地热资源是一种清洁环保的可再生能源，具有储量大、分布广、稳定性好、可循环利用等特点，已成为可再生能源家族中不可缺少的一员.世界能源危机的发酵，环保压力的增加，勘探技术的进步等大大促进了地热资源的开发利用(黄少鹏，2014；Boyd and Lund, 2015；Gondal et al., 2017).大地热流、地温梯度、热导率和放射性生热率是地热学研究、地热资源勘探与评价的重要参数(Shi et al，2003；饶松等，2016；唐晓音等，2016).北京平原区蕴藏着丰富的中低温水热型地热资源，经勘查圈定了小汤山、京西北、东南城区等十大地热田，总面积为2760 km²(宾德智等，2002).这些地热田与中国东部沉积盆地中的其他地热田相似，具备良好的“源、通、储、盖”条件(陈墨香等，1990；张德忠等，2012；郭世炎和李小军，2013).为缓解雾霾，北京地区对地热能的需求十分强烈，目前地热的勘探开发已延伸至传统地热田内的复杂构造地区或其外围，这些地区地热地质条件复杂，存在诸如热储层埋藏深、断裂构造错综复杂、侵入岩在热储层中穿插、火山岩覆盖层厚度变化大等问题.这些问题的探索有赖于精细的地球物理勘探和系统的地热地质构造研究工作的不断深入.

北京平原区西北部处于华北地台燕山台褶带内，以NW向的南口—孙河断裂为界，断裂东北侧为小汤山地热田，西南侧为京西北地热田.小汤山地热田勘探开发始于上世纪80年代，其热储层埋藏较浅(一般小于1000 m)，地热地质条件相对简单，研究成果较多(刘瑞德，2008；何铁柱，2012；徐巍，2016).京西北地热田开发利用程度相对较低，近年来在热田东北部郑各庄地区实施的地热井井底温度可达80 ℃左右(2000~3000 m深度)，显示了较好的地热异常(刘宗明等，2014；马静晨，2016)，但造成异常的原因并不十分清楚.两大地热田的西部及其外围地区属地热地质构造复杂地区，地热开发利用及研究工作均较少.这些地区同属南口—孙河断裂带不同区段，其地热异常有无成因联系？本文基于前人的钻孔温度测量数据以及近年来作者测试完成的热导率和放射性生热率数据，研究了地温梯度、大地热流和0~4000 m深度地温分布特征，揭示了这一地区地热开发利用深度范围内的热状态，为这一地区地热学研究和地热资源勘探提供了基础数据和科学依据.

北京市平原区西北部在大地构造位置上属于中朝准地台燕山台褶带内密怀中隆断(Ⅲ₂)和西山迭坳褶(Ⅲ₅)的结合部位.两个三级构造单元以南口—孙河断裂(图 1，F1)为界.南口—孙河断裂是北京地区规模最大的一条NW向第四纪活动断裂带(张培震等，2013；陈长云，2016；嘉世旭等，2005)，大量研究表明，该断裂在北京平原区表现为枢纽特性，其NW段自昌平南口至北七家，断面倾向南西，控制了马池口—沙河第四纪凹陷的发育，且是小汤山地热田和京西北地热田的分界断裂(柯柏林，2009；张磊等，2016).本次研究区范围为116°03′~116°25′E，40°06′~40°15′N，覆盖了该断裂的NW段.在此区域南口—孙河断裂截切了燕山早期形成的北小营—昌平向斜和一系列NE向断裂.区域上热储层以蓟县系雾迷山组白云岩为主，在南口—孙河断裂以北，热储层埋深一般小于200 m；断裂以南埋深变化大，从几百米至2000多米不等.在影壁山逆冲断裂以东，化庄至西沙屯一带，因蓟县系推覆到侏罗系之上，热储层呈现“双层结构”.盖层为第四系松散层、白垩系和侏罗系火山岩、石炭—二叠系砂页岩和青白口系砂页岩等，不同区域盖层组合型式差异较大；研究区西部南口至马池口一带形成的第四纪断陷盆地沉降中心第四系厚度大于800 m，加上北小营—昌平向斜核部分布有几百米至数千米厚的火山岩地层，构成了良好的隔热盖层.马池口以东至沙河、郑各庄一带，第四系盖层厚度略变薄，同时也缺失中生代地层.研究区南部和西南部燕山期侵入岩如阳坊花岗岩、花塔石英二长岩、葛村闪长岩等岩体形成了热储层的隔水边界(雷晓东等，2016).区内地热孔平均孔深2800 m，平均出水温度54 ℃，热水主要来源于西山高崖口—南口和北山十三陵—桃峪口两大岩溶水系统大气降水补给(郭高轩等，2011).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区基岩地质构造及测温钻孔分布图 红色线表示断裂；F1：南口—孙河断裂；F2：南口山前断裂；F3影壁山断裂；F4西沙屯断裂；F5：沙河断裂；F6：郑各庄断裂；F7：小汤山断裂；黑色方框表示研究区；蓝色点表示测温钻孔. Fig. 1 Tectonic background of survey area and locations of temperature-logging boleholes The red lines are faults; F1: Nankou-Sunhe fault; F2: fault in front of Nankou; F3: Yingbishan fault; F4: Xishatun fault; F5: Shahe fault; F6: Zhenggezhuang fault; F7: Xiaotangshan fault; The black box outlines the study area; blue dots represent temperature-logging boreholes.

岩石的热导率是进行热流和深部温度计算的重要参数.本次收集到研究区4眼钻孔(ZK2、ZK3、ZK6和ZK7)共16块岩心进行了热导率测试，样品深度范围为99~1215 m.因钻孔岩心资料过少，采集了548块周边山区标准地层剖面上前新生界全系列露头样品，开展了系统的热导率测试工作.测试工作是在北京市地热研究院完成的，使用的仪器是瑞典Hot Disk热常数分析仪.热导率值按照不同时代和不同岩性进行了分类整理，并计算得到了地层厚度加权平均热导率，建立了前新生界地层热导率柱(表 1).本区岩石平均热导率为1.853~5.111 W·(m·K)^-1，白云岩热导率最高，火山岩最低，不同岩性岩石的热导率直方图和箱线图分别见图 2和图 3.地层平均热导率方面，蓟县系最高，平均值大于5.0 W·(m·K)^-1，侏罗系、二叠系、石炭系、奥陶系、青白口系和长城系热导率为3.0~4.0 W·(m·K)^-1，白垩系、寒武系、太古界片麻岩和燕山期侵入岩地层热导率为2.0~3.0 W·(m·K)^-1.根据统计，作为热储层的蓟县系雾迷山组白云岩是全区热导率最高的地层，平均值达5.111 W·(m·K)^-1，而作为盖层的页岩、砂岩、泥岩和火山岩等地层以及侵入岩、结晶基底的热导率值均较低.

表 1 Table 1

表 1 研究区前新生界岩石地层热导率柱 Table 1 Thermal conductivities of lithostratigraphy in the study area 地层 岩性 样品数 (块) 范围/ (W·(m·K)-1) 均值±标准偏差/ (W·(m·K)-1) 平均热导率/ (W·(m·K)-1) 白垩系 流纹岩、粗安岩、凝灰岩 16 1.232~2.361 2.054±0.248 2.054 侏罗系 粗安岩、凝灰岩 10 1.873~3.494 2.625±0.562 3.111 火山角砾岩 10 1.563~3.654 2.318±0.663 砾岩 21 2.685~5.749 4.254±0.951 凝灰质砂岩、砂岩 24 1.871~3.421 2.798±0.450 玄武岩 12 2.251~2.793 2.572±0.183 二叠系 粗砂岩 4 3.766~4.506 4.069±0.312 3.319 砂岩 8 2.612~3.397 2.945±0.299 石炭系 粉砂岩 4 2.665~3.314 3.039±0.275 3.215 砂岩 10 2.130~3.693 3.135±0.523 页岩 6 1.195~3.369 2.649±0.794 奥陶系 灰岩 30 2.865~5.273 4.084±0.808 3.855 寒武系 灰岩 27 2.648~4.708 3.324±0.000 2.968 泥岩 13 1.836~3.590 2.869±0.427 青白口系 粉砂岩 5 1.934~3.189 2.465±0.524 3.339 泥灰岩 10 2.449~3.792 3.309±0.500 砂砾岩 4 3.901~5.007 4.241±0.515 砂岩 6 3.188~5.837 4.797±0.939 页岩 5 2.606~3.832 3.355±0.466 蓟县系 白云岩 48 3.833~6.327 5.111±0.628 5.058 页岩 14 1.532~2.854 2.395±0.372 长城系 白云岩 17 1.664~5.909 3.922±1.093 3.929 粗安岩、凝灰岩、玄武岩 5 1.548~2.341 1.871±0.327 粉砂岩 10 1.302~5.259 3.457±1.384 灰岩 5 3.348~4.476 3.946±0.491 砂岩 10 2.406~4.830 3.269±0.825 石英砂岩 18 2.157~5.929 4.455±1.391 石英岩 5 2.980~5.517 3.945±1.292 页岩 4 1.514~2.137 1.853±0.257 太古界 片麻岩、斜长角闪岩 19 1.769~3.080 2.526±0.356 2.526 侵入岩 白岗岩 15 2.461~3.132 2.845±0.359 2.427 黑云母花岗岩 30 1.813~2.344 2.122±0.140 中粒二长花岗岩 15 1.781~2.627 2.323±0.214 似斑状二长花岗岩 15 2.403~2.762 2.582±0.102 角闪花岗岩 15 2.058~2.159 2.108±0.031 细粒花岗岩 9 2.677~3.308 2.964±0.172 中粒花岗岩 7 2.142~3.125 2.718±0.342

表 1 研究区前新生界岩石地层热导率柱 Table 1 Thermal conductivities of lithostratigraphy in the study area

图 2

Fig. 2

图 2 岩石热导率直方图 (a)全部样品；(b)灰岩；(c)白云岩；(d)火山岩；(e)砂岩；(f)砾岩；(g)泥岩；(h)页岩；(i)片麻岩；(j)侵入岩. Fig. 2 Histograms of thermal conductivities in Beijing area (a) All samples; (b) Limestone; (c) Dolomite; (d) Volcanics; (e) Sandstone; (f) Conglomerate; (g) Mudstone; (h) Shale; (i) Gneiss; (j) Intrusive rock.

图 3

Fig. 3

图 3 不同岩性热导率参数箱线图 (分位符代表：最大值、75%、中位数、25%、最小值) Fig. 3 The boxplot of Thermal conductivity (Division character means: Maximum, 75%, the median, 25% and the minimum value)

岩石热导率测试时与其深埋在地下时的环境条件是不同的，从而导致实际岩石热导率值与实验测定值之间存在差异，故而在热流计算时应考虑是否需要对实测数据进行校正.影响岩石热导率的主要因素有：矿物成分、孔隙度、温度、压力、孔隙饱水度等.岩石热导率随压力增加而升高，随温度增加而下降；在一定程度上，两者可以互相抵消(胡圣标和黄少鹏，2015)，故可暂不考虑热导率的温压校正，而只考虑孔隙度对热导率的影响.岩石都具有孔隙，地下热传导是在饱水情况下发生的，而岩石热导率是干燥的情况下进行测量，孔隙中所赋存的主要是空气而不是水，空气和水的热导率有很大差异，通常需要对岩石热导率进行饱水校正，校正系数一般取1.1~1.4(徐明等，2011).本区侏罗-白垩系火山岩之上覆盖较厚的新生界，岩性较致密，压实程度较高，孔隙度小，校正系数取1.1.石炭-二叠系和青白口系页岩以及奥陶-寒武系灰岩、蓟县系和长城系白云岩均坚硬致密，故不作校正.

本次工作收集了100件岩石样品(包括17件岩心、66件岩屑和17件露头样)，在核工业北京地质研究院进行了U、Th和K₂O测试，利用下式(Rybach，1976)计算了地层的放射性生热率(A)，结果见表 2.

(1)

表 2 Table 2

表 2 放射性生热率 Table 2 Radiogenic heat production rate 序号 地层 岩性 样品数 (块) 均值±标准偏差/ (μW·m-3) 1 K 凝灰岩、流纹岩 11 1.022±0.252 2 J 凝灰岩、砂岩 18 1.483±0.580 3 C-P 砂岩、页岩 4 2.305±0.677 4 O 灰岩 5 0.257±0.060 5 ∈ 灰岩、泥灰岩 7 0.799±0.595 6 Qn 砂岩、页岩 4 2.008±0.095 7 Jx 白云岩 23 0.534±0.332 8 Ch 砂岩、页岩、白云岩 5 0.888±0.779 9 Ar 片麻岩 3 0.558±0.095 10 r 侵入岩 17 1.342±0.195

表 2 放射性生热率 Table 2 Radiogenic heat production rate

式中，ρ是岩石密度(单位:kg·m^-3)；C_u、C_Th、C_k分别为放射性元素U、Th和K的含量，单位分别为(×10⁶)、(×10⁶)、%.

钻孔温度测量是了解地下温度场的最直接方法，是地热研究的基本方法之一；温度数据一般包括稳态连续温度、井底温度(bottom hole temperature，BHT)、试油温度(drill stem temperature, DST)等(Beardsmore and Cull, 2001).稳态连续温度是指在钻孔热平衡时间以后进行系统测温而获得的温度数据，代表了研究区真实的地温状况，这种测温资料最可靠、精度最高，是地温场研究最关键的资料，但获取困难，资料相对较少(余恒昌，1991)；井底温度是在钻井过程中，泥浆停钻循环相对短的时间内测得的，该温度受到泥浆循环扰动，但井底温度扰动时间短，恢复快，是稳态连续温度的重要补充.本次地温梯度的计算主要依据区内22眼地热孔和岩溶水勘探孔的稳态连续温度和孔底温度测量数据，部分数据来源于吕金波(2004).对于有稳态连续温度数据的钻孔来说，不同地层的地温梯度可以由钻孔测温特定深度段内温度-深度数据的线性回归来求取，如ZK2(见图 4).而对于无稳态测温数据但有孔底温度数据的钻孔，使用孔底温度数据估算.取北京地区恒温带平均深度25 m，温度12.5℃(卫万顺等，2010)，推算出各测井段的地温梯度(表 3).

图 4

Fig. 4

图 4 测温钻孔温度-深度曲线图(储层：Jx) Fig. 4 Temperature-Depth curve of temperature-logging boreholes (a) ZK1; (b) ZK2; (c) ZK4, ZK5; (d) ZK8; (e) ZK9, ZK11; (f) ZK14; (g) ZK15; (h)ZK18; (i) ZK20; (j) ZK23.

表 3 Table 3

表 3 测温钻孔地温梯度和大地热流计算结果表 Table 3 Geothermal gradients and heat flow values of temperature-logging boreholes 孔号 东经 北纬 测温井段/m T/(℃) G/ (℃·km-1) G′/ (℃·km-1) Kt/ (W·(m·K)-1) qs/ (mW·m-2) ZK1(京昌-3) 116°07′12″ 40°12′26″ 25~2204.8 48.50 12.20 27.31 5.11 55.70 ZK2(CG-K-2) 116°09′34″ 40°13′09″ 0~1503.68 35.40 15.50 27.50 1.93 53.1 ZK3(CG-K-1) 116°10′15″ 40°13′24″ 0~1503.7 32.80 13.74 - 5.08 71.3 ZK4(昌热-3) 116°10′57″ 40°13′39″ 0~3315.0 49.70 11.31 - 4.74 54.3 ZK5(昌热-1) 116°10′30″ 40°13′05″ 100~1916.86 44.80 17.07 48.73 4.50 77.0 ZK6(CG-T-1) 116°07′11″ 40°10′58″ 0~1353.89 35.26 17.07 19.28 1.93 60.6 ZK7(CG-K-3) 116°03′43″ 40°12′27″ 0~1009.98 31.29 19.08 11.38 2.58 58.1 ZK8(昌热-4) 116°15′15″ 40°12′40″ 100~3700 64.40 14.12 13.39 3.82 54.4 ZK9(昌热-2) 116°16′31″ 40°14′58″ 100~3800 54.50 11.19 11.74 4.95 55.4 ZK11(昌热-8) 116°15′48″ 40°14′19″ 100~3616.08 56.00 12.24 8.92 3.93 48.1 ZK12(沙热-8) 116°15′40″ 40°09′35″ 1515~2500 46.00 13.54 - 4.07 55.8 ZK13(沙热-4) 116°16′05″ 40°08′19″ 100~2850 58.00 16.11 18.77 3.77 61.3 ZK14(沙热-11) 116°17′07″ 40°08′32″ 550~3001.56 63.30 17.07 19.75 3.85 66.3 ZK15(沙热-15) 116°17′12″ 40°07′21″ 100~2839.8 61.60 17.44 16.53 3.70 65.1 ZK16(沙热-12) 116°19′55″ 40°07′35″ 100~2600 72.10 23.15 31.94 3.84 88.8 ZK17(沙热灌-2) 116°20′44″ 40°06′36″ 40~2540 74.42 24.77 27.67 3.58 88.2 ZK18(沙热-17) 116°21′21″ 40°06′35″ 500~2495.12 71.00 23.89 31.10 3.55 84.9 ZK19(沙热-3) 116°21′21″ 40°08′38″ 100~2480.2 60.00 19.35 24.19 3.95 77.1 ZK20(汤热-60) 116°21′16″ 40°09′32″ 100~1618.88 45.50 20.70 30.06 4.40 91.2 ZK22(CS-K-1) 116°24′41″ 40°12′50″ 50~1603.8 25.00 13.24 38.94 3.92 51.9 ZK23(沙热-21) 116°20′47″ 40°06′41″ 0~1002.0 73.78 24.75 28.44 3.59 89.4 ZK25(汤热-9) 116°24′17″ 40°08′10″ 0~1186.5 48.00 30.56 - 2.50 79.7 ZK26(汤热-33) 116°23′19″ 40°10′09″ 50~2500.5 47.50 26.02 - 3.81 99.1 ZK30(汤热-15) 116°22′54″ 40°09′01″ 0~812.9 40.00 34.90 - 2.63 91.8 ZK31(汤热-3) 116°23′25″ 40°10′22″ 470.12 48.50 80.88 - - - ZK32(汤热-4) 116°23′36″ 40°10′22″ 541.05 48.50 69.76 - - - ZK33(汤热5-1) 116°22′18″ 40°10′14″ 496.41 35.50 48.79 - - - ZK34(汤热-6) 116°22′55″ 40°10′41″ 360.13 44.30 94.89 - - - ZK35(汤热-8) 116°25′04″ 40°09′04″ 752.71 54.20 57.30 - - - ZK36(汤热-11) 116°25′03″ 40°09′33″ 824.50 61.50 61.29 - - - ZK37(汤热-13) 116°24′14″ 40°10′09″ 600.43 48.80 63.08 - - - ZK38(汤热-17) 116°24′16″ 40°08′43″ 652.74 52.30 63.40 - - - ZK39(汤热-18) 116°23′42″ 40°10′13″ 616.98 48.50 60.81 - - - 注：T表示井底温度；G、G′分别表示测温井段内、盖层的地温梯度；Kt表示加权平均热导率，根据实测热导率计算得到；qs表示大地热流.

表 3 测温钻孔地温梯度和大地热流计算结果表 Table 3 Geothermal gradients and heat flow values of temperature-logging boreholes

经计算，研究区钻孔测温井段内的地温梯度(表 3，ZK1~ZK30，G)为11.31~94.89 ℃·km^-1，平均值为31.79 ℃·km^-1，从测温曲线看，本区地层呈现明显的传导增温特征，浅部则受不同程度的对流影响(图 4).ZK31~ZK39位于小汤山地热田，距离F7断裂带较近，地温梯度为48.79~94.89 ℃·km^-1，异常值较高，孔深均小于1000 m，呈现出明显的浅部对流传热特征.其他钻孔地温梯度为11.31~34.90 ℃·km^-1，平均值为18.70 ℃·km^-1，这一值明显低于地壳表层正常地温梯度，分析原因是钻孔揭露蓟县系雾迷山组热储层段厚度大(统计井平均热储层厚度1120 m)，热导率高(平均值达5.11 W·(m·K)^-1，且距离补给区较近，层内对流活动强烈.不考虑热储层段对流影响，计算得到盖层段的平均地温梯度为24.20 ℃·km^-1(表 3，G′).图 5为除去对流影响较大的钻孔绘制的测温井段内的地温梯度异常图，由图可见，研究区地温梯度整体呈现“南高北低、东高西低”特征，沿南口—孙河断裂带(F1)自北西向南东呈现“低-高-低-高”的特征.小汤山一带形成高地温梯度异常圈闭，异常的长轴方向与F7断裂走向相近，地温梯度一般大于30 ℃·km^-1.雪山村至马池口一带、郑各庄一带也形成明显的梯度异常，异常值在20~30 ℃·km^-1.其他地区一般低于20 ℃·km^-1.

图 5

Fig. 5

图 5 研究区地温梯度(G)等值线图 Fig. 5 Geothermal gradient contour map of survey area

大地热流(Heat flow)，是指单位面积、单位时间内由地球内部传输至地表，而后散发到太空中的热量.大地热流的测量是间接测量，即通过测定地温梯度和岩石热导率两个参数来确定.本文大地热流的计算采用分段法(胡圣标和黄少鹏，2015)，首先选择不受地下水活动影响或影响较微弱的钻孔深度段(判断的标准是温度曲线线性回归直线与温度坐标的截距接近恒温带的温度)，然后选取岩性比较均一的一个或多个井段作为热流计算段，地温梯度根据实测钻孔温度数据求取，热导率采用钻孔岩心或露头实测值按地层厚度取加权平均值，由此得到了全区大地热流计算(估算)成果(表 3)，并绘制了大地热流图(图 6).研究区现今大地热流为48.1~99.1 mW·m^-2，平均值为68.3 mW·m^-2，区域分异特征明显.研究区东部南口—孙河断裂两侧，小汤山地区和郑各庄地区均为高热流异常区，热流值一般大于70 mW·m^-2.中部马池口地区在南口—孙河断裂两侧也存在局部高热流异常区，热流值一般大于60 mW·m^-2.中部沙河、南邵一带，热流值不高，一般在45~65 mW·m^-2.西部、北部山前为低热流区，热流值一般小于50 mW·m^-2.

图 6

Fig. 6

图 6 研究区大地热流图 Fig. 6 Heat flow contour map of survey area

目前北京平原区水热型地热资源勘探开发深度一般在4000 m以浅，研究4000 m以浅不同深度的地温分布有现实意义.经过几十年的勘探，研究区积累了较多钻孔温度数据，但分布较不均匀，在东部小汤山一带较为集中，其次是沙河至郑各庄一带，其他地区仅为零星分布.而且钻孔深度相差较大，小汤山一带一般在1500 m以浅；沙河至郑各庄一带以及西部地区则在3000 m左右.为有效研究区域深部地温分布状况，对于相对浅部的地层温度，有钻孔控制时，用地温梯度乘以地层厚度就可以得到某一深度的温度值.而对于无测温数据的深部层位，其温度值可以采用热传导理论进行计算得到，所采用的一维稳态热传导方程为(汪集旸等，2012)：

(2)

式中，T(z)为计算深度z处的温度值；T₀为恒温带温度，取12.5 ℃(卫万顺等，2010)；q₀为计算点的地表热流值，无实测值时根据热流图提取；z为计算点深度；K为0~z段内地层的热导率加权平均值；A为0~z段内岩石的放射性生热率的平均值.

利用钻孔数据和2015年该区高精度地球物理探测资料建立的三维地质结构模型(作者另文发表)，将不足4000 m深度的钻孔地层(包括部分虚拟孔)进行了外推.热流值利用图 6提取，热导率和放射性生热率均利用本次实测值，根据式(2)计算得到了研究区4000 m以浅不同深度地温异常等值线图(图 7).在-1000 m深度地温图(图 7a)上可以看出存在以下几处明显的相对高温异常区，分别位于小汤山—郑各庄一带、阳坊地区、雪山村—马池口一带、南邵东部地区，1000 m深度地层温度在30 ℃以上；低温区位于北部山前及南口—流村一带、南邵—沙河一带.2000 m深度的地温异常区范围变化不大(图 7b)，曹庄至南口一带的温度相对变高，而南邵一带相对变低.高异常区地温普遍在60 ℃以上.在3000 m深度(图 7c)，阳坊东部一带地温达100 ℃左右，小汤山—郑各庄一带地温80 ℃左右，曹庄—南口一带的地温也达到60~80 ℃.在4000 m深度(图 7d)，阳坊东部一带地温普遍在120~130 ℃之间，小汤山—郑各庄一带地温100 ℃左右，异常范围有所扩大，曹庄—南口一带的地温也达80~100 ℃.地层从浅至深南口—孙河断裂带南侧大部分地区地层温度大于北侧，北部仅小汤山地区存在较为明显的异常.

图 7

Fig. 7

图 7 研究区不同深度地层温度图 (a) -1 km; (b) -2 km; (c) -3 km; (d) -4 km. Fig. 7 Temperature in different depth of survey area

北京平原区西北部处于山前平原地带，地热异常与这一地区所处的构造和水文地质条件有关.因近靠西山、北山补给区及一系列断裂构造与山区连通性好等因素，相比于华北平原其他地区或地热田，本区地温梯度背景呈现正常略偏低状态(常健等，2016).在区域低背景下存在若干正常偏高地温梯度异常区，如南口—孙河断裂带东北侧的小汤山地区和西南侧的郑各庄地区，地温梯度异常形态与前人在此区域的研究成果一致(袁利娟和杨峰田，2017).小汤山地热田正常钻孔地温梯度为26~35 ℃·km^-1，此区域对应的基底构造为小汤山背斜(图 8)，反映传导增温背景高于邻区；盖层厚度一般小于200 m，部分钻孔地温梯度却大于45 ℃·km^-1(表 3，ZK31~ZK39)，推断与F7断裂(及其次级断裂)的水热活动有关，也有人认为与近东西向的小汤山—阿苏卫断裂有关(吕金波，2004).可见小汤山地热田的地温梯度异常由基底褶皱和断裂构造联合控制，是典型的传导-对流复合型地热田.研究区东南部，呈现比较宽缓的异常，F5断裂以东地温梯度逐渐升高至25 ℃·km^-1左右，略高于全区背景，推测与郑各庄附近的局部基底凸起有关(图 8)(刘宗明等，2014)，且异常形态明显受F1和F6断裂影响.F1断裂带附近的地温梯度异常并没有其两侧高，说明断裂两侧局部基底隆起对区域地温场的改造更为显著.研究区西部，F2、F3断裂之间地温梯度存在局部异常高值区，异常中心位于南口—孙河断裂带附近，梯度最大值接近20 ℃·km^-1.断裂带南侧高梯度异常与北小营—昌平向斜核部第四系及侏罗系火山岩厚度大有关，而北侧则与局部基底抬升有关.断裂带西北部为低地温异常区，梯度平均值在15 ℃·km^-1左右，应与靠近西山和北山补给区浅部冷水循环强烈有关；F3~F5断裂之间梯度也存在明显的低异常，推测与影壁山断裂逆冲推覆作用导致蓟县系白云岩地层抬升浅埋，造成覆盖层较薄热量散失较快有关.可以看出研究区几处高地温梯度异常与重力异常揭示的基底凸起构造表现出良好的对应关系(图 8)(雷晓东，2017).南口—孙河断裂带作为区域性活动构造，对本区地温场有一定分割作用，体现在断裂南西侧地温梯度普遍大于北东侧，同时该断裂也是水热活动的重要通道，断裂带北西段附近ZK2孔蓟县系储层地温梯度明显低于远离断裂带的钻孔(图 4b)，特别是在储层浅部存在明显对流；向深部储层富水性变差，地温梯度变大，呈现传导增温特点，如ZK5(图 4c).由于对流传热的加入，利用稳态热传导方法计算的地层温度与实际温度有偏差，距离导水断裂越近的钻孔偏差将越大，随着深度增加，计算值与实际值的偏差将缩小.如ZK2终孔深度1503.68 m，1000 m深度计算温度为36.28 ℃，实际稳态测温的温度为34.63 ℃，相差1.65 ℃；1500 m深度温度为36.31 ℃，实际为35.23 ℃，相差1.08 ℃.南口—孙河断裂南东段切割深度远小于北西段，断裂对区域地温场的控制作用减弱，从其影响程度看在断裂北东侧要小于F7断裂，在南西侧要小于F6断裂.

图 8

Fig. 8

图 8 研究区基岩埋深等值线图 图中：XTSA：小汤山背斜；ZGZU：郑各庄凸起. Fig. 8 Bedrock depth contour map of survey area

研究区大地热流平均值为68.3 mW·m^-2，明显高于中国中西部的多数低温冷盆或温盆如四川盆地、柴达木盆地、塔里木盆地等，高于中国东部平均值61.9±14.8 mW·m^-2，与渤海湾盆地的平均值69 mW·m^-2相近(姜光政等，2016).本区热流异常受控于所处的大地构造背景，并与局部基底构造形态，岩浆侵入活动和断裂发育特征紧密相关.中生代以来，华北地区经历了大规模克拉通破坏和岩石圈减薄事件，“热岩石圈”厚度变薄，莫霍面温度达650~800 ℃，使本区具备了相对较高的热流背景(Qiu et al., 2014, 2016；He，2015).基底形态和岩石热物理性质对地温场分布影响较大.本区隆起区的基岩以蓟县系碳酸盐岩为主，热导率相对较大，而凹陷区沉积了相对较厚的沉积物，以火山岩、泥页岩为主，热导率相对较小，热导率的差异促使热流再分配，即热流向隆起区聚集而形成高温异常，在凹陷区则形成低温异常(冯昌格等，2009).本区东部与南部的高热流区以及高地温梯度分布区均与基底隆起有关，东部为小汤山背斜隆起区，南部为郑各庄古潜山构造.西部马池口一带的高热流异常区可能与南口—孙河断裂北侧局部基底断块隆起有关，距离该断裂较近的ZK4更早揭露长城系(图 4c)，这些地区高热流区形态与重力资料显示的基底隆起形态非常相似(图 8).小汤山背斜为印支期构造，后期形成的南口—孙河断裂持续活动造成其北侧高热导率的中上元古界基底凸起埋藏变浅，改变了区域温度场，异常规模相对较大，而断裂南侧形成郑各庄一带的古潜山从规模和异常强度上看均相对北侧小汤山异常区小，这与高热导率的碳酸盐岩地层埋藏深度大有一定关系(图内钻孔储层平均埋深1473 m).沙河至南邵一带形成的低热流异常区与影壁山推覆构造(F3)造成碳酸盐岩地层埋藏浅散热较快有关.

在1000 m深度(图 7a)，雪山村—马池口一带和郑各庄一带形成了局部高温异常区，应与热导率较低的第四系厚度大有关；南邵—百善一带也形成了局部高温异常则可能与热导率同样比较低的白垩系火山岩有一定厚度有关；阳坊东部也呈现局部高温异常圈闭，主要与第四系和隐伏岩体的热导率均较低有关.2000~4000 m深度(图 7b、c、d)，阳坊岩体的增温明显，形成范围较大的温度异常区，但岩体本身裂隙发育程度低，构不成有意义的地热储层.随着深度增加，雪山村—马池口一带和郑各庄一带的局部高温异常仍较明显，且有向南口—孙河断裂带北侧延伸的现象.南口—孙河断裂带北侧雪山村、百善东南的高温异常与断裂带南侧的郑各庄异常可能均与基底地层的局部隆起有关，图 8之AA′剖面显示了东南部基底构造的起伏特征，F1断裂两侧均存在基底局部隆起，北侧小汤山背斜(XTSA)，南侧为郑各庄凸起(ZGZU)，这两处热流值均较高，不同的是小汤山地区第四系盖层薄，而郑各庄地区的盖层除第四系外，尚有隔热条件好，厚度大的青白口系，因此这一带的深部地层温度较高.小汤山一带的基底构造为印支期形成的近东西向小汤山背斜，具备良好的聚热条件，但2000 m以浅地层增温不明显，可能是与这一地区热导率高的蓟县系白云岩地层埋藏较浅有关，而在3000 m、4000 m深度上温度异常范围变大，甚至与断裂南侧的郑各庄异常连为一体，但温度异常中心并不在断裂带上，说明基底起伏形态是控制地温异常的重要因素.南口—孙河断裂带马池口与百善段以及雪山村—南口段均为低温异常段，其中马池口与百善段在断裂带北侧虽然也存在局部基底隆起，但地层温度整体不高，可能与影壁山断裂推覆作用使这一地区形成上下两套高热导率的蓟县系白云岩地层有较大厚度，且盖层较薄有关；雪山村—南口段地层温度较低则体现出接近西山补给区的特点，断裂带南侧因盖层厚度大深部地温增加较为明显.

对未来地热开发利用的启示.由大地热流和地温分布特征分析可知，区域现今地温场是南口—孙河断裂带、影壁山断裂等断裂构造活动、北小营—昌平一带和小汤山一带的褶皱构造作用、阳坊至南口一带的岩浆侵入活动、火山沉积改造以及第四纪差异性升降等复杂构造运动叠加而成的.其中南口—孙河断裂带可能是其中一个主控因素，它对区域地温分布的控制与其对地层的切割和影响深度有关表现出明显的分段性.在断裂带西段断层切割深度大(达1000 m以上)，上盘沉积了厚逾千米的第四系和侏罗系火山岩，形成了马池口地温异常；中段断裂带两盘地温差异不大；东段断层切割深度较小(小于200 m)，断裂带对地温异常的影响随着深度增加，逐步叠加了基底构造的影响.对比不同深度的地温图可知，郑各庄一带的地温异常区西以沙河断裂(F5)，北以南口—孙河断裂(F1)为界，郑各庄断裂(F6)对地温场的影响不明显.结合目前水热型地热资源的勘探开发程度看，未来有一定潜力的地区是南口—孙河断裂带南侧的马池口地温异常区，而阳坊岩体和花塔岩体则可以作为未来北京地区干热岩研究的预选靶区.

(1) 研究区现今大地热流为48.10~99.14 mW·m^-2，平均值为68.27 mW·m^-2，热流的分布受基底起伏和断裂构造控制.东部南口—孙河断裂带(F1)两侧小汤山和郑各庄地区为高热流异常区，中部马池口地区在该断裂两侧也存在局部高热流异常区.这几处高热流区形态与重力反映的基底隆起形态相似.

(2) 在南口—孙河断裂带(F1)的不同位置，不同深度地层温度分区分段特征明显，体现出区域现今地温场不只受控于该断裂(主控因素)，更是多期次构造事件复合叠加的结果，研究区东北部小汤山地区叠加了印支期小汤山背斜构造和F7断裂作用；东南部郑各庄地区叠加了基底隆起与F6断裂作用；西部则叠加了燕山期断裂、褶皱构造和火山、岩浆侵入活动作用.

(3) 南口—孙河断裂带南侧存在两处有意义的相对高地温异常区：郑各庄异常区和马池口异常区.郑各庄异常区西边界为沙河断裂(F5)，马池口异常区是未来地热开发利用有一定潜力的地区，2000 m深度地层温度一般大于60 ℃.