江苏东海温泉热储温度估算

王彩会，左丽琼，荆 慧，刘志平

(江苏省地质调查研究院，江苏 南京 210018)

0 引言

地热资源是在漫长的地质历史发展过程中各种自然因素综合作用的结果，在地热资源研究和开发利用中，热储温度是划分地热系统的成因类型和评价地热资源潜力所不可缺少的重要参数，地热温标方法是提供这一参数的经济有效的手段。目前常用的地热温标方法有：硅温标、阳离子地热温标、同位素地热温标和气体温标。国内外研究较多的是硅温标和阳离子地热温标，而对于同位素地热温标和气体温标的研究，国外始于20世纪60年代末期(王莹等，2007)，国内尚未有研究实例。以东海温泉为例，在阐述各种温标的原理和应用条件的基础上，通过分析其地质背景条件及温泉的水化学特征，选取Na－K－Mg三角图法、硅温标混合模型方法计算热储温度，有助于研究东海温泉地下热水系统温度场和评价地热资源量。

1 地质背景与水化学特征

1.1 地质背景条件

东海县位于江苏省东北部，邻接山东省，县城西部的汤庙温泉被誉为“华东第一温泉”。温泉区位于苏鲁造山带南缘超高压变质带，第四系仅发育晚更新世及全新世地层，厚度较小，基岩主要为一套以片麻岩为主的高压超高压变质岩和中生代侵入岩(图1)。

区内地质构造较发育，侏罗纪以前以韧性剪切构造发育为特征，中生代以来以脆性断裂为主(潘明宝等，2002)。区内共发育北东、北西西向2组断裂，穿越温泉区的断裂为北东向的西晓庄—竹墩断裂，断裂东侧为燕山期二长花岗岩，西侧为片麻岩。该断裂近直立，张性，切割深度大，形成时间为燕山期，喜山期仍在活动，是一条活动性断裂，在温泉区，穿过脆性的二长花岗岩岩体，形成一定宽度的断裂破碎带，该断裂破碎带在浅部与北西向断裂相互交汇，与地表勾通，热水上涌成泉(王彩会等，2008)。

1.2 温泉水化学特征

东海温泉区目前共分布有地热井钻孔9眼(图2)，现有 4 眼为开采井，分别为热 1、Dg16、TR11、DR3，其中自流井有2眼，水温33～74℃不等。TR11、热1、Dg16、DR3 的 pH 值为8.20 ～8.28;矿化度为616～1 638 mg/L;可溶性SiO2质量浓度为54.8～80 mg/L;热水中F质量浓度普遍较高，介于4.76～6.11 mg/L之间。

图1 温泉区附近地质构造略图Fig.1 Sketch showing geological structures near the hot spring area

图2 温泉区地热水井水温等值线图Fig.2 Contours of water temperature for geothermal well in the hot spring area

图3 地热水三线图Fig.3 Trilinear chats of geothermal water

TR11、热1、Dg16、DR3 的水化学类型见图 3。4个水样点基本位于1条直线，表明该区地热水是同源的，热水在上升过程中与浅部冷水混合，随着混入冷水的增多，水化学类型由 Cl－Na型转变为Cl·HCO3－ Na型。

2 主要地热温标方法

地球化学温标法是指利用地下热水的化学组分质量浓度或质量浓度比计算地下热储温度的方法。其原理在于深部热储中矿物与水达到平衡，在热水上升至地表的过程中，温度下降，但化学组分质量浓度几乎不变，可用来估算深部热储的温度。目前实际运用较多的地热温标方法主要是阳离子地热温标与硅温标。

2.1 阳离子地热温标

利用热水成分中阳离子之间的比值与温度的关系建立起来的温标方法，其理论基础是阳离子的交换反应(王莹等，2007)。阳离子地热温标包括Na－K温标、Na－K－Ca温标、K－Mg温标等。

Na－K温标仅应用于150℃以上的热水，尤其是钻孔中的热水，但不适用于pH值远小于7的酸性水、富钙的热水及发生了混合的热水。Na－KCa温标专门用来处理富钙热水;在许多富Mg的中低温热水中，Na－K－Ca温标估算得到的结果也明显偏高，需要进行Mg校正(Rybach et al，1986)。K－Mg温标适用于低温地下热水，估算温度一般高于热水井的出水温度，被认为是继续向深部钻进有可能达到的温度(于湲，2006)。

2.2 硅温标

利用泉口或井孔地热流体的二氧化硅饱和质量浓度，计算出地下热流体平衡带的温度。其理论基础是硅矿物在热流体中的溶解－沉淀平衡理论，SiO2溶解度随温度升高而增加。简而言之，就是利用热水中的SiO2溶解度与温度的关系估算地下热储温度(汪集旸等，1993)。许多研究者提出不同的硅温标函数，常用公式如下，其中ρ(SiO2)代表SiO2的质量浓度，mg/L。

无蒸汽散失的石英温标：

100℃下蒸汽足量散失的石英温标：

玉髓温标:

α－方英石温标：

β－方英石温标：

无定形SiO2温标：

3 热储温度计算

3.1 水样选取

计算共选取8个水样(表1)，除2008年的4个热水样以外，增加了1984年地热勘探孔的部分水样，另外还包括1个冷水样(WS02)，水样温度的变化范围为16～74℃，采样涵盖温泉区所有地热类型，平均温度值为49.4℃。

表1 水样水化学分析结果Table 1 Hydrochemical analysis of water samples

3.2 热储温度计算

地热温标的使用有一个基本前提，即作为地热温标的某种溶质或气体和热储中的矿物达到了平衡状态。

3.2.1 Na－K－Mg三角图解法 该方法常用来评价水－岩平衡状态和区分不同类型的水样(Giggenbach，1988)。图中分为完全平衡、部分平衡和未成熟水3个区域，根据图中的水样点位可以判断热水中的矿物是否达到平衡。

三角图中水样点位置的计算公式如下(ρ的单位是 mg/L，Na、K、Mg的质量分数单位为%)。

应用8个水样点数据生成Na－K－Mg三角图(图4)。可以看出：所有地热水均未达到平衡状态，温度相对较低的水样点均落在未成熟水一侧，温度较高的Dg16、TR11、热1地热水由于混入的冷水相对较少，处于部分平衡状态。因此，不能用Na－K温标、Na－K－Ca温标、K－Mg温标等阳离子温标方法来估算东海温泉地下热储温度。

图4 Na－K－Mg三角图Fig.4 Triangular Na-K-Mg diagram

Na－K－Mg三角图不仅可判断热水是否处于水－岩完全平衡状态，是否发生稀释(胡弘等，2003)，对于来源相同的1组热水样，还可以预测出地热水的混合趋势，从而预测达到平衡状态时的热储温度。

8个水样点在三角图中近直线分布，显示出明显的混合稀释趋势，延长该趋势线至平衡线，可以估算达到完全平衡状态时的“纯热水”温度约为170℃。

Fournier和Truesdell提出了硅温标混合模型计算热储温度的方法(汪集旸等，1993)，该方法是在硅温标的基础上，采用回归分析方法，考虑了混合作用的影响，适合东海温泉的热储温度计算。该模型假设：热水在混合前没有蒸汽损失和热损耗，混合后也没有发生热损耗，深部热水SiO2质量浓度只受石英溶解度的控制，混合前后也没有发生SiO2的溶解和沉淀。

图5 Dg16号温泉图解Fig.5 Diagram offor the hot spring No.Dg16

将8个水样的SiO2质量浓度及水温数据点标示在SiO2与温度关系图上(图6)，可见水样点基本呈直线关系，求出SiO2与温度的回归分析曲线：t(℃)=1.639 3ρ(SiO2)－64.006，该直线与无蒸汽散失的石英温标曲线相交，交点所对应的温度为153℃。

图6 SiO2与温度关系图Fig.6 Relationship between SiO2and temperature

4 结论

(1)东海温泉有相同的来源，北东向西晓庄—竹墩断裂是温泉的控制性断裂，经过深部循环的热水沿断裂上涌，在上升过程中发生传导冷却，在浅部有冷水混入，造成水温不同，SiO2质量浓度也不同。

(2)同一水样采用不同温标方法，计算结果也有所差别，温泉样点在Na－K－Ca三角图中近直线分布，显示出明显的混合稀释趋势，延长该趋势线至平衡线，估算温泉达到完全平衡状态时的热储温度约为170℃。硅温标混合模型考虑了混合作用的影响，计算显示温泉混合前的热储温度为153℃。2种方法估算的热储温度相差不大，东海温泉热储温度为153～170℃。

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