贵州开阳磷矿西翼矿区地热水成因分析

蔡兴林，张朝举，郭江波，吴丹，樊鑫，杨明俊

(中化地质矿山总局贵州地质勘查院，贵阳 550002)

开阳磷矿西翼矿区位于贵州省息烽温泉地区，是地热水资源和磷矿资源的主要分布区。区内已开发利用的地热水资源有息烽温泉和白马峪温泉，其中，息烽温泉是全国著名八大温泉之一，素有“天下第一汤”之称。近年来，许多学者探讨了地热水(温泉)的成因[1-4]，部分勘查单位或学者也讨论了息烽温泉周围的磷矿井下开采是否影响息烽温泉的开发利用[5-6]。

在区域地热水(温泉)成因的认识上，总体认为地热水是由南部白马峪温泉一带的大气降水经深循环向北径流，在息烽温泉一带受前震旦系碎屑岩的阻隔而排泄形成的[1,6]。而西翼矿区恰好位于这一长达25 km径流区上，距息烽温泉仅4 km(图1)，因此，对该区地热水的研究有助于分析该矿区磷矿的开采是否影响息烽温泉的开发利用。

1 地质及水文地质条件

1.1 地层

研究区在大地构造单元上属上扬子地块前陆褶皱冲断带之凤岗侏罗山式褶皱带。区域出露新元古界前震旦系、震旦系、下古生界寒武系、上古生界二叠系、中生界三叠系、侏罗系以及新生界第四系，缺失奥陶系、志留系、泥盆系和石炭系，除二叠系有峨眉山玄武岩产出外，其余无岩浆岩体产出。区内钻井中的钻遇地层主要有下寒武统清虚洞组、金顶山组、明心寺组、牛蹄塘组、震旦系灯影组、洋水组以及前震旦系南沱组和清水江组。

1.2 构造

区域发育多个主次分明的褶皱和断层，构成了该区叠瓦状逆冲推覆构造体系[7]。主要褶皱为洋水背斜，区域性大断裂主要有安清断层、温泉断层和花梨断层，断层走向以北东向和东西向为主，规模较大。其中，安清断层是洋水背斜的底板滑脱断层，垂直断距达3 500 m以上，温泉断层为洋水背斜的顶板逆冲断层[7]；具左行走滑的压扭性花梨断层的影响深度颇大，并控制着近南北向褶皱、断裂的发展[8](图1)。

研究区位于洋水背斜西翼的次级褶皱高丰背斜上，该背斜的形成与安清断层之次级断层——兴隆断层有关[7](图2)。

1.3 水文地质条件

研究区地下水类型以岩溶裂隙水为主，总体流向自南西向北东径流。区内主要含水岩组为中-下三叠统、中二叠统、中上寒武统娄山关组-清虚洞组以及上震旦统灯影组的碳酸盐岩，相对隔水岩组主要有上三叠统、上二叠统、下寒武统、下震旦统以及前震旦系的碎屑岩。其中，厚度大于700 m的下寒武统碎屑岩将上寒武统及其之上的含水岩组与灯影组含水岩组相隔，而成为灯影组含水层的隔水盖层，而下震旦统和前震旦系的(浅变质)碎屑岩岩组则为灯影组含水岩组底板隔水层(表1)。

尽管如此，但由于研究区处于洋水背斜西翼的北东向叠瓦状逆冲推覆构造带上，褶皱、断裂及节理裂隙发育，增加了各含水岩层之间的水力联系，尤其是安清断层，它将震旦系灯影组白云岩逆推叠于中-下三叠统嘉陵江组灰岩之上[7]，这为岩溶裂隙地下水的运移提供了良好的通道(图2)。

1—侏罗系；2—三叠系及上古生界；3—下古生界；4—新元古界；5—地下水流向；6—逆断层；7—走滑断层；8—性质不明断层；9—背斜；10—倒转背斜；11—向斜；12—水系；13—地名；14—地热水井或温泉(群)图1 区域水文地质图Figure 1 Regional hydrogeological map

地层单元厚度/m水文地质特征储、盖层及储集单元寒武系震旦系前震旦系金顶山组(∈1j)140～220明心寺组(∈1m)420～621牛蹄塘组(∈1n)42～55灯影组(Z∈dy)216～278洋水组(Z1d)2.0～25.0南沱组(Nh2n)0～280清水江组(Qbq)>300碎屑岩类岩层,含水性差(隔水层)保温层厚层白云岩,含水丰富热储层碎屑岩类岩层,含水性差(隔水层)热储单元

1—关岭组；2—嘉陵江组；3—夜郎组；4—石炭-二叠系地层；5—中上寒武统地层；6—清虚洞组；7—牛蹄塘组-金顶山组；8—灯影组；9—洋水组；10—前震旦系地层；11—实(推)测界线；12—逆断层；13—钻孔；14—相对含水层；15—相对隔水层；16—水循环路径图2 水文地质勘探剖面(据文献[7],修改)Figure 2 Hydrogeological exploration section (after reference [7], modified)

2 地热地质条件

2.1 热储构造

区内所处的地壳浅部不存在年轻岩浆岩体和放射性等特殊热源，地热源主要是在正常的区域地温梯度背景下，北东向的洋水背斜将深处的热量收集和储存起来形成的，因此，洋水背斜是区域上的主要储热构造，地热水(温泉)点主要分布于该背斜核部(如息烽温泉、白马峪温泉)或其两翼次级褶皱和断层附近(如息烽新萝地热井、两岔河地热水井)，该背斜的南端发育近东西向的花梨断层，其规模和深度较大，可能为区域地热水的隔水隔热边界[3]。

2.2 热储单元

根据周边地热水(温泉)点的出露条件和钻探成果分析，区内仅划分一个热储单元(表1)，热储层为上震旦统灯影组(Z∈dy)微-粉-细晶白云岩、藻白云岩、内碎屑白云岩，一般厚216～278 m，受断层影响时可达350m以上，埋深在900～1 350 m，水温30～46.6℃；隔热盖层为下寒武统金顶山组(∈1j)、明心寺组(∈1m)和牛蹄塘组(∈1n)的砂岩、页岩，总厚度大于700 m。

2.3 导热通道

近年来，区内钻探地温测井数据显示，兴隆断层附近通常出现地温异常，一般在下寒武统的碎屑岩中出现正异常(3.0～6.5℃/100m)，尤其是在高峰背斜与兴隆断层的复合部位，异常值较高，表明高峰背斜可能为区内的主要热储构造；而在灯影组中出现负异常(-0.08～-1.36℃/20m)，这是由于有浅表冷水混入造成的，表明兴隆断层具有导水、导热的特征。

3 水化学特征

表2 SWK01井地热水水化学成分

*测试单位：国土资源部贵阳矿产资源监督检测中心

4 热储温度与循环深度

地球化学温标被广泛运用于地热水热储温度的估算，常用的地热温标有二氧化硅温标、阳离子温标等。考虑到阳离子温标的适用于热储层在120～275℃或酸性温泉，对于中性或偏碱性的地热水不适合[12]，加之区内地热水受到浅层地下水不同程度的混合，使地热水未达到水-岩平衡状态(图3)，故本次采用二氧化硅温标估算热储温度。依据地热水水质分析结果绘制二氧化硅溶解度曲线(图4)可知，SWK01地热水样数据落在无蒸汽损失石英和玉髓溶解曲线之间，更靠近玉髓溶解曲线，但考虑到有浅层地下水的混合导致二氧化硅溶解度的降低，因此，选用无蒸汽损失石英的溶解度温标公式[14]来估算热储温度：

(1)

式(1)中：TC为热储温度，℃；CSiO2为地热水中二氧化硅的含量，mg·L-1。

图3 地热水Na—K—Mg三角图(据文献[13])Figure 3 Geothermal water Na-K-Mg triangular plot (after reference [13])

图4 地热水SiO2溶解度-温度关系(据文献[14])Figure 4 Relationship between SiO2 dissolubility and temperature (after reference [14]

计算得两岔河地热水的热储温度为62.5℃。考虑到可能有浅层地下水的混合，地热水热储温度可能会更高，热储温度应大于65℃。

已知地热水的热储温度，可以计算出该地热水的循环深度：

(2)

式(2)中：H为地热水循环深度，m；T0为补给区年平均气温，℃；K为地热增温率，℃/100m；H0为常温带深度，m。

根据息烽县气象资料，补给区年平均气温T0为16.2℃，钻井中的地热增温率K为2.8℃/100 m，常温带深度H0取30 m，计算出循环深度为1 800 m左右，这一深度与安清断层在此处的埋深基本吻合。

5 结语

1)根据上述分析，区内地热水的成因模式概括如下：由于区内浅部不存在年轻岩浆岩体和放射性等特殊热源，该地热水是在区域正常地温梯度背景下，大气降水由5 km外的养龙司-南山-息烽一带中上寒武统和二叠系-三叠系地层出露区入渗，经北东向安清断层与震旦系灯影组白云岩含水层相连通并发生深循环，在兴隆断层和灯影组上覆寒武系碎屑岩隔水保温盖层的联合作用下，将高丰背斜1 800 m深度内的热量储集起来，使灯影组含水层出现异常地温梯度，从而在灯影组白云岩中形成深部热储地热水。因此，兴隆断层和高丰背斜的复合为该地热水的热传导构造和储热构造，灯影组白云岩为储热含水层。

2)开阳磷矿西翼矿区钻井井中地热水赋存于灯影组白云岩中。由于区域内不具岩浆热源和放射性热源的条件，地热水是在区域正常地温梯度的背景下，安清断层为大气降水入渗形成的地下水提供水循环通道，地热通过兴隆断层向浅表传导，在寒武系碎屑岩隔水保温盖层的作用下，将1 800 m深度内的热量储集于高丰背斜中而形成地热水，热储温度在65 ℃以上。

参考文献:

[1]宋小庆,段启杉,孟凡涛,等.贵州息烽温泉地质成因分析[J].地质科技情报,2014(5): 216-220.

[2]何文君,向贤礼,李勇刚,等.贵州新萝热矿水化学特征及其成因分析[J].地下水,2014(5): 39-40.

[3]李志成,申娴达.息烽新萝地热井成因浅析[J].地质与勘探, 2014, 50(6): 1155-1159.

[4]吉勤克补子.贵州息烽温泉水文地球化学特征及地质成因研究[D].成都：成都理工大学,2015.

[5]吉勒克补子.贵州息烽磷矿井下开采对息烽温泉影响研究[J].资源信息与工程,2016,31(3): 73-74.

[6]贵州省地矿局114地质大队.贵州省开阳县永温乡拟投放磷矿探矿权与息烽温泉关系勘查论证报告[R].贵州遵义：贵州省地矿局114地质大队，2013.

[7]王槐山,蔡兴林,雷灵芳,等.开阳磷矿洋水矿区构造特征分析[J].化工矿产地质,2017,39(2): 90-95.

[8]贵州省地质调查院.1∶25万遵义市幅(G48C001004)区域地质调查成果报告[R].贵阳：贵州省地质调查院，2004.

[9]毛健全,王伍军.贵州温泉水氟研究[J].贵州工学院学报, 1991(2):13-21.

[10]周忠容,谢宏,蔡兴林,等.遵义松林陡山沱组含磷岩系中泻利盐矿物的矿物学特征与成因[J].矿物学报, 2017, 37(4): 443-447.

[11]毛健全,丁坚平.贵州温泉锶含量及其地质意义[J].贵州地质, 1992(1): 9-16.

[12]毛健全,陈阳.利用二氧化硅地球化学温标计算贵州省温泉深部热储层温度[J].贵州工业大学学报:自然科学版, 1986(3): 58-63.

[13]Giggenbach W F. Geothermal solute equilibria. Derivation of Na-K-Mg-Ca geoindicators[J].Geochimica Et Cosmochimica Acta, 1988, 52(12): 2749-2765.

[14]Fournier R O. Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems[J].Geothermics, 1977, 5(1): 41-50.