石油勘探构造分析实习：热演化裂变径迹分析与模拟

2024-01-24 百科知识版权反馈

【摘要】：实习三构造－热演化的裂变径迹分析和模拟一、实习目的和意义裂变径迹技术自20世纪60年代兴起以来，经过半个多世纪的发展，已经成为一种比较成熟的技术方法。本实习以中扬子秭归盆地的裂变径迹实验数据为基础，利用目前广泛使用的HeFTy软件，开展时间－温度热历史模拟，分析构造－热演化过程，使学生了解并掌握裂变径迹热历史模拟的软件和模拟方法。

实习三　构造－热演化的裂变径迹分析和模拟

一、实习目的和意义

裂变径迹技术自20世纪60年代兴起以来，经过半个多世纪的发展，已经成为一种比较成熟的技术方法。由于裂变径迹方法具有年龄和独有的长度分布特征，其在热历史分析方面具有其他方法无法比拟的定量性和系统性，因此成为定量热历史模拟的关键方法。

本实习以中扬子秭归盆地的裂变径迹实验数据为基础，利用目前广泛使用的HeFTy软件，开展时间－温度热历史模拟，分析构造－热演化过程，使学生了解并掌握裂变径迹热历史模拟的软件和模拟方法。

二、实习内容

（1）了解秭归盆地区域地质概况，包括研究区位置、地层分布、构造与沉积演化特征。

（2）了解裂变径迹技术的基本原理、实验方法，熟知实验结果数据中各项指标的名称与含义。

（3）学习并掌握HeFTy软件的操作，完成热历史模拟成果图。

（4）综合秭归盆地及周缘的相关背景资料和实习获得的热历史模拟结果，分析构造－热演化过程及其动力学机制，完成课程实习报告。

三、实习所用资料

（1）实验样品的原始信息：取样位置、高程、岩性。

（2）裂变径迹实验结果数据：颗粒数、裂变径迹年龄、自发径迹数量及密度、诱发径迹数量及密度、径迹长度、与c轴的夹角、Dpar值、标准样品径迹长度L 0。

四、实习所用软件

HeFTy 1．8．2（下载最新软件网站：ftp://ctlab.geo.utexas.edu/Ketcham/ft/HeFTy）。

五、实习步骤

以样品ZG02为例，进行HeFTy热历史模拟，具体步骤如下。

（1）根据实验获得数据整理出热历史模拟过程中需要的参数，如表3－1、表3－2所示。

（2）打开HeFTy软件，并输入裂变径迹原始数据。

①点击File－New创建页面，点击Models－Add AFT model创建AFT模拟界面（图3－1）。

②在AFT子界面输入裂变径迹年龄、长度相关数据（图3－2）。

③返回Time－Temperature History子界面（图3－3）。

表3－1　裂变径迹长度数据

表3－2　裂变径迹年龄数据

图3－1　HeFTy软件初始界面图

图3－2　HeFTy软件AFT数据输入界面图

图3－3　数据输入后的热历史模拟界面图

（3）反演模拟Time－Temperature History。

①双击设置Time（横坐标）和Temperature（纵坐标）刻度线设置横、纵坐标变化范围（图3－4）。一般来讲，Time（Ma）最大值为测定的AFT年龄的1．5倍左右，例如本实例91×1．5＝136．5 Ma；Temperature（℃）最大值要大于磷灰石裂变径迹的退火温度（110±10℃），实例中选择140℃。

图3－4　刻度线范围设置图

②点击Models→Inverse Modeling，出现反演模拟对话框，进入反演模拟模式。在对话框中选择模拟方法，模拟结束条件（图3－5）。

图3－5　反演模拟初始条件设置对话框

③初次热历史模拟：根据模拟样品实际情况在Time－Temperature图上设定热历史模拟约束条件，并点击Start键，开始模拟（图3－6）。本例中样品为地表露头，第一个约束条件为地表条件，时间为现今（0 Ma），温度为20℃；第二个约束条件为样品的裂变径迹年龄（91．1 Ma）及对应的裂变径迹封闭温度区间（60～120℃）；第三个约束条件为测定裂变径迹的最大年龄和对应的最大封闭温度区间（120～140℃）。

图3－6　初次热历史模拟成果图

④根据初次模拟的结果，在已有模拟结果的趋势上添加新约束条件，实例中在（15 Ma，65℃）位置存在明显转折点；同时修正初次模拟约束条件的边界范围，进行二次模拟（图3－7）。

图3－7　修正后二次热历史模拟成果图

⑤重复上一步操作，直到获得满意的图件。并记录AFT：Track Length Distribution图下部有关年龄、长度模拟结果的GOF参数。本次实习要求在所有10 000条模拟路径中，最终Good Path的条数为100以上（图3－8）。

（4）导出成果图件。

①右键点击Time－Temperature History图件的空白处，选择export－save as PDF，导出时间－温度模拟曲线。

图3－8　最终热历史模拟成果图

②右键点击AFT：Track Length Distribution图件空白处，选择save as PDF。导出径迹长度分布直方图。

③在Coreldraw软件（或相关软件）上编辑这些图件，获得图文并茂的成果图（图3－9）。(www.chuimin.cn)

图3－9　秭归盆地ZG02样品磷灰石裂变径迹热历史模拟结果

六、实习指导

1．裂变径迹热年代学基本原理介绍

随着封闭温度理论和冷却年龄概念的提出与发展，构造热年代学应运而生。裂变径迹分析作为一种地质定年的手段在20世纪60年代初首先被提出。以磷灰石裂变径迹（AFT）为代表的低温热年代学，具有较低的封闭温度（60～120℃）和对浅部地壳（小于10km）岩石运动的敏感性，被广泛应用于地质体定年、沉积盆地构造热演化分析、造山带的隆升剥露、沉积物来源分析、确定断层活动时间以及古地形研究方面，已经成为地球科学领域常用的测试分析方法。

1）裂变径迹及裂变径迹分析

当带电的原子核通过绝缘的固体时，会在固体内部留下一条裂变原子的线性轨迹，这一轨迹反映的是原子规模的剧烈损坏。简单地讲，裂变径迹表征的就是这一条损坏的痕迹。通常所做的裂变径迹分析就是研究岩石矿物中裂变径迹数量、长度的特征，继而得到这些参数当中所蕴藏的信息，并应用到地质领域当中的过程。

2）裂变径迹的形成

当一个带电重离子以较高的速度通过绝缘固体时，由于带电离子与原始晶格的相互作用，离子动能逐渐变小，速度逐渐变低直至最终停止，最终会在原始晶格内部形成一条裂变径迹。裂变径迹形成的众多模型中，解释较为完美并且被大多数研究人员接受的是离子爆炸模型。如图3－10所示，放射性238 U自发裂变产生两个高能带电重离子并且释放200MeV的能量。两个高能带电粒子的质量和原子数存在差异，一般数量在85～105和130～150两个范围区间。起初，受库伦排斥力的控制，高能带电粒子相互分离，通过电子脱离或电离作用与晶格中其他的粒子相互作用。在此期间，已经离子化的晶格原子间相互排斥会导致原始晶格的进一步损坏。裂变的粒子能够俘获电子，使它们速度逐渐减小，进而粒子间相互作用的方式转变为原子间的相互碰撞，直至粒子停止下来，最终残留的一条受损的痕迹得以保存。

图3－10　矿物中离子爆炸模型的裂变径迹形成示意图

（据Kerry等修改，1998）

3）裂变径迹长度

由于核裂变作用形成的径迹具有不稳定性，能够发生退火或者逐渐消失，从而导致单个裂变径迹的长度逐渐变短。裂变径迹长度的测定与解释对阐明径迹形成过程以及退火作用都有着巨大的帮助。因此，径迹长度是裂变径迹分析的最基本参数。

通常情况下，磷灰石裂变径迹长度为5～10 nm［图3－11（a）］，只有在透射电子显微镜或者高分辨显微镜下才可以观察到。为了能够清晰地观察径迹，目前广泛使用的方法是化学蚀刻法，经过蚀刻后的裂变径迹平均长度约为16μm［图3－11（b）］。根据蚀刻后裂变径迹的位置，可以分为表面径迹和围限径迹。表面径迹通常指与蚀刻面夹角在15°以内的径迹，而围限径迹是指那些完全存在于表面以下的径迹。围限径迹长度分布代表了真实的径迹长度，是最直接并可重复测量的径迹长度分布。围限径迹的明显优点是可以看到径迹的完全蚀刻长度。

图3－11　裂变径迹图像

4）裂变径迹年龄

裂变径迹测年是建立在给定矿物样品中自发径迹会随时间逐渐积累这一基本事实的基础之上的。如果已知238 U自发裂变反应的裂变常数值和样品中的铀含量，就可以计算出裂变径迹年龄。测定的裂变径迹年龄记录的是样品达到封闭温度以来或者最后一次达到封闭温度以来的信息。

对于裂变径迹年龄的确定，目前普遍采用两种方法——总体法（Population Method）和外部探测器法（External Detector Method）。总体法（Population Method）通过分别测量同一个样品两部分的自发和诱发径迹密度来得到裂变径迹年龄。这种方法暗含用于计算年龄的几百个颗粒的铀分布是均匀的这一假设。此外，该方法还忽视了包含在单颗粒分布或者单独样品结晶年龄中有用的地学信息。目前来讲，被广泛采用的是外部探测器年龄标准样品法（Zeta校正法），其基本的实验流程如图3－12所示。

该方法依赖于裂变径迹的光学蚀刻，有效地避免了对于被分析样品的相同铀分布、热通量以及衰变常数假设，也是国际地质科学联合会工作组的推荐方法。运用Zeta校正法得到的裂变径迹年龄公式为：

式中：t——年龄，Ma；

　　　ρs、ρi——自发和诱发径迹密度（单位面积的径迹数量），105／cm2；

　　　λd——238 U的α衰变常数；

　　　ρd——在放射量测定器中的径迹密度，用来监测反应堆中的中子通量，105／cm2；

　　　g——几何因子；

　　　ζ——由其他因素一起组成的加权常数，包括裂变的衰变常数和中子俘获界面。

　　　5）裂变径迹退火

研究裂变径迹的稳定性以及消退过程对于解译母体矿物经历的地质历史具有十分关键的作用。实验研究发现，随着温度的增大，裂变径迹长度会逐渐变短甚至消失。图3－13所示的是在透射电子显微镜下观察到的诱发裂变径迹长度的变化过程。从A至D可知，随着加热温度的逐渐升高，裂变径迹逐渐变得模糊，长度越来越短，直至最终消失。这种径迹逐渐变短消失的现象即为裂变径迹退火。

自然界存在许多影响径迹退火的因素，例如时间、温度、化学成分、结晶各向异性以及

图3－12　外部探测器法实验流程

（据Hurford和Carter修改，1991）

图3－13　杜兰戈氟磷灰石诱发径迹退火过程

（据Paul和Fitzgerald修改，1992）

Dpar值。研究发现，平行c轴的径迹长度较长；富Cl的磷灰石裂变径迹长度比富F和富OH的长；Dpar值越小，径迹退火速率越强；在一定时间范围内，径迹长度与数量会随着温度逐渐升高而逐渐变少。总之，裂变径迹退火是时间和温度等条件共同作用的结果。

结合裂变径迹退火与地壳温度之间的关系，前人提出了部分退火带的概念：位于完全退火温度和退火速率明显增大两个区间之间的那部分地壳被称为部分退火带（PAZ）。如果假设地温梯度为30°C／km，那么磷灰石的部分退火带位于地壳2～4km范围。

6）裂变径迹长度分布和温度变化的关系

地质研究过程中，通常应用径迹长度分布图来反应岩石样品所经历的地质热史。图3－14 为4种理想热演化历史条件下的径迹长度分布图。图3－14（a）线性加热：经历了相同的最大古地温的径迹具有大致相同的长度，其直方图以单峰对称分布为特征。图3－14（b）线性冷却：在冷却过程中，不同径迹经历了不同的最大古温度，这在直方图中表现为斜歪的长度分布。图3－14（c）快速冷却：大部分径迹形成于冷却幕以后，导致径迹长度较大。这种情况下，裂变径迹年龄与冷却作用发生的时间相对应。图3－14（d）加热、冷却混合：在加热及冷却的混合作用条件下，裂变径迹长度分布一般表现出典型的双峰特征。

图3－14　径迹长度分布与热史关系图

（据Kerry修改，1998）

2．秭归盆地地质背景简介

盆地分布于巴东、秭归、兴山一带，主体由晚三叠世和侏罗纪地层组成。它位于3组不同方向的构造线交汇部位，东为黄陵隆起、北为神农架穹隆，南为湘鄂西弧形褶皱带（图3－15）。秭归盆地基底为三叠纪巴东组，为东部峡口一线深，向西逐渐变浅的古地貌，控制该盆地的断裂为新华断裂。盆地基底面为印支—燕山运动古构造面，位于中三叠世巴东组与晚三叠世九里岗组之间。在两河口等地可见两者之间存在明显的古风化壳，在区域上呈角度不整合接触关系。在盆地东缘一般缺失巴东组部分地层，为沉积间断造成。此界面特征表明印支—燕山运动在区内虽没有导致基底地层发生强烈褶皱，但由于区域性的差异升降运动，形成了黄陵隆起和秭归凹陷，存在一个明显的古构造面。由于这种抬升作用形成了盆地早期的内陆河湖环境，沉积物均来自黄陵隆起。晚三叠世盆地开始坳陷，其中东侧坳陷速度明显高于东部，随着盆地坳陷幅度的不断加大、加快，沉积厚度剧增，且盆地范围较晚三叠世亦有所扩大，沉积了以内陆湖相为主的早侏罗世沉积物。其后随着沉积物的充填和地壳抬升，盆地开始萎缩，至晚侏罗世抬升为陆。由此显示出秭归盆地经历了从海相抬升为陆，差异下坳为陆相湖盆，以沉降、扩张、相对稳定和萎缩而告终的沉积演化历史。

图3－15　秭归盆地及其周缘结构构造图

石油勘探构造分析实习：热演化裂变径迹分析与模拟

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