1 引言

油气勘探大致经历了构造圈闭油气藏、岩性圈闭油气藏以及非常规油气藏3个阶段的发展.随着勘探技术的不断革新，占有80%左右资源的非常规油气，如页岩气、煤层气、致密气、致密油、页岩油等引起了专家的广泛关注(曾祥亮等, 2011).全球页岩气勘探开发始于1821年在美国东部钻成的第一口页岩气井(Curtis, 2002).近年来中国在四川盆地东南部(简称川东南)焦石坝页岩气区开展了大量的勘探研究工作，并取得了战略性的突破，开启了南方海相页岩气勘探的新篇章.学者们对本区页岩气的沉积地质背景、有机质类型、形成条件、储集空间、存储方式、保存条件等做了大量的研究工作(邹才能等, 2010; 梁超等, 2012; 汤剂广等, 2015; 杨锐等, 2015)，提出了很多具有建设性的观点.但对于页岩气区现今地温场特征的研究甚少.地层温度与页岩气的勘探开发以及烃源岩的形成演化、运移成藏、封闭保存等均有密切的关系.本文将从最新获得的3口测温井的测温数据出发，结合所测的研究区岩石热导率数据，计算了测温井的热流值，在此基础上对焦石坝页岩气区的现今地温场特征及其对页岩气勘探开发的启示做详细论述.

2 地质与地球物理背景

川东高陡褶皱带是四川盆地川东南构造区一个重要的二级构造单元.本区西侧以华蓥山深大断裂为界与川中构造带相接，东侧以齐岳山深大断裂为界与鄂西断褶带相邻，北侧与秦岭褶皱带相接，南侧为川东南低陡断褶带，是大断裂控制的以高陡背斜带为主的平行褶皱区.背斜狭窄，向斜宽缓的侏罗山式褶皱群发育(汪泽成等, 2002a).本区经历了中晚白垩世(~65 Ma前)的快速隆升剥蚀阶段，古近纪(65~23 Ma前左右)缓慢隆升剥蚀，新近纪(23 Ma前至今)快速隆升剥蚀阶段，剥蚀量最大达3 km (邓宾等, 2009).经过一系列的构造改造，盆地背斜核部普遍出露下三叠统嘉陵江组，向斜核部出露中上侏罗统沙溪庙组和蓬莱镇组(郭彤楼和刘若冰, 2013).

涪陵焦石坝页岩气田位于川东南页岩气探区的东北部，受川东南构造应力场的影响，主要发育北东向和北西向两组断层.早期发育北东向断层，东西分块、隆洼相间的格局；后期主要发育北西向断层，焦石坝倾末端复杂化，呈现南北分带的特征，北部为整体隆起的焦石坝构造，一个重要的含页岩气构造，主体变形较弱，上、下构造层形态基本一致，表现为似箱状背斜形态，即顶部宽缓、转折平缓，两翼为高角度，同时两翼张断层较为发育(郭彤楼和刘若冰, 2013; 汤剂广等, 2015).焦石坝南部呈两隆两凹格局，整体分为6个局部构造：太和断背斜、凤来向斜、鸭江断鼻、平桥断背斜、沙子沱断鼻和白马向斜，走向均为北东向(见图 1).此次测温的3口井分别位于不同的构造部位：J03井位于北部的焦石坝构造，J01井位于焦石坝南部构造区的白马向斜带，J02井位于平桥断背斜.

3 钻井地温测量 3.1 测温的方法和原理

区域地温场特征研究的首要工作是借助地温测量仪来获得温度随深度变化的温度数据，这些数据包括测井温度、试油温度、井底温度、钻杆测温、压力测试温度等.钻井内实施地温测量的介质是井液而非岩石，所得到的是井筒内井液的温度而非井壁岩石温度.钻井过程中，钻井液通过钻杆压入井底(钻头端)，而后通过钻杆与井壁之间的循环空间返回地面，形成井液循环.循环的井液在浅部温度高于原始地层温度，对井壁围岩产生加热的作用；在深部井液温度低于原始地层温度，对井壁围岩起到降温的作用.上下段的深度分界点处井液温度与原始地层温度相同，该点称为中性点.钻井的地温数据类型与钻探扰动和井液与井壁间的热平衡过程密切相关.井内的井液静止后，井液的温度开始恢复，恢复的时间差异决定着数据类型的质量.在温度恢复过程中处于非平衡状态时测量的某一瞬间的温度称为非稳态地温测量，这种类型的温度数据不能反映真实的地层温度情况，需要进行一定的矫正工作才能使用.只有经过足够时间的静井，井液与井壁之间达到热平衡，井液的温度可以代表地层的温度，此时进行的地温测量称为稳态地温测量.系统稳态测温数据是研究盆地地温场以及大地热流的基础和关键数据.钻井内井液温度达到稳态的时间取决于钻井深度、井径以及钻井的过程与持续时间.钻井越深，井径越大，钻进时间越长，井液温度达到稳态的时间就越长.此次测温工作使用的是英国R.G.公司的钻井温度连续采集系统，配置铂电阻探头，测量分辨率为0.05 ℉，测温的速率为20~30英尺/分时最佳，测温范围为0~180 ℃.

3.2 钻井地温测量及地温梯度

J01井的完钻井深为3622 m，完钻层位为中奥陶统十字铺组(O₂sh)，测温范围为0~3100 m，测温层位为中三叠统雷口坡组(T₂l)-下志留统小河坝组(S₁x)底界.井内测温介质为清水，井温测试时间为用清水置换钻井泥浆后的第7天，即2015年06月9号中午11点30分.J02井的完钻井深为2866 m，完钻层位为中奥陶统十字铺组(O₂sh).测温范围为0~2860 m，测温层位为下三叠统嘉陵江组(T_1j)-中奥陶统十字铺组(O₂sh).井内测温介质为清水，静井开始时间于2015年6月5号上午8点，测试时间为2015年06月12号上午10点30分.静井时长为7天零2小时30分.J03井的完钻井深为4320 m，完钻层位为上震旦统灯影组(Z₂dy).测温范围为0~2890 m，测温层位为下三叠统嘉陵江组(T_1j)-下奥陶统桐梓组(O₁t).井内测温介质为清水，静井开始时间于2015年6月25号中午12点，测试时间为2015年07月2号上午10点55分.静井时长达6天22小时55分钟.测温井的具体情况见表 1.

钻井井温的测量一般用于计算地表热通量.其在数值上等于地温梯度和岩石热导率的乘积.为此需要计算地温梯度，并进行岩石热导率的测量.本文采用最小二乘法求取地温梯度，线性回归方程为

(1)

式中，T(Z)为地层温度，单位℃；T₀为地表温度，单位℃；G为地温梯度，单位℃/km；Z为地层深度，单位km.地温梯度的影响因素包括岩石热导率的变化、生热率的差异、地貌形态以及气候变化等(Drury et al., 1984).据此，对3口钻井的测温曲线和地温梯度曲线(图 2、3、4)进行了分段分析.

J01井从顶到底按地温梯度变化可以分为4段.第一段：0~770 m，地温梯度为17.4 ℃ · km^-1.地层为中三叠统雷口坡组和下三叠统嘉陵江组中、上部，雷口坡组以白云岩为主，嘉陵江组为灰岩和白云岩.本段测温曲线呈不平滑的锯齿状，地温梯度曲线变化较大，说明裂隙比较发育，受地下水活动影响明显.井筒中的流体与围岩存在微弱对流，传导方式不是单一的热传递方式.在钻井过程中，此段共发生3次井漏事件，漏失层位为嘉陵江组地层.第二段：770~2146 m，地温梯度为22.2 ℃ · km^-1.地层从下三叠统嘉陵江组的底部到二叠系底部，岩性主要以灰岩为主，夹上二叠统龙潭组薄层煤和泥页岩.测温曲线比较平滑，地温梯度曲线比较稳定，反映热量主要以传导为主，主要受岩石热导率的影响.第三段：2146~2900 m，地温梯度相对较大，为28.4 ℃ · km^-1.地层从中志留统韩家店组到小河坝组下部，岩性主要为泥岩，局部夹薄层泥质粉砂岩.第四段：2900~3100 m，地温梯度为21.3 ℃ · km^-1.地层为小河坝底界的泥质粉砂岩，泥质粉砂岩的热导率相对较大，因此地温梯度偏低.此井的代表性地温梯度为770~3100 m的平均地温梯度24.2 ℃ · km^-1.

J02井温度随深度呈现较好的线性关系.按地温梯度的差异可以分为3段.第一段：0~1450 m，地温梯度为21.7 ℃ · km^-1.地层为下三叠统嘉陵江组至二叠系底界，主要为灰岩夹少量白云岩.第二段：1450~2450 m，地温梯度为31.7 ℃ · km^-1.地层为中志留统韩家店组和小河坝组上部，岩性主要为泥岩，泥岩热导率相对较小.第三段：2450~2860 m，地温梯度为24.5 ℃ · km^-1.地层为下志留统小河坝组底部至中奥陶统十字铺组.岩性主要为小河坝组底界的泥质粉砂岩和龙马溪组富含有机质的泥页岩，以及中奥陶统的薄层灰岩.此井的代表性地温梯度为全井段的平均地温梯度26.5 ℃ · km^-1.

J03井按地温梯度变化可以分为2段.第一段：0~1450 m，地温梯度为17.6 ℃ · km^-1.地层为下三叠统嘉陵江组至二叠系底部，主要为灰岩.第二段：1450~2890 m, 地温梯度为33.2 ℃ · km^-1.地层为志留系韩家店组至奥陶系底界.岩性主要为韩家店和小河坝组的泥岩和少量泥质粉砂岩夹层；龙马溪组和五峰组的有机质泥页岩；中、下奥陶统的厚层云、灰岩以及下奥陶统湄潭组的泥岩夹层.由于本井第一段(0~1450 m)测温曲线不平滑，有可能受地面温度变化以及地下水扰动影响严重，故取第二段1450~2890 m的地温梯度33.2 ℃ · km^-1为该井的代表性地温梯度.

纵观3口井的井温曲线，J01井的浅部0~770 m由地表的51 m的地表砂砾层、雷口坡组的白云岩以及下三叠统嘉陵江组的云、灰岩组成.钻井过程中，在317 m时发生井液漏失情况，在325~401 m井段内发生钻井液井口失返情况，未捞取到岩屑.钻井曲线上，表现为严重锯齿状，表明此段受地下水影响严重，热量传递以对流和传导双重方式进行.J01井的下部770~3100 m，温度和深度呈较好的线性关系，表明热量主要以传导方式进行.J02井整体上温度和深度呈较好的线性关系，温度曲线上在深度为2375 m左右有微小的凸起，表明有局部裂缝存在.J03井上部0~1450 m，测温曲线上局部有微小锯齿存在，表明灰岩地层孔渗条件好，裂缝发育，地层受微弱地下水流影响普遍.下部测温曲线比较光滑，主要为热传导传热，地温梯度主要受岩石热导率的影响.

3.3 岩石热导率测量

岩石热导率的影响因素包括矿物成分、各向异性、孔隙度、含水饱和度、温度、压力等.对于沉积岩而言最显著的影响因素为孔隙度和矿物成分(Clauser and Huenges, 1995).不同岩石由于其矿物成分、结构和构造不同，热导率不同；同一类岩石，由于岩石中矿物组成比例、结构的差异，其热导率也会存在一定的变化范围.此次进行热导率测试的样品主要为四川盆地古生代的样品，地层经历过强烈的沉积压实作用，岩石结构致密，成岩程度较高，孔隙度较小，均小于4%，干岩样的热导率可以不做饱水矫正而直接应用(沈显杰等，1988).本文中测试的样品主要为灰岩、泥页岩、泥质粉砂岩等，结果表明，不同岩性的样品热导率差异显著.此次热导率的测量采用德国进口热导率扫描仪进行测试，测量精度±3%, 测量范围0.2~25 W/(m·K).

本次研究中，作者共测试了川东南地区118块岩石样品的热导率(表 2)，其中露头样30块，岩芯样88块，基本涵盖了从下三叠统到寒武系的所有层位、不同岩性的岩石样品.所测样品包括灰岩、泥质粉砂岩、泥岩、碳质泥页岩等，热导率介于1.75~3.26 W/(m·K).泥岩平均值最小为1.98 W/(m·K)，泥质粉砂岩最大为2.98 W/(m·K)，粉砂岩由于其成分和结构的差异，其热导率值比较离散.灰岩、碳质泥页岩介于中间.J01井、J02井以及J03井均系页岩气井，取心层位为下志留统龙马溪组目标层以及上奥陶统五峰组的黑色炭质泥页岩.热导率测试样品包括J01井、J02井的48块碳质泥页岩和泥质粉砂岩样品以及研究区其他邻近井和剖面样品.从岩心样品的实际测量结果来看，岩石的热导率与埋藏深度关系不大(图 5)，不同岩性的岩石热导率存在差异，这是因四川盆地古生界的岩层经历过深埋、压实和抬升剥蚀的复杂过程(徐明等，2011).

值得注意的是页岩气研究的目的层位下志留统龙马溪组和上奥陶统五峰组富含有机质的暗色碳质泥页岩的热导率比其他层位的泥页岩的偏高.此次共测试目的层位样品44块，由频率分布直方图(图 6)可见，大多数样品主要分布在2~2.5 W/(m·K)，其次为2.5~3 W/(m·K).出现这种情况的原因，主要可以归纳为以下三个：(1)早古生代下志留统龙马溪组和上奥陶统五峰组的泥页岩，经历过强烈的沉积压实作用，岩石致密，连通性孔隙不发育，以微裂缝为主；(2)受岩石矿物成分影响.龙马溪组的黑色页岩中碳酸盐岩含量低，石英和粘土矿物含量相对较高，其中石英含量大于粘土矿物(曾祥亮等, 2011; 刘树根等, 2013).矿物石英的热导率很高，可达7.7 W/(m·K)(Clauser and Huenges, 1995)，因此会使得此层位的热导率值偏高.(3)富含有机质、方解石以及黄铁矿等热导率高的成分，方解石的热导率为3.16 W/(m·K)，黄铁矿的热导率为23.15 W/(m·K)(Clauser and Huenges, 1995).龙马溪组下段碳质页岩富含笔石、竹节石等生物化石，部分层间裂缝多为方解石所充填，粉砂质条带及黄铁矿条纹较发育.

3.4 大地热流计算

大地热流是一个综合性参数，比其他更基础的地热参数(如温度、地温梯度)更能确切地反映一个地区的地温场特点.在实测热流的计算中，假设地壳中热量的传递符合一维热传导的傅里叶定律，则热流可以用公式(2)计算.热流在数值上等于地温梯度乘以岩石热导率.

(2)

式中，q为大地热流，单位mW·m^-2; κ为岩石热导率，单位W/(m·k)；dT/dZ为地温梯度，单位℃/km.

本文采用分段法来计算测温井的热流值，用相应层段的平均热导率乘以平均地温梯度.每段的岩石热导率采用调和平均法计算求取(式3)，每段的地温梯度采用最小二乘法(式(1))来计算：

(3)

式中，κ_i为第i块样品的岩石热导率，d_i为第i块样品所代表的岩石厚度，为热流计算段的岩石总厚度.

综合考虑地层的岩性以及地温梯度，将J01井分为4段进行热流的计算.第一段(0~770 m)为中三叠统雷口坡组残留的白云岩以及下三叠统嘉陵江组顶部的灰岩和白云岩.由于受水动力影响严重，此段计算的热流值不适宜代表此口井的热流值.因此，在进行平均热流值的计算过程中，并未考虑此段.第二段(770~2146 m)为下三叠统嘉陵江组底部、飞仙关组以及二叠系的地层，主要以灰岩为主，夹少量的泥岩.第三段(2146~3100 m)为中、下志留统的泥岩以及底部少量的泥质粉砂岩.第四段(3100~3575 m)为龙马溪组的碳质泥页岩以及顶部少量的泥质粉砂岩.第四段虽然没有进行井温的测量，但上部井段2900~3100 m之间的泥质粉砂岩与下部龙马溪组顶部的泥质粉砂岩呈过渡状态，岩石组成相似.再结合J02井在此过渡段的地温梯度的变化情况，对第四段地温梯度进行了合理的预测.结合本井岩心在此段的热导率数据，进行了分段热流的计算.J02井分了3段：第一段(0~1450 m)为下三叠统和二叠系的灰岩，第二段(1450~2450 m)为中、下志留统的泥岩和泥质粉砂岩，第三段(2450~2920 m)为下志留统龙马溪组的碳质泥页岩以及中、上奥陶统的薄层灰岩.J03井分为2段：第一段(0~1450 m)为下三叠统和二叠系的灰岩，第二段(1450~2890)为中、下志留统以及奥陶系的全部地层.具体见表 3.

4 讨论 4.1 川东南地区现今地温场特征

本文利用此次计算的焦石坝地区3口井的热流值，结合收集整理的四川盆地的55个大地热流数据(王钧等, 1986; 黄少鹏和汪集旸, 1990；韩永辉和吴春生, 1993; 胡圣标等, 2001；卢庆治等, 2005; 袁玉松等, 2006；徐明等，2011), 绘制了川东高陡褶皱区的大地热流图(图 7).从总体来看，页岩气区川东南焦石坝构造带热流值较高，介于60~70 mW·m^-2，川东北大巴山褶皱带前缘低于55 mW·m^-2.分析原因，基底构造对大地热流的控制作用十分明显.

川东北地区位于大巴山前缘，于晋宁期形成基底.在印支运动早期大陆板块碰撞过程中，在来自北西侧龙门山造山带推覆体和北东侧米仓山-大巴山造山带推覆体侧向挤压以及巨厚沉积物重力负荷的双重作用下，导致川东北地区岩石圈发生强烈挠曲变形和大幅度沉降，形成川东北拗陷.在此之后，沉积了巨厚的晚三叠世-始新世的陆相地层，厚度可达万米以上(毛琼等，2012).依据前人的研究结果，隆起与拗陷区由于不同的构造形态使岩石热导率在垂向和水平方向上变化，导致热流的重新分配，表现为隆起区热流高，拗陷区热流低(熊亮萍和高维安，1982；Lin et al., 2000).其次，川东北山前裂隙发育，地下水向下渗透，引起局部大地热流的进一步降低，因此川东北地区表现为热流相对低值区.

焦石坝页岩气区位于重庆市涪陵区焦石坝镇，构造上位于四川盆地东部川东隔档式褶皱带，盆地边界断裂齐岳山断裂以西、华蓥山断裂带以东是万县复向斜内的一个正向构造(郭彤楼和张汉荣，2014).本文在焦石坝构造区内，经过J03井选取了一条剖面AA′(图 8)(Guo, 2013).剖面的左侧起始于焦石坝箱状构造的宽缓翼，右侧截止于齐岳山断层.川东高陡褶皱带自晚白垩世以来一直处于隆升剥蚀的状态，基底隆升，地表出露较老的中生代下三叠统地层.由于本研究区隆升基底与其上方沉积的古生界厚层灰岩和白云岩，以及地表出露的灰岩和周边地区出露的中新生代砂泥岩在横向上存在热导率差异，导致热流的重新分配，使得背斜区聚热(熊亮萍和高维安, 1982；Lin et al., 2000)，使研究区焦石坝构造高部位表现为地温高异常特征.

其次，焦石坝构造东侧与齐岳山断裂带紧密相连，前人研究表明，在燕山和喜山期，由于区域应力场影响，齐岳山大断裂有构造隆升现象发生(周雁, 1999; 汪泽成等, 2002b；杨蓉等，2010).齐岳山断裂带由3条东倾逆冲断裂组成，断裂于晋宁期存在，燕山期在南东至北西方向挤压应力作用下，重新活动，成为逆冲断裂；进入喜马拉雅期，可能在彭水幔隆及莫霍面隆起的均衡调节作用下，在沉积盖层中出现高角度张性正断层，并有中低温热液矿-萤石以及方铅矿形成(郭正吾等，1996).伴随着地层的构造隆升，地壳深部的热量被沿断裂运移的流体带到浅部，对隆起区起到加热的作用，对地温场造成一定的影响.

4.2 川东南地区现今地温场对页岩气藏勘探开发的影响

焦石坝页岩气区的目标层位为一套深水陆棚环境下沉积的下志留统龙马溪组黑色页岩.区内埋藏深度为200 m到5000 m不等，沉积厚度一般为100~600 m (王玉满等，2012).由区内具有钻井测温的数据可知，龙马溪组所处的温度由60~130 ℃不等，主要由其所处的埋藏深度来决定的.温度不仅与烃源岩的成熟度演化有直接的关系，而且与页岩气的储存成藏以及勘探开发有密切的联系.

页岩气在页岩层中以游离、吸附、溶解3种方式存在(郭为等, 2013).吸附方式包括物理吸附和化学吸附两种类型.页岩气产量在开采的初期，下降特别快，随着开采的进行，递减速率逐渐变慢，主要原因在于页岩气的解吸作用.气体吸附是一个放热的过程，随着温度的增高，气体分子的运动速度加快，降低了吸附天然气的含量，相应的解吸量增加(聂海宽等, 2009).因此温度是控制其吸附/解吸气量的一个重要参数.升温可以提高页岩解吸速度，减少解吸时间，同时气体解吸成游离气而被采出导致压力下降较快，压力下降也增加了页岩的解吸速率，从而提高页岩气的采收率(马玉龙和张栋梁, 2014).

为了将理论应用于实际的开发工程中，定量化研究温度和压力影响页岩气等温吸附/解吸量的工作尤为重要.郭为等(2013)利用川东南地区龙马溪组的页岩样品，通过具体实验，得到了不同温度下(25 ℃、30 ℃、35 ℃、40 ℃、45 ℃)等温吸附以及解吸曲线(图 9、10).由曲线可知，随着温度的升高，页岩吸附能力降低，同时解吸过程中页岩气的剩余吸附量也减少.由于实验条件的限制，不能通过具体实验测得更高温度条件下页岩气的吸附/解吸特征.文献中作者利用等量吸附热曲线计算页岩吸附量，并结合Langmuir模型与解吸式模型提出了预测更高温度条件下页岩气等温吸附和解吸曲线的方法(郭为等，2013).利用此方法，本文作者计算并绘制了60 ℃时，页岩气的等温吸附/解吸曲线(图 11).页岩气的解吸作用直接影响页岩气井的产量.焦石坝页岩气目的层下志留统龙马溪组埋深较深，处于地温高异常区，储层本身的温度(60~130 ℃)较高，为页岩气的解吸过程提供了非常有利的天然高温环境，对页岩气藏的开采具有一定意义.

经研究发现，世界上发现的大量油气田均伴有地温高异常现象(Heald et al., 1930；Van Orstrand, 1934；Levorsen, 1967；Meyer and McGee, 1985).因此，通过测量一个地区的地温数据，分析该地区地温场分布情况，并结合相应的地层和构造分析，得到地温高异常区很有可能是油气藏的所在区域.焦石坝页岩气区的地温场分布特征很好地印证了这一观点.

5 结论

川东南高陡褶皱带焦石坝页岩气区具有地温高异常特征，跟川中古隆起相近，大地热流介于60~70 mW·m^-2之间，主要由于基底隆起与上覆古生界地层以及地表出露的早中生代的灰岩与周边的砂泥岩在横向上具有热导率差异，使得浅部热流重新分配，即所谓的“凸起区聚热”.研究区目的层位下志留统龙马溪组的碳质泥页岩，经历了强烈的沉积压实，岩石致密，连通孔隙不发育，脆性矿物含量高，岩石热导率较高，也起到横向聚热的作用.另外，处于焦石坝构造东侧的齐岳山断裂带，在燕山和喜山期的构造活动将深部的热量带到浅部，对浅部沉积层起到加热的作用.温度是制约页岩吸附/解吸的一个重要参数，温度升高抑制页岩吸附作用的发生，同时提高页岩气的解吸量.龙马溪组的埋藏深度200~5000 m，温度范围60~130 ℃.高温环境有利于页岩气的解吸附作用发生，同时解吸作用的发生是页岩气田中后期产气率能够持续保持的关键因素.焦石坝页岩气区的地温高异常与世界上大量的油气田地温场具有相似的特征，对油气藏勘探开发具有启示意义.

致谢

感谢中国石化勘探南方分公司的领导对野外井温测量以及岩石样品采集过程中给予的指导与帮助，感谢两位审稿专家提供的宝贵意见.