Characteristics and Genetic Mechanism of Qilitang Geothermal Field in Weihai
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摘要:
为保护威海市七里汤地热温泉，笔者通过地热地质调查、地球物理勘查、地球化学勘查等方法探讨了七里汤地热田的水源、热源、地温场、聚热模式、水热运移通道等要素，建立了地热田成因概念模型，揭示了其成因机制。结果表明：①地热水水化学类型以SO4·HCO3–Ca·Na和HCO3–Na·Ca型水为主，水质动态较为稳定。②热水主要补给来源是大气降水，大气降水入渗后沿着横口–杨格庄深大断裂深循环到地下约为2276 m，水温加热至114.39℃左右，在断裂交汇处再沿着破碎带上涌溢出地表成泉。③入渗地下水沿着断裂构造带往深部运移过程中不断吸取围岩中的热量，地热田温泉成因类型为深循环–对流型。④七里汤等胶东温泉地热田均受断裂控制，地热异常区的面积不大，地热田规模小，虽然胶东温泉地热具有良好的开发市场前景，但必须控制开采，以免过量开采造成资源枯竭、热水温度下降。研究成果对威海地区地热资源开发利用有一定指导意义。
Abstract:In order to protect the Qilitang geothermal hot spring in Weihai City, this paper discusses the elements of the Qilitang geothermal field, such as water source, heat source, geothermal field, heat accumulation model, and water and heat migration channel, through the methods of geothermal geological survey, geophysical exploration and geochemical exploration, and establishes the genetic conceptual model of the geothermal field and reveals its genetic mechanism. The research shows that: ① The chemical types of geothermal water are mainly SO4·HCO3−Ca·Na and HCO3−Na·Ca type water, and the water quality dynamics are relatively stable. ② The main source of hot water recharge is meteoric water, which circulates to about 2276 m underground along the Hengkou−Yanggezhuang deep fracture and is heated to about 114.39 ℃. At the intersection of the faults, springs emerge along the fracture zone. ③ The infiltrated groundwater continuously absorbs heat from surrounding rocks during its deep migration along the fault tectonic belt. The genetic type of hot spring in geothermal field is deep circulation−convection type. ④ Jiaodong hot spring geothermal fields such as Qilitang are controlled by faults. The area of geothermal anomaly is small and the scale of geothermal field is small. Although Jiaodong hot spring geothermal has good market prospects for development, exploitation must be controlled to avoid resource exhaustion and temperature drop of hot water caused by excessive exploitation. The research results have certain guiding significance for the development and utilization of geothermal resources in Weihai area.
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Keywords:
- convective type /
- genetic mechanism /
- geothermal hot spring /
- fault /
- Qilitang
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近年来，随着油气勘探工作的逐步深入，塔北隆起丰富的油气藏储量逐渐被发现，成为塔里木盆地最有利的油气勘探区块之一（康玉柱，2018；黄少英等，2018）。牙哈及哈拉哈塘油气区的发现（田军等，2021），使得预探井的部署呈现西扩的趋势。英买力地区众凹环绕（李曰俊等，2012），成藏条件优越，已在多个层系发现油气，使该区成为塔北隆起最具有勘探开发远景的区块之一（崔海峰等，2009）。贾承造（1997）认为塔里木盆地在三叠纪时期处于大型前陆盆地发展演化阶段，受全球性季风气候影响强烈，从早三叠世—晚三叠世由半干旱炎热向温热湿润气候转变（周统顺，1999；黄克难等，2003；钱利军等，2010），该时期在塔北-塔中隆起发育大型陆相浅水湖盆沉积。英买力地区属于塔北隆起的次级构造单元，复杂的多期构造演化使湖平面升降变化频繁，制约了对该区三叠系沉积相展布规律的认识。因此，开展对该区湖平面变化的精细研究，对三叠系沉积相类型的确定具有重要意义。
陆相盆地相较于海相盆地在沉积受控因素、沉积相类型等方面存在区别（胡书毅等，2002），在小范围内变化更为复杂。郑荣才等（2000）、顾家裕（2004）认为陆相盆地层序、体系域的发育规律与湖平面升降具有更为直接的联系。因此，对陆相盆地沉积体系演化进行精细研究，利用小波变换进行高频层序定量划分，并在此基础上对可容纳空间变化趋势进行探究能够很好地弥补高分辨率层序划分的不足（郑荣才等，2000）。
近年来，利用测井曲线及测井信号分析岩性及其组合，研究地质旋回（余继峰等，2003）、湖平面升降变化的方法越来越多。其中，以测井小波分析为主的高频层序划分方法已经在准噶尔盆地玛湖凹陷（张坦等，2018）、塔里木盆地英买力地区（夏辉等，2019）、松辽盆地扶余油层（林孝先等，2014）等区域得到成功的应用。前人在塔里木英买力地区利用小波分析对白垩系舒善河组（夏辉等，2019）、卡普沙良群（张荣茜，2013）的高频层序也进行了划分，在湖平面升降变化、沉积相展布规律等诸多方面取得了良好的成果认识，但该区三叠系尚未见到研究报道，相关工作亟待开展。
笔者以英买力地区三叠系俄霍布拉克组（T1e）、克拉玛依组（T2k）及黄山街组（T3h）为研究对象，结合钻井、测井、岩心等地质资料，利用小波变换方法进行高频层序定量划分，并绘制出Fischer图解，精细描述了研究区三叠系相对湖平面的升降以及沉积相带的展布规律。
1. 区域地质背景
英买力低凸起位于塔北隆起西端，北邻轮台凸起、库车坳陷，东与轮南低凸起相邻（图1）。在三叠纪时期，塔北地区处于大型内陆坳陷湖盆演化阶段（唐武等，2015）。贾承造（1999）、崔海峰等（2008）认为英买力地区由于受到燕山期—喜山期库车坳陷的沉降作用，呈现出区域性的北倾特征。该区频繁的构造运动导致三叠纪地层与下伏二叠纪及上覆侏罗纪、白垩纪地层均呈不整合接触。早三叠纪时期，英买力地区中北部处于构造高位，研究区内存在俄霍布拉克组不发育的情况，少量分布于MN1井附近；三叠纪末受印支运动影响，英买力地区整体抬升，地层受到剥蚀，个别井中黄山街组缺失。研究区内早—晚三叠纪主要为湖泊沉积，中三叠纪地层中砂体发育。刘亚雷等（2012）研究认为该时期以辫状河三角洲沉积为主。研究区整体上为相对细粒的碎屑沉积，以深灰色、灰色、褐色泥岩以及灰色中、细砂岩为主，地层厚度相差较大，约100～600 m。
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图 1 塔里木盆地塔北隆起构造单元划分及研究区位置图（据顾家裕等，2004）Figure 1. Division of tectonic units and location of study area in Tabei uplift of Tarim Basin2. 高分辨率层序地层
2.1 高分辨率层序地层划分
邓宏文（1995）、郑荣才（2001）在对高分辨率层序地层学进行研究时，认为可以依据不同级别的基准面旋回对地层进行层序划分及等时对比。作为高分辨率层序地层划分的理论依据，不同级次的基准面旋回（Cross et al.，1998）的识别关系到各级层序的划分（刘景彦等，2008）。测井、岩心等资料所记录的信息作为层序与沉积学特征在岩石上的响应是判别基准面旋回的基础依据。前人研究表明（刘波，2002；温立峰等，2010；纪友亮等，2012；张坦等，2018），长、中、短、超短期等低频异旋回受控于基准面的变化（刘波，2002）。因此，可以通过识别出地层基准面旋回的关键界面进行多级次的层序划分。
在本次研究中采用传统的定性层序划分和基于小波变换的高分辨层序地层划分相结合的方法。在对研究区内钻、测井数据、岩心资料等综合分析后，依据地层旋回界面、湖平面特征，对三级层序及体系域进行定性划分。如图2所示，对应于三级层序，共划分为5个长期层序，13个中期层序。
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图 2 塔里木盆地英买力地区三叠系高分辨率层序地层划分图Figure 2. High resolution sequence stratigraphic division of Triassic in Yingmaili area of Tarim basin2.2 小波分析定量层序研究
传统上，高分辨率层序单元的划分依赖于地震、测井、岩心等资料，但受到主观因素和资料水平的限制，难以准确辨认出高频地层旋回识别的关键界面（刘波，2002；刘景彦等，2008），对于层序格架的建立有一定的局限性。
近年来，能够在不同频度域对测井数据进行解析的小波变换方法成为一种对高频层序进行定量划分的有效手段（赵伟，2009；纪友亮等，2012）。与地震资料等地质数据相比，测井数据在垂向上连续性较好，分辨率更高（杨小萍等，2001），能精确的展示地质演化的过程，其曲线形态特征和变化趋势在某种程度上体现了地层沉积环境的改变，能够反映出各级层序单元关键界面的特征（王志坤等，2005；赵军龙等，2007）。但是，直接根据测井曲线进行地层划分是在一个视觉级次上完成的，具有一定的局限性，未能深入挖掘其所蕴含的地质信息。而小波变换可以将测井曲线分解成不同尺度的信号，按照不同频率分析曲线特征，可以更好地识别层序地层的关键界面（赵军龙等，2007）。测井小波变换的基本原理是将某种小波函数作为母函数，对其进行伸缩、平移等变换，模拟并贴近原始信号。这样，原始测井信号化为不同尺度、不同级次小波曲线的组合（余继峰，2003），将各个级次的小波曲线与地质周期相联系（王志坤等，2005；李相博，2006；赵军龙，2007），结合其他地质资料进行综合分析，即可实现各级次层序单元的识别。研究区三叠系内普遍发育砂泥岩，而自然伽马曲线能最为敏锐地反映地层中泥质含量的变化（陈茂山，1999；李相博，2006），对区域内岩性段识别效果最佳。因此，选用自然伽马曲线进行小波分析。
笔者在前人研究基础上（李相博，2006；李凤杰等，2006；余瑜，2018），通过对比、分析，并与研究区的实际情况相结合，应用MATLAB 软件的小波工具箱（董长虹，2004）进行小波变换分析，选取了 Daubechies小波、 Dmeyer 小波和Morlet小波对降噪后的SL1井自然伽马（GR）曲线（图3）作小波分解，并绘制小波系数曲线及时频能谱图（图4），对高频层序进行定量识别与划分。与定性划分方案相对比，确定当设定阶数为10、最大级数为 12 时，对各级层序单元的识别效果最为突出。db小波设定为10阶时，d11曲线（参考dmey12 d11曲线），对应于长周期层序界面的识别，识别出5个长期层序；d10曲线（参考dmey12 d10曲线），对应于中周期层序界面的识别，识别出13个中期层序；d7曲线（参考dmey12 d7曲线），对应于短周期层序界面的识别，识别出62个短期层序；d5曲线（参考dmey12 d5曲线），对应于超短周期层序界面的识别，识别出256个超短期层序（图5）。将小波变换所得到的层序划分方案与高分辨率层序划分方案进行对比，划分结果相吻合，因此在研究区内小波定量层序划分方案与高分辨率层序划分方案具有良好的一致性。
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图 3 SL1井测井曲线原始信号与降噪信号对比图Figure 3. Comparison between original signal of logging curves and de-noised signal （Well SL1）![]()
图 5 英买力地区SL1井三叠系小波分析及高分辨率层序地层划分方案图Figure 5. Wavelet analysis and classification scheme of the high-resolution sequence （Well SL1） of Triassic in Yingmaili area3. 小波变换结合 Fischer 图解基准面变化分析
3.1 Fischer图解
Fischer图解由Fischer（1964）在研究奥地利三叠系碳酸盐沉积时提出的，用来描绘Lofter旋回厚度的变化。前人（Osleger et al.，1961；Koerschner et al.，1989）以此为基础，又对Fischer图解的使用条件、适用范围及横纵坐标表示方法等方面进行了探讨与改进。目前，Fischer图解为避免受到沉积间断、旋回周期变化等因素的制约，以“旋回个数”作为横坐标，并以周期旋回编号为序；纵坐标为各旋回厚度与平均旋回厚度差值的累积，即“平均厚度累积偏移量”。结合图解曲线形态及小波曲线的旋回数目的变化，可判断沉积时期可容纳空间的变化趋势，成为一种刻画相对海（湖）平面变化规律的有效方法。近年来，中国对Fischer图解的应用与研究不再局限于单一的碳酸盐岩沉积（翟永红，1999），而在碎屑岩沉积（张坦等，2018；夏辉等，2019）或碎屑岩-碳酸盐岩混合沉积中均取得了丰硕的研究成果（苏德辰，1995），并证实了Fischer图解是研究海（湖）平面升降变化的有效手段。
研究区内三叠系湖相沉积属于陆相湖盆，湖平面频繁变化，而北部陆源碎屑持续稳定供给，岩性以单纯的砂泥岩为主，是应用Fischer图解进行湖平面升降研究的理想层位。通过对小波定量划分的256个超短期旋回进行统计计算（表1），绘制出研究区三叠系可容纳空间变化曲线。孟祥化等（2004）、冯斌等（2019）研究认为，地层未经压实校正时，Fischer曲线的形态及旋回的组合样式变化不大。因此，笔者在绘制Fischer图解时，未对超短期旋回厚度进行去压实校正的情况对研究结果影响暂且不计。
表 1 SL1井三叠系超短期层序划分及厚度偏移累计统计表Table 1. Accumulated statistical data table of super short-term sequences thickness deviation of Well SL1 of Triassic层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） 层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） 层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） T3h 256 4 436.00 4 437.96 0.00 T2k 170 4 617.88 4 619.86 −0.81 T1e 85 4 811.26 4 813.28 −15.22 T3h 255 4 437.96 4 439.74 0.15 T2k 169 4 619.86 4 621.86 −0.68 T1e 84 4 813.28 4 815.16 −15.14 T3h 254 4 439.74 4 441.72 0.4 7 T2k 168 4 621.86 4 623.94 −0.58 T1e 83 4 815.16 4 816.92 −14.91 T3h 253 4 441.72 4 443.62 0.60 T2k 167 4 623.94 4 626.46 −0.55 T1e 82 4 816.92 4 818.70 −14.57 T3h 252 4 443.62 4 44 5.48 0.80 T2k 166 4 626.46 4 630.80 −0.97 T1e 81 4 818.70 4 820.30 −14.24 T3h 251 4 445.48 4 44 7.20 1.05 T2k 165 4 630.80 4 632.74 −3.20 T1e 80 4 820.30 4 821.80 −13.74 T3h 250 4 447.20 4 44 9.04 1.43 T2k 164 4 632.74 4 634.60 −3.04 T1e 79 4 821.80 4 823.68 −13.13 T3h 24 9 4 449.04 4 450.90 1.70 T2k 163 4 634.60 4 636.30 −2.79 T1e 78 4 823.68 4 825.80 −12.91 T3h 24 8 4 450.90 4 452.80 1.94 T2k 162 4 636.30 4 638.14 −2.39 T1e 77 4 825.80 4 827.70 −12.92 T3h 24 7 4 452.80 4 455.14 2.15 T2k 161 4 638.14 4 640.14 −2.12 T1e 76 4 827.70 4 829.50 −12.72 T3h 24 6 4 455.14 4 457.62 1.91 T2k 160 4 640.14 4 642.44 −2.02 T1e 75 4 829.50 4 831.24 −12.41 T3h 24 5 4 457.62 4 459.90 1.54 T2k 159 4 642.44 4 644.52 −2.21 T1e 74 4 831.24 4 833.04 −12.04 T3h 24 4 4 459.90 4 462.30 1.37 T2k 158 4 644.52 4 648.42 −2.18 T1e 73 4 833.04 4 834.72 −11.74 T3h 243 4 462.30 4 464.56 1.07 T2k 157 4 648.42 4 650.58 −3.98 T1e 72 4 834.72 4 836.14 −11.31 T3h 242 4 464.56 4 466.58 0.92 T2k 156 4 650.58 4 652.92 −4.03 T1e 71 4 836.14 4 837.54 −10.63 T3h 241 4 466.58 4 468.54 1.00 T2k 155 4 652.92 4 655.20 −4.27 T1e 70 4 837.54 4 838.98 −9.92 T3h 240 4 468.54 4 470.30 1.15 T2k 154 4 655.20 4 656.96 −4.4 4 T1e 69 4 838.98 4 840.52 −9.26 T3h 239 4 470.30 4 471.92 1.4 9 T2k 153 4 656.96 4 658.46 −4.10 T1e 68 4 840.52 4 842.36 −8.69 T3h 238 4 471.92 4 472.82 1.98 T2k 152 4 658.46 4 659.82 −3.4 9 T1e 67 4 842.36 4 844.14 −8.43 T3h 237 4 472.82 4 474.20 3.18 T2k 151 4 659.82 4 661.82 −2.75 T1e 66 4 844.14 4 845.84 −8.10 T3h 236 4 474.20 4 475.96 3.91 T2k 150 4 661.82 4 664.00 −2.64 T1e 65 4 845.84 4 847.18 −7.70 T3h 235 4 475.96 4 477.90 4.25 T2k 14 9 4 664.00 4 666.94 −2.71 T1e 64 4 847.18 4 848.62 −6.93 T3h 234 4 477.90 4 479.58 4.42 T2k 14 8 4 666.94 4 669.60 −3.55 T1e 63 4 848.62 4 850.38 −6.26 T3h 233 4 479.58 4 481.08 4.85 T2k 14 7 4 669.60 4 672.32 −4.10 T1e 62 4 850.38 4 852.42 −5.92 T3h 232 4 481.08 4 482.56 5.4 5 T2k 14 6 4 672.32 4 675.08 −4.72 T1e 61 4 852.42 4 855.02 −5.85 T3h 231 4 482.56 4 484.44 6.08 T2k 14 5 4 675.08 4 677.30 −5.37 T1e 60 4 855.02 4 857.78 −6.35 T3h 230 4 484.44 4 486.12 6.30 T2k 14 4 4 677.30 4 679.00 −5.4 9 T1e 59 4 857.78 4 860.08 −7.00 T3h 229 4 486.12 4 490.12 6.73 T2k 143 4 679.00 4 680.76 −5.08 T1e 58 4 860.08 4 864.00 −7.20 T3h 228 4 490.12 4 492.82 4.83 T2k 142 4 680.76 4 682.82 −4.74 T1e 57 4 864.00 4 866.12 −9.01 T3h 227 4 492.82 4 495.24 4.24 T2k 141 4 682.82 4 686.58 −4.69 T1e 56 4 866.12 4 868.16 −9.03 T3h 226 4 495.24 4 497.56 3.92 T2k 140 4 686.58 4 688.80 −6.35 T1e 55 4 868.16 4 870.56 −8.96 T3h 225 4 497.56 4 499.82 3.71 T2k 139 4 688.80 4 690.88 −6.4 6 T1e 54 4 870.56 4 874.18 −9.26 T3h 224 4 499.82 4 501.62 3.56 T2k 138 4 690.88 4 693.22 −6.43 T1e 53 4 874.18 4 876.68 −10.77 T3h 223 4 501.62 4 503.36 3.86 T2k 137 4 693.22 4 695.44 −6.67 T1e 52 4 876.68 4 879.70 −11.16 T3h 222 4 503.36 4 504.98 4.23 T2k 136 4 695.44 4 696.96 −6.78 T1e 51 4 879.70 4 882.20 −12.08 续表1 层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） 层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） 层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） T3h 221 4 504.98 4 506.76 4.71 T2k 135 4 696.96 4 698.24 −6.20 T1e 50 4 882.20 4 884.66 −12.4 7 T3h 220 4 506.76 4 508.52 5.04 T2k 134 4 698.24 4 699.76 −5.37 T1e 4 9 4 884.66 4 886.94 −12.83 T3h 219 4 508.52 4 509.76 5.38 T2k 133 4 699.76 4 701.58 −4.79 T1e 4 8 4 886.94 4 888.84 −13.00 T3h 218 4 509.76 4 511.02 6.25 T2k 132 4 701.58 4 703.30 −4.50 T1e 4 7 4 888.84 4 890.62 −12.80 T3h 217 4 511.02 4 512.90 7.09 T2k 131 4 703.30 4 705.02 −4.12 T1e 4 6 4 890.62 4 892.20 −12.47 T3h 216 4 512.90 4 515.06 7.32 T2k 130 4 705.02 4 706.44 −3.73 T1e 4 5 4 892.20 4 893.96 −11.95 T3h 215 4 515.06 4 517.40 7.26 T2k 129 4 706.44 4 707.96 −3.05 T1e 4 4 4 893.96 4 896.20 −11.60 T3h 214 4 517.40 4 519.64 7.03 T2k 128 4 707.96 4 709.68 −2.4 6 T1e 43 4 896.20 4 898.24 −11.74 T3h 213 4 519.64 4 521.92 6.90 T2k 127 4 709.68 4 711.72 −2.07 T1e 42 4 898.24 4 900.10 −11.67 T3h 212 4 521.92 4 524.88 6.72 T2k 126 4 711.72 4 713.84 −2.01 T1e 41 4 900.10 4 901.86 −11.42 T3h 211 4 524.88 4 527.48 5.87 T2k 125 4 713.84 4 715.90 −2.02 T1e 40 4 901.86 4 904.32 −11.08 T3h 210 4 527.48 4 530.06 5.37 T2k 124 4 715.90 4 717.52 −1.98 T1e 39 4 904.32 4 907.00 −11.43 T3h 209 4 530.06 4 532.24 4.90 T2k 123 4 717.52 4 719.14 −1.4 9 T1e 38 4 907.00 4 909.34 −12.01 T3h 208 4 532.24 4 533.98 4.82 T2k 122 4 719.14 4 720.96 −1.01 T1e 37 4 909.34 4 911.28 −12.24 T3h 207 4 533.98 4 535.18 5.19 T2k 121 4 720.96 4 722.74 −0.72 T1e 36 4 911.28 4 912.80 −12.08 T3h 206 4 535.18 4 536.80 6.09 T2k 120 4 722.74 4 724.46 −0.40 T1e 35 4 912.80 4 914.12 −11.4 9 T2k 205 4 536.80 4 539.12 6.58 T2k 119 4 724.46 4 726.06 −0.01 T1e 34 4 914.12 4 916.46 −10.71 T2k 204 4 539.12 4 541.84 6.36 T2k 118 4 726.06 4 727.36 0.4 9 T1e 33 4 916.46 4 918.90 −10.94 T2k 203 4 541.84 4 544.62 5.75 T2k 117 4 727.36 4 728.68 1.30 T1e 32 4 918.90 4 920.80 −11.28 T2k 202 4 544.62 4 546.86 5.08 T2k 116 4 728.68 4 730.42 2.09 T1e 31 4 920.80 4 922.20 −11.07 T2k 201 4 546.86 4 548.48 4.94 T2k 115 4 730.42 4 732.34 2.4 5 T1e 30 4 922.20 4 923.56 −10.36 T2k 200 4 548.48 4 549.26 5.43 T2k 114 4 732.34 4 734.50 2.64 T1e 29 4 923.56 4 925.30 −9.62 T2k 199 4 549.26 4 551.16 6.75 T2k 113 4 734.50 4 737.88 2.58 T1e 28 4 925.30 4 927.26 −9.25 T2k 198 4 551.16 4 552.92 6.96 T2k 112 4 737.88 4 740.08 1.31 T1e 27 4 927.26 4 929.28 −9.11 T2k 197 4 552.92 4 554.26 7.30 T2k 111 4 740.08 4 742.10 1.21 T1e 26 4 929.28 4 931.36 −9.02 T2k 196 4 554.26 4 555.90 8.07 T2k 110 4 742.10 4 743.70 1.30 T1e 25 4 931.36 4 933.36 −9.00 T2k 195 4 555.90 4 558.02 8.53 T2k 109 4 743.70 4 745.30 1.80 T1e 24 4 933.36 4 935.24 −8.89 T2k 194 4 558.02 4 560.38 8.52 T2k 108 4 745.30 4 746.96 2.31 T1e 23 4 935.24 4 936.62 −8.67 T2k 193 4 560.38 4 563.40 8.26 T2k 107 4 746.96 4 750.12 2.75 T1e 22 4 936.62 4 938.12 −7.94 T2k 192 4 563.40 4 565.90 7.35 T2k 106 4 750.12 4 752.60 1.70 T1e 21 4 938.12 4 940.02 −7.33 T2k 191 4 565.90 4 570.16 6.96 T2k 105 4 752.60 4 755.10 1.33 T1e 20 4 940.02 4 941.84 −7.13 T2k 190 4 570.16 4 571.96 4.80 T2k 104 4 755.10 4 759.68 0.93 T1e 19 4 941.84 4 943.18 −6.84 T2k 189 4 571.96 4 573.66 5.11 T2k 103 4 759.68 4 762.38 −1.54 T1e 18 4 943.18 4 944.38 −6.08 T2k 188 4 573.66 4 575.22 5.51 T2k 102 4 762.38 4 766.70 −2.14 T1e 17 4 944.38 4 945.98 −5.17 T2k 187 4 575.22 4 576.78 6.06 T2k 101 4 766.70 4 769.02 −4.35 T1e 16 4 945.98 4 947.84 −4.67 T2k 186 4 576.78 4 578.32 6.60 T2k 100 4 769.02 4 771.86 −4.57 T1e 15 4 947.84 4 949.56 −4.42 续表1 层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） 层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） 层位 编号 顶深（m） 底深（m） 累计偏差（m） T2k 185 4 578.32 4 580.14 7.17 T2k 99 4 771.86 4 776.34 −5.30 T1e 14 4 949.56 4 951.00 −4.04 T2k 184 4 580.14 4 581.92 7.4 5 T2k 98 4 776.34 4 779.36 −7.68 T1e 13 4 951.00 4 952.54 −3.37 T2k 183 4 581.92 4 584.02 7.78 T2k 97 4 779.36 4 781.90 −8.59 T1e 12 4 952.54 4 954.54 −2.81 T2k 182 4 584.02 4 587.64 7.78 T2k 96 4 781.90 4 784.54 −9.03 T1e 11 4 954.54 4 956.50 −2.70 T2k 181 4 587.64 4 589.98 6.27 T2k 95 4 784.54 4 787.12 −9.56 T1e 10 4 956.50 4 958.72 −2.55 T2k 180 4 589.98 4 592.58 6.04 T2k 94 4 787.12 4 791.02 −10.03 T1e 9 4 958.72 4 960.26 −2.67 T2k 179 4 592.58 4 597.16 5.54 T2k 93 4 791.02 4 793.36 −11.83 T1e 8 4 960.26 4 961.96 −2.10 T2k 178 4 597.16 4 599.74 3.07 T2k 92 4 793.36 4 797.48 −12.06 T1e 7 4 961.96 4 963.74 −1.70 T2k 177 4 599.74 4 603.04 2.59 T2k 91 4 797.48 4 800.14 −14.08 T1e 6 4 963.74 4 965.48 −1.37 T2k 176 4 603.04 4 605.62 1.40 T2k 90 4 800.14 4 802.34 −14.63 T1e 5 4 965.48 4 967.36 −1.01 T2k 175 4 605.62 4 607.80 0.92 T1e 89 4 802.34 4 804.54 −14.73 T1e 4 4 967.36 4 969.18 −0.78 T2k 174 4 607.80 4 612.10 0.85 T1e 88 4 804.54 4 806.74 −14.82 T1e 3 4 969.18 4 971.54 −0.50 T2k 173 4 612.10 4 614.66 −1.35 T1e 87 4 806.74 4 809.04 −14.92 T1e 2 4 971.54 4 973.76 −0.75 T2k 172 4 614.66 4 616.60 −1.80 T1e 86 4 809.04 4 811.26 −15.11 T1e 1 4 973.76 4 975.00 −0.87 T2k 171 4 616.60 4 617.88 −1.64 Fischer图解曲线反应出三叠系湖平面变化的升降规律。三叠系内部所划分的5个三级层序与3个组的对应关系为：俄霍布拉克（T1e）为SQ1-2、克拉玛依（T2k）为SQ3-4、黄山街组（T3h）为SQ5。整体来看，三叠系经历了一次湖退又湖侵的过程，SQ1-2对应湖退，SQ3-5与湖侵过程对应。SQ1沉积时期，先是短暂湖侵后快速湖退，湖平面呈下降趋势；SQ2沉积时期，湖侵湖退时间短暂、规模小，但在此时期湖平面下降至整个三叠系最低点；SQ3时期，早期经历了一次小规模的湖侵到湖退，之后整体步入大规模的湖侵阶段；SQ4时期快速湖侵后，湖平面达到三叠系的最高位，其后经历短暂的湖退过程；SQ5时期湖平面小规模上升后又发生缓慢湖退（图6）。
3.2 综合分析
湖平面升降变化与古气候、盆地沉积充填、构造运动等有直接关系。沉积物颜色可以反映沉积时的环境，与古气候有着直接的联系（吴艳宏等，2004），能够从侧面反应湖平面变化的趋势。笔者依据前人（马瑶等，2015；王熠哲等，2019）研究成果，对研究区目的层段泥岩颜色所表征的氧化–还原环境进行简略分级，根据 1～4级氧化还原程度对泥岩颜色进行分类统计：杂色、褐色等为强氧化浅水环境（数值为1）；灰紫、灰白等为弱氧化环境（数值为2）；浅灰、灰色等为弱还原（数值为3）；深灰、黑色等为强还原深水环境（数值为4）。根据录井资料，统计各层泥岩的颜色转化为数值并连接成趋势曲线，所得泥岩颜色数值曲线与相对湖平面曲线具有很好的关联性。笔者研究成果与前人对塔里木三叠系的认识也具有很好的契合度，在一定程度上证实了笔者研究成果的可靠性。
将Fischer图解曲线、泥岩颜色数值曲线与吕雪雁等（2002）在台盆区，刘辰生（2006）在阿克库勒地区所做相关研究进行综合对比，不难发现各项研究结果具有很好的一致性（图7）。总体上，三叠系沉积期表现为一次大规模的湖退到湖侵的过程，可容纳空间最大值位于克拉玛依组末期，最小值位于俄霍布拉克组末期。俄霍布拉克组早期，塔里木盆地周缘相对稳定，主要以湖相沉积为主，相对湖平面较高，中晚期发生湖退，直到俄霍布拉克组末期，湖平面下降到最低值；克拉玛依组时期，塔北隆起由于较强的风化、剥蚀和搬运作用产生大量碎屑物源，形成较厚的辫状河三角洲河道沉积，而湖平面快速湖侵后又发生一次缓慢湖侵与湖退的过程；三叠纪晚期黄山街组气候湿热，湖平面整体处于高位，湖相沉积的暗色泥岩广泛发育。
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图 7 SL井三叠系Fischer图解综合柱状图对比分析图Figure 7. Synthesis columnar section analysis and comparison of Fischer plots of Well SL1 of Triassic将Fischer图解曲线投影到研究区内东西向连井沉积相剖面上（图8），可以印证沉积相带垂向演变与湖平面变化曲线的关系。SQ1时期在垂向剖面上显示，湖平面起始时处于高位，沉积相以深湖-半深湖的厚层湖泥为主，之后湖平面下降，湖盆范围缩小，湖水变浅，局部发育滩坝；SQ2时期在湖平面小规模上升期间，湖盆规模扩大，广泛发育粉砂岩，后期湖平面下降过程中，沉积相实现由SQ1时期深湖-半深湖到滨浅湖的过渡，湖平面变化与沉积砂体的叠置样式保持一致；SQ3时期湖平面上升时，湖盆范围扩大，可容纳空间增大，砂体广泛发育，受物源影响，早期自西向东主要发育辫状河三角洲前缘近端-远端，后期高位域发育滨浅湖相沉积；SQ4时期研究区内湖平面持续上升，湖侵时以辫状河三角洲前缘近端、远端沉积为主，高位湖退时发育滨浅湖滩坝；SQ5时期短暂湖侵后缓慢湖退，可容纳空间减小，实现由三角洲前缘到滨浅湖的过渡，整体以大面积的湖相为主。湖平面最低位处于SQ2时期，而湖平面最高点发生于SQ4时期内，在沉积剖面中，湖平面升降曲线与沉积相带的垂向演化基本一致。整体上来看，在垂向上研究区三叠系的沉积演化过程反映了一次完整的湖退到湖侵。
4. 结论
（1）基于小波变换定量层序划分的方法，在英买力地区三叠系分别识别出长期层序5个，中期层序13个，短期层序62个，超短期层序256个。其中，长周期层序与三级层序相对应。
（2）对超短期层序进行统计，计算得到的平均厚度累积偏移曲线可以反映相对湖平面的变化趋势。三叠系时期，相对湖平面的变化呈现大规模的湖退到湖侵的特征，识别出的5个三级层序内部分别存在一次湖侵到湖退。SQ1时期，缓慢湖退；SQ2时期，短暂湖侵→缓慢湖退；SQ3时期，缓慢湖侵→缓慢湖退→低幅缓慢湖侵；SQ4时期，快速湖侵→低幅缓慢湖退；SQ5时期，短暂湖侵→缓慢湖退。晚期湖平面维持在高水位频繁动荡。
（3）将湖平面变化曲线投影到综合柱状图上，并结合连井沉积相进行综合对比分析，可以验证层序划分的可靠性，并提高相对湖平面变化曲线的准确性。湖平面升降变化与沉积相在垂向上的演变密切相关，随湖平面的变化，沉积相带呈现辫状河三角洲前缘近端、远端与滨浅湖沉积交替演变的特征。
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图 1 七里汤采样点分布图（a）及典型钻孔地层结构图（b）
Figure 1. (a) Qilitang sampling point distribution and (b) typical borehole formation structure
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图 2 七里汤地热田水样点水化学Piper图
Figure 2. Water chemical Piper diagram of water sample in Qilitang hot field
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图 3 七里汤地热水化学组分历年含量曲线图
Figure 3. Content curve of chemical components in Qilitang geothermal water over the years
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图 7 水样δ2H−δ18O关系图
七里汤、大英汤的地热水的氢氧同位素为实测数据，其他数据来自王昕昀（2018）
Figure 7. Relationship between δ2H and δ18O in water samples
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图 8 胶东半岛硅热流等值线图（据史猛等，2021修改）
Figure 8. Isoline map of silicon heat flow in Jiaodong Peninsula
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表 1 七里汤田水化学类型表
Table 1 Chemical types of Qilitang water
采样编号 水化学类型 采样编号 水化学类型 采样编号 水化学类型 Y01 HCO3·Cl–Ca·Mg·Na Y02 Cl·SO4–Ca·Mg Y03 SO4·HCO3–Ca·Na Y04 Cl·HCO3–Ca·Na Y05 NO3·Cl–Ca·Na Y06 NO3–Ca·Na Y07 Cl·HCO3–Ca·Na·Mg Y08 HCO3·Cl–Ca·Na Y09 NO3–Ca·Na Y10 HCO3–Ca·Mg Y11 SO4–Ca·Mg Y12 SO4–Ca·Mg Y13 NO3·HCO3–Ca·Mg Y14 Cl–Ca·Na Y15 Cl·HCO3–Ca·Na ZK1 HCO3·SO4–Na·Ca ZK2 HCO3–Na·Ca ZK3 SO4·HCO3–Ca·Na 
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表 2 胶东部分温泉热储温度及所处构造表
Table 2 Temperature and structure of some hot spring heat storage in Jiaodong
温泉 热储温度（℃） 循环深度（m） 构造部位 备注 威海宝泉汤 115.16 2022.14 NW神道口断裂；NE金线顶断裂 ○ 威海温泉汤 125.5 1743 NW温泉汤断裂；NE西字城—鲍家山断裂 ※ 文登洪水岚汤 135.02 5532.74 NE横口—东柳林断裂 ☆ 文登呼雷汤 136.6 1352.69 NE青龙河断裂；NW汤西断裂 ☆ 文登汤村汤 106.32 7302.85 NE昌阳河断裂；NW汤村断裂 ☆ 文登大英汤 109.18 1808.79 NE米山断裂、NE甸里院断裂 ☆ 乳山小汤 110.47 1503.2 NE仙姑顶断裂 ☆ 牟平龙泉汤 109.34 9653.24 NE汤西—龙泉断裂 ☆ 牟平于家汤 116.33 620.15 NE桃村断裂、郭城—即墨断裂；NW于家汤断裂 ☆ 乳山兴村汤 112.61 9784.65 NE朱吴断裂 ☆ 即墨东温泉 123.8 7803.84 NE青岛断裂、NE郭城—即墨断裂 ☆ 栖霞艾山汤 117.09 8568.32 NE寨里—杨础断裂 ☆ 蓬莱温石汤 132.09 8921.29 NE村里集断裂；NW温石汤断裂 ☆ 招远东汤温泉 127.63 3634.7 NE玲珑断裂；NW招平断裂（招远段） ☆ 注：○表示资料来自于杜桂林等（2012）；※表示资料来自于隋来伦等（2020）；☆表示资料来自于史猛等（2019a）。
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