粵港澳大灣區地下熱水地球化學特征及其熱儲含義

魏正安, 黃少鵬*, 王成善, 張 敏

1)深圳大學土木與交通工程學院, 深地科學與綠色能源研究院, 廣東深圳 518060;2)中國地質大學(北京)生物地質與環境地質國家重點實驗室, 北京 100083;3)廣東省有色金屬地質局九三五隊, 廣東惠州 516001

粵港澳大灣區(簡稱大灣區)由七個地級市(惠州市、東莞市、佛山市、肇慶市、江門市、中山市、珠海市)、兩個特大城市(深圳市、廣州市)以及兩個特別行政區(香港和澳門)構成, 是我國開放程度最高、經濟活力最強的區域之一, 也是對低碳清潔能源需求最旺盛的地區之一。近年來, 在大灣區能源消費結構中, 煤炭占比持續下降, 石油占比相對穩定, 天然氣與非化石能源占比逐漸提高(孫文娟等,2021)。但是, 以石油、天然氣和核電為主體的能源結構仍面臨由復雜多變的國際地緣政治沖突和潛在地震災害帶來的巨大風險。切爾諾貝利核電站事件、福島核電站事故和當前俄烏沖突引發的歐洲天然氣危機再度凸顯核電和氣電的不安全性。此外, 實現“碳達峰、碳中和”戰略目標是一場廣泛而深刻的社會經濟變革, 開發包括地熱在內的低碳能源將是確保社會經濟可持續發展的基本保證, 這對于社會發展迅猛的大灣區也尤為重要。

大灣區是我國大陸地熱活動最強烈的地區之一, 處于華南褶皺系南部(圖1), 受西太平洋板塊和菲律賓海板塊俯沖、弧后裂谷作用和南海海底擴張等構造事件的影響, 形成了明顯的高熱背景和地熱異常。Hu et al.(2001)在大灣區測得的5個大地熱流值分別為 72.2、63.5、73.7、83.9和 81.6 mW/m2, 其平均值為 75 mW/m2, 顯著高于中國大陸地區平均大地熱流值61.5 mW/m2(Jiang et al., 2019)。中—新生代以來強烈的構造活動和深部構造為包括整個大灣區在內的廣東省提供了有利的地熱資源富集條件(張珂等, 2002; 袁玉松等, 2006; 曹新文等, 2018;Xi et al., 2018; Tannock et al., 2019)。據不完全統計,廣東省25℃以上的天然溫泉約310處, 溫泉點數排全國第三。諸多跡象表明, 大灣區地下可能存在具有重大經濟開發價值的地熱能資源, 然而其開發利用的程度并不高。

圖1 華南地區大地構造圖及粵港澳大灣區位置(Xi et al., 2018)Fig. 1 Tectonic map of south China showing the location of the Guangdong-Hong Kong-Macao Greater Bay Area (GBA) (Xi et al., 2018)

近年來, 水化學和同位素等地球化學技術手段在地熱相關研究中被廣泛應用, 尤其在揭示地下熱水補給和起源、推演水巖反應過程、追溯循環演化等方面有其獨到的優勢。眾多學者利用地球化學方法初步探索了大灣區局部地區(如廣州從化、江門、惠州)地熱水的物理-化學性質、補給來源、熱儲溫度以及地下水混合等關鍵問題(周海燕等, 2007,2008; 葉青, 2012; 袁建飛, 2013; Chen et al., 2016;Xi et al., 2018; 閆曉雪等, 2019; 甘浩男等, 2020;林韻等, 2020; Wei et al., 2021)。然而, 整個大灣區及其地下熱水地球化學特征缺少綜合性的研究, 同時在地熱水補給來源和熱儲溫度的認識等方面還存在一定的爭議。

本文在系統搜集和梳理前人成果的基礎上, 選取大灣區地下熱水作為研究對象, 分析熱水化學和氫-氧同位素(δ2H、δ18O)組成, 判別地熱水的補給來源,刻畫地熱流體與海水和地下冷水的混合過程, 并利用經典地球化學溫標、礦物平衡狀態模擬以及硅-焓混合模型估算地熱系統的熱儲溫度, 進一步研究地下熱水的地球化學特征, 以期為大灣區地熱資源形成機理、地熱潛力評價和開發決策提供科學支撐。

1 研究區概況

大 灣 區 ( 北 緯 21°25'—24°30', 東 經111°12'—115°35')瀕臨中國南海。由于受到地殼運動、大規模巖漿活動、褶皺以及斷裂構造等因素的影響, 地形地貌復雜多樣, 集谷地、平原、臺地、丘陵和山地于一體(袁建飛, 2013)。北部、東北部和西北部多山地和丘陵, 南部和中部多平原和臺地,總體上地勢呈現北高南低、東西兩側向腹部傾斜的特點。

研究區的氣候主要受熱帶-亞熱帶東亞季風的影響和控制, 夏季炎熱潮濕, 降雨量大, 降雨日多,冬季溫暖干燥, 霜雪少, 常有大霧(張奇鶯, 2010),年平均氣溫約為 21.8℃, 年平均降雨量在1500～2200 mm之間, 年平均蒸發量高達1100 mm(Pei et al., 2018)。

2 區域地質背景

大灣區的構造演化可總結為以下 3個階段(Chen et al., 2016): (1)前古生代—志留紀時期的地槽階段; (2)泥盆紀—中三疊紀時期的地臺階段;(3)晚三疊紀—第四紀的活動大陸邊緣階段。斷裂構造的展布方向主要呈三組: 北東—南西向、東—西向和北西—南東向。斷裂構造的性質以沿走向滑動的正斷層為主。北東—南西向、東—西向斷裂帶出露規模較大, 構成了大灣區主體構造格架; 北西—南東向的斷裂帶出露規模相對較小, 是次級斷裂,發育程度較低, 形成時間較晚, 往往與北東—南西向和東—西向的斷裂帶相交。

地層序列由下而上為深變質和強變形的前寒武紀結晶基底, 早古生代—中生代不連續的陸相碳酸鹽巖, 晚中生代—第三紀被大規模巖漿侵入和火山活動沖破了的沉積層序和第四紀的海-陸交互相沉積物填充了整個凹陷區。受燕山運動的影響, 頻繁且規模巨大的巖漿活動在大灣區內形成一條400 km寬、呈北東—南西向展布的中生代侵入巖帶。侵入巖主要由過鋁質花崗巖、偏鋁質的I型和A型花崗巖組成(Darbyshire and Sewell, 1997; Lin et al., 2006)。據含水層的巖性和巖石孔(裂)隙度, 可將大灣區地下水劃分成4個類型(Wei et al., 2021): 淺層沉積物中的孔隙水、深層基巖中的裂隙水、碳酸鹽巖中的巖溶裂隙水以及紅層裂隙水。

3 取樣與測試

為了研究大灣區地熱流體的地球化學特征, 我們于2019年3月至5月進行了實地調查和取樣, 采樣點分布及其地質背景見圖2。27組地熱水樣品中,19組取自地熱井, 8組取自天然溫泉。樣品類型、取樣地點和日期見表1。在每個采樣點, 取了三種不同類型的地熱水樣品: (1)500 mL陽離子(K+、Ca2+、Na+、Mg2+、Li+、Sr2+)濃度測試樣品, 加入1:1的HNO3使樣品的pH值小于2; (2)500 mL陰離子和溶解性 SiO2含量測試樣品; (3)100 mL氫氧同位素組成(δ2H、δ18O)分析樣品。

圖2 粵港澳大灣區地質圖(廣州海洋地質調查局, 2018)Fig. 2 Geological map of the GBA, showing the location of the sampling site (Guangzhou Marine Geological Survey, 2018)

表1 粵港澳大灣區地下熱水樣品信息Table 1 Information of geothermal water samples in the GBA

在采集各類樣品時使用0.45 μm的濾膜濾去水樣中的懸浮物, 然后放入用蒸餾水清洗過的高密度聚乙烯(HDPE)瓶中保存, 瓶口用石蠟密封。由于所有水化學樣品流體溫度均沒有達到 100℃, 現場未作稀釋和冷卻。

地下熱水中的氧化還原電位(ORP)、電導率(EC)、溶解性總固體(TDS)、pH值以及熱水實測溫度(T)容易受空氣和環境溫度等因素的影響, 極不穩定, 因此需對其進行現場測試。測試采用的儀器為多參數水質測量儀(HQ4300, 美國HACH公司)。陰陽離子和溶解性SiO2濃度、同位素組成分析測試工作均由中國地質科學院水文地質環境地質研究所完成。水化學組分的濃度測定采用的儀器為電感耦合等離子體原子發射光譜儀(ICP-AES, iCAP6300,美國ThermoFisher公司), 檢測精度為0.02 mg/L。地熱水樣品的電荷平衡誤差(CBE)均低于5%, 表明測試結果的可靠性(表2)。

氫氧同位素組成(δ2H、δ18O)由光腔衰蕩光譜儀(CRDS, L2130i, 美國 Picarro公司)測定, 利用波長掃描光腔衰蕩原理, 采用的標準物為維也納標準平均海水(VSMOW), 精度分別為0.1‰和0.3‰。氧、氫同位素組成測試分別采用國際上通用的CO2-H2O平衡法和H2-H2O平衡法。

4 結果

本次研究所采集的27組地下熱水樣品總體呈弱堿性, pH值為7.23～9.33, 平均值為8.2。熱水樣在泉口或井口的溫度為 42.4～93℃, 平均溫度為65.9℃。位于廣東省惠州市黃沙洞村的惠熱一井,井深3000 m, 取自該井的地熱水樣(編號HR)在井口的溫度最高(93℃), 2018年在2900 m處測得的水溫高達128℃, 至今仍是整個廣東省地熱井中溫度最高的。地熱水的電導率(EC)和溶解性總固體(TDS)含量差異較大, 分別為 408～22 783 μS/cm(平均值 3 422.9 μS/cm)和 216～11 452 mg/L(平均值1 743.3 mg/L)。

大灣區熱水樣品化學成分分析結果見表2。陽離子中, Na+的含量總體上最高, 23.82～2936 mg/L,平均值 435.3 mg/L; 陰離子中, Cl-的濃度最高,2.45～6775 mg/L, 平均值771.4 mg/L。溶解性SiO2的含量為45.9～173.2 mg/L, 平均值90.8 mg/L。微量元素 F-、Li+、Sr2+的含量分別為 0.13～14.81 mg/L(平均值為8 mg/L)、 0.02～5.93 mg/L(平均值為0.9 mg/L)、0.03～32.26 mg/L(平均值 3.5 mg/L)。大灣區熱水樣品同位素測試結果見表3。地熱水的δ2H 和δ18O 值分別為-48‰ ～ -30‰、-7.5‰～ -4.5‰,平均值分別為-41.7‰、-6.6‰。

表2 大灣區地下熱水的水化學組成Table 2Hydrochemical compositions of geothermal water in the GBA

表3 大灣區地下熱水的氫氧同位素組成Table 3 Hydrogen and oxygen isotopic compositions of geothermal water in the GBA

5 討論

5.1 水化學特征

5.1.1 水化學相

按照國際水文地質學家協會(IAH)的分類原則(IAH, 1979), 大灣區內陸熱水水化學類型主要為HCO3-Na型, 沿海熱水主要呈Cl-Na-Ca型, 從內陸到沿海地區, 地熱水中的陰離子有從HCO-3到Cl-過渡的趨勢(圖3)。由于內陸和沿海地熱水表現出迥異的水化學組成和水化學相, 后面的討論將大灣區的地下熱水分成兩組進行。

圖3 大灣區地熱水樣Piper圖Fig. 3 Piper diagram of the geothermal water samples in the GBA

5.1.2 混合作用和水巖反應

地熱系統中的冷水和熱水混合是一種非常普遍的現象, 研究混合作用對于認識地熱水的形成條件及其化學組成的演化規律至關重要。由于表現出相對保守的地球化學行為, 氯離子被認為是一種有效的流體起源和混合作用示蹤劑(Michard, 1990;Panno et al., 2006)。圖4展示了氯離子與地熱水中其他組分的相關關系。沿海熱水中的Cl-與EC、Na+、K+、Li+之間存在較強的正相關, 與和SiO2含量呈較弱的正相關, 與呈較明顯的負相關。內陸熱水中氯離子與這些組分不存在相關關系。沿海地熱水中的 Cl-與 EC、SiO2、Na+、K+、Mg2+、Li+、之間的線性關系被認為是冷的海水混入沿海地熱水引起的(Al?i?ek et al.,2016, 2019; Tarcan and Gemici, 2003), 也就是說,大灣區沿海地帶的地熱水是海水和地熱水混合的產物。

圖4 地熱水中氯離子與主要組分之間的關系圖Fig. 4 Relationship between chloride and major components in geothermal water

內陸地熱水具有較高的Na+/Cl-比和比(表4), 表明內陸熱水中基本不含海水組分。內陸和沿海熱水樣品均呈現出高 Na+/K+比值(大于 20),這是地下熱水與近地表水發生了混合的結果(Nicholson, 1993)。內陸熱水中比較高(3.98～32.87, 平均值 16.2), 表明上升的內陸熱水與冷的地下水之間發生了混合, 同時揭示了內陸熱水較短的流通路徑和相對快速的水循環; 而沿海地熱水中比值較低(0.01～2.35, 平均值 0.31),表明沿海熱水可能經歷了較深的慢速水循環。水巖作用是地熱系統形成過程中最重要的地質過程之一,深入了解地熱系統中的水巖作用特征將有助于確定地熱流體的物質來源和成因。與沿海熱水相比,內陸熱水的高 Na+/Cl-比(3～14.48, 均值 6.80)和K+/Cl-比(0.13～1.14, 均值 0.4)表明其可能受到較強水巖反應(尤其是鈉長石和鉀長石的溶解過程)的控制(Al?i?ek et al., 2016)。鈉長石和鉀長石的風化作用可能引起地下水中鈉(Na+)、鉀(K+)濃度上升。內陸熱水中的Na+/Cl-比值遠大于1, 這是硅酸鹽風化作用釋放鈉的典型特征, 研究區內大面積出露的中酸性侵入巖佐證了這一推論。內陸熱水和沿海熱水的Ca2+/Na+比值相對較低, 平均值分別為0.3和0.5, 這可能反映了大灣區地下熱水系統中較強的離子交換過程(Af?in et al., 2006)。內陸和沿海熱水中的 Ca2+/Mg2+比值非常高, 平均值分別為320.9和228.8, 可能是由于地熱水系統中黏土礦物的形成消耗了大量的 Mg2+(Yurteri and Simsek,2017)。

表4 地下熱水中的主要離子比率Table 4 Ratios of major elements in the geothermal water

5.2 地熱水補給來源

5.2.1 氫氧同位素

氫氧穩定同位素是理解地下水補給來源和演化的重要依據(徐彥澤, 2009)。研究區內陸和沿海熱水的δ18O和δ2H值見表3。作為參照, 本文搜集了研究區內雨水、河水和海水樣品的氫氧同位素數據, 兩個河水樣品的δ2H 和δ18O 值分別為-43.2‰、-6.9‰以及-41.6‰、-6.8‰, 雨水樣品的δ2H 和δ18O 值分別為-53.0‰和-7.7‰(Chen et al.,2016), 海水樣品的δ2H 和δ18O 值分別為-1.7‰和-0.2‰(Wang and Jiao, 2012)。

本文用香港的大氣降水線代表大灣區的大氣降水線, 相應的大氣降水方程為δ2H=8.1δ18O+11.4(Wang and Jiao, 2012)。為了反映地熱水δ18O和δ2H數據點與大灣區大氣降水線之間的關系, 將大灣區大氣降水線、地熱水的δ18O和δ2H數據、河水和雨水以及海水的δ18O和δ2H數據投到δ18O-δ2H關系圖中(圖5)。可以看到, 輕同位素相對富集的地熱水主要為內陸地熱水, 這些內陸熱水點基本都落在大灣區大氣降水線上或者兩側,δ2H和δ18O值呈現出較好的相關關系, 說明內陸地熱水源自當地大氣降水補給。

圖5 大灣區地熱水樣中氫氧同位素關系圖Fig. 5 Relationship between δ18O and δ2H compositions of the geothermal water samples from the GBA

相反, 僅部分沿海熱水樣的δ2H和δ18O值落在大灣區大氣降水線上, 重同位素富集的樣品僅在沿海熱水的采樣點被觀察到, 且越靠近海岸線,δ18O和δ2H值越偏離當地大氣降水線, 這種變化趨勢可用地熱水和海水之間的保守混合線來表示。這說明沿海熱水源于當地大氣降水和海水共同補給。此外,沿海熱水的δ18O值表現出較強的“正漂移”, 揭示了沿海地熱水在相對較高的溫度下存在強烈的同位素交換和表面蒸發(Truesdell and Hulston, 1980;Chen et al., 2016; Wang et al., 2018a, b; Al?i?ek et al.,2019)。

5.2.2 氘盈余

氘盈余(d=δ2H-δ18O)也可以作為地熱水補給來源的一個指標(Bouchaou et al., 2009)。大灣區內陸熱水的氘盈余為-40.5‰ ～ -31.8‰(平均值-36.1‰),沿海地熱水的氘盈余為-38.7‰ ～ -25.5‰(平均值-32.8‰)(表3)。內陸地熱水的氘盈余低于沿海熱水,這種現象可以用大氣降水的海拔效應來解釋, 即氘盈余越小水源海拔越高, 氘盈余越大水源海拔越低。也就是說, 與沿海地熱水相比, 內陸地熱水的補給可能發生在大灣區北部海拔較高的低山或丘陵區。

5.2.3 氧同位素與Cl-的關系

大灣區沿海地熱水中氯化物(Cl-)濃度和氧同位素(δ18O)值呈明顯的正相關關系, 而內陸地熱水中Cl-和δ18O值卻沒有表現出相關性(見圖6)。圖6中沿海熱水 Cl-與δ18O線性回歸直線在 Cl-濃度為 0時得到的δ18O 外推值為-6.85‰, 與研究區兩個河水樣品的δ18O平均值(-6.9‰)基本一致。這種現象也見于世界上其他沿海地熱系統(Tarcan and Gemici,2003), 以土耳其Seferihisar地熱田為例, 地熱水Cl-濃度與δ18O值之間的回歸直線在Cl-濃度為0時的δ18O外推值為-6.28‰, 與該研究區地表冷水樣品的δ18O 值(-5.93‰)接近, 該現象指示 Seferihisar地熱系統的地熱水受到海水與當地大氣降水的共同補給。我們也可得出相似結論, 即大灣區沿海地熱水是海水和當地大氣降水混合補給的產物。

圖6 地熱水樣中δ18O與Cl-的關系Fig. 6 Relationship between δ18O values and Cl- contents of the geothermal water samples

5.3 熱儲溫度

熱儲溫度是研究地熱資源成因、評價地熱資源潛力和開發利用條件不可或缺的參數。在沒有鉆孔或者鉆孔深度未達熱儲層的情況下, 可以采用地球化學溫標來評估熱儲溫度。基于地熱系統多組分化學平衡模擬的化學熱力學溫度計以及考慮淺層水混合的硅-焓混合模型可以修正和彌補經典地熱溫標的不足, 因此在估算熱儲溫度時也被廣泛采用。

5.3.1 水-巖平衡狀態判別

采用陽離子溫標(比如K-Na、K-Mg和K-Na-Ca溫標)計算熱儲溫度的前提是地熱水中離子與巖石已達到平衡狀態, 而基于Na/1000、K/100以及Mg1/2的相對含量構建的 Na-K-Mg三線圖(Giggenbach,1988)可對流體-巖石的平衡狀態進行判別。可以看出, 內陸和沿海地熱水樣品均落在非全平衡水(部分平衡或混合水、未成熟水)區域, 說明所有地熱水均未達到水-巖平衡狀態(圖7)。這可能是地熱流體向上運移過程中發生了再平衡或淺層冷水混入稀釋了地熱水造成的。總體上, 沿海地熱水樣更靠近全平衡區域, 表明沿海地熱水中水巖作用程度更強、淺層冷水混入比例可能更低, 內陸熱水受到混合作用的影響可能更大。因此, 對于未達到水-巖平衡狀態的地熱水, 利用陽離子溫標評估深部儲層溫度時會存在一定的偏差。

圖7 地下熱水的Na-K-Mg三線圖Fig. 7 Distribution of geothermal water in the Na-K-Mg ternary diagram

5.3.2 經典地球化學溫標

由于陽離子溫標的局限性, 本文主要采用二氧化硅溫標評估熱儲溫度, 包括石英(無蒸汽損失)溫標、石英(最大蒸汽損失)溫標和玉髓溫標(Fournier,1977)。不同溫標的熱儲溫度計算結果見表5。內陸熱水樣HR取自惠熱一井, 井深3000 m, 2907 m處的熱水實測溫度約為128 ℃。盡管沒有更大孔深的測溫數據, 但毫無疑問深部儲層的溫度勢必會高于128 ℃。就熱水樣 HR而言, 玉髓溫標的熱儲溫度計算結果為 147 ℃, 石英溫標(無蒸汽損失)和石英溫標(最大蒸汽損失)的計算結果相近, 分別為170 ℃和160 ℃。顯然, 玉髓溫標的計算結果更接近惠熱一井 2907 m處的實測水溫, 因此我們認為玉髓溫標比石英溫標的適用性更好。地熱流體與石英之間的化學平衡是在更高的溫度下獲得的, 而在低于180 ℃的地熱系統中, 主要是玉髓而不是石英控制了地熱流體與二氧化硅反應的相平衡(Arnórsson, 1983), 這也證實了玉髓溫標更可靠。玉髓溫標估算的大灣區內陸和沿海地區熱儲溫度分別為 74～148 ℃和 68～128 ℃。

表5 地球化學溫標的熱儲溫度計算結果/℃Table 5 Temperature results obtained with chemical geothermometers (values in ℃)

5.3.3 礦物平衡狀態模擬

地熱系統中, 流體與礦物之間的平衡狀態是與溫度相關的函數, 因此可通過計算不同礦物的飽和指數(SI)來評價和估算地熱系統的熱儲溫度, 尤其是未達到水-巖平衡的熱水(Av?aret al., 2016)。其原理是多種礦物的飽和指數在某一特定溫度同時趨近于飽和指數的零點(SI=0), 該溫度被認為是流體-礦物的平衡溫度, 即熱儲溫度。礦物飽和指數模擬采用軟件PHREEQC完成(Parkhurst and Appelo, 1999),模擬使用的溫度范圍為 25～200 ℃, 溫度間隔為25 ℃。模擬選取的礦物及不同溫度下的SI連續模擬結果見圖8和9。

圖8 內陸熱水樣JS(a)、JK(b)、HR(c)、TQ(d)中礦物飽和指數與溫度之間的關系Fig. 8 Temperature vs. SI diagrams for inland thermal water samples JS (a), JK (b), HR (c) and TQ (d)

圖9 沿海熱水樣SYL(a)、SZ(b)、MJ(c)、HQW(d)中礦物飽和指數與溫度之間的關系Fig. 9 Temperature vs. SI diagrams for coastal thermal water samples SYL (a), SZ (b), MJ (c) and HQW (d)

以JS、JK、HR和TQ樣品為典型代表的內陸熱水的平衡溫度為 106～176 ℃(圖8); 以SYL、SZ、MJ、HQW 樣品為代表的沿海地熱水的平衡溫度為90～134 ℃(圖9)。值得注意的是, 碳酸鹽礦物(方解石和文石)的飽和指數在 25～200 ℃范圍內均為正值, 這是一種典型的過飽和現象, 與 CO2氣體逸散有關。CO2氣體逃逸迫使地熱系統中的碳酸鹽礦物發生沉淀, 可能會在一定程度上干擾對平衡溫度的判斷。

地熱水中硬石膏-玉髓礦物對的飽和指數也可用于估算地熱系統中地熱水的平衡溫度(Al?i?ek et al., 2016; Pastorellia et al., 1999)。同樣, 硬石膏和玉髓的飽和指數(SI)曲線在同一溫度下聚攏并接近于SI零值線, 該溫度就代表了流體-礦物化學平衡時的溫度。選取具代表性的內陸地熱水樣(HL、HR、SS、JK、TQ、JS)和沿海地熱水樣(XYL、SZ、MJ、HQW、SYL、ZHY)進行模擬。硬石膏-玉髓礦物對飽和指數模擬給出了更具約束性的溫度范圍, 即內陸地熱水的平衡溫度為105～154 ℃, 沿海地熱水的平衡溫度為 104～131 ℃(圖10)。

圖10 內陸熱水樣(a)以及沿海熱水樣(b)中硬石膏-玉髓礦物對飽和指數(SI)與溫度之間的關系Fig. 10 Temperature vs. saturation indices of anhydrite and chalcedony in relation to inland t (a)and coastal thermal water samples (b)

5.3.4 硅-焓混合模型

研究區地熱水存在深層流體與近地表冷水或海水混合的現象。硅-焓混合模型可在一定程度上消除混合作用對熱儲溫度的影響(Nicholson, 1993)。Wei et al.(2021)對硅-焓混合模型的主要構成要素和構建過程做了詳細介紹, 模型揭示的焓值和溫度代表理論上地熱流體發生混合作用之前的最大焓值和最高熱儲溫度。

如圖11和12所示, 內陸和沿海地熱流體的最高熱儲溫度分別為 137～167℃和 136～156℃。需要注意的是, 兩個熱水點置于同一模型中, 如圖11b中的樣品 JK和 ZX, 僅僅是因為兩個樣品的 SiO2濃度和焓值恰好落在同一條直線上, 并不代表兩個樣品之間發生過混合作用。

圖11 內陸地熱水樣HR和HL(a)、JK和ZX(b)、YFX和TQ(c)、JS(d)、TS(e)的硅-焓混合模型Fig. 11 Silica-enthalpy models for inland geothermal water samples HR and HL (a),JK and ZX (b), YFX and TQ (c), JS (d), and TS (e)

圖12 沿海地熱水樣MJ和GD(a)、SZ和KQ(b)、HB和HQW(c)、XYL(d)、SYL(e)的硅-焓混合模型Fig. 12 Silica-enthalpy models for coastal geothermal water samples MJ and GD (a), SZ and KQ (b), HB and HQW (c),XYL (d), and SYL (e)

本文利用經典地球化學溫標、多礦物飽和指數模擬、硬石膏-玉髓礦物對平衡狀態模擬以及硅-焓混合模型對大灣區地熱系統的熱儲溫度進行了評估。經對比分析, 我們認為, 玉髓溫標所揭示的熱儲溫度值可能代表了大灣區地熱系統熱儲溫度的下限, 而通過硅-焓混合模型計算得到的熱儲溫度值很可能代表了大灣區地熱系統熱儲溫度的上限。在適當考慮地球化學溫標、礦物平衡狀態模擬以及硅-焓混合模型應用條件和熱儲溫度計算結果的基礎上, 105～154℃和104～156℃被認為是內陸和沿海地熱水的最可能的熱儲溫度(圖13)。由于二者并未表現出顯著差異, 我們認為粵港澳大灣區地熱系統最可能的熱儲溫度范圍是104～156℃。

圖13 大灣區內陸(a)和沿海(b)熱儲溫度計算結果對比Fig. 13 Comparison of reservoir temperature for inland (a) and coastal geothermal water (b) in the GBA

5.4 循環深度

大灣區的地下熱水是大氣降水滲入地下, 經過深循環在較高的大地熱流背景下加熱, 上升過程中與近地表冷水或海水混合形成的。根據上述熱儲溫度計算結果, 地熱水的循環深度可采用公式D=D0+(Tc-T0)/G來估算。式中D為循環深度,D0為恒溫層的深度, 取15 m(Qiu et al., 2018),Tc為熱儲溫度,T0為恒溫層溫度, 近似取為研究區的年平均氣溫21.8 ℃(Pei et al., 2018),G為大灣區的地溫梯度, 取28.4 ℃/km(Hu et al., 2001)。計算結果顯示(表6), 大灣區內陸和沿海地熱水的循環深度為3367～4758 m 和 3173～4247 m。

表6 內陸和沿海地熱水的循環深度Table 6 Circulation depths of inland and coastal geothermal water

5.5 混合比例

近地表冷水的混入量可采用公式Xc=(Hs-Hi)/(H-Hi)×100(Guo et al., 2017)計算。式中Xc代表冷水混合比例,Hs為熱水樣品實測溫度對應的焓值,Hi為地熱流體的初始焓值(硅-焓混合模型揭示的最大焓值),H為地表冷水的焓值(水溫24.1 ℃, 對應的焓值為 660 kJ/kg)。計算結果顯示(表7), 大灣區內陸地熱水中冷水混合比例為52%～84%。

表7 地熱水中海水或地下冷水的混合比例Table 7 Mixing ratios of seawater and cold water with the coastal and inland geothermal water

沿海地熱水中海水的貢獻可以用地球化學行為相對保守的氯離子進行計算(Wang and Jiao, 2012)Xs=(C-Cc)/(Cs-Cc)×100。式中,Xs代表海水的混入比例,C代表沿海地熱水中Cl-的濃度,Cs和Cc分別代表海水和地表冷水中 Cl-濃度(Cs=18 132.7 mg/L,Cc=6.2 mg/L)。結果表明(表7), 沿海地熱水中海水的混合比例為 1%～37%。更靠近海岸線的熱水樣(SZ、MJ、HQW、ZHY)中海水混合比例相對較高, 為18%～37%, 距離海岸線越遠的沿海熱水樣(SYL、KQ、XYL、GD、HB)中海水的貢獻則相對較低, 為1%～4%, 這表明越靠近海岸線, 地熱水受海水混合的影響更大。

6 結論

(1)粵港澳大灣區內陸地熱水的水化學相為重碳酸鹽型, 沿海地熱水則主要呈氯離子型。大灣區內陸地熱水主要來源于當地大氣降水補給, 沿海地熱水源于當地大氣降水和海水混合補給。

(2)粵港澳大灣區地熱系統最可能的熱儲溫度范圍是104～156 ℃。內陸和沿海地熱水的循環可達4800 m和4200 m。內陸地熱水中的地下冷水的混入量以及沿海地熱水中海水的貢獻分別可達84%和37%。

(3)大灣區地下熱水的地球化學行為主要受水巖反應和地下冷水/海水混合作用共同控制。

致謝:衷心感謝深圳大學深空深地學科交叉研究中心的碩士研究生徐講灣和唐科在本文寫作過程中給予的建設性意見和建議。感謝審稿專家和編輯審閱本文并提出寶貴的修改意見。

Acknowledgements:

This study was supported by the National Natural Science Foundation of China (No. U20A2096),Shenzhen Research Foundation for Basic Research(No. 20200827003238001), and Shenzhen Natural Science Foundation (No. 20220292).