基于三维地质建模的松辽盆地北部地温场模拟

施亦做 王社教 肖红平 杜广林 饶 松 胡圣标 汪泽成

1.中国石油勘探开发研究院 2.长江大学 3.中国科学院地质与地球物理研究所

0 引言

在碳达峰与碳中和的国家目标导向下，地热资源作为一种清洁的可再生能源，受到了极大的关注。合理地开发利用地热资源，尤其是在供暖需求较大的寒冷地区，可有效地帮助节能减排，是实现清洁能源替代的重要途径之一。我国地热资源分布广泛、储量丰富，其中高温地热资源集中分布于藏南、滇西和台湾等地区，而中低温地热资源则蕴藏在我国东部及中部的各大沉积盆地内[1]。松辽盆地北部作为大庆油田的主要探区，在多年勘探开发过程中，盆地内丰富的地热资源前景也逐渐显现。作为一处开发阶段由成熟期向衰退期转换的油田，大庆油田目前正面临着两项机遇与挑战：一是页岩油气的勘探与开发[2]；二是“油田向热田”资源利用的转化[3-4]。对页岩油气的研究认为，盆地的地温场控制着有机质的成熟度、生烃过程的持续与强度以及油气的赋存状态等关键条件[5]；而对地热资源的研究认为，深部温度场的分布是不可或缺的评价参数。因此，对盆地现今地温场进行详细刻画具有重要意义。

在以往的地热学研究中，钻孔稳态连续测温是获取地下热状态信息最直接有效的手段[6-7]。松辽盆地目前已取得一些大地热流及钻井测温数据[8-9]，盆地的平均大地热流值为70.9 mW/m2[7-9]，属于热盆，具有良好的地热资源开发前景，并已有局部地热资源的开发案例[10]。但是，前人取得的钻井测温数据在空间上分布不均，且多数位于盆地南部，受限于钻孔测量条件，松辽盆地北部钻井稳态连续测温数据稀少，刻画有限。当一个区域内控制点较少时，传统方法往往依据数据的变化趋势进行推算或沿构造走向人为加入控制点，进而通过内插法（如克里金法）得到区域热状态分布图。然而，关于根据少量钻孔的特定深度段得到的地温信息是否能够代表区域的热状态一直存在争议。例如：如何判断钻井温度与地质结构各向异性的关联关系以及测量结果是否受到了流体活动的影响等。另一不确定性则来自于对盆地深部热状态的推导过程，对于超过钻孔测量深度的温度分布，一般通过一维热传导方程或平均地温梯度的方法进行计算，这可能忽略三维空间上的热传递以及地层产状与热物性变化的影响。

近年来，在国际地热学研究中，越来越多地将数值模拟方法与实测数据相结合[11-12]。地热方向的数值模拟可分为稳态模拟和动态模拟两种。其中，稳态模拟的目标为构建一个研究区的热背景和热状态，从而指导地热资源的勘探开发与井位部署；动态模拟则着重于预测一处地热系统对于不同开发方案的响应，以制定合理的地热田开发规划[13]。在盆地热状态研究与地热资源勘探中，区域地质构造是重要的控制因素之一。Huenges等[14]在对地热资源勘探方法的讨论中，强调了地层格架及区域构造特征对地热资源赋存、地温场分布以及资源量估算的影响。因而，在地热稳态模拟中，理想条件下应基于地质与地球物理资料建立区域构造与地层格架，作为盆地热状态模拟的基础[15-16]。笔者本次研究着力于区域稳态地热模型的构建，采用了基于三维地质建模的稳态模拟方法，对松辽盆地北部的地温场分布进行刻画，内容包括：①充分利用油气勘探中所积累的区域地质、钻井与地球物理资料，构建区域三维地质模型；②依据最新取得的实测数据，赋予模型中地层岩石的热物理属性；③与盆地热背景结合设定模型边界条件，利用三维热传递方程进行区域地温场三维模拟；④通过模拟与实测钻井数据对比，验证模型有效性，并识别出潜在异常区[17]；⑤在对地温场的分布特征刻画的基础上，分析松辽盆地北部地热资源开发利用的前景，以期对松辽盆地北部的地热资源研究和页岩油勘探开发提供参考。

1 方法与数据

基于三维地质建模的盆地地温场模拟工作流程如图1所示，分为4个组成部分，主要通过法国地质调查局开发的3D GeoModeller三维地质建模与物理场模拟平台[18]实现。

图1 基于三维地质建模的盆地热状态模拟与地热资源评价工作流程图

1.1 三维地质模型建立

基于区域地质资料、地表数字高程模型、钻井地层信息与地震剖面数据构建三维地质模型。模型的建立采用标量—位势场插值法[18]：①根据区域地层格架（表1），参照地质年代顺序及接触关系建立地层序列，定义模型中各地层间的拓扑关系；②输入地质模型参数，为通过前述基础数据获取的相应空间方位的地质界面控制点及其倾向矢量信息；③通过位势场插值计算得到等值面表征各地质界面，一个连续沉积序列利用同一位势场公式计算，并通过漂移函数对断层发育区进行计算[18]；④模型建立结果为三维标量势场，其定义了三维空间中相应位置的地层与构造信息。

表1 松辽盆地地层简表

松辽盆地北部（图2）作为大庆油田的主要探区，在油气资源勘探开发历程中，积累了大量的钻井及地球物理资料，为建立详尽、可靠的三维地质模型提供了有利条件。笔者研究中用于地质建模的数据包括超过1 500口井的地层分层数据以及7条地震大剖面数据。其中，大部分钻井的目标层为扶杨油层、高台子油层、葡萄花油层及萨尔图油层等主要产油层位（表1），少数井钻达基底。因此，深部地层结构主要通过地震反射界面予以限定。建立的松辽盆地北部区域三维地层模型如图3所示。

图2 松辽盆地北部区域构造图

图3 松辽盆地北部三维地质模型图

1.2 地质模型网格化

松辽盆地北部区域三维地质模型建立后，结合盆地北部最新取得的实测岩石热物性数据（表2）[19]，根据地层及其主要岩性进行热物理属性赋值，并将模型网格化，网格密度为200 m×200 m×50 m，得到既能代表区域地质信息又具有对应岩石热物理性质的三维有限元网格。

表2 松辽盆地北部地层岩石热物性参数表

1.3 地温场数值模拟

在盆地热状态模拟中，理想条件下需要考虑地壳中所有的热量产生及传递过程[21]。可能对地壳内部地温场产生影响的主要热过程包括：①热传导；②由流体流动、岩浆活动、剥蚀与形变产生的热对流及热扰动过程；③生热过程，包括放射性生热、机械作用和化学反应生热等。考虑以上全部热过程的三维热传递方程为：

在对松辽盆地北部稳态地温场的正演数值模拟中，前提假设条件为：①自上期构造—热扰动事件以来，松辽盆地北部地壳已达到热平衡，即其热状态不随时间产生变化；②研究区域的上地壳内部，现今没有可能产生机械或化学热扰动作用的构造活动，在模拟中可忽略式（1）中的化学生热Schem和机械作用生热Smech；③盆地北缘的幔源火山因其年代较新（小于0.5 Ma）[22]，除临近火山中心的局部地区外不会对区域热状态产生显著影响[23]。因此，地壳内部的生热过程主要来自放射性元素衰变，得到区域三维稳态热传输方程为：

根据钻井测温资料（图4）[19,24]，热对流过程仅对松辽盆地北部的局部地区的热状态产生了微弱影响，在对整个松辽盆地北部的地温场正演模拟中，可忽略不计。因此，假设研究区域热体制处于稳态热传导状态，计算中仅考虑热传导项及放射性生热项的影响。

图4 松辽盆地北部钻井稳态连续测温曲线图

三维热传递方程的求取需要对边界条件进行定义。地质模型的4个垂直边界假设为Neumann型边界条件，即无热流交换。因模拟计算程序限制，模型只能拥有统一的底部边界。笔者在研究过程中在模型底部5 km深度处，边界条件设定为去除沉积层的放射性生热贡献外的基底热流值。以位于中央坳陷区的松科2井为例，根据其稳态连续测温曲线及岩石热导率测试结果计算得到的热流值为71.2 mW/m2，根据地层岩石生热率测试结果及伽马能谱曲线计算得到的沉积层总放射性生热贡献为4.5 mW/m2[19]。因而，松科2井位置的基底热流值为66.7 mW/m2。根据实测热流数据结合地震属性分层的计算结果[19,25]，在模型底部边界取东南隆起区（70.1 mW/m2）、中央坳陷区（66.0 mW/m2）及西部斜坡区（59.4 mW/m2）基底热流的平均值65.2 mW/m2。该底部边界热流高于西部斜坡区的基底热流值，并且高于以松辽盆地北部整体模型计算得到的基底热流值（62.6 mW/m2）[19]，但对于松辽盆地北部地热资源勘探开发的重要前景区域，中央坳陷区及东南隆起区为合理值。模型顶部边界设定为温度常数，取值区域年平均气温及恒温层温度为5 ℃（图3）。

2 模拟与计算结果

2.1 模型有效性

三维地温场的模拟结果如图5所示，为了验证模型的可靠性，选取位于不同构造单元的实测钻井稳态连续测温曲线[19,24]，并于模型中对应坐标点提取一维垂向地温数据与实测温度曲线进行对比（图6）。徐深1井位于中央坳陷区内部，哈热1井位于盆地东南隆起区，两个构造单元是松辽盆地北部最具地热资源开发前景的重点研究区域[24]。通过模拟与实测曲线的对比（图6），两口井的模型预测地温与实测地温基本吻合，地温梯度—深度曲线表现出相近的变化趋势。但是，实测数据中地温梯度的局部波动（例如徐深1井井段1 400～1 750 m）在模拟结果中未有精确体现。徐深1井的地温梯度局部波动段与其上白垩统姚家组热储层深度相对应，可能存在层内热对流的影响。总体而言，模拟结果可对地温场特征进行有效表征，并进一步验证了松辽盆地北部地温场以传导型传热方式为主，主要受到大地热流及岩石热物性变化的控制。

图5 三维地温场模拟结果图

图6 徐深1井与哈热1井模拟与实测地温曲线对比图

2.2 模拟结果

自三维模型中分别提取1 km、2 km以及3 km深度的平面地温分布（图7）以及沿近东西向SL3地震测线（图2）的剖面地温分布（图8），探讨区域地温场的分布特征与主控因素。需要注意的是，根据实测热流数据[19]，模型的基底热流对于研究区域的东部及中部为合理值；但对于西部斜坡区及北部倾没区，该底部边界条件的热流值可能偏高，会造成系统性误差。因此，着重讨论研究区域东部及中部所取得的结果，具有较高的借鉴意义。

1 km深度界面（图7-a），研究区域的温度介于40～60 ℃，中央坳陷区整体表现为较东部基底隆起区更低的温度，尤其在齐家古龙凹陷和龙虎泡阶地两个次级构造单元，表现地温为42.5 ℃左右的区域性低值，但大庆长垣表现为局部高值区，地温介于47.5～50 ℃，靠近东南隆起区的朝阳沟阶地为中央坳陷区内的另一处高值区，地温介于55～60 ℃。在东北隆起区和东南隆起区，温度显著升高，地温介于52.5～62.5 ℃。

2 km深度为下白垩统泉头组三段、四段热储发育深度区间（图7-b），盆地北部大部分区域温度介于75～110 ℃，并且等温线的平面展布形态与1 km深度相近。中央坳陷区的齐家古龙凹陷、龙虎泡阶地和黑鱼泡凹陷表现地温介于80～85 ℃的低值区，三肇凹陷温度略高，大庆长垣和朝阳沟阶地的温度升高，超过90 ℃。东南隆起区与东北隆起区2 km深度地温可达100 ℃左右，与钻井测温数据相符（图6）。

3 km深度界面（图7-c），研究区域温度普遍超过115 ℃。中央坳陷区内，齐家古龙凹陷和三肇凹陷为低值区，其他次级构造单元的温度均超过132.5 ℃。东北隆起区及东南隆起区的局部温度可达150 ℃。

图7 松辽盆地北部模拟地温场不同深度界面地温分布图

近东—西向SL3地震测线的温度剖面如图8所示。地温场的等值界面基本呈层状分布，5 km深度地温达200～225 ℃。地壳浅部地温场的分布主要受基底形态起伏及沉积地层发育厚度控制，东南隆起区及中央坳陷区内部的基底隆起区表现为地温等值线的高值区，中央坳陷区内部的裂陷发育区则表现为地温等值线的相对下凹。在沉积热储层集中发育的0.8～2.0 km深度，温度分布集中介于35 ～ 110 ℃。

图8 SL3地震测线剖面地温分布图

3 讨论

3.1 模型误差

在盆地的局部区域，预测地温曲线与实测地温曲线表现出一定的差异性。例如，位于中央坳陷区三肇凹陷的松科2井，其模拟与实测地温曲线呈现“剪刀差”现象：深度小于3 000 m的较浅部地层中，实测温度高于预测地温；大于3 000 m深度的实测温度低于预测地温（图9）。形成预测地温与实测温度曲线差异的原因可能为：①松科2井的钻井测温曲线为准稳态。该井测温于停钻后约1个月时间进行，受到钻井过程扰动的地层可能尚未恢复稳态温度，浅部地层被钻井液循环加热，深部高温地层则受到了循环钻井液的冷却作用。②局部热对流作用的存在对地温场的影响。根据钻井测温曲线的近线性形态，这一作用在松科2井并不显著。然而，在盆地的部分区域，沿断裂或渗透层的地下水对流可能会对稳态热传导体制构成扰动。由于模拟中忽略了对流项，模拟结果可能在对流活动区存在误差。但研究结果表明热对流过程并非是控制松辽盆地北部地温场分布的决定性因素[24-25]，可通过与稳态热传导地温场模型的对比，识别出地层中受到对流作用影响的异常区域。

图9 松科2井模拟与实测地温曲线对比图

其他可能造成地温场模拟误差的因素包括：①三维地质建模的不精确性与岩石热物性的各向异性。对于钻井资料分布较少的地区（如北部倾没区）以及较深部的地层，三维地质模型可能未能反映地层真实发育情况；此外，在实体网格的建立中，未考虑平行及垂直于地层沉积层理方向岩石热物性的各向异性，而是设定为均一值。②来自模型底部边界热流值的非均一性。笔者在本次地温场模拟中，模型底部边界设为均一的热流值为65.2 mW/m2，该统一的底部边界热流条件，对于松辽盆地北部地热资源勘探开发利用的重要前景区域——中央坳陷区及东南隆起区为合理值，但对盆地的西部斜坡区及北部倾末区而言可能偏高，从而导致这两个区域模拟地温结果的误差。但就总体而言，模拟温度结果反映了区域地温场的垂向及平面分布特征，可以有效地预测缺少钻井稳态测温数据区域的地温场分布情况。

3.2 松辽盆地北部地热资源开发利用前景

松辽盆地北部整体处于较高的地温场背景下，平均实测地温梯度为41.7 ℃/km[25]。根据模拟结果，在2 km深度研究区大部分面积温度超过80 ℃（图7），具备良好的地热资源开发基础。根据模拟与实测结果的对比验证，松辽盆地北部以热传导为主要热传递和控热机制，在盆地的凹—隆过渡区域可能由于侧向热传递所导致的聚热作用而产生局部地温梯度高值（烟囱效应）；垂向上，在相同热流背景下，由于其较低热导率，在页岩发育层会表现为较高的地温梯度，作为地热系统的隔热盖层（毯子效应）[1]。在该地温场背景下，沉积盆地水热型地热资源的分布进一步受到高孔渗沉积地层发育情况的控制。

朱焕来[10]在松辽盆地北部识别出姚家组、青山口组二段—三段、泉头组三段—四段作为主要热储层。根据地温场模型及地层埋深，姚家组热储层温度介于35～80 ℃；青山口组二段、三段热储温度介于42～87℃；泉头组三段、四段热储温度介于54～110 ℃。其中，泉头组三段、四段具有成为松辽盆地北部有利目标热储层的潜力。该套热储广泛发育，沉积面积约占松辽盆地北部总面积的76%，埋深集中在2 500 m以浅，储层物性好且可采资源量大。上覆的青山口组一段页岩普遍发育，可作为区域性盖层，起到隔水升温的作用。根据地温场模拟结果，较高温度区间位于大庆长垣、朝阳沟阶地和呼兰隆起带等区域。在石油勘探开发中，泉头组三段、四段作为扶杨油层的对应层位，也是石油钻井的主要目标层。热储温度可满足寒冷地区的供暖需求。在提供大量地层资料可用以储层物性评估和勘探开发方案制定的同时，在地热资源的开发利用中也可尝试对废弃油井进行改造[26-27]，从而提高经济性。但是，目前砂岩型热储的尾水回灌是亟待攻克的技术难题。

4 结论

1）利用标量—位势场插值方法，根据区域地质资料、钻井地层数据以及深大地震剖面建立了松辽盆地北部的三维地质模型，根据实测资料对地层岩石予以热物性赋值，在对模型热边界条件给予限定的基础上，通过三维热传导方程进行了区域三维地温场的稳态模拟。通过实测与模拟地温曲线的对比，验证了模型的有效性。

2）松辽盆地北部地温场以热传导为主要热传递机制，基于区域地质模型的三维稳态热传导模拟可反应地温场的真实变化特征。松辽盆地北部在深度1 km、2 km、3 km界面，地温分别介于40～60 ℃、75～110 ℃、115～150 ℃，热储层温度介于35～110 ℃，地温高值区位于大庆长垣、朝阳沟阶地与东部基底隆起区。在纵向上，地温场的等值界面呈近层状分布，地壳浅部地温场主要受基底起伏及沉积地层发育厚度控制。区域5 km深度地温可达200～225 ℃，基底隆区起对应地温等值线的高值区，裂陷发育区对应等值线的低值区。

3）模拟数据与实测数据间可能存在偏差，可能因为部分实测钻井测温曲线未达稳态或局部对流活动的存在；此外，三维地质模型深部的不精确性以及均一赋值的边界条件，可能会造成地温场模拟结果在部分区域的误差。

4）松辽盆地北部具有形成沉积盆地中低温水热型地热资源的地温场条件，资源分布主要受到盆地构造格架对地温场的控制作用及高孔渗地层发育情况两方面影响，泉头组三段、四段可能为有利的目标热储层。