福建盐田海水补给型地热系统地球化学特征及其成因

刘春雷，李亚松，洪炳义，曹胜伟，王婉丽，李剑锋

（1.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北 石家庄 050061；2.福建省水循环与生态地质过程重点实验室，福建 厦门 361021；3.闽东南地质大队，福建 泉州 362000）

水热型地热系统中地热水与围岩发生的物质交换，决定了地热水的水化学同位素特征[1]。地热水化学同位素特征富含丰富的地热水形成和转化信息，该方法已被广泛运用于水热型地热系统成因模式研究[2]。通常地热水成因机制与地热水补给来源、围岩岩性特征、水岩作用、冷水混入比、热储温度等密切相关[3−9]，但沿海地区地热水存在接受海水补给的可能性，地热水化学和同位素特征受海水补给源影响大，地热水中阳离子成分和微量元素组分可能产生较大的改变，无法真实反映水岩相互作用程度和热储特征[10−12]。针对海水补给型地热系统开展地热水化学组分分析，确定地热水循环演化规律和地热热储特征，可为沿海海水补给型地热资源成因机制分析提供依据，探讨海水补给型地热水化学成因和热储特征有助于丰富地热资源成因模式理论。

热储温度是地热资源评估的关键影响指标，也是地热水水岩作用的关键影响要素，热储温度的估算一般采用地球化学温标法。地热温标法是利用地下热水的化学组分质量浓度计算地下热储温度的方法[13−16]，包括 SiO2温标、气体温标、同位素温标和阳离子温标[17]，其中，阳离子温标和气体温标对溶液平衡后的再次反应过程响应敏感。SiO2地热温标是根据SiO2矿物石英、玉髓和非晶质硅的溶解度建立的[18−19]，在 0～250 °C 温度变化范围内十分接近于溶液蒸汽压石英的溶解度[20−21]，温标计算结果比较准确。多矿物平衡法通过假设某种含铝矿物的水岩交互作用处于平衡状态，比较其余含铝与不含铝矿物饱和指数（SI）随温度的变化曲线，取多种矿物共同达到平衡状态（SI=0）的相交点作为热储温度[22−23]。多矿物平衡法估算热储温度受海水混入的影响较小，因此，本次研究采用SiO2地热温标和多矿物平衡法估算盐田地热热储温度。

盐田地热田属于福建闽东南地区，区域内中生代火山岩和花岗岩分布广泛[24−25]，具有酸性岩体放射性生热——断裂导热——盖层保热的三元聚热模式[26]。区域地热资源分布特征和构造地质条件显示闽东南地区地热田处于 NNW 与 NE、NEE 向断裂交汇区域[27−31]，NE向深大断裂为区域主要控热构造，NW和EW向张性断裂为区域性导水构造[32−33]。区域性NW和EW向张性断裂构成了由山区向沿海的径流通道，同时也构成了海水由沿海向陆地的运移通道。闽东南地区漳州地热水化学和同位素研究表明，地热田深部地热水和海水发生了混合作用，导致地热水的溶解性固体总量（TDS）大幅增加，形成热咸水。蔺文静等[34]、Liu等[35]利用SiO2温标和多矿物溶解平衡计算的漳州——厦门温泉热储温度为106～149 °C，循环深度为3 400～5 100 m。

已有研究成果揭示了官桥盐田地热田区域控热构造、导水构造特征和热储层分布特征，但是围绕盐田地热水补给条件和地热水咸化成因一直存在争议，特别地热田远离海湾，是否存在海水补给的可能及海水补给对地热资源的影响均不清楚。本文利用地热水和地下水的水化学和同位素特征保留的地热系统形成和演化过程中的重要地球化学和氢氧同位素信息，揭示了官桥盐田地热水化学特征和地热资源成因，提升对福建闽东南地区海水补给型地热系统的形成过程和演变规律认识。

1 研究区概况

官桥盐田地热田位于泉州市南安市官桥镇九十九溪上游山间沟谷地带，地形总体南西高、北东低，呈山间沟谷盆地，东距泉州湾约30 km，南距围头湾约20 km。区域上最高点为南西侧的尖山，高程为340 m，最低点为前溪沟谷，高程为20 m。气候为亚热带海洋性季风气候，年平均气温21.9 °C，年降水量1 675 mm，区内河流主要为前溪，先向南东径流，途经盐田村转向东径流，最终流入九十九溪。

盐田地热田位于平潭——东山北东向断裂带和永安——晋江北西向断裂带交汇处。区内总体构造格架以北东向为主，北西向、东西向次之，控制着晚侏罗世以来岩浆岩侵入、火山喷发活动。区内出露的地层较简单，主要有上侏罗统南园组第二段（J3n2）、晚侏罗世正长花岗岩（J3ξγ）、第四系更新统残积层（Qpel）、上更新统冲洪积层、全新统冲洪积层（Qhapl）（图1）。研究区地下水分为松散岩类孔隙潜水、风化带孔隙裂隙潜水、基岩裂隙承压水。松散岩类孔隙潜水含水岩组以第四系冲洪积层为主，接受大气降水和溪沟地表水的侧向补给，单孔涌水量大于150 m3/d。风化带孔隙裂隙潜水含水岩组以第四系残积层和基岩风化裂隙为主，接受大气降水和上部砂砾卵石含水层的补给，单孔涌水量小于50 m3/d。基岩裂隙承压水主要为构造裂隙承压水，地下水赋存于构造裂隙中，接受大气降水和第四系孔隙潜水、风化带孔隙裂隙潜水的侧向补给，单孔涌水量小于100 m3/d。在构造复合部位存在局部富水地带，单孔涌水量可达338.86 m3/d。

图1 盐田地质简图和采样点分布图Fig.1 Geological sketch of Yantian and the distribution of sampling points

研究区热储以带状热储为主，由具有能上下贯通张性裂隙的断裂、构造角砾岩的构造带以及与它们相通的张性节理裂隙组成，形成了地热水赋存的有利空间、径流和排泄的有利通道。层状热储由砂砾卵石层和强风化岩层等强含水、透水层组成。层状热储上部覆盖有不透水盖层（粉质黏土、砂质黏土等），厚1.30～2.50 m。带状热储和层状热储具有明显的水力联系，且深层热储水力联系密切，研究区地热井深部热储为同一构造带热储层。

2 样品采集与测试

采集研究区典型的地热井水样2组（H01——H02），H01井深为50 m，H02井深为500 m；在地热井所处水文地质单元内按地下水径流方向采集地下水8组（C01——C08），井深 90～164 m；海水样品 4 组（S01——S04），如图1所示。水温、pH、电导率均使用便携水质分析仪（Manta2）现场测试；水样采用 0.45 μm 的微孔滤膜过滤后，储存在洁净的聚乙烯瓶，送至自然资源部地下水科学与工程重点实验室测试阴离子、阳离子的质量浓度（ρ）和氢氧同位素含量。阳离子测试仪器为ICPOES（ICAP-6 300），阴离子和 Br−测试仪器为离子色谱仪ICS1500，测试精度为1%，电荷平衡误差在5%以内；Cl−测试采用滴定法；SiO2测试采用硅钼黄分光光度法，仪器型号UV2550。氢氧同位素利用波长扫描——光腔衰荡光谱法，采用L2130-i 同位素分析仪进行检测，测试不确定度δ18O为0.2‰，δD为2‰。测试结果见表1。

表1 官桥盐田地下水化学测试结果表Table 1 List of hydrochemical characteristics of groundwater in Yantian

3 结果

研究区地下水以基岩裂隙水为主，Piper三线图（图2）显示地下水TDS在167.9～369.5 mg/L之间，阳离子以Na+、Ca2+为主，阴离子以为主，水化学类型为 H CO3——Na·Ca、 H CO3·Cl——Na·Ca、 H CO3·SO4——Na·Ca型。地热水 H01和H02的TDS分别为2 610.0 mg/L、3 090.0 mg/L，阳离子以 Na+为主，阴离子以Cl−为主，水化学类型为Cl——Na型。海水样品的TDS在24 050.0～31 160.0 mg/L之间，阳离子以Na+为主，阴离子以Cl−为主，水化学类型为Cl——Na型。地下水中Br−质量浓度低于检出限0.010 mg/L，仅C02检出为0.13 mg/L；地热水H01中Br−质量浓度为4.51 mg/L，地热水 H02中 Br−质量浓度为 4.29 mg/L；海水中 Br−质量浓度平均为31.42 mg/L。研究区地热水H01、H02的δ18O 和δD 分别为−6.20‰、−5.82‰和−41.00‰、−39.75‰。地下水中δ18O 和δD的值分别为−6.80‰～−5.10‰和−46.00‰～−37.00‰。地下水化学特征显示区内地下水具有径流途径短、循环交替较快的特征。地热水化学类型为Cl——Na型，地热水H01和H02中 Br−质量浓度分别为 4.51 mg/L、4.26 mg/L（表1），地热水与地下水地球化学特征存在明显的突变，表明地热水存在其他的TDS和富Br−补给来源。

图2 盐田水样Piper三线图Fig.2 Piper trilinear diagram of water samples from Yantian

4 讨论

4.1 地下水水化学特征

地热水水化学特征受地热水补给源的水化学特征、地热水径流途中的岩性、排泄过程中其他地下水的混入以及地貌单元等的控制。盐田温泉水化学类型为Cl——Na型，TDS高达3.09 g/L。研究区地下水系统较小，地下水的补给、径流至排泄途径较短，天然状态下水岩作用不具有形成Cl——Na型水的地质条件，推测Cl——Na型水的形成与断裂带远距离的第四系海积层中古海水或者现代海水补给有关。

在自然水岩系统中，Cl−不形成矿物盐也不被吸附到矿物表面，即使是在高温环境下，水岩相互作用影响也极难影响Cl−的存在状态，因此Cl−常用于示踪地下热水及系统中与其有较好相关性的其他物质的来源。研究区SiO2与Cl−质量浓度分布图（图3）显示，地下水和地热水SiO2与Cl−质量浓度明显不同，推断丘陵山区、山前冲洪积平原冷水中SiO2与Cl−质量浓度受水岩作用控制，呈现一定的正相关关系，而地热水中SiO2由温度控制的水岩作用影响，温度增高，SiO2质量浓度不断增加；Cl−质量浓度主要受海相沉积层中古海水或者现代海水混入影响[36]。

图3 盐田地热田地下水SiO2与Cl−质量浓度分布图Fig.3 Distribution of SiO2 and Cl− concentrations in groundwater in Yantian

4.2 地热水海水混合比

深部地热水在升流过程中与浅层地下水的混合是地热系统内的常见过程，混合过程一方面会导致地热水温度降低，另一方面地下水特别是海水的混入，可能大幅改变地热水的水化学组成。因此，确定深层地热水与浅层地下水的混合比对地热资源开发利用具有重要意义。研究区地下水Piper三线图和地下水同位素特征均显示近岸地区地热水受海水影响。从地热水的 Cl−、Br−质量浓度分布图（图4）也可以看出研究区地下水中Br−质量浓度较低，大部分低于检出限，但地热水中Br−较为富集，地热水、海水中Br−质量浓度和Cl−之间存在线性关系，揭示了研究区地热水部分来自海水并受海水混入量控制的实质。

图4 官桥盐田地下水 Cl−、Br−质量浓度分布图Fig.4 Distribution of Cl− and Br− concentrations in groundwater inYantian

取泉州湾海域海水样品Cl−质量浓度平均值为15 260 mg/L，混合作用前地下水Cl−质量浓度采用研究区地下水Cl−质量浓度平均值25.50 mg/L，计算得出地热水H01海水混入比为9.13%，H02海水混入比为10.76%。根据已有试验数据，H01和H02深部热储层为同一热储，且研究区浅层无高TDS的咸水分布，表明出露于第四系地层的地热水H01在浅层混入了较多的地下水。

4.3 地下水的环境同位素特征

泉州大气降雨氢氧同位素缺少相关测试数据，当地大气降水线参考厦门地区降水线（LMWL）[37]，本地降水线与全球降水线（GMWL）[38]近似，研究区地下水和地热水的氢氧同位素值分布在本地降水线右侧（图5），表示其补给来源主要为大气降水。根据盐田地热田水文地质试验，地热水H01和H02热储层为同一热储层。H01地热井深50 m，地热水揭露地层较浅，浅层冷水混入比例较大，地热水氢氧同位素值特征与浅层地下水相近；H02地热井深500 m，地热水氢氧同位素值在本地地下水和东部地下水之间，且地热水存在东部古海相沉积海水或者现在海水补给，富集重同位素。

图5 盐田地热水稳定氢氧同位素分布图Fig.5 Distribution of stable hydrogen and oxygen isotopes in geothermal water in Yantian

4.4 水-岩平衡状态

Na-K-Mg三角图（图6）可以从地热水平衡状态的角度将不同类型水样分为完全平衡、部分平衡、未成熟水 3个区域，其原理为 K+、Na+质量浓度的平衡调整较为缓慢，但Mg2+、K+质量浓度的平衡调整较快[39−40]。研究区地热水处于部分平衡状态，水岩作用尚未达到完全平衡，溶解作用还在继续。地热水可能来自较热的环境，在地热水深部循环上升的过程中，受到了浅层冷水的混合、稀释作用，使得热水中的化学组分质量浓度变化。地热水的高TDS和高Cl−质量浓度源于海水的混入，这是由于海水的混入带来大量的Cl−，还带来了大量的Na+和K+等成分。同时，从图6可以看出研究区地热水均靠近右下角顶点处Mg端元，反映水岩平衡的温度较低，热水中的钠、钾矿物均未达到饱和状态。地热水分布的区域，热水完全平衡温度为160 °C，说明经深循环的高温地热水在浅层与冷水混合，原本达到溶解平衡的热水受到冷水的强烈稀释而形成部分平衡水。

图6 盐田地热水样品Na-K-Mg三角图Fig.6 Na-K-Mg ternary diagram of geothermal water samples inYantian

4.5 热储温度估算

利用Phreeqc（Version 3.7.3）中的劳伦斯-利弗莫尔国家实验室（LLNL）热力学数据库，根据地热水的实测数据以及研究区地质背景，选取花岗岩中主要矿物钾微斜长石作为平衡相，假设其处于溶解平衡状态，以5 °C为步长，计算50～200 °C时各主要矿物的矿物饱和指数（SI）值。本次研究采用阳离子温标法、SiO2地热温标和矿物溶解平衡法进行热储温度的估算和比较，综合讨论阳离子温标、SiO2温标和多矿物溶解平衡法在海水补给型地热系统热储温度估算的适用性问题。

根据图7中各矿物饱和曲线的收敛温度判断流体-岩石反应的平衡状态及流体在储层中达到的最高温度。在各地热田不同温度（T）下矿物SI的计算过程中，主要考虑钠长石、钾长石、三水铝石、高岭土、伊利石等含铝矿物以及石英、玉髓、无水石膏等不含铝矿物[41]。各矿物在50～200 °C区间内均能实现较好的收敛（图7）。H01和H02地热水为同一热储层地热水，H01在上升过程中混入更多的地下水，影响了地热水的矿物平衡，玉髓与高岭土、伊利石均在SI=0附近相交，所得热储温度相对保守；H02在上升过程中混入较少的地下水，石英与高岭土、伊利石均在SI=0附近相交，石英与其他矿物SI相交时所对应的温度较高，且相交时SI多处于小于0的不平衡状态，表明石英反映的是热储理论上的最高温度。

图7 盐田地热水点各种矿物SI-T图Fig.7 SI-T diagram of minerals from Geothermal water in Yantian

地热地球化学温标计算结果显示，不同温标计算热储温度结果差异较大（表2）。SiO2地热温标和多矿物溶解平衡法相近，阳离子温标计算温度明显高于SiO2地热温标和多矿物溶解平衡法。推测是地热水中海水混入对阳离子组成影响巨大，海水混入后地热水水岩作用未达到平衡状态，不适用阳离子温标法，因此，在海水补给型地热系统热储估算中SiO2地热温标和矿物溶解平衡法具有更好的适用性。

表2 官桥盐田地热水热储温度估算结果Table 2 Estimated results of geothermal reservoir temperature of geothermal water in Yantian

4.6 地热成因分析

研究区中低温地热系统受深层幔源物质影响有限，氦同位素比率表现出典型的地壳变质特性[42]，热源主要为东西向深大断裂导热和花岗岩放射性生热。地热异常区周边浅层地下水或海水沿北西向构造裂隙下渗，下渗过程中不断吸收热量（加温、体积膨胀、比重变小），当入渗一定深度位置到达深部热源时，因其温度较外围高，形成压力差，推动地热水沿张性裂隙上升，并释放热能，周边低温地下水又源源不断渗入补给，导致浅层热储温度在89～121 °C之间，温度差继续推动地热水源源不断上涌，即形成东南沿海滨海火成岩区海水补给型地热系统（图8）。

图8 东南沿海海水补给型地热资源成因模式示意图Fig.8 Diagram of the genetic model of seawater recharge geothermal resources in the southeast coast of China

5 结论

（1）泉州官桥盐田出露热水温度 44～47 °C，地下水TDS小于400 mg/L，水化学类型主要为 H CO3——Na、 H CO3·Cl——Na·Ca、Cl·H C O3——Na，TDS由山前至沟谷台地不断增加。地热水H01和H02的TDS分别为2 610 mg/L和3 090 mg/L，水化学类型为Cl——Na型，与研究区地下水呈现突变关系。

（2）地热水化学类型、同位素特征及地热水ρ（Cl–）/ρ（Br–）（质量浓度比）显示地热水存在部分海水补给现象。根据Cl−混合模型，官桥盐田地热水存在海水混入的影响，其中H01海水混入比为9.13%，H02海水混入比为10.76%，地热水H01较H02混入了较多的第四系浅层地下水。

（3）海水的混入造成阳离子温标产生较大误差，SiO2地热温标和矿物溶解平衡法具有更好的适用性。盐田地热石英温标热储温度范围为118～121 °C，玉髓温标相对温度偏低，玉髓温标热储温度范围为89～93 °C；多矿物平衡法估算的热储温度为 90～110 °C。

（4）官桥盐田地区EN断裂构成深部热量上升通道，NW和近EW向断裂构成了地热水补给、径流、排泄的循环通道，海水或者海相沉积层古海水沿EW断裂径流至EN向断裂，EN断裂深部导热致地下水温度升高形成压力差，地热水沿张性裂隙上升过程中周边冷水源源不断渗入补给，浅层热储温度在89～121 °C之间。