Aims & Scope

선정된 4개 시추공의 분석자료로 부터 입력에 필요한 층서, 암상, 유기물 등의 자료를 추출, 1D 모델링을 실시하였다. 돌고래 I과 돌고래 II 시추공은 구조적으로 변형이 심한 지역에 위치하고 있으며, 돌고래 I공의 총심도는 4,262 m이고 돌고래 II공은 3,230 m이다. 고래 I공과 고래 V공은 비교적 덜 융기되고 덜 변형을 받은 지역에 위치하며 총심도는 고래 I공이 4,229 m, 고래 V공이 2,637 m이다(그림 3). 모든 시추공은 전기 또는 중기 마이오세부터 플라이스토세 까지 퇴적된 사암과 셰일의 반복층으로 구성되어 있다.

Fig. 3 
Lithology and correlation of the Gorae and Dolgorae wells.

지질시대는 생층서 및 퇴적환경에 대한 연구자료로 부터 추출하여 입력하였다(Lee, H.Y., 1994; Yun and Yi, 2002; Lee, B.-R., 2008). 1D 모델링을 위한 각 지층의 단위명은 생충서에 의하여 구분된 지질시대 명을 사용하였다(표 1). 매몰곡선을 계산하기 위해서 각 지층이 퇴적되기 시작한 시기와 퇴적이 완료되었을 때의 현재 심도를 입력하였다. 각 지층의 암상은 주상도 자료를 참고하여 사암, 실트암, 이암의 암상을 혼합한 암상을 입력하였다. 혼합된 사암, 실트암, 이암의 물성으로부터 각 지층의 물성치가 계산되도록 하였다. 암상과 심도 등을 고려하여 석유시스템 요소를 할당하였으며, 가장 심부에 위치하고 이질암 성분이 풍부한 지층을 근원암으로 할당하였다.

유기물상은 록에발(Rock-Eval) 열분석 자료와 비트리나이트 반사도 자료 등의 지화학 자료로부터 추출하여 입력하였다(표 2). 근원암으로 할당된 지층의 총유기탄소함량은 고래 I공이 0.31-0.78%, 고래 V공이 0.33-0.87%, 돌고래 I공의 근원암은 0.02-1.97%, 돌고래 II공은 0.46-0.89%이다. 수소지수(HI)값은 모든 시추공에서 200보다 낮은 값으로 나타나고 있다. 모든 시추공에서 석유생성이 시작되는 열성숙도를 지시하는 Tmax 온도 435℃와 비트리나이트 반사도 0.5%Ro는 일정 심도에서 도달되고 있다. 록에발 분석의 S2값과 TOC 값을 도표상에 도시하여 보면(Langford and Blanc-Valleron, 1990), 케로젠 종류는 대부분 타입 III에 도시된다(그림 4). 따라서 1D모델링에서 유기물의 케로젠 타입은 타입 III를 입력하였다.

Fig. 4 
S₂ vs. TOC diagram showing organic types of each well. (A) Gorae I, (B) Gorae V, (C) Dolgorae I, (D) Dolgorae II, All wells indicate type III kerogen.

1D 모델링의 주 목적은 지층의 매몰사(burial history))와 지열사(thermal history)를 재현하고, 근원암으로 부터 생성된 탄화수소의 양과 배출된 탄화수소의 양을 계산하는 것이다. 그림 5～8은 각 시추공에 대한 1D 모델링 결과로서 매몰사와 지열사 곡선, 석유시스템 요소들의 발달시기, 그리고 근원암에서 생성되고 배출된 탄화수소의 누적된 양을 보여준다.

고래 I공은 융기나 침식 등의 지질 변동이 거의 없고 지속적인 매몰이 일어난다. 약 10 Ma에 매몰심도 약 3,000 m에 도달하며, 이때부터 석유와 가스가 생성되기 시작하여 현재까지 생성이 계속되고 있음을 지열사 곡선과 누적 탄화수소 생성량 그림에서 볼 수 있다(그림 5). 탄화수소의 생성시기는 덮개암 형성시기보다 늦고 완만한 배사구조의 트랩이 형성된 시기와 거의 같기 때문에 생성된 탄화수소가 근원암으로부터 배출되었다면 트랩으로 이동하였을 것이다. 그러나 생성된 탄화수소의 누적 그래프에 의하면, 근원암에서 탄화수소가 생성되어 근원암 내에 존재하지만 근원암 밖으로의 배출(expulsion)은 일어나지 않은 것으로 모델링된다.

고래 V공도 지속적인 매몰이 일어났으며 매몰심도 약 2,200 m, 퇴적시기 약 6.5 Ma부터 근원암내에 탄화수소가 미량으로 생성되기 시작한다(그림 6). 그러나 시추심도가 2,637 m로써 매우 얕은 심도이기 때문에 이 심도의 근원암에서는 탄화수소의 배출(expulsion)은 기대하기 어렵다.

돌고래 시추공 지역은 매몰 초기에 고래 시추공 지역보다 수심이 깊었으며, 후기 마이오세에 일어난 융기와 침식작용에 의한 부정합이 매몰사와 지열사에 반영되었다. 지층이 융기되는 시기에는 지층의 온도가 낮아짐을 지열사 모델에서 확인할 수 있다(그림 7, 8). 돌고래 I공은 약 15.5 Ma, 매몰 심도 2,200 m에서 부터 석유생성구간에 들어갔으며, 현재는 가스생성 단계에 까지 이르렀다(그림 7). 매몰이 지속되는 초기 기간인 15 Ma에서 11 Ma 동안에 석유와 가스의 생성이 왕성하며, 융기된 이후에는 생성량이 증가하지 않았음을 탄화수소 생성량 누적 그림에서 볼 수 있다. 최대 매몰이후 융기가 일어났기 때문에, 근원암 내에 생성된 탄화수소는 근원암에서 저류층으로 배출되지 않았다.

돌고래 II공의 시추심도는 돌고래 I공의 심도에 비하여 총 시추심도가 낮다. 따라서 가스생성단계에는 도달하지 못하였다(그림 8). 약 16 Ma에 2,800 m의 매몰 심도에서 석유를 생성할 수 있는 단계에 들어가게 된다. 탄화수소는 약 13 Ma부터 활발하게 생성되기 시작하여 6.5 Ma에 급속도로 생성량이 증가하였지만 곧 줄어들어 현재까지 생성 중에 있다. 그러나 이 시추공에서도 근원암에서의 탄화수소 배출은 모델링되지 않는다.

연구지역의 모든 시추공에서 석유시스템의 필수 요소인 근원암, 저류암, 덮개암, 그리고 그 위에 온도와 압력을 증가시키기 위한 두꺼운 피복하중암을 모두 갖추고 있다. 또한 모든 시추공에서 10 Ma에서 15 Ma 사이에 탄화수소가 생성되기 시작하였으며 배사구조 트랩의 형성 시기는 고래 I공에서 약 8 Ma, 고래 V공에서 5 Ma, 돌고래 I공과 돌고래 II공에서 약 9～8 Ma로 나타난다. 그러나 전 지질시대를 통해 근원암 내에 탄화수소는 생성되었으나 근원암으로부터 탄화수소의 배출(expusion)은 전혀 일어나지 않고 있다. 따라서 연구지역의 시추공 내 저류암층에서 확인되는 가스와 동해 가스전의 가스는 시추공 총 심도보다도 하부에 존재하는 근원암에서 기원하여 이동되어 왔을 것으로 예상할 수 있다.

Fig. 5 
1D model of Gorae I well, including burial and thermal history, petroleum system events, and cumulative amount of hydrocarbons.

Fig. 6 
1D model of Gorae V well, including burial and thermal history, petroleum system events, and cumulative amount of hydrocarbons.

Fig. 7 
1D model of Dolgorae I well, including burial and thermal history, petroleum system events, and cumulative amount of hydrocarbons.

Fig. 8 
1D model of Dolgorae II well, including burial and thermal history, petroleum system events, and cumulative amount of hydrocarbons.

이상의 고래 I, 고래 V, 돌고래 I, 돌고래 II 시추공의 1D 모델링 결과를 종합해 보면, 모든 시추공에서 시추심도 내의 이질 근원암에서 탄화수소가 생성은 되었으나, 이 근원암으로부터 배출되어 나가지는 않았다. 이 지역에서 실시된 시추 결과에 의하면, 돌고래 I공에서는 가스 징후(gas show)가 나타났고, 돌고래 II 공에서는 가스가 발견되었으며, 고래 I, 고래 V 시추공에서는 가스 및 컨덴세이트가 발견되었다(Cheong et al., 2004; Lee, Y.J. et al., 2005). 이것은 발견되는 가스나 컨덴세이트는 시추공 내 근원암에 존재하고 있는 유기물로부터 생성되어 나온 것이 아니라는 것을 시사하며, 이들 가스와 콘덴세이트는 현재 시추된 심도보다 더욱 깊은 곳에 존재하는 근원암 지층에서 생성되어 이동하여 올라왔을 것으로 생각된다.

Lee, B.-R. (2008)는 고래 I, 돌고래 III-1, 돌고래 V-1, 돌고래 VII 시추공에 대한 1D 모델링을 실시하여, 시추공 심도 내의 근원암에서는 탄화수소가 생성은 되었으나 배출은 이루어지지 않았고, 시추심도 내에서 발견된 가스의 근원암은 현재 시추심도 보다 깊은 곳에 존재할 것이라 하였다. 이는 이번 연구에서의 1D 모델링 결과로도 확인된다. 또한 Lee, B.-R. (2008)는 고래 I공에서 채취한 가스의 탄소동위원소 분석 계산값을 비트리나이트 반사도 모델에 대입하여 근원암의 심도를 역으로 추정하여 근원암의 심도가 약 5,000 m일 것이라 하였다(그림 9). 따라서 연구지역의 시추공 내에서 발견되는 가스 및 컨덴세이트를 생성한 근원암층은 시추공 총 심도보다 깊은 약 5,000 m 정도에 존재할 것으로 생각된다.

또한, Son et al. (2010)는 동해 가스전으로부터 컨덴세이트 시료를 채취하여 다이아몬도이드(diamondoid) 화합물을 분석 하였으며 이를 통하여 동해가스전 지역에서 발견되는 가스와 컨덴세이트를 생성시킨 근원암층을 추정한 바 있다. 다이아몬도이드(diamondoid)는 컨덴세이트 내에 존재하는 다이아몬드와 비슷한 구조를 가진 유기화합물이다(Chen et al., 1996; Dahl et al., 1999). 스테란이나 호판보다 높은 온도에서도 사라지지 않기 때문에 근원암을 추정할 수 있는 생물지표(biomarker) 연구의 대상으로 이용되고 있다. 다이아몬도이드(diamondoid)분석 결과는 동해 가스 컨덴세이트를 생성한 근원암이 해양환경이나 호성환경에서 퇴적되었음을 지시한다. 이는 동해 가스전에 존재하는 가스를 생성한 근원암은 분지 형성 초기의 호성이나 해성 환경에서 퇴적된 유기물 기원의 케로젠 타입 II일 가능성을 시사한다.

Fig. 9 
Possible depth for effective source rock predicted from maturity model and carbon isotope data (Modified from Lee, B.-R. 2008).

2D 모델링에서는 2차원 단면상에서 퇴적물의 매몰과정과 탄화수소의 생성, 탄화수소의 이동방향과 경로, 탄화수소가 집적된 위치 등을 모델링한다(Waples, 1994). 2D 모델링을 위한 탄성파 단면은 연구지역을 남서-북동 방향으로 가로지르는 측선 Line 1과 이를 수직으로 교차하는 측선 Line 2를 선택하였다(그림 1). Line 1은 연구지역을 크게 북동-남서 방향으로 통과하고 있으며, 비교적 구조운동의 영향이 적은 비변형대 지역과 변형이 심한 지역의 경계를 따라 가깝게 가로지르고 있다. 특히, Line 1 주위에는 동해가스전과 고래 I, 고래 V, 돌고래 I, 돌고래 II 시추공이 가깝게 위치하고 있다. Line 2는 북북서-남남동 방향으로 약한 변형대와 심하게 변형된 지역을 가로지르며 위치한다.

연구지역은 많은 연구자들에 의하여 탄성파 층서가 연구되었으나, 이 연구에서는 Lee, G.H. et al. (2004)의 탄성파 해석에서 제시된 12개 층서 경계를 2D 모델링을 위한 기초자료로 사용하였다(그림 10A, 11A). 하지만 지층의 경계에 대한 탄성파 단면도의 심도는 왕복주시(two-way travel time)로 나타나므로 시추공 자료를 참고하여 층서경계를 실제 심도로 바꾸고 각 지층에 대한 퇴적시기를 할당하였다. 각 층준의 퇴적시기는 Lee, G.H. et al. (2004)의 탄성파 해석과 Lee, H.Y. (1994)의 고생물에 의한 층서구분을 참고하여 지정하고 시간층서 단면에 입력하였다(그림 10B, 10C, 11B, 11C). 각 지층경계 사이의 구간을 2D 입력을 위한 층서단위로 설정하였다. 즉, 단면상에서 총 12개의 층서단위를 나누어 설정하고 정의하였으며 각각의 층서단위에 대한 지질연대를 입력하였다. 또한 계산을 위하여 2D 단면의 수평 그리드를 50개의 포인트로 나누었다.

암상 입력을 위해서 시추공 자료와 퇴적환경 해석자료를 참고하였다(Lee, H.Y., 1994; Shin, 2000; Cheong, 2004). 2D 모델에서는 정확한 암상을 입력하기가 어려우나 이 지역은 사암과 이질암이 주 성분이므로 사암과 이질암의 혼합비율로서 암상을 입력하였다(표 3). 석유시스템 소프트웨어는 입력된 혼합비율에 따라 각각의 지층에 대한 암석물성을 계산한다(Welte et al., 1996; Hantschel and Kauerauf, 2009).

앞서 4개 시추공에 대해 실시한 1D 결과에 의하면 시추공 내 근원암에서는 석유와 가스가 생성은 되었으나 근원암에서 배출이 일어날 정도로 많은 양의 탄화수소는 생성되지는 않았다. 일부 시추공 내의 사암 저류층에서 발견되고 있는 천연가스와 컨덴세이트의 유효근원암은 시추공 심도 보다 깊은 곳에 존재할 것이라 판단되므로 탄화수소를 생성한 유효근원암은 5,000 m 보다 하부의 심도에 설정할 수 있다. 따라서 2D 입력 단면에서 약 5,000 m 심도에 존재하는 초기 이질암층인 C층을 유효근원암으로 입력하였다. 또한, 근원암의 상위 지층이며 후기 마이오세 이전에 쌓인 두꺼운 사암층들을 저류층으로 입력하였다. 이들 저류 사암층의 상위에 존재하며 후기 마이오세에 쌓인 이질암층인 G층을 광역적인 덮개암으로 입력하였다.

시추공의 이질암 지층 내 케로젠은 대부분 타입 III이다. 그러나 앞에서 설명한 바와 같이 동해가스전의 콘덴세이트 내에 존재하는 다이아몬도이드(diamondoid) 화합물 분석결과는 동해가스전 지역에서 발견되는 가스와 컨덴세이트를 생성시킨 근원암층은 해성 또는 호성환경 조건에서 퇴적되었음을 지시한다(Son et al., 2010). 이는 이 지역에서 가스와 컨덴세이트를 생성시킨 근원암의 케로젠은 타입 II임을 의미한다. 따라서 케로젠으로부터의 석유생성을 계산하기 위한 키네틱 변수(kinetic parameter)로서 케로젠 타입 II의 변수를 입력하였다.

Fig. 10 
(A) Seismic interpretation of Line 1 (Lee, G.H. et al., 2004), (B) depth and (C) age space inputs for 2D modeling.

Fig. 11 
(A) Seismic interpretation of Line 2 (Lee, G.H. et al., 2004), (B) depth and (C) age space inputs for 2D modeling.

2D모델링 결과에 의하면 이 지역의 탄화수소(특히, 가스)의 집적은 근원암에서 탄화수소가 생성되고 배출되는 시기와 광역적인 덮개암층의 형성시기에 의해 크게 좌우되었다. 즉, 17~18 Ma를 전후하여 침강과 매몰속도가 빨랐던 남서지역의 최대 매몰지역을 중심으로 대량의 탄화수소가 생성되고 배출이 일어났으나 광역적인 부정합과 덮개암의 부재로 집적되지 못하였으며, 뒤늦게 최대매몰에 도달하는 북동지역의 근원암에서부터 이동되어 온 탄화수소가 남서 지역으로 지층경사를 따라 이동하여 대규모로 집적되는 형태로 모델링된다.

탄화수소의 집적에 중요한 영향을 미치는 생성과 이동의 시기를 명확하게 하기 위하여, 2D 모델링에서 탄화수소가 생성되기 시작하는 두 최대 매몰지역(pod area)에 가상 시추공을 설정하여 1D 모델링을 수행하였다(그림 10B). 구조적 변형이 적으며 고래 구조가 위치하고 있는 단면의 남서지역에 설정한 가상시추공 A에 대한 1D 모델링의 매몰사 및 지열사 곡선을 보면, 퇴적작용에 의해 17.5 Ma 부터 약 2,000 m 심도 부근에서 석유생성구간에 진입했으며, 매몰, 속성작용이 최대 기울기를 보이며 빠르게 퇴적층이 형성될 때 근원암층의 가스 생성이 최고에 도달하였다(그림 14). 즉, 초기 마이오세 후기(17 Ma)부터 급격히 매몰됨에 따라 16.5 Ma에 본격적인 가스 생성이 시작되고, 15.5 Ma에 최대 가스 생성이 일어난다. 1차 생성된 가스는 13.8∼12.5 Ma에 걸쳐 최대 배출이 일어난다(그림 12F, G ). 이후 완만한 매몰 곡선을 그리면서 성숙도 곡선은 서서히 상승해서 낮은 심도로 이동하였다. 이때 근원암층의 하부는 유기물이 가스 생성이 가능한 성숙도를 지시하는 주 가스생성 구간에 이르렀으며 10 Ma에 2차적으로 가스 생성이 증가한다. 이는 2D 모델링에서 최대로 생성된 가스가 배출되어 이동해 올라간 이후에도 근원암에서 지속적으로 근원암층의 하부에서 가스가 생성되어 이동하는 것과 일치한다. 또한, 1D 모델의 가스 생성율(gas generation rate)을 보여주는 그림에서 총 2번에 걸친 가스 생성 피크가 나타나는 것도 이를 잘 지시해 준다(그림 14). 이와 같이 먼저 매몰작용이 시작된 가상시추공 A 지역은 약 10 Ma에 근원암 하부에서 2차 가스 생성이 일어나지만 그 양은 매우 적다.

돌고래 구조 지역에 설정한 가상시추공 B는 가상시추공 A에 비해서 최대 매몰시기가 늦고, 16.5 Ma에 이르러서야 석유생성구간에 들어간다(그림 15). 가스 생성율(gas generation rate) 결과를 보면 약 15 Ma에서부터 가스 생성이 시작되고 약 11.5 Ma에 최대 생성을 보인 후 후기 플라이오세(2.5 Ma)까지 가스가 생성되었음을 알 수 있다. 이와 같은 지속적인 가스 생성은 가스의 배출과 이동이 계속될 수 있도록 하였으며 현재의 지층 내 가스포화도에 기여했을 것으로 보인다. 유기물의 성숙도를 지시하는 지열사 곡선을 보면 성숙도 곡선이 매몰 곡선을 따라 분포하지 않고, 시추공 내에서의 불규칙한 상승과 하강을 보여준다. 이는 마이오세 말기(12 Ma) 이후 이 지역에 작용한 횡압력의 영향으로, 기반의 상하운동에 따라 열적변화가 심하게 발생했음을 지시하여 준다.

이상의 가상시추공에 대한 1D 모델링 결과는, 2D 모델링에서 나타나는 형태 즉, 남동부 고래 구조 지역은 높은 퇴적률에 의해 먼저 매몰되어 가스 생성이 일어난 후 모두 배출되고, 그 후에 북동쪽 지역의 돌고래 구조 쪽에서 생성된 가스가 배출되어 고래 구조 쪽으로 이동되어 집적에 이르게 되는 결과와 잘 일치하고 있다.

한편, 생성된 대부분의 석유는 근원암층에서 대부분 배출되었으나 일부 가스는 아직 근원암층에 남아있는 것으로 모델링된다(그림 12). 1D 모델링 결과로부터 생성된 총가스의 10~15%의 가스가 아직 근원암 내에 잔류하여 있는 것으로 계산되는데, 이것은 최근에 북미지역에서 각광을 받고 있는 셰일가스 유형이 이 지역에도 존재하고 있음을 보여주고 있다고 할 수 있다(Pollastro, 2007).

Fig. 14 
1D model of Pseudo-well A, including burial and thermal history, petroleum system events, and gas generation rate.

Fig. 15 
1D model of Pseudo-well B, including burial and thermal history, petroleum system events, and gas generation rate.

2D 모델에서는 석유와 가스의 생성뿐만 아니라 이동되고 집적되는 과정을 과거부터 현재까지의 전진시뮬레이션으로 재구성한다(Waples, 1994; Lutz et al., 2004; Hu et al., 2005). 탄화수소의 이동모델은 부력과 모세관압의 개념과 상대투과율 개념을 다상유체에 적용한 Darcy의 법칙을 사용한 방정식으로부터 계산된다(Welte et al., 1996; Hantschel and Kauerauf, 2009). 빠른 속도로 매몰된 근원암으로부터 배출된 탄화수소는 상위의 다공질이며 투수성이 좋은 사질암층으로 이동하여 부력에 의하여 수직 이동한다(그림 12, 13). 최대의 배출이 일어나는 시기인 13.8∼12.5 Ma의 사질암층은 현재보다도 투수성이 훨씬 좋았기 때문에 수직이동이 용이했을 것으로 생각된다. 또한 이 시기에는 모세관압이 커서 부력을 저하시킬 수 있는 양호한 덮개암이 발달되지 않았기 때문에 탄화수소는 저류되지 못하고 쉽게 유실되었을 것이다. 특히, 남동쪽 고래 지역에서 가스유출이 심하게 일어나는 것을 볼 수 있다.

융기가 일어나고 10 Ma 이후에 재침강이 일어나면서 새롭게 형성 배출되어 나온 탄화수소, 특히 가스는 부력에 의하여 사질암층을 따라 수직 이동하다가 광역적으로 형성된 덮개암층에 막히게 되고 경사방향을 따라 이동하여 남동쪽 고래 지역의 배사구조에 대규모로 집적되게 된다. 이 때는 이미 모세관압이 큰 이질 덮개암층이 형성되어 있었기 때문에 유실은 일어나지 않으며, 횡압력에 의하여 융기가 일어나면서 탄화수소를 집적시킬 수 있는 배사구조를 형성하였다.

이 지역의 탄화수소 집적은 탄화수소의 이동시기와 횡압력에 의해 형성된 배사구조 형성시기, 그리고 덮개암의 형성시기에 의해 크게 좌우되고 있는 것으로 나타난다.