袁玉松， 俞昊， 李天義， 李雙建

1 中國(guó)石油化工股份有限公司石油勘探開發(fā)研究院， 北京　100083　2 中國(guó)石油化工股份有限公司華東分公司勘探開發(fā)研究院， 南京　210011

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下?lián)P子中生代構(gòu)造-熱事件及其對(duì)海相烴源巖生烴的影響

袁玉松1， 俞昊2， 李天義1， 李雙建1

1 中國(guó)石油化工股份有限公司石油勘探開發(fā)研究院， 北京1000832 中國(guó)石油化工股份有限公司華東分公司勘探開發(fā)研究院， 南京210011

摘要溫度是控制烴源巖有機(jī)質(zhì)生烴的主要因素，構(gòu)造-熱事件下的高溫作用對(duì)烴源巖的增熟和生烴歷程具有顯著影響.通過地質(zhì)分析和磷灰石、鋯石裂變徑跡、磷灰石U-Th/He低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)、火山巖年齡數(shù)據(jù)分析認(rèn)為，下?lián)P子中生代存在印支期(T3-J2)，燕山期(J3-K1)構(gòu)造-熱事件，沉積盆地達(dá)到最高古熱流的時(shí)間大約為130～110 Ma.古溫標(biāo)鏡質(zhì)體反射率熱史反演結(jié)果揭示句容地區(qū)最高地表古熱流達(dá)到～94 mW·m-2，泰興地區(qū)為～78 mW·m-2，熱事件的強(qiáng)度由西至東減弱.基于EASY%Ro模型的生烴史正演結(jié)果揭示：寒武系烴源巖在常州地區(qū)主生氣期為早二疊世晚期至晚三疊世末，在句容、泰興地區(qū)主生氣期為晚三疊世-早白堊世.由于T3-J1-2前陸盆地沉積和早白堊世巖漿活動(dòng)熱事件的雙重作用，海相烴源巖有機(jī)質(zhì)在早白堊世末達(dá)到最高古地溫.雖然K2-E期間在句容、泰興和常州部分地區(qū)具有一定的沉降幅度，甚至使得部分地區(qū)海相烴源巖的埋深超過早期的埋深，但由于K2以來大地?zé)崃鹘档?，海相烴源層地層溫度卻低于早期的地溫,有機(jī)質(zhì)未能普遍進(jìn)一步增熟生烴，即這些地區(qū)不存在大面積的二次生烴.

關(guān)鍵詞下?lián)P子； 熱事件； 裂變徑跡； 古熱流； 二次生烴

1引言

下?lián)P子地區(qū)在印支—燕山期遭受強(qiáng)烈的構(gòu)造改造，海相地層發(fā)生強(qiáng)烈的形變、位變和序變，早期形成的油氣藏遭到改造與破壞(趙宗舉等, 2002; 丁道桂等, 2009).海相油氣勘探一方面寄希望于“下組合”，因?yàn)橄陆M合烴源巖發(fā)育, 有機(jī)質(zhì)熱演化程度高, 儲(chǔ)集條件良好, 志留系泥頁巖蓋層厚度大，具有形成大型天然氣藏的有利地質(zhì)條件(俞凱和郭念發(fā), 2001)，另一方面寄希望于“二次生烴”(或稱“晚期生烴”)，即晚白堊世至第三紀(jì)構(gòu)造活動(dòng)相對(duì)減弱條件下新盆地疊加引起的增熟生烴(陳安定等, 2001).盆地的古地溫狀態(tài)是研究烴源巖生烴的重要參數(shù)(邱楠生等, 2000).沉積地層的古地溫除了受古埋深控制外，還受古地溫梯度控制.熱事件導(dǎo)致古熱流顯著升高，從而導(dǎo)致古地溫梯度和地層溫度的升高.古生代海相烴源巖二次生烴潛力，既與晚期埋深增溫有關(guān)，也與有機(jī)質(zhì)早期熱演化程度有關(guān).因此，確定熱事件發(fā)生的時(shí)間和古熱流的高低，成為下?lián)P子地區(qū)“二次生烴”評(píng)價(jià)和海相油氣勘探潛力的關(guān)鍵.

關(guān)于下?lián)P子地區(qū)沉積盆地的構(gòu)造-熱演化問題，以往研究成果較少.袁玉松等采用古溫標(biāo)反演方法恢復(fù)了下?lián)P子句容海安地區(qū)的熱流史(袁玉松等, 2005, 2006)，但當(dāng)時(shí)對(duì)熱流演化時(shí)間節(jié)點(diǎn)的控制主要依據(jù)不整合面和構(gòu)造運(yùn)動(dòng).王丹萍等討論了巖漿活動(dòng)對(duì)于碎屑鋯石裂變徑跡(ZFT)年齡的影響(王丹萍等, 2011)，還分析了磷灰石裂變徑跡年齡與構(gòu)造事件之間的關(guān)系(王丹萍等, 2014).張沛等依據(jù)浦口組砂巖的磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)分析了下?lián)P子晚白堊世以來的構(gòu)造-熱歷史，認(rèn)為漸新世以來經(jīng)歷了擠壓抬升和構(gòu)造反轉(zhuǎn)(張沛等, 2009).在現(xiàn)今地溫場(chǎng)和巖石圈熱結(jié)構(gòu)方面的研究成果則相對(duì)較多(王良書等, 1995; 李成等, 1996; 王華玉等, 2013)，可為本文熱史反演提供一些基礎(chǔ)參數(shù).本文將采用構(gòu)造、沉積記錄、磷灰石、鋯石裂變徑跡年齡和磷灰石U-Th/He年齡數(shù)據(jù)等多方面的資料約束下?lián)P子構(gòu)造-熱事件發(fā)生的時(shí)間，用古溫標(biāo)Ro反演約束熱事件的強(qiáng)度，并探討構(gòu)造-熱事件對(duì)下古生界海相烴源巖生烴的影響.

2地質(zhì)背景

下?lián)P子震旦紀(jì)以來經(jīng)歷了震旦紀(jì)-中三疊世海盆→晚三疊世-中侏羅世沿江前陸盆地→晚侏羅世-早白堊世火山巖盆地→晚白堊世-古近紀(jì)陸相伸展盆地(朱光等, 2000).存在明顯地層沉積記錄的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)至少有13次：桐灣、廣西、蘇皖、金子、南象、寧鎮(zhèn)、燕山Ⅲ、黃橋、儀征、海安、吳堡、真武和三垛運(yùn)動(dòng).海相層系經(jīng)歷了T3-J2褶皺沖斷作用、J3-K1走滑作用與巖漿活動(dòng)以及K2-E伸展斷陷與反轉(zhuǎn)構(gòu)造作用三種不同性質(zhì)的改造作用(鄧紅嬰等, 1999).印支-燕山運(yùn)動(dòng)以強(qiáng)烈擠壓改造和壓性盆地的疊加為標(biāo)志，地層發(fā)生大規(guī)模的逆沖、褶皺，從而由逆沖系統(tǒng)和褶皺系統(tǒng)奠定了下?lián)P子區(qū)海相中、古生界構(gòu)造樣式.前陸變形較弱的地方是靠近鋒帶的地方，即沿江地帶(朱光等, 1999)；蘇錫常地區(qū)變形較弱，具有一定油氣勘探潛力(李海濱等, 2011).以茅山為界，下?lián)P子區(qū)褶皺-斷陷帶自東向西也具有明顯的構(gòu)造變形差異，東部地區(qū)滑脫層相對(duì)較淺，負(fù)反轉(zhuǎn)構(gòu)造改造較弱，巖漿活動(dòng)強(qiáng)度相對(duì)較弱，油氣保存條件相對(duì)較好，是有望取得海相油氣勘探突破的地區(qū)(張濤等, 2013).因此，本文的研究地區(qū)主要選取句容、常州和泰興一帶，即中生代構(gòu)造改造相對(duì)較弱、海相油氣保存條件相對(duì)較好的地區(qū).

3構(gòu)造-熱事件發(fā)生的時(shí)間

3.1構(gòu)造、沉積記錄

沉積盆地的熱事件通常與構(gòu)造事件相伴隨.從湯山—侖山地質(zhì)剖面可以看出寒武系至二疊系全部逆沖推覆到中三疊統(tǒng)黃馬青組之上，上白堊統(tǒng)浦口組不整合超覆于寒武系至二疊系組成的推覆體之上(杜國(guó)云, 1997).可見，該地區(qū)的推覆構(gòu)造作用發(fā)生的時(shí)間介于中三疊世末(印支運(yùn)動(dòng))和晚白堊世之前.再?gòu)拿┥降刭|(zhì)構(gòu)造剖面看，志留系-三疊系及侏羅系的火山雜巖系，逆沖到了白堊系下統(tǒng)葛村組紅層之上，上白堊統(tǒng)浦口組(K2p)又超覆于由志留系-三疊系及侏羅系的火山雜巖系組成的推覆體之上(黃潤(rùn)生和曹建忠, 2010).可見，茅山地區(qū)在早白堊世葛村組沉積之后和晚白堊世浦口組沉積之前存在推覆構(gòu)造事件.句容地區(qū)過N3井地震地質(zhì)解釋剖面揭示：由中古生界組成的推覆層系被下白堊統(tǒng)葛村組不整合覆蓋，葛村組又被上白堊統(tǒng)浦口組不整合接觸(圖1).表明該期推覆構(gòu)造作用發(fā)生在早白堊世葛村組沉積之前，且葛村組沉積之后又有構(gòu)造事件發(fā)生.

綜上所述，從構(gòu)造、沉積記錄看，下?lián)P子地區(qū)推覆構(gòu)造作用包含兩期，即印支期(T3-J2)和燕山期(K1g-K2).兩期推覆構(gòu)造作用在不同地區(qū)的表現(xiàn)具有一定差異.

3.2年代學(xué)數(shù)據(jù)

不同礦物的裂變徑跡退火溫度不同，鋯石裂變徑跡(ZFT)的完全退火溫度為205±18 ℃(Bernet, 2009)，磷灰石裂變徑跡(AFT)的完全退火溫度為100±20 ℃(Laslett et al., 1987)，磷灰石U-Th/He的封閉溫度為75±7 ℃(Wolf et al., 1996).三者結(jié)合，構(gòu)成沉積盆地油氣勘探深度范圍內(nèi)熱年代學(xué)完整的溫標(biāo)體系.來自下?lián)P子湯山、茅山、侖山、芳山、廣德和無錫地區(qū)的13件低溫?zé)崮甏鷮W(xué)樣品信息見表1，采樣點(diǎn)位分布見圖2，其中CS-1和GD-3兩件樣品取自白堊系，其余樣品均取自志留系-泥盆系.依據(jù)礦物顆粒挑選情況，分別進(jìn)行磷灰石裂變徑跡、鋯石裂變徑跡或磷灰石U-Th/He測(cè)試分析.

3.2.1鋯石裂變徑跡年齡

鋯石裂變徑跡測(cè)試分析結(jié)果見表2.數(shù)據(jù)具有如下特征： (1) 來自志留系-泥盆系的樣品鋯石裂變徑跡年齡均遠(yuǎn)小于地層年齡，池年齡介于203～253 Ma，平均為228±11 Ma.來自白堊系的樣品，鋯石裂變徑跡年齡大于地層年齡.如GD-3樣品鋯石裂變徑跡年齡為153 Ma，明顯大于地層年齡(137 Ma).(2) 大部分樣品的顆粒年齡未通過2檢驗(yàn)，除了廣德地區(qū)的GD-6和茅山山脈的MS-2兩個(gè)志留系樣品的顆粒年齡通過了P(2)>5%之外，其余樣品P(2)<5%.(3) 來自茅山、湯山和芳山的樣品比來自廣德和無錫地區(qū)的樣品鋯石裂變徑跡年齡大.以上鋯石裂變徑跡年齡特征說明：志留系-泥盆系樣品鋯石裂變徑跡發(fā)生了完全退火，而白堊系樣品未曾達(dá)到鋯石裂變徑跡完全退火溫度.大部分樣品的鋯石裂變徑跡年齡并非冷卻年齡，而是混合年齡，反映多物源、多組分或經(jīng)歷多期構(gòu)造-熱事件.茅山、湯山、芳山等地區(qū)或者構(gòu)造-熱事件發(fā)生的時(shí)間早于無錫和廣德地區(qū)，或者說廣德—無錫一帶抬升冷卻時(shí)間晚于湯山和茅山等地區(qū)，前者為T3-J2，后者為K1-K2.

3.2.2磷灰石裂變徑跡年齡

圖1　下?lián)P子句容地區(qū)過N3井地震地質(zhì)解釋剖面(胡太升等,1985), 橫坐標(biāo)為CDP,單位mFig.1　Seismology section across N3 well in Jurong area, Lower Yangtze (Hu et al.,1985)

表1　下?lián)P子地區(qū)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)分析樣品信息表

圖2　下?lián)P子中部地區(qū)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)樣品采集位置分布ZFT,鋯石裂變徑跡；AFT磷灰石裂變徑跡；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.

由于從所采集的樣品挑選磷灰石礦物數(shù)量有限，只選取了滿足條件的兩個(gè)樣品進(jìn)行了磷灰石裂

表2　下?lián)P子中部地區(qū)鋯石裂變徑跡年齡數(shù)據(jù)表

注：ρs，礦物中U238自發(fā)裂變徑跡密度，Ns，徑跡數(shù)；ρi，U235誘發(fā)裂變徑跡密度，Ni為徑跡數(shù)；ρd, 標(biāo)準(zhǔn)徑跡密度；Nd，標(biāo)準(zhǔn)徑跡數(shù)；P(2)，檢驗(yàn)幾率； Central age，樣品裂變徑跡中值年齡；Pooled Age，樣品裂變徑跡池年齡(或稱合并年齡).

表3　下?lián)P子中部地區(qū)磷灰石裂變徑跡年齡數(shù)據(jù)表

注：L：平均封閉徑跡長(zhǎng)度，其余符號(hào)同表2.

變徑跡分析，分析結(jié)果見表3.來自湯山的TS-2樣品，地層為志留系，磷灰石裂變徑跡中心年齡和池年齡均為76 Ma，單顆粒年齡變化于49～115 Ma之間，均小于地層年齡，且顆粒年齡通過了2檢驗(yàn)，可以代表抬升冷卻年齡.但裂變徑跡長(zhǎng)度分布較為復(fù)雜，存在不典型的雙峰現(xiàn)象，具有一定程度的正偏態(tài)特征，長(zhǎng)徑跡相對(duì)較多(圖3).來自廣德地區(qū)的GD-3樣品，地層為下白堊統(tǒng)七房村組，磷灰石裂變徑跡中心年齡和池年齡分別為108 Ma和105 Ma，與地層年齡接近，且顆粒年齡未通過2檢驗(yàn)，不代表抬升冷卻年齡.GD-3樣品裂變徑跡長(zhǎng)度分布也較為復(fù)雜，存在不典型的雙峰現(xiàn)象，還存在少量極短徑跡，為處于部分退火帶內(nèi)，并含有母巖磷灰石裂變徑跡年齡的混合年齡(圖4).

3.2.3磷灰石U-Th/He 年齡

磷灰石U-Th/He 測(cè)試分析工作在英國(guó)倫敦大學(xué)完成. 4個(gè)磷灰石U-Th/He 年齡測(cè)試分析數(shù)據(jù)見表4.由表4可見，無論是志留系樣品(GD6、FS2、LHS1)還是白堊系樣品(CS1),磷灰石U-Th/He 年齡都小于地層年齡，其中來自廣德地區(qū)GD6志留系樣品和來自赤山地區(qū)的CS1晚白堊世樣品的磷灰石U-Th/He年齡較小，介于18～98 Ma之間.這兩個(gè)樣品的磷灰石U-Th/He 單顆粒年齡明顯分為兩組，其中GD6樣品的單顆粒年齡中較小的一組為18～29 Ma，年齡較大的一組為76～97 Ma.CS1樣品單顆粒年齡較小的一組為25～36 Ma，較大的為80 Ma.同一樣品U-Th/He單顆粒年齡存在差異的影響因素較多，如物源、顆粒大小、磷灰石的成分等.GD6為志留系樣品單顆粒年齡的差異可能主要與顆粒尺寸有關(guān)，年齡較大的一組，顆粒尺寸也較大.全部單顆粒年齡的平均值分別為48.7 Ma，大致可以反映樣品所在地區(qū)喜馬拉雅期的抬升時(shí)間(古近紀(jì)).而CS1樣品單顆粒年齡的差異性可能屬于多物源導(dǎo)致的磷灰石成分不同，從而單顆粒年齡不同.如果除去年齡為80.2 Ma的單顆粒，其余3個(gè)顆粒年齡的平均值為31.5 Ma，可能是漸新世時(shí)期發(fā)生三垛運(yùn)動(dòng)的響應(yīng).來自芳山地區(qū)的FS2和老虎山地區(qū)LHS1兩個(gè)樣品的磷灰石U-Th/He年齡相對(duì)較大，單顆粒年齡之間的差異較小，平均值分別為161.9±9.7 Ma和108.4±6.5 Ma，反映了樣品所在構(gòu)造區(qū)域燕山期的抬升時(shí)間為晚侏羅世-早白堊世(J3-K1).

3.2.4火山巖年齡

圖3　下?lián)P子南京湯山地區(qū)志留系樣品磷灰石裂變徑跡長(zhǎng)度分布頻率Fig.3　AFT length distribution of Silurian samples from Tangshan, Nanjing, Lower Yangtze area

圖4　下?lián)P子廣德地區(qū)下白堊統(tǒng)樣品磷灰石裂變徑跡長(zhǎng)度分布頻率Fig.4　AFT length distribution of Lower Cretaceous samples from Guangde, Lower Yangtze Area

表4　下?lián)P子中部地區(qū)U-Th/He年齡數(shù)據(jù)表

注：4He (ncc)，氦氣的量；Mass,顆粒質(zhì)量；Width,顆粒寬度；Grain length,顆粒長(zhǎng)度；Raw Age,沒有alpha粒子射出校正的原始年齡;FT, alpha粒子射出校正因子；Corrected Age,校正后的年齡=Raw Age/FT.

下?lián)P子地區(qū)一系列火山巖盆地在形成時(shí)期上有一致性.金牛盆地靈鄉(xiāng)組火山巖年齡為130.9±1.5 Ma；繁昌盆地中分村組下段、上段年齡分別為131.2±1.1 Ma、129.1±1.3 Ma；寧蕪盆地娘娘山組火山巖形成時(shí)間為130.0±1.1 Ma；懷寧盆地彭家口組和江鎮(zhèn)組火山巖鋯石206Pb/204Pb加權(quán)平均諧和年齡分別為130.0±1.7 Ma(MSWD=0.73)和130.5±1.7 Ma(MSWD=0.78)(閆峻等, 2013).各盆地內(nèi)火山活動(dòng)時(shí)間集中噴發(fā)時(shí)期在127～132 Ma之間，平均值為130±2.5 Ma(唐裕祿, 2011)，為早白堊世的產(chǎn)物，噴發(fā)持續(xù)時(shí)間較短.從層位上看，下白堊統(tǒng)龍王山、大王山、孤山和娘娘山組火山巖同位素年齡分別為135±3.5 Ma，132.8±5.1 Ma，129.5±1.9 Ma和126.6±2.1 Ma，四套火山巖噴發(fā)的時(shí)間非常集中(Zhou et al., 2011).

熱事件通常與構(gòu)造事件相伴生，表現(xiàn)為強(qiáng)烈的巖漿活動(dòng)事件.下?lián)P子地區(qū)巖漿活動(dòng)相當(dāng)廣泛，印支、燕山、喜山期均有一定程度的巖漿活動(dòng)，但以燕山期的巖漿活動(dòng)最為強(qiáng)烈(馬芳和薛懷民, 2011).對(duì)于巖漿活動(dòng)微弱的地區(qū)地層溫度變化主要與構(gòu)造活動(dòng)(抬升剝蝕)有關(guān)(秦建中等, 2010).相反，對(duì)于巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈的地區(qū)，巖漿活動(dòng)熱事件通常為導(dǎo)致地層溫度變化的主控因素.

綜上所述，下?lián)P子地區(qū)構(gòu)造-沉積記錄、鋯石裂變徑跡年齡、磷灰石裂變徑跡年齡和長(zhǎng)度分布、磷灰石U-Th/He年齡等低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)以及火山巖同位素年齡數(shù)據(jù)聯(lián)合反映導(dǎo)致沉積地層溫度發(fā)生顯著改變的重要構(gòu)造-熱事件包括印支期構(gòu)造-熱事件(T3-J2)、燕山期構(gòu)造-熱事件(K1g-K2)、燕山期巖漿活動(dòng)熱事件(K1)和喜山期構(gòu)造事件(古近紀(jì)).

4熱事件的強(qiáng)度

沉積盆地?zé)崾录?qiáng)度可由盆地古熱流高低來表征.在盆地尺度上古熱流一般通過古溫標(biāo)熱史反演獲得.本文古熱流反演采用的計(jì)算機(jī)軟件是“油氣盆地?zé)崾坊謴?fù)模擬系統(tǒng)(Thermodel for Windows)(張文等, 2005).基于古熱流反演法(胡圣標(biāo)等, 1998)進(jìn)行熱流史恢復(fù).在下?lián)P子中部地區(qū)選取具有系統(tǒng)古溫標(biāo)Ro測(cè)試數(shù)據(jù)的圣科1井、N3井、蘇174井和長(zhǎng)1井進(jìn)行熱史反演.4口鉆井的位置分布見圖2.

熱史反演時(shí)，現(xiàn)今地表溫度取恒溫帶溫度(14.6 ℃).依據(jù)蘇北盆地的現(xiàn)今地表熱流平均值為68 mW·m-2，蘇南地區(qū)現(xiàn)今平均大地?zé)崃鳛?3 mW·m-2，下?lián)P子的熱流背景值為60 mW·m-2(王良書等, 1995; 袁玉松等, 2005, 2006)，模擬時(shí)地表熱流約束取60～70 mW·m-2之間.由于古溫標(biāo)熱史反演只能恢復(fù)達(dá)到最高古地溫以來的熱史，古生代的熱史無法通過古溫標(biāo)反演獲得.此次研究中，古生代及其以前的熱流值由巖石圈尺度上的地球物理反演成果約束.以均勻伸展模型(McKenzie,1978)為基礎(chǔ)，并考慮巖石生熱率影響的地球物理反演表明，下?lián)P子地區(qū)志留紀(jì)末熱流值為1.1～1.2HFU(李成等, 1996)，即50 mW·m-2左右.故以此值作為古生代的古熱流值，以此為基礎(chǔ)進(jìn)行熱史反演，并最終以與實(shí)測(cè)古溫標(biāo)數(shù)據(jù)最吻合的熱史路徑下延值為古生代各時(shí)期的古熱流值.

圖5　下?lián)P子中部地區(qū)地表熱流史特征Fig.5　Terrestrial heat flow history of the central part of Lower Yangtze Area

熱史反演結(jié)果揭示(圖5)，句容地區(qū)圣科1井經(jīng)歷了古生代-中三疊世的低熱流階段、晚印支-早中燕山期熱流值稍有升高、晚燕山期的高熱流階段和喜山期的冷卻過程.到達(dá)最高古熱流的時(shí)間為130 Ma，即早白堊世早期.井底最高古熱流為88 mW·m-2，地表最高古熱流為94 mW·m-2.上白堊統(tǒng)浦口組開始沉積時(shí)，盆地進(jìn)入冷卻階段，冷卻過程持續(xù)到65 Ma后趨于穩(wěn)定.句容地區(qū)N3井熱流史反演結(jié)果與圣科1井一致，從古生代至中生代熱流逐漸升高，在130 Ma達(dá)到最高井底古熱流89 mW·m-2、最高地表古熱流93 mW·m-2.泰興地區(qū)蘇174井加里東-海西期為低熱流值，印支-早中燕山期基底熱流大幅度升高，大約在130 Ma達(dá)最高古熱流值，井底最高古熱流為73 mW·m-2，地表最高古熱流為77 mW·m-2，晚燕山-喜山期為冷卻過程.泰興地區(qū)長(zhǎng)1井從古生界到中生界基底熱流是一個(gè)升高過程，至130 Ma達(dá)最高古熱流，井底最高古熱流為73 mW·m-2，地表最高古熱流為78 mW·m-2，此后開始冷卻，100 Ma以后熱流值趨于平穩(wěn)，與蘇174井具有相同的熱史路徑.

可見，下?lián)P子中部地區(qū)熱流史具有如下特征：早古生代為低熱流階段，地表古熱流為45～50 mW·m-2，晚古生代至早白堊世熱流逐漸升高，在130 Ma左右達(dá)到最高古熱流(77～94 mW·m-2)，反映強(qiáng)烈熱事件的存在，爾后熱流快速降低.泰興地區(qū)在晚白堊世-古近紀(jì)，熱流存在小幅度升高，句容地區(qū)從晚白堊世開始，熱流即趨于平穩(wěn).早期低熱流階段與古生代-中三疊世下?lián)P子海相盆地演化的穩(wěn)定階段相對(duì)應(yīng)，晚印支-早中燕山期熱流值小幅度升高是該時(shí)期強(qiáng)烈的擠壓、推覆構(gòu)造運(yùn)動(dòng)產(chǎn)生構(gòu)造熱效應(yīng)的表現(xiàn)，晚燕山期高熱流與強(qiáng)烈的構(gòu)造巖漿活動(dòng)熱事件相對(duì)應(yīng)，喜山期的冷卻過程表明中生代構(gòu)造熱事件結(jié)束之后，在盆地伸展階段蘇南地區(qū)拉張作用卻相對(duì)較弱，巖石圈較厚，深部熱流值較低，巖石圈相對(duì)較“冷”.由熱史反演獲得的下?lián)P子地區(qū)熱流史變化特征與中國(guó)東部華北克拉通的4個(gè)演化階段具有很好的對(duì)應(yīng)性.He(2014)從地?zé)釋W(xué)、巖漿活動(dòng)以及數(shù)值模擬結(jié)果等方面分析認(rèn)為華北克拉通演化明顯地可分為4個(gè)階段：侏羅紀(jì)太平洋板塊俯沖引起的巖石圈少量減薄階段、早白堊世時(shí)期巖石圈大量減薄與破壞階段、晚白堊-古近紀(jì)時(shí)期的多期拉張階段以及新近紀(jì)以來的冷卻階段(He, 2014, 2015).說明整個(gè)中國(guó)大陸東部中生代以來的構(gòu)造-熱演化過程可能具有統(tǒng)一的深部動(dòng)力學(xué)機(jī)制.

此外，下?lián)P子地區(qū)早白堊世熱事件的強(qiáng)度似乎存在從西往東逐漸減弱的趨勢(shì).西部句容地區(qū)的最高古熱流大于東部泰興地區(qū).古熱流反演揭示的下?lián)P子地區(qū)熱事件強(qiáng)度特征可從古溫標(biāo)Ro剖面的煤化梯度特征得到印證.從無為—句容—黃橋，Ro剖面的煤化梯度不同.無為地區(qū)煤化梯度極高，N參4井的煤化梯度達(dá)到2.9/km，句容地區(qū)圣科1井的煤化梯度為0.7/km，黃橋地區(qū)蘇174井和長(zhǎng)1井的煤化梯度只有0.4/km，較前兩者都低(圖6).

圖6　下?lián)P子地區(qū)代表性鉆井古溫標(biāo)Ro剖面圖Fig.6　Geothermometer Ro profiles of representative wellsin Lower Yangtze Area

5構(gòu)造-熱事件對(duì)生烴的控制作用

下?lián)P子區(qū)海相層系發(fā)育有上震旦統(tǒng)、下寒武統(tǒng)、奧陶系、下志留統(tǒng)、二疊系和下三疊統(tǒng)6套烴源巖，有泥質(zhì)巖類、碳酸鹽巖類和煤巖類三種類型.其中下寒武統(tǒng)、下志留統(tǒng)和二疊系有機(jī)質(zhì)豐度較高, 具有較高的生烴潛力, 是主要烴源巖(林小云等, 2007; 曾萍, 2010).鑒于中生代熱事件對(duì)中古生界海相烴源巖影響的同步性和文章篇幅所限，本文僅討論下古生界最主要的烴源巖——下寒武統(tǒng)烴源巖的生烴過程.

南方海相存在多元生烴特征，既存在烴源巖干酪根生烴、未排出的液態(tài)烴裂解生氣，也存在已經(jīng)從烴源巖中排出的液態(tài)烴裂解生氣.本文以下?lián)P子下寒武統(tǒng)幕府山組烴源巖為例，主要考慮干酪根生烴和未排除的液態(tài)烴裂解生氣.原油開始大量裂解生氣對(duì)應(yīng)的Ro值為1.6%，原油裂解的主生氣期對(duì)應(yīng)Ro值為1.6%～3.5%(趙文智等, 2006).綜合考慮干酪根生烴和原油裂解生氣，在本次研究中，將有機(jī)質(zhì)熱演化程度指標(biāo)Ro=0.5%劃為生烴開始；Ro=0.5%～1.3%為生油期，其中Ro=0.5%～0.7%為生油早期，Ro=0.7%～1.3%為生油高峰期；Ro=1.3%～3.5%為生氣期，其中，Ro=1.3%～2.6%劃為干酪根主生氣期，Ro=1.6%～3.5%為原油裂解氣期(這里的原油指烴源巖中未排出的分散烴)；Ro>3.5%，生烴結(jié)束.

在埋藏史、熱流史恢復(fù)基礎(chǔ)上，采用EASY%Ro模型(Sweeney and Burnham, 1990)，正演烴源巖生烴史.句容地區(qū)圣科1井烴源巖生烴史正演結(jié)果見圖7，其他代表性鉆井或地震剖面虛擬井下寒武統(tǒng)烴源巖生烴史恢復(fù)結(jié)果見圖8.

從泰興和句容地區(qū)的鉆井看，寒武系烴源巖的生油高峰期為早中三疊世(Ro=0.7%～1.3%)，主生氣期為晚三疊世-晚侏羅世(Ro=1.3%～2.6%)，液態(tài)烴裂解生氣始于侏羅紀(jì)之后(對(duì)應(yīng)的Ro=1.6%～3.5%).常州地區(qū)CZ-2015nw4200地震剖面SP3500虛擬井CZ1由于志留紀(jì)厚度巨大，導(dǎo)致寒武系烴源巖早期受熱溫度高，生烴早.晚古生代處于生油高峰期，主生氣期為晚二疊世-晚三疊世，液態(tài)烴裂解生氣為中三疊世-中侏羅世(對(duì)應(yīng)的Ro=1.6%～3.5%).

可見，下寒武統(tǒng)烴源巖的有機(jī)質(zhì)成熟度史和生烴史具有如下的特征：(1) 句容、泰興地區(qū)生烴開始、生烴高峰和生烴結(jié)束時(shí)間基本一致.除了圣科1井存在早白堊世因推覆加厚、烴源巖有機(jī)質(zhì)存在一定程度的增熟之外，其余的鉆井寒武系烴源巖生烴結(jié)束時(shí)間均為晚侏羅世末.(2) 常州地區(qū)因下古生界厚度大，寒武系烴源巖生烴時(shí)間早.(3) 不存在大面積的二次生烴.在句容、泰興和常州地區(qū)，由于T3-J1-2前陸盆地沉積和燕山期的巖漿活動(dòng)熱事件的雙重作用，烴源巖有機(jī)質(zhì)在燕山期達(dá)到最高古地溫，K2-E雖然具有一定的沉降幅度，甚至使得海相烴源巖的埋深超過早期的埋深，但地溫卻低于早期的地溫，因此，有機(jī)質(zhì)未能進(jìn)一步增熟生烴.

圖7　句容地區(qū)圣科1井地層有機(jī)質(zhì)成熟度史Fig.7　History of organic matter maturity of Shengke 1 Well in Jurong Area

圖8　下?lián)P子中部地區(qū)寒武系烴源巖成熟度史Fig.8　Maturity history of Cambrian source rocksin central Lower Yangtze area

6結(jié)論

(1) 下?lián)P子中部地區(qū)中生代構(gòu)造-熱事件發(fā)生的時(shí)間始于印支期(T3-J2)，燕山期(晚侏羅-早白堊世)達(dá)到巔峰，沉積盆地達(dá)到最高古熱流的時(shí)間大約為130～110 Ma左右.

(2) 下?lián)P子中部地區(qū)中生代熱事件的強(qiáng)度由西至東逐漸減弱.熱事件發(fā)生時(shí)句容地區(qū)最高地表古熱流達(dá)到～94 mW·m-2，泰興地區(qū)為～78 mW·m-2.

(3) 熱事件對(duì)海相烴源巖有機(jī)質(zhì)熱演化具有顯著影響，寒武系烴源巖于晚侏羅世末結(jié)束生烴.在中生代構(gòu)造改造相對(duì)較弱、海相油氣保存條件相對(duì)較好的句容、常州和泰興一帶，雖然K2-E具有一定的沉降幅度，局部凹陷區(qū)海相烴源巖的埋深甚至超過中燕山期的埋深，但地溫卻低于中燕山期的地溫，有機(jī)質(zhì)未能進(jìn)一步增熟生烴.因此，晚白堊世以來下?lián)P子中部地區(qū)不存在大面積的二次生烴.

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(本文編輯胡素芳)

基金項(xiàng)目國(guó)家重大專項(xiàng)(2015ZX05061001)和國(guó)家973項(xiàng)目(2012CB214806)資助.

作者簡(jiǎn)介袁玉松，男，1967年生，副研究員，主要從事沉積盆地構(gòu)造熱演化和蓋層封閉性方面的研究. E-mail：yuanys.syky@sinopec.com

doi:10.6038/cjg20160623 中圖分類號(hào)P314

收稿日期2015-12-11，2016-01-25收修定稿

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

1PetroleumExplorationandProductionResearchInstitute,SINOPEC,Beijing100083,China2PetroleumExplorationandProductionResearchInstituteofEastChinaBranch,SINOPEC,Nanjing210011,China

AbstractTemperature 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-2and ～78 mW·m-2in 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-J1-2and 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.KeywordsLower Yangtze； Thermal event； Fission track； Paleo-heat flow； Secondary hydrocarbon generation

袁玉松， 俞昊， 李天義等. 2016. 下?lián)P子中生代構(gòu)造-熱事件及其對(duì)海相烴源巖生烴的影響.地球物理學(xué)報(bào)，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.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(6):2191-2202,doi:10.6038/cjg20160623.