共和盆地恰卜恰地區新近系地下熱水化學特征

牛兆軒， 牛雪， 張林友， 張成龍， 陳東方

(中國地質調查局水文地質環境地質調查中心， 保定 071051)

地熱能是寶貴的清潔能源，其資源潛力巨大，預計到21世紀末地熱能將占到世界能源總值的30%～80%[1]。開發利用地熱能將改變現有的能源結構，減少化石能源帶來的環境污染問題，有助于實現碳中和目標，而且不存在如光伏、風電等的消納難題。所以，合理地開發地熱能資源，可以有效緩解中國逐年增加的能源資源壓力及日趨嚴重的生態環境形勢[1-4]。因此，深入研究地熱資源成因模式既具有理論意義又具有實際意義。

共和盆地位于青藏高原東北緣，具有豐富的干熱巖和地下熱水等地熱資源，其東北部的恰卜恰地區發現有極好的地熱資源條件。前人對該熱顯示區的研究主要集中在淺層地熱水及泉水循環演化規律及成因分析，Liu等[6]、Cao等[7]、馬月花等[8]、李永革[9]、王瑞娟[10]分別對共和盆地分區域不等地層的地熱水地球化學特征進行了分析研究；本研究團隊近期也對共和盆地進行了全范圍的溫泉、深井(含大量溫度較高自流井)、淺井及地表水進行取樣測試，分析共和盆地地下水演化特征及成因機制[11]；于漂羅等[12]對共和盆地新近系熱儲層地熱資源量評價與分析；Zhang等[13]開展了共和-貴德地區陸地熱流與地殼熱結構研究。近年來相關勘察研究發現恰卜恰地區深部賦存豐富的高溫干熱巖資源，但是其與淺部水熱型地熱資源相關關系研究尚淺?，F通過對比區域新近系地熱水的水化學溫標計算溫度的差異來探討研究區可靠的熱儲溫度，并推算其循環深度，建立恰卜恰地區地熱成因模式，揭示淺層水熱型地熱系統與深部干熱巖型地熱系統之間的相互關系，進而為今后該區地熱資源的開發利用提供依據。

1 研究區概況

1.1 區域地質構造

共和盆地位于青藏高原東北部，西秦嶺西端，北以青海南山斷裂與南祁連陸塊和拉脊山早古生代縫合帶為鄰；西以鄂拉山斷裂與柴達木地塊接界，南為勉略—阿尼瑪卿構造帶，向東漸變過渡與西秦嶺構造帶相接(圖1)[14-15]。

共和盆地的構造變形多見于新近紀—第四紀的沉積地層中，即新構造期形成的新構造。共和盆地新構造類型多種多樣，其中高原隆升與構造層狀地貌研究相對較多[16]。

此外，在恰卜恰河谷上塔邁-阿乙亥地區有北西及北北西向兩組斷裂發育，沿斷裂帶有多處上升泉分布，在斷裂交接部位的阿乙亥溝口地區多形成溫泉，水溫達42 ℃。

共和盆地褶皺構造大小懸殊，地表出露較大者有阿乙亥、托勒臺、汪什科、新哲、然曲乎、達連海和貴南背斜及阿乙亥和禿梨寺向斜等?？傮w呈北西向展布，平面上似呈向南東斜列，向南西錯移的雁行式排列特征，單個構造軸線往往呈彎曲狀或近似反“S”形。第四系褶皺區內的褶皺構造有背斜和向斜兩類，發生在第三系和更新世地層中。主要有龍古塘背斜、新哲背斜、阿乙亥背斜、達連海背斜和阿乙亥鞍狀向斜。

1.2 地熱地質

圖1 共和盆地構造分布示意圖[14-15]Fig.1 Schematic diagram structural distribution map of Gonghe Basin[14-15]

共和盆地恰卜恰河與阿乙亥溝交匯的三角地區均有地下熱水分布，熱儲為新近系碎屑巖。在恰卜恰鎮南東沿上塔買-阿乙亥溝口克才一帶約25 km2的三角地帶有9處溫泉呈北西、北北西向分布。泉水溫度多在20 ℃左右，最高22 ℃。多個鉆孔都揭露出地下熱水，克才村鉆孔在53.8～75.3 m深度間的中新世咸水河組粉砂巖層內揭露出第一層承壓地下熱水，水溫20 ℃，自流量0.221 L/s；在87.0～92.4 m揭露出第二層地下熱水，水溫39 ℃，流量3.48 L/s；在235.8～239.8 m粗砂巖中揭露出第三層地下熱水，水溫42 ℃，水頭為+16.85 m，自流量3.45 L/s(圖2)。

2 地熱水水化學特征

自2019年先后對研究區開展數十次地熱地質調查并對區域地下熱水取樣測試。采樣時，對采樣井進行充分洗井，并且現場指標穩定后再進行采樣，以確保采集的樣品具有代表性，現場測試指標pH、溶解氧(Do)和氧化還原電位(Eh)等。所用采樣瓶為500 mL的聚乙烯采樣瓶。取樣后，貼標簽并用封口膜密封避光保存，7 d內送達實驗室測試。樣品由核工業北京地質研究院測定。利用DX-120型離子色譜儀和電感耦合等離子體原子發射光譜法(inductively coupled plasma atomic emission spectrometry，ICP-AES)分別對陰、陽離子進行測定。

結合自測樣品及優選前人測試數據進行綜合分析，選取恰卜恰河谷及阿乙亥溝附近10眼鉆探深度達到新近系地層的地熱井，取地熱水水樣分析水文地球化學特征(圖3)，水樣的溶解性總固體(total dissolved solids，TDS)主要范圍為1 410～2 001 mg/L，其中僅有一個水樣TDS值為769 mg/L，TDS含量總體較高，屬于微咸水；總體pH范圍為7.73～8.8，均為弱堿性水；井口出水溫度主要在61～85 ℃，有三眼井深相對較淺的水樣出水溫度為39、40和40.7 ℃，表明該區域新近系地熱系統屬于中低溫熱儲系統。因此，可以將所有水樣依據井口溫度分為兩組：中溫地熱系統和低溫地熱系統[10-12,17]。

2.1 水化學類型與組分特征

圖2 上塔邁-阿乙亥地區100 m深溫度等值線圖[16]Fig.2 Temperature contour map of 100 m depth in Shangtamai-Ayihai area[16]

圖3 取樣點位置圖Fig.3 Sampling point location map

圖4 研究區樣品Piper圖Fig.4 Piper diagram of samples in the study area

2.2 水巖相互作用程度

Na-K-Mg三角圖有助于確定水體是否與周圍巖石達到均衡，并證明混合作用[21]。它利用地熱水中陽離子與礦物之間所發生的交換反應，將地熱水分成完全平衡水、部分平衡水或混合水和未成熟水，為確定水-巖平衡狀態提供了便利的工具。其主要利用Na+、K+含量與鉀長石和鈉長石之間交換反應，即

(1)

5.4SiO2+2K+

(2)

將樣品測試結果的Na+、K+和Mg2+含量投影到Na-K-Mg三角圖中(圖5)。通過三線圖可以看出，水樣中有一個水樣為完全平衡水，其余絕大多數為部分平衡或混合水，且接近于完全平衡水區域。表明研究區新近系地下熱的水巖作用程度相對較高，說明這些地熱水經過了長期的水巖作用過程，并與熱儲圍巖達到了水巖平衡狀態，但是向地表排泄過程中受到少量淺層地下水混合作用。

圖5 研究區樣品Na-K-Mg三角圖Fig.5 Na-K-Mg triangle diagram of samples in the study area

2.3 地熱水中Cl的關系

氯離子具有較為保守的水文地球化學性質，除參與溶解反應外很難參與其他水化學反應，且具有溶解度大、難沉淀的特點，常被用來定義地熱流體的化學成分，示蹤地熱水的來源，并分析對應水文地球化學過程，估算地熱水和淺部冷水的混合比例[22]。在地熱研究中通常認為中低溫地熱系統的熱能多來自地層地溫梯度的加熱或者是高溫地熱系統的衰老階段，其熱源一般與火山或巖漿活動無直接關系[23]。而具有巖漿熱源的水熱系統的水化學類型通常認為巖漿流體混入到淺部滲流水體中，導致尚未達到水巖反應平衡的非成熟地下水表現出高氯濃度、低pH的特征。

通過繪制Cl/HCO3-Na/Ca關系和pH-Cl關系圖(圖6)，初步剖析出共和盆地內地熱水之間的地球化學特征差異，指示出共和盆地的地熱水主要受水巖作用控制，受深部巖漿流體影響微弱。實鉆結果表明，共和盆地恰卜恰地區新近系地層直接覆蓋于中晚三疊世花崗質侵入巖體之上，缺失晚三疊世-古近紀沉積記錄，且據前期勘探研究工作認為該花崗巖體為儲量巨大的干熱巖體，中國地質調查局水文地質環境地質調查中心在共和縣恰卜恰鎮東坡臺地實施了目前共和盆地最深的干熱巖鉆井GH-01井，井底溫度超過210 ℃。綜上分析，基于研究區地熱水氯離子關系分析認為該地熱系統為深部高溫干熱巖體通過較高的地溫梯度傳熱加熱盆地傳導型地熱系統。

由表1可知，樣品中HCO3/Cl比值較低，較低的HCO3/Cl比值表明該地下水經過較長的徑流路徑和較慢的水循環過程[24]，表明研究區新近系地下熱水循環緩慢，為地下水滯留區，其交替周期較長，屬地下水徑流的末端或排泄區。

圖6 地熱水離子比值關系圖Fig.6 Geothermal water ion ratio relationship diagram

3 熱儲溫度及循環深度計算分析

熱儲溫度是指地熱流體在深部熱儲的溫度，通常所取的地熱水上涌至地表溫度降低，不能代表真實的深部熱儲狀態。但是，現今還無較好且經濟的直接測量熱儲溫度的方法，通常需要鉆取深孔進行測量。而通過樣品的地球化學特征推導深部的熱儲溫度是一種經濟可行的方法，因此化學地熱溫標法成為一種常用的用于計算熱儲溫度的方法。

3.1 地球化學溫標計算熱儲溫度

地熱溫標主要是在地熱流體礦物質的化學平衡狀態下依據熱水化學性質與熱儲溫度相關性來確定熱儲溫度，常用的水化學地熱溫標有兩種：SiO2溫標與陽離子溫標[1,25-27]。

3.1.1 SiO2溫標法

SiO2地熱溫標是應用最早也是最常見的地球化學溫標，其主要依據地熱流體中的SiO2含量與熱儲溫度及壓力的相關關系進行計算。SiO2一般不受其他離子及揮發物質散失影響，且SiO2含量不隨熱流因傳導損失冷卻而迅速沉淀，從而地熱流體中的SiO2含量成為地下熱儲在地表顯示的重要證據。常用的SiO2地熱溫標如表2所示。

SiO2地熱溫標適宜熱水溫度范圍為0～250 ℃，不適用于已經受稀釋的熱水和pH遠小于7的酸性水。

3.1.2 陽離子溫標法

常用陽離子溫度計公式如表3所示。

表1 研究區HCO3/Cl覽表Table 1 HCO3/Cl list in the study area

表3 常見陽離子地熱溫標Table 3 Common cationic geothermal temperature scale

通常最常用的陽離子地熱溫標為Na-K、K-Mg和Na-K-Ca溫標，此外，根據水化學組分特征和具體地質條件Na-Li溫度計、Na-Ca溫度計和K-Ca溫度計等。但是，使用陽離子溫度計均需要在礦物與地熱水達到化學平衡的條件下使用，因此運用這些溫標之前，首先要假定作為溫標的某種溶質在深部熱儲中達到了平衡狀態。根據Na-K-Mg三角圖判斷研究區除個別水樣為平衡水外，主要為部分平衡水，但均靠近平衡水范圍，表明水樣存在淺層冷水混入情況，但是混入量較少，可以使用陽離子地熱溫標法，但需對不同陽離子溫標進行分析，選取受冷水混入影響較小的進行分析使用。

3.2 熱儲溫度估算

通過上述常用地熱溫標計算研究區水樣熱儲溫度如表4所示。

綜合分析上述各地熱溫標所計算得到的熱儲溫度，玉髓SiO2溫標所計算熱儲溫度普遍低于石英溫標所計算熱儲溫度，甚至個別水樣點使用玉髓SiO2溫標所計算熱儲溫度低于井口出水溫度。表明玉髓SiO2溫標失效，該地熱系統中石英的平衡控制著二氧化硅的濃度。

經前文分析，多數水樣存在少量淺層冷水混合作用，一旦受到冷水混合作用的影響，Na-K溫標和K-Mg溫標計算的溫度會偏低，而Na-K溫標受冷水混合作用后再平衡的時間較長，可以最大限度地保留受冷水混合時的離子信息，因此，該溫標估算的溫度可以代表地熱流體剛和冷水混合時的瞬間溫度，但是K-Mg溫標受到的影響較為嚴重，由表4可以看出K-Mg溫標所計算出的熱儲溫度偏低，不適用于該地熱系統。

Na-K-Ca溫標是對Na-K溫標估算熱儲溫度進行修正所建立的方法，適用于中低溫地熱系統，一般認為地熱水中ρ(Mg2+)>1 mg/L，則此溫標會有誤差[30]。選取水樣中QBQ03、QBQ07-10的Mg2+含量大于1 mg/L，此外其他水樣該溫標所計算得到的熱儲溫度認為較為可靠。

因黏土礦物對Li+吸附或解吸作用影響，會改變地熱流體中Li+含量，且Na-Li溫標主要用于碳酸鹽巖地區地熱系統中熱儲溫度的計算，因此該溫標不適用于研究區熱儲溫度計算。

綜上所述，選取石英SiO2溫標、Na-K溫標和Na-K-Ca溫標的部分可靠計算結果進行綜合分析，計算其算術平均值作為本次所選地熱水的熱儲溫度(表5)。

3.3 熱循環深度計算

地下熱水溫度隨地下水的循環深度變化呈線性關系，通常情況地下熱水循環深度越深，地下熱水的溫度就越高，地下水的循環深度計算公式為

H=(t-t0)/Δt+h

(3)

式(3)中：H為計算深度，m；t為計算熱儲溫度，℃；t0為研究區恒溫帶溫度，采用當地多年平均氣溫，取值 4 ℃；Δt為地溫梯度，℃/100 m；h為恒溫帶深度，取20 m。

根據鉆井資料、恰卜恰地熱區水文地質結構圖分析，恰卜恰河谷處第四系共和組地層平均埋深約為600 m，新近系地層平均埋深約為1 260 m；阿乙亥溝處第四系共和組地層底板平均埋深約為100 m，新近系地層底板平均埋深約為600 m。通過統計分析多眼恰卜恰地區干熱巖勘探孔深度-溫度曲線，測得該區域第四系平均地溫梯度為5.71 ℃/100 m，新近系平均地溫梯度為6.15 ℃/100 m，深部隱伏花崗巖體地溫梯度為4.57 ℃/100 m[31]。

表4 地熱溫標計算結果Table 4 Geothermal temperature scale calculation results

表5 研究區地熱水熱儲溫度Table 5 Thermal storage temperature of geothermal water in the study area

此外，部分所選樣品中有實測鉆孔數據，實測平均地溫梯度如下：QBQ01(5.80 ℃/100 m)、QBQ02(6.36 ℃/100 m)、QBQ03(3.80 ℃/100 m)、QBQ06(6.16 ℃/100 m)；共和組地層底板埋深：QBQ05(610.00 m)、QBQ06(607.50 m)；花崗巖頂界面埋深：QBQ03(932.2 m)、QBQ04(1 354.0 m)、QBQ05(1 440.9 m)、QBQ06(1 340.3 m)、QBQ07(1 490.0 m)。

綜上所述，結合表5計算得到的研究區樣品地下熱儲溫度計算得到各地熱水循環深度如表6所示。

由表6可知，研究區新近系地熱水循環深度均大于1 300 m，依據研究區花崗巖實測及估算埋深情況看，除QBQ07循環深度略小于花崗巖頂界面埋深，其余地熱水樣循環深度均大于花崗巖埋深。

4 地下熱水成因模式

熱儲溫度及循環深度的估算對確定地熱系統熱儲成因模式有重要的意義。將共和盆地恰卜恰地區地層地質特征和地下熱水特征結合，初步建立研究區的熱儲成因模式。

通過熱儲溫度計算出研究區新近系地熱系統地下熱水的循環深度基本大于花崗巖頂界面埋深，但張森琦等[32]、張盛生等[33]、唐顯春等[34]通過地質-地熱地質調查、綜合地球物理勘查和鉆探等手段，基本探明了共和盆地深部花崗巖體為致密無水或少水巖體，深部為高溫地熱系統的花崗質巖體。但是，共和盆地恰卜恰地區深部花崗巖體為中晚三疊世形成，曾在較長的地質歷史時期暴露于地表遭受剝蝕，巖漿預熱或早已散失殆盡；而且鉆孔巖心放射性元素生熱率平均為4.43 μW/m3[35]，因此，放射性元素衰變生熱不足以構成共和盆地恰卜恰地區深部熱源。綜合研究認為在共和盆地埋深15～35 km處發育有殼內部分熔融層[35]，此處殼內部分熔融層實則為共和盆地為高溫地熱異常盆地的深部熱源。

綜合分析，共和盆地恰卜恰地區新近系地熱系統主要熱源為深部高溫干熱巖體，通過花崗質巖體熱傳導導熱。大氣降水及高山融雪等地表水通過盆地周緣山前沖洪積扇入滲進入新近系地層補給地下水，在水力梯度驅動下地下水沿新近系含水層順層流動，流動過程中受深部高溫花崗質巖體通過熱傳導形式加熱，增加地熱水溫，該區域第四系地層厚1～2.5 km，形成天然蓋層，保證新近系地層溫度降溫緩慢，從而形成了研究區新近系中低溫地熱系統(圖7)。

表6 研究區地熱水循環深度Table 6 Geothermal water circulation depth in the study area

圖7 研究區新近系熱儲成因模式圖Fig.7 Genesis model diagram of Neogene heat storage in the study area

5 結論

(2)通過對地熱溫標計算熱儲溫度綜合分析，因存在淺層地下水混合作用，認為玉髓SiO2溫標、K-Mg溫標和Na-Li溫標等計算熱儲溫度較大偏差，采用石英SiO2溫標、Na-K溫標和Na-K-Ca溫標計算熱儲溫度進行估算研究區新近系熱儲溫度為71～134 ℃，并通過估算熱儲溫度計算地下熱水的循環深度為1 300～2 200 m，大于花崗巖頂界面埋深。

(3)共和盆地恰卜恰地區新近系地熱系統主要熱源為深部高溫干熱巖體，通過花崗質巖體熱傳導導熱。大氣降水及高山融雪等地表水通過盆地周緣山前沖洪積扇入滲進入新近系地層補給地下水順層流動，流動過程中受深部高溫花崗質巖體通過熱傳導形式加熱，第四系地層為蓋層，保證新近系地層溫度降溫緩慢，形成研究區新近系中低溫地熱系統。