盆地分析4热史分析ppt课件.ppt

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1、盆地分析4热史分析ppt课件 Still waters run deep.流静水深流静水深,人静心深人静心深 Where there is life,there is hope。有生命必有希望。有生命必有希望 一、概述一、概述 2地球动力学模型正演模拟地球动力学模型正演模拟 盆地盆地基底热流密度基底热流密度的变化受下伏岩石圈构造热演化的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。有关的地壳

2、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立盆地构造热演化的地球动力学模型地球动力学模型，利用这种模型对盆，利用这种模型对盆地的地的构造沉降构造沉降和和热传导过程热传导过程进行进行数学模拟数学模拟，可以获得盆地，可以获得盆地的基底的基底热流史热流史。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不同，描述不同类型沉积盆地构造热演化构造热演化的的地球动力学模地球动力学模型型也不相同。也不相同。一、概述一、概述 2地球动力学模型正演模拟地球动力学模

3、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，如这种盆地的多种地球动力学模型，如 McKenzie（1978）的岩石的岩石圈瞬时圈瞬时均匀拉张模型均匀拉张模型、Hellinger等（等（1983）提出的）提出的双层拉张模双层拉张模型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而提出的岩墙侵人模型岩墙侵人模型（Roeden等，等，1980）等等。）等等。前陆盆地的形成与前陆区岩石圈的挠曲有关，岩石圈的前陆盆地的形成与前陆区岩石圈的挠

4、曲有关，岩石圈的挠曲挠曲刚度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。具体的深部则是塑性变形。具体的地球动力学模型地球动力学模型有有热弹性流变模型热弹性流变模型（Karner等，等，1983）和）和粘弹性流变模型粘弹性流变模型（Willet等，等，1985）。）。拉分盆地拉分盆地的形成主要与走滑作用有关，可用的形成主要与走滑作用有关，可用拉张盆地的模型拉张盆地的模型（Royden，1985）。）。一、概述一、

5、概述 2地球动力学模型正演模拟地球动力学模型正演模拟 由于由于不同类型盆地不同类型盆地的形成机制不同，它所经历的构造热演的形成机制不同，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。球动力学模型。然而，盆地的演化过程是然而，盆地的演化过程是极其复杂的极其复杂的，即使是同一类型的盆，即使是同一类型的盆地，其地，其演化演化特征也往往有明显差别。特征也往往有明显差别。目前的目前的地球动力学模型地球动力学模型都经过了都经过了大量的简化大量的简化，同时，同时参数参数的不的不确定性又给确定性又给模拟结果模拟结果带

6、来了很大的不确定性（带来了很大的不确定性（Lerche等，等，1984）。）。一、概述一、概述 3古温标法反演模拟古温标法反演模拟 热史正演模拟的地球动力学方法属于在热史正演模拟的地球动力学方法属于在岩石圈尺度岩石圈尺度上对盆上对盆地热史的模拟，一般地热史的模拟，一般比较粗略比较粗略。近年来又发展了近年来又发展了在盆地尺度上在盆地尺度上对其热史进行研究的方法，对其热史进行研究的方法，这就是所谓的这就是所谓的古温标法古温标法。古温标法古温标法是利用盆地内部沉积物提供是利用盆地内部沉积物提供的的古温度信息古温度信息结合盆地地层的结合盆地地层的埋藏历史埋藏历史来来反演反演盆地的盆地的热历史热历史。盆

7、地沉积物内能够提供盆地沉积物内能够提供古温度信息古温度信息的物质及相应的指标称为的物质及相应的指标称为古温标古温标或或热指标热指标。目前常用的古温标包括目前常用的古温标包括镜质体反射率镜质体反射率、磷灰、磷灰石石裂变径迹裂变径迹、粘土矿物粘土矿物、生物标志化合物、生物标志化合物、流体包裹体流体包裹体测温、测温、牙形石牙形石色变指数色变指数和和39Ar40Ar等。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于确定盆地的最高古地温最高古地温，而且也可以用来，而且也可以用来反演盆地的热历史反演盆地的热历史。二、原理二、原理

8、（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）研究表明，深度（压力）本身对研究表明，深度（压力）本身对有机质成熟度有机质成熟度的影响的影响并不十分重要，最重要的因素是并不十分重要，最重要的因素是温度温度和和时间时间。其中。其中温度温度是是首要的控制因素。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：温度与化学反应之间的关系由阿累尼乌斯方程给出：KAexp(Ea/RT)其中其中 K反应速度；反应速度；A常数，有时称为常数，有时称为频率因子频率因子，它是给定，它是给定无限高温无限高温度时度时K所能达到的最大值；所能达到的最大值；Ea活化能；活化能；R通

9、用气体常数；通用气体常数；T绝对温度（绝对温度（OK）。）。（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）阿累尼乌斯方程：阿累尼乌斯方程：KAexp(Ea/RT)为反应速度温度之间的指数定律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即：反应速度随温度按指数增长。当温度上升当温度上升10时（如时（如5060），反应速度升高一倍。），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，时，温度每增加温度每增加10，反应速度仅升高反应速度仅升高04倍。倍。很明显，很明显，温度温度和和

10、时间时间都影响有机质成熟度。都影响有机质成熟度。当含有机质的当含有机质的沉积物变老沉积物变老时时生油门限变得较浅生油门限变得较浅；生油门限；生油门限深度与地层年龄的深度与地层年龄的对数对数相关；提供了佐证（见图相关；提供了佐证（见图91）。）。（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）阿累尼乌斯方程：阿累尼乌斯方程：KAexp(Ea/RT)温度增加的累积效应（对时间）可由温度增加的累积效应（对时间）可由成熟度积分成熟度积分来计算：来计算：由反应速度对时间积分得：由反应速度对时间积分得：其中：其中：C成熟度；成熟度；C0在沉积时刻（在沉积时刻（t0）有机质原始成

11、熟度；有机质原始成熟度；T随埋藏时间和深度变化的温度函数随埋藏时间和深度变化的温度函数T(h,t)。因此，如果去压实的因此，如果去压实的埋藏史埋藏史、整个时间内的、整个时间内的热流热流、沉积物及、沉积物及基底的基底的热导率热导率均为已知或可以假设的话，任意指定层的均为已知或可以假设的话，任意指定层的成熟度成熟度积分积分都是可以计算出来的。都是可以计算出来的。（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）成熟度积分成熟度积分：成熟度积分与镜质体反射率的可测量值有关。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关系式的另一应用是

12、时深指数（TTI）。）。该指数基于该指数基于这样一个观点；在这样一个观点；在 50到到 250的整个范围内温度每增加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反应速度加倍，因此温度效果可以表示为2的幂指数的幂指数，这里幂，这里幂n（T0K373）10，或或n（T0C100）10。如以下温度的如以下温度的温度因子温度因子为：为：802-2，902-1，10020，110=21。一个地层在特定的。一个地层在特定的10温度范围内花的温度范围内花的时间时间乘以乘以温度温度因子因子就代表温度和时间的就代表温度和时间的双重影响双重影响。将所有这些时温值相加即得。将所有这些时温值相加

13、即得到到TTI。因为该方法假设在因为该方法假设在250之内的整个温度范围每之内的整个温度范围每10间隔间隔反应速度就加倍一次，因而趋向于反应速度就加倍一次，因而趋向于过高估计成熟度过高估计成熟度。（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）成熟度积分成熟度积分：成熟度积分经简化后：成熟度积分经简化后：式中：式中：T(t,h)地层经历的温度史，随时间和埋深变化，地层经历的温度史，随时间和埋深变化，0C；t地层埋藏时间，地层埋藏时间，Ma；Lopatin(1971)最早建立了最早建立了R0与与TTI的关系式的关系式，Waples（1980）接受了其思想，并研究对比了

14、）接受了其思想，并研究对比了R0与与TTI的关系，然的关系，然后对后对Lopatin方法进行修改，使之更为实用。方法进行修改，使之更为实用。下表就是下表就是Waples（1980）根据世界上有代表性的）根据世界上有代表性的31口井的口井的402个样品统计出来的个样品统计出来的R0与与TTI的对应关系的对应关系 下表就是下表就是Waples（1980）根据世界上有代表性的）根据世界上有代表性的31口井的口井的402个样品统计出来的个样品统计出来的R0与与TTI的对应关系的对应关系 二、原理二、原理 （二）古温度（二）古温度 影响沉积盆地内温度的各种不同的影响沉积盆地内温度的各种不同的“内部因素内

15、部因素 （1）热）热导率变化；（导率变化；（2）内热生成；（）内热生成；（3）沉积物内的热对流等。）沉积物内的热对流等。1 1热导率影响热导率影响 大陆内部温度随深度（地热）的分布主要是由大陆内部温度随深度（地热）的分布主要是由热传导热传导确定的。确定的。热热流流量量（Q）和和温温度度梯梯度度间间的的关关系系由由富富利利叶叶定定律律给给出出。该该定定律律表表明明，热热流流量量（Q）与与温温度度梯梯度度通通过过一一个个系系数数K（K称称为为热热导导率率）联系起来。联系起来。QK（dTdh)如如果果温温度度的的两两个个量量深深度度（h)处处的的温温度度Th和和在在表表面面(h=0）的的温度温度(T

16、0)已知，已知，付立叶定律付立叶定律可表示为：可表示为：QK（ThT0）h整理得：整理得：ThT0（Qh)/K 这里，先忽略沉积层内部产生的热这里，先忽略沉积层内部产生的热。（二）古温度（二）古温度 1 1热导率影响热导率影响 ThT0（Qh)/K 忽忽略略岩岩性性的的暂暂时时变变化化，则则沉沉积积物物的的热热导导率率由由于于埋埋藏藏时时孔孔隙隙的的减减小而作为深度的函数发生变化。上式可修改为：小而作为深度的函数发生变化。上式可修改为：ThT0Q(h1/K1)(h2/K2)(h3/K3)其其中中h1 到到hn是是热热导导率率为为K1到到Kn的的各各层层的的厚厚度度，而而h1 h2 h3等于等于

17、h。假设孔隙度与深度间呈指数关系：假设孔隙度与深度间呈指数关系：0exp(-ch)则热导率与深度也呈与指数有关的变化，其关系为：则热导率与深度也呈与指数有关的变化，其关系为：KKd(KdK0)exp(-h)其其中中Kd 为为沉沉积积剖剖面面深深处处的的热热导导率率，K0 为为沉沉积积上上界界面面处处的的热热导导率率，而而对对一一个个给给定定剖剖面面是是一一个个常常数数。由由于于K随随深深度度而而发发生生变变化化，温温度度梯梯度度也也必必然然随随深深度度变变化化以以保保持持恒恒定定的的热热流流。如如果果现现今今热热流流可可由由井井中中测测得得的的热热导导率率及及地地表表和和底底部部井井眼眼温温度

18、度算算得得，则则可可以以求求任任何何深深度度处处的的温温度度。如如果果再再假假设设古古热热流流随随深深度度为为一一常常数数，就就可可恢恢复复任任意意选选定地层的热史。定地层的热史。（二）古温度（二）古温度 1 1热导率影响热导率影响 如如果果岩岩性性和和孔孔隙隙中中充充填填的的流流体体已已知知，便便可可算算得得热热导导率率。热热导导率率取取决决于于格格架架矿矿物物（石石英英、长长石石、碳碳酸酸钙钙等等）和和孔孔隙隙中中充充填填流流体体的的类类型型与与容容积积（通通常常为为水水）。格格架架热热导导率率、基基质质热热导导率率和和孔孔隙隙流流体体热热导导率率都都取取决决于于温温度度。图图92a所所示

19、示为为温温度度梯梯度度为为30Ckm，地地表表温温度度为为200C时时含含孔孔隙隙充充填填水水的的石石英英砂砂岩岩有有效效热热导导率率的的变变化化。有有效效热热导导率率几几乎乎不不随随深深度度而而改改变变。这这是是因因为为温温度度升升高高造造成成的的石石英英颗颗粒粒热导率降低热导率降低补偿补偿了压实作用增加热导率的影响了压实作用增加热导率的影响。（二）古温度（二）古温度 1 1热导率影响热导率影响 长长石石和和某某些些粘粘土土并并未未显显示示出出温温度度对对热热导导率率这这样样明明显显的的影影响响，因因此此压压实实作作用用的的影影响响可可能能占占主主要要地地位位。粘粘土土水水混混合合物物（页页

20、岩岩）的的热热导导率率由由于于压压实实随随深深度度迅迅速速变变化化，而而长长石石水水混混合合物物，因因为为其其压压实与砂类似，热导率随深度增加得非常缓慢（图实与砂类似，热导率随深度增加得非常缓慢（图92b）。）。（二）古温度（二）古温度 1 1热导率影响热导率影响 因因此此，沉沉积积层层的的总总热热导导率率可可认认为为是是由由孔孔隙隙流流体体热热导导率率和和颗颗粒粒热热导率两部分组成。人们建立了总体热导率的经验公式：导率两部分组成。人们建立了总体热导率的经验公式：其其中中,Ks和和Kw分分别别为为沉沉积积颗颗粒粒和和水水的的热热导导率率，为为孔孔隙隙度度，这这种关系非常有用。种关系非常有用。（

21、二）古温度（二）古温度 2 2沉积物内生热的影响沉积物内生热的影响 沉沉积积物物中中放放射射性性衰衰变变产产生生的的热热会会显显著著地地影影响响沉沉积积盆盆地地内内的的热热流流（RybaCh，1986）。尽尽管管所所有有自自然然存存在在的的放放射射性性同同位位素素都都产产生生热热，但但显显著著的的部部分分来来自自铀铀和和钍钍的的衰衰变变系系列列和和40K。产产热热量量随随岩岩性性而而变变化化，通通常常在在蒸蒸发发岩岩和和碳碳酸酸盐盐岩岩中中的的产产热热量量最最低低；在在砂砂岩岩中中为为低低至至中中等等；在页岩和粉砂岩中较高；在黑色页岩中极高在页岩和粉砂岩中较高；在黑色页岩中极高。（二）古温度（

22、二）古温度 3 3水流的影响水流的影响 沉沉积积盆盆地地的的温温度度有有时时受受通通过过区区域域蓄蓄水水层层的的热热对对流流影影响响，这这样样的的过过程程可可引引起起供供水水区区的的地地表表热热流流异异常常地地低低，和和泄泄水水区区的的地地表表热热流流异异常常地地高高。美美国国的的 Great平平原原和和Alberta盆盆地地的的热热流流分分布布已已按按该该方方式式得得到到解解释释。Luheshi等等（1986）对对Alberta盆盆地地，通通过过利利用用盆盆地地的的渗渗透透率率和和热热导导率率结结构构，解解释释了了流流体体流流动动泄泄水水点点处处温温度度的的上上升升及及边边缘缘山山地地供供水

23、水区区温温度度的的降降低低（图图94）。模模拟拟结结果果表表明明，温温度度的的分分布布主主要要受受古古生生代代之之上上的的对对流流的的控控制制，而而前前寒寒武武系系的的热热流流可可简简单单地地解解释释为为传传导导。AndreusSped等等人人（1984）同同样样也也发发现现，在在北北海海断断陷陷内的深部水循环可能是受断层构型控制的。内的深部水循环可能是受断层构型控制的。这这说说明明，一一维维传传导导热热流流模模型型有有时时并并不不能能很很好好地地预预测测有有些些盆盆地地的的实实际际热热流流。受受影影响响最最大大的的盆盆地地几几乎乎都都为为边边缘缘上上升升的的内内陆陆盆盆地地，如如前陆盆地和一

24、些克拉通内裂谷及凹陷。前陆盆地和一些克拉通内裂谷及凹陷。（二）古温度（二）古温度 4 4井中测量地层温度井中测量地层温度 由由井井中中得得到到的的地地层层温温度度可可用用于于热热模模型型以以计计算算沉沉积积剖剖面面的的地地温温梯梯度度及及底底热热流流。井井眼眼温温度度在在每每次次测测井井时时被被温温度度计计记记录录下下来来。因因为为钻钻井井液液的的循循环环往往往往使使地地层层冷冷却却。因因此此要要利利用用在在一一套套测测井井曲曲线线中中连连续续测井记录到的温度来分析温度，恢复到原始地层温度值。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。这些温度可绘在赫诺型曲

25、线图上。温温度度恢恢复复图图的的形形式式如如图图9 95 5中中墨墨西西哥哥海海岸岸区区的的一一个个实实例例所所示示。每次测井测量的温度是按每次测井测量的温度是按（tctct)t)aa绘制，绘制，其其中中：tctc为为冷冷却却时时间间，它它是是从从温温度度计计所所测测地地层层被被钻钻通通直直至至钻钻井泥浆循环停止时的泥浆循环持续时间。井泥浆循环停止时的泥浆循环持续时间。aa为为热热恢恢复复时时间间，它它是是泥泥浆浆循循环环结结束束到到测测井井达达到到井井底底位位置置处处的时间。的时间。完全恢复的或稳定的地层温度完全恢复的或稳定的地层温度Tf可通过坐标外推得到，可通过坐标外推得到，这里这里tct

26、ct)t)aa l。这些温度可绘在赫诺型曲这些温度可绘在赫诺型曲线图上。线图上。温温度度恢恢复复图图的的形形式式如如图图9 95 5中中墨墨西西哥哥海海岸岸区区的的一一个个实实例例所所示示。每每次次测测井井测测量量的的温温度度是按是按（tctct)t)aa绘制，绘制，其其中中：tctc为为冷冷却却时时间间，它它是是从从温温度度计计所所测测地地层层被被钻钻通通直直至至钻钻井井泥泥浆浆循循环环停停止止时时的的泥泥浆浆循环持续时间。循环持续时间。aa为为热热恢恢复复时时间间，它它是是泥泥浆浆循循环环结结束束到到测测井井达达到到井井底底位位置处的时间。置处的时间。完完全全恢恢复复的的或或稳稳定定的的地

27、地层层温温度度Tf可通过坐标外推得到，可通过坐标外推得到，这里这里tctct)t)aa l。三、各类盆地的地温和古温度标志三、各类盆地的地温和古温度标志 古地温史的三种主要类型：古地温史的三种主要类型：标准或近标准古地温史的盆地；标准或近标准古地温史的盆地；低于标准（低温）古地温的盆地；低于标准（低温）古地温的盆地；高于标准（高温）古地温的盆地。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）老的被动大陆边缘盆地当今地温梯度约为2530km（刚果为刚果为27km，加蓬为加蓬为25km，美国墨西哥海湾地区为美国墨西哥海湾地区为 25km。其镜质体反射率剖面显示，。其镜质

28、体反射率剖面显示，RO在在3km处大约处大约0.5，曲，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。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）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热流值通常小于1个热流单位（个热流单位（HFU）。）。日本群岛始新世到中新世日本群岛始新世到中新世的煤盆地中（见图的煤盆地中（见图914，图，图916），北海道地区冷，煤演化得），北海道地区冷，煤演化得差（在差（在5km深处含沥青煤的深处含沥青

29、煤的Ro值仅为值仅为0.5），与此相反，九州的），与此相反，九州的火山弧是热的，含有无烟煤（火山弧是热的，含有无烟煤（Ro20）。）。马里亚纳海沟是日本马里亚纳海沟是日本海沟向南的延伸，它的弧前区也是冷的，其表面热流值小于海沟向南的延伸，它的弧前区也是冷的，其表面热流值小于1个热个热流单位（流单位（HFU）。）。前陆盆地也表现为现今地温梯度低的特征。在德国南部北阿尔前陆盆地也表现为现今地温梯度低的特征。在德国南部北阿尔卑斯前陆盆地典型的地温梯度是卑斯前陆盆地典型的地温梯度是2224km。靠近慕尼黑的靠近慕尼黑的钻井穿过了原地磨拉石带，在钻井穿过了原地磨拉石带，在2630m深的第三系底，深的第三

30、系底，RO值仍只有值仍只有0.51。一口钻井在。一口钻井在5738m处（图处（图9.16）这样深的深度，）这样深的深度，RO也仍只也仍只有有 0.6，指示异常低的第三系地温梯度。总之，目前的低的地温，指示异常低的第三系地温梯度。总之，目前的低的地温梯度在过去与大陆碰撞和挠曲有关的快速沉降阶段可能更低。梯度在过去与大陆碰撞和挠曲有关的快速沉降阶段可能更低。三、各类盆地的地温和古温度标志三、各类盆地的地温和古温度标志（3）高温盆地是那些在岩石圈扩张区发育的盆地，如弧后盆地、）高温盆地是那些在岩石圈扩张区发育的盆地，如弧后盆地、大洋裂谷和大陆裂谷系统、某些走滑盆地和大洋裂谷和大陆裂谷系统、某些走滑盆

31、地和B俯冲的弧内盆地等。俯冲的弧内盆地等。这可能是由于扩张区盆地形成时深部等温面的上升。这可能是由于扩张区盆地形成时深部等温面的上升。大洋裂谷是具极高热流的地带，典型的热流值为大洋裂谷是具极高热流的地带，典型的热流值为34热流单热流单位（位（HFU），），有时达到有时达到 5 6热流单位。加利福尼亚的一些走滑盆热流单位。加利福尼亚的一些走滑盆地有非常高的地温梯度（地有非常高的地温梯度（Impera Valley的地温梯度为的地温梯度为200km），），所以非常年青的沉积物可能是十分成熟的。大陆裂所以非常年青的沉积物可能是十分成熟的。大陆裂 谷有很谷有很高的现今热流值（在红海高的现今热流值（在红

32、海50km，上莱茵地堑高达上莱茵地堑高达100km），），古大陆裂谷的沉积物常有很高的有机质成熟度。古大陆裂谷的沉积物常有很高的有机质成熟度。三、各类盆地的地温和古温度标志三、各类盆地的地温和古温度标志 红海的海洋测量及深井钻探表明，表面高热流（通常大于红海的海洋测量及深井钻探表明，表面高热流（通常大于 3HFU）出现在以海洋裂谷轴为中心，至少出现在以海洋裂谷轴为中心，至少300km宽的一个带中。宽的一个带中。RO剖面、油气田的分布表明最高的有机质成熟度在红海南部，中剖面、油气田的分布表明最高的有机质成熟度在红海南部，中等的有机质成熟度在红海北部，最低的有机质成熟度在苏伊士湾等的有机质成熟度在

33、红海北部，最低的有机质成熟度在苏伊士湾（图（图917）。这可能与扩张量的不同有关，扩张量最大处在苏伊士）。这可能与扩张量的不同有关，扩张量最大处在苏伊士红海体系的南部。苏伊士湾渐新世中新世前期升高的热流现红海体系的南部。苏伊士湾渐新世中新世前期升高的热流现已下降到近标准值，而目前还是活动裂谷的南部仍有很高的热流。已下降到近标准值，而目前还是活动裂谷的南部仍有很高的热流。古古大大陆陆裂裂谷谷盆盆地地中中的的有有机机质质成成熟熟度度较较高高：刚刚果果下下白白垩垩统统的的RO值值为为2 23 3；喀喀麦麦隆隆上上白白垩垩统统的的RO值值为为3 33 3；尼尼日日利利亚亚的的RoRo值值为为 3.5

34、3.5；澳大利亚库柏盆地二叠纪的澳大利亚库柏盆地二叠纪的RO值为值为5 5。由由于于岩岩浆浆活活动动，内内弧弧热热流流值值上上升升，日日本本本本州州第第三三系系的的无无烟烟煤煤（RO 为为23）就是一个例子。）就是一个例子。图图 104总结了主要成因类型的沉积盆地的热流。总结了主要成因类型的沉积盆地的热流。主要成因类型的主要成因类型的沉积盆地的热流沉积盆地的热流第二节第二节 应用镜质体反射率研究地热史应用镜质体反射率研究地热史 镜镜质质体体反反射射率率（R RO O）是是衡衡量量有有机机质质热热演演化化程程度度的的指指标标之之一一，是是目目前前最最重重要要的的成成熟熟度度指指标标。镜镜质质体体

35、反反射射率率的的测测定定比比较较容容易易，在在各各油油田田都都有有大大量量的的反反射射率率资资料料。镜镜质质体体反反射射率率值值的的大大小小受受该该镜镜质质体体所所经经历历的的温温度度和和时时间间的的控控制制，因因其其具具有有不不可可逆逆性性，因因此此成成为为反反演演盆地热史最常用的指标之一。盆地热史最常用的指标之一。镜镜质质体体反反射射率率也也称称镜镜煤煤反反射射率率（R RO O），开开始始用用于于确确定定煤煤化化作作用用阶段，后广泛应用于石油研究的阶段，后广泛应用于石油研究的有机质成熟度有机质成熟度研究。研究。在在煤煤岩岩显显微微组组成成中中，镜镜质质组组最最丰丰富富，反反射射率率居居中

36、中；而而壳壳质质组组反反射率低，惰质组最高。射率低，惰质组最高。镜质体镜质体随成熟度而增加。随成熟度而增加。镜镜质质体体反反射射率率可可定定义义为为光光线线垂垂直直入入射射时时，反反射射光光强强度度与与入入射射光光强强度度的的百百分分比比。镜镜质质体体反反射射率率的的主主要要类类型型有有最最大大的的（R Rmaxmax）、最最小小的的（R Rminmin）和和随随机机的的（R Re e），前前两两者者是是在在垂垂直直和和平平行行层层面面的的定定向向切切片片样样品品上上测测定定的的，后后者者则则是是随随机机的的。镜镜质质体体反反射射率率可可在在空空气气中中和和油油浸浸条条件件下下测测定定，分分别

37、别表表示示为为R Ra a和和R Ro o，每每个个样样品品需需测测定定20205050个个点点计计算算出出平平均均值值。油油气气地地质质研研究究中中常常用用油油浸浸随随机机的的镜镜质质体体反反射射率率，即即（R RO O)。RoRo与烃源岩成熟史关系与烃源岩成熟史关系第二节第二节 应用镜质体反射率研究地热史应用镜质体反射率研究地热史（一）（一）RoRo曲线和利用曲线和利用RoRo进行热史调查的实例进行热史调查的实例 1.1.RoRo曲曲线线：镜镜质质体体反反射射率率测测量量可可按按深深度度函函数数绘绘图图而而给给出出Ro曲曲线线。Ro曲曲线线的的斜斜率率给给出出盆盆地地热热史史的的地地温温梯

38、梯度度。Ro 曲曲线线可可有有许许多多形形状状（图图96），它它们们一一般般指指示示有有机机质质随随时时间间的的一一种种指指数数演演化化，符符合合成成熟熟度度积积分分方方程程。在在不不受受重重要要不不整整合合、断断裂裂和和局局部部火火山山活活动动影响的盆地内，影响的盆地内，深度和深度和lg Ro间应存在一种线性关系。间应存在一种线性关系。1.1.RoRo曲线：曲线：路路 易易 斯斯 安安 那那 州州 的的 Terrebonne Parish井井就就是是这这种种简简单单的的亚亚线线性性剖剖面面的的一一个个实实例例（图图 9.7）。RoRo在在3km深深处处为为0.5，在在5km为为1，它它指指示

39、示一一个个正正常常并并恒恒定定的的随随时时间间变变化化的地温梯度。的地温梯度。1.1.RoRo曲线：曲线：有有些些RoRo曲曲线线比比较较复复杂杂。斜斜率率不不同同的的两两个个线线性性段段的的“狗狗腿腿状状”模模式式表表明明存存在在两两期期不不同同的的地地温温梯梯度度。这这可可能能是是在在斜斜率率间间断断点点的的相相应应时时间间发发生生“热热事事件件”的的结结果果。这这样样的的解解释释对对于于莱莱茵茵地地堑堑中中一一些些井井的的RoRo曲曲线线似似乎乎更更为为合理（图合理（图9 98 8）。）。1.1.RoRo曲线：曲线：RoRo曲曲线线可可能能包包含含由由RoRo值值的的突突然然中中断断或或

40、跳跳动动引引起起的的两两个个断断开开线线段段。该该跳跳动动值值可可能能对对应应有有较较大大的的地地层层剥剥蚀蚀的的 不不 整整 合合。这这 在在 法法 国国 Aquitaine盆盆地地的的2口口井井得得到到很很好好的的说说明明（图图 9.9），其其中中RoRo值值在在在在不不整整合合面面处处由由约约0.8跳跃到约跳跃到约2.4（一）（一）RoRo曲线和利用曲线和利用RoRo进行热史调查的实例进行热史调查的实例 2.2.利用利用RoRo进行热史调查的实例进行热史调查的实例 美国俄克拉荷马州的阿纳达科盆地美国俄克拉荷马州的阿纳达科盆地 俄俄克克拉拉荷荷马马州州西西部部的的阿阿纳纳达达科科（Ahad

41、atkoAhadatko）盆盆地地最最深深的的探探井井大大于于79007900m m，所所以以是是一一个个热热成成熟熟研研究究的的极极好好例例子子。最最重重要要的的源源岩岩之之一一是是上上泥泥盆盆统统到到下下密密西西西西比比统统的的WoodfordWoodford页页岩岩，它它是是俄俄克克拉拉荷荷马州含镜质体的最老岩层。马州含镜质体的最老岩层。阿阿纳纳达达科科盆盆地地是是后后来来经经受受挤挤压压的的衰衰退退裂裂谷谷。在在寒寒武武纪纪地地壳壳开开始始拉拉张张，并并伴伴有有岩岩浆浆活活动动。从从晚晚寒寒武武世世到到早早密密西西西西比比世世几几个个阶阶段段的的沉沉降降，被被认认为为是是热热收收缩缩的

42、的结结果果。在在早早宾宾夕夕法法尼尼亚亚世世，构构造造运运动动就就已已变变成成强强烈烈的的地地壳壳收收缩缩，并并伴伴有有断断距距大大于于9km的的逆逆断断层层（盆盆地地南部边界）（图南部边界）（图9.19）。）。阿纳达科盆地阿纳达科盆地 下下密密西西西西比比统统(C C1 1)的的WoodfordWoodford页页岩岩，在在盆盆地地西西北北部部1542m到到盆盆地地最最深深7655m的的深深度度范范围围内内采采样样，由由共共28口口井井的的反反射射率率值值绘绘出出一一个个等等反反射射率率图图（图图9.20）。Ro平平均均值值从从北北部部地地区区小小于于0.6，到到盆盆地地最最深深部部的的大大

43、于于30（RoRo峰峰值值为为4.89）。这这些些高高反反射射率率值值（RoRo 2.5）是是无无烟烟煤煤级级的的特特征征，表表明明古古温温度度大大于于200，这这个个温温度度甚甚至至保保持持了了300Ma之之久。久。阿纳达科盆地阿纳达科盆地 盆盆地地现现今今的的地地温温梯梯度度值值低低（2024km）。当当今今的的温温度度可可能能并并不不代代表表曾曾经经达达到到的的最最高高温温度度，不不能能解解释释这这种种极极高高反反射射率率值值。推推测测高高的的古古温温度度可可能能曾曾存存在在过过，也也许许在在宾宾夕夕法法尼尼亚亚纪纪达达到到最最高高，而而从从二二叠叠纪纪到现今则呈下降趋势。到现今则呈下降

44、趋势。第二节第二节 应用镜质体反射率研究地热史应用镜质体反射率研究地热史（二）（二）镜质体反射率反演地热史镜质体反射率反演地热史 1 1镜质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程 目目前前所所测测定定的的盆盆地地内内某某一一深深度度地地层层中中的的镜镜质质体体反反射射率率值值的的大大小小受受该该镜镜质质体体在在沉沉积积后后所所经经历历的的温温度度历历史史的的控控制制，而而这这一一温温度度历历史史又又与与该该地地层层（或或镜镜质质体体）的的埋埋藏藏历历史史和和地地温温梯梯度度的的变变化化有有关关，当当地地层层的的埋埋藏藏历历史史确确定定后后，它它就就唯唯一一受受控控于于

45、盆盆地地地地温温梯梯度度的的变变化化。如如果果我我们们仅仅考考虑虑盆盆地地内内热热的的传传导导而而忽忽略略其其他他传传热热过过程程，地地温温梯梯度度就就只只取取决决于于盆盆地地内内沉沉积积物物的的热热导导率率和和盆盆地地的的大大地地热热流流密密度度。在在已已知知沉沉积积物物热热导导率率的的前前提提下下，大大地地热热流流密密度度的的变变化化则则唯唯一一确确定定了了盆盆地地温梯度的变化。地地温梯度的变化。1 1镜质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程 因因此此，当当仅仅考考虑虑热热传传导导方方式式，同同时时在在已已知知盆盆地地地地层层埋埋藏藏史史和和沉沉积积物物热热导导

46、率率的的前前提提下下，盆盆地地大大地地热热流流值值的的变变化化是是控控制制某某一一深深度度镜镜质质体体反反射射率率值值的的唯唯一一因因素素。这这样样，可可以以根根据据理理论论模模型型，利利用用实实测测的的镜镜质质体体反反射射率率值值反反演演出出盆盆地地大大地地热热流流密密度度的的变变化化，然然后后根根据据大大地地热热流流密密度度的的变变化化，结结合合地地层层的的埋埋藏藏史史和和沉沉积积物物的的热热导导率率模模拟拟出出盆盆地地所所经经历历的的地地温温史史（图图101）。这这里里所所使使用用的的一一系系列列模模型型包包括括古热流模型古热流模型、古地温模型古地温模型和和镜质体反射率理论模型镜质体反射

47、率理论模型。1 1镜质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程（1 1）古热流模型）古热流模型 镜镜质质体体反反射射率率反反演演法法中中使使用用的的古古热热流流模模型型多多为为经经验验模模型型，一一般般是将盆地的古热流与现今大地热流通过某种关系联系起来。是将盆地的古热流与现今大地热流通过某种关系联系起来。盆盆地地现现今今大大地地热热流流密密度度可可以以根根据据实实测测地地温温和和岩岩石石热热导导率率数数据据计计算。根据热传导公式，算。根据热传导公式，现今大地热流密度现今大地热流密度可表示为：可表示为：Q0K（ThT0）h整理得：整理得：ThT0（Q0h)/K ThT0

48、Q0(h1/K1)(h2/K2)(h3/K3)Q0（Th T0）(h1/K1)(h2/K2)(h3/K3)式式中中Q0为为现现今今热热流流密密度度，mWmWm m2 2；T Th h为为地地层层深深度度h h处处的的温温度度，0 0K K；T T0 0为为地地表表温温度度，0 0K K；K(h)K(h)为为深深度度h h处处岩岩石石的的热热导导率率，W Wm m0 0K K；h h为深度，为深度，m m。（1 1）古热流模型）古热流模型 孔孔隙隙性性地地层层的的热热导导率率可可以以根根据据岩岩石石骨骨架架的的热热导导率率(Ks)和和孔孔隙隙流流体体的热导率的热导率(Kw)计算：计算：因此上式可

49、写为：因此上式可写为：为为了了保保证证热热流流密密度度的的计计算算精精度度，可可以以在在同同一一钻钻孔孔不不同同深深度度取取n个个实实测测温温度度值值。设设在在深深度度hi处处的的实实测测温温度度为为Ti；(I=1，2，n），则则由上式求平均值可得：由上式求平均值可得：这就是计算现今热流密度的公式。这就是计算现今热流密度的公式。（1 1）古热流模型）古热流模型 根根据据盆盆地地的的地地球球动动力力学学背背景景和和构构造造发发展展史史的的不不同同，盆盆地地古古热热流流和和今今热热流流之之间间的的关关系系可可这这用用不不同同的的经经验验模模型型。目目前前常常用用的的古古热热流流模型主要有三种形式，

50、即模型主要有三种形式，即线性的线性的、三角函数型三角函数型的和的和分段线性的分段线性的。线线性性形形式式的的古古热热流流模模型型是是最最简简单单的的一一种种古古热热流流模模型型。其其中中的的古古热流与今热流呈线性关系，即：热流与今热流呈线性关系，即：Q Q（t t）Q Q0 0（1 1tt）式式中中Q Q（t t）为为地地质质年年代代为为距距今今t t（MaMa）时时的的古古热热流流密密度度；为为古古热流系数，热流系数，MaMa1 1。这这种种线线性性古古热热流流模模型型不不仅仅形形式式简简单单，计计算算方方便便，而而且且适适用用于于大大多多数数地地质质条条件件的的沉沉积积盆盆地地，特特别别是