關(guān) 健，方 石，3

1.吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，吉林長春130061；2.油頁巖與共生能源礦產(chǎn)吉林省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，吉林 長春130061；3.東北亞生物演化與環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，吉林 長春130026

0 引言

地?zé)崮苁翘N(yùn)藏在地球內(nèi)部的天然能源，起源于地球的熔融巖漿和放射性物質(zhì)的衰變，從地球內(nèi)部巨大的蘊(yùn)藏量來看可列為再生能源.據(jù)國際能源專家預(yù)計(jì)，到2100年地?zé)崂脤⒃谑澜缒茉纯偭空嫉?0%～80%［1］.當(dāng)代世界經(jīng)濟(jì)對(duì)石油、煤炭、天然氣等非再生能源的嚴(yán)重依賴不僅制約了社會(huì)的可持續(xù)發(fā)展，也造成了嚴(yán)重的環(huán)境污染和生態(tài)平衡的破壞.而地?zé)崾且环N可替代傳統(tǒng)化石燃料的清潔能源，應(yīng)大力開展對(duì)地?zé)岬难芯抗ぷ?在地下熱源將熱傳輸?shù)降孛嬖僖詼厝蜷g歇泉的形式出露地表的過程中，地?zé)嵯到y(tǒng)扮演了重要的角色.為了更好地研究地?zé)幔覀冃枰宓責(zé)嵯到y(tǒng)的涵義以及熱在地?zé)嵯到y(tǒng)中的傳輸機(jī)制.

1 地?zé)嵯到y(tǒng)的概念

國內(nèi)外最早的關(guān)于地?zé)嵯到y(tǒng)的文獻(xiàn)出現(xiàn)在1966年［2］，不過當(dāng)時(shí)并未明確定義其涵義，其意義與地?zé)崽?、地?zé)釁^(qū)等相當(dāng).1986年，Rybach等［3］提出“地?zé)岬母患潭茸阋詷?gòu)成能量資源的系統(tǒng)才能叫作地?zé)嵯到y(tǒng)”.1990年，Hochstein［4］將熱液狀態(tài)下的地?zé)嵯到y(tǒng)定義為“在有限的空間內(nèi)，地球上地殼的水通過流動(dòng)將熱量從熱源傳遞到熱沉的過程”.根據(jù)這個(gè)定義，可知地?zé)嵯到y(tǒng)主要由熱源、滲透性地層和流體3個(gè)要素構(gòu)成，其中流體作為傳遞熱能的熱載體存在.近些年，地?zé)嵯到y(tǒng)的概念越來越清晰，如國家標(biāo)準(zhǔn)［5］中將地?zé)嵯到y(tǒng)定義為構(gòu)成相對(duì)獨(dú)立的熱能儲(chǔ)存、運(yùn)移、轉(zhuǎn)換的系統(tǒng).朱煥來［6］綜合了前人的成果，從系統(tǒng)論的角度將地?zé)嵯到y(tǒng)重新定義為“能形成地?zé)崽锔鱾€(gè)地質(zhì)要素的有機(jī)組合”.汪集旸［7］在給地?zé)嵯到y(tǒng)下定義時(shí)更是將其與地?zé)崽锏母拍顓^(qū)分開，他認(rèn)為“地?zé)嵯到y(tǒng)是指地?zé)崮芫奂娇衫玫某潭?，在熱量和流體循環(huán)上相對(duì)獨(dú)立的地質(zhì)單元，而地?zé)崽锸堑責(zé)嵯到y(tǒng)的流體與熱量的匯集區(qū)，因此地?zé)崽飳儆诘責(zé)嵯到y(tǒng)的一部分”.

2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀

國內(nèi)外學(xué)者對(duì)地?zé)嵯到y(tǒng)做了大量相關(guān)的研究.1967年White［8］在研究美國內(nèi)達(dá)華州的間歇泉活動(dòng)時(shí)證明了其內(nèi)部熱對(duì)流的機(jī)制，并于1973年提出了一個(gè)對(duì)流地?zé)嵯到y(tǒng)的運(yùn)作模型，闡述了對(duì)流系統(tǒng)的內(nèi)部運(yùn)作模式［9］，該模型已被廣泛接受.

20世紀(jì)70年代初，美國能源部首次在墨西哥灣盆地開展針對(duì)地壓型地?zé)嵯到y(tǒng)的重點(diǎn)研究，并通過計(jì)算得出該地區(qū)地壓地?zé)豳Y源的總熱能高達(dá)1.7×1022ca1［10-11］.同一時(shí)期，人們?cè)诿绹鞲鐬骋豢谏钣途惺状伟l(fā)現(xiàn)了熱干巖資源，不過當(dāng)時(shí)并未引起關(guān)注［12］.

1974年，由美國政府資助的位于新墨西哥州芬頓山的干熱巖項(xiàng)目是世界上第一次利用干熱巖資源的項(xiàng)目［13］.而干熱巖系統(tǒng)（增強(qiáng)型地?zé)嵯到y(tǒng)）最開始在1987年建立，并分別自1987年起于法國的Soultz-sous-Forêts，自2007年起在德國的Landau開始運(yùn)行［14］.

1986年黃尚瑤［15］按地?zé)釁^(qū)形成的儲(chǔ)、蓋、通、源4個(gè)特征，結(jié)合其所在的大地構(gòu)造環(huán)境，將我國地?zé)嵯到y(tǒng)劃分為巖漿活動(dòng)型、隆起斷裂型及沉積盆地型3種基本類型.

1996年陳墨香等［16］在黃尚瑤對(duì)我國熱水型地?zé)嵯到y(tǒng)研究的基礎(chǔ)上做了某些改善或補(bǔ)正，將我國地?zé)嵯到y(tǒng)細(xì)分為兩類五型，兩類是指構(gòu)造隆起熱對(duì)流類和構(gòu)造沉陷熱傳導(dǎo)類，而五型則指火山型、非火山型、深循環(huán)型、斷陷和拗陷盆地型.各類型所處地質(zhì)構(gòu)造背景如表1所示.

2004年Wisian等［18］通過建立二維模擬模型確定了美國西部盆地區(qū)地?zé)岬臉?gòu)造、熱輸入和滲透率分布之間的基本定性關(guān)系，得出該區(qū)地?zé)崴饕巧畈垦h(huán)水而不是通過冷卻的圍巖供熱，同時(shí)評(píng)價(jià)了滲透率和構(gòu)造變化對(duì)美國西部的盆山地?zé)嵯到y(tǒng)的影響.

2013年Cherubini等［19］通過三維有限元模擬，研究了德國格羅伯－肖內(nèi)貝克盆地深部熱場(chǎng)的控制因素，并通過流體和熱傳導(dǎo)耦合模擬，評(píng)估了不同傳熱機(jī)制對(duì)研究區(qū)水文地質(zhì)背景下溫度分布的相對(duì)影響，且比據(jù)文獻(xiàn)［17］.宿主含水層更具滲透性的斷層能在局部尺度上對(duì)熱場(chǎng)和流體循環(huán)起到很強(qiáng)的控制作用.

表1 中國地?zé)嵯到y(tǒng)的基本類型Table 1 Basic types of geothermal system in China

3 地?zé)嵯到y(tǒng)的主控因素

根據(jù)對(duì)前人文獻(xiàn)［6，20-23］的總結(jié)，得知地?zé)嵯到y(tǒng)的控制因素主要有如下3點(diǎn)：

1）熱源，主要包含有巖漿熱源、放射性熱源、摩擦生熱等.充足的熱源是形成大規(guī)模地?zé)豳Y源的首要控制因素.

2）具有一定埋深的大規(guī)?？诐B性較好的優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層.熱儲(chǔ)作為熱水的聚集場(chǎng)所，能儲(chǔ)集地?zé)崃黧w并形成足夠的地?zé)崃黧w產(chǎn)能.

3）斷裂和裂縫的發(fā)育.一方面，斷裂可作為熱能傳遞的通道，將深部熱源通過對(duì)流的方式帶到地表；另一方面，由于斷裂自身的張扭性特征可允許熱水在其中流動(dòng)或者直接成為地?zé)醿?chǔ)層.

4 地?zé)嵯到y(tǒng)的類型和傳熱機(jī)制

1976年，Muffler［24］在第二次聯(lián)合國舊金山地?zé)豳Y源開發(fā)和利用專題討論會(huì)上，根據(jù)地?zé)嵯到y(tǒng)的地質(zhì)環(huán)境和熱量傳遞方式，將其分成對(duì)流型地?zé)嵯到y(tǒng)和傳導(dǎo)型地?zé)嵯到y(tǒng)兩大類.在對(duì)流型地?zé)嵯到y(tǒng)中又分出以年輕淺成侵入巖漿體作為熱源、可被鉆孔挖掘的巖漿侵入型系統(tǒng)和沿?cái)鄬踊蛄严稁Ь哂凶銐虻臐B透率來進(jìn)行水循環(huán)的深部循環(huán)系統(tǒng)；在傳導(dǎo)型系統(tǒng)中，則分出區(qū)域熱背景正?；蚵云叩貐^(qū)沉積層中的地壓地?zé)釒到y(tǒng)和干熱巖系統(tǒng).前者以流體為特征，其賦存和攜帶的能量以流體形式從深部向淺部傳遞；而后者主要通過傳導(dǎo)的形式將熱能從一種介質(zhì)傳遞到另外一種介質(zhì).

4.1 傳導(dǎo)型地?zé)岬膫鳠釞C(jī)制

從地球內(nèi)部傳遞到其表面的大部分熱量是通過傳導(dǎo)產(chǎn)生的.傳導(dǎo)涉及到分子之間的隨機(jī)動(dòng)能的傳遞，而不需要物質(zhì)的整體轉(zhuǎn)移.移動(dòng)的分子撞擊鄰近的分子，使它們振動(dòng)得更快，從而傳遞熱能.傳導(dǎo)是固體中的主要傳熱方式.

4.1.1 沉積盆地傳導(dǎo)型地?zé)嵯到y(tǒng)

深沉積盆地型地?zé)嵯到y(tǒng)由深層（＞6 km）沉積含水層組成.這些深層地下水由具有適度滲透性的砂巖或碳酸鹽含水層組成，通過下層傳導(dǎo)加熱，并被具有低滲透性和低導(dǎo)熱率（良好絕緣體屬性）的巖石（如頁巖）覆蓋.正常情況下，深層地下水由當(dāng)?shù)刈匀粶囟忍荻韧ㄟ^傳導(dǎo)加熱，然而有時(shí)會(huì)遇到可滲透型地層傾斜的情況，此時(shí)一些含水層可能會(huì)通過平流產(chǎn)生近水平的緩慢流動(dòng)，導(dǎo)致地下水升溫速率略有下降（如圖1）.整體來看，地下水溫度與所在深度呈正相關(guān)的關(guān)系［25］.季漢成等［26］通過對(duì)南襄盆地研究區(qū)兩口全測(cè)溫井的溫度－深度曲線圖分析得知，南襄盆地溫度隨深度呈近似直線增加趨勢(shì)，從而明確其熱傳輸機(jī)制為熱傳導(dǎo)型.

圖1 沉積盆地傳導(dǎo)型地?zé)嵯到y(tǒng)中地下水溫度與深度的關(guān)系Fig.1 Groundwater temperature vs.depth in sedimentary basin conductive geothermal system

4.1.2 地壓型地?zé)嵯到y(tǒng)

地壓型儲(chǔ)層傳導(dǎo)系統(tǒng)是高度加壓的沉積含水層，在其中形成了地壓型地?zé)豳Y源.這種地?zé)豳Y源是指熱儲(chǔ)層孔隙流體壓力超過水柱所產(chǎn)生的靜水壓力，與通常所稱的正常水壓地?zé)豳Y源的主要區(qū)別在于其具有異常高壓（壓力梯度為正常靜水壓力梯度的1.2～2倍），同時(shí)熱儲(chǔ)流體中還溶解有較多的甲烷，少量乙烷和丙烷等烴類氣體［27］.

超壓（異常高壓）是指地層孔隙流體壓力超過靜水壓力，是流體滯留引起的一種不平衡狀態(tài)，控制其存在和分布的主要因素是滲透率以及沉積物的可壓縮性［28］.而厚層泥巖序列快速埋藏引起的不均衡壓實(shí)是產(chǎn)生超壓的最主要因素［29］.圖2a顯示在靜水和超壓條件下壓力隨深度的變化情況①Hydraulic Fracturing.New South Wales：School of Geosciences，University of Sydney，2016..通常情況下，孔隙壓力等于靜水壓力，流體被困在透水層中，并被不透水的巖層迅速掩埋和隔離.隨著時(shí)間的推移和進(jìn)一步埋藏，當(dāng)孔隙壓力超過靜水壓力時(shí)，地壓儲(chǔ)層系統(tǒng)開始形成.在完全被地壓包裹的儲(chǔ)層中，孔隙流體壓力基本等于地層壓力.同時(shí)由于孔隙壓力的不斷升高，巖石在儲(chǔ)層內(nèi)經(jīng)歷了由壓實(shí)到破碎再到重新壓實(shí)的過程，其抗剪強(qiáng)度也在不斷發(fā)生變化（如圖2b）.

圖2 孔隙流體壓力和巖石抗剪強(qiáng)度隨深度變化圖解（據(jù)文獻(xiàn)［28］）Fig.2 Diagram of pore-fluid pressure and rock shear strength changing with depth（From Reference［28］）

地壓型地?zé)嵯到y(tǒng)的成因可分為3個(gè)階段（圖3）.首先是砂體在重力作用下接受沉積.第二階段，當(dāng)上覆粗粒沉積砂質(zhì)量超過下伏泥質(zhì)沉積層的承重能力時(shí)，砂體逐漸下沉，沉積砂體逐漸被周圍的泥質(zhì)沉積層所圈閉，并承受來自上覆沉積層的部分壓力.雖然覆蓋層的負(fù)荷總是趨于壓出沉積砂體中的隙間水，但由于在地層不斷埋深過程中，孔隙體積趨向于快速減小，四周圈閉層的透水性能很差，而砂粒和隙間水的可壓縮程度很低，導(dǎo)致砂巖中的水分無法突破泥巖層，孔隙流體排出受阻.進(jìn)入第三階段，上覆沉積層壓力繼續(xù)增加，致使地層流體承擔(dān)一部分負(fù)荷壓力，從而流體壓力超過靜水柱壓力形成超壓，在孔隙水不斷被熱源加熱的過程中，泥頁巖生成的烴類資源連同無機(jī)成因氣體一起進(jìn)入儲(chǔ)層，最終形成具有高壓烴類、非烴類氣體的地?zé)豳Y源［27］.

4.1.3 干熱巖型地?zé)嵯到y(tǒng)

干熱巖概念于1970年首次由美國的Los Alamos國家實(shí)驗(yàn)室提出［31］，是指地下埋深數(shù)千米，具有高溫（通常大于200℃）特點(diǎn)，但由于低孔隙度和低滲透率而缺少流體或存在少量流體的巖石（體）.儲(chǔ)存于干熱巖中的熱量需通過人工壓裂形成增強(qiáng)型地?zé)嵯到y(tǒng)（EGS），才能得以開采［32-33］，賦存于干熱巖中可以開采的地?zé)崮芊Q為干熱巖型地?zé)豳Y源［34］.干熱巖區(qū)別于水熱型地?zé)釒r層的突出特點(diǎn)是儲(chǔ)層致密，不含或含有少量的流體，需壓裂造儲(chǔ)取熱.由于缺乏天然儲(chǔ)集層的滲透性和巖石中存在的水，熱的流動(dòng)來源于傳導(dǎo)，而不是對(duì)流［35］.汪集旸［7］根據(jù)地殼結(jié)構(gòu)和成因機(jī)制將我國的干熱巖資源分為高放射性產(chǎn)熱型、強(qiáng)烈構(gòu)造活動(dòng)帶型、沉積盆地型及近代火山型等4類.

圖3 地壓型地?zé)嵯到y(tǒng)模型（據(jù)文獻(xiàn)［30］）Fig.3 Model of geopressure geothermal system（From Reference［30］）

4.2 對(duì)流型地?zé)岬膫鳠釞C(jī)制

對(duì)流地?zé)嵯到y(tǒng)又稱水熱對(duì)流系統(tǒng)，特點(diǎn)是流體的自然循環(huán).當(dāng)物質(zhì)具有一定的流動(dòng)性時(shí)，它可以攜帶熱能從高溫地點(diǎn)移向低溫地點(diǎn)，而且不需要很大的溫度梯度.這種物質(zhì)遷移現(xiàn)象在地球內(nèi)部普遍存在，如熱水活動(dòng)、巖漿活動(dòng)、地幔對(duì)流等.在對(duì)流為主的地?zé)峄顒?dòng)中，流體向上循環(huán)將熱量從深部輸送到較淺的儲(chǔ)集層，或輸送到地表，從而導(dǎo)致對(duì)流單元上部的溫度升高，下部的溫度降低［36］.

White［9］于1973年提出了一個(gè)對(duì)流地?zé)嵯到y(tǒng)的運(yùn)作模型（如圖4b）.地面和近地表冷卻的地下水沿不滲透巖石中的裂縫向下滲透到地表深處B點(diǎn)（2～6 km），在那里冷卻水被巖漿或異常熱的巖石從下方加熱.此時(shí)，受熱的水可以沿低滲透巖石覆蓋的可滲透巖石層橫向流動(dòng).一段時(shí)間后部分冷卻水由于冷卻下降的流體和熱上升的流體之間的浮力，被加熱后沿上覆巖層中可能的裂縫上升到表面，導(dǎo)致的結(jié)果是流體會(huì)在滲透巖層（儲(chǔ)集層）中循環(huán)，在中間溫度較高的地方上升，在儲(chǔ)集層兩側(cè)冷卻的地方下沉，這便形成了對(duì)流系統(tǒng).圖4a顯示了流體在不同深度的溫度變化，這些變化與圖4b的截面相對(duì)應(yīng).對(duì)流系統(tǒng)的一個(gè)特征是溫度隨深度的等值分布（見圖4a、b中的C和D點(diǎn)）.而對(duì)于C、F和G點(diǎn)，由于固結(jié)巖漿傳熱主要靠熱傳導(dǎo)，溫度隨著深度的增加而穩(wěn)趨上升.

4.2.1 巖漿侵入型地?zé)嵯到y(tǒng)

世界上大多數(shù)具備商業(yè)價(jià)值的地?zé)釁^(qū)都是從更深埋的熔巖（巖漿）區(qū)域獲得熱能的，在板塊構(gòu)造運(yùn)動(dòng)比較活躍的地區(qū)，比如板塊交接處及其附近，板塊之間相互作用導(dǎo)致板塊張裂、地殼巖石重熔或深部地幔熱物質(zhì)上涌，形成了熔融巖漿［37］.巖漿活動(dòng)過程中，除部分噴出地表形成火山外，大部分會(huì)沿構(gòu)造薄弱帶侵入到淺部地層或斷裂系統(tǒng)中.同樣，這種淺部的巖漿囊為地?zé)岬男纬商峁┝烁邷馗郊訜嵩?板塊碰撞帶附近，由于板塊間的擠壓、摩擦生熱而會(huì)在局部形成類似的高溫附加熱源（局部熔融體）［38］.由于下伏巖漿的存在，熱流較高，巖漿侵入型地?zé)嵯到y(tǒng)具有典型的高焓特征.

4.2.2 深循環(huán)型地?zé)嵯到y(tǒng)

對(duì)于無特殊熱源的中低溫對(duì)流型地?zé)嵯到y(tǒng)，其熱源性質(zhì)可分為兩種情況［39］：1）與深部無聯(lián)系通道，以正?；蚱叩拇蟮?zé)崃髯鳛槠渲饕臒崃縼碓?，地下熱水?jīng)歷長時(shí)間的深部循環(huán)，過程中不斷被圍巖加熱，充分吸收圍巖的熱量，熱水溫度受循環(huán)深度控制［40］；2）與深部有聯(lián)系通道，深部流體混入對(duì)地下水起加熱作用.

圖4 對(duì)流地?zé)嵯到y(tǒng)模型（據(jù)文獻(xiàn)［38］改編）Fig.4 Model of convective geothermal system（Modified from Reference［38］）

深循環(huán)型地?zé)嵯到y(tǒng)下部不存在附加高溫?zé)嵩?，主要是由地表冷水沿深大斷裂入滲，經(jīng)循環(huán)加熱后上涌（熱對(duì)流），并在上升和出露的地方形成中地溫對(duì)流型地?zé)豳Y源.其中熱儲(chǔ)為沿?cái)嗔褞д共嫉牧严缎蛶顑?chǔ)層.White［41］曾提出深循環(huán)型地?zé)嵯到y(tǒng)的形成模式：在正?；蜉^高的區(qū)域熱背景下，周邊隆起區(qū)的大氣降水經(jīng)裂隙網(wǎng)絡(luò)或斷裂破碎帶下滲，在水頭差驅(qū)動(dòng)下向深部徑流，基底熱流值逐漸增大，地下水不斷從圍巖中汲取熱量形成地?zé)崴?，后因密度差上升至地表，在適當(dāng)?shù)臉?gòu)造部位（一般為兩組斷裂交匯處）出露形成溫泉或間歇泉.

5 結(jié)論與認(rèn)識(shí)

通過對(duì)地?zé)嵯到y(tǒng)概念、分類、特征及主控因素等方面進(jìn)行研究，獲得了如下的認(rèn)識(shí)和結(jié)論.

1）地?zé)嵯到y(tǒng)是能形成地?zé)崽锔鱾€(gè)要素的有機(jī)結(jié)合，在概念上區(qū)分于地?zé)崽?，是相?duì)獨(dú)立的單元，主要組成要素為熱源、滲透性地層和流體.

2）地?zé)嵯到y(tǒng)形成的主控因素包括熱源、斷裂和裂縫的發(fā)育以及一定埋深的大規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層，其中充足的熱源是形成大規(guī)模地?zé)豳Y源的首要控制因素.

3）地?zé)嵯到y(tǒng)可分為傳導(dǎo)型和對(duì)流型兩大類型，可進(jìn)一步細(xì)分為沉積盆地型、地壓型、干熱巖型、巖漿侵入型和深循環(huán)型5個(gè)亞類.