柴达木盆地英东地区大地热流及影响因素

Heat Flow of the Yingdong Area in Qaidam Basin and Its Influencing Factors

摘要

英雄岭构造带是柴达木盆地油气最为富集的地区之一，地温场对油气成藏过程有重要影响，也是油田开发工程实施的重要参考.利用试油静温数据，结合激光扫描法开展岩心热导率及放射性生热测试，对研究区地温场进行了研究.英东地区地温梯度为31.8~35.3 ℃/km，平均为33.6 ℃/km，新近系热导率为1.8~2.4 W/m/K，平均为2.07 W/m/K，大地热流值为65~74 mW/m²，平均为69 mW/m².热流呈“西高东低”特征，昆北、南翼山及一里坪等地热流值超过65 mW/m²，而阿尔金山前、冷湖构造带及涩北等地较低，咸水泉和冷湖等地普遍低于50 mW/m².新近系实测平均生热率为2.84 μW/m³，对热流的贡献约20%.研究区具有“热壳温幔”特征，其影响因素包括地壳放射性生热、蚀源区高U中酸性侵入岩、印度板块汇聚引起的构造热及热岩石圈厚度较薄等.

关键词

柴达木盆地 / 英东地区 / 地温梯度 / 热导率 / 放射性生热 / 大地热流 / 石油地质

Key words

Qaidam basin / Yingdong area / geothermal gradient / thermal conductivity / radiogenic heat production / heat flow / petroleum geology

0 引言

含油气盆地的地温场对油气成藏过程有重要的影响，也是油田地热学研究的核心内容.柴达木盆地位于青藏高原东北部，是中国西部唯一的新生界大型含油气盆地（陈琰等， 2019）.柴达木盆地形成于高原持续隆升的构造背景，特殊的构造位置和复杂的地理环境使其具有独特的地温场特征（沈显杰等， 1994； 许志琴等， 2006）.前人利用柴达木盆地的油气钻孔资料，对盆地地温场特征开展了前期研究工作，认为柴达木盆地热流呈西高东低的特征（张业成等， 1990；沈显杰等， 1994）.随着柴达木盆地油气勘探工作的持续深入，前人利用新增的地温数据进一步研究了盆地西部部分构造带的地层高温特征和不同构造单元的地温场差异性，并分析了地层高温对油气成藏的影响（邱楠生， 2001；Qiu， 2003；李鹤永等， 2006；李宗星等， 2015， 2016）.但是，柴达木盆地现今地温场的研究还存在以下问题：（1）多数数据采集自20世纪90年代之前，存在热物性参数不足及测温段（或热流计算段）长度较小等问题，导致部分热流数据的质量不高；（2）中国大地热流数据库（第四版）收录的柴达木盆地范围内的高质量A类热流数据仅二十余组（姜光政等，2016），且数据分布存在区域不均衡现象，在英东、东坪及南翼山等富油气地区尚无高质量的热流数据，制约了地温场平面分布特征的研究.

英雄岭构造带是柴达木盆地油气最为富集的地区之一，其中，英东地区位于英雄岭复杂构造带南缘东段，是目前柴西地区单个油藏储量规模最大、丰度最高、效益最佳的整装油气田（孙平等， 2013； 马达德等， 2019；李国欣等， 2022）.近年来，随着油田产能建设的快速推进，人们积累了大量的试油测温数据和丰富的钻井岩心热物性测试数据，为地温场的研究奠定了基础.此外，随着越来越多的高温高压井投入试油作业，施工复杂程度不断增加，亟需补充地温场的研究成果，以指导钻完井管柱配置，保障施工安全及提高施工效率.

本次研究利用柴达木盆地西部英东地区新增试油静温数据，结合激光扫描法实测的岩心热导率数据，对研究区现今大地热流特征进行了研究，并结合岩心样品的放射性生热元素测试和生热率计算，在前期成果的基础上，分析了柴达木盆地中西部地区的大地热流影响因素，为柴达木盆地地热学研究及油气勘探开发等提供支持.

1 地质概况

柴达木盆地是青藏高原之上面积最大的沉积盆地，北以南祁连至柴北缘冲断带为界，西以阿尔金山为界与塔里木盆地相邻，南至东昆仑山（杜金虎等， 2018）.柴达木盆地是一个大型新生界含油气盆地，主要包括西部坳陷、北部块断带和三湖坳陷3个构造单元（图1），已发现的油气资源主要分布在柴达木盆地西部地区 （戴俊生等， 2003；付锁堂， 2010；He et al.， 2021）.英雄岭构造带位于柴达木盆地西部地区，西临阿尔金山，地表海拔3 000~3 900 m，西高东低，以山地为主，走向呈近NW-SE向，沟壑纵横，寸草不生（杜金虎等， 2018； 龙国徽等， 2021）.

英东地区位于英雄岭复杂构造带南缘东段（图1）.在新生代以前，受燕山晚期强烈构造运动影响，柴达木盆地整体挤压隆升，英东地区长期遭受剥蚀，新生界沉积以前至基底的地层缺失（图1）.相比之下，研究区内新生代地层发育完整，沉积厚度近万米（马达德等， 2019）.英雄岭构造带构造变形极为强烈，大致从古近纪开始，受控于印度板块持续朝欧亚大陆俯冲和塔里木板块的阻挡，整个地区进入走滑拉分的断陷演化阶段，产生了一系列压扭性断裂（谢久兵等， 2007；龙国徽等，2021）.英东地区路乐河组至下干柴沟组下段沉积的三角洲相砂泥岩沉积超覆于基岩之上.渐新世末期至上新世早期，进入拗陷演化阶段，构造变形以低角度挤压和相关褶皱作用为主，英东地区下干柴沟组上段至上干柴沟组发育滨浅湖‒半深湖相泥岩沉积.上新世晚期至第四纪，青藏高原抬升加剧，盆地南侧的昆仑山和北侧的祁连山分别向盆地内部逆冲推覆，盆地进入挤压反转演化阶段，柴西地区逐渐抬升隆起，南缘物源输入增强，并向东推进至英东地区，下油砂山组、上油砂山组和狮子沟组发育一套辫状河三角洲前缘‒滨浅湖相沉积（杜金虎等， 2018； 马达德等， 2019；刘池洋等，2020）.

2 测温数据及地温梯度特征

2.1　测温数据

通过钻井开展地层温度测量是获取地温数据的最有效途径.由于钻井过程不可避免地会对原始地温场产生干扰，因此，钻井测温数据的质量与钻井扰动及测温时的热平衡程度密切相关.依据钻井测温的方式可将获取的地温数据类型划分为系统稳态或准稳态测温数据、试油静温数据和瞬态测温数据.钻探施工结束之后，井筒内及井壁岩石开始逐步向稳态的热状态趋近，达到稳态的时间取决于钻井深度、钻井时间及井径等，实践表明，钻井温度恢复平衡往往需要数月甚至更长时间.目前，能够获取的稳态或准稳态测温数据较少.通常，油井会在静井一段时间之后（一般为48 h或者更长时间）对不同的含油层段进行试油，油温与围岩原始温度基本上达到平衡，该过程可以获得较高质量的试油温度数据，称为试油静温数据，其在一定程度上可以作为准稳态测温数据，是研究沉积盆地地温场的重要依据.本次研究共收集研究区17口井82组试油静温数据，单井试油温度超过5组的有9口井，测温数据主要分布在上新统油砂山组，油砂山组是研究区主要的产油气层段.测温数据的深度分布范围为383.8~3 191.6 m，温度分布范围为21.2~117 ℃，具体数据见表1.

2.2　地温梯度

地温梯度指地球内部恒温带以下地温随深度的变化率.在钻井内，地温测量结果通常用温度‒深度曲线，即测温曲线来表达.测温段的地温梯度可由特定深度段内温度‒深度数据的线性回归来求取.本次研究采集单井试油静温数据多于4个测点，且对测温深度垂向跨度较大的11口井进行数据拟合（图2），并据此求取了地温梯度.

结果显示，在深度剖面上，各井的试油静温数据与深度均呈线性关系，相关系数均大于0.98，具有传导型地热的特征，适用于现今地温场特征的研究.测温数据分布在约380 m至3 200 m的深度范围内，垂向跨度较大，通过数据拟合计算，共得到11个高质量的地温梯度数据值.在此基础上，进一步对该地区82组试油静温数据进行拟合（图3），得到该地区综合地温梯度计算结果，拟合相关系数大于0.99.结果显示，英东地区地温梯度平均值为33.4 ℃/km，各井的计算地温梯度值分布范围在31.6~34.6 ℃/km之间，分布较为集中，地温梯度值相对周缘构造单元要高.

除上述11口井之外，对于YD102等其他6口井，因测温点少而无法通过拟合计算地温梯度值.通常，在测温数据筛选和质量评价的基础上，此类测温数据可以利用关键参数法来计算地温梯度.该方法需要先获得测温数据位置处的恒温带深度和温度，它们对于地区地温场的评定及深层地温的预测、地热资源的普查与勘探，都是十分重要的参数.一个地区恒温带的深度和温度可通过一个或一组浅钻井的地温长期观测来确定（杨小秋等，2022）.按各次观测数据作出深度‒温度曲线图，找出温度变化趋于恒定的层段，从而确定出恒温带的深度和温度.如无直接观测资料，在实际工作中，可根据年恒温带的深度和温度与该地区年平均气温关系经验公式估算，研究区及邻区范围内共计8个气象站点，可以通过查询中国气象数据库得到相关统计结果.

由前述，研究区各井测温数据与深度具有极高的线性关系，研究区应具有传导型地热的特征.因此，本次研究通过将该地区82组静温数据与深度拟合趋势线反向延伸至 100 m深度处，对应温度值为12 ℃（图3），通过下述算式来计算其他6口井的地温梯度：

G=（T-12）/（Z-0.1），（1）

式中，T为试油静温（℃），Z为垂深（km）.

以S45井为例，分别用数据拟合和参数计算两种方法获取了地温梯度（表2），结果显示，S45井7组静温数据拟合得到的地温梯度为33.6 ℃/km，相关系数为0.998，而通过参数计算的地温梯度在33.3~37.0 ℃/km之间，平均值为34.8 ℃/km，与拟合结果基本一致，因此，对于测温点较少的钻井，通过参数计算的地温梯度也是可靠的.

3 岩石热导率

岩石热导率是表示岩石导热能力的参数（Feng and Guo， 2022），岩石热导率与岩石成分、结构构造、含水率及温度等参数相关，精确的热导率参数测定是分析沉积盆地的地温场特征的关键，其中，基于样品的实验室测定是获取该参数的最有效途径.目前，热导率测试主要包括稳态法和非稳态法两大类，前者基于约瑟夫·傅里叶导热方程，利用稳定传热过程中传热速率等于散热速率的热平衡条件来测得热导率，而非稳态是指根据非稳态导热微分方程和特定的边界条件求解在无限大介质中常功率线热源的径向一维稳态导热问题.

热导率测试采用Lippmann公司生产的TCS热导率和热扩散率扫描仪，可提供TC+TD模式，同步测量热导率和热扩散系数.TCS激光扫描技术通过一个聚焦的、移动的连续运行的热源，并结合红外温度传感器来实现（Popov et al.， 1999；刘绍文等，2017）.红外传感器用来测量加热前和加热后的温度.通过对标准样品（特定的样品，具有已知的热力学特征）温度差和未知待测样品的温度差进行比较，从而得出未知样品的热力学性质.该方法具有省时、无损坏、无接触、准确度高、精确度高等优点，TCS热导仪的热导率测试范围为0.2~25.0 W/m/K，测试精度为3%，最大扫描长度为620 mm.测试前需要用黑色水性漆沿着扫描线位置进行均匀涂抹，促进红外热量的完全吸收，涂漆条带宽度不要少于7 mm（TC模式），测试条带宽度约为20 mm，大概是扫描平台顶部狭缝的宽度，涂漆条带的厚度大概为25~40 μm，接近标准样品条带厚度.本次测试选择TC模式，主要测试岩石样品热导率参数，标准样品对为标准玻璃样品（A2，50 mm×50 mm×10 mm，热导率： 0.709 W/m/K）和Gabbro样品（C2，58 mm× 48 mm×28 mm，热导率：2.39 W/m/K）.

前人对柴达木盆地岩石热物性进行了研究，积累了部分岩石热导率数据，在此基础上，笔者通过对柴达木盆地英东地区的6口取心井92件岩心样品的热导率测试，对其岩石热导率进行了精细刻画分析.研究区岩石热导率分布在1.06~3.36 W/m/K之间，平均值为2.07 W/m/K，主要分布在1.8~2.4 W/m/K范围内，占比约为62%（图4）.

研究区岩石热导率分布相对分散（未考虑地层时代），热导率与深度的相关性并不高（图5）.疏松砂岩热导率最低，约为1.16 W/m/K，泥岩、泥质砂岩、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩的热导率平均为2.02 W/m/K，细砂岩、粉砂岩和中砂岩的热导率平均为2.51 W/m/K，含油细砂岩为2.12 W/m/K.第四系岩石热导率相对较小，源于样品埋藏较浅，比较松散，且样品中泥岩、油页岩和碳质泥岩占了相当大的比例，表明了岩石的结构、岩性对热导率的控制作用.热导率与砂泥含量比成正相关，即从泥岩、砂质泥岩、泥质粉砂岩、砂岩的过渡中，随砂泥比增加和粒度的增加，岩石热导率有增大的趋势.

4 现今大地热流特征

在热流计算时，假设地壳中热量的传导符合一维稳态热传递的傅里叶定律，热流值（ q）是地温梯度（ G）和热导率（ K）的乘积，即：

q = K \cdot G = - K \frac{\mathrm{d}T}{\mathrm{d}Z} .（2）

现今国际通用的热流单位为mW/m².通过地温梯度和相应深度段的岩石热导率值参数可以按照分段法计算热流.每个钻孔可以根据地温和岩石热导率数据的分布情况选择一个或多个热流计算段，一般选取岩性较均一的井段作为热流计算段.在计算段内要尽可能多地采集岩石样品进行热物性测试，使所测定的热导率数据具有代表性.

依据研究区新增钻孔试油静温数据和岩心热导率实测数据，新增了17个大地热流数据（表3）.其中，地温梯度根据各钻孔静温数据计算，热导率为各钻孔地温梯度计算的深度范围的实测热导率的平均值（表3）.

根据中国大地热流数据库数据质量分类评价标准，本次研究结果包括11组高质量大地热流数据，即该类数据的地温曲线属稳态热传导型，岩石热导率数据或来自测试段岩心样品测试结果，或通过测区综合热物性柱状图确定，热流计算段深度区间一般大于50 m，此类数据属于A类.另外6组数据实测静温数据点少，但结合前述分析，认为通过拟合参数计算得到的地温梯度数据的可信度较高，因此，据此计算的热流数据的品质也较高，可归为B类.

柴达木盆地英东地区现今大地热流值最小 65 mW/m²，最大74 mW/m²，平均值为69 mW/m²（表3），与我国大陆地区大地热流平均值（63.0±24.2 mW/m²）相当.高于我国西部的塔里木盆地、准噶尔盆地，但低于中国东部及海域各沉积盆地（冯昌格等， 2009；饶松等， 2013；李宗星等， 2015； 汪集旸， 2015）.在本次新增的17组热流数据基础上，笔者收集前人在柴达木盆地中西部获取的57组热流数据，编制了大地热流分布图（图6）.

柴达木盆地中西部现今大地热流分布是不均匀的，具有显著“西高东低”特征，昆北、南翼山及一里坪等地区大地热流相对较高，其中，昆北断阶带及南翼山等地超过65 mW/m²，而阿尔金山前（咸水泉）、冷湖构造带及涩北等地相对较低，咸水泉和冷湖等局部地区大地热流值普遍低于50 mW/m²，这一数值低于我国大陆地区大地热流平均值.

5 大地热流影响因素分析

5.1　放射性生热率分析

现今区域大地热流主要由两部分因素共同控制：一部分源于地壳浅部放射性元素U、Th、K衰变所释放的热量（张森琦等，2021）；另一部分为该层之下，来自地壳深处和上地幔的热量.岩石的生热率作为岩石热物理性质之一，通常被定义为单位体积（或单位重量）岩石所含放射性元素在单位时间内衰变所产生的放射性成因热量.在自然界，满足一定丰度且产热量高的放射性元素主要是U、Th和K元素，于是Rybach在1976年提出计算岩石生热率的经验公式，即：

A=10^-2 ρ （9.52 C _U+2.56 C _Th+3.84 C _K），（3）

其中，A为岩石放射性生热率（μW/m³）；ρ为岩石密度（g/cm³）；C _U、C _Th分别为放射性元素铀、钍的含量，单位为10^-6；C _K为元素钾的含量，单位为%.本次研究选取研究区5口钻井的69块泥质岩类岩心样品，通过XRF荧光光谱仪测试了全岩U、Th、K元素含量，并采用密度仪测试了相应的密度参数，据此计算了其地层生热率（表4）.本次计算的研究区新近系岩石生热率为2.57~3.81 μW/m³，平均为 2.84 μW/m³，略高于邱楠生等（2001）计算的盆地平均生热率的2.18 μW/m³，但显著高于塔里木盆地的平均地层生热率（1.25 μW/m³）（王社教等， 1999），也大于Hasterok et al. （2018）计算的砂岩和泥岩的平均生热率，而明显小于Wollenberg and Smith （1987） 计算的结果（3.0 μW/m³）.此外，沈显杰等（1989）测定了喜马拉雅和冈底斯地块露头和钻孔的岩石标本放射性生热率，揭示藏北花岗岩的平均生热率为2.6±1.6 μW/m³，这一结果与研究区新近系沉积层生热率相近，在一定程度上表明了其与柴达木盆地蚀源区中酸性侵入岩的联系.研究区岩石放射性生热率与其埋藏深度相关性较小，这与前人研究结果一致（邱楠生， 2001）.

英雄岭地区新生界厚度超过5 000 m，按照平均生热率2.84 μW/m³近似计算的放射性生热的贡献为14 mW/m².英东地区现今大地热流平均值为69 mW/m²，由此可知，新生界约5 000 m厚的沉积层放射性生热约占大地热流的20%，表明研究区沉积放射性生热对大地热流的贡献较大.S37、S40、YD104和YD108四口井的实测平均生热率和计算的热流具有一定的正相关性，在一定程度上也反映了沉积层放射性生热对热流的贡献（图7）.

5.2　热结构特征

岩石圈热结构取决于从地幔获得的热量、岩石圈中放射性元素生热量、热传导条件及地表热量散失.在稳态热传导的情况下，通常将实测的大地热流在现有地壳和岩石圈上地幔岩性结构和厚度配置的前提下，分解出地壳热流和地幔热流，以界定该地区的深部热属性（何丽娟和汪集旸， 2021）.根据地幔和地壳热流的配分情况，当地壳热流部分超过50%时，认为地壳是相对“热”的，而地幔则是相对“冷”的，即所谓的“热壳冷幔”，反之则为“冷壳热幔”.

柴达木盆地地幔热流约为25.4 mW/m²，低于中国东部地区的地幔热流均值，但高于塔里木盆地地幔热流的20 mW/m²（邱楠生， 1998）.本次研究及收集的柴达木盆地中西部74组热流数据的均值为57.6 mW/m²，据此可得到地幔热流占比为0.44，依据上述热流配分标准，柴达木盆地具有偏热壳温幔特征.相比之下，华北盆地、辽河盆地和鄂尔多斯盆地等属于典型的“冷壳热幔”型，地幔热流占大地热流的57%~62%，而藏南具典型的“热壳冷幔”热结构，地壳热流约为地幔热流的2倍（邱楠生， 1998；汪集旸， 2015）.华北盆地地壳温度比藏南低，地幔温度比藏南高，这是由于华北盆地中、新生代受到东边太平洋板块的影响，整个上地幔受到了扰动，而藏南地区受到来自印度板块推挤作用所导致的剪切、摩擦生热等大多发生在地壳内，上地幔反倒比较“宁静”且受影响较少（汪集旸， 2015）.中国陆区高热流区主要分布在地势最高的青藏高原和地势最低的东部沿海地区，分别是新生代岩浆活动和构造运动等最强烈的地区（莫宣学，2020），而且柴达木盆地区域性断层较为发育的昆北逆冲带、一里坪坳陷及周缘区域，均属于相对的高热流区，而盆地东部断裂较少的三湖坳陷则具有相对低的热流值，表明新生代构造活动性对柴达木盆地的热背景有重要影响.此外，An and Shi（2006）利用地震层析成像技术获得了中国陆区的热岩石圈厚度，显示柴西地区的热岩石圈厚度比塔里木和准噶尔盆地等具有克拉通热背景的地区要薄，因此，较薄的热岩石圈厚度也可能是柴西地区热流相对较高的原因之一.结合前述地层放射性生热分析结果，笔者推断属于特提斯构造域的柴达木盆地中西部地区热壳温幔结构与以下因素有关：（1）地壳放射性生热贡献较大，可能与蚀源区早元古‒印支高U中酸性侵入岩有关；（2）特提斯构造域范围北印度板块汇聚挤压引起的构造热的影响；（3）热岩石圈厚度较薄等因素.

6 结论

柴达木盆地英东地区具有传导型地热特征，基于试油静温数据计算的地温梯度分布范围为31.8~35.3 ℃/km，平均值为33.6 ℃/km.采用激光扫描技术，揭示研究区新近系岩石热导率主要分布在1.8~2.4 W/m/K范围内，平均值为2.07 W/m/K，热导率随砂泥比增加和粒度的增加，岩石热导率有增大的趋势.

研究区大地热流值为65~74 mW/m²，平均值为69 mW/m².柴达木盆地中西部现今大地热流分布具有显著“西高东低”特征，昆北、南翼山及一里坪等地区大地热流相对较高，普遍超过65 mW/m²，而阿尔金山前、冷湖构造带及涩北等地相对较低，局部地区低于50 mW/m².

泥质岩类岩心样品放射性生热元素测试分析表明，新近系岩石平均生热率为2.84 μW/m³，对大地热流的贡献率约为20%.结合前人地幔热流估算结果，认为研究区具有偏热壳温幔特征，其影响因素包括地壳放射性生热贡献较大、蚀源区高U中酸性侵入岩、印度板块汇聚挤压引起的构造热及热岩石圈厚度较薄等.

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基金资助

国家自然科学基金项目(41806057)