四川盆地古地溫梯度與古熱流研究

四川盆地古地溫梯度與古熱流研究

顯微鏡反射率ro主要記錄樣品經(jīng)歷的最高溫度，并不可逆性。這是限制盆地古地溫梯度（和古代熱流）的主要手段之一，也被用于四川盆地的熱史研究。曾道富在編制了《古地溫量格局》的基礎上恢復了盆地各部分的古地溫梯度。根據(jù)barka等人建立的反射率與最大溫度之間的關系，吳大茂研究了盆地各區(qū)域地層變化的最低值。陸清真利用科學%羅模型，反演川東、川東、川東的熱流歷史。楊懷輝、王偉等人還使用相同的方法對西壩和俄西延東地區(qū)的熱流進行了探討。但是,在上述大部分的研究中,使用的數(shù)據(jù)有限或集中在盆地的局部區(qū)域,同時,研究者所使用的鏡質體反射率模型不統(tǒng)一,導致具體的結論相差很大.筆者全面地收集了四川盆地的鏡質體反射率剖面,在此基礎上,利用簡化的“Easy%Ro”模型,恢復盆地各區(qū)域地層達到最大埋深時的古地溫梯度,然后結合本區(qū)構造演化,對盆地不同區(qū)域中新生代的熱歷史進行討論.1盆地內地溫梯度分布四川盆地在構造上屬于揚子板塊的一部分.根據(jù)構造和沉積特征,以華瑩山斷裂和巴中——龍泉山斷裂為界,盆地自東向西可分為川東隔擋式褶皺-沖斷帶、川中隆起帶和川西前陸坳陷帯三個次級構造單元.見圖1.基底形成以來,四川盆地主要經(jīng)歷了以下沉積與構造演化階段:震旦紀—中三疊世,盆地為海相碳酸鹽巖臺地沉積與構造演化階段;晚三疊世晚期—早白堊世,隨著龍門山構造帶向東沖斷、秦嶺造山帶向南推擠和江南隆起帶向西推擠,形成了與盆地毗鄰的三大構造帶及與構造帶平行展布的三個沉降中心帶,并接受了巨厚的陸相碎屑巖沉積;早白堊世末開始,盆地向西部和南部萎縮,部分地區(qū)遭受剝蝕;始新世中—晚期開始,四川盆地全面隆升,各區(qū)域剝蝕量估計在2～4km.現(xiàn)今的四川盆地是一個中低地溫梯度區(qū),綜合前人的研究成果和本研究收集的數(shù)據(jù),圖1給出了四川盆地現(xiàn)今地溫梯度的分布.圖中,川中和川南(23～30℃·km-1等值線)來自參考文獻;川西、川東和川東北等值線根據(jù)大地熱流匯編和本次研究中收集到的數(shù)據(jù),地溫梯度的局部特征來自參考文獻;22℃·km-1等值線為推測等值線.總地來講,四川盆地現(xiàn)今地溫梯度呈西南高東北低、中部高周緣低的分布特征.大部分地區(qū)地溫梯度介于20～25℃·km-1,盆地中部和南部為25～30℃·km-1,特別是在威遠、宜賓及屏山之間的地區(qū),高達30℃·km-1以上.而在盆地東緣、西緣和北緣地溫梯度最低,一些地區(qū)小于20℃·km-1.川中地區(qū)大地熱流在65～72mW·m-2,高于川西坳陷和川東地區(qū)(分別為55～60mW·m-2和平均47mW·m-2),與地溫梯度分布一致.但川西大地熱流明顯高于川東,盡管川西坳陷和川東地溫梯度相當.原因在于兩地測溫井段的導熱率不同,根據(jù)公開發(fā)表的資料,川西坳陷測溫井段基本為三疊統(tǒng)地層,導熱率為2.53～4.15W·mK-1;而川東測溫井段涵蓋二疊系至侏羅系地層,導熱率平均約為2.25W·mK-1.因此,四川盆地大地熱流與地溫梯度的分布并不完全一致,表現(xiàn)為川中大地熱流最高,川西其次,川東最低.2盆地熱歷史的計算鏡質體反射率剖面常用的分析方法有古地溫梯度法和古熱流法.古地溫梯度法較為簡便,但忽略了巖石熱導率的垂向變化及地層壓實過程中熱導率隨埋深的變化,也無法考慮盆地演化過程中諸如沉積、剝蝕、放射性生熱等因素的非穩(wěn)態(tài)熱效應.古熱流法是一種以恢復區(qū)域的熱流史為目標的鏡質體反射率反演方法,在一定程度上克服了古地溫梯度法的缺點.但反演過程需定量描述多種地質過程和物性參數(shù),而且一般情況下只能對樣品經(jīng)歷最高古溫度時的熱流或地溫梯度進行較好的約束.在本次收集到的剖面圖中,大部分鉆井缺乏生熱率和導熱率等資料,因此只能采用古地溫梯度法.古地溫梯度法得到的地溫梯度對應于研究井段平均熱導率的平均地溫梯度.當鏡質體反射率樣品的取樣與現(xiàn)今地溫梯度的測量針對相同井段時,古今地溫梯度具有可比性,通過對比可揭示盆地的熱歷史.Easy%Ro模型是目前應用最廣泛的是鏡質體反射率計算模型.根據(jù)該模型,鏡質體反射率并不直接與樣品經(jīng)歷的最高古溫度相對應,而是由樣品經(jīng)歷的整個溫度史決定,不能直接應用于古地溫梯度法.不過,通過引入最高古溫度附近的溫度變化率Hr(單位℃·Ma-1,見圖2a),可簡化為如下公式:Tmax=(lnRo+1.78)/0.0124?ΔT(Ro)+5.9lnHr,0.3<Hr<25;當Hr<0.3時,Hr=0.3(1)ΔT(Ro)=???????????????????????262ln(Ro)5+908ln(Ro)4+1130ln(Ro)3+601ln(Ro)2+119ln(Ro)+2?87ln(Ro)6+319ln(Ro)5?448ln(Ro)4+291ln(Ro)3?93ln(Ro)2+25ln(Ro)+3Τmax=(lnRo+1.78)/0.0124-ΔΤ(Ro)+5.9lnΗr,0.3<Ηr<25;當Ηr<0.3時,Ηr=0.3(1)ΔΤ(Ro)={262ln(Ro)5+908ln(Ro)4+1130ln(Ro)3+601ln(Ro)2+119ln(Ro)+2-87ln(Ro)6+319ln(Ro)5-448ln(Ro)4+291ln(Ro)3-93ln(Ro)2+25ln(Ro)+3其中,Tmax(圖2a)為樣品經(jīng)歷的最高溫度,℃.研究表明,對于大部分沉積盆地,地層溫度變化率介于0.25～9.00℃·Ma-1,平均為1℃·Ma-1.圖2b給出了不同溫度變化率下鏡質體反射率與樣品所經(jīng)歷的最高溫度之間的關系.從圖中可以看出,依據(jù)Easy%Ro模型,鏡質體反射率大小主要取決于樣品經(jīng)歷的最高古溫度,同時與最高古溫度附近的溫度變化率有關.圖2a中K1和K2分別為Tmax附近的增溫速率和降溫速率(℃·Ma-1)由于晚白堊世以來四川盆地遭受到強烈的剝蝕,因此可以合理地認為,四川盆地的地層(至少是淺部數(shù)千米的地層)在早白堊世末及其后達到最大埋深時,同時經(jīng)歷最高古溫度.這種情況下,Hr主要取決于當時的地溫梯度和最大埋深前后的沉積速率和剝蝕速率.因此,對于同一鏡質體反射率剖面上的所有樣品,Hr是相同的.在這種情況下,Hr的取值會影響到剝蝕量的求取但不影響古地溫梯度的求取.本次研究只恢復古地溫梯度,因此,對所有鏡質體反射率數(shù)據(jù),Hr取1℃·Ma-1.3異常數(shù)據(jù)處理本研究共收集了37口井的鏡質體反射率剖面,其中大部分數(shù)據(jù)來自公開發(fā)表的文獻[3,4,5,6,7,8,22,23,24,25,26],所處地層主要為侏羅系、三疊系和二疊系.根據(jù)大部分鏡質體反射率計算模型和大量實測的鏡質體反射率剖面,鏡質體反射率的對數(shù)(lnRo)與深度呈良好的線性相關性或分段線性相關性.本次收集到的大部分剖面滿足這一特征,但部分剖面數(shù)據(jù)異常,和整個數(shù)據(jù)剖面的趨勢明顯不符.引起數(shù)據(jù)異常的原因可能有多種.例如,超壓、巖漿活動及熱流體等局部熱事件,斷層和褶皺等構造活動等.不同因素造成的鏡質體反射率數(shù)據(jù)異常的幅度、范圍和分布通常具有明顯的特征,借助這些典型的特征,可以識別剖面上明顯的異常數(shù)據(jù).經(jīng)過預處理,選擇了27個Ro剖面(位置見圖1)進行解釋(見圖4).其中,CF82,CY84,MB1,PG1及L4-1來自參考文獻;L4-2,CY1,MA1,XC2及J28,T1來自參考文獻;CH100,CX93來自參考文獻;AP1來自參考文獻;SS1來自參考文獻;HT2及BM2來自參考文獻;CX565,CY92來自參考文獻;GK1及P1來自參考文獻;其他數(shù)據(jù)為本次研究收集.4盆地古地溫梯度特征對于上述剖面,首先利用公式(1)將“Ro—深度”關系轉換為“樣品最高古溫度—深度”關系,然后,通過線性回歸計算古地溫梯度,結果見表1.能夠收集到的部分鉆井的現(xiàn)今地溫梯度也列于表中.四川盆地古地溫梯度等值線如圖4所示.從圖中可以看出,四川盆地古地溫梯度分布總體呈現(xiàn)南部略大于北部、東部大于西部的特征.與現(xiàn)今地溫梯度呈西南高東北低、中部高周緣低的分布特征明顯不同.同時,在盆地范圍內,古地溫梯度的差異(0～5℃·km-1)小于現(xiàn)今(0～10℃·km-1).根據(jù)現(xiàn)今構造分區(qū),結合分析結果的一致性及古今地溫梯度的變化趨勢,將古地溫梯度分為5個區(qū)域.表2匯總了各區(qū)域分析結果,其中古地溫梯度對應時間為盆地各區(qū)域達到最大埋深的時間.4.1鏡質體反射率剖面與地層強度川東北地區(qū)指川中隆起帶和川東隔檔式褶皺帶北部.現(xiàn)今2～6km井段地溫梯度介于18～23℃·km-1,平均20.7℃·km-1.該區(qū)鏡質體反射率主要來自1～5km井段,在4口井中,除CY84指示的古地溫梯度較高(25.7℃·km-1)外,其他3口井均在23℃·km-1左右,略高于現(xiàn)今的地溫梯度.川東地區(qū)大部分鏡質體率剖面來自其東北部的鄂西渝東地區(qū).根據(jù)鉆井溫度,該地區(qū)的鉆井XC2,J28和CY1的現(xiàn)今地溫梯度分別為20,21和21.7℃·km-1(測溫井段1～4km),與川東北地區(qū)接近.鏡質體反射率剖面指示的古地溫梯度為24～27℃·km-1,平均約25℃·km-1,明顯高于現(xiàn)今.G8井位于川東低陡褶皺帶,現(xiàn)今地溫梯度略高于鄂西渝東,約為23℃·km-1;顯示的晚白堊世地溫梯度約為24.2℃·km-1,略大于現(xiàn)今.4.2—川中與川南地區(qū)川中指四川盆地中部,即川中平緩隆起區(qū)中南部.川中地區(qū)現(xiàn)今地溫梯度介于22～26℃·km-1(見圖1).不過,據(jù)文獻,圖1中NJ,GK1及AP1井附近的地溫梯度可能被低估了1～2℃·km-1.該地區(qū)4口井中,北部的SS1古今地溫梯度接近.南部NJ,GK1及AP1這3口井指示的古地溫梯度介于22.6～24.4℃·km-1.考慮到可能被低估了1～2℃·km-1,因此晚白堊世以來,這3口井的地溫梯度可能升高了2～3℃·km-1.川南主要指川中低陡褶皺帶,包括川西坳陷帶和川東褶皺帶南部的部分地區(qū).川南現(xiàn)今地溫梯度為26～30℃·km-1,該區(qū)4口井所示在23.1～26.2℃·km-1.表明該地區(qū)晚白堊世以來地溫梯度顯著升高,升高幅度約3～4℃·km-1,大于川中.4.3古地溫梯度特征川西地區(qū)主要指川西坳陷,但不包括其最南端.川西拗陷上三疊統(tǒng)地層的地溫梯度普遍較低,多在17～23℃·km-1.從現(xiàn)今地溫梯度分布來看,龍門山中斷前緣較低,向盆地內部、南部變大.川西地區(qū)鏡質體反射率也主要來自上三疊統(tǒng)地層.L4-1井指示的地溫梯度較高,達25.7℃·km-1,與現(xiàn)今背景地溫梯度相當.川西中段的CX93,CH100,CH565和GJ井指示的古地溫梯度介于18～23℃·km-1,與現(xiàn)今地溫梯度相當.然而,CY92指示的古地溫梯度較高,達到26.4℃·km-1.不僅遠大于現(xiàn)今,也明顯高于其他幾個剖面所指示的古地溫梯度.川西南段的HT1和BM井指示的古地溫梯度在22～23℃·km-1,也與現(xiàn)今地溫梯度相當.綜合上述分析,晚中生代以來四川盆地各區(qū)域熱歷史演化存在差異:川西地區(qū)古今地溫梯度相當(見圖4淺灰色區(qū)域);川東和川東北地區(qū)古地溫梯度高于現(xiàn)今,尤其是川東地區(qū)(圖5深灰色區(qū)域);川中和川中南部地區(qū)地溫梯度升高,尤其是川南地區(qū)(圖5中灰色區(qū)域).5早、晚、古近紀各區(qū)域熱歷史由于方法的局限性,利用鏡質體反射率只能恢復四川盆地各區(qū)域早白堊世末—古近紀各區(qū)域地層達到最大埋深時的地溫梯度.下面結合其構造演化,討論其整個中新生代以來的熱歷史.5.1大塔場玄武巖噴溢活動特征峨眉山玄武巖噴發(fā)是晚古生代揚子板塊西緣最重要的構造熱事件.峨眉山玄武巖是被國際學術界認可的大火成巖省,中心位于云南大理至四川米易一帶,東至貴州水城,西達金沙江邊,北起甘孜,南達元江,出露區(qū)直徑達800km.測年資料和地層對比資料表明,玄武巖漿噴溢活動始于早二疊世,于晚二疊世達到高峰.在盆地范圍內,同一時期的玄武巖存在于川西南段熊坡背斜、龍泉山背斜油罐頂、大塔場背斜、威遠背斜;川東雷音鋪、黃泥堂、大池干井等背斜上的鉆井中均有發(fā)現(xiàn).川東上二疊統(tǒng)底部發(fā)現(xiàn)玄武巖,經(jīng)測定,系來自地殼深處35～100km的上地幔物質,玄武巖沿隱伏深斷裂帶噴出或侵位呈順層分布,已知厚度為18～200m以上.可見,四川盆地在二疊紀也經(jīng)歷了一次構造熱事件.這次熱事件可能與峨眉山大火成巖省有關,因此,影響范圍不應僅限于川東和川西南,而是波及四川盆地大部分地區(qū).受這期構造熱事件的影響,中生代初期四川盆地處于比較高的地溫場背景.5.2活動構造對地溫梯度的影響中三疊世末,上揚子地區(qū)轉變?yōu)閴号きh(huán)境.對于四川盆地大部分地區(qū),擠壓作用主要表現(xiàn)為殼內的滑脫推覆,深部熱作用弱.而川南地區(qū)鄰近康滇地區(qū),康滇地區(qū)中生代以來殼下深部熱作用一直比較活躍.無論是晚二疊世玄武巖漿溢流還是印支期的大陸裂谷發(fā)育,對川西南地區(qū)的熱歷史可能均有所影響,使該地區(qū)一直具有較高的地溫梯度.近期的活動構造對川南地區(qū)的影響是明顯的.四川盆地現(xiàn)今的活動構造集中在盆地的西南部邊界的滎經(jīng)——馬邊——鹽津逆沖構造帶,以及盆地內部的內江、自貢、威遠及樂山、仁壽等地,而這些正是四川盆地地溫梯度最高的地區(qū).這表明,這些地區(qū)的活動構造加強了深部熱物質的向上對流和熱傳導,使區(qū)域地溫梯度增高.5.3盆地熱事件與巖石圈厚度的關系根據(jù)地震和重力研究結果,四川盆地地殼的厚度變化不大,但巖石圈的厚度變化很大,形成以川中為幔隆區(qū)、甘孜——阿壩和川東為幔拗區(qū)的巖石圈格局,川西處于幔隆區(qū)和幔拗區(qū)的過渡帶上.四川盆地大地熱流(見表2)與巖石圈形態(tài)相對應.事實上,從更廣大的區(qū)域來看,四川盆地及其鄰近區(qū)域的大地熱流和巖石圈厚度之間存在明顯的相關性.基于這種對應關系,一些研究者認為,現(xiàn)今川中地區(qū)的高熱流源于巖石圈的減薄,而部分周緣地區(qū)的低熱流源于巖石圈的增厚.本研究為這一認識提供了證據(jù).關于中-新生代四川盆地巖石圈厚度演化的機制,前人并未給出詳細論述.根據(jù)文獻,現(xiàn)今四川盆地巖石圈厚度大于120km的區(qū)域位于大巴山和華鎣山構造帶前緣.因此,四川盆地現(xiàn)今巖石圈格局可能始于盆地東緣與東北緣在中燕山期所受到的擠壓作用.如圖5所示,受J3-K1期間的西北向主應力場強烈擠壓,盆地東緣與東北緣形成了大巴山和華鎣山弧形構造帶,并在構造帶前緣形成厚巖石圈.擠壓可能只是使巖石圈小幅度增厚,但由于與下地幔相比,上地幔較冷,密度較大,巖石圈初始的小幅度增厚會誘發(fā)上地幔巖石圈重力失穩(wěn),并導致上述兩個區(qū)域上地幔巖石圈大幅度增厚.而伴隨著盆地周緣地區(qū)巖石圈的增厚,川中地區(qū)巖石圈減薄.而在盆地西部,晚三疊世時晚龍門山崛起,長期的擠壓和走滑作用主要在比較薄弱的龍門山釋放,因此,川西巖石圈比較穩(wěn)定.總結上述分析,可認為四川盆地中生代以來各區(qū)域熱歷史