晚喜山期以来四川盆地构造-热演化模拟

黄 方，刘琼颖，何丽娟

1 中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029

2 中国科学院研究生院，北京 100049

1 引 言

沉积盆地热演化历史研究是盆地动力学研究的重要内容[1］.在盆地不同演化期次的历史过程中，某些特定时期的盆地热状态则是研究板块运动、地球动力学的重要参数[2-3］，是进一步揭示盆地深部动力学机制的另一约束手段.四川盆地作为我国重要的含油气盆地之一，前人主要对该盆地基础地质、石油地质、构造演化等方面内容研究较多[4-6］.在热研究方面，尽管对四川盆地地热学的研究已开展多年，但早期仅侧重于现今地温场和热流等热状态的研究[4，7-9］.四川盆地地温场和大地热流研究始于20世纪80年代.20多年来，前人利用盆地及周缘地区的几百口钻井温度资料和大量的热导率、生热率等热物性参数，报道过一批批大地热流数据[4，7-12］，也取得了一些对四川盆地现今地温场分布特征的认识，如川中地区热流值较高，川西北和川东北热流值相对较低.四川盆地古地温的研究[13-15］，主要是通过流体包裹体、镜质体反射率等，对个别钻井的古热流等进行了恢复，在四川盆地的古热状态方面取得了一定认识，同时为继续深入研究四川盆地热演化历史奠定了必要基础.

构造-热演化方法是基于盆地成因分析的地质地球物理模型的岩石圈尺度的数值模拟[16］.相对古温标而言，它的优势体现在深部的岩石圈尺度，是基于二维剖面进行的数值模拟正演方法，可对全盆地进行研究，且需利用现今实测大地热流数据[4，7-12］等资料对其进行约束.该方法是对浅部单井资料的古温标方法的补充和完善.但截至目前，前人对四川盆地构造-热演化的研究则相对较少.何丽娟等[17-18］采用地球动力学模型，分别模拟研究了区域岩石圈拉张和峨眉山玄武岩对四川盆地热演化的影响，从而揭示了早二叠世-中三叠世四川盆地热演化及其动力学机制.

在岩石圈构造热演化模拟中需考虑均衡问题，传统的Airy均衡是建立在流体静力平衡基础上的局部补偿模型.随着岩石圈板块构造等概念引入，人们对均衡的认识进一步深入，提出了区域补偿机制模型[19］.岩石圈弹性挠曲作为区域均衡补偿模型的一种，考虑了岩石圈的力学强度，在地球动力学研究中较之其它地壳均衡模型有着明显优势[20］，该模型可讨论地壳、地幔对地形荷载响应、地壳的弯曲及均衡补偿范围和程度.综合前人对Airy均衡模型[21］和岩石圈弹性挠曲区域均衡模型[22-24］的应用研究，针对四川盆地近150～200km左右[25-26］较厚且冷的岩石圈，它作为扬子准地台的一部分在晚喜山期已经进入了前陆盆地时期，传统的Airy均衡模型作为局部均衡模型而没有考虑岩石圈强度而无法满足模拟要求，故在前人研究基础上[27-30］，我们引入了修正的Airy均衡模型，即在传统Airy均衡的基础上考虑了深部岩石圈的挠曲强度的区域均衡模型，它是岩石圈静力与动力学过程的一个综合反映.在模拟过程中建立了四川盆地构造隆升期构造-热演化数值模拟模型，即深部岩石圈垂向挠曲加厚机制导致地表抬升剥蚀，深部也存在重力均衡调整.根据修正的Airy均衡，在模拟过程中引入了对应地形波长的补偿系数C.

综上所述，本文主要对晚喜山期以来四川盆地构造热演化进行了瞬态模拟研究，在模拟过程中引入了经过修正的Airy均衡理论和补偿系数C，模拟结果揭示了晚喜山期初即25Ma四川盆地的地表热流，盆地基底热流特征，同时在此基础上讨论了地表抬升剥蚀作用对地表热流和基底热流的影响，进一步揭示了四川盆地深部岩石圈的动力学机制.

2 地质背景

四川盆地位于上扬子准地台偏西北一侧，属于扬子准地台的一个一级构造单元[4-6，31］，且处于扬子板块、塔里木板块、青藏高原、印度洋板块等多个地体的交汇处，故受板块运动作用的影响较为强烈.在地理上，其地貌特征十分清楚，北为米仓山、大巴山，南为大凉山、娄山，西为龙门山、邛崃山，东以七曜山为界.盆地具有明显的菱形边框，这反映了上扬子准地台内呈菱形展布的各深断裂的演化控制了四川盆地的形成和盆地内断褶构造的发展.四川盆地所处的大地构造背景和AA′-HH′八条实际剖面位置详见图1所示.

图1 四川盆地大地构造格架和剖面位置图（修改自文献[32-33］）Fig.1 Tectonic framework of the Sichuan Basin and the sites of AA′-HH′profiles（modified from the reference[32-33］）

众多学者已对四川盆地的形成演化史进行了研究[4-5，31，34］，普遍认为四川盆地是在上扬子克拉通基础上发展起来的叠合盆地，经历了古生代—早中生代早期克拉通阶段（位于上扬子克拉通西部）和晚三叠世—新生代晚期的前陆盆地阶段.三叠纪以后的前陆盆地时期，盆地不同地区显示出构造演化的差异性.喜山期是四川盆地从晚白垩世演化至今的最后一个构造时期，四川盆地及其周缘地区在喜山期发生了强烈的隆升运动，喜马拉雅运动对四川盆地的形成和定型起着重要作用.邓宾和刘树根等[35-36］通过磷灰石裂变径迹研究认为喜山期是盆地大规模隆升时期，其中晚喜山期（～25Ma）盆地经历了快速的隆升剥蚀.根据刘树根[36］在四川盆地及周边所做的裂变径迹资料，同时收集了地层厚度数据和喜山期晚幕的剥蚀厚度数据等资料，归纳总结后，得知：大巴山与川西南地区剥蚀量最高，为2500～3000 m；川东—湘西地区的剥蚀量次之，为1500～2000 m；四川盆地内的剥蚀量约500～1000m；川东北地区剥蚀量在1000～1500m之间.

综上所述，喜山期作为四川盆地从晚白垩世演化至今的最后一个重要构造时期，它对四川盆地的形成和定型起着重要作用.喜山期四川盆地周边的强烈隆升作用和自身的整体抬升形成了现今四川盆地的构造格局[37-38］.隆升过程中造成地下能量场的变化，特别是温、压场的改变，致使油气再运移和重新调整，这对于现今油气藏的分布起着重要的控制作用[39］.故本研究对油气勘探也有一定的现实指导意义.同时这种抬升剥蚀作用又是如何影响深部的温度场和沉积层基底热流和地表热流，本文将通过理论模型和实际剖面的数值模拟研究来具体展开讨论.

3 数值模拟方法

本文重点对四川盆地晚喜山期（～25Ma）演化至今的构造隆升期的构造热演化进行了岩石圈—盆地尺度的数值模拟，得到了盆地在晚喜山期（～25Ma）基底热流、地表热流分布特征.在考虑喜山期的抬升剥蚀过程中，本文则从横向挤压造成深部岩石圈垂向加厚机理导致地表抬升剥蚀的具体关系入手，考虑了岩石圈挠曲的区域均衡以及重力均衡调整，引入了经过修正的Airy均衡理论模型；在此基础上，作者通过理论剖面和实际剖面模拟探讨了深部岩石圈加厚、盆地构造隆升剥蚀对深部岩石圈温度场和热状态的影响.

3.1 数值模拟计算原理

本研究基于二维瞬态热传导方程（含平流项）来求取深部二维温度场.模拟过程中的基本参数包括地层岩石热导率、生热率、比热、密度等热物性参数，同时还考虑了由深部岩石圈加厚所引起重力均衡调整及载荷下区域挠曲均衡和盆地抬升剥蚀作用.在瞬态热传导作用下，计算方程如下：

式（1）中，T 为温度，是（x，z，t）的函数：x代表水平距离，z为深度，t为时间；k为岩石热导率；Q为岩石生热率；Cp为岩石比热；ρ为密度；u为平动速度.以稳态温度场作为瞬态模拟的初始值.计算采用的边界条件为：上边界为温度边界，下边界热流边界表达式为

式（2）中，zb为模型底界深度；Qb为模型底部热流，实际剖面模拟中这一边界条件并非已知，需在模拟过程中通过不断试算Qb，将瞬态计算所得的现今地表热流与沿剖面实测的大地热流值不断拟合来约束模拟最终结果，这也是该模拟过程中难点之一；模型左、右边界绝热.

在模拟计算中，抬升速率可由剥蚀厚度除以相应的抬升剥蚀时间来近似确定.重力均衡理论认为，由于地形起伏所造成的载荷增减将在地壳内部或者更深一些部位得到充分补偿.Airy均衡模式把补偿质量的展布归结为地壳厚度的变化.修正的Airy均衡则考虑了岩石圈强度，在区域挠曲均衡中由于地形载荷引起的岩石圈向下挠曲量w[40］为

式（3）中，ρs为地表物质密度，ρm为上地幔物质密度，ρc为地壳物质密度；h0为地形高度.继续可得，岩石圈向下挠曲速率v：

式（4）中，vlift为地表物质抬升速率.

传统的Airy均衡模型是局部补偿模型，且仅考虑了地壳强度，并没有考虑岩石圈的强度及其弹性变化.因此，我们在计算中采用了与地形波长相关的补偿关系[30］，在前人研究基础上[27-30］，我们同时考虑了深部岩石圈的区域挠曲均衡模型.如果地形的高度h近似呈周期性分布，则有：

式（5）中h0为其最大振幅，此振幅的地形载荷在弹性岩石圈上所能引起的最大挠曲为

式（6）中的D为地壳的抗弯刚度，且具体表达式见式（7）：

式（7）中，E，μ，T分别为地壳的杨氏模量、泊松比和厚度.若以C表示地形负荷的补偿程度，则有

在整个模拟计算中，综合前人研究成果取四川盆地相应的物性参数：E=50.27GPa，μ=0.227[41］，T=43km，ρm=3300kg／m3，ρc=2750kg／m3.根据以上补偿系数计算原理及物性参数得到地形载荷补偿程度C与地形波长λ的关系（见表1）.

表1 不同波长地形对应的补偿程度Table 1 The corresponding compensation degree from the different topographic wavelength

由表1知，当λ=565km时，C=0.5，亦即此波长的地形可得到50%的补偿；小于此波长的地形基本上为具有刚度的地壳所支撑，而波长比此大一倍以上的地形，才基本上得到岩石圈的完全均衡补偿.

本研究在模拟计算中采用了与地形波长相关的补偿关系[30］，同时考虑了深部岩石圈的挠曲强度区域均衡模型，其是对Airy均衡模式的进一步改进.首先估算出各剖面的波长，根据修正的Airy均衡，由式（8）计算得到AA′-HH′八条剖面的补偿系数C，这八条剖面的地形波长变化范围为250～480km，对应的补偿系数变化范围为0.04～0.34，具体见表2.

因此，在实际剖面的模拟计算中，先由式（4）通过抬升速率计算其对应的深部岩石圈向下挠曲速率v（即完全补偿），再根据各剖面实际地形起伏的波长计算其相应补偿系数C（见表2），用补偿系数C乘以完全补偿时的岩石圈向下挠曲速率v从而得到校正后的挠曲速率v′.又由于地表是向上抬升的，故岩石圈相对地表的向下挠曲速率为vlift+v′.故先求得各实际剖面的补偿系数C，是获取岩石圈向下挠曲速率的关键.

表2 AA′-HH′剖面地形波长和补偿系数CTable 2 The topographic wavelength and the corresponding coefficients Cof AA′-HH′profiles

3.2 二维层状理论模型构造-热演化模拟

在进行实际剖面模拟前，作者先通过二维层状理论模型的瞬态热传导方程 （含平流项）数值模拟来研究地表抬升剥蚀作用对深部温度场和地表热流的影响.模拟过程中，通过改变剥蚀速率大小，讨论演化25Ma后剥蚀速率对热流和温度场的影响；当剥蚀速率相同时，讨论了不同补偿系数C对热流和温度场的影响.

其中，理论模型横向300km，纵向100km，由上到下分别为沉积层（底界深度为10km）、上地壳（底界深19km），下地壳（底界深43km），参考自四川盆地地质地球物理资料[42-43］，地幔（100km），详见图2所示.从模型底部岩石圈地幔到地壳以及模型顶界的沉积层，网格剖分是不断加密的.

图2 盆地—岩石圈尺度地质地球物理模型示意图Fig.2 The sketch map of geologic-geophysical model at basin-lithosphere scale

表3 理论模型中构造-热演化模拟热参数Table 3 Thermal parameters of tectono-thermal modeling in the theoretical model

理论模型模拟计算的热物性参数包括热导率k、生热率A、岩石密度ρ和比热Cp，详见表3.

理论模拟的边界条件：区域顶界为常温边界，温度为10℃.底界边界选择热流边界，理论模型中固定底部热流边界值为30mW／m2.通过前面介绍的原理和模拟流程、热参数及边界条件，对二维层状理论模型进行了瞬态模拟，参考实际剖面的地形波长（见表2），引入了相应补偿系数C，故此时同时存在补偿系数C和剥蚀速率的情况下进行了瞬态温度场模拟，讨论了剥蚀速率和补偿系数C分别对热流的影响.

本次模拟引入了四种波长的地形，且视剥蚀速率为沿剖面正弦变化的函数，其单位为m／Ma；故四种情况分别为：（a）波长λ1=480km，C1=0.34，剥蚀速率u=80+50sin（2πx／λ1）；（b）波长λ2=352km，C2=0.13，剥蚀速率u=80+50sin（2πx／λ2）；（c）波长λ3=250km，剥蚀速率u=80+50sin（2πx／λ3），C3=0.04；（d）波长λ4=250km，C4=0.04，剥蚀速率u=50+30sin（2πx／λ4）.a，b情况中是剥蚀速率的振幅和变化幅度相同，地形波长不同，即补偿系数C不同，C1＞C2，用该种情况来对比补偿系数C对地表热流的影响；c、d中是地形波长相同，即C相同，C3=C4，剥蚀速率大小并不相同，探讨剥蚀速率对地表热流的影响.

瞬态模拟的温度场初始值为当无剥蚀速率时，演化25Ma以后所得到的稳态温度场分布，即100km深处的地幔底部温度为T=1226℃，地表热流为58.6mW／m2.上述a、b、c、d四种情况对应的模拟结果分别见图3a、3b、3c和3d：不论何种地形波长，随着时间演化，地表横向不均匀的抬升剥蚀作用，都会使地表热流降低.从0Ma演化到25Ma，随着演化时间增长，热流逐渐降低，只是降低幅度变慢了.且对比图3中的a、b两图，最大速率均为130m／Ma的剖面处，且均演化25Ma年以后（蓝线所示），即图3a剖面中剥蚀速率为130m／Ma的横向120km处，地表热流从稳态初始值58.6mW／m2降低到约48mW／m2，降低了10.6mW／m2，降低率约为18%；相应地，图3b剖面中剥蚀速率为130m／Ma的88km处的热流也从初始值58.6mW／m2降低到约51.7mW／m2，降低了6.9mW／m2，降低率约为12%.从模拟结果知，当补偿系数C1＞C2，且图3a、3b两图最大剥蚀速率和变化幅度相同时，补偿系数C越大，地表热流降低越多.

然而，当地形波长相同，即对应的补偿系数C相同，剥蚀速率不同时，地表热流又如何变化？在c、d两情况下，地形波长相同，即补偿系数C3=C4（其值参考自EE′剖面的C值）.图3c中剥蚀速率为130m／Ma、横向距离为62.5km处的地表热流，演化25Ma后从58.6mW／m2降低到53.2mW／m2，降低了5.4mW／m2，降低率约为9%；图3d中最大剥蚀速率为80m／Ma的62.5km处的地表热流从58.6mW／m2降低到55.4mW／m2，降低了3.2mW／m2，降低率约为5%.因此，当补偿系数C相同，剥蚀速率不同时，剥蚀速率越大，地表热流降低越多.

通过上述理论模拟，得知深部温度场和地表热流都会受到抬升剥蚀速率影响，且剥蚀速率越大，地表热流降低越多；而当剥蚀速率相同时，补偿系数的相对大小也会对热流造成影响，补偿系数C越大，地表热流降低也越多.故在后文四川盆地实际剖面模拟过程中，在考虑抬升剥蚀作用影响时，还需要根据修正的Airy均衡引入每条实际剖面对应的补偿系数C（见表2），才能更好地模拟喜山期深部温度场和喜山期热流，此时的模拟结果也相对能较为真实地反映四川盆地喜山期热状态.

3.3 实际剖面构造-热演化模拟

图3 补偿系数C和不同剥蚀速率作用下的热流变化（a）λ1=480km，C1=0.34，u=80+50sin（2πx／λ1）；（b）λ2=352km，C2=0.13，u=80+50sin（2πx／λ2）；（c）λ3=250km，C3=0.04，u=80+50sin（2πx／λ3）；（d）λ4=250km，C4=0.04，u=50+30sin（2πx／λ4）.Fig.3 Variations of heat flow at different denudation rates and compensation coefficients C

本文先以EE′剖面为例说明如何通过实际剖面的二维瞬态热传导方程（含平流项）的有限元数值模拟来求取深部温度场分布，依此类推，其余七条剖面BB′-HH′的模拟与EE′模拟过程一样.实际剖面的构造-热演化模拟并非像理论情况那么简单，相对理论模型有其特殊性，主要包括地质—地球物理模型中所建立的沉积层模型、沉积层热参数、各实际剖面需引入相应的补偿系数C和地幔底部热流边界条件的差别.

实际剖面与理论地质地球物理模型大体格架相同（见图2），此时横向范围则变为实际剖面长度403.5km，模型沉积层底界为震旦系地层底界.且差别主要在实际剖面的沉积层地质模型，它是基于实际地质、地球物理和地球化学特征以及地层厚度和喜山期晚幕剥蚀厚度基础数据，根据“回剥”技术[44-45］编程计算得到EE′剖面沉积埋藏史来建立的，如图4所示.地质地球物理模型中的沉积层从底部到顶部按地层层系分别为（Z，∈，O，S，C，P1，P2，T1，2，T3，J-K）共划分为10层，各地层厚度是根据回剥计算恢复的沉积埋藏史中各地层深度来限定.

实际剖面构造-热演化模拟模型所需的详细热参数包括岩石热导率k、生热率A、岩石密度ρ和比热Cp，其上地壳、下地壳和地幔的热参数与理论模型相同（见表3）.其热参数不同于理论模型的主要是沉积层热参数：沉积层的热导率和生热率是根据实测值以及综合徐明等[7］最新测量数据和结合四川盆地沉积层岩性[46］成分分析，归纳总结而得，见表4.

由式（8）计算得到AA′-HH′八条剖面对应地形波长的补偿系数C，这八条剖面的地形波长变化范围为250～480km，对应的补偿系数变化范围为：0.04～0.34，具体值见表2.要得到各剖面岩石圈向下的挠曲速率必须先求得各剖面的补偿系数C.

表4 EE′剖面沉积层热物理参数（修改自徐明等[7］）Table 4 The thermal parameters of the sedimentary layers of EE′profile（modifying from Xu M，et al[7］）

实际模拟相对理论模拟在底界热流边界方面也有其特殊性，实际模拟中需不断地进行试算该底部热流，此边界的不断拟合过程，也是本数值模拟过程的一大难点.当从晚喜山期（～25Ma）演化到现今模拟的瞬态地表热流与四川盆地实际地表热流[7-12］拟合好后，计算结束.此时可输出晚喜山期初即25Ma时沉积层底部的基底热流，同时也得到了该时期地表热流.

3.4 典型剖面模拟计算结果及讨论

根据前述的数值模拟计算原理和模拟流程，EE′剖面的模拟结果见图5a，该图中包括拟合的现今地表热流（蓝线），与现今地表热流（红五星）基本达到很好的拟合，此时也得到了剖面在晚喜山期（～25Ma时）的地表热流（绿线）和基底热流（黑线）.

从时间上，喜山期是四川盆地从晚白垩世演化至今的最后一个重要构造时期，即四川盆地及其周缘地区在喜山期发生了强烈的隆升运动.此时，四川盆地整体处于挤压隆升构造地质背景，地表则表现为抬升剥蚀.从晚喜山期（～25Ma）演化至今，抬升剥蚀作用使四川盆地地表热流逐渐降低；且由图5b中EE′剖面的剥蚀速率可知，其西部和东部剥蚀速率大 （60 ～80m／Ma），中部剥蚀速率小 （5～40m／Ma）.在空间上，对应的由晚喜山期演化至今的地表热流，川西和川东地表热流降低幅度较大，川中地区地表热流降低少.EE′全剖面的地表热流降低幅度大约为0.02～2mW／m2.而对于晚喜山期初地表热流值变化范围大约为50～64mW／m2.且地表热流从川西到川中不段升高，升高到大约64mW／m2，然后由川中到川东又稍微有些降低.晚喜山期初沉积层基底热流从川西到川中也是先升高，从川中到川东热流又稍微有些降低，与晚喜山期初地表热流有相似的变化趋势，其变化范围为36～52mW／m2.由此可知，晚喜山期青藏高原的挤压隆升，造成地表的抬升剥蚀，实则对应着四川盆地深部岩石圈垂向挠曲加厚机理，其加厚作用造成深部温度场的冷却.可见，抬升剥蚀作用不仅造成沉积生热层的厚度减薄，同时由于深部岩石圈的加厚及其均衡调整，深部温度场急剧冷却，使盆地基底热流、地表热流均有所降低，且剥蚀速率大的地方，这种降低作用更加明显.由图6所示的二维温度场知，沉积层底部的温度变化范围为145℃～170℃，温度场也对应是中间高，两头低.并且由EE′剖面沉积层深度（图4）可知，其东、西部所含有的丰富U、Th、K放射性生热元素的沉积层厚度大于川中隆起区，由此可见，剥蚀速率对地表热流和基底热流的影响并不能完全忽视.由剖面知，从川西到川东无论是现今地表热流还是晚喜山期地表热流都是川西地表热流较低，向川中不断升高，然后由川中到川东又稍微有些降低.恰好与前面的川西、川东剥蚀速率大对应；也体现川西川东深部岩石圈底部相对加厚多，岩石圈相对更冷，温度更低；川中相对岩石圈更薄，深部软流圈的热烘烤，使得温度场被加热；对应中间的深部温度场相对高，两边的温度场相对较低，于是出现了晚喜山期初和现今的热流和温度场“中间高，两头低”的热流趋势.

4 晚喜山期四川盆地热状态

图4 EE′剖面各沉积层深度图Fig.4 Depths of different layers from the sedimentary layer of EE′profile

图5 （a）EE′剖面晚喜山期（～25Ma）地表热流、基底热流和拟合的现今地表热流；（b）EE′剖面晚喜山期（～25Ma）至现今的剥蚀速率Fig.5 （a）The distribution of surface heat flow，basal heat flow at the Late Himalayan period and the fitted present-day surface heat flow of EE′ profile；（b）Denudation rate of EE′profile from Late Himalayan

图6 EE′剖面晚喜山期（～25Ma）沉积层二维温度场Fig.6 2Dtemperature field of the sedimentary layer at the Late Himalayan period

图7 四川盆地晚喜山期（～25Ma）地表热流分布图Fig.7 Surface heat flow distribution of Sichuan Basin at the Late Himalayan period

以上是以EE′剖面为例，具体阐述了晚喜山期以来该实际剖面的构造-热演化数值模拟过程.其它BB′-HH′7条剖面也以同样的方法和步骤分别进行了二维瞬态温度场模拟.将8条剖面的地表热流模拟结果，采用克里克插值法，编绘了四川盆地晚喜山期（～25Ma）时地表热流分布图（图7），和基底热流分布图（图8）.由图7地表热流分布可见川中地区地表热流较高，为60～64mW／m2，川西南地区次之，为60～62mW／m2，川东北地区地表热流较低，为50～54mW／m2.空间上，川中隆起区，热流相对高；川东北强烈剥蚀区，地表热流低.再由图8可见其基底热流，川中地区基底热流也较高，大于50mW／m2，川东北地区基底热流较低，普遍低于42mW／m2.川中隆起基底热流较高，川东北地区受挤压，深部岩石圈增厚，基底变冷.四川盆地在25 Ma时基底热流与地表热流的分布有较好的对应关系，说明深部热状态和动力学机制控制了盆地地表热流的分布.对比现今的地表热流分布图（图9），现今盆地边缘的地表热流普遍有所降低，川东北及川西南地区最为明显，地表热流降低了3～6mW／m2.地表热流的降低幅度在空间上与地表剥蚀速率的大小一一对应.同时，从晚喜山期到现今基底热流也呈降低趋势，体现了岩石圈的加厚冷却过程.

总之，四川盆地从25Ma演化至今（晚喜山期）盆地经历了快速的隆升剥蚀构造运动，该地质作用造成了四川盆地的沉积生热层的减薄，因为大量的U、Th、K等放射性生热元素主要都集中在沉积层表层，且含量一般随着深度增加迅速衰减；同时由于深部的岩石圈的加厚及其均衡调整，导致地下能量场的变化，从而使得四川盆地基底热流、地表热流均有所降低，其降低幅度与对应的剥蚀速率相关.根据前述模拟可知，剥蚀速率越大，这种降低作用更加明显.表明抬升剥蚀作用对四川盆地深部温度场存在较大扰动.

图9 四川盆地现今地表热流分布图（修改自徐明[7］）Fig.9 Surface heat flow distribution of Sichuan Basin at present（modified from Xu M[7］）

5 结 论

（1）针对四川盆地晚喜山期（25Ma以来）强烈的构造隆升作用，本研究建立了构造隆升期构造-热演化数值模拟模型，即深部岩石圈垂向挠曲加厚机制导致地表抬升剥蚀，深部也存在重力均衡调整.模拟过程中引入了修正的Airy均衡模型和对应地形波长的补偿系数C，在岩石圈—盆地尺度上对四川盆地进行了二维有限元数值模拟，得到了晚喜山期盆地的沉积层基底热流、地表热流.用现今地表热流来约束最终模拟结果，表明模拟结果一定程度的可靠性.

（2）通过理论和实际剖面模拟结果表明：盆地地表的抬升剥蚀作用使盆地基底热流、地表热流均有所降低，且剥蚀速率越大，降低作用越明显.

（3）四川盆地基底热流与地表热流的分布有较好的对应关系，说明深部热体制控制了盆地浅部地表热流分布.四川盆地从晚喜山期（～25Ma）演化至今经历了快速的隆升剥蚀，特别是在川东北和川西等盆地边缘地区，故现今盆地边缘的地表热流普遍有所降低，其地表热流降低了3～6mW／m2，且川东北降低最为明显.川东北地表约6mW／m2的热流降低受大巴山晚喜山期以来的强烈隆升作用的影响，实则是深部岩石圈加厚冷却的深部动力学机制.致 谢 感谢在论文撰写过程中胡圣标研究员和田云涛博士的指导和帮助，同时感谢两位外审专家的宝贵意见！

（References）

[1]邱楠生.沉积盆地热历史恢复方法及其在油气勘探中的应用.海相油气地质，2005，10（2）：45-51.Qiu N S.Methods of thermal history reconstruction of sedimentary basins and their application in oil and gas exploration.Marine Origin Petroleum Geology （in Chinese），2005，10（2）：45-51.

[2]Morgan P.The thermal structure and thermal evolution of the continental lithosphere.Physics and Chemistry of the Earth，1984，15：107-193.

[3]Wang J Y.Geothermics in China.Beijing：Seismological Press，1996.

[4]郭正吾，邓康龄，韩永辉等.四川盆地形成与演化.北京：地质出版社，1996.Guo Z W，Deng K L，Han Y H，et al.The Formation and Development of Sichuan Basin （in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，1996.

[5]毛琼，邹光富，张洪茂等.四川盆地动力学演化与油气前景探讨.天然气工业，2006，26（1）：7-10.Mao Q，Zou G F，Zhang H M，et al.Discussion on geodynamic evolution and oil-gas prospects of the Sichuan Basin.Natural Gas Industry （in Chinese），2006，26（1）：7-10.

[6]汪泽成，赵文智，张林等.四川盆地构造层序与天然气勘探.北京：地质出版社，2002.Wang Z C，Zhao W Z，Zhang L，et al.Stratigraphic Framework and Natural Gas Rxploration of Sichuan Basin（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，2002.

[7]徐明，朱传庆，田云涛等.四川盆地钻孔温度测量及现今地热特征.地球物理学报，2011，54（4）：1052-1060.Xu M，Zhu C Q，Tian Y T，et al.Borehole temperature logging and characteristics of subsurface temperature in the Sichuan Basin.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2011，54（4）：1052-1060.

[8]黄少鹏，汪集暘.四川盆地川西北坳陷几个深孔热流测试.科学通报，1990，35（10）：773-776.Huang S P，Wang J Y.Several heat flow values from deep drill holes in the northwest depression of the Sichuan Basin，SW China.Chinese Science Bulletin （in Chinese），1990，35（10）：773-776.

[9]韩永辉，吴春生.四川盆地地温梯度及几个深井的热流值.石油与天然气地质，1993，14（1）：80-84.Han Y H，Wu C S.Geothermal gradient and heat flow values of some deep wells in Sichuan Basin.Oil &Gas Geology（in Chinese），1993，14（1）：80-84.

[10]胡圣标，何丽娟，汪集旸等.中国大陆地区大地热流数据汇编（第三版）.地球物理学报，2001，44（5）：611-626.Hu S B，He L J，Wang J Y.Compilation of heat flow data in the China continental area（3rd edition）.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2001，44（5）：611-626.

[11]卢庆治，胡圣标，郭彤楼等.川东北地区异常高压形成的低温场背景.地球物理学报，2005，48（5）：1110-1116.Lu Q Z，Hu S B，Guo T L，et al.The background of the geothermal field for formation of abnormal high pressure in the northeastern Sichuan Basin.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2005，48（5）：1110-1116.

[12]袁玉松，马永生，胡圣标等.中国南方现今地热特征.地球物理学报，2006，49（4）：1118-1126.Yuan Y S，Ma Y S，Hu S B，et al.Present-day geothermal characteristics in South China.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2006，49（4）：1118-1126.

[13]王一刚，余晓峰，杨雨等.流体包裹体在建立四川盆地古地温剖面研究中的应用.地球科学，1998，23（3）：285-288.Wang Y G，Yu X F，Yang Y，et al.Applications of fluid inclusions in the study of paleo geotemperature in Sichuan Basin（in Chinese）.Earth Science （in Chinese），1998，23（3）：285-288.

[14]伍大茂，吴乃苓，郜建军.四川盆地古地温研究及其地质意义.石油学报，1998，19（1）：18-23.Wu D M，Wu N L，Hao J J.Paleogeotemperature in Sichuan Basin and its geological significance.Acta Petrolei Sinica（in Chinese），1998，19（1）：18-23.

[15]Zhu C Q，Xu M，Yuan Y S，et al.Paleogeothermal response and record of the effusing of Emeishan basalts in the Sichuan Basin.Chinese Science Bulletin，2010，55（10）：949-956.

[16]何丽娟，汪集暘.沉积盆地构造热演化研究进展：回顾与展望.地球物理学进展，2007，22（4）：1215-1219 He L J，Wang J Y.Tectono-thermal modeling of sedimentary basins：review and outlook.Advances in Earth Science （in Chinese），2007，22（4）：1215-1219.

[17]何丽娟，许鹤华，汪集旸.早二叠世-中三叠世四川盆地热演化及其动力学机制.中国科学：地球科学，2011，41（12）：1884-1891.He L J，Xu H H，Wang J Y.Thermal evolution and dynamic mechanism of the Sichuan Basin during the Early Permian-Middle Triassic.Sci China Earth Sci（in Chinese），2011，41（12）：1884-1891.

[18]He L J，Xu H H，Wang J Y.Thermal evolution and dynamic mechanism of the Sichuan Basin during the Early Permian-Middle Triassic.Sci China Earth Sci，2011，54（12）：1948-1954.

[19]Walcott R I.Flexure rigidity，thickness and viscosity of the lithosphere.J.Geophys.Res.，1970，75：3941-3954.

[20]Turcotte D L，Schubert G.Geodynamics：Applications of Continuum Physics to Geological Problem.John Wiley &Sons，New York，1982.

[21]冯锐，张若水，郑书真等.论华北地区的均衡状态（一）——方法和局部补偿.地震学报，1987，9（4）：406-415.Feng R，Zhang R S，Zheng S Z，et al.On the equilibrium state of North China area（1st）—composite compensation and the deep structure.Acta Seismologica Sinica （in Chinese），1987，9（4）：406-415.

[22]Jordan T E.Thrust loads and foreland basin evolution，Cretaceous，Western United States.The American Association of Petroleum Geologists Bulletin，1981，65（12）：2506-2520.

[23]Flemings P B，Jordan T E.A synthetic stratigraphic model of foreland basin development.J.Geophys.Res.，1989，94（B4）：3851-3866.

[24]Toth J，Kusznir N J，Flint S S.A flexural isostatic model of lithosphere shortening and foreland basin formation：application to the Eastern Cordillera and Subandean belt of NW Argentina.Tectonics，1996，15（1）：213-223.

[25]张雪梅，孙若昧，滕吉文.青藏高原及其邻区地壳、岩石圈和软流层厚度研究.科学通报，2007，52（3）：332-338.Zhang X M，Sun R M，Teng J W.The reserch on the crust，lithosphere，and the thickness of asthenosphere beneath the Tibetan Plateau and Adjacent Areas.Chinese Science Bulletin（in Chinese），2007，52（3）：332-338.

[26]朱介寿，曹家敏，蔡学林等.欧亚大陆及西太平洋边缘海岩石圈结构.地球科学进展，2004，19（3）：387-392.Zhu J S，Cao J M，Cai X L，et al.The structure of lithosphere in Euarsia and west Pacific.Advances In Earth Science（in Chinese），2004，19（3）：387-392.

[27]Deng J F，Mo X X，Zhao H L，et al.A new model for the dynamic evolution of Chinese lithosphere：continental rootsplume tectonics.Earth-Science Reviews，2004，65（3）：223-275.

[28]王勇，许厚泽.中国大陆及其邻区岩石层挠曲强度变化和均衡补偿机制.地球物理学报，1996，39（S1）：105-113.Wang Y，Xu H Z.The variations of lithospheric flexural strength and isostatic compensation mechanisms beneath the continent of China and vicinity.Acta Geophysica Sinica（in Chinese），1996，39（S1）：105-113.

[29]单斌，熊熊，郑勇等.地幔岩石圈热结构差异与中国大陆岩石圈均衡分析.地球物理学报，2008，51（4）：1058-1065.Shan B，Xiong X，Zheng Y，et al.Analysis of the thermal structure of lithospheric mantle and lithospheric isostasy in China Continent.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2008，51（4）：1058-1065.

[30]张赤军.地壳对不同波长地形在重力场中的响应.地球物理学进展，2003，18（2）：342-347.Zhang C J.The gravity responce in crust on different wavelength topography.Progress and Geophysics （in Chinese），2003，18（2）：342-347.

[31]Meng Q R， Wang E，Hu J M.Mesozoic sedimentary evolution of the northwest basin：Implication for continued clockwise rotation of the South China block.Geological Society of America Bulletin，2005，117（3-4）：396-410.

[32]田云涛，朱传庆，徐明等.晚白垩世以来川东北地区的剥蚀历史—多类低温热年代学数据综合剖面的制约.地球物理学报，2011，54（3）：807-816.Tian Y T，Zhu C Q，Xu M，et al.Post-Early Cretaceous denudation history of the northern Sichuan Basin：constraints from low–temperature thermochronology profiles.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2011，54（3）：807-816.

[33]Tian Y T，Kohn B P，Zhu C Q，et al.Post‐orogenic evolution of the Mesozoic Micang Shan Foreland Basin system，central China.Basin Research，2012，24（1）：70-90.

[34]刘和甫，李景明，李晓清等.中国克拉通盆地演化与碳酸盐岩——蒸发岩层序油气系统.现代地质，2006，20（1）：1-18.Liu H F，Li J M，Li X Q，et al.Evolution of cratonic basins and carbonate—evaporite sedimentary sequence hydrocarbon systems in China.Geoscience（in Chinese），2006，20（1）：1-18.

[35]邓宾，刘树根，李智武等.青藏高原东缘及四川盆地晚中生代以来隆升作用对比研究.成都理工大学学报：自然科学版，2008，35（4）：477-486.Deng B，Liu S G，Li Z W，et al.A comparative study of the late Mesozoic uplifting in eastern margin of Qinghai-Tibet Plateau and Sichuan Basin，China.Journal of Chengdu University of Technology：Science &Techonology Edition（in Chinese），2008，35（4）：477-486.

[36]邓宾，刘树根，李智武等.四川盆地地表剥蚀量恢复及其意义.成都理工大学学报：自然科学版，2009，36（6）：675-686.Deng B，Liu S G，Li Z W，et al.Restoration of exhumation thickness and its significance in Sichuan Basin，China.Journal of Chengdu University of Technology：Science &Techonology Edition （in Chinese），2009，36（6）：675-686.

[37]刘树根，罗志立，戴苏兰等.龙门山冲断带的隆升和川西前陆盆地的沉降.地质学报，1995，69（3）：205-214.Liu S G，Luo Z L，Dai S L，et al.The uplift of the Longmenshan thrust belt and subsidence of the Western Sichuan foreland basin.Acta Geologica Sinica （in Chinese），1995，69（3）：205-214.

[38]刘树根，罗志立，赵锡奎等.中国西部盆山系统的耦合关系及其动力学模式—以龙门山造山带—川西前陆盆地系统为例.地质学报，2003，77（2）：177-186.Liu S G，Luo Z L，Zhao X K，et al.Coupling relationships of sedimentary Basin-Orogenic Belt systems and their dynamic models in West China—a case study of the Longmenshan orogenic belt—West Sichuan foreland basin system.Acta Geologica Sinica （in Chinese），2003，77（2）：177-186.

[39]刘树根，李国蓉，李巨初等.川西前陆盆地流体的跨层流动和天然气爆发式成藏.地质学报，2005，79（5）：690-699.Liu S G，Li G R，Li J C，et al.Fluid cross formation flow and gas explosion accumulation in Western Sichuan foreland basin，China.Acta Geologica Sinica （in Chinese），2005，79（5）：690-699.

[40]Donald L.Turcotte，Gerald Schubert.Geodynamics.Cambridge：Cambridge University Press，2002.

[41]李智武，罗玉宏，刘树根等.川东北地区地层条件下致密储层力学性质实验分析.矿物岩石，2005，25（4）：52-60.Li Z W，Luo Y H，Liu S G，et al.The experimental analysis of mechanical properties of compact reverivor rocks under formation conditions，Northeast of Sichuan Basin，China.Minerals and Rocks（in Chinese），2005，25（4）：52-60.

[42]刘绍文，王良书，贾承造等.中国中西部盆地区岩石圈热-流变学结构及其对前陆盆地成因演化的意义.地学前缘，2008，15（3）：113-122.Liu S W，Wang L S，Jia C Z，et al.Thermo-rheological structure of continental lithosphere beneath major basins in central-western China：implications for foreland basin formation.Earth Science Frontiers（in Chinese），2008，15（3）：113-122.

[43]江为为，郝天珧，胥 颐等.中国中南地区综合地质地球物理研究.地球物理学报，2007，50（1）：171-183.Jiang W W，Hao T Y，Xu Y，et al.Comprehensive geological and geophysical study in middle southern region of China.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2007，50 （1）：171-183.

[44]Sclater J G，Christie P A F.Continental stretching：An explanation of the post-mid-Cretaceous subsidence in the North Sea Basin.J.Geophys Res，1980，85（B7）：3711-3739.

[45]Loup B.Sea-level changes and extensional tectonics in the Lower Jurassic of the northern Helvetic realm（western Switzerland）.In：Frostyck L E，Steel R J，eds.Tectonic Controls and Signatures in Sedimentary Basins.Int Ass Sediment（Special Publ），1993，20：129-159.

[46]Ma Y S，Zhang S C，Guo T L，et al.Petroleum geology of the Puguang sour gas field in the Sichuan Basin，SW China.Marine and Petroleum Geology，2008，25（4-5）：357-370.