基于汤泉池地热资源地球物理化学特征研究

李永超，王现国

(河南省地矿局第三地质勘查院，河南 洛阳471023)

汤泉池地热田位于商城县汤泉池管理处及其周边地区，居鲶鱼山水库左岸，北距县城25 km，西距信阳市160 km。其属于次级北北向重力梯形带北部。与区域上东西向重力梯形带结合部，是形成地热资源的有利时段。

1 热储特征及埋藏条件

1.1 热储特征

1.1.1 地热类型

根据上述地热系统类型特征，汤泉池地热田具有断裂深循环型(对流型)地热系统特征，并且是处在较高地热背景上的深循环对流型水热系统。具体形成过程可详解为:

大气降水沿着商城—麻城断裂(F4)的裂隙和破碎带下渗，至深部吸收热能形成一定宽度的地下热水储集带。再通过汤泉池断裂(F5)运移至地热异常区，在适

当的构造部位出露，形成温泉。

汤泉池地热田水热活动严格受断裂构造(F4、F5)控制。由于地下热水沿断裂通道上升速度较快，沿途热量散失小，地表热异常明显，其分布范围及展布方向清楚，地热异常区与外围的温差较大，地温梯度也超过正常梯度值。所以汤泉池地热田是处在较高地热背景上的深循环对流型水热系统。

1.1.2 热储类型

汤泉池地热田属带状裂隙热储，热储层由燕山期花岗岩破碎带组成，地下热水属裂隙承压水。由于地下热水是沿陡倾或近于直立的断裂破碎带向上运移，热储分布面积不大，沿断裂(F5)呈条带状分布，且宽度有限，一般150～200 m。沿断裂破碎带，岩石的渗透性及富水性较好，形成所谓的“断层含水带”。

1.1.3 热储空间展布特征

汤泉池断裂(F5)为商城—麻城断裂(F4)的派生断裂，走向约55°，倾向南东，倾角 70°～80°，近于直立。破碎带宽度一般150～200 m，影响深度达500 m。

1.1.4 热储结构

盖层:由第四系(Q)松散层及花岗岩风化带构成，岩性主要为砂砾石、粉土、粉质粘土，直接与下伏花岗岩破碎带热储层相通，不具保温性，构成开放型断裂带状地热田，不利于地热资源的富集与储存(见图1)。第四系松散层厚度较薄，仅有 1.0～15.0 m，花岗岩风化层厚度 3.0 ～5.0 m，盖层平均厚度12 m。

热储层:分布在第四系松散层及花岗岩风化带之下，岩性为燕山晚期(γ53-1)花岗岩。因处在断层带上，多个层段岩石破碎或裂隙较发育，水文地质条件较好，有利于地热水的赋存、迳流及排泄。依据瞬变电磁勘探资料，带状热储层宽度取 180 m，厚度取 480 m[1，2，3]。

图1 汤泉池温泉地质剖面图

1.2 热储埋藏条件

汤泉池地热田热储是由花岗岩断裂破碎带构成，在水平方向受汤泉池断裂展布方向控制，垂向的埋藏条件依据物探及地热钻孔资料简述如下:

1)热储埋藏于平均厚度约12 m的第四系松散层及花岗岩风化带之下。对称四极电测深法视电阻率断面图(见图2)显示，地热异常区存在10～15 m的覆盖层，R2井亦揭露9 m粉质粘土、砂砾石及花岗岩风化层，断层破碎带即热储层埋藏于该盖层之下，盖层平均厚度约12 m。

图2 3线对称四极电测深视电阻率断面图

2)热储厚度480 m。依四个剖面的瞬变电磁视电阻率断面图均显示500 m深度仍为低阻带，表明汤泉池断裂的破碎带影响深度达到500 m，导水性、富水性均较好。因此，认为在第四系松散层之下，至500 m深度均为热储层，热储厚度取480 m。

3)热储埋藏条件不利于地热资源的富集与储存。盖层是由第四系松散层及花岗岩风化带构成，平均厚度约12 m，含有丰富的孔隙潜水，厚度小，并且直接与下伏花岗岩热储层相通，构成开启的水热系统，地热水可直接从花岗岩风化带溢出地表形成温泉。因此，盖层不具保温性能，热储埋藏条件不利于地热资源的富集与储存。地热水沿断裂破碎带上涌过程中，易与上部第四系盖层中的凉水混合，若不止水可能造成井口水度降低。如交通宾馆井口水温为45℃，比起目前利用的地热水水温低了13℃。

2 地热流体流场特征

2.1 地热流体的补给

地热流体补给主要来源于大气降水沿断裂破碎带的入渗。依据区域地形地貌、地质构造背景分析，工作区南部、大别山分水岭以北的广大地区是温泉深循环的补给区。商城—麻城断裂在该段基本沿灌河河谷展布，覆盖层由颗粒较粗的砂砾石构成，且灌河常年流水，这些条件有利大气降水及地表径流的入渗。大气降水沿断裂破碎带、各种节理、裂隙下渗，形成地下水，汇入储水构造，经过断裂深循环加热。当运移到汤泉池断裂附近时，受阻于浒湾组变质岩，进而沿该断裂导入地热异常区，在断裂上盘、裂隙发育的负地形溢出地表形成温泉。这和国内外有关专家研究，对流型地热水或隆起断裂型地热水均为大气降水入渗补给相一致。

2.2 地热流体的深循环

依据地热井地热流体及地热异常区外围的凉水井水样化学测试对比结果，推断汤泉池地热田地热流体是由断裂深循环形成:

(1)矿化度与水化学类型:地热流体矿化度 509.4～583.1 mg/L，水化学类型为 SO4-Na或 SO4·HCO3-Na型;外围凉水矿化度为168.4～360.7 mg/L，水化学类型为HCO3-Ca· Mg或 HCO3-Ca· Mg·Na型。R5井地热流体水温、Na+、SO42-、矿化度较 R2有所降低，其原因是上部凉水混入所致，同时凉水HCO3-的混入造成水化学类型的改变。地热流体矿化度明显高于周边冷水泉(井)的特征，指示了断裂深循环的存在。

(2)SO42-浓度明显偏高:汤泉池温泉地热流体有较淡的H2S臭味，SO42-浓度高达 195.6 ～250.4 mg/L，周边凉水无H2S臭味，SO42-浓度均小于50 mg/L。S在地表浅部丰度值较小，而地球深部尤其是地壳下部及岩浆中含有大量硫化物。商城—麻城断裂为区域性的深大断裂，属壳圈断裂，地热流体SO42-浓度明显偏高指示了深部物质交换过程，证实

深循环的存在。

2.3 地热流体的排泄

天然状态下以温泉的形式排泄。地热流体由商城—麻城断裂深循环对流形成，再经汤泉池断裂运移至地热异常区，在适当的构造部位上涌，经花岗岩风化带及第四系覆盖层出露地表，形成温泉。近年来，随着地热资源的开发，地热水压力持续降低，原有的温泉景观已不复存在，主要以人工开采的方式排泄[4，·〛。

3 地温场特征

3.1 浅层地温特征

由浅层地温曲线图(见图3)可以看出，在距离汤泉池码头150 m、400 m、650 m、800 m处，存在四个异常段，异常幅度2～5度。这几个异常段都对应于温泉及地热井的位置，浅层地温异常显然是地表附近强烈的水热活动引起的。远离温泉时浅层地温25℃左右，曲线较为平直，表明这些地段地表附近水热活动不明显，未能引起浅层地温升高。

图3 A—Aˊ测线浅层地温曲线图

3.2 地热流体温度动态

据1972年测量，当时出露的八个温泉水温42℃ ～54℃，水温最高的是女池后井，水温54℃，洗菜井水温较低，为42℃，且流量较小。稻田泉散流在稻田中与田水相混，水温为47℃。其余温泉水温均超过50℃，且多年水温恒定，不受季节变化的影响，表明与浅层水之间无密切联系。

鲇鱼山水库建成蓄水后，汤泉池出露温泉将全部被淹没。为开发利用温泉，修建集水塔一座，汇聚女池后井、女池、后吊井三个泉的热水。当年施工时测定水温为57℃，筑塔后水温55℃ ～56℃。从1980年至2007年，聚水塔水温常年保持在54℃左右，流量稳定在7.3 m3/h。

2007年以后，R1、R2地热井投入使用，实测的井口温度均为58℃，并且几年来一直保持这一温度，但压力逐年降低。

4 地球物理特征

4.1 区域重力场特征

根据商城县及临近地区布格重力异常平面图(见图4)，区域上布格重力异常总体走向为东西向，是豫南东西向大别山构造体系的反应。汤泉池位于东西向布格重力异常梯级带的南部边缘，沙窝—伏山布格重力负异常的北部边缘。布格重力异常值在-30×10-5～-45×10-5m·s-2之间，异常梯度高达8.0×10-5～9.0×10-5m·s-2/km。在汤泉池南部，沿灌河存在一个次级的北北东向呈封闭状态的重力梯级带，是商城—麻城断裂引起的区域重力场畸变。汤泉池地热异常区正好位于该梯级带北部、与区域上东西向重力梯级带的结合部，表明汤泉池地热受控于区域地质构造。

图4 商城县及临近地区布格重力异常平面图

4.2 区域地磁场特征

由商城县及临近地区航磁(ΔT)异常平面图可以看出，汤泉池地热异常区位于一个-100～-400 nT负磁异常区内，该异常应为商城花岗岩体所引起。在其西北及东南分布三个小型正磁异常封闭圈，最大值为+100 nT，反映元古界的古老变质岩系。汤泉池处于航磁异常由高至低的变化带内，地磁场特征从另一个侧面表明本区属形成地热资源的有利地段。

4.3 瞬变电磁断面特征

瞬变电磁法(见图5)较好地反映了剖面上的地电断面特征:其上部的水平状低阻层反映了浅部粉质粘土和花岗岩风化带，厚度为15 m;往下部倾斜的低阻带是汤泉池断裂破碎带的反应。完整花岗岩的高阻特征、断裂破碎带的低阻特征有较清晰的反应。

图5 瞬变电磁法A线视电阻率断面图

4.4 激电测深曲线特征

图6 4#测点激电测深 RO、M1、M5曲线图

依据4#测点三个不同激电参数曲线(见图6):AB/2=3.2～7.5 m区段，视电阻率 R0曲线为上升段，但其值小于100 Ω·m，表明在此区段的地层岩性为松散的粘性土、砂砾层;AB/2=7.5～18 m区段，视电阻率 R0曲线相对平直，是砂卵石层的反应;AB/2=18～32 m区段，视电阻率R0曲线略呈上升趋势，对应花岗岩风化带。以上区段视极化率M1值约2%，变化不大，表明虽然含水，但水热活动并不强烈。AB/2=32～75 m区段，视电阻率R0曲线先平直后缓慢上升，结合视极化率M1值(约3%)，推测该段反映了断层破碎带;AB/2=75～315 m区段，视电阻率 R0曲线呈45度角上升，而视极化率 M1值降低，表明该段基岩较完整;AB/2=315～420 m区段，视电阻率R0曲线下降，表现为相对低阻，该段视极化率 M1值升高(约3%)，推断为断裂破碎带[7]。

总之，激电测深曲线很好地表现出完整花岗岩的高阻、低极化特征，断层破碎带的低阻、高极化特征。

5 地热流体化学特征

5.1 地热流体化学组分

根据地热流体样进行化学分析，水化学类型为SO2-—4Na+型。偏硅酸 90.1 mg/L、F-6.68 mg/L均达到理疗热矿水命名标准，地热流体可命名为氟水、硅水，具有较高理疗价值。

化学特征主要有以下三点:

(1)低矿化度:汤泉池温泉溶解性总固体583.1 mg/L，属于低矿化水。

(2)高氟:汤泉池温泉F-含量达6.68 mg/L，可命名为氟水，并且大大超过命名浓度标准(2 mg/L)。

(3)高偏硅酸:汤泉池温泉偏硅酸含量达90.1 mg/L，可命名为硅水，约为命名浓度标准(50 mg/L)的2倍。

5.2 地热流体与凉水化学特征的区别

1)水化学类型为SO4-Na型

R2井地热流体水化学类型为 SO4-Na型，R5井由于上部凉水的混入，混合流体水化学类型为SO4·HCO3-Na型，凉水井水化学类型为HCO3-Ca·Mg型。

图7 SO42-浓度对比图

a地热流体 SO42-浓度(见图 7)均值 223.0 mg/L，是凉水均值(27.93 mg/L)的8倍，浓度明显偏高。地壳深部及岩浆中S浓度远高于地表浅部，地热流体S浓度异常偏高是浅层地下水经深循环与深部物质交换的结果。

图8 Na+浓度对比图

b地热流体 Na+浓度(见图8)均值242.95 mg/L，是凉水均值(16.73 mg/L)的 14.5倍，浓度明显偏高。而凉水中Ca2+、Mg2+含量的均值则高于地热流体。

2)地热流体矿化度明显高于凉水

地热流体矿化度(见图9)平均546.25 mg/L，而凉水矿化度平均263.0 mg/L，地热流体矿化度明显高于凉水。

图9 矿化度对比图

3)偏硅酸、F-浓度及Na/K明显偏高

a地热流体偏硅酸、F-浓度(图 10、图 11)均值为 85.4 mg/L、6.18 mg/L，是 凉 水 浓 度 均 值 (41.65 mg/L、0.257 mg/L)的2.05、24倍，明显高于凉水，指示为断裂深循环地热类型。

图10 偏硅酸浓度对比图

图11 F-浓度对比图

b地热流体 Na/K 比值(见图 12)21.4～25.1，凉水 Na/K比值 3.75～6.59。据研究，该比值介于 20/1～8/1，即可指示为地热田。而本区大于20/1，指示地热田水热活动强烈。

5.3 地热流体化学组分动态变化

6次取样分析测试水化学类型均为 SO4-Na型，主要化学成分均未出现大的波动，化学组分动态基本稳定(图13～图18)。但2012年的水质结果，较以往有些细微的变化，主要表现在:

图12 Na/K比对比图

图13 Na+浓度动态变化图

图14 SO42-浓度动态变化图

图15 HCO3-浓度动态变化图

图16 F-浓度动态变化图

图17 偏硅酸浓度动态变化图

(1)虽然水化学类型仍为 SO4-Na型，但 SO42-浓度有所降低，而HCO3-浓度有所升高。

图18 矿化度动态变化图

(2)作为命名矿水因子的氟、偏硅酸浓度有所降低，氟尤为明显。

(3)矿化度有所降低，比起多年均值低50.14 mg/L。

地热流体中溶解的H2S气体含量无实测资料。据了解，近年来地热流体已经难以闻到以前的硫磺气味，表明水中溶解的 H2S气体浓度有所降低[8]。

上述事实表明，随着压力的下降，地热流体中在一定程度上混入了浅层水。

6 结语

针对不同方法对汤泉池地热地质特征分析研究、对地热资源赋存条件有进一步的认识;通过地热流体化学化学组分动态分析，建议在地热资源开发利用上利用地表水源热泵技术进行供暖、地热流体尾水处理达标后回灌、低温水再经过处理后用于特种养殖与垂钓，最后用于农业园区浇灌，达到梯级利用目的，从而缓解地热资源流体压力、实现综合开发。

[1]河南省地质环境监测院.河南省商城县汤泉池地热资源调查报告.2007.

[2]信阳地区地质学会.河南省商城汤泉池温泉地质考察报告.1986.

[3]河南省地质局区测队.1:20万区域地质调查报告(商城幅).1980.

[4]河南省地质局地质十七队.1:20万区域水文地质普查报告(商城幅).1981.

[5]河南省地质局水管处、科技处.河南省地热资源调查研究报告.1981.

[6]河南省地质局水文地质管理处.河南省温泉.1983.

[7]河南省驻马店地质工程勘察院.河南省鲁山县下汤地热田地热资源普查报告.2003.

[8]河南省地质环境监测院.河南省地热资源调查与开发利用保护.2006.