一直以来，大家普遍认为中国大陆岩石圈在中生代以来主要表现为西部增厚和东部减薄的不同动力学演化特征. 但是通过地热学相关理论计算得到中国东部华北克拉通渤海湾盆地和鄂尔多斯盆地中、新生代的不同地质时期的岩石圈厚度，发现岩石圈并不像岩石学家、地球物理学家等认为的“渤海湾盆地仅在中生代遭受过一次岩石圈破坏或减薄(Gao et al.，2004; Zhang et al.，2005; Zheng et al.，2005; Xu，2007; Chen，2009)和鄂尔多斯盆地中生代至今没有遭受破坏或减薄，仍保留着克拉通的稳定性(朱日祥等，2011; 邓晋福等，1996)”那样，而是渤海湾盆地岩石圈经历了中生代和新生代两次减薄事件(左银辉等，2013; Zuo et al.，2013; Qiu et al.，2014)，鄂尔多斯盆地岩石圈也在白垩纪遭受了较大的减薄(焦亚先等，2013). 塔里木盆地中、新生代主要地质时期的岩石圈厚度的研究相对较少，尤其是从地热学角度研究岩石圈演化的文献仍为空白. 盆地热演化与深部热动力学条件密切相关，盆地热历史为揭示深部动力学过程提供了时间和空间上的连续信息，在地球动力学研究中具有不可替代的作用.

关于塔里木盆地现今“热”岩石圈厚度前人做过一些研究(Wang，1996; 王良书等，1996; 汪洋等，2001). 王良书等研究表明，“热”岩石圈厚度在沙漠低隆之下为95 km，向塔北隆起加深至112 km，向若羌凹陷加深至108 km，总的分布规律表现为在中央隆起区，“热”岩石圈厚度小，为100 km左右，而在边缘坳陷为120~150 km(王良书等，1996).

本文通过地热学相关理论，通过沉积盆地的热历史来恢复塔里木盆地4口典型井(图 1)中、新生代主要地质时期的“热”岩石圈厚度，研究成果可以为塔里木盆地地球动力学等基础研究提供依据.

图 1

Fig. 1

图 1 塔里木盆地构造单元划分及井位分布图Fig. 1 Structural units in the Tarim basin and distribution of wells

塔里木盆地是中国最大的内陆盆地，位于天山山脉和昆仑山脉之间. 南北最宽处520 km，东西最长处1400 km. 面积约40×10⁴ km². 该盆地是一个在太古界、元古界古老变质基底之上发育起来的复合、叠合盆地，也是中国重要的含油气盆地之一. 包括库车坳陷、塔北隆起、塔北坳陷、中央隆起、西南坳陷、东南隆起和东南坳陷六个一级构造单元(图 1). 盆地先后经历了塔里木、库鲁克塔格、加里东、海西、印支、喜山等多期构造运动. 在这些构造运动的影响下，塔里木盆地自震旦纪至今，经历了震旦纪—奥陶纪的克拉通边缘坳拉槽阶段、志留纪—泥盆纪的周缘前陆盆地阶段、石炭纪—二叠纪的克拉通边缘坳陷和克拉通内裂陷阶段、三叠纪的前陆盆地阶段、侏罗纪—古近纪的断陷盆地阶段和新近纪—第四纪的再生前陆盆地阶段.盆地中发育震旦系与奥陶系海陆交互相-海相地层、志留系—泥盆系海相-海陆交互地层、石碳系—下二叠统海相-陆相地层、上二叠系—三叠系陆相地层、侏罗系—白垩系陆相地层以及新生界海相-陆相地层(贾承造和魏国齐，2002; 何登发等，2005).

“热”岩石圈指以热传导方式进行热传递的岩石圈层，其下为以热对流为主的软流圈(Morgan，1984). 确定古地表热流后，依据一维稳态热传导方程(式1)即可得到不同地质时期岩石圈内的地温随深度的分布曲线，它们与地幔绝热线或玄武岩固相线的交点所处的深度即为“热”岩石圈厚度(图 2).公式为

图 2

Fig. 2

图 2 “热”岩石圈厚度的地热学计算方法Fig. 2 Calculation method of “thermal” lithospheric thickness in the Geothermics

有些学者采用单一判别依据获取“热”岩石圈厚度(Rudnick et al.，1998; Hu and Wang，2000)，而臧绍先等(2002)和Artemieva和Mooney(2001)采取两条绝热线分别作为“热”岩石圈底面温度的上限T₁和下限T₂的判据(式2，式3):

(1)地质参数

在计算不同地质时期的壳幔热流及深部温度时，需要以下地质参数: 地层分层数据、地壳厚度及各层系的岩性资料等. 塔里木盆地地壳结构分为四个构造层: 沉积盖层、上地壳、中地壳和下地壳(图 3)，沉积盖层进一步划分和岩性资料参考塔里木油田的钻井资料.

图 3

Fig. 3

图 3 塔里木盆地典型井主要地质时期的地壳结构 沉积盖层的厚度和详细分层参考塔里木油田钻井资料; 现今地壳结构和厚度参考文献资料(蔡学林等，2007; 刘绍文等，2003; 徐鸣洁等，2005); 中生代和古生代地壳结构主要根据塔里木盆地构造演化的研究成果(贾承造等，1995; 何登发等，2005)得到. Fig. 3 Crustal structure model of the Tarim basin The thickness of sedimentary cover and detailed layering data referred to drilling data of the Tarim oilfield; the present-day crustal layers referred to the references(Cai et al.，2007; Liu et al.，2003; Xu et al.，2005); the Mesozoic and Paleozoic crustal layers were obtained on the basis of tectonic evolution in the basin(Jia et al.，1995; He et al.，2005).

(2)岩石热物性参数

岩石热物性参数主要包括生热率(A)和热导率(K)，其中沉积盖层的生热率采用文献值(王良书等，1996; 邱楠生，2002)(表 1)，沉积盖层以下地壳生热率采用指数衰减模型公式为

表 1(Table 1)

表 1 塔里木盆地构造层岩石生热率和热导率 Table 1 Rock heat generation rate and thermal conductivity of each structural layer in the Tarim basin 构造层 生热率 (μW/m3) 热导率 (W/m·K) 沉积盖层 1.12 2.30 上地壳 指数衰减 2.30 中地壳 0.29 2.50 下地壳 0.18 2.50 岩石圈地幔 0.03 3.40 注: 沉积盖层的生热率和热导率根据文献(王良书等，1996; 邱楠生，2002)计算得到; 上地壳生热率符合指数衰减模型(式4). Note: The rock heat generation rate and thermal conductivity data of the sedimentary cover were calculated on the basis of the reference data(Wang et al.，1996; Qiu，2002) and the heat generation rate data of the upper crust were attained using the exponential decay model(Equation 4).

表 1 塔里木盆地构造层岩石生热率和热导率 Table 1 Rock heat generation rate and thermal conductivity of each structural layer in the Tarim basin

但Ketcham(1996)认为此模型不能使用在整个地壳，否则将低估中、下地壳的生热率，因此，仅假定上地壳内生热率分布满足上述指数关系，而中、下地壳的生热率假定为常数，分别为0.29 μW/m³，0.18 μW/m³(刘绍文等，2003; 邱楠生，2002). 岩石圈地幔生热率取常数，为0.03 μW/m³(Rudnick et al.，1998).

沉积盖层热导率采用文献值(王良书等，1996; 邱楠生，2002)(表 1). 地壳深部热导率目前还不能直接测试，各结构层的热导率可以根据其与温度的关系(式5)获得:

上、中、下地壳及岩石圈地幔的K₀分别取2.3 W/m·K、2.5 W/m·K、2.5 W/m·K(刘绍文等，2003)和3.4 W/m·K(Morgan，1984)，c分别取0.001、0、0和-0.00025. 地质历史时期及现今地表温度取15 ℃. 此外，盆地热流演化史也是“热”岩石圈厚度计算的重要参数，详见下文. 另外，在计算中，地质历史时期中的各构造层的生热率A_i(t)和热导率K_i(t)采用现今对应值.

(3)中生代以来热演化史

塔里木盆地热历史的研究主要依据古温标方法(邱楠生，2002; 周中毅和潘长春，1992; 潘长春等，1996; 解启来和周中毅，2002; Qiu et al.，2012a，b; 任战利等，2009; 于靖波等，2010; 常健等，2011)，少数学者应用盆地动力学模型来研究热历史(李成等，2000). 总的来说，中生代以来热演化史表现为一个缓慢降温过程，但各构造单元的热演化存在差异(Qiu et al.，2012). 本文选择的4口典型井的主要地质时期的地温梯度，前人做了详细的研究(周中毅和潘长春，1992; 潘长春等，1996; 解启来和周中毅，2002)，在计算主要地质时期的“热”岩石圈厚度时，需将这些古地温梯度利用式6转化为古地表热流(表 2).

表 2 典型井主要地质时期的地表热流值 Table 2 The surface heat flow values of the typical wells in the main geologic periods 井号 地质时期 P T J K E N 现今 LN1 G(℃/km) 33 30 28 27 26.5 23 20 q(mW/m2) 75.9 69.0 64.4 62.1 60.5 50.6 48.0 H4 G(℃/km) 29 26 26 26 24 22 20 q(mW/m2) 66.7 59.8 59.8 59.8 55.2 50.6 49.0 TZ1 G(℃/km) 31 29 28 27 26 25 20 q(mW/m2) 71.3 66.7 64.4 62.1 59.8 57.5 56.0 MX1 G(℃/km) 32 30 29 28 27 24 17 q(mW/m2) 73.6 69.0 66.7 64.4 62.1 55.2 52.0 注：现今地表热流来自文献(王良书等，1995); 其它地质时期是根据地温梯度(周中毅和潘长春，1992; 潘长春等，1996; 解启来和周中毅，2002)和岩石热导率(邱楠生，2002)利用式6计算得到. Note: The present surface heat flow values referred to the reference(Wang et al.，1995) and the other heat flow values of the geologic periods were calculated by Equation 6 on the basis of the thermal gradients(Zhou and Pan，1992; Pan et al.，1996; Jie and Zhou，2002) and thermal conductivity(Qiu，2002).

表 2 典型井主要地质时期的地表热流值 Table 2 The surface heat flow values of the typical wells in the main geologic periods

这次主要计算了塔北隆起的LN1井、塔中隆起的H4井和TZ1井及满加尔坳陷的MX1井等4口典型井主要地质时期的岩石圈厚度(图 4). 根据计算结果和塔里木盆地构造演化绘制了塔里木盆地主要井区岩石圈演化图(图 5)，图中显示中生代早期岩石圈厚度较薄，仅为57～62 km，平均为59 km，与当时高热流背景相对应. 在中生代时期塔里木盆地岩石圈厚度变化不大，直到古近纪中晚期，岩石圈快速增厚，到现今厚度达到104～159 km，平均为134 km. 但不同井 区的岩石圈演化存 在一定的差异，塔中隆起的H4井和TZ1井演化相似，但TZ1井的岩石圈厚度比H4井薄. 古近纪中晚期开始，塔中隆起的H4井和塔北隆起的LN1井和满加尔坳陷的MX1井岩石圈厚度快速增加，而塔中隆起的TZ1井增加最小.

图 4

Fig. 4

图 4 典型井区主要地质时期“热”岩石圈厚度Fig. 4 “Thermal” lithospheric thickness of the typical wells in the main geologic periods

图 5

Fig. 5

图 5 典型井区“热”岩石圈演化图 虚线为岩石圈演化的平均趋势.Fig. 5 “Thermal” lithospheric thickness evolution of the typical wells The dashed line is the average “thermal” lithospheric thickness evolution.

4.1    与塔里木盆地自中生代以来岩石圈厚度逐渐增加相比，东部渤海湾盆地出现在白垩纪和古近纪两期岩石圈减薄高峰(图 6). 不同的岩石圈厚度演化过程揭示中国大陆东西部受不同的地球动力学控制. 渤海湾盆地形成于中、新生代西太平洋俯冲的弧后拉张应力环境，先后在白垩纪和古近纪裂陷构造作用强烈，裂谷盆地发育; 地壳被拉张而减薄，地幔物质上涌，从而带来大量的深部热量，岩石圈底部发生明显热扰动，导致岩石圈减薄.

图 6

Fig. 6

图 6 渤海湾盆地和塔里木盆地中生代以来“热”岩石圈厚度演化对比 济阳和辽河坳陷的“热”岩石圈厚度演化成果参考文献资料(Zuo et al.，2013; Qiu et al.，2014)Fig. 6 Comparison between the “thermal” lithospheric thickness evolution in the Bohai Bay Basin and Tarim Basin since the Mesozoic The results of the “thermal” lithospheric thickness evolution in the Jiyang and Liaohe depressions referred to the references(Zuo et al.，2013; Qiu et al.，2014).

4.2    西部塔里木盆地，二叠纪时塔里木盆地发生了迄今最后一次大规模的岩浆活动，因古特提斯洋向塔里木板块的俯冲，盆地处于强烈活动的裂谷阶段，现今盆地内广泛分布该时期的岩浆岩. 其中部分Fe含量极高，较一般的洋中脊玄武岩富铁，指示形成的高压环境，反应其深源和地幔柱源; 稀土元素分析显示源区为石榴石和二辉橄榄岩，接近原始地幔特征(张招崇等，2005; 余星等，2009; Li et al.，2009); 它们的地球化学特征意味着地幔物质参与了近地表的岩浆活动. 二叠纪塔里木盆地地幔物质上涌，地壳减薄、张裂，导致“热”岩石圈厚度较薄.

4.3    中生代伊始继承了古生代末期热流值高、“热”岩石圈较薄的特征. 中生代初期塔里木板块南缘古特提斯洋向北持续俯冲，三叠纪盆地整体仍处于挤压环境，三叠纪晚期塔里木板块和羌塘地体的碰撞拼合结束了塔里木板块边缘漫长的活动大陆边缘演化历史及多期的碰撞造山作用，塔里木盆地成为欧亚大陆内部具有较刚性的稳定克拉通基底的沉积盆地，侏罗纪—渐新世期间盆地处于碰撞后的板内构造发展阶段(贾承造和魏国齐，2002). 自侏罗纪塔里木处于碰撞造山后的热沉降阶段，岩石圈逐渐软化，地壳发生伸展，岩石圈缓慢增厚. 中生代塔里木盆地进入稳定地壳热演化阶段，热流和地温梯度都比较稳定(何登发等，2005). 塔里木盆地的热演化结果表明，中生代该盆地就开始进入稳定的“冷盆”演化阶段，出现高强度的岩石圈. 此时开始，塔里木板块为相对冷的刚性板块，变形较弱，相对稳定，体现出整体变形的刚性特点，岩石圈厚度逐渐增大(图 6).

4.4    中、新生代对塔里木盆地影响最为显著的构造运动是自始新世开始的印度板块与欧亚板块及其随后持续的汇聚作用，其对塔里木盆地的影响主要发生在盆地与周缘造山带相接部位(贾承造，2004a，b). 在强烈的碰撞挤压的远程效应作用下，塔里木盆地及周缘处在区域挤压环境，导致昆仑山、阿尔金山和天山等造山带快速隆升，甚至盆地内部也再次发生明显的隆起. 周缘造山带的隆升剥蚀为塔里木盆地带来了大量的沉积物源，且持续挤压使盆地周缘造山带向盆地方向产生大规模的“A”型俯冲，形成一系列逆掩冲断岩体; 在前陆堆积的沉积载荷和冲断岩体的构造载荷共同作用下，地壳挠曲变形，岩石圈增厚(贾承造，2004a，b). 这与本次研究成果表现出“热”岩石圈厚度自始新世迅速增厚的特征相一致.