藏北地区钻孔大地热流值测量

引用本文

金春爽, 付修根, 陈文彬, 等. 2019. 藏北地区钻孔大地热流值测量. 地球物理学报, 62(8): 3095-3105, doi: 10.6038/cjg2019M0457.

Jin C S, Fu X G, Chen W B, et al. 2019. Measurements of borehole heat flow in northern Tibet. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 62(8): 3095-3105, doi: 10.6038/cjg2019M0457.

藏北地区钻孔大地热流值测量

金春爽^1,2, 付修根³, 陈文彬³, 乔德武⁴, 葛佳¹, 祝有海^1,2, 卢振权^1,2, 王平康¹

1. 中国地质调查局油气资源调查中心, 北京 100083;
2. 中国地质调查局非常规油气地质重点实验室, 北京 100083;
3. 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都 610081;
4. 国土资源部油气资源战略研究中心, 北京 100034

收稿日期 2018-07-23, 2019-05-11 收修定稿

基金项目: 天然气水合物勘查与试采专项项目（GZHL20110309）和南方地区1:5万页岩气基础地质调查填图试点项目（DD20160182）联合资助

第一作者简介: 金春爽, 女, 1974年生, 博士, 教授级高工, 2002年毕业于中国科学院地质与地球物理研究所, 现从事页岩气、天然气水合物地质调查和研究工作.E-mail:jincs2002@163.com

摘要：本文利用藏北地区三口天然气水合物钻孔测温数据，在分析样品热导率测试结果基础上，计算了藏北地区的热流值.对于样品热导率值，首先根据样品孔隙度对实验室测试结果进行了饱水校正，计算热流时采用的是对应井段的岩石热导率饱水校正值的厚度加权平均值.地温梯度以三口钻孔48 h的测温数据为基础，回归三口井的地温梯度，计算时去除了浅部受地表温度和冻土带对温度影响的数值.A钻孔地温梯度分为200~438 m和438~882 m两段回归，分段热流的加权平均值作为钻孔热流值，计算结果为42.7 mW·m^-2；B钻孔和C钻孔回归地温梯度时未分段，热流计算结果分别为58.3 mW·m^-2、70 mW·m^-2.综合分析认为，岩石圈断裂、地幔上涌、碰撞造山过程中的剪切生热等因素可能造成了班公湖—怒江缝合带以南热流值较高，而北部羌塘地块热流值相对较低.

关键词: 藏北地区钻孔热流热导率地温梯度

Measurements of borehole heat flow in northern Tibet

JIN ChunShuang^1,2, FU XiuGen³, CHEN WenBin³, QIAO DeWu⁴, GE Jia¹, ZHU YouHai^1,2, LU ZhenQuan^1,2, WANG PingKang¹

1. Oil and Gas Survey, China Geological Survey, Beijing 100083, China;
2. Key Laboratory of Unconventional Oil and Gas Geology, China Geological Survey, Beijing 100083, China;
3. Chengdu Geological Survey Center, China Geological Survey, Chengdu 610081, China;
4. Strategic Research Center for Oil and Gas Resources, MLR, Beijing 100034, China

Abstract: The heat flow values of northern Tibet were calculated based on three gas hydrate wells' temperature logs and core thermal conductivity analysis. Laboratory thermal conductivity test results were first calibrated by using associated core porosity and a 100% water-saturated model, then the arithmetic average thermal conductivity was determined from the corrected values, which were weighted by a factor proportional to the interval thickness. Geothermal gradients were from the linear regression analysis of the borehole temperature data, which was logged within 48 hours after TD. The shallow interval temperature data was filtered out to avoid the impact of ground temperature and permafrost. Two different geothermal gradients were derived from well A. A weighted average of the two zones for well A resulted in a heat flow value of 42.7 mW·m^-2. Well B and well C only had one geothermal gradient. Heat flow values of 58.3 mW·m^-2 and 70 mW·m^-2 were calculated for well B and well C, respectively. Some factors, such as crustal faults, mantle upwelling and shear heat from overthrust terrains, may lead to higher heat flow values in the south of Bangong Co-Nujiang suture zone. Conversely, the heat flow value is relatively low in the north of the suture zone.

Keywords: Northern Tibet Borehole Heat flow Thermal conductivity Geothermal gradient

0 引言

大地热流(简称热流)是指单位面积、单位时间内由地球内部传输至地表，而后散发到太空中去的热量.热流是表征地球向外通过热传导所释放热量的一个基本的物理参数，也是研究地球内部热状态不可或缺的参量.在一维稳态条件下，热流是岩石热导率与垂向地温梯度的乘积(胡圣标和黄少鹏，2015).

本次研究共收集了西藏地区19个热流数据(沈显杰等, 1983, 1989；汪集旸和黄少鹏, 1988, 1990；姜光政等，2016)(表 1，图 1)，测点主要位于藏南拉萨周边地区.这些热流数据中有9个采用海底热流测试方法，其余10个采用钻孔测试方法测定，属于D类品质的有8个，表明测试结果明显存在浅层或局部因素的干扰，或测点位于明显地热异常区.整体看，这些热流值普遍较高，大部分大于90 mW·m^-2，仅有两个数据小于70 mW·m^-2，而极高的热流值点多数为D类品质，多为海底热流测试方法所得.

表 1 西藏地区实测热流数据汇总表 Table 1 Summary of measured heat flow data in Tibet

序号	地理位置	北纬/(°)	东经/(°)	最小深度/m	最大深度/m	地温梯度/ (℃·km^-1)	热导率/ (W·(m·K)^-1)	热流/ (mW·m^-2)	数据质量
1	伦坡拉	32.019	89.742	110	620	55.5	2.51	140	B
2	羊应乡	29.828	90.317	100	140	158.9	1.22	271	D
3	普莫雍湖	28.558	90.407	5.1	5.7	136.7	0.74	90	A
4	普莫雍湖	28.567	90.446	5.5	6.1	191.6	0.73	87.9	A
5	羊应乡	30.110	90.470	810	970	32.7	2.54	95.5	B
6	普莫雍湖	28.563	90.475	3.3	3.9	142.9	0.71	87.9	A
7	普莫雍湖	28.579	90.471	4.8	5.4	170	0.73	87.9	A
8	普莫雍湖	28.567	90.479	5.3	4.5	168.1	0.72	100.1	A
9	羊卓雍湖	28.846	90.613	4.3	4.9	145.9	—	152	D
10	羊卓雍湖	28.858	90.625	3.6	4.2	258.7	0.75	242	D
11	羊卓雍湖	29.171	90.617	—	—	185	—	126.9	D
12	拉多岗	30.253	90.645	20	70	65.3	2.83	267	D
13	羊卓雍湖	29.133	90.692	—	—	218	—	165.8	D
14	羊卓雍湖	28.979	90.750	4	4.6	212.3	0.74	138.2	D
15	马区	29.907	90.813	460	530	35.6	2.97	106	B
16	拉萨	29.675	90.098	240	600	24.3	2.71	66	B
17	那曲	31.498	92.050	140	390	99.3	3.21	319	D
18	罗布莎	29.250	91.983	170	260	14.8	4.16	61	A
19	阿里	32.927	83.563	150	700	21.11	3.43	72.4	A

表 1 西藏地区实测热流数据汇总表 Table 1 Summary of measured heat flow data in Tibet

图 1 西藏地区已有热流测点及本文三个钻孔位置示意图(底图王剑等，2009) Fig. 1 Sketch map showing heat flow measurement sites in Tibet and three boreholes in this study(the bottom picture is quoted from Wang Jian et al., 2009)

一般来讲，浅层测温受到的近地表干扰比较大，而深部测温通常是指深度大于恒温带深度的钻孔地温测量，更能揭示地下岩石真实的原始温度状态.本文利用三个天然气水合物钻孔(图 1，下文称为A钻孔、B钻孔、C钻孔)测温数据，在分析测试岩心热导率基础上，计算了藏北地区的热流值，对于今后分析藏北地区的热状态、研究羌塘盆地热体制和热演化、并进一步分析盆地油气、天然气水合物资源前景具有重要意义.

1 岩性特征及热导率测试分析 1.1 岩性特征

本次研究区位于双湖南部，三个钻孔在构造上属于羌塘盆地，位于中央隆起带的东南侧(图 1).

A钻孔揭示的地层自上而下依次为第四系全新统地层、中侏罗统夏里组地层和布曲组地层.全新统地层包括疏松的淡黄色、浅棕紫色黏土和残留坡积物、灰色薄层状含钙质泥岩以及灰色和紫红色中层至厚层状粉砂质泥岩等；夏里组主要为深灰色-灰黑色泥质粉砂岩、泥岩和钙质泥岩为主；布曲组主要为灰白-灰色微晶灰岩、泥晶灰岩、藻屑灰岩、砂糖状白云岩、白云质灰岩等.

B钻孔自上而下依次钻遇了古新统-全新统的表土和上三叠统土门格拉群.土门格拉群为一套粉砂岩、细砂岩、角砾岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、煤线等为主体的地层.

C钻孔自上而下依次钻遇了古新统-全新统的表土，下侏罗统曲色组的含膏泥岩、泥岩、粉砂岩，中-上新统康托组的红色泥岩、粉砂质泥岩和角砾灰岩.

为确保样品对研究区地层的代表性，本次研究还补充了部分野外样品，主要有三叠系土门格拉群砂岩、日干配错群灰岩，上侏罗统曲色组砂岩中侏罗统色哇组砂岩、灰岩、泥岩.

1.2 热导率测试结果分析

本次研究开展了44件岩心样品和10件野外样品的热导率测试，测试工作由中国科学院地质与地球物理研究所岩石热物性实验室完成，仪器采用的是德国TCS公司生产的岩石热导仪，测量范围为0.2~25 W·(m·K)^-1，测量精度为3%.测试的岩石类型包括:粉岩、粉砂岩、泥岩、角砾岩、灰岩等，测试结果见表 2.

表 2 藏北地区热导率测试结果 Table 2 Measurement results of thermal conductivity in northern Tibet

样品来源	地层	取样深度/m	岩性	热导率
样品来源	地层	取样深度/m	岩性	平均值/ (W·(m·K)^-1)	最小值/ (W·(m·K)^-1)	最大值/ (W·(m·K)^-1)	非均质性	测试长度/ mm
A钻孔	全新统	13	粉砂质泥岩	1.47	1.35	1.72	0.26	35.2
	夏里组	77	泥质粉砂岩	2.41	2.28	2.53	0.1	37.5
		124	泥岩	1.85	1.73	1.99	0.14	41.2
		169	微晶灰岩	1.2	1.03	1.57	0.45	63
	布曲组	251	微晶灰岩	1.87	1.6	2.05	0.24	80
		251	微晶灰岩	1.9	1.58	2.16	0.31	69.1
		300	细晶白云岩	2.25	2.11	2.41	0.13	66.6
		315	细晶白云岩	1.89	1.54	2.24	0.37	42.4
		320	细晶白云岩	2.12	1.95	2.33	0.18	41.2
		364	细晶白云岩	1.88	1.62	2.12	0.27	66.7
		365	细晶白云岩	1.76	1.61	1.87	0.15	60.7
		381.4	细晶白云岩	1.72	1.62	1.86	0.14	64.2
		469	云质灰岩	2.18	2.03	2.38	0.16	88.5
		502	微晶灰岩	2.44	2.21	2.74	0.22	64.3
		504	微晶灰岩	2.38	2.23	2.6	0.16	101.9
		588	微晶灰岩	2.68	2.28	3.29	0.38	94.6
		683	灰质白云岩	2.61	2.38	2.9	0.2	109.1
		697	灰质白云岩	2.53	2.35	2.81	0.18	120
		816	云质灰岩	2.17	1.98	2.42	0.2	87.2
		861	云质灰岩	2.91	2.67	3.17	0.17	82.4
		862	云质灰岩	2.74	2.45	3.07	0.23	84.8
		864	云质灰岩	2.69	2.46	2.9	0.16	83.6
		865	云质灰岩	2.41	2.15	2.75	0.25	52.2
B钻孔	全新统	37	杂砂岩	2.984	2.592	3.463	0.292	47.3
	土门格拉群	45	杂色砂岩	2.572	2.192	3.013	0.319	66.7
		213	砂岩(含硅)	3.155	2.402	4.485	0.66	88.5
		216	砂岩	2.51	2.248	2.855	0.242	72.8
		229	砂岩	2.862	2.409	3.224	0.284	120
		326	细砂岩	3.01	2.699	3.405	0.226	84.8
		380	粉砂质泥岩	1.893	1.757	2.024	0.141	72.8
		388	粉砂岩	3.012	2.763	3.598	0.267	77.6
C钻孔	曲色组	77	泥岩	1.357	1.233	1.456	0.164	58.2
		80	泥岩	2.127	1.975	2.382	0.191	44.9
		112	角砾岩	1.334	1.188	1.501	0.235	65.5
	康托组	156	砂岩	1.985	1.865	2.219	0.178	60.6
		157	砂岩	1.631	1.476	1.865	0.239	58.2
		163	砂岩	1.704	1.579	1.887	0.181	65.5
		200	砾岩	1.643	1.385	1.833	0.273	86
		283	砂岩	1.32	1.12	1.442	0.244	83.6
		317	含砾砂岩	1.49	1.345	1.627	0.19	88.5
		320	砾岩	2.037	1.791	2.15	0.177	59.4
		322	含碳屑砾岩	2.48	2.211	2.921	0.286	86
		366	砂岩	1.477	1.382	1.628	0.167	64.2
		368	砂岩	1.119	1.024	1.383	0.321	80
野外露头	土门格拉群		砂岩	2.525	2.285	3.16	0.347	112.7
	日干配错群		灰岩	2.349	1.763	3.096	0.567	63
	曲色组		砂岩	2.17	1.736	2.495	0.349	82.5
	曲色组		砂岩	2.365	2.073	2.625	0.234	36.3
	色哇组		灰岩	3.039	2.344	3.763	0.467	65.4
			泥岩	1.503	1.198	1.889	0.46	77.6
			泥岩	1.638	1.504	1.753	0.152	38.8
			砂岩	2.248	2.062	2.429	0.164	47.3
			砂岩	2.63	2.327	2.827	0.19	32.7
			灰岩	2.809	2.338	3.335	0.355	35.1

表 2 藏北地区热导率测试结果 Table 2 Measurement results of thermal conductivity in northern Tibet

样品热导率测试结果表明，热导率变化范围在1.119~3.155 W·(m·K)^-1，平均为2.167 W·(m·K)^-1.据测试结果统计的各层位热导率平均值见表 3，可以看出，整体上，随着地层时代变老，压实和成岩作用增强，岩石热导率增大.一般来讲，碎屑岩热导率值低，碳酸盐岩热导率较高，而白云岩热导率稍高于微晶灰岩，云质灰岩高于微晶灰岩.

表 3 样品热导率按层位统计结果 Table 3 Statistics of thermal conductivity values of samples from different strata

热导率测试结果与钻孔深度关系见图 2，可见A钻孔热导率随深度增加呈增加趋势，B钻孔和C钻孔则没有这种明显趋势，除岩性对热导率的影响外，可能还与这两口井有地层缺失较多(B钻孔)和地层倒转(C钻孔)有关.

图 2 藏北地区钻孔热导率与深度关系 Fig. 2 Relationship between thermal conductivity and depth of boreholes in northern Tibet

1.3 岩石热导率的影响因素及饱水校正

影响岩石热导率的因素有许多，包括温度、压力、岩石本身的特性、压实、成岩演化程度等，但主要是岩石的成分和结构特点.在致密岩石中，矿物的性质对热导率起主要控制作用；岩石的结构，如斑晶、劈理、片理、片麻理和层理等定向构造的发育程度，对其也有一定的影响(邱楠生等，2004).在疏松多孔的岩石中，孔隙度及其有关特性，如孔隙的大小及连通性、含水量及充填物性质等，对岩石热导率也有一定的影响.其他因素如温度压力条件，对岩石热导率也有影响，但在研究地壳深部热状况时，一般忽略不计.本文通过孔隙度实测值，对岩石热导率的测试数据进行了饱水校正.

沉积岩中，孔隙度对热导率的影响可用公式(1)、(2)进行计算，即：

(1)

(2)

其中，K_s为岩石骨架热导率；K_w为流体热导率；K_测为实验测试热导率；θ为孔隙度；K_空气=0.021；K_w=0.6，校正公式(1)、(2)均邱楠生等(2004).

本文根据实测的岩石孔隙度数据，对热导率测试结果进行了饱水校正，结果见表 4.校正后，热导率平均比实测值增大了1.01739%，由于岩石孔隙度数据少于热导率数据，本文采用了1.01739%对测试结果进行了饱水校正，用于校正后的热导率计算的热流更接近于实际值.需要指出的是，实验室直接测试饱水样品热导率值会更接近地下条件，但由于本文依托项目当时时间紧及实验室条件所限，未开展饱水样品测试，为弥补这一缺陷，本文研究过程中进行了实测热导率饱水校正，好在校正值整体对测试结果影响不是很大，甚至小于测量精度.

表 4 岩石热导率饱水校正后结果 Table 4 Thermal conductivity values after correction of water saturation

样品来源	深度/ m	K_测/ (W·(m·K)^-1)	θ/%	K_s/ (W·(m·K)^-1)	K_实/ (W·(m·K)^-1)
A钻孔	300	2.25	16.59	2.693341	2.346056
A钻孔	469	2.18	9.44	2.405055	2.234658
A钻孔	502	2.44	3.5	2.527736	2.460265
A钻孔	683	2.61	3.5	2.703902	2.630265
A钻孔	697	2.53	8.95	2.776629	2.581821
A钻孔	816	2.17	3.12	2.239208	2.188065
A钻孔	861	2.91	2.66	2.988947	2.925401
A钻孔	864	2.69	2.08	2.746694	2.702043
A钻孔	365	1.76	9.433	1.941125	1.814617
A钻孔	300	2.25	6.059	2.393766	2.285082
A钻孔	861	2.91	0.499	2.924488	2.912889
A钻孔	364	1.88	4.79	1.973526	1.907734
B钻孔	216	2.51	5.537	2.655894	2.542059
B钻孔	388	3.012	2.037	3.074194	3.023794
C钻孔	200	1.643	10.304	1.82933	1.70266
C钻孔	112	1.334	17.838	1.619062	1.437282
C钻孔	320	2.037	5.589	2.156344	2.06936
野外	13j-9	2.809	1.805	2.860248	2.819451
野外	13j-3	2.17	3.793	2.254725	2.191961
野外	13j-2	2.349	1.188	2.376989	2.355879

表 4 岩石热导率饱水校正后结果 Table 4 Thermal conductivity values after correction of water saturation

2 钻井测温数据分析 2.1 钻井温度整体特征

本文利用区内三个天然气水合物钻孔(A、B、C)测温数据，分析了钻孔测温数据特征，进而拟合出钻孔地温梯度，以便计算热流值.三个钻孔分别于钻后12 h、24 h、48 h测试了井温(图 2)，为该井区地温研究奠定了温度资料基础.

由图 2可见，三口井12 h、24 h、48 h测温曲线在浅部差别较大，表明地壳表层的温度由于受地表温度的影响而变化，这种影响会随深度的增加而减弱，由于天气、气候、冰或水合物的分解等外部因素的影响，浅部的测量结果有较大的差别，三口井测温曲线转折处可能指示了冻土带的变化特征.随着深度增加，各时间段测量温度趋于一致.

在含水层之下，井温曲线有多处向低温处的明显波动，钻井过程中，也发生了泥浆严重漏失的情况，表明这些深度处地层孔隙较为发育，有溶洞或裂隙存在，并且与上部的含水层连通性好，水体补给条件好.当然，水合物的分解发生吸热反应，也会造成温度的降低.

通常情况下，受地球自然增温的影响，钻孔上部的循环液温度比围岩温度高，温度测量曲线上段反映的循环液温度高于围岩原始温度.曲线下段反映的循环液温度低于围岩原始温度.在上下段之间有一过渡，此处循环液温度与围岩温度相平衡，一般称为中性点或中性段.随着时间的增加，各深度点循环液温度与围岩温度差值逐渐减小，最终趋于平衡一致.研究区的三个钻孔只有C钻孔在182 m处位于中性点，但中性点上下的地温梯度变化并不大.

2.2 钻孔地温梯度分析

有关研究资料表明(刘承民，2006)，钻孔施工结束后，钻孔孔底温度恢复最快，24~48 h后的钻孔孔底温度可恢复到原始温度的90%，此时获得的钻孔温度最为准确(通常称为近似稳态温度测量).

为计算热流值，需回归钻孔的地温梯度数据.根据测温曲线特征，本文以48 h的测温数据为基础，去除受地表温度和冻土带对温度的影响，运用公式(3)、(4)回归三口井的地温梯度(图 3，表 5)，A钻孔地温梯度分为200~438 m，438~882 m两段回归，分别为22.46 ℃·km^-1、16.44 ℃·km^-1，B钻孔和C钻孔的地温梯度分别为22.04 ℃·km^-1和43 ℃·km^-1.公式公式(3)、(4)为

(3)

(4)

图 3 研究区钻孔测温数据与钻孔深度曲线 (a) A钻孔；(b) B钻孔; (c) C钻孔. Fig. 3 Temperature and depth curves of three boreholes in the study area (a) Drilling A; (b) Drilling B; (c) Drilling C.

表 5 藏北地区钻孔热流计算结果 Table 5 Calculated heat flow of boreholes in northern Tibet

其中，T₀为回归直线与温度坐标轴T的截距；G为计算段内的地温梯度，表示随温度的变化率；n为测点数.

3 热流值的计算 3.1 热流计算

本次研究利用三个天然气水合物钻孔资料计算了大地热流值.计算方法参考了郎旭娟等(2016)、任战利(1998)计算大地热流值的方法.

在计算时分析了钻孔所钻遇地层与测温曲线的关系，选择了测温曲线相对稳定的井段作为热流计算段，其中A钻孔根据测温曲线特征分为两段回归，分段热流的加权平均值作为钻孔的平均热流(表 5).岩石热导率数据进行了饱水校正，并与测温曲线分段深度范围一致，计算热流的时采用的是对应井段的岩石热导率的厚度加权平均值(表 5).结果显示，钻孔A、B、C大地热流值分别为42.7 mW·m^-2、58.3 mW·m^-2、70.0 mW·m^-2，整体来说，工作区大地热流值较藏南地区低很多.

3.2 羌塘盆地热流测量结果分析

羌塘盆地位于青藏高原腹部，面积约22万km²，是我国最大的中生代海相含油气盆地，也是我国陆域新区最有望取得重大油气突破的处女地，由于大部分地区处于永久冻土带，盆地内天然气水合物资源和油气资源远景同样倍受关注(付修根等，2015；王平康等，2015).本文计算的三个热流值将为羌塘盆地热体制和热机制的研究以及油气、天然气水合物资源潜力分析提供重要依据.

前文提及，西藏地区已发表19个热流数据，其中阿里的数据点位于羌塘盆地南部坳陷带的西缘(表 1，图 1)，本测点仅在姜光政等(2016)在中国大陆地区大地热流数据汇编(第四版)中发表，其文中提及为未发表的数据，且一直未见发表.

本文三个钻孔均位于双湖地区，构造上为羌塘盆地中央隆起带东南部，为羌塘盆地南部坳陷.同时，三个钻孔相距不远，但计算结果相差很多，分析原因可能与钻孔钻遇地层有关，特别是C钻孔的地层发生倒转，而且钻遇了断层角砾岩，推测地温受到断裂内的地下水影响，造成地温梯度较高，因此，A钻孔和B钻孔的热流值更能代表盆地的热流值.

4 大地热流及其控制因素探讨

相对于区域性的地表热流背景值，热流偏高的称之为热(流)正异常，偏低的谓之负异常.地表所观测到的热流是由来自深部的区域背景热流在地壳浅部受到各种因素影响而叠加再分配的结果，因此，地表热流的控制因素包括浅部和深部因素两类，局部异常起因于浅部因素；区域性异常源自深部因素.

4.1 热流异常分析

目前，西藏地区的22个热流数据，属于D类的有8个，汪集旸和黄少鹏(1990)指出D类数据不具有区域或深部热状态代表性的数据，它们或位于明显的地热异常区，或是测量结果明显受地表干扰因素的影响而又无法进行相应的校正.本文对这8个数据进行了初步分析，那曲、拉多岗、羊应乡三个高异常数据位于北东走向的当雄—羊八井活动构造带(图 1)，该断裂带由数十条不同规模的活动断裂组成，具有明显的拉张、左旋走滑特征(吴中海等，2006；冯向阳，2007)，拉多岗热田和羊八井热田均位于该构造带内.其他5个D类高热流值均位于羊卓雍湖，由海底热流测试方法获得，这几个数据更好地反映了浅层局部异常特征.

去除D类数据点，将其他14个热流数据和1个青海东南部沱沱河盆地数据显示出与大地构造单元有明显的关系(图 4)，喜马拉雅地块、拉萨地块、羌塘盆地和沱沱河盆地热流平均值分别为90.8 mW·m^-2、82.1 mW·m^-2、60.9 mW·m^-2和47 mW·m^-2，若羌塘盆地不考虑一直未正式发表的阿里数据点和本次位于断裂带的C钻孔，其热流平均值为50.5 mW·m^-2.可见，热流值从南向北逐渐降低.由于伦坡拉盆地是位于班公湖—怒江缝合带内的陆相盆地，盆地内几口石油钻井测得地温梯度为3.4~6 ℃/100 m(袁彩萍和徐思煌，2000; 王剑等，2009；陈红汉等，2013)，根据砂泥岩热导率一般小于2 W·(m·K)^-1，推测热流值不超过120 mW·m^-2，表 1中统计的140 mW·m^-2的热流属于B类测点，推测其高热异常可能由于局部热异常或受断裂带影响，分析区域热变化时暂未考虑此测点.西藏地区以班公湖—怒江缝合带为界，南部属于高热流区，北部属于低热流区.

图 4 青藏高原热流值与大地构造单元 Fig. 4 Heat flow values versus tectonic units in the Tibetan plateau

4.2 热流值差异的控制因素探讨

西藏地区的高热流值源于新生代印度—欧亚板块沿雅鲁藏布江缝合带的陆-陆碰撞有关(胡圣标和黄少鹏，2015)，但各大地构造单元热流值差别很大，反映了来自深部因素影响的区域性热异常特征.本文针对各构造单元热流值差异的控制因素从地表高程、莫霍面深度、地壳厚度和内部结构几方面进行了探讨.

从图 5可见，不考虑几个D类品质和伦坡拉热流测点，大地热流值与高程有着相似的变化趋势，但羌塘地块热流测点则相反；热流值与莫霍面深度具有同样特点(图 5).大地热流值与地壳厚度呈现一定的正相关关系(图 6)，但相关系数较低，可见，热流值的差异除受地壳厚度影响外，地壳内部结构影响更为明显(图 5).

图 5 青藏高原热流剖面示意图 YZS：雅鲁藏布江缝合带；BNS：班公湖—怒江缝合带. Fig. 5 Schematic heat flow profile in the Tibetan plateau YZS: Yarlung Zangbo river suture zone; BNS: Bangonghu-Nujiang suture zone.

图 6 青藏高原热流值与地壳厚度关系 Fig. 6 Heat flow values versus crustal thickness in the Tibetan plateau

在藏南地区，地幔上涌特征明显，据赵文津等人(1997, 2002, 2004)等资料，横跨雅鲁藏布江的强反射带是一低速层，其埋深约为25 km，厚3~4 km.雅鲁藏布江断裂两侧电性层不连续，壳内低阻层被错断，岩石圈厚度突变.雅鲁藏布江处存在着一个缓倾角的大逆掩断层(中国地质科学院，1990)，根据电阻率与温度的分布推测来自南面温度较低的高阻地块沿上述缓倾角的大逆断层向北俯冲到西藏陆壳之下.雅鲁藏布江缝合带以北的拉萨地块同样发育几条近东西向、北倾的超深断裂，壳内低阻层埋深为20~40 km，平均厚度为10 km，推测这一低阻层是由花岗岩类物质的部分熔融所引起，而北东向的当雄—羊八井断裂带活动可能加剧了岩浆上涌和壳内熔融.在青藏高原，碰撞造山过程中的剪切摩擦生热也可能诱发壳内局部熔融，从而形成壳内异常热流(朱元清和石耀霖，1990；石耀霖等，1992).

班公湖—怒江缝合带下的莫霍面存在一个南深北浅断距约10 km的陡台阶(熊绍柏和刘宏兵，1997; 李永华等，2006；Gao et al., 2013)，双湖缝合带(羌塘隆起带)下存在一个3 km的台阶，羌塘特别是北羌塘的莫霍面呈近水平(赵文津等，2006；刘国成等，2014)，羌塘地块构造相对稳定，内部褶皱发育，而断裂相对不发育、且多为地壳浅部断裂(图 5).与拉萨地块内和雅鲁藏布江缝合带内发育的连通地壳熔融体，甚至深切入地幔的深大断裂不同，不会造成高热异常.综合分析，羌塘盆地热流值偏低主要由于地壳厚度相对薄且稳定，在没有局部热源情况下，浅部断裂对热流影响较小，参考A钻孔和C钻孔热流结果，约为10~20 mW·m^-2级别.

5 结论

本文利用三个天然气水合物钻孔计算了藏北地区的热流值，为计算热流值，开展了54件样品的热导率测试，热导率变化范围在1.119~3.155 W·(m·K)^-1，平均为2.167 W·(m·K)^-1，结果显示碎屑岩热导率值低，碳酸盐岩热导率较高，而白云岩热导率稍高于微晶灰岩，云质灰岩高于微晶灰岩.

A钻孔根据测温曲线特征分为200~438 m、438~882 m两段回归，分别为22.46 ℃·km^-1、16.44 ℃·km^-1，B钻孔和C钻孔的地温梯度分别为22.04 ℃·km^-1和43 ℃·km^-1.A钻孔计算的分段热流的加权平均值作为钻孔的平均热流，结果为42.7 mW·m^-2，B钻孔、C钻孔大地热流值分别为58.3 mW·m^-2、70 mW·m^-2.

青藏高原大地构造单元从南向北热流值明显降低：喜马拉雅地块、拉萨地块、羌塘盆地和沱沱河盆地热流平均值分别为90.8 mW·m^-2、82.1 mW·m^-2、60.9 mW·m^-2和47 mW·m^-2，推测由于在班公湖—怒江缝合带以南地壳厚度较大且发育多个壳内熔融体，由于岩石圈断裂发育、地幔上涌、碰撞造山过程中的剪切生热等造成热流值较高，而以北地壳厚度相对较薄且稳定，超深断裂不发育，致使羌塘地块热流值相对较低.

另外，近年来在青海木里、羌塘盆地均开展了天然气水合调查工作，钻孔多进行了地温测量，在适当补充相关样品热导率测试资料，即可提供青藏高原的大地热流资料，对于今后分析藏北地区的热状态、研究羌塘盆地热体制和热演化、进一步分析盆地油气、天然气水合物资源前景具有重要意义.

致谢研究过程中得到了中国科学院地质与地球物理研究所胡圣标研究员的多次指导，审稿专家对本文初稿提出了建设性意见，在此表示衷心感谢！

References

Chen H H, Wu Y, Xiao Q G. 2013. Thermal regime and paleogeothermal gradient evolution of Mesozoie-Cenozoic Sedimentary basins in the Tibetan plateau, China. Earth Science-Journal of China University of Geosciences (in Chinese), 38(3): 541-552.

Chinese Academy of Geological Sciences. 1990. Himalaya Lithosphere Tectonic Evaluation:Palemagnetic and Magnetotelluric Study (in Chinese). Beijing: Geological Press.

Feng X Y. 2007. Basic characteristics of the Damxung-Yangbajain active tectonic zone in Tibet and its influence on the safety of the Qing Zang railway. Acta Geoscientica Sinica (in Chinese), 28(2): 173-180.

Fu X G, Wang J, Tan F W., et al. 2015. Recent progress in oil and gas geological exploration in the Qiangtang basin, northern Xizang. Sedimentary Geology and Tethyan Geology (in Chinese), 35(1): 16-24.

Gao R, Chen C, Lu Z W, et al. 2013. New constraints on crustal structure and Moho topography in Central Tibet revealed by Sinoprobe deep seismic reflection profiling. Tectonophysics, 606: 160-170. DOI:10.1016/j.tecto.2013.08.006

Hu S B, Huang S P. 2015. The continental heat flow in China//Wang J Y. Geothermics and its Applications (in Chinese). Beijing: Science Press, 64-122.

Jiang G Z, Gao P, Zhang L Y, et al. 2016. Compilation of heat flow data in the continental area of China (4^th edition). Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 59(8): 2892-2910. DOI:10.6038/cjg20160815

Lang X J, Liu F, Liu Z M, et al. 2016. Terrestrial heat flow in guide basin, Qinghai. Geological Science and Technology Information (in Chinese), 35(3): 227-232.

Li Y H, Tian X B, Wu Q J, et al. 2006. The Poisson ratio and crustal structure of the central Qinghai-Xizang inferred from INDEPTH-Ⅲ teleseismic waveforms:Geological and geophysical implications. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 49(4): 1037-1044.

Liu C M. 2006. Research on the earth temperature of surveying coal resources. Hebei Coal (in Chinese), (3): 12-13.

Liu G C, Shang X F, He R Z, et al. 2014. Topography of Moho beneath the central Qiangtang in North Tibet and its geodynamic implication. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(7): 2043-2053. DOI:10.6038/cjg20140702

Qiu N S, Hu S B, He L J. 2004. Theory and Application of Geothermal System in Sedimentary Basins (in Chinese). Beijing: Petroleum Industry Press.

Ren Z L. 1998. Determination of heat flow in well Qincan 1 in Qinshui basin, Shanxi Province. Scientia Geologica Sinica (in Chinese), 33(2): 251-254.

Shen X J, Kang W H, Li D L, et al. 1983. Heat flow measurements on Xizang (Tibetan) plateau. Science Bulletin, 29(10): 1379-1381.

Shen X J, Zhang W Y, Yang S Z, et al. 1989. Borehole heat flow measurements in some geothermal areas in central Tibet. Scientia Geologica Sinica (in Chinese), (4): 376-384.

Shi Y L, Zhu Y Q, Shen X J. 1992. Tectonic processes and thermal evolution of the Qinghai-Xizang (Tibetan) Plateau. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 35(6): 710-720.

Wang J, Ding J, Wang C S., et al. 2009. Oil and Gas Perspective Survey and Evaluation in Qinghai-Tibet Plateau. Beijing: Geological Press.

Wang J Y, Huang S P. 1988. Compilation of heat flow data for continental area of China. Scientia Geologica Sinica (in Chinese), (2): 196-204.

Wang J Y, Huang S P. 1990. Compilation of heat flow data in the continental area of China (2^nd edition). Scientia Geologica Sinica (in Chinese), 12(8): 351-366.

Wang P K, Zhu Y H, Zhang X H., et al. 2015. Permafrost structures and their effects on the accumulation of the natural gas hydrates in the Qiangtang Basin, northern Xizang. Sedimentary Geology and Tethyan Geology (in Chinese), 35(1): 57-67.

Wu Z H, Zhao X T, Wu Z H, et al. 2006. Quaternary geology and faulting in the Damxung-Yangbajain basin, Southern Tibet. Journal of Geomechanics (in Chinese), 12(3): 305-316.

Xiong S B, Liu H B. 1997. Crustal structure in western Tibetan Plateau. Chinese Science Bulletin, 42(8): 665-669. DOI:10.1007/BF03182647

Yuan C P, Xu S H. 2000. Characteristics of geotemperature field and maturity history of source rocks in Lunpola basin, Xizang (Tibet). Experimental Petroleum Geology (in Chinese), 22(2): 156-160.

Zhao W J, Huang L Y, Xiong J Y. 1997. The progress of deep profiling study in Himalaya and Qinghai-Xizang(Tibet) Plateau. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 40(S1): 140-152.

Zhao W J, Liu K, Jiang Z T, et al. 2004. Bangong Co-Nujiang suture zone, Tibet-a suggestion given by deep geophysical structure. Geological Bulletin of China (in Chinese), 23(7): 623-635.

Zhao W J, Zhao X, Jiang Z T, et al. 2006. Deep structure and petroleum prospect evaluation of the Qiangtang basin, Tibet. Geology in China (in Chinese), 33(1): 1-13.

Zhao W J, Zhao X, Shi D N, et al. 2002. Progress in the study of deep (INDEPTH) profiles in the Himalayas and Qinghai-Tibet Plateau. Geological Bulletin of China (in Chinese), 21(11): 691-700.

Zhu Y Q, Shi Y L. 1990. Shear heating and partial melting of granite-thermal structure at overthrusted terrains in the greater Himalaya. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 33(4): 408-416.

陈红汉, 吴悠, 肖秋苟. 2013. 青藏高原中-新生代沉积盆地热体制与古地温梯度演化. 地球科学-中国地质大学学报, 38(3): 541-552.

冯向阳. 2007. 试论西藏当雄-羊八井活动构造带的基本特征及其对青藏铁路安全运营的影响. 地球学报, 28(2): 173-180. DOI:10.3321/j.issn:1006-3021.2007.02.007

付修根, 王剑, 谭富文, 等. 2015. 藏北羌塘盆地油气地质勘探新进展. 沉积与特提斯地质, 35(1): 16-24. DOI:10.3969/j.issn.1009-3850.2015.01.003

胡圣标, 黄少鹏. 2015.中国陆地大地热流//汪集旸.地热学及其应用.北京: 科学出版社, 64-122.

姜光政, 高堋, 饶松, 等. 2016. 中国大陆地区大地热流数据汇编(第四版). 地球物理学报, 59(8): 2892-2910. DOI:10.6038/cjg20160815

郎旭娟, 刘峰, 刘志明, 等. 2016. 青海省贵德盆地大地热流研究. 地质科技情报, 35(3): 227-232.

李永华, 田小波, 吴庆举, 等. 2006. 青藏高原INDEPTH-Ⅲ剖面地壳厚度与泊松比:地质与地球物理含义. 地球物理学报, 49(4): 1037-1044. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2006.04.015

刘承民. 2006. 煤炭资源勘查中的地温研究. 河北煤炭, (3): 12-13. DOI:10.3969/j.issn.1007-1083.2006.03.006

刘国成, 尚学峰, 贺日政, 等. 2014. 藏北羌塘盆地中部莫霍面形态及其动力学成因. 地球物理学报, 57(7): 2043-2053. DOI:10.6038/cjg20140702

邱楠生, 胡圣标, 何丽娟. 2004. 沉积盆地热体制研究的理论与应用. 北京: 石油工业出版社.

任战利. 1998. 山西沁水盆地沁参1井大地热流值确定. 地质科学, 32(2): 251-254.

沈显杰, 康文华, 李德禄, 等. 1983. 西藏高原的热流测量. 科学通报, (14): 875-877.

沈显杰, 张文仁, 杨淑贞, 等. 1989. 西藏中部地热区的钻孔热流测量. 地质科学, (4): 376-384. DOI:10.3321/j.issn:0563-5020.1989.04.001

石耀霖, 朱元清, 沈显杰. 1992. 青藏高原构造热演化的主要控制因素. 地球物理学报, 35(6): 710-720. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1992.06.005

汪集旸, 黄少鹏. 1988. 中国大陆地区大地热流数据汇编. 地质科学, (2): 196-204.

汪集旸, 黄少鹏. 1990. 中国大陆地区大地热流数据汇编(第二版). 地震地质, 12(4): 351-366.

王剑, 丁俊, 王成善, 等. 2009. 青藏高原油气资源战略选区调查与评价. 北京: 地质出版社.

王平康, 祝有海, 张旭辉, 等. 2015. 羌塘盆地冻土结构特征及其对天然气水合物成藏的影响. 沉积与特提斯地质, 35(1): 57-67. DOI:10.3969/j.issn.1009-3850.2015.01.008

吴中海, 赵希涛, 吴珍汉, 等. 2006. 西藏当雄-羊八井盆地的第四纪地质与断裂活动研究. 地质力学学报, 12(3): 305-316. DOI:10.3969/j.issn.1006-6616.2006.03.004

熊绍柏, 刘宏兵. 1997. 青藏高原西部的地壳结构. 科学通报, 42(12): 1309-1312.

袁彩萍, 徐思煌. 2000. 西藏伦坡拉盆地地温场特征及烃源岩热演化史. 石油实验地质, 22(2): 156-160. DOI:10.3969/j.issn.1001-6112.2000.02.012

赵文津, 黄立言, 熊嘉育. 1997. 喜马拉雅和青藏高原深剖面研究的进展. 地球物理学报, 40(S1): 140-152.

赵文津, 刘葵, 蒋忠惕, 等. 2004. 西藏班公湖-怒江缝合带-深部地球物理结构给出的启示. 地质通报, 23(7): 623-635. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2004.07.001

赵文津, 赵逊, 蒋忠惕, 等. 2006. 西藏羌塘盆地的深部结构特征与含油气远景评价. 中国地质, 33(1): 1-13.

赵文津, 赵逊, 史大年, 等. 2002. 喜马拉雅和青藏高原深剖面(INDEPTH)研究进展. 地质通报, 21(11): 691-700. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2002.11.001

中国地质科学院. 1990. 喜马拉雅岩石圈构造演化-西藏地球物理文集. 北京: 地质出版社.

朱元清, 石耀霖. 1990. 剪切生热与花岗岩部分熔融——关于喜马拉雅地区逆冲断层与地壳热结构的分析. 地球物理学报, 33(4): 408-416. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1990.04.005


地球物理学报 2019, Vol. 62 Issue (8): 3095-3105	PDF