塔里木盆地下古生界古溫標恢復古生代熱史的古溫標分析

塔里木盆地下古生界古溫標恢復古生代熱史的古溫標分析

熱歷史是地質演化過程中熱動態(tài)的反映，這控制著盆地內(nèi)泉巖的泉巖生產(chǎn)油的時間。目前，國際盆地熱歷史恢復方法可分為兩種類型：一種是古代溫度標法，主要包括有機質、液體層、流體、礦物變形和礦物變形路徑等。根據(jù)盆地構造發(fā)育的熱動態(tài)模型，第一種主要是從盆地規(guī)模中研究，第二種是從巖石圈的角度分析盆地的熱歷史。古代溫度標法可以通過測量數(shù)據(jù)確定模擬結果，因此被認為是一種實用的研究方法。然而，在疊合盆地早期古生代（如塔里木盆地）碳酸鹽巖地區(qū)的熱歷史恢復中，缺乏有效的古文彪標準，如瀝青路體反射率、牙色素質反射率、鏡狀體反射率、生物碎屑反射率、有機質自由基濃度、激光拉曼光譜等。這些指標被用作研究海洋相碳酸鹽巖層系熱歷史的古文標和泉巖的有機質成熟度。在這里，有許多文獻不解釋這一點。最近10多年來國內(nèi)學者對塔里木盆地的熱體制進行了大量的研究,包括盆地現(xiàn)今地溫和大地熱流分布特征[1~5],盆地的巖石圈熱-流變學結構等,認為盆地現(xiàn)今總體上是一個低溫的盆地.而對盆地熱歷史的研究則主要是依據(jù)古溫標方法[8~13],少數(shù)學者應用盆地演化熱動力學模型研究熱流演化.盡管如此,對塔里木盆地古生代的熱史一直存在爭議.這主要是由于塔里木盆地特殊的復合疊合構造演化及沉積特點所決定的.中生代、新生代以來的熱史恢復可以通過現(xiàn)有古溫標進行反演,不同學者的研究結果都大致相當;而古生代,特別是早古生代盆地沉積以碳酸鹽巖層系為主,目前國際上最常用的古溫標-鏡質體反射率和磷灰石裂變徑跡在此均無法獲取.對盆地早古生代熱史的研究主要是依據(jù)一些有機質成熟度指標(如瀝青反射率、牙形石色變指數(shù)、鏡狀體反射率、生物碎屑反射率)換算而成的“等效鏡質體反射率”所進行的模擬計算.由于對這些描述海相碳酸鹽巖成熟度指標的認識不同,導致了對盆地早古生代熱歷史認識的差異.上述學者的研究結果都支持了盆地古生代較高的地溫梯度的觀點(認為該時期的地溫梯度在30~40℃/km之間);而一些學者則認為塔里木盆地該時期的地溫梯度是較低的,僅為20℃/km左右1).塔里木盆地早古生代的這種“冷”、“熱”盆之爭導致了對塔里木盆地下古生界烴源巖生烴演化時期的認識不一,制約了油氣勘探.對塔里木盆地古生代熱史恢復的關鍵是獲得可靠的、且能記錄該時期熱信息的古溫標.近年來,國際上已經(jīng)將(U-Th)/He熱定年技術廣泛應用地質體定年[17~19]、造山帶熱史[20~23]、地形地貌演化和沉積物源研究[24~32]等方面,這也為盆地熱歷史恢復提供了一種新的古溫標.盡管(U-Th)/He熱定年技術并非是一種新技術,但運用于沉積盆地熱史恢復卻仍是一種全新的方法.(U-Th)/He定年技術的原理是根據(jù)磷灰石等礦物顆粒中U、Th衰變產(chǎn)生He發(fā)展而來的.通過測量樣品中放射性He、U和Th的含量,就可以獲得(U-Th)/He的年齡.可用于(U-Th)/He熱定年測試的礦物有橄欖石、輝石、角閃石、石榴子石、磷灰石、鋯石、榍石、磁鐵礦、赤鐵礦等,目前應用較多的是磷灰石、鋯石和榍石.依據(jù)自然樣品和熱模擬試驗,不同礦物其(U-Th)/He體系的封閉溫度差別較大,磷灰石He擴散的封閉溫度較低為75℃,鋯石的He封閉溫度在170~190℃之間,榍石則為191~218℃.雖然利用磷灰石的(U-Th)/He熱定年可以精細研究低溫下的冷卻歷史,但在用于沉積盆地的熱歷史恢復時,必須與其他古溫標(磷灰石裂變徑跡、鏡質組反射率等)結合起來才能奏效.磷灰石裂變徑跡和He熱定年技術的結合可以揭示45~110℃溫度范圍的精細冷卻歷史.但針對塔里木盆地下古生界地層所經(jīng)受的較高溫度(目前的烴源巖均處于高-過成熟狀態(tài)),僅僅依據(jù)磷灰石的He年齡或裂變徑跡不足以解決問題,必須利用較高封閉溫度的鋯石的He年齡.本文分別測試了磷灰石和鋯石的(U-Th)/He年齡,對塔里木盆地典型井區(qū)早古生代的熱史進行約束反演.由于研究區(qū)的志留系和泥盆系常常難以劃分,本文的早古生代包括了寒武紀、奧陶紀和志留-泥盆紀.1樣本和實驗1.1樣品的采集和分析方法在下古生界地層中獲取磷灰石和鋯石樣品是本研究的關鍵.對于塔里木盆地的上古生界地層,由于以碎屑巖沉積為主,可以獲取理想的磷灰石和鋯石樣品進行(U-Th)/He年齡測試.而塔里木盆地下古生界盡管以碳酸鹽巖沉積為主,但在中上奧陶統(tǒng)有碎屑巖沉積,在巴楚隆起等部分地區(qū)的寒武系底部有海相碎屑巖沉積,可以獲取研究所需的磷灰石和鋯石樣品,從而為研究提供了樣品保證.在塔里木盆地采集了5口井的樣品,其井位分布見圖1.所采集的樣品包括鉆孔巖芯和巖屑砂巖樣品,進行重礦物分離獲取磷灰石和鋯石晶體.部分井(SH1和SH8井)采集了系列樣品.依據(jù)前人的重礦物分析表明,樣品采集區(qū)磷灰石和鋯石的含量是較高的,能夠得到所需的磷灰石和鋯石晶體.在巴楚隆起的T1井中取到了寒武系和震旦系碎屑巖并成功得到了磷灰石和鋯石樣品;在巴楚隆起的HT1井和孔雀河斜坡的KQ1井奧陶系獲得了碎屑巖樣品;此外,在其他一些井中的泥盆系和志留系均獲得了碎屑巖樣品,可以保證進行磷灰石和鋯石(U-Th)/He年齡測試.樣品基本情況與隨后測試結果一并列于表1和2中.1.2試樣中礦物顆粒中u和th的測定樣品測試在美國Arizona大學ARHDL實驗室(ArizonaRadiogenicHeliumDatingLaboratory)進行,并參照Reiners給出的(U-Th)/He年齡實驗過程.實驗主要分4個步驟進行:(1)樣品制備,(2)礦物晶體的釋氣和He濃度測試,(3)U-Th(Sm)含量測試,(4)(U-Th)/He年齡計算.首先從分選出來的重礦物精礦中挑選自形磷灰石/鋯石晶體,挑選時盡量確保磷灰石晶體不含包裹體.用激光束將單顆粒礦物晶體樣品加熱以提取He(將顆粒樣品放入金屬鈮容器中在1000℃加熱,磷灰石加熱3min,鋯石加熱15min)提取出來的He在低溫條件下對4He/3He分別進行聚集、純化后,利用四極質譜儀測定4He/3He.一般情況下,測試完4He/3He后的樣品放入經(jīng)過校準的229Th和233U溶液,然后將磷灰石/鋯石樣品在濃度約為30%的HNO3中溶解(將鋯石先置于HF和HNO3的溶液中溶解,再用H3BO3去除氟化物).由于本次實驗的磷灰石樣品幾乎都不同程度含有小的包裹體,因此在酸溶解這個步驟中采用了與鋯石相同的方法最后得到的溶液用同位素稀釋法通過ICP-MS來測量238U/233U和232Th/229Th比值,從而得到磷灰石和鋯石晶體中U和Th的含量.研究中,每個樣品測試兩個礦物顆粒,最后給出加權平均值(表1和2).2(U-Th)/He年齡解釋如前所述,磷灰石He封閉溫度較低為75℃,而鋯石的He封閉溫度在170~190℃之間.因此,對于塔里木盆地古生代熱史恢復鋯石的He年齡可能更為有效.對于磷灰石中He部分保留區(qū)(HeliumPartialRetentionZone,PRZ)前人認為一般在40~80℃.我們在另文中依據(jù)3口井系列樣品的數(shù)據(jù),得到了塔里木盆地磷灰石He年齡的封閉溫度在85℃,而與四川盆地川東北地區(qū)的磷灰石He年齡封閉溫度大致相當.這里,重點分析測試井區(qū)的鋯石和磷灰石He年齡(結合裂變徑跡和鏡質體反射率)與樣品埋深和溫度的關系.2.1封閉溫度對樣品粒徑的影響順托果勒低隆起位于塔里木盆地北部坳陷區(qū),震旦紀-早奧陶世主要為臺地碳酸鹽沉積.中晚奧陶世-志留紀的加里東運動晚期,發(fā)育以陸源碎屑為主的沉積建造.泥盆紀開始的海西運動期,順托果勒低隆起泥盆系遭受強烈剝蝕,石炭紀-早二疊世經(jīng)歷最后一次大規(guī)模海侵,早二疊世晚期海西運動逐漸加強,順托果勒低隆起抬升并開始了陸相沉積.印支-喜山運動期發(fā)生多次南北差異隆升沉降,至新生代進入?yún)^(qū)域性北傾的大單斜構造格局.本區(qū)分析了SH1和SH8井的系列樣品.SH1井鉆至中上奧陶統(tǒng),缺失侏羅系地層.本井盡管在早期有過較大的抬升剝蝕,但在晚古生代以來總體上是連續(xù)沉降沉積的,且現(xiàn)今的埋藏深度即為歷史上最大的埋藏深度(參見隨后的沉積埋藏史圖).SH1井的古生界地層現(xiàn)今埋藏深度較大,磷灰石(U-Th)/He年齡早已為零,說明了該層系的溫度超過了磷灰石He封閉溫度;鋯石He年齡在淺部均大于地層的年齡,而在約4000m深度(或90℃,該井現(xiàn)今地溫梯度為19℃/km)以下的He年齡開始小于地層年齡(圖2),說明樣品均不同程度受封閉溫度的影響(僅一個石炭系樣品的年齡稍大于地層年齡,這可能與物源有關).但直到5000m深度(或120℃)以下,樣品的He年齡也僅略小于地層年齡推測樣品受到封閉溫度的影響.此外,依據(jù)磷灰石裂變徑跡長度也顯示了徑跡部分退火(圖2);磷灰石裂變徑跡年齡在大致5400~5500m處為零,表明裂變徑跡完全退火.因此,從磷灰石裂變徑跡的角度推測該井區(qū)在5500m深度處達到了125℃左右的溫度而等效鏡質體反射率(VRo)值在4838m深度處為1.27%,仍處在生油窗范圍內(nèi).總體上,該井區(qū)的地溫梯度是比較低的.同處于順托果勒低隆起上的SH8井的鋯石He年齡隨深度/溫度的演化與此相似(本井未測試磷灰石的He年齡),在淺部均大于地層的年齡,而在約5000m深度(或100℃)以下的He年齡開始小于地層年齡(圖3),說明樣品均不同程度受封閉溫度的影響.與SH1井的樣品相似,SH8井也有個別樣品(石炭系樣品)的He年齡在深部仍大于地層年齡,這可能是與該樣品的物源有關.但直到6400m深度(或135℃)以下樣品的He年齡依舊較大(如SH8-13樣品,He年齡為386.5Ma).推測樣品仍未達到鋯石的(U-Th)/He封閉溫度(170~190℃),也說明了塔里木盆地較低的地溫梯度.同時,也揭示了塔里木盆地的鋯石He年齡封閉溫度可能要大于文獻值的170~190℃.2.2區(qū)域構造背景對地層熱改變的影響巴楚隆起位于塔里木盆地中央隆起帶西段,經(jīng)歷了以古生代海相為主的克拉通地臺型沉積演化和中-新生代以前陸盆地-斜坡-前陸隆起為主的沉積階段,該區(qū)中生界缺失,新生界直接不整合覆蓋在古生界之上.古生界受加里東-海西晚期區(qū)域構造影響,造成奧陶-二疊系等不同程度的構造剝蝕或沉積缺失,且在海西晚期伴生有較強烈的基性-酸性巖漿侵入活動和基性火山噴發(fā)巖廣泛分布,為該時期塔里木構造活動最強烈的地區(qū)之一.中生代因受海西晚期以后-喜馬拉雅早期以隆升為主的構造運動的影響,在區(qū)塊內(nèi)普遍沉積缺失.新生代受以喜馬拉雅區(qū)域構造運動為主形成的前陸隆起為主體的區(qū)域構造運動控制,發(fā)育了一套以陸相為主的碎屑巖沉積.本區(qū)分析了HT1和T1井的樣品.T1井位于巴楚隆起西段的同崗構造帶,HT1井則位于隆起東段的卡拉沙依構造帶.在T1井的下古生界寒武系底部、志留系及前寒武系地層中取到了碎屑巖樣品,并分別測試了鋯石和磷灰石的He年齡.T1井志留系樣品磷灰石He年齡分布在5.7~34Ma,遠小于地層年齡(圖4),由于磷灰石樣品目前埋藏很淺,推測經(jīng)歷了較高的溫度(本井現(xiàn)今實測地溫梯度僅為21℃/km).鋯石樣品來源于下古生界層系(2095~4707m),其He年齡也比地層年齡小,推測其曾經(jīng)歷了較高的溫度(較大的埋深),這與該地區(qū)的構造演化是一致的.本井區(qū)下奧陶統(tǒng)直接與志留系接觸、古近系直接覆蓋在志留系之上,表明在這兩個不整合之間存在巨大的剝蝕厚度,缺失泥盆系至白堊系地層.鋯石He年齡值452和334Ma大致分別代表了加里東晚期和海西早期的構造抬升時間.正是古生界層系的樣品中保留了其熱信息,使得本井區(qū)利用He年齡等古溫標進行熱史恢復可以實現(xiàn).本區(qū)的HT1井僅測得一個奧陶系樣品,但其鋯石的He年齡與地層相當,而該樣品的埋藏深度已超過4000m,說明了該井區(qū)的地溫梯度較低.該井石炭-二疊系地層前人測試了若干個鏡質體反射率數(shù)據(jù),范圍在0.45%~0.7%之間,總體上處在低成熟階段,也反映了其所在地層經(jīng)歷的古地溫并不高.2.3熱歷史與熱鑒定孔雀河斜坡在海西早期隨著庫魯克塔格的隆起而長期處于升隆狀態(tài).本區(qū)的構造演化主要經(jīng)歷了震旦-中奧陶世拉張、奧陶紀末期隆升、志留末-三疊紀隆升剝蝕、中生代末期的再次抬升和新生代穩(wěn)定沉降等幾個階段.本區(qū)測試了KQ1井的樣品,該井鉆探證實缺失部分志留系、泥盆系-三疊系、部分侏羅系、部分白堊系及新生界部分層位.該井區(qū)鉆遇的奧陶系地層現(xiàn)今埋藏深度在3745m以下,與盆地其他地區(qū)相比其埋藏深度是較小的.這源于其海西期遭受的強烈剝蝕,后期埋藏深度較小.如此,本井古生界層系中的古溫標可以保留原始信息,反映古生代的溫度狀況.本井除了此次測試了磷灰石和鋯石的He年齡外,還收集了前人測試的磷灰石裂變徑跡長度與年齡、等效鏡質體反射率數(shù)據(jù)等古溫標(圖5).結合這些古溫標,可以研究該井的熱歷史.磷灰石He年齡大約在2500m深度左右已達到了完全封閉的溫度.該深度目前的溫度僅為62℃(依據(jù)試油溫度得到的本井地溫梯度為21.0℃/km,地表溫度按10℃計算).而依據(jù)前述塔里木盆地磷灰石He年齡的封閉溫度大致在85℃左右,說明樣品曾經(jīng)歷了較大的埋深或高溫狀況.本井S2y地層磷灰石的He年齡(94.6Ma)表明該地層在白堊紀末期經(jīng)歷了抬升運動,在新生代沉降過程中該地層溫度并未超過He封閉溫度;S1t,S1k和O2-3地層樣品的平均年齡分別為23.7,46.6和2.6Ma,依據(jù)現(xiàn)今地溫梯度得到這三個樣品現(xiàn)今溫度分別為66,75和102℃.而該井在新生代為持續(xù)沉降的過程,說明地層溫度在第三紀到現(xiàn)今已接近或超過磷灰石的He封閉溫度.鋯石的(U-Th)/He年齡隨樣品埋藏深度的加大而減小,志留系樣品的He年齡均大于地層年齡僅奧陶系樣品的He小于地層年齡.反映出奧陶系在演化過程中盡管未進入鋯石的He封閉溫度(170℃)但也經(jīng)歷了較高的溫度.同樣,磷灰石裂變徑跡長度和年齡數(shù)據(jù)也反映了經(jīng)歷較高的溫度.磷灰石裂變徑跡表觀年齡隨埋深的增加而逐漸減小,且均小于地層年齡,表明樣品普遍經(jīng)歷過退火作用影響.侏羅系樣品表觀年齡分別為64和130Ma,小于地層年齡,表明發(fā)生了退火(推測在晚白堊世處于冷卻抬升剝蝕的時期).志留系樣品年齡為80~107Ma也遠小于地層年齡.該年齡可近似反映抬升冷卻年齡,表明孔雀河斜坡在白堊紀有抬升冷卻事件.其徑跡長度分布范圍增加,短徑跡比例加大,說明志留系地層經(jīng)歷了比侏羅紀強的退火過程,古地溫梯度大約在70~90℃之間.中上奧陶統(tǒng)樣品表觀年齡進一步降低(55~65Ma),徑跡長度減小、分布寬度變窄,綜合表明該段地層經(jīng)歷了更高的古地溫,估算古地溫大約在90℃~100℃,但仍處于部分退火帶范圍.而在不整合面上下的鏡質體反射率數(shù)據(jù)則揭示了該時期的巨大抬升剝蝕量.3典型井結構的熱態(tài)平衡3.1盆地范圍內(nèi)古溫標的初步恢復對典型井的沉積埋藏史進行初步恢復是熱史研究的基礎.塔里木盆地的中新生界沉積厚度巨大,使得大部分古生代層系的埋藏深度均較大,從而造成了古生界的古溫標所“記錄”的熱信息被后期的巨大埋深的高溫所“湮滅”,從而無法恢復古生代的熱歷史.通常情況下,我們愿意尋找古生代上覆地層較薄的井區(qū)或者在古生代末期及中生代有過巨大抬升剝蝕的地區(qū).如此,古生界層系中的古溫標仍可能保留了原始信息能反映古生代的溫度狀況.因此,對沉積埋藏史的初步恢復也是我們決定取樣井的基礎.但是,對于后期快速沉積埋藏且沉積層系厚度巨大的井區(qū)(如SH1和SH8等井),雖然無法用于熱史恢復,但對于建立完整的He年齡封閉溫度剖面(保留區(qū),PRZ)和裂變徑跡退火剖面(AZ)仍具有重要意義.而對于在古生代之后存在巨大抬升剝蝕的井區(qū)(如KQ1和T1等井),則可以通過古生界層系中的古溫標來恢復古生代的熱史.通過盆地范圍內(nèi)典型井區(qū)的熱史恢復,可能解釋古生代的熱演化歷史.而中新生代以來的熱演化歷史還可同時通過上述后期連續(xù)沉積井區(qū)的熱史恢復來解釋,從而構成了完整的盆地構造-熱演化過程.根據(jù)研究井的鉆井分層數(shù)據(jù)和前人對主要構造演化階段構造抬升剝蝕量的研究成果[44~47],采用Sclater和Christie的模型進行壓實校正,我們分別對SH1,HT1,T1和KQ1井恢復了沉積埋藏史(圖6).3.2溫度演化路徑在上述典型井中,SH1井由于后期的深埋,現(xiàn)今的溫度基本就是其經(jīng)歷的最高溫度,其古溫標無法用來模擬熱史.本文僅對KQ1和T1井進行分析.我們以He年齡的約束為基礎,綜合利用其它古溫標對古生代的熱史進行了定量模擬.其中,磷灰石裂變徑跡采用扇形模型,鏡質體反射率采樣Easy%Ro模型,He年齡則依據(jù)Wolf等的磷灰石模型和Reiners的鋯石模型.利用HeFTy(2008年版本)模擬軟件采用MonteCarlo方法隨機模擬100條溫度路徑,其中“最好”的溫度路徑代表該樣品的熱史.這樣,結合樣品的沉積埋藏史就可以研究其古地溫梯度.在具體的模擬過程中,有時采用裂變徑跡數(shù)據(jù)、(U-Th)/He年齡和鏡質體反射率多種古溫標進行聯(lián)合模擬計算.依據(jù)裂變徑跡數(shù)據(jù)、(U-Th)/He年齡可以首先對構造-熱事件的時間進行約束,并作為溫度路徑設定的依據(jù).然后依據(jù)多種溫標同時進行擬合,當模擬計算的古溫標值與實測古溫標值吻合最好時溫度路徑即認為是可靠的溫度演化路徑.3.2.1不同地層的熱性能(1)樣品Kq1-1(2402.1m,S2y)的熱史.利用磷灰石和鋯石He年齡數(shù)據(jù)結合裂變徑跡數(shù)據(jù)(t=(64±4)Ma,L=(12.5±1.6)μm)和該井構造演化史,可以得到該樣品的溫度演化路徑(圖7).磷灰石的He年齡和磷灰石裂變徑跡參數(shù)記錄的溫度較低,反映了最后一次構造熱事件(白堊紀的構造抬升).鋯石的He年齡則能反映較高的溫度,這正是利用鋯石He年齡研究較早時期熱歷史的優(yōu)點.本井區(qū)海西期的構造-熱事件正是依據(jù)鋯石He年齡的數(shù)據(jù)來模擬計算的.結合埋藏史的恢復,模擬志留紀的地溫梯度為35℃/km左右.該樣品泥盆紀末期溫度在95~105℃之間,此時埋藏深度在2400m左右,因此平均地溫梯度在33.3℃/km左右(當時的地表溫度按20℃計算);在樣品埋藏深度最大時(大致在石炭紀晚期),樣品溫度在130~140℃之間.此時樣品埋藏深度近3700m,相應的地溫梯度為32℃/km.同樣可以得到白堊紀末期平均地溫梯度在28℃/km左右.本井區(qū)現(xiàn)今地溫梯度為20℃/km.海西構造運動抬升導致了樣品的溫度降低了近100℃,上覆地層被剝蝕了3100m.該時期的降溫率達到了0.8℃/Ma左右,地層的剝蝕速率大致為30m/Ma.此期間構造抬升量為1600m,構造抬升速率為11.4m/Ma(圖8).(2)樣品Kq1-2(2593.8m,S1t)的熱史.結合鋯石He年齡和磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)(t=(103±6)MaL=(10.0±2.9)μm)進行模擬表明(圖9),該樣品在泥盆紀溫度變化范圍較大,最高在140℃左右,深度在3880m左右,因此地溫梯度最高為32℃/km左右;白堊紀末期地層溫度為80~90℃,深度在2780m左右因此地溫梯度在23~27℃/km之間.(3)樣品Kq1-6(4133m,O2-3)的熱史.本井在奧陶系和志留系均有實測鏡質體反射率(VRo),因而可以同時利用鋯石He年齡和VRo數(shù)據(jù)進行約束(圖10)同樣品Kq1-1相似,結合樣品的沉積埋藏史,可以得到奧陶紀末期的古地溫梯度達35℃/km,志留紀-泥盆紀仍達33~35℃/km.3.2.2寒武系樣品的熱史路徑本井幸運采集到了震旦系和寒武系的碎屑巖樣品,得到了鋯石(U-Th)/He年齡,并以此對早古生代的熱演化歷史進行模擬計算.T1-8樣品(4707m,Z)的模擬結果顯示樣品所經(jīng)歷的最高溫度為150℃左右(圖11(a)),接近了鋯石的He封閉溫度.依據(jù)樣品的熱史路徑結合沉積埋藏史,可以得到寒武紀地溫梯度達27.5~28.6℃/km,奧陶紀的地溫梯度達30~32℃/km,志留~泥盆紀的地溫梯度在31~33℃/km之間.寒武系樣品的模擬也得到相似的結果(圖11(b)):樣品經(jīng)歷的最高溫度在145℃左右,也與鋯石的He年齡封閉溫度很接近.結合樣品的沉積埋藏史,得到寒武紀末期的地溫梯度在28~29℃/km之間,奧陶紀的地溫梯度在30~32℃/km之間,奧陶紀末期的構造抬升導致了25℃的降溫.志留~泥盆紀的地溫梯度在31~34℃/km之間.本井區(qū)在海西-燕山運動期間的構造抬升量接近1000m(圖8),構造抬升速率為5m/Ma,降溫速率為0.4℃/Ma左右.4奧陶紀構造背景和值礦地質背景(U-Th)/He熱定年技術目前主要用于造山帶熱史的研究,用于沉積盆地的熱史研究較少.本文依據(jù)首次測得的塔里木盆地鉆井樣品的磷灰石和鋯石(U-Th)/He年齡數(shù)據(jù),結合磷灰石裂變徑跡和有機質鏡質體反射率等古溫標模擬計算的塔里木盆地KQ1井和T1井區(qū)古生代的熱歷史.模擬結果表明,塔里木盆地塔東北和巴楚隆起區(qū)的熱史存在差異.巴楚隆起T1井區(qū)在寒武紀末期的古地溫梯度僅為28~30℃/km奧陶紀的地溫梯度為30~33℃/km之間,志留紀~泥盆紀地溫梯度為31~34℃/km.孔雀河斜坡的KQ1井區(qū)奧陶紀的地溫梯度可達35℃/km,志留紀-泥盆紀地溫梯度為32~35℃/km.盡管兩個井區(qū)的熱演化有差異但依舊揭示出塔里木盆地早古生代晚期(O-S)較高的地溫梯度.總體上,塔里木盆地巴楚隆起區(qū)早古生代的熱史前人研究較少,僅依據(jù)等效鏡質體反射率模擬計算了HT1井區(qū)附近的H4井的熱史,得到寒武紀-早奧陶世的地溫梯度為29~30℃/km,且對中晚奧陶世的地溫梯度則不同學者的認識不一.塔東北地區(qū)的孔雀河斜坡前人利用鏡質體反射率數(shù)據(jù)估算的奧陶紀的地溫梯度為30℃/km,低于本文的研究成果.塔里木盆地早古生代的熱史與其大地構造演化背景密切相關.塔里木盆地在寒武紀整個臺地沉沒于海水之中,發(fā)育臺地相為主,地溫梯度相對較低;奧陶紀基本繼承了寒武紀的格局且海侵范圍進一步擴大,發(fā)育以海相碳酸鹽巖為主.總體上,寒武紀-早奧陶世,古亞洲洋開啟,塔里木盆地處于克拉通邊緣坳拉槽階段;此后隨著古亞洲洋的閉合,塔里木克拉通邊緣坳拉槽消亡,塔里木進入前陸盆地發(fā)展階段,地溫梯度總體呈下降趨勢.本文通過He年齡模擬得到的兩口井的古生代熱史能否代表了塔里木盆地廣大區(qū)域當時的熱狀況?就現(xiàn)有資料看來,將這兩口井區(qū)的熱史代表塔里木盆地兩個典型構造單元的熱演化歷史可能更為合適,而對盆地其它構造