四川巴塘地熱田水文地球化學特征及成因

趙佳怡，張 薇，張漢雄，屈澤偉，李 曼，岳高凡

(1.中國地質科學院水文地質環境地質研究所，河北 石家莊 050061；2.四川省地質工程勘察院，四川 成都 610072)

地熱資源指可被人類經濟利用的地球內部地熱能，我國地熱資源種類豐富，高溫地熱資源主要分布在藏南、川西等地區，具有資源儲集條件好、儲層多、厚度大、分布廣等特點[1]。

自20世紀60、70年代起，水文地球化學在地下水監測及分析中廣泛應用[2]。水是一種成分復雜的天然溶液，水中溶解組分以多種形式存在，這些組分在水溶液中發生著各種復雜的物理化學作用[3]。魏亞妮等[4]利用水文地球化學模擬，深入了解了涇源縣地下水化學組分變化。張萌等[5]通過對西藏谷露高溫地熱水進行水文地球化學特征分析，得出該地區熱水為中偏堿性水，溶解性總固體較高，熱儲溫度在195～260 ℃。焦杏春[6]分析了應用水文地球化學與同位素結合的手段研究地下水系統的基本方法，認為此方法可以準確描述地下水系統中各污染物的來源、徑流及排泄。郎旭娟等[7]選用合理的水文地球化學溫標計算出貴德盆地扎倉寺地熱田地熱儲層熱儲溫度約為133 ℃，第二熱儲層熱儲溫度約為222 ℃。袁建飛等[8]分析了畢節市北部巖溶地下水水文地球化學特征，得到地下水受到的污染源，從而合理開發管理地下水。史杰等[9]研究了西藏曲曼高溫地熱田的地熱流體化學特征，計算了其熱儲溫度。

四川省西部青藏高原南苑，主要可以分為：爐霍—康定地區、理塘地區和巴塘—鄉城地區三個地區。武斌等[10]利用音頻大地電磁測深法，分析川西高原區熱儲層的分布特點和淺部熱水的形成機制，繪制出川西地區地熱導儲模式圖。倪高倩等[11]結合川西地區水化學類型及離子含量特征等，判斷該區域地下水是通過深循環對流傳熱將深部熱能帶至地表。羅敏等[12]從區域地質構造背景出發，發現四川地下熱水分布主要受構造斷裂帶及地貌控制。張健等[13]通過對川西高溫水熱活動區研究，得出川西巴塘地區地熱水主要由大氣降水、地表水沿斷裂帶裂隙深入，經深循環、地殼熱源加熱后形成。

通過整理分析前人研究成果，發現目前川西巴塘地區地熱相關研究主要處于定性分析階段，針對巴塘地區地熱來源及熱循環機理提出了論證，但對該區域內地下熱儲溫度、冷水混入比例、熱循環深度等并未進行定量研究。故本文結合前人研究理論基礎，對川西巴塘地熱田地下熱水進行全面的水文地球化學特征分析，利用研究區水化學數據，計算出巴塘地區的熱儲溫度、冷水混入比例、熱循環深度等，對地熱流體的成因進行了詳盡的研究。通過定量研究地熱流體的水文地球化學特征及熱儲資源，不僅可以了解地下水水化學構成及補給來源，還進一步揭示了熱循環機理，對川西地區地熱資源評價及開發利用有積極意義，同時也為研究區今后地熱及水文地質工作提供參考。

1 區域概況

四川省西部位于龍門山、茶坪山、夾金山、貢嘎山、錦屏山以西，屬青藏高原的東延部分，平均海拔3 000～4 000 m[10]。地層出露幾乎都為三疊系地層，巖性為粉砂巖、砂巖、板巖等。斷層發育，構造活動強烈，主要形成鮮水河斷裂帶、甘孜—理塘斷裂帶、德格—鄉城斷裂帶、金沙江斷裂帶以及巴塘斷裂[13]。研究區內存在構造形跡展布方式大致可分為北北西向、北西向、南北向、北東向、東西向及弧形等，其中北北西向和南北向構造形跡構成了研究區內的基本構造格架。

巴塘區塊位于茶洛鄉茶洛村(圖1)，從熱坑至熱水塘，沿巴曲河兩岸呈北東—南西向展布，面積210 km2，距國道G318線以北9～30 km，可通過鄉村道路到達工作區，該道為林區道路，崎嶇不平，路面較窄，交通條件一般。流經的河流為巴曲河，又稱巴塘河、巴楚河、曲戈河，屬金沙江一級支流。巴塘區塊溝谷中部及下部切割深，山體斜坡地形坡度大；源頭一般發育于丘狀高原區，溝谷寬緩，地面高差一般小于500 m。區內氣溫低，區域差異大，極端最低氣溫達-12.8 ℃，極端最高氣溫達37.6 ℃，平均為12.6 ℃，降水量小，時空分布不均，降水集中，年平均降雨量為474 mm，晝夜溫差大，大陸性氣候特點明顯。巴塘地區以中生界地層為主且廣泛分布，主要出露地層為三疊系，尤其是上三疊統，其次為巖漿巖及新生界地層?？煞譃槿齻€巖性段，上段(T3t3)為砂巖、板巖夾中、基性火山巖及結晶灰巖，厚972～4 832 m；中段(T3t2)為灰黑色板巖夾砂質條帶、含炭質泥板巖，流紋巖，夾石英質砂巖，厚579～4 852 m；下段(T3t1)為變質砂巖、泥板巖，大部分相帶有礫巖，局部夾酸性火山巖，厚1 830 m，局部地區與下伏地層不整合接觸。

圖1 四川西部地區地質構造圖(a)和巴塘地區地質圖(b)Fig.1 Geological structure map of the western Sichuan(a) and geological map of the Batang area(b)

2 樣品采集與檢測

本次在巴塘地區共采集地下熱水水樣18組，地表冷水水樣2組，共20組。其中巴塘熱坑地區采集13組溫泉水樣，巴塘熱水塘地區采集5組溫泉水樣和2組地表湖水及河水樣。

采集的樣品送與中國地質科學院水文地質環境地質研究所國土資源部地下水科學與工程重點實驗室進行水質全分析以及氫氧同位素分析，水質全分析根據中華人民共和國國家標準飲用天然礦泉水檢驗方法(GB/T8 538-2008)檢測，其中陽離子使用的ICP方法進行離子濃度檢測，陰離子使用離子色譜分析，陰陽離子平衡誤差控制在3%以內。氫氧同位素利用波長掃描—光腔衰蕩光譜法在溫度23 ℃，濕度50%條件下進行檢測。

3 結果分析與討論

3.1 地熱流體化學特征

本次研究區域中，巴塘地區的地下熱水pH值為7.49～9.61，均大于7，平均值為8.56，呈弱堿性。巴塘熱坑pH為8.77，巴塘熱水塘pH為8.35，兩者相差較小。

圖2 巴塘地區地熱水樣主要離子組分及pH值Fig.2 Major ion composition and pH values of the geothermal water in the Batang block

由圖2可知，CP01和CP052點的離子濃度與其他點的離子濃度差異較大，TDS含量相對較低，這是由于其為湖水和河水，離子濃度和TDS含量相對較少。巴塘熱坑和巴塘熱水塘的離子濃度存在相對差異，主要因素是地層巖性不同，熱坑主要為變質砂板巖、砂質灰巖和礫巖。熱水塘主要為花崗巖，由此導致水—巖作用不同，最終離子濃度也有很大不同。

圖3 巴塘地區地下水化學Piper圖Fig.3 Piper diagram of hydrogrochemistry in the Batang area

相鄰地區地下熱水樣品及相似的化學組分都有比較密切的水力聯系，可以從側面反映地下水徑流條件，因此進行地下水水化學相關性分析可以對地下水徑流循環提供科學支撐。根據前人研究發現，氯既不容易和其他礦物反應，也不易被吸附，存在狀態比較穩定，因此可以用氯示蹤與其相關性較好的離子[7]，以此分析研究區地下水徑流情況。

圖4可看到，在巴塘地區，微量元素與氯并無很大相關性。Na+和Cl-的離子濃度與地下熱水的徑流時間長短有關，在巴塘地區中，Na+的濃度很高，說明地下熱水徑流較長，熱循環更深[14]。巴塘地區的Sr2+、Li+和F-與Cl-的相關性不是很好，說明其只來自于水巖作用的礦物溶解。HBO2是地下熱水中非常普遍的化學組分，含硼礦物的溶解和地熱流體的徑流條件都與硼的形成和遷移富集有著密不可分的關系，地熱流體徑流強度越大，硼含量越小[15]。在地下熱水中偏硅酸的含量隨著溫度的升高而升高，巴塘地區偏硅酸含量普遍偏高，主要是由于巖漿巖或變質巖中的硅酸鹽通過淋溶風化作用釋放，經過較長的地下徑流，運移速度較慢，因此更多的偏硅酸溶解到地熱水中。

3.2 地下水氫氧穩定同位素特征分析

研究地下水氫氧同位素特征可以判斷地下水的起源，確定地下水的補給條件和大氣降水與地表水和地下水的聯系程度，了解地下水的循環途徑。由于D和18O的蒸汽張力比較小，因此其在液相中富集，在氣相中貧化，從而導致不同的地下水循環氫氧同位素含量不同[16]。地下水中δD的變化值除了少部分混合作用的影響外，主要取決于補給溫度及補給高程，δ18O的變化主要根據水-巖作用的交換程度和水、巖比值[11]。氘過量也被稱為氘剩余(d=δD-8δ18O[17])，是當地大氣降水線斜率為8時的截距,也是區域水巖氧同位素交換程度的總體反映。地下水體d值的演化主要受控于圍巖、含氧組分、巖性、含水層封閉條件、水體滯留時間、水體物理化學性質，與補給區d值相差愈大,或d值愈小,水在含水層中滯留時間愈長，地下水徑流速度愈慢，d值的梯度變化反映了地下水流動方向[18]。

根據資料顯示[19]，我國西南地區大氣降水量的氫氧同位素的線性關系為δD=7.96δ18O+9.52，與巴塘地區地下熱水的氫氧同位素數據和d值為-5，0，5，10時的系列等值線，見圖5。

由圖5可以看到，δD和δ18O基本落在大氣降水線附近，與大氣降水線吻合，因此可以推斷其地下水起源可能是大氣降水，但是很多水點已經演化，呈現δ18O漂移。在高溫下水-巖反應中，地下熱水中的δ18O通常會高于大氣降水的補給，發生“氧漂移”現象[20]，且由于水巖作用，高溫地下水與含氧礦物發生同位素交換，導致水體中δ18O升高，d值減小。在本研究區域中，d值介于-2.6～9.2，集中分布在0～5。根據d值定義[18]，研究區d值最小達到-2.6，說明地下水在含水層中滯留時間較長，含氧礦物與含水層中地下熱水發生水巖作用，δ18O升高，且大部分δ18O比較偏右，除了由于部分補給為冰雪融水外，說明巴塘地區的深部熱儲溫度較高，地下水的徑流較長，在地下的滯留循環時間較久，與周圍的巖石發生了離子交換，導致δ18O的富集，表現出較強的水巖作用趨勢。

4 深部地熱過程分析

4.1 熱儲溫度計算

4.1.1水-巖礦物平衡判斷

使用地熱溫標法判斷熱儲溫度的前提是地熱溫標的某種物質和熱儲中的礦物達到平衡[19]。有時由于熱儲溫度過低，與淺層冷水進行混合或者其他一些化學反應的發生，可能導致作為地熱溫標的化學組分與熱儲中的礦物不平衡，因此需要檢驗地下熱水和礦物的平衡狀態，分析地熱溫標的使用可靠性。圖6展現了巴塘地區的地下熱水平衡狀態，可以發現大部分水樣屬于部分平衡或混合水，一些屬于未成熟水，其中巴塘熱水塘水樣位于部分平衡或混合水區間，說明其受到了一些淺層冷水混合作用，地熱溫標法求得的熱儲溫度會有一些偏差。

圖6 巴塘地區地下水Na-K-Mg三角圖Fig.6 Na-K-Mg triangle plot of the water samples in the Batang area

4.1.2地熱溫標計算熱儲溫度

(1)多種礦物平衡法

利用PHREEQC軟件計算各礦物的飽和指數并作出平衡狀態下的礦物-熱液的飽和指數溫度圖可得到此時地熱田的熱儲溫度。由于巴塘熱水塘地區地下巖石主要為砂巖，還含有大量方解石，因此選取方解石、石英、玉髓、鈉長石和硬石膏五種礦物進行計算。

由圖7可以看出，五種礦物中有三個都與SI=0有交點：石英、玉髓和鈉長石，其中鈉長石趨勢線比較接近平衡線，鈉長石和石英的交點更接近平衡線，因此可以采用鈉長石與石英的交點估算熱儲溫度。估算這5個點的熱儲溫度分別約為180 ℃、175 ℃、182 ℃、178 ℃和192 ℃。

(2)地球化學溫標法

本次研究區為川西地區，屬隆起山地型地熱資源，帶狀(脈狀)熱儲，因此采用“SiO2溫標”、“Na—K溫標”和“Na—K—Ca溫標”計算地熱井和溫泉的熱儲溫度(表1)。

表1 理塘卡輝熱儲溫度Table 1 Results of temperature of geathermal reservoirs near Kahui storage in Litang

圖7 巴塘熱水塘礦物SI-T圖Fig.7 Mineral SI-T diagram of the Batang hot pool

由于本次研究區域的采樣點基本處于河谷地帶，位于河漫灘上，因此冷水會不同程度地混入地下熱水中，SiO2濃度、K+濃度、Na+濃度、Mg2+濃度已被稀釋，并且理塘地區位于川西高原的東南緣，屬于中高溫地熱資源。綜合實際情況考慮，溫標法計算熱儲溫度會偏低。

4.1.3硅-焓混合模型

巴塘熱水塘溫泉水樣位于部分平衡或混合水區間，可能有冷水混合，利用硅-焓混合模型及方程[21]消除冷水混入的影響，分析冷水混入比例以及混入前熱儲溫度。

飽和水焓的含量和SiO2與溫度關系見表2，當溫度小于100℃時，飽和水焓與溫度數值相等。本次計算采用的地表冷水為CP07河水水樣，溫度是15 ℃，SiO2含量為14.61 mg/L。

表2 溫度、焓和SiO2含量關系Table 2 Relationship among temperature,enthalpy and SiO2 content

根據硅-焓模型公式分別作出焓和SiO2含量與溫度的函數關系(圖8)，其交點即為冷水混入的比例。由圖可知，CP02的冷水混入比例大約為68 %，熱儲溫度約為229 ℃；CP03混入冷水比例約為65 %，熱儲溫度約為222 ℃；CP04混入冷水比例約為65 %，熱儲溫度約為228 ℃；CP05混入冷水比例約為64 %，熱儲溫度約為218 ℃，CP06點可能由于熱儲溫度過高，冷水混入比例過大，或者采集測量中可能出現的一些誤差，導致其在圖中沒有形成交點，無法計算冷水混入比例及熱儲溫度。

圖8 巴塘熱水塘硅-焓模型Fig.8 Si-enthalpy model of the Batang hot pool

經過硅-焓模型計算的熱儲溫度與地熱溫標法計算的熱儲溫度相差較大，主要原因是地熱水在上升過程中混入了地表冷水，冷水混入地熱水后在中部熱儲層中重新達到相對平衡，采集地下水進行的地熱溫標計算的是中部儲層的溫度。通過硅-焓模型消除了冷水混入的影響，計算結果是深部熱儲溫度。然而實際上利用硅-焓模型計算熱儲溫度也有不確定性，這是因為用此方法得到的熱儲溫度取決于熱泉水中SiO2的含量，而地下熱水與冷水混合前可能發生擴容從而損失了蒸汽進而導致SiO2含量過高[22]。但整體看，由于硅-焓模型考慮較為全面，SiO2含量較為準確，因此可以作為一個相對可靠的標準進行計算。

4.2 熱儲熱循環深度計算

川西地區屬于隆起山地型地熱資源，理塘卡輝地區主要受構造和地貌控制[12]。資料顯示，巴塘地區的年平均氣溫為3 ℃，地溫梯度為4.75 ℃/100 m，恒溫帶厚度為20 m[23]。計算結果見表3。由于地熱水在上升過程中冷水混入導致采取的溫泉水樣處于不平衡或部分平衡狀態，根據地熱溫標法的熱儲溫度計算的熱循環深度是中部熱儲的熱循環深度，經過硅-焓模型校正，此時熱儲溫度計算得到的熱循環深度才是深部熱儲的熱循環深度。

表3 巴塘熱水塘熱儲熱循環深度計算結果Table 3 Calculation of the thermal cycle depth in the Batang hot pool

5 結論

(1)川西巴塘地區地下水水化學類型主要為HCO3—Na型，部分為HCO3—Ca和HCO3·SO4—Na型。受淋溶風化作用影響，巖漿巖或變質巖中的硅酸鹽釋放，偏硅酸溶解到地熱水中，導致偏硼酸含量普遍偏高。川西巴塘地區地下水補給來源主要為大氣降水，在溫度、徑流、時間影響下，含氧礦物與高溫地下水發生離子交換，出現水體中δ18O富集現象。

(2)巴塘地區熱儲溫度163.16 ～176.88 ℃，熱循環深度3 391.75～3 680.72 m，冷水混入比例在64%～68%之間，未混入冷水時深部熱儲溫度在218～229 ℃之間，熱儲循環深度4 546.32～4 777.89 m。地下熱水由大氣降水經巖石裂隙進入深部，受到不同熱源加熱成為深部地熱水，在向地表循環的過程中，由于徑流較長且流速較慢，地熱水域圍巖發生水巖作用，進行離子交換，在完成一系列水化學作用及水巖作用后，地熱水在靜水壓力和熱動力驅動下，升至地表，受到淺層冷水混入，最終形成溫泉水。