青海柴达木盆地大地热流测量与统计热流计算

青海柴达木盆地大地热流测量与统计热流计算 青海柴达木盆地大地热流测量与统计热流 计算 弟37卷第l期 1994年1月 地球物理 ACTAGE0PI-IYSICASINICA Vo1.37.No.1 Jan..1994 一,一 』青海柴达木盆地大地热流测量 与统计热流计算 ? 汪缉安 邓孝张文仁杨淑贞 (中国科学院地质研究所,北京100029) 饕萎理.关键词鉴姿查垒些,买测煎,孥热流,线甓丹格化处理?多 一 ,引言 1991年6—8月我们在青海柴达木盆地开展了系统的大地热流测量, 目的是为探讨 油气的形成分布提供基本的热参数.本文集中讨论盆地内热流数据的获得,地热在油气 生成中的作用将在另文讨论.用于热流研究的22个钻孔测温资料中,8个为当年应用 半导体钻孔测温仪的实测结果,测量精度为0.I~C;14个选自青海石油管理局已有的钻孔 测温资料,精度为0.5?,两者的数据经回归分析后均能满足热流研究的需要.热流测点 多数分布在盆地西部,东部仅有少量控制点,这是由油气勘探的实际布局决定的. 柴达木盆地热流研究的主要困难在于:有了较好的线性温度梯度值而并无相应的岩 石热导率数据与之配套,这是大型油气盆地共有的特点.因此,如何求得有代性的岩石 热导率数据,从而计算大地热流是本文讨论的重点.作者对I76块岩样的实测热导率与 样品所表的地层年代和埋藏深度之间可能存在的相关性进行了系统的分析,从宏观上 惘明了沉积物的压实成岩过程对岩石结构的控制作用.进而应用热导率与地层年代和埋 藏深度之间的统计相关方程,求出每个线性温度段与已知地层结构相应的加权平均热导 率值. 国家自然科学基金资助的课题. 本文1992年8月4目收到,同年12月15臣收至0修改稿 力 ,fcc, 广 1期沈显杰等:青海柴达术盏地大地热流测量与统计热流计算57 柴达木盆地沉积了巨厚的新生界孔隙质泥砂岩,主要岩性为泥质岩类,间有粉砂岩及 细砂岩类,其风干状态下和饱水状态时的热导率有明显的差别.因此,如何对实验室风干 状态下测定的岩石热导率数据进行合理的饱水校正,以逼近岩样的原位饱水状态是盆地 型热流测定的另一个关键问题.为此,文中对20组风干样和饱和样对比测试结果进行了 线性回归分析. 22个实测热流数据尚不足以勾画出全盆地的热流分布趋势,为此应用网格化处理方 法,先求出183个网点上4km深度内的平均温度梯度和加权平均热导率,进而计算全盆 地范围的统计热流值,并编制统计热流分布图. 二,实测热流值的分析和计算 l_钻孔测温数据的统计分析 22个热流测量孔的温度一深度曲线(以下简称为r一=曲线)示于圉1中. E 潍 50 温度C) 10o150 图122个热流测量孔的T-=曲线 圉1表明,多数钻孔的测温深度在1000m以内,少数深达2000,4000m;绝大 多数T一曲线中仅有一个线性温度段,仅旱2井有三个线性温度段,且测温深度超过 4000m(见表3). 热流计算是以线性温度段为单位进行的.每个线性段的和=之间的相关性均进行 线性回归分析,求出相应的回归温度梯度G和T-=相关系数r,并给出外推的地表温度 ..其中G值将直接用于计算热流g(g—GK”,其中露为线性段内的岩石平均热导率).22个 钻孔线性回归得出的G值变化于15.7—41.8~c/kin范围内,平均地温 梯度一24.2?/kin. 大致代表了柴迭木盆地的平均地温梯度.22个钻孔的r值除一个外,均在0.996以 地球物理 上,温度资料可信,线性度甚佳. 2.岩石热导宰数据的统计处理 为了求得热流计算所需的值,理应对每个线性温度段进行一一对应的采样.遗 憾的是,柴达木盆地(其它大型油气盆地亦然)并不具备对应采样的条件.然而,统计方法 在很大程度上可以弥补此项不足.为此,共采集了包括不同岩性,地层年代和埋藏深度的 176块钻孔岩芯,进行了岩石热导率的实验铡定.在此基础上对热导率K一岩性,K一地层 年代和K一埋藏深度的相关性进行了系统的统计分析,结果表明: (1)热导率K与岩性之间仅存在热导率按岩性的分组性而并不存在定量的相关关 系. 表1不同年代地屠组风干样的位统计表 地层年代QN;NiN手N1E}E】+2Ji 样品数336213324I21O7 平均值O.g2921.O7B81.66271.842.O”{2.16912.355{2.5688 均方差(%)25.O9.725.o30.418.I24.o21.522.5 注:1?热导卑的单位为W/InK. 2-Q,N,N,EEEl和J分别为第四纪,上新世,中新世,渐新世,吉新世,始新世和株罗纪菩十地层年代 组的代号. 3.表示各地层年代组岩样的干样平均热导率,下标i代表磐地层年代组. 0 2OOO 一 暑 隧, {0oo 图2x.随变化的线性回归分析 1期沈显杰等:青海柴达术盆地大地热流测量与统计热流计算 (2)x与地层年代之间存在着一定的相关关系:K随地层年代由新变老而逐渐递增. 反映地层由沉积埋藏到压实成岩过程中岩石热导率逐渐增大的历程.统计结果见表1. (3)K与地层埋藏深度之间存在着明显的统计相关趋势.图2中将176 块岩样的干 样热导率测试结果(x值)与采样深度(:值,代表岩层的埋藏深度)作了线性回归分 析,图中直线为与z之间的回归直线,可写为 K一0.00036z+1.045,(1) 和z之间的相关系数为7—06626,说明中等程度的正相关成立,但数据的离散度 很大,若应用式(1)相关方程计算值,将引入较大误差. (4)与地层年代和埋藏深度之间的复合相关性具有实际的应用价值.从图2中可 发现,不考虑用8种符号表示的8个不同地层年代组的”笼统回归,已使某些地层组的数 据点呈现出系统偏离现象,如图2中的Q和Ni两个数据组定向偏置于回归直线的左侧 即是明显的例子.于是,合乎逻辑的做法是:对不同地层组数据分别进行xe_Z回归统 计,这样既考虑到地层的时代(时间因子),又计及地层的实际埋藏深度(空间尺度),两者 相结合,可通过埋藏速率定义某特定地层的具体压实成岩程度及与之相应的岩石热导率 随深度的递增速率.分组回归统计的结果列于表2. 表2不同年代地层组一:国归分析结果汇总表 地层年代样品数线性回归方程相关系数备往 Q3,K一0.0002l2+O.660(2)0.4758 N6K=0,0o036z+0,7l9(5)式(j)为推算的方程 N;2IK皇0.0DO58z+0.788(4)0.6I69 Nj3jK=0.0O047z+0.849(5)D.7935 N】24K一O.00009z+1.868(6)0.2902 ?Ej42K’0.0091O+1894(7)0.2elO Et+2+J;17K皇0.00021+1.728(8)0.3l79E+,和Jl两组地层合井 表2中的式(3)为推算的线性回归方程,因为Ni地层组的6块岩样全部采自同一钻 孔,且采样深度均为lkm左右,无法进行线性回归.构制推算方程时,0.00036取自 式(1),当平均采样深度取z一1000m时,热导率值必须拟合表1中的x一10788 W/InK,由此求得方程式(3). 表2中式(2)一(8)等式右边第2项为直线在x轴上的截距,除式(8)外,一律随地 层变老而增大.且7个截距可分为两组:Q—N:新地层的截距小,代表较低的压实成岩 程度;N及更老的地层的截距明显增大,代表较高压实成岩程度.z之前的系数为回归 直线的斜率,表征热导率随深度的递增率,也是一项定义压实成岩速 率的物理参数.7个 递增率可分为3组:3套N:新地层具有甚高的递增率,代表压实成岩的初始阶段;N.一 E,老地层具有较低的递增率,说明处于压实成岩的后期阶段;最新的Q地层和最老的 131++地层具有相同的递增率可能是偶然巧合,同时可能表明这两个数据集缺乏典型 代表性;然而两者截然不同的截距值仍区分出新,老地层不同的压实成岩阶段.截距和斜 率同时在N-和N之间呈现剧变,似乎表明在中,上新世之间的地质时期,柴达木盆地 是否普遍经历过较持续的抬升剥蚀构造幕,需要进一步寻找地质证据. 地球物理 根据上述统计分析结果,可求出用于热流计算的值.在进行饱水校正之前,首先 应求出每个线性温度段的风干样加权平均热导率值露,分两步进行:第1步,根据每个 线性温度段地层组合中每个地层组中心的埋藏深度,分别应用表2中式(2)一(8),计算每 个地层组的热导率,下标i表示相应的地层组别;第2步,以各个地层 组的厚度为权 数,按下式求出整个线性温度段的风干样加权平均热导率值: 一 jlf+jlf2+jlf+…?jlfj jlfl+jlf2+jlf+…一?, 式中jlfi(—l,2,3,…)为不同年代地层组的分层厚度(单位:m);?M 度段总长度.g一G露即为未经饱水校正的热流值(数据见表3). 热导率的饱水校正 (9) 为整个线性温 选择了跨越不同年代和不同埋藏深度的岩样共20块,进行风干样热导率和饱水 样热导率K的对比测试.饱水是在真空负压状态下浸泡一昼夜完成的.然后分别对2O组 K,一和K一2数据进行线性回归,求得各自的回归方程: KLK一O.00058g”4-0.602,(10) K-zK—O,00036z+1.546.(11) 设为饱水校正系数,即一K/K,则可以根据式(1o)和(11)的比值,按下式求出 不同深度时的a()值: 0)一(0.00036+l,546)/(0.00058z”4-O,602),(12) 此即为统一的饱水校正系数.当一0时,(0)一2.568.;当一429lm 时,a(4291)一 1;当>429lm时,a(譬)<1,无物理意义,说明当岩石埋藏到某个极限深度时(相当 于4.3kin),由于地层压实成岩程度甚高,孔隙率已很小,岩石结构趋于致密,以致风干和 饱水状态下的热导率已无实质性差别.应该看到,对于不同的地层组,此极限深度实际上 应是各不相同的. 4.经饱水校正后的热流口值计算 如前述,g—G.用于计算g值的地温梯度G已在第2节中通过线性回归求得(数 据见表3).值是应用下式对线性温度段内每个地层组的K:逐一进行饱水校正后求得 的:, 一 鲁一,(13,”jlf1+jlf2+…?jlf’ 式中a()中的(一1,2,…)为线性段内每一个地层组的中心点埋藏深度(单位: m).()值按式(12)计算求得,其余符号同前. 实测热流的平面分布见图3.表3中汇总了22个热流测量孔的线性段深度以 及G,露,K,g和g值,并给出饱水校正前后热流值的比值g/2.由表3可 见,q/q值 波动于1.O8—2.26之间,它也是的函数,与式(12)具有相同的物理意义. 表4中对g’值和g值的量级分配作了统计.表4表明,经过饱水校正后的2值,无 论其量级分配及值均趋于合理.21个g值的波动范围为32—75mW/m,平均为 一 53?12mW/m. 1期沈显杰等:青海柴达术盆地大地热流担6量与统计热流计算61 衰3热漶和位计算结果汇总衰 线线性殷深度地温梯度9 钻孑L号性目 段(w,mK)(roW/m)(mWlm)9(?)(ac/kin)(w/inK) 聊碌22?I20,B0028.651.02342.0660 2 2 39::2.021.88 6 3 6 61.87 1.32 1.84 1.25 1.96 3 6 2 51.63 2.14 J.97 2.22 1.82 1.33 2.26 1.08 1.24 1.86 1.8l 1.42 1.7, 红ZT*J360,80O29.32O.7818I.4620 2 2 B 9 3 6 7 0 8 1 1.92 威中8J250,87O17.131.10392.0797 油中3I1720,2O2O28.201.77772.3378 绿参lI420B0030.800.93861.7338 跃30J70O—.397032.091.88782.3362 鸟7?I60,80033.920.9690I.9213 尖参1I712,118220.301.95313.2O14 茫浅1II50,45015.700.96202.0504 轰3I100,8O039.13I.676B3.2789 牛参1?J60,34041.800.7O201.5819 风1I360,86O24.361.14I82.1092 I20,80039.79O.7461I.504I ? 31 0 1.25 里2?儿1010,294O32.951.69222.I636 Il】4O40,564025.182.30362.3O36 弯参1’I140,22028.750.好362.1289 持深85I3040q640I8.952.42942.6296 冷探83II57O,2890I8.142.I4982.6690 驼中2I2D口,IO0O25.831.12242.OB68 台南中3I30,127O28.690.79651.4482 仙2J170,277024.44I.636523?57 涩参3I250,140024.500.83,214213 马中2OI460,620】7.071.84I43.5017 达参1I14O0,28OO25.691.24l5I.561I 注:带术者为当年飒I温井,其余均为资料井. 衰4饱水校正前后位和位量级分配统计衰 热流量级平均热流 J0—1920—293O一3940一?950—596O一70—79 (mW]咀)(mW,m) 值(十)10341234土13(一22) 目值(个)I445753?l2(n一21 ‘东3井的异常热流罱128reWire排除在平均值之外 地球物理 图3柴达木盆地22个实测g值分布图 三,统计热流值的计算和编图 统计热流与实测热流有两点不同:(1)用于计算热流的G值和霞值并非实测,而 是分别应用已知的等温线图和地层厚度等值线图经统计求得;(2)统计热流的计算点与 井孔位置无关,而是均匀分布的网格结点.统计热流可以勾画出盆地内热流分布的总体 图?柴达木盆地0一}k皿段的统计G值等值线图 l期沈显杰等:青海柴迭末盆地大地热梳测量与统计热蒎计算 趋势. 1-全盆地的网格化处理 为阐明热流分布规律,将全盆地分割为东西向和南北向行距均为20km的网格,网 格结点235个,其中新生界沉积区内的183个结点用作采样点,先计算G值和露值,然 后计算每个结点的统计热流d值,井编制d值分布图. 2.计算结点G值,编制统计的G值分布图 计算结点G值的基础资料是本文作者编制的500,l0O0,2000,30O0和4000m共 个特定深度处的地温等值线图.首先在每个结点处对上述5幅图读出r值;然后对 读得的T一数据组进行线性回归分析,即可逐点求出统计G值,并编制相应的统计G 值等值线图(图4). 从统计角度图4表明:(1)盆地内G值的变化范围为20--32’:(2/km,平均约26%2/km; (2)由盆地边缘向中心,G值呈递增,反映沉积岩的地层结构对温度分布的控制作 用;(3)在盆地中心地带,东西各形成一个高G值中心,大致勾画出自E,至Q沉积中心 的迁移轨迹. 3.计算结点值,编制统计的值分布图 统计露值的计算步骤如下:(1)应用Q,Ni,Ni,Nj,N,和E|6套地层等厚线 图,读出全部网格结点4kin内的地层组合;(2)对应每个地层年代组中点的埋藏深度, 用表2中7个线性回归方程,求出各组地层的风干样热导率置:0)值;(3)应用式(12)求 出相应地层组的呻0)值;({)应用式(13)求出4kin深岩柱的统计露值,井编制全盆 地的统计露值等值线图(图5). 图5柴达术盆地4kin深度段统计露值分布图 1)杨绍清,青海省含油气区构造基车特征及含油气远景评价,石i由勘探开发科学研究院,19$J. 地球物理 圈5表明,霞值的变化范围为1.5—2.5W/mK,近代的第四纪沉积中心基本上圈定 了的低值区;露值呈现西高东低的分布特征,在盆地东部,豆的低值区与图4中G 的高值区大致对应,是地层结构控制地温场这同一机理的不同表现方式. 4.计算结点寸值,编制全盆地寸位分布围 将图4和图5两个数据集按网格结点对应地相乘,可得每个结点经饱水校正后的统 计热流4值,并编制全盆地的d值分布图(图6). 图6柴达木盆地统计热流值分布图 l_>60mW[m;2.为50--60mW/m;3.为40--50mW]m 图6表明,d值变化在44--71reWire之间,平均约为56mW/m~,略低于全球平 均值和华北平原的平均热流.总体上,全盆地的《值差异并不大,但仍能辨别,在盆地 西部和西南部,有大片《>60mW/m的分布;在盆地的中部和东部大片d为50—6O mW/m的中等热流分布区,且包含一个呈Nw—sE向展布的《>6OmWlm的相对 高热流带;在盆地东南部,西北部和东北部的祁连山麓,展示数个《<5OmWlm的相对 低热流条带.值得指出的是,图6中的d值分布特征似乎已摆脱了图4和图5中等值线 密集圈闭现象,这可能是热流校正方法较为成功的佐证. 对比图3中的实测热流分布图与图6中的统计热流分布图,两者虽不能一一对应,但 其热流的总体分布趋势是基本一致的. 四,结论 1.当测温资料中的线性温度段与岩石热导率数据并不匹配时,可通过对岩石热导率 与地层年代及埋藏深度的统计分析,求取统计加权平均热导率,从而计算实l测热流和估算 统计热流.这是沉积盆地热流研究的一种有用方法. 2.柴达术盆地22个实测热流值中,除一个超过100mW/m~而忽略不计外,其余热 I期沈显杰等:青海紫选木盆地大地热流测量与统计热流计算 流值的变化范围为32—75mW/m~,平均约为53mW/m;网点统计热流的变化范围为 44—71mW/m,平均约为56mW/m,两者相符甚好. 3.实测热流和统计热流的分布均表明,柴达木盆地西部的热流略高于东部,盆地东南 部的第四系沉积中心地带是相对低热流区. 参考文献 [1]汪缉安,熊亮萍,杨教贞,地热与石油,科学出版社,I985. [2]张业玻,胡景江,刘春风,柴选木盐地地温基本特征及其与油气关系,中国建筑工业岛版社,199o. [3]陈墨香,华北地热,科学出版社,198g. TERRESTRIALHEATFL0WMEASUREMENTAND CALCULATION0FSTATISTICALHEATFL0W INCAIDAMBASIN SamNXIAN.EL1GUO.HUAWANG&-ANDENG?ZHANGWEN-RENYANGSHU.z髓N (InstituteotGeology.Auademia$inica.盘fj10002~) Abstract Temperatureloggingin21oil-exploringwellsWaSconductedinCaidamBasi a inthesummerofI99I.Amongthemeightwereselectedforheatflowstudy.In addition,14availabletemperatureloggingdatawerechosenfromabundantreserve informationforheatflowcalculation.Tosolvetheunmatchingbetweenlineartem. peraturesectionandsamplingintervalasystematicanalysisWaScarriedoutforthe correlatlonbetweentherockthermalconductivity()andtheoccurrencedepthand betweenKandthestratumageof176rockspecimemscollected,whichresultedin obtainingaverageweightedthermalconductivityofthedepth.intervalforheatflow calculation.A11together22heatflowvalueswereactuallymeasuredrangingfrom 32to75mW/mwithauaveragevalueof53mW/m~.Anapproachofevaluating statisticalheatflowusinggridingnetworktechniquewasemployedtoclarifythe generaltendencyofheatflowdistributionintheBasin.Theobservedandstatisti. callyevaluatedheatflowallindicatetheheatflowdistributionpatternofhigher intheWestandlowerintheEast”. KeywordsCaidamBasin,Observedheatflow,Statisticalheatflow,Linear regression,Gridingnetworktechnique. 作者简介沈显杰,男,1936if-Z,1960年毕业于原苏第城矿业学院地质系水文地质工程地质 专业.现为中国科学院地质研究所研究员.自1970年至今从事地热研究.专着:岩石热物理性质及其 测试,青蘸热流和地体构造热演化两部,发表近jO篇. ?-