西藏羊八井地热田SOTEM探测及热储结构分析

陈卫营, 薛国强*, 赵平, 任旺奇, 何一鸣, 吕鹏飞, 雷康信, 赵炀

1 中国科学院矿产资源研究重点实验室, 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029 2 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049 3 青藏高原地球系统与资源环境全国重点实验室, 中国科学院青藏高原研究所 , 北京 100101 4 中南大学地球科学与信息物理学院, 长沙 410083

0 引言

西藏羊八井地热田是我国目前已开展地热勘查和开发利用的热储温度最高的地热田.地热田水热活动发育,主要类型包括温泉、热泉、沸泉、热水湖、水热爆炸、喷气孔、冒汽地面、泉华、硫华、盐华和水热蚀变等.1977年9月,羊八井地热电站1号机组试运行成功.现有装机容量25.18 MW,至今累计发电34.1亿kWh,减少CO2排放约275万t.1994年,在地热田北区ZK4002井1850 m深处测得329.8 ℃的温度,是国内迄今为止测量到的最高钻孔温度(Zhao et al.,1997).四十多年以来,前人在构造地质、水文地质、蚀变矿物、热储工程、流体地球化学和勘探地球物理等多领域对羊八井地热田的流体来源、热源类型、热储位置、运移通道、盖层性质等问题开展了不同程度的研究(沈显杰和王自瑞,1984;康文华等,1985;梁廷立,1992;沈敏子,1992;廖志杰和赵平,1999;Dor and Zhao,2000; Zhao et al.,2000; 赵平等,2001;多吉等,2003;吕苑苑等,2012;胡志华等,2022).

地球物理探测在羊八井地热勘探及开发利用中曾经发挥过重要的作用.研究内容主要包括:圈定地热田的范围,推断热储盖层、含水层厚度和基岩埋深,确定断裂位置,指明地热流体通道并提出有利开发地段,推断和圈定隐伏侵入岩体,定位和刻画深部热源等(吴钦等,1990;赵文津,2003).20世纪70年代,原西藏地质局综合普查大队、物探大队、地热地质大队等单位在地热田内最早实施了电测深、重力、磁法等地球物理探测工作,较好地圈定了浅层热储的空间范围以及断裂构造的位置(叶建中,1979).从80年代开始,国内外多家单位陆续在羊八井实施了大地电磁测深(MT)、频率测深、重力、磁法、微地震、地噪声等测量,重点勘查地热田北区的深部地热资源,试图解决热源、地热流体通道等关键问题(靳宝福和程力军,1992;吴钦,1996;周立功和张维平,1996).

由于地热系统中热源、热储、盖层、断裂、温度等关键要素的电阻率特征明显,电磁法在地热资源勘探中一直是最主要的地球物理方法之一(Muoz,2014).20世纪70—90年代开展的直流电测深结果表明,羊八井地热田地热流体的电阻率范围是2.2～3 Ωm,含热水砂砾岩或蚀变花岗岩是11～15 Ωm,泉华是65 Ωm,地表冷水接近100 Ωm,没有蚀变的花岗岩则可高达300～1500 Ωm(靳宝福和程力军,1992).利用地热流体与地表冷水、岩石之间的电性差异,可以比较准确地圈定出地热流体的赋存位置和空间形态,推测基岩埋深和热储层厚度.在羊八井地热田,以视电阻率极小值30 Ωm 圈定的范围与地下5 m 测温线所圈定的范围基本吻合(施国良,1983).原地矿部第一物探队在地热田北区实施的频率电磁测深揭示,在地热田800 m深度范围内存在深、浅两个低阻层,深部低阻层的中心位于ZK4002井一带(吴钦,1996).20世纪80—90年代,国内外四家单位在羊八井地热田北区完成了25个测点的MT测量,各点均在450 m深度以内探测到厚约200 m的低阻层(3～28 Ωm),后期钻孔资料验证为浅层热储;在深部约10～36 km(各点结果差异较大,多数为10～15 km)范围内存在1～9 Ωm的低阻体,推测与深部热源有关(康文华等,1985;廖志杰和赵平,1999).

前人的地球物理勘探以直流电法为主,测点稀疏,勘探深度较浅,普遍缺少1000～2000 m深度范围内的探测数据,未能给出地热田高精度的深部电性结构.为了更好地揭示深层热储特征、断裂构造发育程度以及升流通道,2021年我们在羊八井开展了电性源短偏移距瞬变电磁法(SOTEM)探测.该方法是近些年发展起来的一种大深度人工源电磁探测方法(薛国强等,2013;Xue et al., 2018).由于采用接地线源发射信号,SOTEM相较于回线源瞬变电磁法具有探测深度大、可观测场量多、复杂地形适用性好等优点;由于在近源区观测信号,SOTEM相较于传统的长偏移距瞬变电磁法(LOTEM)具有信号能量强、带宽大、探测精度高、施工成本低等优点(薛国强等,2022);由于观测垂直感应电动势分量,SOTEM相较于频率域可控源电磁法具有垂向分辨率高、无静态效应、施工高效等特点(Chen et al.,2015).通过对SOTEM实测数据处理与解译,我们获得了7.5 km2范围内地下2000 m深度以浅的电性结构.在地热田的断裂构造特征,深层热储的几何形态,深、浅层热储之间的水力联系通道等方面取得了一些新认识.

1 地质概况

羊八井地热田位于西藏自治区拉萨市西北约90 km处的当雄县羊八井镇,地处古露—羊八井—亚东断陷盆地中部.地热田西北侧是念青唐古拉山脉,海拔5500～7162 m,东南侧为唐山山脉,海拔6000 m左右.盆地沿北东方向伸展,宽约5 km,地势平缓,北西高、东南低,海拔4300～4500 m(图1).

图1 西藏羊八井地热田的地理位置Fig.1 Location of Yangbajain geothermal field, Xizang

羊八井地热田位于地中海—喜马拉雅地热带东段,属于陆-陆碰撞板缘非火山型高温地热田,其产生与欧亚板块和印度板块的陆-陆碰撞隆升过程密切相关(中国科学院青藏高原综合科学考察队,1981).印度板块俯冲在拉萨地块之下,挤压作用导致陆壳局部出现熔融体,从而发展成为地热系统的岩浆热源,并在上地壳产生富硼、富锂、富铯、低氦同位素比值(R/Ra)的NaCl型高温地热水(沈显杰等,1992;赵平等,1998;徐纪人等,2005;Klemperer et al.,2022).INDEPTH-II项目揭示,在羊八井15～18 km深度范围内存在着一个地震深反射亮点,多种方法证实其为壳内低速体,推测为含水的部分熔融层或花岗质岩浆层,与地表强烈的地热活动和较高的大地热流相对应(Brown et al.,1996).

羊八井地热田断裂构造较为发育,主要包括北东向(NE)和北西向(NW)两组断裂(图2).NE向断裂(编号F1—F10)总体走向与羊八井盆地走向一致,倾向均由盆地两侧山区向内侧倾斜,倾角一般大于45°.地热田中部大体沿着中尼公路的F6断裂是一条横穿地热田的区域性断裂,隐伏于第四系砂砾岩之下,物化探测量均有反映.中尼公路将地热田划分为南、北两区,北区NE向的F1—F5断裂属于念青唐古拉南缘滑离断裂带的次级断裂,由山前至盆地中心呈阶梯状排列,以正断层为主,属张性活动断层,沿断裂水热蚀变强烈.北区主要由古生代变质岩、喜山期花岗岩和始-渐新世火山岩组成,裂隙发育,渗透性良好.浅层热储从蚀变花岗岩逐步过渡到第四系砂砾岩,温度为150～175 ℃;深层热储是蚀变花岗岩,热储温度超过250℃.NW向断裂F11—F15主要分布在隆起地带,为左旋NE向断裂错断,其形成时代晚于NE向断裂.除F11断裂(臭沟)倾向南西外,其余NW向断裂倾向北东,属张性活动断层.南区NE向的F7—F10断裂由于地表沉积物覆盖较厚,属于基底推测断裂(康文华等,1985;吴中海,2004).根据南区浅层热储的温度、压力等值线形态分析,源于热沟的F14断裂可能切割较深,可穿过F6断裂向南延伸至藏布曲附近(吴珍汉等,2002).南区浅层热储由第四系砂砾、泥砾、泥质砂砾和胶结砂砾组成,孔隙率较高,渗透性良好,硅质或(和)钙质胶结物形成自封闭的盖层和运移通道.自西北向东南,热储埋深渐浅、温度降低,在藏布曲北侧河岸有一个水热爆炸形成的热水湖.南区的第四系沉积物较厚,其基底大多数是燕山晚期花岗岩.

图2 西藏羊八井地热田地质简图(修改自胡志华等,2022)Fig.2 Geological sketch of the Yangbajain geothermal field, Xizang

2 SOTEM数据采集与处理

2.1 数据采集

2021年5月,我们在羊八井地热田布置了6条SOTEM测线(图3),使用的仪器为加拿大凤凰公司的TXU-30大功率发射机和V8接收系统.测线走向为北西-东南,长度皆为3 km,测量点距是50 m.长接地导线发射源位于L3和L4线之间,长度为1863 m,发射电流强度为16 A,发射基频为2.5 Hz.利用磁棒接收垂直感应电压分量,磁棒有效面积为10000 m2.单点测量时间不少于2 min,叠加次数不少于1200次.L1—L6线到发射源的垂直距离(偏移距)分别为932 m、660 m、336 m、265 m、610 m和1290 m.

图3 SOTEM发射源和测线布置图Fig.3 Layout of SOTEM transmitter and receivers

测区范围内大部分测点所处位置的干扰程度较低,实测数据质量较高.区内主要干扰源包括中尼公路通行车辆,公路两侧民房及电力设施,公路东南侧一条高压线,以及从地热井向温泉休闲娱乐场所(蓝色天国)输送热水的管道.这些干扰源对其附近的测点造成了一定程度的电磁干扰,使得晚期信号发生明显的畸变.在每条测线2500号点位采集的信号曲线如图4所示,其中L1—L3线中的测点主要受高压线影响,L4—L6线中的测点主要受蓝色天国影响.这些测点在40 ms之前都可获得较高信噪比的信号,但在更晚的时窗范围内,数据都出现了不同程度的震荡,且随着偏移距离的增大,震荡更为明显.另外,在L4—L6线的0～1000 m深度范围内,部分测点受地表蒙脱石等蚀变矿物的影响,实测曲线还出现了较明显的激发极化效应,导致个别测点的信号出现反转.

图4 选定测点的实测SOTEM响应曲线Fig.4 SOTEM decay curves at selected survey sites

2.2 数据处理与反演

首先利用仪器自带软件TEMPro对采集的原始数据进行抽道处理,得到每个测点包含40个时间窗口的数据.然后利用基于小波阈值的短时滑窗自适应奇异值分解算法(Lv et al., 2022)对所有抽道后的数据进行去噪处理,得到光滑衰减的信号.干扰特别严重、去噪效果不佳的数据点不参与后续的反演处理.

利用SOTEMsoft软件(陈卫营和薛国强,2021),对所有测线数据进行一维反演处理.对于所有测点,采取相同的反演设置,关键参数描述如下:自适应正则化反演算法,最小梯度模型约束,初始模型是电阻率为100 Ωm的均匀半空间,模型最大深度2041 m,共分为36层,首层厚度为10 m,往下各层厚度按上层厚度的1.1倍数递增,反演电阻率的范围为0.1～10000 Ωm,迭代次数为15次.由于发射源较长,测点偏移距较小,正演计算中发射源按5 m的长度进行偶极子剖分.图5为经过15次迭代后所有测点RMS的分布情况.L1—L3线由于整体数据质量较好,拟合效果非常好,RMS大都小于2%;L4—L6线由于受热水管道和蓝色天国影响,数据质量相对较低,且部分测点受激发极化效应影响还出现了变号现象,因此拟合效果相对较差,但大部分测点的RMS都小于5%.经统计,所有测点的平均RMS值为2.03%.

图5 所有测点的RMS分布情况Fig.5 RMS distribution of all survey sites

3 结果解释与讨论

3.1 电性结构特征

图6为L1—L6线的电阻率反演剖面图,图7为反演电性结构的三维显示.从图6中可以看出,区内电阻率结构较为复杂,纵向上几乎没有成层性,横向上连续性也比较差,这一现象与地热田内纵横交错的断裂构造及水热活动有关.但6条剖面的电性结构具有一定的相似性,低阻区与高阻区在空间上具有延续性.除L5线外,其他5条线的低阻区大多位于海拔4200～3200 m范围,对应深度是200～1200 m,和地热田浅层热储与深层热储的位置相吻合.由于断裂构造的复杂性,地下导热、导水通道密布,使得深浅两个热储的层位结构并不十分清晰,表明浅层热储与深层热储之间存在着密切联系.近地表的高阻层对应于浅层热储的盖层,其中北区主要为蚀变花岗岩,南区主要为第四系沉积物(多吉等,1997).中尼公路下方存在着一个高阻体,深部可延伸至2 km深度以下;重力测量结果也显示在该部位出现等轴状的高重力异常,表明下方存在高密度岩体(吴钦,1996).有学者推测该高阻、高密度岩体为渗透性较差的古生代变质岩体(廖志杰等,1999).该岩体将地热田南、北两区相隔离,阻挡着深部地热流体自西北向东南方向的侧向运移.中深部的低阻范围由L5线向两侧逐渐收缩、变浅,这表明深部断裂发育程度和水热活动强度由L5线向两侧逐渐降低.

图6 L1—L6线反演电阻率剖面图Fig.6 Inversion resistivity-elevation sections of profile L1—L6

图7 反演电阻率结构三维显示Fig.7 3D display of inversion resistivity structure

L5线大致沿F12和F14断裂布设,穿过ZK4002(2006.8 m深)和ZK4001(1459.1 m深)井(图2),钻孔岩心的综合柱状图见图8.依据L5线附近钻孔的测温资料和构造断裂分布(廖志杰和赵平,1999),我们在剖面上叠加了等温线(图9).

图8 钻孔ZK4001和ZK4002综合柱状图(修改自多吉等,1997)Fig.8 Comprehensive bar graph of borehole ZK4001 and ZK4002

图9 L5线电阻率断面及地质解释图Fig.9 Resistivity section and geological interpretation of profile L5

从L5线剖面反演结果(图9)可以看出,海拔4200 m以上地层的电阻率较高,主要为近地表的砂砾岩、火山碎屑岩及碎裂花岗岩,是浅层热储的盖层.断裂构造导致岩石破碎程度较高,形成了良好的导水、导热通道,一般表现为低阻状态.将已知断裂位置投影至图9中,可以发现这些断裂与剖面浅层高阻背景中出现的近垂向低阻带基本吻合.海拔4200 m之下出现一层近水平的、较为连通的低阻层,推测是地热流体沿着F14断裂从西北流向东南的主要通道,也是地热田的浅层热储.浅层热储在北区的主要岩性是裂隙较为发育的蚀变花岗岩(图8),在南区是第四系砂砾岩.钻孔测温资料表明,浅层热储的温度区间是150～175 ℃,北区温度高、南区温度低.以中尼公路下伏高阻体为界线,测线两侧都出现向深部延伸的大范围低阻带.北区低阻带在水平面上有多个方向交错的深断裂,花岗岩裂隙发育,蚀变强烈,是深部高温地热流体的升流通道,ZK4002井在800 m深度即可达到250 ℃.南区位于L4线上的ZK308井(1726 m深),最高井温144.4 ℃出现在200 m深度,钻孔300 m以下是燕山晚期黑云母花岗岩,井温出现了倒转,800 m深度后恢复升温(赵平等,2001).在蓝色天国附近,地热勘查初期曾打过几口勘探井(图2),其中ZK103井深度是366.3 m,揭穿约350 m厚的第四系砂砾岩,在50 m深度测量到105 ℃的最高温度,往下井温降低;ZK204井深度是551.5 m,浅部是250 m厚的第四系砂砾岩,在20 m深度测得148 ℃的井温,往下井温也出现倒转,钻孔下部是黑云母花岗岩(多吉等,1997).因此,L5线在南区500～1500 m深度范围的低阻体很可能是富水性较好的碎裂花岗岩,温度要低于上覆的孔隙型浅层热储,与浅层热储之间可能存在着一个隔水层,两者之间的水力联系较差.碎裂花岗岩汇聚着来自唐山西北缘山前断裂的大气降水和冰雪融水,真实情况需要钻孔资料予以验证.

3.2 断裂分析

羊八井地热田内断裂构造发育,主要由北东向和北西向两组活动断裂组成,该两组断裂的互相交接或切穿形成了棱块状构造格局,控制着区内地热流体的储存和运移(多吉,2003).目前地热田内断裂构造的位置及性质大体已明确,但大部分断裂的深度信息缺少地球物理结果或钻孔资料的约束,尤其是南区内被第四系覆盖的隐伏断裂.掌握断裂的延伸深度对分析热储埋深、判断地热流体的运移通道至关重要.

依据6条SOTEM测线的基础资料,我们绘制了不同深度的电阻率平面分布图,并将已知的断裂构造位置投影上去.从图10可以看出,断裂分布位置大体与平面上的低阻区相符合,但这些断裂在深度上存在着差别.北西向F14断裂仅在-250 m和-500 m平面上存在着较好的连贯性,在浅部(-50 m)以及深部(<-1000 m)都在中尼公路附近被古生代变质岩体隔断.从电阻率的分布来看,-500 m深度的低阻面积最大,表明该深度附近的裂隙构造最为发育,水热活动最为强烈,这个深度大概是北区浅层热储的底面(图9).CJZK3001井施工时,在235～443 m深度多次遇到泥浆全部漏失层,指示岩石的破裂程度较高,渗透性很好(丁林等,2021).北区NE向的F1、F2、F3和F4断裂属于阶梯状的山前断裂带,它们与NW向F11、F12和F13断裂的交汇处表现为明显的低阻异常圈闭,说明这些断裂构造比较深.硫磺沟附近水热活动发育,岩石蚀变严重,高岭土裂隙中常见浅黄色的硫磺晶体.长期以来,硫磺沟一直被推断为深部地热流体的升流通道(沈敏子,1992;多吉等,1997;赵平等,2001),本次SOTEM探测结果提供了地球物理证据和准确的位置,为今后制定深部地热资源的开采方案提供了科学依据.

图10 不同深度电阻率等值线平面图及断裂分布Fig.10 Plane contour maps of resistivity at different depths and fracture distribution

南区的第四系砂砾岩层较厚,F7、F8、F9和F10均为推测的隐伏断裂,前人的研究工作未给出断裂的性质和深度(多吉等,1997;胡志华等,2022).本次探测结果发现,这些断裂的切割深度超过2000 m,为倾向NW的正断层.同时,我们还发现在深度-1000 m以下,测区东北部还存在一条贯穿地热田的NW向断裂(图10中以F16标注),推测是地热田的东北边界.地热田内NE向断裂的切割深度一般不超过1000 m,如F2—F5断裂,是控制浅层热储水平延伸的主要因素.

3.3 热储结构分析

基于本次SOTEM探测结果,结合已有的地质和地球化学概念模型(廖志杰和赵平,1999;Dor和Zhao,2000;赵平等,2001),分析羊八井地热田精细化热储结构如下:深部局部熔融体(深度>5 km)提供了较为稳定的热源,烘烤念青唐古拉南缘山前断裂带向下渗透的大气降水和冰雪融水,这些水循环至一定深度后,在冷热水密度差和重力势的作用下,沿着裂隙折返上行,在-1800 m～-800 m深度形成梯级深层热储,升流通道位于硫磺沟一带,也就是F2、F3断裂与F12、F13断裂所圈定的范围,尤其是两组断裂的交汇处.地热流体上升至浅地表遭遇阻挡后,在深部压力和山前断裂浅层冷水的共同驱动下,沿着贯穿南北区的F14断裂向地热田东南方向作侧向运移,形成浅层热储.F6断裂附近的古生代变质岩体,阻挡了地热田南北两区深部地热流体的运移和能量交换.

由于地热流体自西北向东南方向流动,南区浅层热储的埋深越来越浅,逐步成为地热田的溢流区,是温泉、热泉、沸泉和水热爆炸的主要出露区.羊八井地热电厂曾在南区实施尾水回灌,减少了尾水排放对藏布曲的影响,同时阻挡了来自藏布曲等浅表冷水对地热井的侵入.由于回灌井位于地热田的溢流区,因此对维持浅层热储压力和地热井生产量的效果并不理想.在南区-350～-1600 m深度范围,存在着较大体积的低阻体,推测是汇聚着唐山山脉大气降水和冰雪融水的碎裂花岗岩体,与浅层热储之间的水力联系较弱.依据现有地热勘探井的资料推算,该富水区目前尚不具备商业开发价值.

4 结论

本次工作利用SOTEM方法建立了西藏羊八井地热田2 km深度范围内的电性结构模型,获得了如下新认识:

(1)地热田的F14断裂是地热流体自西北向东南方向运移的主要通道,现有的高产地热井大多数都分布在F14断裂附近.在地热田东北部发现一条埋深约1000 m的F16隐伏断裂,推测是地热田的东北边界.

(2)北区硫磺沟F2、F3断裂与F12、F13断裂所圈定的范围,尤其是两组断裂的交汇处为深部高温地热流体的升流通道,其倾向与念青唐古拉山前断裂带相同,中尼公路附近下伏渗透性较差的前震旦系变质岩体阻挡着地热流体在深处从北区向南区的侧向运移.

(3)南区唐山西北缘山前断裂带延伸处存在一个低阻体,岩性推测为碎裂花岗岩,聚集着来自唐山的大气降水和冰雪融水,与浅层热储之间的水力联系较弱.

(4)南区回灌是降低尾水排放对生态环境影响的有效措施,可以阻止藏布曲等浅表冷水灌入浅层热储,但难以实现维持热储压力和开采量,实现可持续发展的目标.

致谢感谢西藏当雄县羊易地热电站罗峰等人在野外数据采集中提供的帮助,感谢审稿人对本文提出的宝贵修改意见!