盆地分析热史分析

《盆地分析热史分析》由会员分享，可在线阅读，更多相关《盆地分析热史分析（142页珍藏版）》请在装配图网上搜索。

1、盆地热史分析盆地热史分析第一节第一节 概述与原理概述与原理 一、概述一、概述 1影响因素影响因素 现代油气成因理论和油气勘探实践证明，现代油气成因理论和油气勘探实践证明，地温地温是控制油气生是控制油气生成、运移和聚集的重要因素之一。沉积盆地的成、运移和聚集的重要因素之一。沉积盆地的热历史热历史控制着盆地控制着盆地内烃源岩的内烃源岩的热演化热演化以及油气以及油气生成过程生成过程、赋存状态赋存状态和和分布规律分布规律。近近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。质学家的重视，盆

2、地热史研究的理论和方法也得到了迅速的发展。沉积盆地的热历史主要取决于两个方面，一是盆地沉积盆地的热历史主要取决于两个方面，一是盆地基底热流基底热流密度密度的变化，二是盆地内部的变化，二是盆地内部沉积物的性质沉积物的性质及其及其理藏历史理藏历史。次要的。次要的因素还包括盆地内发生的因素还包括盆地内发生的吸热放热过程吸热放热过程、地下水地下水的运动以及的运动以及岩浆岩浆活动活动等，但它们对盆地热史的影响在时间和空间上都是有限的。等，但它们对盆地热史的影响在时间和空间上都是有限的。一、概述一、概述 2地球动力学模型正演模拟地球动力学模型正演模拟 盆地盆地基底热流密度基底热流密度的变化受下伏岩石圈构造

3、热演化的的变化受下伏岩石圈构造热演化的控制，如岩石的拉伸减薄、挠曲作用、软流圈上隆、岩浆控制，如岩石的拉伸减薄、挠曲作用、软流圈上隆、岩浆活动、深部变质作用、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载活动、深部变质作用、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载有关的地壳均衡调整等。有关的地壳均衡调整等。根据盆地形成的地球动力学机制和热传导理论可以建根据盆地形成的地球动力学机制和热传导理论可以建立盆地构造热演化的立盆地构造热演化的地球动力学模型地球动力学模型，利用这种模型对盆，利用这种模型对盆地的地的构造沉降构造沉降和和热传导过程热传导过程进行进行数学模拟数学模拟，可以获得盆地，可以获得盆地的基底的基底热流史热流史。

4、由于不同类型盆地形成的地球动力学背景和形成机制由于不同类型盆地形成的地球动力学背景和形成机制不同，描述不同类型沉积盆地不同，描述不同类型沉积盆地构造热演化构造热演化的的地球动力学模地球动力学模型型也不相同。也不相同。一、概述一、概述 2地球动力学模型正演模拟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，如这种盆地的多种地球动力学模型，如 McKenzie（1978）的岩石的岩石圈瞬时圈瞬时均匀拉张模型均匀拉张模型、Hellinger等（等（1983）提出的提出的双层拉张模双层拉张模型型以

5、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而提出的岩墙侵人模型岩墙侵人模型（Roeden等，等，1980）等等。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，岩石圈的挠曲挠曲刚度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。具体的深部则是塑性变形。具体的地球动力学模型地球动力学模型有有热弹性流变模型

6、热弹性流变模型（Karner等，等，1983）和和粘弹性流变模型粘弹性流变模型（Willet等，等，1985）。）。拉分盆地拉分盆地的形成主要与走滑作用有关，可用的形成主要与走滑作用有关，可用拉张盆地的模型拉张盆地的模型（Royden，1985）。）。一、概述一、概述 2地球动力学模型正演模拟地球动力学模型正演模拟 由于由于不同类型盆地不同类型盆地的形成机制不同，它所经历的构造热演的形成机制不同，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。球动力学模型。然而，盆地的演化过程是然而，盆地的演化过程是极

7、其复杂的极其复杂的，即使是同一类型的盆，即使是同一类型的盆地，其地，其演化演化特征也往往有明显差别。特征也往往有明显差别。目前的目前的地球动力学模型地球动力学模型都经过了都经过了大量的简化大量的简化，同时，同时参数参数的不的不确定性又给确定性又给模拟结果模拟结果带来了很大的不确定性（带来了很大的不确定性（Lerche等，等，1984）。）。一、概述一、概述 3古温标法反演模拟古温标法反演模拟 热史正演模拟的地球动力学方法属于在热史正演模拟的地球动力学方法属于在岩石圈尺度岩石圈尺度上对盆上对盆地热史的模拟，一般地热史的模拟，一般比较粗略比较粗略。近年来又发展了近年来又发展了在盆地尺度上在盆地尺度

8、上对其热史进行研究的方法，对其热史进行研究的方法，这就是所谓的这就是所谓的古温标法古温标法。古温标法古温标法是利用盆地内部沉积物提供是利用盆地内部沉积物提供的的古温度信息古温度信息结合盆地地层的结合盆地地层的埋藏历史埋藏历史来来反演反演盆地的盆地的热历史热历史。盆地沉积物内能够提供盆地沉积物内能够提供古温度信息古温度信息的物质及相应的指标称为的物质及相应的指标称为古温标古温标或或热指标热指标。目前常用的古温标包括目前常用的古温标包括镜质体反射率镜质体反射率、磷灰、磷灰石石裂变径迹裂变径迹、粘土矿物粘土矿物、生物标志化合物、生物标志化合物、流体包裹体流体包裹体测温、测温、牙形石牙形石色变指数色变

9、指数和和39Ar40Ar等。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于确定盆地的最高古地温最高古地温，而且也可以用来，而且也可以用来反演盆地的热历史反演盆地的热历史。二、原理二、原理 （一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）研究表明，深度（压力）本身对研究表明，深度（压力）本身对有机质成熟度有机质成熟度的影响的影响并不十分重要，最重要的因素是并不十分重要，最重要的因素是温度温度和和时间时间。其中。其中温度温度是是首要的控制因素。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

10、方程给出：温度与化学反应之间的关系由阿累尼乌斯方程给出：KAexp(Ea/RT)其中其中 K反应速度；反应速度；A常数，有时称为常数，有时称为频率因子频率因子，它是给定，它是给定无限高温无限高温度时度时K所能达到的最大值；所能达到的最大值；Ea活化能；活化能；R通用气体常数；通用气体常数；T绝对温度（绝对温度（OK）。）。（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）阿累尼乌斯方程：阿累尼乌斯方程：KAexp(Ea/RT)为反应速度温度之间的指数定律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即：反应速度随温度按指数增长。当温度上升当温度上升10时（

11、如时（如5060），反应速度升高一倍。），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，时，温度每增加温度每增加10，反应速度仅升高反应速度仅升高04倍。倍。很明显，很明显，温度温度和和时间时间都影响有机质成熟度。都影响有机质成熟度。当含有机质的当含有机质的沉积物变老沉积物变老时时生油门限变得较浅生油门限变得较浅；生油门限；生油门限深度与地层年龄的深度与地层年龄的对数对数相关；提供了佐证（见图相关；提供了佐证（见图91）。）。（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）阿累尼乌斯方程：

12、阿累尼乌斯方程：KAexp(Ea/RT)温度增加的累积效应（对时间）可由温度增加的累积效应（对时间）可由成熟度积分成熟度积分来计算：来计算：由反应速度对时间积分得：由反应速度对时间积分得：其中：其中：C成熟度；成熟度；C0在沉积时刻（在沉积时刻（t0）有机质原始成熟度；有机质原始成熟度；T随埋藏时间和深度变化的温度函数随埋藏时间和深度变化的温度函数T(h,t)。因此，如果去压实的因此，如果去压实的埋藏史埋藏史、整个时间内的、整个时间内的热流热流、沉积物及、沉积物及基底的基底的热导率热导率均为已知或可以假设的话，任意指定层的均为已知或可以假设的话，任意指定层的成熟度成熟度积分积分都是可以计算出来

13、的。都是可以计算出来的。taCdtRTEAc00)/exp(（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌斯方程）成熟度积分成熟度积分：成熟度积分与镜质体反射率的可测量值有关。成熟度积分与镜质体反射率的可测量值有关。Arrhenius关系式的另一应用是时深指数关系式的另一应用是时深指数（TTI）。）。该指数基于该指数基于这样一个观点；在这样一个观点；在 50到到 250的整个范围内温度每增加的整个范围内温度每增加 10，反应速度加倍，因此温度效果可以表示为反应速度加倍，因此温度效果可以表示为2的幂指数的幂指数，这里幂，这里幂n（T0K373）10，或或n（T0C100）1

14、0。如以下温度的如以下温度的温度因子温度因子为：为：802-2，902-1，10020，110=21。一个地层在特定的。一个地层在特定的10温度范围内花的温度范围内花的时间时间乘以乘以温度温度因子因子就代表温度和时间的就代表温度和时间的双重影响双重影响。将所有这些时温值相加即得。将所有这些时温值相加即得到到TTI。因为该方法假设在因为该方法假设在250之内的整个温度范围每之内的整个温度范围每10间隔间隔反应速度就加倍一次，因而趋向于反应速度就加倍一次，因而趋向于过高估计成熟度过高估计成熟度。taCdtRTEAc00)/exp(（一）（一）Arrhennius方程（阿累尼乌斯方程）方程（阿累尼乌

15、斯方程）成熟度积分成熟度积分：成熟度积分经简化后：成熟度积分经简化后：式中：式中：T(t,h)地层经历的温度史，随时间和埋深变化，地层经历的温度史，随时间和埋深变化，0C；t地层埋藏时间，地层埋藏时间，Ma；Lopatin(1971)最早建立了最早建立了R0与与TTI的关系式的关系式，Waples（1980）接受了其思想，并研究对比了接受了其思想，并研究对比了R0与与TTI的关系，然后对的关系，然后对Lopatin方方法进行修改，使之更为实用。法进行修改，使之更为实用。下表就是下表就是Waples（1980）根据世界上有代表性的）根据世界上有代表性的31口井的口井的402个样品统计出来的个样品

16、统计出来的R0与与TTI的对应关系的对应关系taCdtRTEAc00)/exp(thtTdtTTI010/105),(2 下表就是下表就是Waples（1980）根据世界上有代表性的）根据世界上有代表性的31口井的口井的402个样品统计出来的个样品统计出来的R0与与TTI的对应关系的对应关系 二、原理二、原理 （二）古温度（二）古温度 影响沉积盆地内温度的各种不同的影响沉积盆地内温度的各种不同的“内部因素内部因素 （1）热）热导率变化；（导率变化；（2）内热生成；（）内热生成；（3）沉积物内的热对流等。）沉积物内的热对流等。1 1热导率影响热导率影响 大陆内部温度随深度（地热）的分布主要是由大

17、陆内部温度随深度（地热）的分布主要是由热传导热传导确定的。确定的。热流量（热流量（Q）和温度梯度间的关系由和温度梯度间的关系由富利叶富利叶定律给出。定律给出。该定律该定律表明，热流量（表明，热流量（Q）与温度梯度通过一个系数与温度梯度通过一个系数K（K称为热导率）称为热导率）联系起来。联系起来。QK（dTdh)如果温度的两个量深度（如果温度的两个量深度（h)处处的温度的温度Th和在表面和在表面(h=0）的的温度温度(T0)已知，已知，付立叶定律付立叶定律可表示为：可表示为：QK（ThT0）h整理得：整理得：ThT0（Qh)/K 这里，先忽略沉积层内部产生的热这里，先忽略沉积层内部产生的热。（二

18、）古温度（二）古温度 1 1热导率影响热导率影响 ThT0（Qh)/K 忽略岩性的暂时变化，则沉积物的忽略岩性的暂时变化，则沉积物的热导率热导率由于埋藏时孔隙的减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：小而作为深度的函数发生变化。上式可修改为：ThT0Q(h1/K1)(h2/K2)(h3/K3)其中其中h1 到到hn是热导率为是热导率为K1到到Kn的各层的厚度，而的各层的厚度，而h1 h2 h3等于等于h。假设孔隙度与深度间呈指数关系：假设孔隙度与深度间呈指数关系：0exp(-ch)则热导率与深度也呈与指数有关的变化，其关系为：则热导率与深度也呈与指数有关的变化，其关系为：

19、KKd(KdK0)exp(-h)其中其中Kd 为沉积剖面深处的热导率，为沉积剖面深处的热导率，K0 为沉积上界面处的热导率为沉积上界面处的热导率，而，而对一个给定剖面是一个常数。由于对一个给定剖面是一个常数。由于K随深度而发生变化，温随深度而发生变化，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

20、热史。选定地层的热史。（二）古温度（二）古温度 1 1热导率影响热导率影响 如果岩性和孔隙中充填的流体已知，便可算得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。热导率。热导率取决于取决于格架矿物格架矿物（石英、长石、碳酸钙等）和孔隙中充填（石英、长石、碳酸钙等）和孔隙中充填流体流体的的类型与容积（通常为水）。类型与容积（通常为水）。格架热导率、基质热导率格架热导率、基质热导率和和孔隙流体孔隙流体热导率都取决于温度。图热导率都取决于温度。图92a所示为温度梯度为所示为温度梯度为30Ckm，地表地表温度为温度为200C时含孔隙充填水的石英砂岩时含孔隙充填水的石英砂岩有效热导率有效热导率的

21、变化。有效的变化。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热导率降低补偿补偿了压实作用增加热导率的影响了压实作用增加热导率的影响。（二）古温度（二）古温度 1 1热导率影响热导率影响 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

22、类似，热导率随深度增加得非常缓慢（图实与砂类似，热导率随深度增加得非常缓慢（图92b）。）。（二）古温度（二）古温度 1 1热导率影响热导率影响 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：导率两部分组成。人们建立了总体热导率的经验公式：其中其中,Ks和和Kw分别为沉积颗粒和水的热导率，分别为沉积颗粒和水的热导率，为孔隙度，这为孔隙度，这种关系非常有用。种关系非常有用。)()1(swswsKKKKKK （二）古温度（二）古温度 2 2沉积物内生热的影响沉积物内生热的影响 沉积物中放射

23、性衰变产生的热会显著地影响沉积盆地内的热流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，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；在黑色页岩中极高中等；在页岩和粉砂岩中较高；在黑色页岩中极高。（二）古温度（二）古温度 3 3水流的影响水流的影响 沉积盆地的温度有时受通过区域

24、蓄水层的热对流影响，这样的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。美国的常地高。美国的 Great平原和平原和Alberta盆地的热流分布已按该方式盆地的热流分布已按该方式得到解释。得到解释。Luheshi等（等（1986）对）对Alberta盆地，通过利用盆地的渗盆地，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（图山地供水区温度的降低（图94）。模拟结果表

25、明，温度的分布）。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。释为传导。AndreusSped等人（等人（1984）同样也发现，在北海断陷）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。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。前陆盆

26、地和一些克拉通内裂谷及凹陷。（二）古温度（二）古温度 4 4井中测量地层温度井中测量地层温度 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。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。这些温度可绘在赫诺型曲线图上。温度恢复图的形

27、式如图温度恢复图的形式如图9 95 5中墨西哥海岸区的一个实例所示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。每次测井测量的温度是按（tctct)t)aa绘制，绘制，其中：其中：tctc为冷却时间为冷却时间，它是从温度计所测地层被钻通直至钻，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。井泥浆循环停止时的泥浆循环持续时间。aa为热恢复时间，它是泥浆循环结束到测井达到井底位置处为热恢复时间，它是泥浆循环结束到测井达到井底位置处的时间。的时间。完全恢复的或稳定的地层温度完全恢复的或稳定的地层温度Tf可通过坐标外推得到，可通过坐标外推得到，这里这里tctct)t)aa

28、 l。这些温度可绘在赫诺型曲这些温度可绘在赫诺型曲线图上。线图上。温度恢复图的形式如图温度恢复图的形式如图9 95 5中墨西哥海岸区的一个实中墨西哥海岸区的一个实例所示。每次测井测量的温度例所示。每次测井测量的温度是按是按（tctct)t)aa绘制，绘制，其中：其中：tctc为冷却时间为冷却时间，它，它是从温度计所测地层被钻通直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至钻井泥浆循环停止时的泥浆循环持续时间。循环持续时间。aa为热恢复时间，它是泥为热恢复时间，它是泥浆循环结束到测井达到井底位浆循环结束到测井达到井底位置处的时间。置处的时间。完全恢复的或稳定的地层温完全恢复的或稳定的地

29、层温度度Tf可通过坐标外推得到，可通过坐标外推得到，这里这里tctct)t)aa l。三、各类盆地的地温和古温度标志三、各类盆地的地温和古温度标志 古地温史的三种主要类型：古地温史的三种主要类型：标准或近标准古地温史的盆地；标准或近标准古地温史的盆地；低于标准（低温）古地温的盆地；低于标准（低温）古地温的盆地；高于标准（高温）古地温的盆地。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）老的被动大陆边缘盆地当今地温梯度约为2530km（刚果为刚果为27km，加蓬为加蓬为25km，美国墨西哥海湾地区为美国墨西哥海湾地区为 25km。其镜质体反射率剖面显示，。其镜质体反射

30、率剖面显示，RO在在3km处大约处大约0.5，曲，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。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。三、各类盆地的地温和古温度标志三、各类盆地的地温和古温度标志（2）低温盆地包括海沟、弧前和前陆盆地。海沟是冷的，其表面）低温盆地包括海沟、弧前和前陆盆地。海沟是冷的，其表面热流值通常小于热流值通常小于1个热流单位（个热流单位（HFU）。）。日本群岛始新世到中新世日本群岛始新世到中新世的煤盆地中（见图的煤盆地中（见图914，图，图916），北海道地区冷，煤演化得），北海道地区冷，煤演化得差（在差（在5km深处含沥青煤的深处含沥青煤的R

31、o值仅为值仅为0.5），与此相反，九州的），与此相反，九州的火山弧是热的，含有无烟煤（火山弧是热的，含有无烟煤（Ro20）。）。马里亚纳海沟是日本马里亚纳海沟是日本海沟向南的延伸，它的弧前区也是冷的，其表面热流值小于海沟向南的延伸，它的弧前区也是冷的，其表面热流值小于1个热个热流单位（流单位（HFU）。）。前陆盆地也表现为现今地温梯度低的特征。在德国南部北阿尔前陆盆地也表现为现今地温梯度低的特征。在德国南部北阿尔卑斯前陆盆地典型的地温梯度是卑斯前陆盆地典型的地温梯度是2224km。靠近慕尼黑的靠近慕尼黑的钻井穿过了原地磨拉石带，在钻井穿过了原地磨拉石带，在2630m深的第三系底，深的第三系底，

32、RO值仍只有值仍只有0.51。一口钻井在。一口钻井在5738m处（图处（图9.16）这样深的深度，）这样深的深度，RO也仍只也仍只有有 0.6，指示异常低的第三系地温梯度。总之，目前的低的地温，指示异常低的第三系地温梯度。总之，目前的低的地温梯度在过去与大陆碰撞和挠曲有关的快速沉降阶段可能更低。梯度在过去与大陆碰撞和挠曲有关的快速沉降阶段可能更低。三、各类盆地的地温和古温度标志三、各类盆地的地温和古温度标志（3）高温盆地是那些在岩石圈扩张区发育的盆地，如弧后盆地、）高温盆地是那些在岩石圈扩张区发育的盆地，如弧后盆地、大洋裂谷和大陆裂谷系统、某些走滑盆地和大洋裂谷和大陆裂谷系统、某些走滑盆地和B

33、俯冲的弧内盆地等。俯冲的弧内盆地等。这可能是由于扩张区盆地形成时深部等温面的上升。这可能是由于扩张区盆地形成时深部等温面的上升。大洋裂谷是具极高热流的地带，典型的热流值为大洋裂谷是具极高热流的地带，典型的热流值为34热流单热流单位（位（HFU），），有时达到有时达到 5 6热流单位。加利福尼亚的一些走滑热流单位。加利福尼亚的一些走滑盆地有非常高的地温梯度（盆地有非常高的地温梯度（Impera Valley的地温梯度为的地温梯度为200km），），所以非常年青的沉积物可能是十分成熟的。大陆裂所以非常年青的沉积物可能是十分成熟的。大陆裂 谷有很谷有很高的现今热流值（在红海高的现今热流值（在红海50

34、km，上莱茵地堑高达上莱茵地堑高达100km），），古大陆裂谷的沉积物常有很高的有机质成熟度。古大陆裂谷的沉积物常有很高的有机质成熟度。三、各类盆地的地温和古温度标志三、各类盆地的地温和古温度标志 红海的海洋测量及深井钻探表明，表面高热流（通常大于红海的海洋测量及深井钻探表明，表面高热流（通常大于 3HFU）出现在以海洋裂谷轴为中心，至少出现在以海洋裂谷轴为中心，至少300km宽的一个带中。宽的一个带中。RO剖面、油气田的分布表明最高的有机质成熟度在红海南部，中剖面、油气田的分布表明最高的有机质成熟度在红海南部，中等的有机质成熟度在红海北部，最低的有机质成熟度在苏伊士湾等的有机质成熟度在红海北

35、部，最低的有机质成熟度在苏伊士湾（图（图917）。这可能与扩张量的不同有关，扩张量最大处在苏伊）。这可能与扩张量的不同有关，扩张量最大处在苏伊士红海体系的南部。苏伊士湾渐新世中新世前期升高的热流士红海体系的南部。苏伊士湾渐新世中新世前期升高的热流现已下降到近标准值，而目前还是活动裂谷的南部仍有很高的热现已下降到近标准值，而目前还是活动裂谷的南部仍有很高的热流。流。古大陆裂谷盆地中的有机质成熟度较高：刚果下白垩统的古大陆裂谷盆地中的有机质成熟度较高：刚果下白垩统的RO值值为为2 23 3；喀麦隆上白垩统的；喀麦隆上白垩统的RO值为值为3 33 3；尼日利亚的；尼日利亚的RoRo值值为为 3.5

36、3.5；澳大利亚库柏盆地二叠纪的澳大利亚库柏盆地二叠纪的RO值为值为5 5。由于岩浆活动，内弧热流值上升，日本本州第三系的无烟煤（由于岩浆活动，内弧热流值上升，日本本州第三系的无烟煤（RO 为为23）就是一个例子。）就是一个例子。图图 104总结了主要成因类型的沉积盆地的热流。总结了主要成因类型的沉积盆地的热流。主要成因类型的主要成因类型的沉积盆地的热流沉积盆地的热流第二节第二节 应用镜质体反射率研究地热史应用镜质体反射率研究地热史 镜质体反射率（镜质体反射率（R RO O）是衡量有机质热演化程度的指标之一，是是衡量有机质热演化程度的指标之一，是目前最重要的成熟度指标。镜质体反射率的测定比较容

37、易，在各目前最重要的成熟度指标。镜质体反射率的测定比较容易，在各油田都有大量的反射率资料。镜质体反射率值的大小受该镜质体油田都有大量的反射率资料。镜质体反射率值的大小受该镜质体所经历的温度和时间的控制，因其具有不可逆性，因此成为反演所经历的温度和时间的控制，因其具有不可逆性，因此成为反演盆地热史最常用的指标之一。盆地热史最常用的指标之一。镜质体反射率也称镜煤反射率（镜质体反射率也称镜煤反射率（R RO O），开始用于确定煤化作），开始用于确定煤化作用阶段，后广泛应用于石油研究的用阶段，后广泛应用于石油研究的有机质成熟度有机质成熟度研究。研究。在煤岩显微组成中，镜质组最丰富，反射率居中；而壳质组

38、反在煤岩显微组成中，镜质组最丰富，反射率居中；而壳质组反射率低，惰质组最高。射率低，惰质组最高。镜质体镜质体随成熟度而增加。随成熟度而增加。镜质体反射率镜质体反射率可定义为光线垂直入射时，反射光强度与入射光可定义为光线垂直入射时，反射光强度与入射光强度的百分比。强度的百分比。镜质体反射率的主要类型有最大的（镜质体反射率的主要类型有最大的（R Rmaxmax）、）、最小最小的（的（R Rminmin）和随机的（和随机的（R Re e），），前两者是在垂直和平行层面的定向切前两者是在垂直和平行层面的定向切片样品上测定的，后者则是随机的。镜质体反射率可在空气中和片样品上测定的，后者则是随机的。镜质体

39、反射率可在空气中和油浸条件下测定，分别表示为油浸条件下测定，分别表示为R Ra a和和R Ro o，每个样品需测定每个样品需测定20205050个点个点计算出平均值。油气地质研究中常用油浸随机的镜质体反射率，计算出平均值。油气地质研究中常用油浸随机的镜质体反射率，即即（R RO O)。RoRo与烃源岩成熟史关系与烃源岩成熟史关系第二节第二节 应用镜质体反射率研究地热史应用镜质体反射率研究地热史（一）（一）RoRo曲线和利用曲线和利用RoRo进行热史调查的实例进行热史调查的实例 1.1.RoRo曲线：曲线：镜质体反射率测量可按深度函数绘图而给出镜质体反射率测量可按深度函数绘图而给出Ro曲曲线。线

40、。Ro曲线的曲线的斜率斜率给出盆地热史的给出盆地热史的地温梯度地温梯度。Ro 曲线可有许多曲线可有许多形状（图形状（图96），它们一般指示有机质随时间的一种），它们一般指示有机质随时间的一种指数指数演化演化，符合成熟度积分方程。在不受重要符合成熟度积分方程。在不受重要不整合不整合、断裂断裂和局部和局部火山火山活动活动影响的盆地内，影响的盆地内，深度和深度和lg Ro间应存在一种线性关系。间应存在一种线性关系。1.1.RoRo曲线：曲线：路 易 斯 安 那 州 的路 易 斯 安 那 州 的 Terrebonne Parish井井就是这种简单的亚线就是这种简单的亚线性剖面的一个实例性剖面的一个实例

41、（图图 9.7）。）。RoRo在在3km深深处为处为0.5，在，在5km为为1，它指示一个正常，它指示一个正常并恒定的随时间变化并恒定的随时间变化的地温梯度。的地温梯度。1.1.RoRo曲线：曲线：有些有些RoRo曲线比较复杂曲线比较复杂。斜率不同的两个线。斜率不同的两个线性段的性段的“狗腿状狗腿状”模模式表明存在两期不同式表明存在两期不同的地温梯度。这可能的地温梯度。这可能是在斜率间断点的相是在斜率间断点的相应时间发生应时间发生“热事件热事件”的结果。这样的解的结果。这样的解释对于莱茵地堑中一释对于莱茵地堑中一些井的些井的RoRo曲线似乎更曲线似乎更为合理（图为合理（图9 98 8）。）。1

42、.1.RoRo曲线：曲线：RoRo曲线可能包含由曲线可能包含由RoRo值的值的突然中断或跳动引起的两突然中断或跳动引起的两个个断开线段断开线段。该跳动值可。该跳动值可能对应有较大的地层剥蚀能对应有较大的地层剥蚀的 不 整 合。的 不 整 合。这 在 法 国这 在 法 国 Aquitaine盆地的盆地的2口井得到口井得到很好的说明（图很好的说明（图 9.9），其），其中中RoRo值在在不整合面处由值在在不整合面处由约约0.8跳跃到约跳跃到约2.4（一）（一）RoRo曲线和利用曲线和利用RoRo进行热史调查的实例进行热史调查的实例 2.2.利用利用RoRo进行热史调查的实例进行热史调查的实例 美国

43、俄克拉荷马州的阿纳达科盆地美国俄克拉荷马州的阿纳达科盆地 俄克拉荷马州西部的俄克拉荷马州西部的阿纳达科阿纳达科（AhadatkoAhadatko）盆地最深的探井盆地最深的探井大于大于79007900m m，所以是一个热成熟研究的极好例子。最重要的源岩所以是一个热成熟研究的极好例子。最重要的源岩之一是上泥盆统到下密西西比统的之一是上泥盆统到下密西西比统的WoodfordWoodford页岩，它是俄克拉荷页岩，它是俄克拉荷马州含镜质体的最老岩层。马州含镜质体的最老岩层。阿纳达科盆地是后来经受挤压的衰退裂谷阿纳达科盆地是后来经受挤压的衰退裂谷。在寒武纪地壳开在寒武纪地壳开始拉张，并伴有岩浆活动。从晚

44、寒武世到早密西西比世几个阶段始拉张，并伴有岩浆活动。从晚寒武世到早密西西比世几个阶段的沉降，被认为是热收缩的结果。在早宾夕法尼亚世，构造运动的沉降，被认为是热收缩的结果。在早宾夕法尼亚世，构造运动就已变成强烈的地壳收缩，并伴有断距大于就已变成强烈的地壳收缩，并伴有断距大于9km的的逆断层逆断层（盆地（盆地南部边界）（图南部边界）（图9.19）。）。阿纳达科盆地阿纳达科盆地 下密西西比统下密西西比统(C C1 1)的的WoodfordWoodford页岩，页岩，在盆地西在盆地西北部北部1542m到盆地最深到盆地最深7655m的深度范围内采样的深度范围内采样，由共由共28口井的反射率值口井的反射率

45、值绘出一个等反射率图（图绘出一个等反射率图（图9.20）。）。Ro平均值从北部平均值从北部地区小于地区小于0.6，到盆地，到盆地最深部的大于最深部的大于30（RoRo峰值为峰值为4.89）。这些）。这些高反射率值（高反射率值（RoRo 2.5）是无烟煤级的特征，表是无烟煤级的特征，表明古温度大于明古温度大于200，这，这个温度甚至保持了个温度甚至保持了300Ma之久。之久。阿纳达科盆地阿纳达科盆地 盆地现今的地温梯度值盆地现今的地温梯度值低（低（2024km）。）。当当今的温度可能并不代表曾今的温度可能并不代表曾经达到的最高温度，不能经达到的最高温度，不能解释这种极高反射率值解释这种极高反射率

46、值。推测高的古温度可能曾存推测高的古温度可能曾存在过，也许在宾夕法尼亚在过，也许在宾夕法尼亚纪达到最高，而从二叠纪纪达到最高，而从二叠纪到现今则呈下降趋势。到现今则呈下降趋势。第二节第二节 应用镜质体反射率研究地热史应用镜质体反射率研究地热史（二）（二）镜质体反射率反演地热史镜质体反射率反演地热史 1 1镜质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程 目前所测定的盆地内某一深度地层中的镜质体反射率值的大小目前所测定的盆地内某一深度地层中的镜质体反射率值的大小受该镜质体在沉积后所经历的温度历史的控制，而这一温度历史受该镜质体在沉积后所经历的温度历史的控制，而这一温度历史又与

47、该地层（或镜质体）的埋藏历史和地温梯度的变化有关，当又与该地层（或镜质体）的埋藏历史和地温梯度的变化有关，当地层的埋藏历史确定后，它就唯一受控于盆地地温梯度的变化。地层的埋藏历史确定后，它就唯一受控于盆地地温梯度的变化。如果我们仅考虑盆地内热的传导而忽略其他传热过程，如果我们仅考虑盆地内热的传导而忽略其他传热过程，地温梯度地温梯度就只取决于盆地内沉积物的就只取决于盆地内沉积物的热导率热导率和盆地的和盆地的大地热流密度大地热流密度。在已。在已知沉积物热导率的前提下，大地热流密度的变化则唯一确定了盆知沉积物热导率的前提下，大地热流密度的变化则唯一确定了盆地地温梯度的变化。地地温梯度的变化。1 1镜

48、质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程 因此，当仅考虑热传导方式，同时在已知盆地地层埋藏史和沉因此，当仅考虑热传导方式，同时在已知盆地地层埋藏史和沉积物热导率的前提下，盆地大地热流值的变化是控制某一深度镜积物热导率的前提下，盆地大地热流值的变化是控制某一深度镜质体反射率值的唯一因素。这样，可以根据理论模型，利用实测质体反射率值的唯一因素。这样，可以根据理论模型，利用实测的镜质体反射率值反演出盆地的镜质体反射率值反演出盆地大地热流密度大地热流密度的变化，然后根据大的变化，然后根据大地热流密度的变化，结合地层的地热流密度的变化，结合地层的埋藏史埋藏史和沉积物的和沉积物的

49、热导率热导率模拟模拟出出盆地所经历的地温史（图盆地所经历的地温史（图101）。这里所使用的一系列模型包括）。这里所使用的一系列模型包括古热流模型古热流模型、古地温模型古地温模型和和镜质体反射率理论模型镜质体反射率理论模型。1 1镜质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程（1 1）古热流模型）古热流模型 镜质体反射率反演法中使用的古热流模型多为镜质体反射率反演法中使用的古热流模型多为经验模型经验模型，一般，一般是将盆地的古热流与现今大地热流通过某种关系联系起来。是将盆地的古热流与现今大地热流通过某种关系联系起来。盆地现今大地热流密度可以根据实测地温和岩石热导率数据计盆地

50、现今大地热流密度可以根据实测地温和岩石热导率数据计算。根据热传导公式，算。根据热传导公式，现今大地热流密度现今大地热流密度可表示为：可表示为：Q0K（ThT0）h整理得：整理得：ThT0（Q0h)/K ThT0 Q0(h1/K1)(h2/K2)(h3/K3)Q0（Th T0）(h1/K1)(h2/K2)(h3/K3)式中式中Q0为现今热流密度，为现今热流密度，mWmWm m2 2；T Th h为地层深度为地层深度h h处的温度，处的温度，0 0K K；T T0 0为地表温度，为地表温度，0 0K K；K(h)K(h)为深度为深度h h处岩石的热导率，处岩石的热导率，W Wm m0 0K K；h

51、 h为深度，为深度，m m。hhhKdhTTQ0030)(/)(10 （1 1）古热流模型）古热流模型 孔隙性地层的热导率可以根据岩石骨架的热导率孔隙性地层的热导率可以根据岩石骨架的热导率(Ks)和孔隙流体和孔隙流体的热导率的热导率(Kw)计算：计算：因此上式可写为：因此上式可写为：为了保证热流密度的计算精度，可以在同一钻孔不同深度取为了保证热流密度的计算精度，可以在同一钻孔不同深度取n个实测温度值。设在深度个实测温度值。设在深度hi处的实测温度为处的实测温度为Ti；(I=1，2，n），则则由上式求平均值可得：由上式求平均值可得：这就是计算现今热流密度的公式。这就是计算现今热流密度的公式。hw

52、hsKKhK)1()(hhwhshKKdhTTQ0)()(1(030/)(10ihhwhsniiniKKdhTTQ0)()(1(10130/)(10（1 1）古热流模型）古热流模型 根据盆地的地球动力学背景和构造发展史的不同，盆地古热流根据盆地的地球动力学背景和构造发展史的不同，盆地古热流和今热流之间的关系可这用不同的经验模型。目前常用的古热流和今热流之间的关系可这用不同的经验模型。目前常用的古热流模型主要有三种形式，即模型主要有三种形式，即线性的线性的、三角函数型三角函数型的和的和分段线性的分段线性的。线性形式的古热流模型是最简单的一种古热流模型。其中的古线性形式的古热流模型是最简单的一种古

53、热流模型。其中的古热流与今热流呈线性关系，即：热流与今热流呈线性关系，即：Q Q（t t）Q Q0 0（1 1tt）式中式中Q Q（t t）为地质年代为为地质年代为距今距今t t（MaMa）时的古热流密度；时的古热流密度；为古为古热流系数热流系数，MaMa1 1。这种线性古热流模型不仅形式简单，计算方便，而且适用于大这种线性古热流模型不仅形式简单，计算方便，而且适用于大多数地质条件的沉积盆地，特别是那些岩浆活动和构造运动不很多数地质条件的沉积盆地，特别是那些岩浆活动和构造运动不很强烈、相对稳定的沉积盆地。强烈、相对稳定的沉积盆地。Lerche等（等（1984）曾利用世界上大）曾利用世界上大量盆

54、地的实际资料对该模型进行了检验。结果表明，除非有强烈量盆地的实际资料对该模型进行了检验。结果表明，除非有强烈的的岩浆活动岩浆活动和和剧烈的构造运动剧烈的构造运动等地质事件，否则热流的非线性变等地质事件，否则热流的非线性变化部分都将被数据的随机误差所掩盖，而只能反映出化部分都将被数据的随机误差所掩盖，而只能反映出热流线性热流线性变变化的大致趋势。另外，由于这一模型参数少，特别适用于盆地勘化的大致趋势。另外，由于这一模型参数少，特别适用于盆地勘探早期阶段资料较少的情况下对盆地热史的反演。探早期阶段资料较少的情况下对盆地热史的反演。（1 1）古热流模型）古热流模型 三角函数型三角函数型古热流模型（古

55、热流模型（LercheLerche，19881988）允许热流密度随时间允许热流密度随时间呈复杂的变化关系，其形式为：呈复杂的变化关系，其形式为：式中式中、i（i1，2，n）均为待定系数，需根据具体盆均为待定系数，需根据具体盆地的实测参数拟合确定；地的实测参数拟合确定；tmax为盆地最古老地层的年龄。为盆地最古老地层的年龄。三角函数型古热流模型可以更详细地模拟热流在地质历史上的三角函数型古热流模型可以更详细地模拟热流在地质历史上的起伏变化。当盆地的起伏变化。当盆地的地质历史比较复杂地质历史比较复杂，岩浆活动强烈岩浆活动强烈，构造运构造运动频繁动频繁时可选用这种模型。特别是对一个演化历史较长并且

56、经历时可选用这种模型。特别是对一个演化历史较长并且经历过大地构造性质截然不同的演化阶段的过大地构造性质截然不同的演化阶段的多旋回盆地多旋回盆地，三角函数型，三角函数型古热流模型将显示出其优越性。古热流模型将显示出其优越性。但由于这一模型涉及的参数较多，对地质参数的精度要求较高但由于这一模型涉及的参数较多，对地质参数的精度要求较高，它主要适用于那些勘探程度较高、资料较丰富的盆地。，它主要适用于那些勘探程度较高、资料较丰富的盆地。niittiatQtQ1max0)/sin(exp)(（1 1）古热流模型）古热流模型 为了克服上述两种模型的缺陷，提出了为了克服上述两种模型的缺陷，提出了分段线性古热流

57、模型分段线性古热流模型。如果将一个盆地的地质热历史分成如果将一个盆地的地质热历史分成n段，各段分界点的地质时间段，各段分界点的地质时间分别为分别为0，t1，t2，tn，则分段线性古热流模型可表示为：则分段线性古热流模型可表示为：Q Q1 1（t t）Q Q0 0（1 11 1t t）0 0tttt1 1 Q Q2 2（t t）Q Q1 1112 2(t-t(t-t1 1）t t1 1tttt2 2 Q Qn n（t t）Q Qn n-1-111n n(t-(t-t tn n-1-1）t tn n-1-1ttt tn n 这一模型包含这一模型包含1 1、2 2，n n共共n个待定参数，而每个参数

58、个待定参数，而每个参数只与某一段热历史有关。如只与某一段热历史有关。如1 1仅与仅与0 0tttt1 1 这一阶段的热历史有这一阶段的热历史有关，这个关，这个1 1的确定就如同线性形式的古热流模型一样简单。而的确定就如同线性形式的古热流模型一样简单。而2 2仅与仅与t t1 1tttt2 2和和0 0tttt1 1 这两段热历史有关，而这两段热历史有关，而0 0tttt1 1这一段这一段热历史已由热历史已由1 1确定，则确定，则2 2只只与与t t1 1tttt2 2 这段热历史有关，因此这段热历史有关，因此在拟合时也只有一个参数。其他参数的拟合依此类推。由此可以在拟合时也只有一个参数。其他参

59、数的拟合依此类推。由此可以看出，看出，1 1、2 2，n n这这n个参数的拟合与线性形式古热流模个参数的拟合与线性形式古热流模型的拟合方法完全相同。型的拟合方法完全相同。结论：古热流模型结论：古热流模型 由于分段线性古热流模型采用由于分段线性古热流模型采用n个不同的线性函数表示热流在个不同的线性函数表示热流在地史上的变化，因此它可以描述地史上热流的起伏变化。如果将地史上的变化，因此它可以描述地史上热流的起伏变化。如果将段分得足够多，则可起到与三角函数型古热流模型同样的作用，段分得足够多，则可起到与三角函数型古热流模型同样的作用，而又保留了线性模型参数少、计算简便的优点。而又保留了线性模型参数少

60、、计算简便的优点。1 1镜质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程（2 2）古地温模型）古地温模型 在建立古地温模型时，可以只考虑在建立古地温模型时，可以只考虑热传导热传导这一控制盆地地温场这一控制盆地地温场的主要因素，从而使模型得以简化。根据热传导公式，可建立盆的主要因素，从而使模型得以简化。根据热传导公式，可建立盆地的古地温模型：地的古地温模型：计算现今热流时：计算现今热流时：则古地温为：则古地温为：式中式中T（h，t）是时间为是时间为t、深度为深度为h处的古地温；处的古地温；Q（t）是是t时时刻的热流密度；刻的热流密度；T0 是是t时刻的古地表温度时刻的古地表温

61、度。hhwhshhwhshKKdhtQTthTKKdhTTQ0)()(1(300)()(1(030)(10),(/)(10 1 1镜质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程（3 3）镜质体反射率模型）镜质体反射率模型 镜质体反射率值的大小是镜质体经历的热历史的函数。目前已镜质体反射率值的大小是镜质体经历的热历史的函数。目前已提出多种用于计算镜质体反射率的理论模型。在这些模型中，提出多种用于计算镜质体反射率的理论模型。在这些模型中，镜镜质体反射率值都表示成时间和温度的函数质体反射率值都表示成时间和温度的函数，即：，即：RoRof(Tf(T，t t）根据某一地层的埋藏历史

62、及其所经历的温度，利用这一函数关根据某一地层的埋藏历史及其所经历的温度，利用这一函数关系即可计算出其镜质体反射率的演化过程。系即可计算出其镜质体反射率的演化过程。具体的具体的反射率模型反射率模型将在后面将在后面讨论讨论。1 1镜质体反射率反演地热史的原理和流程镜质体反射率反演地热史的原理和流程（4 4）镜质体反演法的实施过程）镜质体反演法的实施过程 如前所述，镜质体反射率反演法主要包括古热流模型、古地温如前所述，镜质体反射率反演法主要包括古热流模型、古地温模型和镜质体反射率模型。在这三种模型中，古热流模型含有待模型和镜质体反射率模型。在这三种模型中，古热流模型含有待定参数，如线性模型中的定参数

63、，如线性模型中的，三角函数型模型中的，三角函数型模型中的和和a1，a2，an以及分段线性模型中的以及分段线性模型中的1,2,，n等。在反演过程中就是用实等。在反演过程中就是用实测的镜质体反射率值来渐进地测的镜质体反射率值来渐进地拟合拟合古热流模型中的这些待定参数古热流模型中的这些待定参数。镜质体反演法实施过程镜质体反演法实施过程 通过对这些参数的通过对这些参数的调调整整使得镜质体反射率的使得镜质体反射率的计算值与实测值的误差计算值与实测值的误差在允许的范围之内。这在允许的范围之内。这时待定参数的取值就是时待定参数的取值就是其最佳值。将这些最佳其最佳值。将这些最佳参数值代入参数值代入古热流模型古

64、热流模型、古地温模型古地温模型和和镜质体镜质体反射率模型反射率模型就可以模拟就可以模拟出盆地的出盆地的热流史热流史、地温地温史史和和有机质的成熟度有机质的成熟度（Ro）史，这一过程可史，这一过程可以用图以用图102表示。表示。2 2镜质体反射率理论模型镜质体反射率理论模型 这里主要介绍这里主要介绍LercheLerche的模型的模型 设有设有n个不同深度的实测镜质体反射率值个不同深度的实测镜质体反射率值Roi，其对应的埋藏深度其对应的埋藏深度为为hi，地质年龄为，地质年龄为ti，其中其中il，2，n。为了计算理论镜质体为了计算理论镜质体反射率值，反射率值，Lerche首先根据化学动力学原理（即

65、根据首先根据化学动力学原理（即根据成熟度积分成熟度积分方程简化）建立了一个时间温度积分（方程简化）建立了一个时间温度积分（TimeTemperature Integral），），简称为简称为TTI。式中式中 Tc为初始沉积时地表古地温，一般为为初始沉积时地表古地温，一般为295100K或或22 100C；TD为标准化参数（为标准化参数（TD200）；）；t为镜质体沉积后所经历的时间，为镜质体沉积后所经历的时间，Ma；T（h，t）为镜质体在地史过程中所经历的温度史；为镜质体在地史过程中所经历的温度史；TTI（t）即为镜质体沉积后经即为镜质体沉积后经t时间达到的时间温度积分值。时间达到的时间温度积

66、分值。dtTTthTtTTItDc0),(exp)(镜质体反射率理论模型镜质体反射率理论模型LercheLerche的模型的模型 对应于每一个实测的镜质体反射率值都可以计算出一个时间对应于每一个实测的镜质体反射率值都可以计算出一个时间温度温度积分值。其方法是首先恢复出该镜质体样品所在地层的积分值。其方法是首先恢复出该镜质体样品所在地层的埋藏埋藏史史和和地温史地温史，然后沿着埋藏史曲线的轨迹按上式计算出，然后沿着埋藏史曲线的轨迹按上式计算出TTI值。值。TTI值理论上与镜质体反射率值的关系有：值理论上与镜质体反射率值的关系有：式中式中ROS为地表或原始镜质体反射率值，一般取为地表或原始镜质体反射率值，一般取02。ROi为任一观测点的镜质体反射率值。为任一观测点的镜质体反射率值。TTI(t)i为对应的任一观测点的时间温度积分。为对应的任一观测点的时间温度积分。理论上等式两边理论上等式两边应该相等应该相等，但实际上由于各种因素而，但实际上由于各种因素而不等不等；在利；在利用这一关系用这一关系拟合古热流系数时拟合古热流系数时，应其两侧的，应其两侧的误差达到最小误差达到最小。2112121211