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鄂尔多斯盆地渭北隆起奥陶系构造_热演化史恢复
第８ ８卷 第１ １期２ ０ １ ４年１ １月 地 质 学 报 ＡＣＴＡ ＧＥＯＬＯＧＩＣＡ ＳＩＮＩＣＡ Ｖｏｌ．８８ Ｎｏ．１１Ｎｏｖ． ２ ０ １ ４注：本文为国家自然科学基金项目（编号４１３７２１２８）、西北大学大陆动力学国家重点实验室（编号ＢＪ０８１３３－１）、国家重大专项（编号２０１１ＺＸ０５００５－００４－００７ＨＺ）和中国地质调查局科研项目（编号１２１２０１１３０４０３００－０１）资助的成果。
收稿日期：２０１４－０７－２９；改回日期：２０１４－０９－２５；责任编辑：周健。
作者简介：任战利，男，１９６１年生。
博士后，西北大学教授、博士生导师，主要从事盆地热史与油气成藏及油气评价研究工作。
通讯地址：７１００６９，陕西省西安市太白北路２２９号，西北大学地质学系；Ｅｍａｉｌ：ｒｅｎｚｈａｎｌ＠ｎｗｕ．ｅｄｕ．ｃｎ。
鄂尔多斯盆地渭北隆起奥陶系构造－热演化史恢复任战利１，２），崔军平１，２），李进步３），王继平３），郭科２），王维２），田涛２），李浩２），曹展鹏２），杨鹏２）１）西北大学大陆动力学国家重点实验室，西安，７１００６９；２）西北大学地质学系，西安，７１００６９； ３）苏里格气田研究中心，西安，７１００１８内容提要：鄂尔多斯盆地渭北隆起区构造位置独特，演化历史复杂。
该区下古生界奥陶系碳酸盐岩有机质丰度较高，是寻找天然气的有利地区。
奥陶系碳酸盐岩由于缺乏有效的古温标，热演化程度的确定及热演化历史的恢复一直是研究的难题。
本文利用渭北隆起奥陶系碳酸盐岩大量的沥青反射率测试资料，结合上覆晚古生代、中生代地层的镜质组反射率资料及磷灰石和锆石裂变径迹等古温标，恢复了渭北隆起的构造热－演化史。
研究结果表明古生界奥陶系热演化程度具有北高南低的特点。
奥陶系等效镜质组反射率普遍大于２．００％，处于过成熟干气阶段。
磷灰石裂变径迹资料表明渭北隆起抬升冷却具有南早北晚的特点。
南部奥陶系—下二叠统抬升早，约为１０２～１０７Ｍａ，北部自６５Ｍａ以来抬升，主要抬升时期为４０Ｍａ以来。
埋藏史图的制作
回剥法绘制埋藏史图(2014-03-05 15:39:18)转载▼标签：骨架实质程序埋藏孔隙度回剥法绘制埋藏史图，是根据沉积压实原理，从已知的单井分层参数出发，按照地质年代由新到老的顺序逐层剥去，剥蚀恢复过程中考虑了沉积压实、沉积间断、地层剥蚀等地质要素，直至全部地层剥完为止。
如图1模型所示：图1剥蚀厚度恢复模型回剥技术采用地层骨架厚度不变压实模型：即在地层的沉积压缩过程中，压实只是导致孔隙度减小，而骨架体积不变。
使用该模型恢复地层的沉降史，实质上是恢复地层中的孔隙度演化过程，因此可以借助孔－深关系来恢复古厚度。
即随着埋藏深度的增加，地层的上覆盖层也增加，导致孔隙度变小，体积减小。
可以假定地层的横向位置在沉降过程中不变，而仅是纵向位置变化。
因此，地层体积变小就归结为地层厚度变小。
在正常压实情况下，孔隙度和深度关系服从指数分布：（1.1）其中，Φ是深度为z时的孔隙度，Φ0为地表孔隙度，c为压实系数。
根据已知条件：地表孔隙度48%；3000米深度孔隙度14％。
将其带入到式（1.1），两个未知数列方程，可计算出压实常数:c=4.107×10-4沉积层孔隙度在受压实过程中，沉积物骨架部分的体积不变，只有孔隙部分发生变化。
如果某层深度Z1至Z2时（Z2＞Z1），层内孔隙所占体积V m为：（1.2）设地层总体积为，岩石颗粒体积为，则（1.3）纯岩石颗粒的高度H s（1.4）由公式（１.4）可以导出(1.5)首先，现今各地层的厚度（单位m）如下：450，640，970，761，1612，988，1222；并由公式（1.4）计算出各地层的骨架厚度（单位m）如下：253，415，725，626，1434，925，1172。
然后按照地质年代由新到老地逐层回剥，每剥一层把所有的地层重新计算。
当剥掉地层7时，地层6的顶界为0，其底界等于当Z1为零和H S=415m时由公式（1.5）计算得到的Z2等于711m；地层6的底界等于711m加上当Z1等于711m和H S=725m时由公式（1.5）迭代得到的Z2等于1736 m；……以此类推，成果见下表：表1 剥蚀厚度恢复数据统计表依据以上数据，可以绘出如下埋藏史图（图2)。
埋藏史热演化史恢复
目的： 分析古构造的发展与演化 评价烃源岩有机质在地质时期中的热演化程度 分析地层在地质时期中经历的温度和压力条件
技术方法：
•Mckenzie的纯剪切法 •Airy地壳均衡法 •挠曲均衡法 •平衡剖面技术 •超压技术 •回剥技术
对盆 地或 剖面
单井
考虑因素：
•构造与负荷沉降 •断裂事件 •地层压实作用 •剥蚀事件、沉积间断 •海平面与古水深
每一层在不同埋深下的厚度Hi(Dj)。
现今地层
上 伏 地 层 厚 度 （Dj）
第i层厚度
H i(Dj)
上 伏 地 层 厚 度 （h）
第i层厚度
H i(h)
第j层沉积
Tm
Fn
回 剥 法 示 意 图
F4
F3 F2 F1 现今地层
深度 (m)
时间 (Ma)
T4
T3
T2
T1
F4
F3
F2
F1
F3
F2
F1 沉积初期
古地温比未经校正者提高10～15℃，厚度可增加300～450m。
因此，在恢复埋藏史时，不能只凭现今地层剖面上各层厚度 进行逐层相减来求得，而必须考虑到压实作用的影响。
同一地层在不同埋藏深度下地层厚度
埋藏深度 (m)
平均孔隙度 (%)
地层厚度 (m)
50 50 1000
500 20 700
2500 10 600
紧密压实阶段
松辽盆地的泥岩压实曲线（据王行信，1980）
压实作用
正常压实
异常压实(欠压实)
正
孔隙流体处于开放状态，随上覆沉积物的增加的流体
常 不断排出，孔隙度随上覆沉积物的增加而相应减少。因此
埋藏史图的制作
回剥法绘制埋藏史图(2014-03-05 15:39:18)转载▼标签：骨架实质程序埋藏孔隙度回剥法绘制埋藏史图，是根据沉积压实原理，从已知的单井分层参数出发，按照地质年代由新到老的顺序逐层剥去，剥蚀恢复过程中考虑了沉积压实、沉积间断、地层剥蚀等地质要素，直至全部地层剥完为止。
如图1模型所示：图1剥蚀厚度恢复模型回剥技术采用地层骨架厚度不变压实模型：即在地层的沉积压缩过程中，压实只是导致孔隙度减小，而骨架体积不变。
使用该模型恢复地层的沉降史，实质上是恢复地层中的孔隙度演化过程，因此可以借助孔－深关系来恢复古厚度。
即随着埋藏深度的增加，地层的上覆盖层也增加，导致孔隙度变小，体积减小。
可以假定地层的横向位置在沉降过程中不变，而仅是纵向位置变化。
因此，地层体积变小就归结为地层厚度变小。
在正常压实情况下，孔隙度和深度关系服从指数分布：（1.1）其中，Φ是深度为z时的孔隙度，Φ0为地表孔隙度，c为压实系数。
根据已知条件：地表孔隙度48%；3000米深度孔隙度14％。
将其带入到式（1.1），两个未知数列方程，可计算出压实常数:c=4.107×10-4沉积层孔隙度在受压实过程中，沉积物骨架部分的体积不变，只有孔隙部分发生变化。
如果某层深度Z1至Z2时（Z2＞Z1），层内孔隙所占体积V m为：（1.2）设地层总体积为，岩石颗粒体积为，则（1.3）纯岩石颗粒的高度H s（1.4）由公式（１.4）可以导出(1.5)首先，现今各地层的厚度（单位m）如下：450，640，970，761，1612，988，1222；并由公式（1.4）计算出各地层的骨架厚度（单位m）如下：253，415，725，626，1434，925，1172。
然后按照地质年代由新到老地逐层回剥，每剥一层把所有的地层重新计算。
当剥掉地层7时，地层6的顶界为0，其底界等于当Z1为零和H S=415m时由公式（1.5）计算得到的Z2等于711m；地层6的底界等于711m加上当Z1等于711m和H S=725m时由公式（1.5）迭代得到的Z2等于1736 m；……以此类推，成果见下表：表1 剥蚀厚度恢复数据统计表依据以上数据，可以绘出如下埋藏史图（图2)。
浅述流体包裹体研究及应用
Science and Technology & Innovation ┃科技与创新·7·文章编号：2095－6835（2015）03－0007－02浅述流体包裹体研究及应用钟传欣（贵州省有色金属和核工业地质勘查局核资源地质调查院，贵州 贵阳 550005）摘 要：通过流体包裹体研究，可恢复盆地埋藏史、热演化史、成岩史，确定其成岩和成藏作用时间与温度，推断油气生成、运移、聚集、构造运动及古热流历史，追踪盆地流体的组成、性质、成因、活动期次及推测流体的古温度、压力条件等。
着重论述了流体包裹体在金矿、石油地质、盆地流体方面的应用，希望为今后开展相关地质研究和应用提供一定的帮助。
关键词：流体包裹体；金矿；石油地质；盆地流体中图分类号：P618.41 文献标识码：A DOI ：10.15913/ki.kjycx.2015.03.007随着各研究领域研究的不断深入和技术水平的不断提高，流体包裹体的应用更加广泛，例如通过矿物流体包裹体研究恢复盆地埋藏史，恢复盆地的热演化史、成岩史；在石油地质中，通过包裹体的研究，确定其成岩和成藏作用时间与温度，推断油气生成、运移、聚集、构造运动及古热流历史等；通过包裹体群δD 、δ18O 、δ13C 同位素分析系统的建立，追踪盆地流体的组成、性质、成因、活动期次，并推测流体的古温度、压力条件等。
1 在金矿及其他矿床研究中的应用成矿流体活动记录在热液矿物及其流体包裹体中，从而使得流体包裹体成为研究流体成矿作用、矿床类型、成因、温度计压力的“指示剂”。
根据前人的研究可知，造山型金矿的流体包裹体主要具有三种类型，分别是富CO 2包裹体、含CO 2水溶液包裹体和水溶液包裹体。
陈衍景等对这三种包裹体进行研究分析，认为造山型金矿体系的成矿流体为低盐度的碳质流体，其盐度通常低于10wt %NaCl.eq 。
资料显示，在其成矿过程中，从早期到晚期，流体包裹体的捕获温度和压力降低，由超静岩压力体系变为静水压力体系，但其成矿流体的温度却低于500 ℃，成分流体由成矿初期的富CO 2演变为水溶液，其气液比在其中间阶段发生突降，这说明期间发生了逸失，通过注入与混合其浅缘低温热液，成矿流体从原来的变质热液演变为大气降水热液。
盆地分析(3)沉降史分析
总结 ：盆地沉降史分析，就是从分析盆地地层层序特征和埋
藏状态人手，通过编绘反映盆地沉降特征的地层埋藏史曲线、盆 地基底沉降曲线以及盆地构造沉降曲线等途径来表述（图9－l）。
二、 盆地沉降量的求解
从现今地层柱回推求盆地沉降量和沉降－埋藏史 曲线－－回剥法、回剥技术。 需要对现今地层厚度进行三种校正： （1）去压实作用； （2）古水深校正；
沉降作用与沉积作用
沉积盆地中的沉降速率与沉积速率可以随盆地的演化而发 生变化。 当沉降速率大于沉积速率时，盆地的水体深度加大，表现为 海侵或湖侵，形成上超的沉积层序，这时的沉积盆地也称为“ 欠补偿盆地”。 当沉降速率与沉积速率处于均衡状态时，盆地水体的深度基 本保持不变，盆地中的沉降－沉积中心相对稳定，成为“补偿 盆地”。 如果沉积盆地的沉降和沉积较长期处于补偿状态，地层剖 面上看到的同一相带的沉积岩层的厚度相对较厚。 当沉降速率小于沉积速率时，盆地水体逐渐变浅以致完全 被沉积物充填，表现为海退或湖退，成为“过补偿盆地”。
“地层骨架厚度不变”压实模型
一般情况下，地层骨架厚度不变压实模型适用于所有岩层， 但是对于某些易流动的岩层，由于差异压实可能导致地层在压实 过程中出现流动变形，地层骨架厚度不变压实模型显然不合适。 使用地层骨架厚度不变压实模型复原地层的埋藏史，实质上 是恢复地层中的孔隙度的演化过程。因此，可以借助于孔隙度－ 深度的关系来恢复同一地层在不同地质时期的古厚度。
二、 盆地沉降量的求解
2．岩层孔隙度的变化
孔隙度是单位体积岩层中的孔隙所占的体积大小，常用百分
数或小数表示。 假设深埋地下的砂岩就是地表附近松散的沙层经过压实和成
岩作用形成的。
一般认为岩层在压实过程中孔隙度主要是随着上覆岩层的厚 度的增加而减小的，而受上覆地层的负荷时间的影响较小。 因此，可以根据不同深度上的同种岩石的孔隙度编制一条孔
02_埋藏史模拟
（一）超压层
第三章 埋藏史模拟
第三节 埋藏史恢复
三、超压技术
（一）超压层
第三章 埋藏史模拟
第三节 埋藏史恢复
三、超压技术
（二）古超压方程
第三章 埋藏史模拟
第三节 埋藏史恢复
三、超压技术
（二）古超压方程
第三章 埋藏史模拟
第三节 埋藏史恢复
三、超压技术
（二）古超压方程
经过一系列的推导……
第三章 埋藏史模拟
1.压力系数
第三章 埋藏史模拟
第二节 地层压力
二、异常地层压力
2.压力梯度
（一）压力系数、压力梯度及异常压力分类
3.异常压力分类
第三章 埋藏史模拟
第二节 地层压力
二、异常地层压力
3.异常压力分类
（一）压力系数、压力梯度及异常压力分类
第三章 埋藏史模拟
第二节 地层压力
二、异常地层压力
（二）异常压力的形成机制
第一节 压实作用与孔隙变化规律
一、压实作用
（二）压实阶段划分
国 外
第三章 埋藏史模拟
第一节 压实作用与孔隙变化规律
一、压实作用
（二）压实阶段划分
国 内
第三章 埋藏史模拟
第一节 压实作用与孔隙变化规律
一、压实作用
（二）压实阶段划分
本书
第三章 埋藏史模拟
第一节 压实作用与孔隙变化规律
二、孔隙度变化规律
在压实过程中，地层骨架体积始终保持不变，地层体积变小由地层孔 隙体积变小引起； 在压实过程中，地层横向宽度保持不变，仅纵向厚度随地层体积的变 小而变小； 地层压实程度由埋深所决定，且具不可逆性，即在埋深不超过最大古 埋深时，地层压实程度保持不变。
烃源岩评价PPT学习教案
氯仿 沥青 "A"
饱和烃,% 芳香烃,% 饱和烃/芳烃 非烃+沥青质,% (非烃+沥青质)/总烃 峰型特征
40～60 15～25
>3 20～40 0.3～1 前高单峰型
20～40 5～15 1～3 40～50 1～3 前高双峰型
20～30 5～15 1～1.6 50～60 1～3 后高双峰型
5～17 10～22 0.5～0.8 60～80 3～4.5 后高单峰型
下 限标准 的确定 直接关 系到我 国油气 资源量 预测。
第7页/共32页
一、烃源岩有机质丰度
我国碳酸盐岩油气源岩有机碳含量下限标准
成烃演化阶段
镜质体反射率Ro （%）
有机碳（%）
气源岩
油源岩
未成熟-低成熟
<0.75
0.2
0.3
成熟-生油后期 0.75～1.3
0.15
0.2
湿气阶段
1.3～1.8
0.1
（l）烃源岩的地球化学特征评价，如有机质的丰度、类型和成 熟度；
（2）烃源岩的生烃能力定量评价，如生烃强度、生烃量、排烃 强度，等。
定性评价与定量评 价
第2页/共32页
烃源岩评价概述 定性评价
有机质的 丰度
烃源岩的地 球化学特征 评价
Note：从原理上讲，烃源岩的体积也 是决定 其生烃 量的重 要因素 ，但烃 源岩的 体积受 控于其 发育厚 度和分 布面积 ，主要 是一个 地质问 题而不 是地球 化学问 题。但 作为实 际应用 ，则必 需回答 烃源岩 的发育 厚度与 分布面 积等烃 源岩的 体积数 量问题 。
Io
0.0 0.0
390 410 430 450 470 490
4-盆地埋藏史
异常压力：欠压实（超压）带的流体压力
p = D . f . g ＋ pa
式中， Pa：超压，Pa
15/40
地层压力
与地层压力有关的概念
（1）静岩压力：上覆岩层的重量（骨架、流体） 引起的压力，也叫上覆岩层压力。 p0 = D [(1 - )s + w ] . g
式中，p0：静岩压力，Pa； s ：骨架（基质）密度，kg/m3 ； w：流体密度，kg/m3; ：孔隙度，小数； phy：静水压力，Pa； δ ：骨架压力，Pa.
积分变换
（5.5）
每一层厚度
（5.6） 24
25
i 1 i i
i k
k 1 i 1
（5.7）
（5.8）
i i 1 i
（5.9）
i k
k i
N 1
（5.10）
k i i
k 1
超压技术适用于异常压实或欠压实的地层！
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超压技术（overpressure）
古超压方程
pa H G 1 (1 ) h G t t 1 t C hs
2
G s (1 ) f f g ) g
式中， H ─上覆地层总厚度，m； h ─地层的古厚度，m； hs─地层的骨架厚度，m； t─埋藏时间，s； φ─地层的孔隙度，小数； φ1 ─地层顶界的孔隙度，小数； φ─地层的平均孔隙度，小数; C ─地层的平均压实系数，m-1； ρs─厚度H中骨架的平均密度，kg/m3； ρf─厚度H中流体的平均密度，kg/m3； ρf─地层中点流体的密度，kg/m3；
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回剥技术（backstripping）
古地貌恢复方法介绍
古地貌恢复方法介绍古地貌恢复是盆地分析的一项重要内容。
一般认为，古地貌是构造变形、沉积充填、差异压实、风化剥蚀等综合作用的结果，特别是构造运动，往往导致盆地面貌的整体变化，是其中最大的影响因素。
前人对古地貌恢复进行了较为深入的研究，无论是思路上还是方法上，都有过大胆的尝试，业已形成了丰富的方法和理论，一般主张从构造恢复和地层厚度恢复两个方面着手。
目前已有很多专业的软件投入使用，这给古地貌恢复带来了很大的便利。
但是由于地质条件尤其是构造条件的复杂性和多变性，古地貌恢复仍有很长的路要走。
§构造恢复2.1.1 构造恢复现状在盆地的演化过程中，正是由于基底沉降才使盆地得以形成和发展。
自Sleep 研究得出大西洋被动大陆边缘的基底沉降随时间的变化符合指数函数规律后，基底沉降分析已成为大陆边缘和板内张性盆地成因研究的重要途径。
实际上，基底沉降由构造沉降和负载沉降两部分构成。
构造沉降由地球动力作用引起，负载沉降则是指当构造沉降发生之后形成的盆地空间被沉积物充填时，沉积物本身的重量又使基底进一步下沉而形成被动增加的沉降。
因此，从基底沉降中剔除负载沉降即为构造沉降。
据现有研究成果，引起沉积盆地沉降的主要机制有均衡(Airy，1855)、挠曲[5]和热沉降[6],[7],[8]三种。
其中均衡模式基于阿基米德(Archimedes)原理，认为岩石田没有任何弹性，各个沉积柱间相互独立运动，故又称为点补偿模式或局部均衡模式。
挠曲模式也基于阿基米德原理，但把基底对负载的响应看成材科力学中受力弯曲的弹性板，认为其均衡补偿不仅发生在负荷点，而且分布在一个比较宽的范围之内，又称为区域均衡模式。
热沉降模式认为热效应导致岩石圈发生沉降，因为岩石圈增温快(如岩浆侵入)，冷却则慢得多，而冷却岩石的密度和浮力比炽热岩石的低。
一般地，由热机制导出的沉降分初期快速沉降(由于岩石圈变薄)和后期快速沉降(由于岩石圈冷却收缩)2个阶段，McKenzie（1978）称早期为初始沉降，晚期为构造沉降。
盆地 分析
埋藏史恢复方法：1回剥技术：由今溯古的恢复地层埋藏史的反演模拟技术。
原理：基于沉积压实原理，随着埋藏深度的增加，地层的上覆盖负载也增加，导致孔隙度变小，体积变小。
假定地层在沉降过程中横向不变，而仅是纵向变化，则地层体积变小就归结为地层厚度变小。
再根据地层的骨架厚度始终不变的假设，求取同一地层在不同时期的埋深技术思路是：各地层在保持其骨架厚度不变的条件下，从今天盆地分层现状出发，按地质年代逐层剥去，直至全部剥完为止。
适用于正常压实的地区或地层段。
应用条件：孔隙度变化是不可逆性的；同一地层（同一井点）只遭到一次剥蚀；已知剥蚀厚度、剥蚀时间；已知孔隙度随深度的变化。
2超压技术：从古到今恢复古地层压力史的正演模拟技术原理：从地表开始，计算一个地层的古超压史，同时算出相应的古厚度史，一直计算到今天。
这个古厚度史可能与实际厚度不一致，这时调整计算该地层的骨架厚度，进行第二次从古到今的计算；直至古厚度史的今天值与实际厚度吻合。
超压技术所用的关键参数是渗透率，更确切地说，是超压地层的顶界和底界的渗透率。
超压计算的数学模型包括古超压方程和古厚度方程两部分。
剥蚀厚度恢复方法：1、不连续镜质体反射率曲线图解法：在连续沉积的地层剖面中，镜质体反射率与深度的关系为一条连续的曲线；当存在较大的剥蚀面时，剥蚀面上下的反射率曲线发生不连续，根据剥蚀面上下镜质体反射率的差值可以大致估算剥蚀厚度。
2、泥岩压实曲线法：泥岩压实曲线即泥岩的声波时差（孔隙度）随深度的变化曲线在正常压实的情况下，在半对数坐标图上，时差与深度的关系成一条直线。
在无剥蚀的情况下，将正常压实趋势线外推到地表，可得到地表声波时差值t0。
3、构造横剖面法：根据未剥蚀部位地层厚度的变化趋势恢复被剥蚀部位的剥蚀厚度。
4、数值模拟法：首先假定剥蚀厚度，用数值模拟法获得埋藏史及热演化史，对比实测的热指标剖面与理论剖面，反复调整剥蚀厚度，直至二者相符，此时的剥蚀厚度即为所求的值。
烃源岩评价
4200
三、有机质的成熟度——甲基菲指数
该指标是由Radke（1982）等人根据菲的甲基同系物 在有机质埋藏成熟过程中丰度发生变化而提出的。 未成熟样品：1-甲基菲、9-甲基菲占优势 随温度增高，有机质成熟，2-甲基菲、3-甲基菲丰度增加
1.5(2-MP+3-MP) 甲基菲指数Ⅰ(MPI-1)=
P+1-MP+9-MP
（l）烃源岩的地球化学特征评价，如有机质的丰度、类型和成 熟度；
（2）烃源岩的生烃能力定量评价，如生烃强度、生烃量、排烃 强度，等。
定性评价与定量评价
一、烃源岩有机质丰度
有机质丰度是评价烃源岩生烃能力的重要参数之一。烃源岩的有机 质丰度是指单位重量的烃源岩中有机质的百分含量。烃源岩有机质丰度 评价常用有机碳含量、氯仿沥青“A”、总烃、岩石热解参数来加以评价。 （一）有机碳含量——残余有机碳含量
TI＝(类脂组×100＋壳质组×50－镜质组×75－惰质组×100) ／100
二、有机质的类型——干酪根类型
干酪根的元素组成分类
H /C
原子比 H/C
2 .0 0
1 .8 0
Ⅰ
1 .6 0 1 .4 0
ⅡA
1 .2 0
ⅡB
1 .0 0
0 .8 0
Ⅲ
0 .6 0
0 .4 0
核三段
0 .2 0
核二段
0 .0 0
Tissot（1978，1984）：指已经生成或有可能生成，或 具有生成油气潜力的岩石。
从原理上，任一岩石都会或多或少含有有机质，因而都会有生成或者 具有生成一定数量油气的能力，但他们并不都是烃源岩，只有对成藏作出 过贡献的才能成为烃源岩。但从应用上，商业性（工业价值）的油气藏本 身是一个随油价及勘探开发技术而变化的概念。同时，当对一个新区进行 早期地球化学研究时，人们往往事先并不知道某一地层是否已经生成并排 出过商业性的油气，但仍然将这种研究成为烃源岩评价。如某些地层可能 会归入差烃源岩。
石油地质综合研究方法 09-剥蚀厚度与埋藏史和埋藏史恢复方法
（2）沉积速率法
Hale Waihona Puke 一个不整合界面代表着一段时限，在这个时限内有某一厚度 的沉积被剥蚀了。于是这段时限实际是包含了两部分，一部分 是该厚度的沉积岩沉积时所用的时间，另一部分是该厚度的沉 积岩被剥蚀所用的时间。如果知道被剥蚀岩层的沉积速率，知 道不整合上、下岩层的绝对年龄，就可以算出被剥蚀掉的沉积 层厚度。
农101井（800m）
-1000 -800 -600 -400 -200 100 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000
Δt(μs/m)
1000
古 地 表 声 波 时 差
农43井（600m）
地表△t0=650 μs/m
正演数值模拟法基于相同的原理通正演数值模拟法基于相同的原理通过给定一个假定的剥蚀厚度然后用数值过给定一个假定的剥蚀厚度然后用数值模拟方法重建埋藏史和热史从而模拟出理模拟方法重建埋藏史和热史从而模拟出理论的roro与深度关系曲线对比理论和实测与深度关系曲线对比理论和实测的的roro与深度关系曲线通过不断调节剥蚀与深度关系曲线通过不断调节剥蚀厚度的大小直至两者达到最佳拟合时所厚度的大小直至两者达到最佳拟合时所假定的剥蚀厚度即为所求值
• 基本原理：
在连续沉积的地层 剖面中，镜质体反射 率与深度的关系为一 条连续的曲线；当存 在较大的剥蚀面时， 剥蚀面上下的反射率 曲线发生不连续，根 据剥蚀面上下镜质体 反射率的差值可以大 致估算剥蚀厚度
用镜质体反射率资料恢复热史的相关问题及处理方法
1999204220收到 1999207220改回3国家自然科学基金“九五”重点项目(编号:49732005)资助课题用镜质体反射率资料恢复热史的相关问题及处理方法3程本合 胡圣标 熊亮萍(中国科学院地质研究所 北京 100029) 曹忠祥 姜国英(胜利石油管理局地质科学研究院 山东东营 257015)摘 要 利用镜质体反射率(R o )资料反演热史是否存在多解性取决于所采用的热流演化模型。
采用目前常用的线性或指数模型,用R o 作为检验标准,通过地史与热史的联合模拟,能够对持续沉降升温的含油气盆地的热史进行反演。
R o 不仅与温度及受热时间有关,而且与地层压力和镜质体的类型等因素有关;用T T I 2R o 法恢复烃源岩热演化,应当进行压力校正和氢指数校正,文中提出了具体校正方法。
关键词:T T I 2R o 法 热史恢复 镜质体反射率1 引言烃源岩热演化史可反映含油气盆地热史,含油气盆地热史恢复是盆地分析和油气资源评价的关键环节,因此,烃源岩热演化史研究越来越受到石油勘探家们的重视。
含油气盆地热史恢复技术的研究可以追溯到70年代初期,自T isso t 等完成了一系列关于干酪根热降解的实验之后,人们对地温场在油气生成中重要性的认识不断加深[1、2]。
经过近20年的发展,盆地动态热体制研究在方法上日臻完善:由定性分析逐步向半定量、定量分析模拟发展;由最初的经验统计逐步发展为模型化,且热史恢复模型由最初的简单模型发展为更加严密、科学的复杂模型;正演和反演联合恢复,定量化程度和模拟精度大为提高。
从研究手段上,镜质体反射率(R o )、粘土矿物、有机地化、磷灰石裂变径迹、包裹体等古温标的应用越来越成熟,且逐步发展为多参数联合恢复,使恢复结果更切合地质实际。
热史恢复技术正逐步由古地质温度计进行单点恢复向盆地整体、系统恢复方向发展;逐步由单指标反演向多指标耦合反演方向发展;逐步由经验统计法向定量模型化方向发展。
剥蚀厚度、埋藏史和热史恢复方法
剥蚀厚度、埋藏史、热史恢复方法与技术1、剥蚀量恢复确定沉积间断的起止时间、剥蚀期的绝对年龄与被剥蚀掉的地层厚度等参数极为关键。
有关剥蚀量的计算和剥蚀期的确定，至今尚无成熟的方法。
（1）地层对比法（厚度趋势法）从邻近剥蚀区内沉积层系完整的地带，求得被剥蚀岩层的厚度；或者考虑厚度变化趋势进行外推。
（2）沉积速率法使用这种方法的条件是要知道剥蚀面或不整合界面上、下岩层的沉积速率和它们的绝对年龄。
（3）压实曲线法(声波时差)原理：在正常压实的情况下碎屑岩的孔隙度随深度的变化是连续的，泥质岩呈指数曲线、砂质岩呈直线。
因此根据声波测井、密度测井资料或综合解释出的孔隙度曲线，观察其变化趋势即可作出有无剥蚀的判断。
当剥蚀量大于后沉积厚度时，可应用声波时差法估算泥页岩的压实趋势和计算剥蚀量的大小。
Φ1为埋深为h时的地层孔隙度Φ2为埋深为H时的地层孔隙度Φ0为埋深为0时的地层孔隙度上覆新沉积厚度没有掩盖下伏地层原来深度时的孔隙度（4）根据镜质体反射率(Ro)的突变求剥蚀量镜质体反射率是目前应用最广的有机质成熟度指标。
它是地温的一次函数，从而也同埋深有关。
在正常情况下，Ro值随深度的变化是连续的，渐变的，但有时发生突变。
出现这种异常情况的原因有多种：。
沉积岩中有再循环的镜质体；。
岩体中有局部热源等；。
地层缺失也是引起Ro值不连续在确定了Ro值的突变是地层受剥蚀而造成的以后，即可根据剥蚀面上、下Ro值的差计算被剥蚀的厚度。
•基本原理：在连续沉积的地层剖面中，镜质体反射率与深度的关系为一条连续的曲线；当存在较大的剥蚀面时，剥蚀面上下的反射率曲线发生不连续，根据剥蚀面上下镜质体反射率的差值可以大致估算剥蚀厚度－镜质体反射率反演法•采用单对数坐标作图，深度与lg （Ro ）成直线关系。
•在不整合面处成为两段不连续的直线。
•根据两段直线的斜率和不整合上下Ro 的差值可以估算剥蚀厚度估算剥蚀厚度的基本原理求最小剥蚀厚度求最大剥蚀厚度不整合面不整合面Ro （对数）Ro （对数）深度（m ）深度（m ）h minh max印度尼西亚一口井的反射率剖面，它表明中生界下沉速率比第三系慢，中生界地温梯度明显高于第三系。
第五章 盆地充填埋藏史分析53页PPT
2.几个主要参数的求取
①孔隙度----深度曲线 ②剥蚀量及其恢复
•测井法 •数值模拟法 •趋势面法 •地震解释法 •孔隙度趋势法 •RO不连续镜质体反射率法
①孔隙度与深度的关系
0
= 0
——
* exp(-CZ)
地表孔隙度；
C —— 压实系数。
②欠压实层孔隙度变化
分层分段处理—超压技 术
③次生孔隙度变化
前陆盆地为构造负荷引起的挠曲沉降， 其沉降曲线主体为迅速下沉，比伸展盆地热 冷却沉降的速率要高得多，常难以与高伸展 率的裂谷期盆地相区别。
（三）克拉通盆地沉降史曲线特征
成因较多，但多数情况下，沉积速率较 低，且稳定衰减。
பைடு நூலகம்
统计建摸
地层压力
静岩压力: p0 = D [(1 - )s + w ] g 静水压力: phy = D . w . g
地层压力: p = phy
地层压力
异常压力 异常低压 超压 压力系数
异常高压 过剩压力
压力梯度
地层压力分类
压力梯度，kPa/m
压力系数
< 9.28 9.28 ~ 10.41 10.41 ~ 13.58
3.沉降速率<充填速率：盆地处于超补偿状态
1. 沉积盆地的规模变化 2. 沉积建造序列和岩相序
列的变化
3. 有机质的保存和演化的 差异
烃源岩的发育与沉积盆地的沉降速率有密切关系
沉降速率最大的时期是烃源岩最发育的时期
沉降与充填速率的变化对断陷盆地的同生正断层也有控制 作 用
二、盆地的下沉机制
（－）压实过程中孔隙度的 变化
不考虑压实作用 对地层厚度的影 响－－－－－巴 布罗夫曲线图
热力学发展史 PPT课件
全称热动力学，是自然科学的一 个分支。它是研究热现象中物态 转变和能量转换规律的学科，其 中主要研究热量和功之间的转化 关系。
热力学主要是从能量转化的观点来研究
物质的热性质，它揭示了能量从一种形式 转换为另一种形式时遵从的宏观规律，不 涉及物质的微观结构和微观粒子的相互作 用。因此它是一种唯象的宏观理论，具有 高度的可靠性和普遍性。
在19世纪早期，不 少人沉迷于一种神秘机 械——第一类永动机的 制造，因为这种设想中 的机械只需要一个初始 的力量使其运转，之后 不再需要任何动力和燃 料，却能自动不断地做 功。直至热力学第一定 律发现后，第一类永动 机的神话才不攻自破。
热力学第一定律
在一个热力学系统内，能量可转换，即可 从一种形式转变成另一种形式，但不能自行产 生，也不能毁灭。一般公式化为：一个系统内 能的改变等于供给系统的热量减去系统对外环 境所作的功。即：ΔU = Q+ W
第一个阶段：17世纪末到19世纪中叶
此时期累积了大量的实验与观的结 果，并制造出蒸气机。
这一阶段的热力学还留在描述热力 学的现象上，并未引进任何的数学算式。
• 德国的斯塔尔提出热是一种燃素，后来荷兰的波哈维说热 是一种物质
• 虎克认为热是物质各部分激烈的运动，牛顿也认为热是粒 子的运动
• 俄国的克拉夫特提出冷水、热水混合的公式。1750年理奇 蒙也做了一系列热量测的研究，并改进克拉夫特的公式。 1755年，兰勃特将热量与温度的概念加以区别和澄清。
1760— 1830 年间的工业革命，有力地推动了生产 力的发展及社会的进步， 科技方面的成就也是空前辉 煌的。力学、热学、电磁学、光学及数学都有丰硕的 成果。特别是蒸汽机的发明和应用，直接促进了热机 理论的研究。
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5000 5 550
剥蚀地层
地质时间
0 5 10 15 20 25 A B C D E
E 5 (My)
现今地层 第j层沉积
A. D.Flavey和Ian Deighton(1981)在假定压实过 程中岩石骨架体积保持不变的条件下，提出下 列压实校正模型公式：
∫
D j + Hi ( D j ) Dj
+ H ( h) (1−φ ( z))dz = ∫ h (1−φ (z))dz h
压实作用 “回剥法” 恢复埋藏史 “超压法”恢复埋藏史 “平衡剖面法”
一、回剥法原理
现今 厚度 再剥 去 2层 剥去 3层
3层沉 积末期
3
1 2 3
2
1
2
1
回剥法恢复埋藏史示意图
1
沉积时间
沉 积 表 面 B A B C
地层 代号
岩性剖面 沉积时间
沉积岩层在沉积形
C B
A
10 (My)
成过程中，自下而上形 成了由老到新的一系列
地层 代号
岩性剖面 沉积时间
A
10 (My)
地质时间
0 5 10 15 20 B C D E B A A 25
B
8(My)
地层剥蚀
B
8(My)
被剥蚀 地层
C
12(My) 5 (My) 4 (My)
C
12(My) 5 (My) 4 (My)
D
D F
C D E
埋 藏 深 度
F
剥蚀地层
0 5 10 15 20 25 30
早期稳定 过剩层间水 纯蒙脱石 晚期突变 第三层间水 蒙伊混层 晚期紧密 最后层间水 纯伊利石
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1000
1000
2000
Ng
2000 2000
Ed 3000 Es 4000
K2-E
5000 3000 深 度 (m) 4000 深 度 (m) 3000
N
4000
N K2-E K1
K1
5000
黄骅坳陷港深28井声波时差、流体压力、孔隙度随深度变化关系
（据陈发景、田世澄等1989）
Athy 和 Hedberg(1936) 首先研究 了 泥 质沉积 物 的孔隙度 随 深度 变化的压实曲线， 认为在正常压实情况下孔隙度与深 度之间一般显示出指数关系，即：
11/16/2013
埋藏史恢复
目的： 分析古构造的发展与演化 评价烃源岩有机质在地质时期中的热演化程度
技术方法：
•Mckenzie的纯剪切法 •Airy地壳均衡法 •挠曲均衡法 •平衡剖面技术 •超压技术 •回剥技术
对盆 地或 剖面
考虑因素：
•构造与负荷沉降 •断裂事件 •地层压实作用 •剥蚀事件、沉积间断 •海平面与古水深
成 岩 环境
成 岩作用
砂屑、鲕粒、生屑沉积物
纤状、刃状文石、高镁方解石 胶结作用、大气淡水溶蚀作用 淡水方解石 胶结作用
孔隙 度(%)
0 20 40
主 要 成 岩 作 用 类 型
沉积期
压实、压溶作用 胶结作用 泥晶化作用 白云化作用 硅化作用 新生变形作用 溶蚀作用 破裂作用与充填作 用
第 一期海底胶结（纤状或 刃状方解石、马牙状方解 石）。 第 二期近地表淡水方解石 胶结（粉晶、细晶方解石、 共轴生长方解石）。 第 三期埋藏方解石胶结 （中、粗和巨晶方解石） 包裹体均一温度较高，一 般在100℃~180℃。
在欠压实阶段由于孔隙流体受到阻碍不能及时排出，孔 隙度与深度的变化关系偏离了正常压实的轨迹。 M.R.Giles 等（1998）针对欠压实的特征建立了欠压实 阶段孔隙度变化计算公式：
1 K δ max − eff −δ eff K'
∆t = φ∆t 0 + (1 − φ )∆t ma
φ=
式中
∆t − ∆t ma ∆t 0 − ∆t ma
压实作用 “回剥法” 恢复埋藏史 “超压法”恢复埋藏史 “平衡剖面法”
一、回剥法原理
现今 厚度 再剥 去 2层 剥去 3层
3层沉 积末期
3
1 2 3
2
1
2
1
回剥法恢复埋藏史示意图
1
沉积时间
沉 积 表 面 B A B C
地层 代号
岩性剖面 沉积时间
沉积岩层在沉积形
C B
A
10 (My)
成过程中，自下而上形 成了由老到新的一系列
孔 隙 压 力
压实作用与孔隙度变化规律
泥岩压实阶段及其特征
压实作用 脱水阶段 粘土矿物 排水量% 孔隙度% 地层压力 早期快速 孔隙水 纯蒙脱石 64.7 13.5 21.1 0.7 70~35 35~25 25~10 10~5 正常 正常 异常高压 正常
深 度
砂 页 岩 互 层
海 相 页 岩
欠 压 实 超 压 力 相
C沉 积 末 期
D F
沉积压实埋藏史示意图
2
11/16/2013
0
5
10
15
20
现今25
(My) A
“ 回 剥 法” 恢 复 埋 藏 史 示 意 图
5 (My) 地层 代号
B 5 (My) C 5 (My) D 5 (My) E 5 (My)
岩性剖面 沉积时间
A
10 (My)
地层剥蚀： 地层沉积与 抬升的时间 相同。
不同盆地砂岩的孔隙度随深度变化的关系
（据M.R.Giles等（1998 ）
6
11/16/2013
井深
(m)
声波时差
(
s/f )
1000
3
4
5
6
7 8 9100
2
层 位
四、碳酸盐岩的压实作用
重二 段
1200
重一 段
1400
砂岩
泥岩 凉高 山组 大安 寨组
雨水
流 淡 水 渗 淡 水潜 流
Mg /Ca <1
压实作用与孔隙度变化规律
声波时差
深 度0
(m)
(us/m) 100 300
流体压力
126 Q Nm
1
200
（对数）
(kg/cm 2)
孔隙度（% ）
（对数）
阿 参 1井 砂 岩 压 实 曲 线
100 1000 us/ m 0 100 0
阿 参 1井 泥 岩 压 实 曲 线
1000 us/ m
1000 Nm 2
近 地 表 浅 埋 藏 构造 抬升 剥蚀 中 深 埋 藏 构造抬升 褶皱 期
1
泥晶化作用
压实作用、重结晶作用 棘屑次生加大作用 溶蚀作用、 构造破裂 压溶作用、石 英交 代 深 部 溶蚀、 中粗 粒 方解石胶结作用 构造裂缝 、方解石 充填
残 余 晶 间 孔 、溶 蚀 孔 、 缝 颗 粒 灰 岩 ，孔隙 度 =2-6%
孔隙度=40%
地 层 厚 度 100m
孔 隙 流 体
40m
岩 石 骨 架
60m
沉积岩层厚度与岩石骨架、孔隙流体关系示意图
天然样品 A
HA
φ
HB
B
Z2A
孔隙水
HA
Z1A
hsA== hsB
Z2B HB Z1B
A
B
埋 深
粘土压实作用示意图
（据Terzaghi,1948)
等效样品
1
11/16/2013
VanHint(1978) 首次强调定量的压实校正的重要性。汪缉安、 熊亮萍等(1984)恢复华北地区的埋藏史时，把现今1500m厚度 的沙河街组分别按不同岩性压实校正与未经压实校正进行对 比，计算结果表明在东营组末和馆陶组末，经过压实校正的 古地温比未经校正者提高10～15℃，厚度可增加300～450m。 因此，在恢复埋藏史时，不能只凭现今地层剖面上各层厚度 进行逐层相减来求得，而必须考虑到压实作用的影响。 同一地层在不同埋藏深度下地层厚度 埋藏深度 (m) 平均孔隙度 (%) 地层厚度 (m) 50 50 1000 500 20 700 2500 10 600 5000 5 550
φ = φ 0 e δ max −eff e
式中
Байду номын сангаас
δ eff —有效应力；
K —随着围压增加而孔隙度减少的压缩系数；
∆t —声波时差（μs/m）；
∆t 0—孔隙水声波时差（μs/m）；
K ' —围压减小而引起弹性回弹的压缩系数；
δ max − eff —最大有效应力。
∆t ma—岩石骨架声波时差（μs/m）；
单井
分析地层在地质时期中经历的温度和压力条件
埋藏史恢复的技术方法
一、泥质沉积物（岩）压实作用原理
压实作用是指在上覆沉积负荷作用下沉积物 受到的挤压作用，它是使疏松的沉积物固结成 岩的主要作用之一。 压实作用的压力主要来自上覆沉积物重力和 水体的静水压力。因此，压实作用在地质时期 中长期持续的一种成岩作用。 它从沉积物埋藏开始一直可以继续到沉积 物埋深达9000米以上。在压实作用下沉积物的 孔隙流体不断排出、孔隙度不断减少，体积密 度不断增加。
第i层厚度
H i(h)
H i(Dj)
3
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时间 (Ma)
Tm Fn T4 T3 T2 T1
F4
F3
F2
F1
埋藏史恢复
一、地层压实校正 二、关键性参数 三、计算步骤
深度
回 剥 法 示 意 图
F3
F2
F1
沉积初期
F2
(m)
F1
F1
F4 F3 F2 F1
现今地层
孔 隙 度 （ 对 数 ） 正 常 压 实 — 静 水 压 力 相 混 合 压 实 — 混 合 压 力 相
地层 代号
岩性剖面 沉积时间
A
10 (My)
地质时间
0 5 10 15 20 B C D E B A A 25
B
8(My)
地层剥蚀
B
8(My)
被剥蚀 地层
C
12(My) 5 (My) 4 (My)
C
12(My) 5 (My) 4 (My)
D
D F
C D E
埋 藏 深 度
F
剥蚀地层
0 5 10 15 20 25 30
现今
(My) A
二、压实校正数学模型
同一地层在不同埋藏深度下地层厚度 埋藏深度 (m) 平均孔隙度 (%) 地层厚度 (m)
埋 藏 深 度
“ 回 剥 法” 恢 复 埋 藏 史 示 意 图
5 (My)
B 5 (My) C 5 (My) D 5 (My)
0 50 1000
500 20 700
2500 10 600
深 度 (km)
φ = φ 0 ⋅ e − c⋅ z
式中
孔隙度（%）
φ —孔隙度（%）；
φ0 —沉积初始孔隙度（%）；
不同盆地泥岩的孔隙度随深度变化的关系
（据M.R.Giles等（1998）
c
—压实系数（1/m）；
z —埋藏深度（m）。
5
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在正常压实阶段的压实曲线的编制方法，有直接测 量和间接测量两种。目前大多利用声波时差测井资料间 接求取孔隙度。根据Wyllie等人(1956，1958)大量试验 的结果，推断在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中， 孔隙度与声波时差值之间具有线性关系：