延庆盆地大地热流异常及其构造背景

雷晓东，李晨，王立发，赵玉，尤志鑫，唐显春，关伟，李娟

1 北京市生态地质研究所，北京 100120 2 地球深部探测中心，中国地质科学院，北京 100037 3 北京市地热调查研究所，北京 102218

0 引言

地热资源是一种清洁、稳定、可持续的可再生能源，近年来多个国家地热资源利用增长速度较快(Lund and Toth，2021).科学利用地热资源将有力促进我国早日实现碳达峰、碳中和.北京地区地热资源的勘探开发始于20世纪七八十年代，经历了从单井抽水、对井回灌到局部大规模供暖，以及传统的深层水热利用与深、浅层地热利用并重的发展历程.北京地区中深层水热型地热资源分布不均，勘探开发多集中于十大地热田中相对成熟地区(宾德智等，2002; 刘凯等，2017).基于区域地球物理和地热地质调查工作，前人开展了北京部分地区地热系统结构特征、水循环特征和成因模式等研究，为开发利用地热资源提供了科学依据(雷晓东等，2017; 刘宗明等，2017; 柯柏林等，2019; 袁利娟等，2020).

沉积盆地基底构造研究对于准确认识地热系统结构具有重要意义，在基底构造探测的诸多方法中，区域重力测量可用于识别断裂构造、隆起凹陷和侵入岩分布等(Tontini et al.，2016; Armadillo et al.，2020; Peacock et al.，2020; Zhao et al.，2020; 张健等，2021).延庆盆地是北京西北部NE-SW走向的新生代断陷盆地，西与怀来盆地相连，处于张家口—渤海活动构造带上，以往基底构造研究多集中于主要断裂几何特征及其活动性方面(于贵华等，2004; 戚帮申等，2019)，基底构造与热异常成因研究较少.延庆盆地及周边在20世纪完成了1∶20万区域重力测量，开展过较大尺度的构造背景研究(姜文亮和张景发，2012).21世纪以来，北京市地质勘察技术院先后分三个区块完成了延庆盆地1∶2.5万区域重力测量，对局部地质构造开展过分析研究，最近一期数据覆盖到整个盆地，并可与周边不同比例尺数据连片处理，为分析区域地质构造奠定了基础.大地热流是地热学中反映区域热状态和地热资源评价的基本参数，一般通过地温梯度和热导率的测定而获取，目前我国已汇编四版大地热流图，积累了1200余个热流数据(Jiang et al.，2019).我国幅员辽阔，现有热流数据对于了解局部热状态远远不够，例如延庆盆地至今仅公布了1个实测热流数据(汪集旸和黄少鹏，1990).延庆盆地是北京十大地热田之一，伴随地热勘探开发积累有较好测温资料的地热孔已达10余个，主要集中在延庆城区及盆地西部，并完成了区域地层热导率参数测量(雷晓东等，2018b).本文通过区域重力资料分析基底形态，结合钻孔测温和热导率数据计算大地热流，研究大地热流异常特征及其基底构造背景，为地热成因分析和资源评价提供理论依据.

1 地质背景

延庆盆地处于北京西山褶皱带和北山褶皱带交叠部位，盆地大部为第四系覆盖，局部残山出露.延庆盆地区域上经历了多期次构造演化，在太古宙结晶基底基础上沉积了中上元古界碳酸盐岩地层，之后长期遭受剥蚀抬升，缺失了青白口纪至三叠纪地层，中生代火山活动和岩浆侵入事件频繁，沉积了巨厚的陆相火山碎屑地层，白垩纪晚期至新近纪整体抬升后于第四纪晚更新世断陷成盆，局部堆积了较厚的河湖相沉积地层.盆地主体由燕山早期形成的一系列NE向正断层控制(徐锡伟等，2015)，如盆地北缘的佛峪口—黄柏寺断裂(区域上为延矾盆地北缘断裂，图1中F1)、盆地南部的康庄—沈家营断裂(图1中F2)等；喜山期形成了一系列近南北向逆断层(F8—F12)，部分断层现今表现为正断性质.

2 数据与方法

2.1 重力数据处理

重力资料分析的目的是研究延庆盆地内控热构造分布特征.本次盆地内实测区域高精度重力数据覆盖面积518 km2，与以往周边低精度重力数据统一基准连片处理(两期数据所使用的基点相差一个常数)，处理区面积870 km2(图1).对处理区原始布格重力异常扩边后选用Kriging插值，网格间距100 m×100 m，为去除高频干扰选取指数因子150、补偿因子20进行补偿圆滑滤波处理，得到延庆盆地形态完整的布格重力异常(图2a)；之后用10 km窗口求取区域场(图2b)和剩余重力异常，剩余重力异常主要反映了第四纪沉积基底的隆起、凹陷特征，其中重力高反映的隆起区有3处，代号为G1、G2和G3，重力低反映的凹陷区有6处，表示为L1—L6(图2c).使用场源边缘检测方法处理获得布格重力异常归一化Theta垂向导数图(NVDR_Theta图)(图2d)，该图主要用于识别断裂构造位置，分析断裂规模和汇交关系.NVDR_Theta图方法最早由Wijns等(2005)提出，并由何涛等(2019)、王万银(2009)进一步完善，计算公式如下：

(1)

(2)

(3)

对于平面重力数据g(x,y,z)，式中：

(4)

(5)

(6)

THDR为重力异常总水平导数，gx、gy分别为重力异常沿x、y方向一阶水平导数，VDR、gz为重力异常一阶垂向导数，α为正则化因子.

图2 重力异常图(a) 布格重力异常； (b) 区域场； (c) 剩余重力异常； (d) 布格重力异常NVDR_Theta图.虚线为山界.Fig.2 Map of gravity anomalies(a) Bouguer gravity anomaly； (b) Regional field； (c) Residual gravity anomaly； (d) NVDR_Theta map of Bouguer gravity anomaly. The dashed line is the mountain boundary.

NVDR_Theta图对盆地边缘断裂及规模较大的正断层有明显的峰值异常显示，而对近南北向断层识别较不理想.根据在盆地西部西卓家营至东五里营一带、官厅水库至佛峪口一带NVDR_Theta图显示的明显峰值异常，结合剩余重力异常特征，新推断出存在一条近EW向的五里营断裂(F6)和NNE向的黑龙庙断裂(F7).同样在盆地东部可新推断出东桑园—永宁断裂(F4)、玉皇山断裂(F13)、井庄东断裂(F14)、马匹营断裂(F15).前人推断的盆地内两条NE向正断层即五里营—古城断裂(F4)、西卓家营—马庄断裂(F5)在NVDR_Theta图上无异常显示(图2d).

在上述处理基础上进行了重力异常三维密度单界面反演和2.5D剖面反演.反演方法为频率域Parker-Oldenburg方法.密度界面反演目的是使用剩余重力异常计算基岩面埋深，考虑到区域地质资料和钻孔资料情况(图3a)，反演范围仅限于F1以南和F12以西的盆地主体区域.界面密度差的设置参考北京地区岩石物性测量结果(雷晓东等，2020)，反演深度由已知钻孔基岩埋深控制，最终反演得到盆地主体区基岩埋深等值线图(图3b)，由该图可知，延庆盆地基底埋深0～1350 m，呈现西深东浅、北深南浅、隆凹相间的构造格局.2.5D剖面反演用于研究关键构造部位断裂延伸和地层发育.两条剖面均贯穿延庆盆地，AA′剖面走向80°，长度37.4 km；BB′剖面走向168°，长度16.9 km(位置见图2c)；反演深度约4.5 km.剖面通过多个地热深孔，根据区域地质资料和钻孔信息设定了初始地层结构，通过人机交互反复调整参数和模型结构使计算重力异常与实测值拟合较好(图4).AA′剖面自西向东布格重力异常总体上由低到高变化，反映第四系厚度逐渐变薄，基岩埋深为500～900 m；有三处岩体侵入，西部规模最大；白垩系、侏罗系普遍存在，但厚度不大，在东五里营一带受岩体侵入基底隆起影响缺失白垩系；蓟县系厚度在0～2200 m之间变化，一系列近南北向断裂(F7—F12)控制了浅部地层沉积，但断距不大.BB′剖面自北向南布格重力异常总体呈“高-低-高”变化，反映了由一系列NE向断裂(F1—F3、F6)控制的基底构造形态，第四系厚度为50～800 m，白垩系分布局限，侏罗系在F1断裂以南均有分布，但厚度不大，蓟县系厚度为700～2500 m；有两处侵入岩，北部岩体规模较大.综合以上处理分析，重新厘定延庆盆地断裂构造，得到主要断裂几何特征要素，详见表1.

图3 重力异常密度界面反演(a) 地层界面密度差及控制性基岩钻孔分布； (b) 基底埋深等值线图.Fig.3 Density interface inversion of gravity anomalies(a) Density difference of stratigraphic interface and key borehole distribution of bedrock； (b) Contour map of buried depth of basement.

表1 延庆盆地断裂特征信息表Table 1 Fault characteristics of Yanqing basin

2.2 大地热流计算

大地热流是指单位面积、单位时间内由地球内部以热传导的方式传输至地表，而后散发到太空中去的热量，它是一个综合性的热参数，比其他地热参数更能确切反映一个地区的热状态(邱楠生等，2019).在一维稳态条件下，大地热流是岩石热导率和垂向地温梯度的乘积，热流测量一般通过岩石热导率测试和钻孔测温资料分析计算而得.

图4 2.5D重力异常剖面反演及地质解释推断图(剖面位置见图2c，ρ单位为g·cm-3)F7：黑龙庙断裂；F8：张山营断裂；F9：路家河断裂；F10：靳家堡断裂；F11：古城—苏庄断裂；F2：康庄—沈家营断裂；F12：旧县断裂；F4：东桑园—永宁断裂.Fig.4 2.5D gravity anomaly profile inversion and geological interpretation map (The location of cross sections is shown on Fig.2c, the unit of ρ is g·cm-3)F7： Heilongmiao fault； F8：Zhangshanying fault； F9：Lujiahe fault； F10：Jinjiapu fault； F11：Gucheng-Suzhuang fault； F2：Kangzhuang-Shenjiaying fault； F12：Jiuxian fault； F4：Dongsangyuan-Yongning fault.

图5 延庆盆地周边地层热导率直方图(a) 白垩系； (b) 侏罗系； (c) 蓟县系； (d) 侵入岩.Fig.5 Histogram of thermal conductivity surrounding Yanqing basin(a) Cretaceous； (b) Jurassic； (c) Jixian system； (d) Intrusive rock.

本次收集到延庆盆地17眼地热孔的准稳态测温资料，测温时静井时间为72 h，其中15眼地热孔的温度-深度曲线见图6，在该曲线上选择不受对流影响的深度段进行线性拟合获取地温梯度，与对应段调和平均热导率相乘得到大地热流.从测温曲线图6上可以看出，大部分钻孔白垩系、侏罗系或蓟县系中下层段线性特征较好，计算地温梯度比较理想；第四系和蓟县系上部含水层易受对流影响，一般不选为计算段；蓟县系厚度相对较小时，优先选择其他层段计算.此外受对流影响明显的三个钻孔ZK04、ZK05和ZK10使用孔底温度进行估算(表3)，恒温带深度取25 m，温度为12.5 ℃(卫万顺等，2010).孔底温度使用Waples法进行校正(Waples and Ramly，2001)，计算方法如下：

表2 延庆盆地周边基岩地层热导率测试结果Table 2 Thermal conductivity of bedrock surrounding Yanqing basin

表3 延庆盆地大地热流计算结果Table 3 Heat flow calculation results of Yanqing basin

图6 钻孔温度-深度曲线Fig.6 Temperature-depth curve of boreholes

图7 延庆盆地基底埋深与大地热流F1：佛峪口—黄柏寺断裂；F2：康庄—沈家营断裂；F3：西桑园—谷家营断裂；F4：东桑园—永宁断裂；F5：香营断裂；F6：五里营断裂；F7：黑龙庙断裂；F8：张山营断裂；F9：路家河断裂；F10：靳家堡断裂；F11：古城—苏庄断裂；F12：旧县断裂.F9、F11为逆断层，其余均为正断层.Fig.7 Buried depth of basement and heat flow in Yanqing basinF1：Foyukou-Huangbaisi fault；F2：Kangzhuang-Shenjiaying fault；F3：Xisangyuan-Gujiaying fault；F4：Dongsangyuan-Yongning fault；F5：Xiangying fault；F6：Wuliying fault；F7：Heilongmiao fault；F8：Zhangshanying fault；F9：Lujiahe fault；F10：Jinjiapu fault；F11：Gucheng-Suzhuang fault；F12：Jiuxian fault. F9，F11：reverse fault.The rest are normal faults.

Tc=Ts+fs·(Tm-Ts)，(7)

fs=(-0.1462ln(TSC)+1.699)/(0.572Z0.075)，(8)

式中：Tc为校正后的温度数据，单位℃；fs为校正因子；Tm为孔底温度，单位℃；Ts为地表温度，单位℃；TSC为泥浆循环结束至孔底温度测量间的时间，单位h；Z为孔底深度，单位m.

Waples法适用于3000 m深度以浅的孔底温度校正.经计算，延庆盆地本次测温钻孔大地热流平均值为65.8 mW·m-2，标准偏差为13.0 mW·m-2.为便于分析热流异常的构造成因，将大地热流数据分级，叠合于断裂构造和基底埋深图上(图7).

3 结果分析与讨论

3.1 基底构造特征

本次基底构造特征分析包括与地热形成密切相关的断裂位置、规模和隆起凹陷形态.以往多种地球物理方法深部探测结果表明，局部存在的地壳深断裂、岩浆侵入、褶皱构造和多体系浅部断裂纵横交错构成延庆盆地复杂的构造格局(张先康等，1996; 嘉世旭等，2005; 姜文亮等，2010; 雷晓东等，2014).首先分析盆地边缘控制性断裂构造.从重力异常特征上看，延庆盆地北部和南部的控制性断裂分别为佛峪口—黄柏寺断裂(F1)和康庄—沈家营断裂(F2)，东部为旧县断裂(F12).佛峪口—黄柏寺断裂(F1)为明显的北高南低不同重力异常场的分界(图2a、c)，NVDR_Theta峰值异常显著(图2d)，反映断裂总体走向NE、倾向SE，断距大，倾角陡，切割深.宽频带地震台阵数据研究显示该断裂为上地壳6～20 km深度S波低速体的北部边界(刘启元等，1997)，深地震反射剖面揭示该断裂可能延伸至40 km左右的莫霍面附近(张先康等，1996).在剩余重力异常图上，沿F1断裂自西向东分布有不连续的三个重力低异常区(L1、L3和L6)(图2c)，其中造成L1和L3重力低的原因是第四系厚度大和深部低密度岩浆侵入(图4)，不同的是L1更靠近断裂北部大面积出露的大海陀岩体，第四系下伏直接为侵入岩，无碳酸盐岩储层发育，而L3异常则分布有一千多米厚的蓟县系白云岩储层(图3b).

康庄—沈家营断裂(F2)与佛峪口—黄柏寺断裂(F1)大体平行、倾向相反，均为延庆盆地地热田控制性断裂，地热田处于两条断裂的联合上盘(丁连靖等，2007).该断裂为北低南高不同重力异常场的分界，NVDR_Theta异常带峰值较低、宽度较大、连续性强，反映断裂规模较大、延伸性好.旧县断裂(F12)是盆地东部的控制性断裂，为西低东高不同重力异常场的分界，NVDR_Theta异常带在中南部连续性好，北部较差，结合电法剖面探测与钻孔资料分析(雷晓东等，2014)，断裂总体倾向西，其东侧有残山出露，控制了重力低异常L5所反映的沈家营北凹陷的发育，并在其南北分别错断了F2和F5断裂.延庆盆地西部以施庄断裂为界，与矾山、怀来和涿鹿三个山间盆地相连(戚帮申，2017)，该断裂在本次研究区外故不做讨论.

盆地内另有三条近NE向断裂，其中西桑园—谷家营断裂(F3)为前人厘定，位于F2断裂北侧与之平行，倾向相同，由南辛堡附近的可控源音频大地电磁测深(CSAMT)剖面及沿断裂带多个地热孔控制，但重力异常不明显；东桑园—永宁断裂(F4)由20世纪七八十年代“地震地质会战”圈出；香营断裂(F5)位于盆地东北，西接F1断裂，为旧县南部重力高与旧县东北重力低异常的分界，这两条断裂周边目前无地热孔.盆地中部发育多条南北向断裂，自西向东分别为黑龙庙断裂(F7)、张山营断裂(F8)、路家河断裂(F9)、靳家堡断裂(F10)、古城—苏庄断裂(F11).这些断裂在不同文献中描述的性质差异较大(丁连靖等，2007; 孙振添等，2019)，根据重力异常结合前人资料进一步厘定如下：黑龙庙断裂(F7)为姚家营南和西卓家营—张老营重力低异常的分界，并在北部错断了F1断裂，推测为倾向东的正断层，为本次新增断裂；张山营断裂(F8)在北部山区有出露，延伸12 km以上，为西倾逆断层，盆地内发展为正断层，为西卓家营—张老营重力低和东五里营重力高的分界；路家河断裂(F9)在北部山区延伸约3.5 km，为东倾逆断层，以剩余重力异常等值线疏密变化判断其进入盆地，并可能连通南部山区；靳家堡断裂(F10)在北部山区延伸约6.5 km，为东倾逆断层，进入盆地后为东五里营重力高和卓家营重力低分界，盆地内性质表现为先逆后正，根据多个地热钻孔揭露层序对比分析，该断裂为盆地内侏罗系和白垩系分界；古城—苏庄断裂(F11)在北部山区延伸不远，为西倾逆断层，盆地内为重力低异常L4和L5的分界.延庆盆地以NE、SN向为主的断裂构造体系受现代构造应力场NEE-近EW向挤压、NNW-近SN向拉张的控制(谢富仁等，2007).根据NVDR_Theta峰值异常在西卓家营—东五里营一带新推断存在一条近EW向的五里营断裂(F6)，尚未经钻孔证实.

根据布格和剩余重力异常形态，分析得到延庆盆地新生界基底形态为“一凸四凹一单斜”，即东五里营凸起(G1)、姚家营凹陷(L1)、张老营凹陷(L2)、田宋营凹陷(L3)、卓家营凹陷(L4)、康庄—沈家营单斜带(G2).东五里营凸起为椭圆状重力正异常，长轴方向近东西，长、短轴分别为7.9 km、3.4 km，圈闭面积22.9 km2.该凸起为“凹中隆”构造，因热折射效应导致浅部热流再分配而形成聚热构造，北京小汤山、良乡和河北雄安新区等均属类似构造形成良好地热异常(马峰等，2021).根据重力反演结果结合钻孔资料推断东五里营凸起区中心基岩埋深浅于500 m，姚家营、张老营、田宋营、卓家营四个凹陷沉积中心基岩埋深分别大于700 m、1300 m、1000 m和1000 m(图7).

3.2 大地热流

延庆盆地现有测温孔大地热流均值为65.8±13.0 mW·m-2，略高于华北克拉通热流均值(61.8±14.2 mW·m-2)、低于渤海湾盆地均值(68.9±12.7 mW·m-2)(Jiang et al.，2019).目前盆地内热流数据分布仍较局限，未来随着数据增补将有更好的代表性.由图7可知，盆地西北热流偏低，而中、南部相对较高.相对高热流异常区(按高于渤海湾盆地均值圈出)有两处，一是康庄—沈家营断裂(F2)和靳家堡断裂(F10)交汇区，构造上处于康庄—沈家营单斜带，二是西卓家营凹陷和东五里营凸起之间的过渡地带，张山营断裂(F7)、路家河断裂(F9)与五里营断裂(F6)交汇区，盆地中部和佛峪口—黄柏寺断裂(F1)附近热流值均不高.

地表热流是来自深部的背景热流在地壳浅部受到各种因素影响而叠加或再分配的结果，深部背景热流受控于区域地质构造、壳幔结构等，浅部因素则包括岩石热物性如热导率、放射性生热率，地下水热活动，火山岩浆活动，活动断层摩擦生热等(邱楠生等，2019).延庆盆地位于华北克拉通北部，受控于晚中生代-新生代以来的岩石圈拉张减薄作用，热结构表现为“冷壳热幔”，相比中国多个内陆盆地有较高的热流背景(Liu et al.，2020).盆地西北距佛峪口—黄柏寺断裂(F1)约1.1 km处ZK01和ZK02的热流分别是42.9 mW·m-2和53.0 mW·m-2.佛峪口—黄柏寺断裂为地壳深断裂、全新世活动断裂，附近钻孔无明显热流异常，推测可能与断裂最后一次强烈活动距今年代较远及现今形变相对较弱有关(So and Yuen，2013)，类似如我国东部郯庐断裂带附近也未有明显热流异常(Wang et al.，2019)，由此推断佛峪口—黄柏寺断裂对局部地表热流没有显著控制作用.另外年轻的岩浆岩体因可富集高放射性元素而成为附加热源，研究表明延庆盆地周边岩体均为燕山期侵入，放射性生热率在1.342±0.195 μW·m-3(雷晓东等，2018a)，相比全球花岗岩范围2.70±1.87 μW·m-3而言数值偏低(Artemieva et al.，2017)，盆地内发育的白垩系、侏罗系火山岩亦对热流异常贡献较小.

从4 km以浅地层发育情况看，受岩体侵入和断裂控制，盆地基底为隆凹相间的菱形地块，作为储层的蓟县系雾迷山组白云岩及作为盖层的第四系、白垩系、侏罗系火山沉积岩分布与厚度均有明显变化.盆地西北姚家营一带、盆地南部大榆树一带基底岩性为花岗岩和长城系白云岩，无蓟县系雾迷山组储层，五里营凸起和张老营凹陷沉积中心蓟县系储层埋深相差约800 m(图7)，两条重力剖面揭示的储层厚度在0～2700 m之间变化(图4).表3中钻孔揭露盖层总厚度在553～2341 m之间变化.蓟县系雾迷山组储层的平均热导率为5.21 W·(m·K)-1，第四系、白垩系和侏罗系盖层的平均热导率为1.60～3.01 W·(m·K)-1，储层和盖层热导率差异较大，因而在盆地南部的缓隆单斜区、北部五里营凸起区，热流更易向这些区域高热导率的蓟县系白云岩储层汇集.同时相对较高热流点多位于NE与SN走向或SN与EW走向的断裂交汇区.SN向断裂直接连通山区补给区，多表现为先逆后正活动性质，而NE向断裂多为正断张性，断层组合表现出对水热活动的明显控制作用.另据盆地冷热水样品分析结果，该区地热水成因为大气降水，循环深度1600～3800 m，滞留时间50～30320 a(王广才等，2003; 袁利娟等，2020).可见地下水深循环对浅部热流分配具有重要影响.因此延庆盆地深大断裂(佛峪口—黄柏寺断裂)发育和燕山期花岗岩侵入对地表热流异常影响较小，热流异常主要与蓟县系碳酸盐岩高热导率地层分布及厚度变化、多体系浅部断裂组合控制地下水热活动促使热流再分配有关.

4 结论

(1)延庆盆地的基底形态为“一凸四凹一单斜”，即东五里营凸起、姚家营凹陷、张老营凹陷、田宋营凹陷、卓家营凹陷、康庄—沈家营单斜带.延庆盆地由2条NE向断裂控制，6条近SN向断裂连通山区补给区并切割NE向断裂，构成纵横交错的浅部断层网络.

(2)本次测温孔计算延庆盆地大地热流均值为65.8±13.0 mW·m-2，略低于渤海湾盆地热流均值，相对高热流异常区有两处，一是康庄—沈家营断裂和靳家堡断裂交汇区，二是西卓家营凹陷和东五里营凸起之间的过渡带.

(3)延庆盆地热流异常主要与蓟县系碳酸盐岩高热导率地层分布及厚度变化、多体系浅部断裂组合控制地下水热活动促使热流再分配有关，深大断裂(佛峪口—黄柏寺断裂)发育和燕山期花岗岩侵入影响较小.

致谢感谢原北京市地质矿产勘查开发局吴梦源、范明高级工程师，河北省地球物理勘查院冯景志高级工程师，中国科学院地质与地球物理研究所王一波博士，中国地质科学院地质力学研究所戚帮申博士等在本文研究过程中给予的帮助.感谢三位匿名审稿专家提出的宝贵修改建议和编辑老师的辛勤劳动.