北京凤河营地热田东北部综合地球物理勘探
雷晓东1,2, 杨全合2, 李晨2, 杜丽娜2, 石涵静2, 何祎2
1.中国科学院地质与地球物理研究所 岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029
2.北京市地质勘察技术院,北京 102218

作者简介: 雷晓东(1983-),男,高级工程师,中国科学院在读博士研究生,主要研究方向为地热资源勘探。Email:lei-xiaodong@139.com

摘要

凤河营地热田位于北京通州区东南部,是北京平原区十大地热田之一,面积262.51 km2。热田的东北部是地热资源勘探开发的空白区。为查明这一带的地质构造发育情况,完成高精度重力勘探7 km2、可控源音频大地电磁测深剖面2条(总长度4 km)以及微动测深2个测点。多方法研究成果具有较好的一致性,发现在西集镇发育一条夏垫断裂次级断裂F1,走向近东西,倾向南,倾角约75°,断距大于1 000 m。该断裂可能构成了热水的良好通道,在断裂南侧,热储盖层厚度大,成为地热资源进一步勘探开发的有利靶区。在地球物理工作基础上,于有利靶区内施工一眼勘探孔,成井深度3 588.88 m,出水量3 072.64 m3/d,出水温度92℃。温度、水量均达到经济开采条件。综合研究表明凤河营地热田东北部中—低温地热资源潜力较大。

关键词: 重力; 可控源音频大地电磁测深; 微动测深; 夏垫断裂; 凤河营地热田
中图分类号:P631.4 文献标志码:A 文章编号:1000-8918(2017)02-0249-07
Integrated geophysical exploration in northeast Fengheying geothermal field,Beijing
LEI Xiao-Dong1,2, YANG Quan-He2, LI Chen2, DU Li-Na2, SHI Han-Jing2, HE Yi2
1.State Key Laboratory of Lithospheric Evolution,Institute of Geology and Geophysics,Chinese Academy of Sciences,Beijing 100029,China
2.Beijing Institute of Geo-exploration Technology,Beijing 102218,China
Abstract

The Fengheying geothermal field,located in the southeast of Tongzhou District of Beijing with an area of 262.51 km2,is one of the top ten major geothermal fields in Beijing plain.The northeast of the geothermal field is a blank area for geothermal resource exploration and development.In order to reveal the geological conditions of this area,the authors carried out 7 km2 gravity survey,4 km controlled source audio-frequency magnetotelluric sounding survey in profiles,and 2 points microtremor.All the geophysical prospecting interpretation results consistently show that a secondary fault of Xiadian fault is developed in Xiji Town.The fault is nearly EW-striking and the fault planes dip southward at 75 °,with the displacement more than 1 km.It is inferred that the further favorable targets for exploration and development of geothermal resources might be on the south side of this fault where the fault may form a good channel for deep hot water,and the water reservoir cap is relatively thick.On the basis of the geophysical results,a exploratory hole was drilled in the favorable targets area,with depth 3588.88 m,water flow 3072.64 m3/d and temperature 92℃.Water quantity and temperature of this hole have all achieved economic mining conditions.All researches show that the northeastern area of the Fengheyin goethermal field has good potential for medium-low temperature geothermal resources.

Keyword: gravity; CSAMT; mecrotremor survey; Xiadian fault; Fengheying geothermal field
0 引言

北京平原区地热资源的勘探开发始于20世纪70年代, 目前已有小汤山、东南城区、良乡等十大地热田, 总面积约2 760 km2。位于北京通州区东南部的凤河营地热田面积约262 km2, 其勘探开发程度最低, 现有地热井仅5个, 主要集中在地热田的南部, 曾钻出水温达117℃的北京地区最高温度的中温地热资源, 显示了很好的资源潜力。地热田东北部, 距离北京“ 城市副中心” 地区约20 km, 近年来城市建设对清洁能源的需求增大, 在2009年这一区域曾施工过一眼地热井“ 通热-18” , 但因钻井事故并未成井。此后几年, 这一带的地热资源地质条件也一直未曾查明。从区域上看, 热田的控制性断裂为夏垫断裂带, 在平原区内部其次级断裂发育且产状变化大、热储层埋藏深。本次在西集镇地区采用重力勘探、可控源音频大地电磁测深和微动测深方法, 旨在查明该断裂构造次级断裂的基本形态及断裂两侧热储层的埋藏深度, 了解凤河营地热田东北部的资源潜力, 并探讨复杂地质条件地区深部地热资源勘查的有效方法组合。

1 地质背景

按地质构造理论划分, 北京地区处于中朝准地台的北部, 跨燕山台褶带中西段和华北断坳西北隅2个Ⅱ 级构造单元。华北断坳内以夏垫断裂为界, 断裂北西侧为大兴迭隆起(Ⅲ 级), 南东侧为大厂新断陷(Ⅲ 级), 凤河营地热田即位于大厂新断陷盆地之内。按以往勘查成果, 地热田分南北两部分。南部属于凤河营— 侯尚村潜山构造带, 是受桐柏镇断裂和一系列北倾反向断裂控制的断块构造群。潜山由蓟县系、青白口系、寒武系、奥陶系和石炭系— 二叠系基岩地层构成[1]。北部主要受夏垫断裂控制, 该断裂全长约100 km, 总体走向北东30° , 倾向南东, 倾角70° ~80° [2]。夏垫断裂以西, 新生界厚度200~700 m, 断裂以东, 新生界厚度大于1 500 m。该断裂为近期活动断裂, 可能为1679年平谷— 三河8.0级大地震的发震断裂[3]。夏垫断裂带基底结构变化较大, 上陡下缓呈铲形[4], 断裂带主要由两条大致平行的断裂组成, 西支断裂称为夏垫断裂, 东支为西集断裂[5,6](图1)。由于夏垫断裂作用, 其上盘形成西浅东深的不对称断陷盆地, 盆地中心新生界沉积厚度大于4 000 m。巨厚的沉积物构成热储盖层, 下伏热储受周边地下水的补给, 依靠深部的地热增温, 为地热资源的运移与聚集提供了条件, 形成热储盆地。

本次工作之前, 研究区内唯一的一眼地热井“ 通热-18” 井位于夏垫断裂南东侧, 其揭露地层层序为:第四系(Q)、新近系(N)、古近系(E)、奥陶系(O)、寒武系(∈ )及蓟县系(Jx)。第四系岩性为粘土、砂及卵砾石互层。新近系岩性为半胶结的泥岩、粉砂岩夹砂砾岩。古近系岩性为砂质泥岩、粉砂岩。奥陶系岩性为灰岩、白云质灰岩及白云岩。寒武系岩性为泥质条带灰岩、竹叶状灰岩、鲕状灰岩等。蓟县系钻孔揭露雾迷山组, 岩性为白云岩及大理岩化白云岩。

图1 研究区位置及工作布置

2 方法与数据
2.1 重力测量

重力测量在地热勘探中的应用主要是两个方面, 一是探测新生界凹陷中的基底凸起, 二是判断断裂位置。野外实测重力值需要经过中间层校正、高度校正、纬度校正和地形校正后得到布格重力值。在布格重力异常图上, 可以区分出大的隆起、凹陷的形态; 要突出浅部异常, 则需要去掉背景场, 计算出剩余异常。重力异常水平导数可以突出不同走向的断裂位置和宽大地质体的边界线。

本次工作完成高精度重力面积性勘探7 km2, 网度为100 m× 100 m。野外数据采集使用Scintrex(先得利)公司的CG-5重力仪, 该仪器读数分辨率为 1 μ gal。投入工作前在北京灵山国家重力格值标定场进行了格值标定、动静态试验, 计算了零点漂移值(drift)。测量采用单程观测法, 起闭于重力基点上。基点与北京首都机场和天津机场国家重力基本点进行了联测。重力单点每次观测时间1 min, 重复观测直到相邻两次读数差小于5 μ gal。测点定位利用北京测绘局建立的CORS系统进行RTK测量, 仪器使用华测T5高精度GPS, 高程精度小于10 cm。原始数据在固体潮改正、零点漂移改正的基础上进行了中间层校正、高度校正、纬度校正和地形校正后得到布格重力值。中间层密度值采用2.67× 103 kg/m3。近区地改(0~20 m)点附近地形可简化视为单斜坡或陡坎, 地改值计算采用锥形公式或台阶公式。利用北京市平原区1:10万重力资料进行了扩边, 使用Kring法进行了网格化, 搜索半径50 m; 采用窗口滑动平均法求取区域背景场, 根据试验确定了合适的窗口大小, 最终得到剩余重力异常图。使用中国地调局RGIS软件求取了剩余重力一阶水平梯度模、一阶水平方向导数和二阶垂向导数。

2.2 可控源音频大地电磁测深

可控源音频大地电磁测深(CSAMT)是在大地电磁法(MT)和音频大地电磁法(AMT)的基础上, 发展起来的一种人工源频率域电磁测深方法。该方法最早由加拿大多伦多大学的学者D W Strangway于1975年提出, 并于20世纪80年代形成了独立的勘探方法, 自引入中国后, 近年来在隐伏矿勘查、地热资源勘查、地质灾害调查[7,10]等多个领域发挥了重要作用。该方法可以人工控制信号发射强度和频率, 频率范围为2-2~213 Hz。频率与探测深度有关, 频率越低探测深度越深。该方法具有横向分辨力高、勘探深度大以及地形影响小等优点。

本次工作完成可控源音频大地电磁测深剖面2条(Z1和Z2, 见图1), 总长度4 km。采用赤道偶极装置进行标量测量, 同时观测与场源平行的电场水平分量Ex和与场源正交的磁场水平分量Hy。数据处理时利用电场振幅Ex和磁场振幅Hy计算阻抗电阻率; 利用电场相位Ep和磁场Hp计算阻抗相位φ ; 最后以阻抗电阻率和阻抗相位联合反演电阻率参数并进行地质推断解释。野外数据采集使用美国Zonge公司生产的GDP-32Ⅱ 型多功能电法仪, 场源供电电极距AB=1 000 m, 测量电极距MN=50 m, 供电电极与测量电极平行布置, 收发距7~10 km, 工作频率0.125~8 192 Hz, 有效勘探深度1 500 m。室内首先对数据做了预处理, 包括剔除畸变点、数据圆滑和静态校正。在此基础上使用Zonge公司SCS2D程序进行了二维反演。

2.3 微动测深

微动是一种由体波(P波和S 波)和面波(瑞利波和拉夫波)组成的复杂振动, 并且面波的能量占总能量的70% 以上[11] 。微动探测是指基于从台阵观测的天然场源微动信号中采用数据处理与分析技术提取面波频散信息, 再通过反演技术获得地下介质S 波速度结构的地球物理勘探方法 [12,13]。面波频散曲线与介质密度、纵、横波速度和层厚有关, 不同的地下结构具有不同的频散曲线。从微动信号中提取面波的频散曲线, 通过对频散曲线的反演, 可以得到地下介质的横波速度结构。一般采用空间自相关法— — SPAC法[14], 从微动记录中提取瑞雷波并计算各台阵的瑞雷波频散曲线, 用个体群探索分歧型遗传算法(FGA), 由相速度频散曲线反演地下S波速度结构, 用于地层分层解释。反演计算前先给定初始模型, 即层数以及各层S波速度及层厚, 再从给定范围中求得S波速度结构的最优解。将各测点的实测频散曲线转换为视S波速度曲线, 经插值光滑计算, 形成视S波速度剖面, 用于构造解释。近年来, 微动测深方法在地热、地质灾害、工程地质等多个领域得到了较好的应用[15,16]

微动观测台阵一般在圆心处布设1个、圆周上至少布设3 个观测台站。圆形观测台阵的半径称为观测半径, 决定探测深度H。通常情况下, 探测深度H=(3~5)r[12]。为了满足探测深度要求, 实际中必须采用多个观测台阵组成的多重观测系统进行组合观测。本次完成微动测深2个点(W1和W2, 其中W1为通热-18井孔旁测深点, W2为在施井处测深点), 观测半径r采用80、160、320和640 m。数据采集使用日本地学数据分析研究所的MTKV-1C型微动勘察仪系统。本次采用单点微动探测(测深)工作方法, 单点每次观测时间为30 min。

3 资料解释
3.1 重力测量

研究区布格重力异常值呈现西北高东南低的趋势, 变化范围为-8~-23 mGal, 异常幅度达到15 mGal, 说明研究区基岩面埋深变化大, 趋势上为西北部埋藏浅东南部埋藏深。但异常等值线形态变化小, 说明研究区可能整体处于夏垫断裂下降盘, 夏垫断裂应在研究区西北, 没有穿过研究区内部(图2)。

从布格重力等值线图上很难看出研究区内部基底构造形态的变化。去掉区域背景场, 从布格异常中分离出剩余重力异常(图3)。剩余异常呈现西北高东南低的趋势, 全区异常有3个特点:北部等值线密集, 为剩余重力高, 反映基岩面埋藏浅, 基岩面由北向南倾斜, 倾角相对较大; 中部等值线宽缓, 基岩面埋深变化小, 形成1个缓坡台阶状地形; 南部等值线高低相间, 形态多变, 反应基岩面埋深变化大, 且整体上比中部低1个台阶。剩余重力一阶水平梯度模和方向导数均反映出通热-18井附近可能存在近东西向断裂构造, 命名为F1(图4、5)。

图2 研究区布格重力异常等值线

图3 研究区剩余重力异常等值线

图4 研究区剩余重力一阶水平梯度模

图5 研究区剩余重力一阶方向导数(0° )

3.2 可控源音频大地电磁测深

本次2条可控源音频大地电磁测深剖面Z1和Z2垂直于重力方法推断的F1断裂布置, 并分别通过“ 通热-18” 和“ 在施井” 。“ 通热-18” 井井深3 103 m, 揭露地层情况为第四系(0~370 m)、新近系(370~1 522 m)、奥陶— 寒武系(1 522~1 950 m)、青白口系(1 950~2 400 m)、蓟县系(2 400~3 103 m)。利用该井的资料对Z1剖面进行了带约束的二维反演。

图6是Z1和Z2测线的CSAMT二维反演电阻率等值线断面图。从图上可以看出, 断面内反演电阻率横向变化较大, 剖面南部低阻层较厚, 向北变薄, 剖面中部(Z1测线136号点, Z2测线140号点)出现电阻率等值线密集带, 推断为F1断裂。断裂两侧低阻层厚度相差较大, 说明该断裂断距大、倾角较陡。断裂北侧电阻率垂向分层明显, 自上而下依次可以划分出第四系(Q)、新近系与古近系(N+E)、奥陶系与寒武系(O+∈ ), 界面深度分别在300~400 m和1 400~1 600 m。断裂南侧基岩界面较深, 可能超出了勘探深度2 000 m。

3.3 微动测深

微动测深反演时设置8层S波速度模型, 通过深度、速度的联合反演拟合实测频散曲线, 获得了测点的S波速度结构。各测点理论(红色)与实测频散曲线(蓝色)的拟合结果(左)及反演得到的S波速度结构(右)(图7、8)。两图对比显示, 与W1号点的反演结果相比, W2号点同深度S波速度明显偏低, 在W1点(通热-18井)基岩面附近S波速度为2.05 km/s, 同深度上W2点的速度仅为1.52 km/s。W2点速度大于2.05 km/s的界面深度大于3 000 m。这有两种可能, 一是W1和W2号点之间存在断距较大的断裂, W2点基岩埋藏深度大于W1点; 二是W2点布置在断层破碎带上, 根据以往经验, 如果微动观测点布置在断层、破碎带等构造带上, 微动反演确定地层界面深度的精度将会受到影响。

图6 可控源音频大地电磁测深反演电阻率等值线
a— Z1测线; b— Z2测线

图7 测点W1频散曲线(左)与视S波速度结构(右)

图8 测点W2频散曲线(左)与视S波速度结构(右)

3.4 综合解释

剩余重力异常等值线、剩余重力一阶水平梯度模、方向导数均显示在通热-18井南侧存在明显的东西向线性异常。CSAMT法二维反演电阻率等值线Z1剖面138号点和Z2剖面140号点附近存在相似的电阻率横向变化, 应是同一条断裂的反映, 两点连线说明断裂走向近东西。另外微动测深W2点高速层(> 2.0 km/s)界面比W1点(通热-18井孔旁测深)深约1 500 m。综合推断通热-18井南侧存在一条近东西走向的断裂(F1), 断裂倾向南, 断距较大, 倾角较陡。

4 钻探结果

目前在W2点处施工一眼勘探井, 实钻井深3 588.88 m, 水量3 072.64 m3/d, 出水温度92℃。揭露地层情况:第四系(0~420 m)、新近系(420~2 817 m)、寒武系(2 817~3 180 m)、蓟县系(3 180~3 588 m)。对比可知, W2点处基岩面埋深2 817 m, 而W1点仅1 522 m, 两点相距900 m, 基岩地层落差超1 000 m, 由此说明F1断裂的存在, 也说明重力、CSAMT和微动测深方法的解释推断具有较好的一致性, 反映了客观的地质情况。

5 讨论

北京地区的地热勘探开发历时已40余年, 勘探的靶区逐渐由地质条件简单的地热田中心向复杂的外围地区延伸。地热地质条件简单的地区, 地层横向变化不大, 在已知孔附近揭露热储层找到热水并不困难。但在条件复杂地区, 尤其是大断裂带附近、浅部覆盖层厚度大的地区、热储层可能被隐伏岩体穿插的地区等, 即使附近有已知孔做参考, 也不能掉以轻心, 要在钻探前开展精准的地球物理勘探工作, 才能提高钻探地热的成功率。凤河营地热田东北部地区的地热勘探就是在这种背景下开展的。本次实施了面积性重力测量、剖面可控源音频大地电磁测深和微动测深点位勘探方法, 进行综合解释, 取得了较好的效果。但这几种方法解决问题的侧重点不同, 实际工作中需要注意的问题也不同。

从岩性上看, 本区含水热储层是相对低密度的, 但又不是一个稳定连续的地层, 受断裂或其它构造运动影响, 重力异常很难反映出深度在3 000 m左右的热储层的负重力异常。不仅如此, 因研究区处于夏垫断裂带东南侧影响带内, 即使从高精度、大比例尺(本次1:1万)的区域布格重力异常上看也难以发现浅部次级断裂构造的形迹; 而这些浅尺度上的断裂又是热储层重要的导水通道, 因而是地热地质条件研究的重要内容。可见, 在热储构造复杂的地区, 重力异常的多尺度分析是必要的, 方法也较多[17,18], 关键是获取浅层构造位置信息。本次工作经优选滤波参数, 确定了合适的区域背景场, 分离出剩余重力异常, 并经过一系列导数变换, 得到了F1断裂的位置信息。

CSAMT法在地热资源勘探中常用来确定断裂位置和热储层埋深。因重力资料提供的深部信息微弱, 其所推断的断裂应有剖面方法复核。本次工作垂直于F1断裂布置CSAMT剖面是有效的, 清楚地识别了断裂位置。但研究区低阻覆盖层厚度大, CSAMT法的应用受到一定限制。一方面体现在探测深度有限, 实际应用中应在确保信噪比的前提下, 通过试验确定合适的收发距, 尽量增大勘探深度[19]。针对勘探深度不足的问题, 一般还可以补充或选用大地电磁测深(MT)法。但在北京城近郊区, 人文环境干扰较大, 经过试验, 已不适合推广应用[20]。我们在通热-18井和在施井孔旁还补充了音频大地电磁测深(AMT), 经试验, 观测数据一致性较差, 说明该方法也不适用。另一方面CSAMT法本身在低频段观测数据少, 导致其对深部地层界面信息的分辨力不够, 通过反演电阻率识别深部热储层顶界面比较困难, 为此利用垂向分层能力较强的微动测深方法来补充是必要的。

微动测深在地热勘探中的主要目的是识别热储层顶界面。在研究区已知井(通热-18)处布置微动测深点W1, 其地质结构作为反演模型的约束条件, 增加了推断解释的准确性, 获得了在施井(W2)处热储层深度信息, 及时指导了钻探施工, 其误差在允许范围内。W1和W2点的蓟县系热储层的视S波速度比其上伏的寒武系或青白口系非储层大0.4 km/s左右, 波速增加明显, 这是热储层在速度结构上的一个明显特点。

近年来与地震相关的研究表明, 夏垫断裂存在多条次级构造[21]。从本次工作成果看, F1断裂应属于夏垫断裂的分支断裂, 在主干断裂南东侧下降盘活动。夏垫断裂下降盘沉积了厚逾千米的新生界, 这套地层岩性致密, 隔热保温性能良好, 是地热形成的良好盖层。F1断裂的存在, 其地质意义, 一是沟通了夏垫断裂主干断裂, 形成了重要的导水通道; 二是因断裂的活动, 深部热储层岩性破碎, 富水性好, 地热井出水量大; 三是使其南北两侧热储盖层厚度差异大, 断裂南侧盖层厚达3 000 m左右, 在这一带成井地质风险增大。

6 结论

高精度重力、CSAMT和微动测深是强人文干扰区、厚度较大的低阻覆盖区和地质构造复杂地区地热勘探的有效方法组合, 在北京凤河营地热田得到了较好的应用。综合勘探发现研究区内夏垫断裂南东盘通热-18井南侧可能存在一条近东西走向的断裂(F1)。断裂倾向南, 断距较大, 倾角较陡, 断裂下降盘基岩埋藏深度大于2 800 m。3种物探方法的解释结果具有较好的一致性, 已被钻孔验证。从W2点钻探水量和水温看, 本区热储层蓟县系岩溶裂隙发育、出水能力强, F1断裂与夏垫断裂可能存在水力联系, 切割深部热储层, 是热储层重要的导水通道。综合研究显示凤河营地热田东北部中— 低温地热资源潜力较大。

The authors have declared that no competing interests exist.

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