簡介
地史中的古溫標可分為兩類，即直接古溫標和間接古溫標。在地史中能夠保存的直接古溫標是比較少的，目前比較常用和測試方法比較完善的直接古溫標為礦物流體包裹體。而間接古溫標較多，並可分為兩類，即有機古溫標和無機古溫標。比較常用的有機古溫標主要為鏡質體反射率(Ro )、孢粉體的顏色和螢光性變化、有機地球化學參數，以及牙形石色變指數;而比較常用的無機古溫標主要為自生成岩礦物和磷灰石裂變徑跡。
分類
鏡質體反射率法
鏡質體反射率最早是由 Hoffmann和 Jenkner在 1932年提出的。當時，他們使用 Berek光度計測定煤中鏡質體反射率，並發現測試的結果與煤階有很好的對應關係，從 20世紀 60年代開始，在煤的焦化方面，它被用於確定煤的變質程度。並作為用煤岩學方法進行煉焦配煤的一個重要參數，利用這個參數和成分參數進行焦炭強度預測取得比較好的經濟效益。70年代開始在石油和天然氣勘探中得到廣泛套用，並主要用於確定乾酪根的成熟度。近 30年來，鏡質體反射率一直是最重要的有機質成熟度指標，並用來標定從早期成岩作用直至深變質階段有機質的熱演化。
1.鏡質體及其鏡質體反射率的影響因素
地層中的鏡質體是由高等植物木質素經生物化學降解、凝膠化作用而形成的凝膠體再經煤化作用轉變而形成的一種特定的顯微組分。它普遍存在於泥盆紀以來的地層中，但在煤和碳質泥岩中含量最高，而在海相碳酸鹽岩中含量最低。鏡質體與其他顯微組分(殼質組和惰性組)相比，在整個煤化作用過程中，能夠保持最好的熱演化特徵。
但在鏡質體反射率測定和套用過程中，發現鏡質體反射率在一些情況下出現異常現象。BuiskoolToxopeus(1983)研究表明腐殖煤和碳質頁岩一般含有兩組鏡質體(貧氫鏡質體和富氫鏡質體)。貧氫鏡質體具有相對較高的反射率，不發螢光;富氫鏡質體具有相對較低反射率，可發螢光。Price和 Burker(1985)、Hutton和 Cook(1980)、朱抱荃(1987)等的研究認為鏡質體在具有富氫組分含量高的地層中，或在熱演化過程中受到液態烴浸染，都將造成鏡質體反射率的異常偏低。因此，油頁岩及較佳類型生油岩和富殼質組煤層的鏡質體反射率往往比相鄰層位的偏低。另外，在岩石中分散有機質鏡質體反射率測定應注意區別出再循環鏡質體。因為再循環鏡質體的反射率一般要高於原地鏡質體。
古溫標法鏡質體隨著熱演化程度的增高，其光學各向異性增強，鏡質體反射率的統計範圍值也逐漸增大，因此，當鏡質體反射率值大於 1%以上時，應儘量多測一些測點，以保證鏡質體反射率統計數據的可靠性。由於鏡質體反射率的影響因素較多，因此，在測定時必須對樣品中大量的鏡質體進行測定。
2.鏡質體反射率與古地溫的關係
鏡質體反射率具有兩個重要特徵，其一，鏡質體反射率是其達到最高溫度時以及該溫度所持續時間的函式;其二，它具有不可逆性。這兩個重要特徵是其能夠進行古地溫推算的重要依據。目前被廣泛套用的古地溫推算方法是套用 Kar-weil(1956)通過對煤的模擬實驗所建立的有機質成熟度、溫度和受熱時間之間的關係。在這個關係圖中，對已知時代的地層，只要測定出地層中鏡質體反射率，就可以推算出所經受的最高古地溫。
牙形石色變指數法
1、牙形石色變特徵
通過牙形石的加熱實驗表明：在受熱情況下牙形石的顏色發生規律性變化，隨受熱溫度和時間的增加而相應的由原色(淺黃)變成褐色，以至黑色。在高溫條件下，牙形石褪色成乳白色及透明無色，並具有不可逆性。其不同的顏色與一定的溫度和有效持續時間是對應的。
2、機理
古溫標法Epstein等(1977)根據野外牙形石顏色和加熱實驗的資料與 Munsell土壤色譜的對比，將牙形石顏色分為8級(右表)。在實際套用中還可在這個分級的基礎上進行更細的劃分。
在受熱情況下牙形石的顏色變化主要是因為牙形石的微細孔隙中含有有機質，有機質隨溫度作用而發生碳化作用，使其顏色隨受熱溫度和時間的增加而相應的由原色（淺黃）變成褐色，以至黑色；在高溫條件下，由於其中的固定碳揮發，牙形石褪色成乳白色及透明無色。因此，牙形石的色變過程實際是牙形石的微細孔隙中有機質的碳化過程。
3、牙形石色變指數與古地溫的關係
牙形石的顏色變化直接與埋深和持續的埋藏時間有關，並與溫度和受熱時間成函式關係，符合熱動力化學反應規律(Epstein等，1977)。Epstein等(1977)建立的牙形石色變指數(CAI)與古地溫阿雷尼烏斯坐標圖(圖 5-4)表明了牙形石色變指數(CAI)、古地溫和有效受熱時間的對應關係。
我國的牙形石色變指數研究大致從 1979年開始，主要對我國古生代 -中生代海相地層進行了研究，討論了牙形石色變指數(CAI)與古地溫的關係。並套用牙形石色變指數(CAI)與古地溫的關係對盆地的古地熱場進行恢復，指導油氣勘探(周希雲，1980，1985，1987;蔣武，1980;鍾端等，1982;杜國清，1983)。但大量研究表明，當色變指數(CAI)為高值時用阿雷尼烏斯坐標圖估算的最高古地溫可能接近實際的古地溫，當色變指數(CAI)為低值時用阿雷尼烏斯坐標圖估算的最高古地溫則明顯偏低(周中毅等，1992)。因此，用 CAI-古地溫阿雷尼烏斯坐標圖估算最高古地溫必須進行古地溫校正。周中毅等(1992)介紹了 3種校正方法：
第一，用實驗方法。Epstein等 (1977)的實 驗表 明，在 有水 密閉 的 高壓、550℃下加熱 3h，CAI為 1.5;在其他條件下加熱，CAI為 3。兩者相差 1.5級值。有人曾利用此差值來校正古地溫(包德憲、王元順，1984)，但校正的最高古地溫要比實際的偏高。
第二，用鏡質體反射率(Ro )估算的古地溫校正牙形石 CAI-古地溫。利用此法，只要找到 Ro 與 CAI的對應關係，就可以求得它們的古地溫比值(即校正係數 N系列)。周希雲(1985)和蔣武(1986)曾分別用此法求得過校正係數 N系列。由於 CAI與 Ro 及 R o 與地溫的對應關係各家看法不一致，因此用此法得到的校正係數 N系列有待於實驗檢驗。
第三，選擇持續埋藏至今的地區，用探井中的牙形石 CAI與實測地溫的直接對應關係求校正係數 N系列。我國冀中地區多數奧陶系(含牙形石)埋藏較深，上覆地層為石炭系至第四系，部分地區缺失石炭系和二疊系。現在奧陶系的埋深和地溫基本上就是 它所經 歷的最 大埋深和最 高地 溫。包 德憲、王 元 順(1984)和張放、連弟(1984，內部資料)分別對冀中地表及深井中和奧陶系牙形石 CAI與地溫關係作了總結。由於牙形石主要分布於海相地層中，而在這些地層中往往鏡質體非常稀少，因此，它是鏡質體反射率的一種補充。
牙形石的無機成分主要為磷酸鹽礦物，用甲酸或乙酸很容易從碳酸鹽岩中分離出來。分析儀器簡單，成本低，分析和鑑定易於掌握。牙形石的色變主要由牙形石中有機質在溫度作用下發生碳化作用的結果，因此，它適用於含油氣盆地的古地熱場研究。
自生成岩礦物法
沉積岩中的自生成岩礦物主要包括黏土礦物、沸石類礦物、氧化矽系列礦物、碳酸鹽、硫酸鹽和硫化物礦物。這些自生礦物受圍岩環境的影響均發生不同程度的變化，碳酸鹽、硫酸鹽和硫化物礦物易受化學因素影響。而黏土礦物、沸石類礦物、氧化矽系列礦物在成岩過程中的演變與溫度、壓力及反應時間等物理因素密切相關，其演變具有不可逆性。因此，它們可用作標定沉積岩成岩作用程度和古地溫的指標。
古溫標法1.黏土礦物
黏土礦物屬含水矽酸鹽類礦物，其晶體結構為層狀，主要由蒙脫石、伊利石、綠泥石和高嶺石組成。通常，把能被層間水或層間有機分子侵入而引起晶體結構層間距增大的黏土礦物稱為膨脹性黏土礦物，如蒙脫石以及含有蒙脫石晶層的間層礦物。而不具備這種性能的礦物就叫做不膨脹黏土礦物，如高嶺石、綠泥石以及不含蒙脫石晶層的伊利石等雲母類黏土礦物。在深埋藏成岩作用中，膨脹的蒙脫石分階段脫去層間水，同時，K、Ca、Mg、Fe等陽離子進入層間或結構層中，使蒙脫石最終轉變成伊利石或綠泥石族礦物。
蒙脫石轉 變 為 蒙 脫 石 -伊 利 石混 合 層 礦物 時 所 需的 溫 度 為 104℃，蒙脫石 -伊利石混合層礦物轉變成伊利石時所需的溫度為 137℃ (Aoyagi和Kazama，1980)。
Weaver(1960)和 Kubler(1968)分別提出了伊利石銳度比和伊利石結晶度指數作為伊利石成岩作用的兩個指標。這兩個參數與鏡質體反射率有較好的對應關係(Guthrie等 1986)，因此，也可作為推測古地溫的參數。
2.沸石類礦物
沸石是一族含水的架狀矽酸鹽礦物。沸石所含的水是一種特殊形式的水，介於結晶水和吸附水之間，被命名為沸石水。這種水受熱時可以連續脫水。而不是分階段排出，故主要屬於吸附性質的水。脫水或半脫水後的沸石，由於原有晶格並無變化，遇水仍可重新復原。在鹼性環境中的沉積成岩過程中，凝灰質沉積通常首先形成斜發沸石，隨著埋藏深度的增加和溫度的升高，斜發沸石變為方沸石或片沸石，繼而轉變成濁沸石或鈉長石。
日本學者 Aoyagi和 Kazama(1980)的研究結果表明火山玻璃形成斜發沸石時所需的溫度為 56℃，斜發沸石轉變成方沸石或片沸石時所需的溫度為116℃，最後變成濁沸石或鈉長石時的溫度為138℃。
3.氧化矽系列礦物
根據 Aoyagi和 Kazama(1980)的研究非晶質氧化矽轉變成方英石時所需的溫度為 45℃，低溫方英石轉變成低溫石英時所需的溫度為69℃。
磷灰石裂變徑跡法
古溫標法磷灰石是沉積盆地中常見的重礦物，它通常含有痕量的鈾雜質。其中的238U原子核以恆定速度自發裂變，每次裂變生成的裂變碎片對以很大的速度背向運動，在所經路線上使磷灰石晶體的原子發生電離和激發，留下一條細長的輻射損傷區，其寬度僅為 1μm的萬分之一，在高倍的電子顯微鏡下才能觀察到它們(王世成，1998)。
由於輻射損傷區內材料的化學反應能力大於未受輻射損傷區的材料，因此，在稀硝酸溶液中，沿線性輻射損傷區的蝕刻速度明顯大於垂直方向，因而生成圓錐形的蝕坑，這樣在光學顯微鏡下就可以觀察到。
古溫標法裂變徑跡能夠作為一個重要的古溫標，主要是因為裂變徑跡具有隨溫度增加，徑跡密度增加和長度縮短，直到完全消失的特性，這一特性被稱為“退火”。磷灰石裂變徑跡發生退火的溫度範圍(退火帶)為 70～125℃(右圖 )， 當最高溫度達到 70℃時，磷灰石裂變徑跡開始縮短，當最高溫度達到 125℃時，徑跡完全消失。這個溫度範圍與烴類成熟，石油大量生成所需的溫度範圍是一致的。因此，它是指示含油氣盆地油氣生成的一個理想古溫標。
磷灰石裂變徑跡與有機質古溫標的一個重要差別在於裂變徑跡具有可逆性，徑跡的長度分布隨溫度的變化而變化，由右圖可以看出徑跡長度分布與熱史類型的關係，持續加熱過程，徑跡長度對稱分布，隨溫度增高，長度縮短，分布變寬(曲線 A、B和 C)。冷卻過程，徑跡長度分布不對稱。有一個由短徑跡組成的尾部(曲線 E)。雙峰分布表明早期熱事件沒有超過退火帶的下限溫度(曲線 D)。
裂變徑跡不僅是一個很好的古溫標，而且它包含了徑跡形成的時間信息，因此，大大提高了地質熱歷史研究的定量程度。
意義
古溫標法是盆地熱歷史分析的一個重要方法，盆地熱史分析不僅是研究盆地形成、演化過程中不同時期的古地溫場和岩石的受熱歷史的一個有效手段，而且它可以為盆地成因和形成、演化的深部過程研究提供重要信息。地層中的有機質轉化與盆地的熱歷史密切相關，大量的研究成果已經表明它對油、氣的生成和聚集，以及對層控礦床的形成具有重要的意義。
