尹 政，柳永刚，张旭儒，李玉山，冯嘉兴
（1.甘肃省地质矿产勘查开发局水文地质工程地质勘察院，甘肃 张掖 734000；
2.甘肃省地下水工程及地热资源重点实验室，甘肃 兰州 730050；
3.甘肃省自然资源厅，甘肃 兰州 730013）
作为一种可再生清洁能源，地热资源具有分布广泛、稳定可靠、易于利用及经济等特点[1−3]，对绿色、可持续发展极具现实意义，受到世界各国和研究者普遍关注。我国是世界上地热资源储量较大的国家之一，尤其是中低温水热型地热资源丰富，沉积盆地型地热资源由于储集空间广、厚度大，其资源量约占水热型地热资源总量的89%[4]，开发潜力巨大。合理利用地热资源对于优化能源结构，缓解能源危机[5−6]，助力中国实现2030年前“碳达峰”、2060年前“碳中和”战略目标有望发挥重要作用。
我国已有地热资源研究成果丰硕，近年来高温地热研究主要集中在包括青藏[7−8]、川滇[9−10]、青海西宁[11]及新疆西部[12−13]等地区，中低温地热研究也在全国多个地区展开[14−17]。位于甘肃河西走廊中段的张掖盆地，自2016年以来，相继施工了8眼地热勘探井，井口出水温度达 45～78 °C，出水量 1 348～6 192 m3/d，勘探成果证实张掖盆地赋存丰富的水热型地热资源[18]。尽管地热资源勘查成果取得了较大突破，但尚未针对张掖盆地地热田的边界条件、热储特征及地下热水的形成、分布和运移规律等开展系统的研究。
河西走廊是中国西北地区重要的生态屏障，也是西北内陆的交通、能源、物流枢纽通道，以及丝绸之路经济带的重要路段，战略地位显著，在推动生态文明建设、推进西部大开发形成新格局中具有十分重要的作用。地热资源的勘探、开发和利用，对优化当地能源结构，促进绿色发展具有重要意义。本文通过资料收集、地球物理勘查、地热勘探、勘探井地温测量以及水文地球化学分析等手段，系统分析张掖盆地地热田地热地质特征，探讨其地热成因机制，以期对该地热田今后的地热资源勘查和开发利用提供科学依据。
河西走廊地区位于青藏高原东北缘，是以前震旦纪及古生代褶皱为基底的中新生代断陷——坳陷盆地。从区域地质构造及演化过程看，河西走廊盆地发育在加里东褶皱基底之上，经晚侏罗世——早白垩世的拉张翘倾运动形成的箕状断陷，被新近纪挤压坳陷所覆盖，第四纪印度次大陆强烈推挤欧亚大陆，使祁连山强烈向河西走廊逆掩、逆冲，第四系叠加在坳陷构造层之上，最终形成了现今的盆地构造格局[19]。张掖盆地属于河西走廊的次级沉积型盆地，受南北两侧祁连山北缘和龙首山南缘右行走滑逆冲断裂控制，盆地几何形态大致呈菱形，长轴呈NWW向展布[20]，属张扭性盆地，有利于地热流体的运移和赋存。
张掖盆地中生界下伏结晶基底褶皱形态变化较大，凹陷与隆起相间分布，次级构造较发育，严格控制着中生界地层的空间分布及形态特征，进而影响上覆新近系中新统主要热储的地热增温系统。根据盆地基底的起伏特征，可将盆地分为3个一级构造单元（图1），即西部隆起带、东部斜坡带、中央凹陷带[20−21]。西部隆起带位于祁连山前覆盖区，面积1 250 km2，结晶基底埋深2 500 m左右，中生代地层薄，推测基岩主要由奥陶系、志留系组成，局部为石炭系、二叠系；
东部斜坡带位于中央凹陷带以东，由永固凸起和大黄山隆起组成，面积1 700 km2，结晶基底最大埋藏深度约2 500 m，由南东向北西抬升，构成单斜构造；
中央凹陷带位于西部隆起带与东部斜坡带之间，面积2 100 km2，结晶基底埋藏深度5 000～5 800 m，根据基底形态，又可分为4个二级构造单元：张掖凹陷、朝元寺凹陷、三工闸低凸起和李寨凸起。
图1 张掖盆地地震推断构造图（改编自文献[20]）Fig.1 Seismic inferred structure in the Zhangye Basin （modified from Ref.[20]）
已有勘探资料证实，张掖盆地地层自上而下为第四系、新近系、白垩系及古生界地层。其中，新近系属内陆盆地红色碎屑岩建造，岩性为泥岩、砂质泥岩、砂砾岩和砾岩等，分为上新统疏勒河组（N2s）和中新统白杨河组（N1b），地层沉积连续，由盆地中心至边缘逐渐变薄，中心厚度达800～1 000 m，至盆地边缘地带厚度为500～600 m。盆地热储为中生界上覆的新近系白杨河组砂岩、砂砾岩（图2）。
为分析和进一步查明张掖盆地地热资源赋存条件及分布特征，本次主要采用资料收集、地球物理勘查、勘探井地温测量、水文地球化学分析等方法。
本次研究充分收集了区域大量的相关资料（表1），主要有：（1）石油部门在张掖盆地完成的参数井（民参1、民参2）勘探资料和石油地球物理勘查资料（包括地震、重力、航磁物探等），主要来源于1989年出版的《中国石油地质志》[20]和成果总结；
（2）甘肃省地矿局在地质勘查基金项目中形成的成果资料（包括地球物理勘查、5眼勘探井的深井地温测量和水文地球化学分析等成果资料），均为主管部门验收评审通过的生产项目成果资料。以上资料真实可靠，质量良好。
图2 张掖盆地地热地质剖面图Fig.2 Geothermal geological profiles of the Zhangye Basin
表1 张掖盆地地热勘探孔地层时代及厚度对比表Table 1 Geological age and thickness of strata tapped by geothermal exploration holes in the Zhangye Basin
地球物理勘查主要采用可控源音频大地电磁测深、大地电磁测深及视电阻率垂向电测深3种方法。可控源音频大地电磁测深采用GDP-32Ⅱ多功能电法工作站，发射电流8～15 A，发射偶极距AB=1 000～2 000 m，接收偶极距MN=100 m；
视电阻率垂向电测深采用DZD-8多功能全波形直流电法仪，对称四级装置，最大供电极距AB = 10 000 m，最大测量极距MN=750 m；
大地电磁测深采用Aether大地电磁测量系统，采样率96 kHz，观测时间不小于4 h。地球物理勘查解译成果经钻探验证基本吻合。
勘探井地温测量在钻探结束24 h后进行，采用电阻法在孔内进行全孔段连续测温，测温结果属稳定态测温数据。
水文地球化学样品是在地热井产能测试结束后采集。地热流体全分析样品采集时采用4 000 mL本色聚乙烯塑料桶，将取样桶置于水面以下灌满后立即密封瓶盖，并送甘肃地质工程实验室、甘肃省地矿局中心实验室进行检测分析；
D（氘）、18O、3H（氚）同位素样品采用500 mL无色聚乙烯塑料瓶采集，取满样品，并在水面以下加盖密封，不留空隙；
14C同位素样品在现场利用BaCO3沉淀法，采用750 mL聚乙烯塑料瓶采集。将所有同位素样品送至国土资源部地下水矿泉水及环境检测中心进行检测分析。地热流体全分析水样采用等离子体发射光谱仪（i CAP6300）测试，18O、D同位素样品采用同位素质谱仪（L2130i）进行测试，δ18O分析误差为±0.1‰，δD分析误差为±1.0‰，3H、14C同位素样品采用超低本底液体闪烁谱仪（PE 1220 Quantulus）进行测试，3H 分析误差为±0.1 TU，14C分析误差为±0.3 pMC（现代碳百分比）。以上样品的检测机构均有计量认证及检测资质，检测结果真实可靠。
3.1 热储特征
张掖盆地热储为新近系中新统白杨河组碎屑岩类孔隙型热储。其中，白杨河组下部的间泉子段为含砾砂岩与砂砾岩，胶结程度低，分布较稳定，厚度达100～400 m，是盆地主要的热储层，其变化趋势与新近系地层一致。根据勘探成果分析，白杨河组间泉子段在张掖凹陷厚100～150 m，朝元寺凹陷厚150～200 m，在盆地东南民乐六坝附近为300～500 m（图3）。ZYDR1井白杨河组下部间泉子段埋深位置1 630.0～1 804.5 m，厚度达174.5 m，经测试分析，其饱和状态孔隙率为22.2%，饱和含水率为 5.2%[7]（表2）。
图3 白杨河组间泉子段厚度等值线图（改编自文献[20]）Fig.3 Thickness contour map of the Quanzi section of the Baiyanghe Formation (modified from Ref.[20])
表2 张掖盆地地热勘探孔孔隙型热储统计表Table 2 Statistics of geothermal reservoirs of pore type tapped by geothermal exploration holes in the Zhangye Basin
3.2 地温梯度
已有热响应试验显示，张掖盆地恒温带深度约30 m，恒温带地温7.6 °C。由于盆地结晶基底埋深较大，受上覆孔隙裂隙岩层径流作用影响，导致恒温带以下地温梯度偏低，一般为2.00～2.67 °C/100 m。热储层岩性相同，受热储层埋藏深度、盖层厚度和基底形态、岩性及构造的影响，地热井热储在垂向上的测温数据相差也较大。根据张掖盆地现有深井地温数据（表2），盆地西部隆起带临泽县城南部LZDR1井平均地温梯度2.58 °C/100 m，在钻遇到花岗岩后地温梯度未显异常；
盆地西南部隆起带甘浚ZYDR2地热井平均为2.04 °C/100 m；
中央坳陷中部滨河新区民参1井、ZYDR1井一带平均地温梯度为2.32～2.56 °C/100 m；
中央坳陷中部沙漠体育公园ZYDR3井地热井至南东民乐新天镇MLDR1井一带平均地温梯度为2.43～2.67 °C/100 m，MLDR1 井在钻遇到花岗岩后地温梯度略有增长。
构造形态、基底起伏、岩浆活动、岩性、盖层厚度、褶皱、断层、深层地下水的运动等都是影响地温场的重要因素[22]。分析具有代表性的甘州区滨河新区ZYDR1孔地温测量资料，地热增温率为2.32 °C/100 m（图4），1 200～2 300 m井段地热增温率较其他井段要低，为 42.9～55.3 °C，平均地温梯度为 1.35 °C/100 m，推测该层段在传导热流场中叠加了地下水的对流作用，这与测井解译的主要热储段（1 225～2 290 m）埋深基本一致[23]。
图4 滨河新区ZYDR1井测温曲线Fig.4 Temperature measurements of ZYDR1 well in the Binhe new area
3.3 地热水地球化学特征
3.3.1 地下热水常规组分
张掖盆地地下热水pH值7.06～8.52，平均7.49。地下热水含有普通地下水的各种成分，阳离子中Na+占优势，阴离子中Cl−、占优势。根据舒卡列夫分类方法，考虑毫克当量百分数大于25%的离子，张掖盆地地下热水阴离子分别为Cl−、，阳离子仅为Na+，地热流体水化学类型基本一致，为Cl·SO4——Na型。另外，根据Piper水化学类型三线图（图5）可知，张掖盆地地热流体全部投点在较小区域内，说明各地热井地热水的热储位置、溶滤特征、补径排条件具有一致性。
图5 Piper地热水水化学类型三线图Fig.5 Piper trilinear diagram showing the hydrochemical types of geothermal waters
分析热储层中矿物成分钠盐可能较丰富，其溶解度随温度升高而增大；
Cl−主要来源地下水流经含氯矿物岩层（NaCl、MgCl2、CaCl2等）而聚集的，Cl−不容易被吸附而大量赋存于地下水中，张掖盆地的地下热水也显示出了这一特征；
是地下水流经含石膏矿物的岩石时溶滤硫酸盐形成的[24]。在地下水中很多组分彼此存在着一定的共生关系，两种组分在数量上的比例关系，称为比例系数，利用比例系数可以判断地下水的成因、进行水化学分类及水化学找矿等。通常，ρ(Cl)/ρ(Br)（ρ为质量浓度）大于 300 属于溶滤岩盐形成的溶滤水；
小于300时说明水中Br富集，属古埋藏型海水；
等于300属于大洋水[25]。标准海水的γNa/γCl（离子毫克当量浓度比）平均值为0.85，海相沉积水的γNa/γCl一般小于 0.85，含岩盐地层溶滤水的γNa/γCl接近于1.0[26]。张掖盆地地热流体的ρ(Cl)/ρ(Br)最小为 605，远大于 300；
γNa/γCl介于 0.79～1.09，平均为 0.92，可认为研究区地热水主要为溶滤型陆相沉积水。
3.3.2 地下热水特征组分
按照理疗热矿水水质标准进行评价，热水的偏硅酸、偏硼酸、氟离子含量较高，为热矿水的主要特征组分，可以达到理疗热矿水的矿水浓度或命名浓度。5眼勘探井地热水中，偏硅酸质量浓度为28.36～59.80 mg/L，偏硼酸为3.15～24.10 mg/L，氟离子为1.43～3.60 mg/L。F−、SiO2质量浓度与水温大致呈正相关关系（表3），这主要是由于温度对溶滤作用的影响，即热矿水中氟化物、硅酸盐的溶解度随温度的升高而增大。地热水水化学特征也反映出了其循环深度较深，围岩体中硅酸盐、硼酸盐矿物较丰富，水文地球化学环境也有利于偏硅酸、偏硼酸、氟离子运移[27]。
表3 张掖盆地地下热水水化学分析结果Table 3 Hydrochemical analyses of geothermal waters in the Zhangye Basin
3.3.3 地下热水同位素特征
（1）氢氧同位素特征
张掖盆地地下热水δD与δ18O值变化范围不大（表4），δD 为−74‰～−77‰，δ18O 为−9.5‰～−10.5‰。黄锦忠等[28]在张掖盆地开展了较多的大气降水的氢氧同位素研究，建立了张掖地区的大气降水曲线，利用IAEA的稳定同位素数据线性回归求得张掖地区的大气降水线方程为：δD=6.76δ18O−4.50，该曲线R2=0.94，可信度高，可将地下热水的δD、δ18O值绘制在该大气降水线曲线图上，从图上可看出（图6），地热水样点大多落在降水线附近，这表明本区地下热水补给来源主要为大气降水[29−30]。
表4 张掖盆地水样氢、氧同位素分析结果Table 4 Results of hydrogen and oxygen isotope analyses of geothermal water in the Zhangye Basin
图6 张掖城区及外围部分水样δD、δ18O与H·Craigh降水直线关系图Fig.6 Plot of δD and δ18O in water samples in the city of Zhangye and nearby area
（2）放射性同位素（3H、14C）特征
放射性同位素3H，半衰期为12.43 a，在过去的50 a里被广泛应用于解决地下水年龄等相关问题，由于其半衰期短，一般适用于确定数年至50 a的地下水年龄。14C 半衰期为（5 730±40）a，常被用来测定介于 2×103～6×104a的古地下水年龄。自1953年核爆试验后，大量3H进入大气层，并随降水进入到地下系统中，可以根据3H含量的大小判断水的新老。3H含量很低的水（如<2 TU），可以肯定是1953年以前形成的地下水“老水”，3H含量高的地下水，则必定包含有1953年后入渗补给的“新水”[31]。研究区水样的3H值见表4，可以看出地下热水的3H值普遍小于2 TU，说明地热水为1953年以前形成的地下水。另外，据MLDR1井、MLDR3井、ZYDR3井地下热水14C分析结果，现代碳百分数分别为（6.06±0.67）%、（0.78±0.45）%、（2.89±0.95）%，分析其表观年龄分别为（23.17±0.92）ka、（40.08±4.67）ka、（29.31±2.72）ka，这进一步证实了研究区地热水属于古地下水，形成年龄超过20 ka。
4.1 热储构造及热源分析
已有资料表明，张掖盆地地热田属呈层状分布的盆地型中低温地热田，热储以新近系中新统白杨河组间泉子段的砂岩、砂砾岩为主，属碎屑岩类孔隙型热储，其底界面埋深一般为1 004.40～2 188.00 m。热储层上部为大厚度的泥岩构成盖层，起到了非常好的保温作用，热源来自深部地壳或上地幔的热传导，地下热水温度随热储埋藏深度而升高，即地下深部的热能通过上覆岩层向上传导，对围岩地层进行加热。LZDR1井、ZYDR2井、MLDR1井虽钻遇了加里东期花岗岩，但其时代较早，岩浆余热已消失殆尽，测温曲线也显示花岗岩对现今地温场基本无影响，不构成附加热源。故地下热水的形成是在正常的大地热流背景下，地下水在深循环过程中吸取围岩热量并与围岩发生水-岩相互作用，同位素组成、水化学成分发生改变，形成较高温度的热水。
综合分析认为，张掖盆地总体上是在以热传导为主的大地热流作用机制下形成的中低温地热资源，但在主要热储层中叠加了地下水的对流作用。
4.2 热储温度及循环深度分析
根据张掖盆地地热形成的地质条件和地热水化学特征，结合热温标适用条件[32]，选择钾镁地球化学温标对地热异常区热储温度进行估算。计算公式如下：
式中：T——热储温度/°C；
C1——热水中 K+的质量浓度/（mg·L−1）；
C2——热水中 Mg2+的质量浓度/（mg·L−1）。
K+、Mg2+的质量浓度见表5。经计算，张掖盆地已有地热井热储温度为47.82～81.49 °C，结合井口实际出水温度，可以判断张掖盆地地热田地下热水的深部热储为中低温热储，推测深部热储温度在47～82 °C之间（表5）。
表5 张掖盆地地下热水热储温度估算Table 5 Estimated temperature of geothermal reservoirs in the Zhangye Basin
根据区内地热井测温资料，张掖盆地地热异常区地热增温梯度为2.04～2.67 °C/100 m，恒温带深度约30 m，恒温带地温7.6 °C。通过式（2）可确定地下热水的循环深度[33]：
式中：Z——地热水循环深度/m；
T——热储温度/°C；
T0——恒温带温度/°C；
G——地热增温梯度/（°C·100−1·m−1）；
Z0——恒温带平均深度/m。
经计算张掖盆地地热田地热水的循环深度为1 588.91～2 813.27 m，与已有勘探孔热储底界面比较深500～800 m（表6），说明热储层下部一定深度裂隙带内尚有地热水的循环。
表6 张掖盆地地热勘探孔推测热水循环深度Table 6 Estimated circulation depth of geothermal water in geothermal exploration holes in the Zhangye Basin
4.3 地热流体补给来源及通道
根据对地热井地热流体氢、氧稳定同位素分析结果，张掖盆地地下热水补给来源主要为大气降水。张掖盆地南部祁连山区降水量充沛，高海拔地带年降水量可达800 mm左右，区域构造运动强烈，深大断裂及次级断裂数量较多，加上山区水文网发育，河流切割作用强烈，对地下水的形成、分布、赋存和运移产生着深刻的影响。张掖盆地属于祁连地槽褶皱系北缘的中新生代凹陷盆地，祁连山区较盆地热储层位置高3 000～4 000 m，具有较好的补给高程优势，而北山区高程低，与盆地热储层高差小，且降水量仅几十毫米，推测地下热水补给来源主要为南部祁连山区降水。
祁连山北缘深大断裂和盆地内NNW向基底断裂是地热流体深循环的良好导水通道。祁连山区大气降水和冰雪融水沿破碎岩体、水文网的入渗后形成基岩裂隙水，通过北缘深大断裂破碎带补给到盆地深部，在深部热传导的作用下地下水逐渐增温，并储存在孔隙发育、渗透性较好的热储层中，在水头压力差的作用下由SE向NW径流，水力坡度为2.20‰左右（图7）。研究区地热水属于万年尺度的古地下水，反映出地热流体补给来源远，径流速度缓慢这一特点。
图7 张掖盆地地热田概念模型示意图Fig.7 Schematic diagram of conceptual model of the geothermal field in the Zhangye Basin
（1）张掖盆地地热田属呈层状分布的沉积盆地型中低温地热田，热储为新近系中新统白杨河组碎屑岩类孔隙型热储，热源来自深部地壳或上地幔的热传导；
地热系统中地热水系在地下水深循环过程中，在正常的大地热流值背景下被围岩逐渐加热所致；
初步分析，地下热水温度大致随热储埋藏深度的加深而升高。
（2）张掖盆地地热流体水化学类型为Cl·SO4——Na型，F−、SiO2质量浓度与水温大致呈正相关关系，反映出富含F−、SiO2的地下热水由地壳深部沿断裂构造向上运移到浅部，并向外横向扩散、渗透的过程；
根据地热流体的ρ(Cl)/ρ(Br)、γNa/γCl（离子毫克当量浓度比）判断，该地热水主要为溶滤型的陆相沉积水。
（3）同位素研究表明，张掖盆地地下热水为大气降水补给，属大气成因，区内地下热水3H值较低，均小于2 TU，说明形成时间较早；
14C分析结果证实地热水形成年龄超过20 ka，其补给高程和准确的补给年龄尚需开展进一步的研究。
（4）根据张掖盆地地热形成的地质条件和地热水水化学特征，选择钾镁地球化学温标对热异常区热储温度进行估算,推测深部热储温度大致在47～82 °C，为中低温热储，同时热储层下部一定深度裂隙带内存在地热水的循环。
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