湖北省浠水县曹畈地热田地热流体化学特征及成因浅析

陈金国，戴 竹，石 威，白东彬

(湖北省地质局 第三地质大队,湖北 黄冈 438000)

湖北省浠水县位于桐柏—大别造山带内,夹持于扬子地块和华北地块之间,是相对独立的古老变质岩块。该区经历了长期演化,岩石具有多期变形及不同构造体制叠加的特征,形成了构造复杂、变质作用强烈的一套岩石组合。该区经历了早元古代—晚元古代的剧烈构造活动,又在中生代时再次“复活”,发育大量的岩浆活动,新生代至今仍发生了构造活动,产生了一系列断裂。中生代以来经历了强烈俯冲消减和巨量剥蚀,致使区内地壳热流密度和地温梯度普遍高于湖北省内其他古老的变质岩区,具有良好的地热成矿地质条件[1-5]。

曹畈地热田是鄂东地区著名的温泉点之一,位于浠水县与罗田县交界的曹畈村—许家冲村一带,温泉主要出露在义水河支流界河河漫滩,地热田地热流体温度较高,最高温度为60.4 ℃,水质较好,偏硅酸含量为55.25～87.9 mg/L,属于有理疗价值的热矿水,且水量较丰富,具有良好的开发利用前景。

1 地热地质条件

1.1 大地构造位置

区域大地构造位置属于桐柏—大别造山带,大别造山带自晚古生代以来经历了从大洋俯冲至陆陆碰撞、从碰撞挤压造山至伸展塌陷的构造作用过程,由多个形成于不同深度环境的块体组成,有着各自独立的建造特征,变质变形复杂,经历了多期次、多阶段构造运动,多次演化后拼贴为一体的复合造山带[6-7]。

1.2 地形地貌

区域上地势总体呈西高东低,最高点位于地热田西侧周流尖—华桂山林场一线,周流尖海拔333 m,华桂山山顶海拔最高390 m,最低处为界河河床,其海拔约60 m。曹畈村一带冲沟发育,呈北东向、南北向延伸,切割深度一般5～10 m左右。

研究区内主要发育两种类型的地貌：构造剥蚀低丘地形和侵蚀堆积地形,区域地貌略图见图1。

图1 区域地貌略图Fig.1 Outline of regional landform1.构造剥蚀低丘地形；2.侵蚀堆积地形；3.地貌类型分界线；4.工作区范围；5.地表水系；6.县界。

1.3 区域地质构造

区域地质构造以褶皱及断裂活动为主,其位于北东向构造带、南北向挤压带和新华夏系构造体系的复合部位,发育有各方向的脆性及韧脆性断裂。其中北东向和南北向构造形迹最为发育,从构造组合形式来看,北东向构造形迹在该区占主导地位,构成了以北东向构造骨架为主,受弧形构造带及南北向挤压带影响的构造形态,并决定了区内地热田的分布范围和形态,区域构造纲要图见图2。

图2 曹畈地热田区域构造纲要图Fig.2 Regional structure outline of Caofan geothermal field1.倒转背斜；2.倒转背斜;3.倒转向斜;4.压扭性断裂;5.冲断裂;6.挤压破碎带；7.压扭性断裂;8.性质不明断裂;9.推测断裂;10.片麻岩产状;11.断裂及其编号。

1.4 地热田地质构造

地热田位于方家冲北东向倒转背斜南东翼倾伏端,受北东向构造带及南北向挤压带的影响,地热田主要受控于断裂构造,以北东向、近南北向两个方向的断裂最为发育。通过对局部断裂形迹出露地段进行追索及不同走向节理裂隙发育情况的统计,结合物探成果资料,推断地热田主要发育北东向F1、F3及近南北向F2、F4四条断裂。其中,北东向F1为地热田主要的控热导热构造,其表现为张扭性,F2断裂具备一定的导热性能,以走滑性质为主,兼具压扭性质,并不具备阻水隔热作用,具体断裂构造分布见图3。

图3 曹畈地热田断裂构造分布图Fig.3 Distribution of fault structure in Caofan geothermal field1.实测/推测断层及编号；2.正断层及产状；3.平移断层及产状;4.钻孔涌水量(m3/d)[降深(m)](水温(℃))。

1.5 地热田水文地质条件

曹畈地热田一带深变质岩区受到多期次的构造活动影响,变质岩地层和侵入岩中裂隙密集产出,由于地壳长期抬升,地形切割较深,构造剥蚀及风化剥蚀作用强烈。义水河及其支流界河两侧断续堆积了较厚的松散堆积物,其孔隙较大、连通性好,底板高程一般低于河水水位,有利于大气降水和地表径流入渗,在Ⅰ级阶地与河漫滩形成孔隙含水层。但因分布范围较小,连续性差,使地下水储存和富集具较大的局限性。

研究区内地下水由于岩性组成、构造发育程度、地下水赋存条件和含水介质孔隙性质的差异,形成了不同类型的地下水,同时也形成了各自的水文地质特征[8-10]。按分类标准可划分为三类：松散岩类孔隙水、基岩裂隙水及构造裂隙水,详见表1。

表1 地下水类型及富水性划分表Table 1 Classification of groundwater types and water abundance

2 地热流体化学特征

2.1 地热流体化学组分特征

2.1.1地热流体一般水化学特征

曹畈地热田地热流体属中高温中性硫酸钙钠型水,地下热水与冷泉水、河水对比分析详见表2。

从表2可以看出,冷泉水、河水中的钾、钠、钙、硫酸盐、溶解性总固体、可溶性SiO2、偏硅酸等的含量均明显小于地热流体,而镁、重碳酸盐的含量明显高于地热流体,其中钠、钙、硫酸盐、溶解性总固体含量差距更为明显,说明钠、钙、硫酸盐及溶解性总固体是地热流体的重要指标,而重碳酸盐则为地表水及冷泉水的重要指标。虽然地热流体中的溶解性总固体含量远高于冷泉水及河水,但其含量均<3 g/L,属于弱矿化水,除由于受大量浅部地下水入渗的影响外,也说明地热流体的循环径流条件是良好的。另外,冷泉水及河水中，除特征离子含量小于地热流体外,污染性指标如硝酸盐、亚硝酸盐、耗氧量等的含量均比地热流体高。

表2 地热田地下热水与冷泉水、河水水质全分析对比表Table 2 Comparison table of underground hot water,cold spring water and river water quality in geothermal field

2.1.2地热流体微量元素特征

本次分析测试项目有砷、铬、汞、硒、锂、铬、钴、镍、铜、锌、钼、锗、镉、铅、铝、钡、铁、锰、锶、钒19项指标,各微量元素含量见表3。

表3 地热流体微量元素含量统计表Table 3 Statistical table of trace element content in geothermal fluid

由表3可知，地热流体中微量元素中除锂、锶含量稍高外,其它微量元素含量甚微,均在分析精度之内,毒理性元素的含量值均低于限量标准。

2.1.3地热流体的气体成分特征

通过对地热田地热井及温泉点实地观察,温泉点及地热井井口均具冒泡现象,溢出气体含微量的H2S,能闻到轻微的硫磺味,冷却后基本消失。

2.1.4地热流体放射性

地热流体中放射性元素含量较低,其中226Ra含量为0.03～0.035 Bq/L,Rn含量为8.55 Bq/L。

2.2 地热流体化学组分动态变化

2.3 地热流体同位素地球化学特征

曹畈地热田同位素分析结果见表4。

表4 曹畈地热田δD、δ18O、T(3H)分析结果表Table 4 Analysis results of δD,δ18O and T(3H) in Caofan geothermal field

由表4可知,曹畈地热田地热流体δD值和δ18O值均在大气降水的氢氧同位素含量波动范围中(δD=+10‰～-400‰,δ18O=0～-60‰),且其δ18O值相对较大。克雷格(1961)根据对全世界降雨同位素数据分析,得出经验公式：δD=8δ18O+10‰。据1984年三里畈温泉的初勘雨水样同位素分析数据,雨水中的δD(SMOW)‰、δ18O(SMOW)‰分别为-49.98、-7.74[11],曹畈地热流体中的δD和δ18O较当地大气降水低,地热流体δD-δ18O含量分布见图4。

图4 地热流体δD-δ18O含量分布图Fig.4 Distribution of δD-δ18O content in geothermal fluid1.地热流体；2.地表水；3.民井井水(冷水)；4.雨水。

地热流体中T(3H)含量均<5 TU,而雨水和地表水一般>5 TU。一方面是因为20世纪80年代以后,核能相关机构的控制,全世界核试验明显减少；另一方面,T(3H)的半衰期是12.48年,经过衰变,其含量也会减少。主要由以上两点原因造成了地热流体T(3H)降低,ZK2中T(3H)含量<1TU,说明其地热流体形成的时代更早,循环径流的速率更慢。

3 地热田成因浅析

浠水县曹畈地热田与罗田县三里畈地热田直线距离约10 km,具有相似的地热地质条件,两者断裂系统基本一致,均为晚期近南北向断裂切割早期北东向深大断裂,温泉出露点均位于断裂交汇部位附近,且两者地温异常区均围绕北东向断裂呈椭圆状展布。因此,认为两者在成因模式上具有相似性,以三里畈地热田成因模型为指导,分析总结曹畈地热田成因具体如下。

3.1 热源

根据区域地质、水文地质资料综合分析,曹畈地热田热源可能来自两个方面：一方面是地下水沿大型断裂进行深循环获取的增温,即地温梯度增温；二方面是侵入岩中U、Th、K等放射性核元素衰变释放的能量致使岩石和流体的温度增加。地热田周边及区域上存在大量的早侏罗世片麻状二长花岗岩,表明地热田深部可能存在隐伏的侵入岩体,侵入岩不仅给地热田带来了一定的热能[12],同时,这些侵入岩为高结晶岩体,岩石致密程度较好、导热率高,导致地热田地温梯度明显高于其他变质地层区。

3.2 热储

热储岩性为晚太古代方家冲片麻岩及早元古代大别岩群变粒岩—大理岩岩组,受构造影响,岩石发育断层破碎带及裂隙带,主要分布于界河以南,许家冲河以西。

地热流体富集带为断裂破碎带,靠近北东向F1主控断裂破碎带的地段，地热流体水量丰富、温度较高,远离F1断裂破碎带的地段，则地热流体水量减少、温度降低。因此,地热田热储赋水性决定于构造发育情况及岩石裂隙发育程度。

3.3 热储盖层

地热田热储盖层按标准可划分为两部分：一是第四系全新统松散堆积物；二是弱含冷水的强风化基岩或裂隙不发育的新鲜基岩。上覆松散堆积物及强风化基岩对下伏热储的影响各地不一,部分地段虽保温隔热,但因厚度较小、分布范围有限,其所起的作用不具全局意义。由于热储体的主要部分为河漫滩或阶地中部的堆积层覆盖,其充水条件较好,对热储体有一定的散热和降温作用。因此,从整体上看,曹畈地热田属于开放型地热田,其上覆的松散堆积层及强风化层并不具严格的保温隔热意义。

3.4 地下热水补径排条件

地下水的形成受控于多种因素,其中,地质构造为主控因素,地形地貌、地层岩性、气象水文亦具有一定影响。大气降水为区内地下热水的主要补给来源,从钻孔揭露情况来看,地热流体主要贮存于断裂破碎带的孔隙、裂隙中,属于条带状热储裂隙型地热田,断裂破碎带是地热流体补给、径流、排泄的唯一途径。构造裂隙水因其具备远源补给、深循环、径流途径长的特点,多以承压水的形式存在,其动态相对稳定,降水量能小幅影响水位,且其影响具显著的滞后。

3.4.1地热流体的补给

受“高程效应”影响,曹畈地热田的地热流体中的δD和δ18O较雨水略低。根据下列公式,可以初步计算地热流体的补给区海拔。

H=(δs-δp)/K+h

(1)

式中：H为同位素补给区海拔(m)；h为取样点高程(m),选用地热田平均高程67 m；δs为地热流体同位素组成,选用地热流体平均值δD=-62.7‰、δ18O=-8.46‰；δp为大气降水的同位素组成,选用罗田县三里畈地热田大气降水平均值δD=-49.98‰、δ18O=-7.74‰；K为同位素高度梯度(n‰/100 m),根据罗田县汤河地热田可行性勘查、三里畈地热田初步勘察对同位素梯度的分析经验值,选用KD=-2.7‰/100 m、K18O=-0.46‰/100 m。

经计算,地热田地热流体的补给区海拔采用D值计算为538 m,采用18O值计算为224 m。由此可知,地热田地热流体的补给区海拔在224～538 m之间。

3.4.2地热流体的径流

地热循环径流最深处热储温度的估算。据地热田垂向地温梯度、地下水常温带埋深、多年平均气温、地热形成条件和地下热水化学特征,选择二氧化硅地球化学温标估算热储温度及地热田地热循环深度。

(2)

式中：C为地热流体中可溶性SiO2含量,mg/L。

利用ZK1—ZK5号孔水质分析结果中的SiO2值计算各孔地下深部的地热温度,计算的结果分别为122.22 ℃、114.00 ℃、138.09 ℃、135.84 ℃、138.12 ℃,取其平均值129.65 ℃为SiO2地球化学温标估算热储温度。

热储埋深(地热流体循环径流深度)的估算。根据本区地温梯度、恒温层平均温度、恒温层深度和热储温度,来估算地热田热储埋深。计算公式如下：

(3)

式中：Z为热储埋深(m)；T为热储温度(℃),取SiO2温标计算值为129.65 ℃；G为地热梯度(℃/100 m)；根据5个钻孔资料,取地热增温的平均值8 ℃/100 m；T0为多年平均气温(℃),据县志取16.4 ℃；Z0为常温带平均深度(m),根据跟钻测温测量结果取平均值20 m。则Z=(129.65-16.4)×100/8+20=1 435.63 m,地热田的热储埋深约1 435.63 m,即地热流体循环径流深度最大可达1 435.63 m,是深部低密度高温度流体上升与浅部高密度低温度流体混合,并与岩石化学成分达到化学平衡时的最大深度。

3.5 地热田成因浅析

曹畈地热田属断裂构造型地热田,地热流体沿主控断裂破碎带及其裂隙带向上运移,以温泉的形式在地形条件有利且裂隙贯通性较好地段出露地表,其成因可以大致分为以下四点。

(1) 地热田在构造位置上处于北东向构造带,受区域褶皱及断裂构造影响,区内断裂发育,温泉出露点及地热异常区均分布于北东向F1断裂附近,说明F1控制了热水的赋存分布,是地热田主要的控热导热构造,F2主要起到了扩大断裂破碎带规模、畅通地热流体运移通道的作用,断裂破碎带孔隙、裂隙是地热流体补给、径流、排泄的唯一途径。

(2) 根据推算,地热田地热流体补给高程应在224～538 m之间,地热田北东及南西向均分布高程多为200 m以上的低丘—低山,受北东向构造带的影响,生成了一系列北东向张扭性断裂,地下水通过这些断裂和裂隙带,向深部循环远源补给地热田。

(3) 根据混合温标估算热储的温度为129.65 ℃,地热田热动力平衡深度为1 435.63 m。北东向F1断裂为深大断裂,切割较深,地下水沿F1断裂进行深部循环、迳流,高压水(气)沿断裂径流到地质环境条件适宜的地段后经长期的机械侵蚀及热水水化学作用,热水排泄通道得以拓展和贯通,从而形成一定规模的热水储存空间。

(4) 地热田地热异常区海拔高程为60 m左右,地形较为平坦,自新生代第四纪以来,在地表径流的侵蚀作用下,断裂带附近岩石侵蚀作用强烈,为地热流体排泄创造了条件。由于地热田附近皆为第四系覆盖,一定程度上抑制不了地热流体在浅部的运移和扩散,其分布范围基本是以温泉出露点为中心,受地形制约的裂隙水的分布范围。事实表明,地形地质条件亦是控制地热田地热流体溢出地表的重要因素。

综上所述,地热田具有远源补给、远程径流、深层循环的特点,地下水通过与深部热源沟通升温形成地热流体,在地形有利及裂隙连通性较好地段,地热流体通过断裂破碎带或裂隙带向上运移形成上升温泉,地热田地质剖面见图5。

图5 曹畈地热田地质剖面图Fig.5 Geological section of Caofan Geothermal field1.地热径流方向；2.温泉；3.晚太古代方家冲片麻岩；4.早元古代大别山岩群变粒岩—大理岩岩组；5.断裂；6.推测断裂；7.断裂破碎带；8.围岩接触集水带；9.地下水径流方向。

4 地热田成因模型

在区域岩性为古老变质地层、岩浆岩的背景下,断裂破碎带的孔隙和裂隙是地热流体补给、径流、排泄的唯一通道。北东向的F1断裂为地热田最重要的控热导热构造,其性质表现为张扭性。在地热田地下水补给区,地下水温度低、密度大、势能大,地表水主要通过F1断裂破碎带侧向向深部运移,在此过程中地热流体温度逐渐升高、密度逐渐降低、矿化度逐渐升高；近南北向F2断裂表现为挤压作用,以走滑性质为主,兼具压扭性质,主要起到了扩大断裂交汇部位破碎带规模、畅通地下水运移通道的作用,具备一定的导热性能,F2与F1交汇部位地势低、岩石节理裂隙发育且连通性较好,为地下水向上运移创造了条件。地热田成因模型见图6。

图6 曹畈地热田成因模型图Fig.6 Genetic model of Caofan geothermal field

5 结语

(1) 地热田位于北东向构造带的方家冲倒转背斜南东翼倾伏端,受北东向构造带及南北向挤压带的影响,地热田构造以断裂为主。北东向F1为地热田主要的控热导热构造,主要表现为张扭性,近南北向F2具备一定的导热性能,以走滑性质为主,兼具压扭性质,并不具备阻水隔热作用。

(2) 据SiO2地球化学温标估算,地热田热储温度为129.65 ℃,热动力平衡深度为1 435.63 m。地热田浅部(埋深500 m以内)温度一般<60 ℃,这与热储上覆第四系松散堆积层及强风化层保温隔热性能较差、水热系统为敞开型有关。

(3) 地热田热储岩性为晚太古代方家冲片麻岩及早元古代大别山岩群变粒岩—大理岩岩组,受构造影响,岩石发育断层破碎带及裂隙带。地热流体主要赋存于断裂破碎带孔隙和裂隙中,属于条带状热储裂隙型地热田,断裂破碎带孔隙和裂隙是地热流体补给、汇集、径流、排泄的唯一途径。

(5) 结合曹畈地热田优越的地理位置、地热资源条件及区域上地热资源开发利用现状,建议其开发利用以温泉地产开发为主,搭配其他温泉旅游项目,进一步扩大其经济效益。先期开采量控制在2 500 m3/d以内,并对其水温、水量、水质进行动态监测,以验证地热流体可开采量。随着地热资源开采量需求的增加,可沿F2向北东及南西向进行下一步勘查工作,以保障地热资源需求。