南海礼乐盆地礁体水热循环及其对地温场的影响

2021-02-23任自强施小斌杨小秋谌永强盛冲许鹤华

地球物理学报 2021年2期

任自强，施小斌，杨小秋，谌永强，盛冲，许鹤华

1 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室，中国科学院南海海洋研究所，广州 510301 2 中国科学院南海生态环境工程创新研究院，广州 510301 3 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州)，广州 511458 4 中国科学院大学，北京 100049

0 引言

大地热流是用以研究岩石圈深部热状态和地球动力学以及评价油气资源潜力的重要参数(汪集旸等，2015).南海作为西太平洋最大、也是少数几个发育洋壳的边缘海之一，自20世纪70年代以来，已经积累了大量的热流数据(如，Sclater et al.，1976；饶春涛等，1991；Nissen et al.，1995；Shyu et al.，1998；He et al.，2002；Shi et al.，2003，2017；Yuan et al.，2009；李亚敏等，2010；徐行等，2018a，2018b).这些热流数据为深入认识南海及其盆地形成演化、深部地质过程及油气潜力提供了重要的数据基础(张健和宋海斌，2001；He et al.，2001；张功成等，2010；唐晓音等，2014b；Shi et al.，2017；罗静兰等，2019；胡圣标等，2019).但是，南海现有热流站位分布仍很不均一，特别是在南海内部陆块如南沙、中沙、西沙海域，热流站位非常稀少(He et al.，2001；Shi et al.，2003)，缺乏现今热流的约束对这些区域的深部热状态和构造演化的研究以及相关盆地的油气资源评价显然是不利的.

礼乐盆地是位于南沙海域东北部(图1)的新生代大型裂陷盆地(杨树春等，2009；孙龙涛等，2010；吴智平等，2018)，具有较好的油气资源潜力，是我国未来油气增储上产的重要盆地之一(张亚震等，2018).礼乐盆地现有7口钻井，均位于盆地东北部的礼乐滩礁体发育区.王丽芳等(2020)收集到其中5口钻井的测温数据(图2)，这些测温数据为了解礼乐盆地和南沙地块热体制提供了宝贵的依据.国际热流委员会热流数据库(http:∥www.heatflow.org)收录了其中2口钻井(A-1和S-1)的地温梯度和热流值，两口钻井的地温梯度均为9 ℃·km-1，热流值分别为26 mW·m-2和23 mW·m-2(Pollack et al.，1993)，这些低热流值与礼乐盆地的新生代裂陷盆地热状态并不匹配(Allen and Allen，2005；施小斌等，2020).构造热演化数值计算也表明，礼乐盆地现今应具有较高的热流值(杨树春等，2009；赵长煜等，2014；Tang et al.，2014a；施小斌等，2020).王丽芳等(2020)依据5口钻井的温度数据以及过井剖面的构造热演化模拟提出，钻井所在的礁体发育区地温场受到了高孔高渗礁体与周围低温海水热交换的扰动(图3、4)，钻井测温数据因水热交换作用而明显降低，无法直接代表该区域的深部热状态.

为了从这批宝贵的钻井测温数据中获取礼乐盆地深部热状态的信息，本文以一条过礼乐滩礁体钻井区的剖面为基础构建地质模型，利用COMSOL多物理场耦合软件模拟礁体与周围海水的热交换过程，分析热交换过程的主要影响因素，获取礁体发育区深部地热信息.

1 地质背景

新生代礼乐盆地是发育在南沙地块东北部的大型裂陷盆地，其北侧为南海海盆，西侧为礼乐西海槽(图1).礼乐盆地新生代演化过程可分为张裂阶段、漂移阶段和坳陷阶段(孙龙涛等，2010；方鹏高等，2015；吴智平等，2018；段亮等，2018).一般认为，在张裂阶段(古新世-早渐新世)，礼乐地块与南海北部陆缘一起经历了广泛的张裂作用，礼乐盆地发育厚层海相碎屑岩地层(图3)；漂移阶段(晚渐新世-早中新世)，在与南海北部陆缘裂离后，礼乐地块随着南海海底扩张向南漂移，在礼乐盆地裂谷肩部、海山和礼乐滩等局部高位浅水区域发育碳酸盐岩台地和礁灰岩(Steuer et al.，2014；Ding et al.，2015；方鹏高等，2015)，直至早中新世末期，礼乐、巴拉望等陆块与其南侧块体发生碰撞而停留在现今位置；中中新世以来，随着南海海底扩张停止，礼乐盆地进入坳陷阶段，礼乐滩等构造隆起区仍以碳酸盐岩及生物礁沉积为主，凹陷区为碎屑岩沉积(Taylor and Hayes，1980，1983；孙龙涛等，2010；左倩媚等，2019).

图1 (a)礼乐盆地位置图； (b) 研究区海底地形及钻井位置a图中黑色曲线为礼乐盆地范围, 数字1、2、3和4分别是北1凹陷、北2凹陷、北3凹陷和北部低凸起；b图中蓝色点为礼乐滩钻井，黑色曲线为等水深线，黑色粗线为图4礼乐滩过井剖面位置.Fig.1 (a) Location of the Liyue Basin; (b) Bathymetry in the study area with the locations of drillsIn (a), the solid black curve shows the range of Liyue Basin; Numbers 1,2,3 and 4 denote the Bei 1 Sag, Bei 2 Sag, Bei 3 Sag and Bei 1 Low Rise, respectively. In (b), the blue points show the locations of the drills in Reed Bank, the black curves are bathymetric lines, and the thick line shows the profile location in Fig.4.

依据新生代基底构造和裂陷期残留地层厚度展布，礼乐盆地自北向南可分为北部坳陷、中部隆起和南部坳陷3个一级构造单元，其中北部坳陷又进一步分为北1凹陷、北2凹陷、北3凹陷及北部低凸起(图1；裴健翔等，2020).依据重力反演和深部地壳结构探测结果，南部坳陷地壳厚度一般小于18 km，拉张因子大于1.9；北部坳陷地壳厚度介于10～28 km之间，其中北1凹陷沉积中心地壳厚度最小，地壳拉张因子超过3.0，北部低凸起区地壳厚度一般介于22～28 km，拉张因子介于1.2～1.7(裴健翔等，2020).地壳厚度和拉张因子的变化显示礼乐盆地张裂阶段经历了地壳强烈伸展减薄的裂陷过程.盆地构造热演化研究显示，礼乐盆地现今热状态主要受张裂期拉张减薄作用的控制，热流在早渐新世末达到最高，而后缓慢衰减，现今基底热流一般介于55～75 mW·m-2，海底热流介于60～70 mW·m-2.礁体发育区因礁体内部地温场受到扰动，表层热流可能出现负值(施小斌等，2020；王丽芳等，2020).

图2 礼乐滩钻井温度随深度的变化钻井位置见图1b，温度数据源自王丽芳等(2020).黑色实线为S-1井测温曲线分段拟合结果.Fig.2 Observed temperature data versus depth of the drillings in the Reed BankLocations of the drills are shown in Fig.1b. Temperature data are after Wang et al. (2020). Black solid lines are the piecewise least squares fitting lines according to the observed temperature data of drilling S-1.

图3 S-1井岩性柱状图据Taylor and Hayes(1980)，孙龙涛等(2010)和裴健翔等(2020).Fig.3 Stratigraphic chart of drilling S-1After Taylor and Hayes (1980), Sun et al. (2010) and Pei et al. (2020).

礼乐盆地发育有中生界和新生界两套地层，钻井自下而上揭露的地层有白垩系、古新统、始新统、渐新统、中新统、上新统以及第四系，这些地层均为滨、浅海-半深海相碎屑岩和碳酸盐岩沉积(Taylor and Hayes，1980，1983；图3).依据钻井资料，礼乐滩海域自T70(28.4 Ma左右)以来，持续发育碳酸盐台地和礁灰岩.不同区域礁体厚度有些差异，如S-1、S-2和S-3钻井揭示的礁体厚度约为2100 m，K-1和B-1揭示的礁体厚度约为2500 m，而A-1的礁体厚度约为1500 m(王丽芳等，2020).钻井处礁体水深一般不足100 m，礁盘周围海底水深约为1600 m(图1).礁体发育成岩过程中，很可能因海平面变化及构造运动而出露地表，在淡水淋滤等多种因素作用下发育高孔高渗碳酸盐岩(时志强等，2016；王振峰等，2015).如位于西沙永兴岛的全取芯钻井西科1井，揭示了自23 Ma生长至今的1257 m厚礁灰岩，礁体孔隙度最大为49.24%，渗透率介于0.05～15000×10-15m2之间(朱伟林等，2015；张道军等，2015；罗威等，2018).

2 钻井测温数据

图2是王丽芳等(2020)收集的5口钻井的测温-深度数据.其中仅钻井S-3有BHT和DST温度，B-1井测温数据为最大电缆测井温度，其余3口钻井均为BHT温度.最大测温深度约为4300 m，测量温度介于15～90 ℃之间(图2).其中3000 m以上温度较低，最高不超过60 ℃，与海底间的平均地温梯度仅约10 ℃·km-1，明显低于相邻凹陷区；3000 m以下地温梯度相对较高，介于32～37 ℃·km-1之间(王丽芳等，2020).如图2所示，S-1井内测温数据较多，井内地温梯度在2100～2500 m之间发生明显的变化，2500 m以浅最高温度约31 ℃，地温梯度仅约7.5 ℃·km-1，2500 m以下地温梯度较大，约为33.5 ℃·km-1.

3 模型与参数

3.1 地质模型

王丽芳等(2020)认为礼乐滩钻井上部地层温度偏低是因为礁体与周围低温海水发生热交换的结果.为进一步分析礁体区钻井测温及地温梯度偏低的原因，这里选取一条穿过钻井所在礁体的地震剖面开展流热耦合模拟计算.如图1所示，该地震剖面为NW-SE向，长约100 km，自西向东穿过礼乐滩礁体及北1凹陷，S-1井位于剖面约37 km处，揭露的礁体厚度为2100 m.剖面各界面深度采用以下时深转换公式得到(王丽芳等，2020；图4b)：

图4 过礼乐滩礁体测线的地震剖面a图时间剖面，b图为时深转换后的深度剖面.剖面位置见图1，其中T70以上地层为裂后沉积，T100-T70为同裂陷期沉积(王丽芳等，2020).Fig.4 The profile across a reef body in Liyue BankFigure a is time profile and b is depth profile. See Fig.1 for the profile location. The layers above T70 are post-rift strata, while the layers between T70-T100 are syn-rift strata (Wang et al., 2020).

(1)

式中，t为以海底起算的双程走时，单位为ms；y为对应的海底起算深度，单位为m.如图5c所示，在假设礁体厚度均匀的情况下依据地震剖面建立地质模型，模型共分4层，从上至下分别为海水层、沉积层1(包括礁体及裂后沉积)、沉积层2(同裂陷期沉积)及基底，礁体两侧平均水深约为1600 m.为降低模型底边界对地温场的影响，模型底界深度设为25 km.考虑到礁体周围环境水深与礁体底界的相对位置可能对计算结果产生影响，这里以上述剖面为基础，参考邻近钻井揭示的礁体厚度，同时建立了礁体厚度分别为1100 m、1600 m以及2500 m的3组地质模型(图5a、5b及5d).

3.2 数值模型

为了方便对比礁体与周围海水的水热交换过程，我们利用COMSOL多物理场耦合软件分别计算了上述模型纯热传导下的稳态地温场和流热耦合条件下的地温场.计算稳态地温场的热传导方程为

(2)

其中T为温度，λ为热导率，Q为热源.当考虑孔隙介质的流体活动时，为温度方程、达西方程和流体连续方程耦合的流热耦合模型，其中温度方程为(Nield and Bejan，2013)

(3)

式中ρ为流体密度，CP为流体的恒压热容，u为流速.并依据达西方程计算流场：

(4)

(5)

3.3 模型参数及边界条件

计算模型的岩石热导率依据下式得到(Makhous and Galushkin，2005)：

(6)

其中，λg为岩石骨架热导率，λw为水的热导率，φ(z)为孔隙度.各沉积层岩性及其占比依据沉积环境、地震相和钻井资料并参考裴健翔等(2020)的计算结果得到.孔隙度随深度z呈指数降低：

φ(z)=φ0exp(-cz),

(7)

式中，φ0为初始孔隙度，c为压实因子.相关参数见表1，其中礁体岩石孔隙度依据灰岩孔隙度的变化规律，并且参考西科1井孔隙度测量结果，最小值不小于15%(时志强等，2016).

表1 模型参数与取值Table 1 Model parameters and values

表2 各模型参数及编号Table 2 Parameters and names of different models

在不考虑深部流体活动的情况下，礁体内水的密度ρ、热导率λw、热容CP及动力粘度μ(单位分别为kg·m-3、W·(m·K)-1、J/(kg·K)-1和Pa·s)等随温度的变化关系为(Holzbecher，1998)

图5 4组地质模型Fig.5 Four groups of geological models with different reef thickness

(8)

(9)

(10)

(11)

模型中海水及海底温度依据南海海域底水温度BWT(℃)与水深z的关系 (Yang et al.，2018)：

(12)

考虑到新生代以来礼乐盆地经历了多期张裂作用，在参考剖面构造热演化模拟结果(王丽芳等，2020)及相邻盆地热状态的基础上，无特别说明的情况下，计算模型底边界设为定热流边界，热流值取75 mW·m-2，模型两侧为绝热边界.因为这里仅考虑模型内水的温度差异所导致的密度变化而引起的自然对流，因而渗流场中模型各边界设定为零流量边界.

4 计算结果

4.1 2100 m厚礁体模型温度场

为了检验王丽芳等(2020)提出的钻井上部温度偏低的解释模式，考虑到计算剖面上S-1钻井的礁体厚度约为2100 m，下面首先计算2100 m厚礁体模型的稳态热传导和流热耦合结果.

4.1.1 二维稳态热传导模型M2.1温度场

图6a为计算模型M2.1的温度分布.该图显示，剖面各处温度随深度增大而增加，但其分布特征明显受到礁体形态的影响.虽然礁体中心因地形较高不利于热流聚集，但是由于礁体区水深较小，海底温度较高，温度等值线在礁体区上凸，礁体温度明显高于两侧裂后沉积层温度(图6b).礁体底部最大温度约为100 ℃，两侧裂后沉积层底部最大温度仅约30 ℃.剖面各处热流及地温梯度的变化主要受地层热导率及热传输过程中热流重新分配等因素的控制.受到礁体区地形和海底温度较高的影响，礁体两侧沉积层内热流与底边界热流较为接近，礁体外缘斜坡热流较高，而礁体中心热流及地温梯度相对较低(图7a和7b).

图6 2100 m厚礁体模型的温度分布图a为M2.1模型地温场，图b为图a模型代表点的温度-深度曲线，图c为模型地温场；图d实线为图c模型代表点的温度-深度曲线，虚线为图b代表点曲线，洋红色点划线为海水温度随水深的变化曲线(公式(12))，图b、d黑色圆点为S-1钻井实测温度.Fig.6 Temperature distribution of the 2100 m thick reef model(a) Temperature field of the M2.1 model, (b) Temperature-depth curves of the representative points in (a), (c) Temperature field of the model, (d) Temperature-depth curves of the representative points in (c) (solid curves) and in (a) (dashed curves), the magenta dot dash curve shows the bottom water temperature varies with water deep given by Equation (12). The solid circles in (b) and (d) are observed temperature in drilling S-1.

图7 (a)2100 m厚礁体模型代表点热通量随深度变化；(b)代表点地温梯度随深度变化虚线代表模型M2.1，实线代表模型.各曲线代表点位置见图6，a图中灰色细线为底边界热流.Fig.7 Heat flux (a) and geothermal gradient (b) varies with depth at different representative points of the 2100 m thick reef modelDashed curves are predicted by M2.1 model, and the solid curves are calculated by model. The locations of the representative points are shown in Fig. 6. The grey fine line in (a) is the bottom boundary heat flow.

图6a中e点(剖面37 km处)相当于钻井S-1的位置.图6b显示，S-1钻井实测温度明显低于e点处的计算温度.图8b中显示e点处礁体内平均地温梯度约40 ℃·km-1，明显大于钻井上部实测地温梯度7.5 ℃·km-1，而礁体下伏沉积层平均地温梯度约30 ℃·km-1，与钻井实测梯度相当.因此，礁体内实测温度分布并非仅由纯热传导作用控制，还应存在其他使其地温梯度大幅降低的地质过程，如礁体与周围低温海水的热交换作用.

4.1.2 流热耦合温度场

礁体温度的大小与礁体渗透率有关，图8为不同渗透率模型中e代表点的温度和地温梯度分布.该图显示礁体渗透率的变化对礁体区地温场有明显的扰动，礁体渗透率越大(10-12m2至10-10m2)，流体活动对礁体区降温的影响程度越大，礁体及其下伏地层和基底温度越低；不同模型预测的温度曲线均从礁体顶面开始降温，到海底深度(约为1600 m)附近后开始缓慢增温，进入礁体下伏地层后开始快速升温.虽然礁体渗透率不同，但是不同模型礁体下伏地层平均地温梯度基本相同，约为33 ℃·km-1(图8)，与S-1井2500 m以下深度段实测地温梯度相当(图2)，表明计算模型的热物性参数取值基本合理.

4.2 改进的礁体模型

依据礼乐盆地构造演化与S-1岩性柱状图(图3)，在礁体下伏地层发育较高渗透率层是可能的.如图3所示，礁体以下主要发育三种沉积相类型，分别为古新统三角洲相、中下始新统浅海相及上始新统至下渐新统边缘海相，其中边缘海相地层岩性主要为细粒至粗粒砂岩与粉砂岩、页岩互层，与上覆礁体碳酸盐岩不整合接触，碎屑物质来源于周围隆起的断块(Taylor and Hayes，1980，1983).碎屑岩沉积及不整合面的发育说明在礁体发育前礼乐滩礁体区局部高地可能出露海平面，随后的海侵作用在不整合面之上形成了碳酸盐岩礁体.一般来说，泥岩的孔隙度和渗透率较低，而砂岩的渗透率相对较高，不整合面发育时的风化剥蚀作用可促进砂岩的孔隙裂隙发育，使其渗透率增高.

为拟合钻井温度，依据前述计算结果、钻孔实测温度和岩性的变化特征，我们把2100 m礁体下伏400 m厚碎屑层设置为高渗层(图9a中洋红色实线所围区域，下称高渗层).图9b中曲线为礁体与高渗层具有相同渗透率时，e点温度随深度的变化.该图显示，当渗透率取3×10-12m2时，e点处高渗层下伏地层温度随深度变化与实测温度相当，但是礁体内计算温度明显小于实测温度.依据模型预测的礁体温度随渗透率减小而增大的规律，我们还计算了高渗层渗透率取3×10-12m2时，礁体渗透率取值介于1×10-13m2至5×10-12m2的5组曲线(如图9c所示)，以尝试拟合钻孔实测温度.图9c显示，在上述渗透率组合下，温度曲线在礁体深度段差别较大，在高渗层下伏地层中差异很小，说明礁体渗透率取值对礁体内温度影响较大，对高渗层下伏地层温度影响较小.然而，由于实际礁体的渗透率不可能如模型那样完全均质分布，因此模型得到的温度曲线不能拟合所有实测温度是可以理解的.

图8 (a) 不同计算模型e代表点的温度-深度曲线； (b) 各模型不同深度段的平均地温梯度图a中黑色圆点为S-1钻井实测温度，图b中不同深度段分别是指e点的礁体、同裂陷沉积和基底深度段.图a中洋红色点划线为期望的S-1井礁体下伏地层的温度.Fig.8 (a) Calculated temperature-depth curves and (b) average geothermal gradient in different depth range at the representative point e in different calculated modelsIn (a), the solid circles are observed temperature in drilling S-1. In (b), the different depth ranges are reef, syn-rift strata, and basement at the representative point e. The dot dash line in (a) is the expected temperature increasing with depth below the 2100 m thick reef for drilling S-1.

图9 改进2100 m厚礁体模型预测的温度分布改进的模型是在2100 m礁体下增加约400 m厚高渗层，图a为礁体和高渗层渗透率取值均为3×10-12m2的改进礁体模型计算得到的地温场，洋红色实线包围区域即为增加的高渗层.图b中曲线是礁体和高渗层取相同渗透率时，改进模型计算得到的图a中e点的温度-深度曲线.图c为高渗层渗透率取3×10-12m2，礁体取不同渗透率时，改进模型计算得到的e点的温度-深度曲线.图中黑色圆点为S-1钻井实测温度.Fig.9 Temperature distribution calculated by improved 2100 m thick reef modelIn the improved reef model, the part of a 400 m thick clastic rock just below the 2100 m thick reef is set to be high permeability (named as HPL). (a) is the temperature field calculated by the improved model when the permeability of the reef and HPL is 3×10-12m2, the region limited by magenta solid line is the HPL. In (b), the temperature-depth curve is calculated by the improved model at Point e in (a) when the permeability of the reef and HPL is the same. (c) shows the Temperature-depth curves at Point e calculated by the improved model when the permeability of HPL is 3×10-12m2, but the permeability of the reef is different. The black solid circles are observed temperature in drilling S-1.

南海西沙群岛西科1井实测结果显示，礁体碳酸盐岩的孔隙度和渗透率受碳酸盐岩的岩石类型和成岩环境等因素的影响(时志强等，2016)，由于缺乏S-1井碳酸盐岩分层及实测物性数据，礼乐滩礁体内实测温度很难完美拟合.但是，上述温度曲线均能拟合高渗层下的实测温度，而且礁体内的实测温度也基本介于这些计算曲线区内，进一步说明王丽芳等(2020)有关礁体区钻井测温及地温梯度偏低是因为礁体与周围海水间存在流体循环的认识是正确的，也说明上述流热耦合模型及其参数设置是合理的，而且礁体平均渗透率很可能介于1×10-13m2至5×10-12m2之间.

前述模型结果说明，S-1钻井所处区域，在2100 m礁体下还有大约400 m厚碎屑岩层具有较大的渗透率.共约2500 m的礁体与下伏高渗层与周围低温海水发生水热交换，导致礁体区的地温显著降低.这种水热活动对2500 m以下地层的扰动明显降低，使得2500 m以下地层的地温梯度和热流逐渐趋于正常(图7).

5 讨论

5.1 礼乐滩钻井区深部热状态

如图8、9所示，虽然各模型礁体厚度和渗透率取值不同，但是预测的礁体下伏地层地温梯度基本相同，表明礁体内水热循环强度的大小对下伏地层温度场的扰动很小，亦说明礁体之下热传输方式主要为热传导.因而当岩层热物性一定时，下伏地层地温梯度的大小主要受控于模型底边界热流.图10为模型底边界热流取值不同时，图9a改进模型计算得到e点处的温度垂向分布及其不同深度段的平均地温梯度.该图显示e点垂向温度及其不同深度段平均地温梯度均随底边界热流增加而增大，但是因传热方式的差异，各模型计算结果在礁体部分温差较小，在高渗层下伏地层中温差较大.图10显示，当底边界热流介于70～75 mW·m-2之间时，温度曲线与钻孔实测温度一致性很好，高渗层以下(2500 m以下)平均地温梯度介于29～32 ℃·km-1，与实测地温梯度33 ℃·km-1相当，说明当模型下伏地层热导率取值合理，且忽略生热率的影响时，模型e点处背景热流介于70～75 mW·m-2之间.

受礁体水热活动的影响，在实际计算礁体发育区的热流时，需要以礁体下伏地层的热流为准，虽然受礁体降温的影响，e点基底热流略高于其背景热流(如图7及4.1.2节分析)，但是基本可以代表钻井处的深部热状态.遗憾的是，图4中S-1钻井是菲律宾与美国石油公司在1976年钻探的，没有收集到岩石热导率数据，目前还无法计算实测热流.但是如果构造热演化模拟(王丽芳等，2020)以及本文模型设置合理的话，该处基底热流应介于65～75 mW·m-2.

礼乐盆地北临南海海盆，西北侧为礼乐西海槽(图1)，海槽内实测热流介于76～107 mW·m-2(施小斌等，2020)，盆地西侧的南沙岛礁区实测海底热流平均约为79 mW·m-2(徐行等，2018b)，西南侧的ODP1143钻井实测热流值为84 mW·m-2(Shi et al.，2003).因而礼乐盆地较高的背景热流与区域高热环境相符，是古近纪裂谷作用的结果.虽然礼乐盆地礁体区具有较高的背景热流，但是受到礁体与周围低温海水热交换的降温作用，相同埋深下及礁体区地层温度明显低于周围凹陷区地层温度，因此礁体发育不利于下伏地层烃源岩的进一步成熟演化(王丽芳等，2020).

图10 改进的模型e点处温度、平均地温梯度随深度变化与底边界热流关系模型设置与图9a相同，e点位置如图9a所示，实线为温度，虚线为平均地温梯度，黑色点为S-1钻孔实测温度.Fig.10 Calculated temperature-depth curves and average geothermal gradient at Point e vary with heat flow at model’s lower bottom boundaryThe parameter of model is the same as Figure 9a. See Fig.9a for the location of Point e. Solid and dashed lines are temperature-depth curves, and geothermal gradient-depth curves, respectively. The solid circles are observed temperature in drilling S-1.

5.2 礁体内的水热活动过程

图11显示当礁体渗透率为10-10m2时，礁体易与周围海水发生水热交换.海水主要从顶部进入礁体，流线指向礁体下方，流体汇聚至礁体底部；在约43 km的礁体中心处流体被加热上升至顶部，并与两侧向下流体形成两个近似对称的主对流环；礁体外缘斜坡内也存在若干个小规模的对流环.这种强流体对流带走了大量热量，使得礁体内温度普遍较低，仅有少量热量停留在礁体底部，礁体中部至底部温度缓慢增加；受海水温度影响，礁体内温度最高处位于水深较浅的礁体顶部(图11).

当碳酸盐岩渗透率降低至10-12m2时，海水主要从礁体外缘斜坡进入，流体自两侧近似水平地汇聚至礁体中部，而后向上至顶部并流出海底，礁体内不存在完整的对流圈(图11)；这使得礁体与海水的热交换作用减弱，并导致累积在礁体底部的热量增加，温度最高点位于礁体中心的底部.此时，礁体中心的上升流对礁体温度的侧向变化影响较大，礁体底部热量随上升流运移至礁体上部，使得礁体中心温度显著大于礁体外缘.相对于高渗透率模型，此时礁体整体温度略有升高.

当岩石渗透率低于1×10-13m2时，礁体内的流体对流以及礁体与周围海水的热交换强度都较弱，流体仅能带走有限的热量，流体在礁体底部多处加热上浮，形成多个对流环(图11).此时，礁体与周围海水热交换作用对礁体内降温效果有限，侧向上局部温度变化较大，礁体温度在流体上升区较大，在流体下降区较小，上浮流体区的温度甚至高于纯热传导模型相同区域的温度(图11a).

图11 不同渗透率下礁体内流场及其温度分布图a—f分别为计算模型及地温场和流场，其位置如图12a中黑色线框所示，白色线为流线，箭头为流向.Fig.11 Flow field and temperature field in reef area calculated with different permeability Figs.a—f show the flow and temperature fields of the models, respectively. The graphical area is given in Fig.12a. White lines are streamline, and their arrows denote flow direction.

值得说明的是，上述模型得到的流场和地温场是假定礁体渗透率均质且各项同性时得到的，所用的渗透率相当于礁体的等效渗透率.实际情况下，礁体碳酸盐岩的渗透率分布是非均质和各项异性的，因此实际礁体内流场和地温分布很可能更加复杂.但是礁体渗透率降低，礁体与周围海水热交换强度随之降低的总体趋势是肯定的.礼乐滩不同位置钻井的测温数据(图2)随深度具有相似的变化特征，而且这种变化特征与前述具较高等效渗透率的流热耦合模型预测结果具有较好的一致性(如图8)，说明礼乐滩钻井分布区礁体具有较高的渗透率.

5.3 礁体厚度的影响

图13显示，不同厚度礁体模型的温度随深度变化曲线基本相似，礁体上部温度随深度降低，礁体下部温度缓慢增加，至礁体底界附近(具体深度与礁体渗透率有关)地温梯度略高于正常地温梯度(图8b).礁体厚度越小，参与流体循环的区域越小，对地温场的扰动也越小.根据前述分析，由于渗透率较大，这些模型中礁体与周围海水间的水热交换比较充分.因此，在一定岩石渗透率和背景水深下，当礁体与周围海水热交换作用足够强时，礁体厚度越大，礁体及其下伏地层温度越低.但是当礁体渗透率较小，埋深大于背景水深的礁体不能充分参与水热循环时(图11c—f)，礁体局部区域及其下伏地层温度会相对较高.

图12 (a) 模型温度分布； (b) 模型温度分布； (c) 模型的温度分布图a中黑色线框为图11的位置.Fig.12 Temperature distribution of Model (c)The box in Figure a is the location of Fig.11.

图13 不同厚度礁体模型代表点的温度随深度的变化曲线实线和虚线分别是模型e点和c点的温度曲线，e、c点位置见图6.Fig.13 Temperature-depth curves at two representative points predicted by the models with different reef thicknessSolid and dashed lines are the temperature at the representative points e and c, respectively. See Fig.6 for the locations of Points e and c.