羊八井地热田地热地质条件及其对超临界地热资源勘探的启示

王迎春 周金林 李 亮 文华国, 宋荣彩 姜光政 胡 杰 张 超

1.“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室·成都理工大学 2.成都理工大学能源学院 3.成都理工大学沉积地质研究院

0 引言

地热资源的勘探开发对于应对气候变化、调整能源结构、助力尽早实现“双碳”目标具有重要意义。随着地热资源勘探进入深水区，推进超临界地热资源的探测已成为各国竞相发展的能源战略[1]。我国高温地热资源主要分布在西藏自治区、云南省、四川省西部和台湾省[2]。西藏羊八井地热田是我国高温地热勘探开发历史最为悠久的地热田之一[3-5]，该地热田ZK4002井测得最高温度为329.8 ℃[4]。经过近半个世纪的勘探和研究，目前对于羊八井地热田的流体来源、热源、储层特征等基于流体化学、地质、地球物理等证据都取得了充分认识[3,5-7]。冰雪融水在地形驱动下入渗到一定深度，被围岩加热后再沿着断裂上涌到近地表，形成地热系统。从泉华特征推测其地热流体能够循环到地下5 km[8]，按照羊八井地区40 ℃/km的地温梯度，这样的循环深度很可能形成超临界地热资源[1]。那么，羊八井地热田存在超临界地热资源吗？研究该地热田的地热地质条件是回答此问题比较经济而有效的手段。

地热水中的气体是沟通深部储层与近地表热显示的桥梁。地热气体可以识别地热系统的物质来源、判别地热系统的热源特性。此外，地热气体的组合关系，还可以估算储层温度，比如一些气体比值地温计、气体同位素地温计等[9-11]。

目前，世界上已经发现超过10个地热田具有超临界地热资源的潜力，比如美国的盖瑟斯、冰岛的卡夫拉、日本的葛根田、意大利的拉德瑞罗等[1,12]。这些地热田典型的地热地质特征与活火山直接相关，其岩浆房埋深一般介于2～6 km。这些超临界地热区的挥发份主要为CO2、H2S等酸性气体[13]，同时岩浆脱气、相分离、蒸汽冷凝也是常发生的物理化学过程[14]。另外，地热区围岩的渗透性、侵入体的深度和形态等都是超临界地热资源形成的主要地质控制因素[14]。当围岩渗透率大于10－15m2时，有利于超临界地热资源形成；但是当深度达到10 km时渗透率可能低于10－20m2，基本不可能形成超临界地热资源[14-15]。

为了明确羊八井地热田是否存在超临界地热资源，笔者在系统分析羊八井地热田地热地质特征的基础上，从流体来源、储层温度、岩浆特性等多方面寻找证据，研究了羊八井地热田的物质来源和热源特性。确认羊八井地热田没有形成超临界地热资源的地热地质条件。该项研究成果对于我国超临界地热资源的勘探具有重要意义，对于深入理解亚东—谷露裂谷（YGR）的地球动力学过程也具有参考价值。

1 羊八井地热田的地质条件

羊八井地热田位于拉萨西北约90 km的羊八井镇境内，地处青藏高原腹地，平均海拔超过4 500 m（图1）。该地区的年平均气温为2.5 ℃，年均降雨量为380 mm，而且大部分都集中在7～9月[4]。在20世纪90年代，羊八井地热田的发电量占拉萨市电力的60%。随着经济社会的发展，现今羊八井地热田发电占拉萨市用电的2%[3,16]。

图1 羊八井地热田的地形地貌与地热流体采样点分布图

羊八井地热田处在亚东—谷露裂谷的中部，西北边是念青唐古拉山，东南边是唐山（图1）。地热系统的基岩东南部为石炭系—二叠系板岩、上白垩统碳酸盐岩和侏罗系变质沉积岩，西北部为古生代片麻岩和混合岩，近地表为第四系覆盖。该地区存在的年轻火山岩的年龄为距今8 Ma[5]，但是至今没有证据显示该地区存在第四纪火山活动。在亚东—谷露裂谷的东、西两侧分别分布有2套走向NNE向和NE向的正断层，是亚东—谷露裂谷系的分支，这些伸展断层被推断为地热流体储层和运移通道，因为它们一直活跃到第四纪晚期。羊八井地热田早先存在蒸汽地面、沸泉、间歇泉、热水塘等地表热显示，随着地热发电的持续开发，很多高温地热显示已经逐渐消失了[16]。

羊八井地热田西北部念青唐古拉山（海拔介于4 500～5 800 m）的降水和冰雪融水是地热田的主要补给源[4]。大气降水入渗并被围岩加热，地热流体沿着断裂带上升到深部储层，然后流入浅部热储层，与地下冷水混合，一起流向地热田东南侧[4]。多吉[3]研究认为，羊八井地热田的热储层有2层，浅层热储层温度介于130～170 ℃，储层深度约500 m，储层岩性主要为第四系沉积物；深层热储层深度介于950～1 800 m，岩性主要为裂隙花岗岩、风化花岗岩等，推测深层储层温度介于210～250 ℃。

2 羊八井地热田的流体来源

2.1 羊八井地热田地热水特征与来源

2.1.1 地热水特征

羊八井地热田地热水具有偏碱性的pH值、以Cl－为主的水化学类型，不是酸性流体（表1）。世界上很多超临界地热田的流体为酸性，甚至有的pH低于3，并且富含SO42－。同时，它们的流体总溶解固体（TDS）浓度基本都是几万mg/L[13]。这些显著流体特征差异，是因为超临界地热田拥有一个较浅的岩浆房，地热储层很大程度接受了来自岩浆房直接脱气的组分和物质，导致其流体性质与远离岩浆房的地热田有明显差异。

表1 羊八井地热田河水、地下冷水、地热水和冷凝水的化学参数和同位素表

根据水同位素分析，羊八井地热田的地热母流体主要源于念青唐古拉山的冰雪融水入渗到地下一定深度，在被围岩加热的同时也受到了来自深部岩浆水的混入，导致地热水的水化学类型以Cl—Na型为主。羊八井地热田的地热水含量低，水化学特征与超临界地热田的地热水具有明显差异，主要是因为羊八井地热田的岩浆房比较深，释放的酸性流体在运移到近地表的过程中可能被中和。

2.1.2 地热水的来源

羊八井地热田地热水的δD与δ18O的关系如图2所示。地下冷水、地热水和冷凝水均靠近全球大气降水线（GMWL）和本地大气降水线（LMWL），表明其为大气降水来源。以岩浆水（δ18O=10‰±2‰，δD=－20‰±10‰）[17]和冰雪融水[18]作为绘制图2中的两个端元。羊八井地热田大部分地热水分布在岩浆水和大气降水的混合带。图2显示δD和δ18O都略有右移，表明地热水形成机制以与岩浆水混合为主。根据δD和δ18O二元混合关系，羊八井地热田的地热流体受到深部少量岩浆水（约25%）的影响。

图2 羊八井地热田水样的δD与δ18O关系图

2.2 羊八井地热田地热气体的特征与来源

2.2.1 羊八井地热田的He特征与来源

目前，对于地热气体中He的来源，一般认为3He主要来自地幔，以脱气形式进入地壳；4He主要是壳内放射性成因，主要以U和Th元素的α衰变产生。当气体中R/Ra值（R＝3He/4He，Ra表示空气的R值，为1.38×10－6）介于0.02～0.10时，主要是壳内源占主导地位；当R/Ra值超过0.10时，存在一定比例的幔源He混入地热系统。从数据表2可知，羊八井地热田气体R/Ra值基本小于0.20，远小于洋中脊的R/Ra值（8.00±1.00），也小于大洋岛弧的R/Ra值（7.40±1.50）[19]，以及热点或地幔柱地区的R/Ra值（15.00～30.00）[20]。反映出羊八井地热田气体具有明显的壳源主导特性。另据表2羊八井地热田的He来源97%是地壳源，与前人认为羊八井地热田地幔He的来源小于5%一致[21]。从羊八井地热田在亚东—谷露裂谷的构造位置来看，该地热田处于地壳、地幔He作用的边界，或多或少地受到了小比例的地幔He影响。而主导的地壳He很可能是壳内花岗岩中的U（3 mg/kg）和Th（20 mg/kg）元素放射性衰变产生的[22]。

表2 羊八井地热田气体He和C同位素组成表

2.2.2 羊八井地热田CO2气体特征与来源

从表2的数据可以看出，羊八井地热田CO2气体来源中海相碳酸盐岩组分介于54%～68%，平均值为60%；变质沉积物组分介于26%～43%，平均值为35%；地幔端元的平均值为5%。羊八井地热田地热气中碳酸盐岩与碳酸盐岩/变质沉积物比值较高，表明裂谷区CO2储层具有明显的非均质性。δ13C值偏负可能与岩浆烘烤作用下变质岩的热分解有关。羊八井地热田西侧念青唐古拉山在中新世时出露大面积花岗片麻岩[24]，这些变质沉积岩分布在7～13 km深处[24]。此外，羊八井地热田还发育古生代石灰岩[25]，它们位于变质沉积岩之下，海相碳酸盐岩在高温岩浆的作用下不断发生变质脱碳，产生约60%的CO2，与变质沉积物分解的CO2（约35%）同时上升进入到地热系统中。而地热系统中来自地幔脱气的CO2比例很小，平均不到5%。

3 羊八井地热田的储层温度

3.1 水化学地温计

利用二氧化硅[26]、Na—K—Ca[27]、Na—K[28]和K—Mg[29]地温计可以估算羊八井地热田的地热储层温度。以较大流量直接流到地表的水处于或略高于当地大气压下的沸腾温度，一般采用最大蒸汽损失的二氧化硅地温计[30]。羊八井地热田地热井水的井口测试温度高于当地沸点（86 ℃），因此，最大蒸汽损失的二氧化硅地温计的计算结果可靠。地热浅井石英无蒸汽损失与最大蒸汽损失估算储层温度分别为116～199 ℃、115～183 ℃；ZK4001井石英无蒸汽损失与最大蒸汽损失估算储层温度分别为267～303 ℃、237～264 ℃。笔者在使用Na—K—Ca地温计估算地下温度时，取公式系数β=1/3来估算地热储层的温度[31]。地热浅井利用Na—K—Ca、Na—K和K—Mg地温计估算储层温度分别为195～206 ℃、228～245 ℃、150～240 ℃；ZK4001井利用Na—K—Ca、Na—K和K—Mg地温计估算储层温度分别为221～229 ℃、270～283 ℃、202～286 ℃。石英地温计的温度低于Na—K和Na—K—Ca地温计的结果，因为包含Na—K的系统可能对温度变化的响应最慢，并能保持深部储层的平衡温度。Na—K地温计的结果高于Na—K—Ca地温计的结果，主要是由于Na—K—Ca地温计对水中的Ca含量进行了修正，从而减少Ca对结果的影响。K—Mg地温计的计算结果最低，因为K—Mg系统在低温下接近矿物—流体平衡，并且对温度变化的最敏感。

Giggenbach[29]提出的Na—K—Mg三角图将地热水划分为成熟水、部分成熟水或未成熟水3个部分，可用于选择适当的地温计估算热储层温度。羊八井地热田地下热水中有少量水样分布在完全平衡矿物的溶解线附近（图3）。在这种情况下，水岩反应达到平衡，说明Na—K—Mg地温计适合研究区域。由Na—K—Mg三角图分析得出羊八井地热田中地热浅井的温度为240～260 ℃，ZK4001井水样的温度为280～300 ℃。ZK4001井与地热浅井所对应的储层温度是不同的，且ZK4001井所对应储层温度高于其他深度较浅的地热井估算的储层温度，与上述地球化学温度计估算的结果相呼应。

图3 羊八井地热田水样Na—K—Mg三角图

羊八井地热田地热流体的温度明显高于当地大气压下的水沸腾温度，表明羊八井地热田的地热流体在上升过程中经历了绝热冷却[32]。根据地热流体的Cl－—焓关系（图4）可知，羊八井地热田地热母流体的Cl－浓度为896 mg/L，焓值为1 480 kJ/kg（水温324 ℃），与ZK4002井中测得的最高温度（329.8 ℃）接近[3]。深层地热母流体主要经历绝热冷却后形成高温储层（ZK4001井），并在运移的过程中与少量冷水混合后，继续绝热冷却，直到到达地表。根据羊八井地热田4 ℃/100 m的地温梯度[5]估算，该母流体的循环深度约8 km。

图4 羊八井地热田地热水的Cl－—焓关系图

3.2 地热气体地温计

在地热流体地温计估算温度过程中，由于地热流体在上升过程中可能发生液体—矿物反应以及相分离等现象，从而限制了地热水化学地温计的使用。与之相比，稀有气体几乎不与周围的岩石发生反应，从储层上升到地表基本上只受溶解热力学平衡的影响。因此，笔者采用了Byrne等[9]开发的惰性气体地温计。

针对羊八井地热田，根据赵平等[33]的惰性气体数据估算了单一惰性气体的温度如图5-a所示。84Kr和36Ar的关系图表明，羊八井地热田的气体温度集中在220～260 ℃的演化平衡线上。值得注意的是，空气端也显示在这条曲线上，如果惰性气体被空气污染，数据点绘制则更靠近空气侧，导致估算地热储层温度偏低。此外，当高比例的蒸汽存在，大气源惰性气体的丰度显着降低，并且数据点向气相移动，导致储层温度偏高。

考虑到地热气样容易与大气混合，笔者利用混合惰性气体地温计估算羊八井地热田的储层温度（图5-b）。从图中可以看出，储层温度基本集中在240～260 ℃，大气混合比例平均值为0.2。混入气体样品中的额外空气量是由采样过程或脱气过程造成的，这增加了惰性气体丰度并导致低估了储层温度。根据84Kr—36Ar、20Ne/36Ar—1/36Ar的关系（图 5），空气混合会对储层温度的估算产生不利影响。此处修正只考虑了大气混合的影响，没有考虑来自地幔的气体同位素的影响。因为来自地幔气体小于3%，混合对储层温度估计的影响可以忽略不计。通过惰性气体地温计确定羊八井地热田地热储层温度为250±10 ℃。

图5 羊八井地热田惰性气体同位素20Ne、84Kr、36Ar关系图

根据以上研究，结合多吉[3]研究的成果，综合分析认为：羊八井地热田至少有3个储层。第3个储层温度约为320 ℃，深度约8 000 m，岩性主要为裂隙花岗糜棱岩、黑云母花岗岩和覆盖有强风化花岗岩的裂隙花岗岩；第2个储层主要为深层流体在上升过程中与浅层流体混合形成，温度约为250±10 ℃，深度介于950～1 800 m，岩性主要为裂隙花岗岩、风化花岗岩等；第1个储层的温度为150±15 ℃，储层深度约500 m，储层岩性主要为第四系沉积物。

4 羊八井地热田的热源特性

大地电磁（MT）方法已广泛用于探测岩石圈尺度的地壳结构，并且对高导体敏感。前人对青藏高原进行大量的大地电磁研究：Chen等[34]认为国际喜马拉雅和西藏高原深剖面（简称INDEPTH MT剖面）在10～20 km深度处存在高导电区域；Wei等[35]对更多MT数据的进一步研究结果认为，在藏南15～20 km深处存在一个高导电层；Unsworth等[36]根据地壳20～30 km深处存在一套电阻率为3 Ω·m的低电阻层，提出了由覆盖在部分熔融层上的含水流体组合引起的低黏度区；其他学者[37-38]对青藏高原的大地电磁研究结果认为，中地壳的低电阻体是岩石部分熔融所导致的。这些研究成果都表明西藏南部存在熔融层。

图6为西藏南部地貌（图6-a）和三维反演电阻率模型图（图6-b～e）。从图中可知，电阻体的电阻率在15～20 km时发生明显降低（图6-b～e）。在6 km深度（图6-c）时羊八井地热田电阻率大于1 000 Ω·m；在20 km深度（图6-d）时电阻率明显降低为10～100 Ω·m。雷璐璐[7]对羊八井地热田进行的三维电阻反演也认为羊八井地热田地下15～20 km电阻率发生明显变化。这些成果表明羊八井地热田地下岩浆房侵位在15～20 km，并且亚东—谷露裂谷（YGR）中地壳的导体在东西方向上并不连续（图6-d），且在断裂以东的上地壳分布着大量不连续的导体（图中红色部分），这些导体是壳内岩石在构造作用下熔融入侵到中地壳形成的[36-38]。

综上所述表明，印度—欧亚大陆的碰撞导致西藏南部形成多个壳内熔融体，羊八井地热田岩浆房迁移到距离地表15～20 km的位置（图6-d中红色部分表示岩浆房），为羊八井地热田的高温地热系统提供热源。

图6 羊八井地热田三维电阻率反演模型图

5 羊八井地热田是否存在超临界地热资源及其启示

5.1 超临界地热资源的气体C—He关系

自2001年冰岛开始勘探超临界地热资源以来[39]，全球已发现10多个具有潜在超临界地热资源的地区[12]。通过将它们的气体同位素特征与羊八井地热田的He和C同位素特征进行比较，可以找到羊八井地热田是否存在超临界地热流体的证据[16]。前文对羊八井地热田水、气同位素数据的研究表明，羊八井地热田有1个稳定的具有挥发性的深部热源。

笔者整理了全球典型超临界地热系统He和C同位素之间的关系图（图7）。绘制的端元包括洋中脊玄武岩（MORB）、洋岛玄武岩（OIB）、大陆岩石圈地幔（CLM）和岛弧（ARC）。MORB的CO2/3He和R/Ra值分别为 0.2×109～ 3.0×109和 6.5～ 9.5[40]；OIB的CO2/3He和R/Ra值分别为2.0×109～20.0×109和9.0～30.0[41]；CLM的CO2/3He和R/Ra值分别为109～1011和1.0～7.8[42]。图7反映了由R/Ra与CO2/3He绘制的与岩浆直接相关的区域内所有典型的超临界地热系统。如图7所示，冰岛卡夫拉主要与OIB、黄石公园与大洋中脊或大陆软流圈、墨西哥洛斯赫尔缪斯与岛弧岩浆以及肯尼亚裂谷与CLM相关。从图7可以推断超临界地热流体的形成与岩浆房密切相关。与之相比，羊八井地热田的地热流体与岩浆没有明显关系。因此，羊八井地热田的He—C同位素特征表明其可能不存在超临界地热流体。

图7 羊八井地热田与世界超临界地热田He—C同位素特征对比图

5.2 超临界地热资源的岩浆特征

超临界地热系统的形成与岩浆的性质密切相关。岩浆来源为偏基性岩浆，如安山质岩浆（熔化温度为900～1 000 ℃）[43]或玄武质岩浆（熔化温度为1 100～1 200 ℃）[44]。这些偏基性岩浆熔体可以为浅部地壳提供更多的热能。超临界地热系统形成还和热源与储层的距离有关，距离越小越容易形成。超临界地热流体形成的一个重要特征是只发生在岩浆房上方1 km范围内。这个范围是由传热效率和围岩渗透率共同决定的[45]，这表明超临界地热系统的形成需要较浅的岩浆房侵位深度。目前已知的几个超临界地热系统的岩浆房埋深是：美国黄石公园为7 km[46]、日本葛根田[47]和肯尼亚梅嫩加伊火山为4～5 km[48]，冰岛卡夫拉为3 km[49]。

羊八井地热田的热源是花岗质岩浆形成的岩浆房，最低熔化温度为650 ℃[7,50]。羊八井地热田岩浆房通过大地电磁测得的侵位深度为15～20 km，与超临界地热系统岩浆房的侵位深度相比，羊八井地热田的侵位深度较大。且羊八井地热田脆性—塑性转变带（BDT）深度约11 km[51]。根据岩浆特征、岩浆房与BDT之间的距离，羊八井地热田的深埋岩浆房不利于形成超临界地热系统。

此外，羊八井地热田岩浆房是地壳中沉积岩部分熔融形成的岩浆，其体积规模可能较小。根据羊八井地热田地下低速区的体积，最大单个体积不超过2 000 km3[52]。以藏南30%最大熔体比为基础，岩浆房最大体积不足600 km3[50]，该规模与超临界地热田的岩浆房规模相差较大。超临界地热田岩浆房体积一般超过1 000 km3。而岩浆房体积只有几百立方千米的超临界地热系统有另一个特点，即埋藏深度很浅（约3 km），例如冰岛卡夫拉。因此，羊八井地热田下方岩浆房的体积也否定了其超临界地热资源的存在。

5.3 我国的火山分布与超临界地热资源

从羊八井地热田的地热地质特征不难发现，超临界地热资源与活火山密切相关。我国的火山分布和火山活动划分为两大区域：①沿东部大陆边缘形成数百个火山群和火山锥，构成环太平洋火山链的一部分；②青藏高原及其周缘火山群。这两大区域内的火山又可以分为东北、内蒙古、昆仑山、羌塘、腾冲、雷琼和台湾7个火山群。我国大陆目前有10座活火山，分布在青藏高原及腾冲火山地热带以及东北新生代火山区两个火山带。前者受特提斯构造域控制，以高温地热特征为主，后者受太平洋构造域控制，以中低温地热为主[53-54]。我国大陆地区具有新生代活动特征的火山区除腾冲以外，长白山天池—龙岗火山群、镜泊湖火山群、五大连池火山群、内蒙东部火山群等火山构造区地热活动显示并不强烈。

腾冲火山群水热活动形式剧烈，有沸泉、喷沸泉、间歇喷泉、水热爆炸、高热喷气孔和冒汽地面等显示。丰富的地热资源与腾冲火山相吻合，表明该地区存在壳内热源。通过三维电阻率反演在腾冲火山区中上地壳（10～20 km）发现3个独立的小规模浅层岩浆房[55]，岩浆房平均温度介于850～950 ℃[56]。对腾冲火山区下地壳及更深处进行三维电阻反演发现，下地壳（20～35 km深度）存在体积约为7 000 km3的大型玄武质岩浆储库[55]。深部地壳岩浆储库由最上层地幔的部分熔融补给，浅层岩浆房由下地壳岩浆储库补给。浅层岩浆房的存在不仅为腾冲地区高温地热资源提供热源，也为腾冲地区存在超临界地热资源提供了可能。

五大连池火山群不仅存在丰富的水热型地热资源，而且在尾山地区存在丰富的干热岩资源。基于密集地震阵列的地震成像分析认为，在微山火山锥7～13 km深处存在体积至少200 km3岩浆房[57]；在莫拉布火山锥约7 km深处也存在含岩浆流体和高温部分熔体的岩浆房[57]；西龙门山火山锥深处存在与更深的岩浆房相连的岩浆通道[57]。岩浆房的存在为五大连池地区提供了壳内热源，导致该地区具有丰富的地热资源，埋深7 km的岩浆房为发育超临界地热资源提供了可能性。

6 结论

1）羊八井地热田地热气体CO2和He的多同位素关系表明，样品中高CO2含量与海相碳酸盐岩和变质沉积物的热成因脱碳有关。He主要来源于地壳内的放射性衰变，岩浆源的挥发份占比不到3%。

2）羊八井地热田至少有3个储层。第3个储层温度约为320 ℃，深度约8 000 m，岩性主要为裂隙花岗糜棱岩、黑云母花岗岩和覆盖有强风化花岗岩的裂隙花岗岩；第2个储层的温度约为250±10 ℃；第1个储层的温度为150±15 ℃。

3）对比超临界地热田的地球化学和地热地质特征，羊八井地热田具有较少地幔相关的挥发物（CO2＜5%和He＜3%）以及其相当深的、小体积的花岗质岩浆房，羊八井地热田不太可能存在超临界地热资源。

4）超临界地热资源的形成与岩浆房的特征密切相关。我国境内腾冲火山区、五大连池火山区是否存在超临界地热资源有待进一步勘探研究。