地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (8): 3050-3062   PDF    
南海南部礼乐盆地礁体发育区的构造热演化特征
王丽芳1,2, 施小斌3,4,5, 任自强3,6, 裴健翔1,2, 杨小秋3,4,5, 谌永强3,6, 史德锋1,2, 刘奎3,6, 赵鹏3,6, 闫安菊1,2     
1. 中海油海南能源有限公司, 海南 海口 570100;
2. 中海石油(中国)有限公司湛江分公司, 广东 湛江 524057;
3. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 南海海洋研究所, 广州 510301;
4. 中国科学院南海生态环境工程创新研究院, 广州 510301;
5. 南方海洋科学与工程广东省实验室, 广州 510301;
6. 中国科学院大学, 北京 100049
摘要:礼乐滩是礼乐盆地的重要组成部分,自晚渐新世礼乐地块裂离北部陆缘后开始发育礁灰岩.为认识这些长期浸没海水中的礼乐礁体及其下伏地层的热状态与热演化特征,在详细分析礼乐滩钻井测温数据和镜质体反射率数据的基础上,对一条穿过礁体的骨干剖面进行了构造热演化数值模拟.结果显示,礁体区钻井2000~4500 m深度范围内温度介于30~90℃之间,井底与海底之间的平均地温梯度仅10℃·km-1左右,地温梯度随深度逐渐增加,3000~4000 m深度段地温梯度介于32~37℃·km-1;礁体下伏地层有机质曾经经历了比现今所处温度更高的古温度.进一步分析表明,高孔高渗的礁体上部因与周围低温海水发生热交换,导致地层温度降低、地温梯度和热流降低甚至为负值;与海水热交换作用随深度增加而减弱并最终停止,地层温度逐渐升高,地温梯度和热流值趋于正常;现今钻井3000~4000 m深度段地温梯度约为35℃·km-1,基底热流可能介于65~75 mW·m-2,平均约为70 mW·m-2;礁体发育区有机质热成熟度主要是在礁体与周围低温海水发生实际热交换前获得的,礁体与海水热交换作用导致地层温度逐渐降低,有机质热成熟度增长缓慢,现今生烃门限深度明显大于邻近的北1凹陷中部区域的门限深度.
关键词: 礼乐滩      热状态      热史      热流      镜质体反射率     
Tectono-thermal evolution features of the reef body developing area in the Liyue Basin, southern South China Sea
WANG LiFang1,2, SHI XiaoBin3,4,5, REN ZiQiang3,6, PEI JianXiang1,2, YANG XiaoQiu3,4,5, SHEN YongQiang3,6, SHI DeFeng1,2, LIU Kui3,6, ZHAO Peng3,6, YAN AnJu1,2     
1. Hainan Energy Ltd. of CNOOC, Haikou Hainan 570100, China;
2. Zhanjiang Branch of CNOOC Ltd., Zhanjiang Guangdong 524057, China;
3. Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China;
4. Innovation Academy of South China Sea Ecology and Environmental Engineering, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China;
5. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory(Guangzhou), Guangzhou 510301, China;
6. University of Chinese Academy of Science, Beijing 100049, China
Abstract: Reed Bank is an important tectonic unit of the Liyue Basin, and has been developing reefs since drifting from the northern continent margin in the Late Oligocene. To understand the thermal state and thermal evolution features of these long term submerged reefs and underlying strata, we first made a detailed analyses on borehole temperature and vitrinite reflectance data, then modeled numerically the tectono-thermal evolution history of a typical profile just passing through a reef body of the Reed Bank. The results show that the borehole temperature in the depth interval of 2000~4500 m in the reef ranges from 30 ℃ to 90 ℃, and the thermal gradient between the seafloor and the measured depth is only about 10 ℃·km-1. The geothermal gradient increases gradually with depth, and the thermal gradient is about 32~37 ℃·km-1 between 3000 and 4000 m. The maximum paleo-temperature that organic matter below the reef body has experienced should be much higher than their present environmental temperature. Further analyses suggests that due to heat exchange with the surrounding low temperature seawater, the upper part of the reefs with high porosity and high permeability is cooled, and seafloor thermal gradient and heat flow are greatly reduced, even to be negative. As the heat exchange with surrounding seawater became weak, and finally disappear with increasing depth, formation temperature gradually increases, and geothermal gradient and heat flow tend to be normal. The borehole geothermal gradient in the depth range of 3000~4000 m is about 35 ℃·km-1, and the estimated heat flow across sedimentary basement is in the range of 65 and 75 mW·m-2, with an average of 70 mW·m-2. The organic matter maturity was mainly obtained just before the reefs began to exchange heat effectively with the surrounding low temperature seawater, and then with heat exchange between reef and seawater, thermal maturity of the organic matter has been increased slowly with decreasing formation temperature. As a result, the threshold depth of oil generation in the reef body developing area is much larger than that in the central region of the Bei 1 sag.
Keywords: Reed bank    Thermal status    Thermal history    Heat flow    Vitrinite reflectance    
0 引言

沉积盆地热状态与构造热演化研究有助于降低油气勘探的不确定性和风险性,是盆地定量分析的重要内容和油气资源评价的重要依据(White et al., 2003).由于适宜的海水温度、水深和地理位置,新生代南海许多构造高位都发育了面积可观的碳酸盐岩台地和礁灰岩(如Fournier et al., 2005米立军等,2013朱伟林等,2015Steuer et al., 2014吴时国和张新元,2015徐东海等,2018杜学斌等,2018Ding et al., 2015傅恒等, 2018).生物礁油气藏因其物性好、产能高、采收率高及勘探开发成本低而倍受重视(朱伟林等,2012).前人在南海碳酸盐岩和礁灰岩的空间分布、发育类型、沉积模式和主控因素等方面都取得了重要进展,但还未针对礁体发育对地温场和有机质成熟演化的可能影响开展深入研究.

礼乐地块自古近纪晚期裂离南海北部陆缘后,在裂谷肩部、海山和礼乐滩等浅水区域发育了大量的碳酸盐岩台地和礁灰岩(Steuer et al., 2014Ding et al., 2015方鹏高等,2015; 张亚震等,2018).礼乐盆地现有7口油气钻井,这些钻井揭示礼乐滩自28 Ma左右开始发育碳酸盐岩和礁灰岩,并持续至今(Taylor and Hayes, 1980).这7口钻井提供了22个可靠的测温数据和180个镜质体反射率(Ro%)数据,为了解礼乐滩礁体发育区热状态、热演化以及有机质成熟历史提供了宝贵的基础数据,也为了解礼乐盆地和南沙地块热体制提供了重要依据.国际热流委员会整理的热流数据库(http://www.heatflow.org)收录了礼乐滩两口钻井(A-1和S-1)热流数据,两口钻井的地温梯度均为9 ℃·km-1,热流值分别为26和23 mW·m-2.礼乐盆地为陆壳强烈减薄的新生代裂陷型盆地(如裴健翔等,2020),如此低的地温梯度和热流值与其裂陷盆地的构造演化背景并不匹配(Allen and Allen, 2005),说明这些礁体区的地温场很有可能已被扰动而不能反映实际的热状态.因此,有必要对这些钻井测温数据和Ro%数据进行深入分析,以揭示礼乐滩礁体发育区真实的热状态和热演化特征.

本文首先对收集到的礼乐滩钻井测温数据和Ro%数据进行细致的分析,然后借助耦合岩石圈变形、热演化和沉积过程的热力学数值模型,对一条穿过礼乐盆地北部礼乐滩礁灰岩的剖面进行构造热演化史重建,以期获取礁体发育区热状态、热演化以及有机质成熟演化的新认识.

1 地质背景

礼乐盆地位于南沙群岛东北部,整体呈NE-SW向展布,其西北侧为礼乐西海槽,北侧为南海深海盆,东南侧为西北巴拉望盆地,西南侧为九章、安渡北盆地和南沙海槽盆地(图 1a).前人研究认为,新生代礼乐盆地为大型裂陷盆地,其演化可分为张裂阶段、漂移阶段和坳陷阶段等3个阶段(孙龙涛等,2010方鹏高等,2015吴智平等,2018刘雨晴等,2018段亮等,2018).张裂阶段(古新世—早渐新世),礼乐盆地地处古南海北缘,与南海北部陆缘一起经历了广泛的张裂作用,发育了厚层海相碎屑岩沉积;漂移阶段(晚渐新世—早中新世),与南海北部陆缘裂离后,礼乐盆地随着南海海底扩张和古南海向婆罗洲—苏禄地区的俯冲消亡而向南漂移,直至早中新世末期,礼乐—巴拉望地块与南侧块体发生碰撞而停靠在现今位置.漂移期间,礼乐盆地介于古南海和南海之间,断裂作用变弱(Yao et al., 2012),盆地沉降可能受到了深部过程影响,构造沉降速率明显变小(裴健翔等,2020), 在礼乐盆地裂谷肩部、海山和礼乐滩等局部浅水区域发育碳酸盐岩台地和礁灰岩(Steuer et al., 2014Ding et al., 2015方鹏高等,2015).地震剖面显示,巴拉望西北陆架和巴拉望海槽区,古新世-早渐新世同裂谷沉积之上广泛发育晚渐新世—早中新世的Nido碳酸盐岩(Steuer et al., 2013; Aurelio et al., 2014).坳陷阶段(中中新世以后),礼乐盆地进入了整体坳陷快速沉降阶段(裴健翔等,2020),仅礼乐滩台地和海山等区域继续发育碳酸盐岩和礁灰岩.在因碰撞作用而抬升的巴拉望岛负载下,位于礼乐盆地东南侧的巴拉望海槽演化为具有前陆挠曲性质的巴拉望海槽盆地(Steuer et al., 2013刘雨晴等,2018),接受东南侧抬升块体物源的堆积.按照新生代基底构造和裂陷期残留地层厚度展布,礼乐盆地自北向南划分为北部坳陷、中部隆起和南部坳陷3个一级构造单元,北部坳陷可进一步分为北1凹陷、北2凹陷、北3凹陷和北部低凸起(裴健翔等,2020),发育有NNE、NW和EW向等多组断裂,其中控盆断裂主要为NNE向(吴智平等,2018).

图 1 (a) 礼乐盆地构造区划;(b)礼乐滩海域水深分布与钻井位置图.图(a)中暗红色方框为图(b)范围,海盆中部红色虚线为夭折洋中脊;图(a)、(b)中黑色直线为JK测线 Fig. 1 (a) Tectonic framework of the Liyue Basin, and (b) Bathymetry in and around Reed Bank showing the locations of oil and gas drills. In (a), the dark red box shows the cover region of (b), and the dark red dashed curve in the oceanic basin donates the failed mid-ocean ridge. In (a) and (b), the black Line shows the location of the analyzed Profile JK

礼乐盆地7口油气钻井均位于盆地北部礼乐滩海域(图 1b).这些钻井和岩石拖网揭示该区发育有中生界和新生界两套地层(Taylor and Hayes, 1980).礼乐滩钻井自下而上揭示了白垩系、古新统、始新统、渐新统、中新统、上新统以及第四系,均为滨、浅海相碎屑岩和碳酸盐岩沉积(Taylor and Hayes,19801983裴健翔等,2020).自T70(28.4 Ma左右)以来,礼乐滩海域持续发育碳酸盐岩台地和礁灰岩.不同区域礁体厚度有些差异,如S-1、S-2和S-3钻井揭示的礁体厚度约为2000 m,K-1和B-1揭示的礁体厚度约为2500 m,而A-1的礁体厚度约为1500 m.

2 钻井数据 2.1 测温数据

这7口礼乐滩钻井中,仅有5口钻井(S-1,S-3a,K-1,A-1和B-1)的测温数据可用于地层温度分析.本文从这5口钻井的测温数据中挑选出22个较为可靠的温度(图 2).这些测温数据有钻杆测试(DST)时获得的地层流体温度,也有电缆测井时获得的温度数据.由于测温时钻井周围地温场在钻探过程中已受到扰动,因此这些测温数据并非都可以反映未受扰动时的地层环境温度.一般认为DST钻探试油温度可以反映地层未受扰动时的温度(Hermanrud et al., 1990), 电缆测温数据因受钻探扰动影响较大,不能直接用于计算地温梯度.但是,如果在一个停钻期内有多次测量的井底温度,则可以利用Horner经验式(Dowdle and Cobb, 1975)线性拟合外推出近似的地层环境温度(下称BHT温度).本次收集到的温度数据中,仅钻井S-3a有BHT和DST温度数据,B-1井测温数据为最大的测井温度,其余3口钻井温度为BHT温度.通过S-3a钻井内不同类型温度的对比,可以发现DST温度比BHT温度高约4~5 ℃,但是两者的地温梯度基本相同.钻井S-1和S-3a位置很近,而且礁体厚度相当,考虑到DST温度与BHT外推温度的差别,可以认为两者的地层平衡温度也是基本相同的.收集到的温度在2000~4500 m深度范围内介于30~90 ℃之间,井底与海底之间的平均地温梯度仅10 ℃·km-1左右,地温梯度随深度逐渐增加,3000~4000 m深度段地温梯度介于32~37 ℃·km-1.

图 2 (a) 礼乐滩钻井实测温度随钻井深度变化; (b)礼乐滩钻井Ro随深度变化图.(a)中实线为海底温度随水深的变化(施小斌等,2015),虚线为对应不同地温梯度的温度随深度变化;(b)中的大实心圆为计算得到的Ro% Fig. 2 (a) Observed temperature data versus depth, and (b) Ro% versus depth in the drills of the Reed Bank. In (a), the solid curve shows the seafloor temperature versus seafloor depth in the South China Sea (after Shi et al., 2015), and the dashed lines show temperature increasing with depth at different thermal gradients. In (b), the larger solid circles are calculated Ro%
2.2 镜质体反射率数据

镜质体反射率(Ro%)大小与其所经历的热史密切相关,而且具有不可逆性.Ro%大小可以指示有机质热成熟程度.由于样品的Ro%与其经历的最高古温度密切相关,所以Ro%又称为最高古温标,可以反映烃源岩经历的最高古温度,是研究盆地古热史的重要基础数据.本文共收集到礼乐滩7口钻井共180个Ro%数据(图 2b).这些Ro样品埋深介于1400~4400 mbsf,Ro%值介于0.2~0.85.

如果给定有机质经历的热史路径,那么根据Easy%RoV有机质热成熟模型可以得到有机质的Ro%值(Sweeney and Burnham, 1990Burnham,2019).基于研究区的地质演化史,假设现今钻井测温深度处的有机质在50 Ma时开始沉积,随后在50~10 Ma期间,从20 ℃线性增温到现今所处温度的90%,然后在10 Ma以后继续线性增温到现今温度.假设有机质沉积后沿着这条热史路径加热,利用Easy%RoV有机质成熟模型可以计算得到该有机质现今的Ro%.这个Ro%值可以近似认为在现今温度为所经历的最高温度时,有机质可能获得的最大Ro%值.按照这种方法,即可计算得到对应于图 2a观测温度为最高温度的Ro%值(图 2b黑色大实心圆点).图 2b显示,计算获得的Ro%明显低于实测的Ro%,特别是随深度加大,两者之间的差异更加明显.这种差异说明测温深度的有机质曾经经历了比现今所处温度更高的古温度.

3 构造热演化数值模拟 3.1 模型与参数

为了解释礼乐滩礁体发育区钻井现今观测温度偏低、有机质曾经经历更高古温度的现象,本文选取了一条穿过礼乐滩礁体的JK剖面(Dps93-2)开展构造热演化模拟(图 3).该剖面为NW-SE向,长约210 km,自西往东穿过一个分布有5口钻井(S-1、S-2、S-3、S-3a和K-1钻井)的礼乐滩礁体、北1凹陷、巴拉望海槽和巴拉望陆架边缘,大部分区域水深介于1000~2000 m,位于剖面南端的巴拉望陆架还分布有石油钻井A1-x(E117.603°, N9.387°)(图 1).图 3c中地壳厚度是根据南海区域重力反演得到的莫霍面埋深(苏达权等,2004)减去剖面基底埋深得到的,其中基底埋深计算采用的时深转换公式为

图 3 (a) JK剖面的时间剖面; (b) JK剖面的深度剖面; (c) JK剖面的地壳厚度与拉张因子变化.图a、b地层界面年龄见文中说明,JK剖面位置见图 1a Fig. 3 (a) Stratigraphic two way travel time structure along Profile JK; (b) Stratigraphic depth structure along Profile JK; (c) Crustal thickness and stretching factors variation along Profile JK. In (a) and (b), the stratigraphic boundary ages are given in the text. The location of Profile JK is shown in Fig. 1a

(1)

式中,时间t为海底起算双程走时,单位为ms;y为对应的海底起算深度,单位为m.计算拉张因子时,初始地壳厚度取现今华南沿岸的地壳厚度32 km(Nissen et al., 1995Clift et al., 2002).图 3显示礼乐盆地北1凹陷中部区域地壳已经强烈减薄,地壳厚度仅为10 km左右,拉张因子超过3.0.礼乐滩礁体则位于裂谷肩部,其地壳厚度约为18 km,基底高差为4 km左右,所以该礁体随着礼乐地块裂离北部陆缘后,在断层下盘的基底高位发育,并持续至今.

鉴于沉积过程对盆地构造热演化过程具有较大影响(Rüpke et al., 2008施小斌等,2015),本文采用耦合岩石圈张裂变形、沉积过程和热传输过程的运动学数值模型(图 4).模型主要由以下3个功能模块组成:

图 4 耦合岩石圈变形、沉积过程和热过程的计算模型示意图.(a)张裂前初始模型结构,显示分层结构和运动学边界条件; (b)演化过程中某一时刻的模型结构,显示地温场计算的边界条件.模型由4层组成,其中层1为软流圈部分,初始厚度为1 km,层2为岩石圈地幔部分,层3为下地壳,层4为上地壳和沉积层,层2、层3和层4构成岩石圈部分,初始岩石圈厚度a为125 km,地壳层3和层4等厚.(a)中uv分别为水平和垂向速度,x, z, t为水平坐标、垂向坐标和时间;(b)中T为温度 Fig. 4 Sketch diagram of the numerical model coupling lithospheric deformation, sedimentation and thermal diffusion. (a) Initial model structure showing layered structure and boundary conditions of velocity field; (b) The model structure with boundary conditions of thermal field at some time during basin evolution. The model is composed of 4 layers, and Layer 1 consists of asthenosphere material, whose initial thickness is 1 km. Layer 2 is lithospheric mantle. Layers 3 and 4 represent lower crust and upper crust (including basin fill), respectively. The initial lithospheric thickness a including Layers 2, 3 and 4 is 125 km. Layer 3 and Layer 4 are equal in thickness. In (a), variables u and v denote horizontal and vertical velocities, respectively. Variables x, z and t denote horizontal, vertical coordinate, and time, respectively. In (b), variable T denotes temperature

岩石圈张裂变形  岩石圈张裂过程由其拉张应变速率史确定,其中应变速率史可以由构造沉降史反演获得,也可以由地壳拉张因子计算得到.由于研究区构造沉降史并不完全受控于张裂过程(裴健翔等,2020),因此模型采用地壳拉张因子(图 3c)来求解拉张应变速率史.图 4为计算模型的示意图.张裂过程中,模型左边界固定,其他结点按水平速率u(x, t)向右移动,模型底面不动,模型顶面和岩石圈底面间结点按v(x, z, t)往颈缩深度zneck移动,模型下伏软流圈物质通过模型底面z=0 km进入模型.已知各点拉张因子β(x, t),拉张应变速率G(x, t)可由下式获得:

(2)

模型结点水平运动速率u(x, t)和垂直方向速率v(x, z, t)可由G(x, t)获得(White and Bellingham, 2002):

(3)

(4)

计算时,假定①岩石圈没有强度,这样颈缩深度zneck不起作用,可取为模型上表面;②各点x的拉张应变速率G(x, t)不随时间变化.这样给定张裂时间段和各点的拉张因子后,可以根据求得的u(x, t)和垂向速率v(x, z, t)重建模型的张裂历史.

地温场  模型地温场可以由二维非稳态热传输方程计算:

(5)

其中,ρ是密度,c是比热,T是温度,t是时间,λ是热导率,Q是内部热源,z是深度.边界条件如图 4b所示.模型上边界为沉积层顶面温度,与水深有关(施小斌等,2015).模型底边界温度取1330 ℃.初始地温场为稳态场.岩石圈热导率与温度有关,由晶格热导率和辐射热导率构成,其中上地壳、下地壳和地幔的晶格热导率λl分别为(Buntebarth, 1984)

(6)

地幔的辐射热导率λr取(Buntebarth, 1984)

(7)

考虑到软流圈物质在张裂作用下可能发生热对流作用(刘琼颖和何丽娟,2015),张裂阶段软流圈物质热导率取上述地幔热导率的3倍,裂后阶段软流圈热导率仍按计算得到的地幔热导率.模型不考虑岩石圈地幔和软流圈的生热贡献.

沉积过程  利用回剥技术、图 3b地层结构和岩石圈张裂变形史,可求得剖面不同点各时间段的沉积速率.为满足质量守恒,模型张裂阶段的沉积层厚度考虑了已沉积地层因其后岩石圈张裂变形而发生的拉张减薄(Rüpke et al., 2008).回剥计算时,沉积压实曲线采用指数关系ϕ(z)=ϕ0exp(-cz), 其中ϕ(z)为岩石在深度z的孔隙度,ϕ0是沉积物初始沉积时的孔隙度,c是与岩性相关的压实因子(Sclater and Christie, 1980).图 3b地层结构剖面各界面T100(新生代基底)、T86、T83、T80、T72、T70、T50年龄分别取65.5Ma、47.8 Ma、41 Ma、33.9 Ma、T31 Ma、28.4 Ma和16 Ma.

每个时间节点模型结构根据岩石圈变形、沉积层厚度和古水深进行调整.模型详细介绍可参考Shi等(2017)Wang等(2014).根据构造沉降史分析结果(裴健翔等,2020),计算时把礼乐盆地新生代构造演化史分为张裂阶段(65~28.4 Ma)和裂后阶段(28.4 Ma~第四纪).模型不考虑岩石圈地幔和软流圈的生热贡献,其他参数见表 1.

表 1 模型参数与取值 Table 1 Model parameters and values
3.2 计算结果

图 5是计算得到的剖面代表点的现今温度和Ro随深度的变化.PB为礁体发育区的代表点(图 6).如果仅考虑礁体地形对模型地温场的影响,计算得到的PB点温度(图 5a绿色虚线)明显大于对应深度的钻井实测温度,计算得到的Ro值(图 5b绿色虚线)也高于钻井实测的Ro值.因此,礁体发育区现今地层温度已经被严重降低.根据完井报告以及本文分析,这些礁体上部地温低于周围环境的主要原因,很可能如完井报告中指出的“整个碳酸盐岩体与邻近的海水是交换的”.位于西沙永兴岛的西科1井与礼乐滩礁体S-1钻井构造沉降史分析显示,中中新世以来两地礁体的构造沉降具有同步变化特征(裴健翔等,2020),说明礼乐滩礁灰岩自晚渐新世发育以来,很可能与西沙永兴岛礁体一样,在礁体成岩过程中因海平面变化出露地表,在淡水淋滤等多种因素作用下,发育为高孔高渗的礁体(时志强等,2016).这些高孔高渗礁灰岩长期浸没于海水中,并与周围低温海水发生热交换,导致礁体区上部温度和地温梯度明显低于正常的同等深度区域的,礁体区上部甚至出现温度倒转、负地温梯度和负热流值.但是随着深度加大,与海水热交换减弱甚至停止,地温梯度和温度逐渐恢复(如图 5实测温度).

图 5 (a) 钻井实测温度与计算结果对比; (b)钻井实测Ro%与计算结果对比.(a)中细实线表示海底温度随水深的变化(施小斌等,2015),其他粗线为计算得到的剖面代表点的地层温度随深度(海底以下)的变化,五角星为钻井A1-x的井底温度.(b)中三角点为实测Ro%,曲线为计算得到的剖面代表点的Ro%随深度(海底以下)的变化.(a)和(b)中的绿色虚线分别表示没有考虑礁体和海水热交换时的PB点温度和Ro%随深度的变化.剖面代表点PB、PC和PD位置见图 6 Fig. 5 (a) Comparison graph between observed and calculated temperature; (b) Comparison graph between observed and calculated Ro%. In (a), the thin solid curve shows seafloor temperature variation with water depth (Shi et al., 2015), while other curves show calculated formation temperature variation with depth below seafloor at different representative locations of Profile JK. The star point is the bottom temperature of Drill Al-x. In (b), the triangles are observed Ro, while the curves show the Ro% variation with depth below seafloor at different locations along Profile JK. The green dashed curves in (a) and (b) show the calculated temperature and Ro% versus depth at PB point, respectively, when ignoring the thermal exchange between reef and surrounding sea water. The locations of Points PB、PC and PD are shown in Fig. 6
图 6 (a) 剖面JK的现今地温梯度; (b)剖面JK的现今热流;(c)剖面JK的现今地温场.(a)和(b)中,蓝色线、绿色线和红色线分别代表经过海底、基底和沉积柱体的现今地温梯度和热流沿剖面的变化.(c)中红色三角为剖面代表点PA、PB、PC和PD的位置,地层界线与图 3相同 Fig. 6 (a) present thermal gradient along Profile JK, (b) present heat flow and (c) present temperature field along Profile JK. In (a) and (b), the blue, green and red curves show the thermal gradient and heat flow across seafloor, sedimentary basement, and the whole sedimentary column, respectively. In (c), the red triangles show the locations of representative points PA, PB, PC and PD along Profile JK. The stratigraphic boundaries in (c) are the same as Fig. 3

如果礁体与周围海水发生热交换,那么这种热交换作用很可能主要发生于位于周围海底以上、浸泡在海水中的礁体部分.考虑到计算模型的局限性,计算模型对这种热交换过程进行了简化处理.数值模拟时,参考附近礁体区钻井连续测温数据(未发表数据)、海水温度,对不同时间位于周围海底之上的礁体进行强制“冷却”.如图 5绿色曲线显示,这种简化处理可以很好地再现礁体发育区的温度随深度和Ro随深度的变化,也说明礁体确实与周围海水发生了热交换作用.计算得到的3000~4000 m深度段平均地温梯度为33 ℃·km-1,与前述3000~4000 m深度段实测平均地温梯度为32~37 ℃·km-1一致.

位于剖面JK南端有一口钻井A1-x,井深为3773 m(含水深和补心高).根据国际热流委员会收录的全球热流数据库,该钻井地温梯度是由BHT温度计算得到的,其平均地温梯度为25℃·km-1,平均热导率为1.53 W/m℃,热流值为38 mW·m-2.根据这些参数,如果海底温度取25 ℃,推算该钻井的井底温度约为115 ℃,比模型计算结果低约10 ℃(图 5a).该井计算得到的平均热流值介于45~50 mW·m-2,比实测热流高约8 mW·m-2(图 6).巴拉望陆架区为逆冲和重力滑塌活动区(Steuer et al., 2013; Aurelio et al., 2014),受水热活动影响,区内热流值波动较大(Shi et al., ,2003),如图 1中的P12钻井,其地温梯度为41.2 ℃·km-1,明显高于A1-x井的地温梯度.另外,计算地温梯度所用的钻井BHT温度一般低于地层实际温度,由于油气钻井一般不会全钻井取芯,因此很难获得钻井真实的平均热导率值.这些因素都可能导致观测热流值出现误差.考虑到观测热流本身可能的误差,计算结果还是可以接受的.

图 7是计算得到的代表点海底热流史和基底热流史.热流变化与岩石圈拉张程度、沉积层厚度、沉积速率以及基底高度密切相关.张裂阶段,不同构造单元热流值总体上是逐渐增大的.热流值出现波动主要是沉积速率变化导致的,如果沉积速率明显增大,则热流值随之降低.进入晚渐新世以后,礁体发育区因为礁体与周围低温海水发生热交换,海底热流和地温梯度明显降低,甚至出现负值.由于随深度增大,热交换作用逐渐减弱并最终消失,因此基底热流在裂后阶段反而出现小幅度的升高(图 7b).基底热流升高主要是基底处地温梯度因浅部地层温度“冷却”而被增大的结果.现今礁体发育区的海底表层热流为负值,而基底热流则介于70~75 mW·m-2.图 7显示北1凹陷中部区域热流值在裂后阶段缓慢降低,而在巴拉望陆架区,基底热流因为快速的堆积作用而明显降低.

图 7 (a) 剖面代表点的海底热流史; (b)剖面代表点的基底热流史.剖面代表点PB、PC和PD位置见图 6 Fig. 7 (a) Seafloor heat flow history, and (b) Heat flow history across sedimentary basement at different representative points along Profile JK. See Fig. 6 for the representative point locations of PB, PC and PD
4 讨论 4.1 礁体发育区Ro演化

前述表明,现今礁体发育区钻井的Ro%主要是在明显高于现今所处地层温度的古温度下获得的(图 2).图 8是剖面代表点(PA、PB、PC和PD)下方现今埋深均为3000 m的参考点经历的埋藏史、热史和有机质成熟史,其中PA和PB点位于礁体发育区.该图显示,虽然现今埋深相同, 但是各参考点的沉积时间并不相同,PA和PB参考点的沉积时间较早,PD参考点沉积时间最晚.PA和PB参考点埋深随时间逐渐增加,温度也随之增大,但是自28 Ma以后,由于持续发育的高孔高渗礁灰岩与周围低温海水发生热交换,导致礁体发生冷却作用,同时下伏地层厚度在上覆不断加厚的礁体压实下逐渐减小,使得PA、PB参考点虽然埋深加大,所处温度却发生了降低.其他次要因素如压实引起的孔隙度减小和热导率增大、裂后盆地自身的热驰豫效应等也有助于PA、PB参考点的温度降低.因此PA和PB参考点在晚渐新世礁灰岩发育时即已达到最大古温度,镜质体反射率也已接近现今的Ro%值,亦即礁体区现今的Ro%主要是礁体开始发育时获得的.考虑到上述结果与模型设置有关,严格地说,现今Ro%值是礁体与周围低温海水发生实际热交换前获得的.值得提及的是,本文模拟针对的是目前仍然暴露于海水环境的礁体.如果礁体因为水深加大在某个时间停止发育,那么上覆沉积将可能阻止礁体与海水的热交换作用,礁体温度和有机质热成熟演化将可能得到恢复.

图 8 (a) 剖面参考点的埋藏史;(b)剖面参考点的热史;(c)剖面参考点的Ro%史.其中,剖面参考点PA、PB、PC和PD为剖面代表点PA、PB、PC和PD现今埋深为3000mbsf处的点,代表点PA、PB、PC和PD位置见图 6 Fig. 8 (a) Burial histories, (b) thermal histories, and (c) Ro% histories at different reference points. In which, the reference points of PA, PB, PC and PD are now buried at the depth of 3000 mbsf at representative points of PA, PB, PC and PD, respectively. See Fig. 6 for the representative point locations of PA, PB, PC and PD

一个有趣的现象是,虽然沉积速率没有明显变化,但是PC参考点在16 Ma左右发生降温(图 8b).PC参考点在该时间降温主要是海底温度因水深增大而明显降低引起的.由于礼乐盆地和巴拉望海槽区在晚渐新世至早中新世期间广泛发育浅水的碳酸盐岩台地,因此现今PC代表点将近2000 m水深主要是中中新世以后快速沉降获得的(裴健翔等,2020).如果模型设定上边界为常温边界,那么PC参考点温度将随埋深加大逐渐增加.由于本文模型上边界温度随水深变化而变化,所以中中新世早期,模型上边界温度随水深加大而快速降低,而且PC点中中新世沉积速率不高,亦即该参考点因埋深作用产生的温度增幅不足以抵消上边界降温效应的影响,导致PC参考点温度,特别是在中中新世早期,也随之发生降低(图 8b).其他次要因素如裂后热流降低(图 7, PC线)也会引起PC代表点地温梯度降低.由于PC参考点在中中新世以后发生降温,因此其有机质成熟演化明显变缓(图 8c).

PD代表点位于巴拉望陆架区,该区长期处于逆冲推覆和重力垮塌前缘,沉积速率很高,使得PD参考点在短时间内埋深即达到3000 m(图 8a),也因沉积速率高,沉积时间很短,沉积层没有得到有效加热,导致其地温梯度和地层温度偏低,有机质热演化程度明显低于北1凹陷中心区域的PC参考点(图 5b).总之,礁体发育区PA、PB参考点因礁体与周围低温海水的热交换作用,导致其地层温度明显低于周围如PC、PD参考点的温度,有机质成熟演化也受到影响(图 58).

图 9是利用Easy%RoV计算得到的剖面JK现今Ro%分布图.由于礁体发育区自礁体发育以来增温效果不明显,有机质在深度2900 mbsf左右进入生油门限(门限深度与礁体厚度有关).而位于北1凹陷中部的PC代表点,其门限深度为2200 mbsf, 门限温度约为97 ℃,位于巴拉望陆架区的PD代表点,因快速堆积,生油门限深度达到3200 mbsf,门限温度约为120 ℃.总体而言,礁体发育区同一深度烃源岩热成熟度低于北1凹陷中部区域的(图 8c).

图 9 计算剖面现今的Ro%分布 Fig. 9 Present Ro% distribution along Profile JK
4.2 礁体发育区现今热流值

如前所述,模型结果可以很好地再现礁体发育区钻井温度和Ro随深度的变化,说明礁体确实与周围海水发生了热交换作用.热交换作用导致礁体上部温度发生倒转,热流和地温梯度出现负值(图 7a).礁体上部这种受海水热交换扰动的地热场显然不能反映礁体发育区的区域背景热状态.位于周围海底面以下的礁体和裂陷期地层,随着与海水间的热交换作用减弱和消失,温度逐渐增高(图 5),地温梯度也逐渐增大.由于浅部地层温度被“冷却”,使得礁体发育区基底处热流高于周围基底的热流(图 6).钻井3000~4000 m深度段实测平均地温梯度约为35 ℃·km-1,与模型计算得到的3000~4000 m深度段的地温梯度33 ℃·km-1一致,明显高于国际热流数据库钻井A-1和S-1的地温梯度9 ℃·km-1.国际热流数据库中,钻井A-1(钻遇的最老地层为古近系)的热导率取1.82 W/(m·K),钻井S-1(钻遇的最老地层为白垩系)的热导率取2.69 W/(m·K).可惜的是,我们无法获得钻井实测的对应深度段平均热导率.但是,如果地温梯度取35 ℃·km-1,热导率采用1.82 W/(m·K),钻井热流值约为64 mW·m-2,如果热导率采用2.69 W/(m·K),钻井热流值将达到94 mW·m-2.结合模型计算结果,我们认为剖面JK礁体发育区现今基底热流可能介于65~75 mW·m-2,平均约为70 mW·m-2,远高于热流值26 mW·m-2、23 mW·m-2.如前面分析,因为受到礁体与海水间热交换的影响,该基底热流会偏高些,亦即如果礁体没有与海水发生热交换,该区基底热流将低些,如65 mW·m-2.

5 结论

(1) 礼乐滩礁体发育区礁体因与周围低温海水发生热交换,导致地层温度降低,地温梯度和热流减小甚至为负值;与海水热交换作用随深度增加而减弱、停止,地层温度逐渐升高,地温梯度和热流值趋于正常;现今钻井3000~4000 m深度段地温梯度约为35 ℃·km-1,基底热流可能介于65~75 mW·m-2,平均约为70 mW·m-2,远高于国际热流数据库中给出的地温梯度9 ℃·km-1和热流值26 mW·m-2、23 mW·m-2.

(2) 礁体发育区有机质热成熟度主要是礁体与周围低温海水发生实际热交换前获得,礁体与周围海水发生热交换后而发生降温,同时在不断增厚的礁体压实下,下伏地层厚度变小,伴随热导率增大、裂后期热驰豫作用等次要因素,导致地层温度不断降低,有机质热成熟演化变缓.

(3) 同一深度下,礁体发育区的烃源岩热成熟程度低于邻近的北1凹陷中部区域,生油门限深度明显大于北1凹陷中部区域的门限深度.

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