吉林省伊舒盆地南段地熱流體水化學及同位素特征

李文俊，劉聰，張麗玲，朱彤，宋文玲

1.吉林省地質礦產勘查開發研究院，吉林 長春 130102；2.吉林省地質調查院，吉林 長春 130102

0 引言

隨著我國經濟的高速發展，能源供需關系日益緊張，地熱資源作為一種清潔、可再生的資源受到廣泛關注。吉林省伊舒斷陷盆地是發育于郯廬斷裂帶東北段上的新生代盆地，地熱資源較為豐富。為科學合理利用吉林省地熱資源，應對其分布特征、成因環境、循環條件等進行綜合分析，保障地熱資源的可持續利用。本文基于吉林省伊舒斷陷盆地(伊通段)地熱資源普查和吉林省伊通滿族自治縣大孤山地熱資源普查2個項目，應用Pipar圖、Gibbs圖、Na-K-Mg三角圖、氫氧同位素關系圖等方法對地熱流體化學組分、成因、循環特征進行了初步分析。

1 研究區概況

吉林省伊舒斷陷盆地是發育于郯廬斷裂北延西支上的新生代盆地，位于長春市和吉林市之間，盆地平面呈北東向狹長分布，長140 km，寬12～20 km，面積約2 400 km2，盆地內充填有巨厚的新生界地層。盆地北西側隔大黑山地壘與松遼盆地相鄰，東南為廣闊的那丹哈達嶺山脈。盆地內地勢相對平坦開闊，平地上散布著16座拔地而起的火山，火山噴發類型為噴發和裂隙—中心式溢流，在空間上主要沿盆地兩側深大斷裂呈北東向線狀展布，火山活動較為強烈。

研究區地處伊舒盆地南段，構造上屬佳木斯—伊通地塹，二級構造單元為莫里青斷陷。莫里青斷陷可進一步劃分為靠山凹陷、馬鞍山斷階、大孤山斷階帶、尖山構造帶及小孤山斜坡(圖1)。

圖1 伊舒盆地南段構造單元劃分及地熱井分布圖

受盆地東西兩側深大斷裂和地層沉積環境等因素控制，區內地熱資源較為豐富，研究區4眼地熱井揭露地熱流體主要賦存在古近系奢嶺組和雙陽組砂巖地層的孔隙、裂隙中，有效熱儲層埋深在1 303.5～2 012.1 m之間，單井最大涌水量可達902.88 m3/d，出水溫度區間在47～53℃之間。屬由構造控制的沉積盆地型地熱資源。

2 水文地球化學特征分析

2.1 樣品的采集與測試

本次研究所用的地熱流體樣品取自區內4眼地熱井，各井取樣時間均在抽水試驗結束前2小時采集，并加入保護劑，取樣流程嚴格按照取樣標準進行采樣。共采集地熱流體樣品4組，委托具有水質檢測資質的單位進行分析測試，測試結果真實可靠。

2.2 水化學類型及礦化度分析

圖2 地熱流體pipar圖

平面上，地熱流體的礦化度由盆地東南尖山構造帶向西北靠山凹陷逐漸增加，可見凹陷區地熱流體循環相對緩慢，致使礦化度增加，由礦化度含量變化，可初步推斷該區地熱流體徑流方向為東南向西北。此外，區內4眼地熱井ZK2、ZK5、ZDR2、ZDR1的靜水位標高分別205.88 m、179.85 m、223.30 m、235.40 m，地熱井的靜水位數據也佐證了地熱流體由東南向西北徑流。

表1 伊舒盆地(南段)地熱流體主要離子濃度數據表

2.3 水化學成因類型分析

圖3 研究區地熱流體Gibbs投影圖

2.4 水巖平衡分析

1988年Giggenbach提出了Na-K-Mg三角圖解法，用來評價水巖平衡狀態，其原理為Na+、K+的平衡調整極為緩慢，而K+、Mg2+含量即使在低溫也調整得相當快[6]。在三角圖中分為完成平衡、部分平衡和未成熟水三個區域。由繪制的Na-K-Mg三角圖(圖4)可以看出，地熱流體樣品均位于部分平衡區，基本接近平衡曲線，說明地熱流體處于較為封閉的環境中，循環較慢，在熱儲層內化學反應未達到離子平衡，或者是在上升過程中發生了冷熱水混合作用使得熱水中離子組分的濃度降低[7]。本區地熱流體投影點分布在三角圖右側完全平衡與部分平衡界線下部，水巖作用接近完全平衡，推測其原因為深部熱儲與淺部熱儲發生混合，溫度出現變化(但變幅不大)，使原平衡被打破。

圖4 地熱流體Na-K-Mg三角圖

3 同位素特征分析

地熱流體的同位素分析是了解地熱流體形成機制、補給、徑流、排泄的有利手段，其中D、O同位素運用最為廣泛。同位素的化學性質大部分不易被圍巖吸收，比較穩定，但因地下水的混合作用、水—巖反應作用以及溫度變化等因素導致的同位素變化容易被儀器檢測到[9]，D、O元素本身就是水分子的組成部分，其變化規律可有效地再現地熱流體的演化過程，同時δ18O在地熱流體及巖石中存在不同程度的交換，亦可用來揭示水巖反應過程[10]；另外，大氣降水中的δD和δ18O值會隨著溫度、緯度、高程、降雨量、季節等影響因素的變化而發生相應的改變，從而可以利用這些特征來判斷地下熱水起源，估算地熱流體的補給區溫度和補給高程[10]。因此，地熱流體同位素分析，可以更準確地分析地熱流體的起源、循環和年齡等[10]。

根據研究區地熱流體樣品δD、δ18O穩定性同位素和T放射性同位素的測試數據(表2)，可以發現研究區內大氣降水和地熱流體的δD、δ18O之間的數值差別較大，而淺層地下水、地表水的δD、δ18O值與地熱流體的δD、δ18O值較為接近，表明研究區內地熱流體與近距離的大氣降水水力聯系不密切，但與周圍的淺層地下水和地表水通過斷裂構造存在一定的水力聯系。本次應用Aqua Chem軟件繪制了研究區內大氣降水、地表水、淺層地下水、地熱流體的δD-δ18O關系圖(圖5)。并與松遼平原降水線δD=7.03，δ18O-4.38[8]、長白山區大氣降水線δD=7.77，δ18O+9.11[8]以及中國大氣降水線進行對比分析。

表2 地熱流體同位素檢測成果表

圖5 研究區δD—δ18 O關系圖

由圖5可見，長白山區大氣降水線與中國大氣降水線基本一致，松遼平原大氣降水線受氣候因素影響位于二者之下。研究區內大氣降水樣品與中國大氣降水線基本吻合，地表水、淺層地下水、地熱流體樣品均分布在降水線右側，其中地熱流體的δ18O值偏移較為明顯，飄移值約2‰，說明該區地熱流體不是來源于當地大氣降水的就近補給[11]，而是經歷了較長時間和距離的徑流過程，從而與圍巖反應交換時間相對較長；或與近代火山活動、巖漿型熱源有關。

大陸地區大氣降水δD和δ18O值具有隨地形高程升高而降低的效應[13-14]，依據D、O同位素的高程效應可以確定地熱流體的入滲高程(即補給區高程) ，進而推斷地熱流體的補給區位置。由于地熱流體在深部熱儲高溫作用下會出現δ18O 漂移現象，所以通常利用大氣降水同位素δD值的高程效應計算補給區高程更準確[15]。研究區地熱流體補給區高程計算公式為:

H=h+(D-Dr)/gradD

(1)

式中:H為地熱水補給區高程，m；h為地熱水采樣點高程，m;D為地熱水δD值，‰；Dr為地熱水取樣點附近大氣降水δD值，‰，本文取研究區淺層地下水δD值-74‰代替；gradD為大氣降水δD值高程梯度，‰/100 m，本文取-1.83‰/100 m。

由公式(1)計算得出地熱流體補給區高程為1 004.85 m。

由吉林省地勢圖可知，研究區東部老爺嶺山脈與哈達嶺山脈連線附近的地表高程與計算結果相近；老爺嶺山脈與哈達嶺山脈連線為伊舒盆地與輝樺盆地、敦化盆地的分水嶺，大氣降水沿分水嶺分別向東西兩側補給。根據研究區地熱地質條件分析，老爺嶺山脈與哈達嶺山脈連線地處伊舒斷裂與敦密斷裂之間，兩處斷裂帶均為郯廬斷裂的組成部分，兩分支在深部也存在一定的熱源和水源通道，大氣降水沿構造裂隙滲入，并通過長時間的運移補給地熱流體。因此，推測研究區內地熱流體最近的大氣降水補給區位于盆地東部老爺嶺山脈和哈達嶺山脈一帶。

4 結論

(1)研究區屬由深大斷裂構造控制的沉積盆地型低溫地熱資源，熱儲層主要分布在古近系奢嶺組和雙陽組的砂巖地層中，有效熱儲層埋深在1 303.5～2 012.1 m之間。區內地熱流體與圍巖的化學反應環境以堿性環境為主，地熱流體呈弱堿性，水化學類型為重碳酸鈉型水；地熱流體礦化度較高，多在958～4 173.44 mg/L之間，在平面上自東南至西北礦化度逐漸增加，根據礦化度含量變化特征和地熱井靜水位推斷地熱流體徑流方向為自東南向西北。

(3)研究區地熱流體水巖反應處于部分平衡狀態，靠近完全平衡界線。推測其原因主要為深部熱儲與淺部熱儲發生混合，由于有效熱儲埋深在1 303.5 m～2 012.1 m，受垂向地層深度影響，各熱儲層溫度不同，射孔后地熱流體發生混合，溫度出現變化，致使原平衡被打破。

(4)依據同位素關系曲線圖，研究區地熱流體與附近的地表水和淺層地下水與具有一定的水力聯系，但與近距離的大氣降水水力聯系不密切。地熱流體存在比較明顯的δ18O 富集現象，其封閉的熱儲環境及較長的地熱流體滯留時間是其δ18O 富集的主控因素，其次為火山活動影響。

(5)根據研究區地熱流體的δD值，計算地熱流體補給區高程為1 004.85 m，并初步推斷大氣降水補給區位于盆地東部老爺嶺山脈和哈達嶺山脈一帶。

(6)本次通過地熱流體水文地球化學、同位素分析研究，揭示了地熱流體的水巖反應過程，追溯了地熱流體的形成機制、運移特征以及循環規律。也為今后地熱資源礦業權合理設置和科學開發提供了參考和建議。