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第六章-6.1-三场和成藏.ppt

发布:2018-06-28约6.87千字共71页下载文档
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地温的高低受三个因素控制:热流值、热导率、地层流体: 热流值(Q):一定时间内流经单位面积的热量,地下热源,其大小取决与地壳放射性热流和上地幔热流;莫霍面浅,热流高。 热导率(K):温差为1度时,每1s内能通过厚1cm、面积为1cm2体积的热力。 岩石的热导率由大到小为:变质岩和岩浆岩、盐岩、碳酸盐岩、砂岩、粘土岩、煤岩 地层流体:孔隙流体不流动,热导率降低,地温增高;反之地温降低。 二、古地温研究方法 (1)镜质体反射率法 (2)孢子颜色法 (3)自生矿物法 (4)流体包裹体法 (5)磷灰石裂变径迹法 1. 镜质体反射率 随着温度的增高、时间的加长,镜质体反对率增高。反射率为一不可逆参数,其大小反映地质时期所受最高温度。 2. 孢子颜色 随温度增加,孢子颜色加深,具不可逆性。将孢子颜色分⑨级,每级能经历的温度与时间关系从图中可得,实际测得孢子颜色级别及所在地层年代,便可知其所受的最高温度。 3. 自生矿物法 粘土矿物、沸石、二氧化硅三种矿物系列的演变受温度和时间控制,不可逆,故可反应古地温。 蒙脱石104℃→蒙、伊混层137℃→伊利石。 火山玻璃56℃→斜发沸石116℃→方沸石和片沸石138℃→浊沸石和纳长石。 非晶质SiO245℃→方英石67℃→低温石英。 4. 流体包裹体法 在冷热台上对气液双相包裹体升温使气体溶于液体,记录该温度为均一温度,即为包裹体形成时的温度。 5. 磷灰石裂变径迹法 裂变径迹:放射性同位素裂变过程中,带电离子通过绝缘材料所产生的放射性损伤的狭窄痕迹,称为裂变径迹。通常截面100?±,长1?m~nmm),它能被一定的化学试剂优先溶解,径迹经蚀刻扩大后,可在普通光学镜下观察。 研究表明,所有矿物的裂变径迹都具有随温度增加而径迹密度减少和径迹长度缩短的特性,这一特性称之为退火。当温度达到一定数值时,径迹甚至会完全消失。根据裂变径迹的密度和长度通过计算可以得到矿物曾经经历的最高温度。根据磷灰石矿物退火特征,可以按其裂变径迹稳定性划分为三个温度区,即: 完全退火区≥1400C; 部分退火区:140-600C,与生油窗相对应; 径迹稳定区:≤600C。 逆推可知,岩体只有冷却到了一定温度时才能保留裂变径迹,即裂变径迹时钟才开始计时。所以目前所测的磷灰石裂变径迹反映的温度是其所经历的最高温度。 (3)油气藏形成后若埋深增大或岩浆活动使其经受温度增高,烃类相态会变化,由油变为气;若抬升,温度变低,则油变重。 有利于油气生成和保存的地区是:年轻的热盆地和古老的冷盆地。 异常高压(地层超压):超过静水压力的地层压力。 异常低压:小于静水压力的地层压力。 压力系数:实测地层压力与同深度静水压力比值。 二、地层压力的来源 一是地层静水柱重量,二是上覆地层岩石骨架重量,后者通常由骨架所承担,不永久作用于孔隙水中,若作用于孔隙水上,则产生异常高压(封闭条件下)或使孔隙缩小,水流出(开敝环境中)。 地层水总是从折算压力(头)高处流向折算压力(头)低处。 三、地层压力的纵向变化 1. 地层压力变化与静水压力梯度一致,压力系数等于1.0。 地层压力的大小可由储层内液体重量来决定。 2. 地层压力负异常,压力系数小于1.0; 3. 地层压力正异常,压力系数大于1.0; 四、异常地层压力形成的原因 1. 欠压实作用 在快速沉积地层中(泥岩层),地层顶底孔隙水排出后孔隙减小,中部地层水排出受阻,孔隙度不按正常规律减小,孔隙水承受部分上覆岩石骨架重量,形成高异常压力,这种作用称之为欠压实作用。 欠压实页岩:在快速沉积泥岩地层中,地层顶底孔隙水排出后孔隙减少,中部地层水排出受阻,造成其孔隙度比正常压实泥岩孔隙度高,这种与深度不相适应的高孔隙度泥岩称欠压实泥岩。 2. 烃类生成作用 烃类生成产生毛管压力,使孔隙流体排出受阻,部分承担上覆静岩压力,造成异常高压。 4. 粘土矿物脱水作用 蒙脱石向伊利石转化过程中脱掉层间水和吸附水进入孔隙,使孔隙水体增加,在排出不畅的情况下导致异常高压的形成。 5. 剥蚀作用 剥蚀作用造成地貌起伏不平,而侧压面不变,形成超压或欠压,地形低于侧压面时形成超压,高出时形成欠压。 6. 断裂与岩性封闭作用 封闭砂岩体、构造抬升,造成异常高压,断裂下降,造成欠压。 7. 浮力作用 由于烃水密度差而造成烃芷内压力异常高。
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