地壳浅部地热异常的成因主要分两类:一类是在板块边缘由岩浆活动与深大断裂控制的中高温对流型地热资源,深部的岩浆囊给浅部地热田提供了持续不断的高温热量来源(Oskooi et al., 2005;Bai Jiaqi et al.,2006);深大断裂沟通深循环的高温流体,发生有物质交换的热对流作用,形成沿断裂分布的地热异常区(Gao Zongjun et al.,2009;Wilfred et al., 2010)。另一类是在沉积盆地内由莫霍面深度与基底起伏所影响的中低温传导型地热资源,莫霍面隆起越高,盆地基底大地热流值亦越大(Adam,1978;Han Xiangjun et al.,2002);盆地盖层内地(层)温(度)场的高低与基底起伏呈明显的正相关性(Chen Moxiang et al.,1990;Gong Yuling et al.,2003)。这些认识能很好地诠释地热田热量的来源,但仅停留在定性上,离定量—半定量地刻画沉积盆地内地热田的地温场分布规律与传热、聚热机制还有较大差距。为此,不少学者从理论上也进行了有益的探索,如Xiong Liangping et al.(1984,1988)讨论了大地热流在向地表浅层传导过程中于盆地隆起带发生的“热流折射”与“热流再分配”现象;Mao Xiaoping et al.(2018)和Wang Xinwei et al.(2020)提出了盆地基底凸起带地温场分布的“非对称性镜像模型”。因此,有必要结合典型案例及其所限定的边界条件,更进一步地剖析盆地浅部热传导与热聚集的内在联系。

河北献县地热田是一个典型的中低温沉积盆地传导型地热异常区。其分布的范围与渤海湾盆地沧县隆起中段的三级构造单元献县凸起相对应(图1),具有热储层位老、埋藏浅、井口水温高、单井流量大等特点(表1),足以与著名的“雄县模式”所在地牛驼镇凸起南部的优质地热供暖资源相媲美。如2000年实施的第一口基岩地热井YR1井,取水层段1435.8~1596.8m,热储层位为蓟县系雾迷山组,井口水温高达97℃,单井流量123.4m³/h。按地表平均温度12℃推算,该井的平均地温梯度达5.7℃/100m,远大于华北地区平均地温梯度3.0℃/100m。随着多年的地热勘探积累、尤其是近几年来中石化在献县城区实施地热供暖利用的大规模开发,该区已完钻地热井60余口,实现地热供暖面积3.0×10⁶ m²。其中绝大部分地热井取水层段1350~2000m,井口水温85~93℃,显示整体区域性地热正异常特征。针对地热的研究工作随着勘探开发的进程与第一手资料的积累逐步深入,从早期的地热勘探报道(Ge Qingbo et al.,2000)与地热地质特征分析(Shen Junchao et al.,2004)、到随后的深部干热岩探索(Liu Yanguang et al.,2017),再到目前的控热因素研究(Wang Junke et al.,2020)与碳酸盐岩热储的示踪剂试验分析(Li Tingxin et al.,2020)等,但对地热异常成因机制的研究比较欠缺。本文拟在综合归纳近年来的勘探资料与前人对饶阳凹陷NG2井(Lao Haigang et al.,2013)、XJ13井与XJ14井(Wang Junke et al.,2020)、泊头凸起PG1井(Lin Xiaoyun et al.,2016)、献县干热岩探井GRY1井(Liu Yanguang et al.,2017)等研究成果的基础上,以横穿沧县隆起中段的地震剖面为地质模型、不同构造单元的地热井所揭示的热储温度(或地温梯度)为控制条件,运用2D有限元数值模拟技术,正演模拟献县地热田地温场的时空演化特征,从而定量—半定量地描绘地热异常在横向上与纵向上的展布特征,剖析沉积盆地浅部不同构造带热传导与热聚集的差异。

1 —太古宇;2—新元古界;3—寒武系-奥陶系;4—石炭系—二叠系;5—中生界;6—水井与油井;7—断裂;8—地热田范围;9—基岩埋深;F₁—献县断裂;F₂—阜城断裂;F₃—泊头断裂;F₄—沧东断裂;F₅—衡水断裂

1 —Archaean; 2—Neoproterozoic; 3—Cambrian-Ordovician; 4—Carboniferous-Permian; 5—Mesozoic; 6—water well and oil well; 7—fault; 8—geothermal field range; 9—bedrock depth; F₁—Xianxian fault; F₂—Fucheng fault; F₃—Botou fault; F₄—Cangdong fault; F₅—Hengshui fault

注: 序号9引自Liu Yanguang et al.(2017),序号11引自Lao Haigang et al.(2013),序号12引自Lin Xiaoyun et al.(2016);Tr中带*的3口井均为储层底界温度;G_盖为新生界盖层的地温梯度(℃/100m),G_储为储层段的地温梯度(℃/100m);T_1500m为深度为1500m时的地层温度(℃)。

1 地热田地热异常分布特征

1.1 地热地质结构

构造位置上,献县凸起(即献县地热田边界)位于渤海湾盆地中部呈NNE向展布的沧县隆起中段,与阜城凹陷、泊头凸起一起构成了沧县隆起中段3个与主构造线一致、由西向东平行排列的次级构造单元(图1)。南、北两侧分别以NW向的衡水调节断层、弧形的献县断层为界与明化镇凸起、里坦凹陷相隔。沧县隆起中段的东、西两侧分别以沧东断层、献县断层(又称沧西断层)为分界与黄骅坳陷的南皮凹陷、冀中坳陷的饶阳凹陷断接;沧东断层、献县断层在中—新生代的垂直断距均在3000m以上,使研究区的构造样式在剖面上呈现为一个大型的地垒式潜山—披覆构造(图2)。

地层层序上,献县凸起及邻区在太古宙结晶基底之上发育了5套沉积序列。由老至新依次为中、新元古界长城系—蓟县系海相含硅质白云岩、下古生界寒武系—奥陶系浅海台地相碳酸盐岩岩系、上古生界石炭系—二叠系海陆交互相含煤建造、中生界多期挤压—松弛背景下的局域性河湖相—湖沼相紫红色—浅灰色碎屑岩(夹煤层)以及新生界断陷沉积盆地背景下的区域性河—湖相砂泥岩。除整体缺失志留纪—早石炭世的地层沉积外,其他时代地层均有发育。但受印支期、燕山期、早喜马拉雅期等多个构造运动期剥蚀差异的影响,不同构造单元残存的地层有较大差异(图2)。如在饶阳凹陷与南皮凹陷,地层保存较全,沉积厚度~8000m;而在献县凸起,新近系直接覆盖在蓟县系之上,累计地层厚度~4000m。

已有的地热勘探实践证明,献县凸起及邻区发育砂岩孔隙型与碳酸盐岩岩溶型两类热储。其中,可开发利用的砂岩孔隙型热储主要为新近系馆陶组,区域分布稳定;而碳酸盐岩热储主要层位为中、新元古界长城系—蓟县系与下古生界寒武系—奥陶系两套,受地质结构与经济开采深度(＜4000m)的限制,在献县凸起主要开发蓟县系雾迷山组(Jxw)热储,在阜城凹陷则主要开发奥陶系(O)热储(表1)。

1.2 地热异常的平面分带

目前献县地热田开发的范围主要集中在县城城区南、北长度各约8km范围内。从以60余口地热井井口水温为控制点编制出的Jxw组热储温度平面分布图上看(图3),等值线呈NE向展布,与主构造线相一致,由西至东温度逐步降低,具平面上的分带性。沿献县断裂带中部存在一个4km×3km的高温区,温度高达90~97℃,往东快速降至75~80℃。Jxw组热储温度的变化与其顶面埋深大小大体一致。从剖面上看,凸起带内Jxw热储的地层由东向西倾伏,幅度比较平缓,顶面埋深在1280~1640m间变化(图2)。

为揭示地热异常在区域上的横向分带性,本文在综合前人对饶阳凹陷XJ13井与XJ14井(Wang Junke et al.,2020)、泊头凸起PG1井(Lin Xiaoyun et al.,2016)、献县干热岩探井GRY1井(Liu Yanguang et al.,2017)等研究成果的基础上(表1),编制了不同构造带深度1500m的地层温度曲线(图2)。该图揭示出,1500m深度下的地层温度异常与基岩的起伏具有很好的对应性。沧县隆起带上存在着两个高值区一个低值区,即献县凸起与泊头凸起较高,地层温度最高达到94~97℃,而阜城凹陷相对较低,最低为~75℃。饶阳凹陷与南皮凹陷整体为低值区,地层温度~68℃。

1 —第四系;2—新近系;3—古近系;4—中生界;5—石炭系—二叠系;6—寒武系—奥陶系;7—蓟县系;8—长城系;9—太古宇;10—断裂

1 —Quaternary System; 2—Neogene System; 3—Paleogene System; 4—Mesozoic System; 5—Carboniferous System-Permian System; 6—Cambrian-Ordovician; 7—Jixian System; 8—Changchengian System; 9—Archaean; 10—fault

1.3 地温梯度的纵向分段

献县地热田内9口典型地热井的温度-深度曲线呈现出差异明显的二段式线性增温结构(图4)。即热盖层内平均地温梯度高、热储层内平均地温梯度低。在热盖层新近系内的地温梯度多在5.1~5.85℃/100m之间,远大于华北的平均地温梯度3.0℃/100m(Xiong Liangping et al.,1988),表明热封盖性能好;热储层Jxw组的地温梯度为1.03~2.23℃/100m,小于华北平均地温梯度3.0℃/100m,反映了良好的导热作用。

同位于沧县隆起上的阜城凹陷HZ1井和泊头凸起PG1井,热盖层、热储层的地温梯度分别为3.6℃/100m、1.79℃/100m和5.28℃/100m、1.47℃/100m(表1),地热井温度-深度曲线揭示出其地温梯度亦具有类似的分段线性变化特征(图4),即新生代热盖层的地温梯度远大于碳酸盐岩热储层的地温梯度。而饶阳凹陷NG2井(Lao Haigang et al.,2013)在4926m新生界厚度内的平均地温梯度为3.17℃/100m(表1),接近于华北的平均地温梯度3.0℃/100m。这些数据说明,沧县隆起带与冀中坳陷带在盆地浅部(小于5000m)有着显著不同的传热、聚热机制。

上述献县地热田地热异常在横剖面上的分带性与地温梯度在纵向上的分段变化等特征,既是大地热流在向地壳浅部传递过程中在高热导率的基岩凸起带发生“热流集中”的最直观反映,同时也给地温场数值模拟提供了有效的制约条件。

2 模拟方法与模型建立

2.1 二维热传导微分方程

热传导是指物体各部分之间不发生相对位移时,仅依靠分子、原子及自由电子等微观粒子的热运动而产生热量传递的现象。产生热传导的必要条件是物体的内部存在着温度差,从而驱动热量由高温部分向低温部分传递,这种热量的传递过程通称热流。在发生热传导时,沿热流方向上物体各点的温度是不相同的,通常把各时刻物体中各点温度所组成的集合称为温度场(或温度分布)。温度场是时间和空间坐标的函数,即T=f (x, y, z, t)。根据能量守恒定律,对于任意一个微元体,在任一单元时间间隔内,微元体热力学能(或内能)的增量等于通过微元体界面导热得到的净热量与由微元体内热源产生的热量之和。由此,一个二维微元体热平衡的导热微分方程表述为(Qiu Nansheng et al.,2004):

式中,Q为内热源,在盆地中相当于由岩石放射性生热产生的那部分热量。当忽略不计时(即Q=0),无内热源的非稳态二维导热方程(即傅立叶热传导方程)为:

式中,T为古地温(℃);t为从模拟起始时刻算起的时间(s);k_x、k_z为地下介质在水平方向和铅垂方向上的热导率(W/(m·℃));ρ为地层密度(kg/m³);c为地下介质的比热容(J/(kg·℃));x、z分别代表水平方向和铅垂方向坐标轴。

对于方程(2)的求解可采用有限差分法,直接将微分问题转变成代数问题来进行。按中心式二阶差商方法,方程(2)离散化后可转化为:

式中,i、j分别为x、z方向上的网格化单元数;n为模拟时间的步长数。在设置起点边界条件的前题下,采用隐式有限差分法进行迭代求解,即可以正演获得不同时刻的地层温度分布。

2.2 模型建立

地质模型。选取的二维地质模型为如图2所示的一条横穿研究区的综合地质剖面。该剖面主要根据献县凸起的LL-77-11地震测线与南皮凹陷的85-106地震测线解释成果、并结合饶阳凹陷的相关地质研究(Chen Daxian,1989;Gao Zhanwu et al.,2000;Shan Shuaiqiang et al.,2019)编制而成,全长约104km,由西至东分别穿过了饶阳凹陷、献县凸起、阜城凹陷、泊头凸起与南皮凹陷等5个盆地三级构造单元(图2)。前已述及,整体的构造样式呈现为以沧县隆起为地垒、以西、东两侧饶阳凹陷、南皮凹陷为(半)地堑的一个大型潜山—披覆结构(图2)。其中,潜山带沧县隆起残存的蓟县系与寒武—奥陶系为岩溶热储含水层,披覆层新近系—第四系为区域热盖层,局部残存的石炭系—二叠系为直接盖层,两侧断陷沉积的中生界—古近系为热储层的侧向封堵层(即围岩),由此构成了一个典型的沉积盆地内潜山型承压含水系统。

数值模型。对地质模型数字化处理是数值模拟前的必要准备,分三步完成(图5)。① 网格化:把构造剖面当成一个104km×10km的二维地质体,按800m×200m矩形方格(步长)沿深度轴与长度轴网格化,共可得到6500个(步长数130m×50m)网格结点;② 网格结点分区:即根据地质剖面所揭示的不同时代地层的厚度,按矩形步长比例对网格结点进行分区、分块,并以不同的色彩区分。各层系依热导率由大至小、按由红至兰的颜色加以区分。其中,热储层蓟县系、长城系与太古宇基底均一化为同一种热物性(图5);③ 热导率赋值:不同时代岩石地层热导率取值主要是综合前人的最新成果,并结合本区的沉积发育特征来具体确定(表2;Liu Lijun et al.,2010;Liu Qiongying et al.,2019)。如石炭系—二叠系在本剖面上发育多套煤层,其热导率取值为1.1W/(m·℃);而蓟县系—太古宇基底成岩作用最强,热导率最大,取值4.43W/(m·℃)。

箭头示热流方向,其体积代表热流密度大小

Arrow shows the heat flow direction, and the volume represents the heat flow density size

2.3 边界条件

边界条件包括二个方面的内容,即模拟开始所需的初始假设与模拟结果的检验条件。模拟的初始假设包括:① 模拟时间长度t=500ka,相当于把河北平原中更新统杨柳青组沉积后、晚更新统欧庄组开始沉积时(Liu Lijun et al.,2010;Liu Qiongying et al.,2019)的节点作为模拟的起点(即t=0),时间间隔取Δt=1a,此时研究区岩浆活动已基本停止,断-坳构造格局已定型;② T|_z=0=T₀,代表地表温度,取当地的年平均气温T₀=12℃,并设定初始纵向地温梯度$\partial T/{\left.\partial z\right|}_{t=0}$=3.0℃/100m,初始横向地温变化$\partial T/{\left.\partial x\right|}_{t=0}$=0℃;③ 各地层的密度、比热容取值按岩性分为三类,即碎屑岩类(包括Q、N、E、Mz、C-P)为ρ=1780kg/m³、比热容c=1379J/(kg·℃),灰岩类(∈-O)为ρ=2700kg/m³、比热容c=920J/(kg·℃),白云岩类与变质基底(Ar-Jxw)为ρ=2700kg/m³、比热容c=794J/(kg·℃) (Wang Jiyang et al.,2015);④ $\partial T/{\left.\partial n\right|}_{z=z1}$=q,代表盆地深部10km处无差异的元古宇—太古宇基底热流,取值q=1.35HFU(Heat Flow Unit,热流单位为μcal/(cm²·s)),换算为国际热流单位时 q=56.52mW/m²(1HFU=41.868mW/m²),该值依据岩石圈厚度与大地热流的经验公式H=155q^-1.46(Adam,1978)与沧县隆起中段的岩石圈厚度H=100km(Zuo Yinhui et al.,2013)计算所得。

模拟结果的检验条件主要为前述的地质剖面在1500m深度时不同构造带的地层温度变化曲线(图2)。从模拟出的1500m深度地层温度曲线与实测结果对比可知,拟合率达到85%以上。

3 模拟结果与分析

模拟的软件采用SGRE赛格2.0中的热传导模拟模块。模拟结果如图6所示,分别给出了t=1a、1ka、50ka、100ka、200ka、300ka、400ka、500ka等8个不同时期的温度场图,反映了在原始均衡热传导背景下,因基岩凸起引起的热导率在横向上与纵向上的不均衡性所产生的地温场演变历程。同时,该软件还可以输出模拟时间段内任意深度的温度信息,因此,可选择有代表性的点位(如P1~P6)与人工虚拟井(如RG1井和RG2井)来半定量—定量地分析不同构造带传热与聚热的差异性(图5)。其中,点P1、P2、P3与P4分别是1500m深度下长度值为8km、40km、78km与100km时的记数点,分别代表了饶阳凹陷、献县凸起、泊头凸起与南皮凹陷等4个不同构造带在同一深度下的地层温度值;而点P5与P6则是3500m深度下长度值为8km(饶阳凹陷带)与40km(献县凸起带)时的构造代表点。RG1井和RG2井则分别为穿过P2、P6与P1、P5的虚拟井。以下从献县凸起带的地热异常在纵向上、横向上的变化规律来加以对比、分析。

3.1 凸起带地温场的“非对称镜像”结构

本次模拟结果进一步证实了沉积盆地内基岩凸起带的地温场在纵向上具有非对称“镜像反射”的分布结构(an asymmetric “mirror reflection” structure)(Mao Xiaoping et al., 2018;Wang Xinwei et al.,2020)。结合本次献县凸起带的具体实例,进一步剖析如下:① t=500ka时(相当于现今)(图6h),献县凸起带的地温等值线形态大约以新生界与Jxw组之间的不整合为分界(1300~1600m深度),在上覆盖层内呈向“上凸”的弧形展布,等值线密集;而在下伏基岩段内则呈向“下凹”的弧形分布,等值线疏松;二者的形态呈现出非对称的“镜像反射”结构。同时,这种“上凸”与“下凹”的幅度亦是逐步累积的结果,在t=50ka前(图6a~c),差异并不明显;在t=100ka后(图6d~g),幅度渐渐增大;② 沿献县断裂的断面与古近系围岩交接处,地温曲线明显上翘,呈现出比两侧的同深度地层温度均要高的特征,即所谓的“断层边界的热折射效应”(Xiong Liangping et al.,1984;1988)(图6d~g)。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而呈反向变化。如在t=500ka时(图6h),献县断层面上地温异常与饶阳凹陷同深度下的地层温度相比,1500m深度时差值为~20℃,随着埋深的增加逐渐减少,在6000m深度时基本持平;相反,当与献县凸起带“凹形曲线”中间部位的地层温度相比,1500m深度时差值~7℃,而在6000m深度时温差增加为~25℃;③ 献县地热剖面t=500ka不同深度段温度曲线(图7a)揭示,在献县凸起带3000m以浅的区段内(构造点P6以浅,图5),Jxw组地层温度大于同深度下饶阳凹陷的地层温度(构造点P5以浅,图5),温度正异常;而在3500m以深的区段则相反,Jxw组地层温度小于同深度下饶阳凹陷的地层温度,出现 “温度负异常”(图7a),它们之间的“导热平衡线”在~3500m深度附近(图7a、b)。在献县凸起带人工虚拟井RG1井(图5)的不同深度下温度-时间曲线上可以反映出(图7b),~3500m深度处的构造点P6为纵向一维导热的平衡点,该点以浅的区段地层温度随模拟时间的变长而逐步增大,该点以深的区段则相反。

3.2 基岩凸起幅度与浅部地热异常的半定量关系

献县凸起及邻区地热地质剖面上的1500m深度线相当于新生界热盖层与Jxw组热储的不整合分界面(图2),其地层温度的高低代表了献县地热田浅部的热异常特征。本文以模拟结果为依据,编制了地热地质剖面在1500m深度线上不同模拟时段的温度变化曲线(图8a)与不同构造带典型代表点的温度-时间变化曲线(图8b),通过对比分析可得到3点认识:① 基岩凸起幅度与浅部地热异常呈正向比例关系。在t=500ka时(相当于现今),献县凸起带的最高地层温度为94.38℃,高出西侧饶阳凹陷的最低地层温度74.22℃约20℃;同理,泊头凸起带最高地层温度为94.58℃,比东侧南皮凹陷的最低地层温度69.72℃高出约25℃(图8a)。献县凸起带、泊头凸起带地温异常值的比率为0.8,正好与二者紧邻凹陷区的基岩埋深差异分别是为3600m、4500m的比值相对应(图2);② 献县凸起带与泊头凸起带地热异常的高低是一个随着热传导时间的推移而逐渐累积的过程。二者的地热异常从模拟初始1a~1ka时的2~3℃稳定增加,并于200~300ka达到最大值,分别为23.78℃、26.46℃,至现今的400~500ka时已有所下降(图8a);③ 凹陷带与凸起带的聚热与保热条件有较大差异(图8b)。在凹陷带,饶阳凹陷代表点P1(图5)在1500m深度下的地层温度从模拟初始的57℃上升至现今(500ka)的~74℃,增加~17℃;南皮凹陷代表点P4(见图5)地层温度增加~12.8℃,它们都在~400ka时达到热平衡状态,至今基本保持不变。而在凸起带,献县凸起代表点P2(图5)和泊头凸起代表点P3(图5)的地层温度最大增幅量为38~39℃,且发生在250~300ka期间,至现今热量已有所散失,导致地层温度下降2~3℃。

3.3 热量传递与聚集的耦合变化

热量传递与聚集的变化是通过热流在储层段与盖层段内平均地温梯度的大小来反映的。在热储层内,热流传递快、导热作用强,沿着热传导方向地层降温小,则地温梯度变小;而在热盖层内,热流传递慢、热封盖性能好,逆着热传导方向地层增温快,地温梯度大。这即是献县凸起带地温梯度纵向分段变化的根本原因。从献县凸起带上的人工虚拟井RG1井(图5)t=500ka时的地层温度-深度曲线(图9a)上能更清晰地说明这一点。盖层段与储层段的平均地温梯度分别为5.39℃/100m、1.84℃/100m,前者约为后者的3倍;1500m的深度线既是热盖层与热储层的岩性分界线,也是地温梯度值的突变线。此模拟结果与实钻开发井JG1井的相应数据是完全一致的(表1)。

把人工虚拟井RG1井与饶阳凹陷的人工虚拟井RG2井(图5)放在同一个尺度上对比(图9a)。RG2井盖层的平均地温梯度(4.16℃/100m)是储层地温梯度(2.73℃/100m)的1.5倍;RG1井盖层的平均梯度比RG2井大~30%,而储层的平均地温梯度比RG2井要小~32%。这表明在盖层热物性与厚度相同的条件下,储层段的热传递速度越快,则盖层段的热聚集作用越强,二者呈相互耦合的变化关系。

事实上,结合实例与模拟结果可知,热流传递的速度(即地温梯度)在不同构造位置、不同深度段、甚至不同热传导的时间段都是变化的。如在RG1井1500~6000m深度段内,每500m的平均梯度在1.35~2.55℃/100m范围内变化(图9b);而RG2井的相应值变化范围为2.02~4.08℃/100m,且每个深度段内的平均梯度值都比RG1井要高。

此外,从RG1井与GR2井的温深曲线图上(图9a)可以确定出献县凸起与饶阳凹陷的热传导平衡线深度位置。在纵坐标~3500m深度处,二条温深曲线相交、地层温度相等,该交点处的平均地温梯度亦相等,代表了献县凸起带RG1井与饶阳凹陷带RG2井的导热平衡点,在横剖面上则为表现为一条热平衡线。Mao Xiaoping et al.(2018)精辟地称之为“高导均化深度”,可理解为高热导率基岩凸起体的热物性中心,类似于不规则物体在物理公式计算中的质心位置。很显然,在高导均化深度以浅的区段,献县凸起RG1井的地层温度大于饶阳凹陷GR2井的地层温度;在其以深的区段则相反(图9a)。

4 成因机制与主控因素

上述献县凸起的数值模拟分析半定量地刻画了(地垒式)基岩凸起带上从基岩热储-热盖层内地温场分布的“非对称镜像” 模型,代表了热传导体制下沉积盆地内一种典型的高热导率基岩凸起区的地热异常特征。该模型的形成机制可归因于两个方面(见图4):① 横向上,盆地深部~10km处均一的大地热流(q=56.52mW/m²)在向盆地浅部热传导的过程中,因凹陷区围岩的热阻比凸起区基岩热储的热阻大(热阻与岩石的热导率成反比例关系)而发生“热流折射”现象(Xiong Liangping et al.,1984),导致两侧凹陷区的热流向上传递时发生分流、并向凸起区集中,从而有利于基岩凸起带浅部的热流富集作用;② 纵上向,由于凸起带内基岩的热导率比凹陷区围岩要高,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。以下就影响“非对称镜像” 模型组成的几个关键要素加以讨论。

4.1 基岩凸起的幅度与热物性差异决定了“非对称镜像” 模型的异常程度

如前所述,“非对称镜像”模型的主要结构由三个部分组成,即对称线、对称线之上的“上凸”形等温线与其下的“下凹”形等温线。其中,对称线是热储层与热盖层的岩性分界线,反映的则是纵向上热导率大小的分隔线与平均地温梯度的突变线,在本文中为新近系与蓟县系的不整合分界线;“下凹”形等温线反映的是高热导率的基岩热储层内地层温度的分布特征,等温线密度稀松、地温梯度小于正常背景值。 “上凸”形等温线分布在低热导率的盖层内,等温线密度紧密、地温梯度值大于正常背景值。本文的实钻地热井(图4)与模拟人工井RG1井的温深曲线(图9)均已证明了这种热储、热盖层内差异热传导的存在。如人工井RG1井的盖层平均地温梯度几乎是热储层的3倍(图9a)。

模拟分析表明,“非对称性”分布的异常程度与基岩凸起的幅度、基岩热导率与围岩热导率比值的大小呈正向关系(Liu Shaowen et al.,2017)。即基岩凸起的幅度愈高、基岩热导率与围岩热导率的比值愈大,则热盖层与热储层分界处的地热异常值亦越大,热盖层内“上凸”弧形等温线的“突出程度”亦明显。本文的地质模型为:当基岩热导率(4.43W/(m·℃))与围岩热导率(2.4W/(m·℃))比值为1.85、基岩凸起幅度为3600m时,1500m深度下的地热异常达~20℃。

4.2 有效热盖层是形成浅部地热富集的必要条件

本文把热储的有效封盖厚度定义为上覆盖层能对下伏热储层所传递的热量起到良好的保存作用、并使储热层的温度无明显下降时所需的最小厚度。大于或等于该厚度的盖层称为(完全)有效盖层;当上覆盖层厚度小于其有效封盖厚度、热储层的热量有所散失但仍达到地热田利用标准(即盖层平均地温梯度≥3.5℃/100m)时的热盖层可称为部分有效盖层;相应地,当盖层的厚度变小到一定程度时,就基本失去了热封存能力,热储温度达不到利用条件,与裸露山区无异,此时的盖层可称为无效盖层。从1500m深度不同构造点的温度-时间变化曲线(图8b)中可以看出,盖层的热封存性质在饶阳凹陷与南皮凹陷表现为(完全)有效盖层,地层温度在40ka时到达最高点后保持稳定;而在献县凸起与泊头凸起表现为部分有效盖层,地层温度在25ka处到达最高点后开始小幅下降,表明封存的热量已开始散失。

很显然,盖层的热导率和厚度是两个衡量热封存性能的主要参数。盖层的热导率越小,封盖性能越强,所需的有效厚度亦越小。但本文图8b所揭示的是相同的盖层热导率与厚度在不同构造带的封盖性能有明显差异,表明盖层的有效厚度除与热导率有直接关系外,还与所需封盖的热量(即储层的温度大小)密切相关。这一点可以用单层平壁稳态热传导模型来加以解释(Liu Shaowen et al.,2017)。该模型的温度差与材料厚度、热导率的计算公式表达如下:

式中,ΔT为平壁两侧温度差(℃);T₀为热传导的起始温度(℃);T₁为终止温度(℃);Q为传导的热量(W);R=b/kA为导热热阻(℃/W);b为平壁厚度(m);k为材料的热导率(W/(m·℃));A为平壁面积(m²);q=Q/A为热流密度(W/m²)。

由公式(4)可知,当热流密度(q)与盖层热导率(k)是定量时,热盖层所需封盖的温度差(ΔT)与盖层有效厚度(b)成正比。按此比例推算,当饶阳凹陷的热储温度为74.25℃、盖层有效厚度为1500m时,则献县凸起的热储温度为96.15℃时所需盖层的有效厚度为2027m(地面温度取12℃)。由此可以解释,因献县凸起的盖层厚度仅1500m,故所封盖的储层热量已有所散失。

4.3 高导均化深度是深、浅部地热异常的分界线

基岩凸起带的“高导均化深度”实际上是指其与相邻凹陷区热流的热传导效率相一致的平衡线,即具有相同的地层温度与平均地温度梯度。在模拟结果图(图6)中可以看出,在模拟时间分别为1a、1ka、甚至50ka时,献县凸起带内除顶部不整合接触面与侧断层面(即热导率突变面)发生温度线弯曲外,其他大部深度范围内的地层温度与饶阳凹陷带相同,说明此时两个构造带的热传导平衡区是一个深度区间段,而不是一条线。但在50ka后,随着热传导差异的累积、扩大,影响范围波及献县凸起的整个基岩区,基岩凸起段的地温梯度逐步变小,早期的热传导平衡区间段演变为一条等深线——即“热传导平衡线”,该平衡线在基岩凸起段内的位置深度被称为“高导均化深度”。并随着热传导时间的推移,深部热储的温度逐渐变小,高导均化深度的位置亦逐步变浅。此分析表明,高导均化深度是一条基岩凸起带内深、浅部地热异常的动态分界线,即在高导均化深度之上的浅部,地层温度大于相邻凹陷区同深度下的地层温度,地温正异常;相反,在高导均化深度之下的深部,地层温度小于相邻凹陷区同深度下的地层温度,地温负异常。

高导均化深度位置的确定在上覆盖层厚度一定(热封盖性能强)的前提下,主要受基岩凸起幅度、基岩凸起段热导率与围岩热导率等因素的影响。Xiong Liangping et al.(1988)讨论了上覆盖层厚度与基岩凸起幅度的比值、基岩凸起段热导率与围岩热导率的比值对盖层地温梯度的影响,并认为前者比值越小、后者比值越大,则盖层的地温梯度越大。结合本文实例分析可归纳为:当盖层厚度、基岩Jxw组的热导率与围岩古近系热导率的差值均已确定时,高导均化深度与基岩凸起幅度成正向关系。如本次实例与模拟结果均表明,献县凸起与饶阳凹陷的热传导平衡深度为3500m(图8b、图9a)。按献县凸起的幅度为3600m、上覆盖层1500m的地质模型计算,凸起带内的高导均化深度大约是凸起幅度的60%位置。至于更严密的定量关系还需进一步深入研究。

5 对地热勘探的意义

地热勘探的原则是力求在相对最浅的层位获得相对最大的地热异常,以期达到最大的经济效益。本文所获得的“非对称镜像模型”、盖层有效厚度、高导均化深度的认识对沉积盆地内的中-低温地热资源勘探有着重要的指导作用。

(1)有利勘探区带的优选:基岩凸起带是地热勘探的有利区带。两个主要的制约要素为盖层的热封盖程度与基岩凸起幅度。在盖层厚度大于(部分)有效厚度的前题下,基岩凸起幅度越大,浅层的地温异常越强,获得的热储层地热水的温度亦愈高。

(2)浅部中-低温热储开发的“甜段”区:“非对称镜像模型”反映出,上覆盖层与基岩热储的不整合分界线(即镜像模型的对称线)是凸起带与凹陷带地层温度相差最大的点,在不整合分界线与凸起带“高导均化深度”之间的基岩储集层段,基岩热储的温度高于地温场背景值(即凹陷区同深度的地层温度),且二者的温度差由大至小,并最终相等。因此,凸起带内不整合之下的500~800m的深度段内,基岩热储层的温度异常最高,是基岩热储开发的“甜段”区(图9a)。

(3)深部高温热储勘探的目标优选:许多学者从浅部盖层的高地温梯度值来推测在凸起带深部理所当然地可获得高温异常的热储层,但均未达到理想效果(Lin Wenjing et al., 2015;Liu Yanguang et al.,2017)。从本文收集的饶阳凹陷NG2井的温深曲线与GRY1井对比可以证实(图4),在~3000m之下更深区段内,NG2井的地层温度大于GRY1井的地层温度。本文对“高导均化深度”的认知可很好地解释这种浅层的“高温异常陷阱”现象,即在以沉积盆地传导型地热资源为主的范畴内,基岩凸起带浅层盖层的正地热异常越“富集”,则深部基岩热储的负地热异常越“亏空”。在“高导均化深度”之下的更深部位,凸起带的地层温度小于正常背景值(平均值或凹陷区的地层温度),并随着深度的增加而逐步增大。因此,要寻找盆地深部的高温热储(温度大于150℃、埋深大于4000m),应极力避开基岩凸起带,而首选凹陷带或低凸起带中的有利储集体。

6 结论

综合献县地热田的钻井资料与地温场正演模拟分析,获得如下认识:

(1)献县凸起基岩热储Jxw组在盖层厚度为1500m深度下的地层温度为~94℃,比饶阳凹陷的同深度地层高~20℃,其地温异常的大小与基岩凸起幅度、基岩与围岩热导率差异具正向相关性。

(2)献县凸起的地温场在纵向上具“非对称镜像分布”特征,大致以新近系与基岩热储Jxw组的不整合面为对称线,上覆新生界盖层的等温线间距紧密,呈向“上凸”的弧形分布;而下伏基岩凸起段内的等温线疏松、呈向“下凹”的弧形展布。盖层内平均地温梯度5.39℃/100m,约为热储层内平均地温梯度的3倍。

(3)献县凸起带盖层内的地热正异常是高热导率的基岩凸起段所引起的热量快速传递而在盖层内逐渐累积的结果,浅部盖层的地热正异常越“富集”,则深部基岩热储的地热负异常越“亏空”。高导均化深度代表了基岩凸起带深部与其背景值或相邻凹陷区热流传导效率相一致的平衡线。

(4)有效盖层覆盖下的基岩凸起带是地热勘探的有利区带,凸起带内不整合之下的500~800m的深度段内,基岩热储层的地温异常最高,是浅部地热开发的甜段区;位于“高导均化深度”之下的深部高温热储勘探需极力避开基岩凸起带,而优选盆地低凸起带或凹陷带的有利储集相带。

参考文献