热史及生烃史分析

㈠地球化学方法恢复古地温
地质温度计和温标：对温度敏感，受温度作用后的结果是不可逆 的，某一物化性质仅受温度控制且温度范围较宽，在岩石中分布广 泛。 镜质体反射率Ro 固体沥青反射率 自生成岩矿物 常用的温标： 矿物包裹体 磷灰石裂变径迹 生物标志物异构化 牙形石色变指数
1. 镜质体反射率法 （和固体沥青反射 率）
在沉积盆地的热史研究中，对热传导往往作如 下假设： •在一个给定时间内，地温只沿垂直地表方向发 生变化 •一定范围内（如同一岩层）的介质是各向同性 的固体，及在所有方向上以及点与点之间的温 度变化都是连续的
根据热力学第二定律： 一个密闭系统内部的温度差将随着时间的推移 而均一化 设介质的热导率为k，则单位时间内流过单位面 积的热流量（q）为：
2. 磷灰石裂变径迹（AFT)
基本原理
裂变径迹。通过一定的方法可在不同显微镜下观察到。 裂变径迹的稳定性和连续性 •与238U含量成正比 •由于沉积盆地的形成时间小于238U的半衰期6.99×1017 年），238U含量是稳定的 •同一岩石样品中径迹形成速率为常数。 裂变径迹在不断形成，不同的径迹产生于热史的不同阶 段。————可重建较精确的热史。 磷灰石的径迹具有退火特性。退火温度范围：50~125℃。
4、地温梯度
G=((Tz-Ts)/(Z-h*))*1000 G—地温梯度，℃/ km Z----测温点的深度，km Tz---地下深度为Z处的温度 Ts----地表恒稳带的温度 h*----地表恒稳带的深度 可以用油井的测温资料求现今地温梯度，但要校正
（三）沉积盆地的热状态
三、沉积盆地热史恢复的基本方法
•对于层状岩石，单层内部的热导率可以看作各向同性的， 但层之间差别较大。
•根据一维稳态热传导原理，同一时刻盆地中某一点自下 而上的热流应该是个定值。
Q=ki . (dT/dZ)
•因此，同一时间、同一地点地温梯度的纵向变化主要由 岩石的热导率的不同引起。 •根据地温梯度可以求出热导率：并联和串联两种方式
㈡地球热力学方法恢复热史
1. 只考虑热传 导的 Mckenzie法----适用于拉 张型盆地
（二）地温场的有关概念 地温-----指地下岩石中各点的温度值 地温场——某一瞬间地下温度的空间分布 岩石的温度在介质中分布状况与空间和时间四维 坐标有关 T=f(x,y,z,t) 稳态地温场——场内各点的温度不随时间而变化 非稳态地温场——场内各点的温度随时间而变化 地质历史时间某一时刻的地温场为稳态场 地质历史时期的地温场为非稳态场
( Ei / RTk ) 2 + a1( Ei / RTk ) + a 2 I ik = Tk A exp( − Ei / RTk )[1 − 2 ( Ei / RTk ) + b1( Ei / RTk ) + b 2
式中，A 频率因子，其值为1*1013S-1 Ei 活化能，kcal/mol； R 气体常数，1.986cal/（mol*K）； a1，a2，b1，b2为常数。
统计表明，油田储量与热流关系密切
石油储量与地温梯度关系密切
地温梯度： 高值区 >4.0
石油储量密度 比中值区高9倍 比低值区高120倍
天然气储量密度 比中值区高5.6倍 比低值区高28倍
中值区2~4
低值区<2
对于油气的生成而言，时间因素可以补偿地温 的不足
地热对沉积盆地的成岩作用也具有很大的影响
Fk = ∑ f i {1 − exp[ −( I ik − I ik −1 )(t k − t k −1 ) /(Tk − Tk −1 )]}
i =1
20
式中，fi 第 i种反应的权系数，I = 1， 2，。。。，20； Iik 见下式； tk 某地层底界的第k个埋藏点的埋藏时间，Ma； Tk 某地层底界的第k个埋藏点的古温度，0C。
杨万里（1984）
•运用Ro、埋藏点的受热时间，获得经受的古温度的图版
Ro----TTI关系模型
t----地层埋藏时间，Ma T(t)----地层经历的温度史，℃
t
TTI =
∫2
0
T ( t ) − 105 10
dt
在化学反应中，温度每增加10 ℃，反应速度约增加1倍 在固定的温度范围内，时间长短对反应结果有影响。
进入生油窗80℃，石油大量生成100~140 ℃，凝析油140~180 ℃，干气160~250 ℃
应用包裹体恢复古地温的几个条件
a) 包裹体在成岩过程中形成的相对时间 b) 含包裹体岩石所经历的埋藏史和构造史 c) 包裹体中流体的相态、成分、压力——温度性质
4、粘土矿物转化法 5. 牙形石色变指数法
• 最大温度模型 • Ro----TTI关系模型 • 化学动力学模型
最大温度模型
影响沉积物有机质成熟度的两个因素——时间和温度 中，加热时间的影响是有限的。故Байду номын сангаасo是经历的最高温度的 单一函数，加热时间可以忽略。 指数关系： Ro=a exp(bTmax) a , b----待定系数，不同地区取不同值 Tmax——经历过的最大地温，℃ Baker,Pawlewicz(1986): Ro= exp(0.0078Tmax-1.2) 李雨梁（1990）: Ro=0.1589 exp(0.010546Tmax)
二、地温场及沉积盆地的热状态
太阳辐射热 外部热源（宇宙热源） 地球的热源 潮汐摩擦热 宇宙射线 陨石坠落产生的热能 放射性衰变热 内部热源（行星热源） 地球转动热 地球残余热 重力分异热
（一）地球内部的热能 地球内热的主要来源是放射性元素的衰变热 主要的放射性元素是 U、Th、K ，岩石的生热率 大小取决于它们含量 U、Th、K大部分集中于偏酸性的岩浆岩中，且 主要集中于地壳及地幔顶部 变质岩中产热率随变质程度的增高而降低，沉积 岩产热率很低
Welte和Yukler(1981):
Ro=1.301Lg(TTI)-0.5282
石广仁等(1989,1996) 认为在不同地区或不 同地层中，Ro和TTI 有不同关系。
Easy%Ro 模型（化学动力学模型）
Easy%Ro 模型（化学动力学模型）： Burnham 和 Sweeney （1989） 提出了镜质体反射率Ro 计 算的化学动力学模型，其反应活化能采用频带分布，即将Ro的 成熟过程视作为若干个平行反应，并通过实测数据建立了Ro与 降解率之间的关系（VITRIMAT模型）。1990年进行了简化改进， 称 Easy%Ro 模型。 Ro = exp（-1.6 + 3.7 * Fk） 其中，Fk 第K个埋藏点化学动力学反应程度（降解率）
3、岩石的热导率 定义：单位时间内流过单位面积的热量与地温梯度 之比。
k =
Q * dt dZ ⋅ A ⋅t
k—热导率，W/(m.k)或W/(m.℃) Q*---热量,mJ dT/dZ----温度梯度， ℃/km A----面积，m2; t---时间，s
不同岩石和介质具 有不同的热导率。
岩石热导率与岩石 的成分、结构、含 水性、温度和压力。 层状岩石的热导率 具有各向异性的特 征，顺层面热导率 大于垂直方向。 孔隙度和含水量对 岩石热导率有较大 影响。
•地热的构造意义在于它是促使盆地沉降的驱动 力
有机质热解成烃的地球化学过程， 有机质热解成烃的地球化学过程，实质 上就是由地热能转化为油气热能的过程， 上就是由地热能转化为油气热能的过程， 即吸热反应过程。 即吸热反应过程。油气所具有的内能既包 含了有机质从生物能继承下来的能量， 含了有机质从生物能继承下来的能量，又 包含了新增加的所吸收的地热能。 包含了新增加的所吸收的地热能。
•对于岩性差别较大的层状岩层地区 dT/dZ是变化的。由于穿过所有 水平岩层的热流相等，深度为Z处的温度为：
dZ T ( Z ) = Ts + Q ∫ 0 k (t ) Z T ( Z ) = Ts + Q ∑ k
Z
Z---地下埋深，km T(Z)----为Z点的温度，℃ Ts------外推的地表温度， ℃ k----Z深度的热导率，W/(m. ℃) Ts、Q可以根据测点的温度、深度和热导率按照最小二乘法求得。
第六章 盆地热史和生烃史分析
一、地热与油气 二、地温场及沉积盆地的热状态 三、沉积盆地热史恢复的基本方法 四、油气生成基本理论 五、含油气盆地烃源岩评价 六、油气生成史的定量计算
一、地热与油气
地温是控制油气生成和聚集的重要因素之一 统计表明，油田储量与热流关系密切 石油储量与地温梯度关系密切 地热对沉积盆地的成岩作用也具有很大的影响 盆地的古地温与盆地的沉降发育历史有关 地热是沉积盆地向油气盆地转化的关键因素。地热与地质时间 的综合就是沉积盆地的热演化史
dT q = −k ⋅ dZ
q-热流强度，mw/m2 k-热导率，w/(m.℃) dT/dZ---温度梯度（地温梯度）， ℃/km 单位时间内通过地壳和盆地单位横截面积的 热量，称为大地热流（强度） 热量，称为大地热流（强度）
2、大地热流 大地热流—在单位时间内以热传导方式从地球表 面单位面积散失的热流量 按照前述假设，并定义从内部往外流的大地热流 是正值，观察点在地史中某一时刻的大地热流值为：
dT Q (t ) = − k ⋅ dZ
Q(t)-某一时刻(t)的大地热流，mw/m2 k-热导率，w/(m.℃) dT/dZ---垂向温度梯度， ℃/km
根据一维稳态热传导的原理，在地史中某一时 刻的地温场可看作稳定的地温场，即通过岩石介质 各点的大地热流量是相等的。因此对于给定地区， 或平面上的某一井点，可以根据垂向热流相等的原 则来处理地热问题。不同地区的热流值不同，并随 着地史演变而变化。这是地史模拟中必须遵循的原 则。 现今的大地热流值是通过测定地壳不同深度的温 度和测量段内各种岩性的热导率求取的。
Ro法正演热史的过程 a) 重建地层埋藏史（包括剥蚀史） b) 给定地温史（地温梯度史或热流史），结合 埋藏史算出各地层的古地温场 c) 利用上述三个模型之一，计算各层的Ro史 （理论Ro史） d) 用实测地层现今Ro和理论Ro（现今点）进行 对比。如结果拟和很好，则认为给定的地温 史为实际经历地温史。否则，重复b) ,c)直到 符合为止。
在沉积盆地热史分析中不能用现今热导率取代地 史过程中的热导率——孔隙度和含水量随地质时期 不同而在变化。 k(Z)=(kf)φ. (ks) 1-φ
k(Z)---任一深度Z的热导率，W/(m.℃） kf----孔隙流体的热导率，W/(m.℃） ks-----骨架颗粒的热导率，W/(m.℃） φ-----地下孔隙介质的孔隙度，由埋藏 史分析得到
1、地热的传递
热的传递方式：传导、对流、辐射。 热辐射只在地温>500℃才起作用。 热对流出现的必要条件是地下水循环，只出现在有 热液活动的断裂带或火山活动区域。 热传导是盆地内热传递的主要方式。 地壳是由固态岩石组成的，故热传导是其主要方式。 沉积盆地的热能主要以传导传热方式进行。 由于温度差的存在，热量从温度高的地方向温度低 的地方转移的现象称为热传导。
AFT参数及其热史意 义
1) 裂变径迹年龄 随着埋深的增加及裂变径 迹退火程度的增加，径 迹年龄逐渐减小。
2) 平均裂变径迹长度 随埋深加大：平均径迹长度减小 3) 径迹长度分布：范围变大，标准偏差增大
AFT退火动力学模型
利用AFT模拟热史
3、矿物包裹体分析法
矿物包裹体 矿物包裹体的描述参数：气/液比、大小、颜色、 形态、分布、数量。 包体测温的均一化方法（一般需要进行压力校 正） 刘德汉统计：
热史的恢复就是恢复地质历史时期中的古地温场 热史分析的基础是地史模型
地球化学方法 恢复热史的方法 地球热力学方法 上述两种方法的结合
地球化学法：也称温标法。根据地质温度计热史模型计 算热史。 地球热力学方法：采用热力学模型（如 Mckenzie 法， Flavey法）对热史进行计算，但其结果往往没有办法进行 检验。在有些地方不同的热史模型甚至得出的结论相反。 但在缺乏现今地温资料的地区仍然有意义。 结合法是反演技术，即根据已知的盆地今地温，反演出 该盆地的热流史和地温史，并要求其与地球化学资料（如 Ro等）相符。