2015, Vol. 58
2. 中海石油(中国)有限公司湛江分公司, 湛江 524057;
3. 广东省核工业地质局二九三大队, 广州 510800;
4. 中国科学院大学, 北京 100049
, WANG Zhen-Feng2, JIANG Hai-Yan3, SUN Zhi-Peng2, SUN Zhen1, YANG Jun1,4, YU Chuan-Hai1,4, YANG Xiao-Qiu1
2. Zhanjiang Branch of China National Offshore Oil Corporation (CNOOC) Limited, Zhanjiang 524057, China;
3. Party No. 293, Geological Bureau for Nuclear Industry of Guangdong, Guangzhou 510800, China;
4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
A numerical model coupling the heat transfer, sedimentation and lithospheric stretching was employed to predict the present vertical variations of some main geothermal parameters in a rifted basin, then well log data of sonic, density, neutron porosity, resistivity, and gamma ray were used to calculated average thermal conductivity following the method of Goutorbe et al.(2008), and GR (total gamma-ray logs) was used to calculate average heat generation rates with the relationship of Bucker & Rybach (1996). A total of 44 heat flow data were determined with the calculated thermal conductivity and average geothermal gradient.
The results show that the thermal blanketing of the sedimentation could greatly reduce the heat flow value in the strata, and due to the opposite thermal contributions of sedimentary heat generation and thermal blanketing, the difference in the average heat flow between the seafloor and the deep drill hole temperature measured in a range of 3000~4000 m, and the seafloor heat flow is very small. Thus both of the heat flows could be put together for analyzing the heat flow distribution of the Qiongdongnan Basin. The thermal conductivity variation with depth of the Yinggehai and Ledong groups is much smaller than that of those older groups, with an average of about 1.7 W·(m·K)-1. The average Cenozoic heat generation is generally lower than 2.5 μW·m-3, with an average of 1.34 μW·m-3. The average geothermal gradient ranges from 30 to 45 ℃/km, and the heat flow ranges from 50 to 99 mW·m-2. The sedimentary contribution to surface heat flow is larger than 20 mW·m-2 in the western basin and about 10 mW·m-2 in the eastern basin, respectively. The heat flow in the shelf is mostly in the range of 60~70 mW·m-2, and the geothermal gradient and heat flow are generally much higher in the deep-water area. In conjunction with the seafloor heat flow data, heat flow in the shelf and upper slope area are generally lower than 70 mW·m-2, while in the deep-water area, heat flow values are generally in the range of 70~85 mW·m-2. There is a high heat flow zone with values higher than 85 mW·m-2 trending in northeast in the eastern part of the study area.
In the study area, the difference between the average drill heat flow and the seafloor heat flow is very small, thus both can be adopted for analyzing the heat flow distribution of the Qiongdongnan Basin. The geothermal gradient and heat flow are generally much higher in the deep-water area than the northern shelf, and there is a high heat flow zone trending in northeast in the eastern part of the study area. Further analysis suggests that the present heat flow distribution features resulted from multiple factors such as thermal anomalies in the upper mantle, the cooling of the highly thinned lithosphere, recent extensive magmatism, the crustal and sedimentary heat generation, and the sedimentary thermal blanketing.
南海北部大陆边缘不仅是认识南海形成演化动力学过程的关键区域，而且蕴藏有丰富的油气资源，是我国海上油气的重要基地.作为南海北部主要的含油气盆地，特别是近年深水区油气钻探取得了重大突破(王振峰等，2011)，琼东南盆地在南海地质研究和油气资源勘探中具有举足轻重的地位.沉积盆地热体制研究是盆地构造演化与动力学过程研究的重要内容，也是油气资源评价的重要依据.因此，全面揭示琼东南盆地热体制无疑对认识该盆地的构造演化、油气资源评价和降低钻探风险具有重要意义(White et al，2003;张功成等，2010).
海洋热流是海区热体制研究的关键基础数据，可由钻孔测温等资料计算得到，也可利用海底地热探针测量获得.由于受浅水海域海底温度周期性变化限制，海底地热探针只适用于水深超过1000 m海域的热流测量.因此，石油公司钻孔测温数据是揭示陆架与上陆坡区地热特征的宝贵资料.前人利用琼东南盆地钻孔测温数据，结合岩石热导率数据，获得了一批钻孔的热流数据(李雨梁和黄忠明，1990;龚再升和李思田，2004;Yuan et al., 2009;米立军等，2009;刘绍文，私人通讯).这些数据为认识南海北部热状态和热历史提供了重要约束(如He et al., 2001;张健和汪集旸，2000;Shi et al., 2003;Yuan et al., 2009;米立军等，2009;宋洋等，2011;单竞男等，2011;唐晓音等，2014)，但是不同作者选取测温数据和热导率标准并不一致，不利于热体制的系统分析，特别是海区钻孔岩芯非常有限，而同类岩石具有较大的热导率变化范围(Yuan et al., 2009;唐晓音等，2014)，不易获取测温段代表性的岩石热导率数据.由于测井数据可以反映泥岩含量、孔隙度以及孔隙介质等岩石特性，而岩石热导率也与这些岩石特性密切相关，因此前人也利用钻孔测井数据计算岩石热导率(如王良书等，1999;Hartmann et al., 2005).近年来，Goutorbe等(2006)建立了热导率的预测模型，该模型利用声波时差、密度、补偿中子、电阻率、自然伽马等5种测井响应来预测热导率，并且成功地应用于非洲大陆边缘和澳大利亚大陆边缘的地热研究中(Goutorbe et al., 2008a; 2008b).蒋海燕等(2012)在此基础上建立了基于 Matlab的热导率预测模型，并利用南海Leg184ODP 钻孔资料对该模型进行检验，证实了该方法的有效性.琼东南盆地具有丰富的测井数据，并且近年开展了深水区的油气钻探，为热流分析积累了宝贵资料.本文首先利用数值模型分析热流演变与岩石圈张裂过程和沉积作用的关系，以及现今地热参数的垂向变化规律;然后通过详细分析钻孔测温数据，并利用测井数据预测钻孔热导率，获得了44口钻孔的地温梯度和热流数据;最后结合区内地热探针测量得到的海底热流数据，对琼东南盆地地热特征及其成因进行了简要分析.
2 地质背景琼东南盆地位于海南岛与西沙地块之间，往东通过西沙海槽与南海西北次海盆相通，往西与莺歌海盆地相接(图 1a)，是在变质岩、白云岩、中生代花岗岩等前新生代基底上(钟志洪等，2004)历经古近纪的张裂作用、新近纪的裂后坳陷作用以及晚中新世快速构造沉降发育起来的北东向新生代张裂型含油气盆地.琼东南盆地在平面上具有南北分带特征，包括北部凹陷带、崖城—松涛凸起带、中央凹陷带、中央凸起带(北礁凸起)和南部凹陷带，在剖面上，由一系列正断层控制的地垒、地堑、半地堑等构造样式构成(图 1b).张裂阶段，琼东南盆地堆积了始新统、崖城组、陵水组沉积，裂后阶段则发育有三亚组、梅山组、黄流组、莺歌海组.研究区主要断裂活动在T60(21 Ma)以后明显减弱(李绪宣和朱光辉，2005；谢文彦等，2007;李亚敏等，2011).南海西北次海盆的海底扩张时期大约为30 Ma，西沙海槽为一条新生代夭折的裂谷(何廉声，1980)，但因拉张程度高，海侵时间早，渐新统可能就已出现深海相沉积，渐新世晚期主体进入热沉降阶段，因远离物源区，物源不足导致水深逐渐加大.现今海槽沉积物厚度可达2~6 km(姚伯初等，1994).
 | 图 1 琼东南盆地构造区划图(a)与典型地震剖面(b) (a)中，圆点为钻孔热流站位，三角点为探针热流站位，黑线为图(b)剖面位置;(b)中NDZ为北部坳陷带，CDZ为中央坳陷带，数据为地层界面年龄(Ma).Fig. 1(a)Tectonic units of the Qiongdongnan Basin and (b)Typical seismic profile |
依据重力与地震资料，西沙海槽莫霍面埋深仅15~17 km(Qiu et al., 2001;Shi et al., 2002)，往松南低凸起莫霍面加深到24 km左右，往陵水—乐东凹陷莫霍面又抬升为22 km左右(王万银和党炜，2000;苏达权等，2004;张中杰等，2009;秦静欣等，2011).地壳厚度最薄处位于西沙海槽与乐东凹陷区，可能小于10km，表明琼东南盆地地壳已经被强烈减薄(张云帆等，2007).地震剖面以及钻探揭示中新世以来研究区广泛发育岩浆活动，特别是东部岩体侵入明显(如李思田等，1998).
3 张裂型盆地钻孔地热参数的垂向变化南海北部陆缘盆地主要为新生代张裂型盆地，经历古近纪的张裂作用后，新近纪进入裂后热沉降阶段.由于裂后阶段延续时间短，而且近物源区往往具有较高的沉积速率，沉积层地温场还处于非稳态.不同数据处理方法得到的热流、地温梯度可能存在一定的差异.为了更好地了解这种差异，本文利用耦合岩石圈张裂变形和沉积作用的一维数值模型(具体方法见Lucazeau & Le Douaran，1985)计算了沉积作用下某站位的基底热流的变化历史(图 2)，以及现今沉积层热导率、温度、地温梯度以及热流等地热参数随深度的可能变化(图 3).为了简便，模型仅考虑岩石圈经历15 Myr的均一拉张减薄的张裂阶段(拉张因子为3.2)后，进入正常的裂后热沉降阶段(Jarvis和McKenzie，1980)，以及正常的沉积压 实作用的情形，未考虑其他可能发生的局部影响因素如岩浆侵入、流体活动以及超压引起的欠压实等.
 | 图 2 模型结构示意图(a)和热流史与盆地演化、沉积速率的关系(b) (b)中虚线表示没有沉积时模型表面的热流史，粗实线表示受沉积作用影响的基底热流史，细实线为沉积速率史.Fig. 2(a)Sketch map of the 1D model and (b)Relationship between heat flow evolution，basin development and sedimentary rate |
 | 图 3 关键地热参数的垂向变化示意图 (a)为热导率的垂向变化，(b)为温度的垂向变化，(c)为地温梯度的垂向变化，(d)为热稳态、有沉积物生热贡献时的热流垂向变化，(e)为非 稳态且无沉积物生热贡献时的热流随深度变化，(f)为非稳态、有沉积物生热贡献时的热流随深度变化.(d、e、f)中，虚线为深度Z处的热流，粗实线为深度Z与海底Zw间的平均热流.(d)中细实线为深度Z处热流与上覆地层热贡献之和.Fig. 3 Vertical variations of some key geothermal parameters |
图 2a为由海水层、沉积层和基底岩石圈构成的1D地质模型，其中Zw、Zb分别代表海底和基底深 度，Zn、Zn+1代表某沉积薄层顶底界面深度.耦合模 型在计算各时刻地温场时把已沉积的地层和基底岩石圈作为整体进行计算.图 2b中虚线代表没有沉积时模型表面的热流史(与Jarvis and McKenzie(1980)有限拉张模型相似)，细实线代表沉积速率史，而粗实线为受此沉积作用影响的基底热流史.图 2b可以看出，张裂阶段热流逐渐升高，裂后阶段热流则逐渐降低，没有沉积时热流明显高于受沉积作用影响的基底热流，表明沉积作用的热披覆效应对基底热流有较为明显的抑制作用.图 2b还可以看出基底热流明显受沉积速率大小的影响，沉积速率越大，基底热流受抑制程度也增大.该图说明盆地构造热演化数值模拟和热史计算中，需要耦合考虑沉积作用对岩石圈热演化和基底热流的影响.
图 3为模型预测的现今地热参数的垂向变化.这种垂向变化与所用的模型参数取值密切相关，因此图 3仅供参考.图 3a表明热导率因沉积物孔隙度随深度降低而逐渐增大，但是沉积物埋深达到一定深度后孔隙度变化有限，其热导率受温度升高影响而有所降低.图 3b显示沉积层温度随深度增加而增加.图 3c为地温梯度随深度的变化，其中实线代表深度Z与海底Zw间的平均地温梯度，而虚线代表薄层(Zn，Zn+1)的地温梯度.该图显示不同深度的地温梯度有一定的差异，总体上平均地温梯度随深度增加而降低，薄层地温梯度随深度增加先降低，后因热导率降低反而有所增大.相对于薄层地温梯度，钻孔不同深度点的平均地温梯度差异较小些.该图结果与实际观测是一致的：由海底地热探针测量得到的海底表层地温梯度一般明显高于钻孔测温数据得到的地温梯度.图 3d为假定模型处于热稳态时热流随深度的变化，其中细实线为深度Z处热流与上覆地层的热贡献之和.由于处于热稳态，如果沉积物没有生热贡献的话，不同深度沉积层的热流值应该保持一致，而且虚线和实线也将保持一致.如果沉积物有生热贡献如图 3d，深部的热流小于浅部热流，深度Z处的热流(虚线)加上上覆沉积层的热贡献量将等于海底处的热流密度(细实线)，深度Z处的平均热流(粗实线)加上一半的上覆沉积层的热贡献量也将等于海底处的热流密度(细实线).图 3e为非稳态、沉积层无生热贡献时热流随深度的变化.模型因没有考虑沉积物的生热贡献，因此更突显了沉积作用对浅层热流的影响.图 3e显示沉积作用对浅层热流影响较大，使得浅层热流低于深部的热流.图 3f是对应于图 2b模型及所用参数的非稳态、有沉积生热贡献下的热流随深度的变化.由于沉积作用 对热流影响和沉积物热贡献量部分抵消，使得3000~4000 m 以上深度Z处的热流、与海底间的平均热流和海底热流的差异很小.图 3f以及其他点位类似计算表明，在钻孔深度3000~4000 m范围内，根据钻孔资料计算的热流与海底热流(对应于海底地热探针测量的热流)差别一般不超过3 mW·m-2(实际差异与具体地区沉积速率和沉积物生热率等参数取值有关，这里结果适用于琼东南盆地).因此，图 3f说明钻孔资料获得的热流与海底地热探针测量得到的海底热流可以一起分析.
4 钻孔资料处理方法与结果
根据傅里叶定律，热流密度q等于热导率λ和地温梯度的乘积 q=－λ 
， 因此，计算热流值需要获得钻孔的地温梯度和相应井段的平均热导率.
石油钻孔，特别是有油气显示的钻孔，往往具有多种类型测温数据，如钻杆测试(DST)时测得的地层流体温度，电缆地层测试获得的温度(如MDT、RFT、FMT)和试油时测量的流体温度.由于测温时钻孔周围地温场在钻探过程中已受到扰动，因此并非这些测温数据都可以反映未受扰动时的地层环境温度.前人研究认为，DST温度和试油温度近似代表地层的环境温度(如Förster，2001; Goutorbe et al., 2008a)，可以直接用来计算地温梯度.由于DST测试操作复杂且费用很高，该类型测温数据很少，因此琼东南盆地钻孔测温数据以电缆测温数据为主.电缆测温数据因受钻探扰动影响较大，不能直接用于计算地温梯度.但是，如果在一个停钻期内有多次 测量的孔底温度，则可以利用Horner经验式(Dowdle and Cobb， 1975)线性拟合外推出近似的地层环境温度T∞：
 | 图 4 孔底平衡温度求解示意图(a)与钻孔温度-深度分布图(b)Fig. 4(a)Linear regression analyses of BHTs versus depth and (b)Temperature data versus depth |
由于钻孔一般仅有一个或几个有效测温的控制点，为降低误差，本文利用海底温度作为上部控制点，计算有效测温点与海底间的平均地温梯度(如图 3c中实线).值得一提的是，石油公司录井时钻井深度一般包括水深和补心高，因此计算平均地温梯度时，特别是针对深水区钻孔，需要扣除水深和补心高.海底温度与海水深度密切相关(图 5).式(2)是袁玉松(2007)利用薛万俊等(1991)资料获得的海底温度与水深关系式.式(3)是根据海底热流测量得到的南海海底温度与水深资料，拟合得到的海底温度与水深关系式.
 | 图 5 南海海底温度与水深的关系图 点线由式(2)得到，实线由式(3)得到，空心圆 代表热流测量获得的海底温度数据.Fig. 5 Seafloor temperature versus seafloor depth in the South China Sea |
本文共获得BHT平衡温度数据57个，计算了28口钻孔的平均地温梯度，收集到DST测温数据或试油温度41个，获得8口钻孔的平均地温梯度(其中5个与BHT联合得到)，由其他电缆测温数据获得13口钻孔的平均地温梯度.这些钻孔缺乏DST或者BHT温度数据，但其电缆测温段埋深较大，其地温梯度可供参考.因油公司资料管制原因，表 1只列出20个钻孔的结果，但相关统计数据及图件考虑了所有可用数据.钻孔平均地温梯度主要介于30~45 ℃/km，但集中分布于35~40 ℃/km(图 6)，平均地温梯度为39.3 ℃/km(如果不含深水区的4口钻孔，平均地温梯度为38.0 ℃/km)，位于深水区的钻孔地温梯度普遍较高(介于44~63 ℃/km，与深水区高热背景和测温段较浅有关).所求的平均地温梯度略高于前人(刘绍文，私人通讯)得到的琼东南盆地平均地温梯度36.7 ℃/km，但略低于莺歌海盆地平均地温梯度40.4 ℃/km.因为钻孔主要位于浅水陆架区，因此获得的钻孔地温梯度主要反映陆架区的地热状态.
 | 表 1 琼东南盆地钻孔热流数据表Table 1 Heat flow data determined from oil-exploration drills in the Qiongdongnan Basin |
 | 图 6 钻孔平均地温梯度与测温深度关系(a)和钻孔平均地温梯度分布直方图(b)Fig. 6(a)Average thermal gradient versus depth and (b)Distribution histogram of average thermal gradient |
岩石热导率是计算大地热流的关键参数.琼东南盆地钻孔取芯率低，仅有10口钻孔共36个实测热导率数据(Yuan et al., 2009)，依据这些数据很难获得不同钻孔测温段至海底间的平均热导率.考虑到琼东南盆地钻孔具有丰富的测井数据，本文采用蒋海燕等(2012)在Goutorbe等(2006)模型基础上建立的热导率预测模型，利用声波时差、密度、补偿中子、电阻率、自然伽马等5种测井响应数据来预测钻孔不同深度的热导率.由于岩石热导率一般随温度升高而逐渐降低，前人因此提出各种温度校正模型来校正室内测量得到的岩石热导率，以获取原位热导率.Lee和Deming(1998)通过比较不同温度下的实测热导率数据和代表性校正模型的预测结果，认为Chapman等(1984)模型预测的岩石热导率随温度升高降低的速率明显快于实测结果，导致预测结果偏低，而Sekiguchi(1984)模型校正结果与实验结果一致性较好.因此，我们采用Sekiguchi(1984)模型进行热导率温度校正，而没有采用Goutorbe等(2006)使用的Chapman等(1984)模型. Sekiguchi(1984)模型可表示为：
 | 图 7 实测热导率原位校正值与模型预测值差值的频率分布图Fig. 7 Histogram plot of thermal conductivity difference between the corrected observed thermal conductivity and the predicted thermal conductivity |
本文共获得33口钻孔在不同深度点的热导率数据.分析表明，虽然莺歌海组、乐东组最大埋深接 近4000 m，但是海底500 m以下莺歌海组、乐东组热导率随深度变化很小，集中分布于1.4～1.8 W·(m·K)-1 间，而黄流组及其下地层热导率变化范围较宽，介于1.2～3.2 W·(m·K)-1之间，主体位于1.4～2.6 W·(m·K)-1. 根据每口钻孔不同深度的热导率数据，可以计算得到该钻孔海底到测温点的热阻Ω(Z)(K·m2/W):
计算得到的钻孔平均热导率见表 1.图 8a显示钻孔平均热导率具有随测温点最大深度增大而增大的趋势，表明虽然岩石热导率随温度增加而有所降低，但是钻孔范围内岩石热导率仍然主要随孔隙度降低而增加.图 8b显示琼东南盆地钻孔平均热导率介于1.4~2.0 W·(m·K)-1之间，各钻孔的平均热导率约为1.7 W·(m·K)-1.
 | 图 8 钻孔平均热导率随测温点最大深度变化(a)和钻孔平均热导率直方图(b)Fig. 8(a)Average thermal conductivity versus depth and (b)Histogram plot of the average thermal conductivity |
岩石生热率(A)指单位体积、单位时间内岩石放射性元素衰变产生的热量，单位为μW·m-3.盆地沉积层中所含的放射性元素对大地热流具有一定的热贡献.岩石生热率与岩性有关，盆地中泥岩生热率一般高于砂岩生热率，灰岩生热率最低.岩石生热率A可由岩石铀、钍、钾三种放射性元素的实测含量和岩石密度计算获得(Rybach，1976)，也可利用总自然伽马测井响应GR(total gamma-ray logs)按(7)式(Bücker and Rybach， 1996)计算获得:
 | 图 9 琼东南盆地某钻孔的生热率随深度变化(a)和钻孔生热率直方图分布(b) (a)中圆点为Yuan等(2009)实测值.Fig. 9(a)Heat production of a drill versus depth and (b)Histogram plot of drills′ average heat production |
利用上述平均热导率和地温梯度，获得了44口钻孔的大地热流值(表 1仅列出20口数据，其余数据见Wang et al., 2014)，其中31口钻孔的热流值由DST测温数据或BHT温度数据获得，其他由电 缆连续测温数据获得.这些钻孔仅有4口位于水深超过500 m的深水区，其余都位于陆架区或者陆架坡折带. 热流介于50~99 mW·m-2，集中分布于60~70 mW·m-2，其中深水区钻孔具有较高的热流值(图 10).值得一提的是，前人(Yuan et al., 2009; 米立军等，2009)发表的LS8-1-1热流为44.5 mW·m-2，基于该井井深和测温段较浅，测温数据为电缆测井获得，因此本次分析认为该热流值可靠性较低.
 | 图 10 热流与水深的变化关系(a)和热流分布直方图(b)Fig. 10(a)Heat flow versus depth and (b)Histogram plot of heat flow |
上述获取的44个站位热流数据主要位于北部陆架区(图 1)，该区热流值与北部湾盆地、珠江口盆地北部坳陷带(Shi et al., 2003)相当.北部坳陷带属于较低热流区，总体上低于65 mW·m-2，其中坳陷东部松东凹陷平均地温梯度可达40 ℃/km，热流值62±10 mW·m-2;坳陷中部松西凹陷数据较少，地温梯度仅27 ℃/km，热流值50±6 mW·m-2;坳陷西部崖北凹陷地温梯度35 ℃/km，热流值57± 6 mW·m-2.北部隆起带总体热流值低于70 mW·m-2. 松涛凸起西段钻孔地温梯度36 ℃/km，热流值不高，仅52±6 mW·m-2，与松西凹陷相似，松涛凸起往东热流值有升高趋势，钻孔地温梯度37 ℃/km，热流值63±5 mW·m-2.崖城凸起平均地温梯度可 达35 ℃/km，热流值60±6 mW·m-2.崖南凹陷西 部斜坡—崖西低凸起平均地温梯度可达38~43 ℃/km，平均热流值为68 mW·m-2，该区为Ya13区块(平均地温梯度可达40.0 ℃/km)所处位置，具有较高的地温梯度和较高的热流背景.崖南低凸起乐东北部斜坡区为Ya21、Ya26区块所处位置，具有较高的地温梯度和热流值，其平均地温梯度可达36~41 ℃/km，热流值介于61~78 mW·m-2.
如图 3e显示，如果沉积物没有生热效应，海底表层热流值(相当于地热探针测量)将低于钻孔孔底与海底间的平均热流，但是考虑沉积物热贡献后(图 3f)，两者差异一般小于3 mW·m-2.因此可以利用这两种热流数据对琼东南盆地热流分布特征进行统一分析.结合位于长昌凹陷东部—西沙海槽区两条剖面的热流数据(Nissen et al., 1995;徐行等，2006)，以及最近海底地热探针新测的74个站位的深水区热流数据(徐行等，另文发表)(图 1)，可以获得琼东南盆地的热流分区简图(图 11).可以看出，与深水区的4口钻孔具有较高的热流值一致，海底热流也揭示中央深水坳陷区具有较高的热流值.热流值从北部陆架与上陆坡区往中央坳陷带，热流值从50~70 mW·m-2，增高至65~85 mW·m-2，并且往东有升高趋势，在盆地东部宝岛凹陷、长昌凹陷与西沙海槽北部斜坡带构成一条热流值高于85 mW·m-2的高热流带.
 | 图 11 琼东南盆地热流分区简图Fig. 11 Simplified heat flow divisions of the Qiongdongnan Basin |
琼东南盆地的热流分布特征是多种因素综合作用的结果.这些因素主要有：①有地球物理与岩石地球化学证据表明研究区上地幔深部存在高热异常.层析成像结果(如Lebedev and Nolet， 2003; Lei et al., 2009)表明在海南岛周围下方存在向下延伸的连续低速异常.地球化学和岩石学证据如存在广泛的同期OIB型的玄武岩，较高的地幔温度以及来自深部地幔柱的地球化学信号(Wang et al., 2013)，说明中新世以来南海及其周边广泛的岩浆活动与深部异常热源有关.②张裂阶段受热扰动的岩石圈的冷却作用对琼东南盆地热状态有重要影响.重力分析与深部地震探测结果(王万银和党炜，2000; Qiu et al., 2001; 苏达权等，2004; 张中杰等，2009; 秦静欣等，2011)表明琼东南盆地中央坳陷带和西沙海槽区地壳已经被强烈减薄，虽然裂后阶段断裂活动明显减弱，但是由于裂后阶段持续时间短(21 Ma)，现今岩石圈还处于非稳态，还未恢复到热平衡状态.③中、晚中新世以来广泛的岩浆侵入事件的影响.地震剖面和钻孔资料揭示琼东南盆地—西沙海槽存在岩体侵入，如海南岛西南海域yq32-1-1揭示莺歌海组二段顶部有上百米厚的拉斑玄武质岩石(李思田等，1998)，琼东南盆地东部钻孔Bd23-1-1揭示凝灰岩，地震剖面上也可以识别出众多的该期岩体侵入体，有些甚至出露海底(如图 1中有大面积岩体出露于111.7°E，18.1°N附近).这些岩体可能与雷琼坳陷以及 印支半岛等广泛出露的基性岩体是同源的.这些岩体主要是中晚中新世以来岩浆活动事件的结果.琼东南盆地构造热演化史分析表明，这期晚期热事件对现今中央坳陷带热流贡献可达10~25 mW·m-2. ④地壳和沉积层放射性元素生热贡献.琼东南盆地平面上地壳受差异性拉张减薄影响，陆架区地壳厚度明显厚于中央坳陷带，因此陆架区地壳热贡献量 也高于深水区.由于研究区沉积层厚度巨大，特别是盆地的西部海域，因此其热贡献量也很显著.按前面获得的钻孔深度范围内沉积层的平均生热率1.34 μW·m-3计算，乐东凹陷中部沉积层热流贡献可以超过20 mW·m-2，而沉积层厚度较薄的长昌凹陷，其中部沉积层热贡献也可超过10 mW·m-2(图 12).⑤沉积作用热披覆效应对热流的抑制作用(如图 2b所示).研究区中西部外陆架区、陆架坡折处、上陆坡区高沉积速率不仅降低了这些区域沉积物表层热流，而且也使基底热流受到明显抑制.盆地东部由于远离物源区，沉积速率较低，因此沉积作用的热披覆效应不明显.其中，因素①深部热异常不仅通过底边界热异常影响研究区热状态，而且也是第③点晚期岩浆活动发生的重要热源.
 | 图 12 琼东南盆地沉积物生热贡献简图Fig. 12 Sedimentary heat flow contribution of the Qiongdongnan Basin |
琼东南盆地现今地热状态仍处于非稳态，其热流分布的总体变化特征(如陆架区热流明显低于深水区热流)是上述这些主要因素的综合作用的结果.值得指出的是，由于地幔深部热流变化对浅部热流的横向变化影响很小，因此虽然琼东南盆地陆架区 热流明显低于中央坳陷带深水区的热流，但是并不能反映陆架区和深水区上地幔热状态存在差异，其深部热状态及其空间变化还需结合更多的资料进行约束.
6 结论(1)1D数值分析表明，沉积作用的热披覆效应对表层热流有较明显的抑制作用，因此对高沉积速率的沉积盆地，其构造热演化与热史分析需要耦合考虑沉积作用对热过程的影响;在钻孔深度3000~4000 m范围内，研究区由钻孔资料获得的热流与海底地热探针得到的热流差异较小，可以一起用于统一分析琼东南盆地的热流分布特征.
(2)热导率和生热率结果分析表明：莺歌海组、乐东组海底500 m以下热导率随深度变化较小，主要介于1.4～1.8 W·(m·K)-1，而黄流组及其下地层热导率变化范围较宽，主体位于1.4～2.6 W·(m·K)-1，钻孔测温段与海底间沉积层平均热导率约为1.7 W·(m·K)-1;钻孔地层生热率普遍低于2.5 μW·m-3，平均生热率为1.34 μW·m-3.
(3)钻孔平均地温梯度主要介于30~45 ℃/km，热流介于50~99 mW·m-2，主要集中于60~70 mW·m-2，深水区钻孔具有较高的地温梯度和热流值;从北部陆架与上陆坡区往中央坳陷带，热流值从50~70 mW·m-2，增高为65~85 mW·m-2，并且往东有升高趋势，在盆地东部宝岛凹陷、长昌凹陷与西沙海槽北部斜坡带构成一条热流值高于85 mW·m-2的高热流带.
(4)琼东南盆地现今热流分布特征是深部热异常、强烈减薄岩石圈裂后冷却作用、晚期岩浆热事件、地壳与沉积层的生热贡献以及沉积作用的热披覆效应等多种主要因素综合作用的结果.
致谢 感谢Bruno Goutorbe博士在建立热导率预测模型时提供的帮助，图 11琼东南盆地深水区热流分区依据了广州海洋地质调查局徐行教授级高工提供的海底热流数据，特此致谢.| [1] | Bücker C, Rybach L. 1996. A simple method to determine heat production from gamma-ray logs. Marine and Petroleum Geology, 13(4): 373-375. |
| [2] | Chapman D S, Keho T, Picard M. 1984. Heat flow in the Uinta basin determined from bottom hole temperature (BHT) data. Geophysics, 49(4): 453-466. |
| [3] | Dowdle W L, Cobb W M. 1975. Static formation temperature from well logs-an empirical method. Journal of Petroleum Technology, 27(11): 1326-1330. |
| [4] | Förster A. 2001. Analysis of borehole temperature data in the Northeast German Basin: continuous logs versus bottom-hole temperatures. Petroleum Geoscience, 7: 241-254. |
| [5] | Gong Z S, Li S T. 2004. Dynamic Research of Oil and Gas Accumulation in Northern Marginal Basins of South China Sea (in Chinese). Beijing: Science Press. |
| [6] | Goutorbe B, Lucazeau F, Bonneville A. 2006. Using neural networks to predict thermal conductivity from geophysical well logs. Geophysical Journal International, 166(1): 115-125. |
| [7] | Goutorbe B, Lucazeau F, Bonneville A. 2008a. The thermal regime of South African continental margins. Earth and Planetary Science Letters, 267(1-2): 256-265. |
| [8] | Goutorbe B, Lucazeau F, Bonneville A. 2008b. Surface heat flow and the mantle contribution on the margins of Australia. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(5): doi: 10.1029/2007GC001924. |
| [9] | Hartmann A, Rath V, Clauser C. 2005. Thermal conductivity from core and well log data. International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences, 42(7-8): 1042-1055. |
| [10] | He L J, Wang K L, Xiong L P, et al. 2001. Heat flow and thermal history of the South China Sea. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 126(3-4): 211-220. |
| [11] | He L J, Xiong L P, Wang J Y, et al. 2002. Heat flow and thermal modeling of the Yinggehai Basin, South China Sea. Tectonophysics, 351(3): 245-253. |
| [12] | He L S, Wang G Y, Shi X C. 1980. Xisha Trough—a Cenozoic rift. Geol. Rev. (in Chinese), 26(6): 486-489. |
| [13] | Jarvis G T, McKenzie D. 1980. Sedimentary basin formation with finite extension rates. Earth and Planetary Science Letters, 48(1): 42-52. |
| [14] | Jiang H Y, Shi X B, Yang X Q, et al. 2012. Prediction of thermal conductivity of Rocks through geophysical well logs based on BP neural network. Well Logging Technology (in Chinese), 36(3): 304-307. |
| [15] | Lebedev S, Nolet G. 2003. Upper mantle beneath southeast Asia from S velocity tomography. J. Geophys. Res., 108(B1): doi: 10.1029/2000JB000073. |
| [16] | Lee Y, Deming D. 1998. Evaluation of thermal conductivity temperature corrections applied in terrestrial heat flow studies. Journal of Geophysical Research: Solid Earth (1978-2012), 103(B2): 2447-2454. |
| [17] | Lei J S, Zhao D P, Steinberger B, et al. 2009. New seismic constraints on the upper mantle structure of the Hainan plume. Phys. Earth Planet. Inter., 173(1-2): 33-50. |
| [18] | Li S T, Lin C S, Zhang Q M, et al. 1998. Episodic rifting dynamics of marginal basins north of South China Sea and tectonic accidents since 10 Ma. Chinese Science Bulletin (in Chinese), 43(8): 797-810. |
| [19] | Li X S, Zhu G H. 2005. The fault system and its hydrocarbon carrier significance in Qiongdongnan basin. China Offshore Oil and Gas (in Chinese), 17(1): 1-7. |
| [20] | Li Y L, Huang Z M. 1990. Thermal history of the western shelf in the northern margin of the South China Sea. China Offshore Oil and Gas (Geology) (in Chinese), 4(6): 31-39. |
| [21] | Li Y M, Shi X B, Xu H L, et al. 2011. Analysis on the characteristics of the Paleogene basement faults' activity in Qiongdongnan Basin. Journal of Tropical Oceanography (in Chinese), 30(6): 74-83. |
| [22] | Lucazeau F, Le Douaran S. 1985. The blanketing effect of sediments in basins formed by extension: a numerical model. Application to the gulf of Lion and Viking graben. Earth and Planetary Science Letters, 74(1): 92-102. |
| [23] | Mi L J, Yuan Y S, Zhang G C, et al. 2009. Characteristics and genesis of geothermal field in deep-water area of the northern South China Sea. Acta Petrolei Sinica (in Chinese), 30(1): 27-32. |
| [24] | Nissen S S, Hayes D E, Yao B C, et al. 1995. Gravity, heat flow, and seismic constraints on the processes of crustal extension: Northern margin of the South China Sea. Journal of Geophysical Research, 100(B11): 22447-22483. |
| [25] | Norden B, Förster A. 2006. Thermal conductivity and radiogenic heat production of sedimentary and magmatic rocks in the Northeast German Basin. AAPG Bulletin, 90(6): 939-962. |
| [26] | Qin J X, Hao T Y, Xu Y, et al. 2011. The distribution characteristics and the relationship between the tectonic units of the Moho depth in South China Sea and adjacent areas. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 54(12): 3171-3183, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.017. |
| [27] | Qiu X L, Ye S Y, Wu S M, et al. 2001. Crustal structure across the Xisha Trough, northwestern South China Sea. Tectonophysics, 341(1-4): 179-193. |
| [28] | Rybach L. 1976. Radioactive heat production in rocks and its relation to other petrophysical parameters. Pure Appl. Geophys., 144(2): 309-317. |
| [29] | Sekiguchi K. 1984. A method for determining terrestrial heat flow in oil basinal areas. Tectonophysics, 103(1-4): 67-79. |
| [30] | Shan J N, Zhang G C, Wu J F, et al. 2011. Thermal structure and deep temperature of Qiongdongnan Basin, Northern Margin of the South China Sea. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 54(8): 2102-2109, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.08.017. |
| [31] | Shi X B, Qiu X L, Xia K Y, et al. 2003. Characteristics of surface heat flow in the South China Sea. Journal of Asian Earth Sciences, 22(3): 265-277. |
| [32] | Shi X B, Zhou D, Qiu X L, et al. 2002. Thermal and rheological structures of the Xisha Trough, South China Sea. Tectonophysics, 351(4): 285-300. |
| [33] | Song Y, Zhang C Y, Zhang G C, et al. 2011. Research on tectono-thermal modeling for Qiongdongnan Basin and Pearl River Mouth Basin in the northern South China Sea. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 54(12): 3057-3069, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.007. |
| [34] | Su D Q, Liu Y L, Chen X, et al. 2004. 3D Moho depth of the South China Sea. // Zhang Z J, Gao R, Lü Q T, et al. Earth's Deep Structure and Dynamic Researches of the Mainland China (in Chinese). Beijing: Science Press, 357-365. |
| [35] | Tang X Y, Hu S B, Zhang G C, et al. 2014. Geothermal characteristics and hydrocarbon accumulation of the northern marginal basins, South China Sea. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 57(2): 572-585, doi: 10.6038/cjg20140221. |
| [36] | Wang H B, Liang J, Gong Y H, et al. 2005. Estimation of the heat flow in the northern of the South China Sea based on the seismic data of gas hydrate. Geoscience (in Chinese), 19(1): 68-73. |
| [37] | Wang L S, Xiong Z, Guo S P, et al. 1999. Estimating the original geothermal conductivity of sedimentary rock in hydrocarbon-bearing basin by using geophysical logging data. Oil Geophysical Prospecting (in Chinese), 34(5): 526-531. |
| [38] | Wang W Y, Dang W. 2000. Report of gravity and magnetic calculation in China marginal sea (in Chinese). Xi'an: Xi'an Polytechnic Institute Technical Report. |
| [39] | Wang Z F, Li X S, Sun Z P, et al. 2011. Hydrocarbon accumulation conditions and exploration potential in the deep-water region, Qiongdongnan basin. China Offshore Oil and Gas (in Chinese), 23(1): 7-13. |
| [40] | Wang Z F, Shi X B, Yang J, et al. 2014. Analyses on the tectonic thermal evolution and influence factors in the deep-water Qiongdongnan Basin. Acta Oceanologica Sinica, 33(12): 107-117. |
| [41] | Wang X C, Li Z X, Li X H, et al. 2013. Identification of an ancient mantle reservoir and young recycled materials in the source region of a young mantle plume: implications for potential linkages between plume and plate tectonics. Earth and Planetary Science Letters, 377-378: 248-259. |
| [42] | White N, Thompson M, Barwise T. 2003. Understanding the thermal evolution of deep-water continental margins. Nature, 426(6964): 334-343. |
| [43] | Xie W Y, Zhang Y W, Sun Z, et al. 2007. Characteristics and formation mechanism of faults in Qiongdongnan basin. Marine Geology & Quaternary Geology (in Chinese), 27(1): 71-78. |
| [44] | Xu X, Shi X B, Luo X H, et al. 2006. Heat flow measurements in the Xisha trough of the South China Sea. Marine Geology & Quaternary Geology (in Chinese), 26(4): 51-58. |
| [45] | Xue W J, Huo C L, Si G Q, et al. 1991. Late Quaternary paleoclimate and paleoceanography on the northern South China Sea. Geological South China Sea (in Chinese), (4): 1-96. |
| [46] | Yao B C, Zeng W J, Hayes D E, et al. 1994. The Geological Memoir of South China Sea Surveyed Jointly by China & USA (in Chinese). Wuhan: China University of Geosciences Press. |
| [47] | Yuan Y S, Zhu W L, Mi L J, et al. 2009. "Uniform geothermal gradient" and heat flow in the Qiongdongnan and Pearl River Mouth Basins of the South China Sea. Marine and Petroleum Geology, 26(7): 1152-1162. |
| [48] | Yuan Y S. 2007. Tectonothermal evolution and source rock maturation history in deep water area of the northern margin of the South China Sea [Ph. D. thesis](in Chinese). Beijing: Institute of Geology and Geophysics, Graduate University of Chinese Academy of Sciences. |
| [49] | Zhang G C, Zhu W L, Mi L J, et al. 2010. The theory of hydrocarbon generation controlled by source rock and heat from circle distribution of outside-oil fields and inside-gas fields in South China Sea. Acta Sedimentologica Sinica (in Chinese), 28(5): 987-1005. |
| [50] | Zhang J, Wang J Y. 2000. The deep thermal characteristic of continental margin of the northern South China Sea. Chinese Science Bulletin (in Chinese), 45(10): 1095-1100. |
| [51] | Zhang Y F, Sun Z, Zhou D, et al. 2007. The crust thinning characteristics and its dynamics meaning of northern margin of South China Sea. Science in China (Series D) (in Chinese), 37(12): 1609-1616. |
| [52] | Zhang Z J, Liu Y F, Zhang S F, et al. 2009. Crustal P-wave velocity structure and layering beneath Zhujiangkou-Qiongdongnan basins, the northern continental margin of South China Sea. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 52(10): 2461-2471, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.10.005. |
| [53] | Zhong Z H, Wang L S, Li X X, et al. 2004. The paleogene basin-filling evolution of Qiongdongnan basin and its relation with seafloor spreading of the South China Sea. Marine Geology & Quaternary Geology (in Chinese), 24(1): 29-36. |
| [54] | 龚再升, 李思田. 2004. 南海北部大陆边缘盆地油气成藏动力学研究. 北京: 科学出版社. |
| [55] | 何廉声, 王光宇, 石效超. 1980. 西沙海槽-新生代裂谷. 地质论评, 26(6): 486-489. |
| [56] | 蒋海燕, 施小斌, 杨小秋等. 2012. 基于BP神经网络的测井资料预测岩石热导率. 测井技术, 36(3): 304-307. |
| [57] | 李思田, 林畅松, 张启明等. 1998. 南海北部大陆边缘盆地幕式裂陷的动力过程及10 Ma以来的构造事件. 科学通报, 43(8): 797-810. |
| [58] | 李绪宣, 朱光辉. 2005. 琼东南盆地断裂系统及其油气输导特征. 中国海上油气, 17(1): 1-7. |
| [59] | 李雨梁, 黄忠明. 1990. 南海北部大陆架西区热演化史. 中国海上油气(地质), 4(6): 31-39. |
| [60] | 李亚敏, 施小斌, 徐辉龙等. 2011. 琼东南盆地古近纪基底断裂的活动特征分析. 热带海洋学报, 30(6): 74-83. |
| [61] | 米立军, 袁玉松, 张功成等. 2009. 南海北部深水区地热特征及其成因. 石油学报, 30(1): 27-32. |
| [62] | 秦静欣, 郝天珧, 徐亚等. 2011. 南海及邻区莫霍面深度分布特征及其与各构造单元的关系. 地球物理学报, 54(12): 3171-3183, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.017. |
| [63] | 单竞男, 张功成, 吴景富等. 2011. 南海北缘琼东南盆地热结构与莫霍面温度. 地球物理学报, 54(8): 2102-2109, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.08.017. |
| [64] | 宋洋, 赵长煜, 张功成等. 2011. 南海北部珠江口与琼东南盆地构造热模拟研究. 地球物理学报, 54(12): 3057-3069, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.12.007. |
| [65] | 苏达权, 刘元龙, 陈雪等. 2004. 南海的三维莫霍界面. //张中杰, 高锐, 吕庆田等. 中国大陆地球深部结构与动力学研究——庆贺滕吉文院士从事地球物理研究50周年. 北京: 科学出版社, 357-365. |
| [66] | 唐晓音, 胡圣标, 张功成等. 2014. 南海北部大陆边缘盆地地热特征与油气富集. 地球物理学报, 57(2): 572-585, doi: 10.6038/cjg20140221. |
| [67] | 王宏斌, 梁劲, 龚跃华等. 2005. 基于天然气水合物地震数据计算南海北部陆坡海底热流. 现代地质, 19(1): 68-73. |
| [68] | 王良书, 熊振, 郭随平等. 1999. 利用地球物理测井资料计算油气盆地中沉积岩原地热导率. 石油地球物理勘探, 34(5): 526-531. |
| [69] | 王万银, 党炜. 2000. 中国及其邻近海域重磁资料处理报告. 西安: 西安工程学院. |
| [70] | 王振峰, 李绪深, 孙志鹏等. 2011. 琼东南盆地深水区油气成藏条件和勘探潜力. 中国海上油气, 23(1): 7-13. |
| [71] | 谢文彦, 张一伟, 孙珍等. 2007. 琼东南盆地断裂构造与成因机制. 海洋地质与第四纪地质, 27(1): 71-78. |
| [72] | 徐行, 施小斌, 罗贤虎等. 2006. 南海西沙海槽地区的海底热流测量. 海洋地质与第四纪地质, 26(4): 51-58. |
| [73] | 薛万俊, 霍春兰, 司桂贤等. 1991. 南海中北部晚第四纪古气候及古海洋学. 南海地质研究, (4): 1-96. |
| [74] | 姚伯初, 曾维军, Hayes D E等. 1994. 中美合作调研南海地质专报. 武汉: 中国地质大学出版社. |
| [75] | 袁玉松. 2007. 南海北部陆缘深水区构造—热演化与烃源岩成熟度史研究[博士论文]. 北京: 中国科学院研究生院地球科学学院. |
| [76] | 张功成, 朱伟林, 米立军等. 2010. “源热共控论”: 来自南海海域油气田“外油内气”环带有序分布的新认识. 沉积学报, 28(5): 987-1005. |
| [77] | 张健, 汪集旸. 2000. 南海北部大陆边缘深部地热特征. 科学通报, 45(10): 1095-1100. |
| [78] | 张云帆, 孙珍, 周蒂等. 2007. 南海北部陆缘新生代地壳减薄特征及其动力学意义. 中国科学(D辑), 37(12): 1609-1616. |
| [79] | 张中杰, 刘一峰, 张素芳等. 2009. 南海北部珠江口—琼东南盆地地壳速度结构与几何分层. 地球物理学报, 52(10): 2461-2471, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.10.005. |
| [80] | 钟志洪, 王良书, 李绪宣等. 2004. 琼东南盆地古近纪沉积充填演化及其区域构造意义. 海洋地质与第四纪地质, 24(1): 29-36. |