岩溶热储高矿化度地热流体成因机制研究——以巴东县盐场河地热田为例.pdf

岩溶热储高矿化度地热流体成因机制研究以巴东县盐场河地热田为例余杰1,2，毛绪美3，彭慧1,2，文美霞1,2，王辛1,2，范威1,2，汤伟1,2（1.湖北省地质环境总站,湖北武汉430034；2.资源与生态环境地质湖北省重点实验室,湖北武汉430034；3.中国地质大学(武汉)环境学院,湖北武汉430074）摘要：岩溶热储中地热流体多为中低温低矿化度热水，而岩溶热储中出现高矿化度地热水多与岩溶含水层矿物溶解有关。然而，湖北省巴东县盐场河地热田中地热水 TDS 高达 12477.7mgL1，水温约 34，含水层矿物溶解并不足以解释其成因。文章在野外调查和地热钻探的基础上，对 4 个地热钻孔、1 个温泉及附近 4 个冷泉进行了水文地球化学采样和测试。研究结果表明：盐场河地热田地热水化学类型为 Cl-Na 型，单位涌水量最大可达 1767m3d1，出水口温度在 30.234.5。对比钻孔测温和 SiO2温度计分析，热储温度为 59.1，循环深度为 1923m。Phreeqc 水化学模拟揭示含水层中的水岩相互作用（主要是含水层矿物溶解）为地热水化学组分提供了部分贡献，主要来源于径流过程中咸化潮坪泻湖相盐岩的溶解。水文地质条件和氢氧同位素指示地热水的大气降水来源，但季节性的冷水混入控制了水岩相互作用的平衡。可见，巴东县盐场河岩溶热储高矿化度地热水主要是径流过程中盐岩的溶解提供了水化学组分，但是出露过程中受到季节性的冷水混合影响。关键词：高矿化度；岩溶热储；水化学；同位素；成因机制中图分类号：P314文献标识码：A文章编号:10014810（2023）04079514开放科学（资源服务）标识码（OSID）：0引言地热是绿色可持续利用的新型能源。高温地热资源能量密度高，但发育独特，分布有限，主要与岩浆活动有关。中低温地热资源能量密度低，但发育广泛，总资源量巨大。随着传统能源日益短缺及对清洁能源需求量的增大，隐伏型中、低温地热的开发变得日益迫切1。地热流体的化学组分及其含量可以指示地热系统的成因机制，为地热资源的开发提供科学依据。岩溶地热水资源总量大，温度和矿化度一般都不高，然而，在湖北省巴东县盐场河地热田发现了中低温高盐度岩溶地热水，反常的高盐度很难用岩溶含水层矿物溶解来解释。盐场河地热田地热流体水质均为咸水，水温约34。地热田出露地层较完整，岩层倾角近 87，有利于地表冷水入渗和地热流体蒸发2；区域地质构造较复杂，研究区位于新华夏系隆起带（川鄂褶皱带）中段、东西向构造带和淮阳山字型西翼反射弧 3 个构造体系的交接部位，彼此相互干扰3，受到构造发育影响，区内岩石节理裂隙发育，这为岩溶地热水化学成分的形成提供了地质条件，但其水文地球化学形成机制仍需查明。基金项目：湖北省自然资源厅地勘资金项目 2017 年计划（鄂地勘基金合201745 号）第一作者简介：余杰（1988），男，硕士，工程师，从事水文、工程、环境地质研究。E-mail：。收稿日期：20220228第42卷第4期中国岩溶Vol.42No.42023年8月CARSOLOGICASINICAAug.2023余杰，毛绪美，彭慧，等.岩溶热储高矿化度地热流体成因机制研究以巴东县盐场河地热田为例J.中国岩溶，2023，42（4）：795-808.DOI：10.11932/karst2022y32OsamuMatsubaya4首次对日本地区 140 多个热水组进行了同位素和化学研究，发现高矿化度地热流体主要补给来源为大气降水，并根据岩石中矿物化学成分特征，分析了岩溶热储卤水成因机制。在中低温地热系统中，水化学特征表明含水层矿物的溶解仍然是高盐度地热水形成的主要因素5。刘绪和6和顾慰祖7利用硫同位素分析热水异常与岩石间相互作用的内在联系，研究表明区域深部岩溶水处于还原环境。地热流体的水化学和同位素组成可以用来解读地热水化学的形成机制89。本文以盐场河地热田为研究对象，对地热流体及冷泉水质进行对比分析，探究两者水化学特征异常原因，利用 Phreeqc 软件分析水岩相互作用特征，构建地热田成因模型，以阐明岩溶热储高矿化度地热流体成因机制。1研究区概况盐场河地热田地处川鄂褶皱山地，为构造侵蚀中山型，峡谷地貌。海拔高程在 5002000m 之间，相对高差逾千米。该区多年平均气温 16.8，平均降雨量 1100.7mm。区内神龙溪河属长江水系，南北贯穿，水位最高为 179.30mm，最低为 176.64mm，发源于神农架南麓，流经堆子场、沿渡河、叶子坝至西瀼口入江。研究区北部是小神农架山区，海拔高程 9001300m。区内地层属扬子地台，自震旦系中统三叠系，除缺失泥盆系下统、石炭系、三叠系上统外，其它地层皆有出露。断裂构造带及其影响带不仅是地下水赋存的空间，而且是其运移的通道10。区内断裂发育，主要发育 NE 向张性断裂和 NW 向压扭性断裂，这些断裂为研究区地下水的深循环提供了构造基础。地热田附近存在 F6、F7 断层，连通了地表、地下含水层和深部热源，是控制温泉形成的重要地质构造（图 1）。研究区整体上属于神农架背斜的南翼，区内主要发育有两个次级构造，分别是四方寨向斜、关庙垭背斜。区域地质背景及其演化历史，决定了该区域的水文地质条件，形成了特定的含水层与隔水层的空间组合、含水及导水空隙、径流系统边界及补、径、排条件11。地热田地层以碳酸盐岩和盐岩为主，还存在灰岩和白云岩等。区内地下水丰富，按其赋存条件、含水介质及地层年代划分为 4 类（表 1）。地下水自补给区垂直下渗至暗河、落水洞等，顺地势通过岩溶管道向侵蚀基准面水平运移并形成径流，以泉、暗河、井等方式排泄。研究区位于小神农架山区与关庙垭背斜的交汇处，受关庙垭背斜核部强烈挤压，形成 NE 向的张性断裂，且奥陶系的地层几乎全部是近垂直的产状，而以奥陶系灰岩及白云岩为主要的储热地层1为地热深部通道提供了良好的径流途径，而地热流体经过深部岩溶通道循环进入关庙垭背斜的倾伏端，最终在盐场河地热田处溢出地表。经测量，盐场河地热田的单位涌水量最大可达 1767m3d1，出水口温度在 30.234.5。2钻探及系统测温对不同时期地表水、温泉、冷泉进行取样，并完成水文钻孔 4 个，钻孔既是水文地质试验钻孔，又是长期观测孔，同时兼顾部分地质孔的作用。通过对不同水体取样，发现其化学成分不同12。利用钻探方法，揭露区域地层岩性，而采用热敏电阻探头对孔内水温进行测量，发现不同深度含水层间钻孔温度变化特征，找到地热流体水温异常变化原因，结果如表 2 所示。从表 2 可以看出，因断层的影响，岩石节理与裂隙较发育。含水层岩性主要以白云岩和灰岩为主，导致溶蚀现象也发育，这些地质条件均有利于浅层的冷水汇入。但是从全孔测温来看，钻孔穿过断裂带，地热流体温度出现显著下降，孔底温度却逐渐上升，发现神农溪的 NW 向次级断裂并不能影响较深范围内钻孔水温，而形成的阻水通道仅能够阻断中上部冷水。3样品采集与测试以 1 个完整水文年为单位，对不同区域内的水文点进行系统取样测试，每组水样采用 5L 塑料水样采集器采集，包括盐场河地热田的 4 个钻孔水样，地热田周边的 4 个冷泉水样，以及在神农温泉不同时间采的 3 个水样，还有当地的雨水样和河水样各1 个，共 13 个样品。雨水样和河水样仅做同位素测试。钻孔中的水样选择抽水试验结束，停止一段时间后采集具有代表性水样，并洗样瓶 3 遍（含瓶口），796中国岩溶2023年每个样品均在现场对瓶口进行密封。开展34S 稳定同位素分析，在抽水试验不同落程取样时，均采集两组水样，分别为原状样和加 0.2gBaCl2试剂水样。填好取样标签后，将样品放入黑色密封袋，并送往实验室。分析数据中的地热参数采用 TCI-3 仪器检测；氢氧及硫同位素分析采用稳定同位素气体质谱仪（MAT-253）检测，氚采用超低本底液体闪烁能谱仪（Quantulus1220）检测；卫生指标采用分光光度计、高精度成像显微镜、计数器检测。水样均由湖北省地质实验测试中心和中国地质大学（武汉）环境学院实验教学中心进行检测，测试结果如表 3 所示。01412345678910111213151617181920212223242526500 1 000 m图1盐场河地热田地热地质简图1-三叠系下统大冶组2-二叠系中统瓦屋湾组3-二叠系上统茅口组4-二叠系上统栖霞组5-泥盆系中上统云台观组6-志留系中统纱帽组7-志留系下统罗惹坪组8-志留奥陶系龙马溪组9-奥陶系中上统宝塔组10-奥陶系下统南津关组11-寒武系上统娄山关组12-寒武系中统覃家庙组13-寒武系下统石龙洞组14-寒武系下统天河板组15-寒武系下统牛蹄塘+石牌组16-震旦系中统陡山沱组17-地层界线18-正断层19-逆断层20-钻孔21-温泉22-冷泉23-剖面线24-地下水流向25-研究区范围26-地热田范围Fig.1ThermalgeologydiagramofgeothermalfieldoftheYanchangriver1-LowerTriassicDayeFormation2-MiddlePermianWawuwanFormation3-UpperPermianMaokouFormation4-UpperPermianQixiaFormation5-MiddleUpperDevonianYuntaiguanFormation6-MiddleSilurianShamaoFormation7-LowerSilurianLuojiapingFormation8-Silur-OrdovicianLongmaxiFormation9-MiddleUpperOrdovicianBaotaFormation10-LowerOrdovicianNanjinguanFormation11-UpperCambriansystemLoushanguanFormation12-MiddleCambrianQinjiamiaoFormation13-LowerCambrianShilongdongFormation14-LowerCambrianTianhebanFormation15-LowerCambrianNiutitangandShipaiFormation16-MiddleSinianDoushantuoFormation17-stratigraphicboundary18-normalfault19-reversefault20-borehole21-hotspring22-coldspring23-sectionline24-groundwaterflowdirection25-studyarea26-geothermalfieldarea第42卷第4期余杰等：岩溶热储高矿化度地热流体成因机制研究以巴东县盐场河地热田为例7974地热水水文地球化学特征4.1水化学特征4.1.1地下水化学类型从图 2 可以看出，所有采样点阴离子相对集中，Cl含量占整个离子含量 70%90%，其次为 SO42约占总含量 10%30%；所有采样点阳离子也相对集中，其中 Na+K+占总量的 90%以上，其次为 Ca2+、Mg2+各约占 5%。因此，地热流体的水化学类型为 Cl-Na型水，冷泉水的水化学类型多以 HCO3-Ca 型为主，且冷泉水 HCO3含量与高温度地热流体含量相比约高达 9 倍，具有明显的差异性。4.1.2地热流体水化学组分与温度的关系由图 3 可知，F含量大于 2mgL1，最高达 4.93mgL1，明显高于一般地下水(0.090.26mgL1)中的含量。数据表明：温度越高，F含量越高，二者大致呈正相关关系；SiO2含量较低，为 5.3318.87mgL1，平均含量 16.11mgL1，总体上高于冷泉(8.01mgL1)平均含量，SiO2含量与温度两者大致呈正相关关系；表 1地下水赋存条件统计表Table1Statisticsofgroundwateroccurrenceconditions地层年代含水地层代号主要岩性赋存地下水类型富水性第四系Qh砂卵砾石松散岩类孔隙水弱二叠、三叠系P2w、P1m、P1q、T1d微晶灰岩碳酸盐岩裂隙岩溶水中等泥盆系D2-3y石英砂岩碎屑岩类裂隙水弱寒武、奥陶系O1n、O13l、2qn、1sl白云岩、微晶灰岩碳酸盐岩裂隙岩溶水中等志留系/页岩、泥岩、泥质粉砂岩隔水层差表 2地热田地层岩性和水温基本特征一览表Table2Basiccharacteristicsoflithologyandwatertemperatureofthegeothermalfield孔号孔深/m含水层/m岩性特征温度特征ZK01203.5974.080.60白云岩：黑色、灰黑色，可见方解石晶簇及小溶孔该孔地热流体温度21.9328.45。其中，在第一段含水层平均水温24.1，第二段含水层平均水温23.7。在18.00m处温度达最高，而后逐渐降低，在134.00m处温度达最低，孔底温度升至23.97101.3105.2白云岩：黑色、灰黑色，可见溶蚀现象，多为溶孔，见方解石晶体ZK02111.2912.3013.10白云岩：灰白色，可见溶蚀现象，溶孔连续呈线状发育，可见方解石晶体充填该孔地热流体温度23.7032.36。其中，在第一段含水层平均水温30.9，第二段含水层平均水温30.4。在10.00m处温度达最高，而后逐渐降低，在107.07m处温度达最低，孔底温度升至24.3021.50-21.70白云岩夹灰岩角砾：灰白色、深灰色，岩石节理裂隙发育，可见溶蚀现象，可见方解石晶体充填ZK03141.6122.3026.90碎裂白云岩：灰白色、深灰色，可见溶蚀现象，节理裂隙较发育。该孔地热流体温度21.6235.34。其中，在第一段含水层平均水温35.2，第二段含水层平均水温29.9，第三段含水层平均水温25.6。在19.00m处温度达最高，而后逐渐降低，在98.08m处温度达最低，孔底温度升至23.6234.0541.35白云岩：灰白色，可见溶蚀现象，见方解石晶体充填54.7560.10角砾岩：灰黑色，受断层挤压，节理裂隙较发育，可见溶蚀现象，在58.1m处见硅化现象，59.1-59.15m处岩芯可见黄铁矿富集ZK04199.618.4527.80碎裂白云岩：灰白色，节理裂隙较发育，可见溶蚀现象，多为溶孔该孔地热流体温度22.9629.42。其中，在第一段含水层平均水温29.3，第二段含水层平均水温29.0。在40.00m处温度达最高，而后逐渐降低，在169.01m处温度达最低，孔底温度升至24.9632.4036.60碎裂白云岩：灰白色，节理裂隙较发育，可见溶蚀现象，多为溶孔、溶槽798中国岩溶2023年表 3盐场河地热田水化学及同位素数据Table3HydrochemistryandisotopedataofthegeothermalfieldoftheYanchangriver样品采样时间温度pHTDSHCO3ClNO3SO42K+Na+Ca2+Mg2+SiO2LiBaSrFSiBD18O34SCDT水化学类型神农温泉BD-QS-0012017.08317.868402.72003.233754.820.12283.549.73090.55130.8127.9615.210.19 0.09 2.68 7.09 0.27 60.378.976.07Cl-NaBD-QS-0022017.11257.92 11193.5606.656052.442.94470.7645.124109.26155.3732.428.530.56 0.10 3.92 8.53 0.35 54.487.72Cl-NaBD-QS-0032018.04317.89 11545.4597.926252.553.76489.0346.074245.12155.6131.7518.790.58 0.12 4.02 8.76 0.36 63.79.56.83Cl-Na盐场河地热田ZK012017.1226.57.669379.1531.905003.5316.3451.6353.313397.11149.5234.235.330.00 0.06 2.95 1.14 2.48 0.30 62.349.31Cl-NaZK022018.04327.79 12477.7655.256773.645504.1849.514598.92163.193318.870.62 0.10 4.21 8.80 0.37 63.19.68.11Cl-NaZK032018.0534.57.52 10968.7577.635933.049.55454.6844.424028.19151.0431.8218.530.55 0.11 3.81 4.93 8.64 0.34 62.99.48.13Cl-NaZK042018.0430.57.62 10839.6604.55852.332.12452.4844.173973.4155.1333.0917.790.55 0.09 3.83.39 8.30 0.34 62.99.58.06ClNa冷泉SW006 2017.1216.67.49345384.974.961.1517.56.531.5980.4531.057.540.00 0.05 0.14 0.26 3.52 0.00HCO3-Ca+MgSW007 2017.12187.83271.3307.025.013.499.276.231.4752.8730.737.20.01 0.01 0.04 0.09 3.36 0.00HCO3-Ca+MgSW023 2017.1216.37.45155.4119.015.5513.9911.120.140.152.030.2210.240.00 0.00 0.14 0.09 4.77 0.00HCO3-CaSW027 2018.0418.57.84237.4254.434.752.3811.035.731.247.924.67.060.00 0.04 0.10 0.17 3.29 0.00HCO3Ca+Mg河水BD-HL0012017.0859.989.0611.5雨水BD-YS0012018.048.001.40注：单位水温为，pH为无量纲，其他为mgL1。钻孔监测为出水口温度。第42卷第4期余杰等：岩溶热储高矿化度地热流体成因机制研究以巴东县盐场河地热田为例799SO42含量(一般大于 450.00mgL1)显著高于一般地下水(9.2717.50mgL1)中的含量，SO42含量与温度总体呈正相关关系；Cl含量在 3754.826773.64mgL1，总体上高于一般地下水(4.695.55mgL1)中的含量，Cl含量与温度大致呈正相关关系；HCO3含量在 577.63655.25mgL1，个别点检出值为 2003.23mgL1。HCO3含量与温度二者关系不明显；Na+含量为 3090.554598.92mgL1，明显高于一般地下水(0.151.59mgL1)中的含量，Na+含量与温度总体呈正相关关系；Mg2+27.9634.23mgL1，与一般地下水(0.2232.42mgL1)相比存在一定差异，Mg2+含量与温度二者相关关系不明显；Ca2+130.81163.19mgL1，与一般地下水(40.8080.45mgL1)相比存在差异，Ca2+含量与温度两者关系不明显。由此可见，地热流体中 Cl、Na+、F、SO42、SiO2含量与温度呈正相关性，但是 Cl、Na+含量与地层岩性相关，可不作为标性组分，仅 F、SO42、SiO2可作为研究区地热流体的标性组分。4.1.3地热流体化学组份动态变化特征从表 2 可以看出，地热流体中 K+、HCO3组分表现为下降，但丰、枯水期内 HCO3变化明显，其中HCO3变幅为 1405.31mgL1。地热流体的标性组分（F、SO42、SiO2）主要表现为上升，这说明深部地热流体离子虽然受到冷水混入影响，但总体是处于上升趋势，似乎存在大量盐分的输入源，可能是由于水岩相互作用或者岩盐的溶解。总的来说，地热流体虽然受到了浅层冷水混入的影响，其部分化学组分的含量有所降低，但浅层冷水中存在大量的 HCO3离子，使得丰水期温泉中的 HCO3离子含量异常上升，但地热流体化学组分总体却表现为稳定状态。4.2同位素特征环境稳定同位素作为一种天然的示踪剂，可以用来标记和判定地下水的年龄、流速、径流方向及补给量等，在识别岩溶地下水补给来源、分析水力联系、认识径流排泄规律、刻画岩溶水系统、评估水资源更新能力等方面成效显著13。20%20%20%20%40%60%80%20%20%40%40%60%60%Ca+MgSO4Na+K80%80%40%40%40%SO4+Cl60%60%60%80%80%HCO3Mg80%20%40%60%80%20%40%60%80%CaClPiper diagramBD-HL001Legend温泉(4 月)温泉(8 月)温泉(11 月)SW06SW07SW23SW27SW27ZK01ZK02ZK03ZK04图2Piper 三线图Fig.2Pipertriplet800中国岩溶2023年F 含量/mgL1温度/(a)(b)(c)(d)(e)(f)(g)(h)00.51.01.52.02.53.03.54.04.55.05.5010203040温度/温度/010203040温度/010203040冷泉盐场河地热田冷泉盐场河地热田冷泉盐场河地热田冷泉盐场河地热田冷泉盐场河地热田冷泉盐场河地热田冷泉盐场河地热田冷泉盐场河地热田SiO2 含量/mgL1012345678910SO42 含量/mgL10100200300400500600Cl 含量/mgL101 0002 0003 0004 0005 0006 0007 0008 0000510152025303540温度/温度/0102030400510152025303540温度/0510152025303540温度/0510152025303540Na+含量/mgL105001 0001 5002 0002 5003 0003 5004 0004 5005 000Ca2+含量/mgL1020406080100120140160180Mg2+含量/mgL10510152025303540HCO3 含量/mgL105001 0001 5002 0002 500图3离子与温度关系图a.F与温度关系图b.SiO2与温度关系图c.SO42与温度关系图d.Cl与温度关系图e.HCO3与温度关系图f.Na+与温度关系图g.Mg2+与温度关系图h.Ca2+与温度关系图Fig.3Relationshipbetweenionsandtemperaturesa.RelationshipbetweenFandtemperaturesb.RelationshipbetweenSiO2andtemperaturesc.RelationshipbetweenSO42andtemperaturesd.RelationshipbetweenClandtemperaturese.RelationshipbetweenHCO3andtemperaturesf.RelationshipbetweenNa+andtemperaturesg.RelationshipbetweenMg2+andtemperaturesh-RelationshipbetweenCa2+andtemperatures第42卷第4期余杰等：岩溶热储高矿化度地热流体成因机制研究以巴东县盐场河地热田为例8014.2.1补给来源与高程以我国雨水线公式14、宜昌西陵峡地区大气降水线15、重庆大气降水线16为基础（图 4）分析可知，重庆大气线性方程匹配度高达 99.8%，为最高。因此，研究区大气降水线采用重庆大气线性方程（图 4）。地热流体同位素组成的点均位于大气降水线附近，表明地热流体的补给来源为大气降水。D/%18O/%与标准大气线关系D=7.9818O+8.2n=7,=99.7与宜昌大气线关系D=8.45818O+11.5n=7,=99.7与重庆大气线关系D=8.2818O+12.34n=7,=99.81801601401201008060402002520151050标准大气线宜昌大气线重庆大气线取样数据图4与降水线关系图Fig.4Relationshipwithprecipitationline地热流体中的氢氧同位素会随地下水补给高程的增大而减小17。综合各地区的 D 平均值和高程数据，平均每 100mD 和 18O 的高程梯度值分别为2.70、0.46。考虑到相对于 D 来说，18O 受水岩同位素交换作用影响更大，因此采用 D 计算补给高程18。H=SPK+h(1)式中：H为补给区高程(m)；s为补给水同位素组成；h 为取样点高程(m)；p为取样点附近大气降水的同位素组成，地热流体 D 取34.8；K 为每 100m 同位素梯度()。利用地热田钻孔水的同位素数据计算补给高程，结果如表 4 所示。地热田的地下水补给高程为1261.211298.25m。地热田北部的小神农架山区海拔高程在 9001300m 之间，是地热田的补给区。4.2.2氚同位素特征研究区地热流体氚整体含量普遍较低，最高氚含量仅 4.5TU，最低氚含量 1.9TU(2017.11 温泉取样)，其他取样点均小于 4TU。在丰水期，温泉及钻孔氚含量相对较高，其含量 2.74.3TU；在枯水期，温泉氚含量 1.9TU。由此可见，地下水在深部热源和较长径流路径条件影响下，地热流体的氚含量较低，而当地热流体沿断裂涌出时，受到浅层或地表冷水混入影响，其氚含量显著上升。4.2.3硫同位素特征一般来说地下水中硫酸盐主要的来源有大气降水、蒸发，岩石的溶解和硫化物氧化及土壤带中有机硫的矿化17。研究区地层完整未有缺失，出露地方可见多条 NENW 向断裂。从钻孔揭露来看，地层中未见有石膏或硬石膏矿物存在，但是大量的黄铁矿在断层处富集。因此，本区岩溶水硫酸盐来自于补给水包括大气降水、地表水以及岩体中黄铁矿氧化。当地下水中的硫酸盐不断消耗，并最终使硫同位素富集时，为还原环境7，地热田 Cl/SO4并不是随34SCDT()减少而增加，形成一条直线，在相对稳定的氧化还原平衡环境中，含水层为弱(滞缓)较强交替环境的过渡条件，具备一定的补给条件，但程度较弱（图 5）。SO4/Cl34SCDT/0.010.101.0010.00121086420盐场河地热田河流图5地下含水层与地表水硫同位素关系图Fig.5Sulfurisotoperelationshipbetweenundergroundaquiferandsurfacewater表 4同位素补给高程统计表Table4Statisticsofisotoperechargeelevation名称采样点类型D/补给高程/m盐场河地热田ZK01地热流体62.341261.21ZK02地热流体63.11281.71ZK03地热流体62.91274.30ZK04地热流体62.91298.25802中国岩溶2023年5地热流体成因机制分析5.1水岩相互作用采用 Phreeqc 软件对 2017 年 8 月取得的部分水样进行饱和指数的模拟分析，同时使用 2018 年 4 月的水样进行参照，结果如表 5 所示。可以看出，各矿物成分基本处于相对稳定的数值范围内，但温泉水不同时段的饱和指数略有不同，这说明季节性地下水补给对该地区的水岩相互作用平衡影响较大，但水岩相互作用可能不是盐场河地热田地下水盐分来源的主要途径。计算表明，神农温泉中方解石、文石、白云石这些 为 矿 物的 Ca2+、Mg2+离 子 在 丰 水 期 饱 和 析 出(log(Q/K)0)，而在枯水期时未见析出或基本处于平 衡 状态(log(Q/K)0)，说 明 在 丰 水 期 时，Ca2+、Mg2+离子含量升高，使平衡向矿物析出方向移动，导致了矿物饱和指数的提高，枯水期由于 Ca2+、Mg2+离子含量较低，水化学平衡基本处于稳定状态，故矿物饱和指数呈现负数或者基本为零。通过对2018 年 4 月和 2017 年 8 月取样各项饱和指数对比分析发现，枯水期低温条件下各矿物饱和指数基本处于未饱和或基本饱和状态，而在丰水期温度相对较高的 2017 年 8 月取样中方解石、文石、白云石这些 Ca2+、Mg2+离子出现了析出，说明在枯水期稳定平衡条件下，地下水水化学基本处于平衡，而在丰水期时浅层地下水与深部地热流体混合使地下水中 Ca2+、Mg2+离子含量升高。在枯水期，2017 年 11 月和 2018 年 4 月取样饱和指数基本保持一致，说明地热流体处于相对稳定平衡状态。综合前面的分析，地热流体在深部循环曾达到水岩平衡状态，但在浅部受冷水混合影响，涌向地表的地热流体化学成分逐渐变化，平衡受到影响，但是化学成分总体较稳定。水岩相互作用不是地热田地热流体盐分的主要来源，其盐分的主要来源是盐岩的溶解。5.2热储层温度和循环深度估算在地热（温泉）区，可利用地球化学温标来估算热储（基础）温度，常用的地热温标有二氧化硅温标和阳离子温标。二氧化硅温标是建立在地热流体与矿物达到化学平衡基础上的19。阳离子温标是基于热水溶剂和固相间的碱质交换与温度的依存关系建立起来的，如 Na-K 温标。由于水热系统的复杂多变性，还有许多修正后的阳离子温标，如Na-K-Ca 温标等。地热田是一个高矿化度的中低温水热系统，采表 5各矿物组分饱和指数一览表Table5Saturationindexofmineralcomponents神农温泉ZK04ZK02ZK03矿物组分2017.08取样2018.04取样2017.11取样2018.04取样2018.04取样2018.05取样模拟反应模拟反应模拟反应模拟反应模拟反应模拟反应前后前后前后前后前后前后硬石膏1.7901.5401.5401.5601.5301.570文石0.370.140.10.140.10.140.090.140.060.140.120.14方解石0.5100.0400.0400.0500.0900.020玉髓0.350.430.250.430.250.430.280.430.250.430.260.43温石棉8.3711.598.0111.598.0111.597.9911.597.9811.598.0111.59白云石0.7200.2400.2400.1900.1500.260萤石/0.20/0.120石膏1.570.171.330.171.330.171.340.171.320.171.360.17石盐3.681.913.341.863.341.863.391.873.281.873.381.87石英0.0700.1800.1800.1500.1800.170菱锰矿0.732.561.102.414.828.731.102.431.052.391.122.43滑石5.378.734.828.731.12.424.858.734.778.734.838.73注：以上数据均为无量纲。Note:Abovedataarealldimensionless.第42卷第4期余杰等：岩溶热储高矿化度地热流体成因机制研究以巴东县盐场河地热田为例803取温泉水和钻孔水，利用多种地热温标进行热储层温度的估算。计算公式如下，结果如表 6 所示。SiO2温标计算公式如下20：t=13095.19lgSiO2273.15(2)式中：SiO2为二氧化硅的浓度（mgL1）。将有关参数代入式 2 计算，可得相应的热储温度在 53.4561.28。Na-K 温标计算公式如下21：t=933lg(Na/K)+0.933273.15(3)式 中：Na 为 钠 的 浓 度（mgL1）；K 为 钾 的 浓 度（mgL1）。将有关参数代入式 3 计算，可得相应的热储温度在 48.8569.02。K-Mg 温标计算公式如下19：t=441813.98lg(K2/Mg)273.15(4)式中：t 为热储温度（）；K 为钾的浓度（mgL1）；Mg为镁的浓度（mgL1）。将有关参数代入式 4 计算，可得相应的热储温度为 59.11。表 6水化学温标计算表Table6Calculationofhydrochemistrytemperaturescales项目（）神农温泉ZK04ZK02ZK032017.082018.042018.042018.042018.05二氧化硅温标53.4561.1161.2859.1060.59Na-K温标69.0248.8550.0248.4749.63K-Mg温标93.9890.3288.7091.7089.35Na-K-Ca温标113.2998.4199.2898.1298.99热储层温度59.11根据钻孔内的实测温度发现，二氧化硅温标的计算值与实际基本相符，而 K-Mg 和 Na-K-Ca 温标的计算结果明显偏大。由于地热流体中的氯化钠主要来源于盐岩溶解，因此 Na-K 和 Na-K-Ca 温标不作参考。因此，选取二氧化硅温标计算结果作为地热田的热动力平衡温度，即热储层温度为 59.11。根据地热田地热梯度、热储埋深、年平均气温和热储温度数据，估算热储埋深19。计算公式如下19：Z=T T0G+Z0(5)式中：Z 为热储埋深（m）；T 为热储温度（），取 59.11；T0为多年平均气温（），取 16.8；Z0为起始埋深（m）；G 为每 100m 地热梯度（），据周边地区（恩施州）收集的资料，每 100m 平均地热梯度为 2.2。将有关参数代入式 5 计算，研究区热储循环深度为 1923m。5.3地热流体循环过程研究区内主要的赋水岩层为二叠三叠系、奥陶寒武系及泥盆系云台观组地层，其中奥陶系灰岩及白云岩为主要储热地层1。区域地质构造较发育，主要发育 NE 向张性断裂和 NW 向压扭性断裂，且地热田范围内发育有两个次级构造（四方寨向斜、关庙垭背斜），这些条件使区域地层裂隙发育。通过氢氧同位素计算发现补给高程为 1298.251281.71m，位于小神农架区域。地下水受大气降水垂直入渗补给，沿岩层层面及断裂向深部流动，由于 O1n、O13l 和2qn 三组地层主要出露白云岩、微晶灰岩，溶蚀现象也发育。水平方向上地热流体顺地势沿“岩溶管道”流动，一部分在 F6 张性断裂影响下上涌，但是也受到浅层地下水混入影响，一部分在 F7 压扭性断裂及志留系下统龙马溪组碳质页岩阻挡影响下，地热流体再次向深部运移。地下水化学成分的形成受所处的环境制约，如大气降水、地形、土壤、植被和岩石矿物等，它们可以直接的或间接地影响地下水化学成分22。地热流体在较长运移路径和较长径流时间的共同影响下，能够与热源发生充分的热交换作用，这样使得地下水温度逐渐升高，而且在高温地热流体与咸化潮坪泻湖相沉积碳酸盐岩相互作用过程中，盐岩加速溶解，这使得地热流体中的氯离子浓度不断升高。地804中国岩溶2023年热流体继续运移过程中，在多组深切割断层和汇水构造的影响下，地热流体在此汇流，导致水压持续升高，流速减缓，矿化度含量也逐渐升高。随着地热流体向更低地质剥夷面迁移，与围岩(盐岩)发生化学反应，并在深部达到水化学平衡。在地热流体沿断层上涌的过程中，随着浅层地下冷水的混入，水中化学成分也随之变化，水化学平衡受到一定影响，温度也降低。综上所述，岩溶热储地热流体高矿化度特征，其温度变化受到了深部热源的影响，地下水在较长的运移路径和较长径流条件下，在高温高压条件下，与咸化潮坪泻湖相沉积碳酸盐岩充分作用，导致地热流体矿化度急剧上升，而在区域构造及特殊的岩层控制下，地热流体能够在径流过程中被导出至地表，但是研究区溶蚀现象十分发育，钻探揭露地层浅层部位往往可见溶孔、溶槽，这些地下冷水的混入导致丰水期温泉中的 SiO2化学元素含量下降，而枯水期温泉中的 SiO2化学元素含量基本无明显变化，虽然化学平衡受到了一定程度的影响，但是化学成分总体较稳定，并逐渐形成对流型地热田（图 6）。36ab13