2010, Vol. 53
2. 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院油气资源研究重点实验室, 北京 100029;
3. 中国科学院研究生院, 北京 100049;
4. 冀东油田勘探开发研究院, 唐山 063004
, SONG Hai-Bin2
, QIAN Rong-Yi1, SONG Yang2,3, HUANG Xing-Hui2,3, CHEN Lin2, TIAN Li-Hua4
2. Key Laborotary of Petroleum Resources Research, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. Graduate School of Chinese Academy of Science, Beijing 100049, China;
4. China Petroleum Jidong Oilfield Exploration and Development Research Institute, Tangshan 063004, China
20世纪80年代刘光鼎就提出了综合地球物理与盆地模拟的研究方向，在20世纪90年代中期提出了前新生代残留盆地的重要论述[1, 2].在前新生代盆地油气勘探中，盆地模拟将发挥重要作用.残留盆地的演变是一个复杂的过程，传统的盆地分析手段很难解决这一难题，因此，定性的区域构造演化、盆地分析已不能满足复杂的残留盆地油气勘探的需要，必须发展定量的盆地动态模拟手段来探索前新生代海相油气分布的规律.在综合地质、地球物理、地球化学研究的基础上，开展盆地动态模拟工作，从而再现原型盆地在后期被改造、后期盆地叠加的构造-热动力过程，以及油气生成、运聚、二次生烃、再运聚成藏的过程，进而估算油气分布的有利位置和可能的蕴藏量，对于含油气盆地勘探、中国油气资源开发的第二次创业[3, 4]具有重要意义.
构造史模拟和热史模拟是含油气盆地动态模拟的重要内容，是进行生烃史、排烃史和运移聚集史模拟的前提和基础[5].构造史模拟方法一般有正演沉降速率法、反演回剥法和平衡剖面方法.由于构造史模拟既要考虑埋藏沉降的问题，更要注重抬升剥蚀的变化、逆掩推覆、褶皱的影响，因此一维的回剥法对古生代盆地的埋藏史、沉降史模拟，无法满足构造史模拟的需要，而平衡剖面可以发挥非常重要的作用，有助于多幕式、多旋回的构造史模拟.热史模拟一般有古温标法和构造-热模拟两种方法，古温标只能记录地层矿物达到最大温度之后的热历史，因此该方法无法对沉积盆地最大的地层埋深（温度）之前的热历史进行反演.由此，本文尝试从地球动力学方法出发，采用多期有限拉张-挤压应变速率法[6, 7]对江汉盆地北部的宜随剖面进行构造-热史模拟.
利用地球动力学方法进行构造热演化模拟研究，有利于从更深、更广的岩石圈角度和尺度研究盆地热历史，探索深部动力作用和构造活动，与浅部作用如快速沉积、剥蚀等相结合，模拟研究盆地的热体制.目前，国内构造-热演化模拟的研究部分集中在中国东部的裂谷盆地[8~15].现有的关于沉积盆地的构造-热演化的简单模式难以适用于海相沉积盆地复杂的构造-热模拟.对我国陆域海相大型沉积盆地进行深入全面的动力学分析，发展叠合盆地条件下的构造-热演化模型，建立适用于我国海相沉积盆地构造热-演化模式，采用定量模拟方法有助于揭示这些盆地的构造-热体制.
对于叠合盆地复杂的演化历史，首先利用平衡剖面方法对其构造演化过程进行模拟，在构造模拟的基础上，采用多期有限拉张-挤压应变速率法反演盆地基底热流，最终结合构造演化史和古热流计算古地温场.由此实现构造恢复-盆地基底热流反演-岩石圈尺度温度结构-沉积盆地尺度温度结构的模拟，进而实现岩石圈尺度的热模拟与盆地尺度的热模拟相结合，其基本流程见图 1.
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图 1 构造-热演化模拟流程图 Fig. 1 Flowchart of Tectono-thermal evolution modeling |
平衡剖面技术广泛应用于构造地质、石油地质（盆地分析、盆地模拟）等方面，在伸展构造、挤压构造（如造山带）等方面的研究都有很好的应用效果，可以实现局部构造或者盆地尺度的区域构造的建模、平衡处理、构造恢复分析等，进行Airy均衡和挠曲均衡、去压实等处理，并且在地震资料解释中也有很好的应用效果[16]，本文利用平衡剖面方法对叠合盆地的构造演化史进行模拟.
Chamberlin[17, 18]、Buche[19]、Dahlstrom[20]等早期应用平衡剖面确定同心褶皱的拆离面深度，随后平衡剖面理论方法不断完善，特别是Dahlstrom[20]、Suppe等[21, 22]和Verrall等[23]对平衡剖面理论的完善和发展做出了很大贡献.其理论基础是物质守恒原理[24]，即如果变形前后物质的体积不变，则在垂直构造走向剖面上体现为“面积不变”；如果变形前后岩层厚度保持不变，则表现为“层长不变”，将已变形的剖面恢复到未变形状态.平衡剖面所遵循的平衡法则包括：面积守恒、岩层厚度守恒、层长守恒、位移守恒（同一断层）和缩短量守恒[25, 26].平衡剖面技术的构造恢复方法[27]如下：
（1） 线长去褶皱法：该算法是以线长守恒为依据，特别适用于平行褶皱的构造恢复，如挤压作用引起的挠曲变形.不足之处是可能带来地层厚度的变化.
（2） 弯滑去褶皱法：该算法满足线长守恒、面积守恒、厚度守恒原则，适用于同心褶皱、平行褶皱等构造的恢复（图 2）.在去褶皱过程中不受剪切或去褶皱作用，将带有厚度变化的褶皱构造，参照标准层将地层分为若干平行等厚层，在拐点处进行二分，组成弯滑系统，将弯滑系统参照标准层与等分薄层间的厚度关系，通过弯滑去褶，将褶皱的翼部校为水平基准面（或任意基准面），然后利用平行层剪切达到去褶皱的目的.
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图 2 弯滑去褶皱法示意图(Midland Valley Exploration. Ltd) (a)弯滑去褶皱的弯滑系统分析；(b)弯滑去褶雏后的几何构造形态. Fig. 2 Processes of restoration with Flexural Slip Unfolding (Midland Valley Exploration. Ltd) (a) The slip system of flexural slip unfolding; (b) Geometry after flexural slip unfolding. |
（3） 复原法：该算法适用于区域倾斜构造恢复（图 3）.将已发生构造变形的地层校正到水平基准面或者任意深度基准面，利用垂向剪切和斜向剪切进行去褶，在去褶的过程中，变形前后的面积不变，而线长在变形前后不守恒，尤其是倾斜角度比较大的部位，线长损失量更大.
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图 3 复原法的示意图(Midland Valley Exploration. Ltd) (a)复原法恢复之前的构造形态；（b)复原法恢复之后的构造形态. Fig. 3 Processes of restoration with Restore method (Midland Valley Exploration. Ltd) (a) Geometry before restoration; (b) Geometry after restoration. |
（4） 斜向剪切法：该方法与断层的形态密切相关，结合了Verrall[23]，Gibbs[28]，Withjack和Peterson[29]关于断层几何形变与上盘特征的研究.适用于沿着断层发生的穿透性的变形，如大型的拆离断层、犁式断层，设置不同的参数（如断距、剪切矢量），可以实现拆离断层的正演模拟和反演模拟.
（5） 断层平行流法：该方法是基于Keele大学的Kane[30]和Egan[31]发展的算法，用于模拟受平行断层剪切控制的断层上盘的动力学特征.特别适用于模拟断层相关褶皱、逆冲断层带、盐构造、反转构造等复杂的构造样式，满足面积守恒，线长守恒法则.其流程为：将发生变形的构造（图 4a），沿断层将断层面划分为若干小的段块，在各段块内的各层拐点处进行二分，构成平流线（图 4b），将各段块沿断层去褶滑移，恢复到发生形变前的状态（图 4c）.
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图 4 断层平行流法流程图(Midland Valley Exploration. Ltd) (a)逆冲推覆变形后的形态；(b)断层平行流处理过程；(c)恢复后的形态. Fig. 4 Processes of restoration with Fautt Paraiei Flow algorithm method (Midland Valley Exploration. Ltd) (a) Geometry of thrust; (b) Processes of Fault Parallel Flow algorithm method; (c) Geometry after restoration. |
（6） 三向剪切法：该方法是Colorado州立大学的Erslev[32]发展的方法，适用于研究断层相关的三角剪切带.该方法可用于断层相关褶皱（如三角剪切带）的正演和反演（图 5）.
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图 5 三角剪切法的构造模拟(Midland Valley Exploration. Ltd) (a)发生形变前；(b)发生形变后. Fig. 5 Trishear for tectonic modeling (Midland Valley Exploration. Ltd) (a) Before deformation; (b) After deformation. |
此外，对于由伸展作用产生的简单多米诺骨牌式的刚性断块，可以直接使用简单的旋转、平移进行处理.
沉积盆地的热演化特征与盆地周缘的岩石圈强度相关，盆地岩石圈强度相对外缘岩石圈强度越弱，盆地沉降量越大.同时，构造作用造成的沉降与岩石圈厚度相关，构造活动也影响着盆地基底形态，通过模拟盆地的构造演化历史，计算构造沉降量可估算岩石圈的拉张或挤压程度（即伸展因子β），利用β反演盆地基底的古热流和古地温场.
3 热史模拟的原理方法 3.1 有限拉张模型应变速率法有限拉张模型应变速率法[6, 7]假设岩石圈拉张前盆地基底的热流值处于稳定、均匀分布状态.设定地表温度T（z=a）=0，岩石圈底部温度维持在T=Tm（1300 ℃）.假设岩石圈与地壳以速度u（x）水平拉伸，同时软流圈物质通过z=0平面上涌以取代流出的岩石圈.垂直速度v（z）从岩石圈底部的V0线性减小，至地表为0，即
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(1) |
式中G=V0/a，为垂直速度的梯度大小，即应变速率.
若岩石圈变形满足物质守恒，则有
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(2) |
水平速度u（x=0）=0，故
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(3) |
在拉张持续时间Δtd上积分，得到
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(4) |
式中x0，x分别是某一点在拉张前后距坐标原点的距离，因此x/x0=β，由此可以得到应变速率G与拉伸因子β的关系式：
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(5) |
岩石圈变形发生在纯剪应变场中，忽略横向热传导和地壳中的放射性生热效应的影响，岩石圈拉张期间的热演化由带平流项的热传导方程描述：
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(6) |
其中k为热导系数.拉张结束后，G=0，岩石圈进入热冷却收缩阶段，此时温度
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(7) |
岩石圈拉张前处于热均衡状态，温度由下式给出：
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(8) |
其边界条件为
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(9) |
当0＜t≤Δtd，结合（8）式给出的初始条件以及（9）式给出的边界条件，解带平流项的热传导方程（6）式可以得到岩石圈拉张期间的温度演化.由公式（10）计算地表热流：
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(10) |
何丽娟等[9]基于McKenzie的均匀拉张模型提出了多期拉张模型，Jarvis等[33]提出的一维有限拉张模型认为拉张期间应变速率是常数（G=V0/a），拉张结束后变为0.本文采用
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(11) |
式中G0为t=0时的应变速率，常数Δτ决定指数衰减的快慢.由（5）与（11）式，得
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(12) |
对于多期伸展、挤压构造作用盆地尺度的热历史，也可以采用应变速率法反演基底热流密度.伸展期，岩石圈伸展减薄，引起软流圈物质上涌，岩石圈以水平速度u（x）向两侧伸展，水平运动速率u（x）＞0，而垂向运动速率v（z）＜0，伸展因子β＞1，应变速率G＞0.在岩石圈瞬时拉张期间，热流达到最大值，并且伸展因子越大，初始热流越高.拉张结束之后，岩石圈进入长期的热冷却收缩阶段，热流随即呈指数衰减，最终趋于稳定.挤压期，当岩石圈和地壳受到两侧挤压应力作用，岩石圈增厚，水平方向的运动速率u（x）＜0，而此时垂向速率v（z）＞0，伸展因子β＜1（既表现为挤压缩短环境），应变速率G＜0，水平挤压作用伴随着岩石圈的增厚，热流降低，随着地壳的均衡作用，热流最终趋于稳定.
图 6为江汉盆地宜随剖面上选取的一点（x=104 km）进行热流密度的反演结果，可以明显地看到230 Ma以来所经历的多期伸展、挤压过程，同时反演的构造沉降曲线与实际的构造曲线的拟合效果也非常理想.
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图 6 宜随x=104 km的热流反演结果 (a)岩石圈的温度演化；(b)热流与时间的关系；(c)构造沉降与时间的关系，红线为拟合沉降曲线. Fig. 6 1D paleo-heatflow inversion of Yisui Section (x=104 km) (a) Lithosphere temperature evolution; (b) Heatflow evolution; (c) Tectonic subsidence change with time, the fitting curve is in red. |
通过构造演化模拟得到剖面的构造演化史，从剖面基底提取了若干关键点，以各点的构造沉降曲线为约束，采用多期有限拉张-挤压应变速率法反演应变速率，求取伸展因子，然后根据伸展因子与热流关系，计算热流，最后由（13）式计算各地质历史时期的古地温场.
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(13) |
式中，T0为地表温度；Q（t）为古热流，K（z）为地层热导率，z为埋深.
4 应用实例分析江汉盆地位于扬子地块的中部，被黄陵背斜、秦岭-大别造山带和江南-雪峰隆起所夹持，成“斜三角”状（见图 7），是前震旦系陆壳基底上发展起来的多期原型盆地并列迭加形成的叠合盆地，经历了多期的伸展、挤压活动.正是由于多期升降、挤压、拉张的构造活动，造就了江汉盆地古生界油气成藏因素的复杂性和油气藏类型的多样化.目前，江汉盆地的热历史研究很少，现有的少量研究主要采用古温标方法[34]，或集中在新生代断陷盆地[35~38].本文选取江汉平原北部的宜随剖面，采用基于地球动力学的构造-热演化方法，对其复杂的构造演化史和热历史进行模拟.
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图 7 江汉盆地构造区划图 AA'宜随剖面，BE'-监应剖面，CC'-临黄剖面，DD'-宜洪剖面. Fig. 7 Tectonic regionalization of Jianghan Basin AA'-Yisui section, BB'-Jianying section, CC'-Linhuang section, DD'-Yihong section. |
江汉盆地在中、古生代经历了多期构造活动，主要表现为整体性的抬升和沉降，伴有局部地层的剥蚀.寒武纪，平均沉积1400~1600 m，最大沉积厚度约2100 m.志留纪中央沉积厚度大，有3300 m左右.泥盆纪-中三叠世沉积厚度约2000 m，北部地区无明显的沉积或是经历了后期地质作用被完全剥蚀.晚三叠世-早、中侏罗世为内陆湖盆地沉降期.晚三叠的印支运动，使坳陷抬升，部分地区三叠系地层遭受强烈剥蚀.中、晚侏罗世，随着地壳的隆升，湖盆开始逐渐萎缩，侏罗纪末期强烈的挤压作用使全区发生广泛的褶皱，并且出露水面部分遭受剥蚀，部分区域T3-J1地层剥蚀殆尽.白垩纪早期，由前期的强烈挤压环境转变为伸展环境，拉张、断陷沉积代替了前期剧烈的挤压、逆冲推覆、隆升剥蚀的构造格局，并且接受了广泛的沉积，可以见到明显的负反转构造，白垩纪晚期，随着裂陷作用的逐渐减弱，沉积作用和基底的隆升导致盆地整体抬升，沉积作用逐渐结束，最终发生地层剥蚀.古近纪，张应力由白垩纪NE向转变为SEE向，进而影响了局部的沉降沉积中心位置的偏移，新近纪全区普遍接受了近700 m的沉积（图 8）.
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图 8 宜随剖面的构造演化图 (a)现今剖面；(b)中新世前；(c)和(d)古新世前；(e)白垩纪前；(f)晚三叠纪前；(g)中三叠纪前；(h)泥盆纪前；(i)志留纪前；(j)奥陶纪前. Fig. 8 Tectonic evolution of Yisui section in Jianghan Basin (a) Present section; (b) Before Miocene; (c), (d) Before Palaeocene; (e) Before Cretaceous; (f) Before late Triassic; (g) Before Mkldle Triassic; (h) Before Devonian; (i) Before Silurian; (j) Before Ordovician. |
晚震旦世-中泥盆世（570~390 Ma），加里东运动、桐湾运动和宜昌运动期间，盆地基底热流处于整体缓慢上升阶段，570 Ma时盆地基底热流约为57 mW/m2，至390 ma热流普遍升高至60 mW/m2，高热流区域最大值约64 mW/m2；中泥盆世-晚三叠世（390~240 Ma），受东吴运动、云南运动、昆明运动和柳江运动影响，基底热流逐渐衰减，240 Ma时热流值在55~57 mW/m2左右；中三叠世-中侏罗世（240~159 Ma），受印支-早燕山运动影响，基底热流迅速升高，159 Ma时中、南部地区及热流值达到历史最大，普遍在62 mW/m2以上，局部达到65~68 mW/m2，北部热流值在60 mW/m2左右；晚侏罗世-晚白垩世（159~97Ma），燕山Ⅱ-Ⅳ幕运动期间，盆地基底热流再次进入衰减期，97 Ma时期大部分地区热流值在53 mW/m2左右，仅中部有一个高热流区约为60 mW/m2；晚白垩世以后（97 Ma），盆地基底热流变化呈现明显的区域性：南部地区热流只经历了一次上升过程，并且呈现“北高南低”的分布特征，现今盆地基底热流约59 mW/m2；北部地区经历了两期演变过程，晚白垩世（97~65 Ma），热流普遍处于下降的过程，并且呈“南高北低”的分布特征，65 Ma时期热流达到历史最低值，从南至北热流在50~48 mW/m2之间，随后热流整体逐渐升高，现今热流值在54 mW/m2左右；中部地区，经历了最为复杂的演变过程，晚白垩世，热流处于较快的上升期，由52 mW/m2升至56 mW/m2，并且南侧比北侧高1 mW/m2左右.古近纪（65~23Ma），热流变化再次出现分异，南侧迅速下降至52 mW/m2，随后再次升至54 mW/m2.北侧热流基本为缓慢下降过程，尽管23Ma时有小幅震荡，但是变化差异不大，65 Ma以后只降低了2 mW/m2，现今的热流约为56 mW/m2（图 9）.
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图 9 宜随地质剖面古热流演化图 Fig. 9 Inverted paleo-heatflow of Yisui section in Jianghan Basin |
在570 Ma盆地整体温度分布较为稳定，北部巴洪地区地温梯度为30 ℃/km，中部地区地温梯度由北向南逐渐递增，中北部沉湖-土地堂约为42 ℃/km，中南部乐乡关-潜江地区约48~54 ℃/km，南部当阳地区为51~58 ℃/km.在460 Ma北部地区有小幅地温扰动，整体较为平稳，地温梯度约29 ℃/km，中北部40 ℃/km，中南部地区42 ℃/km，南部地区45 ℃/km.390 Ma时期基本继承了早期的温度分布趋势，变化不大.240 Ma时中北部地区有明显的小幅热扰动现象，北部地温梯度为28~30 ℃/km，中北部34~38 ℃/km左右，中南部36 ℃/km，南部地区35 ℃/km.到230 ma北部地温梯度为28~30 ℃/km，中北部33~36 ℃/km，中南部35 ℃/km，南部34 ℃/km左右.135 Ma时北部地区地温梯度30 ℃/km，中北部地区36 ℃/km，中南部地区37 ℃/km，南部地区地温梯度36 ℃/km；在65 Ma，北部地区地温梯度26 ℃/km，中北部32~35 ℃/km，中南部33 ℃/km，南部24~32 ℃/km.23 Ma时北部地区地温梯度27 ℃/km，中南部地区南侧地温由前期的小幅升高转变为迅速的衰减，北侧伴有地温抬升趋势，地温梯度在30~34 ℃/km，南部地区地温明显升高，地温梯度35 ℃/km左右；到现今，北部巴洪地区地温梯度27 ℃/km，中北部沉湖-土地堂地温梯度约为34 ℃/km左右，中南部乐乡关-潜江地区地温梯度31~33 ℃/km，南部当阳地区地温梯度为34 ℃/km左右（图 10）.
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图 10 宜随剖面的温度场演化图 Fig. 10 Paleotemperature evolution of Yisui section in Jianghan Basin |
构造体制转换的深部地球动力学过程不仅决定了盆地具有复杂的并列迭加的地质结构，还控制和影响着浅部温度场和盆地热体制.利用地球动力学方法进行构造热演化模拟研究，有利于从更深更广的岩石圈角度和尺度上来研究盆地热历史，尤其是经历多期复杂而又漫长的演化历史的叠合盆地，采用多期有限拉张-挤压应变速率法可以取得很好的效果.同时，建立了构造恢复-盆地基底热流反演-岩石圈尺度温度结构-沉积盆地尺度温度结构的反演多期伸展、挤压模型的热模拟方法流程.实现了岩石圈尺度的热模拟与盆地尺度的热模拟相结合，将应变速率法应用于多阶段拉伸沉降、挤压抬升过程的岩石圈尺度的热模拟，实现了多旋回的伸展、挤压叠合盆地的构造模拟与热模拟的结合，拓展了对叠合盆地的研究思路.
致谢感谢刘光鼎院士的指点，感谢汪集旸院士、何丽娟研究员、胡圣标研究员、袁玉松博士和江汉油田研究院刘云生院长、杨振武副总、林娟华所长、郭战峰副所长、刘学明高工等的支持与帮助.
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