攀西裂谷红格温泉水文地球化学特征及地热成因

肖志才，黄学莲，李 丹，寇 灿

（1.丽江师范高等专科学校应用技术学院，云南 丽江 674199；2.中国地质大学（武汉）环境学院，湖北 武汉 430079）

0 引言

地热资源是指能够经济地被人类所利用的地球内部的地热能、地热流体及其有用组分。相比太阳能、风能和水能等清洁能源，地热能具有储量巨大、资源密集、可梯级利用、供给稳定等特性，越来越受到世界各国的青睐[1,2]。为更好地服务生态文明建设，党的十九大召开以来提出了“双碳战略”，促使能源革命向纵深发展，我国政府发布《中国地热能发展报告（2018）》白皮书，指出我国地热能资源丰富，开发利用潜力巨大，地热能产业体系初步形成，但目前地热资源探明率和利用程度较低[3]。

攀西裂谷位于康滇地轴与上扬子台坳两个二级大地构造单元的过渡部位，构造复杂、地震频繁，具有多期岩浆活动，其构造格架明显受区内南北向深大断裂制约[4]。该裂谷内水热型地热资源非常丰富，如螺髻山温泉、黑竹温泉、凯地里拉温泉、喜德温泉、米易观音温泉、红格温泉、鱼鲊热水塘温泉等。前人利用攀西裂谷温泉分布、地球物理场和地质构造特征，探讨过地壳热状态、区域成矿规律、地热地质条件、地震成因及构造运动间的内在联系。然而，攀西裂谷地热水文地球化学方面的研究基础比较薄弱，地热成因研究不够深入。本文通过开展地热水文地球化学研究，有效约束地下水循环过程，分析水热型地热资源潜力，为该区域在双碳战略下，充分发挥资源禀赋优势，促进地方经济实现健康可持续发展提供基础参考。

1 地质概况

红格温泉位于攀西裂谷南缘，距离四川省攀枝花市区不足30 km。红格温泉在区域构造上主要为南北向断裂分布，其次为褶皱和断陷。南北向昔格达断裂和炳山箐断层并列，东西向箐门口断裂夹在其中，促成红格坳陷形成。其中，昔格达断裂是一条区域性深断裂带，北至西昌磨盘山，向南穿米易普威，沿金沙江向南，与云南绿汁江深断裂带相接。该断裂在红格地区切割了前震旦纪至中生代地层。区内前震旦系结晶基底密集裸露，岩浆岩广布，构造形变强烈[5,6]。

研究区内出露地层岩性分布由老至新为：前震旦系会理群石英岩、千枚岩、板岩及硅质岩等；震旦系观音崖组上部页岩、灰岩、白云岩，下部石英砂岩；震旦系灯影组灰岩、白云岩组成，局部夹少量页岩，地表溶沟、溶槽、溶蚀洞发育；新近系昔格达组页岩、泥岩、细砂岩和粉砂岩互层，不整合于老地层或侵入岩之上。区内显示多期岩浆活动，主要分布华力西期-印支期花岗岩、花岗闪长岩，岩体总体呈南北向展布。区内岩溶发育，岩溶水丰富[7]。

2 采样分析

2.1 样品采集

课题组于2022年4月23日深入攀枝花市盐边县红格镇一带调研并采取地下水样品。红格温泉宾馆所在处采取地热水样品3件，分别记为R1、R2、R3；在昔格达村大龙塘与小龙塘两处采集冷泉水样品2件，分别记为Q1、Q2；在昔格达村岔河采取井水样品2件，第一口井在98 m深处取样，记为J1，第二口井在30 m深处取样，记为J2；在昔格达村坪子上采取井水样品1件，为123 m深处取样，记为J3。为保证所取水样的性质及其化学成分的不改变，对装有水样的容器瓶均都进行了密封处理。具体采样点见图1。

图1 红格地质概况及采样点位

2.2 样品前处理

本次所采取的地下水样品包含热泉水、冷泉水和井水。采取井水时，先用水泵抽取10 min，再进行采样。所有水样带回实验室后，均用0.45 μm微孔滤膜过滤，装入干净的50 mL聚乙烯瓶里，并尽量保证水样装满瓶内。在测试阳离子（K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Fe2+、Si4+等）的样品中加入优级纯硝酸数滴进行酸化处理，保证水样pH值＜2；测试阴离子的水样则不进行酸化处理。

2.3 样品测试

现场用温度计测定了温泉热水温度，约为41℃。水样带回实验室后，24 h内对容易改变的水化学组分参数进行测试。如pH，使用pH S-25计测出；离子浓度采用滴定法测得。其余水化学指标则寄往中国地质大学（武汉）进行测试。其中，阴离子使用离子色谱（ICS-1100）进行测定；阳离子用电感耦合等离子体发射光谱仪（ICP-OES 5100）测定；氢氧同位素用液态水稳定同位素分析仪（IWA-35-EP）测定。

3 结果

3.1 水化学测试结果

对本研究所采取地下水样测定阴阳离子，检测结果见表1。

表1 红格地区水样主要离子含量 （mg/L）

3.2 水化学类型

通过对两种类型的地下水水化学分别进行组分相关性分析，其结果见表2和表3。

表2 地热水化学组分Pearson相关性分析

表3 冷泉井水化学组分Pearson相关性分析

由表2可以看出，地热水中K+与Ca2+、Mg2+、Si4+、和有良好的正相关，与F-和Cl-有明显的负相关；Ca2+与Mg2+、Si4+和有良好的正相关，与F-和Cl-有明显的负相关；Mg2+与有良好的正相关，与有明显的负相关；Cl-与有明显的正相关相关。

由表3可以看出，冷泉井水中K+与Si4+和Cl-有良好的正相关，与F-有明显的负相关；Na+与Si4+、Cl-和有良好的正相关；Mg2+与有良好的正相关，与有明显的负相关；Si4+与Cl-和有良好的正相关；Cl-与有明显的正相关。

3.3 地热温标计算

地热温标是估算热交换温度简单有效的方法。其原理是当深部基岩的某些矿物与热水达到平衡状态后，热水上升至地表而水温下降时，其中某些化学组分含量几乎保持不变。这样可以利用地下热水的某些化学组分浓度或浓度比计算地下热储的温度[8]。常见的方法包括阳离子温标、二氧化硅温标、同位素温标和气体温标等[9,10]。本文选取三种地热温标计算公式分别进行计算。

（1）Na-K地热温标

多数地热水中的钠和钾受基岩中钠长石和钾长石溶解的制约。由于共生碱性长石之间的钠和钾的交换反应达到平衡耗时较长，因此该温标一般适用于循环时间长的高温地热系统、约200℃的地热水的计算结果较为理想[11,12]。该温标计算公式为：

利用Na-K温标经验公式计算得热交换温度为208.5~ 212.5℃。

（2）K-Mg地热温标

地下水经深部热储加热后沿深大断裂上升的过程中逐渐冷却，化学组分可与围岩反应发生再平衡。这种情况下，钾镁矿物的再平衡程度比较高。因此可以利用K-Mg温标经验公式计算地下热水上升过程中最后达到平衡时的温度。该温度一般低于深部热储的温度[13]。其计算公式为：

利用K-Mg温标经验公式计算得热交换温度为70.6~72.6℃。

（3）SiO2地热温标

经修正的二氧化硅温标经验公式适用于SiO2溶解浓度＜300 mg/L的中低温地热系统[14]。SiO2地热温标公式为：

式中：S—溶液中溶解SiO2的含量。利用SiO2温标经验公式计算得热交换温度为112.8~115.3℃。

3.4 氢氧同位素测试结果

天然水中有多种氢氧同位素水分子，这些水分子在质量和能级上有明显差异，导致在一系列物理-化学过程中发生同位素分馏[15]。常见的引起氢氧同位素分馏的因素有温度效应、纬度效应、高程效应、降雨量效应、季节效应和大陆效应等。因此，可以通过测试不同水的同位素组成，来反推其经历的地质和地球化学作用。

对研究区地下水样品做氢氧同位素测试，结果如表5所示。其中，地热水的δ2H值为-104.99‰~-103.11‰，δ18O值为-13.14‰~-13.02‰；冷泉水的δ2H值为-89.10‰~-87.87‰，δ18O值为-11.70‰~-11.56‰；冷井水的δ2H值为-86.01‰~-84.76‰，δ18O值为-11.39‰~-10.96‰。

Craig通过统计全球各地区大气降水中的δ2H与δ18O值，指出大气降水中的δ2H与δ18O含量呈线性关系，并拟合出一条全球大气降水线[16]，其方程式为δ2H=8δ18O+10。本研究测出的δ2H和δ18O值如图3所示。地下水样品均落在全球大气降水附近，说明研究区地下水以大气降水补给为主，地热水接受大气降水补给。

图3 红格地区地下水δ18O-δ2H关系图

氘盈余（d-excess）被用来计算某样品的氢氧同位素组成偏离全球降水线的程度[17]，其公式为：

氘盈余可以作为衡量水-岩反应中氧同位素交换程度的指标。d-excess值越小，表明地下热水径流时间、补给路径越长，地质环境越封闭，水-岩反应越强烈。氘盈余计算结果如表4所示。地热水氘盈余值为0.13~1.22，冷泉水为4.50~4.61，冷井水为2.92~5.36。

表4 红格地下水氢氧同位素测试结果

4 水化学特征及成因分析

4.1 热储温度

热储温度是地热资源评价和地热系统研究的基础。从以上三种地热温标的计算结果看，数据差异较大。Giggenbach提出Na-K-Mg三角图解，认为地热水在径流过程中，水中的钠钾矿物达到溶解平衡的速度缓慢，而钾镁矿物更易达到溶解平衡[18]。因此，可以根据地热水样品在三角图解中的分布情况，将地热水分为不平衡水、平衡水和完全平衡水三种类型，从而判断Na-K和K-Mg阳离子温标的可信度。将研究区地下水中Na、K、Mg含量值通过计算后投影到三角图解中，如图4所示。

图4 红格地区地下水Na-K-Mg三角图解

由Na-K-Mg三角图显示红格地区地下水样均靠近右下角Mg端元，而冷泉井水落在Mg端元边界。地热水为Na-Cl·SO4·HCO3型水，在深部热储内，含钠、钾、镁矿物应是达到溶解平衡的[9]。地热水在向上流动过程中，与围岩发生溶滤作用，其碳酸盐岩和碎屑岩类围岩提供充分的、Ca2+、Mg2+离子，且在浅层与冷水混合后，热水中原有的矿物溶解平衡被打破，在涌出热泉口前来不及达到溶解平衡。由此推测，红格温泉的热储温度可能比Na-K温标计算结果还要高。选取TNa-K的计算值，则红格温泉地热温标的平均值为211℃。地表平均温度取20℃，以常规地温梯度30℃/km计算，推算出红格温泉地热水循环深度约达6.4 km。

4.2 水文地球化学过程

从水化学元素相关性分析可以看出，总体上地热水和冷泉井水在地壳内部经历了明显差异的水文地质过程。冷泉井水中K+、Si4+、Cl-、Na+和有良好的正相关性，推测红格地区广泛出露的碳酸盐岩层中的钾硝石，古老地层中的石英砂岩，中酸性侵入岩中的钾长石、斜长石、石英和云母等矿物，共同控制了地下水中主要化学组分特征。地热水中的K+、Ca2+、Mg2+、Si4+、和有良好的正相关性，说明有共同的补给来源，或者经历了相似的水-岩相互作用。Na+与其他离子之间的相关性不明显，可能与经历冷热水相互混合的复杂水文地球化学过程有关。两组地下水种均显示Mg2+与具有良好的正相关，暗示沉积地层中含有的石膏矿物主要控制了该组分的地球化学行为[5,13]。总之，研究区内的碳酸盐岩、硅酸盐岩和硫酸盐岩矿物的溶解和沉淀制约了地下水中化学组分的主要特征。

4.3 地热成因

红格温泉处在磨盘山-绿汁江区域深大断裂带上，区内次级断裂广泛分布。从研究区水文地质条件看，昔格达断裂为红格温泉的控热、控水、导水构造[6]。热源来自于现今仍处于强烈活动阶段的昔格达断裂带深部，活动断裂不断产生摩擦热，与地壳岩石尤其是中酸性岩浆岩的放射性生热、地幔来源的热能一道被6.4 km深度的地下水吸收，在强大的地应力作用下，沿断裂破碎带上升，地热水与碳酸盐岩地层中地下水运移进入断层带的丰富的岩溶水进行混合、热交换，同时发生离子交换、吸附等化学反应，形成Na-Cl·SO4·HCO3型地热水。

氢氧同位素测试结果显示，研究区地下水落在整体近似平行于全球降水线的附近，说明地热水补给方式主要来源于大气降水。而地下水的δ18O值有向右“漂移”现象，这可能是攀西干热河谷大气降水的强烈蒸发作用导致的。其中，地热水的“氧漂移”程度更明显，可能是地热水循环深度大，与围岩接触发生氧同位素交换使得δ18O值更偏右。同样地，氘盈余计算的结果也反映地热水经历了较长的补给路径，水-岩相互作用比较强烈。

5 地热资源开发利用

目前，红格温泉宾馆在使用的地热水来自2003年下钻100 m深、水温56℃、涌水量可达727 m3/d的地热井。其抽水试验水量为70 m3/d、水温50℃。该含水层为20 m以深至87 m以浅的断层破碎带，见强烈风化花岗岩，岩石蚀变程度较强，其上部隔水层为黏土层，下部隔水底板为花岗岩体[6]。本次调研发现，红格温泉出水口温度有所下降，昔格达村泉水出现干涸，井中地下水位下降明显，有一定的地下水超采现象。经了解，红格温泉资源开发利用过程中曾出现运营管理不善、市场结构单一等问题[19]。这些问题无疑制约着红格地区地热资源可持续开发利用。

从地热地质条件看，研究区处在深断裂带，岩溶分布较广，地下水赋存丰富，水热资源潜力巨大，可供较长时间内科学合理开发利用，从而带动地方经济平稳持续发展。基于目前红格地区开发利用地热资源中存在的问题和调研结果，建议在后期地热资源开发利用中遵循地热资源开发潜力，注重科学管理，构建地热水梯级利用模式，加强地热水质和水文监测，将区域地下水资源安全保障和生态环境保护融入地热资源可持续开发利用的过程中。

6 结论

（1）红格温泉地热水为Na-Cl·SO4·HCO3型水，冷泉井水为Ca·Mg-HCO3型水。表明区内碳酸盐岩、硅酸盐岩和硫酸盐岩矿物的溶解和沉淀制约了地下水中化学组分。

（2）地热温标结果显示，Na-K温标计算得热储温度为211℃，K-Mg温标的热储温度为72℃，而SiO2温标的热储温度为114℃。氢氧同位素组成表明，大气降水为红格温泉最主要的补给来源，其地热水循环深度可达6.4 km。地下水的δ18O值有向右“漂移”现象，可能与攀西河谷大气降水的强烈蒸发作用有关。其中，地热水的“氧漂移”程度更明显，可能是地热水循环深度大，与围岩接触发生氧同位素交换。

（3）本文基于地热地质和水文地球化学分析，认为昔格达断裂为红格温泉的控热控水构造。热水沿断裂破碎带上升，与碳酸盐岩地层丰富的岩溶水混合、热交换、发生化学反应，形成Na-Cl·SO4·HCO3型地下水。

（4）研究区地下水赋存丰富，水热资源潜力巨大，建议深入开展地热资源系统调查，保障地下水资源安全和保护生态环境的同时，实现地热资源可持续开发利用。此外，由于缺乏针对地热异常区的地球物理勘探数据和大地热流值的有效测量，本文对攀西裂谷地热异常形成机制认识的支撑作用还比较薄弱，建议在后期深入开展地球物理结构、大地热流、岩石地球化学和气体地球化学的系统研究。