Tectonic-Thermal Evolution of Meso-Cenozoic Rift Basin in South Yellow Sea, Offshore Eastern China: Implications for Basin-Forming Mechanism and Thermal Evolution of Source Rocks
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摘要: 基于Advanced McKenzie地球动力学模型和Easy%RoDL化学动力学模型，建立了南黄海中-新生代（K13-Q）裂谷盆地的构造-热演化史，结合盆地深部壳幔结构、梳理周缘中-新生代板块汇聚与离散过程，讨论了该盆地低地热状态成因、成盆机制和烃源岩热演化.盆地地壳伸展系数约为1.22，岩石圈地幔伸展系数约为1.06；由裂陷期（K13-E2）至今，最高热流值仅由约76 mW/m2降低至约66 mW/m2，最高地温梯度仅由约37 ℃/km降低至约30 ℃/km，首次揭示低地热状态贯穿整个裂谷盆地发育阶段.低岩石圈地幔伸展系数、深部非镜像莫霍面分布、盆地发育阶段仅处于弧后远场拉张应力环境，均指示成盆过程中深部伸展上涌强度低，是导致其持续低地热状态的根本原因，深部热应力不是其主要成盆动力来源；依据高地壳伸展系数和控盆拆离断层演化，认为印支-燕山期先存逆冲断裂复活形成壳间拆离体系，并以简单剪切变形方式控制裂谷盆地发育，是其根本成盆机制；南、北部坳陷烃源岩主排烃期为三垛组二段沉积时期，自渐新世构造反转后热演化终止，古埋深和古地温场条件共同控制现今南、北部坳陷相同深度烃源岩热成熟度差异.Abstract: The tectonic-thermal evolution history of the Meso-Cenozoic rift basin in the South Yellow Sea is established by using Advanced McKenzie geodynamic model and Easy%RoDL chemical kinetic model, combined with the deep crust and lithospheric mantle structure of the basin, the process of Meso-Cenozoic plate convergence and dispersion around the basin is analyzed. In addition, the genesis of low geothermal state, basin-forming mechanism and thermal evolution of source rocks in the basin are discussed. The results show that the crustal extension coefficient is of about 1.22 and the lithospheric mantle extension coefficient is of about 1.06. From the rift period to the present, the maximum heat flow value only decreased from 76 mW/m2 to 66 mW/m2, and the maximum geothermal gradient only decreased from 37 ℃/km to 30 ℃/km. It is revealed that the low geothermal state runs through the whole rift basin development stage for the first time. Low lithospheric mantle extension coefficient, deep non-mirror Moho distribution, the development stage of the basin are only in the far field tensile stress environment behind the arc, all indicate that the low intensity of lithospheric mantle extension and asthenosphere upwelling is low that is the fundamental reason for the continuous low geothermal state of the basin, and the deep thermal stress is not the main power source of the basin formation. According to the high crustal extension coefficient and the evolution of the detachment fault, it is suggested that the Indosinian and Yanshanian thrust fault regenerated to form the intra-crustal detachment system, and controlled the development of rift basin by simple shear deformation, which is the basic basin-forming mechanism. The main oil expulsion of the source rocks in the southern and northern depressions is the sedimentary period of the second member of the Sanduo Formation, and the thermal evolution of the source rocks ended since the Oligocene tectonic inversion. Paleo-buried depth and paleo-geothermal field jointly control the thermal maturity differences of source rocks at the present same depth in the southern and northern depressions.
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主动伸展裂陷和被动伸展裂陷是裂谷盆地成因机制中的两个理想端元模式，将深部热应力产生的主动伸展裂陷和远场拉张应力产生的被动伸展裂陷对立起来是不合适的，因为在裂谷盆地发育过程中，岩石圈伸展减薄和软流圈上涌是相互作用的结果.对裂谷盆地成因机制的研究，更加重要的是对大陆岩石圈伸展模式的深入认识（李思田等，2004；林畅松，2016）.大陆岩石圈的伸展变形机制主要分为3类：即纯剪切、简单剪切和纯剪切-简单剪切联合模式.不同岩石圈伸展模式下控制形成的裂谷盆地，在构造沉降特征、地壳与岩石圈地幔（以下简称地幔）伸展强度、浅部沉积盖层与深部壳幔结构，以及盆地热演化史等方面具有较大的差异（McKenzie，1978；Royden and Keen, 1980；Wernicke，1981；Kusznir et al., 1991；Lister et al., 1991；胡圣标等，1999）.盆地热演化史控制着烃源岩热演化过程与特征，不同类型、不同成因机制盆地则具备不同的热演化史（任战利等，2011；邱楠生等，2019）.含油气盆地构造-热演化史是深部构造活动在浅部的直观响应和记录，是揭示成盆动力机制和成藏动力条件的重要研究手段.
南黄海发育大型的中-新生代（K13-Q）裂谷盆地（以下简称南黄海盆地），勘探投入极低，其历经五十余年的勘探，至今仍未获得商业性油气突破.随着中国东部陆域及近海（以下简称中国东部）陆续进入高勘探程度阶段，临近陆域苏北盆地勘探成果丰硕，该盆地被认为是中国东部未来重要的勘探战略接替领域.南黄海-苏北盆地地温梯度仅约30 ℃/km，是中国东部罕见的低地热状态裂谷盆地（王良书等，1995；张功成，2012）.南黄海盆地的热演化史研究很薄弱，已钻井揭示烃源岩热成熟度较低，前人的研究全部是基于Easy%Ro化学动力学模型（以下简称模型）建立的（杨树春等，2003；庞玉茂等，2017），而该模型对成熟度较低（Ro < 0.9%）的烃源岩样品适用性不高（Nielsen et al.，2017）；尽管中国东部主要含油气盆地的岩石圈伸展模式和成盆动力机制研究已经趋于成熟（Ren et al., 2002；任建业，2018），但南黄海盆地还尚未开展此类研究工作，建立可靠的构造-热演化史有助于深入了解盆地的成因机制；盆地烃源岩热演化差异明显，已钻井揭示北部坳陷上白垩统泰二段3 420 m烃源岩（Ro超过0.9%）已进入生油窗并接近生油高峰，而南部坳陷古近系阜宁组四段3 400 m烃源岩（Ro约0.6%）却仍处于低熟阶段.北部坳陷现今地温梯度约为31 ℃/km，南部坳陷现今地温梯度约为29 ℃/km，3 400 m左右地温相差不超过10 ℃，不足以造成如此大的成熟度差异.
针对上述面临的实际勘探问题，本文开展了基于岩石圈尺度的Advanced McKenzie地球动力学模型正演，建立了盆地壳、幔伸展系数和热流演化史，明确岩石圈伸展模式，并进一步结合适用于低成熟度样品的Easy%RoDL模型约束得到可靠的地表热流史.从盆地深部壳幔结构，周缘中生代以来西太平洋构造域的板块汇聚和离散过程，讨论了盆地低地热状态成因；从岩石圈伸展模式和控盆拆离断层演化，讨论了成盆机制；从烃源岩热演化过程讨论了南、北部坳陷现今烃源岩成熟度差异的控制因素.这对深入认识南黄海盆地的油气勘探潜力和指导下步油气勘探部署具有重要意义.
1. 区域地质概况
南黄海盆地位于下扬子构造区在海域的延伸（图 1a），和苏北盆地为一个统一的大型叠合盆地，面积约为15×104 km2，平均水深为46 m，其北侧为苏鲁造山带，是晚三叠世中期华北板块和扬子板块碰撞（印支运动）形成的造山带（图 1b），向东延伸至朝鲜半岛（董树文等，2019）；西侧为郯庐断裂带，形成于华北板块与扬子板块的碰撞造山过程中（朱光等，2016）；南侧为江绍断裂，其形成可追溯至元古代，早古生代扬子板块与华夏板块曾沿该断裂发生过强烈的北西向逆冲挤压和北东向左行走滑（加里东运动）（杨树峰等，2019）.盆地存在双层基底构造，即太古代-早元古代形成的深层变质岩系构成的相对刚性的陆核，环绕变质岩陆核发育的相对韧性的中-新元古代形成的浅变质岩.在三叠世以前，南黄海盆地与整个扬子板块一致，发育稳定的海相和海陆过渡相沉积，之后经历了印支运动和燕山运动，在早白垩世晚期（K13）受太平洋板块近北西向俯冲下（Ren et al., 2002），盆地处于远场拉伸应力环境开始伸展裂陷，因此盆地在前裂陷期经历了强烈的近南北向挤压改造（图 2）.盆地存在4个构造单元：中部隆起和勿南沙隆起是残余的中-古生代海相盆地，“中-新生代裂谷盆地”即是指盆地的南部坳陷和北部坳陷.
图 1 南黄海盆地构造位置、构造格局和研究区构造剖面Fig. 1. Tectonic position, tectonic framework and structural section of the South Yellow Sea basin
图 2 南黄海中-新生代陆相裂谷盆地综合柱状图和前裂陷期构造事件图Fig. 2. Mesozoic-Cenozoic continental rift basin histogram and pre-rift tectonic event in the South Yellow Sea南、北部坳陷最大埋深均超过6 km，在裂陷期发育下白垩统赤山-浦口组、上白垩统泰州组、古近系发育阜宁组、戴南组和三垛组（图 2）：其中赤山-浦口组主要以灰色泥岩和含砾砂岩为主；泰州组分为两段，泰一段主要为砂岩、灰色泥岩夹少量膏岩，而泰二段沉积时存在区域性的湖侵事件，发育大套的黑色泥岩；古新统阜宁组分为4段，其中阜一段和阜三段均以砂岩为主，仅夹少量的灰色泥岩；而阜二段和阜四段沉积时期，也存在区域性的湖侵事件，发育大套的黑色泥岩；始新统戴南组和三垛组主要以辫状河和曲流河沉积为主，岩性以大套砂岩和灰色泥岩互层为主，是重要的储层发育段；盆地在渐新世发生了强烈的挤压和构造抬升，伸展裂陷终止发育；自新近纪后盆地再次接受沉积发育了新近系盐城组和第四系东台组.多期湖侵事件形成的生油层也是重要的盖层，因此在纵向上形成了多套储盖组合.
盆地的主要生油层是泰二段，阜二段和阜四段，但是分布具有差异性，其中北部坳陷的主力生油层泰州组为Ⅰ-Ⅱ1型，好-优质烃源岩，阜二段整体为Ⅱ2或Ⅲ型，中等烃源岩；南部坳陷主力生油层是阜四段和阜二段（徐建永等，2019），为Ⅱ2-Ⅲ型，中等-优质烃源岩.南、北部坳陷烃源岩的成熟度差异明显：北部坳陷Well-A井3 420 m泰二段烃源岩Ro超过0.9%，Well-C井2 200 m阜二段烃源岩Ro约为0.7%；而南部坳陷Well-B井和Well-D井在3 400 m钻遇的阜四段烃源岩Ro仅约为0.6%；Well-E井在3 000 m钻遇的阜二段烃源岩Ro < 0.5%.
本文分别选取两口实钻井用于本次研究，两个次级凹陷结构完整（图 1c、1d），凹陷内钻井揭示层位齐全，三维地震资料覆盖且构造解析落实，未钻遇层位通过引层结合VSP推测.
2. 地球动力学模型正演
2.1 Advanced McKenzie地球动力学模型
McKenzie（1978）提出的纯剪切模式（图 3a）和McKenzie动力学模型（图 3b）一直是石油地质领域公认的经典沉积盆地模型，该模型是一种瞬时的均匀拉张模型，即在伸展应力的作用下，岩石圈发生减薄并导致软流圈以一个恒定的温度上涌，之后伴随块体的断裂和沉降.模型假设这个过程是在裂陷期最后一刻瞬间发生的，而在伸展应力消失之后，岩石圈恢复热平衡发生热沉降.盆地的总沉降量是由两部分组成的，即瞬时拉张时均衡补偿及断层控制的初始沉降量和热沉降量两部分.该模型首次建立了热沉降量与岩石圈伸展系数、岩石圈初始厚度、盆地充填物及软流圈顶面温度的函数关系.Wernicke（1981）提出的简单剪切模式（图 3a）认为岩石圈的伸展减薄是沿切穿整个岩石圈的低角度正断层（拆离断层）的滑动来完成的，并在浅部控制裂谷盆地发育.实际上大部分控制裂谷盆地发育的拆离断层多收敛于莫霍面和地壳内部，鲜有能够切穿整个岩石圈直至软流圈的大型拆离断层（Kusznir and Matthews, 1988）.当地质学家认识到地壳和地幔的脆、韧性流变学差异后，同时考虑深部地幔（或包含下地壳）韧性纯剪切和浅部地壳（或仅包含上地壳）沿拆离断层脆性简单剪切的联合剪切模式（Kusznir et al., 1991；Lister et al., 1991；漆家福等，1995），是当前广泛认可的裂谷盆地发育模式（图 3a）.
图 3 岩石圈伸展模式、McKenzie地球动力学模型和Advanced McKenzie地球动力学模型a. 岩石圈伸展模式；b. McKenzie地球动力学模型；c. Advanced McKenzie地球动力学模型. 符号注释：a.初始地壳和地幔长度，两者总厚度（m）；β.岩石圈伸展系数；tc.初始地壳厚度（m）；tm.初始地幔厚度（m）；βc.地壳伸展系数；βm.地幔伸展系数；Ta.软流圈恒定温度，1 333 ℃；Tswi.沉积水界面温度（℃）Fig. 3. Lithospheric extension model, McKenzie geodynamic model and Advanced McKenzie geodynamic model基于上述认识，Advanced McKenzie非均匀拉张地球动力学模型（图 3c）在引入了地壳伸展系数（βc）和地幔伸展系数（βm）后（Hantschel and Kauerauf, 2009），统一的岩石圈伸展划分为地壳伸展和地幔伸展两个部分，盆地发育阶段包括：（1）地壳和地幔不断变薄的伸展裂陷阶段；（2）恢复岩石圈厚度的热沉降阶段.通过理论构造沉降量与实际构造沉降量拟合即可确定盆地各阶段的地壳与地幔伸展系数、盆地的伸展模式和热流变化趋势.
其具体的方法过程为：（1）通过对沉积地层进行回剥，以获得盆地的实际构造沉降曲线；（2）对实际构造沉降曲线进行伸展阶段的划分；（3）利用地球动力学模型，设置裂陷期与裂后期的时限，不断迭代地壳和地幔伸展系数，实现理论构造沉降曲线与实际构造曲线的拟合，其伸展系数可以确定成盆过程中的伸展机制；（4）确定伸展系数后，可以得到一个初步的背景热流演化趋势，进一步利用镜质体反射率和钻井温度进行约束检验.
2.2 模型参数设置
模拟所需的参数主要包括岩石圈结构和热物理参数，与地层岩石热物理参数两大类（Hantschel and Kauerauf, 2009）.胥颐等（2008）、祁江豪（2015）、陈艳等（2017）和Kim et al.（2019）等利用Pn波速度结构反演、海底地震仪或布格重力异常反演得到的南黄海-苏北盆地的莫霍面深度约为32~34 km，且南、北部坳陷没有较大差异，因此本文使用32~ 34 km作为模型的地壳厚度.横贯整个下扬子板块的HQ-13地学断面表明，苏北盆地周缘未发生岩石圈减薄的地区现今岩石圈厚度约为120 km（陈沪生和张永鸿，1999），考虑到南黄海盆地存在过约1~2 km的抬升剥蚀，因此使用122 km岩石圈初始厚度较为合适，其余岩石圈热物理参数见表 1.陈沪生和张永鸿（1999）基于200余块下扬子地区岩石的热导率测试和U、Tk、K含量测定，建立了完整的地层热导率柱和地层生热率柱.在参考下扬子地层热导率柱和生热率柱的基础上，利用地层岩性比例对地层岩石热物理参数进行了混合.南黄海中-新生代盆地以陆相沉积为主，模型中设置15 ℃沉积水界面温度和50 m古水深不变.
表 1 南黄海盆地岩石圈结构和热物理参数Table Supplementary Table Lithospheric structure and thermophysical parameters of the South Yellow Sea basin岩石圈结构和热物理参数 数值 裂陷期(Ma) 106 裂后期(Ma) 32 膨胀系数(K-1) 3.3×10-5 (地壳) 5.0×10-5(地幔) 热导率(W/m/K)(20 ℃） 2.65(地壳) 4.0(地幔) 扩散系数(m2/s) 0.804×10-6(地壳) 6.0×10-6(地幔) 软流圈温度(℃) 1 333 沉积水密度(kg/m3) 1 040 地壳密度(kg/m3) 2 800 地幔密度(kg/m3) 3 300 现今地壳厚度(km) 32~34(含沉积层) 岩石圈初始厚度(km) 122 注：岩石圈热物理参数参考Hantschel and Kauerauf (2009)；现今地壳厚度参考考胥颐等(2008)，祁江豪(2015)，陈艳等(2017)和 Kim et al.(2019) ；初始岩石圈厚度参考陈沪生和张永鸿(1999).2.3 沉降特征、伸展系数与背景热流模型
通过对沉积地层回剥得到的最大构造沉降量约为1 900~2 200 m（图 4），相比渤海湾盆地渤中凹陷约4 500 m、辽中凹陷约4 000 m，东营凹陷约3 200 m的构造沉降量要小（刘琼颖和何丽娟，2019）.南、北部坳陷的沉降特征较为相似且表现为两期伸展裂陷，因此模型需要划分为两个阶段，分别包含了早白垩世晚期一个短暂的伸展裂陷阶段和晚白垩世早期的一个长时间的热沉降阶段，其可以合并为裂陷Ⅰ阶段，模型中设置此阶段裂陷期（Syn Rift）为106~96 Ma，裂后期（Post Rift）为96~72 Ma；从晚白垩世晚期即泰州组二段沉积开始，盆地开始进入活跃的伸展裂陷阶段，并一直持续到渐新世构造抬升发生前，因此划分为裂陷Ⅱ阶段，此阶段的裂陷期为72~32 Ma，裂后期为32~0 Ma.
图 4 北部坳陷和南部坳陷构造沉降趋势、伸展阶段划分、壳幔伸展系数和初步背景热流模型Fig. 4. Tectonic subsidence trend, extension stage division, crust-mantle extension coefficient and preliminary background heat flow model in the northern and southern depressions模拟过程中需要详细推导各阶段的伸展系数，裂陷Ⅰ阶段伸展后的地壳和地幔厚度是裂陷Ⅱ阶段的初始厚度，现今地壳厚度和初始岩石圈总厚度作为约束条件，不断反复迭代理论构造沉降量和实际构造沉降量，以40 km初始地壳厚度建立该盆地的伸展过程.北部坳陷裂陷Ⅰ阶段地壳和地幔伸展系数分别为1.05和1.02，裂陷Ⅱ阶段地壳和地幔伸展系数分别为1.14和1.04，地壳总伸展系数为1.20，地幔总伸展系数为1.06，总伸展系数为1.27（图 4a）；南部坳陷裂陷Ⅰ阶段地壳和地幔伸展系数分别为1.07和1.03，裂陷Ⅱ阶段地壳和地幔伸展系数为1.16和1.03，地壳总伸展系数为1.24，地幔总伸展系数为1.06，总伸展系数约为1.32（图 4b），稍大于北部坳陷的总伸展系数1.27，这与Well-B井构造沉降量稍大的特征相符合.同时，两口钻井所在的次级凹陷埋深较大，两者平均值具有一定代表性，平均地壳总伸展系数约为1.22，地幔总伸展系数约为1.06，即地壳的伸展系数明显大于地幔伸展系数，根据裂谷盆地伸展机制（图 3a）和Advcnced McKenzie动力学模型的原理（图 3c），南黄海盆地岩石圈伸展模式主要以地壳简单剪切变形为主，地幔纯剪切变形较弱，但仍需要考虑动力机制的来源，以及是否存在拆离断层及其规模，进一步确定盆地的成盆机制.由于没有裂陷Ⅰ阶段这一期沉积层的镜质体反射率，无法对其反演进行约束，且裂陷Ⅰ阶段的持续时间和沉降强度都很低，对烃源岩热演化的影响不大.因此可以将裂陷期合并成一个裂陷阶段进而拟合总沉降量获得一个初步的背景热流模型.地球动力学模型计算的初步背景热流模型表明盆地的最高热流值出现在裂陷期的最后时刻，在渐新世构造抬升发生后逐渐降低（图 4c、4d）.同时北部坳陷的热流在裂陷期和裂后期均小于南部坳陷.然而地球动力学模型模拟所需的参数较多，且无法考虑岩浆活动，造山带或深大断裂等高热异常区带来的影响，需要进一步利用合适的有机质化学动力学模型和钻井温度进行检验约束.
3. 有机质化学动力学模型反演
在埋藏史已知并且得到初步背景热流模型的情况下，则可以得到地层经历过得的古地温，并由古地温计算得到地层的成熟度（即Ro），通过反复修改假定的初步热流史实现计算成熟度与实测成熟度拟合，则可得到地表热流史.
3.1 Easy%RoDL化学动力学模型
Schenk et al.（2017）和Nielsen et al.（2017）在重新定义总反应程度、指前因子和活化能分布后，分别提出了Easy%RoDL和Basin%Ro两个全新的模型.两个模型假定指前因子具有普遍适用性，与Easy%Ro初始Ro为0.2%不同，Easy%RoDL和Basin%Ro初始Ro分别为0.22%和0.21%.Easy%RoDL和Basin%Ro基于更多升温速率的热解实验，利用Kinetics动力学软件优化得到的活化能分布相较Easy%Ro稍高（图 5a）.在100~200 ℃，Ro大致处于0.5%~1.7%时，即常见的早生油窗到湿气窗阶段，Easy%RoDL和Basin%Ro预测的成熟度会稍低于Easy%Ro，在150~170 ℃后会快速地增加，两个模型在低成熟阶段的预测效果相比Easy%Ro有了极大的改进（图 5b），Peters et al.（2018）针对低熟至过熟阶段的烃源岩研究认为Easy%RoDL在Ro < 0.7%表现出了更加优异的古热流反演和成熟度预测效果，能够较好地预测Ro在0.7%~1.0%随深度变化产生的特征折线（characteristic dogleg）.考虑到南黄海盆地的低地热状态和整体烃源岩成熟度较低，因此笔者考虑使用全新的Easy%RoDL模型，并与经典的Easy%Ro模型展开一个简单类比.
图 5 Easy%Ro、Easy%RoDL、Basin%Ro活化能分布和镜质体反射率-温度关系Fig. 5. Distribution of activation energy of Easy%Ro, Easy% RoDL, Basin%Ro and the relation between vitrinite reflectivity and temperature3.2 模型差异及地表热流演化趋势
以实测镜质体反射率和钻井温度为重要约束条件，通过不断变化热流模型，获得的埋藏史和热流史如图 6所示.图 6b和图 6e分别展示了利用Easy%RoDL预测的Ro曲线拟合实测Ro，并对比了此热流史下Easy%Ro预测的Ro曲线，可以观察到Easy%Ro的确在成熟度较低阶段会出现预测值稍大的情况.图 6c和图 6f分别展示了以Easy%RoDL预测的Ro曲线和Easy%Ro预测的Ro曲线分别拟合实测Ro获取的地表热流史，可以观察到利用Easy%Ro反演的热流史明显低于Easy% RoDL反演的热流史.因此，样品成熟度较低时运用Easy%Ro反演热流史需要慎重，这会错误的低估实际热流史.
图 6 北部坳陷Well-A井和南部坳陷Well-B井埋藏史及热流演化史Fig. 6. Burial history and heat flow evolution history of Well-A in the northern depression and Well-B in the southern depression运用Easy%RoDL模型约束初步的背景热流模型，得到了南黄海盆地的热流演化过程（图 6c、6f）.北部坳陷热流值逐步升高至约78 mW/m2，模型边界条件估算的最高古地温梯度约为38 ℃/km，渐新世构造反转后热流值逐渐降低至现今约68 W/m2，现今地温梯度约为31 ℃/km；而南部坳陷最高古热流约为74 mW/m2，估算的最高古地温梯度约为36 ℃/km，渐新世构造反转后热流逐渐降低至现今约64 mW/m2，现今地温梯度约为29 ℃/km.可以发现，利用Easy%RoDL模型约束得到的裂陷期（K13-E2）北部坳陷最高热流值高于南部坳陷，现今实测地温梯度也是北部坳陷高于南部坳陷，与利用地球动力学模型得到的初步背景热流值相反，同时镜质体反射率未见高异常值排除岩浆活动，推测应该是北部坳陷受到了苏鲁造山带高热异常区的影响（李春峰等，2009）.
南黄海盆地裂陷期的最高平均热流值约为76 mW/m2，自渐新世构造反转后逐渐降低至现今约66 mW/m2，这与前人实测南黄海南部盆地68.8 mW/m2和苏北盆地68 mW/m2热流值比较接近（王良书等，1995；杨树春等，2003），利用模型边界估算的最古地温梯度约为37 ℃/km，这与中国东部主要含油气盆地有非常巨大的差异.以各盆地现今实测地温梯度、现今实测热流值、古地温标反演的热历史为例：松辽盆地在裂陷期的古地温梯度最高可达58 ℃/km，现今地温梯度为38 ℃/km，热流值为70 mW/m2（任战利等，2011）；渤海湾盆地裂陷期热流为81~88 mW/m2，现今地温梯度为35 ℃/km，热流值约为66.7 mW/m2（Qiu et al., 2022）；东海盆地西湖凹陷裂陷期最高热流值约为83 mW/m2，现今地温梯度约为32.7 ℃/km，热流值约为70.8 mW/m2（Yang et al., 2004），南海北部深水区（珠江口盆地南部和琼东南盆地）现今地温梯度为39.1 ℃/km，现今热流约为77.5 mW/m2（米立军等，2009），裂陷期最高古地温梯度较现在高约3.2 ℃/km左右（吴景富等，2013）.类比上述盆地可知，南黄海盆地不仅现今地热状态明显低于中国东部主要含油气盆地（王良书等，1995；张功成，2012），裂陷期亦是如此，其整个盆地发育阶段（K13-Q）都存在持续低地热状态的现象.
4. 讨论
4.1 盆地发育阶段存在持续低地热状态成因
岩石圈伸展模式不同造成盆地热状态存在较大差异，地幔伸展通常会造成软流圈大幅度上涌，盆地热状态会较高；而地壳伸展则会显著影响盆地沉降量，但软流圈上涌幅度低，盆地热状态也较低（Royden and Keen, 1980；Hantschel and Kauerauf, 2009）.
近期南黄海-苏北盆地的深部地震探测取得了显著成果：陈艳等（2017）利用布格重力异常反演得到的苏北盆地壳幔结构表明其东台坳陷深部莫霍面是最深的位置，各次凹莫霍面形态与浅部沉积盖层呈同相关系，即凹陷基底深的位置莫霍面也深；横贯南黄海盆地北部坳陷西侧的OBS2013深地震测线表明深部莫霍面没有明显上隆的现象，整个北部坳陷与中部隆起莫霍面深度相似（祁江豪，2015）；北部坳陷东侧深部莫霍面为同相结构，至北部坳陷中部莫霍面起伏变化不大（Kim et al., 2019）. 南黄海-苏北盆地整体莫霍面呈非镜像分布，未见抬升的现象，这与渤海湾盆地、东海盆地和珠江口盆地截然不同（Qi and Yang, 2010；Liu et al., 2016；任建业，2018；任建业等，2018；祁江豪等，2020）.
近年来关于西太平洋构造域所经历的伊泽奈崎板块和太平洋板块相关俯冲动力学过程已经逐渐清晰（Xu，2007；朱光等，2016；Liu et al., 2017a；Xie et al., 2017；Wu et al., 2018；董树文等，2019；邢集善等，2019；Yang et al., 2020；Xu et al., 2021）：中生代西太平洋伊泽奈崎板块俯冲整体以挤压应力为主，早白垩世以高角度俯冲和回撤导致华北板块东部和中、下扬子板块发生了时间短暂且剧烈的岩石圈减薄（图 7a）（吴福元等，2003；史大年等，2012），如中、下扬子岩浆源区具俯冲洋壳成分的埃达克岩和软流圈地幔成分的火山岩的年龄集中在早白垩世（薛怀民等，2010；Xie et al., 2017；Yu et al., 2020）.早白垩世末太平洋板块出现在西太平洋构造域（Ren et al., 2002），并近于北西向低角度俯冲和回撤，造成的弧后伸展使得华北板块东部发生了第二次大规模岩石圈减薄（Liu et al., 2016；Qiu et al., 2022），如渤海湾盆地主体位于弧后伸展的核心区，在65~38 Ma即发生了强烈的伸展裂陷（Qi and Yang, 2010）.南黄海-苏北盆地整体处于弧后远场拉张应力环境中（图 7b），并没有发生第二次大规模的岩石圈减薄.近期Xu et al., （2021）提出了一个西太平洋弧后体系的俯冲动力学和地幔对流模型，在该模型中，下扬子板块更像是处于稳定的板内伸展应力环境，上升地幔流造成的第二阶段岩石圈显著减薄可能仅限于华北板块的渤海湾盆地.
图 7 下扬子板块周缘中生代以来两阶段洋壳俯冲，深部岩石圈减薄过程和成盆动力学模式图7a表明在早白垩世由古太平洋板块（伊泽奈崎板块）高角度俯冲和回撤引起整个中国东部巨量的岩石圈减薄，塑造了南北重力梯度带的雏形（Xu，2007；Liu et al., 2017a, 2017b）；图7b表明早白垩世晚期太平洋板块出现在西太平洋并持续近北西向俯冲（Ren et al., 2002；李三忠等，2013；朱光等，2016），垂直剖面参考东亚高分辨率上地幔层析成像中的33°N和35°N垂直剖面（Huang and Zhao, 2006）和34°N垂直剖面（Liu et al., 2017b）.南黄海深部地幔过渡带为不连续的高速异常体，滞留洋壳板片可能不都是太平洋板块（Li and van der Hilst，2010；Tao et al., 2018；Ma et al., 2019）Fig. 7. Two-stage oceanic slab subduction, deep lithospheric thinning and basin-forming dynamics model around the lower Yangtze plate since the Mesozoic松辽盆地、渤海湾盆地、珠江口盆地等成盆过程中伴随着深部强烈的软流圈上涌，裂陷期有非常高的地热状态，进入裂后期深部热源上涌程度降低导致热状态下降，但是现今上隆的莫霍面依然存在，且现今热状态仍然保留有裂陷期的较高热背景，这类盆地的高地热状态一直贯穿整个裂谷盆地发育阶段（邱楠生等，2019）. 南黄海盆地低地幔伸展系数、深部非镜像的莫霍面分布、以及处于弧后远场拉张应力环境，均指示成盆过程中没有发生强烈的地幔伸展和岩石圈减薄，因此软流圈上涌强度低，向岩石圈热传导的贡献不强，这是造成南黄海盆地在发育阶段存在持续低地热状态的根本原因，同时也说明深部热应力不是其主要的成盆动力来源.
4.2 成盆机制
当盆地的成盆动力机制具有多种来源时，其沉降特征通常表现得较为复杂.以渤海湾盆地为例，由于同时受深部伸展上涌（为主）和浅部郯庐断裂带走滑（为辅）的影响（Qi and Yang, 2010），其各个坳陷的沉降特征极不相似（刘琼颖和何丽娟，2019）.而南黄海盆地南部坳陷和北部坳陷表现出了极为相似的沉降特征（图 4），说明其成盆动力来源是较为单一的. 关于苏北盆地的成盆机制，多数学者认为先存断裂在成盆过程中起重要作用（舒良树等，2005；梅廉夫等，2008；朱光等，2013），这在南黄海盆地同样常见.
图 8为南黄海盆地的结构剖面和拆离体系示意图，北部坳陷北侧F1断裂即千里岩断裂，起源于印支运动强烈挤压形成的先存逆冲断裂，据陈建文等（2020）报道的高品质二维地震测线，F1断裂向深部延伸可收敛于地震剖面8s TWT处，地震剖面10s TWT处可见清晰的莫霍面，为控制北部坳陷北断南超构造样式的大型拆离断层.F4断裂控制的高角度逆冲呈现由北向南递进变形，明显指示由北向南巨大的挤压应力，F3断裂虽然控制了浅部裂谷盆地发育，且呈现南断北超的构造样式，但F3断裂在浅部下盘明显可观察到前裂陷期地层发生了褶皱变形，这明显是由F3断裂早期逆冲而形成的，因此F3断裂实则与F4断裂是由同一期巨大挤压应力形成的先存逆冲断裂，在后期发生负反转从而控制浅部裂谷的发育.F3断裂穿过震旦系底部深度约9 km，向深部延伸可收敛于地震剖面超过7s TWT，F1断裂和F3断裂的规模明显超过北部坳陷约13~ 15 km的康拉德界面深度（祁江豪，2015；Kim et al., 2019）.南部坳陷保持逆冲性质的F7和F8断裂浅部没有发育裂谷盆地，而F5、F6断裂现今控制裂谷盆地的发育，前裂陷层变形严重，认为南倾的F7、F8断裂与北倾的F5、F6断裂在前裂陷期是一对南北对冲的断裂组合.F6断裂控制的凹陷仅中-新生界厚度就超过8 km，切穿震旦系后向深部延伸逐渐收敛，推测南部坳陷现今控制凹陷发育的断裂与北部坳陷一样，均是先期为逆冲断裂，后期控制中-新生代裂谷盆地发育的大型拆离断层.
结合前文所述高地壳系数、较低的地幔伸展系数（图 4）、前裂陷期印支-燕山运动强烈的近南北向挤压改造（图 2）和现今控盆拆离断层的演化和深部尺度（图 8），认为印支-燕山期先存逆冲断裂复活形成壳间拆离体系，并以简单剪切变形方式控制裂谷盆地发育，是南黄海盆地的根本成盆机制.值得注意的是，丁道桂教授自20世纪90年代提出下扬子板块上地壳“伸展拆离”的概念以来，仍在不断完善（丁道桂等, 1991, 2016），本文通过开展地球动力学模拟，明确南黄海盆地的岩石圈伸展模式是地壳简单剪切占主导的，从近期获得的高品质深部地震探测资料看（祁江豪，2015；陈艳等，2017；Kim et al., 2019；陈建文等，2020），这些拆离断层的深度超过康拉德界面深度，定义为壳间拆离似乎更为恰当.近年来任建业等（2018）围绕南海被动陆缘盆地建立了完善的拆离体系和拆离盆地的概念，在拆离断层演化、控制拆离盆地发育、控制沉积中心迁移和控制油气富集与贫化等方面已日趋成熟，但南海被动陆缘盆地的拆离断层多源自深部纯剪切导致地壳不断薄化形成的，这与南黄海-苏北盆地受控于板块间巨大挤压应力形成的先存构造，继而形成拆离断层存在一定差异，后续应加以类比分析研究.
4.3 南、北部坳陷烃源岩热演化及控制因素
4.3.1 南、北部坳陷烃源岩热演化
已钻井揭示北部坳陷泰二段为主力生油层，阜二段为次要生油层，南部坳陷的主力生油层为阜四段和阜二段，将前述建立的热流史带入埋藏史获得了南黄海盆地南、北部坳陷烃源岩的热演化过程（Easy%RoDL）.
北部坳陷Well-A井泰二段中部约在47 Ma进入生烃门限（Ro=0.5%），至40 Ma进入排烃门限（Ro=0.7%），成熟度逐渐增加接近生油高峰（Ro=1.0%），但是在渐新世构造反转后生烃基本终止，阜二段中部约在40 Ma进入生烃门限，至渐新世构造反转前约达到排烃门限（图 9a）.南部坳陷Well-B井未钻遇阜二段，本次研究成功地预测了阜二段烃源岩热演化，其中部约在48 Ma进入生烃门限，约在40 Ma进入排烃门限，至渐新世构造反转前成熟度已超过生油高峰；阜四段烃源岩约在40 Ma进入生烃门限，至渐新世构造反转前尚未达到排烃门限（图 9b）.综上所述，南黄海盆地主力烃源岩的排烃期为三垛组二段沉积时期至渐新世构造反转前（40~32 Ma）.由于Well-A井不处于凹陷最大埋深，推测各层位靠近深凹带成熟度会更高，但总的热演化趋势不会有较大变化.
图 9 北部坳陷和南部坳陷主力烃源岩热演化过程及现今同深度地温演化Fig. 9. Thermal evolution of main source rocks and present same depth geothermal evolution in northern and southern depressions4.3.2 南、北坳陷现今同深度地温演化
由烃源岩的热演化过程可知，现今烃源岩的成熟度均是受裂陷期地层经历过的最高古地温决定的.虽然南、北部坳陷热演化过程相似，但深度差异巨大（图 9a、9b）.提取南、北部坳陷现今3 400 m深度烃源岩的地温演化史可以发现（图 9c），虽然现今地温相差不大，但是在渐新世构造反转前，最高古地温相差高接近35 ℃，因为北部坳陷Well-A井3 400 m烃源岩在裂陷期有更大的古埋深和更高的古地温场条件（78 mW/m2，约38 ℃/km）（图 6），地层经历过的温度接近160 ℃，Ro超过0.9%（图 5b），而南部坳陷Well-B井3 400 m烃源岩经历的最高温度约为125 ℃，适用于低成熟度样品的Easy%RoDL模型则表明此温度下样品依然处于低熟阶段（Ro约为0.6%）（图 5b）.Well-B井烃源岩的地史和热演化史则表明，南部坳陷在经历过渐新世构造反转并接受新近系和第四系的补偿沉积后，南部坳陷烃源岩层存在埋深增加但温度和成熟度不增加的地质现象（图 6c），这是由于裂后期地温场条件显著下降了（74 mW/m2降低至现今64 mW/m2，地温梯度约36 ℃/km降低至现今29 ℃/km）（图 6e）.南黄海盆地目前的油气勘探没有正确的认识烃源岩热演化这个关键问题，钻探的圈闭多是渐新世构造抬升时期形成的圈闭，而之后南、北部坳陷烃源岩均没有继续生烃的潜力，大量圈闭看似具有良好的汇烃潜力，实则是无效圈闭.同时，裂后期的构造活动强度低，不发育断层将油气输导至新近系（图 1c、1d），实则南黄海盆地是一个“前新近纪残余盆地”.
4.4 勘探方向与后续研究建议
4.4.1 有利勘探方向
由前文可知，受控于板块汇聚形成的先存逆冲断裂在成盆过程中起重要作用.由于北部坳陷更靠近板块碰撞带和郯庐断裂带，早期受挤压形成的逆冲断裂规模明显大于南部坳陷（图 8），受基底控制的凹陷内次级断层密度明显大于南部坳陷（图 1c、1d）；北部坳陷的规模和油气垂向输导能力明显优于南部坳陷；由于烃源岩热演化均受最高古地温控制，而其后期补偿沉积的新近系和第四系厚度小，勘探目的层明显较南部坳陷浅，上述地质条件均是北部坳陷的潜力优势.
4.4.2 后续研究建议
与中国东部主要含油气盆地相比，南黄海盆地的构造-热演化史和深部壳幔结构表现出了独有的地质特征，笔者根据本文研究成果提出如下建议：（1）有学者认为苏北盆地主要受到印支运动和燕山B幕构造运动影响（图 2），分别存在北东东和北北东两组先存断裂系统（朱光等，2013），但北东东向先存断裂系统控制着整个盆地的构造格局，而南黄海盆地一、二级构造单元和凹陷内次级断层均呈现近东西向展布（丁道桂等，2016），不同走向先存断裂规模和晚期复活差异值得进一步深入研究；（2）本次研究认为南黄海盆地的成盆机制具有拆离断层控盆的性质，应加强高品质深部地震探测，从深部解剖盆地结构；（3）渐新世构造抬升时形成的大量构造圈闭与烃源岩热演化在时间上匹配关系不佳，应加强原型盆地结构研究，钻探主排烃期期前形成的潜力圈闭，规避渐新世构造抬升时形成的无效圈闭.
5. 结论
（1）南黄海中-新生代裂谷盆地构造沉降量约为1 900~2 200 m，平均地壳伸展系数约为1.22，岩石圈地幔伸展系数约为1.06；裂陷期（K13-E2）北部坳陷最高古热流为78 mW/m2，高于南部坳陷最高古热流74 mW/m2，推测可能是受到苏鲁造山带高热异常区的影响，平均最高古热流仅约为76 mW/m2，至渐新世构造反转后逐渐降低至现今约66 mW/m2，以模型边界条件估算的平均最高古地温梯度仅约为37 ℃/km，现今约为30 ℃/km，类比中国东部主要含油气盆地，首次揭示低地热状态贯穿整个裂谷盆地发育阶段；低岩石圈地幔伸展系数、深部非镜像莫霍面分布、成盆阶段处于弧后远场拉张应力环境，均指示成盆过程中深部伸展上涌强度低，是存在持续（K13-Q）低地热状态的根本原因，也表明深部热应力不是其主要的成盆动力来源.
（2）南黄海盆地在前裂陷期经历了印支-燕山运动强烈的近南北向挤压改造，形成了规模宏大的先存逆冲断裂体系；这些逆冲断裂中，晚期受区域拉张应力复活成为正断裂的，在浅部控制中-新生代裂谷盆地发育，而深部逐渐收敛至地壳内部，结合高地壳伸展系数和控盆拆离断层演化，认为印支-燕山期先存逆冲断裂复活形成壳间伸展拆离体系，并以简单剪切变形方式控制浅部裂谷盆地发育，是其根本成盆机制.
（3）南黄海盆地北部坳陷泰二段和阜二段、南部坳陷阜二段和阜四段烃源岩的热演化特征较为相似，但是深度存在巨大的差异；约在三垛组二段沉积时期进入大量排烃阶段（Ro=0.7%），且均在渐新世构造抬升后停止生烃.烃源岩的热演化受古埋深及古地温场条件的共同控制，南、北部坳陷现今相同深度的烃源岩，位于北部坳陷的具有更大的古埋深和更高的古地温场条件，这是造成南、北坳陷现今相同深度烃源岩成熟度存在巨大差异的主要原因；而南部坳陷即便补偿沉积了巨厚的新近系和第四系，但是由于裂后期显著的地温场条件下降，烃源岩层存在埋深增加，但温度和成熟度均不增加的情况.裂后期的构造活动强度低，不发育断层将油气输导至新近系，盆地整体为“前新近纪残余盆地”.
致谢: 一位编委，两位审稿人和编辑部老师为本文提供了全面、中肯和建设性的修订意见！ -
图 1 南黄海盆地构造位置、构造格局和研究区构造剖面
Fig. 1. Tectonic position, tectonic framework and structural section of the South Yellow Sea basin
图 2 南黄海中-新生代陆相裂谷盆地综合柱状图和前裂陷期构造事件图
Fig. 2. Mesozoic-Cenozoic continental rift basin histogram and pre-rift tectonic event in the South Yellow Sea
图 3 岩石圈伸展模式、McKenzie地球动力学模型和Advanced McKenzie地球动力学模型
a. 岩石圈伸展模式；b. McKenzie地球动力学模型；c. Advanced McKenzie地球动力学模型. 符号注释：a.初始地壳和地幔长度，两者总厚度（m）；β.岩石圈伸展系数；tc.初始地壳厚度（m）；tm.初始地幔厚度（m）；βc.地壳伸展系数；βm.地幔伸展系数；Ta.软流圈恒定温度，1 333 ℃；Tswi.沉积水界面温度（℃）
Fig. 3. Lithospheric extension model, McKenzie geodynamic model and Advanced McKenzie geodynamic model
图 4 北部坳陷和南部坳陷构造沉降趋势、伸展阶段划分、壳幔伸展系数和初步背景热流模型
Fig. 4. Tectonic subsidence trend, extension stage division, crust-mantle extension coefficient and preliminary background heat flow model in the northern and southern depressions
图 5 Easy%Ro、Easy%RoDL、Basin%Ro活化能分布和镜质体反射率-温度关系
Fig. 5. Distribution of activation energy of Easy%Ro, Easy% RoDL, Basin%Ro and the relation between vitrinite reflectivity and temperature
图 6 北部坳陷Well-A井和南部坳陷Well-B井埋藏史及热流演化史
Fig. 6. Burial history and heat flow evolution history of Well-A in the northern depression and Well-B in the southern depression
图 7 下扬子板块周缘中生代以来两阶段洋壳俯冲，深部岩石圈减薄过程和成盆动力学模式
图7a表明在早白垩世由古太平洋板块（伊泽奈崎板块）高角度俯冲和回撤引起整个中国东部巨量的岩石圈减薄，塑造了南北重力梯度带的雏形（Xu，2007；Liu et al., 2017a, 2017b）；图7b表明早白垩世晚期太平洋板块出现在西太平洋并持续近北西向俯冲（Ren et al., 2002；李三忠等，2013；朱光等，2016），垂直剖面参考东亚高分辨率上地幔层析成像中的33°N和35°N垂直剖面（Huang and Zhao, 2006）和34°N垂直剖面（Liu et al., 2017b）.南黄海深部地幔过渡带为不连续的高速异常体，滞留洋壳板片可能不都是太平洋板块（Li and van der Hilst，2010；Tao et al., 2018；Ma et al., 2019）
Fig. 7. Two-stage oceanic slab subduction, deep lithospheric thinning and basin-forming dynamics model around the lower Yangtze plate since the Mesozoic
图 9 北部坳陷和南部坳陷主力烃源岩热演化过程及现今同深度地温演化
Fig. 9. Thermal evolution of main source rocks and present same depth geothermal evolution in northern and southern depressions
表 1 南黄海盆地岩石圈结构和热物理参数
Table 1. Lithospheric structure and thermophysical parameters of the South Yellow Sea basin
岩石圈结构和热物理参数 数值 裂陷期(Ma) 106 裂后期(Ma) 32 膨胀系数(K-1) 3.3×10-5 (地壳) 5.0×10-5(地幔) 热导率(W/m/K)(20 ℃） 2.65(地壳) 4.0(地幔) 扩散系数(m2/s) 0.804×10-6(地壳) 6.0×10-6(地幔) 软流圈温度(℃) 1 333 沉积水密度(kg/m3) 1 040 地壳密度(kg/m3) 2 800 地幔密度(kg/m3) 3 300 现今地壳厚度(km) 32~34(含沉积层) 岩石圈初始厚度(km) 122 注：岩石圈热物理参数参考Hantschel and Kauerauf (2009)；现今地壳厚度参考考胥颐等(2008)，祁江豪(2015)，陈艳等(2017)和 Kim et al.(2019) ；初始岩石圈厚度参考陈沪生和张永鸿(1999).
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