二連盆地白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷巖石熱導率測試與分析*

余如洋 黃少鵬, 2, 3 張炯 許威 柯婷婷 左銀輝 周勇水

1. 西安交通大學人居環境與建筑工程學院，西安 7100492. 深圳大學深地科學與綠色能源研究院，深圳 5180603. 美國密歇根大學地球與環境科學系，安娜堡 MI 48109-10054. 成都理工大學能源學院，成都 6100595. 中國石化中原油田，濮陽 4570011.

巖石的熱物性參數主要包括巖石熱導率、生熱率、熱擴散率、熱容、比熱、密度等，其中巖石熱導率是研究一個地區大地熱流、深部熱狀態和巖石圈熱結構及地熱資源評價中不可或缺的參數。由于熱流值是巖石熱導率與地溫梯度的乘積，如果熱導率不準確，計算得到的熱流值必然偏離研究區域的真實情況，依據地表熱流、熱導率和生熱率計算的深部地溫場也會出現偏差。

巖石熱導率的大小主要取決于巖石的礦物組成，但是也受到巖石結構和構造、孔隙度、飽水狀況、溫度和壓力等影響(Clauser and Huenges, 1995; Alishaevetal., 2012; Pasqualeetal., 2015; Ghanbarian and Daigle, 2016)。巖石樣品熱導率通常是在室溫常壓下對不含水的干巖樣進行測試得到的，而干巖樣的熱導率值一般都比原位(自然狀態)持有水分巖石的值偏小，其原因在于不含水巖樣孔隙中充填著空氣，空氣熱導率為0.025W/(m·K)，該值小于水的熱導率0.607W/(m·K)(Nagaraju and Roy, 2014)。此外，巖石在地下原位的溫度和壓力狀況明顯有別于室溫常壓條件。有研究(Abdulagatovaetal., 2010)表明，在溫度為15～250℃之間，壓力在100MPa范圍內，壓力每增加10MPa，巖石的熱導率升高1.3%～2.0%；溫度每升高100K，熱導率較常溫下降4.8%～6%。因此，要得到切合實際的熱導率數據，需要對有孔隙或裂隙巖石樣品的熱導率數據進行飽水校正和溫壓校正。目前已經有很多基于理論研究的模型和經驗公式用于計算巖石的原位熱導率，但是這些模型和經驗公式都存在一定的局限性(Abdulagatovaetal., 2009)。不同的研究區需要應用不同的方法進行對比分析，篩選合適的模型或者經驗公式進行校正。

二連盆地位于內蒙-大興安嶺古生代碰撞造山帶，是一個中-新生代沉積斷陷盆地，已經探明含有豐富的油氣資源，但迄今地熱研究程度仍然很低，熱物性數據十分稀少，這嚴重制約了二連盆地大地熱流、巖石圈熱結構分析及地熱資源潛力評估等研究工作的展開。比如根據幾個零星的低熱流估算值(肖偉等, 2004)，前人把二連盆地定性為冷盆(藺文靜等, 2013)?？墒桥璧刂苓呅律鹕交顒訌娏?，而且與二連盆地相鄰的銀根-額濟納旗盆地屬于高熱流區域(左銀輝等, 2013)，二連盆地內平均地溫梯度大于35℃/km(Xuetal., 2019; Zhangetal., 2020)，顯然與“冷盆”不相稱。但是目前未有實測熱導率數據的報道，這更加突顯了豐富二連盆地巖石熱導率數據的重要性。本文在室溫常壓下對白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷98塊鉆孔巖芯樣品進行了巖石熱導率測試，并搜集了中原油田在烏里雅斯太凹陷已有的31塊巖芯熱導率數據，分析了這兩個地區的熱導率特征，并采用簡化的有效熱導率理論公式對實測熱導率進行飽水校正。在此基礎上，利用Abdulagatovaetal. (2010)建立的溫壓校正公式對其進行井下原位溫度和壓力校正，由此得到巖石原位熱導率，結合地層巖性組成，建立了白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷的地層熱導率，為這兩個地區的后續大地熱流計算和相關研究提供可靠的巖石熱導率基礎數據。

1 地質背景

二連盆地位于華北板塊與西伯利亞板塊所夾持的中亞造山帶東段，是在晚古生界褶皺基底和侏羅系殘留盆地基礎上，經由中生代后期強烈拉伸、裂陷而形成的早白堊世中、小型裂谷盆地群(程三友等, 2011)。

圖1 研究區構造單元劃分與地層剖面 (a)二連盆地構造單元(劉震等, 2007)；(b)白音查干凹陷構造帶劃分及熱物性測試取樣井位置；(c)烏里雅斯太凹陷洼槽分布及熱物性測試取樣井位置；(d)白音查干凹陷A-A′剖面地層(Zuo et al., 2016)；(e)烏里雅斯太凹陷B-B′剖面地層(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)

白音查干凹陷位于二連盆地西緣(圖1a)，為受北部塔拉斷層和南部白音翁特斷層共同控制的箕狀凹陷，呈東西向展布，是發育在早白堊世時期的陸相斷陷型盆地(Bonnettietal., 2014)。盆地基底是古生界地層Pz，為淺海相和海陸交互相碎屑巖夾碳酸鹽巖、巖漿巖、火山碎屑巖建造，剝蝕比較嚴重(崔永謙等, 2011)。古生界以上即進入白堊系，缺失三疊系和侏羅系，自上而下沉積層是二連達布蘇組(K2er)、賽漢塔拉組(K1bs)、都紅木組(K1bd)、騰格爾組(K1bt)及阿爾善組(K1ba)(圖1d)(趙澄林等, 1996)。二連達布蘇組(K2er)為河流相沉積，巖性為含礫泥巖、泥巖和砂(礫)巖不等厚互層。賽罕塔拉組(K1bs)以河流相沉積為主，巖性以含礫砂巖、粗砂巖為主，夾薄層泥巖或含礫泥巖。都紅木組(K1bd)可分為一段和二段，都紅木組一段為半深湖、深湖亞相沉積，主要以泥巖為主，夾粉砂巖和泥質粉砂巖；都二段為湖泊相沉積，以泥巖、白云質泥巖為主夾粉砂巖和泥質粉砂巖等。騰格爾組(K1bt)為淺湖-深湖亞相沉積，以泥巖、白云質泥巖為主，夾砂、礫巖。阿爾善組(K1ba)早期為河流濱湖相沉積，主要以礫狀砂巖、砂、礫巖為主，夾有薄層泥巖、粉砂巖等，中晚期則為湖相沉積，巖性主體為暗色泥巖夾砂巖。

烏里雅斯太凹陷位于二連盆地東北角，為北東走向的西北斷東南超的單斷箕狀凹陷，自南向北可以分為南洼槽、中洼槽和北洼槽(圖1c)。其地層自上而下劃分為賽罕塔拉組(K1bs)、騰格爾組二段(K1bt2)騰格爾組一段(K1bt1)和阿爾善組(K1ba)(圖1e)(趙澄林等, 1996)。賽罕塔拉組(K1bs)為河流、沼澤相沉積，巖性由砂質礫巖、含礫砂巖和砂巖與泥巖、含礫泥巖組成，構成了兩個下粗上細的次級正旋回層，該組巖性比較突出的特征是砂巖疏松、泥巖含礫。騰格爾組二段(K1bt2)以廣湖盆淺水體的高水位體系域沉積為主。巖性由砂質礫巖、含礫砂巖、粉砂巖與泥巖組成下粗上細的正旋回層。騰格爾組一段(K1bt1)總體上為較深湖泊相環境下沉積的泥巖，其中騰一(K1bt1)下部以深-淺湖相泥巖沉積為主，含砂礫巖、細砂巖；騰一(K1bt1)中下部為水進退積型沉積，泥巖發育；中部泥巖與砂礫巖互層沉積；上部為水退進積型沉積過程，以砂巖、砂礫巖與泥巖間互沉積為主。阿爾善組(K1ba)早期快速充填了一套以河流相為主的粗碎屑。中期發生湖侵，后期整體抬升，遭受剝蝕。其巖性以粉砂巖、細砂巖、砂礫巖與泥巖互層沉積為主。該凹陷中洼槽構造發育的典型特征是賽漢塔拉組(K1bs)缺失。此外，烏里雅斯太凹陷騰格爾組一段相當于白音查干凹陷的騰格爾組，騰格爾組二段相當于白音查干凹陷的都紅木組。

2 熱導率測試結果

2.1 樣品選取與測試

本次巖芯測試樣品源自中國石油化工集團公司中原油田巖芯庫，采樣原則是樣品盡可能覆蓋盆地內出露的地層，巖芯類型上盡可能包括盆地內部各地層代表巖性。在烏里雅斯太凹陷地區，我們選取了7口鉆井的55塊巖芯樣品，其巖性主要是砂巖、泥巖和礫巖。我們還收集了中原油田已有的15口鉆井的31塊巖芯的熱導率數據，其巖性主要是砂巖，地層包括白堊系騰格爾組和阿爾善組。在白音查干凹陷地區，選取了6口鉆井的43塊巖芯樣品，其巖性主要是砂巖、泥巖，含少量的礫巖、片巖和玄武巖，其地層包括白堊系賽漢塔拉組、都紅木組、騰格爾組和阿爾善組，具體的井位信息和各鉆井巖芯選取數量見表1。

本文熱導率測試儀器為德國Lippmann and Rauen GbR公司生產的光學掃描熱導儀TCS(Thermal Conductivity Scanning)。該款儀器熱導率測試范圍為0.2～25.0W/(m·K)，測試分辨率為0.001W/(m·K)，測量精度為±3%。這一類型儀器已成功應用于國內外巖石熱導率測試和研究工作當中，如俄羅斯科拉半島的超深鉆(Popovetal., 1999)及中國蘇魯-大別變質帶的大陸超深鉆孔(Heetal., 2008)、新疆塔里木盆地(Liuetal., 2011)、青海共和盆地(Zhangetal., 2018)等。本文巖芯測試樣品形狀均為圓柱形，直徑為6～9cm，厚度為3～6cm。為了使每個巖芯樣品表面粗糙度在1mm以內，對每個樣品均進行了拋光處理。此外，為了減小巖樣表面不同光反射系數的影響，在拋光面均勻涂抹厚約25～40μm的水溶性黑色油漆，晾干后，所有巖芯樣品均在室溫常壓條件下進行三次熱導率測試，然后取三次測量結果的平均值作為熱導率測試值。

表1研究區熱導率測試巖芯取樣井位

Table 1 The core sampling boreholes of this study

研究區鉆孔名稱北緯東經取樣數(個)烏里雅斯太凹陷中康246° 27'31.3″118° 02'17.2″2中康1046° 24'44.0″117° 52'10.7″2中康2446° 21'18.4″117° 46'1.2″2中康17-1046° 25'15.6″117° 50'16.2″18中康2546° 20'27.7″117° 46'53.6″5中康2846° 24'55.6″117° 48'43.4″9中康1846° 25'17.9″117° 49'14.4″17白音查干凹陷查3042°04'14.6″108° 09'45.3″6錫4142° 06'45.9″108° 05'35.7″3錫242° 02'12.6″107° 46'47.0″5翁142° 05'58.9″108° 08'48.8″10達642° 05'51.5″108° 03'57.7″8烏142° 11'23.2″108° 30'14.6″11

2.2 測試結果

實驗室測試結果(見電子版附表1)統計分析(圖2)表明，白音查干凹陷泥巖熱導率范圍為1.10～2.70W/(m·K)，平均值為1.86±0.45W/(m·K)；砂巖熱導率范圍為0.89～3.14W/(m·K)，平均值為1.81±0.54W/(m·K)；片巖熱導率范圍為3.11～4.91W/(m·K)，平均值為4.07±0.78W/(m·K)；玄武巖熱導率范圍1.23～1.40W/(m·K)，平均值為1.29±0.09W/(m·K)。烏里雅斯太凹陷泥巖熱導率范圍為1.69～3.15W/(m·K)，平均熱導率2.06±0.26W/(m·K)；砂巖熱導率范圍為1.23～3.24W/(m·K)，平均值為2.12±0.41W/(m·K)；礫巖的熱導率范圍為1.32～2.86W/(m·K)，平均值為2.31±0.42W/(m·K)。從熱導率數據來看，研究區內片巖平均熱導率最高，玄武巖最低。在沉積巖中，泥巖、砂巖和礫巖三種巖性熱導率比較接近，礫巖最高，砂巖變化范圍最大，這可能與砂巖的自身結構有關系。白音查干凹陷測試樣品主要分布于100～3500m之間，沉積巖熱導率隨深度增大有增加的趨勢；烏里雅斯太凹陷地區鉆孔測試樣品則主要分布于800～2600m，其沉積巖熱導率隨深度同樣有增大的趨勢(圖3)。白音查干凹陷巖石熱導率主要分布在1.00～2.50W/(m·K)，烏里雅斯太凹陷則主要分布在1.50～2.50W/(m·K)，將兩個地區巖石熱導率進行疊加，其熱導率數據主要介于1.50～2.50W/(m·K)之間(圖2)。

圖2 實測熱導率數據統計直方圖 (a)白音查干凹陷；(b)烏里雅斯太凹陷；(c)兩個地區疊加數據Fig.2 Histograms of the measured thermal conductivities (a) Baiyinchagan Sag; (b) Uliastai Sag; (c) Baiyinchagn Sag and Uliastai Sag combined

圖3 白音查干凹陷(a)和烏里雅斯太凹陷(b)實測熱導率與深度的關系Fig.3 Measured thermal conductivity versus depth from Baiyinchagan Sag (a) and Uliastai Sag (b)

3 熱導率校正

本文熱導率數據均是在室溫常壓下對巖石干樣進行測試得到，但是巖石在地下原位的溫度和壓力狀況明顯有別于實驗室的條件，而且在原位高壓下巖石孔隙處于飽水狀態。因此，需要對干樣熱導率進行飽水、溫度和壓力校正。我們分別對白音查干凹陷的3口油井和烏里雅斯太凹陷的4口油井進行了測溫工作(Xuetal., 2019; Zhangetal., 2020)，獲得了這兩個凹陷地溫隨深度變化的實際數據，為這兩個地區的實測巖石熱導率進行溫度和壓力校正提供了基礎數據支撐。

3.1 校正方法

3.1.1 飽水校正

Hashin-Shtrikman模型中定義兩相介質的各向同性均勻巖石的有效熱導率λeff有如下形式的上下限：

(1)

式中λf為介質孔隙中流體的熱導率(W/(m·K))；λm為基質熱導率(W/(m·K))；φ為孔隙度(%)，取樣品實測值或者補償中子測井值計算得到的孔隙度值。對式(1)進行一定的化簡后可以得到：

(2)

在室溫常壓測試下，由于干樣巖芯孔隙中飽含空氣，空氣熱導率λf為0.026W/(m·K)，可視為隔熱相忽略不計，那么巖石基質熱導率與干樣熱導率具有以下關系：

(3)

將式(3)化簡得到基質熱導率表達式：

(4)

將式(2)、(3)、(4)進行替代并化簡，可得：

(5)

(6)

式中，λdry為干巖樣實測熱導率值(W/(m·K))；當計算巖石飽水情況下的有效熱導率數值時，λf取值為0.607W/(m·K)。

3.1.2 溫壓校正

多孔巖石熱導率不僅受孔隙中所充填的流體影響，也隨所在地層溫度和壓力的不同而變化。Abdulagatovaetal. (2010)對油田中孔隙度為13%的飽和砂巖進行了溫度和壓強實驗，發現巖石的熱導率隨溫度增加而減小，而隨著壓強的增加而增大，并推導出了砂巖巖石熱導率與溫度T和壓強P的經驗公式：

(7)

式中，λsf(T)為當溫度為T時高壓下狀態下熱導率與常壓狀態下熱導率的差值(W/(m·K))；P0為常數，取值32MPa(Abdulagatovaetal., 2009)；λ0, T為常壓下，溫度為T時的熱導率(W/(m·K))；P為壓強(Pa)。

(8)

其中，ρ為地層密度(kg/m3)；g為重力加速度(m/s2)；h為巖石樣品原位深度(m)。

在鉆孔溫度為15～250℃之間，壓力小于100MPa時，壓力每增加10MPa，巖石的熱導率增加1.3%～2.0%，在本研究中取值1.5%；溫度每升高100K，熱導率較常溫下降4.8%～6%，取平均值5.4%，那么λsf(T)和λT可簡化為：

圖4 白音查干凹陷(a)和烏里雅斯太凹陷(b)飽水校正值與干樣熱導率對比Fig.4 Comparison of water saturation corrected and the measured thermal conductivities from Baiyinchagan Sag (a) and Uliastai Sag (b)

(9)

(10)

式中，λm為室溫常壓下的熱導率實測值(W/(m·K))；T0為常溫(K)。

為了估算巖芯樣品的原位溫度，本文采用7口油井的實際測溫數據(Xuetal., 2019; Zhangetal., 2020)，利用線性回歸分析方法分別計算得到白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷的地溫梯度，其中白音查干凹陷為37.1℃/km，烏里雅斯太凹陷為39.4℃/km。在公式(8)中我們取地層平均密度為2.5×103kg/m3，常溫取值288K，結合公式(8)、(9)和(10)，把溫度壓強校正公式(7)化簡為式(11)，校正后的熱導率λc為：

(11)

其中巖石原位深度h根據實際情況取值，(T-288)為巖芯樣品原位溫度相較于常溫288K的差值。

3.2 校正結果

根據補償中子測井值計算得到白音查干凹陷巖石孔隙度在2%～20%之間，對于烏里雅斯太凹陷，中原油田地質資料顯示，烏里雅斯太凹陷北洼槽阿爾善組平均孔隙度為11.7%，騰格爾組平均孔隙度為14.4%，考慮到泥巖結構相對致密，研究區的泥巖孔隙度均取值2.0%，烏里雅斯太凹陷阿爾善組和騰格爾組的砂巖和礫巖孔隙度取值分別為11.7%和14.4%。

圖4和表2表明，經飽水校正后的巖石熱導率均高于干樣實測熱導率，但是變化不是很大。烏里雅斯太凹陷泥巖熱導率校正后比校正前增大不到1.5%，而礫巖和砂巖熱導率的數值校正前后變化在10%以內。白音查干凹陷泥巖熱導率校正幅度平均在2.5%左右， 砂巖則在15%以內。泥巖熱

表2巖石樣品熱導率飽水校正結果

Table 2 Summary of thermal conductivities after water saturation correction

研究區巖性熱導率范圍(W/(m·K))實測值校正值孔隙度(%)校正量(%)范圍平均值白音查干凹陷泥巖1.10～2.701.16～2.7421.3～5.32.4砂巖0.89～3.141.12～3.266～203.9～25.812.2烏里雅斯太凹陷泥巖1.69～3.151.71～3.1720～1.41.1砂巖1.23～3.241.38～3.4011.7、14.44.4～11.97.4礫巖1.32～2.861.47～3.0211.7、14.45.5～11.37

圖5 白音查干凹陷(a)和烏里雅斯太凹陷(b)巖石樣品熱導率溫度和壓力綜合校正結果Fig.5 Measured versus corrected thermal conductivities of the core samples from Baiyinchagan Sag (a) and Uliastai Sag (b)

導率校正前后變化不大(<5%)，這是由于泥巖結構致密且孔隙度較小(均值為2%)的緣故。

本文中巖石熱導率的溫度和壓力校正是假設巖石已處于飽水情況下進行的。白音查干凹陷泥巖和砂巖熱導率溫度和壓力校正值相對于干樣實測值平均增大4.5%和14.8%(圖5、表3)。烏里雅斯太凹陷泥巖綜合校正后熱導率平均增加4.3%，對于砂巖和礫巖而言，綜合校正后平均分別增加10.7%和10.2%(圖5、表3)。熱導率溫度和壓力校正值相對于飽水校正值校正前后變化不大，其中白音查干凹陷泥巖和砂巖平均增加2%，烏里雅斯太凹陷泥巖、砂巖和礫巖平均增加3%。校正幅度較小(<5%)是因為溫度校正和壓力校正在一定程度上相互抵消，且巖芯埋藏深度較淺，地層壓力較小，溫度較低，故而校正幅度較小。

經過飽水、溫度和壓力校正后，兩個地區校正后的巖石熱導率相較于實驗室條件下實測熱導率均有所增加。白音查干凹陷的干樣實測熱導率范圍為0.89～4.91W/(m·K)，平均值為2.06±0.86W/(m·K)，校正后熱導率范圍為1.12～4.93W/(m·K)，平均值為2.18±0.85W/(m·K)，烏里雅斯太凹陷實測熱導率范圍為1.23～3.24W/(m·K)，平均值為2.12±0.37W/(m·K)，校正后熱導率范圍為1.42～3.51W/(m·K)，平均值為2.29±0.39W/(m·K)。其中，砂巖和礫巖校正前后變化值較大，各巖性熱導率校正情況見表3。白音查干凹陷校正后熱導率主要分布在1.00～2.50W/(m·K)之間，烏里雅斯太凹陷則主要分布在1.50～2.50W/(m·K)之間，將兩個地區熱導率數據疊加，校正后的巖石熱導率主要分布在1.50～2.50W/(m·K)之間(圖6)。此外，校正后巖石熱導率和實測熱導率整體上均呈現隨深度增大的趨勢(圖7)。

表3巖石樣品熱導率溫度和壓力校正結果

Table 3 Summary of core sample thermal conductivity corrections for the combined temperature-pressure effects

研究區巖性熱導率范圍(W/(m·K))平均校正量(%)干樣實測值飽水校正值溫壓校正值溫壓校正綜合校正白音查干凹陷泥巖1.10～2.701.16～2.741.15～2.8124.5砂巖0.89～3.141.12～3.261.12～3.27214.8烏里雅斯太凹陷泥巖1.69～3.151.71～3.171.77～3.2734.3砂巖1.23～3.241.38～3.401.42～3.51310.7礫巖1.32～2.861.47～3.021.51～3.11310.2

4 地層熱導率

以地層為單位進行統計，利用校正后的熱導率數據計算各組地層各巖性熱導率的算術平均值，加之統計得到的不同地層巖性厚度比，利用加權平均公式可以計算不同地層的熱導率λ，計算公式如下：

λ=λ1P1+λ2P2+…+λnPn

(12)

式中λ1、λ2、λn為各巖性的平均熱導率(W/(m·K))；P1、P2、…、Pn為各巖性在地層中的厚度比(%)。

白音查干凹陷主要巖性是砂巖和泥巖，還存在少量礫巖、變質巖和火成巖，由于后三種巖性占比小(小于1%)，在計算地層熱導率時可忽略不計。本文中選取泥巖和砂巖樣品，共計36塊，建立白音查干凹陷地區的地層熱導率(表4)。其中賽罕塔拉組、都紅木組、騰格爾組和阿爾善組地層熱導率分別為1.24W/(m·K)、2.22W/(m·K)、2.06W/(m·K)和2.10W/(m·K)，整個白堊系地層熱導率為2.00W/(m·K)。同樣利用干樣實測值計算了各個地層的熱導率，其結果顯示白堊系地層熱導率為1.84W/(m·K)，利用校正后的巖石熱導率計算得到的白堊系地層熱導率相較于利用實測巖石熱導率計算得到的白堊系地層熱導率高8.7%。

同樣利用校正后的巖石熱導率，建立了烏里雅斯太凹陷的地層熱導率(表5)。烏里雅斯太凹陷各個地層熱導率均大于2.00W/(m·K)，白堊系地層熱導率為2.17W/(m·K)，而侏羅-二疊系的地層熱導率為2.84W/(m·K)，這可能與該地層埋藏較深，巖石結構相對致密有關。此外，利用干樣實測值計算了該地區的地層熱導率，其結果相較于利用校正后的熱導率計算得到的白堊系地層熱導率低6.8%。利用校正后的地層熱導率值、地溫梯度、地層生熱率等熱物性參數(Xuetal., 2019; Zhangetal., 2020)計算得到白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷平均大地熱流值為74.2mW/m2和85.5mW/m2，明顯大于中國大陸地區平均熱流值61.5mW/m2(姜光政等, 2016)。

圖6 熱導率校正值統計直方圖 (a)白音查干凹陷；(b)烏里雅斯太凹陷；(c)白音查干和烏里雅斯太凹陷熱導率數據疊加Fig.6 Histograms of the corrected thermal conductivity values (a) Baiyinchagan Sag; (b) Uliastai Sag; (c) Baiyinchagan Sag and Uliastai Sag combined

表4白音查干凹陷地層巖石熱導率

Table 4 Thermal conductivities of rock formations in the Baiyinchagan Sag

地層巖性樣品數熱導率范圍(W/(m·K))平均熱導率(W/(m·K))地層厚度占比(%)加權平均值(W/(m·K))地層熱導率(W/(m·K))白堊系賽罕塔拉都紅木騰格爾阿爾善泥巖21.15～1.291.22±0.1067.2砂巖41.12～1.751.29±0.3132.8泥巖51.51～2.201.85±0.2753.3砂巖22.04～3.272.65±0.8746.7泥巖41.45～2.791.98±0.5862.8砂巖111.80～2.592.19±0.2037.2泥巖61.94～2.812.21±0.3145.2砂巖21.52～2.451.99±0.6654.81.242.222.062.102.00

表5烏里雅斯太凹陷地層巖石熱導率

Table 5 Thermal conductivities of rock formations in the Uliastai Sag

地層巖性樣品數熱導率范圍(W/(m·K))平均熱導率(W/(m·K))巖性含量(%)加權熱導率(W/(m·K))地層熱導率(W/(m·K))白堊系騰一上騰一中騰一下阿爾善礫巖41.51～3.112.53±0.701.1泥巖111.94～2.332.13±0.1373.3砂巖111.42～2.562.11±0.6525.6礫巖62.26～2.852.61±0.223.0泥巖151.81～2.292.09±0.1666.4砂巖161.56～3.152.41±0.4130.6礫巖12.132.131.0泥巖22.03～2.262.14±0.1664.0砂巖82.08～3.092.33±0.3235.0泥巖31.77～2.061.94±0.1557.2砂巖62.13～3.262.47±0.4242.82.132.202.212.242.17侏羅系、二疊系泥巖32.31～3.272.72±0.5057.1砂巖22.52～3.513.01±0.7042.92.842.84

表6研究區及周邊盆地白堊系巖石熱導率

Table 6 Thermal conductivities of the Cretaceous rocks in the study area and surrounding basins

地區巖性樣品數熱導率范圍(W/(m·K))均值±標準差(W/(m·K))數據來源白音查干凹陷烏里雅斯太凹陷查干凹陷塔里木盆地準噶爾盆地泥巖151.10～2.701.86±0.45砂巖200.89～3.141.81±0.54泥巖311.69～3.152.06±0.26砂巖311.23～3.242.12±0.41礫巖111.32～2.862.31±0.42泥巖351.46～2.562.07±0.28砂巖261.14～2.922.13±0.41礫巖191.75～3.452.53±0.52泥巖181.519～2.4241.908±0.264砂巖450.523～2.9581.565±0.662礫巖111.336～3.9292.521±0.748泥巖131.665～2.4071.996±0.234砂巖111.302～2.1691.700±0.283實測實測+收集左銀輝等, 2013馮昌格等, 2009饒松等, 2013

5 討論

5.1 研究區與周邊地區熱導率差異

在二連盆地白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷采集測量的各類巖石樣品中均是砂巖熱導率變化范圍最大，其中白音查干凹陷砂巖熱導率范圍為0.89～3.14W/(m·K)，烏里雅斯太凹陷為1.24～3.24W/(m·K)，與典型砂巖熱導率范圍(2.60～4.80W/(m·K))(Norden and F?rster, 2006; Liuetal., 2011)有所差別。兩個研究區砂巖具有變化范圍較廣的熱導率值，在其他盆地研究中也有所體現。馮昌格等(2009)對塔里木盆地940多塊實測巖芯熱導率進行了整理，其結果顯示塔里木盆地從寒武紀地層到新近紀地層的巖石熱導率中，砂巖的變化范圍最大(表6)。對比白音查干凹陷都紅木組和烏里雅斯太凹陷騰格爾組二段，白音查干凹陷騰格爾組和烏里雅斯太凹陷騰格爾中段，可以發現其砂、泥巖熱導率數值范圍相差不大，這是由于兩個地區在同一地質時期沉積環境類似。白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷地區砂、泥巖間的巖石熱導率平均值相差不大，因此不能簡單地以巖石的熱物性數據來區別巖石類型(李香蘭等, 2015)，必須在研究區內采集相當數量的有代表性的巖石進行實測。

表7我國西北部幾個主要沉積盆地實測巖石熱導率

Table 7 The measured thermal conductivities of several major sedimentary basins in Northwest China

盆地地層 柴達木盆地準噶爾盆地塔里木盆地海拉爾盆地銀額盆地二連盆地白堊系侏羅系2.111.461.671.46～1.702.17～2.352.00～2.172.191.79——2.84數據來源邱楠生, 2002崔軍平等, 2007左銀輝等, 2013本文工作

圖7 白音查干凹陷(a)和烏里雅斯太凹陷(b)熱導率校正值與深度的關系Fig.7 Corrected thermal conductivities versus depths from Baiyinchagan Sag (a) and Uliastai Sag (b)

圖8 白音查干凹陷砂巖熱導率與孔隙度關系Fig.8 The relationship between the thermal conductivity of sandstone and porosity in the Baiyinchagan Sag

本文基于百余塊巖芯樣品的實測結果得到白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷白堊系地層熱導率分別為2.00W/(m·K)和2.17W/(m·K)，明顯大于肖偉等(2004)報道的二連盆地熱導率值1.80W/(m·K)，但與位于二連盆地西側的銀額盆地查干凹陷地層熱導率范圍2.16～2.35W/(m·K)(左銀輝等, 2013)較為接近，此外，也與柴達木盆地白堊系地層熱導率2.11W/(m·K)(邱楠生, 2002)非常接近。但二連盆地白堊系熱導率高于海拉爾盆地、準噶爾盆地和塔里木盆地白堊系地層熱導率(表7)，可能是由于研究區和這幾個盆地經歷了不同的沉積成巖作用以及物理—地球化學演化過程。

5.2 熱導率影響因素

巖石熱導率大小受巖石組成礦物成分、孔隙度、含水飽和度、溫度、壓力等因素影響(Abdulagatovaetal., 2009; Alishaevetal., 2012)，但最主要的影響因素是礦物成分、孔隙度和含水飽和度(Clauser and Huenges, 1995; Alishaevetal., 2012; Nagaraju and Roy, 2014; Chenetal., 2017)。本文實測數據表明，研究區內砂巖熱導率變化范圍較大，這應該是因為研究區砂巖孔隙度變化范圍大且砂巖礦物組成不一樣的緣故。白音查干凹陷砂巖孔隙度變化范圍為5%～20%。烏里雅斯太凹陷因為物源區母巖性質的變化，巖石類型以長石巖屑砂巖、巖屑長石砂巖、砂礫巖為主，少量長石砂巖，巖屑砂巖則更少，南、北次洼也有所差別，北次洼石英、長石含量比南次洼高，南次洼無長石砂巖類，北次洼缺少巖屑砂巖類(趙澄林等, 1996)。在上述巖石組成礦物中石英熱導率為7.8W/(m·K)，長石為2.3W/(m·K)(Horai, 1971)。在孔隙度較小的巖石中，巖石熱導率的大小與石英含量存在正相關關系(Vosteen and Schellschmidt, 2003)。針對各個巖性礦物組成對巖石熱導率的影響，Jorandetal. (2015)進行過具體分析。

在地質體原位情況下，大多數的巖石都具有孔隙，孔隙中充填有液體或氣體，這實際上是一種多相介質系統。干燥和飽水巖石為二相介質，含水而非飽和的巖石為三相介質。因充填于巖石孔隙中的空氣(0.026W/(m·K))和水(0.607W/(m·K))的熱導率值比巖石的固體成分低，故相同巖性巖石熱導率一般會隨著孔隙度的增大而降低。如圖8所示，白音查干凹陷砂巖熱導率整體上是隨著孔隙度的增加而降低，而圖中相同孔隙度的砂巖熱導率出現了不同的值，這應該與巖石的礦物組成有關。此外，空氣的熱導率比水低(水的熱導率約為空氣熱導率的23倍)，因而干燥巖樣熱導率值小于飽水巖樣熱導率值。當巖樣孔隙度較大，含水而非飽和時，其熱導率則隨著含水率的增加而增加(Nagaraju and Roy, 2014)。目前，比較常用的飽水校正方法是幾何均值模型(Geometric mean)，但是近來研究發現當巖石孔隙度大于6%時，該方法校正后的熱導率數值明顯偏大(Nagaraju and Roy, 2014; Guoetal., 2017)，故本文選取有效熱導率理論對研究區的實測熱導率進行飽水校正。

此外，巖石熱導率會隨著地層壓力增大而增加，這與巖石壓實和和膠結作用有關。隨著巖石埋藏深度加大，地層年代的增加，在上覆地層壓力的作用下，碎屑顆粒緊密堆積，沉積物體積變小，密度變大，同時隨著膠結作用的進行，孔隙度隨著深度增加而逐漸減小(劉偉等, 2002)。但是隨著壓力的進一步增加，巖石中的裂縫和孔隙會逐漸閉合，以致熱導率趨于一個恒定值(Walsh and Decker, 1966; G?rgülüetal., 2008)。對于溫度而言，溫度升高會使礦物顆粒間產生熱阻抗，導致熱傳導率降低。溫度較低時，傳導效應大于輻射效應；但隨溫度升高，輻射效應會逐漸增大，甚至超過傳導效應，但是增大至一定程度后就不再增加(Clauser and Huenges, 1995)。一般規律是隨著溫度的升高，巖石熱導率會降低(Jhaetal., 2016)。本文中，巖芯樣品所在深度范圍為117.8～3159.5m之間，對應的壓強和溫度范圍分別為2.89～77.41MPa和13.5～118.6℃，其泥巖熱導率溫度壓力綜合校正幅度在2%～3.1%之間，砂巖和礫巖校正幅度在1.7%～3.0%之間。校正后巖石熱導率增加較小，原因在于在采集的巖芯樣品采樣深度范圍內，巖石熱導率隨壓力增大有所增加而隨溫度升高略有降低，溫度效應部分抵消了壓力的影響。

6 結論

基于二連盆地白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷巖芯樣品的巖石熱導率測量與統計分析，得到以下主要結論：

(1)二連盆地129塊鉆孔巖芯樣品實驗室條件下實測熱導率值范圍0.89～4.91W/(m·K)，樣品熱導率隨深度增加有所增加，整體呈現正態分布的特點，主要分布在1.50～2.50W/(m·K)之間，平均值為2.06±0.86W/(m·K)；

(2)本文測試的樣品包括泥巖、砂巖、礫巖、頁巖和玄武巖等五類巖石，孔隙度在2%～20%之間，對于孔隙度較小的泥巖，飽水對巖石熱導率的影響較小，可以忽略，但對于孔隙度較大的砂、礫巖，熱導率飽水校正量可高達20%；

(3)本文采集樣品深度在117.8～3159.5m范圍內，對應的溫度和壓力范圍分別為13.5～118.6℃和2.89～77.41MPa，溫度和壓力對巖石熱導率的影響在一定程度上相互抵消，因而綜合影響不明顯(<5%)；

(4)經過對實驗室條件下干樣測試結果進行了原位條件下的飽水和溫度壓力綜合校正，研究區不同巖性的巖石樣品平均熱導率值分別為泥巖2.08±0.36W/(m·K)、砂巖2.28±0.50W/(m·K)、礫巖2.53±0.44W/(m·K)、頁巖4.16±0.76W/(m·K)、玄武巖1.33±0.09W/(m·K)；

(5)根據地層厚度加權平均得到的白音查干凹陷和烏里雅斯太凹陷白堊系地層熱導率分別為2.00W/(m·K)和2.17W/(m·K)，與銀額盆地和柴達木盆地的地層熱導率相近，比海拉爾盆地、準噶爾盆地和塔里木盆地的地層熱導率高。結合鉆孔測溫數據，計算得到二連盆地大地熱流值介于74～85mW/m2，明顯高于此前文獻估算的43～66mW/m2和中國大陸地區平均熱流值61.5mW/m2。

致謝感謝翟明國院士和匿名審稿人對本文初稿的關注和修改意見。西安交通大學地熱與環境研究實驗室劉植和李毅在本文寫作過程中提出了建設性意見，在此表示感謝！