地質(zhì)過程中的定量方法與計算技術-地溫場與熱史恢復共98張課件

1、地溫場與熱史恢復石油有機成油論干酪根有機成油論有機質(zhì)未成熟60-180攝氏度 油裂解為氣小于60攝氏度 大于180攝氏度生成石油地溫場與熱史恢復石油有機成油論干酪根有機成油論有機質(zhì)未成熟6地溫場與熱史恢復地溫場的一般知識不同盆地類型地溫場及演化特征熱史重建構(gòu)造熱演化法古溫標法結(jié)合法地溫場與熱史恢復地溫場的一般知識不同盆地類型地溫場及演化地溫場的一般知識1. 熱源A 地幔熱源（60%），變化性B 放射性元素生熱 (40%), 穩(wěn)定性(10Km厚結(jié)晶巖表層)C 其他熱源，隨機性（火山作用，構(gòu)造作用，化學熱）2. 熱源的傳輸持續(xù)時間據(jù) Lachenbruch 的估算：對于100 km的巖石圈，一般熱

2、傳輸持續(xù)時間為50-100 Ma，因此，巖石圈具有相對較高的熱慣性，背景熱狀態(tài)持續(xù)的時間可與含油氣系統(tǒng)的壽命期相當，所以，確定現(xiàn)今熱狀態(tài)作為起點，反推解釋油氣形成時的可能熱狀態(tài)通常是合理的。t=r2/4a，a=32地溫場的一般知識1. 熱源A 地幔熱源（60%），變化性B 大陸地殼軟流圈大洋巖石圈中間層相界低速帶莫霍面100500厚度（km )地球的主要分層及其流變學分界(Allen,1990)大陸地殼軟流圈大洋巖石圈中間層相界低速帶莫霍面100500厚地溫場的一般知識3. 地溫場的形成機制A 熱傳導型地溫場（控制區(qū)域地溫場）B 熱對流型地溫場（增溫型，冷卻型），造成局部異常C 熱輻射對地溫場

3、的影響：只影響地表溫度依靠物體中的微觀粒子的熱運動傳遞能量的過程叫熱傳遞由于流體從空間某一區(qū)域移動到另一溫度不同的區(qū)域時，發(fā)生的能量轉(zhuǎn)移的過程由電磁波來傳遞能量的方式叫熱輻射地溫場的一般知識3. 地溫場的形成機制A 熱傳導型地溫場（控地溫場穩(wěn)態(tài)地溫場非穩(wěn)態(tài)地溫場如果地溫場中各點的溫度不隨時間而變化，則稱其為穩(wěn)態(tài)地溫場如果地溫場中各點的溫度隨時間而變化，則稱其為非穩(wěn)態(tài)地溫場僅用簡單的數(shù)理模型即可進行定量描述和計算數(shù)理模型復雜，不一定有解析解，只有數(shù)值解地溫場穩(wěn)態(tài)地溫場非穩(wěn)態(tài)地溫場如果地溫場中各點的如果地溫場中各地幔增溫帶（內(nèi)熱帶）恒溫帶（中性帶）變溫帶（外熱帶）地表主要受太陽輻射的影響而發(fā)生的日

4、變化、月變化、年變化等地球內(nèi)熱和太陽輻射熱的平衡地帶，一般很薄，可視為一個面主要受地球內(nèi)熱的影響。一般而言，越向深處，溫度越高地表淺層的溫度場結(jié)構(gòu)地幔增溫帶（內(nèi)熱帶）恒溫帶（中性帶）變溫帶（外熱帶）地表主要地溫場的一般知識4. 地溫場的描述參數(shù) a. 地溫（T）和地溫梯度（GradT） b. 巖石熱導率（巖石的導熱能力） 實測或估算，估算用以下公式： k(z) = (kf) (ks)1- 式中， kf 孔隙流體的熱導率 ks 巖石骨架的熱導率 C. 熱流（熱導率與地溫梯度的乘積） 地溫場的一般知識4. 地溫場的描述參數(shù)地溫梯度：G：為地溫梯度； T：為深度為H出的溫度 ； To：為地表平均溫度

5、（或恒溫層）； H：為深度 。 大地熱流：K：為熱導率； dT/dH ：為地溫梯度；單位為毫瓦/平方米（mw/m2），這是目前國際通行的單位，它與以前的熱流單位HFU(Heat Flow Unite)的關系是1HFU=41.86 （mw/m2）,1HFU=1微卡/平方厘米秒;式中“-”號表示熱流方向與地溫梯度方向相反地溫梯度：G：為地溫梯度； 或采用離散形式布拉德法（適用于穩(wěn)定地溫場）由熱流公式，有或采用布拉德法由熱流公參數(shù)的最小二乘法估計最小二乘法原理參數(shù)的最小二乘法估計最熱傳導方程熱傳導方程的導出 考察空間某物體G的熱傳導問題，以函數(shù)u(x,y,z,t)表示物體G在位置(x,y,z)處及時

6、刻t的溫度。據(jù)Fourier定律，物體在無窮小時段dt內(nèi)流過無窮小面積ds的熱量dQ與物體溫度沿曲面法線方向的方向?qū)?shù) 成正比，即 熱傳導方程熱傳導方程的導出 在G內(nèi)任取一閉曲面 ，所圍成的面積記為 ，則從t1t2流進此曲面的全部熱量為曲面的外法向?qū)?shù)另外，由于流入的熱量使物體內(nèi)部發(fā)生變化，在時間間隔t= t1 - t2內(nèi)（假定t2t1),物體內(nèi)點（x,y,z）處的溫度，由在G內(nèi)任取一閉曲面 ，所圍成的面積記為 假設 u關于變量x,y,z具有二階連續(xù)偏導數(shù)，關于t具有一階連續(xù)偏導數(shù)，利用奧-高公式，有假設 u關于變量x,y,z具有二階連續(xù)偏導數(shù)，關于t改變積分次序，可得到上式稱為非均勻的各項同

7、性體的熱傳導方程。改變積分次序，可得到上式稱為非均勻的各項同性體的熱傳導方程。如果內(nèi)部有附加熱源，設單位時間內(nèi)單位體積中所產(chǎn)生的熱量為F(x,y,z,t),則有齊次非齊次如果內(nèi)部有附加熱源，設單位時間內(nèi)單位齊次非齊次前述原理與方法僅實用于較簡單的一維穩(wěn)定地溫場。對于非穩(wěn)定地溫場，則需要用更復雜的方程來描述。以三維非穩(wěn)定地溫場為例，可用斯托曼方程（Stallman,1963）描述：熱導率水的密度和比熱容附加熱源或匯巖石的密度和比熱容上式包含3方面：傳導+附加+對流若不存在熱對流，有前述原理與方法僅實用于較簡單的一維穩(wěn)定地溫場。熱導率水的密度若為穩(wěn)定地溫場，則為Poisson方程（橢圓方程）若附加

8、熱源為零，則有Laplace方程（調(diào)和方程）即用哈密頓算符，有若為穩(wěn)定地溫場，則為Poisson方程若附加熱源為零，則有L巖石的熱導率定義：單位時間內(nèi)流過單位面積的熱量與溫度梯度負值之比。熱導率的因次為:（能量）（時間） - 1 （距離） -1 （溫度） -1 。在地學研究中通常使用兩種單位：法定計量單位和TCU單位。兩種單位因次和換算關系如下：法定單位(w/mk)；常用計量單位(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 巖石的熱導率定義：單位時間內(nèi)流過單位面

9、積的熱量與溫度梯度負值地溫場的一般知識5. 我國沉積盆地地溫場特征 1）地溫梯度特征 a. 東部及西南部盆地地溫梯度明顯高于西北部盆地 b. 東部盆地的地溫梯多在3 - 40C/100 m，最高可達 60C/100 m；東南沿海區(qū)盆地的地溫梯度為2.5 - 3.5 0C/100 m；西部盆地為“南高北低”：西藏及云南西部盆 地為2.5 - 3 0C/100 m，最高可達5 - 7 0C/100 m；柴達木 及河西走廊地區(qū)為2.5 - 3 0C/100 m；塔里木盆地、準噶 爾盆地多在1 .5 - 2.5 0C/100 m。 c . 一般沿盆地構(gòu)造呈閉合型分布，盆地構(gòu)造中部高部位 常有相對高溫區(qū)

10、。由于熱的非穩(wěn)態(tài)效應。 d . 沉積年代較早的盆地，一般地溫梯度較低。地溫場的一般知識5. 我國沉積盆地地溫場特征地溫場的一般知識5. 我國沉積盆地地溫場特征 2）大地熱流特征 a. 大陸地區(qū)熱流平均值63-68 mw/m2，總體具有“東高西 低、南高北低”的特征。 b. 東部盆地的熱流值普遍明顯高于中西部盆地，熱流值 為60-70 mw/m2。 c . 中西部盆地具有中等或低熱流的特點，包括陜甘寧、 四川、塔里木、柴達木等，平均值為50 - 55 mw/m2 。 d . 西藏、云南地區(qū)的一些盆地有明顯的高熱流，如楚雄 盆地、倫坡拉盆地等，最高可達140 mw/m2 。地溫場的一般知識5. 我

11、國沉積盆地地溫場特征地溫場的一般知識5. 我國沉積盆地地溫場特征 3）地溫場特征與地殼厚度對應關系 地溫場的一般知識5. 我國沉積盆地地溫場特征不同盆地類型的地溫場及演化特征1. 大陸裂谷和被動大陸邊緣盆地 1）形成機制： 由于地幔熱物質(zhì)上涌造成地殼的伸展減薄、在地殼均 衡機制作用下造成的沉降、沉積。 2）沉積特征： 分為早期的快速沉降裂陷期和后期的整體緩慢沉降坳 陷期。 3）熱流特征： 熱成因型盆地，整體具有高熱流，且隨著時間的推移， 由于地幔熱物質(zhì)的逐漸泠卻而減小。 4）實例：東部拉張盆地。不同盆地類型的地溫場及演化特征1. 大陸裂谷和被動大陸邊緣盆不同盆地類型的地溫場及演化特征2. 克拉

12、通盆地 1）形成機制： 假說較多，但通常認為是由于殼內(nèi)花崗巖侵 入或者地殼深部變質(zhì)作用引起。 2）沉積特征： 擁有大范圍、大規(guī)模的的傾斜平緩沉積巖，記錄上100 Ma 的連續(xù)沉降和沉積過程。 3）熱流特征： 熱流場穩(wěn)定，熱流值較低，一般在30 - 50mw/m2之間。 4）實例：塔里木盆地古生界。不同盆地類型的地溫場及演化特征2. 克拉通盆地不同盆地類型的地溫場及演化特征3. 前陸盆地 1）形成機制： 由于碰撞造山作用引起造山帶核部之下巖層的均衡沉 降和鄰近的前陸地層的向下彎曲，形成一個迅速沉積 的來自臨近山脈物源的前淵。 2）沉積特征： 近物源、快速堆積，后期長時間的抬升剝蝕。 3）熱流特征

13、： 盆地形成與地殼深部熱源無關，基底熱流變化較小， 幾乎為常數(shù)。 4）實例：柴達木盆地，塔里木盆地中生界不同盆地類型的地溫場及演化特征3. 前陸盆地不同盆地類型的地溫場及演化特征4. 拉分（走滑）盆地 1）形成機制： 沿平移斷層側(cè)向拉開而形成的沉積空間，通常沿主控 斷層呈長帶狀分布。 2）沉積特征： 和裂谷盆地類似。 3）熱流特征： 盆地形成與地殼深部熱源有一定關系，但相對裂谷盆 地來說，熱流值一般較低。 4）實例：美國的 Los Angeles 盆地。不同盆地類型的地溫場及演化特征4. 拉分（走滑）盆地熱史重建1. 構(gòu)造熱演化法 1）原理： 對于熱成因型盆地（裂谷盆地），熱演化特征直接決 定

14、了盆地的形成發(fā)育過程。因而在巖石圈尺度下，通 過正演盆地的發(fā)育過程（構(gòu)造格架）而獲得熱演化史。 2）特點： 大尺度，反映盆地總體規(guī)律，一般精度較低。 3）缺陷： 沒有考慮沉積物中的古溫標，不能反映局部熱狀況。 4）模型：如 Mckenzie 的均勻伸展模型。熱史重建1. 構(gòu)造熱演化法AALCCLllAALCt=0lt/ 8ltC-CrustL-LithosphereA-AsthenosphereT(0C)T(0C)T(0C)1333 0C1333 0C1333 0C莫霍面以上古滕堡面以上lAALCCLllAALCt=0lt/ 8ltC-Cru一維熱流方程T：古地溫；Z：以巖石圈底界為原點，直至

15、地表的垂直坐標；t：以拉張發(fā)生時間為零，至今的時間；D：巖石圈的熱擴散系數(shù)邊界條件初始條件一維熱流方程T：古地溫；邊初解熱流(熱傳導)方程，可得巖石圈的溫度分布思考題：怎樣由T(Z,t)求得q(t)？解熱流(熱傳導)方程，可得巖石圈的溫度分布思考題：怎樣由T(當擴張開始t=0,當t趨于無窮時，地表由于巖石圈冷卻收縮沉降到最終的深度，其間，地表相對于這個深度的高度為：因此，盆地的熱沉降為：當擴張開始t=0,當t趨于無窮時，地表由于巖石圈冷卻收縮因此ALCCLllLCt =0l(l-tc)/sc8ltT(0C)T(0C)T(0C)1333 0C1333 0C1333 0Cll- tctctc/cl

16、/LlrLC-CrustL-LithosphereA-AsthenosphereALCCLllLCt =0l(l-tc)/sc8ltT(熱史重建2. 古溫標法 1）原理： 沉積地層中的古溫標如：Ro、礦物包裹體、磷灰石裂 變徑跡、粘土礦物轉(zhuǎn)換率等記錄了其本身在地質(zhì)歷史 時期的受熱史，因而通過反演其形成過程并與現(xiàn)今溫 標值一致而重建熱史。 2）特點： 小尺度，反映古溫標樣品處局部熱狀況，有較高精度。 3）缺陷： 如果不考慮盆地形成過程，多解性。有些只反映所承 受的最大溫度。 熱史重建2. 古溫標法熱史重建3. 古溫標法 鏡質(zhì)體反射率Ro法 Ro值計算模型 利用Ro資料模擬熱史的步驟 應用實例熱史

17、重建3. 古溫標法 鏡質(zhì)體反射率Ro法鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型 1）模型分類： 溫度函數(shù)（最大溫度模型） 時間 溫度函數(shù)（Ro TTI 模型） 化學動力學模型（Easy%Ro 模型） 2）最大溫度模型 (Barker）： Ro是其經(jīng)歷的最高溫度的單一函數(shù)，加熱時間可以不 考慮。公式： Ro = exp（0.0078Tmax -1.2) Ro = a * exp（b*Tmax）鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型溫度生烴率Tmax溫度生Tmax鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型 3） Ro TTI 模型： (M

18、ckenzie)Lopatin 提出的時間 溫度指數(shù)公式為： 計算出TTI值后，建立TTI與Ro 的對應關系。 Welte 和Yukler（1981）提出的通用模型為： Ro = 1.301*lg（TTI） 0.5282BASIMS系統(tǒng)采用利用實測結(jié)果進行分段線性回歸的辦法。鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型 4） Easy%Ro 模型（化學動力學模型）： Burnham 和 Sweeney （1989） 提出了鏡質(zhì)體反射率Ro 計算的化學動力學模型，其反應活化能采用頻帶分布，即將Ro的成熟過程視作為若干個平

19、行反應，并通過實測數(shù)據(jù)建立了Ro與降解率之間的關系（VITRIMAT模型）。1990年進行了簡化改進，稱 Easy%Ro 模型。 Ro = exp（-1.6 + 3.7 * Fk） 其中，F(xiàn)k 第K個埋藏點化學動力學反應程度（降解率） (k=1,2,3,.) 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型 式中，fi 第 i種反應的權系數(shù)，I = 1， 2，。，20； Iik 見下式； tk 某地層底界的第k個埋藏點的埋藏時間，Ma； Tk 某地層底界的第k個埋藏點的古溫度，0C。鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體

20、反射率Ro值計算模型鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型 式中，A 頻率因子，其值為1*1013S-1 Ei 活化能，kcal/mol； R 氣體常數(shù)，1.986cal/（mol*K）； a1=2.334733，a2=0.250621， b1=3.330657，b2=1.681534 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.1 鏡質(zhì)體反射率Ro值計算模型109876543i fi Eii fi Ei111215161718190.0713140.0438400.04420.050.0544200.060.040.050.050.060.06540.030.020.020.0164

21、66687072565860620.060.040.0446485052120.030.033634Easy%Ro 模型中的參數(shù)109876543i 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.2 利用Ro資料模擬熱史的步驟 （1）重建地質(zhì)埋藏史（包括剝蝕史） （2）假定地溫史（地溫梯度史或熱流史），結(jié) 合埋藏史得到的各地層底界的深度得到古 溫度 （3）利用任一Ro值計算模型計算各地層的Ro 史，最終得出各地層底界的Ro現(xiàn)今值 （4）與實測Ro值對比，視擬合效果重復上述 過程，直到滿意為止 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.2 利用Ro資料模擬熱史的步驟鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.2 利用Ro資料模擬熱史的步

22、驟 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.2 利用Ro資料模擬熱史的步驟鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.2 利用Ro資料模擬熱史的步驟 排除多解性 分段、交互正演的Easy%Ro模塊： 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.2 利用Ro資料模擬熱史的步驟鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.2 利用Ro資料模擬熱史的步驟 無能為力的情況： 在順序沉降、各地層的最大沉積厚度都在今天的情況下，Ro值的大小可能完全取決于今天的熱效應。 只能依據(jù)盆地構(gòu)造性質(zhì)、構(gòu)造演化歷史進行推測。鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.2 利用Ro資料模擬熱史的步驟鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例(Muglad Basin) 盆地類型：拉分盆

23、地構(gòu)造演化：經(jīng)歷了兩個斷陷一坳陷構(gòu)造旋回。鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例(Muglad B鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 鏡質(zhì)體反射率Ro法熱史重建3.3 應用實例 4. 古溫標法 磷灰石裂變徑跡法 基本原理 熱指標及其意義

24、 裂變徑跡退火動力學模型 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA 相對于Ro指標的優(yōu)勢磷灰石裂變徑跡法熱史重建4. 古溫標法 磷灰石裂變徑跡法磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.1 基本原理 磷灰石裂變徑跡具有以下特性： （1）徑跡發(fā)生的穩(wěn)定性（恒定的速率） （2）徑跡發(fā)生的連續(xù)性（隨地質(zhì)時間不斷形成） （3）退火性 在受熱條件下，徑跡縮短甚至完 全消失。退火溫度區(qū)間：500C1250C （4）退火作用的唯一性 只決定于熱作用 因而在了解其退火機制的前提下，可通過模擬徑跡的形成過程而得到正確的熱歷史。磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.1 基本原理磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.2 熱指標及其意義 （1）裂變徑跡年齡

25、在沒有發(fā)生退火的情況下， 樣品經(jīng)歷的地質(zhì)時間越長，則產(chǎn)生的徑跡越多，因而觀測到的徑跡密度越大，因而通過考察樣品的徑跡密度及其鈾濃度，就可求得裂變徑跡年齡。 如果樣品經(jīng)歷過熱事件，則所形成的徑跡將發(fā)生相應程度的退火，由此而得到的徑跡年齡將小于樣品的真實年齡，稱為表觀年齡。磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.2 熱指標及其意義磷灰石裂變徑跡法熱史重建地質(zhì)過程中的定量方法與計算技術_地溫場與熱史恢復共98張課件4.2 熱指標及其意義 裂變徑跡真實年齡、表觀年齡的關系圖（1）裂變徑跡年齡真實年齡開始退火退火帶磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.2 熱指標及其意義裂變徑跡真實年齡、（1）裂變徑跡年齡真4.2 熱指標及其

26、意義 （2）平均裂變徑跡長度 初始形成的徑跡（未退火）的平均長度是一個固定的常數(shù)：16.30.9 m。隨著所經(jīng)受的溫度-時間的增加，退火作用加強，平均裂變徑跡長度減小。 對于同一地質(zhì)年代（同一沉積層）的樣品，平均裂變徑跡長度越小，表明其所經(jīng)受的古溫度愈高。 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.2 熱指標及其意義磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.2 熱指標及其意義 （2）平均裂變徑跡長度 平均裂變徑跡長 度與溫度關系圖磷灰石裂變徑跡法熱史重建磷灰石裂變徑跡法熱史重建磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.2 熱指標及其意義 （3）裂變徑跡長度分布 所經(jīng)歷的地質(zhì)時間與溫度史（具體受熱歷史） 的綜合反應。特定的熱歷將導致特定

27、的徑跡長度分 布。 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.3 裂變徑跡退火動力學模型 （1）溫度 時間互補原理 大量實驗與觀測數(shù)據(jù)表明：在恒溫條件下，裂變徑跡的退火溫度與時間遵循互補原理，即： ln（t）= a + b/T 式中 t 時間，s； T 溫度，K； a，b 待定系數(shù)。磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.3 裂變徑跡退火動力學模型磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.3 裂變徑跡退火動力學模型 （2）遵循互補原理的具體模型 平行線模型 反應活化能不隨退火程度的變 化而變化。 扇形線模型 反應活化能隨退火程度而增加。 相對而言，扇形線模型 是實用的較好模型。 其表達式為： ln(t) = -28.12 + g(r

28、)+ 4.87/0.000168 / T g(r) = (1-r2.7)/2.70.35 -1/0.35 r 徑跡長度與初始長度之比，l / l0磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.3 裂變徑跡退火動力學模型磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.3 裂變徑跡退火動力學模型 （3）變溫退火數(shù)值處理 將變溫過程轉(zhuǎn)換成若干個有序的恒溫過程的集合，并引入等價時間原理。將每個恒溫段、t內(nèi)新生成的徑跡劃為具有相同退火史的一組。求出各組今天的： 平均長度la 長度分布y(l)磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.3 裂變徑跡退火動力學模型將每個恒溫段、t內(nèi)新磷灰石裂4.3 裂變徑跡退火動力學模型 （4）利用等價時間原理求取平均長度 l

29、a 等價時間原理：已退火到一定程度 ri-1（l i-1 / l0）的徑跡進一步退火時，其退火程度與引起以前退火的溫度時間條件無關，而僅取決于已達到的退火程度：（ ri-1）和當前的溫度（Ti）時間（ti）條件。 因此，可把第 i個退火過程看成為在溫度Ti 、時間teq+ ti的恒溫過程而求出每組的ri史： 等價時間磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.3 裂變徑跡退火動力學模型等價時間磷灰石裂變徑跡法熱史重4.3 裂變徑跡退火動力學模型 （5）長度分布y(l)計算 大量實測數(shù)據(jù)及實驗數(shù)據(jù)統(tǒng)計表明，擁有平均長度la的同一組徑跡其長度分布比較接近高斯分布： 式中 y (l) 該組徑跡中長度為 l 的徑跡條

30、數(shù) S 該組徑跡分布的標準偏差，實驗數(shù)據(jù)表明，S隨 la的減小而增大，用最小二乘法擬合成雙曲線為： S = 1/（0.0986la- 0.22）磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.3 裂變徑跡退火動力學模型式中 y (l) 該組4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA 采取交互正演的辦法來反推樣品的受熱史。具體做法如下： （1）根據(jù)樣品實測的徑跡長度分布形態(tài)，假 定其受熱路徑 溫度史。 （2）利用退火的動力學模型模擬計算該受熱 路徑下所能形成的徑跡長度分布。 （3）和實測的徑跡長度分布對比，視差異程 度調(diào)整受熱路徑并模擬計算，直至較好擬 合為止。磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.4 單樣品交互熱史模擬模塊

31、AFTA磷灰石裂變徑跡法4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA 輸出結(jié)果： 溫度史 徑跡退火軌跡 擬合效果對比 徑跡年齡曲線磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA 溫度史磷灰石4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA磷灰石裂變徑跡法4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA磷灰石裂變徑跡法4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA磷灰石裂變徑跡法4.4 單樣品交互熱史模擬模塊

32、 AFTA 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA磷灰石裂變徑跡法4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.4 單樣品交互熱史模擬模塊 AFTA磷灰石裂變徑跡法4.5 相對于Ro指標的優(yōu)勢 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.5 相對于Ro指標的優(yōu)勢磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.5 相對于Ro指標的優(yōu)勢 磷灰石裂變徑跡法熱史重建4.5 相對于Ro指標的優(yōu)勢磷灰石裂變徑跡法熱史重建熱史計算技術基于地球熱動力學法屬地球物理學模擬范疇缺點：模型不同得到的計算結(jié)果不同實例：北海盆地熱流計算結(jié)果Falvey: Q過去Q0說明：僅靠模型而脫離有效的獨立檢驗，不可

33、能利用計算結(jié)果的資料熱史計算技術基于地球熱動力學法屬地球物理學模擬范疇缺點：實例結(jié)合法熱史重建5. 結(jié)合法 構(gòu)造動力學與古溫標相結(jié)合 （1） 定義：已知今熱流、今地溫并依據(jù)一定的構(gòu)造演化模型來求取古熱流、古地溫的一種正、反演技術，即在埋藏史的基礎上，假定古今熱流之間遵循某種關系，再加上古溫標的約束，從而得出古熱流與古地溫。結(jié)合法熱史重建5. 結(jié)合法 構(gòu)造動力學與古溫標相結(jié)合結(jié)合法熱史重建5. 結(jié)合法 構(gòu)造動力學與古溫標相結(jié)合 （2）一般步驟 ： 求今熱流； 假定古今熱流關系求古熱流； 求古地溫； 通過古溫標（Ro）檢驗而調(diào)整最佳古、今熱 流關系因子； 最終確定古熱流史，從而得到古溫度史。結(jié)合法

34、熱史重建5. 結(jié)合法 構(gòu)造動力學與古溫標相結(jié)合結(jié)合法熱史重建5. 結(jié)合法 構(gòu)造動力學與古溫標相結(jié)合 （3）求今熱流 ： Q0 = K0 *GT0 式中 K0 平均熱導率值，cal/（cm s 0C） GT0 平均地溫值，0C/（100m） （4）假定古今熱流關系求古熱流： Q（t）= Q0（1 + t） 根據(jù)構(gòu)造演化特征，采用多段線性模型： Q（t）= Q0i 1 + i（t - ti） 結(jié)合法熱史重建5. 結(jié)合法 構(gòu)造動力學與古溫標相結(jié)合鏡質(zhì)體反射率作為熱指標反射率和折射率系數(shù)的物理定律表明，浸在折射系數(shù)為n0的油中，折射系數(shù)為n的鏡煤的反射界面正反射的單色光強度R由下式給出鏡煤為固體，其固

35、體折射率n由經(jīng)典Lorents-Lorents公式給出分子數(shù)密度分子結(jié)構(gòu)因子，取決于頻率，可取正或負1式2式鏡質(zhì)體反射率作為熱指標反射率和折射率系數(shù)的物理定律表明，浸在由以上兩式可知，當no一定時，R值的大小是由分子數(shù)密度的變化引起。當R隨埋深增加而增加時，實際是由分子數(shù)密度增加所至。該關系可由一級動力學方程來描述：T=T(z,t)通常將E(T)寫為下式式中：EM為常數(shù)，描述基本的分子鍵能能，T(T/T0)項描述溫度每增加T0 度時，反應速率的指數(shù)變化（本質(zhì)上是由于光量子的激化隨溫度升高，減弱鍵強度的碰撞過程）3式4式由以上兩式可知，當no一定時，R值的大小是由分子數(shù)密度T=T假定所有的鏡煤反

36、射率樣品開都具有相同的分子數(shù)密度No，則可利用制備的近似為零（0）的鏡煤反射率測量值來確定參數(shù)Nog(w)。假定地表的鏡煤反射率為R*，通過R*可以確定其折射系數(shù)n*，公式如下：6式獲得n*后，通過Lorents-Lorents公式，將n*代入該式，即有5式假定所有的鏡煤反射率樣品開都具有相同的分子數(shù)密度假定地表的鏡不妨假定分子數(shù)密度N在知道No的情況下，兩者有關系f是分數(shù)數(shù)密度, f滿足微分方程7式8式不妨假定分子數(shù)密度N在知道No的情況下，兩者有關系f是分數(shù)數(shù)定義則有9式10式11式定義則有9式10式11式當 時，可近似計算如下：實際上，不可能測量出R*，因為在地表的R*值不可能被測量，R

37、*在方程建立中的假定是理論需要。但是，我們可以測定相對淺埋深Zl處的鏡煤反射率Rl，這個反射率Rl通過方程與R*相關：13式12式用12式減去13式，有14式當 時，可近似計算如下：實際上，如果不知道反應速率常數(shù)，則取處的鏡煤反射率（對單井而言為井底深度），可定義如下形式的VITTI15式16式如果不知道反應速率常數(shù)，則取處的鏡煤反射率15式16式另外，對于12式，如果改寫為對于一組數(shù)據(jù)量很大的井，可用下式來確定已有經(jīng)驗表明范圍內(nèi)。若已知R*上式為17式18式19式另外，對于12式，如果改寫為對于一組數(shù)據(jù)量很大的井，可用下式由上式可推出20式通常定義上式左端為右端為22式21式由上式可推出20

38、式通常定義上式右端為22式21式采用最小二乘法，通過下式可求得最佳熱流值23式上式可以用來推斷熱流地質(zhì)時間。由有24式采用最小二乘法，通過下式可求得最佳熱流值23式上式可以用來推Toth等（1984）經(jīng)過實驗數(shù)據(jù)分析，對TA和T0給出了如下數(shù)據(jù)其中T由下式定義25式26式Toth等（1984）經(jīng)過實驗數(shù)據(jù)分析，對TA和T0給出其中問題：上式中的計算出后的合理性何在，怎樣界定它的正確性？途徑：找到使之計算出的INORM(tj )與實測的VITTI(zj )差值盡可能小的熱流函數(shù)Q(t)。取MSR(Mean Squared Residual)作為擬合好壞的度量解此高度非線性最小二乘問題的初始算法涉及5維參數(shù)的空間的最速下