《热史分析》PPT课件

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,盆地热历史分析,第一节 研究意义第二节 研究内容第三节 基本概念第四节 基本方法第五节 实例介绍,主要内容,盆地热和热历史分析是盆地分析中的一个重要内容，它不仅是研究盆地形成和演化过程中，不同时期的古地温场和岩石的受热历史的一个有效手段，而且它可以为研究盆地成因、形成和演化的深部过程提供重要信息。大量的研究成果已经表明它对油、气的生成和聚集，以及对层控矿床的形成具有重要的意义。,主要表现在以下几个方面：,1） 确定沉积盆地中有机质热演化的温度区间 2） 确定沉积盆地中成岩作用的温度区间 3） 了解盆地中有机质的热演化过程 4） 了解盆地形成的深部作用过程 5） 指导煤、油气勘探 6） 指导金属矿产勘探,第一节 研究意义,1） 确定沉积盆地中有机质热演化的温度区间,有机质是沉积盆地中对热最敏感的物质.有机质在热作用下,其物质组成和结构都将发生明显变化.一方面，有机质裂解脱氢作用形成石油和天然气；另一方面，有机质聚合增碳作用形成沥青化。在不同的温度作用下，有机质脱氢和增碳作用的强度是不同的。因此，通过对盆地的古地热场研究，可以确定有机质成熟度温度区间，从而判断盆地油气勘探潜力。,干酪根成因的烃类演化,（据Durand，1980；Brooks 等，1981）,原岩中不同类型有机质的演化途径（据Brooks等,1981）,2） 确定沉积盆地中成岩作用的温度区间,温度控制着沉积物中矿物的相互转化和新生矿物的形成。例如：随着温度的升高蒙脱石向伊利石转化；次生硫化矿物的形成；矿物的次生加大和重结晶引起孔隙度减少和溶蚀引起次生孔隙形成等。,3） 了解盆地中有机质的热演化过程,沉积盆地的演化和盆地中沉积物的聚集经历了漫长的地质时期，通过热历史研究可以了解盆地中有机质的热演化过程。例如：在一套连续沉积的地层中，盆地的热演化是连续的，整过热演化过程受盆地沉降速率的控制；在不连续沉积的地层中，盆地的热演化是不连续的，整个热演化过程受盆地的沉积间断和抬升剥蚀的控制。,4、了解盆地形成的深部作用过程,盆地的形成演化，特别是裂陷盆地的形成演化与地壳深部的热活动密切相关。因此，盆地中构造热体制研究是解释盆地形成演化的一个非常重要的方面。例如：裂陷盆地具有高的古地温场，前陆盆地具有较低的古地热场，经研究发现这主要与地壳深部地幔的活动有关。在地幔隆升部位由于热扩溶作用易于形成裂陷环境。,5、指导油气勘探,盆地热和热历史研究在油气勘探中是最为成熟的。因为，油气的生成和消亡与有机质所受的热演化历史密切相关。地层中有机质大量生成生物气的温度区间为20-60左右，石油生成温度在50-180左右，湿气和干气生成温度在160-250左右，一般温度大于250为油气生成下限。,6. 指导金属矿产勘探,Anderson等（1991）将盆地视为巨大的天然热-化学反应器，这一反应器中最活跃的是热流体与岩石中有机物质和金属化合物的相互作用。目前大量的研究实例已证明大多数层控低温热液矿床都与盆地中活动热流体有关。热流体的长距离运移和在地层中的循环是层控低温热液矿床形成的主导因素。因此，通过盆地的古地温场研究，探讨成矿热流体的活动和驱动机制、确定矿产形成的古温度窗，对指导层控低温热液矿床的勘探是很有意义的。 对内生矿床来说，可以服务于推测隐伏岩体。,1,现今地热场研究,2,古地热场研究,3 计算机定量模拟研究,4 应用研究,第二节 研究内容,1.现今地热场研究,今地热场研究,包括两个方面: 即,地温场,和,大地热流,。 在地球内部,温度,随深度的变化而变化。在正常情况下，由地球表面向深部温度是逐渐增高的，地温的增高率即为,地温梯度,。能够实际地反映地球内部的地热状态。,大地热流,是,地温梯度,和,岩石热导率,的函数，它不受深度的影响。它反映了地球内部的实际热流量。它主要由两部分热流构成，一部分是地壳放射性元素衰变产生的热贡献，另一部分为深部热流的贡献。,地温场,与,大地热流,是密切相关的，高的大地热流区具有高的地温场。,2. 古地热场研究,利用各种地质温度计方法或计算机模拟恢复某一地质时期盆地的古地温状况。对于一个特定盆地来说，可以以地层等时界面进行恢复，也可以以等深界面进行恢复。,3. 计算机定量模拟研究,不同类型盆地的古地温场演化模拟。 盆地演化过程中最高古地温变化模拟。 由此，我们可以看出应用计算机定量模拟分析主要是解决盆地的热演化史问题。,4. 应用研究,1) 在煤、油气勘探中的应用,2）在金属矿产勘察中的应用,3）在地质学中的应用,大地热流（Q）,是指地球内部单位时间内向地球表面单位面积上传递的热量，是地球内部热释放的主要形式，其单位为mW/m,2,或HFU，1HFU=1微卡/平方厘米度, 1HFU=41.86 mW/m,2,岩石热导率（K）,是表示岩石导热性能的大小，即沿热流传递的方向单位厚度上温度降低摄氏1度时单位时间内通过单位面积的热量。单位为瓦米度（W/mk).,地温梯度（G）,是指沿地下等温面的法线向地球中心方向单位距离上温度所增加数值，以/100m或/km表示。,第三节 基本概念,地温（T）,是指地球内部某一深度处的温度-单位为。,地温场,是一种物理场，是地温能量存在的空间和赋存的基本形式。,古地温,是地球内部过去某一地质时期在某一深度的温度。,古地温场,是指过去某一地质时期的地温场，它们都是用来表示过去某一地质时期岩石的受热状态。,热源,地球内部通过岩石的热传导以及岩浆、火山和温泉等不同形式向地表传递和散失的热。一般将热源分为三种，即幔源热、放射性元素产生的热与岩浆热。,第四节 基本方法,现今地热场研究方法,大地热流测量,通过钻井的井温测量获得地温梯度；对地层岩石的热导率进行测量，然后应用大地热流与地温梯度和岩石热导率的关系：,Q =- K*,dt,/,dz,计算大地热流。,在地表使用热流计直接测量大地热流，然后根据地震资料或地层岩石组成确定地层热导率，计算地温梯度。,古地温场研究的基本方法,目前，沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计。,低温地质温度计主要有以下五种：, 镜质体反射率(R,o,)； 自生成岩矿物； 矿物流体包裹体； 磷灰石裂变径迹； 牙形石色变指数。,各种方法相互对比，相互验证与相互补充是完善沉积盆地古地温研究的必经之路。,1、利用镜质体反射率恢复古地温,镜质体反射率的基本概念：,镜质体,是高等植物木质素经生物化学降解、凝胶化作用而形成的凝胶体再经煤化作用形成的一种有机,显微组分,。镜质体是煤的主要组成成分,也是沉积物中分散有机质的主要成分.普遍存在于,晚古生代,以后的地层中.,镜质体反射率,即在显微镜下测定的镜质体表面反射光强度与入射光强度的比率，通常在煤光片中用油浸物镜下测得的反射率,(R,o,),表示。最常用的参数主要有:,镜质体最大反射率(R,o,max,)和镜质体平均反射率(R,o,m,),镜质体反射率的两个重要特性：,1）镜质体反射率,是其达到最高温度时以及该温度所持续时间的函数，高的温度和短的持续时间，低的温度和长的持续时间可形成相同的镜质体反射率。,2）具有不可逆性。,根据这两个重要特性，地层中的镜质体反射率变化具有下列规律： 1）镜质体反射率随地层埋藏深度的增加而增加； 2）在相同温度作用下，老地层中的镜质体反射率要高于新地层中的镜质体反射率； 3）在特殊热源体附近，镜质体反射率由热源向外逐渐降低； 4）即使地层由深部抬升到浅部，但镜质体反射率则保持不变。,镜质体反射率的测定,1）样品的制备,如果是煤样品，可直接粉碎、胶结成型和抛光。,如果是岩石样品，有两种方法，一种是将岩石样品直接做成光片（岩石中有机质含量较高）；另一种是将岩石样品进行酸处理，使有机质浓缩，制成干酪根，再用树胶粘结和抛光（岩石中有机质含量较低）。,2）测定,仪器：,显微光度计,方法：,采用统计平均，由于镜质体随热演化程度增高，其光学异性增强，因此，统计测量点数对高成熟有机质要多。采用国际和国内标准。,影响镜质体反射率的因素,1）温度、时间和压力,2）有机质聚集的沉积环境条件,3）镜质体类型,4）在热演化过程中受液态烃类污染,5）地层中的异常高温、高压,6）光片的抛光质量,另外，在对岩石中分散有机质进行测定时，一定要注意异地再循环镜质体。,镜质体反射率随深度的增大而增大,古地温推算方法：,早期的Karwell图解法,该图解是最早建立的并广泛应用的理论图解。 Karwell（1955）通过对煤的模拟实验得到有机质成熟度、温度和受热时间的关系。后经Bostic（1971）和Teichmuller（1971）用镜质体反射率指标校正后得到广泛的应用。,Karwil有机质成熟度、温度和受热时间关系图,Hood法：,Hood等（1975）提出的反映有机变质程度与温度和受热时间的一种模式。在这个模式中，有机变质程度用有机变质标尺（LOM）标定，受热时间取有效受热时间（,T,eff,），即温度不低于最高古地温15范围内的受热时间。并建立了有机变质标尺（LOM）与镜质体反射率等成熟度指标的关系。,有机质变质标尺(LOM)与其它有机质成熟度指标的关系,据Hood等1975,其它方法,TTI拟合计算法,Royden，Middleton和Falvey拟合计算法,化学动力学模拟法,Lerche拟合计算法,以上这些方法在沉积盆地古地温测定方法及其应用一书中有比较系统的介绍。,2. 利用沉积自生矿物推测古地温,沉积自生矿物,是指沉积物在成岩过程中由沉积物自身转化形成的新矿物。 在沉积盆地中主要研究两类自生矿物：,粘土矿物和沸石类矿物,这两类自生矿物在沉积盆地中广泛分布,它们的成岩演化与热作用密切相关。,粘土矿物,属含水硅酸盐矿物，其晶体结构主要为层状。一些富含水粘土矿物，例如：蒙脱石在深埋藏成岩作用中，分阶段脱去层间水，同时，阳离子K,+,、Ca,2+,、Mg,2+,、Fe,2+,等进入层间或结构中，使蒙脱石最终转变为伊利石或绿泥石族矿物。,沸石类矿物,属含水的架状硅酸盐矿物，晶格比较松弛。沸石矿物可以由火山玻璃蚀变而成，也可以化学沉淀方式形成于盐、碱湖相中。也可通过碱质溶液交代铝硅酸盐矿物的方式形成。 在碱性环境的沉积成岩过程中，凝灰质沉积物首先形成斜发沸石。随着埋深增加和温度升高，斜发沸石转变为方沸石或片沸石，继而转变为浊沸石或钠长石。,通过大量的研究表明，蒙脱石转变成伊利石具有一定的埋藏深度和范围，蒙脱石-伊利石系列矿物可用作标定沉积岩成岩作用程度和古地温的比较好的指标。,日本学者青柳宏一（Aoyaji）（1979）和风间利荣（Kazama）（1980）等通过对日本新生代盆地粘土矿物和沸石类矿物成岩的分带研究，标定了自生矿物分带的温度，并据此推测盆地的古地温和地层剥蚀厚度。,日本新生代盆地泥质沉积物中粘土矿物、沸石类矿物和氧化硅系列矿物成岩转变时所需的温度和最大埋藏深度,蒙脱石/伊-蒙混层,温度为102；,伊-蒙混层/伊利石,温度为137 ；,火山玻璃/斜发沸石,温度为56 ；,斜发沸石/方沸石或片沸石,温度为116；,方沸石/浊沸石,温度为138 ；,非晶质氧化硅/方英石,温度为45；,方英石/低温石英,温度为69；,我国也广泛开展了自生矿物成岩变化的研究，主要配合油气勘探，着重研究了含油气盆地中自生矿物的组合特征、成岩变化规律及其与油气的关系，取的了比较好的效果（王行信、辛国强，1980，闵育顺，1975，1983）。,松辽盆地白垩系粘土矿物纵向演化阶段与有机质演变的关系,（据王行信、辛国强，1980）,南海北部湾盆地涠西南凹陷湾-2井粘土矿物相对含量的纵向变化,3）利用牙形石色变指数（CAI）测定古地温,牙形石色变指数的基本概念：,牙形石,是一种形体还不清楚的海相动物的硬质微体化石，广泛分布于寒武纪至三叠纪海相地层中，在海相碳酸盐岩地层中尤为丰富。,牙形石色变指数CAI（Color Alteration Index）,是在双目实体显微镜下，根据牙形石的颜色色度标定的颜色变化指数。,为什麽牙形石色变指数可作为推算古地温的参数？,1）,具有演化快，并随温度增加其,颜色,发生规律性变化的特点，其不同的颜色与一定的,温度,和,有效持续时间,是对应的，即，,颜色热变与温度和受热时间成函数关系,。,2）,通过牙形石的加热实验表明，牙形石的颜色变化具有,不可逆性,。,这主要是因为牙形石的微细孔隙中含有有机质，有机质随温度作用而发生碳化作用，使其颜色随受热温度和时间的增加而相应的由原色（浅黄）变成褐色，以至黑色；在高温条件下，由于其中的固定碳挥发，牙形石腿色成乳白色及透明无色。,美国地质学家,Epstein,等（1977）最先在对阿巴拉契亚盆地奥陶系石炭系牙形石颜色研究中就发现牙形石的颜色变化直接与,埋深,和,持续的埋藏时间,有关。我国的牙形石色变指数研究是从1979年开始的（将武，1980，周希云，1980）。主要对我国古生代中生代海相地层进行了研究，取得了大量成果。,牙形石色变指数的优点：,1）分析和鉴定比较简单；,2）它主要实用于碳酸盐岩地层，而在这些地层中往往镜质体非常稀少，因此，它是镜质体反射率的一种补充。,牙形石色变指数的测定,首先用甲酸或乙酸将其从碳酸盐岩中分离出来（牙形石的无机成分主要为磷酸盐矿物），,1）在双目实体显微镜下进行鉴定；,2）采用比色标准进行确定。,Epstein等（1977）根据野外牙形石颜色和加热实验的资料与Munsell土壤色谱的对比，将牙形石颜色分为8级。,牙形石颜色分级表(据Epstein等，1997),在鉴定CAI时，应注意的几个问题：,1）观测条件尽可能保持不变，,2）同一单位或同一地区样品尽可能由同一人鉴定，便于减少人为误差；,3）注意区分再沉积牙形石；,4）尽可能选取类同的岩性进行CAI分析和鉴定。含泥质较多的灰岩中的牙形石颜色比纯灰岩中的稍深，白云岩中更浅。,牙形石CAI-古地温阿雷尼乌斯坐标图,（Epstein等，1977）,校正后的牙形石CAI-古地温阿雷尼乌斯坐标图,磷灰石,是沉积盆地中常见的,重矿物,，它通常含有痕量的铀杂质。其中的,238,U原子核以恒定速度自发裂变，每次裂变生成的裂变碎片对以很大的速度背向运动，在所经路线上使磷灰石晶体的原子发生电离和激发，留下一条细长的辐射损伤区，其宽度仅为1m 的万分之一。在高倍的电子显微镜下才能观察到它们（王世成，1998）。,由于辐射损伤区内材料的化学反应能力大于未受辐射损伤区的材料，因此，在稀硝酸溶液中，沿线性辐射损伤区的蚀刻速度明显大于垂直方向，因而生成圆锥形的蚀坑，这样在光学显微镜下就可以观察到。,4) 利用磷灰石裂变径迹研究盆地热演化特征,裂变径迹能够作为一个重要的古温标，主要是因为裂变径迹具有随温度增加，径迹密度增加和长度缩短，直到完全消失的特性，这一特性被称为“退火”。磷灰石裂变径迹发生退火的温度范围（退火带）,为70一125,C,，当最高温度达到,70,C时,，磷灰石裂变径迹开始缩短，当最高温度达到,125,C时,，径迹完全消失。这个温度范围与烃类成熟，石油大量生成所需的温度范围是一致的。因此，它是指示含油气盆地油气生成的一个理想古温标。,当最高温度达到,70,C时,，磷灰石裂变径迹开始缩短。,当最高温度达到,125,C时,，径迹完全消失。,持续加热过程，径迹长度对称分布，随温度增高，长度缩短，分布变宽（曲线A、B和C）。冷却过程，径迹长度分布不对称。有一个由短径迹组成的尾部（曲线E）。双锋分布表明早期热事件没有超过退火带的下限温度（曲线D）。,磷灰石裂变径迹与有机质古温标的一个重要差别在于裂变径迹具有可逆性，径迹的长度分布随温度的变化而变化。,裂变径迹不仅是一个很好古温标，而且它包含了径迹形成的时间信息，因此，大大提高了地质热历史研究的定量程度。,5. 计算机定量模拟研究,热历史模拟方法可归纳为两大类:,岩石圈尺度的构造热演化正演模拟,盆地尺度的古温标反演模拟,岩石圈尺度的构造热演化正演模拟是一种地球热力学方法,是根据地热传递原理和盆地的演化特征恢复盆地的热演化史。目前应用比较广泛的是McKenzie模型。McKenzie（1978）提出的均匀扩张模式得到比较广泛的应用。在该模式中描述了岩石圈对拉伸作用的基本响应，把拉伸盆地的沉降分解为同裂陷期和裂后期沉降。提出了拉伸指数（,值）的重要概念，确定了拉伸指数与盆地沉降和盆地热流演化的定量关系。,盆地尺度的古温标反演模拟的方法较多，包括盆地古地温的拟合计算（随机反演法）、盆地热演化史（古地温梯度法）、盆地底部热流史（古热流法）和磷灰石裂变径迹法。,古温度场是以正常递增的样式从下到上变化的,1 最大埋深处地温在240,0,C以上; 2下第三系地层主体处在260,0,C160,0,C的范围内; 3 松涛凸起区都表现出了具有较高地温梯度 4 盆地的构造格架与地温分布关系不大,济阳坳陷中新生代古地温梯度演化图,（据杨绪充，1988）,建立地质模型，然后将地质模型转换成数学模型，并编制成计算机软件。,第五节 实例介绍,1）在油气勘探中的应用,济阳凹陷宁3井烃类热演化图,生油门限:,Ro=0.5%,深度为2800米;,生油高峰:,R,o,=0.9%1.3%,深度为4000-5300米;,主要生油带:,Ro=0.5%1.3%,深度为2800-5300米,联邦德国北部石炭系的镜质体反射率分布图,根据钻孔地层中的分散有机质所测定的镜质体反射率,联邦德国北部下白垩统的镜质体反射率分布图,根据钻孔地层中的分散有机质所测定的镜质体反射率,联邦德国北部布腊姆舍侵入体引起的热力变质作用,中、上扬子区上二叠统至下三叠统牙形石CAI-古地温等值线图,油苗和油井主要分布在120古地温等值线以下；,气苗和热变沥青主要分布在120 古地温等值线以上。,2）在金属矿产勘探中的应用,右江盆地煤及分散,有机质镜质体反射,率分布图,金矿床主要分布在古地温高于200,o,C,的区域。,右江盆地古地温场特征,右江盆地古地热场结构特征,3）在地质学中的应用：,确定不整合面的存在，,估算地层剥蚀厚度,当一个剖面或一个钻孔中，在可能存在的不整合面附近，测定其地层中的镜质体反射率，若上、下层位的镜质体反射率相差很大，而又没有异常热的作用，可进一步证实不整合面的存在。并可根据镜质体反射率的差值，估算地层的剥蚀厚度。,印尼某油井剖面主要不整合面附近镜质体反射率的不连续性,首先根据研究区域有代表性的钻孔确定镜质体反射率随深度变化的曲线。,这种比较-建立在各地区的古地温梯度的变化、对比。,澳大利亚几个盆地区的深度镜质体反射率曲线对比图,萨尔地区克鲁格许特2号钻孔中逆掩断层引起的煤化作用曲线迁移,（据Damberger等，1964）,研究钻井剖面中的断裂和和露头区大的推覆构造,瑞士阿尔卑斯山海尔微带卢塞恩湖罗伊斯河谷示意横剖面中Rm值的分布,（据Frey等，1980）,以镜质体反射率、重力和磁力值为基础绘制的Vloth地块的剖面图,盆地古地温场恢复的主要意义,1）确定盆地中有机质热演化的温度区间，了解有机质的受热历史；,2）确定盆地的地热状态；,3）进行盆地热演化史分析，以便了解盆地深部的作用过程；,4）指导油气和金属矿产勘探。,总 结,