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產業技術研究

關中盆地淺層地熱能賦存規律資源量估算

文：周 陽，洪增林，張 卉，曹曉凡，穆根胥，
( 1． 陜西省地質調查院，西安 710054; 2． 陜西省水工環地質調查中心，西安 710068; 3． 西北工業大學自動化學院，西安 710072; 4． 西安科技大學地質與環境學院，西安 710054)

摘要: 通過野外地質調查及室內綜合研究，分析了關中盆地淺層地熱能的開發利用情況、賦存特征和形成模式，并對資源量進行了估算，總結了盆地不同地貌單元、不同巖性的巖土體熱物性參數特征，計算了區域恒溫帶深度和淺層大地熱流值。關中盆地地熱能的形成模式主要為熱傳導型和熱對流型: 熱傳導型地熱資源主要分布于西安凹陷、固市凹陷等完整地質塊體內; 熱對流型地熱資源主要分布于深大斷裂直接溝通地表的區域以及斷裂帶周邊區域。采用層次分析法對關中盆地淺層地熱能進行適宜性分區，認為關中盆地整體屬于地埋管地源熱泵系統適宜區或較適宜區，地下水地源熱泵系統適宜區和較適宜區主要分布在盆地中部漫灘區和階地區。利用熱儲法，計算關中盆地淺層地熱能熱容量為 1． 38 × 1016 kJ/℃，淺層地熱能儲量巨大，開發利用前景優良

近年來，關中盆地霧霾頻發。霧霾形成的主要原因之一是燃煤，使用淺層地熱能是治理霧霾的有效途徑。加快淺層地熱能的開發及利用，對改善我國能耗 結 構、構建生態友好型社會具有積極意義。淺層地熱能指地表以下一定深度( 一般為200 m)巖土體和地下水中具有開發利用價值的地熱能，具有清潔環保、分布廣、可再生等優勢。為有效開發利用淺層地熱能，首先要清晰認識區域地熱資源的賦存規律和形成模式。一些學者對我國地熱資源的賦存規律進行了研究 ，對關中盆地和其他區域地熱資源的成因模式進行了探討，并在地溫場專題研究方面取得了一定成果，但關中盆地淺層地熱能賦存規律的相關研究鮮有報道。

以解決關中盆地霧霾頻發和地熱資源不合理開發等問題為導向，通過野外地質調查及室內綜合研究，分析關中盆地淺層地熱能儲層分布情況、不同巖性儲層巖土體的熱物性參數、不同地貌單元地層的導熱系數和比熱容分區以及淺層大地熱流值，進而研究關中盆地淺層地熱能的形成模式和賦存規律，對淺層地熱能適宜性進行分區，計算淺層地熱能的資源量。這些研究可為關中盆地淺層地熱資源科學、長期開發及利用提供參考。

1 自然地理與地質概況
1． 1 自然地理及地形地貌
關中盆地位于中緯度地區，冬冷夏熱，冬季供暖和夏季制冷的負荷需求較大。盆地內地表水系是渭河及其支流，渭河自西向東貫穿盆地，在渭南市潼關縣注入黃河，主要支流包括千河、涇河、灃河、洛河、灞河等。關中盆地三面環山，是一個西窄東闊的新生代沉積盆地，南部的秦嶺山脈與北部的低山丘陵在寶雞以西閉合。地勢南北高、中間低，西部高、東部低，自南北山區向盆地中部依次為山前洪積扇、黃土臺塬、河谷高階地、河谷低階地、河漫灘。
 
1． 2 區域地質及構造背景
關中盆地位于華北板塊西部鄂爾多斯地塊與秦嶺造山帶之間，太古宇—新生界均有出露，前新生界及花崗巖構成了盆地基底并出露于盆地邊緣，中部為巨厚的新生界沉積。關中盆地是燕山期隆起、喜山期陷落的斷陷盆地，東部與山西盆地、靈寶盆地和三門峽盆地共同
組成汾渭地塹系。盆地以渭河斷裂為界: 北部為斜坡帶，基底為古生界和中生界沉積巖; 南部為拗陷區，基底為太古宇、元古宇、下古生界變質巖及中生界花崗巖體。以長安—臨潼斷裂為界，南部可進一步分為東部太古宇變質巖區和西部元古宇、下古生界變質巖區。渭河斷裂和長安—臨潼斷裂分割盆地基底，控制著盆地的形成、發展及后期斷塊活動。盆地沉積的巨厚新生代蓋層被斷裂分割成大小不等、結構不同的斷隆和斷陷，可劃分為寶雞凸起、咸禮凸起、西安凹陷、臨藍凸起、固市凹陷和蒲城凸起［23］( 圖 1) 。主要斷裂包括秦嶺山前大斷裂( F1 ) 、余下—鐵爐子斷裂( F2 ) 、渭河大斷裂( F3 ) 、驪山北側斷裂( F7 ) 、固關—陽平鎮斷裂( F8 ) 、千河斷裂( F9 ) 、金 陵 河 斷 裂 ( F10 ) 、隴 縣—馬 召 斷 裂( F11 ) 、涇 河—驪 山 斷 裂 ( F12 ) 、臨 潼—長 安 斷 裂( F13 ) 、灞河斷裂( F15 ) 、浐河斷裂( F16 ) 、灃河斷裂( F19 ) 、孟源—永濟斷裂( F23 ) 及禹門口—華州區斷裂( F31 ) 等( 圖 1) 。


 
圖 1 關中盆地地質構造簡圖
Fig． 1Geological structure sketch of Guanzhong Basin

關中盆地淺部第四系松散沉積物厚度達數百米，是地下水儲運的良好空間，地下水補給、徑流、排泄條件較好，水質良好。河漫灘、低階地及南北兩側山前洪積扇含水層厚度大，巖層顆粒粗，富水性較好，而黃土臺塬和渭河高階地的富水性較差。關中盆地與南、西、北 3 個山區的地下水水力聯系微弱，是隔水邊界或透水微弱邊界，黃河為東邊的自然排泄邊界。依據地下水含水介質的結構組合與分布特征以及地下水循環特征的變化，關中盆地 200 m 以淺地下水系統可劃分為 4 個含水系統: 黃土臺塬孔隙 － 裂隙含水系統、沖積平原孔隙
含水系統、新近系與古近系砂泥巖互層裂隙 － 孔隙含水系統和山前洪積平原孔隙含水系統。
 
根據 2016 年陜西省地質調查院的統計數據，關中盆地主要城市淺層地熱能開發利用工程共計122 個，其中地下水地源熱泵系統工程 92 個，地埋管地源熱泵系統工程 28 個，其他系統 2 個。這些工程主要分布在西安市，其次為寶雞市和咸陽市。運行效果統計數據如下: 地埋管地源熱泵系統使用情況良好( 效果好的工程占 33% ，較好的工程占67% ) ; 地下水地源熱泵系統使用情況以好( 24% )和較好( 59% ) 為主，使用情況差的工程占 17% 。存在使用情況差的工程的原因如下: 一是地下水回灌困難; 二是項目運行數年之后，地下換熱區域形成長期的“熱虧損”或“熱盈余”，使換熱系統進水溫度過高或過低而無法正常運行。另外，小區入住率過低、電價高等非地質因素也是造成地下水地源熱泵系統使用情況差的原因。總體來看，關中盆地淺層地熱能發展迅速，開發利用潛力較大。但在淺層地熱能開發利用過程中，也存在前期工程勘察不當、利用形式選擇不科學、對地熱地質條件重視不夠等問題。
 
3 賦存特征
3． 1 地熱載體特征
3． 1． 1 太古宇
太古宇太華群出露于關中盆地南側潼關—藍田，并零星出露于驪山，為北秦嶺褶皺帶最古老的結晶基底，巖性為片麻巖( 圖 2) 。


 圖 2 關中盆地第四系地質圖
Fig． 2   Quaternary geological map of Guanzhong Basin
 
3． 1． 2 元古宇
元古宇主要出露于盆地南側清姜河、斜峪關、澇峪口、湯峪、寺溝一帶，寶雞以西馮家山附近的千陽河西岸也有出露。巖性以片巖、千枚巖、大理巖為主。
3． 1． 3 古生界
( 1) 下古生界。盆地內寒武系和奧陶系均有沉積，缺失志留系: 寒武系主要分布于西崛山、瓦罐嶺、羊毛灣、張家山、韓城禹門口等地，巖性為頁巖、灰巖、白云巖; 奧陶系主要分布于瓦罐嶺、唐王陵、嵯峨山及禹門口等地，巖性主要為灰巖、泥灰巖、燧石灰巖、含礫頁巖、礫巖等。
( 2) 上古生界。盆地內石炭系和二疊系均有沉積: 石炭系主要分布于北部的將軍山、堯山、韓城等地，南部眉縣李家河也有出露，巖性為頁巖、泥灰巖、砂質頁巖; 二疊系主要分布于石川河以西黃里鎮、口鎮和韓城等地，巖性為頁巖、泥巖。
3． 1． 4 中生界
盆地內出露三疊系、侏羅系和白堊系: 三疊系主要出露于韓城禹門口、洛河、涇河及漆水河等河谷中，巖性為砂巖、砂質頁巖、頁巖; 侏羅系主要出露于南部秦嶺北麓，巖性為二長花崗巖; 白堊系主要出露于寶雞—隴縣金陵河兩側及鳳翔縣北面西河、蟠桃河一帶，巖性為礫巖、砂頁巖、砂巖、泥灰巖。
3． 1． 5 新生界
新生界是關中盆地淺層地熱能的主要利用層段，古近系—第四系均有分布。
( 1) 古近系。多深埋于關中盆地之下，地表出露于驪山地區，主要呈扇狀分布于驪山周圍，自驪山向外掩埋于平原之下，其上被第四系松散層覆蓋。下部為泥巖，上部為砂巖。
( 2) 新近系。分布于白鹿塬、同仁塬、橫嶺塬及驪山周邊地區，大多數掩埋于盆地之下，其上被第四系松散層覆蓋，僅在盆地周邊深切溝谷及山地邊緣可見。巖性為泥巖、礫巖和砂質泥巖。
( 3) 第四系。廣布全區，以風積、沖洪積、湖積為主，另有冰水、坡積、滑塌等，以黃土和砂礫卵石為主。由于原始地形崎嶇不平，第四系沉積物厚度差別極大，由西北向東南增厚。河谷區第四系沉積物厚度一般 ＞ 400 m，黃土塬區第四系沉積物厚度一般為 100 ～ 300 m 或 ＜ 100 m。第四系與下伏新近系呈不整合接觸，200 m 以淺地層依沉積時代可分為下更新統、中—上更新統和全新統。下更新統主要分布于平原地表之下，根據地貌，其成因類型可分為湖積、風積、冰積等。楊凌區地層頂面埋深為 87 ～ 110 m，渭南市地層頂面埋深為 80． 0 ～ 122． 9 m。巖性由西部寶雞地區的粉質黏土過渡到中部和東部的黏土、粉質黏土夾薄層粉細砂、中粗砂層。中更新統主要分布于三級階地及其以上的高級階地，多出露于河流岸邊及沖溝兩側，成因類型有沖積、沖洪積、沖湖積、風積。上部風積層為黃土狀砂質黏土; 下部沖積層為砂、砂礫卵石。寶雞凸起和臨藍凸起厚 60 ～ 80 m，西安凹陷和固市凹陷厚90 ～ 110 m，楊凌地區鉆孔揭露厚度可達 200 m。上更新統主要成因類型有風積、洪積和沖積等，寶雞地區有重力滑坡堆積。風積相分布于河流二級階地以上各地貌單元中，秦嶺北緣山前洪積扇上也有覆蓋，巖性為粉質黏土; 洪積相分布于秦嶺山前洪積扇，巖性為砂質黏土及礫石、漂石等; 沖積相分布于渭河及其較大支流的二級階地下部，巖性為黏質砂土、砂質黏土及砂、砂礫卵石層; 重力滑坡堆積物由黃土狀粉質黏土、古土壤、砂卵石組成，沿高階地邊緣分布。上更新統巖層厚度由西向東逐漸增大，西部寶雞地區的厚度為 30 ～ 40 m，中部西安、咸陽等地的厚度為 40 ～ 60 m，東部渭南最厚處可達 140 m。全新統主要成因類型為沖積和洪積，其次為重力滑坡堆積。下部為一級階地沖積層及一級洪積扇洪積層，巖性為砂、砂卵石和砂礫石、漂石，該層沉積西薄( 17 ～ 35 m) 東厚( 50 ～ 65 m) ; 上部為河漫灘相河流沖積層、洪積層及風積砂層和重力滑坡堆積層，沖積層巖性主要為砂、砂礫卵石，西部厚 5 ～10 m，東部厚2 ～ 38 m，重力滑坡堆積主要分布于塬邊地區。
 
3． 2 巖土體熱物性參數
綜合巖土體熱物性參數和勘探孔取樣測試結果［24 － 27］，獲得不同地貌單元地層的加權導熱系數和比熱容。盆地內河漫灘區主要為砂層、粉質黏土、黏土類，導熱系數為 1． 42 ～ 1． 86 W/( m·K) ，比熱容為1． 07 ～ 1． 12 kJ/( kg·℃ ) ; 低級階地區主要為砂層、粉 質 黏 土、粉 土、黏 土 類，導 熱 系 數 為1． 34 ～ 2． 00 W/( m·K) ，比熱容為 0． 9 ～ 1． 18 kJ/( kg·℃ ) ; 高級階地區主要為黃土、砂層、粉質黏土、黏土類，導熱系數為 1． 26 ～ 1． 86 W/( m·K) ，比熱容為1． 04 ～ 1． 12 kJ/( kg·℃ ) ; 黃土臺塬區主要為巨厚的黃土、粉質黏土、黏土類，局部為導熱系數較高的巖體，導熱系數為 1． 29 ～1． 57 W/( m·K) ，比熱容為 1． 15 ～ 1． 20 kJ/( kg·℃ ) 。
 
3． 3 地溫場特征
3． 3． 1 恒溫帶
恒溫帶是太陽輻射熱和地球內熱在一定深度達到熱平衡的界面。利用土壤自然溫度場的年周期性變化計算公式［16，
19］，計算不同地貌單元的土壤
恒溫帶深度。沖積平原低級階地主要為河湖沉積的粉質黏土、黏土及砂層，理論恒溫帶深度為 11． 1 ～ 17． 0 m( 實測楊凌永安村恒溫帶深度為 13 m，西安高陵區坡底村恒溫帶深度為 11． 5 m，渭南辛市鎮杜王村恒溫帶深度為 12 m，咸陽秦都區大泉村恒溫帶深度為
14． 5 m，渭南臨渭區張義村恒溫帶深度為 13． 5 m) ;
高級階地地表被黃土覆蓋，其下為砂層，理論恒溫帶深度為 11． 8 ～ 17． 0 m( 實測咸陽渭城區底張鎮恒溫帶深度為 17 m，渭南臨渭區隕張村恒溫帶深度為 16 m，寶雞市金臺區王家河村恒溫帶深度為15． 5 m) 。盆地南側的洪積平原區以粗粒物質和黃土為主，理論恒溫帶深度為 12． 4 ～ 17． 2 m; 盆地北側的洪積平原區地層以細粒物質和黃土為主，理論恒溫帶深度為 11． 5 ～ 17． 4 m。渭河北岸及西安、渭南、潼關等地黃土臺塬區的理論恒溫帶深度為 11． 0 ～ 16． 0 m( 實測寶雞市金臺區勝利村恒溫帶深度為 16 m) 。
3． 3． 2 地溫梯度空間變化
關中盆地地溫梯度總體中部高、東西低，地溫梯度的展布與盆地內部發育的近 EW 向、NE 向和NW 向正傾滑斷層吻合。西安凹陷、固市凹陷、蒲城凸起、斷裂帶及斷裂匯合區的地溫梯度一般 ＞ 3 ℃ /hm;臨潼、蒲 城、東西湯峪等地區的地 溫梯度一般＞ 5 ℃ /hm; 寶雞凸起、咸禮凸起、臨藍凸起及渭北巖溶區地溫梯度相對較小，一般≤3 ℃ /hm。

3． 4 淺層大地熱流值
在地球表層介質內單位時間流經單位面積的熱量流稱為大地熱流值，其數值等于巖體導熱系數與地溫梯度的乘積［28］。根據關中盆地長期地溫監測數據和本次勘探孔巖心測試數據計算大地熱流值，結果( 表 1) 表明，關中盆地淺層大地熱流值為39． 83 ～ 57． 47 mW/m2，平均值為 46． 22 mW/m2。深大斷裂及巖層導熱系數高的地區大地熱流值較高，例如，寶雞市金臺區黃土塬區的大地熱流值為47． 66 mW/m2，其中漫灘區為導熱系數更大的砂層，其大地熱流值為 57． 47 mW/m2。


3． 5 地熱流體特征
地熱流體與地下水地源熱泵系統的使用效果相關。地熱儲層具有較好的富水性和回灌能力，是地下水地源熱泵系統循環使用的保障，離子類型和礦化度是地下水地源熱泵系統能否長期有效使用的關鍵因素。
3． 5． 1 含水層
關中盆地北部黃土臺塬孔隙 － 裂隙水含水層為中更新統上部風積黃土及古土壤，厚 50 ～ 80 m，富水性和回灌能力均較差。沖積平原孔隙潛水含水層巖性為中更新統—全新統沖積砂、砂礫石與粉質黏土互層。高階地上部為厚層風積黃土，在空間分布上，含水層西薄東
厚，富水性較差，回灌能力弱; 低階地及河漫灘屬極強富水區，回灌能力強。沖積平原孔隙承壓水含水層巖性為粗細相間的第四系沖積砂、湖積砂和砂礫石層。山前洪積平原孔隙含水層分布于盆地南北兩翼，巖性主要為上更新統—全新統砂礫卵石與粉質黏土互層及少量石。潛水和承壓水富水性規律相似，即華縣—華陰洪積扇為強富水區，而地勢較高的洪積扇富水性較差。新近系和古近系砂泥巖互層孔隙 － 裂隙水主要分布于灞河河谷及銅仁塬，含水層由新近系灞河組和古近系白鹿塬組砂巖、泥巖組成，單井涌水量均 ＜ 100 m3 /d，回灌能力弱。
3． 5． 2 離子分布黃土臺 塬 區 孔 隙 － 裂隙水水化學類型多為HCO3 型，局部地區含 Cl － 、SO2－4離子。沖積平原潛水水化學類型為 HCO3 型。涇河、灞河以東地區水質復雜，渭河北岸一級、二級階地水化學類型為 SO4 － SO4·HCO3 型，漫灘區水化學類型為 HCO3·SO4 型; 涇河、灞河以西水化學類型為 HCO3 型，一級階地和漫灘區水化學類型為HCO3·SO4 － Na·Ca 型，渭河南岸水化學類型為HCO3·SO4 － Ca·Na 型。沖積平原承壓水水化學類型在渭河以北、涇河以西多為 HCO3 － Ca·Mg型，涇河以東地區水質較復雜，水化學類型主要有HCO3·SO4·Cl － Na·Mg 型、HCO3 ·SO4 － Na·Mg 型、SO4·Cl － Na·Mg 型和 Cl·SO4 － Na 型，渭河以南水化學類型多為 HCO3 － Na·Ca 型。山前洪積平原區潛水和承壓水水化學類型為HCO3 型，局部地區為 HCO3·SO4 型。新近系和古近系砂泥巖互層孔隙 － 裂隙含水系統潛水和承壓水的水化學類型為 HCO3 － Ca·Mg·Na 型。
3． 5． 3 地熱流體礦化度
地熱流體礦化度高值區主要分布于黃土臺塬孔隙 － 裂隙含水系統及河谷高階地潛水系統，礦化度一般為 3 ～ 5 g /L，最大為 15 g /L。該區地下水受降水入滲補給，因含水層為透水性較差的黏質砂土和粉細砂層，隨著滲透路程的增加，礦化作用增強，礦化度增大。一級階地前部和漫灘區，含水層巖性為中粗砂夾礫石，徑流通暢，因河水補給使潛水稀釋淡化，礦化度 ＜ 1 g /L。沖積平原孔隙承壓水以涇河為界，涇河以西礦化度 ＜ 1 g /L，涇河以東礦化度均 ＞ 1 g /L，其中大荔縣許莊鎮—安仁鎮礦化度高達 13． 291 g /L。山前洪積平原區孔隙潛水和承壓水的礦化度基本 ＜ 1 g /L，僅局部地區因長期引地表水灌溉，潛水水位不斷抬升，蒸發濃縮作用增強，礦化度略＞ 1 g /L。
 
4 形成模式及資源量
4． 1 形成模式
關中盆地淺層地熱能主要來源于隆起地幔的深部熱能，由深部熱源向地表擴散。在完整的地質塊體內，深部熱源熱能以熱傳導方式到達淺部地熱儲層，淺層地溫的差異變化主要受巖土體導熱系數和導溫系數影響。在盆地內部深大斷裂及其交匯處，深大斷裂的開放性為深部地幔熱源向上傳輸熱能提供了可能性，深部熱能被液態( 或氣態) 流體攜帶，沿斷裂向地表運移，該區表現為地溫梯度偏高。地溫梯度偏高的地區主要分布于關中盆地南緣秦嶺山前斷裂帶和中部渭河斷裂帶: 秦嶺山前斷裂帶為左旋扭動的正斷層，南升北降，垂直斷距達 10 km 以上，斷裂帶巖石破碎; 渭河斷裂帶是條貫穿盆地的高角度正斷層，走向近 EW 向，最大斷距達 16 ～ 24 km。秦嶺山前斷裂帶與渭河斷裂帶在眾多地段淺部與深部具有良好的連通性，在深部高溫、高壓的驅動下，一些地區( 如寶雞溫水溝、眉縣西湯峪、咸陽地熱城、長安區東大、藍田東湯峪地區) 深部熱液向地表運移，形成溫泉或淺部地溫異常區，如長安區東大地區 200 m 地熱井地熱流體溫度可達 30 ℃ 以上，地溫梯度約 5 ℃ /100 m。在地熱流體深部熱能由下至上運移的過程中，由于地表通道不暢或斷裂旁側存在空隙、裂隙發育的全新統水平砂層，地熱流體或以水平方式運移，造成局部地區地熱異常。這些地熱異常沿關中盆地深大斷裂帶一側或兩側呈帶狀分布，如秦嶺山前斷裂帶一側洪積扇上的地熱井均屬于此類地熱資源。由于秦嶺山前斷裂上部通道不完全通暢，只在一些區域產生溫泉露頭，地熱流體通過斷裂旁側的空隙、裂隙發育水平巖層并以水平方式擴散，造成東大地區、子午草堂寺等地區產生地熱異常，這些地區地熱井普遍具有井淺、溫度高的特點。

4． 2 適宜性分區
淺層地熱能利用方式分為地下水地源熱泵系統和地埋管地源熱泵系統。地下水地源熱泵系統主要受地下水賦存條件影響; 地埋管地源熱泵系統主要受地層巖性及巖土體熱物性參數影響。采用層次分析法對關中盆地淺層地熱能開發利用進行適宜性分區［1］: 地下水地源熱泵系統的分析指標包括地下水埋深、地層巖性、含水層結構、有效含水層厚度、含水層單井出水能力及回灌能力、地層滲透系數、地下水腐蝕性、地下水結垢程度、滑坡、地裂縫、地面沉降等; 地埋管地源熱泵系統的分析指標包括地層巖性、含水層厚度、地下水滲流速度、綜合傳熱系數、深度、加權平均比熱容、卵石層厚度、滑坡、地裂縫和地面沉降等。在地質資料缺乏的地區，根據相同類型地貌單元的地質條件進行類比。分區結果表明: 關中盆地整體屬于地埋管地源熱泵系統適宜區或較適宜區( 圖3) ，不適宜區分



布在麟游、淳化部分基巖山區或地質災害易發區;地下水地源熱泵系統適宜區分布在渭河漫灘及低級階地區，較適宜區分布在部分高級階地區( 圖4) ，不適宜區分布面積較大，包括黃土塬區、山區及部分高級階地區。地埋管地源熱泵系統及地下水地源熱泵系統均適宜區的面積總共為 4 829． 28 km2，地下水地源熱泵系統適宜區或較適宜區的面積為 93． 17 km2，地埋管地源熱泵系統適宜區或較適宜區的面積為23 858． 4 km2，水系等未評價區面積約 57 km2，淺層地熱能可開發利用的面積為 28 780． 85 km2。
4． 3 資源量
淺層地熱能熱容量采用熱儲法進行計算［1］，具體方法如下。( 1) 包氣帶中熱容量計算公式為QＲ= QS + QW + QA ， ( 1)QS= ρSCS ( 1 － φ) Md1 ， ( 2)QW= ρW CW ωMd1 ， ( 3)QA= ρACA( φ － ω) Md1 ， ( 4)式中: QＲ 為淺層地熱能熱容量，kJ/℃ ; QS 為巖土體的熱容量，kJ/℃ ; QW 為巖土體中水的熱容量，kJ/℃ ; QA 為巖土體中空氣的熱容量，kJ/℃ ; ρS 為巖土體密度，kg /m3 ; ρW 為水密度，kg /m3 ; ρA 為空氣密度，kg /m3 ; CS 為巖土體的綜合比熱容，kJ/( kg·℃ ) ; CW 為水的比熱容，kJ/( kg·℃ ) ; CA 為氣體的比熱容，kJ/( kg·℃ ) ; φ 為巖土體的孔隙度，% ; ω 為巖土體的含水率，% ; M 為區域面積，m2 ; d1 為包氣帶厚度，m。
( 2) 飽水帶中熱容量計算公式為QＲ= QS + QW ， ( 5)QS= ρSCS ( 1 － φ) Md2 ， ( 6)QW= ρW CW φMd2 。( 7)式中: d2 為潛水面至地熱能計算深度下限的巖土體厚度，m; 其余計算參數與包氣帶中熱容量計算公式中的參數一致。根據關中盆地構造特征、地層分布特征及其各地質參數，將淺層地熱能可利用區按包氣帶厚度、地層巖性結構、巖土體比熱容等進行分區，將圖層疊加，形成計算區塊，然后計算各區塊的熱容量，累加后得到關中盆地的總熱容量。考慮地表受氣溫的影響較大，計算深度為 3 ～200 m，共計 197 m。關中盆地巖土體概化類型可分為粉土類、砂礫石類、砂礫巖類和泥巖類 4 類( 表 2) 。根據巖土體的物理性質，分別進行統計分析，剔除誤差較大的數據，消除誤差后對每種巖性按其取樣厚度進行加權平均，得出不同巖性的熱物性參數( 表 3) 。水和空氣的比熱容采用理論值，水的密度
取 1 000 kg /m3，比熱容取 4． 18 kJ/( kg·℃ ) ，空氣的密度取1． 29 kg /m3，比熱容取1． 003 kJ/( kg·℃) 。
由以上公式計算得出，關中盆地巖土體土骨架( 土中固體顆粒構成的格架) 的熱容量為 6． 82 ×1015 kJ/℃，關中盆地巖土體中水的熱容量為 6． 99 ×1015 kJ/℃ ，巖土體中空氣的熱容 量 為 2． 64 ×1011 kJ/℃，淺層地熱能熱容量為 1． 38 × 1016 kJ/℃( 表 4) 。


5 結論
( 1) 關中盆地淺層地熱能開發利用前景廣闊。關中盆地內地下水儲運空間、補給、徑流、排泄條件均較好，河漫灘和河谷階地富水性較黃土臺塬稍好; 淺部地層以第四系松散沉積物為主，鉆探施工容易且成本低; 盆地主要地貌類型為山前洪積扇、黃土臺塬、河谷高階地、河谷低階地和河漫灘，地形平坦，地質災害發育少，環境地質條件良好。關中盆地整體屬于地埋管地源熱泵適宜區或較適宜區，地下水地源熱泵適宜區和較適宜區主要分布在盆地中部漫灘區和階地區。
( 2) 關中盆地淺層地熱能儲量巨大。關中盆地地熱能的形成模式主要為熱傳導型和熱對流型:熱傳導型地熱資源主要分布于西安凹陷、固市凹陷等完整地質塊體內; 熱對流型地熱資源主要分布于深大斷裂直接溝通地表的區域以及斷裂帶周邊區域。利用熱儲法，計算獲得關中盆地淺層地熱能熱容量為 1． 38 × 1016 kJ/℃。

中圖分類號: TK521; P314． 2文獻標志碼: A文章編號: 2095 － 8706( 2020) 02 － 0021 － 09
來源：中國地質調查,2020,7(02):21-29.中文期刊.
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