雄安新区深部储热构造探测研究与地热井优选技术

马 岩, 张保建 , 闫金凯, 李燕燕 , 张永伟,朱 喜 , 高 俊 , 邢一飞

1)中国地质科学院, 北京 100037;2)自然资源部地热与干热岩勘查开发技术创新中心, 河北石家庄 050061;3)山东省国土空间生态修复中心, 山东济南 250014;4)中国地质科学院水文地质环境地质研究所, 河北石家庄 050061

雄安新区地热资源非常丰富, 分布有三个碳酸盐岩热储地热田, 分别为牛驼镇、容城地热田和高阳地热田北部。牛驼镇、容城地热田热储埋深较浅,具有多年开发历史和较大利用规模(陈墨香等, 1982;周瑞良等, 1989), 高阳地热田由于基岩热储埋深较大(埋深一般大于 3000 m), 开发时间较晚, 开发规模较小。自从2017年党中央、国务院决定设立雄安新区以来, 为支撑服务雄安新区地热清洁能源开发利用, 中国地质调查局部署了一系列地热资源勘查研究工作, 在深部基岩热储探测、新层系探测等方面取得了新的进展(吴爱民等, 2018; 王贵玲等,2018)。特别是中国地质科学院在高阳地热田东北部深部碳酸盐岩地热资源探测取得重要进展, 探获了华北盆地温度最高的地热井(王思琪等, 2021）。

地热井的勘查定位是地热资源勘查评价一项十分重要的工作, 但目前多是在地热地质条件分析基础上配合以浅层物探工作进行地热井井位优选(曾昭发等, 2012; 陆晨明等, 2021), 研究的地热井深度多在3000 m以浅, 3000 m以深的地热井主要集中于干热岩的探测(马峰等, 2015)。以往地热勘查开发资料表明, 雄安新区浅埋潜山地热资源丰富, 而埋深 3000 m以下的深部热储勘查研究程度较低。因深部热储埋深大, 构造较复杂, 基岩顶界面起伏情况不明, 在确定地热井位时, 应充分考虑物探、化探综合勘查依据, 结合地热地质赋存条件进行深入分析、审慎确定, 以减小地热勘查的风险。本文基于中国地质调查局在雄安新区开展的深部地热资源勘查项目研究成果, 通过综合分析研究雄安新区高温、高产地热井勘查的成功经验, 说明综合研究与深部探测技术在深部地热井井位确定中的重要性、有效性, 为雄安新区勘查与开发利用地热清洁能源起到示范指导意义。

1 地质背景与深部储热构造特征

1.1 地质构造背景

雄安新区位于华北盆地冀中坳陷的中西部, 涉及容城凸起、牛驼镇凸起、高阳低凸起与蠡县斜坡(即位于冀中坳陷的中央凸起带), 徐水凹陷、保定凹陷位于冀中坳陷的西部凹陷带, 霸州凹陷、饶阳凹陷位于东部凹陷带(图1A)。另外在雄安新区的中部有一条 NWW-SEE向的安新—文安构造变换带(图1B), 西起太行山断裂, 往东延伸到文安一带, 是冀中坳陷中的一级构造变换带, 将冀中坳陷划分为南区、北区, 使南北两侧在构造样式、变形强度、储热构造等方面呈现明显不同。研究区及周边主要分布有容城凸起、牛驼镇凸起及高阳低凸起地热田。

图1 雄安新区大地构造图Fig.1 Tectonic map of Xiongan New Area

研究区东部的马西断层为一条大型走滑断裂,走向近南北向, 马西断层北段受到安新—文安构造变换带的影响, 在本段伸展活动较弱, 接近于走滑断层特征, 对于沉积的控制作用很弱。霸县—束鹿—邯郸断裂是一条和基底走滑断裂相关的区域走滑断裂(漆家福, 2004), 马西断层是该大型走滑构造带的组成部分, 该断层与牛东断层组成的牛东—马西走滑构造系统, 是切穿基底的深层断裂在新生代右旋走滑活动的结果, 是深部构造应力通过下地壳传递到浅层的直接证据(肖尚斌等, 2000)。马西断层河间段气藏的氦同位素特征值存在沿马西断层呈带状分布的 R/Ra＞1异常区(戴金星等, 1995), 说明沿马西断层有幔源物质上涌到浅部的可能性, 在马西断层附近或与之相交的断层处有可能形成高温地热异常。

1.2 深部基岩热储

研究区3000 m以深可开发利用的热储主要为中元古界蓟县系雾迷山组、高于庄组, 局部地段还有少量古生界寒武系热储。

(1)蓟县系雾迷山组热储

雾迷山组热储主要为白云岩, 在雄安新区内均有分布。容城凸起与牛驼镇凸起雾迷山组埋深多在2500 m以浅。在高阳低凸起与安新—文安构造变换带, 雾迷山组热储埋深多在3000 m以深, 其中高阳低凸起的顶部、安新—文安构造变换带局部与蠡县斜坡北部的雁翎潜山一带, 顶界埋深为2500～3500 m, D19孔揭露蓟县系雾迷山组顶界埋深2920 m; 其他地段顶界埋深为3500～4000 m或更深,D35孔揭露蓟县系雾迷山组顶界埋深3 634.50 m。雾迷山组在大部地段均有分布, 在雁翎潜山的南部剥蚀严重, 仅剩余几十米厚的风化层。热储层厚度一般为 1000～1400 m, 整体分布相对较均匀, 储厚比均值为19.0%左右。热储孔隙度主要分布于6.0%之内, 最大孔隙度可达 22.4%, 平均孔隙度为3.39%。白云岩渗透率分布范围较大, 从0.01～1000 mD均有分布, 且主要分布于0.01～100 mD之间, 占比达87.8%(戴明刚等, 2019)。

在构造发育部位, 岩溶裂隙比较发育, 如位于安新—文安构造变换带的D19孔, CT扫描岩心裂缝长度最大为69.61 mm, 裂缝张开度最大为4.00 mm;裂缝与溶孔相互连通, 形成良好的缝(孔)洞型储集空间(图 2)。D35孔雾迷山组白云岩在 3666 m、3667.5 m、3668 m处出现1～3 mm溶蚀洞, 局部岩心破碎(图3); 钻至3760 m处时放空0.5 m, 孔内钻井液突然不上返, 最大漏失量达 100 m3/h, 自3760—3853 m岩屑不上返, 说明该孔段岩溶非常发育。

图2 D19孔雾迷山组白云岩岩心(深度2944—2946 m)CT扫描图Fig.2 CT scanning image of the dolomite core (depth 2944-2946 m) of Wumishan Formation in hole D19

图3 D35孔雾迷山组白云岩类(3665.51—3669.40 m)段岩心Fig.3 Core of dolomite group (3665.51-3669.40 m) of Wumishan Formation in Well D35

(2)蓟县系高于庄组热储

在研究区周边, 为数不多的几口井钻至高于庄组, 探明高于庄组热储顶界埋深 1425～3600 m, 钻孔揭露厚度一般不低于1000 m, 岩性主要为灰色白云岩夹泥质白云岩、硅质白云岩, 含燧石团块或条带。白云岩孔隙度为 2%～6%, 渗透率 0.1～160 mD,热储温度一般为75～95 °C, 地热井出水量45～80 m3/h左右, 矿化度 3000 mg/L左右。D34孔钻探深度4507.43 m, 揭露基岩热储为蓟县系高于庄组,揭露厚度814.43 m(未穿), 主要岩性为灰色、灰白色白云岩, 含大量燧石及少量方解石; D34孔高于庄组白云岩热储中裂隙含水层总厚度为 173 m, 占地层总厚度的21.24%。D34孔CT扫描岩心裂缝长度最大为 55.44 mm, 裂缝张开度最大为 1.49 mm,裂缝与溶孔相互连通, 形成较好的缝(孔)洞型储集空间(图 4)。

图4 D34孔高于庄组白云岩岩心(深度4497—4500 m)CT扫描图Fig.4 CT scanning image of dolomite core (depth 4497-4500 m) of Gaoyuzhuang Formation in well D34

D34孔岩心镜下显微结构显示, 储层岩性主要为白云岩(图 5A), 岩石经历了后期热液活动的改造, 形成热液脉, 主要由方解石和赤铁矿组成(图5B)。脉体角砾岩较为发育, 角砾棱角分明(图5C), 说明未经过长距离搬运, 角砾被方解石和赤铁矿(红色)胶结(图5D)。整体上, 储层天然裂缝较为发育, 且裂缝连通性较好(图5E, F), 且白云岩储层溶蚀孔(图 5G中红圈处)和粒间孔等均较为发育(图 5G, H)。

图5 D34孔高于庄组白云岩热储显微结构Fig.5 Microstructure of thermal storage of the dolomite in Gaozhuang Formation Well D34

研究区内安新—文安构造变换带潜山蓟县系顶界埋深2500～3500 m, 洼槽基岩埋深多在4000 m以上, 研究区外可达5000 m左右。饶阳凹陷基岩最大埋深在6000 m左右(宋永东, 2010)、霸县凹陷基岩最大埋深在9000 m左右(马兵山等, 2017)。安新—文安构造变换带是两侧饶阳、霸县凹陷中流体(油气)运移的指向(李飞, 2018), 是流体(油气)包括地热水聚集的有利场所。

2 地热井优选探测技术

华北盆地地热资源类型以沉积盆地传导型为主, 沿断裂系统与凹凸构造的接触带存在局部水热对流。目前对雄安新区地热水的水源、热源及热储、盖层等地热地质条件已有较明确认识(吴爱民等,2018; 王贵玲等, 2018), 本文主要从地热流体及热流聚集的有利因素方面阐述地热井优选的依据。

2.1 地温场背景分析

研究区处于华北盆地的西北部。中—新生代以来西太平洋板块俯冲驱动下, 软流圈熔融物质向两侧运动, 华北克拉通东部破坏岩石圈拉张作用形成了华北裂谷盆地, 岩石圈、地壳厚度显著减薄。华北克拉通破坏所造成的岩石圈巨量减薄, 有利于幔源热向浅部的传导, 为深部热能进入地层浅部提供了良好的条件(王贵玲等, 2017)。现今华北盆地仍保留着前期残存下来的较高热背景, 热流仍相对较高(60～68 mW/m2), 位于雄安新区高阳地热田东北部雁翎潜山的D34孔、D35孔蓟县系热储的热导率均值为 5 W/(m·K), 地温梯度均值为 1.23°C/(100 m),据此计算的大地热流值为 62 mW/m2左右, 大地热流值明显高于研究区中西部地区。

2.2 地质构造

(1)莫霍面上隆的控热作用

大型坳陷基底与莫霍面上隆呈现镜像关系(戴金星等, 1995; 徐常芳, 2003), 从图6看出深部莫霍面埋深30～40 km, 在坳陷区地壳厚度明显薄于周边隆起区域。在岩石圈薄的坳陷区, 软流圈、莫霍面上隆, 壳内高导低速层发育, 基底断裂比较发育,新生代岩浆活动频繁, 深部活动性强, 因而在坳陷区的基岩顶界深度温度一般都高于隆起区同一深度的热流值和温度。研究区处于冀中坳陷的中部马西断层主走滑带的西侧, 地幔隆起明显, 壳内高导低速层发育, 有利于深部幔源热的向上传导。

图6 华北盆地深部速度结构剖面图(据刘国栋等, 1984)Fig.6 Section of deep velocity structure in North China Basin (modified from LIU et al., 1984)

(2)深大断裂的控热作用

华北盆地NNE-NE向的深大走滑断裂带, 如郯庐断裂带、霸县—束鹿—邯郸断裂带等都是切穿莫霍面乃至岩石圈的深大断裂, 成为地幔热物质上涌或基性岩浆上涌的通道(Qi and Yang, 2010)。软流圈高导低速层上隆部位多位于区域深大断裂下部, 这说明软流圈熔/流体多“选择”壳内软弱带, 如断裂破碎带作为其上涌的通道。深大断裂既是深部幔源热物质上涌的主要通道, 同时幔源热物质的上涌也可以促使深大断裂的活化或催生新的断裂, 研究区东部的马西断层为一条大型走滑断裂(图 1B), 为霸县—束鹿—邯郸大型走滑构造带的组成部分, 在马西断层河间段气藏的氦同位素特征值存在沿马西断层呈带状分布的 R/Ra＞1异常区(戴金星等, 1995),说明沿马西断层有幔源物质上涌到浅部的可能性,在马西断层附近或与之相交的断层处有可能形成高温地热异常。

根据研究区以北的牛驼镇地热田气体同位素地温测量, 蓟县系雾迷山组储层的深层温度在141～165 °C(Pang et al., 2018)之间。地幔来源的He在总He含量中的贡献在5%～8%之间, 表明牛东断裂等深断裂是区域性的控热构造, 是深部流体对流进入浅层储层的通道(Pang et al., 2018)。

(3)凹凸相间构造格局的控热作用

前人早就研究了华北盆地凹凸相间的构造格局有利于热流的分配与再分配作用(熊亮萍和张菊明, 1984; 陈墨香, 1988), 其实质是由于凸起部位的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, 因而深部的热流更易于向热导率高的凸起部位汇聚, 著名的牛驼镇凸起地热田就是因为高地温梯度而形成浅部地热异常。但是, 这一规律是相对于浅部而言, 深部某处存在一条水平的“热流平衡线”, 在热流平衡线以下, 热流由凹陷区向凸起区聚集; 在该线以上, 热流由凸起区向凹陷区聚集(熊亮萍和高维安, 1982)。因此, 相对于浅埋的高凸起来说, 深埋的低凸起更容易聚热。

(4)浅成侵入岩的保温作用

研究区的凸起区和凹陷区都有浅成侵入岩分布。本区主要以古近纪侵入岩为主, 据位于安新县城西北角的D19孔揭露, 在3000 m以浅揭露了厚约120 m的变粒玄武岩; D35井下部的雾迷山组脉体内也见有少量青灰色、褐色侵入型闪长玢岩。虽然早期岩浆活动所保留的余热很少, 但玄武岩、闪长玢岩等侵入岩热导率为1.60～1.65 W/(m·K), 减弱了热流向上传导, 规模较大的层状侵入岩可形成“棉被”效应, 在其下部形成局部地热异常, 如D19孔在厚度221 m的玄武岩段上下温度突变明显, 玄武岩下的白云岩热储温度为 89 °C, 比玄武岩顶部的盖层温度增高17 °C(据中国地质科学院水文地质环境地质研究所, 未发表资料)。

(5)碳酸盐岩地下水沿断裂构造的深循环加热

研究区和区域断裂构造控制了本区岩溶的发育和岩溶古地貌的总体格局。地质构造运动作用产生的裂缝及断裂, 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及溶蚀孔洞的发育; 断裂构造促进了岩溶作用, 形成统一的孔洞缝系统。断裂构造及岩溶的发育, 利于碳酸盐岩地下水的深循环对流加热后上升, 使深部热源更易到达浅层, 形成局部浅部热异常, 因此这些断裂发育带往往是热储最发育的地区(戴明刚等, 2019)。研究区新生界地温梯度(2.5～3.0 °C/(100 m)左右)明显高于蓟县系碳酸盐岩的地温梯度(1.0 °C/(100 m)左右)(图7), 说明在3500 m深度以下碳酸盐岩地下水的深循环热对流仍然比较强烈。但断裂构造的发育也是一把双刃剑,热储断裂密集且与补给区冷水联系密切的情况下,会因受冷水影响而降低热储温度, 如 D19孔白云岩热储由3250 m深度的92°C降到了4000 m深度的88°C(据中国地质科学院水文地质环境地质研究所,未发表资料), 出现了负地温梯度。这是因为D19孔位于断裂构造发育且构造带向西延伸到太行山区的安新—文安构造变换带, 虽地热井出水量较大, 但由于是区域岩溶地下水的优势流动通道(Zhang et al.,2022)、受冷水影响较大而热储温度偏低。

图7 D34、D35井测温曲线图Fig.7 Temperature measurement curve of D34 and D35

2.3 深部地球物理探测

根据本次工作在雄安新区高阳地热田北部施工的人工地震、大地电磁测深资料, 冀中坳陷基底地壳具有多层结构和层间活动面, 一般可分为高速低导的上地壳、低速高导的中地壳和高速低导与低速高导交错的下地壳(图6)。其中壳内低速高导层埋深约15～22 km, 位于中、下地壳之间, 同时又是深部层间滑动面所在位置, 浅部的正断层多终止于该低速带内(刘国栋等, 1984; 徐常芳, 2003)。壳内中强地震多发生在中地壳低速层的顶部附近。这表明中地壳低速高导层是一个构造活跃层, 其与切穿地壳甚至岩石圈的深大断裂相配合, 有利于沟通来自地幔的热源, 成为深部幔源热物质上涌的通道。根据大地电磁与二维地震揭示的深部基岩面起伏成果(图 8, 图 9), 选取深凹陷附近的低凸起区且附近深大断裂与浅部断裂构造发育的地段作为深部地热钻孔(D34孔)部署靶区, 有利于揭露到相对高温地热资源。

图8 高阳地热田北部大地电磁反演视电阻率剖面Fig.8 Magnetotelluric inversion apparent resistivity profile in the north of Gaoyang geothermal field

图9 高阳地热田北部二维地震解释地质剖面Fig.9 2D seismic interpretation geological section in the north of Gaoyang geothermal field

2.4 多场耦合指示依据

(1)水动力场

几十年的地热水开采历史与油田采注水活动的影响, 使得现今雄安新区及周边的基岩地热水水动力场已发生了显著变化, 现今的基岩地热水流场已不能反映天然状态下的基岩地热水补给、径流、排泄条件。因此, 本文以早前的基岩地热水水动力场特征(阎敦实和于英太, 2000)来说明研究区基岩地热水补给、径流、排泄条件。

由图 10看出, 冀中坳陷基岩地热水主要由西部的太行山区和北部的燕山补给, 虽然东南部的沧县隆起位于基岩地下热水流场的下游部位, 但沧县隆起向东北一直与燕山相连, 埋藏较浅的碳酸盐岩岩溶裂隙较发育, 因而使沧县隆起基岩地下水水位明显高于其西侧的冀中坳陷基岩地下水水位。其中雄安新区安新—文安构造变换带基岩地下水水位比其南北两侧的凸起区略高, 这可能是由于安新—文安构造变换带一系列 NWW-SEE向的断裂沟通了太行山东麓山前断裂, 使沿安新—文安构造变换带容易得到来自太行山山前地下水的补给。同时由于安新—文安构造变换带基岩埋深相对较浅(最大埋深约 5000 m), 来自沧县隆起的基岩地下水, 也可以沿安新—文安构造变换带向西径流(Zhang et al., 2022), 来自东、西两个方向的基岩地下水在任丘西侧形成水动力平衡区(张保建等, 2015), 转而向南、北两侧的饶阳、霸县凹陷缓慢径流。在饶阳凹陷的东南部和霸县凹陷的西部形成两个区域基岩地下水的汇流中心(低势区), 有利于地下热水的汇聚。高阳地热田东北部距这两个岩溶地下水的汇流区较近, 也有利于地下热水聚集。

图10 冀中坳陷潜山测压水位标高等值线图(据阎敦实和于英太, 2000)Fig.10 Contour map of the phreatic pressure level elevation in Jizhong Depression(after YAN and YU, 2000)

(2)水化学场

从冀中坳陷基岩地下水的矿化度等值线图(图11)看出, 西部靠近太行山区一带, 基岩地下水矿化度较低, 一般低于 2 g/L,γ(Na)/γ(Cl)＞1.5, 反映了地下水循环交替作用较强。饶阳凹陷东南部河间、深县、武邑所围限的范围内基岩地下水矿化度高达10 g/L 甚至几十 g/L,γ(Na)/γ(Cl)＜1.0, 反映了该区域处于区域基岩地下水汇集中心, 为地下水循环交替滞缓区。安新—文安变换带基岩地下水矿化度较两侧的饶阳、霸县凹陷低,γ(Na)/γ(Cl)值较饶阳、霸县凹陷高, 反映了变换带基岩地下水的循环交替优于两侧的凹陷区。研究区处于饶阳、霸县凹陷的西侧,基岩地下水矿化度 2～4 g/L,γ(Na)/γ(Cl)值 1.1～1.5,愈向东部受深部凹陷区影响越明显。

图11 冀中坳陷碳酸盐岩地热水TDS、γ(Na)/γ(Cl)等值线图(据阎敦实和于英太, 2000)Fig.11 Contour map of TDS and γ(Na)/γ(Cl) of carbonate geothermal water in Jizhong Depression(after YAN and YU, 2000)

(3)地温场

根据前人及近几年中国地质调查局在研究区开展的地热调查工作, 绘制了雄安新区新生界地温梯度等值线图(图 12), 其中安新县以北地温梯度参照以往研究成果, 安新县以南据本次实测地温梯度绘制。浅埋的牛驼镇凸起和容城凸起是研究区新生界地温梯度高值区, 这是因为在热导率差异作用下,热流由凹陷区向凸起区汇聚。除去凹凸构造因素,新生界地温梯度由太行山前的低于 2 °C/(100 m),向东逐步增长到霸县、饶阳凹陷的3 °C/(100 m)左右, 这是因为靠近太行山, 地温场受补给区冷水的影响较大, 愈远离补给区冷水的影响愈弱。雁翎潜山地温梯度值虽然低于牛驼镇凸起和容城凸起, 但由于新生界厚度较大, 其 3000 m以下同深度的温度明显高于牛驼镇凸起和容城凸起, 这是因为牛驼镇凸起和容城凸起新生界之下的基岩地温梯度多在1～2 °C/(100 m)之间。

图12 雄安新区新生界地温梯度等值线图Fig.12 Contour map of Cenozoic geothermal gradient in Xiongan New Area

通过校正后的大地热流值分布图可看出(图 13),雄安新区热流值主要集中于56.0～66.0 mW/m2之间,热流波动较小。高阳低凸起热流值略高于牛驼镇凸起区与容城凸起, 这可能与高阳低凸起碳酸盐岩热储保温盖层明显厚于牛驼镇凸起区与容城凸起所致。

图13 雄安新区校正后大地热流分布图(据Wang et al., 2021)Fig.13 Earth heat flow distribution map after correction in Xiongan New Area (after Wang et al., 2021)

综上所述, 雄安新区深部碳酸盐岩地热井位优选评价技术可归纳为表1。

表1 雄安新区深部碳酸盐岩热储地热井位优选评价技术Table 1 Optimization and evaluation technology of geothermal well location in deep carbonate reservoir in Xiongan New Area

3 地热井位优选与验证情况

3.1 基于地热井位优选技术的高温井位预选

在施工 D34、D35之前, 依据上述地热井位优选技术, 高阳地热田深部碳酸盐岩地热井(D34、D35)部署在了雁翎深潜山及其周边, 依据如下:

(1)雁翎潜山是雄安新区距饶阳、霸县深凹陷较近的低凸起。深凹陷的莫霍面相对上隆使其底部形成较高的温度, 热流自深凹陷底部向凹陷相邻的低凸起汇聚, 有利于形成深部高温异常。(2)雁翎潜山距区域深大走滑断裂——马西断层较近, 马西断层有可能导通深部热源; 研究区出岸等断裂构造及岩溶的发育, 利于碳酸盐岩地下水的深循环对流加热后上涌。(3)雁翎潜山距太行山相对较远, 受补给区冷水影响较小; 雁翎潜山距区域深部岩溶地下水的汇流区较近, 有利于热量的集聚。(4)雁翎潜山盖层厚度适中, 既不因为盖层薄使热储热量易于散失,又不因为盖层厚度太大, 导致钻探施工成本过高。

3.2 地热井优选技术的验证

综合以上热源主控因素, 分别在雁翎潜山的北部和南部部署了 D35、D34两口地热井, 其中 D35井设计深度4000 m(终孔深度为3853 m), D34井设计深度 4500 m(终孔深度为 4507.43 m), 目的热储层位均为蓟县系碳酸盐岩。经钻探验证, 均获得了很好的地质效果。

3.2.1 热储特征

D34井钻探深度 4507.43 m, 揭露热储主要为蓟县系高于庄组, 揭露厚度814.43 m(未穿)。主要岩性为灰色、灰白色白云岩, 含大量燧石及少量方解石。其上为厚度209.19 m的杨庄组紫红色、灰白色含砾石白云岩和厚度 29 m的雾迷山组灰白色白云岩。高于庄组热储中裂隙(水层)总厚度为173 m, 占地层总厚度的21.24%。

D35井钻探深度 3853.00 m, 揭露雾迷山组热储218.50 m(未穿)。主要岩性为灰白色、浅灰色白云岩,含泥质。下部含青灰色、褐色侵入型闪长玢岩、构造角砾岩。上部风化程度较高, 裂隙岩溶较发育。裂隙发育段总厚度为43.00 m, 占热储总厚度的19.68%。

3.2.2 地热井产能

D34地热井抽水试验井口最高水温 123.4 °C,井底温度131 °C。热水头+11.29 m, 抽水后可自流。降深145.24 m, 汽水混合物的流量为142 m3/h, 地热水的流量为 94.528 m3/h, 单位涌水量0.651 m3/(h·m)。有效利用热资源量 3.65×107kJ/a,折合标准煤约3867 t/a, 用于地板供暖, 供暖面积约33.8万m2/a。是迄今华北盆地温度最高的地热井。

D35地热井抽水试验井口最高水温 109.2 °C,井底温度116 °C。热水头+17.00 m, 降深51.20 m,汽水混合物的流量为 250.009 m3/h, 地热水的流量为170.003 m3/h, 单位涌水量3.320 m3/h·m。有效利用热资源量 5.70×107kJ/a, 折合标准煤约 5606 t/a,用于地板供暖, 供暖面积约52.8万m2/a。是迄今华北盆地产能最大的地热井。

与位于安新—文安构造变换带的 D19井(井口水温80 °C)相比, D35、D34地热井的水温明显偏高,这一是由于 D19井新生界盖层厚度相对较薄(2920 m), 二是由于安新—文安构造变换带断层发育, 且与西部太行山区补给区水力联系密切, 受补给区冷水影响较大。

4 结论

综上所述, 本文形成了雄安新区深部高温地热井位优选技术, 其经验可推广到整个华北盆地, 主要经验如下:

(1)地热井宜部署在与深凹陷相邻的低凸起部位。这是由于新生界热导率普遍低于基岩, 热流从深凹陷新生界底部的高温区向低凸起富水性较好的碳酸盐岩地层汇聚, 形成温度相对较高的碳酸盐岩热储。

(2)地热井宜部署在与深大走滑断裂附近且与深大走滑断裂相沟通的构造发育部位。华北盆地的深大走滑断裂往往切穿地壳或岩石圈, 而成为幔源热物质上涌的有利通道; 碳酸盐岩含水层沿浅部构造循环对流加热, 容易在浅部形成高温异常区(带),但若获得较高温度, 井位应避开与补给区水力联系密切的断裂构造密集带。

(3)在经济技术条件允许的情况下, 适当的基岩埋深有利于形成高温热储。以华北盆地为例, 在距离周边山区较远的低凸起构造部位, 埋深在3000～5000 m且碳酸盐岩等裂隙发育的基岩含水层,有可能赋存100～150 °C甚至更高温的地热资源。

致谢: 感谢审稿专家对本文的审阅及提出的宝贵修改建议。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research & Development Program of China (No.2019YFB1504102), China Geological Survey (Nos.DD20189114 and DD20221677), Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund(No.JKY 202122), Geological Bureau of Hunan Province (No.HNGSTP202102), and Science and Technology Department of Qinghai Province (No.2019-ZJ-7062).