聊考斷裂的地熱地質特征

聊考斷裂的地熱地質特征聊考斷裂的地熱地質特征

中圖分類號：F407文獻標識碼：A

聊考〔聊城-蘭考〕斷裂系華北斷塊與魯西斷塊分界斷裂，控制區(qū)域隆起與拗陷，山東境內南起東明，北至禹城，全長約270km。研究區(qū)〔圖1〕聊考斷裂兩側地熱田熱儲層類型不同，斷裂以西主要為新近系、古近系層狀熱儲；而聊考斷裂以東主要為新近系、奧陶系層狀或帶狀兼層狀熱儲。地熱田蘊藏著豐盛的低溫地熱資源，特別是聊城地區(qū)魯西潛隆起與臨清拗陷相接地帶以及菏澤地區(qū)的菏澤凸起部位，地質構造條件、熱儲地質條件都比擬有利，是開發(fā)地熱資源的有利地段。

1區(qū)域地質背景

聊考斷裂及兩側第四系和新近系皆有分布，斷裂東西兩側發(fā)育的地層及厚度差別性較大，西側以巨厚的古近紀地層沉積為特征，東側那么缺失古近紀地層。

1.1地層

根據(jù)鉆孔資料揭示，聊考斷裂及兩側隱伏地層由老至新有：奧陶系、石炭-二疊系、侏羅系、古近系和新近系。

奧陶系分布于斷裂東側，隱伏于新近系之下，頂界埋深為600～900m，西深東淺；古近系地層主要為東營組和沙河街組，主要分布在聊考斷裂以西，厚度為2000～2500m，底界埋深3500m左右；新近系隱伏于第四系下列，在區(qū)內皆有分布，分布形態(tài)近似楔狀，自東向西厚度由300m左右增至近900m。

圖1研究區(qū)地熱田位置示意圖

1.2構造

根據(jù)聊考斷裂古地質、地殼形變、人文、歷史地震和現(xiàn)今地震有關資料，可以認定聊考斷裂由古生代太平洋板塊向我國大陸呈NW方向俯沖，地幔隆起帶上涌，使上部地殼引張而形成；中生代到新生代沿斷裂帶產生了不同程度的斷陷和滑動，形成了數(shù)個沉降中心，控制著全區(qū)地層沉積和構造形態(tài)[1]。

通過分析聊城、菏澤等地的視電阻率垂向測深剖面及可控源音頻大地電磁測量剖面，聊考斷裂為一條傾向西北、斷面上陡下緩的鏟型正斷裂，斷面向下傾角不斷變小而近于水平。該斷裂由一組近于平行的正斷層組成的斷裂帶，通過本次可控源音頻大地電磁測量成果來看，這組斷裂由2條或3條組成。根據(jù)視電阻率測深、可控源音頻大地電磁測量等物探成果綜合分析，聊考斷裂帶上部破碎帶寬約200~250m，而在2000m下列，破碎帶寬約700~800m。

研究區(qū)斷裂主要有：聊考斷裂、堂邑斷裂、茌平斷裂、鄆城斷裂、鳧山斷裂、陽谷-曹縣斷裂、巨野斷裂、菏澤斷裂。

1.3新構造運動

1.3.1古近紀聊考斷裂活動性

古近紀，聊考斷裂成為華北斷塊拗陷和魯西斷塊隆起的邊界斷裂。古近紀華北斷陷拉開，聊考斷裂強烈活動，斷裂西北側、西側強烈下降，形成斷陷盆地，堆積始新世―漸新世碎屑巖和火山碎屑巖。斷裂西側、西北側普遍形成大范圍的古近紀盆地，并形成巨厚的地層堆積。斷裂東側為早古生代地層，其上覆厚度不大的新近紀和第四紀地層，缺失古近紀地層。西側早古生代地層深埋于晚古生代、中生代、新生代地層之下[2]。

1.3.2新近紀聊考斷裂活動性

新近紀華北斷陷繼續(xù)裂陷，聊考斷裂再度活動，華北斷陷的拉開不僅在斷陷內普遍發(fā)育新近系的堆積，而且向斷裂東側―魯西隆起西緣地帶出現(xiàn)超覆沉積，表明新近紀華北斷陷盆地有擴大的趨勢。

2地熱地質條件

2.1地溫場特征

2.1.1地溫梯度

通過第四系淺井測溫資料分析，恒溫層埋深為30m，聊城段恒溫層溫度確定為15.1℃，菏澤段恒溫層溫度確定為15.3℃。根據(jù)聊城大學地熱井、鄄城地熱井、菏澤南華地熱井井溫測量資料，聊城段聊城大學地熱井〔表1〕全孔地溫梯度為3.18℃/100m；南華地熱井〔圖2〕全孔地溫梯度為2.60℃/100m。

表1聊城大學地熱井井溫測量成果

井深(m)井溫(℃)井深(m)井溫(℃)

100

150

200

250

300

350

400

450

500

550

600

65028.0

29.0

30.5

31.0

32.0

33.0

34.0

35.2

36.5

38.0

39.5

40.8700

750

800

850

900

950

1000

1050

1100

1150

120042.0

42.8

43.5

44.8

46.0

47.0

48.0

48.7

49.5

50.6

52.0

圖2菏澤南華地熱井測溫剖面圖

2.1.2地溫場的水平方向及垂向變化特征

從調查測溫成果來看，水平方向地溫梯度值主要與斷裂發(fā)育情況和基巖頂板埋藏深度有關?；鶐r頂板埋藏淺，蓋層薄，熱傳導快，蓋層地溫梯度值大；在靠近活動斷裂的附近地溫梯度高，遠離斷裂帶那么地溫梯度低。在靠近斷裂，且基巖頂板埋藏淺，蓋層地溫梯度值大。垂向上，地溫場的溫度隨著深度的增加而增高，并且受地層巖性的變化和地下水的活動影響。

2.2熱儲層特征

2.2.1聊考斷裂以西聊城段

本區(qū)上部為新近系孔隙―裂隙層狀熱儲，下部為古近系孔隙―裂隙層狀熱儲。據(jù)局部地熱井資料，新近系明化鎮(zhèn)組厚700m左右，熱儲溫度34.9℃左右。館陶組厚300~400m，熱儲溫度48.45℃左右。古近系聊城段主要為東營組，本區(qū)地熱井多未揭穿該層，揭露深度為1600m左右，揭露熱儲厚度在63~111.8m，熱儲層溫度約57.19℃。

2.2.2聊考斷裂以西菏澤段

聊考斷裂以西菏澤段熱儲類型同斷西聊城段根本一致，新近系厚度在1150~1450m左右，該區(qū)古近系熱儲層3000m以淺厚度不一，相差較大，北部、中部熱儲厚度1200~1080m左右，南部厚度約380m。

2.2.3聊考斷裂以東聊城段

該區(qū)上部為新近系孔隙―裂隙層狀熱儲，下部局部奧陶系碳酸鹽巖巖溶裂隙帶狀兼層狀熱儲直接隱伏于新近系之下，大局部地段隱伏于石炭-二疊系地層之下。

2.2.4聊考斷裂以東菏澤段

上部為新近系孔隙―裂隙層狀熱儲，下部為奧陶系碳酸鹽巖裂隙巖溶帶狀兼層狀熱儲。

2.3熱儲層水文地質特征

2.3.1新近系碎屑巖熱儲

該熱儲下列粗上細的礫巖、砂礫巖、含礫砂巖為主，是區(qū)內主要的孔隙、裂隙含水層，它由多個含水層組成，熱儲含水層厚度達50～100m，且連通性好。

2.3.2古近系碎屑巖熱儲層

區(qū)內古近系地層主要為東營組和沙河街組，厚度為2000～2500m。含水層巖性以中細砂巖為主，細砂巖次之，古近系兩熱儲層的平均孔隙度在26.68%左右。

2.3.3奧陶系巖溶裂隙灰?guī)r熱儲

奧陶系碳酸鹽地層中，洞、縫相當發(fā)育，灰?guī)r縫隙是深層地熱水體循環(huán)運移的通道，大型溶洞是巖溶裂隙儲熱的空間。尤其是奧陶系頂部的古風化殼較厚，發(fā)育并連通了洞縫系統(tǒng)，形成良好的儲熱條件。

2.4抽水試驗

2022年12月25日10時至12月29日16時，聊城大學地熱井進行了抽水試驗，試驗為一次降深，試驗時間為102小時，其中水位穩(wěn)定時間72小時。后進行恢復水位觀測，水位恢復觀測時間6小時。據(jù)觀測，靜水位埋深11.45m，動水位埋深73.50m，降深為62.05m，涌水量為65m3/h，單位涌水量〔q〕為1.0475m3/〔h《m〕，出水口水溫50℃〔圖3〕。

圖3聊大地熱井抽水試驗Q、S=f(t)曲線圖

1―涌水量；2―降深；3―時間；4―靜水位線；5―動水位線

2.5聊考斷裂控熱作用

根據(jù)聊考斷裂以西聊城大學地熱井〔深1185m〕、美景大酒店地熱井〔深1223.51m〕分別在2022年12月25日和2022年12月30日進行的抽水試驗資料，該時期斷西靜水位分別為地下11.45m和12.88m，而斷東單官屯地熱井〔深1035m〕以及聊古1井在2022年1月20和2022年12月1日時的靜水位分別為地上13.0m和5.0m。由斷西、斷東地熱水水頭的不同可以大致認為，聊考斷裂兩側地熱水的水力聯(lián)系微弱。

3地熱流體化學特征

3.1地熱流體化學組分特征

依據(jù)聊考斷裂以西聊城段鑫城地熱井水質分析資料，區(qū)內館陶組熱儲層地熱水和東營組中上部熱儲層地熱水混合水屬極硬水，水化學類型屬Cl《SO4―Na型水。通過評價該地熱水不適于漁業(yè)及農業(yè)用水，熱水為強腐蝕性水。

奧陶系熱儲層地熱水以聊考斷裂東側聊城單官屯地熱井為例，該井地熱水水化學類型屬Cl《SO4―Na《Ca型水。通過評價該地熱水同樣不適于漁業(yè)及農業(yè)用水，地熱水為強腐蝕性水。

3.2微量元素及組分特征

據(jù)新近系、古近系及奧陶系地熱水水質資料，研究區(qū)聊城段為鍶水，含F(xiàn)-、H2SiO3、HBO2、Li等多種對人體有益的礦物元素，具有較高的醫(yī)療價值；菏澤段為氟水，含有F-、H2SiO3、HBO2、Li等多種對人體有益的礦物元素，具有較高的醫(yī)療價值。

3.3同位素

本區(qū)內新近系、奧陶系地熱水同位素測試分析工程有δD、δO18、T〔見表2〕，其中聊大井為新近系地熱水，南華、莊寨井為奧陶系地熱水，該區(qū)新近系、奧陶系地熱水的同位素組成特征如下：

表2新近系、奧陶系地熱水穩(wěn)定同位素

測試成果

測試工程聊大

地熱井南華

地熱井曹縣莊寨

地熱井

δD‰

δO18‰

T〔T.U〕-67.0

-8.37

－9.2

＜0.50－69.0

－9.6

3.3.1δD與δO18

δD為－57.0～－69.0‰，δO18為－8.37～－9.6‰，經研究比照δD和δO18的值在克雷格規(guī)范降水直線δD=8δO18＋10之上〔見圖4〕，表明地下熱水由大氣降水補給形成。

3.3.2T〔T.U〕

根據(jù)聊大地熱井地熱水中氚含量＜1.0，反映出該井地熱水循環(huán)時間在40年以上；南華地熱井地熱水中氚含量＜0.50，反映地下熱水循環(huán)時間在50年以上。

圖4δD、δO18值與規(guī)范雨水線比照圖

4熱儲概念模型

研究區(qū)地熱田類型為低溫型層狀、帶狀兼層狀熱儲，分布面積廣，巖性厚度比擬穩(wěn)定〔圖5〕。

圖5聊城地熱田熱儲概念模型圖

1―第四系；2―新近系；3―古近系；4―侏羅系；5―石炭-二疊系；6―奧陶系；7―寒武系；8―泰山巖群；9―斷裂；10―整合地層界線；11―不整合地層界線；12―鉆孔及地熱井

4.1熱源

地球深部熱源、巖漿熱液活動及放射性元素蛻變是研究區(qū)的重要熱源，通過地殼及上地幔傳導至熱儲層。另外，區(qū)內中新生代沉積盆地，沉積了巨厚的固結渙散、膠結程度差的巖石，在壓實、石化過程中，會產生一定的物理―化學壓縮熱，為本區(qū)提供了局部熱源。

4.2熱儲蓋層

研究區(qū)第四系廣布，可將第四系渙散沉積物，新近系上部成巖程度較差的粘土巖、泥巖層，作為本區(qū)新近系下部熱儲、古近系熱儲及奧陶系熱儲的共同蓋層。研究區(qū)聊城段第四系厚250~300m，菏澤段厚300～400m，巖性為粘土，粉質粘土，細砂互層，沉積渙散。粘土的熱導率較低，是地熱的阻擋層。

4.3熱儲層

研究區(qū)3000m以淺熱儲層主要有三層：一是新近系熱儲層，呈層狀展布，研究區(qū)普遍發(fā)育，該層砂巖、砂礫巖膠結疏松，孔隙、裂隙發(fā)育，具有良好的儲熱空間，構成孔隙―裂隙型層狀地熱儲；二是古近系上部熱儲層，主要分布在聊考斷裂以西，該熱儲層埋藏較深，巖性為一套棕紅―深灰色砂巖、泥巖的交互沉積；三是奧陶系熱儲，主要分布在聊考斷裂以東，巖性為中厚層灰?guī)r，巖溶裂隙發(fā)育，具有儲熱空間，構成巖帶狀兼層狀熱儲層。

4.4地熱水傳導通道

區(qū)內隱伏斷裂構造十分發(fā)育，聊考斷裂為近期仍在活動的深大斷裂，這些斷裂不僅溝通了深部熱源的上涌，而且也是地下水深循環(huán)的主要通道。

5地熱資源量

利用“熱儲法〞推算得出：研究區(qū)聊考斷裂兩側地熱田3000m以淺地熱資源總量為3.9922×1020J，折合規(guī)范煤1.3625×1010t。其中新近系明化鎮(zhèn)組熱儲地熱資源量7.824×1019J，折合規(guī)范煤2.670×109t，館陶組熱儲地熱資源量3.417×1019J，折合規(guī)范煤1.116×109t；古近系東營組熱儲地熱資源量1.6279×1020J，折合規(guī)范煤5.556×109t，沙河街組熱儲地熱資源量5.996×1019J，折合規(guī)范煤2.047×109t；奧陶系馬家溝組熱儲地熱資源量6.300×1019J，折合規(guī)范煤2.150×109t。

6結論

〔1〕研究區(qū)2000m以淺