西湖凹陷熱流演化史模擬及成藏意義*

沈偉鋒 于仲坤 刁 慧 張 濤

（中海石油（中國）有限公司上海分公司上海200335）

西湖凹陷位于東海陸架盆地的浙東坳陷，面積為5.7×104km2，水深60～150 m，沉積厚度最大可達(dá)17 km左右。自1980年勘探以來，西湖凹陷陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了20多個油氣田，證實(shí)其主要烴源巖為平湖組煤系地層，但已發(fā)現(xiàn)油氣田主要分布在西部斜坡帶和中央反轉(zhuǎn)構(gòu)造帶的中南部（圖1），而且氣多油少，構(gòu)造大、充滿度低[1-2]，經(jīng)濟(jì)性不理想，這與盆地大規(guī)模的烴源巖發(fā)育不匹配[3]。因此，研究西湖凹陷烴源巖的熱成熟度和有效性成為最重要的課題之一。

熱流演化史（即熱史）研究是烴源巖成熟度評價的關(guān)鍵，也是盆地模擬中的一個核心環(huán)節(jié)。過去有學(xué)者曾對西湖凹陷做過盆地模擬分析，何將啟[4]利用“八五”期間的資料成果開展了對該地區(qū)的盆地模擬分析，指出斷拗轉(zhuǎn)換時期的熱衰減明顯；仝志剛等[5]利用已鉆井地溫、平湖組底界深度和巖石圈底界深度的相關(guān)性，把鉆井地?zé)嵫芯拷Y(jié)果外推到無井區(qū)域，開展了該地區(qū)烴源巖熱成熟度研究，但這些模擬研究大多是基于一維或二維盆地模擬技術(shù)。隨著3D地震和鉆井資料的增加以及計(jì)算機(jī)技術(shù)的發(fā)展，目前利用3D盆地模擬技術(shù)進(jìn)行熱史分析已經(jīng)成熟[6-7]，因此本次研究采用3D正演模擬技術(shù)，利用盆地模擬中的巖石圈模型，同時考慮熱流傳導(dǎo)、對流和放射性生熱，對西湖凹陷進(jìn)行系統(tǒng)的熱史定量評價，進(jìn)而分析熱成熟度與油氣成藏的關(guān)系。

圖1 西湖凹陷構(gòu)造位置及樣品點(diǎn)分布Fig.1 Tectonic location and data point distribution of Xihu sag

從20世紀(jì)70年代開始，我國在東海地區(qū)開展了大量的重磁、遙測浮標(biāo)、海底地震（OBS）和常規(guī)地震等地球物理調(diào)查，在巖石圈結(jié)構(gòu)[8-11]、大地?zé)崃鱗12-16]等方面取得了重要進(jìn)展和成果，為本次模擬研究中相關(guān)參數(shù)的優(yōu)選提高了條件；同時，覆蓋整個凹陷的大面積3D地震資料以及基于90多口鉆井資料所建立的精細(xì)構(gòu)造和巖性模型提高了回剝法計(jì)算構(gòu)造沉降史的精度，最終獲得了較可靠的基底熱流和溫度場，并通過多口井的Ro值、井底溫度和DST測試溫度數(shù)據(jù)進(jìn)行了標(biāo)定校正。

1 精細(xì)構(gòu)造、地層、巖性模型的建立

通過對西湖凹陷區(qū)域構(gòu)造沉積演化的理解，分別建立了精細(xì)的構(gòu)造模型、地層模型和巖性模型，考慮了壓實(shí)校正、剝蝕量恢復(fù)等。

1）構(gòu)造模型。自早三疊世以來，歐亞板塊分別受到來自東側(cè)太平洋板塊和中國大陸西部的印度洋板塊俯沖的疊合作用，此強(qiáng)彼弱，旋扭滑移，引起東海海域巖石圈多期拉伸和盆地的形成[1，17-19]，晚三疊世—中侏羅世形成被動大陸邊緣盆地，晚侏羅世—早白堊世則形成類似安第斯型活動大陸邊緣盆地[20-21]，而晚白堊世—古近紀(jì)板塊的“后退式”俯沖形成一系列向東變新的弧后盆地[22]。西湖凹陷位于浙東坳陷帶，發(fā)育在元古界—中生界火成巖和變質(zhì)巖基底之上，局部殘留中生界沉積，由于巖石圈拉張減薄發(fā)生沉降而形成裂谷或伸展盆地，早期（96～65 Ma）形成若干小型箕狀斷陷，至始新世逐漸聯(lián)合形成統(tǒng)一的裂陷，始新世晚期（32 Ma）太平洋板塊俯沖轉(zhuǎn)向發(fā)生斷-拗轉(zhuǎn)換，后期經(jīng)歷晚中新世的構(gòu)造反轉(zhuǎn)，上新世開始進(jìn)入?yún)^(qū)域沉降階段（圖2）。

圖2 西湖凹陷地層綜合柱狀圖Fig.2 Stratigraphic column of Xihu sag

2）地層模型。依據(jù)2015年綜合科研成果建立西湖凹陷地層模型，包括15個地震層位的重新解釋，覆蓋面積約44 000 km2，其中3D區(qū)面積18 600 km2，2D測線長度20 000 km。地層模型地質(zhì)年齡依據(jù)“十三五”最新成果進(jìn)行重新厘定，垂向上再劈分成70個小層，如圖2、3所示。

3）巖性模型。依據(jù)沉積相分析結(jié)果建立西湖凹陷巖性模型。西湖凹陷基底巖性以元古界變質(zhì)巖和侏羅-白堊系的火成巖為主，沉積地層以海陸過渡相-陸相砂泥巖沉積為主（圖2）。通過對全區(qū)各地層段的巖性分布按沉積相進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，并按層組進(jìn)行砂泥百分含量的配比，從而建立巖性模型。其中，上始新統(tǒng)平湖組煤系地層為證實(shí)的烴源巖，形成平湖組-平湖組／花港組含油氣系統(tǒng)[23]；而同為裂陷期沉積的中始新統(tǒng)寶石組暗色泥巖生烴潛力有待進(jìn)一步證實(shí)，本次研究中將其作為潛力烴源巖。

在上述地質(zhì)模型建立過程中，地層剝蝕量恢復(fù)是一個難點(diǎn)。西湖凹陷地震剖面上可識別出T30、T20和T12為3個大的不整合面，均存在不同程度的地層剝蝕。劉景彥等[24]利用地層外延、聲波資料推算和鏡煤反射率Ro等方法，系統(tǒng)計(jì)算了西湖凹陷平湖組、花港組和柳浪組頂面的剝蝕量。在此基礎(chǔ)上，本次研究作了一些修改（圖4）。

圖3 西湖凹陷近東西向地震解釋剖面Fig.3 Seismic line across Xihu sag in dip direction

圖4 西湖凹陷T12、T20、T30界面剝蝕量分布圖Fig.4 Erosion thickness of horizon T12、T20、T30 in Xihu sag

此外，西湖凹陷沉積厚度最大可達(dá)17 km左右，壓實(shí)作用影響很大，不可忽略；同時，考慮到實(shí)際地層單元并非單一巖性，本次模擬中按照砂泥比進(jìn)行加權(quán)，使同一單元同一相帶中巖性一致，但壓實(shí)校正中不同層位不同相帶的壓實(shí)曲線存在差異（圖5）。

圖5 西湖凹陷壓實(shí)校正中不同層位孔隙度-深度關(guān)系Fig.5 Porosity vs depth curve of each zone for decompaction correction in Xihu sag

因此，本次研究中參照了何將啟[4]的研究成果，砂巖和泥巖孔隙度壓實(shí)恢復(fù)公式分別為

2 熱模型的建立

根據(jù)Hantschel等[25]3D熱模型的原理，考慮熱流傳導(dǎo)、對流和放射性生熱等3種傳播方式，其不穩(wěn)態(tài)方程式為

式（3）中：λ為巖石全巖的熱導(dǎo)率，W／（m·K）；ρ為巖石全巖的密度，kg／m3；c為巖石全巖的比熱容，J／（kg·K）；vp為孔隙流體的速度，m／s為孔隙流體的密度，kg／m3；cp為孔隙流體的比熱容，J／（kg·K）；Qr是巖石全巖的放射性生熱率，μW／m3。

模擬過程分解為兩步：首先是巖石圈的熱模擬，計(jì)算從巖石圈底界傳入沉積基底的熱流變化，可理解為巖石圈的尺度；接著是模擬熱流在沉積盆地的變化，計(jì)算從沉積基底到地表（或海底）的溫度變化，可理解為沉積盆地的尺度。模擬參數(shù)選取如下。

1）巖石圈模擬參數(shù)。需要定義的參數(shù)包括上、下邊界條件，殼、幔深度及其密度，熱傳導(dǎo)、熱對流和放射生熱等熱屬性參數(shù)（表1）。具體參數(shù)賦值根據(jù)如下：

表1 西湖凹陷巖石圈模型輸入?yún)?shù)及其參考依據(jù)Table1 Key simulation parameters of crustal model and their sources in Xihu sag

①上下邊界條件。上邊界條件用古地表（陸地）或古海底溫度Tswi，參照Hantschel等[25]所述方法，按現(xiàn)今北緯29°推斷；下邊界條件用軟流圈頂面溫度Tb，假定為1 333℃。

②殼、幔深度。一般原始巖石圈厚度為125 km[26]，而東海海域的巖石圈自三疊紀(jì)以來至少經(jīng)歷了3次拉伸過程，因此西湖凹陷裂前的原始巖石圈厚度已經(jīng)大幅變薄。假設(shè)盆地周邊沒受到拉張的閩浙隆起區(qū)作為原始巖石圈厚度，那么根據(jù)高德章等研究成果，該地區(qū)巖石圈底界埋深為74～85 km，原始地殼厚度為32 km[26]。另據(jù)萬天豐等研究成果，中國東部為陸殼（厚）洋幔（?。┬蛶r石圈，古生代以前有200 km的原始巖石圈厚度，到中生代已被大幅拉伸減薄到了80 km[27]。因此，本次研究中選取西湖凹陷原始巖石圈埋深為76～80 km，同時凹陷范圍的現(xiàn)今地殼厚度為13～29 km（相當(dāng)于拉薄后的厚度），則地殼拉張系數(shù)為1.1～2.4。

③熱屬性參數(shù)。最大地殼放射性生熱率和盆地拉張時間用于推算地殼和上地幔的生熱率，其中最大地殼放射性生熱率采用地表實(shí)測值1.48μW／m3[28]；20℃比熱容值選取模擬工具默認(rèn)值，分別為971 J／（kg·K）和710 J／（kg·K）。對比汪集旸等[29]大陸科學(xué)鉆探在蘇魯?shù)貐^(qū)地殼巖石樣品測量的比熱容值范圍為816～1 076 J／（kg·K），平均914±70 J／（kg·K），而標(biāo)準(zhǔn)橄欖巖（上地幔）的比熱容為750 J／（kg·K）[25]，可見本次研究取值是合理的。

本次模擬按照715 m×927 m面積為平面基本模擬單元，有效模擬單元約170 664個，有效模擬面積約42 772 km2。西湖凹陷3D巖石圈模型如圖6所示。

圖6 西湖凹陷3D巖石圈模型模擬輸入?yún)?shù)Fig.6 Simulation input parameters of 3D crustal model in Xihu sag

2）沉積盆地模擬參數(shù)。同樣，在巖性模型基礎(chǔ)上來定義沉積物的熱參數(shù)和邊界條件。具體參數(shù)賦值依據(jù)如下：

①巖石熱導(dǎo)率。根據(jù)欒錫武等[30]和Yang等[14]對西湖凹陷實(shí)際樣品的測試結(jié)果，分泥巖、粉砂巖和砂巖等不同巖石類型，按照不同深度段建立分段的線性關(guān)系，結(jié)合巖性模型中每個地層的巖性百分比進(jìn)行加權(quán)賦值，得到西湖凹陷不同層位不同相帶的熱導(dǎo)率值（表2）。

②巖石生熱率。參照欒錫武等[28]的測量結(jié)果，采用同樣方法給出西湖凹陷不同層位不同相帶的生熱率值（表2）。其中，表層?xùn)|海群的生熱率最高，為1.48μW／m3；三潭組、柳浪組、玉泉組和龍井組的生熱率基本變化不大，大致穩(wěn)定在1.2μW／m3左右；平湖組的生熱率最低，為0.88μW／m3。

③巖石比熱容。依據(jù)Hantschel等[25]提供的參考標(biāo)準(zhǔn)，砂巖和泥巖比熱容分別取8 55 J／（kg·K）和860 J／（kg·K），然后按照實(shí)際砂泥比關(guān)系加權(quán)求出相應(yīng)的比熱容（表2）。

④邊界條件。沉積盆地的下邊界為巖石圈模擬得到的基底熱流值，上邊界為Tswi，而側(cè)邊界假設(shè)熱流為0。

表2 西湖凹陷沉積巖石密度和熱屬性參數(shù)Table2 Density and thermal properties of sedimentary rocks in Xihu sag，East China Sea

3 熱流演化史模擬

3.1 構(gòu)造沉降曲線計(jì)算

在上述相關(guān)模型建立后，采用回剝法計(jì)算構(gòu)造沉降曲線（或叫理論沉降曲線），其大致原理為總沉降量等于構(gòu)造沉降量（即用水替換沉積物）加上沉積負(fù)載引起的沉降量，即

式（4）中：ht、hw和hsi分別為總沉降量、構(gòu)造沉降量和第i沉積層的厚度和分別為軟流圈、水和第i沉積層的密度。

如果已知現(xiàn)今水深、裂陷與裂后階段各沉積層厚度及其對應(yīng)的古水深以及消除上覆地層壓實(shí)效應(yīng)和考慮撓曲變形后每個地質(zhì)時期的總沉降量ht，那么可得到構(gòu)造沉降hw[25，31-32]。因此，模擬時還需選取現(xiàn)今水深和古水深參數(shù)。西湖凹陷現(xiàn)今水深根據(jù)地震資料解釋得到的海底深度圖選??；而由于缺乏古生物資料，古水深主要靠沉積相來判斷，裂陷期發(fā)育的半封閉海灣-濱淺海和三角洲環(huán)境水深分別為0～100 m和10～24 m，裂后期主要發(fā)育的河流-湖泊環(huán)境水深在0～30 m。

3.2 古熱流值計(jì)算及校正

Mckenzie[33]提出的均一拉張巖石圈模型很好地解決了地殼拉張變薄過程中產(chǎn)生的沉降空間和相應(yīng)的熱力學(xué)機(jī)制問題，所以被廣泛應(yīng)用于裂陷盆地的基底熱流值計(jì)算，而且該模型目前已由一個拉張系數(shù)發(fā)展為幾個不同物理層的拉張系數(shù)。因此，利用構(gòu)造沉降曲線可“反演”計(jì)算拉張系數(shù)，再通過與熱流的函數(shù)關(guān)系公式計(jì)算出古熱流值[25，31，34]。

本次模擬中采用地殼βc和地幔βm這2個拉張系數(shù)，先給定幾組地殼和地幔拉張系數(shù)值，計(jì)算出對應(yīng)的構(gòu)造沉降曲線，并與理論構(gòu)造沉降曲線進(jìn)行對比，最終選取最逼近的那條曲線參與計(jì)算。圖7為該方法得到的西湖凹陷基底構(gòu)造沉降及其對應(yīng)的地殼拉張系數(shù)，可見模擬得到的西湖凹陷地殼拉張系數(shù)為1.1～2.4，與上述巖石圈模擬得到的地殼拉張系數(shù)是一致的。

在此基礎(chǔ)上，模擬得到西湖凹陷不同地質(zhì)時期的熱流值，計(jì)算不同時期的溫度和烴源巖成熟度Ro，再用現(xiàn)今實(shí)測的23口井校正后井底溫度、50口井DST測試溫度與42口井Ro測定值（數(shù)據(jù)點(diǎn)位置見圖1）進(jìn)行校驗(yàn)及修正，其中井底溫度校正采用了Waples法[35-36]。

圖7 西湖凹陷3D熱流演化史模擬主要參數(shù)Fig.7 Key parameters of 3D heat flow history simulation in Xihu sag

4 模擬結(jié)果及其成藏意義

模擬結(jié)果顯示，西湖凹陷現(xiàn)今基底熱流分布在40～60 m W／m2，而裂陷末期（32 Ma）熱流分布在60～70 m W／m2，且中央構(gòu)造帶高、兩側(cè)斜坡帶低（圖8a、b），符合裂谷盆地的特點(diǎn)，但遠(yuǎn)低于現(xiàn)今仍在張裂的弧后盆地——沖繩海槽的平均熱流（為458 mW／m2）[15]，說明兩者的盆地成因機(jī)制可能不同。根據(jù)巖石圈模型假設(shè)，通常發(fā)育完善的盆地，其裂后期巖石圈最終將冷卻變厚，恢復(fù)到裂前水平，基底熱流降低，且中央構(gòu)造帶比兩側(cè)斜坡帶低[25，37]；但是，西湖凹陷現(xiàn)今巖石圈可能并沒有冷卻到位，或者因后期反轉(zhuǎn)、巖石圈底界抬升而導(dǎo)致上覆巖層遭受剝蝕以達(dá)到均衡。對于模擬得到的現(xiàn)今地溫梯度，中央構(gòu)造帶（＞3.4℃／100 m）高于斜坡帶（＜3.2℃／100 m），西部靠近凹陷邊緣出現(xiàn)的局部異常高值可能與隆起區(qū)局部巖漿活動的影響有關(guān)（圖8c）。

圖8 西湖凹陷3D熱流演化史模擬結(jié)果圖Fig.8 Results of 3D heat flow history simulation in Xihu sag

從西湖凹陷烴源巖熱成熟度分布來看，平湖組頂面現(xiàn)今成熟度大致呈北高南低以及中央構(gòu)造帶高、兩側(cè)斜坡帶低的特點(diǎn)（圖9）。在GSH-1—HY7-1-1—HY14-1-1井一線，中北部為高—過成熟區(qū)（Ro＞1.3%），已發(fā)現(xiàn)氣藏以干氣為主（如YQ氣田）；南部為高成熟度區(qū)，已發(fā)現(xiàn)氣藏以凝析氣或濕氣為主（如HY7-1氣田）；而西斜坡帶為低成熟度區(qū)，則出現(xiàn)油藏（如平湖和寶云亭油氣田）。這一分布規(guī)律反映了油氣的垂向運(yùn)移特征，有利于指導(dǎo)今后在斜坡帶尋找規(guī)模性油藏。當(dāng)然，這一區(qū)域油氣的橫向運(yùn)移也比較活躍。

圖9 西湖凹陷平湖組頂面現(xiàn)今成熟度圖Fig.9 Thermal maturity map of top surface for Pinghu Formation（0 Ma）in Xihu sag

圖10 西湖凹陷平湖組四段頂面熱成熟度史圖Fig.10 Thermal maturity history maps of top surface for zone No.4 of Pinghu Formation in Xihu sag

圖11 西湖凹陷寶石組頂面熱成熟演化度圖Fig.11 Thermal maturity maps of top Baoshi Formation in Xihu sag

從西湖凹陷烴源巖熱成熟度演化史來看，中央構(gòu)造帶北部地區(qū)平湖組四段頂部在15 Ma時期處于高—過成熟階段（圖10），而寶石組頂部早在25 Ma開始就已處于過成熟階段，現(xiàn)今成熟度Ro＞4.0%（圖11）。按照常規(guī)模擬方法，該地區(qū)烴源巖生排烴高峰時期在30 Ma，這樣在圈閉形成時間配置上可能存在風(fēng)險(xiǎn)。但是，煤系烴源巖生烴動力學(xué)研究認(rèn)為Ro=0.9%和1.3%時分別出現(xiàn)生油高峰和第一個生氣高峰，Ro=2.3%左右出現(xiàn)第二個生氣高峰（可能與液態(tài)烴裂解有關(guān)）；而且張功成等[3]和謝康珍等[38]研究也認(rèn)為西湖凹陷平湖組煤系烴源巖在Ro=3.5%以上仍持續(xù)生烴[3，38]。因此，中央構(gòu)造帶北部“氣源”潛力較大，如果配合好的蓋層，則容易在該地區(qū)形成大中型氣田。

5 結(jié)論

1）利用盆地模擬技術(shù)中的巖石圈模型，基于大面積的3D地震資料和90多口鉆井資料，建立了西湖凹陷精細(xì)的構(gòu)造、地層及巖性模型；同時，參考前人對西湖凹陷巖石圈模擬和熱屬性參數(shù)的研究成果，實(shí)現(xiàn)了該地區(qū)熱演化史模擬。結(jié)果顯示，西湖凹陷現(xiàn)今基底熱流分布在40～60 mW／m2，裂陷末期（32 Ma）熱流分布在60～70 m W／m2，且中央構(gòu)造帶高、兩側(cè)斜坡帶低，符合裂谷盆地的特點(diǎn)；但是，西湖凹陷現(xiàn)今和裂陷末期熱流值遠(yuǎn)低于現(xiàn)今仍在張裂的弧后盆地即沖繩海槽的平均熱流值458 m W／m2，說明二者的盆地成因機(jī)制可能不同。因此，推測西湖凹陷現(xiàn)今巖石圈可能并沒有冷卻到位，或因后期反轉(zhuǎn)、巖石圈底界抬升而導(dǎo)致上覆巖層遭受剝蝕以達(dá)到均衡。

2）基于模擬得到的西湖凹陷不同地質(zhì)時期的熱流值，計(jì)算了不同時期的溫度和烴源巖成熟度Ro，并通過現(xiàn)今實(shí)測的23口井校正后井底溫度、50口井DST測試溫度與42口井Ro測定值進(jìn)行了校驗(yàn)及修正。結(jié)果顯示，西湖凹陷平湖組煤系烴源巖現(xiàn)今熱成熟度與油氣性質(zhì)存在較好的相關(guān)性，凹陷中北部為高—過成熟區(qū)，氣藏以干氣為主，而凹陷南部和斜坡帶則為低—高成熟區(qū)，以凝析氣和油藏為主。因此，西湖凹陷南部和斜坡帶是尋找規(guī)模性凝析氣和油藏的有利區(qū)，凹陷北部是尋找大中型氣田的有利區(qū)。