天津滨海新区深部地热流体水文地球化学特征

石晓今，李嫄嫄，黄贤龙

(天津地热勘查开发设计院，天津 300250)

0 引言

滨海新区位于天津东部沿海地区，是京津冀协同发展的核心地区之一。伴随着经济的快速增长和节能减排任务的日益加重，地热能源作为可再生能源之一，具有较大的发展潜力。

水文地球化学特征是地热资源的重要研究特征。天津滨海新区赋存有极为丰富的地热资源[1]，前人对这些浅层热储(新近系馆陶组)做过大量的勘查及综合研究工作，取得了重要的认识，认为馆陶组地热流体矿化度在1 800～2 200 mg/L之间，水质普遍较好，水化学类型属于Cl·HCO3-Na型，沧东断裂影响着馆陶组热储层，与下覆热储层存在水力联系[2]。目前，针对滨海新区深部的地热资源未做过系统的综合研究工作，该文通过研究深部地热流体水文地球化学特征，以期为滨海新区地热资源进一步开发利用提供依据。

1 研究区概况

滨海新区位于天津市东部沿海，构造上分属黄骅坳陷Ⅲ级构造单元，自北向南为宁河凸起、北塘凹陷、板桥凹陷、港西凸起及岐口凹陷五个次级构造单元。该区地热资源以中低温为主，赋存于孔隙型和基岩裂隙型热储层，其中东营组是目前开发利用最深的孔隙型热储，顶板埋深1 600～2 400 m，除在万家码头—大台子—徐庄子—郭庄子、宁河凸起区缺失外，在坳陷区内普遍分布，岩性为泥质岩类与砂岩、砂砾岩互层；基岩裂隙型热储层主要为雾迷山组，在研究区普遍分布，埋深多超过4 000 m，区内4 000m以浅的蓟县系雾迷山组热储层主要分布在宁河凸起、万家码头地热田和港西凸起(北大港断裂带)附近(图1)。

图1 研究区内地热井分布及地质构造Fig.1 Distribution of geothermal wells and geological structure map in the study area

本次采集了5眼东营组地热井ST-01、ST-01B、塘20-2、TG-34、TG-33和4眼雾迷山组地热井BST-01、DG-53、DG-46、DG-45B的流体数据，为方便对比研究，结合大气降水、第四系水样及新近系水样进行了同位素分析。

2 地热流体水化学特征

地热流体的化学组分是在与围岩的长期交换作用下形成的，黄骅坳陷古近系东营组及基岩热储地热流体的化学特征受围岩岩性、地层结构、补径排距离、断裂构造等多种因素的影响。

2.1 水化学类型及矿化度分析

本次取样的5眼东营组地热井分布于北塘凹陷和板桥凹陷北部。由图2地热流体Piper图可知，区内东营组地热流体水质类型为Cl·HCO3-Na型。由北塘凹陷到板桥凹陷，矿化度由2 400～2 900 mg/L，地热流体在热储埋深相差不大的情况下(热储2 000～2 800 m)，矿化度自NE向SW呈逐渐增大趋势，由此推断东营组地热流体赋存环境相对封闭，径流方向为自NE向SW。

图2 地热流体Piper图Fig.2 Piper diagram of geothermal water

本次取样的雾迷山组地热井中，1眼(BST-01)位于宁河凸起，3眼(DG-53、DG-46、DG-45B)位于板桥凹陷。由图2可知，雾迷山组地热流体在不同地区呈现不同的水化学特征。板桥凹陷沧东断裂带附近地热流体水化学类型表现为多样性，为Cl·HCO3-Na、HCO3·Cl-Na或Cl-Na型，矿化度2 000 mg/L左右；宁河凸起地热流体水化学类型为HCO3-Na型，矿化度1 120 mg/L，水质远优于板桥凹陷其他同层地热流体。地热流体组分信息见表1。

表1 研究区地热流体主要组分含量Table 1 The mail components of geothermal water in the study area

2.2 地热流体的气体组分

本次选取雾迷山组(BST-01)和东营组(TG-34、ST-01)地热流体进行气体测试，并对照分析，数据结果见表2。从表中可知，东营组地热流体中的气体成分有O2、N2、CH4、CO2以及微量H2，其中N2/O2(体积比)比值为4.06～4.33，略高于大气中二者的比值[3]，这是因为大气降水在补给区渗入地下，进入热储层后，在封闭的条件经过深循环，至使N2含量的损失相对O2稍小些。雾迷山组地热流体主要气体成分为N2、CH4，O2含量很少，气体类型为N2型。N2型气体都出现在低温地热系统，这类水热系统的循环深度往往比较浅，热水呈HCO3-Na型[3]。

表2 地热流体水样溶解及溢出气体组分占比Table 2 Generally dissolved gas components in geothermal fluid water samples

对雾迷山组BST-01地热流体微量气体成分进行了测试，结果见表3，并绘制He-Ar-N2气体三角图解(图3)。BST-01地热流体中He组分主要是地壳来源，氦同位素比(3He/4He)是分离大陆地壳和地幔组分的有用参数。R/Ra值(即地热流体中3He/4He值相对于大气中3He/4He值，其中大气中3He/4He值为1.4×10-6[2])为0.2，远高于地壳物质特征值0.02，这说明热田之下的熔融体并非完全是地壳物质的局部重熔，可能混染了一部分幔源物质，这些幔源物质沿断裂构造带上侵定位于地壳浅层[4]。

图3 BST-01地热流体He-Ar-N2气体三角图Fig.3 He-Ar-N2 gas triangular diagram of BST-01 fluid

表3 BST-01地热流体水样微量气体组分数据Table 3 Trace gas composition data sheet of BST-01 geothermal fluid water sample

3 热储温度估算

3.1 地热流体的水岩平衡判断

利用Na-K-Mg含量三角图来估算水岩平衡，其原理为钠、钾的平衡调整极为缓慢，而钾、镁含量即使在低温也调整得相当快[5]。由图4可以看出，东营组地热流体全部位于全平衡区，说明流体处于较为封闭的环境中，循环较慢；板桥凹陷雾迷山组的地热流体为部分平衡的混合流体，可能与取样点在断裂附近有关，宁河凸起雾迷山组地热流体处于未成熟水的边界线上，推断其邻近补给源，补给量比较充足。

图4 Na-K-Mg含量三角图Fig.4 Na-K-Mg content triangular diagram

3.2 热储温度估算

使用地热温标方法的基本前提是作为地热温标的某种溶质或气体和热储中矿物达到平衡状态[6]。雾迷山组地热流体处于未成熟或部分成熟区域，因此不适宜用阳离子温标计算；从图5可以看出，SiO2随着温度增加而增加，说明其可以用来指示热储温度。

图5 SiO2与温度关系Fig.5 SiO2 and temperature diagram

表4列出了各类地热流体温标。 计算结果显示，玉髓温标和井口温度接近，不能真实反映热储温度，K-Na温标计算的雾迷山热储温度偏高，也证实了阳离子温标对雾迷山组地热流体不适宜。压力和矿化度的改变对300 ℃以下的石英和非晶质硅的溶解度影响较小，因此可用各类SiO2温标计算各热储温度[7]。综上用石英温标计算出的雾迷山组热储温度约119～134 ℃，热储平均温度126 ℃，用K-Na温标和石英温标计算的东营组热储温度介于89～111 ℃，热储平均温度100 ℃。

表4 地热流体热储温度估算Table 4 Thermal temperature estimation of geothermal fluid ℃

4 同位素及水文地球化学分析

4.1 地热流体的起源

为方便对比研究，本次结合大气降水、第四系水样及新近系水样进行同位素分析，水样测试结果见表5。研究区大气降水、第四系流体以及各个热储地热流体的δD值和δ18O值波动范围不大，δD值范围为-73‰～-65‰，δ18O值范围为-9.6‰～-7‰。由图6研究区δ18O-δD关系曲线图可以看出，冷水及地热流体基本位于天津雨水线之上或附近，说明其补给直接或间接来源于当地大气降水的就近入渗，地热流体较冷水中富重同位素，说明其补给高程大，或经历径流循环时间长[8]。与其他流体相比，东营组地热流体产生了较大的18O漂移，推断其与岩石交换时间更长些，循环能力较弱，与上述分析一致，TG-33为东营组与馆陶组混采，其同位素投点靠近馆陶组地热井，18O漂移不明显；宁河凸起雾迷山组地热流体补给较充足，循环时间短，板桥凹陷雾迷山组地热流体位于断裂附近，推测地热流体向上径流混入了浅层流体，因此其δ18O介于新近系与东营组之间。

表5 研究区水样同位素组分Table 5 Isotope components of water sample in the study area

图6 研究区流体δD-δ18O曲线Fig.6 δD-δ18O curve diagram in the study area

4.2 主要组分的水文地球化学反应

滨海新区雾迷山组热储主要矿物为白云石、石膏、方解石等，东营组东营组沉积时以弱氧化—还原环境为主，主要矿物有石英、石膏、长石、高岭石等。

如图7a所示，研究区不同热储层地热流体的Cl-随着Na+的升高而增大，二者呈线性关系，表明地热流体主要发生了溶滤作用，Cl-主要来自岩盐溶解。地热井点均位于r(Na+)∶r(Cl-)=1之上，说明其不仅发生了岩盐溶解作用，可能同时还发生硅铝酸盐矿物的溶解或者阳离子交换作用。

如图7b，地热井点均位于1∶1关系线附近，说明阳离子交换有很大的影响，围岩中泥质含量高，泥土中的吸附Na容易被Ca交换，使流体中Na增加，Ca减少。

如图7c，东营组地热井除TG-33外，其余均分布在r(Ca)∶r(SO4)=1∶1线附近，说明地热流体受控于石膏；雾迷山组地热点大部分远离r(Ca)∶r(SO4)=1∶1线，表明溶解石膏不是主要的反应，偏向SO4一侧，很可能是产生沉淀的结果。由于白云岩中夹有石膏，地热流体与岩层发生水岩交换，石膏、钙长石不断溶解，增大了Ca、SO4的浓度，同时因离子效应及热储温度的共同作用产生CaCO3沉淀。长期沉淀作用，使Ca与SO4相差较大，CO3也消耗殆尽[9]。如图7d，雾迷山组热储井点分布在r(HCO3-)∶[r(Ca2+)+r(Mg2+)]=2线附近，说明雾迷山组地热流体主要受方解石和白云石等碳酸盐矿物溶解生成，距离较远的2眼板桥凹陷雾迷山组地热流体可能是受沧东断裂影响，与上覆地层发生了混合。地热流体的HCO3-与Ca2+成反比，这是因为影响流体HCO3-增加的主要因素是Ca2+，只有在贫Ca2+的流体中，HCO3-才能有较高含量[10]。

图7 研究区地热流体主要离子关系Fig.7 Main ion relationship diagram of geothermal fluid in the study area

5 主要认识

1)东营组地热流体水质类型为Cl·HCO3-Na型，其赋存环境相对封闭，径流方向为自NE向SW向，N2/O2比值略高于大气中二者的比值，指示地热流体主要来源于大气降水；宁河凸起雾迷山组地热流体水质类型为HCO3-Na型，水质远优于汉沽断裂以南其他同层地热流体，地热流体为N2型，He同位素可能混染了一部分幔源物质。

2)东营组地热流体已接近水岩平衡的“成熟水”，循环速度较慢，用K-Na温标和石英温标计算的东营组热储平均温度100 ℃；用石英温标计算出的宁河凸起雾迷山组热储平均温度约126 ℃。

3)地热流体主要来源于大气降水， 东营组地热流体产生了较大的18O漂移，推断其与岩石的同位素交换时间更长些，循环能力较弱。地热流体径流过程中主要发生了溶滤作用、阳离子交换作用、沉淀作用及混合作用。