盆地热历史分析.ppt

1、教学理念：盆地热历史分析基础知识：地热流量(Q)、热导率(K)、地热梯度(G)、地热(T)和地热场、古地热温度和古地热场、热源。地热田研究包括两个方面，即地温和地热流量。地热流量、井温和岩石热导率的测量。地质温度计主要用于沉积盆地的古温度恢复。地热计有五种。教学重点和难点：重点：盆地热历史分析基础知识：地热流量(Q)、热导率(K)、地热梯度(G)、地热(T)和地热场、古温度和古温度场、热源。地热田研究包括：地热流量值的测量、井温和岩石热导率的测量。难点：地温(t)与地温场、古地温与古温度场、热源。地热流量、井温和岩石热导率的测量。主要用于沉积盆地古温度恢复的地热计有五种。第七章，盆地热历史分析

2、，包括盆地热历史分析的基本知识：地热流量(Q)、热导率(K)、地热梯度(G)、地热(T)和地热场、古温度和古温度场、热源。地热田研究包括：地热流量值的测量、井温和岩石热导率的测量。主要用于沉积盆地古地热恢复的地热计有五种。第一节：盆地热历史分析的基础知识。1地热流(Q)地热流是指每单位时间内每单位面积从地球内部向地球表面传递的热量，是地球内部热量释放的主要形式。2导热系数(k)岩石的导热系数表示岩石的导热系数，即当单位厚度的温度沿热流传输方向降低1摄氏度时，单位时间内通过单位面积的热量。3地热梯度(g)是指从地下等温面法线到地球中心每单位距离的温度增加值，表示为100米或/千米。地热(T)和地

3、热场地热是指地球内部一定深度的温度。单位是。地热田是一种物理场，是地热能的空间和基本形式。古地热场古地热场是过去某一地质时期某一深度的地球温度。古地温场是指过去某一地质时期的地温场，用来表示过去某一地质时期岩石的受热状态。6热源地球内部的热量通过岩石、岩浆浸泡、火山爆发、温泉和其他不同形式的热传导不断传递和散失到地表。一般来说，热源有三种，即地幔源热、放射性元素产生的热和岩浆热。第二部分，地热场研究包括两个方面，即地温和地热流量。它们是反映当前地热场的两个最基本的物理量。地温是地球深度的函数。在正常情况下，温度从地球表面向深处逐渐升高。在地球的不同部分，由于深部热流、地壳结构和岩石成分的不同，

4、地热的增长率，即地热梯度，有一定的差异。然而，由于地层中不同岩石的导热系数差异很大，用地温和地温梯度来表达地热场的特征有一定的局限性。理论上，地热流可以看作是一个常数，它由两部分组成，一部分是地壳中放射性元素衰变产生的热贡献，另一部分是深部热流。它能更真实地反映地球的地热状态。地热流量值的测量有两个关键方面：(1)井温测量，获得地热梯度；(2)地层岩石热导率测量。井温测量是在钻井过程中测量地下不同深度的实际温度，并编制温度随深度变化的曲线，以获得地温梯度值。但是，由于钻探对原有地下葛的干扰和破坏地球热流有两个基本组成部分，即地壳中放射性元素对产热的贡献和深部热流。影响热流的因素包括地下水对流、

5、古气候变化、古冰川覆盖、侵蚀和沉积以及基底起伏引起的热折射。只有从观测数据中校正这些影响，才能得到反映构造成因背景的热流值。在校正中，最难从地下水对流的影响进行校正，因为在断层和褶皱构造复杂的地区，地下水动力条件极其复杂，选择构造简单的地区可以避免地下水的影响。伸展盆地地层接近水平，构造简单，通过观测地温可以避免复杂的地下水对流影响校正。然而，沉积作用在盆地中是明显的，并且沉积速率低于lmma，这对地热梯度没有影响(Royden等人，1980)。大多数沉积盆地的沉积速率都低于这个值，因此沉积的影响可以忽略不计。因此，伸展盆地热流观测有两个关键点，即获取代表原始地层的地温梯度和热导率数据。井温和

6、岩石热导率的测量井温测量数据是地热田研究最基本的原始数据。通常在钻井过程中测量温度随深度变化的曲线，但要得到真正代表该地区实际地热情况的井温曲线并不容易。钻孔过程中，钻孔周围岩层的自然温度场将被破坏。钻井后，井温将开始恢复，并慢慢达到地层的原始温度。钻头摩擦生热和钻井液循环在整个钻井过程中不断发生，直至钻井结束和钻井液循环停止。钻井产生的热效应开始逐渐消失，井温开始恢复(图6-1)。井温的恢复从井底开始，逐渐发展到钻孔的浅层。由于钻井时间短，孔底附近测温点的测量结果更接近地层的原始温度。Bullard(1947)从理论上计算了钻孔的热回收时间，这对于整个钻孔的热平衡来说是非常长的(地热集团，中

7、国科学院地质研究所，1978)。事实上，钻井是不连续的，当停止钻井时会出现局部温度平衡，因此热平衡时间无疑要短得多。岩石热导率的测量是在非稳态环形源岩石热导率计上进行的，它是在饱和和干燥条件下测量的。一般认为，砂岩等孔隙度大的岩石的测试结果接近于原位地层的热导率(王继勋等，1986)，而泥岩在饱和和干燥条件下的测试结果由于有效孔隙度较小，变化不大。第三部分，古地温场研究是盆地热史分析的重要内容，不仅对盆地油气的生成和聚集起着重要的控制作用，而且对层控矿床的形成也起着重要的控制作用。由于古温度随着盆地的演化而变化，在地质历史时期经历较高温度的地层可能处于较低的地热环境中。盆地形成得越早，演化历史

8、就越复杂，现今地热与古地热的差异就越大。因此，古温度的研究可以恢复盆地的热演化史，指导工业油气藏和层控矿床的寻找和勘探。目前，地质温度计主要用于沉积盆地的古温度恢复，已取得一定成果的低温地质温度计有五种：镜质体反射率(R)、自生岩石矿物、矿物流体包裹体、磷灰石裂变径迹、牙形石颜色变化指数。镜质体反射率用于确定沉积盆地、生油层和煤层的古温度已有20多年的历史。经过许多学者的努力，镜质体反射率已被广泛用于标定煤的热成熟度1982年，美国、澳大利亚和前西德相继提出了用裂变径迹研究沉积盆地热历史的新方法。由于磷灰石和锆石裂变径迹退火带的温度与生成油气的有机质的温度范围相近，近年来国外在这一领域的研究进

9、展迅速，已有许多成功的古地热勘探实例。在斯里兰卡边界二叠系碳酸盐盆地发现大规模油气田的过程中，古地热数据在加拿大的布卢贝利铅锌矿和秘鲁的帕斯托布纳钨多金属矿发挥了重要作用，并被用来划定油田边界。沉积盆地的古温度是一个复杂的地质问题，单纯的理论推导很难建立明确的数学模型。由于地质过程的复杂性，大多数确定古温度的方法都有两个特点：必须有一定的理论基础，必须依靠大量实际数据的类比和综合。这些特征与地质概念和地质思维方法密不可分，也必须以一般科学原理为基础。许多方法都是基于化学反应动力学原理，相关的反应参数往往是通过实验确定的，而模拟实验都是在高温下短时间内完成的。它是许多多步反应的综合结果。因此，古

10、温度测量方法的建立必须基于一系列标准地质剖面或深钻孔。利用镜质体反射率计算古温度镜质体反射率是近20年来最重要的有机质成熟度指标。玻璃体是高等植物木质素生化降解和凝胶化形成的凝胶。自泥盆纪地球上出现维管植物以来，镜质组已或多或少地包含在地层中。镜质组在煤和碳质泥岩中含量最高，而在海相碳酸盐岩中含量最低。镜质组本身属于干酪根类型，在加热过程中不断分解H2O、CO2和一些烃类成分。同时，镜质组本身的芳构化度和芳环缩聚度逐渐增加。在深变质阶段，随着稠环的定向排列和排列顺序的增加，镜质组逐渐表现出各向异性。镜质组化学组成和结构的变化使其物理性质发生相应的变化，最典型的是光学性质的变化，镜质组的反射率逐

11、渐增加。镜质组的反射率，即镜质组表面反射光与入射光之比，通常用油浸物镜下测得的反射率Ro来表示。由于镜质组具有特定的母质来源和成因，比其他有机显微组分更容易确定。随着测试过程(方法)的标准化，镜质体反射率得到了广泛的应用。该指标可用于标定有机质从早期成岩到深部变质的热演化。图62显示了由Tissot等人(1984)校准的各种干酪根烃生成阶段的镜质体反射率。镜质体反射率已成为评价烃源岩成熟度、恢复沉积盆地古温度和热历史的最重要指标。镜质组反射率的测量方法是将岩石样品制成轻质薄片并抛光(如果岩石样品中的有机碳含量非常低，则有必要将有机物浓缩成干酪根，然后将其与树胶粘合并再次抛光)，并用显微光度计测

12、量光滑表面的镜质组反射率。在泥炭的不同转化条件下，高等植物的木质纤维素组织可以转化成成分和性质完全不同的产品，在弱氧化甚至还原的条件下，发生丝碳化，形成以腐殖酸和沥青质为主要成分的胶凝物质；凝胶化发生在强氧化条件下，导致富碳和贫氢的碳化丝绸材料。尽管它们是泥炭过程中两种不同的转变，但它们的反射率随着凝胶化作用的减弱和丝碳化作用的增强而增加。循环镜质组通常存在于沉积在盆地边缘的地层中，即通过剥蚀作用运移的异地镜质组。这种镜质组是由水输送的然而，在制备干酪根的过程中，镜质组被磨碎，其原始形态被破坏，因此很难区分这两种类型的镜质组。在一些较差的烃源岩中，镜质组主要是来自不同地方的回收镜质组，用干酪根

13、光板测量镜质组反射率容易给出错误的数据。因此，用原岩测得的镜质组反射率比用干酪根测得的镜质组反射率更可靠(，刘，1983)。Buiskool Toxopeus(1983)发现腐殖煤和碳质页岩通常包含两组镜质体(镜质体和镜质体)。玻璃体氢含量低，反射率较高，不发荧光；镜质组相对富含氢，反射率低，可能发出荧光。这两组镜质组可能来自不同的高等植物物种，也可能与镜质组形成过程中凝胶化的差异有关。煤炭科学家使用的传统煤级是基于镜质组1(图6-3)。近年来，一些研究者(普莱斯和伯克，1985；赫顿.库克，1980年；朱宝全，1987)也提到了镜质组的抑制作用。如果富氢组分在其形成过程中混入镜质组，或者在其

14、热演化过程中被液态烃浸渍，镜质组的反射率将异常低。油页岩、优质烃源岩和硬壳煤层的镜质体反射率通常低于相邻层位的镜质体反射率。例如，油页岩镜质组的反射率随着藻类含量的增加而降低(图6-4)。镜质体反射率也受沉积和成岩过程中地球化学环境的影响。还原环境中形成的镜质组相对富氢且反射率低，而氧化环境中形成的镜质组相对富碳且富氢且反射率高。镜质组在成岩过程中被氧化，这也使其反射率更高。因此，在一些剖面中，经常发现反射率数据由于岩性差异而有一定程度的波动。这也可能与另一个因素有关，即矿物基质的催化作用。一般认为粘土矿物的催化作用大于碳酸盐矿物。由于镜质组具有一定的尺寸，催化作用只能发生在接触界面，但混入镜

15、质组的无机物可能起重要作用。随着热演化程度的增加，镜质体的光学各向异性增加，镜质体反射率的统计范围值逐渐增大。因此，当镜质体反射率值大于1时，应尽可能测量更多的测点，以保证镜质体反射率统计数据的可靠性。由于影响镜质体反射率的因素很多，因此必须测量样品中的大量镜质体。当反射率值较低时，一般超过20个测点；当反射率值较高时，应尽可能多地测量。此外，对实测数据应结合具体地质条件进行合理的地质解释。古地热估算方法的镜质体反射率具有两个重要特征。首先，镜质体反射率是达到最高温度的时间和温度持续时间的函数。第二，它是不可逆转的。这两个重要特征是计算古温度的重要依据，许多学者在建立成熟度指数温度与加热时间的

16、关系方面做了大量工作。根据成熟度估算古温度的方法有两种，这两种方法目前都很流行并被广泛使用。卡维尔图卡维尔图是最早建立并广泛使用的理论图。Karweil(1955)通过对煤的模拟实验得到了有机质成熟度、温度和加热时间之间的关系(图6-5)。博斯蒂克(1971)和特伊姆勒(1971)用镜质体反射率指数修正了该图，并得到广泛应用。根据图6-5，如果烃源岩的平均镜质组反射率为1，加热时间为10Ma，则烃源岩经历的古温度为180；当加热时间为20Ma时，古温度为125。胡德(1975)后来认为该图中使用的活化能较低(75312千焦/摩尔)，这夸大了加热时间的影响。二胡德法变质程度与镜质体反射率等成熟度指标的关系见图6-6。加热时间作为有效加热时间(Toff)，即最高温度不低于15的加热时间根据6-7，有机质变质程度(LOM)可由最高古温度(t)和有效加热时间(t)决定，烃源岩经历的最高古温度也可由有机质变质程度和有效加热时间决定。周忠义等人(1983，1984，1985)和洛特(1981)根据该方法的实际应用效果，认为用胡德法计