湖北省浠水縣曹畈地熱田地熱流體化學特征及成因淺析

陳金國，戴 竹，石 威，白東彬

(湖北省地質局 第三地質大隊,湖北 黃岡 438000)

湖北省浠水縣位于桐柏—大別造山帶內,夾持于揚子地塊和華北地塊之間,是相對獨立的古老變質巖塊。該區經歷了長期演化,巖石具有多期變形及不同構造體制疊加的特征,形成了構造復雜、變質作用強烈的一套巖石組合。該區經歷了早元古代—晚元古代的劇烈構造活動,又在中生代時再次“復活”,發育大量的巖漿活動,新生代至今仍發生了構造活動,產生了一系列斷裂。中生代以來經歷了強烈俯沖消減和巨量剝蝕,致使區內地殼熱流密度和地溫梯度普遍高于湖北省內其他古老的變質巖區,具有良好的地熱成礦地質條件[1-5]。

曹畈地熱田是鄂東地區著名的溫泉點之一,位于浠水縣與羅田縣交界的曹畈村—許家沖村一帶,溫泉主要出露在義水河支流界河河漫灘,地熱田地熱流體溫度較高,最高溫度為60.4 ℃,水質較好,偏硅酸含量為55.25～87.9 mg/L,屬于有理療價值的熱礦水,且水量較豐富,具有良好的開發利用前景。

1 地熱地質條件

1.1 大地構造位置

區域大地構造位置屬于桐柏—大別造山帶,大別造山帶自晚古生代以來經歷了從大洋俯沖至陸陸碰撞、從碰撞擠壓造山至伸展塌陷的構造作用過程,由多個形成于不同深度環境的塊體組成,有著各自獨立的建造特征,變質變形復雜,經歷了多期次、多階段構造運動,多次演化后拼貼為一體的復合造山帶[6-7]。

1.2 地形地貌

區域上地勢總體呈西高東低,最高點位于地熱田西側周流尖—華桂山林場一線,周流尖海拔333 m,華桂山山頂海拔最高390 m,最低處為界河河床,其海拔約60 m。曹畈村一帶沖溝發育,呈北東向、南北向延伸,切割深度一般5～10 m左右。

研究區內主要發育兩種類型的地貌：構造剝蝕低丘地形和侵蝕堆積地形,區域地貌略圖見圖1。

圖1 區域地貌略圖Fig.1 Outline of regional landform1.構造剝蝕低丘地形；2.侵蝕堆積地形；3.地貌類型分界線；4.工作區范圍；5.地表水系；6.縣界。

1.3 區域地質構造

區域地質構造以褶皺及斷裂活動為主,其位于北東向構造帶、南北向擠壓帶和新華夏系構造體系的復合部位,發育有各方向的脆性及韌脆性斷裂。其中北東向和南北向構造形跡最為發育,從構造組合形式來看,北東向構造形跡在該區占主導地位,構成了以北東向構造骨架為主,受弧形構造帶及南北向擠壓帶影響的構造形態,并決定了區內地熱田的分布范圍和形態,區域構造綱要圖見圖2。

圖2 曹畈地熱田區域構造綱要圖Fig.2 Regional structure outline of Caofan geothermal field1.倒轉背斜；2.倒轉背斜;3.倒轉向斜;4.壓扭性斷裂;5.沖斷裂;6.擠壓破碎帶；7.壓扭性斷裂;8.性質不明斷裂;9.推測斷裂;10.片麻巖產狀;11.斷裂及其編號。

1.4 地熱田地質構造

地熱田位于方家沖北東向倒轉背斜南東翼傾伏端,受北東向構造帶及南北向擠壓帶的影響,地熱田主要受控于斷裂構造,以北東向、近南北向兩個方向的斷裂最為發育。通過對局部斷裂形跡出露地段進行追索及不同走向節理裂隙發育情況的統計,結合物探成果資料,推斷地熱田主要發育北東向F1、F3及近南北向F2、F4四條斷裂。其中,北東向F1為地熱田主要的控熱導熱構造,其表現為張扭性,F2斷裂具備一定的導熱性能,以走滑性質為主,兼具壓扭性質,并不具備阻水隔熱作用,具體斷裂構造分布見圖3。

圖3 曹畈地熱田斷裂構造分布圖Fig.3 Distribution of fault structure in Caofan geothermal field1.實測/推測斷層及編號；2.正斷層及產狀；3.平移斷層及產狀;4.鉆孔涌水量(m3/d)[降深(m)](水溫(℃))。

1.5 地熱田水文地質條件

曹畈地熱田一帶深變質巖區受到多期次的構造活動影響,變質巖地層和侵入巖中裂隙密集產出,由于地殼長期抬升,地形切割較深,構造剝蝕及風化剝蝕作用強烈。義水河及其支流界河兩側斷續堆積了較厚的松散堆積物,其孔隙較大、連通性好,底板高程一般低于河水水位,有利于大氣降水和地表徑流入滲,在Ⅰ級階地與河漫灘形成孔隙含水層。但因分布范圍較小,連續性差,使地下水儲存和富集具較大的局限性。

研究區內地下水由于巖性組成、構造發育程度、地下水賦存條件和含水介質孔隙性質的差異,形成了不同類型的地下水,同時也形成了各自的水文地質特征[8-10]。按分類標準可劃分為三類：松散巖類孔隙水、基巖裂隙水及構造裂隙水,詳見表1。

表1 地下水類型及富水性劃分表Table 1 Classification of groundwater types and water abundance

2 地熱流體化學特征

2.1 地熱流體化學組分特征

2.1.1地熱流體一般水化學特征

曹畈地熱田地熱流體屬中高溫中性硫酸鈣鈉型水,地下熱水與冷泉水、河水對比分析詳見表2。

從表2可以看出,冷泉水、河水中的鉀、鈉、鈣、硫酸鹽、溶解性總固體、可溶性SiO2、偏硅酸等的含量均明顯小于地熱流體,而鎂、重碳酸鹽的含量明顯高于地熱流體,其中鈉、鈣、硫酸鹽、溶解性總固體含量差距更為明顯,說明鈉、鈣、硫酸鹽及溶解性總固體是地熱流體的重要指標,而重碳酸鹽則為地表水及冷泉水的重要指標。雖然地熱流體中的溶解性總固體含量遠高于冷泉水及河水,但其含量均<3 g/L,屬于弱礦化水,除由于受大量淺部地下水入滲的影響外,也說明地熱流體的循環徑流條件是良好的。另外,冷泉水及河水中，除特征離子含量小于地熱流體外,污染性指標如硝酸鹽、亞硝酸鹽、耗氧量等的含量均比地熱流體高。

表2 地熱田地下熱水與冷泉水、河水水質全分析對比表Table 2 Comparison table of underground hot water,cold spring water and river water quality in geothermal field

2.1.2地熱流體微量元素特征

本次分析測試項目有砷、鉻、汞、硒、鋰、鉻、鈷、鎳、銅、鋅、鉬、鍺、鎘、鉛、鋁、鋇、鐵、錳、鍶、釩19項指標,各微量元素含量見表3。

表3 地熱流體微量元素含量統計表Table 3 Statistical table of trace element content in geothermal fluid

由表3可知，地熱流體中微量元素中除鋰、鍶含量稍高外,其它微量元素含量甚微,均在分析精度之內,毒理性元素的含量值均低于限量標準。

2.1.3地熱流體的氣體成分特征

通過對地熱田地熱井及溫泉點實地觀察,溫泉點及地熱井井口均具冒泡現象,溢出氣體含微量的H2S,能聞到輕微的硫磺味,冷卻后基本消失。

2.1.4地熱流體放射性

地熱流體中放射性元素含量較低,其中226Ra含量為0.03～0.035 Bq/L,Rn含量為8.55 Bq/L。

2.2 地熱流體化學組分動態變化

2.3 地熱流體同位素地球化學特征

曹畈地熱田同位素分析結果見表4。

表4 曹畈地熱田δD、δ18O、T(3H)分析結果表Table 4 Analysis results of δD,δ18O and T(3H) in Caofan geothermal field

由表4可知,曹畈地熱田地熱流體δD值和δ18O值均在大氣降水的氫氧同位素含量波動范圍中(δD=+10‰～-400‰,δ18O=0～-60‰),且其δ18O值相對較大。克雷格(1961)根據對全世界降雨同位素數據分析,得出經驗公式：δD=8δ18O+10‰。據1984年三里畈溫泉的初勘雨水樣同位素分析數據,雨水中的δD(SMOW)‰、δ18O(SMOW)‰分別為-49.98、-7.74[11],曹畈地熱流體中的δD和δ18O較當地大氣降水低,地熱流體δD-δ18O含量分布見圖4。

圖4 地熱流體δD-δ18O含量分布圖Fig.4 Distribution of δD-δ18O content in geothermal fluid1.地熱流體；2.地表水；3.民井井水(冷水)；4.雨水。

地熱流體中T(3H)含量均<5 TU,而雨水和地表水一般>5 TU。一方面是因為20世紀80年代以后,核能相關機構的控制,全世界核試驗明顯減少；另一方面,T(3H)的半衰期是12.48年,經過衰變,其含量也會減少。主要由以上兩點原因造成了地熱流體T(3H)降低,ZK2中T(3H)含量<1TU,說明其地熱流體形成的時代更早,循環徑流的速率更慢。

3 地熱田成因淺析

浠水縣曹畈地熱田與羅田縣三里畈地熱田直線距離約10 km,具有相似的地熱地質條件,兩者斷裂系統基本一致,均為晚期近南北向斷裂切割早期北東向深大斷裂,溫泉出露點均位于斷裂交匯部位附近,且兩者地溫異常區均圍繞北東向斷裂呈橢圓狀展布。因此,認為兩者在成因模式上具有相似性,以三里畈地熱田成因模型為指導,分析總結曹畈地熱田成因具體如下。

3.1 熱源

根據區域地質、水文地質資料綜合分析,曹畈地熱田熱源可能來自兩個方面：一方面是地下水沿大型斷裂進行深循環獲取的增溫,即地溫梯度增溫；二方面是侵入巖中U、Th、K等放射性核元素衰變釋放的能量致使巖石和流體的溫度增加。地熱田周邊及區域上存在大量的早侏羅世片麻狀二長花崗巖,表明地熱田深部可能存在隱伏的侵入巖體,侵入巖不僅給地熱田帶來了一定的熱能[12],同時,這些侵入巖為高結晶巖體,巖石致密程度較好、導熱率高,導致地熱田地溫梯度明顯高于其他變質地層區。

3.2 熱儲

熱儲巖性為晚太古代方家沖片麻巖及早元古代大別巖群變粒巖—大理巖巖組,受構造影響,巖石發育斷層破碎帶及裂隙帶,主要分布于界河以南,許家沖河以西。

地熱流體富集帶為斷裂破碎帶,靠近北東向F1主控斷裂破碎帶的地段，地熱流體水量豐富、溫度較高,遠離F1斷裂破碎帶的地段，則地熱流體水量減少、溫度降低。因此,地熱田熱儲賦水性決定于構造發育情況及巖石裂隙發育程度。

3.3 熱儲蓋層

地熱田熱儲蓋層按標準可劃分為兩部分：一是第四系全新統松散堆積物；二是弱含冷水的強風化基巖或裂隙不發育的新鮮基巖。上覆松散堆積物及強風化基巖對下伏熱儲的影響各地不一,部分地段雖保溫隔熱,但因厚度較小、分布范圍有限,其所起的作用不具全局意義。由于熱儲體的主要部分為河漫灘或階地中部的堆積層覆蓋,其充水條件較好,對熱儲體有一定的散熱和降溫作用。因此,從整體上看,曹畈地熱田屬于開放型地熱田,其上覆的松散堆積層及強風化層并不具嚴格的保溫隔熱意義。

3.4 地下熱水補徑排條件

地下水的形成受控于多種因素,其中,地質構造為主控因素,地形地貌、地層巖性、氣象水文亦具有一定影響。大氣降水為區內地下熱水的主要補給來源,從鉆孔揭露情況來看,地熱流體主要貯存于斷裂破碎帶的孔隙、裂隙中,屬于條帶狀熱儲裂隙型地熱田,斷裂破碎帶是地熱流體補給、徑流、排泄的唯一途徑。構造裂隙水因其具備遠源補給、深循環、徑流途徑長的特點,多以承壓水的形式存在,其動態相對穩定,降水量能小幅影響水位,且其影響具顯著的滯后。

3.4.1地熱流體的補給

受“高程效應”影響,曹畈地熱田的地熱流體中的δD和δ18O較雨水略低。根據下列公式,可以初步計算地熱流體的補給區海拔。

H=(δs-δp)/K+h

(1)

式中：H為同位素補給區海拔(m)；h為取樣點高程(m),選用地熱田平均高程67 m；δs為地熱流體同位素組成,選用地熱流體平均值δD=-62.7‰、δ18O=-8.46‰；δp為大氣降水的同位素組成,選用羅田縣三里畈地熱田大氣降水平均值δD=-49.98‰、δ18O=-7.74‰；K為同位素高度梯度(n‰/100 m),根據羅田縣湯河地熱田可行性勘查、三里畈地熱田初步勘察對同位素梯度的分析經驗值,選用KD=-2.7‰/100 m、K18O=-0.46‰/100 m。

經計算,地熱田地熱流體的補給區海拔采用D值計算為538 m,采用18O值計算為224 m。由此可知,地熱田地熱流體的補給區海拔在224～538 m之間。

3.4.2地熱流體的徑流

地熱循環徑流最深處熱儲溫度的估算。據地熱田垂向地溫梯度、地下水常溫帶埋深、多年平均氣溫、地熱形成條件和地下熱水化學特征,選擇二氧化硅地球化學溫標估算熱儲溫度及地熱田地熱循環深度。

(2)

式中：C為地熱流體中可溶性SiO2含量,mg/L。

利用ZK1—ZK5號孔水質分析結果中的SiO2值計算各孔地下深部的地熱溫度,計算的結果分別為122.22 ℃、114.00 ℃、138.09 ℃、135.84 ℃、138.12 ℃,取其平均值129.65 ℃為SiO2地球化學溫標估算熱儲溫度。

熱儲埋深(地熱流體循環徑流深度)的估算。根據本區地溫梯度、恒溫層平均溫度、恒溫層深度和熱儲溫度,來估算地熱田熱儲埋深。計算公式如下：

(3)

式中：Z為熱儲埋深(m)；T為熱儲溫度(℃),取SiO2溫標計算值為129.65 ℃；G為地熱梯度(℃/100 m)；根據5個鉆孔資料,取地熱增溫的平均值8 ℃/100 m；T0為多年平均氣溫(℃),據縣志取16.4 ℃；Z0為常溫帶平均深度(m),根據跟鉆測溫測量結果取平均值20 m。則Z=(129.65-16.4)×100/8+20=1 435.63 m,地熱田的熱儲埋深約1 435.63 m,即地熱流體循環徑流深度最大可達1 435.63 m,是深部低密度高溫度流體上升與淺部高密度低溫度流體混合,并與巖石化學成分達到化學平衡時的最大深度。

3.5 地熱田成因淺析

曹畈地熱田屬斷裂構造型地熱田,地熱流體沿主控斷裂破碎帶及其裂隙帶向上運移,以溫泉的形式在地形條件有利且裂隙貫通性較好地段出露地表,其成因可以大致分為以下四點。

(1) 地熱田在構造位置上處于北東向構造帶,受區域褶皺及斷裂構造影響,區內斷裂發育,溫泉出露點及地熱異常區均分布于北東向F1斷裂附近,說明F1控制了熱水的賦存分布,是地熱田主要的控熱導熱構造,F2主要起到了擴大斷裂破碎帶規模、暢通地熱流體運移通道的作用,斷裂破碎帶孔隙、裂隙是地熱流體補給、徑流、排泄的唯一途徑。

(2) 根據推算,地熱田地熱流體補給高程應在224～538 m之間,地熱田北東及南西向均分布高程多為200 m以上的低丘—低山,受北東向構造帶的影響,生成了一系列北東向張扭性斷裂,地下水通過這些斷裂和裂隙帶,向深部循環遠源補給地熱田。

(3) 根據混合溫標估算熱儲的溫度為129.65 ℃,地熱田熱動力平衡深度為1 435.63 m。北東向F1斷裂為深大斷裂,切割較深,地下水沿F1斷裂進行深部循環、逕流,高壓水(氣)沿斷裂徑流到地質環境條件適宜的地段后經長期的機械侵蝕及熱水水化學作用,熱水排泄通道得以拓展和貫通,從而形成一定規模的熱水儲存空間。

(4) 地熱田地熱異常區海拔高程為60 m左右,地形較為平坦,自新生代第四紀以來,在地表徑流的侵蝕作用下,斷裂帶附近巖石侵蝕作用強烈,為地熱流體排泄創造了條件。由于地熱田附近皆為第四系覆蓋,一定程度上抑制不了地熱流體在淺部的運移和擴散,其分布范圍基本是以溫泉出露點為中心,受地形制約的裂隙水的分布范圍。事實表明,地形地質條件亦是控制地熱田地熱流體溢出地表的重要因素。

綜上所述,地熱田具有遠源補給、遠程徑流、深層循環的特點,地下水通過與深部熱源溝通升溫形成地熱流體,在地形有利及裂隙連通性較好地段,地熱流體通過斷裂破碎帶或裂隙帶向上運移形成上升溫泉,地熱田地質剖面見圖5。

圖5 曹畈地熱田地質剖面圖Fig.5 Geological section of Caofan Geothermal field1.地熱徑流方向；2.溫泉；3.晚太古代方家沖片麻巖；4.早元古代大別山巖群變粒巖—大理巖巖組；5.斷裂；6.推測斷裂；7.斷裂破碎帶；8.圍巖接觸集水帶；9.地下水徑流方向。

4 地熱田成因模型

在區域巖性為古老變質地層、巖漿巖的背景下,斷裂破碎帶的孔隙和裂隙是地熱流體補給、徑流、排泄的唯一通道。北東向的F1斷裂為地熱田最重要的控熱導熱構造,其性質表現為張扭性。在地熱田地下水補給區,地下水溫度低、密度大、勢能大,地表水主要通過F1斷裂破碎帶側向向深部運移,在此過程中地熱流體溫度逐漸升高、密度逐漸降低、礦化度逐漸升高；近南北向F2斷裂表現為擠壓作用,以走滑性質為主,兼具壓扭性質,主要起到了擴大斷裂交匯部位破碎帶規模、暢通地下水運移通道的作用,具備一定的導熱性能,F2與F1交匯部位地勢低、巖石節理裂隙發育且連通性較好,為地下水向上運移創造了條件。地熱田成因模型見圖6。

圖6 曹畈地熱田成因模型圖Fig.6 Genetic model of Caofan geothermal field

5 結語

(1) 地熱田位于北東向構造帶的方家沖倒轉背斜南東翼傾伏端,受北東向構造帶及南北向擠壓帶的影響,地熱田構造以斷裂為主。北東向F1為地熱田主要的控熱導熱構造,主要表現為張扭性,近南北向F2具備一定的導熱性能,以走滑性質為主,兼具壓扭性質,并不具備阻水隔熱作用。

(2) 據SiO2地球化學溫標估算,地熱田熱儲溫度為129.65 ℃,熱動力平衡深度為1 435.63 m。地熱田淺部(埋深500 m以內)溫度一般<60 ℃,這與熱儲上覆第四系松散堆積層及強風化層保溫隔熱性能較差、水熱系統為敞開型有關。

(3) 地熱田熱儲巖性為晚太古代方家沖片麻巖及早元古代大別山巖群變粒巖—大理巖巖組,受構造影響,巖石發育斷層破碎帶及裂隙帶。地熱流體主要賦存于斷裂破碎帶孔隙和裂隙中,屬于條帶狀熱儲裂隙型地熱田,斷裂破碎帶孔隙和裂隙是地熱流體補給、匯集、徑流、排泄的唯一途徑。

(5) 結合曹畈地熱田優越的地理位置、地熱資源條件及區域上地熱資源開發利用現狀,建議其開發利用以溫泉地產開發為主,搭配其他溫泉旅游項目,進一步擴大其經濟效益。先期開采量控制在2 500 m3/d以內,并對其水溫、水量、水質進行動態監測,以驗證地熱流體可開采量。隨著地熱資源開采量需求的增加,可沿F2向北東及南西向進行下一步勘查工作,以保障地熱資源需求。