松辽盆地中央坳陷及邻区三维地热地质建模与地热资源靶区优选*

李文靖 肖红平 饶 松 施亦做张翘然 黄顺德 胡光明

（1.长江大学地球科学学院 武汉 430100；2.长江大学，油气资源与勘探技术教育部重点实验室 武汉 430100；3.中国石油勘探开发研究院 北京 100083）

地热资源作为一种极具竞争力的清洁和可再生能源，是人类未来的重要替代新能源之一，具有资源量大、能源利用效率高、成本低、节能减排效果好等诸多优点。大规模开发利用地热资源是贯彻落实习近平总书记国家能源安全战略部署，应对全球气候变化和节能减排，助力实现“2030碳达峰，2060 碳中和”目标的重要举措（汪集暘，2015；庞忠和，2017；汪集暘等，2017）。松辽盆地位于中国东北地区，是中新生代发育的大中型陆内裂谷盆地，油气和地热资源十分丰富。近年来，松辽盆地大庆和吉林油田探区的油气资源勘探开发进入中后期，正在逐步推进“油田向热田”资源利用转化（Wang et al.，2016；饶松等，2022；Yang et al.，2022）。中央坳陷是松辽盆地重要油区，地质资料丰富、开发技术成熟、设备人员齐全、市场利用空间巨大，大量废弃钻井消除了地热开发初期资金成本高的最大障碍，开发利用油区地热是油田实现能源接替和可持续发展的必然选择（庞忠和等，2014；邱楠生等，2022）。

松辽盆地的地热学研究起始于20 世纪80 年代，系统钻孔温度测量和大地热流计算揭示了松辽盆地背景热流值高，整体呈现中部高、边部低且向周围呈环带分布的总体特征（谭世燕等，2001；牛璞等，2021；刘雨晨等，2023）。中央坳陷现今地温梯度介于38.0 ℃/km～55.0 ℃/km 之间，大地热流值在76.4～111.2 mW/m2之间，平均值84.0 mW/m2，远高于我国大陆地区大地热流平均值61.5 mW/m2（姜光政等，2016），具备形成大型中-低温地热田的地热地质背景，是松辽盆地开展油区地热勘查、评价和开发利用的示范区（王社教等，2014）。然而，目前针对松辽盆地中央坳陷区的地温场研究大多停留在一维和二维尺度，即基于研究区现有的有限测温资料，开展单井地温梯度和大地热流的计算，或者典型二维剖面的地温场模拟，而忽视了地质体非均质性引起的热量在三维空间上的传递（邱楠生等，2009；施亦做等，2022；Yang et al.，2022）。近年来，三维地热地质模拟被广泛用于沉积盆地地热资源勘查和评价。前人已完成了许多有代表性的工作。Teng et al.（2007）运用有限的钻孔和岩石热物性数据对Beppu-Shimabara Graben 东部进行三维非稳态地热地质模拟，揭示了断层作为热对流的重要通道，并在断裂带附近圈定了两套高温热储；Calcagno et al.（2014）通过三维稳态地温场模拟，确定了法国Limagne 盆地的西北部为地热资源开发有利区带，精细评估了古近纪—新近纪热储层的地热资源量，并指出该方法可适用于其它地区地热资源评价。施亦做等（2022）建立了松辽盆地北部的三维地热地质模型，刻画了1.0～3.0 km 深度温度分布特征，分析认为下白垩统泉头组三段—四段为有利的目标热储层。

3D GeoModeller 可借助钻井、地震等低维地质、地球物理数据构建三维地质模型，展现研究区内部的地层产状及地质构造，并实现三维稳态地温场模拟，为分析地温场分布影响因素及圈定地热勘探靶区提供重要科学依据（Mottaghy et al.，2011；Calcagno et al.，2014）。本文基于松辽盆地中央坳陷及其邻区的地震及钻孔数据，利用3D GeoModeller 建立研究区三维地热地质模型，利用三维稳态地温场模拟方法，精细刻画研究区域5.0 km 以浅温度场特征和主要热储层温度展布规律，从基底起伏、岩石热导率各向异性等角度分析中央坳陷及其邻区地温场分布的影响因素，并结合地质构造、地温场特征、热储特征，优选中央坳陷地热资源开发有利靶区及目标层位。

1 区域地质概况

松辽盆地位于中国东北地区，处于西伯利亚板块、华北板块和太平洋板块的交汇处，盆地四面环山，整体近菱形呈NNE 向展布，面积达26.0×104km2，油气和地热资源十分丰富（朱焕来，2011；Shi et al.，2022）。盆地可划分为中央坳陷区、东北隆起区、东南隆起区、西南隆起区、西部斜坡区、北部倾没区共6 个一级构造单元，研究区主要包括了中央坳陷区及临近的部分东北隆起区、西部斜坡区、东南隆起区，可进一步划分为龙虎泡阶地、齐家古龙凹陷、大庆长垣、三肇凹陷、朝阳沟阶地、长春岭背斜带、宾县王府凹陷7 个二级构造单元。松辽盆地中央坳陷从侏罗纪开始主要经历了火石岭组—营城组沉积时期的断陷阶段、登娄库组—依安组沉积时期的坳陷阶段和新生代以来的萎缩抬升阶段，岩浆活动主要发生于晚侏罗世—早白垩世时期（胡望水等，2005；黄磊等，2019）。研究区内断裂构造发育，主要包括大安—德都断裂、孙吴—双辽断裂、哈尔滨—四平断裂、滨州断裂、扎赉特—吉林断裂，断裂走向主要为北东、北西向，不但控制了盆地边界、轴向，也控制了沉降和沉积中心（雷振宇等，2013；王贵玲等，2023），如图1 所示。区内自下而上发育下白垩统火石岭组（J3h）、沙河子组（J3sh）、营城组（J3y）、登娄库组（K1d）和泉头组（K1q），上白垩统青山口组（K1qn）、姚家组（K1y）、嫩江组（K1n）、四方台组（K2s）和明水组（K2m），局部发育厚度很薄的古近系依安组（Ey），新近系大安组（Nd）、泰康组（Nt）和更新—全新系（胡望水等，2005；赵波等，2009）。

图1 松辽盆地中央坳陷及邻区钻孔和地震剖面分布位置及地层剖面图（据Ryder et al.，2003 修改）Ⅰ.西部斜坡区；Ⅱ.北部倾没区；Ⅲ.中央坳陷区；Ⅴ.东南隆起区；Ⅳ.东北隆起区Ⅰ1.西部超覆带；Ⅰ2.泰康隆起带；Ⅰ3.富裕构造带；Ⅱ1.乌裕尔凹陷；Ⅱ2.克山依龙背斜带；Ⅲ1.黑鱼泡凹陷；Ⅲ2.明水阶地；Ⅲ3.龙虎泡阶地；Ⅲ4.齐家古龙凹陷；Ⅲ5.大庆长垣；Ⅲ6.三肇凹陷；Ⅲ7.朝阳沟阶地；Ⅲ8.长岭凹陷；Ⅲ9.扶新隆起带；Ⅲ10.华字井阶地；Ⅴ1.长春岭背斜带；Ⅴ2.宾县王府凹陷；Ⅴ3.青山口背斜带；Ⅳ1.海伦隆起带；Ⅳ2.绥棱背斜带；Ⅳ3.绥化凹陷；Ⅳ4.呼兰隆起带F1.大安—德都断裂；F2.孙吴—双辽断裂；F3.哈尔滨—四平断裂；F4.滨州断裂；F5.扎赉特—吉林断裂Fig.1 Distribution location and stratigraphic profile of boreholes and seismic sections in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin（modified from Ryder et al.，2003）

松辽盆地大地热流值范围在38.9～111.2 mW/m2，平均热流值为78.9 mW/m2。其中，中央坳陷区平均地温梯度超过45.0 ℃/km，大地热流平均值为84.0 mW/m2，远高于全国大陆大地热流平均值61.5 mW/m2（姜光政等，2016；刘雨晨等，2023），具备形成大型中-低温水热型地热田的地热地质背景（韩湘君等，2002；刘雨晨等，2023）。中央坳陷区主要发育4 套热储，其中嫩江组四段孔隙度一般在20.0%～25.0%，渗透率平均值为190.3×10-3μm2；姚家组二段—三段孔隙度一般为14.0%～22.3%，渗透率25.3×10-3～150.2×10-3μm2；青山口组二段—三段和泉头组三段—四段平均孔隙度分别为10.0%～22.3%、8.0%～19.9%，渗透率分别为22.8×10-3～135.3×10-3μm2、2.8×10-3～120.4×10-3μm2（汪在君，2003；翟志伟等，2011；王贵玲等，2023）。此外，中央坳陷广泛发育泥岩隔水层，构成多个储—盖组合，是松辽盆地地热资源开发前景最好的地区之一（Shi et al.，2019；Shi et al.，2022；刘雨晨等，2023）。

2 地热地质建模数据与方法

2.1 建模方法及条件

使用3D GeoModeller 进行三维地热地质建模时，地质单元是构成模型的基本单元，并可由独立参数定义（DariusMottaghy et al.，2011）。1） 性质：岩性及地层年龄通常可用来定义地质单元的基本性质。2）拓扑：一个地质单元必须要与它周围所有地质单元建立拓扑关系，常见的拓扑关系类型有整合与不整合、岩浆侵入关系等。3） 属性：地质单元都有相应的孔隙度、渗透率、热导率、生热率等物理参数，软件为不同区域的地层分配单一的参数进行三维温度场的正演模拟。地热地质建模流程主要包括原始资料的收集、数据的处理及加载、地层格架构建、剖面模型构建和3D 模型构建，如图2 所示。三维地温场模拟主要通过三维地质模型网格化、设置岩石热物性参数（表1）（李志安，1995；施亦做等，2022）及边界和初始条件、三维有限元网格计算3 个主要步骤完成（图2）。

表1 松辽盆地中央坳陷及邻区岩石热物性参数（据施亦做等，2022；刘雨晨等，2023 修改）Table 1 Thermal physical parameters of rocks in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin（modified from Shi et al.，2022；Liu et al.，2023）

图2 松辽盆地中央坳陷及邻区三维地热地质建模及地温场模拟流程图（据Calcagno et al.，2014 修改）Fig.2 Flow chart of three-dimensional geothermal geological modeling and geothermal field simulation in the central depression and adjacent areas of Songliao Basin（modified from Calcagno et al.，2014）

研究区三维地热地质建模主要利用DTM 数据（地表地形数据）、7 条地震剖面、695 口钻孔分层数据和岩石热物性等资料来完成。首先需要按照地质年代顺序建立地层柱，并且定义各地层之间整合或不整合的关系。模型利用隐式曲面来创建地质边界或界面，隐式曲面是欧几里得空间中由方程定义的曲面（欧几里得空间由3 个坐标决定：X，Y，Z）（Magnabosco et al.，2020）。因此，地质边界（或断层面）的数据类型包括，位于地质界面或断层面的接触数据点及矢量结构数据（倾角和方位角）。图3 所示为研究区地热地质模型，该模型面积188.9 km×176.5 km，深度5.0 km，网格密度为125 m×125 m×50 m，包含8 178 684 个具有区域地质信息及对应岩石热物理性质的三维有限元网格。

图3 松辽盆地中央坳陷及邻区三维地热地质模型Fig.3 A three-dimensional geothermal geological model of the central depression and adjacent areas in the Songliao Basin

研究区现今上地壳内部没有产生机械或化学热扰动作用的强烈构造活动，且自最近一次构造热扰动以来，经过长时间冷却，岩浆余热已基本散失殆尽，即在模拟中可以忽略其它热源的影响（Lachenbruch et al.，1977；Chen et al.，2014），考虑内源热的三维稳态热传导控制方程如下：

其中，ρ为密度，单位为kg/m3；c为热容，单位为J/（kg·K），软件固定热容值c= 1000 J/（kg·K）；T为温度，单位为℃；κ为热导率，单位为W/（m·K）；qA为放射性元素生热。

模型的边界条件：在模型顶面（地形）为狄利克雷边界条件（Dirichlet Boundary Condition），其中统一施加恒定温度值T= 5 ℃，该值为研究区的年平均气温及恒温层温度（Shi et al.，2022；施亦做等， 2022）； 模型底部为诺伊曼边界条件（Neumann Boundary Condition），即赋予恒定的热流值，同时其他横向边界为绝热边界（Siekel et al.，2009）。

将研究区根据构造带和现今大地热流分布划分为21 个区域，采用“回剥”法分别计算初始基底热流值，并根据模拟与实测大地热流值的拟合情况适当调整（Qiu et al.，2015）。

qc为每层放射性元素生热产生的热流，q0为地表热流值，qb为底部边界热流值，单位为mW/m2。

2.2 地热地质模型验证

在建模的过程中，由于地质数据分布不均，实际的地质体复杂，软件计算过程中点、线、面之间交切的误差等，都会影响最终模型的精确度（Yang et al.，2022）。为了保证模型的可靠性，根据地层分层、钻井温度和大地热流对比对模型进行校验。图4 为未参与地质模型计算的研究区中部古514 和地质数据较少的东北部源292 两口钻孔地层分层对比，可见两口井的实际分层数据和模型数据的差异在误差范围内。图5 所示为松科2 井和徐深1 井实测（施亦做等，2022；Jiang et al.，2023）与模拟温度—深度分布对比，两口井的地温曲线变化形态相似，误差范围介于0.6 ℃～7.9 ℃。此外，图6 为实测大地热流值（姜光政等，2016）与相应测点的模拟热流值对比，二者拟合结果较好，误差范围介于0.2～3.2 mW/m2。可见，该模型可以有效预测研究区的地温场分布情况（Siekel et al.，2009；Mottaghy et al.，2011；Calcagno et al.，2014）。

图4 源292、古514 井分层数据和模型分层数据对比Fig.4 Comparison of stratified data and model stratified data of Yuan 292 and Gu 514 wells

图5 徐深1 和松科2 实测与模拟地温曲线对比（据施亦做等，2022；Jiang et al.，2023 修改）Fig.5 Comparison of measured and simulated ground temperature curves between Xushen 1 and Songke 2（modified from Shi et al.，2022；Jiang et al.，2023）

图6 松辽盆地中央坳陷及邻区实测与模拟热流值拟合图Fig.6 Fitting diagram of measured and simulated heat flow values in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

3 松辽盆地中央坳陷及邻区地温场特征

3.1 4.0 km 深度内地层温度分布

根据模拟结果，绘制了研究区4.0 km 内不同深度的温度分布图，如图7。结果显示，在1.0 km深度（图7a），温度介于30.3 ℃～62.8 ℃，温差达32.5 ℃，平均温度为48.9 ℃，大庆长垣、宾县王府凹陷温度较高，普遍介于50.0 ℃～62.8 ℃之间。1.5 km 深度（图7b），除宾县王府凹陷和长春岭背斜带温度达到80.4 ℃～92.5 ℃之外，其它地区温度均低于80.0 ℃。2.0 km 深度（图7c），地层温度介于68.2 ℃～120.2 ℃，平均值为99.6 ℃，温度分布格局与1.5 km 深度相似，齐家古龙凹陷、三肇凹陷中部为低温异常区，温度介于88.2 ℃～96.3 ℃，大庆长垣为高温异常区，温度变化范围为105.4 ℃～110.2 ℃。在2.5 km 深度（图7d），研究区北部温度等值线呈现“W”形，东南隆起区和东北隆起区一带温度高达130.4 ℃～152.2 ℃。在3.0 km 深度（图7e），地层温度在110.5 ℃～166.7 ℃范围内变化，平均值为145.6 ℃。深度3.5 km（图7f），地层温度范围为132.6 ℃～199.4 ℃，温度高值区主要位于大庆长垣和宾县王府凹陷。4.0 km深度（图7g），地层温度为158.4 ℃～214.2 ℃，平均值为193.2 ℃，温度低值区位于齐家古龙凹陷和三肇凹陷，温度范围在178.2 ℃～196.3 ℃，宾县王府凹陷及大庆长垣局部温度可达208.1 ℃～214.2 ℃。研究区不同深度温度分布格局基本相似，深部温度总体趋势是向东南方向温度升高，由西至东温度呈现高低相间的分布格局，高温区域呈NE-SW 向展布。

图7 松辽盆地中央坳陷及邻区不同深度地温场模拟结果a～g.分别为1.0 km、1.5 km、2.0 km、2.5 km、3.0 km、3.5 km、4.0 km 深度温度分布图Fig.7 Simulation results of geothermal fields at different depths in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

根据地温场模拟结果，计算得到中央坳陷及邻区4.0 km 深度内地温梯度在36.9 ℃/km～57.4 ℃/km 之间，平均地温梯度为48.4 ℃/km。其中，宾县王府凹陷地温梯度最大，平均值为55.6 ℃/km。大庆长垣次之，介于38.6 ℃/km～57.4 ℃/km，平均值为49.4 ℃/km。长春岭背斜带、绥化凹陷、朝阳沟阶地平均地温梯度分别为53.7 ℃/km、51.2 ℃/km、48.7 ℃/km，均高于研究区平均地温梯度。齐家古龙凹陷、三肇凹陷平均地温梯度分别为46.9 ℃/km、44.9 ℃/km，低于研究区平均地温梯度。总体来看，研究区地温梯度分布与深部地温场分布格局吻合，地温梯度高值区主要分布在大庆长垣中部、宾县王府凹陷、长春岭背斜带，如图8 所示。

图8 松辽盆地中央坳陷及邻区0～4.0 km 深度平均地温梯度平面展布Fig.8 Plane distribution of average geothermal gradient at a depth of 0～4.0 km in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

3.2 热储温度分布特征

松辽盆地中央坳陷及邻区发育4 套主力热储层，分别为嫩江组四段、姚家组二段—三段、青山口组二段—三段和泉三段—四段。根据地温场模拟结果，编制了研究区4 套主力热储层底板温度平面分布图（图9）。分析表明，嫩江组四段埋深较浅，底板埋深在452.5～1 094.5 m 之间，底板温度介于15.8 ℃～71.4 ℃，平均值为31.4 ℃，高温异常区位于华字井阶地、大庆长垣、宾县王府凹陷。姚家组二段—三段、青山口组二段—三段和泉三段—四段的温度展布格局与嫩江组温度分布模式基本相似，姚家组二段—三段底板埋深773.5～1 629.5 m，底板温度介于23.6 ℃～88.6 ℃之间，平均值为42.7 ℃；青山口组二段—三段底板埋深范围为880.5～1 866.5 m，底板温度介于31.8 ℃～107.4 ℃之间，平均值为57.3 ℃；泉三段—四段热储底板埋藏深度介于1 207.5～2 371.5 m 之间，底板温度在48.9 ℃～133.4 ℃之间变化，平均值为91.7 ℃。整体而言，华字井阶地、大庆长垣、宾县王府凹陷为主力热储温度高值区。

图9 松辽盆地中央坳陷及邻区主力热储底板温度平面展布a～d.分别为嫩江组四段、姚家组二段—三段、青山口组二段—三段、泉三段—四段底板温度分布图Fig.9 Temperature distribution of the main thermal storage floor in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

4 讨 论

4.1 中央坳陷现今地温场的影响因素

沉积盆地地温场受多种因素的控制和影响，其中区域地质构造和深部地壳结构对地温梯度、大地热流的大小及其分布形态起着主要控制作用。松辽盆地为中生代断陷—坳陷沉积盆地，太平洋板块向欧亚板块俯冲，俯冲过程中的脱水作用引发软流圈上涌（田有等，2019；牛璞等，2021），区域岩石圈迅速减薄，来自地幔的热量显著增加（索艳慧等，2017；黄磊等，2019；张健等，2023a）。研究表明，中央坳陷区地壳放射性生热约占地表热流的27.4%～29.5%，表明该地区高热流异常主要来自地幔热流的贡献。

一般来说，现今大地热流的分布与莫霍面的相对埋深之间存在反向关系。地球物理探测资料表明，松辽盆地莫霍面埋深在27.0～35.0 km 之间（付健等，2023），从西北到东南方向莫霍面的埋深明显变浅，其中莫霍面埋深小于29.0 km 的隆起对应于中央坳陷的齐家古龙凹陷和长岭凹陷，莫霍面向东呈三角形伸出的隆起部位大致与三肇凹陷相当（谭世燕等，2001；Shi et al.，2022），是盆地的高热流区。

松辽盆地的基底是前侏罗纪古亚洲洋构造域众多微板块、地体拼贴形成的复合陆块，经多次拼贴、走滑剪切和拆离伸展改造，最终形成现今的基底形态及“两隆三凹一斜坡”的构造格局。热物性测试结果表明，松辽盆地石炭—二叠浅变质岩基底热导率平均值为2.93±0.36 W/（m·K），花岗岩热导率平均值为2.85 W/（m·K），均显著高于松辽盆地上覆沉积地层。热导率的显著差异，使盆地内发生热流“折射”作用，即在基底相对凹陷区，如中央坳陷内部的齐家—古龙凹陷、三肇凹陷等，由于热导率相对较低的沉积岩层沉积厚度大，热流在侧向上向邻近基底隆起区汇聚，导致在具有相似深部热背景的区域范围内，同深度内凸起区热流高于相邻凹陷区（康凤新等，2023），如图10 所示。如中央坳陷区内部的齐家—古龙凹陷及三肇凹陷为该构造单元内的相对大地热流低值区，而中央坳陷内部的大庆长垣及位于中央坳陷与东南隆起区交界的长春岭背斜带，则为显著高热流异常区，相邻凸起与凹陷的大地热流差异可达5.0～8.0 mW/m2（张翘然等，2023）。松辽盆地发育多期浅部断裂，断裂深部高温流体和浅部低温流体沿断裂运移，导致断裂附近地温场出现局部异常。

图10 松辽盆地sl2、sl5 地震剖面地温场模拟结果（剖面位置见图1）Fig.10 Simulation results of ground temperature field in seismic sections sl2 and sl5 of the Songliao Basin（profile shown in Fig.1）

4.2 地热资源开发优选靶区

地热资源按温度可分为高温地热资源（温度≥150.0 ℃）、中温地热资源（90.0 ℃≤温度＜150.0 ℃）和低温地热资源（温度＜90.0 ℃）三级（汪集旸等，2012；蔺文静等，2013）。图11 所示为研究区150.0 ℃等温面的埋深图， 可见研究区北部150.0 ℃等温面埋深范围在2 619.4～3 979.9 m，大庆长垣、宾县王府凹陷一带埋深较浅，仅为2 649.2～2 810.2 m。

图11 松辽盆地中央坳陷及邻区150.0 ℃等温面埋深等值线图Fig.11 Contour map of 150.0 ℃isothermal surface burial depth in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

大庆长垣的莫霍面、居里面埋深相对其它区域较浅，具备良好的深部热源背景（牛璞等，2021；张健，2023b）。大庆长垣位于中央坳陷区的中心地带，是白垩系地层沉积的中心位置，其中嫩江组四段、姚家组二段—三段、青山口组二段—三段和泉三段—四段4 套储层发育较厚，并且还发育有嫩江组二段、青山口组一段、泉头组二段的低热导率泥岩层（朱筱敏等，2012），形成良好的储盖组合。此外，在白垩纪时期，岩层在剪切力的作用下发生一定位移，登娄库组—泉头组沉积地层中发育负花状构造且主干断层近直立，有利于形成深部热源和上部热储之间的通道（孙雨等，2018）。白垩纪早期，宾县王府凹陷在区域张应力作用下，形成一些列正断层，局部会出现延伸不远的逆断层（韩江涛等，2018）。古近纪时期，长春岭背斜带及王府凹陷处于隆升状态，未接受古近纪以来的沉积物，整体的储、盖层厚度较薄，且上部沉积层被剥蚀，缺失嫩江组的热储层。综合分析热源、通道和储盖组合特征，认为大庆长垣中部地区泉头组三段—四段为地热资源开发有利靶区。

5 结 论

依据地震、钻孔和岩石热物性数据，利用3D Geomodeller 软件空间插值法建立了松辽盆地中央坳陷及邻区可视化3D 地热地质模型，实现了研究区三维稳态地温场模拟，取得如下认识：

（1）根据盲井地层分层、钻孔实测温度对比，验证了三维地热地质建模和温度场模拟的可靠性。

（2）松辽盆地中央坳陷及邻区1.0～4.0 km 深度地层温度分别介于30.3 ℃～62.8 ℃、68.2 ℃～120.2 ℃、110.5 ℃～166.7 ℃、158.4 ℃～214.2 ℃之间，研究区地温场高异常区主要分布在大庆长垣中部、宾县王府凹陷、长春岭背斜带。

（3）研究区嫩江组、姚家组二段—三段、青山口组二段—三段、泉三段—四段4 套主力热储层底板温度分别介于15.8 ℃～71.4 ℃、23.6 ℃～88.6 ℃、31.8 ℃～107.4 ℃、48.9 ℃～133.4 ℃之间，华字井阶地、大庆长垣、宾县王府凹陷为主力热储温度高值区。

（4）研究区现今地温场分布特征反映了基底凸起与凹陷对地温分布的控制作用，基底和沉积层热导率的差异引起的热流“折射”效应，促进了浅部热量的再分配，形成了凹凸相间的热流分布格局，此外断裂构造对地温场高异常区的分布也有显著影响。

（5） 综合分析热源、通道和储盖组合特征，圈定大庆长垣中部地区泉头组三段—四段为松辽盆地中央坳陷地热资源开发有利靶区。