2. 中国地质大学(武汉)构造与油气资源教育部重点实验室, 武汉 430074;
3. 中国石化石油勘探开发研究院, 北京 100083
2. Key Laboratory of Tectonics and Petroleum Resource of Ministry of Education, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
3. Research Institute of Petroleum Exploration & Production, SINOPEC, Beijing 100083, China
1 引言
中扬子江汉平原簰洲湾地区位于湖北省嘉鱼县,构造区划隶属中扬子构造区中部的江汉平原沉湖土地堂复向斜.研究区内构造较稳定、地层平缓、油气保存条件相对较好.从20世纪90年代至今,相继完成海相钻井PC1井和超深钻井PS1井,揭示的地层主要包括新—中生界、古生界以及震旦系(未穿),显示出研究区在我国南方海相油气勘探的重要性.两口单井钻井岩芯存在大量的沥青显示,进一步证明研究区具有一定的海相油气勘探潜力.另外,该两口钻井也为进一步深入认识研究区乃至整个扬子板块海相油气成藏特征及规律提供了物质基础.
然而到目前为止,关于该区古地温演化的研究工作相对较少,其研究方法也主要局限在传统的流体包裹体测温、镜质体反射率分析和盆地模拟等手段,缺少能够反映区内地层受热或抬升冷却时间方面的约束条件.裂变径迹及新兴的(U-Th)/He定年技术则能够同时提供地质体古地温演化过程中温度和时间两方面信息,其成果广泛应用于沉积盆地构 造-热演化史分析中(Gleadow et al., 2002;Armstrong,2005; 郑德文等,2005;田云涛等,2011).因此,为深化对研究区构造-热演化的认识,本文对区内两口海相钻井系统取样,并开展了大量的磷灰石-锆石裂变径迹和(U-Th)/He测试分析及相应的低温热年代学古地温反演研究;同时结合传统的镜质体反射率分析、盆地模拟分析,深入细致地探讨了江汉平原簰洲湾地区中—新生代以来的构造-热演化动态过程,为进一步深化研究区乃至整个扬子海相油气成藏改造规律提供依据,同时为研究区内海相油气勘探提供低温热年代学依据.
2 区域地质背景中扬子江汉平原区夹持在北部的秦岭大别造山带和南部的江南雪峰隆起带之间,构造单元主要包括黄陵背斜、当阳复向斜、乐乡关潜江复背斜、沉湖土地堂复向斜、崇阳通山冲断背斜带以及巴洪冲断带(江汉油田石油地质志编写组,1991;郭彤楼等,2005)(图 1).中扬子江汉平原区是在晚元古代变质基底之上发育的多期南方海相叠加盆地中的一部分,其中部和南部叠加了江汉盆地中—新生代覆盖区的西缘.该区先后经历了加里东期、海西期、印支期、燕山期以及喜山期等多期构造演化阶段,盆地类型演化过程为晚震旦世—中三叠世海相克拉通盆地、晚三叠世—侏罗纪前陆盆地、晚白垩世至古近纪内陆断陷盆地和新近纪以来的坳陷盆地,形成了古生代和中—新生代生储盖含油气组合.盆地在纵向 上沉积的震旦系—中三叠统的海相地层厚达8000~10000 m,发育了上震旦统、下寒武统、上奥陶统—下志留统、二叠系和下三叠统等五套海相烃源岩,形成了上震旦统至志留系和志留系至下侏罗统等上、下两套油气成藏组合(江汉油田石油地质志编写组,1991).目前,盆地内已发现的油气资源主要分布在晚白垩世至新生代的陆相地层中,而海相地层中存在大量的油苗和油气显示(梅廉夫和费琪,1992;Peters et al., 1996;刘运黎等,2008);江汉平原区晚白垩统至新生界沉积为古生界海相层系构成了相对较好的重建型保存条件,是中国南方海相油气勘探较有利的地区之一(马力等,2004;马永生,2007).
簰洲湾地区位于江汉平原区沉湖土地堂复向斜的东部,夹持在巴洪冲断背斜带和崇阳通山背斜冲断带之间,更靠近巴洪冲断背斜带(图 1).印支期以前,簰洲湾地区地层沉积构造演化总体和扬子板块一致.印支早期,由于受华南板块和扬子板块碰撞的 影响,中扬子大部分地区中三叠世至晚三叠世 之间因地层抬升剥蚀呈不整合接触,研究区两口钻井揭示的地层均缺失部分中三叠统.印支期末(240—210 Ma),扬子板块与华北板块完成拼接(Li et al., 1993;Meng and Zhang, 1999);由于受华北板块向西南方向挤压的影响,整个盆地范围内构造应力场方向转变为SW向(周雁和胡纯心,1996).而研究区同时可能受到江南雪峰隆起带的强力阻挡,其主要应力场为SSW向,同时挤压坳陷逐步转变为鄂东南前陆盆地(Liu et al., 2005;刘少锋等,2010).燕山早期可能是由于拗陷幅度较小或者是周围物源供给不足的影响,沉积的下侏罗统地层相对较薄.随着挤压应力的进一步增强,区内构造沉降幅度大、周缘造山带隆升提供物源,区内有一定厚度的中晚侏罗纪地层沉积.晚侏罗世末期到早白垩世,挤压应力进一步加强或是构造应力场方向转变的影响,区内发生了大规模的地层抬升剥蚀,侏罗系地层遭受严重剥蚀,研究区内最大残留厚度不超过800 m.晚白垩世以后,受太平洋板块向欧亚大陆板块俯冲和上地幔上涌的影响,整个江汉平原区范围内上地壳拉张沉降,早期逆断层发生反转,形成断陷湖盆;研究区处于江汉断陷湖盆的边缘隆起上,接受的晚白垩世和新生代地层沉积相对较少.新近纪后受喜山运动的影响,研究区开始持续的抬升剥蚀.
选取研究区内PS-1井和PC-1井两口典型海相深层钻井进行研究,井位见图 1.两口钻井的砂岩岩芯样品采集时,合理考虑了样品随深度的变化,深度范围在700~4100 m之间.由于PS1井钻井中新生代地层没有取芯;PC1井钻井时间相对较早,现今保存的岩芯少.因此,PS1井样品主要为岩屑样品,PC1井仅获得一块砂岩岩芯.样品层位以中—下侏罗统和上三叠统为主,另外有两块样品来自下志留统地层.样品岩性以中砂岩为主,包括部分粗砂岩和细砂岩(表 1).
将采集到的砂岩样品粉碎研磨,样品粉碎过程中要考虑到岩石颗粒的大小及胶结程度,粉碎至60~150目.将淘洗后获得重矿物吹干后,经磁选、电选、重液等方法初选磷灰石和锆石矿物;之后如有需要,可以进一步在显微镜下人工挑选磷灰石和锆石颗粒.本文中PS1-06和PS1-08样品分离工作在墨尔本大学地球科学学院完成,其余样品均在廊坊市诚信地质服务有限公司完成.
外探测器法裂变径迹测试分析工作在中国地质大学(北京)地质资源与地质工程国家重点实验室完成(袁万明等,2007; 李天义等,2012).磷灰石采用环氧树脂滴固,锆石颗粒则使用聚四氟乙丙烯进行滴固.将固定好的磷灰石或锆石的薄片进行研磨和抛光,使得矿物内表面露出.之后,磷灰石颗粒在恒温20 ℃的条件下,利用5.5 mol浓度的HNO3溶液蚀刻20 s;锆石颗粒在220 ℃恒温条件下,利用8gNaOH+11.5gKOH熔化物蚀刻33 h.热中子辐照在中国科学院高能物理研究所完成.将低铀白云母外探测器紧贴在光薄片上,与矿物一并放入反应堆辐照,中子注量利用CN2和CN5铀玻璃分别标定磷灰石和锆石,照射的中子注量为1×1016n·cm-2.白云母片是在恒温25 ℃、40% HF中,蚀刻20 s揭示诱发径迹.利用AUTOSCAN自动测量装置,选择平行c轴的柱面测出自发径迹,并测定云母片上相对应位置的诱发径迹含量;测试采用OLYMPUS偏光显微镜,在放大1000倍条件下完成.水平封闭径迹长度是根据Green等(1986)建议的程序测定.本文采用Zeta常数法来计算样品年龄,根据IUGS推荐的ξ常数法和标准年龄方程计算年龄值(Hurford and Green, 1982,1983),本次研究获得的磷灰石和锆石的Zeta常数分别为389.4±19.2和85.4±4.
LA-ICP-MS法测试磷灰石裂变径迹在澳大利亚墨尔本大学低温热年代学实验室完成.采用Petro154进行滴固磷灰石颗粒,该滴固剂的好处是在常温下可以长时间呈浓液态,可以搅动以使尽可能多的磷灰石颗粒平行于长轴方向附于玻璃片上;另外,该滴固剂含气泡少,减少矿物颗粒的漂浮.而加热至135 ℃,在3~5 min内能固结,且透光性好.之后,利用Track Work 软件和Zeiss Axio Imager M系列显微镜,在放大1000倍条件下完成自发径迹含量和密度的统计工作.然后,利用Angient7700系列电感耦合等离子体质谱仪完成磷灰石颗粒U和Th含量测试分析工作.最后,利用获得的磷灰石颗粒抛光面自发径迹密度和238U含量,计算样品及单颗粒的裂变径迹年龄(Hasebe et al., 2004;Donelick et al., 2005;Gleadow,2010).本文中,LA-ICP-MS法测试计算样品年龄获得ε值是3851.87.为揭示更多的封闭径迹,利用252Cf对样品进行辐照,同时获得水平封闭径迹的三维参数.
(U-Th)/He测试分析流程相对较为繁琐、周期较长,该实验全部在澳大利亚墨尔本大学低温热年代学实验室完成.首先,在浸入酒精的状态下,利用双目极化光显微镜人工挑选颗粒大小适中、晶体形态完整、不含或极少含包体及裂纹的磷灰石和锆石单颗粒备用,记录每颗矿物颗粒的大小、形态并对矿物颗粒拍照和编号(Farley,2002).然后,将选好的颗粒分别放入编号的Pt管中,每根箔管中仅放一个矿物颗粒.释气过程中采用波长为820 nm的光纤耦合二极管激光加热器对矿物颗粒进行加热.磷灰石和锆石的释气条件分别为~910 ℃、加热5 min和~1250 ℃条件下、加热40 min.4He含量测定采用Balzers公司生产的四级杆稀有气体质谱仪.在每完成一个样品都会再次对该样品在相同条件下进行重复加热,以确保矿物颗粒内部所含4He都被释放.每一组磷灰石或锆石样品完成后分别测试Durango磷灰石或Fish Canyon Tuff锆石,以检测测试结果的准确性,该过程实验误差小于1%.将释气后的磷灰石和锆石颗粒溶解,并配比235U、230Th及147Sm标准浓度溶液,利用Agilent7700系列电感耦合等离子体质谱仪测试矿物颗粒中U和Th含量.该过程中BHVO-1、Mud Tank磷灰石及BCR-2被作为内标和检验标准,U、Th和Sm测定误差小于2%.最 后,利用所获得矿物颗粒He、U、Th及Sm含量,计算样品的(U-Th)/He年龄,该实验误差一般小于6.2%.
4 样品测试分析结果 4.1 裂变径迹测试结果近年来,随着对磷灰石裂变径迹退火动力学及退火控制因素认识的不断深入,对磷灰石裂变径迹温度的认识更为明确.一般认为,高F含量、低Cl含 量、Dpar相对较小的磷灰石易发生退火,像Durango 标样其能记录最高古地温通常认为在110±10 ℃(Gleadow et al., 1983;Gallagher et al., 1998).到目前为止,虽然已确认部分磷灰石裂变径迹(Dpar大于3.0 μm)完全退火温度可能会超过150 ℃(Ketcham et al., 1999;Farley,2002);而在本文中,实测的磷灰石裂变径迹退火动力学参数Dpar均小于2.0 μm,故其退火带温度仍采用60~120 ℃.
4.1.1 外探测器法磷灰石裂变径迹测试结果PS1井和PC1井共完成五个样品外探测器法磷灰石裂变径迹的测试分析工作,测试结果如表 1和图 2所示.五个磷灰石样品实测颗粒数均在25个以上,达到样品测试分析的要求.其中仅PS1-04样品P(2)为88.6%,远大于5%,测试结果采用池年龄;其余四个样品均小于5%,说明样品表观年龄可能是由两组或者两组以上单颗粒年龄组成,测试结果采用中心年龄.
PS1井和PC1井四个上三叠统—中侏罗统样品磷灰石裂变径迹表观年龄分布在54±6 Ma到82±7 Ma之间,均小于或远小于实际地层年龄,说明样品是在晚白垩世至古近纪早期经历磷灰石裂变径迹部分退火带.单颗粒年龄大多数居于100—50 Ma之间,而除PS1-04样品外,其余几个样品P(2)值均小于5%,说明其年龄由两组或两组以上单颗粒年龄组成.由此可以确定,该组样品在晚白垩世以后经历的最高古地温不超过110±10 ℃,未能造成样品发生完全退火;进一步可推断该区晚白垩世—古近纪地层沉积厚度相对较小,其造成的埋深增温效应较弱,未能导致裂变径迹年龄全部重置.
五个样品封闭径迹长度变化范围在12.8~11.5 μm,标准差1.4~2.2 μm,均属于中等径迹长度.从封闭径迹长度分布特征来看(图 2),PS1井下志留统PS1-01样品,封闭径迹相对较少.根据前人对封闭径迹长度分布规律的认识(Gleadow et al., 1986),研究区中生代四个样品封闭径迹长度分布均显示为混合型;而PS1-05样品短径迹含量相对较多,略呈双峰型.这也说明样品后期经历的古地温相对较低,未能造成早期形成的短径迹全部退火.结合样品裂变径迹年龄和封闭径迹长度分布特征分析认为,研究区中生代地层所经历的热史相对较为复杂或曾长期处于磷灰石裂变径迹部分退火带温度范围内(袁万明等,2007).
4.1.2 LA-ICP-MS磷灰石裂变径迹测试结果本文利用磷灰石裂变径迹测试分析的新方法——LA-ICP-MS法对PS1井下志留统和中侏罗统两块样品进行了测试,两个样品分别测试29个和43个颗粒,也均达到裂变径迹测试分析要求.
LA-ICP-MS法获得的PS1-07和PS1-08样品 磷灰石裂变径迹表观年龄分别为82.2 Ma和13.6 Ma,与外探测器法获得的相近深度样品表观年龄基本一致(图 3).PS1-07样品也反映晚白垩世中期样品经历磷灰石裂变径迹的部分退火带;而PS1-08样品由于其埋深相对较大,现今仍处于退火带内.PS1-07 样品经252Cf辐照后,揭示的封闭径迹长度为12.86±1.4 μm,与没有辐照的封闭径迹长度接近.另外,测试单颗粒年龄和封闭径迹长度时获得的两组动力学参数Dpar分别为1.88 μm和1.82 μm;与标准样品Durango磷灰石的Dpar相近,由此推断该样品能够 记录的最大温度在110±10 ℃.PS1-08样品动力学参数Dpar为1.72 μm,略小于PS1-07样品.可能是由于该样品至今尚未脱离退火带,经252Cf辐照后亦未能发现足够数量的封闭径迹.
前人对锆石裂变径迹退火行为、动力学过程以及部分退火带温度或封闭温度作了大量的研究工作(Yamada et al., 1995;Tagami and Shimada, 1996;Brandon et al., 1998;Garver and Bartholomew, 2001;Hasebe et al., 2003;Bernet,2009).目前,普遍认为锆石裂变径迹退火主要受温度、时间、加温或冷却速率及α-损伤等因素控制,而α-损伤随时间和有效铀含量的增加而增大.然而不同实验方法和分析手段,获得的锆石裂变径迹封闭温度差别较大,特别是退火实验获得的结果明显高于野外实测结果(Yamada et al., 1995;Tagami and Shimada, 1996;Brandon et al., 1998;Garver and Bartholomew, 2001;Hasebe et al., 2003;Bernet,2009),其原因可能是由于热退火实验后的锆石基本没有α-损伤.本次研究中,由于所取锆石样品年代相对较老(上三叠统),相应积累的α-损伤相对较高,故采用205±18 ℃作为锆石的有效封闭温度(Bernet,2009).
PS1井PS1-06锆石裂变径迹测试分析结果如 图 4所示.该样品实测25个锆石颗粒,对应的表观径迹年龄为105±6 Ma.样品单颗粒锆石裂变径迹年龄主要分布在80—135 Ma之间,主峰分布在100—130 Ma之间,年龄相对集中,且均小于实际地层年龄.由此推断该样品在早白垩世曾经历锆石裂变径迹封闭温度,对应古地温在187~223 ℃之间,造成锆石裂变径迹退火.
(U-Th)/He 热年代学是近年新兴的低温热年代学研究手段,该方法测量精确高、人为影响因素相对较小(Zeitler et al., 1987),其结果也能够同时记录近地表地质体演化过程中温度和时间两方面的信息,其研究成果被广泛地应用在沉积盆地构造活动及热史研究中(邱楠生等,2009).磷灰石和锆石是最常见的He定年矿物,前人通过大量的实验研究认为He在这两种矿物中扩散的滞留带温度分别为45~80 ℃和160~200 ℃,封闭温度分别为60 ℃和180 ℃(Farley,2000;Reiners et al., 2004;Hu et al., 2006).
本文中仅对PS1井的PS1-07和PS1-06样品分别开展磷灰石和锆石(U-Th)/He测试分析,其测试结果如表 2所示.PS1-07样品的4个磷灰石颗粒FT校正系数在0.73~0.85之间(Farley et al., 1996).矿物颗粒中4He含量在0.48~3.23 nnc之间,有效U(eU)含量在10.6~70.5 ppm(10-6)之间,对应的Th/U在0.71~7.24之间.该样品的4个磷灰石(U-Th)/He年龄在33.5—74.2 Ma之间,平均值为55.2 Ma,对应的年龄误差为2.1—4.6 Ma.由此认为,研究区在古近纪中后期已经冷 却到磷灰石He的封闭温度(60 ℃)以上;也进一步 证明研究区古近纪应该没有太大厚度的地层沉积,研究区中生代地层的高演化程度应该是在燕山期达到的.
PS1-06样品的两个锆石颗粒的FT校正系数均为0.81.4He含量在84.6 nnc和120.2 nnc,对应的U含量分别为562.9 ppm和1004.1 ppm,Th/U分别为0.23和0.32.该样品两个颗粒锆石(U-Th)/He年龄分别为101.6 Ma和101.1 Ma,年龄误差均为6.3 Ma,测试结果非常一致;同时也与该样品锆石裂变径迹年龄基本一致,说明样品在早白垩世中后期经历了一次快速抬升,古地温冷却至锆石He封闭温度以下.假定研究区中生代古地温梯度约30~35 ℃/km,估算该时期样品埋在4700~ 5500 m之间,则后期剥蚀地层厚度约3500~4400 m.
从裂变径迹、(U-Th)/He年龄与深度的关系(图 5)可以看出,PS1井和PC1井现今磷灰石裂变径迹退火带下限约4600 m处,推测现今地温梯度在19.5~21.6 ℃/km之间,与PS1井钻井实测地温梯度20.0 ℃/km基本一致.另外,从该图上还可以看出,研究区上三叠统—下侏罗统在早白垩世冷却到锆石裂变径迹和(U-Th)/He的封闭温度范围内,古地温在160~210 ℃之间;晚白垩世冷却到磷 灰石裂变径迹部分退火带范围,古地温在60~120 ℃ 之间;古近纪处于磷灰石(U-Th)/He的部分滞留带温度范围内45~80 ℃.由此推断早白垩世以后的抬升冷却过程近似于持续抬升冷却;从而也佐证晚白垩世—古近纪江汉盆地拉张沉降,对研究区影响相对较小,区内沉积的晚白垩世—古近纪地层厚度及其导致的埋藏增温效应不会太大.
镜质体反射率是石油地质学研究和沉积盆地热史分析的一项重要指标.它随着温度升高及沉积地 层埋深的增大而增大,记录沉积地层所经历的最大 古地温信息,且不受由于后期构造抬升、地层冷却的影响.因此,在再次埋深、加温没有超过前期温度的情况下,镜质体反射率能够被用来恢复构造抬升及 地层的剥蚀厚度(Hunt,1979;汪辑安等,1985;何生和王青玲,1989).
从镜质体反射率与深度的关系图上可以看出(图 6),PS1井和PC1井的镜质体反射率与深度总体呈良好的对数关系.PC1井深部二叠系至志留系部分镜质体反射率稍微偏低,低于两口井反射率随深度的正常变化趋势,这可能和测试对象、镜质体贫氢富氢、测试方法及人为因素等多方面的因素有关(Buiskool,1983;Wilkins et al., 1992;Bensley and Crelling, 1994).从测试分析结果来看,两口单井上 三叠统—下侏罗统地层镜质体反射率总体在1.16%~1.72%,说明样品埋藏以后,曾经经历过较高的古地温,造成地层的成熟度相对较高,达到高过成熟阶段.但是单纯地利用镜质体反射率结果分析,很难确定经历最高古地温的时间.通过镜质体反射率与深度的关系分析,认为研究区中侏罗统以上缺失地层总厚度在4100~4600 m之间.
裂变径迹和(U-Th)/He联合反演是利用实测裂变径迹和(U-Th)/He结果,结合样品实际地质条件,分析样品可能经历的古地温演化过程(Kohn et al., 2005).沉积盆地热史反演一般需要给出沉积时间、地层经历的最高古地温及时间和古地表温度.本 次反演采用HeFTy1.6.7软件,选用多元动力学退火模型(Ketcham et al., 1999,2007).该方法优点在于对不能确定抬升剥蚀或达到最高古地温时间的情况下,可以给出较大的时间和温度变化范围,结合实测结果,计算并选择最合理的热史路径.在本次模拟中,样品现今温度由样品埋深和地温梯度计算而来,古地表温度范围取10~25 ℃,现今地表温度取18 ℃.
为深化对燕山期和喜山期古地温演化过程的认识,对PS1井实测封闭径迹超过100条的PS1-07和PS1-03样品开展古地温反演.其中,PS1-07样品利用实测锆石(U-Th)/He(PS1-06)、磷灰石裂变径迹和(U-Th)/He联合约束;PS1-06样品则利用实测锆石(U-Th)/He(PS1-06)和磷灰石裂变径迹共同约束.
从模拟结果来看,PS1-07样品模拟的锆石(U-Th)/He、磷灰石裂变径迹和(U-Th)/He年龄分别为 111.2 Ma、82.3 Ma和39.2 Ma,与测试结果114.5 Ma(α校正He年龄)、82.2 Ma和38.8 Ma(α校正He年龄)基本一致,对应的GOF值为0.65、0.78和0.86.模拟的封闭径迹长度12.87 μm与实测径迹长度12.86 μm非常接近,对应的GOF值0.87(图 7);另外,径迹长度分布规律也基本与实测径迹长度分布相一致,说明模拟结果吻合的相对较好.
PS1-03共获取50条较好的热史路径(图 7),模拟的锆石(U-Th)/He和磷灰石裂变径迹年龄分别为114.9 Ma和63.6 Ma,与实测值114.5 Ma和63.4 Ma基本一致,对应的GOF值分别为0.95和0.97.模拟的封闭径迹长度12.40 μm,也与实测径迹长度12.41 μm非常接近;模拟的封闭径迹分布特征与实测结果一致.
从古地温演化图上可以看出(图 7),PS1-07和PS1-03均显示研究区PS1井在早白垩世(~116 Ma前)已经开始抬升,对应的古地温在160 ℃左右.之后连续构造抬升剥蚀冷却一直持续到古近纪早期(约55 Ma),两个样品古地温分别降低至59 ℃和71 ℃,降温幅度约~100 ℃.古近纪中后期,古地温 降低幅度相对较小,两个样品分别仅约10 ℃和18 ℃ 左右.
通过模拟结果可以发现,两个样品反演的热史 路径在古近纪存在较大差异.PS1-07样品在古近纪 初期有一段快速冷却事件,而PS1-03样品却不明显;相反PS1-03样品在古近纪中后期冷却幅度明显大于PS1-07样品,究其原因可能是受到PS1-07样品磷灰石He年龄对热史模拟结果控制作用的影响.低温热年代学热史反演结果表明,PS1井侏罗系地层应该在早白垩世达到最大古地温,早白垩世—晚白垩世发生大规模的快速抬升冷却;后期晚白垩世末—古近纪埋藏增温对古地温影响较小,古近纪中后期构造抬升冷却规模相对较小.
5.2 PS1井热演化史分析及讨论盆地模拟是沉积盆地热史研究和烃源岩经历的热演化过程分析的重要手段和依据,前人对其有效性和敏感性做了大量的研究工作(Waples et al., 1992a,1992b;Suzuki et al., 1993;He and Middleton, 2002). 在本文研究中,对研究区PS1井开展了系统的埋藏史和热演化史分析.模拟所需的地层和岩性资料根据该井实钻录井岩性和分层资料,现今地层 温度为钻杆实测温度,岩石热导率参考江汉盆地范围内钻井岩芯实测热导率,现今热流为40~45 mW·m-2(邱楠生等,2004;徐明等,2010).热史模拟结果用计算的镜质体反射率与实测镜质体反射率对照约束以 检验模拟结果的合理性.在本文中,同时利用热史反演获得 的古地温演化过程,开展低温热年代学的正演分析,结合三种低温热年代学指标检验模拟结果的合理性.
利用盆地模拟软件获得早白垩世抬升前盆地古热流与缺失地层厚度的关系如图 8所示.在早白垩世该井地层达到最大埋深时,古热流在47.06~60.07 mW·m-2之间变化,对应的该时期地层剥蚀 厚度在2700~4800 m之间.结合前文锆石裂变径 迹和(U-Th)/He、镜质体反射率及盆地模拟结果分析认为,该时期地层剥蚀厚度约4300 m,对应古热流约48.38 mW·m-2左右最为合理.
热史分析结果表明,簰洲湾地区寒武纪沉积以来,古热流相对稳定,平均热流约53.64 mW·m-2.早侏罗世末期,研究区内古热流开始降低,早白垩世抬升前古热流逐渐降低至约为48.38 mW·m-2.推测其原因可能是由于中、晚侏罗世之后,研究区可能位于挤压坳陷沉降中心,沉积地层厚度较大;研究区为热流下降区,上部低温流体向深层地层渗透,导致区内热流降低.晚白垩世以后,区内古热流逐渐降低至现今~42 mW·m-2.
研究结果表明(图 9),PS1井上三叠统—下侏罗统地层沉积至早侏罗世末期,古地温增加相对较慢.早侏罗世末期,上三叠统底部地层古地温在 60~65 ℃左右,下侏罗统底部地层古地温达到~40 ℃ 左右.中、晚侏罗世沉积以后,研究区沉积速度明显增快,该套地层古地温迅速增加.在早白垩世抬升前,上三叠统底部地层古地温达到170~190 ℃之间,造成该套地层的锆石裂变径迹和(U-Th)/He年 龄重置.下侏罗统地层古地温也达到155~165 ℃ 之间,造成磷灰石裂变径迹和(U-Th)/He年龄完全重置.早白垩世中后期,研究区抬升冷却.至晚白垩世沉积前(~90 Ma左右),上三叠统底部地层冷却至~100 ℃左右,磷灰石裂变径迹重新开始计时.之后虽然少量的晚白垩世—古近纪地层沉积,但总体对上三叠统—侏罗系地层增温效果不大.古近纪中期(~50 Ma左右),中侏罗统地层冷却~80 ℃以内,进入磷灰石(U-Th)/He部分滞留带温度;之后持续冷却至现今温度.
研究区古地温梯度在奥陶纪到石炭纪相对稳定,平均地温梯度在35~39 ℃/km.三叠世至早白垩世抬升冷却前,古地温梯度逐渐降低,在33.4~35.7 ℃/km之间.晚白垩世和古近纪平均古地温梯度在34.7 ℃/km 左右.现今约为22 ℃/km,与现今实测地温梯度基本一致.
二叠系烃源岩在早三叠世进入低成熟阶段,对应的Ro在0.6%~1.0%之间,古地温达到100 ℃左右;在早侏罗世末期进入中成熟阶段,Ro达到1.0%~1.3%之间,对应的古地温在140~160 ℃.中、晚侏罗世,进入晚成熟阶段,Ro在1.3%~2.6%之间,古地温在160~180 ℃之间.在早白垩世抬升前达到最大古地温在208~245 ℃之间,同时进入主生气阶段.之后持续抬升冷却,在早白垩世末期,古地温降低至约155~175 ℃,而现今温度约为120~135 ℃.由此,本文分析认为,古生界海相烃源岩成熟时间相对较早(早白垩世前),后期没有太大的二次埋藏增温,区内的油气勘探应该加强和重视保存作用及后期改造的构造调整过程分析.
5.3 研究区古地温演化与构造-沉积关系讨论研究结果综合分析认为,簰洲湾地区中、下侏罗统—上三叠统地层应该在晚侏罗世沉积末期经历的古地温达到最高约为145~190 ℃,对应的总的地层剥蚀厚度高达4300 m左右.中—晚三叠世(240~210 Ma),扬子板块和华北板块完成碰撞、拼接.之后由于华北板块继续向西南方向挤压,中扬子地区主要应力场方向转变为SW方向(周雁和胡纯心,1996);而研究区由于受到江南雪峰造山隆起带的阻挡,主要应力场方向为S或SSW方向.由于受挤压作用的影响,研究区乃至整个中扬子江汉平原区接受早侏罗世地层沉积、且现今保存相对完整.然而,下侏罗统地层厚度总体较薄且整个中扬子江汉平原区内变化不大.簰洲湾地区PS1井和PC1井钻遇的下侏罗统地层厚度分别为353 m和343 m.鄂东南地区野外露头控制的下侏罗统地层金山店组、大王冲组和程潮组总厚度约为396 m(湖北省地质矿产局,1990).江汉平原区内其他钻井揭露的下侏罗统地层厚度在283~542 m之间;野外露头控制下侏罗统地层厚度秭归地区约200 m,当阳地区最大厚度为857.89 m,平均厚度在250~380 m之间.其原因可能在于该时期盆地挤压坳陷幅度相对较小或物源供给相对不足.
中、晚侏罗世,随着华北板块向扬子板块挤压的进一步加剧,研究区可能发生强烈挤压坳陷.同时,研究区内气候干旱、周缘造山带迅速隆升,为盆地充填提供了充足的物源.现今鄂东南大冶—鄂城地区野外露头控制的中侏罗统花家湖群地层厚度超过1053 m;上侏罗统马架山组地层厚度约856.4 m.当阳地区钻遇中、上侏罗统地层残余厚度为148~377 m,野外露头控制的残留厚度也仅为427.6 m,但恢复的该地区侏罗系地层总沉积厚度在5000 m左 右.往西秭归盆地中侏罗统残留地层厚度高达2810 m,上侏罗统则超过3000 m.结合研究区东部地区至今还保留有部分早白垩世地层,本文综合分析认为,PS1井和PC1井区内应该也存在较大厚度的中、晚侏罗世乃至早白垩世地层的沉积,其沉积的侏罗系及早白垩世地层总厚度接近5000 m,而现今残存侏罗系地层较薄主要是由于后期构造抬升剥蚀造成的结果.
PS1井锆石裂变径迹和(U-Th)/He年龄均在110—100 Ma,热史反演结果表明燕山期构造抬升开始时间早于116 Ma,说明研究区构造抬升的发动时间可能在早白垩世.研究区周缘主要造山带在该时期内也发生快速隆升(140—110Ma).同时考虑到前人对研究区周缘地区构造抬升冷却(Grimmer et al., 2002;Hu et al., 2006;王韶华等,2009)、造山带活动(Faure et al., 1996;许长海等,2001;周祖翼等,2003)、岩浆岩侵位及岩性变化(大别山超高压变质作用与碰撞造山动力学编写组,2005;陈玲等,2012)及郯庐断裂带走滑(朱光等,2005)等诸多研究成果,结合研究区东部至今尚有下白垩统地层残存的客观事实(图 1),本文综合分析认为,研究区燕山期构造抬升冷却发动时间应该是早白垩世初期(140—130 Ma)左右,而不是晚侏罗世末期;其对应的大规模构造抬升冷却过程则主要发生在早白垩世中后期至晚白垩世.
另外,从沉积盆地分析角度来看,晚白垩世以后,受太平洋板块向亚洲板块俯冲和上地幔物质上涌的影响,江汉盆地范围内上地壳隆升,导致盆地区域拉张沉降.但晚白垩世到古近纪初期,研究区主要受NW和NNW向断裂控制,沉积有较厚的晚白垩世—始新世地层,其沉积中心主要集中在当阳复向斜南部江陵凹陷.古近纪中后期,盆地范围内沉积主要受NNE和NE向断裂控制,沉积巨厚的中新统地层,沉降中心主要在潜江凹陷.而簰洲湾地区该时期一直处于江汉断陷湖盆东部凸起带上(簰洲凸起),不具备大规模晚白垩世—古近纪地层埋藏增温的条件.
假设在晚白垩世构造抬升剥蚀后中、下侏罗统已剥蚀到现今的状态,根据磷灰石裂变径迹和(U-Th)/He实测结果正演分析晚白垩世—古近纪可能的沉积地层厚度.研究结果表明,当晚白垩世—古近纪沉积地层厚度超过~1000 m时,中侏罗统底部地层古地温达到80 ℃,磷灰石颗粒中He全部扩散,造成磷灰石(U-Th)/He年龄重置;同时上三叠统—下侏罗统底部地层古地温在100~120 ℃之间,磷灰石裂变径迹几乎完全退火,造成磷灰石裂变径迹年龄重置,由此,推断研究区白垩世—古近纪沉积的最大地层厚度不超过~1000 m.
6 结论综合运用磷灰石-锆石裂变径迹和(U-Th)/He、镜质体反射率、古地温反演及盆地模拟等手段,深入地探讨了中扬子江汉平原簰洲湾地区中、新生代构造-热演化特征,获得主要结论如下:
(1)研究区上三叠统底部地层锆石裂变径迹和(U-Th)/He年龄均集中在110—100 Ma,反映在中生代早白垩世地层构造抬升冷却事件.上三叠统—中、下侏罗统地层磷灰石裂变径迹表观年龄在85—54 Ma之间,径迹长度变化范围在12.8~11.5 μm;磷灰石(U-Th)/He年龄在74.2—33.5 Ma之间,反映晚白垩世以后地层抬升冷却事件.
(2)研究结果综合分析认为,研究区应该有较大厚度的中侏罗统或/和上侏罗统乃至早白垩世地层的沉积.现今残存中生代地层较薄,主要是由于后期持续构造抬升剥蚀造成的.区内燕山期大规模的构 造抬升剥蚀冷却事件的发动时间可能在140—130 Ma 之间,而其大规模的抬升冷却过程则主要集中发生在早白垩世中后期至晚白垩世.综合分析还认为,区内晚白垩世—古近纪沉积地层厚度相对较薄,推测其最大厚度不超过~1000 m.
(3)热史分析结果表明,研究区中生代地层应该在燕山期经历最大古地温,而不是在古近纪沉积末期.上三叠统—中下侏罗统地层沉积后至早侏罗世末期,古地温增加相对较慢.中、晚侏罗世沉积以后,古地温迅速增加;在早白垩世抬升前,上三叠统地层 达到最高古地温170~190 ℃之间,造成该套地层的 锆石裂变径迹和(U-Th)/He年龄重置.三叠世至早白垩 世抬升冷却前,研究区古地温梯度在33.4~35.7 ℃/km 之间;晚白垩世和古近纪平均古地温梯度在34.7 ℃/km 左右,现今最低约为22.0 ℃/km.寒武纪沉积以来,区内古热流相对稳定,平均约53.64 mW·m-2.早侏罗世末期,古热流开始降低,早白垩世抬升前降低至约48.38 mW·m-2.
致谢 LA-ICP-MS磷灰石裂变径迹和(U-Th)/He的测试分析工作全部在澳大利亚墨尔本大学完成,在此过程中得到了A. J. J. Gleadow教授和Barry P. Kohn教授的指导;外探测器法裂变径迹测试在中国地质大学地质过程与地质资源国家重点实验室完成,得到了袁万明教授的大力支持;另外,在实验过程中吉林大学方石副教授和墨尔本大学田云涛博士、钟玲博士、Raul Lugo博士和Himansu Sahu博士都给第一作者很大帮助;文中参考和采用了部分中国石化江汉油田分公司的资料,在此一并表示感谢.[1] | Armstrong P A. 2005. Thermochronometers in sedimentary basins. Reviews in Mineralogy & Geochemistry, 58(1): 499-525. |
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