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認(rèn)證類型：個人認(rèn)證

認(rèn)證主體：李**（實(shí)名認(rèn)證）

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IP屬地：廣東 上傳時間：2023-10-16 格式：DOCX 頁數(shù)：5 大?。?0.84KB 積分：12 舉報 版權(quán)申訴

有機(jī)質(zhì)成熟度與盆地?zé)嵫莼芯糠椒?/p>

在沉積盆地的形成和形成過程中，盆地的熱系統(tǒng)是動態(tài)變化的。它不僅受盆地沉積和沉積、壓縮、結(jié)構(gòu)運(yùn)動、吸收和釋放熱反應(yīng)、地下水和火山巖漿活動等影響，還受盆地底部熱流變化的影響。盆地動態(tài)熱體制的研究可歸結(jié)為盆地?zé)釟v史的重建或恢復(fù),在盆地尺度下,盆地內(nèi)的沉積地層中有機(jī)質(zhì)、礦物、流體等地質(zhì)客體可以記錄古地溫及其演化歷史,即利用古溫標(biāo)或古地溫計來反演地層的熱歷史和盆地底部熱流。主要利用鏡質(zhì)體反射率(RO)、鏡質(zhì)體反射率梯度、磷灰石裂變徑跡、牙形石色變指數(shù)(CAI)、自生礦物組合、流體包裹體測溫、氧同位素(18O)和40Ar/39Ar比值進(jìn)行研究。其中鏡質(zhì)體反射率適用于有機(jī)質(zhì)豐富的沉積盆地,磷灰石裂變徑跡對碎屑巖地層古地溫的測定較為有效,牙形石色變指數(shù)適用于古生物豐富的地層,自生礦物組合適用于較為年輕的盆地,流體包裹體應(yīng)用較為廣泛。有機(jī)質(zhì)成熟度指標(biāo)可以用來進(jìn)行古地溫推算,它是有機(jī)質(zhì)熱成熟作用程度的衡量標(biāo)準(zhǔn),是以有機(jī)質(zhì)各組分在熱降解作用過程中其化學(xué)性質(zhì)和物理性質(zhì)發(fā)生的變化為基礎(chǔ)建立的。各成熟度指標(biāo)均以特定的化學(xué)動力學(xué)反應(yīng)和溫度相聯(lián)系,它們不僅與所經(jīng)歷的最高溫度有關(guān),也與生油層的整個受熱歷史有關(guān)。鏡質(zhì)體反射率是一種有效的有機(jī)質(zhì)指標(biāo)。鏡質(zhì)體指的是高等植物木質(zhì)素經(jīng)生物化學(xué)降解凝膠化作用而形成的凝膠體。從泥盆紀(jì)以來,地層中或多或少含有鏡質(zhì)體,而鏡質(zhì)體在煤和碳質(zhì)泥巖中含量最高,鏡質(zhì)體本身屬于Ⅲ型干酪根。鏡質(zhì)體反射率即鏡質(zhì)體表面反射光與入射光的比率,通常用油浸物鏡下測得的反射率值,用RO表示。在五六十年代通過鏡質(zhì)體反射率與溫度關(guān)系的變化曲線推算古地溫,如Karweil圖解(圖1-1,經(jīng)Teichmuller,1971校正)。在七十年代,Cannan(1974)和Hood(1975)等提出的推算古地溫的公式應(yīng)用較多。八十年代主要采用擬合計算方法模擬和重建生油層的受熱歷史。近年來我國也有不少專家提出了一些自己的計算方法(龐雄奇等1993,胡圣標(biāo)1995,盧雙舫等1996,冉啟貴等1998,肖賢明等1998)。另外,在鏡質(zhì)體缺少的地區(qū),如果有固體瀝青,也可以用固體瀝青反射率代替鏡質(zhì)體反射率。Jacob(1985,轉(zhuǎn)引自文獻(xiàn))對鏡質(zhì)體反射率和瀝青反射率的對比研究得出它們的相關(guān)關(guān)系式:RO=0.618Rb+0.4式中Rb為固體瀝青反射率。豐國秀和陳盛吉(1988)也得出相似的經(jīng)驗(yàn)公式:RO=0.3195+0.679Rb相關(guān)系數(shù)r=0.98。1顯微光度計檢測鏡質(zhì)體反射率的測定是將巖石樣品制成光片,拋光(如果巖石樣品中有機(jī)碳含量低,須將有機(jī)質(zhì)濃縮,制成干酪根,用樹膠粘結(jié),再拋光),用顯微光度計測定光面的鏡質(zhì)體反射率。鏡質(zhì)體一般呈透鏡體狀和脈狀,平行于層面。周中毅等(1983)經(jīng)研究提出用原巖制備的光片比用干酪根制備的光片測得的鏡質(zhì)體反射率值可靠。2古代地理的計算2.1初步計算方法2.1.1溫度和受體時間的關(guān)系Karweil(1955)通過對煤的模擬實(shí)驗(yàn)得出有機(jī)質(zhì)成熟度、溫度和受熱時間之間的關(guān)系圖(圖1),后經(jīng)Teichmuller(1971)用鏡質(zhì)體反射率指標(biāo)校正后得到廣泛的應(yīng)用。Hood(1975)認(rèn)為該圖解的缺點(diǎn)是使用的活化能偏低,夸大了受熱時間的作用。2.1.2不同年齡之間的關(guān)系式Cannan(1974)根據(jù)一些實(shí)際資料的統(tǒng)計結(jié)果得到生油界點(diǎn)溫度與地層年齡之間的關(guān)系式:lgt=3014/T-6.490(1)式中T為絕對溫度,t為地層年齡(圖2)。本方法只適用于連續(xù)沉降盆地,而實(shí)際連續(xù)沉降盆地寥寥無幾。而用地層年齡代替受熱時間也不太合適,應(yīng)與有效受熱時間相關(guān)。2.1.3有機(jī)質(zhì)變質(zhì)標(biāo)記與鏡質(zhì)體反射率的關(guān)系Hood等(1975)提出了一個反映有機(jī)變質(zhì)程度與溫度和受熱時間的新模式。有機(jī)質(zhì)變質(zhì)標(biāo)尺(Lom)與鏡質(zhì)體反射率等成熟度指標(biāo)關(guān)系見圖3。有機(jī)質(zhì)變質(zhì)標(biāo)尺(Lom)、最高古地溫(Tmax)及有效受熱時間(Teff)的關(guān)系見圖4。2.2根據(jù)方案計算法目前常用的時間-溫度指數(shù)(TTI)模型有以下幾種:2.2.1古地溫度指數(shù)cttiLerche等(1984)直接從鏡質(zhì)體反射率的熱演化動力學(xué)推導(dǎo)出一系列數(shù)學(xué)公式,通過計算鏡質(zhì)體反射率的演變過程,并結(jié)合實(shí)測的鏡質(zhì)體反射率,擬合計算盆地的熱演化史。其模型如下:TTI=∫tj0tj0exp[T(t)-Tc/Td]dt(2)式中TTI為時間溫度指數(shù);TC為臨界溫度,一般取地表溫度值,℃;Td為與反應(yīng)速度有關(guān)的待定指數(shù),tj為樣品所經(jīng)歷的時間。據(jù)實(shí)測RO值,計算時間溫度綜合指數(shù)VTTI:VTTIj=(R1/2j-R1/2S1/2S)/(R1/2m1/2m-R1/2S1/2S)(3)式中Rj為j測點(diǎn)的RO值,%;RS為地表RO值,一般取0.2%;Rm為實(shí)測剖面中測得的最大RO值(%)。古地溫T(t):T(t)=T0+q(t)∫2020dt/k(z,Rn)(4)k(z,Rn)=k1-φ(z?Rn)m1?φ(z?Rn)m·kφ(z?Rn)fφ(z?Rn)f式中T(t)為隨時間、埋深而變的溫度;z為埋深(m);t為時間(106a);q(t)為古熱流值;T0為地表溫度(℃);k(z)是熱導(dǎo)率;km是巖層骨架熱導(dǎo)率;kf為巖層中孔隙流體熱導(dǎo)率;φ(z,Rn)為地層隨埋深(z)和巖性(Rn)變化的孔隙度。由(2)式導(dǎo)出一個理論推算的時間-溫度綜合指數(shù)CTTI:CTTIj=VTTIj/TTIm=∫tj0exp[(T(t)-Tc)/Td]dt/∫tm0exp[(T(t)-Tc)/Td]dt(5)εmin=nΣi=1[(VΤΤΙj-CΤΤΙj)q(t)ΤcΤd]2(6)q(t)=q0(1+βt)式中ε是VTTI與CTTI的偏差;β是表征沉積盆地在地史中熱流變化的特征參數(shù)(變化率);q0為現(xiàn)今沉積盆地大地?zé)崃髦?tm為剖面中最深樣品所經(jīng)歷的時間(106a)。因?yàn)楸灸Ｐ瓦m用于地史中古熱流呈線性變化的盆地,龐雄奇等(1993)提出了非線性變化的模擬計算。VTIjk和TTIjk分別表示第j層第k個R%樣品測值點(diǎn)的實(shí)測時間指數(shù)和理論計算的時間指數(shù)相對值:VTIjk=(R1/2jk-R1/2S)/(R1/2jm-R1/2)S(RS<Rjk<Rjm)(7)jk為j層中第k個樣品,VTIjk由第j層第k個樣品的R%計算出的時間溫度指數(shù);Rjk乃第j層第k個樣本點(diǎn)實(shí)測的鏡質(zhì)體反射率(%);Rjm為第j層埋深最大點(diǎn)實(shí)測的鏡質(zhì)體反射率(%)。ΤΤΙjk={j-1∑i=1∫ti0exp[(Τijk(t)-Τc)/Τd]dt+∫tjk0exp[(Τjjk(t)-Τc)/Τd]dt}/{j∑i=1∫ti0exp[(Τijk(t)-Τc)/Τd]dt}(8)式中TTIjk為第j層第k個樣本點(diǎn)理論計算出的時間溫度指數(shù);Tijk(t)為第i層沉積發(fā)育期的下伏第j層中第k點(diǎn)的古地溫;Tjjk(t)是第j層沉積發(fā)育期第j層內(nèi)第k點(diǎn)的古地溫;ti為第i層沉積發(fā)育經(jīng)歷的地史時間;tjk為第j層沉積發(fā)育期該層層內(nèi)第k點(diǎn)經(jīng)歷的地史時間。古地溫Tijk(t):Tijk(t)=Ti0+GT(i)Zijk(t)(9)式中GT(i)第i層沉積地層剖面中的古地溫;Zijk(t)為第i層沉積發(fā)育期的下伏的第j層中第k點(diǎn)的古埋深;k是第j層中R%測值樣本序號;Ti0為第i層沉積期地表的溫度(20℃)。采用I.Lerche等(1984)提出的網(wǎng)格尋找法確定符合條件(10)式的最佳Tc、Td值和GT(i)值。min(Ej)={VTIjk-[TTIijk(Tc,WTBX]Td,GT(i))+TTIijk(Tc,Td,GT(i))]}2(10)式中nj為第j層中R%測值樣本總數(shù);Ej為第j層時間溫度指數(shù)理論計算值(TTIjk)與R%計算值(VTIjk)的偏差平方和;min(Ej)是對Ej取極小值;i為第j層上覆各地層序號,i=1,2,…,j-1。2.2.2tti法表內(nèi)(13)式中C為可調(diào)參數(shù),Minddleton取0.068;F為鏡質(zhì)組反應(yīng)程度;T(t)為隨時間變化的溫度(℃);t為時間(106a);A=-2.275,B=0.177(Falvey和Middleton,1981);(15)式中等號的右邊第一項代表樣品在0到k-1階段所增加的TTI值,用前面所述的相應(yīng)模型計算出的β值(β1......βI-1)求取,第二項則用待調(diào)的βk計算。TTI法模擬計算出的古地溫梯度是預(yù)先設(shè)置的,當(dāng)鏡質(zhì)體反射率數(shù)據(jù)不充分時,具有多解性,不適合于沉積—構(gòu)造史較復(fù)雜的盆地。且各種擬合計算法的計算量大誤差也大,因而不常用。2.3古地溫梯度估算肖賢明等(1998)以Arrhenius方法為理論基礎(chǔ),應(yīng)用Karweil圖解法,對不同古地溫梯度條件下有機(jī)質(zhì)熱成熟作用進(jìn)行了模擬計算。研究之后提出了鏡質(zhì)組反射率梯度法確定古地溫梯度的方法:據(jù)反射率實(shí)測結(jié)果,按下式計算出某一成熟度的△VRO值:VRO=(RH2-RH1)/(H2-H1)(16)式中△VRO為鏡質(zhì)體反射率梯度;H1、H2分別為樣品埋深(H1<H2),RH2和RH1分別為處在埋深H2和H1的樣品鏡質(zhì)組反射率實(shí)測值。根據(jù)△VRO,應(yīng)用圖5可推算出古地溫梯度,再由埋深得出古地溫。應(yīng)用本方法時須注意以下問題:計算△VRO需采用可靠的反射率數(shù)據(jù);應(yīng)結(jié)合盆地沉積構(gòu)造發(fā)展史對反射率梯度與古地溫梯度之間的對應(yīng)關(guān)系進(jìn)行綜合解釋;考慮古地溫梯度演變。另外還有Barker等人(1986)建立的古地溫計算公式:ln[Rom]=0.0078[Tcompt]-1.2式中R°m是有機(jī)質(zhì)的平均反射率,Tcompt是最大埋藏溫度。本計算式的優(yōu)點(diǎn)在于不用考慮時間因素。3層序法的原理鏡質(zhì)體反射率用于推算盆地古地溫以來,出現(xiàn)了多種多樣的方法,包括圖解法、直接計算法、TTI模擬計算法,而TTI模擬計算法又有不同的模型。這些計算方法、計算模型各有優(yōu)缺點(diǎn)。而筆者認(rèn)為A.Hood圖解法和鏡質(zhì)體反射率梯度法比較好,它們計算簡單且該考慮的主要因素都包括在內(nèi)。如A.Hood圖解法只需將測得的鏡質(zhì)體反射率值換算成有機(jī)質(zhì)成熟度(LOM),或者根據(jù)兩者的關(guān)系直接將有機(jī)質(zhì)成熟度(LOM)與活化能(E)、溫度(T)圖轉(zhuǎn)為鏡質(zhì)體反射率(