牛兆軒， 牛雪， 張林友， 張成龍， 陳東方

(中國地質(zhì)調(diào)查局水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查中心， 保定 071051)

地?zé)崮苁菍氋F的清潔能源，其資源潛力巨大，預(yù)計到21世紀(jì)末地?zé)崮軐⒄嫉绞澜缒茉纯傊档?0%～80%[1]。開發(fā)利用地?zé)崮軐⒏淖儸F(xiàn)有的能源結(jié)構(gòu)，減少化石能源帶來的環(huán)境污染問題，有助于實現(xiàn)碳中和目標(biāo)，而且不存在如光伏、風(fēng)電等的消納難題。所以，合理地開發(fā)地?zé)崮苜Y源，可以有效緩解中國逐年增加的能源資源壓力及日趨嚴(yán)重的生態(tài)環(huán)境形勢[1-4]。因此，深入研究地?zé)豳Y源成因模式既具有理論意義又具有實際意義。

共和盆地位于青藏高原東北緣，具有豐富的干熱巖和地下熱水等地?zé)豳Y源，其東北部的恰卜恰地區(qū)發(fā)現(xiàn)有極好的地?zé)豳Y源條件。前人對該熱顯示區(qū)的研究主要集中在淺層地?zé)崴叭h(huán)演化規(guī)律及成因分析，Liu等[6]、Cao等[7]、馬月花等[8]、李永革[9]、王瑞娟[10]分別對共和盆地分區(qū)域不等地層的地?zé)崴厍蚧瘜W(xué)特征進行了分析研究；本研究團隊近期也對共和盆地進行了全范圍的溫泉、深井(含大量溫度較高自流井)、淺井及地表水進行取樣測試，分析共和盆地地下水演化特征及成因機制[11]；于漂羅等[12]對共和盆地新近系熱儲層地?zé)豳Y源量評價與分析；Zhang等[13]開展了共和-貴德地區(qū)陸地?zé)崃髋c地殼熱結(jié)構(gòu)研究。近年來相關(guān)勘察研究發(fā)現(xiàn)恰卜恰地區(qū)深部賦存豐富的高溫干熱巖資源，但是其與淺部水熱型地?zé)豳Y源相關(guān)關(guān)系研究尚淺?，F(xiàn)通過對比區(qū)域新近系地?zé)崴乃瘜W(xué)溫標(biāo)計算溫度的差異來探討研究區(qū)可靠的熱儲溫度，并推算其循環(huán)深度，建立恰卜恰地區(qū)地?zé)岢梢蚰Ｊ剑沂緶\層水熱型地?zé)嵯到y(tǒng)與深部干熱巖型地?zé)嵯到y(tǒng)之間的相互關(guān)系，進而為今后該區(qū)地?zé)豳Y源的開發(fā)利用提供依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

1.1 區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造

共和盆地位于青藏高原東北部，西秦嶺西端，北以青海南山斷裂與南祁連陸塊和拉脊山早古生代縫合帶為鄰；西以鄂拉山斷裂與柴達木地塊接界，南為勉略—阿尼瑪卿構(gòu)造帶，向東漸變過渡與西秦嶺構(gòu)造帶相接(圖1)[14-15]。

共和盆地的構(gòu)造變形多見于新近紀(jì)—第四紀(jì)的沉積地層中，即新構(gòu)造期形成的新構(gòu)造。共和盆地新構(gòu)造類型多種多樣，其中高原隆升與構(gòu)造層狀地貌研究相對較多[16]。

此外，在恰卜恰河谷上塔邁-阿乙亥地區(qū)有北西及北北西向兩組斷裂發(fā)育，沿斷裂帶有多處上升泉分布，在斷裂交接部位的阿乙亥溝口地區(qū)多形成溫泉，水溫達42 ℃。

共和盆地褶皺構(gòu)造大小懸殊，地表出露較大者有阿乙亥、托勒臺、汪什科、新哲、然曲乎、達連海和貴南背斜及阿乙亥和禿梨寺向斜等?？傮w呈北西向展布，平面上似呈向南東斜列，向南西錯移的雁行式排列特征，單個構(gòu)造軸線往往呈彎曲狀或近似反“S”形。第四系褶皺區(qū)內(nèi)的褶皺構(gòu)造有背斜和向斜兩類，發(fā)生在第三系和更新世地層中。主要有龍古塘背斜、新哲背斜、阿乙亥背斜、達連海背斜和阿乙亥鞍狀向斜。

1.2 地?zé)岬刭|(zhì)

圖1 共和盆地構(gòu)造分布示意圖[14-15]Fig.1 Schematic diagram structural distribution map of Gonghe Basin[14-15]

共和盆地恰卜恰河與阿乙亥溝交匯的三角地區(qū)均有地下熱水分布，熱儲為新近系碎屑巖。在恰卜恰鎮(zhèn)南東沿上塔買-阿乙亥溝口克才一帶約25 km2的三角地帶有9處溫泉呈北西、北北西向分布。泉水溫度多在20 ℃左右，最高22 ℃。多個鉆孔都揭露出地下熱水，克才村鉆孔在53.8～75.3 m深度間的中新世咸水河組粉砂巖層內(nèi)揭露出第一層承壓地下熱水，水溫20 ℃，自流量0.221 L/s；在87.0～92.4 m揭露出第二層地下熱水，水溫39 ℃，流量3.48 L/s；在235.8～239.8 m粗砂巖中揭露出第三層地下熱水，水溫42 ℃，水頭為+16.85 m，自流量3.45 L/s(圖2)。

2 地?zé)崴瘜W(xué)特征

自2019年先后對研究區(qū)開展數(shù)十次地?zé)岬刭|(zhì)調(diào)查并對區(qū)域地下熱水取樣測試。采樣時，對采樣井進行充分洗井，并且現(xiàn)場指標(biāo)穩(wěn)定后再進行采樣，以確保采集的樣品具有代表性，現(xiàn)場測試指標(biāo)pH、溶解氧(Do)和氧化還原電位(Eh)等。所用采樣瓶為500 mL的聚乙烯采樣瓶。取樣后，貼標(biāo)簽并用封口膜密封避光保存，7 d內(nèi)送達實驗室測試。樣品由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院測定。利用DX-120型離子色譜儀和電感耦合等離子體原子發(fā)射光譜法(inductively coupled plasma atomic emission spectrometry，ICP-AES)分別對陰、陽離子進行測定。

結(jié)合自測樣品及優(yōu)選前人測試數(shù)據(jù)進行綜合分析，選取恰卜恰河谷及阿乙亥溝附近10眼鉆探深度達到新近系地層的地?zé)峋?，取地?zé)崴畼臃治鏊牡厍蚧瘜W(xué)特征(圖3)，水樣的溶解性總固體(total dissolved solids，TDS)主要范圍為1 410～2 001 mg/L，其中僅有一個水樣TDS值為769 mg/L，TDS含量總體較高，屬于微咸水；總體pH范圍為7.73～8.8，均為弱堿性水；井口出水溫度主要在61～85 ℃，有三眼井深相對較淺的水樣出水溫度為39、40和40.7 ℃，表明該區(qū)域新近系地?zé)嵯到y(tǒng)屬于中低溫?zé)醿ο到y(tǒng)。因此，可以將所有水樣依據(jù)井口溫度分為兩組：中溫地?zé)嵯到y(tǒng)和低溫地?zé)嵯到y(tǒng)[10-12,17]。

2.1 水化學(xué)類型與組分特征

圖2 上塔邁-阿乙亥地區(qū)100 m深溫度等值線圖[16]Fig.2 Temperature contour map of 100 m depth in Shangtamai-Ayihai area[16]

圖3 取樣點位置圖Fig.3 Sampling point location map

圖4 研究區(qū)樣品Piper圖Fig.4 Piper diagram of samples in the study area

2.2 水巖相互作用程度

Na-K-Mg三角圖有助于確定水體是否與周圍巖石達到均衡，并證明混合作用[21]。它利用地?zé)崴嘘栯x子與礦物之間所發(fā)生的交換反應(yīng)，將地?zé)崴殖赏耆胶馑⒉糠制胶馑蚧旌纤臀闯墒焖?，為確定水-巖平衡狀態(tài)提供了便利的工具。其主要利用Na+、K+含量與鉀長石和鈉長石之間交換反應(yīng)，即

(1)

5.4SiO2+2K+

(2)

將樣品測試結(jié)果的Na+、K+和Mg2+含量投影到Na-K-Mg三角圖中(圖5)。通過三線圖可以看出，水樣中有一個水樣為完全平衡水，其余絕大多數(shù)為部分平衡或混合水，且接近于完全平衡水區(qū)域。表明研究區(qū)新近系地下熱的水巖作用程度相對較高，說明這些地?zé)崴?jīng)過了長期的水巖作用過程，并與熱儲圍巖達到了水巖平衡狀態(tài)，但是向地表排泄過程中受到少量淺層地下水混合作用。

圖5 研究區(qū)樣品Na-K-Mg三角圖Fig.5 Na-K-Mg triangle diagram of samples in the study area

2.3 地?zé)崴蠧l的關(guān)系

氯離子具有較為保守的水文地球化學(xué)性質(zhì)，除參與溶解反應(yīng)外很難參與其他水化學(xué)反應(yīng)，且具有溶解度大、難沉淀的特點，常被用來定義地?zé)崃黧w的化學(xué)成分，示蹤地?zé)崴膩碓?，并分析對?yīng)水文地球化學(xué)過程，估算地?zé)崴蜏\部冷水的混合比例[22]。在地?zé)嵫芯恐型ǔＵJ(rèn)為中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)的熱能多來自地層地溫梯度的加熱或者是高溫地?zé)嵯到y(tǒng)的衰老階段，其熱源一般與火山或巖漿活動無直接關(guān)系[23]。而具有巖漿熱源的水熱系統(tǒng)的水化學(xué)類型通常認(rèn)為巖漿流體混入到淺部滲流水體中，導(dǎo)致尚未達到水巖反應(yīng)平衡的非成熟地下水表現(xiàn)出高氯濃度、低pH的特征。

通過繪制Cl/HCO3-Na/Ca關(guān)系和pH-Cl關(guān)系圖(圖6)，初步剖析出共和盆地內(nèi)地?zé)崴g的地球化學(xué)特征差異，指示出共和盆地的地?zé)崴饕芩畮r作用控制，受深部巖漿流體影響微弱。實鉆結(jié)果表明，共和盆地恰卜恰地區(qū)新近系地層直接覆蓋于中晚三疊世花崗質(zhì)侵入巖體之上，缺失晚三疊世-古近紀(jì)沉積記錄，且據(jù)前期勘探研究工作認(rèn)為該花崗巖體為儲量巨大的干熱巖體，中國地質(zhì)調(diào)查局水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查中心在共和縣恰卜恰鎮(zhèn)東坡臺地實施了目前共和盆地最深的干熱巖鉆井GH-01井，井底溫度超過210 ℃。綜上分析，基于研究區(qū)地?zé)崴入x子關(guān)系分析認(rèn)為該地?zé)嵯到y(tǒng)為深部高溫干熱巖體通過較高的地溫梯度傳熱加熱盆地傳導(dǎo)型地?zé)嵯到y(tǒng)。

由表1可知，樣品中HCO3/Cl比值較低，較低的HCO3/Cl比值表明該地下水經(jīng)過較長的徑流路徑和較慢的水循環(huán)過程[24]，表明研究區(qū)新近系地下熱水循環(huán)緩慢，為地下水滯留區(qū)，其交替周期較長，屬地下水徑流的末端或排泄區(qū)。

圖6 地?zé)崴x子比值關(guān)系圖Fig.6 Geothermal water ion ratio relationship diagram

3 熱儲溫度及循環(huán)深度計算分析

熱儲溫度是指地?zé)崃黧w在深部熱儲的溫度，通常所取的地?zé)崴嫌恐恋乇頊囟冉档?，不能代表真實的深部熱儲狀態(tài)。但是，現(xiàn)今還無較好且經(jīng)濟的直接測量熱儲溫度的方法，通常需要鉆取深孔進行測量。而通過樣品的地球化學(xué)特征推導(dǎo)深部的熱儲溫度是一種經(jīng)濟可行的方法，因此化學(xué)地?zé)釡貥?biāo)法成為一種常用的用于計算熱儲溫度的方法。

3.1 地球化學(xué)溫標(biāo)計算熱儲溫度

地?zé)釡貥?biāo)主要是在地?zé)崃黧w礦物質(zhì)的化學(xué)平衡狀態(tài)下依據(jù)熱水化學(xué)性質(zhì)與熱儲溫度相關(guān)性來確定熱儲溫度，常用的水化學(xué)地?zé)釡貥?biāo)有兩種：SiO2溫標(biāo)與陽離子溫標(biāo)[1,25-27]。

3.1.1 SiO2溫標(biāo)法

SiO2地?zé)釡貥?biāo)是應(yīng)用最早也是最常見的地球化學(xué)溫標(biāo)，其主要依據(jù)地?zé)崃黧w中的SiO2含量與熱儲溫度及壓力的相關(guān)關(guān)系進行計算。SiO2一般不受其他離子及揮發(fā)物質(zhì)散失影響，且SiO2含量不隨熱流因傳導(dǎo)損失冷卻而迅速沉淀，從而地?zé)崃黧w中的SiO2含量成為地下熱儲在地表顯示的重要證據(jù)。常用的SiO2地?zé)釡貥?biāo)如表2所示。

SiO2地?zé)釡貥?biāo)適宜熱水溫度范圍為0～250 ℃，不適用于已經(jīng)受稀釋的熱水和pH遠小于7的酸性水。

3.1.2 陽離子溫標(biāo)法

常用陽離子溫度計公式如表3所示。

表1 研究區(qū)HCO3/Cl覽表Table 1 HCO3/Cl list in the study area

表3 常見陽離子地?zé)釡貥?biāo)Table 3 Common cationic geothermal temperature scale

通常最常用的陽離子地?zé)釡貥?biāo)為Na-K、K-Mg和Na-K-Ca溫標(biāo)，此外，根據(jù)水化學(xué)組分特征和具體地質(zhì)條件Na-Li溫度計、Na-Ca溫度計和K-Ca溫度計等。但是，使用陽離子溫度計均需要在礦物與地?zé)崴_到化學(xué)平衡的條件下使用，因此運用這些溫標(biāo)之前，首先要假定作為溫標(biāo)的某種溶質(zhì)在深部熱儲中達到了平衡狀態(tài)。根據(jù)Na-K-Mg三角圖判斷研究區(qū)除個別水樣為平衡水外，主要為部分平衡水，但均靠近平衡水范圍，表明水樣存在淺層冷水混入情況，但是混入量較少，可以使用陽離子地?zé)釡貥?biāo)法，但需對不同陽離子溫標(biāo)進行分析，選取受冷水混入影響較小的進行分析使用。

3.2 熱儲溫度估算

通過上述常用地?zé)釡貥?biāo)計算研究區(qū)水樣熱儲溫度如表4所示。

綜合分析上述各地?zé)釡貥?biāo)所計算得到的熱儲溫度，玉髓SiO2溫標(biāo)所計算熱儲溫度普遍低于石英溫標(biāo)所計算熱儲溫度，甚至個別水樣點使用玉髓SiO2溫標(biāo)所計算熱儲溫度低于井口出水溫度。表明玉髓SiO2溫標(biāo)失效，該地?zé)嵯到y(tǒng)中石英的平衡控制著二氧化硅的濃度。

經(jīng)前文分析，多數(shù)水樣存在少量淺層冷水混合作用，一旦受到冷水混合作用的影響，Na-K溫標(biāo)和K-Mg溫標(biāo)計算的溫度會偏低，而Na-K溫標(biāo)受冷水混合作用后再平衡的時間較長，可以最大限度地保留受冷水混合時的離子信息，因此，該溫標(biāo)估算的溫度可以代表地?zé)崃黧w剛和冷水混合時的瞬間溫度，但是K-Mg溫標(biāo)受到的影響較為嚴(yán)重，由表4可以看出K-Mg溫標(biāo)所計算出的熱儲溫度偏低，不適用于該地?zé)嵯到y(tǒng)。

Na-K-Ca溫標(biāo)是對Na-K溫標(biāo)估算熱儲溫度進行修正所建立的方法，適用于中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)，一般認(rèn)為地?zé)崴笑?Mg2+)>1 mg/L，則此溫標(biāo)會有誤差[30]。選取水樣中QBQ03、QBQ07-10的Mg2+含量大于1 mg/L，此外其他水樣該溫標(biāo)所計算得到的熱儲溫度認(rèn)為較為可靠。

因黏土礦物對Li+吸附或解吸作用影響，會改變地?zé)崃黧w中Li+含量，且Na-Li溫標(biāo)主要用于碳酸鹽巖地區(qū)地?zé)嵯到y(tǒng)中熱儲溫度的計算，因此該溫標(biāo)不適用于研究區(qū)熱儲溫度計算。

綜上所述，選取石英SiO2溫標(biāo)、Na-K溫標(biāo)和Na-K-Ca溫標(biāo)的部分可靠計算結(jié)果進行綜合分析，計算其算術(shù)平均值作為本次所選地?zé)崴臒醿囟?表5)。

3.3 熱循環(huán)深度計算

地下熱水溫度隨地下水的循環(huán)深度變化呈線性關(guān)系，通常情況地下熱水循環(huán)深度越深，地下熱水的溫度就越高，地下水的循環(huán)深度計算公式為

H=(t-t0)/Δt+h

(3)

式(3)中：H為計算深度，m；t為計算熱儲溫度，℃；t0為研究區(qū)恒溫帶溫度，采用當(dāng)?shù)囟嗄昶骄鶜鉁?，取?4 ℃；Δt為地溫梯度，℃/100 m；h為恒溫帶深度，取20 m。

根據(jù)鉆井資料、恰卜恰地?zé)釁^(qū)水文地質(zhì)結(jié)構(gòu)圖分析，恰卜恰河谷處第四系共和組地層平均埋深約為600 m，新近系地層平均埋深約為1 260 m；阿乙亥溝處第四系共和組地層底板平均埋深約為100 m，新近系地層底板平均埋深約為600 m。通過統(tǒng)計分析多眼恰卜恰地區(qū)干熱巖勘探孔深度-溫度曲線，測得該區(qū)域第四系平均地溫梯度為5.71 ℃/100 m，新近系平均地溫梯度為6.15 ℃/100 m，深部隱伏花崗巖體地溫梯度為4.57 ℃/100 m[31]。

表4 地?zé)釡貥?biāo)計算結(jié)果Table 4 Geothermal temperature scale calculation results

表5 研究區(qū)地?zé)崴疅醿囟萒able 5 Thermal storage temperature of geothermal water in the study area

此外，部分所選樣品中有實測鉆孔數(shù)據(jù)，實測平均地溫梯度如下：QBQ01(5.80 ℃/100 m)、QBQ02(6.36 ℃/100 m)、QBQ03(3.80 ℃/100 m)、QBQ06(6.16 ℃/100 m)；共和組地層底板埋深：QBQ05(610.00 m)、QBQ06(607.50 m)；花崗巖頂界面埋深：QBQ03(932.2 m)、QBQ04(1 354.0 m)、QBQ05(1 440.9 m)、QBQ06(1 340.3 m)、QBQ07(1 490.0 m)。

綜上所述，結(jié)合表5計算得到的研究區(qū)樣品地下熱儲溫度計算得到各地?zé)崴h(huán)深度如表6所示。

由表6可知，研究區(qū)新近系地?zé)崴h(huán)深度均大于1 300 m，依據(jù)研究區(qū)花崗巖實測及估算埋深情況看，除QBQ07循環(huán)深度略小于花崗巖頂界面埋深，其余地?zé)崴畼友h(huán)深度均大于花崗巖埋深。

4 地下熱水成因模式

熱儲溫度及循環(huán)深度的估算對確定地?zé)嵯到y(tǒng)熱儲成因模式有重要的意義。將共和盆地恰卜恰地區(qū)地層地質(zhì)特征和地下熱水特征結(jié)合，初步建立研究區(qū)的熱儲成因模式。

通過熱儲溫度計算出研究區(qū)新近系地?zé)嵯到y(tǒng)地下熱水的循環(huán)深度基本大于花崗巖頂界面埋深，但張森琦等[32]、張盛生等[33]、唐顯春等[34]通過地質(zhì)-地?zé)岬刭|(zhì)調(diào)查、綜合地球物理勘查和鉆探等手段，基本探明了共和盆地深部花崗巖體為致密無水或少水巖體，深部為高溫地?zé)嵯到y(tǒng)的花崗質(zhì)巖體。但是，共和盆地恰卜恰地區(qū)深部花崗巖體為中晚三疊世形成，曾在較長的地質(zhì)歷史時期暴露于地表遭受剝蝕，巖漿預(yù)熱或早已散失殆盡；而且鉆孔巖心放射性元素生熱率平均為4.43 μW/m3[35]，因此，放射性元素衰變生熱不足以構(gòu)成共和盆地恰卜恰地區(qū)深部熱源。綜合研究認(rèn)為在共和盆地埋深15～35 km處發(fā)育有殼內(nèi)部分熔融層[35]，此處殼內(nèi)部分熔融層實則為共和盆地為高溫地?zé)岙惓Ｅ璧氐纳畈繜嵩础?/p>

綜合分析，共和盆地恰卜恰地區(qū)新近系地?zé)嵯到y(tǒng)主要熱源為深部高溫干熱巖體，通過花崗質(zhì)巖體熱傳導(dǎo)導(dǎo)熱。大氣降水及高山融雪等地表水通過盆地周緣山前沖洪積扇入滲進入新近系地層補給地下水，在水力梯度驅(qū)動下地下水沿新近系含水層順層流動，流動過程中受深部高溫花崗質(zhì)巖體通過熱傳導(dǎo)形式加熱，增加地?zé)崴疁兀搮^(qū)域第四系地層厚1～2.5 km，形成天然蓋層，保證新近系地層溫度降溫緩慢，從而形成了研究區(qū)新近系中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)(圖7)。

表6 研究區(qū)地?zé)崴h(huán)深度Table 6 Geothermal water circulation depth in the study area

圖7 研究區(qū)新近系熱儲成因模式圖Fig.7 Genesis model diagram of Neogene heat storage in the study area

5 結(jié)論

(2)通過對地?zé)釡貥?biāo)計算熱儲溫度綜合分析，因存在淺層地下水混合作用，認(rèn)為玉髓SiO2溫標(biāo)、K-Mg溫標(biāo)和Na-Li溫標(biāo)等計算熱儲溫度較大偏差，采用石英SiO2溫標(biāo)、Na-K溫標(biāo)和Na-K-Ca溫標(biāo)計算熱儲溫度進行估算研究區(qū)新近系熱儲溫度為71～134 ℃，并通過估算熱儲溫度計算地下熱水的循環(huán)深度為1 300～2 200 m，大于花崗巖頂界面埋深。

(3)共和盆地恰卜恰地區(qū)新近系地?zé)嵯到y(tǒng)主要熱源為深部高溫干熱巖體，通過花崗質(zhì)巖體熱傳導(dǎo)導(dǎo)熱。大氣降水及高山融雪等地表水通過盆地周緣山前沖洪積扇入滲進入新近系地層補給地下水順層流動，流動過程中受深部高溫花崗質(zhì)巖體通過熱傳導(dǎo)形式加熱，第四系地層為蓋層，保證新近系地層溫度降溫緩慢，形成研究區(qū)新近系中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)。