松遼盆地坳陷層控地熱系統研究

王貴玲 , 馬 峰 *, 侯賀晟, 姜光政,張心勇, 原若溪 , 黎楚童

1)中國地質科學院水文地質環境地質研究所, 河北石家莊 050061;2)自然資源部地熱與干熱巖勘查開發技術創新中心, 河北石家莊 050061;3)中國地質科學院, 北京 100037; 4)成都理工大學, 四川成都 610059;5)黑龍江省生態地質調查研究院, 黑龍江哈爾濱 150030;6)中國石油大學(北京), 北京 102249

松遼盆地是我國重要的工業和農業基地, 擁有一批關系國民經濟命脈和國家安全的戰略性產業。松遼盆地區位條件優越, 沿邊沿海優勢明顯, 是全國經濟的重要增長極, 在國家發展全局中舉足輕重,在全國現代化建設中至關重要。松遼盆地除了蘊含著規模巨大的石油、煤、非常規油氣等化石能源外,也表現出較高的地溫梯度和熱流值, 是我國大型盆地中大地熱流值最高的沉積盆地(王貴玲等, 2017;姜光政, 2017)。松遼盆地深部干熱巖資源評價結果顯示松遼盆地可采資源下限折合標準煤 7400億噸,約占我國干熱巖資源總量的 5.2%(汪集旸等, 2012;鮑新華等, 2017)。

松遼盆地是深部地幔上隆引起淺層地殼拉張頸縮變薄背景下形成的中—新生代斷陷盆地, 屬于中國東部裂谷系中的裂谷盆地。盆地的整個沉積環境以河湖相沉積為主, 主要為細顆粒的砂巖和泥巖互層, 盆地物性具有明顯的分層性。沉積蓋層主要發育了侏羅系、白堊系以及新生界, 總厚度超過10000 m, 其中白堊系為主要的沉積地層, 厚度達7000 m以上, 是盆地內的主要含油及采熱層系。盆地熱儲層發育欠佳但地溫梯度穩定, 平均地溫梯度達到 3.8 ℃/(100 m), 在我國大型沉積盆地中首屈一指。松遼盆地這種物性變化小, 空間上溫度場變化穩定的特征為水熱型地熱及干熱巖資源的勘查開發提供了重要的思路和方向(施尚明等, 1998; 張薇等, 2019)。

油氣部門對盆地的研究開始于20世紀50年代末, 隨著大慶油田的發現形成了陸相生油及背斜成藏理論, 進入 21世紀油氣勘探逐步從構造油藏轉向巖性油藏, 深層火山巖、頁巖成為非常規油氣主要勘探目標(周慶華等, 2007; 王社教等, 2020;Wang et al., 2021)。

盆地地熱方面系統的研究開始于21世紀初(汪集旸, 2015; Ma et al., 2022)。在熱結構研究方面, 任戰利等(2001)通過對古溫標的分析認為松遼盆地在晚白堊世熱沉降坳陷階段的古地溫高于現今地溫,中央坳陷區最高古地溫梯度達4.26～4.80 ℃/(100 m),晚白堊世古大地熱流值為94.91～106.94 mW/m2, 且這一時期也是烴源巖的主要生成期及運移期。第三紀以來盆地發生抬升和剝蝕, 大地熱流值衰減、降溫使生烴作用減弱或停止。朱煥來(2011)從盆地熱體制的角度出發, 利用探井資料分析了松遼盆地地溫場狀況, 剖析了地下熱能的來源及構成, 分析了傳輸機制, 討論了沉積盆地熱體制的主控因素。認為盆地主控熱源為幔源, 傳輸機制非傳導主導, 認為盆地控熱核心是斷裂, 在此基礎上, 建立了松遼盆地地熱資源形成機制概念模型。并根據研究區地層發育狀況, 確定了姚家組、青山口組二三段、泉頭組三四段為區域主要目的熱儲層。姜光政(2017)從區域地熱地質調查入手, 完成了兩條地學剖面的巖石圈溫度場和熱結構研究。從大地熱流的角度,分析了松遼盆地受新生代西太平洋板塊俯沖和日本海海底擴張影響背景下的深部-構造熱機制。施亦做(2019)通過大量鉆井巖芯及野外露頭樣品的巖石熱物性測試結果, 建立了松遼盆地北部主要地層的熱物性柱, 新增大地熱流數據29個, 提出盆地整體以熱傳導為主的背景下, 地殼淺部熱狀態主要受到高熱導率基底形態的控制, 產生局部聚熱作用, 從而在一定程度上影響了地表熱流的空間分布。在成因機制方面, 蘇玉娟(2021)以林甸地熱田為例, 從儲、熱、源、通四個方面剖析了松遼盆地地熱成因機制,總結提出了裂陷盆地地熱系統成因模式為構造-熱演化控盆、構造-沉積控水控熱。盆地熱源主要為幔源傳導熱, 深大斷裂以張剪性斷裂為主, 具有一定的導熱導水作用; 在內陸湖相環狀沉積相背景下,白堊系姚家組、青山口組、泉頭組為主要的含水層和儲熱層。馬峰(2021)對中國東部典型盆地深鉆孔進行了熱物性和地溫測量的對比分析, 結合松遼盆地松科二井的物性特征提出了松遼盆地均一物性低滲透性控熱模式, 熱量的從下而上以傳導為主, 巨厚的沉積層壓實成巖作用好, 物性差異小, 沒有形成良好的聚熱作用。王貴玲和藺文靜(2020)從系統科學的角度提出了“同源共生、殼幔生熱、構造聚熱”的地熱成因模式, 從源儲通蓋四個方面簡述了松遼盆地為“沉積盆地深坳陷層控型水熱系統”, 具體成因模式為“層控熱儲-側向徑流補給-大地熱流供熱”(Lin et al., 2022)。

本文基于前人的理論認識(羅志立和姚軍輝,1992; 李志安, 1995; 邱楠生等, 2019; 葛榮峰等,2010), 結合松遼盆地深部地熱鉆孔數據, 從熱物性參數、溫度場、控制機制等方面完善了松遼盆地深坳陷層控型水熱系統模式, 相關研究可以為盆地地熱資源勘探和可持續開發提供指導。

1 松遼盆地地熱地質特征

松遼盆地面積26萬km2, 是我國主要的地熱資源分布區和典型的白堊紀陸相沉積熱盆, 熱儲巖性以砂巖為主。整個盆地大地熱流平均值約為68.24 mW/m2, 高于全球平均熱流值63 mW/m2和我國平均熱流值 61.5 mW/m2。地溫梯度平均值約為3.8 ℃/(100 m), 為我國沉積盆地中的最高值, 部分地區地溫梯度值超過 5 ℃/(100 m)(姜光政等,2016)。

松遼盆地是一個北北東走向的中—新生代沉積盆地。從侏羅世開始, 該盆地經歷了斷陷階段、坳陷階段和萎縮抬升階段。松遼盆地可以劃分為6個一級構造單元: 西部斜坡區、北部傾沒區、中央坳陷區、西南隆起區、東北隆起區和東南隆起區(圖1)。盆地廣泛分布著中—新生代的火山巖、火山碎屑巖和沉積巖。盆地基巖主要是中侏羅世花崗巖和古生代地層(高有峰等, 2017)。

圖1 松遼盆地地質構造圖Fig. 1 Geological map of Songliao Basin

松遼盆地作為一個中新生代大型陸相沉積盆地, 具有斷、坳雙重結構(圖2)。松遼盆地斷陷沉積(晚侏羅世火石嶺組—早白堊世登婁庫組)和坳陷沉積(早白堊世泉頭組—晚白堊世嫩江組)在沉積特征和構造特征上有很大差異, 但都表現出受先存基底構造的嚴格控制。深斷裂不但控制了盆地邊界、軸向, 也控制了沉降和沉積中心。從熱儲層發育特征來看, 盆地主要的三個熱儲嫩江組、姚家組、青山口組恰好發育在了盆地斷坳轉化后的起始階段, 一方面, 從泉頭組開始, 盆地由斷陷沉積的相對獨立間斷的沉積單元轉為了坳陷沉積形成的空間上相對連續的地層, 有利于區域上地下水由盆地周邊向盆地中心的補給; 另一方面, 坳陷沉積階段主要以河流、湖泊、三角洲相沉積建造為主, 在沖洪積扇邊緣容易形成好的熱儲層。前人對該區的熱結構也進行了研究, 韓湘君和金旭(2002)系統收集分析了松遼盆地 81個大地熱流數據, 認為該地區地殼和上地幔的熱結構特征是引起熱流分布的內在因素。第四版大地熱流數據匯編結果顯示, 中國東部地區自東南沿海向北延伸到華北盆地、松遼盆地,屬于中國大陸東部的一個高熱流帶, 其中, 松遼盆地熱流值 44.4～90 mW/m2, 平均熱流值高達(70.9±14.4) mW/m2。松遼盆地及周邊地區的高熱流特征與新生代幔源基性-超基性火山活動的分布相一致, 太平洋板塊的向西俯沖引起的深部地幔對流是高熱流分布的主要因素。

圖2 松遼盆地斷陷-坳陷雙重結構剖面圖Fig. 2 Cross-sectional view of fault-depression double structure in Songliao Basin

2 基于松科二井松遼盆地熱物性柱構建

松科二井位于松遼盆地黑龍江省安達市, 太平洋俯沖帶以西約1200 km(圖2), 井深7018 m, 是目前東北亞地區最深的科學鉆探井。本次研究共對松科二井2865～6995 m進行了熱導率樣品測試, 測試間隔約10 m, 涵蓋地層包括白堊系嫩江組、姚家組、青山口組、泉頭組、登婁庫組、營城組、沙河子組、侏羅系火石嶺組及基底, 樣品巖性包括砂巖、礫巖、泥頁巖、凝灰巖、火山集塊巖及淺變質沉積巖等。連續完整的取心為盆地儲層物性特征研究提供了基礎。

2.1 熱導率柱

熱導率柱是建立在連續熱導率測試的基礎上對整個地層垂向熱導率變化的反映。松遼盆地沉積地層受沉積環境的影響呈現出泥巖砂巖互層的變化特征, 單個層組的不同深度, 熱導率也往往呈現出較大的差異(瞿雪姣等, 2017)。本次依托松科二井及松遼盆地周邊巖心樣品熱物性測試結果建立了盆地

7000 m以淺的熱物性柱。圖3通過箱式圖形式給出了盆地不同層組的熱導率統計特征, 可以看出總體上熱導率的平均值隨著深度的增大而增大, 明水組、嫩江組平均熱導率小于1.6 W/(m·K), 形成了熱傳遞的蓋層; 姚家組、青山口組、泉頭組為盆地主要熱儲層, 熱導率的變化范圍明顯偏大, 箱式圖25%～75%范圍明顯高于其它層組, 說明熱儲層段的物性非均質性強, 這種熱物性的差異表現在地層規律上為砂巖、砂礫巖、泥巖等變化頻率快; 登樓庫組、營城組、沙河子組、火石嶺組平均熱導率2.51～3.03 W/(m·K), 屬于盆地儲層下部的穩態熱傳導段, 巖性致密且壓縮固結性好; 基底段平均熱導率為 2.96 W/(m·K)。

圖3 不同層組對應的平均熱導率分布箱式圖Fig. 3 Box plot of the average thermal conductivity distribution in the different layer groups

根據巖性差異以及巖石粒徑大小依次分為黏土層、礫巖、砂巖、泥巖、火山巖和變質巖六種。從數據分析得知(圖4), 變質巖的平均熱導率最大,為 3.07 W/(m·K), 其次為火山巖為 2.98 W/(m·K),可見基底變質巖的熱導率值偏高; 而礫巖、砂巖、泥巖的熱導率則隨著顆粒的減小逐漸變小, 淺層黏土層熱導率最小, 平均為1.35 W/(m·K)。

圖4 不同巖性對應的平均熱導率分布Fig. 4 Distribution of average thermal conductivity corresponding to the different lithologies

總體來看, 松科二井獲取的熱導率范圍為1.28～3.79 W/(m·K), 平均熱導率為 2.60 W/(m·K)。熱導率隨著深度的增大呈增大趨勢, 且在 5000 m以下更加離散。整個熱導率垂向變化可分為 4段,第1段從地表到1500 m, 為熱儲蓋層段, 表現為地層泥質含量高, 熱導率低的特點; 第 2段1500～2600 m, 為主要熱儲層段, 隨著含砂量以及孔隙度的增大, 熱導率呈現增大的趨勢, 儲層段熱導率受孔隙度和含水率的影響, 室內測試結果與原位狀態下的值可能存在較大的偏差; 第 3段2600～5000 m, 從登樓庫組到沙河子組中部, 地層以砂巖、泥巖為主, 熱導率相對穩定, 平均值為2.66 W/(m·K); 第4段5000 m以下, 進入沙河子組底部到火石嶺組底部, 巖性為泥巖砂巖夾安山巖和流紋巖等, 熱導率差異變大, 平均值為2.78 W/(m·K); 到基底凝灰巖和粗安巖, 平均熱導率則達到3.15 W/(m·K)(圖5)。可見, 盆地整個熱導率的特征呈現出了層狀特點, 原始沉積形成的分層結構是導致熱導率差異的內在因素。

圖5 松科二井地層結構(a, b)及熱導率垂向分布(c)圖Fig. 5 The stratigraphic structure (a, b) and vertical distribution of thermal conductivity (c) of the Songke II well

需要指出, 這里的熱導率數據均為樣品的室內環境下的測試結果, 實際條件下, 隨著深度的增大,溫度和壓力對熱導率的影響因素逐步增大, 到最大深度 7000 m處, 原位熱導率的差異和室內實測值差值會達到30%(馬峰等, 2019)。

2.2 生熱率柱

巖石放射性生熱率是反映殼源產熱的重要參數, 通過測定巖石樣品中U、Th、K含量來計算得出。松科二井完成生熱率測試的地層包括嫩江組、姚家組、登婁庫組、營城組、沙河子組、火石嶺組以及變質巖基底。從總體的數據分析來看(圖6, 圖7), Th元素的含量最高, 其次為K、U元素。就不同層位來看, 總體上呈現隨著深度的增大, U、Th元素的含量呈現減小的趨勢, 而K元素的含量則相對穩定, 其中, 姚家組的Th元素含量最高, 為10.8 μg/g,其次為嫩江組、登婁庫組、沙河子組、基底、火石嶺組、營城組; 嫩江組的 U元素含量最高, 為3.71 μg/g, 其次為登婁庫組、營城組、姚家組、沙河子組、基底、火石嶺組; 營城組K元素含量最高,為 3.19%, 其次為登婁庫組、沙河子組、姚家組、火石嶺組、基底、嫩江組。

圖6 松科二井不同層組平均放射性元素含量Fig. 6 Average radioactive element content of different formations in the Songke II well

圖7 松科二井不同巖性對應的放射性元素含量Fig. 7 Average radioactive element content of different formations in the Songke II well

巖石的長英質礦物含量越多, U、Th、K越富集,U在空間上的分布與Th和K有著密切關系。從不同巖性分類分析得知, Th元素含量在礫巖、砂巖、泥巖、火山巖、變質巖中含量均居首位, 大致為U元素含量的3倍之多。其中, 泥巖的U、Th元素含量均呈現最高值, 而變質巖和火山巖的K元素含量均呈現高值, 但總體來看K元素的含量相對穩定,其也不是放射性生熱的主要貢獻元素。生熱率的大小取決于巖性的不同, 其根本是巖石中所含鈾釷鉀含量的不同, 泥巖區域生熱率最大, 原因是泥巖中所含Th、K的含量比砂礫巖要多。

基于放射性測試和密度測試結果, 可求得鈾釷鉀含量、放射性生熱率及密度的范圍和平均值(表1)。松科二井放射性生熱率為 0.228～1.65 μW/m3, 平均值為0.772 μW/m3, 從巖石生熱率結果(圖8)可以明顯看出, 巖性不同, 其生熱率不同。泥巖對應的生熱率最大, 平均值為 0.825 μW/m3, 依次為火山巖、砂巖、礫巖、變質巖。

表1 松科二井放射性元素含量范圍及均值表Table 1 Radioactive element content ranges and mean values of the Songke II well

圖8 松科二井不同巖性的生熱率Fig. 8 Heat generation rates for different lithologies in the Songke II well

U、Th、K濃度和產熱量隨地層巖性的變化如圖7和圖8所示。樣品熱導率呈現出主要受巖性控制, 以及相對較低的 Th、U和 K濃度水平。根據Th、K和 U濃度估算的產熱量也很低(砂巖:(0.75±0.31) μW/m3; 礫巖: (0.71±0.43) μW/m3; 泥巖:(0.825±0.36) μW/m3; 火山巖: (0.767±0.29) μW/m3;變質巖: (0.68±0.18) μW/m3)。

2.3 孔隙度特征

圖9是基于測井參數解譯的松科二井孔隙度隨深度的變化圖, 可以看出松科二井的測井解譯孔隙度表現出從淺部到深部逐漸減小的趨勢, 1800 m以淺平均孔隙度為 35.3%, 區間內波動明顯;從1800 m到2700 m, 孔隙度呈現逐漸下降趨勢, 平均孔隙度為17.0%; 2700 m以下孔隙度保持基本穩定, 平均孔隙度為 8.6%。總體來看, 孔隙度的降低區段與儲層段基本一致, 為 1200～2700 m, 熱儲層段的高孔隙度不僅體現出了控水特征, 同時也具有控熱特點, 高孔隙段相對而言地溫梯度偏低, 熱對流加強, 熱量具有聚集的特點。

圖9 松科二井孔隙度隨深度的變化Fig. 9 Variation of porosity with depth in the Songke II well

與其它盆地相對比, 松遼盆地不存在大規模發育的熱水儲層, 因此沉積巖孔隙度的物性差異是造成熱流在垂向上不均勻傳遞的主要因素。在高孔隙度和滲透率的砂巖段地溫梯度偏低, 在低孔隙度和滲透率的泥巖段地溫梯度偏高, 而在砂巖和泥巖互層的條件下, 往往會表現出較大的地溫梯度, 這種跨層間地溫梯度為非穩態的, 增加地溫梯度計算層的厚度更有利于獲取松遼盆地穩態熱流。

3 基于松科二井松遼盆地地溫分布特征

松科二井施工時間為2014年4月—2018年5月,歷時4年多。針對松科二井共進行了3次隨鉆測溫(侯賀晟等, 2018)和1次準穩態測溫。盡管測試數據為非穩態和準穩態數據, 但測試井底溫度擾動時間短、恢復快, 能夠反映真實溫度信息。

松科二井的鉆井工程共分五開進行, 本次研究所進行的連續測溫, 在一開、二開、三開、四開及五開鉆井完鉆后裸眼井綜合測井中分別采集了地層的非穩態井溫測井曲線(圖10)。隨鉆測溫結果顯示鉆井溫度總體線性增加, 但地溫梯度差別大, 說明只有井底溫度是可靠的地層溫度數據。7080 m深度溫度達 240℃, 顯示松遼盆地高的地熱背景, 地熱潛力巨大。

圖10 松科二井測溫曲線Fig. 10 Temperature measurement curve for the Songke II well

準穩態測溫為 2016年鉆孔中途停待期間, 靜置時間為35天, 測溫曲線在1600 m以淺, 溫度較后兩次測溫偏高, 為非穩態測溫, 500 m溫度為30.3 ℃, 穩態測溫 500 m 溫度為 22.8 ℃, 相差7.5 ℃, 在1600 m以淺隨著深度的增大非穩態測溫和后兩次的差距越來越小; 1600 m以下, 溫度較后兩次測溫偏低, 非穩態測溫4000 m溫度為139.3 ℃,穩態測溫4000 m溫度為148.1 ℃, 相差9.8 ℃, 且隨著深度的增大, 兩者相差越來越大。可以看出,溫度的轉折點位于 1600 m 深度, 溫度為 71.7 ℃,顯示在非穩態情況下測溫, 1600 m附近的測溫結果仍然顯示的與穩態測溫最為接近, 這個點為地溫梯度變化轉折點, 1600 m以淺, 非穩態測溫平均地溫梯度為 37.6 ℃/km, 穩態測溫平均地溫梯度為44.5 ℃/km; 1600 m 以下, 非穩態測溫平均地溫梯度為 28.2 ℃/km, 穩態測溫平均地溫梯度為26.9 ℃/km。很明顯, 35天后的測溫為非穩態測溫,受到了泥漿循環的影響, 由于長期泥漿的循環作用,會將深部井內的溫度降低, 就表現在測試溫度低于實際熱儲溫度, 而在淺部, 由于泥漿在深部循環增溫, 會使淺部井溫升高, 表現在測井溫度高于熱儲溫度。

從松科二井柱狀圖觀察看到, 盡管全孔隨著深度增大巖性變化較小, 但在 1600 m上下正好為巖性顏色變化的分界線, 在1600 m以上, 以嫩江組、姚家組黑灰色泥巖為主, 而在 1600 m以下則以青山口組、泉頭組深紫色泥巖和灰色砂巖為主, 因此可以判斷, 對于相同的巖性, 沉積環境和沉積相也是巖性熱物性差異(比熱、熱導率等)的關鍵因素。1600 m以上的灰色、黑色泥巖有機質含量高, 形成于還原或強還原條件下, 熱導率呈高值, 相應地溫梯度低; 而 1600 m以下深紫色則是由于含有鐵的氧化物或氫氧化物之故, 熱導率相對偏低, 地溫梯度高。

總體來看, 松科二井淺部穩態測溫平均地溫梯度達到 44.5 ℃/km, 深部穩態測溫平均地溫梯度為26.9 ℃/km, 取深部穩定段平均熱導率2.78 W/(m·K),可以獲得松科二井大地熱流值為74.8 mW/m2, 高于我國的平均大地熱流值 61.5 mW/m2, 且高于我國沉積盆地平均值, 盆地地溫梯度增長穩定, 沒有明顯的熱對流現象, 說明松遼盆地熱結構以深部幔源熱傳導機制為主。從穩態測溫與地層的對應剖面來看, 沉積層的地溫梯度要高于結晶基底, 這主要是由熱導率的差異所造成的, 從整個盆地熱流來看,其在向淺地表傳遞是均勻的。

4 松遼盆地水熱運移模式及特點

基于前文的分析研究, 松遼盆地高熱背景的形成與盆地斷、坳兩個階段的沉積構造過程發育密切相關。盆地斷陷的形成就是在軟流圈上涌地殼拉展減薄的作用下, 幔源熱快速向盆地表層聚集, 成為盆地“聚熱”階段; 坳陷的形成則是在這種熱背景下,快速沉積了低熱導率的儲蓋層, 成為了盆地“保熱”階段。盆地物性的差異與盆地由斷陷沉積轉為坳陷沉積過程中沉積環境的變化密切相關, 上白堊統坳陷沉積初始階段(姚家組、青山口組、泉頭組)為儲層大規模發育時期, 盆地砂、泥巖交替的沉積環境中,厚層連續的砂巖段形成區域上層狀熱儲。

松遼盆地的熱導率、滲透率從淺地表到變質巖基底沒有明顯的突變, 整個層段內表現出盆地連續穩定沉積的特點, 也沒有形成明顯的導熱導水裂隙網絡; 地溫變化從淺到深表現出穩定的地溫增長特點。這反映出松遼盆地在淺部相對均一的物性條件和高幔源熱流低殼源產熱的背景下, 熱量從盆地深部均勻地向淺部傳遞, 未發生明顯聚集現象。因此,在松遼盆地較難找到優質的大規模熱儲層, 即使有滲透率較高的層狀砂巖熱儲, 從溫度上看沒能形成明顯的熱異常(圖11)。這里將其命名為松遼盆地坳陷控熱、均一物性低滲透性控儲模式, 熱量自下而上以傳導為主, 屬于傳導型地熱系統。

圖11 松遼盆地控熱模式Fig. 11 Heat control patterns of Songliao Basin

4.1 深凹陷構造控熱特征

重力反演資料表明, 松遼盆地莫霍面被 33 km等深線所圈閉(圖12), 埋深29～33 km。最淺處位于明水—安達—長嶺一線。由于地幔上拱, 致使地殼拉張變薄, 為地殼深部的熱流上升提供了良好的通道條件。地震波速結構與電測深證實, 松遼盆地9～17 km和20 km之下存在兩個低速高導層。頂部低速高導層可能是中上地殼間的構造拆離帶, 也可能是地殼內的巖漿房。松遼盆地北部上地幔高導層埋深60～118 km, 大慶地區正好處于地幔高導層隆起區, 上地幔高導層埋深60～70 km(金旭等, 1994;云金表等, 2003)。盡管人們對低速高導層的地質屬性還眾說紛紜, 但在深部莫霍面隆起控制了深坳陷沉積形成的地質成因上已達成共識。莫霍面隆起、上地幔上隆及殼內高導層的存在是盆地地溫梯度及大地熱流值高的深部原因; 盆地沉積層及深部變質巖體的放射性產熱偏低, 對于整個盆地熱流尤其是沉積中心的貢獻較小。

圖12 松遼盆地莫霍面深度圖Fig. 12 Depth contour map of the Moho surface in Songliao Basin

而從居里面埋深圖(圖13)來看, 松遼盆地居里面起伏較大, 總體上表現出盆地中心低, 盆地外圍高的特點, 這與莫霍面表現出來的規律正好相反。表明, 盆地中心以深部幔源產熱為主, 而盆地周邊則殼源產熱所占的比重明顯增大。熱量在松遼盆地由深到淺具有從盆地中心向周邊擴散的趨勢。

圖13 松遼盆地居里面深度圖Fig. 13 Contour map of the curie surface of Songliao Basin

4.2 層控型水熱系統特征

與國內的其它盆地相比, 松遼盆地熱儲空間結構體現出更為明顯的層控特征。松遼盆地的有效熱儲層厚度明顯小于華北、關中(孫紅麗, 2015)等沉積盆地地區, 這種薄層且砂巖泥巖互層作用強烈的結構形成了盆地明顯的層控型水熱系統。原因在于兩個方面, 一方面整個盆地以河湖相沉積為主, 河湖相沉積交替頻繁造成了后期地下水活動微弱的沉積環境; 另一方面, 松遼盆地以中生代沉積地層為主,上覆蓋層厚,在長期高壓應力條件下, 地層固結壓縮性增強, 孔隙度減小, 滲流連通性變差, 影響了區域熱儲層的形成。

從垂向上看, 與其它盆地相比, 松遼盆地熱儲厚度明顯偏低。如渤海灣盆地明化鎮組砂巖平均厚度為172 m, 館陶組砂巖、砂礫巖平均厚度為127 m,東營組砂巖平均厚度為 173 m, 寒武奧陶系及中元古界碳酸鹽巖儲層厚度可達300～1000 m。而松遼盆地主要熱儲姚家組平均厚度為43 m, 青山口組平均厚度為24 m, 泉頭組二、三、四段平均厚度為70 m。

從平面上看, 盆地構造穩定, 發育大型的湖盆-三角洲沉積體系圖, 主要發育有三角洲分流平原、三角洲前緣、前三角洲等三角洲相和濱淺湖及深湖-半深湖等湖泊相, 盆地熱儲厚度具有從盆地周源向沉積中心逐漸變小的趨勢, 以泉頭組為例, 北部傾末區沖積扇相河道最為發育, 砂體厚度最大可達130 m 以上, 到沖積扇底部及河道間, 砂體厚度減小到幾十米, 且隨著砂體顆粒的減小, 泥質含量增多, 有效孔隙度隨之逐步降低。上部青山口組、姚家組具有同樣規律, 在沉積過程中河道、分流河道、水下河道相砂巖最為發育, 孔隙度值最大, 并且距物源越近、河道規模越大, 砂體厚度和孔隙度值就越大, 后期形成的熱儲條件越好。

松遼盆地外圍山區以火成巖為主, 盆地周邊分布著沖洪積相為主的砂礫石層, 黏土夾層極少, 含水層厚度較大, 如林甸等地區; 盆地中心含水層厚度逐漸減薄。盆地地下熱水的補徑排總體上呈現的規律為大氣降水沿著斷裂下滲到深部熱儲, 被圍巖加熱后沿著次級裂隙通道上升至淺部, 大部分熱水儲集在滲透性良好的巖層中而形成熱儲。對于深循環對流型地熱系統而言, 熱水和冷水的混合作用隨著深度的增加而減小。在松遼盆地, 地下水的循環主要受控于區域的斷陷構造和局部的隆凹結構, 在局部大型深大斷裂帶, 地熱水存在沿斷裂越層補給的可能, 地熱水的補給來源于淋濾水和沉積壓實水。

5 結論

(1)本文從松遼盆地地熱成因模式入手, 充分結合松科二井以及盆地周邊地熱井資料, 建立了盆地連續熱物性柱, 分析了盆地地溫場分布特征, 提出了松遼盆地“深凹陷層控型”水熱系統的成因模式,具體成因模式為“層控熱儲-側向徑流補給-大地熱流供熱”, 對于水熱型地熱開發, 尋找高滲透熱儲層是盆地找熱的關鍵。

(2)松遼盆地物性具有明顯的垂向分層特征, 盆地不同巖性、不同沉積時代的熱導率存在明顯的差異, 通過建立盆地熱物性柱來看, 整個熱導率垂向變化可分為 4段, 從上到下分別對應著蓋層段、儲層段、穩態熱傳導段和基底段, 隨著深度的變大,熱導率逐漸增大, 到達基底熱導率呈現離散化。松遼盆地放射性產熱普遍偏低, 不作為主要熱源。

(3)松遼盆地地溫具有穩態連續特征, 總體地溫梯度分為兩段, 上段 1600 m以淺穩態測溫平均地溫梯度為 44.5 ℃/km; 下段 1600 m以下穩態測溫平均地溫梯度為26.9 ℃/km。地溫梯度變化段與熱儲層段1200～2700 m對應, 表明盆地以松科二井為代表的區域, 熱儲層1200～1600 m的姚家組和青山口組上部以熱傳導為主, 熱儲性能較差; 熱儲層1600～2500 m的青山口組下部和泉頭組具有傳導對流混合的現象, 存在較好的熱儲層段。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research & Development Program of China (No.2019YFB1504101), National Natural Science Foundation of China (No. 41602271), and China Geological Survey (No. DD20160207-04).