青海共和—貴德干熱巖勘查評價中熱儲溫度與深度預(yù)測

王 斌，李百祥，馬新華

(1.青海省水文地質(zhì)及地?zé)岬刭|(zhì)重點實驗室/青海省水文地質(zhì)工程地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查院，青海 西寧810008;2.甘肅省地礦局第二地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院，甘肅 蘭州730020)

據(jù)共和新聞網(wǎng)報導(dǎo)，共和恰卜恰地區(qū)2號新井(DR2)，井深達到1 850 m時，基底印支期花崗巖溫度較高，據(jù)測溫巖石溫度達98.60℃，經(jīng)計算盆地平均地溫梯度達5.61℃/100m，預(yù)計孔深達3 000 m以上，巖體溫度達160℃以上，干熱巖資源豐富。

另據(jù)發(fā)表資料［6］，貴德扎倉寺溫泉溫度(93.5℃)接近當?shù)胤悬c(92.5℃)，地?zé)岙惓^(qū)地溫梯度值很高為9.5℃/100m。經(jīng)過計算，地表以下2 000 m、4 000 m、6 000 m的熱儲溫度分別為195℃、385℃、575℃，完全滿足“熱干巖”發(fā)電的溫度要求。

從上述資料可看出，共和恰卜恰地區(qū)盆地型地?zé)崽镉闷骄販靥荻韧扑闵畈繙囟葧r，地溫梯度取值偏大。同時，在研究該地區(qū)存在干熱巖地?zé)岬刭|(zhì)條件時［12］［15］，只注重了高地溫梯度，忽視了地溫梯度計算方法存在的問題，經(jīng)對區(qū)內(nèi)新近完成地?zé)峋疁y溫數(shù)據(jù)在Excel用回歸分析統(tǒng)計預(yù)測，在相應(yīng)深度達不到預(yù)期熱儲溫度。

扎倉寺溫泉屬斷裂對流型地?zé)崽?，用貴德盆地內(nèi)淺部測溫資料計算出的地溫梯度［6］［7］不符合對流型地?zé)崽锏奶卣?，加之?dǎo)熱斷裂通道溫度場分布和地?zé)崃黧w的流速從現(xiàn)有資料無法取得，因此，根據(jù)盆地內(nèi)淺部地溫梯度再計算一定深度對應(yīng)的熱儲深度就顯得不夠合理。

1 區(qū)域地?zé)岬刭|(zhì)背景和地?zé)犸@示

共和－貴德盆地處于昆侖山脈與秦嶺山脈之間，為一個總體呈北西西向展布的菱形山間盆地。大地構(gòu)造單元屬于東昆侖、西秦嶺造山帶接合部位，稱之為“共和缺口”或中央造山帶“秦昆岔口”。按地質(zhì)力學(xué)劃分，屬昆侖－秦嶺緯向構(gòu)造帶與河西系構(gòu)造復(fù)合的沉降帶。

共和－貴德盆地是古近系初形成的斷陷盆地，四周被斷褶帶隆起山地圍限，北側(cè)是青海南山、拉雞山斷褶隆起帶、南側(cè)是河卡南山、巴吉山斷褶隆起帶、西為鄂拉山構(gòu)造巖漿巖帶、東為扎馬山斷褶隆起帶，中間被瓦里貢山構(gòu)造巖漿巖隆起帶分隔為共和、貴德兩盆地。

共和－貴德盆地周邊均受山前深大斷裂的控制，挽近期構(gòu)造活動強烈，山體隆升，盆地大幅度下降，沉積了較厚的第四系(Q)沖洪積、河湖相堆積物和新近系(N)、古近系(E)湖相堆積物，上部為磚紅色泥巖、砂質(zhì)泥巖互層，下部為褐紅色砂質(zhì)泥巖夾砂礫巖。在盆地東部邊緣還有白堊紀基性火山熔巖沿多禾茂斷裂呈近南北向分布。三疊系(T)廣泛出露在盆地周邊隆起帶和組成盆地基底，下、中、上三統(tǒng)具全，下、中統(tǒng)為海相，上統(tǒng)為陸相。

侵入巖主要以印支－燕山期花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖和斑狀花崗巖等為主，侵入于中、下三疊系。由三疊系和印支－燕山期中酸性巖體構(gòu)成褶皺基底。

盆地內(nèi)發(fā)育三級湖相階地和多級黃河階地，說明隨青藏高原隆升，盆地一直處于間歇性抬升狀態(tài)［1］。

1.1 隆起山地斷裂對流型溫泉成帶密集分布水溫高

共和－貴德盆地東西兩側(cè)和中間形成三條近南北向構(gòu)造巖漿巖隆起帶，也是三條右行走滑活動斷裂帶和溫泉密集分布帶，夾持在NWW向東昆侖－西秦嶺南北兩側(cè)主邊界斷裂之間。

盆地西側(cè)構(gòu)造巖漿巖帶在鄂拉山沿烏蘭－興海一線分布，全長180 km，以三疊系鄂拉山群火山巖和印支－燕山期中酸性巖體構(gòu)成山體主體，巖體長軸和三疊系火山巖多呈NNW向，并有一系列斷裂平行展布，其中以瓦洪山斷裂貫穿南北，斷裂顯示強烈的擠壓現(xiàn)象，呈現(xiàn)出50～100 m寬的斷裂擠壓破碎帶，且多期活動以第四紀新構(gòu)造活動較強烈。沿斷裂分布有烏蘭巴硬格里溫泉(42.5℃/1)，興海青根河溫泉(62℃/2)、興海溫泉鎮(zhèn)溫泉(61℃/3)等。

中間瓦里貢山構(gòu)造巖漿帶沿當家寺－過馬營一線分布，中酸性侵入巖為印支－燕山期，當家寺－群強隱伏斷裂帶沿瓦里貢山隆起帶呈NNW向展布貫穿南北，沿此構(gòu)造巖漿帶分布的溫泉溫度最高，由北往南有曲乃亥溫泉(86℃/6)、扎倉寺溫泉(93.5℃/7，達到當?shù)胤悬c92.5℃為沸泉)，新街溫泉(64℃/8)。東側(cè)是扎馬山構(gòu)造巖漿帶，屬西秦嶺印支造山帶，以三疊系和印支－燕山期花崗巖為基底，并有崗察寺－多禾茂斷裂貫穿南北，沿多禾茂斷裂還有白堊紀基性火山熔巖呈帶狀分布。溫泉有同仁蘭采溫泉(67℃/9)、同仁曲庫呼溫泉(48.5℃/10)和西卜沙溫泉(44℃/11)等分布。

圖1 共和－貴德盆山地?zé)岱植紙D

上述構(gòu)造巖漿巖帶中，斷裂切割較深，第四紀新構(gòu)造活動較強，為深部熱流體對流運移提供了良好的通道，形成縱貫西秦嶺－東昆侖南北向地?zé)釒А?/p>

1.2 沉積盆地地?zé)峋疁囟雀?、地溫梯度?/h3>

1)共和縣城附近鉆孔揭露，300 m左右第四系含水層水溫較正常井普遍增高10℃，經(jīng)測量，新水1、2號井井口溫度27℃，3號井井口溫度31℃，4號井井口溫度高達38.6℃，這些地?zé)岙惓＞嘌仉[伏斷裂帶展布，水量豐富，單井涌水量2 000～4 000 m3/d。上他買－阿乙亥地段克才村農(nóng)田供水CK9孔，井深246 m，水溫42℃，地溫梯度值達7.5℃/100m。

1999年共和縣城民族師院地?zé)峋?QR1)孔深969 m，932.1 m見花崗巖，風(fēng)化殼厚12.5 m。井底實測溫度70℃，全井平均地溫梯度為6.79℃/100m，井口水溫僅40℃，涌水量458 m3/d。

2007年在共和縣城附近上他買－阿乙亥打成的地?zé)峋? 203.48 m，0～583 m為第四系亞粘土、亞砂土及粉細砂、中粗砂地層，583～1 203.48 m為新近系泥巖、砂質(zhì)泥巖及粉細砂巖、中砂巖及含礫中粗砂巖。經(jīng)抽水試驗，涌水量1 136 m3/d，井口水溫達72.5℃，井底測溫到83℃。平均地溫梯度6.36℃ /100m。

2011年在上塔買－阿乙亥施工DR1地?zé)峥祝咨? 455 m，在1 354 m鉆遇花崗巖。0～55 m是第四系全新世沖洪積物，主要為砂礫卵石、亞砂土，55～610 m為第四系早更新世亞粘土、砂巖等，610～1 354 m為古近系，主要為泥巖、砂巖，1 354～1 454 m為花崗巖，孔底溫度87℃，井口水溫82℃，涌水量800 m3/d。

2012年又在上塔買－阿乙亥施工 DR2地?zé)峥?，孔? 850 m，1 454 m見花崗巖，孔底溫度98.6℃，經(jīng)計算盆地平均地溫梯度達5.61℃/100m。

2)貴德三河地區(qū)自流水勘探中，鉆孔控制深度350～603 m。井底溫度 35.0℃ ～64.0℃，地溫梯度 6.67～9.5℃ /100m。

2000年在貴德溫泉賓館施工R1地?zé)峋?，井? 000.20 m，在600 m以上進行了封井止水，井口自流量為50 m3/d，測得井底溫度71℃，井口水溫為50℃，由于水量小沒有成井。

2010年在貴德縣河濱公園施工R2號地?zé)峋?，終孔深度1 709.56 m，1 490.55 m 進入花崗巖，埋深在 608.50 ～1 594.70 m熱儲段厚度為986.20 m，巖性為古近系棕紅色泥巖、砂質(zhì)泥夾中砂和粉細砂，下部為花崗巖破碎帶。井底溫度為97.3℃，經(jīng)試水在608.50～1 594.7 m 之間的熱儲帶有熱無水。

2012年在貴德縣梨花別墅施工R3號地?zé)峋K孔深度2 700.35 m，井底溫度為107℃，經(jīng)試水熱儲部位有熱無水。

由上述鉆孔測溫可見，在該區(qū)地溫場高、地溫梯度大是共同特點。

2 地?zé)嵯到y(tǒng)的厘定

在《地?zé)豳Y源地質(zhì)勘查規(guī)范》中將熱儲溫度高于150℃的地?zé)嵯到y(tǒng)稱為高溫地?zé)嵯到y(tǒng)，熱儲溫度在90℃ ～150℃之間稱為中溫地?zé)嵯到y(tǒng)，低于90℃稱為中溫地?zé)嵯到y(tǒng)。區(qū)內(nèi)對斷裂對流型溫泉分布地段缺乏深部熱儲的實測溫度，熱儲溫度主要通過地球化學(xué)地?zé)釡貥擞嬎恪?/p>

共和－貴德地區(qū)斷裂對流型溫泉雖很多，唯有扎倉寺溫泉和溫泉鎮(zhèn)溫泉已經(jīng)初步勘查和開發(fā)，資料相對較多，除上述外，另據(jù)石英溫標和石髓溫標計算熱儲溫度［6］，扎倉寺溫泉110℃ ～137℃、溫泉鎮(zhèn)溫泉68℃ ～120℃。通過以上地球化學(xué)溫標計算，平均熱儲溫度接近和低于150℃，屬中溫地?zé)嵯到y(tǒng)［5］。

3 地溫梯度計算與熱儲深度預(yù)測

目前熱儲深度計算都是用熱儲溫度與平均地溫梯度估算，從盆地內(nèi)測溫曲線來看，在淺部具向上凸的二次曲線特征，已不是單純傳導(dǎo)型的線性變化，表明伴有對流型熱流作用。據(jù)理論計算［3］表明，隨垂直水流速度増加，測溫曲線的曲率增大，呈現(xiàn)與傳導(dǎo)型直線向外偏離的特點，并隨著深度的增加逐漸趨于線性。另從區(qū)內(nèi)多個地?zé)峋骄販靥荻扔嬎憬Y(jié)果來看，隨著計算井深加大平均地溫梯度呈減小的趨勢，可見用傳導(dǎo)型線性公式計算整條測溫曲線的平均地溫梯度值勢必偏大，若對測溫曲線在Excel采用回歸分析統(tǒng)計預(yù)測功能分段計算各段地溫梯度，由熱儲溫度再計算預(yù)測熱儲深度就較為接近實際。

共和－貴德盆地超過千米見花崗巖的地?zé)峥啄壳坝?口(圖1)，共和、貴德各2口，其中一孔進行井中測溫曲線梯度計算和熱儲深度預(yù)測，另各選一孔作為對比驗證。

從共和DR1井和貴德R2井測溫曲線來看，基本可分三段(圖2、圖3)。前段在200～300 m以前是測溫曲線急聚上升曲率變化非線性段，由回歸方程擬合共和DR1井測溫曲線符合對數(shù)分布;貴德R2井測溫曲線較為復(fù)雜，出現(xiàn)溫度場倒轉(zhuǎn)后又上升，很難用已有曲線類型擬合，只能按線性變化擬合其中后半段，地溫梯度為9.75℃/100m，逼近擬合程度也較差。以上2孔在共和城區(qū)附近和貴德三河地區(qū)，如前所述，淺部為第四系疏松地?zé)醿ιw層，導(dǎo)熱率相對較低，非滲透巖層覆蓋于以對流為主的熱儲層之上，地下水有較高溫度和涌水量，受其影響形成對流與傳導(dǎo)混合型熱儲，雖具有很高地溫梯度，已不滿足線性地溫場計算條件。中間為平穩(wěn)上升段，延深長度較大在1 000～1 400 m，為新近系(N)、古近系(E)湖相堆積物分布，巖石熱導(dǎo)率相對較低，地溫梯度具有線性特征，相關(guān)系數(shù)平方(R2)在共和盆地和貴德盆地分別為0.984 3、0.987 2，相關(guān)系數(shù)(R)均在 0.99 以上，逼近擬合程度較好，計算地溫梯度分別為 3.66℃ /100m，2.96℃ /100m，相比之下共和盆地較貴德盆地新近系(N)、古近系(E)有較好熱儲傳導(dǎo)性。尤其最后200～400 m是緩慢遞升段，已進入基底花崗巖，隨巖石密實程度增大，熱導(dǎo)率增加，地溫梯度減小，共和盆地和貴德盆地分別為 2.36℃ /100m，1.87℃ /100m，相關(guān)系數(shù)R均在0.99以上，逼近擬合程度更好以傳導(dǎo)型熱儲為主，是預(yù)測干熱巖的賦存部位。

表1 熱儲溫度計算表

圖2 共和DR1孔地溫梯度計算圖

圖3 貴德R2孔地溫梯度計算圖

在共和DR1孔利用深部梯度預(yù)測1 850 m深度的熱儲溫度為96.66℃，與相距16 00 m的

DR2孔井底溫度98.6℃，僅偏低2℃，預(yù)測孔深3 000 m溫度可達123.8℃，要達到熱儲溫度150℃，需要深度4 110 m。

貴德R2孔利用深部地溫梯度，計算2 700 m深度的熱儲溫度為115.49℃，與相距1800 m的梨花別墅(R3)同深度地?zé)峥拙诇囟?07.56℃，誤差偏高7.83℃，預(yù)測孔深3000 m溫度可達121.1℃，要達到熱儲溫度150℃，需要深度4 545 m。

這個深度與資料［10］用貴德地區(qū)平均地溫梯度3.5℃/100 m計算扎倉寺溫泉熱儲溫度177℃的熱儲深度為4 790 m，溫度150℃的熱儲深度為4 285.7 m，較為接近。

但需說明的是扎倉寺溫泉熱儲深度計算是采用與盆地一致的地溫梯度。溫泉是水熱強烈活動帶，是熱流測量的禁區(qū)［2］，缺乏深部實測溫度的條件下，更難求得傳導(dǎo)型地溫梯度，用鄰區(qū)平均地溫梯度對溫泉區(qū)預(yù)測與實際存在很大不可預(yù)見性。

由上可見，在盆地內(nèi)用地?zé)釡y溫孔深部線性測溫段計算地溫梯度預(yù)測熱儲深度，與檢驗孔井底深度實測溫度較接近，在類似的地質(zhì)條件下，可進行預(yù)測。

4 地?zé)岢梢蝾愋吞接?/h2>

目前，在共和－貴德盆地內(nèi)針對干熱巖勘查的鉆孔已開鉆，共和盆地的鉆孔布置于共和縣城北側(cè)的重力低區(qū)域，推斷深部為花崗巖部位;貴德盆地鉆孔根據(jù)“就熱找熱”的原則，直接打在扎倉寺溫泉地表已有花崗巖出露的地段，另據(jù)氦同位素 4He有較高含量［16］和 R(樣品3He/4He)/Ra(空氣3He/4He)＜1，推斷為殼源印支期重熔S型花崗巖，其熱源除有隨地殼正常增溫外還疊加時代相對較新印支期花崗巖中含鈾、鉀、釷等放射性元素衰變生熱率高的因素，由此產(chǎn)生的熱能形成較高熱流背景，是傳導(dǎo)型地?zé)豳Y源干熱巖的熱源。

同時，熱水溫度取決于循環(huán)深度，在一定熱流背景下，熱水循環(huán)越深，溫度就越高，巖體本身的滲透性差，主要靠裂隙及破碎帶導(dǎo)水，在地形高差所形成水力壓差作用下形成地下熱水深循環(huán)系統(tǒng)。盆地邊緣分布的斷裂對流型溫泉，除上述類似熱源外，主要靠深斷裂導(dǎo)熱、導(dǎo)水的作用。

5 結(jié)語

分布于共和－貴德盆地盆緣的溫泉屬斷裂對流型地?zé)豳Y源，通過地球化學(xué)溫標計算平均熱儲溫度接近或低于150℃，屬中為溫地?zé)嵯到y(tǒng)。盆地內(nèi)，推斷為殼源印支期重熔S型花崗巖，其熱源除隨地溫梯度地殼正常增溫外還疊加鈾、鉀、釷衰變生熱產(chǎn)生熱源形成高熱流背景，在盆地內(nèi)傳導(dǎo)型地?zé)豳Y源3 000 m達不到高溫地?zé)嵯到y(tǒng)的溫度(150℃)，可屬中溫地?zé)嵯到y(tǒng)，只有在較大的深度(4 300 m)才能獲得較高的溫度或稱準高溫系統(tǒng)。這將會影響干熱巖勘查經(jīng)濟價值和效益，其預(yù)測結(jié)果，有待于盆地內(nèi)針對干熱巖鉆探井完鉆后的驗證。

［1］王吉玉，張興魯.青海共和盆地的挽近構(gòu)造運動［J］.西北地質(zhì)科技情報.1979(1).

［2］沈顯杰，張文仁，楊淑珍.西藏中部地?zé)釁^(qū)的鉆孔熱流測量［J］.地質(zhì)科學(xué).1989(4).

［3］鄧孝.地下水垂直運動的地溫場效應(yīng)與實例剖析［J］.地質(zhì)科學(xué).1989(1).

［4］熊亮萍，汪集旸，龐忠和.漳州熱田的對流熱流和傳導(dǎo)熱流的研究［J］.地球物理學(xué)報.1990(1).

［5］廖志杰，趙平.滇藏地?zé)釒У責(zé)豳Y緣和典型地?zé)嵯到y(tǒng)［C］.科學(xué)出版社.1999.

［6］王瑩，周訓(xùn)，于湲.應(yīng)用地?zé)釡貥斯浪愕叵聼醿囟龋跩］.現(xiàn)代地質(zhì).2007(4).

［7］周小波，李純，李育昆.青海貴德縣扎倉熱田成因探討［J］.青海科技.2005(2).

［8］郭萬成，時興海.青海省貴德縣(盆地)地?zé)豳Y源的開發(fā)利用［J］.水文地質(zhì)與工程地質(zhì).2008(3).

［9］方斌，周訓(xùn)，梁四海.青海貴德縣扎倉溫泉特征及其開發(fā)利用［J］.現(xiàn)代地質(zhì).2009(1).

［10］汪萬紅，張慧，蘇鶴軍.秦嶺北緣斷裂帶溫泉水循環(huán)深度與地震活動性的關(guān)系研究［J］.西北地震學(xué)報.2008(1).

［11］殷秀蘭，董穎.我國干熱巖地?zé)豳Y源潛力芻議［C］./鄭克棪，潘小平.董穎.中國地?zé)豳Y源開發(fā)與保護研討會論文集.北京:地質(zhì)出版社.2007:47－50.

［12］孫知新，李百祥，王志林.青海共和盆地存在干熱巖可能性探討［J］.水文地質(zhì)與工程地質(zhì).2011(2).

［13］龍作元，薛國強，周楠楠.貴德盆地深部地?zé)豳Y源地球物理評價［J］.地球物理學(xué)進展.2009(6).

［14］王斌，何世豪，李百祥.青海共和盆地地?zé)豳Y源分布特征兼述CSAMT在地?zé)峥辈橹械淖饔茫跩］.礦產(chǎn)與地質(zhì).2010(3).

［15］薛建球，甘斌，李百祥.青海共和－貴德盆地增強型地?zé)嵯到y(tǒng)(干熱巖)地質(zhì)－地球物理特征［J］.物探與化探.2013(1).

［16］趙霞，陳建生，等.河西走廊地下水的氦同位素指示［J］.地質(zhì)學(xué)報.2007(4).