沉积盆地分析

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”是地球外表长期发生构造沉降，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。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：大洋地壳的结构比拟一致，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2.8-2.9g/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。板块边界类型根据相邻板块的相对运动状态，板块的边界类型也可以分为三类：1〕离散边界：离散边界是指板块发生相背运动，导致大陆破裂、离散漂移至海底扩张；随着地幔物质上涌，在大洋中脊两侧不断形成新的洋壳，将最早形成的洋壳推向两侧，在两侧大陆边缘形成被动大陆边缘。典型的离散边界是大洋中脊和大陆裂谷系。2〕会聚边界洋包括陆俯冲边界(山弧-海沟型或安第斯型，主要见于太平洋与南美大陆边缘)洋-洋俯冲边界(岛弧-海沟型，主要见于西北太平洋边缘)密度大而厚度薄的大洋板块通常俯冲在大陆板块或另一个大洋板块之下陆-陆碰撞边界：密度根本相同的两个大陆板会聚，发生碰撞造山3〕转换边界：相邻板块的走滑运动形成转换断层，它是在板块离散和会聚运动中期转换位移作用的岩石圈尺度的断层TheWilsonCycle〔1〕从统一的大陆板块开展为大陆裂谷系，与岩石圈板块的相背别离运动及热的软流圈物质上涌有关〔2〕如果大陆裂谷沿别离方向继续开展，进一步变大加深，中间部位出现新生洋壳，成为狭窄的原始海洋，如亚丁湾—红海。〔3〕沿着这个方向继续开展(即海底扩张)，便可形成宽大的海洋，如大西洋，这时的大洋常具有宽广的大陆架、大陆坡及大陆基，是地表沉积最发育的场所，可形成巨厚沉积物。这种大洋边缘尚未出现海沟，大陆与大洋一侧同属一个板块，称为被动大陆边缘。4〕随着海底扩张不断进行，被动大陆边缘处的洋壳发生断裂并向大陆下俯冲形成海沟，这种具有海沟的俯冲边缘称为主动大陆边缘，如现今太平洋。这时的大洋开始衰退、萎缩，由于俯冲作用，在大陆边缘可形成高大山系，成为重要的剥蚀物源地区。〔5〕随着俯冲作用的进行，大洋最后消亡，大陆与大陆碰撞形成巨大的褶皱山系，成为陆上剥蚀的主要场所。如有些地区碰撞尚未进行彻底，还可保存某些残留海盆，如今地中海。5、沉积盆地的分类及主要划分依据沉积盆地分类的一级原那么是从板块构造因素和工业适用因素来考虑的。板块构造因素主要依照：盆地所处的地壳类型；盆地所处板块边缘位置；板块相互作用的类型；盆地动力学性质拉伸系数的概念及拉张型盆地类型拉伸系数=原始岩石圈厚度除以拉伸后的岩石圈厚度 beta=原始厚度/最终厚度拉伸系数缺乏时，可能形成坳陷拉伸系数足够大时，就会引起脆性岩石圈破裂，形成裂谷当热供应(thethermalsupply)中途终止并且负荷量增加时，可形成不成熟的夭折裂谷或坳拉谷当新的洋壳在扩张中心产生时，裂谷就可能演化为成熟的被动大陆边缘拉张型盆地类型：陆内裂谷盆地、被动大陆边缘盆地和大洋中脊-洋隆盆地7陆内裂谷盆地的演化阶段A热隆起B地壳拉张断陷C坳陷-热回沉8坳拉谷的概念及演化废弃裂谷或夭折谷：①裂谷停止扩张②继续下沉接受巨厚沉积③相邻洋盆关闭，褶皱造山接受褶皱带沉积物沉积组合：地堑中巨厚长石质砂岩；白云岩盖层；石英砂岩和粉砂岩；构造反转，发育前陆盆地砾石扇9拉张型盆地成因模式(主动裂谷和被动裂谷)Active：热幔柱撞击岩石圈，致使其变薄或呈穹窿上升，从而使地壳伸展Passive：区域应力场的被动响应，岩石圈的张应力造成地壳变薄，使热软流圈被动上涌，其中地壳上涌和火山活动仅是被动裂谷的阶段之一。被动裂谷〔原因：正断层〔应力〕促进火山活动〕主动裂谷〔原因：热隆先于断裂〕会聚边界及对应的盆地类型会聚型盆地〔洋陆会聚、洋洋会聚和陆陆碰撞造山〕会聚边界〔洋-陆俯冲边界、洋-洋俯冲边界、陆-陆碰撞边界〕洋陆俯冲：1海沟和增生盆地2弧前盆地3弧内盆地和弧背盆地洋洋俯冲：1弧后边缘盆地2弧间盆地碰撞造山形成的盆地类型：1前陆盆地2前渊盆地3边缘盆地楔顶盆地4山间断陷盆地5背驼式盆地6拆离盆地俯冲增生体的岩性特征和构造特征〔蛇绿岩套的概念〕俯冲增生体特征：外来岩块主要来自俯冲板块上的放射虫硅质岩、枕状熔岩以及基性超基性的辉绿岩、蛇纹岩、橄榄岩、榴辉岩等洋壳和地幔岩的碎块。原地岩块系海沟原地形成的浊积硬砂岩、粉砂岩、砾岩，有时还有海沟内壁上的蓝闪石片岩。基质一般是相对塑性的泥质岩石。外来岩块与原地岩块的各个碎块大小不等，形状各异，从几厘米到几公里、几十公里，它们与基质均普遍遭受不同规模的剪切作用构造特征：海沟是俯冲大洋板块向上拱出局部，是外脊与弧体或俯冲增生体之间的深渊。沉积组合：热液沉积和洋壳拉斑玄武岩及其上的远洋沉积和火山灰，绝大多数无陆源沉积物俯冲增生体/增生楔：海沟向弧一侧，有一个局部接近或升出海平面的脊，主要是俯冲板块低角度逆冲断层上刮削下来的洋底或海沟沉积物，增生到上覆板块中随着俯冲作用的加强，在增生体内部可以形成数个不连续或连续的增生盆地周缘前陆盆地的内部楔顶带〔wedgetop〕：位于褶皱冲断带的地貌前缘界线〔TF〕和隐伏的造山楔峰带〔TZ〕之间的区段，大量的同造山期的沉积物〔成分和结构极不成熟〕覆盖在褶皱冲断带的前缘部位之上，构成了楔顶沉积带。楔顶带的逆冲断层〔thrustfault〕通常由假设干条邻近的冲断层以密切相关的排列形式联合组成，常显示出叠瓦状或双重式结构型式。冲断层系中逆冲断层多向造山带方向倾斜。前渊〔foredeep〕：位于造山楔与前隆之间，是前陆盆地系统内沉积最厚的单元和研究的重点，总体呈楔状，想褶皱冲断带前锋沉积物厚度增加，向克拉通边缘变薄。沉积体系：陆上前渊主要由横向和纵向分布的河流和冲积扇组成，而水下前渊由三角洲、浅海陆棚和浊积扇构成的湖/海相沉积物构成。早期的前渊沉积是深海复理石相沉积〔具屡次重复性韵律层理，每一韵律层都包含由砂岩到泥质岩的顺序规律〕，晚期是粗粒陆相和浅海磨拉石相沉积〔造山运动的隆起阶段形成于山前坳陷的巨厚的以粗碎屑为主的一套岩系，砾岩占70%～80%〕前隆〔forebulge〕：由克拉通一侧的挠曲抬升构成，前隆是正地形且易于迁移。如果在向上挠曲的陆壳区原先就存在薄弱带，可以形成局部受断层控制的隆起和沉积中心，而不是表现为平滑的挠曲剖面。前隆迁移形成的不整合面表现为向克拉通方向前渊地层逐渐上超在不整合面上，且地层的间断向克拉通方向增大。沉积特征：前隆上假设有沉积发育，常会与前渊带的远源沉积混淆，主要区别是前隆沉积多表现为区域性均一、厚度较小、岩相上为远源水成和风成沉积、大量的古土壤的发育和相对低的沉降速率。隆后〔backbulge〕：由前隆与克拉通之间的沉积物构成，隆后带中沉降速率比拟低，地层单元比前渊沉积薄的多，该带的沉积体系以浅海和非海相为主。由于远离造山带物源区，沉积物粒度较细，局部粗粒的沉积物出现在抬升的前隆的翼部。两类前陆盆地及其区别〔板块边界性质、离板块边界的远近〕周缘前陆盆地：陆陆碰撞的板块构造背景，与A型俯冲有关，形成于造山带前缘的俯冲板块之上，是大陆碰撞及其以后形成的岩石圈挠曲盆地，接近蛇绿岩缝合带，远离岩浆弧带弧后前陆盆地：发育于洋陆俯冲的板块构造背景下，与B型俯冲有关，形成于大陆边缘岩浆弧内侧的仰冲板块之上，远离蛇绿岩消减杂岩体，接近岩浆弧沉积体系概念、研究任务及分析方法沉积体系：在沉积环境和沉积作用过程方面具有成因联系的一系列三维成因相〔相当于沉积微相〕的集合体。沉积体系的最根本单元是空间上具有成因联系的相。研究任务：沉积体系分析的研究任务依据分析方法尺度的不同包括：对一个露头剖面、钻井柱状或盆地局部，核心内容是对沉积岩的结构、沉积构造、化石和岩性组合的解释对一个沉积盆地，在于揭示沉积体系的相互配置关系分析方法：1、成因标志分析法/相标志概念：沉积物〔岩〕中蕴含的能指示一定环境条件的各种特征。相标志的类型包括：〔1〕岩性标志：颜色、成分、结构、构造、垂向层序等。〔2〕古生物标志：实体化石及其生态、遗迹化石。〔3〕地球化学标志：微量元素、同位素、稀土元素等。2、沉积模式分析法概念：利用沉积物垂向序列和各种沉积体的三围空间形态分析，进而确定沉积环境的工作方法-垂向和横向相关系。3、构成要素分析法沉积体系域是指在同一时期〔即一个等时地层单位内〕发育形成的各类沉积体系的空间组合。冲积扇沉积过程〔两种〕与沉积类型〔四种〕、识别标志沉积类型〔四种〕识别标志：1、岩性：色红、粒粗、混杂、杂基多、盐类矿物2、结构：砾石多，成熟度低，结构混杂，分选差3、生物化石：极少4、沉积构造：层理不甚发育，块状和冲刷构造5、垂向序列：正、反旋回曲流河和辫状河沉积特征及沉积模式；河道相组沉积特征：岩石类型以砂岩为主，次为砾石，粒度最粗；层理非常发育；缺少动植物化石；底部具有明显的冲刷面。道滞留沉积形成过程：河流在主流线或最深谷底线经过的侵蚀最强烈，砂级和泥级细粒局部被河水搬运到下游，而粗大的岩屑和岩块被滞留在冲槽中形成滞留砾石层。产出状态：河流沉积最底部，其下为冲刷面；砾石层呈厚度不大的似层状或透镜状。成分特征：成分复杂，以砾石为主，有少量泥砾，砂很少。构造特征：砾石磨圆好，具有一定分选，常呈明显的定向排列-叠瓦状构造，长轴与流向垂直，最大扁平面向上游倾斜②边滩沉积形成过程：发育在凸岸一侧的河道中，为向河道微微倾斜的砂质浅滩，覆盖在河道滞留砾石层之上，边滩随河道迁移不断侧向加积。成分特征：沉积物以砂为主，混有砾、粉砂和粘土；成分成熟度低；从滞留砾石层向上至边滩的顶部，粒度逐渐变细。构造特征：以大型交错层理为主，尤其以板状交错层理最为发育，下部多为大型沙垄迁移形成的槽状交错层理、板状交错层理，向上发育平行层理、波痕层理、爬升层理等，上部可出现沙纹层理，层理变化反映流态自下而上变小的趋势。③废弃河道沉积形成过程：废弃河道充填沉积相是曲流河沉积体系中特有的一种沉积相。河道废弃的方式包括：曲流截直、流槽截直和冲裂作用。其中曲流截直和流槽截直作用最常见，形成牛轭湖。沉积特点：较粗粒的河道沉积之上突然被细粒的砂和粉砂沉积所覆盖，具有小型交错层理，再上那么为发育水平纹层的暗色富含有机质的泥质牛轭湖沉积，在强复原条件下还有黄铁矿、菱铁矿结核的形成。牛轭湖沉积的厚度相当于废弃河道的水深，晚期易发生沼泽化，形成泥炭层。泛滥平原相组泛滥平原相组垂向上发育在河道沉积的上部。与河道沉积相比，其岩石类型简单，粒度较细，以小型交错层理为主。包括：天然堤、决口扇〔决口扇三角洲〕、洪泛平原、泥炭沼泽等成因相。①天然堤沿河岸分布的线状砂体，横剖面不对称，靠近河道处较厚，远离河道处变薄，呈向岸外倾斜变薄的楔状体。它们是在洪水溢出河道时，水流分散、流速突然减小，搬运能力迅速降低，河水中携带的沉积物快速沉积形成的。成分特征：主要由细砂岩、粉砂岩、泥岩组成，垂向上突出的特点是砂、泥岩组成薄互层。构造特征：下部砂岩中发育交错层理，以小型波状交错层理和槽状交错层理为特征；上部泥质岩中那么发育水平层理；泥岩中可见干裂、雨痕及植物根等，常有钙质结合发育。②决口扇形成过程：在洪水期由于天然堤决口，河水携带大量沉积物在洪泛平原上形成的扇状沉积体。成分特征：决口扇沉积物一般要比天然堤沉积物粗，主要为各种粒级的砂，主要由细砂岩和粉砂岩组成构造特征：具有小型交错层理、波状层理和水平层理，常见冲刷和充填构造，层序底部多具有明显的侵蚀面，与下伏泛滥平原的泥质沉积呈突变接触。剖面形态：呈舌状、向泛滥平原方向变薄、尖灭，剖面上呈透镜状。③洪泛平原backswamp〔重要分布特征：分布在河道两侧地势凹地带，只有在洪水泛滥时才能被洪水局部或者全部淹没。由洪泛席状砂、泛滥平原细粒沉积和泥炭沼泽组成。成分特征：通常形成粉砂和泥质沉积交互的沉积层，粒度是河流沉积中最细的。构造特征：层理类型简单，主要为水平层理和波状层理。潮湿气候区的泛滥平原中泥炭沼泽是很好的聚煤环境。辫状河沉积特征垂直古水流方向上总体显示为众多透镜体的相互叠置，而在平行古水流方向上那么表现为众多大型底形的逐渐进积过程。心滩沉积物一般粒度较粗，成分复杂，成熟度低。发育巨型或大型槽状、板状交错层理，砾石常呈叠瓦状，具冲刷面。比照曲流河和辫状河的分布关系及二者形成条件的差异；与曲流河相比，辫状河在垂向层序上有以下特点：①二元结构的底层沉积发育良好、厚度较大，而顶层不发育或厚度较小；②底层沉积的粒度粗，砂砾岩发育；③由河道迁移形成的各种层理类型发育，如块状或不明显的水平层理、巨型槽状交错层理和板状交错层理。曲流河的沉积模式的建立〔立体模型及垂向层序〕？曲流河沉积的标准垂向模式：“二元结构”是河流相沉积的重要特征。在一个地区的河流沉积剖面上，假设二元结构重复出现，那么可形成多个间断性的正旋回，每个旋回即由一个二元结构组成，通常称为河流沉积的一个“阶”河流沉积旋回的多阶性是河流相沉积的又一重要特征。辫状河垂向序列：最底部为河床滞留沉积，以含泥砾的粗砂岩和砾质砂岩为主，与下伏层呈侵蚀冲刷接触〔SS〕其上为不清晰的大型槽状交错层理含砾粗砂岩(A)，具有清楚槽状交错层理的粗砂岩(B)及板状交错层理砂岩(C)再向上主要由小型板状交错层理砂岩(D)组成，偶见大型水道冲刷充填交错层理砂岩(E)顶部由垂向加积的波状交错层理粉砂岩和泥岩互层(F)及一些具模糊不清的、角度平缓的交错层理的砂岩(G)组成。边滩、心滩的水动力特点、沉积物特点和异同？第三章盆地沉积体系分析16、河控三角洲的沉积相划分及沉积特点、垂向层序河控型形成的最主要环境因素是河流泥砂量大、小潮差、低波能以及稳定的充水盆地。三角洲平原相：开始出现分流河道处至海岸线之间的陆上局部。三角洲平原可视为河流相的缩影；与河流相、湖泊相的区别：分流河道和沼泽沉积构成了该亚相的主体，无或极少砾岩和化学岩。微相包括：分流河道、天然堤〔粉砂质〕、分流间湾、沼泽、越岸沉积、决口河道、决口扇。三角洲前缘相：呈环带状分布在分流河道的前缘地带，是三角洲的水下局部；是河流建设作用和海洋破坏作用相互影响最剧烈的地带。微相包括：水下分流河道、水下天然堤、分流间湾和河口坝近端河口坝〔砂体发育频繁、厚度大，砂为主，偶见下蚀的透镜状结构〕远端河口坝〔数量少，砂体小，泥为主〕前三角洲相：与三角洲前缘的分界线大致在正常浪基面附近，根本上不受浅水波浪的干扰。河流携带的悬浮质绝大局部在这里沉积，是三角洲沉积最厚的地区，沉积速率快，形成向海盆底部缓慢倾斜、范围广阔而平坦的泥质海底。特点：〔1〕岩性：主要是暗色泥岩和粉砂质泥岩，偶见海绿石〔2〕沉积构造：根本上是水平纹层，偶见透镜状层理。〔3〕生物：主要为广盐度的介形类、双壳类和有孔虫等，随着向海洋方向过渡，正常海相化石增多，生物潜穴及生物扰动构造发育。〔4〕前三角洲暗色泥岩富含有机质，可成为良好的烃源岩。〔5〕前三角洲泥向盆地过渡为浅海陆架泥质沉积。〔6〕洪泛期由于分流河道水体能量大，把沉积物搬运到前三角洲地区沉积，形成重力流沉积。河控三角洲特点1石类型及成分以砂岩、粉砂岩、粘土岩为主，成分成熟度较河流相高，在三角洲平原沉积中常见暗色有机质沉积，如泥炭或薄煤层等。无或极少砾岩和化学岩，这是与河流相和湖泊相的区别之一。2结构其结构成熟度较河流相高，由陆向海方向，砂岩中的碎屑粒度和分选有变细变好的总趋势。在C－M图上，三角洲前缘具有QR和RS段，其中以RS段最发育，反映悬浮搬运为主，滚动力组分较少。在概率图上，远砂坝沉积的粒度分布主要由细粒的单一悬浮总体组成，河口砂坝沉积有三个次总体，其中以跳跃总体为主，其粒度区间为2－3.5φ，分选好，其它两个总体含量少，分选差。3构造层理类型复杂多样。河流中沉积作用和海洋波浪潮汐作用形成的各种构造同时发育，如砂岩和粉砂岩中见流水波痕、浪成波痕、板状和槽状交错层理，泥岩中发育水平层理。此外还发育有波状、透镜状层理、包卷层理、冲刷－充填构造、变形构造、生物扰动构造等。4生物化石海生和陆生生物化石的混生现象是三角洲沉积的又一重要特征。但在三角洲形成过程中，由于咸、淡水混合，盐度变化大，水体混浊度高，狭盐性生物不易于繁殖，因此能堆积埋藏并保存为化石的原地生长生物主要为广盐性生物，如腹足类、双壳类、介形虫等，异地搬运埋藏的主要为河流带来的际生动植物碎片。在一个完整的三角洲垂向层序中，海生生物化石多出现于层序的下部，向上逐渐减少，但陆生生物化石向上增多，甚至在顶部出现沼泽植物堆积而成的泥炭或煤层。5剖面结构三角洲沉积在垂向上由下向上依次为前三角洲泥、三角洲前缘砂和三角洲平原分流河道沉积的下细上粗的反旋回沉层序。在三角洲平原分流河道沉积中为下粗上细的正旋回。这与河流相沉积的间断性正旋回有显著的不同。河口坝砂体也通常表现出正粒序特征。三角洲的反粒序可以理解为从前三角洲到三角洲前缘相，砂岩〔主要为河口坝〕越来越多，而且厚度越来越大，相反泥岩渐少，厚度渐薄。4砂体形态在平面上呈朵状或指状，垂直或斜交海岸分布。剖面上呈发散的扫帚状，向前三角洲方向插入泥质沉积之中，与前三角洲泥呈齿状交叉。在进积作用下，三角洲的垂向层序具有“海退”旋回的特点，具有典型的三层结构。第五章盆地热史分析17、常见的古温标法有哪些？古温标法是利用盆地内部沉积物提供的古温度信息结合盆地地层的埋藏历史来反演盆地的热历史。目前常用的古温标包括镜质体反射率、磷灰石裂变径迹、粘土矿物、生物标志化合物、流体包裹体测温、牙形石色变指数和39Ar/40Ar测年等。磷灰石裂变径迹的相关概念(裂变径迹及测年，退火及局部退火带，磷灰石局部退火带的范围)两块裂变碎片将向相反的方向运动，当这种快速运动的碎片通过矿物晶格时，沿其轨道造成辐射损伤，即裂变径迹〔fissiontrack〕，简言之铀裂变产物在矿物晶格内形成的辐射损伤区域。自发裂变径迹：由自发核裂变形成的裂变径迹。235U、238U和232Th在自然界中会自发性产生核分裂，其中235U在自然界含量极少，而232Th的半衰期远大于238U，因此矿物中的自发裂变径迹是238U自发性裂变形成的，也称之为古裂变径迹或古径迹。半衰期：放射性元素的原子核有半数发生衰变时所需要的时间。诱发裂变径迹：由诱发核裂变形成的裂变径迹。裂变激活能：可以使核裂变发生的最小附加能量。裂变径迹测年法是通过对铀裂变产物在矿物晶格内形成的辐射损伤即裂变径迹的统计，来完成年龄测试的。退火〔annealing〕：矿物中的裂变径迹都具有随着温度的增高而径迹密度减少、长度变短直至完全消失的特性，称为退火。其原因是裂变径迹在晶体内部造成的放射性损伤在特定的时间和外因作用下复原，径迹消失。〔矿物经历的温度越高，时间越长，退火作用就越强。〕局部退火带〔partialannealingzone〕：指裂变径迹开始积累至完全稳定所处的温度区间。在仅考虑温度影响的情况下，如果环境温度高于矿物的局部退火带的上限温度，裂变径迹发生完全退火；如果环境温度处于矿物局部退火带温度范围之内，裂变径迹发生局部退火；如果环境温度低于局部退火带的下限温度，裂变径迹不会发生退火。磷灰石裂变径迹的局部退火带范围：60-120℃磷灰石裂变径迹热史过程描述A:稳定降温；从100度〔200Ma〕线性降温到20度〔现今〕，地史上连续生成的各“组”裂变径迹开始时退火速率很快，然后在很长时间内，随着温度的降低，非常缓慢的退火，它们的最终退火率r主要取决于它们刚产生时的温度，故后来生成的径迹退火程度相对较低，径迹长度分布不对称，负偏，在13-15μm出现峰值。B:稳定升温；与稳定降温过程相反，从200Ma线性升温到现今，相继产生的各组裂变径迹的退火率r演化非常相似，退火速度由快变慢，随着温度的升高，相继生成的各组径迹的退火率r最后几乎全收敛在一条直线上，说明温度对退火的主要控制作用。不同时期生成的所