倪 昆，盧 磊

(河南省自然資源科學研究院，河南 鄭州 450000)

0 引言

地熱資源是在特定的地質(zhì)、構(gòu)造、水文地質(zhì)條件和水文地球化學環(huán)境條件下形成的，由于埋藏深，補給途徑遠，再生能力弱，其資源量是有限的，并非取之不竭[1]。要保持地熱資源的長期穩(wěn)定開采，做到有計劃合理開發(fā)利用，防止盲目無序隨意開采造成資源浪費和環(huán)境地質(zhì)問題的發(fā)生，否則就會造成資源的快速枯竭[2]。對地熱資源的調(diào)查研究有不同的方法，如抽取地下水[3]、物探[4-6]、大地熱流特征等[7]，需要根據(jù)已有的條件和要求選取合適的方法開展。本文通過收集前人分析數(shù)據(jù)，對河南省地熱流體同位素特征進行分析研究，大體得出河南省地熱流體來源、年齡、熱儲溫度，同時推斷其補給、徑流和排泄更新周期，對保持河南省地熱清潔能源可持續(xù)開發(fā)利用具有指導意義[8]。

1 研究區(qū)水文地質(zhì)條件

河南省根據(jù)地下水賦存介質(zhì)類型、空間條件及含水層的特性，劃分為四個含水巖組，分別為：松散巖類孔隙含水巖組、碳酸鹽巖類裂隙巖溶含水巖組、碎屑巖類孔隙裂隙含水巖組和基巖裂隙含水巖組(圖1)。

松散巖類孔隙含水巖組：豫西黃土地區(qū)、各山前緩崗地區(qū)和淮河平原主要為第三系含水層，黃海平原和南陽盆地主要是下更新統(tǒng)或兩者合之。濟源至沁陽、內(nèi)黃至濮陽、洛陽至岳灘、鄭州、新鄭至中牟及杞縣、太康和南陽盆地的社旗一帶，含水層為砂礫石、中細砂，厚40～100 m，單位涌水量為2～10 m3/h·m；開封東部、周口、靈三盆地、伊洛盆地西部，含水層不發(fā)育，一般為粉細砂和膠結(jié)的砂礫巖，單位涌水量1～5 m3/h·m。

碳酸鹽巖類裂隙巖溶含水巖組：碳酸鹽巖類含水巖組是基巖山區(qū)最有供水意義的含水巖組，巖性主要為震旦系、中上寒武統(tǒng)、奧陶系的灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r，分布在太行山、嵩箕山、淅川以南山地。一般沿層面和裂隙發(fā)育有溶洞、溶隙等，構(gòu)成降水、地表水入滲的良好通道，是地下水逕流、儲存的有利場所。在當?shù)厍治g基準面以上，為透水不含水的缺水地段，而侵蝕基準面以下的溶洞或溶隙發(fā)育地帶，有豐富的地下水，一般泉流量達3.6～60 m3/h，中奧陶統(tǒng)灰?guī)r的單位涌水量為27.22～36.14 m3/h·m，而上寒武統(tǒng)、下奧陶統(tǒng)灰?guī)r水量相對較小。

碎屑巖類孔隙裂隙含水巖組：主要是二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系、古近系、新近系和部分石炭系、震旦系，分布于王屋山、新澠山地、嵩山北麓、箕山西南、平頂山及太行山、大別山前和山間盆地等，含水層主要為砂礫巖和砂巖。受巖性、地質(zhì)構(gòu)造、補給條件等因素控制，其泉水流量有所差異，淅川縣上寺泉流量達540 m3/h，濟源、澠池泉流量為5.4～18 m3/h，而宜陽、臨汝、大別山北麓泉流量僅為0.004～3.6 m3/h，一般富水性較弱。

基巖裂隙含水巖組：系指變質(zhì)巖和巖漿巖類裂隙含水巖組，分布在伏牛山、桐柏山、大別山區(qū)，由花崗巖、片麻巖、片巖、千枚巖、石英巖、白云巖、大理巖組成。地下水賦存在構(gòu)造碎裂帶和風化裂隙中，其風化裂隙深度為15～35 m，局部達75 m，泉點較多，泉流量一般為5.4～20 m3/h，欒川三岔口泉最大流量達122.4 m3/h。

2 穩(wěn)定同位素特征

2.1 數(shù)據(jù)來源

本次收集2005—2017年河南省沉積盆地不同構(gòu)造單元地熱流體的同位素資料，考慮成井質(zhì)量、開采等影響因素，共篩選出較為復合實際的92個地熱井水同位素測試數(shù)據(jù)進行分析(表1)。

表1 河南不同構(gòu)造單元地熱井同位素測試數(shù)據(jù)

2.2 地熱水來源分析

大氣降水中的穩(wěn)定同位素，是指氫、氧的同位素[9]，其組成變化受瑞利蒸餾過程的控制，即大陸效應、高度效應和緯度(溫度)效應[10]。這三種效應，實際上是相互影響和制約的，而且大氣降水的成分還受其他因素的影響，因此，當海洋上空潮濕空氣團向內(nèi)陸、高山和高緯度區(qū)域方向移動時，所降落的雨和雪的δ18O和δD值，將逐漸變得愈來愈負[11]，這是由于①蒸發(fā)壓差別引起的同位素分餾；②溫度下降導致分餾系數(shù)的增大；③雨水和淡水的再蒸發(fā)更富集16O和H等原因造成的，不同成因的天然水有不同的氫氧組成。

根據(jù)測試數(shù)據(jù)以及河南省大氣降水δD - δ18O直線方程δD = 7.96δ18O+9.48[12]，繪制河南省主要地熱單元地熱水δD - δ18O關(guān)系圖[11](圖2)。

據(jù)圖2，沉積盆地區(qū)地熱井的δD值分布在-64.48‰～-82.20‰，平均值-73.19‰；δ18O值分布在-7.51‰～-14.33‰，平均值-9.89‰。δD、δ18O值點絕大多數(shù)落于大氣降水線附近或其下方，說明其來主要來源于大氣降水。

由于地下水徑流過程中與周圍圍巖的氧同位素交換作用[13]，大部分地熱井、溫泉水點表現(xiàn)出“O-18偏移”的現(xiàn)象[14]，其主要原因在于其熱水在沿斷裂運移過程中，受到地塊運動(活動斷裂)機械能—熱能的轉(zhuǎn)換、放射性熱能以及深部侵入巖加熱等多重因素影響，使得地熱流體溫度增加，引起高溫地熱流體與硅酸鹽、碳酸鹽(圍巖)發(fā)生氧同位素交換(使得δ18O增高)的結(jié)果，熱儲溫度越高，氧漂移越顯著。同時顯示在通許凸起、東明斷陷，館陶組地熱水落點大體比明化鎮(zhèn)組地熱水落點遠離大氣降水線，這是由于館陶組熱儲較明化鎮(zhèn)組地下滯留時間更長，地熱水運移距離更遠，O-18偏移更大。

2.3 補給高程研究

通過地熱流體成因研究得知，絕大多數(shù)地熱田中的地熱流體來自大氣降水。因此，在分析一個新的地熱田地熱流體來源方向或補給源時，首先應在分析區(qū)域沉積環(huán)境的基礎上討論地熱流體與大氣降水之間的關(guān)系[15]。

大氣降水的δD和δ18O值具有高度效應，據(jù)此可確定地熱流體補給區(qū)大氣降水入滲區(qū)高度(即補給區(qū)高度)。計算公式為

H=(δs-δp)/K+h

(1)

式中：H為地熱流體補給區(qū)高度，m；h為地熱流體取樣點地面高程，m；δs為地熱流體的δ18O值；δp為取樣點附近大氣降水δ18O值(取-9.2‰)；K為同位素高度梯度，‰(δ18O取-0.32‰/100 m)。

由表2可知，周口凹陷(周口段)地熱流體補給區(qū)高度大體為165～636 m，通許凸起補給區(qū)高度大體為130～650 m，濟源開封凹陷補給高度大體為131～631 m，總體來說全省沉積盆地區(qū)地熱流體補給高度在150～700 m之間，這和西部及西北部山丘區(qū)的高度相一致。說明沉積盆地區(qū)地熱水的補給源為西部或西北部山區(qū)的大氣降水，新近系明化鎮(zhèn)組熱儲層在沉積盆地區(qū)外西部山區(qū)溝谷內(nèi)出露，所以西部山區(qū)為沉積盆地地熱田中地熱流體的主要補給區(qū)。

3 放射性同位素特征

3.1 地熱年齡估算

14C同位素測定地下水年齡是目前應用廣泛而且比較成熟的方法，地下水中14C原始含量難以確定，近幾十年來，許多學者進行了大量研究，提出了多種模型，對地下水14C年齡進行校正[14]。

根據(jù)收集14C同位素年齡計算結(jié)果(表3)，估算地熱水年齡，計算公式為

(2)

式中：t為地熱水年齡，a；T為14C的半衰期，(5730±40) a；A0為14C的初始濃度，pMC；A為14C實測濃度，pMC。

當A0A時，地下水處于開放系統(tǒng)，地下水中原始14C濃度增高，計算的地下水年齡偏年輕。本次采用Vogel法模型進行年齡校正，經(jīng)校正后的地下水年齡見表3。

數(shù)據(jù)得出，河南平原不同時代地熱水年齡在1265 a～39443 a，有以下幾個特點：① 近山前年齡較新，內(nèi)陸平原區(qū)年齡較老，如近山前的獲嘉縣、新鄉(xiāng)縣新近系館陶組、滎陽萬山奧陶紀地下水年齡分別為232 a、1566 a、8467 a，遠遠小于平原區(qū)第三系地熱水1.06萬年～3.9萬年的年齡，顯示出近山前地區(qū)地下水循環(huán)條件好，接受山區(qū)側(cè)向徑流補給多，使得地下水年代較新[15]；② 同一地區(qū)，地下水年齡與沉積年限呈正比，如，開封市新近系明化鎮(zhèn)組地熱水年齡為2萬年，古近系為2.2萬年，周口凹陷明化鎮(zhèn)組地熱水年齡為1.5萬年～2.9萬年，館陶組地熱水年齡2.4萬年～3.9萬年(圖3)；③ 4個溫泉水形成年齡為9189 a～19853 a，顯示其為深部循環(huán)的較老的地下水沿導熱通道排泄地表形成。

根據(jù)測試結(jié)果，其分布規(guī)律表現(xiàn)為現(xiàn)代碳百分數(shù)為西部高，東部低，年齡總體為西部小，東部大，顯示地熱液體的補給方向為自西北向東南。比如周口市區(qū)、項城西關(guān)、沈丘付井三眼地熱井，地熱流體自NWW向SEE，C14表現(xiàn)年齡變化規(guī)律明顯，由周口市區(qū)的24 182 a，到付井增加為39 443 a[16]。推算地熱流體的平均運移速度為7 m/a。又如開封凹陷如1000～1300 m熱儲層，從節(jié)水辦西郊深井到節(jié)水辦東郊深井，水平距離約6 km，地熱流體年齡由22 090 a增至24 120 a，滲透速率8.1 mm/d[17]，表明工作區(qū)地熱流體自西向東或由西北向東南緩慢徑流。

3.2 地熱溫標計算

地熱流體與礦物在一定溫度下達到的化學平衡，隨著地熱流體溫度降低這一平衡仍在保持，因此利用這些化學成分可以進行地球化學溫標計算，來估算熱儲溫度[18]。參照各構(gòu)造單元地熱流體分析資料，分別選用鉀鈉地熱溫標法、鉀鎂地熱溫標法和二氧化硅地熱溫標法計算[19]：

利用以上方法計算各地熱單元熱儲溫度，結(jié)果如下(圖4至圖6)，計算值普遍要高，其中鉀鈉地熱溫標法誤差最大，相關(guān)指數(shù)R2=0.147，顯示相關(guān)性不大；鉀鎂地熱溫標法相關(guān)性較大，相關(guān)指數(shù)R2=0.803；二氧化硅地熱溫標法相關(guān)系數(shù)中等，相關(guān)指數(shù)R2=0.434，具有一定相關(guān)性。

圖4 K-Na溫標法與實測溫度趨勢分析圖

圖5 K-Mg溫標法與實測溫度趨勢分析圖

圖6 二氧化硅溫標法與實測溫度趨勢分析圖

研究表明，二氧化硅溫標法適用于150℃～250℃的最佳溫度。高于或低于這個溫度范圍，公式會偏離實際測定的溶解度曲線而不適于使用；Na-K法對低于100℃環(huán)境的水，特別是富Ca的低溫水，一般是不能得出合理的結(jié)果，而對于高溫(100℃～200℃)環(huán)境的地方，Na/K法最適用；Na-K-Ca地溫計應用到富Mg水中時會得出異常結(jié)果；K-Mg溫標適用于溫度適中的25℃～150℃的地下熱水而且適用于熱儲層埋藏不太深的地區(qū)使用。

綜上，低溫熱儲溫度計算公式建議采用鉀鎂地熱溫標法進行估算，估算公式為

熱儲溫度=1.31×實測溫度-5.41

4 討論

之前田良河、王現(xiàn)國[20]等對河南省沉積盆地區(qū)地熱流體同位素的研究成果表明：①河南省沉積盆地區(qū)地熱水氘過量，參數(shù)d值大多位于±10之間，d值越小說明地下水滯留時間越長，地下水封存條件好，還原作用、生物化學作用慢，地下水溫度高[10]；②同一地區(qū)，d值小意味著地下水的補給量大；③源于大氣降水的同一含水層中，從補給區(qū)到排泄區(qū)，d值逐漸降低[10]。

與以往研究成果相比，與本次研究14C分析地熱流體年齡、補給速率得出近山前地熱流體年齡較新，補給更新速率快，內(nèi)陸平原區(qū)地熱流體年齡較老，補給更新速率慢結(jié)論，兩者可以相互印證。

5 結(jié)論

環(huán)境同位素技術(shù)是一種不可替代的查找地球深部地熱流體起源、成因及其運移循環(huán)的有效手段，通過地熱流體穩(wěn)定同位素和放射性同位素分析研究得出如下結(jié)論：

1)河南省地熱流體補給來源為當?shù)丶爸苓叴髿饨邓霛B， 地熱流體補給高度在150～700 m之間，補給源為河南省西部或西北部山區(qū)的大氣降水。

2)地熱流體形成年齡一般位于1265 a～39 443 a之間，屬"半開啟—半封閉型"的地熱系統(tǒng)； 近山前地熱水年齡遠遠小于平原區(qū)新生界地熱水，顯示出近山前地區(qū)地下水循環(huán)條件好；同時地熱水年齡與沉積年限呈正比，推斷出地熱流體移動速度較慢，平均運移速度約為7 m/a，更新補給較慢。

3)地熱流體溫度估算采用鉀鎂地熱溫標法估算法相關(guān)性較大，應給與推薦。