盆地热史方法及应用(20089)

1、汇报人：2004.11沉积盆地热演化史研究方法进展及其应用1一、盆地热演化史研究方法进展二、盆地热演化史研究及其应用进展三、盆地热演化史研究发展方向 2 一、沉积盆地热动力场研究方法及进展（一）、沉积盆地现今热动力场研究方法及地热开发利用 （1）大地热流研究 （2）深部热结构研究 （3）地热开发利用（二）、沉积盆地古热动力演化研究方法 （1）、地球动力学模型法 1、伸展盆地 2、其它类型盆地 （2）、古温标法 1、镜质体反射率法 1）Barker法 2）EASY法 3）Suggate法 2、包裹体法 3、裂变径迹法（磷灰石、锆石及模拟） 4、粘土矿物转变法 （3）、地球动力学法与地球化学法的结

2、合3Kilauea火 山 夏威夷一、沉积盆地热演化史研究方法及进展4Mt Mayon in the Albayprovince of the Phillippines erupted in 19995Fumaroles, Phillppines67 全球地热场分布及不同类型沉积盆地现今地温场特征 一）、全球地热场分布大地热流系指地表某单位面积上，单位时间内，以热传导方式由地球内部传输至地表，尔后散发于太空中的热量。根据傅立叶定律，热流q在数值上等于地温梯度与岩石热导率之积，即 q=-k(dT/dH) (mW/m2)式中dT/dH为地温梯度(/km)；k为岩石热导率w/(m)。式中负号表示热流向

3、上，由高温处流向低温处，与地温梯度方向相反。 全球已有的热流测量资料显示，所有大的海岭，西太平洋的边缘海、阿尔卑斯以及科迪勒拉山脉都是高热流区；所有的地盾、地台及最古老的海洋地区都是低热流区。 表3-1 不同构造区热流的平均值 (据Lee and Uyeda,1965) 地质构造区 平均大地热流mW/m2 测定的数目前寒武纪地盾 38.52 26前寒武纪以来的稳定区* 55.27 16具古生代造山运动的地区 51.50 21具中生代或新生代造山运动的地区 80.39 19新生代火山活动区 90.43 11 海洋盆地 53.59 273 海洋山脊 76.20 338 海洋槽地 41.45 21*

4、注不包括澳大利亚 (新生代火山活动)。8不同类型盆地热流值分布拉张盆地挤压盆地走滑盆地基 底9 不同类型沉积盆地现今地温场 沉积盆地作为地球表面与造山带并列的一种构造单元，其形成演化也受着地球内部动力的控制，不同构造背景下形成的盆地具有明显不同的地温梯度及大地热流值(表3-2)稳定地台区上的克拉通盆地、被动大陆边缘盆地、前陆盆地、弧前盆地都属于现今地温梯度及大地热流值较低的盆地。弧后盆地、大洋裂谷和大陆裂谷及一些走滑盆地现今地温梯度及大地热流值都较高，属于高温型盆地。裂谷盆地前 陆 盆 地弧 后 盆 地克拉通内部盆地被动边缘盆地走 滑 盆 地10 我国沉积盆地地温梯度特征 a. 东部及西南部盆

5、地地温梯度明显高于西北部盆地 b. 东部盆地的地温梯多在3 - 40C/100 m，最高可达 60C/100 m；东南沿海区盆地的地温梯度为2.5 - 3.5 0C/100 m；西部盆地为“南高北低”：西藏及云南西 部盆地为2.5 - 3 0C/100 m，最高可达5 - 7 0C/100 m； 柴达木及河西走廊地区为2.5 - 3 0C/100 m；塔里木盆 地、准噶尔盆地多在1 .5 - 2.5 0C/100 m。 c . 一般沿盆地构造呈闭合型分布，盆地构造中部高部 位常有相对高温区。11(一)沉积盆地现今热动力场研究方法及地热开发利用（1）大地热流及深部热结构研究 1现今地层测温 目前

6、井下测温仪器常用的有二类：一类为最高水银温度计，另一类为电阻温度计。 在油田的勘探开发中，钻孔有勘探井、参数井、开采井、注水井等多种类型。由于钻井过程破坏了地温的原始状况，井下温度的恢复需要一定的时间，时间越长，井液温度越接近于原始岩层温度。人们把井孔温度经恢复达到平衡以后进行的井温测量称之为稳态测量。稳态测量的资料最为可贵，它对于原始温度场的评定和进行大地热流值的计算是不可缺少的。 2热导率 用以表明岩石导热能力的系数称岩石热导率。不同的岩石由于其矿物组合与结构、胶结程度、孔隙率以及饱水含油气等方面的不同，其传热能力也可以有显著的不同。即使是同一类岩石，由于其结构和所含杂质的差异，其热导率也

7、常有差别，并在一定的范围内变化。因此，在沉积盆地地热研究中需要对钻井岩样进行热导率测定。热导率测定可以视测试样品的不同，选用稳定平板热导仪、非稳态环形热源热导仪、非稳态导热探针及QTM型快速热导仪等不同的方法来测定。对于缺少岩芯样品的钻井，可应用测井资料来确定岩石热导率。3大地热流 大地热流是一个综合的参数，是地球内热在地表直接测得的唯一物理量。它比其它单项地热资料(温度、地温梯度)更能反映一个地区地热场的基本特点。按一维稳态传导公式即可计算热流值 q=-KdT/dH)或q=-KG 式中q为热流(mW/m2)；k为岩石热导率w/m；T为温度()；H为对应于T的深度(km);dT/dH即地温梯度

8、G(/km)。 热流值确定的关键是求取真实的地温梯度和热导率值。地温梯度值的求取，首先要保证测温井段是在稳态下测量的，其次得到的地温梯度必须是传导型的。确定地温梯度的方法有二：一是利用一些钻井系统测温确定，这是最准确的；二是按地质条件相似的地区或油田区，对井底温度或油层温度与深度的关系作统计，求出该区或油田区的平均值，或某一层段的平均值。 热导率(k)K=D(d1/k1+d2/k2+d3/k3+.+dn/kn)- 式中k1,k2,k3.kn为各岩类的平均热导率，d1,d2,d3.dn为各岩类的累积厚度，D=d1+d2+d3+.dn。124、岩石放射性生热率A 可根据U(PPm)、Th(ppm)

9、和K(%)的浓度用下式求得： A(W/m3)=(9.51CU+2.56Ck+3.48CTh)10-5 其中(g/cm3)是岩石密度。只要测定了不同岩石的放射性生热率，就可计算盆地各层段的平均生热率。5、深部热结构 虽然在地壳浅部测量的大地热流是地球内部最为直接的显示，并能给出发生于地球内部的各种作用过程之间能量平衡的深部信息。但是，热流测试的大量实践表明，一个地区在地表所观测到的热流值的变化范围很大。地表热流值的变化除受浅部的地质或环境因素影响外，更有其深部根源。 地表大地热流实际上由两部分组成：一部分源于地壳浅部放射性元素(U、Th、40k)衰变所产生的热量，这部分热流称为地壳热流；另一部分

10、来自于地壳深处及上地慢的热量，称为深部热流。就某一地区或构造单元而言，地壳热流部分可因放射性元素含量的变化而有所差别，但深部热流一般比较稳定。同构造单元深部热流变化很大，因此深部热流普遍被认为是更能从本质上表征一个地区构造活动性的重要物理量。 一个地区深部热流值的确定关键在于从地表所观测到的总热流量中，扣除掉由地壳浅部放射性元素富集层所提供的那部分热量或地壳热流。首先要给出一地区地壳结构模型，并确定出各岩层段放射性生热率之后可采用“剥层”法逐层计算各层段所提供的热量，从而得出各层段底部的热流值。 地壳深部温度计算通常采用一维稳态热传导公式：TZ=T0+qH/k-AH2/2k进行，式中：TZ为深

11、度Z处的温度；To为各计算层段的表面温度(地表即为恒温带温度)；q为各层段的地表热流(最上层取地表热流值)；H为各层段厚度；k为岩石热导率；A为岩石生热率。 13 世界地热资源的分布状况将全球地热带的分布划分为板缘地热带和板内地热带两大类： 1.板缘地热带是指沿板块边界分布的地热带。此类地热带与火山活动或岩浆热源有关，呈狭长的带状分布，是高温地热资源的主要分布地区，温度一般都大于150，多数高达200300。 2.板内地热带是指分布在板块内部的隆起地区或沉降区的地热带。一般与火山无关，主要靠断裂或基底岩石的热传导而获得热流。而沉降区的地热带又常与石油、天然气以及盐水、卤水相共存。多属中低温地热

12、资源，一般小于150，多界于50100之间。 世界四个大的地热带都沿着板块边缘分布 环太平洋地热带：位于欧亚、印度洋、美洲等板块与太平洋板块边缘 大西洋中脊地热带：位于美洲、欧亚、非洲等板块边缘 红海亚丁湾东非裂谷地热带：位于非洲板块边缘 地中海喜马拉雅地热带：为欧亚、非洲、印度洋等大陆板块碰撞的缝合带。 14国外地热资源开发利用的现状 对地热资源的开发利用分为地热发电和直接利用两种，前者是由热能转变为电能的间接利用，后者则不通过能量的转换而直接利用水或蒸汽的热能。 根据不同温度对地热资源分为三个级别： 高温地热 150 中温地热 90150 低温地热 2590 不同温度地热水的用途 表7-1

13、 温度（0C） 地 热 利 用 种 类 180 高浓缩液脱水、氨冷冻、蒸煮纸浆高温地热资源 170 生产重水、干燥硅藻土 160 干燥鱼类和木材 150 地热发电 140 干燥农产品、制造罐头中温地热资源 130 食糖脱水、制盐蒸干与结晶 120 蒸馏水、盐溶液脱水和浓缩 110 干燥和养护轻型水泥制板 100 干燥有机材料、谷物、海藻、饲料、蔬菜、洗羊毛 90 烘干储存鱼、强力除冰雪 80 住宅、采暖和温室 70 冷冻低限低温地热资源 60 动物科学管理、温室及暖床、动物孵化 50 种植蘑菇、矿泉浴疗 40 土壤发酵 30 游泳池、除冰雪 20 养鱼、养育水浮莲15一、 地热发电 菲律宾，装

14、机容量仅次于美国而跃居世界第二位。16西藏羊八井地热电站17 浅层地下400500米深，地下热水的最高温度为172。几年来，地质队进行了大量的钻探工作，获得平均井口热水温度超过145。 该电站自发电以来，据统计，供应了拉萨地区用电量的50左右。以拉萨现有水电、油电和地热电三类电站对比，每千瓦小时价格（按1990年不变价格）为：水电0.08元；油电0.58元；地热电0.12元。由于高寒气候，水电年运行不超过3000小时。因此，地热电在藏南地区具有较强的竞争能力。18 直接利用直接利用的对象主要是中低温地热资源：（一） 采暖 冰岛是首先利用地热采暖的国家。该国地处北纬65度，几乎全年都需要取暖。由

15、于有得天独厚的地热资源，首都雷克雅未克已实现全部地热供暖，全国人口的70%享用了地热供暖的优越条件，是一个基本上“地热化”的国家。其供暖的热水温度为86。国外凡拥有地热资源的国家基本上都能达到，如日本、新西兰等国家，加上具有节约燃料、简化设备和清洁环境的优点，故地热用于采暖最为广泛。（二） 种植和养殖 用地热营造温度环境，种植反季节性的作物和异地养殖鱼类和畜禽等，在地热利用方面占有相当大的比例，先行的国家有冰岛、美国、日本、新西兰等，利用地热温室种植蔬菜、水果和花卉，解决高寒地带蔬菜、水果的供应和淡季供鲜问题。 冰岛近年来温室面积已超过11104m2，种植大量的番茄、黄瓜和生菜，温室内还种植香

16、蕉、葡萄、橘子等，有的温室并栽培鲜花。在首都雷克雅末克近郊还建有地热观赏植物园。冰岛用于温室的地下热水总量，一年价值大约相当2104t石油。 新西兰的托鲁阿市华卡瑞瓦的森林研究所，除2.2104m2的办公室和住宅用地热采暖供水外，还建有地热苗圃，利用地热培育树苗和果木，培植树苗的土壤消毒也用地热处理，并利用地热栽培蘑菇。美国在俄勒冈州的科瓦列斯附近，进行地热加温土壤的田间试验，成果说明土壤加温后谷物增产45%，番茄增产50%，大豆增产66%，种植谷物的质量均有所提高。 目前，世界对新鲜种植物如高质量蔬菜、水果和花卉等的需求量在日益增长。水产品更显出不能满足市场要求的趋势。过去，水产品主要依靠江

17、河湖海，而人工养殖供给量仅占5%，近年来人工养殖已达到28%。目前世界养殖业正以每年8%的速率递增。地热用于种植和养殖业的潜力是很大的。 19人行道供暖202122（三） 旅游观光洗浴 旅游观光是人民生活质量提高的象征，也是社会效益和经济效益双丰收的一门产业，利用地热开辟旅游观光事业是许多国家国民收入的一项重要来源，被誉为“无烟工业”。日本在利用地热资源发展旅游业和综合利用方面比较先进。 在日本鹿儿岛南面的屋久岛上，建了一个“鹿儿岛国际饭店”，总建筑面积23840km2，设有客房204间，宴会厅12间，会议室4间，室内游泳池两个，室外游泳池两个，于1971年9月开业以来，平均每年接待旅游者16

18、万人。基本上是满负荷运转。该饭店的主要特点是全部能源都来自地热。计有蒸汽井4口，深度70400m,井径65mm，每小时的总产量为：蒸汽12吨、热水1吨。压力2.454.9巴，温度128151。利用这一优越的自然条件，饭店的电源（100千瓦发电机）、取暖、制冷、洗浴以及热水供应等都是来自地热，组成了一个完整的地热梯级综合利用系统。其成本之低、生意之兴隆，可以想象到其经济效益是相当可观的。有关资料统计，日本每年在国内温泉旅游约1.5亿人次，以每个游客消费1000元人民币计算，其全年总消费为1500亿元人民币，为国家创造了大量的收入。 （四） 工业 主要用于轻工业和加工工业，如新西兰的造纸、美国的蔬

19、菜加工等，还有不少国家从地热水中提取有用元素。但从统计资料来看，冰岛、新西兰、日本和美国等八个国家直接利用地热资源的功率分配为：空调1305MW，农业5570MW，工业235MW，其中工业所占用的地热功率最少，只有3.3%。 国内利用：羊八井发电、北京、天津、西安等地2324冰岛 193225冰岛95用地热供暖26二、沉积盆地热演化史研究方法及进展（1）、地球动力学模型法 1、伸展盆地 2、其它类型盆地 （2）、古温标法 1、镜质体反射率法 1）Barker法 2）EASY法 3）Suggate法 2、包裹体法 3、裂变径迹法 4、粘土矿物转变法（3）、地球动力学法与地球化学法的结合27 盆地

20、热史研究方法考虑因素研究内容研究方法盆地成因类型地温场热源热成因机制地温场特征 热导率 地温梯度 大地热流值地球动力学模型法古温标法结合法 热流史地温史有机质 演化史28热史重建（1） 地球动力学模型法 1）原理： 对于热成因型盆地（裂谷盆地），热演化特征直接决 定了盆地的形成发育过程。因而在岩石圈尺度下，通 过正演盆地的发育过程（构造格架）而获得热演化史。 2）特点： 大尺度，反映盆地总体规律，一般精度较低。 3）缺陷： 没有考虑沉积物中的古温标，不能反映局部热状况。 4）模型：如 Mckenzie 的均匀伸展模型。29 （2）均匀伸展模型 该模型由McKenzie于1978年提出（图2-3

21、）。该模型认为裂谷型沉积盆地是由于大陆岩石圈的伸展作用而形成的。在岩石圈伸展变薄的情况下，灼热的软流圈物质上涌，地温梯度升高；之后异常地幔或软流圈向着热平衡方向衰减，岩石圈冷却收缩，地壳进一步沉降并充填沉积；最后岩石圈达到热平衡状态，地壳趋于稳定。30（1） McKenzie法古热流Q的计算公式为:Q=kTm /yL1+2/ sin( / )(1-e-t/ K-热扩散系数 Tm-软流圈温度 yL-岩石圈初始厚度 -拉张系数 = yL2/ 2k 为岩石圈的热时间常数 t-为时间任一深度及时间的温度T(y,t)= Tm (1- y / yL )+ 2/ / sin( / ) Tm exp (- 2

22、k t/ yL 2 ) sin( y/ yL )31表21岩石圈伸展模式模式参考文献作者主动裂谷地幔上涌机制（1）重力扩张Housman England 1986,Neugebauer 1978,Bott1981（2）底辟作用Woidt Neugebauer 1981.被动裂谷模型：纯剪切模型（1）均匀伸展McKenzie 1978（2）均匀伸展有地幔对流Buck 1986,stecklor 1985（3）不连续非均匀伸展Hellinger and Sclater 1983,Royden and Keen 1980（4）连续非均匀伸展Rowley and Sahagian 1980：简单剪切模

23、型（5）不对称伸展Coward 1986,Wemicke 1985与碰撞板块边界有关的模型（1）碰撞谷Sengor Burke and Dewey 1978 岩石圈伸展模式 32热史参数热史模型多采用地球热力学与地球化学相结合的方法。用到的参数主要有现今地表温度、古地表温度、今地温梯度、古地温梯度、岩石热导率、R。一深度曲线等等。 1古今地表温度 盆地模拟中的地表温度，严格地讲是地表恒温带的温度。恒温带是地球内热与外热达到平衡的地带。由于盆地所处的古地理位置及其古气候特征的不同而有所差别。因此，古气候研究对于确定古地表温度十分重要。 2地温梯度 盆地模拟中，地温梯度分今地温梯度和古地温梯度，二

24、者根据模拟重点内容的不同可分别作为已知参数输入；也可以只输入今地温梯度，用于计算今热流，古地温梯度由软件根据古热流和古热导率来求取。 今地温梯度一般是按模拟井点的不同地层输入的。因此，应尽量给出不同层位的地温梯度值。通过计算测温井的地温梯度值，结合基底起伏情况，可以勾画出区域上的地温梯度分布图。 3岩石热导率 有的软件系统要求给出不同层位的实测岩石热导率，直接用于计算今热流；也有的软件系统只要求给出实测的孔隙流体热导率和岩石骨架热导率。 4 R。一深度曲线镜质组反射率（R。）是表征烃源岩成熟度的有效参数，也是检验地球热力学法正确性的标准之一；同时，R。与有机质产烃率的关系最为直接，因此，盆地模

25、拟中热史模块。要求使用标准井的实测R。一深度曲线。332其它类型盆地 克拉通盆地其成因主要有地壳伸展、热衰减、克拉通边缘的构造负荷、板内应力、欠补偿质量等。在地壳伸展热沉降方面与弧后盆地及大陆裂谷盆地相似。克拉通盆地往往表现出阶段性沉降的特点，热沉降仅适用于盆地发展的某些阶段。 前陆盆地形成的主要控制因素为逆冲带的构造负荷、盆地沉积物负荷以及在造山过程中形成的地壳内部水平挤压力。前陆盆地的具体模型有Karner等(1983)提出的热弹性流变模型及 Willett等(1985)年提出的粘弹性流变学模型。热弹性模型可以解释挠曲与热史之间的关系，而粘弹性流变学模型则能够解释岩石圈抗刚度随加载作用时间

26、的变化关系。 在走滑盆地中，热力学和沉降模型没有很好地建立起来，这主要是由于它们的构造历史复杂，在与岩石圈变薄有关的盆地中，由于伸展过程中热流通过盆地周边的侧向损失，统一的均匀伸展模型在应用中要作一定的修改。其它盆地形成于与地幔无关的薄皮伸展带，这些盆地温度低且缺乏发育良好的伸展期后热沉降。 34热史重建（2）. 古温标法 1）原理： 沉积地层中的古温标如：Ro、矿物包裹体、磷灰石裂 变径迹、粘土矿物转换率等记录了其本身在地质历史 时期的受热史，因而通过反演其形成过程并与现今温 标值一致而重建热史。 2）特点： 小尺度，反映古温标样品处局部热状况，有较高精度。 3）缺陷： 如果不考虑盆地形成过

27、程，多解性。有些只反映所承 受的最大温度。 35(1)、古温标法 1.镜质体反射率法 现今应用的模型主要有以下6类：Price(1983)、Barker 和Pawlewicz(1986)仅将镜质体反射率作为温度的函数模型；Hood(1975) 和Bostick(1978) 和Barker(1989)将时间结合进去作为经验性的方法模型；Antia (1986) 和Wood(1988)将镜质体反射率作为单一活化能的阿仑尼斯一级化学反应模型；Lerche(1984) 和(1980)将镜质体反射率作为阿仑尼斯-级化学反应模型，具有单-活化能，但活化能是温度的函度；Larter(1988)将镜质体反射率

28、作为平行的阿仑尼斯一级化学反应模型，其活化能具高斯分布; Sweeney等(1990)提出的Easy%Ro模型 。 以上6类镜质体反射率模型分析中、类模型是经验性的，在应用于地质情况时，常被用于最大古地温的粗略估计。 模型也是经验性的，也有局限性，主要是由于单一反应不能很好地模拟温度和加热速率分布很广的复杂反应(Braun和Burnhan,1987)。关于Lerch等(1984)和Armagnac(1989)的方法，将活化能看作是温度的函数是不常见的。类模型中Larter(1988)正确地应用了活化能分布的化学动力学方法，这表明Ro是温度和时间的函数，温度比时间更为重要。但他的模型由于仅依靠R

29、o与化学变化的相关关系，因而是有局限性的，化学变化发生在生油窗范围内，Ro值在0.51.3%范围内。类模型Easy%Ro法是最为精确地预测Ro的方法，在中等到高成熟度时更为准确。但在成熟度较低时(Ro%0.9%)，Easy%Ro法对Ro可能估计过高。而Middleton(1982)和Issler(1984)的模型更为准确。 36Sweeney J.J.和Burnham A.K.(1990)将Easy%Ro法与Hood(1975)、Middleton(1982)和Bostick(1978)方法作了对比， Easy%Ro法曲线的斜率最低，Ro值也对应更低的温度值。例如对于10Ma加热时间，由Eas

30、y%R法计算反射率为0.7%对应的温度为110；Hood(1975)法相对应的温度为100，Middleton(1982)和Bostick(1978)方法对应的温度约为130。 同样对于10Ma加热时间，Easy%Ro法预测Ro在1.3%和2.0%时分别对应的温度为162和189，而其它三种方法达到此Ro值，对应的温度大约分别在180和210。 37镜质体反射率Ro法热史重建 1）时间 温度函数（Ro TTI 模型） 2） Barker和Pawlewicz法 Barker和Pawlewicz利用世界上35个地区600多个腐殖型有机质的平均镜质体反射率Rm及其对应的最大温度Tmax，建立的回归方

31、程ln(Rm)=0.0078(Tmax)-1.2，用来估算最大温度，此回归方程相关系数r=0.7,表明Rm与Tmax具有十分密切的相关性。地质研究表明，有机质成熟度在经历大约1Ma-10Ma的时间后达到稳定，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。而他们研究的盆地体系大约90%在小于最大古地温15以内的范围内，经历了大于106年的时间，因而足以使有机质热成熟度达到稳定。因此可用Rm确定最大古地温。 Ro是其经历的最高温度的单一函数，加热时间可以不考虑。公式： ln(Rm)=0.0078(Tmax)-1.2 Ro = a * exp*（b*Tmax） 383）. Ea

32、sy%Ro模型法 Sweeney等(1990)提出的Easy%Ro模型，将镜质体反射率作为一系列平行的阿仑尼斯一级反应，用活化能的一个分布模拟镜质体的所有反应，包括脱水、CO2、CH4及更大分子量烃类的裂解。Easy%Ro法可应用于Ro在0.34.5%的范围内，加热速率从实验室条件下(1/周)、岩浆侵入(1/天)到各种地质环境(10/100年1/百万年)。 Ro %=exp(-1.6+3.7F) F=1-w/w0，F为已发生反应物的百分含量 ，w0为反应物的初始浓度，F可将时间-温度历史划分为一系列等温的或不变的加热速率段来计算。 Easy%法强调温度的作用,认为化学反应速率和温度是指数关系而

33、与时间是线性关系.394）.Suggate,R.P(1998)制作了R0.H.G关系图版: 1).R0不是很精确的热指标,其变化趋势更为重要. 2).R0在0.7-1.0及其以上增加快,上下梯度不同,其与成熟前、成熟后的化学反应不同有关。 3).半对数坐标使R0-H曲线在0.7-1.0产生的弯曲不明显,R0-H关系变为直线. 4). R0-H关系与最大埋深时的古地温梯度有关 5). R0.H.G关系图版可估算地温梯度、最大埋深（剥蚀量）。40 1.选择盆地中一口具有丰富的RO资料的典型探井为对象，通过压实效正和剥蚀厚度计算恢复单井地层的埋藏史 2.假设已古地温梯度随地质年代变化的模式,结合埋藏

34、史算得生油岩经历的古地温模式 3.根据古地温模式通过Easy Ro模型计算生油岩的成熟度Ro值 4.用实测的Ro值与计算的Ro值对比,通过反复修改假设的古地温模式及反复计算Ro值,使计算的Ro值于实测的Ro值一致.最后选定的古地温模式可代表古地温梯度的演化. EasyRo方法重建古地温的步骤 412.流体包裹体法 流体包裹体是成岩矿物结晶时所捕获的部分成矿流体。流体包裹体的成分、相态、丰度、均一温度及盐度等指数，能够反映不同成矿阶段的地球物理化学条件。作为一种新手段，流体包裹体研究在石油地质方面可应用于测定古温度和恢复盆地热历史；确定油气演化程度和形成阶段；研究油气形成时的物理化学条件；确定油

35、气运移时间、方向和通道；研究恢复埋藏史及确定构造形成的时期和序次等方面。 流体包裹体按成分可分为原生包裹体、次生包裹体、假次生包裹体和变生包裹体四种。流体包裹体应用于确定古地温需要占有三方面的资料：(1)详细的岩石学分析建立包裹体形成的相对时间；(2)详细分析含有包裹体岩石的埋藏史和构造史；(3)分析单个包裹体的相态和化学成分，定义捕获流体的压力一体积一温度(PVT)特性。 应用包裹体进行研究的三个假设条件如下：(1)均一体系；即包裹体形成时，被捕获包裹体内的物质为均匀相；(2)封闭体系，即包裹体形成后，没有物质进入或逸出；(3)等容体系，即包裹体形成后，包裹体的体积没有发生变化。一般认为，只

36、有符合这三个基本前提的包裹体的测定结果才是有效和可靠的。423.磷灰石裂变径迹法 固体矿物裂变径迹的研究始于50年代末，但利用磷灰石裂变径迹（Apatite Fison Track简称AFT）研究沉积盆地热演化史贝则始于80年代。1986年澳大利亚墨尔本大学的研究人员在大量退火实验的基础上，首次提出了磷灰石退火的动力学模型平行线模型和扇形线模型。这些模型是利用数值方法恢复热演化史的基础。 磷灰石裂变径迹法应用于沉积盆地地热史的研究始于八十年代初，该方法是建立在磷灰石所含U裂变产生的径迹在地质时间内受温度作用而发生退火行为的基础之上。在1100Ma的时间内，磷灰石裂变径迹的退火温度为60150。

37、Gleadow和Green等人在沉积盆地的试验中已模索出裂变径迹分析的5个参数。这5个参数对温度非常敏感，它们是裂变径迹长度、径迹长度频率分布、年龄衰减、单晶粒年龄频率分布及表观年龄随深度的变化。通过以上5个参数的详细分析，可以获得其它方法得不到的热史信息。43 锆石裂变径迹分析人4445（1）利用AFT研究热史的基本原理 1）AFT形成的稳定性和连续性 稳定性：实验证明，裂变径迹形成速率与矿物中238U 含量成正比。沉积盆地的形成时间小于238U的半衰期（6.99l017年），因此可以认为在整个沉积盆地的地质历史时期，磷灰石中238U的含量是稳定的。这就保证了同一岩石样品中径迹形成速率是常数

38、。 连续性：由于在盆地演化过程中，磷灰石中的238U一直以相同的速率不断自发裂变，因而裂变径迹也在不断地形成，即裂变径迹是随时间而不断形成的。不同的径迹产生于热史的不同阶段。利用这个特性能重建较精确的热史。462）AFT具有退火特性 磷灰石在受热时，其受损的晶格从热能中获得足够的能量，并促使被移位的原子返回到原来的位置，从而使辐射损伤不同程度地愈合，表现为径迹缩短直至完全消失，这就是退火现象。模拟实验和钻井资料研究（Glead等，1983；Naeser,1981）得出，裂变径迹退火具有以下特征（图3-7）：（1）在实验室和地下条件下，退火特征基本一致，都是随温度增高，径迹密度减少，长度变短，直

39、至完全消失；（2）控制径迹退火的主要因素是温度，时间因素是次要的；（3）退火作用，由开始退火到完全退火，不是在瞬时发生的，而是中间有个过渡带，这个带叫退火带。其相应的温度范围是50125。 综上所述，磷灰石裂变径迹形成的稳定性和连续性，径迹退火受控于温度的独特性，以及磷灰石在沉积盆地中分布的广泛性，为利用AFT研究热史提供了保证。图3-7 奥特韦群样品的裂变径迹年龄与井下校正温度之间的关系（据Green等待，1987）47（2） AFT参数及其热史意义 应用于热史研究的AFT参数主要有：裂变径迹年龄、裂变径迹平均长度和裂变径迹长度分布。（1）裂变径迹年龄 径迹年龄不仅可以记录矿物的形成时间，还

40、能记录重大的热事件（如火山喷发或岩浆侵入）发生的时间。当重大热事件发生时，裂变径迹因受热而完全消退，待冷却到其封闭温度时（在地质历史中认为是短暂的），矿物开始记录径迹，显然此时计算出来的径迹年龄为热事件发生的时间。若矿物是在这次热事件中形成的，则又为此矿物的年龄，这是径迹的真实年龄。若热事件活动后形成并冷却的矿物很快又被搬运到盆地中，并被沉积埋藏，而且至今尚未进入退火带，则其径迹年龄代表沉积年龄。如果矿物后期经历过部分退火（未完全消失），则计算出的径迹年龄小于真实年龄，称为表观年龄。表观年龄随退火程度的增加而减小（图3-8）。 径迹年龄可通过下式求出：T=1/ Dln( s/ i D/F I+

41、1) 式中t径迹年龄，a； s/ i 、分别为238U自发径迹和235U诱发裂变径迹密度，条/cm2； D/F 、分别为238U的总衰变常数（1.55110-10 a -1）和238U自发裂变衰变常数（6.9910-17 a -1）； 235U的热效中心裂变的有效截面积（5.810-22 cm2 ）； 中子通量，中子数/cm2 I235U /238U丰度比（7.267610-3）。 238U自然裂变产生的径迹称自发裂变径迹； 235U吸收热中子可引起核裂变，在原子反应堆中由热中子诱发裂变而产生的径迹为诱发裂变径迹。482）平均裂变径变长度 磷灰石裂变径迹初始形成时，径迹平均长度是一个十分固定的

42、常数，约为163 09一旦形成，平均径迹长度便随埋深（温度）的增加而逐步缩短，温度低于50时，平均径迹长度还大于14，接近125，则平均径迹长度降为零，温度在110125之间，平均径迹衰减相当急剧，其长度从8变为零。图3-8 奥特韦群磷灰石平均围限裂变径迹长度与目前 井下温度之间的关系（据Green等待，1987）493）径迹长度分布Gleadow(1986)和Green(1987)对澳大利亚奥特韦（Otwav）盆地的4口井和露头样品研究后认为。径迹长度分布随温度的增力而逐渐变短、变宽。从图中可见，平均径迹长度分布在低温时，保持狭窄的对称形态，随着温度的增加，分布图开始变宽，直至温度在1021

43、10，分布变得十分开阔，呈扁平态分布。图3-9 奥特韦群磷灰石的围限裂变径迹 长度分部图（据Green等待，1987）505152应用磷灰石长度分布可以确定冷却发生的时间53每个样品的古地温是多少及冷却何时发生的？54磷灰石裂变径迹法的优点有三： (1)确定最大古地温，古地温在70120范围都可以确定. (2)确定从最大古地温状况下冷却的时间。具体可分三种情况讨论：a.地层完全退火后，又很快拾升到小于50的地温状况下，记录的裂变径迹年龄代表了冷却的时间；b.如果冷却时间延长或现今仍在大于50的状况下，估计的冷却年龄偏小；c.如果地层沉积后未完全退火，经受的温度小于110，则可通过对长短径迹的相

44、对比例的估算确定冷却时间。 (3)确定地层达到最大古地温时的古地温梯度，在垂直深度图上，由裂变径迹法结合Ro法可确定最大古地温曲线的斜率，即地温梯度。 55计算地层剥蚀厚度 剥蚀厚度E可按以下公式计算： E=(11010-Ts)/G d 式中Ts是古平均地表温度；G是古地温梯度；d是某一具体地区古部分退火带底界与现今平均表面的高差。现今平均表面高于古部分退火带底界d为负，现今平均表面低于古部分退火带底界d为正。对高热演化程度的地区 锆石裂变径迹退火温度高于磷灰石，可与磷灰石裂变径迹分析结合使用，对于热演化程度高的地区比较适用。56鄂尔多斯盆地各构造单元RoH关系曲线3）后期强烈的抬升剥蚀与冷却天环向斜 ；伊陕斜坡 ；晋西挠曲带 ；渭北隆起；伊盟隆起；西缘逆冲断裂带57鄂尔多斯盆地不同构造单元各井裂变径迹年龄与井深关系图 鄂尔多斯盆地在约20Ma前发生了一期快速抬升的冷却事件（任战利等，1993、1994、1995、1999）。 地温梯度减小及地层地温降低，有助于天然气出溶成藏。58天深1井现今地温与古地温对比图2）、古地温场及演化