间；

n——温度区间。

对于某种干酪根来讲，A、E为常数。理论推导与实验研究表明，当温度增加10℃时，反应速度增加1.6～2.6倍，一般取2倍更合理，并以100℃～110℃的温度指数确定为1.0。因此，式（4.4）可以简化为：

第三纪残留盆地油气成藏动力学

式中T_n为每一温度区间的地质时间（百万年）。在埋藏史恢基础上，通过计算机可以计算出每一层在各时期的TTI值。现今测得R_o值是有机质在各时期不同埋深条件下受热演化的累计结果，它与TTI值间有一定关系，目前国内外学者公布的TTI值与R_o之间的关系式较多，其中应用较多的是W aples提出的关系式。Waples通过大量实验资料发现TTI值民R_o在不同区间的关系有所不同，并归纳出TTI值与R_o的分段函数关系式为：

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’ 地质温度计及其理论基础

（一）概述

从广义上来说，凡是对地质历史中古地热场地温具有指示意义的地质标志均可视为地质温度计。目前，在沉积盆地古地热场研究中常用的地质温度计或温标（Geothermal Indicator）主要有以下几种类型：

1.有机地质温度计，如煤或干酪根的镜质组反射率、固体沥青反射率、镜煤或Ⅲ型干酪根电子顺磁共振参数自由基浓度、动物有机碎屑反射率、孢粉热变指数、可溶有机质分子结构参数甲基菲指数等。其中，前两种参数在煤、油气地质研究中得到了广泛应用，其它参数的研究近年来也取得了长足的进展。

2.自生矿物特征及（或）组合，包括矿物流体包裹体分析、粘土矿物种类及组合分析，沸石类矿物分析等，其中流体包裹体分析在沉积盆地古地热场研究中应用最为广泛，粘土矿物作为一种定性或半定量的古地温标志，其关于煤化作用古地热场研究的应用成果也经常见诸于文献报道。

3.碎屑矿物的核物理性质——裂变径迹分析，由于该法在研究古地温时常用的矿物为磷灰石，故也常称为磷灰石裂变径迹法。裂变径迹法得到的古地温温度较为准确，可以反映不同地质时期古地温变化的特点，并可据此得到关于盆地物质来源、沉积地层形成年代、沉积速率、地层抬升速率、剥蚀厚度等方面的信息，是近年来低—中温地质温度计研究的热点方向。这种方法主要适用于生油窗范围内的古地温温度，且测定步骤繁琐，在温度范围宽广的煤化作用研究中受到一定限制。

4.动物无机碎屑光学性质，如牙形石色变指数，广泛地应用于石油天然气源岩的评价，特别是缺乏镜质组的下古生界源岩，但在我国煤化作用的研究中极少采用。这种方法的精度受操作者经验、牙形石种类、碎片部位等因素的影响，故是一种半定量的温标。

（二）镜质组反射率化学反应动力学模式

镜质组反射率是目前能源地质界所公认的最为有效的地质温度计。镜质组是一种以具有烷基侧链及官能团的稠环芳香结构为基本结构单元、并以桥键相交联的复杂有机缩合物。在热演化过程中，镜质组化学结构中侧链及官能团脱落、芳香环数目及碳网堆砌层数增多、基本结构单元增大、基本结构单元之间有序化程度增高，导致镜质组反射率规律性增大。因此，在镜质组的反射率、其化学结构以及热演化条件之间存在着层次不同的因果关系，这种关系可用化学反应动力学原理加以描述。换言之，根据镜质组反射率，有可能定量估算地质体中有机质在热演化历史中的受热条件，进而反演古地热场特征及其演化历史。

镜质组反射率的增进可以被视为是有机质一级化学反应的结果，其反应效率（Z）与反应时间（t）成正比：

Z=k·t

式中反应系数（k）可由阿伦尼乌斯化学反应动力学方程给出：

k=A·exp（—E/RT）

由此，得出反应效率与受热温度、受热时间及化学结构之间的化学反应动力学方程：

Z=A·t·exp（—E/RT）

式中：A——频率因子，为一常数，表示单位时间内分子碰撞的次数；

E——反应活化能，是受热温度和物质化学结构的函数；

R——理想气体常数；

T——物质受热的绝对温度。

上述化学反应动力学方程表明：镜质组的受热时间与受热温度互成函数关系，受热时间的确定是利用镜质组反射率来反演受热温度的关键之一；若受热时间和受热温度一定，则反应效率（可用镜质组反射率衡量）取决于反应活化能，而活化能的大小极大地受到镜质体物质组成高度非均一性的影响，是镜质组化学组成和化学结构的函数，因此尽可能真实地确定这种函数关系乃是正确恢复古地热场特征的又一关键；根据化学反应动力学原理，只要建立起具体的解析方程，即可通过已知地质变量求取未知地质变量。具体解析方程的完善程度，直接影响到镜质组反射率这种地质有机温度计的实用程度。

基于上述原理，目前已建立起恢复古地热场特征及有机质受热历史的数十种镜质组反射率化学动力学模式，这些模式大致可归纳为四大类型，即简单函数关系模式、受热时间－经验法模式、反应活化能－温度函数模式和平行反应化学动力学模式（秦勇等，1995）。这种排列顺序，也反映出镜质组化学反应动力学模式由片面到全面的逐渐完善和发展的过程。

简单函数关系模式仅简单地描述有机质成熟度（例如镜质组反射率）与受热温度之间的对应关系，对受热条件、有机质类型和组成等因素未加考虑（例如热姆丘日尼柯夫，1948；列文斯坦，1969；阿莫索夫，1976；Epstein,1977；Price,1983），是模式发展的初期产物。

受热时间-经验法模式引入了受热时间的概念，在受热条件中考虑了温度与时间之间的关系，同时也根据模拟实验及实际资料统计结果，引入阿伦尼乌斯一级反应动力学方程，建立起有机质成熟度、受热时间与受热温度之间的数学模式（解析方程）或图解模式（例如：Karweil,1955；Bostick,1971,1978；Teichmuller,1971；Connan,1974；Middleton,1982;Zhijun,1983；Pigott,1985；Antia,1986；Wood,1988；Barker,1989），使模式所依据的理论基础趋于严密。然而，这类模式在理论和方法上存在着明显不足：将反应活化能作为常量看待，由于反应活化能是受热温度的函数，故将其常量化无法真实地反映有机质的热演化状况；均采用地层年龄代表受热时间，忽略了对有效受热时间、有机质成熟作用不可逆性、构造历史及埋藏历史等复杂地质因素的考虑，有可能歪曲地层的受热历史，进而影响到对矿产资源预测评价的准确性；有机质在热演化过程中同时进行着多种化学反应（即平行反应），不同反应所需的活化能是不一样的，此类模式中将所有平行反应均用一个活化能来表示，显然无法反映有机质化学组成的高度非均一性。

反应活化能－温度函数模式的最大特点在于引入了反应活化能，在以阿伦尼乌斯一级反应为理论基础的模式中，明确了反应活化能随有机质成熟度而变化这一事实（例如：Lopatin,1971；Waples,1980；Ritter,1984；Lerche等，1984；Armagnac等，1989），并在某些模式中定义了“有效受热时间”的重要概念（Hood等，1975；Bostick等，1978）。其中，目前应用最为广泛的是由Lopatin（1971）提出、后由Waples（1980）修订的“时间－温度指数（time-tempreture index，简记为TTI）”模式以及由Hood（1975）提出、后由Bostick（1978）补充完善的“有机成熟度水平（level of organic metamorphism，简记为LOM）”模式。这类模式明显优于简单的成熟度-温度模式和受热时间－经验法模式。但也存在某些不足：在特定温度下仅采用平均反应活化能，不足以代表在宽广温度范围和受热温度下有机质热演化过程中复杂的平行反应；模式中仍含有较高的经验性成分，采用不同的经验数值，对古地热场特征恢复的结果是有差异的。

在平行反应化学动力学模式中考虑到不同的化学反应具有不同反应活化能这一事实，采用一系列化学动力学方程，描述出地质体中有机质的热演化（降解）是由一系列平行反应构成的反应过程。Tissot等（1984,1987）、Larter（1988）、Burnham等（1989）先后建立起相关的化学动力学模式，通过赋予不同平行反应以不同反应活化能的方式，较为全面地描述了有机质类型和组成与受热条件之间的函数关系。然而，尽管这类模式在理论上较为完善，但计算过程过于繁琐，某些涉及到有机质化学结构的参数也难以选择，从而限制了模式的推广应用。鉴于此因，Sweeney（1990）进一步简化了先前模式，提出名为“EASY%R_o”的数值模拟方法，使平行反应化学动力学模式朝实用性方面迈进了一步。

目前，EASY%R_o方法已引起国际能源地质界的关注，并在某些国家和地区得以应用（Littke,1994）。可以说，平行反应化学动力学模式在理论和方法上更为成熟，是今后模式开发和应用的主要方向。

（三）矿物流体包裹体分析

矿物包裹体按成因可分为原生包裹体、次生包裹体和假次生包裹体，按物理状态可分为固体包裹体和流体包裹体。只有原生流体包裹体形成后与外界基本上没有发生物质交换，保留了成矿流体的成分和性质，故可反映矿物形成时的物理化学条件，如温度、压力、成矿溶液盐度和密度、成矿流体来源等。

包裹体测温有淬火法、爆裂法和均一法。淬火法多用于岩浆岩的研究。爆裂法由于受包裹体的形态、成分、主矿物的硬度、解理发育情况、粒度大小及测温过程仪器的影响，其结果只能作为参考。均一法是包裹体测温的基本方法，所测均一温度经过压力校正得到包裹体的捕获温度，指示了矿物形成的下限温度。

流体包裹体的形成压力可以通过流体成分和其P-V-T-X特性加以确定，目前常用方法包括流体蒸气压法、均一温度——另一个独立地质温度计法、等溶线交互法、含子矿物包裹体估算法等（张文淮等，1993）。在本书中，作者采用等溶线交互法求取煤系脉体包裹体的形成压力，进而用其对均一温度进行校正以及对脉体形成时含煤地层的古埋藏深度进行反演。

除温度、压力测试外，流体包裹体分析还包括流体盐度分析、液相成分分析、气相成分分析、稳定同位素分析等。作者通过这些分析，为异常古地热场成因或机理的研究提供了丰富信息（见第四章）。

（四）电子顺磁共振测温

干酪根是一种含烃基链和官能团的芳香稠环缩聚体系。在受热过程中，体系中的化学键按键能大小发生断裂，并发生了一系列的平行反应，干酪根发生热降解，在生成包括烃类在内的小分子化合物的同时，残余干酪根的芳构化程度也得以逐步增强。

Tissot等（1975）基于化学反应动力学原理，建立起数学模型来描述干酪根热降解的化学反应过程，并推导了以一级反应为基础的干酪根降解动力学模式。

山西南部煤化作用及其古地热系统：兼论煤化作用的控气地质机理

式中：X_i——在第i次反应中有机质的数量；

k_i——在给定温度下是一常数，它随温度的变化可用阿伦尼乌斯公式来表示：

k_i=A_i·exp（—E_i/RT）

通过上述模式，可以计算出给定地质条件下干酪根降解的数量或生烃潜力。

生烃潜力用有机质在某一阶段的转化率（r）加以表示，即在该阶段已转化为具有生烃潜力的干酪根的比例：

山西南部煤化作用及其古地热系统：兼论煤化作用的控气地质机理

式中：X_o—干酪根生成烃类的总量；

X_i——某类干酪根在某一阶段生成的烃量。

腐殖煤具有Ⅲ型干酪根的性质，其活化能随受热温度和煤级而发生变化。根据这些数据，采用某种热历史的数值模拟程序（如EASY%R_o法），可求取干酪根的反应程度（F）或降解率（r）。进而根据不同类型有机质顺磁磁化率（X_p）或自由基浓度（N_g）与降解率之间的关系，采用数值逼近方法，求出煤的电子顺磁共振特征与所经历过的最高古地温之间的相关关系。

‘捌’ 南海北部神狐海域天然气水合物成藏动力学模拟

苏丕波，梁金强，沙志彬，付少英，龚跃华

苏丕波（1981－），男，博士，主要从事天然气水合物的气源条件与成藏模拟研究，E-mail:[email protected]。

注：本文曾发表于《石油学报》2011年第2期，本次出版有修改。

广州海洋地质调查局，广州510760

摘要：为了了解南海北部神狐海域天然气水合物的成藏匹配条件，针对神狐海域水合物研究区典型二维地震剖面，构建了该区的地质模型，并对其进行了天然气水合物成藏动力学的模拟。研究结果表明：神狐海域具备有利于天然气水合物成藏的温度、压力条件；微生物气和热解气的资源潜力巨大，满足水合物形成的气源条件；运移条件优越，有利于天然气水合物的聚集成藏。针对上述结果，提出了该区天然气水合物的成藏模式，并初步预测该区天然气水合物资源潜力巨大，是进一步勘探水合物的远景区。

关键词：南海；神狐海域；天然气水合物；成藏模式；生物气；热解气

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

天然气水合物是在低温、高压环境下由水和天然气组成的类冰结晶化合物，主要赋存在陆地永久冻土带和水深超过300 m的海洋沉积物中。目前发现的海底天然气水合物主要分布于世界各大洋边缘海域的大陆斜坡、陆隆海台和盆地以及一些内陆海区的大洋沉积物中，水深一般为300～4 000 m ，赋存沉积物一般为海底以下0～1 500m^[1]。

控制海洋天然气水合物成藏的关键因素包括温度、压力、气体组分和饱和度及孔隙水组成，水合物的结晶和生长还取决于沉积物颗粒大小、形状和组成^[2]，但是这些因素受到海洋中一系列构造和沉积作用的影响，在不同的时间尺度上可能导致多种天然气水合物成藏的动力学反映^[3-5]。目前，国内外对天然气水合物赋存及分布的主控因素的研究仍局限于对影响水合物成藏的个别因素探讨上，如全球气温变化、构造活动与地热史、沉积作用效应、地温梯度和冰川性海平面相对移位等^[6]，这些因素均可改变天然气水合物形成所需要的温压条件与沉积物的物性特征，从而影响天然气水合物系统的稳定性。除温压条件外，是否有充足的气体供应是控制天然气水合物的形成的另外一个重要的控制因素；从动态过程来考虑，除了烃类气体的供应外，还涉及烃类气体到达天然气水合物稳定带的运移通道，天然气水合物形成的构造环境等。

南海北部陆坡含油气盆地发育，气源丰富，类型众多，深部热解气、浅层微生物气均有可能形成天然气水合物，虽然部分学者分别就烃类气体供应问题、烃类运移条件、岩层和构造对天然气水合物产状与分布影响或控制做过单方面的研究^[7-9]，但还没有将它们作为一个有机整体在时空尺度上开展水合物的成藏系统研究。本文选取南海北部神狐海域研究区的典型地震剖面，围绕天然气水合物“成藏”这一核心问题，通过水合物成藏动力学模拟，结合地震剖面解释成果，对南海北部神狐海域天然气水合物成藏模式进行了初步的探讨。

1 研究区地质概况

图1 研究区位置及范围

神狐海域水合物研究区地理上位于南海北部陆缘陆坡区的中段神狐暗沙东南海域附近，即西沙海槽与东沙全岛之间海域，构造上位于珠江口盆地珠二坳陷白云凹陷（图1）。白云凹陷水深200～2 000 m，面积约为20 000 km²，新生代最大沉积厚度约为12 000 m，地史上经历多次地壳运动和多阶段的构造演化，地质构造复杂，断层－褶皱体系非常发育^[10-13]。神狐海域研究区晚期断层极其发育^[14]，新生代断层大致可分为晚中新世和上新世以来2个主要时期，晚中新世断层以NW为主，断层大部分切割上中新统，部分切割上新统，是研究区最主要的断层活动时期；上新世以来活动断层以NEE向为主，断层活动下，部分断层切穿较新的沉积层延伸至海底附近，深部断层为天然气向浅部水合物稳定带运移创造了有利条件，而褶皱构造易于捕获天然气，促使水合物的形成。同时，神狐海域海底滑塌作用非常强烈，有分析认为可能与水合物的形成和分解有关^[15]。此外，根据沉积相分析^[16-17]

于兴河，苏新，陈芳，等.南海天然气水合物成矿的沉积条件初步研究.北京：中国地质大学，广州：广州海洋地质调查局，2002.，南海北部陆坡自晚渐新世以来处于坳陷沉降期，以滨、浅海—半深海沉积环境为主，陆源碎屑供给充足，沉积速率大、厚度大、粒度总体上中等偏细。特别是晚中新世以来神狐海域研究区以三角洲、扇三角洲、滑塌扇、浊积扇沉积为主，重力流非常发育，特别是第四纪，广泛发育滑塌沉积，这些沉积体普遍具有较高的沉积速率，沉积厚度相对较大，含有大量的有机质，并能得以有效地保存，能为天然气水合物的形成提供充足的气源。综合分析，神狐研究区具备良好的天然气水合物成藏地质条件。

2 模型选择及参数的选取

由于神狐海域探井缺乏，本次模拟剖面选取既考虑选择神狐海域水合物研究区具有代表性的典型剖面，同时兼顾该区及邻区是否有可以借鉴的模拟参数资料。结合这两点，本次模拟研究选取神狐海域水合物研究区的二维地震测线Line A，该测线处水深介于400～1 700 m，地层自下而上发育有始新世文昌组、渐新世恩平组、中新世珠海组、珠江组、韩江组、粤海组、上新世万山组和第四系8套地层，在水深500～1 000 m之间的万山组内识别了指示水合物存在的BSR特征标志（图2）。

本次研究采用IES软件中的Petro Mod 2D模块，主要对研究区新生界的温压场、有机质热演化指数R。和流体运移进行了模拟。地层压力的演化基于2个假设应用有限元模拟方法来模拟孔压发育史：首先假设岩石和孔隙流体在压缩和变形过程中保持质量平衡；其次压实过程中，流体排出极其缓慢，能够以达西流法则来描述牛顿流。热史恢复则采用地球热力学和地球化学结合方法，即将正演技术与反演技术、地史恢复与热史恢复结合起来，利用已知的地层信息和古温标资料作为约束条件，对研究区的热演化史进行模拟。有机成熟度的计算采用Sweeney和Burnham 提出的EASY% R_o模型^[18-19]，它是目前用于成熟度计算最为完善的一种模型，它不仅考虑了众多一级平行化学反应及其相应反应的活化能，而且还考虑了加热速率，适用范围广，能比较精确的模拟地质过程中有机质成熟度演化。

图2 神狐海域研究区模拟测线A原始解释剖面及地质模型

a.测线A原始地震剖面（时间域）；b.测线A模拟地质模型（深度域）

模拟中主要需要岩石性质、地质界面、烃源岩地球化学和断层活动性等参数，对这些模拟参数的选取，综合借鉴了研究区各方面的研究成果。其中，模拟所需的岩性参数来源于中海油钻探资料^[20]；地质界面参数中古水深来源于高红芳等^[21]在该区的研究结果；热流来源于ODP184航次调查成果^[22-23]；古地温由IES系统根据剖面所在的全球位置和纬度，利用全球平均地表温度窗口以及古水深变化计算不同时期的温度曲线；对于烃源岩地球化学参数，综合目前研究资料及地质分析，认为该区主要烃源岩层为文昌组和恩平组，其中恩平组w(TOC）平均值为2.19％,H_I平均值为157.4 mg/g，由于白云凹陷尚未钻遇文昌组烃源岩，文昌组烃源岩层TOC、H_I数据根据珠江口盆地珠一坳陷与珠三坳陷的资料结合该区地质条件类比分析认为：研究区文昌组为中深湖相泥岩， w(TOC）平均值为2.94％,H_I平均值为483.4 mg/g^[24]；而断层活动性的分析主要是基于断层在地震剖面上断过的层位以及研究区构造活动的时间来判断和估算。本次模拟研究中，断层根据其活动期次划分为始新世中期神狐运动及之前形成的活动断层，中中新世东沙运动形成的活动断层以及上新世以后的活动断层；对剖面经过的每一条断层均进行了属性定义，在模拟过程中，各断层活动性自构造活动时间开始均设为完全开启状态。

3 模拟结果分析

模拟结果是否可靠需要通过模拟结果与钻井实测值进行对比来进行检验。研究区番禺低隆起有部分探井，其中井B有实测的地温和镜质体反射率^[25]，且该井与测线剖面较近，两者的演化环境与受热历史相差不大。可以利用该井的实测值对模拟结果进行检验，从与该井最近的剖面点模拟结果与实际井资料的对比图（图3）可以看出，测线点模拟曲线与井测试值趋势比较一致，说明模拟结果比较准确，可以用模拟结果来进行相关解释。

图3 神狐研究区井B地温和R_o实测值与模拟值对比

3.1 温压场模拟

天然气水合物的形成与成藏需要特定的温压条件，低温和高压有利于水合物的形成和稳定赋存^[26]。测线A通过地震剖面解释，在水深500～1 000 m之间的万山组内识别了指示水合物存在的BSR特征标志。通过模拟得到该区现今的温度场（图4）与压力场（图5），在剖面上BSR所处温度在16℃左右，压力在15 MPa左右，对比世界上已知天然气水合物区，结合甲烷在海水中形成水合物的相平衡曲线^[27]，表明该测线剖面BSR区域处于天然气水合物稳定存在的温压场范围内，符合天然气水合物的成藏要求。

图4 神狐海域A测线现今温度场模拟

图5 神狐海域A测线现今压力场模拟

3.2 有机质成熟度模拟

对神狐海域地质调查站位资料的分析^[28]

郭依群，梁劲，龚跃华，等.南海北部神狐海区天然气水合物资源概查报告.广州：广州海洋地质调查局，2004.：研究区浅表层沉积物中普遍存在游离气，甲烷碳同位素δ¹³C₁的测试结果显示：δ¹³C₁(PDB) （‰）值在－46.2‰～－74.3‰之间，平均为－60.9‰，除2个样品的δ¹³C₁(PDB）值为－46.2‰和－51‰外，大多数样品的δ¹³C₁(PDB）值小于－57‰，证实神狐海域浅表层沉积物顶空气主要来源于生物气。同时，许多调查站位顶空气甲烷的含量在垂向上保持了相对较高的丰度，特别是在调查区北部白云凹陷内，甲烷的含量分别接近了120μL/kg和200μL/kg，暗示其深部可能有持续稳定的游离甲烷供应，来源于深部的热解气。王建桥等^[29]对研究区东部的ODP1146站位顶空气样品进行了分析，结果显示为混合气体的特征。由此推测，研究区浅部地层中的天然气可能兼有生物气和热解气2种来源。

R_o值是反映烃源岩成熟度的重要指标。通常，生物气的烃源岩应处于未熟—低成熟的生烃门限以下，其R_o< 0.7％，有机质热演化R_o模拟结果显示（图6）：浅部地层上新世万山组、中新世粤海组、韩江组R_o位于0.2％～0.6％，均未进入生油门限，由于其厚度大，且有机质丰度较高；其中，第四系w(TOC）平均为0.22％～0.28％，万山组w(TOC）平均为0.30％～0.39％，粤海组w(TOC）平均为0.49％；粤海组—第四系海相泥岩生烃潜力w(S_l+S₂）平均为0.13～0.32 mg/g，均已达到了作为生物气烃源岩的有机质丰度和生烃潜力的标准和条件

郭依群，梁劲，龚跃华，等.南海北部神狐海区天然气水合物资源概查报告.广州：广州海洋地质调查局，2004.，这几套层序可以成为良好生物成因气的主力“生物烃源岩”，具备生成生物气的巨大潜力。在合适的条件下，能够为水合物成藏提供大量的生物气气源。

图6 神狐海域A测线有机质成熟度模拟

同时，模拟结果也表明了凹陷内的“热解烃源岩”文昌组和恩平组有机质的演化程度普遍较高。其中，文昌组R_o值在2％以上，最大值超过3％，处于过成熟生干气阶段，已产生大量热解气。而恩平组R_o为1.3％～2.6％，处于高演化阶段，现阶段以生气为主。高分辨率地震资料解释结果显示

梁金强，郭依群，沙志彬，等.天然气水合物资源量评价方法及成矿远景研究.广州：广州海洋地质调查局，2002.，文昌组在白云凹陷中面积达1 900 km²，厚度1 700～3 000 m,w(TOC）平均值为2.94％,w（氯仿沥青“A”）平均值为0.225％；干酪根H/C原子比为1.5～1.0，大多在1.2，表明有机质类型为Ⅰ和Ⅱ型，以Ⅱ₁型为主，H_I平均为483.4mg/g；恩平组在白云凹陷中分布面积为2 860 km²，厚度1 100～2 300 m,w (TOC）平均值为2.19％,w（氯仿沥青“A”）平均值为0.1976％；干酪根H/C原子比多在1.2～0.7，表明有机质类型以Ⅱ_：和Ⅲ型为主。岩石热解分析测定恩平组烃源岩生烃潜力w(S₁+S₂）为（0.22～34.36）×10-³，平均3.1 1×10^-3,H_Ⅰ为41.6～400.0 mg/g，平均为157.4 mg/g。综上所述，研究区热解生气潜力同样巨大。

3.3 流体运移模拟

通过前面有机质成熟度的模拟分析可以知道，处于测线A深部的文昌组和恩平组有机质成熟度已处于高演化阶段，均以产气为主。从测线剖面所在区域的文昌组和恩平组烃源岩产生的油气流体运移模拟结果可以看到（图7），深部的文昌组和恩平组烃源岩已经开始产生大量的热解气，并且产生的热解气通过断层或上部渗透率高的岩层，可以运移至浅部水合物稳定带，为水合物成藏提供一定的热解气。同时也应注意到，虽然深部烃源岩层能够大量产气，但是大部分气体在运移至珠海组和珠江组时，在有利构造部位集聚成藏，这些成藏的气体然后以断裂为主要运移通道向上运移至浅部水合物稳定带；同时，也可以看到，当断层断裂至海底时，气体将沿着断层逸散至海面，造成气体的散失，不利于水合物的成藏。另外，深部热解气也可以随超压孔隙流体向上运移，与浅部生物气混合形成水合物。而在浅部，由于断裂构造不发育，受流体势控制，浅部生物气以则向运移为主运移至水合物稳定带区域。

图7 神狐海域A测线油气运移模拟

4 水合物成藏模式的构建

天然气水合物成藏是一个复杂的过程。其成藏系统包括烃类生成体系、流体运移体系、成藏富集体系，它们彼此之间在时间和空间上的有效匹配将共同决定着天然气水合物的成藏特征。白云凹陷于始新世—早渐新世在潮湿的气候环境、全封闭的深洼陷及高的沉积速率下形成了巨厚的文昌组、恩平组烃源岩，随后，这2组烃源岩在裂后相对构造平静期大量生烃，而以高沉积速率的深水细粒为主的充填作用导致白云凹陷形成超压；随后的东沙运动使白云凹陷发育大型底辟构造和大量NW 向张扭断裂，压力随之得到释放，逐步形成今天趋于正常地层压力的状态^[30]。超压存在说明油气运移曾经不畅，现今白云凹陷趋于正常压力，则表明超压得到了有效释放、油气运移通畅，大量油气已经运移出来。因此，可以认为晚期底辟和断裂产生的垂向通道为油气垂向输导的有效通道。油气勘探也显示白云凹陷北坡天然气藏具有晚期断裂控制成藏的特点，同时由于白云凹陷深水区同样存在大量具有底辟构造和断裂相关的浅层亮点气异常反射，也证明了凹陷深部的油气被垂直输导到浅部地层；显然，白云凹陷存在晚期活动的断裂和底辟带的垂向输导系统，可以大大改善天然气的垂向运移条件。代一丁等[31]通过盆地模拟表明：文昌组和恩平组两套烃源岩层在开平凹陷现在处在生、排烃高峰期，在白云凹陷已处在产生裂解气的阶段。这与本次模拟吻合。另外，离该测线不远处，有我国第一口深水钻井LW3-1-1井，该井在上渐新统珠海组和下中新统珠江组钻遇了大量天然气，累计天然气地质储量约为800亿～1 100亿m^3[32-33]。据此推测，该区域深部烃源岩在一定程度上可以产生大量热解气，这些热解气通过合适的断层与底辟为天然气水合物的成藏提供一定的热解气源。

同时，近海油气勘探表明^[34]，南海北部边缘盆地生物气的烃源岩分布相当广泛，纵向上从上中新统至第四系，甚至在局部区域的中中新统的不同层段均有分布；区域上盆地内均有大套浅海相和半深海相的泥质烃源岩展布，其有机质丰度相对较高，已达到了作为生物气烃源岩的标准，且具有一定的生烃潜力。并且已在珠江口盆地东部白云凹陷北斜坡PY34-1和PY30-1构造的浅层已发现生物气气藏。

图8 神狐海域天然气水合物成藏模式

综上所述，构建了该区的水合物成藏模式图（图8）。该成藏模式认为神狐海域水合物气源为通过深海平原生物气横向迁移和深部热解气的垂向运移混合成因，深度热解烃源岩具有良好的生烃能力，生成的大量气体以活动断裂为主要运移通道向上运移，并在合适的条件下在源岩上部有利构造部位形成一定规模的天然气气藏。同时，这些深源高成熟气体持续以断裂为主要运移通道或者随超压孔隙流体向上运移，这些气体运移至浅部与浅部生物成因气混合在一起，在合适的温压域内形成水合物。

5 结论

1）神狐海域具备有利于天然气水合物成藏的水深、温度、压力条件及其地质条件。

2）神狐海域气源条件充足，白云凹陷深部发育文昌组和恩平组两套主要的烃源岩，其有机碳含量和镜质体反射率值均较高，以产气为主，部分气体通过断裂构造运移至水合物稳定带，为天然气水合物成藏提供一定的热解气气源；神狐海域浅部韩江组，粤海组，万山组及第四系镜质体反射率在0.2％～0.6％之间，热成熟低、厚度大、泥岩及有机质含量高，是良好的生物气气源岩；生物气资源潜力巨大，可为天然气水合物的形成提供生物成因气气源。

3）神狐海域运移条件优越，发育沟通气源岩层的断裂与底辟构造，为水合物的成藏提供气体的垂向运移通道；而在浅部，气体则通过侧向运移为主运移至水合物稳定带。

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‘玖’ 南华北地区古地热史模拟

根据南华北地区的实际地质条件和古温标数据状况，采用中国科学院地质研究所与中国科学院计算中心合作开发的“油气盆地热历史及构造热演化模拟系统”，对开封坳陷2口井和周口坳陷5口井进行了热史恢复。合肥坳陷和信阳坳陷由于缺乏古温标资料，未进行热史恢复。

1.开封坳陷的地热史模拟

（1）开封坳陷的地热史模拟

在古温标法中，热史反演是建立在埋藏史基础上的；而在构造热演化法中，沉降史是对模型参数的基本数据进行标定。此外当地层存在剥蚀时，可以通过古温标确定剥蚀厚度，进而重建地史，所以热史恢复过程中包含着地史恢复。根据地层分层资料和岩石物性资料，采用地史模拟器对邓5井和济参1井的地史进行了恢复，包括沉积埋藏史和沉降史（图5-27，图5-28）。邓5井地层在135～105Ma（早白垩世）和55～30Ma（古近纪）经历了两次快速沉降过程，在105～30Ma处于抬升剥蚀阶段。济参1井的情况类似，但在早白垩世的沉降量不大。

图5-42 周参10井古热流随时间变化趋势

（3）周口坳陷的构造－热演化特征

周口坳陷的地史恢复和热史恢复结果表明，周口坳陷各地区构造演化史不尽相同，但中生代以来均发生过3次构造－热事件。

三叠纪末，华北板块与扬子板块之间发生了强大的陆－陆碰撞造山作用，导致该区构造变形强烈，局部地温场升高，南6井古热流升高到67.2mW/m²。

早白垩世，在华北深部岩石圈伸展减薄的背景下，郯庐断裂带走滑运动达到高潮，该区剪切拉张裂陷作用强烈，导致地温场普遍升高，南9井古热流因此达到了83.4mW/m²，周参7井古热流达到了93mW/m²，而周参10井古热流达到了100mW/m²。

古近纪，在华北深部岩石圈伸展减薄的背景下，以及印度板块和太平洋板块的联合作用下，研究区内先存在的NWW向断裂作左行剪切平移运动，而郯庐断裂系的夏邑－涡阳－麻城断裂作右行剪切运动，伸展裂陷作用再度广泛发生，地温场再次升高，周19井古热流达到64.5mW/m²。

‘拾’ 盆地构造演化与热史及烃源岩成熟史的关系

1.伸展盆地控制了高的古地热史

沉积盆地的热史分析不仅是评价油气生成的决定性因素,而且是划分盆地性质和类型的重要依据。不同性质的盆地其热流值是不一样的,伸展裂谷盆地和走滑拉分盆地一般具有较高的热流值,而挤压挠曲盆地的热流值则较低(Allen等,1990)。因此,对沉积盆地热史的正确分析不仅有利于评价区域含油气远景,而且有助于判定盆地的性质及其形成机制。

研究古地温、古热流的方法概括起来有两大类。一类是正演方法,即基于对盆地运动学演化过程的认识,先假定一个盆地岩石圈运动学模型和给定一个联系岩石圈运动学特征及盆地热流值变化的关系式,然后将在岩石圈运动学模型中确定的所有参数直接运用到计算热流值的公式中,这种正演的热史模拟方法在拉张伸展型盆地中曾经得到了广泛的运用(Mckenzie,1978;Royden和Keen,1980,Hellinger和Sclater,1983,余辉和陈发景,1989)。另一种方法即反演化法,是用各种地质温度计来恢复盆地古地温史。镜质体反射率以它的分布普遍、对温度反映敏感且其变化主要受温度控制和有机变质演化的不可逆性成为最广泛使用的地质温度计;近年来人们也采用磷灰石等矿物裂变迹径的“退火作用”(Naeser等,1985)来判断古地温。

在热指数反演拟合法中,一般将热指数看做是地层埋藏史和地热史的函数。它是近些年发展起来的热史反演模拟较成熟的新方法,在已知埋藏史的盆地,可以用该方法模拟盆地的热史。常用的热指数有镜质体反射率、⁴⁰Ar/³⁹Ar、甾烷和霍烷旋光性、磷灰石裂变径迹以及孢粉的半透明等。

以I.Lerche提出的用镜质体反射率计算古热流方法为基础,可用分段连续变化的古热流函数形式来描述热史的变化过程(陈发景等,1993):

图6-4 松辽徐11井沙河子、营城组底热演化及成熟史曲线(据大庆油田研究院,1995)

图6-5 海拉尔盆地海参1井铜钵庙组底热演化及成熟史曲线(据大庆油田研究院,1995)

图6-6 海拉尔盆地海参4井铜钵庙组底热演化及成熟史曲线(据大庆研究院,1995)

表6-2 延参1井磷灰石裂变径迹分析结果

*(统计径迹数/统计粒数)

图6-7 延参1井磷灰石裂变径迹表观年龄和径迹平均长度叠加图

图6-8 延参1井磷灰石裂变径迹长度分布模拟热史及成熟度图

以上研究表明,该区的热史与裂谷系构造演化密切相关。晚侏罗世,东北地区属活动大陆边缘板块构造环境,这一时期板块俯冲速度较快,不仅使东北地区处于挤压隆起状态,而且由于板块俯冲角度低,板块之间耦合程度高,从而使岩石圈下部地幔发生局部熔融作用和软流圈上涌,并在地表发生大规模钙碱性火山和形成高热流场。

早白垩世早期,俯冲板块聚敛速度降低,小于俯冲速率,岩石圈受挤压应力作用减小。板块俯冲产生大规模熔融物质富集于岩石圈之下,对上部岩石圈底部产生顶托作用,岩石圈发生伸展,伴随火山活动和高热流。在伸展作用下,形成了一系列小型断陷。

早白垩世中晚期,东北裂谷系热流进入衰减阶段,但不同构造单元衰减程度存在差异,在不同构造单元,热衰减规模和时间各不相同。坳陷沉积主要发育在中带裂谷系。

至晚白垩世早中期热流值快速衰减。由于热冷却衰减,其坳陷沉积速率在东北裂谷系中带仍然比较高。

晚白垩世晚期,东北大陆东缘的板块聚敛速度大于俯冲速率,使东北大陆遭受挤压,热流值衰减速率降低。白垩世末期,盆地受强烈挤压抬升广泛遭受剥蚀,古温度趋于平稳。

2.盆地构造演化控制烃源岩成熟史

由于东北地区各区带的古热流不尽相同以及它们所经历的埋藏剥蚀史不同,使不同区带烃源岩所经历的成熟史有很大差异。

综上所述,在东北地区中部带松辽盆地,裂谷期古热流最高曾经达到93mW·m^-2或2.24HFU(根据盆地模拟恢复)。根据R₀和磷灰石裂变迹径法恢复的松辽盆地北部来51—三深1井构造演化史剖面,R₀=0.5%时烃源岩的成熟门限深度大约为1200m,R₀=1.3%时烃源岩过成熟门限深度大约为2700m~3100m。由于松辽盆地早白垩世裂谷期后演化为大陆内坳陷,裂谷期烃源岩后期遭受埋藏比较深,加上古地温梯度比较高,因此裂谷期烃源岩在绝大部分地区已进入过成熟阶段,因此推测在松辽盆地深层只能是找气,与西带二连、海拉尔、东带延吉、中带南段开鲁等断陷盆地群仅仅主要发育裂谷系有很大不同。

在西带二连盆地早白垩世断陷盆地群,裂谷系古热流一般低于松辽盆地。其中一些断陷如阿南、巴音都兰、赛汉塔拉、额仁淖尔、吉尔嘎朗图、白音查干、乌里雅太等陷湖盆发育,沉降幅度大,但坳陷期不发育,因而多数烃源岩埋藏适中,处于成熟阶段。而另一些断陷,如塔南、塔北、朝克乌拉、伊和乌苏等沉降幅度相对较小,不仅烃源岩质量差,而且处于未成熟阶段,不具备好的生油气条件。

海拉尔盆地也有类似情况。海拉尔盆地主要生油凹陷有机质成熟史演化史研究结果表明,最有利生油层段南屯组,一般在伊敏组沉积早期进入生油门限,深度一般在2000m以上。其中有机质成熟的断陷有查干诺尔、乌尔逊、呼伦湖、呼和湖、贝尔断陷,低成熟的断陷有红旗和乌固诺尔断陷,不成熟的为赫尔洪德断陷。大糜拐河组下段有机质成熟的断陷有查干诺尔和乌尔逊南断陷,低成熟度的有呼和湖、贝尔、乌尔逊北断陷,未成熟的有呼伦湖、红旗、赫尔洪德和乌固诺尔断陷。综合上述资料,有利生油凹陷的排列顺序是:查干诺尔、乌尔逊、呼和湖、贝尔断陷。综合上述,不难看出除松辽盆地外,在其他早白垩世裂谷系中应注意选择有机质成熟度面积大和成熟层系多的断陷进行勘探。