太原盆地西温庄隆起硫酸盐型岩溶热矿水成因研究*

罗 璐 毛 翔 汪新伟 朱 霞 何春艳 刘 芮

（①中国石化集团新星石油有限责任公司，北京100083，中国）

（②中国石化集团地热资源开发利用重点实验室，北京100083，中国）

0 引 言

碳酸盐岩热储层是地热开发中重要的热储层之一，其具有水量大，易回灌等优点（李晓燕等，2018；刘凯等，2018；刘东林等，2019）。太原地区的碳酸盐岩含水层是太原的主要供水水源之一，自20世纪90年代以来，前人针对此含水层进行了广泛的研究，例如赵永贵等（1990）研究了太原地区碳酸盐岩含水层的特征并对地下水流动系统进行了划分，之后，对东山、西山和北山3个岩溶地下水系统都分别进行了深入的论证，基本确定了3个岩溶系统的边界（沈可等，1993；韩冬梅等，2006；王秀兰等，2010）。太原盆地内的地热水研究则主要位于城东断阶、亲贤地垒以及西边山和东边山地区，水温多低于60i℃（马腾等，2012；韩颖等，2018）。近年来，太原盆地内西温庄隆起开发了数十口深度大于2ikm，井口温度大于60i℃的地热井，其地热水总溶解固体（TDS）大于1.5ig·L－1，为优质的岩溶热矿水，本文将重点针对西温庄隆起的岩溶热矿水成因进行研究，为热矿水资源的合理开发利用提供科学依据。

1 研究区地热地质条件

太原盆地是一个新生代断陷盆地，盆地内的构造格局受南北和东西向多组断层控制，最明显的是近南北向的几乎平行等间距分布的3条断层，分别是西边的大留—南堰—晋祠断层，中部的新城—汾河断层和东部的东边山断层，3条断层将太原盆地划分为3个近南北向的条块。在此基础上，田庄断裂带及三给地垒断裂带等近东西向的断层，将3个条块划分为多个断垒、断陷和断块。研究区总体表现出东西分带，南北分块的构造格局（图1）。研究区岩溶热矿水主要就分布在三给地垒以南和田庄断裂以北的区域。

太原地区下古生界寒武－奥陶系碳酸盐岩发育完全，其沉积厚度达900im，裸露面积约2800ikm2。裸露区主要分布于西山地区汾河以北，棋子山北部及东山的大部分地区。在西山地区的中南部、太原盆地及东山南部地区，碳酸盐岩则多被上古生界、中生界及新生界所覆盖，隐伏于深部（图2）。研究区主要的岩溶热储层是下奥陶统的冶里组、亮甲山组与中奥陶统下马家沟组、上马家沟组、峰峰组，整体厚度为600～700im。根据研究区内的测井解释，峰峰组下段和上、下马家沟组是主要产水层，可占总产水量的50%以上（汪新伟等，2019）。

2 采样与测试

为开展太原地热田热矿水成因分析，项目组于2018年12月共采集了18个地热水样品，同时收集了已有文献中的9个地热水和3个地下冷水的水化学数据（Ma et al.，2011）。采样点分布如图1所示，主要集中于太原市区，3个地下冷水位于区域岩溶水补给区的东山和西山，水化学与同位素测试结果见表1和表4。

图1 太原地区构造地质图Fig.1 Structural geological map of the study area

图2 A－A′地质剖面图（剖面位置见图1）Fig.2 A－A′Geological section（the position of the section is shown in Fig.1）

水样的温度和pH值均是用Hach便携式双通道多参数水质分析仪（HQ40D）测定。溶解无机碳（DIC）的13C以及14C的测试是在美国Beta Analytic实验室利用gas-bench IRMS同位素质谱仪和加速器质谱（AMS）进行测试的，其中14C测试精度为±0.2ipmC（percent modern carbon现代碳百分比）；13C结果以美国南卡罗莱纳州白垩系皮迪组的美洲箭石中的碳氧同位素丰度（VPDB）作为标准，并以δ13C（δ＝（Rsample／Rstandard－1）×1000‰）表示，分析精度为±0.3‰。

水样的阴阳离子测试在中国石化地热资源开发利用重点实验室完成，阴阳离子（除HCO－3以外）的测试仪器为离子色谱（Dionex-500），测试精度为3%，检测限为0.05img·L－1。HCO－3的测试仪器为瑞士万通全自动电位滴定仪905，滴定精度0.1iμL，检测限是1.65img·L－1。

3 结果与讨论

3.1 岩溶热矿水水化学特征及其成因

3.1.1 水化学类型特征

F e／mg·L－1 4.20 5.38 2.52 3.02 6.85 4.09 6.24 2.52 4.89 10.23 7.93 8.14 3.92 5.20 2.81 1.58 5.20 21.14 9.60 4.27 0.14 0.20 0.15 0.27 0.02 Sr／mg·L－1 17.37 16.05 14.31 14.94 15.30 14.23 15.11 15.82 13.50 13.67 13.70 14.27 14.43 13.93 12.11—13.52—13.44—14.50—2.70 3.24 6.26 2.85 11.33 4.41 5.82 8.27 9.62 4.87 0.61 0.77 0.93／m g·L－1 SiO2／mg·L－1 33 37 33 35 31 34 36 35 35 35 33 37 39 39 25 29 30 29 11 14 13 15 18 23 20 21 18 9 9 8 SO2－4 861.6 1011.9 1062.0 1022.8 1011.9 1174.9 1237.8 1207.1 1214.0 1231.2 1505.2 1309.7 1256.9 1264.2 1758.0 1330.0 1123.0 1186.0 221.4 739.3 364.0 172.3 1172.7 1077.3 1366.1 1542.3 1462.3 23.5 221.7 114.4 H C O－3／m g·L－1 137.1 160.6 156.4 161.4 152.3 149.0 149.9 151.0 149.7 138.6 137.6 156.3 137.8 139.8 160.9 160.9 173.0 183.3 325.2 243.4 270.5 311.9 262.3 227.6 237.3 195.3 238.0 266.3 C l－276.5 38.5 268.5／mg·L－1 22.3 24.6 39.1 39.1 42.5 44.3 44.0 42.4 43.9 51.5 48.4 58.0 48.5 47.3 43.8 47.6 42.4 14.9 12.6 77.6 8.5 8.5 12.4 14.2 8.6 5.3 47.5 46.7 Ca2＋286.9 35.0 335.5／m g·L－1 337.4 320.5 319.8 382.6 402.3 388.5 392.7 400.8 434.6 403.7 399.6 398.1 479.0 414.3 395.1 332.4 108.0 227.3 157.4 112.8 387.1 412.1 444.9 356.7 54.8 116.5果Mg2＋结试347.6 78.3／mg·L－1 62.1 59.04 67.7 64.4 65.1 75.8 78.1 76.0 76.1 77.3 85.0 76.3 77.2 73.1 94.8 80.7 78.0 72.7 44.9 75.1 55.5 47.2 98.0 89.0 105.5 107.7 24.1 22.8学测 化水K＋／m g·L－1 19.27 34.0 16.2 25.1 24.2 24.0 25.1 25.5 19.7 20.4 25.8 27.4 26.0 26.4 27.5 31.2 26.4 24.6 22.8 2.0 2.81.62.17.4 10.2 18.5 8.4 7.30.31.51.2水下N a＋溶地／mg·L－1 23.6 24.0 39.6 40.5 36.9 40.7 41.0 39.3 38.7 39.6 55.5 42.7 37.8 41.7 71.5 48.4 46.7 48.3 26.8 44.2 19.5 28.1 15.2 15.2 25.3 19.2 30.7 38.3 11.0 29.1岩区地1344 1552原1648 1592 T able 1 T he chemicalcom positionandinform ationfor karst groundwatersam ples 1573 119.3 1816 1904 1850 1859 1888 2228 1985 1925 1923 2562 2024 1802 1796 581 1245 596 1820型T D S／mg·L－1 1659 746 2050 2275 2082 257 584 427太1表类学化水C a-M g-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4-HC O3 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-SO4-HCO3 C a-M g-SO4 Ca-M g-SO4-HC O3 C a-M g-SO4 C a-M g-SO4 C a-M g-SO4 Ca-Mg-SO4 Ca-Mg-HCO 3 Ca-M g-SO4-HC O3 M a et al.，2011 Ca-M g-SO4-HC O3度／℃68献温文口6660616064.5636868706562657465686765303433.4306062.551 39481615.2 17.3自井pH 7.74 7.89 7.72 7.48 7.80 7.65 7.63 7.74 7.51 7.29 7.28 7.61 7.60 7.35 7.05 7.04 7.02 7.02 7.60 7.05 7.27 6.88 7.33 6.97 6.81 6.71 6.94 7.74 6.60 7.33深／m，19～30引井2640 2232 2360 2313 2331 2686 2592 2582 2220 2344 2360 2564 2356 2600 2360 2260 2628 2526 1150 1351 1250 2000 1805 1803 603 1339 570 1600 179 172果成型水水水的试类 水水水水水水水水水水水水水水水水水水水水水水水水水水水冷冷冷 测样 热热热热热热热热热热热热热热热热热热热热热 热热热热 热地热下下下和水 地 地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地地 集采置 起起起起起起起起起起起起起起起起起起阶阶阶阶起起阶阶起 作位 隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆隆断断断断隆隆断断隆山山山 工造 庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄庄东东东山南南山山南东西西 次构 温温温温温温温温温温温温温温温温温温 边 边边 本西西西西西西西西西西西西西西西西西西城城城西城城西西城名井TY-01 TY-02 TY-03 TY-04 TY-05 TY-06 TY-07 TY-08 TY-09 TY-10 TY-11 TY-12 TY-13 TY-14 TY-15 TY-16 TY-17 TY-18 RN02 RN09 RN11 RN32 RN03 RN04 RN16 RS01 RS04 RS15 1～18为品R N01样R N27号序1 2 3 4 5 6 7 8 910 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30

太原地区的岩溶地热水主要分布于西温庄隆起、城东断阶、西边山断阶和城南隆起4个构造单元内，地热水水化学测试结果见表1。除去西边山断阶的RN16井，研究区其他岩溶地热井深均大于1000im，最深为2686im，井口温度为30～74i℃。地热水pH值为6.6～7.89，水化学类型主要为SO4-Ca·Mg型，TDS（Total Dissolved Solid）为596～2562img·L－1。地下冷水样位于东西山补给区，均为奥陶系碳酸盐岩地下水井，井口温度为15.2～17.3i℃。地下冷水pH值为6.6～7.74，和地热水相似，水化学类型为HCO3·SO4-Ca·Mg型和HCO3-Ca·Mg型，TDS为257～584img·L－1。从地下水piper图（图3）中可以看出，地下水阴离子的组成从地下冷水往地热水有很好的演化趋势，阴离子由为主演化为以SO24－为主，且TDS值随之增高，地下水中的阳离子一直是以Ca2＋为主，Mg2＋由地下冷水往地热水有个很小的演化趋势。

图3 太原地区地下水piper图Fig.3 Piper triangular diagram of the major ions in water from Taiyuan

根据TDS和阳离子浓度的相关性图（图4a，图4b）可以看出，随着Ca2＋和的增加，TDS显著增高，具有很好的线性相关性，推测地热水TDS的主要贡献来自石膏或硬石膏矿物的溶解。根据区域地质资料，研究区内的中奥陶统中分布有4层石膏、膏泥岩层，厚度较大，分别位于下马家沟组、上马家沟组和峰峰组。其中，太原地区主要开采的石膏矿位于峰峰组，太原西山就有一个大型的石膏矿床（罗僧抱，1986；陈国芳等，2007），而峰峰组是太原盆地地热水的主要含水层段之一（汪新伟等，2019）。此外，该地区的石炭－二叠系的砂页岩煤系地层还有丰富的黄铁矿，也对浓度有一定的贡献（马腾等，2012）。岩溶地热水中如果仅仅发生方解石和白云石的溶解作用，Ca＋Mg的摩尔浓度与的摩尔浓度比值应小于1:1（Huang et al.，2017）。而本次岩溶地热水中的Ca＋Mg的摩尔浓度与的摩尔浓度比值远大于1:1（图4c），表明地热水中不仅发生了方解石和白云石的溶解作用。从图4d中看出地热水中的含量较高，Ca2＋、摩尔浓度比小于1:1，说明除了方解石与白云石溶解作用外，还发生了石膏的溶解作用，且石膏的溶解作用占主导地位。含量高于Ca2＋含量的原因可能有：硫化物的氧化提供了额外来源；石膏的溶解产生过多Ca2＋导致方解石或者白云石发生了沉淀，使Ca2＋的含量减少。后文的矿物饱和度指数部分会详细解释哪种原因占主导。

图4 太原盆地岩溶热矿水TDS与阴阳离子浓度的相关性图Fig.4 Relationship between TDSand ion concentration in Taiyuan Basin

3.1.2 地下水中主要矿物的饱和度指数（SI）

矿物饱和指数（SI）是确定水与矿物处于何种溶解－沉淀状态的参数，以SI值判断水与岩石、矿物的反应状态，尤其是矿物的溶解方向是比较可靠的（罗璐等，2015）。利用phreeQC软件计算了太原地区地下水的主要矿物饱和度指数和CO2分压（表2，图5）。西温庄隆起岩溶热矿水中CO2分压含量总体最低，补给区偏高。补给区地下冷水的4种矿物中石膏和硬石膏均为未饱和，方解石为饱和至未饱和，白云石则3种状态均存在。岩溶热矿水中的石膏和硬石膏则是呈饱和至未饱和趋势，尤其是硬石膏，只有4个样品位于饱和区，其余均为未饱和，方解石和白云石呈饱和至过饱和趋势，证明石膏和硬石膏则是朝溶解方向发展的，而方解石和白云石是朝沉淀方向发展，石膏的溶解产生过多Ca2＋导致方解石或和者白云石发生了沉淀。总体而言，从补给区到热矿水区，CO2分压是逐渐减小，而4种矿物的饱和度指数均在增加，方解石和白云石趋近饱和，石膏和硬石膏趋近未饱和。

图5 太原地区岩溶地下水4种特定矿物的饱和度指数Fig.5 Map of mineral saturation indices showing the extent to which a particular solution is supersaturated or undersaturated with respect to a particular mineral phase

表2 太原地区岩溶地下水主要矿物的饱和度指数（SI）Table 2 The main mineral saturation indices（SI）of karst groundwater samples in Taiyuan

3.1.3 岩溶热矿水的热储温度和循环深度

太原地区西温庄岩溶热矿水属于中低温地热水，控制硅溶解度的主要是石英和玉髓（Fournier，1989），所以太原地区西温庄热矿水热储温度计算选择石英和玉髓地温计，计算结果见表3。对比地热井的井口温度数据（表1）可知，玉髓地温计的计算结果远低于井口温度，所以选择石英地温计的结果作为太原地区西温庄热矿水热储温度，热储温度为72.6～91.1i℃。太原市的年平均气温9.5i℃，作为恒温层的温度，深度为20im，地温梯度为3i℃／100im（汪新伟等，2019），计算太原地区西温庄热矿水的循环深度（表3），计算公式为：

式中：D为热矿水循环深度（m）；T为热储温度（℃）；T0为恒温层温度（℃）；G为地温梯度（℃／100m）；D0为恒温层深度（m）。

表3 西温庄隆起区岩溶热矿水的热储温度和循环深度Table 3 The reservoir temperature and circulation depth of karst thermal mineral water in Xiwenzhuang uplift

太原地区西温庄热矿水的循环深度与地热井的深度差距不大，说明西温庄的地热井均钻至了目标热储层，较好地开发了奥陶系的岩溶热矿水。

3.2 岩溶热矿水的同位素特征和径流特征

3.2.1 岩溶热矿水的氢氧稳定同位素和碳同位素特征

太原地区岩溶热矿水的氢氧稳定同位素数据见表4。地热水的起源可以通过其在δD－δ18O关系图上的位置，特别是与大气降水之间的关系判断（Craig，1961）。从太原盆地岩溶热矿水的 δD－δ18O关系图（图6）可以看出，太原盆地的岩溶热矿水起源于古大气降水。

表4 西温庄隆起区岩溶热矿水的碳同位素数据以及14C年龄Table 4 The carbon isotopic composition and 14C age of karst thermal mineral water in Xiwenzhuang uplift

图6 西温庄隆起区岩溶热矿水δD－δ18O关系图（GMWL为全球大气降水线：δ2 H＝8δ18O＋10）Fig.6 δD－δ18O plot showing the stable isotope composition of the thermal water in Xiwenzhuang upift.The solid line is the Global Meteoric Water Line（GMWL），δ2H＝8δ18O＋10

图7 太原地区岩溶地下水TDS值平面分布图Fig.7 TDSvalues distribution of karst groundwater in Taiyuan area

图8 太原地区岩溶地下水Sr浓度平面分布图Fig.8 Sr concentration distribution of karst groundwater in Taiyuan area

太原地区岩溶热矿水的碳同位素数据见表2。由于不含14C的碳酸盐溶解会稀释14C，所以必须进行碳酸盐溶解校正。13C是开放和封闭系统地下水DIC演化的出色示踪剂，含水层中源自土壤的DIC和碳酸盐矿物之间的δ13C具有很大的差异，使之可提供可靠的校正14C地下水年龄的方法（Pearson et al.，1970）。利用Pearson模型校正后，太原盆地岩溶热矿水的年龄为21i000～25i000ia，说明地热水中混合了古水，其接受大气降水补给后在储层内径流时间比较长。由于岩溶热矿水的14C样品均采自西温庄隆起，所以该结果仅能代表西温庄隆起之上的岩溶热矿水的年龄。对于西边山断阶、城东断阶和城南隆起等其他构造单元内的岩溶热矿水的年龄尚不清楚，但是可推测靠近补给区的构造单元的岩溶热矿水年龄要小于西温庄隆起区。

3.2.2 岩溶热矿水的径流特征

根据太原地区岩溶地下水的TDS平面分布图（图7），可以看出西温庄隆起到城南隆起一带TDS值偏高，是太原盆地的汇水区，同样的，岩溶地下水中的锶（Sr）浓度也有类似特征（图8）。锶元素化学性质稳定，不受质量分馏的影响，岩溶水的径流时间和径流途径长，与围岩充分接触，有利于锶的富集（范伟等，2010）。太原地区岩溶地下水的Sr浓度分布趋势与TDS分布图的趋势可以很好地匹配上。从Sr的平面分布来看，西温庄隆起一带为高值区，说明地下水的总体流向是从东西山往盆内流，西温庄隆起是汇水区，这个结论与上文提到的西温庄隆起的岩溶热矿水是年龄较老的古水一致。

根据太原盆地岩溶热矿水的水化学特征，可以推测地下水补给径流的过程：大气降水补给地下水分别经历了碳酸盐岩和石膏层的溶滤。大气降水溶解了一部分CO2，使其pH偏酸性。进入碳酸盐岩后，方解石或白云石朝开放系统的饱和方向溶解，反应的结果是pH上升至中性左右，水中Ca2＋、Mg2＋和HCO－3浓度增加，形成低TDS的HCO3-Ca·Mg型水。然后，水进入石膏层，由于石膏的溶度积比方解石的溶度积大得多。因此，石膏被大量溶解，水中的Ca2＋浓度更高，并出现大量的SO2－4，同离子效应使水与方解石达到过饱和状态，SI值大于1，产生CaCO3沉淀，水中HCO－3减少。此外，由于这过程当中温度的上升，也会导致方解石溶解度下降（闫志为等，2009），CaCO3朝饱和方向发展，导致最终形成了以Ca2＋、Mg2＋和为主的SO4-Ca·Mg型岩溶热矿水。

4 结 论

（1）太原盆地的岩溶热矿水水化学类型为SO4-Ca·Mg型，其水岩相互作用受到了太原地区奥陶系石膏层影响。岩溶热矿水中的TDS随着Ca2＋和的增加而增加，Ca＋Mg的摩尔浓度与的摩尔浓度比值远大于1:1，Ca2＋摩尔浓度比小于1:1，说明除了方解石与白云石溶解作用外，还发生了石膏的溶解作用，且石膏的溶解作用占主导地位。根据热矿水中的方解石、白云石、石膏和硬石膏4种矿物的SI值推断，石膏和硬石膏两种矿物还在溶解中，而方解石和白云石两种矿物则出现沉淀趋势，石膏的溶解产生过多Ca2＋可能会导致方解石或白云石发生沉淀，同时，热矿水温度越高，方解石和白云石的溶解度下降，还会加剧这两种矿物往过饱和方向发展。

（2）太原地区岩溶地下水的起源来自于古大气降水，太原盆地西温庄隆起岩溶热矿水的14C年龄为21i000～25i000ia，混合了古水。岩溶热储温度为72.6～91.1i℃，循环深度为2123～2663im。较长的水岩相互作用时间，使得水岩相互作用更深入，地下水充分接受围岩的热传导，这也是太原盆地能形成温度较高的热矿水的主要原因之一。

（3）太原地区从补给区到盆地内排泄区，热矿水的TDS和Sr浓度都有明显的升高趋势，反映出地下水从补给区到排泄区明显的溶滤作用，地下水的化学类型也从HCO3-Ca·Mg型水往SO4-Ca·Mg型地下水演化。