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产业技术研究

关中盆地浅层地热能赋存规律资源量估算

文：周 阳，洪增林，张 卉，曹晓凡，穆根胥，
( 1． 陕西省地质调查院，西安 710054; 2． 陕西省水工环地质调查中心，西安 710068; 3． 西北工业大学自动化学院，西安 710072; 4． 西安科技大学地质与环境学院，西安 710054)

摘要: 通过野外地质调查及室内综合研究，分析了关中盆地浅层地热能的开发利用情况、赋存特征和形成模式，并对资源量进行了估算，总结了盆地不同地貌单元、不同岩性的岩土体热物性参数特征，计算了区域恒温带深度和浅层大地热流值。关中盆地地热能的形成模式主要为热传导型和热对流型: 热传导型地热资源主要分布于西安凹陷、固市凹陷等完整地质块体内; 热对流型地热资源主要分布于深大断裂直接沟通地表的区域以及断裂带周边区域。采用层次分析法对关中盆地浅层地热能进行适宜性分区，认为关中盆地整体属于地埋管地源热泵系统适宜区或较适宜区，地下水地源热泵系统适宜区和较适宜区主要分布在盆地中部漫滩区和阶地区。利用热储法，计算关中盆地浅层地热能热容量为 1． 38 × 1016 kJ/℃，浅层地热能储量巨大，开发利用前景优良

近年来，关中盆地雾霾频发。雾霾形成的主要原因之一是燃煤，使用浅层地热能是治理雾霾的有效途径。加快浅层地热能的开发及利用，对改善我国能耗 结 构、构建生态友好型社会具有积极意义。浅层地热能指地表以下一定深度( 一般为200 m)岩土体和地下水中具有开发利用价值的地热能，具有清洁环保、分布广、可再生等优势。为有效开发利用浅层地热能，首先要清晰认识区域地热资源的赋存规律和形成模式。一些学者对我国地热资源的赋存规律进行了研究 ，对关中盆地和其他区域地热资源的成因模式进行了探讨，并在地温场专题研究方面取得了一定成果，但关中盆地浅层地热能赋存规律的相关研究鲜有报道。

以解决关中盆地雾霾频发和地热资源不合理开发等问题为导向，通过野外地质调查及室内综合研究，分析关中盆地浅层地热能储层分布情况、不同岩性储层岩土体的热物性参数、不同地貌单元地层的导热系数和比热容分区以及浅层大地热流值，进而研究关中盆地浅层地热能的形成模式和赋存规律，对浅层地热能适宜性进行分区，计算浅层地热能的资源量。这些研究可为关中盆地浅层地热资源科学、长期开发及利用提供参考。

1 自然地理与地质概况
1． 1 自然地理及地形地貌
关中盆地位于中纬度地区，冬冷夏热，冬季供暖和夏季制冷的负荷需求较大。盆地内地表水系是渭河及其支流，渭河自西向东贯穿盆地，在渭南市潼关县注入黄河，主要支流包括千河、泾河、沣河、洛河、灞河等。关中盆地三面环山，是一个西窄东阔的新生代沉积盆地，南部的秦岭山脉与北部的低山丘陵在宝鸡以西闭合。地势南北高、中间低，西部高、东部低，自南北山区向盆地中部依次为山前洪积扇、黄土台塬、河谷高阶地、河谷低阶地、河漫滩。
 
1． 2 区域地质及构造背景
关中盆地位于华北板块西部鄂尔多斯地块与秦岭造山带之间，太古宇—新生界均有出露，前新生界及花岗岩构成了盆地基底并出露于盆地边缘，中部为巨厚的新生界沉积。关中盆地是燕山期隆起、喜山期陷落的断陷盆地，东部与山西盆地、灵宝盆地和三门峡盆地共同
组成汾渭地堑系。盆地以渭河断裂为界: 北部为斜坡带，基底为古生界和中生界沉积岩; 南部为拗陷区，基底为太古宇、元古宇、下古生界变质岩及中生界花岗岩体。以长安—临潼断裂为界，南部可进一步分为东部太古宇变质岩区和西部元古宇、下古生界变质岩区。渭河断裂和长安—临潼断裂分割盆地基底，控制着盆地的形成、发展及后期断块活动。盆地沉积的巨厚新生代盖层被断裂分割成大小不等、结构不同的断隆和断陷，可划分为宝鸡凸起、咸礼凸起、西安凹陷、临蓝凸起、固市凹陷和蒲城凸起［23］( 图 1) 。主要断裂包括秦岭山前大断裂( F1 ) 、余下—铁炉子断裂( F2 ) 、渭河大断裂( F3 ) 、骊山北侧断裂( F7 ) 、固关—阳平镇断裂( F8 ) 、千河断裂( F9 ) 、金 陵 河 断 裂 ( F10 ) 、陇 县—马 召 断 裂( F11 ) 、泾 河—骊 山 断 裂 ( F12 ) 、临 潼—长 安 断 裂( F13 ) 、灞河断裂( F15 ) 、浐河断裂( F16 ) 、沣河断裂( F19 ) 、孟源—永济断裂( F23 ) 及禹门口—华州区断裂( F31 ) 等( 图 1) 。


 
图 1 关中盆地地质构造简图
Fig． 1Geological structure sketch of Guanzhong Basin

关中盆地浅部第四系松散沉积物厚度达数百米，是地下水储运的良好空间，地下水补给、径流、排泄条件较好，水质良好。河漫滩、低阶地及南北两侧山前洪积扇含水层厚度大，岩层颗粒粗，富水性较好，而黄土台塬和渭河高阶地的富水性较差。关中盆地与南、西、北 3 个山区的地下水水力联系微弱，是隔水边界或透水微弱边界，黄河为东边的自然排泄边界。依据地下水含水介质的结构组合与分布特征以及地下水循环特征的变化，关中盆地 200 m 以浅地下水系统可划分为 4 个含水系统: 黄土台塬孔隙 － 裂隙含水系统、冲积平原孔隙
含水系统、新近系与古近系砂泥岩互层裂隙 － 孔隙含水系统和山前洪积平原孔隙含水系统。
 
根据 2016 年陕西省地质调查院的统计数据，关中盆地主要城市浅层地热能开发利用工程共计122 个，其中地下水地源热泵系统工程 92 个，地埋管地源热泵系统工程 28 个，其他系统 2 个。这些工程主要分布在西安市，其次为宝鸡市和咸阳市。运行效果统计数据如下: 地埋管地源热泵系统使用情况良好( 效果好的工程占 33% ，较好的工程占67% ) ; 地下水地源热泵系统使用情况以好( 24% )和较好( 59% ) 为主，使用情况差的工程占 17% 。存在使用情况差的工程的原因如下: 一是地下水回灌困难; 二是项目运行数年之后，地下换热区域形成长期的“热亏损”或“热盈余”，使换热系统进水温度过高或过低而无法正常运行。另外，小区入住率过低、电价高等非地质因素也是造成地下水地源热泵系统使用情况差的原因。总体来看，关中盆地浅层地热能发展迅速，开发利用潜力较大。但在浅层地热能开发利用过程中，也存在前期工程勘察不当、利用形式选择不科学、对地热地质条件重视不够等问题。
 
3 赋存特征
3． 1 地热载体特征
3． 1． 1 太古宇
太古宇太华群出露于关中盆地南侧潼关—蓝田，并零星出露于骊山，为北秦岭褶皱带最古老的结晶基底，岩性为片麻岩( 图 2) 。


 图 2 关中盆地第四系地质图
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侧清姜河、斜峪关、涝峪口、汤峪、寺沟一带，宝鸡以西冯家山附近的千阳河西岸也有出露。岩性以片岩、千枚岩、大理岩为主。
3． 1． 3 古生界
( 1) 下古生界。盆地内寒武系和奥陶系均有沉积，缺失志留系: 寒武系主要分布于西崛山、瓦罐岭、羊毛湾、张家山、韩城禹门口等地，岩性为页岩、灰岩、白云岩; 奥陶系主要分布于瓦罐岭、唐王陵、嵯峨山及禹门口等地，岩性主要为灰岩、泥灰岩、燧石灰岩、含砾页岩、砾岩等。
( 2) 上古生界。盆地内石炭系和二叠系均有沉积: 石炭系主要分布于北部的将军山、尧山、韩城等地，南部眉县李家河也有出露，岩性为页岩、泥灰岩、砂质页岩; 二叠系主要分布于石川河以西黄里镇、口镇和韩城等地，岩性为页岩、泥岩。
3． 1． 4 中生界
盆地内出露三叠系、侏罗系和白垩系: 三叠系主要出露于韩城禹门口、洛河、泾河及漆水河等河谷中，岩性为砂岩、砂质页岩、页岩; 侏罗系主要出露于南部秦岭北麓，岩性为二长花岗岩; 白垩系主要出露于宝鸡—陇县金陵河两侧及凤翔县北面西河、蟠桃河一带，岩性为砾岩、砂页岩、砂岩、泥灰岩。
3． 1． 5 新生界
新生界是关中盆地浅层地热能的主要利用层段，古近系—第四系均有分布。
( 1) 古近系。多深埋于关中盆地之下，地表出露于骊山地区，主要呈扇状分布于骊山周围，自骊山向外掩埋于平原之下，其上被第四系松散层覆盖。下部为泥岩，上部为砂岩。
( 2) 新近系。分布于白鹿塬、同仁塬、横岭塬及骊山周边地区，大多数掩埋于盆地之下，其上被第四系松散层覆盖，仅在盆地周边深切沟谷及山地边缘可见。岩性为泥岩、砾岩和砂质泥岩。
( 3) 第四系。广布全区，以风积、冲洪积、湖积为主，另有冰水、坡积、滑塌等，以黄土和砂砾卵石为主。由于原始地形崎岖不平，第四系沉积物厚度差别极大，由西北向东南增厚。河谷区第四系沉积物厚度一般 ＞ 400 m，黄土塬区第四系沉积物厚度一般为 100 ～ 300 m 或 ＜ 100 m。第四系与下伏新近系呈不整合接触，200 m 以浅地层依沉积时代可分为下更新统、中—上更新统和全新统。下更新统主要分布于平原地表之下，根据地貌，其成因类型可分为湖积、风积、冰积等。杨凌区地层顶面埋深为 87 ～ 110 m，渭南市地层顶面埋深为 80． 0 ～ 122． 9 m。岩性由西部宝鸡地区的粉质黏土过渡到中部和东部的黏土、粉质黏土夹薄层粉细砂、中粗砂层。中更新统主要分布于三级阶地及其以上的高级阶地，多出露于河流岸边及冲沟两侧，成因类型有冲积、冲洪积、冲湖积、风积。上部风积层为黄土状砂质黏土; 下部冲积层为砂、砂砾卵石。宝鸡凸起和临蓝凸起厚 60 ～ 80 m，西安凹陷和固市凹陷厚90 ～ 110 m，杨凌地区钻孔揭露厚度可达 200 m。上更新统主要成因类型有风积、洪积和冲积等，宝鸡地区有重力滑坡堆积。风积相分布于河流二级阶地以上各地貌单元中，秦岭北缘山前洪积扇上也有覆盖，岩性为粉质黏土; 洪积相分布于秦岭山前洪积扇，岩性为砂质黏土及砾石、漂石等; 冲积相分布于渭河及其较大支流的二级阶地下部，岩性为黏质砂土、砂质黏土及砂、砂砾卵石层; 重力滑坡堆积物由黄土状粉质黏土、古土壤、砂卵石组成，沿高阶地边缘分布。上更新统岩层厚度由西向东逐渐增大，西部宝鸡地区的厚度为 30 ～ 40 m，中部西安、咸阳等地的厚度为 40 ～ 60 m，东部渭南最厚处可达 140 m。全新统主要成因类型为冲积和洪积，其次为重力滑坡堆积。下部为一级阶地冲积层及一级洪积扇洪积层，岩性为砂、砂卵石和砂砾石、漂石，该层沉积西薄( 17 ～ 35 m) 东厚( 50 ～ 65 m) ; 上部为河漫滩相河流冲积层、洪积层及风积砂层和重力滑坡堆积层，冲积层岩性主要为砂、砂砾卵石，西部厚 5 ～10 m，东部厚2 ～ 38 m，重力滑坡堆积主要分布于塬边地区。
 
3． 2 岩土体热物性参数
综合岩土体热物性参数和勘探孔取样测试结果［24 － 27］，获得不同地貌单元地层的加权导热系数和比热容。盆地内河漫滩区主要为砂层、粉质黏土、黏土类，导热系数为 1． 42 ～ 1． 86 W/( m·K) ，比热容为1． 07 ～ 1． 12 kJ/( kg·℃ ) ; 低级阶地区主要为砂层、粉 质 黏 土、粉 土、黏 土 类，导 热 系 数 为1． 34 ～ 2． 00 W/( m·K) ，比热容为 0． 9 ～ 1． 18 kJ/( kg·℃ ) ; 高级阶地区主要为黄土、砂层、粉质黏土、黏土类，导热系数为 1． 26 ～ 1． 86 W/( m·K) ，比热容为1． 04 ～ 1． 12 kJ/( kg·℃ ) ; 黄土台塬区主要为巨厚的黄土、粉质黏土、黏土类，局部为导热系数较高的岩体，导热系数为 1． 29 ～1． 57 W/( m·K) ，比热容为 1． 15 ～ 1． 20 kJ/( kg·℃ ) 。
 
3． 3 地温场特征
3． 3． 1 恒温带
恒温带是太阳辐射热和地球内热在一定深度达到热平衡的界面。利用土壤自然温度场的年周期性变化计算公式［16，
19］，计算不同地貌单元的土壤
恒温带深度。冲积平原低级阶地主要为河湖沉积的粉质黏土、黏土及砂层，理论恒温带深度为 11． 1 ～ 17． 0 m( 实测杨凌永安村恒温带深度为 13 m，西安高陵区坡底村恒温带深度为 11． 5 m，渭南辛市镇杜王村恒温带深度为 12 m，咸阳秦都区大泉村恒温带深度为
14． 5 m，渭南临渭区张义村恒温带深度为 13． 5 m) ;
高级阶地地表被黄土覆盖，其下为砂层，理论恒温带深度为 11． 8 ～ 17． 0 m( 实测咸阳渭城区底张镇恒温带深度为 17 m，渭南临渭区陨张村恒温带深度为 16 m，宝鸡市金台区王家河村恒温带深度为15． 5 m) 。盆地南侧的洪积平原区以粗粒物质和黄土为主，理论恒温带深度为 12． 4 ～ 17． 2 m; 盆地北侧的洪积平原区地层以细粒物质和黄土为主，理论恒温带深度为 11． 5 ～ 17． 4 m。渭河北岸及西安、渭南、潼关等地黄土台塬区的理论恒温带深度为 11． 0 ～ 16． 0 m( 实测宝鸡市金台区胜利村恒温带深度为 16 m) 。
3． 3． 2 地温梯度空间变化
关中盆地地温梯度总体中部高、东西低，地温梯度的展布与盆地内部发育的近 EW 向、NE 向和NW 向正倾滑断层吻合。西安凹陷、固市凹陷、蒲城凸起、断裂带及断裂汇合区的地温梯度一般 ＞ 3 ℃ /hm;临潼、蒲 城、东西汤峪等地区的地 温梯度一般＞ 5 ℃ /hm; 宝鸡凸起、咸礼凸起、临蓝凸起及渭北岩溶区地温梯度相对较小，一般≤3 ℃ /hm。

3． 4 浅层大地热流值
在地球表层介质内单位时间流经单位面积的热量流称为大地热流值，其数值等于岩体导热系数与地温梯度的乘积［28］。根据关中盆地长期地温监测数据和本次勘探孔岩心测试数据计算大地热流值，结果( 表 1) 表明，关中盆地浅层大地热流值为39． 83 ～ 57． 47 mW/m2，平均值为 46． 22 mW/m2。深大断裂及岩层导热系数高的地区大地热流值较高，例如，宝鸡市金台区黄土塬区的大地热流值为47． 66 mW/m2，其中漫滩区为导热系数更大的砂层，其大地热流值为 57． 47 mW/m2。


3． 5 地热流体特征
地热流体与地下水地源热泵系统的使用效果相关。地热储层具有较好的富水性和回灌能力，是地下水地源热泵系统循环使用的保障，离子类型和矿化度是地下水地源热泵系统能否长期有效使用的关键因素。
3． 5． 1 含水层
关中盆地北部黄土台塬孔隙 － 裂隙水含水层为中更新统上部风积黄土及古土壤，厚 50 ～ 80 m，富水性和回灌能力均较差。冲积平原孔隙潜水含水层岩性为中更新统—全新统冲积砂、砂砾石与粉质黏土互层。高阶地上部为厚层风积黄土，在空间分布上，含水层西薄东
厚，富水性较差，回灌能力弱; 低阶地及河漫滩属极强富水区，回灌能力强。冲积平原孔隙承压水含水层岩性为粗细相间的第四系冲积砂、湖积砂和砂砾石层。山前洪积平原孔隙含水层分布于盆地南北两翼，岩性主要为上更新统—全新统砂砾卵石与粉质黏土互层及少量石。潜水和承压水富水性规律相似，即华县—华阴洪积扇为强富水区，而地势较高的洪积扇富水性较差。新近系和古近系砂泥岩互层孔隙 － 裂隙水主要分布于灞河河谷及铜仁塬，含水层由新近系灞河组和古近系白鹿塬组砂岩、泥岩组成，单井涌水量均 ＜ 100 m3 /d，回灌能力弱。
3． 5． 2 离子分布黄土台 塬 区 孔 隙 － 裂隙水水化学类型多为HCO3 型，局部地区含 Cl － 、SO2－4离子。冲积平原潜水水化学类型为 HCO3 型。泾河、灞河以东地区水质复杂，渭河北岸一级、二级阶地水化学类型为 SO4 － SO4·HCO3 型，漫滩区水化学类型为 HCO3·SO4 型; 泾河、灞河以西水化学类型为 HCO3 型，一级阶地和漫滩区水化学类型为HCO3·SO4 － Na·Ca 型，渭河南岸水化学类型为HCO3·SO4 － Ca·Na 型。冲积平原承压水水化学类型在渭河以北、泾河以西多为 HCO3 － Ca·Mg型，泾河以东地区水质较复杂，水化学类型主要有HCO3·SO4·Cl － Na·Mg 型、HCO3 ·SO4 － Na·Mg 型、SO4·Cl － Na·Mg 型和 Cl·SO4 － Na 型，渭河以南水化学类型多为 HCO3 － Na·Ca 型。山前洪积平原区潜水和承压水水化学类型为HCO3 型，局部地区为 HCO3·SO4 型。新近系和古近系砂泥岩互层孔隙 － 裂隙含水系统潜水和承压水的水化学类型为 HCO3 － Ca·Mg·Na 型。
3． 5． 3 地热流体矿化度
地热流体矿化度高值区主要分布于黄土台塬孔隙 － 裂隙含水系统及河谷高阶地潜水系统，矿化度一般为 3 ～ 5 g /L，最大为 15 g /L。该区地下水受降水入渗补给，因含水层为透水性较差的黏质砂土和粉细砂层，随着渗透路程的增加，矿化作用增强，矿化度增大。一级阶地前部和漫滩区，含水层岩性为中粗砂夹砾石，径流通畅，因河水补给使潜水稀释淡化，矿化度 ＜ 1 g /L。冲积平原孔隙承压水以泾河为界，泾河以西矿化度 ＜ 1 g /L，泾河以东矿化度均 ＞ 1 g /L，其中大荔县许庄镇—安仁镇矿化度高达 13． 291 g /L。山前洪积平原区孔隙潜水和承压水的矿化度基本 ＜ 1 g /L，仅局部地区因长期引地表水灌溉，潜水水位不断抬升，蒸发浓缩作用增强，矿化度略＞ 1 g /L。
 
4 形成模式及资源量
4． 1 形成模式
关中盆地浅层地热能主要来源于隆起地幔的深部热能，由深部热源向地表扩散。在完整的地质块体内，深部热源热能以热传导方式到达浅部地热储层，浅层地温的差异变化主要受岩土体导热系数和导温系数影响。在盆地内部深大断裂及其交汇处，深大断裂的开放性为深部地幔热源向上传输热能提供了可能性，深部热能被液态( 或气态) 流体携带，沿断裂向地表运移，该区表现为地温梯度偏高。地温梯度偏高的地区主要分布于关中盆地南缘秦岭山前断裂带和中部渭河断裂带: 秦岭山前断裂带为左旋扭动的正断层，南升北降，垂直断距达 10 km 以上，断裂带岩石破碎; 渭河断裂带是条贯穿盆地的高角度正断层，走向近 EW 向，最大断距达 16 ～ 24 km。秦岭山前断裂带与渭河断裂带在众多地段浅部与深部具有良好的连通性，在深部高温、高压的驱动下，一些地区( 如宝鸡温水沟、眉县西汤峪、咸阳地热城、长安区东大、蓝田东汤峪地区) 深部热液向地表运移，形成温泉或浅部地温异常区，如长安区东大地区 200 m 地热井地热流体温度可达 30 ℃ 以上，地温梯度约 5 ℃ /100 m。在地热流体深部热能由下至上运移的过程中，由于地表通道不畅或断裂旁侧存在空隙、裂隙发育的全新统水平砂层，地热流体或以水平方式运移，造成局部地区地热异常。这些地热异常沿关中盆地深大断裂带一侧或两侧呈带状分布，如秦岭山前断裂带一侧洪积扇上的地热井均属于此类地热资源。由于秦岭山前断裂上部通道不完全通畅，只在一些区域产生温泉露头，地热流体通过断裂旁侧的空隙、裂隙发育水平岩层并以水平方式扩散，造成东大地区、子午草堂寺等地区产生地热异常，这些地区地热井普遍具有井浅、温度高的特点。

4． 2 适宜性分区
浅层地热能利用方式分为地下水地源热泵系统和地埋管地源热泵系统。地下水地源热泵系统主要受地下水赋存条件影响; 地埋管地源热泵系统主要受地层岩性及岩土体热物性参数影响。采用层次分析法对关中盆地浅层地热能开发利用进行适宜性分区［1］: 地下水地源热泵系统的分析指标包括地下水埋深、地层岩性、含水层结构、有效含水层厚度、含水层单井出水能力及回灌能力、地层渗透系数、地下水腐蚀性、地下水结垢程度、滑坡、地裂缝、地面沉降等; 地埋管地源热泵系统的分析指标包括地层岩性、含水层厚度、地下水渗流速度、综合传热系数、深度、加权平均比热容、卵石层厚度、滑坡、地裂缝和地面沉降等。在地质资料缺乏的地区，根据相同类型地貌单元的地质条件进行类比。分区结果表明: 关中盆地整体属于地埋管地源热泵系统适宜区或较适宜区( 图3) ，不适宜区分



布在麟游、淳化部分基岩山区或地质灾害易发区;地下水地源热泵系统适宜区分布在渭河漫滩及低级阶地区，较适宜区分布在部分高级阶地区( 图4) ，不适宜区分布面积较大，包括黄土塬区、山区及部分高级阶地区。地埋管地源热泵系统及地下水地源热泵系统均适宜区的面积总共为 4 829． 28 km2，地下水地源热泵系统适宜区或较适宜区的面积为 93． 17 km2，地埋管地源热泵系统适宜区或较适宜区的面积为23 858． 4 km2，水系等未评价区面积约 57 km2，浅层地热能可开发利用的面积为 28 780． 85 km2。
4． 3 资源量
浅层地热能热容量采用热储法进行计算［1］，具体方法如下。( 1) 包气带中热容量计算公式为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 为浅层地热能热容量，kJ/℃ ; QS 为岩土体的热容量，kJ/℃ ; QW 为岩土体中水的热容量，kJ/℃ ; QA 为岩土体中空气的热容量，kJ/℃ ; ρS 为岩土体密度，kg /m3 ; ρW 为水密度，kg /m3 ; ρA 为空气密度，kg /m3 ; CS 为岩土体的综合比热容，kJ/( kg·℃ ) ; CW 为水的比热容，kJ/( kg·℃ ) ; CA 为气体的比热容，kJ/( kg·℃ ) ; φ 为岩土体的孔隙度，% ; ω 为岩土体的含水率，% ; M 为区域面积，m2 ; d1 为包气带厚度，m。
( 2) 饱水带中热容量计算公式为QＲ= QS + QW ， ( 5)QS= ρSCS ( 1 － φ) Md2 ， ( 6)QW= ρW CW φMd2 。( 7)式中: d2 为潜水面至地热能计算深度下限的岩土体厚度，m; 其余计算参数与包气带中热容量计算公式中的参数一致。根据关中盆地构造特征、地层分布特征及其各地质参数，将浅层地热能可利用区按包气带厚度、地层岩性结构、岩土体比热容等进行分区，将图层叠加，形成计算区块，然后计算各区块的热容量，累加后得到关中盆地的总热容量。考虑地表受气温的影响较大，计算深度为 3 ～200 m，共计 197 m。关中盆地岩土体概化类型可分为粉土类、砂砾石类、砂砾岩类和泥岩类 4 类( 表 2) 。根据岩土体的物理性质，分别进行统计分析，剔除误差较大的数据，消除误差后对每种岩性按其取样厚度进行加权平均，得出不同岩性的热物性参数( 表 3) 。水和空气的比热容采用理论值，水的密度
取 1 000 kg /m3，比热容取 4． 18 kJ/( kg·℃ ) ，空气的密度取1． 29 kg /m3，比热容取1． 003 kJ/( kg·℃) 。
由以上公式计算得出，关中盆地岩土体土骨架( 土中固体颗粒构成的格架) 的热容量为 6． 82 ×1015 kJ/℃，关中盆地岩土体中水的热容量为 6． 99 ×1015 kJ/℃ ，岩土体中空气的热容 量 为 2． 64 ×1011 kJ/℃，浅层地热能热容量为 1． 38 × 1016 kJ/℃( 表 4) 。


5 结论
( 1) 关中盆地浅层地热能开发利用前景广阔。关中盆地内地下水储运空间、补给、径流、排泄条件均较好，河漫滩和河谷阶地富水性较黄土台塬稍好; 浅部地层以第四系松散沉积物为主，钻探施工容易且成本低; 盆地主要地貌类型为山前洪积扇、黄土台塬、河谷高阶地、河谷低阶地和河漫滩，地形平坦，地质灾害发育少，环境地质条件良好。关中盆地整体属于地埋管地源热泵适宜区或较适宜区，地下水地源热泵适宜区和较适宜区主要分布在盆地中部漫滩区和阶地区。
( 2) 关中盆地浅层地热能储量巨大。关中盆地地热能的形成模式主要为热传导型和热对流型:热传导型地热资源主要分布于西安凹陷、固市凹陷等完整地质块体内; 热对流型地热资源主要分布于深大断裂直接沟通地表的区域以及断裂带周边区域。利用热储法，计算获得关中盆地浅层地热能热容量为 1． 38 × 1016 kJ/℃。

中图分类号: TK521; P314． 2文献标志码: A文章编号: 2095 － 8706( 2020) 02 － 0021 － 09
来源：中国地质调查,2020,7(02):21-29.中文期刊.

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