地质过程中的定量方法与计算技术 地温场与热史恢复共98张课件.ppt

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1、地温场与热史恢复,石油有机成油论,干酪根有机成油论,有机质未成熟,60-180摄氏度,油裂解为气,小于60摄氏度,大于180摄氏度,生成石油,地温场与热史恢复石油有机成油论干酪根有机成油论有机质未成熟6,地温场与热史恢复,地温场的一般知识,不同盆地类型地温场及演化特征,热史重建,构造热演化法,古温标法,结合法,地温场与热史恢复地温场的一般知识不同盆地类型地温场及演化,地温场的一般知识,1. 热源,A 地幔热源（60%），变化性,B 放射性元素生热 (40%), 稳定性(10Km厚结晶岩表层),C 其他热源，随机性（火山作用，构造作用，化学热）,2. 热源的传输持续时间,据 Lachenbruc

2、h 的估算：对于100 km的岩石圈，一般热传输持续时间为50-100 Ma，因此，岩石圈具有相对较高的热惯性，背景热状态持续的时间可与含油气系统的寿命期相当，所以，确定现今热状态作为起点，反推解释油气形成时的可能热状态通常是合理的。,t=r2/4a，a=32,地温场的一般知识1. 热源A 地幔热源（60%），变化性B,大陆,地壳,软流圈,大洋,岩石圈,中间层,相界,低速带,莫霍面,100,500,厚度（km ),地球的主要分层及其流变学分界(Allen,1990),大陆地壳软流圈大洋岩石圈中间层相界低速带莫霍面100500厚,地温场的一般知识,3. 地温场的形成机制,A 热传导型地温场（控制

3、区域地温场）,B 热对流型地温场（增温型，冷却型），造成局部异常,C 热辐射对地温场的影响：只影响地表温度,依靠物体中的微观粒子的热运动传递能量的过程叫热传递,由于流体从空间某一区域移动到另一温度不同的区域时，发生的能量转移的过程,由电磁波来传递能量的方式叫热辐射,地温场的一般知识3. 地温场的形成机制A 热传导型地温场（控,地温场,稳态地温场,非稳态地温场,如果地温场中各点的温度不随时间而变化，则称其为稳态地温场,如果地温场中各点的温度随时间而变化，则称其为非稳态地温场,仅用简单的数理模型即可进行定量描述和计算,数理模型复杂，不一定有解析解，只有数值解,地温场稳态地温场非稳态地温场如果地温场

4、中各点的如果地温场中各,地幔,增温带（内热带）,恒温带（中性带）,变温带（外热带）,地表,主要受太阳辐射的影响而发生的日变化、月变化、年变化等,地球内热和太阳辐射热的平衡地带，一般很薄，可视为一个面,主要受地球内热的影响。一般而言，越向深处，温度越高,地表浅层的温度场结构,地幔增温带（内热带）恒温带（中性带）变温带（外热带）地表主要,地温场的一般知识,4. 地温场的描述参数 a. 地温（T）和地温梯度（GradT） b. 岩石热导率（岩石的导热能力） 实测或估算，估算用以下公式： k(z) = (kf) (ks)1- 式中， kf 孔隙流体的热导率 ks 岩石骨架的热导率 C. 热流（热导率与

5、地温梯度的乘积）,地温场的一般知识4. 地温场的描述参数,地温梯度：,G：为地温梯度； T：为深度为H出的温度 ； To：为地表平均温度（或恒温层）； H：为深度 。,大地热流：,K：为热导率； dT/dH ：为地温梯度；单位为毫瓦/平方米（mw/m2），这是目前国际通行的单位，它与以前的热流单位HFU(Heat Flow Unite)的关系是1HFU=41.86 （mw/m2）,1HFU=1微卡/平方厘米秒;,式中“-”号表示热流方向与地温梯度方向相反,地温梯度：G：为地温梯度；,或采用离散形式,布拉德法（适用于稳定地温场）,由热流公式，有,或采用布拉德法由热流公,参数的最小二乘法估计,最小

6、二乘法原理,参数的最小二乘法估计最,热传导方程,热传导方程的导出 考察空间某物体G的热传导问题，以函数u(x,y,z,t)表示物体G在位置(x,y,z)处及时刻t的温度。据Fourier定律，物体在无穷小时段dt内流过无穷小面积ds的热量dQ与物体温度沿曲面法线方向的方向导数 成正比，即,热传导方程热传导方程的导出,在G内任取一闭曲面 ，所围成的面积记为 ，则从t1t2流进此曲面的全部热量为,曲面的外法向导数,另外，由于流入的热量使物体内部发生变化，在时间间隔t= t1 - t2内（假定t2t1),物体内点（x,y,z）处的温度，由,在G内任取一闭曲面 ，所围成的面积记为,假设 u关于变量x,

7、y,z具有二阶连续偏导数，关于t具有一阶连续偏导数，利用奥-高公式，有,假设 u关于变量x,y,z具有二阶连续偏导数，关于t,改变积分次序，可得到,上式称为非均匀的各项同性体的热传导方程。,改变积分次序，可得到上式称为非均匀的各项同性体的热传导方程。,如果内部有附加热源，设单位时间内单位体积中所产生的热量为F(x,y,z,t),则有,齐次,非齐次,如果内部有附加热源，设单位时间内单位齐次非齐次,前述原理与方法仅实用于较简单的一维稳定地温场。对于非稳定地温场，则需要用更复杂的方程来描述。以三维非稳定地温场为例，可用斯托曼方程（Stallman,1963）描述：,热导率,水的密度和比热容,附加热源

8、或汇,岩石的密度和比热容,上式包含3方面：传导+附加+对流,若不存在热对流，有,前述原理与方法仅实用于较简单的一维稳定地温场。热导率水的密度,若为稳定地温场，则为,Poisson方程（椭圆方程）,若附加热源为零，则有,Laplace方程（调和方程）,即,用哈密顿算符，有,若为稳定地温场，则为Poisson方程若附加热源为零，则有L,岩石的热导率,定义：单位时间内流过单位面积的热量与温度梯度负值之比。,热导率的因次为:（能量）（时间） - 1 （距离） -1 （温度） -1 。在地学研究中通常使用两种单位：法定计量单位和TCU单位。两种单位因次和换算关系如下：法定单位(w/mk)；常用计量单位(

9、TCU)(cal/cm s oc)or(mcal /cm s oc)1TCU=0.4186w/m k , 1TCU=1mcal/ cm s oc 1 w/mk=2.388TCU,岩石的热导率定义：单位时间内流过单位面积的热量与温度梯度负值,地温场的一般知识,5. 我国沉积盆地地温场特征 1）地温梯度特征 a. 东部及西南部盆地地温梯度明显高于西北部盆地 b. 东部盆地的地温梯多在3 - 40C/100 m，最高可达 60C/100 m；东南沿海区盆地的地温梯度为2.5 - 3.5 0C/100 m；西部盆地为“南高北低”：西藏及云南西部盆 地为2.5 - 3 0C/100 m，最高可达5 -

10、7 0C/100 m；柴达木 及河西走廊地区为2.5 - 3 0C/100 m；塔里木盆地、准噶 尔盆地多在1 .5 - 2.5 0C/100 m。 c . 一般沿盆地构造呈闭合型分布，盆地构造中部高部位 常有相对高温区。由于热的非稳态效应。 d . 沉积年代较早的盆地，一般地温梯度较低。,地温场的一般知识5. 我国沉积盆地地温场特征,地温场的一般知识,5. 我国沉积盆地地温场特征 2）大地热流特征 a. 大陆地区热流平均值63-68 mw/m2，总体具有“东高西 低、南高北低”的特征。 b. 东部盆地的热流值普遍明显高于中西部盆地，热流值 为60-70 mw/m2。 c . 中西部盆地具有中

11、等或低热流的特点，包括陕甘宁、 四川、塔里木、柴达木等，平均值为50 - 55 mw/m2 。 d . 西藏、云南地区的一些盆地有明显的高热流，如楚雄 盆地、伦坡拉盆地等，最高可达140 mw/m2 。,地温场的一般知识5. 我国沉积盆地地温场特征,地温场的一般知识,5. 我国沉积盆地地温场特征 3）地温场特征与地壳厚度对应关系,地温场的一般知识5. 我国沉积盆地地温场特征,不同盆地类型的地温场及演化特征,1. 大陆裂谷和被动大陆边缘盆地 1）形成机制： 由于地幔热物质上涌造成地壳的伸展减薄、在地壳均 衡机制作用下造成的沉降、沉积。 2）沉积特征： 分为早期的快速沉降裂陷期和后期的整体缓慢沉降

12、坳 陷期。 3）热流特征： 热成因型盆地，整体具有高热流，且随着时间的推移， 由于地幔热物质的逐渐泠却而减小。 4）实例：东部拉张盆地。,不同盆地类型的地温场及演化特征1. 大陆裂谷和被动大陆边缘盆,不同盆地类型的地温场及演化特征,2. 克拉通盆地 1）形成机制： 假说较多，但通常认为是由于壳内花岗岩侵 入或者地壳深部变质作用引起。 2）沉积特征： 拥有大范围、大规模的的倾斜平缓沉积岩，记录上100 Ma 的连续沉降和沉积过程。 3）热流特征： 热流场稳定，热流值较低，一般在30 - 50mw/m2之间。 4）实例：塔里木盆地古生界。,不同盆地类型的地温场及演化特征2. 克拉通盆地,不同盆地类

13、型的地温场及演化特征,3. 前陆盆地 1）形成机制： 由于碰撞造山作用引起造山带核部之下岩层的均衡沉 降和邻近的前陆地层的向下弯曲，形成一个迅速沉积 的来自临近山脉物源的前渊。 2）沉积特征： 近物源、快速堆积，后期长时间的抬升剥蚀。 3）热流特征： 盆地形成与地壳深部热源无关，基底热流变化较小， 几乎为常数。 4）实例：柴达木盆地，塔里木盆地中生界,不同盆地类型的地温场及演化特征3. 前陆盆地,不同盆地类型的地温场及演化特征,4. 拉分（走滑）盆地 1）形成机制： 沿平移断层侧向拉开而形成的沉积空间，通常沿主控 断层呈长带状分布。 2）沉积特征： 和裂谷盆地类似。 3）热流特征： 盆地形成与

14、地壳深部热源有一定关系，但相对裂谷盆 地来说，热流值一般较低。 4）实例：美国的 Los Angeles 盆地。,不同盆地类型的地温场及演化特征4. 拉分（走滑）盆地,热史重建,1. 构造热演化法 1）原理： 对于热成因型盆地（裂谷盆地），热演化特征直接决 定了盆地的形成发育过程。因而在岩石圈尺度下，通 过正演盆地的发育过程（构造格架）而获得热演化史。 2）特点： 大尺度，反映盆地总体规律，一般精度较低。 3）缺陷： 没有考虑沉积物中的古温标，不能反映局部热状况。 4）模型：如 Mckenzie 的均匀伸展模型。,热史重建1. 构造热演化法,A,A,L,C,C,L,l,l,A,A,L,C,t=

15、0,l,t/,8,l,t,C-Crust,L-Lithosphere,A-Asthenosphere,T(0C),T(0C),T(0C),1333 0C,1333 0C,1333 0C,莫霍面以上,古滕堡面以上,l,AALCCLllAALCt=0lt/ 8ltC-Cru,一维热流方程,T：古地温；Z：以岩石圈底界为原点，直至地表的垂直坐标；t：以拉张发生时间为零，至今的时间；D：岩石圈的热扩散系数,边界条件,初始条件,一维热流方程T：古地温；边初,解热流(热传导)方程，可得岩石圈的温度分布,思考题：怎样由T(Z,t)求得q(t)？,解热流(热传导)方程，可得岩石圈的温度分布思考题：怎样由T(,

16、当扩张开始t=0,当t趋于无穷时，地表由于岩石圈冷却收缩沉降到最终的深度，其间，地表相对于这个深度的高度为：,因此，盆地的热沉降为：,当扩张开始t=0,当t趋于无穷时，地表由于岩石圈冷却收缩因此,A,L,C,C,L,l,l,L,C,t =0,l,(l-tc)/sc,8,l,t,T(0C),T(0C),T(0C),1333 0C,1333 0C,1333 0C,l,l- tc,tc,tc/c,l/L,lrL,C-Crust,L-Lithosphere,A-Asthenosphere,ALCCLllLCt =0l(l-tc)/sc8ltT(,热史重建,2. 古温标法 1）原理： 沉积地层中的古温标

17、如：Ro、矿物包裹体、磷灰石裂 变径迹、粘土矿物转换率等记录了其本身在地质历史 时期的受热史，因而通过反演其形成过程并与现今温 标值一致而重建热史。 2）特点： 小尺度，反映古温标样品处局部热状况，有较高精度。 3）缺陷： 如果不考虑盆地形成过程，多解性。有些只反映所承 受的最大温度。,热史重建2. 古温标法,热史重建,3. 古温标法 镜质体反射率Ro法 Ro值计算模型 利用Ro资料模拟热史的步骤 应用实例,热史重建3. 古温标法 镜质体反射率Ro法,镜质体反射率Ro法热史重建,3.1 镜质体反射率Ro值计算模型 1）模型分类： 温度函数（最大温度模型） 时间 温度函数（Ro TTI 模型）

18、化学动力学模型（Easy%Ro 模型） 2）最大温度模型 (Barker）： Ro是其经历的最高温度的单一函数，加热时间可以不 考虑。公式： Ro = exp（0.0078Tmax -1.2) Ro = a * exp（b*Tmax）,镜质体反射率Ro法热史重建3.1 镜质体反射率Ro值计算模型,温度,生烃率,Tmax,温度生Tmax,镜质体反射率Ro法热史重建,3.1 镜质体反射率Ro值计算模型 3） Ro TTI 模型： (Mckenzie)Lopatin 提出的时间 温度指数公式为：,计算出TTI值后，建立TTI与Ro 的对应关系。 Welte 和Yukler（1981）提出的通用模型为

19、： Ro = 1.301*lg（TTI） 0.5282BASIMS系统采用利用实测结果进行分段线性回归的办法。,镜质体反射率Ro法热史重建3.1 镜质体反射率Ro值计算模型,镜质体反射率Ro法热史重建,3.1 镜质体反射率Ro值计算模型 4） 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 +

20、 3.7 * Fk） 其中，Fk 第K个埋藏点化学动力学反应程度（降解率） (k=1,2,3,.),镜质体反射率Ro法热史重建3.1 镜质体反射率Ro值计算模型,镜质体反射率Ro法热史重建,3.1 镜质体反射率Ro值计算模型,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。,镜质体反射率Ro法热史重建3.1 镜质体反射率Ro值计算模型,镜质体反射率Ro法热史重建,3.1 镜质体反射率Ro值计算模型,式中，A 频率因子，其值为1*1013S-1 Ei 活化能，kcal

21、/mol； R 气体常数，1.986cal/（mol*K）； a1=2.334733，a2=0.250621， b1=3.330657，b2=1.681534,镜质体反射率Ro法热史重建3.1 镜质体反射率Ro值计算模型,10,9,8,7,6,5,4,3,i fi Ei,i fi Ei,11,12,15,16,17,18,19,0.07,13,14,0.04,38,40,0.04,42,0.05,0.05,44,20,0.06,0.04,0.05,0.05,0.06,0.06,54,0.03,0.02,0.02,0.01,64,66,68,70,72,56,58,60,62,0.06,0.04

22、,0.04,46,48,50,52,1,2,0.03,0.03,36,34,Easy%Ro 模型中的参数,109876543i,镜质体反射率Ro法热史重建,3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤 （1）重建地质埋藏史（包括剥蚀史） （2）假定地温史（地温梯度史或热流史），结 合埋藏史得到的各地层底界的深度得到古 温度 （3）利用任一Ro值计算模型计算各地层的Ro 史，最终得出各地层底界的Ro现今值 （4）与实测Ro值对比，视拟合效果重复上述 过程，直到满意为止,镜质体反射率Ro法热史重建3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤,镜质体反射率Ro法热史重建,3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤,镜质体反射率

23、Ro法热史重建3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤,镜质体反射率Ro法热史重建,3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤 排除多解性 分段、交互正演的Easy%Ro模块：,镜质体反射率Ro法热史重建3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤,镜质体反射率Ro法热史重建,3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤 无能为力的情况： 在顺序沉降、各地层的最大沉积厚度都在今天的情况下，Ro值的大小可能完全取决于今天的热效应。,只能依据盆地构造性质、构造演化历史进行推测。,镜质体反射率Ro法热史重建3.2 利用Ro资料模拟热史的步骤,镜质体反射率Ro法热史重建,3.3 应用实例(Muglad Basin),盆地类型：拉分盆地

24、,构造演化：经历了两个断陷一坳陷构造旋回。,镜质体反射率Ro法热史重建3.3 应用实例(Muglad B,镜质体反射率Ro法热史重建,3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建,3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建,3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建,3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建,3.3 应用实例,镜质体反射率Ro法热史重建3.3 应用实例,4. 古温标法 磷灰石裂变径迹法 基本原理

25、热指标及其意义 裂变径迹退火动力学模型 单样品交互热史模拟模块 AFTA 相对于Ro指标的优势,磷灰石裂变径迹法热史重建,4. 古温标法 磷灰石裂变径迹法磷灰石裂变径迹法热史重建,4.1 基本原理 磷灰石裂变径迹具有以下特性： （1）径迹发生的稳定性（恒定的速率） （2）径迹发生的连续性（随地质时间不断形成） （3）退火性 在受热条件下，径迹缩短甚至完 全消失。退火温度区间：500C1250C （4）退火作用的唯一性 只决定于热作用 因而在了解其退火机制的前提下，可通过模拟径迹的形成过程而得到正确的热历史。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.1 基本原理磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其

26、意义 （1）裂变径迹年龄 在没有发生退火的情况下， 样品经历的地质时间越长，则产生的径迹越多，因而观测到的径迹密度越大，因而通过考察样品的径迹密度及其铀浓度，就可求得裂变径迹年龄。 如果样品经历过热事件，则所形成的径迹将发生相应程度的退火，由此而得到的径迹年龄将小于样品的真实年龄，称为表观年龄。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其意义磷灰石裂变径迹法热史重建,地质过程中的定量方法与计算技术_地温场与热史恢复共98张课件,4.2 热指标及其意义,裂变径迹真实年龄、表观年龄的关系图,（1）裂变径迹年龄,真实年龄,开始退火,退火带,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其意义裂变径迹真

27、实年龄、（1）裂变径迹年龄真,4.2 热指标及其意义 （2）平均裂变径迹长度 初始形成的径迹（未退火）的平均长度是一个固定的常数：16.30.9 m。随着所经受的温度-时间的增加，退火作用加强，平均裂变径迹长度减小。 对于同一地质年代（同一沉积层）的样品，平均裂变径迹长度越小，表明其所经受的古温度愈高。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其意义磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其意义 （2）平均裂变径迹长度 平均裂变径迹长 度与温度关系图,磷灰石裂变径迹法热史重建,磷灰石裂变径迹法热史重建,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.2 热指标及其意义 （3）裂变径迹长度分布 所经历的地质时

28、间与温度史（具体受热历史） 的综合反应。特定的热历将导致特定的径迹长度分 布。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型 （1）温度 时间互补原理 大量实验与观测数据表明：在恒温条件下，裂变径迹的退火温度与时间遵循互补原理，即： ln（t）= a + b/T 式中 t 时间，s； T 温度，K； a，b 待定系数。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型 （2）遵循互补原理的具体模型 平行线模型 反应活化能不随退火程度的变 化而变化。 扇形线模型 反应活化能随退火程度而增加。 相对而言，扇形线模型 是实用

29、的较好模型。 其表达式为： ln(t) = -28.12 + g(r)+ 4.87/0.000168 / T g(r) = (1-r2.7)/2.70.35 -1/0.35 r 径迹长度与初始长度之比，l / l0,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型 （3）变温退火数值处理 将变温过程转换成若干个有序的恒温过程的集合，并引入等价时间原理。,将每个恒温段、t内新生成的径迹划为具有相同退火史的一组。求出各组今天的： 平均长度la 长度分布y(l),磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型将每个恒温段、t内

30、新磷灰石裂,4.3 裂变径迹退火动力学模型 （4）利用等价时间原理求取平均长度 la 等价时间原理：已退火到一定程度 ri-1（l i-1 / l0）的径迹进一步退火时，其退火程度与引起以前退火的温度时间条件无关，而仅取决于已达到的退火程度：（ ri-1）和当前的温度（Ti）时间（ti）条件。 因此，可把第 i个退火过程看成为在温度Ti 、时间teq+ ti的恒温过程而求出每组的ri史：,等价时间,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型等价时间磷灰石裂变径迹法热史重,4.3 裂变径迹退火动力学模型 （5）长度分布y(l)计算 大量实测数据及实验数据统计表明，拥有平均长度la的

31、同一组径迹其长度分布比较接近高斯分布：,式中 y (l) 该组径迹中长度为 l 的径迹条数 S 该组径迹分布的标准偏差，实验数据表明，S随 la的减小而增大，用最小二乘法拟合成双曲线为： S = 1/（0.0986la- 0.22）,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.3 裂变径迹退火动力学模型式中 y (l) 该组,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA 采取交互正演的办法来反推样品的受热史。具体做法如下： （1）根据样品实测的径迹长度分布形态，假 定其受热路径 温度史。 （2）利用退火的动力学模型模拟计算该受热 路径下所能形成的径迹长度分布。 （3）和实测的径迹长度分布对比，视差异程 度调整受

32、热路径并模拟计算，直至较好拟 合为止。,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA磷灰石裂变径迹法,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA 输出结果：, 温度史 径迹退火轨迹 拟合效果对比 径迹年龄曲线,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA 温度史磷灰石,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA磷灰石裂变径迹法,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA磷灰石裂变径迹法,4.4 单样品交互热史模拟模块 AF

33、TA,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA磷灰石裂变径迹法,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA磷灰石裂变径迹法,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.4 单样品交互热史模拟模块 AFTA磷灰石裂变径迹法,4.5 相对于Ro指标的优势,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.5 相对于Ro指标的优势磷灰石裂变径迹法热史重建,4.5 相对于Ro指标的优势,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.5 相对于Ro指标的优势磷灰石裂变径迹法热史重建,热史计算技术,基于地球热动力学法,属地

34、球物理学模拟范畴,缺点：模型不同得到的计算结果不同,实例：北海盆地热流计算结果,Falvey: Q过去Q0,说明：仅靠模型而脱离有效的独立检验，不可能利用计算结果的资料,热史计算技术基于地球热动力学法属地球物理学模拟范畴缺点：实例,结合法热史重建,5. 结合法 构造动力学与古温标相结合 （1） 定义：已知今热流、今地温并依据一定的构造演化模型来求取古热流、古地温的一种正、反演技术，即在埋藏史的基础上，假定古今热流之间遵循某种关系，再加上古温标的约束，从而得出古热流与古地温。,结合法热史重建5. 结合法 构造动力学与古温标相结合,结合法热史重建,5. 结合法 构造动力学与古温标相结合 （2）一般

35、步骤 ： 求今热流； 假定古今热流关系求古热流； 求古地温； 通过古温标（Ro）检验而调整最佳古、今热 流关系因子； 最终确定古热流史，从而得到古温度史。,结合法热史重建5. 结合法 构造动力学与古温标相结合,结合法热史重建,5. 结合法 构造动力学与古温标相结合 （3）求今热流 ： Q0 = K0 *GT0 式中 K0 平均热导率值，cal/（cm s 0C） GT0 平均地温值，0C/（100m） （4）假定古今热流关系求古热流： Q（t）= Q0（1 + t） 根据构造演化特征，采用多段线性模型： Q（t）= Q0i 1 + i（t - ti）,结合法热史重建5. 结合法 构造动力学与古

36、温标相结合,镜质体反射率作为热指标,反射率和折射率系数的物理定律表明，浸在折射系数为n0的油中，折射系数为n的镜煤的反射界面正反射的单色光强度R由下式给出,镜煤为固体，其固体折射率n由经典Lorents-Lorents公式给出,分子数密度,分子结构因子，取决于频率，可取正或负,1式,2式,镜质体反射率作为热指标反射率和折射率系数的物理定律表明，浸在,由以上两式可知，当no一定时，R值的大小是由分子数密度的变化引起。当R随埋深增加而增加时，实际是由分子数密度增加所至。该关系可由一级动力学方程来描述：,T=T(z,t),通常将E(T)写为下式,式中：EM为常数，描述基本的分子键能能，T(T/T0)

37、项描述温度每增加T0 度时，反应速率的指数变化（本质上是由于光量子的激化随温度升高，减弱键强度的碰撞过程）,3式,4式,由以上两式可知，当no一定时，R值的大小是由分子数密度T=T,假定所有的镜煤反射率样品开都具有相同的分子数密度No，则可利用制备的近似为零（0）的镜煤反射率测量值来确定参数Nog(w)。,假定地表的镜煤反射率为R*，通过R*可以确定其折射系数n*，公式如下：,6式,获得n*后，通过Lorents-Lorents公式，将n*代入该式，即有,5式,假定所有的镜煤反射率样品开都具有相同的分子数密度假定地表的镜,不妨假定分子数密度N在知道No的情况下，两者有关系,f是分数数密度, f

38、满足微分方程,7式,8式,不妨假定分子数密度N在知道No的情况下，两者有关系f是分数数,定义,则有,9式,10式,11式,定义则有9式10式11式,当 时，可近似计算如下：,实际上，不可能测量出R*，因为在地表的R*值不可能被测量，R*在方程建立中的假定是理论需要。但是，我们可以测定相对浅埋深Zl处的镜煤反射率Rl，这个反射率Rl通过方程与R*相关：,13式,12式,用12式减去13式，有,14式,当 时，可近似计算如下：实际上，,如果不知道反应速率常数，则取处的镜煤反射率（对单井而言为井底深度），可定义如下形式的VITTI,15式,16式,如果不知道反应速率常数，则取处的镜煤反射率15式16

39、式,另外，对于12式，如果改写为,对于一组数据量很大的井，可用下式来确定,已有经验表明,范围内。若已知R*上式为,17式,18式,19式,另外，对于12式，如果改写为对于一组数据量很大的井，可用下式,由上式可推出,20式,通常定义上式左端为,右端为,22式,21式,由上式可推出20式通常定义上式右端为22式21式,采用最小二乘法，通过下式可求得最佳热流值,23式,上式可以用来推断热流地质时间。,由,有,24式,采用最小二乘法，通过下式可求得最佳热流值23式上式可以用来推,Toth等（1984）经过实验数据分析，对TA和T0给出了如下数据,其中T由下式定义,25式,26式,Toth等（1984）

40、经过实验数据分析，对TA和T0给出其中,问题：上式中的计算出后的合理性何在，怎样界定它的正确性？途径：找到使之计算出的INORM(tj )与实测的VITTI(zj )差值尽可能小的热流函数Q(t)。取MSR(Mean Squared Residual)作为拟合好坏的度量,解此高度非线性最小二乘问题的初始算法涉及5维参数的空间的最速下降法。Toth等（1984）曾给出过TA和T0的大概值。其在几口井获得了较好的热流函数Q(t) 对镜煤的良好拟合。但对很多井没有找到。,27式,问题：上式中的计算出后的合理性何在，怎样界定它的正确性？解此,Q(t)=Q0+Q1t+Q2t2+Q3t3,Q(t)=Q0+

41、Q1t+Q2t2,Q(t)=Q0+Q1t,Q(t)=Q0+Q2t2,Q(t)=Q0(1+ t),古热流函数的形式,Q(t)=Q0Exp(t),Q(t)=Q0+Q1t+Q2t2+Q3t3Q(t)=Q0+Q,Q(t)=Q0(1+ t)是一非常理想化的线性形式，漫长的地质过程很难满足。它不能描述火成岩的侵入和不整合面发生侵蚀等突发性热事件。,缺点,不指望在较长时间内热流是均匀变化的，可以设想某一地质时间段内的热流可能是均匀的。将长时期变为短时期，将非均匀变为均匀来处理。,扩展思想,分段处理，各段中是线性函数不同，但是线性均匀的，各段边界上热流是连续的。,古热流函数的扩展形式,Q(t)=Q0(1+ t

42、)是一非常理想化的线性形式，漫长缺,Qo,Q(t)1,Q(t)1,Q (t)n+1,Q (t)n,Q (t)2,t0,tn+1,t1,tn,t2,1,n+1,3,2,n,Q(t)3,Q(t)2,Q(t)n+1,Q(t)n,.,.,.,.,利用分段线性计算古热流,QoQ(t)1Q(t)1Q (t)n+1Q (t)nQ (t,第一层：,第n+1层：,第二层：,Q(t)2=Q0 (t)1(1+ 2t) ；t2 t t1,Q(t)1=Q0(1+ 1t) ；t1 t t0,Q(t)n+1=Q0 (t)n(1+ nt) ；tn+1 t tn,.,Q(t)n+1= Q0(1+ 1 t) (1+ 2 t) (

43、1+ n t)(1+ n+1 t) ；tn+1 t tn,.,t=t-t0,第一层：第n+1层：第二层：Q(t)2=Q0 (t)1(1+,开始,数据输入,Well i ，i=1,2,3,结束,=j,记录j,MSRmin否？,所有井计算完否？,i=i+1,计算MSR,No,No,Yes,Yes,拟合计算古热流概略框图,开始数据输入Well i ，i=1,2,3结束=j记,磷灰石裂变径迹法热史重建,4.5 相对于Ro指标的优势 （1）不但能反映样品所承受的最新的、最大热 事件的温度，并且能给出其地质时间。 （2）能反映达到最高温度后的具体冷却过程。,磷灰石裂变径迹法热史重建4.5 相对于Ro指标的

44、优势,结合法热史重建,5. 结合法 构造动力学与古温标相结合 （5）已知古热流求古地温 ： 式中 T(z,t) 古地温，0C； Ts(t) 平均地温值，0C/（100m） k(z) 平均热导率值，cal/（cm s 0C） z 埋藏深度，m；,结合法热史重建5. 结合法 构造动力学与古温标相结合,结合法热史重建,5. 结合法 构造动力学与古温标相结合 （5）利用地温史计算Ro来检验 的正确性： 式中 I（tbk） 时间温度效应因子（n个）； 而I（tbk） 与Ro存在以下关系：,0,T(z, tb)22,结合法热史重建5. 结合法 构造动力学与古温标相结合0T,地质过程中的定量方法与计算技术_地温场与热史恢复共98张课件,