Khóa luận Phân tích số liệu địa hóa các giếng khoan thuộc lô 15.1 và 15.2 với tầng đá mẹ Oligocene thượng của bồn trũng Cửu Long

thành các sợi quang học ở thực vật. Chúng là nguồn vật liệu cơ bản tạo than. Hợp chất Sinh vật Proteins Carbohydrats Lipits Lignin Phytoplankton 23 66 11 0 Diatom 29 63 8 0 Bào tử 8 42 50 0 Gỗ thông 1 66 4 29 Lá sồi 6 52 5 37 Zooplankton 60 22 18 0 Động vật không xương sống 70 20 10 Bảng 1 : hợp chất hữu cơ trong sinh vật. Các hợp chất hữu cơ Lipits, Proteins, Carbohydrates và Lignin được chuyển hóa thành các sản phẩm hữu cơ trong các quá trình trưởng thành . Sản phẩm hữu cơ tan trong dung môi hữu cơ gọi là Bitum chiếm 10% trong vật liệu hữu cơ chuyển hóa. Phần còn lại là sản phẩm hữu cơ không tan trong dung môi hữu cơ còn gọi là Kerogen. Đây cũng chính là tiền thân của dầu khí. Dưới kính hiển vi, Kerogen là những mảnh vụn hữu cơ. Một vài mảnh vụn thì có kiến trúc. Những mảnh vụn có kiến trúc xuất phát từ thực vật như mô, bào tử phấn và tảo chúng được nhóm với nhau tạo thành một đơn vị sinh học gọi là maceral. Chính các maceral này quyết định loại Kerogen hay nói cách khác chính là định chất lượng vật liệu hữu cơ. Có 3 nhóm maceral quan trọng : Vitrinite, Exinite, Inertinite. Vitrinite : là loại maceral ưu thế trong nhiều Kerogen và là thành phần chính của than đá. Nó có nguồn gốc hoàn toàn từ mô gỗ (Lignin) và thực vật trên cạn cấp cao. Exinite : là loại maceral dẫn xuất từ tảo, bào tử phấn, phấn hoa và sáp lá cây. Exinite thường không chiếm nhiều phần trăm, nhưng nếu có thì thường liên quan đến môi trường đầm hồ và biển nông. Inertinite : là loại maceral có nhiều nguồn gốc khác nhau và bị oxy hóa trước khi trầm tủa. Nó là thành phần chính trong than củi. Inertinite thường chiếm số lượng thứ yếu trong Kerogen và phong phú chỉ khi vật liệu hữu cơ tái sinh nhiều lần Thành phần còn lại của Kerogen là các mảnh vụn vô định hình dẫn xuất từ động vật. Chúng dễ bị phá huỷ cơ học và biến đổi hóa học do vi khuẩn và nấm. Do vậy, các mảnh vụn vô định hình dễ tạo dầu hơn các maceral có kiến trúc bền vững. Vật chất vô định hình này cũng có mặt trong nhóm Exinite của các maceral. Chất lượng vật chất hữu cơ : Khi nói đến chất lượng vật chất hữu cơ thì cần quan tâm đến loại vật liệu hữu cơ như đã trình bày ở trên. Mức độ sinh Hydrocacbon, và loại Hydrocacbon là vấn đề chính trong định chất lượng vật chất hữu cơ. Căn cứ vào số lượng các maceral và các mảnh vụn vô định hình trong Kerogen quyết định khả năng tạo Hydrocacbon : Kerogen có khuynh hướng tạo dầu tốt chứa 65% Exinite và mảnh vụn vô định hình Kerogen có khuynh hướng tạo khí lỏng và condensat chứa 35 – 65% Exinite và mảnh vụn vô định hình. Nếu Exinite và mảnh vụn vô định hình ít hơn 35% thì có 2 trường hợp Vitrinite chiếm ưu thế : tạo khí khô Inertinite chiếm ưu thế : không tạo dầu Các hợp phần Kerogen bị khống chế bởi loại maceral và nguồn gốc polymer sinh học hay hợp chất hữu cơ. Mà dầu khí được thành tạo từ các loại Kerogen. Đặc trưng cho sự hiện diện các loại Kerogen thường được biểu diễn bằng biểu đồ tỉ số giữa các nguyên tử H/C và O/C (bảng 2 và biểu đồ 1). Nguyên tố Hợp chất C H S N O Carbohydrates 44 6 - - 50 Lignin 63 5 0.1 0.3 31.6 Proteins 53 7 1 17 22 Lipits 76 12 - - 12 Dầu thô 85 13 1 0.5 0.5 Bảng 2 : % trọng lượng nguyên tố có trong hợp chất hữu cơ. Từ các loại Maceral và vật chất vô định hình cũng như nguồn gốc vật liệu, Kerogen được chia làm 4 loại theo Tissot, Bard, Espitalie,1980 : Loại Kerogen Nguồn gốc Các hợp phần hữu cơ Khả năng tạo Hydrocacbon I – Algal Môi trường tảo biển, đầm hồ và than tảo Các hợp phần tảo của exinite và vài vật liệu hữu cơ vô định hình giàu thành phần Lipits. Tạo dầu rất tốt II – Mixed Marine Phân huỷ ở môi trường khử hầu hết ở môi trường biển. Các mảnh vụn vô định hình chủ yếu từ phytoplankton, zooplankton, và sinh vật bậc cao. Tạo dầu tốt III – Coaly Các mảnh vụn trên cạn (lục địa) (gỗ, nhựa và mô thực vật) Hầu hết từ nhóm Vitrinite, một vài từ nhóm Exinite (không phải tảo) và sản phẩm phân huỷ vô định hình Chủ yếu sinh khí IV – Inert (trơ) Than củi hóa thạch, và vật liệu oxi hóa từ thực vật trên cạn (lục địa) Inertinite, và một vài sản phẩm phân huỷ Tổ phần trơ không sinh dầu, sinh khí rất ít Độ trưởng thành vật liệu hữu cơ : Sau khi vật liệu hữu cơ bị vùi lấp dưới sâu, chúng vẫn tiếp tục quá trình chuyển hóa để biến thành dầu – khí. Đây là quá trình lâu dài, vì để bước vào giai đoạn thành tạo dầu – khí phải có những nhiệt độ cũng như độ sâu thích hợp cho từng giai đoạn. Quá trình này rất quan trọng nó quyết định tạo nên các sản phẩm dầu – khí, được chia làm 3 giai đoạn : Giai đoạn chưa trưởng thành – Diagenesis : Trầm tích lắng đọng trong môi trường nước, lượng nước lớn (độ rỗng khoảng 80% trong sét ở độ sâu 5m, tức nước chiếm 60% trọng lượng toàn bộ trầm tích). Độ sâu chôn vùi trong giai đoạn này khoảng vài trăm mét. Giai đoạn này ưu thế không phải là ở áp suất và nhiệt độ mà là hoạt động dữ dội của vi sinh vật cùng phân hủy vật chất hữu cơ. Trong đó có nhóm vi sinh vật phân huỷ vật chất hữu cơ ưa khí thì tồn tại trên lớp trên cùng của trầm tích. Nhóm vi sinh vật kị khí khử Sulfat để lấy Oxi cho hoạt động sống của chúng. Đồng thời chúng cũng sinh ra các sản phẩm hóa học CO2, H2O, CH4, NH3. Hai nhóm vi sinh vật này sau khi chết góp phần cùng sinh khối làm giàu Lipits cho vật chất hữu cơ. Do đó ở sinh khối nghèo Lipits cũng có khả năng tạo dầu. Với tích tụ hàng loạt vật chất hữu cơ thông qua các phản ứng hóa học thì vật chất hữu cơ sẽ chuyển thành Axit Humic. Dưới dạng Axit Humic tập trung sẽ biến thành than theo độ sâu tăng dần (từ than nâu mềm " than nâu cứng " than đá). Còn dưới dạng phân tán các Axit Humic sẽ chuyển hoá thành dầu. Ở cuối giai đoạn Diagenesis xảy quá trình trùng ngưng vật chất hữu cơ ban đầu và vật chất hữu cơ do vi sinh vật tạo ra thành phân tử lớn hơn gọi là Geopolyme, sau đó biến thành Kerogen. Giai đoạn trưởng thành – Catagenesis : Quá trình lắng đọng trầm tích bên trên sẽ làm trầm tích bên dưới lún sâu hơn có thể đạt tới 300m-1000m chuyển sang giai đoạn Catagenesis, sâu hơn có thể đạt tới 2000m. Nhiệt độ có thể đạt được 50 - 150oC. Áp suất khoảng 300 – 1000 hoặc 1500 bar. Ở độ sâu này, có sự biến đổi nhiệt độ và áp suất đáng kể trong lúc hoạt động của sinh vật hầu như bị ngưng lại, chúng bị thu hẹp lại thành các bào tử ngưng hoạt động. Vật chất hữu cơ trong giai đoạn này biến đổi mạnh. Qua tiến hóa từ Kerogen sẽ chuyển thành dầu khí. Đặc trưng cho giai đoạn này là vật chất hữu cơ biến đổi mạnh mẽ thành các cao phân tử và quá trình cracking các cao phân tử này. Nên vào đầu giai đoạn một lượng dầu nhỏ được sinh ra sau đó chuyển dần sang pha khí ướt là những khí có trị số Carbon >2 (C2+). Cuối giai đoạn Catagenesis, nhiệt độ và áp suất lớn quá trình cracking xảy ra mạnh mẽ và dầu bắt đầu chuyển sang pha khí. Nhưng quá trình dầu chuyển sang pha khí không chiếm ưu thế trong cả giai đoạn Catagenesis. Giai đoạn Catagenesis còn gọi là giai đoạn chính tạo dầu hay cửa sổ tạo dầu. Giai đoạn quá trưởng thành – Metagenesis : Giai đoạn này nhiệt độ khoảng 180oC – 270oC xảy ra các quá trình cracking hoàn toàn thành CH4. Ưu thế giai đoạn này là sinh khí. Cuối của giai đoạn này khí cũng biến mất và chỉ còn lại Graphit (>270oC). Nghĩa là giai đoạn cracking và biến chất mãnh liệt. Do đó các nhà địa chất dầu chủ yếu nghiên cứu ở độ sâu 300 – 1000m. II. CÁC PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU ĐÁ MẸ : 1. Phương Pháp LECO : Phương pháp phân tích này dùng cho tất cả các mẫu đá cần nghiên cứu về đá mẹ. Mẫu được chọn 10 – 100 gram nghiền nhỏ qua rây 50 – 60 micro rồi tiến hành loại bỏ cacbon vô cơ bằng cách tác dụng với axit clohydric (HCl). Sau khi mẫu được làm khô sẽ được đốt tự động trong lò đốt của máy LECO – 421 tới 1350oC. Lượng CO2 thoát ra sẽ được ghi nhận để tính tổng hàm lượng cacbon hữu cơ theo công thức sau: :hệ số chuyển đổi Mo (g): khối lượng mẫu đá ban đầu Mđ (g): khối lượng mẫu đá đã loại cacbonat để đưa vào lò đốt (g) : khối lượng mẫu chuẩn Cst (%): hàm lượng cacbon trong mẫu chuẩn Chỉ tiêu phân loại đá mẹ: TOC (%) Phân loại đá mẹ < 0.5 Nghèo 0.5 – 1.0 Trung bình 1.0 – 2.0 Tốt >2 Rất tốt 2. Phương Pháp Nhiệt Phân Rock – Eval (RE) : Phương pháp này được ứng dụng trong nghiên cứu địa hóa dầu khí nhằm đánh giá tiềm năng của đá mẹ. Tiến hành nhiệt phân Rock – Eval vật chất hữu cơ, từ 80 – 100mg đá (có khi tới 500mg) tùy mức độ phong phú vật liệu hữu cơ. Tăng nhiệt độ từ thấp đến cao, ta thu được các sản phẩm sau: + Ở nhiệt độ thấp (khoảng 90oC) trong vòng 1-1.5 phút, được lượng khí Hydrocacbon lỏng thấp phân tử (C1-C17), lượng này kí hiệu So. Nhưng lượng này rất nhỏ so với phần còn lại nên thường không xét. + Nâng nhiệt độ lên khoảng 300oC trong 2 phút, ta thu được lượng Hydrocacbon lỏng dạng dầu, kí hiệu S1. Lượng này tương đương lượng Bitum dạng dầu, là lượng Hydrocacbon tự do. + Tăng nhiệt độ từ từ đến khoảng nhiệt độ 300 – 500oC (<600 oC), nhận được lượng Hydrocacbon tiềm năng (tức là lượng Hydrocacbon phản ánh tiềm năng của đá mẹ), kí hiệu S2. + Sau đó máy tự động giảm nhiệt độ (từ 600 oC-300 oC). Tiếp tục đốt phần Hydrocacbon còn lại ở nhiệt độ <600 oC, ta nhận được S3 là lượng CO2 được tạo thành. Các chỉ tiêu phân tích trên RE gồm: S1(kg/tấn đá) là lượng Hydrocacbon tự do trong đá, tức là lượng Hydrocacbon sinh ra từ đá mẹ S2(kg/tấn đá) là lượng Hydrocacbon tiềm năng trong đá, tức là lượng hydro còn lại trong đá mẹ S1+S2(kg/tấn đá) là tổng tiềm năng của hudrocacbon trong đá mẹ Tmax là nhiệt độ cực đại khi xác định lượng nhiệt độ S2. Tmax sẽ tăng khi độ trưởng thành nhiệt của Kerogen trong đá tăng. Kết quả thực tế sự tăng độ trưởng thành trong quá trình nhiệt phân Tmax là ngày càng nhiều Bitum thành tạo do nhiệt từ Kerogen. Bởi vậy nhiệt độ ngày càng cao dần sẽ đòi hỏi đạt đến điểm cao nhất của thành tạo nhiệt S2. Nhiệt độ Tmax sẽ tiếp tục tăng cho tới giai đoạn quá trưởng thành và thành tạo nhiệt của Bitum trở nên không hiệu quả. Dữ liệu Tmax (oC)ø được so sánh với một tỉ lệ trưởng thành (hình 4). Điển hình ở giai đoạn trưởng thành hoặc cửa sổ tạo dầu khoảng nhiệt độ từ 430 oC đến 470oC. Một số nhóm địa hóa khác thì dùng giá trị Tmax ở 435oC chứng tỏ mẫu thí nghiệm đang vào giai đoạn Catagenesis. Nhiệt độ Tmax từ giai đoạn cracking S2 trong quá trình nhiệt phân thực nghiệm thường cao hơn nhiệt độ trưởng thành nhiệt của Kerogen ở tự nhiên. Do đó với phương pháp nhiệt phân, nhiệt độ cao hơn được dùng để thúc nhanh quá trình trưởng thành nhiệt. Từ kết quả phân tích trên RE có thể tính: với S4 là hàm lượng cacbon hữu cơ còn lại. chỉ số thể hiện sự có mặt của Hydrocacbon di cư hay tại sinh nhằm xác định sự hiện diện của đới sản phẩm. (mg/g): phản ánh lượng Hydrocacbon lỏng giải phóng ra khỏi đá mẹ, được dùng xác định chất lượng đá mẹ và phân loại nguồn gốc vật chất hữu cơ sinh dầu-khí. Chỉ tiêu đánh giá phân loại đá mẹ (theo Hoàng Đình Tiến – Nguyễn Việt Kỳ, 2003): S1 (kg HC/tấn đá) Phân loại đá mẹ < 0.5 Nghèo 0.5 – 1.0 Trung bình 1.0 – 2.0 Tốt >2 Rất tốt Chỉ tiêu đánh giá tiềm năng Hydrocacbon của đá me (theo Hoàng Đình Tiến – Nguyễn Việt Kỳ, 2003)ï: S2 (kg HC/tấn đá) Phân loại tiềm năng của đá mẹ <2.5 Nghèo 2.5 – 5.0 Trung bình 5.0 - 10 Tốt >10 Rất tốt Chỉ tiêu đánh giá tổng tiềm năng Hydrocacbon của đá mẹ (theo Hoàng Đình Tiến – Nguyễn Việt Kỳ, 2003): S1+S2 (kg HC/tấn đá) Tổng tiềm năng Hydrocacbon của đá mẹ <3.0 Khả năng sinh hạn chế 3.0 – 6.0 Đá mẹ sinh dầu trung bình 6.0 – 12 Đá mẹ sinh dầu tốt >12 Đá mẹ sinh dầu rất tốt Chỉ tiêu đánh giá sự có mặt của Hydrocacbon tại sinh hay di cư (theo Hoàng Đình Tiến – Nguyễn Việt Kỳ, 2003): PI= S1/(S1+S2) Sự có mặt của Hydrocacbon di cư hay tại sinh <0.1 Hydrocacbon tại sinh 0.1 – 0.4 Hydrocacbon di cư >0.4 Có dầu di cư Chỉ tiêu xác định chất lượng đá mẹ và nguồn gốc đá mẹ sinh dầu (theo Hoàng Đình Tiến – Nguyễn Việt Kỳ, 2003): HI Loại Kerogen Đánh giá khả năng sinh của đá mẹ 0 – 150 III Chỉ sinh khí 150 – 300 III – II Sinh khí và dầu >300 II – I Sinh dầu và khí Chỉ tiêu đánh giá mức độ trưởng thành nhiệt của đá mẹ cũng như vật chất hữu cơ (theo Hoàng Đình Tiến – Nguyễn Việt Kỳ, 2003): Tmax (oC) Đánh giá độ trưởng thành của đá mẹ <440 Đá mẹ chưa trưởng thành 440 – 446 Đá mẹ trưởng thành (đầu pha sinh dầu) 446 – 470 Đá mẹ trưởng thành muộn (sinh dầu) >470 Quá trưởng thành (sinh khí Condensat) 3. Phương Pháp Đo Phản Xạ Vitrinite : Phương pháp đo phản xạ Vitrinite được thực hiện trên kính hiển vi phản xạ LEITZ. Lấy 10 – 20g đá nghiền nhỏ, sau đó loại cacbonat bằng acid HCl và loại silicate bằng HF. Mảnh Vitrinite có mặt trong Kerogen được thu hồi và đút trong một khối nhựa trong suốt, sau đó được mài phẳng và soi dưới kính hiển vi để tìm các hạt Vitrinite đẳng thước dưới ánh sáng tia tới. Mỗi mẫu đo trên 50 mảnh Vitrinite và cần loại trừ giá trị ngoại lai để nhận được giá trị phổ biến và đại diện cho mẫu nghiên cứu. Các chỉ số phản xạ của Vitrinite dùng để đánh giá sự trưởng thành nhiệt của đá mẹ: Ro(%) Đánh giá độ trưởng thành của đá mẹ <0.6 Đá mẹ chưa trưởng thành 0.6 – 0.8 Đá mẹ trưởng thành (giai đoạn đầu tạo dầu) 0.8 – 1.35 Đá mẹ trưởng thành muộn (sinh dầu mạnh nhất) >1.35 Quá trưởng thành (sinh khí condensat) 4. Phương Pháp Chiết Tách Bitum : Các hợp phần Hydrocacbon lỏng (Bitum) trong đá được chiết trong dischlormethane đun sôi trong 12 – 24 giờ trên bộ thiết bị SOXTHERM. Sau khoảng thời gian trên Bitum đã được chiết ra hòa tan trong dung môi sẽ được thu hồi bằng cách cho bay hơi dung môi trên bộ thiết bị cất xoay. Quá trình này sẽ làm bay hơi một phần Bitum. Vì vậy chỉ thu được các hợp phần Bitum có chứa phân tử C15+ mà thôi, hỗn hợp này gọi là Hydrocacbon lỏng bao gồm Hydrocacbon no – thơm – hợp phần nặng (nhựa và asphalten). 5. Phương Pháp Phát Quang : Phương pháp này dựa vào cường độ phát quang của vật chất hữu cơ (Bitum) dưới đèn huỳnh quang. Cường độ phát quang khác nhau cho biết hàm lượng khác nhau của Bitum. Nhược điểm: phương pháp này không phản ánh đúng hàm lượng của Bitum có nhiều thành phần acid vì thành phần acid của Bitum kém phát quang. Ứng dụng: phương pháp này chỉ có tính chất định tính, nhanh chóng cho kết quả về đới chứa vật chất hữu cơ hay dầu phong phú. Người ta sử dụng phương pháp này để xác định hàng loạt mẫu tại các giếng khoan hay mẫu đất. Sau đó lựa chọn những mẫu có cường độ phát quang cao đem phân tích Bitum hóa. 6. Phương Pháp Sắc Ký Khối Phổ : Là phương pháp xác định sự hiện diện của dấu vết sinh vật đặc trưng trong cấu trúc phân tử Hydrocacbon của mỗi loại vật chất hữu cơ có nguồn gốc khác nhau. Mẫu phân tích sắc ký khối phổ là Hydrocacbon no hoặc thơm được tách từ Bitum hoặc dầu thô. Trước khi phân tích mẫu cần được lọc kỹ qua Zeolit phân tử 5Ao nhằm làm giàu thêm các cấu tử Hydrocacbon vì các biomarker có mặt trong Hydrocacbon với hàm lượng thấp. Sau đó mẫu được bơm vào hệ thống GCMS (bao gồm GC – 17A nối QP 5000) được Shimadzu hoặc HP sản xuất. Kết quả phân tích sắc ký khối phổ được ghi trên bản đồ và tính toán các biomarker theo phần trăm cũng như mối quan hệ giữa các thành phần biomarker nhằm xác định dạng môi trường tồn tại vật chất hữu cơ giúp việc phân loại chúng dễ dàng. Đồng thời phân bố biomarker có thể gián tiếp xác định mức độ trưởng thành vật chất hữu cơ của đá mẹ. Phương pháp xác định màu Kerogen : Phương pháp này được tiến hành gần giống như việc chuẩn bị mẫu của phương pháp đo phản xạ Vitrinite. Kerogen thu được được rửa sạch và dùng bromit kẽm làm nổi lên phía trên, thu Kerogen nổi. Mẫu Kerogen thu được soi dưới kính hiển vi, đối sánh với bảng màu chuẩn để xác định độ trưởng thành của Kerogen. Độ trưởng thành được biểu hiện từ màu vàng đến đen. Phương pháp sắc ký dải Hydrocacbon no, n-ankal C15+ : Hydrocacbon no từ phép phân tích tách thành phần nhóm của Bitum hoặc dầu thô đem phân tích trên cột mao quản của máy sắc ký khí GC-14B hay HP-6980. Nhờ sự hỗ trợ của khí trơ, các phân tử Hydrocacbon lần lượt xuất hiện và được ghi trên sắc đồ theo trọng lượng phân tử từ nhẹ đến nặng do các phân tử có nhiệt độ bay hơi khác nhau. Từ kết quả tính toán trên máy kèm sắc đồ ghi ta có thể tính được các thông số liên quan khi đánh giá đá mẹ như quan hệ pristan (iC19) và phytan (iC20) dùng xác định loại và môi trường lắng đọng vật chất hữu cơ. Ngoài ra máy có thể phân tích thành phần Hydrocacbon thơm, asphalten và cho cả dầu thô toàn phần. Tóm lại phương pháp trên dùng để xác định sự có mặt hay vắng mặt của di chỉ địa hóa. Sự vắng mặt di chỉ địa hóa cho thấy các đá mẹ trưởng thành trong giai đoạn Catagenesis muộn. Còn sự có mặt chứng tỏ đá mẹ có mức độ trưởng thành rất thấp hoặc chưa trưởng thành, đồng thời cũng cho ta những cơ sở về nguồn gốc vật chất hữu cơ sinh dầu. Để xác định dạng môi trường lắng đọng vật chất hữu cơ người ta sử dụng thông số pristan/phytan, pristan/nC17 và phytan/nC18 từ kết quả phân tích sắc ký n-alkan. Được cho dưới bảng sau : Môi trường Các chỉ tiêu đánh giá Tính chất Trầm tích Pr/Ph Pr/nC17 Pr/nC18 Oxy hóa Lục địa >4 >4.5 >1.5 Khử yếu Đồng bằng chuyển tiếp 3 - 4 2.0 - 4.5 1.25 - 1.5 Khử Ven bờ, vũng, vịnh, cửa sông, nước lợ 1 - 3 1.0 – 2.0 1.0 -1.25 Khử mạnh Biển nông và sâu <1.0 <1.0 <1.0 Phương pháp thời nhiệt TTI (mô hình Lopatin) : Ngoài các phương pháp địa hóa hữu cơ tính toán độ trưởng thành của đá mẹ dựa trên các mẫu thí nghiệm và số liệu phân tích. Thì phương pháp Lopatin cho bức tranh toàn diện về lịch sử chôn vùi của khu vực và dựa vào cách tính toán đới trưởng thành giúp nhà địa chất dầu xác định các đới trưởng thành của đá trầm tích dưới sâu. Điểm thuận lợi của cơ sở phương pháp này khi thiếu thốn hoặc không có dữ kiện giếng khoan và có đầy đủ dữ kiện địa chấn thì việc lập lại lịch sử chôn vùi khá dễ dàng và đơn giản. Hai yếu tố để hình thành phương pháp này là thời gian và nhiệt độ được Lopatin phát triển 1971. Dùng để tính toán độ trưởng thành nhiệt của vật liệu hữu cơ trong đá trầm tích. Ông đã thành lập chỉ tiêu thời – nhiệt (Time – Temperature Index) để tính toán mức độ trưởng thành. Phương pháp Lopatin về sau được bổ sung thêm đường cong lịch sử chôn vùi đã làm hoàn thiện hơn trong việc cấu kết lại cột địa tầng thời gian cũng như nhiệt độ chôn vùi. Từ đó lập được mô hình Lopatin dùng cho việc dự đoán mức độ trưởng thành nhiệt đá mẹ. Như vậy trong mô hình Lopatin có 3 vấn đề chính liên quan : Lịch sử thời gian – nhiệt độ chôn vùi Đường cong lịch sử chôn vùi Tính toán độ trưởng thành Đường cong lịch sử chôn vùi : Đường cong lịch sử chôn vùi được thiết lập cho một vùng bằng cách vẽ từng tầng đá bị chôn vùi theo thời gian. Bắt đầu là lớp đá già nhất và các tầng trên được vẽ song song với tầng này. Ví dụ là đường cong lịch sử chôn vùi đáy tầng cổ nhất (móng trước Đệ Tam) của bồn trũng Mã Lay – Thổ Chu theo Phạm Văn Tiềm được thành lập theo bảng dưới đây : Stt Loại sự kiện Thời gian (triệu năm) Tuổi (triệu năm) Bề dày tầng (m) 12 Thành tạo tập T1, Pleistocene 5 5 1250 11 Thành tạo tâïp T2, Pliocene 5 10 300 10 Bào mòn/ ngưng tụ nóc Miocene 0.5 10.5 9 Thành tạo tập T3, Miocene muộn 3 13.5 320 8 Bào mòn/ ngưng tụ Miocene trung 0.5 14 7 Thành tạo tập T4 Miocene trung 3 17 350 6 Thành tạo tập T5 Miocene sớm – trung 2 19 1250 5 Thành tạo tập T6, Miocene sớm 5 24 2100 4 Bào mòn/ ngưng tụ nóc synrift 0.5 24.5 3 Thành tạo tập T7 synrift Oligocene muộn 7 31.5 340 2 Bào mòn/ ngưng tụ móng Đệ Tam 1.5 33 1 Móng trước Đệ Tam 1.5 34.5 300 Giả định bề dày tầng đá móng trước Đệ Tam là 300m Ta thấy rằng đáy tầng già nhất của bồn trũng Mã Lay – Thổ Chu có tuổi 34.5 triệu năm qua thời gian chôn vùi (biểu đồ 2) , thì hiện nay đáy tầng đá này nằm ở độ sâu 6210m. Đường cong lịch sử chôn vùi được xây dựng bởi cách nối điểm. Với điểm bắt đầu trầm tích đầu tiên (A) và điểm trầm tích của mặt đáy lớp đó ở hiện tại (C). Bước tiếp theo là định vị điểm khống chế đầu tiên từ dữ liệu cột địa tầng thời gian. Bỏ qua các tác động nén ép, sau 1.5 triệu năm bắt đầu từ A được chôn vùi 340m – điểm B. Sử dụng các điểm khống chế cho ở bảng, chúng ta có thể xây dựng biểu đồ bằng cách nối các điểm đó (14 điểm) lại. Tất cả những tầng nông hơn và trẻ hơn sẽ có đường cong lịch sử chôn vùi của các đoạn song song với các tầng khác. Việc bỏ qua các tác động nén ép đã tạo nên yếu tạo hình học như vậy. Các đường cong lịch sử chôn vùi được căn cứ trên thông tin có giá trị nhất đến nhà địa chất. Trong nhiều trường hợp dữ liệu sinh địa tầng có giá trị và trầm tích khá liên tục, thì dễ dàng xây dựng các đường cong lịch sử chôn vùi với mức độ tin cậy cao. Mặc khác nếu khu vực có nhiều hoạt động kiến tạo hoặc thiếu dữ liệu sinh địa tầng thì dễ dẫn đến dự đoán sai lầm mức độ trưởng thành của đá mẹ. b) Lịch sử thời gian – nhiệt độ chôn vùi : Hai yếu tố thời gian và nhiệt độ là hai yếu tố không thể thiếu trong mô hình Lopatin. Tuy nhiên nhiệt độ là yếu tố quan trọng nhất để tính toán trong mô hình Lopatin. Cần thừa nhận rằng việc gradient địa nhiệt và nhiệt độ trên mặt là hai yếu tố cố định trong lịch sử của đá cũng như thừa nhận nhiệt độ bề mặt trung bình hằng năm trong khoảng 10 – 20oC . Việc lập lại lịch sử thời gian – nhiệt độ chôn vùi cũng xuất phát từ việc tính toán gradient địa nhiệt hiện tại và tính toán nhiệt độ dưới mặt bằng đo log đã giúp nhà địa chất ngoại suy ra cổ địa nhiệt (thường áp dụng tính toán với các bồn trũng Đệ Tam). Do đó chúng ta có thể xây dựng lưới nhiệt độ với các khoảng cách đẳng nhiệt bằng nhau cách nhau 10oC và song song với bề mặt trái đất (hình 5a) Trường hợp khác, nhiệt độ bề mặt không cố định và địa nhiệt thay đổi do đáp lại quá trình nung nóng hoặc nguội lạnh. Ví dụ như địa nhiệt thấp nơi tích tụ trầm tích nhanh so với trầm tích thông thường. Nhiều trường hợp phức tạp do độ dẫn nhiệt và khác nhau thạch học của đá. Vì thế các đường đẳng nhiệt không song song với bề mặt trái đất (hình 5b). c) Tính toán sự trưởng thành : M