焦亞先，邱楠生＊，李文正，左銀輝，闕永泉，劉芳龍

1 中國石油大學(xué)（北京）油氣資源與探測國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 102249

2 中國石油大學(xué)（北京）盆地與油藏研究中心，北京 102249

3 中石化勝利油田有限公司井下作業(yè)分公司，山東 東營 257000

1 引 言

華北克拉通內(nèi)部分布著眾多的沉積盆地，如鄂爾多斯盆地、渤海灣盆地等，這些沉積盆地為研究克拉通的破壞提供了天然的實(shí)驗(yàn)室.渤海灣盆地作為華北克拉通破壞以及巖石圈減薄的中心區(qū)域，研究較為深入.然而，鄂爾多斯盆地內(nèi)部一直以來構(gòu)造巖性較穩(wěn)定，很多學(xué)者認(rèn)為其并沒有被破壞，仍保持著克拉通整體的穩(wěn)定性［1］，因此對鄂爾多斯盆地的巖石圈厚度研究較少.

對于華北克拉通巖石圈的研究較為深入的是利用地幔包體、巖漿巖石學(xué)以及地球化學(xué)的方法［2－4］，但是由于地幔包體以及巖漿巖分布范圍具有局限性，因此巖石學(xué)和地球化學(xué)對巖石圈的研究受限于巖石地域的發(fā)育情況.通常，深部巖石圈的變化常伴隨著巖石圈性質(zhì)以及熱狀態(tài)的改變，從而影響沉積盆地內(nèi)古溫標(biāo)的演化以及地表熱流的變化，因此利用地?zé)釋W(xué)方法計算巖石圈厚度可以從盆地全貌從宏觀為其提供科學(xué)依據(jù).本文從地?zé)釋W(xué)角度對鄂爾多斯盆地“熱”巖石圈厚度的演化進(jìn)行了探討，利用盆地內(nèi)的古溫標(biāo)模擬了各個時期盆地的熱歷史；在此基礎(chǔ)之上，計算了不同時期盆地“熱”巖石圈厚度的演變，從而探討其地質(zhì)意義，為華北克拉通破壞的空間差異提供了證據(jù)與約束.

2 盆地地質(zhì)概況與研究現(xiàn)狀

鄂爾多斯盆地是一個多構(gòu)造體制、多演化階段、多沉積體系、古生代地臺與中－新生代臺內(nèi)坳陷疊合的克拉通盆地，位于華北克拉通的西段，面積32×104km2.其演化主要經(jīng)歷了中晚元古代大陸裂谷階段、早古生代碳酸鹽巖臺地階段、晚古生代克拉通內(nèi)碎屑巖沉積階段、中生代擠壓撓曲階段以及新生代周緣斷陷發(fā)育階段［5］，與周圍構(gòu)造活動強(qiáng)烈的造山帶、褶皺以及斷陷相比，其內(nèi)部斷裂構(gòu)造不甚發(fā)育，以構(gòu)造巖性較穩(wěn)定為特點(diǎn).鄂爾多斯盆地在地質(zhì)歷史時期經(jīng)歷了多期構(gòu)造運(yùn)動的影響，自三疊紀(jì)以來，盆地一直處于掀斜構(gòu)造演化過程，主要于三疊紀(jì)末期、中侏羅世、侏羅紀(jì)末期和早白堊世末期發(fā)生了四次抬升剝蝕事件［6］，前三期的抬升剝蝕量微弱，以白堊紀(jì)時期剝蝕較為強(qiáng)烈，中生代晚期是鄂爾多斯盆地處于最高古地溫的時期［7－8］.

早期，不少學(xué)者認(rèn)為現(xiàn)今華北克拉通西段存在“巖石圈根”，鄂爾多斯盆地主體為“厚巖石圈”［1，9］，地表熱流值較低；并且，鄂爾多斯盆地油氣勘探的主要目的層是古生界層系，因而對該盆地古生代熱歷史的研究較多，對中生代的熱歷史較為缺乏.然而，隨著研究的不斷深入，對于鄂爾多斯盆地的熱狀態(tài)以及深部的巖石圈的研究也越來越深入.不少研究證實(shí)，盆地內(nèi)部的現(xiàn)今大地?zé)崃髦祻奈鞯綎|在54～70mW／m2范圍內(nèi)變化［8，10］，平均大地?zé)崃髦禐?1.8mW／m2［8］，這與東部渤海灣盆地現(xiàn)今平均大地?zé)崃髦?4mW／m2相差不多.對于中生代熱歷史，不同學(xué)者也利用鏡質(zhì)體反射率、流體包裹體以及磷灰石裂變徑跡等方法做出過很多研究［7，8，11－14］，認(rèn)為盆地中生代晚期存在一期構(gòu)造熱事件.鄂爾多斯盆地經(jīng)歷了多期熱事件導(dǎo)致盆地周緣發(fā)生強(qiáng)烈的巖漿活動，但盆地內(nèi)部巖漿活動匱乏（圖1），巖漿作用對盆地內(nèi)部井熱歷史影響較小.然而，前人對鄂爾多斯盆地現(xiàn)今巖石圈厚度的認(rèn)識仍然存在有較大的分歧，一些學(xué)者認(rèn)為其現(xiàn)今仍保持著200km巨厚的“巖石圈根”［1］；也有一些學(xué)者認(rèn)為鄂爾多斯盆地現(xiàn)今“熱”巖石圈的厚度為78～140km［15－17］，這與東部渤海灣盆地的60～100km［1，18］的巖石圈厚度相差并不大.

3 盆地?zé)釟v史模擬

3.1 熱歷史模擬方法和參數(shù)

沉積盆地的熱歷史恢復(fù)方法主要分為兩類：從巖石圈的尺度利用盆地演化的熱動力學(xué)模型的方法恢復(fù)以及從盆地尺度利用古溫標(biāo)的方法恢復(fù).其中，利用古溫標(biāo)恢復(fù)盆地?zé)釟v史的關(guān)鍵就是所使用的古溫標(biāo)并沒有被后期的高溫所掩埋而能記錄早期的熱歷史.據(jù)此可以用來恢復(fù)經(jīng)歷最高古地溫之后的熱歷史，其原理是依據(jù)構(gòu)造演化建立地質(zhì)模型，給定可能的沉積埋藏史和熱史（古地溫梯度和古熱流值），擬合計算理論古溫標(biāo)值并與實(shí)測值對比，不斷調(diào)整沉積埋藏史和熱史，當(dāng)計算值與實(shí)測值吻合時，認(rèn)為此時的埋藏史和熱歷史是可靠的.

在含油氣盆地中最豐富、最便捷的資料便是鏡質(zhì)體反射率資料.本文利用了文獻(xiàn)［19］以及油田鉆井巖心測試的鏡質(zhì)體反射率資料來恢復(fù)最高古地溫（早白堊世）及其以后的熱歷史.為了避免模擬時的誤差，選取了在深度剖面上各個層位測試鏡質(zhì)體反射率較齊全的井進(jìn)行了熱歷史的模擬.其他基礎(chǔ)地質(zhì)數(shù)據(jù)參數(shù)，如現(xiàn)今大地?zé)崃髦岛偷販靥荻炔捎们叭藬?shù)據(jù)［8］，地層分層數(shù)據(jù)采用油田的鉆井分層數(shù)據(jù).

3.2 熱歷史模擬結(jié)果

本文在鄂爾多斯盆地的主要構(gòu)造單元——伊陜斜坡及天環(huán)向斜選取了7口鏡質(zhì)體反射率豐富且鉆穿中生界地層的鉆井進(jìn)行了熱史的模擬，該7口鉆井橫跨盆地東西大部分地區(qū)（圖1）.

以陜參1井為例，該井鉆遇的最老地層為奧陶系，除缺失部分泥盆系、志留系以及新生界地層外，其余地層發(fā)育完全.該井區(qū)在早白堊世末期發(fā)生了較為強(qiáng)烈的構(gòu)造抬升剝蝕，剝蝕量為800m左右［6］，此時為盆地所經(jīng)歷的最高古地溫時期［8］，此外在三疊紀(jì)末期和侏羅紀(jì)末期受到印支運(yùn)動和燕山運(yùn)動的影響，該區(qū)也發(fā)生了微弱的構(gòu)造抬升剝蝕，但是剝蝕量較?。▓D2）.因此，我們利用鏡質(zhì)體反射率模擬了該井早白堊世及其以后的熱歷史，從熱史模擬的結(jié)果來看，陜參1井區(qū)在早白堊世末期（約100Ma）熱流值高達(dá)78mW／m2，此后熱流迅速降低至現(xiàn)今大地?zé)崃髦?1mW／m2（圖3）.

圖1 鄂爾多斯盆地?zé)釟v史研究井位分布及巖漿分布圖（其中巖漿分布引自文獻(xiàn)［20］和［21］）Fig.1 Sketch map of the locations of modeling wells and in the Ordos basin （Magma distribution are cited from reference［20］and［21］）

利用了同樣的方法恢復(fù)了其余6口井早白堊世末期及其以后的熱歷史（圖3）；盆地經(jīng)歷的最高古地溫（白堊紀(jì)）之前，盆地構(gòu)造活動微弱，其熱流值按照各井區(qū)當(dāng)時的平均沉積沉降速率采用固體的瞬態(tài)熱傳導(dǎo)方程通過計算對熱流值進(jìn)行了約束（圖3中白堊紀(jì)之前的實(shí)線部分），早白堊世初期的熱流值為根據(jù)前后計算以及模擬值推測的熱流演化路徑（圖3中早白堊世初期的虛線部分）.從模擬的7口典型井的熱流演化史中可以看出，位于不同構(gòu)造單元的各個井的熱演化史具有相似的演化趨勢（圖3）：白堊紀(jì)之前，各井區(qū)地表熱流值較低（小于50mW／m2）；在早白堊世末期熱流急劇升高，出現(xiàn)一次熱流值高峰，此時模擬的熱流高峰與任戰(zhàn)利等［8，17］的研究成果一致，熱流值高達(dá) 73～78mW／m2；晚白堊世開始，各個井區(qū)的熱流值逐漸下降直至現(xiàn)今的大地?zé)崃髦?7～65mW／m2；盆地現(xiàn)今的大地?zé)崃髦递^古生代時大10mW／m2左右.然而，不同井區(qū)的模擬結(jié)果略有差異，即達(dá)到熱流高峰時所達(dá)到的最高熱流值略有不同，其中位于盆地中東部的陜參1井和麒參1井熱流值較大，高達(dá)78mW／m2左右，位于天環(huán)向斜西部的苦深1井和天1井熱流值是模擬的各井中最低的，為73mW／m2.

此外，剝蝕量的恢復(fù)結(jié)果顯示，盆地白堊紀(jì)的剝蝕量比三疊紀(jì)和侏羅紀(jì)時期的剝蝕量要大得多；白堊紀(jì)時，盆地東部的剝蝕量比西部大，其中東部剝蝕量可達(dá)1800m，西部則為700～800m［6］.

4 盆地“熱”巖石圈厚度演化

4.1 “熱”巖石圈厚度計算原理以及參數(shù)的選取

“熱”巖石圈是指以熱傳導(dǎo)方式進(jìn)行熱傳遞的巖石圈層，其下部為以熱對流為主要方式的軟流圈［22］.在巖石圈內(nèi)，熱傳導(dǎo)方式遵循一維熱傳導(dǎo)方程（式1），若已知不同時期的熱流值，則可以得到不同地質(zhì)時期巖石圈內(nèi)地溫隨深度變化的分布曲線，地溫分布曲線與干玄武巖固相線或地幔絕熱線的交點(diǎn)處深度則為“熱”巖石圈的厚度［22］，通常地?zé)釋W(xué)的方法計算的巖石圈厚度誤差在15%左右［18］.

式中，i為構(gòu)造層層數(shù)，取自然數(shù)；Zi為第i層的厚度，km；、分別為第i構(gòu)造層上、下界面的溫度，℃；Ai為第i層的巖石生熱率，μW／m3；Ki為第i層巖石熱導(dǎo)率，W／m·K，為第i構(gòu)造層頂面處的熱流值.

表1 鄂爾多斯盆地各構(gòu)造層巖石生熱率和熱導(dǎo)率Table 1 Rock heat production rate and thermal conductivity of each tectonic layer in the Ordos basin

本文采用Artemieva和Mooney提出的T1＝1200＋0.5Z以及T2＝1300＋0.4Z兩條絕熱線分別作為“熱”巖石圈底面溫度的上限和下限［23］.實(shí)際計算過程中的各個參數(shù)見表1，其中上地殼的生熱率采用指數(shù)衰減模型：A＝A0exp（－Z／D），式中D為放射性元素富集的特征厚度；A0是近地表生熱率，取1.67μW／m3.其余各地質(zhì)分層參數(shù)和巖石熱物性參數(shù)取不同構(gòu)造單元的平均值（表1）.

4.2 “熱”巖石圈厚度的計算結(jié)果

鑒于鄂爾多斯盆地塊體內(nèi)部未發(fā)生過強(qiáng)烈的巖漿活動（圖1），我們認(rèn)為古溫標(biāo)所記錄的熱信息為熱傳導(dǎo)所致，因而在根據(jù)熱傳導(dǎo)定義的“熱”巖石圈厚度計算過程中，某一地質(zhì)歷史時期的熱流值采用各個典型井熱流實(shí)際模擬結(jié)果的平均值77mW／m2.早白堊世是鄂爾多斯盆地構(gòu)造活動強(qiáng)烈的時期，其后構(gòu)造活動趨于停止，據(jù)此，我們計算了早白堊世末期（～100Ma）、古近紀(jì)初期（～50Ma）以及現(xiàn)今地溫隨深度分布的曲線及其與地幔絕緣線的交點(diǎn)所顯示的“熱”巖石圈厚度（圖4）.結(jié)果顯示，早白堊世末期（～100Ma）時，“熱”巖石圈厚度為65km左右；古近紀(jì)初期（～50Ma）時，“熱”巖石圈厚度為80km左右；現(xiàn)今“熱”巖石圈厚度為125km.

從計算的結(jié)果來看，古生代時鄂爾多斯盆地“熱”巖石圈厚度為205km，這與前人的研究早古生代時鄂爾多斯盆地巖石圈厚度200km［28］基本一致.早白堊世時，鄂爾多斯盆地“熱”巖石圈確實(shí)發(fā)生過巨量的減薄，從古生代的205km減薄到早白堊世時的65km，減薄量超過了100km；此后由于熱平衡作用，“熱”巖石圈逐漸增厚至現(xiàn)今的125km.并且，鄂爾多斯盆地現(xiàn)今的大地?zé)崃髟?4～70mW／m2之間，用相同的方法計算的全盆“熱”巖石圈厚度在80～150km之間，平均“熱”巖石圈厚度為125km左右（圖4），這結(jié)果與前人的結(jié)果大致相同［15－16］.說明現(xiàn)今鄂爾多斯盆地不存在所謂的巨厚巖石圈或“巖石圈根”.

圖4 鄂爾多斯盆地不同地質(zhì)時期“熱”巖石圈厚度圖Fig.4 Thermal lithospheric thicknesses of the Ordos basin in different geologic periods

5 討 論

5.1 “熱”巖石圈厚度與其他定義巖石圈厚度的差異

目前，基于不同的物理化學(xué)邊界，對巖石圈賦予了不同的定義，包括巖石學(xué)巖石圈、“熱”巖石圈、地震學(xué)巖石圈、彈性巖石圈等.一般來說，不同的巖石圈定義的巖石圈厚度也不一樣，表現(xiàn)為地震學(xué)的巖石圈厚度最大，地?zé)釋W(xué)的巖石圈厚度居中，幔源捕虜體定義的巖石圈厚度最?。▓D5）.可以看出，對于波羅的地盾和坦桑尼亞地盾，捕擄體巖石圈和“熱”巖石圈、“熱”巖石圈以及地震層析定義的巖石圈厚度差異大約為70km.

圖5 其他巖石圈厚度與地?zé)釋W(xué)巖石圈厚度的對比［29］Fig.5 Comparison between thermal lithospheric thickness and other lithospheric thickness［29］

以渤海灣盆地為例，渤海灣盆地是華北克拉通減薄破壞的中心區(qū)域，其巖石圈厚度不同領(lǐng)域的學(xué)者都做出了較為詳細(xì)的研究.徐義剛等［30］利用捕擄體研究巖石圈厚度時指出，華北克拉通東部現(xiàn)今巖石圈的厚度大多小于80～100km，而巖石圈減薄的中心地區(qū)（如渤海灣盆地、松遼盆地等）厚度最小可達(dá)到50km左右.對于現(xiàn)今“熱”巖石圈厚度，地?zé)釋W(xué)家們給出渤海灣現(xiàn)今的“熱”巖石圈厚度為75±11km［18，31］.地球物理學(xué)家們利用反射地震波偏移成像技術(shù)對華北克拉通東部巖石圈的研究揭示出，渤海灣盆地地震學(xué)巖石圈平均厚度為～80km［32－34］.不難看出，對于渤海灣盆地平均巖石圈厚度，捕擄體巖石圈厚度最小，“熱”巖石圈厚度居中，地震學(xué)巖石圈厚度最大，它們之間的差異分別為15km及5km.

本文利用了一維熱傳導(dǎo)方程計算了鄂爾多斯盆地現(xiàn)今“熱”巖石圈厚度為125km左右，這與汪集旸認(rèn)為鄂爾多斯盆地“熱”巖石圈厚度為120～130km［15］以及汪洋等認(rèn)為鄂爾多斯盆地“熱”巖石圈厚度小于140km［16］是一致的，在誤差（15%）的允許范圍之內(nèi)，其誤差大小取決于地殼及其深部的熱流變性.此外，Huang和Zhao利用剪切波速的高精度面波層析成像結(jié)果表明鄂爾多斯塊體巖石圈厚度在160km以下［34］.范小林的內(nèi)蒙阿拉善左旗－上海奉賢地質(zhì)－地球物理解釋斷面圖顯示鄂爾多斯盆地巖石圈厚度在120km左右［35］.研究結(jié)果也呈現(xiàn)了地?zé)釋W(xué)巖石圈厚度小于地震學(xué)巖石圈厚度的特點(diǎn)，其差異大小取決于地殼及其深部的結(jié)構(gòu)和流變邊界層的厚度.

巖石圈內(nèi)熱傳遞的主要方式為熱傳導(dǎo)，軟流圈內(nèi)熱傳遞的主要方式為熱對流，位于巖石圈和軟流圈之間的部分為流變邊界層.熱在流變邊界層內(nèi)部的傳遞方式由熱傳導(dǎo)逐漸變?yōu)闊釋α?，因而地?zé)釋W(xué)利用熱傳導(dǎo)方程計算的巖石圈邊界更接近流變邊界層的頂界面.由于上地幔和低速帶之間并不是一個明顯的不連續(xù)面，而是表現(xiàn)為波速的漸進(jìn)變化，因而地震波在其中傳播速度逐漸降低，地震學(xué)定義的巖石圈界面更接近流變邊界層的底界［36］.因此，流變邊界層越厚，地?zé)釋W(xué)巖石圈與地震學(xué)巖石圈厚度差異越大.本文計算的鄂爾多斯盆地“熱”巖石圈厚度與地震學(xué)巖石圈厚度相差約60km，說明鄂爾多斯盆地下部現(xiàn)今存在較厚的流變邊界層，早白堊世計算的巖石圈可能比計算的厚度要厚很多，估計在120km左右.

5.2 不同熱流值計算的“熱”巖石圈厚度的差異

對同一地區(qū)而言，熱流值不同計算的“熱”巖石圈厚度也有一定的差異.鄂爾多斯盆地內(nèi)部的現(xiàn)今大地?zé)崃髦祻奈鞯綎|在54～70mW／m2范圍內(nèi)變化，并且東部熱流變化緩慢，西部的熱流值降低較快［8，10］.用上述相同的方法根據(jù)盆地東西部不同的熱流值及地層發(fā)育情況計算得知，盆地東部現(xiàn)今的“熱”巖石圈厚度約80km，西部現(xiàn)今的“熱”巖石圈厚度為150km（圖6），東部“熱”巖石圈較西部薄且西部“熱”巖石圈厚度快速增厚，這說明鄂爾多斯盆地東部構(gòu)造活動強(qiáng)于西部.圖6顯示的是不同地表熱流對應(yīng)的“熱”巖石圈厚度，當(dāng)?shù)乇頍崃鲝?0mW／m2減小到68mW／m2時，“熱”巖石圈厚度發(fā)生明顯的變化，“熱”巖石圈厚度從80km增加到85km左右.因此，地表熱流值的準(zhǔn)確度能決定“熱”巖石圈厚度計算的精度.本文選取的7口井恢復(fù)的早白堊世末期的熱流值顯示，位于東部偏東的麒參1井及陜參1井熱流值較大，為78mW／m2，而相對位于較西部的天1和苦深1井模擬的熱流值較小，為73mW／m2，根據(jù)兩口井古熱流值計算的早白堊世末期“熱”巖石圈厚度東部比西部薄14km左右.說明早白堊世末期盆地東部的深部活動強(qiáng)于西部，此時盆地東部的“熱”巖石圈厚度比西部更薄.

圖6 不同地表熱流對應(yīng)的盆地“熱”巖石圈厚度Fig.6 Thermal lithospheric thickness versus surface heat flow in the present

5.3 鄂爾多斯盆地及周緣巖漿活動

為了排除巖漿活動的異常高溫影響，本文選取了位于盆地內(nèi)部的井，盆地內(nèi)部巖漿活動不發(fā)育（圖1），因此認(rèn)為熱全是深部的原因造成的.基于此對“熱”巖石圈地質(zhì)歷史時期的厚度進(jìn)行計算應(yīng)該是合理的.鄂爾多斯盆地于早白堊世末期（～100Ma）經(jīng)歷了一次熱流高峰以及“熱”巖石圈減薄的高峰，反映了早白堊世巖石圈熱狀態(tài)的改變以及強(qiáng)烈的深部構(gòu)造－熱活動，此時的地表熱流值高達(dá)73～78mW／m2，與活動裂谷盆地的熱流值相當(dāng)，深部構(gòu)造活動性較強(qiáng)；晚白堊世開始，各個井區(qū)的熱流值逐漸下降直至現(xiàn)今的大地?zé)崃髦?7～65mW／m2，由于熱平衡作用“熱”巖石圈也逐漸增厚，此時的鄂爾多斯盆地處于構(gòu)造活動區(qū)與構(gòu)造穩(wěn)定區(qū)之間的過渡區(qū).

火山巖活動與鄂爾多斯盆地?zé)崃鞲叻鍟r空上也是相匹配的.盡管盆地內(nèi)部的火山巖較為缺乏，但是盆地周緣燕山晚期的火山巖分布很廣，活動強(qiáng)烈.盆地東緣晉西撓褶帶臨縣發(fā)育紫金山巖體，其同位素年齡主要為132～125Ma，相當(dāng)于早白堊世［37］，地球化學(xué)分析表明巖漿來源于地幔［38］.北部伊盟隆起下白堊統(tǒng)涇川組在保爾斯太溝、伊12井一帶有玄武巖侵入，在喇嘛溝有輝綠巖侵入［39］.塊體內(nèi)杭錦旗黑石頭溝，于下白堊統(tǒng)發(fā)現(xiàn)了堿性橄欖玄武巖（126.2±0.4Ma的 Ar－Ar年齡，屬于早白堊世）［40］.盆地西緣已發(fā)現(xiàn)幾十個燕山期火山巖體，如中段炭山發(fā)現(xiàn)了輝綠巖，另外南緣隴縣發(fā)現(xiàn)了10余個花崗斑巖或安山玄武巖，如華亭地區(qū)龍1、龍2井區(qū)三疊系中鉆遇厚達(dá)150m以上的霞石正長巖、閃長玢巖［13］.這些巖漿巖均為燕山晚期早白堊世時期噴發(fā)或侵入的產(chǎn)物.

上述表明，無論在時間還是空間上，鄂爾多斯盆地?zé)崃鞲叻逡约皫r石圈減薄的高峰與華北克拉通破壞的高峰早白堊世［1，3，41－42］是一致的.由于地幔包體以及巖漿巖空間分布的局限性，目前只在華北克拉通中－西部北緣的涼城、四子王旗、三義堂和大同四處發(fā)現(xiàn)了地幔包體，顯示為經(jīng)過不同程度的熔體抽取和后期交代富集作用的過渡性巖石圈地幔［43］，說明華北克拉通中西部巖石圈地幔性質(zhì)也發(fā)生了一定的改變.從構(gòu)造地質(zhì)背景看，中晚侏羅世和早白堊世是兩個構(gòu)造應(yīng)力體制完全不同的構(gòu)造演化階段.侏羅紀(jì)時，鄂爾多斯盆地受到周圍板塊的多向強(qiáng)擠壓作用［44］，而早白堊世，鄂爾多斯盆地處于一種弱拉張的構(gòu)造環(huán)境［13，44］.這主要是受到太平洋構(gòu)造域的影響，燕山晚期，古太平洋板塊向歐亞板塊強(qiáng)烈俯沖，并且在125～122Ma其俯沖方向發(fā)生巨大的改變——由SW變?yōu)镹W［45］，鄂爾多斯盆地構(gòu)造應(yīng)力場的主應(yīng)力方向?yàn)镹W－SE向，此后太平洋板塊俯沖方向雖也發(fā)生變化，但都是較小幅度的改變.太平洋板塊俯沖是造成拉張環(huán)境的重要影響因素，造成鄂爾多斯盆地早白堊世的地幔發(fā)生底侵作用，巖石圈減薄，發(fā)生巖漿侵入和噴發(fā)，這與華北地區(qū)較普遍的早白堊世構(gòu)造熱事件一致［13，37，46］.

6 結(jié) 論

從鄂爾多斯盆地現(xiàn)今大地?zé)崃饕约啊盁帷睅r石圈厚度的計算結(jié)果來看，鄂爾多斯盆地現(xiàn)今的地表熱流較大，與渤海灣盆地相差不大，“熱”巖石圈厚度平均值為125km，并不存在所謂的200km的巨厚巖石圈.

另外，鄂爾多斯盆地中－新生代熱流演化以及“熱”巖石圈厚度的計算結(jié)果揭示出早白堊世末期是鄂爾多斯盆地地質(zhì)發(fā)展歷史的一個重大變革期.此時，鄂爾多斯盆地深部地幔上涌發(fā)生底侵作用，“熱”巖石圈厚度發(fā)生減薄；淺部沉積盆地內(nèi)部構(gòu)造活動強(qiáng)烈，發(fā)生強(qiáng)烈的構(gòu)造抬升和剝蝕作用，地表熱流顯著增大出現(xiàn)熱流的高峰值；盆地周緣發(fā)生強(qiáng)烈的巖漿侵入和噴發(fā)作用.并且，鄂爾多斯盆地早白堊世時期的構(gòu)造熱事件以及“熱”巖石圈的減薄不是孤立的，與華北克拉通東部構(gòu)造轉(zhuǎn)折的時間以及華北克拉通破壞的高峰時限一致.這是否說明在華北克拉通破壞的高峰期，位于克拉通西段的鄂爾多斯盆地巖石圈也經(jīng)歷了一定減薄及破壞過程呢？本文僅從地?zé)釋W(xué)角度對鄂爾多斯盆地巖石圈厚度減薄進(jìn)行了論證，進(jìn)一步證實(shí)還需要地球化學(xué)以及地幔包體等其他方面的證據(jù)加以佐證.

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