共和盆地恰卜恰地区新近系地下热水化学特征

牛兆轩， 牛雪， 张林友， 张成龙， 陈东方

(中国地质调查局水文地质环境地质调查中心， 保定 071051)

地热能是宝贵的清洁能源，其资源潜力巨大，预计到21世纪末地热能将占到世界能源总值的30%～80%[1]。开发利用地热能将改变现有的能源结构，减少化石能源带来的环境污染问题，有助于实现碳中和目标，而且不存在如光伏、风电等的消纳难题。所以，合理地开发地热能资源，可以有效缓解中国逐年增加的能源资源压力及日趋严重的生态环境形势[1-4]。因此，深入研究地热资源成因模式既具有理论意义又具有实际意义。

共和盆地位于青藏高原东北缘，具有丰富的干热岩和地下热水等地热资源，其东北部的恰卜恰地区发现有极好的地热资源条件。前人对该热显示区的研究主要集中在浅层地热水及泉水循环演化规律及成因分析，Liu等[6]、Cao等[7]、马月花等[8]、李永革[9]、王瑞娟[10]分别对共和盆地分区域不等地层的地热水地球化学特征进行了分析研究；本研究团队近期也对共和盆地进行了全范围的温泉、深井(含大量温度较高自流井)、浅井及地表水进行取样测试，分析共和盆地地下水演化特征及成因机制[11]；于漂罗等[12]对共和盆地新近系热储层地热资源量评价与分析；Zhang等[13]开展了共和-贵德地区陆地热流与地壳热结构研究。近年来相关勘察研究发现恰卜恰地区深部赋存丰富的高温干热岩资源，但是其与浅部水热型地热资源相关关系研究尚浅。现通过对比区域新近系地热水的水化学温标计算温度的差异来探讨研究区可靠的热储温度，并推算其循环深度，建立恰卜恰地区地热成因模式，揭示浅层水热型地热系统与深部干热岩型地热系统之间的相互关系，进而为今后该区地热资源的开发利用提供依据。

1 研究区概况

1.1 区域地质构造

共和盆地位于青藏高原东北部，西秦岭西端，北以青海南山断裂与南祁连陆块和拉脊山早古生代缝合带为邻；西以鄂拉山断裂与柴达木地块接界，南为勉略—阿尼玛卿构造带，向东渐变过渡与西秦岭构造带相接(图1)[14-15]。

共和盆地的构造变形多见于新近纪—第四纪的沉积地层中，即新构造期形成的新构造。共和盆地新构造类型多种多样，其中高原隆升与构造层状地貌研究相对较多[16]。

此外，在恰卜恰河谷上塔迈-阿乙亥地区有北西及北北西向两组断裂发育，沿断裂带有多处上升泉分布，在断裂交接部位的阿乙亥沟口地区多形成温泉，水温达42 ℃。

共和盆地褶皱构造大小悬殊，地表出露较大者有阿乙亥、托勒台、汪什科、新哲、然曲乎、达连海和贵南背斜及阿乙亥和秃梨寺向斜等。总体呈北西向展布，平面上似呈向南东斜列，向南西错移的雁行式排列特征，单个构造轴线往往呈弯曲状或近似反“S”形。第四系褶皱区内的褶皱构造有背斜和向斜两类，发生在第三系和更新世地层中。主要有龙古塘背斜、新哲背斜、阿乙亥背斜、达连海背斜和阿乙亥鞍状向斜。

1.2 地热地质

图1 共和盆地构造分布示意图[14-15]Fig.1 Schematic diagram structural distribution map of Gonghe Basin[14-15]

共和盆地恰卜恰河与阿乙亥沟交汇的三角地区均有地下热水分布，热储为新近系碎屑岩。在恰卜恰镇南东沿上塔买-阿乙亥沟口克才一带约25 km2的三角地带有9处温泉呈北西、北北西向分布。泉水温度多在20 ℃左右，最高22 ℃。多个钻孔都揭露出地下热水，克才村钻孔在53.8～75.3 m深度间的中新世咸水河组粉砂岩层内揭露出第一层承压地下热水，水温20 ℃，自流量0.221 L/s；在87.0～92.4 m揭露出第二层地下热水，水温39 ℃，流量3.48 L/s；在235.8～239.8 m粗砂岩中揭露出第三层地下热水，水温42 ℃，水头为+16.85 m，自流量3.45 L/s(图2)。

2 地热水水化学特征

自2019年先后对研究区开展数十次地热地质调查并对区域地下热水取样测试。采样时，对采样井进行充分洗井，并且现场指标稳定后再进行采样，以确保采集的样品具有代表性，现场测试指标pH、溶解氧(Do)和氧化还原电位(Eh)等。所用采样瓶为500 mL的聚乙烯采样瓶。取样后，贴标签并用封口膜密封避光保存，7 d内送达实验室测试。样品由核工业北京地质研究院测定。利用DX-120型离子色谱仪和电感耦合等离子体原子发射光谱法(inductively coupled plasma atomic emission spectrometry，ICP-AES)分别对阴、阳离子进行测定。

结合自测样品及优选前人测试数据进行综合分析，选取恰卜恰河谷及阿乙亥沟附近10眼钻探深度达到新近系地层的地热井，取地热水水样分析水文地球化学特征(图3)，水样的溶解性总固体(total dissolved solids，TDS)主要范围为1 410～2 001 mg/L，其中仅有一个水样TDS值为769 mg/L，TDS含量总体较高，属于微咸水；总体pH范围为7.73～8.8，均为弱碱性水；井口出水温度主要在61～85 ℃，有三眼井深相对较浅的水样出水温度为39、40和40.7 ℃，表明该区域新近系地热系统属于中低温热储系统。因此，可以将所有水样依据井口温度分为两组：中温地热系统和低温地热系统[10-12,17]。

2.1 水化学类型与组分特征

图2 上塔迈-阿乙亥地区100 m深温度等值线图[16]Fig.2 Temperature contour map of 100 m depth in Shangtamai-Ayihai area[16]

图3 取样点位置图Fig.3 Sampling point location map

图4 研究区样品Piper图Fig.4 Piper diagram of samples in the study area

2.2 水岩相互作用程度

Na-K-Mg三角图有助于确定水体是否与周围岩石达到均衡，并证明混合作用[21]。它利用地热水中阳离子与矿物之间所发生的交换反应，将地热水分成完全平衡水、部分平衡水或混合水和未成熟水，为确定水-岩平衡状态提供了便利的工具。其主要利用Na+、K+含量与钾长石和钠长石之间交换反应，即

(1)

5.4SiO2+2K+

(2)

将样品测试结果的Na+、K+和Mg2+含量投影到Na-K-Mg三角图中(图5)。通过三线图可以看出，水样中有一个水样为完全平衡水，其余绝大多数为部分平衡或混合水，且接近于完全平衡水区域。表明研究区新近系地下热的水岩作用程度相对较高，说明这些地热水经过了长期的水岩作用过程，并与热储围岩达到了水岩平衡状态，但是向地表排泄过程中受到少量浅层地下水混合作用。

图5 研究区样品Na-K-Mg三角图Fig.5 Na-K-Mg triangle diagram of samples in the study area

2.3 地热水中Cl的关系

氯离子具有较为保守的水文地球化学性质，除参与溶解反应外很难参与其他水化学反应，且具有溶解度大、难沉淀的特点，常被用来定义地热流体的化学成分，示踪地热水的来源，并分析对应水文地球化学过程，估算地热水和浅部冷水的混合比例[22]。在地热研究中通常认为中低温地热系统的热能多来自地层地温梯度的加热或者是高温地热系统的衰老阶段，其热源一般与火山或岩浆活动无直接关系[23]。而具有岩浆热源的水热系统的水化学类型通常认为岩浆流体混入到浅部渗流水体中，导致尚未达到水岩反应平衡的非成熟地下水表现出高氯浓度、低pH的特征。

通过绘制Cl/HCO3-Na/Ca关系和pH-Cl关系图(图6)，初步剖析出共和盆地内地热水之间的地球化学特征差异，指示出共和盆地的地热水主要受水岩作用控制，受深部岩浆流体影响微弱。实钻结果表明，共和盆地恰卜恰地区新近系地层直接覆盖于中晚三叠世花岗质侵入岩体之上，缺失晚三叠世-古近纪沉积记录，且据前期勘探研究工作认为该花岗岩体为储量巨大的干热岩体，中国地质调查局水文地质环境地质调查中心在共和县恰卜恰镇东坡台地实施了目前共和盆地最深的干热岩钻井GH-01井，井底温度超过210 ℃。综上分析，基于研究区地热水氯离子关系分析认为该地热系统为深部高温干热岩体通过较高的地温梯度传热加热盆地传导型地热系统。

由表1可知，样品中HCO3/Cl比值较低，较低的HCO3/Cl比值表明该地下水经过较长的径流路径和较慢的水循环过程[24]，表明研究区新近系地下热水循环缓慢，为地下水滞留区，其交替周期较长，属地下水径流的末端或排泄区。

图6 地热水离子比值关系图Fig.6 Geothermal water ion ratio relationship diagram

3 热储温度及循环深度计算分析

热储温度是指地热流体在深部热储的温度，通常所取的地热水上涌至地表温度降低，不能代表真实的深部热储状态。但是，现今还无较好且经济的直接测量热储温度的方法，通常需要钻取深孔进行测量。而通过样品的地球化学特征推导深部的热储温度是一种经济可行的方法，因此化学地热温标法成为一种常用的用于计算热储温度的方法。

3.1 地球化学温标计算热储温度

地热温标主要是在地热流体矿物质的化学平衡状态下依据热水化学性质与热储温度相关性来确定热储温度，常用的水化学地热温标有两种：SiO2温标与阳离子温标[1,25-27]。

3.1.1 SiO2温标法

SiO2地热温标是应用最早也是最常见的地球化学温标，其主要依据地热流体中的SiO2含量与热储温度及压力的相关关系进行计算。SiO2一般不受其他离子及挥发物质散失影响，且SiO2含量不随热流因传导损失冷却而迅速沉淀，从而地热流体中的SiO2含量成为地下热储在地表显示的重要证据。常用的SiO2地热温标如表2所示。

SiO2地热温标适宜热水温度范围为0～250 ℃，不适用于已经受稀释的热水和pH远小于7的酸性水。

3.1.2 阳离子温标法

常用阳离子温度计公式如表3所示。

表1 研究区HCO3/Cl览表Table 1 HCO3/Cl list in the study area

表3 常见阳离子地热温标Table 3 Common cationic geothermal temperature scale

通常最常用的阳离子地热温标为Na-K、K-Mg和Na-K-Ca温标，此外，根据水化学组分特征和具体地质条件Na-Li温度计、Na-Ca温度计和K-Ca温度计等。但是，使用阳离子温度计均需要在矿物与地热水达到化学平衡的条件下使用，因此运用这些温标之前，首先要假定作为温标的某种溶质在深部热储中达到了平衡状态。根据Na-K-Mg三角图判断研究区除个别水样为平衡水外，主要为部分平衡水，但均靠近平衡水范围，表明水样存在浅层冷水混入情况，但是混入量较少，可以使用阳离子地热温标法，但需对不同阳离子温标进行分析，选取受冷水混入影响较小的进行分析使用。

3.2 热储温度估算

通过上述常用地热温标计算研究区水样热储温度如表4所示。

综合分析上述各地热温标所计算得到的热储温度，玉髓SiO2温标所计算热储温度普遍低于石英温标所计算热储温度，甚至个别水样点使用玉髓SiO2温标所计算热储温度低于井口出水温度。表明玉髓SiO2温标失效，该地热系统中石英的平衡控制着二氧化硅的浓度。

经前文分析，多数水样存在少量浅层冷水混合作用，一旦受到冷水混合作用的影响，Na-K温标和K-Mg温标计算的温度会偏低，而Na-K温标受冷水混合作用后再平衡的时间较长，可以最大限度地保留受冷水混合时的离子信息，因此，该温标估算的温度可以代表地热流体刚和冷水混合时的瞬间温度，但是K-Mg温标受到的影响较为严重，由表4可以看出K-Mg温标所计算出的热储温度偏低，不适用于该地热系统。

Na-K-Ca温标是对Na-K温标估算热储温度进行修正所建立的方法，适用于中低温地热系统，一般认为地热水中ρ(Mg2+)>1 mg/L，则此温标会有误差[30]。选取水样中QBQ03、QBQ07-10的Mg2+含量大于1 mg/L，此外其他水样该温标所计算得到的热储温度认为较为可靠。

因黏土矿物对Li+吸附或解吸作用影响，会改变地热流体中Li+含量，且Na-Li温标主要用于碳酸盐岩地区地热系统中热储温度的计算，因此该温标不适用于研究区热储温度计算。

综上所述，选取石英SiO2温标、Na-K温标和Na-K-Ca温标的部分可靠计算结果进行综合分析，计算其算术平均值作为本次所选地热水的热储温度(表5)。

3.3 热循环深度计算

地下热水温度随地下水的循环深度变化呈线性关系，通常情况地下热水循环深度越深，地下热水的温度就越高，地下水的循环深度计算公式为

H=(t-t0)/Δt+h

(3)

式(3)中：H为计算深度，m；t为计算热储温度，℃；t0为研究区恒温带温度，采用当地多年平均气温，取值 4 ℃；Δt为地温梯度，℃/100 m；h为恒温带深度，取20 m。

根据钻井资料、恰卜恰地热区水文地质结构图分析，恰卜恰河谷处第四系共和组地层平均埋深约为600 m，新近系地层平均埋深约为1 260 m；阿乙亥沟处第四系共和组地层底板平均埋深约为100 m，新近系地层底板平均埋深约为600 m。通过统计分析多眼恰卜恰地区干热岩勘探孔深度-温度曲线，测得该区域第四系平均地温梯度为5.71 ℃/100 m，新近系平均地温梯度为6.15 ℃/100 m，深部隐伏花岗岩体地温梯度为4.57 ℃/100 m[31]。

表4 地热温标计算结果Table 4 Geothermal temperature scale calculation results

表5 研究区地热水热储温度Table 5 Thermal storage temperature of geothermal water in the study area

此外，部分所选样品中有实测钻孔数据，实测平均地温梯度如下：QBQ01(5.80 ℃/100 m)、QBQ02(6.36 ℃/100 m)、QBQ03(3.80 ℃/100 m)、QBQ06(6.16 ℃/100 m)；共和组地层底板埋深：QBQ05(610.00 m)、QBQ06(607.50 m)；花岗岩顶界面埋深：QBQ03(932.2 m)、QBQ04(1 354.0 m)、QBQ05(1 440.9 m)、QBQ06(1 340.3 m)、QBQ07(1 490.0 m)。

综上所述，结合表5计算得到的研究区样品地下热储温度计算得到各地热水循环深度如表6所示。

由表6可知，研究区新近系地热水循环深度均大于1 300 m，依据研究区花岗岩实测及估算埋深情况看，除QBQ07循环深度略小于花岗岩顶界面埋深，其余地热水样循环深度均大于花岗岩埋深。

4 地下热水成因模式

热储温度及循环深度的估算对确定地热系统热储成因模式有重要的意义。将共和盆地恰卜恰地区地层地质特征和地下热水特征结合，初步建立研究区的热储成因模式。

通过热储温度计算出研究区新近系地热系统地下热水的循环深度基本大于花岗岩顶界面埋深，但张森琦等[32]、张盛生等[33]、唐显春等[34]通过地质-地热地质调查、综合地球物理勘查和钻探等手段，基本探明了共和盆地深部花岗岩体为致密无水或少水岩体，深部为高温地热系统的花岗质岩体。但是，共和盆地恰卜恰地区深部花岗岩体为中晚三叠世形成，曾在较长的地质历史时期暴露于地表遭受剥蚀，岩浆预热或早已散失殆尽；而且钻孔岩心放射性元素生热率平均为4.43 μW/m3[35]，因此，放射性元素衰变生热不足以构成共和盆地恰卜恰地区深部热源。综合研究认为在共和盆地埋深15～35 km处发育有壳内部分熔融层[35]，此处壳内部分熔融层实则为共和盆地为高温地热异常盆地的深部热源。

综合分析，共和盆地恰卜恰地区新近系地热系统主要热源为深部高温干热岩体，通过花岗质岩体热传导导热。大气降水及高山融雪等地表水通过盆地周缘山前冲洪积扇入渗进入新近系地层补给地下水，在水力梯度驱动下地下水沿新近系含水层顺层流动，流动过程中受深部高温花岗质岩体通过热传导形式加热，增加地热水温，该区域第四系地层厚1～2.5 km，形成天然盖层，保证新近系地层温度降温缓慢，从而形成了研究区新近系中低温地热系统(图7)。

表6 研究区地热水循环深度Table 6 Geothermal water circulation depth in the study area

图7 研究区新近系热储成因模式图Fig.7 Genesis model diagram of Neogene heat storage in the study area

5 结论

(2)通过对地热温标计算热储温度综合分析，因存在浅层地下水混合作用，认为玉髓SiO2温标、K-Mg温标和Na-Li温标等计算热储温度较大偏差，采用石英SiO2温标、Na-K温标和Na-K-Ca温标计算热储温度进行估算研究区新近系热储温度为71～134 ℃，并通过估算热储温度计算地下热水的循环深度为1 300～2 200 m，大于花岗岩顶界面埋深。

(3)共和盆地恰卜恰地区新近系地热系统主要热源为深部高温干热岩体，通过花岗质岩体热传导导热。大气降水及高山融雪等地表水通过盆地周缘山前冲洪积扇入渗进入新近系地层补给地下水顺层流动，流动过程中受深部高温花岗质岩体通过热传导形式加热，第四系地层为盖层，保证新近系地层温度降温缓慢，形成研究区新近系中低温地热系统。