第六章 盆地热史分析

1、主讲：杜振川主讲：杜振川研究生课程第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 沉积盆地的热历史主要取决于两个方面：一是盆地基底热流密度的变化；而盆地基底热流密度的变化，受下伏岩石圈构造热演化的控制，如岩石圈的拉伸减薄、软流圈上隆、岩浆活动、深部变质以及与沉积负载有关的地壳均衡调整等。 二是盆地内部沉积物的性质及埋藏历史及其地下水的运动等。 显然，盆地的形成机制不同，所经历的热演化过程也不同。第二篇第二篇 分析原理分析原理第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 第一节 基本概念和术语基本概念和术语 第二篇第二篇 分析原理分析原理成熟度：是指有机质热成熟作用的程度指标，是以有机质各组分在热降解作用

2、过程中，其化学组成与结构和物理性质所发生的变化。热传递：由温差引起的能量转换。热导率：可定义为单位长度内温度的变化。热传导：是在一个物体内热量从高温区到低温区的传递。热对流：通过物体内部各部分之间的相对运动来实现热量的传递。热辐射：是热量以电磁辐射的形式从加热物体向外辐射的传递机制。第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建 沉积盆地的热史重建是一项十分复杂的工作，这一方面是由于沉积盆地是一个动态的演化系统，而热流在这一系统内的传递是一个持续发生的过程；另一方面则是由于缺乏能够直接指示古温度的定量指数。尽管如此，人们还是提出了一系列估算古地温的方法或

3、概念。第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建沉积盆地估算古地温的方法 1) 有机质成熟度指数：包括光学指数(镜质体反射率、孢粉颜色指数、干酪根热变指数、牙形石色变指数等)和化学指数(热解分析的最高热解峰值、生物标志化合物指标、干酪根电子顺磁共振等)。2) 成岩过程中自生矿物的变化；3) 流体包裹体；4) 基于特殊化学反应的地质温度计，如稳定同位素平衡、SiONaKCa温度计等； 5) 裂变径迹分析； 6) 利用U系、RbSr、KAr、UThHe等各种放射性同位素体系的不同封闭温度而进行的各种同位素分析方法。第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析

4、 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建在沉积盆地的热史重建中，一般是从综合、定量的角度来进行模拟。 根据模拟的途径，盆地的热史重建可分为两类： 一类为反演方法，利用镜质体反射率、裂变径迹分析数据等来反推古地温； 另一类是正演方法，它借助于计算机技术，模拟盆地演化过程中的热史，其结果可应用于地质作用的模拟及油气生成的预测。 第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 镜质体反射率(Ro)是衡量有机质热演化程度的指标之一，是目前最重要的成熟度指标。 镜质体反射率值的大小受该镜质体所经历的温度和时间的控

5、制，又因其具有不可逆性，因此成为反演盆地热史最常用的指标之一。第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 镜质体反射率，随温度的升高，反应时间的延长，镜质体逐渐降解演化，颜色变深，反射率增加。 因此，对于已知地质时代的沉积岩，测定出其中所含镜质体的反射率后，就可以推算其所经受的最高古地温。第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 1）镜质体反射率反演法的原理和流程）镜质体反射率反演法的原理和流程 镜质体反射率反演法

6、的基本原理 第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 1）镜质体反射率反演法的原理和流程）镜质体反射率反演法的原理和流程 利用实测的境质体反射率值，反演出盆地大地热流密度的变化，然后根据大地热流密度的变化，结合地层的埋藏史和沉积物的热导率，正演出盆地所经历的地温史。第六章 沉积盆地热史分析沉积盆地热史分析 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算模型 比较常用的计算模型可以分为三类： 最大温度模型： 这一模

7、型认为在有机质成熟度达到稳定后，增加有效加热时间并不能增加有机质的成熟度，因此该模型只考虑地层经历的最大温度Tmax 对R0的影响，而没有考虑加热时间的影响。 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算模型 最大温度模型：T max和R0之间具有如下关系： R0= a exp (b T max)例如Barker等(1986)利用世界上35个地区600多个有机质的平均镜质体反射率Rm及其对应的最大温度Tmax，建立了如下的回归方程： lnRm0.0078 Tmax一1.2 第二节 沉积盆地的热史重建沉

8、积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算模型 煤的反射光性 光性测定表明，煤的各种显微组分的反射率显示不同程度的各向异性，在垂直层理的光片上，光性各向异性最明显。当使用的入射偏光的振动方向与层理平行时，可测得一个最大值，即最大反射率，通常用R max表示。当偏光垂直于层理时，可测得最小反射率Rmin 在任意方位上测得的反射率为随机反射率R0 它代表最大反射率与最小反射率的一个随机混合。大量随机反射率的平均值称为平均随机反射率( )或平均反射率(Rm)，其数值等于最大反射率与最小反射率的平均值。0R0R 第二节 沉积盆地的热史

9、重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算模型 煤的反射光性 据Hevia等(1977)的资料，对于象煤这种半透明的，有轻微吸收的光性各向异性物质来说，用平面偏光(或非偏光)垂直入射到煤光片上测得的任意方位的反射率，取决于主反射率Ra、Rb、Rc(通常RaRbRc)，煤的光学主轴方位(煤的物质结构方位)和入射光性的振动方向。a、b、c为光率体的三个光学主轴 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算模型 Lerche的模型设有

10、n个不同深度的实测镜质体反射率值Romi，其对应的埋藏深度为H I 对应的地质年龄为Ti 其中il，2，n。为了计算镜质体反射率值Lerche根据化学动力学原理建立了一个时间一温度积分(TimTemPeratureIntegral)，简称为TTI式中Tc为临界温度(295K)；Td为标准化参数(Td200 K)；t为镜质体沉积后所经历的时间M a，T(H，t)为镜质体在地史过程中所经历的温度史，TTI (t)即为镜质体沉积后经t时间达到的时间一温度积分值。 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算

11、模型 Falvey和Middleton的模型Falvey和Middleton的镜质体反射率模型是根据化学动力学原理建立的。他们认为温度是影响镜质体成熟的主要因家，温度对成熟度的影响程度可表示为：（1）式中k为在温度影响下成熟度增长的速度，T为温度，A和a为常数。 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算模型 Falvey和Middleton的模型对式(1)积分可得到个成熟度积分值： （2）式中C是式(2)的积分得到的一种成熟度值；Co为t0时刻的成熟度，t为镜质体沉积后经历的时间。 第二节 沉积盆

12、地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算模型 Falvey和Middleton的模型Falvey和Middleton认为，不同的成熟度指标之间应具有对应关系，并认为成熟度指标C和Ro之间具有如下关系： （3）于是有： （4） 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建1、镜质体反射率反演法：、镜质体反射率反演法： 2）镜质体反射率的计算模型）镜质体反射率的计算模型 Falvey和Middleton的模型将t0代人式(4)得：（5）（6）C0于是得到Falvey和Middleton的镜质体反射率模型式中A 、a

13、和n为模型的三个参数。Falvey和Middleton求得A27106Mal ao0680Cl n5635 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建2、孢子颜色和热变指数法、孢子颜色和热变指数法 随着沉积物埋藏深度加大，其中所含的孢子、花粉、藻类等有机物在热演化过程中颜色逐渐加深、热变指数增大，且具有不可逆性。因此，根据孢子的颜色及有机质的热变指数，也可以反过来求得所经受的最高古地温。 在碳酸盐岩所含牙形石的埋藏过程中，经受地热温度与时间的作用，也会产生颜色的不可逆变化，因此，采用牙形石色变指数也可探求古地温，并可与其他有机质成熟度指标相对应(据Epstein，1977)。 第二节 沉积盆

14、地的热史重建沉积盆地的热史重建2、孢子颜色和热变指数法、孢子颜色和热变指数法 图表明随温度升高孢子颜色的变化情况，并加注孢子颜色指标和热变指数。这个方法在北美、西欧及其他地区已得到广泛应用，并且证明同煤的牌号及镜质组反射率的资料非常吻合。孢子颜色、热变指数与温度的关系图 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建3、自生矿物法、自生矿物法 沉积岩中的自生矿物受周围环境影响会发生不同的变化：碳酸盐类及硫酸盐类矿物易受化学因素的作用；而粘土矿物、沸石、二氧化硅三种矿物系列的演变则同温度、压力及反应时间等物理因素密切相关，不可逆转。因此，可以应用粘土矿物、沸石、二氧化硅这三种矿物系列来研究古地温。

15、 这些系列矿物转化的温度范围如下： 粘土矿物系列：蒙脱石 伊蒙混合层 伊利石； 沸石系列：火山玻璃 斜发沸石 方沸石和(或)片沸石 浊沸石和(或) 钠长石；C0104C0104C0137C0137C056C056C0116C0116C0138 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建3、自生矿物法、自生矿物法 二氧化硅系列：非晶质二氧化硅 低温方石英(方英石) 低温石英。 将沉积岩样品送实验室鉴定上述三个系列的自生矿物，综合分析所含的矿物类别，即可根据自生矿物系列的转化受古地温控制且不可逆转的原则，来判断岩样在地质史上曾经受的最高古地温。C045C045C067C067 第二节 沉积盆地的

16、热史重建沉积盆地的热史重建4、流体包裹体法、流体包裹体法 流体包裹体(Fluid inclusion)是在矿物结晶生长过程中被包裹在矿物晶体缺陷中的流体，可以有单相、双相或多相流体包裹体。 流体包体广泛应用于矿床学、岩石学、地球化学及石油地质学中，可用来研究成岩成矿(包括油、气)物质来源、物理一化学环境条件，以及流体的性质、经历、水岩反应、地壳演化等诸方面的问题。 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建4、流体包裹体法、流体包裹体法 流体包裹体在地质研究上最重要的一个应用就是确定古地温。包体测温方法有均一法、爆裂法和淬火法等。 目前在石油地质上最常用的是用均一法来测量包体温度，称之为均一

17、温度(Homogenization temperature)。 在常温常压下见到的包裹体往往含气相与液相两种流体，在冷热台上升温加热，在显微镜下可见两相转化为单相流体，这时记录的温度即为均一温度。 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建4、流体包裹体法、流体包裹体法 一般认为均一温度代表包体形成温度的下限。但是有些研究表明，均一温度代表了包体形成过程中经历的最高温度。如美国著名学者Barker等。 实际工作中研究发现，矿物包体记录了一个复杂的地热演化历史，沉积岩成岩作用和包体产状以及二者之间的关系对解释包体均一温度时显得尤为重要。 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建5、磷灰石裂

18、变径迹法、磷灰石裂变径迹法 磷灰石在沉积岩中分布广，对温度敏感，裂变径迹退火的温度范围与生油窗基本一致，所标定的温度比较精细，可反映不同地质时期古地温的变化，因而是较为理想的地质温度计。 在自然界中的矿物中都含有一些放射性元素，如铀、钍等，这些放射性元素的原子核在发生核裂变时将分裂成两个质量相等的碎片，同时释放出约200 Me V以上的能量，因此，带电的两个高能碎片将向相反的方向发生运动，当这种快速运动的原子核碎片通过矿物晶格时，就产生一个放射性损伤的狭窄痕迹，这就是裂变径迹。 第二节 沉积盆地的热史重建沉积盆地的热史重建5、磷灰石裂变径迹法、磷灰石裂变径迹法 统计磷灰石等矿物中辐照前的自发裂变径迹密度与辐照后的诱发裂变径迹密度，代入下式即可求得矿物的裂变径迹年龄。ifsDDInt1ln1 式中： t矿物年龄，a； 铀的总衰变常数，1.55X1010a1； U238自发裂变衰变常数，6.99X1017a1； IU235/ U238同位素丰度比，7.2676X103； U235的热中子裂变截面，580X1024cm2；n中子通量； 自发裂变径迹密度； 诱发裂变径迹密度。 Dfisi 第二节 沉积盆