馬 巖, 張保建 , 閆金凱, 李燕燕 , 張永偉,朱 喜 , 高 俊 , 邢一飛

1)中國地質(zhì)科學院, 北京 100037;2)自然資源部地熱與干熱巖勘查開發(fā)技術(shù)創(chuàng)新中心, 河北石家莊 050061;3)山東省國土空間生態(tài)修復中心, 山東濟南 250014;4)中國地質(zhì)科學院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所, 河北石家莊 050061

雄安新區(qū)地熱資源非常豐富, 分布有三個碳酸鹽巖熱儲地熱田, 分別為牛駝鎮(zhèn)、容城地熱田和高陽地熱田北部。牛駝鎮(zhèn)、容城地熱田熱儲埋深較淺,具有多年開發(fā)歷史和較大利用規(guī)模(陳墨香等, 1982;周瑞良等, 1989), 高陽地熱田由于基巖熱儲埋深較大(埋深一般大于 3000 m), 開發(fā)時間較晚, 開發(fā)規(guī)模較小。自從2017年黨中央、國務(wù)院決定設(shè)立雄安新區(qū)以來, 為支撐服務(wù)雄安新區(qū)地熱清潔能源開發(fā)利用, 中國地質(zhì)調(diào)查局部署了一系列地熱資源勘查研究工作, 在深部基巖熱儲探測、新層系探測等方面取得了新的進展(吳愛民等, 2018; 王貴玲等,2018)。特別是中國地質(zhì)科學院在高陽地熱田東北部深部碳酸鹽巖地熱資源探測取得重要進展, 探獲了華北盆地溫度最高的地熱井(王思琪等, 2021）。

地熱井的勘查定位是地熱資源勘查評價一項十分重要的工作, 但目前多是在地熱地質(zhì)條件分析基礎(chǔ)上配合以淺層物探工作進行地熱井井位優(yōu)選(曾昭發(fā)等, 2012; 陸晨明等, 2021), 研究的地熱井深度多在3000 m以淺, 3000 m以深的地熱井主要集中于干熱巖的探測(馬峰等, 2015)。以往地熱勘查開發(fā)資料表明, 雄安新區(qū)淺埋潛山地熱資源豐富, 而埋深 3000 m以下的深部熱儲勘查研究程度較低。因深部熱儲埋深大, 構(gòu)造較復雜, 基巖頂界面起伏情況不明, 在確定地熱井位時, 應充分考慮物探、化探綜合勘查依據(jù), 結(jié)合地熱地質(zhì)賦存條件進行深入分析、審慎確定, 以減小地熱勘查的風險。本文基于中國地質(zhì)調(diào)查局在雄安新區(qū)開展的深部地熱資源勘查項目研究成果, 通過綜合分析研究雄安新區(qū)高溫、高產(chǎn)地熱井勘查的成功經(jīng)驗, 說明綜合研究與深部探測技術(shù)在深部地熱井井位確定中的重要性、有效性, 為雄安新區(qū)勘查與開發(fā)利用地熱清潔能源起到示范指導意義。

1 地質(zhì)背景與深部儲熱構(gòu)造特征

1.1 地質(zhì)構(gòu)造背景

雄安新區(qū)位于華北盆地冀中坳陷的中西部, 涉及容城凸起、牛駝鎮(zhèn)凸起、高陽低凸起與蠡縣斜坡(即位于冀中坳陷的中央凸起帶), 徐水凹陷、保定凹陷位于冀中坳陷的西部凹陷帶, 霸州凹陷、饒陽凹陷位于東部凹陷帶(圖1A)。另外在雄安新區(qū)的中部有一條 NWW-SEE向的安新—文安構(gòu)造變換帶(圖1B), 西起太行山斷裂, 往東延伸到文安一帶, 是冀中坳陷中的一級構(gòu)造變換帶, 將冀中坳陷劃分為南區(qū)、北區(qū), 使南北兩側(cè)在構(gòu)造樣式、變形強度、儲熱構(gòu)造等方面呈現(xiàn)明顯不同。研究區(qū)及周邊主要分布有容城凸起、牛駝鎮(zhèn)凸起及高陽低凸起地熱田。

圖1 雄安新區(qū)大地構(gòu)造圖Fig.1 Tectonic map of Xiongan New Area

研究區(qū)東部的馬西斷層為一條大型走滑斷裂,走向近南北向, 馬西斷層北段受到安新—文安構(gòu)造變換帶的影響, 在本段伸展活動較弱, 接近于走滑斷層特征, 對于沉積的控制作用很弱。霸縣—束鹿—邯鄲斷裂是一條和基底走滑斷裂相關(guān)的區(qū)域走滑斷裂(漆家福, 2004), 馬西斷層是該大型走滑構(gòu)造帶的組成部分, 該斷層與牛東斷層組成的牛東—馬西走滑構(gòu)造系統(tǒng), 是切穿基底的深層斷裂在新生代右旋走滑活動的結(jié)果, 是深部構(gòu)造應力通過下地殼傳遞到淺層的直接證據(jù)(肖尚斌等, 2000)。馬西斷層河間段氣藏的氦同位素特征值存在沿馬西斷層呈帶狀分布的 R/Ra＞1異常區(qū)(戴金星等, 1995), 說明沿馬西斷層有幔源物質(zhì)上涌到淺部的可能性, 在馬西斷層附近或與之相交的斷層處有可能形成高溫地熱異常。

1.2 深部基巖熱儲

研究區(qū)3000 m以深可開發(fā)利用的熱儲主要為中元古界薊縣系霧迷山組、高于莊組, 局部地段還有少量古生界寒武系熱儲。

(1)薊縣系霧迷山組熱儲

霧迷山組熱儲主要為白云巖, 在雄安新區(qū)內(nèi)均有分布。容城凸起與牛駝鎮(zhèn)凸起霧迷山組埋深多在2500 m以淺。在高陽低凸起與安新—文安構(gòu)造變換帶, 霧迷山組熱儲埋深多在3000 m以深, 其中高陽低凸起的頂部、安新—文安構(gòu)造變換帶局部與蠡縣斜坡北部的雁翎潛山一帶, 頂界埋深為2500～3500 m, D19孔揭露薊縣系霧迷山組頂界埋深2920 m; 其他地段頂界埋深為3500～4000 m或更深,D35孔揭露薊縣系霧迷山組頂界埋深3 634.50 m。霧迷山組在大部地段均有分布, 在雁翎潛山的南部剝蝕嚴重, 僅剩余幾十米厚的風化層。熱儲層厚度一般為 1000～1400 m, 整體分布相對較均勻, 儲厚比均值為19.0%左右。熱儲孔隙度主要分布于6.0%之內(nèi), 最大孔隙度可達 22.4%, 平均孔隙度為3.39%。白云巖滲透率分布范圍較大, 從0.01～1000 mD均有分布, 且主要分布于0.01～100 mD之間, 占比達87.8%(戴明剛等, 2019)。

在構(gòu)造發(fā)育部位, 巖溶裂隙比較發(fā)育, 如位于安新—文安構(gòu)造變換帶的D19孔, CT掃描巖心裂縫長度最大為69.61 mm, 裂縫張開度最大為4.00 mm;裂縫與溶孔相互連通, 形成良好的縫(孔)洞型儲集空間(圖 2)。D35孔霧迷山組白云巖在 3666 m、3667.5 m、3668 m處出現(xiàn)1～3 mm溶蝕洞, 局部巖心破碎(圖3); 鉆至3760 m處時放空0.5 m, 孔內(nèi)鉆井液突然不上返, 最大漏失量達 100 m3/h, 自3760—3853 m巖屑不上返, 說明該孔段巖溶非常發(fā)育。

圖2 D19孔霧迷山組白云巖巖心(深度2944—2946 m)CT掃描圖Fig.2 CT scanning image of the dolomite core (depth 2944-2946 m) of Wumishan Formation in hole D19

圖3 D35孔霧迷山組白云巖類(3665.51—3669.40 m)段巖心Fig.3 Core of dolomite group (3665.51-3669.40 m) of Wumishan Formation in Well D35

(2)薊縣系高于莊組熱儲

在研究區(qū)周邊, 為數(shù)不多的幾口井鉆至高于莊組, 探明高于莊組熱儲頂界埋深 1425～3600 m, 鉆孔揭露厚度一般不低于1000 m, 巖性主要為灰色白云巖夾泥質(zhì)白云巖、硅質(zhì)白云巖, 含燧石團塊或條帶。白云巖孔隙度為 2%～6%, 滲透率 0.1～160 mD,熱儲溫度一般為75～95 °C, 地熱井出水量45～80 m3/h左右, 礦化度 3000 mg/L左右。D34孔鉆探深度4507.43 m, 揭露基巖熱儲為薊縣系高于莊組,揭露厚度814.43 m(未穿), 主要巖性為灰色、灰白色白云巖, 含大量燧石及少量方解石; D34孔高于莊組白云巖熱儲中裂隙含水層總厚度為 173 m, 占地層總厚度的21.24%。D34孔CT掃描巖心裂縫長度最大為 55.44 mm, 裂縫張開度最大為 1.49 mm,裂縫與溶孔相互連通, 形成較好的縫(孔)洞型儲集空間(圖 4)。

圖4 D34孔高于莊組白云巖巖心(深度4497—4500 m)CT掃描圖Fig.4 CT scanning image of dolomite core (depth 4497-4500 m) of Gaoyuzhuang Formation in well D34

D34孔巖心鏡下顯微結(jié)構(gòu)顯示, 儲層巖性主要為白云巖(圖 5A), 巖石經(jīng)歷了后期熱液活動的改造, 形成熱液脈, 主要由方解石和赤鐵礦組成(圖5B)。脈體角礫巖較為發(fā)育, 角礫棱角分明(圖5C), 說明未經(jīng)過長距離搬運, 角礫被方解石和赤鐵礦(紅色)膠結(jié)(圖5D)。整體上, 儲層天然裂縫較為發(fā)育, 且裂縫連通性較好(圖5E, F), 且白云巖儲層溶蝕孔(圖 5G中紅圈處)和粒間孔等均較為發(fā)育(圖 5G, H)。

圖5 D34孔高于莊組白云巖熱儲顯微結(jié)構(gòu)Fig.5 Microstructure of thermal storage of the dolomite in Gaozhuang Formation Well D34

研究區(qū)內(nèi)安新—文安構(gòu)造變換帶潛山薊縣系頂界埋深2500～3500 m, 洼槽基巖埋深多在4000 m以上, 研究區(qū)外可達5000 m左右。饒陽凹陷基巖最大埋深在6000 m左右(宋永東, 2010)、霸縣凹陷基巖最大埋深在9000 m左右(馬兵山等, 2017)。安新—文安構(gòu)造變換帶是兩側(cè)饒陽、霸縣凹陷中流體(油氣)運移的指向(李飛, 2018), 是流體(油氣)包括地熱水聚集的有利場所。

2 地熱井優(yōu)選探測技術(shù)

華北盆地地熱資源類型以沉積盆地傳導型為主, 沿斷裂系統(tǒng)與凹凸構(gòu)造的接觸帶存在局部水熱對流。目前對雄安新區(qū)地熱水的水源、熱源及熱儲、蓋層等地熱地質(zhì)條件已有較明確認識(吳愛民等,2018; 王貴玲等, 2018), 本文主要從地熱流體及熱流聚集的有利因素方面闡述地熱井優(yōu)選的依據(jù)。

2.1 地溫場背景分析

研究區(qū)處于華北盆地的西北部。中—新生代以來西太平洋板塊俯沖驅(qū)動下, 軟流圈熔融物質(zhì)向兩側(cè)運動, 華北克拉通東部破壞巖石圈拉張作用形成了華北裂谷盆地, 巖石圈、地殼厚度顯著減薄。華北克拉通破壞所造成的巖石圈巨量減薄, 有利于幔源熱向淺部的傳導, 為深部熱能進入地層淺部提供了良好的條件(王貴玲等, 2017)。現(xiàn)今華北盆地仍保留著前期殘存下來的較高熱背景, 熱流仍相對較高(60～68 mW/m2), 位于雄安新區(qū)高陽地熱田東北部雁翎潛山的D34孔、D35孔薊縣系熱儲的熱導率均值為 5 W/(m·K), 地溫梯度均值為 1.23°C/(100 m),據(jù)此計算的大地熱流值為 62 mW/m2左右, 大地熱流值明顯高于研究區(qū)中西部地區(qū)。

2.2 地質(zhì)構(gòu)造

(1)莫霍面上隆的控熱作用

大型坳陷基底與莫霍面上隆呈現(xiàn)鏡像關(guān)系(戴金星等, 1995; 徐常芳, 2003), 從圖6看出深部莫霍面埋深30～40 km, 在坳陷區(qū)地殼厚度明顯薄于周邊隆起區(qū)域。在巖石圈薄的坳陷區(qū), 軟流圈、莫霍面上隆, 殼內(nèi)高導低速層發(fā)育, 基底斷裂比較發(fā)育,新生代巖漿活動頻繁, 深部活動性強, 因而在坳陷區(qū)的基巖頂界深度溫度一般都高于隆起區(qū)同一深度的熱流值和溫度。研究區(qū)處于冀中坳陷的中部馬西斷層主走滑帶的西側(cè), 地幔隆起明顯, 殼內(nèi)高導低速層發(fā)育, 有利于深部幔源熱的向上傳導。

圖6 華北盆地深部速度結(jié)構(gòu)剖面圖(據(jù)劉國棟等, 1984)Fig.6 Section of deep velocity structure in North China Basin (modified from LIU et al., 1984)

(2)深大斷裂的控熱作用

華北盆地NNE-NE向的深大走滑斷裂帶, 如郯廬斷裂帶、霸縣—束鹿—邯鄲斷裂帶等都是切穿莫霍面乃至巖石圈的深大斷裂, 成為地幔熱物質(zhì)上涌或基性巖漿上涌的通道(Qi and Yang, 2010)。軟流圈高導低速層上隆部位多位于區(qū)域深大斷裂下部, 這說明軟流圈熔/流體多“選擇”殼內(nèi)軟弱帶, 如斷裂破碎帶作為其上涌的通道。深大斷裂既是深部幔源熱物質(zhì)上涌的主要通道, 同時幔源熱物質(zhì)的上涌也可以促使深大斷裂的活化或催生新的斷裂, 研究區(qū)東部的馬西斷層為一條大型走滑斷裂(圖 1B), 為霸縣—束鹿—邯鄲大型走滑構(gòu)造帶的組成部分, 在馬西斷層河間段氣藏的氦同位素特征值存在沿馬西斷層呈帶狀分布的 R/Ra＞1異常區(qū)(戴金星等, 1995),說明沿馬西斷層有幔源物質(zhì)上涌到淺部的可能性,在馬西斷層附近或與之相交的斷層處有可能形成高溫地熱異常。

根據(jù)研究區(qū)以北的牛駝鎮(zhèn)地熱田氣體同位素地溫測量, 薊縣系霧迷山組儲層的深層溫度在141～165 °C(Pang et al., 2018)之間。地幔來源的He在總He含量中的貢獻在5%～8%之間, 表明牛東斷裂等深斷裂是區(qū)域性的控熱構(gòu)造, 是深部流體對流進入淺層儲層的通道(Pang et al., 2018)。

(3)凹凸相間構(gòu)造格局的控熱作用

前人早就研究了華北盆地凹凸相間的構(gòu)造格局有利于熱流的分配與再分配作用(熊亮萍和張菊明, 1984; 陳墨香, 1988), 其實質(zhì)是由于凸起部位的基巖的熱導率明顯高于凹陷區(qū)新生界松散沉積物的熱導率, 因而深部的熱流更易于向熱導率高的凸起部位匯聚, 著名的牛駝鎮(zhèn)凸起地熱田就是因為高地溫梯度而形成淺部地熱異常。但是, 這一規(guī)律是相對于淺部而言, 深部某處存在一條水平的“熱流平衡線”, 在熱流平衡線以下, 熱流由凹陷區(qū)向凸起區(qū)聚集; 在該線以上, 熱流由凸起區(qū)向凹陷區(qū)聚集(熊亮萍和高維安, 1982)。因此, 相對于淺埋的高凸起來說, 深埋的低凸起更容易聚熱。

(4)淺成侵入巖的保溫作用

研究區(qū)的凸起區(qū)和凹陷區(qū)都有淺成侵入巖分布。本區(qū)主要以古近紀侵入巖為主, 據(jù)位于安新縣城西北角的D19孔揭露, 在3000 m以淺揭露了厚約120 m的變粒玄武巖; D35井下部的霧迷山組脈體內(nèi)也見有少量青灰色、褐色侵入型閃長玢巖。雖然早期巖漿活動所保留的余熱很少, 但玄武巖、閃長玢巖等侵入巖熱導率為1.60～1.65 W/(m·K), 減弱了熱流向上傳導, 規(guī)模較大的層狀侵入巖可形成“棉被”效應, 在其下部形成局部地熱異常, 如D19孔在厚度221 m的玄武巖段上下溫度突變明顯, 玄武巖下的白云巖熱儲溫度為 89 °C, 比玄武巖頂部的蓋層溫度增高17 °C(據(jù)中國地質(zhì)科學院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所, 未發(fā)表資料)。

(5)碳酸鹽巖地下水沿斷裂構(gòu)造的深循環(huán)加熱

研究區(qū)和區(qū)域斷裂構(gòu)造控制了本區(qū)巖溶的發(fā)育和巖溶古地貌的總體格局。地質(zhì)構(gòu)造運動作用產(chǎn)生的裂縫及斷裂, 形成了熱儲的儲集空間和滲流通道。裂縫系統(tǒng)有利于地下水活動及溶蝕孔洞的發(fā)育; 斷裂構(gòu)造促進了巖溶作用, 形成統(tǒng)一的孔洞縫系統(tǒng)。斷裂構(gòu)造及巖溶的發(fā)育, 利于碳酸鹽巖地下水的深循環(huán)對流加熱后上升, 使深部熱源更易到達淺層, 形成局部淺部熱異常, 因此這些斷裂發(fā)育帶往往是熱儲最發(fā)育的地區(qū)(戴明剛等, 2019)。研究區(qū)新生界地溫梯度(2.5～3.0 °C/(100 m)左右)明顯高于薊縣系碳酸鹽巖的地溫梯度(1.0 °C/(100 m)左右)(圖7), 說明在3500 m深度以下碳酸鹽巖地下水的深循環(huán)熱對流仍然比較強烈。但斷裂構(gòu)造的發(fā)育也是一把雙刃劍,熱儲斷裂密集且與補給區(qū)冷水聯(lián)系密切的情況下,會因受冷水影響而降低熱儲溫度, 如 D19孔白云巖熱儲由3250 m深度的92°C降到了4000 m深度的88°C(據(jù)中國地質(zhì)科學院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所,未發(fā)表資料), 出現(xiàn)了負地溫梯度。這是因為D19孔位于斷裂構(gòu)造發(fā)育且構(gòu)造帶向西延伸到太行山區(qū)的安新—文安構(gòu)造變換帶, 雖地熱井出水量較大, 但由于是區(qū)域巖溶地下水的優(yōu)勢流動通道(Zhang et al.,2022)、受冷水影響較大而熱儲溫度偏低。

圖7 D34、D35井測溫曲線圖Fig.7 Temperature measurement curve of D34 and D35

2.3 深部地球物理探測

根據(jù)本次工作在雄安新區(qū)高陽地熱田北部施工的人工地震、大地電磁測深資料, 冀中坳陷基底地殼具有多層結(jié)構(gòu)和層間活動面, 一般可分為高速低導的上地殼、低速高導的中地殼和高速低導與低速高導交錯的下地殼(圖6)。其中殼內(nèi)低速高導層埋深約15～22 km, 位于中、下地殼之間, 同時又是深部層間滑動面所在位置, 淺部的正斷層多終止于該低速帶內(nèi)(劉國棟等, 1984; 徐常芳, 2003)。殼內(nèi)中強地震多發(fā)生在中地殼低速層的頂部附近。這表明中地殼低速高導層是一個構(gòu)造活躍層, 其與切穿地殼甚至巖石圈的深大斷裂相配合, 有利于溝通來自地幔的熱源, 成為深部幔源熱物質(zhì)上涌的通道。根據(jù)大地電磁與二維地震揭示的深部基巖面起伏成果(圖 8, 圖 9), 選取深凹陷附近的低凸起區(qū)且附近深大斷裂與淺部斷裂構(gòu)造發(fā)育的地段作為深部地熱鉆孔(D34孔)部署靶區(qū), 有利于揭露到相對高溫地熱資源。

圖8 高陽地熱田北部大地電磁反演視電阻率剖面Fig.8 Magnetotelluric inversion apparent resistivity profile in the north of Gaoyang geothermal field

圖9 高陽地熱田北部二維地震解釋地質(zhì)剖面Fig.9 2D seismic interpretation geological section in the north of Gaoyang geothermal field

2.4 多場耦合指示依據(jù)

(1)水動力場

幾十年的地熱水開采歷史與油田采注水活動的影響, 使得現(xiàn)今雄安新區(qū)及周邊的基巖地熱水水動力場已發(fā)生了顯著變化, 現(xiàn)今的基巖地熱水流場已不能反映天然狀態(tài)下的基巖地熱水補給、徑流、排泄條件。因此, 本文以早前的基巖地熱水水動力場特征(閻敦實和于英太, 2000)來說明研究區(qū)基巖地熱水補給、徑流、排泄條件。

由圖 10看出, 冀中坳陷基巖地熱水主要由西部的太行山區(qū)和北部的燕山補給, 雖然東南部的滄縣隆起位于基巖地下熱水流場的下游部位, 但滄縣隆起向東北一直與燕山相連, 埋藏較淺的碳酸鹽巖巖溶裂隙較發(fā)育, 因而使滄縣隆起基巖地下水水位明顯高于其西側(cè)的冀中坳陷基巖地下水水位。其中雄安新區(qū)安新—文安構(gòu)造變換帶基巖地下水水位比其南北兩側(cè)的凸起區(qū)略高, 這可能是由于安新—文安構(gòu)造變換帶一系列 NWW-SEE向的斷裂溝通了太行山東麓山前斷裂, 使沿安新—文安構(gòu)造變換帶容易得到來自太行山山前地下水的補給。同時由于安新—文安構(gòu)造變換帶基巖埋深相對較淺(最大埋深約 5000 m), 來自滄縣隆起的基巖地下水, 也可以沿安新—文安構(gòu)造變換帶向西徑流(Zhang et al., 2022), 來自東、西兩個方向的基巖地下水在任丘西側(cè)形成水動力平衡區(qū)(張保建等, 2015), 轉(zhuǎn)而向南、北兩側(cè)的饒陽、霸縣凹陷緩慢徑流。在饒陽凹陷的東南部和霸縣凹陷的西部形成兩個區(qū)域基巖地下水的匯流中心(低勢區(qū)), 有利于地下熱水的匯聚。高陽地熱田東北部距這兩個巖溶地下水的匯流區(qū)較近, 也有利于地下熱水聚集。

圖10 冀中坳陷潛山測壓水位標高等值線圖(據(jù)閻敦實和于英太, 2000)Fig.10 Contour map of the phreatic pressure level elevation in Jizhong Depression(after YAN and YU, 2000)

(2)水化學場

從冀中坳陷基巖地下水的礦化度等值線圖(圖11)看出, 西部靠近太行山區(qū)一帶, 基巖地下水礦化度較低, 一般低于 2 g/L,γ(Na)/γ(Cl)＞1.5, 反映了地下水循環(huán)交替作用較強。饒陽凹陷東南部河間、深縣、武邑所圍限的范圍內(nèi)基巖地下水礦化度高達10 g/L 甚至幾十 g/L,γ(Na)/γ(Cl)＜1.0, 反映了該區(qū)域處于區(qū)域基巖地下水匯集中心, 為地下水循環(huán)交替滯緩區(qū)。安新—文安變換帶基巖地下水礦化度較兩側(cè)的饒陽、霸縣凹陷低,γ(Na)/γ(Cl)值較饒陽、霸縣凹陷高, 反映了變換帶基巖地下水的循環(huán)交替優(yōu)于兩側(cè)的凹陷區(qū)。研究區(qū)處于饒陽、霸縣凹陷的西側(cè),基巖地下水礦化度 2～4 g/L,γ(Na)/γ(Cl)值 1.1～1.5,愈向東部受深部凹陷區(qū)影響越明顯。

圖11 冀中坳陷碳酸鹽巖地熱水TDS、γ(Na)/γ(Cl)等值線圖(據(jù)閻敦實和于英太, 2000)Fig.11 Contour map of TDS and γ(Na)/γ(Cl) of carbonate geothermal water in Jizhong Depression(after YAN and YU, 2000)

(3)地溫場

根據(jù)前人及近幾年中國地質(zhì)調(diào)查局在研究區(qū)開展的地熱調(diào)查工作, 繪制了雄安新區(qū)新生界地溫梯度等值線圖(圖 12), 其中安新縣以北地溫梯度參照以往研究成果, 安新縣以南據(jù)本次實測地溫梯度繪制。淺埋的牛駝鎮(zhèn)凸起和容城凸起是研究區(qū)新生界地溫梯度高值區(qū), 這是因為在熱導率差異作用下,熱流由凹陷區(qū)向凸起區(qū)匯聚。除去凹凸構(gòu)造因素,新生界地溫梯度由太行山前的低于 2 °C/(100 m),向東逐步增長到霸縣、饒陽凹陷的3 °C/(100 m)左右, 這是因為靠近太行山, 地溫場受補給區(qū)冷水的影響較大, 愈遠離補給區(qū)冷水的影響愈弱。雁翎潛山地溫梯度值雖然低于牛駝鎮(zhèn)凸起和容城凸起, 但由于新生界厚度較大, 其 3000 m以下同深度的溫度明顯高于牛駝鎮(zhèn)凸起和容城凸起, 這是因為牛駝鎮(zhèn)凸起和容城凸起新生界之下的基巖地溫梯度多在1～2 °C/(100 m)之間。

圖12 雄安新區(qū)新生界地溫梯度等值線圖Fig.12 Contour map of Cenozoic geothermal gradient in Xiongan New Area

通過校正后的大地熱流值分布圖可看出(圖 13),雄安新區(qū)熱流值主要集中于56.0～66.0 mW/m2之間,熱流波動較小。高陽低凸起熱流值略高于牛駝鎮(zhèn)凸起區(qū)與容城凸起, 這可能與高陽低凸起碳酸鹽巖熱儲保溫蓋層明顯厚于牛駝鎮(zhèn)凸起區(qū)與容城凸起所致。

圖13 雄安新區(qū)校正后大地熱流分布圖(據(jù)Wang et al., 2021)Fig.13 Earth heat flow distribution map after correction in Xiongan New Area (after Wang et al., 2021)

綜上所述, 雄安新區(qū)深部碳酸鹽巖地熱井位優(yōu)選評價技術(shù)可歸納為表1。

表1 雄安新區(qū)深部碳酸鹽巖熱儲地熱井位優(yōu)選評價技術(shù)Table 1 Optimization and evaluation technology of geothermal well location in deep carbonate reservoir in Xiongan New Area

3 地熱井位優(yōu)選與驗證情況

3.1 基于地熱井位優(yōu)選技術(shù)的高溫井位預選

在施工 D34、D35之前, 依據(jù)上述地熱井位優(yōu)選技術(shù), 高陽地熱田深部碳酸鹽巖地熱井(D34、D35)部署在了雁翎深潛山及其周邊, 依據(jù)如下:

(1)雁翎潛山是雄安新區(qū)距饒陽、霸縣深凹陷較近的低凸起。深凹陷的莫霍面相對上隆使其底部形成較高的溫度, 熱流自深凹陷底部向凹陷相鄰的低凸起匯聚, 有利于形成深部高溫異常。(2)雁翎潛山距區(qū)域深大走滑斷裂——馬西斷層較近, 馬西斷層有可能導通深部熱源; 研究區(qū)出岸等斷裂構(gòu)造及巖溶的發(fā)育, 利于碳酸鹽巖地下水的深循環(huán)對流加熱后上涌。(3)雁翎潛山距太行山相對較遠, 受補給區(qū)冷水影響較小; 雁翎潛山距區(qū)域深部巖溶地下水的匯流區(qū)較近, 有利于熱量的集聚。(4)雁翎潛山蓋層厚度適中, 既不因為蓋層薄使熱儲熱量易于散失,又不因為蓋層厚度太大, 導致鉆探施工成本過高。

3.2 地熱井優(yōu)選技術(shù)的驗證

綜合以上熱源主控因素, 分別在雁翎潛山的北部和南部部署了 D35、D34兩口地熱井, 其中 D35井設(shè)計深度4000 m(終孔深度為3853 m), D34井設(shè)計深度 4500 m(終孔深度為 4507.43 m), 目的熱儲層位均為薊縣系碳酸鹽巖。經(jīng)鉆探驗證, 均獲得了很好的地質(zhì)效果。

3.2.1 熱儲特征

D34井鉆探深度 4507.43 m, 揭露熱儲主要為薊縣系高于莊組, 揭露厚度814.43 m(未穿)。主要巖性為灰色、灰白色白云巖, 含大量燧石及少量方解石。其上為厚度209.19 m的楊莊組紫紅色、灰白色含礫石白云巖和厚度 29 m的霧迷山組灰白色白云巖。高于莊組熱儲中裂隙(水層)總厚度為173 m, 占地層總厚度的21.24%。

D35井鉆探深度 3853.00 m, 揭露霧迷山組熱儲218.50 m(未穿)。主要巖性為灰白色、淺灰色白云巖,含泥質(zhì)。下部含青灰色、褐色侵入型閃長玢巖、構(gòu)造角礫巖。上部風化程度較高, 裂隙巖溶較發(fā)育。裂隙發(fā)育段總厚度為43.00 m, 占熱儲總厚度的19.68%。

3.2.2 地熱井產(chǎn)能

D34地熱井抽水試驗井口最高水溫 123.4 °C,井底溫度131 °C。熱水頭+11.29 m, 抽水后可自流。降深145.24 m, 汽水混合物的流量為142 m3/h, 地熱水的流量為 94.528 m3/h, 單位涌水量0.651 m3/(h·m)。有效利用熱資源量 3.65×107kJ/a,折合標準煤約3867 t/a, 用于地板供暖, 供暖面積約33.8萬m2/a。是迄今華北盆地溫度最高的地熱井。

D35地熱井抽水試驗井口最高水溫 109.2 °C,井底溫度116 °C。熱水頭+17.00 m, 降深51.20 m,汽水混合物的流量為 250.009 m3/h, 地熱水的流量為170.003 m3/h, 單位涌水量3.320 m3/h·m。有效利用熱資源量 5.70×107kJ/a, 折合標準煤約 5606 t/a,用于地板供暖, 供暖面積約52.8萬m2/a。是迄今華北盆地產(chǎn)能最大的地熱井。

與位于安新—文安構(gòu)造變換帶的 D19井(井口水溫80 °C)相比, D35、D34地熱井的水溫明顯偏高,這一是由于 D19井新生界蓋層厚度相對較薄(2920 m), 二是由于安新—文安構(gòu)造變換帶斷層發(fā)育, 且與西部太行山區(qū)補給區(qū)水力聯(lián)系密切, 受補給區(qū)冷水影響較大。

4 結(jié)論

綜上所述, 本文形成了雄安新區(qū)深部高溫地熱井位優(yōu)選技術(shù), 其經(jīng)驗可推廣到整個華北盆地, 主要經(jīng)驗如下:

(1)地熱井宜部署在與深凹陷相鄰的低凸起部位。這是由于新生界熱導率普遍低于基巖, 熱流從深凹陷新生界底部的高溫區(qū)向低凸起富水性較好的碳酸鹽巖地層匯聚, 形成溫度相對較高的碳酸鹽巖熱儲。

(2)地熱井宜部署在與深大走滑斷裂附近且與深大走滑斷裂相溝通的構(gòu)造發(fā)育部位。華北盆地的深大走滑斷裂往往切穿地殼或巖石圈, 而成為幔源熱物質(zhì)上涌的有利通道; 碳酸鹽巖含水層沿淺部構(gòu)造循環(huán)對流加熱, 容易在淺部形成高溫異常區(qū)(帶),但若獲得較高溫度, 井位應避開與補給區(qū)水力聯(lián)系密切的斷裂構(gòu)造密集帶。

(3)在經(jīng)濟技術(shù)條件允許的情況下, 適當?shù)幕鶐r埋深有利于形成高溫熱儲。以華北盆地為例, 在距離周邊山區(qū)較遠的低凸起構(gòu)造部位, 埋深在3000～5000 m且碳酸鹽巖等裂隙發(fā)育的基巖含水層,有可能賦存100～150 °C甚至更高溫的地熱資源。

致謝: 感謝審稿專家對本文的審閱及提出的寶貴修改建議。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research & Development Program of China (No.2019YFB1504102), China Geological Survey (Nos.DD20189114 and DD20221677), Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund(No.JKY 202122), Geological Bureau of Hunan Province (No.HNGSTP202102), and Science and Technology Department of Qinghai Province (No.2019-ZJ-7062).