第七章 盆地热历史分析

第七章盆地热历史分析基本内容：包括①盆地热历史分析的基本知识：大地热流(Q)，热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。②地热场研究包括：大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，有五种.教学思路：①盆地热历史分析的基本知识：大地热流(Q)，热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。②地热场研究包括两个方面，即地温和大地热流。大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，有五种.教学重点与难点：重点：①盆地热历史分析的基本知识：大地热流(Q)，热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。②地热场研究包括：大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。难点：地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，有五种.第七章盆地热历史分析基本内容：包括①盆地热历史分析的基本知识：大地热流(Q)，热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。②地热场研究包括：大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，有五种.第一节盆地热历史分析的基本知识1．大地热流(Q)大地热流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。2．热导率(K)岩石热导率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.3．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。4．地温(T)和地温场地温是指地球内部某一深度处的温度。其单位为℃。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。5．古地温和古地温场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。6．热源地球内部的热通过岩石的热传导以及岩浆浸入和火山、温泉等不同形式，不断地向地表传递和散失。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。第二节地热场研究地热场研究包括两个方面，即地温和大地热流。它们是反映现今地热场的两个最基本的物理量，地温在地球内部是深度的函数，在正常情况下，由地球表面向深部温度是逐渐增高的，在地球的不同部位，由于深部热流、地壳结构以及岩石组成不同，地温的增高率，即地温梯度具有一定差异。但由于地层中不同岩石的热导率具有较大差异，用地温和地温梯度表示地热场特征具有一定的局限性，大地热流理论上可以看作一个常数，它由两部分构成，一部是地壳放射性元素衰变产生的热贡献，一部分为深部热流。它能够更实际地反映地球内部的地热状态。一、大地热流值测量大地热流值的测量最关键有两个方面：(1)井温测量以获得地温梯度：(2)地层岩石热导率测量.井温测量是在钻井中测定地下不同深度的实际温度，编制温度随深度的变化曲线，从而获得地温梯度值，但由于钻井对地下原始地温场的干扰破坏，其测量的实际温度有时会出现一些误差。岩石热导率测量，严格地应在原地进行测量，而一般都是将岩心样品取回试验室进行测量。但由于测试环境，如温度、压力、含水条件等与原地环境有一定差异，其测试值也有一定误差。因此在计算热流值前，要对实测地温和岩石热导率数据进行细致分析和合理校正，甚至剔除。对热流数值进行解释时，要认真分析大地热流构成和对热流的影响因素。大地热流的基本构成有两部分，壳内放射性元素产热贡献和深部热流，对热流的影响因素有：地下水对流、古气候变化、古冰川覆盖，侵蚀作用和沉积作用以及基底起伏引起的热折射等。从观测值中校正这些影响，才能获得反映构造成因背景的热流值，校正中，从地下水对流影响校正最为困难，因为断裂褶皱构造复杂的地区，地下水动力学条件极其复杂，选择构造简单的地区，可以避免地下水的影响。拉张盆地中，地层近于水平，构造简单，进行地温观测可以避免复杂的地下水对流影响校正。但盆地中沉积作用明显，而沉积速率小于lmm／a，对地温梯度没有影响(Roydenetal.，1980)，大多数沉积盆地的沉降速率都小于这个值，所以沉积作用的影响也可以不考虑。因此，在拉张盆地进行热流观测关键有两点，既取得代表原始地层的地温梯度和热导率数据。二、井温和岩石热导率测量井温测量数据是地热场研究的最基本的原始资料。要测一条温度随深度变化的曲线一般在钻进中完成，但要得到真正代表该区真实地温状况的井温曲线却很不容易。钻探过程会使钻孔周围岩层天然温度场受破坏，钻井结束，井温开始恢复，慢慢地达到地层原始温度。钻头的磨擦生热和钻孔泥浆循环在整个钻探过程中连续发生，直至钻探终了和井液循环停止才中止，钻探产生的热效应开始逐渐消失，井温开始恢复(图6-1)，井温恢复是从孔底开始的，逐渐向钻孔浅部发展，近孔底的测温点由于钻探时间较短，测量结果较接近地层原始温度。Bullard(1947)从理论上计算了钻孔的热恢复时间，对整个钻孔的热平衡来说，恢复时间是很长的(科学院地质所地热组，1978)。实际上钻孔是不连续的，停钻时也产生部分温度平衡，所以热平衡时间无疑要短得多。岩石热导率测量是在非稳态环源岩石热导仪上进行的，分别在饱水条件干燥条件下测定。一般认为孔隙率大的岩石，如砂岩等，饱水条件测试的结果与原位地层热导率比较接近(汪集旸等，1986)，泥岩由于有效孔隙较少，饱水状态和干燥状态下分别测试的结果变化不大。第三节古地温场研究古地温场研究是盆地热历史分析的一个重要内容，它不仅对盆地中油气的生成和聚集起着重要性的控制作用，而且对层控矿床的形成也起着重要的控制作用。由于古地温是随盆地的演化而变化的，在地史时期中曾经历过较高温度的地层，现在可能处于较低的地温环境，盆地形成越早，演化史越复杂，现今地温与古地温相差越大。因此，通过古地温研究可以恢复盆地的热演化史，从而指导工业油气藏和层控矿床的寻找和勘探。目前，沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，现在已取得一定成效的低温地质温度计有以下五种：①镜质体反射率(R°)：②自生成岩矿物：③矿物流体包裹体：④磷灰石裂变径迹：⑤牙形石色变指数。用镜质体反射率确定沉积盆地、生油层、煤层的古地温已有20多年的历史。经过许多学者的努力，镜质体反射率已被广泛用于标定有机质的热成熟度。由于有机质成熟度除受温度影响外，还与受热时间有关，许多学者试图建立一个镜质体反射率、温度、受热时间的数学模型及理论图解。近年来美国、前苏联、澳大利亚在这方面的研究已有新进展，但仍在不断完善。日本除了应用镜质体反射率测定古地温之外，用自生成岩矿物(沸石、粘土)测定古地温也有独到之处。美国已较全面地开展了油气盆地包裹体的研究，用包裹体测定古地温并追索生油及运移过程。1982年，美国、澳大利亚、原西德相继提出了用裂变径迹研究沉积盆地热历史的新方法。由于磷灰石、锆石裂变径迹退火带的温度与有机质生油生气温度区间相近似，因此，近年来国外迅速开展了这方面的研究，应用古地温找矿找油已有许多成功的实例。加拿大的布卢贝乐铅锌矿、秘鲁的帕斯托布纳钨—多金属矿，就斯州交界处的二叠系碳酸盐岩盆地大型油气田的发现，古地温数据起了很大作用，并用以圈定油田的边界。沉积盆地古地温是一个复杂的地质问题，很难通过纯粹的理论推导建立一个确定的数学模型，受地质作用的复杂性所制约，大多数确定古地温的方法都有两个方面的特点：要有一定的理论依据，更必须依赖大量实际资料的类比与综合。这些特点都离不开地质概念及地质思维方法，同时也必须以一般的科学原理为基础。许多方法依据的原理是化学反应动力学，往往通过实验来建立有关的反应参数，而模拟实验都是通过高温短时间内完成的。而是多种多步反应的综合结果。因此，建立一种古地温测定方法必须以一系列标准地质剖面或深钻井为基础。一、利用镜质体反射率推算古地温(一)镜质体反射率近20年来，镜质体反射率一直是最重要的有机质成熟度指标。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。从泥盆纪地球上出现维管束植物以来，地层中就或多或少地含有镜质体，镜质体在煤和碳质泥岩中含量最高，而在海相碳酸盐岩中含量最低。镜质体本身属于Ⅲ型干酪根，在受热过程中不断裂解出H20、C02和一些烃类组分。与此同时，镜质体本身芳构化程度和芳环缩聚程度逐渐增大。在深变质阶段，随着缩合芳环定向性排列和有序度增大，镜质体逐渐显示出各向异性。镜质体化学组成和结构的变化使其物理性质也发生相应的变化，最典型的是其光学性质的变化，镜质体反射率逐渐增高。镜质体反射率即镜质体表面反射光与入射光的比率，通常用油浸物镜下测得的反射率Ro表示。由于镜质体有特定的母质来源和成因，故比其它有机质显微组分较易确认。随着测试过程(方法)的标准化，镜质体反射率已得到广泛的应用。该指标可用来标定从早期成岩作用直至深变质阶段有机质的热演化。图6—2为Tissot等(1984)标定的各种干酪根油气生成阶段的镜质体反射率。镜质体反射率已成为评价生油层成熟度和恢复沉积盆地古地温及热历史的最重要指标。镜质体反射率的测定方法是将岩石样品制成光片，抛光(如果岩石样品中有机碳含量很低，需将有机质浓缩，制成干酪根，用树胶粘结，再抛光)，用显微光度计测定光面的镜质体反射率。高等植物的木质纤维组织在泥炭化作用中不同的转变条件下，可以转变成为成分和性质完全不同的产物，在弱氧化以至还原的条件下发生丝炭化作用，形成以腐殖酸和沥青质为主要成分的凝胶化物质；在强氧化条件下发生凝胶化作用，产生富碳贫氢的丝炭化物质。虽然在泥炭化过程中它们是两种不同的转变作用，但是在它们之间，随着凝胶化作用的减弱和丝炭化作用增强，其反射率依次增加。在盆地边缘沉积的地层中经常有再循环镜质体，即由剥蚀搬运而来的异地镜质体。这类镜质体经过水体搬运，其形态有一定程度磨圆和破损，有的周围还有“氧化边”。在原岩制成的光片中很容易把原生镜质体和异地再循环镜质体区分开来，再循环镜质体反射率一般多高于原地镜质体。然而，在制备干酪根过程中，镜质体被磨碎，原有形态被破坏，很难区分这两类镜质体。在一些差的生油岩中，镜质体主要为异地再循环镜质体，用干酪根光片测定镜质体反射率很容易给出错误的数据。因此，用原岩制备的光片比用干酪根制备的光片测得的镜质体反射率可靠(周中毅和刘德汉，1983)。BuiskoolToxopeus(1983)在煤岩中发现腐殖煤和碳质页岩一般含有两组镜质体(镜质体I和镜质体Ⅱ)。镜质体I贫氢且具有相对较高的反射率，不发荧光；镜质体Ⅱ相对富氢，反射率较低，可能发荧光。两组镜质体可能来自不同的高等植物种类或与镜质体形成过程中凝胶化作用的差异有关。煤炭学家使用传统煤阶都是以镜质体I为基础(图6-3)。近年来一些研究者(Price和Burker，1985；Hutton。和Cook，1980；朱抱荃，1987)还特别提到镜质体的抑制作用。若镜质体在形成过程中混入了富氢组分，或在热演化过程中受到液态烃浸染，都将造成镜质体反射率的异常偏低。油页岩及较佳类型生油岩和富壳质组煤层的镜质体反射率往往比相邻层位的偏低。例如，澳大利亚乔阿德杰Uoadja)油页岩镜质体反射率随着藻质体含量的增高而降低(图6-4)。镜质体反射率还受沉积和成岩作用过程中地球化学环境的影响。在还原环境中形成的镜质体相对富氢，反射率偏低，但在相对氧化的环境中形成的镜质体相对贫氢而富碳，反射率偏高。镜质体在成岩作用过程中受到氧化，也会使其反射率偏高。因此，在一些剖面中，往往可发现由于岩性差异而使反射率数据有一定程度的波动。这可能还与另外一个因素即矿物基质的催化效应有关，一般认为粘土矿物的催化效应大于碳酸盐岩矿物的催化效应，由于镜质体有一定的大小，催化作用只能发生在接触界面，产生的影响不大，不过混入镜质体内部的无机质有可能起重要的作用。镜质体随着热演化程度的