怀来后郝窑地热资源地质特征及成因浅析

郝文霞

(河北省地矿局第三地质大队，河北张家口075000)

后郝窑热田位于河北省张家口市怀来县暖泉乡后郝窑村，官厅水库西北侧，热田地处怀来盆地，分布在老君山和洋河之间的侵蚀斜坡上，西为老君山山前台地，东为洋河堆积阶地。地势西高东低，丰沙铁路纵贯南北，公路四通八达。研究区属于半干旱季风型大陆性气候，一年四季多风少雨，温差较大，年平均气温8～10℃。年平均降雨量300～450 mm，年平均蒸发量约2 200 mm。后郝窑热田自古有温泉出露，官厅水库建成蓄洪后，温泉多被埋没，致使热水水位普遍上升。据钻孔揭露资料显示，第四系潜水型热水温度为25～55℃、第三系松散沉积物中的承压热水温度为60～80℃和基岩裂隙承压热水温度为80～90℃，为河北省重要的地热田之一。

1 热田地质基本特征

1.1 地层

本区被第四系覆盖，地层由老至新有:太古界桑干群(Ar)、中元古界(Pt2)、中生界侏罗系(J)、新生界上第三系(N2)和新生界第四系(Q)。与地热资源有关的地层主要为太古界桑干群、中生界侏罗系、新生界上第三系和第四系。

1.2 地质构造概述

1.2.1 北东东向构造

北东东向构造带，在本区域很发育，且规模巨大，影响范围也较广。其主要构造带以N60～70°E方向展布，是由呈雁行状大致互相平行的弧形挤压构造带所组成。控制热田的主要断裂有 F4、F5、F10、F11、F12及 F13。

1.2.2 北北东向构造

北北东向构造带，在本区也具有一定规模，其主要特征是由一系列呈北北东方向断裂组成，并伴生有大量的中酸性岩浆岩侵入。控制热田的主要断裂有F6及F3。

1.2.3 北西向构造

北西向构造主要由高序次的东西向断裂及低序次的北西向扭压性结构面组成，结构面大致分布于宣化一带，以逆冲断层和挤压破碎带为主，北西向构造在本区域西部较为发育，由一系列压扭性断裂及褶皱组成。控制热田的主要断裂有F1、F2、F7-8及F9(见图1)。

图1 后郝窑热图与断裂构造示意图

2 热水异常与构造的关系

2.1 热田部位与构造关系

后郝窑热田为一大致呈北西-南东方向拉长的近似椭圆形热田，严格受北东东向和北西向的断裂构造控制，特别是在两个方向的构造带的交汇处，断裂裂隙发育，岩石破碎，从而为地下热水的上升和运移提供了通道和赋存空间，同时在构造复合交叉部位又控制了地下热水点的出露位置。

大气降水是地下热水的主要补给来源，当其经过曲折的途径向地壳深部进行循环的过程中，在大地热流作用下，使其加热提高了水的温度。当深部热水向北西翼运移中，遇到北西向、北东向断裂，热水顺势向北西方向涌来，并在覆盖较薄的构造导通性能相对较强的后郝窑一带形成热水赋存区，在合适部位涌出地表形成温泉，或赋存于新生代松散地层中(见图2)。

图2 后郝窑热水活动剖面示意图

2.2 热田边缘断裂构造

热田边缘为北西向与北东向两个构造体系的主干断裂所包围，呈不规则北西方向的菱形四边形，地下热水存在于此四边形之内部，从而控制了热异常的分布。热田由北东边界的F2断裂，东南边界的F3、F5断裂，西部边界的F9断裂及西北边界的F4断裂所圈闭，形成不规则的四边形，而热异常呈不规则椭圆形分布于其中，在这些边缘断裂构造的外部，水温与当地边界温度一致，而在其内部到中心部位逐渐升高，因而使热异常内外温度相差极大，故推断这些断裂构造构成了热田边界。

2.3 热田导水和富水断裂构造带

北北西向F7-8断裂为热田内控制地下热水的主干断裂，在此主干断裂与北北东方向之F10、F11、F12断裂和F6断裂交汇处及其两侧岩石破碎，张性羽状裂隙发育，为地下热水运移和赋存提供了空间，从而在热田基底形成了北西-南东向椭圆形分布的面状散流地下热水垂直补给带。

2.4 热田基底形态与热异常的关系

热田基底顶板及其基岩顶面形态呈一北北西方向延伸的槽谷，槽谷西北高，东南低。槽谷西坡由太古界桑干群(Ar)角闪斜长片麻岩组成，槽谷东坡由凸起的中生界上侏罗系张家口组(J3z)凝灰岩组成。槽谷中心线与热田隐伏断裂F7-8一致，推断此槽谷是沿着F7-8断裂发育的。故F7-8断裂控制了热田的基底形态的发育，控制了热田基底地下热水垂直补给带的范围，控制了上第三系热水储水层的空间，控制了整个热田热异常的分布特征。特别是在喜山期新构造运动活动下，该区地面下降，在整个槽谷及其外围，接受了巨厚的新生界松散沉积物的沉淀，这就形成了很好的储水空间构造。槽谷中沉积了上第三系(N12)由粗砂、砾石、巨砾石组成的河湖沉积物，构成了热田下部孔隙热水储水层。当深部基岩裂隙承压热水沿着断裂裂隙垂直补给时，上溢出基岩后而赋存于上第三系底部的储水层中。后再一次顶托补给并储存于新生界第四系的松散沉积物中。

3 热田含水组的划分及其水文地质特征

根据水体特征和含水类型的不同，本热田可划分为三个含水组。

3.1 基岩第三系裂隙孔隙承压含水组(Ⅲ)

主要由太古界片麻岩、上侏罗系熔结凝灰岩和粗砂、砾石组成，含水组下部为片麻岩及熔结凝灰岩，构成热田基底。地下热水赋存于F7-8断裂两侧的基岩裂隙带中，构成面状散流的地下热水垂直补给带。基岩顶板埋深一般200～240 m。含水组上部主要由河湖相粗砂、砾石、巨砾所组成。含水层主要是松散的巨砾层，中粗砂及砾石。呈北西—南东向带状分布，基本与基岩槽谷相吻合，在热田内总的变化趋势是由南向北逐渐增厚，但在热田中心部位相对较薄。其顶板厚约10～30 m。本层直接覆盖在热田基底的侵蚀面上，与下部基岩共同组成一个含水组。在含水组(Ⅲ)和含水组(Ⅱ)之间有一50～90 m厚由角砾岩组成的下部隔水隔热层。承压热水平均温度79.3℃。第三系裂隙孔隙承压含水组的富水性属贫弱类型，其单位涌水量一般为0.084～0.233L/s·m，渗透系数0.13 ～0.375m/d。

3.2 第四系孔隙承压含水层(Ⅱ)

含水层主要为粗砂砾石，极少数见钙质胶结物。松散沉积物在热田内分布广泛，厚度较稳定，含水性、透水性相对较弱，为热田内较好之储水层。其顶板埋深多为30～60 m，最后可达70 m，顶板标高多在430～450 m，含水层厚约10～30 m，最厚可达80 m。其底板形态在热田内呈北西-南东带状隆起。在含水组(Ⅲ)和含水组(Ⅱ)间有20～40 m厚的下部湖相细粉砂、粘砂、粘土所组成的隔水隔热层。承压热水平均温度82.8℃。平均水头标高478.16 m。第四系孔隙承压含水组富水性比基岩第三系裂隙孔隙承压含水组相对较强，富水程度属一般类型，其单位涌水量一般1.3～1.6L/s·m。渗透系数一般为7～12 m/d。

3.3 第四系孔隙潜水含水组(I)

由(Q12)上部至(Q4)河湖相之粗砂砾石、中细砂半胶结砾石、淤泥及粘性土类所组成。其在热田内总的变化趋势是西薄东厚，微向东倾，由西向东砂砾颗粒逐渐变粗，含水性能亦逐渐变好，其底板埋深一般在20～30 m，最大可达50 m，底板标高多在425～460 m，含水层厚度约20～30 m。潜水的平均温度57.3℃。

4 地热的运动特征与其成因浅析

4.1 地下热水运动的基本特征

热水的运动，就是热水在上述自然空间内的活动方式。当热水在地下深处形成后，沿基岩构造及其裂隙垂直上升至基岩表部和新生界松散层中时，热水除一部分继续垂直上升外，另有很大一部分沿基岩顶部和松散层下部向四外扩散。总观其运动方向是斜上方运移。根据温度剖面显示，除热田最中心 (高温热水垂直补给带)外，其外围最高温度点并不在深部基岩中，而是在基岩与松散层的接触带或更上的层位中，基岩和松散层接触部位的水温高于深部基岩的水温。当热水到达顶部含水组(Ⅰ)时，热水水头与冷水相比已相差不大，冷水已成为主宰因素。因此，含水组(Ⅰ)完全表现为水平运动形式。

4.1.1 基岩中的运动(热水的补给条件)

热水在基岩中的运动各处不一。以F7-8断层为界，断层东侧以(J3)火山岩为主，其断裂、裂隙多为弥合状态，透水性能较为微弱，对热田的垂直补给作用较小。断裂西侧以(Ar)片麻岩为主，岩石构造裂隙比较发育，尤以各断层交汇部位更深，是热水进行垂直补给的主要范围。由于热田基岩裂隙承压水面大大高于热田基底界面，由热田边缘向热田中心过渡，水头压力越来越大。所以在上述裂隙发育状况下，热田内必然形成一个面状散流的地下热水垂直补给带，在该带中地下热水自下而上主要呈垂直运动，这就是本热田地下热水在基岩中的运移方式。

从温度的高低分析，热田中心温度最高88℃以上，组成高温热水垂直补给带，是热田中热能的主要来源。向外，温度逐渐降低，在一定范围内其运动方向仍是垂直向上。所以仍然是热田中热水资源的重要组成部分。

4.1.2 热水在松散层中的运动(热水的储存条件)

热水在厚大的松散层运动极其缓慢，呈放射状向斜上方运移。按其补给量与储存量之间比例关系看，补给量很小，而储存量很大。

4.1.3 热水的冷化(热水的排泄条件)

热水在含水组(Ⅰ)中以三种形式失去热能:一是自然降温作用，二是热泉出露地表散热作用，三是热潜流排泄失热作用。

总之，在冷热水交换带中，水的运动方式比较复杂。在非雨季节，热水补给潜水，地下水补给河水。洪水季节，河水高涨，河水面高出当地潜水面，一小部分倒灌补给地下水。在冷热水交换带中，水的运动是可逆的。其温度变化也较下部复杂。

4.2 地热成因的浅析

地热是从地球内部将地下热能携带到地表的一种媒介，现仅以本热田的有关资料为依据，对热田的成因提出如下初浅认识:

(1)在热田内北西向断裂与北东东向断裂的交汇外，断裂发育，岩石破碎，沟通了深部的热源，成为循环加热后的地下热水的上升通道。

(2)从地下热水的水化学特征看，本热田地下热水水质类型为SO4-Na型水，并富含氟(F)和可溶性偏硅酸(H2SiO3)。SO4根离子的出现是深部H2S溶解水所形成。氟(F)离子的出现是岩浆或热液对热水影响所致，可溶性偏硅酸一般认为与岩浆中迁移的SiO2有关。以上两点可以说明地下热水的形成与深部的岩浆源所造成的热液活动有着密切的关系。

(3)在热田范围内，普遍存在地下热水的沉积和蚀变作用。主要的有绢云母化、碳酸盐化、高岭土化、褐铁矿化。根据前人资料显示，尚有硼酸盐类矿物及黑辰砂沉淀，有的呈细脉、网脉状充填于岩石的裂隙中，有的重结晶析出形成新生沉淀物，有的以皮壳状包围沉积物中的砾石及基岩断裂带中的断层角砾而出现。这些蚀变作用及新生成的矿物的组合，一般认为是中低温热液作用下所形成，说明热田与深部岩体或火山活动的残余热也有一定的关系。

(4)热田北部和东部存在着巨厚的中生界上侏罗系张家口组(J3Z)熔结凝灰岩，并向西部延展到18 km外的虎头山，其同位素年龄值为106-112×106年，此火山岩是在中生代晚期的褶皱硬化基底上伴随强烈的断裂活动而生成的。火山岩构成了热田的基底，尚不能说明地下热水与其无关。

(5)热水的主要补给来源是大气降水，也是西北部大面积山区的地下水。热田内含水组(Ⅱ)中逸出的气体以氮气(N2)为主，其体积占97% ～99%，尚有少量的氧气(O2)，其体积仅占1～3%，说明地下热水与大气降水有着密切的关系。水化学动态长期观测稳定，说明补给源较远，反映了大气降水的补给特征。

综上所述，热田内地下热水的热能来源应以岩浆活动为主，地热增温、新构造运动机械热为辅的大地热流。

5 结语

在大地构造上，怀来后郝窑热田位于中朝总地台燕山台褶带宣龙复式向斜涿鹿褶皱束上，地处怀来盆地构造部位，呈北西-南东向(椭圆形)分布在老君山和洋河之间的侵蚀斜坡上，面积4 km2。地势西高东低，西为老君山山前台地，东为洋河堆积阶地。该区地质构造复杂，断裂发育，为地热田的形成提供了有利的空间和环境。热田外围F2、F3、F5、F9、F4断裂构成了热田的边界。热田内北北西方向断裂与北东东向断裂的交汇处及其两侧，岩石破碎，张性羽状裂隙发育，为基岩地下热水的运移赋存提供了空间。从而在热田基底形成了北西-南东椭圆形展布的面状散流地下热水垂直补给带。F7-8断裂还制约了热田基底形态的发育和第三系(N12)热水储水层的分布，总体上控制了整个热田热异常特征。热田富水程度强弱不一，水量大小主要受地质构造、基岩含水层岩性、松散含水层岩性及厚度的制约。

怀来后郝窑热田是一个典型的断陷盆地中的地热异常区，是一种在大地热流(热传导或热对流)控制作用下形成的圈闭型地热储，其储热层为第四系与第三系松散孔隙层及下伏基岩断裂破碎带，由第四系潜水型热水(25～55℃)、第三系松散沉积物中的承压热水(60～80℃)和基岩裂隙承压热水(80～90℃)共同构成了一个统一的地热系统。

［1］河北省地勘局第三地质大队.河北省怀来县后郝窑热田地下热水普查勘探报告.(1979年)

［2］陈望和等.河北地下水河北地质矿产勘查开发局.北京:地震出版社.1999年.

［3］王大纯等编著，水文地质学基础.地质出版社.1995年.

［4］于开宁、刘金峰编，《水文地质学》，石家庄经济学院出版，1998年

［5］供水水文地质手册编委会编.供水水文地质手册.北京地质出版社.2000年.