王貴玲 , 馬 峰 *, 侯賀晟, 姜光政,張心勇, 原若溪 , 黎楚童

1)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所, 河北石家莊 050061;2)自然資源部地?zé)崤c干熱巖勘查開發(fā)技術(shù)創(chuàng)新中心, 河北石家莊 050061;3)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院, 北京 100037; 4)成都理工大學(xué), 四川成都 610059;5)黑龍江省生態(tài)地質(zhì)調(diào)查研究院, 黑龍江哈爾濱 150030;6)中國(guó)石油大學(xué)(北京), 北京 102249

松遼盆地是我國(guó)重要的工業(yè)和農(nóng)業(yè)基地, 擁有一批關(guān)系國(guó)民經(jīng)濟(jì)命脈和國(guó)家安全的戰(zhàn)略性產(chǎn)業(yè)。松遼盆地區(qū)位條件優(yōu)越, 沿邊沿海優(yōu)勢(shì)明顯, 是全國(guó)經(jīng)濟(jì)的重要增長(zhǎng)極, 在國(guó)家發(fā)展全局中舉足輕重,在全國(guó)現(xiàn)代化建設(shè)中至關(guān)重要。松遼盆地除了蘊(yùn)含著規(guī)模巨大的石油、煤、非常規(guī)油氣等化石能源外,也表現(xiàn)出較高的地溫梯度和熱流值, 是我國(guó)大型盆地中大地?zé)崃髦底罡叩某练e盆地(王貴玲等, 2017;姜光政, 2017)。松遼盆地深部干熱巖資源評(píng)價(jià)結(jié)果顯示松遼盆地可采資源下限折合標(biāo)準(zhǔn)煤 7400億噸,約占我國(guó)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(guó)東部裂谷系中的裂谷盆地。盆地的整個(gè)沉積環(huán)境以河湖相沉積為主, 主要為細(xì)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(fā)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(dá)7000 m以上, 是盆地內(nèi)的主要含油及采熱層系。盆地?zé)醿?chǔ)層發(fā)育欠佳但地溫梯度穩(wěn)定, 平均地溫梯度達(dá)到 3.8 ℃/(100 m), 在我國(guó)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(chǎng)變化穩(wěn)定的特征為水熱型地?zé)峒案蔁釒r資源的勘查開發(fā)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(duì)盆地的研究開始于20世紀(jì)50年代末, 隨著大慶油田的發(fā)現(xiàn)形成了陸相生油及背斜成藏理論, 進(jìn)入 21世紀(jì)油氣勘探逐步從構(gòu)造油藏轉(zhuǎn)向巖性油藏, 深層火山巖、頁巖成為非常規(guī)油氣主要勘探目標(biāo)(周慶華等, 2007; 王社教等, 2020;Wang et al., 2021)。

盆地地?zé)岱矫嫦到y(tǒng)的研究開始于21世紀(jì)初(汪集旸, 2015; Ma et al., 2022)。在熱結(jié)構(gòu)研究方面, 任戰(zhàn)利等(2001)通過對(duì)古溫標(biāo)的分析認(rèn)為松遼盆地在晚白堊世熱沉降坳陷階段的古地溫高于現(xiàn)今地溫,中央坳陷區(qū)最高古地溫梯度達(dá)4.26～4.80 ℃/(100 m),晚白堊世古大地?zé)崃髦禐?4.91～106.94 mW/m2, 且這一時(shí)期也是烴源巖的主要生成期及運(yùn)移期。第三紀(jì)以來盆地發(fā)生抬升和剝蝕, 大地?zé)崃髦邓p、降溫使生烴作用減弱或停止。朱煥來(2011)從盆地?zé)狍w制的角度出發(fā), 利用探井資料分析了松遼盆地地溫場(chǎng)狀況, 剖析了地下熱能的來源及構(gòu)成, 分析了傳輸機(jī)制, 討論了沉積盆地?zé)狍w制的主控因素。認(rèn)為盆地主控?zé)嵩礊獒Ｔ? 傳輸機(jī)制非傳導(dǎo)主導(dǎo), 認(rèn)為盆地控?zé)岷诵氖菙嗔? 在此基礎(chǔ)上, 建立了松遼盆地地?zé)豳Y源形成機(jī)制概念模型。并根據(jù)研究區(qū)地層發(fā)育狀況, 確定了姚家組、青山口組二三段、泉頭組三四段為區(qū)域主要目的熱儲(chǔ)層。姜光政(2017)從區(qū)域地?zé)岬刭|(zhì)調(diào)查入手, 完成了兩條地學(xué)剖面的巖石圈溫度場(chǎng)和熱結(jié)構(gòu)研究。從大地?zé)崃鞯慕嵌?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(kuò)張影響背景下的深部-構(gòu)造熱機(jī)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(cè)試結(jié)果, 建立了松遼盆地北部主要地層的熱物性柱, 新增大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)29個(gè), 提出盆地整體以熱傳導(dǎo)為主的背景下, 地殼淺部熱狀態(tài)主要受到高熱導(dǎo)率基底形態(tài)的控制, 產(chǎn)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(jī)制方面, 蘇玉娟(2021)以林甸地?zé)崽餅槔? 從儲(chǔ)、熱、源、通四個(gè)方面剖析了松遼盆地地?zé)岢梢驒C(jī)制,總結(jié)提出了裂陷盆地地?zé)嵯到y(tǒng)成因模式為構(gòu)造-熱演化控盆、構(gòu)造-沉積控水控?zé)帷Ｅ璧責(zé)嵩粗饕獮獒Ｔ磦鲗?dǎo)熱, 深大斷裂以張剪性斷裂為主, 具有一定的導(dǎo)熱導(dǎo)水作用; 在內(nèi)陸湖相環(huán)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(chǔ)熱層。馬峰(2021)對(duì)中國(guó)東部典型盆地深鉆孔進(jìn)行了熱物性和地溫測(cè)量的對(duì)比分析, 結(jié)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?zé)崮Ｊ? 熱量的從下而上以傳導(dǎo)為主, 巨厚的沉積層壓實(shí)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(tǒng)科學(xué)的角度提出了“同源共生、殼幔生熱、構(gòu)造聚熱”的地?zé)岢梢蚰Ｊ? 從源儲(chǔ)通蓋四個(gè)方面簡(jiǎn)述了松遼盆地為“沉積盆地深坳陷層控型水熱系統(tǒng)”, 具體成因模式為“層控?zé)醿?chǔ)-側(cè)向徑流補(bǔ)給-大地?zé)崃鞴帷?Lin et al., 2022)。

本文基于前人的理論認(rèn)識(shí)(羅志立和姚軍輝,1992; 李志安, 1995; 邱楠生等, 2019; 葛榮峰等,2010), 結(jié)合松遼盆地深部地?zé)徙@孔數(shù)據(jù), 從熱物性參數(shù)、溫度場(chǎng)、控制機(jī)制等方面完善了松遼盆地深坳陷層控型水熱系統(tǒng)模式, 相關(guān)研究可以為盆地地?zé)豳Y源勘探和可持續(xù)開發(fā)提供指導(dǎo)。

1 松遼盆地地?zé)岬刭|(zhì)特征

松遼盆地面積26萬km2, 是我國(guó)主要的地?zé)豳Y源分布區(qū)和典型的白堊紀(jì)陸相沉積熱盆, 熱儲(chǔ)巖性以砂巖為主。整個(gè)盆地大地?zé)崃髌骄导s為68.24 mW/m2, 高于全球平均熱流值63 mW/m2和我國(guó)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(guó)沉積盆地中的最高值, 部分地區(qū)地溫梯度值超過 5 ℃/(100 m)(姜光政等,2016)。

松遼盆地是一個(gè)北北東走向的中—新生代沉積盆地。從侏羅世開始, 該盆地經(jīng)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(gè)一級(jí)構(gòu)造單元: 西部斜坡區(qū)、北部?jī)A沒區(qū)、中央坳陷區(qū)、西南隆起區(qū)、東北隆起區(qū)和東南隆起區(qū)(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(zhì)構(gòu)造圖Fig. 1 Geological map of Songliao Basin

松遼盆地作為一個(gè)中新生代大型陸相沉積盆地, 具有斷、坳雙重結(jié)構(gòu)(圖2)。松遼盆地?cái)嘞莩练e(晚侏羅世火石嶺組—早白堊世登婁庫(kù)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(gòu)造特征上有很大差異, 但都表現(xiàn)出受先存基底構(gòu)造的嚴(yán)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(chǔ)層發(fā)育特征來看, 盆地主要的三個(gè)熱儲(chǔ)嫩江組、姚家組、青山口組恰好發(fā)育在了盆地?cái)噗贽D(zhuǎn)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(duì)獨(dú)立間斷的沉積單元轉(zhuǎn)為了坳陷沉積形成的空間上相對(duì)連續(xù)的地層, 有利于區(qū)域上地下水由盆地周邊向盆地中心的補(bǔ)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(chǔ)層。前人對(duì)該區(qū)的熱結(jié)構(gòu)也進(jìn)行了研究, 韓湘君和金旭(2002)系統(tǒng)收集分析了松遼盆地 81個(gè)大地?zé)崃鲾?shù)據(jù), 認(rèn)為該地區(qū)地殼和上地幔的熱結(jié)構(gòu)特征是引起熱流分布的內(nèi)在因素。第四版大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)匯編結(jié)果顯示, 中國(guó)東部地區(qū)自東南沿海向北延伸到華北盆地、松遼盆地,屬于中國(guó)大陸東部的一個(gè)高熱流帶, 其中, 松遼盆地?zé)崃髦?44.4～90 mW/m2, 平均熱流值高達(dá)(70.9±14.4) mW/m2。松遼盆地及周邊地區(qū)的高熱流特征與新生代幔源基性-超基性火山活動(dòng)的分布相一致, 太平洋板塊的向西俯沖引起的深部地幔對(duì)流是高熱流分布的主要因素。

圖2 松遼盆地?cái)嘞?坳陷雙重結(jié)構(gòu)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?zé)嵛镄灾鶚?gòu)建

松科二井位于松遼盆地黑龍江省安達(dá)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(qū)最深的科學(xué)鉆探井。本次研究共對(duì)松科二井2865～6995 m進(jìn)行了熱導(dǎo)率樣品測(cè)試, 測(cè)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(kù)組、營(yíng)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?guī)r、火山集塊巖及淺變質(zhì)沉積巖等。連續(xù)完整的取心為盆地儲(chǔ)層物性特征研究提供了基礎(chǔ)。

2.1 熱導(dǎo)率柱

熱導(dǎo)率柱是建立在連續(xù)熱導(dǎo)率測(cè)試的基礎(chǔ)上對(duì)整個(gè)地層垂向熱導(dǎo)率變化的反映。松遼盆地沉積地層受沉積環(huán)境的影響呈現(xiàn)出泥巖砂巖互層的變化特征, 單個(gè)層組的不同深度, 熱導(dǎo)率也往往呈現(xiàn)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(cè)試結(jié)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(dǎo)率統(tǒng)計(jì)特征, 可以看出總體上熱導(dǎo)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(dǎo)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(chǔ)層, 熱導(dǎo)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(chǔ)層段的物性非均質(zhì)性強(qiáng), 這種熱物性的差異表現(xiàn)在地層規(guī)律上為砂巖、砂礫巖、泥巖等變化頻率快; 登樓庫(kù)組、營(yíng)城組、沙河子組、火石嶺組平均熱導(dǎo)率2.51～3.03 W/(m·K), 屬于盆地儲(chǔ)層下部的穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)段, 巖性致密且壓縮固結(jié)性好; 基底段平均熱導(dǎo)率為 2.96 W/(m·K)。

圖3 不同層組對(duì)應(yīng)的平均熱導(dǎo)率分布箱式圖Fig. 3 Box plot of the average thermal conductivity distribution in the different layer groups

根據(jù)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(zhì)巖六種。從數(shù)據(jù)分析得知(圖4), 變質(zhì)巖的平均熱導(dǎo)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(zhì)巖的熱導(dǎo)率值偏高; 而礫巖、砂巖、泥巖的熱導(dǎo)率則隨著顆粒的減小逐漸變小, 淺層黏土層熱導(dǎo)率最小, 平均為1.35 W/(m·K)。

圖4 不同巖性對(duì)應(yīng)的平均熱導(dǎo)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(dǎo)率范圍為1.28～3.79 W/(m·K), 平均熱導(dǎo)率為 2.60 W/(m·K)。熱導(dǎo)率隨著深度的增大呈增大趨勢(shì), 且在 5000 m以下更加離散。整個(gè)熱導(dǎo)率垂向變化可分為 4段,第1段從地表到1500 m, 為熱儲(chǔ)蓋層段, 表現(xiàn)為地層泥質(zhì)含量高, 熱導(dǎo)率低的特點(diǎn); 第 2段1500～2600 m, 為主要熱儲(chǔ)層段, 隨著含砂量以及孔隙度的增大, 熱導(dǎo)率呈現(xiàn)增大的趨勢(shì), 儲(chǔ)層段熱導(dǎo)率受孔隙度和含水率的影響, 室內(nèi)測(cè)試結(jié)果與原位狀態(tài)下的值可能存在較大的偏差; 第 3段2600～5000 m, 從登樓庫(kù)組到沙河子組中部, 地層以砂巖、泥巖為主, 熱導(dǎo)率相對(duì)穩(wěn)定, 平均值為2.66 W/(m·K); 第4段5000 m以下, 進(jìn)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(dǎo)率差異變大, 平均值為2.78 W/(m·K); 到基底凝灰?guī)r和粗安巖, 平均熱導(dǎo)率則達(dá)到3.15 W/(m·K)(圖5)。可見, 盆地整個(gè)熱導(dǎo)率的特征呈現(xiàn)出了層狀特點(diǎn), 原始沉積形成的分層結(jié)構(gòu)是導(dǎo)致熱導(dǎo)率差異的內(nèi)在因素。

圖5 松科二井地層結(jié)構(gòu)(a, b)及熱導(dǎo)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(dǎo)率數(shù)據(jù)均為樣品的室內(nèi)環(huán)境下的測(cè)試結(jié)果, 實(shí)際條件下, 隨著深度的增大,溫度和壓力對(duì)熱導(dǎo)率的影響因素逐步增大, 到最大深度 7000 m處, 原位熱導(dǎo)率的差異和室內(nèi)實(shí)測(cè)值差值會(huì)達(dá)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(chǎn)熱的重要參數(shù), 通過測(cè)定巖石樣品中U、Th、K含量來計(jì)算得出。松科二井完成生熱率測(cè)試的地層包括嫩江組、姚家組、登婁庫(kù)組、營(yíng)城組、沙河子組、火石嶺組以及變質(zhì)巖基底。從總體的數(shù)據(jù)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(xiàn)隨著深度的增大, U、Th元素的含量呈現(xiàn)減小的趨勢(shì), 而K元素的含量則相對(duì)穩(wěn)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(kù)組、沙河子組、基底、火石嶺組、營(yíng)城組; 嫩江組的 U元素含量最高, 為3.71 μg/g, 其次為登婁庫(kù)組、營(yíng)城組、姚家組、沙河子組、基底、火石嶺組; 營(yíng)城組K元素含量最高,為 3.19%, 其次為登婁庫(kù)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(duì)應(yīng)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(zhǎng)英質(zhì)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(guān)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(zhì)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(xiàn)最高值, 而變質(zhì)巖和火山巖的K元素含量均呈現(xiàn)高值, 但總體來看K元素的含量相對(duì)穩(wěn)定,其也不是放射性生熱的主要貢獻(xiàn)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(qū)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(cè)試和密度測(cè)試結(jié)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(jié)果(圖8)可以明顯看出, 巖性不同, 其生熱率不同。泥巖對(duì)應(yīng)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(zhì)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(chǎn)熱量隨地層巖性的變化如圖7和圖8所示。樣品熱導(dǎo)率呈現(xiàn)出主要受巖性控制, 以及相對(duì)較低的 Th、U和 K濃度水平。根據(jù)Th、K和 U濃度估算的產(chǎn)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(zhì)巖: (0.68±0.18) μW/m3)。

2.3 孔隙度特征

圖9是基于測(cè)井參數(shù)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(cè)井解譯孔隙度表現(xiàn)出從淺部到深部逐漸減小的趨勢(shì), 1800 m以淺平均孔隙度為 35.3%, 區(qū)間內(nèi)波動(dòng)明顯;從1800 m到2700 m, 孔隙度呈現(xiàn)逐漸下降趨勢(shì), 平均孔隙度為17.0%; 2700 m以下孔隙度保持基本穩(wěn)定, 平均孔隙度為 8.6%。總體來看, 孔隙度的降低區(qū)段與儲(chǔ)層段基本一致, 為 1200～2700 m, 熱儲(chǔ)層段的高孔隙度不僅體現(xiàn)出了控水特征, 同時(shí)也具有控?zé)崽攸c(diǎn), 高孔隙段相對(duì)而言地溫梯度偏低, 熱對(duì)流加強(qiáng), 熱量具有聚集的特點(diǎn)。

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(duì)比, 松遼盆地不存在大規(guī)模發(fā)育的熱水儲(chǔ)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(huì)表現(xiàn)出較大的地溫梯度, 這種跨層間地溫梯度為非穩(wěn)態(tài)的, 增加地溫梯度計(jì)算層的厚度更有利于獲取松遼盆地穩(wěn)態(tài)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(shí)間為2014年4月—2018年5月,歷時(shí)4年多。針對(duì)松科二井共進(jìn)行了3次隨鉆測(cè)溫(侯賀晟等, 2018)和1次準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)測(cè)溫。盡管測(cè)試數(shù)據(jù)為非穩(wěn)態(tài)和準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)數(shù)據(jù), 但測(cè)試井底溫度擾動(dòng)時(shí)間短、恢復(fù)快, 能夠反映真實(shí)溫度信息。

松科二井的鉆井工程共分五開進(jìn)行, 本次研究所進(jìn)行的連續(xù)測(cè)溫, 在一開、二開、三開、四開及五開鉆井完鉆后裸眼井綜合測(cè)井中分別采集了地層的非穩(wěn)態(tài)井溫測(cè)井曲線(圖10)。隨鉆測(cè)溫結(jié)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(shù)據(jù)。7080 m深度溫度達(dá) 240℃, 顯示松遼盆地高的地?zé)岜尘? 地?zé)釢摿薮蟆?/p>

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

準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)測(cè)溫為 2016年鉆孔中途停待期間, 靜置時(shí)間為35天, 測(cè)溫曲線在1600 m以淺, 溫度較后兩次測(cè)溫偏高, 為非穩(wěn)態(tài)測(cè)溫, 500 m溫度為30.3 ℃, 穩(wěn)態(tài)測(cè)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(wěn)態(tài)測(cè)溫和后兩次的差距越來越小; 1600 m以下, 溫度較后兩次測(cè)溫偏低, 非穩(wěn)態(tài)測(cè)溫4000 m溫度為139.3 ℃,穩(wěn)態(tài)測(cè)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(zhuǎn)折點(diǎn)位于 1600 m 深度, 溫度為 71.7 ℃,顯示在非穩(wěn)態(tài)情況下測(cè)溫, 1600 m附近的測(cè)溫結(jié)果仍然顯示的與穩(wěn)態(tài)測(cè)溫最為接近, 這個(gè)點(diǎn)為地溫梯度變化轉(zhuǎn)折點(diǎn), 1600 m以淺, 非穩(wěn)態(tài)測(cè)溫平均地溫梯度為 37.6 ℃/km, 穩(wěn)態(tài)測(cè)溫平均地溫梯度為44.5 ℃/km; 1600 m 以下, 非穩(wěn)態(tài)測(cè)溫平均地溫梯度為 28.2 ℃/km, 穩(wěn)態(tài)測(cè)溫平均地溫梯度為26.9 ℃/km。很明顯, 35天后的測(cè)溫為非穩(wěn)態(tài)測(cè)溫,受到了泥漿循環(huán)的影響, 由于長(zhǎng)期泥漿的循環(huán)作用,會(huì)將深部井內(nèi)的溫度降低, 就表現(xiàn)在測(cè)試溫度低于實(shí)際熱儲(chǔ)溫度, 而在淺部, 由于泥漿在深部循環(huán)增溫, 會(huì)使淺部井溫升高, 表現(xiàn)在測(cè)井溫度高于熱儲(chǔ)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(duì)于相同的巖性, 沉積環(huán)境和沉積相也是巖性熱物性差異(比熱、熱導(dǎo)率等)的關(guān)鍵因素。1600 m以上的灰色、黑色泥巖有機(jī)質(zhì)含量高, 形成于還原或強(qiáng)還原條件下, 熱導(dǎo)率呈高值, 相應(yīng)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(dǎo)率相對(duì)偏低, 地溫梯度高。

總體來看, 松科二井淺部穩(wěn)態(tài)測(cè)溫平均地溫梯度達(dá)到 44.5 ℃/km, 深部穩(wěn)態(tài)測(cè)溫平均地溫梯度為26.9 ℃/km, 取深部穩(wěn)定段平均熱導(dǎo)率2.78 W/(m·K),可以獲得松科二井大地?zé)崃髦禐?4.8 mW/m2, 高于我國(guó)的平均大地?zé)崃髦?61.5 mW/m2, 且高于我國(guó)沉積盆地平均值, 盆地地溫梯度增長(zhǎng)穩(wěn)定, 沒有明顯的熱對(duì)流現(xiàn)象, 說明松遼盆地?zé)峤Y(jié)構(gòu)以深部幔源熱傳導(dǎo)機(jī)制為主。從穩(wěn)態(tài)測(cè)溫與地層的對(duì)應(yīng)剖面來看, 沉積層的地溫梯度要高于結(jié)晶基底, 這主要是由熱導(dǎo)率的差異所造成的, 從整個(gè)盆地?zé)崃鱽砜?其在向淺地表傳遞是均勻的。

4 松遼盆地水熱運(yùn)移模式及特點(diǎn)

基于前文的分析研究, 松遼盆地高熱背景的形成與盆地?cái)?、坳兩個(gè)階段的沉積構(gòu)造過程發(fā)育密切相關(guān)。盆地?cái)嘞莸男纬删褪窃谲浟魅ι嫌康貧だ箿p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(dǎo)率的儲(chǔ)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(zhuǎn)為坳陷沉積過程中沉積環(huán)境的變化密切相關(guān), 上白堊統(tǒng)坳陷沉積初始階段(姚家組、青山口組、泉頭組)為儲(chǔ)層大規(guī)模發(fā)育時(shí)期, 盆地砂、泥巖交替的沉積環(huán)境中,厚層連續(xù)的砂巖段形成區(qū)域上層狀熱儲(chǔ)。

松遼盆地的熱導(dǎo)率、滲透率從淺地表到變質(zhì)巖基底沒有明顯的突變, 整個(gè)層段內(nèi)表現(xiàn)出盆地連續(xù)穩(wěn)定沉積的特點(diǎn), 也沒有形成明顯的導(dǎo)熱導(dǎo)水裂隙網(wǎng)絡(luò); 地溫變化從淺到深表現(xiàn)出穩(wěn)定的地溫增長(zhǎng)特點(diǎn)。這反映出松遼盆地在淺部相對(duì)均一的物性條件和高幔源熱流低殼源產(chǎn)熱的背景下, 熱量從盆地深部均勻地向淺部傳遞, 未發(fā)生明顯聚集現(xiàn)象。因此,在松遼盆地較難找到優(yōu)質(zhì)的大規(guī)模熱儲(chǔ)層, 即使有滲透率較高的層狀砂巖熱儲(chǔ), 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?zé)帷⒕晃镄缘蜐B透性控儲(chǔ)模式, 熱量自下而上以傳導(dǎo)為主, 屬于傳導(dǎo)型地?zé)嵯到y(tǒng)。

圖11 松遼盆地控?zé)崮Ｊ紽ig. 11 Heat control patterns of Songliao Basin

4.1 深凹陷構(gòu)造控?zé)崽卣?/h3>

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(dá)—長(zhǎng)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(jié)構(gòu)與電測(cè)深證實(shí), 松遼盆地9～17 km和20 km之下存在兩個(gè)低速高導(dǎo)層。頂部低速高導(dǎo)層可能是中上地殼間的構(gòu)造拆離帶, 也可能是地殼內(nèi)的巖漿房。松遼盆地北部上地幔高導(dǎo)層埋深60～118 km, 大慶地區(qū)正好處于地幔高導(dǎo)層隆起區(qū), 上地幔高導(dǎo)層埋深60～70 km(金旭等, 1994;云金表等, 2003)。盡管人們對(duì)低速高導(dǎo)層的地質(zhì)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(zhì)成因上已達(dá)成共識(shí)。莫霍面隆起、上地幔上隆及殼內(nèi)高導(dǎo)層的存在是盆地地溫梯度及大地?zé)崃髦蹈叩纳畈吭? 盆地沉積層及深部變質(zhì)巖體的放射性產(chǎn)熱偏低, 對(duì)于整個(gè)盆地?zé)崃饔绕涫浅练e中心的貢獻(xiàn)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(xiàn)出盆地中心低, 盆地外圍高的特點(diǎn), 這與莫霍面表現(xiàn)出來的規(guī)律正好相反。表明, 盆地中心以深部幔源產(chǎn)熱為主, 而盆地周邊則殼源產(chǎn)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(kuò)散的趨勢(shì)。

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(tǒng)特征

與國(guó)內(nèi)的其它盆地相比, 松遼盆地?zé)醿?chǔ)空間結(jié)構(gòu)體現(xiàn)出更為明顯的層控特征。松遼盆地的有效熱儲(chǔ)層厚度明顯小于華北、關(guān)中(孫紅麗, 2015)等沉積盆地地區(qū), 這種薄層且砂巖泥巖互層作用強(qiáng)烈的結(jié)構(gòu)形成了盆地明顯的層控型水熱系統(tǒng)。原因在于兩個(gè)方面, 一方面整個(gè)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(dòng)微弱的沉積環(huán)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(zhǎng)期高壓應(yīng)力條件下, 地層固結(jié)壓縮性增強(qiáng), 孔隙度減小, 滲流連通性變差, 影響了區(qū)域熱儲(chǔ)層的形成。

從垂向上看, 與其它盆地相比, 松遼盆地?zé)醿?chǔ)厚度明顯偏低。如渤海灣盆地明化鎮(zhèn)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(yíng)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(chǔ)層厚度可達(dá)300～1000 m。而松遼盆地主要熱儲(chǔ)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(gòu)造穩(wěn)定, 發(fā)育大型的湖盆-三角洲沉積體系圖, 主要發(fā)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?zé)醿?chǔ)厚度具有從盆地周源向沉積中心逐漸變小的趨勢(shì), 以泉頭組為例, 北部?jī)A末區(qū)沖積扇相河道最為發(fā)育, 砂體厚度最大可達(dá)130 m 以上, 到?jīng)_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(zhì)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(guī)律, 在沉積過程中河道、分流河道、水下河道相砂巖最為發(fā)育, 孔隙度值最大, 并且距物源越近、河道規(guī)模越大, 砂體厚度和孔隙度值就越大, 后期形成的熱儲(chǔ)條件越好。

松遼盆地外圍山區(qū)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(qū); 盆地中心含水層厚度逐漸減薄。盆地地下熱水的補(bǔ)徑排總體上呈現(xiàn)的規(guī)律為大氣降水沿著斷裂下滲到深部熱儲(chǔ), 被圍巖加熱后沿著次級(jí)裂隙通道上升至淺部, 大部分熱水儲(chǔ)集在滲透性良好的巖層中而形成熱儲(chǔ)。對(duì)于深循環(huán)對(duì)流型地?zé)嵯到y(tǒng)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(huán)主要受控于區(qū)域的斷陷構(gòu)造和局部的隆凹結(jié)構(gòu), 在局部大型深大斷裂帶, 地?zé)崴嬖谘財(cái)嗔言綄友a(bǔ)給的可能, 地?zé)崴难a(bǔ)給來源于淋濾水和沉積壓實(shí)水。

5 結(jié)論

(1)本文從松遼盆地地?zé)岢梢蚰Ｊ饺胧? 充分結(jié)合松科二井以及盆地周邊地?zé)峋Y料, 建立了盆地連續(xù)熱物性柱, 分析了盆地地溫場(chǎng)分布特征, 提出了松遼盆地“深凹陷層控型”水熱系統(tǒng)的成因模式,具體成因模式為“層控?zé)醿?chǔ)-側(cè)向徑流補(bǔ)給-大地?zé)崃鞴帷? 對(duì)于水熱型地?zé)衢_發(fā), 尋找高滲透熱儲(chǔ)層是盆地找熱的關(guān)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(shí)代的熱導(dǎo)率存在明顯的差異, 通過建立盆地?zé)嵛镄灾鶃砜? 整個(gè)熱導(dǎo)率垂向變化可分為 4段, 從上到下分別對(duì)應(yīng)著蓋層段、儲(chǔ)層段、穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)段和基底段, 隨著深度的變大,熱導(dǎo)率逐漸增大, 到達(dá)基底熱導(dǎo)率呈現(xiàn)離散化。松遼盆地放射性產(chǎn)熱普遍偏低, 不作為主要熱源。

(3)松遼盆地地溫具有穩(wěn)態(tài)連續(xù)特征, 總體地溫梯度分為兩段, 上段 1600 m以淺穩(wěn)態(tài)測(cè)溫平均地溫梯度為 44.5 ℃/km; 下段 1600 m以下穩(wěn)態(tài)測(cè)溫平均地溫梯度為26.9 ℃/km。地溫梯度變化段與熱儲(chǔ)層段1200～2700 m對(duì)應(yīng), 表明盆地以松科二井為代表的區(qū)域, 熱儲(chǔ)層1200～1600 m的姚家組和青山口組上部以熱傳導(dǎo)為主, 熱儲(chǔ)性能較差; 熱儲(chǔ)層1600～2500 m的青山口組下部和泉頭組具有傳導(dǎo)對(duì)流混合的現(xiàn)象, 存在較好的熱儲(chǔ)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).