川东地区大地热流及其对地热资源评价的启示

兰 镭, 左银辉*, 冯仁朋, 蔡家兰,杨梅华, 徐文礼, 徐 姁

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)中国石油西南油气田分公司重庆气矿, 重庆 400707

大地热流的研究是地热资源勘探评价中重要的基础参数(胡圣标等, 2013; Zuo et al., 2020)。中国大地热流测试工作始于20世纪50年代末, 易善锋(1966)曾在20世纪60年代初报道过3个热流数据。近40年来, 大地热流的研究取得了较大的进展, 分别在西藏、攀西、西北、东北、华北等地区和海域做了大量的工作。截至 2016年中国大陆地区已有1230个大地热流数据(Jiang et al., 2019)。目前中国大陆的大地热流数据大部分集中在沉积盆地中, 中国大陆东部盆地(如渤海湾盆地、松辽盆地、苏北黄海盆地等)热流高, 多为热盆, 中部盆地(如鄂尔多斯盆地、四川盆地等)多为温盆, 西部盆地(如塔里木盆地, 准噶尔盆地)多为冷盆(邱楠生等, 2019)。四川盆地大地热流的研究始于20世纪80年代, 30多年来, 已经拥有一定数量的测温数据及岩石生热率、热导率等热物性参数和大地热流数据, 基本认识了四川盆地现今热状态(He et al., 2011; 徐明等, 2011;朱传庆等, 2017)。但热流数据集中分布在川西南、川中、川东北等地区, 针对川东地区大地热流的研究十分薄弱, 制约着对川东地区的地热资源潜力及展布的认识, 进而影响后期的地热资源开发及利用。本文在 122个实测岩石热导率数据, 4口钻井178个系统稳态测温数据和25口钻井76个试油温度数据的基础之上, 结合前人的研究成果对川东地区的大地热流进行系统研究, 明确该地区地温梯度及大地热流的平面分布特征及控制因素。再分别采用一维热传导方程和体积法计算获取下二叠统栖霞—茅口组热储的地温和地热资源量, 明确地热资源类型及地热资源强度分布特征, 进而为川东地区的地热资源开发利用提供基础参数。

1.1 四川盆地地质背景

四川盆地呈菱形, 四周的构造单元为东北侧的北大巴山推覆构造带, 该构造带向外过渡为南秦岭北部逆冲推覆构造带; 西北侧的龙门山造山带及松潘—甘孜褶皱带; 西南侧至东南侧分别为娄山褶皱—冲断带和武陵山隔橹式褶皱—冲断带。构造表现为多构造边界和多构造体系特征(Liu et al., 2012)。四川盆地包括川西低陡构造区、川西南低缓构造区、川中低平构造区、川东高陡构造区、川北低平构造区和川南低陡构造区(图1)。

图1 四川盆地构造区划分(何登发等, 2011; 蔡希源等, 2016)Fig. 1 Structural unit division in the Sichuan Basin (HE et al., 2011; CAI et al., 2016)

川中低平构造区和川西南低缓构造区与川西低陡构造区、川南低陡构造区之间分别以龙泉山断裂和华蓥山断裂为界, 川北低平构造区以川中古隆起的北部边缘为界将其与川西低陡构造区、川中低平构造区分开。该盆地经历了(1)南华纪—早古生代盆地演化阶段, 晚震旦世的强烈拉张作用导致陆壳移离, 陆块边缘裂陷进一步扩大成为被动边缘盆地;扬子陆块与华北陆块在志留纪末期发生碰撞导致扬子克拉通全部抬升为陆。板块的构造背景在该演化阶段下呈现出一个“开-合”构造旋回过程(王林琪等,2016); (2)晚古生代—中生代海相沉积阶段, 由于金沙江洋在晚石炭世扩张, 扬子陆块整体沉降, 甘孜—理塘洋从早二叠世晚期开始形成并扩张, 导致扬子地块表现为强烈区域拉张(段金宝等, 2019); (3)中、新生代陆相沉积及抬升阶段, 中三叠世末期, 由于印支Ⅰ幕运动的原因, 四川盆地由海相沉积转变为陆相沉积。龙门山和大巴山受晚三叠世末印支运动的影响, 相继冲断并褶皱成山。从早白垩世到晚白垩世, 川东地区受到米仓山、大巴山和龙门山逆冲推覆进一步作用, 开始发生隆升, 盆地逐渐向西收缩, 随后前陆盆地逐渐萎缩衰亡并开始遭受抬升剥蚀, 进入了构造改造阶段(田云涛等2011; Tian et al., 2012)。

1.2 川东地区地质背景

川东地区即为川东高陡构造区, 位于华蓥山断裂与齐岳山—大娄山断裂带之间, 面积达7.7×104km2, 是盆地内褶皱断裂最强烈的地区。主体为板溪群褶皱基底, 上覆地层较全, 加里东—海西运动抬升, 造成泥盆系—石炭系部分地层缺失(胡东风等, 2019), 海相地层厚达5～6 km。燕山—喜马拉雅运动, 本区交替受大巴山北东—南西向和江南雪峰南东—北西向挤压, 在川东—重庆地区形成薄皮式褶皱、断裂和自北东往南西方向凸出的弧形构造, 发育华蓥山、铁山、铜锣峡、七里峡、照月峡、大天池、南门场、黄泥堂、大池干井、方斗山等一系列高陡背斜构造, 主背斜高点一般出露中、下三叠统及古生界地层。而在川南泸州地区褶皱变缓, 平面上呈帚状排列, 至川滇黔区变为北东东向和近东西向排列, 以低缓背斜为主(孙自明等, 2021)。为便于后续的研究, 根据川东地区的现今构造展布特点和利用中国石油第四次油气资源评价的地层等厚图绘制的川东地区基底埋深图, 将川东地区划分为四个小区块: 西南构造区、西北构造区、东南构造区以及东北构造区(图2)。

图2 川东地区基底埋深及构造分区图(李建忠, 2019)Fig. 2 Bottom depth and structural unit division in the Eastern Sichuan Basin (from LI, 2019)

2.1 研究方法

2.1.1 大地热流计算方法

陆地上, 大地热流q不能从地表直接测量得到,但可以通过地温梯度和岩石热导率(式(1))计算得到:

式中,K为测温井段内岩石的热导率, W/(m·K);G为地温梯度, °C/km;q为大地热流, mW/m2。负号表示大地热流由地球内部流向地表。

2.1.2 地温梯度计算方法

本文收集到的温度数据包括系统稳态测温和试油温度数据, 分别采用以下两种方法计算获取地温梯度。

针对试油温度数据, 利用式(2)计算地温梯度:

式中,T0为恒温带的温度, °C, 取四川盆地年平均温度(约 20 °C)(曹环宇, 2015);T为地层温度, °C;Z0为恒温带深度, 0.02 km;Z为地层深度, km;G为地温梯度, °C/km。

针对系统稳态测温数据, 根据温度与深度的关系曲线进行线性回归, 其斜率为该井的地温梯度。如新 2井整体上温度与深度呈线性分布, 现今温度分布与线性回归线拟合度较高, 相关系数高达0.996 2,根据拟合法得出的地温梯度为20.8 ℃/km(图3)。

图3 新2井现今地温分布及地温梯度图Fig. 3 Present geotemperature distribution and geothermal gradient of Well Xin2

2.2 基本参数

2.2.1 岩石热导率及生热率

川东地区具有 122个岩石热导率数据, 主要分布在侏罗系至志留系(Tang et al., 2019)(表1)。上古生界—中生界岩石热导率在 1.49～5.49 W/(m·K)之间,平均为(3.10±0.91) W/(m·K), 其中三叠系的岩石热导率平均值最大, 为3.40 W/(m·K), 志留系的岩石热导率平均值最小, 为2.11 W/(m·K), 用于计算单井大地热流的岩石热导率为该井段内各地层热导率的加权平均值。由于川东地区缺少岩石生热率数据, 采用川中古隆起和川西北地区的研究成果, 岩石生热率在 0.1～3.9 μW/m3之间(徐秋晨, 2018)。

表1 川东地区岩石热导率柱Table 1 Thermal conductivity column in the Eastern Sichuan Basin

2.2.2 温度数据

本文的温度数据包括4口井178个稳态测温数据以及25口井76个试油温度数据。其中, 4口稳态测温井主要分布在研究区的东南构造区和西南构造区, 而 25口试油温度井则在四个构造分区均有分布。通过图4和图5可以看出系统稳态测温数据与试油温度数据整体上都与深度呈线性关系, 揭示出川东地区具有热传导型地温场特征。

图4 稳态测温数据与深度关系图Fig. 4 Relationship between steady-state temperature and depth

图5 试油温度数据与深度关系图Fig. 5 Relationship between formation-testing temperature and depth

通过计算获取了29口井的地温梯度和大地热流数据(表2), 结果显示川东地区地温梯度在16.0～21.3 °C/km 之间, 平均值为(18.3±1.59) °C/km。大地热流值在 44.3～67.7 mW/m2之间, 平均值为(55.5±6.0) mW/m2。东南构造区的池 1井地温梯度最低, 为16.0 °C/km, 大地热流为54.4 mW/m2; 西北构造区的温泉6井地温梯度较高, 为21.1 °C/km, 大地热流为 67.7 mW/m2; 其次, 东北构造区的云安2井地温梯度较低, 为 16.1 °C/km, 大地热流仅为51.6 mW/m2; 西南构造区北部的蒲西 1井地温梯度高达21.3 °C/km, 大地热流值达到55.1 mW/m2。

表2 川东地区地温梯度和大地热流计算结果Table 2 Computation of geothermal gradient and terrestrial heat flow in the Eastern Sichuan Basin

根据单井的地温梯度和大地热流值, 结合钻井、录井、岩性、岩石物性、构造分区及地震解释结果等资料, 绘制了川东地区现今地温梯度平面分布图(图6)和大地热流平面分布图(图7)。

图6 川东地区地温梯度平面分布图Fig. 6 Geothermal gradient contour map in the Eastern Sichuan Basin

图7 川东地区大地热流平面分布图Fig. 7 Terrestrial heat flow contour map in the Eastern Sichuan Basin

从整体来看, 川东地区东北构造区和东南构造区地温梯度和大地热流较低, 而西南构造区和西北构造区的地温梯度和大地热流较高。地温梯度的高值分别在开江—大竹一带及邻水—垫江一带, 低值则在万州—梁平—忠县一带; 大地热流高值在开县—开江一带及邻水—垫江一带, 低值区则在石柱—忠县—万州一带。

4.1 川东地区的热状态及主控因素

川东地区大地热流计算结果表明, 研究区平均热流值为(55.5±6.0) mW/m2, 低于中国大陆地区的平均热流(61±15.5) mW/m2(姜光政等, 2016), 比构造活动区和构造稳定区之间的盆地低, 如东濮凹陷大地热流为64.7 mW/m2(Zuo et al., 2014)、查干凹陷大地热流为70.6 mW/m2(Zuo et al., 2020)。相较于中国大陆中、西部地区诸多盆地或构造稳定区来说, 其中鄂尔多斯盆地大地热流为62.7 mW/m2(Yu et al., 2018);南阳地区大地热流为55.0 mW/m2(汪洋等, 2001), 与川东地区的大地热流相当, 与世界上典型的克拉通盆地, 如美国的 Williston盆地大地热流为49.0 mW/m2、Michigan 盆地为 42.0～54.0 mW/m2(Speece et al., 1985; Osadetz et al., 2002)相比稍高。如图6、图7所示, 在平面分布上, 地温梯度低值与大地热流低值分布相近, 分别在万州—梁平—忠县一带及石柱—忠县—万州一带, 高值区则在开江—大竹一带及邻水—垫江一带, 整体表现为基底隆起区的地温梯度及大地热流值较高, 坳陷区的较低。在纵向上, 川东地区地温随深度而增加, 但是由于研究区内基底构造的差异, 在川东地区内部各构造区块地温纵向上的变化不同(图8)。

图8 川东地区典型井温度与深度曲线Fig. 8 Relationship between temperature and depth of typical wells in the Eastern Sichuan Basin

川东地区大地热流为44.3～67.7 mW/m2, 平均值为(55.5±6.0) mW/m2, 这是由于盆地基底的构造格局对大地热流的控制作用而造成的(Souche et al.,2017)。基底构造形态和沉积盖层厚度对川东地区现今地温场有很大影响, 川中古隆起基底埋深浅, 大地热流值较高, 约为 60～65 mW/m2, 川西北地区基底埋藏较深, 大地热流值在 48～57 mW/m2, 而川东区内的基底埋深比四川盆地中心区域深, 且基底埋深达到最大的区域为涪陵—丰都—忠县一带, 其大地热流低至52 mW/m2。此外, 在印支期之后, 由于建始—彭水深断裂以西的地区大幅下陷, 新的沉降中心在万州、丰都一带形成, 巨厚的沉积层使得万州、丰都一带大地热流值低至48 mW/m2。大地热流的分布与莫霍面的相对埋深之间存在负相关关系(熊盛青等, 2016)。如从东南沿海(30～32 km)到四川盆地(38～42 km)再到青藏高原(60～70 km)莫霍面的深度由浅到深(郝天珧等, 2014), 热流逐渐由70～110 mW/m2降至40 mW/m2以下(姜光政等, 2016)。由于四川盆地地层地质年代较老, 且经历过燕山期深埋, 压实程度较高及热阻(与岩石热导率相反)变小, 多个低热阻岩相建造的存在, 形成了低热流背景下相对低地温梯度的热背景。地下水的深循环运动可能会导致局部地温升高, 也可能导致地下温度降低(高志友等, 2018), 根据图4中相10井2500 m以下温度与深度的变化趋势推测, 相10井区域可能为盆地排泄区,地下水的深循环运动导致局部地温升高。岩浆活动也是造成局部地区热异常的关键因素, 并且岩浆侵入或喷出的地质时代越新, 所保留的余热就越多,对现今地温场的影响就越强烈。四川盆地在距今约259 Ma的中二叠世末发生过著名的峨眉山地幔柱上涌热事件, 造成大量玄武岩喷发, 但研究表明, 岩石圈尺度的热扰动和热松弛时间约为距今62 Ma(Turcotte and Schubert, 1983), 由于热扩散, 此次岩浆活动所造成的热异常已不能波及到现今, 而自中—新生代以来, 川东地区未受到大规模岩浆活动的影响, 所以岩浆活动对现今地温场的影响可以忽略不计。同时本区在晚三叠世—早白垩世由前陆盆地演化为陆内坳陷盆地, 晚白垩世—始新世沉积盆地萎缩衰亡, 开始以抬升剥蚀为主的构造改造,由此决定了川东地区的低热流值属性。

4.2 地热资源开发前景

四川盆地拥有丰富的地热资源, 水热型可采资源量四川盆地排第一, 折合标准煤 5.44亿吨, 占全国大中型盆地的32%(王贵玲等, 2017)。本文利用一维稳态热传导方程计算得到川东地区主要热储的地温, 再以基础地质参数和热参数为基础, 绘制了热储地热资源强度的平面分布图, 并采用体积法计算得到川东地区栖霞—茅口组的地热资源量为3.861×1012GJ, 最后对主要热储的地热资源类型及潜力进行分析。

川东地区下二叠统栖霞—茅口组沉积晚期, 受东吴运动的影响, 地层遭受到大气淡水的风化剥蚀,发育风化壳岩溶储层, 且溶洞和裂缝发育, 是一套优质的热储层(李大军等, 2019)。本文在川东地区的不同构造分区选取了八口典型井, 利用一维稳态热传导方程(式(3))计算得到川东地区主要热储的地温(图8)。

依据邱楠生等(2019)按温度将地热资源分为高温型地热资源(温度≥150 ℃)、中温型地热资源(90 ℃≤温度≤150 ℃)和低温型地热资源(温度＜90 ℃), 通过热储顶部温度的计算, 发现川东地区下二叠统栖霞—茅口组发育中-低温型地热资源(图9), 且热储的低温型地热资源主要分布在西南构造分区; 中温型地热资源主要分布在东南构造分区、西北构造分区及东北构造分区。同时, 川东地区地热资源强度分布范围为45～110 GJ/m2(图10), 高值分布在西北构造分区和东南构造分区, 该套热储的地热资源量为3.861×1012GJ。在地温梯度值和大地热流值较高的西北构造分区及西南构造分区, 热储埋深相对较浅, 主要分布在 3000～5000 m之间, 地热资源强度分布在50～95 GJ/m2之间, 是寻找中-低温型地热资源的有利地区。总之, 川东地区栖霞—茅口组具有形成中-低温型地热资源的地质及地温条件, 是重要的地热开发潜在地区。

图9 川东地区栖霞—茅口组顶部温度平面分布图Fig. 9 Top temperature contour map of Qixia-Maokou Formation in the Eastern Sichuan Basin

图10 川东地区栖霞—茅口组地热资源强度平面分布图Fig. 10 Geothermal resource intensity contour map of the Qixia-Maokou Formation in the Eastern Sichuan Basin

(1)川东地区地温梯度在16.0～21.3 °C/km之间,平均为(18.3±1.59) °C/km; 大地热流值在 44.3～67.7 mW/m2之间, 平均为(55.5±6.0) mW/m2, 具有构造稳定区的低温型地温场特征。川东地区现今地温场分布受构造格局控制, 整体上表现为东部构造区的地温梯度和大地热流较低, 而西部较高。

(2)下二叠统栖霞—茅口组是川东地区最重要的热储, 具有形成丰富的中-低温型地热资源的热储及地温条件, 是重要的地热开发的潜在地区。其中, 低温型地热资源主要分布在西南构造分区, 中温型地热资源主要分布在东南构造分区、东北构造分区及西北构造分区。结合热储埋深、温度及地热资源强度指出西北构造分区和西南构造分区是寻找中-低温型地热资源的有利地区。

致谢:感谢中国科学院地质与地球物理研究所胡圣标教授提供的系统稳态测温数据。

Acknowledgements:

This study was supported by Zhufeng Scientific Research Program of Chengdu University of Technology (No. 80000-2021ZF11415), and National Natural Science Foundation of China (No. 41972109).