第六章 地温场、地压场、地应力场与油气藏形成的关系
提要
本章内容系90年代石油地质学重要进展之一,对现代油气勘探及综合研究有深远的指导意义。在阐明“三场”的基本概念及特点后,分别探讨流体压力封存箱、凝析气藏的形成与分布、固态气体水合物等与“三场”密切相关、乃至涉及21世纪油气勘探领域的问题。
近十年来,国内外石油地质界注意到地温场、地压场、水动力场、地应力场、化学场、生物场等在油气藏形成分布中有着重要的控制作用。美国、澳大利亚学者曾研究地温、地压与气田形成分布的关系;前苏联学者以实测地应力为主,结合地静压力、温度研究总结了田吉兹超级油田的形成模式;我国学者曾在教材《石油地质学》中辟专章讨论温度、压力与油气藏形成的关系;近几年来,在某些大型石油地质综合研究中更将“场”的作用列入了课题内容。
然而,大家对这些“场”及其相互关系的理解却颇有出入。冷静分析上述各种“场”的因果关系,易于辨识只有地温场、地压场、地应力场等“三场”系受地球内能控制,是地球内部能量以不同形式在地壳上的表现,因而是最本质的,其他场均系派生的。地球内部的热能通过导热率不同的岩石在地壳上显示出地温场;地球内部的重力能通过岩石圈反映为地压场;在地球自转过程中,受向心力与离心力的作用,物质分异并转动,在地壳上呈现出挤压、剪切、拉张等性质各异的地应力场。这“三场”相互之间彼此联系与影响。正是“三场”的作用,地壳上形成海盆、湖盆等各种水域,才衍生出水动力场;有了水体才有助出现化学场与生物场,后二者也相互联系和相互制约。以上各种场的相互关系应如图6-1所示。综合这些场的作用,在含油气盆地内才出现流体压力封存箱与油气系统等地质实体,后二者之间自然也互有联系和影响(图6-1)。
图6-1 各种场及其与油气分布的关系
流体压力封存箱和油气系统都是90年代以来在国外石油地质界兴起的新概念、新理论、新方法,是石油地质学原理的重要进展,引起广大石油地质学家们的普遍关注。它们是将盆地中的烃源层、储集层、盖层、上覆岩系等基本地质要素和油气生成、运移、聚集、保存(或逸散)等基本成藏作用纳入统一的时间、空间范围内进行静态、动态相结合的综合研究,阐明油气藏形成机制及分布规律,从而指导油气勘探。这种新型的石油地质综合研究正在发展为成藏动力学。
第1节 地温场与古地温研究
一、地温场
地温场乃是地球内部热能通过导热率不同的岩石在地壳上的表现。地表流出温泉、深井温度升高及火山喷出炽热物质,都表明地下是热的。在地表上层(深约20~130m)之下,地温随埋藏深
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度而有规律地逐渐增加,即每加深一定深度便升高一定温度。现将深度每增加100m所升高的温度,称为地温梯度(或地热增温率),以℃/100m表示。取得地下温度或地温梯度后,编绘等值线图,即可反映地温场的变化。
地球内部的热能可能来自地核里的热源,包括融熔岩浆、放射性元素蜕变、地热的辐射与对流、地壳变动时的颗粒摩擦热,以及渗透层内的放热化学反应等,不过后二者多为暂时的或局部的。岩石的导热率系指在温度差为1℃时,每秒钟内能透过厚1cm、面积1cm2的平板的热力,以卡为单位。岩石的导热率因其成分和结构而异,一般按下列顺序递增:疏松干岩石、煤岩、粘土岩、砂岩、碳酸盐岩、盐岩、变质岩及岩浆岩。在同一热源下,导热率小的地区地温梯度较高。若干常见物质的导热率见表6-1。各地区地温梯度的变化正是具有不同导热率的各种热源的综合结果。
表6-1 若干常见物质的导热率 (据美国度量衡局公报14号) 物 质 玄武岩 白 垩 地壳(平均) 花岗岩 石灰岩 镁质碳酸盐岩 * 1 cal=4.1868J;
** 砂岩导热率数据有误,应小于石灰岩。
现今地温场可以通过钻井井温测量结果或大地热流值测试记录计算编图来研究。由于泥浆散热性能及岩石导热率等因素的差异,测出的井温资料不能完全反映真实的地下温度,但可对同一深度进行多次测量加以校正;也可藉助采油温度来校正,如在尼日尔河三角洲12个海上油气田3050m(10000ft)深处采油温度与电测温度之间平均差值约为22%,作为校正系数,将该区未测采油温度的所有油气田同一深度的电测温度校正为真正的地层温度。
取得真正的地下温度资料后,即可计算地温梯度
导热率, cal* (平常温度时的近似值) 0.0052 0.0020 0.004 0.004~0.005 0.00029 0.00023~0.00025 砂 岩 板 岩 石 油 水(0℃) 水(20℃) 物 质 导热率, cal (平常温度时的近似值) 0.0055** 0.00470 0.000355 0.00120 0.00143 ??TH??0 H (6-1)
式中:?—地温梯度,℃/100m;
TH—在井深Hm处的井底地下温度,℃;
?0—年平均地面温度,℃。
图6-2为我国大陆主要沉积盆地的大地热流值分布概貌,尽管有些盆地尚无测试记录,但也可反映出明显的规律:藏滇地区和东部沿海地区均接近喜马拉雅期构造活动强烈地带,呈高热流特征;西北塔里木等古老稳定陆块上的大型盆地,显示低热流值;介于其间的鄂尔多斯和四川等大
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型盆地热流值也表明了过渡性特征。图6-2还说明在同一大型盆地内,如渤海湾盆地断块翘倾使基岩埋深差异显著,隆起区与坳陷区热流值差别可达2-3倍。图中给出的各盆地平均热流值则反映了盆地深部的基本地热特征。
热流值变化范围平均热流值测点数
近代板块构造学说强调沿巨大断裂系的热流及火山活动，沿沉积盆地的边界大断裂带常见分布许多地热点就是最好的证明。如果板块未分离，造成热膨胀接触，热流从深处上升；如果板块分离，热膨胀溢出，热液会强烈上升到地表。所以，沿着大断裂带常常出现高地温梯度。在欧洲北海根据井下资料计算地温梯度高达3.5~5.0℃/100米；这里的古地温研究表明高地温梯度多在断层带附近出现，并在晚第三纪时已达到那个温度，比现在测量的地温高。
图6-2 中国大陆主要沉积盆地大地热流分布概貌
(据汪集 等,1990)
1.松辽; 2.辽河;3.冀鲁; 4.豫皖; 5.苏北; 6.南襄; 7.江汉;8.福州; 9.漳州; 10.北部湾;11.昆明 12.楚雄; 13.腾冲; 14.羊卓雍-普莫雍湖;15.伦坡拉;16.鄂尔多斯; 17.四川; 18.甘南;19.柴达木; 20.塔里木; 21.准噶尔;22.吐哈; 23.酒泉;24.二连;25.海拉尔
在大陆边缘的三角洲沉积发育地区，也常常出现高地温梯度。一方面这里是快速沉降区域，环绕三角洲出现许多同生断层，成为地下热液上升的良好通道；另一方面快速沉降可以埋藏巨厚页岩，特别是含蒙脱石页岩，引起欠压实作用并形成承压页岩，而承压页岩的导热率低，起着良好的隔绝作用，造成异常高的地下温度。例如，尼日尔河三角洲地温梯度高达1.84~5.47℃/100m(或1.00~3.00F/100ft)。从河流相砂岩低于1.84℃/100m(或1.00F/100ft)到近海沉积约增达2.73℃/100m(或1.5F/100ft)，至外围三角洲连续页岩中的最大值高达5.47℃/100米(或3.0F/100ft)。
一般说来,地温梯度高有利于沉积岩中的有机质向油气转化,世界上许多大油田同高地温梯度带有关,生油窗埋深一般为2000~3000m或者更浅,例如欧洲北海盆地及我国的松辽、渤海湾等盆地;而地温梯度低(尤其是古地温梯度)或多次上升剥蚀则可延缓烃源岩的热成熟作用,如低地温的塔里木和准噶尔盆地,在5000m以下超深部石油仍可保持液态,阿尔及利亚哈西2迈萨乌德大油田的志留系黑色页岩油源则与长期上升延迟成熟有关。所以欲查明各沉积盆地不同地质时代沉积岩中原始有机质的成熟时期,必须研究这些沉积岩在地史上所经历的古地温。
二、古地温的测定
在地质历史上，岩层遭受褶皱、剥蚀以及岩浆活动，往往造成古、今地温的很大差别。因
????此，在地壳运动强烈的地区，用现今的地温梯度估价烃源岩中原始有机质的成熟度是不可靠的，应该尽可能恢复古地温，探求烃源岩经受的最高温度。在石油地质研究中，测定地质历史过程中沉积岩经受最高温度的方法有很多，目前国外多借助于镜质体反射率、孢子的颜色、自生矿
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物、流体包裹体及磷灰石裂变径迹等，通过对比这些指标与已知温度梯度的关系，或者通过实验测定反应的动力学方程式来求得。
(一) 镜质体反射率(R0)法
在第二章已论及镜质体反射率是一种较好的成熟度指标。随着温度升高，反应时间延长，
镜质体逐渐降解演化，颜色愈益加深，反射率逐步增大且不可逆。可见，镜质体反射率与温度、时间之间存在一定的函数关系，反射率的大小直接反映经受的最高温度。因此，根据沉积岩中镜质体的反射率可以估算在地质历史上经受的最高古地温。由图6-3可以看出镜质体反射率与温度、时间之间的关系，它既可表示在恒温下加热一定时间所得到的反射率值，也可反映在同一时间内温度变化所造成反射率值的差别。于是，对已知地质时代的沉积岩，测定出其中所含镜质体的反射率后，就可以推算其所经受的最高古地温。 图6-3 镜质体反射率与温度、时间的关系图
(据B.S.Cooper，1977)
由于在热演化过程中，镜质体的降解程度与反射率的增加是一致的，因此也可以通过电子计算机模拟得出各地区镜质体降解率与反射率的对应关系曲线(图6-4)。然后，系统测定探井中岩石的镜质体反射率，由图6-4得出相应这些反射率值的镜质体降解率，代入阿伦纽斯方程式即可求出地下古地温。
T?E
R?ln(A/K) (6-2)
式中K—镜质体降解率；
T—绝对温度,K； E—活化能; R—气体常数。
图6-4 镜质体降解率与反射率的对应曲线
Barker(1986)专门研究过镜质体反射率与古地温之间的关系,通过600多个镜质体反射率
[83]
?R0值与对应的最高温度Tpeak统计分析得出
(6-3)
lnR0=0.0078Tpeak-1.2
Barker认为上式具有普遍性,是一种较好的地质温度计。 2.孢子颜色和热变指数法
这是一种简便快速的方法。随着沉积物埋藏深度加大，其中所含的孢子、花粉、藻类等有
机物在热演化过程中颜色逐渐加深、热变指数增大，具有不可逆性。因此，根据孢子的颜色及
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有机质的热变指数，也可以反过来求得所经受的最高古地温。图6-5表明随温度升高孢子颜色的变化情况，并加注孢子颜色指标和热变指数。这个方法在北美、西欧及其他地区已得到广泛应用，并且证明同煤的牌号及镜质体反射率的资料非常吻合。
图6-5 孢子颜色、热变指数与温度的关系
在碳酸盐岩所含牙形石的埋藏过程中,经受热温度与时间作用,也会产生颜色的不可逆变化,因此,采用牙形石色变指数也可探求古地温,并可与其他有机质成熟度指标相对应(据Epstein,1977)。
3.自生矿物法
沉积岩中的自生矿物受周围环境影响会发生不同的变化：碳酸盐类及硫酸盐类矿物易受化
学因素的作用；而粘土矿物、沸石、二氧化硅三种矿物系列的演变则同温度、压力及反应时间等物理因素密切相关，不可逆转。因此，可以应用粘土矿物、沸石、二氧化硅这三种矿物系列来研究古地温(Aoyagyi, 1994)。这些系列矿物转化的温度范围如下[82]：
℃137℃???蒙-伊混合层????伊利石 粘土矿物系列 蒙脱石?104℃116℃138℃???斜发沸石????方沸石和(或)片沸石????浊沸石和(或) 沸石系列 火山玻璃?56钠长石；
67℃℃??低温石英。 二氧化硅系列 非晶质二氧化硅?45???低温方石英(方英石)?? 将沉积岩样品送实验室鉴定上述三个系列的自生矿物，综合分析所含的矿物类别，即可根
据自生矿物系列的转化受古地温控制且不可逆转的原则，来判断岩样在地质史上曾经受的最高古地温。
4.流体包裹体法
流体包裹体(Fluid inclusion)是在矿物结晶生长过程中被包裹在矿物晶体缺陷中的流体,可以有单相、双相或多相流体包裹体(以下简称包体)。流体包体广泛应用于矿床学、岩石学(变质岩、沉积岩、岩浆岩)、地球化学及石油地质学中,可用之来研究成岩成矿(包括油、气)物质来源、物理-化学环境条件,以及流体的性质、经历、水岩反应、地壳演化等诸方面的问题。
流体包裹体在地质研究上最重要的一个应用就是确定古地温。包体测温方法有均一法、爆裂法和淬火法等,目前在石油地质上最常用的是用均一法来测量包体温度,称之为均一温度(Homogenization temperature)。
在常温常压下见到的包裹体往往含气相与液相两种流体,在冷热台上升温加热,在显微镜下可见两相转化为单相流体,这时记录的温度即为均一温度。
一般认为均一温度代表包体形成温度的下限。但是有些研究表明均一温度代表了包体形成过程中经历的最高温度。如美国著名学者Barker根据大量的实验室研究认为[84],沉积岩中矿物(如方解石)流体包体,当温度超过其初始捕集(initial entrapment)形成温度时,会发生再均衡作用而
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