鄭州西南郊埋藏型巖溶熱儲水化學特征

龔曉潔, 田良河*, 馮園, 王豫飛, 尚茹

(1.河南省地質研究院, 鄭州 450001; 2.地下清潔能源勘查開發技術創新戰略聯盟, 鄭州 450001; 3.河南省城市地質工程技術研究中心, 鄭州 450001; 4.河南省地質科學研究所, 鄭州 450001)

中國地熱勘探開發歷史悠久,但在資源量、勘探水平和開發利用方面與發達國家相比還有很大的差距。主要表現在:地熱資源勘查滯后于開發利用;管理制度不健全,存在多頭管理;開發利用技術水平較低,如砂巖熱儲回灌問題;監測網絡體系不完善等等。總體而言,中國的地熱利用開發雖然出現較早,但是早期的利用多局限于溫泉洗浴療養,能源利用率低。近年來,在政府一系列政策的推動鼓勵下,中國正迎來地熱能開發利用新的熱潮。2020年,地熱資源勘查在中國多個地區取得重大突破:山西省天鎮縣某地熱勘探井在鉆進至1 622 m時,探獲高溫高壓地熱流體,孔口溫度160.2 ℃,自流量230 m3/h,成為中國中東部地區發現的溫度最高、自流量最大的地熱井[1-2];甘肅張掖盆地地熱勘探井深2 174 m,自流量6 898.84 m3/d,溫度78 ℃,這是迄今為止甘肅省境內自流量最大、自流溫度最高的地熱勘探井[3];2021年中國地質科學院在高陽地熱田東北部施工深度4 507.43 m的勘探井,探獲了井口溫度達123.4 ℃的華北盆地溫度最高的地熱井,在深部碳酸鹽巖地熱資源探測方面取得了重要進展[4]。

目前,中國基本形成以西藏羊八井為代表的地熱發電、以天津和西安為代表的地熱供暖、以東南沿海為代表的療養與旅游和以華北平原為代表的種植和養殖的開發利用格局。

鄭州市地熱研究及開發始于二十世紀六七十年代,目的層主要為新生界孔隙熱儲。近幾年作為市政供暖管網的補充,位于鄭州市西南郊、南部的河南省工程學院及部分小區陸續建設了下古生界碳酸鹽巖巖溶熱儲供暖工程。與新生界孔隙熱儲相比,本區埋藏型巖溶熱儲一般具有涌水量大、易回灌,溫度高等優點,可作為鄭州市地熱資源勘查開發的優先方向。但鄭州市埋藏型巖溶熱儲分布不均,勘查難度較大。因此,系統研究鄭州市埋藏型巖溶熱儲地熱地質特征,對鄭州市地熱資源的科學開發具有重要意義。

地熱流體的水化學組分及其同位素特征往往保留著豐富的地球化學信息,可以用來分析地熱流體的起源及地熱系統形成演化過程,還可以用水巖平衡來研究地熱地質條件相關的信息[5-7]。龔曉潔等[8]通過河南省不同區域地熱流體的同位素特征研究,認為其可以指示地熱流體補給來源、遷移途徑;岳冬冬等[9]、閆曉雪等[10]、朱喜等[11]、劉明亮等[12]采用離子比值等方法推斷了不同時代地熱流體賦存環境,同位素特征指示了地熱流體地球化學起源及成因機制。綜合來看,現有水文地球化學勘查技術在地熱勘查過程中的地溫預測、水源識別、預測結垢和腐蝕方面的應用效果顯著[13]。

首次在鄭州市西南埋藏型巖溶熱儲區建立水化學剖面,綜合運用水化學、同位素分析等手段,研究了該區埋藏型巖溶地熱流體的成熱機理、補給來源及運移途徑等。認為三十里鋪斷裂以東的沉積盆地區,構造條件適宜的地區具有較好成熱前景,對本區巖溶熱儲的勘查開發具有重要參考價值。

1 地熱地質概況

1.1 研究區概況

研究區位于鄭州市西南郊鞏義市新中鎮-二七區侯寨鄉一帶,地勢西高東低,構造部位位于嵩箕臺隆與華北坳陷交界處嵩山復背斜之北翼(圖1)。

區內主要斷裂大致可分為北西向、北東向、北北東向斷裂三組。其中北部的尖崗斷層(NW向)與東部的薛店斷層(NNW向)大致是西南部隆起區與東北部凹陷區的邊界。

區內主要熱儲層為下古生界寒武系-奧陶系的厚層碳酸鹽巖,兼具層狀熱儲和帶狀熱儲復合特征。蓋層由新生界、中生界三疊系和上古生界二疊系、石炭系組成。原三李溫泉(受礦坑排水影響,現已干枯)常年水溫32 ℃,是該區地熱異常的代表性顯示。后期該地區施工的地熱井,井深60～150 m,出水口溫度一般為36～42 ℃。李清林等[14-15]通過重磁電等研究,對熱源區邊界進行了初步推斷,認為郭小寨斷層以北為深部熱源埋藏區、以南為淺層熱源埋藏區,圈定了12.75 km2的三李隆起斷裂型地熱田,認為三李-桐樹洼-郭小寨NE向斷層是區內熱水儲存和運移的主要通道。

1.2 水文地質特征

滎鞏煤田(位于鄭州市西南郊滎陽-鞏義-新密一帶)在煤礦水文地質勘探工作中,大致圈定了古生界巖溶水系統邊界[16]:北起上街-須水-尖崗斷層,南至五指嶺斷層-白寨形成的地表分水嶺,西起五指嶺斷層,東至薛店斷層(圖2),其中,新中-三李為強徑流帶,溶洞、溶隙發育,鉆孔遇洞率65% ～ 45%,鉆孔溶洞率3.51%,礦坑最大突水量84.70 m3/min。三李泉群處于該影響帶內,因礦井長期疏干排泄,導致該區域巖溶水水位大幅下降,泉群干涸。2022年,三李周邊巖溶水水位埋深已達150 ～ 200 m。

圖2 鄭州西南郊巖溶水系統分布范圍圖Fig.2 Distribution range of karst water system in Southwest Suburb of Zhengzhou

2 水化學特征

2.1 樣品布設原則

在研究區內,以三李溫泉為中心,西北起自上街區方頂驛,向東經滎陽萬山、三李,至河南工程學院布設水化學及同位素剖面對其水化學特征進行研究(圖3、圖4),共采集/收集9件樣品(表1)。

表1 地熱井特征一覽表Table 1 Characteristics of geothermal wells

圖3 水化學剖面布設及典型地熱井(泉)點位置圖Fig.3 Layout of hydrochemical profile and location of typical geothermal wells (springs)

圖4 熱儲結構剖面示意圖Fig.4 Schematic section of thermal storage structure

根據地熱井地溫梯度、水溫、井深等特征,9件樣品分布區域可分為三段。

(1)西段:以原三李溫泉出露處為界,以西以帶狀熱儲為主,混合地溫梯度1.6～2.03 ℃/100 m,下古生界巖溶裂隙熱儲層頂板埋深一般1 000～1 500 m,且向西部逐漸加深,其中2 000～2 500 m井深,井口水溫多不超過50 ℃。

(2)中段:原三李溫泉出露處以東,三十里鋪斷層以西為地熱異常區,以帶狀熱儲為主,混合地溫梯度可達4.0～25.46 ℃/100 m,下古生界熱儲埋深一般200～500 m,井深500～800 m,水溫一般在24～65 ℃,原出露溫泉水溫一般大于30 ℃,最高達47.5 ℃。

(3)東段:三十里鋪斷層以東,為隆起山地與沉積盆地的過渡地帶,兼具層狀熱儲和帶狀熱儲特征,混合地溫度梯度一般2.43～2.75 ℃/100 m,下古生界熱儲頂板埋深大于1 900 m,自西向東逐漸加深,在構造有利部位易富集地熱流體,根據地熱調查及鉆探驗證,2 500～3 000 m井深,井口水溫多在70 ℃左右,有較好的開發前景。

2.2 樣品采集及分析測試

采樣點主要特征及主要測試指標見表2。

表2 地熱流體特征一覽表Table 2 Characteristics of geothermal fluids

3 結果與討論

3.1 水文地球化學特征

3.1.1 水化學類型

表3 水化學分類表Table 3 Brief hydrochemical classification

圖5 地熱流體Piper圖Fig.5 Piper diagram of geothermal water

3.1.2 離子相關性分析

表4 TDS與不同化學組分含量的相關關系Table 4 Correlation between TDS and different chemical components

圖6 TDS與不同化學組分含量的擬合曲線Fig.6 Fitting curve between TDS and different chemical components

表5 Cl-與不同化學組分含量的相關關系Table 5 Correlation between Cl- and different chemical components

圖7 Cl-與不同化學組分含量的擬合曲線Fig.7 Fitting curve between Cl- and different chemical components

以上離子相關性綜合分析可以看出,地熱流體在遷移過程中,碳酸鹽巖中的方解石、白云石及混入的石膏、黏土礦物與其發生強烈的水-巖作用,構成主要離子來源。

3.1.3 地熱流體物源分析

(1)

圖8 γ(Ca2++Mg2+)與關系Fig.8 Relationship between γ(Ca2++Mg2+) and

3.2 氫氧同位素特征

3.2.1 補給來源

研究地下氫氧同位素特征可以判斷地下水的起源,確定地下水的補給條件和大氣降水與地表水、地下水的聯系程度,了解地下水的循環途徑;地下水中的δD主要取決于補給溫度和補給高程,少部分受混合作用影響;δ18O的變化則主要受控于水、巖比值和水-巖相互作用程度。

根據表2中同位素數據,結合1988年水文地質工程地質研究所給出的鄭州市大氣降水δD-δ18O直線方程(δD=8.07δ18O+10.75)繪制地熱流體δD-δ18O關系圖,見圖9。據圖9、表2,得出以下結論。

圖9 δD和δ18O關系圖Fig.9 Relationship between δD and δ18O

(1)氫氧同位素基本落在當地大氣降水線附近,表明地熱流體主要來源于大氣降水。

(2)氧同位素δ18O值在-9.43‰～-11‰;氫同位素δD較低,值在-62.7‰～-83.1‰(表2),大多落在降水線附近,其中3～6號井點位于降水線左側,顯示了地表水的混入;而7～9號井點位于降水線的右側,發生了顯著的18O漂移,且表現出隨著遷移路徑增長,偏移距離也在增大,表現出較強的水巖作用趨勢。

(3)利用開采層位、補給來源相同的地熱井測年數據估算地熱流體流速。①沉積盆地區,8號與9號均位于華北坳陷區,兩井相距1 600 m,其地熱流體年齡相差1.24萬年左右,估算該區段下古生界地熱流體流速約0.129 m/a;②隆起山地向沉積盆地過渡區,6號與8號分別位于嵩箕臺隆區與華北坳陷區,相距約12.1 km,地熱流體年齡相差約0.77萬年,估算該區段下古生界地熱流體流速約1.571 m/a。由此大致推算,下古生界地熱流體流速在隆起山地區遠大于沉積盆地區,此數據可用于估算鄭州市下古生界地熱流體運移速率,為計算資源量提供參考。

3.2.2 補給高程

由于大氣降水氫氧同位素具有的高程效應,可推測地熱流體的補給高程,計算公式為

(2)

式(2)中:H為地熱流體補給高程,m;h為取樣點高程,m;δG為地熱流體中δD值,‰;δP為取樣點附近大氣降水中δD值,‰;K為大氣降水中δD高程梯度,取-2.25‰/100 m。計算結果見表6。

表6 補給高程計算一覽表Table 6 Replenishment elevation calculation

地熱流體補給高程集中于606 ～ 920 m,根據水文地質條件及地貌特征分析,其源于西部及西南部的低山區,結合巖溶水系統劃分,應為同一補給區。

3.3 熱儲溫度及循環深度估算

3.3.1 熱儲平衡狀態判斷

地熱溫標常用來估算深部地熱流體的熱儲溫度,但判斷熱儲溫度的前提是地熱流體中的離子達到平衡狀態,因此在進行熱儲溫度計算前應對地熱流體的水巖平衡狀態進行判斷。利用Na-K-Mg三角圖解判斷水-巖平衡狀態及是否有冷水混入。

如圖10所示,本次9件樣品全部處于未成熟水區,且靠近Mg端,說明其補給區基巖出露導致流體尚處于水巖作用的初級階段,熱水中的鈉、鉀礦物均未達到飽和狀態,反映了水樣未達到平衡狀態,水-巖反應的平衡溫度偏低的狀況,同時說明了原本達到溶解平衡的熱水在由熱水向地表上升的過程中受到淺層冷水的強烈稀釋作用,從而使熱水中元素的含量變低[20],其熱儲溫度不適于采用陽離子溫標方法進行估算[21],因此本次采用SiO2溫標方法進行熱儲溫度估算。

圖10 地熱流體Na-K-Mg三角圖Fig.10 The Na-K-Mg triangular diagram of the geothermal water

3.3.2 熱儲溫度估算

二氧化硅地熱溫標是應用最早也是最常用的地球化學溫標,它的溶解度在溶液的蒸汽壓下是溫度的函數,壓力和TDS的改變對300 ℃以下二氧化硅的溶解度影響很小,因此水熱流體中的可溶性二氧化硅的濃度可以作為化學地熱溫標,常用來進行熱儲溫度的估算。由于石英和玉髓的平衡溫度不同,利用相同的二氧化硅濃度值兩者可以得出不同的溫度,無蒸汽損失石英地熱溫標和玉髓地熱溫標計算公式分別為

(3)

(4)

式中:S為SiO2濃度,mg/L。結果見表7、圖11。

表7 地熱流體SiO2溫標計算結果一覽表Table 7 List of calculation results of geothermal fluid SiO2 temperature scale

圖11 地熱流體實測溫度與SiO2溫標估算溫度圖Fig.11 The measured temperature of geothermal fluid and the estimated temperature of SiO2 scale

由于熱流pH對石英溶解度有影響,因此,對于酸性熱流,熱儲溫度計算值偏大;若水樣發生了稀釋(混合)作用,計算出來的結果通常偏低[22],對本次溫標分析如下。

(1)3、4、5號井較淺,且處于淺覆蓋的三李斷裂影響帶內,深部運移途徑較短,熱儲具有明顯的帶狀熱儲特征,地熱水混合淺部冷水,井口溫度低于計算的溫標,且接近玉髓溫標;1、2、6、7、8號井深度大,地熱水較少混合淺部冷水,井口溫度高于玉髓溫標,且隨著遷移途徑的延長,更加接近石英溫標。

(2)為探討適用于本研究區埋藏型巖溶熱儲的化學溫標計算方法,本次對7、8、9三井進行了井底測溫,其數值與石英溫標計算溫度非常接近(表7、圖11)。考慮到測溫時鉆井液的干擾及井溫與圍巖的溫度平衡,實測溫度一般會較實際地溫偏低,因此,石英溫標可用于估算本地區埋藏型巖溶熱儲的溫度。

3.3.3 循環深度

本區埋藏型巖溶地熱流體是大氣降水入滲后經深循環地熱增溫形成,地熱流體溫度與熱循環深度正相關,熱循環深度計算公式為

D=(tR-t0)/g+h

(5)

式(5)中:D為循環深度,m;tR為熱儲溫度,℃,采用SiO2石英溫標溫度;t0為恒溫帶溫度,℃,取21 ℃;g為地溫梯度,℃/km,根據實地調查,確定為2.35 ℃/km;h為恒溫帶厚度,m,取30 m。計算結果見表8。

表8 循環深度計算一覽表Table 8 List of cycle depth calculations

地熱流體循環深度計算值與溫度、井深有較好的相關性,其中采用SiO2石英溫標計算的熱儲循環深度值基本能夠反應本地區巖溶熱儲溫度特征。

3.4 成熱機理

陳墨香等[23]認為,在熱異常區形成過程中,斷裂與基巖裂隙起著至關重要的作用它們既是地下水與熱量的循環通道,也是對流型地熱資源的賦存空間;熱源主要來自上地幔熱量。

鄭州市西部、西南部山區降水入滲后,在向東部平原區的徑流過程中不斷接受深部加熱,并沿導水斷裂向深部循環,后受三李斷裂北東盤的二疊系、石炭系砂、頁巖阻隔,一部分沿斷裂帶向淺部上涌,溢出地表成泉,并在淺部形成地熱異常區;一部分向深部潛流進入東部沉積盆地區,儲存在深部溶洞、溶隙及基巖裂隙中,遇深鉆被揭露。

4 結論

(1)鄭州西南郊地熱異常區大致以三李斷裂、尖崗為南北邊界,主要熱儲層為下古生界寒武系-奧陶系厚層碳酸鹽巖,蓋層由新生界、三疊系和二疊系組成。熱儲類型兼具層狀熱儲和帶狀熱儲復合特征。

(2)西部、西南部低山區的大氣降水入滲后,在向東部平原遷移的過程中不斷與深部的碳酸鹽巖礦物和石膏產生強烈的水-巖作用,水化學類型以SO4-Ca、SO4·HCO3-Ca為主;TDS在671～1 309 mg/L之間,為淡水-微咸水;pH多大于7,以弱堿性為主。

(3)地熱流體年齡(1～3)萬年,徑流速度從隆起山地區到平原區漸緩(約從1.571 m/a降至0.129 m/a)。

(4)地熱流體尚處于水巖作用的初級階段,其熱儲溫度可以采用SiO2石英溫標進行估算。三十里鋪斷裂以東的沉積盆地區,構造條件適宜的地區具有較好成熱前景,3 000 m深度有望獲得70 ℃以上的地熱流體。