2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
4. 中国地质科学院, 北京 100037
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Innovation Academy for Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
雄安新区的建设作为国家重大战略之一,在城市的建设过程中要践行绿色发展的理念.地热能作为一种清洁无污染的可再生能源在城市的建设过程中发挥着相应的作用.对该区地热资源量的评估能够正确认识该区的地热资源承载力,而温度作为地热资源评价中的重要参数之一,对该区现今地温场的研究有利于正确评估该区的地热资源量.
雄安新区位于冀中坳陷内,油气资源开采后保存的大量钻孔为该区现今地温场的研究提供了便利.陈墨香等(1982)对冀中坳陷内部次级构造单元牛驼镇凸起区的地温场特征进行过研究,并指出该区基底地层凹凸相间的构造格局下产成的热流侧向再分配是造成该区异常高地温场的主要原因.对雄安新区内部尤其是牛驼镇凸起区的钻井测温工作一直在进行,测温结果显示牛驼镇凸起区沉积盖层内部的地温梯度范围为43.9~72.2 ℃·km-1,容城凸起区为31.4~41.1 ℃·km-1,基岩地层内部的地温梯度为8 ℃·km-1左右,计算得出的牛驼镇凸起区的热流值范围为80.6~113.9 mW·m-2(李卫卫等, 2014).部分测温数据因受到地下水对流的影响使得地温梯度值波动较大,同时该区岩石热物性资料尤其是岩石热导率数据的缺失也可能造成上述热流值计算结果的误差较大.结合钻井试油温度与岩石热导率数据插值绘制出的冀中坳陷大地热流、地层内部地温梯度及不同深度温度等值线图,结果也显示出雄安新区位于地温高异常区(常健等, 2016).本文结合该区最近实测的8口钻井测温数据与雄安新区相邻构造单元106块岩心样品岩石热导率测试数据,并统计分析前人的研究成果(龚育龄, 2003),完善了该区岩石热物性数据库.为该区以后深部热结构及温度场数值模拟的研究提供数据基础.分析了雄安新区现今地温场特征及其成因机制,为雄安新区地热资源量的评估及勘探开发提供便利.由于热流值受到地下水对流的影响而偏高,对计算热流值进行了地下水扰动校正,为以后热流值地下水校正提供参考.同时该区的热储层主要为碳酸盐且热储层埋深较浅,对该区现今地温场的研究也可以为以后其他碳酸盐地区地温场研究提供参考.
1 区域地质背景雄安新区位于渤海湾盆地下属次级构造单元冀中坳陷内.雄安新区可划分为西北部的容城凸起、东北部的牛驼镇凸起、南部的高阳低凸起和牛北斜坡等构造单元,周边发育有徐水凹陷、保定凹陷及饶阳凹陷等一系列凹陷区.总体上,雄安新区位于一个基底构造隆起部位(图 1).其构造格局主要受控于区域构造背景,由于冀中坳陷是发育在华北克拉通之上的中新生代断陷-坳陷盆地,中生代早期印支运动的强烈挤压使得该区发育一系列褶皱单元,晚中生代时期燕山运动使得该区地壳遭受强烈的挤压作用,太平洋板块的俯冲作用使得该区断层、褶皱发育(Yang et al., 2014).白垩纪晚期至古新世时期,太平洋板块俯冲后的后撤作用,使得该区处于弧后拉张状态,其构造应力场由挤压作用变为伸展作用(Sun et al., 2008).始新世晚期,在弧后伸展的应力作用下雄安新区进入了强烈的拉张断陷演化阶段.新近纪与第四纪时期,该区区域构造相对稳定,进入了坳陷演化阶段,以沉积作用为主(Xia et al., 2006).中新生代的造山运动、太平洋板块的俯冲与后撤作用及其俯冲方向的转变,使该区经历了挤压、伸张、走滑等应力作用,构造应力的多样性使得该区断裂发育.由于受到太平洋板块的俯冲及俯冲方向转变的控制(Sun et al., 2008),该区NE-NNE向断裂发育,如大兴断裂、高阳断裂、容城断裂及牛东断裂等.这些断裂作为下属次级构造单元边界控制要素,把区内各构造单元划分开.如牛东断裂东西两侧分别发育有霸县凹陷及牛驼镇凸起,大兴断裂两侧分别发育有徐水凹陷及容城凸起.这些断裂发育深度不等,部分断裂发育的深度甚至可以达到结晶基底,为深部热量的传递提供上升的通道(李卫卫, 2014).雄安新区结晶基底岩性主要为太古代及元古代变质岩.由于该区受到上述多期构造运动的影响,地层遭受抬升剥蚀,造成古生代及中生代地层缺失,使得新生代地层直接覆盖于元古界地层之上.该区北部沉积盖层的厚度相对较小,尤其是在牛驼镇凸起构造区,凸起区沉积盖层的厚度在500 m左右.南部构造区沉积盖层的厚度相对较大,一般大于1200 m(图 1).沉积盖层的岩性主要为砂岩、黏土及砂砾岩等,这些岩性具有低孔隙度、低渗透率的特点.结晶基底地层的岩性主要为蓟县系雾迷山组白云岩,该组地层作为该区主要热储层之一具有良好的热物性特征.
钻孔测温是获取一个地区现今地温场最直接的手段.受到钻探过程中钻头与岩层的机械摩擦产热、泥浆循环及地下水对流等作用的影响,使得深部岩层内部的温度受到扰动,并且钻孔测温是通过测量钻井内部井液的温度来反映相应深度处岩层的温度,上述因素的影响使得钻井测温数据具有一定范围的波动性.因此钻孔内部井液温度与井壁岩石温度的关系及钻井液与井壁间的热平衡时间决定了钻井测温数据的质量高低,我们把钻井液与周围岩壁温度一致的状态称为热平衡,其所需要的时间称为热平衡时间.根据钻探工程结束与钻孔测温时间间隔的长短把钻井测温数据分为系统稳态测温、准稳态测温及非稳态测温曲线.系统稳态测温数据指的是钻孔热平衡时间以后的测温数据.准稳态测温数据是指接近热平衡时间所测的数据,井内地温十分接近真实地层温度,但又有略微差别.非稳态测温数据指的是钻探过程结束不久的测温数据,数据质量相对于前两者较低.其他测温数据如试油温度、井底温度、压力测试温度等也能够反映地层深处的温度.
本次测温工作于2017年10月进行,使用的是英国Robertson Geologging公司生产的钻井测温连续采集系统.该系统由一根长5000 m的电缆线及一个直径为42.9 mm的传感探头组成,该传感探头内部含有一个铂电阻的电路系统,其阻值会随着温度的变化而改变并且其反应时间小于2 s,该电路系统温度记录的灵敏度和精度分别为0.01 ℃、0.1 ℃,测量范围为0~180 ℃,温度记录的深度间隔为0.05 m.该系统最大下探速度在20 m·s-1以上.为了给传感探头足够长的时间来感应下探深度处的温度.本次测温中探头下探的速度控制在9 m·s-1之内,根据测温数据绘制了钻孔温度-深度剖面图(图 2),钻井位置分布见图 1.需要指出的是本次钻井测温中包含有一些地热资源生产井和回灌井,钻井测温是在供暖回灌等作业结束间隔半年后开展的,同时岩溶热储层内部地下水的对流作用使得地层温度受到扰动后恢复速度加快,因此上述作业对地层温度的扰动残余较小,地层温度接近热平衡状态,实测温度能够代表真实地层温度.从本次测温数据绘制出的温度-深度剖面图中可以看出,在100 m以浅,温度受浅表因素的影响波动较大.在100~1000 m范围段,温度随着深度线性增大,线性相关性好,表明热量传递在该层段内以热传导为主.局部曲线段受到断裂处地下水对流的影响温度曲线具有一定的波动性,如盛唐3和温泉花园3井等.在1000 m以深,由于受到地层岩性的变化,由浅部的砂泥岩地层转变成白云岩地层,白云岩较高的导热性能以及良好的赋水性使的岩层内部温度分布较为均一,因此白云岩层段的内部温度变化相对于上部砂泥质沉积盖层要小的多.同时地层由盖层转变成热储层深度处温度的跳跃式变化可能和热储层段地热水的开采有关,使得热储层段上部的温度低于上部相邻的沉积层温度.新容2井较低的井段温度与其所处的构造位置有关:位于容城凸起与牛驼镇凸起之间,热量会优先从两侧的凸起区传导至盖层;同时该新容2井右侧发育有容城断裂(牛西断裂),大气降水沿断层下渗对周缘地层的冷却效应使得该井地温异常低(图 2).
地温梯度通常利用最小二乘法计算相应的地温梯度值,线性回归方程如下:
(1) |
其中G代表地温梯度(℃·km-1);T0代表恒温带的温度,一般用多年平均气温值代替,T(z)代表深度Z处的温度值.如果我们把地层分为n份,定义第n层顶部的温度为T(n),底部的温度为T(n+1),则有以下公式:
(2) |
G(n)代表划分层段内的地温梯度值,ΔZ为G(n)所对应的分层厚度值,通常我们把ΔZ取值为20、50 m等,来分析地温梯度随深度的变化规律.
图 3和图 4是以每20 m厚度为间隔计算绘制出的地温梯度随深度的变化图.从图 3和图 4中可以看出,地温梯度随深度的变化主要取决于地层岩性的变化.整体来看地温梯度随深度的变化趋势可以划分为2段,上部砂泥质沉积盖层段与下部白云质热储层层段.根据不同的构造单元,绘制了具有代表性钻井的地温梯度随深度变化图,图 3代表的是牛驼镇凸起区地温梯度-深度剖面图,如大营4井和盛唐2井,大营4井在全井段内地温梯度值的波动范围为-6 ℃·km-1~72 ℃·km-1,上部沉积盖层段的地温梯度平均值为46.5 ℃·km-1,深度范围为200~1150 m,下部热储层段的地温梯度平均值为5.4 ℃·km-1,深度在1150 m以下;盛唐2井沉积盖层段对应的深度为200~900 m,段内地温梯度的平均值为48.8 ℃·km-1,热储层段为900 m以深,地温梯度平均值为4.2 ℃·km-1.图 4是容城凸起区代表性钻孔地温梯度随深度变化的趋势图,图 4a是金台2井,沉积盖层段的地温梯度变化范围为2.5~49.7 ℃·km-1,平均值为45.5 ℃·km-1,热储层段的地温梯度平均值为4.2 ℃·km-1;图 4b为新容2井,沉积盖层段的地温梯度平均值为25.2 ℃·km-1,对应的深度范围为0~1200 m,深部热储的平均地温梯度值为6.4 ℃·km-1.
从上述代表性钻井的深度-地温梯度图中可以看出,地温梯度值随深度的变化具有明显的阶段性.上部沉积盖层段相对于深部热储层段具有较高的地温梯度值,主要原因为上部沉积盖层段的岩性主要是砂岩、砾岩、泥页岩等,岩石热导率相对于白云岩较小.同时由于沉积盖层段内岩层内受到断裂处地下水对流、地层岩性成分及岩石类型的变化的影响,地温梯度值波动较大,某些深度处的地温梯度值甚至为负值,明显受到局部地下水对流的影响,导致上部沉积盖层段地温梯度值大且波动大;下部热储层段的岩性主要是白云岩,白云岩具有良好的赋水性及渗透性,储层段内部的热对流作用以其较高的传热效率使得温度在其内部的分布相对均一,地温梯度值小.同时容城凸起区钻井地温梯度值相对于牛驼镇凸起区较低,这可能和牛驼镇凸起相对容城凸起基底埋深更浅、周围断裂发育以及东部霸县凹陷较厚沉积层产生的热阻使更多的热汇聚到牛驼镇基底有关.
4 岩石热导率通常岩石热导率的大小主要受到岩石矿物成分的影响,同一岩性的热导率值也会因其成分结构的不同产生较大的差异;同时热导率的大小也受到温度、压力、孔隙度等因素的影响(Pribnow et al., 2013;Clauser and Villinger, 1990).一般来说在沉积层内部热导率会随着温度的增大而减小,压力增大产生的压实作用有利于热量的传导;不过温度对热导率的影响并非简单的反比关系,高温条件下岩石的辐射热导率及特殊岩性(长石)的导热性会随着温度的升高而提高(Lee and Deming, 1998).
由于钻井原位岩心样品无法获得.对于沉积盖层段的热导率值,我们通过搜集冀中坳陷内部热导率的测试成果(龚育龄, 2003)及实测渤海湾盆地岩心样品22块来确定;对于基岩层段的热导率值,我们通过实际测量的84块冀中坳陷内部的基岩样品来确定.测试设备采用德国制造的热导率扫描仪(Thermal Conductivity Scanning, 简称“TCS”),测量精度为±3%,设备的测量范围为0.2~25 W·(m·K)-1.由于本次实测的沉积盖层样品及白云质基岩样品并非钻井原位样品,地层较浅的埋深及岩石较低的孔隙度使得压力及饱水矫正对热导率测试结果的影响程度可以忽略不计(Shen et al., 1995).在沉积盖层段热导率测试的岩性主要为砂岩、粉砂岩及砾岩等,结合本次测试结果与前人测量的结果显示沉积盖层段热导率值范围为0.619~2.659 W·(m·K)-1,平均值为1.74 W·(m·K)-1.前人沉积盖层热导率测试数据的分布规律与本次实测数据分布具有一致性,其热导率值分布主要集中在1.5~2.0 W·(m·K)-1之间(图 5).基岩地层段的岩性主要为蓟县系雾迷山组白云岩与白云质泥岩等,测试结果显示热导率值的范围为2.32~7.87 W·(m·K)-1(图 6),平均值为4.59±1.3 W·(m·K)-1.基岩地层热导率测试数据较大的跨度范围是因受到白云岩内部泥质含量的影响,较低热导率测试值所对应的岩性主要为泥质白云岩及白云质泥岩等,泥岩相对于白云岩具有较低的热导率值;热导率较高值所对应的岩性主要为灰色、灰白色、褐灰色白云岩.
在一维稳态条件下,热流值等于垂向上地温梯度与岩石热导率的乘积,通用的热流单位为mW·m-2.这里需要强调的是,热流所描述的是稳态热传导所传输的热量,在非稳态或有对流参与的情况下,如存在水热活动的热异常区,地球的散热量可以用热流通量(Heat flux)来表征,它包含了传导和对流热流分量的总和(Furlong and Chapman, 2013;Wang et al., 2015).
热流值等于地温梯度与岩石热导率的乘积,根据傅里叶定律,热流值可以由公式(3)计算得出:
(3) |
其中,Q为大地热流(mW·m-2);K为岩石热导率(W·(m·K)-1);dT/dZ为地温梯度(℃·km-1).负号代表大地热流传导的方向与地温梯度方向相反.通常情况下,对于以热传导为主的钻孔而言,大地热流值可以视为定值.
本文采取分段法计算了该区的2个大地热流值.分段法计算热流是利用钻孔中不同深度范围内的温度测量数据计算地温梯度,然后乘以相应深度范围内代表性岩石的热导率值,求取计算段的热流值.每个钻孔可以根据地温梯度和岩石热导率数据的分布情况选择一个或者多个热流计算段,一般选取岩性较均一的井段作为热流计算段.在计算段内要尽可能多的采集岩石样品进行岩石热导率数据测试,使所测的热导率数据具有代表性.本次钻井测温段的地层主要为第四纪、新近纪及基岩地层.由于第四纪地层中地温梯度容易受到浅表因素的影响,同时基岩热储段内部地下水的对流作用使其不符合稳态热传导的条件,因此上述两部分地层不适合热流值的计算.最终计算段选取为新近纪地层,尽管新近纪地层相对于上部第四纪与下部基岩其传导性较好,但是该层段仍然受到局部地下水对流的影响,因此需要对计算的热流值进行地下水对流校正.把计算段地层视为均一的孔隙岩石,地下水对流模式定义为一维垂向,其基本公式如下(Clauser and Villinger, 1990;Bredehoeft and Papaopulos, 1965):
(4) |
(5) |
(6) |
(4)—(6)式中t为深度z处的温度,ρ、c分别为地下水的密度和比热,v为地下水流速,Pe为一无量纲量,q (z′)为渗透层段内深度z′处的传导热流分量,(7)—(9)公式中qv(z′)为渗透层段内深度z′处的对流热流分量,并且q(z′)与qv(z′)的算术和应等于渗透层底部的输入热流(qb),q0为渗透层顶部的热流值.以大营4井作为实例来演示地下水热流值校正的流程,渗透层深度区间为200~1000 m,即▽Z=800 m,根据测温数据得知渗透层顶底温度相差为42.4 ℃.对公式(4)两边取对数可得公式(7),结合测温曲线与地层热导率可以得出渗透层段热流剖面图,对渗透层段的lnq(z′)与z′线性回归,求得回归直线的斜率Pe/ ▽ Z为-4.275×10-4m-1,截距q0为108.4 mW·m-2,通过公式(8)计算得出qv(z0)为-31.3 mW·m-2,通过公式(9)计算得出qb为77.1 mW·m-2,盛唐3井的计算过程与上述一致.
(7) |
(8) |
(9) |
热流值的详细信息见表 1,从表中可以看出热流值计算段地层内部地下水对流对其热流值有较大的影响,校正后的热流值相对校正前的热流值较小,表明其热流值受到地下热水上涌的影响.由于计算段下部基岩地层内部地下水对流依然存在,本次地下水热流值校正只针对上部沉积盖层而没有对下部基岩段进行,校正结果属于部分校正(胡圣标和熊亮萍, 1994).由于本次计算的热流值受到下部碳酸盐热储内部地下水对流作用的影响,深部热储内的热量以对流为主的方式快速传至盖层下部,造成沉积盖层内部高温异常,因此通过沉积盖层段计算出的热流值数据质量不高,可以划分到B类(胡圣标等, 2001).
通过搜集该区内部分布的55个热流值(常健等, 2016;龚育龄, 2003;姜光政等, 2016),对区域内部不同构造单元的热流值分布特点进行分析(见表 2).从表 2中可以得知牛驼镇凸起区热流值的分布范围为60.4~129.8 mW·m-2,平均热流值为87.9 mW·m-2;相应的容城凸起与高阳低凸起区热流值分布范围分别为54.0~90.0 mW·m-2、53.3~75.4 mW·m-2,热流平均值分别为74.2 mW·m-2、62.6 mW·m-2.
分析热流数据质量,由于本次计算的热流值质量不高不再归纳到统计数据之内,剔除受地下水对流而导致的热流异常值,最终按照克里金插值法绘制了雄安新区大地热流分布图(图 7).图中虚线代表各构造单元的边界轮廓,蓝色四方块代表热流点分布,绿色圆圈代表最新计算的热流点位置.从热流图中可以看出热流点分布不均匀,热流点主要集中在牛驼镇及容城凸起区,高阳凸起区热流点相对较少,对该区热流值计算等工作需后续开展,最终使热流点分布达到相对均匀的状态.同时热流值具有凸起区相对凹陷区热流值较高的分布特征.根据该区内部热流值点,通过一维稳态热传导方程计算并插值得出不同深度温度等值线图,在等值线图上对不同剖面上的温度数据进行提取可以得出不同深度的温度剖面图,在进行一维稳态热传导计算时根据地层剖面对地层进行不同圈层的划分,并给定不同地层不同的热导率及厚度值,在本次计算过程中地表的参考温度为15 ℃,通过对图 1剖面A-A′不同深度温度场数据的提取绘制出图 8,从图中可以看出雄安新区内深部温度分布同样具有凹凸相间的分布特征,凸起区相对凹陷区温度较高.
本文通过实测雄安新区内部8口钻井测温曲线和106块岩心样品热导率测试数据,能够更加详细地了解雄安新区现今地温场特征.钻井测温曲线显示出雄安新区内上部沉积盖层段相对于基岩层段具有较高的地温梯度值,地温梯度值范围为25.2~58.9 ℃·km-1,且地温梯度值主要集中分布在45 ℃·km-1附近.同时沉积盖层内部地温梯度分布在平面上具有明显的区域性,牛驼镇凸起区地温梯度值最高,范围为46.5~58.9 ℃·km-1;容城凸起区次之,范围为32.0~40.9 ℃·km-1;高阳低凸起区本次没有实测数据,通过收集的热流值估算其地温梯度值平均值为35.9 ℃·km-1左右.可以看出沉积盖层内部地温梯度的分布规律与下部基岩埋深息息相关,基岩埋深越浅上部沉积盖层内部地温梯度值越大.基岩内部的地温梯度相对均一,其地温梯度值集中分布在5 ℃·km-1附近,其内部地温梯度值的均一性也反映出基岩层内部水对流作用强烈,使得其内部温度趋于一致,这和白云岩质基岩地层具有较高的渗透性有关(陈墨香, 1982).
同时,该区地层热导率分布具有明显的分层性.上部沉积盖层的岩性主要为砂泥岩,其热导率值分布主要集中在1.5~2.0 W·(m·K)-1范围内.沉积盖层内部较低的热导率值可以有效的阻止下部热量的散失,是促使该区具有较高热流通量的原因之一.基岩地层岩性主要为白云岩,白云岩具有较大的热导率值,实测值范围为2.32~7.87 W·(m·K)-1,平均值为4.59±1.3 W·(m·K)-1.基岩地层段内热导率值较大的波动范围与白云岩内部泥质含量有关,其较高的热导率平均值有利于深部热量快速的传至盖层底部,造成了上部沉积盖层内具有较高的温度场特征.
该区较高的温度场特征与区域构造背景相关,冀中坳陷作为渤海湾盆地的一个次级构造单元,是中、新生代形成的拉张盆地的一部分.由于中、新生代时期的多期拉张作用使得该区岩石圈遭到破坏,造成地壳拉张减薄及地幔物质的上涌(He, 2015).地幔物质携带的大量热量使得其上部具有较高的温度,对冀中坳陷岩石圈热结构的研究也表明该区以幔源热为主(龚育龄,2003;常建等,2016).雄安新区作为冀中坳陷下属次级构造单元,地幔热流可以视作该区较高热背景促成因素之一.同时,中新生代的构造运动造成该区基底岩层具有凹凸相间的特征,地层的抬升剥蚀等作用造成该区的沉积盖层较薄,下部基岩地层的高低不平使得热量优先向热阻较低的凸起区汇聚(Xiong and Zhang, 1984;Lachenbruch et al., 1966),这也是造成该区较高热背景的原因之一.同时,该区地层的岩性特征也是造成该区具有较高现今温度场的原因之一,沉积盖层的岩性主要为砂泥岩,其良好的致密性及较低的热导率值能够起到保护下部热量不至于快速散失,从而能够维持该地区较高的现今地温场特征.下部基岩地层的岩性主要为白云岩,白云岩良好的渗透性及裂隙的发育以及本身较高的热导率值,使得基底地层内部的热量可以以热传导及热对流的方式快速传至沉积盖层底部,对上部的盖层起到“烘烤”的作用.同时,受控于构造作用该区断裂发育,如牛东、牛西、高阳及大兴等断裂发育在该区内部及周边,有些断裂的深度可达结晶基底(李卫卫, 2014),这些断裂能够作为良好的通道使得下部热量快速的传递,同时断裂的发育也为地下水对流提供了良好的通道,地下水的排泄或补给作用能够造成区域地温场偏高或偏低,如牛驼镇凸起区存在有自流型热水.以上这些因素共同促进了雄安新区较高的现今地温场特征及丰富的地热资源.
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