鄧俊祖，藺文靜，邢林嘯，陳 立，張衛(wèi)民，張 良

(1.東華理工大學(xué)水資源與環(huán)境工程學(xué)院，江西 南昌 330013；2.中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北 石家莊 050061；3.自然資源部地?zé)崤c干熱巖勘查開發(fā)技術(shù)創(chuàng)新中心，河北 石家莊 050061)

0 引言

近年來，京津冀地區(qū)因產(chǎn)業(yè)轉(zhuǎn)移及過度使用化石能源使得其能源結(jié)構(gòu)性矛盾日漸凸顯[1]。地?zé)崮苁羌盁?、礦、水”為一體的可再生清潔能源，具有儲(chǔ)量巨大、分布穩(wěn)定且不受天氣影響的特點(diǎn)[2]。地?zé)崮芸捎糜诎l(fā)電、建筑物供暖、洗浴等方面，用途較多。冀中坳陷區(qū)位于京津冀腹地，區(qū)內(nèi)熱儲(chǔ)面積分布較廣、熱儲(chǔ)層厚，地?zé)豳Y源十分豐富[3]，合理開發(fā)地?zé)豳Y源可為可為京津冀能源結(jié)構(gòu)優(yōu)化、如期實(shí)現(xiàn)碳達(dá)峰、碳中和做出貢獻(xiàn)。本文以冀中坳陷北部地區(qū)為研究區(qū)，對(duì)研究區(qū)地?zé)崴乃瘜W(xué)特征、同位素特征、熱儲(chǔ)溫度、熱水循環(huán)深度及地?zé)岢梢驒C(jī)理進(jìn)行分析，為京津冀的深部碳酸鹽巖熱儲(chǔ)進(jìn)一步開發(fā)利用提供依據(jù)。

1 研究區(qū)地?zé)岬刭|(zhì)概況

研究區(qū)位于渤海灣盆地的西部，是渤海灣盆地的次級(jí)構(gòu)造單元，區(qū)內(nèi)受多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的擠壓與拉伸形成凹凸相間的構(gòu)造格局，整體上呈NE向展布，自西向東可劃分為可劃分為北京凹陷、大興凸起、廊固坳陷、牛駝凸起、霸縣坳陷等12個(gè)凹陷區(qū)及7個(gè)凸起區(qū)[4]。其中，本文研究涉及的構(gòu)造單元有5個(gè)(見圖1)，自西北向東南依次為北京凹陷、大興凸起、廊坊凹陷、牛駝鎮(zhèn)凸起、霸縣凹陷。區(qū)內(nèi)斷裂與構(gòu)造單元的展布相一致[5]，整體為NE向，主要于凸起區(qū)與凹陷區(qū)之前形成斷裂，區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)成了良好的導(dǎo)水導(dǎo)熱通道。研究區(qū)地下水主要接受側(cè)向徑流補(bǔ)給，排泄方式以人工開采為主，其次是向下游徑流排泄?，F(xiàn)狀條件下，深層地下水總體由西北向東南徑流。

圖1 研究區(qū)構(gòu)造圖

本次研究對(duì)象主要為薊縣系霧迷山組碳酸鹽巖熱儲(chǔ)，區(qū)內(nèi)厚度約1 590～3 410 m，層內(nèi)巖溶裂隙發(fā)育占比最高達(dá)30%，且其熱導(dǎo)率較高，使得層內(nèi)溫度趨于熱平衡，具有儲(chǔ)量大，溫度高、且回灌簡單的特點(diǎn)。碳酸鹽巖熱儲(chǔ)上覆上覆新近系、古近系砂巖與泥巖組成的蓋層熱導(dǎo)率較低，具有良好的隔熱保溫能力。且最上部均被第四系覆蓋，厚度約為295～610 m，巖性以粘土、砂層為主，地層孔隙大，導(dǎo)熱性差，因此隔熱保溫效果顯著。上覆雙層保溫層，使得其熱量不易散失，熱儲(chǔ)溫度高。

2 地?zé)崴瘜W(xué)特征

為分析冀中坳陷北部碳酸鹽巖熱儲(chǔ)的水化學(xué)特征及其變化，采樣點(diǎn)根據(jù)前期地?zé)峋{(diào)查結(jié)果，對(duì)具有取樣條件的碳酸鹽巖地?zé)峋M(jìn)行取樣，按照補(bǔ)給區(qū)-徑流區(qū)-排泄區(qū)的典型剖面進(jìn)行采樣(見圖1)，整體沿地下水流向，從西北至東南進(jìn)行取樣，共采集地下熱水樣品22個(gè)，淺層冷水樣品3個(gè)，大氣降水樣品1個(gè)。水樣送往國土資源部地下水科學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室檢測，檢測結(jié)果見表1。

根據(jù)水化學(xué)測試結(jié)果，利用Aquachem軟件繪制出研究區(qū)水樣Piper三線圖(見圖2)，對(duì)水化學(xué)類型進(jìn)行分析研究。以舒卡列夫分類法將地?zé)崴M(jìn)行分類，研究區(qū)地?zé)崴瘜W(xué)類型主要可以分為三類。

第一類為太行山區(qū)地?zé)崴?，也是研究區(qū)地?zé)崴难a(bǔ)給區(qū)，熱水溫度26℃～61℃，平均溫度為38.8℃；pH范圍為7.82～8.21，平均值為8.06，屬于弱堿性水；TDS范圍在321～409 mg/l，平均值為377 mg/l，屬于淡水。水化學(xué)類型主要為HCO3-Ca·Mg·Na、HCO3-Mg·Ca、HCO3-Na·Ca、HCO3-Ca·Na·Mg，可以看出太行山區(qū)地?zé)崴饕栯x子為Mg2+、Ca2+、Na+，主要陰離子為HCO3-。

表1 水化學(xué)分析結(jié)果表 mg/L

第二類主要位于北京凹陷，為地?zé)崴膹搅鲄^(qū)，熱水溫度為27.5℃～67℃，平均溫度為50.8℃；pH范圍為7.6～8.3，平均值為7.90，屬于弱堿性水；TDS范圍在448～1 520 mg/L，平均值為632 mg/L，屬于淡水。水化學(xué)類型開始趨于復(fù)雜，分別為HCO3·SO4-Ca·Na·Mg、HCO3-Na。HCO3·SO4-Na·Ca、HCO3·Cl-Na、HCO3·SO4-Na·Ca·Mg、HCO3·SO4·Cl-Na·Ca、HCO3·SO4-Na·Ca·Mg由水化學(xué)類型可以看出，由補(bǔ)給區(qū)至徑流區(qū)，陽離子中Na+含量逐漸上升，而陰離子中SO42-、Cl-含量逐漸上升，地下水化學(xué)類型多為復(fù)合型。且由TDS含量可見，TDS含量的均值由補(bǔ)給區(qū)的377 mg/L至徑流區(qū)的632 mg/L，TDS含量明顯增加。熱水溫度由補(bǔ)給區(qū)至徑流區(qū)，平均溫度由38.8℃上升至50.8℃。

第三類主要位于牛駝凸起和霸州凹陷，為研究區(qū)地?zé)崴呐判箙^(qū)，熱水溫度范圍在53.1℃～90.4℃，平均溫度為73.1℃；pH范圍為7.5～8.5，平均值為8.24，屬于弱堿性水；TDS范圍為1 188～2 860 mg/L，平均值為2 462 mg/L，屬于微咸水。水化學(xué)類型主要為Cl-Na、Cl·HCO3-Na；主要陽離子為Na+，主要陰離子含量為Cl-、HCO3-。TDS含量的均值由徑流區(qū)的632 mg/L上升到徑流區(qū)2 462 mg/L，TDS含量顯著增加。由徑流區(qū)至排泄區(qū)，熱水平均溫度由50.8℃上升到73.1℃。

圖2 研究區(qū)水樣piper三線圖

綜合三組地?zé)崴瘜W(xué)特征可見，研究區(qū)地?zé)崴裳a(bǔ)給區(qū)→排泄區(qū)→徑流區(qū)，陽離子中Na+的含量逐漸上升并占據(jù)主導(dǎo)地位，陰離子中Cl-含量逐漸上升并占據(jù)主導(dǎo)地位。TDS由補(bǔ)給區(qū)→徑流區(qū)→排泄區(qū)含量逐漸增大，印證了研究區(qū)地?zé)崴难a(bǔ)給來源為太行山區(qū)，且伴隨的運(yùn)移長度的增加，溫度也呈上升趨勢(shì)。

地?zé)崴懈鞣N化學(xué)組分含量常被用來研究地下水的狀態(tài)與地質(zhì)作用，因?yàn)榈叵滤母鞣N化學(xué)組分因其所處的環(huán)境不同會(huì)存在差異，利用地下水化學(xué)組分間的比例系數(shù)可以判斷出地下水運(yùn)移及賦存特征。通常采用變質(zhì)系數(shù)γNa+/γCl-、脫硫酸系數(shù)γSO42-*100/γCl-、鹽化系數(shù)γCl-/γHCO3-對(duì)地?zé)崴乃瘜W(xué)環(huán)境進(jìn)行判斷[6]。

計(jì)算出地?zé)崴奶卣飨禂?shù)值，并繪制出地?zé)崴卣飨禂?shù)與TDS關(guān)系圖，由圖3可見，地?zé)崴w可分為兩類。Ⅰ類地?zé)崴?，γNa+/γCl-值大于0.85，范圍在0.96～6.23；γSO42-*100/γCl-值大于1，范圍在2.45～742.86；γCl-/γHCO3-值小于1.29，范圍在0.02～1.29；其TDS含量小于1 500 mg/L，Ⅰ類地?zé)崴饕挥谔猩絽^(qū)補(bǔ)給區(qū)和北京凹陷徑流區(qū)，其地下水環(huán)境處于半開放-半封閉狀態(tài)。

Ⅱ類地?zé)崴?，γNa+/γCl-值小于0.85，范圍在0.68～0.72；γSO42-*100/γCl-值小于1，范圍在0.13～0.27；γCl-/γHCO3-值大于3，范圍在3.12～3.51；其TDS含量大于2 000 mg/L，Ⅱ類地?zé)崴饕挥谂ｑ勬?zhèn)凸起排泄區(qū)，其地下水環(huán)境處于封閉狀態(tài)。

圖3 地?zé)崴卣飨禂?shù)與TDS的關(guān)系

3 地?zé)崴凰靥卣?/h2>

3.1 氫氧同位素特征

根據(jù)氫氧同位素測試結(jié)果，繪制出研究區(qū)的地?zé)崴⒋髿饨邓约皽\層冷水水樣的氫氧穩(wěn)定同位素關(guān)系圖(見圖4)，并與全球大氣降水線及區(qū)域大地降水線進(jìn)行對(duì)比分析。其中全球大氣降水線(GMWL)δD(‰)=8δ18O+10，區(qū)域大氣降水線(LMWL)δD=7.46δ18O+0.9[7]。

圖4 地下熱水中δD(‰)與δ18O(‰)關(guān)系圖

由圖4可見，研究區(qū)各類水體均位于全球大氣降水線與當(dāng)?shù)卮髿饨邓€附近，說明地下水的補(bǔ)給主要來源于大氣降水，為大氣降水成因類型。研究區(qū)部分地?zé)崴c(diǎn)向右遠(yuǎn)遠(yuǎn)偏移了大氣降水線，發(fā)生了“氧漂移”，若減去“氧漂移”的δ18O(‰)值，則熱水點(diǎn)落在當(dāng)?shù)卮髿饨邓€上。研究區(qū)地?zé)崴腄普遍小于淺層冷水，說明熱水的起源不是來自于與淺層冷水相同的大氣降水，而是來自于高程更高的大氣降水，因?yàn)殡S著高程的升高，溫度下降，δD和δ18O的值會(huì)變小。出現(xiàn)“氧漂移”特征表明地?zé)崴难a(bǔ)給不是直接來自于大氣降水，而是來自于長時(shí)間的地下水徑流側(cè)向補(bǔ)給的結(jié)果。

當(dāng)海拔越高時(shí)，溫度會(huì)隨著下降，而δD值和δ18O值會(huì)隨之降低，這就是氫氧同位素的高程效應(yīng)，依據(jù)這種效應(yīng)，可推測地下水補(bǔ)給高程[8]，地下水補(bǔ)給高程公式為：

(1)

式中：δO為樣品中δ18O(或δD)的值；δS為大氣降水中δ18O(或δD)的值，I為大氣降水中δ18O的高程梯度，h為取樣點(diǎn)高程(m)。研究區(qū)大氣降水中δ18O值為-6.72‰，高程梯度為-0.276‰/100m；大氣降水中δD為-55.02‰，高程梯度為-3‰/100m[10]。

根據(jù)計(jì)算結(jié)果，研究區(qū)地?zé)崴难a(bǔ)給高程大約在585.7～1 361.8 m，與太行山海拔高度相符，可推測出研究區(qū)地?zé)崴a(bǔ)給來源是大氣降水進(jìn)入太行山區(qū)地下水，經(jīng)過長期徑流到達(dá)研究區(qū)排泄區(qū)。

3.2 碳同位素特征

放射性同位素14C是如今研究地下水年齡的常用手段，14C參與于自然界所有碳循環(huán)的物質(zhì)中，當(dāng)其與外界停止碳交換后，原始的14C就以放射性衰變規(guī)律減少，測定其停止碳循環(huán)的交換據(jù)現(xiàn)今的年齡，即可得到樣品的年齡[11]。

圖5 14C年齡對(duì)比圖

由14C定年所得結(jié)果來看，位于北京坳陷的JR05地?zé)崴挲g為15 270 a，大興凸起與廊坊凹陷交界的JR13地?zé)崴挲g為36 470 a，位于牛駝鎮(zhèn)凸起的地?zé)崴w年齡大于40 000 a，雖14C定年未覆蓋研究區(qū)所有水樣，但從已獲取樣品結(jié)果來看，繪制出變化趨勢(shì)圖(見圖5)，由圖5可見從北京凹陷→廊坊凹陷→牛駝鎮(zhèn)凸起，其地?zé)崴挲g變化規(guī)律大致為從西北向東南呈增大趨勢(shì)，與地?zé)崴牧飨蛳嘁恢?，由西北向東南，地?zé)崴挲g增大，地下水的活動(dòng)逐漸減弱，更新能力減小。

4 熱儲(chǔ)溫度估算

4.1 熱儲(chǔ)溫度估算

熱儲(chǔ)溫度是評(píng)價(jià)地?zé)豳Y源潛力和開發(fā)價(jià)值的一項(xiàng)重要指標(biāo)，在通常情況下難以直接測量，一般采用地球化學(xué)溫標(biāo)等方法對(duì)其進(jìn)行估算。冀中坳陷屬于中低溫地?zé)豳Y源，在中低溫地?zé)豳Y源中，通常采用玉髓溫標(biāo)進(jìn)行熱儲(chǔ)溫度估算[12]，計(jì)算公式如下：

(2)

根據(jù)玉髓溫標(biāo)計(jì)算結(jié)果，冀中坳陷北部熱儲(chǔ)溫度范圍在30.2℃～93.2℃，其中，太行山區(qū)熱儲(chǔ)溫度平均為47.1℃，北京凹陷平均熱儲(chǔ)溫度為52.9℃，廊固坳陷溫度為53.0℃，牛駝鎮(zhèn)凸起熱儲(chǔ)溫度為81.9℃，霸州凹陷熱儲(chǔ)溫度為61.6℃。熱儲(chǔ)溫度總體表現(xiàn)為凸起區(qū)>凹陷區(qū)>山區(qū)，且凹陷區(qū)伴隨徑流長度增長，溫度升高。

4.2 地?zé)崴h(huán)深度估算

地?zé)崴臏囟扰c其循環(huán)的深度相關(guān)，其溫度主要來自于熱傳導(dǎo)，當(dāng)?shù)責(zé)崴h(huán)深度增加，其溫度也逐漸升高，可采用地下熱水循環(huán)深度計(jì)算公式對(duì)其循環(huán)深度進(jìn)行估算[15]：

(3)

式中：H為地下熱水循環(huán)深度。T1為熱儲(chǔ)溫度。T0為恒溫帶溫度，取年平均氣溫加2℃，為14.5℃。h0為恒溫帶深度，取25 m。K為地溫梯度，太行山區(qū)地溫梯度取1.1℃/100m，北京凹陷地溫梯度取2.5℃/100m，位于大興凸起與廊坊凹陷的JR13地溫梯度取2.8℃/100m，牛駝鎮(zhèn)凸起地溫梯度取3.8℃/100m，霸州凹陷地溫梯度取3.4℃/100m。

根據(jù)計(jì)算結(jié)果，冀中凹陷北部熱循環(huán)深度為955.0～2 579.7 m，均值為1 695.0 m。其中，太行山山區(qū)地?zé)崴h(huán)深度最深，均值為1 898.3 m，但其溫度最低，這是由于太行山區(qū)基巖出露，巖石熱導(dǎo)率較高，且缺少保溫蓋層從而造成熱量流失較快，其地下水活動(dòng)強(qiáng)烈，更新速度較快，地下水加熱時(shí)間短，從而造成了循環(huán)深度深而溫度較低的結(jié)果。而北京坳陷、牛駝鎮(zhèn)凸起等地因?yàn)榇嬖诘谒南瞪w層的保溫作用，且地下水徑流長加熱時(shí)間久而使得其熱儲(chǔ)層溫度較高。

5 地?zé)岢梢驒C(jī)制淺析

研究區(qū)太行山山區(qū)的大氣降水沿太行山山前等深部斷裂向下滲運(yùn)移，以側(cè)向補(bǔ)給緩速沿西北向東南進(jìn)入熱儲(chǔ)層。當(dāng)?shù)叵滤M(jìn)入熱儲(chǔ)層中時(shí)，由于地下水流速較慢滯留時(shí)間長，水-巖作用使得水化學(xué)類型逐漸變復(fù)雜，至封閉環(huán)境的排泄區(qū)又趨于簡單。研究區(qū)莫霍面較淺[16]，為地幔熱流的傳導(dǎo)提供的良好的條件，且碳酸鹽巖熱導(dǎo)率高，使得巖溫較高。熱流巖溫及巖石放射性生熱不斷對(duì)地下水進(jìn)行加熱，并在局部地區(qū)形成熱對(duì)流，隨著徑流長度增加溫度不斷上升，逐步形成熱儲(chǔ)資源。碳酸鹽巖熱儲(chǔ)中裂隙多，透水性強(qiáng)，再加上區(qū)內(nèi)凹凸相間的構(gòu)造格局造成斷裂較多，易形成導(dǎo)水導(dǎo)熱通道，兩者結(jié)合使地下水擁有較好的運(yùn)移條件；并且由于凹凸相間的格局，使得熱流更易在凸起區(qū)聚集，從而使得凸起處比凹陷區(qū)溫度高。碳酸鹽巖熱儲(chǔ)上覆新近系、古近系的砂巖與泥巖和第四系蓋層熱導(dǎo)率較低，使得熱量不易流失，形成良好的保溫蓋層。

6 結(jié)語

通過對(duì)研究區(qū)的水化學(xué)特征、同位素特征、熱儲(chǔ)溫度、地?zé)崴h(huán)深度及成因機(jī)理進(jìn)行分析，主要得出以下結(jié)論：

(1)研究區(qū)在補(bǔ)給區(qū)、徑流區(qū)、排泄區(qū)的地?zé)崴瘜W(xué)類型區(qū)別明顯，在太行山區(qū)補(bǔ)給區(qū)地?zé)崴瘜W(xué)類型主要為HCO3-Mg·Ca等4種，在北京凹陷等徑流區(qū)水化學(xué)類型趨于復(fù)雜，有HCO3·SO4-Na·Ca等7種，在牛駝鎮(zhèn)凸起和霸州凹陷水化學(xué)類型又趨于簡單，主要有Cl-Na、Cl·HCO3-Na兩種。且可看出補(bǔ)給區(qū)→徑流區(qū)→排泄區(qū)，水化學(xué)環(huán)境由半開放-半封閉轉(zhuǎn)化為封閉狀態(tài)，且伴隨徑流增長，TDS呈增長趨勢(shì)，溫度也逐漸升高。

(2)研究區(qū)地?zé)崴饕獊碜杂谖鞑刻猩絽^(qū)降水，補(bǔ)給高程范圍大約在585.7～1 361.8 m，地下水年齡由西北向東南逐漸增大。

(3)研究區(qū)熱儲(chǔ)溫度范圍在30.2℃～93.2℃，熱儲(chǔ)溫度總體表現(xiàn)為凸起區(qū)>凹陷區(qū)>山區(qū)，熱循環(huán)深度為955.0～2 579.7 m。

(4)研究區(qū)地?zé)岢梢驒C(jī)理為太行山區(qū)降水入滲進(jìn)入地下水后，沿?cái)嗔严驏|南地下水進(jìn)行側(cè)向補(bǔ)給，地下水在長時(shí)間的徑流下，發(fā)生水-巖反應(yīng)，水化學(xué)類型逐步變復(fù)雜，至排泄區(qū)又趨于簡單，且受到深部熱流和巖石放射性生熱的熱量不斷加溫，碳酸鹽巖熱儲(chǔ)其上覆新近系和古近系砂巖及泥巖和第四系沉積物形成良好保溫蓋層，熱量不易流失，最終形成良好的地?zé)豳Y源。