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盆地热史分析第一节概述与原理一、概述1．影响因素现代油气成因理论和油气勘探实践证明，地温是控制油气生成、运移和聚集的重要因素之一。沉积盆地的热历史控制着盆地内烃源岩的热演化以及油气生成过程、赋存状态和分布规律。近20年来，盆地热史的研究越来越受到地质学家特别是石油地质学家的重视，盆地热史研究的理论和方法也得到了迅速的发展。沉积盆地的热历史主要取决于两个方面，一是盆地基底热流密度的变化，二是盆地内部沉积物的性质及其理藏历史。次要的因素还包括盆地内发生的吸热放热过程、地下水的运动以及岩浆活动等，但它们对盆地热史的影响在时间和空间上都是有限的。一、概述2．地球动力学模型－－正演模拟盆地基底热流密度的变化受下伏岩石圈构造热演化的控制，如岩石的拉伸减薄、挠曲作用、软流圈上隆、岩浆活动、深部变质作用、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载有关的地壳均衡调整等。根据盆地形成的地球动力学机制和热传导理论可以建立盆地构造热演化的地球动力学模型，利用这种模型对盆地的构造沉降和热传导过程进行数学模拟，可以获得盆地的基底热流史。由于不同类型盆地形成的地球动力学背景和形成机制不同，描述不同类型沉积盆地构造热演化的地球动力学模型也不相同。一、概述2．地球动力学模型－－正演模拟裂谷盆地是目前研究得最多的一类盆地，已建立了适用于这种盆地的多种地球动力学模型，如McKenzie（1978）的岩石圈瞬时均匀拉张模型、Hellinger等（1983）提出的双层拉张模型以及为描述裂谷盆地玄武岩岩墙的发育对盆地热状态的影响而提出的岩墙侵人模型（Roeden等，1980）等等。前陆盆地的形成与前陆区岩石圈的挠曲有关，岩石圈的挠曲刚度是描述挠曲变形的重要参数，它是随深度变化的。在上地壳，岩石呈脆性变形，在下地壳岩石是脆韧性变形，在岩石圈深部则是塑性变形。具体的地球动力学模型有热弹性流变模型（Karner等，1983）和粘弹性流变模型（Willet等，1985）。拉分盆地的形成主要与走滑作用有关，可用拉张盆地的模型（Royden，1985）。一、概述2．地球动力学模型－－正演模拟由于不同类型盆地的形成机制不同，它所经历的构造热演化过程也不相同。在研究盆地热史时，应建立或使用不同的地球动力学模型。然而，盆地的演化过程是极其复杂的，即使是同一类型的盆地，其演化特征也往往有明显差别。目前的地球动力学模型都经过了大量的简化，同时参数的不确定性又给模拟结果带来了很大的不确定性（Lerche等，1984）。一、概述3．古温标法－－反演模拟热史正演模拟的地球动力学方法属于在岩石圈尺度上对盆地热史的模拟，一般比较粗略。近年来又发展了在盆地尺度上对其热史进行研究的方法，这就是所谓的古温标法。古温标法是利用盆地内部沉积物提供的古温度信息结合盆地地层的埋藏历史来反演盆地的热历史。盆地沉积物内能够提供古温度信息的物质及相应的指标称为古温标或热指标。目前常用的古温标包括镜质体反射率、磷灰石裂变径迹、粘土矿物、生物标志化合物、流体包裹体测温、牙形石色变指数和39Ar／40Ar等。近年来，随着古温标动力学模型的发展，古温标不仅可以用于确定盆地的最高古地温，而且也可以用来反演盆地的热历史。二、原理（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）研究表明，深度（压力）本身对有机质成熟度的影响并不十分重要，最重要的因素是温度和时间。其中温度是首要的控制因素。温度与化学反应之间的关系由阿累尼乌斯方程给出：K＝A×exp(－Ea/RT)其中K－－反应速度；A－－常数，有时称为频率因子，它是给定无限高温度时K所能达到的最大值；Ea－－活化能；R－－通用气体常数；T－－绝对温度（OK）。（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）阿累尼乌斯方程：K＝Aexp(－Ea/RT)为反应速度－－温度之间的指数定律。即：反应速度随温度按指数增长。当温度上升10℃时（如50℃－60℃），反应速度升高一倍。但反应速度增加的速率随温度继续上升而减缓，在温度200℃时，温度每增加10℃，反应速度仅升高0．4倍。很明显，温度和时间都影响有机质成熟度。当含有机质的沉积物变老时生油门限变得较浅；生油门限深度与地层年龄的对数相关；提供了佐证（见图9．1）。（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）阿累尼乌斯方程：K＝Aexp(－Ea/RT)温度增加的累积效应（对时间）可由成熟度积分来计算：由反应速度对时间积分得：其中：C－－成熟度；C0－－在沉积时刻（t＝0）有机质原始成熟度；T－－随埋藏时间和深度变化的温度函数T(h,t)。因此，如果去压实的埋藏史、整个时间内的热流、沉积物及基底的热导率均为已知或可以假设的话，任意指定层的成熟度积分都是可以计算出来的。taCdtRTEAc00)/exp(（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）成熟度积分：成熟度积分与镜质体反射率的可测量值有关。Arrhenius关系式的另一应用是时－深指数（TTI）。该指数基于这样一个观点；在50℃到250℃的整个范围内温度每增加10℃，反应速度加倍，因此温度效果可以表示为2的幂指数，这里幂n＝（T0K－373）／10，或n＝（T0C－100）／10。如以下温度的温度因子为：80℃＝2-2，90℃＝2-1，100℃＝20，110℃=21。一个地层在特定的10℃温度范围内花的时间乘以温度因子就代表温度和时间的双重影响。将所有这些时温值相加即得到TTI。因为该方法假设在250℃之内的整个温度范围每10℃间隔反应速度就加倍一次，因而趋向于过高估计成熟度。taCdtRTEAc00)/exp(（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）成熟度积分：成熟度积分经简化后：式中：T(t,h)－－地层经历的温度史，随时间和埋深变化，0C；t－－地层埋藏时间，Ma；Lopatin(1971)最早建立了R0与TTI的关系式，Waples（1980）接受了其思想，并研究对比了R0与TTI的关系，然后对Lopatin方法进行修改，使之更为实用。下表就是Waples（1980）根据世界上有代表性的31口井的402个样品统计出来的R0与TTI的对应关系taCdtRTEAc00)/exp(thtTdtTTI010/]105),([2下表就是Waples（1980）根据世界上有代表性的31口井的402个样品统计出来的R0与TTI的对应关系二、原理（二）古温度影响沉积盆地内温度的各种不同的“内部因素——（1）热导率变化；（2）内热生成；（3）沉积物内的热对流等。1．热导率影响大陆内部温度随深度（地热）的分布主要是由热传导确定的。热流量（Q）和温度梯度间的关系由富利叶定律给出。该定律表明，热流量（Q）与温度梯度通过一个系数K（K称为热导率）联系起来。Q＝K（dT／dh)如果温度的两个量－－深度（h)处的温度Th和在表面(h=0）的温度(T0)已知，付立叶定律可表示为：Q＝K（Th－T0）／h整理得：Th＝T0＋（Q＊h)/K这里，先忽略沉积层内部产生的热。（二）古温度1．热导率影响Th＝T0＋（Q＊h)/K忽略岩性的暂时变化，则沉积物的热导率由于埋藏时孔隙的减小而作为深度的函数发生变化。上式可修改为：Th＝T0＋Q[(h1/K1)＋(h2/K2)＋(h3/K3)＋……]其中h1到hn是热导率为K1到Kn的各层的厚度，而h1＋h2＋h3＋…等于h。假设孔隙度与深度间呈指数关系：φ＝φ0exp(-c×h)则热导率与深度也呈与指数有关的变化，其关系为：K＝Kd－[(Kd－K0)exp(-γ×h)]其中Kd为沉积剖面深处的热导率，K0为沉积上界面处的热导率，而γ对一个给定剖面是一个常数。由于K随深度而发生变化，温度梯度也必然随深度变化以保持恒定的热流。如果现今热流可由井中测得的热导率及地表和底部井眼温度算得，则可以求任何深度处的温度。如果再假设古热流随深度为一常数，就可恢复任意选定地层的热史。（二）古温度1．热导率影响如果岩性和孔隙中充填的流体已知，便可算得热导率。热导率取决于格架矿物（石英、长石、碳酸钙等）和孔隙中充填流体的类型与容积（通常为水）。格架热导率、基质热导率和孔隙流体热导率都取决于温度。图9．2a所示为温度梯度为30C／km，地表温度为200C时含孔隙充填水的石英砂岩有效热导率的变化。有效热导率几乎不随深度而改变。这是因为温度升高造成的石英颗粒热导率降低补偿了压实作用增加热导率的影响。（二）古温度1．热导率影响长石和某些粘土并未显示出温度对热导率这样明显的影响，因此压实作用的影响可能占主要地位。粘土－水混合物（页岩）的热导率由于压实随深度迅速变化，而长石－水混合物，因为其压实与砂类似，热导率随深度增加得非常缓慢（图9．2b）。（二）古温度1．热导率影响因此，沉积层的总热导率可认为是由孔隙流体热导率和颗粒热导率两部分组成。人们建立了总体热导率的经验公式：其中,Ks和Kw分别为沉积颗粒和水的热导率，φ为孔隙度，这种关系非常有用。)()1(swswsKKKKKK（二）古温度2．沉积物内生热的影响沉积物中放射性衰变产生的热会显著地影响沉积盆地内的热流（RybaCh，1986）。尽管所有自然存在的放射性同位素都产生热，但显著的部分来自铀和钍的衰变系列和40K。产热量随岩性而变化，通常在蒸发岩和碳酸盐岩中的产热量最低；在砂岩中为低至中等；在页岩和粉砂岩中较高；在黑色页岩中极高。（二）古温度3．水流的影响沉积盆地的温度有时受通过区域蓄水层的热对流影响，这样的过程可引起供水区的地表热流异常地低，和泄水区的地表热流异常地高。美国的Great平原和Alberta盆地的热流分布已按该方式得到解释。Luheshi等（1986）对Alberta盆地，通过利用盆地的渗透率和热导率结构，解释了流体流动泄水点处温度的上升及边缘山地供水区温度的降低（图9．4）。模拟结果表明，温度的分布主要受古生代之上的对流的控制，而前寒武系的热流可简单地解释为传导。Andreus－Sped等人（1984）同样也发现，在北海断陷内的深部水循环可能是受断层构型控制的。这说明，一维传导热流模型有时并不能很好地预测有些盆地的实际热流。受影响最大的盆地几乎都为边缘上升的内陆盆地，如前陆盆地和一些克拉通内裂谷及凹陷。（二）古温度4．井中测量地层温度由井中得到的地层温度可用于热模型以计算沉积剖面的地温梯度及底热流。井眼温度在每次测井时被温度计记录下来。因为钻井液的循环往往使地层冷却。因此要利用在一套测井曲线中连续测井记录到的温度来分析温度，恢复到原始地层温度值。这些温度可绘在赫诺型曲线图上。温度恢复图的形式如图9．5中墨西哥海岸区的一个实例所示。每次测井测量的温度是按（tc＋Δt)／Δa绘制，其中：tc为冷却时间，它是从温度计所测地层被钻通直至钻井泥浆循环停止时的泥浆循环持续时间。Δa为热恢复时间，它是泥浆循环结束到测井达到井底位置处的时间。完全恢复的或稳定的地层温度Tf可通过坐标外推得到，这里tc＋Δt)／Δa＝l。这些温度可绘在赫诺型曲线图上。温度恢复图的形式如图9．5中墨西哥海岸区的一个实例所示。每次测井测量的温度是按（tc＋Δt)／Δa绘制，其中：tc为冷却时间，它是从温度计所测地层被钻通直至钻井泥浆循环停止时的泥浆循环持续时间。Δa为热恢复时间，它是泥浆循环结束到测井达到井底位置处的时间。完全恢复的或稳定的地层温度Tf可通过坐标外推得到，这里tc＋Δt)／Δa＝l。三、各类盆地的地温和古温度标志古地温史的三种主要类型：①标准或近标准古地温史的盆地；②低于标准（低温）古地温的盆地；③高于标准（高温）古地温的盆地。（1）老的被动大陆边缘盆地当今地温梯度约为25～30℃／km（刚果为27℃／km，加蓬为25℃／km，美国墨西哥海湾地区为25℃／km。其镜质体反射率剖面显示，RO在3km处大约0.5，曲线形状几乎成直线。所以，这些成熟边缘具近标准的地温梯度。三、各类盆地的地温和古温度标志（2）低温盆地包括海沟、弧前和前陆盆地。海沟是冷的，其表面热流值通常小于1个热流单位（HFU）。日本群岛始