熊 偉

（中國石化勝利油田分公司勘探開發(fā)研究院，山東東營257015）

當前，能源短缺和環(huán)境污染已經嚴重制約人類社會的發(fā)展。地熱資源作為新能源的重要組成部分，以其儲量大、分布廣、節(jié)能環(huán)保、穩(wěn)定性好、利用系數高等特點，越來越引起世界各國的重視［1-3］。中國東部位于地熱資源豐富的環(huán)太平洋地熱帶，普遍發(fā)育的中-新生代盆地蘊藏豐富的中-低溫地下熱水資源［2，4］，其中渤海灣盆地平均熱流值大于 65 W/m2，是典型的熱盆［2，5］。在渤海灣盆地的諸多凹陷中，東營凹陷具有相對較高的地溫梯度及熱流值，地熱資源豐富［6］。明確地下熱水的流體來源及演化過程對于預測地下熱水分布、儲量具有極為重要的意義。

不同來源或經歷不同演化過程的地下熱水的同位素特征及微量元素特征具有一定的差異性，地質學家一般利用其推斷地下熱水的成因及演化過程，并提出了一系列的判識標準［7-14］。由于地下熱水同位素及微量元素測試周期長、費用高，以東營凹陷為代表的中國東部斷陷盆地普遍缺乏這些數據［15-17］，制約了地下熱水成因及演化過程研究，限制了地下熱水資源的預測及開發(fā)。部分地質學家試圖建立地下熱水中常量離子與微量元素及同位素特征之間的關系，利用常量離子反演地下熱水流體來源及演化過程［18-22］。但現階段，該類研究集中于海相盆地中海水的蒸發(fā)濃縮及單一成巖過程中離子的虧損及富集，對于中國東部陸相湖盆中經歷復雜而強烈濃縮及水-巖改造的地下熱水并不完全適用。中國陸相盆地地下熱水的研究主要集中于利用幾種常見的離子系數定性-半定量的判斷其封閉性及水-巖反應強度［15-17，23-26］，亟待加強利用地下熱水中常量離子組分判斷地下熱水來源及水-巖反應過程的研究。

考慮到沉積盆地水-巖反應的階段性，認為其對于地下熱水的改造也具有階段性。埋藏過程中，砂泥巖層系內的地下熱水與巖石骨架（礦物、有機質）等發(fā)生一系列的水-巖反應，某一地質作用導致的多種水-巖反應使得多種離子以不同比例進入地下熱水。為此，筆者根據東營凹陷地下熱水常量離子含量、離子系數對地下熱水進行分類；利用SPSS21軟件對同一類地下熱水中常量離子的關聯(lián)系數進行分析，結合地下熱水的賦存狀態(tài)，探討不同常量離子的相關性及其可能的來源；利用SPSS21軟件提取同一類地下熱水中常量離子的主因子，結合地質條件分析、薄片觀察，判斷該主因子所代表的水-巖反應類型，并利用主因子的系數定量判斷該類水-巖反應對地下熱水常量離子含量的貢獻量。該研究對于判斷陸相沉積盆地地下熱水的來源及水-巖改造過程具有重要的理論意義，對于陸相沉積盆地地下熱水資源的預測及開發(fā)具有重要的實際意義。

1 地下熱水賦存狀態(tài)

1.1 構造特征

東營凹陷是渤海灣裂谷系內大型寬緩的中、新生代張扭型半地塹伸展盆地［27］，位于濟陽坳陷的東南部，呈NEE走向，面積為5 700 km2，基本表現為北斷南超、北陡南緩的箕狀斷陷盆地，四周為凸起所圍繞。東營凹陷由北部陡坡帶、利津洼陷、民豐洼陷、中央隆起帶、牛莊洼陷及南部緩坡帶等6個二級構造單元組成。

東營凹陷屬于中新生代疊加盆地，先后經歷了印支期SN向擠壓、燕山期NE向伸展及喜馬拉雅期NW 向伸展［28-30］，發(fā)育數量眾多的繼承性斷層［31］。復雜的斷裂系統(tǒng)作為大氣降水及深部熱水的縱向輸導層，使得研究區(qū)地下熱水的成因、分布更加復雜。

1.2 含水層及隔水層分布

新生代，東營凹陷經歷了多次的湖泊水體擴大-縮小過程，導致平面上不同成因的含水層、隔水層有規(guī)律的分布于不同構造單元，縱向上含水層、隔水層間互發(fā)育。東營凹陷新生界從上到下發(fā)育6套含水層，分別為館陶組（Ng）、東營組（Ed）、沙一段（Es1）、沙二段（Es2）、沙三段（Es3）和沙四段（Es4），其中東營組為區(qū)域性含水層，其他均為局部性含水層；新生界從上到下發(fā)育6套隔水層，分別為明化鎮(zhèn)組（Nm）、館陶組、沙一段、沙二段、沙三段和沙四段，其中明化鎮(zhèn)組為區(qū)域性隔水層，其他均為局部性隔水層。

館陶組含水層為河流相沉積的河道砂體，多套河道砂體連接成片形成了該層最主要的含水層；河道間的沖泛平原沉積形成的厚度穩(wěn)定的泥巖是該層主要的隔水層。明化鎮(zhèn)組為區(qū)域性隔水層，為泛濫平原沉積，巖性以棕黃色和棕紅色泥巖為主，夾雜少量淺灰色、黃色、棕黃色粉砂巖。砂巖含量低，分布局限，連通性差。東營組為區(qū)域性含水層，全區(qū)發(fā)育的沖積扇-三角洲沉積體是該層主要的含水層。沙一段含水層分布局限，發(fā)育于凹陷邊緣的沖積扇、碳酸鹽巖灘壩及砂質灘壩是主要的含水層；凹陷主體發(fā)育的湖相泥巖是該層主要的隔水層。沙二段含水層分布廣泛，為河流-三角洲沉積形成的大套砂體；隔水層分布局限，僅發(fā)育于利津洼陷，為湖相泥巖。沙三段上亞段（Es3上）含水層分布廣泛，全區(qū)均有發(fā)育，為三角洲沉積砂體，隔水層發(fā)育局限。沙三段中亞段（Es3中）含水層主要分布于東營凹陷南部，為三角洲沉積砂體，利津洼陷發(fā)育的湖相泥巖為主要的隔水層。沙三段下亞段（Es3下）含水層分布局限，發(fā)育于凹陷邊緣的沖積扇、三角洲砂體是主要的含水層；凹陷主體發(fā)育的湖相泥巖是主要的隔水層。沙四段廣泛分布于陡坡帶的沖積扇-扇三角洲砂體及緩坡帶的顆粒碳酸鹽巖灘壩、砂質灘壩是主要的含水層，分布于凹陷中心的鹽湖相泥巖、油頁巖、膏鹽及膏泥巖是主要的隔水層。

圖1 東營凹陷地下熱水的礦化度隨深度的變化Fig.1 Salinity variation of underground hot waterwith depth in Dongying Sag

2 地下熱水物理化學特征

2.1 礦化度

東營凹陷館陶組地下熱水的礦化度最低，為0.50～4.77 g/L，平均為2.41 g/L；東營組的礦化度略有增加，為1.50～17.60 g/L，平均為12.64 g/L；沙一段的礦化度持續(xù)增大，為6.50～53.20 g/L，平均為20.25 g/L；沙二段的礦化度持續(xù)增大，為7.50～240.00 g/L，平均為33.33 g/L；沙三段的礦化度迅速增大，為8.00～264.00 g/L，平均為72.38 g/L；沙四段的礦化度最高，為76.00～340.00 g/L，平均為192.24 g/L（圖1）?？偟膩碚f，東營凹陷館陶組、東營組及沙一段地下熱水的礦化度變化較小，沙二段、沙三段及沙四段地下熱水的礦化度變化較大，但總體規(guī)律是礦化度分布呈三段式：第1段深度小于2 300 m，隨深度的增大地下熱水礦化度緩慢增大；第2段深度為2 300～2 800 m，地下熱水的礦化度隨深度增大，從120 g/L迅速增大到220 g/L；第3段深度大于2 800 m，隨深度增大地下熱水的礦化度緩慢增加（圖1）。

2.2 地下熱水的分類及其地球化學特征

依據東營凹陷地下熱水化學離子組成的Piper圖（圖2），該區(qū)地下熱水主要可以分為3類，不同類型地下熱水的水化學類型、化學組成和離子比值表現出明顯差異（圖3）。

第1類地下熱水的礦化度較低，小于5 g/L，依據蘇林分類標準屬于NaHCO3型水，依據舒卡列夫分類標準屬于Cl·HCO3-Na或·HCO3·Cl-Na型水。其陰離子主要由Cl-（平均摩爾比為52%）及HCO3-（平均摩爾比為42%）構成，陽離子主要為Na+（平均摩爾比為89%）。相較于第2、第3類地下熱水，第1類地下熱水的陰離子中HCO3-及CO32-含量明顯偏高。鈉氯系數（rNa+/rCl-）較高，為 1.10～2.25，平均為1.57，普遍大于1，明顯高于第2、第3類地下熱水。變質系數（r（Cl--Na+）/rMg2+）較低，為-27.8～3.52，平均為-13.2，普遍為負值，明顯低于第2、第3類地下熱水。脫硫酸系數（rSO42-×100/rCl-）較高，為 4.2～67.3，平均為20.2，一般大于5，分布范圍與第3類地下熱水類似，明顯高于第2類地下熱水。碳酸鹽平衡系數（r（HCO3-+CO32-）/rCa2+）為0.2～23.2，平均為4.8；碳酸鹽平衡系數基本大于1，明顯高于第2、第3類地下熱水。

第2類地下熱水的礦化度中等，為5～72 g/L，依據蘇林分類標準主要為CaCl2型水，少量為NaHCO3型水，按舒卡列夫分類標準整體屬于Cl-Na型水。其陰離子主要由Cl-構成（平均摩爾比為92%），陽離子則以Na+具有明顯優(yōu)勢為特征（平均摩爾比為85%），其他陰陽離子含量較低。鈉氯系數中等，為0.79～1.42，平均為 0.92，集中分布于 0.88～0.94。變質系數中等，為-10.8～8.7，平均為2.7；普遍較第1類地下熱水偏高，但低于第3類地下熱水。脫硫酸系數較低，為0.7～22.4，平均為3.9，較第1、第3類地下熱水偏低。碳酸鹽平衡系數為0.1～7.2，平均為1.31。

第3類地下熱水礦化度最高，普遍高于72 g/L，依據蘇林分類標準整體為CaCl2型水，按舒卡列夫分類標準屬于Cl-Na·Ca型水。陰離子主要為Cl-（平均摩爾比為93%），陽離子中Na+（平均摩爾比為62%）和Ca2+（平均摩爾比為42%）具有明顯優(yōu)勢。鈉氯系數最低，為0.62～1.01，平均為0.79；變質系數最高，為0.19～32.7，平均為9.8；脫硫酸系數變化幅度較大，為0.1～16.8，平均為0.7；碳酸鹽平衡系數為0.03～2.7，平均為0.13。

圖2 東營凹陷地下熱水化學離子組成Piper圖Fig.2 Piper diagram of chemical composition of underground hot water in Dongying Sag

2.3 不同類型地下熱水的溫壓環(huán)境

第1類地下熱水主要賦存于館陶組，少部分賦存于東營組。埋藏深度為300～1 500 m；地溫梯度為2.9～4.5℃/hm，地溫為39～71℃；地層壓力系數為0.90～1.09，為正常壓力系統(tǒng)，地層壓力為6.3～14.8 MPa（圖 4）。

第2類地下熱水主要賦存于沙三段、沙二段、沙一段及東營組。埋藏深度為1 200～3 200 m；地溫梯度為2.7～4.7℃/hm，地溫主要為65～140℃；地層壓力系數為0.76～1.21，以正常壓力為主，存在一定的負壓及少量的弱超壓，為異常壓力過渡帶，地層壓力為11.5～32.7 MPa（圖4）。

第3類地下熱水主要賦存于沙四段、沙三段，少量發(fā)育于沙二段。埋藏深度為2 500～4 800 m，地溫梯度為2.7～4.9℃/hm，地溫主要為95～184℃；地層壓力系數為0.98～1.85，以正常壓力及超壓為主，存在部分的強超壓，不存在負壓，為超壓發(fā)育區(qū)，地層壓力為25.3～52.7 MPa（圖4）。

圖3 東營凹陷不同類型地下熱水礦化度與鈉氯系數、脫硫酸系數、變質系數及碳酸鹽平衡系數的關系Fig.3 Relationship of mineralization of different types of underground hot water with their sodium chloride coefficient，desulfurization coefficient，metamorphic coefficient，and carbonate equilibrium coefficient in Dongying Sag

圖4 東營凹陷不同類型地下熱水的溫壓場特征Fig.4 Temperature-pressure field characteristics of different types of underground hot water in Dongying Sag

3 地下熱水來源及演化過程

3.1 不同類型地下熱水來源

第1類地下熱水的礦化度較低，以淡水為主，陰離子中HCO3-和CO3

2-占比較高，受大氣水入滲的影響明顯［12，20，32-33］。鈉氯系數普遍大于 1，變質系數普遍為負值，且賦存于常壓的淺部儲層內，表明其儲存環(huán)境封閉性較差，水-巖反應程度較弱［17，23，34-36］。前人研究表明，東營凹陷館陶組地下熱水的δ2H值為-64.6‰～-63.5‰，δ18O 值為-8.2‰～-6.9‰，位于全球雨水線的右下角［37］，證明館陶組地下熱水主要為經歷輕微水-巖改造或未經歷水-巖改造的入滲大氣水。

第2類地下熱水的化學成分與第1類存在極大差異（圖2），表明其地下熱水的來源或埋藏過程中的改造過程與第1類地下熱水并不相同。東營凹陷Nm發(fā)育全區(qū)分布的隔水層，直接覆蓋于東營組上部，區(qū)域性隔層的存在限制了大氣水的入滲。第2類地下熱水賦存的儲層沉積環(huán)境主要為湖泊-三角洲［38-39］，原始沉積水體以湖相水體為主；陰離子以Cl-為主，表明其經歷了明顯的水-巖改造［32］；鈉氯系數普遍大于海水的0.85～0.87，表明其來源為湖水，變質系數普遍大于2，表明為經歷明顯水-巖改造的湖泊沉積水體［23-26，34］。

第3類地下熱水的陰離子以Cl-為主，陽離子中Ca2+和Mg2+所占比例明顯高于第1、第2類地下熱水（圖2），表明其地下熱水的來源或埋藏過程中的改造過程與第1、第2類地下熱水并不相同。賦存于沙四段的地下熱水基本上全部隸屬于第3類地下熱水，賦存于沙三段的地下熱水部分隸屬于第3類地下熱水（占比42%）。區(qū)域性蓋層及局部蓋層的存在使得第3類地下熱水難以受到大氣水的影響。沙四段本身為鹽湖相沉積，沙三段為咸水-半咸水的湖相沉積［38，40-42］，其原始沉積水體鹽度偏高。第3類地下熱水鈉氯系數普遍小于0.9，變質系數普遍大于5，陰離子以Cl-為主，均表明其封閉性良好，為經歷明顯水-巖改造的地下熱水［23-26，32，34］。所以，第 3類地下熱水為經歷明顯水-巖改造的鹽湖-半咸水湖泊沉積水體。

3.2 不同類型地下熱水各類離子物質來源

第1類地下熱水 第1類地下熱水（Na++K+）與Cl-具有極高的相關系數（0.992）；與Ca2+相關系數中等（0.628）；與Mg2+和SO42-的相關系數較低，分別為0.348和 0.132；與 HCO3-呈負相關，相關系數為-0.430。HCO3-與 Cl-，（Na++K+）和 Ca2+呈負相關，相關系數分別為-0.421，-0.430和-0.155，相關性較差；與 Mg2+和SO42-呈正相關，相關系數分別為0.644和0.531，相關系數中等（表1）。（Na++K+）和Cl-來源及演化過程相似。而SO42-及Mg2+的形成與HCO3-具有一定的關聯(lián)。Ca2+來源較為復雜，其來源及富集過程可能與多種地質作用相關。第1類地下熱水埋藏較淺（＜1 500 m），地溫較低（＜71℃），為常壓壓力系統(tǒng)（圖4），整體處于早成巖階段A及B期，碎屑巖水-巖反應程度較低［43］。第1類地下熱水賦存的館陶組及東營組巖性為砂泥巖，不含易溶的蒸發(fā)巖及碳酸鹽巖層［38-39］。大氣攜帶的海鹽（循環(huán)鹽）成分是第1類地下熱水唯一可能的（Na++K+）和Cl-的來源［44］，同時可能提供了部分的Ca2+。大氣水中富含的CO2是HCO3-的最主要來源。大氣水入滲過程中CO2與水結合形成H2CO3，與碎屑巖中大量存在的巖屑及鈣長石發(fā)生反應（圖5a），使得Mg2+和Ca2+進入第1類地下熱水，導致Ca2+與（Na++K+）和Cl-相關性中等［45-46］。館陶組為河流相沉積，河道間泥巖富含高等植物碎屑［47］，植物碎屑腐爛過程中釋放大量的還原性S，在大氣水入滲過程中氧化形成SO2-。

4SO42-及Mg2+的形成均與大氣水相關，故而其與HCO3-具有相對較高的相關系數。

表1 東營凹陷第1類地下熱水常量離子含量相關系數Table1 Correlation matrix of constant ion content of Type1 underground hot water in Dongying Sag

第2類地下熱水 第2類地下熱水中（Na++K+）與Cl-相關系數為0.982，較第1類地下熱水相關系數略有下降；與Ca2+和Mg2+的相關系數中等，分別為0.580和0.469；與HCO3-及SO42-基本上不具有相關性。Mg2+與Ca2+相關系數中等（0.653）。HCO3-與SO42-相關性最高僅為0.279（表2）。也就是說第2類地下熱水中（Na++K+）及Cl-具有相似的來源及演化過程；HCO3-具有獨立的來源；Mg2+和Ca2+來源復雜，但二者具有一定的關聯(lián)。第2類地下熱水賦存的儲層巖性為砂泥巖，不含易溶的蒸發(fā)巖及碳酸巖層［38-39］，Cl-的增加主要是由于濃縮作用［48-49］。水-巖反應及有機質生烴過程中，消耗大量H2O，使得第2類地下熱水發(fā)生明顯的濃縮作用［50-54］。（Na++K+）與Cl-相關系數高，表明（Na++K+）增加的主要因素也為濃縮作用，其他因素的影響較低。第2類地下熱水與大氣降水無關，東營凹陷深部幔源物質的上涌分布局限，影響范圍小［55］，有機質演化過程中形成的有機CO2是可能的HCO3-來源［46］。SO42-含量極低（＜0.41 g/L），表明其未經歷膏鹽類礦物溶蝕的影響，該深度段大量存在的碳酸鹽礦物、火成巖及變質巖巖屑的溶蝕是可能的 Ca2+和 Mg2+來源（圖 5c—5e）［46］。第2類地下熱水儲層（1 200～3 200 m）經歷多期碳酸鹽膠結物的溶蝕、沉淀（圖5b，5c），碳酸鹽膠結物成分和巖屑組成復雜［46-55］，Mg2+和Ca2+以不同的比例沉淀或溶蝕，導致二者的相關系數中等。

第3類地下熱水 第3類地下熱水中（Na++K+）與Cl-的相關系數為0.941，較第1、第2類地下熱水均有下降；與Ca2+的相關系數中等，為0.789；與Mg2+和SO42-及HCO3-基本上不具有相關性。Mg2+與Ca2+相關系數為0.195，相關性較差，與SO42-相關系數為0.700。HCO3-與其他離子相關性均較差，且均呈負相關（表3）。也就是說第3類地下熱水中（Na++K+）及Cl-具有相似的來源及演化過程，而Mg2+和SO42-具有一定的關聯(lián)，HCO3-具有獨立的來源。第3類地下熱水賦存的沙四段為鹽湖相沉積，發(fā)育大量的膏巖、膏泥巖及鹽巖［38-39］。地下熱水的濃縮作用導致其富含（Na++K+）及Cl-，降低了地下熱水對于鹽巖的溶解能力［48］；Mg2+及 SO42-含量較低，對石膏具有較強的溶解能力（圖5f，圖3）。沙三段不發(fā)育膏巖、膏泥巖及鹽巖［38-39］，但東營凹陷大量發(fā)育的斷層導致沙四段溶解于石膏的地下熱水上涌，使得第3類地下熱水在沙三段也大量發(fā)育［46］。

圖5 東營凹陷不同地下熱水儲層典型成巖現象Fig.5 Typical diagenesis phenomenon of different types of underground hot water reservoirs in Dongying Sag

表2 東營凹陷第2類地下熱水常量離子含量相關系數Table2 Correlation matrix of constant ion content of Type2 underground hot water in Dongying Sag

表3 東營凹陷第3類地下熱水常量離子含量相關系數Table3 Correlation matrix of constant ion content of Type3 underground hot water in Dongying Sag

3.3 地下熱水的演化

第1類地下熱水 利用SPSS21軟件對第1類地下熱水中常量離子組分（14組）進行主因子分析后提取2個主因子（保留82.644%的信息）：主因子1=0.956（Na++K+）+0.637Ca2++0.202Mg2++0.954Cl-+0.107SO42--0.111HCO3-，主因子 2=-0.156（Na++K+）+0.37Ca2++0.731Mg2+-0.151Cl-+0.611SO42-+0.901 HCO3-。其中主因子1主要控制（Na++K+）和Cl-的增加（貢獻量超過95%），影響Ca2+的增加（貢獻量為63.7%），與第1類地下熱水的總礦化度呈明顯的正相關；主因子2主要控制HCO3-的增加（貢獻量大于90%），影響 Mg2+，SO42-及Ca2+的增加（貢獻量為35%～75%），與第1類地下熱水的總礦化度呈明顯的負相關（圖6）。

圖6 第1類地下熱水主因子與礦化度關系Fig.6 Relationship between main factors of Type1 underground hot water with salinity

考慮到第1類地下熱水的賦存地質特征及主要離子的來源認為：主成分1代表的是第1類地下熱水在淺部經歷的蒸發(fā)濃縮作用；主成分2代表的是大氣水入滲過程中不穩(wěn)定巖屑、鈣長石的黏土礦物化及大氣水的淡化作用（圖5a）。第1類地下熱水礦化度較低，水-巖反應程度較低，可以利用Gibbs圖版來進行分類及成因分析［56］。第1類地下熱水為蒸發(fā)濃縮水（圖7），也就是說，其為經歷溶濾作用的大氣降水蒸發(fā)濃縮的產物。

第2類地下熱水 第2類地下熱水中SO42-含量極低（＜0.41 g/L），研究過程中未予考慮。利用SPSS21軟件對常量離子組分（441組）進行主因子分析后提取2個主因子（保留88.739%的信息）：主因子 1=0.799（Na++K+）+0.71Ca2++0.207Mg2++0.988Cl--0.122HCO3-；主因子 2=0.214（Na++K+）+0.317Ca2++0.71Mg2++0.087Cl-+0.983HCO3-。主因子1主要控制Cl-的增加（貢獻量為98.8%），影響（Na++K+），Ca2+和Mg2+的增加（貢獻量為20%～80%），其中增加量的貢獻占比依次減小。沉積盆地Cl-來源較少，也相對穩(wěn)定，Cl-的增大反映了濃縮過程［48-49］。濃縮過程中除HCO3-外，其他離子濃度均增大，主要反映濃縮過程中堿性離子富集，導致HCO3-向CO32-轉化。主因子2主要控制有機來源的HCO（-貢獻量為98.3%）、3部分（Na++K+）（貢獻量為21.4%）、部分Ca2（+貢獻量為31.7%）及部分Mg2+（貢獻量為71%）的來源。顯微鏡薄片觀察發(fā)現大量的長石溶蝕及長石的高嶺石化，可以提供大量的（Na++K+）；早期碳酸鹽膠結及變質巖巖屑的溶蝕可以提供大量的Ca2+和Mg2+［46］。也就是說，主因子2代表有機來源CO2的注入，導致長石的溶蝕轉化、碳酸鹽膠結及巖屑溶蝕（圖5b—5e）。

圖7 第1類地下熱水吉布斯圖［56］Fig.7 Gibbs diagram of Type1 underground hot water［56］

第3類地下熱水 利用SPSS21軟件對第3類地下熱水中常量離子組分（374組）進行主因子分析后提取3個主因子（保留90.591%的信息）：主因子1=0.885（Na++K+）+0.917Ca2++0.381Mg2++0.944Cl-+0.280SO42--0.333HCO3-；主因子 2=-0.012（Na++K+）-0.280Ca2++0.716Mg2+-0.013Cl-+0.733SO42--0.146 HCO3-；主因子 3=0.166（Na++K+）+0.15Ca2++0.12 Mg2++0.079Cl-+0.044SO42-+0.933HCO3-。主因子1控制Cl-（貢獻量為94.4%），Ca2+（貢獻量為91.7%）和（Na++K+）（貢獻量為88.5%）的增加，對Mg2+及SO2-4貢獻較小。主因子1作用下，除HCO3-下降，其他主要離子均增加，反映的是濃縮作用［48-49］。主因子2控制Mg2+及SO42-的增加（貢獻量超過70%）、Ca2+及HCO3-的減少，考慮到沙四段發(fā)育大量的膏鹽層［38-39］，該因子主要反映石膏的溶解作用。大量石膏的溶解使得孔隙流體中Mg2+增加，促進深部富鎂方解石及白云石的沉淀，使得Ca2+及HCO3-減少（圖5f）。主因子3控制HCO3-的增加，對HCO3-的影響達到了93.3%。對（Na++K+），Ca2+和Mg2+的增加量貢獻較?。ú怀^20%）。主因子3代表有機來源CO2的注入，導致長石的溶蝕轉化及碳酸鹽的溶蝕。

4 結論

東營凹陷地下熱水主要有3種類型。第1類地下熱水主要賦存于館陶組，具有低礦化度（＜5 g/L）的特征，陰離子主要由Cl-及HCO3-構成，陽離子則主要為Na+，屬于Cl·HCO3-Na型水，總體處于常溫-常壓的開放環(huán)境。（Na++K+）和Cl-主要受蒸發(fā)濃縮作用控制，HCO3-，Mg2+及 SO42-主要受大氣水入滲過程中水-巖反應的控制，Ca2+受二者共同作用。第1類地下熱水為經歷大氣水入滲改造及蒸發(fā)濃縮作用的大氣降水。

第2類地下熱水主要賦存于沙三段、沙二段、沙一段和東營組，礦化度中等（5～72 g/L），陰離子主要由Cl-構成，陽離子則以Na+具有明顯優(yōu)勢為特征，屬于Cl-Na型水，總體處于常壓-超壓過渡體系。Cl-主要受蒸發(fā)濃縮作用控制，HCO3-主要受有機來源CO2控制，（Na++K+），Ca2+及Mg2+受二者共同控制，不同地質作用的貢獻量存在較大差異。第2類地下熱水為經歷濃縮改造及有機來源CO2改造的原始淡水-半咸水的湖泊水。

第3類地下熱水主要賦存于沙四段、沙三段，陰離子主要為Cl-，陽離子中Na+和Ca2+具有明顯優(yōu)勢，屬于Cl-Na·Ca型水，總體處于超壓體系。Mg2+和SO42-主要受石膏溶蝕及有機來源CO2的控制，Cl-主要受濃縮作用控制，HCO3-受有機來源CO2控制，其他離子受3種地質要素共同作用。第3類地下熱水為經歷濃縮改造、有機來源CO2改造及硬石膏溶蝕改造的原始鹽湖相的湖泊水。