《含油气盆地分析》研究生课件06第6讲沉降史及热史

1、本讲内容序言1 盆地沉降史分析2 盆地热史分析序言地壳沉降是形成盆地的的重要内容，是盆地构造运动性直接原因，没有沉降就没有盆地。沉降史（一维，二维和三维）是研究盆地形成、演化特征的重要方面，可以作为划分盆地构造演化阶段的参数之一。是研究埋藏史、热史的基础沉降史序言地温控制着油气的生成和成熟度对运移聚集也起重要作用热史盆地的一维沉降、沉积、埋藏和压实过程沉降史和埋藏史1 沉降史分析1、有关概念沉降与隆升地壳垂直运动的两种表达方式，顺重力方向，使高程降低的运动称为沉降（subsidence)，反之为隆升（Uplift)一、沉降史分析的原理和方法喜马拉雅山珠峰沉降作用和沉积作用沉降作用(subsid

2、ing)是指发生沉降的地质作用。沉积作用（sedimentation)是在外动力地质作用下，地壳物质的充填、堆积的地质作用过程。沉积层序记录了盆地形成和发展过程中的沉降运动学特征。构造沉降和非构造沉降由构造原因引起的沉降，即地壳或岩石圈动力学演化过程中产生的盆地沉降过程，包括岩石圈板块的变形、板块间的相互作用，板块内部的热作用和相互转换等原因引起的沉降为构造沉降。非构造原因，如重力均衡作用、全球海平面变化引起的沉降，称非构造沉降。盆地的沉降机制岩石圈的褶皱弯曲导致的沉降褶弯沉降机制岩石圈的伸展裂陷作用裂陷沉降机制岩石圈和上地幔的热冷却沉陷用热沉降机制岩石圈的构造负载挠曲作用压陷机制沉降量、沉降

3、速率和沉降曲线沉降一般可以用沉降量（累计的沉降幅度）、沉降速率（单位时间的沉降幅度）和沉降曲线（以地质时间为横坐标，高程为纵坐标，用来反映观察点沉降过程的曲线）这几个参数来表示。地层内部及主要界面在地史期间埋藏深度地变化曲线地层骨架厚度不变压实模型在地层的沉积压缩过程中，压实只是导致孔隙度减小，而骨架体积不变。这种压实模型成为地层骨架厚度不变压实模型。使用该模型恢复地层的沉降史，实质上是恢复地层中的孔隙度演化过程，因此可以借助孔深关系来恢复古厚度。2、盆地沉降量的求解方法基本思想一般采用回剥法来来计算盆地的沉降量，但必须了解地层的埋藏情况，包括层序是否连续、地层界面的埋深及年代、各地层单元的岩

4、性、孔隙度和密度等资料，再应用骨架厚度不变模型计算复原出地质时期的地层埋藏状态和基底的沉降历史。图示回剥法正常压实情况下的“孔深”关系 (h)= 0e-ch （Athy方程）C:压实系数；0：地表孔隙度正常压实情况下的“孔深”关系在声波测井中，声波速度能较好地反映地层的孔隙度。如孔隙分布均匀，孔隙度和声波时差之间存在线性关系（Wyllie平均时间方程） t=tma(1-）+tftma：岩石骨架声波时差；tf：为孔隙流体声波时差。整理后得：欠压实情况下的“孔深”关系在有些情况下，地层孔隙中的流体不能自由地排出，地层孔隙度不是按指数形式减小而是出现欠压实沉积层。在这种情况下应建立其它形式的孔深关系

5、。地层古厚度的确定去压实校正板书积分过程示意构造沉降量去负荷校正岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑盆地的一维沉降、沉积、埋藏和压实过程沉降史和埋藏史3、基础资料的准备和处理方法地层分层数据地层单元的年龄资料地层孔隙度数据岩性资料古水深资料构造变形资料地层分层数据可以直接通过分析钻井、测井及录井资料而得出。对于没有钻井的地区或钻井没有揭露的地层，则可以通过地震剖面解释而获得（人工井）分层的尺度可粗可细，在同一段地层中不应包含明显的沉积间断。地层单元的年龄资料准确地确定各界面的年龄沉积间断面时间和剥蚀地层的综合研究在没有可靠资料的情况下，将一维地层柱的不整合面的时间间隔看成没有地层沉积或剥蚀也是可以的（沉

6、降史曲线上的水平台阶）。地层孔隙度数据一般根据实际探井的声波测井资料来取得不同深度的实际孔隙度。岩性资料现成的岩性柱岩心和岩屑单井“相”分析测井曲线分析古水深资料沉积相分析古生态分析自生矿物内陆小型湖盆古水深一般不超过100米，可不考虑古水深的影响。但大型湖盆及海相地层必须考虑。构造变形资料应通过平衡复原来消除影响地层倾斜（一般应避免选择）断层影响（造成的重复和缺失，一般应避免选择）二、不同类型盆地的沉降史特征1、裂陷盆地沉降史整体上 型，两段式早期曲线陡、直，延伸短；晚期曲线平缓、延伸长，斜率较小。陡段代表盆地裂陷阶段的沉积；缓段代表拗陷（热沉降）阶段的沉积。2、前陆盆地沉降史总体呈上凸型，

7、两段式初始斜率平缓，而后斜率突增，沉降速率急剧增大最终，距造山带越远，下沉幅度越小斜率较大和较小的两段式可以交替出现，体现冲断席加载作用和相对宁静的往复。3、克拉通盆地沉降史多数情况下，克拉通盆地沉降速率相对较小，而且稳定衰减；沉降速率比裂陷盆地和前陆盆地都要小一些底界沉积时水深230米本层顶剥蚀215米，间断时间2.1Ma说明40.36643137.65421233.14433328.42821424.62060515.41090610.34507底界年龄（Ma)底界深度（米）层号地幔密度：3.3, 沉积物密度2.5。地表孔隙度48；3000米深度孔隙度14。不考虑砂泥变化。1、编制基底沉降

8、史和构造沉降史图2、编制埋藏史图3、分析说明盆地的沉降特征作业2 热史分析盆地热史的宏观分析（大地构造背景分析）古温标方法盆地热史的理论模拟一、盆地沉积物热演化的影响因素盆地基底的热流密度（盆地的板块构造环境）；盆地内部沉积物的性质及其埋藏历史（沉积物的埋藏深度）；构造热事件；盆地内的吸热、放热过程，地下水活动（次要因素）。盆地基底的热流密度（盆地的板块构造环境） 不同大地构造环境基底热流量之所以存在差异其根本上决定于以下两方面的因素：莫霍面的深度（或岩石圈的厚度）和基底的活动性。莫霍面的深度（岩石圈厚度）越小、基底的活动性越强烈，基底的热流量将越大。 图11 洋底热流密度与距洋脊距离的关系

9、大陆的平均热流值为555mWm2，海洋为9510 mW m2。 热流的区域分布特征 图12 欧洲实测热流密度的频率分布 不同类型盆地热流分布的基本特征裂谷盆地基底热流量最大，一般为80160mW/m2 （热盆）；前陆盆地和克拉通盆地基底热流量相对较小，一般为3060mW/m2，总体上，前陆盆地的热流量比克拉通盆地略小，一般属于冷盆；其它类型的盆地基底热流量介于裂谷盆地和克拉通盆地之间。 图13 中国主要沉积盆地热流分布图（据汪辑安，汪集旸，1993） 盆地内部沉积物的性质及其埋藏历史（沉积物的埋藏深度）热导率埋藏历史构造热事件这里把影响盆地热体制的构造作用事件通称为构造热事件，归纳为5种成因类

10、型：大地构造环境的演化和变迁（地幔热流的变化）；岩浆作用；构造升降作用（埋藏和剥蚀作用）；动力变质作用；深部地质流体作用。 成因类型逆冲作用造成位置的重置断块体的叠置会造成热量的传递逆冲带内剥蚀程度的差异大规模的俯冲作用可以使整个岩石圈的热结构发生发生根本的变化。逆冲断块体之间产生摩擦热量。大规模的逆冲（俯冲），可以导致深部热流体的强烈活动。 逆冲构造作用对地质体热演化的影响 布鲁克斯地区构造剖面及变质程度变化规律图（据Howell，1992） 图211 板块俯冲带动等温线分布图（据Boillot, 1979） 俯冲带的热结构 构造动力作用的热模型 W=knl -(3-7) 图3-2：断层单位

11、面积摩擦生热量与断距关系图直线A,B,C的流体压力系数分别为1.0,1.3,1.6，其中h=3000m, =45ti=ta=0, =0.3, k=0.5 图3-5：断层单位面积摩擦生热量与构造应力关系图直线A,B,C的植分别为90、45，=0，, 其中h=3000m, l=1000m, =45ti=0, =0.3, k=0.5图3-3：断层单位面积摩擦生热量与流体压力系数关系图直线A,B,C断层的深度分别为1000m, 2000m, 3000m, 其中l=1000m, =45ti=ta=0, =0.3, k=0.5 图3-4：断层单位面积摩擦生热量与断层倾角关系图曲线A,B,C最大构造应力ta

12、分别为5、100、150 MPa（压应力为正），其中h=3000m, l=1000m, =90ti=0, =0.3, k=0.5, f=1.0图3-6；厚度为10cm，温度为1000的花岗岩岩浆在冷却散热模型 二、镜质体反射率反演法 镜质体反射率值的大小受其沉积后所经历的温度历史的控制，而温度历史又与该地层的埋藏历史和地温梯度的变化有关。在已知埋藏历史沉积物热传导的前提下，大地热流密度的变化是控制某一深度镜质体反射率值的唯一因素。这样，可以用镜质体反射率值反演计算出盆地大地热流的变化，并计算出盆地所经历的地温史。二、镜质体反射率反演法古热流模型古地温模型镜质体反射率模型反演法的实施过程1、古温

13、标古温标法：利用沉积物内部提供的古温度信息，结合地层的埋藏历史，来反演盆地的热历史。古温标：盆地沉积物内能够提供古温度信息的物质及其相应的指标，常用的包括镜质体反射率，磷灰石裂变径迹，粘土矿物，生物标志化合物，流体包裹体等。古热流模型古热流模型一般是将盆地的古热流与现今大地热流通过某种关系联系起来现今大地热流积分后得用线性关系来解释 盆地古热流和现今热流之间的关系可选用不同的经验模型。常用的有三种：线性的、三角函数型和分段线性的。其中线性是最简单的一种古热流模型。古地温模型在只考虑热传导这一控制盆地地温场的因素的条件下，古地温模型如下：镜质体反射率模型镜质体反射率是其经历的热历史的函数反演法的

14、实施过程 镜质体反射率反演法主要包括古热流模型、古地温模型和镜质体反射率模型，其中古热流模型含有待定参数。在反演过程中就是用实测的镜质体反射率值渐进拟合古热流模型中的待定参数。通过对这些参数的调整使得镜质体反射率的计算值与实测值的误差在允许的范围之内。应该指出的是，这种热史反演方法不仅可以用镜质体反射率资料来完成，也可以使用其它的古温标。实际上只要把镜质体反射率模型换成其它古温标的理论模型，即可实现利用其它古温标对盆地热史的反演。三、裂变径迹分析法1、有关概念裂变径迹 放射性元素裂变时，将分裂成两个质量相似的原子核碎片，向两个相反方向运动。这种快速运动的原子核碎片通过矿物晶体时，就产生一个放射

15、性损伤的狭窄痕迹，即裂变径迹。化学试剂溶解后扩大能被光学显微镜观察到。自发裂变径迹诱发裂变径迹自发裂变和诱发裂变产生的裂变径迹238U, 235U, 232Th自发裂变径迹主要是238U造成的（99.9%)裂变径迹数量和年龄裂变径迹的数量（密度）取决于矿物的年龄、铀的含量。C= 238U(et-1)f/C为单位体积裂变径迹数（会随时间发生变化，称为退火）；238U为单位体积原子数；f为自发裂变常数，为总裂变常数 ；t为矿物的年龄2、裂变径迹退火和退火带所有矿物的裂变径迹都具有随着温度增加而裂变径迹减少和长度缩短直至完全消失的特征，这一特征称为退火。主要与温度有关。裂变径迹退火过程中，时间和温度的关系可以用阿累尼乌斯方程表示lnt = lna+E/RTt为退火时间，a为与物质退火过程有关的参数，E为退火活化能，R为气体常数，T为绝对