9-热史分析.ppt

古温度场是以正常递增的样式从下到上变化的 1 最大埋深处地温在2400C以上; 2下第三系地层主体处在2600C~1600C的范围内; 3 松涛凸起区都表现出了具有较高地温梯度 4 盆地的构造格架与地温分布关系不大 日本新生代盆地泥质沉积物中粘土矿物、沸石类矿物和氧化硅系列矿物成岩转变时所需的温度和最大埋藏深度 蒙脱石/伊-蒙混层 温度为102℃； 伊-蒙混层/伊利石 温度为137 ℃； 火山玻璃/斜发沸石 温度为56 ℃； 斜发沸石/方沸石或片沸石 温度为116℃； 方沸石/浊沸石 温度为138 ℃； 非晶质氧化硅/方英石 温度为45℃； 方英石/低温石英 温度为69℃； 我国也广泛开展了自生矿物成岩变化的研究，主要配合油气勘探，着重研究了含油气盆地中自生矿物的组合特征、成岩变化规律及其与油气的关系，取的了比较好的效果（王行信、辛国强，1980，闵育顺，1975，1983）。 松辽盆地白垩系粘土矿物纵向演化阶段与有机质演变的关系（据王行信、辛国强，1980） 南海北部湾盆地涠西南凹陷湾-2井粘土矿物相对含量的纵向变化 3）利用牙形石色变指数（CAI）测定古地温 牙形石色变指数的基本概念： 牙形石 是一种形体还不清楚的海相动物的硬质微体化石，广泛分布于寒武纪至三叠纪海相地层中，在海相碳酸盐岩地层中尤为丰富。 牙形石色变指数CAI（Color Alteration Index）是在双目实体显微镜下，根据牙形石的颜色色度标定的颜色变化指数。 为什麽牙形石色变指数可作为推算古地温的参数？ 1）具有演化快，并随温度增加其颜色发生规律性变化的特点，其不同的颜色与一定的温度和有效持续时间是对应的，即，颜色热变与温度和受热时间成函数关系。 2）通过牙形石的加热实验表明，牙形石的颜色变化具有不可逆性。 这主要是因为牙形石的微细孔隙中含有有机质，有机质随温度作用而发生碳化作用，使其颜色随受热温度和时间的增加而相应的由原色（浅黄）变成褐色，以至黑色；在高温条件下，由于其中的固定碳挥发，牙形石腿色成乳白色及透明无色。 美国地质学家Epstein等（1977）最先在对阿巴拉契亚盆地奥陶系—石炭系牙形石颜色研究中就发现牙形石的颜色变化直接与埋深和持续的埋藏时间有关。我国的牙形石色变指数研究是从1979年开始的（将武，1980，周希云，1980）。主要对我国古生代—中生代海相地层进行了研究，取得了大量成果。 牙形石色变指数的优点： 1）分析和鉴定比较简单； 2）它主要实用于碳酸盐岩地层，而在这些地层中往往镜质体非常稀少，因此，它是镜质体反射率的一种补充。 牙形石色变指数的测定 首先用甲酸或乙酸将其从碳酸盐岩中分离出来（牙形石的无机成分主要为磷酸盐矿物）， 1）在双目实体显微镜下进行鉴定； 2）采用比色标准进行确定。 Epstein等（1977）根据野外牙形石颜色和加热实验的资料与Munsell土壤色谱的对比，将牙形石颜色分为8级。 牙形石颜色分级表(据Epstein等，1997) 在鉴定CAI时，应注意的几个问题： 1）观测条件尽可能保持不变， 2）同一单位或同一地区样品尽可能由同一人鉴定，便于减少人为误差； 3）注意区分再沉积牙形石； 4）尽可能选取类同的岩性进行CAI分析和鉴定。含泥质较多的灰岩中的牙形石颜色比纯灰岩中的稍深，白云岩中更浅。 牙形石CAI-古地温阿雷尼乌斯坐标图 （Epstein等，1977） 校正后的牙形石CAI-古地温阿雷尼乌斯坐标图 磷灰石是沉积盆地中常见的重矿物，它通常含有痕量的铀杂质。其中的238U原子核以恒定速度自发裂变，每次裂变生成的裂变碎片对以很大的速度背向运动，在所经路线上使磷灰石晶体的原子发生电离和激发，留下一条细长的辐射损伤区，其宽度仅为1μm 的万分之一。在高倍的电子显微镜下才能观察到它们（王世成，1998）。 由于辐射损伤区内材料的化学反应能力大于未受辐射损伤区的材料，因此，在稀硝酸溶液中，沿线性辐射损伤区的蚀刻速度明显大于垂直方向，因而生成圆锥形的蚀坑，这样在光学显微镜下就可以观察到。 4) 利用磷灰石裂变径迹研究盆地热演化特征 裂变径迹能够作为一个重要的古温标，主要是因为裂变径迹具有随温度增加，径迹密度增加和长度缩短，直到完全消失的特性，这一特性被称为“退火”。磷灰石裂变径迹发生退火的温度范围（退火带）为70一125?C ，当最高温度达到70?C时，磷灰石裂变径迹开始缩短，当最高温度达到125?C时，径迹完全消失。这个温度范围与烃类成熟，石油大量生成