四川盆地大地热流特征及热储系统类型

孙少川 国殿斌 李令喜 李江龙 高山林 宿 赛 张 斌

1. 中国石化新星石油公司 2. 中国石化中原油田分公司 3. 中国石化东北油气分公司4. 中国石化油田勘探开发事业部 5. 中国石化勘探分公司

0 引言

沉积盆地型地热资源是一种隐伏的地热资源，具有分布面积广、资源潜力丰富的特点。

我国沉积盆地型地热资源储存量（折合标准煤）1.06×1012t[1]，热盆资源量占54%，温盆资源量占42%，冷盆的资源量仅占4%。我国沉积盆地型地热资源的勘探和开发规模还比较小，尤其对中低温地热资源和较深层的隐伏性沉积盆地型地热资源利用十分少。沉积盆地型地热资源一般发育于较稳定的盆地中，构造活动一般较弱，热能传递以热传导方式为主，一般不具有向上运移的流体循环，热背景值较低，目前开发的沉积盆地型地热资源依然主要集中在断陷盆地，与多级断层和深大断裂密切相关[2-4]。

四川盆地是在前震旦系基底上发育起来的多旋回构造叠合盆地，经历了早期海相克拉通内裂陷和陆相前陆盆地演化两个阶段，经历多期构造抬升、剥蚀、沉降过程，盆地构造演化复杂，地层埋藏深度大，岩性组合差异明显，具有良好的地热资源背景和多种地热系统类型，地热资源勘探开发潜力巨大。四川盆地的地温场和大地热流研究始于20世纪80年代，基于大量的测温数据和岩石热物理测试数据，对四川盆地现今热状态有了基本的认识：徐秋晨[5]、邱楠生等[6]认为四川盆地大地热流值介于47 ～53.2 mW/m2，四川盆地处于低地温、低大地热流的热状态，川中古隆起因基底埋深较浅属于盆地内的高温区；徐明等[7]认为川中及川西南地区大地热流较高，川北地区较低。李香兰等[8]对上扬子地区进行温度估算认为四川盆地整体呈现出“东北低、西南高”的分布趋势；朱传庆等[9]认为四川盆地基底隆起区的大地热流较高、坳陷区较低，川中和川西南大地热流达到60 mW/m2以上，川西北大地热流为50～60 mW/m2，川东地区的热流较低。目前对四川盆地地热资源的分布、演化、形成机制与地热系统评价方面还缺乏系统的相关研究，根据国能发新能规〔2021〕43号文件“关于促进地热能开发利用的若干意见”[10]中关于深化地热资源勘查工作的要求，本文通过对四川盆地这一隐伏型中低温沉积盆地进行大地热流分布、主控因素分析、热储系统类型、有利地热资源配置与分布进行研究，期望能够对四川盆地的地热资源勘查与评价工作起到积极的促进作用。

1 区域地质概况

四川盆地位于扬子地块西部，构造地质学根据其基底性质一般将其划归为上扬子地块。盆地北与秦岭造山带南部为邻，西以龙门山为界，东南与滇黔川鄂构造带为边界, 西南以峨眉山古隆起为边界，盆地为一个轴向呈北东向延展的沉积盆地，盆地面积约19.1×104km2，盆地内部主要分为川西坳陷、川北构造带、川中构造带、川东构造带和川东南构造带五个构造单元。

四川盆地是在前震旦系变质岩地层基础上发育起来的多旋回构造叠合盆地。四川盆地的形成与演化总体上可分为两个阶段：第一阶段为克拉通盆地阶段，在前震旦纪变质岩基底上沉积了巨厚的震旦纪—中三叠世海相碳酸盐岩，主要受加里东运动和海西运动两次大规模海侵影响；第二阶段是以前陆盆地演化为主的盆地定型阶段，晚三叠世以来的印支运动使四川盆地隆升，海水由东向西逐渐退出盆地结束了海侵的历史。经燕山运动继承发展与喜山运动强烈改造，盆地周缘造山带继续隆起，产生多个大断层，如西部的龙门山大断层和东部的华蓥山大断层，四川盆地经喜山运动后定型为现今盆地构造（图1）。

图1 四川盆地构造分区及基岩地层分布图

2 四川盆地的热学性质与大地热流分布

2.1 地温数据与地热参数的获取与计算

地温数据与地热参数的获取一般采取实验室测试，这种方法获得的数据质量高，但对具有代表性的实验样品的数量需求很大，尤其是在盆地深层获得一定数量岩心的成本很高，不适合盆地级别的地热研究。近年来，四川盆地进行了大量的油气钻探，获得了大量的岩心数据、稳态温压数据与自然伽马能谱测井数据，为获取沉积地层的地温数据与地热参数提供了可能，尤其是进行了试油、试气作业的钻井，能够提供更多的稳态地温数据与地温梯度数据，为盆地级的地热普查研究奠定了基础。

油气钻井中对目的层段进行试气作业中的电子压力计可以准确获得多种类型的温度、压力数据以及地温梯度与压力系数，如DST钻杆测试，RFT、MDT、FMT等模块式地层动态测试，都会获得某一具体深度的地层温度，但由于测温时钻孔周围的地温场会受到扰动，所以尽量选择试油试气时的稳态测温数据，本文所采用的地温数据主要为试油试气井钻遇目的层之后两周以上的DST测试数据，以尽可能地获得能够代表沉积地层真实的地温数据与地温梯度。在实际试油试气作业中，对目的层段的不同深度进行了多次作业，例如川北构造带的元坝3井，其在二叠系栖霞组、吴家坪组，三叠系的雷口坡组、须家河组，侏罗系的自流井组地层均进行了地层温度的测试，本文对同一年代地层的测试数据进行加权平均处理，对三叠系碎屑岩地层（T3x）与碳酸岩地层（T1—2）区分计算。

地层生热率与热导率是重要的地热参数，是评价盆地热性质的最主要参数。地层生热率与热导率的获取主要通过岩心的实验测试获得，但对于盆地级的地热普查并不适用。地层生热率是单位体积岩石中所含放射性元素在单位时间内衰变所释放的能量，其与放射性元素有关，为此国内外学者将钻井中的自然伽马能谱测井（GR）与生热率（A）进行了大量的关联研究[3-6]，并与实验分析数据进行对照，建立了可靠的GR—A经验关系，在塔里木盆地[11]，准噶尔盆地[12]、四川盆地[13]和琼东南盆地[14]得到了广泛应用与校验，本文生热率的计算采用最为广泛应用的经验公式：A=0.0158[GR(API)－0.8]（A：岩石生热率；GR自然伽马测井数据）以及部分的实验室实测数据。岩石热导率数据主要采用前人的实验室测试成果[7]。本文对四川盆地234口钻井的试油试气资料进行了地热参数的计算与统计，表1列出了部分井的数据。

表1 四川盆地各构造带部分井的地热参数与大地热流数据表

2.2 沉积地层的热结构

沉积盆地的地热储层常常具有多层性、面状分布的特点，其演化与构造活动和地质年代密切相关，演化具有明显的阶段性。早期碳酸盐岩沉积地层的平均生热率均小于0.8 μW/m3（图2-a），陆相前陆盆地的平均生热率远大于海相克拉通盆地，平均生热率大于1 μW/m3，平均生热率随地层深度的增加表现出了快速的减小，四川盆地呈现出早期克拉通“冷盆”与晚期前陆盆地“暖盆”的“冰火两重天”的差异。生热率代表着沉积地层生成热量的总和，表征着沉积地层自身生热能力的高低，陆相地层自身生热能力高于海相地层。然而从现今地层温度上看，侏罗系地层平均温度74.78 ℃，震旦系地层平均地层温度154.55 ℃，温度随着埋藏深度的增加而增加（图2-b），虽然四川盆地普遍经历了埋藏、压实和再抬升的过程，但温度与埋深之间呈现明显的线性关系，浅层陆相地温梯度明显高于深部的海相地层（图2-c），反映出热传导是四川盆地沉积地层主要的热传递方式。四川盆地内的大地热流值一般在50～80 mW/m2之间（图2-d），加里东运动之前的热状态较为稳定,热流值较低。平均大地热流的峰值集中出现在海西期的二叠纪—早中三叠世，此后热流持续降低直到现今，并逐渐进入相对平稳阶段（图3），根据大地热流的演化过程，四川盆地沉积地层可以划分为三类热结构：早期克拉通低大地热流的加里东热结构，中期高大地热流海西热结构以及晚期造山期热阶段。

图2 四川盆地不同时代地层的地热参数图

图3 典型井大地热流演化图

2.3 沉积地层的大地热流平面分布

大地热流是表征区域地热状态的综合性热参数，它能确切地放映一个地区地热场的特征，同时又是能反映发生在地层深处各种作用过程同能量平衡的信息。四川盆地的大地热流分布具有明显的差异性。除峨眉大火成岩省的火山活动形成的异常大地热流高值外，全盆地大地热流平均值为58.21 mW/m2，略低于全国大地热流平均值63 mW/m2[15]，与下扬子地台60 mW/m2[16]的大地热流值相当，高于中扬子地区江汉盆地的52.3 mW/m2[17]以及准噶尔盆地23.4～53.7 mW/m2[18]的大地热流值。

四川盆地加里东运动热结构的大地热流差异较小，热状态稳定，大地热流值分布主要分布在55～60 mW/m2之间，平面分布明显受古裂陷槽的影响，受拉张作用影响，裂陷槽内大地热流值较低，拉张槽两侧高部位呈现高值。加里东运动时期四川盆地西部为绵阳—长宁裂陷槽，东北部处于鄂西古裂陷槽，在裂陷槽两侧形成高大地热流值区。该阶段的大地热流在平面上具有差异小，低大地热流的“冷盆”特征（图4-a）。

图4 四川盆地大地热流平面分布图

海西期峨眉大火成岩省强烈活动，该阶段火山活动具有差异、多期、喷发规模大的特点，空间上西强东弱、南强北弱，时间上西早东晚、南早北晚。四川盆地南部在晚二叠世—中晚三叠世期间地幔柱强烈上升引起的火山喷发使地壳抬升，同期川西、川东地区火山喷发产生持续性的拉张作用使该时期大地热流达到了四川盆地大地热流演化的峰值。该阶段的大地热流值在75～103 mW/m2之间。大地热流的高值主要分布在川西南部和川东构造带北部（图4-b）。

印支运动以来的陆相碎屑岩沉积阶段的大地热流值显著高于克拉通阶段。陆相碎屑岩大地热流值分布在40～80 mW/m2之间，这一阶段四川盆地的大地热流分布差异较大，大地热流的分布与印支运动以来四川盆地边缘的强烈造山运动息息相关，大地热流的高值主要分布在龙门山断裂带、米仓山—大巴山断裂带与华蓥山断裂带（图4-c）。

3 四川盆地沉积地层大地热流分布的控制因素

世界上的裂谷盆地、拉张盆地和弧后盆地具有较高的热流，而前陆盆地和克拉通盆地的热流较低[19]，晚三叠世前，四川盆地海相碳酸盐岩地层属于古老的克拉通盆地，与世界上典型的克拉通盆地相比，如美国的Michigan盆地（42～54 mW/m2）、Williston盆地（49 mW/m2），巴西的Parana盆地（56 mW/m2）等[20-22]，都具有明显的低大地热流值。前陆盆地大地热流值一般高于古老的克拉通盆地，盆缘强褶皱与沉积中心处大地热流值相对较高。

3.1 基底热流背景分布与裂陷槽岩石热导率差异控制了加里东时期的大地热流分布

加里东时期的大地热流在平面分布上差异很小，热状态稳定且具有较低的大地热流。该时期碳酸盐岩地层生热率普遍很低，基底变质岩的大地热背景与基岩岩性对上覆地层大地热流会产生积极影响。从四川盆地大地电磁测深剖面二维电性反演的岩石圈特征上看，四川盆地东部电阻明显高于西部，西部上地幔熔融体含量高于东部，李宝春等[23]、张乐天等[24]认为四川盆地西缘上地幔温度（1 200～1 400 ℃）高于东部上地幔温度（800～900 ℃），四川盆地西部的基底大地热流背景好于东部地区（图5）。四川盆地的基底岩性分布主要包括川西构造带峨边群的流纹岩、玄武岩及火山碎屑岩等浅变质岩系[25]，川北构造带火地垭群的火山岩系[26]和川东、川南构造带浅以变质碎屑岩以及砂岩、板岩、沉凝灰岩为主的板溪群[27]（图1）。从基底岩性分布上看，火地垭群的火山岩系与峨边群的火山碎屑岩生热率较高，对上覆碳酸盐岩地层的大地热流分布起到积极作用。

图5 四川盆地二维电阻率反演电性结构与上地幔熔融体百分含量分布图（剖面位置见图1中A—A′）

四川盆地热导率主要集中于2.2～4.64 W/(m·k)之间。热导率与样品的深度无明显的相关性，主要由于四川盆地岩层均经历过较大的埋深，岩石较为致密，但整体上泥岩与灰岩的热导率最低[2.2～2.83 W/(m·k)]，白云岩的热导率最高[3.65～4.64W/(m·k)][7]。加里东运动时期强拉张作用使岩石圈强烈减薄，形成灯影组沉积时期川西地区绵阳—长宁断陷槽与川东北地区的鄂西古裂陷槽一部分（图6），槽内以部分灰岩和上覆筇竹寺组泥岩为主，岩石圈强烈减薄热流上涌，大地热流沿断陷槽断层优先向白云岩传导，在裂陷槽两侧白云岩高地形成高热流值分布区（图7）。何丽娟等[28]根据地球动力学模拟了四川盆地加里东时期岩石圈拉张强度与拉张时间，基底岩石圈在加里东时期拉张减薄作用较小（岩石圈拉张系数β小于1.3）且持续时间长（470～550 Ma），岩石圈地幔上涌造成的热扰动在拉张过程中已逐步消减，无法在非强裂陷区积累足够大的热异常。加里东基底热流背景分布与裂陷槽岩石热导率差异共同控制了加里东时期的大地热流分布。

图6 四川盆地震旦系—寒武系古地貌图

图7 四川盆地加里东时期裂陷槽热传导模式图（剖面位置见图6）

3.2 峨眉大火成岩省玄武岩喷发及盆地拉张作用控制着海西期大地热流分布

峨眉大火成岩省玄武岩喷发是晚古生代扬子板块西缘最重要的构造热事件。二叠纪晚期，处于一片浅海的扬子板块西缘发生规模空前的玄武岩火山喷发，地幔柱活动的中心位于云南大理、四川米易一带，地表穹状隆起半径约400 km，自西到东、自南到北逐渐变弱（图8）。地幔柱的强烈活动引发岩石圈减薄，岩浆喷发，温度高达700～800 ℃的巨量镁铁质熔岩瞬间进入海水中，引起极为猛烈的喷发，因此大量的火山尘埃会喷射到大气的平流层，随大气降水降落在地表，波及四川盆地大部分地区，使四川盆地处于较高的地温背景，在川西构造带南部和川南构造带受峨眉大火成岩省火山喷发影响强烈，火山喷发相、溢流相广泛分布，岩浆喷发的同时还伴有大量的岩浆侵入[29-31]，川东构造带北部华蓥山断裂带在盆地的强烈拉张作用下发生大规模的火山侵位，钻井也揭示了的大规模的火山岩的存在。大地热流在短时间内迅速升高，四川盆地海西期异常高值古热流与火山活动密切相关。早二叠世—中三叠世时期，盆地拉张走滑作用强烈，四川盆地南部一系列的走滑断层深切基底，沟通深部热源（图9），成为深部流体物质和能量传递的主要通道，在持续深埋作用下，顶部嘉陵江组膏岩层作为区域盖层形成封闭的热系统。海西期四川盆地主要受控于区域岩石圈拉张叠加了峨眉山大火成岩省的火山活动。

图8 四川盆地海西期火山岩分布图

图9 四川盆地海西期走滑断裂及火山通道地震剖面图

3.3 强烈的挤压造山运动形成了中新生代的大地热流分布

印支期以来，伴随着扬子板块向华北板块俯冲碰撞，燕山期强压扭性断褶活动与青藏高原隆升，四川盆地定型为现今的构造形态。盆缘大规模的褶皱隆升造成了四川盆地周缘较高的大地热流背景。强造山期的沉积作用与褶皱冲断作用会产生两方面的热效应，一方面，周缘造山带的隆起使陆相碎屑岩广泛充填，沉积作用使地壳放射性元素富集层的厚度增加，大地热流相应增加，四川盆地陆相地层生热率普遍大于1 μW/m3。另一方面进一步的碰撞挤压导致盆缘发生褶皱冲断，从而形成前陆褶皱冲断带，褶皱冲断过程中会产生推覆作用与滑脱构造作用，推覆带埋深相对较大（一般在1 000 m左右），剪应力值可达100 MPa，所产生的热量能够在断裂带附近引起局部温度异常[32]。印支运动时期，川西构造带西侧松潘—甘孜洋关闭，伴随强褶皱变形与断裂活动，龙门山断裂带北段与中段形成，下伏古生代地层全面回返，新的构造运动活化了老地层，并沟通了深部热地幔，形成区域性地层变质，造成高热流值的地温背景（图10）。燕山—喜山旋回期间，四川盆地进一步向内压缩，周缘陆块继续隆升，南秦岭向南冲断、推覆，米仓山—大巴山构造带与华蓥山断裂带强烈隆升，盆缘构造带大地热流值明显升高。由于区域性抬升，侏罗系上部地层大幅度被剥蚀，大地热流值随之呈现稳定下降。

图10 四川盆地盆缘强构造带现今地层热结构图（剖面位置见图1）

3.4 构造演化过程控制了盆地大地热流的演化

理论地热学（Theoretical Geothermics）认为大地热流的分布与构造活动性之间关系十分密切。大地热流密度、构造活动性与地质年代三者间存在很好的一致性。愈是古老地区，其大陆地壳的分异程度愈高，放射性元素愈集中于地壳最上层，长期的剥蚀作用使表层的放射性元素含量日益减少，总生热量越来越小，使该地区的热流密度越来越低，深部温度也随之降低。一次构造变动将使一个地区的生热、散热条件发生一次剧烈改变。

四川盆地的形成与演化具有多期次的叠合特征，形成了不同的热演化阶段。早期克拉通盆地在前震旦系基底上稳定发育，盆地拉张作用小，岩石圈减薄导致地幔上涌形成的热扰动在拉张过程中逐步消减，无法积累足够大的热异常，形成加里东运动时期稳定的低大地热流状态。海西期克拉通盆地出现强烈的张裂陷作用，峨眉大火成岩省的强烈喷发使该时期的大地热流值迅速升高。印支运动时期，四川盆地的盆地性质发生改变，随着强烈的造山作用，由被动大陆边缘盆地向前陆盆地转化，强烈的构造挤压作用使四川盆地内部岩石圈挠曲增厚，热流值逐渐衰减，盆缘沟通深部高温地层。

4 四川盆地沉积地层的热储系统分类

四川盆地热储系统按照热源、热储层、热通道、盖层的纵向分布与大地热流的热演化阶段可以分为三类：正常大地热流背景下的震旦系—早寒武系热储系统、异常热事件背景下的晚二叠系—中三叠系热储系统与强构造运动背景下的盆缘断褶热储系统。前两种热储系统主要为封闭型热储系统，后一种多为开放型热储系统。封闭型热储系统主要为古老地层的构造抬升，大气降水或地表流水沿断裂或节理缝垂向下渗，充满含水层，之后地层下沉被盖层覆盖，随着埋深逐渐增大，吸收大地热流逐渐加热形成地下热库，为封闭型层控热储系统。开放热储系统受控于强烈的构造运动导致老地层褶皱隆升，形成的深大断裂，进一步激活了深部地层高温地热沿深大断裂形成的热传导在浅层形成热循环系统。

4.1 震旦系—早寒武系热储系统

震旦系—早寒武系热储系统以前震旦系基底为热源，以热传导为主要的热传递方式，以早寒武世筇竹寺—麦地坪组泥岩层为区域盖层，形成一套封闭的热储系统。该套热储系统为正常大地热流背景下的热储系统，震旦系地层为基底形成后沉积的第一套地层，受上地幔热源“烘烤”，夹少量的震旦系地层放射性生热（震旦系地层生热率较低）为该热系统的热源，无其他异常热背景。热储层主要为震旦系灯影组的碳酸盐岩地层，上覆隔热（热导率低）、隔水性较强的筇竹寺—麦地坪组区域型泥岩盖层（图7）。大地热流由下向上传导，震旦系—早寒武系热储系统具有面积广，热储空间大，资源量丰富的特点。

4.2 晚二叠系—中三叠系热储系统

晚二叠系—中三叠系热储系统以峨眉大火成岩省的火山活动为热源，以中三叠世嘉陵江组膏岩层为区域盖层，以碳酸盐岩破碎带和背斜核部为良好的储集空间[33]，在径流受阻的情况下以断裂为运移通道。强烈的地幔柱上涌，沟通了岩浆房，将循环的冷地下水加热储集于地下形成深层地热资源（图11），或沿断裂带喷出于地表形成火山温泉，我国腾冲火山温泉地表温度可达82 ℃。晚二叠系—中三叠系时期强烈的拉张作用对未喷出地表的地热资源储形成了有利条件，高温地热资源广泛存于碳酸盐岩岩石裂隙发育带、背斜核部或渗透率较高的局部地层中。

图11 四川盆地晚二叠系—中三叠系热储系统图（剖面位置见图1中C—C′）

4.3 断褶热储系统

盆缘断褶热储系统以深大断裂为热通道，以强褶皱隆升的基底地层、海相地层和强变质作用的碎屑岩地层为热储空间（图12），以深部上地幔或自身放射性生热为热源，以第三系、第四系砂砾岩为盖层或表现为开放型热储系统。中新生代以来，伴随着四川盆地的定型，周缘造山带强烈隆升，在四川盆地周缘形成复杂的断褶背景。强烈的构造运动使老地层活化，深大断裂直接沟通上地幔，或深部地层高温沿深大断裂形成良好的地下水热循环通道。四川盆地断褶热储系统主要分布在四川盆地中新生代的强构造区，以川西龙门山断裂带、川北米仓山—大巴山断裂带与川东华蓥山[34]断裂带主，强构造带成为热传导与水循环通道。

图12 川西雅拉河盆缘断褶热储系统图（位置见图1）

5 四川盆地沉积地层地热资源的有利区域分布

根据大地热流分布与热储系统提出了四川盆地三类有利的地热资源类型（图13）。

图13 四川盆地沉积型地热资源分类评价分布图

第一类：兼顾三种热储系统的断裂带深循环地热资源。主要分布在川中与川西南部构造带。该类型兼顾加里东时期古裂陷高部位、海西期异常高温热背景与龙门山南段强断褶作用，深大断裂深切基底，深部高温地层重新激活，形成良好的热循环与热对流通道，大量地表水经断裂破碎带、古陆接触带对储热系统进行冷水补给，循环加热后形成地热资源。

第二类：强构造背景下的异常高温地热资源。主要分布在川东华蓥山断裂带和米仓山—大巴山断裂带。峨眉大火成岩省提供了异常高温背景，强拉张作用提供了碳酸盐岩大量的岩石裂隙发育带、构造节理带和岩溶分布带，中新生代造山运动形成复杂断裂体系，有利于地下水的径流、热交换和存储，部分深大断裂会沟通地表形成火山温泉。

第三类：早期深埋地热资源。由于埋藏深度大，地层温度普遍在140 ℃以上，形成高地温背景，四川盆地早期热储系统大地热流平面分布差异小，表现为层控的层状热储，热储在相对封闭环境中形成，封藏条件一般较好，但与地表水、大气降水的联系少，地下水循环较弱，理论上只要地热井注入的冷水补给充沛[35]，地热资源取之不尽，用之不竭。该类型的优势地热资源主要集中在川西南与川东南地层背斜的相对高部位。

6 结论

1）沉积盆地的地热储层具有多层性、面状分布的特点，其演化具有明显的阶段性。根据大地热流演化的时空差异，将四川盆地划分为3个热阶段：克拉通盆地早期的加里东运动阶段，大地热流分布差异小，热状态稳定（平均大地热流值58 mW/m2），具有明显的低大地热流“冷盆”特征。海西期峨眉大火成岩省喷发阶段，地幔柱上涌伴随强烈的盆地拉张作用，大地热流急剧升高，形成四川盆地高地温背景（平均大地热流值83 mW/m2）。印支期以来的盆山转换与前陆盆地形成阶段，碎屑岩沉积过饱和充填与盆缘褶皱隆升与晚期的大规模剥蚀作用，大地热流在海西期高地温背景下持续下降并逐渐稳定（平均大地热流值62 mW/m2）。

2）理论地热学认为大地热流的分布与构造活动、地质年代存在一致性。根据构造演化与热阶段的划分，明确了大地热流差异性的主控因素。加里东运动阶段基底东西地热背景分布与裂陷槽岩石热导率差异控制了早期大地热流的分布。峨眉大火成岩省玄武岩喷发及盆地强烈拉张作用形成了海西期较高大地热流的地温场背景。前陆盆地的形成造成了四川盆地强活动断裂带高值大地热流分布。

3）四川盆地热储系统划分为2种3类，分别为震旦系—早寒武系与晚二叠系—中三叠系封闭型层控热储系统与开放型的盆缘断褶热储系统，分析了3类热储系统的热源、热储层、热通道、盖层特征。并根据大地热流分布与热储系统提出了川中—川西南断裂带深循环地热资源、强构造背景下川东华蓥山断裂带、米仓山—大巴山断裂带异常高温地热资源与川东南早期深埋地热资源3类有利地热资源的类型与分布。