平阴县位于山东省中西部, 地处泰山山脉西延余脉与鲁西平原的过渡地带, 地势南高北低, 以丘陵和山前冲洪积平原为主。区内地层以新太古界泰山岩群火山沉积变质岩系为基底, 上覆寒武系— 奥陶系灰岩、泥岩夹页岩等沉积建造以及新生代第四系松散沉积物。区内地层较稳定, 地质构造规模相对较小, 发育程度也相对较弱。

依据研究区出露含水层的水理性质及水力特征, 将区内地下水分为第四系松散岩类孔隙水、碳酸盐岩类裂隙岩溶水及基岩裂隙水。

研究区3眼地热井分别位于2处区域: 大孙庄村东南2眼, 中土楼村西南1眼, 均位于隐伏基底断裂带附近(图1, 图2)。大孙庄村2眼地热井相距约95 m, 位于同一隐伏基底断裂带(F_1-1)上, 井深660~1 305 m, 井口出水温度28.3~28.5 ℃; 中土楼村1眼地热井位于另一隐伏基底断裂带(F_4-1)上, 井深为1 800 m, 井口出水温度为42 ℃(表1)。2条隐伏基底断裂带均沿NW向发育, 平行间距约4 km。

图1

Fig.1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图1 研究区地热井位置分布 1.第四系松散沉积物; 2.寒武系— 奥陶系三山子组灰岩; 3.寒武系— 奥陶系炒米店组灰岩; 4.实测及推测断裂; 5.物探推断断裂及编号; 6.地热井编号及深度/m; 7.剖面位置及编号。Fig.1 Distribution of geothermal wells in the study area

图2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 研究区A-A'地质剖面 1.第四系松散沉积物; 2.寒武系— 奥陶系灰岩、泥岩夹页岩; 3.新太古界泰山岩群火山沉积变质岩系; 4.地层不整合界线; 5.物探推断断裂及编号; 6.地热井。Fig.2 Geological section A-A' of the study area

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 研究区地热井信息 Tab.1 Geothermal wells Information in the study area 井编号 位置 深度/m 泰山岩 群顶板 埋深/m 取水层 段/m 基底断 裂编号 出水温 度/℃ 氡泉井 大孙庄 660 609 609~660 F1-1 28.3 DQ1 大孙庄 1 305 612 612~1 305 F1-1 28.5 ZTDR1 中土楼 1 800 598 1 200~1 800 F4-1 42.0

表1 研究区地热井信息 Tab.1 Geothermal wells Information in the study area

研究区地热水主要赋存在隐伏基底断裂破碎带及古风化裂隙中, 热储均为新太古界泰山岩群变质岩, 属于基岩裂隙热储、带状热储, 含水层岩性以混合花岗岩类为主。

研究区未见岩浆岩出露, 根据井内测温数据推算地温梯度值约2 ℃/100 m, 无明显的地温梯度异常区。研究区位于鲁中南丘陵山地亚区, 由于莫霍面埋深较大, 大地热流值较低(48~50 mW/m²), 是山东省热流值最低的地区^[9]。

水化学分析结果表明, 研究区地热水总体表现为弱碱性, 其中大孙庄氡泉井水pH平均值为7.48, 中土楼地热井水pH平均值为7.59; 大孙庄氡泉水溶解性总固体(TDS)平均值为6 466.13 mg/L, 中土楼地热水溶解性总固体(TDS)平均值为6 203.00 mg/L。

由Piper图解(图3)可知, 研究区地热水的主要离子组分含量及水化学特征基本一致: 阳离子以Na⁺和Ca²⁺为主, 阴离子以Cl^-和 SO42-为主, 主要离子组分玫瑰花图见图4, 水化学类型均为Cl· SO₄-Na· Ca型(舒卡列夫分类)。

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 研究区地热水Piper图解Fig.3 Piper diagram of geothermal water samples in the study area

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 研究区地热水主要离子组分玫瑰花图Fig.4 Rose diagram of main ion components of geothermal water in the study area

研究区地热水普遍含较高的锶(平均为12.81~13.82 mg/L)、氟(平均为2.78~2.80 mg/L)、锂(平均为1.17~1.52 mg/L)及偏硅酸(平均含量为28.75~34.60 mg/L), 达到了理疗热矿水水质标准中的矿水浓度— 命名矿水浓度, 具有较高的理疗价值。

总体来看, 虽然2眼地热井分别位于不同的隐伏基底断裂带上, 且取水深度有明显差别, 地热水主要离子组分中除Mg²⁺含量差别较大外, 其他组分含量基本一致; 微量元素组分中除了氡和硼含量差异明显外, 其他组分含量也较接近。研究区热储均为泰山岩群变质岩, 岩性及主要矿物成分较接近。因此, 推测地热水化学组分应主要来源于水-岩溶解作用, 2处地热水应具有相似的水文地球化学过程。

地下水的同位素组成取决于降水的同位素组成及其在地下的循环过程, 未经同位素交换的地下水, 其同位素组成和补给水源一致, 如与围岩发生水-岩交换反应, 地下水的同位素组成将发生变化^[10]。热水中的氢氧等稳定同位素, 对理解地热水的成因及其在深部地热储中出现、影响其上升到地表的各种作用具有重要的影响^[11]。

3.2.1 地热水补给来源

柳鉴容等^[12]对我国受季风影响最显著的东部地区17个中国大气降水同位素观测网络观测站点大气降水样品的稳定氢氧同位素组分进行研究, 建立了局地大气降水线方程: δ D=7.46δ ¹⁸O+0.90, 反映了该区独特的局地气候特点。本次研究选用该大气降水线方程。由图5可知, 研究区5个样品数据点均分布于当地降水线附近, 说明研究区几种类型地下水均具有当地大气降水同位素组成特征, 其补给直接或间接来源于大气降水。2个地热水样品的同位素值较其他3个常温地下水明显偏低, 说明该地热水不是来源于当地大气降水的就近补给^[13], 而是经历了较长时间和途径的径流过程。地热水样品基本未显示其δ ¹⁸O值有向右漂移的现象, 说明地热水深部热储温度不高, 水-岩作用不强烈, 与火山、岩浆型热源没有直接关系^[14]。

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 研究区各类型地下水样δ D与δ 18O的关系Fig.5 Relationship between δ D and δ 18O of various types of groundwater samples in the study area

3.2.2 地热水形成年龄

根据¹⁴C同位素分析结果(表3), 2个地热水样品表观年龄为15.81~7.01 ka, 相当于晚更新世, 这与其周围新太古代围岩年龄相差较大, 说明该水不是围岩及构造形成时残留下来的沉积水, 而是晚更新世经大气降水循环进入到古老地层中形成的渗入水, 这与地热水补给来源于大气降水相吻合。另外, 大孙庄地热水的年龄明显更老, 若2个地热水样的补给位置大体一致, 则表明中土楼地热水的更新循环能力更强, 径流条件更好。地热水中还混合少量现代的入渗水, 但是以“ 古水” 为主, 其他3个常温地下水样品表观年龄为3.86~1.99 ka, 为现代入渗水与“ 古水” 的混合水, 且以现代入渗水为主, 二者差异明显, 说明地热水与常温地下水的循环路径和更新能力具有明显差别。

3.2.3 地热水补给高程

大陆地区大气降水δ D和δ ¹⁸O值具有随地形高程升高而降低的效应^{[15, 16]}, 据此可以确定地热流体的同位素入渗高程(即补给区高程), 进而判别地热水的补给位置。由于地热水在深部热储高温作用下会出现δ ¹⁸O漂移现象, 所以通常利用大气降水同位素δ D值的高程效应计算补给区高程更准确^[17]。研究区地热水补给区高程计算公式为:

H=h+(D-Dr)/gradD。 (1)

式中: H为地热水补给区高程, m; h为地热水采样点高程, m, 大孙庄区域为44 m, 中土楼村区域为61 m; gradD为地热水δ D值, ‰ ; D_r为地热水取样点附近大气降水δ D值, ‰ , 本文取研究区松散岩类孔隙水δ D值-67‰ 代替; gradD为大气降水δ D值高程梯度, ‰ /100 m, 本文取-3‰ /100 m。

根据公式(1)计算获得大孙庄地热水补给区高程为277 m, 中土楼地热水补给区高程为274 m, 2处地热水的补给区高程十分接近, 推断研究区地热水具有相同的补给区域。研究区东南方向肥城南部云蒙山一带寒武系灰岩与泰山岩群变质岩均大面积出露, 标高为200 ~370 m, 该区距离地热井40~50 km。根据地热地质条件, 研究区地热水的赋存和运移主要受NW向隐伏基底断裂和古风化裂隙控制, 地热水主要向北西方向径流, 研究区地热井即位于该区北西方向, 推断研究区地热水补给来源于该区域的可能性较大。

利用Gibbs图解可以判断地下水化学组分的成因类型, 如岩石风化型、蒸发-结晶型以及大气降水型^[18]。由图6可知, 2个地热水样点均落在蒸发-结晶作用控制区, 表明水-岩作用是控制研究区地热水化学组分的主要因素, 印证了前文水化学特征分析的推测结论。

图6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图6 研究区地热水与常温地下水Gibbs图解Fig.6 Gibbs diagram of geothermal water and normal temperature groundwater in the study area

研究区热储岩性以混合花岗岩类为主, 矿物成分以石英、长石、云母、角闪石等硅酸盐类矿物为主。矿物溶解作用在控制地下水主要离子成分的形成过程中具有重要作用^[19]。如果地下水中Na⁺与Cl^-的摩尔浓度比为1:1, 表明水中Na⁺与Cl^-来源于盐岩的溶解。研究区地热水Na⁺与Cl^-的摩尔浓度比接近于1(图7(a)), 表明地热水中的Na⁺与Cl^-主要来源于盐岩的溶解。若地下水中ρ (Ca²⁺+Mg²⁺)/ρ ( SO42-+ HCO3-)=1, 表明Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于硅酸盐和碳酸盐的溶解^[20]。研究区地热水ρ (Ca²⁺+Mg²⁺)/ρ ( SO42-+ HCO3-)均小于1(图7(b)), 表明地热水中 SO42-和 HCO3-含量过剩, 硅酸盐的溶解作用占主导地位, 这是因为硅酸盐溶解过程中不仅生成Na⁺, 同时生成大量 HCO3-, 表明地热水中的Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于硅酸盐岩矿物的溶解, 这与热储矿物成分主要为硅酸盐矿物吻合。但是, 研究区地热水中 HCO3-浓度较小, 这可能是地热水系统发生沉淀作用的结果, 含有Ca²⁺、 HCO3-的地下水在径流过程中由于溶滤作用增大了Ca²⁺和 SO42-的浓度, 在同离子效应和热储温度共同作用下产生CaCO₃沉淀, 长期沉淀作用使Ca²⁺与 SO42-浓度相差悬殊, 同时消耗HCO₃^-[21]。假如地下水中Ca²⁺+Mg²⁺和 HCO3-含量主要受钙长石、角闪石等硅酸盐矿物溶解控制, 则Ca²⁺/HCO₃^-或(Ca²⁺+Mg²⁺)/ HCO₃^-摩尔比应为1:2。研究区地热水样均位于1:2关系线上方(图7(c), (d)), 说明其溶质组分不仅受硅酸盐岩溶解影响, 还受其他水化学过程影响。

图7-1

Fig.7-1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7-1 研究区地热水主要元素含量关系Fig.7-1 Relationship between main elements content of geothermal water in the study area

图7-2

Fig.7-2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图7-2 研究区地热水主要元素含量关系Fig.7-2 Relationship between main elements content of geothermal water in the study area

综合分析认为, 研究区地热水中溶质组分的形成具有相似的水文地球化学过程, 主要来源于硅酸盐矿物的溶解。2处区域的地热水均来源于同一区域大气降水的入渗补给, 向深部径流运移过程中, 在地球深部高温高压及同离子效应等共同作用下, 热储围岩矿物逐渐溶解进入到地热水中。地热水在向浅部上升过程中, 可能受诸如浅部冷水混入等其他水化学过程的影响, 造成了2处区域地热水中个别离子元素的差异。

热储温度估算对确定地热水形成模式具有重要意义^[22]。地热温标法是一种确定地下深部热储温度的经济有效手段^[23]。目前, 常用的地热温标有二氧化硅温标和阳离子温标。

4.1.1 水-岩矿物平衡判断

使用地热温标法计算热储温度的前提是, 作为地热温标的某种物质和热储中的矿物达到了平衡状态, 因此, 必须研究地热水和矿物的平衡状态以检验地热温标方法的可靠性^[24]。

Na-K-Mg平衡图解常被用于研究地热系统水-岩作用程度, 评价水-岩平衡状态和区分不同类型的水样^[25]。研究区地热水样品均位于部分平衡区(图8), 属于“ 部分平衡水” , 说明地热水样品水-岩之间尚未达到离子平衡状态, 溶解作用仍在进行, 或是热水由深部向地表上升过程中受到了浅层冷水的混合稀释作用, 从而使热水中的元素含量变低。这时使用阳离子地热温标无法计算出合理的平衡温度值, 会出现一定程度的偏差。因此, 研究区地热水样品不适合用阳离子地热温标来计算热储温度。

图8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图8 研究区地热水Na-K-Mg平衡图解Fig.8 Na-K-Mg equilibrium diagram of geothermal water in the study area

4.1.2 热储温度计算

低温地热水水-岩平衡的SiO₂含量不仅受控于石英, 且受控于玉髓的溶解度, 温度< 110 ℃时, 玉髓溶解度控制着溶液中的硅浓度^[26]。研究区热储层岩性以混合花岗岩类为主, 主要矿物成分为石英、长石及云母等, 在热液蚀变作用下, 这些矿物可发生玉髓化、蛋白石化和似碧玉化^[21]。因此, 本次计算利用PHREEQC软件对研究区地热水样品中的硬石膏、玉髓、温石棉、石膏、石英和滑石等常见矿物饱和指数(SI)进行了计算(表4)。

表4

Tab.4

表4(Tab.4)

表4 研究区地热水样矿物饱和指数 Tab.4 Mineral saturation index of geothermal water in the study area 井编号 饱和指数(SI) 硬石膏 玉髓 温石棉 石膏 石英 滑石 氡泉井 -0.42 0.20 -2.09 -0.21 0.62 2.06 ZTDR1 -0.38 0.09 -1.77 -0.25 0.47 2.30

表4 研究区地热水样矿物饱和指数 Tab.4 Mineral saturation index of geothermal water in the study area

由表4可知, 玉髓、石英和滑石均处于过饱和状态(SI> 0), 可以使用二氧化硅地热温标计算公式, 但估算结果可能较实际温度偏高。石英温标及玉髓温标温度相关性公式如下:

石英地热温标(无蒸汽损失)计算公式为

T=13095.19-lgρ(SiO2)-273.15, (2)

玉髓地热温标计算公式^[27]为

T=13024.69-lgρ(SiO2)-273.15。 (3)

式(2)和式(3)中: ρ (SiO₂)为SiO₂密度, mg/L; T为地热温标, ℃。

利用二氧化硅地热温标计算的各地热井热储温度见表5。

表5

Tab.5

表5(Tab.5)

表5 利用二氧化硅地热温标计算的地热井热储温度 Tab.5 Calculation results of silica geothermometer 井编号 热储温度/℃ 玉髓温标 石英温标 氡泉井 46.2 77.7 ZTDR1 54.4 85.4

表5 利用二氧化硅地热温标计算的地热井热储温度 Tab.5 Calculation results of silica geothermometer

利用玉髓温标计算的研究区热储温度为46.2~54.4 ℃, 石英温标计算的研究区热储温度为77.7~85.4 ℃, 可知, 采用石英温标计算的温度明显高于玉髓温标计算的温度, 这是因为石英的饱和指数较玉髓的大很多。玉髓的饱和指数更接近于0, 因此, 利用玉髓温标计算研究区地热井的热储温度较为合理, 据此确定的研究区热储温度为46.2~54.4 ℃。

4.1.3 硅-焓模型

利用硅-焓模型可确定各地热水样点的冷水混入份额和可能的热储温度^[28]。分析表明, 研究区地热水在上升过程中受到了冷水的混合, 因此, 通过建立硅-焓模型确定各地热水点冷水混入的比例及可能的热储温度。饱和水溶解SiO₂的量与热水成分补给源含水层温度的关系可通过溶液蒸气压条件下的石英溶解度计算^[16], 选出的数值见表6。当温度< 100 ℃时, 饱和水的焓与温度数值相等。取研究区冷水平均水温15.8 ℃(研究区常温地下水平均值), 冷水中SiO₂的平均含量为22.49 mg/L(研究区常温地下水平均含量)。

表6

Tab.6

表6(Tab.6)

表6 选定温度下的石英溶解度及液态水的焓 Tab.6 Quartz solubility and the enthalpy of liquid water in selected temperature 温度/℃ 焓/(cal· g-1) SiO2/(mg· L-1) 50 50 13.5 75 75 26.6 100 100.1 48 125 125.4 80 150 151 125 175 177 185 200 203.6 265 225 230.9 365 250 259.2 486 275 289 614 300 321 692 注: 数据来源于文献[28]。

表6 选定温度下的石英溶解度及液态水的焓 Tab.6 Quartz solubility and the enthalpy of liquid water in selected temperature

根据硅-焓模型公式分布做出研究区各地热水样的焓、SiO₂含量与温度的函数关系, 其交点即为冷水混入的比例, 对应的温度为热储温度。由图9可知, 大孙庄地热水的冷水混入比例约为0.88, 热储温度约为121 ℃; 中土楼地热水的冷水混入比例约为0.76, 热储温度约为122 ℃。

图9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图9 大孙庄(左)与中土楼(右)冷水混入比例计算图解Fig.9 Diagrams of cold water mixing proportions in Dasunzhuang(left) and Zhongtulou(right)

通过硅-焓模型计算的热储温度与地热温标方法计算的热储温度相差较大, 主要原因应是深部地热水在上升过程中受到了冷水的混入, 在混合前可能发生了蒸汽损失或热损失^[29], 混合后在中部热储层重新达到了相对平衡。通过地热温标计算的是中部热储温度, 而硅-焓模型则消除了冷水混入的影响, 计算的是一种理想状态下的深部热储温度。

分析表明, 研究区地热水是由大气降水入渗经过深循环获得深部热流加热之后形成的, 因此, 通过热储温度可以估算地热水循环深度, 计算公式为

H=T-T0g+h。 (4)

式中: H为循环深度, m; T为热储温度, ℃, 取前文计算数值; T₀为研究区平均气温, 取14.2 ℃; g为地温梯度, 根据各地热井井内测温数据计算获得, 取2.11~2.29 ℃/100 m; h为常温带深度, 取30 m。

计算表明, 研究区地热水达到中部热储温度的循环深度为1 428~1 933 m, 达到深部热储温度的循环深度为4 693~5 139 m。大孙庄地热井最大深度为1 305 m, 中土楼地热井最大深度为1 800 m, 与地热水达到中部热储温度的循环深度较接近, 说明热储温度及热水循环深度估算结果较为合理。因此, 研究区2眼地热井虽然位于不同的隐伏基底断裂带附近, 但地热水循环深度相差不大, 表明研究区地热水具有相同的补给来源和相似的形成条件。