恩施盆地北部小龍潭地熱田水化學特征及成因研究

袁 飛， 楊波涌， 付 強， 李明龍， 李澤威， 萬 凱

(湖北省地質局 第二地質大隊，湖北 恩施 445000)

開發利用地熱水不僅能改善城鎮及周邊地區生活條件和旅游環境，還能在實現碳達峰、碳中和過程中發揮積極作用，帶來顯著的經濟和社會效益。當前國內外對地熱水的研究主要集中在探討地熱水水化學特征、補給來源及補給高程、熱儲溫度及循環深度等方面，為地熱水的勘探與開發利用提供了科學依據[1-2]。恩施盆地小龍潭地區富含較豐富的地熱水，但對本區域的研究趨于空白。目前在小龍潭地區實施了一口中深鉆(孔深約1 860 m)，獲得熱水溫度為44.2℃，豐水期流量為800.0 m3/d，枯水期流量為630.0 m3/d。本次研究是在小龍潭地熱田水文地質、地熱地質調查和地熱鉆探的基礎上，結合水化學分析和同位素分析成果，探討該地熱田地熱水水化學特征及其成因機制，旨在為恩施盆地地熱水的進一步勘探開發提供依據。

1 區域地質背景

1.1 水文地質背景

研究區所在恩施盆地為一近南北向延伸的條帶狀盆地(圖1)，盆地西側為低中山區，海拔高程一般在1 000～1 500 m；盆地內海拔高程一般在430～500 m；盆地東側為低山區，海拔高程一般在600～800 m。

盆地內出露地層主要為寒武系上統—奧陶系下統婁山關組—三疊系中統巴東組、白堊系上統跑馬崗組及第四系地層。褶皺構造從西向東依次為黃巖路向斜、白果壩背斜、黃金洞向斜、高橋壩向斜、慶陽壩背斜、茅田白楊向斜。斷裂構造主要以北東—北北東向斷裂為主，恩施大斷裂為區內主要斷裂。小龍潭地熱田即處于白果壩背斜北東段傾沒端。

根據地層分布、巖性組合特征及地下水賦存狀況，將區內地下水劃分為第四系松散土體孔隙水、碎屑巖類孔隙裂隙水以及碳酸鹽巖類巖溶裂隙水等三大類型。第四系松散土體孔隙水主要賦存于清江Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ級階地，清江支流開闊地帶(段)亦有零星分布，主要接受大氣降水補給，顯示就近補給就近排泄特征；碎屑巖類孔隙裂隙水主要賦存于盆地內白堊系上統跑馬崗組紅砂巖淺層風化裂隙之中，水量較為有限，對區域地下水環境條件的影響有限；研究區二疊系、三疊系及奧陶系—寒武系碳酸鹽巖類巖溶裂隙水均主要接受大氣降水補給。根據1∶2.5萬地質—水文地質綜合調查結果，結合1∶20萬恩施幅區域水文地質圖分析，恩施盆地地下水總體為四周向盆地中心匯聚的趨勢。研究區內對地下熱水資源做出主要貢獻的是盆地北西部奧陶系—寒武系碳酸鹽巖類巖溶裂隙溶洞含水層。

1.2 地熱地質特征

研究區內熱儲構造主體為白果壩背斜北東段傾沒端，根據地質結構空間關系分析，研究區及周邊出露最老的地層為寒武系上統—奧陶系下統婁山關組灰—淺灰色厚層塊狀白云巖、泥質白云巖。導水性較好的奧陶系—寒武系碳酸鹽巖與透水性、導熱性差的白堊系跑馬崗組紅砂巖、志留系碎屑巖(與跑馬崗組不整合接觸)及寒武系下統天河板組、石牌組砂巖構成了封閉完整的熱儲單元，具有一定的儲熱、蓄水條件。區內恩施大斷裂是區域性北東向活動大斷裂，是控制地熱流體聚集和運移的主要因素。

(1) 熱儲層特征。根據已有區域綜合地質調查及物探、淺鉆資料，恩施盆地底部熱儲屬碳酸鹽巖巖溶裂隙型熱儲，兼具層狀和帶狀熱儲特征，熱儲含水層屬奧陶系—寒武系碳酸鹽巖，巖性主要為厚層狀灰巖、生物碎屑灰巖、白云質灰巖及白云巖、灰質白云巖，巖溶強烈發育，暗河流量為4 116.07 L/s，泉水流量為2.49～12.20 L/s，富水性強。

(2) 熱儲蓋層。熱儲蓋層在地熱系統中主要起隔熱保溫作用，恩施盆地地熱水的蓋層為白堊系上統跑馬崗組磚紅色砂巖、粉砂質泥巖、泥質粉砂巖層。

(3) 通道。研究區構造屬背斜傾沒端，北接恩施盆地東側茅田—白楊向斜的分支黃巖路向斜，背斜近核部地層產狀較陡，形成大量的張性裂隙。經過地下水長期的差異性溶蝕作用，形成了大量的溶洞及裂隙，為地下熱水提供了良好的賦存空間和運移通道。

(4) 熱源。研究區范圍不存在巖漿侵入等附加熱源，根據盆地地殼熱結構的研究，恩施盆地底部可能存在溫度很高的低速高導層，依靠熱傳導向熱儲層供熱，巖溶水不斷吸收圍巖中的熱量增溫形成地熱水。推測熱源主要為大地熱流。

根據以上地熱地質條件分析，本文認為小龍潭地熱田熱儲蓋層為白堊系上統跑馬崗組磚紅色砂巖、粉砂質泥巖、泥質粉砂巖層，具有良好的保溫隔熱作用；熱儲含水層為奧陶系下統紅花園組—寒武系上統婁山關組灰巖、白云質灰巖、白云巖巖組，巖溶發育，為地下水良好的儲存運移空間；恩施深大斷裂帶為區內良好的導水通道；確定研究區為層狀含水層與帶狀斷裂構造組合形成的復合型低溫地熱田[2-4]。綜合分析研究區地熱水成因模式見圖2所示。

圖2 地熱資源成因三維概念模式圖Fig.2 Three-dimensional conceptual model of geothermal resources genesis

2 樣品采集與測試方法

在水文地質、地熱地質綜合調查基礎上，本次研究共采集了15組水樣，用于水質、氫氧同位素、硫同位素分析測試(表1)，采樣點位見圖1，水樣類型包括地熱水(溫泉、鉆孔熱水)、冷泉、河水等。水質分析在湖北省地質局第二地質大隊實驗室完成，測試儀器為GGX-600型原子吸收分光光度計，檢測結果相對誤差<2.5%；氫氧同位素、硫同位素分析在國土資源部地下水礦泉水及環境監測中心(中國地質科學院水文地質環境地質研究所)實驗測試中心完成，其中氘、氧同位素測試采用L2130i型波長掃描光腔衰蕩光譜儀，氚同位素測試采用Quantulus1220型超低本底液體閃爍譜儀，硫同位素測試采用MAT253型穩定同位素比值質譜儀，上述同位素檢測結果相對誤差均<1‰。

表1 水樣類型及分析測試項目統計表Table 1 Statistical table of water sample types and analysis test items

3 結果分析與討論

3.1 水文地球化學特征

圖3 研究區各水樣Piper三線圖投圖結果Fig.3 Results of Piper trilinear map of different water samples in the study area

3.1.1主量元素特征

(1) 基本特征。如表2所示，水樣pH值范圍為6.87～8.37，平均為7.51。其中熱水樣(包括溫泉和鉆孔熱水)pH值范圍為7.22～8.37，平均為7.80，偏弱堿性，分析認為研究區地下熱水的偏弱堿性與補給水及地下熱水的熱儲層巖性有關[8-9]。

表2 各水樣化學成分分析結果表Table 2 Results table of chemical composition analysis of water samples

3.1.2微量元素特征

由于地下熱水流經圍巖流程上的水巖相互作用、溶濾作用等因素，相對于地表冷水，地下熱水中常含有較高濃度B、F、I、Br、Sr、Fe等微量元素，也正因如此，地熱水常具有一定的理療價值[13-14]。如表3所示，地熱水(包含水樣S02、ZK1-1、ZK1-2、ZK1-3)中B、Sr、Fe含量分布范圍為0.46～1.39、8.95～17.56、0.04～0.98 mg/L，整體上遠高于冷泉和河水中的含量(B含量為0～0.02 mg/L,Sr含量為0.11～0.72 mg/L，Fe含量為0～0.07 mg/L)。

表3 各水樣微量元素分析結果表Table 3 Results table of trace elements analysis in water samples

3.2 穩定同位素特征

3.2.1氫氧穩定同位素特征

對研究區內的溫泉、鉆孔熱水及河水的氫氧同位素值進行統計分析，如表4所示。地熱水(包括溫泉和鉆孔熱水)中δD值的分布范圍為-66.86‰～-56‰，平均值-64.00‰；δ18O值的分布范圍為-9.93‰～-8.40‰；地表水樣SY01的δD含量為-57.00‰，δ18O含量為-8.50‰。鉆孔熱水屬深部地下水，其δD值和δ18O值均遠低于地表出露的溫泉和河水。

表4 溫泉、鉆孔熱水、河水樣品氫氧同位素分析結果表Table 4 Results table of hydrogen and oxygen isotope analysis of hot spring,borehole hot water and river water samples

3.2.2硫同位素特征

表5 溫泉、河水、鉆孔熱水樣中硫、氧同位素分析結果表Table 5 Results table of sulfur and oxygen isotope analysis of hot spring water,river water and borehole hot water samples

圖4顯示了地下熱水中δ34S和δ18O的關系，從圖4可以看出，采集的幾組水樣中的硫酸鹽均來自于陸地蒸發巖[14-16]，溫泉和鉆孔熱水的δ34S值遠高于地表水。分析認為，δ34S趨向在較封閉的熱儲環境中富集，這與封閉環境中硫酸鹽還原為硫化物的無機和有機過程中發生的硫同位素分餾作用有關，地質環境越封閉，水巖作用越強，硫酸鹽還原作用越強，越有利于地下熱水中δ34S的富集[15-17]。

圖4 各時期的陸地巖石圈、大氣、海水硫氧同位素組成關系圖Fig.4 Relationship map of sulfur and oxygen isotopic composition diagram of terrestrial lithosphere,atmosphere and seawater in different periods

3.3 熱儲溫度和循環深度

3.3.1熱儲溫度估算

根據研究區地熱水化學成分和溫度特征，可以判斷該區地熱水屬于未成熟水和低溫熱水。由于地熱水中的可溶性SiO2主要由熱水溶解圍巖中的石英等硅質礦物所致，且地熱水到達地面時無蒸氣損失，故采用無蒸氣損失SiO2地熱溫標法計算地熱水形成時的溫度[18-19]，即熱儲溫度。選用以下公式(適用溫度為0～250℃)計算:

(1)

式中：T為熱儲溫度,℃；S為熱水中溶解的SiO2含量,mg/L。

估算結果如表6所示，熱儲溫度在55.74～91.46℃。其中利用鉆孔ZK1中的深層熱水樣數據估算的熱儲溫度與測井測溫成果較吻合。

表6 熱儲溫度及循環深度估算結果一覽表Table 6 List of estimation results of thermal storage temperature and cycle depth

3.3.2循環深度估算

(1) 地溫梯度估算。依據下述公式(2)估算研究區地溫梯度為22.1℃/ km。

g=(t0-t)/(h0-h)

(2)

式中：g為地溫梯度，℃/km;t0為孔底溫度，℃;t為當地年平均氣溫，℃;h0為孔底深度，km;h為恒溫帶深度，km。其中t0取恩熱一井1 860m處測得的孔底溫度56.7℃，t取當地平均氣溫16.3℃，h0取1.86 km，h取0.03 km。

(2) 循環深度估算。地熱水循環深度計算公式如下[19-20]：

D=(tR-t)/g+h

(3)

式中：D為地熱水循環深度，km；tR為熱儲溫度，℃；t為當地年平均氣溫，℃；g為地溫梯度，℃/km；h為恒溫帶深度，km。其中tR取表6熱儲溫度數據，t取16.3℃，h取0.03 km，g取22.1℃/km，將h、t、g、tR值代入上式計算，即可求出地熱水的循環深度。

熱水循環深度估算結果如表6所示，熱水循環深

度為1.80～3.40 km。循環深度估算結果與井深結構高度吻合，在地熱背景條件一致的情況下，地下水循環深度越大，地熱水的溫度越高。

3.4 補給高程及補給區

3.4.1補給來源

Craig(1961)首先提出了大氣降水δD和δ18O值之間存在如下的線性關系：δD=8δ18O+10，即全球大氣降水線[19]。根據表4的測試數據建立δD-δ18O圖，如圖5所示，河水、溫泉和鉆孔熱水樣均落在全球大氣降水線附近，表明河水、溫泉、鉆孔熱水的補給來源均為當地大氣降水。

圖5 河水、溫泉、鉆孔熱水樣品δD-δ18O圖解Fig.5 δD-δ18O diagram of river water,thermal water,drilling hot water samples

3.4.2補給高程

根據大氣降水δ18O的高程效應，可以推測地熱水的補給高程[20-22]，其計算公式為：

(4)

式中：H2為同位素補給高程，m；δG為鉆孔ZK1水樣的δ18O值，‰；δP為取樣點附近大氣降水的δ18O值，‰；K為大氣降水δ18O值的高度梯度，‰/100 m；H1為取樣點高程，m。

在計算過程中，δG取中深鉆ZK1的熱水樣δ18O值，即δG=-9.74‰～-9.93‰；δP取地表河水樣品的δ18O值，即δP=-8.50‰；K選用鄂西地區大氣降水穩定的δ18O高度梯度值，即K=-0.22‰/100 m；H1取值情況見表7所示，根據公式(4)計算得出本區地熱水的補給高程為1 022.64～1 109.00 m。依據研究區高程范圍可確定補給區主要為白果壩背斜核部奧陶系—寒武系碳酸鹽巖地層區，該區為低中山區，海拔高程在1 000～1 500 m。

表7 地熱水補給高程計算成果表Table 7 Calculation results table of the recharge elevation of the geothermal water

4 結論

(1) 氫氧同位素特征分析表明，研究區內地熱水主要接受大氣降水補給。

(3) 研究區地熱水屬于未成熟熱水和低溫熱水，選取適宜的石英溫標估算熱儲溫度為55.74～91.46℃，熱水循環深度為1.80～3.40 km。

(4) 根據大氣降水δ18O的高程效應估算地熱水的補給高程為1 022.64～1 109.00 m，依據研究區高程范圍可確定地下熱水補給區主要為白果壩背斜核部奧陶系—寒武系碳酸鹽巖地層出露區。