沉积盆地热演化史研究方法

沉积盆地热演化史研究方法盆地热演化史研究方法很多，主要有地球动力学模型法及古温标法两类。

一、地球动力学模型法地球动力学模型法是通过对盆地形成和发展过程中岩石圈构造（伸展、减薄、均衡调整、挠曲形变等）及相应热效应的模拟（盆地定量模型），获得岩石圈热演化史（温度和热流的时空变化）。

不同类型的盆地，具有不同的热史模型，根据已知或假定的初始边界条件，通过调整模型参数，使得模型计算结果与实际观测的盆地构造沉降史相拟合，从而确定盆地底部热流史；进而结合盆地埋藏史，恢复盆地内地层的热演化历史。

不同类型的盆地由于其形成的地球动力学背景和成因机制的差异，导致盆地演化过程的不同。

因而描述其构造热演化过程的数学模型也是不同的，P．A．Allen和J．R．Allen（1990）在其论著中对岩石圈伸展作用形成的盆地、挠曲盆地及与走滑变形有关的盆地的热史模型都作过详细地论述。

（一）伸展盆地伸展盆地是目前研究较广泛、研究程度较高的盆地类型，裂谷、拗陷、拗拉槽和被动大陆边缘是其基本样式。

在地壳和岩石圈伸展、减薄作用下形成，其主要的构造热作用过程包括：岩石圈的伸展减薄、地幔侵位、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载相关的均衡调整。

裂谷是地壳中的拉张区，现代裂谷具有负的重力异常、高热流值和火山活动等特征，表明在深部存在某种热异常。

裂谷分主动裂谷与被动裂谷两种类型。

1978年McKenzie研究了被动裂谷或机械伸展模型的定量结论后，提出了瞬时均匀伸展模型。

该模型假定地壳和岩石圈的伸展量是相同的（即均匀伸展）；伸展作用是对称的，不发生固体岩块的旋转作用。

因此，这是纯剪切状态。

构造沉降主要取决于伸展量、伸展系数（β）以及初期地壳与岩石圈的厚度比值。

该模型可概括如下：①拉张盆地的总沉降量由两部分组成：其一是由初始断层控制的沉降，称为初始沉降，它取决于地壳的初始厚度及伸展系数β；其二是岩石圈等温面向着拉张前的位置松驰，从而引起的热沉降，热沉降只取决于伸展量的大小；②模拟结果表明，断层控制的沉降是瞬时性的，而热沉降的速率随时间呈指数减小，这是由于热流随时间减小的结果。

McKenzie（1978）提出了计算初始沉降、热沉降和地表垂直热传递的数学表达式，奠定了伸展盆地定量模型和模拟研究的理论基础。

该模型已成功地应用于北海盆地和各种大陆架。

但是Slater等（198）在有些地区发现：实际地壳伸展和初始沉降量要比McKenzie。

模型预测的小得多，同样热沉降值要比根据McKenzie模型的伸展系数p预测的值大得多。

尽管如此，McKenzie（1978）的均匀伸展模型仍然是进一步研究更为复杂得多的地壳变形的基本出发点。

Jarvis和McKenzie（1980）发现，只要裂谷作用持续时间小于20Ma，适用一维的均匀伸展模型得到的计算结果与实际观测值非常接近。

但是，许多沉积盆地似乎都经历了一段很长的裂谷期，裂谷期持续时间远远超过20Ma。

如巴黎盆地，裂谷期持续时间接近60Ma。

在很长的裂谷发育时期内，可能有大量的横向热量损失，这个问题在McKenzie（1978）的经典模型中未加考虑。

此后又有人根据地壳和壳下岩石圈的伸展量不同，提出了非均匀连续伸展模型（Row 一Ley 和Sahagian，1986）。

这种模型认为，壳下岩石圈比地壳的伸展范围大，从而导致裂谷翼部上隆。

伸展作用可以是非对称性的，Wernicke（1981，1985）提出了非对称性的伸展模型，该模型认为岩石圈的伸展作用可以通过一个巨大的贯穿整个岩石圈的低倾角带来实现。

这样一个剪切带可以把伸展作用从一个地区的上地壳中转移到相邻一地区的下地壳或地馒岩石圈中。

尽管Wernicke剪切带模型可以解释在拉伸作用下构造样式的不对称性问题，但对于在空间上热沉降与断层控制的沉降发生重叠的盆地的形成机制，它却难以解释。

如果裂谷作用持续到伸展量临界值，则出现被动大陆边缘和扩张中心。

被动大陆边缘的特征是发育裂谷期后沉积的向海洋方向加厚的楔形沉积体c这种大规模裂谷期后沉降作用的原因可以是沉积物载荷、深部矿物相变（从辉长岩到榴辉岩相）、韧性下地壳向海洋方向的蠕变流动作用以及岩石因减薄引起的热收缩作用等。

在被动大陆边缘的演化过程中，可能有多种机制在起作用。

不过，对于各种机制来说，岩石圈伸展后随之又发生冷却这个基本模型是分析被动大陆边缘沉降作用的出发点。

提出的均匀伸展模型、软流圈物质的熔离作用(melt segregation）模型及随深度变化的伸展模型对于大陆边缘裂谷期后的热沉降来说都适用，说明初始裂谷机制对沉降作用的影响随时间逐渐消失。

均匀伸展模型不能说明洋壳形成问题及陆壳向洋壳过渡的性质。

岩浆熔离模型中岩石因受热程度要比简单均匀伸展模型大一些。

岩浆熔离模型或随深度变化的伸展模型都能很好地解释大陆边缘、陆棚边缘的早期隆升史。

（二）其它类型盆地克拉通盆地是结构最为简单但对其成因又不甚明了的盆地。

其成因主要有地壳伸展、热衰减、克拉通边缘的构造负荷、板内应力、欠补偿质量等。

在地壳伸展热沉降方面与孤后盆地及大陆裂谷盆地相似。

克拉通盆地往往表现出阶段性沉降的特点，热沉降仅适用于盆地发展的某些阶段。

前陆盆地发生于挤压构造环境，与洋壳俯冲消减直至陆一陆或弧一陆碰撞作用有关。

Dickson（1974）按成因将前陆盆地分为两类：一类为周缘前陆盆地；另一类为弧后前陆盆地。

这两类盆地都位于克拉通岩石圈上，其成因与构造活动带的地壳缩短有关。

前陆盆地形成的主要控制因素为这冲带的构造负荷、盆地沉积物负荷以及在造山过程中形成的地壳内部水平挤压力。

前陆盆地的具体模型有Karner等（1983）提出的热弹性流变模型及Willett等（198）提出的粘弹性流变学模型。

热弹性模型可以解释挠曲与热史之间的关系，而粘弹性流变学模型则能够解释岩石圈抗刚度随加载作用时间的变化关系。

走滑盆地的沉积作用与重要大断裂的走向滑动相伴随。

陆内剪切平移非常普遍，走滑盆地成为一种常见的盆地类型。

走滑盆地的一种常见类型是拉分盆地，根据力学与沉降史来划分，有两种主要类型的走滑盆地：一类是影响到地幔的走滑盆地，它们可以看作是“热”盆地，如潘农盆地；另一类为“薄皮”走滑盆地，它们可以看作是“冷”盆地，如维也纳盆地。

在走滑盆地中，热力学和沉降模型没有很好地建立起来，这主要是由于它们的构造历史复杂，在与岩石图变薄有关的盆地中，由于伸展过程中热流通过盆地周边的侧向损失，统一的均匀伸展模型在应用中要作一定的修改。

其它盆地形成于与地幔无关的薄皮伸展带，这些盆地温度低且缺乏发育良好的伸展期后热沉降。

地球动力学法的优点是能够把握区域大地热流演化的总趋势和预测无钻井地区地层的热史。

但由于盆地演化及结构极为复杂，确定盆地成因类型和选择有关参数具有很大的不确定性，因而这种方法往往比较粗糙，将现有的盆地定量模型用于局部地区时预测的精度也较低。

二、古温标法古温标法种类颇多，包括镜质组反射率法、生物标志物立体异构化法、包裹体法、磷灰石裂变径迹法、氧同位素法、粘土矿物转变法等。

以下重点介绍几种常用的方法。

（一）镜质组反射率法镜质组反射率作为有机质成熟度指标被广泛地应用于盆地综合分析和油气地质研究中。

应用镜质组反射率研究盆地热史方法很多，现今应用的模型主要有以下6类：①Price （1983），Barker和Pawlewicz（1986）仅将镜质组反射率作为温度的函数模型；②Hdri （1975）和Bostick（1978）和Barker（1989）将时间结合进去作为经验性的方法模型；③An－tia(1986)和Wood （1988）将镜质组反射率作为单一活化能的阿伦尼乌斯一级化学反应模型；④Lerche（1984）和Waples （198）将镜质组反射率作为阿伦尼乌斯一级化学反应模型，具有单一活化能，但活化能是温度的函数；⑤Larter（1988）将镜质组反射率作为平行的阿伦尼乌斯一级化学反应模型，其活化能具高斯分布；⑥Sweeney等（1990）提出的Easy 模型，将镜质组反射率作为一系列平行的阿伦尼乌斯一级反应，用活化能的一个分布模拟镜质组的所有反应，包括脱水、CO2，CH4及更大分子量烃类的裂解。

Easy法可应用于R。

在0.3％～4.5％的范围内，加热速率从实验室条件下(1℃周)、岩浆侵人（l℃／d）到各种地质环境（10 ℃／100a～l℃／Ma）。

’以上6类镜质组反射率模型分析中，①，②类模型是经验性的，在应用于地质情况时，常被用于最大古地温的粗略估计。

模型①是Barker和Pawlewicz利用世界上35个地区600 多个腐殖型有机质的平均镜质组反射率Rm及其对应的最大温度Tmax，建立的回归方程InR m＝0.0078 Tmax－1.2，用来估算最大温度，此回归方程相关系数r＝0.7，表明R m与Tmax。

具有十分密切的相关性。

地质研究表明，有机质成熟度在经历大约1～10Ma的时间后达到稳定。

在有机质成熟度达到稳定后，增加有效加热时间并不能增加有机质的成熟度。

而他们研究的盆地体系大约90％在小于最大古地温15℃的范围内，经历了大于106年的时间，因而足以使有机质热成熟度达到稳定。

因此可用Rm确定最大古地温。

方法①具有统计规律，是经验性的，不失为一种最为简单的估算热史的方法，使用时要注意其应用条件。

模型②的缺陷至于，实际应用时最大古地。

及有效受热时间难。

确定。

模型③和④也是经验性的，也有局限性，主要是由于单一反应不能很好地模拟温度和加热速率分布很广的复杂反应（Braun和Burnhan，1987）。

关于Lerch等（1984）和Armagnac （1989）的方法，将活化能看作是温度的函数是不常见的。

由Lopatin （197）提出的时间一温度指数TTl法，后经Waples（1980）的进一步发展，使这一方法得到了广泛地应用。

迄今为止，不少有机质成熟作用史的模拟仍然沿用了TTI法的计算思路。

TTl法是建立在经验统计关系的基础上，假定温度每增加10℃，干酪很热降解速率增加1倍，但缺乏理论根据。

TTl法基本假设是将有机质成熟作用视为一级反应过程，实际上已知存在多级反应内容。

TTl法视不同类型有机质近似同一，仅能较好的适用于腐殖煤，对不同源岩则误差较大。

因此由于地质条件、母质构成的差别，不同地区的R。

与Thl的关系必然不同。

在实际应用中，对于快速沉降的盆地，TTI法过低地估计了有机质的成熟度，对于缓幔沉降的盆地，它又过高地估计了有机质的成熟度。

⑤类模型中Larter（1988）正确地应用了活化能分布的化学动力学方法，这表明R。

是温度和时间的函数，温度比时间更为重要。

但他的模型由于仅依靠R。

与化学变化的相关关系，因而是有局限性的，化学变化发生在生油窗范围内，R。