程立群，徐一鸣，杜立新，郝文辉，聂晨光，谢吾

（河北省地矿局第八地质大队，河北 秦皇岛 066000）

0 引言

地热资源作为一种洁净的绿色能源，在当今人们普遍关注全球气候变化和环境污染的形式下，是利用前景广阔的宝贵资源，较传统能源有独特的优势。冀东地区地热资源丰富，按地貌、地质构造和出露条件，可以划分为山区构造带地下热水区和平原断陷带地下热水区2 个大区。以往研究多集中在平原区，而对山区地热研究较少，且主要针对地热流体水文地球化学特征、地温场分布特征、开发利用等方面（王卫星等，2013，2014）。

冀东燕山中段地处河北省秦皇岛市西北部，为丘陵、中低山地貌，研究区范围为东经118°33′～119°07′，北纬40°06′～40°36′。以往区内地质工作以找矿为主，零星开展了一些地热地质调查工作，且主要集中在温泉村地热异常区内。近期，在研究区内开展地热地质资源调查评价工作时，在已有温泉村异常区的基础上，又在娄杖子一带发现了一个新的地热异常区及若干个地热异常远景区。

该文从地质角度介绍了冀东燕山中段地热地质概况，对比了研究区内的地下冷、热水的化学类型与元素组成，分析了地热流体特征，估算了热水循环深度和温度，总结了地热异常形成的条件，提出了研究区地热水的形成机制，初步评价了地热资源量，希望能为今后在山区开展地热资源勘查起到一定借鉴作用。

1 区域地质概况

研究区位于河北省秦皇岛市青龙满族自治县西南肖营子镇—八道河镇一带。大地构造位置处于中朝准地台—燕山台褶带—马兰峪复式背斜核部东段。南北为山海关隆起和内蒙地轴夹持，其东为郯庐断裂系。在垂向上，研究区地壳具有传统槽台学说中典型的“地台二元结构”，即由太古宙和古元古代变质基底和中、新元古界及上覆地层组成的沉积盖层2 个主要部分组成。区内构造格局十分复杂，褶皱和断裂相当发育。从太古宙至中生代构造运动强烈，尤其印支、燕山期发生多期强烈的构造，形成了区域上印支期EW 向和燕山期NE、NNE 向的基本构造格局。受区域构造的控制，区域岩浆活动剧烈、多期，既有喷出又有侵入活动。其中以燕山期岩浆侵入为主，沿马兰峪复背斜核部形成了麻地、茅山、高家店、峪耳崖、牛心山、都山、肖营子等一系列岩体。岩石类型主要为花岗岩、闪长岩、二长岩等。

2 工作方法与样品采集

研究区地处山区，区内冷、热水井均为基岩井，地热井集中分布在温泉村和娄杖子2 个地热异常区内。本次研究对冀东燕山中段一带所有21 眼地热井及深度大于100 m 的51 眼冷水井采用热电阻法（余恒昌等，1991）集中进行了连续地温测量，测点间距5 m，并根据测量结果绘制了100 m 埋深地温等值线图（图1）；物探工作采用可控源音频大地电磁测深测量（CSAMT 法），共测剖面2 条，AB 距2000 m，Ⅰ、Ⅱ剖面收发距分别为11000 m 和9000 m，由河北省地矿局秦皇岛资源环境勘察院完成，并根据其解译成果，结合井温测量数据绘制成地温地质剖面图（图2）。

本次研究，还对冀东燕山中段一带的娄杖子地热异常区内的RL01、RL08 地热井、温泉村地热异常区内的RW02、RW03 地热井以及J01、J04、J05 民用冷水井按相关规范要求系统采集的水样进行了化学分析。地热流体全分析及同位素分析在国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心进行，分别采用等离子体发射光谱仪（iCAP6300）和同位素分析仪（L2130i）进行测试；冷水井水质分析在河北海洋环境实验室进行，检测仪器主要为Aquion 离子色谱仪（仪器设备编号JS025）及TU-1901 双光束紫外可见分光光度计（仪器设备编号JS045）。

3 研究区地质特征

3.1 地层及岩性

研究区内出露地层主要为：太古宙变质深成岩、中元古界及新生界第四系全新统（图1）。

中元古界大面积出露于研究区南部、中部，岩性主要为紫灰色、灰褐色中厚层含锰泥质白云岩与薄层紫灰色、灰褐色薄层含锰白云质泥岩及少量灰白色、灰色中厚层石英砂岩。

太古宙变质深成岩主要分布于研究区北部，岩性为角闪斜长片麻岩。深灰色，粒状变晶结构，矿物粒径为0.05～1 mm，片麻状、条带状构造。主要矿物为斜长石、石英、角闪石、黑云母等。受构造及岩浆活动影响，地层产状较乱。

新生界第四系全新统主要分布于研究区中部沙河支流河床、河谷以及区内的山间谷地中。岩性主要为冲积卵石、砂砾石、粗砂、细砂以及铁选厂尾矿砂等人工堆积物，厚度1～4 m。

3.2 构造

研究区内构造极其发育，位于由近EW 向青龙—大屯断裂系统、NNE 向青龙河断裂和NW 冷口断裂组成的三角形区域内。这3 组断裂均具有规模大、切割深、多期活动性的特点。

青龙—大屯断裂系统西起河北省迁西县喜峰口，向东经青龙县王厂、八道河、青龙县城北部、至马圈子一带，全长约130 km。为密云—喜峰口断裂带的东延部分，呈近EW 向由研究区北部横贯而出。该断裂系统是一个重要的中生代时期的右行走滑断裂系统（张新虎和宋鸿林，1997），切割深度较大，影响范围较广，断裂附近还发育有大量NE 向次级断裂。

青龙河断裂总体走向NE25°，倾向NW，倾角60°～70°，该断裂北起柞栏杖子，向南沿青龙河一直延伸到滦县一带。该断裂规模较大，切割深度较深，为基底型断裂构造。该断裂为马兰峪复背斜和山海关台拱的划分界线，具有多期、继承性活动特点，形成于太古宙，至今仍在活动。

冷口断裂呈NW 向在研究区南部穿过，该断裂总延伸逾100 km。形成历史较早，控制了中元古代地层分布和中、新生代盆地。断裂力学性质属压扭-张扭性，是1 条具有多期、多种力学性质活动的断裂带。据现今地球物理资料，冀东地区的地震带方向为NW 向，冷口断裂由于其走向也为NW 向，因而成为现今地震活动的1 条频发地段（陈云峰等，2005）。该断裂自新生代以来仍以0.1～0.25mm/a 的垂直形变速率和0.25mm/a 的水平运动速率持续活动着（李四光，1976）。

图1 冀东燕山中段地热地质简图

除了上述3 组规模较大断裂构造外，研究区内还发育有较多NE、NNE、NW 向小断层以及沿肖营子岩体与围岩接触带发育的滑脱断层。这些断层一般切割不深（小于1 km），但密度较大，为大气降水下渗、地热流体的运移提供了良好通道和储存空间。

3.3 岩浆岩

由于太平洋板块的俯冲作用，使得华北克拉通东部的岩石圈结构在中生代受到了破坏，造成了中国东部岩石圈减薄上地幔物质底侵，下地壳物质熔融（Zhang et al.，2014），从而形成了一系列发育于马兰峪复背斜核部的侵入岩体，肖营子岩体就是其中之一。

该岩体位于青龙—大屯断裂、青龙河断裂及冷口断裂所围限的三角区内，岩体侵入于太古宙变质岩系和中元古界沉积地层中，地表出露面积约230 km2，是典型的复式岩体。该岩体岩性复杂，为多期次岩浆上侵形成。由中侏罗世谢杖子、杨杖子2 个独立单元和早侏罗世肖营子岩浆演化序列组成。岩体主体岩石为肖营子序列，其又分为南大山、蛇盘兔、白家店、赵杖子4 个单元（图1）；岩性分别为钾长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长闪长岩。

肖营子岩体各单元主量元素平均含量（表1）与国内同类花岗岩相比，SiO2、K2O、Na2O 含量偏高、其他氧化物偏低。资料显示（杨付领等，2015），其是镁铁质的幔源岩浆和长英质的壳源岩浆发生混合形成的。总体具有贫铝、富碱，K、Pb 等大离子亲石元素富集，Nb、Ta、P、Ti、Zr 等高场强元素亏损，Ba、Sr含量较高等特点，反映了该侵入体形成于挤压造山-弧后伸展的构造转折环境。

表1 肖营子序列主量元素平均含量表 ωB/%

图2 燕山中段地热异常区地温地质剖面图

4 地热异常及地热流体化学

4.1 地热异常区地貌特征

研究区位于燕山中段，地貌属中低山和丘陵区，地势北高南低、四周高中间低，区域最高海拔为北面的都山1842 m。两个地热异常区均位于研究区中部沟谷处，为区域地下水的排泄区，其补给区为北部、西部的山区。

4.2 地热异常分布

由图1 可知，区内大部分区域100 m 埋深地温较正常，温度为13～14℃，仅在肖营子岩体边部及构造交汇部位有较为明显地温异常显示。其中温泉村地热异常区平面上呈椭圆状，面积0.62 km2。区内有地热井9 眼，井深50～160 m，最高水温29.1～54.9℃；娄杖子地热异常区平面上呈椭圆形分布，面积0.46 km2，区内有地热井12 眼，井深88.93～450 m，最高水温28.3～42.0℃。杖子地热异常区异常分布范围严格受FL01、FL02、FL03 共3 组断裂构造控制（图2），深部和侧向的中生代花岗岩形成天然隔水层，阻挡了热流的外溢，断层FL02、FL03 切割了深部的花岗岩，热流沿断层FL02 向上运移，并储存于太古宙片麻岩裂隙中，形成该地段的地热异常现象。

4.3 地下热水来源及形成年龄

利用本次研究采集的4 件地热水样测试的H、O 稳定同位素数据绘制δD-δ18O 关系图（图3）。从图3 中可以看出，热水样点大多落在大气降水线附近（Craig，1961），反映了热水来源于大气降水，属深循环型中低温地下热水。RW02 热水点偏离大气降水线，δ18O 值稍向右偏离，产生轻微“氧漂移”的原因可能是一方面受到了地表水或浅层地下冷水混合；另一方面是地下热水在岩层深处循环时与含氧围岩发生氧同位素交换反应，获得岩石中的氧。

1969 年苏联学者 Cherdyntse 提出了利用226Ra、222Rn 含量来计算地下热水年龄的公式（孙占学等，1992）：

图3 燕山中段地下热水δD-δ18O 关系图

其中，t为地下热水形成年龄，a；λRa为226Ra 的衰变常数，4.26×10-4/a；NRa为226Ra 的含量，Bq/L；NRn为222Rn 的含量，Bq/L。

利用该公式计算出冀东燕山中段一带地下热水形成时间为12.3～27.8a（表2）。水年龄变化较大可能受到了地表水或浅层地下冷水混合的影响。但总体来看，区内热水循环时间不长，只要合理开采，可实现热水的可持续利用。

表2 冀东燕山中段地下热水镭-氡年龄

4.4 热储温度及循环深度

根据冀东燕山中段一带地热形成的地质条件和地热水化学特征，结合各地热温标适用条件（汪集旸等，1993；王莹等，2007），分别选择钾镁、二氧化硅地球化学温标对区内2 个地热异常区热储温度进行了估算。钾镁热储温度为90～96℃，二氧化硅热储温度为102～111℃。综合考虑最终确定，温泉村地热异常区热储温度为110℃，温泉村地热异常区热储温度为105℃。

大气降水入渗经深循环后上升至地表而形成的地热资源，热水温度主要靠地热增温来获得。可以根据下式大体估算地热水的循环深度（周训等，2017）：

其中，Z为热水循环深度，m；TZ为热储温度，℃；T0为常温带温度，℃；G为地热增温级，取33m/℃；Z0为常温带深度，m。

根据研究区实测的机民井不同深度地温数据，统计得出研究区常温带平均深度为20 m，常温带温度为12.5℃。估算出娄杖子地热异常区热水循环深度为3052.5 m；温泉村地热异常区热水循环深度为3217.5 m。

4.5 热源分析

研究区所在的区域大地热流值为30.1～74.1mW/m2（胡圣标等，2001），与华北地区平均大地热流值（68.5 mW/m2）接近（段忠丰等，2013），不具备高热异常，属正常的大地热流背景。岩石中所含的天然放射性元素虽然很多，但只有铀、钍、钾3个元素因具有足够的丰度且其半衰期可与地球的年龄相比拟而被列为主要生热元素。表3 为根据Rybach（1976）计算公式：

其中，A为岩石生热率，μW/m3；ρ为岩石密度，g/cm3；CU为铀的含量，10-6；CTh为钍的含量，10-6；CK为钾的含量，%。

估算出的肖营子岩体各单元岩石生热率。由表可知，肖营子岩体南大山、白家店2 个单元放射性生热率大于华北地壳的平均放射性生热率，但低于中国大陆平均放射性生热率，说明肖营子岩体放射性生热元素的衰变生热并不能构成特殊热源。同时，肖营子岩体形成年龄为（170.5±2.0）Ma，岩体直接出露地表，浅部余热已散失殆尽，对现今地温场无影响。因此推断，区内热源主要来自于地壳深部。

5 水文地球化学特征及其形成的地质条件

5.1 地下水化学特征

由表4 可见，冀东燕山中段一带地下冷水与地下热水pH 值差别不大，均属弱碱性水。地下冷水的阴离子主要为HCO3-、SO42-，阳离子主要为Ca2+、Mg2+，而地下热水的阴离子主要为SO42-，阳离子主要为Na+。结合Pipper 水化学类型三线图可知（图4），研究区内地下冷水与地下热水水化学类型截然不同，地下热水均为SO42--Na+型，地下冷水为HCO3-·SO42--Ca2+·Mg2+型。地下热水的矿化度、SiO2、Cl-、F-明显高于地下冷水，温泉村地热异常区地热水矿化度甚至超过了1000 mg/L；地下热水具有较高的Na+/Cl-值，这表明地下热水在地下的循环时间、深度远大于地下冷水，且在地下循环过程中经历了较强的水-岩作用（Yildiray and Umran，2008）。

5.2 地质环境对水化学形成的影响

地下水在地下运移过程中会与围岩发生水-岩作用，水中高含量的各种离子基本来自其对围岩中各种矿物的溶解。因此地下水在地下的循环过程中经过的地质、温度、压力等环境，在很大程度上影响着地下水的化学特征。图5 显示的是研究区地下水样品在Giggenbach（1988）提出的Na-K-Mg 图解模型中的分布情况。由图可知，区内所有水样均分布在完全平衡线以下，地下水冷水为未成熟水；地下热水为部分成熟水。说明冀东燕山中段一带地下热水演化尚在进行中，部分达到水-岩作用平衡状态，热储层尚未发育完整。

表3 肖营子岩体U、Th、K 含量及放射性生热率

表4 冀东燕山中段地下水化学组成

图4 冀东燕山中段Pipper 水化学类型三角图（单位：%）

肖营子岩体内及附近发育多处金属硫化物矿床，矿石中往往伴生大量硫化物，而这些硫化物均来自于肖营子岩体。这些硫化物的氧化产物通过水岩反应最终以SO42-的形式进入到地热水中，并逐渐富集起来，最终在地热流体阴离子中占据了首要位置。大气降水在早期下渗过程中溶解了碳酸岩、盐岩等中的Ca2+、Mg2+，随着水温的增加，水岩反应的加剧，地热水中的Ca2+与花岗岩中的大量Na+发生了离子交换作用，使地热水中Na+大量富集，并降低水相中Ca2+含量，从而促使CaF2矿物的溶解，增加地热水中F-含量，形成高氟地热水。由表5 可知，区内地热流体中Ba、Sr、Zn、Mo 等微量元素含量较高，这些元素在肖营子岩体中同样较富集。可见，肖营子岩体对区内地热水的水化学特征贡献较大，关系密切。

图5 冀东燕山中段水样Na-K-Mg 三角图解

表5 冀东燕山中段地热流体微量元素组成

5.3 热水形成模式

通过上述研究发现，冀东燕山中段一带构造发育，特别是区内的冷口断裂，不仅规模大、切割深，而且至今仍在活动。发现的地热异常区均分布于肖营子花岗岩体内部或边部的构造带中。地热水来源于大气降水，循环深度较大，水岩反应较强，地热水化学成分对围岩具有明显的继承性。属断裂-深循环型中低温地热系统。

研究区北部、西部山区海拔相对较高，这些区域基岩裸露，断裂构造发育，为大气降水向深部渗透提供了有利条件。首先，大气降水在这些区域沿断裂构造向地下深部运移。在运移过程中不断与围岩发生水岩反应，当遇到由地壳深部传导上来的热后，地下水被不断加热，随着水温的增高，水岩反应逐渐增强，使部分元素富集。研究区内的肖营子花岗岩体具有一定延深，其高热导率有利于深部热流向上传导，再加上背斜核部具有一定的聚热效应和区内大面积出露的中元古界碳酸岩地层具有良好隔热作用，使深部形成的热水能够很好地保留住。

最终，被加热的地下水到达一定深部后转为上升，并在压力差和密度差的作用下，以对流的形式，沿断裂构造迅速上升，并以温泉或地热井的形式排泄到地表（图6）。

图6 燕山中段地热成因模式图

6 地热资源潜力评价

6.1 地热资源量

山区地热资源主要计算地热异常区的地热水可开采量及其热量（张德忠等，2013）。通过前期地热地质调查及抽水实验等工作，获得了区内各地热异常区的计算参数（表6），地热井地下热水可开采量和可采地下热水热资源量计算公式如下：

地热井地下热水可开采量（Qwkj）：

其中，Qwkj地热异常区内总地热井地下热水可开采量，m3/a；Qj地热异常区内单井地下热水可开采量，m3/a；N，地热异常区可布地热井数。

可采地下热水热资源量（Qrk）：

其中，Qrk可采地下热水热资源量，J；Qwk地热异常区可采地热流体量，m3/a；ρW热水的密度，kg/m3；CW热水的比热，J/kg·℃；tr热储的温度，℃；tj恒温层温度或年平均气温，℃，取12.5℃。

表6 燕山中段地热资源可开采量及热资源量计算表

通过估算，各地热异常区热水可开采量及热资源量见表6。燕山中段各地热异常区地下热水总可开采量为207.03×104m3/a，对地热资源加以合理的开发利用，其产生的能量为21.59×1010kJ/a，相当于7367.59 t 标煤或5156.29 t 石油产生的能量。

6.2 开发利用前景

通过对比研究区内地热水质全分析检测结果与相关标准得知：研究区地下热水均为温水；全部地下热水中氟、偏硅酸均达到命名矿水浓度标准，为氟水、硅水，适宜洗浴、疗养；除温泉村地热异常区外所有地下热水均为淡水；研究区地下热水必须经过处理，水质达标后方可用于水产养殖业；所有地下热水均不能作为饮用矿泉水水源、严禁生活饮用、不适宜用于农田灌溉、不适合工业锅炉用水。

7 结论

（1）冀东燕山中段一带地热异常的分布范围严格受断裂构造的控制。地表地热异常显示面积较小，但垂向呈上小下大的喇叭状，随深度的增加异常面积也随之增大。

（2）区内地下冷水与地下热水属截然不同的水化学类型，其化学成分主要受肖营子岩体的影响；地热水来源于西、北部近现代大气降水，循环深度较大，水岩反应未达到完全平衡，热储层尚未发育完整。

（3）通过估算，研究区内各地热异常区地下热水总可开采量为207.03×104m3/a，其产生的能量为21.59×1010kJ/a，相当于7367.59 t 标煤或5156.29 t石油产生的能量。

（4）活动性深大断裂、背斜核部、高热导率且具有一定延深的岩体或隐伏岩体、中元古界沉积岩隔热层的分布、区域地下水排泄区，这些有利地质因素共同缔造了研究区的地热异常。

（5）通过本次研究，估算冀东燕山中段一带地热水循环深度为3000～3200 m，热储温度最高可达110℃。而目前，区内已有地热井深度最大为450 m，最高水温为54.9℃。因此，建议今后施工地热井时适当增加钻井深度，可得到温度更高的地热资源。同时，对已知地热异常附近及区内100 m 埋深水温大于15℃的地热异常远景区开展地热地质勘探工作，以期扩大资源储量和探寻隐伏地热资源。