孫少川 國殿斌 李令喜 李江龍 高山林 宿 賽 張 斌

1. 中國石化新星石油公司 2. 中國石化中原油田分公司 3. 中國石化東北油氣分公司4. 中國石化油田勘探開發(fā)事業(yè)部 5. 中國石化勘探分公司

0 引言

沉積盆地型地熱資源是一種隱伏的地熱資源，具有分布面積廣、資源潛力豐富的特點。

我國沉積盆地型地熱資源儲存量（折合標準煤）1.06×1012t[1]，熱盆資源量占54%，溫盆資源量占42%，冷盆的資源量僅占4%。我國沉積盆地型地熱資源的勘探和開發(fā)規(guī)模還比較小，尤其對中低溫地熱資源和較深層的隱伏性沉積盆地型地熱資源利用十分少。沉積盆地型地熱資源一般發(fā)育于較穩(wěn)定的盆地中，構(gòu)造活動一般較弱，熱能傳遞以熱傳導方式為主，一般不具有向上運移的流體循環(huán)，熱背景值較低，目前開發(fā)的沉積盆地型地熱資源依然主要集中在斷陷盆地，與多級斷層和深大斷裂密切相關(guān)[2-4]。

四川盆地是在前震旦系基底上發(fā)育起來的多旋回構(gòu)造疊合盆地，經(jīng)歷了早期海相克拉通內(nèi)裂陷和陸相前陸盆地演化兩個階段，經(jīng)歷多期構(gòu)造抬升、剝蝕、沉降過程，盆地構(gòu)造演化復(fù)雜，地層埋藏深度大，巖性組合差異明顯，具有良好的地熱資源背景和多種地熱系統(tǒng)類型，地熱資源勘探開發(fā)潛力巨大。四川盆地的地溫場和大地熱流研究始于20世紀80年代，基于大量的測溫數(shù)據(jù)和巖石熱物理測試數(shù)據(jù)，對四川盆地現(xiàn)今熱狀態(tài)有了基本的認識：徐秋晨[5]、邱楠生等[6]認為四川盆地大地熱流值介于47 ～53.2 mW/m2，四川盆地處于低地溫、低大地熱流的熱狀態(tài)，川中古隆起因基底埋深較淺屬于盆地內(nèi)的高溫區(qū)；徐明等[7]認為川中及川西南地區(qū)大地熱流較高，川北地區(qū)較低。李香蘭等[8]對上揚子地區(qū)進行溫度估算認為四川盆地整體呈現(xiàn)出“東北低、西南高”的分布趨勢；朱傳慶等[9]認為四川盆地基底隆起區(qū)的大地熱流較高、坳陷區(qū)較低，川中和川西南大地熱流達到60 mW/m2以上，川西北大地熱流為50～60 mW/m2，川東地區(qū)的熱流較低。目前對四川盆地地熱資源的分布、演化、形成機制與地熱系統(tǒng)評價方面還缺乏系統(tǒng)的相關(guān)研究，根據(jù)國能發(fā)新能規(guī)〔2021〕43號文件“關(guān)于促進地熱能開發(fā)利用的若干意見”[10]中關(guān)于深化地熱資源勘查工作的要求，本文通過對四川盆地這一隱伏型中低溫沉積盆地進行大地熱流分布、主控因素分析、熱儲系統(tǒng)類型、有利地熱資源配置與分布進行研究，期望能夠?qū)λ拇ㄅ璧氐牡責豳Y源勘查與評價工作起到積極的促進作用。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

四川盆地位于揚子地塊西部，構(gòu)造地質(zhì)學根據(jù)其基底性質(zhì)一般將其劃歸為上揚子地塊。盆地北與秦嶺造山帶南部為鄰，西以龍門山為界，東南與滇黔川鄂構(gòu)造帶為邊界, 西南以峨眉山古隆起為邊界，盆地為一個軸向呈北東向延展的沉積盆地，盆地面積約19.1×104km2，盆地內(nèi)部主要分為川西坳陷、川北構(gòu)造帶、川中構(gòu)造帶、川東構(gòu)造帶和川東南構(gòu)造帶五個構(gòu)造單元。

四川盆地是在前震旦系變質(zhì)巖地層基礎(chǔ)上發(fā)育起來的多旋回構(gòu)造疊合盆地。四川盆地的形成與演化總體上可分為兩個階段：第一階段為克拉通盆地階段，在前震旦紀變質(zhì)巖基底上沉積了巨厚的震旦紀—中三疊世海相碳酸鹽巖，主要受加里東運動和海西運動兩次大規(guī)模海侵影響；第二階段是以前陸盆地演化為主的盆地定型階段，晚三疊世以來的印支運動使四川盆地隆升，海水由東向西逐漸退出盆地結(jié)束了海侵的歷史。經(jīng)燕山運動繼承發(fā)展與喜山運動強烈改造，盆地周緣造山帶繼續(xù)隆起，產(chǎn)生多個大斷層，如西部的龍門山大斷層和東部的華鎣山大斷層，四川盆地經(jīng)喜山運動后定型為現(xiàn)今盆地構(gòu)造（圖1）。

圖1 四川盆地構(gòu)造分區(qū)及基巖地層分布圖

2 四川盆地的熱學性質(zhì)與大地熱流分布

2.1 地溫數(shù)據(jù)與地熱參數(shù)的獲取與計算

地溫數(shù)據(jù)與地熱參數(shù)的獲取一般采取實驗室測試，這種方法獲得的數(shù)據(jù)質(zhì)量高，但對具有代表性的實驗樣品的數(shù)量需求很大，尤其是在盆地深層獲得一定數(shù)量巖心的成本很高，不適合盆地級別的地熱研究。近年來，四川盆地進行了大量的油氣鉆探，獲得了大量的巖心數(shù)據(jù)、穩(wěn)態(tài)溫壓數(shù)據(jù)與自然伽馬能譜測井數(shù)據(jù)，為獲取沉積地層的地溫數(shù)據(jù)與地熱參數(shù)提供了可能，尤其是進行了試油、試氣作業(yè)的鉆井，能夠提供更多的穩(wěn)態(tài)地溫數(shù)據(jù)與地溫梯度數(shù)據(jù)，為盆地級的地熱普查研究奠定了基礎(chǔ)。

油氣鉆井中對目的層段進行試氣作業(yè)中的電子壓力計可以準確獲得多種類型的溫度、壓力數(shù)據(jù)以及地溫梯度與壓力系數(shù)，如DST鉆桿測試，RFT、MDT、FMT等模塊式地層動態(tài)測試，都會獲得某一具體深度的地層溫度，但由于測溫時鉆孔周圍的地溫場會受到擾動，所以盡量選擇試油試氣時的穩(wěn)態(tài)測溫數(shù)據(jù)，本文所采用的地溫數(shù)據(jù)主要為試油試氣井鉆遇目的層之后兩周以上的DST測試數(shù)據(jù)，以盡可能地獲得能夠代表沉積地層真實的地溫數(shù)據(jù)與地溫梯度。在實際試油試氣作業(yè)中，對目的層段的不同深度進行了多次作業(yè)，例如川北構(gòu)造帶的元壩3井，其在二疊系棲霞組、吳家坪組，三疊系的雷口坡組、須家河組，侏羅系的自流井組地層均進行了地層溫度的測試，本文對同一年代地層的測試數(shù)據(jù)進行加權(quán)平均處理，對三疊系碎屑巖地層（T3x）與碳酸巖地層（T1—2）區(qū)分計算。

地層生熱率與熱導率是重要的地熱參數(shù)，是評價盆地熱性質(zhì)的最主要參數(shù)。地層生熱率與熱導率的獲取主要通過巖心的實驗測試獲得，但對于盆地級的地熱普查并不適用。地層生熱率是單位體積巖石中所含放射性元素在單位時間內(nèi)衰變所釋放的能量，其與放射性元素有關(guān)，為此國內(nèi)外學者將鉆井中的自然伽馬能譜測井（GR）與生熱率（A）進行了大量的關(guān)聯(lián)研究[3-6]，并與實驗分析數(shù)據(jù)進行對照，建立了可靠的GR—A經(jīng)驗關(guān)系，在塔里木盆地[11]，準噶爾盆地[12]、四川盆地[13]和瓊東南盆地[14]得到了廣泛應(yīng)用與校驗，本文生熱率的計算采用最為廣泛應(yīng)用的經(jīng)驗公式：A=0.0158[GR(API)－0.8]（A：巖石生熱率；GR自然伽馬測井數(shù)據(jù)）以及部分的實驗室實測數(shù)據(jù)。巖石熱導率數(shù)據(jù)主要采用前人的實驗室測試成果[7]。本文對四川盆地234口鉆井的試油試氣資料進行了地熱參數(shù)的計算與統(tǒng)計，表1列出了部分井的數(shù)據(jù)。

表1 四川盆地各構(gòu)造帶部分井的地熱參數(shù)與大地熱流數(shù)據(jù)表

2.2 沉積地層的熱結(jié)構(gòu)

沉積盆地的地熱儲層常常具有多層性、面狀分布的特點，其演化與構(gòu)造活動和地質(zhì)年代密切相關(guān)，演化具有明顯的階段性。早期碳酸鹽巖沉積地層的平均生熱率均小于0.8 μW/m3（圖2-a），陸相前陸盆地的平均生熱率遠大于海相克拉通盆地，平均生熱率大于1 μW/m3，平均生熱率隨地層深度的增加表現(xiàn)出了快速的減小，四川盆地呈現(xiàn)出早期克拉通“冷盆”與晚期前陸盆地“暖盆”的“冰火兩重天”的差異。生熱率代表著沉積地層生成熱量的總和，表征著沉積地層自身生熱能力的高低，陸相地層自身生熱能力高于海相地層。然而從現(xiàn)今地層溫度上看，侏羅系地層平均溫度74.78 ℃，震旦系地層平均地層溫度154.55 ℃，溫度隨著埋藏深度的增加而增加（圖2-b），雖然四川盆地普遍經(jīng)歷了埋藏、壓實和再抬升的過程，但溫度與埋深之間呈現(xiàn)明顯的線性關(guān)系，淺層陸相地溫梯度明顯高于深部的海相地層（圖2-c），反映出熱傳導是四川盆地沉積地層主要的熱傳遞方式。四川盆地內(nèi)的大地熱流值一般在50～80 mW/m2之間（圖2-d），加里東運動之前的熱狀態(tài)較為穩(wěn)定,熱流值較低。平均大地熱流的峰值集中出現(xiàn)在海西期的二疊紀—早中三疊世，此后熱流持續(xù)降低直到現(xiàn)今，并逐漸進入相對平穩(wěn)階段（圖3），根據(jù)大地熱流的演化過程，四川盆地沉積地層可以劃分為三類熱結(jié)構(gòu)：早期克拉通低大地熱流的加里東熱結(jié)構(gòu)，中期高大地熱流海西熱結(jié)構(gòu)以及晚期造山期熱階段。

圖2 四川盆地不同時代地層的地熱參數(shù)圖

圖3 典型井大地熱流演化圖

2.3 沉積地層的大地熱流平面分布

大地熱流是表征區(qū)域地熱狀態(tài)的綜合性熱參數(shù)，它能確切地放映一個地區(qū)地熱場的特征，同時又是能反映發(fā)生在地層深處各種作用過程同能量平衡的信息。四川盆地的大地熱流分布具有明顯的差異性。除峨眉大火成巖省的火山活動形成的異常大地熱流高值外，全盆地大地熱流平均值為58.21 mW/m2，略低于全國大地熱流平均值63 mW/m2[15]，與下?lián)P子地臺60 mW/m2[16]的大地熱流值相當，高于中揚子地區(qū)江漢盆地的52.3 mW/m2[17]以及準噶爾盆地23.4～53.7 mW/m2[18]的大地熱流值。

四川盆地加里東運動熱結(jié)構(gòu)的大地熱流差異較小，熱狀態(tài)穩(wěn)定，大地熱流值分布主要分布在55～60 mW/m2之間，平面分布明顯受古裂陷槽的影響，受拉張作用影響，裂陷槽內(nèi)大地熱流值較低，拉張槽兩側(cè)高部位呈現(xiàn)高值。加里東運動時期四川盆地西部為綿陽—長寧裂陷槽，東北部處于鄂西古裂陷槽，在裂陷槽兩側(cè)形成高大地熱流值區(qū)。該階段的大地熱流在平面上具有差異小，低大地熱流的“冷盆”特征（圖4-a）。

圖4 四川盆地大地熱流平面分布圖

海西期峨眉大火成巖省強烈活動，該階段火山活動具有差異、多期、噴發(fā)規(guī)模大的特點，空間上西強東弱、南強北弱，時間上西早東晚、南早北晚。四川盆地南部在晚二疊世—中晚三疊世期間地幔柱強烈上升引起的火山噴發(fā)使地殼抬升，同期川西、川東地區(qū)火山噴發(fā)產(chǎn)生持續(xù)性的拉張作用使該時期大地熱流達到了四川盆地大地熱流演化的峰值。該階段的大地熱流值在75～103 mW/m2之間。大地熱流的高值主要分布在川西南部和川東構(gòu)造帶北部（圖4-b）。

印支運動以來的陸相碎屑巖沉積階段的大地熱流值顯著高于克拉通階段。陸相碎屑巖大地熱流值分布在40～80 mW/m2之間，這一階段四川盆地的大地熱流分布差異較大，大地熱流的分布與印支運動以來四川盆地邊緣的強烈造山運動息息相關(guān)，大地熱流的高值主要分布在龍門山斷裂帶、米倉山—大巴山斷裂帶與華鎣山斷裂帶（圖4-c）。

3 四川盆地沉積地層大地熱流分布的控制因素

世界上的裂谷盆地、拉張盆地和弧后盆地具有較高的熱流，而前陸盆地和克拉通盆地的熱流較低[19]，晚三疊世前，四川盆地海相碳酸鹽巖地層屬于古老的克拉通盆地，與世界上典型的克拉通盆地相比，如美國的Michigan盆地（42～54 mW/m2）、Williston盆地（49 mW/m2），巴西的Parana盆地（56 mW/m2）等[20-22]，都具有明顯的低大地熱流值。前陸盆地大地熱流值一般高于古老的克拉通盆地，盆緣強褶皺與沉積中心處大地熱流值相對較高。

3.1 基底熱流背景分布與裂陷槽巖石熱導率差異控制了加里東時期的大地熱流分布

加里東時期的大地熱流在平面分布上差異很小，熱狀態(tài)穩(wěn)定且具有較低的大地熱流。該時期碳酸鹽巖地層生熱率普遍很低，基底變質(zhì)巖的大地熱背景與基巖巖性對上覆地層大地熱流會產(chǎn)生積極影響。從四川盆地大地電磁測深剖面二維電性反演的巖石圈特征上看，四川盆地東部電阻明顯高于西部，西部上地幔熔融體含量高于東部，李寶春等[23]、張樂天等[24]認為四川盆地西緣上地幔溫度（1 200～1 400 ℃）高于東部上地幔溫度（800～900 ℃），四川盆地西部的基底大地熱流背景好于東部地區(qū)（圖5）。四川盆地的基底巖性分布主要包括川西構(gòu)造帶峨邊群的流紋巖、玄武巖及火山碎屑巖等淺變質(zhì)巖系[25]，川北構(gòu)造帶火地埡群的火山巖系[26]和川東、川南構(gòu)造帶淺以變質(zhì)碎屑巖以及砂巖、板巖、沉凝灰?guī)r為主的板溪群[27]（圖1）。從基底巖性分布上看，火地埡群的火山巖系與峨邊群的火山碎屑巖生熱率較高，對上覆碳酸鹽巖地層的大地熱流分布起到積極作用。

圖5 四川盆地二維電阻率反演電性結(jié)構(gòu)與上地幔熔融體百分含量分布圖（剖面位置見圖1中A—A′）

四川盆地熱導率主要集中于2.2～4.64 W/(m·k)之間。熱導率與樣品的深度無明顯的相關(guān)性，主要由于四川盆地巖層均經(jīng)歷過較大的埋深，巖石較為致密，但整體上泥巖與灰?guī)r的熱導率最低[2.2～2.83 W/(m·k)]，白云巖的熱導率最高[3.65～4.64W/(m·k)][7]。加里東運動時期強拉張作用使巖石圈強烈減薄，形成燈影組沉積時期川西地區(qū)綿陽—長寧斷陷槽與川東北地區(qū)的鄂西古裂陷槽一部分（圖6），槽內(nèi)以部分灰?guī)r和上覆筇竹寺組泥巖為主，巖石圈強烈減薄熱流上涌，大地熱流沿斷陷槽斷層優(yōu)先向白云巖傳導，在裂陷槽兩側(cè)白云巖高地形成高熱流值分布區(qū)（圖7）。何麗娟等[28]根據(jù)地球動力學模擬了四川盆地加里東時期巖石圈拉張強度與拉張時間，基底巖石圈在加里東時期拉張減薄作用較?。◣r石圈拉張系數(shù)β小于1.3）且持續(xù)時間長（470～550 Ma），巖石圈地幔上涌造成的熱擾動在拉張過程中已逐步消減，無法在非強裂陷區(qū)積累足夠大的熱異常。加里東基底熱流背景分布與裂陷槽巖石熱導率差異共同控制了加里東時期的大地熱流分布。

圖6 四川盆地震旦系—寒武系古地貌圖

圖7 四川盆地加里東時期裂陷槽熱傳導模式圖（剖面位置見圖6）

3.2 峨眉大火成巖省玄武巖噴發(fā)及盆地拉張作用控制著海西期大地熱流分布

峨眉大火成巖省玄武巖噴發(fā)是晚古生代揚子板塊西緣最重要的構(gòu)造熱事件。二疊紀晚期，處于一片淺海的揚子板塊西緣發(fā)生規(guī)?？涨暗男鋷r火山噴發(fā)，地幔柱活動的中心位于云南大理、四川米易一帶，地表穹狀隆起半徑約400 km，自西到東、自南到北逐漸變?nèi)酰▓D8）。地幔柱的強烈活動引發(fā)巖石圈減薄，巖漿噴發(fā)，溫度高達700～800 ℃的巨量鎂鐵質(zhì)熔巖瞬間進入海水中，引起極為猛烈的噴發(fā)，因此大量的火山塵埃會噴射到大氣的平流層，隨大氣降水降落在地表，波及四川盆地大部分地區(qū)，使四川盆地處于較高的地溫背景，在川西構(gòu)造帶南部和川南構(gòu)造帶受峨眉大火成巖省火山噴發(fā)影響強烈，火山噴發(fā)相、溢流相廣泛分布，巖漿噴發(fā)的同時還伴有大量的巖漿侵入[29-31]，川東構(gòu)造帶北部華鎣山斷裂帶在盆地的強烈拉張作用下發(fā)生大規(guī)模的火山侵位，鉆井也揭示了的大規(guī)模的火山巖的存在。大地熱流在短時間內(nèi)迅速升高，四川盆地海西期異常高值古熱流與火山活動密切相關(guān)。早二疊世—中三疊世時期，盆地拉張走滑作用強烈，四川盆地南部一系列的走滑斷層深切基底，溝通深部熱源（圖9），成為深部流體物質(zhì)和能量傳遞的主要通道，在持續(xù)深埋作用下，頂部嘉陵江組膏巖層作為區(qū)域蓋層形成封閉的熱系統(tǒng)。海西期四川盆地主要受控于區(qū)域巖石圈拉張疊加了峨眉山大火成巖省的火山活動。

圖8 四川盆地海西期火山巖分布圖

圖9 四川盆地海西期走滑斷裂及火山通道地震剖面圖

3.3 強烈的擠壓造山運動形成了中新生代的大地熱流分布

印支期以來，伴隨著揚子板塊向華北板塊俯沖碰撞，燕山期強壓扭性斷褶活動與青藏高原隆升，四川盆地定型為現(xiàn)今的構(gòu)造形態(tài)。盆緣大規(guī)模的褶皺隆升造成了四川盆地周緣較高的大地熱流背景。強造山期的沉積作用與褶皺沖斷作用會產(chǎn)生兩方面的熱效應(yīng)，一方面，周緣造山帶的隆起使陸相碎屑巖廣泛充填，沉積作用使地殼放射性元素富集層的厚度增加，大地熱流相應(yīng)增加，四川盆地陸相地層生熱率普遍大于1 μW/m3。另一方面進一步的碰撞擠壓導致盆緣發(fā)生褶皺沖斷，從而形成前陸褶皺沖斷帶，褶皺沖斷過程中會產(chǎn)生推覆作用與滑脫構(gòu)造作用，推覆帶埋深相對較大（一般在1 000 m左右），剪應(yīng)力值可達100 MPa，所產(chǎn)生的熱量能夠在斷裂帶附近引起局部溫度異常[32]。印支運動時期，川西構(gòu)造帶西側(cè)松潘—甘孜洋關(guān)閉，伴隨強褶皺變形與斷裂活動，龍門山斷裂帶北段與中段形成，下伏古生代地層全面回返，新的構(gòu)造運動活化了老地層，并溝通了深部熱地幔，形成區(qū)域性地層變質(zhì)，造成高熱流值的地溫背景（圖10）。燕山—喜山旋回期間，四川盆地進一步向內(nèi)壓縮，周緣陸塊繼續(xù)隆升，南秦嶺向南沖斷、推覆，米倉山—大巴山構(gòu)造帶與華鎣山斷裂帶強烈隆升，盆緣構(gòu)造帶大地熱流值明顯升高。由于區(qū)域性抬升，侏羅系上部地層大幅度被剝蝕，大地熱流值隨之呈現(xiàn)穩(wěn)定下降。

圖10 四川盆地盆緣強構(gòu)造帶現(xiàn)今地層熱結(jié)構(gòu)圖（剖面位置見圖1）

3.4 構(gòu)造演化過程控制了盆地大地熱流的演化

理論地熱學（Theoretical Geothermics）認為大地熱流的分布與構(gòu)造活動性之間關(guān)系十分密切。大地熱流密度、構(gòu)造活動性與地質(zhì)年代三者間存在很好的一致性。愈是古老地區(qū)，其大陸地殼的分異程度愈高，放射性元素愈集中于地殼最上層，長期的剝蝕作用使表層的放射性元素含量日益減少，總生熱量越來越小，使該地區(qū)的熱流密度越來越低，深部溫度也隨之降低。一次構(gòu)造變動將使一個地區(qū)的生熱、散熱條件發(fā)生一次劇烈改變。

四川盆地的形成與演化具有多期次的疊合特征，形成了不同的熱演化階段。早期克拉通盆地在前震旦系基底上穩(wěn)定發(fā)育，盆地拉張作用小，巖石圈減薄導致地幔上涌形成的熱擾動在拉張過程中逐步消減，無法積累足夠大的熱異常，形成加里東運動時期穩(wěn)定的低大地熱流狀態(tài)。海西期克拉通盆地出現(xiàn)強烈的張裂陷作用，峨眉大火成巖省的強烈噴發(fā)使該時期的大地熱流值迅速升高。印支運動時期，四川盆地的盆地性質(zhì)發(fā)生改變，隨著強烈的造山作用，由被動大陸邊緣盆地向前陸盆地轉(zhuǎn)化，強烈的構(gòu)造擠壓作用使四川盆地內(nèi)部巖石圈撓曲增厚，熱流值逐漸衰減，盆緣溝通深部高溫地層。

4 四川盆地沉積地層的熱儲系統(tǒng)分類

四川盆地熱儲系統(tǒng)按照熱源、熱儲層、熱通道、蓋層的縱向分布與大地熱流的熱演化階段可以分為三類：正常大地熱流背景下的震旦系—早寒武系熱儲系統(tǒng)、異常熱事件背景下的晚二疊系—中三疊系熱儲系統(tǒng)與強構(gòu)造運動背景下的盆緣斷褶熱儲系統(tǒng)。前兩種熱儲系統(tǒng)主要為封閉型熱儲系統(tǒng)，后一種多為開放型熱儲系統(tǒng)。封閉型熱儲系統(tǒng)主要為古老地層的構(gòu)造抬升，大氣降水或地表流水沿斷裂或節(jié)理縫垂向下滲，充滿含水層，之后地層下沉被蓋層覆蓋，隨著埋深逐漸增大，吸收大地熱流逐漸加熱形成地下熱庫，為封閉型層控熱儲系統(tǒng)。開放熱儲系統(tǒng)受控于強烈的構(gòu)造運動導致老地層褶皺隆升，形成的深大斷裂，進一步激活了深部地層高溫地熱沿深大斷裂形成的熱傳導在淺層形成熱循環(huán)系統(tǒng)。

4.1 震旦系—早寒武系熱儲系統(tǒng)

震旦系—早寒武系熱儲系統(tǒng)以前震旦系基底為熱源，以熱傳導為主要的熱傳遞方式，以早寒武世筇竹寺—麥地坪組泥巖層為區(qū)域蓋層，形成一套封閉的熱儲系統(tǒng)。該套熱儲系統(tǒng)為正常大地熱流背景下的熱儲系統(tǒng)，震旦系地層為基底形成后沉積的第一套地層，受上地幔熱源“烘烤”，夾少量的震旦系地層放射性生熱（震旦系地層生熱率較低）為該熱系統(tǒng)的熱源，無其他異常熱背景。熱儲層主要為震旦系燈影組的碳酸鹽巖地層，上覆隔熱（熱導率低）、隔水性較強的筇竹寺—麥地坪組區(qū)域型泥巖蓋層（圖7）。大地熱流由下向上傳導，震旦系—早寒武系熱儲系統(tǒng)具有面積廣，熱儲空間大，資源量豐富的特點。

4.2 晚二疊系—中三疊系熱儲系統(tǒng)

晚二疊系—中三疊系熱儲系統(tǒng)以峨眉大火成巖省的火山活動為熱源，以中三疊世嘉陵江組膏巖層為區(qū)域蓋層，以碳酸鹽巖破碎帶和背斜核部為良好的儲集空間[33]，在徑流受阻的情況下以斷裂為運移通道。強烈的地幔柱上涌，溝通了巖漿房，將循環(huán)的冷地下水加熱儲集于地下形成深層地熱資源（圖11），或沿斷裂帶噴出于地表形成火山溫泉，我國騰沖火山溫泉地表溫度可達82 ℃。晚二疊系—中三疊系時期強烈的拉張作用對未噴出地表的地熱資源儲形成了有利條件，高溫地熱資源廣泛存于碳酸鹽巖巖石裂隙發(fā)育帶、背斜核部或滲透率較高的局部地層中。

圖11 四川盆地晚二疊系—中三疊系熱儲系統(tǒng)圖（剖面位置見圖1中C—C′）

4.3 斷褶熱儲系統(tǒng)

盆緣斷褶熱儲系統(tǒng)以深大斷裂為熱通道，以強褶皺隆升的基底地層、海相地層和強變質(zhì)作用的碎屑巖地層為熱儲空間（圖12），以深部上地幔或自身放射性生熱為熱源，以第三系、第四系砂礫巖為蓋層或表現(xiàn)為開放型熱儲系統(tǒng)。中新生代以來，伴隨著四川盆地的定型，周緣造山帶強烈隆升，在四川盆地周緣形成復(fù)雜的斷褶背景。強烈的構(gòu)造運動使老地層活化，深大斷裂直接溝通上地幔，或深部地層高溫沿深大斷裂形成良好的地下水熱循環(huán)通道。四川盆地斷褶熱儲系統(tǒng)主要分布在四川盆地中新生代的強構(gòu)造區(qū)，以川西龍門山斷裂帶、川北米倉山—大巴山斷裂帶與川東華鎣山[34]斷裂帶主，強構(gòu)造帶成為熱傳導與水循環(huán)通道。

圖12 川西雅拉河盆緣斷褶熱儲系統(tǒng)圖（位置見圖1）

5 四川盆地沉積地層地熱資源的有利區(qū)域分布

根據(jù)大地熱流分布與熱儲系統(tǒng)提出了四川盆地三類有利的地熱資源類型（圖13）。

圖13 四川盆地沉積型地熱資源分類評價分布圖

第一類：兼顧三種熱儲系統(tǒng)的斷裂帶深循環(huán)地熱資源。主要分布在川中與川西南部構(gòu)造帶。該類型兼顧加里東時期古裂陷高部位、海西期異常高溫熱背景與龍門山南段強斷褶作用，深大斷裂深切基底，深部高溫地層重新激活，形成良好的熱循環(huán)與熱對流通道，大量地表水經(jīng)斷裂破碎帶、古陸接觸帶對儲熱系統(tǒng)進行冷水補給，循環(huán)加熱后形成地熱資源。

第二類：強構(gòu)造背景下的異常高溫地熱資源。主要分布在川東華鎣山斷裂帶和米倉山—大巴山斷裂帶。峨眉大火成巖省提供了異常高溫背景，強拉張作用提供了碳酸鹽巖大量的巖石裂隙發(fā)育帶、構(gòu)造節(jié)理帶和巖溶分布帶，中新生代造山運動形成復(fù)雜斷裂體系，有利于地下水的徑流、熱交換和存儲，部分深大斷裂會溝通地表形成火山溫泉。

第三類：早期深埋地熱資源。由于埋藏深度大，地層溫度普遍在140 ℃以上，形成高地溫背景，四川盆地早期熱儲系統(tǒng)大地熱流平面分布差異小，表現(xiàn)為層控的層狀熱儲，熱儲在相對封閉環(huán)境中形成，封藏條件一般較好，但與地表水、大氣降水的聯(lián)系少，地下水循環(huán)較弱，理論上只要地熱井注入的冷水補給充沛[35]，地熱資源取之不盡，用之不竭。該類型的優(yōu)勢地熱資源主要集中在川西南與川東南地層背斜的相對高部位。

6 結(jié)論

1）沉積盆地的地熱儲層具有多層性、面狀分布的特點，其演化具有明顯的階段性。根據(jù)大地熱流演化的時空差異，將四川盆地劃分為3個熱階段：克拉通盆地早期的加里東運動階段，大地熱流分布差異小，熱狀態(tài)穩(wěn)定（平均大地熱流值58 mW/m2），具有明顯的低大地熱流“冷盆”特征。海西期峨眉大火成巖省噴發(fā)階段，地幔柱上涌伴隨強烈的盆地拉張作用，大地熱流急劇升高，形成四川盆地高地溫背景（平均大地熱流值83 mW/m2）。印支期以來的盆山轉(zhuǎn)換與前陸盆地形成階段，碎屑巖沉積過飽和充填與盆緣褶皺隆升與晚期的大規(guī)模剝蝕作用，大地熱流在海西期高地溫背景下持續(xù)下降并逐漸穩(wěn)定（平均大地熱流值62 mW/m2）。

2）理論地熱學認為大地熱流的分布與構(gòu)造活動、地質(zhì)年代存在一致性。根據(jù)構(gòu)造演化與熱階段的劃分，明確了大地熱流差異性的主控因素。加里東運動階段基底東西地熱背景分布與裂陷槽巖石熱導率差異控制了早期大地熱流的分布。峨眉大火成巖省玄武巖噴發(fā)及盆地強烈拉張作用形成了海西期較高大地熱流的地溫場背景。前陸盆地的形成造成了四川盆地強活動斷裂帶高值大地熱流分布。

3）四川盆地熱儲系統(tǒng)劃分為2種3類，分別為震旦系—早寒武系與晚二疊系—中三疊系封閉型層控熱儲系統(tǒng)與開放型的盆緣斷褶熱儲系統(tǒng)，分析了3類熱儲系統(tǒng)的熱源、熱儲層、熱通道、蓋層特征。并根據(jù)大地熱流分布與熱儲系統(tǒng)提出了川中—川西南斷裂帶深循環(huán)地熱資源、強構(gòu)造背景下川東華鎣山斷裂帶、米倉山—大巴山斷裂帶異常高溫地熱資源與川東南早期深埋地熱資源3類有利地熱資源的類型與分布。