濟(jì)陽坳陷新生代以來古地溫梯度演化特征

濟(jì)陽坳陷新生代以來古地溫梯度演化特征

1濟(jì)陽出口產(chǎn)品了以熱流為基礎(chǔ)的熱演化歷史,內(nèi)濟(jì)陽山區(qū)位于渤海盆地的東南部。北與黃華、渤海中部山脈相交，南與魯西山脈相連，北與濱海、冀北、青東山脈相連，西與臨清山脈相連，面積26500km2（圖1）。濟(jì)陽山區(qū)的平均地溫梯度為35.5km，具有高地溫分布特征。結(jié)果表明，本地溫梯度為35.5km，具有高地溫分布特征。結(jié)果表明，涂氏、東山、車鎮(zhèn)、惠民等四個(gè)主要凹陷的平均地溫梯度分別為36.1、35.5、35.4km和34.6km。同時(shí)，山頂?shù)牡販亓髌拭娣浅８?。目前，河流平均值?5.85.4mwcm，不同凹陷的熱流分布也不同?？偟膩碚f，以往的熱洋流的研究主要集中在對東城凹陷的研究上，很少有研究對濟(jì)陽坳陷及其他坍塌的熱洋流的整體恢復(fù)。在這項(xiàng)工作中，我們使用了舊的熱流平均值（ro）和磷灰石變質(zhì)直徑軌跡（aft）的古代溫度標(biāo)法，計(jì)算了大量單井的熱流歷史，并在此基礎(chǔ)上獲得了濟(jì)陽坳陷的地溫化發(fā)展歷史。結(jié)合沉降構(gòu)造模型的模擬，本文對濟(jì)陽坳陷的構(gòu)造熱演化歷史進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)分析。研究結(jié)果表明，不僅提供了濟(jì)陽坳陷的地溫?cái)?shù)據(jù)，而且為研究區(qū)域內(nèi)泉巖的泉巖發(fā)育提供了主要基礎(chǔ)。2方法和原則2.1盆地?zé)釟v史的模擬目前,關(guān)于盆地?zé)釟v史恢復(fù)的方法總體上可以分為兩類:一類是利用各種古溫標(biāo)來恢復(fù)熱歷史[8,9,10,11,12,13,14,15,16],主要包括有機(jī)質(zhì)成熟度指標(biāo)(如RO)、流體包裹體、粘土礦物的轉(zhuǎn)化關(guān)系、礦物的裂變徑跡等等;另一類是用盆地演化的熱動力學(xué)模型來恢復(fù)熱歷史[17,18,19,20,21,22].前者主要是從盆地的尺度來進(jìn)行研究,后者則是從巖石圈的尺度來研究盆地的熱歷史.在利用古溫標(biāo)進(jìn)行古地溫模擬計(jì)算時(shí),古地溫結(jié)果的可信度由地質(zhì)溫度計(jì)(RO、AFT等)檢驗(yàn),因而被認(rèn)為是研究精度較高的方法.盆地內(nèi)一定深度的古溫度取決于當(dāng)時(shí)的古熱流和古埋深及與之相關(guān)的巖石熱物理性質(zhì)(如巖石熱導(dǎo)率、生熱率等).當(dāng)決定巖石熱物理性質(zhì)的有關(guān)參數(shù)確定以后則地層的古溫度就是埋深和古熱流的函數(shù).因此,在熱史恢復(fù)中,沉積埋藏歷史的恢復(fù)是關(guān)鍵.對于正常連續(xù)沉積的盆地,地層的古埋深可以通過回剝技術(shù)和壓實(shí)校正進(jìn)行模擬.但絕大多數(shù)沉積盆地都存在抬升剝蝕的現(xiàn)象,此時(shí),抬升剝蝕開始的時(shí)間和剝蝕量是地史模擬中的未知量.同時(shí),在熱歷史模擬中與古熱流有關(guān)的參數(shù)是未知量.將這些有關(guān)的未知量作為控制變量,通過模擬地層埋藏史和熱歷史,計(jì)算該熱史路徑下古溫標(biāo)的理論值及該理論值與實(shí)測值之間的方差,應(yīng)用最優(yōu)化方法就可以實(shí)現(xiàn)目標(biāo)函數(shù)極小值的求取和埋藏史、熱歷史的反演及抬升剝蝕量的計(jì)算.2.2熱史模擬結(jié)果磷灰石裂變徑跡(長度和年齡)和鏡質(zhì)體反射率是目前最常用的兩種古溫標(biāo)方法.本文正是利用這兩種古溫標(biāo)進(jìn)行熱歷史恢復(fù)的研究,其中裂變徑跡模擬熱歷史采用扇形模型,鏡質(zhì)體反射率模擬熱歷史采用EASY%RO模型.本文利用線性熱史演化模型并采用了古地溫梯度法進(jìn)行熱史模擬.當(dāng)古溫標(biāo)(RO、AFT)的模擬計(jì)算值和實(shí)測值吻合最好時(shí),就認(rèn)為假定的熱史路徑是正確的,也即得到了該井的熱史模擬結(jié)果.圖2是單井依據(jù)鏡質(zhì)體反射率和磷灰石裂變徑跡古溫標(biāo)模擬的結(jié)果,無論是鏡質(zhì)體反射率值還是磷灰石裂變徑跡長度分布,其模擬計(jì)算值和實(shí)測值均吻合得很好.在熱歷史模擬計(jì)算中需要的參數(shù)包括古溫標(biāo)數(shù)據(jù)和基礎(chǔ)地質(zhì)數(shù)據(jù).2.2.1井位分布及模擬計(jì)算本研究中采用鏡質(zhì)體反射率和磷灰石裂變徑跡為古溫標(biāo),其中的鏡質(zhì)體反射率數(shù)據(jù)主要是根據(jù)勝利油田在濟(jì)陽坳陷的鉆孔巖芯測試數(shù)據(jù)及本研究中補(bǔ)測的部分?jǐn)?shù)據(jù).研究中,盡量選擇那些有系統(tǒng)鏡質(zhì)體反射率測試數(shù)據(jù)的井,以避免由于模擬時(shí)數(shù)據(jù)較少而造成的誤差.磷灰石裂變徑跡樣品全部為本文的實(shí)測值,樣品巖性主要為砂巖,層位從館陶組(Ng)到孔店組(Ek).樣品測量的主要參數(shù)有自發(fā)裂變徑跡密度、誘發(fā)裂變徑跡密度、徑跡年齡、徑跡長度等(表1),井位分布見圖1.永554井樣品由于取樣深度太深(3260m),導(dǎo)致磷灰石已經(jīng)基本退火,僅得到徑跡年齡數(shù)據(jù).表1中有些樣品的裂變徑跡年齡大于地層的年齡,這是由于磷灰石從物源區(qū)帶來的徑跡(作為顆粒中全部徑跡的組成部分)參與了徑跡年齡、徑跡長度的計(jì)算所致.模擬計(jì)算中必須確定裂變徑跡模擬的起始時(shí)間(t0)以扣除這些物源區(qū)的徑跡.沉積盆地中的磷灰石大多為陸源碎屑,沉積時(shí)或多或少地帶有物源區(qū)形成的裂變徑跡.因此,在模擬的徑跡中必須加入物源區(qū)徑跡的記錄,即將t0外延到物源區(qū)的某個(gè)時(shí)間.盆地內(nèi)的陸源碎屑巖顆粒可以來自多個(gè)物源區(qū),但大多應(yīng)以其中的一個(gè)物源區(qū)為主,其中的磷灰石顆粒亦可以經(jīng)歷多次“旋回”,但距今較近的“旋回”肯定對徑跡參數(shù)的影響大.因此,我們僅考慮磷灰石從物源區(qū)被抬升剝蝕搬運(yùn)到盆地內(nèi)沉積埋藏直到現(xiàn)今這最后一個(gè)“旋回”,并設(shè)磷灰石從徑跡完全退火線抬升穿出,從此開始有徑跡記錄.磷灰石在物源區(qū)從完全退火線穿出并有徑跡保存的時(shí)間定為徑跡模擬的起始時(shí)間t0.2.2.2模擬數(shù)據(jù)處理基礎(chǔ)地質(zhì)數(shù)據(jù)中包括巖性參數(shù)、現(xiàn)今地表溫度、地溫梯度和大地?zé)崃髦档葦?shù)據(jù)及地層分層數(shù)據(jù).模擬計(jì)算中的巖性參數(shù)主要包括各巖性的熱導(dǎo)率、生熱率、密度、壓實(shí)系數(shù)、初始孔隙度等.現(xiàn)今地溫?cái)?shù)據(jù)和巖石熱物性數(shù)據(jù)采用前人的數(shù)據(jù),壓實(shí)系數(shù)和初始孔隙度等數(shù)據(jù)則依據(jù)各凹陷的實(shí)際數(shù)據(jù)利用Sclater和Christie(1980)的方法進(jìn)行回歸得到.地層分層采用鉆孔實(shí)際測量值,各地層底界年齡數(shù)據(jù)取自文獻(xiàn),具體為:第四系平原組(Q)2.0Ma,上第三系明化鎮(zhèn)組(Nm)5.1Ma,館陶組(Ng)24.6Ma,下第三系東營組(Ed)32.6Ma,沙一段(Es1)36Ma,沙二段(Es2)38Ma,沙三段(Es3)43Ma,沙四段(Es4)50.5Ma,孔店組(Ek)65Ma.模擬過程中研究區(qū)地表氣溫設(shè)定為15℃,并設(shè)地史上的地表溫度不變.3儲層精細(xì)處理根據(jù)坳陷內(nèi)鉆井巖芯樣品的磷灰石裂變徑跡分析數(shù)據(jù)(表1)和大量的鏡質(zhì)體反射率數(shù)據(jù),結(jié)合沉積埋藏史對濟(jì)陽坳陷4個(gè)凹陷區(qū)的單井熱歷史進(jìn)行了模擬計(jì)算.如前所述,埋藏史及其準(zhǔn)確恢復(fù)是熱歷史模擬的基礎(chǔ)和關(guān)鍵.在我們的模擬計(jì)算中,利用回剝技術(shù)和壓實(shí)校正進(jìn)行地層沉積埋藏史的恢復(fù);在研究區(qū),受東營組沉積末期構(gòu)造運(yùn)動的影響,東營組頂部普遍存在不整合.對于這種有剝蝕作用存在的情況,根據(jù)古溫標(biāo)模擬計(jì)算其剝蝕量,即在熱歷史模擬過程中,剝蝕量和古溫度是同時(shí)模擬得到的.本文的研究區(qū)中,東營組的剝蝕厚度都不大,一般小于600m(如圖2中陽8井東營末期的剝蝕厚度為490m).利用現(xiàn)有的古溫標(biāo)方法可以準(zhǔn)確恢復(fù)其剝蝕厚度,由此得到的埋藏史的準(zhǔn)確性可以得到保證.在我們的模擬計(jì)算中,由于各井所處的構(gòu)造位置不同,東營組的剝蝕量也不一樣,在此不一一列出.各凹陷典型的剝蝕量見后面的構(gòu)造沉降史分析部分.本文熱史模擬的井位分布見圖1.3.1東湖單井-沙結(jié)構(gòu)地層模型東營凹陷從始新世孔店期開始裂陷以來,到漸新世末東營期,基本處于連續(xù)下沉狀態(tài).但是在漸新世與中新世之間,即東營期與館陶期之間,存在著區(qū)域不整合和較長時(shí)間的沉積間斷,到中新世館陶組開始沉積時(shí),才重新進(jìn)入凹陷整體下沉接受沉積的階段.此外,凹陷早期在沙三期和沙四期之間也有一次區(qū)域不整合.東營凹陷新生代地溫梯度演化情況與這種沉積構(gòu)造特點(diǎn)有著密切聯(lián)系.根據(jù)本次測量的徑跡數(shù)據(jù)以及郭隨平等(1996)的數(shù)據(jù),得到東營凹陷磷灰石裂變徑跡退火帶深度范圍為1000～3350m(圖3),說明地溫梯度較高.熱史模擬結(jié)果顯示新生代以來地溫梯度是逐漸降低的,在孔店組-沙二段沉積期間地溫梯度較高,但在此期間地溫梯度下降較快.凹陷內(nèi)部不同井位間的地溫梯度演化的模擬結(jié)果有所差異,這主要與各井在凹陷中的構(gòu)造位置有關(guān).處于凹陷周緣斜坡或隆起區(qū)的井,地溫梯度相對較高,而在凹陷中央的井則具有較低的地溫梯度.盡管如此,依據(jù)凹陷內(nèi)部模擬的各單井地溫梯度所得到的平均地溫梯度演化仍然可以反映出凹陷的整體地溫梯度演化特征.根據(jù)18口井模擬得到的平均地溫梯度為:孔店組沉積末期地溫梯度達(dá)到49.5℃km,沙四末期為46.0℃km,沙三末期為43.0℃km,沙二末期為42.0℃km,沙一末期為41.0℃km,東營末期為38.5℃km;晚第三紀(jì)以來地溫梯度下降較小,到館陶末期為36.5℃km,明化鎮(zhèn)沉積期間至第四紀(jì)地溫梯度又普遍下降,至目前的35℃km左右(圖4a).3.2古地溫梯度演化沾化凹陷古地溫梯度的演化情況與東營凹陷相似,根據(jù)33口井的模擬結(jié)果可以反映凹陷整體的地溫梯度演化情況:孔店組沉積時(shí)期的古地溫梯度在51.0～57.0℃km之間,沙四段沉積末期的平均值下降到46.5℃km,沙一段末期42.0℃km左右,東營組至明化鎮(zhèn)沉積末期,地溫梯度減小的幅度較之前的小,在第三紀(jì)末期,地溫梯度已基本降低至現(xiàn)今狀況,為35.5～36.0℃km(圖4b).3.3孔店組和東盟中期地溫梯度的變化依據(jù)3口井磷灰石裂變徑跡和鏡質(zhì)體反射率數(shù)據(jù)模擬得到惠民凹陷的地溫梯度演化歷史.可以看出自新生代以來地溫梯度是逐漸降低的,在孔店組沉積時(shí)期為54.5～47.5℃km,沙河街末期地溫梯度降低至41.5～37.0℃km左右,但在東營末期地溫梯度有一增高的現(xiàn)象,這可能與東營末期的這次抬升剝蝕有關(guān).館陶組沉積末期降至32.0～37.0℃km,現(xiàn)今為34.5℃km(圖4c).3.4古地溫梯度演變車鎮(zhèn)凹陷共模擬了16口井的熱演化歷史,得到了7口井的古地溫梯度.根據(jù)這7口井的模擬結(jié)果得到凹陷整體的平均地溫梯度演化為:沙河街時(shí)期48.0～39.0℃km左右,東營末期降低至36.0℃km,館陶組沉積末期降至34.0℃km,此后基本未變(圖4d).由上述模擬結(jié)果可以看出,濟(jì)陽坳陷的古地溫梯度在新生代早期到晚期逐漸降低.孔店組至沙河街組沉積時(shí)期較高,東營組沉積以來地溫梯度緩慢降低,到第三紀(jì)末期地溫已基本降至目前的狀況.雖然各個(gè)凹陷的古地溫梯度各異,但在早第三紀(jì)時(shí)期的孔店組沉積時(shí)期,地溫梯度均較高,在55.0～48.0℃km之間.各凹陷的古地溫梯度在地質(zhì)演化過程中的差異只是在沙三段沉積以后才出現(xiàn).沾化凹陷在早期古地溫梯度最高,但到了東營組末期開始,東營凹陷的古地溫梯度最高.在晚第三紀(jì)時(shí)期,濟(jì)陽坳陷各凹陷的地溫梯度變化均較小,地溫梯度的高低依次為東營凹陷、沾化凹陷、惠民凹陷和車鎮(zhèn)凹陷.車鎮(zhèn)凹陷的古地溫梯度在整個(gè)新生代演化歷史中均是濟(jì)陽凹陷最低(圖4e)的.上述古地溫演化的差異將導(dǎo)致烴源巖生烴門限的變化.以濟(jì)陽坳陷主要的烴源巖沙三段為例,東營和沾化凹陷進(jìn)入生烴門限(RO=0.5%)的深度大約在2300m,而車鎮(zhèn)和惠民凹陷則要到2600m才進(jìn)入生烴門限深度(圖4f).說明了古地溫場及其演化對烴源巖的成烴起到了決定的作用.4盆地?zé)岢两笛莼璧貥?gòu)造沉降史的研究可以獲取盆地演化的地球動力學(xué)信息,是盆地構(gòu)造-熱演化研究的重要內(nèi)容.裂谷型盆地的沉降史可分成兩個(gè)階段:第一階段發(fā)生的沉降稱為初始沉降,是巖石圈發(fā)生伸展變薄破裂和軟流圈物質(zhì)侵入時(shí)期或其后不久,由于熱膨脹引起密度變化而產(chǎn)生均衡調(diào)整的結(jié)果.特點(diǎn)是盆地基底沉降速率大,持續(xù)時(shí)間短,沉積作用常受生長斷層控制,火山活動頻繁、劇烈.第二階段的沉降稱為熱沉降,是由于巖石圈中的熱異常向熱平衡狀態(tài)方向發(fā)生冷卻衰減而產(chǎn)生的.該階段持續(xù)時(shí)間長,基底下陷速率隨時(shí)間增長呈指數(shù)衰減,最后達(dá)到熱平衡,沉降速率減小到零.初始沉降和熱沉降之和叫構(gòu)造沉降.一般而言,盆地的沉降由負(fù)載沉降和構(gòu)造沉降兩部分組成,而負(fù)載沉降主要是由沉積物本身及盆地水體的重量引起.本文采用Flavey和Middleton(1981)的模型模擬構(gòu)造沉降和負(fù)荷沉降,圖5是濟(jì)陽坳陷不同凹陷構(gòu)造沉降的典型例子.濟(jì)陽坳陷在孔店組至沙四段沉積期間(65～43Ma)為快速的構(gòu)造沉降階段,構(gòu)造沉降量最大可達(dá)2000m;沙三段沉積以后(43Ma)總體處于大規(guī)模的熱沉降階段,在此階段內(nèi)的盆地構(gòu)造運(yùn)動,如發(fā)生在東營組末期(24Ma左右)的構(gòu)造運(yùn)動使得坳陷抬升.濟(jì)陽坳陷由于構(gòu)造演化的差異性,導(dǎo)致了內(nèi)部各凹陷的沉降和沉積歷史的差異:(1)早第三紀(jì)時(shí)期沾化凹陷的構(gòu)造沉降量最大,其次是東營凹陷,最小的為惠民凹陷;(2)東營末期的構(gòu)造抬升在惠民凹陷最大(525m),其次為車鎮(zhèn)凹陷(320m)和沾化凹陷(210m),東營凹陷最小(195m);(3)總體上,沾化凹陷的構(gòu)造沉降量最大,達(dá)到2500m左右;而在惠民凹陷的構(gòu)造沉降量為2000m.這種差異不僅控制了各凹陷古地溫場的差異,也控制了凹陷內(nèi)烴源巖分布和發(fā)育的差異.5晚第三紀(jì)—結(jié)論和討論依據(jù)上述古地溫梯度模擬結(jié)果,可以看出濟(jì)陽坳陷的古熱場演化有以下特征.(1)新生代以來濟(jì)陽坳陷的古地溫梯度是逐漸降低的,但在早第三紀(jì)時(shí)期下降的幅度較大,而在晚第三紀(jì)-第四紀(jì)則下降的幅度明顯較小.盡管凹陷內(nèi)部不同井位間的地溫梯度演化結(jié)果有所差異,但根據(jù)模擬的單井所得的平均地溫梯度演化仍然可以反映出凹陷的整體地溫梯度演化特征.依據(jù)4個(gè)凹陷的平均值得到的濟(jì)陽坳陷整體的地溫梯度演化為(圖4):孔店組沉積時(shí)期的地溫梯度為54.0～50.0℃km之間,沙河街沉積時(shí)期為50.0～40.0℃km,東營組沉積時(shí)期為40.0～38.5℃km,晚第三紀(jì)時(shí)期為38.5～35.5℃km,第四紀(jì)以來基本未變.(2)濟(jì)陽坳陷內(nèi)4個(gè)凹陷的古地溫梯度演化存在差異性,特別是在早第三紀(jì)末期的東營構(gòu)造運(yùn)動以后,各凹陷的地溫梯度演化差異更加明顯.在晚第三紀(jì)時(shí)期,濟(jì)陽坳陷各凹陷的地溫梯度變化均較小