程立群，徐一鳴，杜立新，郝文輝，聶晨光，謝吾

（河北省地礦局第八地質(zhì)大隊，河北 秦皇島 066000）

0 引言

地熱資源作為一種潔凈的綠色能源，在當今人們普遍關(guān)注全球氣候變化和環(huán)境污染的形式下，是利用前景廣闊的寶貴資源，較傳統(tǒng)能源有獨特的優(yōu)勢。冀東地區(qū)地熱資源豐富，按地貌、地質(zhì)構(gòu)造和出露條件，可以劃分為山區(qū)構(gòu)造帶地下熱水區(qū)和平原斷陷帶地下熱水區(qū)2 個大區(qū)。以往研究多集中在平原區(qū)，而對山區(qū)地熱研究較少，且主要針對地熱流體水文地球化學特征、地溫場分布特征、開發(fā)利用等方面（王衛(wèi)星等，2013，2014）。

冀東燕山中段地處河北省秦皇島市西北部，為丘陵、中低山地貌，研究區(qū)范圍為東經(jīng)118°33′～119°07′，北緯40°06′～40°36′。以往區(qū)內(nèi)地質(zhì)工作以找礦為主，零星開展了一些地熱地質(zhì)調(diào)查工作，且主要集中在溫泉村地熱異常區(qū)內(nèi)。近期，在研究區(qū)內(nèi)開展地熱地質(zhì)資源調(diào)查評價工作時，在已有溫泉村異常區(qū)的基礎上，又在婁杖子一帶發(fā)現(xiàn)了一個新的地熱異常區(qū)及若干個地熱異常遠景區(qū)。

該文從地質(zhì)角度介紹了冀東燕山中段地熱地質(zhì)概況，對比了研究區(qū)內(nèi)的地下冷、熱水的化學類型與元素組成，分析了地熱流體特征，估算了熱水循環(huán)深度和溫度，總結(jié)了地熱異常形成的條件，提出了研究區(qū)地熱水的形成機制，初步評價了地熱資源量，希望能為今后在山區(qū)開展地熱資源勘查起到一定借鑒作用。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

研究區(qū)位于河北省秦皇島市青龍滿族自治縣西南肖營子鎮(zhèn)—八道河鎮(zhèn)一帶。大地構(gòu)造位置處于中朝準地臺—燕山臺褶帶—馬蘭峪復式背斜核部東段。南北為山海關(guān)隆起和內(nèi)蒙地軸夾持，其東為郯廬斷裂系。在垂向上，研究區(qū)地殼具有傳統(tǒng)槽臺學說中典型的“地臺二元結(jié)構(gòu)”，即由太古宙和古元古代變質(zhì)基底和中、新元古界及上覆地層組成的沉積蓋層2 個主要部分組成。區(qū)內(nèi)構(gòu)造格局十分復雜，褶皺和斷裂相當發(fā)育。從太古宙至中生代構(gòu)造運動強烈，尤其印支、燕山期發(fā)生多期強烈的構(gòu)造，形成了區(qū)域上印支期EW 向和燕山期NE、NNE 向的基本構(gòu)造格局。受區(qū)域構(gòu)造的控制，區(qū)域巖漿活動劇烈、多期，既有噴出又有侵入活動。其中以燕山期巖漿侵入為主，沿馬蘭峪復背斜核部形成了麻地、茅山、高家店、峪耳崖、牛心山、都山、肖營子等一系列巖體。巖石類型主要為花崗巖、閃長巖、二長巖等。

2 工作方法與樣品采集

研究區(qū)地處山區(qū)，區(qū)內(nèi)冷、熱水井均為基巖井，地熱井集中分布在溫泉村和婁杖子2 個地熱異常區(qū)內(nèi)。本次研究對冀東燕山中段一帶所有21 眼地熱井及深度大于100 m 的51 眼冷水井采用熱電阻法（余恒昌等，1991）集中進行了連續(xù)地溫測量，測點間距5 m，并根據(jù)測量結(jié)果繪制了100 m 埋深地溫等值線圖（圖1）；物探工作采用可控源音頻大地電磁測深測量（CSAMT 法），共測剖面2 條，AB 距2000 m，Ⅰ、Ⅱ剖面收發(fā)距分別為11000 m 和9000 m，由河北省地礦局秦皇島資源環(huán)境勘察院完成，并根據(jù)其解譯成果，結(jié)合井溫測量數(shù)據(jù)繪制成地溫地質(zhì)剖面圖（圖2）。

本次研究，還對冀東燕山中段一帶的婁杖子地熱異常區(qū)內(nèi)的RL01、RL08 地熱井、溫泉村地熱異常區(qū)內(nèi)的RW02、RW03 地熱井以及J01、J04、J05 民用冷水井按相關(guān)規(guī)范要求系統(tǒng)采集的水樣進行了化學分析。地熱流體全分析及同位素分析在國土資源部地下水礦泉水及環(huán)境監(jiān)測中心進行，分別采用等離子體發(fā)射光譜儀（iCAP6300）和同位素分析儀（L2130i）進行測試；冷水井水質(zhì)分析在河北海洋環(huán)境實驗室進行，檢測儀器主要為Aquion 離子色譜儀（儀器設備編號JS025）及TU-1901 雙光束紫外可見分光光度計（儀器設備編號JS045）。

3 研究區(qū)地質(zhì)特征

3.1 地層及巖性

研究區(qū)內(nèi)出露地層主要為：太古宙變質(zhì)深成巖、中元古界及新生界第四系全新統(tǒng)（圖1）。

中元古界大面積出露于研究區(qū)南部、中部，巖性主要為紫灰色、灰褐色中厚層含錳泥質(zhì)白云巖與薄層紫灰色、灰褐色薄層含錳白云質(zhì)泥巖及少量灰白色、灰色中厚層石英砂巖。

太古宙變質(zhì)深成巖主要分布于研究區(qū)北部，巖性為角閃斜長片麻巖。深灰色，粒狀變晶結(jié)構(gòu)，礦物粒徑為0.05～1 mm，片麻狀、條帶狀構(gòu)造。主要礦物為斜長石、石英、角閃石、黑云母等。受構(gòu)造及巖漿活動影響，地層產(chǎn)狀較亂。

新生界第四系全新統(tǒng)主要分布于研究區(qū)中部沙河支流河床、河谷以及區(qū)內(nèi)的山間谷地中。巖性主要為沖積卵石、砂礫石、粗砂、細砂以及鐵選廠尾礦砂等人工堆積物，厚度1～4 m。

3.2 構(gòu)造

研究區(qū)內(nèi)構(gòu)造極其發(fā)育，位于由近EW 向青龍—大屯斷裂系統(tǒng)、NNE 向青龍河斷裂和NW 冷口斷裂組成的三角形區(qū)域內(nèi)。這3 組斷裂均具有規(guī)模大、切割深、多期活動性的特點。

青龍—大屯斷裂系統(tǒng)西起河北省遷西縣喜峰口，向東經(jīng)青龍縣王廠、八道河、青龍縣城北部、至馬圈子一帶，全長約130 km。為密云—喜峰口斷裂帶的東延部分，呈近EW 向由研究區(qū)北部橫貫而出。該斷裂系統(tǒng)是一個重要的中生代時期的右行走滑斷裂系統(tǒng)（張新虎和宋鴻林，1997），切割深度較大，影響范圍較廣，斷裂附近還發(fā)育有大量NE 向次級斷裂。

青龍河斷裂總體走向NE25°，傾向NW，傾角60°～70°，該斷裂北起柞欄杖子，向南沿青龍河一直延伸到灤縣一帶。該斷裂規(guī)模較大，切割深度較深，為基底型斷裂構(gòu)造。該斷裂為馬蘭峪復背斜和山海關(guān)臺拱的劃分界線，具有多期、繼承性活動特點，形成于太古宙，至今仍在活動。

冷口斷裂呈NW 向在研究區(qū)南部穿過，該斷裂總延伸逾100 km。形成歷史較早，控制了中元古代地層分布和中、新生代盆地。斷裂力學性質(zhì)屬壓扭-張扭性，是1 條具有多期、多種力學性質(zhì)活動的斷裂帶。據(jù)現(xiàn)今地球物理資料，冀東地區(qū)的地震帶方向為NW 向，冷口斷裂由于其走向也為NW 向，因而成為現(xiàn)今地震活動的1 條頻發(fā)地段（陳云峰等，2005）。該斷裂自新生代以來仍以0.1～0.25mm/a 的垂直形變速率和0.25mm/a 的水平運動速率持續(xù)活動著（李四光，1976）。

圖1 冀東燕山中段地熱地質(zhì)簡圖

除了上述3 組規(guī)模較大斷裂構(gòu)造外，研究區(qū)內(nèi)還發(fā)育有較多NE、NNE、NW 向小斷層以及沿肖營子巖體與圍巖接觸帶發(fā)育的滑脫斷層。這些斷層一般切割不深（小于1 km），但密度較大，為大氣降水下滲、地熱流體的運移提供了良好通道和儲存空間。

3.3 巖漿巖

由于太平洋板塊的俯沖作用，使得華北克拉通東部的巖石圈結(jié)構(gòu)在中生代受到了破壞，造成了中國東部巖石圈減薄上地幔物質(zhì)底侵，下地殼物質(zhì)熔融（Zhang et al.，2014），從而形成了一系列發(fā)育于馬蘭峪復背斜核部的侵入巖體，肖營子巖體就是其中之一。

該巖體位于青龍—大屯斷裂、青龍河斷裂及冷口斷裂所圍限的三角區(qū)內(nèi)，巖體侵入于太古宙變質(zhì)巖系和中元古界沉積地層中，地表出露面積約230 km2，是典型的復式巖體。該巖體巖性復雜，為多期次巖漿上侵形成。由中侏羅世謝杖子、楊杖子2 個獨立單元和早侏羅世肖營子巖漿演化序列組成。巖體主體巖石為肖營子序列，其又分為南大山、蛇盤兔、白家店、趙杖子4 個單元（圖1）；巖性分別為鉀長花崗巖、二長花崗巖、花崗閃長巖、石英二長閃長巖。

肖營子巖體各單元主量元素平均含量（表1）與國內(nèi)同類花崗巖相比，SiO2、K2O、Na2O 含量偏高、其他氧化物偏低。資料顯示（楊付領等，2015），其是鎂鐵質(zhì)的幔源巖漿和長英質(zhì)的殼源巖漿發(fā)生混合形成的?？傮w具有貧鋁、富堿，K、Pb 等大離子親石元素富集，Nb、Ta、P、Ti、Zr 等高場強元素虧損，Ba、Sr含量較高等特點，反映了該侵入體形成于擠壓造山-弧后伸展的構(gòu)造轉(zhuǎn)折環(huán)境。

表1 肖營子序列主量元素平均含量表 ωB/%

圖2 燕山中段地熱異常區(qū)地溫地質(zhì)剖面圖

4 地熱異常及地熱流體化學

4.1 地熱異常區(qū)地貌特征

研究區(qū)位于燕山中段，地貌屬中低山和丘陵區(qū)，地勢北高南低、四周高中間低，區(qū)域最高海拔為北面的都山1842 m。兩個地熱異常區(qū)均位于研究區(qū)中部溝谷處，為區(qū)域地下水的排泄區(qū)，其補給區(qū)為北部、西部的山區(qū)。

4.2 地熱異常分布

由圖1 可知，區(qū)內(nèi)大部分區(qū)域100 m 埋深地溫較正常，溫度為13～14℃，僅在肖營子巖體邊部及構(gòu)造交匯部位有較為明顯地溫異常顯示。其中溫泉村地熱異常區(qū)平面上呈橢圓狀，面積0.62 km2。區(qū)內(nèi)有地熱井9 眼，井深50～160 m，最高水溫29.1～54.9℃；婁杖子地熱異常區(qū)平面上呈橢圓形分布，面積0.46 km2，區(qū)內(nèi)有地熱井12 眼，井深88.93～450 m，最高水溫28.3～42.0℃。杖子地熱異常區(qū)異常分布范圍嚴格受FL01、FL02、FL03 共3 組斷裂構(gòu)造控制（圖2），深部和側(cè)向的中生代花崗巖形成天然隔水層，阻擋了熱流的外溢，斷層FL02、FL03 切割了深部的花崗巖，熱流沿斷層FL02 向上運移，并儲存于太古宙片麻巖裂隙中，形成該地段的地熱異?，F(xiàn)象。

4.3 地下熱水來源及形成年齡

利用本次研究采集的4 件地熱水樣測試的H、O 穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)繪制δD-δ18O 關(guān)系圖（圖3）。從圖3 中可以看出，熱水樣點大多落在大氣降水線附近（Craig，1961），反映了熱水來源于大氣降水，屬深循環(huán)型中低溫地下熱水。RW02 熱水點偏離大氣降水線，δ18O 值稍向右偏離，產(chǎn)生輕微“氧漂移”的原因可能是一方面受到了地表水或淺層地下冷水混合；另一方面是地下熱水在巖層深處循環(huán)時與含氧圍巖發(fā)生氧同位素交換反應，獲得巖石中的氧。

1969 年蘇聯(lián)學者 Cherdyntse 提出了利用226Ra、222Rn 含量來計算地下熱水年齡的公式（孫占學等，1992）：

圖3 燕山中段地下熱水δD-δ18O 關(guān)系圖

其中，t為地下熱水形成年齡，a；λRa為226Ra 的衰變常數(shù)，4.26×10-4/a；NRa為226Ra 的含量，Bq/L；NRn為222Rn 的含量，Bq/L。

利用該公式計算出冀東燕山中段一帶地下熱水形成時間為12.3～27.8a（表2）。水年齡變化較大可能受到了地表水或淺層地下冷水混合的影響。但總體來看，區(qū)內(nèi)熱水循環(huán)時間不長，只要合理開采，可實現(xiàn)熱水的可持續(xù)利用。

表2 冀東燕山中段地下熱水鐳-氡年齡

4.4 熱儲溫度及循環(huán)深度

根據(jù)冀東燕山中段一帶地熱形成的地質(zhì)條件和地熱水化學特征，結(jié)合各地熱溫標適用條件（汪集旸等，1993；王瑩等，2007），分別選擇鉀鎂、二氧化硅地球化學溫標對區(qū)內(nèi)2 個地熱異常區(qū)熱儲溫度進行了估算。鉀鎂熱儲溫度為90～96℃，二氧化硅熱儲溫度為102～111℃。綜合考慮最終確定，溫泉村地熱異常區(qū)熱儲溫度為110℃，溫泉村地熱異常區(qū)熱儲溫度為105℃。

大氣降水入滲經(jīng)深循環(huán)后上升至地表而形成的地熱資源，熱水溫度主要靠地熱增溫來獲得?？梢愿鶕?jù)下式大體估算地熱水的循環(huán)深度（周訓等，2017）：

其中，Z為熱水循環(huán)深度，m；TZ為熱儲溫度，℃；T0為常溫帶溫度，℃；G為地熱增溫級，取33m/℃；Z0為常溫帶深度，m。

根據(jù)研究區(qū)實測的機民井不同深度地溫數(shù)據(jù)，統(tǒng)計得出研究區(qū)常溫帶平均深度為20 m，常溫帶溫度為12.5℃。估算出婁杖子地熱異常區(qū)熱水循環(huán)深度為3052.5 m；溫泉村地熱異常區(qū)熱水循環(huán)深度為3217.5 m。

4.5 熱源分析

研究區(qū)所在的區(qū)域大地熱流值為30.1～74.1mW/m2（胡圣標等，2001），與華北地區(qū)平均大地熱流值（68.5 mW/m2）接近（段忠豐等，2013），不具備高熱異常，屬正常的大地熱流背景。巖石中所含的天然放射性元素雖然很多，但只有鈾、釷、鉀3個元素因具有足夠的豐度且其半衰期可與地球的年齡相比擬而被列為主要生熱元素。表3 為根據(jù)Rybach（1976）計算公式：

其中，A為巖石生熱率，μW/m3；ρ為巖石密度，g/cm3；CU為鈾的含量，10-6；CTh為釷的含量，10-6；CK為鉀的含量，%。

估算出的肖營子巖體各單元巖石生熱率。由表可知，肖營子巖體南大山、白家店2 個單元放射性生熱率大于華北地殼的平均放射性生熱率，但低于中國大陸平均放射性生熱率，說明肖營子巖體放射性生熱元素的衰變生熱并不能構(gòu)成特殊熱源。同時，肖營子巖體形成年齡為（170.5±2.0）Ma，巖體直接出露地表，淺部余熱已散失殆盡，對現(xiàn)今地溫場無影響。因此推斷，區(qū)內(nèi)熱源主要來自于地殼深部。

5 水文地球化學特征及其形成的地質(zhì)條件

5.1 地下水化學特征

由表4 可見，冀東燕山中段一帶地下冷水與地下熱水pH 值差別不大，均屬弱堿性水。地下冷水的陰離子主要為HCO3-、SO42-，陽離子主要為Ca2+、Mg2+，而地下熱水的陰離子主要為SO42-，陽離子主要為Na+。結(jié)合Pipper 水化學類型三線圖可知（圖4），研究區(qū)內(nèi)地下冷水與地下熱水水化學類型截然不同，地下熱水均為SO42--Na+型，地下冷水為HCO3-·SO42--Ca2+·Mg2+型。地下熱水的礦化度、SiO2、Cl-、F-明顯高于地下冷水，溫泉村地熱異常區(qū)地熱水礦化度甚至超過了1000 mg/L；地下熱水具有較高的Na+/Cl-值，這表明地下熱水在地下的循環(huán)時間、深度遠大于地下冷水，且在地下循環(huán)過程中經(jīng)歷了較強的水-巖作用（Yildiray and Umran，2008）。

5.2 地質(zhì)環(huán)境對水化學形成的影響

地下水在地下運移過程中會與圍巖發(fā)生水-巖作用，水中高含量的各種離子基本來自其對圍巖中各種礦物的溶解。因此地下水在地下的循環(huán)過程中經(jīng)過的地質(zhì)、溫度、壓力等環(huán)境，在很大程度上影響著地下水的化學特征。圖5 顯示的是研究區(qū)地下水樣品在Giggenbach（1988）提出的Na-K-Mg 圖解模型中的分布情況。由圖可知，區(qū)內(nèi)所有水樣均分布在完全平衡線以下，地下水冷水為未成熟水；地下熱水為部分成熟水。說明冀東燕山中段一帶地下熱水演化尚在進行中，部分達到水-巖作用平衡狀態(tài)，熱儲層尚未發(fā)育完整。

表3 肖營子巖體U、Th、K 含量及放射性生熱率

表4 冀東燕山中段地下水化學組成

圖4 冀東燕山中段Pipper 水化學類型三角圖（單位：%）

肖營子巖體內(nèi)及附近發(fā)育多處金屬硫化物礦床，礦石中往往伴生大量硫化物，而這些硫化物均來自于肖營子巖體。這些硫化物的氧化產(chǎn)物通過水巖反應最終以SO42-的形式進入到地熱水中，并逐漸富集起來，最終在地熱流體陰離子中占據(jù)了首要位置。大氣降水在早期下滲過程中溶解了碳酸巖、鹽巖等中的Ca2+、Mg2+，隨著水溫的增加，水巖反應的加劇，地熱水中的Ca2+與花崗巖中的大量Na+發(fā)生了離子交換作用，使地熱水中Na+大量富集，并降低水相中Ca2+含量，從而促使CaF2礦物的溶解，增加地熱水中F-含量，形成高氟地熱水。由表5 可知，區(qū)內(nèi)地熱流體中Ba、Sr、Zn、Mo 等微量元素含量較高，這些元素在肖營子巖體中同樣較富集?？梢?，肖營子巖體對區(qū)內(nèi)地熱水的水化學特征貢獻較大，關(guān)系密切。

圖5 冀東燕山中段水樣Na-K-Mg 三角圖解

表5 冀東燕山中段地熱流體微量元素組成

5.3 熱水形成模式

通過上述研究發(fā)現(xiàn)，冀東燕山中段一帶構(gòu)造發(fā)育，特別是區(qū)內(nèi)的冷口斷裂，不僅規(guī)模大、切割深，而且至今仍在活動。發(fā)現(xiàn)的地熱異常區(qū)均分布于肖營子花崗巖體內(nèi)部或邊部的構(gòu)造帶中。地熱水來源于大氣降水，循環(huán)深度較大，水巖反應較強，地熱水化學成分對圍巖具有明顯的繼承性。屬斷裂-深循環(huán)型中低溫地熱系統(tǒng)。

研究區(qū)北部、西部山區(qū)海拔相對較高，這些區(qū)域基巖裸露，斷裂構(gòu)造發(fā)育，為大氣降水向深部滲透提供了有利條件。首先，大氣降水在這些區(qū)域沿斷裂構(gòu)造向地下深部運移。在運移過程中不斷與圍巖發(fā)生水巖反應，當遇到由地殼深部傳導上來的熱后，地下水被不斷加熱，隨著水溫的增高，水巖反應逐漸增強，使部分元素富集。研究區(qū)內(nèi)的肖營子花崗巖體具有一定延深，其高熱導率有利于深部熱流向上傳導，再加上背斜核部具有一定的聚熱效應和區(qū)內(nèi)大面積出露的中元古界碳酸巖地層具有良好隔熱作用，使深部形成的熱水能夠很好地保留住。

最終，被加熱的地下水到達一定深部后轉(zhuǎn)為上升，并在壓力差和密度差的作用下，以對流的形式，沿斷裂構(gòu)造迅速上升，并以溫泉或地熱井的形式排泄到地表（圖6）。

圖6 燕山中段地熱成因模式圖

6 地熱資源潛力評價

6.1 地熱資源量

山區(qū)地熱資源主要計算地熱異常區(qū)的地熱水可開采量及其熱量（張德忠等，2013）。通過前期地熱地質(zhì)調(diào)查及抽水實驗等工作，獲得了區(qū)內(nèi)各地熱異常區(qū)的計算參數(shù)（表6），地熱井地下熱水可開采量和可采地下熱水熱資源量計算公式如下：

地熱井地下熱水可開采量（Qwkj）：

其中，Qwkj地熱異常區(qū)內(nèi)總地熱井地下熱水可開采量，m3/a；Qj地熱異常區(qū)內(nèi)單井地下熱水可開采量，m3/a；N，地熱異常區(qū)可布地熱井數(shù)。

可采地下熱水熱資源量（Qrk）：

其中，Qrk可采地下熱水熱資源量，J；Qwk地熱異常區(qū)可采地熱流體量，m3/a；ρW熱水的密度，kg/m3；CW熱水的比熱，J/kg·℃；tr熱儲的溫度，℃；tj恒溫層溫度或年平均氣溫，℃，取12.5℃。

表6 燕山中段地熱資源可開采量及熱資源量計算表

通過估算，各地熱異常區(qū)熱水可開采量及熱資源量見表6。燕山中段各地熱異常區(qū)地下熱水總可開采量為207.03×104m3/a，對地熱資源加以合理的開發(fā)利用，其產(chǎn)生的能量為21.59×1010kJ/a，相當于7367.59 t 標煤或5156.29 t 石油產(chǎn)生的能量。

6.2 開發(fā)利用前景

通過對比研究區(qū)內(nèi)地熱水質(zhì)全分析檢測結(jié)果與相關(guān)標準得知：研究區(qū)地下熱水均為溫水；全部地下熱水中氟、偏硅酸均達到命名礦水濃度標準，為氟水、硅水，適宜洗浴、療養(yǎng)；除溫泉村地熱異常區(qū)外所有地下熱水均為淡水；研究區(qū)地下熱水必須經(jīng)過處理，水質(zhì)達標后方可用于水產(chǎn)養(yǎng)殖業(yè)；所有地下熱水均不能作為飲用礦泉水水源、嚴禁生活飲用、不適宜用于農(nóng)田灌溉、不適合工業(yè)鍋爐用水。

7 結(jié)論

（1）冀東燕山中段一帶地熱異常的分布范圍嚴格受斷裂構(gòu)造的控制。地表地熱異常顯示面積較小，但垂向呈上小下大的喇叭狀，隨深度的增加異常面積也隨之增大。

（2）區(qū)內(nèi)地下冷水與地下熱水屬截然不同的水化學類型，其化學成分主要受肖營子巖體的影響；地熱水來源于西、北部近現(xiàn)代大氣降水，循環(huán)深度較大，水巖反應未達到完全平衡，熱儲層尚未發(fā)育完整。

（3）通過估算，研究區(qū)內(nèi)各地熱異常區(qū)地下熱水總可開采量為207.03×104m3/a，其產(chǎn)生的能量為21.59×1010kJ/a，相當于7367.59 t 標煤或5156.29 t石油產(chǎn)生的能量。

（4）活動性深大斷裂、背斜核部、高熱導率且具有一定延深的巖體或隱伏巖體、中元古界沉積巖隔熱層的分布、區(qū)域地下水排泄區(qū)，這些有利地質(zhì)因素共同締造了研究區(qū)的地熱異常。

（5）通過本次研究，估算冀東燕山中段一帶地熱水循環(huán)深度為3000～3200 m，熱儲溫度最高可達110℃。而目前，區(qū)內(nèi)已有地熱井深度最大為450 m，最高水溫為54.9℃。因此，建議今后施工地熱井時適當增加鉆井深度，可得到溫度更高的地熱資源。同時，對已知地熱異常附近及區(qū)內(nèi)100 m 埋深水溫大于15℃的地熱異常遠景區(qū)開展地熱地質(zhì)勘探工作，以期擴大資源儲量和探尋隱伏地熱資源。