埋藏史-热演化史恢复_1

1、目的： 分析古构造的发展与演化分析古构造的发展与演化 分析地层在地质时期中经历的温度和压力条件分析地层在地质时期中经历的温度和压力条件评价烃源岩有机质在地质时期中的热演化程度评价烃源岩有机质在地质时期中的热演化程度Mckenzie的纯剪切法的纯剪切法Airy地壳均衡法地壳均衡法挠曲均衡法挠曲均衡法平衡剖面技术平衡剖面技术超压技术超压技术回剥技术回剥技术构造与负荷沉降构造与负荷沉降断裂事件断裂事件地层压实作用地层压实作用剥蚀事件、沉积间断剥蚀事件、沉积间断海平面与古水深海平面与古水深对盆对盆地或地或剖面剖面单井单井埋藏史恢复的技术方法埋藏史恢复的技术方法 压实作用是指在上覆沉积负荷作用下沉积物受

2、到的挤压作用，它是使疏松的沉积物固结成岩的主要作用之一。 压实作用的压力主要来自上覆沉积物重力和水体的静水压力。因此，压实作用在地质时期中长期持续的一种成岩作用。 它从沉积物埋藏开始一直可以继续到沉积物埋深达9000米以上。在压实作用下沉积物的孔隙流体不断排出、孔隙度不断减少，体积密度不断增加。 沉积岩层厚度与岩石骨架、孔隙流体关系示意图沉积岩层厚度与岩石骨架、孔隙流体关系示意图地地层层厚厚度度100m岩岩石石骨骨架架孔孔隙隙流流体体孔隙度孔隙度=40%40m60m 粘土压实作用示意图粘土压实作用示意图（据Terzaghi,1948)HAHB孔隙水hsA= hsBABAB天然样品天然样品等效样

3、品等效样品埋埋深深HAHBZ1AZ2BZ1BZ2AVanHint(1978)首次强调定量的压实校正的重要性。汪缉安、首次强调定量的压实校正的重要性。汪缉安、熊亮萍等熊亮萍等(1984)恢复华北地区的埋藏史时，把现今恢复华北地区的埋藏史时，把现今1500m厚度厚度的沙河街组分别按不同岩性压实校正与未经压实校正进行对的沙河街组分别按不同岩性压实校正与未经压实校正进行对比，计算结果表明在东营组末和馆陶组末，经过压实校正的比，计算结果表明在东营组末和馆陶组末，经过压实校正的古地温比未经校正者提高古地温比未经校正者提高1015，厚度可增加，厚度可增加300450m。因此，在恢复埋藏史时，不能只凭现今地层

4、剖面上各层厚度因此，在恢复埋藏史时，不能只凭现今地层剖面上各层厚度进行逐层相减来求得，而必须考虑到压实作用的影响。进行逐层相减来求得，而必须考虑到压实作用的影响。埋藏深度埋藏深度(m)平均孔隙度平均孔隙度(%)地层厚度地层厚度(m)505000250050010205010005600700550同一地层在不同埋藏深度下地层厚度同一地层在不同埋藏深度下地层厚度回剥法恢复埋藏史示意图 123111223现今厚度剥去3层再剥去2层3层沉积末期CAB沉 积 表 面AABBC岩 石 骨 架原 始 孔 隙A沉 积 末 期B沉 积 末 期C沉 积 末 期A层 岩 石骨 架 不 变残 余 孔 隙沉积时间沉积

5、压实埋藏史示意图沉积压实埋藏史示意图 沉积岩层在沉积形沉积岩层在沉积形成过程中，自下而上形成过程中，自下而上形成了由老到新的一系列成了由老到新的一系列地层。地层。 “ “回剥法技术回剥法技术”就是根据地层形成的时就是根据地层形成的时间、空间顺序关系，从间、空间顺序关系，从上而下恢复地层在各个上而下恢复地层在各个地质时期的厚度和埋藏地质时期的厚度和埋藏深度。深度。岩性剖面ABCDF沉积时间地层代号10 (My)8(My)12(My)5 (My)4 (My)地层由老到新地层由老到新5 (My)5 (My)5 (My)5 (My)5 (My)1505102025(My)0510152025ABCDE

6、ABCDEABCDE“回回剥剥法法”恢恢复复埋埋藏藏史史示示意意图图现今地质时间地质时间埋藏深度埋藏深度岩性剖面ABCDF沉积时间地层代号10 (My)8(My)12(My)5 (My)4 (My)岩性剖面ABCDF沉积时间地层代号10 (My)8(My)12(My)5 (My)4 (My)地层剥蚀地层剥蚀：地层剥蚀：地层沉积与地层沉积与抬升的时间抬升的时间相同。相同。被剥蚀地层5 (My)5 (My)5 (My)5 (My)5 (My)1505102025(My)ABCDE30ABCDE0510152025“回回剥剥法法”恢恢复复埋埋藏藏史史示示意意图图现今地质时间地质时间埋藏深度埋藏深度剥

7、蚀地层剥蚀地层剥蚀地层剥蚀地层埋藏深度埋藏深度(m)平均孔隙度平均孔隙度(%)地层厚度地层厚度(m)05000250050010205010005600700550同一地层在不同埋藏深度下地层厚度同一地层在不同埋藏深度下地层厚度A. D.Flavey和和Ian Deighton(1981)在假定压实过在假定压实过程中岩石骨架体积保持不变的条件下，提出下程中岩石骨架体积保持不变的条件下，提出下列压实校正模型公式：列压实校正模型公式：dzzdzzhHhhDHDDijijj)(1)(1)()(式中式中 Hi(Dj)现今顶界埋深为现今顶界埋深为h(米米)的第的第I层的厚度层的厚度(米米)； Hi(h)

8、第第j层沉积时埋深为层沉积时埋深为Dj(米米)的第的第I层的厚度层的厚度(米米)； (z)孔隙度与埋深的关系。孔隙度与埋深的关系。根据钻井地层分层资料和声波测井资料，由公式可以求解出根据钻井地层分层资料和声波测井资料，由公式可以求解出每一层在不同埋深下的厚度每一层在不同埋深下的厚度Hi(Dj)。现今地层现今地层上上伏伏地地层层厚厚度度（h）H i(h)第i层厚度第第j层沉积层沉积上上伏伏地地层层厚厚度度（Dj）第i层厚度H i(Dj)TTTT时间(Ma)Tm4321FFFFFFFFFFFF沉积初期n度深(m)1234123121FFF1234现今地层回剥法示意图一、地层压实校正一、地层压实校正

9、二、关键性参数二、关键性参数三、计算步骤三、计算步骤深度孔 隙 度 （ 对 数 ）孔 隙 压 力正 常 压 实 静 水 压力 相混 合 压 实 混 合 压力 相欠 压 实超 压 力 相砂页岩互层海相页岩 根据孔隙压力对泥岩压实阶段的划分（据C.R.Evans,1975） 20001000压 实 阶 段快 速 压 实 阶 段稳 定 压 实 阶 段突 变 压 实 阶 段紧 密 压 实 阶 段0102030孔 隙 度(%)(m) 松辽盆地的泥岩压实曲线松辽盆地的泥岩压实曲线（据王行信，（据王行信，1980）深度压实作用压实作用 孔隙流体处于开放状态，随上覆沉积物的增加的流体孔隙流体处于开放状态，随上

10、覆沉积物的增加的流体不断排出，孔隙度随上覆沉积物的增加而相应减少。因此不断排出，孔隙度随上覆沉积物的增加而相应减少。因此，正常压实段的孔隙流体压力处于动平衡状态，基本上保，正常压实段的孔隙流体压力处于动平衡状态，基本上保持为静水柱压力，即孔隙流体压力系数取决于孔隙流体密持为静水柱压力，即孔隙流体压力系数取决于孔隙流体密度。正常压实又称为度。正常压实又称为平衡压实。平衡压实。正常压实正常压实异常压实异常压实(欠压实欠压实)正正常常压压实实 当孔隙度、渗透率逐渐降低到一定程度时，孔隙流体当孔隙度、渗透率逐渐降低到一定程度时，孔隙流体的排出将会受到阻碍，孔隙度不随上覆沉积物的增加而相的排出将会受到阻

11、碍，孔隙度不随上覆沉积物的增加而相应减少。欠压实又称为应减少。欠压实又称为非平衡压实非平衡压实。欠欠压压实实 在连续沉积的盆地中，泥岩孔隙度通常深度增加而平稳降低。因此，压实作用总体趋势是沉积物随埋藏深度增加，其逐渐孔隙度逐渐降低。 压实曲线就是孔隙度随深度变化的曲线。在不同地区，由于沉积环境、沉降速率等差异，泥岩的压实曲线具有各自的特征。由于孔隙度的变化是衡量压实作用的重要标志；也是定量恢复地层埋藏史的关键性参数之一，因此，建立压实曲线方程是恢复埋藏史的前提。深 度40003000200010000(m)126200声 波 时 差(us/m)（ 对 数 ）100300流 体 压 力(kg/c

12、m )2孔 隙 度 （ %）（ 对 数 ）QNmNm12NgEdEs黄骅坳陷港深28井声波时差、流体压力、孔隙度随深度变化关系（据陈发景、田世澄等（据陈发景、田世澄等1989）1001000010002000300040005000阿 参 1井 砂 岩 压 实 曲 线1001000010002000300040005000阿 参 1井 泥 岩 压 实 曲 线 深 度(m) 深 度(m)us/mus/mNK2-EK1NK2-EK1不同盆地泥岩的孔隙度随深度变化的关系（据M.R.Giles等（1998）孔隙度（孔隙度（% %）深深度度( (km)km)AthyAthy和和Hedberg(1936)

13、Hedberg(1936)首先研究了泥质沉积物的孔隙度随深首先研究了泥质沉积物的孔隙度随深度变化的压实曲线，认为在正常压实情况下孔隙度与深度度变化的压实曲线，认为在正常压实情况下孔隙度与深度之间一般显示出指数关系，即：之间一般显示出指数关系，即： 式中式中 孔隙度（孔隙度（% %）；）； 沉积初始孔隙度（沉积初始孔隙度（% %）；）； 压实系数（压实系数（1/1/m m）；）； 埋藏深度（埋藏深度（m m）。）。0czzce0 在在正常压实阶段的压实曲线的编制方法，有直接测正常压实阶段的压实曲线的编制方法，有直接测量和间接测量两种。量和间接测量两种。目前大多利用声波时差测井资料间目前大多利用声

14、波时差测井资料间接求取孔隙度。根据接求取孔隙度。根据WyllieWyllie等人等人(1956(1956，1958)1958)大量试验大量试验的结果，推断在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中，的结果，推断在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中，孔隙度与声波时差值之间具有线性关系：孔隙度与声波时差值之间具有线性关系：式中式中 声波时差（声波时差（s/ms/m）；）； 孔隙水声波时差（孔隙水声波时差（s/ms/m）；）； 岩石骨架声波时差（岩石骨架声波时差（s/ms/m）；）；mattt)1 (0mamatttt0t0tmat在欠压实阶段由于孔隙流体受到阻碍不能及时排出，孔在欠压实阶段由于孔隙流体受到阻

15、碍不能及时排出，孔隙度与深度的变化关系偏离了正常压实的轨迹。隙度与深度的变化关系偏离了正常压实的轨迹。M.R.GilesM.R.Giles等（等（19981998）针对欠压实的特征建立了欠压实阶）针对欠压实的特征建立了欠压实阶段孔隙度变化计算公式：段孔隙度变化计算公式： maxmax10KeffKeffeffee式中 有效应力； 随着围压增加而孔隙度减少的压缩系数； 围压减小而引起弹性回弹的压缩系数； 最大有效应力。 effKKeffmax页 岩 孔 隙 度页 岩 流 体 压 力（ 对 数 坐 标 ）深度ZeZeZ欠压实泥岩孔隙流体压力、有效应力变化示意图欠压实泥岩孔隙流体压力、有效应力变化示

16、意图fceffPP深 度40003000200010000(m)126200声 波 时 差(us/m)（ 对 数 ）100300流 体 压 力(kg/cm )2孔 隙 度 （ %）（ 对 数 ）QNmNm12NgEdEs正常压实欠压实zce0zde分段拟合砂岩压实作用示意图砂岩压实作用示意图（据（据M.R.Giles等（等（1998） 砂岩的胶砂岩的胶结作用和大量结作用和大量次生孔隙的形次生孔隙的形成往往使孔隙成往往使孔隙度与深度的关度与深度的关系变得复杂。系变得复杂。 近年来，近年来，虽然有许多学虽然有许多学者在这方面进者在这方面进行了深入研究，行了深入研究，但是定量化的但是定量化的描述仍然

17、比较描述仍然比较缺乏普遍适用缺乏普遍适用性。性。 （据M.R.Giles等（1998）川中地区某井砂岩、泥岩压实特征对比图345678 921001000120014001600180020002200(m)井深声波时差( s/f )遂57井层位重一段香六段香五段香四段香三段珍珠冲组马鞍山组大安寨组凉高山组重二段东岳庙组泥岩砂岩雨 水淡 水 潜 流淡 水渗流海 水 -淡 水 混 合潮 间海 底深 海海 水 潜 流 Mg / Ca3Mg /Ca 1Mg /Ca 1区 域 地 下 水 成岩作用环境划分示意图（强子同，1980；王炯章等，1983） 主要成岩作用类型 第一期第一期海底胶结（纤状或海底

18、胶结（纤状或刃状方解石、马牙状方解刃状方解石、马牙状方解石）。石）。第二期第二期近地表淡水方解石近地表淡水方解石胶结（粉晶、细晶方解石、胶结（粉晶、细晶方解石、共轴生长方解石）。共轴生长方解石）。第三期第三期埋藏方解石胶结埋藏方解石胶结（中、粗和巨晶方解石）（中、粗和巨晶方解石）包裹体均一温度较高，一包裹体均一温度较高，一般在般在100180。沉 积 期砂 屑 、 鲕 粒 、 生 屑 沉 积 物纤 状 、 刃 状 文 石 、 高 镁 方 解 石胶 结 作 用 、 大 气 淡 水 溶 蚀 作 用泥 晶 化 作 用淡 水 方 解 石 胶 结 作 用近地表压 实 作 用 、 重 结 晶 作 用 棘

19、屑 次 生 加 大 作 用 粒 状 方 解石 胶 结 作 用浅埋藏溶 蚀 作 用 、 构 造 破 裂构 造抬 升剥 蚀压 溶 作 用 、 石 英 交 代深 部 溶 蚀 、 中 粗 粒 方 解 石 胶 结 作 用油中深埋藏构 造 裂 缝 、 方 解 石 充 填压 溶作 用、中 粗粒 状方 解石 胶结 作用构 造 抬 升褶 皱 期残 余 晶 间 孔 、 溶 蚀 孔 、 缝颗 粒 灰 岩 ， 孔 隙 度 = 2- 6%致 密 ， 亮 晶 颗 粒 灰 岩孔 隙 度 小 于 1- 2%成 岩 环 境成 岩 作 用孔 隙 度(%)020401212 碳酸盐沉积物物理（机械）压实产生的特征示意图（据强子同等

20、，1991）沉积物物理（机械）压实含有稀疏颗粒的灰岩因压实作用转变为富颗粒灰岩示意图（据强子同等，1991） “化学压实作用化学压实作用”这个术语是由这个术语是由R.M.Lloyd(1977)R.M.Lloyd(1977)提提出来的，指的是通过压溶在岩层内部形成原地碳酸盐出来的，指的是通过压溶在岩层内部形成原地碳酸盐胶结物而使灰岩的孔隙度降低、厚度减小。胶结物而使灰岩的孔隙度降低、厚度减小。R.G.C.Bathurst(1978)R.G.C.Bathurst(1978)指出指出“受到化学压实作用的灰受到化学压实作用的灰岩既是碳酸盐胶结物的给予体，又是碳酸盐胶结物的岩既是碳酸盐胶结物的给予体，又

21、是碳酸盐胶结物的接受体接受体”。 化学压实作用完成以后，由它造成的孔隙胶结作化学压实作用完成以后，由它造成的孔隙胶结作用应该能够完全封闭物理压实作用和近地表成岩作用用应该能够完全封闭物理压实作用和近地表成岩作用未封闭的任何孔隙。未封闭的任何孔隙。化学压实作用碳酸盐岩颗粒压溶作用示意图压溶作用是由负荷或构造应力产生的压力被传送和集中到颗粒、晶粒和较大的物体(例如灰岩层)之间的接触点或接触面上，由于弹性应变不断增加，这种压力使应变矿物的溶解度提高，导致在接触处发生溶解。因此，这种现象包含了固态到液态的变化，在接触处产生几个水分子厚的溶液膜。这种溶液膜可能与岩石中被溶液充填的孔隙系统相连，也可能不相

22、连。 不同盆地砂岩的孔隙度随深度变化的关系（据M.R.Giles等（1998）01234501234501020304050600102030405060白 云 岩 （ 75%-100%）石 灰 岩 （ 75%-100%）深度(km)孔 隙 度(%)孔 隙 度(%)美国南佛罗里达盆地碳酸盐岩沉积孔隙度深度变化的指数曲线(据Schmoker和Halley，1982) 美国南佛罗里达盆地石灰岩和白云岩的孔隙度深度指数(据Schmoker等1982) 60504030201000100020003000400050001234孔隙度(%)度深(m)泥晶灰岩颗粒灰岩砂岩泥岩1) 泥晶碳酸盐岩：泥晶碳酸

23、盐岩：=75.738e-0.0031637Z (0Z1000m) =13.5715e-0.0004476Z (1000 Z15000m) 2) 颗粒状碳酸盐岩：颗粒状碳酸盐岩：=66.2538e-0.0019475Z (0mZ1100m) =9.05523e-0.0001177Z (1100 Z2200) 4)砂岩类：砂岩类： =46.2e-0.00018Z (0Z2500) 不同岩性孔隙度与深度的关系不同岩性孔隙度与深度的关系一、地层压实校正一、地层压实校正二、关键性参数二、关键性参数三、计算步骤三、计算步骤地层对比法沉积速率法 利用测井曲线法 根据镜质体反射率法现今地表现今地表原始地表原始

24、地表老沉积物老沉积物剥蚀后的沉积剥蚀后的沉积地表地表原始地表原始地表AB剥蚀面剥蚀面C页岩传播时间页岩传播时间页岩传播时间页岩传播时间页岩传播时间页岩传播时间页岩传播时间页岩传播时间深深度度深深度度深深度度深深度度现今地表现今地表现今地表现今地表剥蚀剥蚀厚度厚度原始地表原始地表剥蚀面剥蚀面CB正正常常压压实实趋趋势势剥蚀厚度剥蚀厚度无剥蚀无剥蚀的地区的地区剥蚀厚度大剥蚀厚度大于剥蚀面上于剥蚀面上新沉积的岩新沉积的岩层厚度，这层厚度，这时可求出剥时可求出剥蚀厚度蚀厚度有剥蚀有剥蚀的地区的地区剥蚀厚度很小剥蚀厚度很小，剥蚀面上新，剥蚀面上新沉积的岩层厚沉积的岩层厚度很大，这时度很大，这时不能求出剥

25、蚀不能求出剥蚀厚度厚度( h *, Ro* )h*Ro%Ro%Ro%( h, Ro* )hh*hRo Ro* h( h, Ro )( h, Ro )未抬升剥蚀未抬升剥蚀抬升剥蚀后再沉积抬升剥蚀后再沉积抬升剥蚀抬升剥蚀( h, Ro* )埋埋深深埋埋深深埋埋深深hh*h*剥蚀厚度恢复剥蚀厚度恢复(Guidish et al , 1984)tt/2t/2tttt000（1）常发生在没有强烈常发生在没有强烈褶皱，但振荡运动强褶皱，但振荡运动强烈的沉积区。烈的沉积区。（2）人为的认为不整合）人为的认为不整合时间为沉积期（时间为沉积期（ t/2 ）和和剥蚀期（剥蚀期（ t/2 ），），且剥蚀且剥蚀速率等

26、于不整合面下沉积速率等于不整合面下沉积岩的沉积速率。岩的沉积速率。（3）认为剥蚀）认为剥蚀速率等于不整合面上沉积速率等于不整合面上沉积岩的沉积速率。岩的沉积速率。R1AGE1AGE1AGEeR2一、地层压实校正一、地层压实校正二、关键性参数二、关键性参数三、计算步骤三、计算步骤开始结束按压实校正模型对下按压实校正模型对下覆地层作去压实恢复覆地层作去压实恢复计算每层的骨架厚度计算每层的骨架厚度输入各层深度、输入各层深度、古水深、海平面古水深、海平面升降、绝对年龄、升降、绝对年龄、剥失层的厚度剥失层的厚度根据声波等测井资根据声波等测井资料建立孔隙度随料建立孔隙度随深度变化的方程深度变化的方程用不整

27、合处理模用不整合处理模型恢复被剥蚀层型恢复被剥蚀层按回剥法揭去顶上按回剥法揭去顶上一给定厚度的沉积层一给定厚度的沉积层回回剥剥法法概概略略流流程程图图揭去层与下覆揭去层与下覆层间不整合吗层间不整合吗？回剥到底了吗？回剥到底了吗？YesYesNoNo（1 1） 单井岩性剖面的整理单井岩性剖面的整理（2 2）建立不同岩性的孔隙度与深度的）建立不同岩性的孔隙度与深度的 定量关系定量关系（3 3）地层沉积时间、古水深和地层剥蚀）地层沉积时间、古水深和地层剥蚀 厚度参数的确定厚度参数的确定（4 4）计算各层段的岩石骨架厚度）计算各层段的岩石骨架厚度(5(5）计算不同埋藏深度下的地层厚度）计算不同埋藏深度

28、下的地层厚度 E E E E 沙 四 段沙三4沙三3沙三2沙三1沙二段沙一段东营组明化镇组s4s43s33s32s31Es2Es1EdNgEd末剥蚀期馆 陶 组第 四 系时 间埋 深地 层百万年(米)-48-41.6-35.2-28.8-22.4-16-9.6-3.203600300024001800120060030 C40 C60 C80 C100 C120 C NmQ一、有机质成熟度的概论一、有机质成熟度的概论二、地温场的形成二、地温场的形成三、古地温恢复三、古地温恢复四、四、TTITTI值模拟计算值模拟计算石油有机成油石油有机成油理论理论有机质未成熟有机质未成熟60-180摄氏度摄氏度

29、 油裂解为气油裂解为气小于小于60摄氏度摄氏度 大于大于180摄氏度摄氏度主要生成石油主要生成石油干酪根成油论干酪根成油论0.00.51.01.52.02.53.002004006008001000Ro(%)累积产烃率(Kg/t Toc)热演化热演化阶段阶段未成熟未成熟高成熟高成熟早期早期成熟成熟过过成成熟熟高成熟高成熟晚期晚期油油气气有机质热模拟实验的油气累计产率有机质热模拟实验的油气累计产率热演化史热演化史恢复的目的与意义：恢复的目的与意义： 实验测定的烃源岩有机质的镜质体反实验测定的烃源岩有机质的镜质体反射率（射率（Ro)是反映从埋藏到现今的累积成熟是反映从埋藏到现今的累积成熟度。热演化

30、史恢复的目的重塑有机质在不度。热演化史恢复的目的重塑有机质在不同地质时期的热演化特征。同地质时期的热演化特征。通过有机质的热演化史恢复，可以确定烃通过有机质的热演化史恢复，可以确定烃源岩进入生烃门限和大量生烃的时期；为源岩进入生烃门限和大量生烃的时期；为定量计算烃源岩有机质的生烃量提供重要定量计算烃源岩有机质的生烃量提供重要参数。参数。一、古地温恢复一、古地温恢复古古地地温温恢恢复复古温标法古温标法构造热演化法构造热演化法根据盆地的成因类型、根据盆地的成因类型、地温场热源、热成因机地温场热源、热成因机制等建立热流方程，然制等建立热流方程，然后求解热流方程得到各后求解热流方程得到各时期在不同埋藏

31、深度的时期在不同埋藏深度的古地温。古地温。利用地层中有机质、利用地层中有机质、矿物、流体等记录的矿物、流体等记录的古地温（即古温标）古地温（即古温标）反演地层的热史。反演地层的热史。地温场的一般知识地温场的一般知识热源：热源： 地幔热源（温度地幔热源（温度 1333，占，占 60%） 放射性元素（放射性元素（U、K、Th)衰变生热衰变生热 （40%）, 稳定性稳定性(10Km 厚结晶岩表层厚结晶岩表层)（火山作用，构造作用，化学热火山作用，构造作用，化学热）其它热源，随机性其它热源，随机性岩石圈地球的刚性外壳，包括地壳和上地幔的上部，厚度20150km，大陆地区110150km，大洋盆地708

32、0km。软流圈岩石圈以下的弱流变区，下界一般认为不超过400km，顶部约有100km的地震低速带。具强度小，粘度低，塑性较高的特点，有局部熔融，易于蠕动变形。地温场的一般知识地温场的一般知识热源的传输持续时间：热源的传输持续时间： 据据 Lachenbruch 的估算：对于的估算：对于100 km的岩的岩石圈，一般热传输持续时间为石圈，一般热传输持续时间为50-100 Ma，因此，岩石圈具有相对较高的热惯性，背景因此，岩石圈具有相对较高的热惯性，背景热状态持续的时间长。热状态持续的时间长。 以现今热状态作为起点，反推解释油气形以现今热状态作为起点，反推解释油气形成时的可能热状态通常是合理的。成

33、时的可能热状态通常是合理的。三、三、地温场的形成机制地温场的形成机制A 热传导型地温场（控制区域地温场）热传导型地温场（控制区域地温场） B 热对流型地温场（增温型，冷却型），造成局部异常热对流型地温场（增温型，冷却型），造成局部异常C 热辐射对地温场的影响：只影响地表温度热辐射对地温场的影响：只影响地表温度依靠物体依靠物体中的微观中的微观粒子的热粒子的热运动传递运动传递能量的过能量的过程叫热传程叫热传递递由于流体从空间由于流体从空间某一区域移动到某一区域移动到另一温度不同的另一温度不同的区域时，发生的区域时，发生的能量转移的过程能量转移的过程由电磁波来传由电磁波来传递能量的方式递能量的方式叫

34、热辐射叫热辐射a.地温（地温（T）和地温梯度（和地温梯度（GradT）b.岩石热导率（岩石的导热能力）岩石热导率（岩石的导热能力）实测或估算，估算用以下公式：实测或估算，估算用以下公式：k(z) = (kf) (ks)1- 式中，式中， kf 孔隙流体的孔隙流体的热导率热导率 ks 岩石骨架的岩石骨架的热导率热导率C.热流（热流（热导率与热导率与地温梯度的乘积）地温梯度的乘积） 地温场的描述参数地温梯度： G：为地温梯度（为地温梯度（ /100m)； T：为深度为为深度为H出的温度出的温度( ) ； To：为地表平均温度（或恒温层为地表平均温度（或恒温层, ）；）； H：为深度为深度 (m)。

35、 100HTTGo大地热流：dHdTKqK：为热导率；为热导率； dT/dH ：为地温梯度；单位为毫瓦为地温梯度；单位为毫瓦/平方米（平方米（mw/m2），），这是这是目前国际通行的单位，它与以前的热流单位目前国际通行的单位，它与以前的热流单位HFU(Heat Flow Unite)的关系是的关系是1HFU=41.86 （mw/m2）,1HFU=1微卡微卡/平方厘米平方厘米 秒秒;式中式中“-”号表示号表示热流方向与地热流方向与地温梯度方向相反温梯度方向相反（1）古热流方程）古热流方程Mckenzie(1978)等认为裂谷型盆地的构造热作用过程包括岩石等认为裂谷型盆地的构造热作用过程包括岩石圈

36、的伸展减薄、地幔侵位、热膨胀与冷却收缩，可采用均匀圈的伸展减薄、地幔侵位、热膨胀与冷却收缩，可采用均匀伸展模型来描述其热流值由高逐渐降低的变化特征。均匀伸伸展模型来描述其热流值由高逐渐降低的变化特征。均匀伸展模型的古热流方程为：展模型的古热流方程为：22),(),(ztzTxttzT式中式中 T古地温（古地温（）；）；Z 埋藏深度（埋藏深度（cm）；）； t 沉降时间沉降时间(s)； x岩石圈的热扩散率岩石圈的热扩散率(cm2/s)。 (1)求解求解(1)热流方程的边界条件为：热流方程的边界条件为：T=0 当当Z=hT= T1 Z=0式中式中 h从地表至岩石圈底界的深度从地表至岩石圈底界的深度

37、(cm)； T1 软流圈的温度（软流圈的温度（）。）。 求解求解(1) 式的初始条件为：式的初始条件为：T =T1 当当 T= 当当 式中式中 岩石圈在水平方向的拉岩石圈在水平方向的拉张系数。张系数。110hzhhzhT11111hzh东濮凹陷第三系地层古热流曲线0.05.010.015.020.025.030.035.040.045.01.201.301.401.501.601.701.801.902.00Q明化镇期馆陶期构造抬升间断期东营期沙一沙二沙三期古热流(HFU)地质时期（Ma)塔参1井塔中12井1.02.03.04.01.02.03.04.06005004003002001000时

38、间(Ma)地温梯度 ( C/100m)塔里木盆地塔中地区古地温梯度变化曲线塔里木盆地塔中地区古地温梯度变化曲线文留地区文221井埋藏史、地温史E E E E 沙四段沙三4沙三3沙三2沙三1沙二段沙一段东营组明化镇组s4s43s33s32s31Es2Es1EdN-Q剥蚀段馆陶组第四系时间埋深地层百万年(米)-48-41.6-35.2-28.8-22.4-16-9.6-3.203600300024001800120060030 C40 C60 C80C100 C120 C70C90C文留地区梁2井埋藏史、地温史 30 C40 C50 C60 C70 C80C90C100C80 C90 C剥蚀段N-

39、Q东营组沙一段沙二段第四系明化镇组馆陶组EdEsEs21时间埋深地层百万年(米)-36-31.2-26.4-21.6-16.8-12-7.2-2.402520210016801260840420（2）TTI值模拟计算值模拟计算TTI值是有机质在热演化进程中的时值是有机质在热演化进程中的时温指数温指数Lopatine (1971) 提出，后经提出，后经Waples(1976，1980)充实的其计算公式充实的其计算公式如下：如下：TTIAedtttE KTn1/(2) 式中式中 A频率因子；频率因子； E活化能；活化能； R气体常数；气体常数； T地层温度；地层温度； t反应时间；反应时间； n温

40、度区间。温度区间。T T ITnnii(.)m ax2 0101 对于某种干酪根来讲，对于某种干酪根来讲，A、E为常数。理为常数。理论推导与实验研究表明，当温度增加论推导与实验研究表明，当温度增加10时，时，反应速度增加反应速度增加1.62.6倍，一般取倍，一般取2倍更合理，倍更合理，并以并以100110的温度指数确定为的温度指数确定为1.0。因此，。因此，可以可以(2)式积分后进一步简化为：式积分后进一步简化为：（3） 式中式中 Tn为每一温度区间的地质时间为每一温度区间的地质时间(百百万年万年)。在埋藏史恢基础上，通过计算机可。在埋藏史恢基础上，通过计算机可以计算出每一层在各时期的以计算出

41、每一层在各时期的TTI值。值。 深度ttt123时间 （百万年）10 C20 C30 C40 C50 C60 Ctt地层埋深地层埋深TTI值与值与R0的转换关系的转换关系 R0=0.2 0TTI 0.3 （3） R0=(logTTI+1.28)/3.8 0.3TTI 10 （4） R0=(logTTI+0.69)/2.82 10TTI 30 （5） R0=(logTTI0.14)/1.74 30TTI 75 （6） R0=(logTTI0.67)/1.2 75TTI 300 （7） R0=(logTTI1.01)/0.98 3002000 （9） 现今测得现今测得R0值是有机质在各时期不同埋深

42、条件下受热演值是有机质在各时期不同埋深条件下受热演化的累计结果，它与化的累计结果，它与TTI值间有一定关系，目前国内外学者公值间有一定关系，目前国内外学者公布的布的TTI值与值与R0之间的关系式较多，其中应用较多的是之间的关系式较多，其中应用较多的是Waples提出的关系式。提出的关系式。Waples通过大量实验资料发现通过大量实验资料发现TTI值民值民R0在不在不同区间的关系有所不同，并归纳出同区间的关系有所不同，并归纳出TTI值与值与R0的分段函数关系的分段函数关系式为：式为：文留地区前梨园洼陷埋藏史、热演化史E E E E s4s43s33s32s31Es2Es1EdN-Q剥蚀段Ro=0

43、.5%Ro=0.7%Ro=1.0%Ro=1.3%Ro=2.0%时间埋深地层百万年(米)-48-41.6-35.2-28.8-22.4-16-9.6-3.2058804900392029401960980沙四段4321东营组馆陶组明化镇组第四系沙三沙三沙三沙三沙二段沙一段沙三沙三3：Ed初期处于低成熟初期处于低成熟,中期成熟中期成熟-高成熟早期，后期：高成高成熟早期，后期：高成 熟晚期熟晚期沙三沙三4：沙二、沙一期间处于低沙二、沙一期间处于低-成熟阶段，东营组期间达到高成熟阶段。成熟阶段，东营组期间达到高成熟阶段。沙四：沙四：沙三沙三2沙三沙三1期间处于低成熟阶段，沙二、沙一期间达到成熟期间处于低成熟阶段，沙二、沙一期间达到成熟 高成熟早期，东营组沉积初期达到过成熟阶段。高成熟早期，东营组沉积初期达到过成熟阶段。一 古温标 矿物流体包裹体庄庄2 2井，井，J J1 1s s2 2，4358.67m;4358.67m;浅灰色细砂岩；石英颗粒次生加大边及穿石英浅灰色细砂岩；石英颗粒次生加大边及穿石英颗粒裂纹中发蓝白色荧光油包裹体颗粒裂纹中发蓝白色荧光油包裹体流体包裹体是矿物结晶过程中从周围介质中捕获的成岩成矿流体，常见的有盐水溶液包裹体和含烃有机包裹体。流体包裹体记录了这些自生矿物结晶时介质的性质、组分、物理和化学条件及地球化学动力学条件。在矿物结晶过程中形