青藏高原東南部楚雄盆地構(gòu)造-熱演化史及其與油氣關(guān)系

楊鵬, 任戰(zhàn)利*, 田濤, 崔軍平, 劉池洋, 吳漢寧

1 西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系, 大陸動力學(xué)國家重點實驗室, 西安 7100692 陜西省煤田地質(zhì)集團有限公司, 自然資源部煤炭資源勘查與綜合利用重點實驗室, 西安 710021

0 引言

盆地構(gòu)造-熱演化史與油氣的生成和成藏過程關(guān)系密切,詳細(xì)恢復(fù)盆地?zé)嵫莼穼τ蜌獠氐男纬蛇^程及油氣資源的綜合評價意義重大(Allen P A and Allen T R,1990;任戰(zhàn)利,1991,1992;邱楠生等,1997,2004,2006;邱楠生,2005;胡圣標(biāo)等,2008;Qiu et al.,2012,2022,何麗娟等,2014;任戰(zhàn)利等,2014a,b,2017,2020;楊鵬等,2016;Yang et al.,2017,2018,2020;Ren et al.,2020;Tian et al.,2020).楚雄盆地作為環(huán)青藏高原盆山體系中重要的中新生代含油氣盆地之一,發(fā)育有古生界至新生界海-陸相多套生油層系(萬玲等,1998),詳細(xì)恢復(fù)楚雄盆地構(gòu)造-熱演化史對盆地的油氣勘探工作至關(guān)重要.

楚雄盆地位于青藏高原東南部,受特提斯洋和青藏高原構(gòu)造演化過程的綜合影響,經(jīng)歷了復(fù)雜的沉積過程、構(gòu)造變形及熱歷史(萬玲等,1998;王國力等,2005;金維浚等,2012;楊慶道等,2017;Deng et al.,2018b;Li et al.,2020).前人對楚雄盆地深部結(jié)構(gòu)(Zhang and Gao,2019)、沉積-構(gòu)造特征(萬玲等,1998;金維浚等,2012;楊慶道等,2017;Deng et al.,2018b,2021;Li et al.,2020)、原型盆地與沉積物源(程宏崗,2004)、古氣候環(huán)境(Linnemann et al.,2018)、有機質(zhì)豐度(Wang et al.,2009)和生烴潛力(戴金星等,1986;張麗潔等,1996)等做過較多研究,另有王國力等(2005)和付彩利(2005)對盆地的古地溫場與現(xiàn)今地溫場、熱演化史進(jìn)行了零星的初步研究.整體而言,楚雄盆地構(gòu)造-熱演化史研究程度低.

鏡質(zhì)體反射率(RO)、流體包裹體均一溫度與磷灰石/鋯石裂變徑跡聯(lián)用,不僅可以確定地層經(jīng)歷的最大古地溫,而且可以提供古地溫隨時間演化的詳細(xì)信息,在盆地構(gòu)造-熱演化史恢復(fù)中發(fā)揮著重要作用(Gleadow et al.,1983;任戰(zhàn)利,1995,1999;邱楠生等,1997,2004,邱楠生,2005;胡圣標(biāo)等,2008;Qiu et al.,2012;任戰(zhàn)利等,2014a,b;田云濤等,2017).前人在青藏高原東南部開展了大量低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究,揭示了青藏高原東南部新生代以來的多階段隆升過程及復(fù)雜構(gòu)造變形事件(圖1,Leloup et al.,2001;Clark et al.,2005;Tian et al.,2014;Deng et al.,2018a,b;Liu-Zeng et al.,2018;Li et al.,2020).但是在楚雄盆地內(nèi)部熱年代學(xué)應(yīng)用研究少,盆地抬升冷卻過程及構(gòu)造-熱演化研究薄弱(圖1).楚雄盆地北部攀枝花和Wl1井附近3個磷灰石裂變徑跡樣品揭示了盆地50 Ma左右經(jīng)歷了一期抬升運動(金維浚等,2012),其余已報道的大部分裂變徑跡樣品年齡分布不集中,分散性強(蔡立國等,1998;郭彤樓等,2004;付彩利,2005),難以有效恢復(fù)盆地復(fù)雜的熱演化歷史.楚雄盆地具體的抬升冷卻過程研究薄弱,其對盆地構(gòu)造-熱演化史的約束作用尚不清楚,構(gòu)造-熱事件對盆地油氣生成及成藏過程的控制研究亟待深入.

本文研究在詳細(xì)鉆井地質(zhì)資料、野外剖面、地層格架的約束下,系統(tǒng)補充了16塊磷灰石裂變徑跡樣品和70余塊RO樣品,結(jié)合已有的包裹體測溫數(shù)據(jù),對楚雄盆地全盆地不同地區(qū)構(gòu)造-熱演化史開展了系統(tǒng)深入的差異性對比研究.在綜合考慮楚雄盆地不同地區(qū)熱演化程度及歷史的差異性、熱事件及熱異常分布的區(qū)域性與局限性、抬升冷卻過程與期次的復(fù)雜性等研究結(jié)果的基礎(chǔ)之上,深入系統(tǒng)的評價了楚雄盆地構(gòu)造-熱演化史與油氣關(guān)系,并取得了新的認(rèn)識.本研究對楚雄盆地油氣勘探工作有重要指導(dǎo)意義,對深入認(rèn)識青藏高原東南部構(gòu)造演化及哀牢山—紅河斷裂帶變形過程有重要理論意義.

1 地質(zhì)背景

楚雄盆地位于青藏高原東南部,隸屬于環(huán)青藏高原盆山體系這一世界矚目的關(guān)鍵構(gòu)造帶,西南側(cè)以哀牢山—紅河斷裂帶這一現(xiàn)今構(gòu)造十分活躍的大型板塊邊界斷裂帶為界,構(gòu)造位置獨特且重要(圖1).楚雄盆地面積約為3.65×104km2,可分為東部淺坳區(qū)、元謀隆起區(qū)、中部深坳區(qū)和逆沖推覆區(qū)四個構(gòu)造單元(李云森等,2000;程宏崗,2004;付彩利,2005).

楚雄盆地整體以前震旦系淺變質(zhì)巖為基底,盆地三疊紀(jì)以前受特提斯洋構(gòu)造演化的影響,處于相對穩(wěn)定的被動大陸邊緣,發(fā)育了一套碳酸鹽巖和碎屑巖為主的淺海相沉積(圖2a和圖2b).自印支期以來,盆地經(jīng)歷了多期構(gòu)造運動,晚三疊世隨著哀牢山洋的閉合及哀牢山造山帶的形成,盆地西南部經(jīng)歷了強烈逆沖推覆,形成了盆地西部的逆沖推覆區(qū)(劉增乾等,1993;萬玲等,1998),大量下三疊統(tǒng)碳酸鹽巖被抬升至地表,三疊系內(nèi)部逆沖斷裂較為發(fā)育(圖2a).隨著中特提斯洋的閉合,楚雄盆地西南部逆沖推覆變形構(gòu)造向盆地北東方向遷移,使得盆地內(nèi)部侏羅系與上白堊統(tǒng)之間呈不整合接觸,在盆地中部深坳區(qū)形成了大量的褶皺,背斜和向斜構(gòu)造十分發(fā)育(圖2a).新生代以來,受印度板塊與歐亞板塊的碰撞以及青藏高原東南部沿哀牢山—紅河斷裂帶構(gòu)造逃逸作用的影響,楚雄盆地內(nèi)部及周緣形成了一系列具有走滑性質(zhì)的斷裂(Li et al.,2020).楚雄盆地西南部受青藏高原隆升和哀牢山—紅河斷裂帶活動影響較大,新生代沉積記錄少,始新統(tǒng)-中新統(tǒng)嚴(yán)重缺失,古新統(tǒng)、始新統(tǒng)和上新統(tǒng)零星分布在盆地東北部(圖2a).

圖2 (a)楚雄盆地地層、斷裂、褶皺及采樣位置分布圖(據(jù)Li et al.,2020修);(b)楚雄盆地三疊系-新生界地層綜合柱狀圖(據(jù)Deng et al.,2018b修)

已有的勘探工作表明盆地古生界、三疊系、侏羅系、白堊系及古近系內(nèi)均發(fā)育大量油氣顯示(萬玲等,1998;彭金寧等,2009),尤其是三疊系沉積厚度大、分布廣泛、有機質(zhì)豐度高,已達(dá)到較好生油巖標(biāo)準(zhǔn)(萬玲等,1998;彭金寧等,2009).但是,楚雄盆地構(gòu)造-熱演化史研究薄弱,三疊系烴源巖熱演化史與油氣關(guān)系尚不清楚,對楚雄盆地不同構(gòu)造單元抬升過程的差異性及后期改造與油氣保存條件研究也較少,油氣勘探工作未取得重大突破.

2 古溫標(biāo)介紹

鏡質(zhì)體反射率作為重要的古溫標(biāo)參數(shù)之一,在恢復(fù)沉積盆地構(gòu)造-熱演化史研究方面發(fā)揮著關(guān)鍵作用(Lerche et al.,1984;Armagnac et al.,1988;任戰(zhàn)利,1991,1992,1995,1999;He and Lerche,1992;邱楠生等,2004,2006;邱楠生,2005;胡圣標(biāo)等,2008;楊鵬等,2016;Yang et al.,2018,2020).磷灰石和鋯石等含鈾礦物在238U裂變時會在礦物晶格中形成裂變徑跡,裂變徑跡隨著溫度的升高會發(fā)生退火作用,出現(xiàn)長度減小、密度降低等特征(Gleadow et al.,1983;任戰(zhàn)利等,2014a,2015;田云濤等,2017).裂變徑跡的長度、年齡是對溫度敏感的重要參數(shù),通過對徑跡長度、年齡及其與采樣地層、深度或海拔關(guān)系的深入分析,可以有效恢復(fù)盆地沉積埋藏增溫和后期抬升剝蝕降溫等過程的時間溫度效應(yīng),重建盆地的構(gòu)造-熱演化歷史(Gleadow et al.,1983;任戰(zhàn)利,1995;Qiu et al.,2012;任戰(zhàn)利等,2014a,b,2015;田云濤等,2017).基于簡單的地層埋藏增溫對裂變徑跡年齡影響的理論模型,可以將裂變徑跡年齡與深度或溫度關(guān)系劃分為3個帶:(1)裂變徑跡年齡大于地層年齡的未退火帶,處于該帶的樣品埋藏淺、溫度低,沒有發(fā)生退火,年齡分布較為離散,與深度和地層沒有明顯的相關(guān)性,記錄的是物源地區(qū)造山帶折返剝露的時間;(2)裂變徑跡年齡小于地層年齡的部分退火帶,該帶樣品的裂變徑跡年齡與地層埋深有明顯的負(fù)相關(guān)性,隨著深度增加,地層變老,溫度升高,裂變徑跡樣品發(fā)生退火作用導(dǎo)致徑跡長度縮短、密度降低、年齡逐漸減小;(3)溫度超過一定值后樣品發(fā)生完全退火裂變徑跡消失的完全退火帶(Naeser,1979;Gleadow et al.,1983;任戰(zhàn)利,1995;任戰(zhàn)利等,2014a,b,2015;田云濤等,2017).如果地層在達(dá)到最大埋深后發(fā)生構(gòu)造抬升或溫度降低,裂變徑跡年齡與深度或溫度關(guān)系圖上可以劃分為5個帶:(1)未退火帶;(2)部分退火帶;(3)冷卻帶,該帶為樣品經(jīng)歷退火后發(fā)生冷卻的時間,該樣品會形成新的裂變徑跡,記錄了樣品經(jīng)歷抬升過程的時間、速率和剝蝕厚度等信息;(4)部分退火帶;(5)完全退火帶(Naeser,1979;Gleadow et al.,1983;任戰(zhàn)利,1995;任戰(zhàn)利等,2014a,b,2015;田云濤等,2017).磷灰石裂變徑跡的長度分布特征對溫度非常敏感,是研究含油氣沉積盆地,尤其是研究經(jīng)歷過復(fù)雜沉積-埋藏和后期改造過程的疊合盆地構(gòu)造-熱演化史的有效方法.因此,綜合利用鏡質(zhì)體反射和包裹體測溫等古溫標(biāo)法恢復(fù)古地溫,并與裂變徑跡年齡和長度聯(lián)用,可以用于確定磷灰石裂變徑跡樣品所處的階段,劃分盆地抬升過程及期次.與鋯石、榍石等其他礦物和U-Th/He、K/Ar-Ar定年等熱年代學(xué)方法相比,磷灰石裂變徑跡退火溫度約為60～125 ℃(Gleadow et al.,2002;Donelick et al.,2005),與生油窗基本一致,多種古溫標(biāo)參數(shù)與磷灰石裂變徑跡聯(lián)用的思路在建立沉積盆地構(gòu)造-熱演化史與油氣關(guān)系時更有優(yōu)勢.

2.1 鏡質(zhì)體反射率約束的熱演化程度及分布特征

本文研究基于70多件RO樣品與深度和地層關(guān)系,對楚雄盆地Yc1井鉆井剖面和Wl1井及其周緣典型連續(xù)地層剖面的熱演化程度進(jìn)行了系統(tǒng)分析,研究結(jié)果表明隨著地層埋深增加和時代變老,盆地RO增加,熱演化程度增大,整體表現(xiàn)為似線性關(guān)系(圖3).但是,在Wl1井附近的剖面上,干海資組和舍姿組部分樣品RO值異常偏大(圖3a),明顯偏離了上覆地層的線性關(guān)系.同時,對Wl1井不同深度進(jìn)行連續(xù)RO取樣分析,結(jié)果顯示取樣深度與RO之間也表現(xiàn)出類似規(guī)律,即當(dāng)深度增加到3500 m左右時,RO值明顯偏大(圖3b).對Yc1井而言,RO與取樣深度之間并不是連續(xù)的線性關(guān)系,三疊系之下表現(xiàn)為明顯的間斷.但是三疊系到始新統(tǒng)RO與地層之間均表現(xiàn)為一致線性關(guān)系(圖3c).

圖3 楚雄盆地RO與地層或深度關(guān)系圖(a) Wl1井周緣連續(xù)地層剖面; (b) Wl1井; (c) Yc1井.

根據(jù)楚雄盆地不同構(gòu)造單元不同層位大量RO值編制了三疊系羅家大山組、干海資組-舍姿組和侏羅系RO平面分布圖(圖4a—c).羅家大山組和干海資組-舍姿組RO平面分布圖表明楚雄盆地三疊系熱演化程度較高,不均一性強.以楚雄斷裂為界的東北部RO總體較低,羅家大山組RO正常值在1.0%～2.5%之間,東部RO值最低,普遍小于1.5%,西南部祥云—新平地區(qū)RO較高,可達(dá)4.5%,越靠近哀牢山斷裂帶RO越高,最高可達(dá)5.75%(圖4a).干海資組-舍姿組RO在楚雄斷裂東北部介于1.0%～2.0%之間,東部RO最低,普遍小于1.0%,西南部祥云—新平地區(qū)RO較高,可達(dá)3.41%,越靠近哀牢山斷裂帶RO越高,最高可達(dá)5.78%(圖4b).侏羅系與三疊系干海資組-舍資組相比,其熱演化程度更低,但平面分布規(guī)律相似,在楚雄斷裂東北部RO總體小于等于1.3%,未達(dá)到生氣階段,大姚縣以北RO更低,介于1.0%～1.3%之間,Yc1井RO實測值為0.61%左右,東南部RO最高,可達(dá)3.14%(圖4c).

圖4 楚雄盆地RO約束下的熱演化程度平面分布圖(a) 三疊系羅家大山組; (b) 三疊系干海資組-舍姿組; (c) 侏羅系.

三疊系烴源巖RO值平面展布特征顯示不同地區(qū)熱演化程度差異較大,在盆地西南地區(qū)高,主體部位低,同時在楚雄斷裂以北的低值區(qū)存在熱演化程度異常高的地區(qū),其RO值明顯偏大,這些異常高的RO值平面分布特征與火成巖體的展布密切相關(guān)(圖4a—b),并不代表區(qū)域正常埋藏增溫?zé)嵫莼潭鹊谋尘爸?火成巖活動可能是造成楚雄盆地RO偏高的重要原因,如何選擇有代表性RO是確定熱演化程度的關(guān)鍵之一.

詳細(xì)對比Wl1井附近剖面和Yc1井不同深度樣品RO可知:除去受火成巖影響的異常高值點外,三疊系-漸新統(tǒng)RO連續(xù)變化(圖3),代表了區(qū)域正常熱演化程度的背景值,可用于恢復(fù)楚雄盆地的熱演化歷史.楚雄盆地上新統(tǒng)-三疊系鏡質(zhì)體反射率呈線性關(guān)系,但是上新統(tǒng)-第四系嚴(yán)重缺失,說明上新世之前盆地可能處于抬升剝蝕階段,盆地最高熱演化程度最晚在上新世之前達(dá)到.楚雄盆地三疊系熱演化程度高,大姚一帶RO可達(dá)2.0%以上,整體已達(dá)過成熟生干氣階段.

2.2 裂變徑跡約束下的抬升冷卻過程

據(jù)楚雄盆地Yc1井和Wl1井現(xiàn)今地層測溫及其與RO及包裹體均一溫度估算的古地溫的關(guān)系可知,盆地現(xiàn)今地溫梯度約為19.8～26.3 ℃·km-1,經(jīng)歷的最大古地溫大于現(xiàn)今地溫(圖5).正常埋深情況下,中新統(tǒng)RO小于0.3%,經(jīng)歷的最大古地溫小于60 ℃;白堊系和侏羅系蛇店組-妥甸組RO介于0.5%～1.2%之間,經(jīng)歷最大古地溫大于60 ℃;侏羅系張河組-馮家河組和三疊系RO大于1.3%,最大古地溫大于180 ℃.從楚雄盆地磷灰石裂變徑跡采樣年齡與層位關(guān)系來看(表1),中新統(tǒng)磷灰石裂變徑跡年齡為50.8 Ma,遠(yuǎn)大于地層年齡,其經(jīng)歷的最大古地溫小于60 ℃,樣品沒有發(fā)生退火,處于未退火帶(圖6).始新統(tǒng)趙家店組磷灰石裂變徑跡年齡在24.1～30.2 Ma之間,元永井組磷灰石裂變徑跡年齡為25.5 Ma,均小于地層年齡,處于退火帶(圖6).隨著地層時代變老,埋深增加,溫度增高,白堊系、侏羅系、三疊系磷灰石裂變徑跡年齡并未進(jìn)一步減小.楚雄斷裂以東磷灰石裂變徑跡年齡總體介于12.2～42.5 Ma之間,楚雄斷裂以西磷灰石裂變徑跡年齡主要介于31.2～55.5 Ma之間(圖6),均遠(yuǎn)小于采樣層位的地層年齡,表明盆地中生界白堊系、侏羅系和三疊系均已進(jìn)入了退火帶和冷卻帶.從白堊系和侏羅系磷灰石裂變徑跡樣品的長度分布特征來看,蛇店組—妥甸組樣品多為雙峰型,代表這部分樣品未完全退火后又經(jīng)歷了抬升冷卻;侏羅系張河組—馮家河組和三疊系主要為冷卻型,反映已進(jìn)入冷卻帶后又抬升降溫,樣品經(jīng)歷了明顯的退火作用,地層處于冷卻帶.楚雄盆地中生界磷灰石裂變徑跡年齡代表了后期抬升冷卻的年齡(圖7).

表1 楚雄盆地磷灰石裂變徑跡分析測試結(jié)果

圖5 楚雄盆地現(xiàn)今地溫和RO、包裹體均一溫度估算的古地溫與深度關(guān)系(a) Yc1井; (b) Wl1井.

圖6 楚雄盆地磷灰石裂變徑跡年齡與采樣層位關(guān)系圖

圖7 楚雄盆地代表性磷灰石裂變徑跡樣品長度分布圖

從磷灰石裂變徑跡抬升冷卻年齡的平面分布特征來看,楚雄盆地不同地區(qū)后期抬升冷卻過程差異明顯.盆地西部祥云地區(qū)侏羅系和東南部新平地區(qū)三疊系磷灰石裂變徑跡分析得出的抬升冷卻年齡分別為41.9～72.7 Ma和31.2 Ma.盆地東北部Wl1井、Yc1井、永仁、灑芷、元謀、一平浪和攀枝花地區(qū)侏羅系-三疊系的磷灰石裂變徑跡年齡介于19.2～38.1 Ma之間,分別為19.2～21 Ma、30.09 Ma、25.03 Ma、23～31.6 Ma、27.2～32.7 Ma、20.0～38.1 Ma和32.3 Ma.

盆地侏羅系-三疊系裂變徑跡冷卻年齡與采樣位置關(guān)系圖表明(圖8):楚雄斷裂對盆地構(gòu)造抬升和后期改造過程有分割作用.楚雄斷裂以西裂變徑跡冷卻年齡介于31.2～72.7 Ma,遠(yuǎn)離楚雄斷裂但靠近哀牢山—紅河斷裂帶的祥云地區(qū)裂變徑跡年齡介于41.9～72.7 Ma之間,主要分布在41.9～55.5 Ma之間,抬升冷卻早,主要為始新世;距哀牢山—紅河斷裂帶更遠(yuǎn)但是更靠近楚雄斷裂的東部新平地區(qū),磷灰石裂變徑跡年齡明顯更小,為31.2 Ma,抬升冷卻較祥云地區(qū)更晚,主要為早漸新世.磷灰石裂變徑跡年齡在楚雄斷裂以東的廣大地區(qū)較楚雄斷裂以西地區(qū)明顯更小,主要介于20.0～32.7 Ma之間,相當(dāng)于漸新世-早中新世,抬升冷卻更晚.整體而言,磷灰石裂變徑跡年齡結(jié)果表明楚雄盆地主體抬升冷卻過程主要發(fā)生于漸新世-早中新世,與楚雄盆地整體缺失漸新統(tǒng)-中新統(tǒng)的地質(zhì)背景一致(圖1).

圖8 楚雄盆地侏羅系-三疊系磷灰石裂變徑跡冷卻年齡與采樣位置關(guān)系圖

3 構(gòu)造-熱演化史及其與油氣關(guān)系

楚雄盆地Yc1井RO與層位關(guān)系表明奧陶系與泥盆系之間存在著大的RO間斷,RO值差異較大(圖3c),表明奧陶系與泥盆系之間存在古地溫不整合.結(jié)合侏羅系和三疊系RO垂向演化(圖3)和平面展布特征(圖4)分析得出,盆地大部分地區(qū)侏羅系和三疊系RO介于0.99%～2.00%之間且無明顯間斷,表現(xiàn)為連續(xù)變化.但是,在盆地西北部火成巖發(fā)育地區(qū),侏羅系RO明顯小于三疊系(圖4),熱演化程度變化大,存在明顯的RO間斷和古地溫不整合.盆地北部Wl1井及周緣野外剖面連續(xù)取樣結(jié)果表明,侏羅系(RO=0.99%～1.13%)與三疊系RO(異常RO=3.35%)之間的差異最大可達(dá)2.0%以上,可能與中新生代巖漿活動密切相關(guān).新生界古新統(tǒng)元永井組和始新統(tǒng)趙家店組的RO主要分布在0.5%～1.03%之間,與正常埋深情況下侏羅系和三疊系RO(0.99%～2.00%)之間表現(xiàn)為連續(xù)變化,不存在間斷,無古地溫不整合現(xiàn)象.這些信息對盆地構(gòu)造-熱演化史的恢復(fù)具有重要約束作用.

此外,基于楚雄盆地磷灰石裂變徑跡抬升冷卻年齡的平面分布特征可知,盆地不同地區(qū)主抬升冷卻期不同,不同地區(qū)三疊系達(dá)到最大古地溫的時間差別較大.以楚雄斷裂為界,盆地西部祥云地區(qū)抬升早,主要在31.2～55.5 Ma,三疊系達(dá)到最大古地溫的時間也早,主要發(fā)生在始新世或更早.在Wl1井、灑芷、一平浪等楚雄斷裂以東的廣大地區(qū),盆地抬升冷卻相對更晚,三疊系達(dá)到最大古地溫的時間也相對更晚,主要發(fā)生在20.0～38.4 Ma.永仁地區(qū)Wl1井附近侏羅系張河組砂巖磷灰石裂變徑跡樣品熱史模擬結(jié)果表明盆地在40 Ma達(dá)到最大古地溫,之后經(jīng)歷了快速抬升冷卻(圖9a).盆地北部花崗巖樣品磷灰石裂變徑跡的熱史模擬結(jié)果表明盆地北部30 Ma開始抬升(圖9b).從RO換算得出盆地局部地區(qū)三疊系和侏羅系熱演化程度高,考慮楚雄盆地始新世開始大規(guī)模抬升冷卻,三疊系-侏羅系異常高的熱演化程度可能并不是單一埋藏增溫效應(yīng),據(jù)此推測楚雄盆地在20.0～38.4 Ma或之前發(fā)生過構(gòu)造-熱事件,導(dǎo)致盆地增溫,三疊系-侏羅系熱演化程度增加.

圖9 楚雄盆地磷灰石裂變徑跡樣品模擬的熱演化史(據(jù)金維浚等,2012)(a) 永仁地區(qū)侏羅系張河組砂巖; (b) 盆地北部的花崗巖.

綜合楚雄盆地鉆井地層剖面、野外實測剖面、地層接觸關(guān)系、火成巖發(fā)育情況、RO與地層或深度的關(guān)系、多種古溫標(biāo)法恢復(fù)的古地溫場及裂變徑跡反映的抬升冷卻年齡結(jié)果表明:除局部地區(qū)受火成巖的影響存在異常高熱演化程度外,盆地主體部位侏羅系和三疊系的熱演化程度主要受控于盆地晚始新世之前的埋藏增溫過程.因為不同地區(qū)沉降隆升和構(gòu)造改造過程不同,同一層位不同地區(qū)熱演化程度存在差異,以楚雄斷裂為界出現(xiàn)西高東低的明顯分區(qū).總體而言,楚雄盆地古地溫高于現(xiàn)今地溫,晚始新世以來主要以抬升剝蝕為主,為降溫型盆地,最大古地溫和最高熱演化程度主要在20.0～38.4 Ma之前達(dá)到.

根據(jù)疊合盆地古地溫及構(gòu)造-熱演化史恢復(fù)的思路(任戰(zhàn)利,1991,1999;任戰(zhàn)利等,2014b,2022),在裂變徑跡分析確定的抬升冷卻過程的基礎(chǔ)上,基于RO實測值利用Easy%RO模型(Sweeney and Burnham,1990)對楚雄盆地構(gòu)造-熱演化史進(jìn)行了系統(tǒng)的恢復(fù).擬合的RO值與實測值吻合程度高(圖10),表明本文研究構(gòu)造-熱演化史的模擬結(jié)果可信.根據(jù)盆地?zé)嵫莼纺M結(jié)果,恢復(fù)了三疊系舍資組烴源巖在侏羅紀(jì)末～145 Ma(圖11a)、早白堊世末～100 Ma(圖11b)、晚白堊世末～65 Ma(圖11c)的熱演化成熟度.裂變徑跡結(jié)果表明盆地在中新世之前達(dá)到最大古地溫,在漸新世之后開始進(jìn)入大規(guī)模抬升階段.楚雄盆地現(xiàn)今RO與始新世末期RO一致,表明盆地該時期經(jīng)歷了最大古地溫.楚雄盆地三疊系烴源巖在侏羅紀(jì)末、早白堊世末、晚白堊世末和始新世末期的熱演化成熟度恢復(fù)結(jié)果表明:盆地三疊系熱演化程度表現(xiàn)為西、南高,東、北低的平面展布特征.三疊紀(jì)至始新世末期,隨著盆地沉降,三疊系埋藏深度增加、古地溫增大,烴源巖遭受的時間-溫度效應(yīng)進(jìn)一步增強,熱演化程度也逐漸增大.

盆地南部一平浪地區(qū)和北部Wl1井熱演化史模擬結(jié)果表明:楚雄盆構(gòu)造-熱演化可以分為穩(wěn)定發(fā)育增溫、盆地收縮增溫及抬升降溫三大階段.穩(wěn)定發(fā)育增溫階段以晚三疊世-早白堊世為主,該階段三疊系處于持續(xù)埋藏增溫階段,地溫梯度較低,介于22～25 ℃·km-1之間.一平浪地區(qū)舍姿組在160 Ma左右進(jìn)入成熟生油階段,干海資組烴源巖在200 Ma左右達(dá)到生油高峰期,并于145 Ma左右進(jìn)入過成熟生干氣階段(圖12a).盆地北部Wl1井舍姿組在145 Ma進(jìn)入成熟生油階段, 并于80 Ma達(dá)到過成熟生干氣階段,干海資組在150 Ma達(dá)到生油高峰期,并于120 Ma進(jìn)入過成熟生干氣階段(圖12b).

晚白堊世盆地開始進(jìn)入收縮增溫階段,地溫梯度較高,約為30 ℃·km-1.Wl1井熱演化史表明盆地整體處于緩慢增溫階段,以生干氣為主.漸新世約30 Ma以來,楚雄盆地整體處于抬升降溫階段,地溫梯度減小,現(xiàn)今地溫梯度介于26.3～19.8 ℃·km-1之間,地層溫度降低,生烴能力減弱.

4 結(jié)論

(1)楚雄盆地?zé)嵫莼潭日w表現(xiàn)為西高東低、南高北低的趨勢,局部地區(qū)存在熱異常,可能不僅僅受控于單一埋藏作用下的時間-溫度效應(yīng).盆地在中新世約20～38.4 Ma之前發(fā)生過構(gòu)造-熱事件,導(dǎo)致盆地溫度增加,熱演化程度增大.

(2)盆地東部Yc1井三疊系RO為1.1%～1.22%,主要受控于地層埋藏增溫過程;北部Wl1井RO最高可達(dá)4.11%,周緣三疊系更高,整體受控于地層埋藏增溫,RO異常高值可能與火成巖活動有關(guān);西部祥云地區(qū)RO介于3.41%～2.45%之間,南部靠近哀牢山—紅河斷裂帶的新平地區(qū)最高可達(dá)5.36%,盆地西南部熱演化程度受地層埋藏增溫、火成巖活動和哀牢山—紅河斷裂帶活動的綜合控制.

(3)楚雄盆地主體侏羅系和三疊系經(jīng)歷的最大古地溫超過180℃.楚雄斷裂對盆地構(gòu)造-熱演化、后期改造和抬升冷卻有分割作用.楚雄斷裂以西的祥云地區(qū)裂變徑跡年齡主要在41.9～55.5 Ma之間,達(dá)到最大古地溫的時間在始新世或更早,區(qū)域抬升冷卻早,可能與印度和歐亞板塊碰撞有關(guān).楚雄斷裂東北部廣大地區(qū)裂變徑跡年齡主要在漸新世-早中新世(20.0～38.4 Ma)之間,抬升冷卻晚,達(dá)到最大古地溫的時間為漸新世或更早.

(4)楚雄盆地三疊系熱演化程度高,處于過成熟生干氣階段.干海資組生烴高峰期始于200 Ma,早白堊世145～120 Ma達(dá)到過成熟生干氣階段.舍姿組生烴高峰期始于160 Ma,晚白堊世80 Ma達(dá)到過成熟生干氣階段.

(5)楚雄盆地晚三疊世以來的構(gòu)造-熱演化史可分為穩(wěn)定發(fā)育增溫、收縮增溫、抬升降溫三大階段,古地溫梯度分別為22～25 ℃·km-1,30 ℃·km-1和26.3～19.8 ℃·km-1,表現(xiàn)為先增大后減小的演化特征.漸新世以來盆地整體抬升,地層溫度降低,生烴作用減弱.

致謝感謝中國石油化工集團股份有限公司的支持和中國石油長慶油田付彩利工程師的幫助.感謝西北大學(xué)郝威鐸教授潤色英文摘要.同時也衷心感謝審稿專家和編輯提出的寶貴修改意見.