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1、1沉积盆地是地球表面的负向地貌单元，包括湖泊、海洋及陆地上山间或山前的凹陷区这些盆地在地质历史上曾经下沉并接受堆积物沉积岩。沉积盆地中聚集了许多矿 产，其中重要的有石油、天然气、煤、磷、铝等。促使这些矿产得以形成和聚集的重要因 素之一是古地温。例如，石油是在 60150的古地温条件下形成的。2应用地质“温度计”可以恢复沉积盆地的古地温沉积盆地在地质历史中经历的地温一般低于 200。地质科学中现在用以标定高温 （高于 200）的温度计较多，它们对研究与寻找火成及变质矿产起了很大作用。用以标 定低温的温度计还很少。由于沉积矿产的形成受温度变化的幅度不大，对低温地质温度计 的要求较苛刻，要求它们准确
2、而又十分灵敏，以反映温度的细微变化。因此，建立有效的 低温地质温度计的难度较大，仍然是国内外正在研究的重大课题之一。到目前为止，已在 几个方面取得了肯定的结果。3利用有机质成熟度推算古地温有机质成熟度指标是指有机质热演化成熟作用程度的衡量标准，是以有机质各组分在 热降解作用过程中其化学组成、结构和物理性质所发生的变化为基础建立的。各成熟度指 标均以特定的化学动力学反应和温度相联系；不仅与生油层经历的最高温度有关，也与生 油层的整个受热历史有关。镜质体反射率最早是用来标定煤的热演化阶段煤阶的指标，70 年代初广泛用于生 油层生油阶段的划分，此后成为应用最广泛、也被认为是最可靠的有机质成熟度指标。
3、在 一些海相地层和碳酸盐岩地层中，特别是在前志留纪地层（维管束植物出现以前沉积的地 层）中镜质体稀少或不含镜质体，这时可采用固体沥青反射率来代替镜质体反射率评价生 油层的成熟度。其它以各种有机组分光学性质为基础的成熟度指标还有：孢粉颜色指数 （PIC）和热变指数（TAI） ，生物碎屑反射率及干酪根无定形组分反射率等。以化学组成 为基础的指标有：热解分析的最高热解峰温（Tmax）和生物标志化合物指标。用有机质成熟度指标，尤以镜质体反射率恢复古地温，进而推算石油生成过程，已在 国内外普遍开展。国外的主要石油勘探公司均有专人从事这项工作。在实际应用中，仍在 不断改进这种方法，提高其精度和应用范围。4
4、沉积自生矿物的成岩作用分带与古地温粘土矿物在沉积圈中分布非常广泛，是泥岩的主要组成矿物。研究粘土矿物的成岩变 化对沉积岩学和石油地质学具有十分重要的意义。在 60 年代，美国学者 Weaver（1960） 、 Powers （1967） 、Burst（1969） 、Perry 和 Hower（1972）等发现蒙脱石脱水转变成伊利石 具有一定的埋藏范围，提出了蒙脱石伊利石系列矿物可用作标定沉积岩成岩作用程度和 古地温的指标。日本学者青柳宏一（Aoyagi） （1979） 、风间利荣（Kazama） （1980）和佐 佐木诏雄（Sasaki） （1982）等通过对日本新生代盆地粘土矿物和沸石类矿物
5、成岩分带的研 究，标定了自生矿物分带的温度，并据此推测盆地的古地温和地层剥蚀厚度。Wu Lia Huang（1993） ，用人工热模拟实验及几个沉积盆地泥岩中混合层粘土矿物结构 的实际观测，已查明蒙脱石与伊利石混合层中伊利石所占百分含量的增长与古地温的对应 关系。这项最新的研究把沉积自生矿物这一低温地质温度计更为精确化。5用流体包裹体测定古地温流体包裹体是矿物结晶生长时，被包裹在矿物晶格的缺陷或窝穴内的那部分成矿流体。 它至今尚保存在矿物中，并与主矿物（含有包裹体的矿物称为主矿物）有相界限。流体包 裹体形成后，由于没有外来物质的加入和自身物质的流出，因而可作为原始的成矿流体进 行研究。包裹体保
6、留了成矿流体的成分、性质，可反映成矿时的物理化学条件，加之包裹 体在矿物中普遍存在（不论是天然或是人工合成矿物均或多或少地含有包裹体） ，因而通过 包裹体研究，可获得成矿时温度和压力等数据。流体包裹体由气、液两相组成，当人工加温使气相消失成为均一的液相的那一温度， 就是这个包裹体形成的古地温。测定碳酸盐岩或砂岩胶结物中包裹体的均一化温度可以确 定成岩古地温及古地温梯度，重建盆地的成岩作用及矿产形成的热历史。在沉积盆地的石 油与天然气评价工作中，这一方法可以确定生油岩的古地温及油气演化程度，推断油气运 移的时间、方向，指导油气的勘探。6裂变径迹测定古地温一个重元素的原子核分裂为两个相似的碎片，同
7、时放出大量能量。分裂出的碎片通过 一种绝缘材料时，产生一个放射性损伤的狭窄痕迹，这种痕迹就是裂变径迹。磷灰石、锆 石等矿物中普遍含有铀，铀的衰变可产生大量裂变径迹。在沉积岩中，裂变径迹的稳定性 主要受控于地温。所有矿物中的裂变径迹均随温度增加而逐渐消失，随地温增加而消失的 地温区间称之为退火带。一般情况下，磷灰石裂变径迹的退火带是 70125，从 70开 始减少，至 125完全消失。磷灰石裂变径迹的退火带与石油形成的地温区间近似，应用 它可以确定生油层的古地温。近年来，国内外已积累了许多用磷灰石裂变径迹研究含油气盆地古地温的资料。磷灰 石裂变径迹退火带地温区间的宽窄还受到沉积速率及受热时间的影
8、响，只有综合研究沉积 盆地的其它地质条件后，才可获得较为准确的古地温数据。应用电子计算机反演裂变径迹 的热历史，可以获得更详细的古地温变化的信息。7牙形石色变指数测定古地温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二叠纪 海相地层中，在海相碳酸盐岩里尤为丰富。牙形石具有演化快、分布广等特点，它的颜色 可作为有机质成熟度和烃类相态的热力学指标，通过该指标可推算古地温。牙形石色变指数 CAI（Color Ateration Index）是由美国地质学家 Epstein 等（1977）最 先研究和提出的。他们通过对阿巴拉契亚盆地奥陶系石炭系牙形石颜色的研究认为，牙 形石的颜
9、色变化直接与其埋深和持续的有效埋藏时间有关，并可与其它有机质成熟度指标 对应。牙形石的加热实验表明：在受热的情况下牙形石颜色发生不可逆变化的内因在于，它的微细孔隙中所含的有机质发生碳化作用，导致其颜色随受热温度和时间的增加而相应 地由原色（淡黄或浅琥珀色）变成褐色，以至黑色；在高温条件下，牙形石会褪色成乳白 色及透明无色，其原因可能是固定碳挥发，结晶水析出和矿物重结晶。因此，牙形石的颜 色变化反映了所经历的地温高低。受方法本身及地质条件、样品条件的限制，每一个方法都不可能是万能的，在实际应 用中都会有其局限性。各种方法相互对比，相互验证与相互补充是完善沉积盆地古地温研 究的必经之路。对一些地质历史比较复杂的盆地，用不同方法确定的古地温可能有一定的 差距。因此，明确每一种方法测定古地温的含义显得很重要。如何解释每一种古地温数据？ 彼此之间的差距又说明了什么？又如何统一起来？这些问题只有通过对各种方法得到的结 果综合分析才可解决，也只有在综合分析的基础上才可较真实地恢复沉积盆地的古地温及 其热历史。地质科学是可变因素较多的科学，人们无法在实验室里完全再现古老的地质作用。恢 复沉积盆地的古地温是一个复杂的命题，目前已取得了长足的进步，但仍然有许多问题尚 待研究。
