王 大 勇， 宋 永 臣＊， 陸 現(xiàn) 彩， 趙 明 龍， 齊 天

(1.大連理工大學 海洋能源利用與節(jié)能教育部重點實驗室，遼寧 大連 116024；2.南京大學 內(nèi)生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室，江蘇 南京 210093)

0 引 言

惠民凹陷位于濟陽坳陷的西北部，是濟陽坳陷最大的次級凹陷，自第三紀以來有多期次巖漿作用.巖漿活動使惠民凹陷地溫梯度明顯升高，促進了沉積有機質(zhì)的熟化作用，加速了烴源巖的排烴和原油熱裂解，并形成多處與巖漿作用有關(guān)的油氣藏[1].因此，深入研究巖漿侵入體的熱效應(yīng)具有重要的勘探意義.采用合理的熱傳輸模型和數(shù)值模擬技術(shù)是定量研究侵入巖漿影響圍巖熱演化的有效手段[2～5].國內(nèi)多位學者先后系統(tǒng)研究了惠民凹陷的巖石熱物理屬性和地溫特征，為定量分析惠民凹陷火成巖席對圍巖的影響奠定了基礎(chǔ)[6、7].2007年，文獻[5]建立了惠民凹陷輝綠巖席與下伏地層間熱量傳輸?shù)臄?shù)學模型，獲得的模擬結(jié)果和鏡質(zhì)體反射率、圍巖熱變質(zhì)的特征吻合較好，但沒有定量評估孔隙水汽化對侵入體相鄰圍巖熱演化的影響程度和范圍，對角巖帶鏡質(zhì)體反射率的可靠性亦未做深入討論.

本文在前期研究基礎(chǔ)上，采用不同熱傳輸模型重構(gòu)惠民凹陷輝綠巖席下伏烴源巖的熱演化規(guī)律，定量分析孔隙水汽化對侵入體相鄰圍巖熱演化的影響程度和范圍，并對角巖帶鏡質(zhì)體反射率作為溫標的有效性進行深入分析.

1 地質(zhì)背景

惠民凹陷夏38井區(qū)輝綠巖席近水平展布，圍巖為沙河街組第三段中部泥質(zhì)巖石，走向NNWSSE，巖席與圍巖地層的交角約為9°，長約7km，寬約3km，分布面積約20km2，厚度在40～70 m，平均厚度約50m[1].沙三段中部地層為一套深水湖相沉積的深灰色、黑色泥巖，厚達900m，均進入成熟、高成熟階段，是區(qū)內(nèi)最重要的烴源巖層之一[8].

該巖席在縱向上有輕微的巖性變化，上部為橄欖輝綠巖，中部為輝長－輝綠巖，下部為輝綠巖[9]，其 Ar－Ar絕對年齡約為40×106a.李春光[1]認為該巖席的初始侵入深度應(yīng)在700～1 600 m，作者結(jié)合邱楠生等[7]對該區(qū)的熱史研究，可進一步確定侵入深度約為850m，侵入時巖漿的溫度約為1 250 ℃[10]，圍巖溫度為44℃[5].

鉆孔X38、X39和X382揭示的巖席厚度分別為51.5、69.0和58.0m，上下圍巖均為灰質(zhì)泥巖.圍巖存在明顯的烘烤變質(zhì)現(xiàn)象，在近巖席區(qū)域為角巖帶，見有多種熱接觸變質(zhì)礦物，脈狀與顆粒狀黃鐵礦較多；在角巖化帶外側(cè)則為黑色碳質(zhì)泥巖帶，該帶的顏色明顯深于角巖化帶和正常泥巖，其礦物成分和巖石結(jié)構(gòu)構(gòu)造均無明顯變化，顯微鏡觀察發(fā)現(xiàn)局部有重結(jié)晶形成的微晶碳酸鹽礦物，黃鐵礦含量略高，甚至出現(xiàn)黃鐵礦微細脈，此外，巖石光片中可見較多的碳化點.邱隆偉等[9]、張映紅等[11]和張學軍在《勝利油田地質(zhì)科學研究院報告》中系統(tǒng)描述了上述烘烤變質(zhì)帶的巖石學特征，巖席下伏圍巖的巖性和鏡質(zhì)體反射率如表1所示[5].另外，這3個鉆孔揭示的巖席兩側(cè)烘烤變質(zhì)帶的厚度不盡相同，見表2，分別表現(xiàn)為上厚下薄、上薄下厚、上下等厚.

表1 巖席下伏巖層的熱演化特征Tab.1 Index of thermal evolution of the underlying host rocks of the sill

表2 巖席侵入體及圍巖烘烤變質(zhì)帶的厚度Tab.2 Thickness of the sill and its adjacent metamorphosed host rocks

2 熱傳輸模型

作者在文獻[5]中建立了描述惠民凹陷輝綠巖席向下伏圍巖熱傳輸?shù)臄?shù)學模型，方程如下:

式中:θ為溫度(℃)，K為熱導(dǎo)率，cp為等壓比熱容，ρ為密度，A為熱傳輸介質(zhì)內(nèi)部(巖席和圍巖)的產(chǎn)熱或放熱量的總和，主要包括熔融態(tài)巖漿的結(jié)晶熱和地層孔隙水的汽化熱.由于在巖漿侵入階段，下伏圍巖的孔隙度很高，孔隙水的汽化至關(guān)重要.在建模時，忽略孔隙水汽化熱的模型為簡單熱傳導(dǎo)模型，反之則為復(fù)雜熱傳導(dǎo)模型[4].

巖席上下兩側(cè)地層內(nèi)的熱傳輸形式通常存在明顯不同.上覆地層可能發(fā)生孔隙水的對流運動，而在下伏地層一般不會發(fā)生，因此，巖席向兩側(cè)地層傳輸?shù)臒崃繒兴町?，巖席上下烘烤變質(zhì)帶的厚度通常不等.針對這一現(xiàn)象，Wang等[5]提出了設(shè)定巖席內(nèi)部的模型邊界(熱源邊界)的思路，該邊界下的巖漿的熱量只向下方傳輸，而以上的部分則只向上傳輸，認為在建立模型時，應(yīng)根據(jù)巖席上下烘烤變質(zhì)帶的相對厚度來近似地分配巖席的總輸出熱量.本文將圍巖內(nèi)的熱傳輸邊界置于距巖席底面10倍于巖席厚度處，即假定該邊界處不受巖席影響.綜上所述，巖席熱量向下伏圍巖傳輸?shù)牡刭|(zhì)模型如圖1所示.關(guān)于惠民凹陷夏38井區(qū)輝綠巖席和圍巖的熱物理參數(shù)，作者在文獻[5]中已做過詳細的報道.為了保證計算的穩(wěn)定性，本文采用隱式差分格式進行計算[2].

圖1 巖席熱量在下伏圍巖中的傳輸Fig.1 Heat transfer from the sill into its underlying host rocks

3 模擬結(jié)果

3.1 X38井

X38井巖席下伏地層經(jīng)歷的峰值溫度見圖2.根據(jù)簡單熱傳導(dǎo)模型計算的峰值溫度θp明顯高于根據(jù)鏡質(zhì)體反射率計算的結(jié)果.在相同的邊界條件下，簡單熱傳導(dǎo)模型的模擬溫度高出復(fù)雜熱傳導(dǎo)模型100℃.

特別地，烘烤變質(zhì)帶確定模型邊界的復(fù)雜熱傳導(dǎo)模型的模擬結(jié)果顯示，在距巖席距離小于10 m(現(xiàn)今埋深3 878～3 888m)的地層，經(jīng)歷的峰值溫度高于300℃ (孔隙水沸點溫度).在距巖席距離大于32m(現(xiàn)今埋深大于3 910m)的地層區(qū)域，模擬溫度低于當今地層的埋藏溫度，巖漿的熱影響被現(xiàn)今埋藏溫度掩蓋.在碳質(zhì)泥巖帶且鏡質(zhì)體反射率高于3.0%的圍巖區(qū)域(θp大于300℃)，盡管鏡質(zhì)體反射率隨著θp升高而增加，但無論是 Barker等[15]提出的公式還是Bostick等[12、13]的爆炸古溫度計算方法，都不能可靠地計算圍巖的峰值溫度.

圖2 X38井巖席下伏圍巖的峰值溫度(生油窗溫度下限約為100℃[14])Fig.2 Predicted peak temperature of the underlying host rocks at Well X38 (The lower limit of oil－window temperature is～100 ℃[14])

3.2 X382井

X382井復(fù)雜熱傳導(dǎo)模型的模擬結(jié)果見圖3.在峰值溫度小于300℃的區(qū)域內(nèi)(現(xiàn)今埋深大于3 729m)，模擬結(jié)果與鏡質(zhì)體反射率溫標較為吻合，差別小于10℃.

在角巖帶(現(xiàn)今埋深3 713～3 719m)，基于Barker等[15]的公式計算得到的峰值溫度遠低于模擬結(jié)果，而根據(jù)Bostick等[12、13]的爆炸古溫度計算方法計算的結(jié)果與模擬結(jié)果較一致，可計算獲得下伏烴源巖層的熱演化歷史.在距巖席6～16 m的區(qū)域(現(xiàn)今埋藏深度3 719～3 729m)，模型溫度高于孔隙水的沸點，鏡質(zhì)體反射率仍隨溫度上升而增高，但是不能可靠地計算圍巖的峰值溫度.

圖3 X382井巖席下伏圍巖的峰值溫度(生油窗溫度下限約為100℃[14])Fig.3 Predicted peak temperature of the underlying host rocks at Well X382 (The lower limit of oil－window temperature is～100 ℃[14])

3.3 X39井

圖4 X39井巖席下伏圍巖的峰值溫度(生油窗溫度下限約為100℃[14])Fig.4 Predicted peak temperature of the underlying host rocks at Well X39 (The lower limit of oil－window temperature is～100 ℃[14])

X39井的復(fù)雜熱傳導(dǎo)模型的模擬結(jié)果見圖4.距巖席23m外的地層(現(xiàn)今埋深大于3 698m)，經(jīng)歷的峰值溫度低于孔隙水的沸點，模擬結(jié)果與根據(jù)鏡質(zhì)體反射率計算的峰值溫度十分吻合，相差不足20℃；對于角巖帶(現(xiàn)今埋深3 675～3 685m)，據(jù) Bostick等[12、13]的爆炸古溫度計算方法得到的峰值溫度優(yōu)于文獻[12]的公式計算結(jié)果，且距巖席越近，爆炸古溫度計算方法越準確.自角巖帶邊緣到距巖席23m處(現(xiàn)今埋深3 685～3 698m)的碳質(zhì)泥巖經(jīng)歷的峰值溫度高于孔隙水沸點，鏡質(zhì)體反射率可能不再反映古地溫.

4 討 論

4.1 汽化熱對熱傳輸?shù)挠绊?/h3>

X38井兩種模型的對比表明，考慮孔隙水汽化熱的復(fù)雜熱傳導(dǎo)模型更好地描述了實際發(fā)生的熱傳輸過程，模擬溫度與鏡質(zhì)體反射率分析結(jié)果相近，說明由于泥巖孔隙度較高，孔隙水汽化吸熱作用不可忽略，整體上地層孔隙水的存在及其汽化大大降低了巖漿熱影響的空間范圍，可以有效地降低圍巖峰值溫度達100℃以上，例如在距巖席底面距離0、20、40和60m處，孔隙水的汽化使得圍巖峰值溫度下降101、144、122和100℃.

4.2 異常鏡質(zhì)體反射率的地質(zhì)意義

由模擬結(jié)果可知，惠民凹陷角巖帶經(jīng)歷的最低峰值溫度約為450℃，但在該帶測得異常低的鏡質(zhì)體反射率，甚至明顯低于碳質(zhì)泥巖帶.類似現(xiàn)象亦有報道:Peters等[16]認為在極高的熱壓作用(溫度大于450℃)下，熱催化產(chǎn)生的瀝青物質(zhì)被吸收進入圍巖的鏡質(zhì)體內(nèi)，導(dǎo)致鏡質(zhì)體具有異常低的反射率值；Barker等[4]認為孔隙水處于超臨界狀態(tài)是近巖體巖石中鏡質(zhì)體反射率出現(xiàn)異常低值的可能原因.此外，當溫度高于450℃時，Bostick等[12、13]的實驗顯示，低壓條件下褐煤樣本的鏡質(zhì)體反射率要高于高壓條件，即當峰值溫度高于450℃時鏡質(zhì)體反射率受壓強的影響顯著.盡管目前對圍巖鏡質(zhì)體反射率出現(xiàn)異常低值還存在爭議，但是上述各種解釋都認同在近侵入體圍巖處的高溫(高于450℃)及其導(dǎo)致的高壓是鏡質(zhì)體反射率出現(xiàn)異常低值的主要條件.由于角巖帶的鏡質(zhì)體反射率比臨近的碳質(zhì)泥巖帶低很多(表1)，即反射率隨峰值溫度升高減小，因此無論是Barker等[4]提出的鏡質(zhì)體反射率與最大溫度的關(guān)系公式，還是Peters等[16]的鏡質(zhì)體熱演化化學動力學模型(Easy%Ro)都不能被用來計算該區(qū)域內(nèi)的最大溫度.從本文的模擬結(jié)果來看，角巖化帶靠近巖席的區(qū)域，當溫度高于450℃時，盡管Bostick等[12、13]的爆炸古溫度計算方法在峰值溫度與鏡質(zhì)體反射率間僅存在一種粗略的對應(yīng)關(guān)系，例如在500℃，誤差為40℃，在600℃時誤差達100℃，但仍能指示峰值溫度的變化趨勢，具有一定的意義.但在角巖帶內(nèi)靠近碳質(zhì)泥巖帶的位置，爆炸古溫度不再反映泥巖的熱演化.壓力狀態(tài)和孔隙水相態(tài)可能是主要控制因素[4、14].

碳質(zhì)泥巖帶中鏡質(zhì)體反射率高于3.0%的區(qū)域，雖然鏡質(zhì)體反射率仍隨溫度升高而升高，但Bostick等[12、13]的 爆 炸 古 溫 度 計 算 方 法 以 及Barker等[15]的公式都不能用來準確計算圍巖的峰值溫度，鏡質(zhì)體反射率失去溫標作用，孔隙水的汽化或者處于超臨界狀態(tài)是重要的原因[8].

5 結(jié) 論

(1)地層孔隙水的汽化熱可以顯著影響淺侵位巖席和圍巖間的熱傳輸，地層孔隙水的汽化作用降低了巖席對圍巖熱影響范圍，使得圍巖的峰值溫度下降100℃以上.

(2)在熱接觸變質(zhì)形成的角巖帶出現(xiàn)鏡質(zhì)體反射率的異常值，無法通過常用公式計算圍巖經(jīng)歷的峰值溫度.Bostick的爆炸古溫度計算方法能近似地指示圍巖的峰值溫度，反映了該圍巖區(qū)域內(nèi)的高溫和高壓環(huán)境.該結(jié)論是否具有通用性還有待更多地質(zhì)實例的檢驗.

致謝:美國地質(zhì)調(diào)查局的N.H.Bostick博士在鏡質(zhì)體反射率溫標方面提供了文獻和資料.

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