基于美國國家地熱數(shù)據(jù)的地熱溫度計案例分析與方法適宜性評價

蔣 恕 ，陳國輝 ，張鈺瑩 ，張魯川 ，曠 健，李 醇 ，程萬強

1. 中國地質大學 資源學院，武漢 430074；2. 中國地質大學 構造與油氣資源教育部重點實驗室，武漢 430074；3. 中國地質大學 生物地質與環(huán)境地質國家重點實驗室，武漢 430074；4. 中國電建集團 華東勘測設計研究院有限公司，杭州 311122

目前，中國科學家正在主導全球古地理再造與深時大數(shù)據(jù)體系（即深時數(shù)字地球DDE，Deep-time Digital Earth）的建設，聚焦于過去數(shù)十億年的地球歷史，整合全球已有的海量數(shù)據(jù)，通過全球古地理、古熱史、古氣候重建，構建地球巖石圈、熱結構圈、水圈、生物圈、大氣圈等多圈層的數(shù)字耦合系統(tǒng)；建立地球系統(tǒng)科學的新理論體系，重建精確的地球演化歷史，揭示全球資源與能源礦產的宏觀分布規(guī)律；結合現(xiàn)代數(shù)字地球，更加準確地預測地球與人類的未來。地熱學作為“地球系統(tǒng)科學”的一個分支，是DDE計劃的重要組成部分。

地熱資源作為地熱學的直接表征，一般包括熱源、水源、熱儲、通道和蓋層等要素。其中，熱儲是地熱資源勘探開發(fā)的對象，熱儲溫度是關系到地熱資源量評價和開發(fā)方案制定的重要參數(shù)。因此，熱儲溫度的評價對于地熱資源的勘探、開發(fā)具有重要理論意義和參考價值。在沒有鉆井或鉆井深度未達到地熱儲層的情況下，熱儲溫度一般可采用地球化學方法進行評價。深部熱儲中礦物與流體或（或不同流體）達到化學平衡后，在熱水上升至地表的過程中，雖然溫度下降，但是化學成分含量尚未發(fā)生變化，故可以基于化學反應的平衡溫度來估算熱儲溫度。目前，常用的確定儲層溫度的地熱溫度計有陽離子地溫計、二氧化硅地溫計、氣體化學地溫計、溶質同位素地溫計、氣體同位素地溫計和化學熱力學地溫計等（龐忠和等，2013）。陽離子地溫計主要基于Na-K、Na-K-Ca和Na-Li在水中溶解組分比例的交換反應依賴于溫度，可以用這些組分的比值作為地熱溫度計。由于熱水上涌過程中發(fā)生的水巖反應和水體之間混合將影響陽離子地溫計預測溫度的準確性，通常需要首先利用目前最為常用的Na-K-Mg三角圖方法來判斷地熱水與冷水的混合關系和水—巖平衡狀態(tài)，而后根據(jù)其水—巖平衡狀態(tài)選擇合適的陽離子地溫計來計算熱儲溫度。對于陽離子溫度計，從全體系化學反應平衡著眼，Reed和Spycher（1984）提出利用多礦物飽和指數(shù)的收斂情況判別水體中礦物的平衡狀態(tài)，并根據(jù)收斂時所對應的溫度判別熱儲溫度。從礦物平衡的角度出發(fā)，Giggenbach（1988）基于Na-K離子平衡狀態(tài)調整緩慢，但K-Mg離子平衡狀態(tài)調整較快的特點，提出利用Na-K-Mg含量相對關系判別水體礦物平衡狀態(tài)，并進一步評價熱儲溫度。如果不平衡則用二氧化硅溫度計來規(guī)避熱水溫度下降帶來的影響； 二氧化硅地熱溫度計主要基于石英、玉髓等礦物的溶解度是溫度的函數(shù)，可以直接用作地熱溫度計（Fournier，1979）；氣體地熱溫度計，包括氣體同位素地熱溫度計（如12CO2-13CH4、S18O4-S18O4-和16CO2-等）、氣體化學地熱溫度計（如CO2、H2S、H2等）和氣體相對組分地熱溫度計（如CO2/N2、CO2/H2、H2S/Ar、H2/H2S、H2/Ar等）。

在發(fā)生了冷、熱水混合作用的情況下，原始熱水中的礦物和離子濃度的遭到了稀釋，難以反映原始熱水特征。Fournier和Truesdel（1974）和Fournier （1977）提出了冷熱水混合模型對熱水端溫度進行評價，包括Si-焓模型、Cl-焓模型和Si-碳酸鹽模型。脫氣作用是另一類常見問題，Pang和Reed（1998）發(fā)展了定量化校正模型。上文所提到的地球化學地熱溫度計法、多礦物平衡法和冷熱水混合模型為目前評價熱儲溫度的常用方法，采用不同評價方法得到的熱儲溫度往往存在一定差異，甚至難以調和，難以對熱儲溫度做出準確評價。因此，需要基于大量實例，對不同熱儲溫度評價方法的適用性進行深入對比分析。

目前，全球多家機構已經著手于地熱數(shù)據(jù)庫的建設，并已經取得了初步成果。國外地熱數(shù)據(jù)庫的建設起步相對較早，目前已有幾個數(shù)據(jù)庫初步建成，并另有一些正在籌建。例如，美國國家地熱數(shù)據(jù)系統(tǒng)、歐洲地熱區(qū)域供暖數(shù)據(jù)庫（Geothermal District Heating，GEODH）、美國能源部地熱數(shù)據(jù)庫（Geothermal Data Repository，GDR） 等。盡管國內地熱數(shù)據(jù)庫的建設起步稍晚，但也取得了初步成果。比如，中國地質調查局所投資建設的地質云數(shù)據(jù)庫中包含了部分地熱數(shù)據(jù)，中國地質科學院水文地質環(huán)境地質研究所正在建設地熱數(shù)據(jù)庫。先前研究已經對不同的數(shù)據(jù)庫特征以及優(yōu)缺點進行了闡述（蔣恕等，2020），因此本文將基于目前建設比較成熟的美國國家地熱數(shù)據(jù)系統(tǒng)，查詢不同地熱田的基本地質概況和地球化學信息，分別利用陽離子比值地球化學地熱溫度計、多礦物組合地熱溫度計和冷熱水混合模型對熱儲溫度進行評價，通過對比不同方法得到的熱儲溫度結果，探討不同方法的適用性和局限性，以期為熱儲溫度評價方法的選取提供參考。

1 地熱溫度計方法及原理

1.1 溶質化學地熱溫度計法

1.1.1 陽離子地熱溫度計

陽離子地熱溫度計是以熱水和固相物質內的K+、Na+、Ca2+以及Mg2+等陽離子的交換作用與溫度的函數(shù)關系為原理建立起來的。目前陽離子地熱溫度計已經被廣泛應用于熱儲溫度評價，均采用經驗性的近似方法（汪集旸等，1993），常用的地熱溫度計有Na-K、K-Mg、Na-K-Ca以及Na-Li等。

Na-K地熱溫度計：根據(jù)熱水中Na+、K+與堿性長石的離子交換平衡作用主要受溫度控制的原理建立起來的。在具備鈉長和鉀長石平衡環(huán)境的天然水中，Na+和K+的比值是溫度的函數(shù)，Giggenbach（1988）提出了以Na+、K+參數(shù)的熱儲溫度計算公式：

該方法需要水巖反應達到完全平衡狀態(tài)或水循環(huán)時間較短，低溫條件下水溶液中Na+/K+一般不受共生堿性長石之間陽離子交換反應的控制，適用溫度為180～350℃，受稀釋和蒸汽分離的影響很小，可以適用于SiO2地熱溫度計方法不適用的高溫地熱儲層（如溫度＞250℃）。

K-Mg地熱溫度計：以鉀長石轉變?yōu)榘自颇负托本G石的離子交換反應為原理建立的，K+和Mg2+對溫度的變化反應非常迅速，在溶液中能快速達到平衡。因此，該地熱溫度計適用于低溫系統(tǒng)，并且需要水巖反應達到完全平衡狀態(tài)，熱儲溫度計算公式為（Giggenbach，1988）：

Na-K-Ca地熱溫度計：該地熱溫度計是基于Na+、Ca2+和K+三種離子在堿性長石中的離子交換反應而建立的，常針對于富鈣熱水。根據(jù)ρ（Ca2+）的不同，F(xiàn)ournier和Truesdell（1973）與D’Amore等（1980）分別提出了不同的Na-K-Ca地熱溫度計計算公式：該公式適用于較低ρ（Ca2+），且含鈣礦物未發(fā)生沉淀作用。如果t＜100℃，且lg(Ca0.5/Na)+2.06＞0，則β=4/3；如果t＞100℃，且lg(Ca0.5/Na)+2.06＞0，則β=1/3。

該公式適用于較高ρ（Ca2+），且含鈣礦物未發(fā)生沉淀作用。如果t＜100℃，且lg(Ca0.5/Na)+2.24＞0，則β=4/3；如果t＞100℃，且lg(Ca0.5/Na)+2.24＜0，則β=1/3。

由于Na-K-Ca地熱溫度計適用于富鈣熱水，沸騰會使估算值偏高，在許多富Mg2+的中低溫熱水中，該地熱溫度計的計算結果也會明顯偏高。因此，需要利用Mg2+進行校正，Pope等（1987）認為Na-K-Ca地熱溫度計只適用于在低ρ（Cl-）且非HCO3-Na型水中。

1.1.2 SiO2地熱溫度計

SiO2地熱溫度計是目前廣泛應用于計算地下熱儲溫度的方法之一，其原理為水溶液中硅的濃度是由水—巖相互作用時的溫度下硅的溶解性決定的，適用熱儲溫度高達250℃（Walther and Helgeson, 1977; Fournier, 1979）。天然水中溶解的SiO2一般不受其它離子的影響，也不受絡合物的形成和揮發(fā)散失的影響。Fournier (1985)的實驗研究表明，SiO2沉降隨溫度降低而降低的速度相當緩慢，硅的總濃度是溫度的函數(shù)。因此，水中硅的濃度能很好地指示地下熱儲溫度（柳春暉，2006）。這種溫度函數(shù)是基于實驗室試驗數(shù)據(jù)、測量數(shù)據(jù)以及地熱系統(tǒng)中不同井中熱水的硅濃度所建立的。實際情況下，由于熱水出露地表后氣壓減小，二氧化硅溶解度相應減小，但二氧化硅沉淀過程緩慢，在溫度低于180℃時尤為明顯，這使得熱水中二氧化硅濃度容易達到飽和狀態(tài)。因此用石英地熱溫度計獲得的溫度一般高于出水溫度10～20℃，此溫度只作為熱水曾經達到過的溫度（于湲，2006）。研究表明，溫度小于110℃時，通常是玉髓控制著溶液中的二氧化硅含量；而大于180℃時，通常是石英控制著溶液中的二氧化硅含量；在180～110℃間，石英和玉髓都可以和溶液達到平衡（Arnorsson et al., 1983）。石英和玉髓熱儲溫度計算公式為：

式中，CSiO2代表SiO2的質量濃度，單位為mg/L。

1.1.3 氣體地熱溫度計

Ellis在1957年最先提出利用地熱氣體組分估算熱儲溫度的設想。隨后，Hulston和McCabe（1962）、Bottinga（1969）、D’Amore等（1980）、Nehring和D’Amore（1984）、Arnorsson 等（1985，1998）及Giggenbach和Goguel（1989）等先后發(fā)展了一系列的氣體地熱溫度計。這些氣體地熱溫度計可分為：（1）氣體化學地熱溫度計，如CO2、H2S、H2等。這類地熱溫度計只適用地熱流體的溫度達到或超過當?shù)胤悬c的噴氣孔、地熱井和沸泉，應用時需要知道地熱蒸氣的定量組成，野外工作量較大，國內以往的研究工作僅見于云南騰沖熱海和西藏羊八井熱田，H2S地熱溫度計給出的結果一般都比較理想（Zhao et al., 1998）。一般熱儲溫度在100～200oC時，CO2地熱溫度計計算的稍微偏低，當熱儲溫度高于220oC時，H2S和H2需要校正；（2）氣體相對組分地熱溫度計，如CO2/N2、CO2/H2、H2S/Ar、H2/H2S、H2/Ar以及FT-HSC等，這類氣體地熱溫度計使用方便、簡單、適用范圍較廣，但影響因素比較復雜。

Giggenbach和Goguel（1989）標定了H2/Ar地熱溫度計，并認為熱儲中的含鐵礦物控制著地熱流體中H2的逸度，其逸度與熱儲溫度有關，而Ar組分是通過25℃的大氣降水攜帶進入熱儲的，沒有其它來源。據(jù)此，提出了熱儲溫度的計算公式：

上式中H2和Ar具有相同的量綱（下同）。

而Arnorsson等（1998）則認為下列反應：磁黃鐵礦+葡萄石+H2O=綠泥石+黃鐵礦+H2，控制著熱儲中H2的逸度。在假定熱田補給區(qū)年平均溫度是5℃的前提下，給出的計算式為：

從理論上分析，成功應用H2/Ar氣體地熱溫度計需要符合以下地質條件：（1）熱儲達到水—巖作用平衡，（2）大氣降水是Ar組分的唯一來源；（3）地熱流體運移過程中不與巖石礦物發(fā)生新的化學反應，沒有氣體組分的加入或丟失；（4）沒有淺層冷水混入。具體到每一處水熱活動區(qū)是否符合這些假設條件，需要結合地質構造、水化學組成和同位素比值等多方面資料加以綜合判別。

1.2 多礦物平衡法

理論上，受溫度控制的化學反應中的組分都可以用來作為地熱溫度計，但Fournier（1974）認為使用地球化學地熱溫度計必須同時滿足以下幾個基本條件：（1）深部發(fā)生的反應只與溫度相關；（2）溫度相關反應所涉及的所有組分均有足夠的豐度；（3）熱儲溫度下水—巖間的反應達到平衡狀態(tài)；（4）當水從熱儲流向地表時，在較低的溫度下，組分間不發(fā)生再平衡，或變化很小；（5）來自系統(tǒng)深部的熱水沒有和淺部冷水相混合。然而，在某些情況下，受熱儲溫度較低、與淺部冷水混合作用或可能的化學反應等因素的影響，熱水中某些作為地熱溫度計的化學組分并沒有和礦物達到真正的平衡，所以，必須研究熱水和礦物的平衡狀態(tài)以檢驗所使用地熱溫度計的可靠性。Giggenbach（1988，1991）提出利用Na-K-Mg三角圖解法來判斷水—巖平衡狀態(tài)以及區(qū)分不同類型的水樣，在圖版中可識別完全平衡水、部分平衡水和未成熟水三個區(qū)域。其應用原理為Na+、K+的平衡狀態(tài)調整緩慢，但K+、Mg2+含量的平衡狀態(tài)調整較快，即使溫度較低時亦如此。因此，該方法對中低溫熱田熱儲溫度的計算較為有利。此方法的優(yōu)點在于，可在同一幅圖上同時判斷出大量水樣的平衡狀態(tài)，并且能把混合水和平衡水很好地分開。

Reed和Spycher（1984）提出利用多礦物平衡圖解法來判斷地熱系統(tǒng)中熱液與礦物之間總體的化學平衡狀態(tài)。其原理是將熱水中多種礦物的溶解-沉淀狀態(tài)當成溫度的函數(shù)，若一組礦物在某一特定溫度下同時接近平衡，則可判斷熱水與這組礦物達到了平衡，平衡曲線收斂的礦物可以選作該熱儲的地熱溫度計，平衡時溫度即為深部熱儲溫度（吳紅梅和孫占學，2000）。但有的學者認為，在實際應用中，大部分圖解法效果并不好，該方法只能作為定性判斷地熱流體—多礦物平衡的依據(jù)（王瑩等，2007）。Pang和Reed (1998) 提出了地熱系統(tǒng)中混合、脫氣以及某些微量組分測試結果缺失的情形下的標定模型，使該方法的實用性得到改善并廣泛應用于各類地熱系統(tǒng)評價中，包括80℃以上的中低溫地熱系統(tǒng)熱儲溫度計算中。伯克利國家實驗室的Sonnenthal（2013） 等著將統(tǒng)計方法與之結合，形成了GEOT軟件，使該方法的應用更加方便。

1.3 混合模型

受地熱水系統(tǒng)縱向循環(huán)的影響，深層熱水中往往不同程度地混入了淺層或地表冷水，依據(jù)Na-K-Mg圖可以判別出地熱田水體中礦物的平衡程度（Giggenbach，1986，1988）。例如，我國長白山地熱系統(tǒng)（任憲軍，2018）、新疆塔什庫爾干谷地地熱系統(tǒng)（Li et al., 2017）和貴德盆地地熱系統(tǒng)等深層熱水均處于Na-K-Mg圖中的部分平衡或未平衡區(qū)域，表明深層熱水儲層中均不同程度地混入了冷水，導致水體中的礦物和離子均發(fā)生了再平衡作用（郎旭娟等，2017；史杰等，2018；趙榮生，2019）。

在熱儲中水體發(fā)生混合作用的情況下，礦物含量和離子濃度都將受到影響，無法客觀的反映熱水的原始信息。不僅如此，混合作用將導致深部熱儲層中的高溫平衡環(huán)境遭到破壞，這嚴重違背了地球化學地熱溫度計能夠做出準確評價的基本前提——作為地球化學地熱溫度計的某種溶質或氣體和熱儲中的礦物達到了平衡狀態(tài)（柴蕊等，2010）。所以，此時在利用地球化學地熱溫度計計算深部熱儲溫度的極大值時可能會產生較大偏差（郎旭娟等，2016）。

在處理地熱水混合問題時通常應用混合模型來估算混合水中熱水端元的溫度?；旌夏Ｐ椭饕腥N：Si-焓混合模型、Si-碳酸根混合模型、Cl-焓混合模型（龐忠和等，2013；侯兆云，2019）。其中，由Fournier和Truesdell（1973）提出的Si-焓模型在高溫系統(tǒng)中應用最為廣泛。該模型假設熱水在混合后沒有冷卻，混合前后沒有SiO2的沉淀，地下深處熱水的溶解態(tài)SiO2處于飽和狀態(tài)，并且SiO2含量只受石英溶解度的控制。冷熱水混合過程中能量守恒和物質守恒，可建立如下模型：

式中：Hcold和ρSiO2cold分別表示混合前冷水端元的焓（cal/g）和SiO2濃度（mg/L）；Hhot和ρSiO2hot分別表示混合前熱水端元的焓（cal/g）和SiO2濃度（mg/L）；Hmix和ρSiO2mix分別表示混合后水體的焓（cal/g）和SiO2濃度（mg/L）；X為冷水比例。冷水端元和混合后熱儲層中水體的溫度和SiO2濃度均可由實驗測得，進而可由溫度與焓的關系確定焓值（表1）。

表1 熱水溫度（T）、焓（H）以及SiO2濃度關系Table 1 Correlations between temperature (T), enthalpy (H) and SiO2 concentrations of hot-water

圖1 地熱流體Si-焓圖Fig. 1 Si-enthalpy diagram of geothermal fluids

Si-焓混合模型可由Si-焓關系圖求解（圖1），以焓值為X軸，SiO2濃度為Y軸，將各取樣點的數(shù)據(jù)投在圖中。在圖中畫出石英溶解度曲線，再畫一條通過數(shù)據(jù)點的直線（擬合線），該直線與溶解度曲線的交點即為混合水中熱水端元的焓值，查蒸汽表可知其溫度。若地熱水在混合前發(fā)生了沸騰，則將擬合數(shù)據(jù)點的直線外推至100℃（cal/mol），在該點處作一代表經過絕熱沸騰至100℃（大氣壓下）時蒸汽損失校正的適應溶解度的水平線，交至石英溶解度曲線。

Arnórsson等（1983）發(fā)現(xiàn)，地熱水體中二氧化碳的濃度取決于水體溫度。當溫度超過200℃時，大部分溶解的碳酸鹽巖以二氧化碳的形式存在，因此，可以通過分析水溶碳酸鹽來反映二氧化碳濃度。高溫水體中二氧化硅含量取決于石英的溶解度，因此，可以近似認為高溫水體中硅和總碳酸鹽之間存在固定關系。類似于Si-焓模型，在Si-碳酸鹽關系圖中，將冷水與混合水數(shù)據(jù)點連線，并與二氧化硅—碳酸鹽溶解曲線相交，根據(jù)焦點所對應的二氧化硅含量查表即可得到混合前熱水端溫度。Cl-焓混合模型可采用類似方法，得到熱水端元溫度。

2 基于數(shù)據(jù)庫的熱儲溫度評價實例

美國國家地熱數(shù)據(jù)系統(tǒng)是目前建設比較成熟的地熱數(shù)據(jù)庫之一，該數(shù)據(jù)庫由美國能源部資助，由SMU地熱實驗室、西門子公司、德克薩斯大學經濟地質局、MLKay技術公司、德克薩斯理工大學、康奈爾大學、北達科他州大學和地熱資源委員會共同開發(fā)的數(shù)據(jù)和服務（應用）系統(tǒng)。NGDS數(shù)據(jù)庫包含地質、地球物理、地球化學、基礎設施和經濟狀況等描述性信息，以及溫度、熱流、熱導率、孔隙度、滲透率、結構、巖心測井、井測試、估計的儲層體積、地應力、流體化學等數(shù)據(jù)信息。該系統(tǒng)支持目錄搜索（CSW）、地圖瀏覽（WMS）和數(shù)據(jù)訪問（WFS），旨在通過提供地熱數(shù)據(jù)降低地熱資源的開發(fā)風險，并減輕工作人員在查找、檢索、集成和驗證信息過程中所花費的精力（Richard et al.，2013）。

與項目報告相比，數(shù)據(jù)庫中的數(shù)據(jù)具有公開發(fā)表、較為準確、認可度高等優(yōu)點。因此本次研究基于NGDS數(shù)據(jù)庫，收集整理了東非Alid地熱田、秘魯Calientes地熱田、冰島Geysir地熱田和羅馬尼亞西部地熱田的基本地質情況和地球化學數(shù)據(jù)，并利用這些地球化學數(shù)據(jù)對不同地質背景的熱儲溫度進行評價。

2.1 東非Alid地熱田

2.1.1 基本概況

東非Alid地區(qū)位于非洲大裂谷的北部，靠近活躍的大陸裂谷匯入紅海海底擴張帶的地帶（圖2），為高溫地熱活動提供了必要條件。區(qū)內火山活動頻繁，具有高熱流，地熱資源潛力較大。該地區(qū)地熱的主要表現(xiàn)形式為溫泉和噴氣孔，已經確定了11個地熱點，其中6個被用來采集氣體和水樣（Lowenstern et al.，1999）。研究表明，Alid地熱區(qū)噴氣孔和地熱水塘的分布較均勻，與巖性分布關系不大，但是大部分的噴氣孔和蝕變帶呈直線排列，因此，它們的形成可能受裂縫控制（Berhane，2004）。

圖2 東非Alid地區(qū)地理位置簡圖Fig. 2 Location of the Alid region in eastern Africa

Alid地區(qū)地熱水pH值較低，介于3～7，TDS（Total Dissolved Solids，總溶解固體）含量多大于1000×10-6，溶解氣體主要為CO2，還有少量的H2S、H2、CH4和N2。圖版顯示（圖3a），Alid地熱田水樣品富含含量極低，除ELW-10樣品屬于HCO3-水型外，其余水樣品全部屬于蒸汽加熱水/蒸汽冷凝水，蒸汽熱水中高含量SO42-以及低pH值產生的主要原因是深部儲層流體中的H2S在淺層被氧化，生成了大量H2SO4。Na-K-Mg圖版顯示（圖3b），Alid地熱田水樣品點落于Mg2+端，全部屬于未成熟水。

圖3 Alid地熱田水樣品圖（a）和Na-K-Mg平衡圖（b）Fig. 3 diagram (a) and Na-K-Mg balance diagram (b) of water samples from the Alid geothermal field

2.1.2 地熱儲層溫度

Na-K-Mg、Na-K、K-Mg、石英及玉髓地熱溫度計計算結果主要分布于51～531℃，且各指標計算結果差異較大（表2）。氣體地熱溫度計H2/Ar的計算結果顯示，熱儲溫度介于290～336℃，總體高于其它地化地熱溫度計結果（表2）。研究區(qū)水樣具有低pH、高硫酸鹽的特點，屬于典型的具有蒸汽加熱特點的地表水，并且可能受到冷水或巖石水相互作用的影響。因此，溶質地熱溫度計不能代表熱儲溫度。

2.2 秘魯Calientes地熱田

2.2.1 基本概況

Calientes地熱田（圖4）有溫泉等多種表現(xiàn)形式，溫泉水溫主要介于50～87℃，pH值為6.90～ 8.34，電導率為1160～5920μS/cm，溶解氣主要為CO2和H2S。研究中的6個水樣品來自于Calientes地熱井（TC-4、TC-10、TC-15、TC-31、TC-41和TC-47），另有3個水樣來自于Calientes河的上游和下游（FFNW、RIOA和RIOB）。

Cl--三角圖結果顯示（圖5a），Calientes溫泉水樣品全部位于深層Cl-水型區(qū)域，是深部高溫熱流體的典型特征，也就是說，Calientes溫泉水來自于深部含水層（Nicholson，1993; Verma et al., 1997）。Na-K-Mg三角圖顯示（圖5b），TC-47樣品位于完全平衡水區(qū)域，TC-4、TC-10和TC-41樣品位于完全平衡線附近，這表明它們的陽離子比率受礦物-溶液平衡的控制。TC-15樣品位于部分平衡水區(qū)域，可能經歷了稀釋過程或與淺層冷水的混合。

表2 東非Alid地熱田不地熱溫度計計算熱儲溫度結果（℃）Table 2 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Alid geothermal field in East Africa (℃)

圖4 秘魯南部Calientes地熱田溫泉分布Fig. 4 Distribution of Calientes geothermal field hot sparing in southern Peru

圖5 Calientes地熱田水樣品圖（a）和Na-K-Mg平衡圖（b）Fig. 5 diagram (a) and Na-K-Mg balance diagram (b) of water samples from the Calientes geothermal field

2.2.2 地熱儲層溫度

Na-K-Ca地熱溫度計選用公式3計算，結果顯示，Calientes地區(qū)熱儲溫度介于165～227℃（表3），而K-Mg地熱溫度計計算的TC-15樣品熱儲溫度是124℃外，可能是由于該樣品未達到完全平衡，導致K-Mg指標誤差較大。除未達到完全平衡的TC-15樣品外，各地化地熱溫度計計算結果誤差較小（表3）。此外，本次研究中各地熱溫度計估算熱儲溫度與Cruz等（2010）的研究結果基本一致。

2.3 冰島Geysir地熱田

2.3.1 基本概況

Geysir地熱區(qū)位于冰島南部的Haukadalur地區(qū)，距離首都Reykjavik市110 km，距海岸線50 km，海拔約為100 m，是冰島的高溫區(qū)之一。Geysir地熱田坐落于Laugarfjall流紋巖穹頂東坡的底部，海拔約為187 m，其東部和南部的低地則主要由冰川期玄武巖熔巖流形成（圖6）。該地熱區(qū)主要分布于活火山裂谷帶的中心火山區(qū)，其熱量主要來自于地殼淺層局部堆積的火成巖侵入體。在過去的一萬年中，Geysir地區(qū)沒有發(fā)生過任何火山活動。

研究水樣品來自于Geysir溫泉、Strokkur溫泉、Smidur蒸汽泉、Kaldilaekur河水以及Nedridalur和Helludalur地熱井水（圖6）。Cl--SO42--HCO3-三角圖顯示，Geysir、Strokkur和Smidur水樣品位于水型范圍，并靠近Cl-型和水型區(qū)域（圖7a），而Kaldilaekur、Nedridalur和Helludalur水樣品水質組成更靠近端，位于外圍水區(qū)域。Na-K-Mg三角圖顯示（圖7b），Geysir、Strokkur和Smidur熱水樣品靠近完全平衡線，接近完全平衡狀態(tài)；其余水樣品位于未成熟水區(qū)域內，反映了水—巖反應的平衡溫度偏低，水樣不能完全達到平衡，可能是由于熱水向地表上涌的過程中受到淺層冷水的稀釋作用，從而使熱水中元素的含量變低。

表3 秘魯南部Calientes地熱田不同地熱溫度計計算熱儲溫度結果（℃）Table 3 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Calientes geothermal field in southern Peru (℃)

圖6 冰島南部Geysir地熱區(qū)及周緣地區(qū)地質簡況圖（修改自Torfason, 1985）Fig. 6 Geological profile of Geysir geothermal field and its surrounding areas in southern Iceland

圖7 Geysir地熱區(qū)圖（a）和Na-K-Mg平衡圖（b）Fig. 7 diagram (a) and Na-K-Mg balance diagram (b) in the Geysir geothermal field

δD（氘同位素的值，‰）與δ18O（氧同位素的值，‰）關系圖顯示（圖8），Geysir地熱田及其周緣水體δD值為-83.3‰～-64.9‰，平均為-75.1‰，數(shù)據(jù)點分布比較分散。由于沸水溫泉中水巖反應劇烈，導致發(fā)生明顯的氧漂移。氘值特征與北部約50 km的Langjokull冰蓋南部降水相似，表明沸水溫泉中的水體源于此地降水，而并非源于當?shù)亟邓?。ND-01井和HD-03井的樣品位于沸水溫泉和降水線之間，表明其水體來源于Geysir地熱田排泄水與當?shù)氐叵吕渌幕旌希ˋrnórsson，1985）。

2.3.2 地熱儲層溫度

Na-K-Ca地熱溫度計計算結果顯示，熱儲溫度約為141～219℃（表4）。K-Mg地熱溫度計適用于低溫系統(tǒng)，且水巖反應達到完全平衡，而Na-KMg平衡圖版顯示該地區(qū)樣品未達到完全平衡（圖7b），因此，K-Mg指標可能不適用。Na-K地熱溫度計指示的熱儲溫度范圍在175～299℃之間（表4），但溫度超過250℃時，Na-K地熱溫度計計算結果不準確，因此，Geysir地熱田熱儲溫度可能處于175～255℃。未發(fā)生蒸汽損失時，可采用石英或玉髓地熱溫度計公式計算熱儲溫度。計算結果顯示，該地區(qū)熱儲溫度為100～250℃之間（表4），并與前人對該區(qū)熱儲溫度的估算結果基本相符（Pasvanoglu et al., 2000）

圖8 冰島Geysir地熱田及其周緣地區(qū)鉆井樣品δD與δ18O關系圖Fig. 8 Correlations between δD and δ18O for core samples of the Geysir geothermal field and its adjacent areas in Iceland

Geysir地熱區(qū)多礦物平衡圖顯示（圖9a），Geysir溫泉中多種礦物的平衡曲線收斂于一個較小的溫度區(qū)間，表明熱儲溫度主要介于200～250℃，并且玉髓的平衡曲線收斂在這個溫度范圍內，且與熱水的平衡溫度約為245℃。但是石英礦物在該區(qū)間全部大于零，也就是在這個范圍內這種石英全部過飽和。此外，地熱水到地表Geysir溫泉，由于溫度降低到73℃，石英達到過飽和。因此，接近于平衡的玉髓地熱溫度計算出的溫度比沒有平衡的石英地熱溫度計更能準確反映Geysir溫泉地下熱儲溫度（圖9b）。Smidur溫泉顯示出更多與冷水混合的跡象，并且多礦物平衡曲線所揭示的熱儲溫度與Geysir溫泉十分相似（圖9a，b），也介于200～250℃之間。Helludalur地熱井的水樣中，無定型二氧化硅、硬石膏以及螢石等礦物在參考溫度范圍內均處于未飽和狀態(tài)，而方解石處于過飽和狀態(tài)；石英和玉髓更接近平衡狀態(tài)，與lg(Q/K)=0軸線的交點介于80～125℃之間，為該地熱井熱儲溫度范圍（圖9c）。

表4 冰島Geysir地熱區(qū)不同地熱溫度計計算熱儲溫度結果（℃）Table 4 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Geysir geothermal field in Iceland (℃)

圖 9 Geysir地熱區(qū)熱水樣品溶解多礦物平衡圖 (Pasvanoglu et al., 2000)Fig. 9 Balance diagram of multiple dissolved minerals of hot water samples in the Geysir geothermal field

由于溫泉和鉆井所采集的水樣具有冷—熱水混合作用的特征，應采用混合模型對熱水組分進行估算。Geysir地熱水SiO2-碳酸鹽關系圖顯示（圖10），鉆井熱水與冷水呈線性關系，表明混合水的熱水組分沒有沸騰。由數(shù)據(jù)點外推得到直線與SiO2和碳酸鹽溶解度曲線的交點，表明熱水端的溫度約為229℃。Geysir、Strokkur和Smidur的總碳酸鹽含量相對較低，主要是因為采樣前近地表沸騰的二氧化碳損失所造成。利用Si-焓混合模型（Truesdell and Fournier，1977），得到了熱水端的最高溫度為240～250℃，利用Cl-焓模型（Fournier，1977）得到熱儲層的溫度約為240℃。

圖10 冰島Geysir地熱系統(tǒng)水體SiO2與總碳酸鹽關系圖（Pasvanoglu et al., 2000）Fig. 10 Relationship between SiO2 and total carbonate of the Geysir geothermal water system in Iceland

2.4 羅馬尼亞西部地熱田

2.4.1 基本概況

羅馬尼亞西部地熱田屬于低溫地熱區(qū)（50～120℃），地熱流體已廣泛應用于取暖、農業(yè)以及醫(yī)療等行業(yè)。研究熱水樣品來自于Bors-529、Bors-4155、Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058四口井，井口流體溫度分別為90℃、119℃、84℃和84℃。Bors地熱田位于Oradea市西北約6 km（圖11），地熱儲層巖性為裂縫型碳酸鹽巖，為一構造封閉的含水層，分布面積僅有12 km2（Antics and Rosca，2003）。地熱水中TDS為12～14 g/L，具有高結垢能力；氣水比（GWR）為5～6.5 Nm3/m3，氣體組分為70%的CO2和30%的CH4；平均深度2500 m下，儲層溫度超過130℃。Ciumeghiu地熱田位于西部平原區(qū)，Oradea市以南50 km（圖11），地熱儲層主要由粗砂巖組成，平均埋深為2200 m。熱液中TDS為5～6 g/L，溶解氣體主要為CH4，GWR為3 Nm3/m3。Sacuieni地熱田位于Oradea市北部（圖11），地熱儲層為晚中新世砂巖，含水層深度介于1250～1680 m。熱液中TDS約為12 g/L，溶解氣體主要為CO2和H2S，GWR約為3 Nm3/m3。

圖11 羅馬尼亞地熱儲層分布（修改自Antics and Rosca, 2003）Fig. 11 Distribution of geothermal reservoirs in Romania

研究表明，Bors-529和Bors-4155熱水樣品靠近三角圖的Cl-端元，屬于成熟地熱水（圖12a）。Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058熱水樣品則位于外圍地熱水范圍，且后者的HCO3-含量更高（圖12a）。Na-K-Mg三角圖顯示（圖12b），Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058熱水樣品接近完全平衡線，前者所揭示的熱儲溫度介于100～110℃；Bors-529和Bors-4155熱水樣品則處于部分平衡狀態(tài)，可能與儲層流體上涌期間與圍巖發(fā)生反應或不同成分的水混入有關。

2.4.2 地熱儲層溫度

由于Ciumeghiu-4668與Sacuieni-4058樣品接近完全平衡狀態(tài)，因此可利用K-Mg地熱溫度計計算，Na-K-Ca地熱溫度計選用公式3。計算結果顯示（表5），Bors地區(qū)熱儲溫度介于178～252℃，其中Bors-529井溫度整體略高于Bors-4155井；Ciumeghiu地區(qū)熱儲溫度介于123～209℃；Sacuieni地區(qū)熱儲溫度介于123～151℃（Na-K地熱溫度計可能不適用）?？傮w上，各地化地熱溫度計差異較大，可能是平衡狀態(tài)不同導致。

圖12 羅馬尼亞西部地熱田圖（a）和Na-K-Mg平衡圖（b）Fig. 12 diagram (a) and Na-K-Mg balance diagram (b) in the western geothermal field of Romania

對于Bors-529井熱液樣品（圖13），井口熱水溫度下（90℃），溫石棉和滑石處于過飽和狀態(tài)，石英礦物接近飽和狀態(tài)；方解石在所有參考溫度范圍內均處于過飽和狀態(tài)，而無定型二氧化硅、硬石膏和硅灰石則處于未飽和狀態(tài)，不發(fā)生沉淀；玉髓在該熱水系統(tǒng)井口熱水溫度下處于平衡狀態(tài)。Bors-4155井熱水樣品多礦物平衡圖顯示（圖13），方解石的lg（Q/K）值在井口熱水溫度下（119℃）大于1，處于過飽和狀態(tài)，具有結垢的風險；硬石膏、硅灰石及無定型二氧化硅在參考溫度范圍內均處于未飽和狀態(tài)，而石英處于略微過飽和狀態(tài)；玉髓在該熱水系統(tǒng)井口熱水溫度下處于平衡狀態(tài)。對于Ciumeghiu-4668井，方解石在所有參考溫度范圍內均處于過飽和狀態(tài)（圖13），極易發(fā)生沉淀；溫石棉、針鐵礦、石英、玉髓和磁鐵礦在井口熱水溫度下（84℃）也處于過飽和狀態(tài)，而在較低溫度下，溫石棉和針鐵礦則變成未飽和。Sacuieni-4058井多礦物平衡圖表明（圖13），硬石膏、無定型二氧化硅和硅灰石在參考溫度范圍內均處于未飽和狀態(tài)；玉髓的平衡溫度十分接近該井的井口熱水溫度（84℃），并且該溫度下，石英、溫石棉和滑石處于過飽和狀態(tài)；方解石在所有參考溫度范圍內均處于過飽和狀態(tài)，而低溫下，溫石棉則變?yōu)槲达柡蜖顟B(tài)；石英和玉髓最接近飽和線。

表5 羅馬尼亞西部地熱區(qū)不同地熱溫度計計算熱儲溫度結果（℃）Table 5 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the western geothermal field of Romania (℃)

為進一步估算熱儲溫度，采用Si-焓混合模型對研究區(qū)水樣進行研究。研究區(qū)冷水端溫度為10℃，SiO2含量為20 mg/L，根據(jù)冷水端與混合水體的Si-焓連線與硅質溶解度曲線的交點可確定熱水端中SiO2含量和熱水焓值，進而可查表得到水端的溫度。根據(jù)Si-焓混合模型，Bors-529井熱儲溫度為180℃，Bors-4155井熱儲溫度為145℃（圖14a）。該溫度高于利用地化地熱溫度計評價所得到的儲層溫度，表明水體在上升過程中可能發(fā)生了冷-熱水混合作用。Sacuieni-4058井水體與玉髓溶解度曲線非常接近（圖14b），所存在的微小差異可能是由于熱水與巖石接觸是的水巖作用所導致，由Si-焓混合模型所得到的熱水端溫度為104℃。在冷、熱水混合之前發(fā)生蒸汽損失的情況下，Ciumeghiu-4668井的熱儲溫度為175℃。

圖13 羅馬尼亞西部地熱區(qū)熱水樣品的lg(Q/K)與溫度關系(St?n??el and Gil?u, 2003)Fig. 13 Relationships between lg(Q/K) and temperature of hot-water samples in the western geothermal field of Romania

圖14 羅馬尼亞西部地熱田水體Si-焓交匯圖Fig. 14 Cross-plots of Si and enthalpy of water samples from the western geothermal field of Romania

3 熱儲溫度評價方法對比分析

熱儲溫度評價方法眾多，但不同方法得到的結果差異較大，主要是因為這些方法都具有一定的適用范圍，而在一些特殊情況下，超出了這個適用范圍，造成評價結果出現(xiàn)較大偏差。因此，對不同熱儲溫度評價方法適用性的研究至關重要。

按照地熱溫度計依據(jù)的參數(shù)性質，可將熱儲溫度評價方法分為兩類：一類是以氣體（包括氣體含量和同位素值）參數(shù)為評價指標，另一類是以水體中的溶質（包括離子和礦物）為評價指標。本質上，對諸多熱儲溫度評價方法適用性的判別主要涉及三方面的問題：一是判別所選取的評價參數(shù)能否客觀地反映出熱儲高溫下的原始狀態(tài)，比如，流體從深部地層向地表運移的過程中，組分是否會因為水巖作用、蒸汽損失、流體混合等作用而發(fā)生了變化；二是判別評價參數(shù)與溫度之間的關系是否會因為特定的情況而發(fā)生變化，比如，水型不同、某種礦物或離子的存在或含量的多少是否會影響水體的熱力學平衡；三是判別所研究的問題是否符合熱儲溫度評價方法的假設條件。

3.1 氣體地熱溫度計的應用優(yōu)勢

對于東非Alid地熱田，分別采用氣體地熱溫度計、陽離子地熱溫度計以及SiO2地熱溫度計對水樣的熱儲溫度進行評價。對比顯示（圖15），氣體地熱溫度計所得出的熱儲溫度普遍高于陽離子地熱溫度計和SiO2地熱溫度計。尤其對于蒸汽樣品點ELG96-5、ELG96-6和熱水樣品點ELW96-5、ELW96-6，同一個采樣點所得到熱儲溫度相差較大，難以確定熱儲溫度（圖16）。

圖15 東非Alid地熱田熱儲溫度Fig. 15 Geothermal reservoir temperatures of the Alid geothermal field in East Africa

圖16 東非Alid地熱田不同地熱溫度計計算熱儲溫度結果對比Fig. 16 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on various geothermometers for the Alid geothermal field in East Africa

對熱儲溫度評價結果的取舍需要以東非Alid地熱田的地質背景和水體特征為依據(jù)。東非Alid地熱田位于板塊構造裂谷帶內，該地熱田的地表水具有Cl-濃度低、pH值低、硫酸鹽含量高的特點，是典型的蒸汽加熱型水。Cl-為保守成分，流體中Cl-的含量將隨著巖石的溶解而不斷增加，極低的Cl-濃度表明，流體并未與儲層巖石發(fā)生充分的水巖反應。較高的其它離子或礦物濃度則是由強酸性熱蒸汽對近地表巖石的快速溶解而導致的。這種情況下，流體中的離子和礦物組分無法客觀反映熱儲層中流體的性質，因此，基于離子和礦物濃度的地化地熱溫度計、多礦物平衡法和混合模型均無法用于評價熱儲溫度。然而，氣體成分在此過程中受到的影響較小，仍然可以反映熱儲層信息，因此，氣體地熱溫度計是此時評價熱儲溫度的最佳方法（Groff and Junik，2000）。

3.2 平衡水體的熱儲溫度評價

Na-K-Mg三角圖顯示（圖5b），秘魯Calientes地熱田水體主要分布在平衡線附近，為成熟的平衡水體，表明陽離子濃度比例可以反映水體與礦物平衡時的信息。只有TC-15泉水樣品落在了部分平衡區(qū)，可能由于淺層水的混入對離子濃度產生了稀釋作用。對于這種成熟的平衡水體，一般采用地球化學地熱溫度計即可得到比較合理的熱儲溫度范圍。對比分析顯示（圖17），不同地化地熱溫度計評價得出的熱儲溫度差別相對較小，基本處于170℃以上，介于170～250℃之間。其中，K-Mg地熱溫度計對TC-15泉水樣品對應的熱儲溫度評價明顯較低，這可能與該水體處于部分平衡狀態(tài)有關，離子組分無法客觀反映出熱儲信息。此外，玉髓地熱溫度計對不同采樣點的評價結果比其它地熱溫度計的評價結果更加穩(wěn)定，表明水體在向上運移過程中玉髓的含量相對穩(wěn)定，受到外界影響較小，更能夠代表地熱儲層中的流體信息。因此，玉髓地熱溫度計的評價結果相對更可靠。

3.3 非平衡水體的熱儲溫度評價

冰島Geysir地熱田水體的Na-K-Mg三角圖顯示（圖7b），Geysir、Strokkur和Smidur地區(qū)水樣處于部分平衡區(qū)，但靠近完全平衡線，來自Nedridalur和Hclludalur的鉆井樣品以及Kaldilaekur冷水區(qū)樣品則為典型的未成熟水體。水體未達到平衡狀態(tài)導致采用陽離子地熱溫度計評價的熱儲溫度嚴重失準，這也是陽離子地熱溫度計的評價結果與石英地熱溫度計評價結果差異較大的主要原因（圖18）。采用SiO2-碳酸鹽混合模型對鉆井水樣進行評價，得到對應的熱儲溫度為229℃，高于石英地熱溫度計的評價溫度，這表明確實發(fā)生了冷水的混入（圖18）。

圖17 秘魯南部Calientes地熱田不同地熱溫度計計算熱儲溫度結果對比Fig. 17 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on various geothermometers for the Calientes geothermal field in southern Peru

圖18 Geysir地熱區(qū)不同地熱溫度計計算熱儲溫度結果對比Fig. 18 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Geysir geothermal field

Na-K-Mg三角圖顯示（圖12b），羅馬尼亞西部地熱田水體均處于部分平衡區(qū)，但Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058樣品接近完全平衡線。從地化地熱溫度計評價結果來看，整體上玉髓地熱溫度計評價結果與井口出水溫度最為接近，這可能與部分礦物或離子未達到平衡狀態(tài)有關（圖19）。根據(jù)多礦物平衡法的飽和指數(shù)圖（圖13），在測量溫度下玉髓基本處于平衡狀態(tài)，而其它礦物則處于欠飽和或過飽和狀態(tài)。因此，玉髓是最為理想的地熱溫度計。采用Si-焓模型計算出的溫度均高于玉髓地熱溫度計所得到的熱儲溫度，進一步表明存在冷水混入現(xiàn)象，混合模型得到的是冷、熱水混合之前熱水端的溫度。

4 結論

圖19 羅馬尼亞西部地熱區(qū)不同地熱溫度計計算熱儲溫度結果對比Fig. 19 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the western geothermal field of Romania

（1）沒有一種地熱溫度計是萬能的，每種地熱溫度計都有適用的條件和假設，必須系統(tǒng)了解地質背景和流體及氣體從儲層到地表的過程中的水文和地球化學條件或地熱系統(tǒng)之外水和巖石的影響以及所有流體和氣體的化學反應平衡是否被破壞才能選擇最合理的地熱溫度計，通常情況下綜合幾種方法可以避免單一方法的局限性，幾種方法估算出共同的溫度區(qū)間才能代表地下熱儲真實的溫度。

（2）基于不同地質背景的地熱數(shù)據(jù)提取分析可以提高熱儲溫度評估的準確性。對于蒸汽加熱型水體來說，礦物和離子無法反映熱儲信息，因此不能作為評價熱儲溫度的參數(shù)，氣體地熱溫度計對熱儲溫度的評價更加合理。

（3）當水體達到離子和礦物的平衡狀態(tài)時，地化地熱溫度計可以得到相對合理的熱儲溫度；當水體未達到離子和礦物的平衡狀態(tài)時，陽離子地熱溫度計往往難以得到合理的熱儲溫度，相比之下，SiO2地熱溫度計的評價效果較好。盡管此時基于飽和指數(shù)的多礦物平衡法難以得出確切的儲層溫度，但可以為地化地熱溫度計的選取提供依據(jù)。例如根據(jù)多礦物平衡圖還可以判斷出Geysir溫泉由于石英過飽和，因此選擇玉髓地熱溫度計計算的溫度更能準確反映地下高達245℃左右的熱儲溫度，盡管過去通常認為石英地熱溫度計比玉髓更適合溫度高于180℃的熱儲。