第七章--盆地热历史分析课件.ppt

,教学思路:盆地热历史分析的基本知识：大地热流(Q),热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。地热场研究包括两个方面，即地温和大地热流。大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，有五种.,教学重点与难点:重点：盆地热历史分析的基本知识：大地热流(Q),热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。地热场研究包括：大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。难点：地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，有五种.,第七章 盆地热历史分析,基本内容:包括盆地热历史分析的基本知识：大地热流(Q),热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。地热场研究包括：大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，有五种.,第一节 盆地热历史分析的基本知识,1大地热流(Q)大地热流是指地球内部单位时间内向地球表面单位面积上传递的热量,是地球内部热释放的主要形式。2热导率(K)岩石热导率是表示岩石导热性能的大小，即沿热流传递的方向单位厚度上温度降低摄氏1度时单位时间内通过单位面积的热量.,3地温梯度(G)是指沿地下等温面的法线向地球中心方向单位距离上温度所增加数值,以100m或/km表示。4地温(T)和地温场地温是指地球内部某一深度处的温度。其单位为。地温场是一种物理场，是地温能量存在的空间和赋存的基本形式。5古地温和古地温场古地温是地球内部过去某一地质时期在某一深度的温度，古地温场是指过去某一地质时期的地温场，它们都是用来表示过去某一地质时期岩石的受热状态。6热源地球内部的热通过岩石的热传导以及岩浆浸入和火山、温泉等不同形式，不断地向地表传递和散失。一般将热源分为三种，即幔源热、放射性元素产生的热与岩浆热。,第二节 地热场研究,地热场研究包括两个方面,即地温和大地热流。它们是反映现今地热场的两个最基本的物理量，地温在地球内部是深度的函数，在正常情况下，由地球表面向深部温度是逐渐增高的，在地球的不同部位，由于深部热流、地壳结构以及岩石组成不同，地温的增高率，即地温梯度具有一定差异。但由于地层中不同岩石的热导率具有较大差异，用地温和地温梯度表示地热场特征具有一定的局限性，大地热流理论上可以看作一个常数，它由两部分构成，一部是地壳放射性元素衰变产生的热贡献，一部分为深部热流。它能够更实际地反映地球内部的地热状态。,一、大地热流值测量大地热流值的测量最关键有两个方面:(1)井温测量以获得地温梯度：(2)地层岩石热导率测量.井温测量是在钻井中测定地下不同深度的实际温度,编制温度随深度的变化曲线，从而获得地温梯度值，但由于钻井对地下原始地温场的干扰破坏，其测量的实际温度有时会出现一些误差。岩石热导率测量，严格地应在原地进行测量，而一般都是将岩心样品取回试验室进行测量。但由于测试环境，如温度、压力、,含水条件等与原地环境有一定差异,其测试值也有一定误差。因此在计算热流值前，要对实测地温和岩石热导率数据进行细致分析和合理校正，甚至剔除。对热流数值进行解释时，要认真分析大地热流构成和对热流的影响因素。大地热流的基本构成有两部分，壳内放射性元素产热贡献和深部热流，对热流的影响因素有:地下水对流、古气候变化、古冰川覆盖，侵蚀作用和沉积作用以及基底起伏引起的热折射等。从观测值中校正这些影响，才能获得反映构造成因背景的热流值，校正中，从地下水对流影响校正最为困难，因为断裂褶皱构造复杂的地区，地下水动力学条件极其复杂，选择构造简单的地区，可以避免地下水的影响。,拉张盆地中,地层近于水平，构造简单，进行地温观测可以避免复杂的地下水对流影响校正。但盆地中沉积作用明显，而沉积速率小于lmma，对地温梯度没有影响(Royden et al.，1980)，大多数沉积盆地的沉降速率都小于这个值，所以沉积作用的影响也可以不考虑。因此，在拉张盆地进行热流观测关键有两点，既取得代表原始地层的地温梯度和热导率数据。,二、井温和岩石热导率测量井温测量数据是地热场研究的最基本的原始资料。要测一条温度随深度变化的曲线一般在钻进中完成,但要得到真正代表该区真实地温状况的井温曲线却很不容易。钻探过程会使钻孔周围岩层天然温度场受破坏，钻井结束，井温开始恢复，慢慢地达到地层原始温度。钻头的磨擦生热和钻孔泥浆循环在整个钻探过程中连续发生，直至钻探终了和井液循环停止才中止，钻探产生的热效应开始逐渐消失，井温开始恢复(图6-1)，井温恢复是从孔底开始的，逐渐向钻孔浅部发展，近孔底的测温点由于钻探时间较短，测量结果较接近地层原始温度。,Bullard(1947)从理论上计算了钻孔的热恢复时间,对整个钻孔的热平衡来说，恢复时间是很长的(科学院地质所地热组，1978)。实际上钻孔是不连续的，停钻时也产生部分温度平衡，所以热平衡时间无疑要短得多。岩石热导率测量是在非稳态环源岩石热导仪上进行的，分别在饱水条件干燥条件下测定。一般认为孔隙率大的岩石，如砂岩等，饱水条件测试的结果与原位地层热导率比较接近(汪集旸 等，1986)，泥岩由于有效孔隙较少，饱水状态和干燥状态下分别测试的结果变化不大。,第三节 古地温场研究,古地温场研究是盆地热历史分析的一个重要内容,它不仅对盆地中油气的生成和聚集起着重要性的控制作用，而且对层控矿床的形成也起着重要的控制作用。由于古地温是随盆地的演化而变化的，在地史时期中曾经历过较高温度的地层，现在可能处于较低的地温环境，盆地形成越早，演化史越复杂，现今地温与古地温相差越大。因此，通过古地温研究可以恢复盆地的热演化史，从而指导工业油气藏和层控矿床的寻找和勘探。,目前,沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，现在已取得一定成效的低温地质温度计有以下五种:镜质体反射率(R)：自生成岩矿物：矿物流体包裹体：磷灰石裂变径迹：牙形石色变指数。,用镜质体反射率确定沉积盆地、生油层、煤层的古地温已有20多年的历史。经过许多学者的努力,镜质体反射率已被广泛用于标定有机质的热成熟度。由于有机质成熟度除受温度影响外，还与受热时间有关，许多学者试图建立一个镜质体反射率、温度、受热时间的数学模型及理论图解。近年来美国、前苏联、澳大利亚在这方面的研究已有新进展，但仍在不断完善。日本除了应用镜质体反射率测定古地温之外，用自生成岩矿物(沸石、粘土)测定古地温也有独到之处。,美国已较全面地开展了油气盆地包裹体的研究,用包裹体测定古地温并追索生油及运移过程。1982年，美国、澳大利亚、原西德相继提出了用裂变径迹研究沉积盆地热历史的新方法。由于磷灰石、锆石裂变径迹退火带的温度与有机质生油生气温度区间相近似，因此，近年来国外迅速开展了这方面的研究，应用古地温找矿找油已有许多成功的实例。加拿大的布卢贝乐铅锌矿、秘鲁的帕斯托布纳钨多金属矿，就斯州交界处的二叠系碳酸盐岩盆地大型油气田的发现，古地温数据起了很大作用，并用以圈定油田的边界。,沉积盆地古地温是一个复杂的地质问题,很难通过纯粹的理论推导建立一个确定的数学模型，受地质作用的复杂性所制约，大多数确定古地温的方法都有两个方面的特点:要有一定的理论依据，更必须依赖大量实际资料的类比与综合。这些特点都离不开地质概念及地质思维方法，同时也必须以一般的科学原理为基础。许多方法依据的原理是化学反应动力学，往往通过实验来建立有关的反应参数，而模拟实验都是通过高温短时间内完成的。而是多种多步反应的综合结果。因此，建立一种古地温测定方法必须以一系列标准地质剖面或深钻井为基础。,一、利用镜质体反射率推算古地温(一)镜质体反射率近20年来,镜质体反射率一直是最重要的有机质成熟度指标。镜质体是高等植物木质素经生物化学降解、凝胶化作用而形成的凝胶体。从泥盆纪地球上出现维管束植物以来，地层中就或多或少地含有镜质体，镜质体在煤和碳质泥岩中含量最高，而在海相碳酸盐岩中含量最低。镜质体本身属于型干酪根，在受热过程中不断裂解出H20、C02和一些烃类组分。与此同时，镜质体本身芳构化程度和芳环缩聚程度逐渐增大。在深变质阶段，随着缩合芳环定向性排列和有序度增大，镜质体逐渐显示出各向异性。,镜质体化学组成和结构的变化使其物理性质也发生相应的变化,最典型的是其光学性质的变化，镜质体反射率逐渐增高。镜质体反射率即镜质体表面反射光与入射光的比率，通常用油浸物镜下测得的反射率Ro表示。由于镜质体有特定的母质来源和成因，故比其它有机质显微组分较易确认。随着测试过程(方法)的标准化，镜质体反射率已得到广泛的应用。该指标可用来标定从早期成岩作用直至深变质阶段有机质的热演化。图62为Tissot等(1984)标定的各种干酪根油气生成阶段的镜质体反射率。镜质体反射率已成为评价生油层成熟度和恢复沉积盆地古地温及热历史的最重要指标。,镜质体反射率的测定方法是将岩石样品制成光片,抛光(如果岩石样品中有机碳含量很低，需将有机质浓缩，制成干酪根，用树胶粘结，再抛光)，用显微光度计测定光面的镜质体反射率。高等植物的木质纤维组织在泥炭化作用中不同的转变条件下，可以转变成为成分和性质完全不同的产物，在弱氧化以至还原的条件下发生丝炭化作用，形成以腐殖酸和沥青质为主要成分的凝胶化物质;在强氧化条件下发生凝胶化作用，产生富碳贫氢的丝炭化物质。虽然在泥炭化过程中它们是两种不同的转变作用，但是在它们之间，随着凝胶化作用的减弱和丝炭化作用增强，其反射率依次增加。,在盆地边缘沉积的地层中经常有再循环镜质体,即由剥蚀搬运而来的异地镜质体。这类镜质体经过水体搬运，其形态有一定程度磨圆和破损，有的周围还有“氧化边”。在原岩制成的光片中很容易把原生镜质体和异地再循环镜质体区分开来，再循环镜质体反射率一般多高于原地镜质体。然而，在制备干酪根过程中，镜质体被磨碎，原有形态被破坏，很难区分这两类镜质体。在一些差的生油岩中，镜质体主要为异地再循环镜质体，用干酪根光片测定镜质体反射率很容易给出错误的数据。因此，用原岩制备的光片比用干酪根制备的光片测得的镜质体反射率可靠(周中毅和刘德汉，1983)。,Buiskool Toxopeus(1983)在煤岩中发现腐殖煤和碳质页岩一般含有两组镜质体(镜质体I和镜质体)。镜质体I贫氢且具有相对较高的反射率,不发荧光;镜质体相对富氢，反射率较低，可能发荧光。两组镜质体可能来自不同的高等植物种类或与镜质体形成过程中凝胶化作用的差异有关。煤炭学家使用传统煤阶都是以镜质体I为基础(图6-3)。,近年来一些研究者(Price和Burker,1985;Hutton。和Cook，1980；朱抱荃，1987)还特别提到镜质体的抑制作用。若镜质体在形成过程中混入了富氢组分，或在热演化过程中受到液态烃浸染，都将造成镜质体反射率的异常偏低。油页岩及较佳类型生油岩和富壳质组煤层的镜质体反射率往往比相邻层位的偏低。例如，澳大利亚乔阿德杰Uoadja)油页岩镜质体反射率随着藻质体含量的增高而降低(图6-4)。,镜质体反射率还受沉积和成岩作用过程中地球化学环境的影响。在还原环境中形成的镜质体相对富氢,反射率偏低，但在相对氧化的环境中形成的镜质体相对贫氢而富碳，反射率偏高。镜质体在成岩作用过程中受到氧化，也会使其反射率偏高。因此，在一些剖面中，往往可发现由于岩性差异而使反射率数据有一定程度的波动。这可能还与另外一个因素即矿物基质的催化效应有关，一般认为粘土矿物的催化效应大于碳酸盐岩矿物的催化效应，由于镜质体有一定的大小，催化作用只能发生在接触界面，产生的影响不大，不过混入镜质体内部的无机质有可能起重要的作用。,镜质体随着热演化程度的增高,其光学各向异性增强，镜质体反射率的统计范围值也逐渐增大，因此，当镜质体反射率值大于1以上时，应尽量多测一些测点，以保证镜质体反射率统计数据的可靠性。由于镜质体反射率的影响因素较多，因此，在测定时必须对样品中大量的镜质体进行测定，反射率值较低时，一般在20个测点以上，当反射率值较高时，应尽量多测。此外，应紧密结合具体地质条件，对测得的数据作出合理的地质解释。,(二)古地温推算方法镜质体反射率具有两个重要特征,其一，镜质体反射率是其达到最高温度时以及该温度所持续时间的函数:其二，它具有不可逆性。这两个重要特征是其能够进行古地温推算的重要依据，许多学者在建立成熟度指标温度受热时间相互关系方面作了大量的工作。下面介绍曾经流行，目前仍广泛应用的两种根据成熟度推算古地温的方法。,1Karweil图解Karweil图解是最早建立的并被广泛应用的理论图解。Karweil(1955)通过对煤的模拟实验得到有机质成熟度、温度和受热时间之间的关系(图6-5)。该图解后经Bostic(1971)和Teichmuller(1971)用镜质体反射率指标校正后得到广泛应用。根据图6-5,假如生油岩的平均镜质体反射率为1，受热时间为10Ma，则生油岩所经历的古地温为180;当受热时间为20Ma时，则古地温为125。后来Hood(1975)认为，该图使用的活化能编低(75312KJ/mol)，夸大了受热时间的作用。,2Hood法质变质标尺与镜质体反射率等成熟度指标的关系见图6-6。受热时间取有效受热时间(Toff),即温度不低于最高古地温15范围内的受热时间。有机质变质标尺，最高古地温及有效受热时间的关系见图6-6。,根据6-7,可以通过最高古地温(T)、有效受热时间（T）确定有机质变质标尺(LOM），也可以通过有机质变质程度，有效受热时间确定生油层经历的最高古地温。周中毅等(1983，1984，1985)和Vote(1981)根据该方法实际应用的效果，认为用Hood法推算盆地古地温是很有效果的。,(3)古地温的模拟计算生油层在成岩作用过程中经历的古地温,随埋藏深度、古地温梯度的变化而变化。有机质的热演化过程是一不可逆的化学动力学过程。有机质的热演化程度(成熟度)不仅与生油层经历的最高古地温有关，也和生油层整个受热历史有关。生油层的受热历史很难用一个公式直接计算。因此，在80年代许多学者开始用拟合计算法模拟生油层在整、个成岩作用过程中的受热历史。,拟合计算的一般步骤为:1)重建地层沉积埋藏史;2)假设一古地温梯度(或热流值)随地质年代变化的模式,结合沉积埋藏史算得生油层经历的古地温模式；3)根据古地温模式计算生油层的成熟度；4)用实测的生油层的成熟度和算得的成熟度进行对比，通过反复修改假设的古地温梯度模式及反复计算对比成熟度，使计算的成熟度和实测的成熟度吻合得最好。最后选定的古地温模式及据此计算得到的热历史，可代表盆地古地温梯度和生油层经历的热历史。用于古地温拟合计算的方法有：TTI拟合计算法，Roden拟合计算法，TiSS0t动力学模型法和Lerche的拟合计算法。,1TTI拟合计算法Lopatin(1971)用温度每增加10而化学反应速度增加一倍的法则来权衡温度和时间两个因素对煤化作用的贡献。后来(1980)引用该观点,并且在大量实测资料(31个盆地、402个样品)的基础上提出了温度时间指数(TTI)，计算式:TTI=rn(tn)=(2n)(tn)为其中=2;n(温度指数)值的大小取决于温度，当地温为100-110时，n=0，其他温度段的n值见表6-1：t为生油层经历的某一温度段的受热时间(Ma)。也可以将TTI表示成连续函数的形式：T(t)生油层经历的古地温，Ta(t)为古地表温度，G(t)为古地温梯度，D(t)为地层埋藏深度。TTI本身可作为成熟度指标，TTI与镜质体反射率的关系见表6-2。,TTI计算须解决以下几个问题:在重建地层沉积埋藏史时,埋藏曲线的真实程度直接影响该方法的应用效果(尤其是当地层发生抬升和剥蚀时)。温度是TTI计算的关键，由于古地温随时间而变化，不同于现今地温，因此恢复生油层经历的古地温对TTI计算至关重要。,Magoon和Claypool(1983)用TTI拟合计算的方法确定了美国阿拉斯加北坡的古地温梯度模式。以Inigok-1井为例,他们假设了一系列的古地温梯度模式，图6-8是其中的3种，用这3种古地温梯度模式结合该井的沉积埋藏史(图6-9)计算有3个特定层位的TTI值。将计算的TTI值和这3个特定层位实测的镜质体反射率相对应的TTI值进行对比的结果(表6-3)表明，根据第三种古地温梯度模式(模式)算得的TTI值和3个层位实测的TTI值最吻合。最后根据第三种古地温梯度模式算出Inigok-1并各层位的TTI值和古地温(图6-9)。,类似的TTI拟合计算盆地古地温(梯度)的工作还有Houseknecht和Matthews(1985)对沃希托山(Ouachila Mrs)石炭系地层热历史的研究,Gumati和Schamel(1987)对利比亚苏尔特(Sirte)盆地热历史的研究，Hajorowiz等(1985)对加拿大艾伯塔(Alberta)盆地古地温的研究和England等(1986)对加拿大西部盆地热历史的研究，TTI拟合计算因简便实用而得到非常广泛的应用。,2 Hiddleton和Falvey拟合计算法Middleton和Falvey(1983)利用这个方法研究了澳大利亚奥特韦(Otway)盆地的受热历史。他们先从盆地构造角度提出了该盆地的地质成因模式,认为该盆地是由深部地壳变质作用(deep crustal metamorphism model)形成的，根据由该盆地成因模型推算出的盆地热流值模式，他们认为:在盆地形成早期热流值逐渐增高，至中晚期则逐渐降低，根据推算的热流值并结合沉积埋藏史，计算地层经历的古地温：T(z,t)=T0(t)+Q(t)式中：T(t.z)为某一时间(t)和某一深度(z)的地层古地温，T0(t)为地表温度，Q(t)为古热流值，k(z)为不同深度地层的热导率，根据式(4)和式(3)就可计算各层位的成熟度。,Royden等(1980)及Middleton和falvey(1983)提出的成熟度计算公式至今应用并不广泛,但他们将盆地地质成因模型和有机质热演化程度指标结合起来推导盆地热历史则具有重要的意义，其他学者提出的盆地地质成因模型有:,Mckenzie(1978)提出的岩石圈伸展模型(Lithosphere Strech Model),Royden等(1980)提出的岩脉侵入模型(dike IntrusionModel)，Sleep(1971)提出的热扩张模型(Themal Expansion Model)，Roden和Keen(1980)以及Helling和Scalater(1983)根据初始的Mckenzie模型修改的双层伸展模型(Two-layerextensionModdel)以及低角度逆冲模型亿ow-angel ThrustingModel)等Mckenzie提出的模型热流值是逐渐降低的;低角度逆冲模型的热流值接近常数，变化不大(Gudish等，1985)。将有机质成熟度指标和盆地地质成因模型结合起来研究盆地的热历史，是今后一个重要的研究方向(gudish等，1985；TiSSOt等，1987)。,3Lerche拟合计算法Lerche等(1984)直接从镜质体反射率的热演化动力学推导出一系列数学公式,通过镜质体的受热历史计算镜质体反射率的演变过程，结合实测的镜质体反射率，拟合计算盆地的热历史。拟合计算的具体步骤:先将某一钻井的实测镜质体反射率，换算成一个称之为“VITTI”的指数：其中R(zi)为某一深度的镜质体反射率;Rs为镜质体初始反射率(镜质体刚形成时的反射率)，一般取02;R(Z)为某一钻井中最深样品的镜质体反射率。显然VITTI(i)取值范围：0VITTI(i)1，与VITTI(i)相对应的指数为INORM(i);根据Lerche等(1984)对北海20口井、澳大利亚西北大陆架21口井、印度尼西亚6口井和美国阿拉斯加国家油田21口井的研究，确定rc为295K(绝对温度)，Tc为200K。,二、利用沉积自生矿物推测沉积盆地-k地温粘土矿物和沸石类矿物是沉积盆地中分布非常广泛的两类自生矿物。在五、六十年代,美国学Neaver(1960)、Powers(1967)Burst(1969)PerryHower(1972)等对蒙脱石脱水转变成伊利石的机制和阶段及其与泥岩压实和油气形成、运移和聚集的关系作了广泛而深入的研究。他们的研究表明，蒙脱石转变成伊利石具有一定的埋藏深度和范围，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指标。日本学者青柳宏一(Aoyagi)(1979)、风间利荣(Kazmma)(1980)和佐佐木诏雄(Sasaki)等(1982)通过对日本新生代盆地粘土矿物和沸石类矿物成岩分带的研究，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。我国也广泛开展了自生矿物成岩变化的研究，并着重研究了中国各盆地生油岩中自生矿物的组合特征、成岩变化规律及其与油气的关系。取得了良好的效果。,1粘土矿物 粘土矿物属含水硅酸盐类矿物,其晶体结构为层状，主要由蒙脱石、伊利石、绿泥石和高岑石组成。通常，把能被层间水或层间有机分子侵入而引起晶体结构层间距增大的粘土矿物称为膨胀性粘土矿物，如蒙脱石以及含有蒙脱石晶层的间层矿物。而不具备这种性能的矿物就叫做不膨胀粘土矿物，如高岭石、绿泥石以及不含蒙脱石晶层的伊利石等云母类粘土矿物。在深埋藏成岩作用中，膨胀的蒙脱石分阶段脱去层间水，同时，Fe2+等阳离子进入层间或结构层中，使蒙脱石最终转变成伊利石或绿泥石族矿物。,粘土矿物晶体很小,用普通光学显微镜难以准确识别。X射线衍射分析是研究粘土矿物的最基本的、最常用的方法。另外，鉴定粘土矿物还有电子显微镜法，红外光谱法、差热法等，电子显微镜法能够直接观察粘土矿物的晶体形态，不仅可以鉴别粘土矿物种类，而且可以识别其是自生还是他生矿物。,2沸石类矿物 沸石是一族含水的架状硅酸盐矿物。沸石所含的水是一种特殊形式的水。介于结晶水和吸附水之间,被命名为沸石水。这种水受热时可以连续脱水。而不是分阶段排出，故主要属于吸咐性质的水。脱水或半脱水后的沸石，由于原有晶格并无变化，遇水仍可重新复原。在碱性环境中的沉积成岩过程中，凝灰质沉积通常首先形成斜发沸石，随着埋藏深度的增加和温度的升高，斜发沸石变为方沸石或片沸石，继而转变成浊沸石或纳长石。沸石类矿物晶体比粘土矿物粗大，用光性矿物学方法即可鉴别，为了准确地鉴定沸石类矿物种类并测定其含量，常采用X射线衍射和离子交换交分析等方法。,3粘土矿物和沸石类矿物的成岩变化与埋深和古地温的关系目前较常用的伊利石成岩作用程度的指标有两个:Weaver(1960)提出的伊利石锐度比(又称Weaver指数)和Kubler(1986)提出的伊利石结晶度指数。锐度比定义为伊利石X射线衍射10A峰高105A峰高之比。结晶度指数定义为10A衍射峰的半峰宽。在成岩作用过程中地层经历的地温越高,伊利石结晶越好，伊利石10A衍射峰越“尖锐”，因此比值与结晶度指数呈反相关。据Guthrie等(1986)的研究，活沃托山伊利石的锐度比为143800，结晶度指数值为350-20Omm。这两个参数与镜质体反射率有较好的对应关系(见图6-10和图6-11)。,日本新生代盆地火山沉积地层较发育。日本学者除研究了这些地层中粘土矿物的成岩变化外,还广泛而深入地研究了粘土矿物沸石类矿物和氧化硅系列矿物的成岩变化(Aoyagi和Kazama，1988;Aoyagi和isakmm，1984；青柳宏一，1979:风产间利荣，1980；佐佐木诏雄等，1982)。根据Aoyagi和Kazama(1980)的研究，日本新生代盆地各系列自生矿物的生成温度(图6-12)如下：,(1)粘土矿物蒙脱石转变为蒙脱石-伊利石混合层矿物时所需的温度为104,蒙脱石-伊利石混合层矿物转变成伊利石时所需的温度为137。(2)沸石类矿物火山玻璃形成斜发沸石时所需的温度为56，斜发沸石转变成方沸石或片沸石时所需的温度为116，最后变成浊沸石或钠长石时的温度为138。,(3)氧化硅系列矿物非晶质氧化硅转变成方英石时所需的温度为45,低温方英石转变成低温石英时所需用的温度为69。以上自生矿物成岩变化时的温度是假定这些自生矿物在成岩转变过程中仅与地温有关，成岩转变过程在受热时间2Ma内便能完成。王行信、辛国强(1990)对我国松辽盆地白垩系粘土矿物的成岩作用作了比较深入细致的研究(表6-4)。由表6-4并可看出它们具有以下主要特点:,(1)在埋深小于12001300m时,粘土矿物主要为蒙脱石。当埋深大于12001300m时，蒙脱石开始转变，形成蒙脱石-伊利石混合层矿物，但完成这种转变的深度范围较小，随着深度增加，该混合层矿物中伊得石层的比例也递增沉积物中蒙脱石-伊利石混合层矿物开始出现时，镜质体反射率相应为05，根据镜质体反射率与古地温的关系推测，蒙脱石开始转变为蒙脱石-伊利石混合层矿物的古地温为66 70。,(2)当埋深超过16002000m时,除有蒙脱石伊利石混合层矿物外，还普遍出现蒙脱石-绿泥石混合层矿物，在蒙脱石绿泥石混合层矿物普遍出现的层位，相应在砂岩中广泛发育方沸石。虽然不同地区蒙脱石绿泥石混合层矿物出现的深度和层位很不一致，但相应层位中泥岩镜质体反射率为09-10，据此推测蒙脱石绿泥石混合层矿物的形成温度为115 120。(3)埋深超过25003000m时，蒙脱石伊利石和蒙脱石绿泥石混合层矿物分别转变成伊利石和绿泥石。,(4)随着埋深和温度的增加,伊利石的结晶度逐渐变好。尤其是在晚成岩阶段与弱变质阶段之间，伊利石锐度比(Weaver，1960)、结晶度指数(Kubler，1968)、始端态系数Eo(Milliers，1973)以及反射峰高/半峰宽(h/D)比值均呈有规律的变化(表6-4)。(5)成岩过程中粘土矿物阳离子交换能力和组成以及粘土矿物脱水特征(热夫重分析)亦呈规律性变化(表6-4)。(6)根据粘土矿物的成岩变化特征，可将松辽盆地白垩系泥岩划分为4个成岩阶段，即早成岩阶段、中成岩阶段、晚成岩阶段和弱变质阶段。,课后小结:1)盆地热历史分析的基本知识：大地热流(Q),热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。2)地热场研究包括两个方面，即地温和大地热流。大地热流值测量，井温和岩石热导率测量。3)沉积盆地古地温恢复主要应用地质温度计，有五种：镜质体反射率(R)：自生成岩矿物：矿物流体包裹体：磷灰石裂变径迹：牙形石色变指数。利用镜质体反射率推算古地温，古地温推算方法，利用沉积自生矿物推测沉积盆地-k地温。,思考练习题（讨论题,练习题，作业题）:1)名词解释：大地热流(Q)，热导率(K)，地温梯度(G)，地温(T)和地温场，古地温和古地温场，热源。2)如何进行大地热流值测量，井温和岩石热导率测量?3）古地温恢复主要应用地质温度计，有五种：镜质体反射率(R)：自生成岩矿物：矿物流体包裹体：磷灰石裂变径迹：牙形石色变指数?4）如何利用镜质体反射率推算古地温，古地温推算方法，利用沉积自生矿物推测沉积盆地-k地温？,