鄒鵬飛 ，邱 楊，范迪富

1. 江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院，南京 210018；

2. 南京大學 地球科學與工程學院，南京 210023；

3. 江蘇華東基礎地質(zhì)勘查有限公司，南京 210007

中國是全球最大的能源消費國，能源消費總量已多年居世界首位。僅2018年，中國一次能源消費量32.74×108t油當量，占全球總量的23.6%，居全球第一位（BP世界能源統(tǒng)計年鑒，2019）。同時，化石能源的開發(fā)利用，帶來了污染等生態(tài)環(huán)境問題（武紅等，2013）。習近平總書記在十九大報告中指出，發(fā)展清潔能源是改善能源結(jié)構(gòu)、保障能源安全、推進生態(tài)文明建設的重要任務。地熱資源作為綠色、清潔、安全、環(huán)保的能源已成為中國將來能源發(fā)展的主要方向之一。

蘇北盆地是經(jīng)斷陷、拗陷雙重作用發(fā)展而成的中、新生代陸相沉積盆地，沉積了厚度較大的古近紀、新近紀及第四紀地層（范迪富等，2015）。它具有相對較大的地溫梯度和相對較高的大地熱流，隆起帶地溫梯度約30℃/km，平均大地熱流值為68 mW/m2（王良書等，1989，1995；胡圣標等，2001）。王華玉等（2013）和朱戈等（2020）先后估算了盆地內(nèi)1000～5000 m埋深的地層溫度，其中4000 m埋深處部分地區(qū)的溫度已達150～170℃。地熱資源非常豐富，目前，江蘇已有的兩口中溫地熱井均出自于該盆地。其中，位于盆地腹部建湖隆起南麓的寶應縣七里村地熱井井深3028 m，水溫達93℃，創(chuàng)造了江蘇地熱井出水溫度最高紀錄（左麗瓊等，2015）。經(jīng)石油鉆探證實在盆地深部2～4 km處普遍分布新生代多期堿性玄武巖溢流，具有良好的干熱巖賦存背景，徐立等（2014）對江蘇干熱巖資源量進行了估算。2020年，江蘇唯一干熱巖資源預查項目在建湖隆起東南麓的興化市勘探驗證（蘇熱1井），設計井深4500 m，截至2020年10月底，該井鉆探深度超過3000 m，井底測井溫度約110℃，有望取得江蘇干熱巖勘查的突破。

開展地熱資源成礦模式、水—巖相互作用等基礎研究工作對地熱資源的開發(fā)利用具有指導意義。由于地熱流體的水文地球化學、同位素地球化學等指標蘊含其水動力過程的豐富信息，常把地球化學方法作為研究地熱儲層較為經(jīng)濟有效的手段之一。如利用地熱流體中某些化學組分與溫度的關(guān)系，即地熱溫標來估算地熱儲層的溫度（Pang，1992，2001；汪集旸等，1993；孫紅麗等，2015）。目前國內(nèi)外研究較多的是陽離子、SiO2、同位素地熱溫標和氣體溫標（Fournier, 1977; Kharaka and Mariner,1989；Mutlu, 1998; Du et al., 2005; Guo et al., 2017;鄭西來和劉鴻俊, 1996; 王瑩等，2007 ）。基于地熱流體的同位素水化學信息，目前已被廣泛運用于判斷地熱流體的補給來源、補給高程、年齡及冷熱水混合比例等（White，1968；Qiu et al., 2018；龐忠和等，1990；徐步臺等，1999；于湲，2006；鄒鵬飛等，2015；趙佳怡，2020）。楊峰田等（2012）基于大地熱流測試和水文地球化學方法對蘇北盆地建湖隆起區(qū)地熱資源賦存特征及該隆起區(qū)老子山地熱田成因模式進行了系統(tǒng)研究。本文選擇包含寶應縣、興化縣在內(nèi)的中低溫地熱資源發(fā)育地區(qū)作為蘇北盆地典型地區(qū)，在地熱井驗證前利用地熱流體所攜帶的地球化學信息，間接地了解深部地熱儲層溫度、地熱流體在上升運移過程中與圍巖所發(fā)生的物理化學過程、不同深度地熱資源的成生關(guān)系，可為指導后期及類似地區(qū)尋找中低溫地熱資源提供科學依據(jù)，降低鉆探風險。

1 研究區(qū)概況

江淮生態(tài)經(jīng)濟區(qū)是全面配合國家大運河文化帶和國家江淮生態(tài)大走廊劃定的功能區(qū)經(jīng)濟區(qū)，是江蘇省“1+3”重點功能區(qū)戰(zhàn)略的一部分，注重“生態(tài)優(yōu)先、綠色發(fā)展”。研究區(qū)位于江淮生態(tài)經(jīng)濟區(qū)東南部，包括寶應、建湖、高郵、興化等縣（市）。研究區(qū)除建湖縣局部地區(qū)，其余皆屬于里下河湖沼平原區(qū)，其地勢極為低平，呈現(xiàn)四周高、中間低的形態(tài)，地面高程從海拔4.5 m逐漸下降到海拔只有1 m左右（射陽河）。 該區(qū)屬北亞熱帶溫潤季風氣候區(qū)，多年平均氣溫14～16℃，多年平均降水量950 mm，多年平均蒸發(fā)量1553 mm。

研究區(qū)在大地構(gòu)造上位于下?lián)P子地塊東部次級構(gòu)造蘇北盆地，中部為建湖隆起，東北部涉及塘望—大喇叭凸起和鹽城凹陷的西部，南部主要由金湖凹陷、柳堡低凸起、臨澤凹陷、柘垛低凸起、白駒凹陷、高郵凹陷、吳堡凸起、溱潼凹陷和菱塘低凸起組成（圖1）。蘇北盆地走向近東西，總體格局為兩坳夾一隆（即東臺坳陷、鹽—阜坳陷和建湖隆起三大構(gòu)造單元），坳陷內(nèi)一系列小型凹陷、凸起多呈NE向展布。陳安定（2001）認為蘇北盆地是一個自晚白堊世以來不斷發(fā)育演化而成的小型箕狀盆地群。舒良書等（2005）認為蘇北盆地曾經(jīng)歷過山前擠壓的前陸盆地、弧后擴張的裂陷盆地、大規(guī)模拉張的斷陷盆地和熱沉降的坳陷盆地等4個演化階段。蘇北盆地具有相對隆起的上地幔和埋藏較淺的居里面，具有優(yōu)于周邊地區(qū)的熱源條件；控制隆起、坳陷及凸起與凹陷構(gòu)造的北東向和近東西向深大斷裂，以及切割隆起帶的北西向斷裂多為活動性斷裂，形成地熱資源的構(gòu)造條件優(yōu)越；隆起區(qū)晚古生代碳酸鹽巖埋藏深度500～3500 m，坳陷區(qū)大多在3000 m左右，具有理想的中溫地熱儲層；新生代地層發(fā)育，不僅厚度大，且隔熱保溫性能良好。研究區(qū)屬于其核心部位，由此也決定了 “源、通、儲、蓋”等地熱地質(zhì)條件優(yōu)越。沿建湖隆起區(qū)北東向、北北東向、北東東向斷裂發(fā)育，常為壓扭性斷裂，不富水；北西向斷裂形成時間較晚，切割北東向斷裂，富水性強。

圖1 研究區(qū)取樣點分布及地質(zhì)構(gòu)造分區(qū)圖Fig. 1 Distribution of sampling points and geological structure zoning map in the study area

研究區(qū)內(nèi)分別在寶應縣、高郵市、興化市進行過專門的地熱資源勘查，共有寶熱1井、寶應七里村井（RBQ1）、高郵馬棚地熱井（RGM1）、高郵送橋地熱井（RGS1）、興熱1井、興熱2井等6口地熱井。地熱資源涉及對流和傳導兩種成因類型，其中寶熱1井屬于對流地熱系統(tǒng)巖溶裂隙型地熱，發(fā)育黃蕩地熱田；RBQ1（已探明的中溫地熱井）、RGM1及RGS1井屬于傳導地熱系統(tǒng)構(gòu)造裂隙型地熱，其余兩口井均屬于傳導地熱系統(tǒng)孔隙型地熱。

2 樣品采集與測試

本次研究共采集區(qū)內(nèi)大氣降水、地表水、第四系地層中的深井冷水及不同熱儲層的地熱水等16組同位素水樣（圖1）。包括5組地熱井水樣、7組深井冷水樣、2組雨水樣和2組地表水樣。其中5口地熱井還采集了14C 樣。此外，所有地熱井水化學測試數(shù)據(jù)均利用已有成果（左麗瓊等，2015①左麗瓊，王彩會，時國凱，等. 2015. 江蘇省寶應縣開發(fā)區(qū)七里村地區(qū)地熱1井地熱資源勘查報告[R]. 南京：江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院.，2018②左麗瓊，王彩會，范迪富，等. 2018. 江蘇省高郵市送橋鎮(zhèn)神居山地區(qū)RGS1地熱井地熱資源勘查報告[R]. 南京：江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院.；王彩會等，2010③王彩會，左麗瓊. 2010. 江蘇省興化市烏巾蕩公園地熱勘查報告[R]. 南京：江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院.；范迪富等，2013④范迪富，左麗瓊，王素娟，等. 2013. 江蘇省高郵市馬棚地區(qū)RGM1井地熱資源勘查報告[R]. 南京：江蘇省地質(zhì)調(diào)查研究院.；孫賢愷等，2005⑤孫賢愷，孫齊，朱麗，等. 2006. 江蘇省泰州市興化戴南鎮(zhèn)永豐地區(qū)興熱1井地熱資源勘查報告[R]. 揚州：揚州天源地質(zhì)勘查技術(shù)服務有限公司.，2006⑥孫賢愷，陶洪祥，孫齊，等. 2005. 江蘇省揚州市寶應縣寶熱1井地熱資源勘查報告[R]. 揚州：江蘇省揚州市寶應縣國土資源局，揚州新世紀地質(zhì)勘查研究中心.）。

同位素測試項目包括D、18O及14C指標，收集的地熱井水化學測試數(shù)據(jù)包括pH值、K+、Na+、Ca2+、Mg2+、SO42-、 Cl-、HCO3-、CO32-、F-、Li、SiO2、Sr、B等圖2，表1。同位素樣品采集完后1周內(nèi)送往中國科學院地理科學與資源研究所陸地表層水土過程專業(yè)實驗室進行分析測試，分析依據(jù)參照國際原子能委員會（IAEA）和美國國家標準和技術(shù)研究所（NIST）有關(guān)標準，測試儀器為液態(tài)水同位素分析儀（DLT-100）與加速質(zhì)譜儀（AMS），測試結(jié)果見表1所示。

圖2 研究區(qū)地熱流體主要離子piper三線圖Fig. 2 Piper diagram for classification of all the geothermal samples in the study area

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3 結(jié)果與討論

3.1 水化學特征

將研究區(qū)所有地熱井水樣的主要陰陽離子在Piper三角圖中進行投點（圖2），可以看出，地熱流體主要陽離子為Na+和K+，其中Na+的毫克當量百分數(shù)幾乎占到所有陽離子含量的80%以上；與陽離子不同的是，陰離子表現(xiàn)種類更加多樣，主要陰離子有Cl-、SO42-及HCO3-，以Cl-為甚，且多呈復合陰離子類型。圖2中沿箭頭方向，TDS呈增高的趨勢，其中興熱1井TDS僅853.5 mg/L，而RGS1井TDS高達30579 mg/L，水化學類型也呈HCO3·Cl-Na—Cl·SO4·HCO3-Na—Cl-Na漸變特征，指示水巖反應程度差異。

地下流體中F-含量在活動斷裂帶及附近往往出現(xiàn)高異常值，反映深循環(huán)對流或離子擴散作用的存在，水樣中F-含量分布可以用來提取有關(guān)地熱異常信息。研究區(qū)RBQ1井（水溫93℃）和寶熱1井（對流型地熱系統(tǒng)）F-含量最高，分別為2.89 mg/L和3.70 mg/L，這反映出斷裂破碎帶地熱水深循環(huán)對流或離子擴散作用的存在。

Cl-離子普遍存在于地表水和地下水中，是構(gòu)成溶液的一種主要離子。由于氯化物極易溶解，所以在含水層中不會停留，只有在強蒸發(fā)時才沉積成礦物。地下水中的Cl-一般認為是一種惰性示蹤劑，屬于保守的成分，Cl-的存在狀態(tài)幾乎不受水巖作用影響，研究其它物質(zhì)與Cl-之間的關(guān)系是揭示地下水溶質(zhì)變化過程的重要方法之一（Arnórsson and Andrésdóttir，1995；王文祥，2013）。圖3給出了區(qū)內(nèi)Cl-與地熱水樣中主要離子（Na+）及TDS的關(guān)系。結(jié)果表明Na+、TDS與Cl-均有著非常好的正相關(guān)性，隨著Cl-含量增大，Na+含量、TDS增大，表征地下水的水巖反應越強烈，地熱流體的徑流時間可能更長。

圖3 地熱流體中Na+濃度、TDS與Cl-濃度關(guān)系圖Fig. 3 Plots of Sodium and TDS vs chloride concentration for various geothermal samples in the study area

Giggenbach （1988）提出，Na-K-Mg三角圖可以用來確定地熱流體是否與圍巖達到平衡。從圖4可以看出，RBQ1井、寶熱1井地熱水處于右下角未成熟區(qū)，興熱1井、RGM1井地熱水處于部分平衡區(qū)，興熱2井、RGS1井地熱水處于完全與部分平衡區(qū)的交界處。表明RGS1井和興熱2井地熱水是與Na、K、Mg的鋁硅鹽礦物鈉長石、鉀長石、白云母和斜綠泥石接近平衡，其他井地熱水均不與這些礦物接近完全平衡，說明這兩處地熱流體的水巖反應更強烈。這些規(guī)律與基于水化學類型和Cl-示蹤計推測的水化學演化趨勢較為一致。

圖4 地熱流體Na-K-Mg三角圖Fig. 4 Na-K-Mg Giggenbach plot with geothermal samples in the study area

3.2 地球化學溫標

深部熱儲中礦物與流體或不同流體之間達到化學平衡后，在熱水上升至地表的過程中，雖然溫度降低，但是化學成分含量尚未發(fā)生變化，故可以基于化學反應的平衡溫度來估算地熱儲層的溫度。目前常用的地溫計主要有陽離子地溫計、二氧化硅地溫計和氣體化學地溫計等?；诂F(xiàn)有資料，本文僅分析前兩種。

3.2.1 陽離子地溫計

常用的陽離子地溫計有Na-K、K-Mg、Na-KCa等地溫計。目前最為常用的陽離子地溫計基于Na-K地溫計和K-Mg地溫計建立的Giggenbach Na-K-Mg三角圖方法。根據(jù)圖4及前文分析，區(qū)內(nèi)興熱2井和RGS1井地熱水處于完全平衡區(qū)和部分平衡區(qū)的交界處，適用陽離子地溫計估算熱儲溫度。

陽離子溫標計算結(jié)果見表2所示，可以看出處于未成熟水和部分平衡水區(qū)的4口井的地熱水估算出的熱儲溫度過高或者比現(xiàn)場井口測量水溫要低，不太合理。而接近于完全平衡水的RGS1井和興熱2井地熱水，通過Na-K、K-Mg溫標計算出的溫度也存在過高或低于井口溫度的情況。分析可知，Na+和K+需要更長的時間達到平衡，因此，Na-K溫標給出的溫度代表地熱流體深部滯留時間較長，且為溫度較高的地熱流體溫度，其不太適用于中低溫地熱流體。K-Mg溫標的有關(guān)離子交換反應對溫度反映敏感，在地熱流圖溫度降低時，K-Mg離子偶的相對含量調(diào)整較為迅速，故K-Mg溫標估算出的熱儲溫度偏低。中低溫地熱水中Ca2+占有一定的比例，因此，Na-K-Ca地熱溫標更適用于研究區(qū)中低溫地熱流體，其估算出的RGS1井和興熱2井的熱儲溫度分別為145.1℃、109.8℃。

表2 陽離子溫標計算結(jié)果（單位：℃）Table 2 Cation geothermometers calculation results of geothermal fluids in the study area (℃)

3.2.2 二氧化硅地溫計

前文分析，興熱1、RGM1、RBQ1和寶熱1等4口井地熱流體屬于“未成熟水”或“部分平衡水”，即水巖之間尚未達到離子平衡狀態(tài)，溶解作用仍在進行，或熱水受到了冷水的混合。因此，用陽離子溫標估算的平衡溫度不太合理，適用二氧化硅溫標來估算熱儲溫度。

偏硅酸（H2SiO3）通常是含SiO2的斜長石等礦物風化或蝕變后被水溶濾所致。汪集旸等（1993）指出，硅溫標的假設條件是熱液中的SiO2應以偏硅酸（H2SiO3）形式存在。表3列出了6口井中地熱流體SiO2含量。

在自然界中，SiO2礦物種類較多，而硅溫標研究中常涉及的有α-方英石、β-方英石、石英、玉髓和無定形SiO2等礦物。利用SiO2溶解度曲線法可用于判斷地熱流體中的SiO2受何種礦物控制。Morey等（1962）提出了基于這些礦物常用的硅溫標計算公式。根據(jù)表3中SiO2含量和相關(guān)計算公式，形成SiO2與溫度的關(guān)系圖（圖5）。

表3 地熱流體中SiO2含量統(tǒng)計表Table 3 Silica content statistics of geothermal fluids in the study area

圖5可以看出，在研究區(qū)地熱流體樣品中：興熱1、興熱2、RGS1、RBQ1和寶熱1井地熱水SiO2含量的數(shù)據(jù)點落于玉髓和石英（100℃下蒸汽足量散失和無蒸汽散失）溶解線之間，即在石英（100℃下蒸汽足量散失和無蒸汽散失）溶解線下方、其它溶解線上方，說明玉髓、α-方英石、β-方英石及無定形二氧化硅等礦物溶解尚未平衡，而石英可能是控制區(qū)內(nèi)地熱流體（除RGM1井外）SiO2平衡作用的礦物，故采用石英溫標（最大蒸汽損失和無蒸汽損失）估算熱儲溫度。同理，RGM1井地熱流體中SiO2含量的數(shù)據(jù)點落于α-方英石、β-方英石及無定形SiO2等礦物溶解線之間，考慮石英和玉髓可能是控制該地熱流體SiO2平衡作用的礦物，可采用用石英和玉髓溫標來估算熱儲溫度。計算結(jié)果見表4所示。需要指出的是，上述溶解平衡線均不能與6個地熱流體樣品擬合線直接相交，且石英溶解曲線位于各水樣點上方，說明處于過飽和的狀態(tài)，熱儲溫度計算結(jié)果亦存在誤差。

圖5 SiO2含量與溫度關(guān)系圖Fig. 5 Relation diagram between silica concentration and temperature of geothermal samples in the study area

表4 地熱流體SiO2溫標計算結(jié)果表（單位：℃）Table 4 Silica geothermometers calculation results of geothermal fluids in the study area

從表4選用的SiO2溫標計算結(jié)果還可以看出，不同硅溫標計算的結(jié)果相差較?。é?方英石、β-方英石及無定形SiO2溫標不適于本區(qū)地熱流體熱儲溫度計算），為避免誤差，對同一水樣的不同硅溫標計算結(jié)果取平均值，作為該地熱井的最終硅溫標估算值。即RGS1、RGM1、RBQ1、寶熱1、興熱2及興熱1井用硅溫標估算平均熱儲溫度分別為87.6℃、73.8℃、116.2℃、99.2℃、75.9℃及76.1℃。計算結(jié)果與實際情況較為相近。

3.3 地熱流體循環(huán)深度

寶熱1井所在的黃蕩地熱田為構(gòu)造隆起區(qū)對流地熱系統(tǒng)巖溶裂隙型，其熱水溫度取決于地熱流體循環(huán)深度，且呈正相關(guān)。Navarro（2004）認為地熱流體循環(huán)深度計算公式可以表述為：

式中：Z為循環(huán)深度（m）；Z0為恒溫帶深度（m）；TR為熱儲溫度（℃）；T0為恒溫帶深度（m）；I為地熱增溫率（℃/m）。綜合相關(guān)資料，當?shù)睾銣貛疃燃s20 m，溫度約16℃，參照寶熱1井測溫數(shù)據(jù)，地熱田地熱增溫率取0.03～0.04（地溫梯度為3～4℃/100 m），將相關(guān)參數(shù)代入公式（1）計算寶熱1井地熱水深循環(huán)的深度為2.1～2.8 km，，即為黃蕩地熱田的地熱流體循環(huán)深度。

其余地熱井類型為傳導地熱系統(tǒng)構(gòu)造裂隙型（孔隙型）地熱，大氣降水在補給區(qū)沿斷裂破碎帶向下滲透達到一定深度，并駐存于斷裂帶構(gòu)造裂隙或巖溶裂隙中（孔隙型機理類似），水巖相互作用后不斷汲取圍巖熱量及微量元素。熱量主要來自于地球深部，通過自然增溫形成，地溫梯度介于2.04～3.09℃/100 m。與對流型地熱不同的是，該類地熱流體未經(jīng)深循環(huán)。

3.4 同位素特征

同位素技術(shù)在地表泉水、淺層地下水及地熱流體中應用廣泛。其中，D與18O是示蹤水循環(huán)較為理想的環(huán)境穩(wěn)定同位素（陳陸望等，2008）。它可以較好地研究地熱流體的形成、運移和混合等動態(tài)過程，從而揭示其形成與演化的主要機理，對正確認識地熱資源的成因，建立地熱資源形成的理論模式，實現(xiàn)水資源可持續(xù)利用具有重要意義。借助14C測年，結(jié)合D與18O同位素，研究不同深度地熱資源的成生關(guān)系，為建立地熱資源成礦模式，進行資源評價提供了理論基礎。

3.4.1 D與18O同位素特征

（1）補給來源判斷

從同位素測試結(jié)果（表1）可以看出，雨水的氫氧同位素組成最為富集，δD、δ18O的變化范圍分別是-26.9‰～-7.2‰、-3.84‰～-2.32‰；地表水次之，δD、δ18O的變化范圍分別是-39.8‰～-30.3‰、-5.82‰～-4.25‰；地下冷水氫氧同位素較為貧化，δD、δ18O的變化范圍分別是-55.9‰～-30.3‰、-8.12‰～-3.94‰；深層地下熱水氫氧同位素最為貧化，δD、δ18O的變化范圍分別是-57.0‰～-45.4‰、-8.59‰～-4.39‰?；趪H原子能機構(gòu)全球降水同位素監(jiān)測網(wǎng)（GNIP）南京站監(jiān)測數(shù)據(jù)（IAEA/WMO，2003），利用最小二乘法擬合得到地區(qū)性的大氣降水線（LMWL）方程為δD=8.45δ18O+17.34（王濤等，2013），與全球大氣降水線（GMWL）方程δD=8δ18O+10較為一致（Craig，1961）。

圖6給出了研究區(qū)不同類別水樣點的δD-δ18O關(guān)系圖，可以看出，地下冷水和地下熱水基本都分布在大氣降水線上或附近，說明地下冷水和地下熱水主要來自當?shù)卮髿饨邓a給。雨水和地表水主要分布在圖中的右上方，同位素組成更富集，尤其是張八嶺地區(qū)大氣降水氫氧同位素含量（黃德志等，2000）最為富集；地下熱水分布在左下方，同位素組成更貧化，根據(jù)高程效應，說明地下熱水的補給區(qū)高程更高；地下冷水處于中間沿大氣降水線中部分布。其中高郵送橋地熱井（RGS1）地下熱水出現(xiàn)明顯的“氧漂移”現(xiàn)象，這是由于高溫條件下的水巖反應往往會導致地熱流體的δ18O值高于補給的大氣降水，水質(zhì)中TDS最高也說明了這一點。RBQ1井和寶熱1井氫氧同位素含量分布于降水線的左下方，δD、δ18O同位素組成更貧化，說明地熱流體的補給區(qū)高程更高，結(jié)合RBQ1井和寶熱1井F-含量最高，反映出大氣降水在高處補給，沿斷裂破碎帶深循環(huán)對流或離子擴散，溫度逐漸增高；興熱2井δD、δ18O同位素含量在大氣降水線附近，且含量組成較為貧化，反應其為大氣降水補給并在一定程度上受深部熱水的影響。

圖6 研究區(qū)各水樣點δD -δ18O關(guān)系圖Fig. 6 Relation between δD and δ18O of geothermal samples in the study area

寶應黃蕩地熱田范圍內(nèi)有4個同位素樣品，分別代表深層地熱水、第Ⅱ承壓水、潛水和地表水。結(jié)合表1還可以看出：深層地熱水與第Ⅱ承壓水的δD、δ18O值基本相同，反映二者可能存在近源關(guān)系，地熱田深層地熱水與淺層承壓水具有一定的水力聯(lián)系，表明黃蕩地熱田對流地熱水可能來源于上部承壓水；潛水與河水的δD、δ18O值相近，二者直接來自于大氣降水，但河水水樣δD、δ18O值較當?shù)貪撍嬖诿黠@虧損，主要由于黃蕩地區(qū)地表水屬于淮河水系，其可能混雜了上游地表水。

（2）補給高程計算

因δD在大部分巖石中都偏貧，且含氫的成巖礦物較少，據(jù)此選用δD確定地下熱水補給高程和補給區(qū)。利用δD值隨地下水補給高程的增大而減小這一高程效應計算補給高程，公式為：

式中：H為地熱流體補給高程（m）；Hr為參考點的高程（m）；D為地熱流體的δD值，‰（SMOW）；Dr為參考點大氣降水的δD值，‰（SMOW）；gradD為δD隨高程遞減的梯度，‰（SMOW）/100 m。

利用此方法計算補給高程時，Dr取GNIP南京觀測站月降水同位素的雨量加權(quán)平均值取-49.15‰（王濤等，2013），Hr取觀測站高程值26 m，中國西南地區(qū)δD的梯度值為-2.5‰/100 m，根據(jù)研究區(qū)的地理位置，δD的梯度值應比內(nèi)陸地區(qū)偏低，選用本區(qū)δD的梯度值（gradD）介于-2.5‰/100 m～-2.0‰/100 m。計算結(jié)果見表5所示。發(fā)現(xiàn)RGS1井的計算結(jié)果為負值，推測與北西向斷裂的切割至古近紀地層與其白堊紀熱儲層連通而發(fā)生水力聯(lián)系相關(guān)；其余樣品計算得出的補給高程范圍為168～418.5 m，結(jié)合周邊地形資料推測，其補給區(qū)可能為沿盱眙老子山、明光、滁州分布的張八嶺丘陵區(qū)，張八嶺為大別山脈向江淮東部延伸的部分，為長江和淮河的分水嶺，最高點海拔399 m。此外，從張八嶺地區(qū)大氣降水的氫氧同位素組成來看，其投影點落在地區(qū)性大氣降水線（LMWL）與全球大氣降水線（GMWL）之間（圖6），與地熱流體較為一致，故該地區(qū)作為地熱流體的補給區(qū)推斷較為合理。

表5 地熱流體補給高程計算結(jié)果Table 5 Calculation results on recharge elevation of geothermal fluids in the study area

3.4.214C年齡特征

大氣中的14C主要以無機碳形式進入地下水，通過地下水14C測年，大體可判斷地下水年齡，確定地下熱水的水循環(huán)特征（秦大軍等，2005），為研究不同深度分布的地熱資源成生關(guān)系提供基礎數(shù)據(jù)。

本次采集了5個地熱井水樣的14C樣品，其中興熱1井因堵塞未取樣，檢測結(jié)果見表1。實驗室測得的年齡值，是未經(jīng)校正的年齡，稱為表觀年齡（或視年齡）。本次校正采用以貝葉斯算法為基礎的牛津大學OxCal4.3程序，采用的數(shù)據(jù)庫為INTCAL13（北半球），對5萬年以內(nèi)的4個地熱水14C測年進行校正，同實驗室測定結(jié)果相比，經(jīng)過貝葉斯（OxCal）算法重新計算的14C年齡分布更加精確（表6所示）。

表6 地熱流體14C結(jié)果表Table 6 Calculation results on 14C of geothermal fluids in the study area

經(jīng)分析，沿建湖隆起自西向東分布的RBQ1和寶熱1井，其14C年齡經(jīng)校正后的年齡范圍分別為31603～32293、41319～42443年，說明地熱水的循環(huán)速率均較慢，地熱流體14C表觀年齡自西向東呈增加趨勢，可能與熱水自西向東的徑流方向有關(guān)。RGS1、興熱2井其14C年齡經(jīng)校正后的年齡范圍分別為34526～35749、＞48011年，14C表觀年齡自西向東也呈現(xiàn)出增加的趨勢，進一步說明了地熱流體自西向東流動，補給區(qū)可能位于研究區(qū)西南側(cè)的沿盱眙老子山、明光、滁州分布的張八嶺丘陵區(qū)。

3.5 寶應黃蕩地熱田成礦模式

綜上，黃蕩地熱系統(tǒng)屬中低溫對流型，其成因的地質(zhì)模式為：地熱系統(tǒng)在其西南側(cè)的盱眙老子山、明光、滁州分布的張八嶺丘陵區(qū)接受大氣降水的補給，大氣降水滲入地下后沿丘陵區(qū)多條NE向斷裂（如桂五—射陽湖斷裂）下滲運移，循環(huán)深度約為2.1～2.8 km，循環(huán)周期約為41000～43000年，地下水沿建湖隆起碳酸鹽巖巖溶裂隙發(fā)育面徑流，并吸收深部傳來的熱量，溫度逐漸升高，熱儲溫度約為99～116℃。地下熱水在寶應黃蕩地區(qū)沿NE向斷裂通道上升，在其與NW斷裂（西安豐—射陽湖斷裂）的交匯處（測井資料顯示在470～950 m埋深處發(fā)育斷裂破碎帶，富水性較強），上涌形成地熱田（圖7）。該交匯處同時成為淺部地溫異常的附加熱源，發(fā)育孔隙型地熱資源。

圖7 寶應黃蕩地熱田成礦模式圖Fig. 7 The metallogenic model map of Huangdang geothermal field in Baoying county

4 結(jié)論

（1）研究區(qū)地熱流體水化學類型較為復雜，優(yōu)勢陽離子為Na+，陰離子呈復合離子型，以Cl-為主。Na+、TDS與Cl-均有著非常好的正相關(guān)性，表征高郵送橋RGS1井、興化烏巾蕩興熱2井地熱流體徑流時間更長，與圍巖水巖反應更為強烈。寶熱1井（對流型地熱系統(tǒng)）F-含量最高，反映出斷裂破碎帶地熱水深循環(huán)對流作用的存在。

（2）利用Giggenbach Na-K-Mg三角圖和SiO2溶解度曲線法判斷地熱流體與圍巖之間尚未達到完全平衡。研究區(qū)除RGM1地熱井地熱流體SiO2含量屬于石英、玉髓的溶解過飽和狀態(tài)外，其余地熱流體SiO2含量均處于石英溶解過飽和狀態(tài)，綜合Na-K-Ca陽離子地熱溫標與SiO2地熱溫標法，估算研究區(qū)地熱流體熱儲溫度介于73.8～145.1℃。

（3）通過對對流型地熱系統(tǒng)巖溶裂隙型地熱寶熱1井地熱流體循環(huán)深度的計算，推測黃蕩地熱田深部地熱流體循環(huán)深度為2.1～2.8 km。

（4）不同類別水樣點的氫氧同位素表明，地下冷水和地下熱水主要來自大氣降水補給，高郵送橋RGS1地熱井地熱流體氫氧同位素受水巖反應控制出現(xiàn)明顯的“氧漂移”現(xiàn)象。黃蕩地熱田深層地下熱水與淺層承壓水（冷水）的D、18O值十分相近，反映深部對流地熱系統(tǒng)地下熱水可能來源于上層承壓水。通過定量計算，獲得了地熱流體在補給時的高程范圍為168～418.5 m。

（5）經(jīng)過貝葉斯算法重新計算的地熱流體14C年齡分布更加準確，經(jīng)分析，校正后的地熱流體14C年齡自西向東呈增加趨勢，可能與地熱流體自西向東的徑流方向有關(guān)。結(jié)合氫氧同位素補給高程分析，補給區(qū)可能位于研究區(qū)西南側(cè)的沿盱眙老子山、明光、滁州分布的張八嶺丘陵區(qū)。補給區(qū)大氣降水與地熱流體的氫氧同位素組成較為一致，進一步論證了推斷的合理性。

（6）結(jié)合地熱流體循環(huán)深度、循環(huán)周期（地熱流體年齡）、氫氧同位素補給高程、熱儲溫度及寶應1井測井成果，首次建立了寶應黃蕩地熱田的成礦模式。

致謝：感謝南京大學南統(tǒng)超副研究員、王彩會研究員級高工、徐雪球研究員級高工對本文撰寫提出的諸多建設性意見；感謝評審專家及編輯在審稿過程中對本文提出的寶貴修改意見。