鄂尔多斯盆地中－新生代岩石圈厚度演化——来自地热学的证据

焦亚先，邱楠生＊，李文正，左银辉，阙永泉，刘芳龙

1 中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室，北京 102249

2 中国石油大学（北京）盆地与油藏研究中心，北京 102249

3 中石化胜利油田有限公司井下作业分公司，山东 东营 257000

1 引 言

华北克拉通内部分布着众多的沉积盆地，如鄂尔多斯盆地、渤海湾盆地等，这些沉积盆地为研究克拉通的破坏提供了天然的实验室.渤海湾盆地作为华北克拉通破坏以及岩石圈减薄的中心区域，研究较为深入.然而，鄂尔多斯盆地内部一直以来构造岩性较稳定，很多学者认为其并没有被破坏，仍保持着克拉通整体的稳定性［1］，因此对鄂尔多斯盆地的岩石圈厚度研究较少.

对于华北克拉通岩石圈的研究较为深入的是利用地幔包体、岩浆岩石学以及地球化学的方法［2－4］，但是由于地幔包体以及岩浆岩分布范围具有局限性，因此岩石学和地球化学对岩石圈的研究受限于岩石地域的发育情况.通常，深部岩石圈的变化常伴随着岩石圈性质以及热状态的改变，从而影响沉积盆地内古温标的演化以及地表热流的变化，因此利用地热学方法计算岩石圈厚度可以从盆地全貌从宏观为其提供科学依据.本文从地热学角度对鄂尔多斯盆地“热”岩石圈厚度的演化进行了探讨，利用盆地内的古温标模拟了各个时期盆地的热历史；在此基础之上，计算了不同时期盆地“热”岩石圈厚度的演变，从而探讨其地质意义，为华北克拉通破坏的空间差异提供了证据与约束.

2 盆地地质概况与研究现状

鄂尔多斯盆地是一个多构造体制、多演化阶段、多沉积体系、古生代地台与中－新生代台内坳陷叠合的克拉通盆地，位于华北克拉通的西段，面积32×104km2.其演化主要经历了中晚元古代大陆裂谷阶段、早古生代碳酸盐岩台地阶段、晚古生代克拉通内碎屑岩沉积阶段、中生代挤压挠曲阶段以及新生代周缘断陷发育阶段［5］，与周围构造活动强烈的造山带、褶皱以及断陷相比，其内部断裂构造不甚发育，以构造岩性较稳定为特点.鄂尔多斯盆地在地质历史时期经历了多期构造运动的影响，自三叠纪以来，盆地一直处于掀斜构造演化过程，主要于三叠纪末期、中侏罗世、侏罗纪末期和早白垩世末期发生了四次抬升剥蚀事件［6］，前三期的抬升剥蚀量微弱，以白垩纪时期剥蚀较为强烈，中生代晚期是鄂尔多斯盆地处于最高古地温的时期［7－8］.

早期，不少学者认为现今华北克拉通西段存在“岩石圈根”，鄂尔多斯盆地主体为“厚岩石圈”［1，9］，地表热流值较低；并且，鄂尔多斯盆地油气勘探的主要目的层是古生界层系，因而对该盆地古生代热历史的研究较多，对中生代的热历史较为缺乏.然而，随着研究的不断深入，对于鄂尔多斯盆地的热状态以及深部的岩石圈的研究也越来越深入.不少研究证实，盆地内部的现今大地热流值从西到东在54～70mW／m2范围内变化［8，10］，平均大地热流值为61.8mW／m2［8］，这与东部渤海湾盆地现今平均大地热流值64mW／m2相差不多.对于中生代热历史，不同学者也利用镜质体反射率、流体包裹体以及磷灰石裂变径迹等方法做出过很多研究［7，8，11－14］，认为盆地中生代晚期存在一期构造热事件.鄂尔多斯盆地经历了多期热事件导致盆地周缘发生强烈的岩浆活动，但盆地内部岩浆活动匮乏（图1），岩浆作用对盆地内部井热历史影响较小.然而，前人对鄂尔多斯盆地现今岩石圈厚度的认识仍然存在有较大的分歧，一些学者认为其现今仍保持着200km巨厚的“岩石圈根”［1］；也有一些学者认为鄂尔多斯盆地现今“热”岩石圈的厚度为78～140km［15－17］，这与东部渤海湾盆地的60～100km［1，18］的岩石圈厚度相差并不大.

3 盆地热历史模拟

3.1 热历史模拟方法和参数

沉积盆地的热历史恢复方法主要分为两类：从岩石圈的尺度利用盆地演化的热动力学模型的方法恢复以及从盆地尺度利用古温标的方法恢复.其中，利用古温标恢复盆地热历史的关键就是所使用的古温标并没有被后期的高温所掩埋而能记录早期的热历史.据此可以用来恢复经历最高古地温之后的热历史，其原理是依据构造演化建立地质模型，给定可能的沉积埋藏史和热史（古地温梯度和古热流值），拟合计算理论古温标值并与实测值对比，不断调整沉积埋藏史和热史，当计算值与实测值吻合时，认为此时的埋藏史和热历史是可靠的.

在含油气盆地中最丰富、最便捷的资料便是镜质体反射率资料.本文利用了文献［19］以及油田钻井岩心测试的镜质体反射率资料来恢复最高古地温（早白垩世）及其以后的热历史.为了避免模拟时的误差，选取了在深度剖面上各个层位测试镜质体反射率较齐全的井进行了热历史的模拟.其他基础地质数据参数，如现今大地热流值和地温梯度采用前人数据［8］，地层分层数据采用油田的钻井分层数据.

3.2 热历史模拟结果

本文在鄂尔多斯盆地的主要构造单元——伊陕斜坡及天环向斜选取了7口镜质体反射率丰富且钻穿中生界地层的钻井进行了热史的模拟，该7口钻井横跨盆地东西大部分地区（图1）.

以陕参1井为例，该井钻遇的最老地层为奥陶系，除缺失部分泥盆系、志留系以及新生界地层外，其余地层发育完全.该井区在早白垩世末期发生了较为强烈的构造抬升剥蚀，剥蚀量为800m左右［6］，此时为盆地所经历的最高古地温时期［8］，此外在三叠纪末期和侏罗纪末期受到印支运动和燕山运动的影响，该区也发生了微弱的构造抬升剥蚀，但是剥蚀量较小（图2）.因此，我们利用镜质体反射率模拟了该井早白垩世及其以后的热历史，从热史模拟的结果来看，陕参1井区在早白垩世末期（约100Ma）热流值高达78mW／m2，此后热流迅速降低至现今大地热流值61mW／m2（图3）.

图1 鄂尔多斯盆地热历史研究井位分布及岩浆分布图（其中岩浆分布引自文献［20］和［21］）Fig.1 Sketch map of the locations of modeling wells and in the Ordos basin （Magma distribution are cited from reference［20］and［21］）

利用了同样的方法恢复了其余6口井早白垩世末期及其以后的热历史（图3）；盆地经历的最高古地温（白垩纪）之前，盆地构造活动微弱，其热流值按照各井区当时的平均沉积沉降速率采用固体的瞬态热传导方程通过计算对热流值进行了约束（图3中白垩纪之前的实线部分），早白垩世初期的热流值为根据前后计算以及模拟值推测的热流演化路径（图3中早白垩世初期的虚线部分）.从模拟的7口典型井的热流演化史中可以看出，位于不同构造单元的各个井的热演化史具有相似的演化趋势（图3）：白垩纪之前，各井区地表热流值较低（小于50mW／m2）；在早白垩世末期热流急剧升高，出现一次热流值高峰，此时模拟的热流高峰与任战利等［8，17］的研究成果一致，热流值高达 73～78mW／m2；晚白垩世开始，各个井区的热流值逐渐下降直至现今的大地热流值57～65mW／m2；盆地现今的大地热流值较古生代时大10mW／m2左右.然而，不同井区的模拟结果略有差异，即达到热流高峰时所达到的最高热流值略有不同，其中位于盆地中东部的陕参1井和麒参1井热流值较大，高达78mW／m2左右，位于天环向斜西部的苦深1井和天1井热流值是模拟的各井中最低的，为73mW／m2.

此外，剥蚀量的恢复结果显示，盆地白垩纪的剥蚀量比三叠纪和侏罗纪时期的剥蚀量要大得多；白垩纪时，盆地东部的剥蚀量比西部大，其中东部剥蚀量可达1800m，西部则为700～800m［6］.

4 盆地“热”岩石圈厚度演化

4.1 “热”岩石圈厚度计算原理以及参数的选取

“热”岩石圈是指以热传导方式进行热传递的岩石圈层，其下部为以热对流为主要方式的软流圈［22］.在岩石圈内，热传导方式遵循一维热传导方程（式1），若已知不同时期的热流值，则可以得到不同地质时期岩石圈内地温随深度变化的分布曲线，地温分布曲线与干玄武岩固相线或地幔绝热线的交点处深度则为“热”岩石圈的厚度［22］，通常地热学的方法计算的岩石圈厚度误差在15%左右［18］.

式中，i为构造层层数，取自然数；Zi为第i层的厚度，km；、分别为第i构造层上、下界面的温度，℃；Ai为第i层的岩石生热率，μW／m3；Ki为第i层岩石热导率，W／m·K，为第i构造层顶面处的热流值.

表1 鄂尔多斯盆地各构造层岩石生热率和热导率Table 1 Rock heat production rate and thermal conductivity of each tectonic layer in the Ordos basin

本文采用Artemieva和Mooney提出的T1＝1200＋0.5Z以及T2＝1300＋0.4Z两条绝热线分别作为“热”岩石圈底面温度的上限和下限［23］.实际计算过程中的各个参数见表1，其中上地壳的生热率采用指数衰减模型：A＝A0exp（－Z／D），式中D为放射性元素富集的特征厚度；A0是近地表生热率，取1.67μW／m3.其余各地质分层参数和岩石热物性参数取不同构造单元的平均值（表1）.

4.2 “热”岩石圈厚度的计算结果

鉴于鄂尔多斯盆地块体内部未发生过强烈的岩浆活动（图1），我们认为古温标所记录的热信息为热传导所致，因而在根据热传导定义的“热”岩石圈厚度计算过程中，某一地质历史时期的热流值采用各个典型井热流实际模拟结果的平均值77mW／m2.早白垩世是鄂尔多斯盆地构造活动强烈的时期，其后构造活动趋于停止，据此，我们计算了早白垩世末期（～100Ma）、古近纪初期（～50Ma）以及现今地温随深度分布的曲线及其与地幔绝缘线的交点所显示的“热”岩石圈厚度（图4）.结果显示，早白垩世末期（～100Ma）时，“热”岩石圈厚度为65km左右；古近纪初期（～50Ma）时，“热”岩石圈厚度为80km左右；现今“热”岩石圈厚度为125km.

从计算的结果来看，古生代时鄂尔多斯盆地“热”岩石圈厚度为205km，这与前人的研究早古生代时鄂尔多斯盆地岩石圈厚度200km［28］基本一致.早白垩世时，鄂尔多斯盆地“热”岩石圈确实发生过巨量的减薄，从古生代的205km减薄到早白垩世时的65km，减薄量超过了100km；此后由于热平衡作用，“热”岩石圈逐渐增厚至现今的125km.并且，鄂尔多斯盆地现今的大地热流在54～70mW／m2之间，用相同的方法计算的全盆“热”岩石圈厚度在80～150km之间，平均“热”岩石圈厚度为125km左右（图4），这结果与前人的结果大致相同［15－16］.说明现今鄂尔多斯盆地不存在所谓的巨厚岩石圈或“岩石圈根”.

图4 鄂尔多斯盆地不同地质时期“热”岩石圈厚度图Fig.4 Thermal lithospheric thicknesses of the Ordos basin in different geologic periods

5 讨 论

5.1 “热”岩石圈厚度与其他定义岩石圈厚度的差异

目前，基于不同的物理化学边界，对岩石圈赋予了不同的定义，包括岩石学岩石圈、“热”岩石圈、地震学岩石圈、弹性岩石圈等.一般来说，不同的岩石圈定义的岩石圈厚度也不一样，表现为地震学的岩石圈厚度最大，地热学的岩石圈厚度居中，幔源捕虏体定义的岩石圈厚度最小（图5）.可以看出，对于波罗的地盾和坦桑尼亚地盾，捕掳体岩石圈和“热”岩石圈、“热”岩石圈以及地震层析定义的岩石圈厚度差异大约为70km.

图5 其他岩石圈厚度与地热学岩石圈厚度的对比［29］Fig.5 Comparison between thermal lithospheric thickness and other lithospheric thickness［29］

以渤海湾盆地为例，渤海湾盆地是华北克拉通减薄破坏的中心区域，其岩石圈厚度不同领域的学者都做出了较为详细的研究.徐义刚等［30］利用捕掳体研究岩石圈厚度时指出，华北克拉通东部现今岩石圈的厚度大多小于80～100km，而岩石圈减薄的中心地区（如渤海湾盆地、松辽盆地等）厚度最小可达到50km左右.对于现今“热”岩石圈厚度，地热学家们给出渤海湾现今的“热”岩石圈厚度为75±11km［18，31］.地球物理学家们利用反射地震波偏移成像技术对华北克拉通东部岩石圈的研究揭示出，渤海湾盆地地震学岩石圈平均厚度为～80km［32－34］.不难看出，对于渤海湾盆地平均岩石圈厚度，捕掳体岩石圈厚度最小，“热”岩石圈厚度居中，地震学岩石圈厚度最大，它们之间的差异分别为15km及5km.

本文利用了一维热传导方程计算了鄂尔多斯盆地现今“热”岩石圈厚度为125km左右，这与汪集旸认为鄂尔多斯盆地“热”岩石圈厚度为120～130km［15］以及汪洋等认为鄂尔多斯盆地“热”岩石圈厚度小于140km［16］是一致的，在误差（15%）的允许范围之内，其误差大小取决于地壳及其深部的热流变性.此外，Huang和Zhao利用剪切波速的高精度面波层析成像结果表明鄂尔多斯块体岩石圈厚度在160km以下［34］.范小林的内蒙阿拉善左旗－上海奉贤地质－地球物理解释断面图显示鄂尔多斯盆地岩石圈厚度在120km左右［35］.研究结果也呈现了地热学岩石圈厚度小于地震学岩石圈厚度的特点，其差异大小取决于地壳及其深部的结构和流变边界层的厚度.

岩石圈内热传递的主要方式为热传导，软流圈内热传递的主要方式为热对流，位于岩石圈和软流圈之间的部分为流变边界层.热在流变边界层内部的传递方式由热传导逐渐变为热对流，因而地热学利用热传导方程计算的岩石圈边界更接近流变边界层的顶界面.由于上地幔和低速带之间并不是一个明显的不连续面，而是表现为波速的渐进变化，因而地震波在其中传播速度逐渐降低，地震学定义的岩石圈界面更接近流变边界层的底界［36］.因此，流变边界层越厚，地热学岩石圈与地震学岩石圈厚度差异越大.本文计算的鄂尔多斯盆地“热”岩石圈厚度与地震学岩石圈厚度相差约60km，说明鄂尔多斯盆地下部现今存在较厚的流变边界层，早白垩世计算的岩石圈可能比计算的厚度要厚很多，估计在120km左右.

5.2 不同热流值计算的“热”岩石圈厚度的差异

对同一地区而言，热流值不同计算的“热”岩石圈厚度也有一定的差异.鄂尔多斯盆地内部的现今大地热流值从西到东在54～70mW／m2范围内变化，并且东部热流变化缓慢，西部的热流值降低较快［8，10］.用上述相同的方法根据盆地东西部不同的热流值及地层发育情况计算得知，盆地东部现今的“热”岩石圈厚度约80km，西部现今的“热”岩石圈厚度为150km（图6），东部“热”岩石圈较西部薄且西部“热”岩石圈厚度快速增厚，这说明鄂尔多斯盆地东部构造活动强于西部.图6显示的是不同地表热流对应的“热”岩石圈厚度，当地表热流从70mW／m2减小到68mW／m2时，“热”岩石圈厚度发生明显的变化，“热”岩石圈厚度从80km增加到85km左右.因此，地表热流值的准确度能决定“热”岩石圈厚度计算的精度.本文选取的7口井恢复的早白垩世末期的热流值显示，位于东部偏东的麒参1井及陕参1井热流值较大，为78mW／m2，而相对位于较西部的天1和苦深1井模拟的热流值较小，为73mW／m2，根据两口井古热流值计算的早白垩世末期“热”岩石圈厚度东部比西部薄14km左右.说明早白垩世末期盆地东部的深部活动强于西部，此时盆地东部的“热”岩石圈厚度比西部更薄.

图6 不同地表热流对应的盆地“热”岩石圈厚度Fig.6 Thermal lithospheric thickness versus surface heat flow in the present

5.3 鄂尔多斯盆地及周缘岩浆活动

为了排除岩浆活动的异常高温影响，本文选取了位于盆地内部的井，盆地内部岩浆活动不发育（图1），因此认为热全是深部的原因造成的.基于此对“热”岩石圈地质历史时期的厚度进行计算应该是合理的.鄂尔多斯盆地于早白垩世末期（～100Ma）经历了一次热流高峰以及“热”岩石圈减薄的高峰，反映了早白垩世岩石圈热状态的改变以及强烈的深部构造－热活动，此时的地表热流值高达73～78mW／m2，与活动裂谷盆地的热流值相当，深部构造活动性较强；晚白垩世开始，各个井区的热流值逐渐下降直至现今的大地热流值57～65mW／m2，由于热平衡作用“热”岩石圈也逐渐增厚，此时的鄂尔多斯盆地处于构造活动区与构造稳定区之间的过渡区.

火山岩活动与鄂尔多斯盆地热流高峰时空上也是相匹配的.尽管盆地内部的火山岩较为缺乏，但是盆地周缘燕山晚期的火山岩分布很广，活动强烈.盆地东缘晋西挠褶带临县发育紫金山岩体，其同位素年龄主要为132～125Ma，相当于早白垩世［37］，地球化学分析表明岩浆来源于地幔［38］.北部伊盟隆起下白垩统泾川组在保尔斯太沟、伊12井一带有玄武岩侵入，在喇嘛沟有辉绿岩侵入［39］.块体内杭锦旗黑石头沟，于下白垩统发现了碱性橄榄玄武岩（126.2±0.4Ma的 Ar－Ar年龄，属于早白垩世）［40］.盆地西缘已发现几十个燕山期火山岩体，如中段炭山发现了辉绿岩，另外南缘陇县发现了10余个花岗斑岩或安山玄武岩，如华亭地区龙1、龙2井区三叠系中钻遇厚达150m以上的霞石正长岩、闪长玢岩［13］.这些岩浆岩均为燕山晚期早白垩世时期喷发或侵入的产物.

上述表明，无论在时间还是空间上，鄂尔多斯盆地热流高峰以及岩石圈减薄的高峰与华北克拉通破坏的高峰早白垩世［1，3，41－42］是一致的.由于地幔包体以及岩浆岩空间分布的局限性，目前只在华北克拉通中－西部北缘的凉城、四子王旗、三义堂和大同四处发现了地幔包体，显示为经过不同程度的熔体抽取和后期交代富集作用的过渡性岩石圈地幔［43］，说明华北克拉通中西部岩石圈地幔性质也发生了一定的改变.从构造地质背景看，中晚侏罗世和早白垩世是两个构造应力体制完全不同的构造演化阶段.侏罗纪时，鄂尔多斯盆地受到周围板块的多向强挤压作用［44］，而早白垩世，鄂尔多斯盆地处于一种弱拉张的构造环境［13，44］.这主要是受到太平洋构造域的影响，燕山晚期，古太平洋板块向欧亚板块强烈俯冲，并且在125～122Ma其俯冲方向发生巨大的改变——由SW变为NW［45］，鄂尔多斯盆地构造应力场的主应力方向为NW－SE向，此后太平洋板块俯冲方向虽也发生变化，但都是较小幅度的改变.太平洋板块俯冲是造成拉张环境的重要影响因素，造成鄂尔多斯盆地早白垩世的地幔发生底侵作用，岩石圈减薄，发生岩浆侵入和喷发，这与华北地区较普遍的早白垩世构造热事件一致［13，37，46］.

6 结 论

从鄂尔多斯盆地现今大地热流以及“热”岩石圈厚度的计算结果来看，鄂尔多斯盆地现今的地表热流较大，与渤海湾盆地相差不大，“热”岩石圈厚度平均值为125km，并不存在所谓的200km的巨厚岩石圈.

另外，鄂尔多斯盆地中－新生代热流演化以及“热”岩石圈厚度的计算结果揭示出早白垩世末期是鄂尔多斯盆地地质发展历史的一个重大变革期.此时，鄂尔多斯盆地深部地幔上涌发生底侵作用，“热”岩石圈厚度发生减薄；浅部沉积盆地内部构造活动强烈，发生强烈的构造抬升和剥蚀作用，地表热流显著增大出现热流的高峰值；盆地周缘发生强烈的岩浆侵入和喷发作用.并且，鄂尔多斯盆地早白垩世时期的构造热事件以及“热”岩石圈的减薄不是孤立的，与华北克拉通东部构造转折的时间以及华北克拉通破坏的高峰时限一致.这是否说明在华北克拉通破坏的高峰期，位于克拉通西段的鄂尔多斯盆地岩石圈也经历了一定减薄及破坏过程呢？本文仅从地热学角度对鄂尔多斯盆地岩石圈厚度减薄进行了论证，进一步证实还需要地球化学以及地幔包体等其他方面的证据加以佐证.

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