塔里木盆地下古生界古温标恢复古生代热史的古温标分析

塔里木盆地下古生界古温标恢复古生代热史的古温标分析

热历史是地质演化过程中热动态的反映，这控制着盆地内泉岩的泉岩生产油的时间。目前，国际盆地热历史恢复方法可分为两种类型：一种是古代温度标法，主要包括有机质、液体层、流体、矿物变形和矿物变形路径等。根据盆地构造发育的热动态模型，第一种主要是从盆地规模中研究，第二种是从岩石圈的角度分析盆地的热历史。古代温度标法可以通过测量数据确定模拟结果，因此被认为是一种实用的研究方法。然而，在叠合盆地早期古生代（如塔里木盆地）碳酸盐岩地区的热历史恢复中，缺乏有效的古文彪标准，如沥青路体反射率、牙色素质反射率、镜状体反射率、生物碎屑反射率、有机质自由基浓度、激光拉曼光谱等。这些指标被用作研究海洋相碳酸盐岩层系热历史的古文标和泉岩的有机质成熟度。在这里，有许多文献不解释这一点。最近10多年来国内学者对塔里木盆地的热体制进行了大量的研究,包括盆地现今地温和大地热流分布特征[1~5],盆地的岩石圈热-流变学结构等,认为盆地现今总体上是一个低温的盆地.而对盆地热历史的研究则主要是依据古温标方法[8~13],少数学者应用盆地演化热动力学模型研究热流演化.尽管如此,对塔里木盆地古生代的热史一直存在争议.这主要是由于塔里木盆地特殊的复合叠合构造演化及沉积特点所决定的.中生代、新生代以来的热史恢复可以通过现有古温标进行反演,不同学者的研究结果都大致相当;而古生代,特别是早古生代盆地沉积以碳酸盐岩层系为主,目前国际上最常用的古温标-镜质体反射率和磷灰石裂变径迹在此均无法获取.对盆地早古生代热史的研究主要是依据一些有机质成熟度指标(如沥青反射率、牙形石色变指数、镜状体反射率、生物碎屑反射率)换算而成的“等效镜质体反射率”所进行的模拟计算.由于对这些描述海相碳酸盐岩成熟度指标的认识不同,导致了对盆地早古生代热历史认识的差异.上述学者的研究结果都支持了盆地古生代较高的地温梯度的观点(认为该时期的地温梯度在30~40℃/km之间);而一些学者则认为塔里木盆地该时期的地温梯度是较低的,仅为20℃/km左右1).塔里木盆地早古生代的这种“冷”、“热”盆之争导致了对塔里木盆地下古生界烃源岩生烃演化时期的认识不一,制约了油气勘探.对塔里木盆地古生代热史恢复的关键是获得可靠的、且能记录该时期热信息的古温标.近年来,国际上已经将(U-Th)/He热定年技术广泛应用地质体定年[17~19]、造山带热史[20~23]、地形地貌演化和沉积物源研究[24~32]等方面,这也为盆地热历史恢复提供了一种新的古温标.尽管(U-Th)/He热定年技术并非是一种新技术,但运用于沉积盆地热史恢复却仍是一种全新的方法.(U-Th)/He定年技术的原理是根据磷灰石等矿物颗粒中U、Th衰变产生He发展而来的.通过测量样品中放射性He、U和Th的含量,就可以获得(U-Th)/He的年龄.可用于(U-Th)/He热定年测试的矿物有橄榄石、辉石、角闪石、石榴子石、磷灰石、锆石、榍石、磁铁矿、赤铁矿等,目前应用较多的是磷灰石、锆石和榍石.依据自然样品和热模拟试验,不同矿物其(U-Th)/He体系的封闭温度差别较大,磷灰石He扩散的封闭温度较低为75℃,锆石的He封闭温度在170~190℃之间,榍石则为191~218℃.虽然利用磷灰石的(U-Th)/He热定年可以精细研究低温下的冷却历史,但在用于沉积盆地的热历史恢复时,必须与其他古温标(磷灰石裂变径迹、镜质组反射率等)结合起来才能奏效.磷灰石裂变径迹和He热定年技术的结合可以揭示45~110℃温度范围的精细冷却历史.但针对塔里木盆地下古生界地层所经受的较高温度(目前的烃源岩均处于高-过成熟状态),仅仅依据磷灰石的He年龄或裂变径迹不足以解决问题,必须利用较高封闭温度的锆石的He年龄.本文分别测试了磷灰石和锆石的(U-Th)/He年龄,对塔里木盆地典型井区早古生代的热史进行约束反演.由于研究区的志留系和泥盆系常常难以划分,本文的早古生代包括了寒武纪、奥陶纪和志留-泥盆纪.1样本和实验1.1样品的采集和分析方法在下古生界地层中获取磷灰石和锆石样品是本研究的关键.对于塔里木盆地的上古生界地层,由于以碎屑岩沉积为主,可以获取理想的磷灰石和锆石样品进行(U-Th)/He年龄测试.而塔里木盆地下古生界尽管以碳酸盐岩沉积为主,但在中上奥陶统有碎屑岩沉积,在巴楚隆起等部分地区的寒武系底部有海相碎屑岩沉积,可以获取研究所需的磷灰石和锆石样品,从而为研究提供了样品保证.在塔里木盆地采集了5口井的样品,其井位分布见图1.所采集的样品包括钻孔岩芯和岩屑砂岩样品,进行重矿物分离获取磷灰石和锆石晶体.部分井(SH1和SH8井)采集了系列样品.依据前人的重矿物分析表明,样品采集区磷灰石和锆石的含量是较高的,能够得到所需的磷灰石和锆石晶体.在巴楚隆起的T1井中取到了寒武系和震旦系碎屑岩并成功得到了磷灰石和锆石样品;在巴楚隆起的HT1井和孔雀河斜坡的KQ1井奥陶系获得了碎屑岩样品;此外,在其他一些井中的泥盆系和志留系均获得了碎屑岩样品,可以保证进行磷灰石和锆石(U-Th)/He年龄测试.样品基本情况与随后测试结果一并列于表1和2中.1.2试样中矿物颗粒中u和th的测定样品测试在美国Arizona大学ARHDL实验室(ArizonaRadiogenicHeliumDatingLaboratory)进行,并参照Reiners给出的(U-Th)/He年龄实验过程.实验主要分4个步骤进行:(1)样品制备,(2)矿物晶体的释气和He浓度测试,(3)U-Th(Sm)含量测试,(4)(U-Th)/He年龄计算.首先从分选出来的重矿物精矿中挑选自形磷灰石/锆石晶体,挑选时尽量确保磷灰石晶体不含包裹体.用激光束将单颗粒矿物晶体样品加热以提取He(将颗粒样品放入金属铌容器中在1000℃加热,磷灰石加热3min,锆石加热15min)提取出来的He在低温条件下对4He/3He分别进行聚集、纯化后,利用四极质谱仪测定4He/3He.一般情况下,测试完4He/3He后的样品放入经过校准的229Th和233U溶液,然后将磷灰石/锆石样品在浓度约为30%的HNO3中溶解(将锆石先置于HF和HNO3的溶液中溶解,再用H3BO3去除氟化物).由于本次实验的磷灰石样品几乎都不同程度含有小的包裹体,因此在酸溶解这个步骤中采用了与锆石相同的方法最后得到的溶液用同位素稀释法通过ICP-MS来测量238U/233U和232Th/229Th比值,从而得到磷灰石和锆石晶体中U和Th的含量.研究中,每个样品测试两个矿物颗粒,最后给出加权平均值(表1和2).2(U-Th)/He年龄解释如前所述,磷灰石He封闭温度较低为75℃,而锆石的He封闭温度在170~190℃之间.因此,对于塔里木盆地古生代热史恢复锆石的He年龄可能更为有效.对于磷灰石中He部分保留区(HeliumPartialRetentionZone,PRZ)前人认为一般在40~80℃.我们在另文中依据3口井系列样品的数据,得到了塔里木盆地磷灰石He年龄的封闭温度在85℃,而与四川盆地川东北地区的磷灰石He年龄封闭温度大致相当.这里,重点分析测试井区的锆石和磷灰石He年龄(结合裂变径迹和镜质体反射率)与样品埋深和温度的关系.2.1封闭温度对样品粒径的影响顺托果勒低隆起位于塔里木盆地北部坳陷区,震旦纪-早奥陶世主要为台地碳酸盐沉积.中晚奥陶世-志留纪的加里东运动晚期,发育以陆源碎屑为主的沉积建造.泥盆纪开始的海西运动期,顺托果勒低隆起泥盆系遭受强烈剥蚀,石炭纪-早二叠世经历最后一次大规模海侵,早二叠世晚期海西运动逐渐加强,顺托果勒低隆起抬升并开始了陆相沉积.印支-喜山运动期发生多次南北差异隆升沉降,至新生代进入区域性北倾的大单斜构造格局.本区分析了SH1和SH8井的系列样品.SH1井钻至中上奥陶统,缺失侏罗系地层.本井尽管在早期有过较大的抬升剥蚀,但在晚古生代以来总体上是连续沉降沉积的,且现今的埋藏深度即为历史上最大的埋藏深度(参见随后的沉积埋藏史图).SH1井的古生界地层现今埋藏深度较大,磷灰石(U-Th)/He年龄早已为零,说明了该层系的温度超过了磷灰石He封闭温度;锆石He年龄在浅部均大于地层的年龄,而在约4000m深度(或90℃,该井现今地温梯度为19℃/km)以下的He年龄开始小于地层年龄(图2),说明样品均不同程度受封闭温度的影响(仅一个石炭系样品的年龄稍大于地层年龄,这可能与物源有关).但直到5000m深度(或120℃)以下,样品的He年龄也仅略小于地层年龄推测样品受到封闭温度的影响.此外,依据磷灰石裂变径迹长度也显示了径迹部分退火(图2);磷灰石裂变径迹年龄在大致5400~5500m处为零,表明裂变径迹完全退火.因此,从磷灰石裂变径迹的角度推测该井区在5500m深度处达到了125℃左右的温度而等效镜质体反射率(VRo)值在4838m深度处为1.27%,仍处在生油窗范围内.总体上,该井区的地温梯度是比较低的.同处于顺托果勒低隆起上的SH8井的锆石He年龄随深度/温度的演化与此相似(本井未测试磷灰石的He年龄),在浅部均大于地层的年龄,而在约5000m深度(或100℃)以下的He年龄开始小于地层年龄(图3),说明样品均不同程度受封闭温度的影响.与SH1井的样品相似,SH8井也有个别样品(石炭系样品)的He年龄在深部仍大于地层年龄,这可能是与该样品的物源有关.但直到6400m深度(或135℃)以下样品的He年龄依旧较大(如SH8-13样品,He年龄为386.5Ma).推测样品仍未达到锆石的(U-Th)/He封闭温度(170~190℃),也说明了塔里木盆地较低的地温梯度.同时,也揭示了塔里木盆地的锆石He年龄封闭温度可能要大于文献值的170~190℃.2.2区域构造背景对地层热改变的影响巴楚隆起位于塔里木盆地中央隆起带西段,经历了以古生代海相为主的克拉通地台型沉积演化和中-新生代以前陆盆地-斜坡-前陆隆起为主的沉积阶段,该区中生界缺失,新生界直接不整合覆盖在古生界之上.古生界受加里东-海西晚期区域构造影响,造成奥陶-二叠系等不同程度的构造剥蚀或沉积缺失,且在海西晚期伴生有较强烈的基性-酸性岩浆侵入活动和基性火山喷发岩广泛分布,为该时期塔里木构造活动最强烈的地区之一.中生代因受海西晚期以后-喜马拉雅早期以隆升为主的构造运动的影响,在区块内普遍沉积缺失.新生代受以喜马拉雅区域构造运动为主形成的前陆隆起为主体的区域构造运动控制,发育了一套以陆相为主的碎屑岩沉积.本区分析了HT1和T1井的样品.T1井位于巴楚隆起西段的同岗构造带,HT1井则位于隆起东段的卡拉沙依构造带.在T1井的下古生界寒武系底部、志留系及前寒武系地层中取到了碎屑岩样品,并分别测试了锆石和磷灰石的He年龄.T1井志留系样品磷灰石He年龄分布在5.7~34Ma,远小于地层年龄(图4),由于磷灰石样品目前埋藏很浅,推测经历了较高的温度(本井现今实测地温梯度仅为21℃/km).锆石样品来源于下古生界层系(2095~4707m),其He年龄也比地层年龄小,推测其曾经历了较高的温度(较大的埋深),这与该地区的构造演化是一致的.本井区下奥陶统直接与志留系接触、古近系直接覆盖在志留系之上,表明在这两个不整合之间存在巨大的剥蚀厚度,缺失泥盆系至白垩系地层.锆石He年龄值452和334Ma大致分别代表了加里东晚期和海西早期的构造抬升时间.正是古生界层系的样品中保留了其热信息,使得本井区利用He年龄等古温标进行热史恢复可以实现.本区的HT1井仅测得一个奥陶系样品,但其锆石的He年龄与地层相当,而该样品的埋藏深度已超过4000m,说明了该井区的地温梯度较低.该井石炭-二叠系地层前人测试了若干个镜质体反射率数据,范围在0.45%~0.7%之间,总体上处在低成熟阶段,也反映了其所在地层经历的古地温并不高.2.3热历史与热鉴定孔雀河斜坡在海西早期随着库鲁克塔格的隆起而长期处于升隆状态.本区的构造演化主要经历了震旦-中奥陶世拉张、奥陶纪末期隆升、志留末-三叠纪隆升剥蚀、中生代末期的再次抬升和新生代稳定沉降等几个阶段.本区测试了KQ1井的样品,该井钻探证实缺失部分志留系、泥盆系-三叠系、部分侏罗系、部分白垩系及新生界部分层位.该井区钻遇的奥陶系地层现今埋藏深度在3745m以下,与盆地其他地区相比其埋藏深度是较小的.这源于其海西期遭受的强烈剥蚀,后期埋藏深度较小.如此,本井古生界层系中的古温标可以保留原始信息,反映古生代的温度状况.本井除了此次测试了磷灰石和锆石的He年龄外,还收集了前人测试的磷灰石裂变径迹长度与年龄、等效镜质体反射率数据等古温标(图5).结合这些古温标,可以研究该井的热历史.磷灰石He年龄大约在2500m深度左右已达到了完全封闭的温度.该深度目前的温度仅为62℃(依据试油温度得到的本井地温梯度为21.0℃/km,地表温度按10℃计算).而依据前述塔里木盆地磷灰石He年龄的封闭温度大致在85℃左右,说明样品曾经历了较大的埋深或高温状况.本井S2y地层磷灰石的He年龄(94.6Ma)表明该地层在白垩纪末期经历了抬升运动,在新生代沉降过程中该地层温度并未超过He封闭温度;S1t,S1k和O2-3地层样品的平均年龄分别为23.7,46.6和2.6Ma,依据现今地温梯度得到这三个样品现今温度分别为66,75和102℃.而该井在新生代为持续沉降的过程,说明地层温度在第三纪到现今已接近或超过磷灰石的He封闭温度.锆石的(U-Th)/He年龄随样品埋藏深度的加大而减小,志留系样品的He年龄均大于地层年龄仅奥陶系样品的He小于地层年龄.反映出奥陶系在演化过程中尽管未进入锆石的He封闭温度(170℃)但也经历了较高的温度.同样,磷灰石裂变径迹长度和年龄数据也反映了经历较高的温度.磷灰石裂变径迹表观年龄随埋深的增加而逐渐减小,且均小于地层年龄,表明样品普遍经历过退火作用影响.侏罗系样品表观年龄分别为64和130Ma,小于地层年龄,表明发生了退火(推测在晚白垩世处于冷却抬升剥蚀的时期).志留系样品年龄为80~107Ma也远小于地层年龄.该年龄可近似反映抬升冷却年龄,表明孔雀河斜坡在白垩纪有抬升冷却事件.其径迹长度分布范围增加,短径迹比例加大,说明志留系地层经历了比侏罗纪强的退火过程,古地温梯度大约在70~90℃之间.中上奥陶统样品表观年龄进一步降低(55~65Ma),径迹长度减小、分布宽度变窄,综合表明该段地层经历了更高的古地温,估算古地温大约在90℃~100℃,但仍处于部分退火带范围.而在不整合面上下的镜质体反射率数据则揭示了该时期的巨大抬升剥蚀量.3典型井结构的热态平衡3.1盆地范围内古温标的初步恢复对典型井的沉积埋藏史进行初步恢复是热史研究的基础.塔里木盆地的中新生界沉积厚度巨大,使得大部分古生代层系的埋藏深度均较大,从而造成了古生界的古温标所“记录”的热信息被后期的巨大埋深的高温所“湮灭”,从而无法恢复古生代的热历史.通常情况下,我们愿意寻找古生代上覆地层较薄的井区或者在古生代末期及中生代有过巨大抬升剥蚀的地区.如此,古生界层系中的古温标仍可能保留了原始信息能反映古生代的温度状况.因此,对沉积埋藏史的初步恢复也是我们决定取样井的基础.但是,对于后期快速沉积埋藏且沉积层系厚度巨大的井区(如SH1和SH8等井),虽然无法用于热史恢复,但对于建立完整的He年龄封闭温度剖面(保留区,PRZ)和裂变径迹退火剖面(AZ)仍具有重要意义.而对于在古生代之后存在巨大抬升剥蚀的井区(如KQ1和T1等井),则可以通过古生界层系中的古温标来恢复古生代的热史.通过盆地范围内典型井区的热史恢复,可能解释古生代的热演化历史.而中新生代以来的热演化历史还可同时通过上述后期连续沉积井区的热史恢复来解释,从而构成了完整的盆地构造-热演化过程.根据研究井的钻井分层数据和前人对主要构造演化阶段构造抬升剥蚀量的研究成果[44~47],采用Sclater和Christie的模型进行压实校正,我们分别对SH1,HT1,T1和KQ1井恢复了沉积埋藏史(图6).3.2温度演化路径在上述典型井中,SH1井由于后期的深埋,现今的温度基本就是其经历的最高温度,其古温标无法用来模拟热史.本文仅对KQ1和T1井进行分析.我们以He年龄的约束为基础,综合利用其它古温标对古生代的热史进行了定量模拟.其中,磷灰石裂变径迹采用扇形模型,镜质体反射率采样Easy%Ro模型,He年龄则依据Wolf等的磷灰石模型和Reiners的锆石模型.利用HeFTy(2008年版本)模拟软件采用MonteCarlo方法随机模拟100条温度路径,其中“最好”的温度路径代表该样品的热史.这样,结合样品的沉积埋藏史就可以研究其古地温梯度.在具体的模拟过程中,有时采用裂变径迹数据、(U-Th)/He年龄和镜质体反射率多种古温标进行联合模拟计算.依据裂变径迹数据、(U-Th)/He年龄可以首先对构造-热事件的时间进行约束,并作为温度路径设定的依据.然后依据多种温标同时进行拟合,当模拟计算的古温标值与实测古温标值吻合最好时温度路径即认为是可靠的温度演化路径.3.2.1不同地层的热性能(1)样品Kq1-1(2402.1m,S2y)的热史.利用磷灰石和锆石He年龄数据结合裂变径迹数据(t=(64±4)Ma,L=(12.5±1.6)μm)和该井构造演化史,可以得到该样品的温度演化路径(图7).磷灰石的He年龄和磷灰石裂变径迹参数记录的温度较低,反映了最后一次构造热事件(白垩纪的构造抬升).锆石的He年龄则能反映较高的温度,这正是利用锆石He年龄研究较早时期热历史的优点.本井区海西期的构造-热事件正是依据锆石He年龄的数据来模拟计算的.结合埋藏史的恢复,模拟志留纪的地温梯度为35℃/km左右.该样品泥盆纪末期温度在95~105℃之间,此时埋藏深度在2400m左右,因此平均地温梯度在33.3℃/km左右(当时的地表温度按20℃计算);在样品埋藏深度最大时(大致在石炭纪晚期),样品温度在130~140℃之间.此时样品埋藏深度近3700m,相应的地温梯度为32℃/km.同样可以得到白垩纪末期平均地温梯度在28℃/km左右.本井区现今地温梯度为20℃/km.海西构造运动抬升导致了样品的温度降低了近100℃,上覆地层被剥蚀了3100m.该时期的降温率达到了0.8℃/Ma左右,地层的剥蚀速率大致为30m/Ma.此期间构造抬升量为1600m,构造抬升速率为11.4m/Ma(图8).(2)样品Kq1-2(2593.8m,S1t)的热史.结合锆石He年龄和磷灰石裂变径迹数据(t=(103±6)MaL=(10.0±2.9)μm)进行模拟表明(图9),该样品在泥盆纪温度变化范围较大,最高在140℃左右,深度在3880m左右,因此地温梯度最高为32℃/km左右;白垩纪末期地层温度为80~90℃,深度在2780m左右因此地温梯度在23~27℃/km之间.(3)样品Kq1-6(4133m,O2-3)的热史.本井在奥陶系和志留系均有实测镜质体反射率(VRo),因而可以同时利用锆石He年龄和VRo数据进行约束(图10)同样品Kq1-1相似,结合样品的沉积埋藏史,可以得到奥陶纪末期的古地温梯度达35℃/km,志留纪-泥盆纪仍达33~35℃/km.3.2.2寒武系样品的热史路径本井幸运采集到了震旦系和寒武系的碎屑岩样品,得到了锆石(U-Th)/He年龄,并以此对早古生代的热演化历史进行模拟计算.T1-8样品(4707m,Z)的模拟结果显示样品所经历的最高温度为150℃左右(图11(a)),接近了锆石的He封闭温度.依据样品的热史路径结合沉积埋藏史,可以得到寒武纪地温梯度达27.5~28.6℃/km,奥陶纪的地温梯度达30~32℃/km,志留~泥盆纪的地温梯度在31~33℃/km之间.寒武系样品的模拟也得到相似的结果(图11(b)):样品经历的最高温度在145℃左右,也与锆石的He年龄封闭温度很接近.结合样品的沉积埋藏史,得到寒武纪末期的地温梯度在28~29℃/km之间,奥陶纪的地温梯度在30~32℃/km之间,奥陶纪末期的构造抬升导致了25℃的降温.志留~泥盆纪的地温梯度在31~34℃/km之间.本井区在海西-燕山运动期间的构造抬升量接近1000m(图8),构造抬升速率为5m/Ma,降温速率为0.4℃/Ma左右.4奥陶纪构造背景和值矿地质背景(U-Th)/He热定年技术目前主要用于造山带热史的研究,用于沉积盆地的热史研究较少.本文依据首次测得的塔里木盆地钻井样品的磷灰石和锆石(U-Th)/He年龄数据,结合磷灰石裂变径迹和有机质镜质体反射率等古温标模拟计算的塔里木盆地KQ1井和T1井区古生代的热历史.模拟结果表明,塔里木盆地塔东北和巴楚隆起区的热史存在差异.巴楚隆起T1井区在寒武纪末期的古地温梯度仅为28~30℃/km奥陶纪的地温梯度为30~33℃/km之间,志留纪~泥盆纪地温梯度为31~34℃/km.孔雀河斜坡的KQ1井区奥陶纪的地温梯度可达35℃/km,志留纪-泥盆纪地温梯度为32~35℃/km.尽管两个井区的热演化有差异但依旧揭示出塔里木盆地早古生代晚期(O-S)较高的地温梯度.总体上,塔里木盆地巴楚隆起区早古生代的热史前人研究较少,仅依据等效镜质体反射率模拟计算了HT1井区附近的H4井的热史,得到寒武纪-早奥陶世的地温梯度为29~30℃/km,且对中晚奥陶世的地温梯度则不同学者的认识不一.塔东北地区的孔雀河斜坡前人利用镜质体反射率数据估算的奥陶纪的地温梯度为30℃/km,低于本文的研究成果.塔里木盆地早古生代的热史与其大地构造演化背景密切相关.塔里木盆地在寒武纪整个台地沉没于海水之中,发育台地相为主,地温梯度相对较低;奥陶纪基本继承了寒武纪的格局且海侵范围进一步扩大,发育以海相碳酸盐岩为主.总体上,寒武纪-早奥陶世,古亚洲洋开启,塔里木盆地处于克拉通边缘坳拉槽阶段;此后随着古亚洲洋的闭合,塔里木克拉通边缘坳拉槽消亡,塔里木进入前陆盆地发展阶段,地温梯度总体呈下降趋势.本文通过He年龄模拟得到的两口井的古生代热史能否代表了塔里木盆地广大区域当时的热状况?就现有资料看来,将这两口井区的热史代表塔里木盆地两个典型构造单元的热演化历史可能更为合适,而对盆地其它构造