热史及生烃史分析

第六章盆地热史和生烃史分析,一、地热与油气二、地温场及沉积盆地的热状态三、沉积盆地热史恢复的基本方法四、油气生成基本理论五、含油气盆地烃源岩评价六、油气生成史的定量计算,一、地热与油气,地温是控制油气生成和聚集的重要因素之一统计表明，油田储量与热流关系密切石油储量与地温梯度关系密切地热对沉积盆地的成岩作用也具有很大的影响盆地的古地温与盆地的沉降发育历史有关地热是沉积盆地向油气盆地转化的关键因素。地热与地质时间的综合就是沉积盆地的热演化史,统计表明，油田储量与热流关系密切,石油储量与地温梯度关系密切地温梯度：石油储量密度天然气储量密度高值区4.0比中值区高9倍比中值区高5.6倍比低值区高120倍比低值区高28倍中值区24低值区500才起作用。热对流出现的必要条件是地下水循环，只出现在有热液活动的断裂带或火山活动区域。热传导是盆地内热传递的主要方式。地壳是由固态岩石组成的，故热传导是其主要方式。沉积盆地的热能主要以传导传热方式进行。由于温度差的存在，热量从温度高的地方向温度低的地方转移的现象称为热传导。,在沉积盆地的热史研究中，对热传导往往作如下假设：在一个给定时间内，地温只沿垂直地表方向发生变化一定范围内（如同一岩层）的介质是各向同性的固体，及在所有方向上以及点与点之间的温度变化都是连续的,根据热力学第二定律：一个密闭系统内部的温度差将随着时间的推移而均一化设介质的热导率为k，则单位时间内流过单位面积的热流量（q）为：q-热流强度，mw/m2k-热导率，w/(m.)dT/dZ-温度梯度（地温梯度），/km单位时间内通过地壳和盆地单位横截面积的热量，称为大地热流（强度）,2、大地热流大地热流在单位时间内以热传导方式从地球表面单位面积散失的热流量按照前述假设，并定义从内部往外流的大地热流是正值，观察点在地史中某一时刻的大地热流值为：,Q(t)-某一时刻(t)的大地热流，mw/m2k-热导率，w/(m.)dT/dZ-垂向温度梯度，/km,根据一维稳态热传导的原理，在地史中某一时刻的地温场可看作稳定的地温场，即通过岩石介质各点的大地热流量是相等的。因此对于给定地区，或平面上的某一井点，可以根据垂向热流相等的原则来处理地热问题。不同地区的热流值不同，并随着地史演变而变化。这是地史模拟中必须遵循的原则。现今的大地热流值是通过测定地壳不同深度的温度和测量段内各种岩性的热导率求取的。,对于岩性差别较大的层状岩层地区dT/dZ是变化的。由于穿过所有水平岩层的热流相等，深度为Z处的温度为：Z-地下埋深，kmT(Z)-为Z点的温度，Ts-外推的地表温度，k-Z深度的热导率，W/(m.)Ts、Q可以根据测点的温度、深度和热导率按照最小二乘法求得。,3、岩石的热导率定义：单位时间内流过单位面积的热量与地温梯度之比。k热导率，W/(m.k)或W/(m.)Q*-热量,mJdT/dZ-温度梯度，/kmA-面积，m2;t-时间，s,不同岩石和介质具有不同的热导率。岩石热导率与岩石的成分、结构、含水性、温度和压力。层状岩石的热导率具有各向异性的特征，顺层面热导率大于垂直方向。孔隙度和含水量对岩石热导率有较大影响。,在沉积盆地热史分析中不能用现今热导率取代地史过程中的热导率孔隙度和含水量随地质时期不同而在变化。k(Z)=(kf).(ks)1-k(Z)-任一深度Z的热导率，W/(m.）kf-孔隙流体的热导率，W/(m.）ks-骨架颗粒的热导率，W/(m.）-地下孔隙介质的孔隙度，由埋藏史分析得到,对于层状岩石，单层内部的热导率可以看作各向同性的，但层之间差别较大。根据一维稳态热传导原理，同一时刻盆地中某一点自下而上的热流应该是个定值。Q=ki.(dT/dZ)因此，同一时间、同一地点地温梯度的纵向变化主要由岩石的热导率的不同引起。根据地温梯度可以求出热导率：并联和串联两种方式,4、地温梯度G=(Tz-Ts)/(Z-h*)*1000G地温梯度，/kmZ-测温点的深度，kmTz-地下深度为Z处的温度Ts-地表恒稳带的温度h*-地表恒稳带的深度可以用油井的测温资料求现今地温梯度，但要校正,（三）沉积盆地的热状态,热史的恢复就是恢复地质历史时期中的古地温场热史分析的基础是地史模型地球化学方法恢复热史的方法地球热力学方法上述两种方法的结合,三、沉积盆地热史恢复的基本方法,地球化学法：也称温标法。根据地质温度计热史模型计算热史。地球热力学方法：采用热力学模型（如Mckenzie法，Flavey法）对热史进行计算，但其结果往往没有办法进行检验。在有些地方不同的热史模型甚至得出的结论相反。但在缺乏现今地温资料的地区仍然有意义。结合法是反演技术，即根据已知的盆地今地温，反演出该盆地的热流史和地温史，并要求其与地球化学资料（如Ro等）相符。,地球化学方法恢复古地温地质温度计和温标：对温度敏感，受温度作用后的结果是不可逆的，某一物化性质仅受温度控制且温度范围较宽，在岩石中分布广泛。镜质体反射率Ro固体沥青反射率自生成岩矿物常用的温标：矿物包裹体磷灰石裂变径迹生物标志物异构化牙形石色变指数,镜质体反射率法（和固体沥青反射率）最大温度模型Ro-TTI关系模型化学动力学模型,最大温度模型影响沉积物有机质成熟度的两个因素时间和温度中，加热时间的影响是有限的。故Ro是经历的最高温度的单一函数，加热时间可以忽略。指数关系：Ro=aexp(bTmax)a,b-待定系数，不同地区取不同值Tmax经历过的最大地温，Baker,Pawlewicz(1986):Ro=exp(0.0078Tmax-1.2)李雨梁（1990）:Ro=0.1589exp(0.010546Tmax),杨万里（1984）,运用Ro、埋藏点的受热时间，获得经受的古温度的图版,Ro-TTI关系模型t-地层埋藏时间，MaT(t)-地层经历的温度史，在化学反应中，温度每增加10，反应速度约增加1倍在固定的温度范围内，时间长短对反应结果有影响。,Welte和Yukler(1981):Ro=1.301Lg(TTI)-0.5282石广仁等(1989,1996)认为在不同地区或不同地层中，Ro和TTI有不同关系。,Easy%Ro模型（化学动力学模型）：Burnham和Sweeney（1989）提出了镜质体反射率Ro计算的化学动力学模型，其反应活化能采用频带分布，即将Ro的成熟过程视作为若干个平行反应，并通过实测数据建立了Ro与降解率之间的关系（VITRIMAT模型）。1990年进行了简化改进，称Easy%Ro模型。Ro=exp（-1.6+3.7*Fk）其中，Fk第K个埋藏点化学动力学反应程度（降解率）,Easy%Ro模型（化学动力学模型）,式中，fi第i种反应的权系数，I=1，2，。，20；Iik见下式；tk某地层底界的第k个埋藏点的埋藏时间，Ma；Tk某地层底界的第k个埋藏点的古温度，0C。,式中，A频率因子，其值为1*1013S-1Ei活化能，kcal/mol；R气体常数，1.986cal/（mol*K）；a1，a2，b1，b2为常数。,Ro法正演热史的过程重建地层埋藏史（包括剥蚀史）给定地温史（地温梯度史或热流史），结合埋藏史算出各地层的古地温场利用上述三个模型之一，计算各层的Ro史（理论Ro史）用实测地层现今Ro和理论Ro（现今点）进行对比。如结果拟和很好，则认为给定的地温史为实际经历地温史。否则，重复b),c)直到符合为止。,磷灰石裂变径迹（AFT)基本原理,裂变径迹。通过一定的方法可在不同显微镜下观察到。裂变径迹的稳定性和连续性与238U含量成正比由于沉积盆地的形成时间小于238U的半衰期6.991017年），238U含量是稳定的同一岩石样品中径迹形成速率为常数。裂变径迹在不断形成，不同的径迹产生于热史的不同阶段。可重建较精确的热史。磷灰石的径迹具有退火特性。退火温度范围：50125。,AFT参数及其热史意义裂变径迹年龄随着埋深的增加及裂变径迹退火程度的增加，径迹年龄逐渐减小。,平均裂变径迹长度随埋深加大：平均径迹长度减小径迹长度分布：范围变大，标准偏差增大,AFT退火动力学模型,利用AFT模拟热史,3、矿物包裹体分析法,矿物包裹体矿物包裹体的描述参数：气/液比、大小、颜色、形态、分布、数量。包体测温的均一化方法（一般需要进行压力校正）刘德汉统计：进入生油窗80，石油大量生成100140，凝析油140180，干气160250,应用包裹体恢复古地温的几个条件包裹体在成岩过程中形成的相对时间含包裹体岩石所经历的埋藏史和构造史包裹体中流体的相态、成分、压力温度性质,4、粘土矿物转化法牙形石色变指数法,地球热力学方法恢复热史,只考虑热传导的Mckenzie法-适用于拉张型盆地,2、Falvey法-适用于拉张型盆地和挤压型盆地，考虑了热传导和对流两种因素,结合法-已知今热流、今地温，在选取一定的构造演化模型后，求古热流（反演技术）,求取今热流,用假定的古、今热流因子，求古热流,求古地温,用温标（Ro）检验古地温，确定最佳古、今热流关系因子,用最佳的古、今热流因子求古热流、古地温,求取今热流某埋藏点的今热流：Q0=K0G0Q0_-该点今热流，mW/m2K0该点以上所有地层热导率的平均值,W/(m.）G0该点现今平均地温梯度,/km2、今古热流