李文靖 肖紅平 饒 松 施亦做張翹然 黃順德 胡光明

（1.長江大學地球科學學院 武漢 430100；2.長江大學，油氣資源與勘探技術教育部重點實驗室 武漢 430100；3.中國石油勘探開發(fā)研究院 北京 100083）

地熱資源作為一種極具競爭力的清潔和可再生能源，是人類未來的重要替代新能源之一，具有資源量大、能源利用效率高、成本低、節(jié)能減排效果好等諸多優(yōu)點。大規(guī)模開發(fā)利用地熱資源是貫徹落實習近平總書記國家能源安全戰(zhàn)略部署，應對全球氣候變化和節(jié)能減排，助力實現(xiàn)“2030碳達峰，2060 碳中和”目標的重要舉措（汪集暘，2015；龐忠和，2017；汪集暘等，2017）。松遼盆地位于中國東北地區(qū)，是中新生代發(fā)育的大中型陸內(nèi)裂谷盆地，油氣和地熱資源十分豐富。近年來，松遼盆地大慶和吉林油田探區(qū)的油氣資源勘探開發(fā)進入中后期，正在逐步推進“油田向熱田”資源利用轉(zhuǎn)化（Wang et al.，2016；饒松等，2022；Yang et al.，2022）。中央坳陷是松遼盆地重要油區(qū)，地質(zhì)資料豐富、開發(fā)技術成熟、設備人員齊全、市場利用空間巨大，大量廢棄鉆井消除了地熱開發(fā)初期資金成本高的最大障礙，開發(fā)利用油區(qū)地熱是油田實現(xiàn)能源接替和可持續(xù)發(fā)展的必然選擇（龐忠和等，2014；邱楠生等，2022）。

松遼盆地的地熱學研究起始于20 世紀80 年代，系統(tǒng)鉆孔溫度測量和大地熱流計算揭示了松遼盆地背景熱流值高，整體呈現(xiàn)中部高、邊部低且向周圍呈環(huán)帶分布的總體特征（譚世燕等，2001；牛璞等，2021；劉雨晨等，2023）。中央坳陷現(xiàn)今地溫梯度介于38.0 ℃/km～55.0 ℃/km 之間，大地熱流值在76.4～111.2 mW/m2之間，平均值84.0 mW/m2，遠高于我國大陸地區(qū)大地熱流平均值61.5 mW/m2（姜光政等，2016），具備形成大型中-低溫地熱田的地熱地質(zhì)背景，是松遼盆地開展油區(qū)地熱勘查、評價和開發(fā)利用的示范區(qū)（王社教等，2014）。然而，目前針對松遼盆地中央坳陷區(qū)的地溫場研究大多停留在一維和二維尺度，即基于研究區(qū)現(xiàn)有的有限測溫資料，開展單井地溫梯度和大地熱流的計算，或者典型二維剖面的地溫場模擬，而忽視了地質(zhì)體非均質(zhì)性引起的熱量在三維空間上的傳遞（邱楠生等，2009；施亦做等，2022；Yang et al.，2022）。近年來，三維地熱地質(zhì)模擬被廣泛用于沉積盆地地熱資源勘查和評價。前人已完成了許多有代表性的工作。Teng et al.（2007）運用有限的鉆孔和巖石熱物性數(shù)據(jù)對Beppu-Shimabara Graben 東部進行三維非穩(wěn)態(tài)地熱地質(zhì)模擬，揭示了斷層作為熱對流的重要通道，并在斷裂帶附近圈定了兩套高溫熱儲；Calcagno et al.（2014）通過三維穩(wěn)態(tài)地溫場模擬，確定了法國Limagne 盆地的西北部為地熱資源開發(fā)有利區(qū)帶，精細評估了古近紀—新近紀熱儲層的地熱資源量，并指出該方法可適用于其它地區(qū)地熱資源評價。施亦做等（2022）建立了松遼盆地北部的三維地熱地質(zhì)模型，刻畫了1.0～3.0 km 深度溫度分布特征，分析認為下白堊統(tǒng)泉頭組三段—四段為有利的目標熱儲層。

3D GeoModeller 可借助鉆井、地震等低維地質(zhì)、地球物理數(shù)據(jù)構(gòu)建三維地質(zhì)模型，展現(xiàn)研究區(qū)內(nèi)部的地層產(chǎn)狀及地質(zhì)構(gòu)造，并實現(xiàn)三維穩(wěn)態(tài)地溫場模擬，為分析地溫場分布影響因素及圈定地熱勘探靶區(qū)提供重要科學依據(jù)（Mottaghy et al.，2011；Calcagno et al.，2014）。本文基于松遼盆地中央坳陷及其鄰區(qū)的地震及鉆孔數(shù)據(jù)，利用3D GeoModeller 建立研究區(qū)三維地熱地質(zhì)模型，利用三維穩(wěn)態(tài)地溫場模擬方法，精細刻畫研究區(qū)域5.0 km 以淺溫度場特征和主要熱儲層溫度展布規(guī)律，從基底起伏、巖石熱導率各向異性等角度分析中央坳陷及其鄰區(qū)地溫場分布的影響因素，并結(jié)合地質(zhì)構(gòu)造、地溫場特征、熱儲特征，優(yōu)選中央坳陷地熱資源開發(fā)有利靶區(qū)及目標層位。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

松遼盆地位于中國東北地區(qū)，處于西伯利亞板塊、華北板塊和太平洋板塊的交匯處，盆地四面環(huán)山，整體近菱形呈NNE 向展布，面積達26.0×104km2，油氣和地熱資源十分豐富（朱煥來，2011；Shi et al.，2022）。盆地可劃分為中央坳陷區(qū)、東北隆起區(qū)、東南隆起區(qū)、西南隆起區(qū)、西部斜坡區(qū)、北部傾沒區(qū)共6 個一級構(gòu)造單元，研究區(qū)主要包括了中央坳陷區(qū)及臨近的部分東北隆起區(qū)、西部斜坡區(qū)、東南隆起區(qū)，可進一步劃分為龍虎泡階地、齊家古龍凹陷、大慶長垣、三肇凹陷、朝陽溝階地、長春嶺背斜帶、賓縣王府凹陷7 個二級構(gòu)造單元。松遼盆地中央坳陷從侏羅紀開始主要經(jīng)歷了火石嶺組—營城組沉積時期的斷陷階段、登婁庫組—依安組沉積時期的坳陷階段和新生代以來的萎縮抬升階段，巖漿活動主要發(fā)生于晚侏羅世—早白堊世時期（胡望水等，2005；黃磊等，2019）。研究區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育，主要包括大安—德都斷裂、孫吳—雙遼斷裂、哈爾濱—四平斷裂、濱州斷裂、扎賚特—吉林斷裂，斷裂走向主要為北東、北西向，不但控制了盆地邊界、軸向，也控制了沉降和沉積中心（雷振宇等，2013；王貴玲等，2023），如圖1 所示。區(qū)內(nèi)自下而上發(fā)育下白堊統(tǒng)火石嶺組（J3h）、沙河子組（J3sh）、營城組（J3y）、登婁庫組（K1d）和泉頭組（K1q），上白堊統(tǒng)青山口組（K1qn）、姚家組（K1y）、嫩江組（K1n）、四方臺組（K2s）和明水組（K2m），局部發(fā)育厚度很薄的古近系依安組（Ey），新近系大安組（Nd）、泰康組（Nt）和更新—全新系（胡望水等，2005；趙波等，2009）。

圖1 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)鉆孔和地震剖面分布位置及地層剖面圖（據(jù)Ryder et al.，2003 修改）Ⅰ.西部斜坡區(qū)；Ⅱ.北部傾沒區(qū)；Ⅲ.中央坳陷區(qū)；Ⅴ.東南隆起區(qū)；Ⅳ.東北隆起區(qū)Ⅰ1.西部超覆帶；Ⅰ2.泰康隆起帶；Ⅰ3.富裕構(gòu)造帶；Ⅱ1.烏裕爾凹陷；Ⅱ2.克山依龍背斜帶；Ⅲ1.黑魚泡凹陷；Ⅲ2.明水階地；Ⅲ3.龍虎泡階地；Ⅲ4.齊家古龍凹陷；Ⅲ5.大慶長垣；Ⅲ6.三肇凹陷；Ⅲ7.朝陽溝階地；Ⅲ8.長嶺凹陷；Ⅲ9.扶新隆起帶；Ⅲ10.華字井階地；Ⅴ1.長春嶺背斜帶；Ⅴ2.賓縣王府凹陷；Ⅴ3.青山口背斜帶；Ⅳ1.海倫隆起帶；Ⅳ2.綏棱背斜帶；Ⅳ3.綏化凹陷；Ⅳ4.呼蘭隆起帶F1.大安—德都斷裂；F2.孫吳—雙遼斷裂；F3.哈爾濱—四平斷裂；F4.濱州斷裂；F5.扎賚特—吉林斷裂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）

松遼盆地大地熱流值范圍在38.9～111.2 mW/m2，平均熱流值為78.9 mW/m2。其中，中央坳陷區(qū)平均地溫梯度超過45.0 ℃/km，大地熱流平均值為84.0 mW/m2，遠高于全國大陸大地熱流平均值61.5 mW/m2（姜光政等，2016；劉雨晨等，2023），具備形成大型中-低溫水熱型地熱田的地熱地質(zhì)背景（韓湘君等，2002；劉雨晨等，2023）。中央坳陷區(qū)主要發(fā)育4 套熱儲，其中嫩江組四段孔隙度一般在20.0%～25.0%，滲透率平均值為190.3×10-3μm2；姚家組二段—三段孔隙度一般為14.0%～22.3%，滲透率25.3×10-3～150.2×10-3μm2；青山口組二段—三段和泉頭組三段—四段平均孔隙度分別為10.0%～22.3%、8.0%～19.9%，滲透率分別為22.8×10-3～135.3×10-3μm2、2.8×10-3～120.4×10-3μm2（汪在君，2003；翟志偉等，2011；王貴玲等，2023）。此外，中央坳陷廣泛發(fā)育泥巖隔水層，構(gòu)成多個儲—蓋組合，是松遼盆地地熱資源開發(fā)前景最好的地區(qū)之一（Shi et al.，2019；Shi et al.，2022；劉雨晨等，2023）。

2 地熱地質(zhì)建模數(shù)據(jù)與方法

2.1 建模方法及條件

使用3D GeoModeller 進行三維地熱地質(zhì)建模時，地質(zhì)單元是構(gòu)成模型的基本單元，并可由獨立參數(shù)定義（DariusMottaghy et al.，2011）。1） 性質(zhì)：巖性及地層年齡通?？捎脕矶x地質(zhì)單元的基本性質(zhì)。2）拓撲：一個地質(zhì)單元必須要與它周圍所有地質(zhì)單元建立拓撲關系，常見的拓撲關系類型有整合與不整合、巖漿侵入關系等。3） 屬性：地質(zhì)單元都有相應的孔隙度、滲透率、熱導率、生熱率等物理參數(shù)，軟件為不同區(qū)域的地層分配單一的參數(shù)進行三維溫度場的正演模擬。地熱地質(zhì)建模流程主要包括原始資料的收集、數(shù)據(jù)的處理及加載、地層格架構(gòu)建、剖面模型構(gòu)建和3D 模型構(gòu)建，如圖2 所示。三維地溫場模擬主要通過三維地質(zhì)模型網(wǎng)格化、設置巖石熱物性參數(shù)（表1）（李志安，1995；施亦做等，2022）及邊界和初始條件、三維有限元網(wǎng)格計算3 個主要步驟完成（圖2）。

表1 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)巖石熱物性參數(shù)（據(jù)施亦做等，2022；劉雨晨等，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）

圖2 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)三維地熱地質(zhì)建模及地溫場模擬流程圖（據(jù)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）

研究區(qū)三維地熱地質(zhì)建模主要利用DTM 數(shù)據(jù)（地表地形數(shù)據(jù)）、7 條地震剖面、695 口鉆孔分層數(shù)據(jù)和巖石熱物性等資料來完成。首先需要按照地質(zhì)年代順序建立地層柱，并且定義各地層之間整合或不整合的關系。模型利用隱式曲面來創(chuàng)建地質(zhì)邊界或界面，隱式曲面是歐幾里得空間中由方程定義的曲面（歐幾里得空間由3 個坐標決定：X，Y，Z）（Magnabosco et al.，2020）。因此，地質(zhì)邊界（或斷層面）的數(shù)據(jù)類型包括，位于地質(zhì)界面或斷層面的接觸數(shù)據(jù)點及矢量結(jié)構(gòu)數(shù)據(jù)（傾角和方位角）。圖3 所示為研究區(qū)地熱地質(zhì)模型，該模型面積188.9 km×176.5 km，深度5.0 km，網(wǎng)格密度為125 m×125 m×50 m，包含8 178 684 個具有區(qū)域地質(zhì)信息及對應巖石熱物理性質(zhì)的三維有限元網(wǎng)格。

圖3 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)三維地熱地質(zhì)模型Fig.3 A three-dimensional geothermal geological model of the central depression and adjacent areas in the Songliao Basin

研究區(qū)現(xiàn)今上地殼內(nèi)部沒有產(chǎn)生機械或化學熱擾動作用的強烈構(gòu)造活動，且自最近一次構(gòu)造熱擾動以來，經(jīng)過長時間冷卻，巖漿余熱已基本散失殆盡，即在模擬中可以忽略其它熱源的影響（Lachenbruch et al.，1977；Chen et al.，2014），考慮內(nèi)源熱的三維穩(wěn)態(tài)熱傳導控制方程如下：

其中，ρ為密度，單位為kg/m3；c為熱容，單位為J/（kg·K），軟件固定熱容值c= 1000 J/（kg·K）；T為溫度，單位為℃；κ為熱導率，單位為W/（m·K）；qA為放射性元素生熱。

模型的邊界條件：在模型頂面（地形）為狄利克雷邊界條件（Dirichlet Boundary Condition），其中統(tǒng)一施加恒定溫度值T= 5 ℃，該值為研究區(qū)的年平均氣溫及恒溫層溫度（Shi et al.，2022；施亦做等， 2022）； 模型底部為諾伊曼邊界條件（Neumann Boundary Condition），即賦予恒定的熱流值，同時其他橫向邊界為絕熱邊界（Siekel et al.，2009）。

將研究區(qū)根據(jù)構(gòu)造帶和現(xiàn)今大地熱流分布劃分為21 個區(qū)域，采用“回剝”法分別計算初始基底熱流值，并根據(jù)模擬與實測大地熱流值的擬合情況適當調(diào)整（Qiu et al.，2015）。

qc為每層放射性元素生熱產(chǎn)生的熱流，q0為地表熱流值，qb為底部邊界熱流值，單位為mW/m2。

2.2 地熱地質(zhì)模型驗證

在建模的過程中，由于地質(zhì)數(shù)據(jù)分布不均，實際的地質(zhì)體復雜，軟件計算過程中點、線、面之間交切的誤差等，都會影響最終模型的精確度（Yang et al.，2022）。為了保證模型的可靠性，根據(jù)地層分層、鉆井溫度和大地熱流對比對模型進行校驗。圖4 為未參與地質(zhì)模型計算的研究區(qū)中部古514 和地質(zhì)數(shù)據(jù)較少的東北部源292 兩口鉆孔地層分層對比，可見兩口井的實際分層數(shù)據(jù)和模型數(shù)據(jù)的差異在誤差范圍內(nèi)。圖5 所示為松科2 井和徐深1 井實測（施亦做等，2022；Jiang et al.，2023）與模擬溫度—深度分布對比，兩口井的地溫曲線變化形態(tài)相似，誤差范圍介于0.6 ℃～7.9 ℃。此外，圖6 為實測大地熱流值（姜光政等，2016）與相應測點的模擬熱流值對比，二者擬合結(jié)果較好，誤差范圍介于0.2～3.2 mW/m2?？梢?，該模型可以有效預測研究區(qū)的地溫場分布情況（Siekel et al.，2009；Mottaghy et al.，2011；Calcagno et al.，2014）。

圖4 源292、古514 井分層數(shù)據(jù)和模型分層數(shù)據(jù)對比Fig.4 Comparison of stratified data and model stratified data of Yuan 292 and Gu 514 wells

圖5 徐深1 和松科2 實測與模擬地溫曲線對比（據(jù)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）

圖6 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)實測與模擬熱流值擬合圖Fig.6 Fitting diagram of measured and simulated heat flow values in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

3 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)地溫場特征

3.1 4.0 km 深度內(nèi)地層溫度分布

根據(jù)模擬結(jié)果，繪制了研究區(qū)4.0 km 內(nèi)不同深度的溫度分布圖，如圖7。結(jié)果顯示，在1.0 km深度（圖7a），溫度介于30.3 ℃～62.8 ℃，溫差達32.5 ℃，平均溫度為48.9 ℃，大慶長垣、賓縣王府凹陷溫度較高，普遍介于50.0 ℃～62.8 ℃之間。1.5 km 深度（圖7b），除賓縣王府凹陷和長春嶺背斜帶溫度達到80.4 ℃～92.5 ℃之外，其它地區(qū)溫度均低于80.0 ℃。2.0 km 深度（圖7c），地層溫度介于68.2 ℃～120.2 ℃，平均值為99.6 ℃，溫度分布格局與1.5 km 深度相似，齊家古龍凹陷、三肇凹陷中部為低溫異常區(qū)，溫度介于88.2 ℃～96.3 ℃，大慶長垣為高溫異常區(qū)，溫度變化范圍為105.4 ℃～110.2 ℃。在2.5 km 深度（圖7d），研究區(qū)北部溫度等值線呈現(xiàn)“W”形，東南隆起區(qū)和東北隆起區(qū)一帶溫度高達130.4 ℃～152.2 ℃。在3.0 km 深度（圖7e），地層溫度在110.5 ℃～166.7 ℃范圍內(nèi)變化，平均值為145.6 ℃。深度3.5 km（圖7f），地層溫度范圍為132.6 ℃～199.4 ℃，溫度高值區(qū)主要位于大慶長垣和賓縣王府凹陷。4.0 km深度（圖7g），地層溫度為158.4 ℃～214.2 ℃，平均值為193.2 ℃，溫度低值區(qū)位于齊家古龍凹陷和三肇凹陷，溫度范圍在178.2 ℃～196.3 ℃，賓縣王府凹陷及大慶長垣局部溫度可達208.1 ℃～214.2 ℃。研究區(qū)不同深度溫度分布格局基本相似，深部溫度總體趨勢是向東南方向溫度升高，由西至東溫度呈現(xiàn)高低相間的分布格局，高溫區(qū)域呈NE-SW 向展布。

圖7 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)不同深度地溫場模擬結(jié)果a～g.分別為1.0 km、1.5 km、2.0 km、2.5 km、3.0 km、3.5 km、4.0 km 深度溫度分布圖Fig.7 Simulation results of geothermal fields at different depths in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

根據(jù)地溫場模擬結(jié)果，計算得到中央坳陷及鄰區(qū)4.0 km 深度內(nèi)地溫梯度在36.9 ℃/km～57.4 ℃/km 之間，平均地溫梯度為48.4 ℃/km。其中，賓縣王府凹陷地溫梯度最大，平均值為55.6 ℃/km。大慶長垣次之，介于38.6 ℃/km～57.4 ℃/km，平均值為49.4 ℃/km。長春嶺背斜帶、綏化凹陷、朝陽溝階地平均地溫梯度分別為53.7 ℃/km、51.2 ℃/km、48.7 ℃/km，均高于研究區(qū)平均地溫梯度。齊家古龍凹陷、三肇凹陷平均地溫梯度分別為46.9 ℃/km、44.9 ℃/km，低于研究區(qū)平均地溫梯度?？傮w來看，研究區(qū)地溫梯度分布與深部地溫場分布格局吻合，地溫梯度高值區(qū)主要分布在大慶長垣中部、賓縣王府凹陷、長春嶺背斜帶，如圖8 所示。

圖8 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)0～4.0 km 深度平均地溫梯度平面展布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 熱儲溫度分布特征

松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)發(fā)育4 套主力熱儲層，分別為嫩江組四段、姚家組二段—三段、青山口組二段—三段和泉三段—四段。根據(jù)地溫場模擬結(jié)果，編制了研究區(qū)4 套主力熱儲層底板溫度平面分布圖（圖9）。分析表明，嫩江組四段埋深較淺，底板埋深在452.5～1 094.5 m 之間，底板溫度介于15.8 ℃～71.4 ℃，平均值為31.4 ℃，高溫異常區(qū)位于華字井階地、大慶長垣、賓縣王府凹陷。姚家組二段—三段、青山口組二段—三段和泉三段—四段的溫度展布格局與嫩江組溫度分布模式基本相似，姚家組二段—三段底板埋深773.5～1 629.5 m，底板溫度介于23.6 ℃～88.6 ℃之間，平均值為42.7 ℃；青山口組二段—三段底板埋深范圍為880.5～1 866.5 m，底板溫度介于31.8 ℃～107.4 ℃之間，平均值為57.3 ℃；泉三段—四段熱儲底板埋藏深度介于1 207.5～2 371.5 m 之間，底板溫度在48.9 ℃～133.4 ℃之間變化，平均值為91.7 ℃。整體而言，華字井階地、大慶長垣、賓縣王府凹陷為主力熱儲溫度高值區(qū)。

圖9 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)主力熱儲底板溫度平面展布a～d.分別為嫩江組四段、姚家組二段—三段、青山口組二段—三段、泉三段—四段底板溫度分布圖Fig.9 Temperature distribution of the main thermal storage floor in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

4 討 論

4.1 中央坳陷現(xiàn)今地溫場的影響因素

沉積盆地地溫場受多種因素的控制和影響，其中區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造和深部地殼結(jié)構(gòu)對地溫梯度、大地熱流的大小及其分布形態(tài)起著主要控制作用。松遼盆地為中生代斷陷—坳陷沉積盆地，太平洋板塊向歐亞板塊俯沖，俯沖過程中的脫水作用引發(fā)軟流圈上涌（田有等，2019；牛璞等，2021），區(qū)域巖石圈迅速減薄，來自地幔的熱量顯著增加（索艷慧等，2017；黃磊等，2019；張健等，2023a）。研究表明，中央坳陷區(qū)地殼放射性生熱約占地表熱流的27.4%～29.5%，表明該地區(qū)高熱流異常主要來自地幔熱流的貢獻。

一般來說，現(xiàn)今大地熱流的分布與莫霍面的相對埋深之間存在反向關系。地球物理探測資料表明，松遼盆地莫霍面埋深在27.0～35.0 km 之間（付健等，2023），從西北到東南方向莫霍面的埋深明顯變淺，其中莫霍面埋深小于29.0 km 的隆起對應于中央坳陷的齊家古龍凹陷和長嶺凹陷，莫霍面向東呈三角形伸出的隆起部位大致與三肇凹陷相當（譚世燕等，2001；Shi et al.，2022），是盆地的高熱流區(qū)。

松遼盆地的基底是前侏羅紀古亞洲洋構(gòu)造域眾多微板塊、地體拼貼形成的復合陸塊，經(jīng)多次拼貼、走滑剪切和拆離伸展改造，最終形成現(xiàn)今的基底形態(tài)及“兩隆三凹一斜坡”的構(gòu)造格局。熱物性測試結(jié)果表明，松遼盆地石炭—二疊淺變質(zhì)巖基底熱導率平均值為2.93±0.36 W/（m·K），花崗巖熱導率平均值為2.85 W/（m·K），均顯著高于松遼盆地上覆沉積地層。熱導率的顯著差異，使盆地內(nèi)發(fā)生熱流“折射”作用，即在基底相對凹陷區(qū)，如中央坳陷內(nèi)部的齊家—古龍凹陷、三肇凹陷等，由于熱導率相對較低的沉積巖層沉積厚度大，熱流在側(cè)向上向鄰近基底隆起區(qū)匯聚，導致在具有相似深部熱背景的區(qū)域范圍內(nèi)，同深度內(nèi)凸起區(qū)熱流高于相鄰凹陷區(qū)（康鳳新等，2023），如圖10 所示。如中央坳陷區(qū)內(nèi)部的齊家—古龍凹陷及三肇凹陷為該構(gòu)造單元內(nèi)的相對大地熱流低值區(qū)，而中央坳陷內(nèi)部的大慶長垣及位于中央坳陷與東南隆起區(qū)交界的長春嶺背斜帶，則為顯著高熱流異常區(qū)，相鄰凸起與凹陷的大地熱流差異可達5.0～8.0 mW/m2（張翹然等，2023）。松遼盆地發(fā)育多期淺部斷裂，斷裂深部高溫流體和淺部低溫流體沿斷裂運移，導致斷裂附近地溫場出現(xiàn)局部異常。

圖10 松遼盆地sl2、sl5 地震剖面地溫場模擬結(jié)果（剖面位置見圖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 地熱資源開發(fā)優(yōu)選靶區(qū)

地熱資源按溫度可分為高溫地熱資源（溫度≥150.0 ℃）、中溫地熱資源（90.0 ℃≤溫度＜150.0 ℃）和低溫地熱資源（溫度＜90.0 ℃）三級（汪集旸等，2012；藺文靜等，2013）。圖11 所示為研究區(qū)150.0 ℃等溫面的埋深圖， 可見研究區(qū)北部150.0 ℃等溫面埋深范圍在2 619.4～3 979.9 m，大慶長垣、賓縣王府凹陷一帶埋深較淺，僅為2 649.2～2 810.2 m。

圖11 松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)150.0 ℃等溫面埋深等值線圖Fig.11 Contour map of 150.0 ℃isothermal surface burial depth in the central depression and adjacent areas of the Songliao Basin

大慶長垣的莫霍面、居里面埋深相對其它區(qū)域較淺，具備良好的深部熱源背景（牛璞等，2021；張健，2023b）。大慶長垣位于中央坳陷區(qū)的中心地帶，是白堊系地層沉積的中心位置，其中嫩江組四段、姚家組二段—三段、青山口組二段—三段和泉三段—四段4 套儲層發(fā)育較厚，并且還發(fā)育有嫩江組二段、青山口組一段、泉頭組二段的低熱導率泥巖層（朱筱敏等，2012），形成良好的儲蓋組合。此外，在白堊紀時期，巖層在剪切力的作用下發(fā)生一定位移，登婁庫組—泉頭組沉積地層中發(fā)育負花狀構(gòu)造且主干斷層近直立，有利于形成深部熱源和上部熱儲之間的通道（孫雨等，2018）。白堊紀早期，賓縣王府凹陷在區(qū)域張應力作用下，形成一些列正斷層，局部會出現(xiàn)延伸不遠的逆斷層（韓江濤等，2018）。古近紀時期，長春嶺背斜帶及王府凹陷處于隆升狀態(tài)，未接受古近紀以來的沉積物，整體的儲、蓋層厚度較薄，且上部沉積層被剝蝕，缺失嫩江組的熱儲層。綜合分析熱源、通道和儲蓋組合特征，認為大慶長垣中部地區(qū)泉頭組三段—四段為地熱資源開發(fā)有利靶區(qū)。

5 結(jié) 論

依據(jù)地震、鉆孔和巖石熱物性數(shù)據(jù)，利用3D Geomodeller 軟件空間插值法建立了松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)可視化3D 地熱地質(zhì)模型，實現(xiàn)了研究區(qū)三維穩(wěn)態(tài)地溫場模擬，取得如下認識：

（1）根據(jù)盲井地層分層、鉆孔實測溫度對比，驗證了三維地熱地質(zhì)建模和溫度場模擬的可靠性。

（2）松遼盆地中央坳陷及鄰區(qū)1.0～4.0 km 深度地層溫度分別介于30.3 ℃～62.8 ℃、68.2 ℃～120.2 ℃、110.5 ℃～166.7 ℃、158.4 ℃～214.2 ℃之間，研究區(qū)地溫場高異常區(qū)主要分布在大慶長垣中部、賓縣王府凹陷、長春嶺背斜帶。

（3）研究區(qū)嫩江組、姚家組二段—三段、青山口組二段—三段、泉三段—四段4 套主力熱儲層底板溫度分別介于15.8 ℃～71.4 ℃、23.6 ℃～88.6 ℃、31.8 ℃～107.4 ℃、48.9 ℃～133.4 ℃之間，華字井階地、大慶長垣、賓縣王府凹陷為主力熱儲溫度高值區(qū)。

（4）研究區(qū)現(xiàn)今地溫場分布特征反映了基底凸起與凹陷對地溫分布的控制作用，基底和沉積層熱導率的差異引起的熱流“折射”效應，促進了淺部熱量的再分配，形成了凹凸相間的熱流分布格局，此外斷裂構(gòu)造對地溫場高異常區(qū)的分布也有顯著影響。

（5） 綜合分析熱源、通道和儲蓋組合特征，圈定大慶長垣中部地區(qū)泉頭組三段—四段為松遼盆地中央坳陷地熱資源開發(fā)有利靶區(qū)。