埋藏史恢復(fù)目的：

分析古構(gòu)造的發(fā)展與演化分析地層在地質(zhì)時(shí)期中經(jīng)歷的溫度和壓力條件評(píng)價(jià)烴源巖有機(jī)質(zhì)在地質(zhì)時(shí)期中的熱演化程度Mckenzie的純剪切法Airy地殼均衡法撓曲均衡法平衡剖面技術(shù)超壓技術(shù)回剝技術(shù)技術(shù)方法：構(gòu)造與負(fù)荷沉降斷裂事件地層壓實(shí)作用剝蝕事件、沉積間斷海平面與古水深考慮因素：對(duì)盆地或剖面單井埋藏史恢復(fù)的技術(shù)方法一、泥質(zhì)沉積物（巖）壓實(shí)作用原理壓實(shí)作用是指在上覆沉積負(fù)荷作用下沉積物受到的擠壓作用，它是使疏松的沉積物固結(jié)成巖的主要作用之一。壓實(shí)作用的壓力主要來(lái)自上覆沉積物重力和水體的靜水壓力。因此，壓實(shí)作用在地質(zhì)時(shí)期中長(zhǎng)期持續(xù)的一種成巖作用。它從沉積物埋藏開始一直可以繼續(xù)到沉積物埋深達(dá)9000米以上。在壓實(shí)作用下沉積物的孔隙流體不斷排出、孔隙度不斷減少，體積密度不斷增加。沉積巖層厚度與巖石骨架、孔隙流體關(guān)系示意圖地層厚度100m巖石骨架孔隙流體孔隙度=40%40m60m

粘土壓實(shí)作用示意圖（據(jù)Terzaghi,1948)HAHB孔隙水hsA==hsB

ABAB天然樣品等效樣品埋深HAHBZ1AZ2BZ1BZ2AVanHint(1978)首次強(qiáng)調(diào)定量的壓實(shí)校正的重要性。汪緝安、熊亮萍等(1984)恢復(fù)華北地區(qū)的埋藏史時(shí)，把現(xiàn)今1500m厚度的沙河街組分別按不同巖性壓實(shí)校正與未經(jīng)壓實(shí)校正進(jìn)行對(duì)比，計(jì)算結(jié)果表明在東營(yíng)組末和館陶組末，經(jīng)過(guò)壓實(shí)校正的古地溫比未經(jīng)校正者提高10～15℃，厚度可增加300～450m。因此，在恢復(fù)埋藏史時(shí)，不能只憑現(xiàn)今地層剖面上各層厚度進(jìn)行逐層相減來(lái)求得，而必須考慮到壓實(shí)作用的影響。埋藏深度(m)平均孔隙度(%)地層厚度(m)505000250050010205010005600700550同一地層在不同埋藏深度下地層厚度埋藏史恢壓實(shí)作用“回剝法”恢復(fù)埋藏史

“超壓法”恢復(fù)埋藏史“平衡剖面法”一、回剝法原理回剝法恢復(fù)埋藏史示意圖現(xiàn)今厚度剝?nèi)?層再剝?nèi)?層3層沉積末期沉積時(shí)間沉積壓實(shí)埋藏史示意圖沉積巖層在沉積形成過(guò)程中，自下而上形成了由老到新的一系列地層?！盎貏兎夹g(shù)”就是根據(jù)地層形成的時(shí)間、空間順序關(guān)系，從上而下恢復(fù)地層在各個(gè)地質(zhì)時(shí)期的厚度和埋藏深度。地層由老到新“回剝法”恢復(fù)埋藏史示意圖現(xiàn)今地質(zhì)時(shí)間埋藏深度地層剝蝕：地層沉積與抬升的時(shí)間相同。被剝蝕地層“回剝法”恢復(fù)埋藏史示意圖現(xiàn)今地質(zhì)時(shí)間埋藏深度剝蝕地層剝蝕地層埋藏深度(m)平均孔隙度(%)地層厚度(m)05000250050010205010005600700550同一地層在不同埋藏深度下地層厚度二、壓實(shí)校正數(shù)學(xué)模型A.

D.Flavey和IanDeighton(1981)在假定壓實(shí)過(guò)程中巖石骨架體積保持不變的條件下，提出下列壓實(shí)校正模型公式：式中Hi(Dj)—現(xiàn)今頂界埋深為h(米)的第I層的厚度(米)；

Hi(h)—第j層沉積時(shí)埋深為Dj(米)的第I層的厚度(米)；

(z)—孔隙度與埋深的關(guān)系。根據(jù)鉆井地層分層資料和聲波測(cè)井資料，由公式可以求解出每一層在不同埋深下的厚度Hi(Dj)?，F(xiàn)今地層上伏地層厚度（h）Hi(h)第i層厚度第j層沉積上伏地層厚度（Dj）第i層厚度Hi(Dj)回剝法示意圖埋藏史恢復(fù)一、地層壓實(shí)校正二、關(guān)鍵性參數(shù)三、計(jì)算步驟根據(jù)孔隙壓力對(duì)泥巖壓實(shí)階段的劃分（據(jù)C.R.Evans,1975）

壓實(shí)作用與孔隙度變化規(guī)律壓實(shí)作用脫水階段粘土礦物排水量%孔隙度%地層壓力早期快速孔隙水純蒙脫石64.770~35正常早期穩(wěn)定過(guò)剩層間水純蒙脫石13.535~25正常晚期突變第三層間水蒙伊混層21.125~10異常高壓晚期緊密最后層間水純伊利石0.710~5正常泥巖壓實(shí)階段及其特征松遼盆地的泥巖壓實(shí)曲線（據(jù)王行信，1980）深度壓實(shí)作用孔隙流體處于開放狀態(tài)，隨上覆沉積物的增加的流體不斷排出，孔隙度隨上覆沉積物的增加而相應(yīng)減少。因此，正常壓實(shí)段的孔隙流體壓力處于動(dòng)平衡狀態(tài)，基本上保持為靜水柱壓力，即孔隙流體壓力系數(shù)取決于孔隙流體密度。正常壓實(shí)又稱為平衡壓實(shí)。正常壓實(shí)異常壓實(shí)(欠壓實(shí))正常壓實(shí)當(dāng)孔隙度、滲透率逐漸降低到一定程度時(shí)，孔隙流體的排出將會(huì)受到阻礙，孔隙度不隨上覆沉積物的增加而相應(yīng)減少。欠壓實(shí)又稱為非平衡壓實(shí)。欠壓實(shí)二、泥質(zhì)沉積物（巖）壓實(shí)曲線及其方程在連續(xù)沉積的盆地中，泥巖孔隙度通常深度增加而平穩(wěn)降低。因此，壓實(shí)作用總體趨勢(shì)是沉積物隨埋藏深度增加，其逐漸孔隙度逐漸降低。

壓實(shí)曲線就是孔隙度隨深度變化的曲線。在不同地區(qū)，由于沉積環(huán)境、沉降速率等差異，泥巖的壓實(shí)曲線具有各自的特征。由于孔隙度的變化是衡量壓實(shí)作用的重要標(biāo)志；也是定量恢復(fù)地層埋藏史的關(guān)鍵性參數(shù)之一，因此，建立壓實(shí)曲線方程是恢復(fù)埋藏史的前提。壓實(shí)作用與孔隙度變化規(guī)律黃驊坳陷港深28井聲波時(shí)差、流體壓力、孔隙度隨深度變化關(guān)系（據(jù)陳發(fā)景、田世澄等1989）不同盆地泥巖的孔隙度隨深度變化的關(guān)系（據(jù)M.R.Giles等（1998）孔隙度（%）深度(km)Athy和Hedberg(1936)首先研究了泥質(zhì)沉積物的孔隙度隨深度變化的壓實(shí)曲線，認(rèn)為在正常壓實(shí)情況下孔隙度與深度之間一般顯示出指數(shù)關(guān)系，即：式中—孔隙度（%）； —沉積初始孔隙度（%）； —壓實(shí)系數(shù)（1/m）；—埋藏深度（m）。在正常壓實(shí)階段的壓實(shí)曲線的編制方法，有直接測(cè)量和間接測(cè)量?jī)煞N。目前大多利用聲波時(shí)差測(cè)井資料間接求取孔隙度。根據(jù)Wyllie等人(1956，1958)大量試驗(yàn)的結(jié)果，推斷在具有均勻分布的小孔隙的固結(jié)地層中，孔隙度與聲波時(shí)差值之間具有線性關(guān)系：

式中—聲波時(shí)差（μs/m）；—孔隙水聲波時(shí)差（μs/m）；—巖石骨架聲波時(shí)差（μs/m）；在欠壓實(shí)階段由于孔隙流體受到阻礙不能及時(shí)排出，孔隙度與深度的變化關(guān)系偏離了正常壓實(shí)的軌跡。M.R.Giles等（1998）針對(duì)欠壓實(shí)的特征建立了欠壓實(shí)階段孔隙度變化計(jì)算公式：式中—有效應(yīng)力； —隨著圍壓增加而孔隙度減少的壓縮系數(shù)；—圍壓減小而引起彈性回彈的壓縮系數(shù)；—最大有效應(yīng)力。欠壓實(shí)泥巖孔隙流體壓力、有效應(yīng)力變化示意圖正常壓實(shí)趨勢(shì)上覆地靜壓力孔隙流體壓力靜水柱壓力正常壓實(shí)欠壓實(shí)分段擬合三、砂巖的壓實(shí)作用砂巖壓實(shí)作用示意圖（據(jù)M.R.Giles等（1998）砂巖的膠結(jié)作用和大量次生孔隙的形成往往使孔隙度與深度的關(guān)系變得復(fù)雜。近年來(lái)，雖然有許多學(xué)者在這方面進(jìn)行了深入研究，但是定量化的描述仍然比較缺乏普遍適用性。不同盆地砂巖的孔隙度隨深度變化的關(guān)系（據(jù)M.R.Giles等（1998）川中地區(qū)某井砂巖、泥巖壓實(shí)特征對(duì)比圖四、碳酸鹽巖的壓實(shí)作用成巖作用環(huán)境劃分示意圖（強(qiáng)子同，1980；王炯章等，1983）

壓實(shí)、壓溶作用膠結(jié)作用泥晶化作用白云化作用硅化作用新生變形作用溶蝕作用破裂作用與充填作用主要成巖作用類型第一期海底膠結(jié)（纖狀或刃狀方解石、馬牙狀方解石）。第二期近地表淡水方解石膠結(jié)（粉晶、細(xì)晶方解石、共軸生長(zhǎng)方解石）。第三期埋藏方解石膠結(jié)（中、粗和巨晶方解石）包裹體均一溫度較高，一般在100℃~180℃。秧1井D—P顆粒碳酸鹽成巖演化序列碳酸鹽沉積物物理（機(jī)械）壓實(shí)產(chǎn)生的特征示意圖（據(jù)強(qiáng)子同等，1991）沉積物物理（機(jī)械）壓實(shí)含有稀疏顆粒的灰?guī)r因壓實(shí)作用轉(zhuǎn)變?yōu)楦活w?；?guī)r示意圖（據(jù)強(qiáng)子同等，1991）

“化學(xué)壓實(shí)作用”這個(gè)術(shù)語(yǔ)是由R.M.Lloyd(1977)提出來(lái)的，指的是通過(guò)壓溶在巖層內(nèi)部形成原地碳酸鹽膠結(jié)物而使灰?guī)r的孔隙度降低、厚度減小。R.G.C.Bathurst(1978)指出“受到化學(xué)壓實(shí)作用的灰?guī)r既是碳酸鹽膠結(jié)物的給予體，又是碳酸鹽膠結(jié)物的接受體”?；瘜W(xué)壓實(shí)作用完成以后，由它造成的孔隙膠結(jié)作用應(yīng)該能夠完全封閉物理壓實(shí)作用和近地表成巖作用未封閉的任何孔隙?；瘜W(xué)壓實(shí)作用碳酸鹽巖顆粒壓溶作用示意圖壓溶作用是由負(fù)荷或構(gòu)造應(yīng)力產(chǎn)生的壓力被傳送和集中到顆粒、晶粒和較大的物體(例如灰?guī)r層)之間的接觸點(diǎn)或接觸面上，由于彈性應(yīng)變不斷增加，這種壓力使應(yīng)變礦物的溶解度提高，導(dǎo)致在接觸處發(fā)生溶解。因此，這種現(xiàn)象包含了固態(tài)到液態(tài)的變化，在接觸處產(chǎn)生幾個(gè)水分子厚的溶液膜。這種溶液膜可能與巖石中被溶液充填的孔隙系統(tǒng)相連，也可能不相連。不同盆地砂巖的孔隙度隨深度變化的關(guān)系（據(jù)M.R.Giles等（1998）美國(guó)南佛羅里達(dá)盆地碳酸鹽巖沉積孔隙度—深度變化的指數(shù)曲線(據(jù)Schmoker和Halley，1982)美國(guó)南佛羅里達(dá)盆地石灰?guī)r和白云巖的孔隙度—深度指數(shù)(據(jù)Schmoker等1982)泥晶灰?guī)r顆?；?guī)r砂巖泥巖1)泥晶碳酸鹽巖：

=75.738e-0.0031637Z

(0<Z<1000m)

=13.5715e-0.0004476Z

(1000<Z<15000m)2)顆粒狀碳酸鹽巖：

=66.2538e-0.0019475Z(0m<Z<1100m)

=9.05523e-0.0001177Z(1100<Z<15000m)

3)泥巖類：

=60.0e-0.00024Z

(0

Z

2200)

=104.38e-0.000051Z

(Z>2200)

4)砂巖類：

=46.2e-0.00018Z(0

Z<2500)

=84.32e-0.000023Z

(Z>2500)不同巖性孔隙度與深度的關(guān)系埋藏史恢復(fù)一、地層壓實(shí)校正二、關(guān)鍵性參數(shù)三、計(jì)算步驟剝蝕厚度恢復(fù)地層對(duì)比法沉積速率法利用測(cè)井曲線法根據(jù)鏡質(zhì)體反射率法剝蝕厚度恢復(fù)測(cè)井法

現(xiàn)今地表原始地表老沉積物剝蝕后的沉積地表原始地表AB剝蝕面C頁(yè)巖傳播時(shí)間頁(yè)巖傳播時(shí)間頁(yè)巖傳播時(shí)間頁(yè)巖傳播時(shí)間深度深度深度深度現(xiàn)今地表現(xiàn)今地表剝蝕厚度原始地表剝蝕面CB正常壓實(shí)趨勢(shì)剝蝕厚度無(wú)剝蝕的地區(qū)剝蝕厚度大于剝蝕面上新沉積的巖層厚度，這時(shí)可求出剝蝕厚度有剝蝕的地區(qū)剝蝕厚度很小，剝蝕面上新沉積的巖層厚度很大，這時(shí)不能求出剝蝕厚度(h*,Ro*)h*Ro%Ro%Ro%(h,Ro*)hh*<hRo<Ro*h(h,Ro

)(h,Ro

)未抬升剝蝕抬升剝蝕后再沉積抬升剝蝕(h,Ro*)埋深埋深埋深hh*h*剝蝕厚度恢復(fù)數(shù)值模擬法

剝蝕厚度恢復(fù)(Guidishetal,1984)tt/2t/2tttt000（1）常發(fā)生在沒(méi)有強(qiáng)烈褶皺，但振蕩運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈的沉積區(qū)。（2）人為的認(rèn)為不整合時(shí)間為沉積期（t/2）和剝蝕期（t/2），且剝蝕速率等于不整合面下沉積巖的沉積速率。（3）認(rèn)為剝蝕速率等于不整合面上沉積巖的沉積速率。R1AGE1AGE1AGEeR2剝蝕厚度恢復(fù)地震解釋法

埋藏史恢復(fù)一、地層壓實(shí)校正二、關(guān)鍵性參數(shù)三、計(jì)算步驟開始結(jié)束按壓實(shí)校正模型對(duì)下覆地層作去壓實(shí)恢復(fù)計(jì)算每層的骨架厚度輸入各層深度、古水深、海平面升降、絕對(duì)年齡、剝失層的厚度根據(jù)聲波等測(cè)井資料建立孔隙度隨深度變化的方程用不整合處理模型恢復(fù)被剝蝕層按回剝法揭去頂上一給定厚度的沉積層回剝法概略流程圖揭去層與下覆層間不整合嗎？回剝到底了嗎？YesYesNoNo回剝法簡(jiǎn)要步驟（1）

單井巖性剖面的整理（2）建立不同巖性的孔隙度與深度的定量關(guān)系（3）地層沉積時(shí)間、古水深和地層剝蝕厚度參數(shù)的確定（4）計(jì)算各層段的巖石骨架厚度(5）計(jì)算不同埋藏深度下的地層厚度埋藏史回剝柱狀圖熱演化史恢復(fù)一、有機(jī)質(zhì)成熟度的概論二、地溫場(chǎng)的形成三、古地溫恢復(fù)四、TTI值模擬計(jì)算石油有機(jī)成油

理論有機(jī)質(zhì)未成熟60-180攝氏度油裂解為氣小于60攝氏度大于180攝氏度主要生成石油干酪根成油論熱演化階段未成熟高成熟早期成熟過(guò)成熟高成熟晚期油氣有機(jī)質(zhì)熱模擬實(shí)驗(yàn)的油氣累計(jì)產(chǎn)率熱演化史恢復(fù)的目的與意義：實(shí)驗(yàn)測(cè)定的烴源巖有機(jī)質(zhì)的鏡質(zhì)體反射率（Ro)是反映從埋藏到現(xiàn)今的累積成熟度。熱演化史恢復(fù)的目的重塑有機(jī)質(zhì)在不同地質(zhì)時(shí)期的熱演化特征。通過(guò)有機(jī)質(zhì)的熱演化史恢復(fù)，可以確定烴源巖進(jìn)入生烴門限和大量生烴的時(shí)期；為定量計(jì)算烴源巖有機(jī)質(zhì)的生烴量提供重要參數(shù)。一、古地溫恢復(fù)古地溫恢復(fù)古溫標(biāo)法構(gòu)造熱演化法根據(jù)盆地的成因類型、地溫場(chǎng)熱源、熱成因機(jī)制等建立熱流方程，然后求解熱流方程得到各時(shí)期在不同埋藏深度的古地溫。利用地層中有機(jī)質(zhì)、礦物、流體等記錄的古地溫（即古溫標(biāo)）反演地層的熱史。地溫場(chǎng)的一般知識(shí)

熱源：

地幔熱源（溫度1333℃，占60%）放射性元素（U、K、Th)衰變生熱（40%）,穩(wěn)定性(10Km厚結(jié)晶巖表層)（火山作用，構(gòu)造作用，化學(xué)熱）其它熱源，隨機(jī)性巖石圈地球的剛性外殼，包括地殼和上地幔的上部，厚度20－150km，大陸地區(qū)110－150km，大洋盆地70－80km。軟流圈巖石圈以下的弱流變區(qū)，下界一般認(rèn)為不超過(guò)400km，頂部約有100km的地震低速帶。具強(qiáng)度小，粘度低，塑性較高的特點(diǎn)，有局部熔融，易于蠕動(dòng)變形。地溫場(chǎng)的一般知識(shí)

熱源的傳輸持續(xù)時(shí)間：據(jù)Lachenbruch

的估算：對(duì)于100km的巖石圈，一般熱傳輸持續(xù)時(shí)間為50-100Ma，因此，巖石圈具有相對(duì)較高的熱慣性，背景熱狀態(tài)持續(xù)的時(shí)間長(zhǎng)。以現(xiàn)今熱狀態(tài)作為起點(diǎn)，反推解釋油氣形成時(shí)的可能熱狀態(tài)通常是合理的。三、地溫場(chǎng)的形成機(jī)制A熱傳導(dǎo)型地溫場(chǎng)（控制區(qū)域地溫場(chǎng)）

B熱對(duì)流型地溫場(chǎng)（增溫型，冷卻型），造成局部異常C熱輻射對(duì)地溫場(chǎng)的影響：只影響地表溫度依靠物體中的微觀粒子的熱運(yùn)動(dòng)傳遞能量的過(guò)程叫熱傳遞由于流體從空間某一區(qū)域移動(dòng)到另一溫度不同的區(qū)域時(shí)，發(fā)生的能量轉(zhuǎn)移的過(guò)程由電磁波來(lái)傳遞能量的方式叫熱輻射

a.地溫（T）和地溫梯度（GradT）b.巖石熱導(dǎo)率（巖石的導(dǎo)熱能力）實(shí)測(cè)或估算，估算用以下公式：

k(z)=(kf)

(ks)1-

式中，kf

—孔隙流體的熱導(dǎo)率

ks

—巖石骨架的熱導(dǎo)率

C.熱流（熱導(dǎo)率與地溫梯度的乘積）

地溫場(chǎng)的描述參數(shù)地溫梯度：

G：為地溫梯度（℃/100m)；T：為深度為H出的溫度(℃)；

To：為地表平均溫度（或恒溫層,℃）；

H：為深度(m)。

大地?zé)崃鳎篕：為熱導(dǎo)率；dT/dH：為地溫梯度；單位為毫瓦/平方米（mw/m2），這是目前國(guó)際通行的單位，它與以前的熱流單位HFU(HeatFlowUnite)的關(guān)系是1HFU=41.86（mw/m2）,1HFU=1微卡/平方厘米

秒;式中“-”號(hào)表示熱流方向與地溫梯度方向相反（1）古熱流方程Mckenzie(1978)等認(rèn)為裂谷型盆地的構(gòu)造熱作用過(guò)程包括巖石圈的伸展減薄、地幔侵位、熱膨脹與冷卻收縮，可采用均勻伸展模型來(lái)描述其熱流值由高逐漸降低的變化特征。均勻伸展模型的古熱流方程為：式中T—古地溫（℃）；Z—埋藏深度（cm）；t—沉降時(shí)間(s)；x—巖石圈的熱擴(kuò)散率(cm2/s)。(1)求解(1)熱流方程的邊界條件為：T=0當(dāng)Z=hT=T1Z=0式中h—從地表至巖石圈底界的深度(cm)；T1—軟流圈的溫度（℃）。求解(1)式的初始條件為：T=T1當(dāng)T=當(dāng)式中—巖石圈在水平方向的拉張系數(shù)。東濮凹陷第三系地層古熱流曲線塔里木盆地塔中地區(qū)古地溫梯度變化曲線文留地區(qū)文221井埋藏史、地溫史文留地區(qū)梁2井埋藏史、地溫史（2）TTI值模擬計(jì)算TTI值是有機(jī)質(zhì)在熱演化進(jìn)程中的時(shí)—溫指數(shù)Lopatine(1971)提出，后經(jīng)Waples(1976，1980)充實(shí)的其計(jì)算公式如下：(2)

式中A—頻率因子；

E—活化能；

R—?dú)怏w常數(shù)；

T—地層溫度；

t—反應(yīng)時(shí)間；

n—溫度區(qū)間。對(duì)于某種干酪根來(lái)講，A、E為常數(shù)。理論推導(dǎo)與實(shí)驗(yàn)研究表明，當(dāng)溫度增加10℃時(shí)，反應(yīng)速度增加1.6～2.6倍，一般取2倍更合理，并以100℃～110℃的溫度指數(shù)確定為1.0。因此，可以(2)式積分后進(jìn)一步簡(jiǎn)化為：（3）式中

Tn為每一溫度區(qū)間的地質(zhì)時(shí)間(百萬(wàn)年)。在埋藏史恢基礎(chǔ)上，通過(guò)計(jì)算機(jī)可以計(jì)算出每一層在各時(shí)期的TTI值。地層埋深TTI值與R0的轉(zhuǎn)換關(guān)系

R0=0.20<TTI

0.3（3）R0=(logTTI+1.28)/3.80.3<TTI

10（4）R0=(logTTI+0.69)/2.8210<TTI

30（5）R0=(logTTI－0.14)/1.7430<TTI

75（6）R0=(logTTI－0.67)/1.275<TTI

300（7）R0=(logTTI－1.01)/0.98300<TTI

2000（8）R0=(logTTI－1.59)/0.73TTI>2000（9）現(xiàn)今測(cè)得R0值是有機(jī)質(zhì)在各時(shí)期不同埋深條件下受熱演化的累計(jì)結(jié)果，它與TTI值間有一定關(guān)系，目前國(guó)內(nèi)外學(xué)者公布的TTI值與R0之間的關(guān)系式較多，其中應(yīng)用較多的是Waples提出的關(guān)系式。Waples通過(guò)大量實(shí)驗(yàn)資料發(fā)現(xiàn)TTI值民R0在不同區(qū)間的關(guān)系有所不同，并歸納出TTI值與R0的分段函數(shù)關(guān)系式為：文留地區(qū)前梨園洼陷埋藏史、熱演化史沙三3：Ed初期處于低成熟,中期成熟-高成熟早期，后期：高成熟晚期沙三4：沙二、沙一期間處于低-成熟階段，東營(yíng)組期間達(dá)到高成熟階段。沙四：沙三2—沙三1期間處于低成熟階段，沙二、沙一期間達(dá)到成熟—高成熟早期，東營(yíng)組沉積初期達(dá)到過(guò)成熟階段。一古溫標(biāo)礦物流體包裹體莊2井，J1s2，4358.67m;淺灰色細(xì)砂巖；石英顆粒次生加大邊及穿石英顆粒裂紋中發(fā)藍(lán)白色熒光油包裹體流體包裹體是礦物結(jié)晶過(guò)程中從周圍介質(zhì)中捕獲的成巖成礦流體，常見的有鹽水溶液包裹體和含烴有機(jī)包裹體。流體包裹體記錄了這些自生礦物結(jié)晶時(shí)介質(zhì)的性質(zhì)、組分、物理和化學(xué)條件及地球化學(xué)動(dòng)力學(xué)條件。在礦物結(jié)晶過(guò)程中形成包裹體時(shí)所捕獲的流體大多呈單一液相，儲(chǔ)集層樣品采集到地面后由于溫度、壓力的降低，溶于液相的氣體分離出來(lái)形成氣－液兩相的包裹體。在實(shí)驗(yàn)室將包裹體置于冷熱臺(tái)上加熱至氣相消失，再恢復(fù)成均一液相時(shí)的溫度成為均一溫度，該溫度代表包裹體形成時(shí)的溫度。二、古溫標(biāo)鏡質(zhì)體反射率法鏡質(zhì)體普遍存在于泥盆紀(jì)以來(lái)的地層中，但在煤和碳質(zhì)泥巖中含量最高，而在海相碳酸鹽巖中含量最多。鏡質(zhì)體與其他顯微組分相比，在整個(gè)煤化作用過(guò)程中，能夠保持最好的熱演化特征。鏡質(zhì)體反射率在一些情況下出現(xiàn)異?，F(xiàn)象。貧氫鏡質(zhì)體具有相對(duì)較高的反射率，不發(fā)熒光；富氫鏡質(zhì)體具有相對(duì)較低的反射率，可發(fā)熒光。鏡質(zhì)體反射率具有兩個(gè)重要特征，是其成為古地溫推算的重要依據(jù)：一是鏡質(zhì)體反射率是其達(dá)到最高溫度時(shí)以及該溫度所持續(xù)時(shí)間的函數(shù)；其二，具有不可逆性。三、古溫標(biāo)

牙形石色變指數(shù)法牙形石的顏色變化主要是因?yàn)檠佬问奈⒓?xì)孔隙中含有有機(jī)質(zhì)，有機(jī)質(zhì)隨溫度作用而發(fā)生碳化作用，使其顏色隨受熱溫度和時(shí)間的增加而相應(yīng)由原來(lái)（淺黃）變成褐色，以至黑色；在高溫條件下，其中的固定碳揮發(fā)，牙形石褪色，呈乳白色及透明無(wú)色。牙形石的色變過(guò)程實(shí)際是牙形石的微細(xì)孔隙中有機(jī)質(zhì)的碳化過(guò)程。Epstein等（1977)年建立了牙