2017, Vol. 60
2. 中国海洋石油研究总院, 北京 100027;
3. 长江大学 油气资源与勘探技术教育部重点实验室, 武汉 430100;
4. 西安交通大学 人居环境与建筑工程学院, 西安 710054
2. CNOOC Research Institute, Beijing 100027, China;
3. College of Geosciences, Yangtze University, Wuhan 430100, China;
4. School of Human Settlements and Civil Engineering, Xi'an Jiaotong University, Xi'an 710054, China
地质工作者通过对比研究认识到东沙隆起作为自古近纪以来的继承性隆起，在晚渐新世-早中新世早期暴露于水面之上，发育独立的古水流体系(李小平等, 2014).一直以来，因资料条件限制，前人只能利用邻区的资料对该区域的抬升剥蚀进行定性或半定量分析(Clift and Lin, 2001; Lin et al., 2003; 刘安等, 2011)，杨树春等(2008)认为东沙隆起南坡地区抬升剥蚀发生在不早于晚白垩世这一宽泛的时间域内，这些成果对认识东沙隆起的沉积埋藏过程尚显薄弱，具体体现在确切的抬升发生和结束时间以及抬升剥蚀的程度这两个基础问题的缺失.
随着深水区油气勘探的发展(何家雄等, 2012; 朱伟林, 2009)，中生界已成为珠江口盆地东部寻找油气的一个重要领域(陈隽等, 2002; 郝沪军等, 2001, 2004).然而，目前有关东沙隆起自中生代以来的热演化历史研究几乎空白，已有的地热学成果往往聚焦于现今地温场和新生代热历史(Clift et al., 2001; He et al., 2001; Nissen et al., 1995; 李雨梁和黄忠明, 1990; 饶春涛和李平鲁, 1991; 汪缉安等, 1995).并且，热史研究中均采用了基于岩石圈尺度的构造热演化法(林畅松, 1997; 宋洋等, 2011; 袁玉松等, 2009)，不利于研究局部地区的精细热史以指导具体勘探工作.
埋藏史和热历史作为影响油气形成的重要因素，对其进行重建不仅有助于珠江口盆地东部中生界的油气勘探，对认识南海东北部的构造演化也有重要意义.2003年9月在东沙隆起南坡(也是潮汕坳陷北坡)LF35-1构造上钻探的LF35-1-1井(图 1)，是珠江口盆地东部第一口以中生界为目的层的探索井.该井获得了弥足珍贵的钻孔测温与古温标数据，是重建该地区埋藏史和热史最直接资料来源.本文以LF35-1-1井为研究对象，利用新获得的低温热年代学(U-Th)/He定年数据及收集的镜质体反射率数据(Ro)，从地热学的角度，对东沙隆起中生代以来的埋藏过程和热历史进行探讨，以期为该区域的乃至南海北部的构造发育及油气形成过程提供参考.
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图 1 东沙隆起构造位置(附LF35-1-1钻井及过井地震剖面ec00-1747位置), 图中DS：东沙隆起；CS：潮汕坳陷 Fig. 1 Dongsha uplift tectonic position (the drilling location of LF35-1-1 well and seismic reflection section ec00-1747 are attached) |
珠江口盆地是南海北部陆缘的一个大型新生代为主的沉积盆地，地处欧亚板块和南中国海微板块、菲律宾海板块的交界处，有着独特的地质演化经历(钟广见等, 2011).盆地内NE向构造带被NW向隐伏断层所切割，形成了“南北分带，东西分块”的构造格局(图 1).关于南海东北部地区在中生代时期属于特提斯构造域还是太平洋构造域，抑或是两大构造域叠合影响的争论一直未休(吴世敏等, 2001; 夏戡原等, 2000; 杨静等, 2003; 周蒂等, 2005a, b).但凭借现有的钻井地层方面的证据可以肯定的是：珠江口盆地自晚三叠世以来经历了多期海进海退旋回，发育有多套海相沉积(郝沪军等, 2009)，已探明的海相中生界主要分布在珠Ⅰ坳陷、珠Ⅱ坳陷、潮汕坳陷以及东沙隆起地区(王平等, 2000).盆地在新生代的发育经历了三大构造演化阶段和五次大规模的构造运动(陈长民, 2000; 李平鲁, 1993, 庞雄等, 2007; 邵磊等, 2008)(参见图 2).
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图 2 南海北缘新生代构造事件与珠江口盆地新生代主要构造运动(庞雄等, 2007; 邵磊等, 2008) Fig. 2 Cenozoic tectonic stages in the northern margin of the South China Sea and key Cenozoic tectonic movements in the Pearl River Mouth basin |
东沙隆起是珠江口盆地中央隆起带东部的一个次级构造单元，是一个被南、北坳陷夹持，由北东向南西倾没的大型鼻状隆起(图 1).刘安等(2011)通过对比东沙隆起及其周围钻井的一维构造沉降结果，将东沙隆起地区的构造演化分为五个阶段：白垩纪挤压阶段、古新世-早渐新世伸展断陷阶段、早渐新世末期的抬升剥蚀阶段、晚渐新世-中新世快速的裂后沉降阶段、晚中新世以来的断块升降阶段.刘丽华等(2014)将东沙隆起新生代沉积演化总结为抬升剥蚀期(晚白垩世-早渐新世)、碳酸盐台地发育期(渐新世-中中新世)和陆棚沉积期(晚中新世至今)三个阶段.上述研究成果体现出早渐新世的南海运动及晚中新世的东沙运动对东沙隆起构造、沉积转变的显著影响(图 2).
本次研究取样的LF35-1-1井位于珠江口盆地东沙隆起南缘(也就是潮汕坳陷北坡)的披覆构造上(见图 1过井地震剖面)，钻井水深达313 m，钻井平台高23 m，井深为2500 m.钻井地层沉积有三叠系-侏罗系、下白垩统和上白垩统3套地层，从岩石组合、沉积构造以及微生物组合特征可推断出(表 1)，南海东北部地区从中-晚侏罗世到白垩纪水深经历了由浅到深，然后又转为陆地的一个完整旋回(郝沪军和张向涛，2003；郝沪军等，2004；邵磊等，2007).
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表 1 南海东北部LF35-1-1中生界岩性及沉积环境柱状图(依据邵磊等, 2007; 杨树春等, 2008及中海油研究总院提供的地震剖面最新解释) Table 1 The Mesozoic stratigraphic section of the Drill LF35-1-1, northeast of the South China Sea (adapted from Shao et al., 2007; Yang et al., 2008 and the latest seismic profiles interpretation provided by CNOOC) |
LF35-1-1井测井过程中共获得了五个井底温度(BHT)，考虑到钻井液的影响，本次研究利用Waples and Ramly(2001)提出的方法进行了校正(表 2)，校正过程中，按王宏斌(2005)提出的南海北部海底温度与水深的相关性关系，海底温度取11 ℃.
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表 2 LF35-1-1钻井BHT及校正温度(中海油研究总院提供) Table 2 Borehole bottom temperature and calibrated temperature of LF35-1-1 offered by CNOOC |
利用校正温度，计算测温深度至海底的温度梯度，计算结果显示：5个测温点地温梯度介于32.4~34.2 ℃·km-1间，平均值为33.3 ℃·km-1.这一地温梯度略高于整个珠江口盆地的“归一化”地温梯度均值(32.1±6.0 ℃·km-1)，也明显高于东沙隆起北部和中部其他区块的地温梯度值(Yuan et al., 2009).LF35-1-1井区位于南海北缘深水区，大地热流总体变化趋势受地壳伸展减薄程度的控制，从陆架到陆坡(从北到南)逐渐增高(杨树春等, 2014).并且，在中国近海及邻区磁异常平面图上，东沙隆起位于一高磁异常条带区，说明东沙隆起在某地质历史时期是岩浆活动活跃区(郝沪军等, 2009)，上述两点可解释LF35-1-1井区现今的高地温特征.
4 (U-Th)/He热年代学热史恢复 4.1 采样和实验(U-Th)/He热年代学方法是基于238U、235U、232Th和147Sm放射性衰变产生4He原子发展而来的，因热扩散导致4He的部分丢失出晶体使得该方法可以用作热温度计，影响晶体扩散速率的因素包括宿主矿物类型、粒径、冷却速率、径迹损伤等(Zeitler et al., 1987; Farley, 2002; Shuster, 2006).一般来说，磷灰石晶体内由放射性衰变产生的4He粒子在高于80 ℃时会全部散失，但在低于80 ℃则发生部分散失.随着温度的降低4He散失比例逐渐减少，直到40 ℃以下达到完全保留，目前将这段对应于~40~80 ℃的垂直地层称为“部分保留带”(PRZ: 图 3: Wolf et al., 1996, 1998; Farley, 2002; Farley and Stockli, 2002).其他应用较多的矿物还有锆石和榍石，锆石(U-Th)/He(即ZHe)的封闭温度在170~190 ℃之间(Reiners et al., 2002, 2005)，榍石在191~218 ℃(Reiners, 2005).目前，(U-Th)/He技术已被广泛应用于盆地山体热演化、地形演化、地质体定年等研究领域，研究中采用多种不同矿物的(U-Th)/He定年数据有利于提高不同温度区间内热史路径的准确性.此次研究中，我们采用了两种(U-Th)/He年龄，即磷灰石(U-Th)/He年龄和锆石(U-Th)/He年龄.
本次研究在钻井取芯的中生代沉积层内共获得三个不同深度的岩屑样品，平均深度间隔约500 m(图 3)，样品经破碎、过筛后进行重液和磁选分离得到磷灰石和锆石矿物颗粒.磷灰石(U-Th)/He定年测试在美国佛罗里达大学(University of Florida)惰性气体实验室进行.首先，使用体视镜在最大放大倍数×160倍条件下进行观察并选出若干个不含可视包裹体的磷灰石单晶，接着使用扫描电镜(SEM)确定其化学组成并观察晶体基本形态特征.Shan et al., (2013)展示了该观察方案即使在极端高束流(1000pA)条件下观察近2h也不会引起杜兰戈磷灰石标准样品(U-Th)/He年龄的明显改变.镜下观察的目的是从每个样品中选出3~4个单晶颗粒，测量其物理尺寸以便计算出α粒子射出校正参数.随后，将选出的样品单晶和若干个杜兰戈磷灰石标准单晶逐个包裹进金属Pt囊中，进行4He的加热提取和含量测定，操作过程可参考Min and Reiners(2007).去气后的样品及标样经过化学消解方可进行U、Th、Sm含量的测定，该过程通过一台双聚焦磁场的Element2高分辨电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)实现.最后，利用α粒子射出校正因子对上述测量计算得到的年龄值进行校正得到一个单晶(U-Th)/He年龄(Farley et al., 1996; Farley, 2002).锆石样品(U-Th)/He定年由澳大利亚联邦科学与工业研究所(CSIRO)氦定年实验室协助完成，具体测量及校正过程可参考Tian et al., (2012).
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图 3 LF35-1-1钻井样品磷灰石和锆石(U-Th)/He年龄与校正深度和地层温度关系图 按王宏斌等(2005)提出的南海北部海底温度与水深的相关性关系，海底温度取11 ℃，温度分布依据平均值33.3 ℃·km-1推算. PRZ为磷灰石部分保留带(对应于现今地温40~80 ℃的深度范围，此区间范围内4He有部分散失). Fig. 3 Apatite and zircon (U-Th)/He ages versus corrected depth or present temperature According to the correlation between submarine temperature and water depth in northern margin of the South China Sea proposed by Wang Hong-bin (2005, in Chinese), the submarine temperature of LF35-1-1 well is simulated as 11 ℃. And the geothermal distribution versus depth is based on a geothermal gradient of 33.3 ℃·km-1 mentioned above. PRZ (Partial Retention Zone) refers to a depth range corresponding to a temperature range of 40~80 ℃, in which the loss of radiogenic 4He is sensitive to geotemperature. |
磷灰石(U-Th)/He年龄：共获得来自两个样品的7个磷灰石单晶(U-Th)/He年龄(图 3和表 3).浅层样品LF3501来自上白垩统，垂直校正深度为1099 m，3个单晶年龄值范围为39.9±2.0(1σ)至32.8±3.2 Ma，加权平均值为37.2±2.7(2σ)Ma；中部样品LF3502来自中上侏罗统，垂直校正深度为1602 m，4个单晶年龄范围介于8.0±0.5(1σ)至5.2±0.3 Ma，加权平均值为6.4±1.8(2σ)Ma.
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表 3 潮汕凹陷LF35-1-1井磷灰石(U-Th)/He年龄测试结果 Table 3 The measured apatite (U-Th)/He ages of samples for borehole LF35-1-1 |
锆石(U-Th)/He年龄：三个不同深度样品的6个单晶ZHe年龄数据范围为49.9±2.1(1σ)~31.5±1.5 Ma(图 3和表 4)，加权平均值依次为分别为49.0±2.8(2σ)Ma、38.5±2.1 Ma和32.8±2.0 Ma.
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表 4 潮汕凹陷LF35-1-1井锆石(U-Th)/He年龄测试结果 Table 4 The measured zircon (U-Th)/He ages of samples for borehole LF35-1-1 |
无论是磷灰石单晶He年龄，还是锆石单晶He年龄，样品测试的He年龄均远小于样品沉积年龄，且随着样品时代的变老，He年龄逐渐变小，这与浅部样品比深部样品更早进入或通过He部分保留带的原理一致.三个不同深度锆石样品的ZHe加权平均年龄值差异较小，且与浅部磷灰石单晶He年龄一致，代表了同一期快速冷却事件，初步推断样品所在地层冷却至He体系封闭温度以上的时间为晚始新世-早渐新世.
4.3 (U-Th)/He热史模拟 4.3.1 单颗粒磷灰石(U-Th)/He热史反演在前述(U-Th)/He年龄定性分析的基础上，使用Hefty1)模拟器基于Flowers et al., (2009)提出的RDAAM(The Radiation Damage Accumulation and Annealing model)模型(即辐射损伤的积累与退火模型)对LF3501和LF3502两个样品的多个磷灰石单颗粒逐个进行定量模拟.此外，反演过程中加入了同深度的镜质体反射率均值(Ro)以约束样品经历的最高古地温.
1) HeFTy是一款可联合(U-Th)/He、裂变径迹(FT)和镜质体反射率(Ro)数据的非商用热史模拟器(Ketcham, 2011; Gallagher, 2012).
图 4展示的是磷灰石单晶He年龄的温度史模拟结果：左边(从上至下三帧)列出了LF3501样品内三个磷灰石颗粒自沉积后至今经历的温度路径, 右边(自上而下三帧)分别展示了LF3502样品内三个单晶的温度路径.图中洋红色折线和绿色折线分别代表了拟合优度“好”和“可接受”的热史模拟路径，深蓝色粗线表示了各个颗粒热史的权重平均以方便观察对比.由图 4可见，样品LF3501和LF3502经历的热史路径基本相同，均在晚白垩世期间经历了最高的埋深温度，由于所处深度位置不同，LF3502经历的最高古地温值明显高于LF3501样品.随之开始快速冷却，样品LF3501在中始新世(~40 Ma)已到达磷灰石He体系的温度不敏感区(~45 ℃以下)，而LF3502则直到早渐新世(~30 Ma)才进入温度不敏感区，考虑到两者垂直校正深度相差~500 m，这一结果与同一地体经历同期持续抬升运动时浅部样品较早退出He部分保留带的规律相符.由此，我们可将该冷却事件理解为同一期抬升剥蚀的构造事件.同时，图 4显示两个样品进入He温度不敏感区后基本稳定，而在近期又因新生代沉积而发生小幅升高.
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图 4 LF35-1-1钻井样品磷灰石单颗粒He年龄热史模拟结果 图中显示的热史路径分类基于拟合优度(从0到1)，是指测量值和模拟值之间的相符度.洋红色细线为“好”结果，拟合优度高于或等于0.50；绿色细线为“可接受”结果，拟合优度高于或等于0.05，可理解为实测数据支持“好”结果但无法排除“可接受”结果.另外，深蓝色粗线为权重平均，蓝色长方形细线框为预设的路径出现区域.小标题中的g1代表颗粒1，以此类推. Fig. 4 Thermal inversion results based on single grain apatite (U-Th)/He ages for two borehole samples (i.e. LF3501 and LF3502) "GOF" ranging from 0 to 1 is the goodness-of-fit between the model and measured ages. For each of these statistics, a "good" result which is displayed as a magenta line corresponds to a GOF of 0.50 or higher, and an "acceptable" path displayed as a green line corresponds to a value of 0.05 or higher. A useful way to think of these relative degrees of fitting is that a good result implies the time-temperature path is supported by the data, while an acceptable time-temperature path is not ruled out by the data. Moreover, a dark blue thick line indicates the weighted mean while blue rectangles represent presumptions by first step of forward modeling. "g1" in the subtitle represent the first grain, and so on. |
因磷灰石(U-Th)/He体系的温度敏感区间(即部分保留带，简称PRZ)为~40~80 ℃，当样品冷却低于PRZ下限温度(~70~80 ℃)时，其经历的地质事件将被完全或部分记录，而超过其下限温度时，用这类数据反演的最高古温度时间会存在不确定性，而锆石(U-Th)/He的温度敏感区间在~130~190 ℃(Reiners P W, 2005; Reiners et al., 2002)，二者的联合反演可提高热史路径的准确率.由此，我们以磷灰石He年龄单单晶模拟结果一致性较好的LF3501样品作为对象，基于Reiners et al.(2004)提出的锆石He热扩散模拟理论，对该样品进行锆石和磷灰石(U-Th)/He年龄数据的联合热史反演，同时加入等深度的镜质体反射率均值(Ro)加以约束.反演结果揭示的结果是(图 5)：样品对应地层曾经历的最高古地温高于锆石He封闭温度下限(170~190 ℃)，并在古近纪经历了一期强烈的抬升剥蚀事件，其冷却速率达到~18 ℃/Ma.
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图 5 样品LF3501磷灰石与锆石He年龄结果综合热史反演结果 图中显示的热史路径分类基于拟合优度(从0到1)，是指测量值和模拟值之间的相符度.洋红色细线为“好”结果，拟合优度高于或等于0.50；绿色细线为“可接受”结果，拟合优度高于或等于0.05，可理解为实测数据支持“好”结果但无法排除“可接受”结果.另外，深蓝色粗线为权重平均，蓝色长方形细线框为预设的路径出现区域. Fig. 5 Comprehensive thermal inversion results based on apatite and zircon (U-Th)/He ages for borehole sample LF3501 "GOF" ranging from 0 to 1 is the goodness-of-fit between the model and measured ages. For each of these statistics, a "good" result which is displayed as a magenta line corresponds to a GOF of 0.50 or higher, and an "acceptable" path displayed as a green line corresponds to a value of 0.05 or higher. A useful way to think of these relative degrees of fitting is that a good result implies the time-temperature path is supported by the data, while an acceptable time-temperature path is not ruled out by the data. Moreover, a dark blue thick line indicates the weighted mean while blue rectangles represent presumptions by first step of forward modeling. |
依据最新的过井地震剖面解释(图 1)，LF35-1-1钻井新生界底部地层为珠江组上段，那么抬升结束时间应早于中中新世.同时，完井资料显示中生界顶部为上白垩统，说明抬升剥蚀发生在晚白垩世之后.对于上述推论，He年龄联合反演(图 5)模拟出的绝大部分热史路径都与之相符，但还不足以对抬升开始和结束时间做出更加准确的约束.并且，仅依靠上述结果，也无从讨论该期冷却事件的机制和规模.因此，还需要借助古热流法基于已有的镜质体反射率数据进一步确证，从而得出抬升事件中准确的剥蚀发生时间、剥蚀量及基底热流演化.
5 Ro约束的热历史和剥蚀量镜质体反射率(Ro)是反映烃源岩有机质演化程度的最好指标，在相同受热条件下数值具有连续性和不可逆性.地层中的镜质体反射率间接地记录了地层的埋藏史(古埋深或剥蚀厚度)和盆地底部的热流史，一旦盆地热流史(Qi)和地层剥蚀厚度(Hei)已知，即可恢复地层的埋藏史并模拟与之相伴随的热过程，从而重建地层温度史，该方法即古热流法.古热流法热史恢复基本过程是：先将模拟的钻井剖面按实际地层和不整合分为若干构造层，每一构造层内有两个未知量：剥蚀厚度Hei和剥蚀开始时的热流值Qi.通过二分法和非线性牛顿迭代法对Hei和Qi进行迭代，以使构造层内实测古温标值(Pobs, %)与相应的(EASY %Ro)理论模型计算值(Pcal, %)达到最佳拟合，当目标函数ε=∑[(Pobs-Pcal)/(Pobs+Pcal)/2]2达到最小值时，Hei和Qi即同时被确定(胡圣标和汪集旸, 1995; 胡圣标等, 1998).
根据中国海洋石油研究总院的最新解释成果(参见表 1)，新生界厚度为898 m，包含粤海组、韩江组和珠江组上段，模拟时将新生界整合为一个构造层，层底地质年龄~18.5 Ma.其下中生界依据钻井资料将其划分为上白垩统、下白垩统和中上侏罗统三个构造层，层底时代及垂直深度依照完井报告数据，各个构造层底界深度均进行了水深和补心高校正处理.
结合前人对东沙隆起新生代构造、沉积演化的研究成果及上述He年龄反演的模拟结果，我们将新生界与中生界之间的不整合面处理为简单沉积-剥蚀-沉积间断(D-E-H)型.由于前人对东沙隆起抬升剥蚀的认识仅在于不早于晚白垩世这一宽泛的时间域内(杨树春等, 2008)，在此将抬升开始时间假设为未知.尽管LF3501样品的He联合反演结果(图 5)中绝大多数温度路径在中始新世(~40 Ma)之前都已越过了磷灰石He的温度敏感区上限温度(~40 ℃)，但考虑到磷灰石He的单晶热史反演的结果(图 4)中由深部LF3502样品揭示的抬升结束时间最晚在早渐新世(~30 Ma)，模拟时将该时间点(~30 Ma)作为剥蚀结束时间的下限，此后经历了沉积间断，再次沉积开始时间根据新生界地震剖面解释设为中中新世(~18.5 Ma).再者，前人研究中关于上述不整合面的剥蚀厚度(Hei)计算结果分歧较大(杨树春等, 2008; Wang et al., 1995).杨树春等(2008)基于同一组镜质体反射率数据，利用古地温梯度法对LF35-1-1井进行了单井热史恢复，计算出该井中生界顶部不整合剥蚀量为2080 m.而Wang等(1995)通过地震剖面估算的剥蚀厚度可达3000~4000 m，由于两者研究手段及资料解释的程度不同，很难对两种结果做出直观比较，我们在模拟时采用了1500~4000 m(每间隔500 m进行一次取值)逐步取值代入的策略，通过比较Ro模拟值和实测值的吻合度得到最合理的地层埋藏史和温度史.
反演结果揭示：当剥蚀厚度设为2000 m时，Ro的模拟值与实测值的拟合度最佳，由此计算的现今温度与实测校正值拟合也良好(图 6).古热流法得到的地层埋藏史(图 7)显示剥蚀开始时间为早始新世(~55 Ma)，此时该井区经历了最高井底古热流(100mW·m-2)，之后热流减小，持续至现今64.3mW·m-2(图 6).以上述结果可计算出样品温度史(图 8)，与He年龄联合反演热史结果(图 5)相比，两者的共同点在于均在早始新世(~55 Ma)达到最高埋深温度(~240 ℃)，之后发生强烈的抬升剥蚀.不同点在于：He年龄联合反演显示地层温度自晚始新世(~40 Ma)结束抬升后基本稳定，直到上新世至今有小幅突击升温的现象，而古热流法得到的温度史展示的是早渐新世(~30 Ma)结束抬升后仍存在一小段缓慢冷却期，直至早中新世末期(~18.5 Ma)再次逐步升温.一般来说，(U-Th)/He方法得到的抬升结束后的温度范围已接近或低于磷灰石He年龄的温度敏感区(40~80 ℃)，其反映的温度史往往存在较大的不确定性，因此，要比较上述两类热史反演结果还需要结合现有的区域地质和沉积地层方面的研究成果.
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图 6 古热流反演结果与实测值对比图 (a) Ro实测与模拟; (b)温度实测与模拟; (c)单井热流史. Fig. 6 Comparison chart of measured value and inversion results by paleo-heat flow method (a) Inverted Ro and measured Ro data; (b) Simulated temperature curve and measure temperature values; (c) Simulated heat flow history. |
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图 7 LF35-1-1钻井地层埋藏史 Fig. 7 Stratigraphic burial history of borehole LF35-1-1 |
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图 8 样品温度史模拟结果图(基于古热流法) Fig. 8 Geothermal history result diagram (based on palaeo-heat flow method) |
(1) 剥蚀开始和结束时间
仅依靠He年龄反演结果只能将剥蚀起止时间大致约束在晚白垩世至早渐新世范围之内，而以该时间域作为预设条件，利用古热流法对同一套镜质体反射率数据展开进一步的热史反演得到的结果不仅验证了预设的剥蚀终止时间(~30 Ma)，还给出了确切的剥蚀开始时间，即早始新世(~55 Ma)，该结果与前人研究中提到的剥蚀发生时间基本一致(杨树春等, 2008; Wang et al., 1995).李小平等(2004)认为东沙隆起是自古近纪以来的继承性隆起，在晚渐新世-早中新世早期暴露于水面之上，发育独立的古水流体系，并向西北和西南方向发散碎屑物.刘安等(2011)通过恢复沉降史推断出东沙隆起在早第三纪(古新世-早渐新世)拉张过程中断裂为南北两侧坳陷边界断层的上升盘，断块掀斜作用会使其隆升，成为南北两大坳陷的剥蚀物源区.上述认识与我们得到的隆起发生时间基本吻合.
结合前面提到的南海北部陆缘新生代构造历史，反演得到的抬升开始时间(~55 Ma)正好对应于珠江口盆地古近纪发生的一期重大构造运动——珠琼运动的开启，其间由于张裂应力场方向不同可分为两幕.地震资料显示，珠琼运动一幕开始于早始新世，形成地区性不整合面(地震反射界面T9)，界面之下为杂乱反射层，代表初始张裂的碎屑岩等杂岩沉积，只在局部地区可以发现，且规模小；而不整合界面之上为层状反射层，分布面积迅速扩大，代表大规模裂陷的开始.李平鲁(1993)发现珠琼运动使珠江口盆地发生第二次张裂，形成NE-ENE向断陷，并伴有中酸性岩浆喷发，是盆地最早的喷发旋回(第一期).吴世敏和周蒂(2001)根据年代表(Gradstein and Ogg, 1996)分析认为南海北缘东段的断裂活动主要集中在56.5 Ma、23.3 Ma和10 Ma左右三个时间段.同时，华南沿海广东三水、茂名等新生代裂陷盆地岩浆活动特征表明华南岩石圈在~56 Ma发生了大规模伸展减薄，上述地区火山岩的钕同位素分析资料εNd(t)在56 Ma时突然由负转正，表明该时段火山作用源区从下地壳突然转向上地幔(朱炳泉等, 2001)，上述资料暗示了该时期在南海北部陆缘发生的大规模伸展裂陷活动，足以引起东沙隆起地区发生强烈的大规模抬升剥蚀事件.
抬升结束的时间(~30 Ma)得到了He年龄单晶热史模拟和古热流法两种结果的验证，该时间与南海东北部在早渐新世晚期开始的一次区域性构造运动(即南海运动)的起始时间一致(图 2).盆地区域不整合面为T7，表现为恩平组顶部与珠海组底部地层缺失.前人的研究显示：南海运动是珠江口盆地新生代最为强烈的一次构造运动，延续时间长，彼时海水从南向北大规模入侵，盆地由裂陷向坳陷转化，开始进入热沉降阶段，沉积环境由海湾逐渐向浅海、开阔海演化.Taylor和Hayes(1980, 1982)通过对中央海盆地磁异常条带的研究认为，南海海盆扩张时代在早渐新世晚期至中新世(32~17 Ma).综合大洋钻探计划(IODP)的349新航次获得的新证据显示南海东北部海底初始扩张时间约为33 Ma(Li et al., 2014).由此可见，东沙隆起地区抬升剥蚀结束这一转折点与南海东北部伸展拉张及南海海底扩张的区域地质背景有着密切的联系.
(2) 剥蚀厚度
Wang et al., (1995)通过横穿潮汕坳陷(LF35-1-1位于东沙隆起和潮汕坳陷交界处)的地震剖面发现了区域性的P波速度不连续，由此认为该区域在古近纪发生过大规模抬升剥蚀，剥蚀厚度估算可达3000~4000 m.杨树春等(2008)利用钻井资料和Ro测试数据恢复了钻井热史，认为LF35-1-1井区在不早于白垩世晚期经历了最高古热流(107 mW·m-2)，此后经历了强烈的抬升剥蚀，剥蚀量为2080 m，这一结果与其利用地震剖面估计的中生界顶部剥蚀厚度(1600~2000 m)相当.得益于钻井数据的丰富和古温标手段的进步，此次研究中，我们利用钻井样品的锆石和磷灰石(U-Th)/He年龄联合反演进行中生代以来的温度史模拟，并依此为进一步的精确模拟提供约束，由此得出的中生界顶部剥蚀量约为2000 m，基于该条件得到的温度史也得到了今地温数据的印证.
由图 2可知，珠江口盆地自晚白垩世至早第三纪末大致发生过三期裂陷活动(龚再升等., 1997).第一期(即神狐运动)发生在晚白垩世-早始新世，沉积地层为神狐组，彼时南海北部广泛发育小型陆相半地堑和地堑群，填充以干旱、半干旱条件下的红色碎屑沉积为主.由此推断，神狐组沉积地层可能具有分布散、厚度小的特点；第二裂陷幕发生于早始新世末-早渐新世，其内部又被不连续面划分为两个阶段，即珠琼运动一幕和二幕.其中，始新世中-晚期为快速沉降阶段，形成了优质的文昌组湖相烃源岩；第二阶段为相对稳定沉降期，时代为始新世末-早渐新世，发育恩平组含煤地层，主要为浅水沉积环境，后期发生海侵形成海陆交替环境.现有勘探纪录显示：文昌组和恩平组均为珠江口盆地的主力烃源岩层，其分布范围和沉积厚度相当可观.第三期裂陷发生在早渐新世-晚渐新世，也就是南海运动时期，总体上珠江口盆地即已进入坳陷阶段，只是在局部地区有小规模的裂陷活动.随之，盆地完全进入热沉降阶段.陈长民等(2003)提到珠江口盆地自北向南隆坳相间，隆起带以新近系沉积为主，厚度为1000~2000 m；坳陷带古、新近系约各占一半，厚度9000~12000 m.从典型裂谷盆地的沉积填充特征考虑，坳陷和断陷期的充填厚度的比值一般是＜0.5.依据上述原理推断，模拟得到的剥蚀厚度(~2000 m)，也就是研究区的神狐组、文昌组和恩平组的总沉积厚度远小于现今坳陷区的古近系厚度理论值(4500~6000 m)的下限，这与其构造位置(坳陷与隆起中间位置)的沉积能力基本相符.
(3) 抬升或基底热流降低？
古热流法反演得到的钻井地层埋藏史(图 7)指示的剥蚀开始时间(~55 Ma)正好对应于最高古热流(图 6)，由此推断抬升应该是造成热流降低的主要因素.但众所周知，冷却的原因可能是抬升也可能是基底热流下降，亦或是两者兼有.南海北部大陆边缘的张裂始于晚白垩世(即神狐运动)，形成NNE－NE向断裂和断陷(参见图 2).随后的珠琼一幕运动开始于早始新世，该地区尚处于上一次拉张的热沉降阶段，难以量化或排除基底热流下降因素在上述冷却事件中的作用.
(4) 早渐新世(~30 Ma)后的热历史
由He年龄反演结果(图 4和图 5)的热史路径统计得出，样品最晚在早渐新世(~30 Ma)之后进入磷灰石(U-Th)/He的温度不敏感区，由此将此时间设为剥蚀发生的下限，该假设在后面的古热流计算中拟合结果良好.然而，关于之后的热史发展，两种反演的结果并不一致，在此结合珠江口盆地新生代构造沉积演化历史对He年龄联合反演(图 5)和古热流法(图 8)的热史路径在早渐新世后的分歧做以下讨论：
首先，He年龄联合反演结果显示了井区地层在上新世有突击小幅升温的现象(图 5).现有的南海及其周缘盆地现今地温场研究显示：南海北缘盆地具“热盆”特征，平均大地热流达到75 mW·m-2，以5.3 Ma以来的新构造运动对其“热盆”特征的影响最大(He et al., 2001; 施小斌等, 2000; 饶春涛和李平鲁, 1991; 单竞男, 2011; 袁玉松等, 2009).从大地构造属性上看，南海北部大陆边缘属于被动大陆边缘但又有别于“典型”的被动大陆边缘，这种“非典型性”大陆边缘表现为晚期活动性较强.5.3 Ma以来，北缘以东的珠江口盆地断层、岩浆活动较为强烈，且受晚期的新构造运动引发的岩浆、断裂活动在拉张热背景之下形成附加热流，使盆地现今地温梯度和地表热流都较高，显示出“热盆”特征.那么，He联合反演温度曲线(图 5)在上新世显示出的小幅回升是否恰好体现了“新构造运动”对该研究区域现今热状态的影响？如上所述，抬升结束后的温度值已接近或低于磷灰石He年龄温度敏感区的下限，其结果往往存在较大的不确定性.因此，仅靠这一模拟结果还不足以支持上述观点.此外，钻井分层数据显示新生界厚度~900 m，近期的温度小幅上升很可能是受后期沉积埋深影响.
其次，基于Ro垂直剖面的模拟结果显示(图 8)：研究区在经历强烈抬升后仍处于缓慢冷却(亦或沉积间断)，直到早中新世末(反演设置为18.5 Ma，但拟合时误差±2 Ma内结果不变)才开始逐步升温，这一结果可从前人成果中得到验证.
要了解LF35-1井区早渐新世后的构造沉积历史离不开南海海底张开的区域背景.综合大洋钻探计划(IODP)完成的349新航次证实了南海东北部海底初始扩张时间约为33 Ma，即早渐新世时期(Li et al., 2014).Taylor和Hayes(1980, 1982)通过对中央海盆地磁异常条带的研究推测出南海海盆扩张时代在早渐新世晚期至中新世(32~17 Ma)，在时间上与古热流法模拟结果中的缓慢冷却期存在一致性.刘安等(2011)通过恢复东沙隆起及其周围钻井沉降史认为东沙隆起在早第三纪盆地伸展过程中断裂为南北两侧坳陷边界断层的上升盘，断块掀斜作用会促使其隆升并遭受快速剥蚀，而这一过程因早渐新世出现的海底扩张事件受到了强烈地抑制.此时的南海东北部陆架盆地由裂陷向坳陷转化，地壳进入热沉降阶段.东沙隆起地区尽管因地势高继续接受剥蚀，但由于之前的伸展抬升作用已消失，剥蚀速率和剥蚀量急剧地减小.李小平等(2004)在探讨东沙隆起物源提供能力时也提到：早中新世末，东沙隆起物源提供能力逐渐减弱，到21 Ma时期完全丧失，之后开始过渡为碎屑岩与碳酸盐混积.上述构造沉积方面的成果可以作为模拟结果中缓慢冷却阶段的合理解释.
图 8温度曲线的再次转折出现在早中新世(18.5±2 Ma)，时间上对应于海底扩张的停止时间，但无法从珠江口盆地新生代区域性构造事件(参考图 2)找到证据，只能从局部地区的前人结果中寻找线索.刘丽华等(2014)将东沙隆起新生代构造沉积划分为三个阶段：抬升剥蚀期(晚白垩世-早渐新世)、碳酸盐台地发育期(渐新世-中中新世)及碳酸盐台地淹没及陆棚沉积期(晚中新世至今).自早渐新世，珠江口盆地持续下降，从早期断陷向坳陷转化，海水自西向东侵入东沙隆起，早期海侵限于隆起西段，东段仍为剥蚀物源区，直到晚期整个隆起区被海水淹没，形成生物礁、滩发育的碳酸盐台地.随后，由于碳酸盐台地生长速度小于隆起整体沉降速度，相对海平面上升淹没了碳酸盐台地，来自珠江三角洲的犀利碎屑物(泥质)大量注入隆起带之上，碳酸盐台地掩埋在陆源碎屑沉积之下.此次研究钻井LF35-1-1位于东沙隆起中南部(图 1)，海水侵入的时代依据其地理位置推测应该在第二阶段中期(大约是晚渐新世末-早中新世)，这与图 8显示的开始升温时间相吻合，升温的原因可能是珠江三角洲大量碎屑物注入导致的快速沉积埋深.此外，发生在晚中新世末-上新世初的东沙运动是珠江口盆地的一次局部性构造运动(对应于不整合面T2)，主要波及东沙隆起和潮汕坳陷地区，构造上主要表现为断块升降(赵淑娟等，2012).鉴于本次研究区域正处于东沙运动活动范围内，可推测其对样品地层温度有着一定的影响，但目前掌握的钻井新生界分层资料基于地震剖面解释，并未指出粤海组和韩江组之间存在不整合面.因此，无法分析东沙运动对钻井地层温度史的具体影响程度和方式.
由上述讨论可知，基于(U-Th)/He年龄的联合反演为进一步的精确热史研究提供了更多合理的约束，在此基础上对同一套Ro数据进行古热流法的热史模拟，获得的热史结果更加符合目前沉积地层和大地构造方面的认识.当然，尽管古温标手段的更新和推广为研究盆地精细热史开辟了新的道路，但无法忽视钻井资料对模拟结果的影响.比如，LF35-1-1井的钻探过程中只对中生代目标层进行了取芯，仅通过过井地震剖面得到的新生界地层解释结果还有待进一步论证；同时，目前认为Tg不整合面以上的高频、强振幅、连续的平行反射地层属新生代，但对于Tg不整合面底界面的时代归属仍存在较多争议，上述两类结果的变化都将对热史反演结果产生直接影响.相信随着未来勘探技术的发展和该区域新钻井的开发，更多的样品和数据会为该区域热历史的研究提供更加确定的解答.
5.2 结论本次研究利用锆石与磷灰石(U-Th)/He年龄联合反演获取了最新的热史约束条件，并以此为基础运用古热流法进行精细热史研究，取得的成果如下：
(1) 珠琼运动(早始新世-早渐新世)对LF35-1-1井区地温演化具有非常重要的影响，该井区在此期间经历了一期快速的抬升剥蚀，抬升剥蚀量为~2000 m；
(2) LF35-1-1井区于早始新世(~55 Ma)经历了最高井底古热流(100 mW·m-2), 之后热流减小，持续至现今64.3 mW·m-2.时间上与剥蚀开始时间耦合，反映了抬升事件对地温冷却的影响，但不排除基底热流下降因素；
(3) He年龄联合反演的运用为研究提供了更多合理的约束条件，引用新的约束条件对同一组镜质体反射体Ro数据进行热史模拟，获得的结果更加吻合于目前已有的东沙隆起新生代构造沉积及海底扩张理论方面的诸多成果.
致谢感谢中国海洋石油研究总院为本次研究提供的大力协助和钻井样品，感谢研究总院的杨树春高工、廖宗宝工程师提供的钻井测温及新生界地层解释资料.感谢美国佛罗里达大学地质系的Kyoungwon Min副教授在(U-Th)/He年龄测试中提供的帮助和支持.
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