川東地區大地熱流及其對地熱資源評價的啟示

蘭 鐳, 左銀輝*, 馮仁朋, 蔡家蘭,楊梅華, 徐文禮, 徐 姁

1)成都理工大學油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室, 四川成都 610059;2)中國石油西南油氣田分公司重慶氣礦, 重慶 400707

大地熱流的研究是地熱資源勘探評價中重要的基礎參數(胡圣標等, 2013; Zuo et al., 2020)。中國大地熱流測試工作始于20世紀50年代末, 易善鋒(1966)曾在20世紀60年代初報道過3個熱流數據。近40年來, 大地熱流的研究取得了較大的進展, 分別在西藏、攀西、西北、東北、華北等地區和海域做了大量的工作。截至 2016年中國大陸地區已有1230個大地熱流數據(Jiang et al., 2019)。目前中國大陸的大地熱流數據大部分集中在沉積盆地中, 中國大陸東部盆地(如渤海灣盆地、松遼盆地、蘇北黃海盆地等)熱流高, 多為熱盆, 中部盆地(如鄂爾多斯盆地、四川盆地等)多為溫盆, 西部盆地(如塔里木盆地, 準噶爾盆地)多為冷盆(邱楠生等, 2019)。四川盆地大地熱流的研究始于20世紀80年代, 30多年來, 已經擁有一定數量的測溫數據及巖石生熱率、熱導率等熱物性參數和大地熱流數據, 基本認識了四川盆地現今熱狀態(He et al., 2011; 徐明等, 2011;朱傳慶等, 2017)。但熱流數據集中分布在川西南、川中、川東北等地區, 針對川東地區大地熱流的研究十分薄弱, 制約著對川東地區的地熱資源潛力及展布的認識, 進而影響后期的地熱資源開發及利用。本文在 122個實測巖石熱導率數據, 4口鉆井178個系統穩態測溫數據和25口鉆井76個試油溫度數據的基礎之上, 結合前人的研究成果對川東地區的大地熱流進行系統研究, 明確該地區地溫梯度及大地熱流的平面分布特征及控制因素。再分別采用一維熱傳導方程和體積法計算獲取下二疊統棲霞—茅口組熱儲的地溫和地熱資源量, 明確地熱資源類型及地熱資源強度分布特征, 進而為川東地區的地熱資源開發利用提供基礎參數。

1 地質背景

1.1 四川盆地地質背景

四川盆地呈菱形, 四周的構造單元為東北側的北大巴山推覆構造帶, 該構造帶向外過渡為南秦嶺北部逆沖推覆構造帶; 西北側的龍門山造山帶及松潘—甘孜褶皺帶; 西南側至東南側分別為婁山褶皺—沖斷帶和武陵山隔櫓式褶皺—沖斷帶。構造表現為多構造邊界和多構造體系特征(Liu et al., 2012)。四川盆地包括川西低陡構造區、川西南低緩構造區、川中低平構造區、川東高陡構造區、川北低平構造區和川南低陡構造區(圖1)。

圖1 四川盆地構造區劃分(何登發等, 2011; 蔡希源等, 2016)Fig. 1 Structural unit division in the Sichuan Basin (HE et al., 2011; CAI et al., 2016)

川中低平構造區和川西南低緩構造區與川西低陡構造區、川南低陡構造區之間分別以龍泉山斷裂和華鎣山斷裂為界, 川北低平構造區以川中古隆起的北部邊緣為界將其與川西低陡構造區、川中低平構造區分開。該盆地經歷了(1)南華紀—早古生代盆地演化階段, 晚震旦世的強烈拉張作用導致陸殼移離, 陸塊邊緣裂陷進一步擴大成為被動邊緣盆地;揚子陸塊與華北陸塊在志留紀末期發生碰撞導致揚子克拉通全部抬升為陸。板塊的構造背景在該演化階段下呈現出一個“開-合”構造旋回過程(王林琪等,2016); (2)晚古生代—中生代海相沉積階段, 由于金沙江洋在晚石炭世擴張, 揚子陸塊整體沉降, 甘孜—理塘洋從早二疊世晚期開始形成并擴張, 導致揚子地塊表現為強烈區域拉張(段金寶等, 2019); (3)中、新生代陸相沉積及抬升階段, 中三疊世末期, 由于印支Ⅰ幕運動的原因, 四川盆地由海相沉積轉變為陸相沉積。龍門山和大巴山受晚三疊世末印支運動的影響, 相繼沖斷并褶皺成山。從早白堊世到晚白堊世, 川東地區受到米倉山、大巴山和龍門山逆沖推覆進一步作用, 開始發生隆升, 盆地逐漸向西收縮, 隨后前陸盆地逐漸萎縮衰亡并開始遭受抬升剝蝕, 進入了構造改造階段(田云濤等2011; Tian et al., 2012)。

1.2 川東地區地質背景

川東地區即為川東高陡構造區, 位于華鎣山斷裂與齊岳山—大婁山斷裂帶之間, 面積達7.7×104km2, 是盆地內褶皺斷裂最強烈的地區。主體為板溪群褶皺基底, 上覆地層較全, 加里東—海西運動抬升, 造成泥盆系—石炭系部分地層缺失(胡東風等, 2019), 海相地層厚達5～6 km。燕山—喜馬拉雅運動, 本區交替受大巴山北東—南西向和江南雪峰南東—北西向擠壓, 在川東—重慶地區形成薄皮式褶皺、斷裂和自北東往南西方向凸出的弧形構造, 發育華鎣山、鐵山、銅鑼峽、七里峽、照月峽、大天池、南門場、黃泥堂、大池干井、方斗山等一系列高陡背斜構造, 主背斜高點一般出露中、下三疊統及古生界地層。而在川南瀘州地區褶皺變緩, 平面上呈帚狀排列, 至川滇黔區變為北東東向和近東西向排列, 以低緩背斜為主(孫自明等, 2021)。為便于后續的研究, 根據川東地區的現今構造展布特點和利用中國石油第四次油氣資源評價的地層等厚圖繪制的川東地區基底埋深圖, 將川東地區劃分為四個小區塊: 西南構造區、西北構造區、東南構造區以及東北構造區(圖2)。

圖2 川東地區基底埋深及構造分區圖(李建忠, 2019)Fig. 2 Bottom depth and structural unit division in the Eastern Sichuan Basin (from LI, 2019)

2 研究方法及基本參數

2.1 研究方法

2.1.1 大地熱流計算方法

陸地上, 大地熱流q不能從地表直接測量得到,但可以通過地溫梯度和巖石熱導率(式(1))計算得到:

式中,K為測溫井段內巖石的熱導率, W/(m·K);G為地溫梯度, °C/km;q為大地熱流, mW/m2。負號表示大地熱流由地球內部流向地表。

2.1.2 地溫梯度計算方法

本文收集到的溫度數據包括系統穩態測溫和試油溫度數據, 分別采用以下兩種方法計算獲取地溫梯度。

針對試油溫度數據, 利用式(2)計算地溫梯度:

式中,T0為恒溫帶的溫度, °C, 取四川盆地年平均溫度(約 20 °C)(曹環宇, 2015);T為地層溫度, °C;Z0為恒溫帶深度, 0.02 km;Z為地層深度, km;G為地溫梯度, °C/km。

針對系統穩態測溫數據, 根據溫度與深度的關系曲線進行線性回歸, 其斜率為該井的地溫梯度。如新 2井整體上溫度與深度呈線性分布, 現今溫度分布與線性回歸線擬合度較高, 相關系數高達0.996 2,根據擬合法得出的地溫梯度為20.8 ℃/km(圖3)。

圖3 新2井現今地溫分布及地溫梯度圖Fig. 3 Present geotemperature distribution and geothermal gradient of Well Xin2

2.2 基本參數

2.2.1 巖石熱導率及生熱率

川東地區具有 122個巖石熱導率數據, 主要分布在侏羅系至志留系(Tang et al., 2019)(表1)。上古生界—中生界巖石熱導率在 1.49～5.49 W/(m·K)之間,平均為(3.10±0.91) W/(m·K), 其中三疊系的巖石熱導率平均值最大, 為3.40 W/(m·K), 志留系的巖石熱導率平均值最小, 為2.11 W/(m·K), 用于計算單井大地熱流的巖石熱導率為該井段內各地層熱導率的加權平均值。由于川東地區缺少巖石生熱率數據, 采用川中古隆起和川西北地區的研究成果, 巖石生熱率在 0.1～3.9 μW/m3之間(徐秋晨, 2018)。

表1 川東地區巖石熱導率柱Table 1 Thermal conductivity column in the Eastern Sichuan Basin

2.2.2 溫度數據

本文的溫度數據包括4口井178個穩態測溫數據以及25口井76個試油溫度數據。其中, 4口穩態測溫井主要分布在研究區的東南構造區和西南構造區, 而 25口試油溫度井則在四個構造分區均有分布。通過圖4和圖5可以看出系統穩態測溫數據與試油溫度數據整體上都與深度呈線性關系, 揭示出川東地區具有熱傳導型地溫場特征。

圖4 穩態測溫數據與深度關系圖Fig. 4 Relationship between steady-state temperature and depth

圖5 試油溫度數據與深度關系圖Fig. 5 Relationship between formation-testing temperature and depth

3 現今地溫場特征

通過計算獲取了29口井的地溫梯度和大地熱流數據(表2), 結果顯示川東地區地溫梯度在16.0～21.3 °C/km 之間, 平均值為(18.3±1.59) °C/km。大地熱流值在 44.3～67.7 mW/m2之間, 平均值為(55.5±6.0) mW/m2。東南構造區的池 1井地溫梯度最低, 為16.0 °C/km, 大地熱流為54.4 mW/m2; 西北構造區的溫泉6井地溫梯度較高, 為21.1 °C/km, 大地熱流為 67.7 mW/m2; 其次, 東北構造區的云安2井地溫梯度較低, 為 16.1 °C/km, 大地熱流僅為51.6 mW/m2; 西南構造區北部的蒲西 1井地溫梯度高達21.3 °C/km, 大地熱流值達到55.1 mW/m2。

表2 川東地區地溫梯度和大地熱流計算結果Table 2 Computation of geothermal gradient and terrestrial heat flow in the Eastern Sichuan Basin

根據單井的地溫梯度和大地熱流值, 結合鉆井、錄井、巖性、巖石物性、構造分區及地震解釋結果等資料, 繪制了川東地區現今地溫梯度平面分布圖(圖6)和大地熱流平面分布圖(圖7)。

圖6 川東地區地溫梯度平面分布圖Fig. 6 Geothermal gradient contour map in the Eastern Sichuan Basin

圖7 川東地區大地熱流平面分布圖Fig. 7 Terrestrial heat flow contour map in the Eastern Sichuan Basin

從整體來看, 川東地區東北構造區和東南構造區地溫梯度和大地熱流較低, 而西南構造區和西北構造區的地溫梯度和大地熱流較高。地溫梯度的高值分別在開江—大竹一帶及鄰水—墊江一帶, 低值則在萬州—梁平—忠縣一帶; 大地熱流高值在開縣—開江一帶及鄰水—墊江一帶, 低值區則在石柱—忠縣—萬州一帶。

4 討論

4.1 川東地區的熱狀態及主控因素

川東地區大地熱流計算結果表明, 研究區平均熱流值為(55.5±6.0) mW/m2, 低于中國大陸地區的平均熱流(61±15.5) mW/m2(姜光政等, 2016), 比構造活動區和構造穩定區之間的盆地低, 如東濮凹陷大地熱流為64.7 mW/m2(Zuo et al., 2014)、查干凹陷大地熱流為70.6 mW/m2(Zuo et al., 2020)。相較于中國大陸中、西部地區諸多盆地或構造穩定區來說, 其中鄂爾多斯盆地大地熱流為62.7 mW/m2(Yu et al., 2018);南陽地區大地熱流為55.0 mW/m2(汪洋等, 2001), 與川東地區的大地熱流相當, 與世界上典型的克拉通盆地, 如美國的 Williston盆地大地熱流為49.0 mW/m2、Michigan 盆地為 42.0～54.0 mW/m2(Speece et al., 1985; Osadetz et al., 2002)相比稍高。如圖6、圖7所示, 在平面分布上, 地溫梯度低值與大地熱流低值分布相近, 分別在萬州—梁平—忠縣一帶及石柱—忠縣—萬州一帶, 高值區則在開江—大竹一帶及鄰水—墊江一帶, 整體表現為基底隆起區的地溫梯度及大地熱流值較高, 坳陷區的較低。在縱向上, 川東地區地溫隨深度而增加, 但是由于研究區內基底構造的差異, 在川東地區內部各構造區塊地溫縱向上的變化不同(圖8)。

圖8 川東地區典型井溫度與深度曲線Fig. 8 Relationship between temperature and depth of typical wells in the Eastern Sichuan Basin

川東地區大地熱流為44.3～67.7 mW/m2, 平均值為(55.5±6.0) mW/m2, 這是由于盆地基底的構造格局對大地熱流的控制作用而造成的(Souche et al.,2017)。基底構造形態和沉積蓋層厚度對川東地區現今地溫場有很大影響, 川中古隆起基底埋深淺, 大地熱流值較高, 約為 60～65 mW/m2, 川西北地區基底埋藏較深, 大地熱流值在 48～57 mW/m2, 而川東區內的基底埋深比四川盆地中心區域深, 且基底埋深達到最大的區域為涪陵—豐都—忠縣一帶, 其大地熱流低至52 mW/m2。此外, 在印支期之后, 由于建始—彭水深斷裂以西的地區大幅下陷, 新的沉降中心在萬州、豐都一帶形成, 巨厚的沉積層使得萬州、豐都一帶大地熱流值低至48 mW/m2。大地熱流的分布與莫霍面的相對埋深之間存在負相關關系(熊盛青等, 2016)。如從東南沿海(30～32 km)到四川盆地(38～42 km)再到青藏高原(60～70 km)莫霍面的深度由淺到深(郝天珧等, 2014), 熱流逐漸由70～110 mW/m2降至40 mW/m2以下(姜光政等, 2016)。由于四川盆地地層地質年代較老, 且經歷過燕山期深埋, 壓實程度較高及熱阻(與巖石熱導率相反)變小, 多個低熱阻巖相建造的存在, 形成了低熱流背景下相對低地溫梯度的熱背景。地下水的深循環運動可能會導致局部地溫升高, 也可能導致地下溫度降低(高志友等, 2018), 根據圖4中相10井2500 m以下溫度與深度的變化趨勢推測, 相10井區域可能為盆地排泄區,地下水的深循環運動導致局部地溫升高。巖漿活動也是造成局部地區熱異常的關鍵因素, 并且巖漿侵入或噴出的地質時代越新, 所保留的余熱就越多,對現今地溫場的影響就越強烈。四川盆地在距今約259 Ma的中二疊世末發生過著名的峨眉山地幔柱上涌熱事件, 造成大量玄武巖噴發, 但研究表明, 巖石圈尺度的熱擾動和熱松弛時間約為距今62 Ma(Turcotte and Schubert, 1983), 由于熱擴散, 此次巖漿活動所造成的熱異常已不能波及到現今, 而自中—新生代以來, 川東地區未受到大規模巖漿活動的影響, 所以巖漿活動對現今地溫場的影響可以忽略不計。同時本區在晚三疊世—早白堊世由前陸盆地演化為陸內坳陷盆地, 晚白堊世—始新世沉積盆地萎縮衰亡, 開始以抬升剝蝕為主的構造改造,由此決定了川東地區的低熱流值屬性。

4.2 地熱資源開發前景

四川盆地擁有豐富的地熱資源, 水熱型可采資源量四川盆地排第一, 折合標準煤 5.44億噸, 占全國大中型盆地的32%(王貴玲等, 2017)。本文利用一維穩態熱傳導方程計算得到川東地區主要熱儲的地溫, 再以基礎地質參數和熱參數為基礎, 繪制了熱儲地熱資源強度的平面分布圖, 并采用體積法計算得到川東地區棲霞—茅口組的地熱資源量為3.861×1012GJ, 最后對主要熱儲的地熱資源類型及潛力進行分析。

川東地區下二疊統棲霞—茅口組沉積晚期, 受東吳運動的影響, 地層遭受到大氣淡水的風化剝蝕,發育風化殼巖溶儲層, 且溶洞和裂縫發育, 是一套優質的熱儲層(李大軍等, 2019)。本文在川東地區的不同構造分區選取了八口典型井, 利用一維穩態熱傳導方程(式(3))計算得到川東地區主要熱儲的地溫(圖8)。

依據邱楠生等(2019)按溫度將地熱資源分為高溫型地熱資源(溫度≥150 ℃)、中溫型地熱資源(90 ℃≤溫度≤150 ℃)和低溫型地熱資源(溫度＜90 ℃), 通過熱儲頂部溫度的計算, 發現川東地區下二疊統棲霞—茅口組發育中-低溫型地熱資源(圖9), 且熱儲的低溫型地熱資源主要分布在西南構造分區; 中溫型地熱資源主要分布在東南構造分區、西北構造分區及東北構造分區。同時, 川東地區地熱資源強度分布范圍為45～110 GJ/m2(圖10), 高值分布在西北構造分區和東南構造分區, 該套熱儲的地熱資源量為3.861×1012GJ。在地溫梯度值和大地熱流值較高的西北構造分區及西南構造分區, 熱儲埋深相對較淺, 主要分布在 3000～5000 m之間, 地熱資源強度分布在50～95 GJ/m2之間, 是尋找中-低溫型地熱資源的有利地區。總之, 川東地區棲霞—茅口組具有形成中-低溫型地熱資源的地質及地溫條件, 是重要的地熱開發潛在地區。

圖9 川東地區棲霞—茅口組頂部溫度平面分布圖Fig. 9 Top temperature contour map of Qixia-Maokou Formation in the Eastern Sichuan Basin

圖10 川東地區棲霞—茅口組地熱資源強度平面分布圖Fig. 10 Geothermal resource intensity contour map of the Qixia-Maokou Formation in the Eastern Sichuan Basin

5 結論

(1)川東地區地溫梯度在16.0～21.3 °C/km之間,平均為(18.3±1.59) °C/km; 大地熱流值在 44.3～67.7 mW/m2之間, 平均為(55.5±6.0) mW/m2, 具有構造穩定區的低溫型地溫場特征。川東地區現今地溫場分布受構造格局控制, 整體上表現為東部構造區的地溫梯度和大地熱流較低, 而西部較高。

(2)下二疊統棲霞—茅口組是川東地區最重要的熱儲, 具有形成豐富的中-低溫型地熱資源的熱儲及地溫條件, 是重要的地熱開發的潛在地區。其中, 低溫型地熱資源主要分布在西南構造分區, 中溫型地熱資源主要分布在東南構造分區、東北構造分區及西北構造分區。結合熱儲埋深、溫度及地熱資源強度指出西北構造分區和西南構造分區是尋找中-低溫型地熱資源的有利地區。

致謝:感謝中國科學院地質與地球物理研究所胡圣標教授提供的系統穩態測溫數據。

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).