《热史分析》PPT课件.ppt

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1、第一节第一节 研究意义研究意义第二节第二节 研究内容研究内容第三节第三节 基本概念基本概念第四节第四节 基本方法基本方法第五节第五节 实例介绍实例介绍主要内容 盆地热和热历史分析是盆地分析中的一个重要内容，它不仅盆地热和热历史分析是盆地分析中的一个重要内容，它不仅是研究盆地形成和演化过程中，不同时期的古地温场和岩石的受是研究盆地形成和演化过程中，不同时期的古地温场和岩石的受热历史的一个有效手段，而且它可以为研究盆地成因、形成和演热历史的一个有效手段，而且它可以为研究盆地成因、形成和演化的深部过程提供重要信息。大量的研究成果已经表明它对油、化的深部过程提供重要信息。大量的研究成果已经表明它对油、

2、气的生成和聚集，以及对层控矿床的形成具有重要的意义。气的生成和聚集，以及对层控矿床的形成具有重要的意义。主要表现在以下几个方面：主要表现在以下几个方面：1 1）确定沉积盆地中有机质热演化的温度区间确定沉积盆地中有机质热演化的温度区间 2 2）确定沉积盆地中成岩作用的温度区间确定沉积盆地中成岩作用的温度区间 3 3）了解盆地中有机质的热演化过程了解盆地中有机质的热演化过程 4 4）了解盆地形成的深部作用过程了解盆地形成的深部作用过程 5 5）指导煤、油气勘探指导煤、油气勘探 6 6）指导金属矿产勘探指导金属矿产勘探 第一节第一节 研究意义研究意义 1 1）确定沉积盆地中有机质热演化的温度区间确定

3、沉积盆地中有机质热演化的温度区间 有机质是沉积盆地中对热最敏感的物质有机质是沉积盆地中对热最敏感的物质.有机质在有机质在热作用下热作用下,其物质组成和结构都将发生明显变化其物质组成和结构都将发生明显变化.一方一方面，有机质裂解脱氢作用形成石油和天然气；另一方面，有机质裂解脱氢作用形成石油和天然气；另一方面，有机质聚合增碳作用形成沥青化。在不同的温度面，有机质聚合增碳作用形成沥青化。在不同的温度作用下，有机质脱氢和增碳作用的强度是不同的。因作用下，有机质脱氢和增碳作用的强度是不同的。因此，通过对盆地的古地热场研究，可以确定有机质成此，通过对盆地的古地热场研究，可以确定有机质成熟度温度区间，从而判

4、断盆地油气勘探潜力。熟度温度区间，从而判断盆地油气勘探潜力。干酪根成因的烃类演化干酪根成因的烃类演化（据（据DurandDurand，19801980；Brooks Brooks 等，等，19811981）原岩中不同类型有机质的演化途径（据原岩中不同类型有机质的演化途径（据BrooksBrooks等等,1981,1981）2 2）确定沉积盆地中成岩作用的温度区间确定沉积盆地中成岩作用的温度区间 温度控制着沉积物中矿物的相互转化和新生矿物的形温度控制着沉积物中矿物的相互转化和新生矿物的形成。例如：随着温度的升高蒙脱石向伊利石转化；次生硫成。例如：随着温度的升高蒙脱石向伊利石转化；次生硫化矿物的形

5、成；矿物的次生加大和重结晶引起孔隙度减少化矿物的形成；矿物的次生加大和重结晶引起孔隙度减少和溶蚀引起次生孔隙形成等。和溶蚀引起次生孔隙形成等。3 3）了解盆地中有机质的热演化过程了解盆地中有机质的热演化过程 沉积盆地的演化和盆地中沉积物的聚集经历了漫长的沉积盆地的演化和盆地中沉积物的聚集经历了漫长的地质时期，通过热历史研究可以了解盆地中有机质的热演地质时期，通过热历史研究可以了解盆地中有机质的热演化过程。例如：在一套连续沉积的地层中，盆地的热演化化过程。例如：在一套连续沉积的地层中，盆地的热演化是连续的，整过热演化过程受盆地沉降速率的控制；在不是连续的，整过热演化过程受盆地沉降速率的控制；在不

6、连续沉积的地层中，盆地的热演化是不连续的，整个热演连续沉积的地层中，盆地的热演化是不连续的，整个热演化过程受盆地的沉积间断和抬升剥蚀的控制。化过程受盆地的沉积间断和抬升剥蚀的控制。4 4、了解盆地形成的深部作用过程、了解盆地形成的深部作用过程 盆地的形成演化，特别是裂陷盆地的形成演化与地壳深部的盆地的形成演化，特别是裂陷盆地的形成演化与地壳深部的热活动密切相关。因此，盆地中构造热活动密切相关。因此，盆地中构造热体制研究是解释盆地形热体制研究是解释盆地形成演化的一个非常重要的方面。例如：裂陷盆地具有高的古地温成演化的一个非常重要的方面。例如：裂陷盆地具有高的古地温场，前陆盆地具有较低的古地热场，

7、经研究发现这主要与地壳深场，前陆盆地具有较低的古地热场，经研究发现这主要与地壳深部地幔的活动有关。在地幔隆升部位由于热扩溶作用易于形成裂部地幔的活动有关。在地幔隆升部位由于热扩溶作用易于形成裂陷环境。陷环境。5 5、指导油气勘探、指导油气勘探 盆地热和热历史研究在油气勘探中是最为成熟的。因为，油盆地热和热历史研究在油气勘探中是最为成熟的。因为，油气的生成和消亡与有机质所受的热演化历史密切相关。地层中有气的生成和消亡与有机质所受的热演化历史密切相关。地层中有机质大量生成生物气的温度区间为机质大量生成生物气的温度区间为20-6020-60左右，石油生成温度左右，石油生成温度在在50-18050-1

8、80左右，湿气和干气生成温度在左右，湿气和干气生成温度在160-250160-250左右，一般左右，一般温度大于温度大于250250为油气生成下限。为油气生成下限。6.6.指导金属矿产勘探指导金属矿产勘探 AndersonAnderson等（等（19911991）将盆地视为巨大的天然热）将盆地视为巨大的天然热-化学反应器，化学反应器，这一反应器中最活跃的是热流体与岩石中有机物质和金属化合这一反应器中最活跃的是热流体与岩石中有机物质和金属化合物的相互作用。目前大量的研究实例已证明大多数层控低温热物的相互作用。目前大量的研究实例已证明大多数层控低温热液矿床都与盆地中活动热流体有关。热流体的长距离运

9、移和在液矿床都与盆地中活动热流体有关。热流体的长距离运移和在地层中的循环是层控低温热液矿床形成的主导因素。因此，通地层中的循环是层控低温热液矿床形成的主导因素。因此，通过盆地的古地温场研究，探讨成矿热流体的活动和驱动机制、过盆地的古地温场研究，探讨成矿热流体的活动和驱动机制、确定矿产形成的古温度窗，对指导层控低温热液矿床的勘探是确定矿产形成的古温度窗，对指导层控低温热液矿床的勘探是很有意义的。很有意义的。对内生矿床来说，可以服务于推测隐伏岩体。对内生矿床来说，可以服务于推测隐伏岩体。1 1 现今地热场研究现今地热场研究 2 2 古地热场研究古地热场研究 3 3 计算机定量模拟研究计算机定量模拟

10、研究 4 4 应用研究应用研究第二节第二节 研究内容研究内容 1.1.现今地热场研究现今地热场研究 今地热场研究今地热场研究 包括两个方面包括两个方面:即即地温场地温场和和大地热流大地热流。在地球内部在地球内部温度温度随深度的变化而变化。在正常情况下，由随深度的变化而变化。在正常情况下，由地球表面向深部温度是逐渐增高的，地温的增高率即为地球表面向深部温度是逐渐增高的，地温的增高率即为地温梯地温梯度度。能够实际地反映地球内部的地热状态。能够实际地反映地球内部的地热状态。大地热流大地热流是是地温梯度地温梯度和和岩石热导率岩石热导率的函数，它不受深度的的函数，它不受深度的影响。它反映了地球内部的实际

11、热流量。它主要由两部分热流影响。它反映了地球内部的实际热流量。它主要由两部分热流构成，一部分是地壳放射性元素衰变产生的热贡献，另一部分构成，一部分是地壳放射性元素衰变产生的热贡献，另一部分为深部热流的贡献。为深部热流的贡献。地温场地温场与与大地热流大地热流是密切相关的，高的大地热流区具有高是密切相关的，高的大地热流区具有高的地温场。的地温场。2.2.古地热场研究古地热场研究 利用各种地质温度计方法或计算机模拟恢复利用各种地质温度计方法或计算机模拟恢复某一地质时期盆地的古地温状况。对于一个特定某一地质时期盆地的古地温状况。对于一个特定盆地来说，可以以地层等时界面进行恢复，也可盆地来说，可以以地层

12、等时界面进行恢复，也可以以等深界面进行恢复。以以等深界面进行恢复。3.3.计算机定量模拟研究计算机定量模拟研究 不同类型盆地的古地温场演化模拟。不同类型盆地的古地温场演化模拟。盆地演化过程中最高古地温变化模拟。盆地演化过程中最高古地温变化模拟。由此，我们可以看出应用计算机定量模拟分由此，我们可以看出应用计算机定量模拟分析主要是解决盆地的热演化史问题。析主要是解决盆地的热演化史问题。4.4.应用研究应用研究 1)1)在煤、油气勘探中的应用在煤、油气勘探中的应用 2 2）在金属矿产勘察中的应用）在金属矿产勘察中的应用 3 3）在地质学中的应用）在地质学中的应用 大地热流（大地热流（Q Q）是指地球

13、内部单位时间内向地球表面单位是指地球内部单位时间内向地球表面单位面积上传递的热量，是地球内部热释放的主要形式，其单位面积上传递的热量，是地球内部热释放的主要形式，其单位为为mW/mmW/m2 2 或或HFUHFU，1HFU=11HFU=1微卡微卡/平方厘米平方厘米度度,1HFU=41.86,1HFU=41.86 mW/mmW/m2 2 岩石热导率（岩石热导率（K K）是表示岩石导热性能的大小，即沿热流是表示岩石导热性能的大小，即沿热流传递的方向单位厚度上温度降低摄氏传递的方向单位厚度上温度降低摄氏1 1度时单位时间内通过单度时单位时间内通过单位面积的热量。单位为瓦米位面积的热量。单位为瓦米度（

14、度（W/mk).W/mk).地温梯度（地温梯度（G G）是指沿地下等温面的法线向地球中心方向是指沿地下等温面的法线向地球中心方向单位距离上温度所增加数值，以单位距离上温度所增加数值，以/100m/100m或或/km/km表示。表示。第三节 基本概念 地温（地温（T T）是指地球内部某一深度处的温度是指地球内部某一深度处的温度-单位为单位为。地温场地温场 是一种物理场，是地温能量存在的空间和赋存是一种物理场，是地温能量存在的空间和赋存的基本形式。的基本形式。古地温古地温 是地球内部过去某一地质时期在某一深度的温是地球内部过去某一地质时期在某一深度的温度。度。古地温场古地温场 是指过去某一地质时期

15、的地温场，它们都是是指过去某一地质时期的地温场，它们都是用来表示过去某一地质时期岩石的受热状态。用来表示过去某一地质时期岩石的受热状态。热源热源 地球内部通过岩石的热传导以及岩浆、火山和温地球内部通过岩石的热传导以及岩浆、火山和温泉等不同形式向地表传递和散失的热。一般将热源分为三种，泉等不同形式向地表传递和散失的热。一般将热源分为三种，即幔源热、放射性元素产生的热与岩浆热。即幔源热、放射性元素产生的热与岩浆热。第四节第四节 基本方法基本方法 现今地热场研究方法现今地热场研究方法1)1)大地热流测量大地热流测量2)2)通过钻井的井温测量获得地温梯度；对地层岩石的通过钻井的井温测量获得地温梯度；对

16、地层岩石的热导率进行测量，然后应用大地热流与地温梯度和岩石热热导率进行测量，然后应用大地热流与地温梯度和岩石热导率的关系：导率的关系：3)3)Q=-K*Q=-K*dtdt/dz dz 4)4)计算大地热流。计算大地热流。5)5)在地表使用热流计直接测量大地热流，然后根据地在地表使用热流计直接测量大地热流，然后根据地震资料或地层岩石组成确定地层热导率，计算地温梯度。震资料或地层岩石组成确定地层热导率，计算地温梯度。古地温场研究的基本方法古地温场研究的基本方法 目前，沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计。目前，沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计。低温地质温度计主要有以下五种：低温地质温度计主要有

17、以下五种：镜质体反射率镜质体反射率(R(Ro o)；自生成岩矿物；自生成岩矿物；矿物流体包裹体；矿物流体包裹体；磷灰石裂变径迹；磷灰石裂变径迹；牙形石色变指数。牙形石色变指数。各种方法相互对比，相互验证与相互补充是完善沉积盆各种方法相互对比，相互验证与相互补充是完善沉积盆地古地温研究的必经之路。地古地温研究的必经之路。1 1、利用镜质体反射率恢复古地温、利用镜质体反射率恢复古地温 镜质体反射率的基本概念：镜质体反射率的基本概念：镜质体镜质体 是高等植物木质素经生物化学降解、凝胶化是高等植物木质素经生物化学降解、凝胶化作用而形成的凝胶体再经煤化作用形成的一种有机作用而形成的凝胶体再经煤化作用形成

18、的一种有机显微显微组分组分。镜质体是煤的主要组成成分。镜质体是煤的主要组成成分,也是沉积物中分散有也是沉积物中分散有机质的主要成分机质的主要成分.普遍存在于普遍存在于晚古生代晚古生代以后的地层中以后的地层中.镜质体反射率镜质体反射率 即在显微镜下测定的镜质体表面反射即在显微镜下测定的镜质体表面反射光强度与入射光强度的比率，通常在煤光片中用油浸物光强度与入射光强度的比率，通常在煤光片中用油浸物镜下测得的反射率镜下测得的反射率(R(Ro o)表示。最常用的参数主要有表示。最常用的参数主要有:镜质镜质体最大反射率体最大反射率(R(Ro omaxmax )和镜质体平均反射率和镜质体平均反射率(R(Ro

19、 om m)镜质体反射率的两个重要特性：镜质体反射率的两个重要特性：1 1）镜质体反射率）镜质体反射率是其达到最高温度时以及该温度所持续是其达到最高温度时以及该温度所持续时间的函数，高的温度和短的持续时间，低的温度和长的持时间的函数，高的温度和短的持续时间，低的温度和长的持续时间可形成相同的镜质体反射率。续时间可形成相同的镜质体反射率。2 2）具有不可逆性。）具有不可逆性。根据这两个重要特性，地层中的镜质体反射率变化具有根据这两个重要特性，地层中的镜质体反射率变化具有下列规律：下列规律：1 1）镜质体反射率随地层埋藏深度的增加而增加；）镜质体反射率随地层埋藏深度的增加而增加；2 2）在相同温度

20、作用下，老地层中的镜质体反射率要高于）在相同温度作用下，老地层中的镜质体反射率要高于新地层中的镜质体反射率；新地层中的镜质体反射率；3 3）在特殊热源体附近，镜质体反射率由热源向外逐渐降）在特殊热源体附近，镜质体反射率由热源向外逐渐降低；低；4 4）即使地层由深部抬升到浅部，但镜质体反射率则保持）即使地层由深部抬升到浅部，但镜质体反射率则保持不变。不变。镜质体反射率的测定镜质体反射率的测定1 1）样品的制备）样品的制备 如果是煤样品，可直接粉碎、胶结成型和抛光。如果是煤样品，可直接粉碎、胶结成型和抛光。如果是岩石样品，有两种方法，一种是将岩石样品直接做成如果是岩石样品，有两种方法，一种是将岩石

21、样品直接做成光片（岩石中有机质含量较高）；另一种是将岩石样品进行酸处光片（岩石中有机质含量较高）；另一种是将岩石样品进行酸处理，使有机质浓缩，制成干酪根，再用树胶粘结和抛光（岩石中理，使有机质浓缩，制成干酪根，再用树胶粘结和抛光（岩石中有机质含量较低）。有机质含量较低）。2 2）测定）测定 仪器：仪器：显微光度计显微光度计 方法：方法：采用统计平均，由于镜质体随热演化程度增高，其光采用统计平均，由于镜质体随热演化程度增高，其光学异性增强，因此，统计测量点数对高成熟有机质要多。采用国学异性增强，因此，统计测量点数对高成熟有机质要多。采用国际和国内标准。际和国内标准。影响镜质体反射率的因素 1 1

22、）温度、时间和压力）温度、时间和压力 2 2）有机质聚集的沉积环境条件）有机质聚集的沉积环境条件 3 3）镜质体类型）镜质体类型 4 4）在热演化过程中受液态烃类污染）在热演化过程中受液态烃类污染 5 5）地层中的异常高温、高压）地层中的异常高温、高压 6 6）光片的抛光质量）光片的抛光质量 另外，在对岩石中分散有机质进行测定时，一定要注意另外，在对岩石中分散有机质进行测定时，一定要注意异地再循环镜质体。异地再循环镜质体。镜质体反射率随深度的增大而增大镜质体反射率随深度的增大而增大古地温推算方法：早期的Karwell图解法 该图解是最早建立的并广泛应用的理论图解。Karwell（1955）通过

23、对煤的模拟实验得到有机质成熟度、温度和受热时间的关系。后经Bostic（1971）和Teichmuller（1971）用镜质体反射率指标校正后得到广泛的应用。KarwilKarwil有机质成熟度、温度和受热时间关系图有机质成熟度、温度和受热时间关系图有机质成熟度、温度和受热时间关系图有机质成熟度、温度和受热时间关系图 Hood Hood法：法：HoodHood等（等（19751975）提出的反映有机变质程度与温度和）提出的反映有机变质程度与温度和受热时间的一种模式。在这个模式中，有机变质程度用有机变质标受热时间的一种模式。在这个模式中，有机变质程度用有机变质标尺（尺（LOMLOM）标定，受热时

24、间取有效受热时间（）标定，受热时间取有效受热时间（T Teffeff），即温度不低于），即温度不低于最高古地温最高古地温1515范围内的受热时间。并建立了有机变质标尺范围内的受热时间。并建立了有机变质标尺（LOMLOM）与镜质体反射率等成熟度指标的关系。）与镜质体反射率等成熟度指标的关系。有机质变质标尺有机质变质标尺有机质变质标尺有机质变质标尺(LOM)(LOM)(LOM)(LOM)与其它有机质成与其它有机质成与其它有机质成与其它有机质成熟度指标的关系熟度指标的关系熟度指标的关系熟度指标的关系据据HoodHood等等19751975其它方法其它方法TTITTI拟合计算法拟合计算法RoydenR

25、oyden，MiddletonMiddleton和和FalveyFalvey拟合计算法拟合计算法化学动力学模拟法化学动力学模拟法LercheLerche拟合计算法拟合计算法以上这些方法在沉积盆地古地温测定方法及其应用以上这些方法在沉积盆地古地温测定方法及其应用一书中有比较系统的介绍。一书中有比较系统的介绍。2.2.利用沉积自生矿物推测古地温利用沉积自生矿物推测古地温 沉积自生矿物沉积自生矿物 是指沉积物在成岩过程中由沉积物自身转是指沉积物在成岩过程中由沉积物自身转化形成的新矿物。化形成的新矿物。在沉积盆地中主要研究两类自生矿物：在沉积盆地中主要研究两类自生矿物：粘土矿物和沸石类矿物粘土矿物和沸

26、石类矿物 这两类自生矿物在沉积盆地中这两类自生矿物在沉积盆地中广泛分布广泛分布,它们的成岩演化与热作用密切相关。它们的成岩演化与热作用密切相关。粘土矿物粘土矿物 属含水硅酸盐矿物，其晶体结构主要为层状。一属含水硅酸盐矿物，其晶体结构主要为层状。一些富含水粘土矿物，例如：蒙脱石在深埋藏成岩作用中，分阶些富含水粘土矿物，例如：蒙脱石在深埋藏成岩作用中，分阶段脱去层间水，同时，阳离子段脱去层间水，同时，阳离子K K+、CaCa2+2+、MgMg2+2+、FeFe2+2+等进入层间或等进入层间或结构中，使蒙脱石最终转变为伊利石或绿泥石族矿物。结构中，使蒙脱石最终转变为伊利石或绿泥石族矿物。沸石类矿物沸

27、石类矿物 属含水的架状硅酸盐矿物，晶格比较松弛。沸属含水的架状硅酸盐矿物，晶格比较松弛。沸石矿物可以由火山玻璃蚀变而成，也可以化学沉淀方式形成于石矿物可以由火山玻璃蚀变而成，也可以化学沉淀方式形成于盐、碱湖相中。也可通过碱质溶液交代铝硅酸盐矿物的方式形盐、碱湖相中。也可通过碱质溶液交代铝硅酸盐矿物的方式形成。成。在碱性环境的沉积成岩过程中，凝灰质沉积物首先形成斜在碱性环境的沉积成岩过程中，凝灰质沉积物首先形成斜发沸石。随着埋深增加和温度升高，斜发沸石转变为方沸石或发沸石。随着埋深增加和温度升高，斜发沸石转变为方沸石或片沸石，继而转变为浊沸石或钠长石。片沸石，继而转变为浊沸石或钠长石。通过大量的

28、研究表明，蒙脱石转变成伊利石具有一通过大量的研究表明，蒙脱石转变成伊利石具有一定的埋藏深度和范围，蒙脱石定的埋藏深度和范围，蒙脱石-伊利石系列矿物可用作标伊利石系列矿物可用作标定沉积岩成岩作用程度和古地温的比较好的指标。定沉积岩成岩作用程度和古地温的比较好的指标。日本学者青柳宏一（日本学者青柳宏一（AoyajiAoyaji）（）（19791979）和风间利荣）和风间利荣（KazamaKazama）（）（19801980）等通过对日本新生代盆地粘土矿物）等通过对日本新生代盆地粘土矿物和沸石类矿物成岩的分带研究，标定了自生矿物分带的和沸石类矿物成岩的分带研究，标定了自生矿物分带的温度，并据此推测盆

29、地的古地温和地层剥蚀厚度。温度，并据此推测盆地的古地温和地层剥蚀厚度。日本新生代盆地泥质沉积物中粘土矿物、沸石类矿物和氧日本新生代盆地泥质沉积物中粘土矿物、沸石类矿物和氧化硅系列矿物成岩转变时所需的温度和最大埋藏深度化硅系列矿物成岩转变时所需的温度和最大埋藏深度蒙脱石蒙脱石/伊伊-蒙混层蒙混层温度为温度为102102；伊伊-蒙混层蒙混层/伊利石伊利石温度为温度为137 137；火山玻璃火山玻璃/斜发沸石斜发沸石温度为温度为56 56；斜发沸石斜发沸石/方沸石或片沸方沸石或片沸石石温度为温度为116116；方沸石方沸石/浊沸石浊沸石温度为温度为138 138；非晶质氧化硅非晶质氧化硅/方英石方英

30、石温度为温度为4545；方英石方英石/低温石英低温石英温度为温度为6969；我国也广泛开展了自生矿物成岩变化的研究，主要配合油气勘探，着重研究了含油气盆地中自生矿物的组合特征、成岩变化规律及其与油气的关系，取的了比较好的效果（王行信、辛国强，1980，闵育顺，1975，1983）。松辽盆地白垩系粘土矿物纵向演化阶段与有机质松辽盆地白垩系粘土矿物纵向演化阶段与有机质演变的关系演变的关系（据王行信、辛国强，（据王行信、辛国强，19801980）南海北部湾盆地涠西南凹陷湾南海北部湾盆地涠西南凹陷湾-2-2井粘土矿物相对含量的纵向变化井粘土矿物相对含量的纵向变化3 3）利用牙形石色变指数（）利用牙形石

31、色变指数（CAICAI）测定古地温）测定古地温牙形石色变指数的基本概念：牙形石色变指数的基本概念：牙形石牙形石 是一种形体还不清楚的海相动物的硬质微体是一种形体还不清楚的海相动物的硬质微体化石，广泛分布于寒武纪至三叠纪海相地层中，在海相化石，广泛分布于寒武纪至三叠纪海相地层中，在海相碳酸盐岩地层中尤为丰富。碳酸盐岩地层中尤为丰富。牙形石色变指数牙形石色变指数CAICAI（Color Alteration IndexColor Alteration Index）是是在双目实体显微镜下，根据牙形石的颜色色度标定的颜在双目实体显微镜下，根据牙形石的颜色色度标定的颜色变化指数。色变化指数。为什麽牙形石

32、色变指数可作为推算古地温的参数？为什麽牙形石色变指数可作为推算古地温的参数？1 1）具有演化快，并随温度增加其具有演化快，并随温度增加其颜色颜色发生规律性变化的发生规律性变化的特点，其不同的颜色与一定的特点，其不同的颜色与一定的温度温度和和有效持续时间有效持续时间是对应的，是对应的，即，即，颜色热变与温度和受热时间成函数关系颜色热变与温度和受热时间成函数关系。2 2）通过牙形石的加热实验表明，牙形石的颜色变化具有通过牙形石的加热实验表明，牙形石的颜色变化具有不可逆性不可逆性。这主要是因为牙形石的微细孔隙中含有有机质，有机质这主要是因为牙形石的微细孔隙中含有有机质，有机质随温度作用而发生碳化作用

33、，使其颜色随受热温度和时间的随温度作用而发生碳化作用，使其颜色随受热温度和时间的增加而相应的由原色（浅黄）变成褐色，以至黑色；在高温增加而相应的由原色（浅黄）变成褐色，以至黑色；在高温条件下，由于其中的固定碳挥发，牙形石腿色成乳白色及透条件下，由于其中的固定碳挥发，牙形石腿色成乳白色及透明无色。明无色。美国地质学家美国地质学家EpsteinEpstein等（等（19771977）最先在对阿巴拉契亚）最先在对阿巴拉契亚盆地奥陶系盆地奥陶系石炭系牙形石颜色研究中就发现牙形石的颜色变石炭系牙形石颜色研究中就发现牙形石的颜色变化直接与化直接与埋深埋深和和持续的埋藏时间持续的埋藏时间有关。我国的牙形石色

34、变指数有关。我国的牙形石色变指数研究是从研究是从19791979年开始的（将武，年开始的（将武，19801980，周希云，周希云，19801980）。主要）。主要对我国古生代对我国古生代中生代海相地层进行了研究，取得了大量成果。中生代海相地层进行了研究，取得了大量成果。牙形石色变指数的优点：牙形石色变指数的优点：1 1）分析和鉴定比较简单；）分析和鉴定比较简单；2 2）它主要实用于碳酸盐岩地层，而在这些地层中往往镜）它主要实用于碳酸盐岩地层，而在这些地层中往往镜质体非常稀少，因此，它是镜质体反射率的一种补充。质体非常稀少，因此，它是镜质体反射率的一种补充。牙形石色变指数的测定牙形石色变指数的测

35、定 首先用甲酸或乙酸将其从碳酸盐岩中分离出来（牙形石首先用甲酸或乙酸将其从碳酸盐岩中分离出来（牙形石的无机成分主要为磷酸盐矿物），的无机成分主要为磷酸盐矿物），1 1）在双目实体显微镜下进行鉴定；）在双目实体显微镜下进行鉴定；2 2）采用比色标准进行确定。）采用比色标准进行确定。EpsteinEpstein等（等（19771977）根据野外牙形石颜色和加热实验的资）根据野外牙形石颜色和加热实验的资料与料与MunsellMunsell土壤色谱的对比，将牙形石颜色分为土壤色谱的对比，将牙形石颜色分为8 8级。级。牙形石颜色分级表牙形石颜色分级表(据据EpsteinEpstein等，等，1997)1

36、997)在鉴定在鉴定CAICAI时，应注意的几个问题：时，应注意的几个问题：1 1）观测条件尽可能保持不变，）观测条件尽可能保持不变，2 2）同一单位或同一地区样品尽可能由同一人鉴定，便于）同一单位或同一地区样品尽可能由同一人鉴定，便于减少人为误差；减少人为误差；3 3）注意区分再沉积牙形石；）注意区分再沉积牙形石；4 4）尽可能选取类同的岩性进行）尽可能选取类同的岩性进行CAICAI分析和鉴定。含泥质分析和鉴定。含泥质较多的灰岩中的牙形石颜色比纯灰岩中的稍深，白云岩中更较多的灰岩中的牙形石颜色比纯灰岩中的稍深，白云岩中更浅。浅。牙形石牙形石CAI-CAI-古地温阿雷尼乌斯坐标图古地温阿雷尼乌

37、斯坐标图（EpsteinEpstein等，等，19771977）校正后的牙形石校正后的牙形石CAI-CAI-古地温阿雷尼乌斯坐标图古地温阿雷尼乌斯坐标图 磷灰石是沉积盆地中常见的重矿物，它通常含有痕量的铀杂质。其中的238U原子核以恒定速度自发裂变，每次裂变生成的裂变碎片对以很大的速度背向运动，在所经路线上使磷灰石晶体的原子发生电离和激发，留下一条细长的辐射损伤区，其宽度仅为1m 的万分之一。在高倍的电子显微镜下才能观察到它们（王世成，1998）。由于辐射损伤区内材料的化学反应能力大于未受辐射损伤区的材料，因此，在稀硝酸溶液中，沿线性辐射损伤区的蚀刻速度明显大于垂直方向，因而生成圆锥形的蚀坑，

38、这样在光学显微镜下就可以观察到。4)利用磷灰石裂变径迹研究盆地热演化特征 裂变径迹能够作为一个重要的古温标，主要是因为裂变径迹具有随温度增加，径迹密度增加和长度缩短，直到完全消失的特性，这一特性被称为“退火”。磷灰石裂变径迹发生退火的温度范围（退火带）为70一125C，当最高温度达到70C时，磷灰石裂变径迹开始缩短，当最高温度达到125C时，径迹完全消失。这个温度范围与烃类成熟，石油大量生成所需的温度范围是一致的。因此，它是指示含油气盆地油气生成的一个理想古温标。当最高温度达到当最高温度达到7070 C C时时，磷灰石裂变径迹开始缩短。，磷灰石裂变径迹开始缩短。当最高温度达到当最高温度达到12

39、5125 C C时时，径迹完全消失。，径迹完全消失。持续加热过程，径持续加热过程，径迹长度对称分布，迹长度对称分布，随温度增高，长度随温度增高，长度缩短，分布变宽缩短，分布变宽（曲线（曲线A A、B B和和C C）。）。冷却过程，径迹长冷却过程，径迹长度分布不对称。有度分布不对称。有一个由短径迹组成一个由短径迹组成的尾部（曲线的尾部（曲线E E）。）。双锋分布表明早期双锋分布表明早期热事件没有超过退热事件没有超过退火带的下限温度火带的下限温度（曲线（曲线D D）。）。磷灰石裂变径迹与有机质古温标的一个重要磷灰石裂变径迹与有机质古温标的一个重要差别在于裂变径迹具有可逆性，径迹的长度分布差别在于裂

40、变径迹具有可逆性，径迹的长度分布随温度的变化而变化。随温度的变化而变化。裂变径迹不仅是一个很好古温标，而且它包裂变径迹不仅是一个很好古温标，而且它包含了径迹形成的时间信息，因此，大大提高了地含了径迹形成的时间信息，因此，大大提高了地质热历史研究的定量程度。质热历史研究的定量程度。5.5.计算机定量模拟研究计算机定量模拟研究 热历史模拟方法可归纳为两大类热历史模拟方法可归纳为两大类:岩石圈尺度的构造岩石圈尺度的构造热演化正演模拟热演化正演模拟 盆地尺度的古温标反演模拟盆地尺度的古温标反演模拟 岩岩石石圈圈尺尺度度的的构构造造热热演演化化正正演演模模拟拟是是一一种种地地球球热热力力学学方方法法,是

41、是根根据据地地热热传传递递原原理理和和盆盆地地的的演演化化特特征征恢恢复复盆盆地地的的热热演演 化化 史史。目目 前前 应应 用用 比比 较较 广广 泛泛 的的 是是 McKenzieMcKenzie模模 型型。McKenzieMcKenzie（19781978）提提出出的的均均匀匀扩扩张张模模式式得得到到比比较较广广泛泛的的应应用用。在在该该模模式式中中描描述述了了岩岩石石圈圈对对拉拉伸伸作作用用的的基基本本响响应应，把把拉拉伸伸盆盆地地的的沉沉降降分分解解为为同同裂裂陷陷期期和和裂裂后后期期沉沉降降。提提出出了了拉拉伸伸指指数数（值值）的的重重要要概概念念，确确定定了了拉拉伸伸指指数数与与

42、盆盆地地沉沉降降和和盆盆地地热热流演化的定量关系。流演化的定量关系。盆盆地地尺尺度度的的古古温温标标反反演演模模拟拟的的方方法法较较多多，包包括括盆盆地地古古地地温温的的拟拟合合计计算算（随随机机反反演演法法）、盆盆地地热热演演化化史史（古古地地温温梯梯度度法）、盆地底部热流史（古热流法）和磷灰石裂变径迹法。法）、盆地底部热流史（古热流法）和磷灰石裂变径迹法。古温度场古温度场是以正常是以正常递增的样递增的样式从下到式从下到上变化的上变化的 1 最大埋深处地温在2400C以上;2下第三系地层主体处在2600C1600C的范围内;3 松涛凸起区都表现出了具有较高地温梯度 4 盆地的构造格架与地温分

43、布关系不大济阳坳陷中新生代古地温梯度演化图济阳坳陷中新生代古地温梯度演化图（据杨绪充，（据杨绪充，19881988）建立地质模型，然后将地质模型转换成建立地质模型，然后将地质模型转换成数学模型，并编制成计算机软件。数学模型，并编制成计算机软件。第五节第五节 实例介绍实例介绍1 1）在油气勘探中的应用）在油气勘探中的应用济阳凹陷宁济阳凹陷宁3 3井烃类热演化图井烃类热演化图生油门限生油门限:Ro=0.5%,Ro=0.5%,深度为深度为28002800米米;生油高峰生油高峰:R Ro o=0.9%1.3%,=0.9%1.3%,深度为深度为4000-53004000-5300米米;主要生油带主要生油

44、带:Ro=0.5%1.3%,Ro=0.5%1.3%,深度为深度为2800-53002800-5300米米联邦德国北部石炭系的镜质体反射率分布图联邦德国北部石炭系的镜质体反射率分布图根据钻孔地层中的分散有机质所测定的镜质体反射率根据钻孔地层中的分散有机质所测定的镜质体反射率联邦德国北部下白垩统的镜质体反射率分布图联邦德国北部下白垩统的镜质体反射率分布图根据钻孔地层中的分散有机质所测定的镜质体反射率根据钻孔地层中的分散有机质所测定的镜质体反射率联邦德国北部布腊姆舍侵入体引起的热力变质作用联邦德国北部布腊姆舍侵入体引起的热力变质作用中、上扬子区上二叠统至下三叠统牙形石中、上扬子区上二叠统至下三叠统牙

45、形石CAI-CAI-古地温等值线图古地温等值线图油苗和油油苗和油井主要分井主要分布在布在120120古古地温等值地温等值线以下；线以下；气苗和热气苗和热变沥青主变沥青主要分布在要分布在120 120 古古地温等值地温等值线以上。线以上。2 2）在金属矿产勘探中的应用）在金属矿产勘探中的应用右江盆地煤及分散右江盆地煤及分散有机质镜质体反射有机质镜质体反射率分布图率分布图金矿床主金矿床主要分布在要分布在古地温高古地温高于于200200o oC C的区域。的区域。右江盆地古地温场特征右江盆地古地温场特征右江盆地古地热场结构特征右江盆地古地热场结构特征3 3）在地质学中的应用：）在地质学中的应用：确定

46、不整合面的存在，确定不整合面的存在，估算地层剥蚀厚度估算地层剥蚀厚度 当一个剖面或一个钻孔当一个剖面或一个钻孔中，在可能存在的不整合面中，在可能存在的不整合面附近，测定其地层中的镜质附近，测定其地层中的镜质体反射率，若上、下层位的体反射率，若上、下层位的镜质体反射率相差很大，而镜质体反射率相差很大，而又没有异常热的作用，可进又没有异常热的作用，可进一步证实不整合面的存在。一步证实不整合面的存在。并可根据镜质体反射率的差并可根据镜质体反射率的差值，估算地层的剥蚀厚度。值，估算地层的剥蚀厚度。印尼某油井剖面主要不整合面印尼某油井剖面主要不整合面附近镜质体反射率的不连续性附近镜质体反射率的不连续性

47、首先根据研究区首先根据研究区域有代表性的钻孔域有代表性的钻孔确定镜质体反射率确定镜质体反射率随深度变化的曲线。随深度变化的曲线。这种比较这种比较-建立建立在各地区的古地温在各地区的古地温梯度的变化、对比。梯度的变化、对比。澳大利亚几个盆地区的深度澳大利亚几个盆地区的深度镜质体反射镜质体反射率曲线对比图率曲线对比图萨尔地区克萨尔地区克鲁格许特鲁格许特2 2号钻孔中逆号钻孔中逆掩断层引起掩断层引起的煤化作用的煤化作用曲线迁移曲线迁移（据（据DambergerDamberger等，等，19641964）研究钻井剖面中的断裂和和露头区大的推覆构造研究钻井剖面中的断裂和和露头区大的推覆构造瑞士阿尔卑斯山

48、海尔微带卢塞恩湖瑞士阿尔卑斯山海尔微带卢塞恩湖罗伊斯河谷罗伊斯河谷示意横剖面中示意横剖面中RmRm值的分布值的分布（据（据FreyFrey等，等，19801980）以镜质体反射率、重力和磁力值为基础绘制的以镜质体反射率、重力和磁力值为基础绘制的VlothVloth地块的剖面图地块的剖面图盆地古地温场恢复的主要意义盆地古地温场恢复的主要意义 1 1）确定盆地中有机质热演化的温度区间，了解有）确定盆地中有机质热演化的温度区间，了解有机质的受热历史；机质的受热历史；2 2）确定盆地的地热状态；）确定盆地的地热状态；3 3）进行盆地热演化史分析，以便了解盆地深部的）进行盆地热演化史分析，以便了解盆地深部的作用过程；作用过程；4 4）指导油气和金属矿产勘探。）指导油气和金属矿产勘探。总总 结结