浙江省湍口盆地地?zé)豳Y源水文地球化學(xué)特征

呂 清 毛官輝 王小龍

(浙江省水文地質(zhì)工程地質(zhì)大隊(duì)，浙江 寧波315000)

浙江省湍口盆地地?zé)豳Y源水文地球化學(xué)特征

呂 清 毛官輝 王小龍

(浙江省水文地質(zhì)工程地質(zhì)大隊(duì)，浙江 寧波315000)

通過(guò)對(duì)湍口盆地內(nèi)熱水進(jìn)行水文地球化學(xué)特征分析來(lái)探討熱儲(chǔ)溫度、熱水中冷水混入比例及特征組分變化原因.利用SiO2溫標(biāo)計(jì)算淺部熱儲(chǔ)(冷水混入后含水層)溫度為31℃～63.4℃，混合模型計(jì)算湍口盆地深部熱儲(chǔ)溫度為150℃～200℃，冷水混入比例為93%～96%.熱水中特征組分含量略有下降，與淺部巖溶水量增大，稀釋深部熱水有關(guān)，但稀釋比例有限，游離CO2含量變化較大主要受長(zhǎng)期開采情況下蓋層破壞游離CO2逸散影響.

湍口盆地；地?zé)?；水文地球化學(xué)；熱儲(chǔ)溫度

湍口盆地位于浙江省西部，隸屬臨安市湍口鎮(zhèn)，是浙江省內(nèi)最早發(fā)現(xiàn)有地?zé)岙惓５牡貐^(qū)之一.自1978年以來(lái)，浙江省水文地質(zhì)工程地質(zhì)大隊(duì)等單位先后在該地區(qū)開展地?zé)豳Y源勘查工作，取得了豐富的成果資料，施工的溫6、溫2、CK5、CK5-1成功探得低溫地?zé)崴|(zhì)指標(biāo)均未達(dá)到理療熱礦水命名礦水濃度標(biāo)準(zhǔn).近年來(lái)對(duì)湍口盆地開展了新一輪的地?zé)峥辈榕c評(píng)價(jià)工作，盆地內(nèi)地?zé)豳Y源在保持動(dòng)態(tài)穩(wěn)定的基礎(chǔ)上，特征組分發(fā)生一定變化，特別是游離CO2含量變化較大.本文旨在通過(guò)對(duì)該地水文地球化學(xué)特征進(jìn)行分析來(lái)探討特征組分變化原因，評(píng)價(jià)該地地?zé)豳Y源開發(fā)潛力.

1 研究區(qū)概況

工作區(qū)及周圍地層主要為寒武系、奧陶系及第四系.寒武系大陳嶺組、楊柳崗組、華嚴(yán)寺組及西陽(yáng)山組，主要由白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r、灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r夾碳質(zhì)硅質(zhì)頁(yè)巖等組成，寒武系碳酸鹽巖夾碎屑巖總厚度約1050 m，第四系覆蓋層下巖溶較發(fā)育.奧陶系印渚埠組岀露于湍口盆地北西部，巖性以深灰色鈣質(zhì)頁(yè)巖和青灰色鈣質(zhì)泥巖為主，總厚度1119 m.

第四系全新統(tǒng)沖積亞砂土、砂礫石層，結(jié)構(gòu)松散，具上細(xì)下粗二元結(jié)構(gòu)，底部為黏土夾碎礫石層，總厚約1.5～8.5 m，淺部巖溶發(fā)育處可超過(guò)10 m.山麓溝谷地帶尚有坡洪積亞黏土夾礫石層分布，厚約2～4 m.

湍口東南部尚有燕山晚期花崗閃長(zhǎng)巖體侵入，巖體表部風(fēng)化強(qiáng)烈，與圍巖接觸界線清晰，接觸帶局部角巖化.

1.2 構(gòu)造

勘查區(qū)位于潛復(fù)向斜的河橋背斜與上周家向斜轉(zhuǎn)折帶，斷裂構(gòu)造發(fā)育，主要有北北東、北東向、東西向、南北向及北西向斷裂復(fù)合交接(圖1).其中北北東-北東向湍口斷裂帶(F1)由3條平行的壓性斷裂構(gòu)成，長(zhǎng)約7 km，斷裂破碎帶寬約100～150 m，帶內(nèi)巖石硅化，糜棱巖、角礫巖和斷層泥發(fā)育，鳳凰山腳處見閃長(zhǎng)巖脈侵入.在湍口盆地內(nèi)被第四系沉積物覆蓋，且被北西向朱里坑斷裂(F2)切錯(cuò).該斷裂帶經(jīng)物探證實(shí)其走向?yàn)楸北睎|25°～30°，傾向北西，傾角70°以上.朱里坑斷裂(F2)與湍口斷裂生成期次相同，并與之配套.走向北西320°～330°，傾向北東，傾角80°～85°，斷裂長(zhǎng)約3 km，破碎帶寬約10 m，兩盤地層為中、上寒武統(tǒng)和下奧陶統(tǒng)，地貌表現(xiàn)明顯，多為北西西向溝谷.該斷裂沿入盆地內(nèi)部，其南東端止于盆地邊緣.

1、震旦系 2、寒武系 3、奧陶系 4、第四系 5、地層界限6、斷層及產(chǎn)狀(F1湍口斷裂帶 F2朱里坑斷裂帶) 7、褶皺編號(hào)(①河橋背斜 ②上周家向斜)圖1 湍口地區(qū)構(gòu)造體系圖

1.3 熱水賦存條件

湍口盆地內(nèi)熱水所屬地下水類型為覆蓋型巖溶水，主要賦存在中上寒武紀(jì)泥質(zhì)灰?guī)r的溶蝕裂隙及溶洞中，目前鉆孔的勘探深度在100～650 m之間，巖溶發(fā)育下限為350 m，深部構(gòu)造裂隙不發(fā)育或被方解石充填，富水性貧乏.湍口熱水具有微承壓性，原始水位較孔隙潛水高，兩者之間無(wú)明顯水力聯(lián)系.

決策樹模型是目前藥物經(jīng)濟(jì)學(xué)評(píng)價(jià)較為成熟的決策分析模型之一，其特點(diǎn)是不考慮時(shí)間因素，根據(jù)相關(guān)臨床事件發(fā)生的邏輯順序構(gòu)建模型結(jié)構(gòu)和指標(biāo)，但是不詳述臨床事件在哪個(gè)時(shí)間點(diǎn)上發(fā)生，一般用于病情不太復(fù)雜的疾病［10］。本研究基于臨床試驗(yàn)結(jié)果，通過(guò)構(gòu)建決策樹模型，采用決策樹模型分析軟件Treeage Pro 2011，從全社會(huì)的角度，進(jìn)行芪骨膠囊與仙靈骨葆膠囊治療原發(fā)性骨質(zhì)疏松癥患者的成本效果分析，以評(píng)估兩種治療方案的經(jīng)濟(jì)性。

盆地內(nèi)水溫及水化學(xué)異常的井、孔以及泉點(diǎn)等集中分布在湍口斷裂帶以西，面積0.45 km2，均在湍口斷裂帶上盤.湍口斷裂帶與朱里坑斷裂交匯處揭露的鉆孔初始井溫、水位異常較其它地區(qū)高[1]，推測(cè)兩組斷裂交匯部位為熱礦水上升的良好通道.長(zhǎng)期開采后，湍口盆地內(nèi)地?zé)岙惓｜c(diǎn)、井、泉水質(zhì)和溫度趨于一致(表1)，說(shuō)明湍口斷裂帶以西淺部巖溶發(fā)育，溝通程度好.

湍口熱水為深部地?zé)崴谂璧貎?nèi)受湍口斷裂帶的阻隔，沿?cái)嗔褞鄬?duì)破碎部分向上運(yùn)移，在湍口斷裂帶上盤與淺部巖溶水混合形成的(見圖2).湍口盆地淺部中上寒武紀(jì)泥質(zhì)灰?guī)r巖溶裂隙發(fā)育，連通性好，是熱水良好的儲(chǔ)層，上覆8～12 m厚第四系構(gòu)成了相對(duì)隔水層，不僅阻隔了全新統(tǒng)孔隙潛水及地表水的向下滲透和補(bǔ)給，而且也阻擋了覆蓋型巖溶水向上排泄，只在局部薄弱地段以泉的形式排泄，如蘆荻泉.湍口熱水主要依靠規(guī)模宏大的巖溶帶儲(chǔ)存資源和側(cè)向補(bǔ)給資源.

2 熱水水文地球化學(xué)特征

2.1 熱礦水水化學(xué)特征

本次工作2014年、2015年分別對(duì)溫2、溫6、CK5-1進(jìn)行了取樣分析，并搜集了湍口盆地內(nèi)臨19、臨134-1(泉)、溫2、溫6、CK5歷年來(lái)的水質(zhì)分析資料[1-2]，部分水化學(xué)分析結(jié)果見表1.

根據(jù)表1，湍口盆地?zé)崴鶠榈蜏責(zé)崴Y源，水溫29℃～31℃.熱水的pH值6.7～7.5，為中性水，總硬度455～523 mg/l，屬于極硬水，溶解性總固體較高，752.30～984.00 mg/l，HCO3-601.00～670.18 mg/l，水化學(xué)類型,為HCO3-Ca型.SiO2含量16～20 mg/l，游離CO2含量現(xiàn)場(chǎng)測(cè)定94.5～347.1 mg/l，鍶含量0.700～1.235 mg/l，均未達(dá)到理療熱礦水水質(zhì)標(biāo)準(zhǔn)中命名礦水濃度要求.

20世紀(jì)80～90年代與2014年、2015年水質(zhì)分析資料顯示，湍口盆地內(nèi)各井游離CO2含量變化較大，主要水質(zhì)指標(biāo)(偏硅酸、鍶、HCO3-、溶解性總固體、總硬度等)略有下降，水溫、水化學(xué)類型未發(fā)生變化，詳見表2.

圖2 湍口礦泉水及低溫?zé)崴纬赡Ｊ绞疽鈭D

表1 湍口盆地水質(zhì)分析成果簡(jiǎn)表

編號(hào)Na+Ca2+Mg2+K+HCO3-Cl-SO42-臨19220016430146040062540—80臨134-1210015150262740063436319240溫2248015930213038066510—60溫6201016351253340066699142110溫6200018796252240067018142110

續(xù)表1 湍口盆地水質(zhì)分析成果簡(jiǎn)表

編號(hào)Na+Ca2+Mg2+K+HCO3-Cl-SO42-溫6207014978283742065505142110CK518321765610024366638001460溫219801660018804906030004197溫619901630019004976200003599溫618601660018804626010004186溫619601620018705096340004188溫621201540017205036080011092CK5-119501650018304366010022096

續(xù)表1 湍口盆地水質(zhì)分析成果簡(jiǎn)表

編號(hào)F-SiO2游離CO2Sr溶解性總固體pH溫度/℃取樣日期臨190402004540—858706902931983-11-07臨134-106020016508—88414——1993-05-26溫20401604030—897007502951984-03-01溫60602000334391235913357503101992-10-06溫60602000328040758921786703101993-01-04溫60602000347110920892426703101993-05-07CK5060200296300972984006703101992-07-02溫20571862150000730843007253002014-06-12溫6057186994500730857007413102014-06-12溫60571854125000740838007003102014-06-19溫60601846183000700869007023102014-06-26溫60581846162000770836006883102015-03-24CK5-1054177157000770838006732932014-04-01

注：1、濃度單位為mg/l；2、游離CO2粗體表示現(xiàn)場(chǎng)測(cè)定，其余為試驗(yàn)室測(cè)定.

表2 1992年與2014年溫6井主要水質(zhì)指標(biāo)對(duì)比表

項(xiàng)目20世紀(jì)80～90年代2014—2015年水溫/℃293～310293～310pH67～75673～741溶解性總固體/(mg·l-1)85870～92178836～857HCO3-/(mg·l-1)62540～67018603～634總硬度523485水化學(xué)類型HCO3-Ca型HCO3-Ca型SiO2/(mg·l-1)201770～1869游離CO2/(mg·l-1)29630～34711945～183．0鍶/(mg·l-1)0758～1235070～077

表3 地表水、淺部巖溶水和熱礦水水溫、水質(zhì)對(duì)比表(mg/l)

類型地表水淺部巖溶水(常溫)熱水(淺部巖溶水和深部熱水混合后)溶解性總固體185～192236～286836～921HCO3110～113156～239603～670總硬度(以CaCO3計(jì))108～122134～207>450

續(xù)表3 地表水、淺部巖溶水和熱礦水水溫、水質(zhì)對(duì)比表(mg/l)

類型地表水淺部巖溶水(常溫)熱水(淺部巖溶水和深部熱水混合后)SiO2812812177～200游離CO243～8551～1281945～3470Sr007～010008～018071～124水化學(xué)類型HCO3-CaNaHCO3-CaHCO3-Ca水溫/℃水溫變化較大18～20293～310

注：游離CO2含量?jī)H取現(xiàn)場(chǎng)測(cè)試數(shù)據(jù).

湍口盆地?zé)岬V水與地表水及淺部巖溶水水質(zhì)存在顯著不同，CO2、鍶、SiO2、溶解性總固體等含量顯著提高(見表3)，而水化學(xué)類型與淺部巖溶水一致，推斷與冷熱水混合有關(guān)，特殊組分與深部熱礦水關(guān)系密切，水化學(xué)類型與淺部圍巖巖性有關(guān).另外，盆地內(nèi)的熱水較常溫巖溶水富含CO2，這些CO2對(duì)巖石中礦物有較強(qiáng)的增溶能力，使圍巖中的CaCO3、MgCO3迅速溶解，使水中Ca2+、Mg2+、HCO3-含量增高，遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于常溫巖溶水含量.

3 熱儲(chǔ)溫度估算

3.1 地?zé)釡貥?biāo)估算熱儲(chǔ)溫度

在地?zé)嵯到y(tǒng)中，特別是高溫地?zé)嵯到y(tǒng)中，水溶液和礦物趨于平衡狀態(tài)，利用這個(gè)特性可以預(yù)測(cè)深部熱儲(chǔ)的溫度，即地?zé)釡貥?biāo)方法[3].目前地?zé)釡貥?biāo)方法主要有二氧化硅溫標(biāo)、陽(yáng)離子地?zé)釡貥?biāo)、同位素地?zé)釡貥?biāo)和氣體溫標(biāo)四大類[4].使用地?zé)釡貥?biāo)的基本前提是作為地?zé)釡貥?biāo)的某種溶質(zhì)或氣體和熱儲(chǔ)中礦物達(dá)到了平衡狀態(tài)，必須研究熱水和礦物的平衡狀態(tài)以檢驗(yàn)地?zé)釡貥?biāo)方法的可靠性[5].本文采用Na-K-Mg三角圖解法[6]和飽和指數(shù)法判斷水巖平衡狀態(tài)[3,5]

根據(jù)水化學(xué)分析數(shù)據(jù)的Na-K-Mg三角圖(見圖3)，所有的熱水點(diǎn)均落在Mg1/2附近，屬于未成熟水，分析與冷熱水混合有關(guān)，不能用陽(yáng)離子溫標(biāo)估算熱儲(chǔ)溫度[3].

利用phreeqc[7]計(jì)算各水樣點(diǎn)石英、玉髓、α-方英石礦物的飽和指數(shù)，計(jì)算結(jié)果表明(見表4)，沒(méi)有一個(gè)水樣的礦物飽和指數(shù)等于0，玉髓、α-方英石飽和指數(shù)均小于0，處于非飽和狀態(tài)，石英飽和指數(shù)大于0，處于過(guò)飽和狀態(tài)，無(wú)法用SiO2溫標(biāo)直接計(jì)算熱儲(chǔ)溫度[5].玉髓較石英飽和指數(shù)更接近0，根據(jù)玉髓溫標(biāo)[5]，可估算該地?zé)醿?chǔ)溫度范圍23℃～64℃，結(jié)合湍口盆地地?zé)岬刭|(zhì)背景，熱儲(chǔ)溫度范圍應(yīng)在31℃～64℃.

表4 各水樣點(diǎn)石英、玉髓、α-方英石礦物的飽和指數(shù)及計(jì)算熱儲(chǔ)溫度

編號(hào)臨19溫2溫6溫6溫6CK5溫2溫6溫6溫6溫6CK5-1取樣時(shí)間1983-11-71984-3-11992-10-61993-1-41993-5-71992-7-22014-6-122014-6-122014-6-192014-6-262015-3-242014-4-1飽和指數(shù)SI玉髓-009-019-011-011-011-011-013-014-014-014-014-014石英03302303030303029027027027027028α-方英石-091-101-093-093-093-093-095-096-096-096-096-097熱儲(chǔ)溫度玉髓314230314314314314286287284283283267石英63455363463463463460860960660560559

3.2 基于混合模型的熱儲(chǔ)溫度估算

由于湍口熱水受到淺部冷水的混合作用影響，不能用地?zé)釡貥?biāo)估算熱儲(chǔ)溫度，可以通過(guò)建立混合模型來(lái)估算深部的熱儲(chǔ)溫度[8-9].該模型假設(shè)：熱水在混合后沒(méi)有傳導(dǎo)冷卻，混合前后沒(méi)有SiO2的沉淀，地下深處熱水的溶解態(tài)SiO2處于飽和狀態(tài)，SiO2含量只受石英溶解度的控制，冷熱水摻合過(guò)程中導(dǎo)致深部水的初焓和SiO2含量降到泉水終焓和SiO2含量，從而建立方程：

(1)

(2)

式中：Sc為地下冷水的焓(J/g)；Ss為泉水的終焓(J/g.100℃以下的飽和水焓等于水的攝氏溫度數(shù)；100℃以上時(shí)，溫度與飽和水焓的關(guān)系可從表5中查處)；Sh為深部熱水的初焓(J/g)；ρc,SiO2為地下冷水的SiO2質(zhì)量濃度(mg/l)；ρs,SiO2為泉水的SiO2質(zhì)量濃度(mg/l)；ρh,SiO2為深部熱水的初始SiO2質(zhì)量濃度(mg/l)；X為地下冷水混合比例.

表5 熱水溫度、焓以及SiO2質(zhì)量濃度之間的關(guān)系

t/℃S/(41868J·g-1)ρc，SiO2/(mg·l-1)50500135757502661001001480125125180015015101250175177018502002036265022523093650250259248602752890614030032106920

圖3 水樣的Na-K-Mg三角圖

將不同溫度的焓和SiO2的質(zhì)量濃度分別代入(1)、(2)中，求出一系列的X1和X2，繪制冷水混合比例X與深部熱水溫度的曲線圖(圖4)，X1和X2曲線的交點(diǎn)即為所求深部較為準(zhǔn)確的溫度值.根據(jù)該模型估算湍口地區(qū)深部熱儲(chǔ)溫度范圍為150℃～200℃，冷水混入比例為93%～96%，冷水混入比例是相當(dāng)高的.

基于混合模型計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度與SiO2地?zé)釡貥?biāo)估算的熱儲(chǔ)溫度范圍相差很大，表明了該處存在冷水混合.混合淺層低于SiO2濃度的冷水，使溫泉中SiO2含量低于本來(lái)深部熱儲(chǔ)中SiO2的含量，直接套用地?zé)釡貥?biāo)公式，必然會(huì)產(chǎn)生計(jì)算結(jié)果低于深部熱儲(chǔ)內(nèi)部的實(shí)際溫度[10]，因此，SiO2地?zé)釡貥?biāo)估算的熱儲(chǔ)溫度為冷熱水混合后淺部熱儲(chǔ)的溫度，混合模型計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度更接近于深部熱儲(chǔ)實(shí)際溫度.

4 熱水特征組分變化原因分析

根據(jù)水化學(xué)分析資料，湍口盆地內(nèi)主要熱水井游離CO2含量變化較大，偏硅酸、鍶、HCO3-、溶解性總固體、總硬度等含量略有下降.

根據(jù)溫6井抽水試驗(yàn)資料(見表6)，2014年、2015年溫6井涌水量較1992年、1993年有明顯增長(zhǎng)，反映在圖4上，溫6、溫2井冷水混入比例均有增長(zhǎng).分析認(rèn)為，主要特征組分指標(biāo)下降和盆地內(nèi)淺部巖溶水水量增大，深部頂托補(bǔ)給熱礦水比例降低，稀釋了深部熱礦水的特征組分有關(guān).根據(jù)溫6井抽水試驗(yàn)資料，湍口盆地內(nèi)熱水中淺部巖溶水水量增大在200 m3左右，但混入淺部巖溶冷水比例的增長(zhǎng)卻不大，小于1%，因此對(duì)各特征組分的稀釋也很有限，各組分含量?jī)H是略有下降，仍保持在動(dòng)態(tài)穩(wěn)定的范圍內(nèi).而游離CO2含量變化卻很大，變化比例在50%以上.形成碳酸水的原因有三，一是大氣滲入和生物成因；二是由巖漿直接分異產(chǎn)生；三是變質(zhì)作用，主要是深部熱源造成含碳酸鹽礦物巖石變質(zhì)產(chǎn)生[11-12].第一種成因形式主要發(fā)生在油田地區(qū)的地下水，根據(jù)湍口礦泉水區(qū)地質(zhì)條件，后兩種成因都是有可能的，說(shuō)明CO2主要是深部起源，沿深大斷裂運(yùn)移富集在湍口盆地內(nèi)，但目前CO2氣體的生成源已經(jīng)消失[13-14]，多年井采使盆地內(nèi)良好的蓋層缺失，CO2逸散是游離CO2含量降低的主要原因.

圖4 各井深部熱水溫度與混合冷水比例圖

表6 湍口溫6井抽水試驗(yàn)成果簡(jiǎn)表

試驗(yàn)時(shí)間靜水位埋深/m降深/m涌水量/(m3·d-1)單位涌水量/(m3·d-1·m-1)19921427071089715414199310192412192131932014101915142301555220151019421416015032

5 熱水成因分析

根據(jù)上述分析，湍口熱水主要接收淺部巖溶水側(cè)向補(bǔ)給，比例在93%～96%，深部熱礦水補(bǔ)給僅占4%～7%.常溫水大量混入稀釋了深部熱礦水的特征組分，致使湍口盆地內(nèi)已有熱水化學(xué)成分均未達(dá)到理療熱礦水命名礦水濃度標(biāo)準(zhǔn)，同時(shí)也使地?zé)崃黧w中礦物處于非飽和狀態(tài)，繼續(xù)與周圍的巖石發(fā)生水-巖反應(yīng)，進(jìn)行物質(zhì)和能量的交換.CO2溶于水，促進(jìn)碳酸鹽巖礦物的水解及化學(xué)反應(yīng)，是淺部熱水與常溫巖溶水水質(zhì)盆地內(nèi)的熱水Ca2+、Mg2+、HCO3-含量較常溫巖溶水高的主要原因.

根據(jù)混合模型計(jì)算，深部熱儲(chǔ)溫度在150℃以上，地?zé)嵩鰷靥荻劝?℃/100 m計(jì)算，熱水循環(huán)深度在4 km以上.而深部來(lái)源CO2的存在一般認(rèn)為是和區(qū)域大斷裂(或深斷裂)有關(guān).[15]2008年5月28日汶川地震前四五天，臨19地震觀測(cè)井連續(xù)記錄到井水溫度升高，最高升高10℃，即井水溫度可能達(dá)到40℃(資料記錄現(xiàn)存杭州市地震辦公室)[16].這些跡象都表明湍口地?zé)峥氐V斷裂帶切割深度大、空間延伸遠(yuǎn)，尋找深部熱礦水，阻隔淺部地表水，湍口地區(qū)地?zé)豳Y源勘查的潛力依然很大.

6 結(jié)論

(1)湍口盆地?zé)崴鶠榈蜏責(zé)崴Y源，水溫29.5℃～31℃，溶解性總固體較高，硬度大，水化學(xué)類型均為HCO3-Ca型.SiO2、游離CO2、鍶含量較高，但均未達(dá)到理療熱礦水水質(zhì)標(biāo)準(zhǔn)中命名礦水濃度要求.

(2)根據(jù)SiO2溫標(biāo)計(jì)算淺部熱儲(chǔ)(冷水混入后含水層)溫度為31℃～63.4℃，混合模型計(jì)算湍口盆地深部熱儲(chǔ)溫度為150℃～200℃，冷水混入比例為93%～96%.混合模型的計(jì)算有嚴(yán)格的假設(shè)要求，結(jié)果可用于定性分析湍口盆地內(nèi)地?zé)岬刭|(zhì)條件.

(3)近年來(lái)，湍口熱水中受淺部冷水混入量增大，稀釋深部地?zé)崴?，造成熱水中特征組分含量略有下降，但稀釋比例有限，游離CO2含量變化較大主要受長(zhǎng)期開采情況下蓋層破壞游離CO2逸散影響.

(4)湍口盆地內(nèi)存在溫度高、水質(zhì)滿足理療熱礦水水質(zhì)標(biāo)準(zhǔn)的地?zé)豳Y源.下一步工作要加強(qiáng)對(duì)深部熱儲(chǔ)層及導(dǎo)水構(gòu)造的研究，并注意隔絕淺部冷水層.

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(責(zé)任編輯 魯越青)

Hydrogeochemistry Characteristics of Geothermal Resources in Tuankou Basin of Zhejiang

Lv Qing Mao Guanhui Wang Xiaolong

(Zhejiang Institute of Hydrogeology and Engineering Geology, Ningbo, Zhejiang 315000)

Through the analysis of the hydrogeochemistry characteristics of the hot spring in the Tuankou basin, the reservoir temperature, the proportion of hot and cold water and the reasons for the change of characteristic components were discussed. The SiO2scale and a mixed model are respectively used to calculate the temperature of shallow heat reservoir (water mixed aquifer) and that of deep reservoir: the former is 31℃～63.4℃ and the latter 150℃～200℃. The cold water mixing ratio is 93%～96%. There is a slight decrease in the content of the characteristic components in hot water, which is related to the increase of shallow karst water and dilution of deep hot spring with a limited dilution ratio. The changes of free CO2content is mainly affected by the long-term exploitation of case cover damage.

Tuankou basin; geotherm; hydrogeochemistry; reservoir temperature

10.16169/j.issn.1008-293x.k.2017.07.003

P5

A

1008-293X(2017)07-0012-09

2017-01-11 作者簡(jiǎn)介：呂 清(1988- )，女，浙江樂(lè)清人，浙江省水文地質(zhì)工程地質(zhì)大隊(duì)工程師，研究方向：地?zé)岬?質(zhì)及礦泉水勘查工作.