文摘
莱茵河上游地堑(开始)是一个活跃的裂谷高地热潜力。尽管作为一个研究领域,三维交互热的主要控制因素和液压政权仍不完全清楚。因此,我们使用了一个基于数据的三维结构模型的岩性配置中央开始对一些概念的三维耦合模拟流体的数值实验和热传输。评估影响的主要缺点接壤的地堑液压和深层热场,我们进行了灵敏度分析断层宽度和渗透率。根据指定的宽度和渗透率的主要边界断裂,流体的速度和温度的影响只在各自的直接邻近边界断层。因此,这些主要的水力特性的缺点不显著影响graben-wide地下水流动模式。相反,不同的场景测试提供一致的图像主要特征的流体和热传输的共同点:(1)topography-driven防御流体垂直于裂谷轴的地堑肩膀裂谷中心,(2)N / NE-directed流平行于轴中心的裂痕,裂痕(3)明显上升气流的热流体沿裂缝中央轴,小溪两边的裂谷合并。上升气流轴预计主要发生在开始的中心(北部和南部区域模型)和转向东部边界断层(模型中部地区)。
1。介绍
莱茵河上游地堑(开始),位于西南边境的德国和法国(图1),是一个活跃的地热勘探的领域(例如,1,2])。地下室地堑是嵌入在低渗透和渗透沉积物。目前利用的地热资源大多位于最开始的部分断裂和断裂地下室(例如,[2])。作为一个活跃的裂痕,开始由两个主要边界断裂为界除了几个错误的小范围内的地堑地区。研究调查断裂带作为流体的自然渗透途径和相关对温度场的影响表示一个变量故障对深层温度场的影响(例如,3- - - - - -7])。高温异常开始像一个映射Soultz-sous-Forets解释了流体对流的深断裂带(例如,8- - - - - -11])。几个二维数值模型研究深海热液流体在开始(例如,9,12- - - - - -18])。此外,小规模的3 d模型(max。 报道)已经开发的地热发电厂评估当地流体(例如,[8,19- - - - - -22])。
一般来说,二维数值模型对中央开始(例如,13,14,16- - - - - -18])预测topography-driven深液流的特点是向下流的边界和上升气流开始地堑的西部中心。这些模拟包括一个或多个错误的西部(主要是靠近Soultz-sous-Forets)开始,导致一个优先向上流的液体沿着这些缺点。根据以前的流体化学特征研究,很可能大气水的混合和深盐水储层流体发生在这两个边界断层(例如,25- - - - - -29日])或W边界断层(12,18]。液循环由温度资料显示,例如,在Soultz-sous-Forets和Rittershoffen(例如,[28,30.,31日])。总之,大多数研究提出,深对流循环的热液体的液压政权过程中起着重要作用[开始8,12,14,18,28]。深循环是否发生在断层带或如果cross-formation流可能施加更多影响地堑水力学作者的知识仍然是量化的(例如,29日])。
虽然是一个研究和利用的领域开始,一个集成的三维耦合流体的主要控制因素的理解和热传输仍然缺乏。Freymark et al。24)评估了lithosphere-scale导电通过三维温度场模拟。尽管他们的导电仿真复制的一般趋势观察温度相当不错,当地的观察和预测温度之间的偏差主要发生在浅深度的水平(上2 - 3公里)的开始。后一个方面表明,额外的热量经由相关组件移动液体应考虑。
在这些方面,我们提出一个详细的数值调查针对量化流体循环的角色在三维热配置的主要沉积单元内开始。一般来说,深地下流体控制(i)压力梯度对系统变量通过浅层地下充电,(ii)液压地下地质单元的属性区分岩性变化和存在的结构不连续性(断层和骨折),和(3)流体密度的变化。中央开始实现水文地质结构的三维数值模拟耦合和热流体运输,我们利用基于数据的三维结构模型的上部的开始24)辅以著名的地堑的几何边界的主要缺点。通过实现总体趋势在表面压力和温度条件下影响地下,这些数值实验提供新的三维洞察区域地下水流动模式和相关的热异常。的特殊利益团体在当前研究(1)量化,通过敏感性分析,主要的影响边界断层在中央开始和防御流体(2)评估深温度分布的影响。
2。方法
2.1。模型和模型区域开始
的三维结构模型Freymark et al。24]提供了地质的基础配置,因此lithology-dependent分布热力和水力特性的数值模型。结构模型涵盖了开始,西方的磨拉石盆地和黑森萧条,由14个岩石地层单位,7上部地壳域,较低的水晶壳,和2个域的岩石圈地幔。这些模型单元的几何图形推导出基于不同可见(数据、反射和折射地震数据、地质地图,和现有的三维结构模型;看到引用Freymark et al。24有关数据库的更多信息)。此外,三维重力模型进行评估水晶壳的内部结构,而把所有可用的地震。
在这项研究中,我们关注的是上面的地下中央开始,震源深度约8公里,有几个网站目前用于地热能源生产像Bruchsal,兰道Insheim Soultz-sous-Forets, Rittershoffen(图1)。此外,研究区包括斯特拉斯堡的面积,目前在地热勘查。定义模型耦合thermo-hydraulic模拟域,我们结合了岩石地层单位具有类似属性根据Freymark et al。24]。这导致三个主要沉积单元内开始有不同的水力和热力岩石属性(表1,图2):(1)透水新生代砂和泥灰土;(2)渗透考依波阶越少,早侏罗世,和多沉积物;(3)透水壳灰岩,Buntsandstein和石炭-二叠系碳酸盐和砂岩。沉积单元,下面一层结晶地壳上部的变厚度已经包括(至少2公里厚)。横向并列结晶地壳单元对应于上部地壳单位Freymark et al。([24),图2)和相应的参数化(表1)。特别是,放射热生产三个结晶地壳单元不同。模型的基础是一个平面,震源深度约8公里低于海平面。
除了3 d卷代表地质单元,我们实现了两个主要的边界断层开始的离散模型的特性,对应的实现模型,GeORG [37]。这些错误被表示为略有起伏的表面浸渍急剧地堑中心(图2)。他们从地形模型提出的6公里b.s.l.深度Baillieux et al。30.]。
充分代表了这些结构属性数值模拟,一个完全非结构化网格是必需的。然而,啮合复杂地质结构仍然是一个技术挑战(52]。每个地质单元的定义是一个封闭的3 d体积股票与邻近的节点地质单位或者缺点。缺点是离散二维元素嵌入到三维有限元网格,这样每个节点的故障与相邻的地质单元共享。层和断层是由分散的点啮合之前,他们的十字路口必须被定义。特定的挑战是,3 d卷包围有限元素不应该太瘦,棱角应该避免。出现问题特别是在薄,out-pinching层。有很好的表示实际的几何图形,需要大量的元素网格层,从而增加模拟的计算时间。因此,之间找到一个平衡点是地质学的一个适当的表示元素和一个可接受的数量,因此计算时间。
对于我们的模拟,我们建立了一个完全非结构化网格组成的约100万个四面体元素(图2)使用软件MeshIt [53]。网格解决地堑配置的主要结构特点的地质单位不同渗透率以及热性能的3 d地堑的主要边界断裂的配置。
此外,有两种主要的结构近似实现:(1)考依波阶的薄out-pinching几何/蓝色石灰岩的多单元近似通过扩展这个地质领域进一步向北50米的有限厚度。因此,单位由考依波阶,蓝色石灰岩,多是50米厚比在现实中最北的区域(图模型3(b))。(2)薄出露地表沉积物的地堑肩膀被忽略。因此,地堑的肩膀是结晶地壳上部没有沉积盖层。
数值模拟,水力和热力性质分配给每个模型单元从实验室测量或来自前建模研究(表1)。在实验室测量可用于单元(例如,壳灰岩、Buntsandstein和石炭-二叠系),我们使用加权平均数考虑每个地质子层的平均厚度。此外,体积密度计算考虑密度矩阵导出了三维重力模型(24)和疏密度(表计量1)。
2.2。配置和物理性质的地质单元
厚度分布的主要地质单元(图3)说明渗透新生代沉积物在北方比南方厚模型的区域(图3(a))。厚度最大值4850达到当地的“海德堡尼斯”northeastern-most模型区和中央的E模型区(图3(a))。新生代单元结合第四纪含水层以及第三含水层和如何(例如,16,29日])。蓄水层主要由砂和砾石,在如何描述为大陆河流粘土透镜和薄的粘土层像鲁培勒阶“鱼页岩”有限的空间范围内(例如,54])。此外,一些第三层包括岩盐。然而,新生代单元的主要岩性是泥灰土和金沙32与相对较高的平均渗透率()(13,16,29日,33,35,37];表1)。
考依波阶/蓝色石灰岩/多单元(侏罗纪至晚三叠世)500(图的平均厚度3(b))。它包括页岩、泥灰土和渗透性砂岩和通常是低于其他沉积模型的层((35,37];表1)。
三叠纪Pre-Keuper沉积层结合壳灰岩和Buntsandstein,以及石炭-二叠系沉积。这一层主要是具有高导磁率((14,29日,33,35,37,39,42];表1)。最大厚度的2300中发现NE-SW-striking次盆地东部边境最大厚度在中央区域(图模型3(c))。
上结晶地壳主要分化到华力西域(Mid-German水晶高,Saxothuringian, Moldanubian;图2、表1)。在东部中心模型的区域,结晶基底的顶部是最深的反射裂缝几何不对称(图开始4)。然而,在北方模型部分,这种不对称不太明显。相比之下,南方的地下室是更深层次的西部边境的开始(图4)。因为之前有研究表明,局部高度破碎地下室可以包含深层地下水盐(例如,[29日,55,56]),地下室的特点是不完全不透水的研究((37];表1)。
2.3。参数化的边界断层
测试的主要边界断裂对液压系统的影响,我们运行一套模拟不同的液压配置错误。概述的所有模型运行表2。我们已经测试了配置没有缺点(模型),断层的宽度(B和C模型)和不同渗透率(模型B / C、D和E)。我们没有测试场景与断层作为屏障流体边界断层以来中央通常被描述为液压开始活跃渠道(例如,13])。的渗透率值被选为“现实的”价值,因为它是基于一个解释的抽水试验GRT-2在Rittershoffen [57]。的其他值被选为测试系统的响应更高渗透率模型(D)。因此,模型和模型D表示包最少的场景和最大预期对流体流动的影响,分别。在东部边界断层与更高渗透率(相比西方的错;模式E),我们已经测试了如果一个one-sited流体速度的增加会导致流体流动方向转变(并导致液体的上升气流的西方部分地堑由不同的作者提出,例如,(12,13,18,29日])。因为我们没有graben-wide的内部结构变化的信息错误(例如,在分化与有限断层核和损伤区宽度),它们是模仿与横向和纵向均匀渗透均匀宽域值表演。进一步扩大测试场景的不同,两个渗透率值加上两个不同断层宽度的值(分别为1和10 m)。不同的场景测试(表2),我们试图系统地量化液压的敏感性和热政权在整个研究区域变化的液压行为的缺点。
2.4。边界条件
底部和侧模型边界被定义为不渗透边界流体流动。大气压力(0.1 MPa)分配给模型的顶部上水力边界条件。因此,液压压头是固定的,它等于地形(图1;etopo1, (23])。系统建模是完全被水浸透。因此,最大压力正面规定在相应领域的最高海拔1070 m在黑森林和孚日山脉西南和SE模型区域(图1)。最低压力头对应沿着莱茵河海拔100 - 200米的床上(图1)。尽管表面简化的液压系统,液压边界条件的选择提供了一种一阶近似的表面区域流被认为发生在地堑(例如,13])。
在表面,年平均地表温度分配上热边界条件(图5(一个))。高分辨率测量的年平均表面温度在德国58补充了一个全球数据集法国模型的一部分区域(59]。因此,最高的平均表面温度11°C在开始,而冷的平均表面温度5°C描述地形高点的孚日山脉和黑森林。
(一)
(b)
lithosphere-scale导电热模型的温度分布Freymark et al。24)在8公里深度低于海平面提取和分配较低的热边界条件耦合模型(图的底部5 (b))。这就确保了贡献全球热预算从地壳深处域被认为是。基底温度最高(330°C)出现以下开始在北部的中心部分模型,而冷的温度(250°C)显示在西北区域模型。基底温度的产生模式匹配的横向分布放射热生产不同的华力西地壳域,叠加的热覆盖新生代沉积岩(24]。
2.5。数值模拟
模拟的耦合传输热量和液体,我们使用开源软件机器人(60]。机器人是一个灵活、并行可扩展性有限元素模拟裂隙多孔岩石中thermo-hydro-mechanical过程建模作为基于驼鹿框架(61年]。在第一步中,稳态导电热场和稳态计算孔隙压力分布。结果被用作thermo-hydraulically耦合模拟的初始条件。所提出的凯撒et al。62年),我们假设强制对流主要是抑制自由对流在此设置高梯度的水头(这里是等于地形)。因此,只有的驱使对流热传输是流体密度和粘度是我们模拟假定常数。计算耦合流体和热传输通过求解方程(1)流体质量守恒定律的基础上,(2)流体动力(这里实现为一个线性化达西定律),和(3)内部能量 与温度 ,时间 ,孔隙度 ,流体模量 ,孔隙流体压力 ,达西速度 ,磁导率 ,流体的粘滞性 ,流体密度 ,重力加速度 ,体积比热 ,大部分热导率 ,流体的比热容 ,和放射热生产 。给出的数值实现的细节Cacace和Jacquey60]。
pseudo-steady状态是通过允许模拟平衡马2。在所有运行的研究中,我们观察到的达到pseudo-steady条件后约700 ka(图6)。这700 ka代表数值模拟时间,即时间之后,准稳态条件(模仿的温度)来实现。在这个阶段,它可以假定所有液压和热控制因素之间的相互作用(实现边界条件、物理性质等)在整个完整的域模型是有效的。因此,允许出现稳态条件是充分评估和理解这些交互的先决条件(在流体领域和相关温度变化)。
3所示。结果
3.1。液压领域的开始
流体流场分布的基础上计算水力特性和水力边界条件作为模范地描述模型场景B(表2;数据7和8)。
(一)
(b)
一般来说,所有模型场景显示区域流体从周围地下室的沉积加密(数据开始7,8,9(b))。边境的主要缺点,液体向下流动,例如,Soultz-sous-Forets以西(数字7 (b)和9(b)),但是在本地也上升(图7 (b))。在开始,大部分的防御流体垂直于裂谷轴(图7(一))。在裂谷中心流从NW SE合并,进一步对N / NE(图流7(一)),从而形成一个明显的上升气流轴(数字7 (b),8,9(b))。在中央区域(比较图模型1),上升气流轴是E边界断层附近(数字7(一),8,9模型(b)),而在北部地区位于靠近中心的开始(数字7(一)和8)。
整个套件(表的模型场景2),预测流体流动速度的范围从最低的/年在地下室到最多5.2 /年的沉积加密(表开始3)。更高的流体流动速度预计错飞机(max。54米/年;表3)。
流体流场的情形B相比,仿真没有离散故障模型场景;表2)没有差异描述防御流体流动的趋势,除了事实没有流体预测主要边界断裂的位置(数字9和10(a))。
对于模型场景C, D, E,流体流速和方向差异预计本地主要边境故障(表2和3;数据9和10)。随着断层渗透率高于周围的地质单元(模型中),他们为流体提供优惠的途径。断层渗透率越高,越高流速计算断层(表内3)。同时,这种途径一般执行的存在向下的定向流动,即。附近,入渗率的直接(比较数据10(一)和10(d))。深层渗透效果达到甚至进入基底断层以西的场景与西方极导电断层(D)包体模型。该模型还表明,强劲的下行流相关故障的故障不影响地下室东虽然减少了跨断层流入的沉积物填充地堑。fault-induced整体的变化,总的来说,graben-wide流动动力学是几乎不可见的甚至在考虑渗透率很高( )在一个(图9(e))或两个边界断层(图9(d))。
与流场的敏感性对断层渗透率、断层宽度的变化选择1到10米的范围内对液压字段(数据没有显著的影响9(b),9(c),10(b)10(c))。
参数化模型的比较场景不同的主边界断层使我们也发现区域流体流场的特征是常见的所有模型,从而独立的过错行为。鉴于模型的选择设置液压参数化和边界条件而言,我们发现(1)防御流体垂直于裂谷轴从地堑的肩膀到中心的裂痕(2)N / NE-directed流在中央部分的裂痕(3)明显的上升气流沿着裂谷中央轴,其中N / NW -和E / SE-directed流合并。在北部和南部区域模型,明显的上升气流,模拟中心的开始。相比之下,在中央模型区域上升气流预计在东部边界断层附近(4)一种流体之间的分区上新生代含水层和更深层次的Permo-Mesozoic含水层流动速度最高的中生代弱透水层的上层含水层。流体流动是中生代最慢的弱透水层和结晶基底(表3)
3.2。开始的温度场
考虑到额外的热流体运输导致明确的预测温度分布的差异相比,一个纯粹的导电模型([24在这项研究中)],最初的热条件。图11说明这些差异作为模范地通过对比温度分布在1,2,3公里深度低于海平面导电的仿真模拟和预测的耦合和热流体传输(模范模型情形B)。很明显,在相同的温度范围深度水平不同的两种类型的模型和温度变化相当小的波长的耦合模型和热流体运输。
初始温度场作为纯粹来自导电热模型(数据11(一)-11(c))的特点是长波热异常开始,由(1)基底越高热量输入响应的高放射热生产Saxothuringian上部地壳和(2)厚热低导电沉积物(24]。温度最大值从南部地区在浅深度(图模型11(一))北部地区在更大的深度(数据模型11(b)和11(c))相关的厚度分布绝缘新生代沉积物。−3公里(图的深度11(c)),厚沉积物的热掩蔽效应在北方有更强的影响比−1公里。
相比之下,预测的温度分布和热流体的耦合模拟传输(数字11(d) -11(f))反映了流体流动的方向。冷温度沿边界开始,预计在冷水渗透系统(图12)。更高的温度预计在裂谷的中心,来自E和W边界合并和由于强制对流循环上升。
最重要的积极的热异常预计约的中心开始明显上升气流引起的地堑平行轴(图12)。此外,较小的异常预测空间与Soultz-sous-Forets地热开发地区(图12(b))和Bruchsal(补充材料1)。这些热异常是由当地的强迫对流上升气流在新生代沉积物除了在地下室(图略上流式液体9)。这样一个上升气流也预测Rittershoffen(图12(b))和兰道(补充材料1)。然而,在这些地区新生代沉积物的上升气流明显不如在Soultz-sous-Forets Bruchsal,造成热异常较小的大小。
根据不同的错误配置(表进行测试2),将会出现更多的差异也在各自的模型耦合的温度分布和热流体运输。我们有分析预测温度恒定的3公里深度低于海平面,但在不同距离对西部边界断层比较不同模型。正如所料,模拟温度最大的差异在包体之间观察到的场景(模型A和D)最小距离断层中心(10米):这些场景相差< 9°C的绝对温度预测。距离5公里的边界断层,然而,只有1 - 2°C包场景不同。所有其他场景测试相差< 2°C在绝对温度,无论错中心的距离。我们把这些建模结果表明graben-bordering缺点可以负责观察热异常的直接邻近(< 5公里)的距离。热异常发生在中部地区的地堑(> 5公里距离),然而,需要额外的异构性问题在水力和热力性质(或额外的断层岩性诱导的可变性和骨折区中尚未实现模型)。尽管这样border-fault-related水力特性的变化影响的温度只在本地,必须强调,一般显示组件的耦合模拟流体流动导致一阶变化产生的3 d区域热配置纯导电热传输(图12)。
4所示。讨论
4.1。观测证据
因为它的规模,由于缺乏相关的信息,在这个阶段很难验证提出了区域模型与观察。然而,模拟流体动力学表现在当地向上流,分别向下流,可相比,矿物和温泉(图的位置13;(69年- - - - - -71年])以及观察自流条件(数据只能河流莱茵河以东;图13;(72年])。
比较这些观察和模仿 - - - - - -组件的流体流动速度,模拟之间的空间相关性是可见的上升气流区和观察弹簧(例如,模型数据情形B7 (b)和13)。大部分的观察弹簧空间配合预测上升气流区,即对应模型的北部部分地区更明显比在南方。
模型,然而,不预测上升气流的位置矿产和热水温泉或观察到承压条件。大多数模型的偏差从这些观察位于地堑的肩膀,在模拟流体流动速度显著降低(下降/年;图7(一)封闭的模型边界附近)和边界效应很可能发生。区域模型和地方之间的这种差异可以观察相关结构模型的分辨率有限,考虑到大型横向程度,不整合当地的岩性差异的细节和裂缝和断层网络。完全解释和繁殖这些地方观察,进一步的研究需要解决这些当地条件。
另一个我们的发现的一般特征是模仿上升气流轴空间的同时,河流莱茵河的位置(图13)。这不仅表明真正的河路径跟随地势最低的梯度,但这个区域的最大放电也升起温暖的液体的领域最强的3 d地下水压的变化。
我们的一个主要利益启动本研究评估地下水流动对温度场的影响。我们已经表明,不同温度耦合thermo-hydraulic模型对预测的一个纯粹的导电热模型是显著的。对比观察热异常,有大量的温度测量可以在水井的中央开始(314从75口井的温度测量33,63年- - - - - -68年];图14)。只有温度数据的最好的和质量好的根据各自的作者(33,63年- - - - - -68年被使用,而水力干扰温度日志没有被考虑。那些温度测量可用不同的空间覆盖不同的井和区域显示在绝对值大的空间变异性。例如,南部的斯特拉斯堡测量温度在2井,位于相距1公里,显示32°C的差异在同一深度的水平。在这些水平变化,测量温度显示大随深度变化。例如,在斯特拉斯堡南部的富国之一,两个测量垂直距离23米的温差15°C。
一个趋势,可以来源于计算温差(模拟-观察温度;图14),接近地堑的西部边境,模拟温度往往是太低了。然而,过高的温度也分布在整个模型预测区。最不适应(正面和负面)位于海平面以下700和2000之间的深度范围。比较不同的日志,有几个趋势明显。对于一些井在南方,气温计算低估观测值在上部,而适合深处观察温度的更好。相比之下,对于一些井,例如东部边境的错,预测和观察到的温度很适合在上面的部分,但模型深处太冷的。
,一般来说,模拟温度太低的边界开始,液压上边界条件的影响必须加以讨论。通过分配水头的地形,大型水力梯度规定边界的地堑。这些高梯度可能导致高估了冷却效果。然而,测量水头数据显示相同的区域地形趋势,这意味着模仿趋势对流体方向可以被看作是有意义的。而是绝对温度的值可能由于高估了流体速度太低。
图15显示在两个不同的井作为模范地温度测量的比较,温度相同位置的预测的导电和TH耦合模型场景b .显然,Eschau 06(图的温度曲线15(一)只能在浅复制在很深的地方,而小规模的差异400−−1400米深度与区域模型无法解决。在浅的地方,TH耦合模型的预测甚至比纯粹的导电模型。相比之下,井温测井Bruchsal 2在北部地区(图模型15(b))都是复制模型(耦合和纯导电)上1300,但测量和模拟之间的差异是明显的在更深的部分。而TH耦合模型比测量温度,冷太温暖的导电模型上考依波阶/蓝色石灰岩的多单元和太冷−以下1750米深度。两地区模型不能完全解决小规模的变化测量温度。
因此,我们的模拟和测量的温度显示差异的比较,不能与特定的预定义组件模型。温度不适应的空间变异性是小得多的规模比空间的模型单元和边界条件的主要趋势。因此,改变模型的参数化在当前结构形式和解决不会改善整体健康。更详细的分析也不会不适应导致额外的结论对区域流体流动趋势(特别是边界断层控制的)。改进模型的适合当地需要实现异构性问题在水力和热力性质可能与岩性可变性和裂隙和断层的存在。
4.2。造型方法和相关见解区域流体流场
本文给出的模型是第一个深区域的三维表示流体流动和相关热异常区域的中央开始。的三维数值模型建立了一个方法来实现(i)主要液压和热岩石属性变化可以来自一个数据驱动的地质模型24)和(2)总体趋势在表面温度和压力条件假定控制地下thermo-hydraulic系统。
在这项研究中提出的不同的模型场景显示主要graben-bounding断层影响流体局部取决于他们的渗透率,但不显著改变防御液压领域。我们能够识别方面是共同的所有模型场景,从而定义区域流体的典型特征。
与以前的研究结果相一致(例如,13,18,29日,73年]),我们的模拟预测充电控制high-topography地区侧翼和放电的中心开始的地堑(数字7- - - - - -9)。由于高水力梯度和高渗流沉积物和低渗透的地下室之间的不连续,液体向下流经的边缘裂谷沉积加密。此外,流体迁移速度缓慢通过地下室深外的地区从而进入沉积开始加密领域的特点是低液压潜在(图9)。
最突出的差异我们的3 d耦合模拟前2 d研究是占主导地位的上升气流轴的位置,这在我们的模拟位于(东部)的中心开始。这个结果与结论源自先前的研究预测优惠向上流的西方中心(例如,[开始12,13,18,29日])。上升气流轴等提出了研究结果的压力强迫对流过程发生在地下室和上覆多孔沉积物由于液压最低潜在位于中心的开始(比较图1)。因此,最低液压潜力是强加的东部边界断层附近(如中央模型域;图1),上升气流轴转向东部开始(数据中心1和7)。
这种差异之前的2 d数值模拟(例如,12- - - - - -14,16- - - - - -18])的结果考虑三维压力变化的数学模型,而前2 d模型假定圆柱对称,因此恒压条件下,垂直于这个平面的模型部分。与有限的二维角度(高)东部和西部地形差异(低)地堑肩膀(图9),可能期望一个突出的地堑east-to-west-directed流动和上升气流向西(cf。13])。相比之下,由于其3 d自然,我们的模型也捕捉到了的驱使北流(图/ northeastward-directed组件7)由于整个南北地形梯度(即。从阿尔卑斯山,流行的趋势莱因河的地块)。由此产生的地堑内南北潜力是最重要的,它还与厚度最大值的透水沉积单元往往是位于东部的地堑轴(图3)。因此,我们建议这种交互(north-directed梯度和积累沉积物)抑制E-W-directed流由于水力势的差异所引起的不同的地堑的肩膀高。
鉴于的设置提出了区域模型意味着很多简化,值得讨论本研究的主要发现有关(i)边界断层的影响,(2)区域流体流动的主要特征将被改变通过改变模型的输入参数。
4.2.1。准备垂直分辨率和参数化
测试一个垂直的影响更多的液压单元在液压领域,我们已经完成了仿真提出了补充材料2。通过垂直差异化三个附加层沉积在中央开始,但是,我们发现相同的液压领域的主要特征的系列上面给出的简化模型。就像前面提到的4.1分化的水力和热力特性的基础上,区域可追踪的地质单位并不适合当地观察正确复制。Saxothuringian上部地壳的热产生,例如,模仿是一个假定的平均值2.5的区域范围内μW / m3(47),但在本地增加到7μW / m3(74年,75年]。大型水力参数在不同的地区的一个重要例子是沉积单元内的相变化不占在这项研究。因此,解决关于一个特定网站的流体动力学问题的地堑系统需要建立当地模型描述属性可变性与精度至关重要。这里给出这样的区域模型,然而,适合为当地提供所需的边界条件模型。
4.2.2。断层参数化
提出的另一个简化模型的结构和参数表示担忧主要边界断裂。Cacace et al。3),例如,研究断裂带的内部结构的影响在液压领域证明了紧故障核心渗透破坏区域内可以引起局部差异相比,模拟实现一个同质的错。此外,灵敏度分析的边界断层的深度代表了前研究的提出深度之间的妥协。虽然有些Soultz-sous-Forets领域模型(例如,30.,73年)提出一个深度−6公里的主边界断层,大多数建模研究集成边界断层平均深度−3公里左右的(例如,13,16])。相比之下,深地震解释行提出的深度−15公里甚至更深层的主要边界断裂(例如,(76年- - - - - -78年])。我们的选择限制−6公里深度的缺点是出于一般假设渗透率随深度,这样的错失去了作为流体通路在更大的深度。在一般情况下,我们有模仿的主要边界断层特征提出了一系列模型作为一个概念性的方法对更好的理解的总体影响故障属性graben-wide流体。模型正确因此不适合繁殖当地观察和预测过程在断层附近的特定位置(这将需要额外的本地信息)。
4.2.3。平流与对流热传输
提出一个简化的TH耦合模拟是只有的驱使对流热传输是流体密度和粘度都假定常数。先前的研究提出自由对流(1)下面的水晶壳开始(例如,14),(2)在地下室/ sediment-boundary(例如,12,18]),和/或(3)在断层带内部的沉积物(例如,[开始8,30.])。首先,即使没有允许density-driven流发生在我们的模型中,有大量的小规模的对流系统预测领域的沉积物和地下室以及整个地下室/ sediment-boundary(图9)。因此,不需要热和density-driven流来解释这样的观测所描述的先前的研究。此外,值得一提的是,导电热场作为初始模型预测气温最高深的东部开始(数字5 (b)和11(c))。结果、浮力上升气流,如果现有的,应该发生在东部中心开始向下流的边界和肩膀裂痕。因此,流态的主要特征不会改变通过考虑与温度有关的流体密度和粘度。
在这些争论中固有的模拟情况,density-driven对流细胞的形成一般需要非常具体情况对含水层的结构和相互作用水头实行压力梯度,所以先前的研究得出的结论是,自由对流不太可能发生在区域范围内自然比强迫对流(62年]。的沉积物开始分化成一个更大数量的地质单位建议根据当地的观察(例如,32])将导致薄含水层除以额外的如何。由于增加纵向非均质性、自由对流内沉积的加密开始将更不可能发生。Bjørlykke et al。79年),例如,只显示不透水层< 1米厚度已经可以分裂甚至抑制对流细胞的形成。
旁边的温度依赖性,也流体盐度的变化可以改变流体的密度。然而,结果表明,盐度是相当不均匀分布在整个开始(例如,4 g / l的西部边境到达120 - 200 g / l Bruchsal和镶嵌细工12])。因此,我们假设一个常数流体密度在纯水的方法在我们的研究中,我们没有一个合适的数据库实现这种复杂性到模型中。
4.2.4。Inner-Rift缺点
无论物理过程控制流体流动(免费或强制对流)特定地区的地堑系统,它是分布式发生小规模断层和骨折,似乎是决定性的提供液压路径(例如,[8,18,30.])。例如,在Soultz-sous-Forets大多数流体流动是观察附近的深断裂区(80年]。因此,1 - 2公里厚的热液蚀变带在地下室的最上部分高度破碎(描述81年,82年]。然而,这种厚的热液蚀变带似乎是一个当地的现象(81年]。在Rittershoffen,热水地改变花岗岩只有大约200米的厚度,而没有这样的区域在朗道和Insheim [81年]。给这些大的差异强烈断裂的地下室的深度域和缺乏区域覆盖的信息,我们必须避免实施相应的额外的单位到模型中。相反,我们选择了一个常数的渗透率值结晶地壳下降的深度−8公里,认为次生渗透性的存在;即。,representing a value still allows for fluid flow in the basement instead of regarding the crust completely impermeable.
这样inner-inner断层观察广地区的中央开始,特别是在三叠纪和深层地质领域描述对流发生在断裂系统连接主要水库的地下室,后者由不透水界壳灰岩(例如,81年])。基于我们的敏感性分析显示,即使是最大的错误的地堑边界影响流场只有在他们附近(节中描述3),我们得出这样的结论:这些inner-rift缺点也会强加只有局部修改的区域流体(热传输)。另一方面,如果溥地质单位具有高空间频率,他们可能征收的单位空间连续的(也许各向异性)增加液压导率(二次渗透)。正如上面提到的,一般来说,更多的观察(例如从液压泄漏测试)将需要验证的水力参数化不同的地质单元,对结构的考虑控制通路(断层和裂缝)以及矩阵的平均渗透率的升级来自实验室测量岩石样本。
流体流动是否发生平行inner-rift内部故障(例如,[开始8])或者错误连接通过对流垂直于(例如,[开始18])仍然有争议。更大影响防御流体场无论如何只能期望如果有大不透水断层作为液压壁垒。彼得斯(83年)表现为大量断层滑动趋势分析与已知几何图形的开始。这一分析表明,只有少数的缺点,几乎是垂直于最大水平应力,从而有一个低滑动趋势和最有可能的渗透率很低。这些缺点主要罢工在ESE-WNW方向,即。,almost parallel to fluid flow direction proposed by our simulations, and thus they would not significantly change the graben-wide fluid flow.
一般来说,以前的研究(例如,13,18,29日,30.,73年])解释主要热异常,如Soultz-sous-Forets,由于高基底热流和向上的深对流和热流体在inner-rift缺点。我们的模型表明,小规模的热异常的现象可能发生即使没有inner-rift断层的存在。因此,我们的模型允许上升气流从地下室到新生代(数字9和10),后者被模仿渗透率最高的(根据实验室中测量;表1)尽管在当地被称为低渗透和不受流体(例如,如Soultz-sous-Forets [11])。还有待调查为什么尽管总体支持高渗透率上升气流温暖的液体,地堑的模拟温度沿西部地区仍然倾向于过低(图14)。
4.2.5。边界条件
最后,我们采取了强有力的假设有关边界条件应用于thermo-hydraulic模拟。在液压地下室之间的对比和沉积地堑填补,是液压上边界条件计算流体流动的主要影响字段(例如,图9)。通过分配水头的地形,我们假设地下完全充满地下水和我们可能高估了水力梯度,因此流体流动速度和温度对模型的影响。这也会影响时间达到稳态模拟的条件。领域的广泛渗透冷水迫使高水力梯度可能导致过高的冷却和长时间的平衡。
另一种上边界条件将窜改水头数据。这些数据存在,然而,只有在特定的测量站(例如,数据从联邦州办公室环境的巴登-符腾堡州),在使用完全已知地形变化模拟水头梯度为整个模型是可能的领域。设置水头等于地形并不意味着我们否认的存在一个研究地区非饱和区。此外,我们都知道,流体动力学建模从而可能在本地复制现实的绝对值,总之很难测试其观测的绝对流体速度和方向在地下深处。与我们的建模方法中,我们假设持续可用地形趋势模拟浅压力条件的高点和低点的位置。水头数据相比,通常代表一个柔和的复制品地形,我们现在更极端的水力梯度模型,尤其是之间的地堑的肩膀和地堑中心。这导致最大水力影响的主要边界断裂位于梯度往往是最大的。因此,我们的结论,其对区域流体流动的影响是最小的将证实运用水头数据上边界条件。同样,我们对区域流动方向的主要发现似乎推测更现实的上边界条件时确认。自地堑中心主机主要河流系统,地形和液压头之间的差异应该有最小的同时最大化地堑的肩膀。 The related reduction of recharge rates from the graben shoulders towards the graben center would then be associated with a relative increase in the role of graben-parallel flow and low potentials related to larger thickness of more permeable sediments (Figure3)。因此,建立我们的模型与观察液压头很可能也会导致明显的北,northeast-ward流和地堑的上升气流轴中心的形成。
向北流的模型预测铸件在南部和北部的一些疑问也侧边界条件,模拟流体被关闭。在南部边界,一个期望强势流入到建模领域乃至向北流的强化。它是更加困难,然而,猜测打开北部边界对流体流动的影响。目前封闭的边界似乎并没有显著上升气流可以预期至少(图7 (b))。问题的适当解决方案设置横向边界条件(由于缺乏相应的流体压力数据)将建立水力模型,甚至比调查中央开始从这些模型和推导出局部预测压力条件。
5。结论
在这个概念上的研究中,我们首先进行三维数值模拟耦合流体和热传输的开始。与我们关注的影响主要边界断裂的3 d液压领域开始,我们获得了有价值的新见解:开始的液压系统(1)一般向北流预测地下的开始,我们的模型,这表明3 d效果的重要性(2)更重要的主要边界断裂水头和渗透率对比沉积物和地下室(3)不同渗透率和宽度的主要边界断层在地质在合理的范围内没有显著影响graben-wide液压和温度场(4)上升气流(强迫对流)预计,即使没有考虑density-driven流(5)区域深液流直接从边缘(充电地形高点)对中心的开始(在地形低排放)(6)之前提出了西部地区的地堑上升气流由这个模型难以解释,但是可能与2 d和3 d之间的区别(7)内部故障可能发挥重要作用,也为热异常(8)更现实的水力边界条件可能会导致更现实的结果——然而,前面提到的主要结论保持有效
最后,我们强烈建议进一步研究测试的影响,例如,参数化的地质层,density-driven流,更现实的边界条件的水力和热力场开始。
数据可用性
模型数据用于支持本研究的发现可以从相应的作者。
的利益冲突
作者宣称没有利益冲突。
确认
研究导致这些结果已收到资金从欧洲共同体的第七框架计划根据授权协议。608553(项目形象)。此外,我们要感谢国家办事处的地质学、原材料和弗莱堡地区的矿业委员会(LGRB)和GeORG工作组提供我们巴登-符腾堡州的三维结构模型和莱茵河上游地堑沉积加密。此外,我们要感谢Rudiger Schellschmidt从莱布尼茨应用地球物理研究所(LIAG)提供我们Bruchsal的温度数据,朗道,巴登巴登。
补充材料
补充1。北部和南部模型的横截面区域显示领域的液压和热场地热开采和勘探兰道Bruchsal,斯特拉斯堡。
补充2。设置和模型的结果更多的地质单元。