牛 飛， 齊俊啟

(河北省煤田地質(zhì)局水文地質(zhì)隊，河北邯鄲 056200)

0 引言

地熱資源是具有巨大開發(fā)利用價值的可再生清潔能源，地熱資源的合理開發(fā)及利用需要建立在對地熱田成熱機理充分研究的基礎上[1-4]，其主要研究對象是熱儲，地熱儲(簡稱熱儲)，是指埋藏于地下且具有有效空隙和滲透性的地層、巖體或者構造帶，其中儲存的地熱流體可供開發(fā)利用。

河北省熱儲類型一般分為開放型熱儲、半圈閉型熱儲和圈閉型熱儲3類[5]，平原區(qū)熱儲均屬于圈閉型熱儲，山區(qū)具備以上3類熱儲，因此山區(qū)熱儲類型在成熱機理更為復雜。

陽原盆地位于張家口市西南，屬冀西北淺山盆地，呈東北向條帶狀，東西長約82km，南北寬約27km。地勢西南高、東北低。盆地內(nèi)現(xiàn)有地熱田一處，為三馬坊地熱田，該地熱田開發(fā)利用歷史久遠。然而除區(qū)內(nèi)三馬坊地熱田外的其他地區(qū)地熱勘查程度較低且地熱田成因類型相關研究較少，嚴重制約了區(qū)內(nèi)地熱資源的開發(fā)利用，因此通過開展工作查明陽原盆地內(nèi)控熱因素及成熱機理對于區(qū)內(nèi)地熱資源的合理開發(fā)及利用具有重要意義[6]。

本文基于地熱地質(zhì)調(diào)查、大地電磁勘探、采樣測試、測井等工作手段，在查明陽原盆地地熱地質(zhì)條件的基礎上，系統(tǒng)分析了地熱異常區(qū)熱源、構造控(導)熱、地熱流體成因，為今后評價山區(qū)半圈閉型熱儲提供科學依據(jù)。

1 地熱地質(zhì)概況

陽原盆地屬山間盆地，南北兩側由恒山余脈雙條嶺與熊耳山山前組成的洪積平原，中部為桑干河發(fā)育的沖積河谷平原。研究區(qū)內(nèi)出露地層由老至新主要有：太古界遷西群、元古界長城系、寒武奧陶系、侏羅系、新近系、第四系[7]。

1.1 構造演化

陽原盆地結晶基底為太古宙片麻巖系。太古宙基底形成后，進入元古宙和古生代蓋層發(fā)育期，沉積元古宙高于莊組、霧迷山組以及古生代張夏、饅頭組，缺失元古宙鐵嶺洪水莊組和古生代中寒武世以后的地層。中生代開始研究區(qū)進入強烈活化階段，盆地抬升缺失三疊紀、早侏羅世地層，中-晚侏羅世時受燕山運動的影響，斷裂活動加劇，發(fā)生大規(guī)?；鹕綆r噴發(fā)，特別研究區(qū)內(nèi)南山山前大的斷層活動，為后期陽原盆地形成確定了構造格架[8]。隨著喜馬拉雅運動的影響，南北山體迅速抬升，南山北山之間形成陽原斷陷盆地，陽原盆地構造演化過程中經(jīng)歷的燕山運動以及喜馬拉雅運動以及拉張運動引起的斷陷活動[9]，為深部熱源向上運移提供了條件，為地熱資源在山前盆地內(nèi)富集形成地熱異常區(qū)奠定了地質(zhì)基礎。

1.2 構造

據(jù)《河北省北京市天津市區(qū)域地質(zhì)志》對構造單元的劃分，本區(qū)處于中朝準地臺(華北板塊)Ⅰ級構造單元，山西斷?、蚣墭嬙靻卧迮_臺拱Ⅲ級構造單元，天鎮(zhèn)臺穹Ⅳ級構造單元內(nèi)。陽原盆地內(nèi)斷裂構造發(fā)育，主要斷裂方向有NE-NEE、NNW、NW和近EW向4組，其中以NE-NEE和NNW向斷裂規(guī)模較大。根據(jù)斷層切割關系判斷，NE-NEE、EW向斷裂形成較早，其次是NNW向，NW向斷裂形成最晚。區(qū)內(nèi)斷層性質(zhì)均以正斷層為主，其中以南山、北山山前斷裂規(guī)模最大，控熱及控水作用明顯，區(qū)內(nèi)三馬坊地熱田、金家莊地熱異常區(qū)、西城鎮(zhèn)地熱異常區(qū)均發(fā)育在南北山前斷裂與次一級構造斷裂的交匯處。

1.3 熱儲層

根據(jù)熱儲成因模式、儲層時代、分布及儲水介質(zhì)特征，陽原盆地內(nèi)0～2 000m深度范圍內(nèi)共發(fā)育有兩大熱儲層系即第四系孔隙熱儲和薊縣—長城系巖溶裂隙熱儲。不同于河北平原區(qū)內(nèi)層狀分布的孔隙型熱儲和基巖裂隙型熱儲，區(qū)內(nèi)熱儲層與非熱儲層邊界多以地溫梯度劃分或構造裂隙帶邊界劃分且區(qū)內(nèi)熱儲平面上呈帶狀分布(圖1)。

區(qū)內(nèi)薊縣-長城系巖溶裂隙熱儲以本次新發(fā)現(xiàn)的西城鎮(zhèn)地熱異常區(qū)為典型，該區(qū)地下熱水主要賦存于長城系系白云巖中，區(qū)內(nèi)有2個鉆孔探獲該層熱儲，分別是D-2號孔，556.70m；D-3號孔，549.75m。揭露地層巖性為第四系泥河灣組黏土、砂質(zhì)黏土、粉土，長城系白云巖、泥巖等。根據(jù)物探、鉆探成果資料，元古界熱儲在該異常區(qū)內(nèi)均有分布，熱儲頂界埋深350～450m，熱儲厚度250～275m，涌水量60～100m3/h，水溫33.2℃，溶解性總固體一般為2.09～2.26g/L，水質(zhì)類型主要為主要為Cl·SO4-Na型。

圖1 陽原盆地構造綱要及區(qū)內(nèi)地熱異常區(qū)分布Figure 1 Structural outline map of Yangyuan Basin and geothermal abnormal places distribution

區(qū)內(nèi)第四系孔隙型熱儲以新發(fā)現(xiàn)的金家莊地熱異常區(qū)最為典型，金家莊地熱異常區(qū)呈帶狀分布于陽原盆地東部南山斷層次一級構造斷裂發(fā)育處，根據(jù)區(qū)域地熱研究資料、鉆探及物探資料推斷，區(qū)內(nèi)儲熱層主要為第四系孔隙熱儲。熱儲頂界埋深150～200m，熱儲厚度200～300m，水溫31.6～52.8℃，涌水量60～80m3/h，水質(zhì)類型主要為主要為Cl·HCO3·SO4-Na型。

2 地溫場特征

地溫場是地質(zhì)發(fā)展史與地質(zhì)現(xiàn)狀對其影響的綜合體現(xiàn)，地溫場屬非穩(wěn)定場受地質(zhì)構造、活動斷裂、巖漿活動、地下水運動、地層巖性等多方面因素的影響。陽原盆地內(nèi)不同構造區(qū)位、巖性、深度地溫場特征差異明顯[10]。

2.1 橫向地溫場特征

陽原盆地內(nèi)恒溫帶溫度的確定，采用多年平均地面溫度略高于多年平均氣溫1～3℃的方法，陽原當?shù)囟嗄昶骄鶜鉁貫?.7℃，所以確定本區(qū)恒溫帶溫度為11℃。

新生界地溫梯度的計算，主要通過區(qū)內(nèi)開展的地熱地質(zhì)調(diào)查工作對溫度大于11℃的機民井、地熱井進行調(diào)查所得到的各機井的編號、井深及井口溫度等數(shù)據(jù)，根據(jù)下列公式計算出該點的地溫梯度值。

地溫梯度計算公式：

ΔT=(t-t0)÷(H-H0)/100

(1)

式中：ΔT為地溫梯度，℃/100m；t為井口穩(wěn)定水溫，℃；t0為恒溫層溫度，11℃；H0為恒溫層埋深，30m；H為利用段中部埋深，m。

本次工作選取陽原盆地內(nèi)249組機民井及地熱井調(diào)查數(shù)據(jù)，并根據(jù)地熱地質(zhì)調(diào)查獲取的井位和地溫梯度值，繪制了陽原盆地新生界地溫梯度等值線圖(圖2)。

圖2 陽原盆地新生界地溫梯度平面圖Figure 2 Yangyuan Basin Cenozoic geothermal gradient plan

陽原盆地內(nèi)非地熱異常區(qū)新生界地溫梯度均值為1.84～2.46℃/100m，地溫梯度高值區(qū)主要分布在陽原盆地斷裂構造帶及其交匯部位，地溫梯度最高值在達到10.0℃/100m。

2.2 縱向地溫場特征

通過測井成果顯示陽原盆地內(nèi)地溫場縱向變化主要受地下水活動及地層巖性的影響。

西城鎮(zhèn)地熱異D-2號孔地熱井為中元古界長城系基巖熱儲地熱井，井深556.70m，第四系蓋層厚度為460.00m，揭露基巖熱儲厚度為96.70m?？椎诇囟?3℃，全孔地溫梯度為3.5℃/100m，鉆孔測溫曲線見圖3。

圖3 D-2孔測溫曲線Figure 3 Borehole D-2 measured temperature curve

垂向上可根據(jù)測溫曲線曲線形態(tài)劃分為3個階段，各個階段對應不同的地溫梯度。0～300m地層相對松散，巖性為土層砂層礫石層，地溫梯度為2.46℃/100m接近陽原盆地內(nèi)淺部第四系正常地溫梯度背景值，表明此段內(nèi)無地下水活動，大地熱流以熱傳導為主。300～460m為第四系底部，地層較上部密實，巖性以富水性差的泥層及砂層為主，巖層熱導率差，地溫梯度為7.5℃/100m，遠高于全孔地溫梯度值，此階段曲線形態(tài)表現(xiàn)為下凹的低地溫梯度的特征，為對流型曲線特征，證明第四系底部存在對流式高溫熱源；460～556.7m為長城系巖溶裂隙含水熱儲層，巖層原生孔隙及次生裂隙發(fā)育，地溫梯度接近于0℃/100m，地熱流體依靠構造裂隙帶縱向?qū)α骰顒樱股畈繜崃靠焖龠\移值淺部地層，縱向?qū)α鲄^(qū)內(nèi)地溫呈均一化，并在淺部出現(xiàn)地溫異常區(qū)。D-2孔測溫曲線特征與同為薊縣—長城系巖溶裂隙熱儲的三馬坊地熱田內(nèi)DK1、DK2、K1、ZK1孔曲線特征相似，證明西城鎮(zhèn)地熱異常區(qū)與三馬坊地熱田具有相似的地熱地質(zhì)條件及深部熱源。

陽原縣金家莊村地熱異常區(qū)內(nèi)金家莊D-1鉆孔為第四系孔隙熱儲地熱井，井深167m，孔底溫度52.8℃，對其進行定深測溫分析熱儲溫度垂向變化特征，鉆孔測溫曲線見圖4。

圖4 金家莊D1孔測溫曲線Figure 4 Jinjiazhuang borehole D-1 measured temperature curve

金家莊D-1鉆孔為第四系孔隙熱儲地熱井，井深167m，孔底溫度52.8℃，經(jīng)過計算，該地熱井地溫梯度為6.88℃/100m。對其測井曲線進行分析獲取熱儲溫度垂向變化特征，通過對比不同深度測井曲線變化形態(tài)發(fā)現(xiàn)從84.19～105.00m以及130.00～167.00m地溫梯度較大，達到9.46℃/100m，曲線形態(tài)下凹，為對流型溫度曲線，表明深部存在高于圍巖溫度的熱源以及地下水對流作用，105.00～130m為富水性較強的第四系礫石層，地溫梯度為2.2℃/100m，地下水在該垂向區(qū)域內(nèi)形成次一級對流作用，將深部對流獲取的地熱能快速傳遞至富水性較差的上部蓋層區(qū)底部形成賦存于第四系孔隙熱儲中的地熱異常區(qū)。

通過以上分析表明：陽原盆地內(nèi)垂向地溫場表現(xiàn)為緩慢增加，受深部熱源、巖性、富水性、導熱率等因素影響地溫梯度在垂向向存在較大變化，該地區(qū)傳熱模式以對流型為主，并伴隨有地下水活動的過程。地下水通過區(qū)內(nèi)山前深大斷裂完成深循環(huán)，并在富水性較好的熱儲層完成次一級對流作用，因此地下水成為陽原盆地內(nèi)良好的傳熱載體，地下水循環(huán)對流活動將深部地熱能快速運移至熱儲頂部。

3 控熱因素分析

地球深部地熱能向淺部傳遞的過程中，受到構造、地下水活動、地層巖性等因素的影響，從而導致大地熱流傳導至地殼淺部各處時分布并不均衡，在一些某些特定空間地熱能富集形成地熱異常區(qū)，進而形成地熱田[11]。根據(jù)陽原盆地內(nèi)測井成果以及地溫場垂向/平面分布特征，本次研究工作從深部熱源、地熱流體成因及演變、地下水活動、地質(zhì)構造等方面分析陽原盆地內(nèi)控熱因素。

3.1 熱源分析

大地熱流是指地球內(nèi)熱以傳導方式傳輸?shù)降乇?，而后散發(fā)到空中的熱量[12]，時地球內(nèi)熱在地球表層的直接反映，是研究地球熱場特征和地熱資源形成與分布的基礎資料。河北省太行山及燕山地區(qū)，大地熱流值平均為47.7mW/m2，變化范圍為25.1～75.4mW/m2，鄰區(qū)赤城大地熱流值為39.4mW/m2，承德為30.1mW/m2，而華北地區(qū)大地熱流值平均值為51.5mW/m2，通過數(shù)據(jù)對比可知華北山區(qū)大地熱流值低于華北平原區(qū)大地熱流值，陽原盆地大地熱流值在低于華北大地熱流平均值的條件下說明陽原盆地區(qū)內(nèi)不存在高熱地質(zhì)背景。

在地表觀測到的大地熱流值由兩部分組成，一部分來源于地殼淺部放射性元素(U、Th、K)衰變所產(chǎn)生的熱量[13]，另一部分熱量來源于地殼深部及上地幔。陽原盆地受南山及北山斷層控制構造格架呈NNE向展布，且區(qū)內(nèi)南山、北山山區(qū)斷層為區(qū)域性大斷裂。綜合前文闡述，陽原盆地內(nèi)不存在大地熱流值的高值背景區(qū)，說明陽原盆地內(nèi)地熱異常的形成主要與地殼深部及上地幔熱源有關，加之深大斷裂構造形成了良好的導熱通道，上地幔熱源及放射性元素衰變熱源以地熱流體作為熱載體向上運移至淺部熱儲層。

3.2 地下水活動對地溫場的影響

根據(jù)地下水流動方向可將地下水活動分為向上運動和向下運動，當?shù)叵滤蛏线\動時就會把深部熱量傳遞到上部地熱中，并使其流動地層區(qū)間熱量均勻，溫度值也均一，地溫梯度會降低并向下偏離原有數(shù)值。當?shù)叵滤蛳逻\動時，地下水會充當傳熱載體使得上層的地溫增加，地溫梯度值變大，下部巖層地溫梯度值降低，曲線形態(tài)上出現(xiàn)上凸型曲線。陽原地區(qū)的溫度曲線(圖3、圖4)為下凹對流型曲線，表明在300～460m埋深是地下水對流活動影響了縱向地溫梯度。

3.3 地熱流體成因和演變過程對溫度場的影響

通過研究陽原盆地內(nèi)地下熱水的同位素組成及其放射性，可用于了解地下熱水的來源、形成年代和補給條件等。根據(jù)收集到資料和此次水質(zhì)檢測結果，陽原盆地內(nèi)地下熱水同位素分析結果見表1。

穩(wěn)定同位素氘(D)、氧(18O)在地下水循環(huán)過程中，由于同位素的分餾作用，使輕重同位素發(fā)生分異[14]。利用地下水重同位素與輕同位素含量的比值與標準平均海水的比值相比較，求出δD、δ18O。

表1 陽原盆地地熱井水質(zhì)同位素分析結果Table 1 Geothermal well water quality isotope analysis resultsin Yangyuan Basin

天然降水中氫、氧穩(wěn)定同位素δD(‰)和δ18O(‰)之間存在線性關系，其關系方程式δD=8δ18O+10‰，即克雷格降水線，是判斷地下水補給來源的依據(jù)。各地天然水中凡未經(jīng)明顯蒸發(fā)的水樣，氫、氧穩(wěn)定同位素濃度的數(shù)據(jù)都會落在在克雷格降水線上。經(jīng)過運移、蒸發(fā)的水，其穩(wěn)定同位素的濃度則將偏離克雷格降水線，一般位于克雷格降水線的右側。

由表中數(shù)據(jù)可知，陽原盆地內(nèi)地熱流體中δD=-91‰～-89‰，δ180=-12.1‰～-11.5‰，對其進行分析，地下熱水的穩(wěn)定同位素組成落在克雷格降水線的右側附近，且漂移距離較短(圖5)，證明該地下熱水的補給來源是大氣降水。

圖5 陽原盆地地下熱水同位素組成分布Figure 5 Geothermal water isotope components distributionin Yangyuan Basin

從地下熱水的水化學特征來看，陽原盆地內(nèi)地熱流體水化學類型為主要為Cl·SO4-Na和C1·SO·HCO3-Na型，含有F-和可溶性偏硅酸 (H2SiO3)。SO42-的出現(xiàn)是深部H2S溶解水所形成，H2SiO3一般認為與遷移的Si02有關?？梢姷責崴堑叵滤?jīng)過深部循環(huán)后運移而來。

由表1可知，三馬坊地熱異常區(qū)內(nèi)K1、ZK1、DR1井的放射性同位素14C測定結果顯示其年齡為29 520±1 200a、22 050±820a、29 060±1 650a該地熱水的氚含量比較低，而14C年齡比較長，說明地熱水形成年齡遠低于熱儲層形成年代，其來源為后期大氣降水入滲[15]。綜上所述，大氣降水經(jīng)過長周期、深循環(huán)后形成儲層內(nèi)地熱流體。

3.4 構造控熱的影響

陽原盆地內(nèi)已有三馬坊地熱異常區(qū)以及本次調(diào)查發(fā)現(xiàn)的西城鎮(zhèn)地熱異常區(qū)、金家莊地熱異常區(qū)均位于斷裂構造帶及斷裂交匯部位，且地熱異常區(qū)展布形態(tài)受構造控制明顯，平面特征與區(qū)內(nèi)構造格架一致。陽原盆地內(nèi)南山北山斷層以及盆地內(nèi)發(fā)育的次一級斷裂構造形成的構造破碎帶為大氣降水的深循環(huán)提供了通道。區(qū)域上松枝口-馬市口大斷裂和陽原南山斷裂控制著三馬坊地熱異常區(qū)，陽原北山斷層的次一級斷層和暖泉斷層控制著西城鎮(zhèn)地熱異常區(qū)，陽原南山斷層的次一級斷裂控制金家莊地熱異常區(qū)。

4 結論

陽原盆地內(nèi)第四系孔隙熱儲和薊縣-長城系巖溶裂隙熱儲屬華北地區(qū)典型的山前盆地半圈閉型熱儲。盆地內(nèi)地熱異常區(qū)受構造控制明顯，南山及北山山區(qū)大斷裂為區(qū)域性控熱導熱構造，區(qū)內(nèi)地熱異常區(qū)均發(fā)育于導熱構造交匯處。大氣降水沿深大斷裂補給地下水，斷裂帶中的地下水經(jīng)深循環(huán)加熱和水熱對流后沿斷裂帶倒水通道上涌，地下水通過深循環(huán)作用將地殼深部及上地幔熱能運移至淺部熱儲中，形成呈帶狀分布的地熱異常區(qū)及地熱田，陽原盆地地熱資源開發(fā)利用前景優(yōu)越，并內(nèi)有望在盆地淺部發(fā)現(xiàn)優(yōu)質(zhì)中—低溫地熱資源。