豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽锍梢驒C(jī)制分析

詹亞輝 王現(xiàn)國(guó) 錢建立 高曉 黃學(xué)謙

摘要：豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽餆醿?chǔ)資源較為豐富，區(qū)內(nèi)熱儲(chǔ)層有新近系明化鎮(zhèn)組熱儲(chǔ)層、新近系館陶組熱儲(chǔ)層及寒武系、奧陶系碳酸鹽巖巖溶裂隙熱儲(chǔ)層。應(yīng)用同位素水文地球化學(xué)方法，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造條件，對(duì)地?zé)崽锍梢驒C(jī)制進(jìn)行了系統(tǒng)研究，結(jié)果表明：研究區(qū)地溫場(chǎng)主要受地殼深部結(jié)構(gòu)、地質(zhì)構(gòu)造以及地層巖性結(jié)構(gòu)控制，同時(shí)受邊界斷裂導(dǎo)熱以及地下水活動(dòng)等因素影響；該地?zé)崽锏責(zé)崴疁囟绕?，最高約為58℃，屬于低溫地?zé)嵯到y(tǒng)，區(qū)內(nèi)地?zé)崃黧w的氫氧同位素投影基本落在當(dāng)?shù)赜晁€上，表明地?zé)崃黧w來源于大氣降水；地?zé)崴年栯x子以Na+為主，陰離子以Cl-和S042-為主，地?zé)崴疄镃l-Na、SO4-Na、SO4+Cl-Na型水；研究區(qū)地?zé)崴畞碓从谖鞑可絽^(qū)的大氣降水，地?zé)崴男纬赡挲g為1.6萬～3.2萬a。

關(guān)鍵詞：地?zé)崽?；同位素；熱?chǔ)層；水化學(xué)特征；豫北內(nèi)黃凸起

中圖分類號(hào)：P314.1 文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A doi：10.3969/j.issn.1000-1379.2018.09.017

與傳統(tǒng)能源相比地?zé)崮苁且环N清潔的可再生能源，地下熱水作為地?zé)崮艿闹饕d體，其開發(fā)與利用力度逐步加大[1]。要實(shí)現(xiàn)地下熱水的可持續(xù)開發(fā)利用，必須查明地?zé)豳Y源的成因機(jī)制。目前國(guó)內(nèi)對(duì)于地?zé)豳Y源的成因機(jī)制研究方法已較為成熟[2]，同位素水文地球化學(xué)方法應(yīng)用較多[3]。豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽镩_發(fā)利用地?zé)崴_始于20世紀(jì)80年代，先后開鑿深千米左右的地?zé)峋?0余眼，多數(shù)地?zé)峋疁囟葹?2～56℃，地?zé)崴畯V泛應(yīng)用于醫(yī)療、洗浴、游泳等方面，部分用于礦泉水開發(fā)及供暖，其熱儲(chǔ)資源較為豐富[4]。河南省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第五地質(zhì)勘查院、第二地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查院曾對(duì)豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽镞M(jìn)行了地?zé)豳Y源調(diào)查與評(píng)價(jià)，對(duì)豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽锏刭|(zhì)條件和地?zé)崃黧w賦存環(huán)境有了整體認(rèn)識(shí)。在前人研究的基礎(chǔ)上，結(jié)合豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽锏刭|(zhì)構(gòu)造背景，筆者通過分析地?zé)崴乃瘜W(xué)和同位素特征，提出豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽锏某梢驒C(jī)制，以期為可持續(xù)開發(fā)利用豫北地區(qū)地?zé)崽锾峁┲笇?dǎo)。

1 研究區(qū)概況

1.1 地質(zhì)構(gòu)造特征

研究區(qū)屬華北地層大區(qū)，華北平原地層分區(qū)豫北小區(qū)，地層具有明顯變質(zhì)巖基底和沉積巖蓋層，為典型的臺(tái)型沉積。地表廣為第四系覆蓋，其余地層為隱伏地層或零星出露。地層自下而上分布有太古界、元古界、寒武系、奧陶系、石炭系、二疊系、白堊系、古近系、新近系、第四系等。

研究區(qū)邊緣為斷裂所圍限，湯東斷裂、長(zhǎng)垣大斷裂、焦作一商丘深斷裂共同控制著地層分布。研究區(qū)內(nèi)斷裂不發(fā)育，多為近北東向小斷裂，主要代表為北部近東西向安陽斷裂及北東向南樂斷裂。研究區(qū)地溫場(chǎng)主要受地殼深部結(jié)構(gòu)、地質(zhì)構(gòu)造和地層巖性結(jié)構(gòu)控制，同時(shí)受邊界斷裂導(dǎo)熱和地下水活動(dòng)等因素影響。

1.2 熱儲(chǔ)層特征

豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽镂挥诤幽鲜↑S河以北平原區(qū)，華北盆地邊緣，分布有低溫地?zé)崃黧w，巨厚的新生界沉積及其覆蓋下的下古生界奧陶系、寒武系形成良好的地下水熱儲(chǔ)層。地形西高東低，西部北高南低，東部南高北低，地面標(biāo)高為40～250m。熱儲(chǔ)以層狀熱儲(chǔ)為主，根據(jù)所屬地層時(shí)代及儲(chǔ)水介質(zhì)特征，可分為新近系碎屑巖孔隙熱儲(chǔ)層、古近系碎屑巖孔隙裂隙熱儲(chǔ)層和寒武系、奧陶系碳酸鹽巖巖溶裂隙熱儲(chǔ)層。第四系埋深淺、水溫低，形成熱儲(chǔ)蓋層。

新近系碎屑巖孔隙熱儲(chǔ)層根據(jù)其含水介質(zhì)巖性、厚度及地層時(shí)代劃分為新近系明化鎮(zhèn)組、新近系館陶組[5]。新近系明化鎮(zhèn)組在?？h火龍崗一帶直接出露地表，其余地區(qū)頂板埋深0～350m，底板埋深258～1730m，含水介質(zhì)巖性主要為粉砂巖、細(xì)砂巖及中細(xì)砂巖，局部地區(qū)分布礫巖或夾礫粗砂巖，砂巖層數(shù)較多，有17～81層，單層厚度1.5～37.0m，總厚度205.9～381.5m，熱儲(chǔ)厚度占地層厚度的25%～55%，熱儲(chǔ)層孔隙度為30%～40%，單孔涌水量為720～1440m3/d，地?zé)崴疁貫?5～52℃。新近系館陶組頂板埋深1000～1400m，向東南方向逐漸加深；底板埋深1000～2200m，由隆起區(qū)向長(zhǎng)垣縣惱里一帶逐漸加深。含水介質(zhì)巖性主要為細(xì)砂巖，底部為含礫砂巖與砂礫巖。含水介質(zhì)有18～25層，單層厚度1.2～13.1m，總厚度124.3～155.1m，熱儲(chǔ)層占地層總厚度的32.4%～67.2%，涌水量一般為840～2600m3/d，水溫為46～50℃。古近系碎屑巖孔隙裂隙熱儲(chǔ)層頂板埋深800～2414m，巖性以厚層中砂巖和中細(xì)砂巖為主，熱儲(chǔ)層累計(jì)厚度260m左右，含水層滲透性較好，單井開采能力為50～60m3/h，熱儲(chǔ)溫度最高為58℃。寒武系、奧陶系碳酸鹽巖巖溶裂隙熱儲(chǔ)層頂板埋深781～2170m，最大揭露厚度597m，未見底，熱儲(chǔ)層巖性以灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r為主，受構(gòu)造控制，其裂隙、溶隙、溶洞發(fā)育程度不同，富水性不均，在構(gòu)造帶附近，裂隙、溶隙發(fā)育，富水性較好。

1.3 大地?zé)崃鞣植继卣?/p>

根據(jù)收集到的研究區(qū)及其周邊大地?zé)崃髦悼梢钥闯觯捍蟮責(zé)崃髦底畹蜑?0.0mW/m2，最高為79.5mW/m2，平均為59.771 mW/M2[6]，與華北盆地大地?zé)崃髦担?8.6mW/m2）相當(dāng)，但低于我國(guó)大陸整體的平均熱流值（約63mW/m2）。華北盆地內(nèi)部凸起區(qū)熱流值高于斷陷區(qū)：內(nèi)黃縣城大地?zé)崃髦禐?4.19mW/m2，高于地處湯陰斷陷的安陽—湯陰一帶的熱流值，構(gòu)造發(fā)育部位熱流值相對(duì)較高。

2 地?zé)岢梢驒C(jī)制研究

2.1 取樣與測(cè)試

對(duì)研究區(qū)地?zé)峋?、常溫水井及地表水、大氣降水分別進(jìn)行采樣，主要采樣點(diǎn)分布見圖1。用于D（氘）、18O和T（氘）分析的水樣經(jīng)0.45μm的微孔濾膜過濾后直接裝人50mL聚乙烯瓶中；用于13C和14C分析的水樣經(jīng)過處理和萃取后裝入聚乙烯瓶中；用于87Sr/86Sr分析的水樣經(jīng)0.45μm的微孔濾膜過濾后直接裝入50mL聚乙烯瓶中，并向水樣中加人優(yōu)級(jí)純硝酸至其pH值小于2，然后密封待測(cè)。δD和δ18O采用MAT-253穩(wěn)定同位素比質(zhì)譜儀測(cè)定，δ13C將樣品轉(zhuǎn)化成CO2采用MAT-253穩(wěn)定同位素比質(zhì)譜儀測(cè)定，T和14C采用Quantulus 1220液閃譜儀測(cè)定，87Sr/86S的分析采用MAT-261熱電離固體質(zhì)譜計(jì)測(cè)定。

2.2 水化學(xué)特征

采集水樣的地?zé)徙@孔深度為1200～1800m，水溫為40～55℃，取水層主要為新近系。研究區(qū)地?zé)崴畼悠返膒H值為7.51～8.41，呈微堿性；大氣降水和地表水的pH值約為8.00；常溫地下水（淺層地下水）的pH值為7.64～8.10。地?zé)崴?、常溫地下水、大氣降水、地表水的pH值沒有明顯差異。地?zé)崴目側(cè)芙夤腆w（TDS）含量一般比淺層地下水的大，地?zé)崴甌DS含量最大為8166.29mg/L，大部分大于1500mg/L，為微咸水；淺層地下水TDS含量最大為2200.99mg/L，但大部分小于1000mg/L，為淡水。將采集水樣按其主要組分K+、Na+、Ca2+、Mg2+、SO42-、Cl-、HCO3-的毫克當(dāng)量百分比投影到Piper三線圖（見圖2）上，對(duì)其水化學(xué)類型進(jìn)行分析。

從水化學(xué)類型來看：地?zé)崴年栯x子以Na+為主，陰離子以Cl-和SO42-為主，地?zé)崴疄镃l-Na、SO4-Na、SO4+Cl-Na型水；常溫地下水的陽離子以Na+、Ca2+、Mg2+為主，陰離子以Cl-和HCO3-為主，常溫地下水為HCO3-Na、HCO3-Ca+Mg、HCO3+Cl-Na型水；地表水和大氣降水為HCO3-Na、HCO3+Cl-Na型水。

地?zé)崴刑卣髟兀ㄒ姳?），可溶性SiO2含量尤其高，最高為50.780mg/L，另外B含量最高為1.38mg/L，Sr含量最高為13.78mg/L，Li含量最高為0.77mg/L，這些特征元素的含量明顯高于一般常溫地下水和地表水的。

對(duì)地?zé)崴瓾、O、C、S、Sr的穩(wěn)定同位素組成進(jìn)行分析，同時(shí)對(duì)放射性同位素T和14C進(jìn)行測(cè)定，見表2。地?zé)崴摩?4S值較大，最大為2.73%，平均為2.218%，而地表水的δ34S值為1.03%，大氣降水的δ34S值為0.55%，說明地?zé)崴牧騺碓床煌诘乇硭痛髿饨邓?，含水層中硫酸鹽礦物溶解于地?zé)崴校坏責(zé)崴?7Sr/86Sr值不同于大氣降水的，說明水-巖相關(guān)作用過程中熱儲(chǔ)層礦物的Sr元素溶解進(jìn)入地?zé)崴校坏責(zé)崴摩?3C值明顯大于大氣降水的，說明水-巖相關(guān)作用過程中礦物的C元素溶解進(jìn)入地?zé)崴小?/p>

地?zé)崴摩腄和δ18O值都明顯小于地表水和大氣降水的δD和δ18O值，說明地?zé)崴膩碓床煌诋?dāng)?shù)氐乇硭痛髿饨邓甗7]的。

地?zé)崴碾棵黠@很低，而地表水和大氣降水的氘含量為10TU左右，可見地?zé)崴c地表水和大氣降水有區(qū)別。地?zé)崴话銥?0世紀(jì)50年代核爆前補(bǔ)給的大氣降水[8]。

地?zé)崴?4C表觀年齡為1.6萬～3.2萬a，且地?zé)崴纬蓵r(shí)間越早，表觀年齡越大，其中新近系明化鎮(zhèn)組上部溫水為1.6萬a，新近系明化鎮(zhèn)組下部及館陶組為2.3萬～3.0萬a，奧陶系地?zé)崴疄?.2萬a?？傮w上地?zé)崴葴\層常溫地下水、大氣降水的表觀年齡大，表明是經(jīng)歷了一定徑流時(shí)間的地下水，循環(huán)更新時(shí)間比較緩慢。

2.3 氫氧同位素示蹤地?zé)崴畞碓?/p>

從地表水的氫氧同位素組成來看，基本上都落在當(dāng)?shù)赜晁€上（見圖3），當(dāng)?shù)氐乇硭痛髿饨邓畾溲跬凰亟M成值稍大于地?zé)崴模@示出大氣降水來源特征。地?zé)崴性诋?dāng)?shù)赜晁€左下方，表明地?zé)崴膩碓纯赡鼙容^單一，而且地?zé)崴a(bǔ)給來源的位置高程可能較高。從區(qū)域水文地質(zhì)條件看，西部山區(qū)降水入滲補(bǔ)給是地下水的主要來源，可以推測(cè)地?zé)崴饕?/p>

2.4 水熱系統(tǒng)的熱交換溫度

對(duì)比K-Mg溫標(biāo)和SiO2溫標(biāo)溫度評(píng)估結(jié)果，K-Mg溫標(biāo)T（K-Mg）和SiO2溫標(biāo)T（SiO2）與水樣點(diǎn)T3和T4平均值[（T3+T4）/2]比較接近，和實(shí)測(cè)溫度（水溫）差距不大，具有較高的可信度，見圖4。采用兩種溫標(biāo)的平均值作為區(qū)域水熱系統(tǒng)的熱交換溫度更加接近實(shí)際。針對(duì)內(nèi)黃地區(qū)新近系地層中的水熱系統(tǒng)，熱交換溫度為51.0～68.7℃，平均值為57.7℃。

2.5 水熱系統(tǒng)中的水巖相互作用

將研究區(qū)所采集地下熱水中Na+、K+、Mg+含量投影到三角圖中（見圖5，其中TK-Mg、TK-Na分別為K-Mg溫標(biāo)、K-Na溫標(biāo)），由Na-K-Mg三角圖可以看出，研究區(qū)所有地?zé)崴蓸狱c(diǎn)均靠近右下角頂點(diǎn)處Mg端元，反映出水-巖平衡的溫度較低，地?zé)崴锈c、鉀礦物均未達(dá)到飽和狀態(tài)。也可以說明，經(jīng)深循環(huán)的高溫地?zé)崴跍\層與冷水混合，原本達(dá)到溶解平衡的熱水受到冷水的稀釋變成鈉、鉀礦物不飽和水。地?zé)崴c(diǎn)聚集在Mg端元，說明地?zé)崴竭_(dá)淺層與冷水混合后，Mg達(dá)到了再平衡，進(jìn)一步說明采用K-Mg溫標(biāo)計(jì)算的溫度比較合理。

研究區(qū)地?zé)崴饕V物飽和指數(shù)Si見表3，溶液中溶解SiO2沒有達(dá)到飽和狀態(tài)，玉髓和石英的飽和指數(shù)為-0.5～-0.11。玉髓大致處于飽和狀態(tài)，代表著深部地?zé)崃黧w與淺層冷水的混合溫度。石英的飽和指數(shù)更接近于0，說明石英接近化學(xué)平衡，地?zé)崴性级趸韬吭谘h(huán)中沒有達(dá)到再平衡，原因可能是地?zé)崴谏畲髷嗔阎辛鲃?dòng)的速度較快，在通過冰冷的基巖時(shí)熱量幾乎沒有散失。

鈉長(zhǎng)石、石膏、天青石等SI<-0.5，處于未飽和狀態(tài)；綠泥石、白云石、云母等礦物SI>0.5，處于過飽和狀態(tài)。長(zhǎng)石類礦物、硫酸鹽礦物和鋁硅酸鹽類礦物都未達(dá)到飽和狀態(tài)，說明熱水在與淺層冷水發(fā)生混合后，這類礦物在水中沒有達(dá)到飽和。因此，可以判斷研究區(qū)新近系地?zé)崴嬖谂c淺層常溫地下水混合的問題。

3 結(jié)語

豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽锏販貓?chǎng)主要受地殼深部結(jié)構(gòu)、地質(zhì)構(gòu)造以及地層巖性結(jié)構(gòu)控制，同時(shí)受邊界斷裂導(dǎo)熱和地下水活動(dòng)等因素影響。豫北內(nèi)黃凸起地?zé)崽锏刭|(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，處于多條活動(dòng)斷裂的交匯地帶，斷裂形成的破碎帶為區(qū)域內(nèi)地?zé)崴峁┝肆己玫倪\(yùn)移通道，且上覆較厚第四系松散堆積物蓋層，從而造成地?zé)岙惓?。研究區(qū)地?zé)崴畞碓从谖鞑可絽^(qū)的大氣降水，地?zé)崴挲g為1.6萬～3.2萬a；地?zé)崃黧w的升流通道及熱水上涌過程中可能存在地?zé)崴c上部淺層地下水的混合作用。區(qū)域內(nèi)地?zé)崴稍偕芰τ邢?，而且熱水井密度較大，相互之間干擾較為嚴(yán)重，應(yīng)該合理分配各熱水井的開采時(shí)間和開采量。

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