沉积盆地古地温的基础知识
第四章 古地理、古气候、古水深
规律的，靠近陆源区海（湖）相沉积物减少，而被陆相沉积物代替，
这样可以根据对某时代地层的相剖面的对比，按照相变的规律追索 确定侵蚀区的位置。 ④利用古流向分析也可区分古剥蚀区和后期隆起剥蚀区，并可确定 古剥蚀区存在的方位； ⑤根据同时代的陆源碎屑矿物的含量及粒度变化确定古陆的存在， 愈靠近侵蚀区，陆源碎屑矿物总含量愈高，粒度愈大。
岸滩；暴露或浅水沉积构造的发育，如干涉波痕、泥裂、雨痕、
足迹及垂直生物潜穴等。
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
三、古流向分析 古流向分析不仅在沉积环境的判别上具有重要意斜坡的倾斜方向、推测海岸线走向， 以及确定沉积盆地边缘的走向和位置。
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
三、古流向分析
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
三、古流向分析 恢复古地理面貌要通过区域古流向图，即对某一时代地层的所 有露头分别进行古流向分析，在实际应用中常将多种岩相古地理 分析的内容，如沉积相组分、碎屑比、砂层等值线、粒径变化和 古水流数据标绘在一张地理图上，即形成一张综合性图件。
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
古地理分析的内容包括：
确定侵蚀区的位置及母岩的性质；
古地形的起伏； 沉积区的边界；
搬运介质及水动力条件，确定水的物理、化学性质等条件；
确定古气候及古构造状况； 确定古火山喷发的中心等；
查明沉积矿产的生成与分布的规律性；
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
三、古流向分析 古水流分析包括古流向的测量、数据整理以及资料解释和应用 等内容。 测量工作主要是在野外露头上和钻孔中系统地测量和获得定向 构造资料。常用的有交错层理、砾石、波痕、槽模、沟模等。 尔后把测量的数据进行整理，古流向数据的整理方法很多，其 中包括直方图、玫瑰花图、极点图等。主要是定性而形象地表示 古水流方向；
沉积盆地知识点总结归纳
沉积盆地知识点总结归纳一、沉积盆地的概念沉积盆地是一种广泛存在的地质构造单元，是由地壳运动和地表形貌、构造活动、气候环境的变迁，以及河流、湖泊、海洋等水体的沉积作用所形成的一个或一组大而凹陷的地质构造单位。
盆地是一种典型的复式地质构造，指的是一个或多个凹陷部分环绕着一个或多个凸起部分的一系列地质构造单位。
盆地凹陷部分的形成与地壳运动有关。
沉积盆地是一种主要由沉积岩构成的构造单位，沉积盆地地面呈盆状或平坦，内部多具有层状堆积的岩石，是重要的地质资源区域，也是地震、火山、地壳运动等自然灾害比较频繁的地方。
二、沉积盆地的形成机制沉积盆地是由一系列地质构造活动和地壳运动造成的，主要有以下几种形成机制。
1. 构造运动造成的凹陷地壳板块的运动是造成沉积盆地形成的主要原因。
当地壳板块发生挤压、拉伸及断裂等构造活动时，会形成凹陷，形成凹陷的地区就有可能形成沉积盆地。
2. 火山活动造成的凹陷火山活动也是形成沉积盆地的重要原因之一。
由于火山活动产生的地形变化会造成地质构造单位形成凹陷，形成了火山喷发凹陷盆地。
3. 重力崩塌造成的凹陷重力崩塌是指山体和岩体发生垮塌、滑坡等运动，造成地表形成凹陷的地质现象，这种地质现象也可能形成沉积盆地。
4. 地表侵蚀造成的凹陷地表的侵蚀作用也是形成沉积盆地的原因之一。
江河侵蚀、海洋侵蚀都有可能造成凹陷，形成沉积盆地。
以上这些机制共同作用，形成了沉积盆地的地质现象及构造形态。
三、沉积盆地的特征沉积盆地具有一些明显的地质特征，主要包括：1. 形态特征沉积盆地地表一般是平坦或呈盆状，其外围一般是山脉或高原，内部地势较低，周围地质体系多为较老的地层。
2. 沉积特征沉积盆地内部主要是由各种沉积岩堆积而成，其沉积物一般经历了古老地质时期的沉积作用，如河流、湖泊、海洋的沉积，堆积岩种类丰富。
3. 地质资源特征沉积盆地一般具有丰富的地质资源，主要包括石油、天然气、煤炭、铁矿石以及其他矿产资源，因此是地质勘探和开发的重要区域。
盆地热历史分析
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。
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。
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： 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.
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。
盆地(构造)分析第四讲 盆地热史分析
假设孔隙度与深度间呈指数关系：φ＝φ0exp(-c×h) 则热导率与深度也呈与指数有关的变化，其关系为：
K＝Kd－[(Kd－K0)exp(-γ×h)] 其中Kd 为沉积剖面深处的热导率， K0 为沉积上界面处的热导率 ，而γ对一个给定剖面是一个常数。由于K随深度而发生变化，温
度梯度也必然随深度变化以保持恒定的热流。如果现今热流可由
因此，沉积层的总热导率可认为是由孔隙流体热导率和颗粒热 导率两部分组成。人们建立了总体热导率的经验公式：
KKs(1)Kw Ks(K Kw s)
其中,Ks和Kw分别为沉积颗粒和水的热导率，φ为孔隙度，这 种关系非常有用。
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（二）古温度 2．沉积物内生热的影响
沉积物中放射性衰变产生的热会显著地影响沉积盆地内的热流 （RybaCh，1986）。尽管所有自然存在的放射性同位素都产生热 ，但显著的部分来自铀和钍的衰变系列和40K。产热量随岩性而变 化，通常在蒸发岩和碳酸盐岩中的产热量最低；在砂岩中为低至 中等；在页岩和粉砂岩中较高；在黑色页岩中极高。
裂谷盆地是目前研究得最多的一类盆地，已建立了适用于 这种盆地的多种地球动力学模型，如 McKenzie（1978）的岩石 圈瞬时均匀拉张模型、Hellinger等（1983）提出的双层拉张模 型以及为描述裂谷盆地玄武岩岩墙的发育对盆地热状态的影响 而提出的岩墙侵人模型（Roeden等，1980）等等。
1．热导率影响
大陆内部温度随深度（地热）的分布主要是由热传导确定的。
热流量（Q）和温度梯度间的关系由富利叶定律给出。 该定律
表明，热流量（Q）与温度梯度通过一个系数K （K称为热导率）
联系起来。 Q＝K（dT／dh)
如果温度的两个量－－深度（h)处的温度Th和在表面(h=0）的
第四章 古地理、古气候、古水深
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
一、陆源区的分析 1、判断古陆或侵蚀区的存在 ③根据沉积相变来判断古陆的存在，由侵蚀区至沉积区的相变是有
பைடு நூலகம்
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
一、陆源区的分析 2、查明古地形的起伏特征 侵蚀区的边缘常堆积粗碎屑沉积物，越接近侵蚀区颗粒越粗；
因此，分选及磨圆均较差的粗碎屑堆积可作为侵蚀区地形切割强
烈的标志。细粒碎屑沉积物及古风化壳的存在，以及碳酸盐岩的滨 线沉积，可反映剥蚀区较平坦的地形特征。
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
一、陆源区的分析 3、物源区母岩性质的确定 物源区是提供陆源碎屑的物质来源的地区，沉积物质主要来自古
陆。可以根据沉积物的特征来判别物源区的母岩的性质。
1）砾石的粒度、成分及百分含量的变化是确定母岩的性质及物源 方向的基本手段。砾岩主要分布在盆地边缘，接近于物源区。砾石 成分可直接反映物源区的母岩成分，统计各种砾石成分及比例，即 可得知母岩之成分特征。
岸滩；暴露或浅水沉积构造的发育，如干涉波痕、泥裂、雨痕、
足迹及垂直生物潜穴等。
第四章 沉积盆地的古地理、古气候、古水深分析
第一节、沉积盆地古地理分析
三、古流向分析 古流向分析不仅在沉积环境的判别上具有重要意义， 而且在重塑古地理上有很大的价值，它有助于确定沉积 物供给方向、确定古斜坡的倾斜方向、推测海岸线走向， 以及确定沉积盆地边缘的走向和位置。
第六章 盆地热史分析
式中Tc为临界温度(295K)；Td为标准化参数(Td＝200 K)；t为镜质 体沉积后所经历的时间M a，T(H，t)为镜质体在地史过程中所经历 的温度史，TTI (t)即为镜质体沉积后经t时间达到的时间一温度积分 值。
热传导：是在一个物体内热量从高温区到低温区的传递。
热对流：通过物体内部各部分之间的相对运动来实现热量的传递。 热辐射：是热量以电磁辐射的形式从加热物体向外辐射的传递机制。
第六章 沉积盆地热史分析
第二节 沉积盆地的热史重建 沉积盆地的热史重建是一项十分复杂的工作，这一方面是
由于沉积盆地是一个动态的演化系统，而热流在这一系统内的
盆地
估算 古地
4) 基于特殊化学反应的地质温度计，如稳定同位素平衡、SiO—
Na—K—Ca温度计等； 5) 裂变径迹分析；
温的
方法
6) 利用U系、Rb／Sr、K—Ar、U—Th／He等各种放射性同位素体
系的不同封闭温度而进行的各种同位素分析方法。
第六章 沉积盆地热史分析
第二节 沉积盆地的热史重建 在沉积盆地的热史重建中，一般是从综合、定量的角度来进行 模拟。 根据模拟的途径，盆地的热史重建可分为两类： 一类为反演方法，利用镜质体反射率、裂变径迹分析数据等来反
程：
lnRm＝0.0078 Tmax一1.2
第二节 沉积盆地的热史重建 1、镜质体反射率反演法：
2）镜质体反射率的计算模型
煤的反射光性 光性测定表明，煤的各种显微组分的反射率显示不同程度的各向异
性，在垂直层理的光片上，光性各向异性最明显。当使用的入射偏
光的振动方向与层理平行时，可测得一个最大值，即最大反射率， 通常用R max表示。当偏光垂直于层理时，可测得最小反射率Rmin 在任意方位上测得的反射率为随机反射率R0 它代表最大反射率与 最小反射率的一个随机混合。大量随机反射率的平均值称为平均随 机反射率( R0 )或平均反射率(Rm)，其数值等于最大反射率与最小反 射率的平均值。
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1、流体：从力学性质讲，流体是一种受任何微剪切力都能连续变形的物质。
2、内摩擦定律：内摩擦力与接触面积（A）和相对速度差（dv）成正比,而与垂直距离（dE）成反比3、牛顿流体：凡足服从内摩擦定律的流体称为中顿流体。
即在温度条件部变的条件下，随着流速梯度（dv/dz）和剪应力T的变化，n值保持常数。
4、非牛顿流体：不服从内摩擦定律的流体称为非十•顿流体。
沉积物重力流失水下由重力推动的一种含大量碎屑沉积物质的高密度流。
5、福劳得数：是判别流体流动强度的准则。
Fr= 惯性力/軍:力=V/＞。
6、雷诺数：是表示流体的流动状态的无量纲数；是判別层流和紊流的定量准则。
计算公式为：ReH®性力/粘滞力=Vdp/u=Vd/v其中: Re为雷诺数；V为流体平均流速；d为管道直径，P为流体密度；U或v为流体粘滞系数。
当雷诺数大于临界值（管道条件为2320、明渠条件下为500）吋流体为紊流，小干临界值时流体为层流。
7、牵引流：是以一定介质动力（推力或上举力）导致流体运动并帯动碎捫颗粒迁移的流动。
8、重力流：是一种含冇大fi沉积物的卨密度的在重力作用下发生流动的流体。
9、载荷：流体中被搬运的沉积物。
10、浊流:浊流是一种混合着大量A悬浮沉积物质的菇速紊流状态的浞浊菇密度流，是由重力推动流动的重力流的一种。
11、生物沉积的作用：生物不仅可使溶解物质大量沉淀，还可以使部分粘土物质和内源碎們发生沉积。
12、沉积分异作用：按沉积物的物理特性（颗粒人小、形状、比重）或化学成分，呈规律性依次沉积的现象。
13、机械沉积分异作用：指母岩风化的碎屑物质和粘土物质在搬运沉积过程屮，当沉积介质运动速度和位移能力降低吋，它们相应地按照颗粒大小形状比重在地表发生分异并以此沉积。
14、化学沉积分异作用：溶解物质山于溶解度和浓度的不同，以及溶液本身的化学成分，温度酸碱度等因素的影响，常有一•定的沉积顺序。
15、波痕指数：波痕指数是波痕的波长与波高之比（L/H） o16、瓦尔特相律：尔特相律的基木含意是：在连续的地层剖面屮，乖向上儿种奋成因联系的沉积相相互出现的次序，与它们在横向上所出现的相带顺序是一致的。
沉积盆地及古地理分析
盆地地层格架的建立一、地层的沉积作用沉积作用分为物理的、化学的、生物的，按形成方式，可分为垂向加积作用和侧向加积作用两种。
1、古隆起区和古凹陷区分析沉积物在介质中自上而下的堆积过程，它是以沉积物“雨”降落方式堆积沉积物的，沉积层是垂向上加积的。
大洋环境、大型湖盆、封闭海盆、泻湖和爆发型火山沉积、浊积岩、风暴岩、洪泛岩、宇宙尘堆积、风成黄土等是垂向加积的。
垂向加积作用形成的地层具有以下特征：(1) 未发生倒转的地层，总是上新下老。
(2) 连续延伸的相同属性的岩层界面必然是等时面。
(3) 地层的相变不服从瓦尔特相律。
2. 侧向加积作用沉积物沿搬运方向的堆积，它所形成的原始沉积层是斜的，即等时面是倾斜的，如曲流河道迁移过程中边滩向凸岸方向加积、三角洲前缘向海方向的加积、沙坝向海推进。
滨岸沉积在海平面上升时形成的向岸方向的侧向加积；生物建隆在它的筑积速度和海平面上升幅度均衡时为垂向加积；而当海平面上升幅度小于筑积速度时就会出现侧向加积。
侧向加积作用形成的地层具有如下特征：(1)未经构造变动和未发生例转的地层序列，其沉积层是原始倾斜的，即其等时面是原始倾斜的，因此这种斜列的沉积层不符合地层叠覆律。
(2)在大范围内连续延伸的相同属性岩层或岩性界面，其穿时性是绝对的，等时性是相对的。
(3)地层的相变符合瓦尔特相律。
3.海进、海退与地层的形成海进、海退是地层形成的主要动力过程。
不同地史时期，不同环境形成了不同的地层记录，其重要特征是：若地层层序连续，相序必然连续，相的时空结构服从瓦尔特相律，如果相同属性的岩相界面在斜交和垂直海岸线方向上必定是穿时的，如美国西南部寒武系和华北南部河南、河北一带早古生代的三山子组白云岩均是著名的穿时岩石地层单位。
二、地层对比与地层格架的建立地层对比是确定不同地点的不同剖面的地层特征和地层位置相当。
按地层的不同的属性建立了不同的地层单位，故有不同地层单位的对比，如生物、岩性、年代、磁性、地震反射特征等。
第四章 古地理、古气候、古水深
尔后把测量的数据进行整理，古流向数据的整理方法很多，其中 包括直方图、玫瑰花图、极点图等。主要是定性而形象地表示古水iànɡ)分析
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第四章 沉积盆地的古地理(dìlǐ)、古气候、古水深分析 第一节、沉积(chénjī)盆地古地理分析 三、古流向分析 恢复古地理面貌要通过区域古流向图，即对某一时代地层的所有露 头分别进行古流向分析，在实际应用中常将多种岩相古地理分析的内容， 如沉积相组分、碎屑比、砂层等值线、粒径变化和古水流数据标绘在一 张地理图上，即形成一张综合性图件。
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第四章 沉积盆地的古地理(dìlǐ)、古气候、古水深分 析
第一节、沉积(chénjī)盆地古地理分析
四、水介质的物理—化学条件分析
1、pH值和Eh值的推断
pH值：
判断水介质酸碱度的主要矿物标志
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第四章 沉积盆地的古地理(dìlǐ)、古气候、古水深分 析
第一节、沉积(chénjī)盆地古地理分析
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第四章 沉积盆地的古地理(dìlǐ)、古气候、古水深分析 第一节、沉积(chénjī)盆地古地理分析 一、陆源区的分析
3、物源区母岩性质的确定
物源区是提供陆源碎屑的物质来源的地区，沉积物质主要来自古陆。 可以根据沉积物的特征来判别物源区的母岩的性质。
2）砂岩的成分：砂岩中的岩屑、颗粒矿物类型也能反映母岩性质，如砂岩中 的最主要矿物石英和长石的含量。
古地理分析：是在综合各种地质资料的基础上，通过沉积学、古 生态学、古构造学、地球化学等分析方法，再造地质历史时期中 的自然地理景观，也就是再造沉积区和侵蚀区的景观。
沉积盆地及古地理分析-1
第十章 沉积盆地及古地理分析 6/82
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节
概述 沉积盆地的古地理分析 盆地地层格架的建立 盆地的充填和演化分析 沉积古地理研究与编图方法
第二节 沉积盆地的古地理分析 一、陆源区的分析 二、古海岸位置的确定 三、水介质的物理-化学条件分析 四、古气候分析 五、古流向分析
一、陆源区的分析 1.判断古陆或侵蚀区的存在 2. 查明古地形的起伏特征 3. 物源区母岩性质的确定 (1) 砾岩的成分 (2) 砂岩的成分 (3) 碎屑重矿物组合
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1.判断古陆或侵蚀区的存在
要判断某一地区在地质历史某些时期内存 在侵蚀区，首先是要在该地区确定缺失相应 时代的地层，但这还不够，因为某些地层或 沉积物，可能是在沉积之后更晚的时代被侵 蚀掉（即区分地层的缺和失）。我们还可根 据以下的标志来判断古陆或侵蚀区的存在：
(1)被研究的某时代的地层的尖灭和较新地 层的超覆，这是判断古陆存在的可靠证据。
2.查明古地形的起伏特征 18/82
古地形的起伏程度与大地构造的性质、剥蚀强 度、沉积作用强度等因素有关。
(2)下伏地层顶部有古风化壳存在，或与下 伏地层呈角度不整合关系，此时应注意上下 地层间的时间间隔。
1.判断古陆或侵蚀区的存在 12/82
(3)根据沉积相变来判断古陆的存在。靠近陆源区 海相沉积物减少，而被陆相沉积物代替。如果在缺失 某个时代的岩层的地区与沉积区之间的沉积相、厚度 等值线和生物相之间都是渐变的，呈近平行关系，则 标志着有剥蚀区存在；如果是交叉关系甚至是垂直关 系，则可能是后期剥蚀所造成的，即后期隆起剥蚀区。
沉积盆地古地温测定方法及应用
沉积盆地古地温测定方法及应用
沉积盆地是地球表层最常见的地质结构之一，其内部具有丰富的沉积岩层资源，这些岩层记录了地球历史上的重要事件和生物演化过程。
古地温是反映岩石成因、演化和地质历史的重要指标之一，对于研究沉积盆地中的构造演化、岩石物性、油气地质等问题具有重要的意义。
目前，常用的沉积盆地古地温测定方法主要包括热历史模拟、流体包裹体、生物标志物和同位素等。
其中，热历史模拟法是最常用的方法之一，它通过模拟盆地中沉积岩层的热历史演化过程，计算出岩石成因温度、演化过程温度等数据。
流体包裹体法则是通过测定盆地中的流体包裹体，计算出流体的成因和历史温度，以此推断盆地中岩石的成因和历史温度。
生物标志物法主要是通过测定岩石中的生物标志物，推断岩石的成因和历史温度。
同位素法则是通过测定盆地中岩石中各种同位素的比例，推断岩石成因和历史温度。
沉积盆地古地温的应用主要包括油气勘探、地热资源评价、矿床成因研究等方面。
例如，在油气勘探中，古地温数据可以帮助研究人员确定油气形成的温度、时间和地点，从而指导勘探方向；在地热资源评价中，古地温数据可以帮助确定地下热水资源的温度、流量和分布，为地热能利用提供重要的依据；在矿床成因研究中，古地温数据可以帮助研究人员确定矿床成因的温度和压力，为矿床勘探和开发提供重要的信息。
总之，沉积盆地古地温测定方法及应用具有重要的科学意义和应
用价值，为沉积盆地的研究和开发提供了有力的支撑。
沉积盆地分析汇总
第一章绪论1、盆地的概念盆地具有三重涵义，即地貌盆地、沉积盆地和构造盆地地貌盆地”是地理学术语，指四周被自然高地围限的地形上的洼地，包括大陆上区域分布的无覆水的洼地，如四川盆地等，也包括覆水的小型的冰碛湖到大型的大洋盆地。
沉积盆地” 是地球表面长期发生构造沉降，并接受沉积或发生沉积作用的地区。
如果板块或断块在剪切作用下发生沿板块或断块边界走向的滑移，这时在垂直于板块或断块边界的剖面上表现出来的变形并不造成地壳的伸展或缩短。
这种变形称为走滑变形。
在走滑变形过程中形成的盆地统称为走滑盆地。
2、沉积盆地和构造盆地的区分“沉积盆地” 亦指同沉积盆地：即沉积与盆地的下沉是同时的，表现为岩相带的走向、古水流方向与盆地的形状、构造一致，沉积层的厚度愈向盆地边缘愈薄——盆地边界是沉积边界，往往有盆地边缘相，如冲积扇、辫状河、扇三角洲沉积“ 构造盆地”亦称沉积后盆地：由于后期构造运动产生的、具有盆地形态的一种向斜构造，与沉积作用无关，其岩相带的走向、古水流的方向等与盆地的现存构造及地貌无关，说明后来形成的盆地是构造运动发生改造的结果。
第二章板块构造与盆地分类3、岩石圈组成及界面，大洋和大陆地壳的物质组成地震波包括纵波（P波）、横波（S波）和面波，地壳在横向上是极不均一的。
可分为大陆地壳与大洋地壳两种类型。
洋壳厚度较薄，一般为5-10km （不包括海水厚度）。
大洋地壳：大洋地壳的结构比较一致，从上到下可分为 3 层：层1- 沉积层；层2-玄武岩层；层3-大洋层（变辉长岩）；大洋层以下进入上地幔。
洋壳的物质成分主要相当于基性岩，物质的平均密度较陆壳大，约为 2.8-2.9 g/cm3 。
大陆地壳：陆壳厚度较大，平均厚度约33km在某些高山地区可厚达70km在较薄的地方仅25km左右。
大陆地壳的结构在横向和纵向上均表现出很强的不均一性，总体上看，由上向下亦可分为 3 层：上地壳、中地壳、下地壳。
陆壳的物质成分相当于中、酸性岩，物质的平均密度较洋壳小，约为 2.7-2.8g/cm3 。
沉积盆地介绍
主要内容
第一节 基本概念 第二节 主要盆地类型及特征 第三节 中国的沉积盆地
一、 沉积盆地的概念
盆地是指地壳表面三度空间上的凹地，沉积 盆地是指地球历史上长期处于沉降状态并被厚层 沉积物充填的盆地。
沉积盆地含义：首先被厚层沉积物充填的盆 地才能称为沉积盆地；其次，沉积盆地是地球历 史上长期处于沉降状态的地区，或者说未经过造 山隆起的沉降地区。
–①位于大陆地壳上，其活动翼是前陆褶皱带而不是岛弧， 多数前陆盆地的发展与薄皮冲断带有关，少数发育在厚皮 基底隆起带；
–②具有规模大、演化时间长的特征（几百km宽、几千km长、 上千km厚的地层充填和10～100Ma的演化时间）；
–③冲断带在横剖面上是楔形的，毗邻造山系核部，向大陆 内部变薄；盆地沉积在横剖面上也是楔形的，紧靠冲断带 边缘处最厚；
拗拉谷盆地沉积特征
6、大陆边缘裂谷盆地
大陆边缘裂谷盆
地的形成与板块俯冲，
造成大陆边缘的张性
变形有密切的关系。
这种裂谷盆地常被称
为被动裂谷盆地，一
般规模较大，沉积巨
厚。
大洋板块俯冲与大陆边缘裂谷盆地演化关系图
二、聚敛构造环境的盆地
在俯冲阶段，发生B型俯冲，大洋板块俯冲进入地 幔，大陆板块仰冲其上，两者在压应力作用下形成深海 沟。在海沟之后，常常是由火山喷发岩和同源深成岩体 构成火山岛弧。在岛弧的后面常形成弧后盆地。
三、盆地的分类
盆地概念由地槽学说发展而来，最初是以与地槽、 地台的关系来分类，如：
克拉通内盆地，是指分布在克拉通之上的盆地； 前陆盆地，指造山晚期在地台边缘地带形成的盆地，以磨 拉石沉积为代表； 山前盆地，指造山作用之后在中间地块边缘形成的低地； 上叠盆地，指叠加在造山带褶皱地层之上的盆地； 山间盆地，指造山带中在基底固结硬化较早的块体上发育 的盆地； 地洼，专指中新生代以来因构造活化而形成的盆地。
沉积盆地及古地理分析
第十章 沉积盆地及古地理分析塔里木沉积盆地沉积盆地:地球表面三度空间内，容纳沉积物堆积的场所。
沉积盆地分析:运用多学科（沉积学、地层学、构造地质学）知识，采用多种方法（钻孔、露头观察、地球物理）对沉积盆地的形成、沉积充填、古地理演化和地球动力学进行综合研究的过程。
古地理学:研究地史中地球表面的自然地理（海陆分布、海平面变化、沉积介质性质、地形地貌、气候条件、生物分布等）特征及其发展历史的学科。
古地理分析：通过沉积学、古生态、古构造、地球化学等方法，再造地质历史时期中的自然地理景观的过程，也就是再造沉积区和侵蚀区的古景观的过程。
古地理研究包括:（1）沉积古地理：反映海陆分布、各种古环境及沉积产物；（2）生物古地理：通过生物相、生物分区研究，确定古代环境（海陆，水深）的分布及其对古板块构造的指示意义。
（3）构造古地理：着眼于构造地貌标志，表示各种沉积类型、组合的分布，表示构造—地貌单元，如大陆边缘、岛弧、边缘海、裂陷槽等。
古地理分析的内容包括：确定侵蚀区位置、盆地边界、古地貌、母岩性质、介质类型、水动力条件、化学性质、古气候等。
古地理分析不仅可以确定当时的自然地理景观，还可查明沉积矿产生成与分布规律，阐明沉积作用与大地构造之间的关系，进一步了解地壳运动与地质发展史，作出矿产的预测。
一、陆源区的分析1. 判断古陆或侵蚀区的存在2. 查明古地形的起伏特征3. 物源区母岩性质的确定(1) 砾岩的成分；(2) 砂岩的成分；(3) 碎屑重矿物组合判断古陆或侵蚀区的存在古陆或侵蚀区的概念：侵蚀区相对于沉积区，在一定时期内，以风化侵蚀作用为主的地区。
如在一定时期内堆积了沉积物，则可以认为是沉积区。
侵蚀区是向沉积区供给陆源碎屑的剥蚀区。
判断侵蚀区存在的6个标志：（1）地层的缺与失，某些地层可能是在沉积之后被侵蚀掉的。
（2）地层的尖灭和较新地层的超覆。
（3）地层顶部有古风化壳存在，不整合接触。
地层的缺和失(4) 根据沉积相变化：从侵蚀区到沉积区的相变化有规律，海侵相序或海退相序。
沉积盆地古地温的基础知识
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60～150℃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。
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。
第七章--盆地热历史分析
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64)。
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lmm／a， 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。
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: ①镜质体反射率(R°)： ②自生成岩矿物：
③矿物流体包裹体：
④磷灰石裂变径迹：
⑤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。
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Ⅱ)。镜质体I贫氢且具有相对较高的反 射率,不发荧光;镜质体Ⅱ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
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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60～150℃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。
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．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70～125℃，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。