黃 方，劉瓊穎，何麗娟

1 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

2 中國科學(xué)院研究生院，北京 100049

1 引 言

沉積盆地熱演化歷史研究是盆地動力學(xué)研究的重要內(nèi)容[1］.在盆地不同演化期次的歷史過程中，某些特定時期的盆地熱狀態(tài)則是研究板塊運動、地球動力學(xué)的重要參數(shù)[2-3］，是進一步揭示盆地深部動力學(xué)機制的另一約束手段.四川盆地作為我國重要的含油氣盆地之一，前人主要對該盆地基礎(chǔ)地質(zhì)、石油地質(zhì)、構(gòu)造演化等方面內(nèi)容研究較多[4-6］.在熱研究方面，盡管對四川盆地地熱學(xué)的研究已開展多年，但早期僅側(cè)重于現(xiàn)今地溫場和熱流等熱狀態(tài)的研究[4，7-9］.四川盆地地溫場和大地熱流研究始于20世紀80年代.20多年來，前人利用盆地及周緣地區(qū)的幾百口鉆井溫度資料和大量的熱導(dǎo)率、生熱率等熱物性參數(shù)，報道過一批批大地熱流數(shù)據(jù)[4，7-12］，也取得了一些對四川盆地現(xiàn)今地溫場分布特征的認識，如川中地區(qū)熱流值較高，川西北和川東北熱流值相對較低.四川盆地古地溫的研究[13-15］，主要是通過流體包裹體、鏡質(zhì)體反射率等，對個別鉆井的古熱流等進行了恢復(fù)，在四川盆地的古熱狀態(tài)方面取得了一定認識，同時為繼續(xù)深入研究四川盆地熱演化歷史奠定了必要基礎(chǔ).

構(gòu)造-熱演化方法是基于盆地成因分析的地質(zhì)地球物理模型的巖石圈尺度的數(shù)值模擬[16］.相對古溫標而言，它的優(yōu)勢體現(xiàn)在深部的巖石圈尺度，是基于二維剖面進行的數(shù)值模擬正演方法，可對全盆地進行研究，且需利用現(xiàn)今實測大地熱流數(shù)據(jù)[4，7-12］等資料對其進行約束.該方法是對淺部單井資料的古溫標方法的補充和完善.但截至目前，前人對四川盆地構(gòu)造-熱演化的研究則相對較少.何麗娟等[17-18］采用地球動力學(xué)模型，分別模擬研究了區(qū)域巖石圈拉張和峨眉山玄武巖對四川盆地熱演化的影響，從而揭示了早二疊世-中三疊世四川盆地熱演化及其動力學(xué)機制.

在巖石圈構(gòu)造熱演化模擬中需考慮均衡問題，傳統(tǒng)的Airy均衡是建立在流體靜力平衡基礎(chǔ)上的局部補償模型.隨著巖石圈板塊構(gòu)造等概念引入，人們對均衡的認識進一步深入，提出了區(qū)域補償機制模型[19］.巖石圈彈性撓曲作為區(qū)域均衡補償模型的一種，考慮了巖石圈的力學(xué)強度，在地球動力學(xué)研究中較之其它地殼均衡模型有著明顯優(yōu)勢[20］，該模型可討論地殼、地幔對地形荷載響應(yīng)、地殼的彎曲及均衡補償范圍和程度.綜合前人對Airy均衡模型[21］和巖石圈彈性撓曲區(qū)域均衡模型[22-24］的應(yīng)用研究，針對四川盆地近150～200km左右[25-26］較厚且冷的巖石圈，它作為揚子準地臺的一部分在晚喜山期已經(jīng)進入了前陸盆地時期，傳統(tǒng)的Airy均衡模型作為局部均衡模型而沒有考慮巖石圈強度而無法滿足模擬要求，故在前人研究基礎(chǔ)上[27-30］，我們引入了修正的Airy均衡模型，即在傳統(tǒng)Airy均衡的基礎(chǔ)上考慮了深部巖石圈的撓曲強度的區(qū)域均衡模型，它是巖石圈靜力與動力學(xué)過程的一個綜合反映.在模擬過程中建立了四川盆地構(gòu)造隆升期構(gòu)造-熱演化數(shù)值模擬模型，即深部巖石圈垂向撓曲加厚機制導(dǎo)致地表抬升剝蝕，深部也存在重力均衡調(diào)整.根據(jù)修正的Airy均衡，在模擬過程中引入了對應(yīng)地形波長的補償系數(shù)C.

綜上所述，本文主要對晚喜山期以來四川盆地構(gòu)造熱演化進行了瞬態(tài)模擬研究，在模擬過程中引入了經(jīng)過修正的Airy均衡理論和補償系數(shù)C，模擬結(jié)果揭示了晚喜山期初即25Ma四川盆地的地表熱流，盆地基底熱流特征，同時在此基礎(chǔ)上討論了地表抬升剝蝕作用對地表熱流和基底熱流的影響，進一步揭示了四川盆地深部巖石圈的動力學(xué)機制.

2 地質(zhì)背景

四川盆地位于上揚子準地臺偏西北一側(cè)，屬于揚子準地臺的一個一級構(gòu)造單元[4-6，31］，且處于揚子板塊、塔里木板塊、青藏高原、印度洋板塊等多個地體的交匯處，故受板塊運動作用的影響較為強烈.在地理上，其地貌特征十分清楚，北為米倉山、大巴山，南為大涼山、婁山，西為龍門山、邛崍山，東以七曜山為界.盆地具有明顯的菱形邊框，這反映了上揚子準地臺內(nèi)呈菱形展布的各深斷裂的演化控制了四川盆地的形成和盆地內(nèi)斷褶構(gòu)造的發(fā)展.四川盆地所處的大地構(gòu)造背景和AA′-HH′八條實際剖面位置詳見圖1所示.

圖1 四川盆地大地構(gòu)造格架和剖面位置圖（修改自文獻[32-33］）Fig.1 Tectonic framework of the Sichuan Basin and the sites of AA′-HH′profiles（modified from the reference[32-33］）

眾多學(xué)者已對四川盆地的形成演化史進行了研究[4-5，31，34］，普遍認為四川盆地是在上揚子克拉通基礎(chǔ)上發(fā)展起來的疊合盆地，經(jīng)歷了古生代—早中生代早期克拉通階段（位于上揚子克拉通西部）和晚三疊世—新生代晚期的前陸盆地階段.三疊紀以后的前陸盆地時期，盆地不同地區(qū)顯示出構(gòu)造演化的差異性.喜山期是四川盆地從晚白堊世演化至今的最后一個構(gòu)造時期，四川盆地及其周緣地區(qū)在喜山期發(fā)生了強烈的隆升運動，喜馬拉雅運動對四川盆地的形成和定型起著重要作用.鄧賓和劉樹根等[35-36］通過磷灰石裂變徑跡研究認為喜山期是盆地大規(guī)模隆升時期，其中晚喜山期（～25Ma）盆地經(jīng)歷了快速的隆升剝蝕.根據(jù)劉樹根[36］在四川盆地及周邊所做的裂變徑跡資料，同時收集了地層厚度數(shù)據(jù)和喜山期晚幕的剝蝕厚度數(shù)據(jù)等資料，歸納總結(jié)后，得知：大巴山與川西南地區(qū)剝蝕量最高，為2500～3000 m；川東—湘西地區(qū)的剝蝕量次之，為1500～2000 m；四川盆地內(nèi)的剝蝕量約500～1000m；川東北地區(qū)剝蝕量在1000～1500m之間.

綜上所述，喜山期作為四川盆地從晚白堊世演化至今的最后一個重要構(gòu)造時期，它對四川盆地的形成和定型起著重要作用.喜山期四川盆地周邊的強烈隆升作用和自身的整體抬升形成了現(xiàn)今四川盆地的構(gòu)造格局[37-38］.隆升過程中造成地下能量場的變化，特別是溫、壓場的改變，致使油氣再運移和重新調(diào)整，這對于現(xiàn)今油氣藏的分布起著重要的控制作用[39］.故本研究對油氣勘探也有一定的現(xiàn)實指導(dǎo)意義.同時這種抬升剝蝕作用又是如何影響深部的溫度場和沉積層基底熱流和地表熱流，本文將通過理論模型和實際剖面的數(shù)值模擬研究來具體展開討論.

3 數(shù)值模擬方法

本文重點對四川盆地晚喜山期（～25Ma）演化至今的構(gòu)造隆升期的構(gòu)造熱演化進行了巖石圈—盆地尺度的數(shù)值模擬，得到了盆地在晚喜山期（～25Ma）基底熱流、地表熱流分布特征.在考慮喜山期的抬升剝蝕過程中，本文則從橫向擠壓造成深部巖石圈垂向加厚機理導(dǎo)致地表抬升剝蝕的具體關(guān)系入手，考慮了巖石圈撓曲的區(qū)域均衡以及重力均衡調(diào)整，引入了經(jīng)過修正的Airy均衡理論模型；在此基礎(chǔ)上，作者通過理論剖面和實際剖面模擬探討了深部巖石圈加厚、盆地構(gòu)造隆升剝蝕對深部巖石圈溫度場和熱狀態(tài)的影響.

3.1 數(shù)值模擬計算原理

本研究基于二維瞬態(tài)熱傳導(dǎo)方程（含平流項）來求取深部二維溫度場.模擬過程中的基本參數(shù)包括地層巖石熱導(dǎo)率、生熱率、比熱、密度等熱物性參數(shù)，同時還考慮了由深部巖石圈加厚所引起重力均衡調(diào)整及載荷下區(qū)域撓曲均衡和盆地抬升剝蝕作用.在瞬態(tài)熱傳導(dǎo)作用下，計算方程如下：

式（1）中，T 為溫度，是（x，z，t）的函數(shù)：x代表水平距離，z為深度，t為時間；k為巖石熱導(dǎo)率；Q為巖石生熱率；Cp為巖石比熱；ρ為密度；u為平動速度.以穩(wěn)態(tài)溫度場作為瞬態(tài)模擬的初始值.計算采用的邊界條件為：上邊界為溫度邊界，下邊界熱流邊界表達式為

式（2）中，zb為模型底界深度；Qb為模型底部熱流，實際剖面模擬中這一邊界條件并非已知，需在模擬過程中通過不斷試算Qb，將瞬態(tài)計算所得的現(xiàn)今地表熱流與沿剖面實測的大地熱流值不斷擬合來約束模擬最終結(jié)果，這也是該模擬過程中難點之一；模型左、右邊界絕熱.

在模擬計算中，抬升速率可由剝蝕厚度除以相應(yīng)的抬升剝蝕時間來近似確定.重力均衡理論認為，由于地形起伏所造成的載荷增減將在地殼內(nèi)部或者更深一些部位得到充分補償.Airy均衡模式把補償質(zhì)量的展布歸結(jié)為地殼厚度的變化.修正的Airy均衡則考慮了巖石圈強度，在區(qū)域撓曲均衡中由于地形載荷引起的巖石圈向下?lián)锨縲[40］為

式（3）中，ρs為地表物質(zhì)密度，ρm為上地幔物質(zhì)密度，ρc為地殼物質(zhì)密度；h0為地形高度.繼續(xù)可得，巖石圈向下?lián)锨俾蕍：

式（4）中，vlift為地表物質(zhì)抬升速率.

傳統(tǒng)的Airy均衡模型是局部補償模型，且僅考慮了地殼強度，并沒有考慮巖石圈的強度及其彈性變化.因此，我們在計算中采用了與地形波長相關(guān)的補償關(guān)系[30］，在前人研究基礎(chǔ)上[27-30］，我們同時考慮了深部巖石圈的區(qū)域撓曲均衡模型.如果地形的高度h近似呈周期性分布，則有：

式（5）中h0為其最大振幅，此振幅的地形載荷在彈性巖石圈上所能引起的最大撓曲為

式（6）中的D為地殼的抗彎剛度，且具體表達式見式（7）：

式（7）中，E，μ，T分別為地殼的楊氏模量、泊松比和厚度.若以C表示地形負荷的補償程度，則有

在整個模擬計算中，綜合前人研究成果取四川盆地相應(yīng)的物性參數(shù)：E=50.27GPa，μ=0.227[41］，T=43km，ρm=3300kg／m3，ρc=2750kg／m3.根據(jù)以上補償系數(shù)計算原理及物性參數(shù)得到地形載荷補償程度C與地形波長λ的關(guān)系（見表1）.

表1 不同波長地形對應(yīng)的補償程度Table 1 The corresponding compensation degree from the different topographic wavelength

由表1知，當λ=565km時，C=0.5，亦即此波長的地形可得到50%的補償；小于此波長的地形基本上為具有剛度的地殼所支撐，而波長比此大一倍以上的地形，才基本上得到巖石圈的完全均衡補償.

本研究在模擬計算中采用了與地形波長相關(guān)的補償關(guān)系[30］，同時考慮了深部巖石圈的撓曲強度區(qū)域均衡模型，其是對Airy均衡模式的進一步改進.首先估算出各剖面的波長，根據(jù)修正的Airy均衡，由式（8）計算得到AA′-HH′八條剖面的補償系數(shù)C，這八條剖面的地形波長變化范圍為250～480km，對應(yīng)的補償系數(shù)變化范圍為0.04～0.34，具體見表2.

因此，在實際剖面的模擬計算中，先由式（4）通過抬升速率計算其對應(yīng)的深部巖石圈向下?lián)锨俾蕍（即完全補償），再根據(jù)各剖面實際地形起伏的波長計算其相應(yīng)補償系數(shù)C（見表2），用補償系數(shù)C乘以完全補償時的巖石圈向下?lián)锨俾蕍從而得到校正后的撓曲速率v′.又由于地表是向上抬升的，故巖石圈相對地表的向下?lián)锨俾蕿関lift+v′.故先求得各實際剖面的補償系數(shù)C，是獲取巖石圈向下?lián)锨俾实年P(guān)鍵.

表2 AA′-HH′剖面地形波長和補償系數(shù)CTable 2 The topographic wavelength and the corresponding coefficients Cof AA′-HH′profiles

3.2 二維層狀理論模型構(gòu)造-熱演化模擬

在進行實際剖面模擬前，作者先通過二維層狀理論模型的瞬態(tài)熱傳導(dǎo)方程 （含平流項）數(shù)值模擬來研究地表抬升剝蝕作用對深部溫度場和地表熱流的影響.模擬過程中，通過改變剝蝕速率大小，討論演化25Ma后剝蝕速率對熱流和溫度場的影響；當剝蝕速率相同時，討論了不同補償系數(shù)C對熱流和溫度場的影響.

其中，理論模型橫向300km，縱向100km，由上到下分別為沉積層（底界深度為10km）、上地殼（底界深19km），下地殼（底界深43km），參考自四川盆地地質(zhì)地球物理資料[42-43］，地幔（100km），詳見圖2所示.從模型底部巖石圈地幔到地殼以及模型頂界的沉積層，網(wǎng)格剖分是不斷加密的.

圖2 盆地—巖石圈尺度地質(zhì)地球物理模型示意圖Fig.2 The sketch map of geologic-geophysical model at basin-lithosphere scale

表3 理論模型中構(gòu)造-熱演化模擬熱參數(shù)Table 3 Thermal parameters of tectono-thermal modeling in the theoretical model

理論模型模擬計算的熱物性參數(shù)包括熱導(dǎo)率k、生熱率A、巖石密度ρ和比熱Cp，詳見表3.

理論模擬的邊界條件：區(qū)域頂界為常溫邊界，溫度為10℃.底界邊界選擇熱流邊界，理論模型中固定底部熱流邊界值為30mW／m2.通過前面介紹的原理和模擬流程、熱參數(shù)及邊界條件，對二維層狀理論模型進行了瞬態(tài)模擬，參考實際剖面的地形波長（見表2），引入了相應(yīng)補償系數(shù)C，故此時同時存在補償系數(shù)C和剝蝕速率的情況下進行了瞬態(tài)溫度場模擬，討論了剝蝕速率和補償系數(shù)C分別對熱流的影響.

本次模擬引入了四種波長的地形，且視剝蝕速率為沿剖面正弦變化的函數(shù)，其單位為m／Ma；故四種情況分別為：（a）波長λ1=480km，C1=0.34，剝蝕速率u=80+50sin（2πx／λ1）；（b）波長λ2=352km，C2=0.13，剝蝕速率u=80+50sin（2πx／λ2）；（c）波長λ3=250km，剝蝕速率u=80+50sin（2πx／λ3），C3=0.04；（d）波長λ4=250km，C4=0.04，剝蝕速率u=50+30sin（2πx／λ4）.a，b情況中是剝蝕速率的振幅和變化幅度相同，地形波長不同，即補償系數(shù)C不同，C1＞C2，用該種情況來對比補償系數(shù)C對地表熱流的影響；c、d中是地形波長相同，即C相同，C3=C4，剝蝕速率大小并不相同，探討剝蝕速率對地表熱流的影響.

瞬態(tài)模擬的溫度場初始值為當無剝蝕速率時，演化25Ma以后所得到的穩(wěn)態(tài)溫度場分布，即100km深處的地幔底部溫度為T=1226℃，地表熱流為58.6mW／m2.上述a、b、c、d四種情況對應(yīng)的模擬結(jié)果分別見圖3a、3b、3c和3d：不論何種地形波長，隨著時間演化，地表橫向不均勻的抬升剝蝕作用，都會使地表熱流降低.從0Ma演化到25Ma，隨著演化時間增長，熱流逐漸降低，只是降低幅度變慢了.且對比圖3中的a、b兩圖，最大速率均為130m／Ma的剖面處，且均演化25Ma年以后（藍線所示），即圖3a剖面中剝蝕速率為130m／Ma的橫向120km處，地表熱流從穩(wěn)態(tài)初始值58.6mW／m2降低到約48mW／m2，降低了10.6mW／m2，降低率約為18%；相應(yīng)地，圖3b剖面中剝蝕速率為130m／Ma的88km處的熱流也從初始值58.6mW／m2降低到約51.7mW／m2，降低了6.9mW／m2，降低率約為12%.從模擬結(jié)果知，當補償系數(shù)C1＞C2，且圖3a、3b兩圖最大剝蝕速率和變化幅度相同時，補償系數(shù)C越大，地表熱流降低越多.

然而，當?shù)匦尾ㄩL相同，即對應(yīng)的補償系數(shù)C相同，剝蝕速率不同時，地表熱流又如何變化？在c、d兩情況下，地形波長相同，即補償系數(shù)C3=C4（其值參考自EE′剖面的C值）.圖3c中剝蝕速率為130m／Ma、橫向距離為62.5km處的地表熱流，演化25Ma后從58.6mW／m2降低到53.2mW／m2，降低了5.4mW／m2，降低率約為9%；圖3d中最大剝蝕速率為80m／Ma的62.5km處的地表熱流從58.6mW／m2降低到55.4mW／m2，降低了3.2mW／m2，降低率約為5%.因此，當補償系數(shù)C相同，剝蝕速率不同時，剝蝕速率越大，地表熱流降低越多.

通過上述理論模擬，得知深部溫度場和地表熱流都會受到抬升剝蝕速率影響，且剝蝕速率越大，地表熱流降低越多；而當剝蝕速率相同時，補償系數(shù)的相對大小也會對熱流造成影響，補償系數(shù)C越大，地表熱流降低也越多.故在后文四川盆地實際剖面模擬過程中，在考慮抬升剝蝕作用影響時，還需要根據(jù)修正的Airy均衡引入每條實際剖面對應(yīng)的補償系數(shù)C（見表2），才能更好地模擬喜山期深部溫度場和喜山期熱流，此時的模擬結(jié)果也相對能較為真實地反映四川盆地喜山期熱狀態(tài).

3.3 實際剖面構(gòu)造-熱演化模擬

圖3 補償系數(shù)C和不同剝蝕速率作用下的熱流變化（a）λ1=480km，C1=0.34，u=80+50sin（2πx／λ1）；（b）λ2=352km，C2=0.13，u=80+50sin（2πx／λ2）；（c）λ3=250km，C3=0.04，u=80+50sin（2πx／λ3）；（d）λ4=250km，C4=0.04，u=50+30sin（2πx／λ4）.Fig.3 Variations of heat flow at different denudation rates and compensation coefficients C

本文先以EE′剖面為例說明如何通過實際剖面的二維瞬態(tài)熱傳導(dǎo)方程（含平流項）的有限元數(shù)值模擬來求取深部溫度場分布，依此類推，其余七條剖面BB′-HH′的模擬與EE′模擬過程一樣.實際剖面的構(gòu)造-熱演化模擬并非像理論情況那么簡單，相對理論模型有其特殊性，主要包括地質(zhì)—地球物理模型中所建立的沉積層模型、沉積層熱參數(shù)、各實際剖面需引入相應(yīng)的補償系數(shù)C和地幔底部熱流邊界條件的差別.

實際剖面與理論地質(zhì)地球物理模型大體格架相同（見圖2），此時橫向范圍則變?yōu)閷嶋H剖面長度403.5km，模型沉積層底界為震旦系地層底界.且差別主要在實際剖面的沉積層地質(zhì)模型，它是基于實際地質(zhì)、地球物理和地球化學(xué)特征以及地層厚度和喜山期晚幕剝蝕厚度基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，根據(jù)“回剝”技術(shù)[44-45］編程計算得到EE′剖面沉積埋藏史來建立的，如圖4所示.地質(zhì)地球物理模型中的沉積層從底部到頂部按地層層系分別為（Z，∈，O，S，C，P1，P2，T1，2，T3，J-K）共劃分為10層，各地層厚度是根據(jù)回剝計算恢復(fù)的沉積埋藏史中各地層深度來限定.

實際剖面構(gòu)造-熱演化模擬模型所需的詳細熱參數(shù)包括巖石熱導(dǎo)率k、生熱率A、巖石密度ρ和比熱Cp，其上地殼、下地殼和地幔的熱參數(shù)與理論模型相同（見表3）.其熱參數(shù)不同于理論模型的主要是沉積層熱參數(shù)：沉積層的熱導(dǎo)率和生熱率是根據(jù)實測值以及綜合徐明等[7］最新測量數(shù)據(jù)和結(jié)合四川盆地沉積層巖性[46］成分分析，歸納總結(jié)而得，見表4.

由式（8）計算得到AA′-HH′八條剖面對應(yīng)地形波長的補償系數(shù)C，這八條剖面的地形波長變化范圍為250～480km，對應(yīng)的補償系數(shù)變化范圍為：0.04～0.34，具體值見表2.要得到各剖面巖石圈向下的撓曲速率必須先求得各剖面的補償系數(shù)C.

表4 EE′剖面沉積層熱物理參數(shù)（修改自徐明等[7］）Table 4 The thermal parameters of the sedimentary layers of EE′profile（modifying from Xu M，et al[7］）

實際模擬相對理論模擬在底界熱流邊界方面也有其特殊性，實際模擬中需不斷地進行試算該底部熱流，此邊界的不斷擬合過程，也是本數(shù)值模擬過程的一大難點.當從晚喜山期（～25Ma）演化到現(xiàn)今模擬的瞬態(tài)地表熱流與四川盆地實際地表熱流[7-12］擬合好后，計算結(jié)束.此時可輸出晚喜山期初即25Ma時沉積層底部的基底熱流，同時也得到了該時期地表熱流.

3.4 典型剖面模擬計算結(jié)果及討論

根據(jù)前述的數(shù)值模擬計算原理和模擬流程，EE′剖面的模擬結(jié)果見圖5a，該圖中包括擬合的現(xiàn)今地表熱流（藍線），與現(xiàn)今地表熱流（紅五星）基本達到很好的擬合，此時也得到了剖面在晚喜山期（～25Ma時）的地表熱流（綠線）和基底熱流（黑線）.

從時間上，喜山期是四川盆地從晚白堊世演化至今的最后一個重要構(gòu)造時期，即四川盆地及其周緣地區(qū)在喜山期發(fā)生了強烈的隆升運動.此時，四川盆地整體處于擠壓隆升構(gòu)造地質(zhì)背景，地表則表現(xiàn)為抬升剝蝕.從晚喜山期（～25Ma）演化至今，抬升剝蝕作用使四川盆地地表熱流逐漸降低；且由圖5b中EE′剖面的剝蝕速率可知，其西部和東部剝蝕速率大 （60 ～80m／Ma），中部剝蝕速率小 （5～40m／Ma）.在空間上，對應(yīng)的由晚喜山期演化至今的地表熱流，川西和川東地表熱流降低幅度較大，川中地區(qū)地表熱流降低少.EE′全剖面的地表熱流降低幅度大約為0.02～2mW／m2.而對于晚喜山期初地表熱流值變化范圍大約為50～64mW／m2.且地表熱流從川西到川中不段升高，升高到大約64mW／m2，然后由川中到川東又稍微有些降低.晚喜山期初沉積層基底熱流從川西到川中也是先升高，從川中到川東熱流又稍微有些降低，與晚喜山期初地表熱流有相似的變化趨勢，其變化范圍為36～52mW／m2.由此可知，晚喜山期青藏高原的擠壓隆升，造成地表的抬升剝蝕，實則對應(yīng)著四川盆地深部巖石圈垂向撓曲加厚機理，其加厚作用造成深部溫度場的冷卻.可見，抬升剝蝕作用不僅造成沉積生熱層的厚度減薄，同時由于深部巖石圈的加厚及其均衡調(diào)整，深部溫度場急劇冷卻，使盆地基底熱流、地表熱流均有所降低，且剝蝕速率大的地方，這種降低作用更加明顯.由圖6所示的二維溫度場知，沉積層底部的溫度變化范圍為145℃～170℃，溫度場也對應(yīng)是中間高，兩頭低.并且由EE′剖面沉積層深度（圖4）可知，其東、西部所含有的豐富U、Th、K放射性生熱元素的沉積層厚度大于川中隆起區(qū)，由此可見，剝蝕速率對地表熱流和基底熱流的影響并不能完全忽視.由剖面知，從川西到川東無論是現(xiàn)今地表熱流還是晚喜山期地表熱流都是川西地表熱流較低，向川中不斷升高，然后由川中到川東又稍微有些降低.恰好與前面的川西、川東剝蝕速率大對應(yīng)；也體現(xiàn)川西川東深部巖石圈底部相對加厚多，巖石圈相對更冷，溫度更低；川中相對巖石圈更薄，深部軟流圈的熱烘烤，使得溫度場被加熱；對應(yīng)中間的深部溫度場相對高，兩邊的溫度場相對較低，于是出現(xiàn)了晚喜山期初和現(xiàn)今的熱流和溫度場“中間高，兩頭低”的熱流趨勢.

4 晚喜山期四川盆地熱狀態(tài)

圖4 EE′剖面各沉積層深度圖Fig.4 Depths of different layers from the sedimentary layer of EE′profile

圖5 （a）EE′剖面晚喜山期（～25Ma）地表熱流、基底熱流和擬合的現(xiàn)今地表熱流；（b）EE′剖面晚喜山期（～25Ma）至現(xiàn)今的剝蝕速率Fig.5 （a）The distribution of surface heat flow，basal heat flow at the Late Himalayan period and the fitted present-day surface heat flow of EE′ profile；（b）Denudation rate of EE′profile from Late Himalayan

圖6 EE′剖面晚喜山期（～25Ma）沉積層二維溫度場Fig.6 2Dtemperature field of the sedimentary layer at the Late Himalayan period

圖7 四川盆地晚喜山期（～25Ma）地表熱流分布圖Fig.7 Surface heat flow distribution of Sichuan Basin at the Late Himalayan period

以上是以EE′剖面為例，具體闡述了晚喜山期以來該實際剖面的構(gòu)造-熱演化數(shù)值模擬過程.其它BB′-HH′7條剖面也以同樣的方法和步驟分別進行了二維瞬態(tài)溫度場模擬.將8條剖面的地表熱流模擬結(jié)果，采用克里克插值法，編繪了四川盆地晚喜山期（～25Ma）時地表熱流分布圖（圖7），和基底熱流分布圖（圖8）.由圖7地表熱流分布可見川中地區(qū)地表熱流較高，為60～64mW／m2，川西南地區(qū)次之，為60～62mW／m2，川東北地區(qū)地表熱流較低，為50～54mW／m2.空間上，川中隆起區(qū)，熱流相對高；川東北強烈剝蝕區(qū)，地表熱流低.再由圖8可見其基底熱流，川中地區(qū)基底熱流也較高，大于50mW／m2，川東北地區(qū)基底熱流較低，普遍低于42mW／m2.川中隆起基底熱流較高，川東北地區(qū)受擠壓，深部巖石圈增厚，基底變冷.四川盆地在25 Ma時基底熱流與地表熱流的分布有較好的對應(yīng)關(guān)系，說明深部熱狀態(tài)和動力學(xué)機制控制了盆地地表熱流的分布.對比現(xiàn)今的地表熱流分布圖（圖9），現(xiàn)今盆地邊緣的地表熱流普遍有所降低，川東北及川西南地區(qū)最為明顯，地表熱流降低了3～6mW／m2.地表熱流的降低幅度在空間上與地表剝蝕速率的大小一一對應(yīng).同時，從晚喜山期到現(xiàn)今基底熱流也呈降低趨勢，體現(xiàn)了巖石圈的加厚冷卻過程.

總之，四川盆地從25Ma演化至今（晚喜山期）盆地經(jīng)歷了快速的隆升剝蝕構(gòu)造運動，該地質(zhì)作用造成了四川盆地的沉積生熱層的減薄，因為大量的U、Th、K等放射性生熱元素主要都集中在沉積層表層，且含量一般隨著深度增加迅速衰減；同時由于深部的巖石圈的加厚及其均衡調(diào)整，導(dǎo)致地下能量場的變化，從而使得四川盆地基底熱流、地表熱流均有所降低，其降低幅度與對應(yīng)的剝蝕速率相關(guān).根據(jù)前述模擬可知，剝蝕速率越大，這種降低作用更加明顯.表明抬升剝蝕作用對四川盆地深部溫度場存在較大擾動.

圖9 四川盆地現(xiàn)今地表熱流分布圖（修改自徐明[7］）Fig.9 Surface heat flow distribution of Sichuan Basin at present（modified from Xu M[7］）

5 結(jié) 論

（1）針對四川盆地晚喜山期（25Ma以來）強烈的構(gòu)造隆升作用，本研究建立了構(gòu)造隆升期構(gòu)造-熱演化數(shù)值模擬模型，即深部巖石圈垂向撓曲加厚機制導(dǎo)致地表抬升剝蝕，深部也存在重力均衡調(diào)整.模擬過程中引入了修正的Airy均衡模型和對應(yīng)地形波長的補償系數(shù)C，在巖石圈—盆地尺度上對四川盆地進行了二維有限元數(shù)值模擬，得到了晚喜山期盆地的沉積層基底熱流、地表熱流.用現(xiàn)今地表熱流來約束最終模擬結(jié)果，表明模擬結(jié)果一定程度的可靠性.

（2）通過理論和實際剖面模擬結(jié)果表明：盆地地表的抬升剝蝕作用使盆地基底熱流、地表熱流均有所降低，且剝蝕速率越大，降低作用越明顯.

（3）四川盆地基底熱流與地表熱流的分布有較好的對應(yīng)關(guān)系，說明深部熱體制控制了盆地淺部地表熱流分布.四川盆地從晚喜山期（～25Ma）演化至今經(jīng)歷了快速的隆升剝蝕，特別是在川東北和川西等盆地邊緣地區(qū)，故現(xiàn)今盆地邊緣的地表熱流普遍有所降低，其地表熱流降低了3～6mW／m2，且川東北降低最為明顯.川東北地表約6mW／m2的熱流降低受大巴山晚喜山期以來的強烈隆升作用的影響，實則是深部巖石圈加厚冷卻的深部動力學(xué)機制.致 謝 感謝在論文撰寫過程中胡圣標研究員和田云濤博士的指導(dǎo)和幫助，同時感謝兩位外審專家的寶貴意見！

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