烃源岩热演化，即烃源岩成熟度演化，指烃源岩在不同地质时期的成熟度状态，是含油气盆地烃源岩评价的一项重要内容，也是动态研究油气生、排、运、聚等成藏过程的基础.目前，烃源岩热演化模拟已经成为油气勘探中的一项标准技术^[1].

四川盆地震旦系-下古生界(俗称下组合)油气勘探已经历了40多年的历史，累计钻探井50多口，已发现了威远气田、资阳气藏以及高石梯-安平店、龙女寺等含气构造.位于川东高陡构造带和川南中低缓构造带交接部位的丁山1井，钻遇多套生、储、盖组合，油气显示良好，展示了下组合良好的油气勘探前景^[2-4].但总体来讲，目前四川盆地震旦系-下古生界油气勘探程度仍然很低.

四川盆地震旦系-下古生界烃源岩非常发育，主要有下寒武统筇竹寺组(，也称牛蹄塘组)和下志留统龙马溪组(S₁l，与上奥陶统五峰组O₃w基本上为连续沉积，可作为一套烃源岩)两套区域性分布的优质烃源岩^[5].筇竹寺组烃源岩主要为深灰色、黑色泥岩及碳质泥岩，几乎遍布全盆，累计厚度20~450 m，残余有机碳含量为0.5%~4%，属于Ⅰ型有机质，现今Ro为2.0%~5.0%；下志留统龙马溪组烃源岩主要为深灰色、黑色硅质泥岩和含笔石页岩，主要分布在盆地东部，累计厚度50~700 m，残余有机碳含量为0.12%~3.6%，同样为Ⅰ型有机质，现今Ro为2.0%~4.0%^[6].

峨眉山大火成岩省位于扬子板块西缘，四川盆地西南部处于峨眉山地幔柱的“中带”，川中、川南及川东南部分地区处于“外带”^[7-8]，如图 1所示.热史恢复结果显示，早晚二叠世期间的峨眉山地幔柱活动，对四川盆地构造-热演化产生了重要作用，构成了四川盆地古生代热体制的主控因素^[9-12]，也深刻影响了下二叠统及其下伏烃源岩热演化格局^[13].

图 1

Fig. 1

图 1 峨眉山大火成岩省及四川盆地代表性钻井分布图(据文献[7-8]修改) Fig. 1 Geology of the Emeishan large igneous province and the location of several representative boreholes in the Sichuan basin(after Refs.[7-8]and modified)

关于四川盆地震旦系-下古生界烃源岩热演化，前人做过一些研究.其中代表性的工作，张林等^[14]将四川盆地震旦系-下古生界烃源岩热演化初步划分成4个阶段：震旦纪-二叠纪前早期热成熟作用、二叠纪-三叠纪再次变质作用、侏罗纪快速增熟作用和白垩纪晚期成熟作用；徐国盛等^[15]指出四川盆地不同地区震旦系-下古生界烃源岩热演化特征存在明显的差异；张斌等^[16]认为川中和川南地区震旦系-下古生界烃源岩热演化属于中期快速演化型，而川东和川东北地区以多期演化为特征.总结前人成果，存在两个明显的不足，一是前人研究往往只是针对四川盆地某一特定区块或特定烃源层，将盆地不同构造单元多套烃源层的热演化特征进行系统地对比研究并不多见；二是前人这些成果往往缺乏可靠的热史数据，特别是忽略了早晚二叠世期间峨眉山地幔柱这一古生代最重要的构造-热事件的热效应，因而在此基础上计算得到的烃源岩热演化史也值得商榷.

本文在系统分析地层沉积样式基础上，综合盆地热史恢复成果^[9-12]，模拟了四川盆地不同构造单元共86口代表性钻井和200余口人工井点下寒武统和下志留统烃源岩热演化史，总结了其演化特征，建立了相应的热演化模式，并剖析了其主控因素.

地层沉积样式是烃源岩热演化模式最重要的决定因素.例如，在中国东部中新生代断陷盆地，可以通过地层沉积样式来基本确定烃源岩热演化模式，二者基本上是一一对应的^[17].四川盆地是在上扬子准地台基底上发展起来的叠合盆地，自晋宁期基底形成以后，在震旦纪-中三叠世演化为被动大陆边缘；晚三叠世演化为前陆盆地；侏罗纪-早白垩世发展成陆内坳陷盆地；晚白垩世沉积盆地萎缩衰亡，开始进入以抬升剥蚀为主的构造演化阶段^[18-20]，且盆地东部开始抬升时间早于西部^[21-24].四川盆地经历了多期的构造运动：加里东期的广西运动，海西期的昆明运动、东吴运动，中生代的印支运动、燕山运动以及新生代以来的喜山运动，多期的构造运动使沉积地层经历了复杂的埋深-抬升过程，各期构造运动造成的剥蚀量也存在较大差异^[23-29].在用回剥法恢复沉积埋藏史的基础上，考虑到加里东期震旦系-下古生界烃源岩是否已经进入生烃高峰¹⁾，在四川盆地识别出两种地层沉积样式：

1) 华北科技学院、CNPC油气地球化学重点实验室，《南方复杂构造区有效烃源岩评价》成果报告，2007年5月

四川盆地东部、东北部和南部地区典型的地层沉积样式，其主要特征是震旦系-下古生界在加里东期埋藏较深，加里东运动地层抬升剥蚀，二叠纪开始再次沉积，于印支-燕山期大幅度深埋，晚白垩世以来再次抬升剥蚀.例如，位于加里东古隆起南部凹陷老翁场构造的老深1井，是加里东期盆地沉积中心，现今下古生界残留厚度超过3400 m.加里东期，下寒武统底部埋深已经超过4800 m，下志留统底部也达到2100 m；加里东运动，川南地区剥蚀厚度约600 m^[25]，震旦系-下古生界埋藏变浅；早二叠世初期，川南地区再次沉降；晚白垩世中期，下寒武统、下志留统底部分别达到最大埋深约9000 m和6600 m，之后进入了抬升剥蚀期(图 2a).再如，川北地区通南巴构造带川涪82井，加里东期下寒武统底部最大埋深达到3400 m；加里东运动使下古生界剥蚀约500 m^[25]；晚二叠世之后开始快速沉降，早三叠世沉积速率高达260 m/Ma，中三叠世也超过180 m/Ma，下寒武统和下志留统埋深迅速增加；中侏罗世-早白垩世是另一个快速沉降期，平均沉积速率达到52 m/Ma；早白垩世末下寒武统和下志留统底部分别达到最大埋深10800 m和9500 m；晚白垩世，川北-川东北地区开始快速抬升剥蚀，剥蚀厚度超过3000 m^{[23-24, 28-29]}(图 2b).

图 2

Fig. 2

图 2 四川盆地震旦系-下古生界半深埋-抬升-深埋-抬升型沉积样式 (a)川南地区老深1井；(b)川北地区川涪82井. Fig. 2 Semi-deeply buried-uplift-deeply buried-uplift sedimentation style of the Sinian-Lower Paleozoic of Well LS1 (a)and Well CF82(b)in the Sichuan basin

与第一种沉积样式具有一定相似性，主要区别是加里东期震旦系-下古生界埋深相对较小，这种沉积样式以加里东古隆起为代表.如位于川西南地区汉王场构造汉1井，下寒武统在加里东期埋深仅650 m；加里东运动下古生界剥蚀厚度达600 m^[25]，志留系-奥陶系全部缺失，下寒武统残厚仅35 m.早二叠世初开始快速沉降，晚三叠世开始伴随着龙门山冲断带的推覆作用，川西前陆盆地形成，基底持续沉降^[30-31]，至始新世初，汉1井下寒武统埋深接近10000 m，随后进入了快速抬升剥蚀期^{[23-24, 28-29]}(图 3a).女基井位于加里东古隆起川中龙女寺构造带，伴随着同沉积隆起的发育^[32-34]，其下古生界沉积厚度较薄，加里东期下寒武统埋深约1500 m.加里东运动使志留系和奥陶系顶部剥蚀，剥蚀厚度约500 m^[25].早二叠世初开始再次沉降，早三叠世开始快速沉降，沉积速率超过150 m/Ma，于晚白垩世中期下寒武统底部达到最大埋深约9000 m，随后开始快速抬升剥蚀，晚燕山期-喜山期川中地区剥蚀厚度3700 m左右^{[23-24, 28-29]}(图 3b).

图 3

Fig. 3

图 3 四川盆地震旦系-下古生界浅埋-抬升-深埋-抬升型沉积样式 (a)川西南地区汉1井；(b)川中地区女基井. Fig. 3 Shallowly buried-uplift-deeply buried-uplift sedimentation style of the Sinian-Lower Paleozoic of Well H1(a)and Well NJ(b)in the Sichuan basin

沉积盆地热史演化是烃源岩热演化研究不可或缺的重要内容.盆地热史恢复的原理，归纳起来不外乎两种基本方法，一是在盆地尺度上，利用各种古温标(如镜质体反射率、裂变径迹、(U-Th)/He、自由基浓度和包裹体均一温度等)反演计算；二是在岩石圈尺度上，根据盆地成因，通过构造-热演化模拟来恢复^[35-37].

基于不同古温标及其组合采用古热流法反演结果显示^[9-11]，四川盆地加里东期热状态较为稳定，热流值较低.海西期，伴随着上扬子的张烈活动，盆地热流开始增大，在早二叠世末-晚二叠世初，古热流达到最高，此后热流降低(图 4).盆地内多数钻井(如威28、女基和川岳84井)最高古热流在60~80 mW/ m²之间，盆地西南部(如汉1井)经历的最高古热流较高，超过了100 mW/ m².盆地中部、北部以及东部，热流史的演化特征相对一致：在早二叠世末-晚二叠世初达到最高古热流60~80 mW/ m²，中三叠世降低至50~60 mW/ m²左右，此后平稳或缓慢降低至现今热状态.

图 4

Fig. 4

图 4 采用多种古温标联合反演恢复的四川盆地代表性钻井热史结果(据文献[9-11]) Fig. 4 The heat flowe volution history of the Sichuan basin derived from inversion of multiple paleogeothermometers(after Refs.[9-11])

采用构造-热演化数值模拟方法正演结果显示²⁾，四川盆地海相沉积阶段，热演化主要受岩石圈拉张机制所控制，地温场略高，峨眉山地幔柱和玄武岩喷发对川西南地区影响显著，对其它区域影响有限；陆相沉积阶段，在深部岩石圈冷却和浅部快速沉积的综合作用下，盆地持续保持低地温场特征；晚白垩世以来快速的隆升剥蚀造成盆地沉积生热层的减薄、深部岩石圈加厚和均衡调整，热流有所降低，其降低幅度与剥蚀速率相关.这一结果与古温标反演获得的热史结果具有良好的一致性.

2) 中国科学院地质与地球物理研究所，《中国陆域海相沉积盆地构造-热演化》成果报告，2011年11月

总之，四川盆地热史演化表现为在克拉通低热流背景基础上，叠加了古生代峨眉山地幔柱和溢流玄武岩的热烘烤以及中新生代前陆盆地演化阶段岩石圈的挤压增厚冷却效应.峨眉山地幔柱和玄武岩喷发对四川盆地热演化的影响在不同地区存在较大差异，对川西南地区影响显著，对其它区域影响有限.据此，四川盆地热史演化可以简单地划分成“早晚二叠世期间异常高热流”和“早晚二叠世期间相对较高热流”两种基本形式.

烃源岩热演化主要由地层温度决定，而地层温度又取决于地层埋藏深度和盆地热状态.在用回剥法重建沉积埋藏史的基础上，综合盆地热史恢复成果，可计算烃源层的地温史，即烃源层埋藏过程中的T-t路径^[1].根据烃源层T-t路径和有机质化学动力学模型(Easy%Ro模型^[38])，可计算出有机质成熟度指标随时间的演化，即烃源岩热演化史.在四川盆地不同构造单元共86口代表性钻井和200余口人工井点震旦系-下古生界烃源岩热演化史模拟的基础上，建立了四种热演化模式.

这种模式主要存在于川南地区下寒武统烃源岩，对应着半深埋-抬升-深埋-抬升型地层沉积样式，其热史演化对应着早晚二叠世期间异常高热流.一方面，这一地区是加里东期盆地沉积中心，下古生界沉积厚度大，下寒武统在加里东期埋深普遍超过4000 m，烃源岩达到中成熟阶段，甚至是高成熟阶段.另一方面，川南地区处于峨眉山地幔柱中带边缘，受峨眉山地幔柱和玄武岩异常高热流影响显著^[39-40]，下寒武统烃源岩在早晚二叠世期间快速演化定型，后期不再继续演化.图 5为川南地区老深1井下寒武统温度史和烃源岩成熟度演化史：中奥陶世，下寒武统底部温度约90℃，烃源岩进入低成熟阶段(0.5%＜Ro＜0.7%)；晚奥陶世温度超过100℃，进入中成熟阶段(0.7%＜Ro＜1.0%)；加里东期下寒武统底部最高温度达到150℃，烃源岩Ro大于1.0%，进入高成熟阶段(1.0%＜Ro＜1.3%)，此为下寒武统烃源岩的初始演化阶段.加里东运动使盆地抬升剥蚀，下寒武统烃源岩埋藏变浅，温度降低，成熟度演化处于停滞阶段.早二叠世末期，在峨眉山地幔柱和溢流玄武岩的异常热流作用下，下寒武统底部温度迅速升高至约350℃，烃源岩成熟度快速演化定型.

图 5

Fig. 5

图 5 川南地区老深1井下寒武统底部温度史和烃源岩成熟度演化史 Fig. 5 The temperature and Maturity evolution history of the Lower Cambrian source rocks of Well LS1

这种模式主要存在于川西南地区下寒武统烃源岩和川南地区下志留统烃源岩，其地层沉积样式对应着浅埋-抬升-深埋-抬升型，热史演化以早晚二叠世期间异常高热流为特征.与第一种热演化模式相比，主要区别体现在加里东期烃源岩埋深较浅，温度较低，未进入生油窗，或者仅进入低成熟阶段.四川盆地西南部汉1井，加里东期，下寒武统底部最高温度低于40℃，有机质演化缓慢，处于未成熟阶段(Ro＜0.5%)；早二叠世末，在峨眉山地幔柱和溢流玄武岩^[39-40]异常热效应共同作用下，下寒武统温度超过270℃^[11]，烃源岩快速演化进入过成熟演化阶段^[13]，Ro达到3.6%，接近“生烃死限”；晚二叠世，下寒武统温度快速降低到60℃之下；三叠纪之后，下寒武统埋深不断增加，温度持续升高，至始新世初，温度达到230℃，但始终不超过早二叠世末的最高古地温(图 6a).与汉1井下寒武统类似，老深1井下志留统在加里东期最高温度约70℃，烃源岩Ro为0.42%，处于未成熟阶段；早晚二叠世期间，老深1井下志留统底部温度可高达240℃，从未成熟阶段迅速演化至过成熟阶段，处于生烃窗的时间不超过10Ma；早二叠世末，Ro达3.1%，下志留统烃源岩成熟度演化定型(图 6b).

图 6

Fig. 6

图 6 川西南地区汉1井下寒武统(a)和川南地区老深1井下志留统(b)底部温度史和烃源岩成熟度演化史 Fig. 6 The temperature and maturity evolution history of the Lower Cambrian source rocks of Well H1(a)and the Lower Silurian source rocks of Well LS1(b)

川东、川北地区下寒武统烃源岩热演化以这种模式为主，其地层沉积样式对应于半深埋-抬升-深埋-抬升型，热史演化以早晚二叠世期间相对较高热流为特征.图 7为川北地区川涪82井下寒武统底部温度史和烃源岩成熟度演化史.早奥陶世，川涪82井下寒武统底部温度达到75℃以上，烃源岩进入生油窗开始一次生烃.加里东期，下寒武统底部最高温度接近120℃，Ro达到0.7%，烃源岩进入中成熟阶段.加里东运动使盆地抬升冷却，下寒武统烃源岩演化停滞.早二叠世，下寒武统底部温度超过120 ℃，烃源岩开始二次生烃，早三叠世开始快速演化进入高成熟阶段和湿气阶段(1.3%＜Ro＜2.6%)，晚三叠世进入干气阶段(Ro＞2.6%).晚侏罗世，川涪82井下寒武统底部温度接近300℃，下寒武统烃源岩成熟度演化定型.

图 7

Fig. 7

图 7 川北地区川涪82井下寒武统底部温度史和烃源岩成熟度演化史 Fig. 7 The temperature and maturity evolution history of the Lower Cambrian source rocks of Well CF82

这种热演化模式主要存在于川中地区下寒武统和川东、川北地区下志留统烃源岩，其地层沉积样式对应于浅埋-抬升-深埋-抬升型，热史演化对应着早晚二叠世期间相对较高热流.如川中地区女基井，加里东期，下寒武统底部最高温度约60℃，烃源岩Ro小于0.45%，不具备一次生烃的条件.早二叠世末，下寒武统底部温度仅75℃，烃源岩Ro为0.49%，仍处于未成熟阶段，其快速演化始于三叠纪，早三叠世初温度超过80℃，进入低成熟阶段；早三叠世末温度接近120℃，进入中成熟阶段；晚三叠世初温度超过140℃，进入高成熟阶段；早侏罗世中期温度超过150℃，进入湿气阶段；早白垩世中期温度超过205℃，进入干气阶段；晚白垩世中期，下寒武统达到最高古地温约220℃，烃源岩演化定型，Ro约3.2%(图 8a).川北地区川涪82井下志留统烃源岩同样呈现连续演化特征：在早二叠世末开始成熟，早三叠世中期达到中成熟，中三叠世达到高成熟，晚三叠世早期进入湿气阶段，中侏罗世中晚期进入干气阶段，晚白垩世初期达到最高古地温280℃，下志留统烃源岩成熟度演化定型(图 8b).

图 8

Fig. 8

图 8 川中地区女基井下寒武统(a)和川北地区川涪82井下志留统(b)底部温度史和烃源岩成熟度演化史 Fig. 8 The temperature and maturity evolution history of the Lower Cambrian source rocks of Well NJ(a)and the Lower Silurian source rocks of Well CF82(b)

以川西南地区汉1井和川北地区川涪82井为例，通过对比研究沉积速率、热流和增温速率之间的耦合关系，可以剖析四川盆地震旦系-下古生界烃源岩热演化的主控因素.

汉1井位于峨眉山地幔柱中带边缘，受早晚二叠世期间峨眉山地幔柱异常热事件影响显著.这一时期，四川盆地在区域岩石圈拉张作用下处于增温状态，盆地基底热流也呈增加趋势，由于拉张系数相对较小(不超过1.1)，岩石圈减薄量很有限，受到的热扰动不大.但地幔柱活动对岩石圈热状态具有很大影响，位于地幔柱中带的川西南地区基底热流迅速增加，此外侵入到盆地和喷发到地表的岩浆对浅层温度场影响剧烈.在区域岩石圈拉张、峨眉山地幔柱和玄武岩热效应的综合作用下，汉1井基底热流迅速增大到85 mW/ m²，地表热流更是接近100 mW/ m^2，2).在这一异常高热流作用下，下寒武统增温速率高达36℃/Ma(图 9)，有机质从未成熟阶段迅速演化至干气阶段，一次定型，后期不再演化.由此可见，以汉1井为代表的川西南和川南局部地区，震旦系-下古生界烃源岩热演化主要受控于峨眉山地幔柱和玄武岩的异常热效应.

图 9

Fig. 9

图 9 汉1井沉积速率(a)、热流(b)和增温速率(c)的耦合关系 Fig. 9 Relationship among sedimentation rate, heat flow and temperature rate of Well H1

川涪82井最大增温速率出现在早-中三叠世(图 10).这一时期，继晚石炭世-早二叠世和晚二叠世岩石圈两期拉张之后，岩石圈开始第三期拉张，拉张强度持续增加，川北-川东北地区拉张系数普遍大于1.2.随着拉张的持续和强度的增加，岩石圈不断地减薄，热软流圈物质上涌，热流也随着时间持续增加，在早-中三叠世达到最高古地表热流60~62 mW/ m^2，2).此外，伴随岩石圈持续拉张，盆地基底大幅沉降，地表快速接收沉积，早三叠世沉积速率高达260 m/Ma，中三叠世超过180 m/Ma，下寒武统和下志留统烃源岩埋深迅速增加.在热流持续升高和埋深迅速增加的共同作用下，烃源岩增温速率达到最大值5.9℃/Ma.川涪82井其它快速增温时期出现在早志留世和晚侏罗世，增温速率分别为2.7和2.8℃/Ma，同样与同时期较高的沉积速率相吻合.因此，以川涪82井为代表的峨眉山地幔柱外带及其以外地区，震旦系-下古生界烃源岩热演化受沉积地层埋深增热和盆地热流演化的共同作用，其中沉积地层埋深增热对烃源岩增温效应更加显著.

图 10

Fig. 10

图 10 川涪82井沉积速率(a)、热流(b)和增温速率(c)的耦合关系 Fig. 10 Relationship among sedimentation rate, heat flow and temperature rate of Well CF82

早晚二叠世期间的峨眉山地幔柱活动和玄武岩喷发，对四川盆地构造-热演化产生了重要作用，构成了四川盆地古生代热体制的主控因素，也深刻影响了下二叠统及其下伏烃源岩热演化格局.在地层沉积样式和峨眉山地幔柱热事件的共同影响下，四川盆地不同构造单元震旦系-下古生界烃源岩热演化特征存在明显差异，并具有不同的热演化模式：(1)加里东期成熟，早晚二叠世期间快速演化定型：这种模式主要存在于川南地区下寒武统烃源岩；(2)加里东期未熟，早晚二叠世期间一次快速演化定型：以川西南地区下寒武统烃源岩和川南地区下志留统烃源岩为代表；(3)加里东期成熟，晚海西-燕山期再次增熟：川东、川北地区下寒武统烃源岩以这种演化模式为主；(4)加里东期未熟，晚海西-燕山期持续增熟：以川中地区下寒武统和川东、川北地区下志留统烃源岩为代表.

通过对比研究沉积速率、热流和增温速率之间的耦合关系，剖析了四川盆地震旦系-下古生界烃源岩热演化的主控因素，即川西南和川南局部地区主要受控于峨眉山地幔柱和玄武岩的异常热效应，而盆地其它地区则受沉积地层埋深增热和盆地热流演化的共同作用，其中沉积地层埋深增热对烃源岩增温效应更加显著.

研究中使用的钻井分层、岩性、地震分层和部分Ro数据由中石化勘探南方分公司、中石化西南油气分公司提供，两位匿名审稿专家对本文提出了宝贵的修改意见，在此一并致谢!