鄂尔多斯盆地渭北隆起区奥陶系碳酸盐岩有机质丰度分析

鄂尔多斯盆地渭北隆起区奥陶系碳酸盐岩有机质丰度分析

构造热态化史研究是盆地分析和石油地质领域研究的前沿和障碍之一（wu等人，1990；赵崇元等人，1990；任世喜，1991、1992、1999）。鄂尔多斯盆地为大型叠合盆地,油气资源丰富,是我国重要的能源基地。通过国家“八五”攻关以来的综合地质研究和大规模勘探,已证实下古生界奥陶系碳酸盐岩层系具有良好的勘探开发前景,长庆油田分公司在鄂尔多斯盆地中部靖边地区的奥陶系碳酸盐岩中发现了中部大气田(杨俊杰,1991)。近年来中部气田面积不断扩大,在盆地中部的甘泉—延安—子长地区、盆地北部塔巴庙地区、盆地南部的富县、宜川等地区的奥陶系也发现具有工业价值的天然气流。渭北隆起处于活动带(秦岭造山带)与稳定地块(鄂尔多斯地块)的过渡地带,构造位置独特重要,该带记录盆山演化的热动力学信息。该带下古生界奥陶系碳酸盐岩层系发育,具有厚度大、沉积相带好、有机质丰度较高的特点(左智峰等,2008),是寻找下古生界天然气的重要地区。渭北隆起下古生界奥陶系碳酸盐岩由于缺乏有效的古地温温标,加之缺乏关键数据点及精确地质格架的限制,鄂尔多斯盆地南缘渭北隆起下古生界烃源岩热演化程度及热演化历史研究较弱,制约了该区下古生界奥陶系碳酸盐岩烃源岩成藏研究及奥陶系天然气勘探工作的进一步深入。目前国内外关于盆地热历史恢复的方法研究总体上可以分为两类:一类是利用各种古温标来恢复热历史,主要包括镜质组反射率、流体包裹体、黏土矿物转化、磷灰石裂变径迹等;另一类是用盆地演化的热动力学模型来恢复热历史。由于古温标方法可以通过实测数据来检验模拟结果,因而被认为是研究精度较高的方法(Allenetal.,1990;Suggate,1998;Gleadow,1983;Naeseretal.,1989;任战利,1992,1999;任战利等,1994;胡圣标等,1995;邱楠生等,2004)。对于碳酸盐岩地层由于缺乏典型的镜质组供测定反射率,目前对于碳酸盐岩烃源岩成熟度的评价,一些学者主要利用沥青反射率、生物碎屑的反射率、孢粉颜色、镜状体反射率、海相镜质组反射率、有机质的荧光参数等来研究源岩有机质的成熟情况(丰国秀等,1988;刘祖发等,1999;刘德汉等,1994)。这些评价参数在一定程度上可以用作热历史恢复的古温标。对于碳酸盐岩地层的热史恢复,利用以上评价参数,特别是利用沥青反射率,结合包裹体测温方法及海相层中的碎屑岩的热年代学测试技术相互约束,是恢复碳酸盐岩地层构造热演化史的一条可行途径(任战利等,1994;任战利,1995,1999;胡圣标等,2008;邱楠生等,2005)。构造-热年代学是精确恢复构造热演化史的一种有效方法,十余年来,随着构造-热年代学理论和测年技术的不断完善,构造热作用过程与构造热年代学的紧密结合,探讨和研究中新生代大陆造山带演化与盆地形成、大陆边缘与大陆内部(板内)构造的关系,从而在更大的范围内建立构造演化的时序和动力学演化规律成为可能(Gleadowetal.,1983;Naeseretal.,1989;Brandonetal.,1992;Brownleeetal.,2010;Hirschetal.,2010;Fitzgeraldetal.,2006;王瑜,2004)。鄂尔多斯盆地南缘渭北隆起奥陶系记录了早古生代以来的构造热演化史的信息,深入研究该区奥陶系碳酸盐岩的热演化程度及构造热演化史,对下古生界奥陶系天然气的成藏与评价及盆山结合带的热动力学演化研究有重要的理论及现实意义。渭北隆起奥陶系碳酸盐岩由于缺乏有效的古温标,其热演化程度及热演化历史研究薄弱。近年来由于油气勘探力度的加大,在渭北隆起增加了新的钻井,取到了不同层位的岩芯,为渭北隆起构造热演化史的研究奠定了坚实的基础。笔者近年来在多个科研项目的资助下,采集了50余块反射率样品及19块裂变径迹样品进行了分析,在详细的钻井地质资料、地质格架及分析样品结果的约束下,对渭北隆起奥陶系构造热演化史进行了深入研究,在奥陶系热演化程度分布、抬升冷却期次与过程、构造热演化史及生烃史方面等取得了新的认识。1验证及应用概况鄂尔多斯盆地南缘渭北隆起北接陕北斜坡,其南隔新生代渭河断陷与秦岭造山带相望。渭北隆起为中生代以来形成的断块隆起,隆起带南北均以断层分界,其中南界为乾县-富平正向大断裂,它也是渭河断陷盆地的北部界线。而隆起带北界为宜(君)-黄(龙)逆冲大断裂,向西可与灵台-马栏逆冲断裂相接。渭北隆起与华北板块具有统一的结晶基底,地球物理、露头及钻井资料证实其上发育有元古宇、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系及下白垩统,志留系—下石炭统及上白垩统缺失(图1)。渭北隆起不同时期不同类型的盆地相互叠加,古生代为华北陆缘海-滨浅海盆地,中生代晚三叠世—早白垩世为残延内克拉通盆地,晚白垩世以来进入盆地整体抬升,周边断陷阶段。渭北隆起经历了多期构造运动,加里东运动表现为在盆缘地带形成较宽缓褶皱、逆冲推覆构造,上、下古生界呈角度不整合接触,并构成具造山性质的加里东构造带,向盆地内部构造变形依次减弱。燕山运动造成平凉—陇县一带下白垩统与下伏地层间的角度不整合。燕山运动是渭北隆起的主构造变形期,尤以中侏罗世末构造运动最为强烈,使侏罗系及以下的沉积盖层全部卷入变形,与上覆地层呈明显的角度不整合接触。燕山期构造变形明显由南向北推进,其变形范围北达彬县—马栏—宜君一带,奠定了本区的今构造格局。燕山期变形主要为较宽缓的背斜构造,亦伴有较大的逆冲断层(杨俊杰,2002;赵重远等,1990,2002;周鼎武等,1994;袁卫国等,1996)。鄂尔多斯盆地晚白垩世以来发生过大幅度的抬升剥蚀。喜马拉雅期以来鄂尔多斯盆地南缘南侧渭河盆地发生强烈的断陷,燕山期逆断层发生反转,并形成一系列北西向正断层,出现断块翘倾和强烈的剥蚀改造作用(张岳桥等,2006,2007)。渭北隆起下古生界奥陶系碳酸盐岩层系发育,具有厚度大、沉积相带好、有机质丰度高的特点,是寻找天然气的重要领域。淳2井是渭北隆起下古生界奥陶系烃源岩有机质丰度最高的钻井(1)。截止目前在渭北隆起下古生界奥陶系虽然发现了一些天然气低产井和气显示井,但奥陶系天然气勘探未取得大的突破。鄂尔多斯盆地南部渭北隆起后期经历了强烈的抬升剥蚀,利用已有的磷灰石裂变径迹方法对渭北地区的构造隆升事件进行了初步研究,取得了宝贵的资料(2)(任战利,1995,1999;孙少华等,1997;刘武生等,2008;陈刚等,2007;王建强等,2010;肖晖等,2013)。渭北地区隆起虽然取得了一些抬升冷却年龄数据,但这些数据总体较少。未对裂变径迹年龄数据与退火带划分作进一步深入分析,对渭北隆起整体抬升冷却过程及不同区带的差异性、规律性研究较为薄弱。渭北隆起奥陶系碳酸盐岩由于缺乏有效的古温标,其热演化程度及演化历史研究薄弱。笔者在系统地补充样品分析数据的基础上,对渭北隆起奥陶系热演化程度、构造抬升时期、抬升过程及构造热演化史进行了精细的研究。2奥陶系的发热程度和分布特征2.1建立对比实验渭北隆起已有10余口钻井,我们在收集前人已有的奥陶系沥青反射率资料的基础上,对淳2井及渭北隆起南部50余块奥陶系及上覆地层野外露头样品进行了沥青、镜质组反射率测试分析。奥陶系碳酸盐岩由于缺乏镜质组,测量了沥青反射率,分析单位为中原油田分公司勘探开发科学研究院石油地质实验中心。关于固体沥青反射率(Rob)与镜质组反射率(Ro)的关系国内外学者对做了大量工作,丰国秀等(1988)建立的沥青与镜质组两种反射率之间的关系Ro=0.3195+0.6790Rob(r=0.996),经过四川盆地18条剖面26对不同演化程度样品的检验,表明该关系式应用效果良好。应用丰国秀等(1988)建立的沥青与镜质组两种反射率之间的关系,对渭北隆起区的沥青反射率进行了镜质组反射率换算。为了分析渭北隆起奥陶系碳酸盐岩沥青反射率换算为镜质组反射率数据的可靠性,对渭北隆起镜质组反射率资料较多的淳2井(C2井)、旬探1井(Xt1井)的镜质组反射率与深度关系进行了分析,淳2井分析结果来源于作者分析测试结果(1),旬探1井分析测试结果来源于长庆油田。淳2井、旬探1井换算的镜质组反射率与奥陶系以上地层的镜质组反射率与深度具有线性关系,换算的镜质组反射率随深度增加而增加。淳2井3510m以下为奥陶系,虽然换算的镜质组反射率高低有一定的变化幅度,但随深度增加的趋势与上覆地层镜质组反射率与深度变化的趋势一致(图2)。旬探1井2691m以下为奥陶系—寒武系,换算的镜质组反射率随深度增加的规律性强,镜质组反射率随深度增加的趋势与上覆地层镜质组反射率与深度变化的趋势一致(图2)。淳2井、旬探1井的镜质组反射率、奥陶系沥青反射率换算的镜质组反射率与深度关系线性关系明显,表明由沥青反射率换算的镜质组反射率值是可靠的,应用沥青反射率可以进行热演化程度及古地温的恢复。2.2古地温标准鄂尔多斯盆地现今地温梯度较低,约为2.80℃/100m,大地热流值较低,属于中温型盆地。鄂尔多斯盆地古地温高于现今地温,属抬升冷却型盆地(任战利等,1994,2007;任战利,1996,1999)。渭北隆起演化后期经历了大幅度的抬升冷却,镜质组反射率资料反映了地层经历的最大古地温。渭北隆起典型井的奥陶系—侏罗系Ro-H曲线类型为似线型,不同时代地层不整合面上下镜质组反射率随深度增加而增加,反射率与深度关系近似线性连续变化,不整合面上下无明显间断(图2)。渭北隆起典型井旬探1井等镜质组反射率资料丰富,不同层位从奥陶系到三叠系均有镜质组反射率资料限定,是恢复古地温的理想井。渭北隆起侏罗系、上三叠统延长组镜质组反射率连续变化。渭北隆起下白垩统沉积较厚,根据侏罗系与下白垩统成岩作用连续变化及鄂尔多斯盆地最大埋深是在早白垩世,判定典型井旬探1、淳2井地层经历的最大古地温是在早白垩世达到的。Ro-H曲线斜率反映了渭北隆起地层在早白垩世达到最大埋深时的古地温场状况(Suggate,1998;任战利等,1994,1997;任战利,1995,1996,1999),因此可应用渭北隆起典型井的Ro-H曲线的斜率恢复早白垩世晚期的古地温梯度。旬探1井、淳2井是渭北隆起镜质组反射率较多的井,Ro-H曲线线性关系明显,不同深度均有镜质组反射率值且深度跨度大,对曲线的斜率有很好的限定作用,用该曲线的变化趋势确定古地温梯度较为准确。根据淳2井、旬探1井不同深度的镜质组反射率,应用Barker等的古地温与镜质组反射率的关系计算不同深度、不同镜质组反射率的古温度(Barkeretal.,1986;Barker,1989),根据古地温与深度关系确定淳2井中生代晚期早白垩世的平均古地温梯度约为3.70℃/100m,旬探1井早白垩世的平均古地温梯度约为5.00℃/100m(图3)。因为Barker等应用镜质组反射率估算古地温的关系式是经验性的,计算的古地温及古地温梯度可作为参考值,可与盆地模拟法等的恢复计算的古地温结果进行比较。根据旬探1井、淳2井Ro-H曲线确定的早白垩世的古地温梯度明显高于现今地温梯度2.80℃/100m(任战利,1999;任战利等,2007)。由古地温温标估算的2口典型井的古地温变化趋势一致性较好,计算的渭北隆起早白垩世古地温梯度上线值约为5.00℃/100m,古温标法恢复的古地温梯度明显高于现今地温梯度,龙2井(L2井)由于受中生代火成岩体的影响,同深度的镜质组反射率更高(图2),古地温恢复表明渭北隆起在早白垩世存在异常高的地温场,发生过一期强烈的构造热事件(任战利等,1994;任战利,1995,1999,2004,2007)。2.3奥陶系顶面镜质组反射率分布在应用沥青反射率换算为镜质组反射率进行奥陶系热演化程度分析时,为了保证数据的可靠性,对每一口钻井或野外剖面奥陶系热演化程度分析选值时不能仅考虑单个分析数据,还考虑了换算的镜质组反射率及上覆地层镜质组反射率与层位的变化趋势。另外奥陶系之上为石炭—二叠系煤系地层,已有的镜质组反射率数据可信度高,可以作为下伏奥陶系热演化程度的最小约束值,这样对奥陶系热演化程度的取值可信度可大大提高。根据钻井及野外剖面50余个奥陶系沥青反射率的测试结果,换算为镜质组反射率,首次系统地编制了奥陶系顶面镜质组反射率平面分布图(图4)。渭北隆起奥陶系顶面镜质组反射率平面图表明奥陶系镜质组反射率普遍较高,在西部岐山—永寿—彬县—旬邑一带可达2.00%~2.50%,在东部铜川—澄城—黄龙—韩城一带可达1.80%~2.00%,向盆地内部陕北斜坡正宁—富县增高,镜质组反射率可达3.00%以上(图4)。从淳2井、旬探1井镜质组反射率与深度关系及渭北隆起奥陶系顶面镜质组反射率平面分布图来看,渭北隆起区奥陶系热演化程度较高,镜质组反射率值除在隆起区东南缘澄城-韩城一带较低为1.8%外,其余地区均大于2.00%,最高达2.50%以上,渭北隆起主体部位奥陶系已处于过成熟干气阶段。3历史的提升3.1磷灰石变质径迹的年龄-深度或温度图上的带裂变径迹分析法在盆地热演化史分析方面应用的原理是磷灰石、锆石中所含的238U裂变时产生的碎片在磷灰石、锆石中会形成裂变径迹,矿物中的径迹具有随温度的增高,径迹密度减少、长度变短直至完全消失的特性。在1~100Ma的时间内,磷灰石裂变径迹的退火温度大约为60~150℃(Gleadowetal.,1983;Naeseretal.,1989;任战利等,2005)。目前正处在最大埋藏地温状况下,磷灰石裂变径迹年龄-深度(或温度)图上可分为3个不同的带,从浅到深依次为:(1)未退火带;(2)部分退火带;(3)完全退火带。如果地层在达到最大埋藏温度后,由于抬升剥蚀或地温梯度的减小而冷却下来,磷灰石裂变径迹年龄-深度(温度)图上会出现5个带:从上到下依次是:(1)未退火带;(2)部分退火带;(3)前完全退火带,也称为冷却带,该带为冷却后又新生出新的裂变径迹,该带的年龄、年龄-深度曲线的斜率和该带地层厚度可以确定冷却事件发生的时间、速率和地层抬升剥蚀方面的信息;(4)部分退火带;(5)完全退火带(Gleadowetal.,1983,1986;Naeseretal.,1989)。锆石退火温度高于磷灰石,退火温度约为200℃(Gleadowetal.,1983,1986;Naeseretal.,1989),高于磷灰石的退火温度。若沉积后锆石裂变径迹未经过退火,这些矿物将保留沉积前的裂变径迹年龄记录;若经历的温度明显高于封闭温度,这些矿物原来记录的径迹将全部退火,其年龄将明显比沉积年龄要新。因此,锆石裂变径迹分析可提供沉积盆地更高古地温以及冷却时间的信息。渭北隆起奥陶系热演化程度高,可将锆石裂变径迹与磷灰石裂变径迹分析方法结合使用,可以提供构造热事件发生的时间、古地温、抬升冷却的信息。3.2不同层位锆石变质径迹笔者在渭北隆起不同构造部位进行了系统的取样,共采集分析磷灰石、锆石裂变径迹样品19块,采集样品主要分布平凉、岐山、礼泉、彬县、韩城、河津等地,样品采自野外地质剖面,采样层位主要为寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系、白垩系砂岩,应用裂变径迹分析方法对样品热演化史及抬升冷却历史进行分析。本次采样及前人采样位置如图1。样品采样点分布于整个渭北隆起东、中、西各区及各个层位,本次及前人分析数据共有30多个数据,可以代表渭北隆起。应用新测试的19个样品的裂变径迹分析结果(表1),结合前人已发表的数据,对测试结果进行了深入分析(任战利,1995,1998,1999;孙少华等,1997;陈刚等,2007;刘武生等,2008;王建强等,2010;肖晖等,2013)。应用磷灰石裂变径法研究抬升冷却历史,关键是确定退火带及冷却带。要确定退火带,渭北隆起不同层位热演化程度的确定非常关键。根据大量的镜质组反射率分析结果可知渭北隆起奥陶系、上古生界石炭—二叠系煤系地层镜质组反射率高,上古生界石炭—二叠系镜质组反射率主要在1.8%~2.0%。三叠系延长组在0.7%~0.9%,中侏罗统延安组在0.5%~0.60%。从渭北隆起裂变径迹年龄-层位分布图(图5)上可见,裂变径迹年龄随层位的变老,裂变径迹年龄减小,寒武系、奥陶系锆石裂变径迹年龄已远小于地层年龄。渭北隆起西部曹家沟奥陶系qsc-11样品、中部礼泉东庄奥陶系dz5样品锆石裂变径迹年龄分别为345±21Ma、223±28Ma,小于地层年龄510~439Ma。渭北隆起东部河津寒武系xwk-2样品锆石裂变径迹年龄为500±32Ma,小于地层年龄560~510Ma。寒武系、奥陶系锆石裂变径迹年龄已小于地层年龄,地层等效镜质组反射率大于2.00%,热演化程度高,表明锆石已发生退火,地层经历的最大古地温已达退火温度200℃以上(Gleadowetal.,1983,1986;Naeseretal.,1989;任战利,1995;任战利等,2005)。磷灰石裂变径迹年龄为104~36Ma,远小于地层年龄,长度分布图为右偏型,长径迹占比例大,代表了冷却年龄。二叠系锆石裂变径迹年龄稍小于地层年龄,为220Ma,二叠系顶部镜质组反射率大于1.5%,表明地层经历的最大古地温远大于磷灰石裂变径迹的封闭温度。二叠系样品磷灰石裂变径迹年龄为155~27.3Ma,远小于地层年龄,长度分布图为右偏型,长径迹占比例大,代表了冷却年龄(Gleadowetal.,1983,1986;Naeseretal.,1989;任战利,1995,1999;任战利等,2005)。中下三叠统镜质组反射率一般大于1.0%,古地温也高于磷灰石裂变径迹的封闭温度,磷灰石裂变径迹年龄为63~29.1Ma,远小于地层年龄,P(%)>5%,年龄属于同一年龄组,磷灰石裂变径迹年龄为抬升冷却年龄。上三叠统延长组镜质组反射率值在0.7%~0.9%,古地温约为100~140℃。上三叠统延长组为部分退火带与完全退火带的过渡,上三叠统延长组下部,裂变径迹年龄远小于地层年龄,三叠系下部裂变径迹年龄普遍小于65Ma,裂变径迹年龄P(%)>5%,为同一年龄组,长度分布为右偏型,长径迹占比例大,代表了冷却年龄。上三叠统延长组上部、侏罗系热演化程度低,裂变径迹年龄小于地层年龄,三叠系上部裂变径迹年龄P(%)<5%,为混合年龄,裂变径迹年龄变化大,在125~73Ma之间,长度分布为双峰型,处于部分退火带(2)。白垩系热演化程度低,裂变径迹年龄大于或、接近地层年龄,因而处于未退火带(1)。因此渭北隆起白垩系热演化程度低,处于未退火带(1);上三叠统延长组上部、侏罗系热演化程度低,处于部分退火带(2)。延长组下部及以下地层处于冷却带(3),磷灰石径迹长度为右偏型,长径迹占比例大,代表了抬升冷却过程。裂变径迹年龄为完全退火后在抬升冷却过程中形成的年龄,测试的裂变径迹年龄反映抬升冷却的年龄。采自不同剖面的不同样品在裂变径迹年龄-层位分布图上可以明确地看出冷却年龄分为两组:1组冷却年龄约为105Ma(5),在图上年龄为一条直线,冷却年龄几乎不随层位变化;另一组约为40~30Ma(4),在图上年龄基本为一条直线,随层位不同冷却年龄主要在45~27Ma之间变化(图5)。冷却带中可明显地看出不同地区、不同层位不同样品有两组冷却年龄(4)(5)。在对渭北隆起退火带及冷却带划分的基础上,对本次测试分析结果及已发表的数据进行了分析,应用确定的20个冷却年龄进行了统计分析(图5、6),从冷却年龄频率分布图上可以看出,抬升冷却年龄主要分为两组,其中一组约为65Ma以来,主要为30~40Ma;另一组为100~110Ma,分别代表了早白垩世晚期及新生代的主要两期抬升冷却事件。渭北隆起区不同区块抬升冷却差异较大,具有差异隆升的特点,渭北隆起南部的岐山—礼泉—泾阳口镇—富平—澄城一带奥陶系—下二叠统抬升冷却年龄主要为102~107Ma;渭北隆起北部抬升冷却的年龄是65Ma以来,主要是40Ma以来。渭北隆起东部韩城—河津一带,位于渭北隆起东缘及晋西挠褶带,构造发生转折,寒武系—三叠系抬升冷却年龄主要为43Ma以来,主要在43~36Ma。渭北隆起东部与渭北隆起北部抬升冷却的年龄具有同时性,抬升较晚。渭北隆起抬升冷却具有南早北晚,后期整体隆升的特点。渭北隆起自早白垩世晚期(102~107Ma)以来开始隆升,40Ma以来具有整体快速隆升的特点。在渭北隆起南带奥陶系—下二叠统抬升早,约为102~107Ma,在渭北隆起北部抬升晚,抬升冷却的年龄是65Ma以来,主要是40Ma以来,40Ma以来渭北隆起整体隆升。渭北隆起隆升与渭河盆地的大幅沉降及秦岭北缘的快速隆升具有耦合关系。鄂尔多斯盆地南缘与秦岭之间的渭河地区在新生代发生断陷,渭河断陷盆地新生代沉降幅度大,在周至地区新生界沉积厚度可达7000m,秦岭造山带的山势险峻,主峰太白山高程3767m,渭河盆地与秦岭造山带之间新生代以来已隆升达10000m以上。渭河盆地自始新世56Ma沉积红河组开始形成,渐新世32Ma白鹿塬组沉积以来,沉降速率不断加大。渭河盆地的32Ma以来快速沉降与渭北隆起约40Ma以来快速隆起密切相关。秦岭造山带为复合型大陆碰撞造山带,经历了加里东期大洋俯冲造山,印支期俯冲碰撞造山及燕山—喜马拉雅期陆内造山的不同阶段,现今仍处于隆升状态。秦岭造山带北缘新生代自35Ma以来抬升明显加快(万景林等,2000,2005)。秦岭造山带北缘的新生代以来的快速隆升与渭北隆起新生代40Ma以来的快速隆升具有同时性,秦岭造山带北缘和渭北隆起新生代40Ma以来的的快速隆升与渭河盆地的新生代以来快速沉降密切相关,耦合关系明显。渭北隆起抬升冷却期次、过程的确定为渭北隆起奥陶系热演化史过程的恢复提供了限定条件,提高了热演化史过程研究的可靠性。4项目热态历史的模拟4.1期盆地沉积期渭北隆起发生过多期剥蚀事件,特别是奥陶纪末、三叠纪末、中侏罗世末、侏罗纪末、晚白垩世以来的5次构造抬升剥蚀(陈瑞银等,2006),对天然气生成、成藏影响较大主要为晚白垩世以来的构造抬升剥蚀,这次抬升幅度大、剥蚀强烈,对天然气的生成、成藏过程产生了重要影响(任战利等,1994,2007;任战利,1995,1996,1998)。早白垩世末以来渭北隆起总体表现为抬升,再没有接受大范围的整体沉积,早白垩世及更老地层开始遭受强烈的抬升和剥蚀。渭北隆起抬升剥蚀较早,从早白垩世晚期开始剥蚀,新生代以来快速隆升剥蚀(任战利等,1995,1998,1999)。通过渭北隆起裂变径迹年龄与深度关系等资料分析,认为鄂尔多斯盆地南部渭北隆起早白垩世晚期以来地层遭受了大量的剥蚀,晚白垩世—始新世时盆地处于缓慢抬升剥蚀阶段,新生代特别是40Ma以来处于快速抬升剥蚀强烈阶段。渭北隆起早白垩世晚期以来经历了强烈的剥蚀,在盆地东部南部侏罗系、白垩系已剥蚀殆尽,甚至已剥蚀到三叠系上统,在隆起更南部奥陶系已出露地表,剥蚀厚度更大。剥蚀厚度南厚北薄,向北剥蚀厚度逐步减小,出露地层逐渐变新。沉积埋藏史的恢复是热史研究的基础,根据研究区旬探1井、淳2井的钻井分层数据及镜质组反射率与深度关系,结合地震剖面特征分析,对主要构造演化阶段构造抬升剥蚀量进行了分析,旬探1井、淳2井晚白垩世以来剥蚀量大,两井的Ro-H曲线重合,变化趋势一致,恢复晚白垩世以来的剥蚀厚度皆约为1000m,在此基础上,根据剥蚀厚度及分层数据,恢复了典型井的沉积埋藏史(图7)。4.2热史模拟及热演化史应用叠合盆地古地温叠加与改造的思路(任战利,1991,1996,1999,2000;任战利等,2007),在剥蚀厚度及埋藏史恢复的基础上,应用典型井的大量实测的镜质组反射率资料及古温标恢复的早白垩世古地温梯度为约束,根据建立的盆地热史模型(任战利,1995,1999;任战利等,2007),应用BasinModel盆地模拟软件进行了模拟分析,恢复了渭北隆起奥陶系的热演化史。在模拟热史时,将恢复的剥蚀厚度、中生代晚期早白垩世的地温梯度及磷灰石裂变径迹确定的抬升冷却时间和过程作为限定条件,不断修改热演化模型,最终使盆地模拟结果中实测的镜质组反射率(Ro)与理论计算的镜质组反射率达到很好的一致,此时的热史模型就可以认为代表了渭北隆起奥陶系的热演化史。选择淳2井和旬探1井作为研究对象,晚白垩世以来的剥蚀厚度约为1000m。使用BasinModel盆地模拟软件,采用EASY%Ro法进行了热史模拟(Sweeney,1990),不断调整参数,直至计算的Ro值和实测值达到最佳拟合为止(图8)。淳2井模拟恢复的剥蚀厚度为1000m,淳2井在奥陶系—三叠系均有实测镜质组反射率,渭北隆起淳2井区最大古地温主要是在早白垩世达到的,抬升冷却主要发生在新生代以来,应用磷灰石裂变径迹反映的冷却年龄、镜质组反射率、地层厚度、抬升剥蚀量等数据对热演化史进行约束,根据淳2井的沉积埋藏史及热史模型进行模拟,不同深度模拟成熟度和实测的Ro匹配良好时的早白垩世最佳古地温梯度为4.5℃/100m(图7),旬探1井早白垩世最佳古地温梯度为4.6℃/100m。热史模拟确定的古地温梯度与用古地温温标计算的古地温梯度5.00℃/100m较为接近,表明早白垩世古地温梯度高。早白垩世以来地温梯度降低,地层抬升剥蚀,温度降低。淳2井热演化史模拟表明古生代—中生代早期地温梯度低,下古生界奥陶系埋藏浅,热演化程度低,奥陶系烃源岩未进入大规模生成天然气阶段。燕山旋回,由于地层持续沉降造成的埋深和燕山期发生的构造热事件,使得地温梯度迅速升高,提高了奥陶系烃源岩的成熟度,奥陶系烃源岩在早白垩世温度超过200℃,达到生气高峰期。早白垩世之后,整个研究区整体大幅度抬升,地温梯度减小,烃源岩埋深变浅,奥陶系烃源岩生烃作用逐渐减弱或停止(图7)。旬探1井热演化史与淳2井热演化史相似,下古生界奥陶系烃源岩主要生气期也在晚侏罗世—早白垩世,生气高峰期在早白垩世。因此从渭北隆起奥陶系构造热演化史来看,奥陶系碳酸盐岩烃源岩天然气生气高峰期主要在早白垩世,受中生代晚期高地温梯度、构造热事件的控制(任战利,1995,1996,1999;任战利等,2004,2007,2008,)。新生代以来渭北隆起大规模抬升剥蚀,地层快速抬升冷却,地层温度明显降低,奥陶系碳酸盐岩生烃过程减弱及停止。渭北隆起下古生界碳酸盐岩层系发育,具有厚度大、沉积相带好、有机质丰度高的特点,是寻找天然气的重要领域(左智峰等,2008;王玉新,1994;李江涛,1996)。渭北地区隆起燕山期、喜马拉雅期断裂发育,晚白垩世以来隆升,新生