江蘇東海溫泉熱儲溫度估算

王彩會，左麗瓊，荊 慧，劉志平

(江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院，江蘇 南京 210018)

0 引言

地熱資源是在漫長的地質(zhì)歷史發(fā)展過程中各種自然因素綜合作用的結(jié)果，在地熱資源研究和開發(fā)利用中，熱儲溫度是劃分地熱系統(tǒng)的成因類型和評價地熱資源潛力所不可缺少的重要參數(shù)，地熱溫標方法是提供這一參數(shù)的經(jīng)濟有效的手段。目前常用的地熱溫標方法有：硅溫標、陽離子地熱溫標、同位素地熱溫標和氣體溫標。國內(nèi)外研究較多的是硅溫標和陽離子地熱溫標，而對于同位素地熱溫標和氣體溫標的研究，國外始于20世紀60年代末期(王瑩等，2007)，國內(nèi)尚未有研究實例。以東海溫泉為例，在闡述各種溫標的原理和應用條件的基礎(chǔ)上，通過分析其地質(zhì)背景條件及溫泉的水化學特征，選取Na－K－Mg三角圖法、硅溫標混合模型方法計算熱儲溫度，有助于研究東海溫泉地下熱水系統(tǒng)溫度場和評價地熱資源量。

1 地質(zhì)背景與水化學特征

1.1 地質(zhì)背景條件

東?？h位于江蘇省東北部，鄰接山東省，縣城西部的湯廟溫泉被譽為“華東第一溫泉”。溫泉區(qū)位于蘇魯造山帶南緣超高壓變質(zhì)帶，第四系僅發(fā)育晚更新世及全新世地層，厚度較小，基巖主要為一套以片麻巖為主的高壓超高壓變質(zhì)巖和中生代侵入巖(圖1)。

區(qū)內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造較發(fā)育，侏羅紀以前以韌性剪切構(gòu)造發(fā)育為特征，中生代以來以脆性斷裂為主(潘明寶等，2002)。區(qū)內(nèi)共發(fā)育北東、北西西向2組斷裂，穿越溫泉區(qū)的斷裂為北東向的西曉莊—竹墩斷裂，斷裂東側(cè)為燕山期二長花崗巖，西側(cè)為片麻巖。該斷裂近直立，張性，切割深度大，形成時間為燕山期，喜山期仍在活動，是一條活動性斷裂，在溫泉區(qū)，穿過脆性的二長花崗巖巖體，形成一定寬度的斷裂破碎帶，該斷裂破碎帶在淺部與北西向斷裂相互交匯，與地表勾通，熱水上涌成泉(王彩會等，2008)。

1.2 溫泉水化學特征

東海溫泉區(qū)目前共分布有地熱井鉆孔9眼(圖2)，現(xiàn)有 4 眼為開采井，分別為熱 1、Dg16、TR11、DR3，其中自流井有2眼，水溫33～74℃不等。TR11、熱1、Dg16、DR3 的 pH 值為8.20 ～8.28;礦化度為616～1 638 mg/L;可溶性SiO2質(zhì)量濃度為54.8～80 mg/L;熱水中F質(zhì)量濃度普遍較高，介于4.76～6.11 mg/L之間。

圖1 溫泉區(qū)附近地質(zhì)構(gòu)造略圖Fig.1 Sketch showing geological structures near the hot spring area

圖2 溫泉區(qū)地熱水井水溫等值線圖Fig.2 Contours of water temperature for geothermal well in the hot spring area

圖3 地熱水三線圖Fig.3 Trilinear chats of geothermal water

TR11、熱1、Dg16、DR3 的水化學類型見圖 3。4個水樣點基本位于1條直線，表明該區(qū)地熱水是同源的，熱水在上升過程中與淺部冷水混合，隨著混入冷水的增多，水化學類型由 Cl－Na型轉(zhuǎn)變?yōu)镃l·HCO3－ Na型。

2 主要地熱溫標方法

地球化學溫標法是指利用地下熱水的化學組分質(zhì)量濃度或質(zhì)量濃度比計算地下熱儲溫度的方法。其原理在于深部熱儲中礦物與水達到平衡，在熱水上升至地表的過程中，溫度下降，但化學組分質(zhì)量濃度幾乎不變，可用來估算深部熱儲的溫度。目前實際運用較多的地熱溫標方法主要是陽離子地熱溫標與硅溫標。

2.1 陽離子地熱溫標

利用熱水成分中陽離子之間的比值與溫度的關(guān)系建立起來的溫標方法，其理論基礎(chǔ)是陽離子的交換反應(王瑩等，2007)。陽離子地熱溫標包括Na－K溫標、Na－K－Ca溫標、K－Mg溫標等。

Na－K溫標僅應用于150℃以上的熱水，尤其是鉆孔中的熱水，但不適用于pH值遠小于7的酸性水、富鈣的熱水及發(fā)生了混合的熱水。Na－KCa溫標專門用來處理富鈣熱水;在許多富Mg的中低溫熱水中，Na－K－Ca溫標估算得到的結(jié)果也明顯偏高，需要進行Mg校正(Rybach et al，1986)。K－Mg溫標適用于低溫地下熱水，估算溫度一般高于熱水井的出水溫度，被認為是繼續(xù)向深部鉆進有可能達到的溫度(于湲，2006)。

2.2 硅溫標

利用泉口或井孔地熱流體的二氧化硅飽和質(zhì)量濃度，計算出地下熱流體平衡帶的溫度。其理論基礎(chǔ)是硅礦物在熱流體中的溶解－沉淀平衡理論，SiO2溶解度隨溫度升高而增加。簡而言之，就是利用熱水中的SiO2溶解度與溫度的關(guān)系估算地下熱儲溫度(汪集旸等，1993)。許多研究者提出不同的硅溫標函數(shù)，常用公式如下，其中ρ(SiO2)代表SiO2的質(zhì)量濃度，mg/L。

無蒸汽散失的石英溫標：

100℃下蒸汽足量散失的石英溫標：

玉髓溫標:

α－方英石溫標：

β－方英石溫標：

無定形SiO2溫標：

3 熱儲溫度計算

3.1 水樣選取

計算共選取8個水樣(表1)，除2008年的4個熱水樣以外，增加了1984年地熱勘探孔的部分水樣，另外還包括1個冷水樣(WS02)，水樣溫度的變化范圍為16～74℃，采樣涵蓋溫泉區(qū)所有地熱類型，平均溫度值為49.4℃。

表1 水樣水化學分析結(jié)果Table 1 Hydrochemical analysis of water samples

3.2 熱儲溫度計算

地熱溫標的使用有一個基本前提，即作為地熱溫標的某種溶質(zhì)或氣體和熱儲中的礦物達到了平衡狀態(tài)。

3.2.1 Na－K－Mg三角圖解法 該方法常用來評價水－巖平衡狀態(tài)和區(qū)分不同類型的水樣(Giggenbach，1988)。圖中分為完全平衡、部分平衡和未成熟水3個區(qū)域，根據(jù)圖中的水樣點位可以判斷熱水中的礦物是否達到平衡。

三角圖中水樣點位置的計算公式如下(ρ的單位是 mg/L，Na、K、Mg的質(zhì)量分數(shù)單位為%)。

應用8個水樣點數(shù)據(jù)生成Na－K－Mg三角圖(圖4)。可以看出：所有地熱水均未達到平衡狀態(tài)，溫度相對較低的水樣點均落在未成熟水一側(cè)，溫度較高的Dg16、TR11、熱1地熱水由于混入的冷水相對較少，處于部分平衡狀態(tài)。因此，不能用Na－K溫標、Na－K－Ca溫標、K－Mg溫標等陽離子溫標方法來估算東海溫泉地下熱儲溫度。

圖4 Na－K－Mg三角圖Fig.4 Triangular Na-K-Mg diagram

Na－K－Mg三角圖不僅可判斷熱水是否處于水－巖完全平衡狀態(tài)，是否發(fā)生稀釋(胡弘等，2003)，對于來源相同的1組熱水樣，還可以預測出地熱水的混合趨勢，從而預測達到平衡狀態(tài)時的熱儲溫度。

8個水樣點在三角圖中近直線分布，顯示出明顯的混合稀釋趨勢，延長該趨勢線至平衡線，可以估算達到完全平衡狀態(tài)時的“純熱水”溫度約為170℃。

Fournier和Truesdell提出了硅溫標混合模型計算熱儲溫度的方法(汪集旸等，1993)，該方法是在硅溫標的基礎(chǔ)上，采用回歸分析方法，考慮了混合作用的影響，適合東海溫泉的熱儲溫度計算。該模型假設：熱水在混合前沒有蒸汽損失和熱損耗，混合后也沒有發(fā)生熱損耗，深部熱水SiO2質(zhì)量濃度只受石英溶解度的控制，混合前后也沒有發(fā)生SiO2的溶解和沉淀。

圖5 Dg16號溫泉圖解Fig.5 Diagram offor the hot spring No.Dg16

將8個水樣的SiO2質(zhì)量濃度及水溫數(shù)據(jù)點標示在SiO2與溫度關(guān)系圖上(圖6)，可見水樣點基本呈直線關(guān)系，求出SiO2與溫度的回歸分析曲線：t(℃)=1.639 3ρ(SiO2)－64.006，該直線與無蒸汽散失的石英溫標曲線相交，交點所對應的溫度為153℃。

圖6 SiO2與溫度關(guān)系圖Fig.6 Relationship between SiO2and temperature

4 結(jié)論

(1)東海溫泉有相同的來源，北東向西曉莊—竹墩斷裂是溫泉的控制性斷裂，經(jīng)過深部循環(huán)的熱水沿斷裂上涌，在上升過程中發(fā)生傳導冷卻，在淺部有冷水混入，造成水溫不同，SiO2質(zhì)量濃度也不同。

(2)同一水樣采用不同溫標方法，計算結(jié)果也有所差別，溫泉樣點在Na－K－Ca三角圖中近直線分布，顯示出明顯的混合稀釋趨勢，延長該趨勢線至平衡線，估算溫泉達到完全平衡狀態(tài)時的熱儲溫度約為170℃。硅溫標混合模型考慮了混合作用的影響，計算顯示溫泉混合前的熱儲溫度為153℃。2種方法估算的熱儲溫度相差不大，東海溫泉熱儲溫度為153～170℃。

胡弘，朱家玲，趙季初.2003.新西蘭Rotorua市Kuirau熱泉Na－K地球化學溫標研究［J］.黑龍江科技學院學報，13(4)：45－49.

潘明寶，陳軍，李向前，等.2002.1∶5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告雙店幅、阿湖鎮(zhèn)幅［R］.江蘇南京：江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院.

RYBACH L，MUFLER L J P.1986.地熱系統(tǒng)：原理和典型地熱系統(tǒng)分析［M］.北京大學地質(zhì)學系地熱研究室，譯.北京：地質(zhì)出版社.

汪集旸，熊亮萍，龐忠和.1993.中低溫對流型地熱系統(tǒng)［M］.北京：科學出版社.

王瑩，周訓，于湲，等.2007.應用地熱溫標估算地下熱儲溫度［J］.現(xiàn)代地質(zhì)，2l(4)：605－612.

王彩會，左麗瓊，季克其，等.2008.江蘇省東?？h西北部丘陵地區(qū)地下水資源調(diào)查評價報告［R］.江蘇南京：江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院.

于湲.2006.北京城區(qū)地熱田地下熱水的水化學及同位素研究［D］.北京：中國地質(zhì)大學.

鄭西來，郭建青.1996.二氧化硅地熱溫標及其相關(guān)問題的處理方法［J］.地下水，18(2)：85－88.

GIGGENBACH W F.1988.Geothermal solute equilibria.Derivation of Na－K－Mg－Ca geoindicators［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，52(12)：2749－2765.