冷热混合作用下的岩溶地下热水形成机制新认识*

肖 勇 莫 培 张巨峰 赵晓彦 李江南 张 鹏 李飞杨

(①西南交通大学地球科学与环境工程学院， 成都 611756， 中国)

(②中铁十九局集团第七工程有限公司， 珠海 519000， 中国)

0 引 言

随着我国“交通强国”战略的稳步推进和交通事业的快速发展，交通工程建设逐渐向复杂艰险山区延伸，并朝着“长大深”方向发展，使我国交通建设不断面临新的形势和难题(赵志宏等， 2021)。尤其是川藏铁路世纪工程建设的正式实施，给我国交通工程建设带来了前所未有的挑战(彭建兵等， 2020)。高温热害是我国艰险山区交通建设面临的主要工程地质问题之一(郭长宝等， 2020)，其存在不仅增加施工难度、拖缓工期、降低经济效益，还可能危及人员健康以及交通结构物安全(朱宇等， 2019)。正确认识地热系统成因机制是解决高温热害问题的关键。

国内外围绕地热系统开展了大量工作，在热源、热储构造、热储温度、地下热水补给来源与循环深度等方面取得了卓越成就和丰富认识(郎旭娟等， 2016； Guo et al.，2017； Ta et al.，2019； Yang et al.，2019； 廖昕等， 2020； 罗璐等， 2020； Mao et al.，2021)。作为典型的地热类型，岩溶型地热系统在我国分布极为广泛(张薇等， 2019)。然而，在岩溶地热系统研究中却很少关注到岩溶发育对于地热系统形成模式的影响。一般而言，岩溶介质在水的作用下易形成连通性较好的岩溶通道，较孔隙介质和裂隙介质具有更好的水循环交替条件(韩行瑞， 2015)。以往的岩溶地热系统研究已发现，排泄区地下热水具有深循环热水与浅循环冷水混合的显著特征(Sun et al.，2016)。实际上，这些冷、热水混合作用不可轻易忽视，在岩溶较为发育的条件下排泄区热水中冷水混入比例可高达65%(隋海波等， 2017)，甚至接近90%(余琴等， 2017)。强烈的冷、热水混合作用会遮蔽出露热水携带的真实“信息”，使得对地热系统属性(如热储温度、热水循环深度)的认知偏于保守(Yang et al.，2019)，从而导致对地热系统成因模式的认识存在一定偏差，不利于高温热害问题的有效处理。

基于此，本文以川东铜锣山背斜典型岩溶地热系统——统景地热为研究对象，通过系统采集岩溶地下冷水和地下热水，深入探讨岩溶型地热系统热水出露过程中的冷、热水混合作用，并据此获取岩溶地热系统客观属性，揭示强烈冷、热水混合作用下的岩溶地下热水系统成因模式。本研究可为川藏铁路沿线及其他地区岩溶型地热系统成因模式的正确认识提供参考。

1 研究区概况

四川盆地是我国岩溶型地热的主要分布区之一，其中尤以川东平行岭谷地区最为密集。川东平行岭谷为一系列NE-NNE向分布的岩溶背斜，又称隔挡式构造，这些岩溶背斜形成了区域地形、地貌和地质条件的总体控制。铜锣山背斜是川东系列岩溶背斜中的典型代表，其北起四川邻水县，南至重庆铜锣峡长江南岸，全长约180km，呈NNE向延展(图1)。铜锣山背斜轴部隆起形成“背斜脊状山”，受溶蚀作用和差异风化影响，核部溶蚀形成岩溶槽谷，地貌上呈“一山二槽三岭”的形态(图2)。

图2 研究区A-A′剖面地质图

图1 铜锣山背斜地质简图

铜锣山背斜轴部出露三叠纪嘉陵江组(T1j)和雷口坡组(T2l)地层，岩性为碳酸盐岩(灰岩、白云岩)夹膏岩(石膏与硬石膏)，岩溶和构造裂隙发育。钻孔揭露背斜核部以下发育三叠纪下统飞仙关组(T1f)碎屑岩夹碳酸盐岩。两翼依次展布为三叠纪上统须家河组(T3xj)碎屑岩与侏罗纪(J)红色砂岩、页岩、泥岩等。铜锣山背斜地下水主要以岩溶水形式赋存于T1j和T2l碳酸盐岩地层中，T1f地层形成背斜下部的相对隔水层，T3xj和J地层则形成上部的相对隔水层。铜锣山背斜地区地下热水资源丰富，主要赋存于500m以深的T1j碳酸盐岩含水层中，并在地表出露于T1j和T2l地层。据前人报道，该区深部碳酸盐岩层(埋深1～3km)发育溶蚀裂隙、岩溶空隙和洞穴等古岩溶(程群等， 2015)，因此该区地热水属岩溶地下热水。

统景地热位于铜锣山背斜中南部，重庆市渝北区统景镇境内。铜锣山背斜在统景境内被长江支流温塘河东西向横切，并与东侧御临河南北向平行。受地形控制，铜锣山背斜南东侧地表水汇入御临河，北西侧地表水则汇入温塘河。岩溶槽谷区域内的地表水和地下水主要沿地层走向由NNE向SSW方向径流(图1)。统景地热水(包括天然出露泉水和人工钻井热水)均分布于背斜轴部T1j地层的温塘河横切沟谷内(余琴等， 2017)。统景地区属亚热带季风湿润气候区，多年平均气温约18.8℃，多年平均降雨量约1200mm，年内降水分布不均，年内5～9月为丰水期， 12月至次年3月为枯水期，其余月份为平水期。区内地下水动态与年内降水变化密切相关。

表1 统景地区地下冷热水水化学与同位素测试分析结果

2 样品采集与测试

2019年11月在研究区开展了野外调查和样品采集工作，共采集4组地下水样品，其中铜锣山背斜核部岩溶地下冷水样品3组(S1、S2、S3)，统景岩溶地下热水样品1组(T1-1)。

同时收集了前人研究中涉及的区内岩溶地下冷水样品测试结果2组(S4、S5)(漆继红等， 2011； 余琴等， 2017)，以及重庆地勘局地下热水监测资料(T1-2、T1-3、T1-4、T2、T3-1、T3-2、T4、T5，其中T1和T3分别采集了3期和2期)(方明洋等， 2016)。样点分布及测试结果分别见图1和表1所示，其中T1、T2、T3、T5为钻井地热水，T4为天然出露热泉水。

水样采集前均使用HANNA产HI98130型便携式水质分析仪原位测定拟采集水体水温(T)、pH等指标。水样采用高密度聚乙烯瓶采集，采样前利用拟采水体充分涮洗采样瓶3～5次，并根据不同的测试需求密封并编号，每组样品均采集两份用于设置对照试验消除误差。样品采集后48h内送至实验室测试。

3 结 果

3.1 水文地球化学特征

统景地区岩溶地下冷水水温介于18.6～22.3℃，与当地大气气温基本一致，pH值介于6.90～8.41之间，TDS值为142.0～637.3mg·L-1，总体属于弱酸性至弱碱性淡水(表1)。区内岩溶地下热水出露温度介于37.8～62.0℃，pH值为6.80～8.21，TDS值为2167.0～2617.1mg·L-1，为弱酸性至弱碱性高矿化度中低温地下热水。

图3 研究区水样Piper图

3.2 环境同位素组成特征

为全面探讨统景岩溶地下冷水和热水氢氧稳定同位素指示意义，本文系统收集了铜锣山背斜区域岩溶地下冷、热水氢氧稳定同位素值(罗云菊等， 2006； 漆继红等， 2011； 郭彤等， 2018； Yang et al.，2019)，同时引入重庆地区大气降水线(δD=7.35×δ18O+8.05)(程群等， 2015)作对比(图4)。

图4 研究区氢氧稳定同位素分布特征图(区域数据引自罗云菊等，2006；漆继红等，2011；郭彤等，2018；Yang et al.，2019)

4 讨 论

4.1 冷热水混合作用

统景地下热水为岩溶型地热水，岩溶介质的特殊性使得其地下热水在出露过程中容易受到浅循环冷水混入。从氢氧稳定同位素组成特征(图4)来看，区域岩溶地下热水整体呈现出向地下冷水逐渐过渡的氢氧稳定同位素组成特征，说明区域岩溶地下热水出露过程中存在不同程度的冷热水混合。

为了揭示统景地区出露地热水的混合程度，本文引入硅焓方程法计算其冷热水混合比例。该方法在忽略热水与围岩热量交换产生能量损失的前提下，借助水中SiO2溶解度与温度、焓值的关系，间接获取冷热水混合比例和地下热储温度。假设混合后冷水所占的比例为X，则地下热水的初始焓值和初始SiO2含量与混入冷水后的最终焓值和最终SiO2含量的关系可以表示如下：

(1)

(2)

式中：X1为热水初始温度下计算出的每一种焓值的混入比；X2为热水初始温度下计算出的每一种SiO2含量的混入比；Sh为深部热水的初始焓值(J·g-1)；Ss为地下热水的最终焓值(J·g-1)；Sc为近地表冷水的焓值(J·g-1)，近似等于摄氏温度数(郎旭娟等， 2016)，本文取区内调查地下冷水(表1)的摄氏温度数均值，即20.2J·g-1； SiO2h为深部热水SiO2的初始含量(mg·L-1)； SiO2s为地下热水SiO2的最终含量(mg·L-1)； SiO2c为地下冷水的SiO2含量，本文取采集地下冷水样品均值，即9.8mg·L-1。本研究中的地热水系统长期稳定，热水与围岩热量交换造成的能量损失可基本忽略不计，符合硅焓方程前提条件。根据硅焓法获得统景地区岩溶地下热水与冷水混合比例关系如图5所示。

图5 岩溶地下热水温度与冷水混入比关系图

总体而言，统景岩溶地下热水在浅表附近发生了较大比例的冷水混入，冷水混入比均值高达76.6%。具体地，T1点地下热水的冷水混入比例为69.7%～76.4%，均值为73.4%； T2点地下热水的冷水混入比例为78.8%； T3点地下热水的冷水混入比例为73.4%～78.8%，均值为76.1%； T4点地下热水的冷水混入比例为88.5%。4个取样点冷水混入比例均值大小顺序为T1(73.4%)

4.2 地下热水补给来源

环境同位素是研究地下水的天然示踪剂。水的氢氧稳定同位素常被用于揭示地下水的补给来源、补给特征、径流路径以及水岩作用过程等(秦大军等， 2019； 王礼恒等， 2019)。

统景地区岩溶地下热水与岩溶地下冷水具有显著的氢氧稳定同位素组成差异(图4)，表明两者具有不同的补给特征。地下热水较地下冷水具有明显的重同位素贫化特征，指示其具有更高的补给高程。此外，区域岩溶地下热水还表现出18O 漂移现象，说明岩溶地下热水接受补给后经历了深循环，在含水层中滞留时间较长，拥有足够时间与围岩发生氧同位素交换(Guo et al.，2017)。岩溶地下热水年龄逾1万年(漆继红等， 2011)，印证了这一结论。

补给高程是影响大气降水补给来源水体氢氧稳定同位素组成特征的重要因素，即高程效应(顾慰祖， 2011)。通过水体氢氧稳定同位素组成可估算其补给高程并圈定补给区(Mao et al.，2021)。补给高程计算公式如下：

(3)

由前述分析可知，地下热水在上升排泄过程中接受了大量浅循环岩溶冷水混入，会改变其氢氧稳定同位素组成，因此需要消除冷水混入的影响。本文引入二元混合模型(式4)反算未混合的深部地下热水氢氧稳定同位素值(戴蔓等， 2021)。

(4)

表2 岩溶地下热水补给高程

基于消除冷水混入影响前后的地下热水δD值，利用补给高程式(3)估算结果如表2所示。未消除冷水混入影响的热水补给高程为474～531m，而消除冷水混入影响的热水补给高程则为2128～2388m，两者均值差异高达449%。铜锣山背斜地势整体呈北高南低，其地热水系统补给区位于背斜北部岩溶裸露区，高程介于1400～2200m(程群等， 2015)，与消除冷水混入影响的热水补给高程估算值基本一致，而未消除冷水混入影响的估算结果则严重低估了其补给高程(平均被低估约78%)。

4.3 热储温度

热储温度是反映地热系统属性的重要指标(Tian et al.，2018)，也是评价地热系统开发利用潜力的关键(Yang et al.，2019)。地热水地球化学温标是研究地热系统热储温度的重要手段，常用的地热温标包括Na-K温标、Na-K-Ca温标、K-Mg温标、SiO2温标等(Abdelali et al.，2020)。地球化学温标均是基于地热水与热储围岩矿物在不同温度条件下形成的化学平衡反演热储温度(Li X et al.，2020)。由前述可知，统景地区地下热水上升至浅表附近受到浅循环冷水的大量混入，冷水的大量混入可能会破坏地热水在深部热储层中形成的化学平衡痕迹(Li Y et al.，2020)。因此，需要考虑各地热温标的适用性。

水-岩平衡状态是选取合适地热温标的重要判据。从Na-K-Mg图解可见，统景地区地热水样品均落在未成熟水区(图6)，证实了浅循环冷水混入改变了地热水中Na、K、Mg的水-岩平衡状态，破坏了其在深部热储层中形成的高温平衡痕迹。因此不能直接选用Na-K、Na-K-Ca、K-Mg等温标估算热储温度。

图6 研究区地下热水Na-K-Mg三角图

SiO2是地热水中重要的指示性矿物，其在冷水中溶解度极其有限，而在高温热水环境中溶解度则较大，并且其在热水冷却或冷水混入过程中不会发生矿物溶解再平衡，是地热系统热储层温度的理想记录指标(Abdelali et al.，2020)。自然界中SiO2具有多种矿物存在形式，如石英、玉髓、α方石英、β方石英和无定形SiO2，因此需要判断热水中各SiO2矿物的溶解状态及其作为地热温标的适用性。

本文引入SiO2与log(K2/Mg)关系图判断各SiO2矿物的溶解情况(Giggenbach et al.，1992)。从图7中可知，统景地区地下热水均分布于石英和玉髓矿物溶解线之间，表明其溶解SiO2主要来自石英和玉髓。矿物饱和度模拟结果(表3)表明，地下热水中石英和玉髓均处于近饱和至过饱和状态，证实了上述结论。因此，选用石英和玉髓温标计算热储温度较为适宜。

图7 SiO2矿物溶解判别图

由前述研究可知，研究区地下热水出露过程中受到了大量冷水混入，直接运用浅表地下热水测得的SiO2含量估算热储层温度具有较大误差(郎旭娟等， 2016)。为消除冷热水混合影响，本文基于浅循环岩溶冷水和混合后出露热水数据以及前述硅焓方程计算的冷水混入比例，采用二元混合模型(式4)反算出未混合的原始热水SiO2含量(郎旭娟等， 2016)，并据此估算消除冷、热水混合影响的地热系统热储温度(表3)。

采用无蒸汽损失石英温标法、最大蒸汽损失石英温标法和玉髓温标法(Mao et al.，2021)计算地热系统消除冷、热水混合前后的热储温度。对比计算结果(表3)可知，未消除冷水混入影响的热储温度估算值显著低于消除冷水混入影响的估算值(低38%～57%，均值45%)，其中未消除冷水混入影响的玉髓温标估算值(46～57℃)甚至与出露温度(38～53℃)基本一致。而实际上，出露过程中的大量冷水混入(混入比73%～89%)会极大程度地降低热水温度，因此未消除冷水混入影响的热储温度估算结果严重偏离实际。

表3 地热水二氧化硅矿物饱和度指数与热储温度估算结果

从估算结果来看，消除冷水混入影响的无蒸汽损失石英温标法估算的热储温度介于128～171℃，最大蒸汽损失石英温标法估算结果为125～161℃，玉髓温标估算结果为101～149℃(表3)。无蒸汽损失的石英温标法和最大蒸汽损失的石英温标法估算结果接近，玉髓温标法估算结果偏低。前述硅焓方程法估算的热储层温度为129～172℃(图5)，与无蒸汽损失石英温标法估算结果一致，说明消除冷水混合影响后的无蒸汽损失石英温标法估算结果较为准确。综合石英温标法和硅焓方程法结果，研究区地热系统热储层温度取值为128～172℃较为适宜。

4.4 岩溶地下热水形成模式

统景地热为典型的中-低温岩溶型地热系统，其形成、分布与四川盆地边缘的隔挡式构造及碳酸盐岩地层分布密切相关。

研究区位于坳陷盆地边缘，基底古老，深部无岩浆活动，且幔源热和放射热微弱，其热源主要为地热增温(拓明明等， 2018)。区域隔挡式岩溶岭谷构造地貌为地下热水形成、运移、出露提供了适宜的条件。T1j和T2l碳酸盐岩地层为地热系统提供了良好的水热运移和储存场所，其下部的T1f碎屑岩地层和上部的T3xj和J砂岩、页岩、泥岩地层分别形成了地热系统有效的下部隔水条件和上部盖层条件，为地热系统的水热储、运奠定了重要基础。同时，槽谷式背斜山使得T1j和T2l碳酸盐岩地层出露地表，并被溶蚀形成岩溶洼地、落水洞等地貌，为地下热水系统补给提供了有利条件。

综合区域构造、地热地质、水文地质、水文地球化学和环境同位素等研究成果，构建获得川东铜锣山岩溶槽谷背斜地下热水系统形成模式(图8)。地热系统在铜锣山背斜北部2100～2400m高程的岩溶槽谷区接受大气降水补给； 补给水进入T1j和T2l碳酸盐岩含水层后向深部径流，在深循环过程中受地温增温加热，深部碳酸盐岩热储温度可达128～172℃； 地下热水整体随地势和构造延展方向，由北东向南西径流，在河流深切位置，沿岩溶通道向上径流，并在上升过程中与岩溶槽谷局部浅循环冷水发生混合，混合比高达73%～89%，导致热水出露(包括自然出露和钻孔揭露)温度降至38～62℃。

图8 冷热水混合作用下的岩溶地下热水形成模式示意图

5 结 论

(1)铜锣山背斜地下热水出露受隔挡式构造及碳酸盐岩地层分布控制，出露温度为38～62℃，pH为6.80～8.21，TDS介于2～3g·L-1，水化学类型为SO4-Ca型，为中-低温硫酸型岩溶地下热水。

(2)铜锣山背斜地下热水形成模式为其自北部2100～2400m的岩溶裸露区接受大气降水补给，补给水沿T1j和T2l碳酸盐岩储层向深部径流，经地温增温加热，岩溶热储层温度为128～172℃，热水在地势和构造控制下由北东向南西径流，在地形深切处沿岩溶通道向上径流，并逐渐受到局部浅循环冷水混入，比例高达73%～89%，水温降低至38～62℃。

(3)岩溶型地热系统热水出露过程中会受到大量浅循环冷水混入，强烈的冷热水混合作用会破坏出露地下热水携带的地热系统“信息”，从而误导岩溶地下热水成因模式认识。以统景地热为例，其补给高程平均低估约78%，热储温度平均低估约45%。因此，岩溶型地下热水系统成因模式研究中应给予冷、热水混合作用足够重视。