莺歌海盆地构造热演化模拟研究
何丽娟 熊亮萍 汪集? 杨计海 董伟良
摘要 根据实测资料计算,
莺歌海盆地平均大地热流为84.1 mW/m2. 通过对莺歌海盆地构造热演化模拟研究, 揭示了盆地在新生代的热演化特征: 新生代3期拉张使盆地逐步升温, 5.2 Ma以来盆地达到历史最高温时期,
目前处于热流下降期; 在新生代,
基底热流始终在50～70 mW/m2之间, 表明3期拉张并未引起盆地异常高热流,
这与盆地尺度及拉张特征有关; 盆地地表热流主要受基底热流控制,
沉积物放射性生热仅占不足20%.
关键词 构造热演化模拟 莺歌海盆地
1 大地热流
盆地今地温是盆地构造热演化发展的最后一幕, 也是惟一已知的一幕, 因而它是盆地构造热演化模拟研究中的重要一环, 也是其必要的约束条件. 今、古地温并举是盆地构造热演化模拟研究的必由之路.
大地热流是反映现今热状态的重要参数, 有关学者[1,2]曾对莺琼盆地大地热流作过深入研究, 指出莺琼盆地为地温梯度高达42.5℃/km的高温盆地, 而热流却不高,
平均62.2 mW/m2. 然而, 有关莺琼盆地地球动力学模拟得到的结果, 却认为该盆地应具有高热流[3].
要准确获得大地热流数据, 使其能真实地反映区域热背景,
必须有可靠的地温梯度与热导率资料. 根据莺琼盆地钻井中实测温度资料的特点, 我们在比较可靠的井底稳定温度数据、地层压力测量时的温度数据、油层稳定温度数据(包括热储物性测量)、试油资料外推温度数据以及由Horner方法推算的稳定温度数据等几类数据中选择受流体活动影响较小的温度数据,
并且参考其他数据, 采用最小二乘法统计得出了全盆地和几个主要构造区的地温梯度(表1).
表1 莺琼盆地地温梯度和地表热流
| 构造单元 |
数据量 |
地温梯度
/℃．km-1 |
岩石热导率 |
计算热流值 |
干样/W．(m．K)-1 |
饱水样/W．m．K)-1 |
干样
/mW．m-2 |
饱水样
/mW．m-2 |
| 莺歌海盆地 |
83 |
42.07 |
1.5 |
2.0 |
63.1 |
84.1 |
东方1-1 |
39 |
43.22 |
1.5 |
2.0 |
64.8 |
86.4 |
乐东8-1 |
18 |
36.28 |
1.5 |
2.0 |
54.4 |
72.6 |
乐东15-1 |
9 |
31.15 |
1.5 |
2.0 |
46.7 |
62.3 |
乐东20-1 |
8 |
42.56 |
1.5 |
2.0 |
63.8 |
85.1 |
乐东22-1 |
9 |
43.06 |
1.5 |
2.0 |
64.5 |
86.1 |
为了对莺歌海盆地的热流值计算提供更多可靠的岩石热导率数据, 考虑到盆地内各种有代表性的岩类,
我们从浅部到深部系统采样并测试数据51个. 结果表明, 热导率平均值的变化范围为0.577～3.427 W/m．K, 其中花岗岩、白云岩和大理岩的热导率很大,
平均 3.211 W/m．K, 而几乎所有泥岩和砂岩的热导率都小于2.0 W/m．K
. 由于采集的砂、泥岩样品十分松散, 基本上已自然干燥, 测试结果只能代表岩石骨架的热导率,
必须对其进行饱水校正. 但是松散的样品无法作饱水实验,
我们根据饱水度及孔隙度资料对砂、泥岩样品热导率进行了饱水校正,
校正后的砂、泥岩热导率变化范围在1.243～2.713 W/m．K. 在计算热流时,
应该采用与测温层段相应深度上岩石热导率的加权平均值.
在莺琼盆地所采集的岩石样品的深度与测温的深度往往不一致,
考虑到大部分测温井段都是泥岩、砂质泥岩和砂岩、泥质砂岩互层,
从热导率的测试结果来看, 它们之间的差别并不很大.
因而, 我们在全区采用泥岩和砂岩的厚度加权平均,
得到干样的平均热导率值为1.5 W/m．K,
经饱水校正后的热导率平均值为2.0 W/m．K.
在计算热流值时应采用岩石饱水条件下的热导率.
根据干样和饱水校正的平均热导率值计算的莺歌海盆地及各构造区的热流值见表1. 莺歌海盆地平均热流值为84.1
mW/m2, 它代表了盆地的区域热背景. 在莺歌海盆地中以东方1-1, 乐东22-1和乐东20-1构造区的热流值为最高,
均在85 mW/m2以上, 这些高热流区都位于莺歌海盆地的中央泥拱带. 但是, 在乐东15-1构造区的钻井温度数据较少,
几乎都是试油时测量的数据, 在进行热流计算时没有挑选的余地.
我们在乐东15-1构造上获得的地温梯度只有
31.15℃/km, 估计是因为地下流体的垂向运动对钻井中温度场的干扰很大,
地温梯度小于传导地温梯度, 因此所计算的热流值不能代表区域背景热流值,
其值未参与平均值的计算.
2 构造热演化模拟
2.1 新生代构造演化史
莺歌海盆地是一个新生代的转换伸展盆地, 在其演化历史中伸展和岩石圈大幅度减薄是控制盆地演化的主要因素[4～6]. 地球物理资料表明, 莺歌海盆地前第三系基底最大埋深达 17 km左右, 莫霍面埋深约22 km, 地壳厚度仅5 km左右, 说明该盆地在第三纪以来经历了强烈的拉伸、地壳减薄并产生大幅度的沉降.
根据沉降史分析[3], 莺歌海自始新世以来经历了3次由快到慢的沉降过程: (1) Tg～T7发育阶段(50～28 Ma), 其中Tg～T9 (50～45 Ma)为快速沉降期, 随后沉降变慢, 在37～28 Ma最慢,
并出现局部隆起, 在T7界面上可以观察到反转隆起和剥蚀现象; (2) T7～T3发育阶段(28～5.2 Ma), 其中T7～T6 (28～22 Ma)是第2次快速沉降期, 在盆地的不同部位沉降持续的时间不同, 盆地的西侧和北缘快速沉降一直持续到T5, 然后才进入缓慢的沉降阶段; (3) T3～现今(5.2～0 Ma), 从T3开始第3次快速沉降, 至T27(1.9 Ma)之后沉降速度有所减慢. 盆地的多期沉降史反映了盆地多幕式的拉伸构造热演化过程.
2.2
模型特征
盆地在演化过程中, 伸展和岩石圈减薄是主要的控制因素.
从莺歌海盆地地壳结构来看, 地壳厚度与构造沉降有很好的对应关系,
沉降幅度大的地区地壳薄, 而沉降幅度小的地区地壳厚,
可以采用纯剪切模型来模拟该盆地的多期拉伸过程.
针对莺歌海盆地新生代构造演化特征, 我们采用二维横向不均匀拉伸模型[4,5]来模拟盆地热演化历史. 该模型重点考虑了盆地演化的如下特征:
2.2.1 拉张运动的多期性 莺歌海盆地在新生代仅50
Ma内共经历了3期强烈的拉伸活动.
由于岩石圈减薄, 引起热软流圈上涌,
扰动了岩石圈的温度场, 温度上升.
拉伸结束之后, 岩石圈逐渐冷却,
同时岩石圈底界下沉和加厚. 一般认为岩石圈的热松弛时间为60
Ma左右, 然而莺歌海盆地单期演化时间最长不超过30
Ma, 远小于热松弛时间, 因此每次都是在热扰动没有完全消失的情况下新的拉张运动又开始了,
后期的热扰动必然是叠加在前期尚未稳定的温度场之上,
使热流和沉降量相对增加[4]. 所以, 在模拟这类年轻的多期拉张盆地时,
不能只简单当作多个单期拉张运动, 必须考虑各期拉张活动之间的继承性和相互叠加作用.
2.2.2 拉张运动的非瞬时性 拉张盆地的构造热演化过程分为两期,
即拉张期和张后沉降期. 如果拉张期的时间相对于张后沉降期(或构造热演化过程)所经历的时间十分短的话,
那么拉张过程可以视为瞬时的. 莺歌海盆地3期构造热演化持续的时间分别为22, 22.8和5.2
Ma, 而各期拉张所经历的时间分别为5, 6和3.3 Ma. 虽然拉张时间很短, 但相对于每期的演化时间而言却是不可忽略的. 因此, 只有采用非瞬时拉张模型(这里采用匀减速拉伸模式[5]), 才能体现岩石圈的拉伸在有限的时间内完成这一特点.
2.2.3 拉张运动的横向不均匀性 对于小型的拉张盆地
(宽度小于或等于100 km)而言, 横向热损失是比较大的. 这种横向热损失的存在,
加速了岩石圈的冷却和下沉. 因而,
在盆地的演化过程中, 伸展与冷却往往是同时存在的.
由于伸展作用产生的热异常在伸展期内可能就已经消失了,
因此在这类盆地中可以观测到非常快速的沉降和沉积[6].
莺歌海盆地就是一个典型的小型拉伸盆地, 横向热传递的作用在构造热演化模拟中不容忽视, 必须采用二维的横向不均匀拉张模型.
2.3
模拟结果
为了对莺歌海盆地的热演化历史有一个比较全面的了解, 在盆地内选择了AA-BB剖面作为计算模型(图1).
图1 （a）AA-BB剖面，（b）莺琼盆地构造略图[7]
1示砂岩体，2示盆地边界，3示断层及编号，4示气田，
5示泥底辟构造，6示新生界等厚线（km）
经过模拟计算, 剖面各时期拉张系数列于表2. 拉张系数结果表明, 盆地所经历的3期拉张程度相差不大, 最大拉张系数达1.597(表2). 从横向上来看, 盆地所经受的拉张很不均匀, 剖面40～70 km处(序号4～7, 表2)拉张系数为1.383～1.597, 是盆地深凹陷区, 而0～40 km (序号1～3)及70～110
km(序号8～10)范围内,
为盆地斜坡区, 拉张系数在1.027～1.395. 110 km以外(序号11～14)为莺歌海盆地的外缘, 拉张系数很小(1.015～1.087).
表2 AA-BB剖面各时期拉张系数a)
| 序号 |
距离/km |
β1 |
β2 |
β3 |
1 |
0.00 |
1.270 |
1.390 |
1.216 |
2 |
8.38 |
1.278 |
1.395 |
1.233 |
3 |
16.19 |
1.291 |
1.375 |
1.271 |
4 |
41.00 |
1.492 |
1.597 |
1.446 |
5 |
60.00 |
1.552 |
1.511 |
1.431 |
6 |
64.14 |
1.525 |
1.486 |
1.394 |
7 |
69.72 |
1.540 |
1.424 |
1.383 |
8 |
92.02 |
1.171 |
1.253 |
1.169 |
9 |
102.00 |
1.060 |
1.196 |
1.133 |
10 |
108.55 |
1.027 |
1.097 |
1.124 |
11 |
113.42 |
1.024 |
1.030 |
1.087 |
12 |
120.19 |
1.020 |
1.025 |
1.063 |
13 |
128.31 |
1.017 |
1.027 |
1.040 |
14 |
139.68 |
1.015 |
1.022 |
1.028 |
a)
β1,β2,β3分别为第1, 2, 3期
盆地基底热流主要受拉张特征控制. 拉张程度越高的地区, 其基底热流值也越大, 基底热流与基底形态呈较好的镜像关系(图2). 基底热流随时间的变化可以反映拉张对盆地热历史的影响.
在拉张期, 基底热流随拉伸而上升,
在张后沉降期, 热流处于下降状态.
在新生代演化期间, 盆地基底热流始终处于50～70 mW/m2之间(图2, 3). 其中每期的最高热流呈上升趋势,
由第1期的63 mW/m2至第2期的65 mW/m2, 第3期上升至68 mW/m2左右(图3). 这说明盆地每拉一次,
就更热一次, 整体处于逐步升温状态;
5.2 Ma以来是盆地古地温最高时期, 约在1.9
Ma达至峰值; 目前盆地正处于热流下降期.
盆地3期拉张程度相当, 而基底热流却一次比一次高, 这正反映出多期拉张的继承性和叠加作用.
因此, 盆地目前的热状态是多期拉张演化的结果,
只是最后1期拉张的作用影响最大.
图2 AA-BB剖面各时期基底热流与基底形态
实践代表基底热流，虚线代表基底形态，基底形态由地层回肃得到，
由于地层剖面中缺失T9（45Ma），故未列此时的基底形态
图3AA-BB剖面60km处基底热流随时间变化曲线
由于采用的是匀减速拉张模式，最大热流值并不出现在
拉张基结束的时刻，而是略靠前[4，5]
模拟结果显示, 目前盆地内基底热流一般在60～70 mW/m2之间. 根据莺歌海盆地39块岩石样品铀、钍和钾等放射性元素含量的测量结果,
盆地沉积层内放射性元素生热率的平均值为1.276
μW/m3. 而盆地沉积层厚度一般在8～17 km, 其放射性生热在10～20 mW/m2左右. 考虑到沉积层放射性生热, 盆地地表热流应在70～90 mW/m2之间, 与实测大地热流结果(84.1 mW/m2)一致.
3 结论
我们依据“今、古地温并举”的思想, 研究了莺歌海盆地在新生代的热演化历史.
首先, 根据实测资料计算了莺歌海盆地的大地热流,
然后应用二维横向不均匀拉张模型模拟了盆地构造热演化历史.
二者结果相当吻合. 研究认为,
莺歌海属逐步升温盆地, 现今平均大地热流为84.1
mW/m2, 其中基底热流60～70
mW/m2, 约占地表热流的80%, 放射性生热10～20 mW/m2, 约占20%. 尽管莺歌海盆地在新生代多次拉张, 并接受了巨厚的沉积物堆积,
但基底热流并未呈现异常高值. 这是由于:
第一, 尽管盆地总体拉张程度很大,
但由于分3期拉张, 各期拉张程度较平均, 故都不很大;
第二, 盆地尺度很小, 尤其在早期, 盆地尺度更小. 因而, 由岩石圈拉张减薄、软流圈上涌引入的热异常能在有限的拉张时间内很快散失,
并产生较大的沉降, 接受大量沉积.
致使拉张结束时, 古热流升高不大,
且在张后沉降阶段又进一步迅速降低.
国家自然科学基金（批准号：49732005，49804004）和“九五”国家重点科技攻关（批准号：96110）资助项目
何丽娟（中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029）
熊亮萍（中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029）
汪集?（中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029）
杨计海（中国海洋石油南海西部公司, 湛江 524057）
董伟良（中国海洋石油南海西部公司, 湛江 524057）
参 考 文 献
1，李雨梁, 黄忠明. 南海北部大陆架西区热演化史.
中国海上油气(地质), 1990, 4(6): 31～39
2，李雨梁, 张泉兴, 张启明. 崖13-1气田的热异常. 中国海上油气(地质),
1992, 6(5): 33～39
3，龚再升, 李思田, 等. 南海北部大陆边缘盆地分析与油气聚集. 北京:
科学出版社, 1997. 1～510
4，何丽娟, 熊亮萍, 汪集?, 等.
沉积盆地多期拉张模拟中拉张系数的计算. 科学通报, 1995, 40(24): 2 261～2
263
5，何丽娟, 熊亮萍, 汪集?. 拉张盆地构造热演化模拟的影响因素.
地质科学, 1998, 33(2): 222～227
6，Pitman W C, Andrews J A. Subsidence and thermal history of small pall-apart basins,
In: Kevin T B, Nicholas C B, eds. Strike-slip Deformation, Basin Formation and
Sedimentation. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Special Publication,
1985. 1～300
7，张启明, 胡忠良. 莺-琼盆地高温高压环境及油气运移机制. 见:
莺歌海盆地石油地质论文集. 北京: 地震出版社, 1993. 78～84
1999-10-25
