油气盆地沉积岩层内的有机质成熟并向烃类转化, 在这一过程中温度起着关键的作用.有机质演化过程中化学反应的速率与温度呈指数关系, 而与时间只是线性关系, 所以有机质的成熟度主要受温度的控制[1, 2].而且, 盆地的热状态控制着油气的排出、运移、聚集以及保存等其他过程[3], 所以盆地的油气成藏与温度有着十分密切的关系.

地层的古地温受盆地的构造运动、沉积埋藏以及基底热流等因素控制, 同时还与岩石热导率、沉积物中的放射性元素生热率等多种岩石物性参数有关.在盆地形成演化的漫长过程中, 有时可能发生一些突发性的地质事件, 如:岩浆的侵入、深部高温流体的上涌、盐丘的侵入等[4].这些事件的发生使得盆地的热演化会经历一个突变的异常演化阶段[3], 其中影响较大的是岩浆的侵入.大批的学者曾通过数值模拟的方法研究过岩浆侵入对温度场的影响, 或者通过实测资料发现了岩浆侵入等因素造成的古温标剖面的异常[3, 5~11].虽然岩浆活动在整个盆地形成发育的地质历史时期中是短暂的、突发性的, 但是岩浆的温度比围岩的温度高很多, 这样就可能会对盆地的热演化过程产生很大的影响, 因此在研究盆地沉积物有机质成熟度及油气储层评价中必须考虑岩浆的作用[3, 5].目前, 异常热作用如火山喷发、岩浆侵人对沉积有机质演化的影响已广泛地受到重视[8~11].

然而, 前人的研究大多仅着眼于局部的岩浆作用对围岩温度场、有机质演化的影响.而由于岩浆侵入体的规模较小, 其影响范围也是相对有限的, 对于整个沉积盆地的热状态和有机质演化来说, 只能作为局部因素考虑.岩浆来源于深部的岩浆房, 岩浆房的分布要远比岩浆侵入带的分布范围广, 所以由岩浆房直接传递上来的热对地区的热演化有一定程度的影响, 而且影响时间也要比岩浆侵入的影响时间长[3].特别是超级地幔柱发育的地区, 岩浆房可造成几百公里范围的穹状隆起[12~17], 其对上覆岩层的烘烤加热, 使大范围内的温度场发生改变.

四川盆地是我国重要的油气盆地, 地理位置上靠近我国惟一被世界学术界承认的大火成岩省:峨眉山玄武岩[18, 19].近年来, 学术界通过各种研究手段证明了峨眉山玄武岩的地幔柱成因[12~17, 20~25].笔者等也曾就峨眉山超级地幔柱对四川盆地的地热学效应进行过讨论[26].本文在峨眉山超级地幔柱对四川盆地热效应研究的基础上, 以先进的理论方法为指导, 运用Thermodal for windows2008软件, 模拟了钻井的烃源岩成熟度史, 在此基础上, 讨论了峨眉山超级地幔柱对盆地内烃源岩, 特别是中二叠统之下的古生界烃源岩热演化的影响.

峨眉山大火成岩省位于扬子板块的西缘, 紧邻三江构造带, 其西以哀牢山-红河断裂为界与羌塘板块相邻, 西北则以龙门山-小菁河断裂为界.峨眉山玄武岩出露面积2.5×105 km2.前人运用地幔柱上升引起地壳抬升的理论, 通过对上扬子茅口组剥蚀、不整合面特征和岩浆活动等方面的综合研究, 结合对华南地区二叠纪的地层、沉积和岩相古地理等方面综合分析, 提出上扬子东吴运动是峨眉山地幔柱上升所造成的地壳快速差异抬升, 峨眉山玄武岩的喷发是东吴运动在上扬子西缘最突出的表现的观点[13, 27].并通过地层学和沉积学的研究确定了峨眉山玄武岩喷发前地壳的快速大幅抬升和穹状隆起, 并据此将峨眉山超级地幔柱的影响区分成内带、中带、外带三个部分[13~17](图 1).该分区由内带到外带也反映了峨眉山超级地幔柱构造、热效应由强到弱的变化.

四川盆地是一个在上扬子克拉通基础上发展起来的叠合盆地, 经历了古生代-早中生代早期克拉通坳陷阶段(位于上扬子克拉通西部)和晚三叠世-新生代晚期的前陆盆地阶段[28].盆地从加里东期以来受到了多期构造运动的影响.四川盆地西南部处于峨眉山超级地幔柱的"中带", 川中及川南地区处于"外带"(图 1).因此, 在中晚二叠世之间的峨眉山超级地幔柱活动, 也对盆地的构造、热演化产生了重要影响.峨眉山超级地幔柱是四川盆地古生界热体制的控制因素[26].

四川盆地发育多套烃源岩, 震旦系灯影组藻白云岩, 下寒武统黑色炭质页岩, 泥质岩及碳酸盐岩, 志留系暗色泥质岩夹生物灰岩, 二叠系生物灰岩及含煤层系, 下三叠统暗色灰岩, 中三叠统深色灰岩等层段, 都具有生油气条件; 陆相上三叠统暗色泥质岩及含煤层系、侏罗系自流井群暗色泥质岩及介壳灰岩是良好的生油层; 同时, 烃源层的分布和对油气生成的贡献, 在不同的地区亦有所差异[29~32].

镜质体反射率(Ro)是目前公认的、并得到广泛应用的有机成熟度指标[33], 在恢复含油气盆地热史、研究烃源岩热演化、生烃期次等方面取得了广泛的应用.

四川盆地在中晚三叠世经历了由海相沉积向陆相沉积的转换[28, 30~32].上三叠统及之上的地层为陆相沉积, 地层中的Ro数据可以直接作为恢复热史的指标.中三叠统之下, 特别是二叠系及之下的海相沉积地层中的镜状体, 又称海相镜质体(marine vitrinite), 是我国下古生界高过成熟烃源岩中常见的显微组分.其形态似镜质体, 热演化行为类似受抑制镜质体, 镜状体反射率可以作为早古生代地层的成熟度指标[33].

前人对于各种有机质古温标之间的等效换算也作了一些有意义的研究工作[34~39].因此, 在进行古地温恢复之前, 根据前人所取得的镜状体反射率与镜质组反射率的方程, 计算出等价Ro, 将镜状体反射率作为有效的古温标用于热史恢复.图 2为部分重点研究井的Ro值的深度分布, Ro值分布在0.5%~3.9%之间, 与深度的相关性很好.

基于古温标的盆地热史恢复方法主要有随机反演法、古地温梯度法和古热流法[33].本文主要采用古热流法进行热史恢复.

古热流法的出发点是影响地层温度史的因素是已知的且是可以定量描述的.盆地内地层的热史(地温史)主要受地层埋藏和盆地热流影响, 其次还受到火山岩浆和地下流体活动等非稳态热效应的影响.地层中的Ro值就记录了地层的埋藏史和盆地的热流史.确定各剥蚀层的剥蚀厚度后, 可通过现今残留地层厚度的回剥来恢复地层埋藏史, 从而可以模拟与之伴随的沉积或剥蚀等非稳态热过程, 恢复热流史.

反演过程中采用的模型为平行化学反应模型(EASY% Ro)[40].反演前先将反演井剖面按实际地层和不整合分为若干构造层, 每一构造层内至多有两个未知量:剥蚀厚度(He)和剥蚀开始时的热流值(Qi).然后, 从最上一个构造层开始, 自上而下逐层反演.由于古热流模型采用分段线性模型, 现今热流和岩石热导率、比热及密度都是已知的, 因此反演时间段(ti)之前ti-1段内任意时刻(t)的热流(Q(t))为:

式中, Qi-1为ti-1时刻的热流值, λi-1为Δti时间段内的热流变化率.通过二分法或非线性牛顿迭代法对He和Qi进行迭代, 以使构造层内实测Ro值与相应的EASY% Ro理论模型计算值达到最佳拟合, He和Qi即可同时确定.烃源岩热演化史, 或者说烃源岩成熟度史, 指烃源岩在不同地质时期的成熟度状况, 它主要由地层温度史决定.根据已获得的盆地热流史, 结合地层埋藏史, 即可得到不同层位的地温史(即地层埋藏过程中的T-t路径或轨迹.根据地层的热史路径和Ro动力学模型[40], 可计算出表征地层中有机质成熟度状态的Ro值随时间的演化, 即地层中有机质的成熟度史.

四川盆地热历史可大致以259 Ma为界分为中二叠世之前的热流升高阶段和晚二叠世之后的热流降低阶段.259 Ma之前的热流升高与以峨眉山超级地幔柱的发育和玄武岩喷发为代表的东吴运动有关, 峨眉山超级地幔柱是四川盆地古生代热历史的主要影响因素[26].峨眉山玄武岩喷发结束后, 四川盆地大规模的岩浆活动较少, 热史特征主要受控于构造、沉积活动, 受控于前陆盆地的发展演化.由于烃源岩有机质的成熟度主要受温度控制, 因此, 其演化特征也与热史密不可分.

图 3、图 4表示了H1井、CY84井烃源层的成熟度史.由该图可以看出, H1井下二叠统(及下伏古生代烃源岩)由于受到峨眉山超级地幔柱热效应的影响, 短时间内经历了超高古地温, 因此具有一次性生烃, 且生烃时代久远(P2之前)的特点.CY84井, 中、下二叠统(和下伏古生代烃源岩)的演化受峨眉山超级地幔柱的影响不明显, 与埋藏史相关程度较高, 存在二次或多次生烃.从石油地质学的角度讲, 川东北地区古生界烃源岩的这种演化特征对油气成藏更为有利.

本次研究还分析了过H1-J13-PG2等井的跨越盆地西南、西北、川中、川东北区域的剖面(图 1)上成熟度随时间的演化规律.该条剖面跨越了峨眉山超级地幔柱的中带和外带, 穿过了多个构造区, 因此, 可以较明显地看出峨眉山超级地幔柱对盆地烃源岩热演化的影响.

图 5为该条剖面的烃源岩成熟度演化.由图中可以看出, 川西南(H1井)地区的有机质在270 Ma左右迅速生烃, Ro值在260 Ma左右即达到3.0%以上, 进入过成熟状态.该套烃源层在盆地其他地区的演化则主要和埋藏史有关, 大致在200 Ma时, Ro值达到1.0%, 进入成熟晚期.川西北、川中、川东北等地区, 由于后期前陆盆地的发育, 沉积埋藏较厚, 有机质的最终成熟度较高, Ro值超过了2%.川南(威远古隆起)地区, 由于后期地层沉积较薄, 最终有机质成熟度较低, Ro值在1.2%左右, 处于成熟晚期.

二叠系烃源岩在盆地内广泛发育[41~46], 因此, 需从全盆角度考虑一下该套烃源岩的温度史及有机质成熟度演化.由于峨眉山玄武岩的喷发发生在中晚二叠世, 因此, 峨眉山超级地幔柱的孕育、玄武岩的喷发等过程产生的热效应, 都可能对下二叠统烃源岩的有机质成熟度演化产生影响, 甚至构成控制性的影响因素.

图 6展示了四川盆地下二叠统的古地温史.在距今275 Ma时, 该套烃源层的温度在40~70℃之间, 盆地西南部温度较中北部高.至260 Ma, 即峨眉山玄武岩喷发时期, H1井所处的距离峨眉山超级地幔柱中带较近的四川盆地西南部的温度迅速升高到150℃以上, 至250 Ma时, 随着岩浆活动的结束, 地层温度又迅速降低至60~70℃之间.250 Ma之后, 盆地范围的岩浆活动不发育, 各构造区域的热背景较为接近, 因此, 地层的温度主要和埋藏深度有关.后期沉积厚的地区, 下二叠统的温度也相应增高.因此, 川西和川北地区等因龙门山前陆盆地、大巴山前陆盆地发育而造成三叠系、侏罗系等沉积较厚的地区[46]下二叠统的埋深增加快、后期埋藏深, 温度也较别的地区高.这个特征在现今下二叠统的地温分布更为明显:川西北下二叠统的温度达到了170℃以上, 而川东南等后期地层沉积少或沉积后发生剥蚀作用, 现今二叠系埋藏浅(甚至出露)的地区, 下二叠统的温度则较低, 在70℃之下.

由于峨眉山玄武岩喷发的热效应, 四川盆地西南部的下二叠统烃源岩有机质迅速演化, 岩浆活动结束后, 即在距今256 Ma时, 盆地西南部该套地层的Ro值已达到1.0%以上, 进入成熟晚期.而盆地其他地区, 受岩浆活动的影响并不强烈, Ro值在0.3%~0.6%之间, 未进入生油窗或处于低成熟状态(图 7).

256 Ma之后, 随着岩浆活动的结束, 下二叠统烃源层的地层温度主要和埋藏深度, 也即后期地层沉积厚度有关[46], 因此, 有机质演化程度, 也与之具有一致的关系.图 7显示, 在中侏罗纪末, 川西、川北等沉积较厚的地区, 烃源岩随埋藏加深而进一步演化(有机质生烃), 下二叠统烃源岩有机质演化程度也较高, Ro值在1%~1.2%之间, 进入了成熟晚期.除了该地区和盆地西南部的其余区域, Ro值仍在1.0%之下.而盆地西南部, 由于下二叠统在260Ma受岩浆活动影响, 经历了较高的古地温, 后期的温度远小于岩浆烘烤时的温度, 有机质演化程度没有较大改变, 也即没有再发生生烃过程.特别是峨眉山地区, 有机质的Ro值已达3.0%以上, 进入过成熟状态, 在后期漫长的地质历史中, 成熟度未再增加.

峨眉山超级地幔柱是四川盆地经历的最重要构造-热事件, 对四川海相油气, 尤其是下古生界油气成藏有非常重要的意义:从盆地热史和烃源岩热演化的角度看, 峨眉山超级地幔柱影响区的中二叠统及下伏烃源岩在峨眉山玄武岩喷发期即已达到其成熟度的最大值, 生烃期早, 不利于油气的保存, 故这一地区应以三叠纪-侏罗纪烃源岩形成的油气为勘探目标; 而峨眉山超级地幔柱影响区以外的地区, 中-下组合的海相烃源岩存在晚二叠世以来的二次生烃, 如果成藏条件具备, 应具有较大勘探潜力.

对烃源岩热演化区域差异研究的精度受制于钻井数据的数量和质量, 本文的研究成果仅是在目前收集到的钻井数据上所取得的成果.随着资料的丰富、研究的深入, 对峨眉山超级地幔柱与四川盆地古生界烃源岩演化差异的时空关系的认识将会更加清晰.

感谢汪集旸院士等在研究过程中予以的指导, 感谢徐义刚研究员等提供峨眉山玄武岩研究的相关资料, 感谢中石化勘探南方分公司及研究院、中石化西南油气分公司研究院在资料收集、样品采集方面提供的帮助.古温标反演方法上得益于与课题组诸多老师、同学的探讨, 一并致谢.