康定中谷地區(qū)熱儲特征及溫度計算

黃珣，李曉，余中友，陶廣斌

(成都理工大學環(huán)境與土木工程學院，成都 610059)

圖1 研究區(qū)地質圖

熱儲是對流型地熱系統(tǒng)的重要組成部分，熱儲溫度是評價地熱資源開發(fā)潛力的重要依據，地熱流體在上升過程中，壓力、溫度、滯留時間、淺層冷水的混合都是影響熱儲溫度計算的重要因素。Fournier和Truesdell通過研究地熱流體中SiO2、陽離子溶解平衡與溫度、壓力之間的關系，提出了采用SiO2溫標與陽離子溫標計算深部熱儲的方法，這也是目前最常用的兩種計算熱儲溫度的方法。Giggenbach隨后創(chuàng)立了Na-K-Mg等一系列三角圖，以此判斷地熱流體的物質來源。Reed等在此基礎上提出了采用多礦物平衡法計算熱儲溫度的觀點。龐忠和等針對Al在水化學數據中經常缺失和檢測出錯等情況，引入了Fix-Al方法修正Q/K圖，使計算結果更加接近實際情況。Truesdell，F(xiàn)ournier等人基于SiO2溶解度與熱水焓值的關系，提出了熱水混合模型，該模型不僅能計算冷水的混合比例，還能估算熱儲溫度，對研究熱水形成、熱儲溫度有重要意義。

了解中谷水熱活動區(qū)的熱儲特征及熱儲溫度對于合理開發(fā)利用鮮水河斷裂帶的地熱資源具有重要意義。趙慶生等(1984)利用混合模型計算了康定至道孚的水熱活動區(qū)熱儲溫度，并認為存在上下兩層相對封閉熱儲，康定榆林地區(qū)屬于上層熱儲；此外龐忠和等(2017)通過Fix-Al方法計算了康定中谷及榆林河地熱田的熱儲溫度，并認為榆林河地熱田的開發(fā)潛力大過康定中谷地區(qū)。卞躍躍等(2018)采用SiO2溫標計算出康定榆林地區(qū)熱儲溫度為192 ℃～288 ℃。

然而在實際運用中，計算溫度與實際溫度經常存在偏差，這與實際的地質背景、水文地質條件以及不同地熱溫標的適用范圍有關。本次研究利用康定中谷地熱活動區(qū)地熱鉆孔資料、地熱井水及溫泉的水化學數據，分析了中谷水熱活動區(qū)的熱儲特征，并采用不同方法對中谷水熱活動區(qū)熱儲溫度進行了計算并做出對比分析。

1 研究區(qū)概況

中谷水熱活動區(qū)位于康定市以北約20 km的雅拉鄉(xiāng)中谷村境內，由棲木沱向北，沿瓦廠上、中谷村、大蓋-直延伸至大龍布溝。由雅拉雪山發(fā)源而來的雅拉河為區(qū)內的主要水系，雅拉河東岸坡面較為平緩，其支流主要發(fā)育于東岸，西岸山勢較為陡峭，僅發(fā)育有較小的溪流。

研究區(qū)的溫泉主要分布于瓦廠上至龍布溝之間約8 km的雅拉河谷地中，泉眼多出露于河漫灘與階地上。瓦廠上出露的溫泉分布于雅拉河東岸，其中部分泉眼被開發(fā)利用，中谷村溫泉分布較為密集，雅拉河東西兩岸均有分布，西岸分布有若干泉群，每個泉群有若干泉眼；大蓋、龍布的溫泉多分布于雅拉河西岸，雅拉藥泉位于雅拉河與其支流的交匯處，有較濃的H2S氣味。

2 研究方法

2.1 采樣分析

本次研究區(qū)的水樣采集于2017年5月，共采集熱水水樣9組，樣品采集嚴格按照《地熱資源地質勘查規(guī)范》(GB/T 11615-2010)，同時搜集了中谷水熱活動區(qū)部分典型地熱鉆孔及溫泉水化學數據(表1)。其中ZGC01為河水水樣，ZGQ01～12為溫泉水樣，ZGJ01～04為地熱鉆孔水樣，ZGJ01～03為淺層鉆孔水樣，ZGJ04為1 847 m深的地熱鉆孔水樣，鉆孔井口出水溫度為115 ℃，井底溫度為130 ℃。

表1 水化學數據表

2.2 數據處理

(1) SiO2與陽離子溫標

本次研究采用的SiO2溫標為無蒸汽損失SiO2溫標、最大蒸汽損失在100 ℃SiO2溫標、無蒸汽損失玉髓溫標，陽離子溫標主要采用Na-K、Na-K-Ca、K-Mg溫標。

(2) 多礦物平衡溫標

通過水化學分析數據，計算多種礦物在不同溫度下的飽和指數，多種礦物所收斂的溫度即為熱儲溫度。本次選擇文石、方解石、石英、玉髓、白云石、螢石、鈉長石、鈣長石、綠泥石等15種礦物，采用PhreeQC3.39對數據進行計算，并將計算結果做出Log(Q/K)-T曲線。由于缺少Al的數據，因此采用FixAl法進行平衡重建。

(3) 混合模型

Truesdell，F(xiàn)ournier等(1977)提出了硅-焓混合模型，該模型不僅能定量研究地熱水與淺層冷水的混合比例，還能定量計算地熱水的初始溫度。目前常使用硅-焓圖解法與混合模型法，其中硅焓圖解法是利用石英溶解度曲線及熱水焓值曲線計算混合比例與熱儲溫度；混合模型法是通過混合水中的硅含量來反演混合前處于平衡態(tài)的深部熱水端元的初始條件，進而通過混合模型得出各熱水中X1、X2的值來求解混合比例，具體計算公式如下：

式中，Sh為深部熱水初始焓值；Ss為熱水最終焓值；Sc為冷水焓值；SiO2h為深部熱水的SiO2初始含量；SiO2h為熱水SiO2的最終含量；SiO2h為冷水SiO2含量。

硅-焓圖解法首先需作出石英溶解度曲線，通過冷水的硅焓點與熱水的硅焓點做延長線，求得與石英溶解度曲線的交點，以此計算得出熱水的混合比例。當交點出現(xiàn)異常或無交點時，需考慮蒸汽損失的情況。

3 結果與討論

3.1 水化學特征分析

圖2 Piper圖

圖3 中谷地區(qū)Na-K-Mg三角圖

3.2 溫標法計算結果

表2為各溫標計算出的熱儲溫度，由《西藏地熱》一書中所給出的地熱系統(tǒng)判定條件，研究區(qū)所有點均屬于中溫地熱系統(tǒng)。兩種石英(無蒸汽損失與最大蒸汽損失)溫標計算結果相近，分別為113.44 ℃～152.49 ℃，112.55 ℃～145.51 ℃；玉髓溫標計算結果為84.43 ℃～127.57 ℃，小于石英溫標的計算結果。Log(SiO2)-Log(K2-Mg)對比圖(圖4)可以較好的反應SiO2的形態(tài)，以此來判斷采用何種SiO2溫標更為適合。由圖4可知，ZGQ02、ZGQ05落在石英、玉髓指示線之間，ZGQ03落在玉髓指示附近，其余點均在玉髓指示線以上。玉髓比石英具有更大的表面能，180℃以下主要由玉髓控制SiO2的溶解；而在180℃以上時，SiO2的濃度主要由石英控制。另一方面，以ZGJ04井底溫度作為參照，計算SiO2溫標與實測溫度的相對誤差，玉髓溫標、無蒸汽損失SiO2溫標、最大蒸汽損失SiO2溫標的相對誤差分別為1.87%、17.30%、11.93%。

圖4 Log(SiO2)-Log(K2-Mg)對比圖

通過分析陽離子溫標與SiO2溫標的計算結果，不同溫標計算出的熱儲溫度結果差別較大。雖然Na-K溫標受混合作用影響較小，然而Na-K溫標是在熱水與長石類礦物間離子交換平衡基礎上發(fā)展而來的，而在中、低溫系統(tǒng)中，長石類礦物都難以達到平衡，因此Na-K溫標的計算結果往往會高于實際溫度。Na-K溫標的計算結果為199.96 ℃～265.43 ℃，明顯高于SiO2溫標；K-Mg溫標對于淺層熱儲層的溫度具有較好的指示意義，隨深度的增加，計算結果往往會低于實際溫度，此次K-Mg溫標的計算結果為74.74 ℃～114.17 ℃，明顯偏低。Fournier等(1977)引入Ca校正因子，以此來解釋Na-K溫標計算結果過高的結果。然而以ZGJ04井底溫度與Na-K-Ca溫標的計算結果進行對比的相對誤差仍高達55.31%。

表2 SiO2與陽離子溫標計算結果

1.石英溫標(無蒸汽損失)，F(xiàn)ournier，1977；2.石英溫標，Verma and Santoyo,1997;3.石英溫標(最大蒸汽損失)，F(xiàn)ournier，1977;4.玉髓溫標，Arnorsson et al.，1983；5. Na-K溫標，Giggenbach, 1988;6.Na-K-Ca溫標，F(xiàn)ournier and Truesdell, 1973;7.K-Mg溫標，Giggenbach, 1988

3.3 多礦物平衡溫標

地熱流體中的某種礦物是否達到平衡狀態(tài)是判斷采用何種溫標的標準之一。在地熱流體上升的過程中，伴隨著溫壓的變化，CO2會從熱水中散逸出來，熱水的pH值也會因為CO2的散逸而升高。硅酸鹽類礦物的重新平衡會使部分SiO2沉淀析出；方解石等碳酸鹽巖礦物、石膏類礦物的沉淀也會影響熱水中Na、Ca離子的比值。若在此過程中達到新的平衡，則地熱溫標給出的溫度是新平衡后的溫度，如未達到平衡，直接使用地熱溫標，SiO2與陽離子溫標的計算結果將出現(xiàn)偏差。

通過計算溫度條件下各水樣的礦物飽和指數(表3)發(fā)現(xiàn)，方解石、文石、白云石的飽和指數均大于0，處于過飽和狀態(tài)，而ZGJ04方解石及文石飽和指數近似于0，接近平衡狀態(tài)，說明碳酸鹽及硅酸鹽類礦物出現(xiàn)有沉淀的現(xiàn)象；石英、玉髓飽和指數均小于0，ZGQ08玉髓接近飽和狀態(tài)。螢石能否達到平衡狀態(tài)，主要取決于熱水中的電導率，研究區(qū)螢石飽和指數處于-1.06～0.1之間，極有可能與冷水的混合有關。

由于缺少Al的數據，在使用多礦物平衡溫標時，無法對部分長石類礦物進行模擬(圖5)，從而影響本文研究結果的可靠性。故本文采用FixAl法，通過選取鈣長石的平衡，以減輕水化學數據中Al數據缺失帶來的影響，同時考慮CO2溢出的情況，重建研究區(qū)熱水的平衡狀態(tài)。

由圖5可知，修正前，研究區(qū)熱水中文石、方解石、白云石均處于過飽和狀態(tài)，白云石隨溫度升高，有向非飽和區(qū)過渡的趨勢，石英及玉髓均處于非飽和狀態(tài)；修正后，研究區(qū)熱水中礦物收斂于一個較小的范圍內，由圖可知，ZGJ02收斂于121.6 ℃～137.7 ℃的溫度區(qū)間，ZGJ04收斂于165.4 ℃～183.6 ℃的溫度區(qū)間。

3.4 混合模型計算結果

Na-K-Mg圖顯示研究區(qū)熱水均落在右下角未成熟水的區(qū)域，這表明研究區(qū)的熱水受到淺層冷水的混合。研究區(qū)冷水的溫度取12.8 ℃，冷水SiO2取12.8 mg/l。根據公式(1)、(2)將研究區(qū)各水樣點中冷水的混入比例進行分析，圖6顯示了ZGJ04與ZGQ05的初始熱水溫度與冷水混入比例的關系，初始溫度分別為182.36 ℃、197.09 ℃；冷水混入比例分別為39.47%、80.86%，且冷水混入比例相差較大。

表3 礦物飽和指數

圖5 部分Log(IPA/K)圖及修正Log(IPA/K)圖

將研究區(qū)溫泉與冷水的硅焓值投影至硅-焓曲線中，其中A點為冷水投影，B點為水樣點投影，作A、B延長線至C，即可求出初始溫度及熱水比例(AB/AC)。當延長線與石英溶解度曲線沒有交點時，需考慮蒸汽損失情況。圖7中ZGQ10的AB延長線與石英溶解度曲線明顯無交點，即存在蒸汽損失的情況，由圖顯示，ZGQ10中熱水比例為36.35%，初始溫度為176.38 ℃。

由表4可知，硅-焓方程法計算得出的熱儲溫度為182.36 ℃～274.58 ℃，冷水混合比例為39.47%～85.88%；硅-焓圖解法計算的結果為172.58 ℃～258.23 ℃，冷水混入比例為39.19%～86.46%。對比發(fā)現(xiàn)由混合模型計算的熱儲溫度與Na-K溫標計算的溫度較為接近，與其他溫標及實測情況偏離較大。

圖6 ZGJ04與ZGQ05的硅焓方程法圖

圖7 ZGJ04與ZGQ10硅焓圖解法圖

表4 混合模型計算結果

3.5 中谷水熱活動區(qū)熱儲概念模型

由地熱溫標、多礦物平衡溫標及混合模型計算得出的熱儲溫度，除SiO2溫標外，均在170 ℃以上，而ZGJ04井底實測溫度僅為130 ℃。上行熱水被冷水混合固然是一個重要原因，若混合后達到新的水巖反應平衡，SiO2溫標給出的即為最后平衡的溫度，否則將得出偏低的溫度。有資料顯示，鮮水河斷裂是一條深切上地幔的深大斷裂，但據ZGJ04鉆孔資料顯示，鉆孔在1 847 m處揭露的仍為三疊系的砂板巖地層，并未到達花崗巖地層。因此，本文通過分析認為，地下熱水經深循環(huán)后，自深部熱儲，沿雅拉溝斷裂上行。在此過程中，受構造裂隙影響，地下熱水與冷水混合達到新的水巖平衡；在繼續(xù)上行的過程中，繼續(xù)與冷水混合，水巖平衡被破壞，在上升到近地表的次生熱儲中時，混合程度加深，水巖平衡進一步被破壞，同時部分熱水受壓力變化，以蒸汽形式沿通道散逸(圖8)。通過野外踏勘發(fā)現(xiàn)，當地村民打井過程中，存在打出蒸汽孔的現(xiàn)象，同時據調查，在中谷水熱活動區(qū)進行的熱水鉆探中，一般20～30 m即可鉆遇溫泉，但一些井在70 m左右，穿越次生熱儲后，即無熱水了。

4 結論

(1) 通過對水化學數據分析發(fā)現(xiàn)，中谷水熱活動區(qū)熱水以HCO3-Na型水為主，淺部地熱井水與自然出露的溫泉具有相似的水化學特征，深部地熱井水ZGJ04與其余點存在明顯差別；由Na-K-Mg三角圖發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)水樣均處于未成熟水區(qū)域，并顯現(xiàn)出冷水混合的特征。

圖8 熱儲概念模式圖

(2) 通過地熱溫標計算熱儲溫度并對比發(fā)現(xiàn)，不同溫標計算結果存在較大差異，其中Na-K溫標計算結果明顯高于其他溫標，并且研究區(qū)地熱水存在混合作用，因此陽離子溫標適用性較差。通過Log(SiO2)-Log(K2-Mg)指示圖發(fā)現(xiàn)所有水點均在石英指示線以上，因此玉髓溫標有較好的適用性，熱儲溫度為84.43 ℃～127.57 ℃。然而熱水在上升的過程中存在重新達到化學反應平衡狀態(tài)的可能性，因此玉髓溫標的計算結果存在偏低的可能。通過多礦物平衡溫標計算發(fā)現(xiàn)，礦物飽和指數收斂于121.6 ℃～183.6 ℃區(qū)間。

(3) 利用硅-焓方程法與硅-焓圖解法估算研究區(qū)地熱水中混入冷水的比例，其中地熱井水中冷水混入比例為39.47%～70.19%，初始溫度為182.36 ℃～212.22 ℃，溫泉中冷水混入比例為63.33%～86.93%，初始溫度為172.58 ℃～258.23℃，研究結果發(fā)現(xiàn)，隨地熱井深度增加，混入冷水比例大幅降低，但計算的初始溫度較實際溫度仍然偏高。

(4) 結合地質資料及鉆孔資料分析認為，研究區(qū)熱儲主要為三疊系砂、板巖地層與第四系地層中的構造裂隙及第四系的松散孔隙。地熱水經深循環(huán)，自深部熱儲沿雅拉溝斷裂上行，在上行過程中受構造裂隙影響，與冷水發(fā)生混合；上升至近地表后，在構造破碎帶及第四系地層中形成次生熱儲。因此在進行熱水鉆探及開發(fā)利用地熱資源的過程中，需避免鉆孔打穿次生熱儲而出現(xiàn)沒無熱水的情況。