松辽盆地北部岩石热导率及其影响因素

2023-02-24朱传庆邱楠生唐博宁付秀丽

地球学报 2023年1期

李潇 , 朱传庆 *, 邱楠生 , 唐博宁 , 付秀丽

1)中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室, 北京 102249;2)中国石油大学(北京)地球科学学院, 北京 102249;3)中国石油大庆油田有限责任公司勘探开发研究院, 黑龙江大庆 163712

岩石热导率是岩石传热能力的表征, 直接影响深部地温场的分布, 是研究一个地区大地热流、深部热状况和岩石圈热结构及盆地热历史的重要参数,在地热资源开发、隧道建设、核废料处理等工程问题中发挥着重要作用。因此, 获取高质量的岩石热导率数据是解决上述科学和应用问题的基础(Liu et al., 2011; 刘善琪等, 2012; 刘绍文等, 2017; 邱楠生等, 2019; 唐显春等, 2020)。

松辽盆地作为中国十大盆地之一, 陆相砂岩型和页岩型油气均为我国原油产量稳定和能源安全做出了重大贡献(孙龙德等, 2021)。与盆地油气勘探相关的地热研究一直是油气勘探研究的重点课题, 仅松辽盆地北部水热型地热资源总量达11.61×1020J,折合标准煤 396亿吨; 整个松辽盆地干热岩总量约1.37×1021kJ, 折合标准煤 466.49亿吨(朱焕来,2011; 娄洪等, 2014; 赵雪宇等, 2015; 李野, 2017)。

前人对松辽盆地地温场的研究, 积累了一批岩石热导率数据。吴乾蕃和谢毅真通过测量了10个钻孔的 43块砂泥岩岩心样品的热导率, 结合测温数据首次计算了松辽盆地的大地热流(吴乾蕃和谢毅真, 1985; 吴乾蕃, 1991)。周庆华等(2007)对徐家围子断陷 11块较深层的岩心样品(包含 5块火成岩)进行了测量, 并讨论了该地区深部温度分布规律。马峰等(2019)选取了松科 2井 3230—4536 m 的123块岩样进行热导率测试, 同时建立了砂岩段测井参数与热导率之间的关系。施亦做(2019)基于稳态测温数据和试油温度以及岩石热导率和生热率对松辽盆地北部现今地温场、岩石圈热结构及地热资源进行了研究。

尽管前人的研究在一定程度上探讨了松辽盆地岩石热导率的初步特征, 但仍存在一些问题。以往对松辽盆地北部岩石热导率的研究数据主要集中在松科 2井和徐家围子断陷地区, 实测热导率层位主要为下白垩统, 缺乏地层中典型岩石样品, 未对研究区的地层热导率进行系统研究, 且缺少对热导率的分布特征和影响因素的深入分析。本次研究通过覆盖松辽盆地北部76个钻孔的263块岩心样品进行热导率测试(附表1), 探讨了热导率的分布特征和影响因素, 并结合前人的测量结果构建了松辽盆地北部地层热导率柱。本文研究结果可以为该研究区的热流计算、深部地温场建模、盆地热史恢复等提供地层热导率约束。

附表1 松辽盆地北部岩石热导率Supplement Table 1 Thermal conductivity of rocks in the northern Songliao Basin

续附表1

1 地质背景

松辽盆地是我国东部大型中—新生代陆相沉积的含油气水热盆地(郭昂青, 2016)。松辽盆地东北部坐落着小兴安岭, 西部是大兴安岭, 东南为张广才岭, 南部是丘陵区, 平面上呈北北东向菱形展布,长约750 km, 宽约350 km, 总面积约26×104km2。

松辽盆地是在海西褶皱基底上发育起来的中—新代陆相伸展裂陷型盆地(邢大全等, 2015)。根据盆地沉积史、断块运动、火山活动以及演化的研究结果, 可将松辽盆地构造演化史划分为热隆张裂阶段(T-J3), 裂陷阶段(J3-K1), 拗陷阶段(K1-K2)和构造反转阶段(K2-Q)四个阶段。松辽盆地具有下断上拗的二元结构, 盆地拗陷期为一套河流-湖泊相碎屑岩沉积, 其中在青山口组—嫩江组沉积期达到盆地最大湖泛期, 以灰色、灰黑色泥岩为主, 发育多层生烃层。断陷期发育火成岩和含煤碎屑岩交互,火成岩主要为中基性玄武岩、安山玄武岩、安山岩和酸性喷发凝灰岩、凝灰角砾岩、流纹岩等(朱焕来,2011; 牛璞等, 2021)。松辽盆地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(吴真玮等, 2015), 岩性主要为轻变质海相碎屑岩、中酸性侵入岩和变质岩(片麻岩、片岩、板岩、千枚岩、蚀变火成岩等(图1)。

图1 研究区构造分区(a)及钻井位置地层综合柱状图(b)Fig. 1 Tectonic zoning (a) and stratigraphic column (b) of the study area

2 样品测量

本次研究利用瞬态平面源法(Transient plane source method, TPS)对松辽盆地北部 76口钻井的263块岩心样品热导率进行重复测试。取样深度分布在60.3—5344.8 m之间, 样品基本涵盖了研究区从侏罗系—新近系及盆地基底的主要岩性。

样品测试是在室温(25 ℃)和常压条件下采用Hot Disk2500S热常熟分析仪进行测量(图2), 其原理是利用传感电阻变化来反映温度动态变化, 输入固定电源电流, 通过记录有限时间内电压变化, 获得岩石的热物性(唐博宁, 2020; 陈驰, 2021)。

图2 双螺旋探头和样品支架示意图(Tang et al., 2021)Fig. 2 Sketch map of hot disk sensor and sample support(Tang et al., 2021)

平均温升和无纲要时间函数可以被拟合为线性方程(式(1))。式中直线的斜率是被测样品热导率的函数。对应的温升方程如下所示:

ΔT(τ)是探头的平均温升, ℃;P0是探头输出总功率, W;r是探头半径, m;λ是样品的热导率,W/(m·K);τ是无量纲时间函数, 取决于测量时间;α是样品热扩散率, m2/s;t是测量时间, s;θ是无纲量特征时间。λ可以被写成如下形式(式(4)):

式(4)中,k是已知量, 表示拟合直线的斜率。

该仪器热导率测量范围为 0.01～500 W/(m·K),设备重复性的测试误差小于 1%。相较于其他测试方法, 瞬态平面源法(TPS)具有测试精度高、种类多、速度快、无损测量等优点。目前Hot Disk热常熟分析仪被广泛应用在电力、汽车、材料、生物制药等领域(Log and Gustafsson, 1955; Huang and Liu,2009; Tang et al., 2021)。

3 结果

测量结果表明, 松辽盆地北部的岩石热导率在0.58～3.94 W/(m·K)之间, 但主要在 0.58～3.00 W/(m·K)之间变化(图3), 平均为(1.77±0.64) W/(m·K)。不同岩性的热导率存在明显差异。变质岩和火成岩热导率较高, 分别为(2.75±0.67) W/(m·K) (n=9)、(2.70±0.45) W/(m·K) (n=14); 而粉砂岩、砂岩相对较低, 泥岩最低, 分别为(1.91±0.37) W/(m·K) (n=56)、(1.89±0.64) W/(m·K) (n=80)、(1.30±0.39) W/(m·K)(n=93); 砾岩热导率平均值为(2.18±0.57) W/(m·K)(n=11), 同一块样品不同测点的热导率最大可以相差 0.57 W/(m·K), 远高于实验仪器的系统误差, 表现出较强的非均质。根据不同岩石热导率与埋深关系图发现(图4), 砂岩、粉砂岩和泥岩热导率呈现出随着埋深的增加而增大的趋势; 砾岩和变质岩没有明显的增加趋势, 并且分散很大; 其中 PS1井的凝灰岩热导率随埋深增加的趋势比较明显。

图3 松辽盆地北部不同岩石热导率分布直方图Fig. 3 Distribution histogram of the thermal conductivity of different rocks in the northern Songliao Basin

图4 不同岩石热导率与深度关系图Fig. 4 Relationship between thermal conductivity and depth for different rocks

因为充填于岩石孔隙中的空气和水的热导率比岩石的固体成分低, 所以孔隙岩石热导率一般随孔隙度的增大而减小(徐明等, 2011; 邱楠生等,2019)。松辽盆地北部随着埋藏深度的增加, 上覆地层压力增大, 碎屑岩受到机械压实作用的影响, 岩石孔隙度整体上随着埋深的增加而逐渐减小(王成等, 2004), 是造成碎屑岩热导率随着深度增加而增大的关键因素。

不同岩性显示出不同的热导率, 但同一种岩性内部热导率也较为分散, 所以有必要对岩石热导率的影响因素进一步分析。大多数岩石都由多种矿物构成, 不同矿物的热导率不同, 矿物自身的热导率(表1)、含量、分布情况和矿物之间的包裹关系都影响着岩石热导率(Horai, 1969; Cermak and Rybach, 1982; Clauser et al., 1995; 郭平业等, 2020)。松辽盆地北部砂岩主要为岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩, 碎屑成分主要为石英、长石和岩屑。其中石英含量为21.8%～33.9%; 长石主要为正长石、微斜长石和酸性斜长石, 含量占 26.7%～38.2%; 岩屑含量为 28.0%～44.4%, 多为中酸性喷发岩, 少量沉积岩和变质岩岩屑。石英作为主要的成岩矿物且热导率较大, 含量增加会对岩石热导率增大存在一定贡献。

表1 成岩矿物热导率(Horai, 1969; Cermak and Rybach, 1982)Table 1 Thermal conductivity of diagenetic minerals(Horai, 1969; Cermak and Rybach, 1982)

岩石的变质作用也是影响热导率的另一重要因素, 一般而言, 岩石经过重结晶作用、变质作用后, 会使孔隙度降低, 岩石结构更加致密, 热导率升高(陈儒庆和袁奎荣, 1992; Jones, 2003)。松辽盆地基底岩石经过不同程度的变质作用形成岩石结构更加致密的泥板岩、板岩、千枚岩, 热导率升高。本次样品泥板岩和泥岩热导率平均值为2.41 W/(m·K),千枚岩热导率平均值为3.15 W/(m·K), 推测随着变质程度的加深, 热导率逐渐增大。蚀变花岗岩和蚀变安山岩经镜下观察, 绿泥石化和碳酸盐化较为严重, 且裂缝和气孔被方解石和绿泥石不完全充填。这些高热导率的次生矿物、方解石和绿泥石的杏仁核都会导致热导率升高。

4 讨论

4.1 热导率原位校正

与大多数其他岩石物理性质一样, 原位热导率可能与实验室实测值有较大偏差, 会受到温度、压力和孔隙含水的影响(Somerton, 1958; Pribnow et al.,1996)。

岩石都是具有孔隙的, 地下热传导是在饱水状态下发生的, 而热导率的测量是在干燥条件下进行的, 样品孔隙中充满空气。室温下空气的热导率约为 0.027 W/(m·K), 而水的热导率约为0.599 W/(m·K), 两者相差高达 37倍多, 当样品的孔隙被水充填时会使热导率增大, 所以通常要对岩石热导率进行饱水校正(杨淑贞等, 1986; Clauser et al., 1995; Haffen et al., 2017; Li et al., 2020)。孔隙度在碎屑岩和火成岩(熔岩、凝灰岩、凝灰砾岩等)中占主导地位, 仅在孔隙度很低的情况下, 饱水状态下和干燥条件下的热导率差异很小, 可不进行饱水校正。

目前对热导率进行饱水校正主要采用两种方法, 第一种方法是采用经验公式法进行校正(Woodside and Messmer, 1961a, b)(式(5)):

式中:K是岩石总热导率, W/(m·K);Km是岩石骨架热导率, W/(m·K);Kw是孔隙中水的热导率,W/(m·K);Φ是孔隙度, %。

另一种方法是将岩石样品浸泡超过 48小时,让水充分进入岩石有效孔隙, 模拟地下饱水状态,然后对饱水样品采用瞬态平面源法(TPS)进行测试(唐博宁, 2020)。

本次饱水校正工作是把砂岩样品浸泡超过48小时后测试, 将饱水测试结果和干燥样品测试结果进行对比(图5), 并结合松辽盆地北部孔隙度分布情况, 确定各地层碎屑岩的校正系数。松辽盆地北部嫩江组、青山口组以滨浅湖-半深湖深湖相为主, 泥页岩大量发育。嫩江组泥岩孔隙度介于4.2%～14.8%之间, 平均值为 10.15%, 青山口组泥页岩孔隙度介于 5%～8%之间, 平均值为 6%(赵日新, 2019), 因此取嫩江组、青山口组泥岩的校正系数为 1.1; 嫩江组砂岩校正系数取 1.5, 粉砂岩为1.2; 青山口组砂岩为 1.4, 粉砂岩为 1.12。姚家组砂岩以原生孔隙为主, 孔隙度主要集中在18%～20%范围内(赵玉婷, 2015), 取校正系数为1.45, 粉砂岩为 1.15; 泉头组砂岩埋藏较深, 成岩作用较强, 但受有机酸溶蚀作用, 次生孔隙发育,孔隙度范围在 1.2%～15.12%, 平均为 10.09%(刘贵满等, 2012), 结合饱水热导率实测值, 取泉头组砂岩校正系数为 1.26, 粉砂岩 1.1; 登娄库组三四段为高孔渗带, 砂岩次生孔隙发育, 以浊沸石胶结物溶孔和粒内溶孔为主(邵红梅等, 2005; 王成等,2007; Meng et al., 2010), 取校正系数1.44; 侏罗纪砂岩样品均采用方法二进行校正。松辽盆地火成岩孔隙度总体较小, 所以本次未对火成岩进行饱水校正。

图5 砂岩干燥热导率与饱水热导率关系图Fig. 5 Relationship between dry thermal conductivity and saturated thermal conductivity of sandstone

修正后的砂岩平均热导率为(2.57±0.76) W/(m·K),粉砂岩的平均热导率为(2.11±0.36) W/(m·K), 泥岩为(1.42±0.40) W/(m·K)。根据饱水热导率和干燥热导率关系图(图5)发现, 除登娄库组和侏罗纪溶蚀孔隙发育的中-粗砂岩样品外, 整体上浅层的修正系数大于深层的修正系数, 且修正后的热导率仍随着深度的增加而增大。

岩石热导率随着压力增加而升高, 随温度升高而下降(赵永信等, 1995; 何丽娟等, 2006), 通常浅部压力校正量普遍大于温度校正量, 马峰等(2019)计算松科二井热导率在3200～4600 m深度范围内温度的影响明显高于压力的影响, 压力超过50 Mpa后压力对热导率的影响大致呈现线性变化,当在一定程度上可以互相抵消。本次研究旨在建立松辽盆地北部具有代表性的热导率柱, 松辽盆地北部不同构造单元埋深差异较大, 取同一地层相同岩性, 不同区域的热导率平均值, 可以减轻温压对热导率的影响。故本次研究暂不考虑对实测值进行温压校正, 只考虑原位热导率的饱水校正。

4.2 松辽盆地北部地层热导柱

将本次实测的岩石热导率值与该区域以往的数据进行整合, 建立了松辽盆地北部地层热导率柱(表2)和不同岩石热导率与地层年代的关系图(图6)。每个地层热导率是由不同岩石的含量百分比来加权, 而同一岩石类型的热导率是用松辽盆地北部各构造单元的热导率值平均得到。本次样品对研究区来说覆盖范围较全, 各地层样品丰富, 且收集前人测试结果, 所以认为相应的热导率具有可信度和代表性, 可作为松辽盆地北部主要地层的热导率柱,用于确定区域热流和进行盆地热模拟。

表2 松辽盆地北部地层热导率柱Table 2 Thermal conductivity of the sedimentary strata in the northern Songliao Basin

图6 不同岩石热导率与地层的关系Fig. 6 Relationship between thermal conductivity and strata for different rocks

松辽盆地北部新近纪埋深较浅, 岩石结构疏松,热导率较小; 白垩纪地层的热导率整体上呈现随着地层年龄增加而增大的趋势, 主要原因是随着地层年龄的增加, 成岩作用增加, 孔隙度逐渐减小; 其中青山口组和嫩江组以泥页岩为主, 热导率较小;基底以变质岩和火山侵入岩为主, 具有较高的热导率, 有利于深部热量向浅部的传递。

5 结论

(1)松辽盆地北部的岩石实测热导率主要分布在0.58～3.00 W/(m·K)之间, 平均为(1.77±0.64) W/(m·K)。变质岩、火成岩、砾岩、粉砂岩、砂岩、泥岩平均热导率分别为(2.75±0.67) W/(m·K)、(2.70±0.45) W/(m·K)、(2.18±0.57) W/(m·K)、(1.91±0.37) W/(m·K)、(1.89±0.64) W/(m·K)、(1.30±0.39) W/(m·K)。泥岩、粉砂岩、砂岩和凝灰岩热导率呈现出随着埋深增加而增大的趋势, 而砾岩和变质岩没有明显的增加趋势, 并且分散很大。压实成岩作用、矿物成分和变质作用对岩石热导率存在重要影响。

(2)经饱水校正后岩石热导率明显增大。除登娄库组和侏罗纪溶蚀孔隙发育的中-粗砂岩样品外,整体上浅层的修正系数大于深层的修正系数,且修正后的热导率趋势仍随着深度的增加而增大。

(3)根据原位校正后的热导率数据, 建立了松辽盆地北部地层热导率柱。新近纪、嫩江组和青山口组热导率较小; 基底和火石岭组岩石热导率较大; 白垩纪地层热导率整体上随着年龄的增大而增加。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research & Development Program of China (No.2021YFA0716003).

本文附有增强材料(附表1), 请通过本文网络版阅读或下载。