第4章地热史
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Q1 K T y
K为岩石的热传导率。单元内流体的温度为T，沿y轴的流 速为vy，则由于流体流动所造成的单位面积上的热流量Q2 为： Q2=Cf • f • vy • T 式中Cf 和 f 可取为常数，则在单位时间内沿y轴方向因对 流而发生的热流量变化为：
C f f [ y (v y T )]
(
Qz K z Q z z dz K T z T K dz z z Q z dz Q z
由于热流量的变化，沿z轴在dt时间内流入单元体之 dx•dy面积内的热量为：
K T z dx dy dt
设单元体为各向同性介质，则dt时间内在三个方向的 热增量为：
2 2 2T T T K 2 2 2 x y z
dV dt
因热传导使单元体热量增加、温度升高，若dV内介 质的热容量为（ =Q/T），于是，单位体积dV的热 量增量为：
三、地热史的数学表达
沉积岩系内热的交换和传递主要有两种方式，即传 导和对流。由于地下热的来源是地壳以下的地幔深处， 故传导传热是岩石介质中热交换的最主要方式，它控制 地壳的热状态。在沉积岩系内，普遍存在着地下水和地 下水的流动，因而有热的对流。在沉积埋藏、压实过程 中，孔隙水的排出和运移所引起的热对流是地温场变化 的主要原因之一。至于幅射传热，主要发生在地球表面， 当地下有岩浆侵入时，热幅射现象与传导可同时存在。 但总的看来，沉积岩体系中地热的传递方式主要是传导 和对流。
流出的热量为：
T T K K z z z
z T z
dz dx dy dt
单元体内的热量变化（上二式相减）为：
(K ) dz dx dy dt
若K为常量，则可记为：
K T
2
z
2
dV dt
T t dV dt
二者应符合热量守恒原理，约去dV•dt，有：
2 2 2T T T K 2 2 2 x y z
T t
在第二种情况下，若在dt内，dV自身产生的热量 为Q0，上式的等号左侧还应加上它，遂变成：
K ( T
于是可导出在单位时间内所取单位体积内三个方 向上因对流而产生的热量变化共为：
C
f
f
[
x
(v x T )
y
(v y T )
z
( v z T )]
则当传导与对流共存时单元体积在dt时间内发生的 热流量变化等于传导热和对流热之和，即：
K( T
2
x
一般情况下热在岩石介质中传递达到平衡状态的时限小于大地构造格局存在的沉积岩类产热率据rybach1976修改时限即大地热流值保持不变的时期大于热在岩石介质中传递并达到稳定的时期故通常把一般地区的地温场作为稳定地温场加以研究
第四章 地热史恢复
• 地温场的基本知识 • 地热史恢复方法简介 • 地热史的数学表达
因而其沉积盖层的受热史也必然有过重大的变迁。故本方法 只宜用于年轻的沉积区。不仅如此，由于沉积层的埋藏、成 岩和受热过程是不可逆的，在地质历史中也决不存在完全相 等的地温过程，所以用类比法确定的地温参数和由此而求得 的地温场可能同真实的地温场相差较大；（2）以定温(或标 志)矿物为标准来恢复古地温和有关参数。定温矿物又称地 质温度计，它是岩石的组成成分中对温度作用最敏感的物质。 一种理想的地质温度计应该具有以下条件：①对温度敏感、 受温度作用后的结果是不可逆的；②其物理的或化学的某一 特性仅受或主要受温度的控制，且所承受的温度范围较宽； ③在岩石中分布较普遍。 然而，至今并没有找到理想的地质温度计。这是因为， 尽管温度作用的结果在岩石中几乎到处都可以见到，如晶型、
岩石的热导率——单位时间内流过单位面积的热量与 地温梯度的比值：
K dQ / dt A (dT / dH )
它说明了岩石的传热能力高低。等号右端取负值表示热量 的传递是由高温向低温方向进行的。法定计量单位为： W/m•K，常用计量单位：cal/cm •s •℃。 大地热流——地球内部在单位时间内向地球表面单位 面积上传递的热量，是岩层中最主要、最普遍的热源，是 地壳深部热特征的反映。它与大地构造位置、基底的结构 等直接相关，在数值上等于地温梯度与岩石热导率的乘积：
2
T
2
y
2
z
T
2
z
2
) Q0 C
f
f
[
x
(v x T )
y
(v y T )
( v z T )] C s s
T t
此即热传导与对流共存时的热传递方程，可作为热史恢 复的数学模型。
K Kr
(1 )
Kf
呼 2 据井 王 震埋 亮藏 ， 1 史 9 、 9 热 史 9 ）演 化 图
G TH TS H 100
式中，G—地温梯度 （℃/100m），TH—埋深 为H处的地层温度（℃）， TS—地表或衡温带温度 （℃）。 右图为华北油田南段 的衡温带深度（30m）和 温度分布（16.3℃）。
1-泽9井，2-泽深1 井， 3-晋12井，4-晋36 井
我国部分油气区的地温梯度分布表
在沉积岩组成的介质中，典型的热传递过程是传导 和对流共存。热对流不仅发生在离地表较近的地下水活动 带，也在深处的含水岩系中进行；不仅发生在今天的地下， 在地史时期中，特别是沉积物受压实而排水、水动力单元 趋于形成时，因水的运动而引起的热对流作用更为普遍和 复杂。 流体的热对流有两种，即自由对流和强迫对流。流体 由于热胀冷缩引起自身密度差后而发生沉浮，这时产生的 热对流称自由对流。这种热对流对地温场的影响很小，在 研究中可忽略不计。强迫对流是指流体在流体势差的作用 下发生运动、从而引起的热对流。强迫对流的现象在沉积 岩介质中是普遍存在的，其方向和流速也是多维的，它对 于地温场的影响不可忽视。
一、地温场的基本知识
地下岩石的各部位均有—定的温度，这是岩石受热的 结果。使岩石受热的最主要热源是来自地幔的热流，称大地 热流，这是普遍存在的热源。此外，还可能有局部的热源， 如岩浆侵入带、断裂活动带、放射性元素富集区等。地下岩 石所显示的温度值，不仅同热源——大地热流和局部热源有 关，还取决于岩石自身的热学性质，即热导率。同时，地表 因素、地下水的流动，甚至岩层的产状等都会影响岩石中温 度的值。所以一个地区的地温场是多种地质因素综合作用的 结果。热在岩石介质中的传递方式有三种，即传导、对流和 辐射。前两种是常见的、主要的。当地温场中各点的温度不 随时间而改变时，它就是稳定地温场。一般情况下，热在岩 石介质中传递达到平衡状态的时限小于大地构造格局存在的
Q K G
其单位常用HFU表示。下图为不同构造背景的盆地的热流 值分布。
二、地热史恢复方法简介
恢复一个地区沉积岩系的受热史就是要定量查明该区在 各地史时期中的地温场及其变化。而一个地区的地温场是由 大地热流性质、局部热源及岩石传导能力等多种地质因素综 合作用的产物。今天所测得的地温、地温梯度、大地热流， 甚至岩石的热导率，一般与其地史时期中的值存在某些不同。 所以，恢复地热史时就显得十分必要。 古热史的研究方法可以概括为两大类：一是经验推理 ，即采用各种方法确定古地温参数，如（1）地质类比法，即 根据地质条件相似其地温场特征也相似的原则，选定今天所 实测的地温参数作为研究区的古地温参数，此时研究区的地 温史应该是比较简单的、只有继承性的变化。但在许多古老 的地区，其基底性质和结构、大地构造发育过程都很复杂，
2
x
2
T
2
y
2
T
2
z
2
) Q0
T t
该方程俗称热传导方程，反映了传导和局部热源作用引 起的温度变化。
2、传导和对流共存时的热传递方程 设该单元的温度为T，沉积物的比热为Cs，密度为s， 流体的比热为Cf、密度为f 。并设vx、vy、vz为流体在x、y、 z三个方向上的流速分量。 在y坐标轴方向上，地温梯度的变量为T/y，则由于 传导引起的单位面积上的热流量应是：
油 区 大 庆 区 域 中 央 边 缘 港 西 区 大 港 港 东 区 外 围 东 区 胜 利 中 区 西 区 川 中 四 川 长 庆 川 南 川 东 南 中 部 地 温 梯 度 (℃ /100m) 3． 8 3． 4 3． 8 3． 5 3． 4 4． 6 3． 4 3． 2 2． 5 2． 0 1． 6 2． 72
沉积岩类产热率
(据Rybach，1976修改)
产热率 岩石类别 μ W／ m 碳酸盐岩类 石灰岩 白云岩 砂岩类 石英砂岩 长石砂岩 硬砂岩 页岩类 深海沉积物 0． 33 0． 85 1． 0 1． 8 0． 78 3 ． 2 8 × 1 0 -14 8 ， 4 5 × 1 0 -14 9 . 9 5 × 1 0 -14 1 7 ． 9 × 1 0 -14 1 4 ． 3 3 × 1 0 -14 2． 4× 103 1． 3× 103 0． 62 0． 36 5 ． 6 9 × 1 0 -14 3 ． 3 × 1 0 -14 2． 4× 103
1、单纯热传导情况下的热史方程 在热传导过程中，介质 中某单元体积dV的温度有可 能增加。设其原有温度为T， 经历时间dt后温度为T+dT，升 温速率为dT/dt。温度之所以增 高，原因可能有两个：一是流 进的热量大于散失的热量，二 是自身生热。 对于第一种情况，设该单 元体积dV=dxdydz。沿z轴方 向在z点和z+dz点的热流量分别 T 为：
熔蚀、沉淀、有机质的颜色、粘土矿物组成的变化、特殊矿 物的出现等等，但没有一项单纯是温度作用的结果。这给恢 复古地温造成很大的困难。 目前广泛使用镜质体反射率作为定温标志，且效果较 好。特别是通过RoTTI关系，在实测古地温与温度演化历史 建立了紧密联系，目前在地热史和生烃史恢复经常使用。比 较符合理想地温计的条件，是古地温研究中的最主要参数的 来源。此外，烃类中甾、萜的组成和结构、干酪根的自由基 浓度、氧同位素O18/O16、有机质残骸的颜色系列、粘土矿物 的组成、某些自生矿物和气液包裹体等，在一定的条件也可 以指示地温值。磷灰石裂变径迹分析法（AFTA）就是利用 新技术确定古地温的尝试。 另一类研究古热史的方法是理论归纳法即数值模拟法， 它可看作是由古至今的热史演绎2． 6× 103
cal／ (g· s)
时限，即大地热流值保持不变的时期大于热在岩石介质中传 递并达到稳定的时期，故通常把一般地区的地温场作为稳定 地温场加以研究。这样，就可以采用较简单的物理和数学模 式对之进行定量的描述和计算。当然，地温场的稳定与不稳 定是相对的，当所取的时限相当短时，地温场就是不稳定的 了。对于不稳定地温场的研究，要使用更复杂的、主要是数 值模拟的方法。 现在的沉积盆地，大多可以认为是具有稳定地温场的构 造单元。对这类地区的地温特征常使用以下参数进行描述和 研究，即：地温、地温梯度、岩石热导率和大地热流。 地温梯度——地层每增加一个深度段（通常取100米） 或单位深度时温度升高的幅度。计算公式为：
K为岩石的热传导率。单元内流体的温度为T，沿y轴的流 速为vy，则由于流体流动所造成的单位面积上的热流量Q2 为： Q2=Cf • f • vy • T 式中Cf 和 f 可取为常数，则在单位时间内沿y轴方向因对 流而发生的热流量变化为：
C f f [ y (v y T )]
(
Qz K z Q z z dz K T z T K dz z z Q z dz Q z
由于热流量的变化，沿z轴在dt时间内流入单元体之 dx•dy面积内的热量为：
K T z dx dy dt
设单元体为各向同性介质，则dt时间内在三个方向的 热增量为：
2 2 2T T T K 2 2 2 x y z
dV dt
因热传导使单元体热量增加、温度升高，若dV内介 质的热容量为（ =Q/T），于是，单位体积dV的热 量增量为：
三、地热史的数学表达
沉积岩系内热的交换和传递主要有两种方式，即传 导和对流。由于地下热的来源是地壳以下的地幔深处， 故传导传热是岩石介质中热交换的最主要方式，它控制 地壳的热状态。在沉积岩系内，普遍存在着地下水和地 下水的流动，因而有热的对流。在沉积埋藏、压实过程 中，孔隙水的排出和运移所引起的热对流是地温场变化 的主要原因之一。至于幅射传热，主要发生在地球表面， 当地下有岩浆侵入时，热幅射现象与传导可同时存在。 但总的看来，沉积岩体系中地热的传递方式主要是传导 和对流。
流出的热量为：
T T K K z z z
z T z
dz dx dy dt
单元体内的热量变化（上二式相减）为：
(K ) dz dx dy dt
若K为常量，则可记为：
K T
2
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二者应符合热量守恒原理，约去dV•dt，有：
2 2 2T T T K 2 2 2 x y z
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在第二种情况下，若在dt内，dV自身产生的热量 为Q0，上式的等号左侧还应加上它，遂变成：
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于是可导出在单位时间内所取单位体积内三个方 向上因对流而产生的热量变化共为：
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[
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(v x T )
y
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则当传导与对流共存时单元体积在dt时间内发生的 热流量变化等于传导热和对流热之和，即：
K( T
2
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一般情况下热在岩石介质中传递达到平衡状态的时限小于大地构造格局存在的沉积岩类产热率据rybach1976修改时限即大地热流值保持不变的时期大于热在岩石介质中传递并达到稳定的时期故通常把一般地区的地温场作为稳定地温场加以研究
第四章 地热史恢复
• 地温场的基本知识 • 地热史恢复方法简介 • 地热史的数学表达
因而其沉积盖层的受热史也必然有过重大的变迁。故本方法 只宜用于年轻的沉积区。不仅如此，由于沉积层的埋藏、成 岩和受热过程是不可逆的，在地质历史中也决不存在完全相 等的地温过程，所以用类比法确定的地温参数和由此而求得 的地温场可能同真实的地温场相差较大；（2）以定温(或标 志)矿物为标准来恢复古地温和有关参数。定温矿物又称地 质温度计，它是岩石的组成成分中对温度作用最敏感的物质。 一种理想的地质温度计应该具有以下条件：①对温度敏感、 受温度作用后的结果是不可逆的；②其物理的或化学的某一 特性仅受或主要受温度的控制，且所承受的温度范围较宽； ③在岩石中分布较普遍。 然而，至今并没有找到理想的地质温度计。这是因为， 尽管温度作用的结果在岩石中几乎到处都可以见到，如晶型、
岩石的热导率——单位时间内流过单位面积的热量与 地温梯度的比值：
K dQ / dt A (dT / dH )
它说明了岩石的传热能力高低。等号右端取负值表示热量 的传递是由高温向低温方向进行的。法定计量单位为： W/m•K，常用计量单位：cal/cm •s •℃。 大地热流——地球内部在单位时间内向地球表面单位 面积上传递的热量，是岩层中最主要、最普遍的热源，是 地壳深部热特征的反映。它与大地构造位置、基底的结构 等直接相关，在数值上等于地温梯度与岩石热导率的乘积：
2
T
2
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) Q0 C
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T t
此即热传导与对流共存时的热传递方程，可作为热史恢 复的数学模型。
K Kr
(1 )
Kf
呼 2 据井 王 震埋 亮藏 ， 1 史 9 、 9 热 史 9 ）演 化 图
G TH TS H 100
式中，G—地温梯度 （℃/100m），TH—埋深 为H处的地层温度（℃）， TS—地表或衡温带温度 （℃）。 右图为华北油田南段 的衡温带深度（30m）和 温度分布（16.3℃）。
1-泽9井，2-泽深1 井， 3-晋12井，4-晋36 井
我国部分油气区的地温梯度分布表
在沉积岩组成的介质中，典型的热传递过程是传导 和对流共存。热对流不仅发生在离地表较近的地下水活动 带，也在深处的含水岩系中进行；不仅发生在今天的地下， 在地史时期中，特别是沉积物受压实而排水、水动力单元 趋于形成时，因水的运动而引起的热对流作用更为普遍和 复杂。 流体的热对流有两种，即自由对流和强迫对流。流体 由于热胀冷缩引起自身密度差后而发生沉浮，这时产生的 热对流称自由对流。这种热对流对地温场的影响很小，在 研究中可忽略不计。强迫对流是指流体在流体势差的作用 下发生运动、从而引起的热对流。强迫对流的现象在沉积 岩介质中是普遍存在的，其方向和流速也是多维的，它对 于地温场的影响不可忽视。
一、地温场的基本知识
地下岩石的各部位均有—定的温度，这是岩石受热的 结果。使岩石受热的最主要热源是来自地幔的热流，称大地 热流，这是普遍存在的热源。此外，还可能有局部的热源， 如岩浆侵入带、断裂活动带、放射性元素富集区等。地下岩 石所显示的温度值，不仅同热源——大地热流和局部热源有 关，还取决于岩石自身的热学性质，即热导率。同时，地表 因素、地下水的流动，甚至岩层的产状等都会影响岩石中温 度的值。所以一个地区的地温场是多种地质因素综合作用的 结果。热在岩石介质中的传递方式有三种，即传导、对流和 辐射。前两种是常见的、主要的。当地温场中各点的温度不 随时间而改变时，它就是稳定地温场。一般情况下，热在岩 石介质中传递达到平衡状态的时限小于大地构造格局存在的
Q K G
其单位常用HFU表示。下图为不同构造背景的盆地的热流 值分布。
二、地热史恢复方法简介
恢复一个地区沉积岩系的受热史就是要定量查明该区在 各地史时期中的地温场及其变化。而一个地区的地温场是由 大地热流性质、局部热源及岩石传导能力等多种地质因素综 合作用的产物。今天所测得的地温、地温梯度、大地热流， 甚至岩石的热导率，一般与其地史时期中的值存在某些不同。 所以，恢复地热史时就显得十分必要。 古热史的研究方法可以概括为两大类：一是经验推理 ，即采用各种方法确定古地温参数，如（1）地质类比法，即 根据地质条件相似其地温场特征也相似的原则，选定今天所 实测的地温参数作为研究区的古地温参数，此时研究区的地 温史应该是比较简单的、只有继承性的变化。但在许多古老 的地区，其基底性质和结构、大地构造发育过程都很复杂，
2
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该方程俗称热传导方程，反映了传导和局部热源作用引 起的温度变化。
2、传导和对流共存时的热传递方程 设该单元的温度为T，沉积物的比热为Cs，密度为s， 流体的比热为Cf、密度为f 。并设vx、vy、vz为流体在x、y、 z三个方向上的流速分量。 在y坐标轴方向上，地温梯度的变量为T/y，则由于 传导引起的单位面积上的热流量应是：
油 区 大 庆 区 域 中 央 边 缘 港 西 区 大 港 港 东 区 外 围 东 区 胜 利 中 区 西 区 川 中 四 川 长 庆 川 南 川 东 南 中 部 地 温 梯 度 (℃ /100m) 3． 8 3． 4 3． 8 3． 5 3． 4 4． 6 3． 4 3． 2 2． 5 2． 0 1． 6 2． 72
沉积岩类产热率
(据Rybach，1976修改)
产热率 岩石类别 μ W／ m 碳酸盐岩类 石灰岩 白云岩 砂岩类 石英砂岩 长石砂岩 硬砂岩 页岩类 深海沉积物 0． 33 0． 85 1． 0 1． 8 0． 78 3 ． 2 8 × 1 0 -14 8 ， 4 5 × 1 0 -14 9 . 9 5 × 1 0 -14 1 7 ． 9 × 1 0 -14 1 4 ． 3 3 × 1 0 -14 2． 4× 103 1． 3× 103 0． 62 0． 36 5 ． 6 9 × 1 0 -14 3 ． 3 × 1 0 -14 2． 4× 103
1、单纯热传导情况下的热史方程 在热传导过程中，介质 中某单元体积dV的温度有可 能增加。设其原有温度为T， 经历时间dt后温度为T+dT，升 温速率为dT/dt。温度之所以增 高，原因可能有两个：一是流 进的热量大于散失的热量，二 是自身生热。 对于第一种情况，设该单 元体积dV=dxdydz。沿z轴方 向在z点和z+dz点的热流量分别 T 为：
熔蚀、沉淀、有机质的颜色、粘土矿物组成的变化、特殊矿 物的出现等等，但没有一项单纯是温度作用的结果。这给恢 复古地温造成很大的困难。 目前广泛使用镜质体反射率作为定温标志，且效果较 好。特别是通过RoTTI关系，在实测古地温与温度演化历史 建立了紧密联系，目前在地热史和生烃史恢复经常使用。比 较符合理想地温计的条件，是古地温研究中的最主要参数的 来源。此外，烃类中甾、萜的组成和结构、干酪根的自由基 浓度、氧同位素O18/O16、有机质残骸的颜色系列、粘土矿物 的组成、某些自生矿物和气液包裹体等，在一定的条件也可 以指示地温值。磷灰石裂变径迹分析法（AFTA）就是利用 新技术确定古地温的尝试。 另一类研究古热史的方法是理论归纳法即数值模拟法， 它可看作是由古至今的热史演绎2． 6× 103
cal／ (g· s)
时限，即大地热流值保持不变的时期大于热在岩石介质中传 递并达到稳定的时期，故通常把一般地区的地温场作为稳定 地温场加以研究。这样，就可以采用较简单的物理和数学模 式对之进行定量的描述和计算。当然，地温场的稳定与不稳 定是相对的，当所取的时限相当短时，地温场就是不稳定的 了。对于不稳定地温场的研究，要使用更复杂的、主要是数 值模拟的方法。 现在的沉积盆地，大多可以认为是具有稳定地温场的构 造单元。对这类地区的地温特征常使用以下参数进行描述和 研究，即：地温、地温梯度、岩石热导率和大地热流。 地温梯度——地层每增加一个深度段（通常取100米） 或单位深度时温度升高的幅度。计算公式为：