1、第三章 热史模型,热史模型的功能是描述和重建含油气盆地的热史，即古热流史和古地温史，是为生烃史、排烃史和运聚史模拟提供温度场的关键模型。热史模拟本身也具有很大的意义。地热在沉积物的成岩、演化过程中起着重要的作用，各种岩石化学变化和矿物转化都以温度为重要条件。不仅如此，温度对于油气的保存和破坏也是具有普遍意义的控制条件。,地球内部的热传播方式包括热传导、热对流和辐射。一般以热传导为主，热对流次之，热辐射再次之。热传播最主要的热源是来自地球软流圈的热流，称大地热流，这是普遍存在的热源。此外，还可能有局部的热源，如岩浆侵入带、断裂活动带、放射性元素富集区等。 本章热史模型中所考虑的热源是大地热流。,
2、热史模拟目前有两种方法，一是地球热力学方法，二是地球热力学和地球化学相结合的方法(结合法)。地球热力学方法适用于含油气盆地勘探早期，随着勘探程度的进一步深入和地球化学资料的逐渐丰富，地球热力学和地球化学相结合的方法在模拟精度方面更胜于单纯的地球热力学法。 单纯的地球热力学法的薄弱环节是缺乏对古热流史的定量模拟，通常是在对盆地地热研究的基础上通过人为或类比等方式给出盆地各地质时期的古大地热流值，然后结合地球热力学温度史模型求出盆地各地层的古地温史。如果模拟出的温度史的今天值与实测资料不符，要返回去调整古大地热流值或其他热学参数。直至温度检验满足为止。,地球热力学和地球化学相结合的方法比单纯的地球
3、热力学法更进一步的地方在于能利用地球化学资料，在目前大地热流值的基础上确定盆地各地质时期的古大地热流值，即古热流史模拟。而古热流史是直接影响温度史模型最重要的参数之一。由于结合法是从今天的热流值入手，故温度史模拟的结果和今天的实测温度吻合情况较好。 从热史模型的功能上看，应包括二方面的内容：模拟研究盆地的大地热流史和研究盆地内各地层的古地温史。因此，热史模型一般由下面二个子模型构成：,1、温度史模型模拟盆地内各地的古地温史。2、古热流史模型模拟研究盆地的大地热流史。 由于在盆地模拟中关于生油岩中有机质成熟度史的模拟和热史模拟是同步进行的，所以也有的盆地模拟系统把成熟度史模型并入到热史模型之中，
4、这样，热史模型又增加了一个子模型，即成熟度史模型。本节就地球热力学法、地球热力学和地球化学相结合的方法介绍温度史模型和古热流史模型。,第一节 地球热力学法,1、能量守恒热流方程(Stallman.R.W.1967) 数学模型及求解描述能量守恒定律的热流方程控制着能量的传递，Stallman.R.W据能量守恒定律推导了由热的传导和热对流两者同时发生的热流方程：,一、温度史模型,(热传导) (热对流) (热源) (热的净聚集)其中：Tm 温度 ；Ks 沉积物的热导率 cal/ (cms)流体流动速度 cm/s cw、cs 流体和沉积物的比热 cal/ (g) w、s流体和沉积物的密度 g/cm3
5、Q 热源或热汇项（大地热流）HFU=cal/ (cm2s)；t以地层开始沉积时间为0起算至今天的时间坐标。该方程的特点是即考虑了热的传导又考虑了热的对流。,在上述热流方程中， Ks ，cs ，w ，s 可采用下列方法进行计算： (a) 计算 Ks ： 其中： Kr 岩石骨架的热率，cal/ (cms)；可取5.11036.3103 Kw 孔隙流体的热导率，cal/ (cms)；可取1.348103 沉积物的孔隙度(小数)，(结合地史模型)；用上式可求任一深度下的沉积物热导率。,(b) 计算cs 其中：cs 沉积物比热，cal/ (g)；cr 岩石骨架比热cal/ (g) 0.2190.214；
6、cw 孔隙流体比热 cal/ (g) 1.008；r，w 描述岩石骨架和流体的比热随温度的变化常数，可取r =0.7610-3 w =0.21910-3 ；T0 地表平均温度 ；T 地层温度 ； 沉积物孔隙度（小数）； 由上式即可求得任一深度下的沉积物的比热。,(c)计算w 其中：w 地层温度为T时，孔隙流体的密度，g/cm3 ；w0地表孔隙流体密度， g/cm3 ，可取1.004g/cm3 ；T 流体受热膨涨系数，可取0.510-3 ；T0 地表温度 ；T 地层温度 。通过上式可求任何温度下的孔隙流体密度。,(d) 计算s 其中：s 沉积物密度 g/cm3 ；沉积物孔隙度（小数）；w 孔隙流
7、体密度，g/cm3 ，1.004g/cm3 ；r 岩面骨架密度，g/cm3 ， 可取2.552.61g/cm3 。 通过上式可求任何孔隙度和岩性沉积物的密度。,确定了所需的各项参数之后，即可采用有限差分方法求解热流方程，最终求出盆地各地层的古温度史。也有的观点认为，热的对流与热的传导相比，已小到可以忽略不计的地步，因此可将热流方程简化为：该式是关于热传导的方程，仍采用有限差分方法求解。在静水条件下的正常压实带，由于，从热流方程中可知，上式可认为原方程在静水条件下（正常压实）的特例。模拟运算证明，在许多地区由二式所得的温度史没有显著的差别。,2、热传导温度史模型如果仅考虑热的传导，还可推导（推导
8、略）出下列的温度史模型：其中： t地质时刻(my)； z 埋深(cm)；T (z , t) 时刻t埋深为z处的地层温度 ()；T0 (t) t时刻地表温度()；Q (t) t时刻的大地热流值 ，HFU=cal/ (cm2 s)；K (z , t) t时刻深度z处的岩石热导率，cal/ (cms)。特点是计算简单快速，模拟效果良好。,上述温度史数学模型是一维的，可推广为三维情况下的温度史模型： 可考虑采用简单的数值积分方法，如辛普森、梯形公式法、矩形法等进行求解。,二、古大地热流值的确定,在单纯的地球热力学方法中，古大地热流史的模拟是薄弱环节，没有有效的方法研究古热流史模型。一般假设大地热流在一
9、定时期内是恒定的，对给定的盆地发育过程中的地质年龄(各层底界的地质年龄，距今时间，my)，对古热流史模型所做的工作就是确定这些时刻的古大地热流值，并且以此做为全盆地今后一个时期(相应地层开始沉积到结束沉积)的大地热流。,三、地球热力学温史计算过程(单井正演),温度史计算和地史模拟同步进行，设某单井共分为m套地层，各层底界的地质年龄（距今时间，my）为t1,t2,tm ，tm+1表示目前时刻。将地层按正演法从下到上依次编号为1m。该井温度史模拟按以下几步进行： (1)、确定m个地质时刻(t1,t2,tm)的古大地热流值、古地表温度和地层热导率等热学参数；,(2)、取时刻t2，对地层按时间步长t及
10、空间步长z划分小段及垂向节点，求各小段厚度、孔隙度，按给定的热学参数由温度史模型计算各节点温度。在地质时期t1t2，即第一层从开始沉积到沉积结束，按t可划分若干时间段，对每个t，均按z划分垂向节点。最终计算出时刻t2时1号地层的古温度； (3)、取时刻t3，对新沉积的地层按时间步长t及空间步长z划分小段及垂向节点、求所有小段厚度、孔隙度，按给定的热学参数由温度史模型计算所有各节点温度。最终计算出时刻t3时1、2号地层的古温度；,：依次类推 (4)、取时刻tm ，按上述步骤最终计算出时刻tm时1、2、m-1号地层的古温度； (5)、取时刻tm+1 ，按上述步骤计算出该时刻所有地层的温度，此时即温
11、度史模拟的今天值；计算整个地层的古温度时，可以用分布在该地层中的所有节点上的温度的平均值代替。对全区所有的人工井均重复(1)(4)，平面上进行联系可得全区的古地温分布情况。,第二节 地球热力学和地球化学结合方法(结合法),结合法中所使用的温度史模型和地球热力学方法相同，不同之处在于结合地球化学资料（如镜煤反射率等）建立了古热流史模型，从而使温度史模拟更加准确合理。本节主要介绍古热流史模型及结合法的进行过程。,一、温度史模型,选用热传导温度史模型（略）。,二、古热流史模型,求古大地热流史，就是确定各地质时期的古大地热流值。如果在目前分层情况下，将时间 t 取为各地层底界的地质年龄，则求古大地热流
12、史就是求这些时刻的热流值。并认为各地层在开始沉积到结束沉积这段时期内热流值不变，即所求出的古热流值是一个时期的热流值。如果盆地内钻有资料较齐全的标准井，则可以该标准井各地层底界相应地质年龄时的古热流值代表全盆地相同时期的的古热流值。现以标准井的某地层为例，建立其底界的古大地热流史模型。,1、地层底界古热流史数学模型 据Lerche.I(1984)，古热流史数学模型一般形式可归结为： 其中：Q (t)古大地热流值，HFU=cal/ (cm2s)；Q0今天的大地热流值HFU；Q (t)与Q0的关系因子，my-1，随埋藏时间而变化；t该层底界在埋藏过程中某时刻的地质年龄(距今,ma) 。,而：其中：
13、 ti该层底界今天的地质年龄（距今时间，my）；该层底界的埋藏时间（my） 。因而古热流史模型又可表示为： 在盆地模拟中，常以埋藏时间为线索进行计算，而地质年龄ti是已知参数。关键是确定不同时刻Q (t)与Q0的关系因子的值。,2、关于的确定 首先确定的取值范围。首先假定该层底界古热流值的范围在0和2倍的Q0之间，即：由古热流模型知：上述不等式中有变量 (埋藏时间)，故难以确定的范围。由于认为该层从开始沉积到沉积结束这段时期的古热流相同，因此可以假设埋藏时间 =0，即该层底界处于地表，上述不等式成为：,由此确定了的取值区间(-1/ ti ,1/ ti)。如果地层过厚，上述区间的确定是在对埋藏点
14、加密后形成新的分层资料的基础上进行的。确定了的取值区间后，对的确定采用尝试法。在区间(-1/ ti ,1/ ti)内等间距取的若干个值，对于每一个值，按照一定的准则判定其优劣，选定其中最优者作为的取值。,如：结合镜质体反射率资料确定最优的值。,最佳可正可负。值正时，热流从古到今由大变小，古地温梯度也随之由大变小。为负值时，热流从古到今由小变大，古地温梯度也随之由小变大。,除了使用镜煤反射率外确定最佳 外，也可以使用其他地球化学资料。如磷灰石裂变迹径、甾烷、荷烷、芳烃、旋光、花粉等。它们与镜煤反射率起到相同的作用。具体方法如甾烷等比法、荷烷等比法、甾烷的芳烃法、磷灰石面积迹径数密度法、磷灰石迹径
15、长度分布法等（详见油气盆地数值模拟方法.石广仁.石油工业出版社.1994）。,三、结合法模拟古热流、古地温史步骤(单井),设盆地内某标准井共分m套地层，各层底界的地质年龄分别为：t1 ,t2,tm 。仍以某地层底界(地质年龄=ti )为例说明其热史模拟过程。主要分以下几步进行： 1、求该点的今热流值 其中：Q0该点的今热流值，HFU；Kt0从地表至该点的沉积物热导率倒数平均值之倒数 。,其中： K(z)沉积物热导率；gradT实测地温梯度(/100m) 。 2、求该点的古热流 在区间(-1/ ti ,1/ ti)选取l个值，求出l个古热流值。 3、求该点的古地温,计算出l个古地温值。 4、优选
16、l个古地温值和古热流值中的最佳者在用尝试法求出最佳值的同时，取相应的古热流值和古地温值为最佳选择。 5、对所有地层重复14步。即可求出该标准井各层底界的古热流史和古地温史。,由于在模拟地区大量分布的是人工井点，人工井的分层数据等尚可通过插值法得到，而地球化学资料则难以具备。对这样的井进行单井模拟时，就利用由标准井求得的古热流史来模拟古地温史。对所有的井点(标准井和人工井)的热史模拟结束后，在平面上进行联系可得全区古地温的平面分布情况。热史模拟输出的主要图件包括：单井古热流史图，单井古地温图，剖面古地温图，平面古热流等值图、立体图，平面古地温等值图、立体图等。,第三节 成热度史模型,在成熟度模型
17、中，一般采用镜煤反射率的演化史和干酪根降解率史来反映生油岩的成熟历史，这主要是因为：在生油量计算过程中，这两项指标可做为重要的参数，而除此以外的所有指标只能表达烃类的成熟度，不能参与生油量的计算，这对盆地模拟意义不大。在本节，介绍如何计算生油岩的Ro 史，降解率史的计算将在下一章“生烃史模型”中向大家介绍。要计算Ro 史，通常要先计算TTI史。,一、TTI史的计算,一般认为，生油母质干酪根的热降解过程符合化学动力学一级反应，即：其中：ca是岩石中干酪根含量的浓度；t是经历的地质时间；K是反应速率常数。反应速率常数K可由阿伦尼乌斯方程得到：,其中：A干酪根降解的频率因子，（ma-1）；E活化能(
18、kcal/mol)；R气体常数(1.986cal/mol)；T绝对温度(+273) 。无论是Ro 史还是干酪根降解率史的计算，都以化学动力学一级反应公式为基础，因此上式是成熟度史模型的基础。,假定生油岩在地温间隔TiTi-Ti-1()下经历了Gi (ma)地质时间，干酪根浓度从ca i-1变化为ca i，i1,2,n。当Ti10时，反应速度Ki可视为常数，因此，对化学动力学一级反应方程进行逐段积分可得： ： ： ：将上面n个式子相加可得：,即：据Tissot和Welte等人的研究结果，干酪根转化成烃的温度范围界于50250之间，最有利的成油温度为100110，若以Kt，Kt+10，Kt+20分
19、别表示地温为t，t+10，t+20时的反应速率，经研究，有如下关系：,上式表明，在不很严格的情况下，地温每升高10，其反应速率的比值接近一个常数。据韦泊尔斯(Waples.D 1975)的研究，该比值可近似取为2，即：从该式可以看出，当温度每升高10，反应速率K的值增加一倍。用温度间隔100110时的反应速率K100去除前式两端，可得：,其中：riKi/K100 。一般称上式右端为温度时间指数，即TTI值，因此有： 上式是盆地模拟技术中采用的TTI计算公式。当温度间隔Ti10时，显然ri为公比为2的等比级数中的一项，称为温度系数（无因次）。据前人的研究，给出了温度间隔Ti10时ri的取值(见表
20、)。,不同温度下的温度系数表,在温度史模拟过程中，由于有关参数已能同步得到，故可计算出各生油层在各时期的TTI值，即TTI史。,在有些盆地模拟系统中，计算TTI史采用以下公式：其中：t埋藏时间(my)，由埋藏史确定；T (z , t )古地温()，由古地温史确定。通过上式，可求得各生油层底界的TTI史。,在计算出了生油层的TTI史之后，进一步要做的工作是找出TTI值与Ro之间的关系，以便根据TTI史来确定生油岩的Ro史。关于RoTTI关系曲线的制作，石广仁提供了一种方法，在TTI值取对数后和Ro是直线关系假设下，将各单井各地层底界TTI的今天值和各层底界的Ro今天值视为观测数据，进行回归得到R
21、oTTI关系曲线。一般而言，RoTTI关系曲线可以分段表示为：,一、Ro史计算,： ：,通过人工观察，确定用m个关系式来描述Ro与TTI之间的关系最为合适后，即可进行分段回归计算，确定相应方程的系数，最终确定RoTTI关系曲线。,例如，中国东部某凹陷一口标准井，从Ro深度曲线知：Q+N，Ed，Es1，Es2，Es3，Es4+K六个地层的底界Ro (%)分别为0.24，0.26，0.31，0.43，0.43，0.595 这六个地层底界的TTI今天值分别为：0.12，0.21，0.51，2.58，2.63，10.1在半对数坐标纸上取TTI为对数坐标，Ro为直角坐标，并将上面的关于Ro和TTI的相应
22、值以坐标形式点在半对数坐标纸上。通过人工观察，发现该井的RoTTI曲线只用两个对数表达式表示即可以了，即为：,除了按上述方法确定RoTTI关系曲线外，还可使用前人研究的成果，如： 罗泊汀(Lopation.N.V 1971)公式：,韦泊尔斯(Waples.D 1976)公式 ：,上述两个公式在一定条件下是适用的，但在我国的模拟结果证明，很多时候计算出的生油层Ro史很不合理。因此，一般计算Ro史，均采用事先制作的RoTTI回归曲线后再计算Ro史的方法。该方法由于资料取自模拟区，故所得RoTTI回归曲线可靠程度相对更高。,在成熟度史模型中，我们是采用了和干酪根降解率做为成熟度指标。TTI值仅作为计
23、算Ro值的过渡参数。为什么不使用TTI作为成熟度指标呢?这主要是TTI难以反映生油岩的成熟情况，特别是难以确定生油门限。,TTI和Ro生油门限,据Waples.D.W的研究认为： 生油开始时TTI=15 ，Ro%=0.5。生油高峰时 TTI=75， Ro%=1.0。生油结束时TTI=160 ， Ro%=1.3。 经过对许多地区的实际研究发现，Waples.D.W的生烃门限绝不是普遍规律。在计算TTI值时，所做作的基本假设是“温度每增加10，则烃类成熟反应率增加一倍”，当活化能范围处于1020kcal/mol时，该假设是成立的。但是由于干酪根组分和化学键的复杂性，其活化能的范围远远超出1020k
24、cal/mol。TTI的第二假设是“把各种类型的有机物视为同一”，当仅考虑煤时，这个假设是成立的。若将它应用于生油岩时，就不一定正确了(Tissot.B.P.1987)。,尽管TTI有其局限性，但由于TTI仍具有一定的价值及在石油地质研究中多年使用的经验，目前仍在模拟中使用TTI作为一项模拟指标。在TTI的使用中必须注意两点：一是不同地区有不同的TTI生烃门限；二是不同地区有不同的RoTTI回归公式。由表可知，与Ro相比，TTI值的确很难反映生油岩的生油门限。因此在盆地模拟中，我们不用TTI值做为生油岩成熟度指标，只是用它来求解Ro值。,求Ro史的回归法：盆地模拟中经常使用一种直接求Ro的行之有效的简单方法，从而避免了通过求TTI值再求Ro的转换计算方法。方法主要步骤如下： 1、由资料制作Ro%与深度z和埋藏时间t的关系曲线。 2、据地史模型得生油层各时期的埋深和埋藏时间。 3、据关系曲线求生油层的Ro史。该法简单实用，适合连续沉积盆地。成熟度史模拟的主要成果图件包括：单井Ro史图，剖面Ro史图，平面Ro等值图、立体图等。,
