華北型煤田奧陶系巖溶水水文地球化學特征及其對地熱的指示意義

張 杰，陳陸望，侯曉偉，張 苗，胡永勝

(合肥工業(yè)大學 資源與環(huán)境工程學院,安徽 合肥 230009)

我國煤炭資源稟賦，其在國民經(jīng)濟和能源消費總量中占有重要地位。華北型煤田作為我國重要的煤炭產(chǎn)區(qū)與西北、西南產(chǎn)區(qū)共同占有全國原煤產(chǎn)量的88.3%以及煤炭資源保有總量的95.5%[1]。奧陶系灰?guī)r巖溶含水層作為華北地區(qū)典型灰?guī)r含水層，具有水量充沛、水壓高以及補給范圍廣泛等特點，是當?shù)鼐用裰匾纳钣盟Y源。此外，20 世紀90 年代初期以及“十二五”期間，我國分別對華北平原地熱資源開展了2 次詳細的系統(tǒng)研究，總結(jié)了華北地區(qū)地熱場特征及地熱資源成藏模式，并評估了地熱資源潛力。結(jié)果表明華北平原中、低溫地熱資源豐富，擁有巨大的開發(fā)潛力，碳酸鹽巖巖溶層是地熱水主要儲層之一[2-3]。因而，華北型煤田奧陶系巖溶水是兼具水、熱于一體的綠色新能源，科學合理的開發(fā)該類資源具有可觀的經(jīng)濟與環(huán)境效益。但是，隨著淺部資源的逐漸枯竭，近年來華北型煤田煤層開采正快速向深部延伸[4]。大規(guī)模地下開采勢必對區(qū)域地下水系統(tǒng)造成嚴重擾動，涉及補給來源、徑流通道以及排泄位置等，致使煤礦區(qū)水文地質(zhì)條件復雜化[5]。對華北型煤田地下水而言，其水文地球化學特征及演化是自然過程(包括地下水循環(huán)、地質(zhì)構(gòu)造以及礦物溶解與沉淀等)和人類活動(包括煤炭開采、疏排地下水、農(nóng)業(yè)灌溉和生活用水)共同作用的體現(xiàn)[1，6-10]。水文地球化學特征對礦區(qū)地下水所經(jīng)歷的以及正在進行的水文地球化學過程具有重要的指示意義，同時也為評價采動影響下煤礦區(qū)深部巖溶地熱資源賦存環(huán)境與形成機制提供了詳細的水文地質(zhì)信息。

淮北煤田作為典型的華北型隱伏煤田，位于華北平原南端，其煤炭開采歷史始于20 世紀60 年代，是我國華東地區(qū)重要的煤炭基地[11]。但長期大規(guī)模的開采使得區(qū)內(nèi)煤炭資源逐漸枯竭，北部礦區(qū)多數(shù)礦井已閉坑，南部礦區(qū)多數(shù)礦井也已進入深部開采階段。因而，在煤炭資源逐漸枯竭的背景下，結(jié)合地區(qū)條件，探索新的經(jīng)濟增長點已成為區(qū)內(nèi)主要城市亟待解決的關(guān)鍵問題?；幢泵禾锾妓猁}巖廣泛發(fā)育，且沉積厚度大，尤以奧陶系巖溶含水層最為顯著。前期資源評價表明淮北煤田地熱分布廣、儲量大，深部巖溶含水層地熱儲存熱量為62.20×1014kJ，約合標準煤2.11 億t，大力開發(fā)地熱是該區(qū)重點發(fā)展方向之一[12]。目前為止，對淮北煤田的地熱研究主要集中在通過整理與收集地面鉆孔井溫以及井下巷道圍巖測溫數(shù)據(jù)基礎上，根據(jù)巖樣熱導率測試結(jié)果并結(jié)合區(qū)域構(gòu)造分布格局、巖性變化、巖漿巖等分析地溫梯度、地溫場與大地熱流分布特征及其控制因素等方面[13-17]。此外，鑒于地下水活動對于圍巖溫度場具有重要影響，且不同的運動方式其影響程度存在顯著差異[18-19]，亦有學者分析了淮北煤田各礦區(qū)地下水流場與地溫分布特征之間的關(guān)系[20]。此類研究成果較為全面的闡述了淮北煤田地熱地質(zhì)條件的形成及控制因素，為后續(xù)地熱資源的研究打下了堅實的基礎。對于淮北煤田深部巖溶水水文地球化學研究早期以分析水化學、同位素、微量元素為主，揭示并闡明了其分布特征以及循環(huán)模式[21-23]。近期相關(guān)研究多以分析采動影響下包括灰?guī)r在內(nèi)的多個含水層的水文地球化學時空演化及其多因素控制機制[24-27]。上述成果較為詳細的闡明了淮北煤田深部巖溶水水文地球化學特征與演化規(guī)律以及開采進程中多因素的控制作用。然而迄今為止，水文地球化學對淮北煤田深部巖溶地熱水起源、賦存環(huán)境和形成機制等的指示意義還遠未充分認識，致使區(qū)內(nèi)尚未形成完整的地熱研究體系。

綜上所述，淮北煤田奧陶系巖溶水是集水、熱于一體的綠色能源，筆者在大量收集地質(zhì)與水文地質(zhì)以及水化學等資料的基礎上，利用地面水文孔及井上下補充勘探孔等采集奧陶系巖溶地熱水樣，采用試驗測試與理論分析相結(jié)合的研究手段，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)、水文地質(zhì)以及地熱地質(zhì)條件等，明確巖溶地熱水補給來源，評估熱儲溫度及循環(huán)深度，揭示地熱賦存環(huán)境空間差異的水文地球化學響應，闡明水文地球化學特征對地熱分布的指示意義，提出巖溶地熱水形成演化模式。研究成果對淮北煤田深部巖溶中、低溫地熱資源的開發(fā)和利用具有重要的理論意義與實際應用價值，同時對于區(qū)域生態(tài)文明建設具有深遠的戰(zhàn)略意義。

1 研究區(qū)概況

淮北煤田位于安徽省北部，地理坐標范圍為東經(jīng)114.92°～118.17°，北緯32.42°～34.58°。在地貌單元上屬華北大平原的一部分，除濉溪、蕭縣和宿州市北部符離集—徐州一帶為震旦、寒武、奧陶系等基巖裸露的剝蝕低山、殘丘和山間谷地外，其余地區(qū)皆為黃、淮河沖積平原[28-29]。其低山、殘丘海拔高程一般為+80～+408 m，平原區(qū)海拔高程一般為+20～+50 m，地勢總體上呈現(xiàn)西北高而東南略低的微微傾斜。研究區(qū)地層屬華北型地層范疇，區(qū)內(nèi)除晚奧陶世—下石炭世和三疊紀地層缺失外，其余從太古宙—第四系地層均有發(fā)育[30-31]。

研究區(qū)先后經(jīng)歷了印支期、早燕山期、晚燕山期和喜山期等構(gòu)造運動，多期運動的疊加使得區(qū)內(nèi)形成了一系列EW、NNE 和NE 向斷裂交織的復雜網(wǎng)狀格局[32](圖1)。大型斷裂往往是劃分水文地質(zhì)單元和礦區(qū)邊界的重要依據(jù)，以宿北斷裂為界研究區(qū)劃分為2個一級水文地質(zhì)單元，即南區(qū)和北區(qū)[29]。南區(qū)又分別以豐渦斷層和南坪斷層為界劃分為南西亞區(qū)、南中亞區(qū)及南東亞區(qū)，依次對應渦陽礦區(qū)、臨渙礦區(qū)和宿縣礦區(qū)。北區(qū)包括北東亞區(qū)的閘河礦區(qū)和北西亞區(qū)的濉蕭礦區(qū)，由于北區(qū)開采歷史悠久，多數(shù)礦井已閉坑，目前僅有部分礦井仍在開采。

圖1 淮北煤田地質(zhì)構(gòu)造、礦區(qū)與水樣分布(據(jù)文獻[29]修改)Fig.1 Geological structure and mining distracts of Huaibei coalfield,and the location of samples (Modified from Reference [29])

研究區(qū)內(nèi)奧陶系灰?guī)r(以下簡稱“奧灰”)厚度大于500 m，巖性為灰褐色、淡肉紅色厚層狀石灰?guī)r[22]。

“奧灰”巖溶發(fā)育與富水性均具有不均一性，通常在淺部巖溶裂隙較為發(fā)育，表現(xiàn)中等～強富水，往深部巖溶發(fā)育變差，富水性也隨之減弱(圖2(a))?；幢泵禾飵r溶水系統(tǒng)結(jié)構(gòu)為斷塊型及其他類型，系統(tǒng)補排關(guān)系多樣，無明顯特點[33]。北部閘河礦區(qū)的閘河向斜兩翼奧陶系地層出露高程相差較小，“奧灰”地下水并未形成從一翼補給并運移至另一翼排泄的系統(tǒng)。區(qū)域水文地質(zhì)條件表明閘河向斜“奧灰”水的補給主要來自兩翼低山丘陵的灰?guī)r地區(qū)，通過邊緣斷裂側(cè)向補給，而后向核部運移，但由于上覆隔水層的存在，無法從向斜核部進行排泄。兩翼“奧灰”水接受補給后主要沿含水層或走向斷裂由北向南運移，至南部烈山地形低洼處排泄至第四系松散層[34]。南部宿縣和臨渙礦區(qū)“奧灰”含水層主要通過層間徑流補給，此外亦在第三隔水層缺失處(如童亭背斜核部與宿南背斜核部)以及隱伏露頭處與上覆松散含水層產(chǎn)生水力聯(lián)系，其通常沿傾向或走向由承壓水位高處向低處運移[35]。研究區(qū)多年數(shù)據(jù)表明北部“奧灰”水位整體呈現(xiàn)上升趨勢，且與大氣降水聯(lián)系密切，而南部呈現(xiàn)緩慢下降趨勢(圖2(b))，說明受礦井疏排水影響“奧灰”水部分補給四含與太灰，并最終以礦井排水方式進行排泄。

相關(guān)研究表明研究區(qū)現(xiàn)今地溫梯度總體呈現(xiàn)出西高東低、南高北低的特征[16]。北部閘河礦區(qū)為研究區(qū)地溫梯度低值集中區(qū)，整體在2 ℃/hm 以下；西部渦陽礦區(qū)地溫梯度為研究區(qū)最高，整體在2.6 ℃/hm以上且存在多處高溫異常區(qū)大于3 ℃/hm；臨渙礦區(qū)北西部及童亭背斜東翼地溫梯度均高于2.6 ℃/hm，最高值達到2.87 ℃/hm；宿縣礦區(qū)地溫梯度變化范圍較大，徐宿推覆體上盤地溫梯度一般在2.2 ℃/hm 以下，而下盤地溫梯度超過2.6 ℃/hm，局部達到2.81 ℃/hm[14，16]。垂向上，溫度隨埋深的增加而增加，整體表現(xiàn)出較好的線性趨勢，說明研究區(qū)為傳導型增溫形式。處于背斜軸部和松散層較薄的區(qū)域溫度隨深度變化較大，而在向斜軸部和松散層較厚區(qū)域則較小[16]。

2 樣品采集與測試

本次研究的樣品采集工作主要集中于閘河、宿縣和臨渙礦區(qū)，通過各生產(chǎn)礦井水文補勘孔，共采集“奧灰”水樣7 組。溫度(T)、pH 和總?cè)芙夤腆w(TDS)均在現(xiàn)場使用校正過的便攜式儀器進行測定。取樣前，使用待取水樣潤洗500 mL 高密度聚乙烯取樣容器3 次，所有樣品均在現(xiàn)場使用0.45 μm 濾膜進行過濾。每個取樣點采集水樣3 瓶，用于測定陽離子濃度的水樣瓶加入濃硝酸至pH 低于2 以進行酸化保護，用于測定陰離子、δD 與δ18O 的水樣瓶未加任何試劑。所有水樣瓶上部均不留空隙，使用保鮮膜進行密封處理，置于低溫條件儲存，并盡快送至實驗室進行測試。

主要離子濃度及氫氧穩(wěn)定同位素(D 和18O)測定于國家煤礦水害防治工程技術(shù)研究中心以及生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室完成，其中陽離子和總Si(K+、Na+、Ca2+、Mg2+和Si)使用電感耦合等離子體發(fā)射光譜(ICP-OES)進行測定，陰離子(Cl-、S)使用離子色譜儀(ICS-900)進行測定，HC和C質(zhì)量濃度采用酸堿滴定法進行測定。氫氧穩(wěn)定同位素(D 和18O)測試儀器為同位素水分析儀(IWA-35-EP)，結(jié)果以相對于V-SMOW 的δ(‰)表示，δD 和δ18O 精度分別為0.3‰和0.1‰。

考慮到研究區(qū)范圍較大，另收集和整理了各礦井近年的水文補勘孔成果31 組進行數(shù)據(jù)補充，數(shù)據(jù)包括取樣位置、常規(guī)離子質(zhì)量濃度、pH 值、TDS 質(zhì)量濃度、水溫和可溶性SiO2質(zhì)量濃度。鑒于取樣與測試過程中主客觀誤差的存在，首先對38 組水樣進行電荷平衡檢驗，如式(1)所示。

其中，E為相對誤差，%；mc和ma分別為陽離子與陰離子毫克當量濃度(meq/L)。經(jīng)過計算，38 組水樣E在±5%范圍，因而認為數(shù)據(jù)可用。氫氧穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)通過整理已發(fā)表成果進行補充，共計25 組[36]。

3 結(jié)果與討論

3.1 巖溶地熱水化學特征及其形成作用

3.1.1 地熱水化學特征

研究區(qū)巖溶地熱水整體以弱堿性為主，pH 值范圍6.9～8.1，除HC外其余離子質(zhì)量濃度均在閘河礦區(qū)表現(xiàn)最低，宿縣礦區(qū)次之，而臨渙礦區(qū)表現(xiàn)最高(表1)。通常情況下地熱水滯留時間越久、徑流路徑越長，水巖相互作用更充分，其水化學成分濃度更高[37]。從閘河、宿縣到臨渙礦區(qū)巖溶地熱水水化學特征變化規(guī)律推測，淮北煤田巖溶地熱水補給應為閘河礦區(qū)兩翼灰?guī)r裸露區(qū)。但由于宿北斷層的存在導致南部灰?guī)r埋藏加深，阻隔了北部地熱水向南部運移，因而南部地熱水受大氣降水直接補給可能性很小。

表1 淮北煤田巖溶地熱水樣理化參數(shù)統(tǒng)計Table 1 Statistics of physicochemical parameters of karst geothermal water samples in the Huaibei coalfield

Piper 三線圖表明巖溶地熱水中陽離子以Ca2+和Na++K+為主，個別水樣中Mg2+毫克當量百分比較高(圖3)。陰離子則呈現(xiàn)較為顯著的區(qū)域差異，其中閘河礦區(qū)水樣以HC為主，宿縣礦區(qū)水樣中S和HC質(zhì)量濃度變化較大，臨渙礦區(qū)水樣分別聚集于以S為主、以Cl-為主以及過渡的3 個區(qū)域。閘河礦區(qū)巖溶地熱水以HCO3-Ca 為主，宿縣礦區(qū)水化學類型主要包括SO4-Ca、SO4-Ca·Mg、HCO3·SO4-Ca·Mg、SO4-Ca·Na等，臨渙礦區(qū)水化學類型較為多樣，主要包括SO4-Ca、SO4-Ca·Na、Cl·SO4-Na·Ca、Cl·SO4-Na、Cl-Na、HCO3·Cl-Na、SO4·HCO3·Cl-Na 等。閘河礦區(qū)水樣分布于向斜兩翼(圖1)，但常規(guī)離子質(zhì)量濃度及水化學類型差異較小，對應于向斜兩翼均為“奧灰”水補給區(qū)，并未形成從一翼補給運移至另一翼排泄的系統(tǒng)。宿縣和臨渙礦區(qū)“奧灰”水化學類型較為多樣，即使處于同一礦區(qū)，其水化學類型亦表現(xiàn)出顯著的差異，說明在地質(zhì)構(gòu)造背景的控制下，不同位置處巖溶水賦存環(huán)境如水動力條件、水-巖作用類型與程度以及滯留時間等存在較大區(qū)別。

圖3 研究區(qū)巖溶水樣Piper 三線圖Fig.3 Paper tri-liner diagram of karst water samples in the study area

3.1.2 地熱水化學成分形成作用

煤礦區(qū)地下水水化學成分形成通常受自然過程和人類活動影響，對淮北煤田深部巖溶地熱水而言，其水化學成分形成主要受控于水-巖作用類型和程度差異[26-27]。離子比例可用來探究地熱水中主要離子的來源及可能存在的水-巖作用類型[38]。若地熱水中Ca2+和HC僅來自碳酸鹽礦物(方解石和白云石)溶解，ρ(HC)/ρ(Ca2+)分別應為2 和4(式(2)和(3))[39]。圖4(a)水樣分布特征表明碳酸鹽溶解是閘河礦區(qū)主要的水-巖作用類型，而宿縣和臨渙礦區(qū)水樣中Ca2+除碳酸鹽溶解外還存在別的來源，如石膏的溶解。由石膏溶解產(chǎn)生的Ca2+和S理論比值應為1(式(4))，圖4(b)中閘河礦區(qū)水樣全部位于y=x線下部，結(jié)合圖4(a)證實了該區(qū)巖溶水中碳酸鹽溶解過程的主控作用。宿縣和臨渙礦區(qū)水樣主要分布于y=x線及其上部，表明石膏溶解是南部地熱水中重要的水文地球化學過程，同時還可能存在Ca2+參加的陽離子交替吸附作用導致地下水中S濃度相對富余。

圖4 研究區(qū)巖溶水樣離子比例圖解Fig.4 Ion ratio diagrams of karst water samples in the study area

ρ(K++Na+)/ρ(Cl-)通常用于揭示地熱水中K++Na+的來源，圖4(c)中Cl-與K++Na+整體表現(xiàn)正相關(guān)，說明鹽巖溶解是研究區(qū)巖溶地熱水中重要的水-巖作用類型(式(5))。研究區(qū)絕大部分水樣位于y=x線下部，其表征的是陽離子交替吸附及硅酸鹽溶解過程。此外，亦有少量來自宿縣和臨渙的水樣分布于y=x線上部，可能代表的是反向陽離子交替吸附作用。圖4(d)證實了巖溶地熱水中陽離子交替吸附作用(第四象限)及其反向過程(第二象限)的存在(式(6))。巖溶水中Ca2++Mg2+整體相對于S+HC表現(xiàn)不足(圖4(e))，表征可能存在硅酸鹽風化產(chǎn)生的額外陽離子來中和巖溶水中陰離子。但圖4(f)水樣分布特征表明巖溶水中鈉長石風化溶解作用微弱(式(7))，結(jié)合圖4(d)、(e)分布特征說明硅酸鹽溶解對研究區(qū)巖溶水環(huán)境整體影響微弱，僅在閘河礦區(qū)產(chǎn)生一定影響，且以鈣長石風化溶解為主(式(8))。

對比圖4(e)和(f)可以看出，宿縣和臨渙礦區(qū)水樣中離子的電荷平衡受溶解的S控制顯著，而研究區(qū)巖溶地熱水中S主要來源于石膏的溶解，因而可以認為石膏的溶解是宿縣和臨渙礦區(qū)巖溶水化學環(huán)境的主控過程。此外，圖4(f)中臨渙礦區(qū)水樣中HC與Ca2++Mg2+呈負相關(guān)性(y=-0.07x+7.29，R2=0.62)，表征同離子效應的存在，即石膏的溶解促使方解石產(chǎn)生沉淀(式(9))[40]。圖4(g)中臨渙礦區(qū)水樣S與HC之間具有良好的負相關(guān)性證實了該作用的存在。同離子效應使得地下水中Ca2+和HC濃度降低，進而導致地下水相對白云石不飽和并使其發(fā)生溶解，致使Mg2+和S濃度上升以及方解石的沉淀(式(10))[41]。臨渙礦區(qū)水樣中Mg2+與S(圖4(h))之間的良好相關(guān)性證實了上述脫白云石化作用的存在，這也是臨渙礦區(qū)巖溶地熱水中Mg2+的另一重要來源。

綜合以上分析，研究區(qū)巖溶地熱水中水-巖作用類型多樣，且各礦區(qū)表現(xiàn)出明顯差異，其中閘河礦區(qū)以碳酸鹽、硫酸鹽礦物溶解作用為主，且存在硅酸鹽風化過程；宿縣礦區(qū)主要作用類型包括碳酸鹽和硫酸鹽礦物溶解、陽離子交替吸附和反向陽離子交替吸附；臨渙礦區(qū)除上述所有作用類型外還存在同離子效應以及脫白云石化作用。Raines and Dewers 研究表明地下水只有在流動緩慢且石膏接近飽和時，石膏的溶解速度才會變得足夠慢，進而與碳酸鹽礦物發(fā)生脫白云石化作用[42]。因而，相比于閘河和宿縣礦區(qū)，臨渙礦區(qū)高S濃度水樣表征其在含水層中滯留時間更久，流動更為緩慢。

3.2 巖溶地熱水補給來源與循環(huán)

3.2.1 巖溶地熱水補給

氫氧穩(wěn)定同位素常用于判斷地熱水起源與確定地熱水補給條件[43-44]。研究區(qū)巖溶地熱水δD 在-64.3‰～-42.8‰，δ18O 在-8.6‰～-5.4‰。水樣平行分布于全球大氣降水線(GMWL：δD=8×δ18O+10)[45]和中國大氣降水線(LMWL：δD=7.9×δ18O+8.2)[46]下方，表明起源于大氣降水(圖5)。

圖5 研究區(qū)氫氧穩(wěn)定同位素組成散點Fig.5 Scatter plot of δ18O and δD in the study area

閘河礦區(qū)水樣氫氧同位素組成接近于淮北煤田大氣降水年平均值(δD=-52.4‰，δ18O=-7.8‰)，表明其具有良好的補給條件。宿縣和臨渙礦區(qū)水樣可劃分為2 組，其中A 組水樣δD：-52.7‰～-42.8‰，δ18O：-6.9‰～-5.4‰，表現(xiàn)出δ富集的特征?？紤]到宿縣和臨渙礦區(qū)相較于閘河礦區(qū)緯度約低0.5°，其δ分別應增加約0.92‰(δD)和0.12‰(δ18O)，但A 組水樣δ明顯高于緯度效應計算值，說明該組水樣主要受蒸發(fā)作用影響。B 組水樣δD：-64.3‰～-55.4‰，δ18O：-8.6‰～-7.5‰，平行分布于降水線之下。由于宿縣和臨渙礦區(qū)均被新生界厚松散層所覆蓋，區(qū)域“奧灰”含水層無地表露頭，因而大氣降水無法直接入滲補給。相關(guān)研究表明，宿縣和臨渙礦區(qū)深部碳酸鹽巖含水層存在古地下水混合作用[47]。與現(xiàn)代大氣降水相比，古地下水δ更低，因而推測B 組水樣表征的是與深層古地下水的混合過程。此外宿縣礦區(qū)水樣多分布于A 組，分屬于宿南背斜兩翼錢營孜和祁南煤礦以及宿東向斜附近蘆嶺和朱仙莊煤礦，表明該區(qū)巖溶地熱水與現(xiàn)代大氣降水聯(lián)系密切，對應于表1 中該4 個煤礦水樣(8、9、10 和16)均呈現(xiàn)出較低的離子與TDS 質(zhì)量濃度。根據(jù)安徽省煤田地質(zhì)局水文勘探隊對臨渙礦區(qū)童亭背斜周圍水文地質(zhì)勘探結(jié)果顯示，以楊柳斷層為界童亭背斜可劃分為南北2 個水文地質(zhì)區(qū)，其中北區(qū)臨渙和童亭煤礦一帶“奧灰”水處于封閉環(huán)境中，補給條件差，徑流微弱；南區(qū)背斜軸部由于古潛山的存在致使第三隔水層在部分區(qū)域缺失，“奧灰”含水層能夠接受上覆松散層補給[35]。因而臨渙礦區(qū)僅有3 個水樣分布于A 區(qū)，分屬于童亭背斜兩翼任樓和五溝煤礦，說明臨渙礦區(qū)整體與現(xiàn)代大氣降水聯(lián)系較低，巖溶地熱水更新緩慢，與古地下水混合過程更為顯著。

3.2.2 巖溶地熱水循環(huán)

圖6 研究區(qū)巖溶水樣HC/Cl-與Cl-質(zhì)量濃度關(guān)系Fig.6 Relation diagram of HC/Cl- and Cl- concentration of karst water samples in the study area

圖7 為3 個礦區(qū)巖溶地熱水TDS 質(zhì)量濃度與取樣標高關(guān)系散點圖，本次對研究區(qū)北部閘河礦區(qū)的取樣主要集中巖溶水補給徑流區(qū)，因而圖7 的分布特征表明向斜兩翼灰?guī)r裸露區(qū)在接受大氣降水直接入滲補給后沿著傾向向核部進行運移，TDS 質(zhì)量濃度與取樣標高呈現(xiàn)良好線性關(guān)系。南部宿縣和臨渙礦區(qū)水樣TDS 質(zhì)量濃度與標高雖無明顯線性關(guān)系，但仍可看出整體呈現(xiàn)負相關(guān)，兩礦區(qū)水樣分布特征表征了南部巖溶地熱水流動循環(huán)條件：其一，南部巖溶地熱水在向下的運移過程中往往還會受到層間徑流補給，進而使得即使處于同一標高的水樣其TDS 質(zhì)量濃度往往呈現(xiàn)顯著的差異性；其二，巖溶地熱水在淺部接受大氣降水蒸發(fā)入滲補給后，沿傾向向深部流動并與圍巖發(fā)生一系列水-巖作用致使TDS 質(zhì)量濃度逐漸增加，而在深部由于水壓和熱動力驅(qū)動使得地熱水由深部向上運移，TDS 質(zhì)量濃度繼續(xù)增加，進而導致處于淺部的水樣呈現(xiàn)較高的TDS 質(zhì)量濃度。

圖7 研究區(qū)巖溶水樣TDS 質(zhì)量濃度與標高關(guān)系Fig.7 Relation diagram of TDS and elevation of karst water samples in the study area

3.3 巖溶地熱水熱儲溫度與循環(huán)深度

地熱溫標通常被用來估算地熱水熱儲溫度，常見的包括Na-K 溫標、K-Mg 溫標、Na-K-Ca 溫標、石英溫標、玉髓溫標和改進的SiO2溫標等(式(11)～(16))[49-52]。

式中，ρ(Na+)、ρ(K+)、ρ(Ca2+)和ρ(Mg2+)為各離子質(zhì)量濃度，mg/L；S為可溶性SiO2質(zhì)量濃度，mg/L。

研究區(qū)水樣均位于Na-K-Mg 三角圖中非成熟水區(qū)(圖8(a))，說明巖溶地熱水相對于Na、K、Mg 等長石類硅酸鹽礦物未達到平衡狀態(tài)，因而一般的陽離子地溫計不適用于研究區(qū)熱儲溫度的計算。通過PHREEQC (Version 3.0)的計算，研究區(qū)巖溶地熱水中文石、方解石和白云石飽和指數(shù)均大于0，說明上述礦物處于過飽和狀態(tài)，而石膏飽和指數(shù)均小于0 處于非飽和狀態(tài)(圖8(b))，因而Ca 型溫標也不適用于研究區(qū)熱儲溫度計算。

圖8 巖溶水樣Na-K-Mg 三角圖與主要礦物飽和指數(shù)Fig.8 Na-K-Mg triangular diagram and saturation index of major minerals of karst water samples

圖8(b)中玉髓和無定型二氧化硅SiO2(a)飽和指數(shù)均小于0，而石英飽和指數(shù)均大于0，說明巖溶地熱水中石英處于飽和狀態(tài)。表2 列出了取樣溫度以及石英、玉髓和改進的SiO2溫標計算的熱儲溫度，其中玉髓溫標計算結(jié)果3.1～36.9 ℃，明顯低于取樣溫度，而石英和改進的SiO2溫標計算結(jié)果相近，熱儲溫度范圍分別為35.9～68.8 ℃和33.7～69.4 ℃，略高于實測溫度。因而，石英溫標及改進的SiO2溫標均適用于淮北煤田巖溶熱儲溫度計算，筆者取2 者的平均值作為最終結(jié)果。經(jīng)計算，淮北煤田巖溶熱儲溫度范圍34.8～69.1 ℃，平均值51.5 ℃。

表2 研究區(qū)地熱溫標計算結(jié)果Table 2 Geothermometers calculation results in the study area

大氣降水補給地熱儲層后與含水層圍巖礦物之間的的同位素交換受控于溫度，通常大氣降水在高溫碳酸鹽或硅酸鹽熱儲層中會與圍巖發(fā)生氧同位素交換過程造成地熱水中出現(xiàn)δ18O 正向漂移現(xiàn)象。相關(guān)研究表明在熱儲層溫度低于90 ℃時，水-巖作用對地下水中δ18O 的影響較低[38]。圖3 中研究區(qū)巖溶地熱水樣平行于大氣降水線的分布特征說明該區(qū)巖溶熱儲溫度應低于90 ℃，由石英溫標及改進的SiO2溫標計算的平均熱儲溫度符合該范圍。循環(huán)深度通常依據(jù)式(17)進行計算。

式中，D為循環(huán)深度，m；TZ為通過地熱溫標計算的熱儲溫度，℃；T0為研究區(qū)年平均氣溫，℃；G為研究區(qū)地溫梯度，℃/hm；D0為恒溫帶厚度，m。

相關(guān)研究表明淮北煤田現(xiàn)今平均地溫梯度G=2.42 ℃/hm，年平均氣溫約為14.6 ℃，恒溫帶厚度30 m。經(jīng)計算，淮北煤田巖溶地熱水循環(huán)深度范圍881～2 281 m，其中閘河礦區(qū)循環(huán)深度881～1 303 m；宿縣礦區(qū)循環(huán)深度1 015～2 209 m；臨渙礦區(qū)循環(huán)深度1 279～2 281 m。受“奧灰”勘探鉆孔地點的制約，閘河礦區(qū)水樣主要分布于補給徑流區(qū)(圖1)，未能采集到排泄區(qū)水樣，因而由相關(guān)公式計算的熱儲溫度及循環(huán)深度應低于實際情況。宿縣和臨渙礦區(qū)最大循環(huán)深度遠大于取樣深度，由于該區(qū)巖溶地熱水無天然排泄點，通常在隱伏露頭處與上覆四含產(chǎn)生水力聯(lián)系，根據(jù)該區(qū)巖溶水位緩慢下降的趨勢推斷受礦井疏排水影響，巖溶地熱水通過越流補給四含再進入礦坑最后隨礦井水被排泄至地面，故而隱伏露頭處應為其補給排泄區(qū)，因此由相關(guān)公式所計算的熱儲溫度與循環(huán)深度應與實際情況相近。

3.4 巖溶地熱水形成演化模式

淮北煤田巖溶地熱水形成受構(gòu)造控制明顯，以宿北斷層為界可劃分為北部和南部2 個子系統(tǒng)。

北部系統(tǒng)在閘河向斜兩翼灰?guī)r裸露區(qū)接受大氣降水直接入滲補給，氫氧穩(wěn)定同位素組成沿大氣降水線分布且接近于年大氣降水平均值。該系統(tǒng)巖溶地熱水循環(huán)更新速率較快，最大循環(huán)深度受控于閘河向斜，巖溶地熱水在向核部運移過程中與圍巖發(fā)生碳酸鹽、硫酸鹽以及硅酸鹽溶濾溶解作用并受到巖石傳導增溫影響，水化學類型主要為HCO3-Ca 型且TDS 質(zhì)量濃度低。此外，巖溶地熱水在向深部運移過程中與圍巖反應體系將逐漸由開放轉(zhuǎn)為封閉，且溫度逐漸增高，這在一定范圍內(nèi)會促進方解石的溶解。并且根據(jù)礦物飽和指數(shù)(圖7)，在運移過程中石膏會持續(xù)保持溶解產(chǎn)生Ca2+和SO42-，而Ca2+質(zhì)量濃度的上升也為陽離子交替吸附提供了充分的物質(zhì)來源。由于北部巖溶熱儲埋藏較淺，巖溶發(fā)育情況優(yōu)于南部，發(fā)生同離子效應及脫白云石化作用的可能性較低。因而，推測北部地區(qū)往深部巖溶地熱水將發(fā)生碳酸鹽、硫酸鹽溶解以及陽離子交替吸附作用。由于閘河礦區(qū)范圍內(nèi)無天然排泄點，兩翼低溫地下水通常沿傾向向下運動至向斜核部再沿走向由北向南至閘河礦區(qū)以外地形低洼處排泄至第四系(圖9)。鑒于地下水向下運動時會導致圍巖溫度降低出現(xiàn)低溫異常，阻礙地熱資源的形成，并且過往研究也表明閘河礦區(qū)為淮北煤田范圍內(nèi)的地溫梯度低值異常區(qū)的集中區(qū)段。因而，從地熱資源勘探與開發(fā)角度，北部應在閘河礦區(qū)南部邊界以外奧灰隱伏露頭處設置勘探鉆孔。

圖9 淮北煤田北部巖溶地熱水形成演化模式Fig.9 Formation and evolution model of karst geothermal water in northern Huaibei coalfield

南部宿縣和臨渙礦區(qū)巖溶地熱水氫氧穩(wěn)定同位素組成整體沿大氣降水線分布但變化范圍較大，其中高值表征接受大氣降水的蒸發(fā)入滲補給，主要分布于宿縣礦區(qū)宿東向斜、宿南背斜以及臨渙礦區(qū)童亭背斜區(qū)域；低值表征的是與古地下水混合過程，主要分布于臨渙礦區(qū)除童亭背斜兩翼外其他區(qū)域。巖溶地熱水在向深部運移過程中受到巖石傳導增溫，并與圍巖主要發(fā)生巖鹽、碳酸鹽與硫酸鹽溶濾溶解、陽離子交替吸附(正反向)等作用，且在部分循環(huán)極其緩慢的區(qū)域還伴有同離子效應和脫白云石化作用的存在(圖10)。水-巖作用類型的多樣性以及程度的差別是導致巖溶地熱水水化學類型以及TDS 質(zhì)量濃度存在顯著空間差異的主控因素。地熱溫標計算熱儲最高溫度約為69 ℃，最大循環(huán)深度約為2 200 m。由于南部均被厚松散層所覆蓋，區(qū)內(nèi)巖溶地熱水無天然排泄點，其一方面通過層間徑流進行近水平運動，并在導水構(gòu)造處越流補給上覆含水層；另一方面則向上運移至隱伏露頭處補給松散含水層。當經(jīng)過深循環(huán)被巖石傳導增溫加熱的地下水向上運移往往會導致流經(jīng)的圍巖溫度升高，在淺部形成局部地熱異常區(qū)，促使地熱資源的形成。宿縣和臨渙礦區(qū)前期地熱地質(zhì)研究成果也表明南部地溫梯度高值區(qū)主要分布于童亭背斜以及宿南背斜等構(gòu)造隆起部位。因而，南部地熱資源勘探與開發(fā)應首先關(guān)注構(gòu)造隆起區(qū)，如童亭背斜與宿南背斜軸部等。

圖10 淮北煤田南部巖溶地熱水形成演化模式Fig.10 Formation and evolution model of karst geothermal water in southern Huaibei coalfield

4 結(jié)論

(1)氫氧穩(wěn)定同位素組成指示淮北煤田巖溶地熱水主要接受大氣降水補給，北部閘河礦區(qū)接受大氣降水直接入滲補給，水化學特征主要為HCO3-Ca 型，水-巖作用以溶濾溶解為主，指示巖溶地熱水循環(huán)更新條件良好。南部宿縣和臨渙礦區(qū)僅在部分地區(qū)存在蒸發(fā)入滲補給并與古地下水混合明顯，水化學類型多樣且存在顯著的空間差異，水-巖作用以溶濾溶解、陽離子交替吸附(正反向)為主，并伴有脫白云石化作用，指示該區(qū)巖溶地熱水流動更為緩慢，滯留時間更久，熱儲賦存環(huán)境更為封閉。

(2)淮北煤田巖溶地熱水樣均遠離Na-K-Mg 三角圖平衡線，表明未達水-巖平衡狀態(tài)，陽離子溫標不適用于熱儲溫度的計算。飽和指數(shù)計算結(jié)果顯示巖溶地熱水樣相對于石英達到飽和狀態(tài)，運用石英溫標及改進的SiO2溫標計算巖溶熱儲溫度34.8～69.1 ℃，循環(huán)深度881～2 281 m。

(3)淮北煤田巖溶地熱水形成受構(gòu)造控制明顯，北部系統(tǒng)接受大氣降水直接入滲補給，循環(huán)更新速率較快，循環(huán)深度受控于向斜構(gòu)造，并至地形低洼處排泄至第四系松散含水層。南部系統(tǒng)接受大氣降水蒸發(fā)入滲補給并與古地下水發(fā)生混合，循環(huán)更新緩慢，循環(huán)深度受控于巖溶發(fā)育及構(gòu)造開啟程度，并通過越流以及上行等方式進行排泄?；幢泵禾锷畈繋r溶地熱資源的開發(fā)和利用應綜合考慮區(qū)域特點。