辛 磊 劉新星 張 斌

1. 中國地質(zhì)科學院地質(zhì)力學研究所, 北京 100081;2. 自然資源部古地磁與古構(gòu)造重建重點實驗室, 北京 100081;3. 中國地質(zhì)大學 (北京), 北京 100083;4. 河北省戰(zhàn)略性關(guān)鍵礦產(chǎn)資源重點實驗室, 河北 石家莊 050031;5. 河北地質(zhì)大學地球科學學院, 河北 石家莊 050031;6. 河南省航空物探遙感中心, 河南 鄭州 450053

0 引言

地熱資源是一種可再生清潔能源, 將在中國能源結(jié)構(gòu)調(diào)整中發(fā)揮重要作用 (王貴玲等,2020)。 常規(guī)地熱資源勘查以調(diào)查近地表地質(zhì)現(xiàn)象為主, 輔助以鉆探、 物探等方法, 反演、 推斷地球深部地質(zhì)條件, 了解地熱資源賦存狀況。 然而部分地區(qū)受第四系掩蓋影響, 利用物探、 鉆探等方法來勘查、 評價地熱資源, 具有投資大、 風險高等問題 (張中言, 2010)。 因此, 需要借助更加經(jīng)濟、 實用的技術(shù)手段, 與其他技術(shù)方法相配合,為進一步地熱資源勘查提供靶區(qū)。

熱紅外遙感作為一種空間信息探測技術(shù), 其波段數(shù)據(jù)具有信息量大、 檢測精度高、 直觀、 形象、 受通行條件限制小等優(yōu)點, 被廣泛應(yīng)用到多個學科領(lǐng)域研究中 (周彥儒, 1998), 尤其在地熱資源勘查領(lǐng)域已取得顯著的社會經(jīng)濟效益 (張佩民和張金良, 2006; 連胤卓, 2007; 張中言,2010; 熊永柱等, 2016; 閆佰忠等, 2017)。 在熱紅外遙感技術(shù)中, 相較于單通道算法 (Jimenez-Munoz et al. , 2009) 和基于影像的反演算法 (丁鳳和徐涵秋, 2008), 單窗算法 (覃志豪等,2001) 具有較強的實用性 (黃妙芬等, 2006;Wang et al. , 2019), 因此文章選用單窗算法開展研究。

華北地區(qū)地熱資源的主要類型為沉積盆地型,盆地內(nèi)熱儲層多、 厚度大且分布較廣, 賦存有大量中低溫熱水資源 (王貴玲等, 2020)。 而石家莊地區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育、 水資源豐富, 地熱資源有待進一步查明、 開發(fā)利用。 此次研究在河北省石家莊市及周邊地區(qū), 以Landsat 8 衛(wèi)星影像和相關(guān)氣象數(shù)據(jù)為數(shù)據(jù)源, 利用單窗算法反演研究區(qū)地表溫度, 引入ASTER 夜間熱紅外影像, 將反演的地表溫度圖與夜間熱紅外影像對比 (Eneva and Coolbaugh, 2009; Mia et al. , 2018; Wang et al. ,2019), 得出晝夜異常區(qū), 再將異常區(qū)與地質(zhì)資料復(fù)合驗證, 研究地熱異常的來源及控制因素, 進而圈定地熱資源預(yù)測靶區(qū)。

1 研究區(qū)概況

1.1 地理概況

研究區(qū)位于冀中南地區(qū), 西部依托太行山,東部連接河北平原, 滹沱河從研究區(qū)北部穿過。其地理坐標范圍: 東經(jīng)113°45′～115°19′、 北緯37°30′～38°26′, 面積約為12.9×103km2(圖1)。研究區(qū)地勢總體呈西高東低階梯狀展布, 主要有低山、 丘陵和山前平原三種地貌類型, 屬季風性暖溫帶半濕潤大陸性氣候, 春季多風沙, 夏季秋季高溫多雨, 冬季寒冷干燥。

1.2 地質(zhì)概況

研究區(qū)位于華北板塊 (中朝準地臺) 中南部(圖1c), 太行山山前深大斷裂以西屬燕山臺褶帶的東南邊 (Ⅱ) 和山西斷隆 (Ⅱ) 的東部邊緣,以東屬華北斷拗 (Ⅱ) 的西部邊緣 (胡君春和郭純青, 2007; 張亞東等, 2011)。

太行山山前斷裂帶位于太行山山脈和華北平原過渡帶, 是太行山隆起與華北凹陷的分界斷裂,其縱貫全區(qū), 對研究區(qū)內(nèi)沉積作用和構(gòu)造演化具有明顯的控制作用。

太行山山前斷裂以西為相對上升盤, 稱為西部山區(qū), 新生代地層和沉積物覆蓋于太古宙至中生代地質(zhì)體之上。 新太古代變質(zhì)巖出露在研究區(qū)西北部, 崇禮巖群巖性組合為透輝斜長角閃巖、黑云角閃斜長片麻巖、 角閃變粒巖; 阜平巖群元坊巖組巖性組合為黑云斜長片麻巖、 黑云斜長變粒巖、 斜長角閃巖。 元古代地層集中出露在井陘縣東南部, 下元古界為變質(zhì)結(jié)晶基底, 巖性為角閃石片巖、 綠簾石巖; 中元古界為蓋層, 包括串嶺溝組頁巖、 大紅峪組石英砂巖和高于莊組碳酸鹽巖。 下古生界出露在井陘礦區(qū)一帶, 寒武系包括饅頭組紫紅色頁巖、 炒米店組粒屑灰?guī)r、 崮山組薄層灰?guī)r和三山子組白云巖; 奧陶系包括北庵莊組泥晶灰?guī)r、 峰峰組灰?guī)r。 區(qū)域上缺少晚古生代和中生代地層。

太行山山前斷裂以東為相對強烈下降盤, 也稱為華北平原, 第四紀堆積物分布廣且厚度較大,多在300 ～600 m 之間。 第四系下伏地層有新近系砂巖、 砂礫巖和奧陶系、 寒武系碳酸鹽巖。

中酸性侵入巖均發(fā)生高級變質(zhì)作用, 太古代奧長花崗質(zhì)片麻巖出露在崗南水庫西部, 英云閃長質(zhì)片麻巖、 正長花崗質(zhì)片麻巖分布在贊皇北部,古元古代變質(zhì)正長花崗巖在許亭一帶, 以許亭巖體為代表。

1.3 地熱模式

地熱田主要由蓋層、 熱源、 熱儲及熱水通道組成。 華北平原蓋層為地表淺部比較松散、 沉積物仍未固結(jié)成巖、 熱導(dǎo)率較低且能夠阻止熱量散失的巖層。 熱源為地殼內(nèi)侵入巖供熱或花崗巖中放射性元素衰變產(chǎn)熱。 熱儲為具有一定透水、 儲水能力的巖層。 構(gòu)造斷裂帶可作為一種導(dǎo)水導(dǎo)熱通道, 流體深循環(huán)熱對流現(xiàn)象常沿斷裂帶出現(xiàn),并且斷裂交匯部位可作為點式溫泉通道 (Tannock等, 2019), 這些地質(zhì)認識是地熱遙感預(yù)測的依據(jù)。

在華北地區(qū)依據(jù)地幔柱活動影響和區(qū)域構(gòu)造控制, 地熱可分為華北斷陷區(qū)深部地熱和華北內(nèi)陸造山帶熱泉地熱 (牛樹銀等, 2001)。 燕山運動以來, 華北平原受地幔亞熱柱強烈上涌影響, 地殼形成一系列相間排列的二級地塹、 地壘構(gòu)造和三級凹凸構(gòu)造, 由于多期次巖漿、 巖脈侵入作用,在巖漿上部或局部隆起區(qū)、 塹壘邊界密集斷裂帶處易形成地熱田; 其外圍受幔枝構(gòu)造作用和巖漿侵入作用影響, 造山帶內(nèi)發(fā)育密集斷裂, 斷裂區(qū)可以形成地熱泉循環(huán)系統(tǒng) (王鈞等, 1983; 牛樹銀等, 2001)。 基于不同構(gòu)造成因和熱傳遞方式,地熱成藏模式可分兩類, 京津冀隆起山地對流型地熱資源成藏地熱模式和京津冀沉積盆地傳導(dǎo)型地熱資源成藏地熱模式 (圖2), 模型詳細介紹見王貴玲等 (2017), 更多地熱能傳輸機制可參考羅文行等 (2020)。

圖2 京津冀地區(qū)地熱資源成藏模式 (據(jù)王貴玲等, 2017 修改)Fig.2 Accumulation model of the geothermal resources in the Beijing-Tianjin-Hebei region (modified after Wang et al. , 2017)

地表溫度是熱紅外遙感地熱預(yù)測不可或缺的參數(shù), 可以量化異常與非異常之間的數(shù)量關(guān)系。一些學者研究 (許軍強等, 2008; 張中言, 2010;閆佰忠等, 2017) 表明, 地熱田是地殼中熱量在斷裂破碎帶中運移、 循環(huán)而形成的。 值得指出的是, 正是由于地殼深部熱量部分沿斷裂構(gòu)造傳遞到地表, 即熱異常順構(gòu)造行跡產(chǎn)出, 才可以被遙感技術(shù)探測、 識別。

因此, 需要從兩方面展開研究: 基于遙感影像的熱紅外波段反演溫度異常區(qū)域和利用遙感影像解譯研究區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造圈定地熱資源遠景區(qū)。

2 基于熱紅外波段地表溫度反演

2.1 Landsat 8 和ASTER 數(shù)據(jù)特點

Landsat 8 數(shù)據(jù): OLI (陸地成像儀) 有9 個波段, 成像寬幅為185 km×185 km。 TIRS (熱紅外傳感器) 有2 個波段, 空間分辨率為100 m (USGS,2013)。 由于Landsat 8 TIRS 的Band 11 輻射校正偏差較大 (USGS, 2014, 2016), 因此選用Band 10進行研究。 波段基本情況見表1、 表2。

選用了2 幅可完全覆蓋研究區(qū)的Landsat 8 衛(wèi)星影像數(shù)據(jù) (影像基本信息見表3、 表4) 進行鑲嵌、 裁剪及其他預(yù)處理操作。

2 幅ASTER 衛(wèi)星影像數(shù)據(jù)的Band 13 影像, 經(jīng)預(yù)處理后, 用以降低日間地表異常溫度解釋的多解性。 ASTER Band 13 影像波段范圍 10.25 ～10.95 μm; 量化等級12 bits; 空間分辨率90 m;ASTER 數(shù)據(jù)獲取時間分別為2013 年1 月3 日14 ∶21 ∶35.186 (GTM) 和14 ∶21 ∶44.026 (GTM)。

表1 TIRS (熱紅外傳感器)Table 1 TIRS (Thermal Infrared Sensor)

表2 OLI (陸地成像儀)Table 2 OLI (Operational Land Imager)

2.2 地表溫度反演

2.2.1 地表亮度溫度反演公式

覃志豪等 (2001) 單窗算法的優(yōu)點在于: 地表溫度反演結(jié)果好 (黃妙芬等, 2006; Wang et al. , 2019), 且僅需要3 個基本參數(shù), 分別為地表比輻射率、 大氣透射率和大氣平均作用溫度。 單窗算法公式如下:

其中,Ts是地表溫度, 適用范圍為273～343 K;a、b為回歸系數(shù), 分別為a=-67.35535,b=0.458608;ε是地表比輻射率;τ是大氣透射率;Tb是熱紅外波段的像元亮度溫度, K;C和D為參數(shù);Ta為大氣平均作用溫度。

熱輻射強度與Landsat 8 影像DN 值之間的關(guān)系可表示為公式 (4):

其中,Lb為傳感器接收到的輻射強度 (W·m-2·Sr-1·μm-1),Qdn為Band 10 影像亮度值。 通過輻射亮度公式 (5) 計算亮度溫度, 其公式為:

表3 影像1Table 3 Image 1

表4 影像2Table 4 Image 2

公式中,K1和K2為發(fā)射前預(yù)設(shè)的常量。 Landsat 8 TIRS 影像元文件給出, Band 10 的K1=774.89 W·m-2·Sr-1·μm-1,K2= 1321.08 W·m-2·Sr-1·μm-1(覃志豪等, 2001; 張中言, 2010)。

2.2.2 確定大氣透射率

大氣透射率受多種氣象因素共同影響, 例如大氣壓力、 溫度、 氣溶膠含量等, 所以計算準確的大氣透射率參數(shù)不僅復(fù)雜, 而且需要詳細的氣象數(shù)據(jù) (連胤卓, 2007; 張中言, 2010)。

此次研究使用的氣象數(shù)據(jù)來自全球天氣精準預(yù)報網(wǎng): https: / /www. wunderground. com/history/daily/cn/shijiazhuang/ZBSJ/date/2015-3-6, 數(shù)據(jù)如表5。

表5 2015 年3 月6 日石家莊正定氣象數(shù)據(jù)Table 5 Meteorological data of Zhengding on March 6, 2015

獲取星-地同步觀測大氣資料后, 大氣透射率可以通過輻射傳輸軟件MODTRAN 模擬得到, 并且韋玉春等 (2015) 指出, 在 http: / /atmcorr.gsfc. nasa. gov/頁面中輸入成像時間及中心經(jīng)緯度就可估算大氣透射率參數(shù)。 依據(jù)2015 年3 月6 日格林尼治標準時間 (GTM) 3 ∶00 的Landsat 8 衛(wèi)星影像參數(shù)以及同時刻氣象數(shù)據(jù), 求得大氣透射率參數(shù)τ =0.96 (表6)。

2.2.3 確定大氣平均作用溫度

大氣平均作用溫度主要取決于氣溫和大氣狀態(tài)。影像數(shù)據(jù)獲取時間為2015 年3 月6 日, 研究區(qū)中心緯度約為38°, 因此選擇使用覃志豪等 (2003)總結(jié)的中緯度冬季平均大氣作用溫度Ta估算方程:

其中,T0為衛(wèi)星過境時的地面 (一般為距地面2 m高處) 氣溫, 單位均為K。

2.2.4 地表比輻射率的確定

丁鳳和徐涵秋 (2008) 總結(jié)出以下地表比輻射率計算方法: 將遙感影像中地物類型分為水體類、 城鎮(zhèn)類和自然表面類3 種類型, 其中水體比輻射率參數(shù)為0.995, 自然表面和城鎮(zhèn)比輻射率參數(shù)需要分別依靠公式 (7) 和 (8) 進行計算求得:

其中,ε地表和ε城鎮(zhèn)分別代表自然地表比輻射率和城鎮(zhèn)比輻射率,Pv為植被覆蓋度, 計算方法如下:

表6 大氣透射率估算模型Table 6 Atmospheric transmittance estimation model

式中,NDVI為歸一化差異植被指數(shù), 取NDVIv=0.70 和NDVIs=0.05, 當某個像元的NDVI大于0.70 時,Pv取值為1; 當NDVI小于0.05,Pv取值為0。

2.2.5 地表反演溫度結(jié)果驗證

基于上述原理, 經(jīng)過波段運算求得研究區(qū)地表反演溫度結(jié)果(圖3)。 通過像元統(tǒng)計, 可知其平均溫度約為17 ℃, 且溫度主要集中在12～23 ℃。

圖3 地表反演溫度圖Fig.3 Land surface temperature retrieval map

在GTM 3 ∶00 時, 西部山區(qū)裸露巖石熱慣量小, 溫度上升幅度大, 其溫度顯著高于研究區(qū)平均溫度; 東部平原受季節(jié)和氣候影響, 滹沱河與磁河流量較少, 河床裸露, 溫度上升幅度明顯,高于平均溫度3 ℃; 由于水體熱慣量大, 相同輻射條件下研究區(qū)內(nèi)崗南水庫和黃壁莊水庫溫度相對較低, 約為7 ℃。

影像采集時間屬于北方冬小麥返青期初期,小麥發(fā)黃、 矮、 分布稀疏、 土壤覆蓋度低, 導(dǎo)致城鎮(zhèn)周邊的農(nóng)田區(qū)溫度上升不顯著, 僅高于平均溫度1 ℃, 高于城市氣象觀測站點實測溫度8 ℃。受居民正常生活影響, 城市、 村鎮(zhèn)內(nèi)空氣濕度相對高于郊區(qū)、 農(nóng)田, 因此居民區(qū)比農(nóng)田區(qū)溫度上升幅度低3 ℃。

根據(jù)以上現(xiàn)象可知, 地表溫度反演結(jié)果符合真實情況。

3 遙感地質(zhì)構(gòu)造解譯

3.1 構(gòu)造解譯

地熱資源分布與構(gòu)造之間存在密切關(guān)系 (牛樹銀等, 2001; 連胤卓, 2007; 許軍強等, 2008;張中言, 2010; 王貴玲等, 2017; 閆佰忠等,2017), 需利用遙感影像解譯研究區(qū)線環(huán)構(gòu)造。 將研究區(qū)的Landsat 8 OLI 多光譜影像分別進行線性拉伸、 反差增強和彩色合成等處理, 并依據(jù)地質(zhì)構(gòu)造直接解譯標志、 間接解譯標志進行線性構(gòu)造解譯。

解譯結(jié)果 (圖4) 顯示, 線性構(gòu)造主要分布在太行山山前斷裂以西。 東部平原與西部山區(qū)呈突變式接觸, 可推斷山區(qū)與平原屬于斷層接觸, 該斷裂在石家莊以北主要以北北東向展布, 以南為近南北向展布, 中間呈過渡現(xiàn)象。 西部山區(qū)解譯構(gòu)造主要為北東、 北北東、 北西和北西西向線性構(gòu)造, 少數(shù)線性構(gòu)造為近東西向展布。 在平山—井陘—鹿泉一帶解譯出4 個環(huán)形構(gòu)造。

圖4 構(gòu)造解譯結(jié)果 (754 彩色合成)Fig.4 Structural interpretation results and previous research results (color composite of bands 7, 5, and 4)

3.2 物探資料對遙感解譯結(jié)果印證

東部平原廣泛分布的第四系對該地區(qū)地熱資源預(yù)測具有阻礙作用, 使得遙感解譯該區(qū)域地質(zhì)演化所形成的線性構(gòu)造較為困難, 然而剩余重力異常反映地殼淺部巖石密度和厚度的變化, 在剩余重力異常圖中重力異常帶軸向錯動或局部等值線扭曲位置處可以推斷斷裂構(gòu)造存在。 孫會玲(2019) 認為大比例尺地球物理數(shù)據(jù)在識別蓋層及斷裂構(gòu)造方面有顯著優(yōu)勢。 研究區(qū)剩余重力異常以北東向展布為主 (圖5), 高低相間排列分布反映了深部基底局部的隆起與凹陷, 并且北東向展布的剩余重力高值異常帶存在北西向局部錯動現(xiàn)象, 可推測石家莊地區(qū)北北東向構(gòu)造格架被北西向斷裂錯動。 石家莊西部山區(qū)北東、 北北東、 北西, 以及近東西向斷裂 (＞10 km 的斷裂) 的空間分布規(guī)律與剩余重力反映的構(gòu)造格架基本吻合(圖5)。 受剩余重力異常數(shù)據(jù)的精度限制, 無法對遙感解譯結(jié)果中區(qū)域構(gòu)造之間的次級構(gòu)造和局部小斷裂進行有效驗證。 太行山山前斷裂以東的平原地區(qū), 第四紀沉積物覆蓋嚴重, 目前無法有效解譯平原區(qū)構(gòu)造, 因此需要結(jié)合一些學者的研究成果進行綜合分析。 解譯結(jié)果 (圖4) 顯示, 研究區(qū)內(nèi)以北東、 北西和北西西向斷裂分布為主, 北西和北西西向斷裂錯斷北東向斷裂, 在研究區(qū)西南山區(qū)分布近南北向斷裂。 平原地區(qū)斷裂分布在重力異常帶等值線扭曲部位 (即正負異常交替帶上) 或異常帶錯斷部位 (圖5), 可將其理解為控制地殼淺部構(gòu)造格架的隱伏斷裂。

圖5 研究區(qū)剩余重力異常圖Fig.5 Residual gravity anomaly of the study area

4 地溫異常對比討論及地熱預(yù)測

4.1 識別、 評價溫度異常區(qū)

眾多學者 (Eneva and Coolbaugh, 2009; Mia et al. , 2018; Wang et al. , 2019) 研究表明, 遙感技術(shù)地熱預(yù)測時引入夜間熱紅外數(shù)據(jù), 可降低白天地表異常溫度的多解性。 因此, 文中將地表溫度圖與2013 年1 月3 日的夜間影像進行對比分析, 尋找晝夜溫度異常區(qū)。 將異常區(qū)與地理圖關(guān)聯(lián), 可將地表溫度異常區(qū)分為兩種: 非人為地溫異常和人為地溫異常 (市、 區(qū)、 縣和鎮(zhèn))。 人為地溫異常區(qū)域受建筑物、 城市效應(yīng)等因素的影響,對這些區(qū)域做地熱異常預(yù)測需要考慮的因素更為復(fù)雜, 因而非人為地溫異常區(qū)是此次研究重點。將非人為地溫異常區(qū)與地質(zhì)、 地球物理資料對比分析, 進而得到存在地熱的高潛力區(qū)域。

4.2 山區(qū)尋找地熱

依據(jù)地熱資源成藏模式 (圖2), 太行山山前斷裂帶以西的山區(qū)地熱資源的分布和熱循環(huán)受斷裂構(gòu)造控制。 已知研究區(qū)中有1 處已開發(fā)利用的地熱資源——平山縣溫塘地熱田 (胡君春和郭純青,2007), 現(xiàn)有開發(fā)利用地熱井8 眼, 地熱井開采深度一般為80 ～100 m, 單井涌水量30 ～60 m3/h, 熱水水溫45 ～73 ℃。 張博 (2015) 對溫塘地熱田地質(zhì)特征的研究表明, 溫塘地熱田受斷裂構(gòu)造控制,北東向斷裂破碎帶 (傾向南西) 縱穿地熱田, 北西西向斷裂截切北東向斷裂, 是斷裂構(gòu)造破碎帶型熱儲; 北東斷裂作為儲水構(gòu)造, 北西西斷裂為導(dǎo)水導(dǎo)熱構(gòu)造, 滲水沿斷裂帶循環(huán)過程中不斷吸收熱源的熱量, 在斷裂交匯位置處以熱水形式侵位于近地表, 承壓熱水水位埋深14.0 ～20.7 m; 由于溫塘地熱田上覆第四系松散沉積物厚度小, 為5 ～20 m, 隔溫性能差, 屬于中低溫半封閉式山地對流型地熱系統(tǒng)。 韓亞彬和張崇山 (2020) 通過地球物理數(shù)據(jù)推斷溫塘地區(qū)存在隱伏斷裂和中酸性隱伏巖體。 根據(jù)溫塘地熱田遙感影像特征及相關(guān)研究顯示, 白天地表溫度具有相對較高的值,即反演溫度平均約為17 ℃, 高于背景溫度約3 ℃。該區(qū)域夜間影像相對于周圍地形、 地物具有較高像元亮度值 (圖6)。

根據(jù)平山溫塘地熱田影像特征和地質(zhì)特征對比結(jié)果, 發(fā)現(xiàn)研究區(qū)內(nèi)存在1 處與其異常特征相似的地溫異常區(qū)域——平山縣寺溝村區(qū)域 (圖7)。該區(qū)白天平均地表反演溫度約為20 ℃, 高于背景值3 ℃, 夜間熱紅外影像像元亮度值相對高于鄰近區(qū)域, 北東向解譯線性斷裂切穿寺溝村區(qū)域, 剩余重力異常圖中正負異常梯度帶可印證該斷裂存在。

寺溝村地區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育, 可作為良好的導(dǎo)水導(dǎo)熱通道控制地殼深部熱量沿斷裂構(gòu)造循環(huán)至地表, 進而體現(xiàn)在遙感影像上。 該區(qū)域匯水面積大且距離崗南水庫近, 有利于水源入滲補給, 滲水通過斷裂垂直入滲參與深循環(huán), 補給地熱田。

圖6 平山縣溫塘鎮(zhèn)溫泉異常特征Fig.6 Anomaly characteristics of the hot springs in Wentang Town, Pingshan County

圖7 平山縣寺溝村異常特征Fig.7 Anomaly characteristics of Sigou Village, Pingshan County

4.3 平原地區(qū)尋找地熱

華北平原內(nèi)地熱流體通過深大斷裂使地表水循環(huán)至地殼深部, 加熱后沿斷裂運移至基巖隆起區(qū) (王鈞等, 1983)。 地熱鉆孔數(shù)據(jù) (胡君春和郭純青, 2007) 表明, 石家莊市平原地熱探測井深98.2 ～5435 m 不等, 但主要分布在700 ～3000 m 深度范圍。 平原地區(qū)新生界沉積物覆蓋較厚, 有大面積農(nóng)田覆蓋, 以及受其他人為因素影響, 該區(qū)域晝、 夜遙感影像地熱資源預(yù)測可行性不高。

對剩余重力異常圖進行構(gòu)造解譯 (圖8) 可知: 藁城—無極一帶、 辛集以西的馬于—換馬店一帶均為剩余重力正異常, 被周圍剩余重力負異常包圍, 對應(yīng)深部隆起構(gòu)造區(qū)域, 這些區(qū)域符合京津冀沉積盆地傳導(dǎo)性地熱成藏模式。 藁城—無極隆起和馬于—換馬店隆起區(qū)位于華北沉積盆地邊部, 第四系松散沉積物厚度大, 相對于密度較大的古生界、 中生界和新生界砂巖、 含礫砂巖以及灰?guī)r等巖層, 其熱導(dǎo)率低, 可作為隔熱層。 隔熱層使來自地下深部的熱量不易外散而聚集在蓋層底部的高孔隙度、 高熱導(dǎo)率巖石地層之中。 合理采用熱儲回灌系統(tǒng)和工藝流程 (阮傳俠等,2017) 開發(fā)地熱資源, 并持續(xù)監(jiān)測、 應(yīng)對可能因地熱資源開采所引發(fā)的地質(zhì)災(zāi)害 (甘浩男等,2020), 可以有效保證地熱資源可持續(xù)開發(fā)利用。更多關(guān)于京津冀地球物理數(shù)據(jù)及解譯結(jié)果見張亞東等 (2011) 和方菲 (2020)。

京津冀地熱成藏模式在地熱資源預(yù)測過程中起著理論支撐作用, 以斷裂為通道或紐帶, 將地殼淺部的隆起和凹陷構(gòu)造分別產(chǎn)生的熱源場與地表溫度相關(guān)聯(lián), 相互論證, 得出地熱遠景預(yù)測結(jié)果 (圖8)。 在太行山山前斷裂以西的平山溫塘地熱田處, 總結(jié)勘查標志, 并基于勘查標志進行類比, 圈出1 個地熱遠景區(qū), 即平山縣寺溝村一帶;在東部平原地區(qū), 結(jié)合京津冀地熱成藏模式圈定藁城—無極一帶、 馬于—換馬店一帶共2 處地熱預(yù)測遠景區(qū), 可為地熱資源勘查、 勘探、 定量化評價提供依據(jù)。

圖8 研究區(qū)構(gòu)造解譯與遠景預(yù)測圖 (據(jù)張亞東等, 2011; 方菲, 2020 修改)Fig.8 Structural interpretation results and geothermal resource potential of the study area (modified after Zhang et al., 2011; Fang, 2020)

5 結(jié)論

基于Landsat 8 數(shù)據(jù)Band10 影像, 利用單窗算法對石家莊地區(qū)進行地表溫度反演, 并將地表溫度反演結(jié)果與夜間熱紅外數(shù)據(jù)、 人文地理數(shù)據(jù)進行對比分析, 排除了人為活動影響, 降低了地表異常溫度的多解性。 在此基礎(chǔ)上, 綜合線性構(gòu)造解譯結(jié)果、 剩余重力異常數(shù)據(jù)及地熱成藏模型等,對研究區(qū)地熱異常進行綜合分析, 預(yù)測了平山縣寺溝村一帶、 藁城—無極一帶、 馬于—換馬店一帶共3 處地熱遠景區(qū)。

研究表明地表溫度反演結(jié)果符合實際情況,可以在一定程度上指示研究區(qū)地熱異常分布。 同時, 在空間上地熱異常分布受主要斷裂構(gòu)造控制,可以被剩余重力異常和研究區(qū)地熱成藏模型印證、解釋, 表明地熱預(yù)測結(jié)果具有合理性。

雖然采用熱紅外遙感技術(shù)、 構(gòu)造解譯、 剩余重力異常數(shù)據(jù)對研究區(qū)地熱資源進行了深入研究及預(yù)測, 但是受天氣、 影像數(shù)據(jù)質(zhì)量和數(shù)據(jù)精度等因素影響, 使得預(yù)測結(jié)果存在準確性、 精確性不足等問題。 因此, 在后續(xù)研究中需要利用精度更高的數(shù)據(jù), 同時利用更多遙感相關(guān)技術(shù)對地熱資源進行遠景預(yù)測, 例如: 地熱相關(guān)的蝕變礦物信息提取、 應(yīng)用于山區(qū)的地形坡向校正等, 實現(xiàn)多元數(shù)據(jù)綜合約束, 以取得更準確、 更精確的預(yù)測結(jié)果。