苏北盆地典型地区中低温地热流体地球化学特征研究

邹鹏飞 ，邱 杨，范迪富

1. 江苏省地质调查研究院，南京 210018；

2. 南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023；

3. 江苏华东基础地质勘查有限公司，南京 210007

中国是全球最大的能源消费国，能源消费总量已多年居世界首位。仅2018年，中国一次能源消费量32.74×108t油当量，占全球总量的23.6%，居全球第一位（BP世界能源统计年鉴，2019）。同时，化石能源的开发利用，带来了污染等生态环境问题（武红等，2013）。习近平总书记在十九大报告中指出，发展清洁能源是改善能源结构、保障能源安全、推进生态文明建设的重要任务。地热资源作为绿色、清洁、安全、环保的能源已成为中国将来能源发展的主要方向之一。

苏北盆地是经断陷、拗陷双重作用发展而成的中、新生代陆相沉积盆地，沉积了厚度较大的古近纪、新近纪及第四纪地层（范迪富等，2015）。它具有相对较大的地温梯度和相对较高的大地热流，隆起带地温梯度约30℃/km，平均大地热流值为68 mW/m2（王良书等，1989，1995；胡圣标等，2001）。王华玉等（2013）和朱戈等（2020）先后估算了盆地内1000～5000 m埋深的地层温度，其中4000 m埋深处部分地区的温度已达150～170℃。地热资源非常丰富，目前，江苏已有的两口中温地热井均出自于该盆地。其中，位于盆地腹部建湖隆起南麓的宝应县七里村地热井井深3028 m，水温达93℃，创造了江苏地热井出水温度最高纪录（左丽琼等，2015）。经石油钻探证实在盆地深部2～4 km处普遍分布新生代多期碱性玄武岩溢流，具有良好的干热岩赋存背景，徐立等（2014）对江苏干热岩资源量进行了估算。2020年，江苏唯一干热岩资源预查项目在建湖隆起东南麓的兴化市勘探验证（苏热1井），设计井深4500 m，截至2020年10月底，该井钻探深度超过3000 m，井底测井温度约110℃，有望取得江苏干热岩勘查的突破。

开展地热资源成矿模式、水—岩相互作用等基础研究工作对地热资源的开发利用具有指导意义。由于地热流体的水文地球化学、同位素地球化学等指标蕴含其水动力过程的丰富信息，常把地球化学方法作为研究地热储层较为经济有效的手段之一。如利用地热流体中某些化学组分与温度的关系，即地热温标来估算地热储层的温度（Pang，1992，2001；汪集旸等，1993；孙红丽等，2015）。目前国内外研究较多的是阳离子、SiO2、同位素地热温标和气体温标（Fournier, 1977; Kharaka and Mariner,1989；Mutlu, 1998; Du et al., 2005; Guo et al., 2017;郑西来和刘鸿俊, 1996; 王莹等，2007 ）。基于地热流体的同位素水化学信息，目前已被广泛运用于判断地热流体的补给来源、补给高程、年龄及冷热水混合比例等（White，1968；Qiu et al., 2018；庞忠和等，1990；徐步台等，1999；于湲，2006；邹鹏飞等，2015；赵佳怡，2020）。杨峰田等（2012）基于大地热流测试和水文地球化学方法对苏北盆地建湖隆起区地热资源赋存特征及该隆起区老子山地热田成因模式进行了系统研究。本文选择包含宝应县、兴化县在内的中低温地热资源发育地区作为苏北盆地典型地区，在地热井验证前利用地热流体所携带的地球化学信息，间接地了解深部地热储层温度、地热流体在上升运移过程中与围岩所发生的物理化学过程、不同深度地热资源的成生关系，可为指导后期及类似地区寻找中低温地热资源提供科学依据，降低钻探风险。

1 研究区概况

江淮生态经济区是全面配合国家大运河文化带和国家江淮生态大走廊划定的功能区经济区，是江苏省“1+3”重点功能区战略的一部分，注重“生态优先、绿色发展”。研究区位于江淮生态经济区东南部，包括宝应、建湖、高邮、兴化等县（市）。研究区除建湖县局部地区，其余皆属于里下河湖沼平原区，其地势极为低平，呈现四周高、中间低的形态，地面高程从海拔4.5 m逐渐下降到海拔只有1 m左右（射阳河）。 该区属北亚热带温润季风气候区，多年平均气温14～16℃，多年平均降水量950 mm，多年平均蒸发量1553 mm。

研究区在大地构造上位于下扬子地块东部次级构造苏北盆地，中部为建湖隆起，东北部涉及塘望—大喇叭凸起和盐城凹陷的西部，南部主要由金湖凹陷、柳堡低凸起、临泽凹陷、柘垛低凸起、白驹凹陷、高邮凹陷、吴堡凸起、溱潼凹陷和菱塘低凸起组成（图1）。苏北盆地走向近东西，总体格局为两坳夹一隆（即东台坳陷、盐—阜坳陷和建湖隆起三大构造单元），坳陷内一系列小型凹陷、凸起多呈NE向展布。陈安定（2001）认为苏北盆地是一个自晚白垩世以来不断发育演化而成的小型箕状盆地群。舒良书等（2005）认为苏北盆地曾经历过山前挤压的前陆盆地、弧后扩张的裂陷盆地、大规模拉张的断陷盆地和热沉降的坳陷盆地等4个演化阶段。苏北盆地具有相对隆起的上地幔和埋藏较浅的居里面，具有优于周边地区的热源条件；控制隆起、坳陷及凸起与凹陷构造的北东向和近东西向深大断裂，以及切割隆起带的北西向断裂多为活动性断裂，形成地热资源的构造条件优越；隆起区晚古生代碳酸盐岩埋藏深度500～3500 m，坳陷区大多在3000 m左右，具有理想的中温地热储层；新生代地层发育，不仅厚度大，且隔热保温性能良好。研究区属于其核心部位，由此也决定了 “源、通、储、盖”等地热地质条件优越。沿建湖隆起区北东向、北北东向、北东东向断裂发育，常为压扭性断裂，不富水；北西向断裂形成时间较晚，切割北东向断裂，富水性强。

图1 研究区取样点分布及地质构造分区图Fig. 1 Distribution of sampling points and geological structure zoning map in the study area

研究区内分别在宝应县、高邮市、兴化市进行过专门的地热资源勘查，共有宝热1井、宝应七里村井（RBQ1）、高邮马棚地热井（RGM1）、高邮送桥地热井（RGS1）、兴热1井、兴热2井等6口地热井。地热资源涉及对流和传导两种成因类型，其中宝热1井属于对流地热系统岩溶裂隙型地热，发育黄荡地热田；RBQ1（已探明的中温地热井）、RGM1及RGS1井属于传导地热系统构造裂隙型地热，其余两口井均属于传导地热系统孔隙型地热。

2 样品采集与测试

本次研究共采集区内大气降水、地表水、第四系地层中的深井冷水及不同热储层的地热水等16组同位素水样（图1）。包括5组地热井水样、7组深井冷水样、2组雨水样和2组地表水样。其中5口地热井还采集了14C 样。此外，所有地热井水化学测试数据均利用已有成果（左丽琼等，2015①左丽琼，王彩会，时国凯，等. 2015. 江苏省宝应县开发区七里村地区地热1井地热资源勘查报告[R]. 南京：江苏省地质调查研究院.，2018②左丽琼，王彩会，范迪富，等. 2018. 江苏省高邮市送桥镇神居山地区RGS1地热井地热资源勘查报告[R]. 南京：江苏省地质调查研究院.；王彩会等，2010③王彩会，左丽琼. 2010. 江苏省兴化市乌巾荡公园地热勘查报告[R]. 南京：江苏省地质调查研究院.；范迪富等，2013④范迪富，左丽琼，王素娟，等. 2013. 江苏省高邮市马棚地区RGM1井地热资源勘查报告[R]. 南京：江苏省地质调查研究院.；孙贤恺等，2005⑤孙贤恺，孙齐，朱丽，等. 2006. 江苏省泰州市兴化戴南镇永丰地区兴热1井地热资源勘查报告[R]. 扬州：扬州天源地质勘查技术服务有限公司.，2006⑥孙贤恺，陶洪祥，孙齐，等. 2005. 江苏省扬州市宝应县宝热1井地热资源勘查报告[R]. 扬州：江苏省扬州市宝应县国土资源局，扬州新世纪地质勘查研究中心.）。

同位素测试项目包括D、18O及14C指标，收集的地热井水化学测试数据包括pH值、K+、Na+、Ca2+、Mg2+、SO42-、 Cl-、HCO3-、CO32-、F-、Li、SiO2、Sr、B等图2，表1。同位素样品采集完后1周内送往中国科学院地理科学与资源研究所陆地表层水土过程专业实验室进行分析测试，分析依据参照国际原子能委员会（IAEA）和美国国家标准和技术研究所（NIST）有关标准，测试仪器为液态水同位素分析仪（DLT-100）与加速质谱仪（AMS），测试结果见表1所示。

图2 研究区地热流体主要离子piper三线图Fig. 2 Piper diagram for classification of all the geothermal samples in the study area

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3 结果与讨论

3.1 水化学特征

将研究区所有地热井水样的主要阴阳离子在Piper三角图中进行投点（图2），可以看出，地热流体主要阳离子为Na+和K+，其中Na+的毫克当量百分数几乎占到所有阳离子含量的80%以上；与阳离子不同的是，阴离子表现种类更加多样，主要阴离子有Cl-、SO42-及HCO3-，以Cl-为甚，且多呈复合阴离子类型。图2中沿箭头方向，TDS呈增高的趋势，其中兴热1井TDS仅853.5 mg/L，而RGS1井TDS高达30579 mg/L，水化学类型也呈HCO3·Cl-Na—Cl·SO4·HCO3-Na—Cl-Na渐变特征，指示水岩反应程度差异。

地下流体中F-含量在活动断裂带及附近往往出现高异常值，反映深循环对流或离子扩散作用的存在，水样中F-含量分布可以用来提取有关地热异常信息。研究区RBQ1井（水温93℃）和宝热1井（对流型地热系统）F-含量最高，分别为2.89 mg/L和3.70 mg/L，这反映出断裂破碎带地热水深循环对流或离子扩散作用的存在。

Cl-离子普遍存在于地表水和地下水中，是构成溶液的一种主要离子。由于氯化物极易溶解，所以在含水层中不会停留，只有在强蒸发时才沉积成矿物。地下水中的Cl-一般认为是一种惰性示踪剂，属于保守的成分，Cl-的存在状态几乎不受水岩作用影响，研究其它物质与Cl-之间的关系是揭示地下水溶质变化过程的重要方法之一（Arnórsson and Andrésdóttir，1995；王文祥，2013）。图3给出了区内Cl-与地热水样中主要离子（Na+）及TDS的关系。结果表明Na+、TDS与Cl-均有着非常好的正相关性，随着Cl-含量增大，Na+含量、TDS增大，表征地下水的水岩反应越强烈，地热流体的径流时间可能更长。

图3 地热流体中Na+浓度、TDS与Cl-浓度关系图Fig. 3 Plots of Sodium and TDS vs chloride concentration for various geothermal samples in the study area

Giggenbach （1988）提出，Na-K-Mg三角图可以用来确定地热流体是否与围岩达到平衡。从图4可以看出，RBQ1井、宝热1井地热水处于右下角未成熟区，兴热1井、RGM1井地热水处于部分平衡区，兴热2井、RGS1井地热水处于完全与部分平衡区的交界处。表明RGS1井和兴热2井地热水是与Na、K、Mg的铝硅盐矿物钠长石、钾长石、白云母和斜绿泥石接近平衡，其他井地热水均不与这些矿物接近完全平衡，说明这两处地热流体的水岩反应更强烈。这些规律与基于水化学类型和Cl-示踪计推测的水化学演化趋势较为一致。

图4 地热流体Na-K-Mg三角图Fig. 4 Na-K-Mg Giggenbach plot with geothermal samples in the study area

3.2 地球化学温标

深部热储中矿物与流体或不同流体之间达到化学平衡后，在热水上升至地表的过程中，虽然温度降低，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地热储层的温度。目前常用的地温计主要有阳离子地温计、二氧化硅地温计和气体化学地温计等。基于现有资料，本文仅分析前两种。

3.2.1 阳离子地温计

常用的阳离子地温计有Na-K、K-Mg、Na-KCa等地温计。目前最为常用的阳离子地温计基于Na-K地温计和K-Mg地温计建立的Giggenbach Na-K-Mg三角图方法。根据图4及前文分析，区内兴热2井和RGS1井地热水处于完全平衡区和部分平衡区的交界处，适用阳离子地温计估算热储温度。

阳离子温标计算结果见表2所示，可以看出处于未成熟水和部分平衡水区的4口井的地热水估算出的热储温度过高或者比现场井口测量水温要低，不太合理。而接近于完全平衡水的RGS1井和兴热2井地热水，通过Na-K、K-Mg温标计算出的温度也存在过高或低于井口温度的情况。分析可知，Na+和K+需要更长的时间达到平衡，因此，Na-K温标给出的温度代表地热流体深部滞留时间较长，且为温度较高的地热流体温度，其不太适用于中低温地热流体。K-Mg温标的有关离子交换反应对温度反映敏感，在地热流图温度降低时，K-Mg离子偶的相对含量调整较为迅速，故K-Mg温标估算出的热储温度偏低。中低温地热水中Ca2+占有一定的比例，因此，Na-K-Ca地热温标更适用于研究区中低温地热流体，其估算出的RGS1井和兴热2井的热储温度分别为145.1℃、109.8℃。

表2 阳离子温标计算结果（单位：℃）Table 2 Cation geothermometers calculation results of geothermal fluids in the study area (℃)

3.2.2 二氧化硅地温计

前文分析，兴热1、RGM1、RBQ1和宝热1等4口井地热流体属于“未成熟水”或“部分平衡水”，即水岩之间尚未达到离子平衡状态，溶解作用仍在进行，或热水受到了冷水的混合。因此，用阳离子温标估算的平衡温度不太合理，适用二氧化硅温标来估算热储温度。

偏硅酸（H2SiO3）通常是含SiO2的斜长石等矿物风化或蚀变后被水溶滤所致。汪集旸等（1993）指出，硅温标的假设条件是热液中的SiO2应以偏硅酸（H2SiO3）形式存在。表3列出了6口井中地热流体SiO2含量。

在自然界中，SiO2矿物种类较多，而硅温标研究中常涉及的有α-方英石、β-方英石、石英、玉髓和无定形SiO2等矿物。利用SiO2溶解度曲线法可用于判断地热流体中的SiO2受何种矿物控制。Morey等（1962）提出了基于这些矿物常用的硅温标计算公式。根据表3中SiO2含量和相关计算公式，形成SiO2与温度的关系图（图5）。

表3 地热流体中SiO2含量统计表Table 3 Silica content statistics of geothermal fluids in the study area

图5可以看出，在研究区地热流体样品中：兴热1、兴热2、RGS1、RBQ1和宝热1井地热水SiO2含量的数据点落于玉髓和石英（100℃下蒸汽足量散失和无蒸汽散失）溶解线之间，即在石英（100℃下蒸汽足量散失和无蒸汽散失）溶解线下方、其它溶解线上方，说明玉髓、α-方英石、β-方英石及无定形二氧化硅等矿物溶解尚未平衡，而石英可能是控制区内地热流体（除RGM1井外）SiO2平衡作用的矿物，故采用石英温标（最大蒸汽损失和无蒸汽损失）估算热储温度。同理，RGM1井地热流体中SiO2含量的数据点落于α-方英石、β-方英石及无定形SiO2等矿物溶解线之间，考虑石英和玉髓可能是控制该地热流体SiO2平衡作用的矿物，可采用用石英和玉髓温标来估算热储温度。计算结果见表4所示。需要指出的是，上述溶解平衡线均不能与6个地热流体样品拟合线直接相交，且石英溶解曲线位于各水样点上方，说明处于过饱和的状态，热储温度计算结果亦存在误差。

图5 SiO2含量与温度关系图Fig. 5 Relation diagram between silica concentration and temperature of geothermal samples in the study area

表4 地热流体SiO2温标计算结果表（单位：℃）Table 4 Silica geothermometers calculation results of geothermal fluids in the study area

从表4选用的SiO2温标计算结果还可以看出，不同硅温标计算的结果相差较小（α-方英石、β-方英石及无定形SiO2温标不适于本区地热流体热储温度计算），为避免误差，对同一水样的不同硅温标计算结果取平均值，作为该地热井的最终硅温标估算值。即RGS1、RGM1、RBQ1、宝热1、兴热2及兴热1井用硅温标估算平均热储温度分别为87.6℃、73.8℃、116.2℃、99.2℃、75.9℃及76.1℃。计算结果与实际情况较为相近。

3.3 地热流体循环深度

宝热1井所在的黄荡地热田为构造隆起区对流地热系统岩溶裂隙型，其热水温度取决于地热流体循环深度，且呈正相关。Navarro（2004）认为地热流体循环深度计算公式可以表述为：

式中：Z为循环深度（m）；Z0为恒温带深度（m）；TR为热储温度（℃）；T0为恒温带深度（m）；I为地热增温率（℃/m）。综合相关资料，当地恒温带深度约20 m，温度约16℃，参照宝热1井测温数据，地热田地热增温率取0.03～0.04（地温梯度为3～4℃/100 m），将相关参数代入公式（1）计算宝热1井地热水深循环的深度为2.1～2.8 km，，即为黄荡地热田的地热流体循环深度。

其余地热井类型为传导地热系统构造裂隙型（孔隙型）地热，大气降水在补给区沿断裂破碎带向下渗透达到一定深度，并驻存于断裂带构造裂隙或岩溶裂隙中（孔隙型机理类似），水岩相互作用后不断汲取围岩热量及微量元素。热量主要来自于地球深部，通过自然增温形成，地温梯度介于2.04～3.09℃/100 m。与对流型地热不同的是，该类地热流体未经深循环。

3.4 同位素特征

同位素技术在地表泉水、浅层地下水及地热流体中应用广泛。其中，D与18O是示踪水循环较为理想的环境稳定同位素（陈陆望等，2008）。它可以较好地研究地热流体的形成、运移和混合等动态过程，从而揭示其形成与演化的主要机理，对正确认识地热资源的成因，建立地热资源形成的理论模式，实现水资源可持续利用具有重要意义。借助14C测年，结合D与18O同位素，研究不同深度地热资源的成生关系，为建立地热资源成矿模式，进行资源评价提供了理论基础。

3.4.1 D与18O同位素特征

（1）补给来源判断

从同位素测试结果（表1）可以看出，雨水的氢氧同位素组成最为富集，δD、δ18O的变化范围分别是-26.9‰～-7.2‰、-3.84‰～-2.32‰；地表水次之，δD、δ18O的变化范围分别是-39.8‰～-30.3‰、-5.82‰～-4.25‰；地下冷水氢氧同位素较为贫化，δD、δ18O的变化范围分别是-55.9‰～-30.3‰、-8.12‰～-3.94‰；深层地下热水氢氧同位素最为贫化，δD、δ18O的变化范围分别是-57.0‰～-45.4‰、-8.59‰～-4.39‰。基于国际原子能机构全球降水同位素监测网（GNIP）南京站监测数据（IAEA/WMO，2003），利用最小二乘法拟合得到地区性的大气降水线（LMWL）方程为δD=8.45δ18O+17.34（王涛等，2013），与全球大气降水线（GMWL）方程δD=8δ18O+10较为一致（Craig，1961）。

图6给出了研究区不同类别水样点的δD-δ18O关系图，可以看出，地下冷水和地下热水基本都分布在大气降水线上或附近，说明地下冷水和地下热水主要来自当地大气降水补给。雨水和地表水主要分布在图中的右上方，同位素组成更富集，尤其是张八岭地区大气降水氢氧同位素含量（黄德志等，2000）最为富集；地下热水分布在左下方，同位素组成更贫化，根据高程效应，说明地下热水的补给区高程更高；地下冷水处于中间沿大气降水线中部分布。其中高邮送桥地热井（RGS1）地下热水出现明显的“氧漂移”现象，这是由于高温条件下的水岩反应往往会导致地热流体的δ18O值高于补给的大气降水，水质中TDS最高也说明了这一点。RBQ1井和宝热1井氢氧同位素含量分布于降水线的左下方，δD、δ18O同位素组成更贫化，说明地热流体的补给区高程更高，结合RBQ1井和宝热1井F-含量最高，反映出大气降水在高处补给，沿断裂破碎带深循环对流或离子扩散，温度逐渐增高；兴热2井δD、δ18O同位素含量在大气降水线附近，且含量组成较为贫化，反应其为大气降水补给并在一定程度上受深部热水的影响。

图6 研究区各水样点δD -δ18O关系图Fig. 6 Relation between δD and δ18O of geothermal samples in the study area

宝应黄荡地热田范围内有4个同位素样品，分别代表深层地热水、第Ⅱ承压水、潜水和地表水。结合表1还可以看出：深层地热水与第Ⅱ承压水的δD、δ18O值基本相同，反映二者可能存在近源关系，地热田深层地热水与浅层承压水具有一定的水力联系，表明黄荡地热田对流地热水可能来源于上部承压水；潜水与河水的δD、δ18O值相近，二者直接来自于大气降水，但河水水样δD、δ18O值较当地潜水存在明显亏损，主要由于黄荡地区地表水属于淮河水系，其可能混杂了上游地表水。

（2）补给高程计算

因δD在大部分岩石中都偏贫，且含氢的成岩矿物较少，据此选用δD确定地下热水补给高程和补给区。利用δD值随地下水补给高程的增大而减小这一高程效应计算补给高程，公式为：

式中：H为地热流体补给高程（m）；Hr为参考点的高程（m）；D为地热流体的δD值，‰（SMOW）；Dr为参考点大气降水的δD值，‰（SMOW）；gradD为δD随高程递减的梯度，‰（SMOW）/100 m。

利用此方法计算补给高程时，Dr取GNIP南京观测站月降水同位素的雨量加权平均值取-49.15‰（王涛等，2013），Hr取观测站高程值26 m，中国西南地区δD的梯度值为-2.5‰/100 m，根据研究区的地理位置，δD的梯度值应比内陆地区偏低，选用本区δD的梯度值（gradD）介于-2.5‰/100 m～-2.0‰/100 m。计算结果见表5所示。发现RGS1井的计算结果为负值，推测与北西向断裂的切割至古近纪地层与其白垩纪热储层连通而发生水力联系相关；其余样品计算得出的补给高程范围为168～418.5 m，结合周边地形资料推测，其补给区可能为沿盱眙老子山、明光、滁州分布的张八岭丘陵区，张八岭为大别山脉向江淮东部延伸的部分，为长江和淮河的分水岭，最高点海拔399 m。此外，从张八岭地区大气降水的氢氧同位素组成来看，其投影点落在地区性大气降水线（LMWL）与全球大气降水线（GMWL）之间（图6），与地热流体较为一致，故该地区作为地热流体的补给区推断较为合理。

表5 地热流体补给高程计算结果Table 5 Calculation results on recharge elevation of geothermal fluids in the study area

3.4.214C年龄特征

大气中的14C主要以无机碳形式进入地下水，通过地下水14C测年，大体可判断地下水年龄，确定地下热水的水循环特征（秦大军等，2005），为研究不同深度分布的地热资源成生关系提供基础数据。

本次采集了5个地热井水样的14C样品，其中兴热1井因堵塞未取样，检测结果见表1。实验室测得的年龄值，是未经校正的年龄，称为表观年龄（或视年龄）。本次校正采用以贝叶斯算法为基础的牛津大学OxCal4.3程序，采用的数据库为INTCAL13（北半球），对5万年以内的4个地热水14C测年进行校正，同实验室测定结果相比，经过贝叶斯（OxCal）算法重新计算的14C年龄分布更加精确（表6所示）。

表6 地热流体14C结果表Table 6 Calculation results on 14C of geothermal fluids in the study area

经分析，沿建湖隆起自西向东分布的RBQ1和宝热1井，其14C年龄经校正后的年龄范围分别为31603～32293、41319～42443年，说明地热水的循环速率均较慢，地热流体14C表观年龄自西向东呈增加趋势，可能与热水自西向东的径流方向有关。RGS1、兴热2井其14C年龄经校正后的年龄范围分别为34526～35749、＞48011年，14C表观年龄自西向东也呈现出增加的趋势，进一步说明了地热流体自西向东流动，补给区可能位于研究区西南侧的沿盱眙老子山、明光、滁州分布的张八岭丘陵区。

3.5 宝应黄荡地热田成矿模式

综上，黄荡地热系统属中低温对流型，其成因的地质模式为：地热系统在其西南侧的盱眙老子山、明光、滁州分布的张八岭丘陵区接受大气降水的补给，大气降水渗入地下后沿丘陵区多条NE向断裂（如桂五—射阳湖断裂）下渗运移，循环深度约为2.1～2.8 km，循环周期约为41000～43000年，地下水沿建湖隆起碳酸盐岩岩溶裂隙发育面径流，并吸收深部传来的热量，温度逐渐升高，热储温度约为99～116℃。地下热水在宝应黄荡地区沿NE向断裂通道上升，在其与NW断裂（西安丰—射阳湖断裂）的交汇处（测井资料显示在470～950 m埋深处发育断裂破碎带，富水性较强），上涌形成地热田（图7）。该交汇处同时成为浅部地温异常的附加热源，发育孔隙型地热资源。

图7 宝应黄荡地热田成矿模式图Fig. 7 The metallogenic model map of Huangdang geothermal field in Baoying county

4 结论

（1）研究区地热流体水化学类型较为复杂，优势阳离子为Na+，阴离子呈复合离子型，以Cl-为主。Na+、TDS与Cl-均有着非常好的正相关性，表征高邮送桥RGS1井、兴化乌巾荡兴热2井地热流体径流时间更长，与围岩水岩反应更为强烈。宝热1井（对流型地热系统）F-含量最高，反映出断裂破碎带地热水深循环对流作用的存在。

（2）利用Giggenbach Na-K-Mg三角图和SiO2溶解度曲线法判断地热流体与围岩之间尚未达到完全平衡。研究区除RGM1地热井地热流体SiO2含量属于石英、玉髓的溶解过饱和状态外，其余地热流体SiO2含量均处于石英溶解过饱和状态，综合Na-K-Ca阳离子地热温标与SiO2地热温标法，估算研究区地热流体热储温度介于73.8～145.1℃。

（3）通过对对流型地热系统岩溶裂隙型地热宝热1井地热流体循环深度的计算，推测黄荡地热田深部地热流体循环深度为2.1～2.8 km。

（4）不同类别水样点的氢氧同位素表明，地下冷水和地下热水主要来自大气降水补给，高邮送桥RGS1地热井地热流体氢氧同位素受水岩反应控制出现明显的“氧漂移”现象。黄荡地热田深层地下热水与浅层承压水（冷水）的D、18O值十分相近，反映深部对流地热系统地下热水可能来源于上层承压水。通过定量计算，获得了地热流体在补给时的高程范围为168～418.5 m。

（5）经过贝叶斯算法重新计算的地热流体14C年龄分布更加准确，经分析，校正后的地热流体14C年龄自西向东呈增加趋势，可能与地热流体自西向东的径流方向有关。结合氢氧同位素补给高程分析，补给区可能位于研究区西南侧的沿盱眙老子山、明光、滁州分布的张八岭丘陵区。补给区大气降水与地热流体的氢氧同位素组成较为一致，进一步论证了推断的合理性。

（6）结合地热流体循环深度、循环周期（地热流体年龄）、氢氧同位素补给高程、热储温度及宝应1井测井成果，首次建立了宝应黄荡地热田的成矿模式。

致谢：感谢南京大学南统超副研究员、王彩会研究员级高工、徐雪球研究员级高工对本文撰写提出的诸多建设性意见；感谢评审专家及编辑在审稿过程中对本文提出的宝贵修改意见。