第七章 盆地?zé)釟v史分析

第七章盆地?zé)釟v史分析第一頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四

教學(xué)思路：①盆地?zé)釟v史分析的基本知識(shí)：大地?zé)崃?Q)，熱導(dǎo)率(K)，地溫梯度(G)，地溫(T)和地溫場(chǎng)，古地溫和古地溫場(chǎng)，熱源。②地?zé)釄?chǎng)研究包括兩個(gè)方面，即地溫和大地?zé)崃?。大地?zé)崃髦禍y(cè)量，井溫和巖石熱導(dǎo)率測(cè)量。

沉積盆地古地溫恢復(fù)主要應(yīng)用地質(zhì)溫度計(jì)，有五種.第二頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四教學(xué)重點(diǎn)與難點(diǎn)：重點(diǎn)：①盆地?zé)釟v史分析的基本知識(shí)：大地?zé)崃?Q)，熱導(dǎo)率(K)，地溫梯度(G)，地溫(T)和地溫場(chǎng)，古地溫和古地溫場(chǎng)，熱源。②地?zé)釄?chǎng)研究包括：大地?zé)崃髦禍y(cè)量，井溫和巖石熱導(dǎo)率測(cè)量。難點(diǎn)：地溫(T)和地溫場(chǎng)，古地溫和古地溫場(chǎng)，熱源。大地?zé)崃髦禍y(cè)量，井溫和巖石熱導(dǎo)率測(cè)量。沉積盆地古地溫恢復(fù)主要應(yīng)用地質(zhì)溫度計(jì)，有五種.第三頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第七章盆地?zé)釟v史分析

基本內(nèi)容：包括①盆地?zé)釟v史分析的基本知識(shí)：大地?zé)崃?Q)，熱導(dǎo)率(K)，地溫梯度(G)，地溫(T)和地溫場(chǎng)，古地溫和古地溫場(chǎng)，熱源。②地?zé)釄?chǎng)研究包括：大地?zé)崃髦禍y(cè)量，井溫和巖石熱導(dǎo)率測(cè)量。

沉積盆地古地溫恢復(fù)主要應(yīng)用地質(zhì)溫度計(jì)，有五種.第四頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第一節(jié)盆地?zé)釟v史分析的基本知識(shí)

1．大地?zé)崃?Q)大地?zé)崃魇侵傅厍騼?nèi)部單位時(shí)間內(nèi)向地球表面單位面積上傳遞的熱量，是地球內(nèi)部熱釋放的主要形式。2．熱導(dǎo)率(K)巖石熱導(dǎo)率是表示巖石導(dǎo)熱性能的大小，即沿?zé)崃鱾鬟f的方向單位厚度上溫度降低攝氏1度時(shí)單位時(shí)間內(nèi)通過單位面積的熱量.第五頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四3．地溫梯度(G)是指沿地下等溫面的法線向地球中心方向單位距離上溫度所增加數(shù)值，以℃／100m或℃/km表示。4．地溫(T)和地溫場(chǎng)地溫是指地球內(nèi)部某一深度處的溫度。其單位為℃。地溫場(chǎng)是一種物理場(chǎng)，是地溫能量存在的空間和賦存的基本形式。5．古地溫和古地溫場(chǎng)古地溫是地球內(nèi)部過去某一地質(zhì)時(shí)期在某一深度的溫度，古地溫場(chǎng)是指過去某一地質(zhì)時(shí)期的地溫場(chǎng)，它們都是用來表示過去某一地質(zhì)時(shí)期巖石的受熱狀態(tài)。6．熱源地球內(nèi)部的熱通過巖石的熱傳導(dǎo)以及巖漿浸入和火山、溫泉等不同形式，不斷地向地表傳遞和散失。一般將熱源分為三種，即幔源熱、放射性元素產(chǎn)生的熱與巖漿熱。第六頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第二節(jié)地?zé)釄?chǎng)研究地?zé)釄?chǎng)研究包括兩個(gè)方面，即地溫和大地?zé)崃?。它們是反映現(xiàn)今地?zé)釄?chǎng)的兩個(gè)最基本的物理量，地溫在地球內(nèi)部是深度的函數(shù)，在正常情況下，由地球表面向深部溫度是逐漸增高的，在地球的不同部位，由于深部熱流、地殼結(jié)構(gòu)以及巖石組成不同，地溫的增高率，即地溫梯度具有一定差異。但由于地層中不同巖石的熱導(dǎo)率具有較大差異，用地溫和地溫梯度表示地?zé)釄?chǎng)特征具有一定的局限性，大地?zé)崃骼碚撋峡梢钥醋饕粋€(gè)常數(shù)，它由兩部分構(gòu)成，一部是地殼放射性元素衰變產(chǎn)生的熱貢獻(xiàn)，一部分為深部熱流。它能夠更實(shí)際地反映地球內(nèi)部的地?zé)釥顟B(tài)。第七頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四一、大地?zé)崃髦禍y(cè)量大地?zé)崃髦档臏y(cè)量最關(guān)鍵有兩個(gè)方面：(1)井溫測(cè)量以獲得地溫梯度：(2)地層巖石熱導(dǎo)率測(cè)量.井溫測(cè)量是在鉆井中測(cè)定地下不同深度的實(shí)際溫度，編制溫度隨深度的變化曲線，從而獲得地溫梯度值，但由于鉆井對(duì)地下原始地溫場(chǎng)的干擾破壞，其測(cè)量的實(shí)際溫度有時(shí)會(huì)出現(xiàn)一些誤差。巖石熱導(dǎo)率測(cè)量，嚴(yán)格地應(yīng)在原地進(jìn)行測(cè)量，而一般都是將巖心樣品取回試驗(yàn)室進(jìn)行測(cè)量。但由于測(cè)試環(huán)境，如溫度、壓力、

第八頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四含水條件等與原地環(huán)境有一定差異，其測(cè)試值也有一定誤差。因此在計(jì)算熱流值前，要對(duì)實(shí)測(cè)地溫和巖石熱導(dǎo)率數(shù)據(jù)進(jìn)行細(xì)致分析和合理校正，甚至剔除。對(duì)熱流數(shù)值進(jìn)行解釋時(shí)，要認(rèn)真分析大地?zé)崃鳂?gòu)成和對(duì)熱流的影響因素。大地?zé)崃鞯幕緲?gòu)成有兩部分，殼內(nèi)放射性元素產(chǎn)熱貢獻(xiàn)和深部熱流，對(duì)熱流的影響因素有：地下水對(duì)流、古氣候變化、古冰川覆蓋，侵蝕作用和沉積作用以及基底起伏引起的熱折射等。從觀測(cè)值中校正這些影響，才能獲得反映構(gòu)造成因背景的熱流值，校正中，從地下水對(duì)流影響校正最為困難，因?yàn)閿嗔疡薨櫂?gòu)造復(fù)雜的地區(qū)，地下水動(dòng)力學(xué)條件極其復(fù)雜，選擇構(gòu)造簡(jiǎn)單的地區(qū)，可以避免地下水的影響。

第九頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四拉張盆地中，地層近于水平，構(gòu)造簡(jiǎn)單，進(jìn)行地溫觀測(cè)可以避免復(fù)雜的地下水對(duì)流影響校正。但盆地中沉積作用明顯，而沉積速率小于lmm／a，對(duì)地溫梯度沒有影響(Roydenetal.，1980)，大多數(shù)沉積盆地的沉降速率都小于這個(gè)值，所以沉積作用的影響也可以不考慮。因此，在拉張盆地進(jìn)行熱流觀測(cè)關(guān)鍵有兩點(diǎn)，既取得代表原始地層的地溫梯度和熱導(dǎo)率數(shù)據(jù)。

第十頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四二、井溫和巖石熱導(dǎo)率測(cè)量井溫測(cè)量數(shù)據(jù)是地?zé)釄?chǎng)研究的最基本的原始資料。要測(cè)一條溫度隨深度變化的曲線一般在鉆進(jìn)中完成，但要得到真正代表該區(qū)真實(shí)地溫狀況的井溫曲線卻很不容易。鉆探過程會(huì)使鉆孔周圍巖層天然溫度場(chǎng)受破壞，鉆井結(jié)束，井溫開始恢復(fù)，慢慢地達(dá)到地層原始溫度。鉆頭的磨擦生熱和鉆孔泥漿循環(huán)在整個(gè)鉆探過程中連續(xù)發(fā)生，直至鉆探終了和井液循環(huán)停止才中止，鉆探產(chǎn)生的熱效應(yīng)開始逐漸消失，井溫開始恢復(fù)(圖6-1)，井溫恢復(fù)是從孔底開始的，逐漸向鉆孔淺部發(fā)展，近孔底的測(cè)溫點(diǎn)由于鉆探時(shí)間較短，測(cè)量結(jié)果較接近地層原始溫度。第十一頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四Bullard(1947)從理論上計(jì)算了鉆孔的熱恢復(fù)時(shí)間，對(duì)整個(gè)鉆孔的熱平衡來說，恢復(fù)時(shí)間是很長(zhǎng)的(科學(xué)院地質(zhì)所地?zé)峤M，1978)。實(shí)際上鉆孔是不連續(xù)的，停鉆時(shí)也產(chǎn)生部分溫度平衡，所以熱平衡時(shí)間無疑要短得多。巖石熱導(dǎo)率測(cè)量是在非穩(wěn)態(tài)環(huán)源巖石熱導(dǎo)儀上進(jìn)行的，分別在飽水條件干燥條件下測(cè)定。一般認(rèn)為孔隙率大的巖石，如砂巖等，飽水條件測(cè)試的結(jié)果與原位地層熱導(dǎo)率比較接近(汪集旸等，1986)，泥巖由于有效孔隙較少，飽水狀態(tài)和干燥狀態(tài)下分別測(cè)試的結(jié)果變化不大。第十二頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第十三頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第三節(jié)古地溫場(chǎng)研究古地溫場(chǎng)研究是盆地?zé)釟v史分析的一個(gè)重要內(nèi)容，它不僅對(duì)盆地中油氣的生成和聚集起著重要性的控制作用，而且對(duì)層控礦床的形成也起著重要的控制作用。由于古地溫是隨盆地的演化而變化的，在地史時(shí)期中曾經(jīng)歷過較高溫度的地層，現(xiàn)在可能處于較低的地溫環(huán)境，盆地形成越早，演化史越復(fù)雜，現(xiàn)今地溫與古地溫相差越大。因此，通過古地溫研究可以恢復(fù)盆地的熱演化史，從而指導(dǎo)工業(yè)油氣藏和層控礦床的尋找和勘探。第十四頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四目前，沉積盆地古地溫恢復(fù)主要應(yīng)用地質(zhì)溫度計(jì)，現(xiàn)在已取得一定成效的低溫地質(zhì)溫度計(jì)有以下五種：①鏡質(zhì)體反射率(R°)：②自生成巖礦物：③礦物流體包裹體：④磷灰石裂變徑跡：⑤牙形石色變指數(shù)。第十五頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四用鏡質(zhì)體反射率確定沉積盆地、生油層、煤層的古地溫已有20多年的歷史。經(jīng)過許多學(xué)者的努力，鏡質(zhì)體反射率已被廣泛用于標(biāo)定有機(jī)質(zhì)的熱成熟度。由于有機(jī)質(zhì)成熟度除受溫度影響外，還與受熱時(shí)間有關(guān)，許多學(xué)者試圖建立一個(gè)鏡質(zhì)體反射率、溫度、受熱時(shí)間的數(shù)學(xué)模型及理論圖解。近年來美國(guó)、前蘇聯(lián)、澳大利亞在這方面的研究已有新進(jìn)展，但仍在不斷完善。日本除了應(yīng)用鏡質(zhì)體反射率測(cè)定古地溫之外，用自生成巖礦物(沸石、粘土)測(cè)定古地溫也有獨(dú)到之處。

第十六頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四美國(guó)已較全面地開展了油氣盆地包裹體的研究，用包裹體測(cè)定古地溫并追索生油及運(yùn)移過程。1982年，美國(guó)、澳大利亞、原西德相繼提出了用裂變徑跡研究沉積盆地?zé)釟v史的新方法。由于磷灰石、鋯石裂變徑跡退火帶的溫度與有機(jī)質(zhì)生油生氣溫度區(qū)間相近似，因此，近年來國(guó)外迅速開展了這方面的研究，應(yīng)用古地溫找礦找油已有許多成功的實(shí)例。加拿大的布盧貝樂鉛鋅礦、秘魯?shù)呐了雇胁技{鎢—多金屬礦，就斯州交界處的二疊系碳酸鹽巖盆地大型油氣田的發(fā)現(xiàn)，古地溫?cái)?shù)據(jù)起了很大作用，并用以圈定油田的邊界。第十七頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四沉積盆地古地溫是一個(gè)復(fù)雜的地質(zhì)問題，很難通過純粹的理論推導(dǎo)建立一個(gè)確定的數(shù)學(xué)模型，受地質(zhì)作用的復(fù)雜性所制約，大多數(shù)確定古地溫的方法都有兩個(gè)方面的特點(diǎn)：要有一定的理論依據(jù)，更必須依賴大量實(shí)際資料的類比與綜合。這些特點(diǎn)都離不開地質(zhì)概念及地質(zhì)思維方法，同時(shí)也必須以一般的科學(xué)原理為基礎(chǔ)。許多方法依據(jù)的原理是化學(xué)反應(yīng)動(dòng)力學(xué)，往往通過實(shí)驗(yàn)來建立有關(guān)的反應(yīng)參數(shù)，而模擬實(shí)驗(yàn)都是通過高溫短時(shí)間內(nèi)完成的。而是多種多步反應(yīng)的綜合結(jié)果。因此，建立一種古地溫測(cè)定方法必須以一系列標(biāo)準(zhǔn)地質(zhì)剖面或深鉆井為基礎(chǔ)。第十八頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四一、利用鏡質(zhì)體反射率推算古地溫(一)鏡質(zhì)體反射率近20年來，鏡質(zhì)體反射率一直是最重要的有機(jī)質(zhì)成熟度指標(biāo)。鏡質(zhì)體是高等植物木質(zhì)素經(jīng)生物化學(xué)降解、凝膠化作用而形成的凝膠體。從泥盆紀(jì)地球上出現(xiàn)維管束植物以來，地層中就或多或少地含有鏡質(zhì)體，鏡質(zhì)體在煤和碳質(zhì)泥巖中含量最高，而在海相碳酸鹽巖中含量最低。鏡質(zhì)體本身屬于Ⅲ型干酪根，在受熱過程中不斷裂解出H20、C02和一些烴類組分。與此同時(shí)，鏡質(zhì)體本身芳構(gòu)化程度和芳環(huán)縮聚程度逐漸增大。在深變質(zhì)階段，隨著縮合芳環(huán)定向性排列和有序度增大，鏡質(zhì)體逐漸顯示出各向異性。

第十九頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四鏡質(zhì)體化學(xué)組成和結(jié)構(gòu)的變化使其物理性質(zhì)也發(fā)生相應(yīng)的變化，最典型的是其光學(xué)性質(zhì)的變化，鏡質(zhì)體反射率逐漸增高。鏡質(zhì)體反射率即鏡質(zhì)體表面反射光與入射光的比率，通常用油浸物鏡下測(cè)得的反射率Ro表示。由于鏡質(zhì)體有特定的母質(zhì)來源和成因，故比其它有機(jī)質(zhì)顯微組分較易確認(rèn)。隨著測(cè)試過程(方法)的標(biāo)準(zhǔn)化，鏡質(zhì)體反射率已得到廣泛的應(yīng)用。該指標(biāo)可用來標(biāo)定從早期成巖作用直至深變質(zhì)階段有機(jī)質(zhì)的熱演化。圖6—2為Tissot等(1984)標(biāo)定的各種干酪根油氣生成階段的鏡質(zhì)體反射率。鏡質(zhì)體反射率已成為評(píng)價(jià)生油層成熟度和恢復(fù)沉積盆地古地溫及熱歷史的最重要指標(biāo)。第二十頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第二十一頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四鏡質(zhì)體反射率的測(cè)定方法是將巖石樣品制成光片，拋光(如果巖石樣品中有機(jī)碳含量很低，需將有機(jī)質(zhì)濃縮，制成干酪根，用樹膠粘結(jié)，再拋光)，用顯微光度計(jì)測(cè)定光面的鏡質(zhì)體反射率。高等植物的木質(zhì)纖維組織在泥炭化作用中不同的轉(zhuǎn)變條件下，可以轉(zhuǎn)變成為成分和性質(zhì)完全不同的產(chǎn)物，在弱氧化以至還原的條件下發(fā)生絲炭化作用，形成以腐殖酸和瀝青質(zhì)為主要成分的凝膠化物質(zhì)；在強(qiáng)氧化條件下發(fā)生凝膠化作用，產(chǎn)生富碳貧氫的絲炭化物質(zhì)。雖然在泥炭化過程中它們是兩種不同的轉(zhuǎn)變作用，但是在它們之間，隨著凝膠化作用的減弱和絲炭化作用增強(qiáng)，其反射率依次增加。第二十二頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四在盆地邊緣沉積的地層中經(jīng)常有再循環(huán)鏡質(zhì)體，即由剝蝕搬運(yùn)而來的異地鏡質(zhì)體。這類鏡質(zhì)體經(jīng)過水體搬運(yùn)，其形態(tài)有一定程度磨圓和破損，有的周圍還有“氧化邊”。在原巖制成的光片中很容易把原生鏡質(zhì)體和異地再循環(huán)鏡質(zhì)體區(qū)分開來，再循環(huán)鏡質(zhì)體反射率一般多高于原地鏡質(zhì)體。然而，在制備干酪根過程中，鏡質(zhì)體被磨碎，原有形態(tài)被破壞，很難區(qū)分這兩類鏡質(zhì)體。在一些差的生油巖中，鏡質(zhì)體主要為異地再循環(huán)鏡質(zhì)體，用干酪根光片測(cè)定鏡質(zhì)體反射率很容易給出錯(cuò)誤的數(shù)據(jù)。因此，用原巖制備的光片比用干酪根制備的光片測(cè)得的鏡質(zhì)體反射率可靠(周中毅和劉德漢，1983)。第二十三頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四BuiskoolToxopeus(1983)在煤巖中發(fā)現(xiàn)腐殖煤和碳質(zhì)頁巖一般含有兩組鏡質(zhì)體(鏡質(zhì)體I和鏡質(zhì)體Ⅱ)。鏡質(zhì)體I貧氫且具有相對(duì)較高的反射率，不發(fā)熒光；鏡質(zhì)體Ⅱ相對(duì)富氫，反射率較低，可能發(fā)熒光。兩組鏡質(zhì)體可能來自不同的高等植物種類或與鏡質(zhì)體形成過程中凝膠化作用的差異有關(guān)。煤炭學(xué)家使用傳統(tǒng)煤階都是以鏡質(zhì)體I為基礎(chǔ)(圖6-3)。第二十四頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第二十五頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四近年來一些研究者(Price和Burker，1985；Hutton。和Cook，1980；朱抱荃，1987)還特別提到鏡質(zhì)體的抑制作用。若鏡質(zhì)體在形成過程中混入了富氫組分，或在熱演化過程中受到液態(tài)烴浸染，都將造成鏡質(zhì)體反射率的異常偏低。油頁巖及較佳類型生油巖和富殼質(zhì)組煤層的鏡質(zhì)體反射率往往比相鄰層位的偏低。例如，澳大利亞喬阿德杰Uoadja)油頁巖鏡質(zhì)體反射率隨著藻質(zhì)體含量的增高而降低(圖6-4)。第二十六頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第二十七頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四鏡質(zhì)體反射率還受沉積和成巖作用過程中地球化學(xué)環(huán)境的影響。在還原環(huán)境中形成的鏡質(zhì)體相對(duì)富氫，反射率偏低，但在相對(duì)氧化的環(huán)境中形成的鏡質(zhì)體相對(duì)貧氫而富碳，反射率偏高。鏡質(zhì)體在成巖作用過程中受到氧化，也會(huì)使其反射率偏高。因此，在一些剖面中，往往可發(fā)現(xiàn)由于巖性差異而使反射率數(shù)據(jù)有一定程度的波動(dòng)。這可能還與另外一個(gè)因素即礦物基質(zhì)的催化效應(yīng)有關(guān)，一般認(rèn)為粘土礦物的催化效應(yīng)大于碳酸鹽巖礦物的催化效應(yīng)，由于鏡質(zhì)體有一定的大小，催化作用只能發(fā)生在接觸界面，產(chǎn)生的影響不大，不過混入鏡質(zhì)體內(nèi)部的無機(jī)質(zhì)有可能起重要的作用。第二十八頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四鏡質(zhì)體隨著熱演化程度的增高，其光學(xué)各向異性增強(qiáng)，鏡質(zhì)體反射率的統(tǒng)計(jì)范圍值也逐漸增大，因此，當(dāng)鏡質(zhì)體反射率值大于1％以上時(shí)，應(yīng)盡量多測(cè)一些測(cè)點(diǎn)，以保證鏡質(zhì)體反射率統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)的可靠性。由于鏡質(zhì)體反射率的影響因素較多，因此，在測(cè)定時(shí)必須對(duì)樣品中大量的鏡質(zhì)體進(jìn)行測(cè)定，反射率值較低時(shí)，一般在20個(gè)測(cè)點(diǎn)以上，當(dāng)反射率值較高時(shí)，應(yīng)盡量多測(cè)。此外，應(yīng)緊密結(jié)合具體地質(zhì)條件，對(duì)測(cè)得的數(shù)據(jù)作出合理的地質(zhì)解釋。第二十九頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四(二)古地溫推算方法鏡質(zhì)體反射率具有兩個(gè)重要特征，其一，鏡質(zhì)體反射率是其達(dá)到最高溫度時(shí)以及該溫度所持續(xù)時(shí)間的函數(shù)：其二，它具有不可逆性。這兩個(gè)重要特征是其能夠進(jìn)行古地溫推算的重要依據(jù)，許多學(xué)者在建立成熟度指標(biāo)—溫度—受熱時(shí)間相互關(guān)系方面作了大量的工作。下面介紹曾經(jīng)流行，目前仍廣泛應(yīng)用的兩種根據(jù)成熟度推算古地溫的方法。第三十頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四1．Karweil圖解Karweil圖解是最早建立的并被廣泛應(yīng)用的理論圖解。Karweil(1955)通過對(duì)煤的模擬實(shí)驗(yàn)得到有機(jī)質(zhì)成熟度、溫度和受熱時(shí)間之間的關(guān)系(圖6-5)。該圖解后經(jīng)Bostic(1971)和Teichmuller(1971)用鏡質(zhì)體反射率指標(biāo)校正后得到廣泛應(yīng)用。根據(jù)圖6-5，假如生油巖的平均鏡質(zhì)體反射率為1％，受熱時(shí)間為10Ma，則生油巖所經(jīng)歷的古地溫為180℃；當(dāng)受熱時(shí)間為20Ma時(shí)，則古地溫為125℃。后來Hood(1975)認(rèn)為，該圖使用的活化能編低(75．312KJ/mol)，夸大了受熱時(shí)間的作用。第三十一頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四2．Hood法質(zhì)變質(zhì)標(biāo)尺與鏡質(zhì)體反射率等成熟度指標(biāo)的關(guān)系見圖6-6。受熱時(shí)間取有效受熱時(shí)間(Toff)，即溫度不低于最高古地溫15℃范圍內(nèi)的受熱時(shí)間。有機(jī)質(zhì)變質(zhì)標(biāo)尺，最高古地溫及有效受熱時(shí)間的關(guān)系見圖6-6。第三十二頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第三十三頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四根據(jù)6-7，可以通過最高古地溫(T)、有效受熱時(shí)間（T）確定有機(jī)質(zhì)變質(zhì)標(biāo)尺(LOM），也可以通過有機(jī)質(zhì)變質(zhì)程度，有效受熱時(shí)間確定生油層經(jīng)歷的最高古地溫。周中毅等(1983，1984，1985)和Vote(1981)根據(jù)該方法實(shí)際應(yīng)用的效果，認(rèn)為用Hood法推算盆地古地溫是很有效果的。第三十四頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四(3)古地溫的模擬計(jì)算生油層在成巖作用過程中經(jīng)歷的古地溫，隨埋藏深度、古地溫梯度的變化而變化。有機(jī)質(zhì)的熱演化過程是一不可逆的化學(xué)動(dòng)力學(xué)過程。有機(jī)質(zhì)的熱演化程度(成熟度)不僅與生油層經(jīng)歷的最高古地溫有關(guān)，也和生油層整個(gè)受熱歷史有關(guān)。生油層的受熱歷史很難用一個(gè)公式直接計(jì)算。因此，在80年代許多學(xué)者開始用擬合計(jì)算法模擬生油層在整、個(gè)成巖作用過程中的受熱歷史。第三十五頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四擬合計(jì)算的一般步驟為：1)重建地層沉積埋藏史；2)假設(shè)一古地溫梯度(或熱流值)隨地質(zhì)年代變化的模式，結(jié)合沉積埋藏史算得生油層經(jīng)歷的古地溫模式；3)根據(jù)古地溫模式計(jì)算生油層的成熟度；4)用實(shí)測(cè)的生油層的成熟度和算得的成熟度進(jìn)行對(duì)比，通過反復(fù)修改假設(shè)的古地溫梯度模式及反復(fù)計(jì)算對(duì)比成熟度，使計(jì)算的成熟度和實(shí)測(cè)的成熟度吻合得最好。最后選定的古地溫模式及據(jù)此計(jì)算得到的熱歷史，可代表盆地古地溫梯度和生油層經(jīng)歷的熱歷史。用于古地溫?cái)M合計(jì)算的方法有：TTI擬合計(jì)算法，Roden擬合計(jì)算法，TiSS0t動(dòng)力學(xué)模型法和Lerche的擬合計(jì)算法。第三十六頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第三十七頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四1．TTI擬合計(jì)算法Lopatin(1971)用溫度每增加10℃而化學(xué)反應(yīng)速度增加一倍的法則來權(quán)衡溫度和時(shí)間兩個(gè)因素對(duì)煤化作用的貢獻(xiàn)。后來Waples(1980)引用該觀點(diǎn)，并且在大量實(shí)測(cè)資料(31個(gè)盆地、402個(gè)樣品)的基礎(chǔ)上提出了溫度—時(shí)間指數(shù)(TTI)，計(jì)算式：TTI=rn(△tn)=

(2n)(△tn)為其中γ=2；n(溫度指數(shù))值的大小取決于溫度，當(dāng)?shù)販貫?00-110℃時(shí)，n=0，其他溫度段的n值見表6-1：△t為生油層經(jīng)歷的某一溫度段的受熱時(shí)間(Ma)。也可以將TTI表示成連續(xù)函數(shù)的形式：T(t)生油層經(jīng)歷的古地溫，Ta(t)為古地表溫度，G(t)為古地溫梯度，D(t)為地層埋藏深度。TTI本身可作為成熟度指標(biāo)，TTI與鏡質(zhì)體反射率的關(guān)系見表6-2。第三十八頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第三十九頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四TTI計(jì)算須解決以下幾個(gè)問題：①在重建地層沉積埋藏史時(shí)，埋藏曲線的真實(shí)程度直接影響該方法的應(yīng)用效果(尤其是當(dāng)?shù)貙影l(fā)生抬升和剝蝕時(shí))。②溫度是TTI計(jì)算的關(guān)鍵，由于古地溫隨時(shí)間而變化，不同于現(xiàn)今地溫，因此恢復(fù)生油層經(jīng)歷的古地溫對(duì)TTI計(jì)算至關(guān)重要。第四十頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四Magoon和Claypool(1983)用TTI擬合計(jì)算的方法確定了美國(guó)阿拉斯加北坡的古地溫梯度模式。以Inigok-1井為例，他們假設(shè)了一系列的古地溫梯度模式，圖6-8是其中的3種，用這3種古地溫梯度模式結(jié)合該井的沉積埋藏史(圖6-9)計(jì)算有3個(gè)特定層位的TTI值。將計(jì)算的TTI值和這3個(gè)特定層位實(shí)測(cè)的鏡質(zhì)體反射率相對(duì)應(yīng)的TTI值進(jìn)行對(duì)比的結(jié)果(表6-3)表明，根據(jù)第三種古地溫梯度模式(模式Ⅲ)算得的TTI值和3個(gè)層位實(shí)測(cè)的TTI值最吻合。最后根據(jù)第三種古地溫梯度模式算出Inigok-1并各層位的TTI值和古地溫(圖6-9)。第四十一頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第四十二頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第四十三頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四類似的TTI擬合計(jì)算盆地古地溫(梯度)的工作還有Houseknecht和Matthews(1985)對(duì)沃希托山(OuachilaMrs)石炭系地層熱歷史的研究，Gumati和Schamel(1987)對(duì)利比亞蘇爾特(Sirte)盆地?zé)釟v史的研究，Hajorowiz等(1985)對(duì)加拿大艾伯塔(Alberta)盆地古地溫的研究和England等(1986)對(duì)加拿大西部盆地?zé)釟v史的研究，TTI擬合計(jì)算因簡(jiǎn)便實(shí)用而得到非常廣泛的應(yīng)用。第四十四頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四2．Hiddleton和Falvey擬合計(jì)算法Middleton和Falvey(1983)利用這個(gè)方法研究了澳大利亞奧特韋(Otway)盆地的受熱歷史。他們先從盆地構(gòu)造角度提出了該盆地的地質(zhì)成因模式，認(rèn)為該盆地是由深部地殼變質(zhì)作用(deepcrustalmetamorphismmodel)形成的，根據(jù)由該盆地成因模型推算出的盆地?zé)崃髦的Ｊ?，他們認(rèn)為：在盆地形成早期熱流值逐漸增高，至中晚期則逐漸降低，根據(jù)推算的熱流值并結(jié)合沉積埋藏史，計(jì)算地層經(jīng)歷的古地溫：T(z,t)=T0(t)+Q(t)式中：T(t.z)為某一時(shí)間(t)和某一深度(z)的地層古地溫，T0(t)為地表溫度，Q(t)為古熱流值，k(z)為不同深度地層的熱導(dǎo)率，根據(jù)式(4)和式(3)就可計(jì)算各層位的成熟度。第四十五頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四Royden等(1980)及Middleton和falvey(1983)提出的成熟度計(jì)算公式至今應(yīng)用并不廣泛，但他們將盆地地質(zhì)成因模型和有機(jī)質(zhì)熱演化程度指標(biāo)結(jié)合起來推導(dǎo)盆地?zé)釟v史則具有重要的意義，其他學(xué)者提出的盆地地質(zhì)成因模型有：第四十六頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四Mckenzie(1978)提出的巖石圈伸展模型(LithosphereStrechModel)，Royden等(1980)提出的巖脈侵入模型(dikeIntrusionModel)，Sleep(1971)提出的熱擴(kuò)張模型(ThemalExpansionModel)，Roden和Keen(1980)以及Helling和Scalater(1983)根據(jù)初始的Mckenzie模型修改的雙層伸展模型(Two-layerextensionModdel)以及低角度逆沖模型億ow-angelThrustingModel)等．Mckenzie提出的模型熱流值是逐漸降低的；低角度逆沖模型的熱流值接近常數(shù)，變化不大(Gudish等，1985)。將有機(jī)質(zhì)成熟度指標(biāo)和盆地地質(zhì)成因模型結(jié)合起來研究盆地的熱歷史，是今后一個(gè)重要的研究方向(gudish等，1985；TiSSOt等，1987)。第四十七頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四3．Lerche擬合計(jì)算法Lerche等(1984)直接從鏡質(zhì)體反射率的熱演化動(dòng)力學(xué)推導(dǎo)出一系列數(shù)學(xué)公式，通過鏡質(zhì)體的受熱歷史計(jì)算鏡質(zhì)體反射率的演變過程，結(jié)合實(shí)測(cè)的鏡質(zhì)體反射率，擬合計(jì)算盆地的熱歷史。擬合計(jì)算的具體步驟：先將某一鉆井的實(shí)測(cè)鏡質(zhì)體反射率，換算成一個(gè)稱之為“VITTI”的指數(shù)：其中R(zi)為某一深度的鏡質(zhì)體反射率;Rs為鏡質(zhì)體初始反射率(鏡質(zhì)體剛形成時(shí)的反射率)，一般取0．2％；R(Z)為某一鉆井中最深樣品的鏡質(zhì)體反射率。顯然VITTI(i)取值范圍：0≤VITTI(i)≤1，與VITTI(i)相對(duì)應(yīng)的指數(shù)為INORM(i);根據(jù)Lerche等(1984)對(duì)北海20口井、澳大利亞西北大陸架21口井、印度尼西亞6口井和美國(guó)阿拉斯加國(guó)家油田21口井的研究，確定rc為295K(絕對(duì)溫度)，Tc為200K。第四十八頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四二、利用沉積自生礦物推測(cè)沉積盆地-k地溫粘土礦物和沸石類礦物是沉積盆地中分布非常廣泛的兩類自生礦物。在五、六十年代，美國(guó)學(xué)Neaver(1960)、Powers(1967)Burst(1969)PerryHower(1972)等對(duì)蒙脫石脫水轉(zhuǎn)變成伊利石的機(jī)制和階段及其與泥巖壓實(shí)和油氣形成、運(yùn)移和聚集的關(guān)系作了廣泛而深入的研究。他們的研究表明，蒙脫石轉(zhuǎn)變成伊利石具有一定的埋藏深度和范圍，蒙脫石—伊利石系列礦物可用作標(biāo)定沉積巖成巖作用程度和古地溫指標(biāo)。日本學(xué)者青柳宏一(Aoyagi)(1979)、風(fēng)間利榮(Kazmma)(1980)和佐佐木詔雄(Sasaki)等(1982)通過對(duì)日本新生代盆地粘土礦物和沸石類礦物成巖分帶的研究，標(biāo)定了自生礦物分帶的溫度，并據(jù)此推測(cè)盆地的古地溫和地層剝蝕厚度。我國(guó)也廣泛開展了自生礦物成巖變化的研究，并著重研究了中國(guó)各盆地生油巖中自生礦物的組合特征、成巖變化規(guī)律及其與油氣的關(guān)系。取得了良好的效果。第四十九頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四1．粘土礦物粘土礦物屬含水硅酸鹽類礦物，其晶體結(jié)構(gòu)為層狀，主要由蒙脫石、伊利石、綠泥石和高岑石組成。通常，把能被層間水或?qū)娱g有機(jī)分子侵入而引起晶體結(jié)構(gòu)層間距增大的粘土礦物稱為膨脹性粘土礦物，如蒙脫石以及含有蒙脫石晶層的間層礦物。而不具備這種性能的礦物就叫做不膨脹粘土礦物，如高嶺石、綠泥石以及不含蒙脫石晶層的伊利石等云母類粘土礦物。在深埋藏成巖作用中，膨脹的蒙脫石分階段脫去層間水，同時(shí)，F(xiàn)e2+等陽離子進(jìn)入層間或結(jié)構(gòu)層中，使蒙脫石最終轉(zhuǎn)變成伊利石或綠泥石族礦物。第五十頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四粘土礦物晶體很小，用普通光學(xué)顯微鏡難以準(zhǔn)確識(shí)別。X射線衍射分析是研究粘土礦物的最基本的、最常用的方法。另外，鑒定粘土礦物還有電子顯微鏡法，紅外光譜法、差熱法等，電子顯微鏡法能夠直接觀察粘土礦物的晶體形態(tài)，不僅可以鑒別粘土礦物種類，而且可以識(shí)別其是自生還是他生礦物。第五十一頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四2．沸石類礦物沸石是一族含水的架狀硅酸鹽礦物。沸石所含的水是一種特殊形式的水。介于結(jié)晶水和吸附水之間，被命名為沸石水。這種水受熱時(shí)可以連續(xù)脫水。而不是分階段排出，故主要屬于吸咐性質(zhì)的水。脫水或半脫水后的沸石，由于原有晶格并無變化，遇水仍可重新復(fù)原。在堿性環(huán)境中的沉積成巖過程中，凝灰質(zhì)沉積通常首先形成斜發(fā)沸石，隨著埋藏深度的增加和溫度的升高，斜發(fā)沸石變?yōu)榉椒惺蚱惺?，繼而轉(zhuǎn)變成濁沸石或納長(zhǎng)石。沸石類礦物晶體比粘土礦物粗大，用光性礦物學(xué)方法即可鑒別，為了準(zhǔn)確地鑒定沸石類礦物種類并測(cè)定其含量，常采用X射線衍射和離子交換交分析等方法。第五十二頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四3．粘土礦物和沸石類礦物的成巖變化與埋深和古地溫的關(guān)系目前較常用的伊利石成巖作用程度的指標(biāo)有兩個(gè)：Weaver(1960)提出的伊利石銳度比(又稱Weaver指數(shù))和Kubler(1986)提出的伊利石結(jié)晶度指數(shù)。銳度比定義為伊利石X射線衍射10A峰高105A峰高之比。結(jié)晶度指數(shù)定義為10A衍射峰的半峰寬。在成巖作用過程中地層經(jīng)歷的地溫越高，伊利石結(jié)晶越好，伊利石10A衍射峰越“尖銳”，因此比值與結(jié)晶度指數(shù)呈反相關(guān)。據(jù)Guthrie等(1986)的研究，活沃托山伊利石的銳度比為1．43—8．00，結(jié)晶度指數(shù)值為3．50-20．Omm。這兩個(gè)參數(shù)與鏡質(zhì)體反射率有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系(見圖6-10和圖6-11)。第五十三頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四日本新生代盆地火山沉積地層較發(fā)育。日本學(xué)者除研究了這些地層中粘土礦物的成巖變化外，還廣泛而深入地研究了粘土礦物沸石類礦物和氧化硅系列礦物的成巖變化(Aoyagi和Kazama，1988；Aoyagi和isakmm，1984；青柳宏一，1979：風(fēng)產(chǎn)間利榮，1980；佐佐木詔雄等，1982)。根據(jù)Aoyagi和Kazama(1980)的研究，日本新生代盆地各系列自生礦物的生成溫度(圖6-12)如下：第五十四頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第五十五頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四(1)粘土礦物蒙脫石轉(zhuǎn)變?yōu)槊擅撌?伊利石混合層礦物時(shí)所需的溫度為104℃，蒙脫石-伊利石混合層礦物轉(zhuǎn)變成伊利石時(shí)所需的溫度為137℃。(2)沸石類礦物火山玻璃形成斜發(fā)沸石時(shí)所需的溫度為56℃，斜發(fā)沸石轉(zhuǎn)變成方沸石或片沸石時(shí)所需的溫度為116℃，最后變成濁沸石或鈉長(zhǎng)石時(shí)的溫度為138℃。第五十六頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第五十七頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四第五十八頁，共六十四頁，編輯于2023年，星期四(3)氧化硅系列礦物非晶質(zhì)氧化硅轉(zhuǎn)變成方英石時(shí)所需的溫度為45℃，低溫方英石轉(zhuǎn)變成低溫石英時(shí)所需用的溫度為69℃。以上自生礦物成巖變化時(shí)的溫度是假定這些自生礦物在成巖轉(zhuǎn)變過程中僅與地溫有關(guān)，成巖轉(zhuǎn)變過程在受熱時(shí)間2Ma內(nèi)便能完成。王行信、辛國(guó)強(qiáng)(1990)對(duì)我國(guó)松遼盆地白堊系粘土礦物的成巖作用作了比較深