松辽盆地坳陷层控地热系统研究

王贵玲 , 马 峰 *, 侯贺晟, 姜光政,张心勇, 原若溪 , 黎楚童

1)中国地质科学院水文地质环境地质研究所, 河北石家庄 050061;2)自然资源部地热与干热岩勘查开发技术创新中心, 河北石家庄 050061;3)中国地质科学院, 北京 100037; 4)成都理工大学, 四川成都 610059;5)黑龙江省生态地质调查研究院, 黑龙江哈尔滨 150030;6)中国石油大学(北京), 北京 102249

松辽盆地是我国重要的工业和农业基地, 拥有一批关系国民经济命脉和国家安全的战略性产业。松辽盆地区位条件优越, 沿边沿海优势明显, 是全国经济的重要增长极, 在国家发展全局中举足轻重,在全国现代化建设中至关重要。松辽盆地除了蕴含着规模巨大的石油、煤、非常规油气等化石能源外,也表现出较高的地温梯度和热流值, 是我国大型盆地中大地热流值最高的沉积盆地(王贵玲等, 2017;姜光政, 2017)。松辽盆地深部干热岩资源评价结果显示松辽盆地可采资源下限折合标准煤 7400亿吨,约占我国干热岩资源总量的 5.2%(汪集旸等, 2012;鲍新华等, 2017)。

松辽盆地是深部地幔上隆引起浅层地壳拉张颈缩变薄背景下形成的中—新生代断陷盆地, 属于中国东部裂谷系中的裂谷盆地。盆地的整个沉积环境以河湖相沉积为主, 主要为细颗粒的砂岩和泥岩互层, 盆地物性具有明显的分层性。沉积盖层主要发育了侏罗系、白垩系以及新生界, 总厚度超过10000 m, 其中白垩系为主要的沉积地层, 厚度达7000 m以上, 是盆地内的主要含油及采热层系。盆地热储层发育欠佳但地温梯度稳定, 平均地温梯度达到 3.8 ℃/(100 m), 在我国大型沉积盆地中首屈一指。松辽盆地这种物性变化小, 空间上温度场变化稳定的特征为水热型地热及干热岩资源的勘查开发提供了重要的思路和方向(施尚明等, 1998; 张薇等, 2019)。

油气部门对盆地的研究开始于20世纪50年代末, 随着大庆油田的发现形成了陆相生油及背斜成藏理论, 进入 21世纪油气勘探逐步从构造油藏转向岩性油藏, 深层火山岩、页岩成为非常规油气主要勘探目标(周庆华等, 2007; 王社教等, 2020;Wang et al., 2021)。

盆地地热方面系统的研究开始于21世纪初(汪集旸, 2015; Ma et al., 2022)。在热结构研究方面, 任战利等(2001)通过对古温标的分析认为松辽盆地在晚白垩世热沉降坳陷阶段的古地温高于现今地温,中央坳陷区最高古地温梯度达4.26～4.80 ℃/(100 m),晚白垩世古大地热流值为94.91～106.94 mW/m2, 且这一时期也是烃源岩的主要生成期及运移期。第三纪以来盆地发生抬升和剥蚀, 大地热流值衰减、降温使生烃作用减弱或停止。朱焕来(2011)从盆地热体制的角度出发, 利用探井资料分析了松辽盆地地温场状况, 剖析了地下热能的来源及构成, 分析了传输机制, 讨论了沉积盆地热体制的主控因素。认为盆地主控热源为幔源, 传输机制非传导主导, 认为盆地控热核心是断裂, 在此基础上, 建立了松辽盆地地热资源形成机制概念模型。并根据研究区地层发育状况, 确定了姚家组、青山口组二三段、泉头组三四段为区域主要目的热储层。姜光政(2017)从区域地热地质调查入手, 完成了两条地学剖面的岩石圈温度场和热结构研究。从大地热流的角度,分析了松辽盆地受新生代西太平洋板块俯冲和日本海海底扩张影响背景下的深部-构造热机制。施亦做(2019)通过大量钻井岩芯及野外露头样品的岩石热物性测试结果, 建立了松辽盆地北部主要地层的热物性柱, 新增大地热流数据29个, 提出盆地整体以热传导为主的背景下, 地壳浅部热状态主要受到高热导率基底形态的控制, 产生局部聚热作用, 从而在一定程度上影响了地表热流的空间分布。在成因机制方面, 苏玉娟(2021)以林甸地热田为例, 从储、热、源、通四个方面剖析了松辽盆地地热成因机制,总结提出了裂陷盆地地热系统成因模式为构造-热演化控盆、构造-沉积控水控热。盆地热源主要为幔源传导热, 深大断裂以张剪性断裂为主, 具有一定的导热导水作用; 在内陆湖相环状沉积相背景下,白垩系姚家组、青山口组、泉头组为主要的含水层和储热层。马峰(2021)对中国东部典型盆地深钻孔进行了热物性和地温测量的对比分析, 结合松辽盆地松科二井的物性特征提出了松辽盆地均一物性低渗透性控热模式, 热量的从下而上以传导为主, 巨厚的沉积层压实成岩作用好, 物性差异小, 没有形成良好的聚热作用。王贵玲和蔺文静(2020)从系统科学的角度提出了“同源共生、壳幔生热、构造聚热”的地热成因模式, 从源储通盖四个方面简述了松辽盆地为“沉积盆地深坳陷层控型水热系统”, 具体成因模式为“层控热储-侧向径流补给-大地热流供热”(Lin et al., 2022)。

本文基于前人的理论认识(罗志立和姚军辉,1992; 李志安, 1995; 邱楠生等, 2019; 葛荣峰等,2010), 结合松辽盆地深部地热钻孔数据, 从热物性参数、温度场、控制机制等方面完善了松辽盆地深坳陷层控型水热系统模式, 相关研究可以为盆地地热资源勘探和可持续开发提供指导。

1 松辽盆地地热地质特征

松辽盆地面积26万km2, 是我国主要的地热资源分布区和典型的白垩纪陆相沉积热盆, 热储岩性以砂岩为主。整个盆地大地热流平均值约为68.24 mW/m2, 高于全球平均热流值63 mW/m2和我国平均热流值 61.5 mW/m2。地温梯度平均值约为3.8 ℃/(100 m), 为我国沉积盆地中的最高值, 部分地区地温梯度值超过 5 ℃/(100 m)(姜光政等,2016)。

松辽盆地是一个北北东走向的中—新生代沉积盆地。从侏罗世开始, 该盆地经历了断陷阶段、坳陷阶段和萎缩抬升阶段。松辽盆地可以划分为6个一级构造单元: 西部斜坡区、北部倾没区、中央坳陷区、西南隆起区、东北隆起区和东南隆起区(图1)。盆地广泛分布着中—新生代的火山岩、火山碎屑岩和沉积岩。盆地基岩主要是中侏罗世花岗岩和古生代地层(高有峰等, 2017)。

图1 松辽盆地地质构造图Fig. 1 Geological map of Songliao Basin

松辽盆地作为一个中新生代大型陆相沉积盆地, 具有断、坳双重结构(图2)。松辽盆地断陷沉积(晚侏罗世火石岭组—早白垩世登娄库组)和坳陷沉积(早白垩世泉头组—晚白垩世嫩江组)在沉积特征和构造特征上有很大差异, 但都表现出受先存基底构造的严格控制。深断裂不但控制了盆地边界、轴向, 也控制了沉降和沉积中心。从热储层发育特征来看, 盆地主要的三个热储嫩江组、姚家组、青山口组恰好发育在了盆地断坳转化后的起始阶段, 一方面, 从泉头组开始, 盆地由断陷沉积的相对独立间断的沉积单元转为了坳陷沉积形成的空间上相对连续的地层, 有利于区域上地下水由盆地周边向盆地中心的补给; 另一方面, 坳陷沉积阶段主要以河流、湖泊、三角洲相沉积建造为主, 在冲洪积扇边缘容易形成好的热储层。前人对该区的热结构也进行了研究, 韩湘君和金旭(2002)系统收集分析了松辽盆地 81个大地热流数据, 认为该地区地壳和上地幔的热结构特征是引起热流分布的内在因素。第四版大地热流数据汇编结果显示, 中国东部地区自东南沿海向北延伸到华北盆地、松辽盆地,属于中国大陆东部的一个高热流带, 其中, 松辽盆地热流值 44.4～90 mW/m2, 平均热流值高达(70.9±14.4) mW/m2。松辽盆地及周边地区的高热流特征与新生代幔源基性-超基性火山活动的分布相一致, 太平洋板块的向西俯冲引起的深部地幔对流是高热流分布的主要因素。

图2 松辽盆地断陷-坳陷双重结构剖面图Fig. 2 Cross-sectional view of fault-depression double structure in Songliao Basin

2 基于松科二井松辽盆地热物性柱构建

松科二井位于松辽盆地黑龙江省安达市, 太平洋俯冲带以西约1200 km(图2), 井深7018 m, 是目前东北亚地区最深的科学钻探井。本次研究共对松科二井2865～6995 m进行了热导率样品测试, 测试间隔约10 m, 涵盖地层包括白垩系嫩江组、姚家组、青山口组、泉头组、登娄库组、营城组、沙河子组、侏罗系火石岭组及基底, 样品岩性包括砂岩、砾岩、泥页岩、凝灰岩、火山集块岩及浅变质沉积岩等。连续完整的取心为盆地储层物性特征研究提供了基础。

2.1 热导率柱

热导率柱是建立在连续热导率测试的基础上对整个地层垂向热导率变化的反映。松辽盆地沉积地层受沉积环境的影响呈现出泥岩砂岩互层的变化特征, 单个层组的不同深度, 热导率也往往呈现出较大的差异(瞿雪姣等, 2017)。本次依托松科二井及松辽盆地周边岩心样品热物性测试结果建立了盆地

7000 m以浅的热物性柱。图3通过箱式图形式给出了盆地不同层组的热导率统计特征, 可以看出总体上热导率的平均值随着深度的增大而增大, 明水组、嫩江组平均热导率小于1.6 W/(m·K), 形成了热传递的盖层; 姚家组、青山口组、泉头组为盆地主要热储层, 热导率的变化范围明显偏大, 箱式图25%～75%范围明显高于其它层组, 说明热储层段的物性非均质性强, 这种热物性的差异表现在地层规律上为砂岩、砂砾岩、泥岩等变化频率快; 登楼库组、营城组、沙河子组、火石岭组平均热导率2.51～3.03 W/(m·K), 属于盆地储层下部的稳态热传导段, 岩性致密且压缩固结性好; 基底段平均热导率为 2.96 W/(m·K)。

图3 不同层组对应的平均热导率分布箱式图Fig. 3 Box plot of the average thermal conductivity distribution in the different layer groups

根据岩性差异以及岩石粒径大小依次分为黏土层、砾岩、砂岩、泥岩、火山岩和变质岩六种。从数据分析得知(图4), 变质岩的平均热导率最大,为 3.07 W/(m·K), 其次为火山岩为 2.98 W/(m·K),可见基底变质岩的热导率值偏高; 而砾岩、砂岩、泥岩的热导率则随着颗粒的减小逐渐变小, 浅层黏土层热导率最小, 平均为1.35 W/(m·K)。

图4 不同岩性对应的平均热导率分布Fig. 4 Distribution of average thermal conductivity corresponding to the different lithologies

总体来看, 松科二井获取的热导率范围为1.28～3.79 W/(m·K), 平均热导率为 2.60 W/(m·K)。热导率随着深度的增大呈增大趋势, 且在 5000 m以下更加离散。整个热导率垂向变化可分为 4段,第1段从地表到1500 m, 为热储盖层段, 表现为地层泥质含量高, 热导率低的特点; 第 2段1500～2600 m, 为主要热储层段, 随着含砂量以及孔隙度的增大, 热导率呈现增大的趋势, 储层段热导率受孔隙度和含水率的影响, 室内测试结果与原位状态下的值可能存在较大的偏差; 第 3段2600～5000 m, 从登楼库组到沙河子组中部, 地层以砂岩、泥岩为主, 热导率相对稳定, 平均值为2.66 W/(m·K); 第4段5000 m以下, 进入沙河子组底部到火石岭组底部, 岩性为泥岩砂岩夹安山岩和流纹岩等, 热导率差异变大, 平均值为2.78 W/(m·K); 到基底凝灰岩和粗安岩, 平均热导率则达到3.15 W/(m·K)(图5)。可见, 盆地整个热导率的特征呈现出了层状特点, 原始沉积形成的分层结构是导致热导率差异的内在因素。

图5 松科二井地层结构(a, b)及热导率垂向分布(c)图Fig. 5 The stratigraphic structure (a, b) and vertical distribution of thermal conductivity (c) of the Songke II well

需要指出, 这里的热导率数据均为样品的室内环境下的测试结果, 实际条件下, 随着深度的增大,温度和压力对热导率的影响因素逐步增大, 到最大深度 7000 m处, 原位热导率的差异和室内实测值差值会达到30%(马峰等, 2019)。

2.2 生热率柱

岩石放射性生热率是反映壳源产热的重要参数, 通过测定岩石样品中U、Th、K含量来计算得出。松科二井完成生热率测试的地层包括嫩江组、姚家组、登娄库组、营城组、沙河子组、火石岭组以及变质岩基底。从总体的数据分析来看(图6, 图7), Th元素的含量最高, 其次为K、U元素。就不同层位来看, 总体上呈现随着深度的增大, U、Th元素的含量呈现减小的趋势, 而K元素的含量则相对稳定, 其中, 姚家组的Th元素含量最高, 为10.8 μg/g,其次为嫩江组、登娄库组、沙河子组、基底、火石岭组、营城组; 嫩江组的 U元素含量最高, 为3.71 μg/g, 其次为登娄库组、营城组、姚家组、沙河子组、基底、火石岭组; 营城组K元素含量最高,为 3.19%, 其次为登娄库组、沙河子组、姚家组、火石岭组、基底、嫩江组。

图6 松科二井不同层组平均放射性元素含量Fig. 6 Average radioactive element content of different formations in the Songke II well

图7 松科二井不同岩性对应的放射性元素含量Fig. 7 Average radioactive element content of different formations in the Songke II well

岩石的长英质矿物含量越多, U、Th、K越富集,U在空间上的分布与Th和K有着密切关系。从不同岩性分类分析得知, Th元素含量在砾岩、砂岩、泥岩、火山岩、变质岩中含量均居首位, 大致为U元素含量的3倍之多。其中, 泥岩的U、Th元素含量均呈现最高值, 而变质岩和火山岩的K元素含量均呈现高值, 但总体来看K元素的含量相对稳定,其也不是放射性生热的主要贡献元素。生热率的大小取决于岩性的不同, 其根本是岩石中所含铀钍钾含量的不同, 泥岩区域生热率最大, 原因是泥岩中所含Th、K的含量比砂砾岩要多。

基于放射性测试和密度测试结果, 可求得铀钍钾含量、放射性生热率及密度的范围和平均值(表1)。松科二井放射性生热率为 0.228～1.65 µW/m3, 平均值为0.772 µW/m3, 从岩石生热率结果(图8)可以明显看出, 岩性不同, 其生热率不同。泥岩对应的生热率最大, 平均值为 0.825 µW/m3, 依次为火山岩、砂岩、砾岩、变质岩。

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

图8 松科二井不同岩性的生热率Fig. 8 Heat generation rates for different lithologies in the Songke II well

U、Th、K浓度和产热量随地层岩性的变化如图7和图8所示。样品热导率呈现出主要受岩性控制, 以及相对较低的 Th、U和 K浓度水平。根据Th、K和 U浓度估算的产热量也很低(砂岩:(0.75±0.31) μW/m3; 砾岩: (0.71±0.43) μW/m3; 泥岩:(0.825±0.36) μW/m3; 火山岩: (0.767±0.29) μW/m3;变质岩: (0.68±0.18) μW/m3)。

2.3 孔隙度特征

图9是基于测井参数解译的松科二井孔隙度随深度的变化图, 可以看出松科二井的测井解译孔隙度表现出从浅部到深部逐渐减小的趋势, 1800 m以浅平均孔隙度为 35.3%, 区间内波动明显;从1800 m到2700 m, 孔隙度呈现逐渐下降趋势, 平均孔隙度为17.0%; 2700 m以下孔隙度保持基本稳定, 平均孔隙度为 8.6%。总体来看, 孔隙度的降低区段与储层段基本一致, 为 1200～2700 m, 热储层段的高孔隙度不仅体现出了控水特征, 同时也具有控热特点, 高孔隙段相对而言地温梯度偏低, 热对流加强, 热量具有聚集的特点。

图9 松科二井孔隙度随深度的变化Fig. 9 Variation of porosity with depth in the Songke II well

与其它盆地相对比, 松辽盆地不存在大规模发育的热水储层, 因此沉积岩孔隙度的物性差异是造成热流在垂向上不均匀传递的主要因素。在高孔隙度和渗透率的砂岩段地温梯度偏低, 在低孔隙度和渗透率的泥岩段地温梯度偏高, 而在砂岩和泥岩互层的条件下, 往往会表现出较大的地温梯度, 这种跨层间地温梯度为非稳态的, 增加地温梯度计算层的厚度更有利于获取松辽盆地稳态热流。

3 基于松科二井松辽盆地地温分布特征

松科二井施工时间为2014年4月—2018年5月,历时4年多。针对松科二井共进行了3次随钻测温(侯贺晟等, 2018)和1次准稳态测温。尽管测试数据为非稳态和准稳态数据, 但测试井底温度扰动时间短、恢复快, 能够反映真实温度信息。

松科二井的钻井工程共分五开进行, 本次研究所进行的连续测温, 在一开、二开、三开、四开及五开钻井完钻后裸眼井综合测井中分别采集了地层的非稳态井温测井曲线(图10)。随钻测温结果显示钻井温度总体线性增加, 但地温梯度差别大, 说明只有井底温度是可靠的地层温度数据。7080 m深度温度达 240℃, 显示松辽盆地高的地热背景, 地热潜力巨大。

图10 松科二井测温曲线Fig. 10 Temperature measurement curve for the Songke II well

准稳态测温为 2016年钻孔中途停待期间, 静置时间为35天, 测温曲线在1600 m以浅, 温度较后两次测温偏高, 为非稳态测温, 500 m温度为30.3 ℃, 稳态测温 500 m 温度为 22.8 ℃, 相差7.5 ℃, 在1600 m以浅随着深度的增大非稳态测温和后两次的差距越来越小; 1600 m以下, 温度较后两次测温偏低, 非稳态测温4000 m温度为139.3 ℃,稳态测温4000 m温度为148.1 ℃, 相差9.8 ℃, 且随着深度的增大, 两者相差越来越大。可以看出,温度的转折点位于 1600 m 深度, 温度为 71.7 ℃,显示在非稳态情况下测温, 1600 m附近的测温结果仍然显示的与稳态测温最为接近, 这个点为地温梯度变化转折点, 1600 m以浅, 非稳态测温平均地温梯度为 37.6 ℃/km, 稳态测温平均地温梯度为44.5 ℃/km; 1600 m 以下, 非稳态测温平均地温梯度为 28.2 ℃/km, 稳态测温平均地温梯度为26.9 ℃/km。很明显, 35天后的测温为非稳态测温,受到了泥浆循环的影响, 由于长期泥浆的循环作用,会将深部井内的温度降低, 就表现在测试温度低于实际热储温度, 而在浅部, 由于泥浆在深部循环增温, 会使浅部井温升高, 表现在测井温度高于热储温度。

从松科二井柱状图观察看到, 尽管全孔随着深度增大岩性变化较小, 但在 1600 m上下正好为岩性颜色变化的分界线, 在1600 m以上, 以嫩江组、姚家组黑灰色泥岩为主, 而在 1600 m以下则以青山口组、泉头组深紫色泥岩和灰色砂岩为主, 因此可以判断, 对于相同的岩性, 沉积环境和沉积相也是岩性热物性差异(比热、热导率等)的关键因素。1600 m以上的灰色、黑色泥岩有机质含量高, 形成于还原或强还原条件下, 热导率呈高值, 相应地温梯度低; 而 1600 m以下深紫色则是由于含有铁的氧化物或氢氧化物之故, 热导率相对偏低, 地温梯度高。

总体来看, 松科二井浅部稳态测温平均地温梯度达到 44.5 ℃/km, 深部稳态测温平均地温梯度为26.9 ℃/km, 取深部稳定段平均热导率2.78 W/(m·K),可以获得松科二井大地热流值为74.8 mW/m2, 高于我国的平均大地热流值 61.5 mW/m2, 且高于我国沉积盆地平均值, 盆地地温梯度增长稳定, 没有明显的热对流现象, 说明松辽盆地热结构以深部幔源热传导机制为主。从稳态测温与地层的对应剖面来看, 沉积层的地温梯度要高于结晶基底, 这主要是由热导率的差异所造成的, 从整个盆地热流来看,其在向浅地表传递是均匀的。

4 松辽盆地水热运移模式及特点

基于前文的分析研究, 松辽盆地高热背景的形成与盆地断、坳两个阶段的沉积构造过程发育密切相关。盆地断陷的形成就是在软流圈上涌地壳拉展减薄的作用下, 幔源热快速向盆地表层聚集, 成为盆地“聚热”阶段; 坳陷的形成则是在这种热背景下,快速沉积了低热导率的储盖层, 成为了盆地“保热”阶段。盆地物性的差异与盆地由断陷沉积转为坳陷沉积过程中沉积环境的变化密切相关, 上白垩统坳陷沉积初始阶段(姚家组、青山口组、泉头组)为储层大规模发育时期, 盆地砂、泥岩交替的沉积环境中,厚层连续的砂岩段形成区域上层状热储。

松辽盆地的热导率、渗透率从浅地表到变质岩基底没有明显的突变, 整个层段内表现出盆地连续稳定沉积的特点, 也没有形成明显的导热导水裂隙网络; 地温变化从浅到深表现出稳定的地温增长特点。这反映出松辽盆地在浅部相对均一的物性条件和高幔源热流低壳源产热的背景下, 热量从盆地深部均匀地向浅部传递, 未发生明显聚集现象。因此,在松辽盆地较难找到优质的大规模热储层, 即使有渗透率较高的层状砂岩热储, 从温度上看没能形成明显的热异常(图11)。这里将其命名为松辽盆地坳陷控热、均一物性低渗透性控储模式, 热量自下而上以传导为主, 属于传导型地热系统。

图11 松辽盆地控热模式Fig. 11 Heat control patterns of Songliao Basin

4.1 深凹陷构造控热特征

重力反演资料表明, 松辽盆地莫霍面被 33 km等深线所圈闭(图12), 埋深29～33 km。最浅处位于明水—安达—长岭一线。由于地幔上拱, 致使地壳拉张变薄, 为地壳深部的热流上升提供了良好的通道条件。地震波速结构与电测深证实, 松辽盆地9～17 km和20 km之下存在两个低速高导层。顶部低速高导层可能是中上地壳间的构造拆离带, 也可能是地壳内的岩浆房。松辽盆地北部上地幔高导层埋深60～118 km, 大庆地区正好处于地幔高导层隆起区, 上地幔高导层埋深60～70 km(金旭等, 1994;云金表等, 2003)。尽管人们对低速高导层的地质属性还众说纷纭, 但在深部莫霍面隆起控制了深坳陷沉积形成的地质成因上已达成共识。莫霍面隆起、上地幔上隆及壳内高导层的存在是盆地地温梯度及大地热流值高的深部原因; 盆地沉积层及深部变质岩体的放射性产热偏低, 对于整个盆地热流尤其是沉积中心的贡献较小。

图12 松辽盆地莫霍面深度图Fig. 12 Depth contour map of the Moho surface in Songliao Basin

而从居里面埋深图(图13)来看, 松辽盆地居里面起伏较大, 总体上表现出盆地中心低, 盆地外围高的特点, 这与莫霍面表现出来的规律正好相反。表明, 盆地中心以深部幔源产热为主, 而盆地周边则壳源产热所占的比重明显增大。热量在松辽盆地由深到浅具有从盆地中心向周边扩散的趋势。

图13 松辽盆地居里面深度图Fig. 13 Contour map of the curie surface of Songliao Basin

4.2 层控型水热系统特征

与国内的其它盆地相比, 松辽盆地热储空间结构体现出更为明显的层控特征。松辽盆地的有效热储层厚度明显小于华北、关中(孙红丽, 2015)等沉积盆地地区, 这种薄层且砂岩泥岩互层作用强烈的结构形成了盆地明显的层控型水热系统。原因在于两个方面, 一方面整个盆地以河湖相沉积为主, 河湖相沉积交替频繁造成了后期地下水活动微弱的沉积环境; 另一方面, 松辽盆地以中生代沉积地层为主,上覆盖层厚,在长期高压应力条件下, 地层固结压缩性增强, 孔隙度减小, 渗流连通性变差, 影响了区域热储层的形成。

从垂向上看, 与其它盆地相比, 松辽盆地热储厚度明显偏低。如渤海湾盆地明化镇组砂岩平均厚度为172 m, 馆陶组砂岩、砂砾岩平均厚度为127 m,东营组砂岩平均厚度为 173 m, 寒武奥陶系及中元古界碳酸盐岩储层厚度可达300～1000 m。而松辽盆地主要热储姚家组平均厚度为43 m, 青山口组平均厚度为24 m, 泉头组二、三、四段平均厚度为70 m。

从平面上看, 盆地构造稳定, 发育大型的湖盆-三角洲沉积体系图, 主要发育有三角洲分流平原、三角洲前缘、前三角洲等三角洲相和滨浅湖及深湖-半深湖等湖泊相, 盆地热储厚度具有从盆地周源向沉积中心逐渐变小的趋势, 以泉头组为例, 北部倾末区冲积扇相河道最为发育, 砂体厚度最大可达130 m 以上, 到冲积扇底部及河道间, 砂体厚度减小到几十米, 且随着砂体颗粒的减小, 泥质含量增多, 有效孔隙度随之逐步降低。上部青山口组、姚家组具有同样规律, 在沉积过程中河道、分流河道、水下河道相砂岩最为发育, 孔隙度值最大, 并且距物源越近、河道规模越大, 砂体厚度和孔隙度值就越大, 后期形成的热储条件越好。

松辽盆地外围山区以火成岩为主, 盆地周边分布着冲洪积相为主的砂砾石层, 黏土夹层极少, 含水层厚度较大, 如林甸等地区; 盆地中心含水层厚度逐渐减薄。盆地地下热水的补径排总体上呈现的规律为大气降水沿着断裂下渗到深部热储, 被围岩加热后沿着次级裂隙通道上升至浅部, 大部分热水储集在渗透性良好的岩层中而形成热储。对于深循环对流型地热系统而言, 热水和冷水的混合作用随着深度的增加而减小。在松辽盆地, 地下水的循环主要受控于区域的断陷构造和局部的隆凹结构, 在局部大型深大断裂带, 地热水存在沿断裂越层补给的可能, 地热水的补给来源于淋滤水和沉积压实水。

5 结论

(1)本文从松辽盆地地热成因模式入手, 充分结合松科二井以及盆地周边地热井资料, 建立了盆地连续热物性柱, 分析了盆地地温场分布特征, 提出了松辽盆地“深凹陷层控型”水热系统的成因模式,具体成因模式为“层控热储-侧向径流补给-大地热流供热”, 对于水热型地热开发, 寻找高渗透热储层是盆地找热的关键。

(2)松辽盆地物性具有明显的垂向分层特征, 盆地不同岩性、不同沉积时代的热导率存在明显的差异, 通过建立盆地热物性柱来看, 整个热导率垂向变化可分为 4段, 从上到下分别对应着盖层段、储层段、稳态热传导段和基底段, 随着深度的变大,热导率逐渐增大, 到达基底热导率呈现离散化。松辽盆地放射性产热普遍偏低, 不作为主要热源。

(3)松辽盆地地温具有稳态连续特征, 总体地温梯度分为两段, 上段 1600 m以浅稳态测温平均地温梯度为 44.5 ℃/km; 下段 1600 m以下稳态测温平均地温梯度为26.9 ℃/km。地温梯度变化段与热储层段1200～2700 m对应, 表明盆地以松科二井为代表的区域, 热储层1200～1600 m的姚家组和青山口组上部以热传导为主, 热储性能较差; 热储层1600～2500 m的青山口组下部和泉头组具有传导对流混合的现象, 存在较好的热储层段。

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).