巖溶熱儲古巖溶發(fā)育機制與地熱水富集模式

康鳳新 隋海波 李常鎖 魏善明 江露露 崔洋

摘要 ：明晰巖溶儲層古巖溶發(fā)育機制、形成演化及發(fā)育特征對揭示地熱資源賦存特征與富集規(guī)律具有重要意義。以濟南北地熱田為例，在厘清奧陶紀馬家溝群地層層序及沉積相特征基礎上，通過地表巖溶、鉆孔揭露地下巖溶發(fā)育特征及富水性分布規(guī)律的分析，研究巖溶熱儲古巖溶作用類型及發(fā)育機制，重塑濟南北地熱田巖溶發(fā)育與演化過程并闡明強巖溶發(fā)育與地熱水富集模式。結果表明：同生巖溶、古風化殼巖溶、埋藏巖溶等三級巖溶發(fā)育過程驅動控制區(qū)域巖溶的分布層位及發(fā)育程度，構造巖溶驅動控制裂隙巖溶發(fā)育強度，重力勢能驅動控制地熱水循環(huán)深度和巖溶發(fā)育深度；奧陶系頂板以下320 m深度范圍內(nèi)，層間巖溶與構造巖溶復合處、層間巖溶與侵入巖體接觸帶是強巖溶發(fā)育帶和地熱水富集帶。

關鍵詞 ：奧陶紀馬家溝群； 巖溶熱儲； 古風化殼； 層間巖溶； 構造巖溶； 演化過程

中圖分類號 ：TE 121 ???文獻標志碼 ：A

引用格式 ：康鳳新，隋海波，李常鎖，等.巖溶熱儲古巖溶發(fā)育機制與地熱水富集模式［J］.中國石油大學學報（自然科學版），2024，48（1）：13-24.

KANG Fengxin， SUI Haibo， LI Changsuo， et al. Mechanism and model of paleokarst development in karst geothermal reservoirs［J］.Journal of China University of Petroleum（Edition of Natural Science），2024，48（1）：13-24.

Mechanism and model of paleokarst development in karst ??geothermal reservoirs

KANG Fengxin ?1，3，4，5 ， SUI Haibo ?2，3，4 ， LI Changsuo ?2，3 ， WEI Shanming ?2，3 ， JIANG Lulu ?2，3 ， CUI Yang ?2，3

（1.College of Earth Science and Engineering， Shandong University of Science and Technology， Qingdao 266590， China;

2.801 Institute of Hydrogeology and Engineering Geology， Shandong Provincial Bureau of Geology & ?Mineral Resources， Jinan 250014， China;

3.Shandong Engineering Research Center for Environmental Protection and Remediation on Groundwater， ?Jinan 250014， China;

4.Shandong Engineering Technology Research Center for Geothermal Clean Energy Exploitation and Reinjection， Dezhou 253072， China

5.School of Water Conservancy and Environment， University of Jinan， Jinan 250022， China）

Abstract ： Understanding the mechanisms underlying ancient karst development， the evolution of formations ， and characteristics of karst reservoirs holds immense significance in unveiling the occurrence patterns and enrichment principles of geothermal resources. Using the northern Jinan geothermal field as a case study， the research focuses on elucidating the sequence stratigraphy and sedimentary facies characteristics of the Ordovician Majiagou Group carbonate rocks. It formulates the paleo-karstification types and the mechanisms governing karst geothermal reservoirs by analyzing the spatial development characteristics of surface and underground karstification， revealed through bore holes， and the distribution of the water-rich areas uncovered by geothermal wells. The evolution of karst in the northern Jinan geothermal field follows a specific process： The three-stage karst development involving contemporaneous karst， paleo-weathering crust karst， and buried karst influences layer distribution and regional karst development， particularly interlayered karst. The intensity of karst development is governed by structural karst. The depth of eothermal water circulation and karst development is influenced by gravitational potential. Furthermore， the model depicting strong karst development and geothermal water enrichment in the northern Jinan geothermal field is as follows： Within a depth range of 320 meters below the Ordovician roof， the strongly developed karstification zone and the geothermal water enrichment zone occur either within the compound zone consisting of interlayered karst and structural karst， or at the contact zone between the interlayered karst and intrusive rock masses.

Keywords ： Ordovician Majiagou Group; karstic reservoir; paleo-weathering crust; interstratified karst; tectonic karst; evolution process

巖溶儲層是海相含油氣盆地、水熱型地熱資源重要的儲層類型之一 ?［1-5］ ，具有分布廣、產(chǎn)能大、易于回灌等特點，逐漸成為中國北方地熱供暖利用的主要熱儲層之一。山東省的臨清坳陷區(qū)、濟陽坳陷區(qū)、魯中隆起山前區(qū)及魯西南潛隆起區(qū)發(fā)育有巨厚的寒武—奧陶紀碳酸鹽巖地層，分布面積達4.4萬km 2，具備形成大型巖溶熱儲地熱田的地熱地質條件 ?［6］ 。濟南北地熱田首次發(fā)現(xiàn)地熱始于20世紀70年代，在地熱田東段的鴨旺口一帶勘探鉆孔自噴熱水；在此之后許多的地熱工作者針對地溫場、大地熱流、水化學特征等開展一系列研究，已初步了解現(xiàn)今地溫場特征、熱儲蓋層分布特征 ?［7-11］ ，但針對深部古巖溶作用、巖溶發(fā)育機制與地熱水富集模式的研究不夠深入。伴隨著油氣地質、地熱地質的勘探發(fā)展，碳酸鹽巖儲層類型、古巖溶作用、儲層發(fā)育特征逐漸成為研究熱點。華曉莉等 ?［12］ 對渤中凹陷潛山巖溶分帶特征與優(yōu)質儲層分布規(guī)律進行研究，發(fā)現(xiàn)優(yōu)質儲層主要分布在表層風化帶和水平潛流帶；昝念民等 ?［13］ 研究東營凹陷碳酸鹽巖儲層儲集空間特征及發(fā)育模式，表明以灰?guī)r為主的殘丘型潛山表生巖溶帶厚度可達170 m；唐博寧等 ?［14］ 對雄安新區(qū)霧迷山組巖溶裂隙形成演化與發(fā)育特征進行分析，闡明巖溶和裂隙的形成與構造活動密切相關，以印支運動晚期至喜馬拉雅運動期間最為強烈。筆者通過厘清奧陶紀馬家溝群地層層序及沉積相特征，結合地表巖溶、鉆孔揭露地下巖溶空間發(fā)育特征、鉆井、測井、巖心等相關資料，總結濟南北地熱田地熱水富集區(qū)分布規(guī)律，探究奧陶紀馬家溝群巖溶熱儲古巖溶作用、巖溶發(fā)育主控因素，重塑巖溶發(fā)育與演化過程，為探明馬家溝群巖溶熱儲層特征、揭示地熱水富集規(guī)律提供有力支撐，對揭示地熱資源成礦規(guī)律具有重要的指導意義。

1 地質背景

濟南北地熱田位于魯中山前平原，大地構造上處于華北板塊（Ⅰ）、魯西隆起區(qū)（Ⅱ）、魯中隆起（Ⅲ）、泰山—濟南斷?。á簦R河潛凸起（Ⅴ）的中段。齊河潛凸起以北為渤海灣盆地，南接泰山凸起，東臨鄒平—周村凹陷。地熱田在平面上呈梯形展布，總面積約為785 km 2（圖1）。

魯西隆起區(qū)是郯廬斷裂以西、山東省西部的基巖出露地區(qū)，位于華北克拉通的東部。新太古代晚期，魯西隆起區(qū)廣泛發(fā)育花崗質巖漿巖，于2800～ 2500 ?Ma期間完成克拉通化，形成比較穩(wěn)定的結晶基底—泰山巖群 ?［15］ 。古生代，區(qū)域地殼活動以振蕩運動為主、巖漿活動微弱，為典型的地臺特征，形成一套厚度約為1800 m的海相碳酸鹽巖沉積建造，地層組成為寒武紀長清群、

寒武—奧陶紀九龍群及奧陶紀馬家溝群。晚奧陶世末，受加里東運動影響，區(qū)域隆升成陸，長期受風化作用剝蝕。晚石炭世，受海西運動影響，區(qū)域再次整體下降接受沉積，形成石炭系、二疊系的沉積建造。中生代，華北板塊再次活化，地殼運動加強，表現(xiàn)為多期斷裂及巖漿活動。印支期，華北板塊抬升剝蝕，地殼區(qū)域性隆起，構造活動較微弱，并一直持續(xù)到早中侏羅世。燕山期，華北板塊活動強烈，研究區(qū)及其南部泰山地區(qū)地層抬升，與此同時產(chǎn)生一系列張性斷裂，期間有少量中生代基性巖體侵入，濟南序列巖漿巖侵入就位。研究區(qū)在新生代開始隆升，缺失古近紀地層；至新近紀，進入沉降階段，沉積形成黃驊群，最初的地質、地貌輪廓至新生代中期基本形成 ?［16-17］ 。

濟南北地熱田所處區(qū)域屬山前平原，位于濟南單斜地下水流系統(tǒng)下游的深循環(huán)區(qū)。天然條件下，地熱水處于深埋、承壓狀態(tài)，巖溶熱儲埋藏深度為300～3500 m，上覆蓋層一般為石炭系、二疊系、侏羅系、新近系及第四系，多數(shù)地熱井可自流。地熱田能夠接受補給區(qū)（趵突泉泉域、白泉泉域）巖溶地下水的深循環(huán)徑流補給 ?［7］ 。

2 巖性組劃分及沉積相特征

2.1 巖性組劃分

奧陶系在華北地層區(qū)分布廣泛、厚度較大、發(fā)育較全、研究歷史久遠 ?［16-19］ ?！渡綎|省區(qū)域地質志》將奧陶系劃分為東黃山組、北庵莊組、土峪組、五陽山組、閣莊組和八陡組 ?［19］ ；1993年，山東省地質礦產(chǎn)局地層清理領導小組把原劃分6個組降為段；鑒于該套地層厚度大、分布穩(wěn)定等特點，又恢復為組級單位，合并稱為馬家溝群 ?［17，20］ 。馬家溝群（O ?2-3 ?M ）是沉積在“懷遠間斷”之上一套穩(wěn)定的海相碳酸鹽巖沉積組合，時間跨度約為30 Ma，以灰?guī)r夾白云巖，富含頭足類為主的無脊椎動物化石為主要特征，其與上覆石炭系本溪組和下伏三山子組均為平行不整合接觸。

受地殼平穩(wěn)的升降影響，馬家溝群沉積時期地勢相對平坦，古地形起伏不大，各組地層分布較穩(wěn)定，沉積環(huán)境為開闊臺地－局限臺地反復更替，巖相古地理對應馬家溝一期至馬家溝六期，各組之間均呈整合接觸，總厚度約為800 m ?［16］ 。

2.2 沉積相

巖相和沉積相是控制巖溶儲層發(fā)育的物質基礎。根據(jù)區(qū)域變化、沉積構造、巖性組合等分析，馬家溝群灰?guī)r對應于大坪期—桑比期海侵序列，經(jīng)歷3個大面積的海進海退旋回，巖相古地理對應馬家溝一期至馬家溝六期 ?［21］ ，沉積模式屬鑲邊緩坡臺地沉積模式 ?［22］ 。

大坪期早期（馬家溝一期），華北地臺開始面式海進，接受奧陶世中期第一次海侵，水體甚淺，大部分區(qū)域為云坪環(huán)境，為臺地潮坪相－瀉湖相沉積，水動力條件低且鹽度高，沉積形成東黃山組，膏溶角礫巖普遍發(fā)育；大坪期晚期（馬家溝二期），海侵進一步加強，水體變深，形成低能開闊海，整個華北地臺幾乎全為碳酸鹽巖臺地，沉積形成北庵莊組微晶灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r和云斑灰?guī)r。

達瑞威爾期早期（馬家溝三期）的巖相古地理面貌與大坪期早期（馬家溝一期）相似，發(fā)生面式海退，水體變淺，云坪廣布，為臺地瀉湖相沉積環(huán)境，在干燥的蒸發(fā)環(huán)境下形成土峪組泥質白云巖、角礫白云巖等；達瑞威爾中期（馬家溝四期），比馬家溝二期更大規(guī)模的面式海侵開始，廣闊的華北地臺幾乎全部為碳酸鹽巖臺地，沉積五陽山組厚層云斑灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r及燧石結核灰?guī)r等，生物化石豐富；達瑞威爾晚期（馬家溝五期）又與早期（馬家溝三期）沉積環(huán)境相似，發(fā)生大面積海退，又轉變?yōu)樵破涵h(huán)境，沉積形成閣莊組細晶白云巖，局部有角礫狀白云巖、石膏，為瀉湖相沉積環(huán)境。

桑比期（馬家溝六期）沉積地層對應馬家溝群八陡組。區(qū)域上，該期為奧陶紀最后一次海侵，整個華北地臺幾乎全為碳酸鹽巖臺地，巖相古地理面貌與馬家溝四期、馬家溝二期相似。桑比期后期，華北地臺整體抬升，大面積海退，出現(xiàn)統(tǒng)一、大面積低緩的華北陸，開始遭受不同程度的剝蝕。

2.3 重要的構造間斷

地層間接觸關系是記載地區(qū)構造運動和地質發(fā)展的一個重要特征，可分為整合接觸和不整合接觸關系。其中由于地殼的抬升而產(chǎn)生的沉積間斷為平行不整合，是研究地質發(fā)展歷史、鑒定地殼運動的重要依據(jù)。

石炭系本溪組與馬家溝群之間，存在區(qū)域性平行不整合界面（沉積間斷）。在晚奧陶世，受加里東運動影響，華北陸殼平穩(wěn)抬升，遭受長期風化剝蝕，至晚石炭世再次下降接受沉積，之間存在長達140 Ma的地層剝蝕和缺失。早期海水入侵，大量富含鐵、鋁質礦物的古風化殼物質在馬家溝群頂部沉積，形成一套鐵鋁質巖（局部為鋁土巖）。本溪組底部風化殼沉積的鐵鋁質泥巖、紫紅色泥巖，區(qū)域分布穩(wěn)定，為重要的標志層，對地熱鉆探中判定揭露目標熱儲層具有重要指示作用。

3 古巖溶作用及主控因素

古巖溶作用是在地質時期，風化作用及地表徑流、地下水活動等對可溶巖石的溶蝕、溶解和風化剝蝕過程。沉積、成巖和構造三大地質因素控制著巖溶熱儲的形成與發(fā)育。研究區(qū)馬家溝群海相碳酸鹽巖厚度大、分布廣，而且經(jīng)歷多旋回、多期次構造作用與成巖作用的改造，形成良好的儲水空間。沉積相為儲層形成的物質基礎，古巖溶作用則是儲層發(fā)育的關鍵，構造作用為儲層發(fā)育的紐帶 ?［23］ 。

3.1 古巖溶作用分類

根據(jù)地層露頭、測井、錄井、巖心等資料的綜合分析，著重闡述決定濟南北地熱田巖溶熱儲形成的古巖溶作用這一關鍵要素。按碳酸鹽巖沉積—成巖階段，研究區(qū)奧陶系巖溶熱儲古巖溶作用主要分為同生巖溶、風化殼巖溶、埋藏巖溶和構造巖溶作用，也是儲層巖溶形成發(fā)育的主控因素。

3.1.1 同生巖溶

馬家溝群海相碳酸鹽巖沉積過程中，在海平面相對下降、可溶巖出露時，受大氣降水溶蝕、地下水徑流侵蝕，形成溶孔、溶洞。巖溶作用以八陡組、五陽山組和北庵莊組最為典型，其原因在于這三組地層對應沉積環(huán)境以開闊臺地為主，為反復交替的淺海水沉積。碳酸鹽巖儲層發(fā)生同生巖溶作用的主要識別標志為碳酸鹽巖中的粒內(nèi)溶孔、粒間溶孔、鑄?？椎冉M構選擇性溶孔 ?［23-24］ 。

3.1.2 風化殼巖溶

風化殼巖溶發(fā)育與構造運動造成的整體隆升或大規(guī)模海退有關，水、溶解性CO 2和可溶性巖層為其主要驅動力，通常在地層學中的主要不整合界面處最為發(fā)育。與同生巖溶相比，風化殼巖溶發(fā)生時期晚，作用時間長，是對已固結成巖的可溶巖產(chǎn)生的巖溶作用 ?［23，25］ 。

由于多期構造活動抬升和斷塊差異升降，馬家溝群碳酸鹽巖受到不同程度的風化剝蝕，形成廣泛分布的古風化殼和巖溶系統(tǒng)。風化殼巖溶作用，具有規(guī)模不等、發(fā)育期次多等特點。桑比期末，在華北陸整體抬升過程中，侵蝕面以下的碳酸鹽巖發(fā)生廣泛、強烈的巖溶作用，地層遭到不同程度的剝蝕，形成各種溶孔、溶洞、溶縫（圖2（c））。但隨后多數(shù)被部分或完全充填，殘余的孔洞縫保存下來成為有效的儲集空間。

風化殼巖溶作用對巖溶發(fā)育具有明顯的控制作用，垂向上通常局限于侵蝕不整合面以下200 m深度內(nèi)，最大底界深度為深部緩流巖溶作用的下限 ?［23，26-27］ 。昝念民等 ?［13］ 對渤海灣盆地東營凹陷寒武系和奧陶系溶蝕縫發(fā)育規(guī)律進行研究，得出溶蝕縫的發(fā)育程度主要受不整合面的影響，越靠近不整合面溶蝕縫密度越大。

3.1.3 埋藏巖溶

埋藏巖溶作用系指碳酸鹽巖在埋藏成巖階段，富含有機質及還原環(huán)境下含H 2S、CO 2等侵蝕性流體發(fā)生溶蝕有關的作用及過程，也稱為深部巖溶作用、埋藏期巖溶作用等 ?［28-29］ 。自晚石炭世至燕山期（307～135 Ma），研究區(qū)整體下降，重新開始接受沉積，為埋藏巖溶作用時期（圖2（b））。埋藏巖溶期形成的有效儲集空間主要為溶蝕孔洞、溶縫、溶擴孔洞及溶擴構造縫。埋藏巖溶作用一般沿原有的孔洞縫系統(tǒng)發(fā)展，是儲層改造的重要因素之一。埋藏巖溶作用具有多期性，對應于多期次構造—成巖旋回。

3.1.4 構造巖溶

構造活動控制構造格局，并控制作為巖溶發(fā)育物質基礎的碳酸鹽巖的埋藏分布及其遭受風化剝蝕的程度。研究區(qū)馬家溝群古巖溶發(fā)育的最突出特點就是巖溶系統(tǒng)受區(qū)域斷裂構造控制明顯，也影響構造巖溶的發(fā)育深度。

構造活動對埋藏巖溶發(fā)育起到重要改造作用。區(qū)域巖漿—熱液活動與燕山期和喜馬拉雅期構造運動密切相關，斷裂及次級斷裂帶構造裂隙發(fā)育，為溶蝕性流體運移提供優(yōu)勢徑流通道；溶蝕性流體的循環(huán)運移，加速構造裂隙帶圍巖的溶蝕作用，構造裂隙逐步發(fā)育為溶隙、溶洞，使斷裂及影響帶附近巖溶作用加強、巖溶發(fā)育深度和范圍增大（圖2（a））。構造對深部巖溶發(fā)育具有3個方面促進作用 ?［30］ ：一是斷裂及次級斷裂產(chǎn)生的構造裂隙為地熱水運移提供空間與通道，循環(huán)深度加大，沿途從圍巖中汲取熱量，地熱水的密度下降；當?shù)責崴h(huán)到一定深度時，在冷、熱水密度差和地勢差的共同驅動下沿構造斷裂交匯帶形成的強滲透帶上涌，在熱儲頂部形成地熱水富集帶；二是斷裂活動產(chǎn)生的摩擦熱使碳酸鹽巖石灰化，從而產(chǎn)生CO 2；三是深大斷裂常深切至地幔，或伴隨火成巖侵入，產(chǎn)生大量幔源CO 2，促進巖溶進一步發(fā)育，形成強巖溶發(fā)育帶（圖2（b））。

研究區(qū)主要斷裂為燕山期和喜馬拉雅期構造運動所形成，其應力場以伸展張性和張扭性為主，具有形成時代的多期性、活動多樣性。構造運動使地層產(chǎn)生斷裂、錯動、上升、下陷等一系列地質運動，在巖層中形成不同方向、不同類型的斷裂帶和破碎帶。不同時期斷裂相互切割，形成凸起和凹陷相間存在的次級構造，其邊緣斷裂帶及基巖凸起區(qū)對熱量的傳導起積極作用。據(jù)大量鉆井巖心和測井統(tǒng)計結果，裂隙與巖溶的發(fā)育具有很好的對應關系，即巖溶強發(fā)育帶通常處于斷裂帶及其影響帶。昝念民等 ?［13］ 對渤海灣盆地油氣井揭露的碳酸鹽巖構造縫進行統(tǒng)計分析，得出構造縫密度平均為3.92 條/m，且隨著遠離斷裂，構造縫密度呈指數(shù)級下降。

3.2 古巖溶發(fā)育主控因素

從濟南北地熱田巖溶熱儲分布特點、埋藏深度等來看，奧陶紀碳酸鹽巖古巖溶作用表現(xiàn)為同生巖溶、古風化殼巖溶、埋藏巖溶及構造巖溶復合作用，但同層同期的巖溶作用在發(fā)育程度、空間分布方面存在較大差異，這顯示巖溶儲層發(fā)育的復雜性、不均一性。在系統(tǒng)總結以往研究的基礎上，筆者通過巖溶儲層特征的對比以及特征研究認為，濟南北地熱田儲層巖溶發(fā)育的控制因素主要有以下4個方面。

3.2.1 沉積相控制巖溶發(fā)育有利部位

巖溶熱儲層巖溶發(fā)育與沉積相關系密切。由于沉積相、沉積環(huán)境不同，各層碳酸鹽巖的礦物組成、結構構造等存在差異，造成其巖溶發(fā)育程度、分布范圍和溶蝕特點各異。由于巖性與層位密切相關，巖溶發(fā)育具有一定的呈層狀特點，地層巖性差異形成層間巖溶發(fā)育帶。八陡組、五陽山組為巖溶最易發(fā)育層位，巖溶最易發(fā)育的巖性為微晶灰?guī)r類和云斑灰?guī)r。東黃山組、土峪組、閣莊組多為白云巖組成，巖溶發(fā)育較差。

3.2.2 構造背景是古巖溶發(fā)育的基礎

區(qū)域緩傾單斜構造控制可溶巖層的空間展布，加之重力驅動的地下水流動系統(tǒng)，控制巖溶的總體分布和發(fā)育方向。構造作用使地層整體升降、變形、巖石破裂等，影響巖溶發(fā)育，是古巖溶發(fā)育的主要外因。魯西隆起的構造演化使奧陶系遭受多期次巖溶作用。加里東期，魯西地區(qū)地層整體出露遭受剝蝕，缺失上奧陶統(tǒng)部分地層，同生巖溶遭受風化作用改造，為風化殼巖溶作用時期。多次地殼運動、沉積間斷對古巖溶發(fā)育有重要影響 ?［31］ ，見表1。

3.2.3 斷裂帶控制巖溶儲層的展布方向

區(qū)域脆性斷裂構造非常發(fā)育，多為中生代燕山期和新生代喜馬拉雅期形成，以張性或張扭性斷裂為主，在地層錯動的同時伴隨濟南序列巖漿巖侵入。區(qū)域性斷裂對深部巖溶發(fā)育具有重要控制作用，控制巖溶在不同地段的發(fā)育程度和發(fā)育方向。斷裂破碎影響帶與層間巖溶發(fā)育構成巖溶發(fā)育網(wǎng)絡，成為地熱流體的賦存空間。

斷裂和裂隙是地熱流體運移的重要通道，一方面使早期形成的溶蝕孔洞進一步擴大，并產(chǎn)生新的溶蝕孔洞；另一方面與斷裂相伴生的裂隙本身溶蝕擴大也成為有利的儲集、運移空間。因此斷裂發(fā)育帶附近，特別是多組斷裂的交匯處往往是巖溶熱儲地熱勘探主要目標。

在濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與NE、NW向張性斷裂交匯處，灰?guī)r熱儲頂板埋深較淺，一般小于500 m，地熱井涌水量最大、富水性最強。如位于濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與灘頭斷裂、鴨旺口斷裂交匯處的地熱井，單井涌水量普遍大于5000 m 3/d，目前仍可自流；其中涌水量最大的為DR2地熱井，降深12.05 m時涌水量達8958.5 m 3/d。

從濟南巖體—灰?guī)r接觸帶向北，隨著熱儲埋深的增加，地熱井涌水量呈現(xiàn)降低的趨勢；但在張性斷裂帶附近，裂隙巖溶發(fā)育，地熱水仍然得以富集，單井涌水量普遍大于2000 m 3/d。如距離濟南巖體—灰?guī)r接觸帶6 km、位于廟廊—焦斌斷裂附近的QR1地熱井，蓋層厚度為1306 m，井深為1602 m，降深為17.55 m時的單井涌水量達2586 m 3/d，2003年成井時自流高度為13 m；距離濟南巖體—灰?guī)r接觸帶12 km、位于廟廊—焦斌斷裂附近的YR1地熱井，井深為2500 m，蓋層厚度為1527 m，降深為131 m時的單井涌水量為2160 m 3/d。圖3為地熱田部分地熱井涌水量與距斷裂、灰?guī)r與巖體接觸帶距離關系圖，可以看出隨著地熱井遠離斷裂、接觸帶，涌水量降低迅速，呈指數(shù)衰減。

3.2.4 巖溶發(fā)育垂向變化明顯

馬家溝群巖溶主要巖溶形態(tài)為溶孔、溶隙和溶洞。統(tǒng)計研究區(qū)南部趵突泉泉域、白泉泉域181個巖溶水井（鉆孔），對溶洞有明確描述的30個鉆孔巖溶發(fā)育情況進行分析得出直徑大于20 cm的溶洞絕大部分發(fā)育在地表210 m深度范圍內(nèi)；隨著埋藏深度增大，巖溶發(fā)育程度大幅降低（圖4）。對12眼碳酸鹽巖熱儲地熱井巖溶發(fā)育情況統(tǒng)計見圖5，碳酸鹽巖的巖溶率較小，一般約為5%～7%，但在巖溶裂隙發(fā)育段巖溶率可達6%～10%。一般隨著地熱井熱儲蓋層厚度增加，巖溶發(fā)育變差，富水性也相應變差；Ⅰ、Ⅱ類巖溶、裂隙主要發(fā)育段集中在熱儲層頂板以下320 m以內(nèi)，對應八陡組全部和五陽山組上部，閣莊組巖溶發(fā)育較弱、富水性較差。

4 ?濟南北地熱田巖溶形成模式與演化過程

濟南北地熱田中—低溫地熱系統(tǒng)中的地熱水是經(jīng)歷漫長的水—巖相互作用而形成的。筆者以研究區(qū)地質構造、沉積相為基礎，結合區(qū)域地質背景分析，確定古巖溶發(fā)育的主控因素，重塑濟南北地熱田巖溶發(fā)育與演化過程 ?［7，9，32-33］ （圖6）。

（1）早奧陶世弗洛期后期，受懷遠運動影響，研究區(qū)地層以總體抬升為主，接受風化剝蝕，形成懷遠沉積間斷，即三山子組與東黃山組之間的平行不整合界面。

（2）中奧陶世—晚奧陶世桑比期，華北地臺整體下降接受淺海相碳酸鹽巖沉積，經(jīng)歷3次大面積的面式海進海退旋回。受地殼平穩(wěn)的升降影響，在開闊臺地－局限臺地反復更替的碳酸鹽臺地上形成灰?guī)r與白云巖的反復疊置，沉積總厚度超過800 m的馬家溝群碳酸鹽巖。此階段古巖溶作用以同生巖溶為主。

（3） 受加里東晚期上升運動影響，晚奧陶世華北地臺平穩(wěn)抬升，遭受長達140 Ma的風化剝蝕作用，至晚石炭世方再次下降接受沉積，在奧陶系熱儲頂部形成風化殼。此階段是古巖溶作用的重要階段，以風化殼巖溶作用為主，形成孔、洞、縫十分發(fā)育的古風化殼巖溶帶。地下水順層或沿裂隙帶運移，對巖溶儲層進一步改造，形成層間巖溶發(fā)育帶。

（4）晚石炭世以后，華北地臺下沉，重新接受海侵，進入海陸交互相—陸相沉積階段，沉積底界對應于本溪組與八陡組的不整合界面。此階段地下水運動相對滯緩，對巖溶儲層的改造相對變?nèi)?，以埋藏巖溶作用為主。

（5）燕山期、喜馬拉雅期，是區(qū)域脆性斷裂構造活動期，奠定濟南單斜巖溶水系統(tǒng)及濟南北地熱田的邊界和構造格架。該階段NW、NNE向斷裂均表現(xiàn)為張性運動為主，對熱儲層有重要改造作用，為構造巖溶作用的第一主控因素；燕山晚期巖漿活動形成自北向南侵入的巨型巖鐮（濟南序列巖漿侵入體）；新生代，區(qū)域整體抬升，形成現(xiàn)今泰山凸起、齊河潛凸起的基本輪廓及濟南單斜構造。該階段古巖溶作用以構造巖溶和埋藏巖溶作用為主。

5 地熱水富集規(guī)律

通過對研究區(qū)層序地層、沉積相、古巖溶作用、巖溶發(fā)育主控因素綜合研究，重塑濟南北地熱田巖溶發(fā)育與演化過程，進而對濟南北地熱田巖溶地熱水的富集區(qū)進行劃分，富水區(qū)主要分為以下幾種類型（圖7）：

（1）巖溶熱儲頂部古風化殼巖溶發(fā)育帶。巖溶熱儲頂部埋深較淺的古風化殼巖溶發(fā)育，深循環(huán)的地下熱水（深循環(huán)地熱水流動子系統(tǒng)）在重力水頭差的驅動下沿構造導水帶及巖溶裂隙發(fā)育帶向古風化殼巖溶發(fā)育帶聚集，形成地熱水富集區(qū)。在濟南巖體—灰?guī)r接觸帶與張性斷裂交匯處，灰?guī)r熱儲頂板埋深較淺，一般小于500 m，熱儲層頂部歷經(jīng)長期風化淋濾，巖溶最為發(fā)育，地熱單井涌水量最大、富水性最強。

（2）斷裂構造破碎帶。在斷裂構造發(fā)育區(qū)，張性斷裂及其上盤、斷裂構造交匯地段或斷裂構造多次活動地帶，巖體破碎，地下水活動強烈，裂隙巖溶發(fā)育，有利于地熱水的富集。研究區(qū)涌水量較大的地熱井多位于斷裂構造及次級構造附近，斷裂構造為地熱水富集的主導因素，斷裂構造破碎帶是地熱水的有利富集帶。

（3） 巖漿巖體與碳酸鹽巖接觸帶（可溶巖與非可溶巖接觸帶）。在巖漿巖體與碳酸鹽巖接觸帶，由于巖石力學性質的差異，受巖漿侵入、構造活動影響，易產(chǎn)生層間滑動及構造裂隙，尤其是在脆性可溶巖一側裂隙尤其發(fā)育，為地下水提供儲集空間與優(yōu)勢徑流通道。同時在可溶巖與非可溶巖接觸部位，當?shù)責崴谶\動中遇到非可溶巖時，受其阻水作用形成回水，迫使地下水在可溶巖一側強烈活動，促進巖溶發(fā)育，有利于地熱水的富集。

（4）厚層、質純可溶巖熱儲層間巖溶發(fā)育帶。一般來說，質純、層厚、分布范圍廣的可溶巖巖溶較為發(fā)育，巖溶發(fā)育和富水性的一般規(guī)律是：純灰?guī)r>白云質灰?guī)r>泥質灰?guī)r>白云巖。奧陶紀馬家溝群六期、四期、二期，巖性以純灰?guī)r為主，為熱儲層的主要巖溶發(fā)育層位。

6 結 論

（1）研究區(qū)古巖溶作用可劃分為同生巖溶、風化殼巖溶、埋藏巖溶和構造巖溶4種主要類型。

（2）濟南北地熱田巖溶熱儲發(fā)育的主控因素：沉積相控制巖溶發(fā)育有利部位，巖溶最易發(fā)育層位為八陡組、五陽山組，最易發(fā)育的巖性為微晶灰?guī)r和云斑灰?guī)r；構造背景是古巖溶發(fā)育的基礎，區(qū)域緩傾單斜構造控制巖溶的總體分布和發(fā)育方向，斷裂構造控制巖溶儲層的展布方向；晚奧陶世至晚石炭世為風化殼巖溶作用最主要時期。燕山期和喜馬拉雅期脆性斷裂控制巖溶儲層的展布方向、裂隙巖溶發(fā)育程度，形成最有利儲層發(fā)育的裂隙巖溶。

（3）中奧陶世—晚奧陶世桑比期為馬家溝群碳酸鹽巖熱儲層沉積形成階段，以同生巖溶作用為主；晚奧陶世桑比期末至晚石炭世，為風化殼巖溶作用時期；晚石炭世以后，以埋藏巖溶作用為主；燕山期和喜馬拉雅期為構造巖溶作用重要時期。

（4）儲層巖溶發(fā)育垂向變化明顯，裂隙巖溶發(fā)育段集中在熱儲層頂板以下320 m以內(nèi)，可作為巖溶熱儲地熱井的鉆井設計依據(jù)。

參考文獻 ：

［1］ ?金之鈞.中國海相碳酸鹽巖層系油氣形成與富集規(guī)律［J］.中國科學（地球科學），2011，41（7）：910-926.

JIN Zhijun. Formation and accumulation of oil and gas in marine carbonate strata in Chinese sedimentary basins［J］.Science China：Earth Sciences， 2011，41（7）：910-926.

［2］ ?毛毳，張云峰，袁紅旗，等.南堡凹陷及周邊露頭下古生界巖溶儲集體特征及對比［J］.中國石油大學學報（自然科學版），2023，47（4）：24-34.

MAO Cui， ZHANG Yunfeng， YUAN Hongqi， et al. Characteristics and comparison of karst reservoirs of lower Paleozoic in Nanpu Sag and outcrops［J］. Journal of China University of Petroleum（Edition of Natural Science）， 2023，47（4）：24-34.

［3］ ?康鳳新，趙季初，黃迅，等.華北盆地梁村古潛山巖溶熱儲聚熱機制及資源潛力［J］.地球科學，2023，48（3）：1080-1092.

KANG Fengxin， ZHAO Jichu， HUANG Xun， et al. Heataccumulation mechanism and resources potential of the karst geothermal reservoir in Liangcun Buried uplift of Linqing Depression［J］. Earth Science， 2023，48（3）：1080-1092.

［4］ ?康鳳新，史啟朋，馬哲民，等.盆地潛凸起巖溶熱儲地熱田成因機理：以菏澤潛凸起為例［J］.地質學報，2023，97（1）：221-237.

KANG Fengxin， SHI Qipeng， MA Zhemin， et al. Genesis mechanism of karst geothermal field in basin uplift： a case study of Heze Basin Uplift［J］. Acta Geologica Sinica， 2023，97（1）：221-237.

［5］ ?KANG Fengxin， ZHAO Jichu， TAN Zhirong， et al. Geothermal power generation potential in the eastern Linqing Depression［J］. Acta Geologica Sinica （English Edition）， 2021，95（6）：1870-1881.

［6］ ?楊詢昌，周世海，王成明.山東省深部巖溶熱儲埋藏分布及巖溶發(fā)育特征［J］.山東國土資源，2013，29（4）：8-12.

YANG Xunchang， ZHOU Shihai， WANG Chengming. Distribution of deep karst thermal reservoir and karst development characteristics in Shandong Province［J］. Shandong Land and Resources， 2013，29（4）：8-12.

［7］ ?康鳳新，隋海波，鄭婷婷.山前巖溶熱儲聚熱與富水機理：以濟南北巖溶熱儲為例［J］.地質學報，2020，94（5）：1606-1624.

KANG Fengxin， SUI Haibo， ZHENG Tingting. Heat accumulation and water enrichment genesis of piedmont karstic geothermal reservoirs：a case study of north Jinan［J］. Acta Geologica Sinica， 2020，94（5）：1606-1624.

［8］ ?張保建，徐軍祥，馬振民，等.運用H、O同位素資料分析地下熱水的補給來源：以魯西北陽谷-齊河凸起為例［J］.地質通報，2010，29（4）：603-609.

ZHANG Baojian， XU Junxiang， MA Zhenmin， et al. Analysis on groundwater supply sources using hydrogen and oxygen isotope data：a case study of Yanggu-Qihe salient， northwestern Shandong， China［J］. Geological Bulletin of China， 2010，29（4）：603-609.

［9］ ?隋海波，康鳳新，李常鎖，等.水化學特征揭示的濟北地熱水與濟南泉水關系［J］.中國巖溶，2017，36（1）：49-58.

SUI Haibo， KANG Fengxin， LI Changsuo， et al. Relationship between north Ji nan geothermal water and Ji nan spring water revealed by hydrogeochemical characteristic［J］. Carsologica Sinica， 2017，36（1）：49-58.

［10］ ?趙玉祥，李常鎖，邢立亭.濟南北部地熱田的成生條件［J］.濟南大學學報（自然科學版），2009，23（4）：406-409.

ZHAO Yuxiang， LI Changsuo， XING Liting. Forming conditions of geothermal field in northern Jinan［J］. Journal of University of Jinan （Science and Technology）， 2009，23（4）：406-409.

［11］ ?李常鎖，武顯倉，孫斌，等.濟南北部地熱水水化學特征及其形成機理［J］.地球科學，2018，43（增1）：313-325.

LI Changsuo， WU Xiancang， SUN Bin， et al. Hydrochemical characteristics and formation mechanism of geothermal water in Northern Ji nan［J］. Earth Science， 2018，43（sup1）：313-325.

［12］ ?華曉莉，李慧勇，孫希家，等.渤中凹陷碳酸鹽巖潛山巖溶分帶特征與優(yōu)質儲層分布規(guī)律研究［J］.高校地質學報，2020，26（3）：333-338.

HUA Xiaoli， LI Huiyong， SUN Xijia， et al. Distribution pattern of high-quality reservoirs and karst zoning feature of carbonate rocks in buried hills： a case study from the Bozhong Sag， Bohai Bay Basin， China［J］. Geological Journal of China Universities， 2020，26（3）：333-338.

［13］ ?昝念民，王艷忠，操應長，等.東營凹陷下古生界碳酸鹽巖古潛山儲層儲集空間特征及發(fā)育模式［J］.石油與天然氣地質，2018，39（2）：355-365.

ZAN Nianmin， WANG Yanzhong， CAO Yingchang， et al. Characteristics and development patterns of reservoir space of the Lower Paleozoic buried hills in Dongying Sag， Bohai Bay Basin［J］. Oil & Gas Geology， 2018，39（2）：355-365.

［14］ ?唐博寧，朱傳慶，邱楠生，等.雄安新區(qū)霧迷山組巖溶裂隙發(fā)育特征［J］.地質學報，2020，94（7）：2002-2012.

TANG Boning， ZHU Chuanqing， QIU Nansheng， et al. Characteristics of the karst thermal reservoir in the Wumishan Formation in the Xiong an New Area［J］. Acta Geologica Sinica， 2020，94（7）：2002-2012.

［15］ ?侯貴廷，李江海，金愛文，等.魯西地塊早前寒武紀構造-巖漿活動區(qū)劃及演化的新認識［J］.高校地質學報，2004，10（2）：239-249.

HOU Guiting， LI Jianghai，JIN Aiwen， et al. New comment on the early Precambrian tectono-magmatic subdivision and evolution in the western Shandong block［J］. Geological Journal of China Universities， 2004，10（2）：239-249.

［16］ ?馮增昭，王英華，劉寶珺，等.華北地臺早古生代巖相古地理［M］.北京：地質出版社，1990：55-73.

［17］ ?山東省地質調查院.中國區(qū)域地質志·山東志［M］.北京：地質出版社，2021：155-204.

［18］ ?陳均遠.中國北方奧陶紀地層及頭足類化石研究的進展［J］.古生物學報，1976，15（1）：55-74.

CHEN Junyuan. Advancesin the Ordovician stratigraphy of north China with a brief description of Nautiloid fossils［J］. Acta Palaentologica Sinica， 1976，15（1）：55-74.

［19］ ?山東省地質礦產(chǎn)局.山東省區(qū)域地質志［M］.北京：地質出版社，1991：105-122.

［20］ ?張增奇，張成基，王世進，等.山東省地層侵入巖構造單元劃分對比意見［J］.山東國土資源，2014，30（3）：1-23.

ZHANG Zengqi， ZHANG Chengji， WANG Shijin， et al. Views on classification and contrast of tectonic units in strata in Shandong Province［J］. Shandong Land And Resources， 2014，30（3）：1-23.

［21］ ?馮增昭，彭勇民，金振奎，等.中國寒武紀和奧陶紀巖相古地理［M］.北京：石油工業(yè)出版社，2004：115-117.

［22］ ?金振奎，石良，高白水，等.碳酸鹽巖沉積相及相模式［J］.沉積學報，2013，31（6）：965-979.

JIN Zhenkui， SHI Liang， GAO Baishui，et al. Carbonate facies and facies models［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2013，31（6）：965-979.

［23］ ?陳景山，李忠，王振宇，等.塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖古巖溶作用與儲層分布［J］.沉積學報，2007，25（6）：858-868.

CHEN Jingshan， LI Zhong， WANG Zhenyu， et al. Paleokarstification and reservoir distribution of Ordovician carbonates in Tarim Basin［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2007，25（6）：858-868.

［24］ ?王振宇，李凌，譚秀成，等.塔里木盆地奧陶系碳酸鹽巖古巖溶類型識別［J］.西南石油大學學報（自然科學版），2008，30（5）：11-16.

WANG Zhenyu， LI Ling， TAN Xiucheng， et al. Types and recognizable indicators of Ordovician carbonate rock karstification in Tarim Basin［J］. Journal of Southwest Petroleum University（Science & Technology Edition）， 2008，30（5）：11-16.

［25］ ?袁道先，章程.巖溶動力學的理論探索與實踐［J］.地球學報，2008，29（3）：355-365.

YUAN Daoxian， ZHANG Cheng. Karst dynamics theory in China and its practice［J］. Acta Geoscientica Sinica， 2008，29（3）：355-365.

［26］ ?顧家裕.塔里木盆地輪南地區(qū)下奧陶統(tǒng)碳酸鹽巖巖溶儲層特征及形成模式［J］.古地理學報，1999，1（1）：54-60.

GU Jiayu. Characteristics and evolutional model of karst reservoirs

of lower Ordovician carbonate rocks in Lunnan area of Tarim Basin［J］. Journal of Paleogeography， 1999，1（1）：54-60.

［27］ ?陳善勇.塔里木盆地輪古西地區(qū)奧陶系古巖溶儲層特征［J］.西安石油大學學報（自然科學版），2004，19（4）：9-12.

CHEN Shanyong. Characteristics of Ordovician palaeokarst reservoir in the western region of Lungu， Talimu Basin［J］. Journal of Xi An Shiyou University （Natural Science Edition）， 2004，19（4）：9-12.

［28］ ?夏日元，唐建生，鄒勝章，等.碳酸鹽巖油氣田古巖溶研究及其在油氣勘探開發(fā)中的應用［J］.地球學報，2006，27（5）：503-509.

XIA Riyuan， TANG Jiansheng， ZOU Shengzhang， et al. Palaeo-karst research of the carbonate oil-gas field and its application to oil-gas exploration and development［J］. Acta Geoscientica Sinica， 2006，27（5）：503-509.

［29］ ?錢一雄，CONXITA T，鄒森林，等.碳酸鹽巖表生巖溶與埋藏溶蝕比較：以塔北和塔中地區(qū)為例［J］.海相油氣地質， 2007，12（2）：1-7.

QIAN Yixiong， CONXITA T， ZOU Senlin， et al. Diagenesis comparison between epigenic karstification and burial dissolution in carbonate reservoirs： an instance of ordovician carbonate reservoirs in Tabei and Tazhong Regions， Tarim Basin［J］. Marine Origin Petroleum Geology， 2007，12（2）：1-7.

［30］ ?梁永平，申豪勇，趙春紅，等.對中國北方巖溶水研究方向的思考與實踐［J］.中國巖溶，2021，40（3）：363-380.

LIANG Yongping， SHEN Haoyong， ZHAO Chunhong， et al. Thinking and practice on the research direction of karst water in northern China［J］. Carsologica Sinica， 2021，40（3）：363-380.

［31］ ?李德生，劉友元.中國深埋古巖溶［J］.地理科學，1991，11（3）：234-243.

LI Desheng， LIU Youyuan. Deeply-buried paleokarst in China［J］. Scientia Geographica Sinica， 1991，11（3）：234-243.

［32］ ?馬騰，王焰新，馬瑞，等.太原盆地區(qū)碳酸鹽巖中-低溫地熱系統(tǒng)演化［J］.地球科學——中國地質大學學報，2012，37（2）：229-237.

MA Teng， WANG Yanxin， MA Rui， et al. Evolution of middle-low temperature carbonate geothermal system in Taiyuan， northern China［J］.Earth Science—Journal of China University of Geosciences， 2012，37（2）：229-237.

［33］ ?CHEN L P， ZHANG H， CAI Z X， et al. Characteristics and formation mechanisms of the unconformity-related paleokarst reservoirs in the Upper Sinian， Northwestern Tarim Basin， China［J］. Marine and Petroleum Geology， 2020，120：1-19.

（編輯 李 娟）