福建漳州地热水水化学及氢氧同位素特征研究

杨 旎, 王安东, 孙占学, 陈向阳, 豆保娜, 武超峰

(1.东华理工大学 核资源与环境国家重点实验室,江西 南昌 330013;2.东华理工大学 地球科学学院,江西 南昌 330013;3.福建省闽南地质大队,福建 漳州 363000;4.东华理工大学 地球物理与测控技术学院,江西 南昌 330013)

能源和环境是当今人类面临的两大问题。随着煤炭、石油等传统能源的日趋枯竭和环境问题的日益严重,新能源和可再生能源受到越来越多的关注。地热田是一种绿色低碳、安全稳定的可再生能源,具有水、热、矿三大属性,开发利用地热资源在促进能源结构转型升级、环境治理、节能减排等方面具有独特优势(汪集旸等,2017;肖则佑等,2018;许鹏等,2018;张薇等,2019;王轶等,2020)。因此对地热水开展水化学和氢氧同位素研究,可以有效识别地热水的水化学类型、流体来源、水岩作用以及赋存环境等(Tarcan, 2003;Awaleh et al.,2015;周训等,2015;张磊等,2021),为地热资源的开发与利用提供重要依据。福建漳州地处环太平洋构造岩浆活动带,是中国东南沿海地热带的重要组成部分,地热资源丰富。漳州地区地热水的利用历史可以追溯到1 300年以前,而对于其开展正规的地质调查和研究工作则是从二十世纪七十年代以后开始的。1972—1976年福建省水文地质队首次对漳州地区开展了1∶2.5万地质调查和1∶20万区域水文地质普查,认为漳州地热田的形成和热水出露主要受近EW向和近SN向断裂的联合控制,热水属于深层循环溶滤水(庞忠和,1987)。1984—1985年福建省地矿局在地热水水化学、同位素和逸出气体等的分析基础上,指出漳州地热田是大气降水渗入基岩,沿构造破碎带被加热上涌而形成;玉髓温标法估算了热储温度为130 ℃,并认为热水氯离子和矿化度高是第四纪海基层影响的结果(庞忠和,1987)。熊亮萍等(1990)运用管道模型法计算了漳州热田地下热水的循环深度,并运用热田相关的水化学资料估算地下热水的热储温度。中国科学院地质与地球物理研究所地热科研团队,对漳州盆地地热系统的成因模式、热能潜力与热水分布规律进行相关研究,探讨了地热水的循环深度、补给来源、地热水年龄和热储温度等,认为漳州地热田是典型的中低温对流型地热系统(庞忠和,1987;庞忠和等,1990a;汪集旸,1993;Pang,2005)。然而,钟时杰等(1990)、马峰等(2015)则认为漳州地区深部可能具有高温地热资源,是潜在的干热岩靶区之一。陈礼明(2019)对包括漳州地热田在内的福建省地热水氢氧同位素进行了研究,认为大气降水是地热水的主要补给来源,补给高程为165.5～1 853.3 m;地热水的δD、δ18O同位素含量与Cl-、矿化度(TDS)呈正相关,可能是受到海水混入作用的影响。

有关漳州地热的基本特征及成因机制积累了不少的基础资料,为进一步深入的理论研究与分析论证创造了条件。然而,通过计算特征系数分析地热水的状态及相关的地质作用、大气成因指数分析地热水来源以及根据离子组分比值分析海水入侵和存在海水混合的问题等方面还有待深入研究。本研究在收集已有研究成果基础上,实地采集了地热水样品10个,通过地热地质调查、地热水水化学以及氢氧同位素分析,对漳州地区地热水水文地球化学特征、热储温度、大气降水与海水混合作用等进行系统研究,为地热资源可持续开发利用提供科学依据。

1 研究区域概况

漳州隶属于我国东南沿海地区,大地构造上属欧亚大陆板块东南前沿地带(图1),是濒太平洋地区构造-岩浆岩带的重要组成,也是我国东南沿海地热带的主要组成部分,全区范围内有大量的温泉出露(王德滋等,2002;王安东等,2015;孙占学等,2016)。中生代燕山运动以来,太平洋板块和菲律宾板块向欧亚板块(以NW向为主)的俯冲是影响中国东南沿海地区岩浆活动和巨型火山-侵入杂岩带形成的重要因素,花岗岩体大面积出露,地热活动强烈(庞忠和,1987;杨立中,2016)。漳州地区基底岩石以晚中生代火山-侵入杂岩体为主,挟持于长乐-南澳断裂带和政和-大埔断裂带之间,晚更新世以来由于断裂张性活动,形成具有地堑性质的断陷盆地(庞忠和,1987;Lin,2001;Wang et al.,2016)。由于其地理位置和地质构造活动的特殊性,漳州地区不仅是地震监测和地震学研究的重点区域(陈园田,1982;Lin,2001;Wang et al.,2016),也是我国东南沿海地热带中最具有代表性的地热田(庞忠和,1987;Pang,2005)。

图1 漳州大地构造背景图(王德滋等,2002)

2 样品采集与测试

本研究采集了漳州地区地热井水样品共10个,研究区地热水分布相关信息见图2和表1。共采集了中温地热水(60 ℃≤t<90 ℃)8处,低温地热水(24 ℃≤t<40 ℃)2处。

表1 地热水取样位置

图2 漳州地区温泉分布图(杨立中,2016)

地热水水化学组成分析在核工业二三○研究所完成,氢氧同位素测试在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成。地热水离子水化学指标的测试方法为:SO42-、Cl-、F-等阴离子采用离子色谱ICS-1100分析;K+、Na+、Ca2+和Mg2+等阳离子采用电感耦合等离子发射光谱仪iCAP 7400分析。实验室对氢氧同位素的测定方法为:①δD同位素测定方法。样品在45 ℃恒温下与2%的H2和He混合气平衡40 min后用MAT-253测试,精度为δD≤2‰;②δ18O同位素测定方法。样品在28 ℃恒温下与0.3%的CO2和He混合气平衡20 h后用MAT-253测试,精度为δ18O≤0.2‰。

3 分析结果与讨论

3.1 水文地球化学特征

3.1.1 水化学类型

三角形水质图解法是水质分析中常用的方法,可根据图中水样点的位置,对其进行水化学的分类并揭示水样群之间的有用属性和相互联系(薛磊等,2020)。

运用派佰三线图(图3)以及舒卡列夫水化学分类法对地热水进行分类(张智超,2017)。由表2可知,研究区地热水阳离子以Na+和Ca2+为主,其含量分别为8.76～2 644.00 mg/L和8.69～2 504.00 mg/L,阴离子以Cl-为主,其含量为2.50～8 203.00 mg/L。地热水的水化学类型为Cl-Na·Ca型(8处)和HCO3-Ca·Na型(2处)。

图3 漳州地热水派佰三线图

3.1.2 特征系数分布

地热水中某些离子物质的量浓度比可用来分析地热流体的运移聚集规律和赋存环境(沈照理等,1983;王大纯等,1986;闫晓雪等,2019;朱喜等,2021)。

变质系数(γNa+/γCl-)可用于指示地热水的地层封闭性和热储层水文地球化学环境等,其值越小,表明地热水处于较还原的水体环境,地层封闭性越好;值越大,表明地热水活动越强烈(张保健,2011;史猛等,2019)。标准海水的变质系数平均值为0.85(秦莉红等,2019)。由表3和图4可知,HCO3-Ca·Na型地热水的变质系数值明显高于0.85,表明其活动和可更新能力强;而Cl-Na·Ca型地热水的变质系数值大多接近0.85,表明其处于较停滞状态,可能是受到海水混合作用的影响。

表3 漳州地热水离子特征系数表

图4 漳州地热水水化学类型与γNa+/γCl--矿化度关系图

脱硫系数(γSO42-/γCl-)用于反映地热水氧化还原环境,其值越小,表明地热水埋藏于封闭良好地区,氧化还原作用越彻底(张保建,2011;朱喜等,2021)。由表3可知,研究区地热水的脱硫系数值为0.05。其中,HCO3-Ca·Na型地热水的γSO42-/γCl-较高于海水的γSO42-/γCl-值(图5),说明地热水赋存环境封闭性差,更新能力强。

图5 漳州地热水水化学类型与γSO42-/γCl--矿化度关系图

通过计算研究区地热水的变质系数(γNa+/γCl-)和脱硫系数(γSO42-/γCl-),发现Cl-Na·Ca型地热水的封闭性好,处于较停滞的还原环境,矿化度较高;HCO3-Ca·Na型地热水的封闭性差,活动性强,矿化度相对较低。

3.1.3 矿化度

对研究区地热水中的主要离子和TDS进行相关性分析(图6)。由图6可知,在研究区地热水中,Na+、Ca2+、Cl-含量与矿化度呈显著正相关,正相关系数分别达到0.99、0.97、0.99;HCO3-含量则与矿化度呈负相关线性关系,负相关系数为0.14。综合表明,Na+、Ca2+、Cl-是研究区矿化度升高的主控因素。

图6 漳州地热水各离子与矿化度关系散点图

结合岩性分析,研究区热储层中含有硬石膏、方解石等矿物,这些矿物在二氧化碳和水的参与下,通过溶滤作用使地热水中富含Na+、Ca2+、Cl-等主要离子,从而形成以氯化物为主的高矿化度地热水。导致HCO3-的减少的原因可能是地热水在运移过程中脱碳酸作用产生碳酸钙沉淀,抑制其增加(马宝强等,2019)。研究区HCO3-Ca·Na型地热水的矿化度值较低,主要原因是热储层和盖层的岩石中含有较多的碳酸盐类和铝硅酸盐矿物,在二氧化碳和水的参与下,通过溶滤作用使长石类等矿物发生水解反应而产生大量的Na+,再加上铝硅酸盐矿物的风化溶解,形成了以HCO3-和Na+为主的低矿化水(袁建飞,2013;张智超,2017;马宝强等,2019)。

3.2 氢氧同位素特征

3.2.1 氢氧同位素结果

研究区地热水的水温为24.1～81.0 ℃,平均值为61.8 ℃(表4)。地热水最高水温为松岭温泉(81.0 ℃),最低水温为双第华侨农场温泉(24.1 ℃)。地热水的δ18O为-5.7‰～-7.3‰,平均值为-6.3‰(n=10);δD为-27.2‰～-44.2‰,平均值为-36.8‰(n=10)。

表4 采样点位置和氢氧稳定同位素组成

将研究区地热水的δ18O和δD分别与全球和区域大气降水线进行对比,能够识别地热水补给来源、水岩作用和混合作用等(Pang et al.,2017)。全球大气降水线方程为δD=8δ18O+10(Craig,1961)。研究区域位于福建漳州,采用漳州大气降水线为区域大气降水线,降水线方程为δD=8.02δ18O+9.11(庞忠和等,1990b)。δ18O和δD对比结果表明(图7),研究区大部分地热水的δ18O和δD靠近全球大气降水线和区域大气降水线,其补给来源为大气降水。

图7 漳州地热水δD-δ18O关系图

3.2.2 氧同位素漂移

地热水氧同位素一般有两种典型的分布特征:一种是氧同位素向右漂移;另一种是氧同位素靠近大气降水线,漂移数量和程度并不显著(张磊等,2021)。氧同位素漂移是由于水岩之间存在着同位素不平衡,会发生氧同位素的交换,从而造成地热水重同位素的富集,出现氧同位素向大气降水线右侧漂移的现象(顾慰祖等,2011)。氧同位素漂移可用于判定地热系统深部的温度(卫克勤等,1983)。

研究区地热水氧同位素漂移的数量和程度并不显著,大部分都靠近全球大气降水线和漳州地区大气降水线(图7),反映地热水氧同位素的交换反应不充分,可能是因为地热水的补给与循环速度快、周期短,也可能是地热水的热储温度相对不高。

3.2.3 同位素高程效应

大气降水的氢氧同位素组成具有高程效应(王恒纯,1991;孙占学等,1992;宋小庆等,2019)。可根据此特征计算研究区地热水的补给高程。计算公式为:

式中,H为同位素补给高程(m),δP为取样点附近大气降水的同位素值,δG为地下热水中的同位素值,h为取样点(井、泉)高程(m),K为同位素高度梯度值(即海拔每增加100 m,δD值的增加值)。

由于同位素交换反应对δD影响甚微,一般利用δD计算补给高程(李鹭等,2019)。大气降水的δD为-52‰,取-2‰/100 m作为梯度值用于计算补给高程(庞忠和等,1990a,1990b)。据此作为计算参数,可得出研究区地热水的补给高程为398.00～1 248.00 m(表5)。根据漳州盆地的地形地势、地质构造及地下水循环条件可以判断补给区主要是西北部边缘山地。

表5 补给高程

3.3 大气降水与海水的混合作用

混合作用过程是指端元体相互之间水文地球化学性质的分配与再整合,在这过程屮有些组分不会因混合而改变,仍然保留着原始端元的特征。如Cl-、Br-和B-等保守型组分受矿物溶解-平衡和次生矿物的影响程度很低,因此在一定条件下,某些离子组分比值常用来分析海水入侵和存在海水混合的问题(袁建飞,2013)。

漳州地区地热水中Ca2+/Cl-、Mg2+/Cl-、Na+/Cl-、K+/Cl-、HCO3-/Cl和SO42-/Cl-的比值分别为0.12～3.48、0.01～1.86、0.30～3.83、0.02～1.80、0.01～18.24和0.02～0.58,平均值分别为0.71、0.27、0.80、0.21、2.39和0.14。徐彦泽(2009)计算了海水屮Cl-与Na+、Ca2+、Mg2+、SO42-、HCO3-离子相应的质量浓度比,即Ca2+/Cl-、Mg2+/Cl-、Na+/Cl-、K+/Cl-、HCO3-/Cl-和SO42-/Cl-比值分别为0.02、0.07、0.06、0.02、0.01和0.14。通过对比可发现研究区Ca2+/Cl-、Mg2+/Cl-、Na+/Cl-、K+/Cl-和HCO3-/Cl-比值高于海水,SO42-/Cl-比值接近海水。图8为Ca2+-Cl-和Na+-Cl-相关关系图,其组分之间均具有良好的线性关系,进一步说明了海水对研究区地热水的混合作用。

图8 漳州地热水的Cl-与Ca2+、Na+含量关系图

此外,海水混入对地热水δD和δ18O无疑有显著的影响。漳州地热水的Cl-与其δD和δ18O有良好的线性相关关系,如图9所示。影响研究区地热水δD和δ18O值的主导因素是海水与大气降水之间的混合作用(Bath et al.,1983)。

图9 漳州地热水的Cl-与δD、δ18O值关系图

3.4 水-岩平衡作用

地热水的化学组成取决于溶解物质的组成、含量、运移深度、热水在运移过程中停留的时间以及水岩相互作用。因此,某些水化学组分比值能够用来判别水岩相互作用和补给水的深浅部来源(Redwan et al.,2016;Soltan, 1998)。另外,Na-K-Mg三角图也可用于评价水岩平衡状态,在此图中地热水被划分为完全平衡水、部分平衡水或未成熟水(Giggenbach,1988)。

大气成因指数(Na++K+-Cl-)/SO42-可用来判定地热水的来源(张磊,2021)。(Na++K+-Cl-)/SO42-<1时,表明地热水源于深层大气降水渗滤;(Na++K+-Cl-)/SO42->1时,表明地热水源于浅层大气水渗滤(Soltan,1998)。由表6可知,Cl-Na·Ca型地热水为深层大气降水渗滤类型,HCO3-Ca·Na型地热水为浅层大气水渗滤。

表6 大气成因指数值

图10显示,部分地热水为未成熟水,且非常接近Mg端元,这表明水岩作用尚未达到平衡状态;另一部分地热水靠近部分平衡水和未成熟水之间的边界,显示出较弱的水岩作用特征。

图10 地热水Na-K-Mg三角图

3.5 热储温度的估算

国内外研究中比较常见的地热温标方法主要有4种:SiO2温标、阳离子温标、同位素温标和气体温标(王莹,2007;李鹭等,2019)。地热温标方法都是在水溶液和矿物达到平衡状态下建立的,因此在计算热储温度前需根据Giggenbach(1988)提出的Na-K-Mg三角图判断水岩反应是否达到平衡状态(李超等,2020)。由图10可知,研究区地热水位于局部平衡区和未平衡区,说明不宜采用阳离子温标来估算热储温度。

根据矿物饱和指数计算原理,玉髓和石英两种矿物的饱和指数(SI)等于零时,即达平衡状态时的温度,可指示深部热储温度(张智超,2017)。采用无蒸汽损失石英地热温标(式2)和玉髓地热温标(式3)计算研究区地热水的热储温度(表7)。

表7 漳州地热水热储温度估算表

无蒸汽损失石英地热温标,t∈(0,250)

玉髓地热温标,t∈(0,250)

式中,ρ为SiO2浓度(mg/L)。

利用PHREEQC软件模拟计算研究区地热水中不同矿物在不同温度下的饱和指数。设定温度梯度为20 ℃,温度范围为40～180 ℃,将矿物饱和指数与温度绘制成如图11,从而得到研究区热储温度。Z1号地热水样品的玉髓和石英矿物分别在60 ℃和90 ℃时接近饱和状态,硬石膏和白云岩收敛于SI=0接近饱和状态时温度分别为130～140 ℃和70～140 ℃(表8,图11a)。因此,Z1号地热水的热储温度为60～140 ℃。

表8 1号地热水样品矿物饱和指数表

Z5和Z6号地热水样品的玉髓和石英矿物分别在70 ℃和100 ℃时接近饱和状态,硬石膏和海泡石收敛于SI=0接近饱和状态时的温度分别为140 ℃和160 ℃,由此可以推断出Z5和Z6号地热水的热储温度为100～140 ℃。

Z7号和Z10号地热水样品在160 ℃以下所有计算的矿物均未达到平衡,仅有文石与方解石在160 ℃左右接近平衡、石英与玉髓在40 ℃左右趋于共同收敛。由于Z7号和Z10号地热水的补给区与排泄区距离较近,其补给与循环速度快,因此参考各矿物数据点的分布可大致推断Z7号和Z10号地热水的热储温度为80～90 ℃。

其余5个地热水样品的硬石膏和白云岩矿物均在100～120 ℃时接近饱和状态,石英矿物在80～100 ℃时接近饱和状态,玉髓和方解石收敛于SI=0接近饱和状态时的温度为60～80 ℃,由此推断出地热水的热储温度为80～120 ℃。经综合分析,本研究区地热水的深部热储温度为80～140 ℃,属于中低温地热资源。

4 结论

(1)地热水水化学组分分析显示,研究区地热水主要为Cl-Na·Ca型和HCO3-Ca·Na型。除大气降水渗透,沿断裂深循环,对围岩进行溶滤作用外,Cl-Na·Ca型地热水形成的主要原因还有海水参与混合。HCO3-Ca·Na型地热水形成的主要原因是由浅层大气降水补给,沿断裂深循环,对围岩进行溶滤作用。

(2)特征系数和矿化度分析显示,Cl-Na·Ca型地热水封闭性好,处于较停滞还原环境,矿化度较高;HCO3-Ca·Na型地热水封闭性差,活动性强,矿化度相对较低。

(3)地热水氢、氧同位素组成的研究表明,地热水δD和δ18O值数据点在δD-δ18O值关系图上均落在大气降水线附近,表明大气降水是研究区地热水补给的主要来源;地热水不存在显著的δ18O漂移,地热水与围岩之间的同位素交换作用不强烈,指示热储温度不高;研究区地热水的离子组分比、Cl--δD和Cl--δ18O均具有良好的线性相关关系,说明地热水组分受海水与大气降水混合作用的影响;地热水补给高程为500～1 200 m。

(4)地热水具有较高的热储温度,SiO2地热温标和多矿物饱和法热储温度计算结果表明,漳州地区地热水热储温度为80～140 ℃,属中低温热水资源。