浅析河南省中深层地热流体同位素特征

倪 昆，卢 磊

(河南省自然资源科学研究院，河南 郑州 450000)

0 引言

地热资源是在特定的地质、构造、水文地质条件和水文地球化学环境条件下形成的，由于埋藏深，补给途径远，再生能力弱，其资源量是有限的，并非取之不竭[1]。要保持地热资源的长期稳定开采，做到有计划合理开发利用，防止盲目无序随意开采造成资源浪费和环境地质问题的发生，否则就会造成资源的快速枯竭[2]。对地热资源的调查研究有不同的方法，如抽取地下水[3]、物探[4-6]、大地热流特征等[7]，需要根据已有的条件和要求选取合适的方法开展。本文通过收集前人分析数据，对河南省地热流体同位素特征进行分析研究，大体得出河南省地热流体来源、年龄、热储温度，同时推断其补给、径流和排泄更新周期，对保持河南省地热清洁能源可持续开发利用具有指导意义[8]。

1 研究区水文地质条件

河南省根据地下水赋存介质类型、空间条件及含水层的特性，划分为四个含水岩组，分别为：松散岩类孔隙含水岩组、碳酸盐岩类裂隙岩溶含水岩组、碎屑岩类孔隙裂隙含水岩组和基岩裂隙含水岩组(图1)。

松散岩类孔隙含水岩组：豫西黄土地区、各山前缓岗地区和淮河平原主要为第三系含水层，黄海平原和南阳盆地主要是下更新统或两者合之。济源至沁阳、内黄至濮阳、洛阳至岳滩、郑州、新郑至中牟及杞县、太康和南阳盆地的社旗一带，含水层为砂砾石、中细砂，厚40～100 m，单位涌水量为2～10 m3/h·m；开封东部、周口、灵三盆地、伊洛盆地西部，含水层不发育，一般为粉细砂和胶结的砂砾岩，单位涌水量1～5 m3/h·m。

碳酸盐岩类裂隙岩溶含水岩组：碳酸盐岩类含水岩组是基岩山区最有供水意义的含水岩组，岩性主要为震旦系、中上寒武统、奥陶系的灰岩、白云质灰岩、泥质灰岩，分布在太行山、嵩箕山、淅川以南山地。一般沿层面和裂隙发育有溶洞、溶隙等，构成降水、地表水入渗的良好通道，是地下水迳流、储存的有利场所。在当地侵蚀基准面以上，为透水不含水的缺水地段，而侵蚀基准面以下的溶洞或溶隙发育地带，有丰富的地下水，一般泉流量达3.6～60 m3/h，中奥陶统灰岩的单位涌水量为27.22～36.14 m3/h·m，而上寒武统、下奥陶统灰岩水量相对较小。

碎屑岩类孔隙裂隙含水岩组：主要是二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系、古近系、新近系和部分石炭系、震旦系，分布于王屋山、新渑山地、嵩山北麓、箕山西南、平顶山及太行山、大别山前和山间盆地等，含水层主要为砂砾岩和砂岩。受岩性、地质构造、补给条件等因素控制，其泉水流量有所差异，淅川县上寺泉流量达540 m3/h，济源、渑池泉流量为5.4～18 m3/h，而宜阳、临汝、大别山北麓泉流量仅为0.004～3.6 m3/h，一般富水性较弱。

基岩裂隙含水岩组：系指变质岩和岩浆岩类裂隙含水岩组，分布在伏牛山、桐柏山、大别山区，由花岗岩、片麻岩、片岩、千枚岩、石英岩、白云岩、大理岩组成。地下水赋存在构造碎裂带和风化裂隙中，其风化裂隙深度为15～35 m，局部达75 m，泉点较多，泉流量一般为5.4～20 m3/h，栾川三岔口泉最大流量达122.4 m3/h。

2 稳定同位素特征

2.1 数据来源

本次收集2005—2017年河南省沉积盆地不同构造单元地热流体的同位素资料，考虑成井质量、开采等影响因素，共筛选出较为复合实际的92个地热井水同位素测试数据进行分析(表1)。

表1 河南不同构造单元地热井同位素测试数据

2.2 地热水来源分析

大气降水中的稳定同位素，是指氢、氧的同位素[9]，其组成变化受瑞利蒸馏过程的控制，即大陆效应、高度效应和纬度(温度)效应[10]。这三种效应，实际上是相互影响和制约的，而且大气降水的成分还受其他因素的影响，因此，当海洋上空潮湿空气团向内陆、高山和高纬度区域方向移动时，所降落的雨和雪的δ18O和δD值，将逐渐变得愈来愈负[11]，这是由于①蒸发压差别引起的同位素分馏；②温度下降导致分馏系数的增大；③雨水和淡水的再蒸发更富集16O和H等原因造成的，不同成因的天然水有不同的氢氧组成。

根据测试数据以及河南省大气降水δD - δ18O直线方程δD = 7.96δ18O+9.48[12]，绘制河南省主要地热单元地热水δD - δ18O关系图[11](图2)。

据图2，沉积盆地区地热井的δD值分布在-64.48‰～-82.20‰，平均值-73.19‰；δ18O值分布在-7.51‰～-14.33‰，平均值-9.89‰。δD、δ18O值点绝大多数落于大气降水线附近或其下方，说明其来主要来源于大气降水。

由于地下水径流过程中与周围围岩的氧同位素交换作用[13]，大部分地热井、温泉水点表现出“O-18偏移”的现象[14]，其主要原因在于其热水在沿断裂运移过程中，受到地块运动(活动断裂)机械能—热能的转换、放射性热能以及深部侵入岩加热等多重因素影响，使得地热流体温度增加，引起高温地热流体与硅酸盐、碳酸盐(围岩)发生氧同位素交换(使得δ18O增高)的结果，热储温度越高，氧漂移越显著。同时显示在通许凸起、东明断陷，馆陶组地热水落点大体比明化镇组地热水落点远离大气降水线，这是由于馆陶组热储较明化镇组地下滞留时间更长，地热水运移距离更远，O-18偏移更大。

2.3 补给高程研究

通过地热流体成因研究得知，绝大多数地热田中的地热流体来自大气降水。因此，在分析一个新的地热田地热流体来源方向或补给源时，首先应在分析区域沉积环境的基础上讨论地热流体与大气降水之间的关系[15]。

大气降水的δD和δ18O值具有高度效应，据此可确定地热流体补给区大气降水入渗区高度(即补给区高度)。计算公式为

H=(δs-δp)/K+h

(1)

式中：H为地热流体补给区高度，m；h为地热流体取样点地面高程，m；δs为地热流体的δ18O值；δp为取样点附近大气降水δ18O值(取-9.2‰)；K为同位素高度梯度，‰(δ18O取-0.32‰/100 m)。

由表2可知，周口凹陷(周口段)地热流体补给区高度大体为165～636 m，通许凸起补给区高度大体为130～650 m，济源开封凹陷补给高度大体为131～631 m，总体来说全省沉积盆地区地热流体补给高度在150～700 m之间，这和西部及西北部山丘区的高度相一致。说明沉积盆地区地热水的补给源为西部或西北部山区的大气降水，新近系明化镇组热储层在沉积盆地区外西部山区沟谷内出露，所以西部山区为沉积盆地地热田中地热流体的主要补给区。

3 放射性同位素特征

3.1 地热年龄估算

14C同位素测定地下水年龄是目前应用广泛而且比较成熟的方法，地下水中14C原始含量难以确定，近几十年来，许多学者进行了大量研究，提出了多种模型，对地下水14C年龄进行校正[14]。

根据收集14C同位素年龄计算结果(表3)，估算地热水年龄，计算公式为

(2)

式中：t为地热水年龄，a；T为14C的半衰期，(5730±40) a；A0为14C的初始浓度，pMC；A为14C实测浓度，pMC。

当A0A时，地下水处于开放系统，地下水中原始14C浓度增高，计算的地下水年龄偏年轻。本次采用Vogel法模型进行年龄校正，经校正后的地下水年龄见表3。

数据得出，河南平原不同时代地热水年龄在1265 a～39443 a，有以下几个特点：① 近山前年龄较新，内陆平原区年龄较老，如近山前的获嘉县、新乡县新近系馆陶组、荥阳万山奥陶纪地下水年龄分别为232 a、1566 a、8467 a，远远小于平原区第三系地热水1.06万年～3.9万年的年龄，显示出近山前地区地下水循环条件好，接受山区侧向径流补给多，使得地下水年代较新[15]；② 同一地区，地下水年龄与沉积年限呈正比，如，开封市新近系明化镇组地热水年龄为2万年，古近系为2.2万年，周口凹陷明化镇组地热水年龄为1.5万年～2.9万年，馆陶组地热水年龄2.4万年～3.9万年(图3)；③ 4个温泉水形成年龄为9189 a～19853 a，显示其为深部循环的较老的地下水沿导热通道排泄地表形成。

根据测试结果，其分布规律表现为现代碳百分数为西部高，东部低，年龄总体为西部小，东部大，显示地热液体的补给方向为自西北向东南。比如周口市区、项城西关、沈丘付井三眼地热井，地热流体自NWW向SEE，C14表现年龄变化规律明显，由周口市区的24 182 a，到付井增加为39 443 a[16]。推算地热流体的平均运移速度为7 m/a。又如开封凹陷如1000～1300 m热储层，从节水办西郊深井到节水办东郊深井，水平距离约6 km，地热流体年龄由22 090 a增至24 120 a，渗透速率8.1 mm/d[17]，表明工作区地热流体自西向东或由西北向东南缓慢径流。

3.2 地热温标计算

地热流体与矿物在一定温度下达到的化学平衡，随着地热流体温度降低这一平衡仍在保持，因此利用这些化学成分可以进行地球化学温标计算，来估算热储温度[18]。参照各构造单元地热流体分析资料，分别选用钾钠地热温标法、钾镁地热温标法和二氧化硅地热温标法计算[19]：

利用以上方法计算各地热单元热储温度，结果如下(图4至图6)，计算值普遍要高，其中钾钠地热温标法误差最大，相关指数R2=0.147，显示相关性不大；钾镁地热温标法相关性较大，相关指数R2=0.803；二氧化硅地热温标法相关系数中等，相关指数R2=0.434，具有一定相关性。

图4 K-Na温标法与实测温度趋势分析图

图5 K-Mg温标法与实测温度趋势分析图

图6 二氧化硅温标法与实测温度趋势分析图

研究表明，二氧化硅温标法适用于150℃～250℃的最佳温度。高于或低于这个温度范围，公式会偏离实际测定的溶解度曲线而不适于使用；Na-K法对低于100℃环境的水，特别是富Ca的低温水，一般是不能得出合理的结果，而对于高温(100℃～200℃)环境的地方，Na/K法最适用；Na-K-Ca地温计应用到富Mg水中时会得出异常结果；K-Mg温标适用于温度适中的25℃～150℃的地下热水而且适用于热储层埋藏不太深的地区使用。

综上，低温热储温度计算公式建议采用钾镁地热温标法进行估算，估算公式为

热储温度=1.31×实测温度-5.41

4 讨论

之前田良河、王现国[20]等对河南省沉积盆地区地热流体同位素的研究成果表明：①河南省沉积盆地区地热水氘过量，参数d值大多位于±10之间，d值越小说明地下水滞留时间越长，地下水封存条件好，还原作用、生物化学作用慢，地下水温度高[10]；②同一地区，d值小意味着地下水的补给量大；③源于大气降水的同一含水层中，从补给区到排泄区，d值逐渐降低[10]。

与以往研究成果相比，与本次研究14C分析地热流体年龄、补给速率得出近山前地热流体年龄较新，补给更新速率快，内陆平原区地热流体年龄较老，补给更新速率慢结论，两者可以相互印证。

5 结论

环境同位素技术是一种不可替代的查找地球深部地热流体起源、成因及其运移循环的有效手段，通过地热流体稳定同位素和放射性同位素分析研究得出如下结论：

1)河南省地热流体补给来源为当地及周边大气降水入渗， 地热流体补给高度在150～700 m之间，补给源为河南省西部或西北部山区的大气降水。

2)地热流体形成年龄一般位于1265 a～39 443 a之间，属"半开启—半封闭型"的地热系统； 近山前地热水年龄远远小于平原区新生界地热水，显示出近山前地区地下水循环条件好；同时地热水年龄与沉积年限呈正比，推断出地热流体移动速度较慢，平均运移速度约为7 m/a，更新补给较慢。

3)地热流体温度估算采用钾镁地热温标法估算法相关性较大，应给与推荐。