雄安新区容东片区地热资源赋存特征及潜力评价

余鸣潇 , 马 峰 *, 王贵玲 , 张 薇 ,朱 喜 , 张汉雄 , 王延欣

1)中国地质科学院水文地质环境地质研究所, 河北石家庄 050061;2)自然资源部地热与干热岩勘查开发技术创新中心, 河北石家庄 050061;3)中国石化集团新星石油有限责任公司, 北京 100083

21世纪人类面临能源紧缺、环境污染问题等巨大挑战, 世界各国相继将“碳达峰、碳中和”加入到战略规划中, 成为绿色低碳可持续发展新方向。2020年9月习近平主席做出了“2030年前碳达峰,2060前碳中和”重大战略决策, 提出应对气候变化、推动绿色转型、保障能源安全的“中国方案”。我国承诺实现从“碳达峰”到“碳中和”的时间远远短于发达国家所用时间, 因此想达成双碳目标需依赖于能源结构战略性调整, 全面推进向绿色低碳能源(可再生能源和核能)转型(王贵玲等, 2020; 马冰等, 2021)。据Our World in Data(2021a)最新能源数据显示, 地热能与太阳能、水能、风能、生物质能及海洋能在 2019年全球一次能源消耗总量中占比约是 11.4%, 并称为全球六大可再生能源。贮存在地球深部的地热能具有储量大、分布广、绿色低碳、易于实现可控制的持续开采等特点, 是一种现实可行且具有竞争力的可再生能源(Wang et al., 2018;Long et al., 2019; Wang et al., 2021; Tang et al., 2022;孙明行等, 2022)。我国是世界上地热资源储量较大的国家之一, 且开发历史悠久, 建国以来开展了多次地热资源勘探开发工作, 据初步评价我国水热型地热资源年可开采量折合标准煤 18.65亿吨, 占我国2020年一次能源消耗总量51.5%, 开发潜力巨大,前景广阔(蔺文静等, 2013; 王贵玲等, 2017; 孙明行等, 2022)。

雄安新区属于典型的沉积地层与古潜山叠加的复合水热系统, 是我国中东部地热资源最丰富、开发利用条件最好的区域之一(王贵玲和蔺文静,2020; 马峰等, 2020)。前人在雄安新区开展过地热地质调查、地热勘探、地球物理、水文地质及同位素地球化学等众多研究工作, 具备一定研究基础。陈墨香等(1988)以华北地区大量实际资料为依据论述区域地温场特征及其展布规律, 圈定局部地热异常区, 为华北地区地热研究提供基础资料。吴爱民等(2018)以雄安新区高产能地热井为依托, 研究蓟县系雾迷山组岩溶热储主要参数, 进一步揭示验证雄安新区深部存在地热开发潜力巨大的第二空间。何登发等(2018)基于地震及钻探资料, 研究雄安新区地质结构, 揭示雄安新区断裂系统特征, 复原雄安新区地质结构的形成演化过程。王朱亭等(2019)通过钻井测温数据及岩石热导率测试结果等数据分析雄安新区现今地温场特征, 为雄安新区深部热结构及温度场数值模拟研究提供基础数据。Wang et al.(2021)结合地质、测井等相关资料与试验分析, 探讨雄安新区蓟县系雾迷山组岩溶裂隙特征, 揭示雄安新区岩溶与裂隙的形成与构造活动密切相关。Zhu et al.(2022)基于雄安新区蓟县系雾迷山组热储地热流体水化学及同位素特征, 评估深部地热流体热储温度, 揭示地热系统的深部热源及成因机制。

容东片区是雄安新区规划建设的第一个安置区, 位于容城县城东部, 规划面积约 12.7 km2, 涉及八于乡、大河镇、容城镇3个乡镇的多个村庄。作为第一批新区大型建筑群, 因地制宜推动地热资源的科学开发利用, 将利用地热能作为规划建设的亮点, 具有理论示范和实践经验双重意义。然而,容东片区相对于东部牛驼镇而言勘查程度较低, 主要钻井多集中在容城县城, 对于容东片区总体勘查程度不高, 针对其分布特征和深部资源潜力系统性研究相对薄弱, 在一定程度上制约了容东片区地热资源开发利用。2018年以来中国地质调查局与当地政府统一组织协调在容东片区完成多口地热勘探孔施工, 本文结合已有的地热基础资料, 利用深部地质结构、断裂分布、地温场与水化学场等多种探测手段查明容东片区地热地质条件, 揭示深部地热资源赋存机理并建立采灌均衡评价体系综合评价容东片区深部蓟县系热储地热资源量, 为雄安新区地热资源开发利用、能源结构转型提供科学支撑。

1 区域地质特征

雄安新区位于渤海湾盆地的冀中坳陷中北部(图1a), 规划范围包括河北省雄县、容城、安新三县及周边部分区域。冀中坳陷是经历海西期整体升降阶段、印支和燕山期挤压褶皱阶段以及喜山期拉张断陷阶段等多次构造运动后形成的发育在华北克拉通之上的次级翘倾块体、箕状凹陷、古潜山构造单元, 且在这种以新生界作为盖层, 基岩结构凸凹相间发育的构造格局所控制之下产成的热流侧向再分配造成本区较高的大地热流值(陈墨香等, 1990;Kong et al., 2017)。冀中坳陷包括廊坊凹陷、牛驼镇凸起、保定凹陷、高阳地凸起、饶阳凹陷、武清—霸州凹陷 6个Ⅳ级构造单元, 区域上由两条近东西—北西西向一级构造变换带(徐水—安新—文安变换带和无极—衡水变换带)分割。杨明慧等(2002)认为这两条构造变换带起到了显著的构造分区作用。其中, 徐水—安新—文安构造变换带将冀中坳陷中部划分为南北两区, 使两侧相邻凹陷在构造样式、变形强度等方面呈明显的分区构造格局(常健等,2016; 王思琪等, 2021)。雄安新区整体位于冀中坳陷北部与中部的构造转换部位, 通过徐水—安新—文安变换带连接。

图1 雄安新区在冀中坳陷构造位置(a)、中元古界蓟县系顶板埋深图(b)及容东片区示意图(c)Fig. 1 Structural map of the Xiongan New Area in the Jizhong Depression (a), the depth of burial of the top of Jixian System in Mesoproterozoic (b), and sketch map of the Rongdong area(c)

深大断裂控制区域构造格局, 部分断裂发育的深度甚至可达结晶基底, 为地热流体运移提供导热导水通道(朱喜等, 2022)。区域内主要深大断裂有NE走向的容城断裂、牛东断裂和高阳—博野断裂以及NWW走向的徐水断裂、牛南断裂和安新断裂等(图1b, 图2)。其中, 与容东片区具有密切成因联系的容城断裂断至结晶基底, 是控制新近系发育的生长性断层(赵佳怡等, 2020), 为本区的地热资源形成提供了重要的导热导水通道。区域上的其他深大断裂对于区域构造格局的形成也具有重要意义: 高阳—博野断裂控制了古近系厚度(王贵玲等, 2020);牛东断裂是控制牛驼镇凸起与霸县凹陷的长期处于活动状态的深大断裂(何登发等, 2018); 徐水断裂是控制容城凸起和保定凹陷发育的深大断裂。此外,区域发育地层有太古界, 中元古界长城系、蓟县系,古生界寒武系, 新生界古近系、新近系及第四系。新生界盖层岩性主要是砂岩及砂砾岩等, 深部主要开发利用热储岩性是蓟县系白云岩, 岩石裂隙较为发育且有较好热物性特征, 均是雄安新区优越地热资源的必要条件。

图2 研究区地质剖面示意图Fig. 2 Geological profile of the study area

2 热储特征

容东片区施工完成的地热井共 4口(图1c), 部署RD1、D13井目的是揭露蓟县系; RD2井由于靠近容城断裂, 钻探漏失严重, 井深所限未能揭露到蓟县系; 部署 RD3用于采灌试验, 4口井揭露地层情况见表1。通过收集本区已有地质、钻井资料, 初步查明本区地热地质特征。本区热储类型分为碎屑岩孔隙型和碳酸盐岩岩溶裂隙型两种热储类型, 根据钻井揭露地层情况自上而下主要包括第四系、新近系明化镇组孔隙型砂岩热储、蓟县系雾迷山组及高于庄组碳酸盐岩热储(局部缺失杨庄组)、长城系碳酸盐岩热储、太古界基底。

表1 容东片区已有地热井特征统计表Table 1 Properties of typical geothermal wells in the Rongdong area

(1)新近系砂岩热储

容东片区新近系明化镇组孔隙型砂岩热储埋藏浅, 揭露厚度 400～500 m, 底界 755～1 000 m, 温度低且水量较小, 目前该组热储由于距地表浅、回灌较难, 全区已禁止开采。在本区其下部与蓟县系热储直接接触。

(2)蓟县系碳酸盐岩热储

本区蓟县系热储包括雾迷山组和高于庄组两个层段, 是一套以碳酸盐岩为主的海相地层, 主要岩性为白云岩、石英硅质岩和泥质白云岩等。深部碳酸盐岩地层经历了漫长地质时期的剥蚀、风化、淋滤作用, 岩石溶隙、裂隙较为发育, 在热传导与热对流共同作用下形成深循环构造裂隙型热储(鲁锴等, 2019)。雾迷山组地层在片区南部缺失,北部逐渐变厚, 厚度最大处约为 600 m; 高于庄组在全区均有分布, 厚度由东南向西北逐渐加大, 南部最薄处厚度约为 400 m(上部雾迷山组被全部剥蚀), 西北部厚度最大为600～800 m。

根据研究区钻孔揭露基岩埋深情况显示, 整个容东片区深部碳酸盐岩热储埋深750～1 000 m(图3),容东片区西北部靠近容城县城处蓟县系热储埋藏浅,向东南方向埋深有增大的趋势。受区域次级构造和地层风化剥蚀作用的影响, 蓟县系厚度空间变化较大, 为 450～1100 m。南部边界受次级构造影响,太古代变质岩上隆, 钻遇碳酸盐岩热储层变薄,最薄处地层厚度小于 500 m(D13), 北部逐渐变厚,厚度最大处约为 1000 m(RD3未穿)(图4)。根据片区内测井及抽水试验数据, 蓟县系热储平均出水温度约 50 ℃, 储厚比 20%～40%, 储层最大孔隙度可达11.3%, 平均孔隙度5.5%, 单位涌水量5.31～16.8 m3/(h·m)。

图3 容东片区蓟县系顶板埋深等值线图Fig. 3 Buried depth of the top interface of the Jixian System in the Rongdong area

图4 容东片区蓟县系厚度等值线图Fig. 4 Thickness of the Jixian System in the Rongdong area

(3)长城系碳酸盐岩热储

长城系碳酸盐岩热储在研究区均有分布, 主要为大红峪组含燧石白云岩、砂质白云岩夹粗面岩、玄武岩、凝灰岩等。该组地层受剥蚀、风化、淋滤作用少, 地层相对完整。顶界埋深为1450～2000 m,厚度为800～1200 m, 片区内D13井钻至长城系所揭露的地层出水温度约 61 ℃, 储层平均孔隙度2%～8%, 单位涌水量 2.2～3.148 m3/(h·m)。

3 地温场特征

利用本次测温数据绘制研究区及周边勘探井钻井测温和地温梯度曲线图(图5), 为本区地温场特征分析提供基础依据。200 m以浅井温受浅表因素如地形、浅表地下水等影响, 波动较大。在200～1000 m 范围段, 井温随深度呈线性增加趋势,表明热量传递在该层段以热传导为主。在 1000 m以深, 地层岩性由浅部的砂泥岩地层转变为白云岩地层, 相较于上部砂泥质沉积盖层, 白云岩具有较高的热导率和良好的富水性, 其岩层内部温度表现出均一化, 部分钻井地温曲线出现明显拐点, 地温梯度明显降低, 总体反映出传导型增温特点。

图5 研究区及周边钻孔稳态测温及地温梯度曲线Fig. 5 Steady-state temperature measurement and geothermal gradient curve of boreholes in the study area and surrounding area

选取本区D13钻井及周边具有代表性钻井D15,以每 20 m厚度为间隔计算出的地温梯度随深度变化(图5)。在垂向上地温梯度随深度变化主要取决于地层岩性的变化, 即上部砂泥质沉积盖层段与下部白云岩热储层段, 具有明显的阶段性, 沉积盖层段地温梯度相对稳定且较高, 除去波动较大浅表(0 ～200 m)影响, D13井第四系地温梯度为3.5～4.5 ℃/(100 m), 中值 4.2 ℃/(100 m), 新近系地温梯度中值为4.4 ℃/(100 m), 进入碳酸盐岩地层后地温梯度降低, 蓟县系地温梯度平均为 1.1 ℃/(100 m),受到导水导热断裂通道或地层破碎带高渗性影响部分钻孔地温梯度出现波动, 说明深部碳酸盐岩热储地热流体对流影响是存在的。在区域上盖层地温梯度与覆盖层层厚度密切相关, 位于东部洼漕区的D15井新近系地温梯度为2.1 ℃/(100 m), 相较于容城凸起的D13钻孔, 洼漕区钻孔盖层覆盖厚度超过2 000 m, 随着基岩埋深增加, 上覆沉积盖层地温梯度逐渐减小。

4 水化学场特征

4.1 水化学及同位素特征

本次研究采集并收集水样样品 9组, 其中太行山区泉水样 3组, 容城地热田雨水样 1组, 片区内蓟县系碳酸盐岩热储地热井水样5组, 均用2.5 L取样瓶采集水样后密封保存。根据水化学组分测试结果(表2)及 Piper图(图6a), 太行山区碳酸盐岩裸露区泉水水化学类型为HCO3-Ca·Mg型, TDS含量为458～544.1 mg/L, 属于淡水。容东片区蓟县系碳酸盐岩热储地热流体, pH值 6.94～7.55, 属于弱碱性水, TDS为2809～3678 mg/L, 属于微咸水。主要阳离子是 Na+, 平均含量 739.6～825.3 mg/L, 主要阴离子是, 水化学类型为 Cl·HCO3-Na型水。

图6 研究区水样的Piper图及δ2H-δ18O关系图Fig. 6 Piper and plot of δ2H-δ18O of the study area

表2 太行山区和研究区水样水化学及同位素测试结果Table 2 Hydrochemical analysis data of the geothermal water in the study area and springs from Taihang Mountain

此外, 结合全球大气降水线(Craig, 1961)和当地大气降水线(刘明亮等, 2020)绘制研究区不同水体δ2H-δ18O关系图(图6b), 可以看到本区雨水样和蓟县系碳酸盐岩热储水样点均在大气降水线展布,说明本区内各类水体的补给来源是大气降水。其中太行山区泉水水样均落在大气降水线附近, 太行山区碳酸盐岩裸露地表, 赋存环境较为开放, 直接接受大气降水补给, 本区深部蓟县系碳酸盐岩热储水样点则更大程度偏离大气降水线。结合水化学场特征分析, 深部碳酸盐岩热储地热水是以大气降水入渗为起源的深部循环水, 从西部、西北部的太行山碳酸盐岩裸露区接受大气降水补给经历长距离运移至盆地内部在合适部位富集, 地热流体水化学类型由西北向东南从HCO3-Ca·Mg型过渡到Cl-HCO3-Na型, 矿化度由西北向东南呈递增趋势,水岩作用逐渐强烈。

4.2 热储温度和循环深度

4.2.1 热储温度估算

热储温度是评价地热资源潜力不可或缺的参数, 而作为估算热储温度中最经济而有效的方法,地球化学温标法包括SiO2地热温标、阳离子地热温标、同位素地热温标等。将地热井水样数据在Na-K-Mg三角图(Giggenbach, 1988)上绘制出来, 发现水样点均处在未成熟水(图7), 说明地下热水与钠长石、钾长石及镁长石矿物的水-岩反应时间相对较短未达到平衡状态, 因此阳离子地热温标不适用于本研究。

图7 研究区水样的Na-K-Mg平衡三角图Fig. 7 Na-K-Mg ternary diagram of geothermal water in the study area

水中溶解的SiO2不易受离子效应、其他络合物挥发散失及稀释的影响, 只受二氧化硅多晶型物溶解度的控制。在未平衡条件下, SiO2地热温标可以提供比阳离子地热温标更为可靠的结果, 主要包括石英温标、石英温标(无蒸汽损失)、石英温标(最大蒸汽损失)及玉髓温标等(Fournier and Truesdell,1974; Fournier, 1977)。在低于180 ℃温度下SiO2的溶解度通常由玉髓控制而不是石英(Belhai et al.,2017), 石英温标多用于高温热储, 玉髓温标普遍适用于中低温热储, 因此本文选取玉髓温标估算研究区深部热储温度:

式中T—热储温度(℃), SiO2浓度单位mg/L。根据公式估算得到蓟县系热储温度在60～74 ℃范围内,深部热储实际情况复杂因此该计算结果仅供参考。

4.2.2 热储循环深度估算

前文已求得深部热储温度, 热水温度变化主要由深循环地热增温获得, 可以利用以下公式粗略估算热水的循环深度(Zhu et al., 2022):

式中:H—热水循环深度(m);I—地温梯度(℃/(100 m));Tz—地下热储温度(℃);T0—多年平均气温(℃);h—恒温带深度(m)。研究区地温梯度取3.8 ℃/(100 m), 年平均气温12.5 ℃, 恒温带深度取区域值25 m(朱喜等, 2021)。根据公式估算得到的研究区深部热储地热流体循环深度为 1748～2462 m,此深度与研究区已钻基岩井最大深度基本吻合。

通过对容东片区的构造特征、热储特征及水化学场特征综合分析, 建立深部岩溶热储概念模型:西部太行山碳酸盐岩裸露区大气降水入渗侧向径流补给后, 地下水沿断裂经深循环(1748～2462 m)被深部热源加热, 深层热储温度为60～74 ℃, 而后沿导水断裂带运移至凸起处强岩溶裂隙发育的碳酸盐岩地层中汇集, 形成水热型地热系统。区域新近系明化镇组和第四系为蓟县系岩溶热储的直接盖层,起到良好的保温作用。

5 地热资源量计算

5.1 评价内容与方法

本次研究区地热资源评价内容为蓟县系碳酸盐岩热储, 评价深度4000 m, 由于热储温度以及顶板埋深区域变化较小, 且受风化剥蚀作用碳酸盐岩储层厚度空间变化较大, 故选取地层厚度等值线作为评价分区依据, 将片区按照蓟县系储层厚度划分为4个区(图8)。本次参考DZ/T 0331-2020《地热资源评价方法及估算规程》(自然资源部, 2020)选择热储法和采灌均衡法进行资源量评价, 其中热储法较为成熟且广泛应用于沉积盆地水热型地热资源量计算(郭世炎和李小军, 2013; Wang et al., 2019)。采灌均衡法基于热突破公式(刘志明等, 2016)考虑热储回灌, 符合实际开发条件, 最终计算得出地热资源量、地热流体储存量、地热流体可开采量、地热流体可开采热量四个指标。

图8 地热资源评价蓟县系热储分区图Fig. 8 The distribution of thermal reservoirs of the Jixian System

5.2 主要参数

容东片区蓟县系碳酸盐岩热储在研究区普遍分布, 评价面积为12.14 km2。钻井揭露蓟县系埋藏深度在750～1 000 m, 地层厚度为450～1100 m。由地热温标估算本区蓟县系热储温度为60～75 ℃,通过D13井稳态测井曲线获取容东片区蓟县系热储中部温度稳定在 60～63 ℃, 由于热储温度区域变化较小, 本次评价统一取62 ℃。孔隙率、水位埋深及总压缩系数参数取自朱喜等(2022), 其中孔隙率根据测井结果取热储平均孔隙率为 4%, 水位埋深选取地热井平均水位, 总压缩系数蓟县系热储取3.6 MPa-1, 恒温层温度取14.5 ℃。水的比热及密度均引用DZ/T 0331-2020《地热资源评价方法及估算规程》(自然资源部, 2020)中数据, 水的比热取4 186.8 J/(kg·℃), 水的密度取982 kg/m3。岩石的比热和密度均来自室内实验测试平均值。

5.3 评价结果

本次研究区地热资源评价内容为蓟县系碳酸盐岩热储地热资源量、地热流体储存量、地热流体可开采量、地热流体可开采热量四个指标。依据《地热资源地质勘查规范》(GB/T11615-2010)和《地热资源评价方法及估算规程》(DZ /T 0331—2020)采用热储法进行地热资源量计算, 地热流体可开采量采用采灌均衡法进行计算。经计算, 得到容东片区蓟县系碳酸盐岩热储地热资源量为 51.32×1016J, 地热流体存储量为1.82×108m3, 采灌均衡条件下热储地热流体可开采量为1.33×104m3/a, 采灌均衡条件下地热流体可开采热量为0.95×1015J/a(表3, 表4),折合标准煤 3.23万吨/年, 可满足供暖面积305万m2。此外, 开采利用本区深部地热流体可减排二氧化碳量 7.72万吨/年, 减排二氧化硫量3.29万吨/年, 减排氮氧化物量 3.25万吨/年, 减少悬浮物粉尘量 3.26万吨/年, 开发利用地热清洁能源助力新区绿色低碳能源转型, 碳中和潜力显著。

表3 容东片区地热资源量主要计算参数汇总表Table 3 Summary of main calculation parameters in the Rongdong area

表4 容东片区蓟县系热储地热资源评价结果Table 4 Results of resource calculations of the Jixian System in the Rongdong area

6 结论

(1)雄安新区容东片区地热资源赋存条件好, 地温场分布主要受基底构造形态控制, 地温梯度随深度变化主要受控于地层岩性变化, 具有明显阶段性。本区热储类型分为碎屑岩孔隙型和碳酸盐岩岩溶裂隙型两种热储类型, 碎屑岩孔隙型热储为新近系明化镇组孔隙型砂岩热储, 碳酸盐岩岩溶裂隙型热储包括蓟县系雾迷山组及高于庄组碳酸盐岩热储、长城系碳酸盐岩热储等。其中, 蓟县系碳酸盐岩热储为地热勘查开发主要目标层段, 全区普遍分布, 受容城断裂等断裂控制, 厚度变化较大, 平均出水温度约 50 ℃, 储厚比 20%～40%, 储层最大孔隙度 11.3%。蓟县系碳酸盐岩热储地热流体 pH值7.04～8.18, TDS为2 325～3 678 mg/L, 水化学类型为 Cl·HCO3-Na 型。

(2)西北部太行山地区大气降水是本区地热资源的补给水源, 地下水沿断裂经深循环(1748～2462 m)被深部热源加热, 深层热储温度为60～75 ℃, 而后沿导水断裂带运移至凸起处强岩溶裂隙发育区, 形成水热型地热系统。区域新近系明化镇组和第四系为蓟县系岩溶热储的直接盖层,起到良好的保温作用。

(3)采用热储法计算得到容东片区蓟县系碳酸盐岩热储地热资源量为 51.32×1016J, 地热流体存储量为1.82×108m3, 采灌均衡条件下热储地热流体可开采量为1.33×104m3/a, 采灌均衡条件下地热流体可开采热量为 0.95×1015J/a, 折合标准煤3.23万吨/年, 可满足供暖面积305万m2。本区地热资源丰富, 建议加强深部资源赋存条件好的蓟县系碳酸盐岩热储层开发力度, 因地制宜开展勘查开发,提升地热利用效率。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research & Development Program of China (No.2019YFB1504101), and China Geological Survey(Nos. DD20189112 and DD20221676).