西湖凹陷热流演化史模拟及成藏意义*

沈伟锋 于仲坤 刁 慧 张 涛

（中海石油（中国）有限公司上海分公司上海200335）

西湖凹陷位于东海陆架盆地的浙东坳陷，面积为5.7×104km2，水深60～150 m，沉积厚度最大可达17 km左右。自1980年勘探以来，西湖凹陷陆续发现了20多个油气田，证实其主要烃源岩为平湖组煤系地层，但已发现油气田主要分布在西部斜坡带和中央反转构造带的中南部（图1），而且气多油少，构造大、充满度低[1-2]，经济性不理想，这与盆地大规模的烃源岩发育不匹配[3]。因此，研究西湖凹陷烃源岩的热成熟度和有效性成为最重要的课题之一。

热流演化史（即热史）研究是烃源岩成熟度评价的关键，也是盆地模拟中的一个核心环节。过去有学者曾对西湖凹陷做过盆地模拟分析，何将启[4]利用“八五”期间的资料成果开展了对该地区的盆地模拟分析，指出断拗转换时期的热衰减明显；仝志刚等[5]利用已钻井地温、平湖组底界深度和岩石圈底界深度的相关性，把钻井地热研究结果外推到无井区域，开展了该地区烃源岩热成熟度研究，但这些模拟研究大多是基于一维或二维盆地模拟技术。随着3D地震和钻井资料的增加以及计算机技术的发展，目前利用3D盆地模拟技术进行热史分析已经成熟[6-7]，因此本次研究采用3D正演模拟技术，利用盆地模拟中的岩石圈模型，同时考虑热流传导、对流和放射性生热，对西湖凹陷进行系统的热史定量评价，进而分析热成熟度与油气成藏的关系。

图1 西湖凹陷构造位置及样品点分布Fig.1 Tectonic location and data point distribution of Xihu sag

从20世纪70年代开始，我国在东海地区开展了大量的重磁、遥测浮标、海底地震（OBS）和常规地震等地球物理调查，在岩石圈结构[8-11]、大地热流[12-16]等方面取得了重要进展和成果，为本次模拟研究中相关参数的优选提高了条件；同时，覆盖整个凹陷的大面积3D地震资料以及基于90多口钻井资料所建立的精细构造和岩性模型提高了回剥法计算构造沉降史的精度，最终获得了较可靠的基底热流和温度场，并通过多口井的Ro值、井底温度和DST测试温度数据进行了标定校正。

1 精细构造、地层、岩性模型的建立

通过对西湖凹陷区域构造沉积演化的理解，分别建立了精细的构造模型、地层模型和岩性模型，考虑了压实校正、剥蚀量恢复等。

1）构造模型。自早三叠世以来，欧亚板块分别受到来自东侧太平洋板块和中国大陆西部的印度洋板块俯冲的叠合作用，此强彼弱，旋扭滑移，引起东海海域岩石圈多期拉伸和盆地的形成[1，17-19]，晚三叠世—中侏罗世形成被动大陆边缘盆地，晚侏罗世—早白垩世则形成类似安第斯型活动大陆边缘盆地[20-21]，而晚白垩世—古近纪板块的“后退式”俯冲形成一系列向东变新的弧后盆地[22]。西湖凹陷位于浙东坳陷带，发育在元古界—中生界火成岩和变质岩基底之上，局部残留中生界沉积，由于岩石圈拉张减薄发生沉降而形成裂谷或伸展盆地，早期（96～65 Ma）形成若干小型箕状断陷，至始新世逐渐联合形成统一的裂陷，始新世晚期（32 Ma）太平洋板块俯冲转向发生断-拗转换，后期经历晚中新世的构造反转，上新世开始进入区域沉降阶段（图2）。

图2 西湖凹陷地层综合柱状图Fig.2 Stratigraphic column of Xihu sag

2）地层模型。依据2015年综合科研成果建立西湖凹陷地层模型，包括15个地震层位的重新解释，覆盖面积约44 000 km2，其中3D区面积18 600 km2，2D测线长度20 000 km。地层模型地质年龄依据“十三五”最新成果进行重新厘定，垂向上再劈分成70个小层，如图2、3所示。

3）岩性模型。依据沉积相分析结果建立西湖凹陷岩性模型。西湖凹陷基底岩性以元古界变质岩和侏罗-白垩系的火成岩为主，沉积地层以海陆过渡相-陆相砂泥岩沉积为主（图2）。通过对全区各地层段的岩性分布按沉积相进行统计，并按层组进行砂泥百分含量的配比，从而建立岩性模型。其中，上始新统平湖组煤系地层为证实的烃源岩，形成平湖组-平湖组／花港组含油气系统[23]；而同为裂陷期沉积的中始新统宝石组暗色泥岩生烃潜力有待进一步证实，本次研究中将其作为潜力烃源岩。

在上述地质模型建立过程中，地层剥蚀量恢复是一个难点。西湖凹陷地震剖面上可识别出T30、T20和T12为3个大的不整合面，均存在不同程度的地层剥蚀。刘景彦等[24]利用地层外延、声波资料推算和镜煤反射率Ro等方法，系统计算了西湖凹陷平湖组、花港组和柳浪组顶面的剥蚀量。在此基础上，本次研究作了一些修改（图4）。

图3 西湖凹陷近东西向地震解释剖面Fig.3 Seismic line across Xihu sag in dip direction

图4 西湖凹陷T12、T20、T30界面剥蚀量分布图Fig.4 Erosion thickness of horizon T12、T20、T30 in Xihu sag

此外，西湖凹陷沉积厚度最大可达17 km左右，压实作用影响很大，不可忽略；同时，考虑到实际地层单元并非单一岩性，本次模拟中按照砂泥比进行加权，使同一单元同一相带中岩性一致，但压实校正中不同层位不同相带的压实曲线存在差异（图5）。

图5 西湖凹陷压实校正中不同层位孔隙度-深度关系Fig.5 Porosity vs depth curve of each zone for decompaction correction in Xihu sag

因此，本次研究中参照了何将启[4]的研究成果，砂岩和泥岩孔隙度压实恢复公式分别为

2 热模型的建立

根据Hantschel等[25]3D热模型的原理，考虑热流传导、对流和放射性生热等3种传播方式，其不稳态方程式为

式（3）中：λ为岩石全岩的热导率，W／（m·K）；ρ为岩石全岩的密度，kg／m3；c为岩石全岩的比热容，J／（kg·K）；vp为孔隙流体的速度，m／s为孔隙流体的密度，kg／m3；cp为孔隙流体的比热容，J／（kg·K）；Qr是岩石全岩的放射性生热率，μW／m3。

模拟过程分解为两步：首先是岩石圈的热模拟，计算从岩石圈底界传入沉积基底的热流变化，可理解为岩石圈的尺度；接着是模拟热流在沉积盆地的变化，计算从沉积基底到地表（或海底）的温度变化，可理解为沉积盆地的尺度。模拟参数选取如下。

1）岩石圈模拟参数。需要定义的参数包括上、下边界条件，壳、幔深度及其密度，热传导、热对流和放射生热等热属性参数（表1）。具体参数赋值根据如下：

表1 西湖凹陷岩石圈模型输入参数及其参考依据Table1 Key simulation parameters of crustal model and their sources in Xihu sag

①上下边界条件。上边界条件用古地表（陆地）或古海底温度Tswi，参照Hantschel等[25]所述方法，按现今北纬29°推断；下边界条件用软流圈顶面温度Tb，假定为1 333℃。

②壳、幔深度。一般原始岩石圈厚度为125 km[26]，而东海海域的岩石圈自三叠纪以来至少经历了3次拉伸过程，因此西湖凹陷裂前的原始岩石圈厚度已经大幅变薄。假设盆地周边没受到拉张的闽浙隆起区作为原始岩石圈厚度，那么根据高德章等研究成果，该地区岩石圈底界埋深为74～85 km，原始地壳厚度为32 km[26]。另据万天丰等研究成果，中国东部为陆壳（厚）洋幔（薄）型岩石圈，古生代以前有200 km的原始岩石圈厚度，到中生代已被大幅拉伸减薄到了80 km[27]。因此，本次研究中选取西湖凹陷原始岩石圈埋深为76～80 km，同时凹陷范围的现今地壳厚度为13～29 km（相当于拉薄后的厚度），则地壳拉张系数为1.1～2.4。

③热属性参数。最大地壳放射性生热率和盆地拉张时间用于推算地壳和上地幔的生热率，其中最大地壳放射性生热率采用地表实测值1.48μW／m3[28]；20℃比热容值选取模拟工具默认值，分别为971 J／（kg·K）和710 J／（kg·K）。对比汪集旸等[29]大陆科学钻探在苏鲁地区地壳岩石样品测量的比热容值范围为816～1 076 J／（kg·K），平均914±70 J／（kg·K），而标准橄榄岩（上地幔）的比热容为750 J／（kg·K）[25]，可见本次研究取值是合理的。

本次模拟按照715 m×927 m面积为平面基本模拟单元，有效模拟单元约170 664个，有效模拟面积约42 772 km2。西湖凹陷3D岩石圈模型如图6所示。

图6 西湖凹陷3D岩石圈模型模拟输入参数Fig.6 Simulation input parameters of 3D crustal model in Xihu sag

2）沉积盆地模拟参数。同样，在岩性模型基础上来定义沉积物的热参数和边界条件。具体参数赋值依据如下：

①岩石热导率。根据栾锡武等[30]和Yang等[14]对西湖凹陷实际样品的测试结果，分泥岩、粉砂岩和砂岩等不同岩石类型，按照不同深度段建立分段的线性关系，结合岩性模型中每个地层的岩性百分比进行加权赋值，得到西湖凹陷不同层位不同相带的热导率值（表2）。

②岩石生热率。参照栾锡武等[28]的测量结果，采用同样方法给出西湖凹陷不同层位不同相带的生热率值（表2）。其中，表层东海群的生热率最高，为1.48μW／m3；三潭组、柳浪组、玉泉组和龙井组的生热率基本变化不大，大致稳定在1.2μW／m3左右；平湖组的生热率最低，为0.88μW／m3。

③岩石比热容。依据Hantschel等[25]提供的参考标准，砂岩和泥岩比热容分别取8 55 J／（kg·K）和860 J／（kg·K），然后按照实际砂泥比关系加权求出相应的比热容（表2）。

④边界条件。沉积盆地的下边界为岩石圈模拟得到的基底热流值，上边界为Tswi，而侧边界假设热流为0。

表2 西湖凹陷沉积岩石密度和热属性参数Table2 Density and thermal properties of sedimentary rocks in Xihu sag，East China Sea

3 热流演化史模拟

3.1 构造沉降曲线计算

在上述相关模型建立后，采用回剥法计算构造沉降曲线（或叫理论沉降曲线），其大致原理为总沉降量等于构造沉降量（即用水替换沉积物）加上沉积负载引起的沉降量，即

式（4）中：ht、hw和hsi分别为总沉降量、构造沉降量和第i沉积层的厚度和分别为软流圈、水和第i沉积层的密度。

如果已知现今水深、裂陷与裂后阶段各沉积层厚度及其对应的古水深以及消除上覆地层压实效应和考虑挠曲变形后每个地质时期的总沉降量ht，那么可得到构造沉降hw[25，31-32]。因此，模拟时还需选取现今水深和古水深参数。西湖凹陷现今水深根据地震资料解释得到的海底深度图选取；而由于缺乏古生物资料，古水深主要靠沉积相来判断，裂陷期发育的半封闭海湾-滨浅海和三角洲环境水深分别为0～100 m和10～24 m，裂后期主要发育的河流-湖泊环境水深在0～30 m。

3.2 古热流值计算及校正

Mckenzie[33]提出的均一拉张岩石圈模型很好地解决了地壳拉张变薄过程中产生的沉降空间和相应的热力学机制问题，所以被广泛应用于裂陷盆地的基底热流值计算，而且该模型目前已由一个拉张系数发展为几个不同物理层的拉张系数。因此，利用构造沉降曲线可“反演”计算拉张系数，再通过与热流的函数关系公式计算出古热流值[25，31，34]。

本次模拟中采用地壳βc和地幔βm这2个拉张系数，先给定几组地壳和地幔拉张系数值，计算出对应的构造沉降曲线，并与理论构造沉降曲线进行对比，最终选取最逼近的那条曲线参与计算。图7为该方法得到的西湖凹陷基底构造沉降及其对应的地壳拉张系数，可见模拟得到的西湖凹陷地壳拉张系数为1.1～2.4，与上述岩石圈模拟得到的地壳拉张系数是一致的。

在此基础上，模拟得到西湖凹陷不同地质时期的热流值，计算不同时期的温度和烃源岩成熟度Ro，再用现今实测的23口井校正后井底温度、50口井DST测试温度与42口井Ro测定值（数据点位置见图1）进行校验及修正，其中井底温度校正采用了Waples法[35-36]。

图7 西湖凹陷3D热流演化史模拟主要参数Fig.7 Key parameters of 3D heat flow history simulation in Xihu sag

4 模拟结果及其成藏意义

模拟结果显示，西湖凹陷现今基底热流分布在40～60 m W／m2，而裂陷末期（32 Ma）热流分布在60～70 m W／m2，且中央构造带高、两侧斜坡带低（图8a、b），符合裂谷盆地的特点，但远低于现今仍在张裂的弧后盆地——冲绳海槽的平均热流（为458 mW／m2）[15]，说明两者的盆地成因机制可能不同。根据岩石圈模型假设，通常发育完善的盆地，其裂后期岩石圈最终将冷却变厚，恢复到裂前水平，基底热流降低，且中央构造带比两侧斜坡带低[25，37]；但是，西湖凹陷现今岩石圈可能并没有冷却到位，或者因后期反转、岩石圈底界抬升而导致上覆岩层遭受剥蚀以达到均衡。对于模拟得到的现今地温梯度，中央构造带（＞3.4℃／100 m）高于斜坡带（＜3.2℃／100 m），西部靠近凹陷边缘出现的局部异常高值可能与隆起区局部岩浆活动的影响有关（图8c）。

图8 西湖凹陷3D热流演化史模拟结果图Fig.8 Results of 3D heat flow history simulation in Xihu sag

从西湖凹陷烃源岩热成熟度分布来看，平湖组顶面现今成熟度大致呈北高南低以及中央构造带高、两侧斜坡带低的特点（图9）。在GSH-1—HY7-1-1—HY14-1-1井一线，中北部为高—过成熟区（Ro＞1.3%），已发现气藏以干气为主（如YQ气田）；南部为高成熟度区，已发现气藏以凝析气或湿气为主（如HY7-1气田）；而西斜坡带为低成熟度区，则出现油藏（如平湖和宝云亭油气田）。这一分布规律反映了油气的垂向运移特征，有利于指导今后在斜坡带寻找规模性油藏。当然，这一区域油气的横向运移也比较活跃。

图9 西湖凹陷平湖组顶面现今成熟度图Fig.9 Thermal maturity map of top surface for Pinghu Formation（0 Ma）in Xihu sag

图10 西湖凹陷平湖组四段顶面热成熟度史图Fig.10 Thermal maturity history maps of top surface for zone No.4 of Pinghu Formation in Xihu sag

图11 西湖凹陷宝石组顶面热成熟演化度图Fig.11 Thermal maturity maps of top Baoshi Formation in Xihu sag

从西湖凹陷烃源岩热成熟度演化史来看，中央构造带北部地区平湖组四段顶部在15 Ma时期处于高—过成熟阶段（图10），而宝石组顶部早在25 Ma开始就已处于过成熟阶段，现今成熟度Ro＞4.0%（图11）。按照常规模拟方法，该地区烃源岩生排烃高峰时期在30 Ma，这样在圈闭形成时间配置上可能存在风险。但是，煤系烃源岩生烃动力学研究认为Ro=0.9%和1.3%时分别出现生油高峰和第一个生气高峰，Ro=2.3%左右出现第二个生气高峰（可能与液态烃裂解有关）；而且张功成等[3]和谢康珍等[38]研究也认为西湖凹陷平湖组煤系烃源岩在Ro=3.5%以上仍持续生烃[3，38]。因此，中央构造带北部“气源”潜力较大，如果配合好的盖层，则容易在该地区形成大中型气田。

5 结论

1）利用盆地模拟技术中的岩石圈模型，基于大面积的3D地震资料和90多口钻井资料，建立了西湖凹陷精细的构造、地层及岩性模型；同时，参考前人对西湖凹陷岩石圈模拟和热属性参数的研究成果，实现了该地区热演化史模拟。结果显示，西湖凹陷现今基底热流分布在40～60 mW／m2，裂陷末期（32 Ma）热流分布在60～70 m W／m2，且中央构造带高、两侧斜坡带低，符合裂谷盆地的特点；但是，西湖凹陷现今和裂陷末期热流值远低于现今仍在张裂的弧后盆地即冲绳海槽的平均热流值458 m W／m2，说明二者的盆地成因机制可能不同。因此，推测西湖凹陷现今岩石圈可能并没有冷却到位，或因后期反转、岩石圈底界抬升而导致上覆岩层遭受剥蚀以达到均衡。

2）基于模拟得到的西湖凹陷不同地质时期的热流值，计算了不同时期的温度和烃源岩成熟度Ro，并通过现今实测的23口井校正后井底温度、50口井DST测试温度与42口井Ro测定值进行了校验及修正。结果显示，西湖凹陷平湖组煤系烃源岩现今热成熟度与油气性质存在较好的相关性，凹陷中北部为高—过成熟区，气藏以干气为主，而凹陷南部和斜坡带则为低—高成熟区，以凝析气和油藏为主。因此，西湖凹陷南部和斜坡带是寻找规模性凝析气和油藏的有利区，凹陷北部是寻找大中型气田的有利区。