华北地区基岩热储回灌段地温场变化特征及热源分析

牛 飞，李 鹏，张宏亮，申方乐

1.河北省煤田地质局水文地质队，河北 邯郸 056000；2. 河北省煤田地质局环境地质调查院，河北 石家庄 050085；3.河北地质大学华信学院，河北 石家庄 050700

0 引言

随着地热资源的开发及利用，华北平原区水热型地热资源的开采量呈逐年增加趋势，部分集中开采区已出现严重超采，导致基岩热储压力持续降低。尾水回灌可有效恢复热储压力，有利于地热资源的持续开发利用[1-5]。国内外专家学者通过建立热储模型来预测回灌井内地下温度场变化趋势，以及回灌井冷峰面向开采端推移速度。但目前研究地热回灌技术时，往往比较重视回灌技术本身，包括回灌量、回灌压力以及能持续回灌等，缺乏针对于回灌井热储层温度场变化以及非供暖季内热储温度恢复热量来源等研究。

由于不同的地热田其地热地质条件不同，所采用的回灌方式也存在差异。在华北地区近几年的基岩热储回灌研究中发现：供暖季内低温地热尾水规模性回灌造成了回灌井周边热储温度持续降低，并在非供暖季内无法恢复到原有的热储温度[6]。本文以华北地区典型基岩热储地热田—献县地热田为例，并以京津冀地热科研基地内地热回灌工程为例，通过对XXZK-1回灌井非供暖季内垂向温度场动态监测，分析了冬季供暖结束后回灌井周边地温场变化特征，并首次深入研究了华北地区基岩热储在回灌条件下回灌段热储温度恢复的热量来源。

1 地热地质概况

献县地热田位于中国的华北地区献县断凸构造单元内(图1)，并以Ⅳ级构造单元边界断层为界[7]。区域上构造演化中中朝准地台经历吕梁、加里东、海西构造运动以及后期拉张断陷形成的深大断裂为地壳深部热源向上运移提供了通道，为区内地热资源的富集奠定了基础。

图1 献县地区构造[8]Fig.1 Structural map of Xianxian

根据区内钻孔揭露情况显示地层由下至上主要为中上元古界、古生界、新生界，区内热储层发育于上元古界及新生界地层中。献县断裂是献县地热田边界，具有断距大、延伸长的特点[8]，走向北东至北北东向，倾向北西向(图2)。

图2 献县地区基岩地质图[8]Fig.2 Geological map of bedrock in Xianxian

献县地热田内共发育两套热储，分别为新近系孔隙热储和基岩岩溶裂隙热储，其中蓟县系雾迷山组岩溶裂隙热储为献县地热田内主要利用热储。根据已有地热井测温资料显示，区内雾迷山组热储温度介于81 ℃～97 ℃之间，属于中-低温地热资源[8]。

雾迷山组热储发育于段村及垒头—南河头一带，岩性为白云岩、灰岩，具有可溶性。雾迷山组热储盖层为第四系松散沉积层及新近系砂砾岩层，具有高热阻率低热导率的特征。经过多次构造运动，热储中次生裂隙发育，且连通性好。基岩裂隙与次生裂隙为本区基岩热储的主要储水空间。在强烈的岩溶作用下形成孔、洞、缝相当发育的溶蚀型碳酸岩热储体，也成为地热水赋存的良好载体[9]。来自上地幔的大地热流在向上传导过程中，受地壳上部再分配作用影响，热量由基岩“凹陷区”向基岩“隆起区”运移富集，并在基岩隆起区浅部形成高温异常区[10-13]。加之区内雾迷山组热储高热阻盖层与高热导率基岩储层的匹配从而形成了连通好、循环深、压力大的增强型地热系统，并具有水温高、水量丰富之特点。热储顶界埋深1 100～1 500 m，储厚比15%～30%(热储厚度/热储发育地层总厚度×100%)，热储厚度1 050～1 200 m，岩溶裂隙发育，裂隙度约为3.3%，涌水量80～125 m3/h，单位涌水量0.333～0.694 L/s·m，水温81 ℃～97 ℃。水质类型以Cl-Na型为主，溶解性总固体一般为6.0～6.5 g/L。

2 工作手段

本次工作主要通过对典型地热回灌井的全面动态监测，研究回灌井测温曲线的垂向整体特征。选取献县地热田中-低温地热资源综合利用科研基地内XXZK-1回灌井，该回灌工程于2017年投入使用，XXZK-1、GRY1、XXZK-2三眼井由南向北分布，井深分别为2 500 m、4 050 m、2 010 m(图3)。GRY1井开发利用层位为深部长城系热储层，且成井后未开发利用，故对本次XXZK-1回灌井内温度场并无影响。本次工作研究的XXZK-1井与XXZK-2井为同一采灌系统中的回灌井及开采井，两井间距270 m，形成了“一采一灌”的开发利用形式。该采灌工程2017—2021年连续多个供暖季实现地热供暖尾水100%回灌，回灌温度55 ℃～60 ℃。在河北地区，该采灌工程回灌间距小，回灌时间长，回灌效果持续良好，因此具有较好的代表性。

图3 “科研基地”地质剖面与井分布图Fig.3 Geological section and well location map of “scientific research base”

安装分布式光纤测温主机(4通道HO-D-2000含610工作站)及XXZK-1回灌井井内1 950 m HO-GL-120-4.5 mm型特种测温光缆(井筒内测试耐高温100 ℃)进行井内温度数据采集工作。其采集测温数据原理为：利用光在光导纤维中传输时产生的自发拉曼散射和光时域反射来获取空间温度分布信息[14，15]。2020—2021年供暖季结束停止回灌后，于2021年4月15日至8月10日对XXZK-1回灌井1 950 m深度范围内共进行了125天全井段测温工作，期间每1 m/h记录一个温度数据，精度0.5 ℃。

3 研究方法

通过对XXZK-1地热回灌井的全面动态监测，获取非供暖季内回灌井测温数据及测温曲线垂向整体变化特征。选取温度、地温梯度、增温率作为回灌井温度场变化特征参数进行整井垂向分段研究，并重点对XXZK-1回灌井回灌段雾迷山组热储温度恢复的热量来源进行了分析研究。根据非供暖季内XXZK-1回灌井测温曲线随时间、深度的整体变化特征(图4)，自井口至井底可划分为5个区段：顶部季节变温段、上部陡变段、中部均匀增温段、下部陡降段、底部波动段[16]。

图4 顶部季节变温段测温曲线图Fig.4 Temperature measurement curve of the top seasonal variable temperature section

3.1 顶部季节变温段

该段自井口起，不同月份底部深度各次测温略有不同。4月16日、5月1日、5月30日、6月15日、6月30日、7月15日自井口起在平均约13 m处温度出现一个陡升阶段(图4)。而5月15日、7月30日自井口起温度显示稳定，无突变阶段，8月15日和8月24日显示自井口温度逐渐降低。井口温度显示与季节相关，随着进入夏季井口的温度明显升高，说明该段温度主要受大气温度变化影响。在所有时间段的测温结果显示18 m以上有时温度升高，有时降低，并出现突变段，而18 m以下深度所有时间段的温度显示缓慢增加，说明该段可能为该地区的恒温带。

3.2 上部陡变段

该段底部在60～74 m，平均70.6 m，底部温度范围为26.16 ℃～43.5 ℃，自4月16日至8月24日温度该段底部温度逐渐降低(图5)。6月15日之前该段显示顶部均匀上升，之后陡然上升，6月15日之后则表现为先降低后升高的特征。随着距离供暖结束时间的延长该段底部的温度逐渐上升。4月之后回灌井液位基本上在50 m左右，由于空气与水的比热容相差4倍，密度相差800倍，同等体积的水与空气升高相同温度时，所需要的热量后者是前者的3 200倍，而下降同样的温度，水需要释放比空气更多的热量。因此，4月16日至6月份该段的阶梯型陡升过程可能与上部残留的高温浅部水有关，而随着距离供暖时间越来越长，残留水温逐渐消失，恢复到正常的水温，导致6月15日之后呈现自井口温度先下降后升高的特征。

图5 上部陡变段测温曲线图Fig.5 Temperature curve of the upper steep section

3.3 中部均匀增温段

该段底部深度1 320.5～1 372.5 m，平均1 344.7 m，区间范围为1 256～1 297.5 m，平均为1 274.1 m。该段底部温度为76.09 ℃～79.04 ℃，平均为77.87 ℃(图6)。该段温度曲线的主要特征为随深度增加而升高，且升幅较为平稳，即曲线基本表现为一条斜率逐渐增大的直线，该段平均地温梯度为2.56～4.12 ℃/100 m，动态测温曲线形态表现为：停止回灌后，测温曲线斜率随时间延续逐渐增大。该段上部温差较大，自上部陡变带后在146 m处4月16日与8月24日的温差最大，可达18.05 ℃，之后向深部温差逐渐减小，温度趋于一致，在该段底部温度基本均一。随着回灌结束的时间延长，中部均匀增温段浅部的温度逐渐降低并接近，说明早期供暖热水对地温场存在影响，导致该段浅部出现高温过程，随着该影响逐渐消失恢复成正常的地温状态，多次测温趋近均一。该段的地温梯度也显示了相同的特征。测温早期中部均匀增温段上部地温梯度大，超过最高值后逐渐降低，而测温晚期整段的地温梯度变化不大。

图6 中部均匀增温段测温曲线图Fig.6 Temperature measurement curve of the middle uniformly warming section

3.4 下部陡降段

该段底部深度1 390～1 403.5 m，平均1 399.1 m，区段长度25～81.5 m，平均54.4 m。该段温度出现急剧下降，降幅3.37 ℃～6.27 ℃，平均4.3 ℃，温度梯度-4.3～-16.3 ℃/m，平均-9 ℃/m(图7)。

图7 下部陡降段测温曲线图Fig.7 Temperature curve of the lower steep drop section

根据XXZK-1井成井结构，该段已进入回灌段，供暖季内大量低温回灌水的灌入导致该段热储温度降低，在曲线形态上形成陡坎，而上部热储层受井筒套管保护没有低温回灌水流入，周围地温影响较小，曲线形态上无较大差异。因此测温曲线在进入回灌段后呈现出急剧下降。垂向上的温度变化说明1 320.5～1 403.5 m为该井蓟县系雾迷山组热储层主要裂隙段，大量回灌的低温地热尾水被该层段裂隙吸收导致储层温度骤降，形成温度曲线上的陡坎状。另外，本次工作通过收集到的XXZK-1井成井测井曲线及测井含水层解释结果。成果显示：该井1 339 m至2 500 m主要含水层共24层，厚度累计151.70 m，单层厚度1.0～15.75 m，而对应该段内共有9个含水层，且含水层累计厚度达到42.65 m，为该井主要含水层段，详见表1。

表1 测井含水层解释成果表Table 1 Results of logging aquifer interpretation

3.5 底部波动段

该段是主要回灌区段，整体温度显著低于非回灌段底部温度，至最后一次观测最高温度也未恢复到初始热储温度85.4 ℃(图8)。总体来看，该段的温度随着时间的延长逐渐升高，供暖结束后温度最低，8月底达到监测的最高温度。通过统计该段的温度发现，温度的升高并非是线性的，而是波动性回升，如果热源为大地热流补给，升温过程中测温曲线变化特征应该是平稳的线性恢复，因此可以初步判断大地热流并不是热储温度恢复的主要热源。

图8 底部平稳恢复段测温曲线图Fig.8 Temperature curve of the smooth recovery section at the bottom

4 热量来源分析

非供暖季内基岩热储温度恢复需要外部热量补给，根据热量来源划分为以下3个方向：(1)底部大地热流传导的热量(2)上部高温段地层传导的热量(3)同层相对高温的岩层及地热流体传导的热量[15]。

4.1 大地热流传导的热量分析

通常情况下大地热流在地热资源的形成和富集过程中作用较大。但在短时间低温回灌条件下，回灌井周边热储温度受低温尾水回灌影响，储层温度骤降。这时需要通过定量分析来确定回灌条件下，大地热流对热储恢复热量的补给作用。

热储恢复的热量即非供暖季计算期内热储热量的增加值，计算公式如下：

Q=Adρrcr(1-φ)Δt+AφdρwcwΔt

式中，Q为非回灌期热储恢复的热量(J)；A为计算面积(m2)；d为热储厚度(m)；ρr为雾迷山组白云岩热储岩石密度(kg/m3)；cr为雾迷山组白云岩热储岩石比热[J/(kg·℃)]；ρw为地热水密度(kg/m3)；cw为水的比热[J/(kg·℃)]；φ为热储岩石的孔隙度，无量纲；Δt为热储温度变化(℃)。

本次计算主要选择底部的回灌主体部分。回灌段顶部最深深度为1 403.5 m，底部深度为1 949.5 m，因此，本次工作选择1 403.5～1 949.5 m作为主要热储计算阶段，热储厚度为546 m。热储的温度变化取第一次和最后一次热储层测温平均值的差值，为4.75 ℃。根据科研基地早期的勘查成果，其他的参数见表2。根据上式，计算2021年4月16日至2021年8月24日131天内单位面积热储热量增加了7 848.91 MJ。

表2 雾迷山组白云岩热储主要参数表Table 2 Main parameters of dolomite thermal reservoir in Wumishan Formation

4.2 大地传导热流估算分析

大地传导热流计算为：

Q=Aqt

式中，Q为大地热流传导的热量(J)；A为计算面积(m2)；q为大地热流(mW/m2)；t为计算时间(s)。

地热研究认为，本区为地热正常区域，不存在高热背景，区域平均热流值为65 mW/m2，与华北平原大区域热流平均值及全球热流平均值很接近。通过计算得到131天单位面积大地热流传导的热量为0.73 MJ，该热量仅占热储温度恢复所需热量的0.01%。

计算所得的大地热流传导热远达不到热储层恢复的热量，因此大地热传导在热储层温度恢复过程中作用较小。另外，假设大地热流是热储层的主要热源，其测温曲线形态应表现为单向增温的特征，但本次工作监测显示热储层随着深度的增加温度呈现波动变化，某些阶段甚至出现下降，进一步证明大地热传导并非热储温度恢复的主要热源。

4.3 上部高温地层传导的热量分析

回灌条件下由于底部回灌段热储层温度低于上部非回灌段地层温度，因此由于温差的影响会使得非回灌层向回灌层传递热量。热储层上部为相对高温的陡降段。如果上部热传导导致热储层温度上升，那么陡降段最可能是热源。热量的传导公式为：

Q=Aλ·GradT·t

式中，Q为传导热流量(J)；A为计算面积(m2)；λ为岩石热导率[W/(m·℃)]；GradT为温度梯度(℃/m)；t为计算时间(s)。

地温梯度采用下部陡降段的平均地温梯度。根据监测结果，下部陡降段的平均温度梯度为-9 ℃/m，热导率采用图9和表3拟合的公式采用插值法计算得出，求得平均岩石热导率为7.75W/(m·℃)。通过计算，得到131天下部陡降段的散热量为789.46 MJ，占底部热储层恢复热量的10.06%。

表3 热导率随深度变化表Table 3 Thermal conductivity variation with depth

图9 岩石热导率拟合图解Fig.9 Fitting diagram of rock thermal conductivity

此外，假设热储层的热量来源于上部高温的陡降段，那么上部陡降段的温度应该由于热传导导致温度降低，但事实却是随着距离停暖时间的延长，下部陡降段的温差降低，温度整体升高。因此，上部陡降段热量传导并不是热储层的主要热源。

4.4 同层热储热量分析

通过前文论证大地热流传导0.73 MJ(占恢复热源的0.01%)，上部高温岩层的热量传导789.46 MJ(占恢复热源的10.06%)都不是回灌段基岩热储层温度恢复的主要热源。因此，非供暖季内周围同储层相对高温的岩层及储层内相对高温的地热流体所交换的热量是该热储层温度恢复的主要热源(占恢复热源的89.93%)。当热储层由于低温尾水回灌导致温度降低后周围同层位的高温岩层以及地热流体会对同层的低温的热储层传递热量。加之底部热储层的温度曲线特征呈波动式变化，并非线性升温，若周边同深度段高温地层的热量传递，则底部热储层热量的恢复应该是线性上升的，而波动式曲线变化证明底部储层热源应该是相对高温地层传导的热量和同层地下热水流动带来的。

5 结论

华北平原区献县地热田垂向地温场非供暖季内展现出分段明显的规律特征，结合垂向地层及热储层岩性成果，得出以下结论：(1)上部非回灌段地温变化幅度较小，其温度变化主要受井筒内地热水热量残留影响，随时间推移逐步恢复至地层温度。(2)下部回灌段地温变化幅度大，曲线分段特征明显，并在主要回灌段出现陡坎状曲线特征。(3)定性定量分析恢复热源并结合该段测温曲线特征，通过大地热流计算及上部高温地层热传导计算成果推导出：非供暖季内底部基岩热储层温度恢复的主要热源是周边同层相对高温岩层热量传导以及同层地热流体的流动热量补给，占恢复热量的89.93%，高温传导占恢复热量的10.06%，大地热流占恢复热量的0.01%。(4)供暖季内低温地热尾水规模化回灌会使回灌段热储温度出现明显降低，并无法在非供暖季内恢复到原始储层温度，因此在开发利用雾迷山组基岩热储时应合理布设的采灌系统，增加地热井有效使用寿命。