桑托斯盆地地層生熱率及熱結(jié)構(gòu)研究

孫旭東 , 郭興偉 鄭求根, 溫珍河 張訓(xùn)華 王錦洲, 李子淵

(1. 青島海洋地質(zhì)研究所, 山東 青島 266071; 2. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 海洋學(xué)院, 北京 100083; 3. 中國石油西南油氣田分公司, 四川 成都 610000)

地球內(nèi)熱不僅是驅(qū)動板塊運動、塑造地形地貌的重要動力來源, 也控制著盆地的動力學(xué)演化以及有機質(zhì)的成熟度。因此, 對區(qū)域地?zé)岬难芯渴且豁椫匾矣幸饬x的工作。

桑托斯盆地位于巴西東海岸, 是典型的被動大陸邊緣盆地, 2000年以來在盆地中發(fā)現(xiàn)大量油氣資源, 盆地成為了巴西乃至全球的重要油氣產(chǎn)區(qū), 特別是2006年以來諸如Libra、Franco、Jupiter等特大油氣田相繼被發(fā)現(xiàn)[1-2]。 但以往的工作以油氣地質(zhì)為主[2-5], 在地?zé)岱矫娴难芯可跎? 對此盆地動力學(xué)和烴源巖成熟度研究等所需要的參數(shù)(地溫梯度、熱流、地層放射性生熱率)幾近空白, 而巖石生熱率的研究不僅為地球動力學(xué)研究提供基礎(chǔ)參數(shù), 而且可揭示地殼生熱元素的分布特征,為解釋大地?zé)崃?、地溫場和?gòu)造熱歷史奠定了基礎(chǔ)。本文在缺少巖心樣品的情況下, 以4口鉆井的自然伽馬數(shù)據(jù)為研究對象, 根據(jù)自然伽馬與生熱率的經(jīng)驗公式[6], 估算盆地主要巖石的生熱率以及各個地層組的生熱率, 為研究區(qū)進一步的地球動力學(xué)演化以及油氣生成研究提供地?zé)岜尘昂突A(chǔ)參數(shù)[7]。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

桑托斯盆地位于巴西東岸, 為南大西洋張裂而形成的被動大陸邊緣盆地, 面積3.26×105km2, 在北東－南西走向上依次發(fā)育西部坳陷帶、西部隆起帶、中央坳陷帶、東部隆起帶、東部坳陷帶5個北東向的構(gòu)造帶, 形成“三坳夾兩隆”的構(gòu)造格局[3,8](圖1); 盆地最大水深處超過4 000 m, 經(jīng)歷裂谷期、過渡期和裂后漂移(坳陷)期3個構(gòu)造演化階段[1], 對應(yīng)3套主要的沉積地層(圖2),即裂谷期湖相層序、過渡期蒸發(fā)鹽巖層序、漂移期海相層序[9]。本文主要研究的4口鉆井, S1、S3、S4井位于盆地西部坳陷帶, S2井位于東部隆起帶上(圖1)。

圖1 桑托斯盆地研究區(qū)井位分布位置圖(修改自文獻[8])Fig. 1 Well-location map of the research area in Santos basin (modified from reference [8])

圖2 研究工區(qū)S1-S4井自然伽馬曲線Fig. 2 Natural gamma curve of well S1-S4 in the research area

裂谷期(135 Ma—124.5 Ma)發(fā)育Guaratiba群地層, 此時盆地為一個閉塞的湖盆, 為典型的陸相沉積體系, 主要沉積相以沖積扇、湖泊沉積、碳酸鹽堤壩等為主, 主要巖性為Camboriu組火山碎屑巖和火山巖, 是一套潛在儲層; Picarras組湖相的泥灰?guī)r、頁巖, 為湖相的烴源巖; Itapema組湖相的泥灰?guī)r、頁巖和介殼灰?guī)r, 是一套良好的儲層; Brra Velha組為裂谷后坳陷期地層, 與之上過渡期地層不整合接觸,把下部巨厚的陸相地層和過渡期蒸發(fā)巖地層分開,巖性為碳酸鹽巖[3-4]。

過渡期(124.5 Ma—112 Ma)主要發(fā)育Ariri組一套廣泛分布的厚層的蒸發(fā)巖, 由鹽巖、硬石膏、白云巖組成, 在東部隆起區(qū)最大厚度超過2 000 m以上,局部地區(qū)可以高達2 500 m[1]。

漂移期(112 Ma至今)主要為大陸邊緣碳酸鹽巖和深海相頁巖以及深海濁積砂巖, 其中Florianopolis組巖性為濁積砂巖; Itajai-Acu組發(fā)育巖性為頁巖,是一套以產(chǎn)干氣為主的海相烴源巖; Marambala組為一套古近紀(jì)-新近紀(jì)濁積砂巖, 可作為儲層。

2 巖石生熱率的計算方法和計算結(jié)果

2.1 計算方法

對研究地球動力學(xué)以及地?zé)釋W(xué)而言, 放射性生熱是一項重要的研究內(nèi)容, 在自然界中, 滿足一定的豐度、產(chǎn)熱量大、半衰期長(與地球形成時間比較相似)的放射性元素只有鈾、釷、鉀3種元素。巖石生熱率由公式(1)可以求取。

其中,A為巖石放射性生熱率(單位為μW/m3);ρ是巖石密度(單位為kg/m3);CU、CTh、CK分別為放射性元素U、Th、K的含量。本文缺乏實物巖心樣品, 所以無法獲得U、Th、K三種元素的含量, 也無法精確測量巖石密度, 故此方法在本文中并不適用。Bucker等[6]1996年在大量的巖心測試的基礎(chǔ)上, 通過最小二乘估算法擬合了自然伽馬值與生熱率之間存在經(jīng)驗公式, 其線性相關(guān)系數(shù)r=0.98:

其中A為巖石放射性生熱率(μW/m3); GR為巖石自然伽馬值(API); 這種由自然伽馬和巖石生熱率之間擬合的線性關(guān)系適合巖性從沉積巖到火山巖再到變質(zhì)巖的各種巖石, 在0～350 API和(0.03～7) μW/m3范圍內(nèi)有效, 所得巖石生熱率誤差小于10%。本文4口井的自然伽馬值都在350 API之內(nèi), 可由公式(2)估算巖石生熱率。

2.2 計算結(jié)果

由于盆地地層巖性的復(fù)雜多樣, 我們選取S1、S2、S3、S4井(圖1, 圖2)巖性單一的地層段, 利用公式(2)計算出盆地主要不同巖石的生熱率, 其中泥巖1 098個點, 玄武巖693個點, 砂巖657個點, 頁巖237個點, 鹽巖123個點, 硬石膏119個點, 石灰?guī)r37個點(表1, 圖3)。

圖3 桑托斯盆地主要巖石采集樣本數(shù)柱狀圖Fig. 3 Histogram of main rock samples collected in the Santos Basin

表1 桑托斯盆地主要巖石GR值和生熱率值Tab. 1 GR value and heat generation of main rocks in the Santos Basin

續(xù)表

2.2.1 主要巖石的GR值和生熱率

本盆地中, 從上到下依次發(fā)育泥巖、砂巖、石灰?guī)r、巖鹽、硬石膏、頁巖、和玄武巖, 巖性的垂向分布與盆地的地質(zhì)發(fā)育背景相一致。根據(jù)自然伽馬測井資料分析, 自然伽馬的大小與巖性的差異具有明顯相關(guān)性, 而且發(fā)現(xiàn)黏土類礦物的含量越高, 對GR值的影響越大, 這與黏土顆粒粒度較細, 有較大的比表面積, 更容易吸收放射性元素離子有關(guān)[10]。在本研究區(qū), 主要巖石的GR值是對表1采集點數(shù)進行加權(quán)平均處理得出來(以表1砂巖為例, 其自然伽馬值:(15 × 68.23 + 642 × 77.52) ÷ (642 + 15)= 77.31 API。盆地各個巖石的自然伽馬GR和生熱率A數(shù)值參見表1、圖4, 從大到小依次為: 泥巖、砂巖、頁巖、玄武巖、石灰?guī)r、硬石膏、鹽巖(圖4), 所計算的結(jié)果除石灰?guī)r外基本上跟國內(nèi)外公開發(fā)表的數(shù)據(jù)相一致[11-12](表2), 可能是由于不同層位、不同深度巖石孔隙度不同造成的, 故用公式(2)計算的巖石生熱率結(jié)果可靠, 進一步驗證其在巴西東部深海地區(qū)的適用性。

表2 盆地主要巖石的自然伽馬GR值和生熱率(A)值與國內(nèi)外公開值對比Tab. 2 Comparison of the natural gamma GR and heat generation rate (A) values of the main rocks in the basin with the open values at home and abroad

圖4 桑托斯盆地主要巖石的生熱率箱狀圖Fig. 4 Box chart of heat generation of the main rocks in the Santos Basin

同一巖性的巖石在不同深度的地層自然伽馬值(巖石生熱率)也不盡相同(見表1), 隨深度的增加而增大, 特別是泥巖變化的幅度最大(圖5), 其生熱率最大為2.34 μW/m3, 最小值為0.43 μW/m3, 究其原因是由于埋深不同導(dǎo)致地層壓力不一致, 影響其孔隙度, 進而影響礦物本身的生熱率; 而諸如硬石膏、鹽巖這些質(zhì)地較硬、較為致密的巖石, 孔隙度隨著地層的加深變化度不大, 故對生熱率的影響較小。

圖5 盆地不同深度泥巖生熱率值對比Fig. 5 Comparison of heat generation values of mudstone in different depths of the basin

2.2.2 沉積地層的生熱率

對桑托斯盆地組內(nèi)不同巖性的生熱率進行厚度加權(quán)平均處理, 計算了各個組的巖石生熱率, 結(jié)果顯示(表3、圖6), 自上而下, Marambaia組地層生熱率為(1.36±0.16) μW/m3, Itajai-Acu組地層的生熱率為(1.52±0.15) μW/m3, Itanhaem組地層的生熱率為(1.30±0.3) μW/m3, Ariri組地層的生熱率為(0.46±0.18) μW/m3,Guaratiba群地層的生熱率為(0.64±0.23) μW/m3, Camboriu組地層的生熱率為(0.37±0.07) μW/m3, 可以明顯看出地層生熱率由深到淺增加, 生熱率體現(xiàn)出受控于巖性變化的特征[10]。

圖6 桑托斯盆地地層生熱率柱狀圖Fig. 6 Histogram of formation heat generation rate in the Santos Basin

表3 桑托斯盆地各個組(群)地層生熱率、標(biāo)準(zhǔn)差及產(chǎn)熱Tab. 3 Heat generation rate, standard deviation, and heat production of each formation (Group) of the Santos Basin

2.2.3 沉積地層的生熱

放射性元素的生熱通常考慮兩方面的因素: 放射性元素的豐度和地層厚度[13-14]。桑托斯盆地沉積層厚度大, 平均在5 000～6 000 m, 對地表熱流和盆地?zé)N源巖演化的影響不可忽視。本文依據(jù)Hamza等人的研究成果[15-17], 繪制出研究區(qū)大地?zé)崃鲌D(如圖7), 估算S1井的大地?zé)崃髦禐?0 mW/m2。本文以S1井發(fā)育地層全且厚度大, 具有代表性, 故以S1井為例, 以深度20 m為間隔取點擬合并繪制自然伽馬垂向分布圖(圖2)。本文根據(jù)公式(3)[14,18]:

式中Q: 熱流, 單位mW/m2;H: 地層厚度, 單位m;A: 地層平均生熱率, 單位μW/m3。經(jīng)計算得出沉積地層產(chǎn)生熱量為6.81 mW/m2, 按照估測的研究區(qū)表層大地?zé)崃髦?0 mW/m2計算(圖7), S1井沉積地層放射性產(chǎn)生的熱量占總熱量13.62%, 因此在對盆地?zé)峤Y(jié)構(gòu)研究中, 沉積層放射性元素的生熱不可忽視。

圖7 巴西東南部及鄰區(qū)海域大地?zé)崃鲌D(據(jù)全球熱流數(shù)據(jù)庫[19]繪制)Fig. 7 Heat flow map of southeastern Brazil and its adjacent sea areas (based on the data of global heat flow database[19])

3 盆地巖石圈熱結(jié)構(gòu)

本文結(jié)合巖石圈的分層結(jié)構(gòu)模型, 得出巖石圈內(nèi)部的溫度和熱流信息。將地表熱流分為兩部分: 一部分為地殼淺部放射性元素衰變所產(chǎn)生的, 另一部分為深部地幔的釋放的熱量。在本文中利用Birch等人提出的熱流和生熱率的線性公式[20]:

式中q0為大地?zé)崃? 單位為mW/m2;qr為上述線性方程的截距, 稱為剩余熱流, 通常由下地殼和上地幔和巖石圈底部的熱流構(gòu)成, 單位為mW/m2, 由于放射性元素向上遷移, 在頂部富集, 下地殼對和上地幔頂部的熱流貢獻很小, 故剩余熱流可以視為地幔熱流qm, 而DA0為地殼熱流;D為線性方程的斜率,一般距離為10～15 km, 一般認為為上地殼深度;A0表示地表巖石的生熱率, 單位為μW/m3。

本文對研究區(qū)深部結(jié)構(gòu)進行生熱率分層模型分析, 對應(yīng)的大地?zé)彡P(guān)系可以表示為:

式中:qc表示地殼熱流, 單位為mW/m2;A(z)表示地殼巖石的生熱率, 單位為μW/m3;zMoho表示地殼厚度,單位為km;Ai和Zi分別表示地殼第i層的生熱率和厚度。

Assump??o等[23]基于地震折射、接收函數(shù)、面波層析成像建立南美地殼厚度模型(圖8), 得出該地區(qū)莫霍面厚度大約在22 km[21,23](包括上覆海水的厚度2 km)。Zalán等[22]對12 000 km超深二維地震剖面進行地質(zhì)解釋, 得到了地殼尺度的地質(zhì)模型(圖9)。根據(jù)上述的深部結(jié)構(gòu)研究結(jié)果, 將S1井處上地殼厚度估讀為14 km(包括水深), 該區(qū)域莫霍面深度為22 km, 故下地殼的厚度估算為8 km。

圖8 巴西東岸地殼厚度圖(修改自文獻[21])Fig. 8 Crustal thickness map of the east coast of Brazil (modified after Ref.[21])

圖9 桑托斯盆地北部地震剖面圖(修改自文獻[22])Fig. 9 Seismic profile of the northern Santos Basin (modified after Ref. [22])

Hamza[16]等人1996年認為上地殼基底由變質(zhì)花崗巖、角閃巖、片麻巖等變質(zhì)巖組成, 生熱率采用0.9 μW/m3[7], 下地殼為麻粒巖, 生熱率取平均值為0.34 μW/m3[23-26]。根據(jù)公式(4)可以計算出下地殼的產(chǎn)生的熱流為2.72 mW/m2, 上地殼除沉積物外的產(chǎn)生的熱流為5.85 mW/m2, 再加上沉積物產(chǎn)生的熱流得出S1井處地殼熱貢獻為15.38 mW/m2, 占大地?zé)崃鞯?0.76%, 這與Jaupart[26]2014年認為在穩(wěn)定的大陸地區(qū)地殼的熱流貢獻值在12～18 mW/m2相吻合;其中上地殼熱流貢獻為12.66 mW/m2, 占地殼熱流的82.3%, 這與生熱元素向表層遷移有關(guān); 根據(jù)公式(6)計算地幔熱流值為34.62 mW/m2(圖10), 地殼和地幔的熱流比例為0.44, 具有“冷殼熱?！钡奶卣?這與盆地被動大陸邊緣的構(gòu)造背景相吻合。

圖10 桑托斯盆地地殼結(jié)構(gòu)和熱結(jié)構(gòu)模型Fig. 10 Crustal structure and thermal structure model of the Santos Basin

4 結(jié)論

1) 盆地各個巖石的自然伽馬GR和生熱率A的數(shù)值, 從大到小依次為: 泥巖、砂巖、頁巖、玄武巖、石灰?guī)r、硬石膏、鹽巖。

2) 盆地自上而下, Marambaia組地層生熱率為(1.36±0.16) μW/m3, Itajai-Acu組地層的生熱率為(1.52±0.15)μW/m3, Itanhaem組地層的生熱率為(1.30±0.3) μW/m3,Ariri組地層的生熱率為(0.46±0.18) μW/m3, Guaratiba群地層的生熱率為(0.64±0.23) μW/m3, Camboriu組地層的生熱率為(0.37±0.07) μW/m3, 可以明顯看出地層生熱率由深到淺增加, 生熱率體現(xiàn)出受控于巖性變化的特征。

3) S1井盆地地層放射性元素生熱對熱流的貢獻量為6.81 mW/m2, 占表層大地?zé)崃鞯?3.62%, 表明研究區(qū)盆地沉積層具有一定的產(chǎn)熱潛力, 對盆地內(nèi)有機質(zhì)的成熟會有一定影響。

4) 盆地巖石生熱率模型顯示, 地殼放射性生熱對表層大地?zé)崃髫暙I為15.38 mW/m2, 占表層大地?zé)崃鞯?0.76%, 地幔熱流貢獻值為34.62 mW/m2地殼和地幔的熱流比例為0.44, 具有“冷殼熱幔”的特征。

致謝: 感謝中國石油化工股份有限公司石油勘探開發(fā)研究院提供的區(qū)域及測井資料, 同時對兩位審稿人表示感謝！