盆地熱史方法及應用(20089)

1、匯報人：2004.11沉積盆地熱演化史研究方法進展及其應用1一、盆地熱演化史研究方法進展二、盆地熱演化史研究及其應用進展三、盆地熱演化史研究發(fā)展方向 2 一、沉積盆地熱動力場研究方法及進展（一）、沉積盆地現(xiàn)今熱動力場研究方法及地熱開發(fā)利用 （1）大地熱流研究 （2）深部熱結構研究 （3）地熱開發(fā)利用（二）、沉積盆地古熱動力演化研究方法 （1）、地球動力學模型法 1、伸展盆地 2、其它類型盆地 （2）、古溫標法 1、鏡質(zhì)體反射率法 1）Barker法 2）EASY法 3）Suggate法 2、包裹體法 3、裂變徑跡法（磷灰石、鋯石及模擬） 4、粘土礦物轉變法 （3）、地球動力學法與地球化學法的結

2、合3Kilauea火 山 夏威夷一、沉積盆地熱演化史研究方法及進展4Mt Mayon in the Albayprovince of the Phillippines erupted in 19995Fumaroles, Phillppines67 全球地熱場分布及不同類型沉積盆地現(xiàn)今地溫場特征 一）、全球地熱場分布大地熱流系指地表某單位面積上，單位時間內(nèi)，以熱傳導方式由地球內(nèi)部傳輸至地表，爾后散發(fā)于太空中的熱量。根據(jù)傅立葉定律，熱流q在數(shù)值上等于地溫梯度與巖石熱導率之積，即 q=-k(dT/dH) (mW/m2)式中dT/dH為地溫梯度(/km)；k為巖石熱導率w/(m)。式中負號表示熱流向

3、上，由高溫處流向低溫處，與地溫梯度方向相反。 全球已有的熱流測量資料顯示，所有大的海嶺，西太平洋的邊緣海、阿爾卑斯以及科迪勒拉山脈都是高熱流區(qū)；所有的地盾、地臺及最古老的海洋地區(qū)都是低熱流區(qū)。 表3-1 不同構造區(qū)熱流的平均值 (據(jù)Lee and Uyeda,1965) 地質(zhì)構造區(qū) 平均大地熱流mW/m2 測定的數(shù)目前寒武紀地盾 38.52 26前寒武紀以來的穩(wěn)定區(qū)* 55.27 16具古生代造山運動的地區(qū) 51.50 21具中生代或新生代造山運動的地區(qū) 80.39 19新生代火山活動區(qū) 90.43 11 海洋盆地 53.59 273 海洋山脊 76.20 338 海洋槽地 41.45 21*

4、注不包括澳大利亞 (新生代火山活動)。8不同類型盆地熱流值分布拉張盆地擠壓盆地走滑盆地基 底9 不同類型沉積盆地現(xiàn)今地溫場 沉積盆地作為地球表面與造山帶并列的一種構造單元，其形成演化也受著地球內(nèi)部動力的控制，不同構造背景下形成的盆地具有明顯不同的地溫梯度及大地熱流值(表3-2)穩(wěn)定地臺區(qū)上的克拉通盆地、被動大陸邊緣盆地、前陸盆地、弧前盆地都屬于現(xiàn)今地溫梯度及大地熱流值較低的盆地?；『笈璧?、大洋裂谷和大陸裂谷及一些走滑盆地現(xiàn)今地溫梯度及大地熱流值都較高，屬于高溫型盆地。裂谷盆地前 陸 盆 地弧 后 盆 地克拉通內(nèi)部盆地被動邊緣盆地走 滑 盆 地10 我國沉積盆地地溫梯度特征 a. 東部及西南部盆

5、地地溫梯度明顯高于西北部盆地 b. 東部盆地的地溫梯多在3 - 40C/100 m，最高可達 60C/100 m；東南沿海區(qū)盆地的地溫梯度為2.5 - 3.5 0C/100 m；西部盆地為“南高北低”：西藏及云南西 部盆地為2.5 - 3 0C/100 m，最高可達5 - 7 0C/100 m； 柴達木及河西走廊地區(qū)為2.5 - 3 0C/100 m；塔里木盆 地、準噶爾盆地多在1 .5 - 2.5 0C/100 m。 c . 一般沿盆地構造呈閉合型分布，盆地構造中部高部 位常有相對高溫區(qū)。11(一)沉積盆地現(xiàn)今熱動力場研究方法及地熱開發(fā)利用（1）大地熱流及深部熱結構研究 1現(xiàn)今地層測溫 目前

6、井下測溫儀器常用的有二類：一類為最高水銀溫度計，另一類為電阻溫度計。 在油田的勘探開發(fā)中，鉆孔有勘探井、參數(shù)井、開采井、注水井等多種類型。由于鉆井過程破壞了地溫的原始狀況，井下溫度的恢復需要一定的時間，時間越長，井液溫度越接近于原始巖層溫度。人們把井孔溫度經(jīng)恢復達到平衡以后進行的井溫測量稱之為穩(wěn)態(tài)測量。穩(wěn)態(tài)測量的資料最為可貴，它對于原始溫度場的評定和進行大地熱流值的計算是不可缺少的。 2熱導率 用以表明巖石導熱能力的系數(shù)稱巖石熱導率。不同的巖石由于其礦物組合與結構、膠結程度、孔隙率以及飽水含油氣等方面的不同，其傳熱能力也可以有顯著的不同。即使是同一類巖石，由于其結構和所含雜質(zhì)的差異，其熱導率也

7、常有差別，并在一定的范圍內(nèi)變化。因此，在沉積盆地地熱研究中需要對鉆井巖樣進行熱導率測定。熱導率測定可以視測試樣品的不同，選用穩(wěn)定平板熱導儀、非穩(wěn)態(tài)環(huán)形熱源熱導儀、非穩(wěn)態(tài)導熱探針及QTM型快速熱導儀等不同的方法來測定。對于缺少巖芯樣品的鉆井，可應用測井資料來確定巖石熱導率。3大地熱流 大地熱流是一個綜合的參數(shù)，是地球內(nèi)熱在地表直接測得的唯一物理量。它比其它單項地熱資料(溫度、地溫梯度)更能反映一個地區(qū)地熱場的基本特點。按一維穩(wěn)態(tài)傳導公式即可計算熱流值 q=-KdT/dH)或q=-KG 式中q為熱流(mW/m2)；k為巖石熱導率w/m；T為溫度()；H為對應于T的深度(km);dT/dH即地溫梯度

8、G(/km)。 熱流值確定的關鍵是求取真實的地溫梯度和熱導率值。地溫梯度值的求取，首先要保證測溫井段是在穩(wěn)態(tài)下測量的，其次得到的地溫梯度必須是傳導型的。確定地溫梯度的方法有二：一是利用一些鉆井系統(tǒng)測溫確定，這是最準確的；二是按地質(zhì)條件相似的地區(qū)或油田區(qū)，對井底溫度或油層溫度與深度的關系作統(tǒng)計，求出該區(qū)或油田區(qū)的平均值，或某一層段的平均值。 熱導率(k)K=D(d1/k1+d2/k2+d3/k3+.+dn/kn)- 式中k1,k2,k3.kn為各巖類的平均熱導率，d1,d2,d3.dn為各巖類的累積厚度，D=d1+d2+d3+.dn。124、巖石放射性生熱率A 可根據(jù)U(PPm)、Th(ppm)

9、和K(%)的濃度用下式求得： A(W/m3)=(9.51CU+2.56Ck+3.48CTh)10-5 其中(g/cm3)是巖石密度。只要測定了不同巖石的放射性生熱率，就可計算盆地各層段的平均生熱率。5、深部熱結構 雖然在地殼淺部測量的大地熱流是地球內(nèi)部最為直接的顯示，并能給出發(fā)生于地球內(nèi)部的各種作用過程之間能量平衡的深部信息。但是，熱流測試的大量實踐表明，一個地區(qū)在地表所觀測到的熱流值的變化范圍很大。地表熱流值的變化除受淺部的地質(zhì)或環(huán)境因素影響外，更有其深部根源。 地表大地熱流實際上由兩部分組成：一部分源于地殼淺部放射性元素(U、Th、40k)衰變所產(chǎn)生的熱量，這部分熱流稱為地殼熱流；另一部分

10、來自于地殼深處及上地慢的熱量，稱為深部熱流。就某一地區(qū)或構造單元而言，地殼熱流部分可因放射性元素含量的變化而有所差別，但深部熱流一般比較穩(wěn)定。同構造單元深部熱流變化很大，因此深部熱流普遍被認為是更能從本質(zhì)上表征一個地區(qū)構造活動性的重要物理量。 一個地區(qū)深部熱流值的確定關鍵在于從地表所觀測到的總熱流量中，扣除掉由地殼淺部放射性元素富集層所提供的那部分熱量或地殼熱流。首先要給出一地區(qū)地殼結構模型，并確定出各巖層段放射性生熱率之后可采用“剝層”法逐層計算各層段所提供的熱量，從而得出各層段底部的熱流值。 地殼深部溫度計算通常采用一維穩(wěn)態(tài)熱傳導公式：TZ=T0+qH/k-AH2/2k進行，式中：TZ為深

11、度Z處的溫度；To為各計算層段的表面溫度(地表即為恒溫帶溫度)；q為各層段的地表熱流(最上層取地表熱流值)；H為各層段厚度；k為巖石熱導率；A為巖石生熱率。 13 世界地熱資源的分布狀況將全球地熱帶的分布劃分為板緣地熱帶和板內(nèi)地熱帶兩大類： 1.板緣地熱帶是指沿板塊邊界分布的地熱帶。此類地熱帶與火山活動或巖漿熱源有關，呈狹長的帶狀分布，是高溫地熱資源的主要分布地區(qū)，溫度一般都大于150，多數(shù)高達200300。 2.板內(nèi)地熱帶是指分布在板塊內(nèi)部的隆起地區(qū)或沉降區(qū)的地熱帶。一般與火山無關，主要靠斷裂或基底巖石的熱傳導而獲得熱流。而沉降區(qū)的地熱帶又常與石油、天然氣以及鹽水、鹵水相共存。多屬中低溫地熱

12、資源，一般小于150，多界于50100之間。 世界四個大的地熱帶都沿著板塊邊緣分布 環(huán)太平洋地熱帶：位于歐亞、印度洋、美洲等板塊與太平洋板塊邊緣 大西洋中脊地熱帶：位于美洲、歐亞、非洲等板塊邊緣 紅海亞丁灣東非裂谷地熱帶：位于非洲板塊邊緣 地中海喜馬拉雅地熱帶：為歐亞、非洲、印度洋等大陸板塊碰撞的縫合帶。 14國外地熱資源開發(fā)利用的現(xiàn)狀 對地熱資源的開發(fā)利用分為地熱發(fā)電和直接利用兩種，前者是由熱能轉變?yōu)殡娔艿拈g接利用，后者則不通過能量的轉換而直接利用水或蒸汽的熱能。 根據(jù)不同溫度對地熱資源分為三個級別： 高溫地熱 150 中溫地熱 90150 低溫地熱 2590 不同溫度地熱水的用途 表7-1

13、 溫度（0C） 地 熱 利 用 種 類 180 高濃縮液脫水、氨冷凍、蒸煮紙漿高溫地熱資源 170 生產(chǎn)重水、干燥硅藻土 160 干燥魚類和木材 150 地熱發(fā)電 140 干燥農(nóng)產(chǎn)品、制造罐頭中溫地熱資源 130 食糖脫水、制鹽蒸干與結晶 120 蒸餾水、鹽溶液脫水和濃縮 110 干燥和養(yǎng)護輕型水泥制板 100 干燥有機材料、谷物、海藻、飼料、蔬菜、洗羊毛 90 烘干儲存魚、強力除冰雪 80 住宅、采暖和溫室 70 冷凍低限低溫地熱資源 60 動物科學管理、溫室及暖床、動物孵化 50 種植蘑菇、礦泉浴療 40 土壤發(fā)酵 30 游泳池、除冰雪 20 養(yǎng)魚、養(yǎng)育水浮蓮15一、 地熱發(fā)電 菲律賓，裝

14、機容量僅次于美國而躍居世界第二位。16西藏羊八井地熱電站17 淺層地下400500米深，地下熱水的最高溫度為172。幾年來，地質(zhì)隊進行了大量的鉆探工作，獲得平均井口熱水溫度超過145。 該電站自發(fā)電以來，據(jù)統(tǒng)計，供應了拉薩地區(qū)用電量的50左右。以拉薩現(xiàn)有水電、油電和地熱電三類電站對比，每千瓦小時價格（按1990年不變價格）為：水電0.08元；油電0.58元；地熱電0.12元。由于高寒氣候，水電年運行不超過3000小時。因此，地熱電在藏南地區(qū)具有較強的競爭能力。18 直接利用直接利用的對象主要是中低溫地熱資源：（一） 采暖 冰島是首先利用地熱采暖的國家。該國地處北緯65度，幾乎全年都需要取暖。由

15、于有得天獨厚的地熱資源，首都雷克雅未克已實現(xiàn)全部地熱供暖，全國人口的70%享用了地熱供暖的優(yōu)越條件，是一個基本上“地熱化”的國家。其供暖的熱水溫度為86。國外凡擁有地熱資源的國家基本上都能達到，如日本、新西蘭等國家，加上具有節(jié)約燃料、簡化設備和清潔環(huán)境的優(yōu)點，故地熱用于采暖最為廣泛。（二） 種植和養(yǎng)殖 用地熱營造溫度環(huán)境，種植反季節(jié)性的作物和異地養(yǎng)殖魚類和畜禽等，在地熱利用方面占有相當大的比例，先行的國家有冰島、美國、日本、新西蘭等，利用地熱溫室種植蔬菜、水果和花卉，解決高寒地帶蔬菜、水果的供應和淡季供鮮問題。 冰島近年來溫室面積已超過11104m2，種植大量的番茄、黃瓜和生菜，溫室內(nèi)還種植香

16、蕉、葡萄、橘子等，有的溫室并栽培鮮花。在首都雷克雅末克近郊還建有地熱觀賞植物園。冰島用于溫室的地下熱水總量，一年價值大約相當2104t石油。 新西蘭的托魯阿市華卡瑞瓦的森林研究所，除2.2104m2的辦公室和住宅用地熱采暖供水外，還建有地熱苗圃，利用地熱培育樹苗和果木，培植樹苗的土壤消毒也用地熱處理，并利用地熱栽培蘑菇。美國在俄勒岡州的科瓦列斯附近，進行地熱加溫土壤的田間試驗，成果說明土壤加溫后谷物增產(chǎn)45%，番茄增產(chǎn)50%，大豆增產(chǎn)66%，種植谷物的質(zhì)量均有所提高。 目前，世界對新鮮種植物如高質(zhì)量蔬菜、水果和花卉等的需求量在日益增長。水產(chǎn)品更顯出不能滿足市場要求的趨勢。過去，水產(chǎn)品主要依靠江

17、河湖海，而人工養(yǎng)殖供給量僅占5%，近年來人工養(yǎng)殖已達到28%。目前世界養(yǎng)殖業(yè)正以每年8%的速率遞增。地熱用于種植和養(yǎng)殖業(yè)的潛力是很大的。 19人行道供暖202122（三） 旅游觀光洗浴 旅游觀光是人民生活質(zhì)量提高的象征，也是社會效益和經(jīng)濟效益雙豐收的一門產(chǎn)業(yè)，利用地熱開辟旅游觀光事業(yè)是許多國家國民收入的一項重要來源，被譽為“無煙工業(yè)”。日本在利用地熱資源發(fā)展旅游業(yè)和綜合利用方面比較先進。 在日本鹿兒島南面的屋久島上，建了一個“鹿兒島國際飯店”，總建筑面積23840km2，設有客房204間，宴會廳12間，會議室4間，室內(nèi)游泳池兩個，室外游泳池兩個，于1971年9月開業(yè)以來，平均每年接待旅游者16

18、萬人?；旧鲜菨M負荷運轉。該飯店的主要特點是全部能源都來自地熱。計有蒸汽井4口，深度70400m,井徑65mm，每小時的總產(chǎn)量為：蒸汽12噸、熱水1噸。壓力2.454.9巴，溫度128151。利用這一優(yōu)越的自然條件，飯店的電源（100千瓦發(fā)電機）、取暖、制冷、洗浴以及熱水供應等都是來自地熱，組成了一個完整的地熱梯級綜合利用系統(tǒng)。其成本之低、生意之興隆，可以想象到其經(jīng)濟效益是相當可觀的。有關資料統(tǒng)計，日本每年在國內(nèi)溫泉旅游約1.5億人次，以每個游客消費1000元人民幣計算，其全年總消費為1500億元人民幣，為國家創(chuàng)造了大量的收入。 （四） 工業(yè) 主要用于輕工業(yè)和加工工業(yè)，如新西蘭的造紙、美國的蔬

19、菜加工等，還有不少國家從地熱水中提取有用元素。但從統(tǒng)計資料來看，冰島、新西蘭、日本和美國等八個國家直接利用地熱資源的功率分配為：空調(diào)1305MW，農(nóng)業(yè)5570MW，工業(yè)235MW，其中工業(yè)所占用的地熱功率最少，只有3.3%。 國內(nèi)利用：羊八井發(fā)電、北京、天津、西安等地2324冰島 193225冰島95用地熱供暖26二、沉積盆地熱演化史研究方法及進展（1）、地球動力學模型法 1、伸展盆地 2、其它類型盆地 （2）、古溫標法 1、鏡質(zhì)體反射率法 1）Barker法 2）EASY法 3）Suggate法 2、包裹體法 3、裂變徑跡法 4、粘土礦物轉變法（3）、地球動力學法與地球化學法的結合27 盆地

20、熱史研究方法考慮因素研究內(nèi)容研究方法盆地成因類型地溫場熱源熱成因機制地溫場特征 熱導率 地溫梯度 大地熱流值地球動力學模型法古溫標法結合法 熱流史地溫史有機質(zhì) 演化史28熱史重建（1） 地球動力學模型法 1）原理： 對于熱成因型盆地（裂谷盆地），熱演化特征直接決 定了盆地的形成發(fā)育過程。因而在巖石圈尺度下，通 過正演盆地的發(fā)育過程（構造格架）而獲得熱演化史。 2）特點： 大尺度，反映盆地總體規(guī)律，一般精度較低。 3）缺陷： 沒有考慮沉積物中的古溫標，不能反映局部熱狀況。 4）模型：如 Mckenzie 的均勻伸展模型。29 （2）均勻伸展模型 該模型由McKenzie于1978年提出（圖2-3

21、）。該模型認為裂谷型沉積盆地是由于大陸巖石圈的伸展作用而形成的。在巖石圈伸展變薄的情況下，灼熱的軟流圈物質(zhì)上涌，地溫梯度升高；之后異常地?；蜍浟魅ο蛑鵁崞胶夥较蛩p，巖石圈冷卻收縮，地殼進一步沉降并充填沉積；最后巖石圈達到熱平衡狀態(tài)，地殼趨于穩(wěn)定。30（1） McKenzie法古熱流Q的計算公式為:Q=kTm /yL1+2/ sin( / )(1-e-t/ K-熱擴散系數(shù) Tm-軟流圈溫度 yL-巖石圈初始厚度 -拉張系數(shù) = yL2/ 2k 為巖石圈的熱時間常數(shù) t-為時間任一深度及時間的溫度T(y,t)= Tm (1- y / yL )+ 2/ / sin( / ) Tm exp (- 2

22、k t/ yL 2 ) sin( y/ yL )31表21巖石圈伸展模式模式參考文獻作者主動裂谷地幔上涌機制（1）重力擴張Housman England 1986,Neugebauer 1978,Bott1981（2）底辟作用Woidt Neugebauer 1981.被動裂谷模型：純剪切模型（1）均勻伸展McKenzie 1978（2）均勻伸展有地幔對流Buck 1986,stecklor 1985（3）不連續(xù)非均勻伸展Hellinger and Sclater 1983,Royden and Keen 1980（4）連續(xù)非均勻伸展Rowley and Sahagian 1980：簡單剪切模

23、型（5）不對稱伸展Coward 1986,Wemicke 1985與碰撞板塊邊界有關的模型（1）碰撞谷Sengor Burke and Dewey 1978 巖石圈伸展模式 32熱史參數(shù)熱史模型多采用地球熱力學與地球化學相結合的方法。用到的參數(shù)主要有現(xiàn)今地表溫度、古地表溫度、今地溫梯度、古地溫梯度、巖石熱導率、R。一深度曲線等等。 1古今地表溫度 盆地模擬中的地表溫度，嚴格地講是地表恒溫帶的溫度。恒溫帶是地球內(nèi)熱與外熱達到平衡的地帶。由于盆地所處的古地理位置及其古氣候特征的不同而有所差別。因此，古氣候研究對于確定古地表溫度十分重要。 2地溫梯度 盆地模擬中，地溫梯度分今地溫梯度和古地溫梯度，二

24、者根據(jù)模擬重點內(nèi)容的不同可分別作為已知參數(shù)輸入；也可以只輸入今地溫梯度，用于計算今熱流，古地溫梯度由軟件根據(jù)古熱流和古熱導率來求取。 今地溫梯度一般是按模擬井點的不同地層輸入的。因此，應盡量給出不同層位的地溫梯度值。通過計算測溫井的地溫梯度值，結合基底起伏情況，可以勾畫出區(qū)域上的地溫梯度分布圖。 3巖石熱導率 有的軟件系統(tǒng)要求給出不同層位的實測巖石熱導率，直接用于計算今熱流；也有的軟件系統(tǒng)只要求給出實測的孔隙流體熱導率和巖石骨架熱導率。 4 R。一深度曲線鏡質(zhì)組反射率（R。）是表征烴源巖成熟度的有效參數(shù)，也是檢驗地球熱力學法正確性的標準之一；同時，R。與有機質(zhì)產(chǎn)烴率的關系最為直接，因此，盆地模

25、擬中熱史模塊。要求使用標準井的實測R。一深度曲線。332其它類型盆地 克拉通盆地其成因主要有地殼伸展、熱衰減、克拉通邊緣的構造負荷、板內(nèi)應力、欠補償質(zhì)量等。在地殼伸展熱沉降方面與弧后盆地及大陸裂谷盆地相似?？死ㄅ璧赝憩F(xiàn)出階段性沉降的特點，熱沉降僅適用于盆地發(fā)展的某些階段。 前陸盆地形成的主要控制因素為逆沖帶的構造負荷、盆地沉積物負荷以及在造山過程中形成的地殼內(nèi)部水平擠壓力。前陸盆地的具體模型有Karner等(1983)提出的熱彈性流變模型及 Willett等(1985)年提出的粘彈性流變學模型。熱彈性模型可以解釋撓曲與熱史之間的關系，而粘彈性流變學模型則能夠解釋巖石圈抗剛度隨加載作用時間

26、的變化關系。 在走滑盆地中，熱力學和沉降模型沒有很好地建立起來，這主要是由于它們的構造歷史復雜，在與巖石圈變薄有關的盆地中，由于伸展過程中熱流通過盆地周邊的側向損失，統(tǒng)一的均勻伸展模型在應用中要作一定的修改。其它盆地形成于與地幔無關的薄皮伸展帶，這些盆地溫度低且缺乏發(fā)育良好的伸展期后熱沉降。 34熱史重建（2）. 古溫標法 1）原理： 沉積地層中的古溫標如：Ro、礦物包裹體、磷灰石裂 變徑跡、粘土礦物轉換率等記錄了其本身在地質(zhì)歷史 時期的受熱史，因而通過反演其形成過程并與現(xiàn)今溫 標值一致而重建熱史。 2）特點： 小尺度，反映古溫標樣品處局部熱狀況，有較高精度。 3）缺陷： 如果不考慮盆地形成過

27、程，多解性。有些只反映所承 受的最大溫度。 35(1)、古溫標法 1.鏡質(zhì)體反射率法 現(xiàn)今應用的模型主要有以下6類：Price(1983)、Barker 和Pawlewicz(1986)僅將鏡質(zhì)體反射率作為溫度的函數(shù)模型；Hood(1975) 和Bostick(1978) 和Barker(1989)將時間結合進去作為經(jīng)驗性的方法模型；Antia (1986) 和Wood(1988)將鏡質(zhì)體反射率作為單一活化能的阿侖尼斯一級化學反應模型；Lerche(1984) 和(1980)將鏡質(zhì)體反射率作為阿侖尼斯-級化學反應模型，具有單-活化能，但活化能是溫度的函度；Larter(1988)將鏡質(zhì)體反射率

28、作為平行的阿侖尼斯一級化學反應模型，其活化能具高斯分布; Sweeney等(1990)提出的Easy%Ro模型 。 以上6類鏡質(zhì)體反射率模型分析中、類模型是經(jīng)驗性的，在應用于地質(zhì)情況時，常被用于最大古地溫的粗略估計。 模型也是經(jīng)驗性的，也有局限性，主要是由于單一反應不能很好地模擬溫度和加熱速率分布很廣的復雜反應(Braun和Burnhan,1987)。關于Lerch等(1984)和Armagnac(1989)的方法，將活化能看作是溫度的函數(shù)是不常見的。類模型中Larter(1988)正確地應用了活化能分布的化學動力學方法，這表明Ro是溫度和時間的函數(shù)，溫度比時間更為重要。但他的模型由于僅依靠R

29、o與化學變化的相關關系，因而是有局限性的，化學變化發(fā)生在生油窗范圍內(nèi)，Ro值在0.51.3%范圍內(nèi)。類模型Easy%Ro法是最為精確地預測Ro的方法，在中等到高成熟度時更為準確。但在成熟度較低時(Ro%0.9%)，Easy%Ro法對Ro可能估計過高。而Middleton(1982)和Issler(1984)的模型更為準確。 36Sweeney J.J.和Burnham A.K.(1990)將Easy%Ro法與Hood(1975)、Middleton(1982)和Bostick(1978)方法作了對比， Easy%Ro法曲線的斜率最低，Ro值也對應更低的溫度值。例如對于10Ma加熱時間，由Eas

30、y%R法計算反射率為0.7%對應的溫度為110；Hood(1975)法相對應的溫度為100，Middleton(1982)和Bostick(1978)方法對應的溫度約為130。 同樣對于10Ma加熱時間，Easy%Ro法預測Ro在1.3%和2.0%時分別對應的溫度為162和189，而其它三種方法達到此Ro值，對應的溫度大約分別在180和210。 37鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建 1）時間 溫度函數(shù)（Ro TTI 模型） 2） Barker和Pawlewicz法 Barker和Pawlewicz利用世界上35個地區(qū)600多個腐殖型有機質(zhì)的平均鏡質(zhì)體反射率Rm及其對應的最大溫度Tmax，建立的回歸方

31、程ln(Rm)=0.0078(Tmax)-1.2，用來估算最大溫度，此回歸方程相關系數(shù)r=0.7,表明Rm與Tmax具有十分密切的相關性。地質(zhì)研究表明，有機質(zhì)成熟度在經(jīng)歷大約1Ma-10Ma的時間后達到穩(wěn)定，在有機質(zhì)成熟度達到穩(wěn)定后，增加有效加熱時間并不能增加有機質(zhì)的成熟度。而他們研究的盆地體系大約90%在小于最大古地溫15以內(nèi)的范圍內(nèi)，經(jīng)歷了大于106年的時間，因而足以使有機質(zhì)熱成熟度達到穩(wěn)定。因此可用Rm確定最大古地溫。 Ro是其經(jīng)歷的最高溫度的單一函數(shù)，加熱時間可以不考慮。公式： ln(Rm)=0.0078(Tmax)-1.2 Ro = a * exp*（b*Tmax） 383）. Ea

32、sy%Ro模型法 Sweeney等(1990)提出的Easy%Ro模型，將鏡質(zhì)體反射率作為一系列平行的阿侖尼斯一級反應，用活化能的一個分布模擬鏡質(zhì)體的所有反應，包括脫水、CO2、CH4及更大分子量烴類的裂解。Easy%Ro法可應用于Ro在0.34.5%的范圍內(nèi)，加熱速率從實驗室條件下(1/周)、巖漿侵入(1/天)到各種地質(zhì)環(huán)境(10/100年1/百萬年)。 Ro %=exp(-1.6+3.7F) F=1-w/w0，F(xiàn)為已發(fā)生反應物的百分含量 ，w0為反應物的初始濃度，F(xiàn)可將時間-溫度歷史劃分為一系列等溫的或不變的加熱速率段來計算。 Easy%法強調(diào)溫度的作用,認為化學反應速率和溫度是指數(shù)關系而

33、與時間是線性關系.394）.Suggate,R.P(1998)制作了R0.H.G關系圖版: 1).R0不是很精確的熱指標,其變化趨勢更為重要. 2).R0在0.7-1.0及其以上增加快,上下梯度不同,其與成熟前、成熟后的化學反應不同有關。 3).半對數(shù)坐標使R0-H曲線在0.7-1.0產(chǎn)生的彎曲不明顯,R0-H關系變?yōu)橹本€. 4). R0-H關系與最大埋深時的古地溫梯度有關 5). R0.H.G關系圖版可估算地溫梯度、最大埋深（剝蝕量）。40 1.選擇盆地中一口具有豐富的RO資料的典型探井為對象，通過壓實效正和剝蝕厚度計算恢復單井地層的埋藏史 2.假設已古地溫梯度隨地質(zhì)年代變化的模式,結合埋藏

34、史算得生油巖經(jīng)歷的古地溫模式 3.根據(jù)古地溫模式通過Easy Ro模型計算生油巖的成熟度Ro值 4.用實測的Ro值與計算的Ro值對比,通過反復修改假設的古地溫模式及反復計算Ro值,使計算的Ro值于實測的Ro值一致.最后選定的古地溫模式可代表古地溫梯度的演化. EasyRo方法重建古地溫的步驟 412.流體包裹體法 流體包裹體是成巖礦物結晶時所捕獲的部分成礦流體。流體包裹體的成分、相態(tài)、豐度、均一溫度及鹽度等指數(shù)，能夠反映不同成礦階段的地球物理化學條件。作為一種新手段，流體包裹體研究在石油地質(zhì)方面可應用于測定古溫度和恢復盆地熱歷史；確定油氣演化程度和形成階段；研究油氣形成時的物理化學條件；確定油

35、氣運移時間、方向和通道；研究恢復埋藏史及確定構造形成的時期和序次等方面。 流體包裹體按成分可分為原生包裹體、次生包裹體、假次生包裹體和變生包裹體四種。流體包裹體應用于確定古地溫需要占有三方面的資料：(1)詳細的巖石學分析建立包裹體形成的相對時間；(2)詳細分析含有包裹體巖石的埋藏史和構造史；(3)分析單個包裹體的相態(tài)和化學成分，定義捕獲流體的壓力一體積一溫度(PVT)特性。 應用包裹體進行研究的三個假設條件如下：(1)均一體系；即包裹體形成時，被捕獲包裹體內(nèi)的物質(zhì)為均勻相；(2)封閉體系，即包裹體形成后，沒有物質(zhì)進入或逸出；(3)等容體系，即包裹體形成后，包裹體的體積沒有發(fā)生變化。一般認為，只

36、有符合這三個基本前提的包裹體的測定結果才是有效和可靠的。423.磷灰石裂變徑跡法 固體礦物裂變徑跡的研究始于50年代末，但利用磷灰石裂變徑跡（Apatite Fison Track簡稱AFT）研究沉積盆地熱演化史貝則始于80年代。1986年澳大利亞墨爾本大學的研究人員在大量退火實驗的基礎上，首次提出了磷灰石退火的動力學模型平行線模型和扇形線模型。這些模型是利用數(shù)值方法恢復熱演化史的基礎。 磷灰石裂變徑跡法應用于沉積盆地地熱史的研究始于八十年代初，該方法是建立在磷灰石所含U裂變產(chǎn)生的徑跡在地質(zhì)時間內(nèi)受溫度作用而發(fā)生退火行為的基礎之上。在1100Ma的時間內(nèi)，磷灰石裂變徑跡的退火溫度為60150。

37、Gleadow和Green等人在沉積盆地的試驗中已模索出裂變徑跡分析的5個參數(shù)。這5個參數(shù)對溫度非常敏感，它們是裂變徑跡長度、徑跡長度頻率分布、年齡衰減、單晶粒年齡頻率分布及表觀年齡隨深度的變化。通過以上5個參數(shù)的詳細分析，可以獲得其它方法得不到的熱史信息。43 鋯石裂變徑跡分析人4445（1）利用AFT研究熱史的基本原理 1）AFT形成的穩(wěn)定性和連續(xù)性 穩(wěn)定性：實驗證明，裂變徑跡形成速率與礦物中238U 含量成正比。沉積盆地的形成時間小于238U的半衰期（6.99l017年），因此可以認為在整個沉積盆地的地質(zhì)歷史時期，磷灰石中238U的含量是穩(wěn)定的。這就保證了同一巖石樣品中徑跡形成速率是常數(shù)

38、。 連續(xù)性：由于在盆地演化過程中，磷灰石中的238U一直以相同的速率不斷自發(fā)裂變，因而裂變徑跡也在不斷地形成，即裂變徑跡是隨時間而不斷形成的。不同的徑跡產(chǎn)生于熱史的不同階段。利用這個特性能重建較精確的熱史。462）AFT具有退火特性 磷灰石在受熱時，其受損的晶格從熱能中獲得足夠的能量，并促使被移位的原子返回到原來的位置，從而使輻射損傷不同程度地愈合，表現(xiàn)為徑跡縮短直至完全消失，這就是退火現(xiàn)象。模擬實驗和鉆井資料研究（Glead等，1983；Naeser,1981）得出，裂變徑跡退火具有以下特征（圖3-7）：（1）在實驗室和地下條件下，退火特征基本一致，都是隨溫度增高，徑跡密度減少，長度變短，直

39、至完全消失；（2）控制徑跡退火的主要因素是溫度，時間因素是次要的；（3）退火作用，由開始退火到完全退火，不是在瞬時發(fā)生的，而是中間有個過渡帶，這個帶叫退火帶。其相應的溫度范圍是50125。 綜上所述，磷灰石裂變徑跡形成的穩(wěn)定性和連續(xù)性，徑跡退火受控于溫度的獨特性，以及磷灰石在沉積盆地中分布的廣泛性，為利用AFT研究熱史提供了保證。圖3-7 奧特韋群樣品的裂變徑跡年齡與井下校正溫度之間的關系（據(jù)Green等待，1987）47（2） AFT參數(shù)及其熱史意義 應用于熱史研究的AFT參數(shù)主要有：裂變徑跡年齡、裂變徑跡平均長度和裂變徑跡長度分布。（1）裂變徑跡年齡 徑跡年齡不僅可以記錄礦物的形成時間，還

40、能記錄重大的熱事件（如火山噴發(fā)或巖漿侵入）發(fā)生的時間。當重大熱事件發(fā)生時，裂變徑跡因受熱而完全消退，待冷卻到其封閉溫度時（在地質(zhì)歷史中認為是短暫的），礦物開始記錄徑跡，顯然此時計算出來的徑跡年齡為熱事件發(fā)生的時間。若礦物是在這次熱事件中形成的，則又為此礦物的年齡，這是徑跡的真實年齡。若熱事件活動后形成并冷卻的礦物很快又被搬運到盆地中，并被沉積埋藏，而且至今尚未進入退火帶，則其徑跡年齡代表沉積年齡。如果礦物后期經(jīng)歷過部分退火（未完全消失），則計算出的徑跡年齡小于真實年齡，稱為表觀年齡。表觀年齡隨退火程度的增加而減?。▓D3-8）。 徑跡年齡可通過下式求出：T=1/ Dln( s/ i D/F I+

41、1) 式中t徑跡年齡，a； s/ i 、分別為238U自發(fā)徑跡和235U誘發(fā)裂變徑跡密度，條/cm2； D/F 、分別為238U的總衰變常數(shù)（1.55110-10 a -1）和238U自發(fā)裂變衰變常數(shù)（6.9910-17 a -1）； 235U的熱效中心裂變的有效截面積（5.810-22 cm2 ）； 中子通量，中子數(shù)/cm2 I235U /238U豐度比（7.267610-3）。 238U自然裂變產(chǎn)生的徑跡稱自發(fā)裂變徑跡； 235U吸收熱中子可引起核裂變，在原子反應堆中由熱中子誘發(fā)裂變而產(chǎn)生的徑跡為誘發(fā)裂變徑跡。482）平均裂變徑變長度 磷灰石裂變徑跡初始形成時，徑跡平均長度是一個十分固定的

42、常數(shù)，約為163 09一旦形成，平均徑跡長度便隨埋深（溫度）的增加而逐步縮短，溫度低于50時，平均徑跡長度還大于14，接近125，則平均徑跡長度降為零，溫度在110125之間，平均徑跡衰減相當急劇，其長度從8變?yōu)榱?。圖3-8 奧特韋群磷灰石平均圍限裂變徑跡長度與目前 井下溫度之間的關系（據(jù)Green等待，1987）493）徑跡長度分布Gleadow(1986)和Green(1987)對澳大利亞奧特韋（Otwav）盆地的4口井和露頭樣品研究后認為。徑跡長度分布隨溫度的增力而逐漸變短、變寬。從圖中可見，平均徑跡長度分布在低溫時，保持狹窄的對稱形態(tài)，隨著溫度的增加，分布圖開始變寬，直至溫度在1021

43、10，分布變得十分開闊，呈扁平態(tài)分布。圖3-9 奧特韋群磷灰石的圍限裂變徑跡 長度分部圖（據(jù)Green等待，1987）505152應用磷灰石長度分布可以確定冷卻發(fā)生的時間53每個樣品的古地溫是多少及冷卻何時發(fā)生的？54磷灰石裂變徑跡法的優(yōu)點有三： (1)確定最大古地溫，古地溫在70120范圍都可以確定. (2)確定從最大古地溫狀況下冷卻的時間。具體可分三種情況討論：a.地層完全退火后，又很快拾升到小于50的地溫狀況下，記錄的裂變徑跡年齡代表了冷卻的時間；b.如果冷卻時間延長或現(xiàn)今仍在大于50的狀況下，估計的冷卻年齡偏??；c.如果地層沉積后未完全退火，經(jīng)受的溫度小于110，則可通過對長短徑跡的相

44、對比例的估算確定冷卻時間。 (3)確定地層達到最大古地溫時的古地溫梯度，在垂直深度圖上，由裂變徑跡法結合Ro法可確定最大古地溫曲線的斜率，即地溫梯度。 55計算地層剝蝕厚度 剝蝕厚度E可按以下公式計算： E=(11010-Ts)/G d 式中Ts是古平均地表溫度；G是古地溫梯度；d是某一具體地區(qū)古部分退火帶底界與現(xiàn)今平均表面的高差?，F(xiàn)今平均表面高于古部分退火帶底界d為負，現(xiàn)今平均表面低于古部分退火帶底界d為正。對高熱演化程度的地區(qū) 鋯石裂變徑跡退火溫度高于磷灰石，可與磷灰石裂變徑跡分析結合使用，對于熱演化程度高的地區(qū)比較適用。56鄂爾多斯盆地各構造單元RoH關系曲線3）后期強烈的抬升剝蝕與冷卻天環(huán)向斜 ；伊陜斜坡 ；晉西撓曲帶 ；渭北隆起；伊盟隆起；西緣逆沖斷裂帶57鄂爾多斯盆地不同構造單元各井裂變徑跡年齡與井深關系圖 鄂爾多斯盆地在約20Ma前發(fā)生了一期快速抬升的冷卻事件（任戰(zhàn)利等，1993、1994、1995、1999）。 地溫梯度減小及地層地溫降低，有助于天然氣出溶成藏。58天深1井現(xiàn)今地溫與古地溫對比圖2）、古地溫場及演化