（第四纪地质学专业论文）新生代以来四川盆地及龙门山的剥蚀作用：来自裂变径迹和镜质体反射率的证据.pdf

摘要 本文研究了青藏高原东缘的四川盆地和龙门山的剥蚀问题。主体部分可以 分为两个，第一个部分利用镜质体反射率技术研究了四川盆地的剥蚀量，第二 个部分利用裂变径迹技术研究了四川盆地和龙门山的剥蚀起始年代，同时也着 重介绍了裂变径迹在热史模拟上的应用和实验室方法。通过研究，本文得出了 以下的结论： 通过对四川盆地内的数个钻井的镜质体反射率数据的分析，发现四川盆地 曾经历过平均厚度为2 - 3 k m 的剥蚀，剥蚀程度自西向东逐渐增强，成都盆地的 剥蚀厚度为1 2 2 k m ，而龙泉山以东的剥蚀厚度则高达3 - 4 k m ，某些地区的剥蚀 厚度超过了5 k m 。 选择四川盆地和龙门山的磷灰石单颗粒裂变径迹年龄和径迹长度分布数 据，运用h e f r y 软件对样品的热史进行模拟，采用l a s e l e t t e ta 1 ( 19 8 7 ) 的退火模 型，获得了温度一时间演化曲线，发现大多数样品在经历过一个缓慢的埋藏阶 段后，自3 0 一5 0m a 以来，呈加速冷却的趋势。结合盆地内剥蚀等厚图，计算 出盆地自晚新生代以来的平均剥蚀速率是0 1 7 m m y r 。 选择龙门山的磷灰石和锆石单颗粒裂变径迹年龄，运用地形高差法和矿物 对封闭温度法计算了该地区剥蚀速率，根据计算，龙门山自中新世以来经历了 一个极快的剥蚀过程，平均剥蚀速率高达o 7 2 m m y r 。 我们推断，3 0 5 0 m a 以来龙门山及四川盆地的加速剥蚀可能是对青藏高原 强烈隆升的响应；龙门山中新世以来不仅剥蚀作用强烈，而且与临近四川盆地 和川西高原的剥蚀速率存在明显差异，正是剥蚀作用驱动了晚新生代以来龙门 山的显著隆升。 关键词：四川盆地龙门山裂变径迹镜质体反射率剥蚀厚度剥蚀速率 热史模拟 a b s t r a c t t h i sd i p l o m at h e s i sa l m st oa s s e s st h ed e n u d a t i o no fs i c h u a nb a s i na n d l o n g m e ns h a ni nt h ee a s t e r nm a r g i no ft i b e t a np l a t e a u ，c h i n a i ti sc o m p o s e do f t w op a r t s t h ef i r s to n ei st h er e s e a r c ha b o u tt h ea m o u n to fd e n u d a t i o ni ns i c h u a n b a s i nb yu s i n gv i t r i n i t er e f l e c t a n c et e c h n i q u e ，a n dt h es e c o n do n ei sa b o u tt h e t i m i n go fi n i t i a ld e n u d a t i o ni ns i c h u a nb a s i na n dl o n g m e ns h a nb yu s i n gf i s s i o n t r a c kd a t i n gt e c h n i q u e t h i st h e s i sa l s oi n 订o d u c e st h ea p p l i c a t i o n so ff i s s i o nt r a c k d a t i n gi nt h e r m a lh i s t o r ym o d e l i n ga n di t sl a b o r a t o r yo p e r a t i o n s b a s i n gt h e s e r e s e a r c h e s ，w eh a v es o m er e s u l t sb e l o w ： a n a l y z i n gb yt h ev i t r i n i t er e f l e c t a n c ed a t ao fw e l l sl o c a t e da ts i c h u a nb a s i n , w e f i n dt h a tt h e r ei s2 - 3 k mt h i c k n e s so fa v e r a g ed e n u d a t i o ne x i s t i n ga tt h eb a s i n t h e d e g r e eo f d e n u d a t i o ni n c r e a s e sg r a d u a l l yf r o mt h ew e s tt ot h ee a s t ，a n dt h et h i c k n e s s d i s t r i b u t i o ni s1 - 2 k ma tc h e n g d ub a s i n ，3 - 4 k i nt ot h ee a s to fl o n g q u a ns h a h ，a n d t 1 1 em a x i m a l5 k ma ts o m ea r e a s a c c o r d i n gt o t h es i n g l eg r a i nf i s s i o nt r a c ka g e sa n dt h ed i s t r i b u t i o no fn a c k l e n g t ho fa p a t i t ea ts i c h u a nb a s i na n dl o n g m e ns h a n ，w eh a v eu s e dt h eh e f t y a p p l i c a t i o ns o f t w a r ea n dt h ea n n e a lm o d e ld e v e l o p e db yl a s e l e t te ta 1 ( 1 9 8 7 ) t o m o d e lt h et h e r m a lh i s t o r yo f t h es a m p l e s t h er e s u l ti n d i c a t e st h a t ，a f t e ram i l db u r i a l s t a g e m o s to ft h es a m p l e su n d e r g o e sar a p i dc o o l i n gs t a g es i n c e3 0 5 0 m ab p r e l a t i n gt h ed e n u d a t i o nt h i c k n e s s ，w ec o n f i r mt h a tt h ea v e r a g ed e n u d a t i o nr a t ei s 0 1 7 m m y ri nt h eb a s i ns i n c em i o c e n ee p o c h a c c o r d i n gt ot h es i n g l eg r a i nf i s s i o nt r a c ka g e so fa p a t i t ea n dz i r c o ni nt h e l o n g m e ns h a n ，w eh a v ec a l c u l a t e dt h ed e n u d a t i o nr a t ea tt h i sa r e ab yr e l i e f - a l t i t u d e d i f f e r e n c ew a ya n dc l o s et e m p e r a t u r ew a y t h er e s u l ti st h a tl o n g m e ns h a h u n d e r g o e sar a p i dd e n u d a t i o np r o c e s ss i n c ee a r l ym i o c e n ee p o c h ，a n dt h ea v e r a g e d e n u d a t i o nr a t ei s0 7 2 m m y r w ee s t i m a t et h a tt h er a p i dd e n u d a t i o ni ns i c h u a nb a s i na n dl o n g m e ns h a hs i n c e 3 0 5 0 m ab pi sar e s p o n s et ot h eu p l i f to f t i b e t a np l a t e a u ，a n dt h a t ，b e c a u s eo f t h e h u g ed i f f e r e n c ei nt h ed e n u d a t i o nr a t eb e t w e e ns i c h u a nb a s i na n dl o n g m e ns h a n ， t h eu p l i f to fl o n g m e ns h a hs i n c el a t ec e n o z o i ci sd r i v e nb yd e n u d a t i o n k e yw o r d s ：s i c h u a nb a s i n ，l o n g m e ns h a n ， f i s s i o nt r a c k ，v i t r i n i t e r e f l e c t a n c e ， e r o s i o nr a t e ，e r o s i o nt h i c k n e s s ，t h e r m a lh i s t o r ym o d e l i n g 第一章前言 第一章前言 1 1 选题依据和研究意义 ( 1 ) 青藏高原以其平均5 k m 以上的高程形成了这个行星的主要地形特征，它 的形成被认为对全球的气候产生过显著的影响( b u r b a n ke ta 1 。1 9 9 3 ；m o l n a re t a 1 ，1 9 9 3 ) 。一般认为青藏高原的形成是由于印度板块和亚欧板块碰撞的结果， 然而人们对青藏高原的隆升机制和形成年代仍然存在争议( m o l n a re ta l ，、1 9 9 3 ； 施雅风等，1 9 9 8 ；丁林，1 9 9 5 ) 。大多数学者把研究着力于喜马拉雅地区本身或 者沿高原分布的系列主要的左旋断层。而在青藏高原东缘的龙门山和四川盆 地，人们关注相对较少。考虑到已经在该地区积累的大量她质证据，本文将采 用龙门山及四川翁地的低温热年代学( 裂变径迹) 数据和遍布整个四川盆地的 镜质体反射率数据对该地区的剥蚀问题进行综合分析。这些数据约束了龙门山 和四川盆地的热演化历史，期望本文的研究能为大陆碰撞和高原隆升以及由此 产生的晚新生代以来全球气候变化问题提供了一个新的参考。 ( 2 ) 裂变径迹分析方法是利用裂变径迹年龄及裂变径迹长度分布形态来反 映随时间产生的裂变径迹积累及由温度控制的退火两种因素综合作用的结果。 而磷灰石的退火温度较低( 6 0 1 1 0 ) ，其独特的退火敏感性有着重要的应用和 研究价值( d o n e l i c ke ta 1 ，1 9 9 9 ) 。这一温度与生油的温度范围基本一致，是研究 沉积盆地沉降和剥蚀历史，盆地生油窗的一个有力工具，磷灰石的裂变径迹逐 步成为石油勘探的常规方法。另外，磷灰石的退火温度与地壳最上部3 - 4 k m 的 温度相同，是研究造山带、高原最后一次热事件及盆地的热演化史的重要手段。 在龙门山及四川盆地，裂变径迹研究成果主要来自墨尔本大学的a t t i c 和新西兰 w a i k a t o 大学的x u ，一般情况下，研究者仅仅采用了其论文中裂变径迹年龄的 结果，对其原始数据的分析则远远不够，限于当时热史模拟软件不成熟和最近 几年裂变径迹应用理论的飞速发展，甚至原作者的数据分析现在看来也还有很 多不够的地方，本文试图从更新的角度利用这些数据。同时要说明，尽管本文 的裂变径迹的实验室方法部分建立在本人赴苏黎世理工大学裂变径迹实验室工 作基础之上，但是样品数据的结果则由于技术原因无法应用于本文。本文的工 作旨在运用裂变径迹原始数据模拟盆地的热史，全面的分析龙门山及四川盆地 成都理上人学硕十学位论文 的剥蚀问题。 ( 3 ) 镜质体反射率技术是一种测量木质纤维素的反射强度的技术。它在测量 地质时代地壳的所经历的热流、描绘油气生成的时代、预测焦炭的稳定性和计 算笳地内的剥蚀量( 1 9 8 4 ，b u k a r ) 方面是一个非常有用的工具。本文研究区域的 四川盆地是中国最大的油气承载盆地之，早在纪元前就有丌掘盐井和气井的 记载。1 9 5 0 年代以来，5 0 0 0 多口评价和生产钻井已被钻探，许多气田和油田相 继被发现，其中最深的一口井是7 1 7 5 m ，并且有两口井已钻穿整个沉积层而抵 达盆地的基底( w a n g e ta 1 ，1 9 8 9 ) ，现阶段盆地内的油气探测仍然在不断进行中。 有极小部分钻井完成了整个剖面上的镜质体反射率数据，而还有部分钻井则保 存某个层位和深度的镜质体反射率数据，本文收集了盆地已有的镜质体反射率 数据，大体上覆盖整个盆地，这些数据大部分是未发表过。 ( 4 ) 另外，研究青藏高原东缘四川盆地和龙门山的形成与演化不仅仅对认识 毗邻造山带的形成发展历史和岩石圈流变过程具有重大的理论意义，同时，四 川盆地作为一个重要的含油气盆地，此研究在能源开发上还有着重大的实践意 义，尽管长期以来该地区受到地学界的重视，开展了大量的工作，取得了不少 成就和认识，但在盆地性质、形成机制和发展演化上的认识仍然相对滞后于对 盆地油气开发的实践工作。我国在能源方面面临的严重危机和国际形势的不确 定性的加剧，促使我们必须加快相应的地质基础工作。 1 。2 研究现状 青藏高原新生代以来的强烈隆升对高原本身、周边地区以至全球的自然环 境和人类活动都有重大的影响。对青藏高原的研究，不仅在中国而且在世界上 引起广泛的关注，成为当前地学界研究的一个热点。一些学者认为，青藏高原 的深入研究有可能对地球系统科学做出新的突破，有着十分诱人的前景( 施雅 风等，1 9 9 8 ) 。而在青藏高原东缘的四川盆地及龙门山地区已经积累了大量的地 质基础数据( 李勇，1 9 9 3 ：k i r b ye ta 1 ，2 0 0 0 ；k i r b ye ta 1 ，2 0 0 3 ) ，b u r c h f i e l 发表 在1 9 9 5 年国际地质论评上的龙门山及临近地区的构造对该区域是一个经典性 的总结，本文限于篇幅，不再详述，仅仅对从裂变径迹和镜质体反射率两种技 术的角度描述在该区域取得的进展。 在认识上，本文将研究区域分为四川盆地和龙门山，龙门山位于川西高 2 第二章区域地质背景 原与扬子克拉通的接合部，既是青藏高原的东界，又是四川盆地沉积的物源区。 在该区域分布着数个裂变径逃定年法、4 0 a r 3 9 a r 定年法和u t h 定年法的采样 点。四j f i n 地位于扬子克拉通的西缘，1 9 5 0 年代以柬随着5 0 0 0 多口评价和生 产钻井的钻探，积累了一些的镜质体反射率数据，同时，对钻井岩屑的裂变径 迹分析也在为数不多的几口深井上展开过。 在四川盆地，相关研究机构和c h e n ( 1 9 9 8 ) 等在川东北和局部零星的地区 运用镜质体反射率计算过剥蚀，但在整个盆地，尚未有先佣。本文综合已发表 的数据对该地区和从相关部门收集的原始钻井数据对的盆地的剥蚀问题进行综 合分析。x u ( 2 0 0 1 ) 对成都盆地内的四口钻井的岩屑进行过裂变径迹分析，不 过限于当时的条件，在用软件模拟这些数据从而反演盆地的热演化史上做得并 不充分。 在龙门山地区，传统上人们主要依据e s r 测年和地貌等外部环境变化记录 来推算青藏高原的剥蚀和隆升，而从地球内部过程来研究高原，使用更为有效 的工具裂变径迹测定岩体所含矿物通过封闭温度时的年龄，并据此计算岩体的 剥蚀速率从而反演高原的剥蚀和隆升机制的研究进行得并不充分。a r n e 等1 9 9 7 年发表的龙门山的裂变径迹数据是在该地区迄今为止最主要的研究成果之一， 也是本文重新模拟的数据来源之一。 1 3 论文的研究路线和技术方法 依托导师李勇教授的龙门山新生代以来的剥蚀和隆升国家自然科学基金项 目，2 0 0 4 年2 月到5 月与国际同行合作以裂变径迹采样为主导考察了龙门山和 熊坡背斜的构造地质，2 0 0 5 年3 月和9 月又两次考察了华蓥山和岷江河谷。合 作完成的工作量包括实测地质剖面3 个，采集裂变径迹样品7 个，实测河流阶 地剖面1 0 个。 在四川钻井公司、中石化川西开发作业部、川i 西油气勘探项目部、中石化 川西开发作业部、十一普和能源学院等单位的支持下，到目前为止共收集镜质 体反射率数据6 0 多个，牵涉到钻井3 0 余口。 在苏黎世理工大学裂变径迹实验室，学习了裂变径迹技术的实验室方法， 具体分析了龙门山山前的7 个样品，每个样品除最后统计阶段均由本人独立完 成，详细的技术方法在本文中有介绍。由于技术原因，本文的裂变径迹数据仍 一 堕塑堡查堂竺主兰壁堡壅 然以前人发表过的为主，并使用新技术模拟了这些样品的热史。 第二章区域地质背景 b u r c h f i e l 等( 1 9 9 5 ) 归纳了青藏高原东缘总的地质概况，李勇等( 1 9 9 5 ) 对 该地区的沉积与构造进行了详细的总结，本文据此将研究区域分为两个构造区 ( 图2 1 ) ，分别是龙门山和四川锰地。 圈2 1 区域地质简图 f i 9 2 1a r e a ig e o i o g i c a is k e t c hm a p 第二章区域地质背景 2 1 四川盆地的地质构造 四川盆地位于扬子克拉通的西北部，是一个大型的交互式克拉通盆地。根 据钻井资料、航磁调查和周边露头资料分析，四川盆地的基底岩石由变质岩和 基一中性到中一酸性岩所组成。例如，采自盆地中部的钻井( 3 6 3 0 米) 的花岗 岩样品的r b s r 年龄是7 4 0 m a ，龙女寺井( 5 9 3 9 米) 的流纹岩一英安岩样品的 r r - s r 年龄是7 0 0 m a 。扬子克拉通的基底形成于晚原生代一早震旦纪( 8 5 0 一 7 0 0 m a ) ，上覆晚震且系地层( w a n ge ta 1 ，1 9 8 9 ) 。 四川盆地的构造和地层的演化发展包含两个主要的时期：从震旦纪( 8 0 0 - - 7 0 0 m a ) 到中三叠纪以碳酸盐沉积为特征的克拉通期；从晚三叠纪到第四纪 以陆源碎屑岩堆积为特征的陆相盆地期。尽管四川盆地有一个很长的沉积历史， 盆地地貌的展布却从早新近纪才开始的。盆地内的古近系与新近系之间存在角 度不整合( 四川省区域地质志，1 9 9 1 ) 。不但新近纪地层类似于第四纪地层，而且 古近系地层在岩性、几何形态和生物群落上也类似于白垩系( h o n g ，1 9 9 1 ) ： 与盆地的地貌特征相对应，本文把四川盆地分为三个大的构造单元。 成都盆地位于龙门山和龙泉山断裂带之间，由晚三叠到第四纪陆相沉积物 所充填，其下覆地层为震旦系到中三叠碳酸盐。该构造带的西部毗邻龙门山的 是一系列的线性扭曲褶皱。这些褶皱越向东越平缓，且为短长轴之比为1 ：3 到 1 ：1 0 之间的短轴褶皱。基于地球物理等数据，成都盆地的基底是深度为8 - l l k m 的原生代火山熔岩和花岗岩( w a n ge ta l ，1 9 8 9 ) 。成都盆地的西北部已经卷入 了北西一南东向的龙门山冲掩推覆体( c h e ne t a l ，1 9 9 5 ) 。 川东盆地位于龙泉山和华蓥山断裂带之间，包含大量的盖层压缩褶皱和倾 角最大为5 度的穹丘。地球物理和钻井数据显示川中盆地是深度为4 - 6 k m ( t o n g ， 1 9 9 2 ) 原生代花岗岩、类花岗岩和酸基性火山岩。海相沉积( 从震旦系到中三 叠系) 和陆相沉积( h 晚三叠到侏罗系) 的厚度大约是5 k m ，这远薄于成都盆 地。 重庆盆地位于华蓥山和齐月山断裂代之间，由一套梳状褶皱构成，这些梳 状褶皱陡变的背斜和平缓的向斜。重庆盆地的基底是位于8 - 1 l k m 以下的原生代 变质沉积岩( w a n g e ta 1 ，1 9 8 9 ) 。 成都理工大学硕士学位论文 2 2 龙门山的地质构造 龙门山位于扬子克拉通的西缘，是青藏高原东缘在中生代时期发展起来并 且在新生代重新活动( b u r c h f i e le ta 1 ，1 9 9 5 ) 的褶皱和冲断带的一部分，一般被 称为龙门山冲断带，其长度约5 0 0 k m 、宽度约3 0 - - 5 0 k m ( 李勇等，2 0 0 3c h e r t , s f ，1 9 9 6 ) 。李勇等( 1 9 9 5 ) 根据龙门山造山带地层的构造变形、变位和变质特征 以及边界断裂特征，将龙门山造山带划分为a 、b 、c 三个构造带。 a 带位于青川一茂汶断裂与北川一映秀断裂之间，主要由志留系茂县群浅 变质岩和前震旦系杂岩体组成，为龙门山后山带，其构造样式主要为斜歪一倒 转的相似褶皱，轴面倾向北西，枢纽为北东一南西走向。其后缘断裂为青川茂 汶断裂，倾向北西，其前缘断裂为北川一映秀断裂，倾向也是北西。 b 带位于北川一映秀断裂与彭灌断裂之间，属变形变位构造地层带，主要 由上古生界一三叠系沉积岩构成，为龙门山前山带，该带发育两种构造样式： 一种为叠瓦状冲断带，位于龙门山北段，由一系列南东逆冲的近平行的冲断带 构成；另一种为飞来峰构造，具双层推覆的性质，见于龙门山中南段。该带的 前缘断裂是彭灌断裂，走向北东，倾向北西。 c 带位于彭灌断裂与广元大邑断裂之间，属变形构造地层带，主要由侏 罗系至第三系红层构成。发育一系列轴向为北东的背、向斜构造，属不对称同 心褶皱，并呈左行雁列展布。其前缘断裂为广元一大黾隐伏断裂，走向北东、 倾向北西，呈犁式向下延伸。该带的变形特征是背、向斜完整，断层较不发育。 6 第三章四川盆地的剥蚀厚度 第三章 1 1 1 盆地的剥蚀厚度 地层剥蚀是沉积盆地中普遍存在的现象，恢复地层剥蚀厚度是定量研究盆 地热演化史和进行油气资源定量评价的重要基础工作。人们提到剥蚀厚度时， 其含义是指被剥蚀地层的骨架厚度和孔隙厚度的总和。一般来说，地层厚度在 沉积过程中会随着埋深的增加而减少，但岩石的骨架体积是不变的，变化的是 其中的孔隙和流体体积。现在用各种方法恢复出的剥蚀厚度只是从地层现今剖 面上得到的厚度，即被剥蚀地层在地层现今剖面上反映出的总厚度，显然这一 厚度与地层被剥蚀时的厚度是不同的。但考虑到对问题的简化，本文仅仅考虑 从现今地层剖面上恢复出的被剥蚀地层的骨架厚度和孔隙厚度之和，根据压实 原理进一步计算被剥蚀地层的原始厚度则不在本文的讨论之列。 现有的恢复剥蚀厚度的方法可以概括为以下几种： ( 1 ) 地层对比法这是一种传统的恢复剥蚀厚度的方法。它是根据钻井、 地震等资料，由邻近区内未发生剥蚀处地层的厚度，用曲线拟合法得到地层厚 度变化趋势，来推测被剥蚀地区的剥蚀量，如果工区内剥蚀面积较小，研究程 度较高，这种方法很简单直观，特别是对于角度不整合的情况。但剥蚀面积较 大时，地层厚度在横向上变化较大时，误差较大。 ( 2 ) 沉积速率法对平行不整合，可根据不整合面上下地层的沉积速率、 剥蚀速率和地层的绝对地质年龄来研究和恢复剥蚀厚度( v a nh i n t e ，1 9 7 8 ) 。一 个剥蚀面代表一段时间，这段时间包含两部分，一部分是被剥蚀地层沉积时所 用的时间，另一部分是该地层被剥蚀所用的时间。如果已知被剥蚀地层的沉积 速率、剥蚀速率和地层的绝对年龄，就可以推算地层的剥蚀厚度。在计算时要 根据剥蚀速率和沉积速率的不同关系分别进行讨论。 ( 3 ) 测井曲线法 这是由m a g a r a 首先提出的一种方法。其原理是：在 正常压实情况下，碎屑岩的孔隙度随深度的变化是连续的，若利用各种测井资 料进行综合解释得到地层空隙度随深度的变化曲线，由曲线的变化趋势即可推 断有无剥蚀和剥蚀量的大小。这种方法的优点是原理简单且参数易于取得。但 对于剥蚀量不大，或者剥蚀层成岩程度不高的地区适用性较差。 ( 4 ) 地震地层学法这是一种基于地震地层学原理，综合地质、钻井资 料计算剥蚀厚度的方法。其基本原理是：根据地震地层学解释，划分地层沉积 成都理工大学硕士学位论文 层序，分析是否存在剥蚀以及被剥蚀层的残留厚度和地层厚度横向变化规律， 用钻井资料标定沉积层序的年代，确定由钻井可以控制的一定范围的沉积环境， 给出钻井点位置附近的剥蚀厚度作为该点附近剥蚀厚度计算的上、下限，最后 利用几何作图法散点运算得到剥蚀厚度。这种方法虽然较之用单一方法得到的 剥蚀厚度可靠性高，但其精度受地震资料好坏的影响较大，且人为因素的影响 也不可忽视，所以也不能完全依靠这种方法恢复剥蚀厚度。 ( 5 ) 镜质体反射率( r o ) 法镜质体反射率是目前应用很广的有机质 成熟度指标，原理简单，资料也相对容易获得，也是本论文采用的技术方法， 下文将会详述其原理。 3 1 用镜质体反射率计算剥蚀量 3 1 1 镜质体反射率 有机质成熟度指标可以用来进行古地温推算，它是有机质热成熟作用程度 的衡量标准，是以有机质各组分在热降解作用过程中其化学性质和物理性质发 生的变化为基础建立的。各成熟度指标均以特定的化学动力学反应和温度相联 系，它们与所经历的最高温度有关。它在煤阶上的应用很长时间以来就已被人们 所熟知。煤化过程就是一个从泥煤到褐煤，最后到无烟煤的不断演化过程。煤 化过程中，随着水分和挥发物含量的逐步降低，有机碳的百分比也就越来越高。 而对盆地分析最重要的是通过对镜质组反射率的定量测定来确定有机物的成熟 度。 镜质体反射率是一种测量木质纤维素的反射强度的技术，它的测定是将岩 石样品制成光片，抛光( 如果岩石样品中有机碳含量低，须将有机质浓缩，制成千酪 根，用树胶粘结，再抛光) ，用显微光度计测定光面的镜质体反射率。这种显微组分 存在于沉积岩的有机物中。它在测量地质时代地壳的所经历的热流、描绘油气 生成的时代和预测焦炭的稳定性方面是一个非常有用的工具。镜质体反射率分 析有许多的优点。在富含碳氢化合物的盆地，镜质体反射率是一种有效的有机 质指标。因此，作为一种精确测量最大古地温的技术手段，它已被人们广泛接 受。 a l l e n 将r o 一深度曲线分成四种主要类型。第一种是次线性式，表明地温 第三章四川盆地的剥蚀厚度 梯度均匀、层序基本未受大型不整合及年轻走滑断层和局部岩浆活动等热事件 影响。第二种为折断式，表示地温梯度有较大变化，折点处代表一次热事件。 第三种为错位式表示地温梯度无明显化，但中间有一代表大型地层缺失的r o 突变段。第四种为过渡式，为第二与第三两种类型的复合。 普通线性模式 两绮段地热史 地热扰动 小糙台接触反相 图3 1 镜质体反射率深度曲线的类型 f i 9 3 1d l f f e r e n tt y p e so fr od e p t hc u r v e s 3 1 2 从r o 到最大古地温的动力学模式 镜质体反射率用于推算盆地古地温以来，出现了多种多样的方法，包括图解 法、直接计算法等，这些计算方法、计算模型各有优缺点。 ( 1 ) c a r m a n 法 c a r m a n ( 1 9 7 4 ) 根据一些实际资料的统计结果得到生油界 点温度与地层年龄之间的关系式： 1 垂= 3 0 1 4 t 6 4 9 0 式中t 为绝对温度，t 为地层年龄。本方法只适用于连续沉降盆地，而实际 连续沉降盆地寥寥无几。而用地层年龄代替受热时间也不太合适，应与有效受热 时间相关。 ( 2 ) l e r c h e时间一温度指数( r r l ) 模型l e r c h e 等( 1 9 8 4 ) 直接从镜质体 反射率的热演化动力学推导出一系列数学公式，通过计算镜质体反射率的演变 9 成都理工大学硕士学位论文 过程，并结合实测的镜质体反射率，拟合计算盆地的热演化史。 ( 3 ) k a r w e i l 图解 k a r w e i l ( 1 9 5 5 ) 通过对煤的模拟实验得出有机质成 熟度、温度和受热时间之间的关系图( 图3 - 2 ) ，后经t e i c h m u l l e r ( 1 9 7 1 ) 用镜质体 反射率指标校正后得到广泛的应用。 温 度 ，、 摄 氏 度 图3 2 k a r w e ii 有机质成熟度、温度和受热时间关系图( 引自周中毅，1 9 9 2 ) f i g 3 2r e i a t i o nb e t w e e no r g a n i cm a t u r i t y t e m p e r a t u r ea n dh e a t i n gt i m e ( 4 ) 梯度法 b a r k e r 等人( 1 9 8 6 ) 建立的古地温计算公式： t p e a k = ( h a ( r o ) + 1 6 8 ) 0 0 1 2 4 式中r o 是有机质的平均反射率，。a k 是最大埋藏温度。本计算式的优点在于不 用考虑时间因素，这也是本文所采用的计算方法。 3 1 3 四川盆地的地温梯度 地温研究作为石油预测的手段早就为人们所熟知，但是，石油的形成与富 集是漫长地质时期的产物，地温场在历史时期是有变化的，某一地质体的温度 随着它所处的大地构造背景不同、空间位置不同等也是有变化的，今天的温度 只是漫长历史中一个点上的温度，古地温研究的意义即在于此。不过在本文中， 则不考虑地温场的历史变化。 四川盆地勘探历史悠久，已积累大量钻孔测温资料。盆地中为勘探、开发 卤水、石油、天然气和煤炭等资源打了许多钻井，共中有我国最深的7 0 0 0 余米 第三章四川盆地的剥蚀厚度 的超深井。这些钻井有部分进行了地温测并取得了大量的测温数据、这为研究 四川盆地的地温分布提供了良好的条件。 下文的地温梯度资料据王均等( 1 9 9 0 年) 采用2 0 6 口钻井的测温数据， 对四川盆地的整理分析的结果表明：盆地中地温分布受区域地质构造及其他因 素的控制和影响，具有明显的规律性。其总的趋势是地温由盆地北东向西南逐 步增高，北部、西北部及东北部她温偏低，中部及西南部地温稍高，东部同北 部、北东部大体一致。东南部因受局部地质构造的影响则有局部地温升高和降 低并呈条带出现。在1 0 0 0 m 、2 0 0 0 m 、3 0 0 0 m 和4 0 0 0 m 深地温等值线图上，可 以观察到各地区地温的差异。 ( 1 ) 1 0 0 0 m 深地温分布 盆地1 0 0 0 m 深地温分布图表明( 图3 3 1 ：地温 自西北、北、东北及东南三面向盆地中部及西南部逐渐增高，而北部及西部地 温偏低。全盆地1 0 0 0 m 深地温多在2 5 5 3 ，其中盆地东部泸州一达县一线以 东地区，1 0 0 0 m 深地温为3 5 4 3 ；在盆地北部的阆中、广元、旺苍，南部的 合江、叙永及西北部的成都、绵阳、江油等地区，1 0 0 0 m 深地温为2 5 4 0 ； 图3 31 0 0 0 米地温等值线图 f i 9 3 31 0 0 0 1t h e r r m i is o ii l i em a p 成都理工大学硕士学位论文 中部射洪、南充、广安、资阳、安岳及自贡等广大地区多在4 0 _ _ 4 8 而西南部 的屏山、威远、沐川及自贡之间的地区，1 0 0 0 m 深地温较高，多在4 5 5 6 。 这表明四川盆地的中部及西部是区内1 0 0 0 m 深地温较商的分布区。 ( 2 ) 2 0 0 0 m 深地温分布 盆地2 0 0 0 m 深地温分布情况如图3 4 所示，它 表明该深度地温变化于4 0 一9 0 的范围之间，而多数地区在6 0 一7 0 。盆地中 泸州一达县以东的东部地区多在5 6 _ _ 6 5 ，并沿北东向和北北东向呈条带状分 布；在盆地北部及西北部的大邑、绵阳、江油、阆中、广元、巴中、通江及旺 苍等地区2 0 0 0 m 深地温为4 5 6 0 ；中部的广安、南充、武胜、遂宁、安岳、 荣昌及资阳之间的地区，2 0 0 0 m 深地温为6 0 _ - 7 5 ；南部的合江、叙永一带为 4 0 一7 0 ；西南部的威远、沐川、屏山和宜宾之间的地区为7 5 8 8 。 图3 42 0 0 0 米地温等值线图 f i 9 3 42 0 0 0 mt h e r m ii s o ii n em a d ( 3 ) 3 0 0 0 m 深地温分布盆地中3 0 0 0 m 的地温分布规律一般在 5 8 一1 1 2 之间( 图3 5 ) ，盆地东部泸州一达县一重庆以东地区，3 0 0 0 m 深地温一 般在7 0 一8 0 之间，在卧龙、梁平及湖北的建南等局部构造区地温可超过8 0 。c ， 甚至在9 0 。c 以上。西北部及北部包括绵阳、江油、阆中、广元、巴中及通江、 平昌等地区的地温，一般在5 5 8 2 之间只有在泸州的阳高寺地温较高可在 第三章1 8 1 i i 盆地的剥蚀厚度 9 0 。c 以上，而黄瓜山则为低温分布区，它们的延伸方向均为北东向和北北东向， 并呈条带状分布，中部及西南部包括南充、武胜、遂宁、安岳及内江、自贡、 宜宾、屏山、高县等地区，地温较高3 0 0 0 m 深多在9 0 - - - - 1 2 2 呦，其中自贡、 威远、沐川、宜宾、屏山一带3 0 0 0 m 深地温大多在1 0 0 。c 以上。 图3 53 0 0 0 米地温等值线图 f i9 353 0 0 0 mt h e r m a lis o ii n em a p ( 4 ) 4 0 0 0 m 深地温分布盆地中4 0 0 0 m 的地温分布规律与3 0 0 0 m 的分 布规律基本一致从5 7 到2 3 2 ( 图3 6 ) ，盆地东部泸州一达县一重庆以东地 区，4 0 0 0 m 深地温一般在1 4 0 一1 7 0 之间，盆地东北部则仍然低于1 0 0 ，盆 地的西北部则介于两者之间，这里不再详述。 上述地温分布规律与盆地地质构造密切相关。盆地北部及西北部及自古生 代到中生代三叠纪一直连续的接受了巨厚的海相碳酸盐岩及其海陆交互相沉 积，为拗陷区，地温偏低。盆地中部加里东隆起带地温偏高，然而由于中生代 沉积层的厚薄不同地温也有所差异，如隆起带北坡盐亭一带中生代沉积较厚， 地温同样偏低。盆地西南部地温增高的原因除上述外，构造活动也较其他地区 为强，断裂亦较发育，这些都可能是使区域地温增高的重要因素。瓮地东部与 成都理r 大学硕士学位论文 北部、西北部基本相间，但受梳状褶皱所形成的背斜和向斜构造控制，地温高 低常与构造相对应，并呈北东或北北东方向高、低温相间的宽、窄条带状分佰。 圈3 64 0 0 0 米地温等值线图 f i 9 364 0 0 0 mt h e r m a i is o in em a p 3 1 4 用r o 估算地层剥蚀厚度 对于连续沉积的地层，埋藏深度的不断增大会引起地层温度逐渐升高进而 导致地层中有机质热演化程度的不断增加。而镜质体这种在沉积岩中最常见的 固态有机质，其反射率( r o ) 又随有机质的热演化程度增加而增大，但不会因热演 化程度减弱而减小，即具有不可逆性。因此，r o 值能够记载地层中有机质演化过 程中所达到的最高程度的信息，进而能够用来反映地层最大埋深时的地温信息 ( 最高古地温t 。曲。 对沉积盆地一套连续沉积地层中的镜质体来说，其反射率( r 0 1 与地层温度 ( t ) 应成指数增加关系，而又由于埋藏深度( w 与地层温度r r ) 之间通常存在 正线性相关关系，所以镜质体反射率( r o ) 与埋藏深度( h ) 之间也应该存在指数 增加关系。其指数回归关系式： 1 4 第三章四川盆地的剥蚀厚度 r o = a b “ ( 1 ) 式中r o 为在深度h 处的镜质体反射率，a 、b 为常数。将( 1 ) 式进行对数 变换，可得到下式： l n ( r o ) = l n a + h l n b( 2 ) 再令a l = i n a ，b l = i n b ，则有： l n ( r o ) = a l + b l h( 3 ) 式中a l 和b 1 为常数，( 3 ) 式表明镜质体反射率( r o ) 的对数与埋藏深度口) 之 间为一直线方程关系。 多年的实践证明，用r o 值求取地层最高古地温( 地史上地层所经历的最大 温度t p 。曲确实是盆地热演化研究中一种行之有效的手段。将r o 值换算为t 。a l 【 的动力学模型或经验关系很多( 如h o o de ta 1 ，1 9 7 5 ) ，前文已列举了数种方法， 这里我们采用b a r k e r ( 1 9 9 4 ) 的经验模式： t 。a k = ( i n ( r o ) + 1 6 8 ) o 0 1 2 4 作为利用r o 值恢复地层剥蚀厚度的理论基础。 3 2i 1 1 l l 盆地的刹蚀等厚图 3 2 1 数据的描述和输入 为对盆地的剥蚀厚度有一个准确的把握，本文从相关部门收集了大量不同 层位不同深度的r o 数据，同时也引用了所有已公开发表的资料，这些数据点 不均衡地分布在几乎整个盆地内，主要集中在成都盆地、重庆、达州、内江和 阆中等区域，尤其是在成都盆地和川东北地区较为集中。 本文采用e s r ia r c g i s f l ；t j 作四川盆地剥蚀等厚图的支撑软件。e s r i a r c g i s 作为业界领先的地理信息系统应用及开发平台在与空间相关的科学 领域得到了广泛的发展。a r c g i sd e s k t o p 是其面向中小型企业、科研单位和 个人用户桌面系统，采用了可扩充的结构设计，整个系统有基本模块和扩充模 块构成。基本模块包括视图、表格、图表、图版和教本，用于完成创建电子地 图、组织和建立相关属性信息、空间数据与属性数据查询、建立分析图标和制 作地图图版等；扩充模块包括空间分析( s p a c i a l a n a l y s t ) 模块、三位分析( 3 d a n a l y s t ) 模块、影像分析( i m a g ea n a l y s tf o ra r c v i e w ) 模块等。下面将分步骤 介绍从数据准备到最终成图的过程。 1 数据收集 成都理工大学硕士学位论文 在数据收集过程中，根据需要收集各种原始底图。内容包括：研究区域 1 0 0 0 m 、2 0 0 0 m 、3 0 0 0 m 和4 0 0 0 m 处地温等值线图；研究区域地名、交通和 地形图。各种原始数据，包括样品的位置、井号、深度、层位和r o 值等。 2 数据预处理 ( 1 ) 将纸质原始底图经过扫描数字化，导入计算机后用p h o t o s h o p 进行 裁切，转换为灰度图，作为矢量数字化操作的底图。 ( 2 ) 将获得的样品数据导入e x c e l 内，建立一个包含位置、井号、深度、 层位、不同深度的地温和地温梯度、r o 值、最大古地温、最大埋藏深度和最大 剥蚀厚度等的表格，建立从古地温到剥蚀厚度的计算函数，以及在地温梯度随 深度变化而变化下的更为复杂的地温梯度计算函数。 3 矢量数字化 ( 1 ) 导入有详细经纬线和地名的交通图作为影像配准的基础，准各数字化。 ( 2 ) 影像配准。利用g e o r e f e r e n c i n g ( 影像配准) 工具条上的“a d dc o n t r o l p o i n t ”( 增加控制点) 工具采集底图上所有经纬线的交点。然后，选择该工具条 上下拉菜单中的r e c f i f y 命令，生成一个经配准了的地图，以代替处理前的地图 作为数字化的底图。 以配准了的交通图为基准将地温等值线图按重要地名生成配准后的 1 0 0 0 m 、2 0 0 0 m 、3 0 0 0 m 和4 0 0 0 m 地温等值线图，以代替处理前的扫描图作为 数字化的底图。 ( 3 ) 建立要素图层。根据需要，擦除所有无关细节，仅仅从底图中保留等 值线信息，并在a r c c a t a l o g 中建立线s h a p e f i l e 类型的图层文件。 ( 4 ) 矢量化。把a r c c a t a l o g 中建立的要素图层文件加入到a r c m a p 中，对 等值线进行矢量化。 ( 5 ) 等值线的处理。用a r c t o o l b o x 工具对等值线进行简化、平滑和赋值 等处理。 ( 6 ) 建立点s h a p e f i l e 类型的文件输入每个样品点的位置、层位、井号、深 度、r o 值等 ( 7 ) 读出每个样品位置处不同深度处的地温值，将这些值逐一输入已建立 的e x c e l 表格计算每个样品点的最大剥蚀厚度。 ( 8 ) 将每个点的剥蚀厚度输入其属性数据库，运用r o s t e r 工具生成剥蚀厚 度分布图并以位图形式输出。 卜i | 暖咀疃 疃哩疃哩疃 疃 畸-甘，十畸甘 曩 墓翅薏 震 蠼翅爆曩 蜜器&蜜誊券誊誊器誊篙 贱恕沁悼悼悼k博 谆 悼 一 宝 一 h_ 堂当宝2当宝 旦 *怔怔 键 证 怔犍证 证证 - - 略陋 般 翘陋般般 随匿般 抑 摊 舯 神 神 枢柩 橙柩 橙 柩楼 巅 基 皋s葚 葚s基s基 辗 避 蠼 辍 辗 k 斗i k长斗j0日葛盆。i碧i靠一 骧糕埒郴喑粘姗杂哒蝗峰鼹i僻 避蛙善幕蛊舞描三臣褂躲 摹 会 2 2 2 2 会全会全 = ：= = ：= 一 一 o g 嚣 &曼塞塞&鲁 蜜 日目目臣目目臣哥目 誉 o 古 柴