山东省地热资源赋存规律及其富集机制

Occurrence rules and enrichment mechanism of geothermal resources in Shandong Province

摘要

山东省热储类型多、分布广,资源储量丰富,但地热资源赋存规律及其富集机制尚需系统研究。本文基于地热井测温、大地热流测量、地热资源勘查、钻获地热井及抽水试验和长期动态监测资料,圈定了控热、导水地质构造和地热异常分布区,将山东省地热资源划分为鲁东隆起、沂沭断裂带、鲁西隆起和鲁西北坳陷4个地热区,分别论述了各地热区地热系统的热储类型、开放程度、热源水源及其运移和可更新能力,以及水流热流富集构造赋存位置。集成水源开放状态、热源机制和水热富集热储赋存特征等主要地热能控制要素,将地热系统划分为3种聚热富水模式:(1)开放—对流—腔管状型地热系统聚热富水模式;(2)弱开放—对流传导—带状层状型地热系统聚热富水模式;(3)封闭—对流传导—带状层状型地热系统聚热富水模式。揭示了各聚热富水模式的热源及其聚集机制、水源及其富集机理、水热可更新能力和富集热储赋存规律,为找热定井提供了靶区定位依据。

关键词

水源 / 富集机理 / 热源 / 聚集机制 / 开放状态 / 聚热富水模式 / 山东省

Key words

water source / enrichment genesis / heat source / accumulation mechanism / open state / heat and water enrichment model / Shandong Province

0 引言

山东省地热资源类型多、分布广,资源储量丰富,开采回灌条件好,全省16地市均已成功钻获地热井,发现了大中型地热田。截至2023年底,全省共发现97个地热田:鲁东地热区16个,沂沭断裂带地热区9个,鲁西隆起地热区35个,鲁西北坳陷地热区37个;其中邹平安山岩裂隙热储地热田为2023年最新发现的开放式对流型地热田。全省共钻获各类地热井2 152眼,其中正在使用的开采井1 000眼,回灌井800眼左右,地热供暖面积约7 000万m²。

沂沭断裂带(郯庐断裂带山东段)、兰聊断裂带(兰聊—盐山断裂带山东段,亦称聊考断裂带)、齐广断裂带等三大断裂带将山东省划分为鲁东隆起、鲁西隆起和鲁西北坳陷三大构造单元。同时,也控制了山东省的热储分布、地温场特征、大地热流分布规律、热源机制和地热资源赋存规律及其富集机制(图1)。

根据空间展布形态,将山东省热储类型分为层状热储和带状热储两大类。康凤新^[1]依据所处的地质构造环境和热储分布特征,以沂沭断裂带东支——昌邑—大店断裂、沂沭断裂带西支——鄌郚—葛沟断裂、齐广断裂和兰聊断裂为界,将山东省自东向西划分为4个地热区:鲁东隆起地热区(Ⅰ)、沂沭断裂带地热区(Ⅱ)、鲁西隆起地热区(Ⅲ)和鲁西北坳陷地热区(Ⅳ)。其中,鲁西隆起地热区以山区和平原区界线进一步划分为鲁中南隆起地热亚区(Ⅲ₁)和鲁中南隆起北缘及鲁西南潜隆地热亚区(Ⅲ₂)(图2)。

康凤新^[1]计算评价全省中深层地热资源量为1.21×10²¹ J,折合标准煤413亿t。120天供暖期自然条件下地热水可采资源量为3 275万m³/d。按照“同层等量回灌、取热不耗水、采灌均衡”的可持续循环开采模式,120天供暖期采灌均衡条件下地热水可采资源量为4 798万m³/d,可利用热量为1.73×10¹⁸ J/a,折合标准煤5 894万t/a,可供暖面积29亿m²/a。120天供暖期现状实际开采量为108万m³/d,开采潜力为4 690万m³/d。

1 地热资源赋存特征

根据热源、水源及其运移,热储和盖层等形成地热能富集区的5要素,简要阐释四大地热区的地热资源赋存特征。

1.1 鲁东隆起地热区(Ⅰ)

1.1.1 源运储盖特征

如图1所示,鲁东隆起地热区即胶东半岛位于华北克拉通东缘,分布于昌邑—大店断裂以东,行政辖区包括烟台、威海、青岛、日照等市,由三级构造单元胶北隆起、胶莱盆地和胶南—威海隆起组成。大地构造上属于华北克拉通与扬子克拉通的结合部位。在西太平洋板块俯冲驱动下,华北克拉通破坏、岩石圈拆沉、减薄及其诱发的软流圈地幔上涌和岩浆上侵与热侵蚀,导致华北东部陆块的岩石圈和地壳厚度大幅减薄,分别减薄至60~80 km和<35 km,明显小于西部陆块岩石圈(厚达200 km)和地壳(厚约45 km)厚度^[2-3](图1)。变薄的岩石圈被上涌的高温软流圈加热,导致地幔热流的显著增加,并伴随温泉、新生代岩浆活动、活动断层和地震的发育。因此,鲁东隆起地热区高热流值的热源大部分来自岩石圈底部。

岩石圈底部的深部高温热能沿深大断裂或侵入岩体与围岩接触带的上涌对流传热为鲁东隆起地热区的主要热源。如:位于胶北隆起招远东汤温泉120°方向、350 m远的D1钻孔,孔深2 000 m;深50~500 m层段、630~900 m层段温度随深度平稳线性增加,热量传递以热传导方式为主,地温梯度分别为19 ℃/100 m和5.71 ℃/100 m。630~900 m层段是900 m深进入对流传热层段以浅地温梯度最小的传导层段(图3),高地温梯度是其下部传导热流和对流热流共同加热作用的结果响应,可以代表该孔的地表热流通量。实测该钻孔侏罗纪花岗岩的热导率平均值为3.5 W/(m·K)^[4],则热流通量为199.85 mW/m²。其中大地热流值即传导分量为78.6 mW/m²,则其对流热流分量为121.25 mW/m²,占热流通量的61%,指示深部对流热为招远东汤温泉地热系统热能的主要热源。

鲁东隆起地热区分布天然温泉16处,温泉的出露主要受断裂构造和岩浆侵入岩体控制,主要分布于以栖霞复背斜为代表的胶北隆起和以胶南—威海复背斜为代表的胶南—威海隆起花岗岩等酸性岩体断裂交汇处及其与围岩的侵入接触带,皆出露于复背斜核部的NNE 或NE 向压扭性断裂与NNW 或NW 向张性断裂交会处。多组断裂的交会复合部位裂隙发育,岩石破碎,构成花岗岩裂隙热储,仅即墨东温汤热储岩性为砂岩,热储以温泉为中心呈线(带)状沿NE向深大导热断裂带展布。垂向上受NE向深大导热断裂和NW向导水断裂控制,空间形态受控于断裂倾向与走向,呈腔管状分布(图4^[5])。

花岗岩热储岩体质地脆硬、裂隙发育。NE向深大导热断裂和NW向导水断裂交汇处或侵入岩体与围岩接触带,应力集中、岩石最为破碎,裂隙尤为发育,地下水循环交替条件好、渗透性强。大气降水在补给山区入渗形成地下水,在重力势能和静水压力驱动下,沿深大断裂或侵入岩体与围岩接触带向地势低洼的山间盆地排泄区运移,同时汇聚周边裂隙不发育地区的地下水,运移至强渗透、高裂隙率的断裂交汇处或侵入岩体与围岩接触带时,形成强渗透性、高裂隙率地热水富集带,上涌压力增高,在地表浅部花岗岩裂隙密集发育的地形低洼处即静水压力最小处,地热水得以压力释放,涌出地表成天然温泉。

天然条件下,天然温泉流量稳定,介于100~1 000 m³/d,该流量未包括溢流扩散至浅层花岗岩裂隙和第四系孔隙冷水含水层中的地热水。目前仅文登呼雷汤、文登大英汤、牟平于家汤、乳山兴村汤、蓬莱温石汤和旧店地热系统仍可自流,其余地热系统由于在温泉出露处施工了多眼地热井,单井涌水量328~2 880 m³/d,伴随着开采量的增加和水位的降低均不再自流,地热井水位埋深多在5~35 m;水温大部在50~92 ℃(招3孔^[6]),矿化度0.40(牟平于家汤)~17.35 g/L(威海宝泉汤),水化学类型主要为Cl-Na、Cl·SO₄-Na或HCO₃·SO₄-Na型。天然流量或地热井开采量的稳定,以及水位和水温的稳定指示鲁东天然温泉属于水热开放地热系统。

地热田第四系松散沉积层较薄,一般小于30 m,保温性能较差。近地表裂隙不发育的完整花岗岩是良好盖层,在其下伏热储地热流体加热下,形成高地温梯度。如招远东汤温泉地热系统Z1孔在揭露热储之前的50~500 m深处,地温梯度高达19 ℃/100 m,其驱动机制为:地热流体在沿强渗透断裂裂隙发育带上涌途中,遇完整花岗岩受阻,承压富集于其底部,构成其加热热源,驱动高热导率的完整花岗岩盖层形成高地温梯度,是非地热异常区的2~10倍(图3)。

1.1.2 典型地热系统

招远市东汤温泉地热系统位于招远市城区,温泉出露于晚侏罗世燕山期玲珑序列侵入岩大庄子单元花岗岩与前寒武纪片麻岩接触带附近。区域构造上,东汤温泉地热系统位于胶北隆起区栖霞复背斜,地壳受到强烈的拉张、伸展作用从而产生强烈的脆性张裂变形,深部地幔热流沿脆性张裂隙上涌,富集于浅部张性构造带。地幔热流上涌时在不同的压力、水文地质条件下,与围岩发生程度不一的水岩反应,金矿体和高温古流体在张性构造带富集。东汤温泉地热系统以西约2 km为金矿控矿构造招平断裂,也是沟通深部地壳和上地幔高温热流的控热断裂;以东约2 km为玲珑断裂带,是东汤温泉地热系统的主要导水断裂。两条断裂倾向相向,在3.8 km深处交汇。地热田中心还发育一条东西向断裂,3条断裂交汇复合处,岩石破碎程度最高,裂隙最发育,渗透性最强,裂隙率孔隙度最高,温泉即出露于该3条断裂交汇复合形成的破碎带(图4)。沿招平断裂向上传递的深部高温热流和沿玲珑等断裂深循环运移的地热流体在此汇集,形成热流密集和水流富集带,构成地热田的聚热富水中心(图4①)。热流和水流上涌途中,逐渐向外围扩散(图4②),温度、水量呈逐渐降低趋势。

按照氢氧同位素的高程效应原理,δD 值随着地下水补给高程的增大而减小。根据东汤地热田地热流体δD 值变化计算地热流体的补给高程为314~414 m,主要补给区位于招远城区东北部双顶山区域,距离地热田约15 km。招平断裂与玲珑断裂在双顶山交汇,大气降水在双顶山区域沿基岩裂隙下渗形成的地下水,在水头压力作用下沿张性断裂和裂隙向深部运移,并向西南方向径流,汇聚于招平断裂与玲珑断裂交汇破碎带,最大循环运移深度为3.8 km。地下水在深循环运移途中通过热传导汲取沿途岩体中的热量,与残留高温古流体混合而被高温热能加热,形成相对高温水热环境。水岩相互作用形成富集B、Sr和Cl等离子的地热流体。在冷热水密度差和补排区静水压力差双重驱动下通过水热对流形成自然上升流,最终在河谷等静水压力最小的地形低洼处岀露成泉。

地热田地表覆盖第四系较薄,厚度仅6~7 m,最厚处12 m,不足以起到保温盖层作用,地热水穿过该层于地表成泉,故以往研究认为这种第四系薄的花岗岩裂隙温泉出露区不存在盖层。而测温曲线显示(图3,4),热储顶部裂隙不发育的完整花岗岩为阻热盖层,厚度呈穹窿状,地热田中心部位薄仅10 m左右,向四周逐渐变厚(图4)。据10余眼地热井测温资料,揭露富水断裂热储前,完整花岗岩传导段地温梯度5.7~19 ℃/100 m,平均值为14.37 ℃/100 m。

据1973年勘探资料^[6],钻孔均承压自流,涌水深度即含水层顶板埋深自泉区向四周逐渐增大(图4),温度、涌水量和矿化度自泉区向四周则逐渐降低。地热田中心温泉出露区即断裂交汇复合处,应力集中,岩体破碎,形成强渗透带。天然温泉出露区水温最高,水量最大,矿化度最高,泉区中心尤甚。位于泉区的招3孔井口水温92 ℃,降深14.6 m时涌水量达108 m³/h,矿化度5.3 g/L;Z5孔81 ℃(340 m孔底温度100.5 ℃);招4孔75 ℃(图4)。地热田外围抽水井口水温降至44~64 ℃,涌水量降至17.6~62 m³/h,矿化度降至1.36~4 g/L。温度场、涌水量和矿化度分布规律均指示深大断裂交汇复合处既为深部高温热能上涌通道——热流密集,也是深部地热流体上涌通道——水量丰富,水岩反应强烈,矿化度高(图4)。

根据尚未大规模开采、处于天然状态的1960—1972年动态监测资料^[6⇓⇓-9],东汤温泉的天然流量为383.36 m³/d,未包括溢流至第四系松散沉积层的流量。温泉最高水头和流量最高值出现在9月份,最低值出现在1—2月份,受大气降水影响明显,最高水头、最大流量一般较大气降水峰值滞后1个月。最高水温出现于7—9月,最低水温出现于12月和来年的1月。钻孔的自流高度即承压水头高出地面3.27(RSK3孔)~ 4.57 m(招6孔),平均为3.92 m;单位降深自流涌水量为

q=97.82 m³/(d·m)

预测控制最大地热水位降深S_max 不超过33.92 m,即平均水位埋深D在30 m以浅时的地热水可持续开采量Q_s为

Q_s=qS_max=3 318 m³/d (D≤30 m)。

经过50年的开采,地热井已不再自流,水位动态主要受开采量的控制。在开采旺季(11月至来年4月)洗浴高峰期,开采量为3 900~4 600 m³/d,水位降深较大,埋深在34.10~46.20 m,平均36 m左右,能够保持动态相对稳定;在开采淡季(5—10月),开采量降至1 264~1 770 m³/d,水位恢复明显,埋深升至3.50~8.75 m,平均6 m左右(R7观测孔),开采量小的年份可自流,井口水温80~90 ℃,基本保持稳定。

由于水位下降截取了温泉流量与溢流至浅部花岗岩裂隙和第四系孔隙冷水含水层的地热水量,即开采引起的天然排泄量的减少量为ΔD₀,且激发了地热水深循环运移补给增量ΔR₀,从而能够保持降低了的、新的水位埋深条件下(34.10~46.20 m)的地热水动力场和补排量动态平衡:

Q_s=ΔR₀+ΔD₀+dV/dt

式中:Q_s为地热水可持续开采量;ΔR₀为水位下降激发的地热水深循环运移补给增量(以下简称“补给增量”);ΔD₀为开采引起的减少的天然排泄量,即温泉流量和溢流至浅部花岗岩裂隙及第四系孔隙冷水含水层的地热水量之和(以下简称“排泄减量”);dV/dt为过渡性储存量消耗量。

在新的地热水流动力场状态下,要实现地热水的可持续开采,热储层长期的储存量变化量必须是0,即

dV/dt=0

则新的可持续开采状态下的地热水均衡方程为

Q_s=ΔR₀+ΔD₀

该公式阐释了开放型地热系统地热水可持续开采量的资源构成要素,等于地热水开采状态动力条件下激发的深循环运移补给增量和减少的天然排泄量之和,即为捕获量。

水位和水温的动态稳定性指示了东汤温泉水热系统的开放性和可更新性,即深循环地热流体既可获得深部热能的补给,也能够获得现代水的深循环运移补给,在控制最大水位降深不大于33.92 m条件下可实现水热均衡可持续开采。

根据开采量、水位长期动态监测资料,建立相关方程,预测评价控制地热水位降深不超过33.92 m即水位埋深D在30 m以浅,水温不低于80 ℃约束下的地热水可持续开采量Q_s为

Q_s=3 583 m³/d (D≤30 m,水温≥80 ℃)

与利用天然温泉流量与自流高度相关方程计算的地热水可持续开采量基本一致,佐证了利用天然动态和大规模开采动态监测资料计算可持续开采量的可靠性和准确性。

1.1.3 地热系统概念模型

如图4所示,鲁东天然温泉地热系统属于隆起山地开放式对流型地热系统,能够接受现代大气降水入渗形成的地下水深循环运移补给,滨海地区在有断裂沟通时温泉还能接受海水补给,天然补给量等于天然排泄量即温泉的总流量,包括溢流至浅部基岩裂隙和松散沉积层中的流量。

地势高程差引起的重力势能差产生相应的水力梯度,驱动山区大气降水和冰雪融水入渗地下形成的常温地下水,沿深大导水断裂破碎带向深部径流运移;地下水深循环沿途从围岩中汲取热量,被深部高温热源加热,常温地下水被加热为地热水,其密度逐渐降低。补排区地势高差越大,断裂延伸越深,地下水循环深度越深,获取的深部高温热能越强,简言之即为“大高差、深循环、高热流”。当地热水循环到1~10 km深时,在冷、热水密度梯度和重力势能差的共同驱动下,沿NW向强渗透导水断裂和NE向深大导热断裂倾向相向的“V”形构造破碎带交汇处折返上涌,地热水埋藏深度逐渐减小。该“V”形构造破碎带交汇处岩石更加破碎,裂隙发育,渗透性强,导水系数较围岩大1~2个数量级,吸收汇集广大围岩范围裂隙中的地热水。加之地下热水的溶蚀能力增强,致使热储层裂隙率孔隙度进一步增大,逐步发育为一个地下热水流线密集、水量丰富、水位较低的集水廊道。当地下热水沿破碎带运移至地势低洼的排泄区时,其上涌通道被后期断裂位错或遇到透水性差的岩体/岩脉阻隔,沿上述部位在静水压力最小的河床、河漫滩和河流一级阶地出露形成温泉,上涌溢流至浅部花岗岩裂隙和第四系孔隙冷水含水层的溢流量与温泉总流量之和即为地热系统的天然补给量。构成一个完整的山区大气降水入渗补给→地下水沿深大断裂深循环运移→汲取深部热能→沿导水控热断裂交汇复合处水热对流上涌聚集→天然温泉或自流井排泄的开放式带状地热系统,花岗岩裂隙热储为主要热储类型,局部为砂岩裂隙热储,沿导水控热断裂呈带状分布。通常热流通量背景越高、地下水循环深度越大,地下热水温度越高,水岩反应越强烈,地热水矿化度越高。

1.2 沂沭断裂带地热区(Ⅱ)

1.2.1 源运储盖特征

沂沭断裂带地热区主要包括潍坊市、临沂市、日照市部分地区。在印支期华北板块与扬子板块碰撞拼合构造背景下形成的郯庐断裂带,是中国东部地区的巨型断裂构造带,属于岩石圈尺度的构造边界带,也是一条巨型活动断裂带。断裂带有着复杂的形成演化历史,经历了平移、伸展和挤压等构造活动过程。沂沭断裂带呈NEE方向沿着沂河和沭河展布,是郯庐断裂带的山东段,控制着山东的地层、构造、岩浆岩、矿产资源、地震活动等,影响了该地区的地层建造、构造格架、岩浆活动、成盆、成矿作用及资源环境等。经历长期构造活动和演化,郯庐断裂带内部结构复杂,不同区段、不同时期的构造活动方式不尽相同。沂沭断裂带作为郯庐断裂带的中段,活动断层发育,其在平面上由马站—苏村地堑、汞丹山地垒和安丘—莒县地堑构成了“两堑夹一垒”的构造格局(图1,2),控制了中生代的岩浆活动和内生成矿作用。铜井金矿成矿与沿沂水—汤头断裂上侵的沂南铜井杂岩体关系密切^[10⇓-12]。

主要热储为受断裂构造控制的基岩裂隙热储,包括层状热储和带状热储。层状热储主要分布于凹陷区内,中生代火成岩和砂页岩是保热性能良好的热储盖层,其下伏的寒武纪和奥陶纪灰岩为主要层状热储层。深部高温热能沿沂沭断裂带的上涌对流传热为带状热储的主要热源机制。同时,高大地热流背景亦为层状热储提供面状热源。在对流热源与传导热源交汇处,形成传导—对流复合叠加型热源,于浅部形成更高的地温梯度异常区和高热流通量区。

带状热储分布在两组以上断裂交汇部位,特别是凹陷区边缘的两组以上断裂交汇部位。由于区内不同走向断裂纵横交错,构造裂隙发育,加之岩浆岩冷凝过程中与围岩间形成大量裂隙,在凹陷区边缘适宜构造部位可以形成带状热储,热储岩性为白垩纪安山岩或砂岩,热源以深循环对流型为主,汤头温泉即为典型案例。

1.2.2 典型地热系统

以靠近沂沭断裂带最西侧鄌郚—葛沟断裂的沂南铜井地热系统为例阐明地热地质特征和水源热源机制。如图5所示,位于铜井地热系统北西方向的新浦山凸起断块为补给区,大气降水入渗地下形成的常温地下水,在重力势能差产生的水力梯度驱动下,沿NW向铜井断裂向东南径流,深循环运移途中被沿途围岩加热。运移至挤压强烈、深达上地幔的鄌郚—葛沟断裂时,常温地下水被沿其上涌的深部热源加热成地热水,密度逐渐降低,富集于鄌郚—葛沟断裂西侧;地热水在上部冷水、深部热水密度梯度和重力势能梯度的共同驱动下对流循环上涌,沿铜井断裂和NNE向F16张性破碎带交汇部位强渗透带,地热水承压水头迅速抬升,上涌运移途中遇不透水的燕山期沂南铜井闪长岩体阻挡,承压富集于大理岩与岩体接触带的层间岩溶发育带。在层间岩溶与断裂交汇处,形成带状—层状复合型强岩溶发育带复合型热储,也构成铜井地热系统的热能聚集和承压地热水富集带,该带即是铜井地热系统核心,也是热储层地热流体向浅部第四系孔隙冷水含水层和块状岩类裂隙冷水含水层扩散的中心。

铜井地热系统分布面积3.7 km²,热储温度45~92 ℃。热储层为隐伏于铜井闪长岩体之下的中、下寒武系地层,岩性以大理岩和灰岩为主,其次为砂岩、页岩等。盖层为铜井岩体侵入岩类,岩性主要为闪长岩、闪长玢岩等。地温梯度一般在15~20 ℃/100 m,最高达34.5 ℃/100 m。如铜1地热井,井深258.02 m,上部盖层为铜井岩体,致密坚硬,保温隔水性能好。其下伏地层为寒武系中、下统灰岩和砂岩,其中,灰岩经岩浆侵入烘烤而发生热变质为大理岩,钻至243 m时遇馒头组大理岩和结晶灰岩,涌出地热水,水温74 ℃左右,最高达到92 ℃,自流量737.16 m³/d,承压水头高出地面2.3 m。水化学类型为SO₄·Cl-Na·Ca型,矿化度2 010 mg/L。铜3地热孔,孔深282.00 m,热储顶板埋深239.18 m;在该孔揭露热储前、后分别进行过系统测温:2002年10月8日钻至230 m、揭露热储前,盖层地温梯度为21.65 ℃/100 m(图6),230 m深度地温为63.5 ℃;2003年6月8日终孔后自流,孔口温度67.8 ℃,孔底74.5 ℃,温降6.7 ℃。承压水头高出地面0.50 m,自流量150 m³/d。

据2003年一个水文年的动态监测数据^[13],铜1地热井一直处于自流状态,地下热水与大气降水有一定的水力联系,地下热水最高水位比大气降水量滞后约2个月,地下热水水温年变化范围在73.0~73.5 ℃,年变幅0.5 ℃,地下热水承压水头高出地面0.438~1.518 m,年变幅1.08 m。与1997年7月成井时相比,26年间水温下降0.5~1.0 ℃,承压水头下降了0.482~1.562 m,平均下降了1.02 m,年降幅约0.039 m,表明地下热水在自然状态下水温和承压水头比较稳定。年内水位变幅为1.00 m。2003年12月枯水期,承压水头高出地面1.28 m,自流量260 m³/d,井口水温为73.4 ℃。

承压水头、自流量和水温26年动态稳定性指示铜井地热系统属于开放式地热系统,自流量和上涌扩散至第四系孔隙和块状岩类裂隙冷水含水层的水量之和即是该地热系统补给量和可采资源量。

1.2.3 地热系统概念模型

地热系统概念模型概括为山区大气降水入渗补给→地下水沿深大断裂深循环运移→汲取深部热能→沿导水控热断裂交汇复合处水热对流上涌聚集→天然温泉或自流井排泄的开放式带状地热系统,热储类型以碳酸盐岩岩溶裂隙热储和安山岩裂隙热储、石英砂岩裂隙热储为主,分布位置受控于沿沂沭断裂带分布的侵入岩体或火山口、火山岩喷发带裂隙发育区。

深达上地幔的鄌郚—葛沟断裂、沂水—汤头断裂、安丘—莒县断裂和昌邑—大店断裂沟通的深部热源是主控热源,受其控制的中基性岩浆喷发带和酸性岩体侵入围岩接触带是深部热能上涌运移主要通道。

铜井断裂、孙祖断裂等NW向张性断裂是主要水源控制断裂。山区大气降水入渗补给形成的地下水,在地势高程差引起的重力势能差产生相应的水力梯度驱动下,沿NW向导水断裂向东南径流,深循环运移途中被沿途围岩加热。运移至挤压强烈、深达上地幔的沂沭断裂带时,常温地下水被沿其上涌的深部热源加热成地热水,密度逐渐降低,富集于沂沭断裂带西侧。在上部冷水、深部热水密度梯度和重力势能梯度的共同驱动下水热对流、循环上涌,聚集于沿NW向和NE、NNE向张性破碎带交汇部位形成的强渗透带,形成天然温泉或承压自流区。火山口和火山岩喷发带、侵入岩体围岩蚀变带裂隙发育,NW向与NE、NNE向沂沭断裂带次级断裂破碎带交汇复合处为热能聚集和承压地热水富集带。

1.3 鲁西隆起地热区(Ⅲ)

由三级构造单元鲁中南隆起和鲁西南潜隆组成,西、北分别至兰聊断裂和齐广断裂,东至沂沭断裂带之西支鄌郚—葛沟断裂影响带。根据热源和水源及其富集特征,鲁西隆起地热区进一步划分为两个亚区,即鲁中南隆起地热亚区(Ⅲ₁)、鲁中南隆起北缘和鲁西南潜隆地热亚区(Ⅲ₂)。Ⅲ₁亚区东以鄌郚—葛沟断裂为界与沂沭断裂带地热区相接;Ⅲ₂亚区以第四系和新近系零米厚度等值线作为分界线。地热井主要分布在Ⅲ₂亚区的聊城东部、齐河南部、济南北部、淄博北部、菏泽城区及鄄城、曹县、定陶等地,其次分布在Ⅲ₁亚区的泰莱盆地、汶口凹陷、沂源盆地、平邑凹陷和沂沭断裂带西侧的沂南地区。

1.3.1 鲁中南隆起地热亚区(Ⅲ₁)

(1)源运储盖特征。

鲁中南隆起地热亚区(III₁)山前热储主要为受断裂构造控制的古生代寒武—奥陶纪碳酸盐岩裂隙岩溶带状热储;其次为受断裂构造控制的花岗岩裂隙带状热储,属能够接受现代大气降水入渗补给的开放式带状地热系统。深部高温热能沿深大断裂的上涌对流传热为主要热源机制,形成沿深大断裂分布的高地温梯度和高热流通量区。

层状热储主要分布在近东西向展布的各断陷盆地底部,热储岩性主要为灰岩、大理岩,大地传导热为主要热源,局地存在构造对流热。不同的构造单元盖层组合不同,从中生界到上古生界皆可构成热储的盖层。热储顶板埋深、水温差异较大,埋深一般400~2 750 m、水温25.5~90 ℃,单井涌水量为1 200~1 954 m³/d,地热水矿化度为0.672~9 g/L,水化学类型主要为SO₄-Ca·Na、HCO₃-Ca·Mg和Cl·SO₄-Na型。

(2)典型地热系统。

以泰安岱道庵—桥沟和肥城安驾庄地热系统为例阐明地热地质特征及水源热源机制。

如图7所示,岱道庵和桥沟地热系统位于泰山南麓、泰莱断陷盆地地热系统的边缘地带,大气降水在泰山山区入渗补给地下水,在重力势能差驱动下,浅层地下水沿深大断裂深循环运移,深循环运移过程中汲取沿途围岩和深部热流后被加热成高温地热水,在重力势能和冷热水密度差双重驱动下,深部高温地热水运移至泰山南麓、泰莱断陷盆地北缘时,受到盆山分界断裂NEE向泰山—大王庄断裂带阻挡,致使一部分地热水沿NNW向岱道庵断裂与NEE向泰山—大王庄断裂交汇形成的强裂隙岩溶发育带和高渗透带上涌至地表成温泉,一部分地热水赋存于沿断裂带发育的带状寒武系灰岩裂隙岩溶热储,热储岩性为张夏组鲕状灰岩和朱砂洞组含燧石结核灰岩和白云岩,盖层为固山组页岩、炒米店组灰岩、三山组(含燧石结核)白云岩和马家沟群灰岩。显然,岱道庵为复合断裂构造控制的灰岩带状热储地热系统。另一部分地热水继续沿断裂带和裂隙岩溶发育带向排泄区径流,在桥沟与沿NW向滂河断裂和NEE向徂徕山断裂交汇处上涌的地热水混合,形成复合断裂构造控制的桥沟花岗岩带状热储地热系统。地温梯度3.3~23.08 ℃/100 m,具有较高的热流通量值。如岱道庵DR3地热井(图8),地温梯度为3.38 ℃/100 m,石灰岩和页岩的平均热导率为3.308 W/(m·K),则热流通量为111.81 mW/m²。

而位于泰莱断陷盆地内部的莱芜冷家庄地热系统属于典型的沉积盆地传导型地热系统,DR1地热井奥陶系灰岩热储顶板埋深为2 170 m,成井深度为2 700.66 m,地热水矿化度为3.078 g/L,水化学类型为SO₄-Na·Ca型,累计岩溶发育段即含水层厚度为170.60 m,平均裂隙率为5%。静水位埋深为49.70 m,降深198.4 m时涌水量1 064.10 m³/d,井口水温82.3 ℃。盖层为古近系大汶口组E₂d(260~1 802 m)泥岩与粉砂岩互层、石炭—二叠系(C—P)(1 802~2 170 m)含煤层粉砂岩与泥岩,平均热导率为2.1 W/(m·K),平均地温梯度为2.86 ℃/100 m,则大地热流值为60.06 mW/m²,属于单一大地热流传导增温,据此作为岱道庵—桥沟地热系统热流通量中的传导分量,则岱道庵DR3地热井对流分量为51.75 mW/m²,占比46.3%。

显然,岱道庵—桥沟地热系统均是复合活动断裂带控制的开放式深循环对流型带状地热系统,沿泰山—大王庄、滂河、徂徕山等深大断裂带上涌的对流传热为主要热源机制。地热水温35~55 ℃,矿化度360~795 mg/L,水化学类型一般为HCO₃-Ca、HCO₃·SO₄-Ca·Mg和SO₄-Na·Ca型,呈现淡水水化学特征,亦指示其能够获得现代水补给的开放特征,温泉流量与溢流至浅层地下水含水层的流量之和即为地热系统的补给量和可采资源量,构成完整的山区大气降水入渗补给→地下水深循环运移→汲取深部热能→沿断裂交汇复合部位水热对流上涌聚聚→温泉和自流溢出排泄的开放式深循环对流型带状地热系统,水源热源及其富集机制见图7。

肥城安驾庄地热系统大地构造上属华北板块(Ⅰ)之鲁西隆起区(Ⅱ)之鲁中南隆起(Ⅱ_a),处于东平凸起( {Ⅱ}_{\mathrm{a}4}^2)、蒙山凸起( {Ⅱ}_{\mathrm{a}5}^5)和汶东凹陷( {Ⅱ}_{\mathrm{a}5}^4)3个五级构造单元交汇部位。断裂构造发育,走向主要为近EW、NNE、NE、NW向和近SN向,其中NNE向构造为活动断裂,沟通了深部热源。深循环地下水被深部热源加热后,沿新构造断裂交汇部位形成的高渗透带,上涌至溶孔溶隙发育的寒武系朱砂洞组(含燧石结核)白云岩、白云质灰岩和泥质白云岩热储层中,在上覆阻热和隔水性能良好的馒头组砂页岩阻滞下,地热水沿层间岩溶发育带横向流动和扩散,形成带状—层状复合型岩溶热储。

位于肥城市安驾庄镇东赵庄东侧的ZK1地热井(图9),井深340.45 m,井底温度72.6 ℃,井口出水温度61 ℃,涌水量为2 352.76 m³/d(降深12.87 m)。地热水矿化度为1.807 g/L,水化学类型为SO₄·Cl-Na·Ca型。馒头组砂页岩和灰岩、张夏组灰岩盖层平均地温梯度达9.72 ℃/100 m。根据传导段最小地温梯度5.47℃/100 m(图9②)、张夏组灰岩热导率为3.321 W/(m·K)和馒头组页岩热导率2.657 W/(m·K),计算热流通量为163.5 mW/m²。仍以莱芜冷家庄沉积盆地传导型地热系统DR1地热井大地热流值60.06 mW/m²作为安驾庄地热系统热流通量中的传导分量,则其对流分量为103.44 mW/m²,占比63.3%。

综上,鲁中南隆起地热亚区(Ⅲ₁)山前即盆地边缘地热系统多为断裂控制的开放式深循环对流型带状地热系统,而盆地内部则为封闭式传导型层状地热系统。

(3)地热系统概念模型。

泰山山前地热系统概念模型概括为泰山山区大气降水入渗补给形成的地下水→沿倾角70°~85°的泰山山前泰山大王庄断裂深循环运移→汲取深部热能→水热沿泰山—大王庄断裂与岱道庵断裂交汇复合处对流上涌聚集→天然温泉和自流溢出排泄的开放式带状地热系统,热储类型以碳酸盐岩岩溶裂隙热储和花岗岩裂隙热储为主,分布位置受控于泰山—大王庄等盆山深大分界断裂。

NEE向泰山—大王庄断裂是由内、外弧构成的复合断裂,切割太古宇、下古生界地层和燕山期岩体,并控制泰莱断陷盆地的北边界,垂直断距>1 000 m,沿断裂有燕山期岩浆侵入,指示其为沟通深部热源的控热断裂。走向NNW、倾角70°~80°的岱道庵断裂为导水断裂。NNW向岱道庵断裂与NEE向泰山—大王庄断裂交汇复合处应力最集中,岩石最破碎,裂隙岩溶最发育,形成强裂隙岩溶发育带和高渗透带,为热能聚集和承压地热水富集带。馒头组页岩保温盖层地温梯度为3.3~23.08 ℃/100 m,越靠近断裂构造交汇复合部位,地温梯度和热流通量越大,指示沿深大断裂上涌的对流热为主要热能来源。

断陷沉积盆地内部封闭式传导型地热系统的成因机理与鲁西北坳陷地热区(Ⅳ)类似,将在1.4.3节中一并予以阐释。

1.3.2 鲁中南隆起北缘、鲁西南潜隆地热亚区(Ⅲ₂)

鲁中南隆起北缘及鲁西南潜隆地热亚区(Ⅲ₂)主要热储为古生界寒武—奥陶系碳酸盐岩层状岩溶热储,局部为带状兼层状复合型热储。其次为新近纪馆陶组砂岩孔隙裂隙层状热储。根据热储埋藏、地热流体和热源条件差异,进一步划分为鲁中南隆起北缘和鲁西南潜隆两个地热子区。

(1)源运储盖特征。

1)鲁中南隆起北缘地热子区。

鲁中南隆起北缘地热子区分布于东阿县牛角店至临淄区金岭镇之间山区与平原交接部位以北、齐广断裂以南。由图1可见,沿齐广断裂南侧分布有齐河—禹城闪长岩体、济南辉长岩体、埠村辉长岩—闪长岩杂岩体、邹平辉长岩—二长岩杂岩体和淄博金岭闪长岩杂岩体。这些呈东西向条带状分布的岩体对自南部山区浅、中循环岩溶地下冷水向北径流起到阻滞作用,区域水头压力差驱动一部分常温岩溶地下水沿岩体与灰岩接触带向深部运移,运移途中不断从含水介质和围岩中汲取热量,接受大地热流的传导加热、沿导热断裂或岩体/可溶岩接触带的对流聚热、凸起区高热导率分流聚热而演化为地热水,深循环地下水流系统演变成弱开放式岩溶地热水流系统。岩溶地热水继续向北运移至齐广断裂,被弱透水砂岩泥岩地层阻隔而富集于齐广断裂南侧,形成阻滞型岩溶地热水富集构造。

在层间岩溶与断裂破碎带或侵入岩体/灰岩接触带交汇处,形成强岩溶发育带和地热水富集带,加之上覆新生界、中生界和上古生界热储盖层保温作用,在平阴—长清—济南—明水—淄博以北至齐广—兰聊断裂之间的山前倾斜平原和冲积平原区,形成聊东、齐河、济南北、章丘、周村、淄博北等山前岩溶热储地热系统。寒武—奥陶系灰岩热储顶板埋深200~3 000 m,由南而北埋深逐渐增大,井口水温35~96 ℃,单井涌水量485~9 000 m³/d,地热水矿化度为0.4~7.3 g/L,水化学类型为SO₄-Ca、SO₄·Cl-Ca·Na、Cl·SO₄-Na·Ca型和Cl·SO₄-Na型等。具有热储埋深差异大、涌水量丰富、易采易灌等特点。

2)鲁西南潜隆地热子区。

鲁西南潜隆地热子区分布于兰聊断裂以东、峄山断裂以西、汶泗断裂以南地区,由一系列凸起和凹陷组成,主要分布下古生界寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储,热储埋深东西向差异较大,西部潜凸区盖层主要为第四系和新近系,热储顶板埋深500~1 400 m。而东部凹陷区盖层增加了中生代和晚古生代地层,热储顶板埋深800~2 200 m。已发现聊城、鄄城、菏泽、郓城、济宁、滕州等岩溶热储地热系统,钻获地热井主要分布在菏泽潜凸起(图2)、阳谷潜凸起和青堌集潜凸起区,盖层地温梯度一般为2.5~4.73 ℃/100 m,水温为45~68 ℃,单井涌水量为1 732~10 800 m³/d,矿化度为3.60~4.11 g/L,水化学类型主要为C1·SO₄-Na·Ca、SO₄-Na、SO₄-Na·Cl和SO₄-Ca·Na型。成武凹陷内分布有新近系馆陶组热储层,顶板埋深1 129~1 336 m,底板埋深由东向西逐渐增加,达1 577~2 041 m。热储层平均厚度575.83 m,与下伏东营组呈不整合接触。砂岩含水层约占本组地层厚度的47%,厚度为200~300 m,单层厚度大,平均大于10 m,井口水温60 ℃左右。

(2) 典型地热系统。

1)鲁中南隆起北缘地热子区。

康凤新等^[14]研究结果显示:沿齐广断裂南侧侵入的济南—淄博金岭岩体带不仅控制了岩溶地热水的形成和富集,也控制了地温场的空间分布特征(图1)。以济南北地热系统为例,阐明侵入岩体对地温场的控制作用。如图9所示:伴随着白垩纪燕山期辉长岩体的侵入,在岩体北部边缘形成一系列的NE和NW向断层,将济南辉长岩体北部“灰岩条带”切割成若干断块,致使岩体北部灰岩呈弧形条带状展布。盖层地温梯度>4 ℃/100 m的高地温异常区,主要分布在济南岩体北侧“灰岩条带”及其北部边缘,大致呈近东西向带状展布,奥陶系灰岩埋藏浅(194~600 m),地温梯度高达4.65~6.49 ℃/100 m,平均为5.2 ℃/100 m。如:位于济南岩体/灰岩接触带的济BK1孔,地温梯度达4.80 ℃/100 m;位于济南岩体/灰岩接触带边缘、南车断裂附近的济古1孔,地温梯度达4.65 ℃/100 m;位于济南岩体/灰岩接触带边缘、鸭旺口断裂附近的YK2地热井,地温梯度达4.87 ℃/100 m。如前述,位于济南岩体/灰岩接触带和滩头断裂交汇处坝子村BY16(原始编号DR2)井,地温梯度最高,达6.49 ℃/100 m(图10^[14]),无疑是深部地下热水沿济南辉长岩体与灰岩接触带以及滩头断裂上涌,水热对流和热传导相叠加而成。与正常传导增温地层分布区地温梯度3 ℃/100 m相比,其超出部分为1.65~3.49 ℃/100 m,平均为2.2 ℃/100 m,即为深部地下热水沿济南辉长岩体与灰岩接触带及滩头断裂带上涌、水热对流所致,占比达19.2%~67.1%,平均占比为42.3%。因盖层岩性基本相同,其热导率也基本一致,故地温地梯度的差异也基本反映了总热流的差异。该结果与姚亚辉等^[15]测定的雄安新区D01井岩溶热储热对流占总热流的比例48%接近。

层间岩溶与断裂破碎带或侵入岩体/灰岩接触带交汇处,裂隙岩溶发育,渗透性强,地热水流线密集,形成强岩溶发育带和地热水富集带。在济南岩体/灰岩接触带与NE、NW向张性断裂交汇处,灰岩热储顶板埋深较浅,一般小于500 m,地热单井涌水量最大,富水性最强。如位于济南岩体/灰岩接触带与滩头断裂、鸭旺口断裂交汇处的地热井,单井涌水量普遍大于5 000 m³/d,目前仍可自流。其中涌水量最大的为BY16(原始编号DR2)地热井,井口水温36 ℃、TDS质量浓度5.17g/L、降深12.05 m时涌水量达9 000 m³/d^[14]。

2)鲁西南潜隆地热子区。

菏泽潜凸起岩溶热储地热系统为勘查开发利用程度较高的地热系统(图2);据康凤新等^[16]研究成果(图11):岩溶地热水主要补给源为梁山和嘉祥一带基岩山区大气降水入渗形成的地下水深循环径流补给,属于弱开放式岩溶热储地热系统。在导水断裂带、层间岩溶发育带,裂隙岩溶发育,形成地下水强径流带,为地热水的储存和循环富集提供了空间,是地热水富集区。特别是在断裂构造复合部位、构造岩溶与层间岩溶复合位置,裂隙、溶孔溶洞更为发育,裂隙岩溶率可达6%~54%,岩溶发育段厚度18~133 m,形成强裂隙岩溶发育带,进而形成强渗透、高导水优势通道,将大范围面状热储层中的地热水汇集到该优势导水通道,形成地热水强径流富水带,裂隙岩溶率、渗透系数和导水系数可较围岩大1~3个数量级。因此,导水断裂带与层间岩溶复合部位是地热水循环富集带。如郓城文昌苑YR1地热井,位于田桥支断裂、赵河东断裂与赵河背斜轴部交汇复合部位,历经多期次构造运动,裂隙岩溶十分发育,发育深度1 022.98~1 446.30 m。累计含水层厚度102.4 m,降深10.35 m时涌水量高达10 800 m³/d,富水性极强。

常温地下水自梁山、嘉祥补给山区浅循环—开放式地下水流系统,向郓城及巨野一带径流区中循环—半开放式地下水流系统径流,一小部分岩溶地下水继续向菏泽城区、鄄城县城排泄区等深循环—弱开放式地热水流系统长距离深循环运移,通过热传导不断从围岩中汲取热量。同时,深部热流沿兰聊、田桥和汶泗等深大断裂上涌,循环深度2~3 km的深循环地下水逐渐被加热成地热水。在补给区和排泄区间的重力势能差和冷水、热水密度梯度共同驱动下上涌至浅部,沿高渗透性断裂破碎带向浅部运移聚集,水热对流能力明显升高,大地热流传导和水热对流相叠加形成浅部带状高地温梯度和高大地热流值异常区(图11)。如位于兰聊断裂和凫山断裂交汇复合部位的曹县庄寨CZ1 地热井(图12),大地热流值为 89.25 mW/m²。在古近系盖层与奥陶系灰岩热储层交界面处地温梯度陡增至6.2 ℃/100 m。1 350~1 950 m深度奥陶系灰岩热储层温度56.7~75.2 ℃,增温18.5 ℃,地温梯度仍达3.05 ℃/100 m。在静水位埋深17.53 m、降深33.43 m时涌水量为2 163.36 m³/d,井口水温69 ℃。

(3) 地热系统概念模型。

鲁中南隆起北缘地热子区地热系统概念模型概括为大气降水入渗地下形成的常温地下水,在静水压力梯度驱动下,自泰山、鲁山、沂山山脉北麓之浅循环—开放式地下水流系统,向北部聊城、济南、邹平、章丘、淄博等覆盖型岩溶区中循环—半开放式地下水流系统径流,径流途中遇不透水的辉长岩/闪长岩/石炭系—二叠系砂岩泥岩阻水地层阻挡,岩溶地下水便在石灰岩和辉长岩/闪长岩/砂页岩接触带富集,在地形低洼部位通过第四系或穿过辉长岩、闪长岩风化裂隙和构造裂隙发育凹槽上升成泉,包括济南趵突泉、章丘百脉泉、淄博沣水泉群等,岩溶地下水和泉水温度为17 ℃左右,形成了典型的单斜承压自流构造。一小部分约10%来自半开放地下水流系统的岩溶地下水从岩体下部或阻水地层下部沿裂隙岩溶通道继续向下游深循环运移,运移至兰聊、齐广断裂时,深循环地下水被弱透水砂岩泥岩地层阻滞于断裂东南侧或南侧,形成阻滞型岩溶地热水富集构造、弱开放式地热系统(图1)。鲁西南潜隆地热子区则是自梁山、嘉祥补给山区浅循环—开放式地下水流系统,向郓城及巨野一带径流区中循环—半开放式地下水流系统径流,一小部分岩溶地下水继续向菏泽城区、鄄城县城排泄区等深循环运移,运移至兰聊断裂带时,深循环地下水被阻滞于兰聊断裂东南侧,亦形成弱开放式地热系统(图11)。层间岩溶与断裂破碎带或侵入岩体/灰岩接触带交汇复合处,裂隙岩溶发育,渗透性强,地热水流线密集,形成强岩溶发育带和地热水富集带。

岩溶地下水自上游浅循环—开放式地下水动力系统,向中游中循环—半开放式地下水动力系统和下游深循环—弱开放式地热水动力系统径流途中,经过长距离的深循环运移,通过热传导不断从含水介质和围岩中汲取热量而被加热,运移至沟通深部高温热源的深大断裂或岩体/可溶岩接触带时,深循环地下水被沿其上涌的深部高温热源加热成地热水。在上部冷水、深部热水密度梯度和补排区重力势能梯度的共同驱动下水热对流,沿张性破碎带与深大断裂或岩体/可溶岩接触带交汇复合部位形成的强渗透带上涌聚集,形成水温35~96 ℃的聚热富水热储构造。

1.4 鲁西北坳陷地热区(Ⅳ)

鲁西北坳陷地热区主要包括东营、滨州、德州和聊城大部分地区和济南北部、菏泽西部地区,由三级构造单元济阳坳陷和临清坳陷组成,西、南边界为兰聊断裂和齐广断裂,东、北、西三面至山东省界。主要热储为新近系馆陶组(图13)和古近系东营组砂岩孔隙裂隙热储,古潜山区发育有古生界寒武—奥陶系碳酸盐岩裂隙岩溶热储(图14)。总体属沉积盆地型层状热储,大地热流传导热为主要热源。在深大断裂及岩体/围岩接触带叠加有水热对流,形成高地温梯度和高热流异常区。

1.4.1 源运储盖特征

(1)馆陶组—东营组砂岩孔隙热储。

鲁西北坳陷地热系统由于远离补给山区,地热水水平径流滞缓,获取侧向径流补给的能力微弱。区内馆陶组热储地热水的补给源为:在馆陶组沉积时期,馆陶组热储顶面存在自由水面,可与地表水体发生交替,接受大气降水入渗和地下水侧向径流补给。受地形地貌、水文、气候等因素的共同影响,地下水化学特征符合从盆地边缘向盆地中心,地下水矿化度升高、 {\mathrm{HCO}}_3^{-}和 {\mathrm{SO}}_4^{2-}离子浓度减小、Cl^-离子浓度增加的规律。馆陶组沉积期结束后,巨厚的明化镇组及第四系沉积物依次沉积覆盖在馆陶组地层之上,馆陶组热储的上覆地层平均厚度达1 000 m,对馆陶组产生的地层压力高达20 MPa,在如此高的地层压力下,与砂岩热储相间分布的泥岩发生压密固结作用,并伴随泥岩黏土矿物的变质释水。泥岩压密所释放出来的地层水与变质水即成岩压密水排入相邻的导水性能强的砂岩热储,造成热储中流体压力的升高,地热水以弹性压密形式储存在热储中,并驱动流体由凹陷区中心向其边缘呈放射状上涌,形成离心流。区内地热井钻探发现馆陶组热储岩性结构较疏松,在测井曲线上砂岩表现为高声波时差,砂岩热储的孔隙度一般为25%~30%。由有效应力原理可知,流体分担了上部地层的压力,保证了热储的高孔隙度。即馆陶组热储地热水的成因主要为同沉积的封存水和成岩压密水,而源于西部的太行山区及南部的泰山—鲁山—沂山山区的侧向径流补给微弱。馆陶组下伏的巨厚古近纪碎屑岩地层也存在相似的固结成岩作用,所产生的高压地层水可沿穿切馆陶组热储的基底断裂运移至砂岩热储中。

馆陶组热储分布受盆地的沉积特征控制明显,在沉积盆地中心区埋深大,厚度大。在沉积盆地边缘区埋深浅,厚度小。盖层为第四系松散沉积层和新近系明化镇组砂岩泥岩,热导率低、热阻大,阻热隔热性能良好。热储岩性主要为河流相、冲积扇相的细砂岩、粗砂岩、含砾砂岩和砂砾岩,在垂向上呈上细下粗的正旋回结构。顶板埋深800~1 200 m,底板埋深1 000~1 700 m,最深可达2 300 m,含水层厚度145~280 m,降深10~25 m时涌水量40~160 m³/h(武城地热井)。地热水矿化度4~20 g/L,水化学类型以Cl-Na型为主,井口出水温度45~70 ℃,属温热水—热水型地热资源。东营组热储主要分布在临清坳陷和济阳坳陷的基底凹陷区内,在凹陷盆地的中心厚度最大,在盆地边缘薄,分布不稳定。热储岩性为河湖相细砂岩。顶板埋深1 000~1 700 m,底板埋深1 010~1 900 m,含水层累计厚度10~200 m,单井涌水量30~80 m³/h。地热水矿化度7~20 g/L,水化学类型为Cl-Na和Cl·SO₄-Na·Ca型,井口出水温度50~80 ℃,属温热水—热水型地热资源。

(2)寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储。

贾秀梅^[17]研究结果显示:寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储区深部承压岩溶水起始于海相沉积水,经后期渗入水和山区地下水侧向径流补给混合,循环交替,演变为近代岩溶裂隙型溶滤水。同位素地球化学和水化学等资料说明,深部岩溶水的补给来源是太行山、燕山和鲁西山区的降雨入渗补给,流经盆地中部排泄入渤海。由于盆地基底构造复杂,在局部地段还存在相对补排系统。处在坳陷深凹底部的岩溶水,水动力条件差,接受侧向补给后,其上下分别受古近系和太古宇地层的阻隔,在动水压力和静水压力双重驱动下,在碳酸盐岩岩层中缓慢越过凹陷区沿着倾斜岩层向凸起运动,或者通过断裂通道直接向上部含水层运动。隆起凸起区,水动力条件相对较好,发育有相对较强的地下径流。地下水以侧向补给并与隆起区凸起构造展布相一致的水平运动为主,其次是沿倾斜岩层或断裂的垂直运动,顶托补给第三系含水层。根据科罗特科夫氦—氩法,计算冀中古潜山岩溶地热水年龄为(200~300)×10⁴ a,认为是第三纪末的水,比储水体要晚4×10⁸ a,按太行山补给计算,流速为29 cm/a^[17]。鲁西北凹陷位于冀中古潜山下游,距离补给山区更远,岩溶地热水水平径流更加滞缓,获取现代地下水侧向径流补给的能力更加微弱。岩溶承压地热水矿化度由上游的4.38 g/L演化为滨海地区的23.76 g/L,反映出地下水补给→深循环→缓慢运移→滞流→排泄的演化规律。

钻孔揭露的浅埋寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储主要分布在鲁西北坳陷地热区的古潜山潜凸起区,呈层状分布特征,盖层为新生界松散沉积层和泥岩砂岩,局部发育有石炭—二叠系煤系地层,如临清凹陷的高唐—堂邑凸起、梁村古潜山,济阳坳陷的宁津潜凸起、青坨子潜凸起、义和庄潜凸起、陈家庄潜凸起、桩西古潜山、孤岛潜凸起等。岩溶热储顶板埋藏深度957(沾化2-3井)~3 580(桩西潜山ZK1孔) m,单井涌水量10~170 m³/h,井口出水温度70~120 ℃,桩西潜山ZK1孔4 283 m深井底温度达167.5 ℃。深埋寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储主要分布在凹陷区,寒武—奥陶系顶板埋深平均为6 000 m,冠北洼陷区埋深为7 000~9 000 m,预测最高温度超过240 ℃^{[18⇓⇓-21]}。

1.4.2 典型地热系统

埕宁隆起地热系统大地构造单元上属于华北板块华北坳陷区(Ⅰ)济阳坳陷(Ⅰ_a)的埕子口—宁津潜断隆(Ⅰ_a1)和无棣潜断隆(Ⅰ_a2)区,自上而下划分为2个热储。浅部馆陶组砂岩孔隙热储分布面积4 022.5 km²,顶板埋深800~1 100 m,底板埋深900~1 500 m,厚度100~450 m,热储占地层厚度的30%~40%,单层厚度平均为10~20 m。热储岩性主要为河流相、冲积扇相的细砂岩、粗砂岩、含砾砂岩和砂砾岩,砾石呈半圆状,磨圆度中等。热储在垂向上具有上细下粗的正旋回特征。在水平方向上西部宁津一带砂砾岩厚度大,一般为100~150 m,往东北方向砂砾岩厚度逐渐变小,一般小于100 m。在取水段1 000~1 500 m深度内,单井涌水量为80~120 m³/h,目前水位埋深13~81 m。地热水矿化度4.19~5.96 g/L,水化学类型以Cl-Na型为主,地热水中富含多种对人体有益的微量元素,井口水温为45~69 ℃。计算馆陶组热储可利用地热资源量为9.63×10¹⁸ J,折合标准煤3.29×10⁸ t。地热水采灌均衡可采资源量为90万m³/d(100年开采期最大降深不超过150 m)。

馆陶组下伏的寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储除在埕子口潜凸起、无棣潜凸起东部缺失外,在其余地区均有分布。热储面积1 785 km²,顶板埋深1 000~3 000 m,因受到基底构造的控制起伏较大,热储除在乐陵一带隐伏于石炭系—二叠系之下以外,绝大部分隐伏在新生界之下,具有岩溶裂隙发育程度高、古风化壳厚度大和富水性强的特点,单井涌水量90 m³/h以上,井口水温80~82 ℃,水化学类型为Cl-Na型,矿化度为5.91~5.96 g/L。计算寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储可利用地热资源量为1.97×10¹⁹ J,折合标准煤6.7×10⁸ t。地热水采灌均衡可采资源量为82万m³/d(100年开采期最大降深不超过150 m)。

岩石高热导率和低热导率之间形成的热导率梯度驱动凹陷区热流向热导率高、热阻小的石灰岩潜凸起汇聚,潜凸起区的地热梯度明显高于凹陷区。同时,深部高温流体沿深大断裂或岩体接触带上涌,产生水—热对流,对流传热和传导传热相叠加,形成地温梯度和热流高值区。如位于宁津潜凸起的XY1地热井,新生界盖层地温梯度达4.57 ℃/100 m,大地热流值为93.2 mW/m²(图14),明显高于凹陷区。

1.4.3 地热系统概念模型

鲁西北坳陷地热系统馆陶组和东营组砂岩裂隙孔隙热储地热水的成因主要为同沉积的封存水和泥岩压实变质水,而源于西部的太行山区及南部的泰山—鲁山—沂山山区的侧向径流补给微弱,⁸¹Kr测年年龄为(101.9~126.8)×10⁴ a。深部承压岩溶水起始于海相沉积水,经后期太行山和鲁西山区渗入水和山区地下水侧向径流补给混合、循环交替,演变为近代岩溶裂隙型溶滤水,水平径流滞缓,获取现代地下水侧向径流补给的能力微弱,岩溶地热水年龄大于(200~300)×10⁴ a^[17]。因此,水源机制上鲁西北地热系统属于封闭式地热系统,地热水开采量主要源于热储层储存量的消耗量。

如前述,华北克拉通破坏、岩石圈拆沉及其诱发的地幔岩浆上侵和热侵蚀而导致的岩石圈和地壳厚度大幅减薄,使鲁西北济阳坳陷古潜山凸起具有较高的区域热背景。同时,凸起区硬质岩高热导率分流聚热、深大断裂带或侵入岩体/围岩接触带对流聚热、成岩压密水对流聚热共同驱动鲁西北济阳坳陷古潜山形成高地温梯度和高热流异常区。

馆陶组和东营组砂岩裂隙孔隙热储地热水富水区主要分布在埋藏深、颗粒粗、厚度大的古河道带,古河道带冲洪积扇部位富水条件最好。寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储于层间岩溶与深大导水导热断裂交汇复合处、或与侵入岩体/可溶岩接触带复合处形成岩溶热储地热水富集区。

2 地热能富集规律及其机制

2.1 基于水源开放状态、热源机制和水热富集热储赋存特征的地热系统聚热富水模式

地热系统现有分类方法通常基于某一个控制因子^{[22⇓⇓⇓⇓⇓⇓-29]}。为了更全面揭示地热系统的成因机理和地热能富集模式,本文首先根据地热资源主要的单要素控制因素——水源开放状态、热源机制,及其上涌和富集构造位置即水热富集热储赋存特征,划分为不同类型的地热系统。

(1)水源:根据地热流体的补给、径流、排泄、富集和可更新能力,将地热系统划分为开放式地热系统、弱开放式地热系统和封闭式地热系统。

大地构造上,开放式地热系统多位于补给区隆起山地山前地带,能够获得隆起山地补给区现代地下水径流补给,可更新能力强。天然温泉的稳定流量指示了该类地热系统的开放状态,温泉总流量的大小指示了其开放程度强弱和补给量大小。弱开放型地热系统多位于山前倾斜平原、沉积盆地地热系统的边缘地带,能够接受岩溶地下水流域中上游少量岩溶地下水的深循环运移补给,可更新能力较弱。封闭式地热系统位于沉积盆地内部的地下水深循环径流滞缓带,水动力条件差,获得现代地下水补给能力差,可更新能力差。

(2)热源:根据热源机制及其上涌通道和热量传递方式,将地热系统划分为对流、对流传导复合型和传导型地热系统。大地构造上,对流型地热系统多位于隆起山地山前地带,深部热源和深循环地下水沿深大断裂以水—热对流方式上涌聚集。传导型地热系统多位于沉积盆地腹部,大地热流传导增温为主要热源机制。对流—传导复合型地热系统多位于沉积盆地深大断裂或侵入岩体/围岩接触带与砂岩或碳酸盐岩热储交汇复合处形成的高渗透带,沿该高渗透带深部高温水—热对流上涌聚集耦合大地热流传导热,形成对流—传导复合型热源机制。

(3)水热富集热储赋存特征:根据地热流体和热能富集的热储层的空间形态特征,将地热系统划分为腔管状、带状层状和层状型地热系统。腔管状热储主要位于开放型地热系统花岗岩、安山岩和碳酸盐岩裂隙热储分布区,导热断裂与导水断裂交汇复合处,形成水源热源交汇富集的腔管状热储。带状层状复合型热储主要位于碳酸盐岩岩溶热储分布区,在层间岩溶与导水导热断裂交汇复合处,或与侵入岩体/可溶岩接触带交汇复合处形成强岩溶发育带或强裂隙发育带,形成水源热源交汇富集的带状层状复合型热储。层状热储位于沉积盆地广泛分布的砂岩和碳酸盐岩分布区。

集成水源开放状态、热源机制和水热富集热储赋存特征等主要控制要素,将地热系统划分为3种聚热富水模式:开放—对流—腔管状型地热系统聚热富水模式、弱开放—对流传导—带状层状型地热系统聚热富水模式和封闭—传导—层状型地热系统聚热富水模式。

2.2 开放—对流—腔管状型地热系统聚热富水模式

开放—对流—腔管状型地热系统聚热富水模式如图15所示。

(1)水源及其富集。开放式地热系统多位于鲁东、沂沭断裂带地热区,以及鲁中南隆起地热亚区之山前花岗岩、安山岩、砂岩和碳酸盐岩裂隙热储地热系统分布区,一般出露有天然温泉或人工揭露的承压自流井。稳定的温泉流量或地热井自流量指示了地热系统水源补给上的开放状态,即能够获得隆起山地补给区现代地下水径流补给,地热水天然可更新能力强,温泉总流量的大小指示了其开放程度强弱和补给量大小。

(2)热源及其聚集。NE、NNE 向深大断裂主要为压扭性,切割深度深,沟通深部高温热源,形成深部热源上涌聚集通道。NW 向断裂主要为张性导水断裂,形成深循环地下水强渗透带。NE和NNE向导热断裂上盘与NW向导水断裂上盘相交形成的“ V ”形构造内,裂隙更为发育,孔隙度大,渗透性、导水性强,既是热能聚集区、也是地热水富集区。

(3)水热富集热储赋存特征。受NE和NNE向导热断裂与NW向导水断裂交汇控制,热储空间形态呈不规则的腔管状。地下水沿NW向导水断裂循环运移至与NE、NNE向导热断裂交汇处时,地下水被加热成高温地下热水。在补排区重力势能差和冷热水密度梯度双重驱动下,地下热水沿“V”形构造强渗透裂隙发育区上涌,形成承压地热水富集带。该水热富集规律指示了深部热源上的对流特征、水源上的开放特征和储层上的腔管状特征。

集成地热系统水源开放状态、热源机制和水热富集热储空间赋存特征,将该类地热系统聚热富水模式命名为开放—对流—腔管状型。

2.3 弱开放—对流传导—带状层状型地热系统聚热富水模式

弱开放—对流传导—带状层状型地热系统聚热富水模式如图16所示。

(1)水源及其富集。弱开放式地热系统主要位于山前倾斜平原和沉积盆地地热系统的边缘,即鲁中南隆起北缘及鲁西南潜隆东缘,以碳酸盐岩岩溶热储为主。如康凤新等^[14,16,30]研究认为济南北、菏泽等弱开放型地热系统(图11,16)位于岩溶地下水流系统下游埋藏型岩溶分布区,岩体或断层迫使岩溶地下水由中循环断崖式进入深循环,属弱开放、深循环、径流滞缓的区域地下水流系统之排泄区,地热系统能够获得岩溶地下水流系统中上游少量岩溶地下水的深循环径流补给,但径流滞缓,地热水天然可更新能力较弱,天然条件下径流速度只有25 cm/a^[14],验证了济南北、菏泽等岩溶热储地热系统的弱开放状态。

(2)热源及其聚集。岩溶地下水自补给区向下游深循环径流途中接受大地热流的传导加热、并从围岩通过热传导汲取热量。同时,因深大导热断裂或侵入岩体/可溶岩接触带沟通深部地壳,甚至上地幔热源,深循环地下水被加热成高温地下热水。在补排区重力势能差和冷热水密度梯度双重驱动下,高温地下热水沿导水导热断裂交汇处或侵入岩体/可溶岩接触带上涌运移,通过热对流进行地下水体中热量传递。在对流、传导复合型热源机制作用下,上涌沿途中的地下水被加热成地热水,形成对流、传导复合型热源机制控制的带状高地温梯度和高热流通量异常区。

(3)水热富集热储赋存特征。区域上岩溶地热水富集于沿可溶岩与非/弱可溶岩接触界面发育的层间岩溶,形成岩溶层状热储层。在层间岩溶与导水导热断裂复合处或与侵入岩体/可溶岩接触带复合处,形成强岩溶发育带或强裂隙发育带:其中的溶隙溶孔或裂隙为地热水的富集提供了储存空间,为地热水的运移提供了强渗透性优势导水通道,将分散在大范围面状热储层中的地热水汇集到该优势导水通道,从而形成地热水强径流富集带,裂隙岩溶率、渗透系数和导水系数较围岩大1~3个数量级。因此,在层间岩溶与导水导热断裂复合处或与侵入岩体/可溶岩接触带复合处,是地热水富集带(图16,17),构成带状层状复合型富水热储^{[14,16,30-31]}。

在水源及其富集、热源及其聚集机制的共同驱动下,在层间岩溶与深大导水导热断裂交汇复合处或与侵入岩体/可溶岩接触带交汇复合处,既是地热水富集带,也是热流聚集带,将该类地热系统聚热富水模式命名为弱开放—对流传导—带状层状型。

2.4 封闭—对流传导—带状层状型地热系统聚热富水模式

地貌上,封闭式地热系统位于鲁西北平原,属渤海湾盆地(华北盆地)的东南部分。如图18所示。

(1)水源及其富集。渤海湾盆地地下热水的补给区位于盆地周边地势较高的基岩裸露区,补给源为山区大气降水入渗形成的地下水,属开放的水动力环境。在静水压力驱动下,补给区的地下水以较大的水力梯度进入盆地边缘的径流交替积极带,即山前倾斜平原,形成浅埋弱开放式地热系统,如位于图18冀中坳陷中的牛驼镇潜凸起岩溶热储地热系统,地热水矿化度为1~3 g/L,属于微咸水。地下水穿越山前倾斜平原进入盆地内部的深循环径流滞缓带,以较小的水力梯度向盆地内部长距离近水平缓慢运移(向心流),充分汲取岩层热量,并与所赋存岩层发生较充分的水—岩相互作用,溶解岩层中的易溶盐类等,形成高矿化度的地热水,水动力环境演变为封闭型,地热水天然可更新能力差,形成深埋封闭式地热系统。同时,压力梯度和温度梯度驱动凹陷中心高温成岩压密水向凹陷边缘呈放射状上涌(离心流),储存于上部馆陶组和东营组砂岩热储。如图18中位于鲁西北平原的埕宁隆起、济阳坳陷等,普遍发育馆陶组、东营组砂岩裂隙孔隙热储和寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储地热水,TDS质量浓度升高至4~25 g/L,属于咸水—盐水。

馆陶组、东营组砂岩孔隙热储地热水富水规律与古河道带分布区高度一致,即富水区分布在古河道一带。距古河道带越近,含水层砂砾岩埋藏越深,颗粒越粗,厚度越大,富水条件越好。反之,富水条件越差。在古河道带冲洪积扇部位富水条件最好^[32](图19)。寒武—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储于层间岩溶与深大导水导热断裂复合处,或与侵入岩体/可溶岩接触带复合处形成岩溶热储地热水富集区。

(2)热源及其聚集。位于渤海湾盆地东南部的鲁西北平原馆陶组、东营组和寒武—奥陶系热储在四元聚热驱动下,形成高地温梯度和高热流区,是地热能勘探开发的重点靶区。一元是高热流聚热:西太平洋板块俯冲驱动华北克拉通破坏、岩石圈拆沉、减薄及其诱发的软流圈上涌和岩浆上侵与热侵蚀^[2-3],为深部幔源热物质上涌和聚集提供了伸展构造背景,为地热资源形成奠定了区域高热流背景。二元为凸起区硬质岩高热导率分流聚热:华北盆地地壳浅部的热状况主要受凹凸相间的地质构造格局控制,来自地壳深部均一的热流,在向上传导过程中(图18①),在凹凸相间的构造格局下^{[33⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-45]},凸起区硬质岩热导率约比凹陷区碎屑岩大近1倍,热导率梯度驱动热流重新分配,造成下部热流和侧向热流向具有高热导率的硬质岩凸起部位聚集(图18②),于凸起区上方形成局部高地温梯度和高热流值地热异常。三元为深大断裂带或侵入岩体与围岩接触带对流聚热:控制凸起区的边界断层多为开启性深大断裂,侵入岩体与围岩接触带也是裂隙发育带,沟通深部热源,导水传热性能强,深循环地下水被其加热后,在冷热水密度差驱动下沿深大断裂或岩体接触带形成的高渗透带上涌聚集,发生水—热对流,热对流和热传导相叠加,形成更为显著的高地温异常和高热流带(图18③)。四元为成岩压密水对流聚热:压力梯度和温度梯度驱动凹陷中心高温成岩压密水向凹陷边缘呈放射状运移过程中,通过热对流将深部高温热流传递到盆地外围浅部(图18④)。如位于济阳坳陷埕东潜凸起高点F1断层两侧的埕14井和埕102井(图20),盖层的地温梯度高达5.94~6.01 ℃/100 m,平均为5.98 ℃/100 m。而其周围纯传导地温梯度为3.4~4.0 ℃/100 m,平均为3.7 ℃/100 m,超出2.28 ℃/100 m,占比38.1%,超出部分即为下伏深部太古宙花岗岩和古生代石灰岩中的热水沿F1断裂上涌与凹陷深部高温成岩压密水通过水热对流上涌运移叠加而致。

(3)水热富集热储赋存特征。在水源及其富集、热源及其聚集机制的共同驱动下,在古河道带冲洪积扇部位形成砂岩裂隙孔隙热储水热富集带。层间岩溶与深大导水导热断裂复合处,或与侵入岩体/可溶岩接触带复合处形成岩溶热储水热富集带,将该类地热系统聚热富水模式命名为封闭—对流传导—带状层状型。

3 结论

(1)受沂沭断裂带、兰聊断裂带和齐广断裂带控制,山东省自东向西划分为4个地热区:鲁东隆起地热区(Ⅰ)、沂沭断裂带地热区(Ⅱ)、鲁西隆起地热区(Ⅲ)和鲁西北坳陷地热区(Ⅳ)。截至2023年底,全省累计发现97个地热田,其中鲁东隆起地热区16个,沂沭断裂带地热区9个,鲁西隆起地热区35个,鲁西北坳陷地热区37个。

(2)鲁东隆起地热区(Ⅰ)、沂沭断裂带地热区(Ⅱ)以隆起山地型开放式地热系统为主,地热水能够获得现代水补给。热储类型以花岗岩、安山岩裂隙带状热储为主,局部为砂岩和碳酸盐岩裂隙带状热储。深部对流传热为地热异常区的主要热源机制。

(3)鲁西隆起地热区(Ⅲ)、鲁西北坳陷地热区(Ⅳ)以沉积盆地型封闭式地热系统为主,地热水获得现代水补给能力差。热储类型以砂岩裂隙孔隙层状热储和碳酸盐岩裂隙岩溶带状兼层状热储为主。弱开放式地热系统主要位于沉积盆地封闭式地热系统的边缘,即鲁中南隆起北缘地热子区及鲁西南潜隆东缘地热子区,能够接受岩溶地下水流域中上游少量岩溶地下水的深循环运移补给;热储类型以碳酸盐岩裂隙岩溶带状兼层状热储为主。大地热流传导为主要热源。深大导热断裂带、侵入岩体与围岩接触带沟通深部对流热源,沿其形成高地温梯度和高热流值区。

(4)集成水源开放状态、热源机制和水热富集热储赋存特征等主要地热能控制要素,将地热系统划分为3种聚热富水模式。①开放—对流—腔管状型地热系统聚热富水模式:开放式地热系统NE、NNE向导热断裂上盘与NW向导水断裂上盘相交形成的“V”形构造裂隙发育区域内,既是热流聚集区、也是地热水富集区,形成花岗岩、安山岩、砂岩和碳酸盐岩裂隙热储地热能聚集区。②弱开放—对流传导—带状层状型地热系统聚热富水模式:弱开放式地热系统层间岩溶与深大导水导热断裂交汇复合处或与侵入岩体/可溶岩接触带交汇复合处,既是地热水富集带,也是热流聚集带,形成岩溶热储地热能聚集区。③封闭—对流传导—带状层状型地热系统聚热富水模式:封闭式地热系统古河道带和古冲洪积扇既是地热水富集区,也是热流聚集区,形成砂岩裂隙孔隙热储地热能聚集区。层间岩溶与深大导水导热断裂交汇复合处,或与侵入岩体/可溶岩接触带交汇复合处既是地热水富集带,也是热流聚集带,形成岩溶热储地热能聚集区。这3种不同类型地热系统的地热能聚集区即是找热定井的目标靶区。

参考文献

[1] 康凤新. 山东省地热清洁能源综合评价[M]. 北京: 科学出版社, 2018.

[2] ZHU R X, CHEN L, WU F Y, et al. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton[J]. Science China Earth Sciences, 2011, 54(6): 789-797.

[3] KUSKY T M, WINDLEY B F, WANG L, et al. Flat slab subduction, trench suction, and craton destruction: comparison of the North China, Wyoming, and Brazilian cratons[J]. Tectonophysics, 2014, 630: 208-221.

[4] 钟振楠, 康凤新, 宋明忠, 鲁东招远地热田地热通量及地热成因研究[J]. 地质论评, 2021, 67(3): 828-840.

[5] ZHENG T T, STEFÁNSSON A, KANG F X, et al. Geochemical and isotope constraints on the hydrogeology and geochemistry of the geothermal waters in the Shandong Peninsula, China[J]. Geothermics, 2023, 108: 102628.

[6] 安梦岺. 招远地热勘察报告[R]. 济南: 山东省革命委员会地质局水文地质队, 1973: 7-26.

[7] 钱文珏. 山东省胶东半岛矿泉动态观测报告[R]. 济南: 山东省地质局801队, 1965: 10-26.

[8] 孙德新, 王璨, 王有智, 山东省招远市东汤地热田地热资源储量核实报告[R]. 烟台: 山东省地质矿产勘查开发局第三地质大队, 2011: 25-32.

[9] 柳贡海, 迟义宾, 荆永渠, 山东省招远市地热田勘察报告[R]. 招远: 山东省第六地质矿产勘查院, 2002: 24-52.

[10] 李三忠, 郑祺亮, 李玺瑶, 中国东部苏鲁造山带的印支期俯冲极性及其造山过程[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2017, 37(4): 18-32.

[11] 李洪奎, 禚传源, 耿科, 郯—庐断裂带陆内伸展构造: 以沂沭断裂带的表现特征为例[J]. 地学前缘, 2017, 24(2): 73-84.

[12] 张尚坤, 罗文强, 于学峰, 基于深反射地震剖面的沂沭断裂带岩石圈精细结构[J]. 地质学报, 2021, 95(11): 3192-3204.

[13] 魏东, 佟光玉, 张勇, 山东省沂南县铜井地热田(陶然温泉度假村)详查报告[R]. 济南: 山东省地矿建设工程集团有限公司, 2004: 51-89.

[14] 康凤新, 隋海波, 郑婷婷. 山前岩溶热储聚热与富水机理: 以济南北岩溶热储为例[J]. 地质学报, 2020, 94(5): 1606-1624.

[15] 姚亚辉, 贾小丰, 李胜涛, 雄安新区D01井岩溶热储下伏太古界中热流测定研究[J]. 中国地质, 2022, 49(6): 1723-1731.

[16] 康凤新, 史启朋, 马哲民, 盆地潜凸起岩溶热储地热田成因机理: 以菏泽潜凸起为例[J]. 地质学报, 2023, 97(1): 221-237.

[17] 贾秀梅. 华北平原深部岩溶和岩溶水[J]. 中国地质科学院水文地质环境地质所所刊, 1993(9): 118-129.

[18] 康凤新, 赵季初, 黄迅, 华北盆地梁村古潜山岩溶热储聚热机制及资源潜力[J]. 地球科学, 2023, 48(3): 1080-1092.

[19] 谭志容, 康凤新. 山东省临清坳陷区岩溶热储地热能潜力分析[J]. 中国地质调查, 2018, 5(1): 10-15.

[20] ZHAO J C, KANG F X, TAN Z R. Power generation capacity of karst geothermal reservoirs in Meso-Cenozoic Depression Basins: a case study of East Linqing Depression in North China[J]. Acta Geologica Sinica (English Edition), 2019, 93 (supp.2): 382-383.

[21] 赵季初, 康凤新. 山东孤岛潜山凸起区裂隙岩溶热储资源综合评价与发电潜力研究[J]. 中国地质调查, 2019, 6(1): 10-16.

[22] RYBACH L, MUFFLER L J P. Geothermal systems: principles and case histories[M]. New York: John Wiley, 1981: 3-76.

[23] 庞忠和, 胡圣标, 王社教, 地热系统与地热资源[M]//汪集暘. 地热学及其应用. 北京: 科学出版社, 2015: 257-376.

[24] WHITE D E, WILLIAMS D L. Assessment of geothermal resources of the United States-1975[R]. Arlington:Branch of Distribution, U.S. Geological Survey, 1975: 1-57.

[25] MUFFLER L J P. Assessment of geothermal resources of the United States-1978[R]. Arlington: Branch of Distribution, U.S. Geological Survey, 1979: 156-162.

[26] AXELSSON G, GUNNLAUGSSON E. Long-term monitoring of high- and low-enthalpy fields under exploitation[C]//Proceedings of World Geothermal Congress 2000 Short Course (SC-1), Kyushu, Japan: IGA, 2000: 57-65.

[27] AXELSSON G, BJÖRNSSON G, QUIJANO J E. Reliability of lumped parameter modelling of pressure changes in geothermal reservoirs[J]. Archivio Di Psicologia Neurologia E Psichiatria, 2005, 11(4): 401-401.

[28] AXELSSON G, STEFÁNSSON V, BJÖRNSSON G, et al. Sustainable management of geothermal resources and utilization for 100—300 years[C]//Proceedings World Geothermal Congress 2005, Antalya: IGA, 2005: 24-29.

[29] 张英, 冯建赟, 何治亮, 地热系统类型划分与主控因素分析[J]. 地学前缘, 2017, 24(3): 190-198.

[30] 康凤新, 马哲民, 史启朋, 岩溶热储地热水可更新能力及采灌均衡可持续开采量: 以菏泽潜凸起地热田为例[J]. 地球科学, 2023, 48(3): 1118-1137.

[31] 康凤新, 隋海波, 李常锁, 岩溶热储古岩溶发育机制与地热水富集模式[J]. 中国石油大学学报(自然科学版), 2024, 48(1): 13-24.

[32] 杨询昌, 康凤新, 王学鹏, 砂岩孔隙热储地温场水化学场特征及地热水富集机理: 鲁北馆陶组热储典型案例[J]. 地质学报, 2019, 93(3): 738-750.

[33] 张保建, 高宗军, 张凤禹, 华北盆地地下热水的水动力条件及水化学响应[J]. 地学前缘, 2015, 22(6): 217-226.

[34] KANG F X, YANG X C, WANG X P, et al. Hydrothermal features of a sandstone geothermal reservoir in the North Shandong Plain, China[J]. Lithosphere, 2022, 2021(Special 5): 1675798.

[35] 熊亮萍, 高维安. 隆起与拗陷地区地温场的特点[J]. 地球物理学报, 1982, 25(5): 448-456.

[36] 刘绍文, 王良书, 龚育龄, 济阳坳陷岩石圈热—流变学结构及其地球动力学意义[J]. 中国科学D辑: 地球科学, 2005, 35(3): 203-214.

[37] 冯昌格, 刘绍文, 王良书, 塔里木盆地现今地热特征[J]. 地球物理学报, 2009, 52(11): 2752-2762.

[38] 饶松, 胡圣标, 朱传庆, 准噶尔盆地大地热流特征与岩石圈热结构[J]. 地球物理学报, 2013, 56(8): 2760-2770.

[39] 李卫卫, 饶松, 唐晓音, 河北雄县地热田钻井地温测量及地温场特征[J]. 地质科学, 2014, 49(3): 850-863.

[40] 常健, 邱楠生, 赵贤正, 渤海湾盆地冀中坳陷现今地热特征[J]. 地球物理学报, 2016, 59(3): 1003-1016.

[41] 王思琪, 张保建, 李燕燕, 雄安新区高阳地热田东北部深部古潜山聚热机制[J]. 地质科技通报, 2021, 40(3): 12-21.

[42] 王贵玲, 蔺文静, 刘峰, 地热系统深部热能聚敛理论及勘查实践[J]. 地质学报, 2023, 97(3): 639-660.

[43] 张保建, 雷玉德, 赵振, 共和盆地干热岩形成的地球动力学过程与成因机制[J]. 地学前缘, 2023, 30(5): 384-401.

[44] 张保建, 李燕燕, 高俊, 河北省马头营干热岩的成因机制及其示范意义[J]. 地质学报, 2020, 94(7): 2036-2051.

[45] ZHANG B J, WANG S Q, KANG F X, et al. Heat accumulation mechanism of the Gaoyang carbonatite geothermal field, Hebei Province, North China[J]. Frontiers in Earth Science, 2022, 10: 858814.

基金资助

国家自然科学基金项目(42072331)

国家自然科学基金项目(U1906209)

泰山学者工程专项(tstp20230626)