柴达木盆地现今大地热流与晚古生代以来构造-热演化

李宗星， 高俊， 郑策,3， 刘成林， 马寅生， 赵为永

1 中国地质科学院地质力学研究所页岩油气调查评价重点实验室, 北京 100081 2 中国地质大学(北京) 水资源与环境工程北京市重点实验室, 北京 100083 3 中国石油大学(北京), 北京 102249 4 中石油青海油田分公司勘探开发研究院, 甘肃敦煌 736202



柴达木盆地现今大地热流与晚古生代以来构造-热演化

李宗星1， 高俊2*， 郑策1,3， 刘成林1， 马寅生1， 赵为永4

1 中国地质科学院地质力学研究所页岩油气调查评价重点实验室, 北京 100081 2 中国地质大学(北京) 水资源与环境工程北京市重点实验室, 北京 100083 3 中国石油大学(北京), 北京 102249 4 中石油青海油田分公司勘探开发研究院, 甘肃敦煌 736202

依据钻孔系统稳态测温、静井温度资料与实测热导率数据分析了柴达木盆地地温场分布特征,建立了柴达木盆地热导率柱,新增了17个大地热流数据. 柴达木盆地现今地温梯度介于17.1～38.6 ℃·km-1,平均为28.6±4.6 ℃·km-1,大地热流介于32.9～70.4 mW·m-2,平均 55.1±7.9 mW·m-2. 盆地不同构造单元地温场存在差异,昆北逆冲带、一里坪坳陷属于“高温区”,祁南逆冲带属于“中温区”,三湖坳陷、德令哈坳陷及欧龙布鲁克隆起属于“低温区”,盆地现今地温场分布特征受控于地壳深部结构、盆地构造等因素. 以现今地温场为基础,采用磷灰石、锆石裂变径迹年龄分布特征定性分析与径迹长度分布数据定量模拟相结合,研究了柴达木盆地晚古生代以来的沉积埋藏、抬升剥蚀和热演化史,并结合区域构造背景,对柴达木盆地构造演化过程进行了探讨,研究表明柴达木盆地晚古生代以来经历了六期(254.0—199 Ma,177—148.6 Ma,87—62 Ma,41.1—33.6 Ma,9.6—7.1 Ma,2.9—1.8 Ma)构造运动,六期构造事件与研究区构造演化的动力学背景相吻合. 其中白垩纪末期(87—62 Ma)的构造事件导致了柴达木盆地东部隆升并遭受剥蚀,欧龙布鲁克隆起形成雏形,柴达木盆地北缘在弱挤压环境下形成坳陷盆地; 中新世末的两期构造事件(9.6—7.1 Ma和2.9—1.8 Ma)使柴达木盆地遭受强烈挤压,盆地快速隆升,构造变形强烈,基本形成现今的构造面貌.

地温梯度; 大地热流; 裂变径迹; 构造-热演化; 柴达木盆地

1 引言

柴达木盆地是青藏高原内部最大的山间盆地,盆地的构造-热演化特征对于研究青藏高原隆升机制有非常重要的意义(Yin et al.,2008). 柴达木盆地平均海拔为～2800 m,整体呈现三角形状,西北边界为阿尔金断裂带,东北边界为祁连山—南山冲断带,南部边界为东昆仑转换挤压系统(祁漫塔格—东昆仑逆冲带和昆仑断裂带),具有独特的岩石圈深部动力学与盆地构造-热演化特征. 柴达木盆地也是我国西部大型的含油气盆地,地层发育较齐全,泥岩和膏岩相当发育,形成良好盖层的同时也对盆地现今地温分布产生大的影响(邱楠生,2001). 盆地的大地热流和构造-热演化史为区域动力学与盆地构造演化研究提供了重要参数,同时也为盆地进行油气资源评价提供了基础数据,直接服务于生产.

柴达木盆地构造-热演化研究工作还较薄弱. 前人对柴达木盆地西部3 km以浅的温度分布(张业成等,1990; 王钧等,1990)进行了研究,计算了盆地西部地区部分钻孔的大地热流(沈显杰等,1994; 李国桦，1992; 邱楠生,2001). 任战利(1993)在早期应用流体包裹体,镜质体反射率数据对柴达木盆地西部的地热演化史进行探索性分析. Qiu(2002，2003)利用磷灰石裂变径迹(AFT)参数和镜质体反射率动力学模型对柴达木盆地西部地区热历史进行了研究. 近年来,不少的研究者利用磷灰石 (锆石) 的裂变径迹对柴达木盆地西部新生代沉积源区、构造热事件进行了研究(王世明等,2008; 孙国强等,2009; 高军平等,2011). 但总体来看,(1) 研究区域上,已开展的研究工作主要集中在盆地西部,其他区域开展的工作少,盆地东部尚处于空白; (2)地质时代上,现有的工作主要侧重盆地新生代以来的演化史,中生代时期的研究很少,古生代时期的更是尚未涉及; (3)研究领域上,不同区域的差异性热演化史、盆地构造成因与热演化关系研究尚比较缺乏; (4)数据资料上,前期现今地温场研究的基础数据多为20世纪90年代之前,特别是低温热年代学数据也与现今不可同日而语.

近年来随着油气勘探工作的深入,在柴达木盆地部署了更多的钻井,新增了一大批地温数据,同时先进的钻孔温度连续采集系统使大规模、高精度深井稳态测温成为可能,光学扫描法(Optical Scanning Method)在岩石热导率测试中的广泛应用(Popov et al.,1999),也使岩石热导率测试工作实现了批量化、高精度化. 在柴达木盆地北缘鱼卡—马海尕秀斜坡带新部署的柴页1井、红山构造的库1井等钻孔,钻遇了厚层的侏罗系地层,柴达木盆地东部的欧龙布鲁克隆起的柴页2井、石浅1井,德令哈坳陷带的埃北1井、德参1井等均钻遇了石炭系地层,大量来自古生代、中生代地层的岩芯和露头样品为研究盆地古生代以来的构造-热演化史提供了先决条件. 笔者对柴达木盆地新部署的柴页1井、龙5井、柴页2井进行了系统稳态测温工作,分析整理了14口钻孔的静井温度数据,并对盆地钻井和露头的岩石热物性进行了测试和研究,建立了柴达木盆地岩石热导率柱,揭示了柴达木盆地现今地温梯度和大地热流分布特征,分析了盆地地壳结构对地温场分布的影响; 以盆地现今地温场特征为基础,采用裂变径迹年龄分布特征定性分析与径迹长度分布数据定量模拟相结合,研究了柴达木盆地晚古生代以来的沉积埋藏、抬升剥蚀和热演化史,并结合区域构造背景,对柴达木盆地构造演化过程进行了探讨.

2 地质背景

柴达木盆地属于塔里木—中朝板块分离出的、夹持于秦祁昆地槽褶皱带之间的微型古陆(王鸿祯,1982，1985). 柴达木盆地基底总体表现为菱形,为古生代褶皱基底和元古代结晶基底构成的双重结构,盆地莫霍面深度变化介于55～63 km,地壳厚度在盆地中部最大,向盆地边缘减薄(赵俊猛等,2006).柴达木盆地的成盆演化经历了晚三叠世末之前多岛陆间洋、伸展裂谷洋、残留海槽阶段和晚三叠世末印支运动之后的内陆盆地形成阶段(刘和甫,2001; 郑孟林等,2004). 盆地南界发育东昆仑中央断裂(简称昆中断裂),北界为宗务隆山断裂,西界为阿尔金断裂,发育了南华系—古生界、中生界和新生界三套沉积地层,中新生界沉积岩最大连续厚度为17200 m,新生代柴达木盆地可划分为6个一级构造单元(图1),分别为: 三湖坳陷、欧龙布鲁克隆起、德令哈拗陷、昆北坳陷、一里坪坳陷、祁南逆冲带(杨超等,2012).

图1 柴达木盆地构造位置与测温钻孔分布图(据Yin等(2008)修改)Fig.1 The tectonic setting of the Qaidam basin and distribution of the wells (Modified from Yin et al. (2008))

3 柴达木盆地现今大地热流分布特征

大地热流是地球内部热作用过程最直接的地表显示(汪集旸和黄少鹏,1990),它是地温场最重要的表征,比其他单项地热资料(温度、地温梯度)更能反映一个地区地热场的基本特点(陈墨香,1989).在一维稳态条件下,热流量(q)是岩石热导率(k,W/(m·K))与垂直地温梯度(dT/dZ, ℃·km-1)的乘积,即q=-k(dT/dZ),单位为mW·m-2,负号表示热流方向与地温梯度方向相反,其分布特征与现代地壳运动和构造活动之间呈相关性.

3.1 测温数据

地层温度研究的主要依据是钻井测温,旨在借助于测量井液温度显示地下岩层的原始温度,依据温度资料类型可分系统稳态测温、静井温度、准稳态测温和瞬态测温四种(饶松等,2013).

3.1.1 系统稳态测温

钻井过程中,由于地层打开、泥浆注入等因素的影响,地层原始地温的分布遭到破坏. 井孔中温度达到平衡的状态后系统测得的温度为系统稳态测温,该测温资料能客观地反映地层的真实温度(Qiu,2003; 唐晓音等,2014). 2013年至2014年,笔者先后两次在柴达木盆地北缘、东部进行了钻井测温,得到了柴页1井、柴页2井、龙5井共3口钻孔的稳态测温数据.这些钻孔的静井时间最短是1个月,最长的超过4个月,钻孔内的温度基本恢复到了开孔前的初始状态. 工作使用钻孔温度连续采集系统,配置铂电阻探头,测量分辨率为0.1 ℃,数据记录间隔为0.01,从孔口开始记录温度,测量深度最浅的有875 m,最深的是2164 m(表1).

表1 测温井基础资料与地温、热导率测试结果Table 1 The results of temperature,thermal conductivity and basic data of wells

续表1

续表1

注：表中*代表原位热导率; 编号1—17的钻孔数据为本研究新增,编号18—56 的钻孔数据是基于Qiu(2003)的成果增加经纬度坐标后汇编.

图2 柴达木盆地新增测温钻孔温度-深度曲线1—柴页1(Chaiye1)； 2—龙5(long5)； 3—柴页2(Chaiye2)； 4—建西1(Jianxi1)； 5—台南4(Tainan4)； 6—建参1(Jiancan1)； 7—涩19(Se19)； 8—涩21 (Se21)； 9—沙中151 (Shazhong151)； 10—台南3 (Tainan3)； 11—台南5 (Tainan5)； 12—沙中30 (Shazhong30)； 13—沙中100 (Shazhong100)； 14—涩22 (Se22)； 15—花14 (Hua14)； 16—花20 (Hua20)；17—七26 (Qi26) . 其中,编号1—3(红色曲线)为稳态测温数据；编号4—17(黑色曲线)为整理分析后的静井测温曲线.Fig.2 The change of geo-temperature with depth in the 17 boreholes of Qaidam basin

图3 柴达木盆地现今地温梯度分布图Fig.3 Distribution pattern of present-day geothermal gradient in Qaidam basin

3.1.2 静井温度

静井温度,指关井数天或长期关井后对不同的含油层段进行试油,有时数次关井并将仪器下放至不同深度进行温度测量,从而获得钻孔的系统试油温度,它在一定程度上可以替代研究区系统稳态测温,这类资料是地温场研究的主要依据之一.

3.1.3 准稳态测温和瞬态测温

准稳态测温,是指完井后静井1～3天内所测的温度数据,与稳定测温相比,其误差较大.而在完井后不到一天所进行的测温则叫瞬时测温数据,由于静井时间短,地温与井温尚未达到平衡,测得的井温曲线不能反映真正的地温情况,油田中钻孔测温数据一般属于这类温度数据.

上述各类温度数据的精度各异,系统稳态测温资料和静井温度数据比较可靠,是笔者研究柴达木盆地现今地温场分布特征的主要依据.

3.2 柴达木盆地现今地温梯度分布特征

笔者对新增的钻孔测温数据用最小二乘法进行线性拟合,获取了17个钻孔的地温梯度数据,并对前人研究的原始测温数据整理分析,共得到了56口钻孔的地温梯度数据(表1),在此基础上,绘制了柴达木盆地现今地温梯度分布图(图3). 研究表明,柴达木盆地现今地温梯度为17.1～38.6 ℃·km-1,平均为28.6±4.6 ℃·km-1,较塔里木盆地平均地温梯度22.6±3.0 ℃·km-1高(冯昌格等,2009),也高于准噶尔盆地21.3±3.7 ℃·km-1(饶松等,2013),但低于鄂尔多斯盆地29.3 ℃·km-1(饶松等,2013),更低于中国东部中新生代盆地(He et al.,2001,2002; Yang et al.,2004; Li et al.,2013; Yuan et al.,2009; Zuo et al.,2011).柴达木盆地西部的昆北逆冲带、一里坪坳陷带地温梯度最高,值介于22.0～38.6 ℃·km-1,平均 29.7 ℃·km-1,尤其是东柴山、牛鼻梁及涩北一号、二号穹窿地带地温梯度平均可达34.2 ℃·km-1. 柴北缘的祁南逆冲带地温梯度相对低,高的地温梯度值分布在鱼卡—马海一带,平均为29.2 ℃·km-1,柴达木盆地东部的三湖坳陷、德令哈坳陷及欧龙布鲁克隆起区地温梯度最低,平均值小于24 ℃·km-1.

3.3 岩石热导率

岩石热导率表示岩石传热的特性,是研究一个区域大地热流、盆地热演化必须的热物性参数,其物理意义为沿热传导方向在单位厚度岩石两侧的温度差为1 ℃时单位时间内所通过的比热流量,单位为W/(m·K).

图4 柴达木盆地岩石热导率与深度关系剖面图Fig.4 The relationship between thermal conductivity and depth by different lithology in Qaidam basin

图5 柴达木盆地热导率统计直方图Fig.5 Histogram of thermal conductivity in Qaidam basin

3.3.1 样品采集和分析测试

笔者对柴达木盆地台南3、柴页1、柴页2等10个钻孔,石灰沟、阿勒格尔泰山、石拐子沟等6条露头剖面共计151块样品(图4)进行了岩石热导率测试. 测试采用的是光学扫描技术(Popov et al.,1999),测试仪器为德国生产的TCS(Thermal Conductivity Scanning)热导率自动扫描仪,其测量范围为0.2～25 W/(m·K),测量精度为±3%.所有样品都进行了饱水校正,以消除样品成分、结构等因素对岩石的热导率影响(沈显杰等,1994).

3.3.2 测试结果和柴达木盆地热导率柱

结果显示柴达木盆地的岩石热导率介于0.601～5.520 W/(m·K)之间,平均为2.208 W/(m·K),主要集中在1.820～3.020 W/(m·K)之间(图4),占测试样品总数的73.8%(图5),与中国西部的塔里木盆地、准格尔盆地相当(冯昌格等,2009; 饶松等,2013). 柴达木盆地不同岩类热导率统计分析(表2)表明，凝灰岩、白云岩、灰岩、砾岩的热导率最大,粉沙岩、砂岩热导率次之,泥岩、砂质泥岩、油页岩最小,且岩石热导率总体随着埋深的增大,地层的变老而增大. 第四系和侏罗系的岩石热导率均较小,归因于样品埋藏较浅,比较松散,且样品中泥岩、油页岩和碳质泥岩占了相当大的比例,这也证实了岩石的结构、岩性对热导率的控制作用.

研究发现热导率的值与砂泥含量比成正相关. 统计数据显示砂质泥岩热导率的平均值与随深度变化的斜率均比泥岩大,砂岩热导率的平均值与随深度变化的斜率均比粉砂岩大(图5),从泥岩、砂质泥岩、泥质粉砂岩、砂岩的过渡中,热导率值随砂泥比增加相应变大.

3.4 柴达木盆地现今大地热流分布特征

依据本研究所计算地温梯度和实测的岩石热导率数据,得到了17个高质量的大地热流值,并整理分析前人的原始数据,共得到了56个盆地的大地热流值(表1),在此基础上编制了柴达木盆地现今大地热流分布图(图6).

柴达木盆地现今大地热流值介于32.9～70.4 mW·m-2, 平均 55.1±7.9 mW·m-2,高于我国西部的塔里木盆地、准噶尔盆地(冯昌格等,2009; 饶松等,2013),低于中国东部及海域沉积盆地(He et al.,2001，2002; Yang et al.,2004; Li et al.,2013; Yuan et al.,2009; Zuo et al.,2011),也低于我国大陆地区大地热流平均值63.0±24.2 mW·m-2(Hu et al.,2000). 柴达木盆地现今大地热流分布特征与地温梯度分布相近,一里坪坳陷、昆北逆冲带等地区的热流值最高,介于56.0～70.4 mW·m-2,平均59.1 mW·m-2. 祁南逆冲带内热流分布不均匀,热流值沿SSE方向增大,冷湖附近热流最低,平均46 mW·m-2,鱼卡—马海尕秀一带热流最高,平均值为55 mW·m-2. 三湖坳陷、德令哈坳陷及欧龙布鲁克隆起带热流普遍偏低,平均值小于45 mW·m-2.柴达木盆地现今大地热流分布是不均匀的,盆地现今热流分布状况是构造演化的结果和响应,从而反映了柴达木盆地在晚期发育阶段经历了复杂的构造运动和深部热活动.

表2 柴达木盆地岩石热导率柱Table 2 Thermal conductivity data of different formation in Qaidam basin

柴达木盆地现今地温场分布特征表明: 柴西昆北逆冲带、一里坪坳陷无论是地温梯度还是大地热流均高于盆地其他地区,属于“高温区”; 柴北缘祁南逆冲带次之,属于“中温区”; 柴东三湖坳陷、德令哈坳陷及欧龙布鲁克隆起区最低,属于“低温区”.

4 柴达木盆地晚古生代以来构造-热演化史

盆地构造-热演化史是盆地动力研究的主要内容. 盆地的沉积埋藏、抬升剥蚀和热演化过程是研究的核心内容. 裂变径迹定年是近年来地质年代学研究的重要领域,广泛地应用于沉积盆地物源、构造运动时间、剥蚀量恢复、盆地古地温演化及断层活动性研究中(赵红格等,2003; Armstrong,2005; 余心起等,2013; 高成等,2014; 陈汉林等,2014; 李振华等,2014; 王先美等,2008). 基于此,笔者利用磷灰石、锆石裂变径迹数据研究了柴达木盆地晚古生代以来的构造-热演化史.

4.1 裂变径迹定年原理

裂变径迹是指矿物内238U原子核自发裂变碎片形成的辐射损伤痕迹,其密度和长度受时间和温度的控制(Gleadow et al.,1983). 裂变径迹定年遵从同位素定年的基本原理,但它测量的是放射性衰变对矿物晶体的物理损伤,而不是另一种同位素,该定年体系是确定岩石低温热历史的一项技术,测试的目标矿物主要是磷灰石和锆石,其中,磷灰石封闭温度100～120 ℃(Green et al.,1989),锆石185～240 ℃(Brandon et al.,1998; Tagami and O′Sullivan,2005).

4.2 样品采集和实验方法

7件磷灰石样品和12件锆石样品采自钻孔岩芯和剖面露头. 岩芯为柴东上石炭统克鲁克组,露头样品采自柴北缘联合沟剖面的上奥陶统滩间山群、小赛什腾山剖面的上奥陶统滩间山群及柴西阿尔金南坡的上奥陶统滩间山群(图1). 样品岩性主要是玄武岩、砂岩、辉长岩,裂变径迹样品的制备与分析在中国地质大学地质过程与矿产资源重点实验室裂变径迹实验室完成,测试方法详见文献(Gallagher et al.,1998).

磷灰石样品，是将采集的样品利用传统方法分离出磷灰石单矿物,用环氧树脂粘在光薄片上,研磨抛光出矿物最大内表面. 在室温20 ℃左右下,用5 N的HNO3蚀刻18～22 s揭示自发径迹. 将低铀白云母外探测器与磷灰石一同封装好送入反应堆辐照,辐照在中国原子能科学研究院进行,之后在20 ℃下用40%HF蚀刻18 min揭示诱发径迹,中子注量利用CN5铀玻璃标定(Bellemans et al., 1995). 测定年龄时每个样品任意选取20个左右质量好、平行C轴的颗粒进行测年(假设有足够的颗粒). 根据IUGS(International Union of Geological Sciences，国际地质科学联合会)推荐的ζ常数法和标准裂变径迹年龄方程(Hurford and Green,1982,1983)计算年龄值. 利用Durango和Fishcanyon磷灰石标样标定的Zeta(ζ)参数值为353±18. 封闭径迹的长度在偏光显微镜下进行测量,径迹长度分析中,对每个样品测量100条水平(如果有100条的话)、狭窄的封闭径迹(Gleadow et al.,1986).

图6 柴达木盆地现今热流分布图Fig.6 Distribution pattern of present-day heat flow in Qaidam basin

锆石样品,是将采集的样品利用传统方法分离出锆石单矿物,采用外探测器法将锆石样品颗粒用Teflon进行固定,经磨平和抛光后制成薄片,放入KOH-NaOH共溶混合物中进行蚀刻,蚀刻温度228 ℃,时间20～26 h; 与低铀白云母外探测器贴紧后,送中国原子能研究所核反应堆反射孔道照射. 反应堆辐射通量为1×1015cm-2.低铀白云母外探测器蚀刻条件为40%HF溶液,室温,18 min. Zeta(ζ)标样选用美国国家标准局CN2铀标准玻璃,Zeta(ζ)值为101.2±3.2. 在偏光显微镜下进行裂变径迹测量,运用Zeta常数校准法计算锆石裂变径迹年龄.

4.3 测试结果

磷灰石裂变径迹年龄与长度测试结果见表3. 柴东上石炭统克鲁克组三个样品(Zk3-1-19,Zk3-1-74,Zk3-1-81),AFT年龄集中在61—72 Ma,小于其相应的地层年龄；平均封闭径迹长度为11.8～12.7 μm,小于初始径迹长度(16.3±0.9 μm),呈单峰态分布,显然这三件样品经历了中度退火行为,最高温度超过120 ℃. 柴北缘联合沟上奥陶统滩间山群的4个AFT样品(C1203-10,C1203-12,C1203-18,C1203-39),AFT年龄集中在39—58 Ma,远小于其相应的地层年龄,平均封闭径迹长度为10.3～11.4 μm,小于初始径迹长度(16.3±0.9 μm),C1203-12,C1203-18呈似双峰态分布. 磷灰石裂变径迹年龄的2均大于或远远大于5%,表明所分析样品的单颗粒年龄差异属于统计误差,并且样品的磷灰石裂变径迹年龄为单一的年龄,没有多组年龄现象(Galbraith,1984).

锆石裂变径迹年龄测试结果详见表4. 测试结果表明,6个样品P(2)>5%,其中,2个采自柴东上石炭统的样品(zk3-1-74,zk3-1-81),ZFT年龄集中在155—195 Ma,小于其相应的地层年龄,3个为柴北缘上奥陶统的样品(C1204-01,C1203-10,DXS17001),ZFT年龄集中在143—162 Ma,远小于其相应的地层年龄; 1个采自柴西阿尔金南坡上奥陶统的样品(DMY15801),ZFT年龄集中在177 Ma,小于其相应的地层年龄.未通过2验证(P(2)<5%)的样品,用BinomFit软件(Brandon,2002)进行单颗粒裂变径迹年龄数据的分解和频度统计分析(图7). 研究发现,柴达木盆地东部上石炭统样品Zk3-1-19存在254.0 Ma和144.0 Ma两个年龄分组,样品Zk3-2-84年龄集中在249.6 Ma和148.6 Ma两个频段; 柴北缘上奥陶统样品C1203-02年龄集中在249.6 Ma和148.6 Ma两个频段,样品C1203-18年龄集中在166.7 Ma和124.4 Ma两个频段,样品C1203-58年龄集中在220.0 Ma和151.2 Ma两个频段; 柴西阿尔金南坡上奥陶统样品DMY15201存在101.3 Ma和77.8 Ma两个年龄分组. 综合12个样品测试结果,分析得出锆石裂变径迹年龄主要分布在254.0—199 Ma、177—148.6 Ma两个时间段.

表3 柴达木盆地磷灰石裂变径迹分析数据Table 3 Apatite fission track data of the sample from Qaidam basin

注:n为统计的磷灰石颗粒数,ρd,ρs,ρi分别表示标准铀玻璃迹密度、样品自发裂变径迹密度和诱发裂变径迹密度;P(2)为2检验的概率,当P(2)>5%时,通常认为所测单颗粒年龄属于同组年龄,否则, 属于不同年龄组(Green, 1981);L为样品平均封闭径迹长度;t±1σ为样品中值裂变径迹年龄, 由Zeta (Hurford, 1990)法计算得出：ζ=353±18.

表4 柴达木盆地锆石裂变径迹分析数据Table 4 Zircon fission track data of the sample from Qaidam basin

注:n为统计的锆石颗粒数,ρd,ρs,ρi分别表示标准铀玻璃迹密度、样品自发裂变径迹密度和诱发裂变径迹密度;P(2)为2检验的概率, 当P(2)>5%时,通常认为所测单颗粒年龄属于同组年龄, 否则, 属于不同年龄组(Green, 1981);t±1σ为样品中值裂变径迹年龄, 由Zeta (Hurford, 1990)法计算得出：ζ=101.2±3.2.

图7 锆石裂变径迹年龄组分龄概率分布图Fig.7 Probability density plots with best fit for the peak values of the zircon fission track age

4.4 热演化史模拟

为了深入研究柴达木盆地构造-热演化过程,利用Ketcham等(1999)单组分退火模型和Monte Carlo法进行磷灰石裂变径迹样品的时间-温度历史模拟,模拟软件采用Hefty(Ketcham,2005). 磷灰石样品封闭径迹长度值和中值年龄值是模拟的基本参数,动力学参数D值选取初始值1.65,初始径迹长度采用16.3 μm.

裂变径迹热模拟必须以区域地质背景为基础,充分考虑区域及周缘的构造背景,并以此建立模拟的边界条件. 本区热史模拟的边界条件包括: (1)地表温度: 柴达木盆地常年平均地表温度为10 ℃左右,考虑到温度的季节变化,本文取地表温度范围为5～30 ℃; (2) 区域构造事件: ① 冈底斯—念青唐古拉地块群与欧亚大陆拼合.早白垩世,冈底斯—念青唐古拉地块群与欧亚大陆拼合,碰撞作用导致南祁连山和阿尔金山发生隆升(葛肖虹等,2001),柴达木盆地遭受挤压. ② 印度板块和欧亚板块碰撞.自始新世以来,印度板块与欧亚板块一直处于挤压与碰撞状态,导致了青藏高原及周缘包括柴达木盆地的隆升(滕吉文等,1999; 徐志琴等,2006). (3) 磷灰石裂变径迹表观年龄:测试结果表明,样品表观年龄集中在75—58 Ma和41—39 Ma两个阶段. (4) 模拟起算时间:笔者采用Corrigan(1991) 的估算公式t=[lo/(l-σ)]tFTA,其中lo是新鲜径迹长度,l是观测到的平均径迹长度,tFTA是观测到的径迹年龄,σ是观测到的长度标准方差. 经计算,本研究热史模拟起算时间约在80 Ma. Ketcham(2005)根据实测与模拟的径迹长度和年龄检验值GOF(Goodness of Fit)将模拟结果分为3部分: 可以接受的热史曲线范围、较好的热史曲线范围和最佳热历史拟合曲线. 若年龄与长度GOF检验都大于0.05,表明模拟结果是可以接受的,当它们超过0.5时,模拟结果是较好的. 本次热历史模拟样品的长度分布检验值为0.77～0.97,年龄检验值(GOF)为0.94～0.99,均大于0.5(图8),说明热史模拟结果都是高质量的.

模拟结果(图8)表明,所有温度-时间曲线形态大体接近,反映了样品白垩纪末以来的热历史. 柴达木盆地东部的样品～80Ma冷却到部分退火带(60～120 ℃)之上,即在80 Ma之前,样品发生了冷却,此后样品经历了约40 Ma缓慢的增温过程; 样品在～33.6 Ma,～7.1 Ma,～1.8 Ma三个阶段经历了冷却,冷却速率分别为2.9 ℃/Ma、12.3 ℃/Ma、11.5 ℃/Ma. 柴达木盆地北缘的样品约87 Ma冷却到部分退火带之上,冷却速率～2.1 ℃/Ma,此后样品处于缓慢增温状态; ～41.1 Ma,～9.6 Ma,～2.9 Ma样品发生了冷却,冷却速率分别为0.8 ℃/Ma、3.4 ℃/Ma、6.8 ℃/Ma. 总的来看,柴达木盆地磷灰石裂变径迹样品在87—62 Ma,41.1—33.6 Ma, 9.6—7.1 Ma,2.9—1.8 Ma四个时期发生了冷却,同时还发现,柴北缘相比柴东地区样品发生冷却的时间要早,推测青藏高原隆升对盆地构造演化的作用是沿SW—NE向逐步推进的过程.

5 讨论

5.1 地壳结构对柴达木盆地现今地温场分布的控制作用

前人已对柴达木盆地的地壳结构和性质做了系统研究(滕吉文,1974; Zhu and Helmberger,1998; 赵国泽等,2004; 李永华等,2006; 赵俊猛等,2006),得出柴达木盆地莫霍面深度变化介于55～63 km,地壳厚度在盆地中部(如达布逊湖)最大约63 km,向盆地边缘减薄,盆地西部、西南缘地壳厚度～50 km,鱼卡、大柴达木附近地壳亦较薄,厚度为～50 km(赵俊猛等,2006).笔者研究发现柴达木盆地相比我国中、东部其他盆地(如松辽盆地)莫霍面埋藏较深(崔军平等,2007),地壳厚度大,消弱地幔的热能通过地壳岩石向地面传导,导致整个盆地地温梯度相对低,属于温盆类型.昆北逆冲带、一里坪坳陷、柴北缘祁南逆冲带地壳厚度较薄,区域莫霍面埋藏浅,盖层受到地幔热影响较其他区域大,属于“中—高温区”.总体讲,柴达木盆地地温梯度分布特征与地壳厚度成镜像关系,地壳厚度小的地区地温高,地壳厚的地区地温低,盆地现今地温场分布特征受控于深部地壳结构和性质.

5.2 柴达木盆地晚古生代以来构造-热演化

研究表明,柴达木盆地晚古生代以来在254.0—199 Ma,177—148.6 Ma,87—62 Ma,41.1—33.6 Ma,9.6—7.1 Ma,2.9—1.8 Ma 六个时期经历了显著的构造事件.

254.0—199 Ma,该裂变径迹年龄组记录了三叠纪中—晚期发生的构造事件(印支运动).该构造事件揭开了柴达木盆地中、新生代构造演化的序幕,也导致了阿尔金山的隆升(任收麦等,2009),盆地西部红柳沟一带、盆地北缘冷湖、结绿素一带、盆地东部大煤沟普遍发现侏罗系底部不整合.177—148.6 Ma,是盆地侏罗纪中—晚期发生的构造运动(燕山运动早期),这次构造事件的发生与班公湖—怒江侏罗纪洋盆的完全闭合和冈底斯块体与羌塘块体的最终碰撞有关(滕吉文等,1999).在柴达木盆地中表现为中、下侏罗统与上侏罗统(J1+2与J3-K)或中、下侏罗统与白垩系(J1+2与K)之间的不整合现象,同时该构造事件使区域的古气候、古地理环境发生了根本性的变化,即由早期的温暖-潮湿气候转变成为后期的干燥氧化气候条件(汤良杰等,2000).87—62 Ma,该年龄组记录了盆地白垩纪末期—古近纪早期的构造事件,该构造事件与早白垩世末冈底斯—念青唐古拉地块群与欧亚大陆拼合有关(徐志琴等,2006).裂变径迹热模拟表明,该构造运动导致柴达木盆地东部隆升并遭受剥蚀,推测该构造时期形成现今欧龙布鲁克隆起带的雏形.相比之下,柴北缘经受该构造运动的影响相对强,剥露速率～50 m/Ma,至始新世中期,柴北缘处于缓慢沉降状态,在弱挤压环境下形成坳陷盆地,这与周建勋等(2003)通过平衡剖面所获得的结论相同.

图8 柴达木盆地样品AFT热史反应结果1 可接受的热史曲线,即GOF在0.05～0.5之间；2 较好的热史曲线,即GOF大于0.5；3 最好的热史曲线.Fig.8 Inversed results of thermal history by AFT from Qadiam basin 1 Acceptable paths with GOF between 0.05 and 0.5; 2 Good paths with GOF more than 0.5; 3 Best fit.

41.1—33.6 Ma,该期构造事件(喜马拉雅运动早期)与印度板块和欧亚板块碰撞有关(徐志琴等,2006),在盆地中表现为下干柴沟组与下伏地层(路乐河组)之间的不整合,下油砂山组与上干柴沟组之间在盆地边缘的不整合现象.王非等(2001)对南祁连南部中晚三叠世花岗质岩体中的钾长石、黑云母、白云母进行40Ar/39Ar定年时,分析认为岩体约30 Ma经历一次快速的冷却事件,也佐证了笔者研究结果.9.6—7.1 Ma,这组裂变径迹年龄记录了印度板块与欧亚大陆碰撞作用在中新世末的进一步增强,促使了青藏高原的强烈隆升(潘裕生,1999),碰撞作用的远程传导诱发了青藏高原东北缘构造变形.裂变径迹模拟结果表明,该时期盆地快速隆升,并遭受剥蚀,剥露速率～300 m/Ma,盆地周缘发生显著构造变形.张培震等(2006)以六盘山、积石山及其相邻盆地为对象,开展了青藏高原东北缘晚新生代扩展与隆升研究,发现这些地区也在该时期(5—10 Ma,或约8 Ma)发生了明显的构造变形.2.9—1.8 Ma,该组年龄反映了上新世与第四纪之间一次强烈的构造运动(喜马拉雅运动晚期),热史模拟表明,该期构造活动使盆地遭受强烈挤压、隆升,从而导致了先存断裂普遍遭受强烈改造,先期褶皱得到进一步发展,同时也使得新地层卷入褶皱.新生代地层中自生矿物的O和C同位素测试结果,以及酒西盆地沉积与青藏高原隆升响应关系的研究均显示了该期强烈的构造作用(汤济广,2007).

6 结论

(1) 柴达木盆地现今地温梯度介于17.1～38.6 ℃·km-1,平均为28.6±4.6 ℃·km-1,现今大地热流值介于32.9～70.4 mW·m-2,平均 55.1±7.9 mW·m-2,柴达木盆地总体属于温盆.不同构造单元地温场分布存在差异,昆北逆冲带、一里坪坳陷属于“高温区”,祁南逆冲带属于“中温区”,三湖坳陷、德令哈坳陷及欧龙布鲁克隆起区属于“低温区”.现今热流分布反映了柴达木盆地在晚期发育阶段经历了复杂的构造事件和深部热背景,盆地现今地温场分布特征受控于地壳深部结构、盆地构造等因素.

(2) 柴达木盆地晚古生代以来经历了六期显著的构造事件.Ⅰ(254.0—199 Ma) 该构造事件揭开了柴达木盆地中、新生代构造演化的序幕; Ⅱ(177—148.6 Ma) 区域由早期的温暖-潮湿气候转变成为后期的干燥氧化气候; Ⅲ(87—62 Ma) 柴达木盆地东部缓慢隆升遭受剥蚀,欧龙布鲁克隆起带形成雏形,柴北缘在弱挤压环境下形成坳陷盆地; Ⅳ(41.1—33.6 Ma) 是盆地对印度板块和欧亚板块碰撞早期的响应; Ⅴ(9.6—7.1 Ma) 青藏高原的强烈隆升诱发了柴达木盆地快速隆升,并遭受剥蚀,盆地周缘变形强烈; Ⅵ(2.9—1.8 Ma) 盆地遭受强烈挤压、隆升与构造变形,导致了先存断裂普遍遭受强烈改造,先期褶皱得到进一步发展.总的来说,柴达木盆地成盆早,但构造定型晚,成盆过程相对宁静,但晚期改造强烈,控制盆地构造变形的主要喜山期构造运动中(9.6—7.1 Ma)、晚期(2.9—1.8 Ma),同时青藏高原隆升作用对其东北缘的传递、扩展及地球动力学作用仍然有待于进一步研究.

致谢 两位审稿专家提出了宝贵的修改意见,中国石油大学(北京)邱楠生教授无私提供了大量原始测温、热物性及古地温数据,长江大学饶松老师在钻井稳态测温中给予了很大帮助; 地温资料收集得到中国石油青海油田勘探开发研究院的大力支持,在此一并致谢！

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(本文编辑 何燕)

Present-day heat flow and tectonic-thermal evolution since the late Paleozoic time of the Qaidam basin

LI Zong-Xing1, GAO Jun2*, ZHENG Ce1,3, LIU Cheng-Lin1, MA Yin-Sheng1, ZHAO Wei-Yong4

1KeyLaboratoryofShaleOilandGasGeologicalSurvey,InstituteofGeomechanics,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100081,China2BeijingKeyLaboratoryofWaterResourcesandEnvironmentandEngineering,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China3ChinaUniversityofPetroleum,Beijing102249,China4ResearchInstituteofPetroleumExplorationandDevelopment,QinghaiOilfield,CNPC,GansuDunhuang736202,China

The Qaidam basin is the largest intermountain basin on the northern margin of the Tibetan plateau, and is one of three major petroliferous basins in western China. The characteristics of tectonic-thermal evolution of this basin are important for understanding the uplift mechanism of the Tibetan plateau. This work studies the terrestrial heat flow and thermal history of the basin, which would help research the regional dynamics and tectonic evolution of the basin and can be applied to the petroleum resource assessment in this region.This work employed the advanced temperature continuous acquisition system which measures the deep well steady state temperature at a large scale and high accuracy. Then mass of rock thermal conductivity was tested by the optical scanning method. Borehole temperature measurement data were fitted linearly using the least squares method, yielding 17 borehole profiles of geothermal gradients. Furthermore, original temperature measurement data from previous studies were re-analyzed, resulting in 56 geothermal gradients and the measured heat flow data of boreholes. Based on the present geothermal field, the time-temperature history of the samples was simulated by the combination of analysis of apatite fission track ages with modeling of fission track length distribution. For this simulation, the one-component annealing model, Monte Carlo method, and the software Hefty were used. Apatite samples enclosed track length values and the median age were adopted to simulate the basic parameters, with kinetic parameter (Dpar) as the initial value of 1.65, and the initial track length 16.3 μm. To the zircon fission track samples which did not pass2test (P(2)<5%), decomposition on single grain fission track age data and frequency statistics analysis were carried out. Based on the analysis of thermochronological dating, we have studied the burial history, uplift and denudation and thermal history of the Qaidam basin. Then we analyzed the tectonic evolution of the Qaidam basin combining with regional tectonic setting.Geothermal gradients of the Qaidam basin vary from 17.1 to 38.6 ℃·km-1with an average of 28.6±4.6 ℃·km-1. The thermal conductivity of the basin varies from 0.601 W/(m·K) to 5.520 W/(m·K) with an average of 2.208 W/(m·K), mostly in the range 1.820 W/(m·K) to 3.020 W/(m·K). Present-day terrestrial heat flow in this area varies from 32.9 to 70.4 mW·m-2, with an average of 55.1±7.9 mW·m-2. The test shows that the apatite fission track age varies from 61 Ma to 72 Ma, less than the formation age. The mean closed track length varies from 11.8 to 12.7μm, less than the initial length of the track (16.3±0.9 μm), implying a single-mode distribution. The test results of zircon samples show that the zircon fission track ages concentrate in 155 Ma to 195 Ma, less than the formation age, which have two time periods, i.e. from 254 Ma to 199 Ma and from 177 Ma to 148.6 Ma.There exits the distribution difference of the geothermal field in the Qaidam basin. The Kunbei thrust belt and Yiliping depression are “hot zones”, the Qilian thrust belt is a “warm zone”, and the Sanhu depression, Oulongbuluke uplift, and Delingha depression are “cold zones”. Such distributions of the geothermal field might be controlled by crustal structure in the basin. Based on the present-day geothermal field, the burial history, uplift and denudation and thermal history of Qaidam basin are studied by the combination of analysis of apatite fission track and zircon fission track ages with modeling of fission track length distribution. In terms of the analysis of thermochronological dating, we further explore the tectonic evolution of the Qaidam basin combining with regional tectonic setting. The results show that the Qaidam basin had experienced tectonic movements of six phases (254.0—199 Ma, 177—148.6 Ma, 87—62 Ma, 41.1—33.6 Ma, 9.6—7.1 Ma, 2.9—1.8 Ma); these tectonic events just coincided with the regional tectonic settings of the study area. The eastern Qaidam basin was uplifted and suffered denudation. The prototype of the Oulongbuluke uplift was also formed in the end of Cretaceous (41.1—33.6 Ma), however, the depression basin developed under the weak compressive tectonic regime in the northern Qaidam basin. The present tectonic features of the Qaidam basin appeared after uplift and great structural deformation, which was related with the intense extrusion since the end of Miocene (9.6—7.1 Ma and 2.9—1.8 Ma).

Geothermal gradient; Heat flow; Fission track; Tectono-thermal evolution; Qaidam basin

10.6038/cjg20151021.

Li Z X, Gao J, Zheng C, et al. 2015. Present-day heat flow and tectonic-thermal evolution since the late Paleozoic time of the Qaidam basin.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(10):3687-3705,doi:10.6038/cjg20151021.

国家自然科学基金项目(41302202),中国地质科学院地质力学研究所基本科研项目(DZLXJK201305)资助.

李宗星,男,1982年生,构造地质学博士,助理研究员,主要从事盆地地温场、盆地构造-热演化研究.E-mail:lizongxing@cags.ac.cn

*通讯作者 高俊,女,1982年生,水文地质学在读博士,主要从事裂缝分析和盆地模拟研究.E-mail:gjpursuedoc@163.com

10.6038/cjg20151021

P314

2015-01-28，2015-06-06收修定稿

李宗星， 高俊， 郑策等. 2015. 柴达木盆地现今大地热流与晚古生代以来构造-热演化.地球物理学报，58(10):3687-3705,