沉积盆地热演化史研究方法
盆地热演化史研究方法很多，主要有地球动力学模型法及古温标法两类。
一、地球动力学模型法
地球动力学模型法是通过对盆地形成和发展过程中岩石圈构造（伸展、减薄、均衡调整、挠曲形变等）及相应热效应的模拟（盆地定量模型），获得岩石圈热演化史（温度和热流的时空变化）。不同类型的盆地，具有不同的热史模型，根据已知或假定的初始边界条件，通过调整模型参数，使得模型计算结果与实际观测的盆地构造沉降史相拟合，从而确定盆地底部热流史；进而结合盆地埋藏史，恢复盆地内地层的热演化历史。
不同类型的盆地由于其形成的地球动力学背景和成因机制的差异，导致盆地演化过程的不同。因而描述其构造热演化过程的数学模型也是不同的，P．A．Allen和J．R．Allen（1990）在其论著中对岩石圈伸展作用形成的盆地、挠曲盆地及与走滑变形有关的盆地的热史模型都作过详细地论述。
（一）伸展盆地
伸展盆地是目前研究较广泛、研究程度较高的盆地类型，裂谷、拗陷、拗拉槽和被动大陆边缘是其基本样式。在地壳和岩石圈伸展、减薄作用下形成，其主要的构造热作用过程包括：岩石圈的伸展减薄、地幔侵位、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载相关的均衡调整。裂谷是地壳中的拉张区，现代裂谷具有负的重力异常、高热流值和火山活动等特征，表明在深部存在某种热异常。裂谷分主动裂谷与被动裂谷两种类型。
1978年McKenzie研究了被动裂谷或机械伸展模型的定量结论后，提出了瞬时均匀伸展模型。该模型假定地壳和岩石圈的伸展量是相同的（即均匀伸展）；伸展作用是对称的，不发生固体岩块的旋转作用。因此，这是纯剪切状态。构造沉降主要取决于伸展量、伸展系数（β）以及初期地壳与岩石圈的厚度比值。该模型可概括如下：①拉张盆地的总沉降量由两部分组成：其一是由初始断层控制的沉降，称为初始沉降，它取决于地壳的初始厚度及伸展系数β；其二是岩石圈等温面向着拉张前的位置松驰，从而引起的热沉降，热沉降只取决于伸展量的大小；②模拟结果表明，断层控制的沉降是瞬时性的，而热沉降的速率随时间呈指数减小，这是由于热流随时间减小的结果。McKenzie（1978）提出了计算初始沉降、热沉降和地表垂直热传递的数学表达式，奠定了伸展盆地定量模型和模拟研究的理论基础。该模型已成功地应用于北海盆地和各种大陆架。但是Slater等（198）在有些地区发现：实际
地壳伸展和初始沉降量要比McKenzie。模型预测的小得多，同样热沉降值要比根据
McKenzie
模型的伸展系数p预测的值大得多。尽管如此，McKenzie（1978）的均匀伸展模型仍然是进一步研究更为复杂得多的地壳变形的基本出发点。Jarvis和McKenzie（1980）发现，只要裂谷作用持续时间小于20Ma，适用一维的均匀伸展模型得到的计算结果与实际观测值非常接近。但是，许多沉积盆地似乎都经历了一段很长的裂谷期，裂谷期持续时间远远超过20Ma。如巴黎盆地，裂谷期持续时间接近60Ma。在很长的裂谷发育时期内，可能有大量的横向热量损失，这个问题在McKenzie（1978）的经典模型中未加考虑。
此后又有人根据地壳和壳下岩石圈的伸展量不同，提出了非均匀连续伸展模型（Row 一Ley 和Sahagian，1986）。这种模型认为，壳下岩石圈比地壳的伸展范围大，从而导致裂谷翼部上隆。
伸展作用可以是非对称性的，Wernicke（1981，1985）提出了非对称性的伸展模型，该模型认为岩石圈的伸展作用可以通过一个巨大的贯穿整个岩石圈的低倾角带来实现。这样一个剪切带可以把伸展作用从一个地区的上地壳中转移到相邻一地区的下地壳或地馒岩石圈中。尽管Wernicke剪切带模型可以解释在拉伸作用下构造样式的不对称性问题，但对于在空间上热沉降与断层控制的沉降发生重叠的盆地的形成机制，它却难以解释。
如果裂谷作用持续到伸展量临界值，则出现被动大陆边缘和扩张中心。被动大陆边缘的特征是发育裂谷期后沉积的向海洋方向加厚的楔形沉积体c这种大规模裂谷期后沉降作用的原因可以是沉积物载荷、深部矿物相变（从辉长岩到榴辉岩相）、韧性下地壳向海洋方向的蠕变流动作用以及岩石因减薄引起的热收缩作用等。
在被动大陆边缘的演化过程中，可能有多种机制在起作用。不过，对于各种机制来说，岩石圈伸展后随之又发生冷却这个基本模型是分析被动大陆边缘沉降作用的出发点。提出的均匀伸展模型、软流圈物质的熔离作用(melt segregation）模型及随深度变化的伸展模型对于大陆边缘裂谷期后的热沉降来说都适用，说明初始裂谷机制对沉降作用的影响随时间逐渐消失。均匀伸展模型不能说明洋壳形成问题及陆壳向洋壳过渡的性质。岩浆熔离模型中岩石因受热程度要比简单均匀伸展模型大一些。岩浆熔离模型或随深度变化的伸展模型都能很好地解释大陆边缘、陆棚边缘的早期隆升史。
（二）其它类型盆地
克拉通盆地是结构最为简单但对其成因又不甚明了的盆地。其成因主要有地壳伸展、热衰减、克拉通边缘的构造负荷、板内应力、欠补偿质量等。在地壳伸展热沉降方面与孤后盆地及大陆裂谷盆地相似。克拉通盆地往往表现出阶段性沉降的特点，热沉降仅适用于盆地发
展的某些阶段。
前陆盆地发生于挤压构造环境，与洋壳俯冲消减直至陆一陆或弧一陆碰撞作用有关。Dickson（1974）按成因将前陆盆地分为两类：一类为周缘前陆盆地；另一类为弧后前陆盆地。这两类盆地都位于克拉通岩石圈上，其成因与构造活动带的地壳缩短有关。前陆盆地形成的主要控制因素为这冲带的构造负荷、盆地沉积物负荷以及在造山过程中形成的地壳内部水平挤压力。
前陆盆地的具体模型有Karner等（1983）提出的热弹性流变模型及Willett等（198）提出的粘弹性流变学模型。热弹性模型可以解释挠曲与热史之间的关系，而粘弹性流变学模型则能够解释岩石圈抗刚度随加载作用时间的变化关系。
走滑盆地的沉积作用与重要大断裂的走向滑动相伴随。陆内剪切平移非常普遍，走滑盆地成为一种常见的盆地类型。走滑盆地的一种常见类型是拉分盆地，根据力学与沉降史来划分，有两种主要类型的走滑盆地：一类是影响到地幔的走滑盆地，它们可以看作是“热”盆地，如潘农盆地；另一类为“薄皮”走滑盆地，它们可以看作是“冷”盆地，如维也纳盆地。
在走滑盆地中，热力学和沉降模型没有很好地建立起来，这主要是由于它们的构造历史复杂，在与岩石图变薄有关的盆地中，由于伸展过程中热流通过盆地周边的侧向损失，统一的均匀伸展模型在应用中要作一定的修改。其它盆地形成于与地幔无关的薄皮伸展带，这些盆地温度低且缺乏发育良好的伸展期后热沉降。
地球动力学法的优点是能够把握区域大地热流演化的总趋势和预测无钻井地区地层的热史。但由于盆地演化及结构极为复杂，确定盆地成因类型和选择有关参数具有很大的不确定性，因而这种方法往往比较粗糙，将现有的盆地定量模型用于局部地区时预测的精度也较低。
二、古温标法
古温标法种类颇多，包括镜质组反射率法、生物标志物立体异构化法、包裹体法、磷灰石裂变径迹法、氧同位素法、粘土矿物转变法等。以下重点介绍几种常用的方法。
（一）镜质组反射率法
镜质组反射率作为有机质成熟度指标被广泛地应用于盆地综合分析和油气地质研究中。应用镜质组反射率研究盆地热史方法很多，现今应用的模型主要有以下6类：①Price （1983），Barker和Pawlewicz（1986）仅将镜质组反射率作为温度的函数模型；②Hdri （1975）和Bostick（1978）和Barker（1989）将时间结合进去作为经验性的方法模型；③
An－tia(1986)和Wood （1988）将镜质组反射率作为单一活化能的阿伦尼乌斯一级化学反应模型；④Lerche（1984）和Waples （198）将镜质组反射率作为阿伦尼乌斯一级化学反应模型，具有单一活化能，但活化能是温度的函数；⑤Larter（1988）将镜质组反射率作为平行的阿伦尼乌斯一级化学反应模型，其活化能具高斯分布；⑥Sweeney等（1990）提出的Easy 模型，将镜质组反射率作为一系列平行的阿伦尼乌斯一级反应，用活化能的一个分布模拟镜质组的所有反应，包括脱水、CO2，CH4及更大分子量烃类的裂解。Easy法可应用于R。在0.3％～4.5％的范围内，加热速率从实验室条件下(1℃周)、岩浆侵人（l℃／d）到各种地
质环境（10 ℃／100a～l℃／Ma）。’以上6类镜质组反射率模型分析中，①，②类模型是经验性的，在应用于地质情况时，常被用于最大古地温的粗略估计。模型①是Barker和Pawlewicz利用世界上35个地区600 多个腐殖型有机质的平均镜质组反射率Rm及其对应的最大温度Tmax，建立的回归方程InR m＝0.0078 Tmax－1.2，用来估算最大温度，此回归方程相关系数r＝0.7，表明R m与Tmax。具有十分密切的相关性。地质研究表明，有机质成熟度在经历大约1～10Ma的时间后达到稳定。在有机质成熟度达到稳定后，增加有效加热时间并不能增加有机质的成熟度。而他们研究的盆地体系大约90％在小于最大古地温15℃的范围内，经历了大于106年的时间，因而足以使有机质热成熟度达到稳定。因此可用Rm确定最大古地温。方法①具有统计规律，是经验性的，不失为一种最为简单的估算热史的方法，使用时要注意其应用条件。
模型②的缺陷至于，实际应用时最大古地。及有效受热时间难。确定。
模型③和④也是经验性的，也有局限性，主要是由于单一反应不能很好地模拟温度和加热速率分布很广的复杂反应（Braun和Burnhan，1987）。关于Lerch等（1984）和Armagnac （1989）的方法，将活化能看作是温度的函数是不常见的。
由Lopatin （197）提出的时间一温度指数TTl法，后经Waples（1980）的进一步发展，使这一方法得到了广泛地应用。迄今为止，不少有机质成熟作用史的模拟仍然沿用了TTI法的计算思路。TTl法是建立在经验统计关系的基础上，假定温度每增加10℃，干酪
很热降解速率增加1倍，但缺乏理论根据。TTl法基本假设是将有机质成熟作用视为一级反应过程，实际上已知存在多级反应内容。TTl法视不同类型有机质近似同一，仅能较好的适用于腐殖煤，对不同源岩则误差较大。因此由于地质条件、母质构成的差别，不同地区的R。与Thl的关系必然不同。在实际应用中，对于快速沉降的盆地，TTI法过低地估计了有机质的成熟度，对于缓幔沉降的盆地，它又过高地估计了有机质的成熟度。
⑤类模型中Larter（1988）正确地应用了活化能分布的化学动力学方法，这表明R。是
温度和时间的函数，温度比时间更为重要。但他的模型由于仅依靠R。与化学变化的相关关系，因而是有局限性的，化学变化发生在生油窗范围内，R。值在0．5％～l．3％范围内
⑥类模型Easy法是最为情碉地预测R。的方法，在中等到高成熟度时更为准确。但在成熟度较低时（R。＜0.9％＝，Easy法对R。可能估计过高。而Middleton（1982）和Issler （1984）的模型更为准确。
J．J．Sweeney和A．K．Burnham（990）将Easy法与Hood（1975），Middleton（1982）和Boatick（1978）方法作了对比（图2－1），Easy法曲线的斜率最低，R。值也对应更低的温度值。例如对于10Ma加热时间，由Easy法计算反射率为0.7％对应的温度为110℃；Hood（1975）法相对应的温度为100℃，Mid－dleton（1982）和Bostick（1978）方法对应的130℃。同样对于10Ma加热时间，Easy法预测R0在l.3％和2.0％时分别对应的温度为162°和189℃，而其它三种方法达到此R。值，对应的温度大约分别在180℃和210℃。
镜质组反射率法在恢复盆地热演化史、恢复剥蚀厚度等方面得到了广泛地应用。但是镜质组反射率方法本身也有许多局限性，如：①不能直接应用于海相或前石炭纪缺失镜质组的地层；②低熟有机质中R。测值精度差；③测值受光性各向异性的影响；④再沉积的镜质组的影响；⑤镜质组反射率值受岩性的影响；⑥镜质组反射率值受氧化一还原因素的影响；⑦母质类型对R。值的影响；⑧样品处理的影响等。在应用时应尽量排除或减小以上影响因素，选取真实可信的R。值，这是应用R。值分析的基础。
镜质组反射率方法随着地温研究工作地不断深人，会不断地完善和发展；Ro与时间一温度的关系及有机质成熟作用的反应动力学问题，仍将会是今后相当长一段时间内研究的热点。
（二）磷灰石裂变径迹法
磷灰石裂变径迹法应用于沉积盆地地热史的研究始于80年代初，该方法是建立在磷灰石所含238U裂变产生的径迹在地质时间内受温度作用而发生退火行为的基础之上。在1～100Ma的时间内，磷灰石裂变径迹的退火温度为60－150℃。GIeadow和Green等众沉。盆地的试验中已模索出裂变径迹分析的5个参数。这5个参数对温度非常敏感，分别是裂变径迹长度、径迹长度频率分布、年龄衰减、单晶粒年龄频率分布及表现年龄随深度的变化。通过以上5个参数的详细分析，可以获得其它方法得不到的热史信息。
Naeser（1979）划分了在连续沉积，且其前正处在最大埋藏地温状况下磷灰石裂变径迹年龄一深度（或温度）图上3个不同的带（图2—2），从没到深依次为：①未退火带：地层尚未受到退火作用，年龄反映物源的时代，大于或等于地层年龄；②部分退火带：地
层已受到退火作用，年龄逐渐减小，小于地层年龄；③完全退人带：年龄等于零，地层达
到完全退火。
如果地层在达到最大埋藏温度后，由于抬升剥蚀或地温梯度的减小而冷却下来．磷灰石裂变径迹年龄—深度（温度）图上会出现5个带（图2－3）。从上到下依次是①未退火带；
②部分退火带；③前完全退火带，也称为冷却带，该带为冷却后又新生出新的裂变径迹，该带的年龄、年龄一深度曲线的斜率和该带地层厚度可以确定冷却事件发生的时间、速率和地层抬升剥蚀方面的信息。，④部分退火带；⑤完全退火带。
磷灰石裂变径迹法机个优点：①确定最大古地温，古地温在70～I20℃范围都可以确定。
②确定从最大古地温状况下冷却的时间。具体可分三种情况讨论：第一、地层完全退火后，又很快抬升到小于50℃的地温状况下，记录的裂变径迹年龄代表了冷却的时间；第二。如果冷却时间延长或现今仍在大于50℃的状况下，估计的冷却年龄偏小；第三＼如果地层沉积后未完全退火，经受的温度小于110℃，则可通过对长短径迹的相对比例的估算确定冷却时间。③确定地层达到最大古地温时的古地温梯度，在垂直深度图上，由裂变径迹法结合R。法可确定最大古地温曲线的斜率，即地温梯度。也可计算地层剥蚀厚度。剥蚀厚度△E
可按以下公式计算：
（110±10-Ts）
△E= ±d
G
式中Ts——古平均地表温度；
G——古地温梯度；
d——某一具体地区古部分退火带底界与现今平均表面的高差。现今平均表面高于古部分退火带底界d为负，现今平均表面低于古部分退火带底界d为正。
不同学者先后提出了磷灰石退火的动力学模型，并建立了在动力学模型基础上的正反演计算方法。这种正反演方法对于简单热史模型，可以得到较为合乎实际的结果；而对于复杂的热历史，反演所得到的结果往往不够理想c在实际工作中应综合分析磷灰石裂变径迹年龄、长度在剖面上的变化趋势，来划分退火带及确定古地温。由于测样的精度限制仅从一两个样品的结果来简单的模拟热史，可靠性较差。
此方法今后应进一步解决的有关问题有：磷灰石退火作用的动力学，磷灰石径迹长度和裂变径迹年龄的降低与退火之间的关系；解决碎屑磷灰石的继承性年龄和热历史及其对所观测到的沉积盆地磷灰石年龄和径迹长度分布型式的影响；找出确定碎屑磷灰石组合的成分（特别是CL含量）的切实可行的方法等。
锆石裂变径迹退火温度高于磷灰石，可与磷灰石裂变径迹分析结合使用，对于热演化程度高的地区比较适用。
（三）粘土矿物转变法
蒙脱石向伊利石转化是页岩、泥岩等沉积岩中最重要的一种矿物反应，这一转化过程与石油形成、运移有密切的关系。影响蒙脱石向伊利石转化是一个很复杂的地质过程，控制这一过程的因素很多，其中最主要是温度、时间及流体中K+的含量，另外还与岩石的孔隙率、流体化学成分、蒙脱石化学成分的初始含量有关。
温度是控制蒙脱石向伊利石转化的一个最主要因素。随埋藏深度的增加和温度升高，蒙脱石开始转化为伊利石。而且随着伊利石层含量的逐渐增多，伊一蒙混层粘土矿物的结构也由无序的I／S层（R=0，蒙脱石和伊利石混杂堆积，蒙脱石含量＞50%）、短有序的I／S层（R＝l，呈JS构型，蒙脱石含量50％～15％）和长有序的l／S层（R=3，呈ISI 构型，蒙脱石含量＜15％＝，最终向伊利石转化。通过X射线衍射方法，可以确定I／S层的类型和蒙脱石及伊利石的相对含量，因而为我们提供了一种有效的地温计。Perry和Hower （1972）第一次证明了蒙脱石的伊利石化与温度间的关系；HOffman和Hower（1979）第一次利用这种关系建立了一个适于时间在5～300Ma问的地质温度计模型；Jenning和Thompson（1986）建立了适于时间＜3Ma的地质温度计模型；而Kirsten Price等（1993）则研究了在1亿年前的岩石中，利用这种关系来估计最大埋藏深度。温度及古地温梯度。
时间是控制蒙脱石向伊利石转化又一重要因素，转化的反应时间可弥补温度的不足。孔隙流体中K+的含量是蒙脱石向伊利石转化所必须的。Turner和Fisham（1991）在研究东科罗拉多高原的一套设有被深埋和遭受热水蚀变的蒙脱石一伊利石后提出，当温度作用不明显时，孔隙流体的化学成分，尤其是K+含量的多少就起了主要控制因素。
以往对蒙脱石向伊利石转化的研究较多地考虑了热力学因素而不太重视动力学因素。Huang等（1993）用Na饱和蒙脱石做了蒙脱石向伊利石转化的实验，以探讨其动力学模型，并提出了一个经验公式：
－ds／dt＝Aexp（－Ea／RT）C K＋s2
式中S——1／S中S的含量；
t——时间，s；
T——温度；
A——频率因子；
Ea——活化能；
R——气体常数；
C K＋——流体中K+的摩尔浓度。
Pytte。和Reynolds用化学动力学反应方程推导出一个表示蒙脱石向伊利石转化的六级动力学表达式：
-ds／dt＝Aexp (-U／Rt)S5（K／Na）
式中S——蒙脱石含量；
t——反应时间；
K／Na——孔隙流体中的K与Na比；
A——频率因子；
U——活化能；
R——气体常数Z
T——绝对温度。
这个六级动力学表达式可成功地应用于埋藏成岩作用体系的蒙脱石向伊利石转化过程。
（四）流体包裹体法
流体包裹体是成岩矿物结晶时所捕获的部分成矿流体。流体包裹体的成分、相态、丰度、均一温度及盐度等指数，能够反映不同成矿阶段的地球物理化学条件。作为一种新手段，流体包裹体研究在石油地质方面可应用于测定古温度和恢复盆地热历史；确定油气演化程度和形成阶段；研究油气形成时的物理化学条件；确定油气运移时间、‘方向和通道；研究恢复埋藏史及确定构造形成的时期和序次等方面。
流体包裹体按成分可分为原生包裹体、次生包裹体、假次生包裹体和变生包裹体四种。
流体包裹体应用于确定古地温需要占有三方面的资料：①详细的岩石学分析建立包裹体形成的相对时间；②详细分析含有包裹体岩石的埋藏史和构造史；③分析单个包裹体的相态和化学成分，定义捕获流体的压力一体积一温度（PVT）特性。
应用包裹体进行研究的三个假设条件如下：①均一体系，即包裹体形成时，被捕获包裹体内的物质为均匀相；②封闭体系，即包裹体形成后，没有物质迸人或逸出；③等容体系，即包裹体形成后，包裹体的体积没有发生变化。一般认为，只有符合这三个基本前提的包裹体的测定结果才是有效和可靠的。
在对包裹体进行显微镜详细鉴定的基础上，确定要测的包裹体，应用均一法测量包裹体的均一温度。均一温度是捕获流体的最低形成温度。目前均一温度数据是在常压条件下获得的，而包裹体却是在成岩成矿时的温度、压力以及成分等一定的条件下被捕获的。因此，对
目前所测均一温度，应进行压力的校正，以便接近当时被捕获的物理化学条件，获得包裹体形成时的温度。
对均一温度进行压力校正可应用Ⅰ.Ⅰ.POtter（1978）所作的不同浓度的NaCI溶液的均一温度与压力的关系图版，对均一温度进行校正，从而使测得的均一温度更接近于包裹体形成时的真实温度。
包裹体内的流体成分控制着流体的基本物理性质一体积一温度一压力关系，现在除可以通过冷冻法、压碎法对流体成分和盐度进行估计外，还可以用气相色谱法、离子色谱法、电子探针和激光拉曼光谱法等观测流体成分。
目前在包裹体研究方面主要有两方面的问题：一是要求测温的目的不明确，送样人送样时只要求测温度，而没有说明要哪一期的温度，要什么温度。二是测温者没有搞清成岩作用及成岩序次，未区分包裹体形成期次。因此，测温结果温度很宽，以致无法使用。因此包裹体测温最关键的问题是要明确目的及弄清岩石的成岩作用及成岩序次，区分继承性包裹体及成岩作用过程中自生矿物形成的包裹体，确定包裹体形成期次。
在确定了包裹体形成期次后，对不同期的包裹体分别进行均一温度测定，包裹体均一温度经过一定的压力校正，即可获得矿物形成时或油气运聚时的古地温，从而可获得所在岩层的最大古地温，继而用于确定古地温梯度、埋藏深度、剥蚀厚度，恢复盆地热演化史。
Tilley等（1989）将流体包裹体研究与镜质组反射率资料进行对比，研究了加拿大阿尔伯达深盆地热演化史，确定了油气生成和演化阶段，以及地温异常和在盆地内的变化规律。Walderhaug（1990）利用包裹体资料对中挪威岸外Haltenbanken地区佛罗系砂岩石英胶结物形成与油气生成、运移、聚集时间的关系进行了研究，解释了今地温和古地温的差异，并计算了盆地的抬升量。James等（198）利用包裹体资料确定了新墨西哥州Sacrarnento地区古生代地层所经历的最大古地温、古地温梯度及埋藏史。
包裹体研究在各个方面均已取得了很大的进展，获得了很大的成绩。但随着研究工作的深人，也出现了新的问题。如近年来的研究表明，很多包裹体可能不是从均匀体系中捕获
的。地质过程中，H2O一CO2飞体系是不混溶的体系，如何区分从均匀体系和非均匀体系捕获的包裹体，从非均匀流体中捕获包裹体的机理，捕获时的非均匀流体和捕获后出现的非均匀性之间的差别等都是需要解决的重要问题。另外，应用的一些与地质有关的相图常不能满足地质上的复杂情况，需要构筑新的、更为复杂的、更适合于地质情况的相图，如三元系、四元系，甚至多元系相图。与包裹体研究有关的仪器也需进一步的改进。
准噶尔盆地构造演化阶段及其特征 摘要：准噶尔盆地由于受到周缘造山带的多期次的逆冲推覆作用，其发育演化过程不同于一般意义的前陆盆地，而是具有类前陆盆地的特征。准噶尔盆地经历海西、印支、燕山和喜山四个构造旋回的演化，形成了早二叠纪时期的裂谷盆地，中晚二叠纪的前陆盆地，三叠纪至白垩纪的复合类前陆盆地和第三纪以来的类前陆盆地为特征的多期叠合型盆地。 关键词：准噶尔盆地构造演化类前陆盆地 引言 准噶尔盆地是我国西部发育的大型陆相盆地，对其盆地的类型及其演化，经历了很长一段研究探索过程，形成了对准噶尔盆地的形成过程的诸多认识和观点。20世纪90年代主要以二叠纪为裂谷和断陷为主，三叠－白垩坳陷，第三纪以后为上隆。一些学者分别提出了“陆内前陆盆地”(陈发景,1997) 、“再生前陆盆地”(卢华复等,1994) 及“类前陆盆地”(雷振宇,2001 ) 等概念。蔡忠贤等（2000）认为准噶尔盆地在早二叠世为裂谷,晚二叠世为热冷伸展坳陷,三叠纪—老第三纪为克拉通内盆地,新第三纪至今为陆内前陆盆地。陈新和卢华复等（2002）则将准噶尔盆地划分为地体形成、板块拼贴、前陆盆地、陆内坳陷和再生前陆盆地等6个阶段。陈业全（2004）划分盆地演化为晚泥盆世－早石炭世裂陷盆地、晚石炭世－二叠纪碰撞前陆盆地、三叠纪－古近纪陆内坳陷盆地和新近纪－第四纪再生(陆内俯冲型)前陆盆地4个阶段。 通过对准噶尔盆地区域二维地震剖面的解释，结合钻井及测井资料，我们将准噶尔的演化划分为早二叠纪时期的裂谷盆地，中晚二叠纪的前陆盆地，三叠纪至白垩纪的复合类前陆盆地和第三纪以来的类前陆盆地四个阶段。其中以中生代的复合类前陆盆地为最重要的一个阶段，与油气的关系最为密切。 一地质构造背景 中国西部各盆地位于几个大的造山带及板块缝合带之间,属于古亚洲与特提斯—喜马拉雅构造域,处于西伯利亚板块和印度板块相对挤压和相对扭动的压扭性构造环境下形成的构造格局.在南北对挤和南北对扭的联合和复合的应力条件下产生的大量平移断裂控制着盆地的展布. 中国西部盆地主要受控于三向动力体系:北部主要受古亚洲动力系所作用,受控于古亚洲域;西部主要受特提斯动力系所作用,受控于特提斯域;南部的动力来源于印度板块的北上扩张.三大动力体系在时间、空间上的叠加、复合, 形成了具有明显的旋回性和阶段性多期叠合盆地,并且在不同演化阶段中具有不同的板块构造背景,盆地类型和性质也不相同。 中国西部盆地的演化大致可以分为三个阶段: 古亚洲洋开合阶段，新元古代晚期Rodinia古陆解体,使华北、扬子、华南、塔里木等小陆块从其上裂解出来。晚奥陶世开始地壳俯冲消减,至泥盆纪晚期碰撞闭合,成为克拉通内(挤压)盆地,发育一套海相碎屑岩和碳酸盐岩沉积。古亚洲洋在晚二叠世之前消减殆尽,华北、准噶尔—吐哈、塔里木等小陆块拼合在西伯利亚块体的南缘,形成古亚洲大陆。在拼合后的
沁水盆地构造演化与煤层气的生成 李明宅杨陆武胡爱梅徐文军 （中联煤层气有限责任公司科技研究中心，北京，１０００１１） 摘要沁水盆地面积约２３９２３ｋｍ２，蕴藏着丰富的煤炭资源和煤层气资源，是我 国重要的煤层气勘探区。本文主要从盆地演化的角度讨论了煤层的形成及其生气 潜力，认为沁水盆地南部是有利的煤层气勘探区块。 关键词沁水盆地构造演化沁水盆地南受煤层气 １沁水盆地构造演化特征 在影响煤层气生成和保存的众多地质因素中，以构造作用的影响最大，因为盆地的构造特征和构造热演化决定着煤的聚集和生气作用。 １．１构造特征及成煤期后构造发育特征 沁水盆地位于晋中一晋东南地区，为近南北向的大型复式向斜，面积约２３９２３ｋｍ２。盆地内次级褶皱发育，南部（古县一屯留一线至阳城）和北部（祁县以北）以近南北向褶皱为主，局部近东西、北东和弧形走向的褶皱；中部（祁县至沁源）则以北北东向褶皱发育为特点。断裂以北东、北北东和北东东向高角度正断层为主，集中分布于盆地西北部、西南部及东南部边缘。该盆地处于长期抬升状态，具有内部褶皱发育、断裂不甚发育和煤系地层广泛稳定分布的特点，区别于其西侧的鄂尔多斯盆地和东侧的华北东部断块含煤区，前者煤系沉积后长期持续稳定沉降、上覆地层厚、构造简单，后者煤系沉积后又经历了强烈的块断作用改造。 沁水盆地煤系地层沉积后，历经印支、燕山和喜山三次构造运动改造。印支期本区受侯马一沁水一济源东西向沉积中心的控制，以持续沉降为主，沉积了数千米的三叠纪河湖相碎屑岩，由北向南增厚。三叠纪末的印支运动，使华北地区逐渐解体，盆地开始整体抬升，遭受风化剥蚀。燕山期内构造运动最为强烈，在自西向东挤压应力作用下，石炭系、二叠系和三叠系等地层随山西隆起的上升而抬升、褶皱，形成了轴向近南北的复式向斜，局部断裂并遭受剥蚀。同时，区内莫霍面上拱，局部伴有岩浆岩侵入，形成不均衡的高地热场，使煤的变质程度进一步加深。由于该变质作用是在煤层被抬升、褶皱、剥蚀，上覆静岩压逐渐减小的情况下进行的，因而对煤的割理及外生裂隙的生成、保存等均产生了有别于深成变质作用的影响。喜山期区内受鄂尔多斯盆地东缘走滑拉张应力场作用，在山西隆起区产生北西一南东向拉张应力，发育了山西地堑系，区内形成了榆次—介休一带的晋中断陷，沉积了上千米的上第三系、第四系陆相碎屑岩，其他地区石炭系、二叠系和三叠系等地层继续遭受剥蚀，并在北部和东南部因拉张而形成北东向正断裂，致使沁水盆地定 一３６—
卷 (Vo l um e ) 35 ,期 (N u m b e r ) 2 ,总 ( S U M ) 129 大 地 构 造 与 成 矿 学 Geo t ec t on i ca e t M e t a l l ogen i a 页 ( Pages ) 190 ～197 , 2011 , 5 (M a y, 2011 ) 鄂尔多斯盆地古生代中央古隆起形成演化与油气勘探 邓昆 1 , 2 , 张哨楠 1 , 周立发 3 , 刘燕 4 ( 1. 成都理工大学 油气藏地质及开发工程国家重点实验室 ,四川 成都 610059; 2. 山东省沉积成矿作用与沉 积矿产重点实验室 ,山东 青岛 266510; 3. 西北大学 地质系 ,陕西 西安 710069; 4. 中石油 长庆油田分公司 勘探开发研究院 ,陕西 西安 710021 ) 摘 要 :鄂尔多斯盆地古生代中央古隆起形成演化对该地区构造格局和油气勘探具有重要意义 。通过对古生代构 造背景 、地层体残余厚度 、奥陶系顶面构造演化等特征分析 ,刻画中央古隆起在不同沉积期构造演化特点 ,大体分 为 3个演化阶段 :初始演化阶段 :相对独立的中央古隆起形成于中晚寒武世 ; 发育阶段 : 中央古隆起在早奥陶世马 家沟期反映最为明显 ,为隆升剥蚀过程 ;调整 、消亡阶段 :石炭纪 - 二叠纪山西期古隆起仍有明显的显示 ,但其形态 与位置均发生了较大变化 ,与马家沟期的中央古隆起有较大差别 ,为低缓隆起 。晚二叠世以来不存在中央古隆起 。 中央古隆起对油气地质条件的控制作用体现在对沉积格局 、残余生烃坳陷 、储集条件 、盖层圈闭条件及油气运聚等 方面 。 关键词 :鄂尔多斯盆地 ; 中央古隆起 ; 形成演化 ; 油气勘探 文章编号 : 1001 21552 ( 2011 ) 022******* 中图分类号 : P618. 13 文献标志码 : A 组之上 ,香 1 井是山西组不整合于蓟县系之上 ,镇探 1井为太原组不整合于罗圈组之上等 (图 1 ) , 对中 央古隆起原先“L ”形展布形态及分布范围进行了修 正 ,其隆起的构造高点明显向西偏移 。在环县 、龙门 至宁县一带形成一个寒武系 、奥陶系缺失的三角形 隆起区 , 其面积约 11000 k m 2 。运用古构造图 、构造 顶面图 、构造演化史等构造解析方法 ,认为其形成于 中寒武世 ,并对构造演化阶段进行了划分 。 图 2显示 :古隆起顶部在镇探 1 井一线 ,不只缺 失奥陶系 ,而且还缺失寒武系 ,甚至可能缺失部分元 古界 。但是 ,地层的缺失不等于古隆起的存在 ,地层 缺失仅表示地质历史中的隆起 ,并不代表现今的隆 起 。下古生界展布特点表明 ,存在一个加里东期 - 早华力西期的古隆起是无疑的 。但它并不代表这个 古隆起在地质历史时期始终存在 。在拉平的石炭系 底面构造剖面图上存在一个削顶的隆起构造 ,说明 0 引 言 古隆起是沉积盆地内重要的构造单元 ,同时也 是控制油气聚集的地质因素之一 。关于鄂尔多斯盆 地中央古隆起形成演化等 ,前人已有大量研究 ,给出 了多种解释和不同的观点 。主要分歧体现在 : 古隆 起形成时代 、分布特征 、演化阶段和形成机制等 ,形 成于中新元古代 (汤显明和惠斌耀 , 1993 ) 、早寒武 世 (黄 建 松 等 , 2005 ) , 早 奥 陶 世 (张 吉 森 等 , 1995 ) 、中奥 陶 世 (解 国 爱 等 , 2003 , 2005 ) 、石 炭 纪 (王庆飞等 , 2005 ) 。形成机制的观点有 : 伸展背 景 下均衡 翘 升 (赵 重 远 , 1993① ; 何 登 发 和 谢 晓 安 , 1997 ) ,构造地体拼 贴 (任 文军 等 , 1999; 解国 爱等 , 2003 , 2005 ) ,继 承基 底 构造 格局 (贾 进 斗 等 , 1997; 安作相 , 1998 ) 。本文结合最新钻井 、测井及地震资 料分析的基础上 ,如灵 1 井是太原组不整合于长山 收稿日期 : 2010 203 216;改回日期 : 2010 205 217 项目资助 : 国家重点基础研究发展项目 ( 973 项目 ) ( 2003CB214601 )资助 。 第一作者简介 : 邓昆 ( 1968 - ) ,男 ,博士 ,讲师 ,主要从事石油地质教学及科研工作 。 Em a i l: dk_dengk@ 126. co m ①赵重远. 1993. 陕甘宁盆地中央古隆起及其形成演化. 西北大学.
鄂尔多斯盆地的沉积演化 盆地沉积演化阶段： 第一阶段：上三叠系延安组。潮湿型淡水湖泊三角洲沉积阶段 晚三叠世的印之运动，盆地开始发育，基地稳定下沉，接受了800-1400m的 内陆湖泊三角洲沉积，形成了盆地中主要的生油岩和储集层。 第二阶段：下侏罗系富县组、延安组。湿暖型湖沼河流相煤系地层沉积阶段延安统沉积后，三叠纪末期的晚印之运动使盆地整体抬升，延长组顶遭受 不同程度的风化剥蚀形成了高差达300m的高地和沟谷交织的波状丘陵地形。细 划出了一幅沟谷纵横，丘陵起伏，阶地层叠的古地貌景观。三叠系延长组与上覆 侏罗系富县组地层之间存在一个不稳定的平行不整合面。 因盆地的西南部抬升幅度较其他地区大，使陇东地区延长统遭受了强烈的 风化剥蚀。所以陇东的测井剖面上普遍缺失长１、长２地层，个别井长３甚至长 ４＋５顶都不复存在。 到侏罗纪延长统顶侵蚀完成，盆地再度整体下沉，在此基础上开始了早侏罗世湿暖型湖沼河流相煤系地层沉积。 在延长统顶部的风化剥蚀面上，侏罗纪早期富县、延10期厚0—250米的河流相粗碎屑砂、砾岩，以填平补齐的方式沉积，地层超覆于古残丘周围。延10期末，侵蚀面基本填平，盆地逐渐准平原化，气候转向温暖潮湿，从而雨量充沛，植被茂盛，出现了广阔的湖沼环境，沉积了延9～延4+5厚度250～300ｍ的煤系地层。经差异压实作用形成了与延长顶古残丘，古潜山基本一致具继承性的披盖差异压实构造，成为中生界的主要储集层及次要生油层。 第三阶段：中侏罗系直罗组、安定组，干旱型河流浅湖地层沉积阶段 延安期末的燕山运动第一幕，盆地又一度上升造成侵蚀，使盆地中部的大部分地区缺失了延１～延３地层，延安组（延４＋５）与上覆的直罗层之间存在一平行不整合面。 中侏罗世盆地第三次下沉，沉积了干旱（氧化）气候条件下的直罗组大套红色河流相砂岩，进而又沉积了上部安定组浅湖相杂色泥灰岩，之后盆地又再度
沉积盆地热演化史研究方法 盆地热演化史研究方法很多，主要有地球动力学模型法及古温标法两类。 一、地球动力学模型法 地球动力学模型法是通过对盆地形成和发展过程中岩石圈构造（伸展、减薄、均衡调整、挠曲形变等）及相应热效应的模拟（盆地定量模型），获得岩石圈热演化史（温度和热流的时空变化）。不同类型的盆地，具有不同的热史模型，根据已知或假定的初始边界条件，通过调整模型参数，使得模型计算结果与实际观测的盆地构造沉降史相拟合，从而确定盆地底部热流史；进而结合盆地埋藏史，恢复盆地内地层的热演化历史。 不同类型的盆地由于其形成的地球动力学背景和成因机制的差异，导致盆地演化过程的不同。因而描述其构造热演化过程的数学模型也是不同的，P．A．Allen和J．R．Allen（1990）在其论著中对岩石圈伸展作用形成的盆地、挠曲盆地及与走滑变形有关的盆地的热史模型都作过详细地论述。 （一）伸展盆地 伸展盆地是目前研究较广泛、研究程度较高的盆地类型，裂谷、拗陷、拗拉槽和被动大陆边缘是其基本样式。在地壳和岩石圈伸展、减薄作用下形成，其主要的构造热作用过程包括：岩石圈的伸展减薄、地幔侵位、与热膨胀和冷却收缩以及沉积负载相关的均衡调整。裂谷是地壳中的拉张区，现代裂谷具有负的重力异常、高热流值和火山活动等特征，表明在深部存在某种热异常。裂谷分主动裂谷与被动裂谷两种类型。 1978年McKenzie研究了被动裂谷或机械伸展模型的定量结论后，提出了瞬时均匀伸展模型。该模型假定地壳和岩石圈的伸展量是相同的（即均匀伸展）；伸展作用是对称的，不发生固体岩块的旋转作用。因此，这是纯剪切状态。构造沉降主要取决于伸展量、伸展系数（β）以及初期地壳与岩石圈的厚度比值。该模型可概括如下：①拉张盆地的总沉降量由两部分组成：其一是由初始断层控制的沉降，称为初始沉降，它取决于地壳的初始厚度及伸展系数β；其二是岩石圈等温面向着拉张前的位置松驰，从而引起的热沉降，热沉降只取决于伸展量的大小；②模拟结果表明，断层控制的沉降是瞬时性的，而热沉降的速率随时间呈指数减小，这是由于热流随时间减小的结果。McKenzie（1978）提出了计算初始沉降、热沉降和地表垂直热传递的数学表达式，奠定了伸展盆地定量模型和模拟研究的理论基础。该模型已成功地应用于北海盆地和各种大陆架。但是Slater等（198）在有些地区发现：实际 地壳伸展和初始沉降量要比McKenzie。模型预测的小得多，同样热沉降值要比根据
盆地的构造演化史分析—平衡剖面技术 200613003* 摘要：盆地模拟做到了对盆地构造演化、油气生成、运移、聚集和分布等内容的定量研究。地史模型作为盆地“五史模型”之一，其模拟内容包括沉降史、埋藏史及构造演化史。而平衡剖面技术，则是目前进行盆地构造演化史分析的重要手段。本文结合《盆地模拟与资源评价》的课堂教学内容以及前人研究成果，总结了平衡剖面技术的原理、应用、尚存不足及其发展动向。 关键词：构造演化史；平衡剖面技术；应用；尚存不足；发展动向 1平衡剖面技术的原理 Dahlstrom等（1969）定义平衡剖面技术为把剖面上的变形构造通过几何学原则全部复原成合理的未变形剖面的技术。据物质守恒定律，可推导出体积守恒、面积守恒和层长守恒等系列平衡剖面恢复的几何法则。当岩层长度在变形与未变形的两种状态下等是，剖面为平衡的。其编制原则如下： （1）面积守恒原则。在地层变形前后其地层所占面积应是不变的，对比区域在变形前后是同一种岩石，若孔隙度保持不变，计算过程中构造压实作用不考虑。（2）断层法则。断层活动引起的岩层缩短在上、下岩层一致。 （3）能量最小法则。断层在能量消耗最小部位发生。 （4）伸缩量一致原则。岩层经过断裂、褶皱，其伸缩量应基本一致。 2平衡剖面技术的应用 平衡剖面技术已普遍应用于挤压构造和褶皱一冲断带中的构造分析，并能定量描述变形和形成发育过程。 李汉阳等（2013）利用平衡剖面技术对川西凹陷侏罗系剖面进行了构造恢复，编制了构造发育剖面，恢复了该区的构造演化史。 准噶尔盆地西北缘为典型的前陆冲断带，复杂的地质条件致使地震波速横向变化较大，郭峰等（2012）利用平衡剖面技术，解决了如何研究该区构造演化及动力学机制这一难点。结果表明，研究区经历了挤压、伸展、挤压三期构造运动，构成一完整的构造旋回。其中，晚二叠世存在一个小幅度的快速挤压期，而三叠纪为构造挤压最强烈期，对该区构造演化、构造格架形成、油气运聚成藏等均具重要影响和控制作用。同时文中提出，在复杂的前陆冲断带，可采取以下方法提高恢复结果的可靠性：选择合适的地震剖面线；采用变速时深转换获取可靠的地质剖面；对不同深度的地层采用不同的变形机制恢复；去压实校正过程中，按岩性分段处理，减少由岩性横向变化大引起的误差。 汤良杰等（2008）在辽东湾选取一地质剖面进行平衡剖面分析，表明渤海盆地的新生代构造演化分为3阶段：a．断陷期，孔店组至沙四段沉积时期为断陷早期，沙三段沉积时期为强烈断陷期。b．断拗期，沙二段至沙一段沉积时期为断拗早期，东三段一东二段沉积时期为强烈断拗期。c．坳陷期(东一段沉积时期至第四纪)。 邹东波等（2006）为研究柱海地区的构造演化史，选取了横贯研究区的两条地震剖面，利用平衡剖面技术恢复出了这两条剖面在各个沉积历史时期的厚始沉积剖面，将桩海地区中生代以来的构造演化历史分为四阶段：三叠纪到侏罗纪中期的印支运动褶皱发育期、晚侏罗纪到白垩纪燕山运动断陷和挤压发育期、早第三纪断陷发育期、第四纪坳陷期。 刘学峰等（2004）以平衡剖面理论为指导，利用平衡剖面反演技术，研究了松辽盆地北部深层代表性剖面的构造发育史。
收稿日期:20000507;修订日期:20000911 作者简介:蔡忠贤(1963— ),男,博士,副教授,矿产资源普查与勘探专业,现在石油大学博士后站工作。①中国科学院兰州地质研究所1准噶尔盆地构造特征及形成演化[R]119851 准噶尔盆地的类型和构造演化 蔡忠贤1,陈发景2,贾振远2 (11石油大学盆地与油藏研究中心,北京102200;21中国地质大学,北京100083) 摘 要:准噶尔盆地的早二叠世属于裂谷还是前陆盆地,存在意见分歧;晚二叠世—老第三纪 盆地的性质也不确定。文中通过对盆地构造几何学、沉降史、热史及火山岩的综合分析研究,对 盆地类型和构造演化获得了一些新的认识:(1)准噶尔盆地在早二叠世为裂谷,晚二叠世为热冷 却伸展坳陷,三叠纪—老第三纪为克拉通内盆地,新第三纪至今,由于印度板块与亚洲大陆碰撞 才形成陆内前陆盆地。(2)对石炭纪—早二叠世的岩浆活动结合区域构造资料的研究表明,准 噶尔地区古生代的板块运动和造山作用具软碰撞特点,早二叠世的裂谷盆地是在软碰撞背景下 造山带伸展塌陷的产物。(3)地幔热对流作用可能是软碰撞造山后伸展塌陷的主要深部动力学机制。 关键词:准噶尔盆地;裂谷;热冷却坳陷;克拉通盆地;软碰撞;伸展塌陷 中图分类号:P544+14; 文献标识码:A 文章编号:10052321(2000)04043110 0 引言 准噶尔盆地是新疆北部自二叠纪以来形成的大型陆内叠合盆地,目前是我国含油气前景最有希望的地区。尽管20世纪80年代以来开展了大量的地球物理和地质研究工作,但由于盆地遭受改造,在盆地类型和成因方面仍存在着诸多的分歧。中国科学院地学部①将盆地构造演化划分为4个阶段,即早二叠世断陷,晚二叠世拗陷,三叠纪—第三纪断拗和第四纪上升阶段。吴庆福[1]认为二叠纪为裂陷,三叠纪—老第三纪为拗陷,新第三纪以后为收缩上隆阶段。尤绮妹[2]的划分是:石炭纪—三叠纪为裂谷阶段,侏罗纪为中央隆升阶段,白垩纪以后为山前拗陷阶段。赵白[3]的划分是二叠纪为断陷、拗陷阶段,三叠纪为断拗阶段,侏罗纪—老第三纪为拗陷阶段,新第三纪以后为萎缩上隆阶段。肖序常[4]则认为晚石炭世—早二叠世为海相前陆盆地。杨文孝[5]也将早二叠世划为海相前陆,晚二叠世和新第三纪—第四纪划为陆相前陆,之间三叠纪—老第三纪划为振荡型陆相盆地。上述划分意见中归纳起来主要的分歧在于对盆地早二叠世的性质是张性还是压性的认识以及晚二叠纪—老第三纪拗陷盆地的性质。近来,这种分歧不仅未缩小,反而扩大。孙肇才[6]主张应该放弃早期盆地是塌陷或张性的认识,将准噶尔看作是一个在石炭纪—二叠纪前陆基础上,经过 —134—第7卷第4期 2000年10月地学前缘(中国地质大学,北京)Earth Science Frontiers (China University of G eosciences ,Beijing )Vol 17No.4Oct 12000
溱潼凹陷构造演化与成藏过程 1 区域概况 苏北盆地是苏北-南黄海盆地的陆上部分,位于江苏省长江以北地区，面积32800km2。盆地西邻郯庐断裂,北接扬子地块与华北地块缝合带，南依扬子褶皱系，其形成和演化直接受郯庐断裂的控制，与望江、潜山、无为、沭阳等盆地同期发育于白垩纪－第三纪，并以同向走向（北东），右行雁行排列，为同一应力场控制的盆地群。苏北盆地西南窄（约80km），东北宽（约120km），盆地轴线与郯庐断裂呈30o交角，其构造发育与郯庐断裂的右行活动密切相关，经历了中、新生代二期裂陷旋回和坳陷的演化过程，属中、新生代形成的中国东南部陆地上最大的近海复合含油气盆地（图1）。 图1 苏北盆地构造位置图 Ⅰ－苏北盆地Ⅰ1－东台坳陷Ⅰ2－建湖隆起Ⅰ3－盐阜坳陷Ⅰ4－滨海隆起Ⅱ－望江盆地Ⅲ－潜山盆地Ⅳ－无为盆地Ⅴ－沭阳盆地Ⅵ－南陵盆地Ⅶ－宜城盆地Ⅷ－南渡盆地Ⅸ－常州盆地
苏北盆地是前震旦陆壳和扬子古地台双层基底上发展起来的中新生代断坳复合盆地，盆地的构造格架明显受到郯庐断裂、鲁苏隆起、苏南隆起三个区域构造单元的影响，其中郯庐断裂的右行走滑对苏北盆地的“多凸多凹”的网状构造格局的形成和凹陷的沉积充填演化具主控作用（周荔青等，2006）。大量地震测线已揭示了北东向断裂是盆缘和盆内坳陷区与隆起区的主要分界断裂，也是形成单断坳陷和单断凹陷的主断裂，这些断裂延伸长度一般大于50km，长者可达200km；断距多在1000m以上，小者也有600m，最大可达4000m，普遍具走滑-伸展和同生生长性质。近东西向的“一隆二坳”由北向南分别为盐阜坳陷、建湖隆起、东台坳陷，两坳陷又由八个凹陷与十个凸起、低凸起构成。盆地内二、三、四级断裂极为发育，两组断裂呈近东西向及北东－北东东向，形成南北、东西分块。受基底起伏影响，盆地内发育北北西向构造高带，又起到东西分带作用。 因此，苏北新生界盆地具有构造分割性强的特点，单个凹陷面积900－5000km2，并均可划分出断阶带、深凹带、内斜坡带、枢纽带、外斜坡带和低凸起带构造单元。同时每个凹陷一般又被3～5个次级洼陷间北北西向高带或低凸起分割为4－6个洼陷(图2)。 图2 苏北盆地构造格架图
右江盆地构造演化史与锰矿找矿方向 发表时间：2017-03-16T15:56:37.523Z 来源：《科技中国》2017年1期作者：段庆林 [导读] 右江盆地从早泥盆世至晚三叠世经历了从被动边缘裂谷盆地到弧后盆地的转换过程。 中国冶金地质总局广西地质勘查院广西南宁 530000 摘要：右江盆地从早泥盆世至晚三叠世经历了从被动边缘裂谷盆地到弧后盆地的转换过程。 关键词：右江盆地；被动边缘裂谷盆地；弧后盆地；海底喷流 第一节区域地质背景与成矿关系 所谓右江再生地槽也就是右江盆地，盆地的沉积特征火山作用和沉降特点表明盆地的发展经历了两个性质不同的构造演化阶段，这种发展和变化主要是在特提斯构造域和滨太平洋构造域的复合影响下发生的。右江盆地西南邻哀牢山—红河断裂带，它是印支板块和华南板块的结合带，在海西—印支期它具有洋盆的特点，属古特提斯洋的一部分，从早泥盆世开始哀牢山洋盆开始打开，导致右江地区若干与结合带平行的NW向拉伸盆地的出现，如广南—那坡盆地、百色—隆林盆地。它们的沉积作用及火山活动具有被动边缘裂谷的特征，东吴运动以后，哀牢山洋盆开始向华南板块俯冲消减。哀牢山一带存在大量的洋岛型玄武岩，以及若干铁镁质、超铁镁质岩体，洋岛火山岩是异地的，原形成于洋盆之中，是洋壳消减时被刮下来仰冲到大陆边缘之上。表明这个地区古洋盆的存在，同时说明哀牢山—红河断裂带，它是印支板块和华南板块的结合带是无疑的。在那坡-富宁公路里程碑下的115km桥下的普听河谷内出露安山—玄武岩系，据吴根要等，普听河谷内出露的安山—玄武岩及那坡西南鱼塘—那塘的火山岩岩石学化学特征落在岛弧火山岩系，岛弧火山岩相对而言是原地的。这说明广南—那坡盆地西南从中二叠世至晚三叠世为岛弧所在地。从中二叠世，哀牢山洋盆开始向华南板块俯冲消减，由于俯冲挤压的结果，早期出现垂直俯冲带的沿开远断裂出现的NE向裂谷，伴随着大量的玄武岩溢流作用和火山碎屑浊积岩系。随着挤压作用的加强和热扩散后的收缩作用，从中三叠世开始，在前期裂谷盆地的基础上出现了强烈的弧后扩张作用，沉积了巨厚的陆缘碎屑浊积岩系，形成所谓的右江再生地槽。晚三叠世哀牢山洋盆关闭，右江盆地由东西逐渐消失，结束了长达200Ma的发展历史。右江盆地的构造演化史控制了盆地地层、岩浆岩的特征及锰多金属矿产的分布。那坡—广南、百色—隆林盆地从早泥盆世至晚三叠世经历了从被动边缘裂谷盆地到弧后盆地的转换过程。海西期由于哀牢山洋盆开裂及华南板块的由南往北的漂移，整个右江盆地处于NE—SW的拉张状态，形成著名的那坡—广南、百色—隆林、河池—罗甸等次级盆地，使整个盆地造成在沉积特点上有明显区别的深水台盆区和浅水台地区相间分布的古地理面貌。在晚泥盆世各深水盆地的水位达到最深，为最大海泛期，盆内水柱深度最大，陆源物几乎停止向盆内搬运。在这间隔期深水盆地的饥饿沉积，这种饥饿沉积称为凝缩层，锰及其伴生地质体常常以凝缩层的形式出现。据相关资料，大洋锰结核生长速度为1—5mm/ka，火山热水成因的锰结核形成速度大约为1—50mm/ka。这表明低速率沉积共生组合锰及其伴生沉积地质体常常产于海平面变换周期特定的时期之中。因此晚泥盆世至早石炭世在右江盆地为重要的成锰时期，从中二叠世开始，哀牢山洋盆开始向华南板块俯冲，由于强烈的弧后扩张作用，整个右江盆地又经历了一次明显的沉降过程，这种沉降过程在晚三叠世达到最大，因此晚三叠世又是右江盆地一次重要的成锰期，右江盆地的大中型锰矿都分布在那坡—广南、百色—隆林、河池—罗甸几个次级盆地中，如大新锰矿、龙邦锰矿、那敏锰矿、下雷锰矿、湖润锰矿、东平锰矿、土湖锰矿等，本次那坡—广南次级盆地的西南缘，属于盆地边缘及岛弧环境，和盆地中心深水、低能、滞流、还原的环境不同，原生锰矿的富集条件较盆地中心差，较难形成优质的富锰矿，因此在广南—那坡断裂西南边，从早泥盆世到中三叠世不具备形成原生沉积优质富锰矿矿胚层的条件，中三叠世从麻栗坡荒田到广南—那坡断裂之间属于岛弧构造环境，中三叠世岛弧区的中基性火山岩喷发达到最大规模，岩浆喷发后伴随的海底喷流喷气带来的深源锰质经热水喷流沉积作用形成了原生的锰矿矿胚层，所以中三叠统法郎组为滇东南锰矿最有利的赋存层位。 第二节区域含锰岩系 1、下泥盆统芭蕉菁组及其矿“胚”层 含锰岩系主要分布在广南董堡、平邑一带，含锰岩系为泥盆世早期海侵形成的浅海陆棚凹槽相硅质、泥质碳酸盐岩建造。下部岩性为紫红色泥岩夹泥灰岩，中部岩性由一套硅质岩、泥质硅质岩、灰岩组成，上部为紫红色、褐黄色泥岩夹泥质粉砂岩。 矿“胚”层为含锰硅质岩，主要是接受陆源锰质、局部为深源锰质所沉积形成的。矿“胚”层呈单层赋存于含锰岩系中部硅质岩中，厚0.59m。含锰硅质岩在地表可氧化富集成氧化锰矿，其主要化学组份为：Mn27.82%、TFe6.05%、P0.428%、SiO233.96%。 2、上泥盆统榴江组及其矿“胚”层 含锰岩系主要分布于那坡、下雷、湖润、土湖、扣来一带。为浅海盆地相碳酸盐硅质岩建造，岩性较稳定，岩性组分为硅质岩、硅质灰岩。含锰岩系颜色较深，多为深灰-灰黑色，微粒、泥晶结构，水平层理发育，反映了含锰岩系形成时的深水、低能、浅海还原环境。在这种深水、低能、浅海还原环境锰质局部富集，可形成多层矿“胚”层。 3、上泥盆统五指山组及其矿“胚”层 为区域的重要含锰岩系，广泛分布于大新-下雷-靖西-那坡-富宁-岜岭一带，含锰建造主要分布深水台沟带，由具有远火山热水沉积特征的硅质岩、硅质泥岩及硅质灰岩和具重力流成因的“扁豆状”、“角砾状”灰岩组成，为浅海盆地或台沟相硅质、泥质碳酸盐岩建造。矿“胚”层同期沉积直接形成锰矿层，由2-3层碳酸锰矿或碳酸锰-硅酸锰矿层组成，锰矿层呈层状与围岩产状一致产出，层位稳定，矿石有微晶结构、显微鳞片泥质结构及胶状结构造，构造有微粒、豆状、鲕状、结核构造，显示形成时的深水、低能、浅海还原环境。 另据下雷锰矿碳氧同位素资料， “下雷式”锰矿锰质来源于海底热水，矿层是由深源锰质由海底热液沿同生断裂溢出海底，在盆地中直接沉积形成碳酸锰矿。 4、下石炭统大塘阶及其矿“胚”层 主要分布于广西天等县、德保县、靖西县及北部巴马、龙川、田东义圩一带，为浅海陆棚凹槽相硅质、泥质碳酸盐岩建造。主要岩性为深灰色硅质岩、硅质页岩、含燧石结核灰岩，与下伏上泥盆硅质岩相地层有一定的继承性，厚数十米至500米不等。 典型矿“胚”层为“宁干”式矿“胚”层，为多层含锰硅质岩（5m）夹于硅质岩中，风化后形成氧化锰矿。 5、下三叠统北泗组及其矿“胚”层 为近碳酸盐台地的浅海盆地相碳酸盐岩建造，主要分布于广西德保、田东、天等三县交界部位。含锰岩系由灰岩、泥灰岩、含锰灰岩
《沉积盆地成因学》复习资料 一、岩石与岩石圈变形 1、区分体力（body force）、面力（surface force）和应力（stress） 体力（body force）在固体内处处存在，与其体积或质量呈正比，又称质量力。地球引力引起的重力和地球自转引起的惯性力是岩石圈中岩石受到的两种最重要的体力。 面力（surface force）作用于物体的外表面，又称接触力。面力的大小与受力表面积和表面的方向相关。水平表面上受到的垂直面力随深度呈线性增加。 应力（stress）是在体力或面力作用下引起的，是作用在物体内或表面单位面积上的力。垂直表面的为正应力（σ），平行表面的为剪应力（τ）。 2、什么是静岩压力？ 地质学中常用静岩压力来描述地下深处岩石纯粹由于上覆岩层重量引起的应力状态，它造成对底面A的垂直压应力为：σ1= ρgh。 3、目前有几种地壳均衡模型？Platt模型与Airy模型差别是什么？ 20世纪初，J. F. 海福德、海伊斯卡宁（W. A. Heiskanen）和韦宁·迈内兹（F. A. Vening Meinesz）等人进一步完善了普拉特和艾里的假想，形成3种地壳均衡学说：普拉特-海福德模型、艾里－海伊斯卡宁模型和韦宁·迈内兹模型。 4、影响岩石变形的因素有哪些？各自会对岩石变形发生怎样的影响？这些因素在岩石圈变形中会发生作用吗？ (1)影响岩石变形的因素 外界因素：围压：围压增大，岩石的强度极限增大，韧性增大 T-P联合作用！ 缓慢的永久性变形，称为蠕变。 内部因素：各向异性：各种面理会成为先存薄弱面，岩石的极限强度会随主应力轴与各向异性构造的方位变化而变化。 (2)有三个参数决定了岩石发生脆性变形或韧性变形：压力、温度和应变速率。 5、区分Byerlee定律和内维尔-库仑破裂准则。 脆性破裂的发生取决于正应力N何时超过岩石内潜在摩擦阻力F，二者的比值等于摩擦系数（f），或内摩擦角的正切（tan?）：F/N = f = tan?。 Byerlee（1978）通过一系列实验后发现，在应力很低时，摩擦系数会因材料而不同，在应力为5-100 MPa时，摩擦系数与材料间对比关系变差，而当正应力超过200 MPa后，摩擦系数不再材料相关，有：F = aN + b这就是著名的Byerlee定律。在压力>2kbar（200MPa）时，系数a和b分别为0.6和0.5 kbar。 Byerlee 定律的形式与内维尔-库仑破裂准则（Nevier-Coulomb failure criterion ）相同：τc= σtan ? + C式中τc为破裂的临界剪切应力，σ为正应力，?为内摩擦角，C为正应力等于零时岩石的强度，称粘度。
黄海三大盆地的构造演化 李乃胜 (中国科学院海洋研究昕，青岛266071) 提要 70年代末至80年代中期，中国地质矿产部和中国科学院所属单位对黄海进行了大量地球物理调查和钻探。根据多道反射地震资料，漫地层剖面、重磁资料和钻探结果对黄海三大构造盆地进行地质掏造学分析研究。结果表明，黄诲地区三大盆地自北往南形成时代逐渐变新，构造活动性逐渐增强。 一) 黄海位于西北太平洋活动大陆边缴的弧后地区，与东海、日本海一起受到菲律宾海板块的影响。黄海内发育了三大构造盆地，自北往南依次是北黄海盆地(简称北黄海)；南黄海北部盆地(简称北盆)；南黄海南部盆地(简称南盆)。自6O年代以来，中外地质学家对 黄海进行了大量调查研究(秦蕴珊等，1 98 9；金翔龙等，1 982)。70年代末，地质矿产部曾对124。E以西的南黄海海域进行了以油气勘探为目的的多道反射地震和重磁调查。1985年，中国科学院海洋研究所对南黄海西部海域进行了工程地质调查。迄今，在南黄海两大断陷盆地内钻探油气探井1 1口。相比之下，北黄海与南黄海东部海域调查资料较少。在综台分析前人调查资料的基础上，本文拟就黄海三大盆地的构造演化及其动力学机制进行探讨。 l 研究方法
根据7O年代以来的多道反射地震调查和浅地层剖面调查结果，结合黄海及其邻区的重磁测量资料及11口抽气探井的有关钻探资料，对黄海三大盆地的地质构造，地壳结梅及其形成和发展予以探讨。 2 研究结果 2．1 三大盆地的构造特征 黄海三大盆地发育在中国大陆东缘与朝鲜半岛之间(图1)，总体上位于西北太平洋边缘的洋陆壳过渡地带。三大盆地总体呈NE 向雁行斜列，单个盆地NEE向延伸，盆地内主构造线呈NEE 走向。 2．1_l 盆地基底 黄海发育在中朝准地台两大结晶基底之上。两大基底的分界线大致为：西起郯庐断裂沿中国苏北的准阴、响水口，NE向延伸至海区的开山岛，经黄海二井到达朝鲜半岛西面的白翎岛南侧，再向东沿临津江地沟北侧的海洲一兔山一平康一高城线穿越朝鲜半岛。 北黄海发育在中朝准地台结晶变质基底之上。该结晶基底，为一套古老的太古代一早元古代变质岩系(彭世福等，1 982)。此后，震旦系地层在北黄海零星发育，缺失整个古生界和下中生界地层。晚中生代，形成了北黄海断陷盆地(彭世福等，1 9s2)。因此，北黄海盆地的基底是古老的前寒武纪地层。南黄海北部盆地横跨中朝准地台和扬子准地台两大构造单元。扬子准地台是一个晚元古代扬子旋回形成的元古界结晶基底，8．5亿年左右的晋宁运动和7亿年左右的澄江运动使其最终固结。在结晶基底之上发育了一套古生代至早中生代海相碳酸盐地层(陈颐亨，1 984)。晚中生代燕山运动期间，该区开始断裂
盆地构造演化特征 鄂尔多斯盆地是一个由不同时期、不同性质的沉积经历多期构造演化而形成的叠合盆地，在地质盆地历史时期经历了多次构造运动，不同时期、不同地域构造运动各具特色。盆地的构造演化划分为基底形成期、克拉通演化期、盆地形成期三个演化期与五个演化阶段。 1 太古代—早元古代基底形成期 鄂尔多斯盆地作为中国陆上第二大含油气沉积盆地，一直受到许多专家学者的关注和重视[35-38]。目前，认为盆地基底是由阴山块体、阿拉善块体、银川块体、伊盟块体、晋陕块体、豫西块体经历阜平、五台和中条运动的变质、变形和花岗岩侵入及混合岩化作用后，于早元古代末期逐步固化、链合、拼接形成典型的不均一性的镶嵌陆块基底结构，在盆地沉积盖层的演化中，这些基底结构起着明显的控制作用。 2 中晚元古代—早古生代克拉通演化期 该时期是比较重要的时期，它是盆地沉积盖层以及下古生界储层形成的重要时期。中元古代，中国陆块构造活动强烈，其中华北地块两侧发育了规模较大的裂谷作用，形成了一系列裂谷系，从西至东分别有贺兰、晋陕坳拉槽，与秦祁海槽相连接从而组成了三叉裂谷系。晚元古代，盆地周缘裂谷系大为萎缩或开始闭合，盆地内部已经闭合，较稳定的克拉通已初步形成[40,43]。该期在盆地西缘沉积厚度巨大，盆地内部构造相对稳定，沉积厚度小，构成了鄂尔多斯盆地的沉积盖层。 早古生代时期，盆地东北地区接受来自于华北海沉积，而西缘和南缘受秦祁裂谷海槽的影响，发生了构造沉降。整个鄂尔多斯盆地经历了三次海侵海退，呈现隆起与坳陷并存的构造结局，至奥陶纪，盆地西南部呈“L”型的中央古隆起基本形成。之后，由于加里东运动，海槽关闭，鄂尔多斯盆地整体隆升遭受了剥蚀，至晚古生代晚石炭系，才又发生沉积，中间发生了沉积间断，长达1.2亿年，形成了上、下古生界之间的不整合面。奥陶系顶部的风化壳古岩溶带因强烈的溶蚀作用，发育了良好的油气储集空间和运移通道，近些年来吸引了众多的学者的关注和研究。
摘要：银川盆地总体走向北北东向，为一夹持在贺兰山与鄂尔多斯盆地西缘断褶带之间的断陷盆地，是在贺兰构造带的基础上演化形成的地堑式盆地。从三叠纪开始，由于阿拉善地块向东逆冲，形成贺兰山山前拗陷盆地和内陆盆地,侏罗纪末燕山运动，使现今贺兰山和银川地堑一起抬升，形成“银川古断隆”,渐新世“银川古断隆”开始解体，第三纪末银川盆地持续断陷，受青藏高原隆升朝北东方向挤压影响，银川盆地南部第四纪断裂边界开始活跃，从而加剧了银川盆地纵向断层的垂直断陷，基本形成了银川盆地同两侧地块明显分异的地貌格局。 关键词：宁夏银川盆地地质构造演化特征 笔者在开展新一轮地质大调查项目--1:25万银川市幅区域地质调查时,针对银川盆地的地质构造及演化特征进行了专题研究，在资料收集、分析和野外实地勘查的基础上，对其沉积特征、构造特征、构造演化历史有了一个比较系统、完整的认
识，现论述如下。 1 概况 银川盆地南起青铜峡，北至石嘴山，西依贺兰山，东靠鄂尔多斯盆地西缘，南北长165km，东西宽42—60km，总面积7790km2，银川盆地在地质构造上被称为“银川地堑”[1]。地质历史时期银川盆地经历了多次拉张与闭合过程，并伴随着一系列岩浆活动，特别是新生代时期受青藏高原抬升的影响，构造应力场发生了与中生代末截然相反的变化，由中生代末的NW—SE向挤压应力场转变为新生代的NW—SE向拉张应力场，在“古贺兰山”基础上沿先形成的NNE 向断裂破裂分化，盆地深部上地幔物质上涌和地壳减薄过程，加剧了盆地的拉张断陷作用，堆积了厚达7000余米的新生界沉积物[2]。 2 沉积特征 银川盆地及其周边出露地层自老而新有太古界、元古界、古生界的寒武系、奥陶系、泥盆系、石炭系、二叠系，中生界的三叠系、侏罗系、白垩系及新生界的古近系、
构造-热演化的裂变径迹分析和模拟 一、实习目的和意义 裂变径迹技术自20世纪60年代兴起以来，经过半个世纪的发展，已经成为一种比较成熟的技术方法。由于裂变径迹方法具有年龄和独有的长度分布特征，其在热砾石分析方面具有其他方法无法比拟的定量性和系统性，因此成为定量热历史模拟的关键方法。 本次实习以中扬子秭归盆地的裂变径迹试验数据为基础，利用目前广泛使用的hefty软件，开展时间-温度热历史模拟，分析构造-热演化过程，使学生了解并掌握裂变径迹热历史模拟的软件和模拟方法。 二、实习区区域地质概括 秭归盆地分布于巴东、秭归、兴山一代，主体由晚三叠世和侏罗纪地层组成。它位于3组不同方向的构造线交汇部位，东为黄陵隆起、北为神农架穹窿，南为湘鄂西弧形褶皱带。秭归盆地基底为三叠纪巴东组，为东部峡口一线深，向西逐渐变浅的古地貌，控制该盆地的断裂为新华断裂。盆地基底面为印支-燕山运动古构造面，位于中三叠世巴东组与晚三叠世九里岗组之间。在两河口等地可见两者之间存在明显的古风化壳，在区域上呈角度不整合接触关系。在盆地东缘一般缺失巴东组部分地层，为沉积间断造成。此界面特征表明印支-燕山运动在区内虽没有导致基底地层发生强烈褶皱，但由于区域性的差异抬升，形成了黄陵隆起和秭归凹陷，存在一个明显的古构造面。由于这种抬升作用形成了盆地早期的内陆河湖环境，沉积物均来自于黄陵隆起。晚三叠世盆地开始坳陷，其中东侧坳陷速度明显高于东部，随着盆地坳陷夫妇的不断加大、加快，沉积厚度剧增，且盆地范围较晚三叠世亦有所扩大，沉寂了以内陆湖相为主的早侏罗世沉积物。其后随着沉积物的充填和地壳抬升，盆地开始萎缩，至晚侏罗世抬升为陆。由此显示出秭归盆地经历了从海相抬升为陆，差异下坳为陆相湖盆，以沉降、相对稳定和萎缩而告终的沉积演化历史。 三、盆地构造-热演化的裂变径迹分析和模拟 根据实验所给数据，进行裂变径迹模拟，模拟结果如下：
沉积盆地构造热演化模拟的研究进展 沉积盆地构造热演化模拟是盆地模拟的主要内容之一。构造沉降史与热流演化史构成其两大核心研究内容，在理论基础上，构造热演化模拟依据的是盆地成因的地质地球物理模型；在方法手段上，采用的是数值方法，如有限差分或有限元；在研究尺度范围上，它着眼于盆地形成的岩石圈背景。因而研究的是盆地演化过程中的区域热背景。本文简单阐明热在盆地演化中的作用，构造热演化模拟的研究现状、存在的问题，同时重点讨论未来发展趋势的展望。 一、热在沉积盆地演化中的作用 热是沉积盆地演化中的重要因素。岩石圈热结构不仅可以直接影响其应力应变状态、流变学性质，还可影响其有效弹性厚度从而影响岩石圈的均衡作用。热在沉积盆地演化中的作用因盆地类型的不同而不同。目前，根据沉降机理盆地可分为三类：一是单一热机理形成的盆地，如大洋岩石圈背离扩张中心运动的冷却与沉陷；二是地壳、岩石圈厚度的变化形成的盆地，如拉张盆地；三是岩石圈加载造成挠曲或弯曲变形而形成的盆地，如前陆盆地。在第一类盆地中，热的作用是直接的。它既是内因也是外因。在第二类盆地中，热的作用在不同阶段呈现不同特征。在拉张期，由于地壳、岩石圈拉伸减薄，在局部或区域均衡作用下，地表产生构造沉降。此阶段，热的作用是间接的，是通过均衡作用来体现的。而在张后期，由于热软流圈物质的上涌，地温梯度抬升，岩石圈原有的热平衡被打破，张后热沉降期也是岩石圈恢复热平衡的时期。此阶段热作用是直接的。因此，此类盆地热的作用是通过影响均衡作用和热作用本身共同体现的。对于第三类盆地，热的作用则是间接的，它主要通过影响挠曲均衡作用来体现，尽管热本身也可作为负载影响盆地的形成。 二、构造热演化模拟研究现状 沉积盆地构造热演化模拟建立在盆地成因的地质地球物理模型基础之上。目前关于沉积盆地成因演化的地质地球物理模式可分为三类：运动学模型、运动学--流变学模型和动力学模型。沉积盆地成因地球物理模式的研究现状及发展在一定程度上反映着同时也制约着盆地构造热演化模拟的研究现状与发展。 三、发展趋势展望 从长远来看，在探索盆地形成和演化的物理过程方面盆地动力学模型是必须的。而由于运动学模型和运动学--流变学模型在预测盆地观测特征方面的成功，在沉积盆地构造热演化模拟方面，运动学--流变学模型在一定时期将仍占主流。 （1）正演模型的完善 许多盆地形成演化都与多种机制的联合作用有关，盆地的构造热演化历史会受到多种因素的复合影响。综合考虑盆地周缘背景对盆地构造热演化历史的影响、盆地多重演化机制对盆地构造热演化历史的影响以及深、浅部因素的叠加对盆地构造热演化历史的影响，将是盆地构造热演化模拟正演模型未来重点发展的方向。 盆地形成是板块构造、岩石圈运动在地壳浅部的一种表现形式，盆地的构造热演化历史不仅受盆地本身成因机制的影响，周缘岩石圈背景对盆地的构造热演化也会产生深刻的影响。如，发育在大陆边缘的拉张盆地，与发育在碰撞造山带的拉张盆地，其盆地成因一致，但周缘岩石圈背景却有着巨大差异。这种差异对盆地构造热演化历史也将带来不可避免的差异。研究周缘岩石圈背景，尤其盆山耦合作用对盆地构造热演化历史的影响，有利于突破针对盆而研究盆的传统观念，将为盆地构造热演化模拟方法的创新带来广阔的前景。 盆地的演化往往经历多个相同或不同的成因的演化阶段，叠合盆地是我国盆地性质和演化的主要特色。如，中国东部新生代沉积盆地经历了多期拉张，而西部盆地经历了多期挤压甚至一些盆地同时经历了多期拉张与多期挤压。叠合盆地演化历史的复杂性，也给构造热演化模