沉積盆地?zé)嵫莼费芯糠椒ㄅc疊合盆地?zé)嵫莼坊謴?fù)研究進(jìn)展

任戰(zhàn)利 田濤 李進(jìn)步 王繼平 崔軍平 李浩 唐建云 郭科

摘要：沉積盆地構(gòu)造熱事件的研究是盆地?zé)嵫莼费芯康臒狳c(diǎn)及前緣領(lǐng)域。介紹了低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法、古溫標(biāo)法及地球動(dòng)力學(xué)模型方法研究中的新進(jìn)展。疊合盆地構(gòu)造熱演化史恢復(fù)是熱演化史研究的前緣領(lǐng)域及難點(diǎn)，低溫?zé)崮甏鷮W(xué)測(cè)年技術(shù)已成為疊合盆地構(gòu)造熱演化史恢復(fù)的重要方法。中國(guó)普遍發(fā)育疊合盆地，疊合盆地古地溫場(chǎng)經(jīng)歷的后期疊加改造普遍存在，疊合盆地的后期盆地對(duì)前期盆地的古地溫場(chǎng)信息有抹去或掩蓋作用。從疊合盆地疊加與改造對(duì)古地溫場(chǎng)產(chǎn)生影響的角度出發(fā)，根據(jù)疊合盆地不同演化階段地溫場(chǎng)信息記錄、保持及后期疊加改造情況的不同，結(jié)合多種古地溫研究方法，以正確的地質(zhì)模型及大量的實(shí)際地質(zhì)資料為約束，提出分演化階段真實(shí)恢復(fù)疊合盆地?zé)嵫莼返男滤悸芳胺椒ā?/p>

關(guān)鍵詞：低溫?zé)崮甏鷮W(xué)；裂變徑跡；鏡質(zhì)體反射率；古地溫；構(gòu)造熱事件；熱演化史；疊合盆地；沉積盆地

中圖分類號(hào)：TE121.1；P314.2文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

0引言

盆地構(gòu)造熱演化史恢復(fù)是盆地動(dòng)力學(xué)、盆地分析及石油地質(zhì)領(lǐng)域研究的前沿及難點(diǎn)問題之一。盆地?zé)嵫莼房刂屏擞蜌?、煤等多種能源礦產(chǎn)的形成、演化及成藏（礦）

[111]。中國(guó)沉積盆地大多數(shù)是由不同時(shí)代盆地疊合而成，不同類型盆地的疊加及改造使疊合盆地?zé)嵫莼贩浅?fù)雜[1214]。疊合盆地?zé)嵫莼返脑敿?xì)恢復(fù)不僅對(duì)盆地動(dòng)力學(xué)及其演化有重要理論意義，而且對(duì)盆地油氣、煤等多種礦產(chǎn)資源的形成、演化及成藏（礦）研究有重要現(xiàn)實(shí)意義[14]。

構(gòu)造熱演化史主要研究不同成因機(jī)制盆地深部熱結(jié)構(gòu)、盆地?zé)狍w制、地溫場(chǎng)特征、盆地?zé)崾纺M和構(gòu)造熱事件等方面。熱演化史分析可以提供盆地和造山帶地質(zhì)演化過程的隆升、構(gòu)造熱事件、構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、斷裂帶及熱流體活動(dòng)等發(fā)生的時(shí)間，進(jìn)而詳細(xì)恢復(fù)造山帶、盆地的熱演化史[1519]。

目前，國(guó)內(nèi)外關(guān)于盆地?zé)嵫莼坊謴?fù)的方法研究，總體上可以分為3類：第1類是用盆地演化的熱動(dòng)力學(xué)模型來(lái)恢復(fù)熱歷史；第2類是利用各種古溫標(biāo)來(lái)恢復(fù)熱歷史；第3類是第1、2類方法的結(jié)合，即綜合法。盆地?zé)釀?dòng)力學(xué)模型與古溫標(biāo)相結(jié)合的綜合法是已知現(xiàn)今熱流、現(xiàn)今地溫，依據(jù)一定的構(gòu)造演化模型來(lái)求取古熱流、古地溫的一種正、反演技術(shù)。該方法利用了古溫標(biāo)法及地球動(dòng)力學(xué)模型方法的優(yōu)點(diǎn)，克服了地球動(dòng)力學(xué)模型方法及古溫標(biāo)法的不足[2021]。由于古溫標(biāo)法可以通過實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)來(lái)檢驗(yàn)?zāi)M結(jié)果，所以被認(rèn)為是研究精度較高的方法[4，20，22]。

20世紀(jì)80年代以來(lái)，構(gòu)造熱演化史研究方法與石油地質(zhì)學(xué)的結(jié)合，在解決中國(guó)含油氣盆地構(gòu)造熱事件和盆地?zé)嵫莼坊謴?fù)、油氣生成、成藏期次、剝蝕量恢復(fù)、油氣評(píng)價(jià)等關(guān)鍵問題方面顯示了獨(dú)特優(yōu)勢(shì)，發(fā)揮了重要作用[2327]。

筆者介紹了（UTh）/He、裂變徑跡定年方法以及鏡質(zhì)體反射率、流體包裹體、黏土礦物轉(zhuǎn)變估算等古溫標(biāo)法的新進(jìn)展及應(yīng)用時(shí)需注意的問題。（UTh）/He定年等低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法及技術(shù)進(jìn)展較大，已成為疊合盆地構(gòu)造熱演化史恢復(fù)的一種重要方法。地球動(dòng)力學(xué)模型方法主要介紹了伸展盆地、前陸盆地、克拉通盆地、走滑盆地等

模型方法的新進(jìn)展，其中伸展盆地的模型及熱模擬發(fā)展迅速。第3類綜合法的進(jìn)展主要表現(xiàn)在第1、2類方法的進(jìn)展上。沉積盆地構(gòu)造熱事件的研究是盆地?zé)嵫莼费芯康囊粋€(gè)熱點(diǎn)，筆者介紹了構(gòu)造熱事件的研究進(jìn)展及研究方法。

中國(guó)普遍發(fā)育疊合盆地，疊合盆地構(gòu)造地?zé)嵫莼坊謴?fù)是熱演化史研究的前緣領(lǐng)域及難點(diǎn)，筆者根據(jù)多年的研究經(jīng)驗(yàn)，在1991年提出的分演化階段恢復(fù)疊合盆地?zé)嵫莼匪悸泛头椒ǖ幕A(chǔ)上[2，2425]，提出了盆地?zé)嵫莼坊謴?fù)應(yīng)重視的基本問題和前提條件，進(jìn)一步探討和完善了分演化階段真實(shí)恢復(fù)疊合盆地?zé)嵫莼返乃悸芳胺椒ā?/p>

1低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法研究新進(jìn)展

構(gòu)造熱年代學(xué)是在同位素年代學(xué)研究基礎(chǔ)上，以UPb、40Ar/39Ar、裂變徑跡及（UTh）/He等試驗(yàn)方法為依托，根據(jù)不同測(cè)年礦物的封閉溫度理論，以構(gòu)造地質(zhì)學(xué)理論為指導(dǎo)，對(duì)大陸內(nèi)部不同塊體的構(gòu)造變形時(shí)間、山體抬升和盆地沉降速率等提供精細(xì)的年代與熱作用制約。10年多來(lái)，隨著構(gòu)造熱年代學(xué)理論和測(cè)年技術(shù)的不斷完善，構(gòu)造熱作用過程與構(gòu)造熱年代學(xué)緊密結(jié)合，有助于探討和研究中新生代大陸造山帶演化與盆地形成、大陸邊緣與大陸內(nèi)部（板內(nèi)）構(gòu)造的關(guān)系，從而在更大的范圍內(nèi)建立構(gòu)造演化的時(shí)序和動(dòng)力學(xué)演化規(guī)律[2830]。

理論上講，構(gòu)造熱年代學(xué)研究可以提供65 ℃～650 ℃范圍內(nèi)的熱歷史信息，但在山體隆升研究中主要利用低溫的鋯石和磷灰石裂變徑跡定年方法，近幾年更低溫的（UTh）/He定年方法在山體隆升剝蝕和盆地?zé)嵫莼费芯糠矫嬉踩〉秘S碩成果。在盆地油氣地質(zhì)領(lǐng)域，以磷灰石、鋯石裂變徑跡和（UTh）/He熱定年為代表的中—低溫?zé)崮甏鷮W(xué)新技術(shù)在地質(zhì)體定年、盆地隆升及熱演化史研究方面取得了一系列新的成果[2935]。

1.1（UTh）/He定年方法進(jìn)展

（UTh）/He定年方法與其他放射性定年方法原理一樣，雖然早在100年前就被Strutt提出來(lái)了，但由于測(cè)試儀器的限制以及測(cè)得年齡偏低等原因，一直沒有得到廣泛應(yīng)用。1987年，Zeitler等在對(duì)磷灰石進(jìn)行（UTh）/He定年時(shí)，發(fā)現(xiàn)磷灰石He年齡是通過較低溫度時(shí)的冷卻年齡，并指出（UTh）/He定年有可能作為一種低溫溫度計(jì)[36]。這項(xiàng)研究引起了研究人員的極大關(guān)注，為（UTh）/He定年方法的快速發(fā)展奠定了基礎(chǔ)。（UTh）/He 定年方法的原理是根據(jù)磷灰石等礦物顆粒中U、Th衰變產(chǎn)生He發(fā)展而來(lái)的。通過測(cè)量樣品中放射性He、U和Th的含量，就可以獲得（UTh）/He的年齡。目前應(yīng)用較多的是磷灰石、鋯石和榍石（UTh）/He定年。

磷灰石（UTh）/He的封閉溫度是已有定年體系中較低的，因此，它能反映低溫階段的熱歷史信息。依據(jù)自然樣品和熱模擬試驗(yàn)，不同礦物（UTh）/He體系的封閉溫度差別較大，磷灰石He擴(kuò)散的封閉溫度較低（75 ℃）[37]，鋯石He的封閉溫度范圍為170 ℃～190 ℃[38]，榍石范圍則為191 ℃～218 ℃[39]。磷灰石（UTh）/He定年方法的應(yīng)用已日趨成熟。在利用該方法定年時(shí)，磷灰石（UTh）/He 年齡會(huì)受多種因素影響：α粒子射出效應(yīng)、復(fù)雜熱歷史、礦物內(nèi)元素的不均勻分布以及晶體的輻射損

傷[4041]。目前，多數(shù)應(yīng)用研究中都采用磷灰石（UTh）/He與磷灰石裂變徑跡或鋯石（UTh）/He等定年方法相結(jié)合的方式來(lái)詳細(xì)研究地質(zhì)體在低溫階段的演化過程。目前，國(guó)際上的研究實(shí)例均采用將（UTh）/He定年與鏡質(zhì)體反射率、裂變徑跡以及K/Ar、Ar/Ar等方法結(jié)合起來(lái)進(jìn)行，以便利用不同礦物封閉溫度的差異，對(duì)復(fù)雜熱歷史軌跡進(jìn)行恢復(fù)[40]。（UTh）/He定年方法被廣泛應(yīng)用在沉積盆地物源和造山帶地質(zhì)體構(gòu)造熱演化、構(gòu)造運(yùn)動(dòng)時(shí)間、剝蝕量恢復(fù)、造山帶古地形演化歷史、斷裂帶及熱流體活動(dòng)、盆地古地溫演化及烴源巖成熟、生排烴等研究中[4046]。

1.2裂變徑跡定年方法進(jìn)展

1.2.1方法原理的進(jìn)展

裂變徑跡是約束盆地?zé)嵫莼囊环N有效手段，裂變徑跡測(cè)年是建立在礦物238U自發(fā)裂變并對(duì)載體礦物輻射損傷的基礎(chǔ)上，通過分析礦物中自發(fā)徑跡密度與238U含量發(fā)展而來(lái)的同位素測(cè)年[4750]。裂變徑跡定年方法在造山帶隆升、構(gòu)造抬升演化及沉積盆地?zé)嵫莼泛陀蜌饪碧降确矫姹粡V泛應(yīng)用[3234，5154]。

磷灰石、鋯石和榍石裂變徑跡的封閉溫度各不相同。磷灰石裂變徑跡的封閉溫度范圍為110 ℃～125 ℃，鋯石的封閉溫度范圍為210 ℃～240 ℃，榍石的封閉溫度范圍為265 ℃～310 ℃[3234，42]。

裂變徑跡退火除受控于溫度和時(shí)間外，還受磷灰石成分、磷灰石蝕刻特征等的影響。近年來(lái)，國(guó)內(nèi)外對(duì)磷灰石裂變徑跡的基礎(chǔ)研究日趨深入，其應(yīng)用領(lǐng)域和范圍也在不斷擴(kuò)展。特別是最近10年多來(lái)，裂變徑跡的基礎(chǔ)研究工作在裂變徑跡退火動(dòng)力學(xué)[55]、退火行為的主要影響和控制因素[56]、多元退火模型[57]、二維及三維熱演化史反演等方面取得了較大突破[58]。多元?jiǎng)恿W(xué)退火模型按照退火動(dòng)力學(xué)參數(shù)的不同，將磷灰石分成多個(gè)具有不同動(dòng)力學(xué)性質(zhì)的系列，然后對(duì)這些不同的系列分別進(jìn)行模擬。應(yīng)用多元?jiǎng)恿W(xué)退火模型進(jìn)行模擬分析，恢復(fù)的古地溫更加準(zhǔn)確。

Naeser等最早根據(jù)磷灰石裂變徑跡（AFT）分析盆地?zé)嵫莼?，討論了地層處于最大埋藏溫度和受到一次冷卻條件下，裂變徑跡年齡與深度或溫度之間關(guān)系的理論模式[32]。根據(jù)AFT年齡與埋深的關(guān)系及分帶，可以識(shí)別冷卻事件發(fā)生的時(shí)間、速率及地層抬升量方面的信息。Naeser等認(rèn)為在連續(xù)沉積且目前正處在最大埋藏地溫狀況下，磷灰石裂變徑跡年齡深度或溫度圖上會(huì)出現(xiàn)3個(gè)不同的帶[圖1（a）]，從淺到深依次為：①未退火帶，地層尚未受到退火作用，年齡反映物源的時(shí)代，大于或等于地層年齡；②部分退火帶，地層已受到退火作用，年齡逐漸減小，小于地層年齡；③完全退火帶，年齡等于0，地層達(dá)到完全退火。如果地層在達(dá)到最大埋藏溫度后，由于抬升剝蝕或地溫梯度的減小而冷卻下來(lái)，磷灰石裂變徑跡年齡深度或溫度圖上會(huì)出現(xiàn)5個(gè)帶[圖1（b）]，從上到下依次是：①未退火帶；②部分退火帶；③前完全退火帶，也稱為冷卻帶，該帶為冷卻后又新生出新的裂變徑跡，

圖件引自文獻(xiàn)[32]

傷[4041]。目前，多數(shù)應(yīng)用研究中都采用磷灰石（UTh）/He與磷灰石裂變徑跡或鋯石（UTh）/He等定年方法相結(jié)合的方式來(lái)詳細(xì)研究地質(zhì)體在低溫階段的演化過程。目前，國(guó)際上的研究實(shí)例均采用將（UTh）/He定年與鏡質(zhì)體反射率、裂變徑跡以及K/Ar、Ar/Ar等方法結(jié)合起來(lái)進(jìn)行，以便利用不同礦物封閉溫度的差異，對(duì)復(fù)雜熱歷史軌跡進(jìn)行恢復(fù)[40]。（UTh）/He定年方法被廣泛應(yīng)用在沉積盆地物源和造山帶地質(zhì)體構(gòu)造熱演化、構(gòu)造運(yùn)動(dòng)時(shí)間、剝蝕量恢復(fù)、造山帶古地形演化歷史、斷裂帶及熱流體活動(dòng)、盆地古地溫演化及烴源巖成熟、生排烴等研究中[4046]。

1.2裂變徑跡定年方法進(jìn)展

1.2.1方法原理的進(jìn)展

裂變徑跡是約束盆地?zé)嵫莼囊环N有效手段，裂變徑跡測(cè)年是建立在礦物238U自發(fā)裂變并對(duì)載體礦物輻射損傷的基礎(chǔ)上，通過分析礦物中自發(fā)徑跡密度與238U含量發(fā)展而來(lái)的同位素測(cè)年[4750]。裂變徑跡定年方法在造山帶隆升、構(gòu)造抬升演化及沉積盆地?zé)嵫莼泛陀蜌饪碧降确矫姹粡V泛應(yīng)用[3234，5154]。

磷灰石、鋯石和榍石裂變徑跡的封閉溫度各不相同。磷灰石裂變徑跡的封閉溫度范圍為110 ℃～125 ℃，鋯石的封閉溫度范圍為210 ℃～240 ℃，榍石的封閉溫度范圍為265 ℃～310 ℃[3234，42]。

裂變徑跡退火除受控于溫度和時(shí)間外，還受磷灰石成分、磷灰石蝕刻特征等的影響。近年來(lái)，國(guó)內(nèi)外對(duì)磷灰石裂變徑跡的基礎(chǔ)研究日趨深入，其應(yīng)用領(lǐng)域和范圍也在不斷擴(kuò)展。特別是最近10年多來(lái)，裂變徑跡的基礎(chǔ)研究工作在裂變徑跡退火動(dòng)力學(xué)[55]、退火行為的主要影響和控制因素[56]、多元退火模型[57]、二維及三維熱演化史反演等方面取得了較大突破[58]。多元?jiǎng)恿W(xué)退火模型按照退火動(dòng)力學(xué)參數(shù)的不同，將磷灰石分成多個(gè)具有不同動(dòng)力學(xué)性質(zhì)的系列，然后對(duì)這些不同的系列分別進(jìn)行模擬。應(yīng)用多元?jiǎng)恿W(xué)退火模型進(jìn)行模擬分析，恢復(fù)的古地溫更加準(zhǔn)確。

Naeser等最早根據(jù)磷灰石裂變徑跡（AFT）分析盆地?zé)嵫莼?，討論了地層處于最大埋藏溫度和受到一次冷卻條件下，裂變徑跡年齡與深度或溫度之間關(guān)系的理論模式[32]。根據(jù)AFT年齡與埋深的關(guān)系及分帶，可以識(shí)別冷卻事件發(fā)生的時(shí)間、速率及地層抬升量方面的信息。Naeser等認(rèn)為在連續(xù)沉積且目前正處在最大埋藏地溫狀況下，磷灰石裂變徑跡年齡深度或溫度圖上會(huì)出現(xiàn)3個(gè)不同的帶[圖1（a）]，從淺到深依次為：①未退火帶，地層尚未受到退火作用，年齡反映物源的時(shí)代，大于或等于地層年齡；②部分退火帶，地層已受到退火作用，年齡逐漸減小，小于地層年齡；③完全退火帶，年齡等于0，地層達(dá)到完全退火。如果地層在達(dá)到最大埋藏溫度后，由于抬升剝蝕或地溫梯度的減小而冷卻下來(lái)，磷灰石裂變徑跡年齡深度或溫度圖上會(huì)出現(xiàn)5個(gè)帶[圖1（b）]，從上到下依次是：①未退火帶；②部分退火帶；③前完全退火帶，也稱為冷卻帶，該帶為冷卻后又新生出新的裂變徑跡，

圖件引自文獻(xiàn)[32]

傷[4041]。目前，多數(shù)應(yīng)用研究中都采用磷灰石（UTh）/He與磷灰石裂變徑跡或鋯石（UTh）/He等定年方法相結(jié)合的方式來(lái)詳細(xì)研究地質(zhì)體在低溫階段的演化過程。目前，國(guó)際上的研究實(shí)例均采用將（UTh）/He定年與鏡質(zhì)體反射率、裂變徑跡以及K/Ar、Ar/Ar等方法結(jié)合起來(lái)進(jìn)行，以便利用不同礦物封閉溫度的差異，對(duì)復(fù)雜熱歷史軌跡進(jìn)行恢復(fù)[40]。（UTh）/He定年方法被廣泛應(yīng)用在沉積盆地物源和造山帶地質(zhì)體構(gòu)造熱演化、構(gòu)造運(yùn)動(dòng)時(shí)間、剝蝕量恢復(fù)、造山帶古地形演化歷史、斷裂帶及熱流體活動(dòng)、盆地古地溫演化及烴源巖成熟、生排烴等研究中[4046]。

1.2裂變徑跡定年方法進(jìn)展

1.2.1方法原理的進(jìn)展

裂變徑跡是約束盆地?zé)嵫莼囊环N有效手段，裂變徑跡測(cè)年是建立在礦物238U自發(fā)裂變并對(duì)載體礦物輻射損傷的基礎(chǔ)上，通過分析礦物中自發(fā)徑跡密度與238U含量發(fā)展而來(lái)的同位素測(cè)年[4750]。裂變徑跡定年方法在造山帶隆升、構(gòu)造抬升演化及沉積盆地?zé)嵫莼泛陀蜌饪碧降确矫姹粡V泛應(yīng)用[3234，5154]。

磷灰石、鋯石和榍石裂變徑跡的封閉溫度各不相同。磷灰石裂變徑跡的封閉溫度范圍為110 ℃～125 ℃，鋯石的封閉溫度范圍為210 ℃～240 ℃，榍石的封閉溫度范圍為265 ℃～310 ℃[3234，42]。

裂變徑跡退火除受控于溫度和時(shí)間外，還受磷灰石成分、磷灰石蝕刻特征等的影響。近年來(lái)，國(guó)內(nèi)外對(duì)磷灰石裂變徑跡的基礎(chǔ)研究日趨深入，其應(yīng)用領(lǐng)域和范圍也在不斷擴(kuò)展。特別是最近10年多來(lái)，裂變徑跡的基礎(chǔ)研究工作在裂變徑跡退火動(dòng)力學(xué)[55]、退火行為的主要影響和控制因素[56]、多元退火模型[57]、二維及三維熱演化史反演等方面取得了較大突破[58]。多元?jiǎng)恿W(xué)退火模型按照退火動(dòng)力學(xué)參數(shù)的不同，將磷灰石分成多個(gè)具有不同動(dòng)力學(xué)性質(zhì)的系列，然后對(duì)這些不同的系列分別進(jìn)行模擬。應(yīng)用多元?jiǎng)恿W(xué)退火模型進(jìn)行模擬分析，恢復(fù)的古地溫更加準(zhǔn)確。

Naeser等最早根據(jù)磷灰石裂變徑跡（AFT）分析盆地?zé)嵫莼?，討論了地層處于最大埋藏溫度和受到一次冷卻條件下，裂變徑跡年齡與深度或溫度之間關(guān)系的理論模式[32]。根據(jù)AFT年齡與埋深的關(guān)系及分帶，可以識(shí)別冷卻事件發(fā)生的時(shí)間、速率及地層抬升量方面的信息。Naeser等認(rèn)為在連續(xù)沉積且目前正處在最大埋藏地溫狀況下，磷灰石裂變徑跡年齡深度或溫度圖上會(huì)出現(xiàn)3個(gè)不同的帶[圖1（a）]，從淺到深依次為：①未退火帶，地層尚未受到退火作用，年齡反映物源的時(shí)代，大于或等于地層年齡；②部分退火帶，地層已受到退火作用，年齡逐漸減小，小于地層年齡；③完全退火帶，年齡等于0，地層達(dá)到完全退火。如果地層在達(dá)到最大埋藏溫度后，由于抬升剝蝕或地溫梯度的減小而冷卻下來(lái)，磷灰石裂變徑跡年齡深度或溫度圖上會(huì)出現(xiàn)5個(gè)帶[圖1（b）]，從上到下依次是：①未退火帶；②部分退火帶；③前完全退火帶，也稱為冷卻帶，該帶為冷卻后又新生出新的裂變徑跡，

圖件引自文獻(xiàn)[32]