基于美国国家地热数据的地热温度计案例分析与方法适宜性评价

蒋 恕 ，陈国辉 ，张钰莹 ，张鲁川 ，旷 健，李 醇 ，程万强

1. 中国地质大学 资源学院，武汉 430074；2. 中国地质大学 构造与油气资源教育部重点实验室，武汉 430074；3. 中国地质大学 生物地质与环境地质国家重点实验室，武汉 430074；4. 中国电建集团 华东勘测设计研究院有限公司，杭州 311122

目前，中国科学家正在主导全球古地理再造与深时大数据体系（即深时数字地球DDE，Deep-time Digital Earth）的建设，聚焦于过去数十亿年的地球历史，整合全球已有的海量数据，通过全球古地理、古热史、古气候重建，构建地球岩石圈、热结构圈、水圈、生物圈、大气圈等多圈层的数字耦合系统；建立地球系统科学的新理论体系，重建精确的地球演化历史，揭示全球资源与能源矿产的宏观分布规律；结合现代数字地球，更加准确地预测地球与人类的未来。地热学作为“地球系统科学”的一个分支，是DDE计划的重要组成部分。

地热资源作为地热学的直接表征，一般包括热源、水源、热储、通道和盖层等要素。其中，热储是地热资源勘探开发的对象，热储温度是关系到地热资源量评价和开发方案制定的重要参数。因此，热储温度的评价对于地热资源的勘探、开发具有重要理论意义和参考价值。在没有钻井或钻井深度未达到地热储层的情况下，热储温度一般可采用地球化学方法进行评价。深部热储中矿物与流体或（或不同流体）达到化学平衡后，在热水上升至地表的过程中，虽然温度下降，但是化学成分含量尚未发生变化，故可以基于化学反应的平衡温度来估算热储温度。目前，常用的确定储层温度的地热温度计有阳离子地温计、二氧化硅地温计、气体化学地温计、溶质同位素地温计、气体同位素地温计和化学热力学地温计等（庞忠和等，2013）。阳离子地温计主要基于Na-K、Na-K-Ca和Na-Li在水中溶解组分比例的交换反应依赖于温度，可以用这些组分的比值作为地热温度计。由于热水上涌过程中发生的水岩反应和水体之间混合将影响阳离子地温计预测温度的准确性，通常需要首先利用目前最为常用的Na-K-Mg三角图方法来判断地热水与冷水的混合关系和水—岩平衡状态，而后根据其水—岩平衡状态选择合适的阳离子地温计来计算热储温度。对于阳离子温度计，从全体系化学反应平衡着眼，Reed和Spycher（1984）提出利用多矿物饱和指数的收敛情况判别水体中矿物的平衡状态，并根据收敛时所对应的温度判别热储温度。从矿物平衡的角度出发，Giggenbach（1988）基于Na-K离子平衡状态调整缓慢，但K-Mg离子平衡状态调整较快的特点，提出利用Na-K-Mg含量相对关系判别水体矿物平衡状态，并进一步评价热储温度。如果不平衡则用二氧化硅温度计来规避热水温度下降带来的影响； 二氧化硅地热温度计主要基于石英、玉髓等矿物的溶解度是温度的函数，可以直接用作地热温度计（Fournier，1979）；气体地热温度计，包括气体同位素地热温度计（如12CO2-13CH4、S18O4-S18O4-和16CO2-等）、气体化学地热温度计（如CO2、H2S、H2等）和气体相对组分地热温度计（如CO2/N2、CO2/H2、H2S/Ar、H2/H2S、H2/Ar等）。

在发生了冷、热水混合作用的情况下，原始热水中的矿物和离子浓度的遭到了稀释，难以反映原始热水特征。Fournier和Truesdel（1974）和Fournier （1977）提出了冷热水混合模型对热水端温度进行评价，包括Si-焓模型、Cl-焓模型和Si-碳酸盐模型。脱气作用是另一类常见问题，Pang和Reed（1998）发展了定量化校正模型。上文所提到的地球化学地热温度计法、多矿物平衡法和冷热水混合模型为目前评价热储温度的常用方法，采用不同评价方法得到的热储温度往往存在一定差异，甚至难以调和，难以对热储温度做出准确评价。因此，需要基于大量实例，对不同热储温度评价方法的适用性进行深入对比分析。

目前，全球多家机构已经着手于地热数据库的建设，并已经取得了初步成果。国外地热数据库的建设起步相对较早，目前已有几个数据库初步建成，并另有一些正在筹建。例如，美国国家地热数据系统、欧洲地热区域供暖数据库（Geothermal District Heating，GEODH）、美国能源部地热数据库（Geothermal Data Repository，GDR） 等。尽管国内地热数据库的建设起步稍晚，但也取得了初步成果。比如，中国地质调查局所投资建设的地质云数据库中包含了部分地热数据，中国地质科学院水文地质环境地质研究所正在建设地热数据库。先前研究已经对不同的数据库特征以及优缺点进行了阐述（蒋恕等，2020），因此本文将基于目前建设比较成熟的美国国家地热数据系统，查询不同地热田的基本地质概况和地球化学信息，分别利用阳离子比值地球化学地热温度计、多矿物组合地热温度计和冷热水混合模型对热储温度进行评价，通过对比不同方法得到的热储温度结果，探讨不同方法的适用性和局限性，以期为热储温度评价方法的选取提供参考。

1 地热温度计方法及原理

1.1 溶质化学地热温度计法

1.1.1 阳离子地热温度计

阳离子地热温度计是以热水和固相物质内的K+、Na+、Ca2+以及Mg2+等阳离子的交换作用与温度的函数关系为原理建立起来的。目前阳离子地热温度计已经被广泛应用于热储温度评价，均采用经验性的近似方法（汪集旸等，1993），常用的地热温度计有Na-K、K-Mg、Na-K-Ca以及Na-Li等。

Na-K地热温度计：根据热水中Na+、K+与碱性长石的离子交换平衡作用主要受温度控制的原理建立起来的。在具备钠长和钾长石平衡环境的天然水中，Na+和K+的比值是温度的函数，Giggenbach（1988）提出了以Na+、K+参数的热储温度计算公式：

该方法需要水岩反应达到完全平衡状态或水循环时间较短，低温条件下水溶液中Na+/K+一般不受共生碱性长石之间阳离子交换反应的控制，适用温度为180～350℃，受稀释和蒸汽分离的影响很小，可以适用于SiO2地热温度计方法不适用的高温地热储层（如温度＞250℃）。

K-Mg地热温度计：以钾长石转变为白云母和斜绿石的离子交换反应为原理建立的，K+和Mg2+对温度的变化反应非常迅速，在溶液中能快速达到平衡。因此，该地热温度计适用于低温系统，并且需要水岩反应达到完全平衡状态，热储温度计算公式为（Giggenbach，1988）：

Na-K-Ca地热温度计：该地热温度计是基于Na+、Ca2+和K+三种离子在碱性长石中的离子交换反应而建立的，常针对于富钙热水。根据ρ（Ca2+）的不同，Fournier和Truesdell（1973）与D’Amore等（1980）分别提出了不同的Na-K-Ca地热温度计计算公式：该公式适用于较低ρ（Ca2+），且含钙矿物未发生沉淀作用。如果t＜100℃，且lg(Ca0.5/Na)+2.06＞0，则β=4/3；如果t＞100℃，且lg(Ca0.5/Na)+2.06＞0，则β=1/3。

该公式适用于较高ρ（Ca2+），且含钙矿物未发生沉淀作用。如果t＜100℃，且lg(Ca0.5/Na)+2.24＞0，则β=4/3；如果t＞100℃，且lg(Ca0.5/Na)+2.24＜0，则β=1/3。

由于Na-K-Ca地热温度计适用于富钙热水，沸腾会使估算值偏高，在许多富Mg2+的中低温热水中，该地热温度计的计算结果也会明显偏高。因此，需要利用Mg2+进行校正，Pope等（1987）认为Na-K-Ca地热温度计只适用于在低ρ（Cl-）且非HCO3-Na型水中。

1.1.2 SiO2地热温度计

SiO2地热温度计是目前广泛应用于计算地下热储温度的方法之一，其原理为水溶液中硅的浓度是由水—岩相互作用时的温度下硅的溶解性决定的，适用热储温度高达250℃（Walther and Helgeson, 1977; Fournier, 1979）。天然水中溶解的SiO2一般不受其它离子的影响，也不受络合物的形成和挥发散失的影响。Fournier (1985)的实验研究表明，SiO2沉降随温度降低而降低的速度相当缓慢，硅的总浓度是温度的函数。因此，水中硅的浓度能很好地指示地下热储温度（柳春晖，2006）。这种温度函数是基于实验室试验数据、测量数据以及地热系统中不同井中热水的硅浓度所建立的。实际情况下，由于热水出露地表后气压减小，二氧化硅溶解度相应减小，但二氧化硅沉淀过程缓慢，在温度低于180℃时尤为明显，这使得热水中二氧化硅浓度容易达到饱和状态。因此用石英地热温度计获得的温度一般高于出水温度10～20℃，此温度只作为热水曾经达到过的温度（于湲，2006）。研究表明，温度小于110℃时，通常是玉髓控制着溶液中的二氧化硅含量；而大于180℃时，通常是石英控制着溶液中的二氧化硅含量；在180～110℃间，石英和玉髓都可以和溶液达到平衡（Arnorsson et al., 1983）。石英和玉髓热储温度计算公式为：

式中，CSiO2代表SiO2的质量浓度，单位为mg/L。

1.1.3 气体地热温度计

Ellis在1957年最先提出利用地热气体组分估算热储温度的设想。随后，Hulston和McCabe（1962）、Bottinga（1969）、D’Amore等（1980）、Nehring和D’Amore（1984）、Arnorsson 等（1985，1998）及Giggenbach和Goguel（1989）等先后发展了一系列的气体地热温度计。这些气体地热温度计可分为：（1）气体化学地热温度计，如CO2、H2S、H2等。这类地热温度计只适用地热流体的温度达到或超过当地沸点的喷气孔、地热井和沸泉，应用时需要知道地热蒸气的定量组成，野外工作量较大，国内以往的研究工作仅见于云南腾冲热海和西藏羊八井热田，H2S地热温度计给出的结果一般都比较理想（Zhao et al., 1998）。一般热储温度在100～200oC时，CO2地热温度计计算的稍微偏低，当热储温度高于220oC时，H2S和H2需要校正；（2）气体相对组分地热温度计，如CO2/N2、CO2/H2、H2S/Ar、H2/H2S、H2/Ar以及FT-HSC等，这类气体地热温度计使用方便、简单、适用范围较广，但影响因素比较复杂。

Giggenbach和Goguel（1989）标定了H2/Ar地热温度计，并认为热储中的含铁矿物控制着地热流体中H2的逸度，其逸度与热储温度有关，而Ar组分是通过25℃的大气降水携带进入热储的，没有其它来源。据此，提出了热储温度的计算公式：

上式中H2和Ar具有相同的量纲（下同）。

而Arnorsson等（1998）则认为下列反应：磁黄铁矿+葡萄石+H2O=绿泥石+黄铁矿+H2，控制着热储中H2的逸度。在假定热田补给区年平均温度是5℃的前提下，给出的计算式为：

从理论上分析，成功应用H2/Ar气体地热温度计需要符合以下地质条件：（1）热储达到水—岩作用平衡，（2）大气降水是Ar组分的唯一来源；（3）地热流体运移过程中不与岩石矿物发生新的化学反应，没有气体组分的加入或丢失；（4）没有浅层冷水混入。具体到每一处水热活动区是否符合这些假设条件，需要结合地质构造、水化学组成和同位素比值等多方面资料加以综合判别。

1.2 多矿物平衡法

理论上，受温度控制的化学反应中的组分都可以用来作为地热温度计，但Fournier（1974）认为使用地球化学地热温度计必须同时满足以下几个基本条件：（1）深部发生的反应只与温度相关；（2）温度相关反应所涉及的所有组分均有足够的丰度；（3）热储温度下水—岩间的反应达到平衡状态；（4）当水从热储流向地表时，在较低的温度下，组分间不发生再平衡，或变化很小；（5）来自系统深部的热水没有和浅部冷水相混合。然而，在某些情况下，受热储温度较低、与浅部冷水混合作用或可能的化学反应等因素的影响，热水中某些作为地热温度计的化学组分并没有和矿物达到真正的平衡，所以，必须研究热水和矿物的平衡状态以检验所使用地热温度计的可靠性。Giggenbach（1988，1991）提出利用Na-K-Mg三角图解法来判断水—岩平衡状态以及区分不同类型的水样，在图版中可识别完全平衡水、部分平衡水和未成熟水三个区域。其应用原理为Na+、K+的平衡状态调整缓慢，但K+、Mg2+含量的平衡状态调整较快，即使温度较低时亦如此。因此，该方法对中低温热田热储温度的计算较为有利。此方法的优点在于，可在同一幅图上同时判断出大量水样的平衡状态，并且能把混合水和平衡水很好地分开。

Reed和Spycher（1984）提出利用多矿物平衡图解法来判断地热系统中热液与矿物之间总体的化学平衡状态。其原理是将热水中多种矿物的溶解-沉淀状态当成温度的函数，若一组矿物在某一特定温度下同时接近平衡，则可判断热水与这组矿物达到了平衡，平衡曲线收敛的矿物可以选作该热储的地热温度计，平衡时温度即为深部热储温度（吴红梅和孙占学，2000）。但有的学者认为，在实际应用中，大部分图解法效果并不好，该方法只能作为定性判断地热流体—多矿物平衡的依据（王莹等，2007）。Pang和Reed (1998) 提出了地热系统中混合、脱气以及某些微量组分测试结果缺失的情形下的标定模型，使该方法的实用性得到改善并广泛应用于各类地热系统评价中，包括80℃以上的中低温地热系统热储温度计算中。伯克利国家实验室的Sonnenthal（2013） 等着将统计方法与之结合，形成了GEOT软件，使该方法的应用更加方便。

1.3 混合模型

受地热水系统纵向循环的影响，深层热水中往往不同程度地混入了浅层或地表冷水，依据Na-K-Mg图可以判别出地热田水体中矿物的平衡程度（Giggenbach，1986，1988）。例如，我国长白山地热系统（任宪军，2018）、新疆塔什库尔干谷地地热系统（Li et al., 2017）和贵德盆地地热系统等深层热水均处于Na-K-Mg图中的部分平衡或未平衡区域，表明深层热水储层中均不同程度地混入了冷水，导致水体中的矿物和离子均发生了再平衡作用（郎旭娟等，2017；史杰等，2018；赵荣生，2019）。

在热储中水体发生混合作用的情况下，矿物含量和离子浓度都将受到影响，无法客观的反映热水的原始信息。不仅如此，混合作用将导致深部热储层中的高温平衡环境遭到破坏，这严重违背了地球化学地热温度计能够做出准确评价的基本前提——作为地球化学地热温度计的某种溶质或气体和热储中的矿物达到了平衡状态（柴蕊等，2010）。所以，此时在利用地球化学地热温度计计算深部热储温度的极大值时可能会产生较大偏差（郎旭娟等，2016）。

在处理地热水混合问题时通常应用混合模型来估算混合水中热水端元的温度。混合模型主要有三种：Si-焓混合模型、Si-碳酸根混合模型、Cl-焓混合模型（庞忠和等，2013；侯兆云，2019）。其中，由Fournier和Truesdell（1973）提出的Si-焓模型在高温系统中应用最为广泛。该模型假设热水在混合后没有冷却，混合前后没有SiO2的沉淀，地下深处热水的溶解态SiO2处于饱和状态，并且SiO2含量只受石英溶解度的控制。冷热水混合过程中能量守恒和物质守恒，可建立如下模型：

式中：Hcold和ρSiO2cold分别表示混合前冷水端元的焓（cal/g）和SiO2浓度（mg/L）；Hhot和ρSiO2hot分别表示混合前热水端元的焓（cal/g）和SiO2浓度（mg/L）；Hmix和ρSiO2mix分别表示混合后水体的焓（cal/g）和SiO2浓度（mg/L）；X为冷水比例。冷水端元和混合后热储层中水体的温度和SiO2浓度均可由实验测得，进而可由温度与焓的关系确定焓值（表1）。

表1 热水温度（T）、焓（H）以及SiO2浓度关系Table 1 Correlations between temperature (T), enthalpy (H) and SiO2 concentrations of hot-water

图1 地热流体Si-焓图Fig. 1 Si-enthalpy diagram of geothermal fluids

Si-焓混合模型可由Si-焓关系图求解（图1），以焓值为X轴，SiO2浓度为Y轴，将各取样点的数据投在图中。在图中画出石英溶解度曲线，再画一条通过数据点的直线（拟合线），该直线与溶解度曲线的交点即为混合水中热水端元的焓值，查蒸汽表可知其温度。若地热水在混合前发生了沸腾，则将拟合数据点的直线外推至100℃（cal/mol），在该点处作一代表经过绝热沸腾至100℃（大气压下）时蒸汽损失校正的适应溶解度的水平线，交至石英溶解度曲线。

Arnórsson等（1983）发现，地热水体中二氧化碳的浓度取决于水体温度。当温度超过200℃时，大部分溶解的碳酸盐岩以二氧化碳的形式存在，因此，可以通过分析水溶碳酸盐来反映二氧化碳浓度。高温水体中二氧化硅含量取决于石英的溶解度，因此，可以近似认为高温水体中硅和总碳酸盐之间存在固定关系。类似于Si-焓模型，在Si-碳酸盐关系图中，将冷水与混合水数据点连线，并与二氧化硅—碳酸盐溶解曲线相交，根据焦点所对应的二氧化硅含量查表即可得到混合前热水端温度。Cl-焓混合模型可采用类似方法，得到热水端元温度。

2 基于数据库的热储温度评价实例

美国国家地热数据系统是目前建设比较成熟的地热数据库之一，该数据库由美国能源部资助，由SMU地热实验室、西门子公司、德克萨斯大学经济地质局、MLKay技术公司、德克萨斯理工大学、康奈尔大学、北达科他州大学和地热资源委员会共同开发的数据和服务（应用）系统。NGDS数据库包含地质、地球物理、地球化学、基础设施和经济状况等描述性信息，以及温度、热流、热导率、孔隙度、渗透率、结构、岩心测井、井测试、估计的储层体积、地应力、流体化学等数据信息。该系统支持目录搜索（CSW）、地图浏览（WMS）和数据访问（WFS），旨在通过提供地热数据降低地热资源的开发风险，并减轻工作人员在查找、检索、集成和验证信息过程中所花费的精力（Richard et al.，2013）。

与项目报告相比，数据库中的数据具有公开发表、较为准确、认可度高等优点。因此本次研究基于NGDS数据库，收集整理了东非Alid地热田、秘鲁Calientes地热田、冰岛Geysir地热田和罗马尼亚西部地热田的基本地质情况和地球化学数据，并利用这些地球化学数据对不同地质背景的热储温度进行评价。

2.1 东非Alid地热田

2.1.1 基本概况

东非Alid地区位于非洲大裂谷的北部，靠近活跃的大陆裂谷汇入红海海底扩张带的地带（图2），为高温地热活动提供了必要条件。区内火山活动频繁，具有高热流，地热资源潜力较大。该地区地热的主要表现形式为温泉和喷气孔，已经确定了11个地热点，其中6个被用来采集气体和水样（Lowenstern et al.，1999）。研究表明，Alid地热区喷气孔和地热水塘的分布较均匀，与岩性分布关系不大，但是大部分的喷气孔和蚀变带呈直线排列，因此，它们的形成可能受裂缝控制（Berhane，2004）。

图2 东非Alid地区地理位置简图Fig. 2 Location of the Alid region in eastern Africa

Alid地区地热水pH值较低，介于3～7，TDS（Total Dissolved Solids，总溶解固体）含量多大于1000×10-6，溶解气体主要为CO2，还有少量的H2S、H2、CH4和N2。图版显示（图3a），Alid地热田水样品富含含量极低，除ELW-10样品属于HCO3-水型外，其余水样品全部属于蒸汽加热水/蒸汽冷凝水，蒸汽热水中高含量SO42-以及低pH值产生的主要原因是深部储层流体中的H2S在浅层被氧化，生成了大量H2SO4。Na-K-Mg图版显示（图3b），Alid地热田水样品点落于Mg2+端，全部属于未成熟水。

图3 Alid地热田水样品图（a）和Na-K-Mg平衡图（b）Fig. 3 diagram (a) and Na-K-Mg balance diagram (b) of water samples from the Alid geothermal field

2.1.2 地热储层温度

Na-K-Mg、Na-K、K-Mg、石英及玉髓地热温度计计算结果主要分布于51～531℃，且各指标计算结果差异较大（表2）。气体地热温度计H2/Ar的计算结果显示，热储温度介于290～336℃，总体高于其它地化地热温度计结果（表2）。研究区水样具有低pH、高硫酸盐的特点，属于典型的具有蒸汽加热特点的地表水，并且可能受到冷水或岩石水相互作用的影响。因此，溶质地热温度计不能代表热储温度。

2.2 秘鲁Calientes地热田

2.2.1 基本概况

Calientes地热田（图4）有温泉等多种表现形式，温泉水温主要介于50～87℃，pH值为6.90～ 8.34，电导率为1160～5920μS/cm，溶解气主要为CO2和H2S。研究中的6个水样品来自于Calientes地热井（TC-4、TC-10、TC-15、TC-31、TC-41和TC-47），另有3个水样来自于Calientes河的上游和下游（FFNW、RIOA和RIOB）。

Cl--三角图结果显示（图5a），Calientes温泉水样品全部位于深层Cl-水型区域，是深部高温热流体的典型特征，也就是说，Calientes温泉水来自于深部含水层（Nicholson，1993; Verma et al., 1997）。Na-K-Mg三角图显示（图5b），TC-47样品位于完全平衡水区域，TC-4、TC-10和TC-41样品位于完全平衡线附近，这表明它们的阳离子比率受矿物-溶液平衡的控制。TC-15样品位于部分平衡水区域，可能经历了稀释过程或与浅层冷水的混合。

表2 东非Alid地热田不地热温度计计算热储温度结果（℃）Table 2 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Alid geothermal field in East Africa (℃)

图4 秘鲁南部Calientes地热田温泉分布Fig. 4 Distribution of Calientes geothermal field hot sparing in southern Peru

图5 Calientes地热田水样品图（a）和Na-K-Mg平衡图（b）Fig. 5 diagram (a) and Na-K-Mg balance diagram (b) of water samples from the Calientes geothermal field

2.2.2 地热储层温度

Na-K-Ca地热温度计选用公式3计算，结果显示，Calientes地区热储温度介于165～227℃（表3），而K-Mg地热温度计计算的TC-15样品热储温度是124℃外，可能是由于该样品未达到完全平衡，导致K-Mg指标误差较大。除未达到完全平衡的TC-15样品外，各地化地热温度计计算结果误差较小（表3）。此外，本次研究中各地热温度计估算热储温度与Cruz等（2010）的研究结果基本一致。

2.3 冰岛Geysir地热田

2.3.1 基本概况

Geysir地热区位于冰岛南部的Haukadalur地区，距离首都Reykjavik市110 km，距海岸线50 km，海拔约为100 m，是冰岛的高温区之一。Geysir地热田坐落于Laugarfjall流纹岩穹顶东坡的底部，海拔约为187 m，其东部和南部的低地则主要由冰川期玄武岩熔岩流形成（图6）。该地热区主要分布于活火山裂谷带的中心火山区，其热量主要来自于地壳浅层局部堆积的火成岩侵入体。在过去的一万年中，Geysir地区没有发生过任何火山活动。

研究水样品来自于Geysir温泉、Strokkur温泉、Smidur蒸汽泉、Kaldilaekur河水以及Nedridalur和Helludalur地热井水（图6）。Cl--SO42--HCO3-三角图显示，Geysir、Strokkur和Smidur水样品位于水型范围，并靠近Cl-型和水型区域（图7a），而Kaldilaekur、Nedridalur和Helludalur水样品水质组成更靠近端，位于外围水区域。Na-K-Mg三角图显示（图7b），Geysir、Strokkur和Smidur热水样品靠近完全平衡线，接近完全平衡状态；其余水样品位于未成熟水区域内，反映了水—岩反应的平衡温度偏低，水样不能完全达到平衡，可能是由于热水向地表上涌的过程中受到浅层冷水的稀释作用，从而使热水中元素的含量变低。

表3 秘鲁南部Calientes地热田不同地热温度计计算热储温度结果（℃）Table 3 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Calientes geothermal field in southern Peru (℃)

图6 冰岛南部Geysir地热区及周缘地区地质简况图（修改自Torfason, 1985）Fig. 6 Geological profile of Geysir geothermal field and its surrounding areas in southern Iceland

图7 Geysir地热区图（a）和Na-K-Mg平衡图（b）Fig. 7 diagram (a) and Na-K-Mg balance diagram (b) in the Geysir geothermal field

δD（氘同位素的值，‰）与δ18O（氧同位素的值，‰）关系图显示（图8），Geysir地热田及其周缘水体δD值为-83.3‰～-64.9‰，平均为-75.1‰，数据点分布比较分散。由于沸水温泉中水岩反应剧烈，导致发生明显的氧漂移。氘值特征与北部约50 km的Langjokull冰盖南部降水相似，表明沸水温泉中的水体源于此地降水，而并非源于当地降水。ND-01井和HD-03井的样品位于沸水温泉和降水线之间，表明其水体来源于Geysir地热田排泄水与当地地下冷水的混合（Arnórsson，1985）。

2.3.2 地热储层温度

Na-K-Ca地热温度计计算结果显示，热储温度约为141～219℃（表4）。K-Mg地热温度计适用于低温系统，且水岩反应达到完全平衡，而Na-KMg平衡图版显示该地区样品未达到完全平衡（图7b），因此，K-Mg指标可能不适用。Na-K地热温度计指示的热储温度范围在175～299℃之间（表4），但温度超过250℃时，Na-K地热温度计计算结果不准确，因此，Geysir地热田热储温度可能处于175～255℃。未发生蒸汽损失时，可采用石英或玉髓地热温度计公式计算热储温度。计算结果显示，该地区热储温度为100～250℃之间（表4），并与前人对该区热储温度的估算结果基本相符（Pasvanoglu et al., 2000）

图8 冰岛Geysir地热田及其周缘地区钻井样品δD与δ18O关系图Fig. 8 Correlations between δD and δ18O for core samples of the Geysir geothermal field and its adjacent areas in Iceland

Geysir地热区多矿物平衡图显示（图9a），Geysir温泉中多种矿物的平衡曲线收敛于一个较小的温度区间，表明热储温度主要介于200～250℃，并且玉髓的平衡曲线收敛在这个温度范围内，且与热水的平衡温度约为245℃。但是石英矿物在该区间全部大于零，也就是在这个范围内这种石英全部过饱和。此外，地热水到地表Geysir温泉，由于温度降低到73℃，石英达到过饱和。因此，接近于平衡的玉髓地热温度计算出的温度比没有平衡的石英地热温度计更能准确反映Geysir温泉地下热储温度（图9b）。Smidur温泉显示出更多与冷水混合的迹象，并且多矿物平衡曲线所揭示的热储温度与Geysir温泉十分相似（图9a，b），也介于200～250℃之间。Helludalur地热井的水样中，无定型二氧化硅、硬石膏以及萤石等矿物在参考温度范围内均处于未饱和状态，而方解石处于过饱和状态；石英和玉髓更接近平衡状态，与lg(Q/K)=0轴线的交点介于80～125℃之间，为该地热井热储温度范围（图9c）。

表4 冰岛Geysir地热区不同地热温度计计算热储温度结果（℃）Table 4 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Geysir geothermal field in Iceland (℃)

图 9 Geysir地热区热水样品溶解多矿物平衡图 (Pasvanoglu et al., 2000)Fig. 9 Balance diagram of multiple dissolved minerals of hot water samples in the Geysir geothermal field

由于温泉和钻井所采集的水样具有冷—热水混合作用的特征，应采用混合模型对热水组分进行估算。Geysir地热水SiO2-碳酸盐关系图显示（图10），钻井热水与冷水呈线性关系，表明混合水的热水组分没有沸腾。由数据点外推得到直线与SiO2和碳酸盐溶解度曲线的交点，表明热水端的温度约为229℃。Geysir、Strokkur和Smidur的总碳酸盐含量相对较低，主要是因为采样前近地表沸腾的二氧化碳损失所造成。利用Si-焓混合模型（Truesdell and Fournier，1977），得到了热水端的最高温度为240～250℃，利用Cl-焓模型（Fournier，1977）得到热储层的温度约为240℃。

图10 冰岛Geysir地热系统水体SiO2与总碳酸盐关系图（Pasvanoglu et al., 2000）Fig. 10 Relationship between SiO2 and total carbonate of the Geysir geothermal water system in Iceland

2.4 罗马尼亚西部地热田

2.4.1 基本概况

罗马尼亚西部地热田属于低温地热区（50～120℃），地热流体已广泛应用于取暖、农业以及医疗等行业。研究热水样品来自于Bors-529、Bors-4155、Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058四口井，井口流体温度分别为90℃、119℃、84℃和84℃。Bors地热田位于Oradea市西北约6 km（图11），地热储层岩性为裂缝型碳酸盐岩，为一构造封闭的含水层，分布面积仅有12 km2（Antics and Rosca，2003）。地热水中TDS为12～14 g/L，具有高结垢能力；气水比（GWR）为5～6.5 Nm3/m3，气体组分为70%的CO2和30%的CH4；平均深度2500 m下，储层温度超过130℃。Ciumeghiu地热田位于西部平原区，Oradea市以南50 km（图11），地热储层主要由粗砂岩组成，平均埋深为2200 m。热液中TDS为5～6 g/L，溶解气体主要为CH4，GWR为3 Nm3/m3。Sacuieni地热田位于Oradea市北部（图11），地热储层为晚中新世砂岩，含水层深度介于1250～1680 m。热液中TDS约为12 g/L，溶解气体主要为CO2和H2S，GWR约为3 Nm3/m3。

图11 罗马尼亚地热储层分布（修改自Antics and Rosca, 2003）Fig. 11 Distribution of geothermal reservoirs in Romania

研究表明，Bors-529和Bors-4155热水样品靠近三角图的Cl-端元，属于成熟地热水（图12a）。Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058热水样品则位于外围地热水范围，且后者的HCO3-含量更高（图12a）。Na-K-Mg三角图显示（图12b），Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058热水样品接近完全平衡线，前者所揭示的热储温度介于100～110℃；Bors-529和Bors-4155热水样品则处于部分平衡状态，可能与储层流体上涌期间与围岩发生反应或不同成分的水混入有关。

2.4.2 地热储层温度

由于Ciumeghiu-4668与Sacuieni-4058样品接近完全平衡状态，因此可利用K-Mg地热温度计计算，Na-K-Ca地热温度计选用公式3。计算结果显示（表5），Bors地区热储温度介于178～252℃，其中Bors-529井温度整体略高于Bors-4155井；Ciumeghiu地区热储温度介于123～209℃；Sacuieni地区热储温度介于123～151℃（Na-K地热温度计可能不适用）。总体上，各地化地热温度计差异较大，可能是平衡状态不同导致。

图12 罗马尼亚西部地热田图（a）和Na-K-Mg平衡图（b）Fig. 12 diagram (a) and Na-K-Mg balance diagram (b) in the western geothermal field of Romania

对于Bors-529井热液样品（图13），井口热水温度下（90℃），温石棉和滑石处于过饱和状态，石英矿物接近饱和状态；方解石在所有参考温度范围内均处于过饱和状态，而无定型二氧化硅、硬石膏和硅灰石则处于未饱和状态，不发生沉淀；玉髓在该热水系统井口热水温度下处于平衡状态。Bors-4155井热水样品多矿物平衡图显示（图13），方解石的lg（Q/K）值在井口热水温度下（119℃）大于1，处于过饱和状态，具有结垢的风险；硬石膏、硅灰石及无定型二氧化硅在参考温度范围内均处于未饱和状态，而石英处于略微过饱和状态；玉髓在该热水系统井口热水温度下处于平衡状态。对于Ciumeghiu-4668井，方解石在所有参考温度范围内均处于过饱和状态（图13），极易发生沉淀；温石棉、针铁矿、石英、玉髓和磁铁矿在井口热水温度下（84℃）也处于过饱和状态，而在较低温度下，温石棉和针铁矿则变成未饱和。Sacuieni-4058井多矿物平衡图表明（图13），硬石膏、无定型二氧化硅和硅灰石在参考温度范围内均处于未饱和状态；玉髓的平衡温度十分接近该井的井口热水温度（84℃），并且该温度下，石英、温石棉和滑石处于过饱和状态；方解石在所有参考温度范围内均处于过饱和状态，而低温下，温石棉则变为未饱和状态；石英和玉髓最接近饱和线。

表5 罗马尼亚西部地热区不同地热温度计计算热储温度结果（℃）Table 5 Calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the western geothermal field of Romania (℃)

为进一步估算热储温度，采用Si-焓混合模型对研究区水样进行研究。研究区冷水端温度为10℃，SiO2含量为20 mg/L，根据冷水端与混合水体的Si-焓连线与硅质溶解度曲线的交点可确定热水端中SiO2含量和热水焓值，进而可查表得到水端的温度。根据Si-焓混合模型，Bors-529井热储温度为180℃，Bors-4155井热储温度为145℃（图14a）。该温度高于利用地化地热温度计评价所得到的储层温度，表明水体在上升过程中可能发生了冷-热水混合作用。Sacuieni-4058井水体与玉髓溶解度曲线非常接近（图14b），所存在的微小差异可能是由于热水与岩石接触是的水岩作用所导致，由Si-焓混合模型所得到的热水端温度为104℃。在冷、热水混合之前发生蒸汽损失的情况下，Ciumeghiu-4668井的热储温度为175℃。

图13 罗马尼亚西部地热区热水样品的lg(Q/K)与温度关系(Stănăşel and Gilău, 2003)Fig. 13 Relationships between lg(Q/K) and temperature of hot-water samples in the western geothermal field of Romania

图14 罗马尼亚西部地热田水体Si-焓交汇图Fig. 14 Cross-plots of Si and enthalpy of water samples from the western geothermal field of Romania

3 热储温度评价方法对比分析

热储温度评价方法众多，但不同方法得到的结果差异较大，主要是因为这些方法都具有一定的适用范围，而在一些特殊情况下，超出了这个适用范围，造成评价结果出现较大偏差。因此，对不同热储温度评价方法适用性的研究至关重要。

按照地热温度计依据的参数性质，可将热储温度评价方法分为两类：一类是以气体（包括气体含量和同位素值）参数为评价指标，另一类是以水体中的溶质（包括离子和矿物）为评价指标。本质上，对诸多热储温度评价方法适用性的判别主要涉及三方面的问题：一是判别所选取的评价参数能否客观地反映出热储高温下的原始状态，比如，流体从深部地层向地表运移的过程中，组分是否会因为水岩作用、蒸汽损失、流体混合等作用而发生了变化；二是判别评价参数与温度之间的关系是否会因为特定的情况而发生变化，比如，水型不同、某种矿物或离子的存在或含量的多少是否会影响水体的热力学平衡；三是判别所研究的问题是否符合热储温度评价方法的假设条件。

3.1 气体地热温度计的应用优势

对于东非Alid地热田，分别采用气体地热温度计、阳离子地热温度计以及SiO2地热温度计对水样的热储温度进行评价。对比显示（图15），气体地热温度计所得出的热储温度普遍高于阳离子地热温度计和SiO2地热温度计。尤其对于蒸汽样品点ELG96-5、ELG96-6和热水样品点ELW96-5、ELW96-6，同一个采样点所得到热储温度相差较大，难以确定热储温度（图16）。

图15 东非Alid地热田热储温度Fig. 15 Geothermal reservoir temperatures of the Alid geothermal field in East Africa

图16 东非Alid地热田不同地热温度计计算热储温度结果对比Fig. 16 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on various geothermometers for the Alid geothermal field in East Africa

对热储温度评价结果的取舍需要以东非Alid地热田的地质背景和水体特征为依据。东非Alid地热田位于板块构造裂谷带内，该地热田的地表水具有Cl-浓度低、pH值低、硫酸盐含量高的特点，是典型的蒸汽加热型水。Cl-为保守成分，流体中Cl-的含量将随着岩石的溶解而不断增加，极低的Cl-浓度表明，流体并未与储层岩石发生充分的水岩反应。较高的其它离子或矿物浓度则是由强酸性热蒸汽对近地表岩石的快速溶解而导致的。这种情况下，流体中的离子和矿物组分无法客观反映热储层中流体的性质，因此，基于离子和矿物浓度的地化地热温度计、多矿物平衡法和混合模型均无法用于评价热储温度。然而，气体成分在此过程中受到的影响较小，仍然可以反映热储层信息，因此，气体地热温度计是此时评价热储温度的最佳方法（Groff and Junik，2000）。

3.2 平衡水体的热储温度评价

Na-K-Mg三角图显示（图5b），秘鲁Calientes地热田水体主要分布在平衡线附近，为成熟的平衡水体，表明阳离子浓度比例可以反映水体与矿物平衡时的信息。只有TC-15泉水样品落在了部分平衡区，可能由于浅层水的混入对离子浓度产生了稀释作用。对于这种成熟的平衡水体，一般采用地球化学地热温度计即可得到比较合理的热储温度范围。对比分析显示（图17），不同地化地热温度计评价得出的热储温度差别相对较小，基本处于170℃以上，介于170～250℃之间。其中，K-Mg地热温度计对TC-15泉水样品对应的热储温度评价明显较低，这可能与该水体处于部分平衡状态有关，离子组分无法客观反映出热储信息。此外，玉髓地热温度计对不同采样点的评价结果比其它地热温度计的评价结果更加稳定，表明水体在向上运移过程中玉髓的含量相对稳定，受到外界影响较小，更能够代表地热储层中的流体信息。因此，玉髓地热温度计的评价结果相对更可靠。

3.3 非平衡水体的热储温度评价

冰岛Geysir地热田水体的Na-K-Mg三角图显示（图7b），Geysir、Strokkur和Smidur地区水样处于部分平衡区，但靠近完全平衡线，来自Nedridalur和Hclludalur的钻井样品以及Kaldilaekur冷水区样品则为典型的未成熟水体。水体未达到平衡状态导致采用阳离子地热温度计评价的热储温度严重失准，这也是阳离子地热温度计的评价结果与石英地热温度计评价结果差异较大的主要原因（图18）。采用SiO2-碳酸盐混合模型对钻井水样进行评价，得到对应的热储温度为229℃，高于石英地热温度计的评价温度，这表明确实发生了冷水的混入（图18）。

图17 秘鲁南部Calientes地热田不同地热温度计计算热储温度结果对比Fig. 17 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on various geothermometers for the Calientes geothermal field in southern Peru

图18 Geysir地热区不同地热温度计计算热储温度结果对比Fig. 18 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the Geysir geothermal field

Na-K-Mg三角图显示（图12b），罗马尼亚西部地热田水体均处于部分平衡区，但Ciumeghiu-4668和Sacuieni-4058样品接近完全平衡线。从地化地热温度计评价结果来看，整体上玉髓地热温度计评价结果与井口出水温度最为接近，这可能与部分矿物或离子未达到平衡状态有关（图19）。根据多矿物平衡法的饱和指数图（图13），在测量温度下玉髓基本处于平衡状态，而其它矿物则处于欠饱和或过饱和状态。因此，玉髓是最为理想的地热温度计。采用Si-焓模型计算出的温度均高于玉髓地热温度计所得到的热储温度，进一步表明存在冷水混入现象，混合模型得到的是冷、热水混合之前热水端的温度。

4 结论

图19 罗马尼亚西部地热区不同地热温度计计算热储温度结果对比Fig. 19 Comparison of calculated geothermal reservoir temperatures based on different geothermometers for the western geothermal field of Romania

（1）没有一种地热温度计是万能的，每种地热温度计都有适用的条件和假设，必须系统了解地质背景和流体及气体从储层到地表的过程中的水文和地球化学条件或地热系统之外水和岩石的影响以及所有流体和气体的化学反应平衡是否被破坏才能选择最合理的地热温度计，通常情况下综合几种方法可以避免单一方法的局限性，几种方法估算出共同的温度区间才能代表地下热储真实的温度。

（2）基于不同地质背景的地热数据提取分析可以提高热储温度评估的准确性。对于蒸汽加热型水体来说，矿物和离子无法反映热储信息，因此不能作为评价热储温度的参数，气体地热温度计对热储温度的评价更加合理。

（3）当水体达到离子和矿物的平衡状态时，地化地热温度计可以得到相对合理的热储温度；当水体未达到离子和矿物的平衡状态时，阳离子地热温度计往往难以得到合理的热储温度，相比之下，SiO2地热温度计的评价效果较好。尽管此时基于饱和指数的多矿物平衡法难以得出确切的储层温度，但可以为地化地热温度计的选取提供依据。例如根据多矿物平衡图还可以判断出Geysir温泉由于石英过饱和，因此选择玉髓地热温度计计算的温度更能准确反映地下高达245℃左右的热储温度，尽管过去通常认为石英地热温度计比玉髓更适合温度高于180℃的热储。