四川康定市二道桥地区地下热水稳定同位素特征及热储温度计算

姜 哲，周 训,2，陈柄桦,2，陶广斌，李 状，曹入文，隋丽嫒

(1.中国地质大学(北京) 水资源与环境学院，北京 100083;2.中国地质大学(北京) 地下水循环与环境演化教育部重点实验室，北京 100083)

0 引 言

地热系统是指按照其地质、水文和能量传递的特点，通过水、蒸汽等流体将分散的热能量聚集运移，并在适宜的环境构成能量资源的系统[1]。Rybach和Muffler[2]根据地质环境和热量传递方式将地热系统分为对流型及传导型两大类，目前此分类一直为国际地热界沿用。我国是地热资源相对丰富的国家，地热资源总量约占全球的7.9%[3]，以中低温地热资源为主，主要分布于大型沉积盆地和隆起山地的断裂带上[4]，高温地热资源主要分布在藏南、滇西、川西和台湾地区，现已发现高温地热系统200多处[5]。按构造成因，可将我国的地热资源分为沉积盆地型地热资源和隆起山地型地热资源两大类型[6]。王建国等[7]应用地表地球化学方法分析沉积盆地型地热系统与隆起山地型地热系统的特点，得出最有利富热部位的有效地球化学判识指标，并认为二者在地球化学异常模式上存在很大差异。谭肖波等[8]认为山东高青县地下热水属于沉积盆地型地热资源，地下热水沉积封闭、径流缓慢、矿化度高。温煜华等[9]分析甘肃武山地热田地下热水的氢氧同位素特征，得出地下热水主要来源为山区大气降水。拓明明等[10]对重庆地区部分温泉进行研究，得出重庆温泉出露主要受背斜构造的控制，属于盆地-出露型地下热水分布类型。卢丽等[11]通过计算四川昭觉县竹核温泉的补给高程、循环深度、冷热水混合比例等，总结了该温泉的成因模式。Fournier和Rowe[12]提出地下热水在上升过程中，随着温度降低，水中SiO2的含量十分稳定，可以用于估算地下热水的热储温度。Reed等[13]提出多矿物饱和指数法，以多种矿物同时达到平衡时的收敛温度作为热储温度。Giggenbach[14]创立了Na-K-Mg等一系列三角图，用来判断地热流体中的物质来源。Pang和Reed[15]针对水化学数据中经常缺失Al的情况，提出固定铝的方法来修正Q/K图，使热储温度的计算结果更准确。Mohammadi等[16]利用多矿物饱和指数法来估算伊朗Zagros地区地下热水热储温度。黄珣等[17]应用固定铝的方法修正Q/K图来计算康定中谷地区热储温度，取得了较好的计算结果。

前人自20世纪60年代以来，开展了四川康定市的地质和地热地质的研究工作。刘再华等[18]对四川黄龙沟、康定和云南中甸下给3个地热系统进行分析，得出3个地热系统中CO2源自石灰岩变质CO2和幔源CO2混合。卞跃跃等[19]认为康定雅拉河、榆林河地区地下热水是由大气降水在山区的补给区入渗，向下径流至储集层，然后受地下深部热源加热形成。李玥樾和李晓[20]对康定二道桥至榆林宫54个热水点的出露情况进行综合分析，发现所有热水均沿着断裂及水系分布。郭琦和Guo等[21-22]认为康定北部雅拉乡地区地下热储层为三叠系变质岩(板岩)，深部地下热水补给来源可能为冰雪融水单一补给，而康定南部榆林宫地区则分为深部的黑云母花岗岩热储和浅部的二叠系变质板岩热储，深部地下热水补给来源可能为岩浆水和冰雪融水的混合补给，并总结了地下热水的循环模式。陈炳桦[23]对康定南部榆林宫地区温泉的水化学特征进行了分析，并开展反向水文地球化学模拟，得出地下水在径流过程中发生的矿物溶解-沉淀反应。本次研究在野外调查和采样测试的基础上，分析了康定市北侧二道桥温泉(SC107、SC107-2)，以及附近人工钻成的自流热水井，即康巴人家温泉(SC107-3)、自流热水井(SC107-4)和自喷热水井(SC107-5)的出露特征，以及温泉的补给来源、补给区高程、补给区温度，利用SiO2地热温标和多矿物饱和指数法估算热储温度，并总结了该地区温泉的成因模式，可为二道桥地区的地热勘查和开发利用提供重要依据。

1 区域地质背景

1.1 地质概况

本次研究的5个温泉 (钻井)位于康定市以北1～3 km的雅拉河两岸，雅拉河由北向南流到康定市区，汇入康定河，向东流入大渡河。区域内地形高差较大，区内最高点，即贡嘎雪山主峰海拔7 556 m，而河谷地区海拔在1 500 m左右，巨大的地形高差使地下水获得山区的大气降水向下入渗补给后极易进行深循环，这也是区内地下热水形成的重要因素之一。研究区属于亚热带季风气候，年平均气温7.1 ℃，年平均降水量832 mm，降雨主要集中在5—9月，占全年降水量约77%。

研究区在大地构造上地处松潘—甘孜地块，位于地中海—喜马拉雅地热带东部的鲜水河走滑断裂带上。鲜水河断裂带是位于川西地区深切地壳的深大断裂，受印度板块向亚欧板块挤压碰撞的影响，鲜水河断裂发生强烈的左行走滑活动，新构造运动活跃，大地热流值高，为地下热水的形成提供了有利条件。区内发育多条断裂 (图1)，由西向东依次为大雪山—农戈山断裂、红卫乡断裂、雅拉沟断裂以及跑马山断裂。4条断裂均为鲜水河断裂带的次级断裂。其中大雪山—农戈山断裂为NW走向、倾向为NE，为区内最长的断裂。雅拉沟断裂为NW走向、倾向为NE，沿此断裂发育雅拉河谷。红卫乡断裂为NS走向、倾向正东，跑马山断裂为NE走向、倾向为NW，两条断裂最终均与大雪山—农戈山断裂相交，且跑马山断裂在中段被雅拉沟断裂反扭切断。断裂深切地层，沟通深部热源，断裂破碎带为大气降水入渗和地下热水上升提供了通道。此次研究的5个泉点(SC107、SC107-2、SC107-3、SC107-4、SC107-5)均分布在沿雅拉沟断裂发育的雅拉河谷中，其分布和出露都受到断裂和地形的控制。

区域出露了大面积晋宁期花岗闪长岩和燕山期花岗岩 (图1)，主要分布在大雪山—农戈山断裂以西以及跑马山断裂以东。其间出露有三叠系、泥盆系、志留系、震旦系的地层。三叠系地层岩性主要为砂砾岩、板岩、结晶灰岩，泥盆系地层岩性主要为板岩夹千枚岩、结晶灰岩及石英砂岩，志留系地层岩性主要为结晶灰岩、大理岩、千枚岩、白云岩，震旦系地层岩性主要为大理岩、千枚岩夹白云岩、砂岩。研究区热储呈带状分布，热储层为泥盆系危关群组千枚岩、结晶灰岩和志留系茂县群细晶灰岩、千枚岩、石英砂岩。

1.2 温泉概况

于2019年7月对研究区5个温泉点进行野外调查，并采集水样进行测试。野外调查主要对温泉点的经纬度、标高、出露环境以及泉水的温度、pH、Eh、游离CO2含量进行观测，温泉野外观察概况如下：

二道桥温泉有数十个泉眼，出露于雅拉河两岸，SC107和SC107-2分别采集于二道桥温泉的“族”泉眼和“卫”泉眼 (温泉浴池直接置于泉眼之上)。另有一个游泳池直接建在若干泉眼之上。“族”泉眼(SC107)温度40.8 ℃，泉口出露少量泥盆系危关群组灰岩，周围无钙华沉积，还有一个小泉眼也出露于灰岩，周围有少量钙华沉积，泉水温度33.2 ℃，用于地震观测。该温泉已被人为修建为洗浴中心。

康巴人家温泉(SC107-3)位于二道桥温泉以北约80 m的雅拉河东岸，为人工钻井揭露形成，井口出露于志留系茂县群灰岩，泉口沉积少量钙华，水头高于地面，呈自流状态，有轻微的H2S气味，泉水温度46 ℃，实测pH为6.5。

自流热水井(SC107-4)位于二道桥温泉以南约800 m的雅拉河东岸，为人工打成的自流井，井口处出露于志留系茂县群灰岩，附近沉积少量钙华，且具有轻微的H2S气味，热水温度36.7 ℃，实测pH为6.3。

自喷热水井(SC107-5)位于二道桥温泉以南约1 km处的雅拉河西岸，热水自喷出井口，井口出露于志留系茂县群灰岩，现井口已被公路掩埋，热水通过水管向雅拉河喷出排放。井口有少量钙华沉积，并有轻微H2S气味。热水温度36 ℃，实测pH为6.4。

温泉水样由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成测试。其中HCO3-依据《地下水质检验方法 滴定法测定重碳酸根》(DZ/T 0064.49—1993)测定，Cl-、SO42-依据《地下水质检验方法 离子色谱法测定氯离子和硫酸根》(DZ/T 0064.51—1993)测定，Ca2+、Mg2+、Na+、K+依据《生活饮用水标准检验方法 金属指标》(GB/T 5750.6—2006)测定，TDS依据《地下水质检验方法 溶解性固体总量的测定》(DZ/T 0064.9—1993)测定，Si依据《生活饮用水标准检验方法》(GB/T 5750.6—2006)测定，δ2H和δ18O分别依据《水中氢同位素锌还原法测定》(DZ/T0184.19—1997)和《天然水中氧同位素二氧化碳-水平衡法测定》(DZ/T0184.21—1997)完成测定。经阴阳离子平衡误差检查，水样误差范围为0.4%～2.5%，均小于5%。测试结果列于表1。

表1 康定二道桥地区温泉水样水化学数据(ρB/(mg/L))

2 同位素特征

大气降水中氢氧稳定同位素组成受温度效应、季节效应、纬度效应、大陆效应、降雨量效应和高程效应等多种因素影响[24]。

2.1 地下热水补给来源

研究区采集的热水样δ2H值为-95.8‰～-112.6‰，平均值为-102.6‰，δ18O值为-12.9‰～-14.8‰，平均值为-13.6‰(表1)。水样的δ2H和δ18O比较偏负，是高程效应所致。

根据地下水样的δ2H和δ18O数据点在δ2H-δ18O关系图 (图2)上的位置，可以判断地下水的起源[25]。图2中绘制了全球大气降水线[24,26]、中国大气降水线[27]以及中国西南地区大气降水线[28]。可以看出，康定二道桥地区的5个热水样点的δ2H和δ18O的数据点均分布于大气降水线附近，且无明显18O漂移现象[29]，说明地下热水均源自大气降水补给。

2.2 补给高程计算

地下热水补给区高程的计算是依据氢氧稳定同位素的高程效应[24]，即当降水高程较高时，平均气温较低，降水中的重同位素相对贫乏。采用如下公式对研究区地下热水补给高程进行计算。

中国大气降水δ2H的高程效应公式[30]：

δ2H=-0.02H-27

(1)

西南区以及青藏高原高程效应公式[31]：

δ18O=-0.001 8H-6.86

(2)

式中：H为补给高程，m。计算结果列于表2，可以看出，两个公式计算结果相差较小，取平均值作为研究区地下热水的补给区高程。结合研究区地形地貌，得出补给区高程为3 000～4 500 m，即为雅拉河谷两侧海拔较高的山区，该范围内的大气降水均可对区内地下热水进行补给。补给区发育有跑马山断裂与大雪山—农戈山断裂，大气降水在巨大地形高差 (水头差)的作用下沿深切断裂下渗进行深循环，经过地温增热，径流至雅拉河谷出露成泉。

2.3 补给区温度

地下热水补给区温度的计算是依据氢氧稳定同位素的温度效应[25]，即指大气降水稳定同位素数值与温度呈现出正相关关系。Dansgaard[26]于1964年建立了全球大气降水中δ2H和δ18O与年平均气温(T)之间的线性关系：

δ2H=5.6T-100

(3)

δ18O=0.695T-13.6

(4)

另外，中国地区的大气降水δ2H值的温度效应一般可表示为[30]：

δ2H=3T-92

(5)

表2 康定二道桥地区温泉的补给高程

表3 康定二道桥地区温泉的补给区温度

式中：T为年平均气温，℃。利用式(3)、(4)和(5)估算研究区5个温泉水样的补给区温度结果列于表3。

由表3可知，式(3)与式(4)计算结果比较接近，式(5)计算结果略偏低。根据研究区年平均气温以及补给高程计算结果，取3个式子计算结果的平均值作为补给区温度，为-3.5～-0.3 ℃，低于研究区年平均温度，是补给区所在山区海拔较高及存在冰雪导致的。由补给区温度可知，5个泉点均接受山区大气降水和冰雪融水的补给。

3 热储温度计算

热储温度是评价地热资源开发潜力的重要依据，温度越高的地热系统，其开发潜力也越大。地热温标是估算热储温度的重要方法。

常用的地热温标有阳离子地热温标、SiO2地热温标和同位素地热温标及气体同位素温标。

3.1 阳离子地热温标估算热储温度

阳离子地热温标是利用地下热水化学组分中的阳离子之间的比值与温度间的关系建立的。Giggenbach[14]首先提出了用Na-K-Mg三角图解法，来评价水-岩平衡状态，判断是否适用于阳离子地热温标。三角图分为3个区域：完全平衡水、部分平衡水和未成熟水。根据研究区5个泉点热水样检测结果 (表1)绘制了研究区的Na-K-Mg三角图 (图3)，可以看出，5个水样点均落在三角图右下角未成熟水的区域，说明所有水样点均未达到水-岩作用平衡状态，可能是因为热水在上升过程中与浅部冷水发生混合，或地下水在热储中未与围岩充分反应。故阳离子地热温标不适用于估算研究区热储温度。

3.2 SiO2地热温标估算热储温度

由于在地下深处恒定温度下有很长的滞留时间，地下热水可以与SiO2达到溶解平衡。且地下热水向上运移快速达到地面的过程中，SiO2很少或几乎不发生沉淀[12]。因此，SiO2常被用来计算热储的温度。

表4 康定二道桥地区温泉热储温度估算结果

常用的SiO2地热温标如下：

(1)石英温标-无蒸汽分离或混合作用[32]：

T=-42.198+0.288 31SiO2-3.6686×
10-4(SiO2)2+3.166 5×
10-7(SiO2)3+77.034 1 lg SiO2

(6)

(2)石英温标-无蒸汽损失(0～250 ℃)[33]：

T= 1 309/(5.19-lg SiO2)-273.15

(7)

(3)石英温标-最大蒸汽损失在100 ℃(0～250 ℃)[33]：

T= 1 522/(5.75-lg SiO2)-273.15

(8)

(4)α-方英石温标[33]：

T= 1 000/(4.78-lg SiO2)-273.15

(9)

(5)玉髓温标-无蒸汽损失(0～250 ℃)[33]：

T= 1 032/(4.69-lg SiO2)-273.15

(10)

式中：T为热储温度,℃; SiO2的浓度单位为mg/L。根据5个温泉水样的Si含量换算成SiO2含量，利用式(6)-式(10)计算热储温度的结果列于表4。

由表4可以看出，研究区所有水样的热储温度均在100 ℃左右，基本不存在蒸汽损失，故式(8)不适用。式(6)与式(7)计算结果相近，得出研究区热储温度范围在99～104 ℃之间。采用式(9)计算所有泉点热储温度均在50 ℃左右，结果偏低。采用式(10)计算结果得出研究区热储温度范围在68～75 ℃之间。可以发现，不同公式计算结果相差较大，无法将研究区热储温度确定在一个较小的温度范围内。

在利用SiO2含量计算热储温度时，可以应用SiO2-lg (K2/Mg)图或SiO2溶解度曲线图来反映SiO2的存在形态，以此来判断采用何种SiO2温标更为适合。Giggenbach 和 Glover[34]和Giggenbach et al.[35]利用SiO2-lg (K2/Mg)图判断地下热水中不同二氧化硅矿物的平衡状态，进而选取对应的二氧化硅矿物来计算热储温度。霍冬雪等[36]绘制了SiO2溶解度曲线图，得出玉髓控制云南祥云县王家庄碱性温泉中SiO2的溶解。根据研究区水样中的K+、Mg2+含量以及SiO2含量绘制了SiO2-lg (K2/Mg)图 (图4)。可以看出，水样点基本分布于玉髓指示线附近，表明玉髓具有更大的表面能，热水中SiO2的沉淀与溶解主要受这种矿物的控制，所以相对来说玉髓温标计算的热储温度要相对准确，得出研究区热储温度为68～75 ℃，为中低温地热系统。

3.3 多矿物饱和指数法估算热储温度

多矿物饱和指数法是通过模拟地下热水中多种矿物在不同温度下的化学平衡，即在某一温度下，地下热水中的多种矿物组合与水溶液之间达到化学平衡，不同的矿物具有独立的平衡曲线，当多个矿物收敛至一个点或者一个区间的温度时，可以将这个点或区间的温度作为地下热水的热储温度[13]。

应用PHREEQC软件[37]来计算地下水在不同温度条件下的矿物饱和指数。通常来说，水热系统中受温度控制的平衡矿物包括石英、玉髓、碱性长石、方解石等，本文根据研究区岩性及地下热水的化学特征综合分析，选取硬石膏、文石、方解石、玉髓、白云石、萤石、石英、云母等矿物，分别计算它们在20 ℃、40 ℃、60 ℃、80 ℃、120 ℃、140 ℃、160 ℃的矿物饱和指数，并绘制T-lg (Q/K)图(Q为活度积，K为平衡常数)(图5)。可以看出SC107和SC107-2收敛于65～72 ℃的温度区间，而SC107-3、SC107-4和SC107-5并没有一个明显的收敛区间。

由于缺少Al的数据，在使用多矿物饱和指数法时，无法对部分长石类矿物进行模拟，使估算结果的可靠性低。Pang和Reed[15]提出应用固定铝(Fix-Al)的方法，来消除铝的数据缺乏或不准确而导致的误差。故采用固定铝方法对SC107-3、SC107-4和SC107-5进行修正，以减轻水化学数据缺失Al而造成的影响。选取钙蒙脱石、玉髓、三水铝石、伊利石、石英、云母等矿物，重新绘制T-lg(Q/K)图(图6)。

从图6可以看出，经修正后，SC107-3收敛于65～70 ℃的温度区间，SC107-4收敛于65～72 ℃的温度区间，SC107-5收敛于68～73 ℃的温度区间，与玉髓温标计算结果较为吻合。研究区热储属于中低温热储，且根据多矿物饱和指数法模拟中对不同泉点矿物的选取，发现不同泉水样中达到饱和的矿物种类有所不同，这是因为地下水从入渗、径流到出露成泉的过程中经过的地层和岩石不同，导致水-岩作用溶解的矿物不同。

综合SiO2地热温标和多矿物饱和指数法的模拟结果，认为研究区热储层温度为65～75 ℃。

4 温泉成因模式

研究区西侧农戈山以及东侧跑马山为相对海拔较高的山区，两处分别发育有大雪山—农戈山断裂和跑马山断裂形成导水通道，大气降水在地面汇集，通过断裂下渗，在较大的水头差(表现为补给区与雅拉河谷之间的地形之差)驱动下沿断裂进行深循环，在此过程中获得来自深部大地热流的加热并与围岩发生水-岩反应，使地下热水中各离子含量发生改变，最终径流至雅拉河与雅拉沟断裂附近，沿着雅拉沟断裂上升，在深切的雅拉河谷中出露成泉，揭露地下热水的钻井也能自流出地表。本文以二道桥温泉“族”泉眼(SC107)为例，绘制了研究区温泉成因模式剖面图(图7)。

5 结 论

(1)康定市二道桥地区5个温泉的氢氧稳定同位素测试结果显示，热水样的δ2H值为-95.8‰～-112.6‰，δ18O值为-12.9‰～-14.8‰，比较偏负，是高程效应所致。δ2H-δ18O关系图显示5个温泉的补给来源均为大气降水，无明显18O飘移现象。利用δ2H值和δ18O值的高程效应和温度效应估算出研究区温泉的补给高程为3 000～4 500 m，补给区温度为-3.5～-0.3 ℃。其补给来源为附近较高山区的大气降水和冰雪融水。

(2)根据Na-K-Mg三角图，研究区5个泉点均落在三角图右下角的未成熟水区域，表明地下热水并未达到水-岩平衡，所以并不能应用阳离子地热温标来估算热储温度。应用SiO2地热温标估算研究区热储温度，并绘制SiO2-lg(K2/Mg)对比图，发现玉髓更好地控制着SiO2的溶解，故取玉髓温标计算结果为研究区热储温度，其范围为68～75 ℃。

(3)应用多矿物饱和指数法得出二道桥温泉(SC107、SC107-2)收敛于65～72 ℃的温度区间，而康巴人家温泉(SC107-3)、自流热水井(SC107-4)、自喷热水井(SC107-5)并没有很好的收敛区间。应用固定铝的方法进行修正，得到修正后的多矿物饱和指数图，得出康巴人家温泉(SC107-3)收敛于65～70 ℃的温度区间，自流热水井(SC107-4)收敛于65～72 ℃的温度区间，自喷热水井(SC107-5)收敛于68～73 ℃的温度区间，结果与玉髓地热温标计算结果接近，最终得出研究区热储温度为65～75 ℃。

(4)二道桥温泉不仅有天然泉眼，在附近打井也能自流热水。地下水在东部跑马山和西部农戈山处接受大气降水补给，在补给区与雅拉河谷巨大高差的影响下，沿大雪山—农戈山断裂和跑马山断裂下渗、径流并与围岩发生溶滤作用，在此过程中获得来自深部的大地热流的加热，最终在雅拉河谷与雅拉沟断裂附近上升出露成泉。