利川市忠路地区地热水化学特征及其补给来源分析

李泽威， 万 凯， 钱 镭， 袁 飞， 郝智敏

(湖北省地质局 第二地质大队，湖北 恩施 445000)

开发利用地热水不仅能改善城镇及周边地区生活条件和旅游环境，还能在实现碳达峰、碳中和过程中发挥积极作用，带来显著的经济效益和社会效益。当前国内外对地热水的研究主要集中在探讨地热水化学特征、补给来源及补给高程、热储温度及循环深度等方面，为地热水的勘探与开发利用提供科学依据。利川市忠路地区具有丰富的地热水资源，但对于该区地热水的研究几近于空白，仅有陈刚等[1]在2013年对利川市忠路镇洞脑壳温泉进行过探索性研究，初步估算了该区热储温度和补给高程，相关研究工作的不足严重制约了该区地热水资源的勘探进程。本次研究以利川市忠路地区为研究区，基于大比例尺的地质、水文地质调查和浅层钻探，结合水质和氢、氧、硫同位素分析测试，探讨地热水化学特征及其补给来源，研究成果可为该区地热水的进一步勘探开发提供依据。

1 研究区概况

1.1 水文地质条件

研究区在地理位置上处于利川市忠路镇—小河一带，地势整体西高东低。在大地构造位置上处于上扬子古陆块川东前陆盆地之秭归周缘前陆盆地，区域构造形式以褶皱为主，断裂次之，构造线总体呈NNE向，背斜宽缓，向斜紧凑。本区位于忠路向斜北西翼，断裂以七星岩断裂为主(图1)。

图1 研究区地质简图Fig.1 Geological sketch of the study area1.三叠系中统巴东组；2.三叠系下—中统嘉陵江组；3.整合地质界线；4.正断层；5.层理产状；6.含水层；7.隔水层；8.钻孔地热水样点；9.温泉样点；10.冷泉(河水)样点。

根据地层岩性及其组合特征，将区内地层划分为10个含(隔)水层(岩组)，自下而上分别为：①志留系下统龙马溪组—泥盆系上统写经寺组碎屑岩隔水岩组(O3S1l-D3x)，岩性以砂岩、泥岩为主，发育少量基岩裂隙，总体为隔水；②石炭系中统黄龙组灰岩裂隙溶洞含水层(C2h)，岩性为灰岩、白云质灰岩、白云岩，富水性中等；③二叠系中统梁山组泥岩隔水层(P2l)，岩性以砂岩、粉砂岩、泥岩为主，隔水性能好；④二叠系中统茅口组与栖霞组裂隙溶洞含水岩组(P2m+P2q)，岩性以灰岩为主，岩溶裂隙较发育；⑤二叠系上统龙潭组与下窑组泥岩、含炭硅质岩夹灰岩相对隔水岩组(P3l+P3x)，岩性以泥岩、含炭硅质岩为主，相对隔水；⑥二叠系上统长兴组灰岩含水层(P3c)，岩性以中—厚层状含燧石结核灰岩为主，岩溶裂隙、溶洞发育；⑦三叠系下统大冶组泥岩段隔水层(T1d1)，岩性为薄层状泥质灰岩夹钙质泥岩，隔水性能好；⑧三叠系下统大冶组灰岩段与下—中统嘉陵江组灰岩含水岩组(T1d2+T1-2j)，岩性以灰岩、白云岩为主，岩溶裂隙、溶洞、暗河发育；⑨三叠系中统巴东组—侏罗系中统沙溪庙组碎屑岩隔水岩组(T2b-J2s)，岩性以砂岩、泥岩为主，总体起隔水作用；⑩第四系松散岩类孔隙含水层(Q)。

根据地层分布、岩性组合特征及地下水赋存状况，将区内地下水划分为松散岩类孔隙水、碎屑岩类裂隙水、碳酸盐岩类裂隙溶洞水三种类型，其中碎屑岩类裂隙水主要分布于东部，碳酸盐岩类裂隙溶洞水主要分布于西部，松散岩类孔隙水多在河流两侧阶地及大型岩溶洼地内分布。区内碳酸盐岩类裂隙溶洞水主要接受大气降水的补给，大气降水由洼地、槽谷等负地形汇集，通过落水洞灌入或溶蚀裂隙入渗的方式补给，沿溶蚀裂隙、岩溶裂隙构成的导水网络径流，最终以岩溶大泉或地下河的方式集中排泄。区内碎屑岩类裂隙水主要接受大气降水或相邻含水层(岩组)的补给，在层面裂隙、风化裂隙、构造裂隙等裂隙构造中贮存和运移，以分散排泄为主。

1.2 地热地质条件

区内主要发育3套热储层，自下而上依次为：①下部热储层，即茅口组与栖霞组，厚度>200 m，主要出露于齐岳山背斜南东翼，岩性以灰岩、含燧石结核灰岩为主，为碳酸盐岩裂隙溶洞含水层；②中部热储层，即长兴组，厚305～380 m，出露于忠路向斜两翼，岩性以中—厚层状含燧石结核灰岩为主，岩溶裂隙、溶洞发育，富水性好；③上部热储层，即大冶组灰岩段与嘉陵江组，厚度>1 500 m，岩性为灰岩、白云质灰岩、白云岩、含膏泥岩溶角砾岩，岩溶发育，富水性好。

区内热储盖层也划分为3层，即：①下部盖层，由龙潭组和下窑组组成，厚34.51～48.59 m，岩性为泥岩、炭质泥岩、含炭硅质岩夹燧石结核灰岩，起相对隔水、隔热作用；②中部盖层，由大冶组一段构成，厚8.89～54.45 m，岩性以薄层状泥质灰岩夹钙质泥岩为主；③上部盖层，由三叠系中统、上统及侏罗系地层组成，厚度>1 500 m，岩性以泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、砂岩为主，保温性能好。

大气降水于热储层地表出露区进行补给，通过岩溶孔隙向向斜盆地径流，经深部循环对流传导，从围岩中汲取热量并汇集围岩中的矿物质和微量元素，逐渐形成地热水，隔水层成为天然保温盖层。当地热水径流至忠路向斜北西翼近轴部的洞脑壳一带后，主要沿七星岩断裂从深部上涌，沿断裂破碎带和裂隙、岩溶发育带出露形成温泉和地热田。

2 采样与测试结果

2.1 样品类型及测试项目

在地质、水文地质综合调查基础上，采集7组水样(图1)，用于水质、氢氧同位素、硫同位素分析测试(表1)，水样类型包括地热水(温泉、钻孔地热水)、冷泉、河水等，其中SHK1-S01、SHK1-S02分别为采自于SHK1钻孔上、下层的地热水。水质分析在湖北省地质局第二地质大队实验室完成，测试仪器为GGX-600型原子吸收分光光度计，检测结果相对误差<2.5%。氢氧同位素和硫同位素分析在中国科学院水文地质环境地质研究院实验测试中心完成，氘、氧同位素测试采用L2130i型波长扫描光腔衰荡光谱仪，氚同位素测试采用Quantulus1220型超低本底液体闪烁谱仪，硫同位素测试采用MAT253型稳定同位素比值质谱仪，上述同位素检测结果相对误差均<1‰。

表1 水样类型及分析测试项目统计表Table 1 Statistical table of water sample types and analysis test items

2.2 测试结果

2.2.1离子含量特征

2.2.2微量元素含量特征

研究区地热水、冷泉和河水样品化学分析结果如表2所示。由表2可知，地热水中除F、Sr、Li、Br、B含量较高外，其他微量元素含量极低，甚至低于检出限；冷泉和河水中各微量元素含量普遍较高，除F含量低于地热水外，其他微量元素含量均远高于地热水；地热水总硬度、矿化度高于冷泉和河水一个数量级，与离子含量分析结果具有一致的特征。地热水中F浓度明显高于冷泉和河水，推测与地热水在运移过程之中对含氟矿物的溶滤有关[2]。

表2 各水样化学成分分析结果表Table 2 Results table of chemical composition analysis of water samples

2.2.3氢氧同位素特征

研究区地热水和河水样品的氢氧同位素分析结果如表3所示。由表3可知，地热水氢氧同位素分析结果较集中，δDVSMOW含量为-65‰～-62‰，δ18OVSMOW含量为-9.7‰～-8.7‰；河水的氢氧同位素含量与地热水具有一定的差距，δDVSMOW含量为-47‰，δ18OVSMOW含量为-7.8‰。在δDVSMOW-δ18OVSMOW图解中，地热水样品和河水样品均落在雨水线附近(图2)，表明地热水、河水的补给来源均为当地大气降水[3-4]。

表3 地热水、河水样品氢氧同位素分析结果表Table 3 Results table of hydrogen and oxygen isotope analysis ofgeothermal water and river water samples

图2 地热水、河水样品δDVSMOW-δ18OVSMOW图解Fig.2 δDVSMOW- δ18OVSMOW diagram of geothermal waterand river water samples1.地热水样品；2.河水样品；3.全球标准雨水线。

2.2.4硫同位素特征

表4 地热水、河水样品硫同位素分析结果表Table 4 Results table of sulfur isotope analysis of geothermalwater and river water samples

3 讨论

3.1 水质类型

根据研究区地热水、冷泉和河水样品离子含量分析结果(表2)，采用Piper三线图[6-7]进行投点，可看出地热水水质均为SO4-Ca·Mg型，属硫酸盐钙镁弱碱性微咸水；冷泉和河水样水质均为HCO3-Ca型，属于碳酸盐钙碱性水(图3)。区内地热水与冷泉、河水在矿化度、水质类型上存在明显差别，这与地热水演化过程密切相关。由于地热水埋藏深度大，径流途径长，溶解—溶滤作用强烈，更容易从围岩中萃取相关离子，从而造成离子浓度更高[8-9]。

图3 各水样Piper三线图投图结果Fig.3 Piper diagram of different water samples

3.2 热储温度

根据研究区地热水化学成分和温度特征，可以判断该区地热水属于未成熟水和低温热水[1]。由于地热水中的可溶性SiO2主要由热水溶解围岩中的石英等硅质矿物所致，且地热水到达地面时无蒸汽损失，故采用无蒸汽损失SiO2地热温标法[10]计算地热水形成时的温度，即热储温度。计算公式如下：

(1)

式中：t为热储温度(℃)；S为水中SiO2含量(mg/L)。

本区地热水SiO2含量为11.8～15.0 mg/L(表5)，采用公式(1)计算得出热储温度为44.7～53.0℃，平均为48.8℃。

表5 热储温度及地热水循环深度估算结果一览表Table 5 Estimated results table of thermal storage temperature andgeothermal water circulation depth

3.3 地热水循环深度

由于本区缺乏深部钻孔测温资料，故采用相邻的来凤县页岩气勘查井测量的地温梯度(2℃/100 m)来估算地热水循环深度。地热水循环深度计算公式[11]如下：

(2)

式中：h为地热水循环深度(km)；t为热储温度(℃)；t0为当地年平均气温(℃)；GT为地温梯度(℃/100 m)；h0为恒温带深度(km)。

本次计算t值采用表5中的数据，t0取值为15.2℃，GT取值为2℃/100 m，h0取值为0.03 km(经验值)，采用公式(2)即可求出地热水的循环深度为1 505.5～1 918.5 m。

3.4 地热水补给高程及补给区

根据大气降水δ18O的高程效应，可以推测地热水的补给高程[6]，其计算公式为：

(3)

式中：H为地热水补给高程(m)；δG为地热水的δ18O值(‰)；δP为取样点附近大气降水的δ18O值(‰)；Go为大气降水δ18O值的高度梯度(‰/100 m)；H0为取样点高程(m)。

在计算过程中，δG取地热水样品的δ18OVSMOW值，即δG=-9.7‰～-8.7‰；δP取河水样品的δ18OVSMOW值，即δP=-7.8‰；Go选用鄂西地区大气降水稳定的δ18O高度梯度值，即Go=-0.22‰/100 m[12]；H0取值情况见表6。根据公式(3)计算得出本区地热水的补给高程为1 455.4～1 507.1 m。

表6 地热水补给高程计算成果表Table 6 Estimated results table of the recharge elevation of the geothermal water

综上所述，本区地热水的补给来源主要为大气降水，补给高程为1 455.4～1 507.1 m，依据研究区高程范围推测补给区为忠路向斜的北西翼，亦是齐岳山背斜的南东翼。忠路向斜北西翼出露地层有栖霞组、茅口组、长兴组、大冶组灰岩段和嘉陵江组，岩性为灰岩、含燧石结核灰岩、白云岩、岩溶角砾岩等碳酸盐岩，基岩裸露，地表岩溶发育，利于大气降水渗入补给。大气降水由忠路向斜北西翼渗入深部地层，经深循环加热并萃取地层中的矿物质而形成地热水，地热水向忠路向斜轴部运移，径流至忠路洞脑壳一带时，受控于七星岩断裂而上涌，在断裂破碎带、裂隙岩溶发育带形成地热田，局部沿着断裂破碎带涌出地表形成温泉。

4 结论

(1) 利川市忠路地区的地热水为SO4-Ca·Mg型，利用石英温标估算热储温度为44.7～53.0℃，根据地温梯度估算地热水循环深度为1 505.5～1 918.5 m。

(2) 经氢氧同位素分析，认为忠路地区地热水的补给来源为当地大气降水，根据大气降水δ18O高程效应估算地热水补给高程为1 455.4～1 507.1 m；经硫同位素分析，发现该区地热水δ34S值与嘉陵江组中的石膏硫同位素组成相近，表明大气降水在下渗循环过程中与嘉陵江组碳酸盐岩地层发生了以石膏溶解为主的水岩相互作用。

(3) 综合分析认为，忠路地区地热水补给区可能主要为忠路向斜北西翼。

致谢：诚挚感谢湖北省地质局第二地质大队李明龙博士、范先洁高级工程师在论文撰写过程中给予的指导。