1、本講內(nèi)容序言1 盆地沉降史分析2 盆地熱史分析序言地殼沉降是形成盆地的的重要內(nèi)容，是盆地構(gòu)造運動性直接原因，沒有沉降就沒有盆地。沉降史（一維，二維和三維）是研究盆地形成、演化特征的重要方面，可以作為劃分盆地構(gòu)造演化階段的參數(shù)之一。是研究埋藏史、熱史的基礎(chǔ)沉降史序言地溫控制著油氣的生成和成熟度對運移聚集也起重要作用熱史盆地的一維沉降、沉積、埋藏和壓實過程沉降史和埋藏史1 沉降史分析1、有關(guān)概念沉降與隆升地殼垂直運動的兩種表達方式，順重力方向，使高程降低的運動稱為沉降（subsidence)，反之為隆升（Uplift)一、沉降史分析的原理和方法喜馬拉雅山珠峰沉降作用和沉積作用沉降作用(subsid

2、ing)是指發(fā)生沉降的地質(zhì)作用。沉積作用（sedimentation)是在外動力地質(zhì)作用下，地殼物質(zhì)的充填、堆積的地質(zhì)作用過程。沉積層序記錄了盆地形成和發(fā)展過程中的沉降運動學特征。構(gòu)造沉降和非構(gòu)造沉降由構(gòu)造原因引起的沉降，即地殼或巖石圈動力學演化過程中產(chǎn)生的盆地沉降過程，包括巖石圈板塊的變形、板塊間的相互作用，板塊內(nèi)部的熱作用和相互轉(zhuǎn)換等原因引起的沉降為構(gòu)造沉降。非構(gòu)造原因，如重力均衡作用、全球海平面變化引起的沉降，稱非構(gòu)造沉降。盆地的沉降機制巖石圈的褶皺彎曲導致的沉降褶彎沉降機制巖石圈的伸展裂陷作用裂陷沉降機制巖石圈和上地幔的熱冷卻沉陷用熱沉降機制巖石圈的構(gòu)造負載撓曲作用壓陷機制沉降量、沉降

3、速率和沉降曲線沉降一般可以用沉降量（累計的沉降幅度）、沉降速率（單位時間的沉降幅度）和沉降曲線（以地質(zhì)時間為橫坐標，高程為縱坐標，用來反映觀察點沉降過程的曲線）這幾個參數(shù)來表示。地層內(nèi)部及主要界面在地史期間埋藏深度地變化曲線地層骨架厚度不變壓實模型在地層的沉積壓縮過程中，壓實只是導致孔隙度減小，而骨架體積不變。這種壓實模型成為地層骨架厚度不變壓實模型。使用該模型恢復地層的沉降史，實質(zhì)上是恢復地層中的孔隙度演化過程，因此可以借助孔深關(guān)系來恢復古厚度。2、盆地沉降量的求解方法基本思想一般采用回剝法來來計算盆地的沉降量，但必須了解地層的埋藏情況，包括層序是否連續(xù)、地層界面的埋深及年代、各地層單元的巖

4、性、孔隙度和密度等資料，再應(yīng)用骨架厚度不變模型計算復原出地質(zhì)時期的地層埋藏狀態(tài)和基底的沉降歷史。圖示回剝法正常壓實情況下的“孔深”關(guān)系 (h)= 0e-ch （Athy方程）C:壓實系數(shù)；0：地表孔隙度正常壓實情況下的“孔深”關(guān)系在聲波測井中，聲波速度能較好地反映地層的孔隙度。如孔隙分布均勻，孔隙度和聲波時差之間存在線性關(guān)系（Wyllie平均時間方程） t=tma(1-）+tftma：巖石骨架聲波時差；tf：為孔隙流體聲波時差。整理后得：欠壓實情況下的“孔深”關(guān)系在有些情況下，地層孔隙中的流體不能自由地排出，地層孔隙度不是按指數(shù)形式減小而是出現(xiàn)欠壓實沉積層。在這種情況下應(yīng)建立其它形式的孔深關(guān)系

5、。地層古厚度的確定去壓實校正板書積分過程示意構(gòu)造沉降量去負荷校正巖石圈對沉積負荷的撓曲支撐盆地的一維沉降、沉積、埋藏和壓實過程沉降史和埋藏史3、基礎(chǔ)資料的準備和處理方法地層分層數(shù)據(jù)地層單元的年齡資料地層孔隙度數(shù)據(jù)巖性資料古水深資料構(gòu)造變形資料地層分層數(shù)據(jù)可以直接通過分析鉆井、測井及錄井資料而得出。對于沒有鉆井的地區(qū)或鉆井沒有揭露的地層，則可以通過地震剖面解釋而獲得（人工井）分層的尺度可粗可細，在同一段地層中不應(yīng)包含明顯的沉積間斷。地層單元的年齡資料準確地確定各界面的年齡沉積間斷面時間和剝蝕地層的綜合研究在沒有可靠資料的情況下，將一維地層柱的不整合面的時間間隔看成沒有地層沉積或剝蝕也是可以的（沉

6、降史曲線上的水平臺階）。地層孔隙度數(shù)據(jù)一般根據(jù)實際探井的聲波測井資料來取得不同深度的實際孔隙度。巖性資料現(xiàn)成的巖性柱巖心和巖屑單井“相”分析測井曲線分析古水深資料沉積相分析古生態(tài)分析自生礦物內(nèi)陸小型湖盆古水深一般不超過100米，可不考慮古水深的影響。但大型湖盆及海相地層必須考慮。構(gòu)造變形資料應(yīng)通過平衡復原來消除影響地層傾斜（一般應(yīng)避免選擇）斷層影響（造成的重復和缺失，一般應(yīng)避免選擇）二、不同類型盆地的沉降史特征1、裂陷盆地沉降史整體上 型，兩段式早期曲線陡、直，延伸短；晚期曲線平緩、延伸長，斜率較小。陡段代表盆地裂陷階段的沉積；緩段代表拗陷（熱沉降）階段的沉積。2、前陸盆地沉降史總體呈上凸型，

7、兩段式初始斜率平緩，而后斜率突增，沉降速率急劇增大最終，距造山帶越遠，下沉幅度越小斜率較大和較小的兩段式可以交替出現(xiàn)，體現(xiàn)沖斷席加載作用和相對寧靜的往復。3、克拉通盆地沉降史多數(shù)情況下，克拉通盆地沉降速率相對較小，而且穩(wěn)定衰減；沉降速率比裂陷盆地和前陸盆地都要小一些底界沉積時水深230米本層頂剝蝕215米，間斷時間2.1Ma說明40.36643137.65421233.14433328.42821424.62060515.41090610.34507底界年齡（Ma)底界深度（米）層號地幔密度：3.3, 沉積物密度2.5。地表孔隙度48；3000米深度孔隙度14。不考慮砂泥變化。1、編制基底沉降

8、史和構(gòu)造沉降史圖2、編制埋藏史圖3、分析說明盆地的沉降特征作業(yè)2 熱史分析盆地熱史的宏觀分析（大地構(gòu)造背景分析）古溫標方法盆地熱史的理論模擬一、盆地沉積物熱演化的影響因素盆地基底的熱流密度（盆地的板塊構(gòu)造環(huán)境）；盆地內(nèi)部沉積物的性質(zhì)及其埋藏歷史（沉積物的埋藏深度）；構(gòu)造熱事件；盆地內(nèi)的吸熱、放熱過程，地下水活動（次要因素）。盆地基底的熱流密度（盆地的板塊構(gòu)造環(huán)境） 不同大地構(gòu)造環(huán)境基底熱流量之所以存在差異其根本上決定于以下兩方面的因素：莫霍面的深度（或巖石圈的厚度）和基底的活動性。莫霍面的深度（巖石圈厚度）越小、基底的活動性越強烈，基底的熱流量將越大。 圖11 洋底熱流密度與距洋脊距離的關(guān)系

9、大陸的平均熱流值為555mWm2，海洋為9510 mW m2。 熱流的區(qū)域分布特征 圖12 歐洲實測熱流密度的頻率分布 不同類型盆地熱流分布的基本特征裂谷盆地基底熱流量最大，一般為80160mW/m2 （熱盆）；前陸盆地和克拉通盆地基底熱流量相對較小，一般為3060mW/m2，總體上，前陸盆地的熱流量比克拉通盆地略小，一般屬于冷盆；其它類型的盆地基底熱流量介于裂谷盆地和克拉通盆地之間。 圖13 中國主要沉積盆地熱流分布圖（據(jù)汪輯安，汪集旸，1993） 盆地內(nèi)部沉積物的性質(zhì)及其埋藏歷史（沉積物的埋藏深度）熱導率埋藏歷史構(gòu)造熱事件這里把影響盆地熱體制的構(gòu)造作用事件通稱為構(gòu)造熱事件，歸納為5種成因類

10、型：大地構(gòu)造環(huán)境的演化和變遷（地幔熱流的變化）；巖漿作用；構(gòu)造升降作用（埋藏和剝蝕作用）；動力變質(zhì)作用；深部地質(zhì)流體作用。 成因類型逆沖作用造成位置的重置斷塊體的疊置會造成熱量的傳遞逆沖帶內(nèi)剝蝕程度的差異大規(guī)模的俯沖作用可以使整個巖石圈的熱結(jié)構(gòu)發(fā)生發(fā)生根本的變化。逆沖斷塊體之間產(chǎn)生摩擦熱量。大規(guī)模的逆沖（俯沖），可以導致深部熱流體的強烈活動。 逆沖構(gòu)造作用對地質(zhì)體熱演化的影響 布魯克斯地區(qū)構(gòu)造剖面及變質(zhì)程度變化規(guī)律圖（據(jù)Howell，1992） 圖211 板塊俯沖帶動等溫線分布圖（據(jù)Boillot, 1979） 俯沖帶的熱結(jié)構(gòu) 構(gòu)造動力作用的熱模型 W=knl -(3-7) 圖3-2：斷層單位

11、面積摩擦生熱量與斷距關(guān)系圖直線A,B,C的流體壓力系數(shù)分別為1.0,1.3,1.6，其中h=3000m, =45ti=ta=0, =0.3, k=0.5 圖3-5：斷層單位面積摩擦生熱量與構(gòu)造應(yīng)力關(guān)系圖直線A,B,C的植分別為90、45，=0，, 其中h=3000m, l=1000m, =45ti=0, =0.3, k=0.5圖3-3：斷層單位面積摩擦生熱量與流體壓力系數(shù)關(guān)系圖直線A,B,C斷層的深度分別為1000m, 2000m, 3000m, 其中l(wèi)=1000m, =45ti=ta=0, =0.3, k=0.5 圖3-4：斷層單位面積摩擦生熱量與斷層傾角關(guān)系圖曲線A,B,C最大構(gòu)造應(yīng)力ta

12、分別為5、100、150 MPa（壓應(yīng)力為正），其中h=3000m, l=1000m, =90ti=0, =0.3, k=0.5, f=1.0圖3-6；厚度為10cm，溫度為1000的花崗巖巖漿在冷卻散熱模型 二、鏡質(zhì)體反射率反演法 鏡質(zhì)體反射率值的大小受其沉積后所經(jīng)歷的溫度歷史的控制，而溫度歷史又與該地層的埋藏歷史和地溫梯度的變化有關(guān)。在已知埋藏歷史沉積物熱傳導的前提下，大地熱流密度的變化是控制某一深度鏡質(zhì)體反射率值的唯一因素。這樣，可以用鏡質(zhì)體反射率值反演計算出盆地大地熱流的變化，并計算出盆地所經(jīng)歷的地溫史。二、鏡質(zhì)體反射率反演法古熱流模型古地溫模型鏡質(zhì)體反射率模型反演法的實施過程1、古溫

13、標古溫標法：利用沉積物內(nèi)部提供的古溫度信息，結(jié)合地層的埋藏歷史，來反演盆地的熱歷史。古溫標：盆地沉積物內(nèi)能夠提供古溫度信息的物質(zhì)及其相應(yīng)的指標，常用的包括鏡質(zhì)體反射率，磷灰石裂變徑跡，粘土礦物，生物標志化合物，流體包裹體等。古熱流模型古熱流模型一般是將盆地的古熱流與現(xiàn)今大地熱流通過某種關(guān)系聯(lián)系起來現(xiàn)今大地熱流積分后得用線性關(guān)系來解釋 盆地古熱流和現(xiàn)今熱流之間的關(guān)系可選用不同的經(jīng)驗?zāi)Ｐ?。常用的有三種：線性的、三角函數(shù)型和分段線性的。其中線性是最簡單的一種古熱流模型。古地溫模型在只考慮熱傳導這一控制盆地地溫場的因素的條件下，古地溫模型如下：鏡質(zhì)體反射率模型鏡質(zhì)體反射率是其經(jīng)歷的熱歷史的函數(shù)反演法的

14、實施過程 鏡質(zhì)體反射率反演法主要包括古熱流模型、古地溫模型和鏡質(zhì)體反射率模型，其中古熱流模型含有待定參數(shù)。在反演過程中就是用實測的鏡質(zhì)體反射率值漸進擬合古熱流模型中的待定參數(shù)。通過對這些參數(shù)的調(diào)整使得鏡質(zhì)體反射率的計算值與實測值的誤差在允許的范圍之內(nèi)。應(yīng)該指出的是，這種熱史反演方法不僅可以用鏡質(zhì)體反射率資料來完成，也可以使用其它的古溫標。實際上只要把鏡質(zhì)體反射率模型換成其它古溫標的理論模型，即可實現(xiàn)利用其它古溫標對盆地熱史的反演。三、裂變徑跡分析法1、有關(guān)概念裂變徑跡 放射性元素裂變時，將分裂成兩個質(zhì)量相似的原子核碎片，向兩個相反方向運動。這種快速運動的原子核碎片通過礦物晶體時，就產(chǎn)生一個放射

15、性損傷的狹窄痕跡，即裂變徑跡?；瘜W試劑溶解后擴大能被光學顯微鏡觀察到。自發(fā)裂變徑跡誘發(fā)裂變徑跡自發(fā)裂變和誘發(fā)裂變產(chǎn)生的裂變徑跡238U, 235U, 232Th自發(fā)裂變徑跡主要是238U造成的（99.9%)裂變徑跡數(shù)量和年齡裂變徑跡的數(shù)量（密度）取決于礦物的年齡、鈾的含量。C= 238U(et-1)f/C為單位體積裂變徑跡數(shù)（會隨時間發(fā)生變化，稱為退火）；238U為單位體積原子數(shù)；f為自發(fā)裂變常數(shù)，為總裂變常數(shù) ；t為礦物的年齡2、裂變徑跡退火和退火帶所有礦物的裂變徑跡都具有隨著溫度增加而裂變徑跡減少和長度縮短直至完全消失的特征，這一特征稱為退火。主要與溫度有關(guān)。裂變徑跡退火過程中，時間和溫度的關(guān)系可以用阿累尼烏斯方程表示lnt = lna+E/RTt為退火時間，a為與物質(zhì)退火過程有關(guān)的參數(shù)，E為退火活化能，R為氣體常數(shù)，T為絕對