松遼盆地巖石熱導率柱及古地溫場分布特征

唐博寧，邱楠生,*，朱傳慶，常 健，李 瀟，黃 越，楊俊生，付秀麗

(1.中國石油大學(北京) 油氣資源與工程全國重點實驗室，北京 102249；2.中國石油大學(北京) 地球科學學院，北京 102249；3.中國石油大慶油田有限責任公司勘探開發研究院，黑龍江 大慶 163712)

隨著傳統化石能源被不斷消耗且不可再生，地熱資源、頁巖油等新興能源正得到越來越多的關注。松遼盆地同時兼有這兩種重要的資源。松遼盆地基底之上沉積了巨厚的白堊系地層，最大厚度超過8 km，其中上白堊統嫩江組、姚家組、青山口組和下白堊統泉頭組等地層是傳導水熱型地熱資源的熱儲層，深部的下白堊統營城組、沙河子組和火石嶺組等地層是干熱巖地熱資源開發利用的潛在靶區[1-5]；以青山口組地層為主的“古龍頁巖”是中國目前頁巖油勘探開發的重點目標[6-9]。理解盆地經歷的熱史過程對現今地溫場的形成和頁巖油的成熟演化具有重要的作用，恢復盆地關鍵時期的古地溫有助于進一步了解盆地熱體制演化過程。上述研究中的一個重要熱物性參數為巖石熱導率。巖石熱導率表征巖石的傳熱效率，被直接應用在計算大地熱流[10-13]、推算深部溫度[12,14]、地熱開發模擬[15]等地熱相關工作中，也是進行盆地模擬包括重建古溫度史和生烴史的必備參數[16-17]。

為了恢復松遼盆地古地溫場，獲取精確可靠的熱導率數據是進行模擬的前提。目前一些盆地模擬工作中熱導率并未受到重視，許多學者在研究時往往直接采用模擬器提供的默認參數值[16]。不同地區熱導率存在差異，即使巖性相同熱導率也可能不同，如塔里木盆地、四川盆地和渤海灣盆地冀中坳陷砂巖的平均熱導率分別為2.51、3.06和1.80 W/(m·K)，因構造環境不同，巖石組成結構不同，使熱導率產生差異[18-19]。因此，默認的參數值不能代表研究區的實際熱導率。某些地區已進行過熱導率的測試，但是未被用于盆地模擬分析中，而主要是作為計算大地熱流等的參數，沒有充分利用實測熱導率數據。不管是進行現今溫度場的計算還是古地溫場的重建，熱導率的差異都將顯著影響計算結果，在盆地模擬分析時，還會進一步影響烴源巖熱成熟過程的確定[16-17,20]。因此，在進行盆地分析時，將巖石熱導率測試作為一項前期基本工作具有重要意義，可為后續深入研究提供精度保障。

前人已針對松遼盆地的熱史開展了相關研究，研究方法眾多，包括磷灰石[21-25]和鋯石[26-28]裂變徑跡、鏡質體反射率(Rran)[29-31]、流體包裹體[32]、元素地球化學[33]、黏土礦物[34]等。前人研究表明，松遼盆地在白堊紀晚期?古近紀早期(明水組末期)達到最大古地溫后發生了顯著的抬升冷卻事件。前人研究多以一些單井為主，缺少對盆地關鍵時期平面溫度場的整體分析。鏡質體反射率(Rran)是溫度與時間的函數，能夠記錄地層經歷的最大古地溫，表征有機質的熱成熟度，是進行盆地熱歷史恢復的重要約束[12,35]。

筆者研究目的是重建松遼盆地關鍵時期的古地溫場，首先采集大量的巖石樣品進行熱導率測試，搜集和整合前人數據建立精確的地層熱導率柱；結合前人取得的熱史演化認識，以大面積覆蓋松遼盆地北部的Rran數據為約束，重建松遼盆地北部多口鉆井的埋藏史?熱史，繪制最大古地溫時期松遼盆地北部的古地溫分布。與前人恢復的單井熱史相比，因采用了精確的熱導率參數，并結合前人已有認識，模擬精度更好，以期為地熱資源形成和頁巖油成熟度研究提供理論支撐。

1 地質背景

松遼盆地是一個大型中?新生代陸相沉積盆地，面積約為26萬km2，內部可進一步分為中央坳陷區、北部傾沒區、東北隆起區、東南隆起區、西南隆起區和西部斜坡區(圖1)。從侏羅紀到早白堊世，位于松遼盆地西北的蒙古?鄂霍茨克洋和東部的古太平洋的構造運動使得盆地開始進入形成與演化時期，主要分為3個階段：伸展斷陷階段、沉降坳陷階段和構造反轉階段[36-40]。

圖1 松遼盆地構造單元Fig.1 Tectonic units of the Songliao Basin

盆地基底主要為石炭系、二疊系、三疊系和上侏羅統的花崗巖、變質巖和火山碎屑巖。斷陷地層由下至上為下白堊統火石嶺組(K1h)、沙河子組(K1sh)、營城組(K1y)和登婁庫組(K1d)，巖性包括基性巖、中性巖、流紋巖、火山碎屑巖、安山巖、玄武巖、砂泥巖、頁巖、礫巖等；坳陷地層由下至上為下白堊統泉頭組(K1q)、上白堊統青山口組(K2qn)、姚家組(K2y)、嫩江組(K2n)，巖性發育有砂巖、粉砂巖、泥巖、頁巖、礫巖，局部可見火成巖；反轉地層主要為上白堊統四方臺組(K2s)、明水組(K2m)以及古近系伊安組(Ey)、新近系大安組(Nd)和泰康組(Nt)地層，巖性有砂巖、粉砂巖、泥巖、礫巖，受抬升剝蝕影響，沉積厚度和分布區域有限。

2 熱導率樣品及測試

2.1 研究區以往熱導率研究

熱導率是進行熱史重建的必備參數。首先對以往的熱導率工作進行梳理，再將前人數據與筆者實測數據整合，以期構建起更充實的數據源進行熱史重建。在20世紀80年代松遼盆地的熱導率測試已經開始，吳乾蕃等[41-42]測試了松遼盆地以砂、泥巖為主的67塊巖心熱導率，平均熱導率為1.78 W/(m·K)，作為研究地溫場和大地熱流的參數。大陸科學鉆探松科2井是熱導率測試的熱點對象，眾多文獻中均有基于松科2井熱導率數據進行的分析，研究目的眾多，如利用測井資料估算熱導率[43]、分析熱導率影響因素[44]、地熱系統控熱模式[5]、大地熱流和深部熱結構[45]以及重建近期地表溫度史[46]等。為了研究松遼盆地現今地溫場特征及其影響因素，以中央坳陷區為主的熱導率數據被廣泛獲取[2,47-48]。中央坳陷區內部的徐家圍子地區通過實測熱導率研究了現今地溫場和天然氣的關系[49]。徐家圍子也是重要的干熱巖靶區，眾多的熱導率數據用于干熱巖相關研究[50]。前人還測試了30～3 000 m的花崗巖、流紋巖、砂巖、泥巖樣品熱導率，研究松遼盆地熱導率的各向異性[51]。可以發現，熱導率以往主要用于地熱資源相關研究中，是現今地溫場中必不可少的參數，但沒有將研究區實測熱導率直接用于盆地相關的模擬分析中，在熱史重建中應用仍然較少。

2.2 測試樣品

為了獲取更為精確的古地溫場模擬結果，本次將補充盆地的熱導率數據。此次研究共測試了松遼盆地北部共269塊巖石熱導率，其中包括76口鉆井262塊巖心樣品和7塊野外露頭樣品，樣品在北部傾沒區、東北隆起區、東南隆起區、西部斜坡區和中央坳陷區均有分布，但主要集中在中央坳陷區(圖2)。采樣地層包括基底、白堊系沙河子組至嫩江組以及新近系地層，涵蓋了松遼盆地已揭露的主要巖性，包括砂巖、泥質砂巖、粉砂巖、泥質粉砂巖、泥巖、粉砂質泥巖、頁巖、礫巖等沉積巖，輝長巖、花崗巖、正長巖、凝灰巖、火山角礫巖、安山巖、流紋巖等火成巖，以及片麻巖、板巖、千枚巖、石英巖等變質巖。巖心取樣深度在60～5 400 m。

圖2 松遼盆地熱導率樣品位置及單井埋藏史?熱史位置Fig.2 Sampling locations for thermal conductivity determination and locations of individual wells for burial and thermal histories reconstruction in the Songliao Basin

2.3 測試方法

所有樣品的熱導率測試均在中國石油大學(北京)油氣資源與工程全國重點實驗室進行。測試儀器為Hot Disk熱常數分析儀，該儀器采用方法為瞬態平面熱源法，原理為溫度傳感探頭與樣品接觸時因樣品熱導率差異使探頭上產生不同的電壓變化，記錄一定時間內的電壓變化即可用來計算熱導率[18]。此次測試的樣品均為干燥樣品(干樣)，在室溫、正常大氣壓條件下進行。

2.4 校正方法

真實地下的原位熱導率與干樣熱導率的環境不同，受孔隙介質、孔隙飽和度、溫度、壓力等影響。為了獲取真實有效的地層熱導率，需要對干樣熱導率值進行相關校正，包括研究區域地層的位置、深度、孔隙率、飽和度、溫度、壓力、礦物組分等方面。前人已經提出了眾多校正經驗公式，下面主要介紹常用的飽水、溫度和壓力校正公式。

飽水校正通常采用如下幾何平均數公式[52]：

在進行溫度校正時，需要考慮熱導率隨溫度變化時，會因為本身巖性和礦物組分的差異導致其發生不同變化，熱導率可能增大也可能減小，需要根據具體巖性和組分進行分析[16,53]。前人根據不同巖性在不同溫度條件下的熱導率測試結果，總結出多個熱導率隨溫度變化的經驗公式[54]，常用的兩個校正公式[53,55]如下，它們已被廣泛用于溫度場和熱體制研究[45-46,56]：

壓力校正采用下式[57]，目前較為常用：

3 熱導率結果分析

3.1 測試結果

測試結果顯示，熱導率總體介于0.58～3.94 W/(m·K)，平均為(1.79±0.65) W/(m·K)，與前人測試結果接近[42]。不同巖性熱導率統計見表1(測試數量小于3的巖性未在表中列出)。其中千枚巖和凝灰巖的平均熱導率最大，分別為2.65和2.61 W/(m·K)。可作為熱儲巖性的砂巖、粉砂巖平均熱導率接近，分別為2.03和1.99 W/(m·K)。然后是泥質粉砂巖、粉砂質泥巖，平均熱導率分別是1.64和1.54 W/(m·K)，對比砂巖、粉砂巖，含有泥質會使得熱導率降低。可作為熱儲蓋層的泥巖平均熱導率為1.39 W/(m·K)，較低的熱導率可阻隔熱散失。泥質砂巖的熱導率為1.25 W/(m·K)，顯著低于砂巖，通過巖心觀察發現，泥質砂巖成巖較松散，不夠致密。作為松遼盆地古龍頁巖油目的層的頁巖平均熱導率最低，為1.15 W/(m·K)，此次采集的頁巖多為黑色頁巖，有機質含量高，使得熱導率顯著降低。正長巖、安山巖、流紋巖、花崗巖、輝長巖、石英巖的平均熱導率分別為3.27、2.98、2.25、3.39、2.69和3.31 W/(m·K)，因為測試數量較少，結果可能具有偶然性，但也顯示出火成巖的熱導率總體較高。

表1 松遼盆地不同巖性熱導率測試統計Table 1 Statistics of tested thermal conductivity of varying lithologies in the Songliao Basin

3.2 隨深度變化

將本次研究獲取的熱導率和前人數據整合后得到熱導率隨深度分布特征(圖3)。總體上，熱導率隨著深度的增加呈逐漸增大的趨勢，3 000 m以淺熱導率隨深度增大的速率大于3 000 m以深。3 000 m以淺松遼盆地地層主要為泉頭組及以上的坳陷發育地層，巖性以砂泥巖為主，受壓實作用影響明顯，隨著深度的增加，孔隙率減小，巖石逐漸致密，導致熱導率增大；3 000～6 000 m地層主要是火石嶺組至登婁庫組的斷陷發育地層，該層段沉積巖已經歷了較為充分的壓實，可繼續壓實程度降低，同時還有大量的火成巖，使得熱導率隨深度增加的速率減緩；在6 000 m以深達到盆地基底，巖性轉變為以花崗巖、變質巖和火山碎屑巖為主，巖性的變化導致熱導率出現降低。

圖3 松遼盆地熱導率隨深度變化Fig.3 Depth-varying thermal conductivity of the Songliao Basin

3.3 松遼盆地北部熱導率柱

近年來，盆地模擬中熱導率逐漸受到重視，在大范圍地區中它不單單是一個恒定的值，而是一個可以隨著空間、時間變化的值[16-17,58]。為了獲取真實有效的熱導率，實測是最直接的方法，但有時目標地層不具備采樣條件，在無法進行實測的情況下，還可以通過估算獲取熱導率值：當有地球物理測井數據時，可以通過測井數據進行推算[58-59]；當巖石礦物組分已知時，可以通過礦物組合進行估算[18]。上述數據都缺失時，則可查閱研究區的巖石熱導率柱，巖石熱導率柱包含了樣品的層位、巖性，可為模擬研究提供重要參考。

大尺度研究中難以實現對所有區域熱導率測試，因此需要具有代表性的地層熱導率參考，即建立巖石熱導率柱。充足的數據量是保證巖石熱導率柱真實、可靠、適用廣的前提，因此，將本次研究獲取的熱導率與前人測試結果進行統一整編。由于松遼盆地面積廣，內部呈現出凹凸相間的構造格局，同一地層即使巖性相同，深度也差異較大，經歷的溫壓條件和地層孔隙率不同。因此，僅建立干樣熱導率柱，在參考使用時可根據實際地層位置利用公式進行校正。

由于中央坳陷區與其他構造單元地層結構差異顯著，同時其他構造單元的熱導率數據較少，在此只建立松遼盆地中央坳陷區的熱導率柱(表2)。地層包括盆地基底和上部所有白堊系地層，全面涉及到松遼盆地10 km深度內主體地層中各種巖性的熱導率。針對每個地層計算了平均熱導率，包括調和平均值和算術平均值兩種類型。調和平均值是根據鉆井巖心柱狀圖記錄的每個地層每個巖性的厚度進行計算，因此，厚度大的巖性其熱導率對結果影響較大。深部地層因為缺少巖心記錄只給出了算術平均值。調和平均值和算術平均值在上部的嫩江組、姚家組和青山口組非常接近，而在深部的泉頭組和登婁庫組差異較大。主要原因是地層中泥巖占比較大，其熱導率對調和平均值有著顯著影響。在上部地層泥巖熱導率和其他巖性接近，而在深部地層泥巖熱導率低于其他巖性，因而使得深部整體地層的熱導率降低。而再往深部泥巖占比降低，差異將會縮小。

表2 松遼盆地中央坳陷熱導率柱Table 2 Thermal conductivity column of rocks in the central depression in the Songliao Basin

由上至下看，上白堊統明水組至青山口組，地層巖性以碎屑沉積巖為主，熱導率較低，主要在2 W/(m·K)以內。下白堊統泉頭組至火石嶺組巖性除碎屑沉積巖外，還發育有火山巖相，尤其是在下部的營城組和火石嶺組火山巖有大量發育，因火山巖熱導率普遍高于沉積巖，使得下白堊統下部地層算術平均熱導率顯著高于上部登婁庫組和泉頭組。基底以變質巖、火成巖為主，巖性熱導率大，平均熱導率超過3 W/(m·K)。

總體上，隨著地層由新到老變化，砂泥巖熱導率呈現出逐漸增大的趨勢，主要是受壓實成巖作用影響，下部老地層成巖程度較高，壓實更為致密，導致熱導率較大。受砂泥巖熱導率的增大趨勢變化以及下部地層逐漸發育有火成巖等影響，地層平均熱導率隨地層變老呈明顯增大，在算術平均值中尤為明顯。熱導率柱能夠直觀地了解地下的傳熱特性，可用于地熱勘探、熱史重建和油氣成藏等研究中。

4 鏡質體反射率

鏡質體反射率可作為熱史重建的有效約束。此次研究共獲取了松遼盆地北部近3 000個鏡質體反射率，實現了對研究區的大面積覆蓋。青山口組地層位于沉積層剖面的中間位置，其本身和上覆的姚家組、嫩江組以及下伏的泉頭組地層均可作為熱儲層，同時青山口組地層還發育有大面積的優質頁巖，是頁巖油勘探開發的重點層位。該層具有大量的鏡質體反射率(Rran)數據，能夠為熱史重建提供充足的數據支撐，因此，選取青山口組地層為此次古地溫恢復的研究層位，結果可為松遼盆地地熱與油氣資源的形成與聚集提供有效參考。Rran的分布能夠體現出區域的熱演化程度，古地溫高的地區Rran往往較大。青山口組地層Rran平面分布如圖4所示，從中央坳陷區沉積中心至四周隆起區Rran呈逐步遞減的趨勢，在中央坳陷外圍Rran普遍小于0.6%。中央坳陷區內齊家古龍凹陷Rran值最高，中部Rran達1.6%以上，明顯高于其他地區；其次是龍虎泡大安階地中心東部和三肇凹陷中部，Rran值達到1.0%；黑魚泡凹陷和朝陽溝階地東側(賓縣王府凹陷)Rran值達到0.8%，大慶長垣和朝陽溝階地中部Rran均在0.6%左右。埋藏較深的凹陷區的Rran值明顯高于凸起區。

圖4 松遼盆地北部青山口組地層Rran平面分布Fig.4 Contour map showing the Rran of the Qingshankou Formation in the northern Songliao Basin

5 單井埋藏史?熱史

重建單井埋藏史?熱史首先需要根據鉆孔各地層的埋深和剝蝕量建立起埋藏史。松遼盆地在嫩江組末期和明水組末期存在兩期重要的剝蝕過程[23,31]，剝蝕量較大不可忽視，需要先進行剝蝕量恢復。通過對比參考前人恢復的剝蝕量[21,31,60-61]，并利用前人裂變徑跡數據使用裂變徑跡法恢復部分區域的剝蝕量，確定了研究區的埋藏史，構建起熱史模擬的地質框架。然后以建立起的熱導率柱為基礎，根據單井的位置埋深等情況進行巖性熱導率校正，依據鉆孔揭露的各個地層的巖性比例計算調和平均值，作為地層平均熱導率。通過預設古熱流演化條件，利用EASY%Ro模型[62]進行熱史模擬，得到模擬的Rran分布，將模擬Rran與實測Rran進行對比，通過不斷調試古熱流模型，以達到Rran最佳擬合曲線，完成熱史重建。選取均勻覆蓋松遼盆地北部的80口鉆井(位置如圖2所示)數據進行模擬，結果能夠有效反映出該地區整體熱史演化過程。

選取松遼盆地內中央坳陷區龍虎泡大安階地的LHPDA1井、齊家古龍凹陷的QJGL1井、大慶長垣的DQ1井、三肇凹陷的SZ1井作為典型井位進行埋藏史?熱史介紹，如圖5所示。總體上，從泉頭組時期開始，盆地進入熱沉降坳陷發育階段，地層埋深逐漸增大，溫度逐漸升高。在嫩江組末期發生了一次明顯的抬升冷卻事件，形成T03不整合面，該事件在低溫熱年學上有相應顯示[23,63]。之后在明水組末期發生顯著構造反轉，形成T02不整合面，前人眾多的熱史反演均反映了該事件[21-23,25,27,32,63]。各構造單元均在明水組末期達到最大古地溫，LHPDA1井和QJGL1井青山口組地層最大古地溫達到150℃以上，DQ1井和SZ1井最大古地溫分別為128和141℃，此時它們對應的古地溫梯度分別為70、56、52和58℃/km。自明水組末期以后溫度總體呈降低趨勢，LHPDA1井、QJGL1井、DQ1井和SZ1井的現今地溫分別為90、114、81和95℃，降低幅度明顯，對應現今地溫梯度分別為43、49、49和44℃/km，除大慶長垣外均發生較大程度的降低。其中齊家古龍凹陷地區雖然梯度降低較大，但仍是地溫梯度高值區。大慶長垣地區雖然古地溫梯度較小，但由于后期降低幅度較小，現今地溫梯度較高。

圖5 不同構造單元地熱井的埋藏史?熱史Fig.5 Burial and thermal histories of representative wells in various tectonic units of the Songliao Basin

6 明水組末期古地溫場分布特征

明水組末期是盆地構造熱演化的關鍵時期，該時期地層達到最大古地溫，以80口單井的埋藏史?熱史結果為基礎，繪制了松遼盆地北部青山口組最大古地溫平面分布圖(圖6)。古地溫分布與Rran平面分布具有一定的相似性，齊家古龍凹陷和龍虎泡大安階地中心東部古溫度最大，達到160℃以上，其次是三肇凹陷，古地溫達到140℃，中央坳陷主體古地溫均在120℃以上，從中央坳陷區中心往四周溫度顯著降低。

圖6 松遼盆地北部青山口組地層明水組末期古地溫分布Fig.6 Contour map of paleo-geothermal field in the Qingshankou Formation in the late stage of Mingshui Formation in the northern Songliao Basin

古地溫場的分布與古埋深、古地溫梯度緊密相關，在明水組末期之前，盆地以持續沉降為主要發育特征，隨著古埋深增大，溫度逐漸增高。凹陷區古埋藏深度大，同時對應的古地溫梯度也大，造成古地溫較高。在明水組末期時古埋深最深，達到最大古地溫。較高的古地溫促進了松遼盆地頁巖層的發育，使頁巖具有較高的熱成熟度，利于頁巖油氣成藏。在明水組末期后受太平洋板塊運動影響，中國東北地區受到強烈擠壓作用，使得盆地內發生顯著抬升冷卻事件[23,27]，造成古近系和新近系地層沉積殘留有限。從明水組末期至今，松遼盆地溫度總體呈降低趨勢，但不同構造單元地溫梯度降低幅度不同，在降幅較小的地區形成了現今高溫地熱有利區。

7 結論

a.松遼盆地熱導率介于0.58～3.94 W/(m·K)，平均為1.79 W/(m·K)。可作為熱儲的砂巖、粉砂巖熱導率分別為2.03和1.99 W/(m·K)，可作為熱儲蓋層的泥巖和頁巖油開發目的層的頁巖熱導率分別為1.39 和1.15 W/(m·K)。縱向上，熱導率隨深度增加逐漸增大。

b.基于大量實測熱導率數據和整編前人數據建立起松遼盆地地層巖石熱導率柱，隨著地層由新到老變化，地層平均熱導率逐漸增大，與砂泥巖壓實成巖作用和深部發育火山巖相等密切相關；熱導率柱可為地熱場研究和盆地模擬提供有效參考。

c.松遼盆地北部在明水組末期達到最大古地溫，溫度最高主要在齊家古龍凹陷地區，超過160℃，此時盆地古地溫梯度介于50～70℃/km；之后溫度和地溫梯度均發生了不同程度的降低。

d.松遼盆地經歷的最大古地溫明顯高于現今地溫，較高的古地溫可促進頁巖油的成熟演化，后期幅度較小的降溫過程將有助于現今地熱資源的形成。明確松遼盆地古地溫場演化特征有助于理解盆地資源的形成演化過程，為成藏機理研究提供有效支撐。

符號注釋：

K為校正后熱導率，W/(m·K)；KM為基質熱導率，W/(m·K)；Kc為孔隙介質熱導率，W/(m·K)；KP為壓力校正后的熱導率，W/(m·K)；KR為室溫下測試的熱導率，W/(m·K)；K0為0℃時熱導率，W/(m·K)；KT為溫度校正后熱導率，W/(m·K)；K15為室溫15℃下測試的熱導率，W/(m·K)；K25為室溫25℃下測試的熱導率，W/(m·K)；p為原位壓強，MPa；t為原位溫度，℃；φ為孔隙率，%。