贵阳市双龙航空港经济区老街地热水化学特征及起源

田 超, 杜 蔺, 黄凯平, 郑明泓, 肖宪国

(1.贵州省有色金属和核工业地质勘查局七总队,贵州 贵阳 550000;2.贵州省有色金属和核工业地质勘查局地质矿产勘查院,贵州 贵阳 550000;3.贵州省有色金属和核工业地质勘查局,贵州 贵阳 550000)

0 引言

地热资源不仅是一种洁净的能源资源,还是一种可提供工业原料的热卤水资源和天然水资源,同时还是宝贵的医疗热矿水和生活供水水源。合理的利用地热资源,是缓解资源约束和环境压力,实现节约发展、清洁发展、安全发展和可持续发展的一项重要战略举措[1]。贵阳市作为贵州省中低温地热资源富集区之一,地热水资源分布面积广、水量大、水温高,且富含多种对人体有益的微量元素。自20世纪80年代以来,先后在区内勘查和开发了御温泉、泉天下、天邑井、市南局、多彩贵州等10多口地热井。陈履安[2]对包括黔中在内的贵州省大部分地热水采用地球化学温标估算热储温度的适用性和可靠性进行了探讨,并指出通过涌出地表的热矿水的有关化学组分来判断深部水-岩平衡与否,对于地热温标的运用和估算结果可靠性的判断至关重要;杨荣康等[3-4]在分析贵州省水热型地热资源分布特征和水化学特征后,认为贵阳市地热资源类型为隆起(褶皱)断裂型,地热流体富集和出露受构造控制明显;赵璐等[5]分析了贵阳市乌当区地热田埋藏和补径排条件及地温场特征,认为深循环为地热水的主要形成原因。

前人对贵阳市开展的研究工作多限于地热水资源赋存条件、地热井的资源评价及控制因素分析,未系统地开展过地热水水文地球化学特征以及地热水来源的研究工作,存在地热水来源、补给区域、热储温度等特征不清等问题,而这方面的研究对了解地热水的成因和评价地热资源潜力等有着不可替代的作用[6]。本文以贵阳市双龙航空港经济区老街地热为研究对象,分析地热水的水化学测试数据及流体的氢氧位素组成特征,结合地热地质特征,揭示区内地热水的起源及热储温度,为该区地热水资源的勘查、开发利用提供依据。

1 研究区地质概况

老街地热地处省会贵阳近郊,在贵阳市航空港经济区内,距市中心约6 km,离龙洞堡机场仅3 km,区位条件十分优越。在系统研究区内地热地质、构造等成矿条件基础上,采用大功率极电、可控音频电磁测深等勘查工作方法,在有利地段设计了孔深2800 m的地热井,施工过程中,钻至1488.92 m时发生8.2 m掉钻事故,且泥浆全部失返性漏失,使用清水顶漏钻进至井深1520.36 m后抽水,水温达48℃,水量超2000 m3。不仅水量、水温远超预期目标,而且缩短了工期,节约施工了成本。因此,加强对该地热井的研究对区内其他地区地热井勘查具有极大的参考价值。

1.1 区域地质构造

大地构造处于扬子准地台黔北台隆贵阳复杂构造变形区,羊场司向斜北西翼与贵阳向斜东翼斜交复合部位、SN向构造系与NE向构造系的交汇地带。区内地质构造较发育,断裂构造以NE向小宅吉断层、云井庄断层、赵家沟断层、谷脚新街断层及SN向马王庙断层、黔灵山断层、图云关断层等压性断层为主,其余断裂多为主断裂派生次级断裂,具有多期复合特征,早期断裂多被后期断层错动(图1)。断层野外识别特征明显,多见拖褶皱、羽状裂隙、挠曲、擦痕、阶步、断层角砾岩等构造现象。

图1 贵阳市双龙航空港经济区区域地质图

区域上已发现的热异常点均沿主干断层或次一级断层分布。其中乌当断裂为一条区域性深断裂,沿走向长约120 km,倾向南及南东,倾角约70°,地层断距达2000多米,断裂带宽数米至数十米,断裂破碎带有角砾化碎裂岩。经研究,断裂为一条多期活动的断裂,该断裂直到喜山期仍有活动,是一条地震断裂,为区内地热田主要的导热、导水构造。近南北走向的叶家庄断层,长约10 km,为压扭性断层,倾向东,倾角75°,断距约100 m,为研究区主要含水断裂。

1.2 地层及热储特征

区内出露地层由老至新有寒武系、奥陶系、中—上志留统、泥盆系、下—中石炭统、二叠系、三叠系、侏罗系,第四系有零星分布。岩性以白云岩、泥质白云岩、灰岩、燧石灰岩、细砂岩、黏土岩及砂质页岩等岩性为主。据调查评价结果,区内兼具层状地热水和带状构造地热水特点,按照《地热资源地质勘查规范》(GB11615—2010),地热勘查类型为Ⅱ-3型。区内有三层热储层(表1),第三热储层为下石炭统摆佐组—中二叠统茅口组,主要岩性为钙质白云岩、白云质灰岩、灰岩、燧石灰岩夹少量泥质灰岩,埋藏较浅,部分地层已出露地表,热储温度低;隐伏的泥盆系蟒山群、志留系高寨田组和下奥陶统湄潭组的泥、页岩为隔水层,岩石的导热率低 [(2.52～8.4)×10-3J/cm·s·℃][7],形成良好的隔热保温盖层,其厚度达839 m。下部的下奥陶统红花园组、桐梓组、寒武系娄山关群、清虚洞组碳酸盐岩厚度大,795～1068 m,则成为良好的喀斯特裂隙含水储热层,岩石的导热率较高 [(12.6～17.64×10-3J/cm·s·℃][7],该储层和盖层属于贵州省第二大热储构造系统,埋深1800～2800 m,为区内最有利开发价值的热储层;第一热储层为震旦系灯影组,主要岩性为厚层白云岩,含少量白云质灰岩,埋深大于3000 m,不经济。

表1 双龙航空港经济区地热异常区热水储、盖层特征

2 样品采集与检测方法

水质全分析样于2021年12月13日在老街地热井抽水实验过程中采集水样3组,样品用2.5 L塑料瓶采集,氢氧同位素分析样品用500 mL塑料瓶采集。所取样品的水质全分析由贵州省地质矿产中心实验室完成,氢氧同位素分析由贵州同微测试科技有限公司完成。水质全分析是按照《食品安全国家标准饮用天然矿泉水检验方法》(GB8538—2016),利用电感耦合等离子体质谱仪检测;利用TC/EA-IRMS法测定氢同位素,精度为±0.3‰,利用激光光谱法测定氧同位素,精度为±0.04‰。

3 地下热水水文地球化学特征

表2 老街地热水水样分析结果

图2 老街地热水水化学Pipe图

(717 mg/L),其次是HCO3-(141 mg/L),水化学类型为SO4·HCO3-Ca·Mg。此外,地热水中还富含F-、Sr2+、偏硅酸等微量元素,含量达到理疗热矿泉水水质标准。这些元素与流体流经围岩中的天青石、石膏、菱锶矿及硅酸盐矿物等有着密切的关系。

4 热储温度的计算分析

4.1 地球化学温标计算热储温度

在进行地热资源成因划分和评价地热资源潜力过程中,地下热储温度是一个十分重要的评价参数,对科学合理有效利用地热资源具有重要意义。目前利用地热流体温标来估算热储温度已成为一种常用方法。主要有阳离子温标(Na-K、K-Mg、Na-K-Ca、Na-K-Mg)、二氧化硅温标、同位素温标等[13]。理论上,受温度控制的化学反应中的组分都可以用来作为地热温标,但必须满足深部发生的反应只与温度相关,反应物充足,热储温度下水-岩反应达到平衡,地热水从热储流向取样点运移时未发生再平衡等条件[14]。因此,使用地热温标法估算热储温度前,必须研究地热水和矿物的平衡状态,检验选用地热温标的可靠性[15-17]。

Giggenbach于1988年提出的Na-K-Mg三角图常被用来判断水-岩平衡状态。将研究区水样投影到Na-K-Mg三角图中(图3),可以看出老街地热水样点落在Mg1/2角附近,属于未成熟水。说明水样中Mg2+含量较高,水-岩反应的平衡温度不高,地下热水可能发生了浅部地下室混合作用,用阳离子地热温标来估算未成熟水样点平衡温度原则上不合理,适合用SiO2地热温标来估算热储温度[14]。

图3 双龙经济区老街地热水Na-K-Mg三角图

从地下热水的现场取样情况看,水温48℃,属低温地热资源,井口无沸腾,pH值接近中性,地热水受浅层地下水的混和稀释作用可能性大。因此,用SiO2地热温标估算热储温度时,应考虑地热水中SiO2的某些部分可能是与玉髓平衡的[18]。据 Giggenbach (1984) 研究,在水-岩系统中,即使温度变化条件下,K-Mg溶质偶亦能快速达到平衡最。为了便于对比,根据老街地热水SiO2及K+、Mg2+的含量,应用石英传导冷却温标、玉髓温标及K-Mg温标方程,计算出热矿水热储温度(表3)。

表3 有关地热温标方程计算结果

计算结果显示,K-Mg温标计算结果低于石英传导冷却温标的计算结果,表明在低温热水中K-Mg温标的有关离子反应达到平衡较快,反映温度可能是深部混合后热储温度下的再平衡温度[18]。因低温地热水中的SiO2含量部分是与玉髓相平衡的,且玉髓溶解度较石英高,故玉髓温标计算出的温度一般偏低。前人对贵州热矿水热储温度的统计研究表明,对于未达水-岩平衡,而K-Mg温标温度大于35℃且大于井口温度者,可取石英温标和K-Mg温标温度的平均值为热储温度[18],估算地热井热储温度值约为60℃,与测井温度基本一致。

4.2 硅-焓混合模型估算热储温度

根据Na-K-Mg三角平衡图判断出老街地热水落在未成熟水区域,即存在浅层地下冷水混合作用,因此采用地球化学温标计算地热水的热储温度会产生一定偏差[6]。通过建立混合水的硅-焓模型,结合地热水及当地冷水的温度和二氧化硅含量,可以估算地热水的热储温度和混合过程中冷水的混合比例。该模型假设绝热冷却形成的蒸汽在地热水与浅部冷水混合前没有分离出来,地热水在上升过程中,SiO2溶解的含量不会因温度降低而迅速沉淀析出,而是具有一定的迟缓性,“滞后记忆”记录相对较长时间的地下热水温度,即热储环境温度[13]。

地热水在深部循环过程中溶解的SiO2遵循溶解含量的对应曲线,温度越高,溶解的SiO2越多,焓值越高。为确定地下热水混合前热水温度和地下冷水混入的比例,Rybach and Muffler于1987构建来了硅-焓函数方程:

HcX+Hh(1-X)=Xs

(1)

SicX+Sih(1-X)=Sis

(2)

式中:Hh为深部地热水的初焓,J/g;Hc为浅部冷水的焓,J/g;Xs为混合后温泉的终焓,J/g;X为浅部冷水混合的比例;Sic为深部地热水中SiO2的初始浓度,mg/L;Sic为浅部冷水中SiO2的浓度,mg/L;Sis为温泉水中SiO2的浓度,mg/L。

曹云云等[19]对贵阳市泉水资源评价结果显示,区内冷泉中SiO2浓度平均5.5 mg/L,水温14.5℃,热焓60.71 J/g。将不同温度下的SiO2含量和焓值带入式(1)和(2)中,计算出一系列的X值,根据计算结果绘制冷水混入比例曲线图(图4),得到老街地热井热储温度102℃,冷水混入比例为60%。由于地热井不存在蒸汽损失,假设混合之前质量和热量不变,混合后未发生明显的化学作用[20],将老街地热水及冷泉的SiO2含量和温度(焓)投影至硅-焓图中(图5),同样也可从图5中得到地热水混合前的温度100℃左右,冷水混入比例约为59%。这与贵州省碳酸盐岩溶地区采用温泉水中氚含量研究浅部渗入和补给冷水比例结论吻合[21]。综合来看,地球化学温标估算的温度均低于硅-焓混合模型估算温度,这是由于前种方法估算的是混入浅部冷水后的热储温度,而后一种方法消除了冷水作用的影响,反映的是深部地热水混合前的热储温度,是地热水热储温度的极大值[6,22]。

图4 老街深部热水温度与混入冷水比例图

图5 老街地热硅-焓模型

4.3 地热水循环深度

老街地热属构造隆起区热对流深循环类型。地热水的补、迳、排是在区域循环系统范围内形成的。大气降水沿断裂破碎带向地下深部入渗,其热源主要靠低温梯度增温。为进一步了解老街地热水成因,可按公式(3)对地热水的循环深度进行估算。

H=(t-t0)/k+H0

(3)

式中:H为地热水循环深度,m;t为热储温度,℃,取硅-焓混合模型所计算得出的热储温度;t0为恒温点温度,℃,研究区为14℃;H0为恒温点深度,研究区为30 m;k为地温梯度,查贵州省区域地热增温率等值线图,研究区地热增温率为1.8℃/100 m。计算得循环深度约为3700 m。

5 地热水同位素特征

5.1 地热水补给来源

H、O作为水的组成元素,氢稳定同位素氘和氧稳定同位素18O所构成的水,因蒸汽张力小于普通水,在蒸发凝结等相转变过程中,由于同位素分馏作用,在液相中重同位素富集,因此,经历不同水循环过程的地下水,氢、氧重同位素含量不同[23],是研究地下热水来源及其成因的理想天然示踪剂[24]。所以地质学者在地热能的勘探和开发研究中,对地热水中的氢、氧同位素组成进行了大量的研究,试图弄清楚地热水的起源,这对于判断地热的成因和对开发潜力的评估都有十分重要的意义[23]。

从表4和图6可以看出,双龙航空港经济区大气降水及老街地热氢氧同位素值总体波动较小,δD值为-29.47‰～-82.20‰,δ18O值为-5.91‰～-9.05‰,均分布在中国大陆大气雨水线及贵州安顺雨水线[26]附近,说明区内地热水的补给直接或间接来源于大气降水入渗补给,地热水热储温度应小于150℃[27]。地下热水中的δ18O发生了明显的漂移,根据相关研究结果显示,碳酸盐和大气降水之间的同位素差异达36‰,在为在高温条件下碳酸盐占主导的系统中往往会发生最大程度的18O交换现象[28],造成18O值的增大。但是大部分造岩矿物中 含氢的化学组分很少,地热水和岩石之间氢同位素交换的影响小。因此,引入d=δD-8δ18O 的氘盈余参数来衡量水岩反应中18O同位素交换程度。d值越小,表明水岩反应越强烈。根据表4计算结果,老街地热d值为-9.80,说明地下热水进行了深部循环,滞留时间较长,所处的地质环境相对封闭。因此,推测氧同位素漂移是地热水与碳酸盐围岩进行同位素交换的结果。

表4 区内大气降水和地热水同位素分析结果

图6 老街地热水δD 与δ18O 的关系

从图6可以看出,老街地热水中δD -δ18O的含量明显比现代大气降水中含量值低,其漂移线与大气降水线交点值为(-82.20‰,-11.40‰),基本就是补给它的大气降水的氢氧同位数含量,该值与贵阳市现代降水平均值(-37.51‰,-6.76‰)相差加大,据此推断老街地热水补给源为非现代大气降水。

5.2 地热水补给区温度

大气降水中的氢氧同位素含量随温度增高而增加,总体上存在正相关关系。造成这种现象的主要原因是由于在温度升高后,降水过程中雨滴的再蒸发引起的重同位素浓缩作用[29]。Dansgaard(1964)建立了全球平均年降水中δD和δ18O值与温度间的线性关系:

δ18O=0.695T-13.6

(4)

δD=5.61T-100

(5)

由于地下围岩中氘含量相较地热水中的氘含量太少,地下水和岩石之间的氢同位素交换的影响小,可以忽略不计。H·Craig等明确指出,地热水的氘含量就是补给它的大气降水的氘含量,地热水的δD值和补给它的降水或地表水的δD值一致,因此,利用δD值估算补给区水温或平均气温是合理的。将老街地热水δD含量带入式(5),经计算补给区水温为3.99℃,较现代平均气温约低10℃,这一温度差范围与全球末次冰期与现代地表温度差4℃～9℃相吻合,与中国北方孢粉研究记录末次冰期至今地表温度变化为12℃接近[30],推断老街地下热水补给为距今1万～6万年的末次冰期降水的补给。

5.3 地热水补给区高程

根据地热流体补给来源分析得知,老街地热地热水来自大气降水。按照H、O稳定同位素的高程效应原理,地热水中δD和δ18O随大气降水补给高程增大而减小。其原因是随高度增加气温逐渐降低,加速了水汽冷凝成雨和同位素的动力学分馏,减少了雨滴的蒸发。对于大气降水氢氧同位素组成与高程之间的关系在很多地区地热勘查中做过研究,虽然各地区梯度值不尽相同,但总的来说高程每增高100 m,δ18O减少0.3‰,δD下降1.3‰[31-32]。于津生等[32]研究川、黔、藏一带大气降水氢、氧同位素含量与地形高度之间的关系,认为西藏东部和川黔一带大气降水δ18O值与高程(H)之间呈负相关关系:

-δ18O(‰)=0.0029H+7.75

(6)

根据式(6)估算出老街地热水的补给区高程约为1350 m,结合地热井所处区域地形地貌及水文地质特征,推测老街地热水补给区位于百花湖森林公园北西一带。

6 结论

(1)通过分析地下水样品的水化学测试数据得出双龙航空港经济区老街地热水化学类型主要为SO4·HCO3- Ca·Mg。对水化学特征分析认为,老街地下热水中的化学组分主要受地下水流经地层岩性及水-岩作用影响,接触地层多,径流途径相对较长,水动力条件相对较差,使围岩中的化学组分转移到地下热水中,形成微咸水,且偏硅酸、锶、氟等微量元素含量丰富,达到理疗热矿泉水水质标准。

(2)研究得出老街地热水属于未成熟水。利用多种地球化学温标计算了老街地热的热储温度为60℃,反映地下热水有发生混合作用的可能;采用硅-焓模型分析出冷水混入前的热储温度约为100℃,地热流体中的冷水混入比例为60%作用,反映的是深部地热水混合前的热储温度,热循环深度约为3700 m。

(3)地下热水δD、δ18O 值明显比现代大气降水中含量值低,推断地热水其补给源非现代大气降水;δ18O发生了明显的漂移,氘盈余参数值低,表明地下热水补给路径长,地热水与含氧岩石发生了氧同位素交换。估算出老街地热水的补给区高程约为1350 m,结合水文地质条件,推测地热水补给区位于百花湖森林公园北西一带。

(4)利用δD值估算老街地热水补给区水温为3.99℃,较现代平均气温约低10℃。其温度差范围跟全球末次冰期与现代地表温度差以及与中国北方孢粉研究记录末次冰期至今地表温度变化范围一致,推断下热水补给为距今1万～6万年的末次冰期降水的补给。

(5)地热井勘查过程中,因实际地质条件及热储层分布具有复杂性,特别对于隆起(褶皱)断裂型地热资源,地质构造发育,浅部地下水与深部热储水力联系较好,往往实际测井温度会偏低。因此把钻孔测井资料作为评价热储温度的唯一标准是不合理的,需要结合实际水文地质情况,采用多种地热指标来综合评价。