蔣 恕 ，陳國(guó)輝 ，張鈺瑩 ，張魯川 ，曠 健，李 醇 ，程萬(wàn)強(qiáng)

1. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué) 資源學(xué)院，武漢 430074；2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué) 構(gòu)造與油氣資源教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，武漢 430074；3. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué) 生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，武漢 430074；4. 中國(guó)電建集團(tuán) 華東勘測(cè)設(shè)計(jì)研究院有限公司，杭州 311122

目前，中國(guó)科學(xué)家正在主導(dǎo)全球古地理再造與深時(shí)大數(shù)據(jù)體系（即深時(shí)數(shù)字地球DDE，Deep-time Digital Earth）的建設(shè)，聚焦于過(guò)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(guò)全球古地理、古熱史、古氣候重建，構(gòu)建地球巖石圈、熱結(jié)構(gòu)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(xué)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(chǎn)的宏觀分布規(guī)律；結(jié)合現(xiàn)代數(shù)字地球，更加準(zhǔn)確地預(yù)測(cè)地球與人類的未來(lái)。地?zé)釋W(xué)作為“地球系統(tǒng)科學(xué)”的一個(gè)分支，是DDE計(jì)劃的重要組成部分。

地?zé)豳Y源作為地?zé)釋W(xué)的直接表征，一般包括熱源、水源、熱儲(chǔ)、通道和蓋層等要素。其中，熱儲(chǔ)是地?zé)豳Y源勘探開(kāi)發(fā)的對(duì)象，熱儲(chǔ)溫度是關(guān)系到地?zé)豳Y源量評(píng)價(jià)和開(kāi)發(fā)方案制定的重要參數(shù)。因此，熱儲(chǔ)溫度的評(píng)價(jià)對(duì)于地?zé)豳Y源的勘探、開(kāi)發(fā)具有重要理論意義和參考價(jià)值。在沒(méi)有鉆井或鉆井深度未達(dá)到地?zé)醿?chǔ)層的情況下，熱儲(chǔ)溫度一般可采用地球化學(xué)方法進(jìn)行評(píng)價(jià)。深部熱儲(chǔ)中礦物與流體或（或不同流體）達(dá)到化學(xué)平衡后，在熱水上升至地表的過(guò)程中，雖然溫度下降，但是化學(xué)成分含量尚未發(fā)生變化，故可以基于化學(xué)反應(yīng)的平衡溫度來(lái)估算熱儲(chǔ)溫度。目前，常用的確定儲(chǔ)層溫度的地?zé)釡囟扔?jì)有陽(yáng)離子地溫計(jì)、二氧化硅地溫計(jì)、氣體化學(xué)地溫計(jì)、溶質(zhì)同位素地溫計(jì)、氣體同位素地溫計(jì)和化學(xué)熱力學(xué)地溫計(jì)等（龐忠和等，2013）。陽(yáng)離子地溫計(jì)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(yīng)依賴于溫度，可以用這些組分的比值作為地?zé)釡囟扔?jì)。由于熱水上涌過(guò)程中發(fā)生的水巖反應(yīng)和水體之間混合將影響陽(yáng)離子地溫計(jì)預(yù)測(cè)溫度的準(zhǔn)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(lái)判斷地?zé)崴c冷水的混合關(guān)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(yáng)離子地溫計(jì)來(lái)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度。對(duì)于陽(yáng)離子溫度計(jì)，從全體系化學(xué)反應(yīng)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(shí)所對(duì)應(yīng)的溫度判別熱儲(chǔ)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(diào)整緩慢，但K-Mg離子平衡狀態(tài)調(diào)整較快的特點(diǎn)，提出利用Na-K-Mg含量相對(duì)關(guān)系判別水體礦物平衡狀態(tài)，并進(jìn)一步評(píng)價(jià)熱儲(chǔ)溫度。如果不平衡則用二氧化硅溫度計(jì)來(lái)規(guī)避熱水溫度下降帶來(lái)的影響； 二氧化硅地?zé)釡囟扔?jì)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?zé)釡囟扔?jì)（Fournier，1979）；氣體地?zé)釡囟扔?jì)，包括氣體同位素地?zé)釡囟扔?jì)（如12CO2-13CH4、S18O4-S18O4-和16CO2-等）、氣體化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)（如CO2、H2S、H2等）和氣體相對(duì)組分地?zé)釡囟扔?jì)（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(duì)熱水端溫度進(jìn)行評(píng)價(jià)，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(jiàn)問(wèn)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(xué)地?zé)釡囟扔?jì)法、多礦物平衡法和冷熱水混合模型為目前評(píng)價(jià)熱儲(chǔ)溫度的常用方法，采用不同評(píng)價(jià)方法得到的熱儲(chǔ)溫度往往存在一定差異，甚至難以調(diào)和，難以對(duì)熱儲(chǔ)溫度做出準(zhǔn)確評(píng)價(jià)。因此，需要基于大量實(shí)例，對(duì)不同熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)方法的適用性進(jìn)行深入對(duì)比分析。

目前，全球多家機(jī)構(gòu)已經(jīng)著手于地?zé)釘?shù)據(jù)庫(kù)的建設(shè)，并已經(jīng)取得了初步成果。國(guó)外地?zé)釘?shù)據(jù)庫(kù)的建設(shè)起步相對(duì)較早，目前已有幾個(gè)數(shù)據(jù)庫(kù)初步建成，并另有一些正在籌建。例如，美國(guó)國(guó)家地?zé)釘?shù)據(jù)系統(tǒng)、歐洲地?zé)釁^(qū)域供暖數(shù)據(jù)庫(kù)（Geothermal District Heating，GEODH）、美國(guó)能源部地?zé)釘?shù)據(jù)庫(kù)（Geothermal Data Repository，GDR） 等。盡管國(guó)內(nèi)地?zé)釘?shù)據(jù)庫(kù)的建設(shè)起步稍晚，但也取得了初步成果。比如，中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局所投資建設(shè)的地質(zhì)云數(shù)據(jù)庫(kù)中包含了部分地?zé)釘?shù)據(jù)，中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所正在建設(shè)地?zé)釘?shù)據(jù)庫(kù)。先前研究已經(jīng)對(duì)不同的數(shù)據(jù)庫(kù)特征以及優(yōu)缺點(diǎn)進(jìn)行了闡述（蔣恕等，2020），因此本文將基于目前建設(shè)比較成熟的美國(guó)國(guó)家地?zé)釘?shù)據(jù)系統(tǒng)，查詢不同地?zé)崽锏幕镜刭|(zhì)概況和地球化學(xué)信息，分別利用陽(yáng)離子比值地球化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)、多礦物組合地?zé)釡囟扔?jì)和冷熱水混合模型對(duì)熱儲(chǔ)溫度進(jìn)行評(píng)價(jià)，通過(guò)對(duì)比不同方法得到的熱儲(chǔ)溫度結(jié)果，探討不同方法的適用性和局限性，以期為熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)方法的選取提供參考。

1 地?zé)釡囟扔?jì)方法及原理

1.1 溶質(zhì)化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)法

1.1.1 陽(yáng)離子地?zé)釡囟扔?jì)

陽(yáng)離子地?zé)釡囟扔?jì)是以熱水和固相物質(zhì)內(nèi)的K+、Na+、Ca2+以及Mg2+等陽(yáng)離子的交換作用與溫度的函數(shù)關(guān)系為原理建立起來(lái)的。目前陽(yáng)離子地?zé)釡囟扔?jì)已經(jīng)被廣泛應(yīng)用于熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)，均采用經(jīng)驗(yàn)性的近似方法（汪集旸等，1993），常用的地?zé)釡囟扔?jì)有Na-K、K-Mg、Na-K-Ca以及Na-Li等。

Na-K地?zé)釡囟扔?jì)：根據(jù)熱水中Na+、K+與堿性長(zhǎng)石的離子交換平衡作用主要受溫度控制的原理建立起來(lái)的。在具備鈉長(zhǎng)和鉀長(zhǎng)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(chǔ)溫度計(jì)算公式：

該方法需要水巖反應(yīng)達(dá)到完全平衡狀態(tài)或水循環(huán)時(shí)間較短，低溫條件下水溶液中Na+/K+一般不受共生堿性長(zhǎng)石之間陽(yáng)離子交換反應(yīng)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?zé)釡囟扔?jì)方法不適用的高溫地?zé)醿?chǔ)層（如溫度＞250℃）。

K-Mg地?zé)釡囟扔?jì)：以鉀長(zhǎng)石轉(zhuǎn)變?yōu)榘自颇负托本G石的離子交換反應(yīng)為原理建立的，K+和Mg2+對(duì)溫度的變化反應(yīng)非常迅速，在溶液中能快速達(dá)到平衡。因此，該地?zé)釡囟扔?jì)適用于低溫系統(tǒng)，并且需要水巖反應(yīng)達(dá)到完全平衡狀態(tài)，熱儲(chǔ)溫度計(jì)算公式為（Giggenbach，1988）：

Na-K-Ca地?zé)釡囟扔?jì)：該地?zé)釡囟扔?jì)是基于Na+、Ca2+和K+三種離子在堿性長(zhǎng)石中的離子交換反應(yīng)而建立的，常針對(duì)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?zé)釡囟扔?jì)計(jì)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?zé)釡囟扔?jì)適用于富鈣熱水，沸騰會(huì)使估算值偏高，在許多富Mg2+的中低溫?zé)崴?，該地?zé)釡囟扔?jì)的計(jì)算結(jié)果也會(huì)明顯偏高。因此，需要利用Mg2+進(jìn)行校正，Pope等（1987）認(rèn)為Na-K-Ca地?zé)釡囟扔?jì)只適用于在低ρ（Cl-）且非HCO3-Na型水中。

1.1.2 SiO2地?zé)釡囟扔?jì)

SiO2地?zé)釡囟扔?jì)是目前廣泛應(yīng)用于計(jì)算地下熱儲(chǔ)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(shí)的溫度下硅的溶解性決定的，適用熱儲(chǔ)溫度高達(dá)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(luò)合物的形成和揮發(fā)散失的影響。Fournier (1985)的實(shí)驗(yàn)研究表明，SiO2沉降隨溫度降低而降低的速度相當(dāng)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(chǔ)溫度（柳春暉，2006）。這種溫度函數(shù)是基于實(shí)驗(yàn)室試驗(yàn)數(shù)據(jù)、測(cè)量數(shù)據(jù)以及地?zé)嵯到y(tǒng)中不同井中熱水的硅濃度所建立的。實(shí)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(yīng)減小，但二氧化硅沉淀過(guò)程緩慢，在溫度低于180℃時(shí)尤為明顯，這使得熱水中二氧化硅濃度容易達(dá)到飽和狀態(tài)。因此用石英地?zé)釡囟扔?jì)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(jīng)達(dá)到過(guò)的溫度（于湲，2006）。研究表明，溫度小于110℃時(shí)，通常是玉髓控制著溶液中的二氧化硅含量；而大于180℃時(shí)，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(dá)到平衡（Arnorsson et al., 1983）。石英和玉髓熱儲(chǔ)溫度計(jì)算公式為：

式中，CSiO2代表SiO2的質(zhì)量濃度，單位為mg/L。

1.1.3 氣體地?zé)釡囟扔?jì)

Ellis在1957年最先提出利用地?zé)釟怏w組分估算熱儲(chǔ)溫度的設(shè)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?zé)釡囟扔?jì)。這些氣體地?zé)釡囟扔?jì)可分為：（1）氣體化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)，如CO2、H2S、H2等。這類地?zé)釡囟扔?jì)只適用地?zé)崃黧w的溫度達(dá)到或超過(guò)當(dāng)?shù)胤悬c(diǎn)的噴氣孔、地?zé)峋头腥?，?yīng)用時(shí)需要知道地?zé)嵴魵獾亩拷M成，野外工作量較大，國(guó)內(nèi)以往的研究工作僅見(jiàn)于云南騰沖熱海和西藏羊八井熱田，H2S地?zé)釡囟扔?jì)給出的結(jié)果一般都比較理想（Zhao et al., 1998）。一般熱儲(chǔ)溫度在100～200oC時(shí)，CO2地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算的稍微偏低，當(dāng)熱儲(chǔ)溫度高于220oC時(shí)，H2S和H2需要校正；（2）氣體相對(duì)組分地?zé)釡囟扔?jì)，如CO2/N2、CO2/H2、H2S/Ar、H2/H2S、H2/Ar以及FT-HSC等，這類氣體地?zé)釡囟扔?jì)使用方便、簡(jiǎn)單、適用范圍較廣，但影響因素比較復(fù)雜。

Giggenbach和Goguel（1989）標(biāo)定了H2/Ar地?zé)釡囟扔?jì)，并認(rèn)為熱儲(chǔ)中的含鐵礦物控制著地?zé)崃黧w中H2的逸度，其逸度與熱儲(chǔ)溫度有關(guān)，而Ar組分是通過(guò)25℃的大氣降水?dāng)y帶進(jìn)入熱儲(chǔ)的，沒(méi)有其它來(lái)源。據(jù)此，提出了熱儲(chǔ)溫度的計(jì)算公式：

上式中H2和Ar具有相同的量綱（下同）。

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

從理論上分析，成功應(yīng)用H2/Ar氣體地?zé)釡囟扔?jì)需要符合以下地質(zhì)條件：（1）熱儲(chǔ)達(dá)到水—巖作用平衡，（2）大氣降水是Ar組分的唯一來(lái)源；（3）地?zé)崃黧w運(yùn)移過(guò)程中不與巖石礦物發(fā)生新的化學(xué)反應(yīng)，沒(méi)有氣體組分的加入或丟失；（4）沒(méi)有淺層冷水混入。具體到每一處水熱活動(dòng)區(qū)是否符合這些假設(shè)條件，需要結(jié)合地質(zhì)構(gòu)造、水化學(xué)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(xué)反應(yīng)中的組分都可以用來(lái)作為地?zé)釡囟扔?jì)，但Fournier（1974）認(rèn)為使用地球化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)必須同時(shí)滿足以下幾個(gè)基本條件：（1）深部發(fā)生的反應(yīng)只與溫度相關(guān)；（2）溫度相關(guān)反應(yīng)所涉及的所有組分均有足夠的豐度；（3）熱儲(chǔ)溫度下水—巖間的反應(yīng)達(dá)到平衡狀態(tài)；（4）當(dāng)水從熱儲(chǔ)流向地表時(shí)，在較低的溫度下，組分間不發(fā)生再平衡，或變化很??；（5）來(lái)自系統(tǒng)深部的熱水沒(méi)有和淺部冷水相混合。然而，在某些情況下，受熱儲(chǔ)溫度較低、與淺部冷水混合作用或可能的化學(xué)反應(yīng)等因素的影響，熱水中某些作為地?zé)釡囟扔?jì)的化學(xué)組分并沒(méi)有和礦物達(dá)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(yàn)所使用地?zé)釡囟扔?jì)的可靠性。Giggenbach（1988，1991）提出利用Na-K-Mg三角圖解法來(lái)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(shí)別完全平衡水、部分平衡水和未成熟水三個(gè)區(qū)域。其應(yīng)用原理為Na+、K+的平衡狀態(tài)調(diào)整緩慢，但K+、Mg2+含量的平衡狀態(tài)調(diào)整較快，即使溫度較低時(shí)亦如此。因此，該方法對(duì)中低溫?zé)崽餆醿?chǔ)溫度的計(jì)算較為有利。此方法的優(yōu)點(diǎn)在于，可在同一幅圖上同時(shí)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(kāi)。

Reed和Spycher（1984）提出利用多礦物平衡圖解法來(lái)判斷地?zé)嵯到y(tǒng)中熱液與礦物之間總體的化學(xué)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(dāng)成溫度的函數(shù)，若一組礦物在某一特定溫度下同時(shí)接近平衡，則可判斷熱水與這組礦物達(dá)到了平衡，平衡曲線收斂的礦物可以選作該熱儲(chǔ)的地?zé)釡囟扔?jì)，平衡時(shí)溫度即為深部熱儲(chǔ)溫度（吳紅梅和孫占學(xué)，2000）。但有的學(xué)者認(rèn)為，在實(shí)際應(yīng)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?zé)崃黧w—多礦物平衡的依據(jù)（王瑩等，2007）。Pang和Reed (1998) 提出了地?zé)嵯到y(tǒng)中混合、脫氣以及某些微量組分測(cè)試結(jié)果缺失的情形下的標(biāo)定模型，使該方法的實(shí)用性得到改善并廣泛應(yīng)用于各類地?zé)嵯到y(tǒng)評(píng)價(jià)中，包括80℃以上的中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)熱儲(chǔ)溫度計(jì)算中。伯克利國(guó)家實(shí)驗(yàn)室的Sonnenthal（2013） 等著將統(tǒng)計(jì)方法與之結(jié)合，形成了GEOT軟件，使該方法的應(yīng)用更加方便。

1.3 混合模型

受地?zé)崴到y(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?zé)崽锼w中礦物的平衡程度（Giggenbach，1986，1988）。例如，我國(guó)長(zhǎng)白山地?zé)嵯到y(tǒng)（任憲軍，2018）、新疆塔什庫(kù)爾干谷地地?zé)嵯到y(tǒng)（Li et al., 2017）和貴德盆地地?zé)嵯到y(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(chǔ)層中均不同程度地混入了冷水，導(dǎo)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(chǔ)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(wú)法客觀的反映熱水的原始信息。不僅如此，混合作用將導(dǎo)致深部熱儲(chǔ)層中的高溫平衡環(huán)境遭到破壞，這嚴(yán)重違背了地球化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)能夠做出準(zhǔn)確評(píng)價(jià)的基本前提——作為地球化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)的某種溶質(zhì)或氣體和熱儲(chǔ)中的礦物達(dá)到了平衡狀態(tài)（柴蕊等，2010）。所以，此時(shí)在利用地球化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算深部熱儲(chǔ)溫度的極大值時(shí)可能會(huì)產(chǎn)生較大偏差（郎旭娟等，2016）。

在處理地?zé)崴旌蠁?wèn)題時(shí)通常應(yīng)用混合模型來(lái)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(yīng)用最為廣泛。該模型假設(shè)熱水在混合后沒(méi)有冷卻，混合前后沒(méi)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(guò)程中能量守恒和物質(zhì)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(chǔ)層中水體的溫度和SiO2濃度均可由實(shí)驗(yàn)測(cè)得，進(jìn)而可由溫度與焓的關(guān)系確定焓值（表1）。

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

圖1 地?zé)崃黧wSi-焓圖Fig. 1 Si-enthalpy diagram of geothermal fluids

Si-焓混合模型可由Si-焓關(guān)系圖求解（圖1），以焓值為X軸，SiO2濃度為Y軸，將各取樣點(diǎn)的數(shù)據(jù)投在圖中。在圖中畫(huà)出石英溶解度曲線，再畫(huà)一條通過(guò)數(shù)據(jù)點(diǎn)的直線（擬合線），該直線與溶解度曲線的交點(diǎn)即為混合水中熱水端元的焓值，查蒸汽表可知其溫度。若地?zé)崴诨旌锨鞍l(fā)生了沸騰，則將擬合數(shù)據(jù)點(diǎn)的直線外推至100℃（cal/mol），在該點(diǎn)處作一代表經(jīng)過(guò)絕熱沸騰至100℃（大氣壓下）時(shí)蒸汽損失校正的適應(yīng)溶解度的水平線，交至石英溶解度曲線。

Arnórsson等（1983）發(fā)現(xiàn)，地?zé)崴w中二氧化碳的濃度取決于水體溫度。當(dāng)溫度超過(guò)200℃時(shí)，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(guò)分析水溶碳酸鹽來(lái)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(rèn)為高溫水體中硅和總碳酸鹽之間存在固定關(guān)系。類似于Si-焓模型，在Si-碳酸鹽關(guān)系圖中，將冷水與混合水?dāng)?shù)據(jù)點(diǎn)連線，并與二氧化硅—碳酸鹽溶解曲線相交，根據(jù)焦點(diǎn)所對(duì)應(yīng)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(kù)的熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)實(shí)例

美國(guó)國(guó)家地?zé)釘?shù)據(jù)系統(tǒng)是目前建設(shè)比較成熟的地?zé)釘?shù)據(jù)庫(kù)之一，該數(shù)據(jù)庫(kù)由美國(guó)能源部資助，由SMU地?zé)釋?shí)驗(yàn)室、西門(mén)子公司、德克薩斯大學(xué)經(jīng)濟(jì)地質(zhì)局、MLKay技術(shù)公司、德克薩斯理工大學(xué)、康奈爾大學(xué)、北達(dá)科他州大學(xué)和地?zé)豳Y源委員會(huì)共同開(kāi)發(fā)的數(shù)據(jù)和服務(wù)（應(yīng)用）系統(tǒng)。NGDS數(shù)據(jù)庫(kù)包含地質(zhì)、地球物理、地球化學(xué)、基礎(chǔ)設(shè)施和經(jīng)濟(jì)狀況等描述性信息，以及溫度、熱流、熱導(dǎo)率、孔隙度、滲透率、結(jié)構(gòu)、巖心測(cè)井、井測(cè)試、估計(jì)的儲(chǔ)層體積、地應(yīng)力、流體化學(xué)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(wèn)（WFS），旨在通過(guò)提供地?zé)釘?shù)據(jù)降低地?zé)豳Y源的開(kāi)發(fā)風(fēng)險(xiǎn)，并減輕工作人員在查找、檢索、集成和驗(yàn)證信息過(guò)程中所花費(fèi)的精力（Richard et al.，2013）。

與項(xiàng)目報(bào)告相比，數(shù)據(jù)庫(kù)中的數(shù)據(jù)具有公開(kāi)發(fā)表、較為準(zhǔn)確、認(rèn)可度高等優(yōu)點(diǎn)。因此本次研究基于NGDS數(shù)據(jù)庫(kù)，收集整理了東非Alid地?zé)崽铩⒚佤擟alientes地?zé)崽?、冰島Geysir地?zé)崽锖土_馬尼亞西部地?zé)崽锏幕镜刭|(zhì)情況和地球化學(xué)數(shù)據(jù)，并利用這些地球化學(xué)數(shù)據(jù)對(duì)不同地質(zhì)背景的熱儲(chǔ)溫度進(jìn)行評(píng)價(jià)。

2.1 東非Alid地?zé)崽?/h3>

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(kuò)張帶的地帶（圖2），為高溫地?zé)峄顒?dòng)提供了必要條件。區(qū)內(nèi)火山活動(dòng)頻繁，具有高熱流，地?zé)豳Y源潛力較大。該地區(qū)地?zé)岬闹饕憩F(xiàn)形式為溫泉和噴氣孔，已經(jīng)確定了11個(gè)地?zé)狳c(diǎn)，其中6個(gè)被用來(lái)采集氣體和水樣（Lowenstern et al.，1999）。研究表明，Alid地?zé)釁^(qū)噴氣孔和地?zé)崴恋姆植驾^均勻，與巖性分布關(guān)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(jiǎn)圖Fig. 2 Location of the Alid region in eastern Africa

Alid地區(qū)地?zé)崴畃H值較低，介于3～7，TDS（Total Dissolved Solids，總?cè)芙夤腆w）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?zé)崽锼畼悠犯缓繕O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(chǎn)生的主要原因是深部?jī)?chǔ)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?zé)崽锼畼悠伏c(diǎn)落于Mg2+端，全部屬于未成熟水。

圖3 Alid地?zé)崽锼畼悠穲D（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?zé)醿?chǔ)層溫度

Na-K-Mg、Na-K、K-Mg、石英及玉髓地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算結(jié)果主要分布于51～531℃，且各指標(biāo)計(jì)算結(jié)果差異較大（表2）。氣體地?zé)釡囟扔?jì)H2/Ar的計(jì)算結(jié)果顯示，熱儲(chǔ)溫度介于290～336℃，總體高于其它地化地?zé)釡囟扔?jì)結(jié)果（表2）。研究區(qū)水樣具有低pH、高硫酸鹽的特點(diǎn)，屬于典型的具有蒸汽加熱特點(diǎn)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(zhì)地?zé)釡囟扔?jì)不能代表熱儲(chǔ)溫度。

2.2 秘魯Calientes地?zé)崽?/h3>

2.2.1 基本概況

Calientes地?zé)崽铮▓D4）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(dǎo)率為1160～5920μS/cm，溶解氣主要為CO2和H2S。研究中的6個(gè)水樣品來(lái)自于Calientes地?zé)峋═C-4、TC-10、TC-15、TC-31、TC-41和TC-47），另有3個(gè)水樣來(lái)自于Calientes河的上游和下游（FFNW、RIOA和RIOB）。

Cl--三角圖結(jié)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?zé)崃黧w的典型特征，也就是說(shuō)，Calientes溫泉水來(lái)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(yáng)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(jīng)歷了稀釋過(guò)程或與淺層冷水的混合。

表2 東非Alid地?zé)崽锊坏責(zé)釡囟扔?jì)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度結(jié)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?zé)崽餃厝植糉ig. 4 Distribution of Calientes geothermal field hot sparing in southern Peru

圖5 Calientes地?zé)崽锼畼悠穲D（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?zé)醿?chǔ)層溫度

Na-K-Ca地?zé)釡囟扔?jì)選用公式3計(jì)算，結(jié)果顯示，Calientes地區(qū)熱儲(chǔ)溫度介于165～227℃（表3），而K-Mg地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算的TC-15樣品熱儲(chǔ)溫度是124℃外，可能是由于該樣品未達(dá)到完全平衡，導(dǎo)致K-Mg指標(biāo)誤差較大。除未達(dá)到完全平衡的TC-15樣品外，各地化地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算結(jié)果誤差較小（表3）。此外，本次研究中各地?zé)釡囟扔?jì)估算熱儲(chǔ)溫度與Cruz等（2010）的研究結(jié)果基本一致。

2.3 冰島Geysir地?zé)崽?/h3>

2.3.1 基本概況

Geysir地?zé)釁^(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?zé)崽镒溆贚augarfjall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?zé)釁^(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(lái)自于地殼淺層局部堆積的火成巖侵入體。在過(guò)去的一萬(wàn)年中，Geysir地區(qū)沒(méi)有發(fā)生過(guò)任何火山活動(dòng)。

研究水樣品來(lái)自于Geysir溫泉、Strokkur溫泉、Smidur蒸汽泉、Kaldilaekur河水以及Nedridalur和Helludalur地?zé)峋▓D6）。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(zhì)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(nèi)，反映了水—巖反應(yīng)的平衡溫度偏低，水樣不能完全達(dá)到平衡，可能是由于熱水向地表上涌的過(guò)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?zé)崽锊煌責(zé)釡囟扔?jì)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度結(jié)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?zé)釁^(qū)及周緣地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)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?zé)釁^(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(guān)系圖顯示（圖8），Geysir地?zé)崽锛捌渲芫壦wδD值為-83.3‰～-64.9‰，平均為-75.1‰，數(shù)據(jù)點(diǎn)分布比較分散。由于沸水溫泉中水巖反應(yīng)劇烈，導(dǎo)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(dāng)?shù)亟邓D-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(lái)源于Geysir地?zé)崽锱判顾c當(dāng)?shù)氐叵吕渌幕旌希ˋrnórsson，1985）。

2.3.2 地?zé)醿?chǔ)層溫度

Na-K-Ca地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算結(jié)果顯示，熱儲(chǔ)溫度約為141～219℃（表4）。K-Mg地?zé)釡囟扔?jì)適用于低溫系統(tǒng)，且水巖反應(yīng)達(dá)到完全平衡，而Na-KMg平衡圖版顯示該地區(qū)樣品未達(dá)到完全平衡（圖7b），因此，K-Mg指標(biāo)可能不適用。Na-K地?zé)釡囟扔?jì)指示的熱儲(chǔ)溫度范圍在175～299℃之間（表4），但溫度超過(guò)250℃時(shí)，Na-K地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算結(jié)果不準(zhǔn)確，因此，Geysir地?zé)崽餆醿?chǔ)溫度可能處于175～255℃。未發(fā)生蒸汽損失時(shí)，可采用石英或玉髓地?zé)釡囟扔?jì)公式計(jì)算熱儲(chǔ)溫度。計(jì)算結(jié)果顯示，該地區(qū)熱儲(chǔ)溫度為100～250℃之間（表4），并與前人對(duì)該區(qū)熱儲(chǔ)溫度的估算結(jié)果基本相符（Pasvanoglu et al., 2000）

圖8 冰島Geysir地?zé)崽锛捌渲芫壍貐^(qū)鉆井樣品δD與δ18O關(guān)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?zé)釁^(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(gè)較小的溫度區(qū)間，表明熱儲(chǔ)溫度主要介于200～250℃，并且玉髓的平衡曲線收斂在這個(gè)溫度范圍內(nèi)，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(gè)范圍內(nèi)這種石英全部過(guò)飽和。此外，地?zé)崴降乇鞧eysir溫泉，由于溫度降低到73℃，石英達(dá)到過(guò)飽和。因此，接近于平衡的玉髓地?zé)釡囟扔?jì)算出的溫度比沒(méi)有平衡的石英地?zé)釡囟扔?jì)更能準(zhǔn)確反映Geysir溫泉地下熱儲(chǔ)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(chǔ)溫度與Geysir溫泉十分相似（圖9a，b），也介于200～250℃之間。Helludalur地?zé)峋乃畼又?，無(wú)定型二氧化硅、硬石膏以及螢石等礦物在參考溫度范圍內(nèi)均處于未飽和狀態(tài)，而方解石處于過(guò)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(diǎn)介于80～125℃之間，為該地?zé)峋疅醿?chǔ)溫度范圍（圖9c）。

表4 冰島Geysir地?zé)釁^(qū)不同地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度結(jié)果（℃）Table 4 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Geysir geothermal field in Iceland (℃)

圖 9 Geysir地?zé)釁^(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(yīng)采用混合模型對(duì)熱水組分進(jìn)行估算。Geysir地?zé)崴甋iO2-碳酸鹽關(guān)系圖顯示（圖10），鉆井熱水與冷水呈線性關(guān)系，表明混合水的熱水組分沒(méi)有沸騰。由數(shù)據(jù)點(diǎn)外推得到直線與SiO2和碳酸鹽溶解度曲線的交點(diǎn)，表明熱水端的溫度約為229℃。Geysir、Strokkur和Smidur的總碳酸鹽含量相對(duì)較低，主要是因?yàn)椴蓸忧敖乇矸序v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(chǔ)層的溫度約為240℃。

圖10 冰島Geysir地?zé)嵯到y(tǒng)水體SiO2與總碳酸鹽關(guān)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?zé)崽?/h3>

2.4.1 基本概況

羅馬尼亞西部地?zé)崽飳儆诘蜏氐責(zé)釁^(qū)（50～120℃），地?zé)崃黧w已廣泛應(yīng)用于取暖、農(nóng)業(yè)以及醫(yī)療等行業(yè)。研究熱水樣品來(lái)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?zé)崽镂挥贠radea市西北約6 km（圖11），地?zé)醿?chǔ)層巖性為裂縫型碳酸鹽巖，為一構(gòu)造封閉的含水層，分布面積僅有12 km2（Antics and Rosca，2003）。地?zé)崴蠺DS為12～14 g/L，具有高結(jié)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(chǔ)層溫度超過(guò)130℃。Ciumeghiu地?zé)崽镂挥谖鞑科皆瓍^(qū)，Oradea市以南50 km（圖11），地?zé)醿?chǔ)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?zé)崽镂挥贠radea市北部（圖11），地?zé)醿?chǔ)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?zé)醿?chǔ)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?zé)崴▓D12a）。Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058熱水樣品則位于外圍地?zé)崴秶液笳叩腍CO3-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(chǔ)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(chǔ)層流體上涌期間與圍巖發(fā)生反應(yīng)或不同成分的水混入有關(guān)。

2.4.2 地?zé)醿?chǔ)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?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算，Na-K-Ca地?zé)釡囟扔?jì)選用公式3。計(jì)算結(jié)果顯示（表5），Bors地區(qū)熱儲(chǔ)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(chǔ)溫度介于123～209℃；Sacuieni地區(qū)熱儲(chǔ)溫度介于123～151℃（Na-K地?zé)釡囟扔?jì)可能不適用）?？傮w上，各地化地?zé)釡囟扔?jì)差異較大，可能是平衡狀態(tài)不同導(dǎo)致。

圖12 羅馬尼亞西部地?zé)崽飯D（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(duì)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(guò)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(nèi)均處于過(guò)飽和狀態(tài)，而無(wú)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(guò)飽和狀態(tài)，具有結(jié)垢的風(fēng)險(xiǎn)；硬石膏、硅灰石及無(wú)定型二氧化硅在參考溫度范圍內(nèi)均處于未飽和狀態(tài)，而石英處于略微過(guò)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(duì)于Ciumeghiu-4668井，方解石在所有參考溫度范圍內(nèi)均處于過(guò)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(guò)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(wú)定型二氧化硅和硅灰石在參考溫度范圍內(nèi)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(guò)飽和狀態(tài)；方解石在所有參考溫度范圍內(nèi)均處于過(guò)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?zé)釁^(qū)不同地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度結(jié)果（℃）Table 5 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the western geothermal field of Romania (℃)

為進(jìn)一步估算熱儲(chǔ)溫度，采用Si-焓混合模型對(duì)研究區(qū)水樣進(jìn)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(zhì)溶解度曲線的交點(diǎn)可確定熱水端中SiO2含量和熱水焓值，進(jìn)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(chǔ)溫度為180℃，Bors-4155井熱儲(chǔ)溫度為145℃（圖14a）。該溫度高于利用地化地?zé)釡囟扔?jì)評(píng)價(jià)所得到的儲(chǔ)層溫度，表明水體在上升過(guò)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(dǎo)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(chǔ)溫度為175℃。

圖13 羅馬尼亞西部地?zé)釁^(qū)熱水樣品的lg(Q/K)與溫度關(guān)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?zé)崽锼wSi-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(chǔ)溫度評(píng)價(jià)方法對(duì)比分析

熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)方法眾多，但不同方法得到的結(jié)果差異較大，主要是因?yàn)檫@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(gè)適用范圍，造成評(píng)價(jià)結(jié)果出現(xiàn)較大偏差。因此，對(duì)不同熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)方法適用性的研究至關(guān)重要。

按照地?zé)釡囟扔?jì)依據(jù)的參數(shù)性質(zhì)，可將熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)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(píng)價(jià)指標(biāo)，另一類是以水體中的溶質(zhì)（包括離子和礦物）為評(píng)價(jià)指標(biāo)。本質(zhì)上，對(duì)諸多熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)方法適用性的判別主要涉及三方面的問(wèn)題：一是判別所選取的評(píng)價(jià)參數(shù)能否客觀地反映出熱儲(chǔ)高溫下的原始狀態(tài)，比如，流體從深部地層向地表運(yùn)移的過(guò)程中，組分是否會(huì)因?yàn)樗畮r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(píng)價(jià)參數(shù)與溫度之間的關(guān)系是否會(huì)因?yàn)樘囟ǖ那闆r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(huì)影響水體的熱力學(xué)平衡；三是判別所研究的問(wèn)題是否符合熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)方法的假設(shè)條件。

3.1 氣體地?zé)釡囟扔?jì)的應(yīng)用優(yōu)勢(shì)

對(duì)于東非Alid地?zé)崽铮謩e采用氣體地?zé)釡囟扔?jì)、陽(yáng)離子地?zé)釡囟扔?jì)以及SiO2地?zé)釡囟扔?jì)對(duì)水樣的熱儲(chǔ)溫度進(jìn)行評(píng)價(jià)。對(duì)比顯示（圖15），氣體地?zé)釡囟扔?jì)所得出的熱儲(chǔ)溫度普遍高于陽(yáng)離子地?zé)釡囟扔?jì)和SiO2地?zé)釡囟扔?jì)。尤其對(duì)于蒸汽樣品點(diǎn)ELG96-5、ELG96-6和熱水樣品點(diǎn)ELW96-5、ELW96-6，同一個(gè)采樣點(diǎn)所得到熱儲(chǔ)溫度相差較大，難以確定熱儲(chǔ)溫度（圖16）。

圖15 東非Alid地?zé)崽餆醿?chǔ)溫度Fig. 15 Geothermal reservoir temperatures of the Alid geothermal field in East Africa

圖16 東非Alid地?zé)崽锊煌責(zé)釡囟扔?jì)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度結(jié)果對(duì)比Fig. 16 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on various geothermometers for the Alid geothermal field in East Africa

對(duì)熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)結(jié)果的取舍需要以東非Alid地?zé)崽锏牡刭|(zhì)背景和水體特征為依據(jù)。東非Alid地?zé)崽镂挥诎鍓K構(gòu)造裂谷帶內(nèi)，該地?zé)崽锏牡乇硭哂蠧l-濃度低、pH值低、硫酸鹽含量高的特點(diǎn)，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(chǔ)層巖石發(fā)生充分的水巖反應(yīng)。較高的其它離子或礦物濃度則是由強(qiáng)酸性熱蒸汽對(duì)近地表巖石的快速溶解而導(dǎo)致的。這種情況下，流體中的離子和礦物組分無(wú)法客觀反映熱儲(chǔ)層中流體的性質(zhì)，因此，基于離子和礦物濃度的地化地?zé)釡囟扔?jì)、多礦物平衡法和混合模型均無(wú)法用于評(píng)價(jià)熱儲(chǔ)溫度。然而，氣體成分在此過(guò)程中受到的影響較小，仍然可以反映熱儲(chǔ)層信息，因此，氣體地?zé)釡囟扔?jì)是此時(shí)評(píng)價(jià)熱儲(chǔ)溫度的最佳方法（Groff and Junik，2000）。

3.2 平衡水體的熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)

Na-K-Mg三角圖顯示（圖5b），秘魯Calientes地?zé)崽锼w主要分布在平衡線附近，為成熟的平衡水體，表明陽(yáng)離子濃度比例可以反映水體與礦物平衡時(shí)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(duì)離子濃度產(chǎn)生了稀釋作用。對(duì)于這種成熟的平衡水體，一般采用地球化學(xué)地?zé)釡囟扔?jì)即可得到比較合理的熱儲(chǔ)溫度范圍。對(duì)比分析顯示（圖17），不同地化地?zé)釡囟扔?jì)評(píng)價(jià)得出的熱儲(chǔ)溫度差別相對(duì)較小，基本處于170℃以上，介于170～250℃之間。其中，K-Mg地?zé)釡囟扔?jì)對(duì)TC-15泉水樣品對(duì)應(yīng)的熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)明顯較低，這可能與該水體處于部分平衡狀態(tài)有關(guān)，離子組分無(wú)法客觀反映出熱儲(chǔ)信息。此外，玉髓地?zé)釡囟扔?jì)對(duì)不同采樣點(diǎn)的評(píng)價(jià)結(jié)果比其它地?zé)釡囟扔?jì)的評(píng)價(jià)結(jié)果更加穩(wěn)定，表明水體在向上運(yùn)移過(guò)程中玉髓的含量相對(duì)穩(wěn)定，受到外界影響較小，更能夠代表地?zé)醿?chǔ)層中的流體信息。因此，玉髓地?zé)釡囟扔?jì)的評(píng)價(jià)結(jié)果相對(duì)更可靠。

3.3 非平衡水體的熱儲(chǔ)溫度評(píng)價(jià)

冰島Geysir地?zé)崽锼w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(lái)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(dá)到平衡狀態(tài)導(dǎo)致采用陽(yáng)離子地?zé)釡囟扔?jì)評(píng)價(jià)的熱儲(chǔ)溫度嚴(yán)重失準(zhǔn)，這也是陽(yáng)離子地?zé)釡囟扔?jì)的評(píng)價(jià)結(jié)果與石英地?zé)釡囟扔?jì)評(píng)價(jià)結(jié)果差異較大的主要原因（圖18）。采用SiO2-碳酸鹽混合模型對(duì)鉆井水樣進(jìn)行評(píng)價(jià)，得到對(duì)應(yīng)的熱儲(chǔ)溫度為229℃，高于石英地?zé)釡囟扔?jì)的評(píng)價(jià)溫度，這表明確實(shí)發(fā)生了冷水的混入（圖18）。

圖17 秘魯南部Calientes地?zé)崽锊煌責(zé)釡囟扔?jì)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度結(jié)果對(duì)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?zé)釁^(qū)不同地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度結(jié)果對(duì)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?zé)崽锼w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?zé)釡囟扔?jì)評(píng)價(jià)結(jié)果來(lái)看，整體上玉髓地?zé)釡囟扔?jì)評(píng)價(jià)結(jié)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(dá)到平衡狀態(tài)有關(guān)（圖19）。根據(jù)多礦物平衡法的飽和指數(shù)圖（圖13），在測(cè)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(guò)飽和狀態(tài)。因此，玉髓是最為理想的地?zé)釡囟扔?jì)。采用Si-焓模型計(jì)算出的溫度均高于玉髓地?zé)釡囟扔?jì)所得到的熱儲(chǔ)溫度，進(jìn)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(jié)論

圖19 羅馬尼亞西部地?zé)釁^(qū)不同地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度結(jié)果對(duì)比Fig. 19 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the western geothermal field of Romania

（1）沒(méi)有一種地?zé)釡囟扔?jì)是萬(wàn)能的，每種地?zé)釡囟扔?jì)都有適用的條件和假設(shè)，必須系統(tǒng)了解地質(zhì)背景和流體及氣體從儲(chǔ)層到地表的過(guò)程中的水文和地球化學(xué)條件或地?zé)嵯到y(tǒng)之外水和巖石的影響以及所有流體和氣體的化學(xué)反應(yīng)平衡是否被破壞才能選擇最合理的地?zé)釡囟扔?jì)，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(chǔ)真實(shí)的溫度。

（2）基于不同地質(zhì)背景的地?zé)釘?shù)據(jù)提取分析可以提高熱儲(chǔ)溫度評(píng)估的準(zhǔn)確性。對(duì)于蒸汽加熱型水體來(lái)說(shuō)，礦物和離子無(wú)法反映熱儲(chǔ)信息，因此不能作為評(píng)價(jià)熱儲(chǔ)溫度的參數(shù)，氣體地?zé)釡囟扔?jì)對(duì)熱儲(chǔ)溫度的評(píng)價(jià)更加合理。

（3）當(dāng)水體達(dá)到離子和礦物的平衡狀態(tài)時(shí)，地化地?zé)釡囟扔?jì)可以得到相對(duì)合理的熱儲(chǔ)溫度；當(dāng)水體未達(dá)到離子和礦物的平衡狀態(tài)時(shí)，陽(yáng)離子地?zé)釡囟扔?jì)往往難以得到合理的熱儲(chǔ)溫度，相比之下，SiO2地?zé)釡囟扔?jì)的評(píng)價(jià)效果較好。盡管此時(shí)基于飽和指數(shù)的多礦物平衡法難以得出確切的儲(chǔ)層溫度，但可以為地化地?zé)釡囟扔?jì)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(guò)飽和，因此選擇玉髓地?zé)釡囟扔?jì)計(jì)算的溫度更能準(zhǔn)確反映地下高達(dá)245℃左右的熱儲(chǔ)溫度，盡管過(guò)去通常認(rèn)為石英地?zé)釡囟扔?jì)比玉髓更適合溫度高于180℃的熱儲(chǔ)。