热史分析学习教案

1、会计学1热史分析热史分析(fnx)第一页，共73页。 盆地热和热历史盆地热和热历史(lsh)(lsh)分析是盆地分析中的一个重要内容，它不仅是研究盆分析是盆地分析中的一个重要内容，它不仅是研究盆地形成和演化过程中，不同时期的古地温场和岩石的受热历史地形成和演化过程中，不同时期的古地温场和岩石的受热历史(lsh)(lsh)的一个有效的一个有效手段，而且它可以为研究盆地成因、形成和演化的深部过程提供重要信息。大量手段，而且它可以为研究盆地成因、形成和演化的深部过程提供重要信息。大量的研究成果已经表明它对油、气的生成和聚集，以及对层控矿床的形成具有重要的研究成果已经表明它对油、气的生成和聚集，以及对

2、层控矿床的形成具有重要的意义。的意义。主要表现在以下几个方面：主要表现在以下几个方面： 1 1） 确定沉积盆地中有机质热演化的温度区间确定沉积盆地中有机质热演化的温度区间 2 2） 确定沉积盆地中成岩作用的温度区间确定沉积盆地中成岩作用的温度区间 3 3） 了解盆地中有机质的热演化过程了解盆地中有机质的热演化过程 4 4） 了解盆地形成的深部作用过程了解盆地形成的深部作用过程 5 5） 指导煤、油气勘探指导煤、油气勘探 6 6） 指导金属矿产勘探指导金属矿产勘探 第一节第一节 研究研究(ynji)(ynji)意义意义第1页/共73页第二页，共73页。 1 1） 确定沉积盆地中有机质热演化的温度

3、区间确定沉积盆地中有机质热演化的温度区间 有机质是沉积盆地中对热最敏感的物质有机质是沉积盆地中对热最敏感的物质. .有机质在热作用下有机质在热作用下, ,其物质组成和结构都将发生明显变化其物质组成和结构都将发生明显变化. .一方面，有机质裂解脱氢作用形成石油和天然气；另一方面，有机质聚合增碳作用形成沥青化。在不同的温度作用下，有机质脱氢和增碳作用的强度是不同的。因此，通过对盆地的古地热一方面，有机质裂解脱氢作用形成石油和天然气；另一方面，有机质聚合增碳作用形成沥青化。在不同的温度作用下，有机质脱氢和增碳作用的强度是不同的。因此，通过对盆地的古地热(dr)(dr)场研究，可以确定有机质成熟度温度

4、区间，从而判断盆地油气勘探潜力。场研究，可以确定有机质成熟度温度区间，从而判断盆地油气勘探潜力。第2页/共73页第三页，共73页。干酪根成因干酪根成因(chngyn)(chngyn)的烃类演化（据的烃类演化（据DurandDurand，19801980；Brooks Brooks 等，等，19811981）第3页/共73页第四页，共73页。原岩中不同类型原岩中不同类型(lixng)(lixng)有机质的演化途径（据有机质的演化途径（据BrooksBrooks等等,1981,1981）第4页/共73页第五页，共73页。2 2） 确定沉积盆地中成岩作用的温度区间确定沉积盆地中成岩作用的温度区间 温

5、度控制着沉积物中矿物的相互温度控制着沉积物中矿物的相互(xingh)(xingh)转化和新转化和新生矿物的形成。例如：随着温度的升高蒙脱石向伊利石生矿物的形成。例如：随着温度的升高蒙脱石向伊利石转化；次生硫化矿物的形成；矿物的次生加大和重结晶转化；次生硫化矿物的形成；矿物的次生加大和重结晶引起孔隙度减少和溶蚀引起次生孔隙形成等。引起孔隙度减少和溶蚀引起次生孔隙形成等。 3 3） 了解盆地中有机质的热演化过程了解盆地中有机质的热演化过程 沉积盆地的演化和盆地中沉积物的聚集经历了漫长的沉积盆地的演化和盆地中沉积物的聚集经历了漫长的地质时期，通过热历史研究可以了解盆地中有机质的热地质时期，通过热历史

6、研究可以了解盆地中有机质的热演化过程。例如：在一套连续沉积的地层中，盆地的热演化过程。例如：在一套连续沉积的地层中，盆地的热演化是连续的，整过热演化过程受盆地沉降速率的控制演化是连续的，整过热演化过程受盆地沉降速率的控制；在不连续沉积的地层中，盆地的热演化是不连续的，；在不连续沉积的地层中，盆地的热演化是不连续的，整个热演化过程受盆地的沉积间断和抬升剥蚀的控制。整个热演化过程受盆地的沉积间断和抬升剥蚀的控制。第5页/共73页第六页，共73页。 4 4、了解盆地形成的深部作用过程、了解盆地形成的深部作用过程 盆地的形成演化，特别是裂陷盆地的形成演化与地壳深部盆地的形成演化，特别是裂陷盆地的形成演

7、化与地壳深部的热活动密切相关。因此，盆地中构造的热活动密切相关。因此，盆地中构造热体制研究是解释盆热体制研究是解释盆地形成演化的一个非常重要的方面。例如：裂陷盆地具有高的地形成演化的一个非常重要的方面。例如：裂陷盆地具有高的古地温场，前陆盆地具有较低的古地热场，经研究发现这主要古地温场，前陆盆地具有较低的古地热场，经研究发现这主要(zhyo)(zhyo)与地壳深部地幔的活动有关。在地幔隆升部位由于热与地壳深部地幔的活动有关。在地幔隆升部位由于热扩溶作用易于形成裂陷环境。扩溶作用易于形成裂陷环境。 5 5、指导油气勘探、指导油气勘探 盆地热和热历史研究在油气勘探中是最为成熟的。因为，盆地热和热历

8、史研究在油气勘探中是最为成熟的。因为，油气的生成和消亡与有机质所受的热演化历史密切相关。地层油气的生成和消亡与有机质所受的热演化历史密切相关。地层中有机质大量生成生物气的温度区间为中有机质大量生成生物气的温度区间为20-6020-60左右，石油生左右，石油生成温度在成温度在50-18050-180左右，湿气和干气生成温度在左右，湿气和干气生成温度在160-250160-250左左右，一般温度大于右，一般温度大于250250为油气生成下限。为油气生成下限。第6页/共73页第七页，共73页。 6. 6. 指导金属矿产勘探指导金属矿产勘探 Anderson Anderson等（等（19911991）

9、将盆地视为巨大的天然热）将盆地视为巨大的天然热- -化学化学反应器，这一反应器中最活跃的是热流体与岩石中有机反应器，这一反应器中最活跃的是热流体与岩石中有机物质和金属化合物的相互作用。目前大量的研究实例已物质和金属化合物的相互作用。目前大量的研究实例已证明大多数层控低温证明大多数层控低温(dwn)(dwn)热液矿床都与盆地中活动热液矿床都与盆地中活动热流体有关。热流体的长距离运移和在地层中的循环是热流体有关。热流体的长距离运移和在地层中的循环是层控低温层控低温(dwn)(dwn)热液矿床形成的主导因素。因此，通热液矿床形成的主导因素。因此，通过盆地的古地温场研究，探讨成矿热流体的活动和驱动过盆

10、地的古地温场研究，探讨成矿热流体的活动和驱动机制、确定矿产形成的古温度窗，对指导层控低温机制、确定矿产形成的古温度窗，对指导层控低温(dwn)(dwn)热液矿床的勘探是很有意义的。热液矿床的勘探是很有意义的。 对内生矿床来说，可以服务于推测隐伏岩体。对内生矿床来说，可以服务于推测隐伏岩体。第7页/共73页第八页，共73页。 1 1 现今地热场研究现今地热场研究(ynji)(ynji) 2 2 古地热场研究古地热场研究(ynji)(ynji) 3 3 计算机定量模拟研究计算机定量模拟研究(ynji)(ynji) 4 4 应用研究应用研究(ynji)(ynji)第二节第二节 研究研究(ynji)(

11、ynji)内容内容第8页/共73页第九页，共73页。 1. 1.现今地热场研究现今地热场研究 今地热场研究今地热场研究 包括两个方面包括两个方面: : 即地温场和大即地温场和大地热流。地热流。 在地球内部在地球内部(nib)(nib)温度随深度的变化而变化。温度随深度的变化而变化。在正常情况下，由地球表面向深部温度是逐渐增高在正常情况下，由地球表面向深部温度是逐渐增高的，地温的增高率即为地温梯度。能够实际地反映的，地温的增高率即为地温梯度。能够实际地反映地球内部地球内部(nib)(nib)的地热状态。的地热状态。 大地热流是地温梯度和岩石热导率的函数，它大地热流是地温梯度和岩石热导率的函数，它

12、不受深度的影响。它反映了地球内部不受深度的影响。它反映了地球内部(nib)(nib)的实际的实际热流量。它主要由两部分热流构成，一部分是地壳热流量。它主要由两部分热流构成，一部分是地壳放射性元素衰变产生的热贡献，另一部分为深部热放射性元素衰变产生的热贡献，另一部分为深部热流的贡献。流的贡献。 地温场与大地热流是密切相关的，高的大地热地温场与大地热流是密切相关的，高的大地热流区具有高的地温场。流区具有高的地温场。第9页/共73页第十页，共73页。 2. 2. 古地热场研究古地热场研究 利用各种地质利用各种地质(dzh)(dzh)温度计方法或计算温度计方法或计算机模拟恢复某一地质机模拟恢复某一地质

13、(dzh)(dzh)时期盆地的古地时期盆地的古地温状况。对于一个特定盆地来说，可以以地层温状况。对于一个特定盆地来说，可以以地层等时界面进行恢复，也可以以等深界面进行恢等时界面进行恢复，也可以以等深界面进行恢复。复。 3. 3. 计算机定量模拟研究计算机定量模拟研究 不同类型盆地的古地温场演化模拟。不同类型盆地的古地温场演化模拟。 盆地演化过程中最高古地温变化模拟。盆地演化过程中最高古地温变化模拟。 由此，我们可以看出应用计算机定量模拟由此，我们可以看出应用计算机定量模拟分析主要是解决盆地的热演化史问题。分析主要是解决盆地的热演化史问题。第10页/共73页第十一页，共73页。4. 4. 应用研

14、究应用研究 1) 1) 在煤、油气勘探中的应用在煤、油气勘探中的应用 2 2）在金属矿产）在金属矿产(kungchn)(kungchn)勘察中的应勘察中的应用用 3 3）在地质学中的应用）在地质学中的应用第11页/共73页第十二页，共73页。 大地热流（大地热流（Q Q）是指地球内部单位时间内）是指地球内部单位时间内向地球表面单位面积上传递的热量，是地球向地球表面单位面积上传递的热量，是地球内部热释放的主要内部热释放的主要(zhyo)(zhyo)形式，其单位为形式，其单位为mW/m2 mW/m2 或或HFUHFU，1HFU=11HFU=1微卡微卡/ /平方厘米平方厘米度度, , 1HFU=41

15、.86 mW/m21HFU=41.86 mW/m2 岩石热导率（岩石热导率（K K）是表示岩石导热性能的）是表示岩石导热性能的大小，即沿热流传递的方向单位厚度上温度大小，即沿热流传递的方向单位厚度上温度降低摄氏降低摄氏1 1度时单位时间内通过单位面积的热度时单位时间内通过单位面积的热量。单位为瓦米量。单位为瓦米度（度（W/mk).W/mk). 地温梯度（地温梯度（G G）是指沿地下等温面的法线）是指沿地下等温面的法线向地球中心方向单位距离上温度所增加数值向地球中心方向单位距离上温度所增加数值，以，以/100m/100m或或/km/km表示。表示。第三节 基本概念第12页/共73页第十三页，共7

16、3页。 地温（地温（T T）是指地球内部某一深度处的温度）是指地球内部某一深度处的温度- -单位为单位为。 地温场地温场 是一种物理场，是地温能量存在的空间和是一种物理场，是地温能量存在的空间和赋存的基本形式。赋存的基本形式。 古地温古地温 是地球内部过去某一地质时期在某一深度是地球内部过去某一地质时期在某一深度的温度。的温度。 古地温场古地温场 是指过去某一地质时期的地温场，它们是指过去某一地质时期的地温场，它们都是用来表示过去某一地质时期岩石的受热状态。都是用来表示过去某一地质时期岩石的受热状态。 热源热源 地球内部通过岩石的热传导以及岩浆、火山地球内部通过岩石的热传导以及岩浆、火山和温泉

17、等不同形式向地表传递和散失和温泉等不同形式向地表传递和散失(snsh)(snsh)的热。一的热。一般将热源分为三种，即幔源热、放射性元素产生的热与般将热源分为三种，即幔源热、放射性元素产生的热与岩浆热。岩浆热。第13页/共73页第十四页，共73页。第四节第四节 基本基本(jbn)(jbn)方法方法 现今地热场研究方法现今地热场研究方法大地热流测量大地热流测量 通过通过(tnggu)(tnggu)钻井的井温测量获得地温梯钻井的井温测量获得地温梯度；对地层岩石的热导率进行测量，然后应用大度；对地层岩石的热导率进行测量，然后应用大地热流与地温梯度和岩石热导率的关系：地热流与地温梯度和岩石热导率的关系

18、： Q =- K Q =- K* *dt/dz dt/dz 计算大地热流。计算大地热流。 在地表使用热流计直接测量大地热流，然后在地表使用热流计直接测量大地热流，然后根据地震资料或地层岩石组成确定地层热导率，根据地震资料或地层岩石组成确定地层热导率，计算地温梯度。计算地温梯度。第14页/共73页第十五页，共73页。 古地温场研究的基本方法古地温场研究的基本方法 目前，沉积盆地古地温恢复主要应用地质温目前，沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计。度计。低温地质温度计主要有以下五种：低温地质温度计主要有以下五种： 镜质体反射率镜质体反射率(Ro)(Ro)； 自生成岩矿物；自生成岩矿物； 矿物流体包裹

19、体；矿物流体包裹体； 磷灰石裂变径迹；磷灰石裂变径迹； 牙形石色变指数。牙形石色变指数。 各种方法相互各种方法相互(xingh)(xingh)对比，相互对比，相互(xingh)(xingh)验证与相互验证与相互(xingh)(xingh)补充是完善沉积补充是完善沉积盆地古地温研究的必经之路。盆地古地温研究的必经之路。第15页/共73页第十六页，共73页。 1 1、利用镜质体反射率恢复古地温、利用镜质体反射率恢复古地温 镜质体反射率的基本概念：镜质体反射率的基本概念： 镜质体镜质体 是高等植物木质素经生物化学降解、凝胶是高等植物木质素经生物化学降解、凝胶化作用而形成的凝胶体再经煤化作用形成的一种

20、有机显化作用而形成的凝胶体再经煤化作用形成的一种有机显微组分。镜质体是煤的主要组成成分微组分。镜质体是煤的主要组成成分, ,也是沉积物中分也是沉积物中分散有机质的主要成分散有机质的主要成分. .普遍存在于晚古生代以后的地层普遍存在于晚古生代以后的地层(dcng)(dcng)中中. . 镜质体反射率镜质体反射率 即在显微镜下测定的镜质体表面反即在显微镜下测定的镜质体表面反射光强度与入射光强度的比率，通常在煤光片中用油浸射光强度与入射光强度的比率，通常在煤光片中用油浸物镜下测得的反射率物镜下测得的反射率(Ro)(Ro)表示。最常用的参数主要有表示。最常用的参数主要有: :镜质体最大反射率镜质体最大

21、反射率(Romax )(Romax )和镜质体平均反射率和镜质体平均反射率(Rom)(Rom)第16页/共73页第十七页，共73页。 镜质体反射率的两个重要特性：镜质体反射率的两个重要特性： 1 1）镜质体反射率是其达到最高温度时以及该温度所持续时间的函数，高的温度和短的持续时间，低的温度和长的持续时间可形成相同的镜质体反射率。）镜质体反射率是其达到最高温度时以及该温度所持续时间的函数，高的温度和短的持续时间，低的温度和长的持续时间可形成相同的镜质体反射率。 2 2）具有不可逆性。）具有不可逆性。 根据这两个重要特性，地层中的镜质体反射率变化具有下列规律：根据这两个重要特性，地层中的镜质体反射

22、率变化具有下列规律： 1 1）镜质体反射率随地层埋藏深度的增加）镜质体反射率随地层埋藏深度的增加(zngji)(zngji)而增加而增加(zngji)(zngji)； 2 2）在相同温度作用下，老地层中的镜质体反射率要高于新地层中的镜质体反射率；）在相同温度作用下，老地层中的镜质体反射率要高于新地层中的镜质体反射率； 3 3）在特殊热源体附近，镜质体反射率由热源向外逐渐降低；）在特殊热源体附近，镜质体反射率由热源向外逐渐降低； 4 4）即使地层由深部抬升到浅部，但镜质体反射率则保持不变。）即使地层由深部抬升到浅部，但镜质体反射率则保持不变。第17页/共73页第十八页，共73页。镜质体反射率的测

23、定镜质体反射率的测定1 1）样品的制备）样品的制备 如果是煤样品，可直接粉碎、胶结成型和抛光。如果是煤样品，可直接粉碎、胶结成型和抛光。 如果是岩石样品，有两种方法如果是岩石样品，有两种方法(fngf)(fngf)，一种是将岩石样品直接做成光片（岩石中有机质含量较高）；另一种是将岩石样品进行酸处理，使有机质浓缩，制成干酪根，再用树胶粘结和抛光（岩石中有机质含量较低）。，一种是将岩石样品直接做成光片（岩石中有机质含量较高）；另一种是将岩石样品进行酸处理，使有机质浓缩，制成干酪根，再用树胶粘结和抛光（岩石中有机质含量较低）。2 2）测定）测定 仪器：显微光度计仪器：显微光度计 方法方法(fngf)

24、(fngf)：采用统计平均，由于镜质体随热演化程度增高，其光学异性增强，因此，统计测量点数对高成熟有机质要多。采用国际和国内标准。：采用统计平均，由于镜质体随热演化程度增高，其光学异性增强，因此，统计测量点数对高成熟有机质要多。采用国际和国内标准。第18页/共73页第十九页，共73页。影响(yngxing)镜质体反射率的因素 1 1）温度、时间）温度、时间(shjin)(shjin)和压力和压力 2 2）有机质聚集的沉积环境条件）有机质聚集的沉积环境条件 3 3）镜质体类型）镜质体类型 4 4）在热演化过程中受液态烃类污染）在热演化过程中受液态烃类污染 5 5）地层中的异常高温、高压）地层中的

25、异常高温、高压 6 6）光片的抛光质量）光片的抛光质量 另外，在对岩石中分散有机质进行测定时，一定要注意异地再循环镜质体。另外，在对岩石中分散有机质进行测定时，一定要注意异地再循环镜质体。第19页/共73页第二十页，共73页。镜质体镜质体(zh t)(zh t)反射率随深度的增大而增反射率随深度的增大而增大大第20页/共73页第二十一页，共73页。古地温(dwn)推算方法： 早期的Karwell图解法 该图解是最早建立的并广泛应用的理论图解。 Karwell（1955）通过对煤的模拟实验得到(d do)有机质成熟度、温度和受热时间的关系。后经Bostic（1971）和Teichmuller（1

26、971）用镜质体反射率指标校正后得到(d do)广泛的应用。第21页/共73页第二十二页，共73页。第22页/共73页第二十三页，共73页。 Hood Hood法：法：HoodHood等（等（19751975）提出的反映有机变质程度）提出的反映有机变质程度与温度和受热时间的一种模式。在这个模式中，有机与温度和受热时间的一种模式。在这个模式中，有机变质程度用有机变质标尺（变质程度用有机变质标尺（LOMLOM）标定，受热时间取有）标定，受热时间取有效受热时间（效受热时间（TeffTeff），即温度不低于最高古地温），即温度不低于最高古地温1515范围内的受热时间。并建立了有机变质标尺（范围内的受热

27、时间。并建立了有机变质标尺（LOMLOM）与）与镜质体反射率等成熟度指标镜质体反射率等成熟度指标(zhbio)(zhbio)的关系。的关系。第23页/共73页第二十四页，共73页。第24页/共73页第二十五页，共73页。其它其它(qt)(qt)方法方法TTITTI拟合计算法拟合计算法RoydenRoyden，MiddletonMiddleton和和FalveyFalvey拟合计算法拟合计算法化学动力学模拟法化学动力学模拟法LercheLerche拟合计算法拟合计算法以上这些方法在沉积盆地古地温测定方法及以上这些方法在沉积盆地古地温测定方法及其应用一书中有比较系统的介绍。其应用一书中有比较系统的

28、介绍。第25页/共73页第二十六页，共73页。第26页/共73页第二十七页，共73页。2. 2. 利用沉积利用沉积(chnj)(chnj)自生矿物推测古地温自生矿物推测古地温 沉积自生矿物沉积自生矿物 是指沉积物在成岩过程中由沉积物自身是指沉积物在成岩过程中由沉积物自身(zshn)(zshn)转化形成的新矿物。转化形成的新矿物。 在沉积盆地中主要研究两类自生矿物：在沉积盆地中主要研究两类自生矿物： 粘土矿物和沸石类矿物粘土矿物和沸石类矿物 这两类自生矿物在沉积盆地中广泛分布这两类自生矿物在沉积盆地中广泛分布, ,它们的成岩演化与热作用密切相关。它们的成岩演化与热作用密切相关。第27页/共73页

29、第二十八页，共73页。 粘土矿物粘土矿物 属含水硅酸盐矿物，其晶体结构主要为层状。一些富含水粘土矿物，例如：蒙脱石在深埋藏成岩作用中，分阶段脱去层间水，同时，阳离子属含水硅酸盐矿物，其晶体结构主要为层状。一些富含水粘土矿物，例如：蒙脱石在深埋藏成岩作用中，分阶段脱去层间水，同时，阳离子K+K+、Ca2+Ca2+、Mg2+Mg2+、Fe2+Fe2+等进入层间或结构中，使蒙脱石最终转变为伊利石或绿泥石族矿物。等进入层间或结构中，使蒙脱石最终转变为伊利石或绿泥石族矿物。 沸石类矿物沸石类矿物 属含水的架状硅酸盐矿物，晶格比较松弛。沸石矿物可以由火山玻璃蚀变而成，也可以化学沉淀方式形成于盐、碱湖相中。

30、也可通过碱质溶液交代铝硅酸盐矿物的方式形成。属含水的架状硅酸盐矿物，晶格比较松弛。沸石矿物可以由火山玻璃蚀变而成，也可以化学沉淀方式形成于盐、碱湖相中。也可通过碱质溶液交代铝硅酸盐矿物的方式形成。 在碱性环境在碱性环境(hunjng)(hunjng)的沉积成岩过程中，凝灰质沉积物首先形成斜发沸石。随着埋深增加和温度升高，斜发沸石转变为方沸石或片沸石，继而转变为浊沸石或钠长石。的沉积成岩过程中，凝灰质沉积物首先形成斜发沸石。随着埋深增加和温度升高，斜发沸石转变为方沸石或片沸石，继而转变为浊沸石或钠长石。第28页/共73页第二十九页，共73页。 通过大量的研究表明，蒙脱石转变成伊利石具有一定的埋藏

31、深度和范围，蒙脱石通过大量的研究表明，蒙脱石转变成伊利石具有一定的埋藏深度和范围，蒙脱石- -伊利石系列矿物可用作标定沉积岩成岩作用程度和古地温的比较好的指标。伊利石系列矿物可用作标定沉积岩成岩作用程度和古地温的比较好的指标。 日本学者青柳宏一（日本学者青柳宏一（AoyajiAoyaji）（）（19791979）和风间利荣（）和风间利荣（KazamaKazama）（）（19801980）等通过对日本新生代盆地粘土矿物和沸石类矿物成岩的分带研究，标定了自生矿物分带的温度）等通过对日本新生代盆地粘土矿物和沸石类矿物成岩的分带研究，标定了自生矿物分带的温度(wnd)(wnd)，并据此推测盆地的古地温

32、和地层剥蚀厚度。，并据此推测盆地的古地温和地层剥蚀厚度。第29页/共73页第三十页，共73页。日本新生代盆地泥质沉积物中粘土矿物日本新生代盆地泥质沉积物中粘土矿物(kungw)(kungw)、沸石类矿物、沸石类矿物(kungw)(kungw)和氧化硅系列矿物和氧化硅系列矿物(kungw)(kungw)成岩转变时所需的温度和最大埋藏深度成岩转变时所需的温度和最大埋藏深度蒙脱石蒙脱石/ /伊伊- -蒙混层蒙混层温度为温度为102102；伊伊- -蒙混层蒙混层/ /伊利石伊利石温度为温度为137 137 ；火山玻璃火山玻璃(b l)/(b l)/斜发沸石斜发沸石温度为温度为56 56 ；斜发沸石斜发

33、沸石/ /方沸石或片沸石方沸石或片沸石温度为温度为116116；方沸石方沸石/ /浊沸石浊沸石温度为温度为138 138 ；非晶质氧化硅非晶质氧化硅/ /方英石方英石温度为温度为4545；方英石方英石/ /低温石英低温石英温度为温度为6969；第30页/共73页第三十一页，共73页。第31页/共73页第三十二页，共73页。第32页/共73页第三十三页，共73页。 我国也广泛开展了自生矿物成岩变化的研究，主要配合油气勘探，着重研究了含油气盆地(pnd)中自生矿物的组合特征、成岩变化规律及其与油气的关系，取的了比较好的效果（王行信、辛国强，1980，闵育顺，1975，1983）。 第33页/共73

34、页第三十四页，共73页。松辽盆地白垩系粘土矿物纵向松辽盆地白垩系粘土矿物纵向(zn xin)(zn xin)演化阶段与有机质演变的关系（据王行信、辛国强，演化阶段与有机质演变的关系（据王行信、辛国强，19801980）第34页/共73页第三十五页，共73页。南海北部湾盆地南海北部湾盆地(pnd)(pnd)涠西南凹陷湾涠西南凹陷湾-2-2井粘土矿物相对含量的纵向变化井粘土矿物相对含量的纵向变化第35页/共73页第三十六页，共73页。3 3）利用牙形石色变指数（）利用牙形石色变指数（CAICAI）测定）测定(cdng)(cdng)古地温古地温牙形石色变指数的基本概念：牙形石色变指数的基本概念： 牙

35、形石牙形石 是一种形体还不清楚的海相动物的硬是一种形体还不清楚的海相动物的硬质微体化石，广泛质微体化石，广泛(gungfn)(gungfn)分布于寒武纪至三叠分布于寒武纪至三叠纪海相地层中，在海相碳酸盐岩地层中尤为丰富。纪海相地层中，在海相碳酸盐岩地层中尤为丰富。 牙形石色变指数牙形石色变指数CAICAI（Color Alteration Color Alteration IndexIndex）是在双目实体显微镜下，根据牙形石的颜）是在双目实体显微镜下，根据牙形石的颜色色度标定的颜色变化指数。色色度标定的颜色变化指数。第36页/共73页第三十七页，共73页。为什麽牙形石色变指数可作为推算古地温

36、的参数？为什麽牙形石色变指数可作为推算古地温的参数？ 1 1）具有演化快，并随温度增加其颜色发生规律性变化）具有演化快，并随温度增加其颜色发生规律性变化的特点，其不同的颜色与一定的温度和有效持续时间是对的特点，其不同的颜色与一定的温度和有效持续时间是对应的，即，颜色热变与温度和受热时间成函数关系。应的，即，颜色热变与温度和受热时间成函数关系。 2 2）通过牙形石的加热实验表明，牙形石的颜色变化具）通过牙形石的加热实验表明，牙形石的颜色变化具有不可逆性。有不可逆性。 这主要是因为牙形石的微细孔隙中含有有机质，有机这主要是因为牙形石的微细孔隙中含有有机质，有机质随温度作用而发生碳化作用，使其颜色随

37、受热温度和时质随温度作用而发生碳化作用，使其颜色随受热温度和时间的增加而相应的由原色（浅黄）变成褐色，以至黑色；间的增加而相应的由原色（浅黄）变成褐色，以至黑色；在高温条件在高温条件(tiojin)(tiojin)下，由于其中的固定碳挥发，牙形下，由于其中的固定碳挥发，牙形石腿色成乳白色及透明无色。石腿色成乳白色及透明无色。第37页/共73页第三十八页，共73页。 美国地质学家美国地质学家EpsteinEpstein等（等（19771977）最先在对阿巴拉契亚盆地奥陶系）最先在对阿巴拉契亚盆地奥陶系石炭系牙形石颜色研究中就发现牙形石的颜色变化直接与埋深和持续的埋藏时间有关。我国的牙形石色变指数

38、研究是从石炭系牙形石颜色研究中就发现牙形石的颜色变化直接与埋深和持续的埋藏时间有关。我国的牙形石色变指数研究是从19791979年开始的（将武，年开始的（将武，19801980，周希云，周希云，19801980）。主要对我国古生代）。主要对我国古生代中生代海相地层进行了研究，取得了大量成果。中生代海相地层进行了研究，取得了大量成果。 牙形石色变指数的优点牙形石色变指数的优点(yudin)(yudin)： 1 1）分析和鉴定比较简单；）分析和鉴定比较简单； 2 2）它主要实用于碳酸盐岩地层，而在这些地层中往往镜质体非常稀少，因此，它是镜质体反射率的一种补充。）它主要实用于碳酸盐岩地层，而在这些地

39、层中往往镜质体非常稀少，因此，它是镜质体反射率的一种补充。第38页/共73页第三十九页，共73页。牙形石色变指数的测定牙形石色变指数的测定 首先用甲酸或乙酸将其从碳酸盐岩中分离出来（牙形首先用甲酸或乙酸将其从碳酸盐岩中分离出来（牙形石的无机成分主要为磷酸盐矿物），石的无机成分主要为磷酸盐矿物）， 1 1）在双目实体显微镜下进行鉴定；）在双目实体显微镜下进行鉴定； 2 2）采用比色标准进行确定。）采用比色标准进行确定。 Epstein Epstein等（等（19771977）根据野外牙形石颜色和加热）根据野外牙形石颜色和加热(ji (ji r)r)实验的资料与实验的资料与MunsellMunse

40、ll土壤色谱的对比，将牙形石颜色土壤色谱的对比，将牙形石颜色分为分为8 8级。级。第39页/共73页第四十页，共73页。牙形石颜色牙形石颜色(yns)(yns)分级表分级表( (据据EpsteinEpstein等，等，1997)1997)第40页/共73页第四十一页，共73页。在鉴定在鉴定CAICAI时，应注意的几个问题：时，应注意的几个问题： 1 1）观测）观测(gunc)(gunc)条件尽可能保持不变，条件尽可能保持不变， 2 2）同一单位或同一地区样品尽可能由同一人鉴定）同一单位或同一地区样品尽可能由同一人鉴定，便于减少人为误差；，便于减少人为误差； 3 3）注意区分再沉积牙形石；）注意

41、区分再沉积牙形石； 4 4）尽可能选取类同的岩性进行）尽可能选取类同的岩性进行CAICAI分析和鉴定。分析和鉴定。含泥质较多的灰岩中的牙形石颜色比纯灰岩中的稍深含泥质较多的灰岩中的牙形石颜色比纯灰岩中的稍深，白云岩中更浅。，白云岩中更浅。第41页/共73页第四十二页，共73页。牙形石牙形石CAI-CAI-古地温古地温(dwn)(dwn)阿雷尼乌斯坐标图阿雷尼乌斯坐标图（EpsteinEpstein等，等，19771977）第42页/共73页第四十三页，共73页。校正后的牙形石校正后的牙形石CAI-CAI-古地温古地温(dwn)(dwn)阿雷尼乌斯坐阿雷尼乌斯坐标图标图第43页/共73页第四十四

42、页，共73页。 磷灰石是沉积盆地中常见的重矿物(kungw)，它通常含有痕量的铀杂质。其中的238U原子核以恒定速度自发裂变，每次裂变生成的裂变碎片对以很大的速度背向运动，在所经路线上使磷灰石晶体的原子发生电离和激发，留下一条细长的辐射损伤区，其宽度仅为1m 的万分之一。在高倍的电子显微镜下才能观察到它们（王世成，1998）。 由于辐射损伤区内材料的化学反应能力大于未受辐射损伤区的材料，因此，在稀硝酸溶液中，沿线性辐射损伤区的蚀刻速度明显大于垂直方向，因而生成圆锥形的蚀坑，这样在光学显微镜下就可以观察到。4) 利用磷灰石裂变径迹研究盆地(pnd)热演化特征第44页/共73页第四十五页，共73页

43、。 裂变径迹能够作为一个重要的古温标，主要是因为裂变径迹具有随温度增加，径迹密度增加和长度缩短，直到完全消失的特性，这一特性被称为“退火”。磷灰石裂变径迹发生退火的温度范围（退火带）为70一125C ，当最高温度达到70C时，磷灰石裂变径迹开始缩短，当最高温度达到125C时，径迹完全消失。这个温度范围与烃类成熟，石油大量生成所需的温度范围是一致的。因此(ync)，它是指示含油气盆地油气生成的一个理想古温标。 第45页/共73页第四十六页，共73页。 当最高温度达到当最高温度达到7070C C时，磷灰石裂变径迹时，磷灰石裂变径迹(jn j)(jn j)开始缩短。开始缩短。 当最高温度达到当最高温

44、度达到(d do)125(d do)125C C时，径迹完全消失。时，径迹完全消失。第46页/共73页第四十七页，共73页。持续加热过程，径迹长度对称分布，随温度增高持续加热过程，径迹长度对称分布，随温度增高(znggo)(znggo)，长度缩短，分布变宽（曲线，长度缩短，分布变宽（曲线A A、B B和和C C）。冷却过程，径迹长度分布不对称。有一个由短径迹组成的尾部（曲线）。冷却过程，径迹长度分布不对称。有一个由短径迹组成的尾部（曲线E E）。双锋分布表明早期热事件没有超过退火带的下限温度（曲线）。双锋分布表明早期热事件没有超过退火带的下限温度（曲线D D）。）。第47页/共73页第四十八页

45、，共73页。 磷灰石裂变径迹磷灰石裂变径迹(jn j)(jn j)与有机质古温标与有机质古温标的一个重要差别在于裂变径迹的一个重要差别在于裂变径迹(jn j)(jn j)具有可具有可逆性，径迹逆性，径迹(jn j)(jn j)的长度分布随温度的变化的长度分布随温度的变化而变化。而变化。 裂变径迹裂变径迹(jn j)(jn j)不仅是一个很好古温标不仅是一个很好古温标，而且它包含了径迹，而且它包含了径迹(jn j)(jn j)形成的时间信息形成的时间信息，因此，大大提高了地质热历史研究的定量程，因此，大大提高了地质热历史研究的定量程度。度。第48页/共73页第四十九页，共73页。5. 5. 计算

46、机定量模拟研究计算机定量模拟研究 热历史模拟方法可归纳为两大类热历史模拟方法可归纳为两大类: : 岩石圈尺度岩石圈尺度(chd)(chd)的构造的构造热演化正演模拟热演化正演模拟 盆地尺度盆地尺度(chd)(chd)的古温标反演模拟的古温标反演模拟第49页/共73页第五十页，共73页。 岩石圈尺度的构造岩石圈尺度的构造热演化正演模拟是一种地球热力学方法热演化正演模拟是一种地球热力学方法, ,是根据地热传递原理和盆地的演化特征恢复盆地的热演化史。目前应用比较是根据地热传递原理和盆地的演化特征恢复盆地的热演化史。目前应用比较(bjio)(bjio)广泛的是广泛的是McKenzieMcKenzie模

47、型。模型。McKenzieMcKenzie（19781978）提出的均匀扩张模式得到比较）提出的均匀扩张模式得到比较(bjio)(bjio)广泛的应用。在该模式中描述了岩石圈对拉伸作用的基本响应，把拉伸盆地的沉降分解为同裂陷期和裂后期沉降。提出了拉伸指数（广泛的应用。在该模式中描述了岩石圈对拉伸作用的基本响应，把拉伸盆地的沉降分解为同裂陷期和裂后期沉降。提出了拉伸指数（值）的重要概念，确定了拉伸指数与盆地沉降和盆地热流演化的定量关系。值）的重要概念，确定了拉伸指数与盆地沉降和盆地热流演化的定量关系。 盆地尺度的古温标反演模拟的方法较多，包括盆地古地温的拟合计算（随机反演法）、盆地热演化史（古地

48、温梯度法）、盆地底部热流史（古热流法）和磷灰石裂变径迹法。盆地尺度的古温标反演模拟的方法较多，包括盆地古地温的拟合计算（随机反演法）、盆地热演化史（古地温梯度法）、盆地底部热流史（古热流法）和磷灰石裂变径迹法。 第50页/共73页第五十一页，共73页。第51页/共73页第五十二页，共73页。第52页/共73页第五十三页，共73页。济阳坳陷中新生代古地温梯度济阳坳陷中新生代古地温梯度(t d)(t d)演化图演化图（据杨绪充，（据杨绪充，19881988）第53页/共73页第五十四页，共73页。 建立建立(jinl)(jinl)地质模型，然后将地质地质模型，然后将地质模型转换成数学模型，并编制成

49、计算机模型转换成数学模型，并编制成计算机软件。软件。第54页/共73页第五十五页，共73页。第五节第五节 实例实例(shl)(shl)介绍介绍1 1）在油气勘探）在油气勘探(kntn)(kntn)中的应用中的应用第55页/共73页第五十六页，共73页。济阳凹陷济阳凹陷(oxin)(oxin)宁宁3 3井烃类热演化井烃类热演化图图生油生油(shngyu)(shngyu)门限门限: : Ro=0.5%, Ro=0.5%, 深度为深度为28002800米米; ;生油生油(shngyu)(shngyu)高峰高峰: : Ro=0.9%1.3%, Ro=0.9%1.3%, 深度为深度为4000-53004

50、000-5300米米; ;主要生油主要生油(shngyu)(shngyu)带带: : Ro=0.5%1.3%, Ro=0.5%1.3%, 深度为深度为2800-53002800-5300米米第56页/共73页第五十七页，共73页。联邦德国北部联邦德国北部(bi b)石炭系的镜质体反射率分布图石炭系的镜质体反射率分布图根据钻孔根据钻孔(zun kn)地层中的分散有机质所测定的镜质体反射率地层中的分散有机质所测定的镜质体反射率第57页/共73页第五十八页，共73页。联邦德国北部联邦德国北部(bi b)下白垩统的镜质体反射率分下白垩统的镜质体反射率分布图布图根据钻孔地层中的分散有机质所测定根据钻孔地层中的分散有机质所测定(cdng)的镜质体反射率的镜质体反射率第58页/共73页第五十九页，共73页。联邦德国北部联邦德国北部(bi b)布腊姆舍侵入体引起的热力布腊姆舍侵入体引起的热力变质作用变质作用第59页/共73页第六十页，共73页。第60页/共73页第六十一页，共73页。中、上扬子中、上扬子(yn z