黃沙洞地區深部地熱資源之水熱型地熱資源調查分析

［關鍵詞］黃沙洞地區；地熱資源；地質調查

黃沙洞地區位于我國的惠州市東部地區，開發工作區處于蓮花山脈的西南部，此處山脈的走向與構造線大致相同，北部地勢險峻，中部為盆地，南部地勢較高，西部存在河流，水力資源豐富。此處地熱資源的開發歷史較長，對地質構造的分析較為詳細，但是仍然需要進一步確定水熱型地熱資源的情況。

1. 黃沙洞地區水熱型地熱資源的地熱田邊界概述

黃沙洞地區深部地熱資源在地表所顯示的唯一一個地熱田是水熱型的地熱田，位于圍巖和大點頂巖體接觸的區域，受到地層斷裂的影響較強。根據一定的方法對黃沙洞地區的地熱田進行劃分，可以確定水熱型的地熱資源面積是6.836 km2，整體上位于紫金—博羅斷裂帶的一、二級斷裂帶的位置[1]。黃沙洞地區的水熱型地熱資源以潼湖斷裂帶南部、東北和北部的邊界，留名坑斷裂帶則切割大點頂巖體，和潼湖斷裂帶匯合。黃沙洞地區的水熱型地熱田高程是303～474.6 m，大點頂峰的高度為351.1 m，大點頂峰、留名坑斷裂帶一起構成了水熱型地熱田的西部邊界。該區域地質簡圖如圖1所示。

2. 黃沙洞地區水熱型地熱資源的熱儲特征及蓋層條件調查

2.1 構造特征

為了更好地對黃沙洞地區的水熱型地熱資源熱儲特征展開調查研究，首先需要對該地區的構造進行全面調查研究。該工作區域經過相關人員的實地調查研究，發現具有斷裂發育帶，且整體呈現出東北以及西北向的斷裂發育趨勢，且該方向具有發育較為明顯的斷裂情況，其次則是在東西以及南北處存在一定的斷裂現象，如圖2所示為該區域的構造簡圖，在圖中可發現南北向存在明顯的褶皺現象。

2.2 熱儲特征

通過對黃沙洞地區的水熱型地熱資源進行鉆探和測溫調查，可以分析出此處屬于多層結構的地熱資源，屬于帶狀熱儲，并且受到圍巖和大點頂巖體接觸和斷裂的控制。此處的寒武系淺變質巖與花崗巖接觸之后在構造運動的影響下會出現構造斷裂帶，而這也是地熱流體上升的原因，對熱儲資源發育有重要作用，也是水熱型地熱田形成的原因。圍巖和大點頂巖體接觸帶的上部地層為沉積地層，熱儲埋深為2200 m內，接觸帶的下部為花崗巖，里面的熱儲層埋深為2200～5700 m。如圖3所示，是黃沙洞地區水熱型地熱資源熱儲特征圖。

2.3 蓋層條件

黃沙洞地區的水熱型地熱資源的蓋層包括砂巖、黑云母角巖、泥質粉砂巖或炭質粉砂巖、變質砂巖、長英質角巖、黑云母花巖閃長巖等，總體的性能較好，有利于地熱資源發育和儲存[2]。在蓋層分布上，在東南部主要是粉砂巖、變質砂巖和砂巖，風化嚴重，存在風化的粘土等物，并且厚度較大。在基巖中，粉砂巖和砂巖的發育較好，由于風化嚴重，填充較為密實。西南部蓋層主要是變質長英角巖與黑云母角巖，原本的巖層屬于泥質巖，礦物為黑云母、石英等，存在漸變關系，無法準確地劃分界線，抗風化能力強。新鮮的巖石較為堅硬，裂隙較小。東部和北部蓋層為花崗斑巖、石英片巖等，巖石由于斷裂擠壓與熱接觸出現了變質，巖石角巖化情況較為嚴重。

3. 黃沙洞地區水熱型地熱資源的流體流場特征分析

黃沙洞地區的水熱型地熱資源主要成因為：地下水、地表水以及大氣降水由于斷裂帶和巖石風化裂隙的影響，不斷下滲，并在下滲的過程中吸收到巖石熱量，在遇到斷層裂隙的時候上升出露或由人為揭露從而顯示出來。因此，此處的地熱資源的主要形式為地下熱水，位于基巖的裂隙中，儲存在接觸和斷裂的破碎地帶。地下熱水的主要補給為大氣降水滲入，地熱田的北部和北東部邊緣區域的山地屬于最高補給區域，地表徑流和開采區同樣可以為其進行垂直下滲補給。此處的地下水流向為西北向東南、東北向西南，在補給區向開采區徑流循環的過程中吸收巖石的熱量，從而形成對流，演變成地下熱水，在構造裂隙的影響下上涌。

4. 黃沙洞地區水熱型地熱資源的地溫場特征分析

4.1 水平地溫場

根據蓋層增溫率的等值線圖分析，黃沙洞地區的地熱田水平地溫場溫度主要是從地熱田的高值中心向四周遞減，向北或東北方向溫度遞減梯度為8～12.5℃/hm，向西或西南方向溫度遞減梯度為30～43.7℃/hm。根據地熱田30 m埋深的等溫線圖進行分析，可以得到黃沙洞地區地熱田的熱異常形態是橢圓形，較長的軸為北—北西方向，同時還受到斷裂構造的影響，溫度在向四周遞減的過程中，向北和東北遞減較慢，向南方遞減較快。在對1000 m深度的低溫等值線進行分析時，可以發現高溫中心位于地熱田的中部和西南部的CK11孔低值地段。受到東北向的斷裂帶發育影響，130℃的地溫曲線呈現出西南向東北方向的帶狀分布，與留名坑到船嶺的分布一致。

4.2 垂直地溫場

在對黃沙洞地區的地熱田進行分析時，借助于原本已經有四個中深部鉆孔，分別為：深度為310.6 m、底部溫度為95.6℃的ZK6孔，深度為591.5 m、底部溫度為118.3℃的ZK8孔，深度為820.53 m、底部溫度為92℃的HSD-ZK001孔，深度為750.05 m、底部溫度為75.5℃的ZK10孔，繪制地熱田的垂直地溫場，并對垂直地溫場進行分析。在東西向的剖面上，等溫曲線以ZK8孔位置的溫度為中心，曲線的變化形態和沉積巖與花崗巖接觸的形態大致相同，并且溫度向東西遞減，向東遞減較快（如圖4）。在北到西北方向的剖面上，等溫曲線以RZK5孔位置的溫度為中心，溫度向北和南遞減，向南方的遞減速度較快。

5. 黃沙洞地區水熱型地熱資源的流體化學特征分析

5.1 化學組分

工作人員對工作區和周邊的水源進行采集和分類，并對它們進行化學組分的分析，可以得到黃沙洞地區的地下水熱化學類型為Na-HCO₃型水，少部分為Na-Ca-HCO₃型水和Na-HCO₃-CI型水，水樣的PH值為6.38～8.8，電導率處于354～1320μs/cm，離子種類主要包括Ca²⁺、Na²⁺、HCO₃-[3]。黃沙洞的地表水和地下冷水化學類型較為復雜，其中包括七種不同的類型水，包括Ca-HCO₃型水、Ca-CI型水、Mg-CI型水、Mg-HCO₃型水、Na-CI型水、Ca-SO₄型水以及Na-HCO₃型水。PH值為5.52～9.8，電導率為22～1052μs/cm，離子種類主要包括Ca²⁺、Na²⁺、HCO₃^-和CI^-。

因為黃沙洞地區的地下熱水主要是裂隙型熱水，在演化的過程中不斷進行介質和組分的交換，穩定的組分較多，而不穩定的組分存在于交換介質中。如表1所示，就是黃沙洞地區地下熱水的化學組分含量表。

在對黃沙洞地區的地下熱水的化學組分進行分析時，可以發現K⁺、EC、CI^-、HCO₃^-、Na²⁺之間存在著一定的相關性，因此推斷出它們之間存在共同的補給來源或者存在相似的水巖運動。K⁺、EC和Na²⁺的相關性較強，表明水巖作用的時間較長，而K+、Na²⁺在地下熱水中的含量較高，表明水的電導率較高，Ca²⁺和其他離子之間相關性較弱，因此其經歷了與其他離子不同的演化過程。

5.2 動態變化

在對黃沙洞地區的地熱流體化學組分進行動態調查時，以ZK8地熱井為調查地點，采集2012年、2018年和2019年的溫度和化學組分信息，并對各項數據進行分析，可以發現，2012年的溫度為118.2℃，2018年的溫度為89℃，2019年的溫度為92.5℃，PH值變化為7.5、7.54、8.66，變化的數值較小，除此之外，Na²⁺、K⁺、Mg²⁺、HCO₃^-等化學組分的變化也不大。其中F^-、SO₄^2-、CI^-的含量變化較大，推測是由于地熱田開采所引起的。

6. 黃沙洞地區水熱型地熱資源的同位素化學特征總結

6.1 氫氧化同位素

在對黃沙洞地區的地熱田進行調查時，分析其同位素化學特征，在對樣品進行檢測時，發現地熱水中的處于-5.6‰～-7.2‰，平均值為-6.9‰，δD的數值為-40.8‰～-46.1‰，平均數值是43.2‰；地表水的δ18O值處于-7.47‰～-5.78‰，平均值為-6.16‰，δD 的數值為-44.45‰～-33.96‰，平均數值是-40.62‰；地下孔隙型冷水的δ18O值處于-7.32‰～-5.14‰，平均值為-6.23‰，δD 的數值為-46.76‰～-31.88‰，平均數值是-40.57‰；地下孔隙型水的δ18O 值處于-5.6‰～-7.2‰，平均值為-6.9‰，δD 的數值為-40.8‰～-46.1‰，平均數值是-43.2‰。地下裂隙型冷水δ18O值處于-7.32‰～-5.14‰，平均值為-6.23‰，δD 的數值為-46.76‰～-31.88‰，平均數值是-40.57‰。在對采樣點的數據進行分析時，可以發現，其中圍巖和地下熱水接觸的區域，氧同位素的交換導致δ18O值出現升高的情況，圍巖中的氫含量較少，因此δD的數值較低，同位素交換無法對水中的δD值產生影響。

6.2 鍶同位素

在對地下水中的鍶同位素進行分析時，可以通過⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值進行，在調查的時候采集30組水樣，其中包括地下熱水、地下冷水和地表水分別10組、18組和2 組。在地下熱水中，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 比值為0.71438～0.72851，平均值是0.72471；地下冷水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 比值為0.70748～0.73444，平均值是0.71663；地表水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 比值為0.71825～0.71826。對比三種水的比值，可以看出比值由低到高為地下冷水、地表水、地下熱水，同時比值均大于海水中的平均值，鍶含量較大，主要是水巖作用的影響。

6.3 碳同位素

在進行¹⁴C同位素的分析時，可以使用統計模型、同位素混合模型以及化學稀釋校正模型進行地下水¹⁴C年齡的分析，在對同位素混合模型中，¹⁴C的年齡出現了負數，統計模型校正之后¹⁴C的年齡偏大，然后再利用化學稀釋模型對其進行校正，可以得到合理的年齡數值。從總體來看，黃沙洞地區的地下熱水¹⁴C年齡差異較大，Vogd年齡范圍為0.77～15.25ka，通過地熱溫度梯度和熱儲溫度，地熱水的循環深度處于2000～4000m，地下水的年齡與循環深度并無關系。

6.4 硫同位素

在對地熱水中的硫同位素進行分析時，研究化學組分需要分析³⁴S和³²S兩個同位素值，研究地外物質需要分析³³S和³⁶S兩個同位素值。在進行地質體的硫同位素分析時，一般用δ³⁴S進行表示，其中地幔硫δ³⁴S為0‰～3‰，海水硫δ³⁴S為20‰左右，變化較大，沉積硫δ³⁴S為負數。黃沙洞地區的地熱水硫δ³⁴S為4‰～30‰，因此表明黃沙洞地區的地熱水循環過程中接觸的硫酸鹽礦物的δ³⁴S值相差不大。

6.5 氦同位素

在進行氦同位素的分析時，可以使用³He 和⁴He進行研究，其中樣品³He/⁴He 比值用R 表示，大氣³He/⁴He比值用Ra表示，氦同位素的特征為R/Ra，當比值小于1時，屬于殼源氦的特征，而比值大于1則說明存在幔源氦。黃沙洞地區的地下冷水氦同位素比值都大于1，說明存在幔源氦，地下熱水氦同位素比值小于1，主要是殼源氦。

7. 黃沙洞地區水熱型地熱資源的計算評價

7.1 熱儲模型的設計

黃沙洞地區的構造應力場出現過多期，彼此之間交替疊加，而且存在斷裂構造與火山結構，還出現了較為強烈的活動程度，在中上地殼位置處，巖漿由于構造應力場的變化而出現噴溢和侵入的現象。因此，黃沙洞地區的地熱田熱源受到構造運動和巖漿活動的共同控制。大點頂巖體的地質構造非常復雜，與圍巖之間產生了較多的接觸破碎帶和斷裂發育，是地表水和大氣降水滲透的通道，地表水補給的過程中經過深循環出現溫度的升高，從而演變成地熱流體[4]。同時，深部的地熱流體在寒武巖層和花崗閃長巖接觸帶向構造裂隙帶上涌，從而在淺層部位演變成了熱儲。構造斷裂帶的沉積層和花崗巖層，為熱儲提供了保溫的條件。此處的地熱田屬于帶狀熱儲，寒武系地層和花崗巖體之間的接觸地帶巖石破碎，并且沉積了次生礦物，存在水巖作用。破碎構造地帶為地熱水補給形成了通道，演變成上部熱儲層。在2400～2800 m深度地區，存在構造破碎帶，屬于熱水出水層，也是熱儲層。

7.2 參數確定和熱儲計算

黃沙洞地區的地熱田熱儲面積為6.836 km²，熱儲溫度T平均值為150℃。其中，深度為0～300 m時，溫度為50℃～70℃；深度為300～600 m時，溫度為70℃～120℃；深度為600～1000 m時，溫度為120℃～150℃；地熱田的花崗巖體孔隙度φ是0.5%。巖石的比熱容Cc為0.760kJ/kg·℃，密度ρ^C 為2730kg/m³，地熱流體的比熱容C_w 為4.187kJ/kg·℃，地熱流體的密度ρ^w為944.09kg/m³。恒溫層的深度為20m，恒溫層的溫度T_O為24.5℃。

其中A、d 是花崗巖體的面積和深度，qw是流體的儲量，通過公式可以計算出地熱資源的儲量。

7.3 流體可開采量評價

在對黃沙洞地區的地熱資源進行分析時，可以分析出上部熱儲層的可開采量為5641 m³/d，在2400～2800 m 的深度花崗巖熱儲層，開采量為3200 m³/d。通過流體可開采量可以計算出上部熱儲層中的流體可開采熱量為7.64×10¹¹ kJ/a，花崗巖層熱儲層中可采熱量為4.45×10¹¹ kJ/a，一共1.21×10¹² kJ/a。

8. 黃沙洞地區水熱型地熱資源的質量研判

在對黃沙洞地區的地熱水進行質量分析的時候，主要通過物理參數、化學元素、微量元素、環境同位素以及年齡同位素進行分析。根據GB/T11615-2010進行理療熱礦水的分析，發現地熱水樣品都符合條件，均為單溫氟水。在進行飲用礦泉水的分析時，發現其中鉛和氟化物超標，僅鍶達標，因此不符合飲用礦泉水標準。在進行生活飲用水分析時，發現其中錳和鈉嚴重超標，不符合生活飲用水的標準。在進行農業灌溉、漁業用水分析時，發現其中氟化物嚴重超標，不符合農業灌溉和漁業用水的標準。在進行工業用水分析時，發現其中溴的最高濃度是0.1562 mg/L，鋰的最大濃度是0.0012 mg/L，均不符合工業原料的使用標準。

結論：總之，在進行黃沙洞地區的水熱型地熱資源的開發時，需要先對當地的地質條件、地熱資源的形成原因以及地熱水的化學特征及質量等情況進行詳細的調查，為地熱資源的開發奠定基礎。根據調查，此處的地熱資源儲量較為豐富，可以作為理療熱礦水等以供應用。