热史分析

（二）古温度 1．热导率影响 长石和某些粘土并未显示出温度对热导率这样明显的影响，因 此压实作用的影响可能占主要地位。粘土－水混合物（页岩）的 热导率由于压实随深度迅速变化，而长石－水混合物，因为其压 实与砂类似，热导率随深度增加得非常缓慢（图9．2b）。
（二）古温度 1．热导率影响 因此，沉积层的总热导率可认为是由孔隙流体热导率和颗粒热 导率两部分组成。人们建立了总体热导率的经验公式：
（二）古温度 3．水流的影响 沉积盆地的温度有时受通过区域蓄水层的热对流影响，这样的 过程可引起供水区的地表热流异常地低，和泄水区的地表热流异 常地高。美国的 Great平原和Alberta盆地的热流分布已按该方式 得到解释。Luheshi等（1986）对Alberta盆地，通过利用盆地的渗 透率和热导率结构，解释了流体流动泄水点处温度的上升及边缘 山地供水区温度的降低（图9．4）。模拟结果表明，温度的分布 主要受古生代之上的对流的控制，而前寒武系的热流可简单地解 释为传导。Andreus－Sped等人（1984）同样也发现，在北海断陷 内的深部水循环可能是受断层构型控制的。 这说明，一维传导热流模型有时并不能很好地预测有些盆地的 实际热流。受影响最大的盆地几乎都为边缘上升的内陆盆地，如 前陆盆地和一些克拉通内裂谷及凹陷。
一、概述
2．地球动力学模型－－正演模拟
裂谷盆地是目前研究得最多的一类盆地，已建立了适用于 这种盆地的多种地球动力学模型，如 McKenzie（1978）的岩石 圈瞬时均匀拉张模型、Hellinger等（1983）提出的双层拉张模 型以及为描述裂谷盆地玄武岩岩墙的发育对盆地热状态的影响 而提出的岩墙侵人模型（Roeden等，1980）等等。前陆盆地的 形成与前陆区岩石圈的挠曲有关，岩石圈的挠曲刚度是描述挠 曲变形的重要参数，它是随深度变化的。在上地壳，岩石呈脆 性变形，在下地壳岩石是脆韧性变形，在岩石圈深部则是塑性 变形。具体的地球动力学模型有热弹性流变模型（Karner等， 1983）和粘弹性流变模型（Willet等，1985）。拉分盆地的形成 主要与走滑作用有关，可用拉张盆地的模型（Royden，1985）。
一、概述
2．地球动力学模型－－正演模拟
由于不同类型盆地的形成机制不同，它所经历的构造热演 化过程也不相同。在研究盆地热史时，应建立或使用不同的地 球动力学模型。然而，盆地的演化过程是极其复杂的，即使是 同一类型的盆地，其演化特征也往往有明显差别。目前的地球 动力学模型都经过了大量的简化，同时参数的不确定性又给模 拟结果带来了很大的不确定性，甚至有时用两种模型对同一盆 地进行模拟会得出截然相反的结论（Lerche等，1984）。
一、概述
3．古温标法－－反演模拟
热史正演模拟的地球动力学方法属于在岩石圈尺度上 对盆地热史的模拟，一般比较粗略。近年来又发展了在盆 地尺度上对其热史进行研究的方法，这就是所谓的古温标 法。古温标法是利用盆地内部沉积物提供的古温度信息结 合盆地地层的埋藏历史来反演盆地的热历史。盆地沉积物 内这类能够提供古温度信息的物质及相应的指标称为古温 标或热指标。目前常用的古温标包括镜质体反射率、磷灰 石裂变径迹、粘土矿物、生物标志化合物、流体包裹体测 温、牙形石色变指数和39Ar／40Ar等。近年来，随着古温 标动力学模型的发展，古温标不仅可以用于确定盆地的最 高古地温，而且也可以用来反演盆地的热历史。
二、原理
（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）
研究表明，深度（压力）本身对有机质成熟度的影响 并不十分重要，最重要的因素是温度和时间。其中温度是 首要的控制因素。 温度与化学反应之间的关系由阿累尼乌斯方程给出：
K＝Aexp(－Ea/RT)
其中 K－－反应速度；
A－－常数，有时称为频率因子，它是给定无限高温 度时K所能达到的最大值；
二、原理
（二）古温度 影响沉积盆地内温度的各种不同的“内部因素——（1）热导 率变化；（2）内热生成；（3）沉积物内的对流／平流热传递等。 1．热导率影响 大陆内部温度随深度（地热）的分布是由导热传递确定的。热 流量（Q）和温度梯度间的关系由富利叶定律给出。该定律表明 ，热流量（Q）与温度梯度通过一个系数K联系起来的，K称为热 导率。如果温度的两个量－－深度（h)处的温度Th 和在表面(h=0 ）的温度(T0)已知，付立叶定律可表示为： Q＝K（Th－T0）／h 整理得： Th＝T0＋（Q＊h)/K 这里我们先忽略沉积层内部产生的热
（二）古温度 1．热导率影响 Th＝T0＋（Q＊h)/K 忽略岩性的暂时变化，则沉积物的热导率由于埋藏时孔隙的减 小而作为深度的函数发生变化。上式可修改为： Th＝T0＋Q[(h1/K1)＋(h2/K2)＋(h3/K3)＋……] 其中h1 到hn是热导率为K1到Kn的各层的厚度，而h1＋ h2＋ h3＋ …等于h。 假设孔隙度与深度间呈指数关系：φ＝φ0exp(-c×h) 则热导率与深度也呈与指数有关的变化，其关系为： K＝Kd－[(Kd－K0)exp(-γ×h)] 其中Kd 为沉积剖面深处的热导率， K0 为沉积上界面处的热导率 ，而γ对一个给定剖面是一个常数。由于K随深度而发生变化，温 度梯度也必然随深度变化以保持恒定的热流。如果现今热流可由 井中测得的热导率及地表和底部井眼温度算得，则可以求任何深 度处的温度。如果再假设古热流随深度为一常数，就可恢复任意 选定地层的热史。
二、原理
（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程） t 成熟度积分：
c A exp( Ea / RT )dt C0
0
成熟度积分经简化后：
TTI 2
0
t
[ T ( t ,h ) 105 ] / 10
dt
式中：T(t,h)－－地层经历的温度史，随时间和埋深变化，0C；
t－－地层埋藏时间，Ma； Lopatin(1971)最早建立了R0与TTI的关系式，Waples（1980） 接受了其思想，并研究对比了R0与TTI的关系，然后对Lopatin方 法进行修改，使之更为实用。下表就是Waples（1980）根据世界 上有代表性的31口井的402个样品统计出来的R0与TTI的对应关系
（二）古温度 1．热导率影响 如果岩性和孔隙中充填的流体已知，便可算得热导率。热导率 取决于格架矿物（石英、长石、碳酸钙等）和孔隙中充填流体的 类型与容积（通常为水）。格架热导率，基质热导率和孔隙流体 热导率都取决于温度。图9．2a所示为温度梯度为30C／km，地表 温度为200C时含孔隙充填水的石英质砂岩有效热导率的变化。有 效热导率几乎不随深度而改变。这是因为温度升高造成的石英颗 粒热导率降低补偿了压实作用增加热导率的影响。
二、原理
（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程） 阿累尼乌斯方程： K＝Aexp(－Ea/RT)
温度增加的累积效应（对时间）可由成熟度积分来计算：
由反应速度对时间积分得：
c A exp( Ea / RT )dt C0
其中：C－－成熟度；
0
t
C0－－在沉积时刻（t＝0）有机质原始成熟度； T－－随埋藏时间和深度变化的温度函数T(h,t)。 因此，如果去压实的埋藏史、整个时间内的热流、沉积物及基 底的热导率均为已知或可以假设的话，任意指定层的成熟度积 分都是可以计算出来的。
Ea－－活化能； R－－通用气体常数；
T－－绝对温度（OK）。
二、原理
（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程） 阿累尼乌斯方程： K＝Aexp(－Ea/RT)
为反应速度－温度之间的指数定律。
即：反应速度随温度按指数增长。
当温度上升10℃时（如50℃－60℃），反应速度升高一倍。
但反应速度增加的速率随温度继续上升而减缓，在温度200℃时， 温度每增加10℃，反应速度仅升高0．4倍。 很明显，温度和时间都影响有机质成熟度。 当含有机质的沉积物变老时生油门限变得较浅；生油门限深度 与地层年龄的对数相关；提供了佐证（见图9．1）。
KK
(1 ) s
Kw K Ks ( ) Ks
w
其中,Ks和Kw分别为沉积颗粒和水的热导率，φ为孔隙度，这 种关系非常有用。
（二）古温度 2．沉积物内生热的影响 沉积物中放射性衰变产生的热会显著地影响沉积盆地内的热流 （RybaCh，1986）。尽管所有自然存在的放射性同位素都产生热 ，但显著的部分来自铀和钍的衰变系列和 40K。产热量随岩性而变 化，通常在蒸发岩和碳酸盐岩中的产热量最低；在砂岩中为低至 中等；在页岩和粉砂岩中较高；在黑色页岩中极高。
盆地热史分析
第一节 概述与原理
一、概述
1．影响因素
现代油气成因理论和油气勘探实践证明，地温是控制 油气生成、运移和聚集的重要因素之一。沉积盆地的热历 史控制着盆地内烃源岩的热演化以及油气生成过程、赋存 状态和分布规律。近20年来，盆地热史的研究越来越受到 地质学家特别是石油地质学家的重视，盆地热史研究的理 论和方法也得到了迅速的发展。
三、各类盆地的地温和古温度标志 古地温史的三种主要类型： ①标准或近标准古地温史的盆地；
②低于标准（低温）古地温的盆地；
③高于标准（高温）古地温的盆地。 （1）老的被动大陆边缘盆地当今地温梯度约为25～30℃／km （刚果为27℃／km，加蓬为25℃／km，美国墨西哥海湾地区为 25℃／km。其镜质体反射率剖面显示，RO在3km处大约0. 5，曲 线形状几乎成直线。所以，这些成熟边缘具近标准的地温梯度。
（二）古温度 4．井中测量地层温度 由井中得到的地层温度可用于热模型以计算沉积剖面的地温梯 度及底热流。井眼温度在每次测井时被温度计记录下来。因为钻 井液的循环往往使地层冷却。因此要利用在一套测井曲线中连续 测井记录到的温度来分析温度，恢复到原始地层温度值。 这些温度可绘在赫诺型曲线图上。 温度恢复图的形式如图9．5中墨西哥海岸区的一个实例所示 。每次测井测量的温度是按（tc＋Δ t)／Δ a绘制， 其中：tc为冷却时间，它是从温度计所测地层被钻通直至钻 井泥浆循环停止时的泥浆循环持续时间。 Δ a为热恢复时间，它是泥浆循环结束到测井达到井底位置处 的时间。 完全恢复的或稳定的地层温度Tf可通过坐标外推得到， 这里tc＋Δ t)／Δ a ＝l。