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 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 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 InRm＝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Rm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。值在0．5％～l．3％范围内 ⑥类模型Easy法是最为情碉地预测R。的方法，在中等到高成熟度时更为准确。但在成熟度较低时（R。＜0.9％＝，Easy法对R。可能估计过高。而Middleton（1982）和Issler（1984）的模型更为准确。 J．J．Sweeney和A．K．Burnham（ 990）将Easy法与 Hood（1975），Middleton（1982）和Boatick（1978）方法作了对比（图2－1），Easy法曲线的斜率最低，R。值也对应更低的 温度值。例如对于 10Ma加热时间，由 Easy法计算反射率为0.7％对应的温度为110℃；Hood（1975）法相对应的温度为100℃，Mid－dleton（1982）和Bostick（1978）方法对应的130℃。同样对于10Ma加热时间，Easy法预测R0在l.3％和2.0％时分别对应的温度为162°和189℃，而其它三种方法达到此R。值，对应的温度大约分别在180℃和210℃。 镜质组反射率法在恢复盆地热演化史、恢复剥蚀厚度等方面得到了广泛地应用。但是镜质组反射率方法本身也有许多局限性，如：①不能直接应用于海相或前石炭纪缺失镜质组的地层；②低熟有机质中R。测值精度差；③测值受光性各向异性的影响；④再沉积的镜质组的影响；⑤镜质组反射率值受岩性的影响；⑥镜质组反射率值受氧化一还原因素的影响；⑦母质类型对R。值的影响；⑧样品处理的影响 等。在应用时应尽量排除或减小以上影响因素，选取真实可信的R。值，这是应用R。值分析的基础。 镜质组反射率方法随着地温研究工作地不断深人，会不断地完善和发展；Ro与时间一 温度的关系及有机质成熟作用的反应动力学问题，仍将会是今后相当长一段时间内研究的热点。 （二）磷灰石裂变径迹法 磷灰石裂变径迹法应用于沉积盆地地热史的研究始于80年代初，该方法是建立在磷灰 石所含238U裂变产生的径迹在地质时间内受温度作用而发生退火行为的基础之上。在1～100Ma的时间内，磷灰石裂变径迹的退火温度为60－150℃。GIeadow和Green等众沉。 盆地的试验中已模索出裂变径迹分析的5个参数。这5个参数对温度非常敏感，分别是裂变 径迹长度、径迹长度频率分布、年龄衰减、单晶粒年龄频率分布及表现年龄随深度的变化。 通过以上5个参数的详细分析，可以获得其它方法得不到的热史信息。 Naeser（1979）划分了在连续沉积，且其前正处在最大埋藏地温状况下磷灰石裂变径迹 年龄一深度（或温度）图上3个不同的带（图2—2），从没到深依次为：①未退火带：地层 尚未受到退火作用，年龄反映物源的时代，大于或等于地层年龄；②部分退火带：地层已受 到退火作用，年龄逐渐减小，小于地层年龄；③完全退人带：年龄等于零，地层达到完全退火。 如果地层在达到最大埋藏温度后，由于抬升剥蚀或地温梯度的减小而冷却下来．磷灰石 裂变径迹年龄—深度（温度）图上会出现5个带（图2－3）。从上到下依次是①未退火带；②部分退火带；③前完全退火带，也称为冷却带，该带为冷却后又新生出新的裂变径迹，该带的年龄、年龄一深度曲线的斜率和该带地层厚度可以确定冷却事件发生的时间、速率和地层抬升剥蚀方面的信息。，④部分退火带；⑤完全退火带。 磷灰石裂变径迹法机个优点：①确定最大古地温，古地温在 70～I20℃范围都可以确定。②确定从最大古地温状况下冷却的时间。具体可分三种情况讨论：第一、地层完全退火 后，又很快抬升到小于50℃的地温状况下，记录的裂变径迹年龄代表了冷却的时间；第二。 如果冷却时间延长或现今仍在大于50℃的状况下，估计的冷却年龄偏小；第三＼如果地层 沉积后未完全退火，经受的温度小于110℃，则可通过对长短径迹的相对比例的估算确定冷 却时间。③确定地层达到最大古地温时的古地温梯度，在垂直深度图上，由裂变径迹法结合 R。法可确定最大古地温曲线的斜率，即地温梯度。也可计算地层剥蚀厚度。剥蚀厚度△E 可按以下公式计算： （110±10-Ts） △E= ±d G 式中Ts——古平均地表温度； G——古地温梯度； d——某一具体地区古部分退火带底界与现今平均表面的高差。现今平均表面高于古 部分退火带底界d为负，现今平均表面低于古部分退火带底界d为正。 不同学者先后提出了磷灰石退火的动力学模型，并建立了在动力学模型基础上的正反演 计算方法。这种正反演方法对于简单热史模型，可以得到较为合乎实际的结果；而对于复杂 的热历史，反演所得到的结果往往不够理想c在实际工作中应综合分析磷灰石裂变径迹年 龄、长度在剖面上的变化趋势，来划分退火带及确定古地温。由于测样的精度限制仅从一两 个样品的结果来简单的模拟热史，可靠性较差。 此方法今后应进一步解决的有关问题有：磷灰石退火作用的动力学，磷灰石径迹长度和 裂变径迹年龄的降低与退火之间的关系；解决碎屑磷灰石的继承性年龄和热历史及其对所观 测到的沉积盆地磷灰石年龄和径迹长度分布型式的影响；找出确定碎屑磷灰石组合的成分 （特别是CL含量）的切实可行的方法等。 锆石裂变径迹退火温度高于磷灰石，可与磷灰石裂变径迹分析结合使用，对于热演化程 度高的地区比较适用。 （三）粘土矿物转变法 蒙脱石向伊利石转化是页岩、泥岩等沉积岩中最重要的一种矿物反应，这一转化过程与 石油形成、运移有密切的关系。影响蒙脱石向伊利石转化是一个很复杂的地质过程，控制这 一过程的因素很多，其中最主要是温度、时间及流体中K+的含量，另外还与岩石的孔隙 率、流体化学成分、蒙脱石化学成分的初始含量有关。 温度是控制蒙脱石向伊利石转化的一个最主要因素。随埋藏深度的增加和温度升高，蒙 脱石开始转化为伊利石。而且随着伊利石层含量的逐渐增多，伊一蒙混层粘土矿物的结构也 由无序的I／S层（R=0，蒙脱石和伊利石混杂堆积，蒙脱石含量＞50%）、短有序的I／S层 （R＝l，呈JS构型，蒙脱石含量50％～15％）和长有序的l／S层（R=3，呈ISI 构型，蒙 脱石含量＜15％＝，最终向伊利石转化。通过X射线衍射方法，可以确定I／S层的类型和蒙脱石及伊利石的相对含量，因而为我们提供了一种有效的地温计。Perry和Hower （1972） 第一次证明了蒙脱石的伊利石化与温度间的关系；HOffman和Hower（1979）第一次利用这 种关系建立了一个适于时间在5～300Ma问的地质温度计模型；Jenning和Thompson（1986）建立了适于时间＜3Ma的地质温度计模型；而 Kirsten Price等（1993）则研究了在1亿年前的岩石中，利用这种关系来估计最大埋藏深度。温度及古地温梯度。 时间是控制蒙脱石向伊利石转化又一重要因素，转化的反应时间可弥补温度的不足。孔 隙流体中K+的含量是蒙脱石向伊利石转化所必须的。Turner和Fisham（1991）在研究东科罗拉多高原的一套设有被深埋和遭受热水蚀变的蒙脱石一伊利石后提出，当温度作用不明显时，孔隙流体的化学成分，尤其是K+含量的多少就起了主要控制因素。 以往对蒙脱石向伊利石转化的研究较多地考虑了热力学因素而不太重视动力学因素。Huang等（1993）用Na饱和蒙脱石做了蒙脱石向伊利石转化的实验，以探讨其动力学模 型，并提出了一个经验公式： －ds／dt＝Aexp（－Ea／RT）CK＋s2 式中S——1／S中S的含量； t——时间，s； T——温度； A——频率因子； Ea——活化能； R——气体常数； CK＋——流体中K+的摩尔浓度。 Pytte。和Reynolds用化学动力学反应方程推导出一个表示蒙脱石向伊利石转化的六级动力学表达式： -ds／dt＝Aexp (-U／Rt)S5（K／Na） 式中S——蒙脱石含量； t——反应时间； K／Na——孔隙流体中的K与Na比； A——频率因子； U——活化能； R——气体常数Z T——绝对温度。 这个六级动力学表达式可成功地应用于埋藏成岩作用体系的蒙脱石向伊利石转化过程。 （四）流体包裹体法 流体包裹体是成岩矿物结晶时所捕获的部分成矿流体。流体包裹体的成分、相态、丰 度、均一温度及盐度等指数，能够反映不同成矿阶段的地球物理化学条件。作为一种新手 段，流体包裹体研究在石油地质方面可应用于测定古温度和恢复盆地热历史；确定油气演化程度和形成阶段；研究油气形成时的物理化学条件；确定油气运移时间、‘方向和通道；研究恢复埋藏史及确定构造形成的时期和序次等方面。 流体包裹体按成分可分为原生包裹体、次生包裹体、假次生包裹体和变生包裹体四种。 流体包裹体应用于确定古地温需要占有三方面的资料：①详细的岩石学分析建立包裹体形成的相对时间；②详细分析含有包裹体岩石的埋藏史和构造史；③分析单个包裹体的相态和化学成分，定义捕获流体的压力一体积一温度（PVT）特性。 应用包裹体进行研究的三个假设条件如下：①均一体系，即包裹体形成时，被捕获包裹 体内的物质为均匀相；②封闭体系，即包裹体形成后，没有物质迸人或逸出；③等容体系，即包裹体形成后，包裹体的体积没有发生变化。一般认为，只有符合这三个基本前提的包裹 体的测定结果才是有效和可靠的。 在对包裹体进行显微镜详细鉴定的基础上，确定要测的包裹体，应用均一法测量包裹体 的均一温度。均一温度是捕获流体的最低形成温度。目前均一温度数据是在常压条件下获得 的，而包裹体却是在成岩成矿时的温度、压力以及成分等一定的条件下被捕获的。因此，对 目前所测均一温度，应进行压力的校正，以便接近当时被捕获的物理化学条件，获得包裹体 形成时的温度。 对均一温度进行压力校正可应用Ⅰ.Ⅰ.POtter（1978）所作的不同浓度的NaCI溶液的均一温度与压力的关系图版，对均一温度进行校正，从而使测得的均一温度更接近于包裹体形成时的真实温度。 包裹体内的流体成分控制着流体的基本物理性质一体积一温度一压力关系，现在除可以 通过冷冻法、压碎法对流体成分和盐度进行估计外，还可以用气相色谱法、离子色谱法、电 子探针和激光拉曼光谱法等观测流体成分。 目前在包裹体研究方面主要有两方面的问题：一是要求测温的目的不明确，送样人送样 时只要求测温度，而没有说明要哪一期的温度，要什么温度。二是测温者没有搞清成岩作用 及成岩序次，未区分包裹体形成期次。因此，测温结果温度很宽，以致无法使用。因此包裹 体测温最关键的问题是要明确目的及弄清岩石的成岩作用及成岩序次，区分继承性包裹体及 成岩作用过程中自生矿物形成的包裹体，确定包裹体形成期次。 在确定了包裹体形成期次后，对不同期的包裹体分别进行均一温度测定，包裹体均一温 度经过一定的压力校正，即可获得矿物形成时或油气运聚时的古地温，从而可获得所在岩层 的最大古地温，继而用于确定古地温梯度、埋藏深度、剥蚀厚度，恢复盆地热演化史。 Tilley等（1989）将流体包裹体研究与镜质组反射率资料进行对比，研究了加拿大阿尔 伯达深盆地热演化史，确定了油气生成和演化阶段，以及地温异常和在盆地内的变化规律。 Walderhaug（1990）利用包裹体资料对中挪威岸外Haltenbanken地区佛罗系砂岩石英胶结物 形成与油气生成、运移、聚集时间的关系进行了研究，解释了今地温和古地温的差异，并计 算了盆地的抬升量。James等（198）利用包裹体资料确定了新墨西哥州Sacrarnento地区古 生代地层所经历的最大古地温、古地温梯度及埋藏史。 包裹体研究在各个方面均已取得了很大的进展，获得了很大的成绩。但随着研究工作的 深人，也出现了新的问题。如近年来的研究表明，很多包裹体可能不是从均匀体系中捕获 的。地质过程中，H2O一CO2飞体系是不混溶的体系，如何区分从均匀体系和非均匀体系捕获的包裹体，从非均匀流体中捕获包裹体的机理，捕获时的非均匀流体和捕获后出现的非均匀性之间的差别等都是需要解决的重要问题。另外，应用的一些与地质有关的相图常不能满足地质上的复杂情况，需要构筑新的、更为复杂的、更适合于地质情况的相图，如三元系、四元系，甚至多元系相图。与包裹体研究有关的仪器也需进一步的改进。