Question

沉积盆地地热资源

Answer 1

一、沉积盆地热状况对二氧化碳地质储存的影响

据沈平平等(2009)研究，较低的地热梯度和地热流值能使CO₂在较小的深度下达到较高的密度，有利于CO₂地质储存。一般假设在盆地中的压力梯度是1MPa/100m，而温度梯度是25℃/km。在这种假设条件下，CO₂以超临界状态存在的储存深度要求≥800m。对于某一具体的沉积盆地来说，这个界限不一定完全准确。图6－13是Bachu(2003)做出的CO₂密度、储存深度与地温梯度之间的关系图。由图6－13可知，地表温度和地温梯度越小，CO₂密度越大，储层可容纳的CO₂量越大。

图6－13CO₂密度和地温梯度关系图(Bachu，2003)

从地热地质条件出发，可将沉积盆地简单地划分为热盆地和冷盆地两种类型。两种盆地的温度和压力环境决定了CO₂密度的大小，从而影响盆地的CO₂储存能力。由图6－14的密度包络线可以看出，在一般盆地压力体系下，CO₂密度最大可达850kg/m³。热盆地需更大的压力(或深度)才能达到与冷盆地同样的密度，相应注入成本也会增大。一些超压地层在盆地中埋藏较深(一般大于2000m)，在这些地层中，CO₂密度可达1060kg/m³，但是由于注入成本及安全性阻碍了超压层储存CO₂的应用。

图6－14CO₂密度、压力和温度关系图

沉积盆地的“冷”、“热”状况对自由CO₂的相态和流动状态影响较大。热盆地相对于冷盆地作用于CO₂的向上浮力更强。这是因为，第一，热盆地中CO₂密度较低，与地下水密度差较大(一般1000～1300kg/m³，与地下水盐度有关);第二，在热盆地中，CO₂向上逃逸的过程中，随着压力和温度的降低，密度连续降低，从而导致浮力越来越大，是一个内部加速和自我强化的过程。在冷盆地CO₂向上逃逸的过程中，超临界态或液态的CO₂密度略微增大，从而浮力保持不变或略微减小。这种流动状态的不同对CO₂向上运移和逃逸到地面有深刻影响。当然，尽管热盆地中CO₂密度仍低于冷盆地中的CO₂密度，但如果都转变成气态CO₂，就不存在这种区别。

适宜CO₂地质储存的沉积盆地应该具有地表温度低、地温梯度小、大地热流值小和远离地下热源等特征。

二、地热资源的分布

集热、矿、水于一体的清洁能种———地热，历来被世界各国视为经济、可靠、环境允许的能源。据《人民日报海外版》(2009－09－07)报道，2008年中国地热资源利用使全国CO₂减排2500×10⁴t，相当于860多万辆汽车尾气的排放量。

中国目前地热资源利用主要在供暖、发电、医疗保健、温泉洗浴、水产养殖和温室种植等方面。全国现有温泉2700余处，已开发利用约700处。全国现有地热田1048处，已开发利用259处。

截至2008年底，中国地热开采井1800多眼，年开采量约3.68×10⁸m³，地热资源主要用于供暖、发电、温泉洗浴、水产养殖和温室种植等方面。其中，洗浴和疗养占47.55%，供暖占30.77%。全国经正式勘察并经国土资源主管部门审查的地热(水)田103处，经初步评价的地热(水)田214个，合计提交地热可采资源量每年约8.3×10⁸m³。

中国地热资源按其属性可分为3种类型:①高温(>150℃)对流型地热资源。主要分布在西藏、腾冲现代火山区及台湾，前两者属地中海地热带中的东延部分，而台湾位居环太平洋地热带中;②中温(90～150℃)和低温(<90℃)对流型地热资源。主要分布在沿海一带如广东、福建和海南等省区;③中低温传导型地热资源。分布在华北、松辽、四川和鄂尔多斯等中新生代大中型沉积盆地内，往往与油气或其他矿产资源处在同一盆地之中。上述3类地热资源分布在中国不同地区，并与该地区的地质构造背景密切相关。

勘探和研究表明，中国东部大、中型盆地群地下热水的赋存条件较优，中部盆地群次之，西部盆地群相对较差(陈墨香等，1994)。

1)10个盆地地下热水资源计算面积为70×10⁴km²，在2000m深度内积存地下热水水量为63×10¹²m³，折合热量73.6×10²⁰J。其中，四川盆地可采资源为“零”，这是因为该盆地积存的是热盐卤水。其余9个盆地依据最大允许降深法和给定可回采系数计算，求出的可采资源量为49×10¹⁰m³，所含热能为54×10¹⁸J，相当于18.5×10⁸t标准煤。

2)10个盆地中以华北盆地(北部)的地下热水资源最为丰富，可开采地下热水资源量达1664×10⁸m³，是其余8个盆地总量的一半。其次是华北盆地南部和苏北盆地，这3个盆地可采资源总能量为9个盆地总量的63%，而且盆地的热储均以新近纪地层为主，显示出热储分布广，厚度大，水质较好等特点。其次，沉积盆地的基底岩层隆起构造带，还有碳酸盐岩岩溶裂隙热储层的分布，从而形成多层地下热水储层。因此，可以认为华北盆地和苏北盆地是中国低温地下热水资源最丰富、最具开发潜力的区域。此外，渭河－运城盆地和雷琼盆地也发育有新生界热储，虽然分布规模相对较小，但有较好的开发利用前景。

3)中生代沉积盆地地下热水质量欠佳。几个中生代盆地除楚雄盆地为低盐度的地下热水之外，四川盆地为卤水，鄂尔多斯和松辽盆地仅于两盆地外环带为低矿化度地下热水，之内的地下热水矿化度均达到5g/L，甚至更高，而在盆地内带，地下热水矿化度更高。

东南沿海地区水热活动密集带的广东、福建和海南三省，按目前所掌握的461处各类强度的水热活动显示，估算出每年释放热能总量为973×10¹³J;约占全国总量的10%。胶辽半岛水热活动密集带是根据已知的46处温泉区资料计算出每年放热热能总量为82.1×10¹³J。

三、主要沉积盆地地热地质特征

1.华北及苏北盆地

中国东部大平原，包括华北、苏北地区，是中低温地热资源最丰富的地区，地热田或地下热水区分布甚广(图6－15)。

其中，北部地区不少地热田地温梯度可达5℃/100m以上，而南部地热异常区，地温梯度为(3.5～4.5)℃/100m。全区地下热水储层可分浅层地下热水与深层地下热水两组，浅层主要为新近系地下热水储层，概略估算可采地下热水量为12.4×10¹⁰m³，热能为15×10¹⁸J;深层主要为碳酸盐岩为主的潜山地下热水储层，初步估算地下热水储层可采地下热水量为4.2×10¹⁰m³，热能为9.4×10¹⁸J;总计热能为24.4×10¹⁸J，相当于9×10⁸t标准煤。

华北盆地已查明地热异常区50余处，总面积为1.8×10⁴km²，其中京津唐地区及河北束鹿、宁晋地区的研究程度和开发程度都较高。京津唐地区，包括河北廊坊及渤海沿海一带，面积52167km²，目前有地热田或热异常区33处，其中北京东南城区、天津及牛驼镇等地热田已开采利用。热储有第三系明化镇组与管陶组砂岩和砂砾岩，奥陶系、寒武系灰岩、白云岩，青白口系、蓟县系以及长城系白云岩等。单井出水量1000m³/d左右，1000m以下水温40～50℃，2000m为60～95℃，3000m可达120～126℃。地下热水水化学类型以HCO₃－Na型为主，矿化度一般在1g/L以下，个别高达4g/L以上。

束鹿－宁晋地热田在华北盆地(北部)具典型性。地下热水水化学及同位素的测试和研究确认，新近系地下热水与基岩地下热水的¹⁴C年龄为15～21ka，属“古水”范畴，两者有成因上的联系。这一结论对华北地热地质有普遍意义。束鹿－宁晋地热田热储埋藏较浅，水质较好，水量较丰富，具较好的开发前景。经初步估算，热田基岩地下热水储量为36.2×10⁸m³，可采资源量为9×10⁸m³，含热能为2.3×10¹⁷J，相当于790×10⁴t标准煤;新近系地下热水层可采地下热水量达58.8×10⁸m³，该层分布广、埋藏较浅、厚度大，水质好，具有更大的开发前景。

2.松辽盆地

松辽盆地位于中国东北部，跨黑龙江、吉林、辽宁、内蒙古四省区，面积26×10⁴km²，是中新生代断陷盆地，沉积厚度2000～3000m。基底为古生界及前古生界，盆地基底断裂发育，沿断裂常有岩浆侵入。盆地具有两大含水系统:一是分布在白垩系上统(K₃)及其以上的潜水和承压水系统;二是中下白垩统热水含水系统，接受周边山区径流补给，形成向心的自流盆地，盆地周边水位较高。在通辽—白城—齐齐哈尔—纳河一线以东地区，1000m地温大于35℃;在大庆、哈尔滨附近，1000m地温大于50℃，地温梯度大于3.5℃/100m(王贵玲等，2009)。

据不完全统计，松辽盆地温泉主要集中在辽东隆起区，次为辽西地区，而大兴安岭地区仅有两处。水温以辽东隆起最高，一般为30～60℃或大于60℃;辽西地区除兴城温泉水温高达70.5℃外，其余均小于60℃。地下热水水化学类型以HCO₃－Na或HCO₃·SO₄－Na型为主。矿化度一般在1g/L以下，泉流量2～100m³/h。

松嫩平原现有地下热水井24眼(黑龙江、吉林各12眼)，孔深1000～3000m，水量5～15m³/h，地温梯度(3.5～4.2)℃/100m，水温多在60℃以上，最高达109.4℃。地下热水水化学类型以HCO₃－Na型为主。据估算2000m以浅白垩系地下热水储量总计为3.2×10¹²m³，若可采量按1%计算，则可达3.2×10¹⁰m³，折算热能3.7×10¹⁸J。

图6－15华北盆地及苏北盆地新生界盖层地温梯度图(据陈墨香等，1994)

3.鄂尔多斯盆地

鄂尔多斯盆地以巨厚的中生代沉积为主要特征。下白垩统志丹群具有较好的透水性及储水性，为本区最重要的地下热水储层，虽因赋存较浅，属低温热储，但矿化度较低，水质尚好，多小于3g/L，且钻井流量较大，因而具有实际开发利用前景。经概略估算，盆地内，中、西部下白垩统地下热水储层及东部侏罗系—三叠系—二叠系地下热水储层，地下热水量为91×10¹¹m³，所含热能为670×10¹⁸J，设其中1%可采，则可采地下热水资源的热能量相当于2.28×10⁸t标准煤。该盆地中生界盖层之下的下古生界碳酸盐岩地层有赋存地下热水的可能，值得注意。

4.淮河盆地

淮河盆地跨河南、山东和安徽三省，面积约10×10⁴km²，为大华北中新生代盆地的一部分，它的南部主要受NW向断裂的控制，东北部受NE向断裂控制。淮河盆地的主要热储层为新近系馆陶组和明化镇组。盖层地温梯度(2.5～4.9)℃/100m。馆陶组水温40～65℃，是该区的主要低温热水层。古近系赋存有地下热卤水，在井深2800～3200m时，井底温度为88～105.7℃。奥陶系和寒武系灰岩裂隙岩溶水分布在通许凸起、周口凹陷、驻马店－淮滨凹陷、荷泽凸起、嘉祥凹陷、商丘和亳州地区，为区域深径流补给的岩溶水系统(王贵玲等，2009)。

5.江汉盆地

江汉盆地位于湖北省中南部，面积2.8×10⁴km²，呈多边形展布，北为大巴山，南为华容隆起，东为下扬子台褶带，西是鄂湘黔褶皱带。该盆地大部分地区基底由中生界、古生界碳酸盐岩和碎屑岩组成，局部为古元古界变质岩系。大地构造上属于扬子准地台中部，为燕山晚期形成的裂谷盆地。盆地内发育多组构造线，以NE及NWW两组最为发育，前者形成时间较早，发生于早白垩世—始新世早期;后者较晚，形成于中始新世至渐新世。江汉盆地白垩系和古近－新近系最厚达10000m，其中新近系为淡水河湖相沉积，厚度300～900m，主要热储为砂岩和砂砾岩，为低温热水储层;古近系的潜江组为咸水湖相沉积，盐岩和膏泥岩交互沉积，厚度3500m，是中国最大的古近系盐湖相凹陷，赋存有热卤水。盖层地温梯度(2.3～4.0)℃/100m，新近系地下热水水温25～69℃，古近系热卤水水温60～95℃。基底中古生界灰岩是重要的裂隙岩溶型热水储层，主要分布在枝江凹陷、云应凹陷和江陵凹陷的斜坡地带(王贵玲等，2009)。

6.汾渭地堑及银川盆地

汾渭地堑位于山西、陕西交界地带，由关中盆地和运城盆地组成，面积2.4×10⁴km²，两盆地在构造上为一整体。关中盆地EW向沿渭河展布，南为秦岭山地，北临渭北台塬。运城盆地NE向沿涑水河展布，东南靠中条山，西北临稷王山，是新生代发育起来的断陷盆地，基底北部为下古生界碳酸盐岩，南部为前寒武系变质岩和花岗岩，发育NE向和NW向两组断裂，多为全新世活动断裂，形成凹凸并列的构造格局。盆地大体是北浅南深，北部斜坡和盆地西端的宝鸡地区新生界厚数百米，一般1000m左右，盆地腹部及南部新生界厚度一般超过3000m，最厚达7000m。主要热储有下更新统三门组、新近系张家坡组和蓝田灞河组及古近系白鹿塬组，岩性为砂砾岩和砂岩。运城盆地基底发育奥陶系岩溶水，奥陶系灰岩顶部古岩溶在热水溶蚀下形成区域性深部径流热水系统，沿活动断裂发育强径流带。盆地实测大地热流值50～80mW/m²，盖层地温梯度(2.8～3.7)℃/100m。

银川平原主要热储是新近系中新统，岩性主要为砂岩。地温梯度(1.0～5.8)℃/100m。1000～3000m的热储温度为37.6～56.0℃。

河套平原主要热储是新近系中、上新统，岩性为砂岩。

呼和浩特、包头和临河附近1000m地温大于40℃，3000m地温大于90℃;在其他地区，1000m地温35～40℃，3000m地温80～90℃(王贵玲等，2009)。

四、主要沉积盆地地温梯度特征

(一)中国地温梯度特征

地温梯度是CO₂地质储存的重要影响因素之一，主要影响CO₂在储层内的相态和密度变化，从而影响CO₂地质储存的容量和安全性等。

中国地温梯度主要受大地构造与地质结构的影响，总体上西北地区较中东部偏低，南方地域较北方低，沿海地区均较临近内陆高，但珠江三角洲地区与西南地区相对较高，且西南地区地温梯度差异性小。1000m、2000m、3000m不同深度处地温总体上都是西北地区最低，沿海东部地区相对较高，西藏、西南地区最高(图6－16至图6－18)。不同深度温度分布特征与地温梯度基本相似(王贵玲等，2009)。

大地热流是表征一个地区地层温度场变化、地球内部向地表散热速率的重要指标，其大小与地球内部热过程、构造作用、浅层构造及地壳和上地幔结构密切相关。研究表明，大地热流值总体上与地温梯度相一致，西藏、西南地区最高，沿海地区次之，西北与华南大部分地区最低(图6－19)。

(二)主要沉积盆地地温梯度特征

中国地温梯度因地而异。地温梯度的分布具有东部高、西部低，南部高、北部低的总趋势，主要盆地平均地温梯度见表6－2(王均等，1990)。

1.中国东部地区

中国东部的地温梯度多在(3.0～4.0)℃/100m间。其中以东北松辽盆地的地温梯度为最高，一般为(3.5～4.0)℃/100m，最高6.0℃/100m以上。如把盆地边缘低梯度包括在内，其平均地温梯度可达3.4℃/100m;地温梯度等值线的延伸方向以NNE和NEE为主，局部有NW向的分支，使其呈NNE－SSW的不对称环状分布，高地温梯度分布于环的中部，在召东—大安及杜尔伯特之间的地带;松辽盆地边缘的地温梯度为(2.5～3.0)℃/100m。

华北盆地的地温梯度一般在(3.2～3.5)℃/100m间，最高可达7.0℃/100m以上，多呈NNE向条带状低、高、低分布;地温梯度在4.0℃/100m以上的分布区，多在基底隆起顶部靠近边界断裂的一侧，这里是华北盆地开发利用中、低温地热资源的主要地区。

东南沿海地区的浙、闽、粤等省区，地温梯度多在(2.5～3.5)℃/100m间，尤其在沿海地区的温州、大浦、广州一线以东地区，多为3.0℃/100m以上的地温梯度分布区，局部地热异常区的地温梯度可达(6.0～7.0)℃/100m。地温梯度等值线的延伸方向为NE及NNE并与海岸线方向一致。

鄱阳、洞庭(包括江汉)、南阳、三水及百色等中小型盆地的地温梯度均偏高，一般3.0℃/100m左右，最高达4.0℃/100m以上。

综上所述，中国东部高地温梯度异常区多分布于松辽盆地、华北盆地及东南沿海地区。这些异常区的地温梯度，多在(4.0～5.0)℃/100m，最高可达(7.0～8.0)℃/100m，其分布多呈条带状，NE向延伸同地温分布规律一致。低地温梯度分布于大兴安岭、太行山、巫山、武夷山、武陵山、雪峰山及大瑶山等山区，此区内除受构造控制热水对流形成的局部高地温梯度外，地温梯度一般低于2.0℃/100m。

2.中国中部地区

中部地区包括东经102°以东的海拉尔－二连盆地、鄂尔多斯盆地和黔桂地区，地温梯度2.5℃/100m左右，局部地区(2.0～2.5)℃/100m。鄂尔多斯盆地、四川盆地及其以南的局部地区达3.0℃/100m以上。滇东5℃/100m，而在南盘江、百色和南宁等盆地中则多大于2.5℃/100m。昆明—六盘水一带地温梯度偏高，以2.5℃/100m的地温梯度等值线以舌状伸向东北，并与四川盆地的南界相毗邻，在此范围内的地温梯度多在3.0℃/100m左右。高地温梯度的延伸方向以NNE、NE和近NS向为主，盆地内除局部地区的地温梯度最高，达3.5～4.0℃/100m外，均较东部华北盆地的梯度要低，且分布均一，只有汾渭谷地的地温梯度为近EW向和NE向呈条带状分布，大体与谷地的方向一致。滇、川地区的西界在石棉、西昌、渡口一带，地温梯度则沿南北方向延伸。由东侧的巧家向西，地温梯度则由2.5℃/100m下降到1.5℃/100m，为一条地温梯度陡变带，此带北段沿龙门山的东侧转向NE方向延伸。

图6-16 中国1000m深地温梯度分布（据王贵玲等，2009）

图6-17 中国1000m深地温梯度分布（据王贵玲等，2009）

图6-18 中国3000m深地温梯度分布（据王贵玲等，2009）

图6-19 中国陆内大地热流等值线图（据王贵玲等，2009）

表6－2中国主要盆地及地区平均地温梯度表

续表

注:表中梯度数据来源除备注中注明出处外，其余均根据各地石油部门的钻孔测温数据计算。不同深度的地温，可按式:T_H=α+G·H，进行计算。式中:T_H为H处的地温;α为常数，可由表上查出;G为地温梯度(℃/100m);H为深度(m)。(据王均等，1990)

3.中国西部地区

中国西部东经102°以西地区，地温梯度分布的总趋势是南部高，北部低。西藏及云南西部地区，沿雅鲁藏布江向东延至腾冲—景谷一带，是中国西南部一条较高的地温梯度陡变带，一般在(2.5～3.0)℃/100m间，最高可达(5.0～7.0)℃/100m以上。一些受构造控制的高温异常区还要高出数倍。高山区的地温梯度相对较低，大都低于(5.0～7.0)℃/100m。藏北高原中的许多中新生代沉积盆地的地温梯度，比其周围要高(1.0～1.5)℃/100m。一般在盆地中部可达(2.5～3.0)℃/100m，最高为(3.5～4.0)℃/100m。

青藏高原的其他地区与云南西部的三江地区，地温梯度多低于1.5℃/100m，只有在那些由构造断裂控制的温泉区或温泉带才能形成局部的地温梯度异常区。兰州—西宁地区的地温梯度在(2.0～3.0)℃/100m之间，最高(3.0～4.0)℃/100m。柴达木盆地及河西走廊地区的地温梯度，同兰州—西宁地区类似，亦为(2.5～3.0)℃/100m。其中，柴达木盆地的某些地区，地温梯度可超过(3.0～3.5)℃/100m。

塔里木和准噶尔盆地的地温梯度多为(1.5～2.5)℃/100m。准噶尔盆地比塔里木盆地的地温梯度稍有偏高，两者的平均梯度分别为1.98℃/100m及1.76℃/100m。两盆地中的局部地区地温梯度可达(2.5～3.0)℃/100m。地温梯度分布的共同特点是由盆地向其外围梯度逐渐降低。逼近山前坳陷的边缘，地温梯度则达到1.5℃/100m。而山区除局部地热异常区外，地温梯度均低于1.5℃/100m。

(三)中国主要沉积盆地地温、地温梯度随深度的变化特征

中国境内地温随深度的增加而升高是一普遍规律(图6－20)。松辽盆地1000～3000m间地温随深度呈近似直线增长，3500～4000m以下增温变缓，表明盆地上部中新生代盖层导热性差，而深部由于基岩和中新生代沉积地层的压密及成岩作用好，而具有较高的导热性，从而导致增温率减小，地温梯度降低。

图6－20中国主要油气盆地地温－深度关系曲线(据张业成等，1985)

华北盆地与松辽盆地具有类似的特点，但盖层的地温梯度及增温率均较之略小，特别是当进入华北盆地的古生代结晶基底之后，地温梯度和增温率均有明显地降低。它们同属于东部地温及地温梯度偏高的地区。

中国东部的中小型盆地，如洞庭、南阳、百色及三水等盆地地温与深度之间，同样表现相互增长的依存关系。其中，洞庭盆地的江汉地区，地温随深度呈直线关系。当深度增至3500m时，增温率开始逐渐减小;在1000～2000m时为(3.7～4.0)℃/100m，3000～9000m时多为3.0℃/100m，而在4000m以下则降至2.7℃/100m左右，继续增深仍有变小的趋势。

中部的鄂尔多斯盆地地温与深度呈直线关系，表明其增温率比东部小，地温梯度在1000m以浅多为3.0℃/100m;1000m以深则逐渐降低至2.7℃/100m左右，向深部有变小的趋势。四川盆地地温随深度增加而增高，但在不同的深度上变化幅度较大;1000m深地温为33～53℃;2400m深地温为54～85℃，3500m处为78～135℃;5000m为105～180℃;6000m为120～195℃，在盆地7000m深处，地温135～205℃。3500m以下，每1000m增温15℃左右，表明上部增温大，下部逐渐减小。

中国西部的柴达木盆地地热增温率较高，1000m深地温35～45℃;3000m深为100～120℃;4000m深多在130～152℃之间;5000m以深则在165～185℃以上。柴达木盆地的地温随深度的增长与中国东部的华北盆地类似。盆地的地温梯度与深度关系表明，在浅部地温梯度较高，向深部地温梯度变小。一般而言，1000m深的地温梯度为(2.2～6.0)℃/100m以上;4000m深为(2.0～3.3)℃/100m;6400m深则降至(1.9～2.0)℃/100m。

塔里木盆地及准噶尔盆地，1000m深地温分别为36～45℃和30～36℃;4000m深为83～106℃和89～101℃;5000m深分别为97～122℃和106～124℃;塔里木盆地7000m深的地温为115～154℃。地温梯度的纵向变化，在塔里木盆地则由1000m深的(1.5～2.6)℃/100m至7000m深(1.5～2.1)℃/100m。其平均值约为1.76℃/100m，而准噶尔盆地则较之稍高，2000m深的地温梯度为(1.75～2.7)℃/100m;4000m深为(1.72～2.3)℃/100m。

中国各大型沉积盆地的地温及其梯度的纵向变化表明，在东部变幅较大，而向西则逐渐变小;但无论东部还是西部都显示了地温和地温梯度随深度逐渐降低的总规律。