Natural Gas Geoscience >

2025 , Vol. 36 >Issue 10: 1815 - 1825

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2025.05.003

The （U-Th）He dating and structural-thermal evolution characteristics of the Yubei area in the southwestern margin， Tarim Basin： A case study of Well Y9

  • Peilin YANG , 1, 2 ,
  • Jie HU 3 ,
  • Yuxiu ZHANG , 2 ,
  • Lan CHEN 1 ,
  • Suju YANG 4 ,
  • Qinqi XU 4 ,
  • Quanyong PAN 4 ,
  • Bolin LI 4
Expand
  • 1. College of Petroleum and Natural Gas Engineering，Chongqing University of Science and Technology，Chongqing 401331，China
  • 2. National Key Laboratory of Earth System Numerical Modeling and Application，College of Earth and Planetary Sciences，University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 101408，China
  • 3. State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China
  • 4. Exploration and Production Research Institute，SINOPEC Northwest China Petroleum Bureau，Urumqi 830011，China

Received date: 2025-01-24

  Revised date: 2025-05-11

  Online published: 2025-07-21

Supported by

The Project of SINOPEC Northwest China Petroleum Bureau(34400008-22-ZC0607-0044)

the National Natural Science Foundation of China(42272125)

Fold

Abstract

The （U-Th）/He thermochronometry has been extensively applied to investigate orogenic belt formation and evolution， paleogeomorphic development， thermal evolution of sedimentary basins， and provenance analysis. However， current research on the thermal evolution of deep marine strata in the Tarim Basin remains limited， particularly regarding the tectono-thermal evolution characteristics of the Yubei area along the southwestern margin， where no （U-Th）/He age data have been reported to date. This study focuses on Well Y9 in the Yubei area of the southwestern Tarim Basin， integrating apatite and zircon （U-Th）/He dating with fission track analysis and thermal history modeling to reconstruct the tectono-thermal evolution since the Paleozoic. Experimental results reveal two distinct Neogene apatite （U-Th）/He age populations：Shallow samples exhibit ages exceeding stratigraphic ages， indicative of provenance signals， while deep-seated samples show younger ages， potentially reflecting partial thermal resetting. Zircon ages are significantly younger than stratigraphic ages， likely attributable to helium partial loss caused by Permian magmatic thermal events and subsequent tectonic uplift. Thermal modeling delineates four evolutionary phases in the Yubei area： Devonian gradual cooling， Carboniferous-Late Triassic magmatic reheating， Late Triassic-Early Paleocene sustained cooling， and Cenozoic rapid burial heating. Integrated burial history analysis demonstrates that Cretaceous erosional events interrupted hydrocarbon source rock maturation， whereas Himalayan subsidence accelerated thermal evolution. Tectonic evolution analysis reveals multi-stage migration of the southwestern Tarim palaeo-uplift from the Caledonian to Himalayan periods， with the Late Himalayan Formation of a south-dipping slope exerting critical control on hydrocarbon migration and accumulation. This study provides critical thermal constraints and theoretical foundations for hydrocarbon exploration in the Yubei area.

Key words： （U-Th）/He age; He closure temperature; Structural-thermal evolution; Yubei area; Tarim Basin

Cite this article

Peilin YANG , Jie HU , Yuxiu ZHANG , Lan CHEN , Suju YANG , Qinqi XU , Quanyong PAN , Bolin LI . The （U-Th）He dating and structural-thermal evolution characteristics of the Yubei area in the southwestern margin， Tarim Basin： A case study of Well Y9[J]. Natural Gas Geoscience, 2025 , 36(10) : 1815 -1825 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2025.05.003

0 引言

沉积盆地热演化研究有助于理解盆地的地质构造、沉积过程以及烃源岩的成熟度和热演化等［1-2］，其方法主要有地球动力学法和古温标法［3］。其中古温标法能够利用实测数据对模拟结果进行校验，被视为一种可行且精确的研究方法［4］。然而，一些古温标仍属于半定量指标，尚不能完全满足地质应用。塔里木盆地热演化研究一直是学者们关注的焦点之一［5-6］。前人采用了不同的古温标，通过镜质体反射率［7-9］、矿物裂变径迹［7，10-11］、团簇同位素［12-13］、流体包裹体［14］、生物标志物［15］等对塔里木盆地不同地区的热演化进行了研究。因此，借助（U-Th）/He热定年技术，更能精确地揭示塔里木盆地地层的构造—热演化特征。
（U-Th）/He热定年技术相比其他古温标有广泛的封闭温度［16-17］。磷灰石的He封闭温度大约为75 ℃［16］，而锆石介于170~190 ℃之间［17］。磷灰石和锆石不仅适用于浅层地质过程的研究，而且能够在深层、古老的地质体中提供重要的热历史信息［18］。前人［19-20］通过（U-Th）/He技术对塔里木盆地巴楚隆起、孔雀河斜坡、顺托果勒低隆起以及阿瓦提坳陷等地区的构造—热演化特征进行了研究。认为巴楚隆起T1井和孔雀河斜坡KQ1井在不同时期地温梯度不同，揭示了早古生代晚期具有较高的地温梯度。除此之外，顺北地区的构造—热演化特征与阿瓦提坳陷十分相似，都在早二叠世到达了最高古温度，但略有差异，可能是由于不同地区所受到的热效应不同［21］。然而，玉北地区的研究涉及较少，从而限制了该地区热演化的深入探讨。因此，本文研究通过对Y9井的11个钻井样品进行磷灰石和锆石（U-Th）/He以及裂变径迹等测试，对玉北地区自古生代至新生代以来的热史进行了约束性反演分析。通过对不同阶段热史的分析，可以进一步探讨该地区油气生成、运移和聚集的条件。结合地质构造特征，分析热演化对油气藏形成的影响机制，为玉北地区的油气勘探提供热演化约束。

1 地质背景

塔里木盆地是中国最大的内陆含油气盆地，该盆地主要经历了加里东期、海西期、印支期、燕山期和喜马拉雅期，是古生界克拉通盆地与中新生界前陆盆地组成的典型叠合复合盆地［22］。Y9井位于塔里木盆地西南地区（图1），其主体在麦盖提斜坡东段，北邻巴楚隆起，是油气富集的关键构造单元［23-24］。Y9井的钻井深度为7 091 m，综合柱状图如图1所示，自上而下依次钻遇第四系（Q）、阿图什组（N2 a）、帕卡布拉克组（N1 p）、安居安组（N1 a）、克孜洛依组（N1 k）、古近系（E）、沙井子组（P3 s）、开派兹雷克组（P2 k）、库普库兹满组（P1 k）、南闸组（P1 n）、小海子组（C2 x）、卡拉沙依组（C1 kl）、巴楚组（C1 b）、却尔却克组（O2-3 q）和鹰山组（O1-2 y）。
图1 塔里木盆地大地构造单元（a）（据文献［25］修改）及Y9井综合柱状图（b）

Fig.1 Tectonic units of the Tarim Basin（a）（modified from Ref.［25］） and composite stratigraphic column of Well Y9（b）

2 样品和实验方法

本文研究从Y9井中选取了11个样品，并从中挑选了磷灰石和锆石颗粒。其中，磷灰石的采样深度主要分布在1 910~3 750 m之间，现今温度区间为43~74 ℃；锆石的采样深度主要介于4 692~6 539 m之间，现今温度区间为94~121 ℃。通过Y9井当前的试油及钻井测温数据与相应深度进行了对比分析，发现两者之间存在显著的线性相关性（图2），从而确定了研究区当前的平均地温梯度为17 ℃/km。
图2 Y9井现今温度与深度关系

Fig.2 Current temperature-depth relationship diagram of Well Y9

进行矿物裂变径迹和（U-Th）/He实验前需要对采集的岩屑或岩心样品进行前处理操作，该工作在中国科学院地质与地球物理研究所进行，其步骤包括碎样、筛选、摇床、磁选、重液和在双目镜下进行人工挑选。首先采用密封袋将样品密封完好后使用粉碎器粉碎样品，并分别通过80目和100目分样筛进行筛选。筛分完成的样品放于摇床的给矿位置，通过水力浸泡和冲洗的方式，并辅以适度的机械搅动作用，使样品中的不同成分依据其物理特性实现初步分选。在此过程中，利用烧杯对分选出来的样品进行收集，收集完毕后将其转移至培养皿内晾干。之后用重液分离法对晾干后的样品实施分离操作，选择三溴甲烷和二碘甲烷作为重液，并借助分液漏斗完成相关操作流程，将富集的目标矿物放置培养皿中烘干。将烘干后的样品依次进行磁选，通过磁选作用将无磁性样品分离富集。最后在双目显微镜下挑选磷灰石和锆石颗粒。
磷灰石和锆石（U-Th）/He年龄测试在成都理工大学油气藏地质及开发工程全国重点实验室（低温热年代学实验室）完成。实验共分为4个步骤：①样品的制备：在配有数码照相和测量功能的双目镜下，挑选无包裹体（或包裹体尺寸在10 μm以内）、无明显裂隙及矿物晶体宽度大于70 μm的磷灰石和锆石颗粒。随后，利用显微镜的测量功能记录每颗矿物的形状与尺寸，拍摄高清照片。最后用铂囊包裹磷灰石，铌囊包裹锆石。②矿物晶体释气与He浓度的测试：使用激光束对装有磷灰石/锆石的金属胶囊加热提取4He（磷灰石加热温度约为900 ℃，锆石加热温度约为1 200 ℃）。为了确保单矿物颗粒能够完全释放出氦气，整个加热过程重复进行了2~3次。③单矿物U、Th含量的测定：对于磷灰石，将释气后的样品置于溶样瓶，加入稀释剂后进行超声处理，稀释至适当浓度；对于锆石，释气后在特氟龙溶样瓶中经过多步化学消解处理，最终蒸干、稀释至合适浓度。将得到的溶液利用同位素稀释法，在ICP-MS仪器中进行U、Th测试，根据测试4He、238U和232Th的含量计算初始He年龄。④氦年龄校正：基于颗粒的形状和大小定量校正α粒子所导致的He年龄偏差，估算出真实的初始He年龄。

3 结果和讨论

3.1　(U⁃Th)/He体系封闭温度

He部分保留带（PRZ：Partial Retention Zone）［26］指的是矿物内放射性元素所产生的4He，其中10%~90%能够保留在矿物内的温度区间。磷灰石的He部分保留带为40~80 ℃［27-28］，锆石的He部分保留带为140~220 ℃［18，29］。Y9井磷灰石和锆石（U-Th）/He测试结果见表1和表2。本文研究测试的碎屑磷灰石来自于新近系（N1 p和N2 a），其（U-Th）/He年龄为0.84~93.92 Ma，表明在新近纪该地区经历了多次不同强度的构造活动。U的含量为（16.08~135.30）×10-6；Th的含量为（51.20~468.45）×10-6，Th/U原子比为0.53~5.02，表明岩石在形成过程中受到了更多的放射性热源的影响，导致岩石温度升高。本文研究测试的碎屑锆石主要来源于石炭系（C1 b和C1 kl）和二叠系（P3 s），其（U-Th）/He年龄为86.03~347.25 Ma，记录了更长的地质历史时期，而且可能经历了多次构造热事件。
表1 Y9井磷灰石(U-Th)/He年龄测试结果

Table 1 (U-Th)/He age dating results of apatite from Well Y9

样品编号 深度/m 层位 Th/U（原子比） 颗粒质量/μg U/（原子总量） Th/（原子总量） He/（原子总量） F T 校正年龄/Ma
Y9-8-1 3 200 N1 p 1.44 1.99 6.03×1011 8.67×1011 7.45×108 0.71 1.0±0.1
Y9-8-2 3 200 N1 p 1.33 1.11 6.47×1010 8.61×1010 7.61×107 0.65 1.1±0.2
Y9-8-3 3 200 N1 p 1.52 3.07 1.25×1011 1.90×1011 7.04×109 0.75 43.3±2.5
Y9-8-4 3 200 N1 p 5.02 0.74 5.34×1010 2.68×1011 7.39×107 0.59 0.8±0.1
Y9-8-5 3 200 N1 p 1.45 1.38 8.38×1010 1.21×1011 4.36×108 0.68 4.5±0.6
Y9-9-1 2 630 N2 a 2.27 2.20 2.58×1011 5.87×1011 1.78×109 0.72 4.9±0.2
Y9-9-2 2 630 N2 a 2.27 2.74 2.51×1011 5.71×1011 1.33×1010 0.73 36.8±1.5
Y9-9-3 2 630 N2 a 1.70 1.34 7.21×1010 1.23×1011 8.96×107 0.67 1.0±0.1
Y9-9-4 2 630 N2 a 1.83 1.42 1.07×1011 1.96×1011 2.03×108 0.68 1.5±0.1
Y9-9-5 2 630 N2 a 2.78 2.00 9.53×1010 2.65×1011 4.93×108 0.68 3.6±0.2
Y9-10-1 1 920 N2 a 0.83 2.08 6.13×1011 5.12×1011 8.30×109 0.71 12.4±0.6
Y9-10-2 1 920 N2 a 0.96 1.16 3.97×1011 3.79×1011 5.14×109 0.65 12.8±0.6
Y9-10-3 1 920 N2 a 1.51 1.76 9.12×1010 1.38×1011 7.38×109 0.69 67.8±4.0
Y9-10-4 1 920 N2 a 1.99 2.27 1.20×1011 2.40×1011 1.52×1010 0.72 93.9±3.9
Y9-10-5 1 920 N2 a 0.53 1.84 2.03×1011 1.08×1011 1.94×109 0.71 9.3±0.5

注： F T为颗粒大小的校正因子

表2 Y9井锆石(U-Th)/He年龄测试结果

Table 2 (U-Th)/He age dating results of zircon from Well Y9

样品编号 深度/m 层位 Th/U（原子比） 颗粒质量/μg U/（原子总量） Th/（原子总量） He/（原子总量） FT 校正年龄/Ma
Y9-1-1 6 534 O2-3 q 0.78 0.99 2.39×1012 1.85×1012 2.52×1011 0.63 109.4±5.7
Y9-1-2 6 534 O2-3 q 1.62 0.66 1.02×1012 1.65×1012 1.21×1011 0.60 111.6±4.5
Y9-1-3 6 534 O2-3 q 0.56 0.57 1.19×1012 6.70×1011 1.08×1011 0.58 107.1±5.5
Y9-1-4 6 534 O2-3 q 0.25 2.60 3.56×1012 8.94×1011 3.08×1011 0.74 86.0±4.5
Y9-2-1 6 200 C1 b 0.48 0.60 7.89×1011 3.75×1011 2.06×1011 0.61 298.6±13.7
Y9-2-2 6 200 C1 b 0.50 0.96 6.78×1011 3.42×1011 2.03×1011 0.66 312.3±17.4
Y9-2-3 6 200 C1 b 0.42 0.76 5.20×1011 2.19×1011 1.31×1011 0.63 278.6±15.3
Y9-2-4 6 200 C1 b 1.03 0.58 8.53×1011 8.77×1011 1.21×1011 0.60 148.2±8.7
Y9-3-1 6 055 C1 kl 0.80 1.09 4.86×1011 3.87×1011 1.60×1011 0.67 318.0±17.8
Y9-3-2 6 055 C1 kl 0.39 1.14 8.06×1011 3.15×1011 1.79×1011 0.68 232.2±12.6
Y9-3-3 6 055 C1 kl 0.64 1.13 9.09×1011 5.82×1011 3.67×1011 0.66 407.5±21.3
Y9-3-4 6 055 C1 kl 0.95 0.82 8.86×1011 8.45×1011 2.39×1011 0.63 268.6±12.8
Y9-4-2 5 255 P3 s 0.38 0.71 5.29×1011 2.03×1011 1.56×1011 0.62 335.7±22.6
Y9-4-3 5 255 P3 s 0.56 0.77 1.46×1012 8.17×1011 2.96×1011 0.63 221.4±12.1
Y9-4-4 5 255 P3 s 0.61 1.10 1.97×1012 1.20×1012 5.36×1011 0.67 273.3±13.5
Y9-5-1 4 967 P3 s 0.56 1.09 5.48×1011 3.08×1011 1.89×1011 0.67 347.3±19.0
Y9-5-2 4 967 P3 s 0.51 0.69 4.05×1011 2.06×1011 1.34×1011 0.62 362.9±27.5
Y9-5-4 4 967 P3 s 0.13 1.54 1.07×1012 1.37×1011 3.20×1011 0.70 316.7±21.4
本文研究的碎屑磷灰石样品分为2组（表1，表2）。一组为深度小于2 275 m的样品（Y9-10），其（U-Th）/He年龄大于沉积地层年龄（约5.7 Ma），表明（U-Th）/He体系未发生重置并且沉积埋藏的最大温度没有超过磷灰石（U-Th）/He的封闭温度，反映了物源信息。另一组为深度2 275 m的样品（Y9-8和Y9-9），其（U-Th）/He年龄小于沉积地层年龄（约14.8 Ma和10.5 Ma），其He年龄较小，沉积埋藏的最大温度是否超过封闭温度尚不确定。由于磷灰石样品所处地层现今温度为43~74 ℃，不同程度地都进入到了磷灰石He部分保留带（40~80 ℃），因此，可以得到He年龄随深度或温度的变化具有一定的规律性［图3（a）］。该图显示了当深度或温度增加时，He年龄总体上减小，但是其中磷灰石有较大年龄颗粒，可能是由于该颗粒含有较高铀含量包裹体，因此剔除较大年龄颗粒并绘制磷灰石演化模式［图3（b）］。发现在深度大约为4 200 m时磷灰石的封闭温度为85.4 ℃（根据该井的平均地温梯度17 ℃/km及地表温度14 ℃［30］计算所得）。结合前人对塔里木盆地磷灰石热模拟实验，得到He封闭温度为88 ℃±5 ℃［31］，与本文研究结果一致。
图3 Y9井磷灰石/锆石（U-Th）/He年龄与深度关系（a）和 磷灰石He年龄与深度关系（b）

Fig.3 Relationship between （U-Th）/He ages of apatite/zircon and depth in Well Y9（a） and Diagram of apatite He ages versus depth （b）

碎屑锆石样品（Y9-1至Y9-4）的He中心年龄（86~347 Ma）显著小于其所在地层年龄（439.3~283.3 Ma，表2）。结合前人关于锆石He扩散模型的研究［32］，推测这一差异可能源于热事件引起的氦部分重置。尽管现今地层温度（94~121 ℃）低于锆石He封闭温度（170~190 ℃），但区域研究表明，塔里木盆地锆石He年龄通常记录160~185 ℃的古高温历史［32］，暗示样品可能曾经历短暂的高温阶段（如二叠纪岩浆热事件或深埋增温），随后因构造抬升或剥蚀冷却至现今温度。此过程导致氦在高温期部分丢失，而后期低温环境不足以触发进一步扩散，从而形成年龄—地层的表观矛盾。这一解释与区域构造演化（如海西期岩浆活动和燕山期剥蚀）高度吻合，揭示了多期热—构造耦合对He年龄的影响。

3.2　沉积埋藏史

沉积埋藏史的恢复有2种方法：一种为正演法，按照地质年代从古至今模拟该盆地的沉积埋藏史，如沉积速率法［33］；另一种是反演法，是由新地层向老地层反推恢复沉积埋藏史，如回剥法［34］。本文利用PetroMod盆地模拟软件中的压实模型，结合Y9井的分层数据以及剥蚀量等参数，得到了该井的沉积埋藏史图（图4）。结果显示了玉北地区在古生代经历了连续的埋藏与抬升过程，中生代进入了缓慢的抬升剥蚀阶段（表3），新生代以来一直处于稳定的沉积。除此之外，由于侏罗系—白垩系的剥蚀，在新生界与下伏地层的R O变化发生间断。并且受塔里木盆地二叠纪大火成岩省的影响，在中—上二叠统之间有一错断，实测数值远大于模拟数值。
图4 Y9井地层埋藏史（据文献［36］修改）

Fig.4 Burial history diagram of the strata in Well Y9 （modified from Ref.［36］）

表3 塔里木盆地西南地区关键层位剥蚀厚度对比

Table 3 Comparison of denudation thicknesses of key stratigraphic horizons in the southwestern Tarim Basin

构造期次 剥蚀地层 Y9井剥蚀量/m 区域剥蚀量/m
海西早期 泥盆系 600 500~800［35］
燕山期 侏罗系—白垩系 1 000 800~1 200［36］
奥陶纪加里东中期Ⅰ幕与Ⅲ幕运动导致了塔里木盆地周边地区经历了南压北张的构造应力，麦盖提斜坡发生了显著的抬升，Y9井也随之抬升，中上奥陶统地层被剥蚀。在志留纪—泥盆纪，海西早期运动极为剧烈，玉北地区东部迅速隆升，地层剥蚀厚度约为600 m，几乎完全被剥蚀，此时烃源岩演化较为缓慢。石炭纪—二叠纪玉北地区进入了稳定的沉降阶段，接受了约2 000 m的沉积，提供了良好的生烃环境。并且该井位于塔里木大火成岩省区域，加速了生烃演化，此时R O值可达到0.75%~1.25%，为烃源岩的成熟阶段。三叠纪曾沉积了少量的地层而后又被剥蚀，又减缓了烃源岩的演化。侏罗纪—白垩纪燕山构造运动形成的南北双向挤压应力作用，导致该区域在整个白垩纪持续抬升，遭受了严重的剥蚀。此外，白垩纪末期是三叠纪以来最强烈的一次全盆地抬升剥蚀事件，进一步加剧了地层的剥蚀，以上构造运动和抬升事件导致了多套地层在塔里木盆地西南地区的完全剥蚀。古近纪—新近纪喜马拉雅运动导致该地区持续沉降，并且沉降速率快，埋藏深度大［35-38］，因此加快了烃源岩的演化速度，R O值可达到1.5%~2.0%之间，为过成熟阶段。

3.3　热史模拟

热史模拟基于Y9井岩性柱信息及热年代学指标（He年龄、裂变径迹年龄和R O值等），并借助QTQt［39］（R.5.7）热模拟软件进行热史反演。QTQt软件运用多维Markov Chain Monte Carlo （MCMC）反演方案，对样品以及热年代学指标进行插值反演重构出剖面的T-t热史。首先根据研究区构造地质背景（地层沉积初始年龄、地表温度等）设定模拟的初始条件，利用动态温度偏差（Temp Offset）或最大（最小）温度差算法进行精确约束。结合随机选择与迭代算法（约100 000次）最终得到与现今数据样品经历相似热史过程的可能性模型热史［39］。通常模拟的最终时间与温度差异参数为0.2~0.5，裂变径迹退火率和He扩散参数为0.8~0.95，表明所得模型热史结果较为可靠，本文研究的模拟结果均位于理想区间。热史模拟见图5，模拟显示出该井经历4个阶段热演化过程：①泥盆纪（400~350 Ma）为冷却主导，可能反映古生代早期克拉通稳定背景下的缓慢热衰减，玉北地区此时处于被动大陆边缘，热流逐渐降低；②石炭纪—晚三叠世（350~208 Ma）为加热阶段，塔里木盆地大火成岩省在此阶段喷发，大规模岩浆侵入可能引发热流抬升，且Y9井位于喷发区域，受到较大影响；③晚三叠世—早古新世（208~40 Ma）为持续冷却阶段，温度稳定下降，反映区域构造稳定化及岩石圈热松弛；④从40 Ma至今由于喜马拉雅运动导致塔里木盆地西南地区持续埋深增温。
图5 Y9井多温标联合热史反演结果

Fig.5 Multi-chronology thermal history inversion results of Well Y9

塔里木盆地西南地区位于塔里木盆地和西昆仑造山带的结合部位，是构造活动频繁的区域，通过埋藏史和热演化史对2期抬升（冷却）事件进行分析。泥盆纪塔里木板块南北缘的南天山洋和北昆仑洋进入俯冲消减阶段，洋盆逐渐萎缩。南天山洋向中天山地体俯冲，北昆仑海（泥盆纪至二叠纪形成的裂陷槽式海）逐渐闭合。板块碰撞导致的挤压应力传递至塔里木盆地西南地区，引发地壳缩短和垂向隆升，这一过程在晚古生代末期的海西运动达到高峰，表现为该地区整体抬升，上古生界遭受剥蚀［40］。
晚三叠世，塔里木板块与羌塘地体碰撞标志着古特提斯洋盆的最终闭合，使西昆仑造山带大规模构造隆升与剥蚀。构造隆升使塔里木盆地西南地区沉积环境从浅海相（如上石炭统卡拉乌依组灰岩）转型为陆相冲积体系（侏罗系含煤泥岩），区域性地层不整合（如上石炭统与下侏罗统高角度不整合面）揭示了碰撞事件的抬升—剥蚀作用，并伴随印支—燕山构造旋回的转换［41］。
晚侏罗世，欧亚大陆南缘与冈瓦纳北缘微陆块的幕式碰撞驱动塔里木板块以基底卷入式冲断机制向北俯冲，引发西昆仑山体多阶段隆升，并在塔里木盆地西南缘形成以逆冲推覆为主导的挤压构造体系，导致中—上侏罗统间广泛发育角度不整合。早白垩世，南昆仑陆内造山与帕米尔高原逆冲作用的叠加效应，重新活化古生代库地—奥依塔格缝合带，促使甜水海地区发育南向北扩展的叠瓦状逆冲断裂系统，其构造样式兼具前陆冲断带与压扭性组合特征［42］。
晚白垩世，喀喇昆仑地体与Kohistan-Ladakh弧的碰撞事件，该碰撞发生在西昆仑南部区域［43］。此外，晚白垩世至古新世，印度板块开始朝向欧亚板块进行俯冲并趋于闭合，这一系列地质活动导致了塔里木盆地西南坳陷、西昆仑东部以及帕米尔高原地区的海域退缩［30］。

3.4　塔里木盆地西南缘构造演化

关于塔里木盆地构造演化阶段的划分，目前被广泛接受的划分方案主要分为3个阶段：震旦纪至泥盆纪（加里东期—早海西期）、石炭纪至三叠纪（中海西期—印支期）以及侏罗纪至第四纪（燕山期—喜马拉雅期），塔里木盆地西南地区的构造演化同样经历了这3个阶段［42，44］。自早古生代起，塔里木盆地南缘板块的多次构造活动对该地区的古隆起形成产生了深远影响。寒武纪，古隆起形成雏形；奥陶纪至志留纪，其形态进一步发展；泥盆纪至二叠纪，古隆起呈现出东西2段的差异性演化；三叠纪至白垩纪，隆起持续发展；直到第四纪，其倾斜方向由北转南，形成了现今的南倾斜坡［45-47］。
塔里木盆地西南缘古隆起的演化展现出显著的迁移特征，尤其在关键成藏期的构造演化错综复杂。晚加里东期，该地区古隆起开始形成，但隆起幅度相对有限，呈现为一个平缓的北倾大斜坡，构造差异性较弱，断裂活动不显著［图6（a）］。进入晚海西期，古隆起的高点逐渐由北向南迁移，其范围和北倾角度均有所增加，形态趋于完善，尽管整体的隆升幅度和构造变形仍然较小，但局部地区开始发育少量的逆冲断裂［48-49］［图6（b）］。印支—燕山期，古隆起再次经历显著的隆升过程，导致二叠系遭受了不同程度的剥蚀，而三叠系、侏罗系和白垩系则普遍缺失［图6（c）］。晚喜马拉雅期至今，受印度板块与亚欧板块强烈挤压的影响，经历了古生代以来最为剧烈的构造变形与迁移。古隆起迅速沉降，其中巴楚地区隆升较为显著，构造高点随之迁移至北部的巴楚隆起南缘区域，原来的北倾斜坡转变为南倾，并在塔里木盆地西南坳陷中部形成了一系列挤压—走滑断裂系统［41，49］［图6（d）］。
图6 塔里木盆地西南缘构造演化剖面（据文献［49］修改）

Fig.6 Tectonic evolution profile of the southwestern margin of the Tarim Basin （modified from Ref.［49］）

4 结论

（1）塔里木盆地西南缘玉北地区经历四阶段热演化：泥盆纪缓慢冷却，反映克拉通稳定背景；石炭纪—晚三叠世受二叠纪大火成岩省岩浆活动影响，热流显著升高；晚三叠世—早古新世构造稳定化导致持续冷却；新生代喜马拉雅运动引发快速埋藏增温，加速烃源岩成熟。
（2）海西期与燕山期构造抬升导致地层剥蚀，中断烃源岩演化；喜马拉雅期沉降使R O值达1.5%~2.0%，进入过成熟阶段。石炭纪—二叠纪稳定沉降与岩浆热效应为烃源岩成熟关键期；晚喜马拉雅期南倾斜坡及挤压—走滑断裂系统为油气运聚提供有利条件。
（3）基于埋藏史和热史分析，发现Y9井古生代至新生代共经历了2期抬升（冷却）事件，分别为400~350 Ma和200~40 Ma。

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