地球物理学报  2016, Vol. 59 Issue (6): 2191-2202   PDF    
引用本文
袁玉松, 俞昊, 李天义 等. 2016. 下扬子中生代构造-热事件及其对海相烃源岩生烃的影响. 地球物理学报, 59(6): 2191-2202, doi: 10.6038/cjg20160623.  
YUAN Y S, YU H, LI T Y, et al. 2016. Mesozoic tectonothermal events in central Lower Yangtze area and impacts on hydrocarbon generation of marine source rocks. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 59(6): 2191-2202, doi: 10.6038/cjg20160623.  
下扬子中生代构造-热事件及其对海相烃源岩生烃的影响
袁玉松1 , 俞昊2 , 李天义1 , 李双建1     
1. 中国石油化工股份有限公司石油勘探开发研究院, 北京 100083;
2. 中国石油化工股份有限公司华东分公司勘探开发研究院, 南京 210011
收稿日期 2015-12-11, 2016-01-25 收修定稿
基金项目: 国家重大专项(2015ZX05061001)和国家973项目(2012CB214806)资助.
作者简介: 袁玉松,男,1967年生,副研究员,主要从事沉积盆地构造热演化和盖层封闭性方面的研究.E-mail:yuanys.syky@sinopec.com
摘要: 温度是控制烃源岩有机质生烃的主要因素,构造-热事件下的高温作用对烃源岩的增熟和生烃历程具有显著影响.通过地质分析和磷灰石、锆石裂变径迹、磷灰石U-Th/He低温热年代学数据、火山岩年龄数据分析认为,下扬子中生代存在印支期(T3-J2),燕山期(J3-K1)构造-热事件,沉积盆地达到最高古热流的时间大约为130~110 Ma.古温标镜质体反射率热史反演结果揭示句容地区最高地表古热流达到~94 mW·m-2,泰兴地区为~78 mW·m-2,热事件的强度由西至东减弱.基于EASY%Ro模型的生烃史正演结果揭示:寒武系烃源岩在常州地区主生气期为早二叠世晚期至晚三叠世末,在句容、泰兴地区主生气期为晚三叠世-早白垩世.由于T3-J1-2前陆盆地沉积和早白垩世岩浆活动热事件的双重作用,海相烃源岩有机质在早白垩世末达到最高古地温.虽然K2-E期间在句容、泰兴和常州部分地区具有一定的沉降幅度,甚至使得部分地区海相烃源岩的埋深超过早期的埋深,但由于K2以来大地热流降低,海相烃源层地层温度却低于早期的地温,有机质未能普遍进一步增熟生烃,即这些地区不存在大面积的二次生烃.
关键词: 下扬子      热事件      裂变径迹      古热流      二次生烃     
Mesozoic tectonothermal events in central Lower Yangtze area and impacts on hydrocarbon generation of marine source rocks
YUAN Yu-Song1, YU Hao2, LI Tian-Yi1, LI Shuang-Jian1     
1. Petroleum Exploration and Production Research Institute, SINOPEC, Beijing 100083, China;
2. Petroleum Exploration and Production Research Institute of East China Branch, SINOPEC, Nanjing 210011, China
Abstract: Temperature is a key parameter of controlling hydrocarbon generation of source rocks. Elevated temperature resulted from tectonothermal events may significantly affect hydrocarbon generation. Based on geology, fission track analysis, apatite U-Th/He and volcanic rock isotopic age data, there existed Indosinian (T3-J2) and Yanshanian (J3-K1) tectonothermal events in Lower Yangtze area and the sedimentary basins reached their peak heat flow at about 130~110 Ma. The maximum heat flows obtained from thermal history reconstruction based on vitrinite reflectance are ~94 mW·m-2 and ~78 mW·m-2 in Jurong and Taixin areas respectively, with an increasing trend from east to west. Hydrocarbon generation history reconstruction based on the EASY%Ro model shows that the dominating gas generation periods of the Cambrian source rocks are the Early Permian-Late Triassic and the Late Triassic-Early Cretaceous in Changzhou and Jurong areas respectively. Because of the dual effects from the foreland sediments deposited in T3-J1-2 and the magmatism thermal event in the Early Cretaceous, the marine source rocks reached their maximum temperature at the end of Early Cretaceous. The temperature of the marine source rocks was no longer elevated owing to the decreased heat flow since the Late Cretaceous, though, in some parts of the Jurong, Taixin and Changzhou areas, subsidence occurred and burial depth increased during the K2-E period. Therefore, the secondary hydrocarbon generation of the marine source rocks did not widely occur in the central Lower Yangtze area..
Key words: Lower Yangtze      Thermal event      Fission track      Paleo-heat flow      Secondary hydrocarbon generation     
1 引言

下扬子地区在印支—燕山期遭受强烈的构造改造,海相地层发生强烈的形变、位变和序变,早期形成的油气藏遭到改造与破坏(赵宗举等,2002; 丁道桂等,2009).海相油气勘探一方面寄希望于“下组合”,因为下组合烃源岩发育,有机质热演化程度高,储集条件良好,志留系泥页岩盖层厚度大,具有形成大型天然气藏的有利地质条件(俞凯和郭念发,2001),另一方面寄希望于“二次生烃”(或称“晚期生烃”),即晚白垩世至第三纪构造活动相对减弱条件下新盆地叠加引起的增熟生烃(陈安定等,2001).盆地的古地温状态是研究烃源岩生烃的重要参数(邱楠生等,2000).沉积地层的古地温除了受古埋深控制外,还受古地温梯度控制.热事件导致古热流显著升高,从而导致古地温梯度和地层温度的升高.古生代海相烃源岩二次生烃潜力,既与晚期埋深增温有关,也与有机质早期热演化程度有关.因此,确定热事件发生的时间和古热流的高低,成为下扬子地区“二次生烃”评价和海相油气勘探潜力的关键.

关于下扬子地区沉积盆地的构造-热演化问题,以往研究成果较少.袁玉松等采用古温标反演方法恢复了下扬子句容海安地区的热流史(袁玉松等, 2005,2006),但当时对热流演化时间节点的控制主要依据不整合面和构造运动.王丹萍等讨论了岩浆活动对于碎屑锆石裂变径迹(ZFT)年龄的影响(王丹萍等,2011),还分析了磷灰石裂变径迹年龄与构造事件之间的关系(王丹萍等,2014).张沛等依据浦口组砂岩的磷灰石裂变径迹数据分析了下扬子晚白垩世以来的构造-热历史,认为渐新世以来经历了挤压抬升和构造反转(张沛等,2009).在现今地温场和岩石圈热结构方面的研究成果则相对较多(王良书等,1995; 李成等,1996; 王华玉等,2013),可为本文热史反演提供一些基础参数.本文将采用构造、沉积记录、磷灰石、锆石裂变径迹年龄和磷灰石U-Th/He年龄数据等多方面的资料约束下扬子构造-热事件发生的时间,用古温标Ro反演约束热事件的强度,并探讨构造-热事件对下古生界海相烃源岩生烃的影响.

2 地质背景

下扬子震旦纪以来经历了震旦纪-中三叠世海盆→晚三叠世-中侏罗世沿江前陆盆地→晚侏罗世-早白垩世火山岩盆地→晚白垩世-古近纪陆相伸展盆地(朱光等,2000).存在明显地层沉积记录的构造运动至少有13次：桐湾、广西、苏皖、金子、南象、宁镇、燕山Ⅲ、黄桥、仪征、海安、吴堡、真武和三垛运动.海相层系经历了T3-J2褶皱冲断作用、J3-K1走滑作用与岩浆活动以及K2-E伸展断陷与反转构造作用三种不同性质的改造作用(邓红婴等,1999).印支-燕山运动以强烈挤压改造和压性盆地的叠加为标志,地层发生大规模的逆冲、褶皱,从而由逆冲系统和褶皱系统奠定了下扬子区海相中、古生界构造样式.前陆变形较弱的地方是靠近锋带的地方,即沿江地带(朱光等,1999)；苏锡常地区变形较弱,具有一定油气勘探潜力(李海滨等,2011).以茅山为界,下扬子区褶皱-断陷带自东向西也具有明显的构造变形差异,东部地区滑脱层相对较浅,负反转构造改造较弱,岩浆活动强度相对较弱,油气保存条件相对较好,是有望取得海相油气勘探突破的地区(张涛等,2013).因此,本文的研究地区主要选取句容、常州和泰兴一带,即中生代构造改造相对较弱、海相油气保存条件相对较好的地区.

3 构造-热事件发生的时间 3.1 构造、沉积记录

沉积盆地的热事件通常与构造事件相伴随.从汤山—仑山地质剖面可以看出寒武系至二叠系全部逆冲推覆到中三叠统黄马青组之上,上白垩统浦口组不整合超覆于寒武系至二叠系组成的推覆体之上(杜国云,1997).可见,该地区的推覆构造作用发生的时间介于中三叠世末(印支运动)和晚白垩世之前.再从茅山地质构造剖面看,志留系-三叠系及侏罗系的火山杂岩系,逆冲到了白垩系下统葛村组红层之上,上白垩统浦口组(K2p)又超覆于由志留系-三叠系及侏罗系的火山杂岩系组成的推覆体之上(黄润生和曹建忠,2010).可见,茅山地区在早白垩世葛村组沉积之后和晚白垩世浦口组沉积之前存在推覆构造事件.句容地区过N3井地震地质解释剖面揭示：由中古生界组成的推覆层系被下白垩统葛村组不整合覆盖,葛村组又被上白垩统浦口组不整合接触(图 1).表明该期推覆构造作用发生在早白垩世葛村组沉积之前,且葛村组沉积之后又有构造事件发生.

图 1 下扬子句容地区过N3井地震地质解释剖面(胡太升等,1985),横坐标为CDP,单位m Fig. 1 Seismology section across N3 well in Jurong area, Lower Yangtze (Hu et al.,1985)

综上所述,从构造、沉积记录看,下扬子地区推覆构造作用包含两期,即印支期(T3-J2)和燕山期(K1g-K2).两期推覆构造作用在不同地区的表现具有一定差异.

3.2 年代学数据

不同矿物的裂变径迹退火温度不同,锆石裂变径迹(ZFT)的完全退火温度为205±18 ℃(Bernet,2009),磷灰石裂变径迹(AFT)的完全退火温度为100±20 ℃(Laslett et al., 1987),磷灰石U-Th/He的封闭温度为75±7 ℃(Wolf et al., 1996).三者结合,构成沉积盆地油气勘探深度范围内热年代学完整的温标体系.来自下扬子汤山、茅山、仑山、芳山、广德和无锡地区的13件低温热年代学样品信息见表 1,采样点位分布见图 2,其中CS-1和GD-3两件样品取自白垩系,其余样品均取自志留系-泥盆系.依据矿物颗粒挑选情况,分别进行磷灰石裂变径迹、锆石裂变径迹或磷灰石U-Th/He测试分析.

表 1 下扬子地区低温热年代学分析样品信息表 Table 1 Sample information for low-temperature thermochronolgy in Lower Yangtze area
图 2 下扬子中部地区低温热年代学样品采集位置分布ZFT,锆石裂变径迹；AFT磷灰石裂变径迹；AHe，磷灰石U-Th/He. Fig. 2 Sample locations for low-temperature thermochronolgy in the central part of the Lower Yangtze area ZFT,Zircon fission track； AFT, Apatite fission track； AHe, Apatite U-Th/He.
3.2.1 锆石裂变径迹年龄

锆石裂变径迹测试分析结果见表 2.数据具有如下特征：(1)来自志留系-泥盆系的样品锆石裂变径迹年龄均远小于地层年龄,池年龄介于203~253 Ma,平均为228±11 Ma.来自白垩系的样品,锆石裂变径迹年龄大于地层年龄.如GD-3样品锆石裂变径迹年龄为153 Ma,明显大于地层年龄(137 Ma).(2)大部分样品的颗粒年龄未通过χ2检验,除了广德地区的GD-6和茅山山脉的MS-2两个志留系样品的颗粒年龄通过了P(χ2)>5%之外,其余样品P(χ2)＜5%.(3)来自茅山、汤山和芳山的样品比来自广德和无锡地区的样品锆石裂变径迹年龄大.以上锆石裂变径迹年龄特征说明：志留系-泥盆系样品锆石裂变径迹发生了完全退火,而白垩系样品未曾达到锆石裂变径迹完全退火温度.大部分样品的锆石裂变径迹年龄并非冷却年龄,而是混合年龄,反映多物源、多组分或经历多期构造-热事件.茅山、汤山、芳山等地区或者构造-热事件发生的时间早于无锡和广德地区,或者说广德—无锡一带抬升冷却时间晚于汤山和茅山等地区,前者为T3-J2,后者为K1-K2.

表 2 下扬子中部地区锆石裂变径迹年龄数据表 Table 2 Zircon fission track age data in the central part of the Lower Yangtze area
3.2.2 磷灰石裂变径迹年龄

由于从所采集的样品挑选磷灰石矿物数量有限,只选取了满足条件的两个样品进行了磷灰石裂变径迹分析,分析结果见表 3.来自汤山的TS-2样品,地层为志留系,磷灰石裂变径迹中心年龄和池年龄均为76 Ma,单颗粒年龄变化于49~115 Ma之间,均小于地层年龄,且颗粒年龄通过了χ2检验,可以代表抬升冷却年龄.但裂变径迹长度分布较为复杂,存在不典型的双峰现象,具有一定程度的正偏态特征,长径迹相对较多(图 3).来自广德地区的GD-3样品,地层为下白垩统七房村组,磷灰石裂变径迹中心年龄和池年龄分别为108 Ma和105 Ma,与地层年龄接近,且颗粒年龄未通过χ2检验,不代表抬升冷却年龄.GD-3样品裂变径迹长度分布也较为复杂,存在不典型的双峰现象,还存在少量极短径迹,为处于部分退火带内,并含有母岩磷灰石裂变径迹年龄的混合年龄(图 4).

表 3 下扬子中部地区磷灰石裂变径迹年龄数据表 Table 3 Apatite fission track age data in the central part of the Lower Yangtze area
图 3 下扬子南京汤山地区志留系样品磷灰石裂变径迹长度分布频率 Fig. 3 AFT length distribution of Silurian samples from Tangshan, Nanjing, Lower Yangtze area
图 4 下扬子广德地区下白垩统样品磷灰石裂变径迹长度分布频率 Fig. 4 AFT length distribution of Lower Cretaceous samples from Guangde, Lower Yangtze Area
3.2.3 磷灰石U-Th/He 年龄

磷灰石U-Th/He 测试分析工作在英国伦敦大学完成. 4个磷灰石U-Th/He 年龄测试分析数据见表 4.由表 4可见,无论是志留系样品(GD6、FS2、LHS1)还是白垩系样品(CS1),磷灰石U-Th/He 年龄都小于地层年龄,其中来自广德地区GD6志留系样品和来自赤山地区的CS1晚白垩世样品的磷灰石U-Th/He年龄较小,介于18~98 Ma之间.这两个样品的磷灰石U-Th/He 单颗粒年龄明显分为两组,其中GD6样品的单颗粒年龄中较小的一组为18~29 Ma,年龄较大的一组为76~97 Ma.CS1样品单颗粒年龄较小的一组为25~36 Ma,较大的为80 Ma.同一样品U-Th/He单颗粒年龄存在差异的影响因素较多,如物源、颗粒大小、磷灰石的成分等.GD6为志留系样品单颗粒年龄的差异可能主要与颗粒尺寸有关,年龄较大的一组,颗粒尺寸也较大.全部单颗粒年龄的平均值分别为48.7 Ma,大致可以反映样品所在地区喜马拉雅期的抬升时间(古近纪).而CS1样品单颗粒年龄的差异性可能属于多物源导致的磷灰石成分不同,从而单颗粒年龄不同.如果除去年龄为80.2 Ma的单颗粒,其余3个颗粒年龄的平均值为31.5 Ma,可能是渐新世时期发生三垛运动的响应.来自芳山地区的FS2和老虎山地区LHS1两个样品的磷灰石U-Th/He年龄相对较大,单颗粒年龄之间的差异较小,平均值分别为161.9±9.7 Ma和108.4±6.5 Ma,反映了样品所在构造区域燕山期的抬升时间为晚侏罗世-早白垩世(J3-K1).

表 4 下扬子中部地区U-Th/He年龄数据表 Table 4 Apatite U-Th/He Age Data fromthe central part of the Lower Yangtze Area
3.2.4 火山岩年龄

下扬子地区一系列火山岩盆地在形成时期上有一致性.金牛盆地灵乡组火山岩年龄为130.9±1.5 Ma；繁昌盆地中分村组下段、上段年龄分别为131.2±1.1 Ma、129.1±1.3 Ma；宁芜盆地娘娘山组火山岩形成时间为130.0±1.1 Ma；怀宁盆地彭家口组和江镇组火山岩锆石206Pb／204Pb加权平均谐和年龄分别为130.0±1.7 Ma(MSWD=0.73)和130.5±1.7 Ma(MSWD=0.78)(闫峻等,2013).各盆地内火山活动时间集中喷发时期在127～132 Ma之间,平均值为130±2.5 Ma(唐裕禄,2011),为早白垩世的产物,喷发持续时间较短.从层位上看,下白垩统龙王山、大王山、孤山和娘娘山组火山岩同位素年龄分别为135±3.5 Ma,132.8±5.1 Ma,129.5±1.9 Ma和126.6±2.1 Ma,四套火山岩喷发的时间非常集中(Zhou et al., 2011).

热事件通常与构造事件相伴生,表现为强烈的岩浆活动事件.下扬子地区岩浆活动相当广泛,印支、燕山、喜山期均有一定程度的岩浆活动,但以燕山期的岩浆活动最为强烈(马芳和薛怀民,2011).对于岩浆活动微弱的地区地层温度变化主要与构造活动(抬升剥蚀)有关(秦建中等,2010).相反,对于岩浆活动强烈的地区,岩浆活动热事件通常为导致地层温度变化的主控因素.

综上所述,下扬子地区构造-沉积记录、锆石裂变径迹年龄、磷灰石裂变径迹年龄和长度分布、磷灰石U-Th/He年龄等低温热年代学数据以及火山岩同位素年龄数据联合反映导致沉积地层温度发生显著改变的重要构造-热事件包括印支期构造-热事件(T3-J2)、燕山期构造-热事件(K1g-K2)、燕山期岩浆活动热事件(K1)和喜山期构造事件(古近纪).

4 热事件的强度

沉积盆地热事件强度可由盆地古热流高低来表征.在盆地尺度上古热流一般通过古温标热史反演获得.本文古热流反演采用的计算机软件是“油气盆地热史恢复模拟系统(Thermodel for Windows)(张文等,2005).基于古热流反演法(胡圣标等,1998)进行热流史恢复.在下扬子中部地区选取具有系统古温标Ro测试数据的圣科1井、N3井、苏174井和长1井进行热史反演.4口钻井的位置分布见图 2.

热史反演时,现今地表温度取恒温带温度(14.6 ℃).依据苏北盆地的现今地表热流平均值为68 mW·m-2,苏南地区现今平均大地热流为63 mW·m-2,下扬子的热流背景值为60 mW·m-2(王良书等,1995; 袁玉松等, 2005,2006),模拟时地表热流约束取60～70 mW·m-2之间.由于古温标热史反演只能恢复达到最高古地温以来的热史,古生代的热史无法通过古温标反演获得.此次研究中,古生代及其以前的热流值由岩石圈尺度上的地球物理反演成果约束.以均匀伸展模型(McKenzie,1978)为基础,并考虑岩石生热率影响的地球物理反演表明,下扬子地区志留纪末热流值为1.1～1.2HFU(李成等,1996),即50 mW·m-2左右.故以此值作为古生代的古热流值,以此为基础进行热史反演,并最终以与实测古温标数据最吻合的热史路径下延值为古生代各时期的古热流值.

热史反演结果揭示(图 5),句容地区圣科1井经历了古生代-中三叠世的低热流阶段、晚印支-早中燕山期热流值稍有升高、晚燕山期的高热流阶段和喜山期的冷却过程.到达最高古热流的时间为130 Ma,即早白垩世早期.井底最高古热流为88 mW·m-2,地表最高古热流为94 mW·m-2.上白垩统浦口组开始沉积时,盆地进入冷却阶段,冷却过程持续到65 Ma后趋于稳定.句容地区N3井热流史反演结果与圣科1井一致,从古生代至中生代热流逐渐升高,在130 Ma达到最高井底古热流89 mW·m-2、最高地表古热流93 mW·m-2.泰兴地区苏174井加里东-海西期为低热流值,印支-早中燕山期基底热流大幅度升高,大约在130 Ma达最高古热流值,井底最高古热流为73 mW·m-2,地表最高古热流为77 mW·m-2,晚燕山-喜山期为冷却过程.泰兴地区长1井从古生界到中生界基底热流是一个升高过程,至130 Ma达最高古热流,井底最高古热流为73 mW·m-2,地表最高古热流为78 mW·m-2,此后开始冷却,100 Ma以后热流值趋于平稳,与苏174井具有相同的热史路径.

图 5 下扬子中部地区地表热流史特征 Fig. 5 Terrestrial heat flow history of the central part of Lower Yangtze Area

可见,下扬子中部地区热流史具有如下特征：早古生代为低热流阶段,地表古热流为45~50 mW·m-2,晚古生代至早白垩世热流逐渐升高,在130 Ma左右达到最高古热流(77~94 mW·m-2),反映强烈热事件的存在,尔后热流快速降低.泰兴地区在晚白垩世-古近纪,热流存在小幅度升高,句容地区从晚白垩世开始,热流即趋于平稳.早期低热流阶段与古生代-中三叠世下扬子海相盆地演化的稳定阶段相对应,晚印支-早中燕山期热流值小幅度升高是该时期强烈的挤压、推覆构造运动产生构造热效应的表现,晚燕山期高热流与强烈的构造岩浆活动热事件相对应,喜山期的冷却过程表明中生代构造热事件结束之后,在盆地伸展阶段苏南地区拉张作用却相对较弱,岩石圈较厚,深部热流值较低,岩石圈相对较“冷”.由热史反演获得的下扬子地区热流史变化特征与中国东部华北克拉通的4个演化阶段具有很好的对应性.He(2014)从地热学、岩浆活动以及数值模拟结果等方面分析认为华北克拉通演化明显地可分为4个阶段：侏罗纪太平洋板块俯冲引起的岩石圈少量减薄阶段、早白垩世时期岩石圈大量减薄与破坏阶段、晚白垩-古近纪时期的多期拉张阶段以及新近纪以来的冷却阶段(He, 2014,2015).说明整个中国大陆东部中生代以来的构造-热演化过程可能具有统一的深部动力学机制.

此外,下扬子地区早白垩世热事件的强度似乎存在从西往东逐渐减弱的趋势.西部句容地区的最高古热流大于东部泰兴地区.古热流反演揭示的下扬子地区热事件强度特征可从古温标Ro剖面的煤化梯度特征得到印证.从无为—句容—黄桥,Ro剖面的煤化梯度不同.无为地区煤化梯度极高,N参4井的煤化梯度达到2.9/km,句容地区圣科1井的煤化梯度为0.7/km,黄桥地区苏174井和长1井的煤化梯度只有0.4/km,较前两者都低(图 6).

图 6 下扬子地区代表性钻井古温标Ro剖面图 Fig. 6 Geothermometer Ro profiles of representative wellsin Lower Yangtze Area
5 构造-热事件对生烃的控制作用

下扬子区海相层系发育有上震旦统、下寒武统、奥陶系、下志留统、二叠系和下三叠统6套烃源岩,有泥质岩类、碳酸盐岩类和煤岩类三种类型.其中下寒武统、下志留统和二叠系有机质丰度较高,具有较高的生烃潜力,是主要烃源岩(林小云等,2007; 曾萍,2010).鉴于中生代热事件对中古生界海相烃源岩影响的同步性和文章篇幅所限,本文仅讨论下古生界最主要的烃源岩——下寒武统烃源岩的生烃过程.

南方海相存在多元生烃特征,既存在烃源岩干酪根生烃、未排出的液态烃裂解生气,也存在已经从烃源岩中排出的液态烃裂解生气.本文以下扬子下寒武统幕府山组烃源岩为例,主要考虑干酪根生烃和未排除的液态烃裂解生气.原油开始大量裂解生气对应的Ro值为1.6%,原油裂解的主生气期对应Ro值为1.6%～3.5%(赵文智等,2006).综合考虑干酪根生烃和原油裂解生气,在本次研究中,将有机质热演化程度指标Ro＝0.5%划为生烃开始；Ro＝0.5%～1.3%为生油期,其中Ro＝0.5%～0.7%为生油早期,Ro＝0.7%～1.3%为生油高峰期；Ro＝1.3%～3.5%为生气期,其中,Ro＝1.3%～2.6%划为干酪根主生气期,Ro＝1.6%～3.5%为原油裂解气期(这里的原油指烃源岩中未排出的分散烃)；Ro>3.5%,生烃结束.

在埋藏史、热流史恢复基础上,采用EASY%Ro模型(Sweeney and Burnham, 1990),正演烃源岩生烃史.句容地区圣科1井烃源岩生烃史正演结果见图 7,其他代表性钻井或地震剖面虚拟井下寒武统烃源岩生烃史恢复结果见图 8.

图 7 句容地区圣科1井地层有机质成熟度史 Fig. 7 History of organic matter maturity of Shengke 1 Well in Jurong Area
图 8 下扬子中部地区寒武系烃源岩成熟度史 Fig. 8 Maturity history of Cambrian source rocksin central Lower Yangtze area

从泰兴和句容地区的钻井看,寒武系烃源岩的生油高峰期为早中三叠世(Ro=0.7%~1.3%),主生气期为晚三叠世-晚侏罗世(Ro=1.3%~2.6%),液态烃裂解生气始于侏罗纪之后(对应的Ro=1.6%~3.5%).常州地区CZ-2015nw4200地震剖面SP3500虚拟井CZ1由于志留纪厚度巨大,导致寒武系烃源岩早期受热温度高,生烃早.晚古生代处于生油高峰期,主生气期为晚二叠世-晚三叠世,液态烃裂解生气为中三叠世-中侏罗世(对应的Ro=1.6%~3.5%).

可见,下寒武统烃源岩的有机质成熟度史和生烃史具有如下的特征：(1)句容、泰兴地区生烃开始、生烃高峰和生烃结束时间基本一致.除了圣科1井存在早白垩世因推覆加厚、烃源岩有机质存在一定程度的增熟之外,其余的钻井寒武系烃源岩生烃结束时间均为晚侏罗世末.(2)常州地区因下古生界厚度大,寒武系烃源岩生烃时间早.(3)不存在大面积的二次生烃.在句容、泰兴和常州地区,由于T3-J1-2前陆盆地沉积和燕山期的岩浆活动热事件的双重作用,烃源岩有机质在燕山期达到最高古地温,K2-E虽然具有一定的沉降幅度,甚至使得海相烃源岩的埋深超过早期的埋深,但地温却低于早期的地温,因此,有机质未能进一步增熟生烃.

6 结论

(1) 下扬子中部地区中生代构造-热事件发生的时间始于印支期(T3-J2),燕山期(晚侏罗-早白垩世)达到巅峰,沉积盆地达到最高古热流的时间大约为130~110 Ma左右.

(2) 下扬子中部地区中生代热事件的强度由西至东逐渐减弱.热事件发生时句容地区最高地表古热流达到~94 mW·m-2,泰兴地区为~78 mW·m-2.

(3) 热事件对海相烃源岩有机质热演化具有显著影响,寒武系烃源岩于晚侏罗世末结束生烃.在中生代构造改造相对较弱、海相油气保存条件相对较好的句容、常州和泰兴一带,虽然K2-E具有一定的沉降幅度,局部凹陷区海相烃源岩的埋深甚至超过中燕山期的埋深,但地温却低于中燕山期的地温,有机质未能进一步增熟生烃.因此,晚白垩世以来下扬子中部地区不存在大面积的二次生烃.

参考文献
Bernet M. 2009. A field-based estimate of the zircon fission-track closure temperature. Chemical Geology , 259(3-4): 181–189.
Chen A D, Liu D Y, Liu Z M. 2001. Evidence and quantitative research of the sencondary hydrocarbon generation of marine source rocks in the Lower Yangtze area. Marine Petroleum Geology (in Chinese) , 6(4): 27–33.
Deng H, Zhou J, Zhao Z, et al. 1999. Basin types and reformation of the Sinian-Middle Triassic marine successions in the Lower Yangtze area. Marine Petroleum Geology (in Chinese) , 4(3): 38–45.
Ding D G, Wang D Y, Liu Y L. 2009. Transformation and deformation of the Paleozoic basins in lower Yangtze areas. Earth Science Frontiers (in Chinese) , 16(4): 61–73.
Du G Y. 1997. Study of Tang-Lun nappe structure in Ningzhen mountain range. Yantai Teachers University Journal (Natural Science) (in Chinese) , 13(2): 58–63.
He L J. 2014. Numerical modeling of convective erosion and peridotite-melt interaction in big mantle wedge: Implications for the destruction of the North China Craton. J.Geophys.Res. , 119(4): 3662–3677.
He L J. 2015. Thermal regime of the North China Craton: Implications for craton destruction. Earth-Science Reviews , 140: 14–26.
Hu S B, Zhang R Y, Zhou L C. 1998. Methods for thermal history reconstruction of oil-gas basin. Petroleum Explorationist (in Chinese) , 3(4): 52–54.
Hu T S, Lu H, Yang Z Y. 1985. Geological report of well completion of the N3 (in Chinese). Shanghai: Sinopec East China Branch, 73.
Huang R S, Cao J Z. 2010. Analysis and study on Maoshan nappe tectonic zone in Jiangsu. Journal of Geology (in Chinese) , 34(1): 6–9.
Laslett G M, Green P F, Duddy I R, et al. 1987. Thermal annealing of fission tracks in apatite 2.A quantitative analysis. . Chemical Geology: Isotope Geoscience Section , 65(1): 1–13.
Li C, Wang L S, Shi Y S. 1996. Deep thermal state and lithospheric thickness in the Lower Yangtze area. Journal of Nanjing University (Natural Sciences) (in Chinese) , 32(3): 494–499.
Li H B, Jian D, Wu L, et al. 2011. The Mesozoic-Cenozoic compressional deformation, extensional modification and their significance for hydrocarbon exploration in the Lower Yangtze region. Acta Petrologica Sinica (in Chinese) , 27(3): 770–778.
Lin X Y, Liu J, Chen Z L, et al. 2007. Marine source rock distribution and hydrocarbon generation potential in middle and lower Yangtze region. Journal of Oil and Gas Technology (in Chinese) , 29(3): 15–19.
Ma F, Xue H M. 2011. SHRIMP zircon U-Pb age of late Mesozoic volcanic rocks from the Chuzhou basin, eastern Anhui Province, and its geological significance. Acta Petrologica et Mineralogica (in Chinese) , 30(5): 924–934.
McKenzie D. 1978. Some remarks on the development of sedimentary basins. Earth and Planetary Science Letters , 40(1): 25–32.
Qin J Z, Wang J, Qiu N S, et al. 2010. New paleo-geothermometers for the inversion of dynamic thermal evolution history of marine sequences in South China. Oil & Gas Geology (in Chinese) , 31(3): 277–287.
Qiu N S, Zha M, Wang X L. 2000. Simulation of Geothermal evolution history in Junggar Basin. Xinjiang Petroleum Geology (in Chinese) , 21(1): 38–41.
Sweeney J J, Burnham A K. 1990. Evaluation of a simple model of vitrinite reflectance based on chemical kinetics. AAPG Bulletin , 74(10): 1559–1570.
Tang Y L. 2011. The chronology and stratigraphic comparison of Late Mesozoic volcanic rocks from the Lower Yangtze region (in Chinese)[Master thesis]. Hefei: Hefei Universityof Technology, 62.
Wang D P, Xu C H, Jiao R H, et al. 2011. Thermotectonic evolution history of the Lower Yangtze area based on detrital zircon fission track analysis. Journal of China University of Mining & Technology (in Chinese) , 40(2): 227–234.
Wang D P, Zhan X H, Wang J. 2014. Evidence of fission Track data for thermotectonic evolution history of the Lower Yangtze area. Offshore Oil (in Chinese) , 34(3): 55–60.
Wang H Y, Liu S W, Lei X. 2013. Present geothermal regime of the Lower Yangtze area, South China. Journal of China Coal Society (in Chinese) , 38(5): 896–900.
Wang L S, Li C, Shi Y S, et al. 1995. Distribution of geotemperature and terristrial heat flow density in Lower Yangyze area. Acta Geophysica Sinica (in Chinese) , 38(4): 469–476.
Wolf R A, Farley K A, Silver L T. 1996. Helium diffusion and low-temperature thermochronometry of apatite. Geochimica et Cosmochimica Acta , 60(21): 4231–4240.
Yan J, Shi L, Li Q Z, et al. 2013. Zircon LA-ICPMS dating of the volcanic rocks from Huaining Basin in the Middle—Lower Yangtze valley. Geological Review (in Chinese) , 59(6): 1218–1226.
Yu K, Guo N F. 2001. Evaluation on the geologic conditions of the Lower Paleozoic hydrocarbon in Lower Yangtze area. Petroleum Geology & Experiment (in Chinese) , 23(1): 41–46.
Yuan Y S, Guo T L, Hu S B, et al. 2005. Research on the tectonothermal evolution and hydrocarbon generation of source rocks in Sunan of the Lower Yangtze area: A case study of well Shengke 1. Advances in Natural Science (in Chinese) , 15(6): 753–758.
Yuan Y S, Guo T L, Fu X Y, et al. 2006. Thermal history and secondary hydrocarbon generation intensity of marine source rocks in Lower Yangtze area. Geoscience (in Chinese) , 20(2): 283–290.
Zeng P. 2010. Thermal evolution and effectivity of source rocks of the lower-Paleozoic in lower Yangtze region. Natural Gas Geoscience (in Chinese) , 21(1): 54–61.
Zhang P, Zhou Z Y, Xu C H. 2009. Thermotectonic history of the Lower Yangtze area since Late Cretaceous: Evidence from apatite fission track analysis of sandstones from Pukou Formation. Offshore Oil (in Chinese) , 29(4): 26–32.
Zhang T, Yin H W, Jia D, et al. 2013. Structural deformation characteristics and shale gas preservation of Lower Yangtze region. Journal of China Coal Society (in Chinese) , 38(5): 883–889.
Zhang W, Sun Z X, Li W J. 2005. Paleogeothermal modeling using thermodel for windows system with case study. Journal of East China Institute of Technology (in Chinese) , 28(4): 341–346.
Zhao W Z, Wang Z Y, Wang H J, et al. 2006. Cracking conditions of oils existing in different modes of occurrence and forward and backward inference of gas source rock kitchen of oil cracking type. Geology in China (in Chinese) , 33(5): 952–965.
Zhao Z, Zhu Y, Li D, et al. 2002. Control affect of tectonic deformation to oil-gas pools in southern China. Oil & Gas Geology (in Chinese) , 23(1): 19–25.
Zhou T F, Fan Y, Yuan F, et al. 2011. Geochronology and significance of volcanic rocks in the Ning-Wu Basin of China. Sci. China Earth Sci. , 54(2): 185–196.
Zhu G, Xu J W, Liu G S, et al. 1999. Tectonic pattern and dynamic mechanism of the foreland deformation in the Lower Yangtze region. Regional Geology of China (in Chinese) , 18(1): 73–79.
Zhu G, Liu G S, Li S Y, et al. 2000. "Four-story" structure of the basins in the Lower Yangtze region and their geodynamic setting. Journal of Hefei University of Technology (in Chinese) , 23(1): 47–52.
陈安定, 刘东鹰, 刘子满. 2001. 江苏下扬子区海相中、古生界烃源岩晚期生烃的论证与定量研究. 海相油气地质 , 6(4): 27–33.
邓红婴, 周进高, 赵宗举, 等. 1999. 中下扬子区震旦纪一中三叠世海相盆地类型及后期改造. 海相油气地质 , 4(3): 38–45.
丁道桂, 王东燕, 刘运黎. 2009. 下扬子地区古生代盆地的改造变形. 地学前缘 , 16(4): 61–73.
杜国云. 1997. 宁镇山脉汤—仑推覆构造研究. 烟台师范学院学报(自然科学版) , 13(2): 58–63.
胡圣标, 张容燕, 周礼成. 1998. 油气盆地热史恢复方法. 勘探家 , 3(4): 52–54.
胡太升, 卢煌, 杨增义. 1985. N3井完井地质报告.上海: 中国石化华东分公司,73.
黄润生, 曹建忠. 2010. 江苏茅山推覆构造带的分析与研究. 地质学刊 , 34(1): 6–9.
李成, 王良书, 施央申. 1996. 下扬子区深部热状态与岩石圈厚度. 南京大学学报(自然科学版) , 32(3): 494–499.
李海滨, 贾东, 武龙, 等. 2011. 下扬子地区中-新生代的挤压变形与伸展改造及其油气勘探意义. 岩石学报 , 27(3): 770–778.
林小云, 刘建, 陈志良, 等. 2007. 中下扬子区海相烃源岩分布与生烃潜力评价. 石油天然气学报 , 29(3): 15–19.
马芳, 薛怀民. 2011. 皖东滁州盆地晚中生代火山岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄及其地质意义. 岩石矿物学杂志 , 30(5): 924–934.
秦建中, 王杰, 邱楠生, 等. 2010. 反演南方海相层系热史动态演化的新温标——磷灰石、锆石(U-Th)/He年龄和封闭温度. 石油与天然气地质 , 31(3): 277–287.
邱楠生, 王绪龙. 2000. 准噶尔盆地热演化历史模拟. 新疆石油地质 , 21(1): 38–41.
唐裕禄. 2011. 下扬子地区晚中生代火山岩年代学及地层对比[硕士论文]. 合肥:合肥工业大学, 62.
王丹萍, 许长海, 焦若鸿, 等. 2011. 基于碎屑锆石裂变径迹记录的下扬子构造热演化史研究. 中国矿业大学学报 , 40(2): 227–234.
王丹萍, 湛祥惠, 王剑. 2014. 苏皖下扬子区构造热演化史的裂变径迹证据. 海洋石油 , 34(3): 55–60.
王华玉, 刘绍文, 雷晓. 2013. 华南下扬子区现今地温场特征. 煤炭学报 , 38(5): 896–900.
王良书, 李成, 施央申, 等. 1995. 下扬子区地温场和大地热流密度分布. 地球物理学报 , 38(4): 469–476.
闫峻, 史磊, 李全忠, 等. 2013. 长江中下游地区怀宁盆地火山岩锆石LA-ICPMS定年. 地质论评 , 59(6): 1218–1226.
俞凯, 郭念发. 2001. 下扬子区下古生界油气地质条件评价. 石油实验地质 , 23(1): 41–46.
袁玉松, 郭彤楼, 胡圣标, 等. 2005. 下扬子苏南地区构造-热演化及烃源岩成烃史研究——以圣科1井为例. 自然科学进展 , 15(6): 753–758.
袁玉松, 郭彤楼, 付孝悦, 等. 2006. 下扬子地区热历史与海相烃源岩二次生烃潜力. 现代地质 , 20(2): 283–290.
曾萍. 2010. 下扬子区下组合烃源岩热演化及有效性研究. 天然气地球科学 , 21(1): 54–61.
张沛, 周祖翼, 许长海. 2009. 苏皖下扬子区晚白垩世以来的构造-热历史: 浦口组砂岩磷灰石裂变径迹证据. 海洋石油 , 29(4): 26–32.
张涛, 尹宏伟, 贾东, 等. 2013. 下扬子区构造变形特征与页岩气保存条件. 煤炭学报 , 38(5): 883–889.
张文, 孙占学, 李文娟. 2005. Thermodel for windows系统的模拟及实例研究. 华东理工大学学报 , 28(4): 341–346.
赵文智, 王兆云, 王红军, 等. 2006. 不同赋存状态油裂解条件及油裂解型气源灶的正演和反演研究. 中国地质 , 33(5): 952–965.
赵宗举, 朱琰, 李大成, 等. 2002. 中国南方构造形变对油气藏的控制作用. 石油与天然气地质 , 23(1): 19–25.
朱光, 徐嘉炜, 刘国生, 等. 1999. 下扬子地区前陆变形构造格局及其动力学机制. 中国区域地质 , 18(1): 73–79.
朱光, 刘国生, 李双应, 等. 2000. 下扬子地区盆地的"四层楼"结构及其动力学机制. 合肥工业大学学报(自然科学版) , 23(1): 47–52.