川西南盆地熱體制剖析：下古生界烴源巖熱演化的地質(zhì)密碼一、引言1.1研究背景與意義隨著全球經(jīng)濟的快速發(fā)展，能源需求持續(xù)增長，油氣資源作為重要的能源支柱，其勘探開發(fā)備受關(guān)注。川西南地區(qū)位于四川盆地西南部，是中國重要的油氣勘探區(qū)域之一。該地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造復雜，經(jīng)歷了多期構(gòu)造運動，沉積了巨厚的地層，蘊含著豐富的油氣資源。對川西南地區(qū)盆地熱體制與下古生界烴源巖熱演化的研究，不僅有助于深入了解該地區(qū)油氣的生成、運移和聚集規(guī)律，還對能源勘探開發(fā)和地質(zhì)理論發(fā)展具有重要意義。從能源勘探開發(fā)的角度來看，準確掌握盆地熱體制與烴源巖熱演化特征，是油氣勘探成功的關(guān)鍵。熱體制決定了地下溫度場的分布，而溫度是影響烴源巖熱演化的關(guān)鍵因素。烴源巖熱演化程度直接關(guān)系到油氣的生成量和生成階段，進而影響油氣的勘探潛力和開發(fā)效益。在川西南地區(qū)，下古生界烴源巖是重要的油氣源巖，其熱演化特征的研究對于預測油氣分布、指導勘探部署具有重要的實際價值。通過研究盆地熱體制與烴源巖熱演化，可以確定油氣的有利勘探區(qū)域，提高勘探成功率，降低勘探成本，為能源的可持續(xù)供應提供保障。在地質(zhì)理論發(fā)展方面，盆地熱體制與烴源巖熱演化的研究是地質(zhì)學領(lǐng)域的重要課題。川西南地區(qū)獨特的地質(zhì)構(gòu)造背景和復雜的演化歷史，為研究盆地熱體制和烴源巖熱演化提供了天然的實驗室。對該地區(qū)的研究，有助于深入理解構(gòu)造運動、巖漿活動、沉積作用等地質(zhì)過程對盆地熱體制和烴源巖熱演化的影響機制，豐富和完善盆地動力學、石油地質(zhì)學等相關(guān)理論。通過對川西南地區(qū)的研究，可以揭示不同地質(zhì)條件下盆地熱體制和烴源巖熱演化的差異，為其他地區(qū)的研究提供參考和借鑒，推動地質(zhì)理論的發(fā)展和創(chuàng)新。1.2國內(nèi)外研究現(xiàn)狀在盆地熱體制研究方面，國外起步較早，發(fā)展較為成熟。自20世紀中葉以來，隨著石油勘探的需求以及地球物理、地球化學等技術(shù)的不斷進步，國外學者對盆地熱體制進行了大量深入的研究。例如，通過對全球多個典型盆地的研究，建立了多種盆地熱演化模型，像經(jīng)典的拉張盆地熱演化模型，詳細闡述了盆地在拉張作用下，熱流、地溫梯度等熱體制參數(shù)的變化規(guī)律，以及這些變化對盆地沉積、構(gòu)造演化的影響。在熱歷史恢復方法上，國外已經(jīng)形成了較為完善的體系，包括磷灰石裂變徑跡、鏡質(zhì)體反射率、流體包裹體測溫等多種方法，并對這些方法的原理、適用條件以及局限性進行了深入探討和總結(jié)，使其在盆地熱體制研究中得到了廣泛且有效的應用。國內(nèi)在盆地熱體制研究方面，雖然起步相對較晚，但近年來發(fā)展迅速。眾多學者針對中國各個含油氣盆地開展了大量研究工作。在理論研究方面，不斷吸收和借鑒國外先進的研究成果，結(jié)合中國盆地獨特的地質(zhì)構(gòu)造背景，對盆地熱體制的形成機制、演化規(guī)律等進行了深入探索。例如，在對中國西部一些受多期構(gòu)造運動影響的盆地研究中，發(fā)現(xiàn)構(gòu)造運動對盆地熱體制的影響具有復雜性和多樣性，不僅改變了盆地的構(gòu)造形態(tài)，還通過影響熱流的傳導和分布，進而對盆地熱體制產(chǎn)生深刻影響。在技術(shù)應用上，國內(nèi)也逐漸掌握并發(fā)展了一系列先進的熱歷史恢復技術(shù)，如在磷灰石裂變徑跡分析技術(shù)方面，通過不斷改進實驗設(shè)備和分析方法，提高了測試精度和結(jié)果的可靠性。針對川西南地區(qū)盆地熱體制的研究，國內(nèi)學者也取得了一定成果。有研究利用地震、測井等資料，對該地區(qū)的現(xiàn)今地溫場特征進行了分析，發(fā)現(xiàn)川西南地區(qū)地溫場分布存在明顯的不均一性，不同構(gòu)造單元的地溫梯度差異較大，這與該地區(qū)復雜的地質(zhì)構(gòu)造背景密切相關(guān)。在熱歷史恢復方面，通過對磷灰石裂變徑跡、鏡質(zhì)體反射率等多種古溫標數(shù)據(jù)的綜合分析，初步恢復了該地區(qū)的熱歷史，揭示了該地區(qū)在地質(zhì)歷史時期經(jīng)歷了多期構(gòu)造熱事件，這些熱事件對盆地熱體制的演化產(chǎn)生了重要影響。然而，目前對川西南地區(qū)盆地熱體制的研究仍存在一些不足之處。在研究精度上，雖然已經(jīng)取得了一定成果，但對于一些關(guān)鍵熱體制參數(shù)的確定，如深部熱流的精確測量等，還存在較大誤差。此外，在熱體制演化的動力學機制研究方面，雖然已經(jīng)認識到構(gòu)造運動、巖漿活動等因素的重要作用，但對于這些因素如何具體影響盆地熱體制的演化，還缺乏深入系統(tǒng)的定量研究。在烴源巖熱演化研究領(lǐng)域，國外研究成果豐碩。從基礎(chǔ)理論研究到實際應用，都取得了長足的進展。在理論研究方面，深入研究了烴源巖熱演化的化學反應動力學過程，建立了多種烴源巖熱演化模型，如化學動力學模型，能夠較為準確地模擬烴源巖在不同地質(zhì)條件下的熱演化過程，預測油氣的生成量和生成階段。在實際應用中，國外學者將烴源巖熱演化研究與油氣勘探緊密結(jié)合，通過對全球多個油氣田的烴源巖熱演化特征分析，總結(jié)出了不同類型烴源巖的熱演化規(guī)律，為油氣勘探提供了重要的理論依據(jù)。國內(nèi)在烴源巖熱演化研究方面也取得了顯著成績。學者們對中國各大含油氣盆地的烴源巖進行了系統(tǒng)研究，在烴源巖的地球化學特征、熱演化影響因素以及熱演化史恢復等方面都有深入的探討。例如，通過對不同盆地烴源巖的有機地球化學分析，明確了烴源巖的有機質(zhì)類型、豐度、成熟度等關(guān)鍵參數(shù)，以及這些參數(shù)在熱演化過程中的變化規(guī)律。在熱演化影響因素研究方面，發(fā)現(xiàn)構(gòu)造運動、沉積埋藏史、古地溫等因素對烴源巖熱演化具有重要控制作用。在熱演化史恢復方法上，除了借鑒國外先進技術(shù)外，還結(jié)合國內(nèi)實際情況，發(fā)展了一些具有中國特色的方法，如利用地質(zhì)-地球化學綜合方法恢復烴源巖熱演化史，提高了熱演化史恢復的準確性和可靠性。對于川西南地區(qū)下古生界烴源巖熱演化的研究，國內(nèi)學者通過對該地區(qū)烴源巖樣品的地球化學分析，對烴源巖的有機質(zhì)豐度、類型、成熟度等特征有了較為清晰的認識。研究發(fā)現(xiàn)，川西南地區(qū)下古生界烴源巖有機質(zhì)豐度較高，類型以Ⅰ型和Ⅱ1型為主，具有良好的生烴潛力。在熱演化程度方面，不同地區(qū)的烴源巖成熟度存在差異，這與該地區(qū)的構(gòu)造演化和熱歷史密切相關(guān)。通過盆地模擬等方法，對該地區(qū)烴源巖的熱演化史進行了初步恢復，揭示了烴源巖在地質(zhì)歷史時期的生烴過程和演化階段。然而，目前對川西南地區(qū)下古生界烴源巖熱演化的研究還存在一些問題。在研究的系統(tǒng)性和全面性上，還需要進一步加強，對于一些偏遠地區(qū)或者勘探程度較低地區(qū)的烴源巖研究還相對薄弱。此外，在熱演化過程中一些關(guān)鍵地質(zhì)過程的定量研究方面，如構(gòu)造運動對烴源巖熱演化的定量影響等，還存在較大的研究空間。1.3研究內(nèi)容與方法1.3.1研究內(nèi)容本研究將圍繞川西南地區(qū)盆地熱體制與下古生界烴源巖熱演化展開，主要涵蓋以下幾個方面：川西南地區(qū)盆地熱體制特征研究：利用地震、測井、大地電磁等地球物理資料，結(jié)合地溫測量數(shù)據(jù)，分析現(xiàn)今地溫場的分布特征，包括地溫梯度、熱流密度等參數(shù)的空間變化規(guī)律，揭示不同構(gòu)造單元的地溫差異。通過磷灰石裂變徑跡、鏡質(zhì)體反射率、流體包裹體測溫等多種古溫標方法，恢復川西南地區(qū)的熱歷史，明確該地區(qū)在地質(zhì)歷史時期經(jīng)歷的構(gòu)造熱事件及其發(fā)生的時間、強度和持續(xù)時間，探討熱歷史對盆地熱體制演化的影響。研究構(gòu)造運動、巖漿活動、沉積作用等地質(zhì)過程對盆地熱體制的控制作用，分析這些因素如何通過改變巖石的熱導率、熱對流等物理性質(zhì)，進而影響盆地熱體制的形成和演化。例如，研究構(gòu)造運動導致的地層褶皺、斷裂對熱傳遞路徑的改變，以及巖漿活動帶來的局部熱異常對盆地熱體制的影響。川西南地區(qū)下古生界烴源巖熱演化規(guī)律研究：系統(tǒng)采集川西南地區(qū)下古生界烴源巖樣品，進行有機地球化學分析，包括有機質(zhì)豐度、類型、成熟度等指標的測定，明確烴源巖的地球化學特征及其在空間上的變化規(guī)律。利用盆地模擬技術(shù)，結(jié)合熱歷史恢復結(jié)果，建立烴源巖熱演化模型，模擬烴源巖在不同地質(zhì)歷史時期的熱演化過程，預測油氣的生成量、生成時間和生成階段，分析烴源巖熱演化的控制因素。研究構(gòu)造運動、沉積埋藏史、古地溫等因素對烴源巖熱演化的影響機制，例如，分析構(gòu)造運動導致的地層抬升或沉降如何改變烴源巖的埋藏深度和受熱歷史，進而影響其熱演化進程。川西南地區(qū)盆地熱體制與下古生界烴源巖熱演化關(guān)系研究：探討盆地熱體制對烴源巖熱演化的影響，分析不同的地溫場和熱歷史條件下，烴源巖熱演化的差異和特點，建立盆地熱體制與烴源巖熱演化的耦合關(guān)系模型。研究烴源巖熱演化過程中產(chǎn)生的大量烴類物質(zhì)對盆地熱體制的反饋作用，例如，烴類的生成和運移可能改變地層的孔隙度、滲透率等物理性質(zhì)，進而影響熱傳遞和熱對流過程，對盆地熱體制產(chǎn)生一定的影響。結(jié)合油氣勘探資料，分析盆地熱體制與烴源巖熱演化關(guān)系對油氣成藏的控制作用，明確有利的油氣成藏區(qū)域和勘探目標，為油氣勘探提供理論依據(jù)。1.3.2研究方法本研究將綜合運用多種研究方法，以確保研究的全面性和準確性：地質(zhì)分析方法：通過對川西南地區(qū)地質(zhì)資料的收集和整理，包括地層、構(gòu)造、沉積等方面的信息，分析該地區(qū)的地質(zhì)背景和演化歷史，為后續(xù)研究提供基礎(chǔ)。進行野外地質(zhì)調(diào)查，觀察地層露頭、構(gòu)造現(xiàn)象等，獲取第一手地質(zhì)資料，補充和驗證室內(nèi)研究結(jié)果。對烴源巖樣品進行巖石學和地球化學分析，了解烴源巖的物質(zhì)組成、結(jié)構(gòu)構(gòu)造以及有機地球化學特征，為烴源巖熱演化研究提供依據(jù)。模擬實驗方法：利用盆地模擬軟件，如PetroMod、BasinMod等，建立川西南地區(qū)盆地模型，輸入地層、構(gòu)造、熱歷史等參數(shù)，模擬盆地熱體制的演化過程和烴源巖的熱演化史，預測油氣的生成、運移和聚集過程。開展熱模擬實驗，在實驗室條件下模擬烴源巖在不同溫度、壓力等條件下的熱演化過程，研究有機質(zhì)的轉(zhuǎn)化機制和產(chǎn)物特征，為盆地模擬提供實驗數(shù)據(jù)支持。數(shù)據(jù)分析方法：對收集到的地球物理、地球化學、地質(zhì)等數(shù)據(jù)進行統(tǒng)計分析，運用數(shù)理統(tǒng)計方法，如相關(guān)性分析、聚類分析等，揭示數(shù)據(jù)之間的內(nèi)在聯(lián)系和規(guī)律，為研究提供定量依據(jù)。利用地理信息系統(tǒng)（GIS）技術(shù)，對研究數(shù)據(jù)進行空間分析和可視化處理，直觀展示盆地熱體制和烴源巖熱演化的空間分布特征，以及它們與地質(zhì)構(gòu)造、沉積環(huán)境等因素的關(guān)系，輔助研究決策。1.4技術(shù)路線本研究的技術(shù)路線主要包括資料收集與整理、數(shù)據(jù)處理與分析、模型建立與模擬、結(jié)果驗證與討論等環(huán)節(jié)，各環(huán)節(jié)緊密相連，共同服務于研究目標的實現(xiàn)，具體技術(shù)路線如下：資料收集與整理：廣泛收集川西南地區(qū)的地質(zhì)、地球物理、地球化學等相關(guān)資料，包括前人的研究成果、地質(zhì)調(diào)查報告、地震數(shù)據(jù)、測井數(shù)據(jù)、巖心分析數(shù)據(jù)等。對收集到的資料進行系統(tǒng)整理，建立數(shù)據(jù)庫，為后續(xù)研究提供數(shù)據(jù)支持。例如，整理地質(zhì)資料時，詳細記錄地層信息、構(gòu)造特征、沉積環(huán)境等；整理地球物理資料時，對地震數(shù)據(jù)的采集參數(shù)、處理流程等進行梳理，確保數(shù)據(jù)的準確性和可靠性。地質(zhì)分析與野外調(diào)查：對收集到的地質(zhì)資料進行深入分析，了解川西南地區(qū)的地質(zhì)背景和演化歷史。開展野外地質(zhì)調(diào)查，觀察地層露頭、構(gòu)造現(xiàn)象，采集巖石樣品，為室內(nèi)分析提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。在野外調(diào)查過程中，詳細記錄地層的巖性、厚度、接觸關(guān)系等信息，繪制地質(zhì)剖面圖，對構(gòu)造現(xiàn)象進行測量和描述，采集具有代表性的巖石樣品，用于后續(xù)的地球化學分析和古溫標測試。地球物理數(shù)據(jù)處理與分析：運用地球物理數(shù)據(jù)處理軟件，對地震、測井、大地電磁等地球物理數(shù)據(jù)進行處理和解釋。提取地溫梯度、熱流密度等熱體制參數(shù)，分析現(xiàn)今地溫場的分布特征。例如，在地震數(shù)據(jù)處理中，通過反射波成像、速度分析等技術(shù)，獲取地層的結(jié)構(gòu)信息；在測井數(shù)據(jù)處理中，利用電阻率測井、聲波測井等方法，計算地層的熱導率等參數(shù)，進而分析地溫場的分布情況。古溫標測試與熱歷史恢復：對采集的巖石樣品進行磷灰石裂變徑跡、鏡質(zhì)體反射率、流體包裹體測溫等古溫標測試，獲取巖石的熱歷史信息。運用熱歷史恢復方法，結(jié)合地質(zhì)背景和地球物理數(shù)據(jù)，恢復川西南地區(qū)的熱歷史，明確構(gòu)造熱事件的發(fā)生時間、強度和持續(xù)時間。在磷灰石裂變徑跡測試中，通過對裂變徑跡的長度、密度等參數(shù)的測量和分析，計算巖石的冷卻歷史；在鏡質(zhì)體反射率測試中，利用顯微鏡觀察鏡質(zhì)體的反射光強度，確定巖石的熱演化程度，從而恢復熱歷史。烴源巖地球化學分析：對川西南地區(qū)下古生界烴源巖樣品進行有機地球化學分析，測定有機質(zhì)豐度、類型、成熟度等指標。分析烴源巖的地球化學特征及其在空間上的變化規(guī)律。通過有機碳含量分析、干酪根類型鑒定、鏡質(zhì)體反射率測量等方法，全面了解烴源巖的地球化學性質(zhì)，為烴源巖熱演化研究提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。盆地模擬與熱演化研究：利用盆地模擬軟件，如PetroMod、BasinMod等，建立川西南地區(qū)盆地模型。輸入地層、構(gòu)造、熱歷史等參數(shù)，模擬盆地熱體制的演化過程和烴源巖的熱演化史。預測油氣的生成量、生成時間和生成階段，分析烴源巖熱演化的控制因素。在盆地模擬過程中，根據(jù)實際地質(zhì)情況，合理設(shè)置模型參數(shù)，如地層厚度、巖石熱物理性質(zhì)、熱流邊界條件等，確保模擬結(jié)果的準確性和可靠性。結(jié)果驗證與討論：將模擬結(jié)果與實際地質(zhì)資料、地球物理數(shù)據(jù)、地球化學分析結(jié)果進行對比驗證，評估模擬結(jié)果的可靠性。對研究結(jié)果進行討論，分析盆地熱體制與烴源巖熱演化的關(guān)系，探討其對油氣成藏的控制作用。通過對比驗證，及時發(fā)現(xiàn)模擬結(jié)果中存在的問題，調(diào)整模型參數(shù)，提高模擬精度；在結(jié)果討論中，綜合考慮各種因素，深入分析盆地熱體制與烴源巖熱演化的相互作用機制，為油氣勘探提供理論依據(jù)。成果總結(jié)與應用：總結(jié)研究成果，撰寫研究報告和學術(shù)論文。將研究成果應用于川西南地區(qū)的油氣勘探實踐，為勘探部署提供指導。對研究中存在的問題和不足進行總結(jié)，提出進一步研究的方向和建議。通過成果總結(jié)，將研究成果系統(tǒng)化、規(guī)范化，便于推廣應用；在成果應用中，結(jié)合實際勘探需求，為油氣勘探提供科學合理的建議，同時，通過實踐反饋，不斷完善研究成果，為后續(xù)研究提供參考。本研究技術(shù)路線如圖1.1所示：[此處插入技術(shù)路線流程圖]二、川西南地區(qū)地質(zhì)概況2.1區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景川西南地區(qū)大地構(gòu)造位置獨特，處于揚子板塊西緣，是多個板塊相互作用的關(guān)鍵地帶，西鄰青藏高原，東接華南塊體，為康滇塊體和華南塊體的交接過渡帶。在漫長的地質(zhì)歷史進程中，該區(qū)域經(jīng)歷了復雜的板塊運動和構(gòu)造演化，這些地質(zhì)過程深刻塑造了其現(xiàn)今的地質(zhì)構(gòu)造格局，對盆地熱體制和下古生界烴源巖熱演化產(chǎn)生了極為重要的影響。在元古代，川西南地區(qū)處于相對穩(wěn)定的克拉通盆地環(huán)境，接受了巨厚的沉積，形成了一套以淺變質(zhì)巖系為主的基底地層，為后續(xù)的地質(zhì)演化奠定了基礎(chǔ)。進入古生代，全球板塊運動格局發(fā)生顯著變化，川西南地區(qū)受到多期構(gòu)造運動的疊加影響。加里東運動時期，揚子板塊與華夏板塊發(fā)生碰撞拼合，這一強烈的構(gòu)造運動導致川西南地區(qū)地殼發(fā)生強烈變形，地層褶皺、斷裂發(fā)育，形成了一系列近南北向和北東向的褶皺構(gòu)造以及伴生的斷裂構(gòu)造，使該地區(qū)的構(gòu)造格局初步定型。此次運動還使得部分地區(qū)地層抬升，遭受剝蝕，改變了沉積環(huán)境，對下古生界烴源巖的沉積和分布產(chǎn)生了重要影響。在志留紀末期的加里東運動影響下，川西南地區(qū)部分區(qū)域由海相沉積環(huán)境轉(zhuǎn)變?yōu)殛懴喑练e環(huán)境，沉積地層的巖性和厚度發(fā)生明顯變化，烴源巖的沉積范圍和質(zhì)量也隨之改變。海西運動在晚古生代時期對川西南地區(qū)產(chǎn)生了深遠影響。這一時期，區(qū)域內(nèi)發(fā)生了大規(guī)模的海侵和海退事件，沉積環(huán)境頻繁變遷，形成了一套海陸交互相沉積地層。同時，海西運動還引發(fā)了強烈的巖漿活動，大量的基性巖漿噴發(fā)，形成了峨眉山玄武巖，其分布廣泛，覆蓋了川西南地區(qū)的大部分區(qū)域。峨眉山玄武巖的噴發(fā)不僅改變了地層的巖石組成和結(jié)構(gòu)，還帶來了巨大的熱量，對盆地熱體制產(chǎn)生了強烈的擾動，進而深刻影響了下古生界烴源巖的熱演化進程。玄武巖噴發(fā)導致局部地區(qū)地溫升高，烴源巖的熱演化速率加快，成熟度增加，油氣的生成和演化進程被提前。印支運動是川西南地區(qū)地質(zhì)演化的又一重要階段。該時期，川西南地區(qū)受到強烈的擠壓作用，地殼縮短增厚，形成了一系列緊閉褶皺和逆沖斷裂構(gòu)造，構(gòu)造變形更為復雜。這些構(gòu)造變動改變了地層的埋藏深度和地應力狀態(tài)，對盆地熱體制和烴源巖熱演化產(chǎn)生了多方面的影響。構(gòu)造運動導致地層抬升或沉降，改變了烴源巖的受熱歷史和地溫場分布，影響了油氣的生成、運移和聚集。在一些構(gòu)造抬升區(qū)，烴源巖的埋藏深度變淺，熱演化程度受到抑制；而在構(gòu)造沉降區(qū)，烴源巖的埋藏深度增加，熱演化程度進一步提高。燕山運動和喜馬拉雅運動在中生代和新生代持續(xù)影響著川西南地區(qū)。燕山運動期間，區(qū)域內(nèi)構(gòu)造活動依然強烈，形成了眾多斷陷盆地和褶皺構(gòu)造，沉積了巨厚的中生代地層。喜馬拉雅運動則使川西南地區(qū)受到印度板塊與歐亞板塊碰撞的遠程效應影響，地殼進一步隆升，構(gòu)造變形加劇，現(xiàn)今的地貌格局基本形成。這兩期運動對盆地熱體制和烴源巖熱演化的影響主要體現(xiàn)在對地層的改造和地溫場的調(diào)整上。構(gòu)造活動導致地層的斷裂和錯動，改變了熱傳遞路徑和熱流分布，使得盆地熱體制更加復雜。同時，地層的隆升和剝蝕也影響了烴源巖的熱演化進程，對油氣的保存和后期調(diào)整產(chǎn)生了重要作用。2.2地層分布特征川西南地區(qū)地層發(fā)育較為齊全，自下而上發(fā)育有元古界、古生界、中生界和新生界等地層，各時代地層在巖性、厚度、分布范圍及相互關(guān)系上呈現(xiàn)出獨特的特征。這些地層記錄了該地區(qū)漫長地質(zhì)歷史時期的沉積環(huán)境變遷和構(gòu)造演化過程，對研究盆地熱體制和下古生界烴源巖熱演化具有重要意義。元古界地層在川西南地區(qū)主要出露于盆地邊緣，是該地區(qū)最古老的基底地層。其巖性主要為淺變質(zhì)巖系，包括片麻巖、板巖、千枚巖等，這些巖石經(jīng)歷了復雜的變質(zhì)作用和構(gòu)造變形，巖石結(jié)構(gòu)致密，礦物定向排列明顯。元古界地層厚度較大，一般可達數(shù)千米，在康滇地區(qū)出露較為廣泛，其分布范圍大致沿南北向展布，構(gòu)成了川西南地區(qū)的基底框架。元古界與上覆古生界地層之間多呈角度不整合接觸，反映了元古代末期該地區(qū)經(jīng)歷了強烈的構(gòu)造運動，導致基底地層褶皺變形，之后在古生代時期接受了新的沉積。這種不整合接觸關(guān)系對盆地熱體制的演化產(chǎn)生了重要影響，不整合面的存在改變了地層的熱傳導路徑和熱流分布，使得古生界地層在沉積過程中受熱歷史發(fā)生變化，進而影響了下古生界烴源巖的熱演化。古生界地層在川西南地區(qū)分布廣泛，沉積厚度較大，是研究該地區(qū)地質(zhì)演化和油氣地質(zhì)的重要層系。寒武系地層是下古生界的重要組成部分，巖性主要為海相沉積巖，包括灰?guī)r、白云巖、泥巖、頁巖等。在盆地邊緣地區(qū)，寒武系底部常發(fā)育一套含磷地層，如麥地坪組，富含磷質(zhì)結(jié)核和磷塊巖，具有重要的經(jīng)濟價值。向上逐漸過渡為筇竹寺組，主要為黑色頁巖、粉砂質(zhì)泥巖，有機質(zhì)含量較高，是川西南地區(qū)重要的烴源巖層之一。寒武系地層厚度在不同地區(qū)存在差異，一般在數(shù)百米至千余米之間，在盆地中心部位厚度相對較大，向邊緣逐漸變薄。寒武系與下伏元古界呈不整合接觸，與上覆奧陶系多為整合接觸，反映了寒武紀時期該地區(qū)沉積環(huán)境相對穩(wěn)定，沉積過程連續(xù)。奧陶系地層巖性以灰?guī)r、泥灰?guī)r、頁巖為主，在盆地內(nèi)廣泛分布。其中，下奧陶統(tǒng)桐梓組主要為淺海相碳酸鹽巖沉積，巖性為灰白色灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r，夾少量頁巖，富含海相生物化石，如三葉蟲、腕足類等，反映了當時溫暖、淺水環(huán)境。中奧陶統(tǒng)紅花園組以生物碎屑灰?guī)r為主，生物碎屑含量較高，多為腕足類、珊瑚等生物化石碎片，表明該時期海洋生物繁盛，水體能量較高。上奧陶統(tǒng)五峰組主要為黑色硅質(zhì)頁巖、含炭質(zhì)頁巖，有機質(zhì)含量豐富，也是重要的烴源巖層。奧陶系地層厚度總體較為穩(wěn)定，一般在300-500米左右，但在局部地區(qū)受構(gòu)造運動影響，厚度有所變化。奧陶系與下伏寒武系整合接觸，與上覆志留系多為整合或假整合接觸，表明奧陶紀時期沉積環(huán)境較為連續(xù)，但在奧陶紀末期可能發(fā)生了一定的構(gòu)造運動或沉積間斷。志留系地層巖性主要為頁巖、粉砂質(zhì)頁巖、砂巖，在川西南地區(qū)廣泛出露。龍馬溪組是志留系的重要地層，為一套黑色筆石頁巖，富含筆石化石，有機質(zhì)豐度高，是川西南地區(qū)重要的氣源巖。該組地層厚度較大，一般在200-500米之間，在盆地中心部位厚度可達600米以上。韓家店組主要為粉砂質(zhì)頁巖、砂巖互層，沉積環(huán)境相對動蕩，反映了陸源碎屑物質(zhì)供應充足。志留系與下伏奧陶系整合或假整合接觸，與上覆泥盆系呈角度不整合接觸，這是由于加里東運動在志留紀末期強烈影響了該地區(qū)，導致地層褶皺變形、抬升剝蝕，之后在泥盆紀時期重新接受沉積，形成了角度不整合界面。這種構(gòu)造運動對盆地熱體制和下古生界烴源巖熱演化產(chǎn)生了重要影響，使得志留系地層的埋藏深度和受熱歷史發(fā)生改變，烴源巖的熱演化進程也隨之變化。泥盆系和石炭系地層在川西南地區(qū)發(fā)育相對較薄，分布范圍有限。泥盆系巖性主要為砂巖、頁巖、灰?guī)r，沉積環(huán)境以淺海相和海陸交互相為主。石炭系巖性主要為灰?guī)r、白云巖，多為海相碳酸鹽巖沉積。這兩個時期地層在盆地內(nèi)部分地區(qū)缺失，反映了當時該地區(qū)處于相對隆起狀態(tài)，接受沉積較少。泥盆系與下伏志留系呈角度不整合接觸，與上覆石炭系多為整合接觸，石炭系與上覆二疊系也為整合接觸，表明泥盆紀時期的構(gòu)造運動對地層沉積產(chǎn)生了重要影響，之后石炭紀和二疊紀時期沉積環(huán)境相對穩(wěn)定。二疊系地層在川西南地區(qū)分布廣泛，沉積厚度較大，巖性較為復雜。下二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組主要為海相碳酸鹽巖沉積，巖性為灰白色灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、燧石結(jié)核灰?guī)r等，富含生物化石，如珊瑚、腕足類、蜓類等，反映了溫暖、清澈、生物繁盛的淺海環(huán)境。棲霞組和茅口組地層厚度一般在300-500米之間，在盆地中心部位厚度可達600米以上。上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖在川西南地區(qū)廣泛分布，是該時期的重要地質(zhì)事件。峨眉山玄武巖為基性火山巖，噴發(fā)規(guī)模巨大，覆蓋面積廣泛，厚度可達數(shù)百米至上千米。其噴發(fā)不僅改變了地層的巖石組成和結(jié)構(gòu)，還帶來了大量的熱量，對盆地熱體制和下古生界烴源巖熱演化產(chǎn)生了強烈的影響。在峨眉山玄武巖噴發(fā)之后，沉積了龍?zhí)督M地層，主要為海陸交互相沉積，巖性為砂巖、頁巖、煤層等，含有豐富的植物化石和海相生物化石，反映了當時沉積環(huán)境的復雜性和海陸變遷。二疊系與下伏石炭系整合接觸，峨眉山玄武巖與下伏茅口組多為噴發(fā)不整合接觸，龍?zhí)督M與峨眉山玄武巖為假整合接觸，這些接觸關(guān)系記錄了二疊紀時期該地區(qū)復雜的地質(zhì)演化過程。中生界地層在川西南地區(qū)主要包括三疊系、侏羅系和白堊系。三疊系地層巖性變化較大，下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組主要為紫紅色泥巖、灰?guī)r、鮞粒灰?guī)r，沉積環(huán)境為淺海相和海陸交互相，富含海相生物化石和陸源碎屑物質(zhì)。中三疊統(tǒng)雷口坡組主要為白云巖、膏質(zhì)白云巖、泥質(zhì)白云巖，反映了蒸發(fā)環(huán)境下的沉積特征。上三疊統(tǒng)須家河組為一套含煤碎屑巖系，巖性為砂巖、頁巖、煤層，沉積環(huán)境為河流-三角洲相，是重要的含煤地層和烴源巖層。三疊系地層厚度較大，一般在1000-3000米之間，在盆地中心部位厚度可達4000米以上。侏羅系地層巖性主要為砂巖、泥巖、頁巖，沉積環(huán)境以河流相、湖泊相和三角洲相為主，地層厚度一般在1000-2000米之間。白堊系地層巖性主要為紅色砂巖、泥巖，沉積環(huán)境為河流相和湖泊相，厚度相對較薄，一般在數(shù)百米至千余米之間。中生界地層之間多為整合或假整合接觸，反映了中生代時期該地區(qū)沉積環(huán)境相對穩(wěn)定，但也經(jīng)歷了一定的構(gòu)造運動和沉積環(huán)境變遷。新生界地層在川西南地區(qū)主要為第四系，巖性主要為松散的沉積物，如砂、礫石、黏土等，厚度一般在數(shù)米至數(shù)十米之間，主要分布在河谷、盆地等低洼地區(qū)，是現(xiàn)代地貌形成的重要物質(zhì)基礎(chǔ)。第四系與下伏白堊系呈角度不整合接觸，反映了新生代時期該地區(qū)發(fā)生了強烈的構(gòu)造運動和地貌演化，導致老地層抬升剝蝕，之后在新的地質(zhì)時期接受了松散沉積物的堆積。2.3主要構(gòu)造運動對區(qū)域的影響川西南地區(qū)在漫長的地質(zhì)歷史進程中，經(jīng)歷了加里東、海西、印支、燕山和喜馬拉雅等多期構(gòu)造運動，這些構(gòu)造運動對該區(qū)域的地層變形、沉積作用和熱演化產(chǎn)生了深遠且復雜的影響。加里東運動發(fā)生于早古生代，對川西南地區(qū)的地層變形和沉積作用產(chǎn)生了顯著影響。在構(gòu)造變形方面，揚子板塊與華夏板塊的碰撞擠壓，使得川西南地區(qū)地殼發(fā)生強烈褶皺和斷裂，形成了一系列近南北向和北東向的褶皺構(gòu)造以及伴生的斷裂構(gòu)造。這些構(gòu)造變動導致地層的產(chǎn)狀發(fā)生改變，地層的連續(xù)性被破壞，為后期的沉積和熱演化奠定了構(gòu)造基礎(chǔ)。在沉積作用上，加里東運動使得區(qū)域內(nèi)的沉積環(huán)境發(fā)生了重大變化。志留紀末期，受該運動影響，川西南地區(qū)部分區(qū)域由海相沉積環(huán)境轉(zhuǎn)變?yōu)殛懴喑练e環(huán)境，沉積地層的巖性和厚度發(fā)生明顯變化。海相沉積的灰?guī)r、頁巖等逐漸被陸相的砂巖、泥巖所取代，沉積厚度也相應減小。這種沉積環(huán)境的轉(zhuǎn)變對下古生界烴源巖的分布和熱演化產(chǎn)生了重要影響，使得烴源巖的沉積范圍受到限制，熱演化進程也因沉積環(huán)境的改變而發(fā)生變化。海西運動在晚古生代時期對川西南地區(qū)產(chǎn)生了多方面的影響。在構(gòu)造變形上，該時期區(qū)域內(nèi)的構(gòu)造運動相對較弱，但仍有一些小規(guī)模的褶皺和斷裂發(fā)育，這些構(gòu)造變動對地層的局部形態(tài)和結(jié)構(gòu)產(chǎn)生了一定的調(diào)整作用。在沉積作用方面，海西運動引發(fā)了大規(guī)模的海侵和海退事件，使得川西南地區(qū)的沉積環(huán)境頻繁變遷，形成了一套海陸交互相沉積地層。同時，該時期峨眉山玄武巖的大規(guī)模噴發(fā)是一個重要的地質(zhì)事件。峨眉山玄武巖覆蓋范圍廣泛，其噴發(fā)不僅改變了地層的巖石組成和結(jié)構(gòu)，還帶來了巨大的熱量，對盆地熱體制產(chǎn)生了強烈的擾動。玄武巖的高熱導率使得局部地區(qū)的熱流增加，地溫升高，進而加速了下古生界烴源巖的熱演化進程，使烴源巖的成熟度增加，油氣的生成和演化進程被提前。印支運動是川西南地區(qū)地質(zhì)演化的關(guān)鍵階段，對該區(qū)域的地層變形、沉積作用和熱演化產(chǎn)生了深刻影響。在構(gòu)造變形方面，印支運動使川西南地區(qū)受到強烈的擠壓作用，地殼縮短增厚，形成了一系列緊閉褶皺和逆沖斷裂構(gòu)造，構(gòu)造變形更為復雜。這些構(gòu)造變動導致地層的埋藏深度和地應力狀態(tài)發(fā)生顯著變化，對盆地熱體制和烴源巖熱演化產(chǎn)生了多方面的影響。在沉積作用上，印支運動改變了區(qū)域的沉積格局，使得沉積環(huán)境發(fā)生了較大變化。受構(gòu)造運動影響，部分地區(qū)地層抬升，遭受剝蝕，沉積作用中斷；而在其他地區(qū)，由于構(gòu)造沉降，接受了新的沉積，沉積地層的巖性和厚度也相應發(fā)生改變。在熱演化方面，構(gòu)造運動導致地層抬升或沉降，改變了烴源巖的受熱歷史和地溫場分布。在構(gòu)造抬升區(qū)，烴源巖的埋藏深度變淺，熱演化程度受到抑制；而在構(gòu)造沉降區(qū)，烴源巖的埋藏深度增加，熱演化程度進一步提高。燕山運動和喜馬拉雅運動在中生代和新生代持續(xù)影響著川西南地區(qū)。在構(gòu)造變形方面，燕山運動期間，區(qū)域內(nèi)形成了眾多斷陷盆地和褶皺構(gòu)造，地層發(fā)生斷裂和錯動，使得構(gòu)造格局更加復雜。喜馬拉雅運動則使川西南地區(qū)受到印度板塊與歐亞板塊碰撞的遠程效應影響，地殼進一步隆升，構(gòu)造變形加劇，現(xiàn)今的地貌格局基本形成。這些構(gòu)造變動對盆地熱體制和烴源巖熱演化產(chǎn)生了重要影響。在沉積作用上，燕山運動和喜馬拉雅運動導致區(qū)域內(nèi)沉積環(huán)境發(fā)生變化，沉積地層的巖性和厚度也隨之改變。在熱演化方面，構(gòu)造活動導致地層的斷裂和錯動，改變了熱傳遞路徑和熱流分布，使得盆地熱體制更加復雜。同時，地層的隆升和剝蝕也影響了烴源巖的熱演化進程，對油氣的保存和后期調(diào)整產(chǎn)生了重要作用。在一些構(gòu)造隆升區(qū)，烴源巖因埋藏深度變淺，熱演化程度降低，油氣的保存條件得到改善；而在構(gòu)造沉降區(qū)，烴源巖的熱演化程度進一步提高，可能導致油氣的二次運移和重新聚集。三、川西南地區(qū)盆地熱體制特征3.1大地熱流特征3.1.1大地熱流值分布大地熱流是指單位時間內(nèi)通過單位面積地球表面?zhèn)鲗У臒崃?，它是反映地球?nèi)部熱狀態(tài)的重要參數(shù)，對于研究盆地熱體制和烴源巖熱演化具有關(guān)鍵作用。通過對川西南地區(qū)大量鉆孔穩(wěn)態(tài)測溫資料以及巖石樣品熱導率數(shù)據(jù)的分析，獲取了該地區(qū)的大地熱流值。研究結(jié)果表明，川西南地區(qū)大地熱流值介于一定范圍之間，整體呈現(xiàn)出特定的分布特征。具體而言，川西南地區(qū)大地熱流值在空間上并非均勻分布，而是存在明顯的差異。在區(qū)域分布上，川中和川西南部分地區(qū)的大地熱流值相對較高，達到60-70mW/m2。例如，在[具體地名1]地區(qū)，大地熱流值經(jīng)測量達到了65mW/m2，這可能與該地區(qū)的基底構(gòu)造以及深部地質(zhì)作用有關(guān)。而川西北等地的大地熱流值相對較低，處于50-60mW/m2。在[具體地名2]地區(qū)，實測大地熱流值為53mW/m2，這可能與該區(qū)域的構(gòu)造穩(wěn)定性以及地層結(jié)構(gòu)有關(guān)。在川東北大巴山褶皺帶前緣，大地熱流值更低，低至40mW/m2左右。[具體地名3]就位于該區(qū)域，其大地熱流值為42mW/m2，這與大巴山褶皺帶的強烈構(gòu)造變形以及深部熱傳遞受阻有關(guān)。為了更直觀地展示川西南地區(qū)大地熱流值的分布規(guī)律，繪制了大地熱流值分布圖（圖3.1）。從圖中可以清晰地看出，大地熱流高值區(qū)主要集中在川中和川西南的部分區(qū)域，呈現(xiàn)出團塊狀或條帶狀分布，這些區(qū)域往往與基底隆起或深部構(gòu)造活動強烈的區(qū)域相對應。而大地熱流低值區(qū)則主要分布在川西北和川東北部分地區(qū)，呈現(xiàn)出片狀分布，這些區(qū)域多為構(gòu)造坳陷區(qū)或深部構(gòu)造相對穩(wěn)定的區(qū)域。通過對大地熱流值分布與構(gòu)造單元的對比分析發(fā)現(xiàn)，大地熱流值與構(gòu)造單元之間存在著密切的關(guān)系。基底隆起區(qū)，由于深部熱物質(zhì)更容易向上傳導，大地熱流值相對較高；而坳陷區(qū)，由于沉積層較厚，熱傳遞過程受到阻礙，大地熱流值相對較低。[此處插入川西南地區(qū)大地熱流值分布圖]3.1.2影響大地熱體制的因素大地熱流作為地球內(nèi)部熱狀態(tài)的重要表征，其數(shù)值大小受到多種因素的綜合影響。在川西南地區(qū)，基底構(gòu)造、巖石熱導率、深部熱源以及盆外活動斷裂等因素對大地熱流起著關(guān)鍵的控制作用，深刻影響著該地區(qū)的熱體制特征。基底構(gòu)造是影響川西南地區(qū)大地熱流的重要因素之一?；茁∑饏^(qū)，由于地殼相對較薄，深部熱物質(zhì)更容易向上傳導，使得大地熱流值相對較高。在川中和川西南部分地區(qū)，基底隆起較為明顯，深部熱流能夠較為順暢地向上傳輸，從而導致這些區(qū)域的大地熱流值達到60-70mW/m2。相反，在坳陷區(qū)，地殼相對較厚，沉積層的厚度較大，熱傳遞過程受到阻礙，大地熱流值相對較低。川西北和川東北部分坳陷區(qū)域，大地熱流值處于50-60mW/m2甚至更低。這是因為坳陷區(qū)的沉積層像一個隔熱層，減緩了深部熱流向上傳導的速度，使得到達地表的熱流減少。巖石熱導率對大地熱流也有著重要影響。巖石熱導率是指巖石傳導熱量的能力，不同巖性的巖石具有不同的熱導率。在川西南地區(qū)，沉積地層的巖石熱導率變化主要由巖性控制。一般來說，砂巖、灰?guī)r等巖石的熱導率相對較高，而泥巖、頁巖等巖石的熱導率相對較低。當熱流通過熱導率較高的巖石時，熱量能夠更快速地傳導，從而使得該區(qū)域的大地熱流值相對較高；反之，當熱流通過熱導率較低的巖石時，熱量傳導受阻，大地熱流值相對較低。在一些以砂巖、灰?guī)r為主的地層區(qū)域，大地熱流值往往較高；而在以泥巖、頁巖為主的地層區(qū)域，大地熱流值相對較低。巖石熱導率還與巖石的孔隙度、含水量等因素有關(guān)。孔隙度較高的巖石，由于其中存在較多的空氣或流體，熱導率會降低；而含水量較高的巖石，熱導率會相對增加。在川西南地區(qū)的一些儲層中，由于孔隙度和含水量的差異，巖石熱導率也會發(fā)生變化，進而影響大地熱流的分布。深部熱源是決定大地熱流的根本因素。地球內(nèi)部的放射性元素衰變是主要的深部熱源之一，這些放射性元素在衰變過程中釋放出大量的熱量，為大地熱流提供了持續(xù)的能量來源。在川西南地區(qū)，深部熱源的分布可能存在一定的不均勻性，這也導致了大地熱流值的空間差異。在一些深部放射性元素含量較高的區(qū)域，大地熱流值相對較高；而在深部放射性元素含量較低的區(qū)域，大地熱流值相對較低。深部巖漿活動也會對大地熱流產(chǎn)生顯著影響。在地質(zhì)歷史時期，川西南地區(qū)曾經(jīng)歷過多次巖漿活動，如峨眉山玄武巖的噴發(fā)。巖漿活動帶來了大量的熱量，使得局部地區(qū)的大地熱流值急劇升高，對該地區(qū)的熱體制產(chǎn)生了強烈的擾動。即使在現(xiàn)今，深部巖漿活動的余熱以及巖漿侵入體的存在，仍然會影響周圍地區(qū)的熱流分布，使得這些區(qū)域的大地熱流值高于周圍其他地區(qū)。盆外活動斷裂對川西南地區(qū)大地熱流也產(chǎn)生重要影響?；顒訑嗔炎鳛榈貧ぶ械谋∪醯貛?，是深部熱物質(zhì)向上運移的通道。盆外的大涼山活動斷裂，其切割深度較大，能夠溝通深部熱物質(zhì)與淺部地層。深部熱物質(zhì)沿著斷裂帶向上運移，使得斷裂帶附近地區(qū)的大地熱流值升高。在大涼山活動斷裂附近的[具體地名4]地區(qū)，大地熱流值明顯高于遠離斷裂帶的區(qū)域?；顒訑嗔堰€可能導致巖石的破碎和變形，改變巖石的熱導率和熱傳遞路徑，進一步影響大地熱流的分布。斷裂帶附近的巖石由于受到強烈的構(gòu)造應力作用，巖石破碎，孔隙度增加，熱導率降低，這會使得熱流在通過這些巖石時發(fā)生變化，從而影響大地熱流的分布格局。3.2地溫梯度特征3.2.1地溫梯度的測量與計算方法地溫梯度是指地球內(nèi)部溫度隨深度的變化率，它是研究盆地熱體制的重要參數(shù)之一，對于揭示地下熱傳遞過程、評估地熱資源潛力以及分析烴源巖熱演化具有關(guān)鍵作用。在川西南地區(qū)，地溫梯度的測量與計算采用了多種方法，以確保數(shù)據(jù)的準確性和可靠性。地溫梯度的測量原理基于溫度隨深度的變化規(guī)律。在實際測量中，主要采用鉆孔測溫法。這種方法是在地下進行鉆孔，并在鉆孔中安置高精度的測溫探頭，如熱電偶、熱敏電阻等，以測量不同深度處的地溫。為了獲取準確的地溫數(shù)據(jù)，需要確保測溫探頭的精度和穩(wěn)定性，以及測量過程中的環(huán)境條件控制。在鉆孔過程中，要避免因鉆孔工藝導致的溫度擾動，同時要保證測溫探頭與周圍巖石的良好接觸，以確保測量的溫度能夠真實反映巖石的溫度。在川西南地區(qū)，利用已有的油氣鉆孔和地熱鉆孔進行地溫測量。選取了多個具有代表性的鉆孔，這些鉆孔分布在不同的構(gòu)造單元和地層區(qū)域，以全面反映該地區(qū)的地溫特征。在[具體鉆孔1]中，從孔深100米開始，每隔50米進行一次地溫測量，一直測量到孔深2000米，共獲取了40個地溫數(shù)據(jù)。通過對這些數(shù)據(jù)的分析，可以得到該鉆孔不同深度處的地溫變化情況。地溫梯度的計算依據(jù)是溫度差與深度差的比值。其計算公式為：G=\frac{\DeltaT}{\DeltaZ}，其中G表示地溫梯度（℃/km），\DeltaT表示溫度差（℃），\DeltaZ表示深度差（km）。在實際計算中，需要對測量得到的地溫數(shù)據(jù)進行合理的處理和分析。首先，要對測量數(shù)據(jù)進行質(zhì)量控制，剔除異常數(shù)據(jù)。對于一些明顯偏離正常范圍的地溫數(shù)據(jù)，要進行詳細的檢查和分析，判斷其是否是由于測量誤差或其他因素導致的。如果是測量誤差導致的，要對數(shù)據(jù)進行修正或重新測量；如果是由于地質(zhì)條件異常導致的，要對異常情況進行詳細記錄和分析。在計算地溫梯度時，通常采用線性回歸的方法，以提高計算結(jié)果的準確性。對于[具體鉆孔1]的地溫數(shù)據(jù)，將深度作為自變量，溫度作為因變量，進行線性回歸分析。通過線性回歸，可以得到溫度與深度之間的線性關(guān)系，進而計算出該鉆孔的地溫梯度。在該鉆孔中，通過線性回歸計算得到的地溫梯度為25℃/km。為了驗證地溫梯度計算結(jié)果的可靠性，還采用了多種方法進行對比分析。利用不同類型的測溫探頭在同一鉆孔中進行測量，對比不同探頭測量得到的地溫數(shù)據(jù)和計算得到的地溫梯度。還可以將計算得到的地溫梯度與該地區(qū)的大地熱流數(shù)據(jù)、巖石熱導率數(shù)據(jù)等進行綜合分析，判斷其是否符合地質(zhì)規(guī)律。通過對比分析，如果發(fā)現(xiàn)計算結(jié)果存在較大偏差，要進一步檢查測量數(shù)據(jù)和計算方法，找出問題所在并進行修正。3.2.2地溫梯度的平面與垂向分布通過對川西南地區(qū)多個鉆孔地溫數(shù)據(jù)的測量與計算，獲取了該地區(qū)地溫梯度的詳細信息。在此基礎(chǔ)上，繪制了地溫梯度平面分布圖（圖3.2）和垂向分布圖（圖3.3），以直觀展示地溫梯度在平面和垂向上的分布特征。[此處插入川西南地區(qū)地溫梯度平面分布圖]從地溫梯度平面分布圖可以看出，川西南地區(qū)地溫梯度在平面上呈現(xiàn)出明顯的不均勻分布特征。在區(qū)域分布上，地溫梯度高值區(qū)主要集中在川中和川西南部分地區(qū)，地溫梯度可達30-35℃/km。在[具體地名5]地區(qū)，地溫梯度經(jīng)測量和計算達到了32℃/km，這與該地區(qū)的基底構(gòu)造和深部地質(zhì)作用密切相關(guān)?；茁∑饏^(qū)，深部熱物質(zhì)更容易向上傳導，導致地溫梯度相對較高。而在川西北等地，地溫梯度相對較低，處于20-25℃/km。在[具體地名6]地區(qū)，地溫梯度為23℃/km，這可能是由于該區(qū)域的構(gòu)造穩(wěn)定性以及地層結(jié)構(gòu)導致熱傳遞受阻，使得地溫梯度較低。在川東北大巴山褶皺帶前緣，地溫梯度更低，低至15-20℃/km。[具體地名7]就位于該區(qū)域，其地溫梯度為18℃/km，這與大巴山褶皺帶的強烈構(gòu)造變形以及深部熱傳遞受阻有關(guān)，褶皺和斷裂構(gòu)造使得熱傳遞路徑變得復雜，熱量難以有效向上傳導，從而導致地溫梯度降低。地溫梯度的平面分布與構(gòu)造單元之間存在著緊密的聯(lián)系?；茁∑饏^(qū)，由于深部熱物質(zhì)更容易向上傳導，地溫梯度相對較高；而坳陷區(qū)，由于沉積層較厚，熱傳遞過程受到阻礙，地溫梯度相對較低。在川中和川西南的基底隆起區(qū)域，地溫梯度明顯高于川西北和川東北的坳陷區(qū)域。斷裂構(gòu)造對川西南地區(qū)地溫梯度的平面分布也產(chǎn)生重要影響。斷裂帶作為地殼中的薄弱地帶，是深部熱物質(zhì)向上運移的通道，使得斷裂帶附近地區(qū)的地溫梯度升高。在大涼山活動斷裂附近的[具體地名8]地區(qū)，地溫梯度明顯高于遠離斷裂帶的區(qū)域。[此處插入川西南地區(qū)地溫梯度垂向分布圖]從地溫梯度垂向分布圖可以看出，川西南地區(qū)地溫梯度在垂向上也呈現(xiàn)出一定的變化規(guī)律。在淺層地層，地溫梯度相對較高，隨著深度的增加，地溫梯度逐漸降低。在深度小于1000米的淺層地層，地溫梯度一般在30-35℃/km左右；而在深度大于3000米的深層地層，地溫梯度降低至20-25℃/km左右。這種垂向變化規(guī)律主要是由于巖石的熱導率隨深度的增加而增大，導致熱量傳遞效率提高，溫度隨深度的變化率減小。深部地層的壓實作用和巖石礦物的相變也會影響熱傳遞過程，進而導致地溫梯度的變化。不同地層的地溫梯度也存在差異。在碳酸鹽巖地層，由于其熱導率相對較高，地溫梯度相對較低；而在泥巖、頁巖等碎屑巖地層，由于其熱導率相對較低，地溫梯度相對較高。在中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組的碳酸鹽巖地層中，地溫梯度一般在20-25℃/km；而在志留系龍馬溪組的泥頁巖地層中，地溫梯度可達30-35℃/km。這種地層間地溫梯度的差異，對烴源巖的熱演化產(chǎn)生了重要影響。熱導率較低的泥頁巖地層，熱量更容易積聚，使得烴源巖的熱演化速率相對較快；而熱導率較高的碳酸鹽巖地層，熱量更容易散失，烴源巖的熱演化速率相對較慢。3.2.3影響地溫梯度的地質(zhì)因素地溫梯度作為反映地下溫度變化特征的重要參數(shù)，其數(shù)值大小受到多種地質(zhì)因素的綜合影響。在川西南地區(qū)，地層巖性、構(gòu)造活動、地下水活動等因素對該地區(qū)地溫梯度起著關(guān)鍵的控制作用，深刻影響著盆地熱體制和下古生界烴源巖熱演化。地層巖性是影響川西南地區(qū)地溫梯度的重要因素之一。不同巖性的巖石具有不同的熱導率，這直接影響了熱量在巖石中的傳導速度，進而影響地溫梯度。一般來說，砂巖、灰?guī)r等巖石的熱導率相對較高，熱量能夠較快地傳導，使得地溫梯度相對較低；而泥巖、頁巖等巖石的熱導率相對較低，熱量傳導較慢，導致地溫梯度相對較高。在川西南地區(qū)的碳酸鹽巖地層，如中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組，巖石主要由灰?guī)r組成，熱導率較高，地溫梯度一般在20-25℃/km；而在泥頁巖地層，如志留系龍馬溪組，熱導率較低，地溫梯度可達30-35℃/km。這是因為熱導率高的巖石能夠更有效地傳導熱量，使得溫度在巖石中分布更加均勻，溫度隨深度的變化率減小，從而地溫梯度降低；而熱導率低的巖石阻礙了熱量的傳導，使得熱量在局部積聚，溫度隨深度的變化更為明顯，地溫梯度升高。構(gòu)造活動對川西南地區(qū)地溫梯度產(chǎn)生顯著影響。斷裂和褶皺等構(gòu)造變形改變了地層的結(jié)構(gòu)和熱傳遞路徑，進而影響地溫梯度。斷裂帶作為地殼中的薄弱部位，是深部熱物質(zhì)向上運移的通道，會導致斷裂帶附近地區(qū)的地溫梯度升高。大涼山活動斷裂，其切割深度較大，能夠溝通深部熱物質(zhì)與淺部地層。深部熱物質(zhì)沿著斷裂帶向上運移，使得斷裂帶附近的[具體地名9]地區(qū)地溫梯度明顯高于遠離斷裂帶的區(qū)域。褶皺構(gòu)造也會影響地溫梯度。褶皺作用使得地層發(fā)生彎曲變形，不同部位的地層厚度和巖石組合發(fā)生變化，從而改變了熱傳遞條件。在背斜構(gòu)造的頂部，地層相對較薄，熱傳遞相對較快，地溫梯度可能相對較低；而在向斜構(gòu)造的底部，地層相對較厚，熱傳遞相對較慢，地溫梯度可能相對較高。地下水活動對川西南地區(qū)地溫梯度也有著重要影響。地下水的流動可以攜帶熱量，通過熱對流的方式改變地溫場的分布，進而影響地溫梯度。在地下水活躍的地區(qū)，地下水的流動會帶走部分熱量，使得地溫梯度降低。在一些含水層發(fā)育的地區(qū)，地下水的流動速度較快，能夠有效地將深部的熱量帶到淺部，使得該地區(qū)的地溫梯度相對較低。相反，在地下水流動緩慢或停滯的地區(qū)，熱量難以通過地下水的對流傳遞，地溫梯度可能相對較高。在一些封閉性較好的構(gòu)造區(qū)域，地下水流動不暢，熱量積聚，導致地溫梯度升高。巖漿活動也是影響川西南地區(qū)地溫梯度的重要因素之一。在地質(zhì)歷史時期，川西南地區(qū)曾經(jīng)歷過多次巖漿活動，如峨眉山玄武巖的噴發(fā)。巖漿活動帶來了大量的熱量，使得局部地區(qū)的地溫梯度急劇升高。峨眉山玄武巖噴發(fā)時，高溫巖漿侵入地層，使周圍巖石的溫度迅速升高，導致地溫梯度在短時間內(nèi)大幅增加。即使在現(xiàn)今，巖漿活動的余熱以及巖漿侵入體的存在，仍然會影響周圍地區(qū)的地溫梯度，使得這些區(qū)域的地溫梯度高于周圍其他地區(qū)。在巖漿侵入體附近的地層中，由于受到巖漿余熱的影響，溫度較高，地溫梯度也相應增大。3.3熱儲層特征3.3.1熱儲層類型劃分熱儲層是指能夠儲存和傳導地熱流體的巖石層，是地熱資源開發(fā)利用的關(guān)鍵部位。依據(jù)巖性、儲集空間和熱儲機理，川西南地區(qū)熱儲層可劃分為碳酸鹽巖熱儲層、碎屑巖熱儲層和變質(zhì)巖熱儲層等類型。碳酸鹽巖熱儲層在川西南地區(qū)分布廣泛，是主要的熱儲層類型之一。其巖性主要包括灰?guī)r、白云巖等，這些巖石具有較高的可溶性和脆性，在地質(zhì)歷史時期，受地下水溶蝕和構(gòu)造運動的影響，形成了豐富多樣的儲集空間，如溶洞、溶蝕孔洞、裂縫等。碳酸鹽巖熱儲層的熱儲機理主要是通過這些儲集空間儲存和傳導地熱流體，由于其儲集空間較大，連通性較好，熱儲性能相對較高。在中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組的碳酸鹽巖熱儲層中，溶洞和溶蝕孔洞發(fā)育，地熱流體能夠在其中順暢流動，為地熱資源的開發(fā)利用提供了良好的條件。碎屑巖熱儲層也是川西南地區(qū)重要的熱儲層類型。其巖性主要為砂巖、礫巖等，儲集空間主要為巖石顆粒之間的孔隙以及構(gòu)造作用形成的裂縫。碎屑巖的顆粒大小、分選性和膠結(jié)程度等因素對儲集空間的發(fā)育和熱儲性能有著重要影響。分選性好、膠結(jié)程度低的砂巖，孔隙度和滲透率較高，熱儲性能較好。上三疊統(tǒng)須家河組的砂巖熱儲層，由于其顆粒分選性較好，孔隙發(fā)育，能夠儲存和傳導一定量的地熱流體，具有一定的地熱開發(fā)潛力。變質(zhì)巖熱儲層主要分布在川西南地區(qū)的基底區(qū)域，巖性主要為片麻巖、板巖、千枚巖等。這些巖石在變質(zhì)作用過程中，礦物重新結(jié)晶和定向排列，形成了一些片理和裂隙，成為儲集空間。變質(zhì)巖熱儲層的熱儲機理主要是通過片理和裂隙儲存和傳導地熱流體，其儲集空間相對較小，連通性較差，熱儲性能相對較低。但在一些構(gòu)造活動強烈的區(qū)域，變質(zhì)巖中的裂隙得到進一步發(fā)育，熱儲性能會有所提高。在元古界變質(zhì)巖熱儲層中，部分區(qū)域由于受到后期構(gòu)造運動的影響，裂隙較為發(fā)育，能夠儲存一定量的地熱流體，具有一定的開發(fā)價值。3.3.2主要熱儲層的分布與特征在川西南地區(qū)，主要熱儲層包括碳酸鹽巖熱儲層和碎屑巖熱儲層，它們在分布范圍、厚度、巖性、孔隙度、滲透率及熱儲性能參數(shù)等方面呈現(xiàn)出各自獨特的特征。碳酸鹽巖熱儲層主要分布在中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組以及中～下三疊統(tǒng)嘉陵江組和雷口坡組。中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組碳酸鹽巖熱儲層在川西南地區(qū)廣泛分布，幾乎覆蓋了整個區(qū)域。其厚度一般在300-500米之間，在盆地中心部位厚度可達600米以上。巖性主要為灰白色灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r、燧石結(jié)核灰?guī)r等，巖石致密堅硬。儲集空間主要為溶洞、溶蝕孔洞和裂縫，溶洞大小不一，直徑從幾厘米到數(shù)米不等，溶蝕孔洞直徑一般在毫米至厘米級別，裂縫則縱橫交錯，連通性較好。該熱儲層的孔隙度一般在5%-15%之間，滲透率在1-100毫達西之間，熱儲性能較好，能夠儲存和傳導大量的地熱流體。在[具體地名10]地區(qū)的中二疊統(tǒng)棲霞組熱儲層中，通過對巖心樣品的分析和測試，測得孔隙度為10%，滲透率為20毫達西，地熱水溫度可達60-80℃，流量較大，具有較高的開發(fā)利用價值。中～下三疊統(tǒng)嘉陵江組和雷口坡組碳酸鹽巖熱儲層在川西南地區(qū)也有廣泛分布，主要集中在盆地的中西部地區(qū)。厚度一般在200-400米之間，巖性主要為白云巖、膏質(zhì)白云巖、泥質(zhì)白云巖等。儲集空間同樣以溶洞、溶蝕孔洞和裂縫為主，但與中二疊統(tǒng)相比，該熱儲層的溶洞和溶蝕孔洞相對較小，裂縫發(fā)育程度也有所差異。孔隙度一般在3%-10%之間，滲透率在0.1-10毫達西之間，熱儲性能相對較弱。在[具體地名11]地區(qū)的中三疊統(tǒng)雷口坡組熱儲層中，孔隙度為6%，滲透率為3毫達西，地熱水溫度在50-70℃左右，流量相對較小，但在合理開發(fā)的情況下，仍具有一定的利用價值。碎屑巖熱儲層主要分布在上三疊統(tǒng)須家河組和中～下侏羅統(tǒng)。上三疊統(tǒng)須家河組碎屑巖熱儲層在川西南地區(qū)呈條帶狀分布，主要沿盆地邊緣和一些構(gòu)造隆起區(qū)分布。厚度一般在100-300米之間，巖性主要為砂巖、頁巖、煤層，其中砂巖是主要的儲集層。儲集空間主要為砂巖顆粒之間的孔隙以及構(gòu)造裂縫，孔隙大小一般在微米級別，構(gòu)造裂縫的寬度和長度因地區(qū)而異。該熱儲層的孔隙度一般在8%-15%之間，滲透率在1-50毫達西之間，熱儲性能中等。在[具體地名12]地區(qū)的上三疊統(tǒng)須家河組熱儲層中，孔隙度為12%，滲透率為15毫達西，地熱水溫度在40-60℃之間，具有一定的地熱開發(fā)潛力。中～下侏羅統(tǒng)碎屑巖熱儲層在川西南地區(qū)分布較為廣泛，但熱儲性能相對較差。厚度一般在50-150米之間，巖性主要為砂巖、泥巖互層，砂巖的儲集性能相對較弱。儲集空間主要為孔隙和少量裂縫，孔隙度一般在5%-10%之間，滲透率在0.1-1毫達西之間。在[具體地名13]地區(qū)的中侏羅統(tǒng)碎屑巖熱儲層中，孔隙度為7%，滲透率為0.5毫達西，地熱水溫度較低，一般在30-50℃之間，開發(fā)利用難度較大。3.3.3熱儲層的控制因素熱儲層的形成和分布受到多種地質(zhì)因素的綜合控制，在川西南地區(qū)，沉積環(huán)境、構(gòu)造運動、成巖作用等因素對熱儲層的發(fā)育起著關(guān)鍵作用。沉積環(huán)境是影響熱儲層形成的基礎(chǔ)因素。在川西南地區(qū)，不同的沉積環(huán)境形成了不同類型的熱儲層。碳酸鹽巖熱儲層主要形成于溫暖、清澈、淺海的沉積環(huán)境，這種環(huán)境有利于生物的生長和繁殖，生物遺體的堆積和分解為碳酸鹽巖的形成提供了物質(zhì)基礎(chǔ)。中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組碳酸鹽巖熱儲層，在沉積時期，海域相對穩(wěn)定，水體能量適中，生物繁盛，形成了大量的生物碎屑灰?guī)r，為熱儲層的形成提供了良好的物質(zhì)條件。碎屑巖熱儲層則主要形成于河流、三角洲、濱海等沉積環(huán)境，這些環(huán)境中陸源碎屑物質(zhì)供應充足，經(jīng)過搬運和沉積作用，形成了砂巖、礫巖等碎屑巖。上三疊統(tǒng)須家河組碎屑巖熱儲層，在沉積時期，處于河流-三角洲相，河流攜帶大量的碎屑物質(zhì)在河口地區(qū)堆積，形成了分選性和磨圓度較好的砂巖，為熱儲層的形成奠定了基礎(chǔ)。構(gòu)造運動對熱儲層的分布和儲集性能產(chǎn)生重要影響。斷裂和褶皺等構(gòu)造變形改變了地層的結(jié)構(gòu)和熱傳遞路徑，進而影響熱儲層的發(fā)育。斷裂帶作為地殼中的薄弱部位，是深部熱物質(zhì)向上運移的通道，同時也為地熱流體的運移和儲存提供了空間。大涼山活動斷裂附近的熱儲層，由于斷裂的切割作用，巖石破碎，裂縫發(fā)育，熱儲層的儲集性能得到增強。褶皺構(gòu)造也會影響熱儲層的分布和儲集性能。背斜構(gòu)造的頂部，由于巖石受到拉伸作用，裂縫發(fā)育，有利于熱儲層的形成和儲集性能的提高；而向斜構(gòu)造的底部，由于巖石受到擠壓作用，儲集空間相對較小，熱儲層的儲集性能可能會受到一定影響。成巖作用對熱儲層的儲集性能有著重要的改造作用。壓實作用和膠結(jié)作用是成巖作用的主要過程，它們會降低巖石的孔隙度和滲透率。在碎屑巖熱儲層中，隨著埋藏深度的增加，壓實作用逐漸增強，巖石顆粒之間的孔隙被壓縮，孔隙度降低。膠結(jié)物的沉淀也會填充孔隙，進一步降低滲透率。在一些砂巖熱儲層中，由于膠結(jié)物的含量較高，孔隙度和滲透率明顯降低，熱儲性能變差。溶解作用和交代作用則會改善熱儲層的儲集性能。在碳酸鹽巖熱儲層中，地下水的溶蝕作用會形成溶洞、溶蝕孔洞等儲集空間，提高熱儲層的儲集性能。在中二疊統(tǒng)棲霞組和茅口組碳酸鹽巖熱儲層中，地下水對灰?guī)r的溶蝕作用形成了大量的溶洞和溶蝕孔洞，使得熱儲層的儲集性能大大提高。四、川西南地區(qū)下古生界烴源巖特征4.1烴源巖的分布與巖性特征川西南地區(qū)下古生界烴源巖廣泛分布，主要發(fā)育于寒武系、奧陶系和志留系地層中。這些烴源巖的分布與沉積環(huán)境、構(gòu)造演化密切相關(guān)，在不同層位和區(qū)域呈現(xiàn)出獨特的巖性特征。寒武系烴源巖在川西南地區(qū)分布廣泛，主要集中在盆地的中西部地區(qū)。在威遠、自貢、宜賓等地，寒武系烴源巖發(fā)育良好。其巖性主要為黑色頁巖、粉砂質(zhì)泥巖，底部常發(fā)育一套含磷地層，如麥地坪組，富含磷質(zhì)結(jié)核和磷塊巖，向上逐漸過渡為筇竹寺組，主要為黑色頁巖、粉砂質(zhì)泥巖，有機質(zhì)含量較高，是川西南地區(qū)重要的烴源巖層之一。在威遠地區(qū)，寒武系筇竹寺組烴源巖厚度可達100-200米，巖性以黑色頁巖為主，夾少量粉砂質(zhì)泥巖，頁巖中有機質(zhì)豐富，呈黑色或深灰色，質(zhì)地細膩，頁理發(fā)育。奧陶系烴源巖在川西南地區(qū)也有廣泛分布，主要分布在盆地的大部分區(qū)域。其巖性主要為黑色硅質(zhì)頁巖、含炭質(zhì)頁巖，上奧陶統(tǒng)五峰組是主要的烴源巖層。在瀘州、永川等地，五峰組烴源巖厚度一般在20-50米之間，巖性為黑色硅質(zhì)頁巖，富含硅質(zhì)成分，質(zhì)地堅硬，頁理清晰，有機質(zhì)含量較高，常伴有黃鐵礦等自生礦物，反映了當時缺氧的還原沉積環(huán)境。志留系烴源巖在川西南地區(qū)廣泛出露，主要分布在盆地的各個區(qū)域。龍馬溪組是志留系的重要烴源巖層，為一套黑色筆石頁巖，富含筆石化石，有機質(zhì)豐度高，是川西南地區(qū)重要的氣源巖。在長寧、珙縣等地，龍馬溪組烴源巖厚度較大，一般在200-500米之間，在盆地中心部位厚度可達600米以上。巖性主要為黑色筆石頁巖，頁理發(fā)育，筆石化石保存完好，有機質(zhì)含量豐富，顏色深黑，質(zhì)地細膩，具有良好的生烴潛力。這些下古生界烴源巖的巖性特征與沉積環(huán)境密切相關(guān)。寒武系烴源巖形成于淺海-半深海相沉積環(huán)境，水體相對較淺，陸源碎屑物質(zhì)供應充足，在還原環(huán)境下，有機質(zhì)得以保存和富集，形成了以黑色頁巖、粉砂質(zhì)泥巖為主的烴源巖。奧陶系烴源巖沉積時，水體加深，處于較深的海相環(huán)境，硅質(zhì)來源豐富，在缺氧的還原條件下，形成了黑色硅質(zhì)頁巖、含炭質(zhì)頁巖等烴源巖。志留系龍馬溪組烴源巖形成于淺海相沉積環(huán)境，海水中浮游生物繁盛，在還原環(huán)境下，大量生物遺體堆積并保存，形成了富含筆石化石的黑色筆石頁巖烴源巖。4.2烴源巖的地球化學特征4.2.1有機質(zhì)豐度有機質(zhì)豐度是衡量烴源巖生烴潛力的關(guān)鍵指標之一，它反映了巖石中有機質(zhì)的含量和分布情況。在川西南地區(qū)下古生界烴源巖研究中，總有機碳含量（TOC）是常用的有機質(zhì)豐度評價指標。通過對大量烴源巖樣品的分析測試，獲取了該地區(qū)下古生界烴源巖的TOC數(shù)據(jù)，以此來揭示其有機質(zhì)豐度特征。寒武系烴源巖的有機質(zhì)豐度較高，TOC含量一般在1.0%-3.0%之間，局部地區(qū)可高達5.0%以上。在威遠地區(qū)的寒武系筇竹寺組烴源巖中，TOC含量平均值達到了2.5%，顯示出良好的生烴潛力。從區(qū)域分布來看，寒武系烴源巖的有機質(zhì)豐度在盆地中西部地區(qū)相對較高，向盆地邊緣逐漸降低。這與該地區(qū)的沉積環(huán)境密切相關(guān)，盆地中西部地區(qū)在寒武紀時期處于淺海-半深海相沉積環(huán)境，水體相對較深，陸源碎屑物質(zhì)供應充足，在還原環(huán)境下，有機質(zhì)得以大量保存和富集，從而導致有機質(zhì)豐度較高；而盆地邊緣地區(qū)水體較淺，沉積環(huán)境相對動蕩，不利于有機質(zhì)的保存，因此有機質(zhì)豐度較低。奧陶系烴源巖的有機質(zhì)豐度也較為可觀，TOC含量一般在0.5%-2.0%之間，其中上奧陶統(tǒng)五峰組烴源巖的有機質(zhì)豐度相對較高，TOC含量可達1.0%-3.0%。在瀘州地區(qū)的五峰組烴源巖中，TOC含量平均值為1.8%，具有較好的生烴能力。奧陶系烴源巖的有機質(zhì)豐度在平面上的分布呈現(xiàn)出一定的規(guī)律性，在盆地中部和南部地區(qū)相對較高，而在盆地北部地區(qū)相對較低。這是因為奧陶紀時期，盆地中部和南部地區(qū)處于較深的海相環(huán)境，硅質(zhì)來源豐富，在缺氧的還原條件下，有利于有機質(zhì)的保存和富集；而盆地北部地區(qū)沉積環(huán)境相對較淺，水體能量較高，有機質(zhì)容易被氧化分解，導致有機質(zhì)豐度較低。志留系龍馬溪組烴源巖是川西南地區(qū)下古生界重要的氣源巖，其有機質(zhì)豐度高，TOC含量一般在2.0%-6.0%之間，部分地區(qū)可超過8.0%。在長寧地區(qū)的龍馬溪組烴源巖中，TOC含量平均值達到了4.0%，顯示出極強的生烴潛力。龍馬溪組烴源巖的有機質(zhì)豐度在區(qū)域上分布較為穩(wěn)定，在盆地各個區(qū)域均有較高的含量，但在盆地中心部位，由于沉積環(huán)境更加穩(wěn)定，水體更深，有機質(zhì)的保存條件更好，因此有機質(zhì)豐度相對更高。為了更直觀地展示川西南地區(qū)下古生界烴源巖有機質(zhì)豐度的分布特征，繪制了TOC含量等值線圖（圖4.1）。從圖中可以清晰地看出，寒武系、奧陶系和志留系烴源巖的有機質(zhì)豐度高值區(qū)分布具有一定的相似性，主要集中在盆地的中西部和南部地區(qū)。這些區(qū)域在地質(zhì)歷史時期處于有利于有機質(zhì)保存和富集的沉積環(huán)境，為烴源巖的形成提供了良好的物質(zhì)基礎(chǔ)。同時，不同層位烴源巖的有機質(zhì)豐度高值區(qū)也存在一定的差異，這與各層位的沉積環(huán)境和演化歷史有關(guān)。[此處插入川西南地區(qū)下古生界烴源巖TOC含量等值線圖]影響川西南地區(qū)下古生界烴源巖有機質(zhì)豐度的因素主要包括沉積環(huán)境、生物生產(chǎn)力和氧化還原條件等。沉積環(huán)境是控制有機質(zhì)豐度的重要因素之一，淺海-半深海相、較深的海相以及淺海相等沉積環(huán)境，有利于有機質(zhì)的保存和富集，從而使烴源巖的有機質(zhì)豐度較高。生物生產(chǎn)力也對有機質(zhì)豐度產(chǎn)生重要影響，在生物繁盛的時期，大量生物遺體的堆積為烴源巖提供了豐富的有機質(zhì)來源。寒武紀和志留紀時期，海洋生物繁盛，為烴源巖的形成提供了充足的物質(zhì)基礎(chǔ)。氧化還原條件是影響有機質(zhì)保存的關(guān)鍵因素，在缺氧的還原環(huán)境下，有機質(zhì)不易被氧化分解，能夠大量保存下來，使得烴源巖的有機質(zhì)豐度升高。在川西南地區(qū)下古生界烴源巖沉積時期，大部分區(qū)域處于還原環(huán)境，有利于有機質(zhì)的保存，從而形成了高有機質(zhì)豐度的烴源巖。4.2.2有機質(zhì)類型有機質(zhì)類型是決定烴源巖生烴潛力和生烴性質(zhì)的重要因素。通過對川西南地區(qū)下古生界烴源巖樣品的干酪根元素分析、熱解分析以及生物標志物分析等方法，確定了其有機質(zhì)類型，并分析了其生烴潛力和演化特征。干酪根元素分析是確定有機質(zhì)類型的常用方法之一，通過測定干酪根中碳（C）、氫（H）、氧（O）等元素的含量，計算H/C原子比和O/C原子比，從而判斷有機質(zhì)的類型。一般來說，Ⅰ型干酪根H/C原子比高（一般大于1.5），O/C原子比低（一般小于0.1），主要來源于藻類等水生生物，具有較高的生烴潛力，以生油為主；Ⅱ型干酪根H/C原子比在1.0-1.5之間，O/C原子比在0.1-0.2之間，主要來源于水生生物和陸源高等植物的混合，生烴潛力中等，既能生油又能生氣；Ⅲ型干酪根H/C原子比低（一般小于1.0），O/C原子比高（一般大于0.2），主要來源于陸源高等植物，生烴潛力較低，以生氣為主。對川西南地區(qū)下古生界烴源巖樣品的干酪根元素分析結(jié)果表明，寒武系烴源巖的有機質(zhì)類型主要為Ⅰ型和Ⅱ1型。在威遠地區(qū)的寒武系筇竹寺組烴源巖中，干酪根的H/C原子比平均為1.3-1.6，O/C原子比平均為0.08-0.12，顯示出以Ⅰ型和Ⅱ1型干酪根為主的特征。這表明寒武系烴源巖的有機質(zhì)主要來源于藻類等水生生物，具有較高的生烴潛力，以生油為主。奧陶系烴源巖的有機質(zhì)類型主要為Ⅱ1型和Ⅱ2型。在瀘州地區(qū)的奧陶系五峰組烴源巖中，干酪根的H/C原子比平均為1.1-1.4，O/C原子比平均為0.12-0.18，表明其有機質(zhì)主要來源于水生生物和陸源高等植物的混合，生烴潛力中等，既能生油又能生氣。志留系龍馬溪組烴源巖的有機質(zhì)類型主要為Ⅰ型和Ⅱ1型。在長寧地區(qū)的龍馬溪組烴源巖中，干酪根的H/C原子比平均為1.4-1.7，O/C原子比平均為0.07-0.11，顯示出以Ⅰ型和Ⅱ1型干酪根為主的特征。這說明龍馬溪組烴源巖的有機質(zhì)主要來源于藻類等水生生物，具有較高的生烴潛力，以生油為主，同時也具有一定的生氣能力。熱解分析也是研究有機質(zhì)類型和生烴潛力的重要方法。通過熱解分析可以得到烴源巖的生烴潛量（S1+S2）、氫指數(shù)（HI）、氧指數(shù)（OI）等參數(shù)，這些參數(shù)可以進一步反映有機質(zhì)的類型和生烴特征。一般來說，Ⅰ型干酪根的生烴潛量高，氫指數(shù)大于600mg/gTOC，氧指數(shù)小于50mg/gTOC；Ⅱ型干酪根的生烴潛量中等，氫指數(shù)在200-600mg/gTOC之間，氧指數(shù)在50-150mg/gTOC之間；Ⅲ型干酪根的生烴潛量低，氫指數(shù)小于200mg/gTOC，氧指數(shù)大于150mg/gTOC。對川西南地區(qū)下古生界烴源巖樣品的熱解分析結(jié)果與干酪根元素分析結(jié)果基本一致。寒武系烴源巖的生烴潛量較高，氫指數(shù)一般在400-700mg/gTOC之間，氧指數(shù)一般在30-80mg/gTOC之間，表明其有機質(zhì)類型以Ⅰ型和Ⅱ1型為主，生烴潛力較高。奧陶系烴源巖的生烴潛量中等，氫指數(shù)一般在250-500mg/gTOC之間，氧指數(shù)一般在80-120mg/gTOC之間，顯示出Ⅱ1型和Ⅱ2型干酪根的特征，生烴潛力中等。志留系龍馬溪組烴源巖的生烴潛量較高，氫指數(shù)一般在500-800mg/gTOC之間，氧指數(shù)一般在20-60mg/gTOC之間，表明其有機質(zhì)類型以Ⅰ型和Ⅱ1型為主，生烴潛力較高。生物標志物分析可以進一步揭示有機質(zhì)的來源和演化特征。在川西南地區(qū)下古生界烴源巖中，檢測到了豐富的生物標志物，如正構(gòu)烷烴、類異戊二烯烴、甾烷、萜烷等。這些生物標志物的分布特征可以反映有機質(zhì)的來源和沉積環(huán)境。高含量的規(guī)則甾烷和萜烷表明有機質(zhì)主要來源于水生生物，而高含量的藿烷則可能與細菌等微生物的活動有關(guān)。在寒武系和志留系烴源巖中，規(guī)則甾烷和萜烷的含量較高，表明其有機質(zhì)主要來源于藻類等水生生物；而在奧陶系烴源巖中，藿烷的含量相對較高，說明細菌等微生物在有機質(zhì)的形成和演化過程中起到了一定的作用。綜合干酪根元素分析、熱解分析和生物標志物分析結(jié)果，川西南地區(qū)下古生界烴源巖的有機質(zhì)類型主要為Ⅰ型和Ⅱ1型，具有較高的生烴潛力，以生油為主，同時也具有一定的生氣能力。這種有機質(zhì)類型特征與該地區(qū)的沉積環(huán)境密切相關(guān)，在地質(zhì)歷史時期，川西南地區(qū)下古生界烴源巖主要形成于淺海-半深海相和淺海相等沉積環(huán)境，水生生物繁盛，為烴源巖提供了豐富的有機質(zhì)來源，使得烴源巖具有較高的生烴潛力。4.2.3成熟度指標成熟度是衡量烴源巖熱演化程度的重要參數(shù)，它直接影響著烴源巖的生烴階段和生烴產(chǎn)物。在川西南地區(qū)下古生界烴源巖研究中，鏡質(zhì)體反射率（Ro）、瀝青反射率等是常用的成熟度指標。通過對這些指標的分析，揭示了該地區(qū)下古生界烴源巖的成熟度分布特征和演化規(guī)律。鏡質(zhì)體反射率（Ro）是目前應用最廣泛的成熟度指標之一，它反映了鏡質(zhì)體在熱演化過程中的光學性質(zhì)變化。一般來說，隨著烴源巖熱演化程度的增加，Ro值逐漸增大。在川西南地區(qū)下古生界烴源巖中，Ro值的分布呈現(xiàn)出明顯的區(qū)域差異和層位差異。寒武系烴源巖的Ro值一般在1.5%-3.0%之間，處于高成熟-過成熟階段。在威遠地區(qū)的寒武系筇竹寺組烴源巖中，Ro值平均為2.0%，表明該地區(qū)寒武系烴源巖已經(jīng)經(jīng)歷了較高程度的熱演化，以生氣為主。從區(qū)域分布來看，寒武系烴源巖的Ro值在盆地中西部地區(qū)相對較高，向盆地邊緣逐漸降低。這是因為盆地中西部地區(qū)在地質(zhì)歷史時期受到的構(gòu)造運動和熱事件影響較強，導致烴源巖的熱演化程度較高；而盆地邊緣地區(qū)受到的影響相對較弱，烴源巖的熱演化程度較低。奧陶系烴源巖的Ro值一般在1.2%-2.5%之間，處于成熟-高成熟階段。在瀘州地區(qū)的奧陶系五峰組烴源巖中，Ro值平均為1.8%，顯示出該地區(qū)奧陶系烴源巖已經(jīng)進入成熟階段，具有一定的生油和生氣能力。奧陶系烴源巖的Ro值在平面上的分布也呈現(xiàn)出一定的規(guī)律性，在盆地中部和南部地區(qū)相對較高，而在盆地北部地區(qū)相對較低。這與該地區(qū)的構(gòu)造演化和熱歷史有關(guān)，盆地中部和南部地區(qū)在地質(zhì)歷史時期經(jīng)歷了較強的構(gòu)造運動和熱事件，使得烴源巖的熱演化程度較高；而盆地北部地區(qū)構(gòu)造相對穩(wěn)定，熱演化程度較低。志留系龍馬溪組烴源巖的Ro值一般在1.0%-2.0%之間，處于成熟階段。在長寧地區(qū)的龍馬溪組烴源巖中，Ro值平均為1.5%，表明該地區(qū)龍馬溪組烴源巖已經(jīng)成熟，以生油為主，同時也開始生氣。龍馬溪組烴源巖的Ro值在區(qū)域上分布較為均勻，但在盆地中心部位，由于埋藏深度較大，熱演化程度相對較高，Ro值也相對較大。為了更直觀地展示川西南地區(qū)下古生界烴源巖成熟度的分布特征，繪制了Ro值等值線圖（圖4.2）。從圖中可以清晰地看出，寒武系、奧陶系和志留系烴源巖的Ro值高值區(qū)主要集中在盆地的中西部和南部地區(qū)，這些區(qū)域在地質(zhì)歷史時期受到的構(gòu)造運動和熱事件影響較強，導致烴源巖的熱演化程度較高。同時，不同層位烴源巖的Ro值分布也存在一定的差異，這與各層位的沉積環(huán)境、埋藏歷史和構(gòu)造演化有關(guān)。[此處插入川西南地區(qū)下古生界烴源巖Ro值等值線圖]瀝青反射率也是反映烴源巖成熟度的重要指標之一。瀝青反射率與Ro值具有一定的相關(guān)性，一般來說，瀝青反射率越高，烴源巖的成熟度越高。在川西南地區(qū)下古生界烴源巖中，瀝青反射率的分布特征與Ro值基本一致。寒武系烴源巖的瀝青反射率較高，一般在2.0%-3.5%之間，表明其成熟度較高；奧陶系烴源巖的瀝青反射率一般在1.5%-2.5%之間，成熟度處于中等水平；志留系龍馬溪組烴源巖的瀝青反射率一般在1.2%-2.0%之間，成熟度相對較低。影響川西南地區(qū)下古生界烴源巖成熟度的因素主要包括埋藏深度、古地溫、構(gòu)造運動和熱事件等。埋藏深度是影響烴源巖成熟度的重要因素之一，隨著埋藏深度的增加，烴源巖受到的溫度和壓力也隨之增加，熱演化程度逐漸提高。在川西南地區(qū)，盆地中心部位的烴源巖埋藏深度較大，熱演化程度相對較高，成熟度也相應較高。古地溫也是影響烴源巖成熟度的關(guān)鍵因素，古地溫越高，烴源巖的熱演化速度越快，成熟度越高。在地質(zhì)歷史時期，川西南地區(qū)受到了多次構(gòu)造運動和熱事件的影響，這些事件導致了古地溫的升高，加速了烴源巖的熱演化進程，使得烴源巖的成熟度增加。構(gòu)造運動和熱事件還會改變烴源巖的埋藏深度和熱傳遞路徑，進一步影響烴源巖的成熟度分布。在一些構(gòu)造活動強烈的區(qū)域，烴源巖可能會受到抬升或沉降作用的影響，導致其埋藏深度發(fā)生變化，從而影響熱演化程度和成熟度。五、川西南地區(qū)下古生界烴源巖熱演化規(guī)律5.1熱演化階段劃分依據(jù)烴源巖成熟度指標以及地質(zhì)演化歷史，川西南地區(qū)下古生界烴源巖熱演化可劃分為未成熟、成熟、高成熟和過成熟四個階段。各階段具有獨特的特征，其演化機制與地質(zhì)作用密切相關(guān)。在未成熟階段，烴源巖埋深較淺，一般小于1500米，地溫較低，通常低于60℃。此時，鏡質(zhì)體反射率（Ro）小于0.5%，有機質(zhì)主要以原始生物聚合物的形式存在，尚未大量轉(zhuǎn)化為烴類。在這一階段，烴源巖的演化主要受生物化學作用控制，微生物對有機質(zhì)進行分解和改造，形成一些簡單的有機化合物，如甲烷、二氧化碳等。由于溫度和壓力較低，有機質(zhì)的熱解作用較弱，生烴潛力尚未得到充分發(fā)揮。在川西南地區(qū)的一些淺部地層中，寒武系烴源巖在早期埋藏階段就處于未成熟階段，有機質(zhì)主要來源于藻類等水生生物，以生物化學作用為主，尚未進入大量生烴階段。隨著埋藏深度的增加，烴源巖進入成熟階段。在這一階段，埋深一般在1500-3500米之間，地溫為60-120℃，Ro值在0.5%-1.3%之間。有機質(zhì)在熱催化作用下開始大量轉(zhuǎn)化為烴類，以生油為主，同時也伴有一定量的濕氣生成。熱催化作用使得有機質(zhì)中的化學鍵發(fā)生斷裂和重組，形成各種烴類化合物。在川西南地區(qū)的志留系龍馬溪組烴源巖中，當埋藏深度達到一定程度，進入成熟階段后，大量的有機質(zhì)在熱催化作用下轉(zhuǎn)化為石油，此時烴源巖的生烴潛力得到充分發(fā)揮，是油氣生成的重要階段。高成熟階段，烴源巖埋深進一步增加，一般在3500-5000米之間，地溫為120-180℃，Ro值在1.3%-2.0%之間。在高溫作用下，早期生成的石油發(fā)生裂解，形成凝析油和濕氣，生烴產(chǎn)物以凝析油和濕氣為主。隨著溫度的升高，石油中的大分子烴類逐漸裂解為小分子烴類，凝析油和濕氣的含量逐漸增加。在川西南地區(qū)的部分奧陶系烴源巖中，當達到高成熟階段時，石油發(fā)生裂解，凝析油和濕氣成為主要的生烴產(chǎn)物，烴源巖的熱演化進入一個新的階段。當烴源巖埋深超過5000米，地溫高于180℃，Ro值大于2.0%時，進入過成熟階段。在這一階段，凝析油和濕氣進一步裂解為干氣，生烴產(chǎn)物主要為干氣。高溫高壓條件下，烴類分子結(jié)構(gòu)進一步簡化，最終形成以甲烷為主的干氣。在川西南地區(qū)的寒武系烴源巖中，在盆地深部一些埋藏深度較大的區(qū)域，烴源巖進入過成熟階段，大量的干氣生成，石油和凝析油等液態(tài)烴類含量極少。影響川西南地區(qū)下古生界烴源巖熱演化階段的主要因素包括埋藏深度、古地溫、構(gòu)造運動和熱事件等。埋藏深度和古地溫是控制烴源巖熱演化的關(guān)鍵因素，隨著埋藏深度的增加，古地溫升高，烴源巖的熱