四川盆地震旦系—下古生界烴源巖熱演化模式及主控因素

饒 松，朱傳慶，王 強(qiáng)，唐曉音，李衛(wèi)衛(wèi)，姜光政，胡圣標(biāo)，汪集旸

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所 巖石圈演化國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

2 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

3 中國石油大學(xué)（北京），北京 102249

4 中國石油化工股份有限公司勘探南方分公司，成都 610041

1 引 言

烴源巖熱演化，即烴源巖成熟度演化，指烴源巖在不同地質(zhì)時(shí)期的成熟度狀態(tài)，是含油氣盆地?zé)N源巖評價(jià)的一項(xiàng)重要內(nèi)容，也是動態(tài)研究油氣生、排、運(yùn)、聚等成藏過程的基礎(chǔ)．目前，烴源巖熱演化模擬已經(jīng)成為油氣勘探中的一項(xiàng)標(biāo)準(zhǔn)技術(shù)［1］．

四川盆地震旦系—下古生界（俗稱下組合）油氣勘探已經(jīng)歷了40多年的歷史，累計(jì)鉆探井50多口，已發(fā)現(xiàn)了威遠(yuǎn)氣田、資陽氣藏以及高石梯—安平店、龍女寺等含氣構(gòu)造．位于川東高陡構(gòu)造帶和川南中低緩構(gòu)造帶交接部位的丁山1井，鉆遇多套生、儲、蓋組合，油氣顯示良好，展示了下組合良好的油氣勘探前景［2－4］．但總體來講，目前四川盆地震旦系—下古生界油氣勘探程度仍然很低．

四川盆地震旦系—下古生界烴源巖非常發(fā)育，主要有下寒武統(tǒng)筇竹寺組（C－1q，也稱牛蹄塘組C－1n）和下志留統(tǒng)龍馬溪組（S1l，與上奧陶統(tǒng)五峰組O3w基本上為連續(xù)沉積，可作為一套烴源巖）兩套區(qū)域性分布的優(yōu)質(zhì)烴源巖［5］．筇竹寺組烴源巖主要為深灰色、黑色泥巖及碳質(zhì)泥巖，幾乎遍布全盆，累計(jì)厚度20～450m，殘余有機(jī)碳含量為0．5%～4%，屬于Ⅰ型有機(jī)質(zhì)，現(xiàn)今Ro為2．0%～5．0%；下志留統(tǒng)龍馬溪組烴源巖主要為深灰色、黑色硅質(zhì)泥巖和含筆石頁巖，主要分布在盆地東部，累計(jì)厚度50～700 m，殘余有機(jī)碳含量為0．12%～3．6%，同樣為Ⅰ型有機(jī)質(zhì)，現(xiàn)今Ro為2．0%～4．0%［6］．

峨眉山大火成巖省位于揚(yáng)子板塊西緣，四川盆地西南部處于峨眉山地幔柱的“中帶”，川中、川南及川東南部分地區(qū)處于“外帶”［7－8］，如圖1所示．熱史恢復(fù)結(jié)果顯示，早晚二疊世期間的峨眉山地幔柱活動，對四川盆地構(gòu)造－熱演化產(chǎn)生了重要作用，構(gòu)成了四川盆地古生代熱體制的主控因素［9－12］，也深刻影響了下二疊統(tǒng)及其下伏烴源巖熱演化格局［13］．

圖1 峨眉山大火成巖省及四川盆地代表性鉆井分布圖（據(jù)文獻(xiàn)［7－8］修改）Fig．1 Geology of the Emeishan large igneous province and the location of several representative boreholes in the Sichuan basin（after Refs．［7－8］and modified）

關(guān)于四川盆地震旦系—下古生界烴源巖熱演化，前人做過一些研究．其中代表性的工作，張林等［14］將四川盆地震旦系—下古生界烴源巖熱演化初步劃分成4個(gè)階段：震旦紀(jì)—二疊紀(jì)前早期熱成熟作用、二疊紀(jì)—三疊紀(jì)再次變質(zhì)作用、侏羅紀(jì)快速增熟作用和白堊紀(jì)晚期成熟作用；徐國盛等［15］指出四川盆地不同地區(qū)震旦系—下古生界烴源巖熱演化特征存在明顯的差異；張斌等［16］認(rèn)為川中和川南地區(qū)震旦系—下古生界烴源巖熱演化屬于中期快速演化型，而川東和川東北地區(qū)以多期演化為特征．總結(jié)前人成果，存在兩個(gè)明顯的不足，一是前人研究往往只是針對四川盆地某一特定區(qū)塊或特定烴源層，將盆地不同構(gòu)造單元多套烴源層的熱演化特征進(jìn)行系統(tǒng)地對比研究并不多見；二是前人這些成果往往缺乏可靠的熱史數(shù)據(jù)，特別是忽略了早晚二疊世期間峨眉山地幔柱這一古生代最重要的構(gòu)造—熱事件的熱效應(yīng)，因而在此基礎(chǔ)上計(jì)算得到的烴源巖熱演化史也值得商榷．

本文在系統(tǒng)分析地層沉積樣式基礎(chǔ)上，綜合盆地?zé)崾坊謴?fù)成果［9－12］，模擬了四川盆地不同構(gòu)造單元共86口代表性鉆井和200余口人工井點(diǎn)下寒武統(tǒng)和下志留統(tǒng)烴源巖熱演化史，總結(jié)了其演化特征，建立了相應(yīng)的熱演化模式，并剖析了其主控因素．

2 地層沉積樣式

地層沉積樣式是烴源巖熱演化模式最重要的決定因素．例如，在中國東部中新生代斷陷盆地，可以通過地層沉積樣式來基本確定烴源巖熱演化模式，二者基本上是一一對應(yīng)的［17］．四川盆地是在上揚(yáng)子準(zhǔn)地臺基底上發(fā)展起來的疊合盆地，自晉寧期基底形成以后，在震旦紀(jì)—中三疊世演化為被動大陸邊緣；晚三疊世演化為前陸盆地；侏羅紀(jì)—早白堊世發(fā)展成陸內(nèi)坳陷盆地；晚白堊世沉積盆地萎縮衰亡，開始進(jìn)入以抬升剝蝕為主的構(gòu)造演化階段［18－20］，且盆地東部開始抬升時(shí)間早于西部［21－24］．四川盆地經(jīng)歷了多期的構(gòu)造運(yùn)動：加里東期的廣西運(yùn)動，海西期的昆明運(yùn)動、東吳運(yùn)動，中生代的印支運(yùn)動、燕山運(yùn)動以及新生代以來的喜山運(yùn)動，多期的構(gòu)造運(yùn)動使沉積地層經(jīng)歷了復(fù)雜的埋深—抬升過程，各期構(gòu)造運(yùn)動造成的剝蝕量也存在較大差異［23－29］．在用回剝法恢復(fù)沉積埋藏史的基礎(chǔ)上，考慮到加里東期震旦系—下古生界烴源巖是否已經(jīng)進(jìn)入生烴高峰1）華北科技學(xué)院、CNPC油氣地球化學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，《南方復(fù)雜構(gòu)造區(qū)有效烴源巖評價(jià)》成果報(bào)告，2007年5月，在四川盆地識別出兩種地層沉積樣式：

2．1 半深埋—抬升—深埋—抬升型

四川盆地東部、東北部和南部地區(qū)典型的地層沉積樣式，其主要特征是震旦系—下古生界在加里東期埋藏較深，加里東運(yùn)動地層抬升剝蝕，二疊紀(jì)開始再次沉積，于印支—燕山期大幅度深埋，晚白堊世以來再次抬升剝蝕．例如，位于加里東古隆起南部凹陷老翁場構(gòu)造的老深1井，是加里東期盆地沉積中心，現(xiàn)今下古生界殘留厚度超過3400m．加里東期，下寒武統(tǒng)底部埋深已經(jīng)超過4800m，下志留統(tǒng)底部也達(dá)到2100m；加里東運(yùn)動，川南地區(qū)剝蝕厚度約600m［25］，震旦系—下古生界埋藏變淺；早二疊世初期，川南地區(qū)再次沉降；晚白堊世中期，下寒武統(tǒng)、下志留統(tǒng)底部分別達(dá)到最大埋深約9000m 和6600m，之后進(jìn)入了抬升剝蝕期（圖2a）．再如，川北地區(qū)通南巴構(gòu)造帶川涪82井，加里東期下寒武統(tǒng)底部最大埋深達(dá)到3400 m；加里東運(yùn)動使下古生界剝蝕約500m［25］；晚二疊世之后開始快速沉降，早三疊世沉積速率高達(dá)260m/Ma，中三疊世也超過180m/Ma，下寒武統(tǒng)和下志留統(tǒng)埋深迅速增加；中侏羅世—早白堊世是另一個(gè)快速沉降期，平均沉積速率達(dá)到52m/Ma；早白堊世末下寒武統(tǒng)和下志留統(tǒng)底部分別達(dá)到最大埋深10800m 和9500m；晚白堊世，川北—川東北地區(qū)開始快速抬升剝蝕，剝蝕厚度超過3000m［23－24，28－29］（圖2b）．

2．2 淺埋—抬升—深埋—抬升型

與第一種沉積樣式具有一定相似性，主要區(qū)別是加里東期震旦系—下古生界埋深相對較小，這種沉積樣式以加里東古隆起為代表．如位于川西南地區(qū)漢王場構(gòu)造漢1 井，下寒武統(tǒng)在加里東期埋深僅650m；加里東運(yùn)動下古生界剝蝕厚度達(dá)600m［25］，志留系—奧陶系全部缺失，下寒武統(tǒng)殘厚僅35 m．早二疊世初開始快速沉降，晚三疊世開始伴隨著龍門山?jīng)_斷帶的推覆作用，川西前陸盆地形成，基底持續(xù)沉降［30－31］，至始新世初，漢1井下寒武統(tǒng)埋深接近10000m，隨后進(jìn)入了快速抬升剝蝕期［23－24，28－29］（圖3a）．女基井位于加里東古隆起川中龍女寺構(gòu)造帶，伴隨著同沉積隆起的發(fā)育［32－34］，其下古生界沉積厚度較薄，加里東期下寒武統(tǒng)埋深約1500m．加里東運(yùn)動使志留系和奧陶系頂部剝蝕，剝蝕厚度約500m［25］．早二疊世初開始再次沉降，早三疊世開始快速沉降，沉積速率超過150m/Ma，于晚白堊世中期下寒武統(tǒng)底部達(dá)到最大埋深約9000m，隨后開始快速抬升剝蝕，晚燕山期—喜山期川中地區(qū)剝蝕厚度3700m 左右［23－24，28－29］（圖3b）．

3 盆地?zé)崾费莼?/h2>

沉積盆地?zé)崾费莼菬N源巖熱演化研究不可或缺的重要內(nèi)容．盆地?zé)崾坊謴?fù)的原理，歸納起來不外乎兩種基本方法，一是在盆地尺度上，利用各種古溫標(biāo)（如鏡質(zhì)體反射率、裂變徑跡、（U—Th）/He、自由基濃度和包裹體均一溫度等）反演計(jì)算；二是在巖石圈尺度上，根據(jù)盆地成因，通過構(gòu)造－熱演化模擬來恢復(fù)［35－37］．

基于不同古溫標(biāo)及其組合采用古熱流法反演結(jié)果顯示［9－11］，四川盆地加里東期熱狀態(tài)較為穩(wěn)定，熱流值較低．海西期，伴隨著上揚(yáng)子的張烈活動，盆地?zé)崃鏖_始增大，在早二疊世末—晚二疊世初，古熱流達(dá)到最高，此后熱流降低（圖4）．盆地內(nèi)多數(shù)鉆井（如威28、女基和川岳84 井）最高古熱流在60～80mW/m2之間，盆地西南部（如漢1 井）經(jīng)歷的最高古熱流較高，超過了100mW/m2．盆地中部、北部以及東部，熱流史的演化特征相對一致：在早二疊世末—晚二疊世初達(dá)到最高古熱流60～80mW/m2，中三疊世降低至50～60mW/m2左右，此后平穩(wěn)或緩慢降低至現(xiàn)今熱狀態(tài)．

圖4 采用多種古溫標(biāo)聯(lián)合反演恢復(fù)的四川盆地代表性鉆井熱史結(jié)果（據(jù)文獻(xiàn)［9－11］）Fig．4 The heat flow evolution history of the Sichuan basin derived from inversion of multiple paleogeothermometers（after Refs．［9－11］）

采用構(gòu)造－熱演化數(shù)值模擬方法正演結(jié)果顯示2）中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，《中國陸域海相沉積盆地構(gòu)造—熱演化》成果報(bào)告，2011年11月，四川盆地海相沉積階段，熱演化主要受巖石圈拉張機(jī)制所控制，地溫場略高，峨眉山地幔柱和玄武巖噴發(fā)對川西南地區(qū)影響顯著，對其它區(qū)域影響有限；陸相沉積階段，在深部巖石圈冷卻和淺部快速沉積的綜合作用下，盆地持續(xù)保持低地溫場特征；晚白堊世以來快速的隆升剝蝕造成盆地沉積生熱層的減薄、深部巖石圈加厚和均衡調(diào)整，熱流有所降低，其降低幅度與剝蝕速率相關(guān)．這一結(jié)果與古溫標(biāo)反演獲得的熱史結(jié)果具有良好的一致性．

總之，四川盆地?zé)崾费莼憩F(xiàn)為在克拉通低熱流背景基礎(chǔ)上，疊加了古生代峨眉山地幔柱和溢流玄武巖的熱烘烤以及中新生代前陸盆地演化階段巖石圈的擠壓增厚冷卻效應(yīng)．峨眉山地幔柱和玄武巖噴發(fā)對四川盆地?zé)嵫莼挠绊懺诓煌貐^(qū)存在較大差異，對川西南地區(qū)影響顯著，對其它區(qū)域影響有限．據(jù)此，四川盆地?zé)崾费莼梢院唵蔚貏澐殖伞霸缤矶B世期間異常高熱流”和“早晚二疊世期間相對較高熱流”兩種基本形式．

4 震旦系—下古生界烴源巖T－t路徑與熱演化模式

烴源巖熱演化主要由地層溫度決定，而地層溫度又取決于地層埋藏深度和盆地?zé)釥顟B(tài)．在用回剝法重建沉積埋藏史的基礎(chǔ)上，綜合盆地?zé)崾坊謴?fù)成果，可計(jì)算烴源層的地溫史，即烴源層埋藏過程中的T－t路徑［1］．根據(jù)烴源層T－t路徑和有機(jī)質(zhì)化學(xué)動力學(xué) 模型（Easy%Ro模型［38］），可計(jì)算出有機(jī)質(zhì)成熟度指標(biāo)隨時(shí)間的演化，即烴源巖熱演化史．在四川盆地不同構(gòu)造單元共86口代表性鉆井和200余口人工井點(diǎn)震旦系—下古生界烴源巖熱演化史模擬的基礎(chǔ)上，建立了四種熱演化模式．

4．1 加里東期成熟，早晚二疊世期間快速演化定型

這種模式主要存在于川南地區(qū)下寒武統(tǒng)烴源巖，對應(yīng)著半深埋—抬升—深埋—抬升型地層沉積樣式，其熱史演化對應(yīng)著早晚二疊世期間異常高熱流．一方面，這一地區(qū)是加里東期盆地沉積中心，下古生界沉積厚度大，下寒武統(tǒng)在加里東期埋深普遍超過4000m，烴源巖達(dá)到中成熟階段，甚至是高成熟階段．另一方面，川南地區(qū)處于峨眉山地幔柱中帶邊緣，受峨眉山地幔柱和玄武巖異常高熱流影響顯著［39－40］，下寒武統(tǒng)烴源巖在早晚二疊世期間快速演化定型，后期不再繼續(xù)演化．圖5為川南地區(qū)老深1井下寒武統(tǒng)溫度史和烴源巖成熟度演化史：中奧陶世，下寒武統(tǒng)底部溫度約90 ℃，烴源巖進(jìn)入低成熟階段（0．5%＜Ro＜0．7%）；晚奧陶世溫度超過100 ℃，進(jìn)入中成熟階段（0．7%＜Ro＜1．0%）；加里東期下寒武統(tǒng)底部最高溫度達(dá)到150 ℃，烴源巖Ro大于1．0%，進(jìn)入高成熟階段（1．0%＜Ro＜1．3%），此為下寒武統(tǒng)烴源巖的初始演化階段．加里東運(yùn)動使盆地抬升剝蝕，下寒武統(tǒng)烴源巖埋藏變淺，溫度降低，成熟度演化處于停滯階段．早二疊世末期，在峨眉山地幔柱和溢流玄武巖的異常熱流作用下，下寒武統(tǒng)底部溫度迅速升高至約350℃，烴源巖成熟度快速演化定型．

圖5 川南地區(qū)老深1井下寒武統(tǒng)底部溫度史和烴源巖成熟度演化史Fig．5 The temperature and maturity evolution history of the Lower Cambrian source rocks of Well LS1

4．2 加里東期未熟，早晚二疊世期間一次快速演化定型

這種模式主要存在于川西南地區(qū)下寒武統(tǒng)烴源巖和川南地區(qū)下志留統(tǒng)烴源巖，其地層沉積樣式對應(yīng)著淺埋—抬升—深埋—抬升型，熱史演化以早晚二疊世期間異常高熱流為特征．與第一種熱演化模式相比，主要區(qū)別體現(xiàn)在加里東期烴源巖埋深較淺，溫度較低，未進(jìn)入生油窗，或者僅進(jìn)入低成熟階段．四川盆地西南部漢1井，加里東期，下寒武統(tǒng)底部最高溫度低于40 ℃，有機(jī)質(zhì)演化緩慢，處于未成熟階段（Ro＜0．5%）；早二疊世末，在峨眉山地幔柱和溢流玄武巖［39－40］異常熱效應(yīng)共同作用下，下寒武統(tǒng)溫度超過270 ℃［11］，烴源巖快速演化進(jìn)入過成熟演化階段［13］，Ro達(dá)到3．6%，接近“生烴死限”；晚二疊世，下寒武統(tǒng)溫度快速降低到60 ℃之下；三疊紀(jì)之后，下寒武統(tǒng)埋深不斷增加，溫度持續(xù)升高，至始新世初，溫度達(dá)到230℃，但始終不超過早二疊世末的最高古地溫（圖6a）．與漢1井下寒武統(tǒng)類似，老深1井下志留統(tǒng)在加里東期最高溫度約70 ℃，烴源巖Ro為0．42%，處于未成熟階段；早晚二疊世期間，老深1井下志留統(tǒng)底部溫度可高達(dá)240 ℃，從未成熟階段迅速演化至過成熟階段，處于生烴窗的時(shí)間不超過10Ma；早二疊世末，Ro達(dá)3．1%，下志留統(tǒng)烴源巖成熟度演化定型（圖6b）．

圖6 川西南地區(qū)漢1井下寒武統(tǒng)（a）和川南地區(qū)老深1井下志留統(tǒng)（b）底部溫度史和烴源巖成熟度演化史Fig．6 The temperature and maturity evolution history of the Lower Cambrian source rocksof Well H1（a）and the Lower Silurian source rocks of Well LS1（b）

4．3 加里東期成熟，晚海西—燕山期再次增熟

川東、川北地區(qū)下寒武統(tǒng)烴源巖熱演化以這種模式為主，其地層沉積樣式對應(yīng)于半深埋—抬升—深埋—抬升型，熱史演化以早晚二疊世期間相對較高熱流為特征．圖7為川北地區(qū)川涪82井下寒武統(tǒng)底部溫度史和烴源巖成熟度演化史．早奧陶世，川涪82井下寒武統(tǒng)底部溫度達(dá)到75 ℃以上，烴源巖進(jìn)入生油窗開始一次生烴．加里東期，下寒武統(tǒng)底部最高溫度接近120 ℃，Ro達(dá)到0．7%，烴源巖進(jìn)入中成熟階段．加里東運(yùn)動使盆地抬升冷卻，下寒武統(tǒng)烴源巖演化停滯．早二疊世，下寒武統(tǒng)底部溫度超過120℃，烴源巖開始二次生烴，早三疊世開始快速演化進(jìn)入高成熟階段和濕氣階段（1．3%＜Ro＜2．6%），晚三疊世進(jìn)入干氣階段（Ro＞2．6%）．晚侏羅世，川涪82井下寒武統(tǒng)底部溫度接近300 ℃，下寒武統(tǒng)烴源巖成熟度演化定型．

圖7 川北地區(qū)川涪82井下寒武統(tǒng)底部溫度史和烴源巖成熟度演化史Fig．7 The temperature and maturity evolution history of the Lower Cambrian source rocks of Well CF82

4．4 加里東期未熟，晚海西—燕山期持續(xù)增熟

這種熱演化模式主要存在于川中地區(qū)下寒武統(tǒng)和川東、川北地區(qū)下志留統(tǒng)烴源巖，其地層沉積樣式對應(yīng)于淺埋—抬升—深埋—抬升型，熱史演化對應(yīng)著早晚二疊世期間相對較高熱流．如川中地區(qū)女基井，加里東期，下寒武統(tǒng)底部最高溫度約60℃，烴源巖Ro小于0．45%，不具備一次生烴的條件．早二疊世末，下寒武統(tǒng)底部溫度僅75 ℃，烴源巖Ro為0．49%，仍處于未成熟階段，其快速演化始于三疊紀(jì)，早三疊世初溫度超過80℃，進(jìn)入低成熟階段；早三疊世末溫度接近120℃，進(jìn)入中成熟階段；晚三疊世初溫度超過140℃，進(jìn)入高成熟階段；早侏羅世中期溫度超過150℃，進(jìn)入濕氣階段；早白堊世中期溫度超過205 ℃，進(jìn)入干氣階段；晚白堊世中期，下寒武統(tǒng)達(dá)到最高古地溫約220 ℃，烴源巖演化定型，Ro約3．2%（圖8a）．川北地區(qū)川涪82井下志留統(tǒng)烴源巖同樣呈現(xiàn)連續(xù)演化特征：在早二疊世末開始成熟，早三疊世中期達(dá)到中成熟，中三疊世達(dá)到高成熟，晚三疊世早期進(jìn)入濕氣階段，中侏羅世中晚期進(jìn)入干氣階段，晚白堊世初期達(dá)到最高古地溫280℃，下志留統(tǒng)烴源巖成熟度演化定型（圖8b）．

圖8 川中地區(qū)女基井下寒武統(tǒng)（a）和川北地區(qū)川涪82井下志留統(tǒng)（b）底部溫度史和烴源巖成熟度演化史Fig．8 The temperature and maturity evolution history of the Lower Cambrian source rocks of Well NJ（a）and the Lower Silurian source rocks of Well CF82（b）

5 討 論

以川西南地區(qū)漢1井和川北地區(qū)川涪82井為例，通過對比研究沉積速率、熱流和增溫速率之間的耦合關(guān)系，可以剖析四川盆地震旦系—下古生界烴源巖熱演化的主控因素．

漢1井位于峨眉山地幔柱中帶邊緣，受早晚二疊世期間峨眉山地幔柱異常熱事件影響顯著．這一時(shí)期，四川盆地在區(qū)域巖石圈拉張作用下處于增溫狀態(tài)，盆地基底熱流也呈增加趨勢，由于拉張系數(shù)相對較小（不超過1．1），巖石圈減薄量很有限，受到的熱擾動不大．但地幔柱活動對巖石圈熱狀態(tài)具有很大影響，位于地幔柱中帶的川西南地區(qū)基底熱流迅速增加，此外侵入到盆地和噴發(fā)到地表的巖漿對淺層溫度場影響劇烈．在區(qū)域巖石圈拉張、峨眉山地幔柱和玄武巖熱效應(yīng)的綜合作用下，漢1井基底熱流迅速增大到85 mW/m2，地表熱流更是接近100mW/m2，2）．在這一異常高熱流作用下，下寒武統(tǒng)增溫速率高達(dá)36 ℃/Ma（圖9），有機(jī)質(zhì)從未成熟階段迅速演化至干氣階段，一次定型，后期不再演化．由此可見，以漢1井為代表的川西南和川南局部地區(qū)，震旦系—下古生界烴源巖熱演化主要受控于峨眉山地幔柱和玄武巖的異常熱效應(yīng)．

圖9 漢1井沉積速率（a）、熱流（b）和增溫速率（c）的耦合關(guān)系Fig．9 Relationship among sedimentation rate，heat flow and temperature rate of Well H1

川涪82井最大增溫速率出現(xiàn)在早—中三疊世（圖10）．這一時(shí)期，繼晚石炭世—早二疊世和晚二疊世巖石圈兩期拉張之后，巖石圈開始第三期拉張，拉張強(qiáng)度持續(xù)增加，川北—川東北地區(qū)拉張系數(shù)普遍大于1．2．隨著拉張的持續(xù)和強(qiáng)度的增加，巖石圈不斷地減薄，熱軟流圈物質(zhì)上涌，熱流也隨著時(shí)間持續(xù)增加，在早—中三疊世達(dá)到最高古地表熱流60～62mW/m2，2）．此外，伴隨巖石圈持續(xù)拉張，盆地基底大幅沉降，地表快速接收沉積，早三疊世沉積速率高達(dá)260m/Ma，中三疊世超過180m/Ma，下寒武統(tǒng)和下志留統(tǒng)烴源巖埋深迅速增加．在熱流持續(xù)升高和埋深迅速增加的共同作用下，烴源巖增溫速率達(dá)到最大值5．9 ℃/Ma．川涪82井其它快速增溫時(shí)期出現(xiàn)在早志留世和晚侏羅世，增溫速率分別為2．7和2．8 ℃/Ma，同樣與同時(shí)期較高的沉積速率相吻合．因此，以川涪82井為代表的峨眉山地幔柱外帶及其以外地區(qū)，震旦系—下古生界烴源巖熱演化受沉積地層埋深增熱和盆地?zé)崃餮莼墓餐饔?，其中沉積地層埋深增熱對烴源巖增溫效應(yīng)更加顯著．

圖10 川涪82井沉積速率（a）、熱流（b）和增溫速率（c）的耦合關(guān)系Fig．10 Relationship among sedimentation rate，heat flow and temperature rate of Well CF82

6 結(jié)論與認(rèn)識

早晚二疊世期間的峨眉山地幔柱活動和玄武巖噴發(fā)，對四川盆地構(gòu)造—熱演化產(chǎn)生了重要作用，構(gòu)成了四川盆地古生代熱體制的主控因素，也深刻影響了下二疊統(tǒng)及其下伏烴源巖熱演化格局．在地層沉積樣式和峨眉山地幔柱熱事件的共同影響下，四川盆地不同構(gòu)造單元震旦系—下古生界烴源巖熱演化特征存在明顯差異，并具有不同的熱演化模式：（1）加里東期成熟，早晚二疊世期間快速演化定型：這種模式主要存在于川南地區(qū)下寒武統(tǒng)烴源巖；（2）加里東期未熟，早晚二疊世期間一次快速演化定型：以川西南地區(qū)下寒武統(tǒng)烴源巖和川南地區(qū)下志留統(tǒng)烴源巖為代表；（3）加里東期成熟，晚海西—燕山期再次增熟：川東、川北地區(qū)下寒武統(tǒng)烴源巖以這種演化模式為主；（4）加里東期未熟，晚海西—燕山期持續(xù)增熟：以川中地區(qū)下寒武統(tǒng)和川東、川北地區(qū)下志留統(tǒng)烴源巖為代表．

通過對比研究沉積速率、熱流和增溫速率之間的耦合關(guān)系，剖析了四川盆地震旦系—下古生界烴源巖熱演化的主控因素，即川西南和川南局部地區(qū)主要受控于峨眉山地幔柱和玄武巖的異常熱效應(yīng)，而盆地其它地區(qū)則受沉積地層埋深增熱和盆地?zé)崃餮莼墓餐饔?，其中沉積地層埋深增熱對烴源巖增溫效應(yīng)更加顯著．

致 謝 研究中使用的鉆井分層、巖性、地震分層和部分Ro數(shù)據(jù)由中石化勘探南方分公司、中石化西南油氣分公司提供，兩位匿名審稿專家對本文提出了寶貴的修改意見，在此一并致謝！

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