康定中谷地区热储特征及温度计算

黄珣，李晓，余中友，陶广斌

(成都理工大学环境与土木工程学院，成都 610059)

图1 研究区地质图

热储是对流型地热系统的重要组成部分，热储温度是评价地热资源开发潜力的重要依据，地热流体在上升过程中，压力、温度、滞留时间、浅层冷水的混合都是影响热储温度计算的重要因素。Fournier和Truesdell通过研究地热流体中SiO2、阳离子溶解平衡与温度、压力之间的关系，提出了采用SiO2温标与阳离子温标计算深部热储的方法，这也是目前最常用的两种计算热储温度的方法。Giggenbach随后创立了Na-K-Mg等一系列三角图，以此判断地热流体的物质来源。Reed等在此基础上提出了采用多矿物平衡法计算热储温度的观点。庞忠和等针对Al在水化学数据中经常缺失和检测出错等情况，引入了Fix-Al方法修正Q/K图，使计算结果更加接近实际情况。Truesdell，Fournier等人基于SiO2溶解度与热水焓值的关系，提出了热水混合模型，该模型不仅能计算冷水的混合比例，还能估算热储温度，对研究热水形成、热储温度有重要意义。

了解中谷水热活动区的热储特征及热储温度对于合理开发利用鲜水河断裂带的地热资源具有重要意义。赵庆生等(1984)利用混合模型计算了康定至道孚的水热活动区热储温度，并认为存在上下两层相对封闭热储，康定榆林地区属于上层热储；此外庞忠和等(2017)通过Fix-Al方法计算了康定中谷及榆林河地热田的热储温度，并认为榆林河地热田的开发潜力大过康定中谷地区。卞跃跃等(2018)采用SiO2温标计算出康定榆林地区热储温度为192 ℃～288 ℃。

然而在实际运用中，计算温度与实际温度经常存在偏差，这与实际的地质背景、水文地质条件以及不同地热温标的适用范围有关。本次研究利用康定中谷地热活动区地热钻孔资料、地热井水及温泉的水化学数据，分析了中谷水热活动区的热储特征，并采用不同方法对中谷水热活动区热储温度进行了计算并做出对比分析。

1 研究区概况

中谷水热活动区位于康定市以北约20 km的雅拉乡中谷村境内，由栖木沱向北，沿瓦厂上、中谷村、大盖-直延伸至大龙布沟。由雅拉雪山发源而来的雅拉河为区内的主要水系，雅拉河东岸坡面较为平缓，其支流主要发育于东岸，西岸山势较为陡峭，仅发育有较小的溪流。

研究区的温泉主要分布于瓦厂上至龙布沟之间约8 km的雅拉河谷地中，泉眼多出露于河漫滩与阶地上。瓦厂上出露的温泉分布于雅拉河东岸，其中部分泉眼被开发利用，中谷村温泉分布较为密集，雅拉河东西两岸均有分布，西岸分布有若干泉群，每个泉群有若干泉眼；大盖、龙布的温泉多分布于雅拉河西岸，雅拉药泉位于雅拉河与其支流的交汇处，有较浓的H2S气味。

2 研究方法

2.1 采样分析

本次研究区的水样采集于2017年5月，共采集热水水样9组，样品采集严格按照《地热资源地质勘查规范》(GB/T 11615-2010)，同时搜集了中谷水热活动区部分典型地热钻孔及温泉水化学数据(表1)。其中ZGC01为河水水样，ZGQ01～12为温泉水样，ZGJ01～04为地热钻孔水样，ZGJ01～03为浅层钻孔水样，ZGJ04为1 847 m深的地热钻孔水样，钻孔井口出水温度为115 ℃，井底温度为130 ℃。

表1 水化学数据表

2.2 数据处理

(1) SiO2与阳离子温标

本次研究采用的SiO2温标为无蒸汽损失SiO2温标、最大蒸汽损失在100 ℃SiO2温标、无蒸汽损失玉髓温标，阳离子温标主要采用Na-K、Na-K-Ca、K-Mg温标。

(2) 多矿物平衡温标

通过水化学分析数据，计算多种矿物在不同温度下的饱和指数，多种矿物所收敛的温度即为热储温度。本次选择文石、方解石、石英、玉髓、白云石、萤石、钠长石、钙长石、绿泥石等15种矿物，采用PhreeQC3.39对数据进行计算，并将计算结果做出Log(Q/K)-T曲线。由于缺少Al的数据，因此采用FixAl法进行平衡重建。

(3) 混合模型

Truesdell，Fournier等(1977)提出了硅-焓混合模型，该模型不仅能定量研究地热水与浅层冷水的混合比例，还能定量计算地热水的初始温度。目前常使用硅-焓图解法与混合模型法，其中硅焓图解法是利用石英溶解度曲线及热水焓值曲线计算混合比例与热储温度；混合模型法是通过混合水中的硅含量来反演混合前处于平衡态的深部热水端元的初始条件，进而通过混合模型得出各热水中X1、X2的值来求解混合比例，具体计算公式如下：

式中，Sh为深部热水初始焓值；Ss为热水最终焓值；Sc为冷水焓值；SiO2h为深部热水的SiO2初始含量；SiO2h为热水SiO2的最终含量；SiO2h为冷水SiO2含量。

硅-焓图解法首先需作出石英溶解度曲线，通过冷水的硅焓点与热水的硅焓点做延长线，求得与石英溶解度曲线的交点，以此计算得出热水的混合比例。当交点出现异常或无交点时，需考虑蒸汽损失的情况。

3 结果与讨论

3.1 水化学特征分析

图2 Piper图

图3 中谷地区Na-K-Mg三角图

3.2 温标法计算结果

表2为各温标计算出的热储温度，由《西藏地热》一书中所给出的地热系统判定条件，研究区所有点均属于中温地热系统。两种石英(无蒸汽损失与最大蒸汽损失)温标计算结果相近，分别为113.44 ℃～152.49 ℃，112.55 ℃～145.51 ℃；玉髓温标计算结果为84.43 ℃～127.57 ℃，小于石英温标的计算结果。Log(SiO2)-Log(K2-Mg)对比图(图4)可以较好的反应SiO2的形态，以此来判断采用何种SiO2温标更为适合。由图4可知，ZGQ02、ZGQ05落在石英、玉髓指示线之间，ZGQ03落在玉髓指示附近，其余点均在玉髓指示线以上。玉髓比石英具有更大的表面能，180℃以下主要由玉髓控制SiO2的溶解；而在180℃以上时，SiO2的浓度主要由石英控制。另一方面，以ZGJ04井底温度作为参照，计算SiO2温标与实测温度的相对误差，玉髓温标、无蒸汽损失SiO2温标、最大蒸汽损失SiO2温标的相对误差分别为1.87%、17.30%、11.93%。

图4 Log(SiO2)-Log(K2-Mg)对比图

通过分析阳离子温标与SiO2温标的计算结果，不同温标计算出的热储温度结果差别较大。虽然Na-K温标受混合作用影响较小，然而Na-K温标是在热水与长石类矿物间离子交换平衡基础上发展而来的，而在中、低温系统中，长石类矿物都难以达到平衡，因此Na-K温标的计算结果往往会高于实际温度。Na-K温标的计算结果为199.96 ℃～265.43 ℃，明显高于SiO2温标；K-Mg温标对于浅层热储层的温度具有较好的指示意义，随深度的增加，计算结果往往会低于实际温度，此次K-Mg温标的计算结果为74.74 ℃～114.17 ℃，明显偏低。Fournier等(1977)引入Ca校正因子，以此来解释Na-K温标计算结果过高的结果。然而以ZGJ04井底温度与Na-K-Ca温标的计算结果进行对比的相对误差仍高达55.31%。

表2 SiO2与阳离子温标计算结果

1.石英温标(无蒸汽损失)，Fournier，1977；2.石英温标，Verma and Santoyo,1997;3.石英温标(最大蒸汽损失)，Fournier，1977;4.玉髓温标，Arnorsson et al.，1983；5. Na-K温标，Giggenbach, 1988;6.Na-K-Ca温标，Fournier and Truesdell, 1973;7.K-Mg温标，Giggenbach, 1988

3.3 多矿物平衡温标

地热流体中的某种矿物是否达到平衡状态是判断采用何种温标的标准之一。在地热流体上升的过程中，伴随着温压的变化，CO2会从热水中散逸出来，热水的pH值也会因为CO2的散逸而升高。硅酸盐类矿物的重新平衡会使部分SiO2沉淀析出；方解石等碳酸盐岩矿物、石膏类矿物的沉淀也会影响热水中Na、Ca离子的比值。若在此过程中达到新的平衡，则地热温标给出的温度是新平衡后的温度，如未达到平衡，直接使用地热温标，SiO2与阳离子温标的计算结果将出现偏差。

通过计算温度条件下各水样的矿物饱和指数(表3)发现，方解石、文石、白云石的饱和指数均大于0，处于过饱和状态，而ZGJ04方解石及文石饱和指数近似于0，接近平衡状态，说明碳酸盐及硅酸盐类矿物出现有沉淀的现象；石英、玉髓饱和指数均小于0，ZGQ08玉髓接近饱和状态。萤石能否达到平衡状态，主要取决于热水中的电导率，研究区萤石饱和指数处于-1.06～0.1之间，极有可能与冷水的混合有关。

由于缺少Al的数据，在使用多矿物平衡温标时，无法对部分长石类矿物进行模拟(图5)，从而影响本文研究结果的可靠性。故本文采用FixAl法，通过选取钙长石的平衡，以减轻水化学数据中Al数据缺失带来的影响，同时考虑CO2溢出的情况，重建研究区热水的平衡状态。

由图5可知，修正前，研究区热水中文石、方解石、白云石均处于过饱和状态，白云石随温度升高，有向非饱和区过渡的趋势，石英及玉髓均处于非饱和状态；修正后，研究区热水中矿物收敛于一个较小的范围内，由图可知，ZGJ02收敛于121.6 ℃～137.7 ℃的温度区间，ZGJ04收敛于165.4 ℃～183.6 ℃的温度区间。

3.4 混合模型计算结果

Na-K-Mg图显示研究区热水均落在右下角未成熟水的区域，这表明研究区的热水受到浅层冷水的混合。研究区冷水的温度取12.8 ℃，冷水SiO2取12.8 mg/l。根据公式(1)、(2)将研究区各水样点中冷水的混入比例进行分析，图6显示了ZGJ04与ZGQ05的初始热水温度与冷水混入比例的关系，初始温度分别为182.36 ℃、197.09 ℃；冷水混入比例分别为39.47%、80.86%，且冷水混入比例相差较大。

表3 矿物饱和指数

图5 部分Log(IPA/K)图及修正Log(IPA/K)图

将研究区温泉与冷水的硅焓值投影至硅-焓曲线中，其中A点为冷水投影，B点为水样点投影，作A、B延长线至C，即可求出初始温度及热水比例(AB/AC)。当延长线与石英溶解度曲线没有交点时，需考虑蒸汽损失情况。图7中ZGQ10的AB延长线与石英溶解度曲线明显无交点，即存在蒸汽损失的情况，由图显示，ZGQ10中热水比例为36.35%，初始温度为176.38 ℃。

由表4可知，硅-焓方程法计算得出的热储温度为182.36 ℃～274.58 ℃，冷水混合比例为39.47%～85.88%；硅-焓图解法计算的结果为172.58 ℃～258.23 ℃，冷水混入比例为39.19%～86.46%。对比发现由混合模型计算的热储温度与Na-K温标计算的温度较为接近，与其他温标及实测情况偏离较大。

图6 ZGJ04与ZGQ05的硅焓方程法图

图7 ZGJ04与ZGQ10硅焓图解法图

表4 混合模型计算结果

3.5 中谷水热活动区热储概念模型

由地热温标、多矿物平衡温标及混合模型计算得出的热储温度，除SiO2温标外，均在170 ℃以上，而ZGJ04井底实测温度仅为130 ℃。上行热水被冷水混合固然是一个重要原因，若混合后达到新的水岩反应平衡，SiO2温标给出的即为最后平衡的温度，否则将得出偏低的温度。有资料显示，鲜水河断裂是一条深切上地幔的深大断裂，但据ZGJ04钻孔资料显示，钻孔在1 847 m处揭露的仍为三叠系的砂板岩地层，并未到达花岗岩地层。因此，本文通过分析认为，地下热水经深循环后，自深部热储，沿雅拉沟断裂上行。在此过程中，受构造裂隙影响，地下热水与冷水混合达到新的水岩平衡；在继续上行的过程中，继续与冷水混合，水岩平衡被破坏，在上升到近地表的次生热储中时，混合程度加深，水岩平衡进一步被破坏，同时部分热水受压力变化，以蒸汽形式沿通道散逸(图8)。通过野外踏勘发现，当地村民打井过程中，存在打出蒸汽孔的现象，同时据调查，在中谷水热活动区进行的热水钻探中，一般20～30 m即可钻遇温泉，但一些井在70 m左右，穿越次生热储后，即无热水了。

4 结论

(1) 通过对水化学数据分析发现，中谷水热活动区热水以HCO3-Na型水为主，浅部地热井水与自然出露的温泉具有相似的水化学特征，深部地热井水ZGJ04与其余点存在明显差别；由Na-K-Mg三角图发现，研究区水样均处于未成熟水区域，并显现出冷水混合的特征。

图8 热储概念模式图

(2) 通过地热温标计算热储温度并对比发现，不同温标计算结果存在较大差异，其中Na-K温标计算结果明显高于其他温标，并且研究区地热水存在混合作用，因此阳离子温标适用性较差。通过Log(SiO2)-Log(K2-Mg)指示图发现所有水点均在石英指示线以上，因此玉髓温标有较好的适用性，热储温度为84.43 ℃～127.57 ℃。然而热水在上升的过程中存在重新达到化学反应平衡状态的可能性，因此玉髓温标的计算结果存在偏低的可能。通过多矿物平衡温标计算发现，矿物饱和指数收敛于121.6 ℃～183.6 ℃区间。

(3) 利用硅-焓方程法与硅-焓图解法估算研究区地热水中混入冷水的比例，其中地热井水中冷水混入比例为39.47%～70.19%，初始温度为182.36 ℃～212.22 ℃，温泉中冷水混入比例为63.33%～86.93%，初始温度为172.58 ℃～258.23℃，研究结果发现，随地热井深度增加，混入冷水比例大幅降低，但计算的初始温度较实际温度仍然偏高。

(4) 结合地质资料及钻孔资料分析认为，研究区热储主要为三叠系砂、板岩地层与第四系地层中的构造裂隙及第四系的松散孔隙。地热水经深循环，自深部热储沿雅拉沟断裂上行，在上行过程中受构造裂隙影响，与冷水发生混合；上升至近地表后，在构造破碎带及第四系地层中形成次生热储。因此在进行热水钻探及开发利用地热资源的过程中，需避免钻孔打穿次生热储而出现没无热水的情况。