华北古潜山优势传热机制研究:以雄安新区为例

Dominant heat transfer mechanism in buried-hill reservoirs in North China: A case study in Xiong’an new area

摘要

华北中元古界古潜山是我国北方主要规模化开发的地热储层,具有储热量大、埋藏浅和易回灌等特点。古潜山热储受物性特征、空间展布和地质构造等因素制约,控热机制多元,传热过程复杂,针对其热成因机制的研究一直受到重视。本文以雄安新区古潜山热储为研究对象,基于近年来雄安新区地热勘探井资料分析,提出了华北古潜山热储优势流传热理论,古潜山热储的热源主要来自深部幔源传热,而壳源热流低于30 mW/m²,华北克拉通破坏后,随着岩石圈拉张减薄,地幔热对流增强,形成了由深到浅的优势传热通道,地表热流通量升高。古潜山高热导率储层形成了热在垂向和水平向上向储层聚集的传导优势热流,流体在高孔渗碳酸盐岩储层中循环形成了对流优势热流,断裂加剧了传导和对流沿构造方向的聚热效应。在热量聚集作用下,古潜山不同构造部位钻孔测温曲线表现出5种类型,分别为传导型、传导—对流—传导型、传导—对流—弱对流型、传导—强对流型和传导—弱对流型等。断裂带为地下热水的循环和热的富集提供了空间优势流动通道,通过靠近容城断裂的典型钻孔温度测井结果,建立解析方程计算容城断裂地下水热对流占比为29.2%。本研究通过综合分析古潜山优势流传热的影响因素,为华北地热成因模式研究提供了新的思路。

关键词

古潜山热储 / 优势传热机制 / 钻孔测温 / 地温场 / 雄安新区

Key words

buried-hill geothermal reservoirs / dominant heat transfer mechanism / temperature logging / geothermal field / Xiong’an new area

0 背景

地球是个大热库,地核的温度达6 000 ℃,地球表面的平均温度大约15 ℃,在温度差的驱动下,源源不断的热量从地球内部传导向地球表面,这些热量主要来源于地球内部的放射性元素衰变,热量到达地球表面以大地热流的形式散发,其每年所释放的能量相当于400亿t标煤燃烧产生的热量。而热量从地心向地表的传递并非均匀的,也就是说随着深度的增大,地温的增长速率是变化的。在地球表层平均增温率为3 ℃/100 m,随着深度的增大,垂向地热增温率逐渐减小,地热增温率在15 km深处为2 ℃/100 m,25 km深处减为1.5 ℃/100 m,进入熔融态的地幔,受热对流的影响,垂向增温率更小。即使在近地表热量的传递并非稳态的热传导,在近地表风化沉积和水热活动的影响下,存在类似于地下水优势流的传热特征,热量沿着高导热、高孔渗等优势通道传递,在浅表层不同区域表现出地热异常。

围绕热和水的聚集模式,前人提出了多种系统模型进行分析总结。White^[1]于1973年提出了一个对流地热系统的运作模型,并阐述了其内部运作模式。地表或近地表冷的地下水顺裂隙系统向下流动,同时冷的流体被岩浆或热的岩石加热并沿着低渗透岩石横向流动,一段时间后冷的下降流体和被加热的上升流体混合,导致流体在渗透岩层(储集层)中循环,在中间温度较高的地方上升,在储集层两侧冷却的地方下沉。1978年,Muffler和Christiansen^[2]根据地热系统的地质环境和热量传递方式,将其分成对流型地热系统和传导型地热系统两大类。对流型地热系统又分为水热系统和环流系统,传导型地热系统又可进一步分为存在于热流值正常区域或略高于正常区域的高孔隙度和高渗透率沉积层(包括地压带)中的低温含水层,以及高温低渗透率环境中的干热岩系统。

黄尚瑶等^[3]按地热区形成的储、盖、通、源4个要素,结合其所在的大地构造环境,将我国地热系统划分为岩浆活动型、隆起断裂型和沉积盆地型3种基本类型。陈墨香等^[4]将我国地热系统细分为两类五型,两类是指构造隆起热对流类和构造沉陷热传导类,五型则指火山型、非火山型、深循环型、断陷和坳陷盆地型。王贵玲等^[5]提出了我国地热“壳幔生热—构造聚热—同源共生”的成因理论,从系统论的角度将我国水热系统划分为沉积盆地古潜山型复合水热系统、沉积盆地深坳陷层控型水热系统、断陷盆地地压型水热系统、陆陆碰撞板缘型水热系统、板缘俯冲带热控构造型水热系统、隆起山地深循环型水热系统和近代火山型水热系统等7种类型。其中构造聚热是指在不同规模、不同级别的断裂体系下,地下水作为热的载体,通过断裂优势通道将地下热能聚集到地表。我国目前地热勘查规范中,在源(生热系统)、通(运移系统)、储(渗流系统)、盖(保温系统)的基础上加入了地热异常系统,这种高于平均增温率的地热异常是地热勘查开发研究的主要对象,也是地热系统中优势传热的结果。

华北古潜山形成于中元古界海相沉积的碳酸盐岩,经过多期的构造活动,形成了隆凹相间形态,在构造活动作用下,埋藏成为潜山。由于古潜山长期经受风化、剥蚀和地下水的溶滤作用,在表生溶蚀、埋藏溶蚀和同生—准同生溶蚀等作用下^[6],华北碳酸盐岩经历了印支期岩溶和喜山期岩溶相互叠加作用,形成了大量的溶蚀孔缝,孔隙度和渗透率大大增加,从而形成了优质的储油储水空间。前人对潜山浅部的聚热模型进行了较多的研究,陈墨香等^[7]针对华北沉积盆地型地热水的赋存特征提出了“层控热储—侧向径流补给—大地热流供热”的模式,凹凸相间的构造特征控制了热量的迁移和汇聚,地壳岩石物性差异造成了热流传导过程在浅部再分配,而某些控制凸起边界的开启性断裂形成局部的水热对流,从而显示出明显的热异常。近年来依托河北雄县、雄安新区和山东梁村等古潜山热储勘探工作,相继提出了雄县二元聚热模式,聚热因素分别为岩石热导率差异和盆地尺度地下水循环^[8];山东梁村古潜山四源聚热模式,聚热因素为华北克拉通破坏、岩石圈减薄导致的高大地热流传导聚热,凸起区高热导率分流聚热,深大断裂带对流聚热和成岩压密水对流聚热^[9];岳高凡等^[10]则提出了雄安新区包括深部热传导、构造凸起、深大断裂和层内对流四元控热模式。可见,从二元聚热到四元聚热模式的转变,促使对古潜山聚热的分析也从地球浅表层走向深部,并且考虑深大断裂的线性聚热和克拉通破坏的区域聚热特点。如同流体在多孔介质中存在优势流一样,高度非均质地层中的水分和溶质只通过少部分岩土层进行快速运移,在地热系统中,热量也同样存在沿着优势导热通道聚集的特点,从不同尺度来看,区域上克拉通破坏、地幔物质上涌形成了大尺度的热优势流;古潜山构造、断裂、强岩溶发育通过地下水的循环对流形成小尺度的优势流。

本文在前人研究的基础上,基于近年来在雄安新区施工的地热勘探井资料分析,阐释了华北古潜山热优势流传热理论,通过综合分析古潜山优势流传热的影响因素,为华北地热成因模式研究提供了思路和参考。

1 华北古潜山生热机制

“壳幔生热”理论阐述了地球表层热的来源和岩石圈热结构问题^[5,11]。热量在地表以大地热流的形式表现出来,大地热流是从地球内部向地表传播的热量,分为来自深部地幔的幔源热和来自浅部岩石中放射性元素衰变产生的壳源热两部分,壳幔热结构是最根本的生热控热因素。幔源热量来自地球内部上地幔软流层,它通过地壳岩石源源不断地向地面传导热量,华北克拉通破坏后岩石圈大幅减薄,幔源热量增加,热量的增加值即热异常受到岩石圈热演化的影响。克拉通化之后的沉积建造、岩浆活动和构造变形等特征表明,克拉通破坏发生在中生代,其峰期约为125 Ma^[12],克拉通减薄发生在很短时间内(几十百万年),由于自下而上的热侵蚀需要漫长的时间,因此华北地表热流的升高滞后于岩石圈的减薄过程,其热流升高也小于岩石圈底部热流增加量^[13]。除此之外,幔源热流在新生代后期热衰减作用下,岩石圈逐渐增厚,地表热流减少。因此,华北盆地克拉通破坏尽管在历史上增大了区域幔源热流,但随着盆地的冷却,现今幔源热流下降到42~56 mW/m^{2 [12⇓-14]}。

放射性元素衰变生热是地热资源的来源之一,岩石圈的减薄必然导致软流圈地幔垂直上涌,冷却后会生成放射性的幔源岩浆岩。不同的克拉通破坏机制下的幔源岩浆岩生热率也会不同,而热—化学侵蚀破坏区的岩石生热率普遍高于拆沉地区^[14],此外幔源岩浆的底侵会诱发地壳物质熔融,形成大规模基性和酸性岩浆作用^[15],进而影响到大地热流。前人研究表明,华北地区属于“冷壳热幔”的热结构特征,深部幔源热控制着华北地区的大地热流值^[16];王贵玲等^[17]计算了冀中坳陷和沧县隆起的地表热流值和热结构分布,两地区地壳/地幔热流比值分别为0.42和0.3,表明深部地幔热流占主导地位。利用“回剥法”计算的华北盆地冀中坳陷和沧县隆起现今地壳热流分别为 20和16 mW/m²,两地区地壳热流在地表热流中的占比分别为29.5%和22.8%。整个华北盆地古潜山热储的热源中壳源热流总体低于30 mW/m²,与区域主要由低放射性生热率的沉积岩、变质岩形成的岩性结构环境有关。(图1)

从雄安新区4 000 m深度钻孔的生热率计算结果来看,平均生热率为0.56 μW/m³,其中,覆盖层为新近纪和古近纪砂岩、泥岩,生热率为0.37~1.81 μW/m³,平均值为1.06 μW/m³;中元古界碳酸盐岩热储层生热率明显降低,平均值仅为0.29 μW/m³,在个别地方由于中生代时期侵入岩脉的发育,生热率超过1 μW/m³,可以看出,以2 000 m的平均厚度计算,中元古代地层生热率对壳源热流的贡献仅为2.5%;太古宙变质岩基底的生热率为0.44~0.83 μW/m³,平均值为0.59 μW/m³,略高于元古宙地层(图2),由于变质岩厚度达到数公里,因此成为华北地区主要的壳源产热层。这也说明,华北古潜山沉积环境下具有“冷壳”型热结构特征。

2 华北古潜山优势传热机制

基于近年来在雄安新区施工的地热井资料(图3),以容城凸起、牛驼镇凸起等构造为研究对象,通过分析区域构造、热储物性等因素来分析研究华北古潜山构造的优势传热机制。

2.1 传导优势传热机制

古潜山的基底结构是区域地温场分布的重要因素,基底的起伏形态与浅层温度场呈正相关性,基底隆起区地温梯度高,而基底下陷部位则低^[18]。

华北古潜山牛驼镇和容城凸起构造蓟县系(Jx)顶面埋深较浅,加之热储层白云岩、碳酸盐岩热导率高,导致来自地壳深部较均一的大地热流在地壳浅部进行重新分配,形成地壳深部大地热流向上传导辐射的凸起区“优势热传导通道”,在垂向空间展布上表现为“热折射效应”,热流向热导率高、热阻小的白云岩和碳酸盐岩凸起区偏转聚集。通过对华北平原不同地层的124个热导率的测试结果分析,区内热导率与地层岩性密切相关(图4)。

区内新生界随凸起和凹陷的分布呈披盖式沉积,第四系松散层和新近系砂岩、砾岩及泥岩近乎水平,古近系砂岩、砾岩和泥岩倾角平缓。下伏地层主要包括奥陶系、寒武系、蓟县系和长城系(Ch)灰岩、白云岩以及太古宇变质岩。第四系为粉土、粉质黏土、中细砂等,热导率平均值为 1.56 W/(m·K);新近系明化镇组(Nm)和馆陶组(Ng)为砂泥岩互层,不同区域或深度差异较大,热导率平均值分别为 2.42和1.69 W/(m·K);古近系为泥岩和砂岩,各组之间差异较小,热导率平均值为 2.17 W/(m·K);寒武—奥陶系以灰岩为主,热导率平均值为4.68 W/(m·K);蓟县系以白云岩为主,各组之间差异不大,热导率平均值为6.14 W/(m·K);长城系也以石英砂岩为主,热导率平均值为5.07 W/(m·K)(图4)。除第四系、新近系馆陶组和古近系中热导率偏低外,其他层位的热导率测量值都高于上地壳平均热导率 2.5 W/(m·K)。沉积盆地基底凸起区奥陶系石灰岩热导率高,导热快,平均为4.37 W/(m·K),而其两翼凹陷区的砂岩、泥岩热导率则低,热阻大;由于凸起基岩的热导率明显高于凹陷区新生界松散沉积物的热导率,深部的热流更易于向热导率高的凸起部位汇集^[7,19]。热量在垂向上汇集于凸起区基岩中,热流上涌途中遇到上部热导率低、热阻大、导水性能差的砂岩泥岩时,热流向上运移受阻,热流密度增大,热能富集于凸起顶部,形成高热流值和高地温异常区。纵向上,由于凸起带内基岩的热导率比凹陷区围岩高,从而在凸起带产生了基岩热储段内的加速热传递与上覆热盖层内的高效热聚集,在形成凸起带浅层热富集的同时,也造成了凸起带深层的热亏空,为地壳深部大地热流经“优势热传导通道”向凸起带浅层聚集提供了有利的“自驱动”条件。

2.2 对流优势传热机制

除“隆起—坳陷”格局下岩石热导率差异造成的优势热传导外,在华北盆地地下水流系统(太行山—燕山—渤海湾盆地—鲁中地区尺度地下水系统)重力驱动下的水循环、深部地热流体与浅部热储地热流体的天然密度差驱动和沉积盆地内沉积物压实产生的成岩压密水压实势驱动作用下,区内储层内的流体循环、导热断裂和岩体接触带构成了地热系统热聚敛的“对流传热优势通道”。地下水作为载热体,把深部热能沿断裂构造或古潜山岩溶孔隙聚集到地表;大气降水渗入到地壳内部经深循环加温之后,在有利的地质构造条件下,如沿高角度的断裂带或陡倾斜的透水地层聚集上涌至浅部凸起区或出露于地表,从而在热水上涌主要通道附近形成局部热异常^[8,17,19]。

雄安古潜山热储流体的补给来源为西部的太行山和北部的燕山,地下水在重力势能驱动下沿盆地边缘(水源区)流向盆地中心(排泄区)。研究区总体地下热储水的流动由西北到东南,沿着地下水的流动方向,水岩热交换增强,牛驼镇凸起揭露的地热井温度要高于容城凸起4~8 ℃。根据地热水Kr同位素测年结果,容城凸起和牛驼镇凸起的热水⁸¹Kr年龄为80~70万年,深部地下水补给速度约0.2 m/a,远远低于浅层地下水运移速率4.3 m/a。垂向上,热储中高压、高温的成岩压密水与变质水,沿断裂带从凹陷区向凸起区运移过程中,通过水热对流使深部地下水体中高温热能上涌聚集于强渗透、高热导的岩溶热储^[20-21]。深埋碳酸盐岩热储水平热对流较弱,而在密度差的影响下,垂向热对流强烈。此外,考虑温度对地热流体密度变化和动力黏度变化的影响,在强制对流和自然对流的共同作用下,随着地热流体温度的升高,其密度相对变小。密度的不均匀给地热系统中的渗流提供了动力,动力黏度的变化则对宏观的渗透系数产生了影响,从而也影响了渗流场^[22]。古潜山热储的高孔渗特征为储层内的热对流提供了条件,统计部分雄安新区地热井物性参数,碳酸盐岩孔隙度的均值为18.2%,渗透率的均值为0.3 mD,除了热储层顶部古岩溶发育带外,深部碳酸盐岩储层同样具有丰富的裂隙系统和相对偏大的渗透特征。

2.3 断裂构造优势传热机制

岩浆活动和深大断裂等构造运动成为地下热流在浅表层重新分布的控制因素。穿地壳岩浆系统通过对岩石圈进行熔融和构造活动,改变其速度结构和热结构,晚侏罗世—早白垩世早期,岩石圈热—流变结构表现为强的脆性地幔,对应较强的岩石圈总强度。中生代新构造作用下,在古潜山下部形成莫霍面隆起和错断,热水通过浅部断裂构造补给热储层。

华北地区马西断裂等深大断裂及其次生裂隙为幔源物质垂直上涌和地下热水深循环提供了空间和通道。地幔物质沿深大断裂熔融、聚集和迁移,上涌进入地壳,在华北地区形成大量的低速层^[23-24]。而地热水可在冷热密度和压差驱动下,沿着构造断裂带向上迁移,形成热水富集区^[25]。断裂破碎带为这些热量载体的对流提供了传热优势通道,因此断裂带附近地区经常表现为地温异常区。由于强烈构造—岩浆活动,岩石圈拉伸减薄,深部地幔上涌,岩石圈进一步减薄,深部热量不断向地表传导,地表热流增大。与此同时,经过穿地壳岩浆系统活动,产热的放射性元素沿着断裂构造在地壳中发生富集和次生富集,一定程度上提高了断裂带附近壳源产生热量^[26]。研究区自中生代以来,受燕山期地壳运动的影响,形成了诸多深大、走滑和超壳断裂,深度断至莫霍面。构造破裂和变形作用产生裂缝和断裂,形成了热储的储集空间和渗流通道。裂缝系统有利于地下水活动和溶蚀孔洞的发育,断裂构造促进了岩溶作用,形成统一的孔洞缝系统。断裂构造和岩溶的发育,有利于碳酸盐岩地下水深循环对流加热后上升,使深部热源更易到达浅层,形成局部的浅部热异常。牛东断裂是控制凸起的正向大断层,总长70 km,沿断层下降盘发现古近系串珠状分布的火山喷发岩,说明断层早期活动相当强烈,牛东断层面在2 500 m以下存在致密的太古宇变质岩,为热量的优势传递提供了条件^[27-28]。区域深大断裂是导通深部热源的主要通道,沿其裂隙局部地段上涌的超常热流对地热田形成起着“加速”作用,盆地中低温地热系统内地温场会显示出不均匀的特征,在主要导热断层的局部地段存在高温中心,地温从这些中心向边界方向逐渐降低。蓟县系碳酸盐岩等地层热储裂隙较发育、孔隙率大、渗透率高,热水通过断裂与热流形成强烈对流^[19]。由区域地温等值线分布图(图5)可知,以容东断裂为代表的深大断裂构造对区域温度场和地下水流场具有控制作用,断裂对地温场的分布影响较为显著,断裂带周边岩石热导率较高,断裂通道内热量传导更快,热量到达浅部更迅速,形成地温等值线凸起。可以从1 000和2 000 m地温等值线图看出,容城断裂附近存在沿断裂分布的多处地温异常区,热量表现出沿断裂带形成优势传热的特征。

3 华北古潜山传热特征分析

3.1 古潜山热源分析

大量研究表明克拉通破坏条件下岩石圈厚度减薄为深部热能的传导创造了有利条件^[12]。随之带来的拆沉和热侵蚀方式造成了整个华北地块克拉通破坏,高温的软流层顶面抬升,从而加速了深部地幔热源的向上传导,在岩石圈底部生成一异常高地温梯度带。此时,地幔通过对流供给岩石圈的热量要远远大于固体岩石圈通过热传导由地表向外散发的热量,原来的热平衡状态被打破,岩石圈被加热减薄且底部发生熔融,从而形成了深部热流向上传导的优势通道^[13]。华北古潜山型复合水热系统受太平洋板块向西俯冲的影响,在下地幔形成俯冲前缘,软流圈熔融物质向两侧运动,在浅部形成华北克拉通破坏,区域平均莫霍面深度为33 km,成为稳定的热源(图6)。另外一种地幔柱学说^[29]认为华北断陷区下部为一地幔隆升,由中心向四周呈蘑菇状向外围扩展。在地幔热柱的顶部,随着轻质地幔物质以基性岩墙或玄武岩形式喷溢上涌,使上部地壳增温裂陷从而形成了一系列大型复式断陷盆地。因为华北地幔亚热柱的强烈隆升以及在其影响下中地壳和上地幔低速高导层的活动使华北断陷区成为巨大的地热异常盆地,地幔柱热侵蚀和加热作用是岩石圈减薄和地热场升温的有效机制^[13]。以上两种观点在热源驱动机制上存在差异,但共同之处都认为华北存在热岩石圈的减薄和随之带来的幔源热。

同时,热量传递的优势通道与大型坳陷基底呈明显的镜像关系^[30-31],凹陷区基底断裂发育,岩浆活动频繁,深部活动性强,再加上地表地热导率覆盖层的“毛毯”效应,使深部优势通道传导到地球浅部的热流聚集。然而,华北克拉通破坏所形成的幔源物质向上侵入是否会形成地表热流的补充还值得商榷,根据热松弛时间判定,地壳尺度热事件的热松弛时间不超过130 Ma,地幔尺度热事件的热松弛时间约为200 Ma,华北克拉通破坏时间为125 Ma^[12],可见克拉通破坏后幔源物质倾入所携带的热量对华北整个区域热异常的影响已不复存在。

3.2 古潜山热储优势传热特征

钻孔稳态测温是获取热流值和研究地温场的基本方式^[32-33]。本研究结合近年来在雄安新区施工的典型地热井测温曲线对古潜山热的传递进行研究。根据测温曲线差异将古潜山热储传热特征划分为稳态热传导型、传导—对流—传导型、传导—对流—弱对流型和传导—弱对流型等(图7)。不同类型的地温曲线反映了不同构造部位钻孔所代表的传热特征。

稳态热传导型代表性地热井为D17,位于容城凸起东部,钻孔自上而下揭露第四系平原组、新近系明化镇组、古近系东营组(Ed)、古近系沙河街组(Es)、古近系孔店组(Ek)、蓟县系雾迷山组(Jxw)和太古宇。蓟县系雾迷山组热储层段为2 542~2 682 m,厚度为140 m。盖层段地温梯度为1.98 ℃/100 m,热储层段地温梯度略有升高,太古宇基底为1.86 ℃/100 m,总体上地温梯度随着深度的增大而减小。本钻孔代表研究区未受地下水对流影响的稳态背景地温场特征,热量从底部向浅部呈现均匀稳态的热传导现象,储层内部及储层之间发生热对流微弱。根据钻孔岩心热导率测试结果,古近系砂泥岩热导率为2.89 W/(m·K),太古宇变质岩热导率为4.21 W/(m·K),古近系砂泥岩段大地热流为57.18 mW/m²,太古宇变质岩段大地热流为78.31 mW/m²,平均热流值为64.5 mW/m²。该热流值为热储层下部热传导条件下的稳态热流值,代表华北盆地以热传导的形式向浅地表传递的稳态的热流背景。需要强调的是,本钻孔的热流尽管不受水热对流的影响,但受到区域凹凸相间的古潜山高热导率储层的聚热影响,D17钻孔位于凹陷区,在厚的热储盖层中热流存在水平方向上由低热导率的古近系岩层向凸起碳酸盐岩岩层聚集的现象,因此盖层段计算大地热流值为57.18 mW/m²,存在偏低的现象;同样,深部太古宇变质岩具有相对较高的热导率,与起伏的古潜山储层类似存在优势聚热的特点,太古宇变质岩段计算的大地热流为78.31 mW/m²,存在偏高的现象。可见,区域稳态传导情况下大地热流值在57.18~78.31 mW/m²之间。相比对流作用较强的中新元古界岩溶热储层,通过以热传导为主的太古宇片麻岩段计算出的大地热流值更接近实际。热流背景值与王朱亭等^[34]通过对地下水对流进行校正获得的热流值(65.9~77.1 mW/m²)基本一致。这也表明,相对于其他稳定克拉通,华北克拉通破坏后存在一定的幔源热异常,同时,浅部岩层热传导和地下水对流的优势传热效应放大了潜山不同构造部位的热异常(本次测温数据为完钻后72 h测试,因此地温梯度的计算偏小,由于本钻孔热储层薄且最大涌水量仅为60 m³/h,恢复时间段对测温数据的影响不大)。

传导—对流—传导型测温曲线代表性地热井为D01和D13,钻孔均揭穿一定厚度的蓟县系热储并揭露太古宙基底。从测温曲线来看,D01在太古宙地温梯度为1.83 ℃/100 m,与D17的数据相似,但在蓟县系热储层段从1 186~1 640 m增温率很小,D13热储层段表现出同样的规律,表明热量在蓟县系地层中的传递速率加快,储层中的温度呈现均一化特征。热量在储层中形成优势传热造成热储顶部盖层的地温梯度显著升高。一定厚度的储层条件增强了热量由深部向浅部的优势传热效应,热储顶部的聚热效应随着盖层厚度的增大而减小,低热导率的盖层对于热量的传递起到了缓冲作用,弱化了储层的聚热效应。热储层厚度越大,在同样的热储顶板埋深条件下,盖层地温梯度越高,深部来自基底的热量可以通过储层优势通道向上传导,从D01和D13两个钻孔测温可以看出,高热导率的热储特征造成了热储顶部盖层的地温梯度达到4.86和4.51℃/100 m,从而在地表形成了较高的热流异常。测温曲线显示,覆盖层厚度越大,即热储的埋深越大,则深部储层优势聚热形成的高温可以通过厚度较大的盖层缓慢向上传递,造成盖层地温梯度变小,而储层中的地温梯度变大,当沉积盖层厚度足够大时,沉积盖层段的“热流值”会逐渐接近该区域热流背景值大小,如D15井测温呈现二段式传导—弱对流型测温曲线,盖层地温梯度为2.89 ℃/100 m,取研究区古近系平均热导率2.39 W/(m·K),盖层热流值为69.07 mW/m²,与D01和D17的背景热流值接近。

D14孔的测温曲线呈现出传导—对流—弱对流形态。盖层为顶部传导层,地温梯度为3.68 ℃/100 m;中部高热导率和高孔渗性的蓟县系碳酸盐岩热储地温梯度为0.65 ℃/100 m,热对流作用强烈;下部长城系长石石英砂岩因埋藏浅,孔隙发育且渗透性高,具有弱对流现象,地温梯度为2.18 ℃/100 m,明显高于太古宙基底段1.86 ℃/100 m。从测温曲线可以表明,深部长城系地层具有弱水热对流特征,可能成为潜在的地热储层。

综上,不同类型的测温曲线反映了构造和地层差异下的传热特征。碳酸盐岩的优势聚热特征表现在纵向上形成热量在凸起带浅层热富集和深层的热亏空,横向上形成了差异热传导条件下的水平传热,以区域上没有热流水平传递的水平线作为热流平衡线,在热流平衡线以上,热量由凸起区向凹陷区传递,在热流平衡线以下,热量从凹陷区向凸起区传递。从穿过D16、D17和D18的剖面(图8)可以看出,50 ℃等温线在凸起区的埋深要浅于凹陷区,而75 ℃等温线则相反,表明热流平衡线介于两个等温线之间,根据3个钻孔的测温曲线分析,热流平衡线深度约为1 550 m。这与熊亮萍等^[35]模拟计算的华北古潜山凹凸构造背景下,热流平衡线深度约为3 000 m的结论相差近一倍,原因在于该剖面受到基底隆起和断裂的影响,且3个井间的潜山起伏度小,热流的水平传导作用不强烈。在断裂两侧,由于盖层厚度不同,热量总体上从厚度较小的下盘向厚度较大的上盘运移,特别体现在从储层向盖层的水平运移;达到结晶基底,则转为从下盘的结晶基底向上盘的碳酸盐岩热储内运移。结合前文中储层测温数据来看,古潜山热储中热量的垂向热对流要明显高于水平向热对流作用。

3.3 古潜山热储地表热流分析

古潜山碳酸盐岩热储在优势传热作用下,地表热流表现出与热储顶面埋深、热储温度和盖层地温梯度等参数变化的规律。雄安新区的10个钻孔测温及热流计算结果显示(表1),热储温度随着热储顶面埋深的增大而增大,但总体增长幅度不大。热储厚度均大于500 m,地热井井口揭露温度和热储顶部温度集中在60~80 ℃之间,表明盖层厚度大于500 m对于热储的保温能起到良好的效果。随着盖层厚度的增大,储层聚热所形成的浅层热流异常趋于微弱,如D15和D34,大地热流值分别为68.20和64.63 mW/m²,相对于优势传热的凸起区,热流值偏低。盖层地温梯度和大地热流值均与热储顶面埋深呈负相关性(图9,10),盖层薄,平均热导率大,热阻小,因而热流值大;盖层厚,平均热导率小,热阻大,因而热流值小。

根据前文的论述,以D17钻孔测温获取的热流作为研究区本底传导热流背景值,则位于构造凸起区的D11、D13、D14、D16和D20 5个钻孔的大地热流值为64.33~109.23 mW/m²,对比500 m深度稳态测温数据分别为51.13、39.07、39.44、45(非稳态)和47.5 ℃,地温差异大,且温度具有从凸起外围向凸起中心变小的趋势。位于整个容城凸起中心的D13和D14表现为较低的地温梯度,位于凸起北部的D11和东部的D20表现为较高的地温梯度和热流特征,井口温度也具有同样的规律,表明靠近潜山凸起边缘带高热导率碳酸盐岩的聚热效应要优于凸起中心,同时潜山边缘的断裂构造也加剧了对流聚热。位于凹陷区的D15和D17两个钻孔的大地热流值分别为68.20和61.93 mW/m²,这与位于高阳低凸起的D34和D35井热流值相近,显示热储的优势聚热效应随着储层埋深的增大而变小。

3.4 断裂构造的优势传热定量分析

华北克拉通破坏后,软流圈形成的优势热流沿着大型走滑断裂向浅地表传递,区域深大走滑断裂构成了地幔热物质上涌的主要通道^[36](图11),因此高热流区与深大基底断裂的展布密切相关^[37]。

凸起带地温场分析表明,沿断裂的断面与古近系围岩交接处,地温曲线明显上翘,呈现比两侧的同深度地层温度均高的特征,即“断层边界的热折射效应”。同时,断层面上的温度与两侧凹陷带、凸起带的温度差异随深度的增加呈反向变化。基岩凸起的幅度越高、基岩热导率与围岩热导率的比值越大,则热盖层与热储层分界处的地热异常值亦越大,热储盖层内“上凸”弧形等温线的“突出程度”亦明显。

断裂带为地下热水的循环和富集提供了优势流动通道。已有诸多学者通过模型研究断裂带在局部区域热流传导和运移中的作用。通常可以采用解析法和数值法来研究断裂带导热机制。Clauser和Villinger^[38]假设裂隙为垂向一维流动,计算未受对流扰动的基低热流值,其采用的数学控制方程如下^[38-39]:

(1) \frac{\mathrm{d}}{\mathrm{d}z} \left(K\frac{dT}{\mathrm{d}z}\right)=-ρcv \frac{dT}{\mathrm{d}z}

(2) z=z₀, T=T₀

(3) z=z_b, T=T_b

式中:z₀为顶部高程;z_b为底部高程;T为深度z处的温度;K为岩石热导率;ρ为地下水密度;c为地下水比热容;v为地下水流速。将q=K \frac{dT}{\mathrm{d}z}代入并求解,可得到热流计算公式^[40-41]:

(4) q(z’)=q₀·e^Pe·z’/L

(5) v=Pe·K/(ρc·L)

(6) q_v(z’)=ρcv(T_b-T₀)

(7) lnq(z’)=lnq₀+Pe/L·z’

(8) q_b=q₀·e^Pe

式中:z’为z在计算段内的相对深度;L为研究段的长度;q_v(z’)为对流传热分量;Pe为一无量纲数,可表征对流和传导的关系;q₀和T₀分别为z₀处的热流值和温度;q_b和T_b分别为z_b处的热流值和温度。扰动后的温度分布可用以下公式计算:

(9)T(z’)= \left[\left(\frac{q_0}{K}\right)\left(\frac{Pe}{L}\right)\right] \left[e^{\left(\frac{Pe}{L}·z\text{'}\right)}-1\right]+T₀

该方法假设地下水流速不变,系统内的对流是重新分配了观测的内部热量,干扰了传导温度场,底部没有受到地下水对流传热的影响。此后,王朱亭等^[34]应用此方法对雄安新区地热异常区钻孔的大地热流值进行了校正,排除了地下热水对流传热的影响,校正后的热流值相对校正前的热流值较小,说明了该地区对流模式在传热中的正向贡献。

基于前文分析,参考雄安新区靠近容城断裂D18资料研究断裂构造的导热作用,测温曲线见图7。研究区主要地层为第四系、新近系、古近系和基岩地层,考虑到第四系地层受地表影响大,在接近地表处温度梯度变化大,而蓟县系等基岩地层主要岩性为碳酸盐岩,内部地下水对流作用明显,热储温度均一化,不满足稳态条件,因此本次温度校正主要针对新近系和古近系地层。根据地层温度—深度分布曲线,断裂带附近从500~2 050 m地层的温度分布曲线呈现上凸型,表明该段受到地下水上升流动的影响,对流聚热效应集中在蓟县系热储顶部,这里通过对比分析选取D17钻孔测温曲线1 650~2 033 m段为背景进行计算^[42-43]。

计算古近系地层为目标段。大地热流值的校正和对流热的计算步骤如下:(1)根据实测的温度—深度曲线,以及岩石热导率,绘制lnq(z)—z’曲线(图12);(2)作线性回归线,由公式(7)可知,直线斜率为Pe/L,截距为q₀,由此获取Pe和q₀;(3)根据Pe计算地下水流速v,据公式(8)计算q_b;(4)根据公式(9)计算校正温度,与实测温度进行对比检验拟合效果,若误差较大,则重新选择计算段进行线性回归分析。

本次校正后的平均温度误差为0.33 ℃,在可接受的精度范围内。根据钻孔观测数据计算可得q₀=57.9 mW/m²,q_b=41.0 mW/m²,q_v=16.9 mW/m²。渗流层顶部热流值q₀等于对流传热值q_v加上底部传导热值q_b,因此,校正后的顶部传导热流值为41.1 mW/m²,相对校正前的热流值49.1 mW/m²减少了8 mW/m²,同时顶部地下水对流传热的热量占总大地热流值的29.2%(表2)。

4 结论

(1)本文以华北古潜山热储为研究对象,从传热学角度进行了热储空间优势传热分析,并以河北雄安新区为研究对象,结合前人的研究基础和近期施工的地热钻孔进行了生热和传热的定性和定量分析,相关结论在印证前人理论的基础上进一步形成了古潜山热储优势传热和聚热的系统成因理论,对于今后在类似研究区开展地热找矿具有指导意义。

(2)华北古潜山热源受到克拉通破坏的影响,岩石圈的减薄导致软流圈地幔垂直上涌,冷却后生成放射性的幔源岩浆岩。整个华北盆地古潜山热储的热源主要来自深部幔源传热,受低放射性生热率的沉积岩和变质岩影响,放射性元素衰变生热总体低于30 mW/m²。

(3)研究区潜山热储传热特征可划分为5种,分别为稳态热传导型、传导—对流—传导型、传导—对流—弱对流型、传导—强对流型和传导—弱对流型等。不同的传热地温曲线反映位于不同构造部位钻孔所代表的传热特征。碳酸盐岩具有优势聚热的特征,纵向上,热量形成凸起带浅层热富集和深层的热亏空,横向上形成了差异热导率条件下的水平传热,结合研究区穿过D16、D17和D18钻孔的典型剖面给出了热流平衡线埋深约为1 550 m,在热流平衡线以上,热量由凸起区向凹陷区传递,在热流平衡线以下,热量从凹陷区向凸起区传递。

(4)断裂带具有优势导热特征,断裂的断面地温曲线上翘,呈现出比两侧的同深度地层温度均要高的特征,存在“断层边界的热折射效应”。断层面上的温度与两侧凹陷带和凸起带的温度差异随深度的增加而呈反向变化,计算分析容城断裂带地下水热对流占比为29.2%。

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基金资助

中国地质科学院基本科研业务费项目(YK202305)

国家重点研发计划项目(2021YFB1507401)

国家自然科学基金项目(41602271)

中国地质调查局地质调查项目(DD20189112)