恩施盆地北部小龙潭地热田水化学特征及成因研究

袁 飞， 杨波涌， 付 强， 李明龙， 李泽威， 万 凯

(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了科学依据[1-2]。恩施盆地小龙潭地区富含较丰富的地热水，但对本区域的研究趋于空白。目前在小龙潭地区实施了一口中深钻(孔深约1 860 m)，获得热水温度为44.2℃，丰水期流量为800.0 m3/d，枯水期流量为630.0 m3/d。本次研究是在小龙潭地热田水文地质、地热地质调查和地热钻探的基础上，结合水化学分析和同位素分析成果，探讨该地热田地热水水化学特征及其成因机制，旨在为恩施盆地地热水的进一步勘探开发提供依据。

1 区域地质背景

1.1 水文地质背景

研究区所在恩施盆地为一近南北向延伸的条带状盆地(图1)，盆地西侧为低中山区，海拔高程一般在1 000～1 500 m；盆地内海拔高程一般在430～500 m；盆地东侧为低山区，海拔高程一般在600～800 m。

盆地内出露地层主要为寒武系上统—奥陶系下统娄山关组—三叠系中统巴东组、白垩系上统跑马岗组及第四系地层。褶皱构造从西向东依次为黄岩路向斜、白果坝背斜、黄金洞向斜、高桥坝向斜、庆阳坝背斜、茅田白杨向斜。断裂构造主要以北东—北北东向断裂为主，恩施大断裂为区内主要断裂。小龙潭地热田即处于白果坝背斜北东段倾没端。

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第四系松散土体孔隙水、碎屑岩类孔隙裂隙水以及碳酸盐岩类岩溶裂隙水等三大类型。第四系松散土体孔隙水主要赋存于清江Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ级阶地，清江支流开阔地带(段)亦有零星分布，主要接受大气降水补给，显示就近补给就近排泄特征；碎屑岩类孔隙裂隙水主要赋存于盆地内白垩系上统跑马岗组红砂岩浅层风化裂隙之中，水量较为有限，对区域地下水环境条件的影响有限；研究区二叠系、三叠系及奥陶系—寒武系碳酸盐岩类岩溶裂隙水均主要接受大气降水补给。根据1∶2.5万地质—水文地质综合调查结果，结合1∶20万恩施幅区域水文地质图分析，恩施盆地地下水总体为四周向盆地中心汇聚的趋势。研究区内对地下热水资源做出主要贡献的是盆地北西部奥陶系—寒武系碳酸盐岩类岩溶裂隙溶洞含水层。

1.2 地热地质特征

研究区内热储构造主体为白果坝背斜北东段倾没端，根据地质结构空间关系分析，研究区及周边出露最老的地层为寒武系上统—奥陶系下统娄山关组灰—浅灰色厚层块状白云岩、泥质白云岩。导水性较好的奥陶系—寒武系碳酸盐岩与透水性、导热性差的白垩系跑马岗组红砂岩、志留系碎屑岩(与跑马岗组不整合接触)及寒武系下统天河板组、石牌组砂岩构成了封闭完整的热储单元，具有一定的储热、蓄水条件。区内恩施大断裂是区域性北东向活动大断裂，是控制地热流体聚集和运移的主要因素。

(1) 热储层特征。根据已有区域综合地质调查及物探、浅钻资料，恩施盆地底部热储属碳酸盐岩岩溶裂隙型热储，兼具层状和带状热储特征，热储含水层属奥陶系—寒武系碳酸盐岩，岩性主要为厚层状灰岩、生物碎屑灰岩、白云质灰岩及白云岩、灰质白云岩，岩溶强烈发育，暗河流量为4 116.07 L/s，泉水流量为2.49～12.20 L/s，富水性强。

(2) 热储盖层。热储盖层在地热系统中主要起隔热保温作用，恩施盆地地热水的盖层为白垩系上统跑马岗组砖红色砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩层。

(3) 通道。研究区构造属背斜倾没端，北接恩施盆地东侧茅田—白杨向斜的分支黄岩路向斜，背斜近核部地层产状较陡，形成大量的张性裂隙。经过地下水长期的差异性溶蚀作用，形成了大量的溶洞及裂隙，为地下热水提供了良好的赋存空间和运移通道。

(4) 热源。研究区范围不存在岩浆侵入等附加热源，根据盆地地壳热结构的研究，恩施盆地底部可能存在温度很高的低速高导层，依靠热传导向热储层供热，岩溶水不断吸收围岩中的热量增温形成地热水。推测热源主要为大地热流。

根据以上地热地质条件分析，本文认为小龙潭地热田热储盖层为白垩系上统跑马岗组砖红色砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩层，具有良好的保温隔热作用；热储含水层为奥陶系下统红花园组—寒武系上统娄山关组灰岩、白云质灰岩、白云岩岩组，岩溶发育，为地下水良好的储存运移空间；恩施深大断裂带为区内良好的导水通道；确定研究区为层状含水层与带状断裂构造组合形成的复合型低温地热田[2-4]。综合分析研究区地热水成因模式见图2所示。

图2 地热资源成因三维概念模式图Fig.2 Three-dimensional conceptual model of geothermal resources genesis

2 样品采集与测试方法

在水文地质、地热地质综合调查基础上，本次研究共采集了15组水样，用于水质、氢氧同位素、硫同位素分析测试(表1)，采样点位见图1，水样类型包括地热水(温泉、钻孔热水)、冷泉、河水等。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、硫同位素分析在国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心(中国地质科学院水文地质环境地质研究所)实验测试中心完成，其中氘、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

3 结果分析与讨论

3.1 水文地球化学特征

图3 研究区各水样Piper三线图投图结果Fig.3 Results of Piper trilinear map of different water samples in the study area

3.1.1主量元素特征

(1) 基本特征。如表2所示，水样pH值范围为6.87～8.37，平均为7.51。其中热水样(包括温泉和钻孔热水)pH值范围为7.22～8.37，平均为7.80，偏弱碱性，分析认为研究区地下热水的偏弱碱性与补给水及地下热水的热储层岩性有关[8-9]。

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

3.1.2微量元素特征

由于地下热水流经围岩流程上的水岩相互作用、溶滤作用等因素，相对于地表冷水，地下热水中常含有较高浓度B、F、I、Br、Sr、Fe等微量元素，也正因如此，地热水常具有一定的理疗价值[13-14]。如表3所示，地热水(包含水样S02、ZK1-1、ZK1-2、ZK1-3)中B、Sr、Fe含量分布范围为0.46～1.39、8.95～17.56、0.04～0.98 mg/L，整体上远高于冷泉和河水中的含量(B含量为0～0.02 mg/L,Sr含量为0.11～0.72 mg/L，Fe含量为0～0.07 mg/L)。

表3 各水样微量元素分析结果表Table 3 Results table of trace elements analysis in water samples

3.2 稳定同位素特征

3.2.1氢氧稳定同位素特征

对研究区内的温泉、钻孔热水及河水的氢氧同位素值进行统计分析，如表4所示。地热水(包括温泉和钻孔热水)中δD值的分布范围为-66.86‰～-56‰，平均值-64.00‰；δ18O值的分布范围为-9.93‰～-8.40‰；地表水样SY01的δD含量为-57.00‰，δ18O含量为-8.50‰。钻孔热水属深部地下水，其δD值和δ18O值均远低于地表出露的温泉和河水。

表4 温泉、钻孔热水、河水样品氢氧同位素分析结果表Table 4 Results table of hydrogen and oxygen isotope analysis of hot spring,borehole hot water and river water samples

3.2.2硫同位素特征

表5 温泉、河水、钻孔热水样中硫、氧同位素分析结果表Table 5 Results table of sulfur and oxygen isotope analysis of hot spring water,river water and borehole hot water samples

图4显示了地下热水中δ34S和δ18O的关系，从图4可以看出，采集的几组水样中的硫酸盐均来自于陆地蒸发岩[14-16]，温泉和钻孔热水的δ34S值远高于地表水。分析认为，δ34S趋向在较封闭的热储环境中富集，这与封闭环境中硫酸盐还原为硫化物的无机和有机过程中发生的硫同位素分馏作用有关，地质环境越封闭，水岩作用越强，硫酸盐还原作用越强，越有利于地下热水中δ34S的富集[15-17]。

图4 各时期的陆地岩石圈、大气、海水硫氧同位素组成关系图Fig.4 Relationship map of sulfur and oxygen isotopic composition diagram of terrestrial lithosphere,atmosphere and seawater in different periods

3.3 热储温度和循环深度

3.3.1热储温度估算

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。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气损失，故采用无蒸气损失SiO2地热温标法计算地热水形成时的温度[18-19]，即热储温度。选用以下公式(适用温度为0～250℃)计算:

(1)

式中：T为热储温度,℃；S为热水中溶解的SiO2含量,mg/L。

估算结果如表6所示，热储温度在55.74～91.46℃。其中利用钻孔ZK1中的深层热水样数据估算的热储温度与测井测温成果较吻合。

表6 热储温度及循环深度估算结果一览表Table 6 List of estimation results of thermal storage temperature and cycle depth

3.3.2循环深度估算

(1) 地温梯度估算。依据下述公式(2)估算研究区地温梯度为22.1℃/ km。

g=(t0-t)/(h0-h)

(2)

式中：g为地温梯度，℃/km;t0为孔底温度，℃;t为当地年平均气温，℃;h0为孔底深度，km;h为恒温带深度，km。其中t0取恩热一井1 860m处测得的孔底温度56.7℃，t取当地平均气温16.3℃，h0取1.86 km，h取0.03 km。

(2) 循环深度估算。地热水循环深度计算公式如下[19-20]：

D=(tR-t)/g+h

(3)

式中：D为地热水循环深度，km；tR为热储温度，℃；t为当地年平均气温，℃；g为地温梯度，℃/km；h为恒温带深度，km。其中tR取表6热储温度数据，t取16.3℃，h取0.03 km，g取22.1℃/km，将h、t、g、tR值代入上式计算，即可求出地热水的循环深度。

热水循环深度估算结果如表6所示，热水循环深

度为1.80～3.40 km。循环深度估算结果与井深结构高度吻合，在地热背景条件一致的情况下，地下水循环深度越大，地热水的温度越高。

3.4 补给高程及补给区

3.4.1补给来源

Craig(1961)首先提出了大气降水δD和δ18O值之间存在如下的线性关系：δD=8δ18O+10，即全球大气降水线[19]。根据表4的测试数据建立δD-δ18O图，如图5所示，河水、温泉和钻孔热水样均落在全球大气降水线附近，表明河水、温泉、钻孔热水的补给来源均为当地大气降水。

图5 河水、温泉、钻孔热水样品δD-δ18O图解Fig.5 δD-δ18O diagram of river water,thermal water,drilling hot water samples

3.4.2补给高程

根据大气降水δ18O的高程效应，可以推测地热水的补给高程[20-22]，其计算公式为：

(4)

式中：H2为同位素补给高程，m；δG为钻孔ZK1水样的δ18O值，‰；δP为取样点附近大气降水的δ18O值，‰；K为大气降水δ18O值的高度梯度，‰/100 m；H1为取样点高程，m。

在计算过程中，δG取中深钻ZK1的热水样δ18O值，即δG=-9.74‰～-9.93‰；δP取地表河水样品的δ18O值，即δP=-8.50‰；K选用鄂西地区大气降水稳定的δ18O高度梯度值，即K=-0.22‰/100 m；H1取值情况见表7所示，根据公式(4)计算得出本区地热水的补给高程为1 022.64～1 109.00 m。依据研究区高程范围可确定补给区主要为白果坝背斜核部奥陶系—寒武系碳酸盐岩地层区，该区为低中山区，海拔高程在1 000～1 500 m。

表7 地热水补给高程计算成果表Table 7 Calculation results table of the recharge elevation of the geothermal water

4 结论

(1) 氢氧同位素特征分析表明，研究区内地热水主要接受大气降水补给。

(3) 研究区地热水属于未成熟热水和低温热水，选取适宜的石英温标估算热储温度为55.74～91.46℃，热水循环深度为1.80～3.40 km。

(4) 根据大气降水δ18O的高程效应估算地热水的补给高程为1 022.64～1 109.00 m，依据研究区高程范围可确定地下热水补给区主要为白果坝背斜核部奥陶系—寒武系碳酸盐岩地层出露区。