羊八井地熱田地熱地質條件及其對超臨界地熱資源勘探的啟示

王迎春 周金林 李 亮 文華國, 宋榮彩 姜光政 胡 杰 張 超

1.“油氣藏地質及開發工程”國家重點實驗室·成都理工大學 2.成都理工大學能源學院 3.成都理工大學沉積地質研究院

0 引言

地熱資源的勘探開發對于應對氣候變化、調整能源結構、助力盡早實現“雙碳”目標具有重要意義。隨著地熱資源勘探進入深水區，推進超臨界地熱資源的探測已成為各國競相發展的能源戰略[1]。我國高溫地熱資源主要分布在西藏自治區、云南省、四川省西部和臺灣省[2]。西藏羊八井地熱田是我國高溫地熱勘探開發歷史最為悠久的地熱田之一[3-5]，該地熱田ZK4002井測得最高溫度為329.8 ℃[4]。經過近半個世紀的勘探和研究，目前對于羊八井地熱田的流體來源、熱源、儲層特征等基于流體化學、地質、地球物理等證據都取得了充分認識[3,5-7]。冰雪融水在地形驅動下入滲到一定深度，被圍巖加熱后再沿著斷裂上涌到近地表，形成地熱系統。從泉華特征推測其地熱流體能夠循環到地下5 km[8]，按照羊八井地區40 ℃/km的地溫梯度，這樣的循環深度很可能形成超臨界地熱資源[1]。那么，羊八井地熱田存在超臨界地熱資源嗎？研究該地熱田的地熱地質條件是回答此問題比較經濟而有效的手段。

地熱水中的氣體是溝通深部儲層與近地表熱顯示的橋梁。地熱氣體可以識別地熱系統的物質來源、判別地熱系統的熱源特性。此外，地熱氣體的組合關系，還可以估算儲層溫度，比如一些氣體比值地溫計、氣體同位素地溫計等[9-11]。

目前，世界上已經發現超過10個地熱田具有超臨界地熱資源的潛力，比如美國的蓋瑟斯、冰島的卡夫拉、日本的葛根田、意大利的拉德瑞羅等[1,12]。這些地熱田典型的地熱地質特征與活火山直接相關，其巖漿房埋深一般介于2～6 km。這些超臨界地熱區的揮發份主要為CO2、H2S等酸性氣體[13]，同時巖漿脫氣、相分離、蒸汽冷凝也是常發生的物理化學過程[14]。另外，地熱區圍巖的滲透性、侵入體的深度和形態等都是超臨界地熱資源形成的主要地質控制因素[14]。當圍巖滲透率大于10－15m2時，有利于超臨界地熱資源形成；但是當深度達到10 km時滲透率可能低于10－20m2，基本不可能形成超臨界地熱資源[14-15]。

為了明確羊八井地熱田是否存在超臨界地熱資源，筆者在系統分析羊八井地熱田地熱地質特征的基礎上，從流體來源、儲層溫度、巖漿特性等多方面尋找證據，研究了羊八井地熱田的物質來源和熱源特性。確認羊八井地熱田沒有形成超臨界地熱資源的地熱地質條件。該項研究成果對于我國超臨界地熱資源的勘探具有重要意義，對于深入理解亞東—谷露裂谷（YGR）的地球動力學過程也具有參考價值。

1 羊八井地熱田的地質條件

羊八井地熱田位于拉薩西北約90 km的羊八井鎮境內，地處青藏高原腹地，平均海拔超過4 500 m（圖1）。該地區的年平均氣溫為2.5 ℃，年均降雨量為380 mm，而且大部分都集中在7～9月[4]。在20世紀90年代，羊八井地熱田的發電量占拉薩市電力的60%。隨著經濟社會的發展，現今羊八井地熱田發電占拉薩市用電的2%[3,16]。

圖1 羊八井地熱田的地形地貌與地熱流體采樣點分布圖

羊八井地熱田處在亞東—谷露裂谷的中部，西北邊是念青唐古拉山，東南邊是唐山（圖1）。地熱系統的基巖東南部為石炭系—二疊系板巖、上白堊統碳酸鹽巖和侏羅系變質沉積巖，西北部為古生代片麻巖和混合巖，近地表為第四系覆蓋。該地區存在的年輕火山巖的年齡為距今8 Ma[5]，但是至今沒有證據顯示該地區存在第四紀火山活動。在亞東—谷露裂谷的東、西兩側分別分布有2套走向NNE向和NE向的正斷層，是亞東—谷露裂谷系的分支，這些伸展斷層被推斷為地熱流體儲層和運移通道，因為它們一直活躍到第四紀晚期。羊八井地熱田早先存在蒸汽地面、沸泉、間歇泉、熱水塘等地表熱顯示，隨著地熱發電的持續開發，很多高溫地熱顯示已經逐漸消失了[16]。

羊八井地熱田西北部念青唐古拉山（海拔介于4 500～5 800 m）的降水和冰雪融水是地熱田的主要補給源[4]。大氣降水入滲并被圍巖加熱，地熱流體沿著斷裂帶上升到深部儲層，然后流入淺部熱儲層，與地下冷水混合，一起流向地熱田東南側[4]。多吉[3]研究認為，羊八井地熱田的熱儲層有2層，淺層熱儲層溫度介于130～170 ℃，儲層深度約500 m，儲層巖性主要為第四系沉積物；深層熱儲層深度介于950～1 800 m，巖性主要為裂隙花崗巖、風化花崗巖等，推測深層儲層溫度介于210～250 ℃。

2 羊八井地熱田的流體來源

2.1 羊八井地熱田地熱水特征與來源

2.1.1 地熱水特征

羊八井地熱田地熱水具有偏堿性的pH值、以Cl－為主的水化學類型，不是酸性流體（表1）。世界上很多超臨界地熱田的流體為酸性，甚至有的pH低于3，并且富含SO42－。同時，它們的流體總溶解固體（TDS）濃度基本都是幾萬mg/L[13]。這些顯著流體特征差異，是因為超臨界地熱田擁有一個較淺的巖漿房，地熱儲層很大程度接受了來自巖漿房直接脫氣的組分和物質，導致其流體性質與遠離巖漿房的地熱田有明顯差異。

表1 羊八井地熱田河水、地下冷水、地熱水和冷凝水的化學參數和同位素表

根據水同位素分析，羊八井地熱田的地熱母流體主要源于念青唐古拉山的冰雪融水入滲到地下一定深度，在被圍巖加熱的同時也受到了來自深部巖漿水的混入，導致地熱水的水化學類型以Cl—Na型為主。羊八井地熱田的地熱水含量低，水化學特征與超臨界地熱田的地熱水具有明顯差異，主要是因為羊八井地熱田的巖漿房比較深，釋放的酸性流體在運移到近地表的過程中可能被中和。

2.1.2 地熱水的來源

羊八井地熱田地熱水的δD與δ18O的關系如圖2所示。地下冷水、地熱水和冷凝水均靠近全球大氣降水線（GMWL）和本地大氣降水線（LMWL），表明其為大氣降水來源。以巖漿水（δ18O=10‰±2‰，δD=－20‰±10‰）[17]和冰雪融水[18]作為繪制圖2中的兩個端元。羊八井地熱田大部分地熱水分布在巖漿水和大氣降水的混合帶。圖2顯示δD和δ18O都略有右移，表明地熱水形成機制以與巖漿水混合為主。根據δD和δ18O二元混合關系，羊八井地熱田的地熱流體受到深部少量巖漿水（約25%）的影響。

圖2 羊八井地熱田水樣的δD與δ18O關系圖

2.2 羊八井地熱田地熱氣體的特征與來源

2.2.1 羊八井地熱田的He特征與來源

目前，對于地熱氣體中He的來源，一般認為3He主要來自地幔，以脫氣形式進入地殼；4He主要是殼內放射性成因，主要以U和Th元素的α衰變產生。當氣體中R/Ra值（R＝3He/4He，Ra表示空氣的R值，為1.38×10－6）介于0.02～0.10時，主要是殼內源占主導地位；當R/Ra值超過0.10時，存在一定比例的幔源He混入地熱系統。從數據表2可知，羊八井地熱田氣體R/Ra值基本小于0.20，遠小于洋中脊的R/Ra值（8.00±1.00），也小于大洋島弧的R/Ra值（7.40±1.50）[19]，以及熱點或地幔柱地區的R/Ra值（15.00～30.00）[20]。反映出羊八井地熱田氣體具有明顯的殼源主導特性。另據表2羊八井地熱田的He來源97%是地殼源，與前人認為羊八井地熱田地幔He的來源小于5%一致[21]。從羊八井地熱田在亞東—谷露裂谷的構造位置來看，該地熱田處于地殼、地幔He作用的邊界，或多或少地受到了小比例的地幔He影響。而主導的地殼He很可能是殼內花崗巖中的U（3 mg/kg）和Th（20 mg/kg）元素放射性衰變產生的[22]。

表2 羊八井地熱田氣體He和C同位素組成表

2.2.2 羊八井地熱田CO2氣體特征與來源

從表2的數據可以看出，羊八井地熱田CO2氣體來源中海相碳酸鹽巖組分介于54%～68%，平均值為60%；變質沉積物組分介于26%～43%，平均值為35%；地幔端元的平均值為5%。羊八井地熱田地熱氣中碳酸鹽巖與碳酸鹽巖/變質沉積物比值較高，表明裂谷區CO2儲層具有明顯的非均質性。δ13C值偏負可能與巖漿烘烤作用下變質巖的熱分解有關。羊八井地熱田西側念青唐古拉山在中新世時出露大面積花崗片麻巖[24]，這些變質沉積巖分布在7～13 km深處[24]。此外，羊八井地熱田還發育古生代石灰巖[25]，它們位于變質沉積巖之下，海相碳酸鹽巖在高溫巖漿的作用下不斷發生變質脫碳，產生約60%的CO2，與變質沉積物分解的CO2（約35%）同時上升進入到地熱系統中。而地熱系統中來自地幔脫氣的CO2比例很小，平均不到5%。

3 羊八井地熱田的儲層溫度

3.1 水化學地溫計

利用二氧化硅[26]、Na—K—Ca[27]、Na—K[28]和K—Mg[29]地溫計可以估算羊八井地熱田的地熱儲層溫度。以較大流量直接流到地表的水處于或略高于當地大氣壓下的沸騰溫度，一般采用最大蒸汽損失的二氧化硅地溫計[30]。羊八井地熱田地熱井水的井口測試溫度高于當地沸點（86 ℃），因此，最大蒸汽損失的二氧化硅地溫計的計算結果可靠。地熱淺井石英無蒸汽損失與最大蒸汽損失估算儲層溫度分別為116～199 ℃、115～183 ℃；ZK4001井石英無蒸汽損失與最大蒸汽損失估算儲層溫度分別為267～303 ℃、237～264 ℃。筆者在使用Na—K—Ca地溫計估算地下溫度時，取公式系數β=1/3來估算地熱儲層的溫度[31]。地熱淺井利用Na—K—Ca、Na—K和K—Mg地溫計估算儲層溫度分別為195～206 ℃、228～245 ℃、150～240 ℃；ZK4001井利用Na—K—Ca、Na—K和K—Mg地溫計估算儲層溫度分別為221～229 ℃、270～283 ℃、202～286 ℃。石英地溫計的溫度低于Na—K和Na—K—Ca地溫計的結果，因為包含Na—K的系統可能對溫度變化的響應最慢，并能保持深部儲層的平衡溫度。Na—K地溫計的結果高于Na—K—Ca地溫計的結果，主要是由于Na—K—Ca地溫計對水中的Ca含量進行了修正，從而減少Ca對結果的影響。K—Mg地溫計的計算結果最低，因為K—Mg系統在低溫下接近礦物—流體平衡，并且對溫度變化的最敏感。

Giggenbach[29]提出的Na—K—Mg三角圖將地熱水劃分為成熟水、部分成熟水或未成熟水3個部分，可用于選擇適當的地溫計估算熱儲層溫度。羊八井地熱田地下熱水中有少量水樣分布在完全平衡礦物的溶解線附近（圖3）。在這種情況下，水巖反應達到平衡，說明Na—K—Mg地溫計適合研究區域。由Na—K—Mg三角圖分析得出羊八井地熱田中地熱淺井的溫度為240～260 ℃，ZK4001井水樣的溫度為280～300 ℃。ZK4001井與地熱淺井所對應的儲層溫度是不同的，且ZK4001井所對應儲層溫度高于其他深度較淺的地熱井估算的儲層溫度，與上述地球化學溫度計估算的結果相呼應。

圖3 羊八井地熱田水樣Na—K—Mg三角圖

羊八井地熱田地熱流體的溫度明顯高于當地大氣壓下的水沸騰溫度，表明羊八井地熱田的地熱流體在上升過程中經歷了絕熱冷卻[32]。根據地熱流體的Cl－—焓關系（圖4）可知，羊八井地熱田地熱母流體的Cl－濃度為896 mg/L，焓值為1 480 kJ/kg（水溫324 ℃），與ZK4002井中測得的最高溫度（329.8 ℃）接近[3]。深層地熱母流體主要經歷絕熱冷卻后形成高溫儲層（ZK4001井），并在運移的過程中與少量冷水混合后，繼續絕熱冷卻，直到到達地表。根據羊八井地熱田4 ℃/100 m的地溫梯度[5]估算，該母流體的循環深度約8 km。

圖4 羊八井地熱田地熱水的Cl－—焓關系圖

3.2 地熱氣體地溫計

在地熱流體地溫計估算溫度過程中，由于地熱流體在上升過程中可能發生液體—礦物反應以及相分離等現象，從而限制了地熱水化學地溫計的使用。與之相比，稀有氣體幾乎不與周圍的巖石發生反應，從儲層上升到地表基本上只受溶解熱力學平衡的影響。因此，筆者采用了Byrne等[9]開發的惰性氣體地溫計。

針對羊八井地熱田，根據趙平等[33]的惰性氣體數據估算了單一惰性氣體的溫度如圖5-a所示。84Kr和36Ar的關系圖表明，羊八井地熱田的氣體溫度集中在220～260 ℃的演化平衡線上。值得注意的是，空氣端也顯示在這條曲線上，如果惰性氣體被空氣污染，數據點繪制則更靠近空氣側，導致估算地熱儲層溫度偏低。此外，當高比例的蒸汽存在，大氣源惰性氣體的豐度顯著降低，并且數據點向氣相移動，導致儲層溫度偏高。

考慮到地熱氣樣容易與大氣混合，筆者利用混合惰性氣體地溫計估算羊八井地熱田的儲層溫度（圖5-b）。從圖中可以看出，儲層溫度基本集中在240～260 ℃，大氣混合比例平均值為0.2。混入氣體樣品中的額外空氣量是由采樣過程或脫氣過程造成的，這增加了惰性氣體豐度并導致低估了儲層溫度。根據84Kr—36Ar、20Ne/36Ar—1/36Ar的關系（圖 5），空氣混合會對儲層溫度的估算產生不利影響。此處修正只考慮了大氣混合的影響，沒有考慮來自地幔的氣體同位素的影響。因為來自地幔氣體小于3%，混合對儲層溫度估計的影響可以忽略不計。通過惰性氣體地溫計確定羊八井地熱田地熱儲層溫度為250±10 ℃。

圖5 羊八井地熱田惰性氣體同位素20Ne、84Kr、36Ar關系圖

根據以上研究，結合多吉[3]研究的成果，綜合分析認為：羊八井地熱田至少有3個儲層。第3個儲層溫度約為320 ℃，深度約8 000 m，巖性主要為裂隙花崗糜棱巖、黑云母花崗巖和覆蓋有強風化花崗巖的裂隙花崗巖；第2個儲層主要為深層流體在上升過程中與淺層流體混合形成，溫度約為250±10 ℃，深度介于950～1 800 m，巖性主要為裂隙花崗巖、風化花崗巖等；第1個儲層的溫度為150±15 ℃，儲層深度約500 m，儲層巖性主要為第四系沉積物。

4 羊八井地熱田的熱源特性

大地電磁（MT）方法已廣泛用于探測巖石圈尺度的地殼結構，并且對高導體敏感。前人對青藏高原進行大量的大地電磁研究：Chen等[34]認為國際喜馬拉雅和西藏高原深剖面（簡稱INDEPTH MT剖面）在10～20 km深度處存在高導電區域；Wei等[35]對更多MT數據的進一步研究結果認為，在藏南15～20 km深處存在一個高導電層；Unsworth等[36]根據地殼20～30 km深處存在一套電阻率為3 Ω·m的低電阻層，提出了由覆蓋在部分熔融層上的含水流體組合引起的低黏度區；其他學者[37-38]對青藏高原的大地電磁研究結果認為，中地殼的低電阻體是巖石部分熔融所導致的。這些研究成果都表明西藏南部存在熔融層。

圖6為西藏南部地貌（圖6-a）和三維反演電阻率模型圖（圖6-b～e）。從圖中可知，電阻體的電阻率在15～20 km時發生明顯降低（圖6-b～e）。在6 km深度（圖6-c）時羊八井地熱田電阻率大于1 000 Ω·m；在20 km深度（圖6-d）時電阻率明顯降低為10～100 Ω·m。雷璐璐[7]對羊八井地熱田進行的三維電阻反演也認為羊八井地熱田地下15～20 km電阻率發生明顯變化。這些成果表明羊八井地熱田地下巖漿房侵位在15～20 km，并且亞東—谷露裂谷（YGR）中地殼的導體在東西方向上并不連續（圖6-d），且在斷裂以東的上地殼分布著大量不連續的導體（圖中紅色部分），這些導體是殼內巖石在構造作用下熔融入侵到中地殼形成的[36-38]。

綜上所述表明，印度—歐亞大陸的碰撞導致西藏南部形成多個殼內熔融體，羊八井地熱田巖漿房遷移到距離地表15～20 km的位置（圖6-d中紅色部分表示巖漿房），為羊八井地熱田的高溫地熱系統提供熱源。

圖6 羊八井地熱田三維電阻率反演模型圖

5 羊八井地熱田是否存在超臨界地熱資源及其啟示

5.1 超臨界地熱資源的氣體C—He關系

自2001年冰島開始勘探超臨界地熱資源以來[39]，全球已發現10多個具有潛在超臨界地熱資源的地區[12]。通過將它們的氣體同位素特征與羊八井地熱田的He和C同位素特征進行比較，可以找到羊八井地熱田是否存在超臨界地熱流體的證據[16]。前文對羊八井地熱田水、氣同位素數據的研究表明，羊八井地熱田有1個穩定的具有揮發性的深部熱源。

筆者整理了全球典型超臨界地熱系統He和C同位素之間的關系圖（圖7）。繪制的端元包括洋中脊玄武巖（MORB）、洋島玄武巖（OIB）、大陸巖石圈地幔（CLM）和島弧（ARC）。MORB的CO2/3He和R/Ra值分別為 0.2×109～ 3.0×109和 6.5～ 9.5[40]；OIB的CO2/3He和R/Ra值分別為2.0×109～20.0×109和9.0～30.0[41]；CLM的CO2/3He和R/Ra值分別為109～1011和1.0～7.8[42]。圖7反映了由R/Ra與CO2/3He繪制的與巖漿直接相關的區域內所有典型的超臨界地熱系統。如圖7所示，冰島卡夫拉主要與OIB、黃石公園與大洋中脊或大陸軟流圈、墨西哥洛斯赫爾繆斯與島弧巖漿以及肯尼亞裂谷與CLM相關。從圖7可以推斷超臨界地熱流體的形成與巖漿房密切相關。與之相比，羊八井地熱田的地熱流體與巖漿沒有明顯關系。因此，羊八井地熱田的He—C同位素特征表明其可能不存在超臨界地熱流體。

圖7 羊八井地熱田與世界超臨界地熱田He—C同位素特征對比圖

5.2 超臨界地熱資源的巖漿特征

超臨界地熱系統的形成與巖漿的性質密切相關。巖漿來源為偏基性巖漿，如安山質巖漿（熔化溫度為900～1 000 ℃）[43]或玄武質巖漿（熔化溫度為1 100～1 200 ℃）[44]。這些偏基性巖漿熔體可以為淺部地殼提供更多的熱能。超臨界地熱系統形成還和熱源與儲層的距離有關，距離越小越容易形成。超臨界地熱流體形成的一個重要特征是只發生在巖漿房上方1 km范圍內。這個范圍是由傳熱效率和圍巖滲透率共同決定的[45]，這表明超臨界地熱系統的形成需要較淺的巖漿房侵位深度。目前已知的幾個超臨界地熱系統的巖漿房埋深是：美國黃石公園為7 km[46]、日本葛根田[47]和肯尼亞梅嫩加伊火山為4～5 km[48]，冰島卡夫拉為3 km[49]。

羊八井地熱田的熱源是花崗質巖漿形成的巖漿房，最低熔化溫度為650 ℃[7,50]。羊八井地熱田巖漿房通過大地電磁測得的侵位深度為15～20 km，與超臨界地熱系統巖漿房的侵位深度相比，羊八井地熱田的侵位深度較大。且羊八井地熱田脆性—塑性轉變帶（BDT）深度約11 km[51]。根據巖漿特征、巖漿房與BDT之間的距離，羊八井地熱田的深埋巖漿房不利于形成超臨界地熱系統。

此外，羊八井地熱田巖漿房是地殼中沉積巖部分熔融形成的巖漿，其體積規模可能較小。根據羊八井地熱田地下低速區的體積，最大單個體積不超過2 000 km3[52]。以藏南30%最大熔體比為基礎，巖漿房最大體積不足600 km3[50]，該規模與超臨界地熱田的巖漿房規模相差較大。超臨界地熱田巖漿房體積一般超過1 000 km3。而巖漿房體積只有幾百立方千米的超臨界地熱系統有另一個特點，即埋藏深度很淺（約3 km），例如冰島卡夫拉。因此，羊八井地熱田下方巖漿房的體積也否定了其超臨界地熱資源的存在。

5.3 我國的火山分布與超臨界地熱資源

從羊八井地熱田的地熱地質特征不難發現，超臨界地熱資源與活火山密切相關。我國的火山分布和火山活動劃分為兩大區域：①沿東部大陸邊緣形成數百個火山群和火山錐，構成環太平洋火山鏈的一部分；②青藏高原及其周緣火山群。這兩大區域內的火山又可以分為東北、內蒙古、昆侖山、羌塘、騰沖、雷瓊和臺灣7個火山群。我國大陸目前有10座活火山，分布在青藏高原及騰沖火山地熱帶以及東北新生代火山區兩個火山帶。前者受特提斯構造域控制，以高溫地熱特征為主，后者受太平洋構造域控制，以中低溫地熱為主[53-54]。我國大陸地區具有新生代活動特征的火山區除騰沖以外，長白山天池—龍崗火山群、鏡泊湖火山群、五大連池火山群、內蒙東部火山群等火山構造區地熱活動顯示并不強烈。

騰沖火山群水熱活動形式劇烈，有沸泉、噴沸泉、間歇噴泉、水熱爆炸、高熱噴氣孔和冒汽地面等顯示。豐富的地熱資源與騰沖火山相吻合，表明該地區存在殼內熱源。通過三維電阻率反演在騰沖火山區中上地殼（10～20 km）發現3個獨立的小規模淺層巖漿房[55]，巖漿房平均溫度介于850～950 ℃[56]。對騰沖火山區下地殼及更深處進行三維電阻反演發現，下地殼（20～35 km深度）存在體積約為7 000 km3的大型玄武質巖漿儲庫[55]。深部地殼巖漿儲庫由最上層地幔的部分熔融補給，淺層巖漿房由下地殼巖漿儲庫補給。淺層巖漿房的存在不僅為騰沖地區高溫地熱資源提供熱源，也為騰沖地區存在超臨界地熱資源提供了可能。

五大連池火山群不僅存在豐富的水熱型地熱資源，而且在尾山地區存在豐富的干熱巖資源。基于密集地震陣列的地震成像分析認為，在微山火山錐7～13 km深處存在體積至少200 km3巖漿房[57]；在莫拉布火山錐約7 km深處也存在含巖漿流體和高溫部分熔體的巖漿房[57]；西龍門山火山錐深處存在與更深的巖漿房相連的巖漿通道[57]。巖漿房的存在為五大連池地區提供了殼內熱源，導致該地區具有豐富的地熱資源，埋深7 km的巖漿房為發育超臨界地熱資源提供了可能性。

6 結論

1）羊八井地熱田地熱氣體CO2和He的多同位素關系表明，樣品中高CO2含量與海相碳酸鹽巖和變質沉積物的熱成因脫碳有關。He主要來源于地殼內的放射性衰變，巖漿源的揮發份占比不到3%。

2）羊八井地熱田至少有3個儲層。第3個儲層溫度約為320 ℃，深度約8 000 m，巖性主要為裂隙花崗糜棱巖、黑云母花崗巖和覆蓋有強風化花崗巖的裂隙花崗巖；第2個儲層的溫度約為250±10 ℃；第1個儲層的溫度為150±15 ℃。

3）對比超臨界地熱田的地球化學和地熱地質特征，羊八井地熱田具有較少地幔相關的揮發物（CO2＜5%和He＜3%）以及其相當深的、小體積的花崗質巖漿房，羊八井地熱田不太可能存在超臨界地熱資源。

4）超臨界地熱資源的形成與巖漿房的特征密切相關。我國境內騰沖火山區、五大連池火山區是否存在超臨界地熱資源有待進一步勘探研究。