2020, Vol. 36
2. 深圳大学深地科学与绿色能源研究院, 深圳 518060;
3. 美国密歇根大学地球与环境科学系, 安娜堡 MI 48109-1005;
4. 成都理工大学能源学院, 成都 610059;
5. 中国石化中原油田, 濮阳 457001
2. Institute of Deep Earth Science and Green Energy, Shenzhen University, Shenzhen 518060, China;
3. Department of Earth and Environment Science, University of Michigan, Ann Arbor 48109-1005, US;
4. School of Energy, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;
5. Sinopec Zhongyuan Oilfield, Puyang 457001, China
岩石的热物性参数主要包括岩石热导率、生热率、热扩散率、热容、比热、密度等，其中岩石热导率是研究一个地区大地热流、深部热状态和岩石圈热结构及地热资源评价中不可或缺的参数。由于热流值是岩石热导率与地温梯度的乘积，如果热导率不准确，计算得到的热流值必然偏离研究区域的真实情况，依据地表热流、热导率和生热率计算的深部地温场也会出现偏差。
岩石热导率的大小主要取决于岩石的矿物组成，但是也受到岩石结构和构造、孔隙度、饱水状况、温度和压力等影响(Clauser and Huenges, 1995; Alishaev et al., 2012; Pasquale et al., 2015; Ghanbarian and Daigle, 2016)。岩石样品热导率通常是在室温常压下对不含水的干岩样进行测试得到的，而干岩样的热导率值一般都比原位(自然状态)持有水分岩石的值偏小，其原因在于不含水岩样孔隙中充填着空气，空气热导率为0.025W/(m·K)，该值小于水的热导率0.607W/(m·K)(Nagaraju and Roy, 2014)。此外，岩石在地下原位的温度和压力状况明显有别于室温常压条件。有研究(Abdulagatova et al., 2010)表明，在温度为15~250℃之间，压力在100MPa范围内，压力每增加10MPa，岩石的热导率升高1.3%~2.0%;温度每升高100K，热导率较常温下降4.8%~6%。因此，要得到切合实际的热导率数据，需要对有孔隙或裂隙岩石样品的热导率数据进行饱水校正和温压校正。目前已经有很多基于理论研究的模型和经验公式用于计算岩石的原位热导率，但是这些模型和经验公式都存在一定的局限性(Abdulagatova et al., 2009)。不同的研究区需要应用不同的方法进行对比分析，筛选合适的模型或者经验公式进行校正。
二连盆地位于内蒙-大兴安岭古生代碰撞造山带，是一个中-新生代沉积断陷盆地，已经探明含有丰富的油气资源，但迄今地热研究程度仍然很低，热物性数据十分稀少，这严重制约了二连盆地大地热流、岩石圈热结构分析及地热资源潜力评估等研究工作的展开。比如根据几个零星的低热流估算值(肖伟等, 2004)，前人把二连盆地定性为冷盆(蔺文静等, 2013)。可是盆地周边新生代火山活动强烈，而且与二连盆地相邻的银根-额济纳旗盆地属于高热流区域(左银辉等, 2013)，二连盆地内平均地温梯度大于35℃/km(Xu et al., 2019; Zhang et al., 2020)，显然与“冷盆”不相称。但是目前未有实测热导率数据的报道，这更加突显了丰富二连盆地岩石热导率数据的重要性。本文在室温常压下对白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷98块钻孔岩芯样品进行了岩石热导率测试，并搜集了中原油田在乌里雅斯太凹陷已有的31块岩芯热导率数据，分析了这两个地区的热导率特征，并采用简化的有效热导率理论公式对实测热导率进行饱水校正。在此基础上，利用Abdulagatova et al. (2010)建立的温压校正公式对其进行井下原位温度和压力校正，由此得到岩石原位热导率，结合地层岩性组成，建立了白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷的地层热导率，为这两个地区的后续大地热流计算和相关研究提供可靠的岩石热导率基础数据。
1 地质背景二连盆地位于华北板块与西伯利亚板块所夹持的中亚造山带东段，是在晚古生界褶皱基底和侏罗系残留盆地基础上，经由中生代后期强烈拉伸、裂陷而形成的早白垩世中、小型裂谷盆地群(程三友等, 2011)。
白音查干凹陷位于二连盆地西缘(图 1a)，为受北部塔拉断层和南部白音翁特断层共同控制的箕状凹陷，呈东西向展布，是发育在早白垩世时期的陆相断陷型盆地(Bonnetti et al., 2014)。盆地基底是古生界地层Pz，为浅海相和海陆交互相碎屑岩夹碳酸盐岩、岩浆岩、火山碎屑岩建造，剥蚀比较严重(崔永谦等, 2011)。古生界以上即进入白垩系，缺失三叠系和侏罗系，自上而下沉积层是二连达布苏组(K2er)、赛汉塔拉组(K1bs)、都红木组(K1bd)、腾格尔组(K1bt)及阿尔善组(K1ba)(图 1d)(赵澄林等, 1996)。二连达布苏组(K2er)为河流相沉积，岩性为含砾泥岩、泥岩和砂(砾)岩不等厚互层。赛罕塔拉组(K1bs)以河流相沉积为主，岩性以含砾砂岩、粗砂岩为主，夹薄层泥岩或含砾泥岩。都红木组(K1bd)可分为一段和二段，都红木组一段为半深湖、深湖亚相沉积，主要以泥岩为主，夹粉砂岩和泥质粉砂岩;都二段为湖泊相沉积，以泥岩、白云质泥岩为主夹粉砂岩和泥质粉砂岩等。腾格尔组(K1bt)为浅湖-深湖亚相沉积，以泥岩、白云质泥岩为主，夹砂、砾岩。阿尔善组(K1ba)早期为河流滨湖相沉积，主要以砾状砂岩、砂、砾岩为主，夹有薄层泥岩、粉砂岩等，中晚期则为湖相沉积，岩性主体为暗色泥岩夹砂岩。
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图 1 研究区构造单元划分与地层剖面 (a)二连盆地构造单元(刘震等, 2007);(b)白音查干凹陷构造带划分及热物性测试取样井位置;(c)乌里雅斯太凹陷洼槽分布及热物性测试取样井位置;(d)白音查干凹陷A-A′剖面地层(Zuo et al., 2016);(e)乌里雅斯太凹陷B-B′剖面地层(易士威等, 2006) Fig. 1 Schematic tectonic map and formation profiles of the study areas (a) tectonic division of the Erlian Basin (modified after Liu et al., 2007); (b) and (c) divisions of the structural zones and the locations of the core sampling boreholes of the Baiyinchagan Sag and Uliastai Sag, respectively; (d) A-A′ formation profile of the Baiyinchagan Sag (modified after Zuo et al., 2016); (e) B-B′ formation profile of the Uliastai Sag (modified after Yi et al., 2006) |
乌里雅斯太凹陷位于二连盆地东北角，为北东走向的西北断东南超的单断箕状凹陷，自南向北可以分为南洼槽、中洼槽和北洼槽(图 1c)。其地层自上而下划分为赛罕塔拉组(K1bs)、腾格尔组二段(K1bt2)腾格尔组一段(K1bt1)和阿尔善组(K1ba)(图 1e)(赵澄林等, 1996)。赛罕塔拉组(K1bs)为河流、沼泽相沉积，岩性由砂质砾岩、含砾砂岩和砂岩与泥岩、含砾泥岩组成，构成了两个下粗上细的次级正旋回层，该组岩性比较突出的特征是砂岩疏松、泥岩含砾。腾格尔组二段(K1bt2)以广湖盆浅水体的高水位体系域沉积为主。岩性由砂质砾岩、含砾砂岩、粉砂岩与泥岩组成下粗上细的正旋回层。腾格尔组一段(K1bt1)总体上为较深湖泊相环境下沉积的泥岩，其中腾一(K1bt1)下部以深-浅湖相泥岩沉积为主，含砂砾岩、细砂岩;腾一(K1bt1)中下部为水进退积型沉积，泥岩发育;中部泥岩与砂砾岩互层沉积;上部为水退进积型沉积过程，以砂岩、砂砾岩与泥岩间互沉积为主。阿尔善组(K1ba)早期快速充填了一套以河流相为主的粗碎屑。中期发生湖侵，后期整体抬升，遭受剥蚀。其岩性以粉砂岩、细砂岩、砂砾岩与泥岩互层沉积为主。该凹陷中洼槽构造发育的典型特征是赛汉塔拉组(K1bs)缺失。此外，乌里雅斯太凹陷腾格尔组一段相当于白音查干凹陷的腾格尔组，腾格尔组二段相当于白音查干凹陷的都红木组。
2 热导率测试结果 2.1 样品选取与测试本次岩芯测试样品源自中国石油化工集团公司中原油田岩芯库，采样原则是样品尽可能覆盖盆地内出露的地层，岩芯类型上尽可能包括盆地内部各地层代表岩性。在乌里雅斯太凹陷地区，我们选取了7口钻井的55块岩芯样品，其岩性主要是砂岩、泥岩和砾岩。我们还收集了中原油田已有的15口钻井的31块岩芯的热导率数据，其岩性主要是砂岩，地层包括白垩系腾格尔组和阿尔善组。在白音查干凹陷地区，选取了6口钻井的43块岩芯样品，其岩性主要是砂岩、泥岩，含少量的砾岩、片岩和玄武岩，其地层包括白垩系赛汉塔拉组、都红木组、腾格尔组和阿尔善组，具体的井位信息和各钻井岩芯选取数量见表 1。
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表 1 研究区热导率测试岩芯取样井位 Table 1 The core sampling boreholes of this study |
本文热导率测试仪器为德国Lippmann and Rauen GbR公司生产的光学扫描热导仪TCS(Thermal Conductivity Scanning)。该款仪器热导率测试范围为0.2~25.0W/(m·K)，测试分辨率为0.001W/(m·K)，测量精度为±3%。这一类型仪器已成功应用于国内外岩石热导率测试和研究工作当中，如俄罗斯科拉半岛的超深钻(Popov et al., 1999)及中国苏鲁-大别变质带的大陆超深钻孔(He et al., 2008)、新疆塔里木盆地(Liu et al., 2011)、青海共和盆地(Zhang et al., 2018)等。本文岩芯测试样品形状均为圆柱形，直径为6~9cm，厚度为3~6cm。为了使每个岩芯样品表面粗糙度在1mm以内，对每个样品均进行了抛光处理。此外，为了减小岩样表面不同光反射系数的影响，在抛光面均匀涂抹厚约25~40μm的水溶性黑色油漆，晾干后，所有岩芯样品均在室温常压条件下进行三次热导率测试，然后取三次测量结果的平均值作为热导率测试值。
2.2 测试结果实验室测试结果(见电子版附表 1)统计分析(图 2)表明，白音查干凹陷泥岩热导率范围为1.10~2.70W/(m·K)，平均值为1.86±0.45W/(m·K);砂岩热导率范围为0.89~3.14W/(m·K)，平均值为1.81±0.54W/(m·K);片岩热导率范围为3.11~4.91W/(m·K)，平均值为4.07±0.78W/(m·K);玄武岩热导率范围1.23~1.40W/(m·K)，平均值为1.29±0.09W/(m·K)。乌里雅斯太凹陷泥岩热导率范围为1.69~3.15W/(m·K)，平均热导率2.06±0.26W/(m·K);砂岩热导率范围为1.23~3.24W/(m·K)，平均值为2.12±0.41W/(m·K);砾岩的热导率范围为1.32~2.86W/(m·K)，平均值为2.31±0.42W/(m·K)。从热导率数据来看，研究区内片岩平均热导率最高，玄武岩最低。在沉积岩中，泥岩、砂岩和砾岩三种岩性热导率比较接近，砾岩最高，砂岩变化范围最大，这可能与砂岩的自身结构有关系。白音查干凹陷测试样品主要分布于100~3500m之间，沉积岩热导率随深度增大有增加的趋势;乌里雅斯太凹陷地区钻孔测试样品则主要分布于800~2600m，其沉积岩热导率随深度同样有增大的趋势(图 3)。白音查干凹陷岩石热导率主要分布在1.00~2.50W/(m·K)，乌里雅斯太凹陷则主要分布在1.50~2.50W/(m·K)，将两个地区岩石热导率进行叠加，其热导率数据主要介于1.50~2.50W/(m·K)之间(图 2)。
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附表 1 研究区岩石样品热导率 Appendix Table 1 Thermal conductivities of the core samples from the study areas |
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图 2 实测热导率数据统计直方图 (a)白音查干凹陷;(b)乌里雅斯太凹陷;(c)两个地区叠加数据 Fig. 2 Histograms of the measured thermal conductivities (a) Baiyinchagan Sag; (b) Uliastai Sag; (c) Baiyinchagn Sag and Uliastai Sag combined |
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图 3 白音查干凹陷(a)和乌里雅斯太凹陷(b)实测热导率与深度的关系 Fig. 3 Measured thermal conductivity versus depth from Baiyinchagan Sag (a) and Uliastai Sag (b) |
本文热导率数据均是在室温常压下对岩石干样进行测试得到，但是岩石在地下原位的温度和压力状况明显有别于实验室的条件，而且在原位高压下岩石孔隙处于饱水状态。因此，需要对干样热导率进行饱水、温度和压力校正。我们分别对白音查干凹陷的3口油井和乌里雅斯太凹陷的4口油井进行了测温工作(Xu et al., 2019; Zhang et al., 2020)，获得了这两个凹陷地温随深度变化的实际数据，为这两个地区的实测岩石热导率进行温度和压力校正提供了基础数据支撑。
3.1 校正方法 3.1.1 饱水校正在固体-液体和固体-气体的多孔岩石两相有效热导率的理论体系中，Wiener边界和Hashin-Shtrikman边界这两种理论热导率边界常用于导热模型的验证与约束(Zimmerman, 1989; Jiřičková et al., 2006)。Wiener边界模型适用于所有各向异性和各向同性岩石，Hashin-Shtrikman边界模型对于各向同性岩石提供了更加严格的上下边界，且不依赖岩石的孔隙结构(Fuchs et al., 2013)。在本文钻孔岩芯采样的深度范围内，地质流体主要是水，本文基于Hashin-Shtrikman边界理论，采用Chen et al. (2017)简化后的模型对本文的干样岩石热导率进行饱水校正。
Hashin-Shtrikman模型中定义两相介质的各向同性均匀岩石的有效热导率λeff有如下形式的上下限：
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(1) |
式中λf为介质孔隙中流体的热导率(W/(m·K));λm为基质热导率(W/(m·K));φ为孔隙度(%)，取样品实测值或者补偿中子测井值计算得到的孔隙度值。对式(1)进行一定的化简后可以得到：
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(2) |
在室温常压测试下，由于干样岩芯孔隙中饱含空气，空气热导率λf为0.026W/(m·K)，可视为隔热相忽略不计，那么岩石基质热导率与干样热导率具有以下关系：
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(3) |
将式(3)化简得到基质热导率表达式：
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(4) |
将式(2)、(3)、(4)进行替代并化简，可得：
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(5) |
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(6) |
式中，λdry为干岩样实测热导率值(W/(m·K));当计算岩石饱水情况下的有效热导率数值时，λf取值为0.607W/(m·K)。
3.1.2 温压校正多孔岩石热导率不仅受孔隙中所充填的流体影响，也随所在地层温度和压力的不同而变化。Abdulagatova et al. (2010)对油田中孔隙度为13%的饱和砂岩进行了温度和压强实验，发现岩石的热导率随温度增加而减小，而随着压强的增加而增大，并推导出了砂岩岩石热导率与温度T和压强P的经验公式：
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(7) |
式中，λsf(T)为当温度为T时高压下状态下热导率与常压状态下热导率的差值(W/(m·K));P0为常数，取值32MPa(Abdulagatova et al., 2009);λ0, T为常压下，温度为T时的热导率(W/(m·K));P为压强(Pa)。
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(8) |
其中，ρ为地层密度(kg/m3);g为重力加速度(m/s2);h为岩石样品原位深度(m)。
在钻孔温度为15~250℃之间，压力小于100MPa时，压力每增加10MPa，岩石的热导率增加1.3%~2.0%，在本研究中取值1.5%;温度每升高100K，热导率较常温下降4.8%~6%，取平均值5.4%，那么λsf(T)和λT可简化为：
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(9) |
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(10) |
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图 4 白音查干凹陷(a)和乌里雅斯太凹陷(b)饱水校正值与干样热导率对比 Fig. 4 Comparison of water saturation corrected and the measured thermal conductivities from Baiyinchagan Sag (a) and Uliastai Sag (b) |
式中，λm为室温常压下的热导率实测值(W/(m·K));T0为常温(K)。
为了估算岩芯样品的原位温度，本文采用7口油井的实际测温数据(Xu et al., 2019; Zhang et al., 2020)，利用线性回归分析方法分别计算得到白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷的地温梯度，其中白音查干凹陷为37.1℃/km，乌里雅斯太凹陷为39.4℃/km。在公式(8)中我们取地层平均密度为2.5×103kg/m3，常温取值288K，结合公式(8)、(9)和(10)，把温度压强校正公式(7)化简为式(11)，校正后的热导率λc为：
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(11) |
其中岩石原位深度h根据实际情况取值，(T-288)为岩芯样品原位温度相较于常温288K的差值。
3.2 校正结果根据补偿中子测井值计算得到白音查干凹陷岩石孔隙度在2%~20%之间，对于乌里雅斯太凹陷，中原油田地质资料显示，乌里雅斯太凹陷北洼槽阿尔善组平均孔隙度为11.7%，腾格尔组平均孔隙度为14.4%，考虑到泥岩结构相对致密，研究区的泥岩孔隙度均取值2.0%，乌里雅斯太凹陷阿尔善组和腾格尔组的砂岩和砾岩孔隙度取值分别为11.7%和14.4%。
图 4和表 2表明，经饱水校正后的岩石热导率均高于干样实测热导率，但是变化不是很大。乌里雅斯太凹陷泥岩热导率校正后比校正前增大不到1.5%，而砾岩和砂岩热导率的数值校正前后变化在10%以内。白音查干凹陷泥岩热导率校正幅度平均在2.5%左右，砂岩则在15%以内。泥岩热导率校正前后变化不大(< 5%)，这是由于泥岩结构致密且孔隙度较小(均值为2%)的缘故。
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表 2 岩石样品热导率饱水校正结果 Table 2 Summary of thermal conductivities after water saturation correction |
本文中岩石热导率的温度和压力校正是假设岩石已处于饱水情况下进行的。白音查干凹陷泥岩和砂岩热导率温度和压力校正值相对于干样实测值平均增大4.5%和14.8%(图 5、表 3)。乌里雅斯太凹陷泥岩综合校正后热导率平均增加4.3%，对于砂岩和砾岩而言，综合校正后平均分别增加10.7%和10.2%(图 5、表 3)。热导率温度和压力校正值相对于饱水校正值校正前后变化不大，其中白音查干凹陷泥岩和砂岩平均增加2%，乌里雅斯太凹陷泥岩、砂岩和砾岩平均增加3%。校正幅度较小(< 5%)是因为温度校正和压力校正在一定程度上相互抵消，且岩芯埋藏深度较浅，地层压力较小，温度较低，故而校正幅度较小。
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图 5 白音查干凹陷(a)和乌里雅斯太凹陷(b)岩石样品热导率温度和压力综合校正结果 Fig. 5 Measured versus corrected thermal conductivities of the core samples from Baiyinchagan Sag (a) and Uliastai Sag (b) |
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表 3 岩石样品热导率温度和压力校正结果 Table 3 Summary of core sample thermal conductivity corrections for the combined temperature-pressure effects |
经过饱水、温度和压力校正后，两个地区校正后的岩石热导率相较于实验室条件下实测热导率均有所增加。白音查干凹陷的干样实测热导率范围为0.89~4.91W/(m·K)，平均值为2.06±0.86W/(m·K)，校正后热导率范围为1.12~4.93W/(m·K)，平均值为2.18±0.85W/(m·K)，乌里雅斯太凹陷实测热导率范围为1.23~3.24W/(m·K)，平均值为2.12±0.37W/(m·K)，校正后热导率范围为1.42~3.51W/(m·K)，平均值为2.29±0.39W/(m·K)。其中，砂岩和砾岩校正前后变化值较大，各岩性热导率校正情况见表 3。白音查干凹陷校正后热导率主要分布在1.00~2.50W/(m·K)之间，乌里雅斯太凹陷则主要分布在1.50~2.50W/(m·K)之间，将两个地区热导率数据叠加，校正后的岩石热导率主要分布在1.50~2.50W/(m·K)之间(图 6)。此外，校正后岩石热导率和实测热导率整体上均呈现随深度增大的趋势(图 7)。
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图 6 热导率校正值统计直方图 (a)白音查干凹陷;(b)乌里雅斯太凹陷;(c)白音查干和乌里雅斯太凹陷热导率数据叠加 Fig. 6 Histograms of the corrected thermal conductivity values (a) Baiyinchagan Sag; (b) Uliastai Sag; (c) Baiyinchagan Sag and Uliastai Sag combined |
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图 7 白音查干凹陷(a)和乌里雅斯太凹陷(b)热导率校正值与深度的关系 Fig. 7 Corrected thermal conductivities versus depths from Baiyinchagan Sag (a) and Uliastai Sag (b) |
以地层为单位进行统计，利用校正后的热导率数据计算各组地层各岩性热导率的算术平均值，加之统计得到的不同地层岩性厚度比，利用加权平均公式可以计算不同地层的热导率λ，计算公式如下：
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(12) |
式中λ1、λ2、λn为各岩性的平均热导率(W/(m·K));P1、P2、…、Pn为各岩性在地层中的厚度比(%)。
白音查干凹陷主要岩性是砂岩和泥岩，还存在少量砾岩、变质岩和火成岩，由于后三种岩性占比小(小于1%)，在计算地层热导率时可忽略不计。本文中选取泥岩和砂岩样品，共计36块，建立白音查干凹陷地区的地层热导率(表 4)。其中赛罕塔拉组、都红木组、腾格尔组和阿尔善组地层热导率分别为1.24W/(m·K)、2.22W/(m·K)、2.06W/(m·K)和2.10W/(m·K)，整个白垩系地层热导率为2.00W/(m·K)。同样利用干样实测值计算了各个地层的热导率，其结果显示白垩系地层热导率为1.84W/(m·K)，利用校正后的岩石热导率计算得到的白垩系地层热导率相较于利用实测岩石热导率计算得到的白垩系地层热导率高8.7%。
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表 4 白音查干凹陷地层岩石热导率 Table 4 Thermal conductivities of rock formations in the Baiyinchagan Sag |
同样利用校正后的岩石热导率，建立了乌里雅斯太凹陷的地层热导率(表 5)。乌里雅斯太凹陷各个地层热导率均大于2.00W/(m·K)，白垩系地层热导率为2.17W/(m·K)，而侏罗-二叠系的地层热导率为2.84W/(m·K)，这可能与该地层埋藏较深，岩石结构相对致密有关。此外，利用干样实测值计算了该地区的地层热导率，其结果相较于利用校正后的热导率计算得到的白垩系地层热导率低6.8%。利用校正后的地层热导率值、地温梯度、地层生热率等热物性参数(Xu et al., 2019; Zhang et al., 2020)计算得到白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷平均大地热流值为74.2mW/m2和85.5mW/m2，明显大于中国大陆地区平均热流值61.5mW/m2(姜光政等, 2016)。
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表 5 乌里雅斯太凹陷地层岩石热导率 Table 5 Thermal conductivities of rock formations in the Uliastai Sag |
在二连盆地白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷采集测量的各类岩石样品中均是砂岩热导率变化范围最大，其中白音查干凹陷砂岩热导率范围为0.89~3.14W/(m·K)，乌里雅斯太凹陷为1.24~3.24W/(m·K)，与典型砂岩热导率范围(2.60~4.80W/(m·K))(Norden and Förster, 2006; Liu et al., 2011)有所差别。两个研究区砂岩具有变化范围较广的热导率值，在其他盆地研究中也有所体现。冯昌格等(2009)对塔里木盆地940多块实测岩芯热导率进行了整理，其结果显示塔里木盆地从寒武纪地层到新近纪地层的岩石热导率中，砂岩的变化范围最大(表 6)。对比白音查干凹陷都红木组和乌里雅斯太凹陷腾格尔组二段，白音查干凹陷腾格尔组和乌里雅斯太凹陷腾格尔中段，可以发现其砂、泥岩热导率数值范围相差不大，这是由于两个地区在同一地质时期沉积环境类似。白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷地区砂、泥岩间的岩石热导率平均值相差不大，因此不能简单地以岩石的热物性数据来区别岩石类型(李香兰等, 2015)，必须在研究区内采集相当数量的有代表性的岩石进行实测。
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表 6 研究区及周边盆地白垩系岩石热导率 Table 6 Thermal conductivities of the Cretaceous rocks in the study area and surrounding basins |
本文基于百余块岩芯样品的实测结果得到白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷白垩系地层热导率分别为2.00W/(m·K)和2.17W/(m·K)，明显大于肖伟等(2004)报道的二连盆地热导率值1.80W/(m·K)，但与位于二连盆地西侧的银额盆地查干凹陷地层热导率范围2.16~2.35W/(m·K)(左银辉等, 2013)较为接近，此外，也与柴达木盆地白垩系地层热导率2.11W/(m·K)(邱楠生, 2002)非常接近。但二连盆地白垩系热导率高于海拉尔盆地、准噶尔盆地和塔里木盆地白垩系地层热导率(表 7)，可能是由于研究区和这几个盆地经历了不同的沉积成岩作用以及物理—地球化学演化过程。
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表 7 我国西北部几个主要沉积盆地实测岩石热导率 Table 7 he measured thermal conductivities of several major sedimentary basins in Northwest China |
岩石热导率大小受岩石组成矿物成分、孔隙度、含水饱和度、温度、压力等因素影响(Abdulagatova et al., 2009; Alishaev et al., 2012)，但最主要的影响因素是矿物成分、孔隙度和含水饱和度(Clauser and Huenges, 1995; Alishaev et al., 2012; Nagaraju and Roy, 2014; Chen et al., 2017)。本文实测数据表明，研究区内砂岩热导率变化范围较大，这应该是因为研究区砂岩孔隙度变化范围大且砂岩矿物组成不一样的缘故。白音查干凹陷砂岩孔隙度变化范围为5%~20%。乌里雅斯太凹陷因为物源区母岩性质的变化，岩石类型以长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩、砂砾岩为主，少量长石砂岩，岩屑砂岩则更少，南、北次洼也有所差别，北次洼石英、长石含量比南次洼高，南次洼无长石砂岩类，北次洼缺少岩屑砂岩类(赵澄林等, 1996)。在上述岩石组成矿物中石英热导率为7.8W/(m·K)，长石为2.3W/(m·K)(Horai, 1971)。在孔隙度较小的岩石中，岩石热导率的大小与石英含量存在正相关关系(Vosteen and Schellschmidt, 2003)。针对各个岩性矿物组成对岩石热导率的影响，Jorand et al. (2015)进行过具体分析。
在地质体原位情况下，大多数的岩石都具有孔隙，孔隙中充填有液体或气体，这实际上是一种多相介质系统。干燥和饱水岩石为二相介质，含水而非饱和的岩石为三相介质。因充填于岩石孔隙中的空气(0.026W/(m·K))和水(0.607W/(m·K))的热导率值比岩石的固体成分低，故相同岩性岩石热导率一般会随着孔隙度的增大而降低。如图 8所示，白音查干凹陷砂岩热导率整体上是随着孔隙度的增加而降低，而图中相同孔隙度的砂岩热导率出现了不同的值，这应该与岩石的矿物组成有关。此外，空气的热导率比水低(水的热导率约为空气热导率的23倍)，因而干燥岩样热导率值小于饱水岩样热导率值。当岩样孔隙度较大，含水而非饱和时，其热导率则随着含水率的增加而增加(Nagaraju and Roy, 2014)。目前，比较常用的饱水校正方法是几何均值模型(Geometric mean)，但是近来研究发现当岩石孔隙度大于6%时，该方法校正后的热导率数值明显偏大(Nagaraju and Roy, 2014; Guo et al., 2017)，故本文选取有效热导率理论对研究区的实测热导率进行饱水校正。
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图 8 白音查干凹陷砂岩热导率与孔隙度关系 Fig. 8 The relationship between the thermal conductivity of sandstone and porosity in the Baiyinchagan Sag |
此外，岩石热导率会随着地层压力增大而增加，这与岩石压实和和胶结作用有关。随着岩石埋藏深度加大，地层年代的增加，在上覆地层压力的作用下，碎屑颗粒紧密堆积，沉积物体积变小，密度变大，同时随着胶结作用的进行，孔隙度随着深度增加而逐渐减小(刘伟等, 2002)。但是随着压力的进一步增加，岩石中的裂缝和孔隙会逐渐闭合，以致热导率趋于一个恒定值(Walsh and Decker, 1966; Görgülü et al., 2008)。对于温度而言，温度升高会使矿物颗粒间产生热阻抗，导致热传导率降低。温度较低时，传导效应大于辐射效应;但随温度升高，辐射效应会逐渐增大，甚至超过传导效应，但是增大至一定程度后就不再增加(Clauser and Huenges, 1995)。一般规律是随着温度的升高，岩石热导率会降低(Jha et al., 2016)。本文中，岩芯样品所在深度范围为117.8~3159.5m之间，对应的压强和温度范围分别为2.89~77.41MPa和13.5~118.6℃，其泥岩热导率温度压力综合校正幅度在2%~3.1%之间，砂岩和砾岩校正幅度在1.7%~3.0%之间。校正后岩石热导率增加较小，原因在于在采集的岩芯样品采样深度范围内，岩石热导率随压力增大有所增加而随温度升高略有降低，温度效应部分抵消了压力的影响。
6 结论基于二连盆地白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷岩芯样品的岩石热导率测量与统计分析，得到以下主要结论：
(1) 二连盆地129块钻孔岩芯样品实验室条件下实测热导率值范围0.89~4.91W/(m·K)，样品热导率随深度增加有所增加，整体呈现正态分布的特点，主要分布在1.50~2.50W/(m·K)之间，平均值为2.06±0.86W/(m·K);
(2) 本文测试的样品包括泥岩、砂岩、砾岩、页岩和玄武岩等五类岩石，孔隙度在2%~20%之间，对于孔隙度较小的泥岩，饱水对岩石热导率的影响较小，可以忽略，但对于孔隙度较大的砂、砾岩，热导率饱水校正量可高达20%;
(3) 本文采集样品深度在117.8~3159.5m范围内，对应的温度和压力范围分别为13.5~118.6℃和2.89~77.41MPa，温度和压力对岩石热导率的影响在一定程度上相互抵消，因而综合影响不明显(< 5%);
(4) 经过对实验室条件下干样测试结果进行了原位条件下的饱水和温度压力综合校正，研究区不同岩性的岩石样品平均热导率值分别为泥岩2.08±0.36W/(m·K)、砂岩2.28±0.50W/(m·K)、砾岩2.53±0.44W/(m·K)、页岩4.16±0.76W/(m·K)、玄武岩1.33±0.09W/(m·K);
(5) 根据地层厚度加权平均得到的白音查干凹陷和乌里雅斯太凹陷白垩系地层热导率分别为2.00W/(m·K)和2.17W/(m·K)，与银额盆地和柴达木盆地的地层热导率相近，比海拉尔盆地、准噶尔盆地和塔里木盆地的地层热导率高。结合钻孔测温数据，计算得到二连盆地大地热流值介于74~85mW/m2，明显高于此前文献估算的43~66mW/m2和中国大陆地区平均热流值61.5mW/m2。
致谢 感谢翟明国院士和匿名审稿人对本文初稿的关注和修改意见。西安交通大学地热与环境研究实验室刘植和李毅在本文写作过程中提出了建设性意见，在此表示感谢！
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