卢兆群，彭明章，董 妍，亓协全，朱光骥，孟祥鑫

(中化地质矿山总局山东地质勘查院，山东 济南 250013)

0 引言

地热资源作为一种清洁的可再生能源，越来越受到人们的关注，成为最现实和最具竞争力的资源之一[1]。地热水特征和演化机制研究不仅对地热资源的合理利用与开发具有重要的指导意义，还可以为地热资源的勘查评价提供重要信息[2]。目前，平阴县大孙庄和中土楼已发现3眼地热井，出水温度28.3～42.0 ℃，氡、锶、氟、锂、溴、偏硅酸、偏硼酸等微量元素含量达到了矿水浓度—命名矿水浓度，具有较高的理疗价值。大孙庄和中土楼地热水主要赋存于隐伏基底断裂破碎带及古风化裂隙中，赋存层位均为新太古代泰山岩群，属于基岩裂隙型地热水。目前，济南地区已发现的地热水按热储类型主要划分为3种类型：新近系—古近系碎屑岩类孔隙地热水、奥陶系碳酸盐岩类岩溶地热水以及基岩裂隙型地热水[3]，孔隙地热水和岩溶地热水由于分布广泛，开发利用程度较高，对其研究也较多，而基岩裂隙地热水分布零星，开发利用程度较低，所以对其相关研究也比较少。近年来，一些学者对平阴县大孙庄氡温泉水的水化学成分与同位素特征、补给来源、热储温度、氟来源及赋存机理等进行了研究[4-8]，但对中土楼地热水尚未进行过系统研究，二者之间的联系和区别尚不明确，对该区基岩裂隙地热水水文地球化学特征及成因缺乏系统分析和认识。本文在以往地热勘查工作成果的基础上，综合利用已有水化学和同位素分析数据，对比分析2处地热水水文地球化学特征，探讨其深部地热的形成过程及成因，为该区地热资源的合理开发及利用提供基础数据和科学依据。

1 研究区概况

1.1 地质及水文地质概况

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。

1.2 地热地质概况

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(F1-1)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(F4-1)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。

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。图1 研究区地热井位置分布Fig.1 Distribution of geothermal wells in the study area

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。图2 研究区A-A′地质剖面Fig.2 Geological section A-A′ of the study area

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]。

2 数据来源

本次研究利用以往采集的大孙庄氡泉井和中土楼地热井的水化学分析样品各2个，水化学分析测试结果见表2。样品在自然资源部济南矿产资源监督检测中心及中国冶金地质总局山东局测试中心完成测试，仪器为IRISIntrepidⅡ全谱直读等离子体发射光谱仪、TU-1810双波长分光光度计、AFS-820原子荧光分光光度计、AFS-8520原子荧光分光光度计、ICE3500原子吸收分光光度计、XSeries2电感耦合等离子体质谱仪、PHS-3E酸度计、UV752N紫外可见分光光度计及IRISIntrepidⅡXSP等离子体发射光谱仪。

表2 研究区地热水主要水化学组成Tab.2 Main hydrochemical composition of geothermal water in the study area

同位素分析样品主要为大孙庄村和中土楼村地热水样品(2个)以及地热井附近常温地下水样品(3个)，分析测试结果见表3。δD和δ18O同位素样品在自然资源部地下水科学与工程重点实验室及美国贝塔分析实验室(Beta Analytic Inc)测定，14C样品在自然资源部地下水矿泉水及环境监测中心及美国贝塔分析实验室测定，仪器为L2130i同位素分析仪、Quantulus1220超低本底液体闪烁谱仪、PE1220QUANTULUS超低本底液体闪烁谱仪、加速器质谱仪(Accelerator Mass Spectrometry,AMS)及稳定同位素比例质谱仪(Isotope Ratio Mass Spectrometry，IRMS)。

表3 研究区各类型地下水同位素组成测试结果Tab.3 Test results of isotopic composition of various types of groundwater in the study area

(续表)

3 结果与讨论

3.1 地热流体化学特征

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。

图3 研究区地热水Piper图解Fig.3 Piper diagram of geothermal water samples 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。

3.2 同位素地球化学特征

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：δD=7.46δ18O+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δ18O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 研究区各类型地下水样δD与δ18O的关系Fig.5 Relationship between δD and δ18O 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δD和δ18O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δ18O漂移现象，所以通常利用大气降水同位素δD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δD值，‰；Dr为地热水取样点附近大气降水δD值，‰，本文取研究区松散岩类孔隙水δD值-67‰代替；gradD为大气降水δD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。

3.3 水-岩作用过程

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 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

(a) 氡泉井 (b) ZTDR1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

(a) Cl-与Na+含量关系 (b) (HCO-3+SO2-4)与(Ca2++Mg2+)含量关系图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

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。

4 深部地热过程

4.1 热储温度估算

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 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 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

，

(2)

玉髓地热温标计算公式[27]为

(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 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 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 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。

4.2 热水循环深度估算

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

(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。

5 结论

(1)研究区地热水为基岩裂隙地热水，地热水分别赋存于F1-1和F4-1隐伏基底断裂带中，热储岩性以混合花岗岩类为主。

(2)研究区地热水pH值为7.48～7.59，溶解性总固体(TDS)为6 203.00～6 466.13 mg/L，水化学类型均为Cl·SO4-Na·Ca型；补给来源均为大气降水，14C表观年龄为15.81～7.01 ka，是晚更新世形成的以“古水”为主的混合水；地热水补给高程为274～277 m，推测来源于同一区域。

(3)水-岩作用是控制研究区地热水化学组分的主要因素，溶质组分主要来源于硅酸盐岩的溶解；地热水虽然赋存于不同的隐伏基底断裂中，却具有相似的水文地球化学过程。

(4)研究区地热水水-岩反应尚未达到离子平衡状态。利用玉髓温标计算的热储温度为46.2～54.4 ℃，硅-焓模型估算的热储温度为121～122 ℃；地热水循环深度为1 428～5 139 m。地热水在上升过程中均混入了冷水，根据硅-焓模型估算的冷水混入比例为0.76～0.88。