松遼盆地北部地熱場深部控制因素研究：基于大地電磁探測的結果

牛璞, 韓江濤，2*， 曾昭發，2， 侯賀晟， 劉立家，2，馬國慶，2， 管彥武，2

1 吉林大學地球探測科學與技術學院， 長春 130026 2 自然資源部應用地球物理重點實驗室， 長春 130026 3 中國地質調查局中國地質科學院地球深部探測中心， 北京 100037

0 引言

地熱能是一種清潔可再生能源，在替代碳氫化合物資源及發電或直接供熱方面有重要作用(Kana et al．，2015；Olasolo et al．，2016；陳昌昕等，2019)．自中生代晚期以來松遼盆地由于巖石圈減薄、廣泛的火山活動及花崗巖侵入的共同作用(Wang and Li，2018)，地熱異常明顯增高，盆地賦存有大量地熱資源(劉晨璞等，2016；周立岱，2005)，盆地北部更是處于異常高值區．松遼盆地地溫場總體特征為：盆地中央無論是地溫梯度、地層溫度還是大地熱流均呈現高值，并大致以環狀向外依次降低(圖1)(李野，2017)．因此，研究松遼盆地地熱場對于今后地熱能的利用具有重要意義．

圖1 研究區地熱背景及大地電磁測點分布(改編自符偉等，2019；孫成城，2019；李野，2017)(a) 松遼盆地大地熱流分布圖； (b) 大地電磁測點分布．F1：嫩江斷裂；F2：大安—德都斷裂；F3：孫吳—雙遼斷裂；F4：哈爾濱—四平斷裂；F5：訥河—綏化斷裂；F6：濱州斷裂； F7：扎賚特—吉林斷裂．Fig.1 Geothermal background and MT sits in the study area (modified from Fu et al.，2019；Sun，2019；Li，2017)(a) Geothermal flow map of Songliao Basin; (b) Distribution of MT sites. F1：Nenjiang fault；F2：Da′an-Dedu fault；F3：Sunwu-Shuangliao fault；F4：Harbin-Siping fault；F5：Nehe-Suihua fault；F6：Binzhou fault；F7：Zalite-Jilin fault.

地熱系統通常包含“源、通、蓋、儲”四要素(楊林和姜國慶，2020)．關于松遼盆地地熱場的控制因素可以歸納為以下方面：(1)中國東北地區的深部地球物理結果表明，西太平洋板塊深俯沖脫水作用引發軟流圈上涌(田有等，2019；Zhang et al.，2020)，松遼盆地發生普遍的巖石圈減薄(韓江濤等，2018)，巖石圈拆沉觸發的上地幔熱上升是盆地形成熱異常的主要原因(Kang et al．，2016；Wang and Li，2018)，其中上涌的部分熔融熱物質作為盆地地熱系統的熱源(劉晨璞等，2016；伍小雄，2014；朱煥來，2011)；(2)區域重磁勘探結果揭示出松遼盆地存在大量的基底斷裂(孫成城，2019；邢大全，2015；裴明波，2008；張叢，2017)，可以作為溝通深部熱源與淺部熱儲的主要流體通道；(3)盆地地熱儲集作用與其穩定蓋層關系密切，松遼盆地演化過程中，青一段和嫩一、二段兩次大范圍湖侵期形成了全盆地分布的泥質巖，致密、低滲的厚層泥巖憑借熱導率低的特點作為地熱系統蓋層，為熱物質的保存提供有利條件(劉晨璞等，2016)；(4)盆地北部淺層發育有上下2套熱儲體系，下部熱儲體系為泉頭組三段、四段地層，上部熱儲體系為青山口組的青二三段和姚家組地層(胡霞和呂建才，2016)．近年來的地質、地球物理工作較好地闡明了松遼盆地物質組成和結構分布，但是地質結構對地熱系統的控制作用仍然不清楚．

1 地質背景

松遼盆地處于西伯利亞板塊、太平洋板塊、華北板塊的構造疊合部位(葛榮峰等，2010)，受到多種構造體制作用，具有復雜的地質演化背景．由于古亞洲洋的閉合，松遼地塊在石炭紀末與眾多微陸塊拼合形成東北地區．450～350 Ma 松遼地塊進入構造演化相對穩定時期，發育了相對完整的上古生界(余和中，2001；王成文等，2009)．之后盆地經歷了晚侏羅世初始張裂階段、沙河子組沉積斷陷階段、營城組沉積萎縮期、營城期末坳陷階段、嫩江組沉積構造反轉階段等復雜的構造演化(王燮培和嚴俊君，1996)，最終形成疊置于古生代基底上的大型中、新生代裂谷型盆地．

復雜的演化歷史為盆地形成地溫場提供有利條件．盆地演化初期，受太平洋板塊俯沖影響，區域拉張應力導致深部地幔隆起，熱物質上涌，盆地巖石圈減薄，造成許多地殼斷裂(胡望水等，2005)．演化的中后期，隨著沉積序列發展，白堊紀沉積地層逐層覆蓋于古生代結晶基底上，形成廣泛分布于盆地內的泥質巖蓋層．貫穿于整個沉積過程的中新生代火山活動，形成的大量巖漿巖，也為地溫場的形成提供有利條件．松遼盆地經歷了加里東期、海西期、印支期、燕山期、喜山期等多期巖漿活動(張興洲等，2012)．在松遼盆地北部地區，大范圍缺失三疊系，僅有可能出現華力西期和燕山期火山巖和巖漿活動(朱煥來，2011)．盆地基底巖性主要由弱變形和變質顯生宙花崗巖、片麻巖及古生代沉積地層(包括砂巖，灰巖，千枚巖，板巖及變質巖石)組成(Wu et al．，2001；Zhou and Wilde，2013；Wang et al．，2014)．片麻巖可以作為礦化水和熱水的含水層(Ozen et al．，2010)．花崗巖在所有基底巖性中放射性元素含量是最高的，其產熱率也是所有巖石中最大的(朱煥來，2011)．有學者認為片麻巖的存在，證實盆地基底是前寒武紀的．盆地北部徐家圍子斷陷的火山巖樣品中發現古老鋯石，證實松遼盆地基底是由前寒武紀結晶巖系與多期古生代—晚中生代早期巖漿巖構成的復合型基底(章鳳奇等，2008)．

2 研究方法

2.1 MT數據

本文基于松遼盆地北部覆蓋了地熱異常變化強烈區域的大地電磁剖面(圖1a)，研究了松遼盆地北部深部地熱系統的控制要素．剖面長246 km，共采集71個測點，點距約為3.6 km．剖面自大慶市開始，向北經過林甸縣、終到依安縣附近(圖1b)．地質單元上自南向北依次經過古龍斷陷、常家圍子斷陷、林甸斷陷和依安斷陷．野外數據采集使用加拿大Phoenix公司的V5-2000型大地電磁儀，采用張量方式布極，每個測點測量3個相互正交的磁場分量(Hx，Hy，Hz)和2個相互正交的水平電場分量(Ex，Ey)，平均采集時間約為20 h．對數據的原始時間序列進行快速傅里葉變換、Robust估計(Egbert，1997)等處理手段，獲得阻抗張量信息．最終得到周期范圍為0.006～1000 s的有效MT數據，剖面部分測點視電阻率相位曲線(圖2)顯示數據質量較好．

圖2 大地電磁剖面部分測點視電阻率相位曲線Fig.2 Apparent resistivity and phase curves of some MT sites along the profile

2.2 維性分析和電性主軸判別

利用相位張量二維偏離度β進行區域維性分析(Booker，2014；Becken and Burkhardt，2004)．相位張量不受淺部異常體的影響(Caldwell et al．，2004)．使用最大相位(Φmax)作為長軸、最小相位(Φmin)作為短軸繪制相位張量橢圓．主軸方向(Φmax)表示導電結構的走向．通常情況下，使用偏離度β來推斷地下介質的維性，將大于3°的值解釋為指示三維結構，將小于3°的解釋為近似二維或準二維結構(Caldwell et al.，2004)．圖3將計算出的相位張量橢圓表示為頻率-距離的橫截面．隨著頻率的減小，對深部結構更為敏感．橢圓顏色以偏斜值β著色，研究區電性結構整體成層性較好．大于0.01 Hz時，具有較小偏斜值，指示剖面具有較好的二維性．小于0.01 Hz時，呈現三維特性，所以最終使用0.01～100 Hz的數據進行反演．

圖3 相位張量橢圓黑色倒三角-MT測點．Fig.3 Phase tensor map Black inverted triangle: MT site.

相位張量分解、GB分解是判別電性主軸的有效方法(蔡軍濤等，2010)，全剖面測點0.001～0.01 s、0.01～0.1 s、0.1～1 s、1～10 s、10～100 s、100～1000 s六個頻段的電性主軸玫瑰圖如圖4和圖5所示．可以看出，相位張量分解的結果(圖4)，除高頻段(0.001～0.01 s、0.01～0.1 s)指示電性主軸方向為0°和90°左右外，其余四個頻段指示電性主軸方向大致相同．GB分解的結果(圖5)與相位張量分解結果類似．將玫瑰圖指示方向、相位張量橢圓長軸指示方向，與區域實際地質走向三者相結合，最終確定區域構造走向為NE35°．

圖4 各頻段構造走向分析結果玫瑰圖(相位張量分解)Fig.4 Rose diagrams showing strike analysis results for different frequency bands (phase tensor decomposition)

圖5 各頻段構造走向分析結果玫瑰圖(GB分解)Fig.5 Rose diagrams showing strike analysis results for different frequency bands (GB decomposition)

2.3 二維反演

基于MT-Pioneer平臺集成的二維非線性共軛梯度反演算法(Rodi and Mackie，2001)進行二維反演．在考慮地形變化的前提下，進行TE+TM模式反演．維性分析結果(圖3)顯示，測點在較低頻時具有一定三維性，數值模擬計算結果顯示三維畸變對TE模式視電阻率數據易產生影響(蔡軍濤和陳小斌，2010)．所以反演時，增大TE模式視電阻率、相位本底誤差，降低TE模式對整體反演結果的影響(梁宏達等，2017)．

反演參數：網格個數為47×99，頻率范圍為0.01～100 Hz．反演過程中設置TM模式視電阻率本底誤差為10%，相位本底誤差為5%，TE模式視電阻率本底誤差為80%，相位本底誤差為10%．水平平滑控制參數α為1，垂直平滑度指數因子β為0．

設置初始背景電阻率為10 Ωm、100 Ωm、500 Ωm、1000 Ωm、10000 Ωm的均勻半空間，分別進行TE+TM二維反演(圖6)，結果表明，不同的初始模型對反演結果的影響有限，100 Ωm的均勻半空間得到的反演結果相較于其他，結果中冗余構造較少，擬合差最小，模型更加符合實際情況，故最終選擇初始模型為100 Ωm的均勻半空間．對不同正則化參數τ(1、3、5、10、15、50、100、300、500、1000)進行測試，以找到模型粗糙度與最終RMS之間的最佳平衡．通過繪制L曲線(圖7)，認為拐點處τ值為最佳，故選擇τ為15的模型．初始擬合差為13.991，經過260次迭代后，最終電阻率模型擬合差為2.219，擬合差隨迭代次數變化情況如圖8．

圖6 不同背景電阻率二維反演結果Fig.6 Two-dimensional inversion results of resistivity in different backgrounds

圖7 不同正則化因子對應模型粗糙程度-擬合差Fig.7 Model roughness and RMS values for different regularization factors

圖8 RMS隨迭代次數變化曲線Fig.8 RMS variation with iteration number

2.4 模型驗證

圖9為剖面實測數據和TE+TM二維反演模型的視電阻率與相位的擬斷面圖，雖然反演中給TE模式視電阻率、相位設置了較大本底誤差，使得TE模式數據擬合情況較TM模式擬合情況差，但是整體來看，實測數據和反演模型擬合較好，初步證實了二維反演模型的可靠性．TE和TM模式實測數據和響應數據都顯示在淺部整體為低電阻率層，大約0.32 Hz以下電阻率明顯增高，與反演電阻率模型吻合．

圖9 TETM視電阻率與相位的(a，c，e，g)原始數據(b，d，f，h)響應數據擬斷面圖Fig.9 Pseudosection sections of observed (a，c，e，g) and modeled (b，d，f，h) TETM apparent resistivity and phase

圖10 靈敏度測試結果(a) 高導體C1驗證后不同測點RMSUpdate； (b) 高導體C2驗證后不同測點RMSUpdate； (c) 剖面二維反演模型高導異常靈敏度測試．Fig.10 Sensitivity test results(a) RMSUpdate of different MT sites after high-conductor C1 verification; (b) RMSUpdate of different MT sites after high-conductor C2 verification; (c) High-conductivity anomaly sensitivity test of profile 2D inversion model.

根據本文2D反演結果設計相應理論模型(圖11a)，紫色區域代表反演結果中高阻層(10000 Ωm)，橘色區域代表反演結果中低阻部分(10 Ωm)．對理論模型進行正演，得到該模型響應數據，利用這一響應數據進行TE+TM二維反演，反演參數與實測數據反演時相同，得到反演結果如圖11b．與實測數據的反演結果(圖11c)進行對比，認為異常體結構位置相似，證明本文反演結果的可靠性．

圖11 理論模型驗證結果(a) 理論模型示意圖； (b) 理論模型反演結果； (c) 實測數據反演結果．Fig.11 Theoretical model verification results(a) Schematic diagram of theoretical model; (b) Inversion results of theoretical model; (c) Inversion results of measured data.

3 電性結構分析

剖面由南向北分別為古龍斷陷、常家圍子斷陷、林甸斷陷和依安斷陷．電阻率模型總體呈現“縱向分層、橫向分塊”的特點．以林甸為界，兩側呈現明顯不同的電性結構．南側整體呈現“低阻-高阻-低阻”的三元電性結構，北側為“低阻”的一元電性結構(圖12e)．古龍斷陷具有“低阻-高阻-低阻”的三元電性結構特征．從地表向下延伸到-5 km為低阻層，電阻率約為1～10 Ωm．低阻層之下存在一向北延伸的地殼尺度的高阻體R1，厚度近10 km，電阻率大于1000 Ωm．高阻體下存在高導體C1，C1電阻率小于10 Ωm．常家圍子斷陷電性結構與古龍斷陷相似，也為“低阻-高阻-低阻”的三元結構．不同之處在于，淺部低阻層厚度隨著向北延伸稍有增厚，高阻體R1厚度向北逐漸變薄，高導體C1呈現小幅度隆升．林甸斷陷淺部低阻層厚度向北繼續增厚，深部電性結構則以中部林甸為界，南北兩側明顯不同．南側電性結構是與古龍斷陷、常家圍子斷陷相似的“三元”電性結構，而北側不再有地殼尺度的高阻體，且上地幔存在另一高導體C2，埋深約30 km．依安斷陷具有“低阻”的一元電性結構．高導體C2向上延伸至淺部低阻層，兩者共同構成了20 km厚低阻體．上地幔不再有高導異常存在，整體呈現低電阻率．

圖12 研究區剖面二維反演得到電性結果(a，b)東北地區不同深度S波速度異常(來自Guo et al．，2018)； (c) 地形和構造單元；(d)沿剖面大地熱流(紅點)； (e) 剖面二維反演電阻率模型(T5、Moho面根據孫成城，2019)．Fig.12 Profile electrical results obtained by 2D inversion in the study area(a，b) S-wave velocity anomalies at different depths in Northeast China (from Guo et al．，2018); (c) Topography and tectonic units; (d) Geothermal flow along the profile (red dots); (e) 2D inversion resistivity model (T5 and Moho from Sun，2019).

4 討論

4.1 松遼盆地北部地區地熱場控制因素

本文將從地熱控制要素的四個方面對松遼盆地北部地熱系統進行分析．

普遍認為松遼盆地主控熱源為幔源熱(朱煥來，2011；劉晨璞等，2016；Song et al．，2018)，總地表熱量中約65%是盆地下方地幔貢獻的(Wang and Li，2018)．本文二維電阻率模型揭示盆地北部下地殼、上地幔存在高導體C1、C2(圖12)．通常情況下地球深部的高導體有金屬硫化物礦體、結晶石墨膜(Li et al．，2020，2003)、含水流體和部分熔融(Wannamaker et al．，2009)等幾種成因解釋．松遼盆地具有較高的地表熱流值(86～42 mW·m-2)(李野，2017)，而硫化物和互連的結晶石墨膜不能長期在高溫下保存(Li et al．，2020)，且金屬硫化物礦體成礦規模較小，結晶石墨膜通常為薄層，兩者都與高導體C1、C2的賦存形態不同，所以排除這兩種可能．東北地區三維速度模型顯示松遼盆地中央25 km深度處存在低速異常(Guo et al．，2018)，與高導體C1所處位置相吻合(圖12b)．綜上，認為C1、C2與流體有關，可能是含水流體或部分熔融．盆地內大量的鉆探結果顯示深部含有豐富的CO2氣藏，天然氣的He同位素、碳同位素等化學分析都表明了CO2氣藏為無機成因幔源特征(楊悅，2019；付曉飛等，2010)．而且在松遼盆地觀察到的深部地幔異常通常歸因于部分熔融層或熱流體(韓江濤等，2018；楊悅，2019)．結合研究區深部動力學背景，在早侏羅紀古太平洋板塊開始高速向西俯沖(Wang et al．，2019)，俯沖板內的含水礦物、斷層發生再活化引發板內脫水作用，以及形成的大地幔楔內的對流循環共同作用造成了部分熔融物質的上涌(田有等，2019)，上涌的地幔物質作為主要熱源，在電性上表現為高導體，故本文認為深部高導體C1、C2可能是從地幔上涌而來的部分熔融熱物質，充當盆地地熱系統熱源．

地殼斷裂是地幔熱物質上升至盆地內部的主要流體通道(朱煥來，2011；劉晨璞等，2016)．松遼盆地內發育豐富的基底斷裂和地殼斷裂，眾多的北北東向和北西向基底斷裂派生出一些次級小斷層、小裂隙，為下部熱流向上涌入沉積層創造條件．研究區內主要發育兩條深大斷裂，大安—德都斷裂F2，呈NNE 向延伸并縱貫松遼盆地，向東傾，傾角較陡(Yu et al．，2015)．與之交匯的濱洲斷裂F6，屬于地殼斷裂，傾向北東，呈北西向延伸橫穿松遼盆地(孫成城，2019)，是研究區內重要的導熱通道．

地熱系統中的蓋層對于深部熱物質的保存有著重要的作用．松遼盆地具有穩定沉積的白堊紀地層，盆地未經歷明顯的沉積和變形(Wang et al．，2016)．地震反射結果顯示盆地總沉積厚度達到8 km(Li and Liu，2015)，電阻率模型淺部低電阻率層的分布特征與地震結果吻合(圖12e)，可能代表了盆地內沉積地層．由于白堊紀時期兩次大規模湖侵作用，導致盆地內沉積地層主要表現為湖泊-三角洲體系為特征的泥巖沉積層(劉晨璞等，2016)，具有較厚、致密、低滲特點，可作為盆地地熱系統蓋層，為深部熱物質提供良好的保存條件．

熱儲指的是埋藏于地下、具有有效孔隙和滲透性的地層、巖體或構造帶，是熱流富集、儲存的重要空間(朱煥來，2011)．電阻率模型揭示剖面南部存在地殼尺度高阻體R1，R1向北延伸至林甸附近．松遼盆地內深反射地震結果揭示斷陷層(T5反射軸)之下為盆地基底(符偉等，2019)(圖12e)，盆地基底主要包括前寒武紀結晶巖體(片麻巖、花崗巖等)和古生界沉積地層(Wang et al．，2014；Zhang et al．，2017；章鳳奇等，2008)，對比Lichoro等(2019)在肯尼亞北部火山裂谷帶的MT測量結果發現前寒武結晶巖體具有高電阻率特征，因此推測R1為前寒武紀結晶巖體的反映．該結晶巖體內片麻巖具有儲熱的能力(Ozen et al．，2010)，可以為熱能的儲存提供有利的空間．

4.2 地質結構與地表熱流特征聯系

在東北地區，認為松遼盆地巖石圈的擴張和變薄程度是最大的(Meng，2003)，莫霍面(Moho)深度通常在26～32 km之間(Zhang et al．，2020)．此外，中國東北部的巖石圈-軟流圈邊界(LAB)表現出與Moho面相似的結構特征，松遼盆地LAB埋深最淺約70～100 km(Guo et al．，2014)．在相同的時間，地殼減薄處向上傳導熱流值較地殼厚地方大．在本文研究區范圍內深反射地震結果揭示Moho面埋深變化不大(圖12e)，所以在研究區內進一步排除了Moho面變化對于地熱分布的影響．從全球熱流數據庫 (http:∥www.heatflow.und.edu/data.html)以及已發表的中國大陸地區大地熱流數據(汪集旸和黃少鵬，1990；胡圣標等，2001；姜光政等，2016)收集到本文剖面所穿過地區的大地熱流數據，并通過插值繪制曲線(圖12d)．可以看出大地熱流的變化與電性結構的變化較好地吻合．大地熱流從常家圍子斷陷開始向北逐漸降低，深部高阻結晶巖體R1厚度也相應地逐漸減薄，直至林甸北側大地熱流最低，此處深部不存在結晶巖體．所以本文認為松遼盆地北部地熱場變化主要受地下不同結構的控制．林甸南側深部存在較厚前寒武紀結晶巖體，為深部熱物質的儲存提供空間，而林甸北側深部缺少儲存熱量的結晶巖體，大地熱流明顯降低．

4.3 松遼盆地北部地熱系統模型

根據本文揭示的電阻率模型，結合深反射地震資料提出松遼盆地北部地熱系統模型．松遼盆地北部屬于水熱型地熱資源，主要是由大安—德都、濱州殼斷裂等深大斷裂控制地熱系統形成及溫泉分布．林甸地區位于兩大斷裂交匯處，可直接通過斷裂將熱流從深部熱源向淺部熱儲傳遞，存在有眾多的溫泉．研究區的主要熱源是，在晚白堊世古太平洋板塊的深俯沖運動后，俯沖板片脫水作用引發的上涌的部分熔融熱物質．隨后的巖石圈拆沉作用使得熱物質向上傳遞至地殼．盆地發育的深大斷裂及派生的次級斷裂作為地熱系統的流體通道將熱流從地殼進一步傳遞至淺部沉積層及地表．全盆地覆蓋的泥質巖是盆地地熱系統的蓋層．林甸南部的結晶基底具有儲熱導熱作用，將熱物質從深部熱源傳遞至上覆沉積層，并儲存在淺部熱儲有利區(胡霞和呂建才，2016)(圖13)．

圖13 松遼盆地北部地熱系統模型示意圖Fig.13 Geothermal model of the northern Songliao Basin

5 結論

電阻率模型揭示了以林甸為界的兩個不同電性結構．林甸以南的地區地殼存在大規模前寒武紀結晶基底．結晶基底具有儲熱和導熱的作用，使得該地區熱儲含量和大地熱流都為高值．林甸以北地區由于缺少儲集熱量的結晶基底，熱異常逐漸降低．水熱型資源富集的林甸地區，位于結晶基底末端，同時還位于兩大斷裂交匯處，可直接通過交匯的兩大基底斷裂將熱量直接傳遞到淺地表．

致謝感謝審稿專家提出的修改意見．