地壳岩石中含有60多种不稳定核素，这些自然放射性核素衰变释放出的热能是地球内部的主导热源.但并不是所有的放射性元素都对生热有贡献，放射性元素生热必须具备三个条件：①具有足够的丰度；②生热量大；③半衰期与地球年龄相当.在地球发展的整个历史时期中，能为地球提供大量热能的放射性同位素只有铀、钍和钾这三种元素.放射性元 素的时空分布对地球内部温度场的影响很大，地表 热流中来自放射性元素生热的热流贡献可以达到 30%~40% 甚至50%(邦特巴思，1988；邱楠生等，2004).

单位体积岩石中所含放射性元素在单位时间内衰变所释放的能量称为岩石放射性生热率，它是描述岩石热物理性质的基本参数之一，也是研究一个地区深部热状态、岩石圈热-流变学结构等深部物理特征以及构造-热演化等动力学过程必不可少的有效参数(胡圣标等，1994；Hu et al., 1994；Wang et al., 2000；汪集旸等，2001；Shi et al., 2002；Liu et al., 2004；He et al., 2008).对于含油气盆地，沉积层生热率数据的准确获取，对盆地现今地温场计算、热史恢复、烃源岩热演化模拟和油气资源评价等都具有重要意义(汪集旸和汪辑安，1986；王良书等， 1991，1996；何丽娟，1999；He et al., 2001；2002).

目前，确定地壳岩石放射性生热率的方法主要包括三种：一是通过地球化学方法(ICP-MS和XRF)直接测量岩石样品中放射性产热元素U、Th、K元素的含量，结合岩石密度测量结果，采用一些学者提出的经验公式来计算岩石样品放射性生热率(Birch，1954；Rybach，1976；Wollenberg and Smith， 1987)，这种方法获得的数据质量高，是目前最常用的确定岩石生热率的方法，但需要在研究区采集相当数量的有代表性的岩样，且测试耗时较长，成本较高；二是根据地震波速估算岩石生热率(王良书等，1996；Rybach，1986)，这种方法获取的数据质量不高，主要用于地壳深部(中、下地壳)岩石生热率的估算；三是采用地球物理测井方法直接深入钻孔测量井壁岩石中天然放射性强度(自然伽马测井)或U、Th、K元素的含量(自然伽马能谱测井)换算成岩石生热率，最常见的是通过自然伽马(GR)与生热率(A)的相关关系，将自然伽马测井值直接换算成岩石生热率(Rybach，1986；Bucker et al., 1996；骆淼等，2008；Bucker et al., 2001；Norden and Forster， 2006).在GR-A相关关系可靠的基础上，这种方法获得的数据质量依然很高，且方便快捷，弥补了地球 化学方法耗时长、成本高和需要系统岩石样品的弊端.

作者收集了准噶尔盆地不同构造单元16口代表性钻孔自然伽马测井曲线，采用不同学者提出的GR-A经验关系式，分别计算了6120个沉积层生热率，通过与实测生热率的对比，确定了适用于研究区的GR-A经验关系，据此建立了准噶尔盆地地层生热率柱.此外，结合地震转换波探测揭示的沉积层结构，计算了研究区沉积层生热的热流贡献，以盆参2井为例定量分析了沉积层热流的增温效应.本次工作是关于准噶尔盆地沉积层生热率及其热流贡献的首次系统性研究，是研究区现今地温场和岩石圈热结构最新研究进展的一部分，该研究成果将为盆地深层—超深层烃源岩热史研究、热演化模拟和油气资源评价提供可靠的地热学依据.

准噶尔盆地位于新疆北部，处于东经81°~92°、北纬43°~48°之间，是我国西部重要的含油气盆地. 盆地平面形状呈南宽北窄的近三角形，东西长700 km，南北宽370 km，面积13.4×10⁴ km²，沉积层最大厚度可达15 km(陈业全和王伟锋，2004).从现今大地构造位置上看，准噶尔盆地位于哈萨克斯坦板块、西伯利亚板块及塔里木板块的三角地带，是哈萨克斯坦板块的东延部分，为三面被古生代缝合线包围的晚石炭世到第四纪发展起来的典型的多旋回叠合盆地(陈发景等，2005；张朝军等，2006)，具有由早古生界褶皱基底和前寒武系结晶基底组成的“双层基底”结构特点(邵学钟等，2008；赵俊猛等，2008)，经历了多期构造-热演化(潘长春等，1997；Wang et al., 2001；Qiu et al., 2005).以整体构造演化特征为背景，根据盆地各区构造演化和含油气方面的差异性，准噶尔盆地可以划分为6个一级构造单元共44个二级构造单元(杨海波等，2004)，如图 1所示.

图 1

Fig. 1

图 1 准噶尔盆地构造单元划分(据杨海波等，2004)与计算沉积层生热率钻井、地震转换波测线分布(据邵学钟等，2008) I—乌伦古坳陷(Wulungu Depression)；Ⅱ—陆梁隆起(Luliang Uplift)；Ⅲ—中央坳陷(Central Depression)； Ⅳ—西部隆起(Western Uplift)；Ⅴ—北天山山前坳陷(Southern Depression)；Ⅵ—东部隆起(Eastern Uplift). Fig. 1 Distribution of structural units(after Yang et al., 2004)，the calculated boreholes of heat production rate and seismic converted wave survey line(after Shao et al., 2008)in Junggar Basin

关于现今地温场和岩石圈热结构最新研究表明(饶松等，2013)，准噶尔盆地现今地温梯度平均21.3± 3.7 ℃·km^-1，大地热流平均42.5±7.4 mW·m^-2，表现为低地温梯度、低大地热流的“冷”盆特征.准噶尔盆地大地热流与地温梯度分布规律基本一致，主要受控于基底的构造形态，东部隆起最高，陆梁隆起次之，乌伦古凹陷、中央凹陷和西部隆起较低，北天山山前坳陷最低.准噶尔盆地地壳热流介于18.8~ 26.0 mW·m^-2，地幔热流介于16.5~23.7 mW·m^-2，壳幔热流比值变化于0.79~1.58，属于典型的“冷壳冷幔”型热结构.

自然伽马测井是最常见的放射性测井方法之一，记录的是地层中所含放射性元素衰变时放出的伽马射线强度，它既可以在套管井中进行测量，也可以在空井和油基泥浆井中进行测量，由于其广泛的应用范围使其成为最常见的地球物理测井方法之一(张胜业和潘玉铃，2004).目前，自然伽马测井不仅在油气勘探中用于划分岩性、确定泥质含量、地层对 比，而且在古环境、古气候恢复方面日益受到关注(宋子齐等，2009；李建红和周伦先，2008；陈中红等，2004).

自然伽马测井的原理是：γ射线探测器探测到地层的γ射线，并将γ射线变换成电脉冲信号(每一道γ射线变换成一个电脉冲信号)，此脉冲信号送入井下的放大器进行放大，然后送入地面的放大器再次进行放大(其原因是脉冲信号通过电缆之后会有所衰减).由于脉冲信号中混合一些干扰信号，需经过鉴别器进行鉴别，排除干扰，将一些有畸变的信号送入整形器进行整形.归一后的波形送入计数率计电路，此电路把脉冲信号变换成与单位时间内脉冲数成正比的电位差，记录仪连续记录电位差，最后得到自然伽马测井曲线.自然伽马测井最常 用的单位是API(美国石油学会—American Petroleum Institute推荐使用).

自然伽马测井记录的是沉积地层中来自于U、Th和K总的伽马强度，其对生热率A/(μW·m^-3)的贡献可以用下式描述(Rybach，1976)：

由于自然伽马测井仪对U、Th和K的敏感性与方程(1)中相应的生热系数具有相似的比例，且地壳岩石中Th/U、K/U比例是恒定的，因此在特定的钻孔深度间隔内，自然伽马测井计数与生热率之间必定存在着简单的线性关系，这便构成了利用自然伽马测井直接计算岩石生热率的理论基础.

1986年，Rybach通过实测生热率与自然伽马计数的对比，最早提出GR-A的线性关系：

1996年，Bucker and Rybach(1996)基于大量钻孔岩心实测资料，通过最小二乘法拟合，对GR-A的线性关系做了进一步修正，这也是目前使用最为广泛的经验关系式(Bucker et al., 2001；Norder and Forster， 2006)：

骆淼等(2008)通过对中国大陆科学钻探(CCSD)主孔100~5000 m自然放射性测井(自然伽马和自然伽马能谱)与实测生热率数据的相关分析，建立了新的GR-A线性关系：

截止到目前，准噶尔盆地沉积层生热率研究极少，仅邱楠生(2002)实测了盆地8口钻孔共45个岩心样品的生热率.由于取芯深度和测井深度之间可能存在的差异，以及自然伽马测井中统计涨幅现象的存在，因此很难通过仅有的45个实测生热率值和自然伽马测井计数来直接建立或者判识研究区GR-A的经验关系.

收集了准噶尔盆地16口代表性钻孔的自然伽马测井曲线，其测量间隔均为0.125 m.图 2为分别采用以上不同经验关系式计算结果的对比，三者变化趋势完全一样，只是计算获得的生热率值存在差异，其中利用Bucker and Rybach(1996)经验关系式计算得到的生热率最大，Rybach(1986)次之，骆淼等(2008)最小；对于生热率值较大的岩性段(如莫深1井6783~6800 m泥岩段、石120井2452~2476 m泥岩段)，三者差异较大，而对于生热率值较小的岩性段(如莫深1井6890~6900 m凝灰岩段、石120井2486~2498 m砂砾岩段)，三者差异较小.

图 2

Fig. 2

图 2 准噶尔盆地莫深1井6750~6900 m(a)和石120井2450~2600 m(b)自然伽马与计算生热率曲线 Fig. 2 The curves of GR logging and calculated heat production rate in 6750~6900 m interval of Well Ms1(a) and 2450~2600 m interval of Well S120(b)in Junggar Basin

在保证数据有效分析的前提下，为了提高数据分析的效率，作者对自然伽马测井曲线进行1/80抽 析，即每10 m取一个自然伽马测井值，如对于莫深1井，分别提取500、510、520 m，…，7480、7490、7500 m 深度共701个自然伽马测井值.然后，分别采用以上不同经验关系式，各计算了16口钻孔共6120个沉积层生热率.准噶尔盆地沉积层生热率计算值和实测值的统计对比表明，利用Bucker and Rybach(1996)经验关系式计算得到的6120个生热率与45个实测生热率，具有非常相近的平均值和标准差(前者为1.179±0.339 μW·m^-3，后者为1.137±0.331 μW·m^-3，邱楠生，2002)，如表 1所示，以及最相似的频率分布特征(图 3).因此，Bucker and Rybach(1996)经验关系式最适用于准噶尔盆地沉积层生热率的计算.

图 3

Fig. 3

图 3 准噶尔盆地利用自然伽马测井计算的沉积层生热率与实测生热率统计直方图 (a)为利用Rybach(1986)经验关系式计算的生热率；(b)为利用Bucker and Rybach(1996)经验关系式计算的生热率； (c)为利用骆淼等(2008)经验关系式计算的生热率；(d)为邱楠生(2002)实测沉积层生热率. Fig. 3 Histograms of measured and calculated heat production rate by different GR—A empirical relationships (a)，(b) and (c)is calculated heat production rate by GR—A empirical relationship of Rybach(1986)，Bucker and Rybach(1996) and Luo et al.(2008)，respectively.(d)is measured heat production rate by Qiu(2002).

利用Bucker and Rybach(1996)经验关系式计算的6120个沉积层生热率统计结果如图 3b和表 1所示.准噶尔盆地沉积层生热率值相对比较集中，大致变化于0.2~2.2 μW·m^-3之间，主体介于0.8~ 1.6 μW·m^-3，占计算值的81%.从统计结果来看，准 噶尔盆地沉积层平均生热率为1.179±0.339 μW·m^-3. 这一计算结果与邱楠生(2002)45个实测生热率平均值1.137±0.331 μW·m^-3非常相近，与倪守城等(1999)对新疆北部地区岩石生热率研究结果也基本一致.总体上，准噶尔盆地沉积层平均生热率与塔里木盆地1.196±0.886 μW·m^-31)接近，低于西部柴达木盆地(邱楠生，2002)，与中国东部地区特别是东南浙、闽、粤等地相比则更低(赵平等，1995).

表 1(Table 1)

表 1 利用不同GR-A经验关系计算的生热率与实测生热率的对比 Table 1 Comparisons of measured and calculated heat production rate by different GR-A empirical relationships 经验关系/实测 Rybach (1986) Bucker and Rybach (1996) 骆淼等 (2008) 邱楠生 (2002) 平均值 (μW·m-3) 1.018 1.179 0.958 1.137 标准差 (μW·m-3) 0.315 0.339 0.247 0.331

表 1 利用不同GR-A经验关系计算的生热率与实测生热率的对比 Table 1 Comparisons of measured and calculated heat production rate by different GR-A empirical relationships

图 4

Fig. 4

图 4 准噶尔盆地代表性钻井沉积层生热率随深度的变化 Fig. 4 The change of calculated heat production rate of sediments with depth of representative boreholes in Junggar Basin

1)《中国陆域海相沉积盆地现今地温场与岩石圈热结构》，北京：中国科学院地质与地球物理研究所研究报告，2011年11月 图 4所示为准噶尔盆地北天山山前坳陷西湖1、霍10井，中央坳陷莫深1、玛13、玛东1井，西部隆起沙门1、中佳1、金龙6、风城1井，陆梁隆起陆9、石120、陆东1、滴中1井，乌伦古坳陷伦参1井，和东部隆起石树1、台8井共16口钻孔的生热率随深度变化，其统计结果见表 2.由图 4和表 2可以看出，准噶尔盆地沉积层生热率总体上具有随着深度增加(时代变老)逐渐降低的趋势，如莫深1井上组合沉积层生热率相对较大，下第三系生热率平均为1.477 μW·m^-3；中组合沉积层生热率次之，其中白垩系生热率平均为1.534 μW·m^-3，侏罗系生热率平均为1.157 μW·m^-3；下组合沉积层生热率最低，其中三叠系生热率平均为1.076 μW·m^-3，二叠系生热率平均为0.998 μW·m^-3，石炭系生热率 平均为0.872 μW·m^-3.再如，金龙6井白垩系平均生热率为1.030 μW·m^-3，侏罗系为0.823 μW·m^-3，三叠系为0.921 μW·m^-3、二叠系和石炭系生热率 很低，分别仅为0.529 μW·m^-3和0.440 μW·m^-3.

此外，从沉积层生热率的离散程度来看，准噶尔盆地下组合要远远大于中—上组合，中—上组合生热率随深度基本呈线性展布，生热率值突变并不多见，而下组合中沉积层生热率“尖峰状”和“箱状”变化更加普遍，如风城1井4100~4600 m井段、台8 井2650~2880 m井段频繁地出现多个高生热率“尖峰”，陆东1井3900~4400 m井段、4810~5050 m 井段出现了高生热率“箱”.这可能反映了盆地石炭纪—二叠纪构造—热活跃期沉积环境和岩石类型的频繁变化.

表 2(Table 2)

表 2 准噶尔盆地代表性钻井沉积层生热率统计 Table 2 The calculated heat production rate of sedimentary formation of representative boreholes in Junggar 注：“—”表示该钻孔缺失该套地层.

表 2 准噶尔盆地代表性钻井沉积层生热率统计 Table 2 The calculated heat production rate of sedimentary formation of representative boreholes in Junggar

对6120个计算生热率值按照层位进行统计平均，建立了准噶尔盆地沉积层生热率柱(图 5).总体上看，准噶尔盆地沉积层生热率随着时代变老，生热率呈现 出递减 趋势：第四系平均生热率最高，为1.309 μW·m^-3；新近系平均生热率次之，为1.250 μW·m^-3； 古近 系和白垩系平均生热率相当，均为1.238 μW·m^-3；侏罗系、三叠系平均生热率相对较低，分别为1.141 μW·m^-3和1.071 μW·m^-3；二叠系和石炭系生热率最低，平均分别仅为0.997 μW·m^-3和0.881 μW·m^-3. 准噶尔盆地沉积层生热率随着时代变老(埋深增加)逐渐降低的现象，可能体现了地壳放射性元素U、Th和K⁴⁰向地壳浅部富集的普遍规律.

图 5

Fig. 5

图 5 准噶尔盆地不同沉积层生热率平均值柱状图 Fig. 5 The average heat production rate columns of the sedimentary formation in Junggar Basin

地表热流(q)是地球内热在地表的直接反映，它由两部分组成，即地壳岩石中U、Th、K等放射性元素蜕变产生的热量(地壳热流，q_c)和来自地球深部的热量(地幔热流，q_m).地壳热流中，来自沉积层放射性生热的热流贡献(沉积层热流，q_s)取决于两个因素：沉积层厚度和沉积层放射性元素丰度(沉积层生热率).沉积层热流可以用以下公式计算：

在准噶尔盆地沉积层生热率柱建立的基础上，结合邵学钟等(2008)采用天然地震转换波测深方法揭示的沉积层结构，计算了4条转换波测线共250 个测点(测点位置如图 1所示)沉积层热流值，通过Kringing插值方法，编制了准噶尔盆地沉积层热 流等值线图(图 6).结果表明，准噶尔盆地沉积层 热流平均值为7.9 mW·m^-2，约占平均地壳热 流24.6 mW·m^-2的29.2%和平均大地热流42.5 mW·m^-2的19.6%.由此看来，准噶尔盆地沉积层热流是地壳热流和地表热流的重要组成部分，一定程度上弥补了盆地深部“冷”幔结构的较低热流.区域上，准噶尔盆地沉积层热流分布特征与盆地沉积层厚度大体一致，表现为中央坳陷最大，平均大于13 mW·m^-2，阜康凹陷和沙湾凹陷甚至超过15 mW·m^-2；北天山山前冲断带变化较大，霍玛吐背斜带普遍大于13 mW·m^-2，阜康断裂带介于 7~13 mW·m^-2，齐古断褶带变化于5~13 mW·m^-2，四棵树凹陷普遍小于7 mW·m^-2；陆梁隆起和西部 隆起次之，介于3~7 mW·m^-2，平均约为5 mW·m^-2； 东部隆起和乌伦古坳陷沉积层热流很低，普遍小于5 mW·m^-2.

图 6

Fig. 6

图 6 准噶尔盆地沉积层热流等值线图 Fig. 6 The contour map of heat flow contribution of the sedimentary formation in Junggar Basin

图 7为准噶尔盆地地震转换波测线Ⅱ和Ⅲ沉积层热流及其在地壳热流和地表热流的比例.测线Ⅱ近东西走向，经过盆地西部隆起车排子凸起、红车断裂带，中央坳陷沙湾凹陷、莫南凸起、阜康凹陷，东部隆起北三台凸起、沙奇凸起、石树沟凹陷、黄草湖凸起等共9个二级构造单元；测线Ⅲ近南北走向，依次穿过北天山山前冲断带齐古断褶带、霍玛吐背斜带，中央坳陷莫南凸起、沙湾凹陷、莫索湾凸起、盆1井西凹陷、达巴松凸起，陆梁隆起夏盐凸起、三个泉凸起、英西凹陷、石英滩凸起，乌伦古坳陷索索泉凹陷、红岩断阶带等共13个二级构造单元.由图 7a可以明显看出，测线Ⅱ从西部隆起→中央坳陷→东部隆起，沉积层热流从低→高→低，沉积层热流在地壳热流和地表热流的比例变化规律与沉积层热流一致，表现为坳陷高、隆起低，其中中央坳陷沉积层热流约15 mW·m^-2，占地壳热流比例超过50%，在地表热流中的贡献超过40%.图 5b展示的测线Ⅲ沉积层热流贡献变化规律与测线Ⅱ一致，从北天山山前坳陷→中央坳陷→陆梁隆起→乌伦古坳陷，沉积层热流贡献从低→高→低→低变化.

图 7

Fig. 7

图 7 准噶尔盆地地震转换波测线Ⅱ和Ⅲ沉积层热流贡献 (a1)、(b1)分别为测线Ⅱ和Ⅲ沉积层热流；(a2)、(b2)分别为测线Ⅱ和Ⅲ沉积层热流在地壳热流中的比值； (a3)、(b3)分别为测线Ⅱ和Ⅲ沉积层热流在地表热流中的比值. Fig. 7 The heat flow contribution of the sedimentary formation of seismic converted wave survey line Ⅱ and Ⅲ in Junggar Basin (a1)，(b1)is sedimentary formation heat flow of survey line Ⅱ and Ⅲ，respectively.(a2)、(b2)is the proportion of sedimentary formation heat flow in crustal heat flow of survey line Ⅱ and Ⅲ，respectively.(a3)、(b3)is the proportion of sedimentary formation heat flow in terrestrial heat flow of survey line Ⅱ and Ⅲ，respectively.

以上对不同沉积层放射性生热率的统计及盆地沉积层热流贡献计算结果表明，准噶尔盆地沉积层 放射性生热对大地热流的贡献平均为7.9 mW·m^-2，约占地表热流值42.5 mW·m^-2的19.6%.这种增温效应直观地体现在地热梯度上，使得现今的平均地热梯度21.3 ℃·km^-1中约有3.6 ℃·km^-1是由沉积层放射性生热引起的(准噶尔盆地平均岩石热导率为2.209 W·(m·K)^-1(饶松等，2013).

准噶尔盆地新生代以来独特的大地构造活动性塑造了盆地地壳厚度大、地温梯度小、主体油气藏埋深大的油气地质背景，沉积层放射性生热的增温效应显然会增加深层(埋深超过4500 m)和超深层(埋深大于6000 m)烃源层的受热温度，促进烃源岩有机质热演化，这对于准噶尔盆地以低地温梯度、低大地热流为特征的“冷盆”的油气资源评价、勘探目标优选无疑意义重大.

作者以准噶尔盆地中央坳陷盆参2井(钻井位置如图 1所示)为例，定量计算沉积层放射性生热的热效应.盆参2井完钻井深5300 m，完钻层位为下侏罗统三工河组(J₁s，未穿)，自上而下钻遇第四系西域组(Q₁x)，新近系独山子组(N₂d)、塔西河组(N₁t)、沙湾组(N₁s)，古近系安集海河组(E₃a)、紫泥泉子组(E_1-2z)、上白垩统东沟组(K₂d)、下白垩统吐谷鲁群(K₁tg)，上侏罗统齐古组(J₃q)，中侏罗统头屯河组(J₂t)、西山窑组(J₂x)，下侏罗统三工河组(J₁s).其中齐古组与头屯河组不整合接触，剥蚀厚度约200 m；紫泥泉子组与东沟组不整合接触，剥蚀厚度约260 m(李平平等，2006；周路等，2007).钻探结果和油气源对比研究均表明，下侏罗统三工河组和八道湾组(J₁b，三工河组以下，盆参2井未钻遇)为区域性有效烃源岩，现今仍处于低成熟—成熟演化阶段(陆鹏庆，2010；丁安娜等，1996).

在考虑和忽略沉积层放射性生热的两种情况下，采用一维非稳态、有内源热的热传导方程，分别计算盆参2井三工河组底部温度史和现今温度随深度的变化：

图 8所示为盆参2井沉积层放射性生热的增温效应.从三工河组底部温度史和现今温度随深度的变化的计算结果可以看出：(1)在考虑和忽略沉积层放射性生热的两种情况下，计算的三工河组底部温度差异从古至今逐渐增大，现今二者差异最大；(2)在考虑和忽略沉积层放射性生热的两种情况下，计算的现今温度差异随深度增加逐渐增大，在井底 5300 m深度二者现今温度分别为115.3 ℃和108.0 ℃，相差达7.3 ℃.按照以上规律，越往深层，沉积层放射性生热的增温效应将越明显，约在8000 m深度，沉积层放射性生热的增温效应将超过10 ℃.按照油气有机成因理论，烃源岩热演化与时间成线性关系，而与温度呈指数关系，即温度每增加10 ℃，反应速率将增加1倍.因此，沉积层放射性生热的增温效应能够有效促进准噶尔盆地深层—超深层烃源岩热演化，很显然，这对于地温梯度小、主体油气藏埋深大的准噶尔盆地的油气资源评价和勘探目标优选具有重要意义.

图 8

Fig. 8

图 8 准噶尔盆地盆参2井沉积层放射性生热的增温效应 (a)J1s底部温度史；(b)现今温度随深度的变化. Fig. 8 The warming effect of sedimentary formation heat flow and influence to thermal evolution of the J1s source rocks of Well Pc2 in Junggar Basin (a)The temperature history in the bottom of J1s;(b)The change of present geotemperature with depth.

沉积层放射性生热的热流贡献(沉积层热流)是 地表热流的重要组成部分，能够有效促进中国西部以低地温梯度、低大地热流为特征的“冷盆”的深层—超深层烃源岩增温和热演化.本文利用自然伽马测井曲线计算了准噶尔盆地沉积层生热率，并据此计算了研究区沉积层放射性生热的热流贡献，得到如下结论和认识：

(1)通过生热率计算值与实测值的统计对比，确定了Bucker and Rybach(1996)GR-A经验关系式同样适用于准噶尔盆地沉积层生热率的计算；

(2)准噶尔盆地沉积层平均生热率为1.179±0.339 μW·m^-3，总体上随着时代变老，沉积层生热率呈现出递减趋势，第四系最高，石炭系最低；

(3)准噶尔盆地沉积层热流平均为7.9±4.9 mW·m^-2，约占地壳热流的29.2%和地表热流的19.6%，区域上与盆地沉积层厚度大体一致，表现为中央坳陷最高，北天山山前冲断带变化较大，陆梁隆起和西部隆起次之，东部隆起和乌伦古坳陷沉积层热流最低；

(4)沉积层热流能够有效提高深层—超深层烃源层的受热温度，促进有机质热演化.沉积层热流的增温效应，对于地温梯度小、主体油气藏埋深大的准噶尔盆地油气资源评价和勘探目标优选具有重要意义.