2021, Vol. 30
PDF
2. 中国地质科学院 水文地质与环境地质研究所, 河北 石家庄 050000
2. Institute of Hydrogeology and Environmental Geology, CAGS, Shijiazhuang 050000, China
随着传统能源的紧缺，环境的恶化，人类对新能源的需求越来越急切[1-4]. 近年来，地热能的研究开发利用，在一定程度上满足了大家对清洁环保绿色能源的要求. 热储温度的高低，直观地表明了地热资源的丰富程度[5-7]. 因此热储温度的确定对于合理开采地热资源具有非常重要的意义. 确定热储温度的方法有直接测量法和计算法两种. 直接法可靠精准，但是难度大、投资高，在实际工作中不易实现，因此大多采用计算法对热储温度进行估算[8]. 常用的计算法包括二氧化硅温标法、钠钾温标法、钾镁温标法、钠钾钙温标法、多矿物平衡法，但是各种方法计算的结果往往相差很大[9-12]. 本文使用常规计算法和PHREEQC软件模拟的多矿物平衡法，对青海省恰卜恰地区热储层温度进行计算，以期得出合理的热储温度.
1 研究区概况及热水化学基本特征恰卜恰地热区位于青海省共和盆地的共和凹陷内，中心基底埋深大于3 000 m，形成了良好的热储层盖层. 区内侵入岩以印支—燕山期花岗岩为主，主要矿物成分是石英、斜长石、钾长石、黑云母、角闪石. 本文分析的两个热水井（见图 1）均属于新近系的热矿水，其水化学特征见表 1.
|
图 1 钻孔W1、W2分布图 Fig.1 Distribution map of boreholes W1 and W2 1—取样点（sampling location）；2—公路（highway）；3—冲沟（gully）；4—断裂带（fault zone）；5—向斜（syncline）；6—背斜（anticline） |
|
表 1 钻孔W1、W2水化学数据 Table 1 Hydrochemical data of boreholes W1 and W2 |
近年来，随着热矿水开发研究的深入发展，地球化学方法被广泛地应用于地下热矿水的勘查和研究中，其中利用地球化学温标估算深部热储温度已成为重要的应用方面[13-16]. 地热温标方法主要有二氧化硅温标、阳离子温标、同位素温标[17]、气体温标. 限于取样测试的结果，本文选用二氧化硅温标和阳离子温标对热储温度进行估算.
2.1 二氧化硅温标二氧化硅矿物的溶解度在溶液蒸汽压力下是温度的函数，因此，可以将地热水中二氧化硅浓度作为地温计[11]. 但是，在应用此温度计时，应该知道是何种二氧化硅矿物控制了水中二氧化硅的浓度.
如果热水在上升到地面的过程中没有蒸汽损失，或者仅存在传导冷却，石英温标表达式为：
| $ T = \frac{{1309}}{{5.19 - {\rm{lg}}\left( {{C_{{\rm{Si}}{{\rm{O}}_2}}}} \right)}} - 273.15 $ | (1) |
如果热水在上升到地面过程中具有某一温度下最大蒸汽损失，或者以绝热冷却为主，则石英温标表达式为：
| $ T = \frac{{1552}}{{5.75 - {\rm{lg}}\left( {{C_{{\rm{Si}}{{\rm{O}}_2}}}} \right)}} - 273.15 $ | (2) |
玉髓温标的表达式为：
| $ T = \frac{{1302}}{{4.69 - {\rm{lg}}\left( {{C_{{\rm{Si}}{{\rm{O}}_2}}}} \right)}} - 273.15 $ | (3) |
式中，CSiO2表示水样中二氧化硅的含量，单位为mg/L.
2.2 阳离子温标阳离子温标是基于热水与固相间的K、Na、Ca、Mg等阳离子的交换与温度的关系建立起来的，所有的阳离子温标都是经验性的公式. 常用的有Na-K温标、Na-K-Ca温标、K-Mg温标等.
Na-K温标表达式为：
| $ T = \frac{{855.6}}{{{\rm{lg}}\left( {\frac{{{C_{{\rm{Na}}}}}}{{{C_{\rm{K}}}}}} \right) + 0.857}} - 273.15 $ | (4) |
式中，CNa、CK分别代表水样中钠、钾离子的含量，单位为mg/L.
Na-K-Ca温标表达式为：
| $ T = \frac{{1647}}{{{\rm{lg}}\left( {\frac{{{C_{{\rm{Na}}}}}}{{{C_{\rm{K}}}}}} \right) + \beta {\rm{lg}}\left( {\frac{{\sqrt {{C_{{\rm{Ca}}}}} }}{{{C_{{\rm{Na}}}}}}} \right) + 2.24}} - 273.15 $ | (5) |
式中，当t < 100 ℃时，β＝4/3；t > 100 ℃时，β＝1/3；CNa、CK、CCa分别代表水样中钠、钾、钙离子的含量，单位为mg/L.
K-Mg温标表达式为：
| $ T = \frac{{4410}}{{14.0 - {\rm{lg}}\left( {\frac{{{C_{\rm{K}}}^2}}{{{C_{{\rm{Mg}}}}}}} \right)}} - 273.15 $ | (6) |
式中，CK、CMg分别代表水样中钾、镁离子的含量，单位为mg/L.
运用上述各种温标，对恰卜恰地区热水进行热储温度的估算（表 2），发现不同方法计算出的热储温度相差很大. 其中石英温标估算结果最近接取样时测得的水温；玉髓温标、Na-K温标和K-Mg温标计算结果明显低于取样时测得的水温，Na-K-Ca温标计算结果明显高于石英温标计算结果，故不具有参考价值. 这是因为任何一种地热温标的使用前提都是假设溶液-矿物达到平衡状态，在溶液-矿物没有达到平衡状态的情况下，地热温标无法给出正确的结果.
|
|
表 2 钻孔W1、W2热储温度的估算结果 Table 2 Estimation for thermal reservoir temperatures of boreholes W1 and W2 |
选用各种地热温标计算热储温度必须符合一定要求，那就是作为地热温标的某种溶质需与热储中的矿物达到平衡. 但是大多数情况下，热水在上升过程中，会发生脱气现象以及与浅层冷水混合作用，导致某些作为地热温标的溶质无法与热储中的矿物达到平衡[18-21].
2.3.1 钠钾镁三角图Na-K-Mg三角图解法由Giggenbach于1988年提出，在图中分为完全平衡、部分平衡和未成熟水3个区域，常被用来评价水-岩平衡状态以及区分不同类型的水样. 根据表 1的数据资料，应用Na-K-Mg三角图对两个钻孔水样进行分析（图 2）.
|
图 2 钻孔W1、W2的钠钾镁三角图 Fig.2 The Na-K-Mg triangular diagram of boreholes W1 and W2 |
由图 2可以看出，两个钻孔的水样均处于部分平衡区，说明热水在上升过程中冷水混入比例较小，或者脱气作用不明显，具有较深的热水循环特征，故可以选用部分阳离子温标计算热储温度作为参考数值. 这与上述计算结果分析一致.
2.3.2 多矿物平衡法多矿物平衡法是将水中的多种矿物的溶解状态当成温度的函数. 若一组矿物在一定的温度下同时接近平衡，则说明热水与水中的矿物达到了平衡；反之，则说明热水与水中的矿物未达到平衡. 对研究区采集的两组热水样用PHREEQC进行模拟（图 3），由于水样分析结果中铝离子浓度未检测出，假设W1、W2两钻孔的铝离子的浓度都为0.05 mg/L. 由图 3a可以看出，钻孔W1数据分析出的水中可能的矿物不收敛，说明水-岩还未达到平衡，可能是冷水的混入比较严重. 虽然钻孔W2水样中的部分矿物在一点收敛，但是交点所对应的温度低于水样测试的温度（图 3b），说明可能有冷水混入，导致矿物在更低的温度下达到平衡，估算的温度也不是深部热储的温度. 但是由图 3可以看出，石英呈现收敛的的趋势，可以推断出该地区二氧化硅含量由石英控制.
|
图 3 钻孔W1、W2的多矿物平衡图解 Fig.3 Multi-mineral equilibrium diagram of boreholes W1 and W2 a—W1钻孔（borehole W1）；b—W2钻孔（borehole W2）；1—文石（aragonite）；2—方解石（calcite）；3—玉髓（chalcedony）；4—石英（quartz）；5—二氧化硅（SiO2）；6—滑石粉（talcum powder）；7—高岭石（kaolinite） |
地热水在上升过程中与冷水的混合是地热系统中常见的问题之一，这导致多矿物平衡图中缺少平衡[12]. 由于所研究的水样点处于部分平衡区，可能是因为有冷水混入，导致估算的热储温度不能反映深部热储温度，故需对混入的冷水进行计算.
3.1 用计算法求混合水中冷水的份额及热水的温度A. H. 特鲁斯德尔和R. O. 福尼埃在1981年总结了冷热水掺和过程，总结出了如下混合的冷水份额X的解：
| $ {X_1} = \frac{{{S_{\rm{s}}} - {S_{\rm{h}}}}}{{{S_{\rm{c}}} - {S_{\rm{h}}}}} $ | (7) |
| $ {X_2} = \frac{{{\rm{Si}}{{\rm{O}}_{2{\rm{s}}}} - {\rm{Si}}{{\rm{O}}_{{\rm{2h}}}}}}{{{\rm{Si}}{{\rm{O}}_{{\rm{2c}}}} - {\rm{Si}}{{\rm{O}}_{{\rm{2h}}}}}} $ | (8) |
式中，Sc为近地表冷水的焓，Sh为热水的初焓，Ss为取样点的焓值.
对于研究区冷水点的温度，选当地冷水泉点温度17.63 ℃，对应的二氧化硅含量为12.2 mg/L，分别计算W1、W2冷水混入比例（图 4）.
|
图 4 钻孔W1、W2冷水混入比例计算图解 Fig.4 Diagram of cold water mixing proportions in boreholes W1 and W2 1—钻孔的热水焓值（hot water enthalpy of borehole）；2—石英溶解度（quartz solubility） |
由图 4可以算出，W1、W2钻孔冷水混入比例分别为0.29、0.32，对应的混合前的热水温度分别为113 ℃、103 ℃.
3.2 硅焓图解法计算冷水混入比例A. H. 特鲁斯德尔和R. O. 福尼埃设计了石英溶解度-热水焓值曲线图求解，作图方法为：根据当地冷水焓和SiO2含量在坐标系中投下点A，再根据井水焓和SiO2含量投下点B，A、B两点连成直线，延长该直线与石英溶解度曲线相交于点C，该点所对应的焓值即为混合水前的初焓. AB、AC两线段的长度比即为地下热水在混合水中的比例.
做出石英溶解度曲线，并将取样点和冷水点连线延长与石英溶解度曲线相交（图 5）. 交点对应的纵坐标焓值即为深部热储平衡时的焓值. 并可以算出W1、W2钻孔热水中冷水混合比例分别为0.24、0.34，对应的热储温度分别为107 ℃、96 ℃，这与用计算法算出来的结果基本相符.
|
图 5 钻孔W1、W2的硅-焓图 Fig.5 The silica-enthalpy diagram of boreholes W1 and W2 |
综合计算法和硅焓图解法得出的冷水混入比例，对两者求平均值，得出W1、W2热水井混入冷水比例最终分别为0.26、0.33，则热水比分别为0.74、0.67.
3.3 用PHREEQC对混合和脱气作用进行校正通过上述方法分析得知，研究区两个钻孔水样均有冷水混入. 现场取样发现，液体中有气泡现象，故可以判断深部液体同时有气体脱出. 故需对深部液体进行重建，模拟混合作用和脱气作用对采样点水化学平衡的影响，进而判断深部热储温度. 图 6是考虑了水混合作用、脱气作用的固定铝的PHREEQC模拟结果. 图 6的模拟计算条件都是假定Al＝0.05 mg/L，其余组分的浓度均除以各自的热水比，即分别为0.74、0.67，同时在溶液中加入适量CO2气体. 由图 6可见各矿物的收敛性很好，如石英、滑石粉、方解石等矿物均与SI＝0相交于某一温度附近，同时说明该采样点地下热水中石英控制着热水和二氧化硅之间的平衡. 由此可知钻孔W1、W2深部热储温度分别为110 ℃、86 ℃.
|
图 6 钻孔W1、W2的PHREEQC模拟结果 Fig.6 PHREEQC simulation results of boreholes W1 and W2 1—文石（aragonite）；2—方解石（calcite）；3—玉髓（chalcedony）；4—石英（quartz）；5—二氧化硅（SiO2）；6—滑石粉（talcum powder）；7—高岭石（kaolinite） |
综合上述各种方法计算的热储温度，可以发现石英温标计算的结果与PHREEQC模拟的热储温度很接近，因此取两种计算方法的温度的平均值作为深部热储温度（表 3）. 同时由两井深度可以算出地温梯度大约为：
| $ \Delta T = \frac{{107 - 86}}{{1852 - 1502}} = 6{\rm{℃}}/100{\rm{ m}} $ |
|
|
表 3 钻孔W1、W2的热储温度 Table 3 Thermal reservoir temperatures of boreholes W1 and W2 |
1）恰卜恰地区深部热水中二氧化硅的含量主要是由石英控制的，故热储温度的估算应用石英温标公式计算. Na-K温标、K-Mg温标估算的热储温度明显低于石英温标，Na-K-Ca温标计算结果偏高，故阳离子温标计算结果不准确.
2）由于钻孔混入了冷水，并伴有脱气现象的发生，需对水样进行重新定义. 重新定义过的热水样用PHREEQC进行模拟，模拟结果与石英温标计算结果结合，可以确定深部热储温度.
3）由估算结果可知恰卜恰地区的新近系热储温度在86~107 ℃，地温梯度约为6 ℃/100 m，属于地热异常区，具有理想的地热资源开发利用前景.
| [1] |
王贵玲, 张发旺, 刘志明. 国内外地热能开发利用现状及前景分析[J]. 地球学报, 2000, 21(2): 134-139. Wang G L, Zhang F W, Liu Z M. An analysis of present situation and prospects of geothermal energy development and utilization in the world[J]. Acta Geoscientia Sinica, 2000, 21(2): 134-139. DOI:10.3321/j.issn:1006-3021.2000.02.004 |
| [2] |
汪集旸, 熊亮萍, 庞忠和. 中低温对流型地热系统[M]. 北京: 科学出版社, 1993: 6-10. Wang J Y, Xiong L P, Pang Z H. Low-medium temperature geothermal system of convective type[M]. Beijing: Science Press, 1993: 6-10. |
| [3] |
吴红梅, 周立岱, 郭宇. 阳离子温标在中低温地热中的应用研究[J]. 黑龙江科技学院学报, 2006, 16(1): 27-30. Wu H M, Zhou L D, Guo Y. Application of cation temperature scale in medium-low temperature geothermal resource[J]. Journal of Heilongjiang Institute of Science and Technology, 2006, 16(1): 27-30. |
| [4] |
葛肖虹, 刘俊来, 任收麦, 等. 青藏高原隆升对中国构造-地貌形成、气候环境变迁与古人类迁徙的影响[J]. 中国地质, 2014, 41(3): 698-714. Ge X H, Liu J L, Ren S M, et al. Tectonic uplift of the Tibetan Plateau: Impacts on the formation of landforms, climate changes and ancient human migration in China[J]. Geology in China, 2014, 41(3): 698-714. DOI:10.3969/j.issn.1000-3657.2014.03.002 |
| [5] |
张展适, 孙占学, 王素娟. 固定铝方法成功恢复汤湖温泉热储平衡温度及其研究意义[J]. 华东地质学院学报, 2003, 26(4): 306-310. Zhang Z S, Sun Z X, Wang S J. Successful reconstruction the equilibrium status of Tanghu hot spring by using fixed-Al methods and it's meaningness[J]. Journal of East China Geological Institute, 2003, 26(4): 306-310. DOI:10.3969/j.issn.1674-3504.2003.04.002 |
| [6] |
Spycher N, Peiffer L, Sonnenthal E L, et al. Integrated multicomponent solute geothermometry[J]. Geothermics, 2014, 51: 113-123. DOI:10.1016/j.geothermics.2013.10.012 |
| [7] |
Fournier R O. Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems[J]. Geothermics, 1977, 5(1/4): 41-50. |
| [8] |
Giggenbach W F. Geothermal solute equilibria: Derivation of Na-K-Mg-Ca geoindicators[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1988, 52(12): 2749-2765. DOI:10.1016/0016-7037(88)90143-3 |
| [9] |
王皓, 柴蕊. 地热温标在地热系统中的应用研究[J]. 河北工程大学学报(自然科学版), 2009, 26(3): 54-58. Wang H, Chai R. Application of geothermometers in the geothermal system[J]. Journal of Hebei University of Engineering (Natural Science Edition), 2009, 26(3): 54-58. DOI:10.3969/j.issn.1673-9469.2009.03.014 |
| [10] |
Peiffer L, Wanner C, Spycher N, et al. Optimized multicomponent vs. classical geothermometry: Insights from modeling studies at the Dixie Valley geothermal area[J]. Geothermics, 2014, 51: 154-169. DOI:10.1016/j.geothermics.2013.12.002 |
| [11] |
黄尚瑶, 胡素敏, 马兰. 火山温泉地热能[M]. 北京: 地质出版社, 1986. Huang S Y, Hu S M, Ma L. Volcanoes-hot springs-geothermal energy[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1986. |
| [12] |
朱炳球, 朱立新, 史长义. 地热田地球化学勘查[M]. 北京: 地质出版社, 1992: 83-95. Zhu B Q, Zhu L X, Shi C Y. Geothermal geochemical exploration[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1992: 83-95. |
| [13] |
袁建飞, 邓国仕, 徐芬, 等. 川西南喜德热田地下水水文地球化学特征[J]. 现代地质, 2017, 31(1): 200-208. Yuan J F, Deng G S, Xu F, et al. Hydrogeochemical characteristics of groundwater in the Xide geothermal field, southwest Sichuan, China[J]. Geoscience, 2017, 31(1): 200-208. DOI:10.3969/j.issn.1000-8527.2017.01.019 |
| [14] |
张森琦, 严维德, 黎敦朋, 等. 青海省共和县恰卜恰干热岩体地热地质特征[J]. 中国地质, 2018, 45(6): 1087-1102. Zhang S Q, Yan W D, Li D P, et al. Characteristics of geothermal geology of the Qiabuqia HDR in Gonghe Basin, Qinghai Province[J]. Geology in China, 2018, 45(6): 1087-1102. |
| [15] |
李林果, 李百祥. 从青海共和-贵德盆地与山地地温场特征探讨热源机制和地热系统[J]. 物探与化探, 2017, 41(1): 29-34. Li L G, Li B X. A discussion on the heat source mechanism and geothermal system of Gonghe-Guide basin and mountain geothermal field in Qinghai Province[J]. Geophysical and Geochemical Exploration, 2017, 41(1): 29-34. |
| [16] |
Solodov I N, Zotov A V, Khoteev A D, et al. Geochemistry of natural and contaminated subsurface waters in fissured bed rocks of the Lake Karachai area, Southern Urals, Russia[J]. Applied Geochemistry, 1998, 13(8): 921-939. DOI:10.1016/S0883-2927(98)00025-0 |
| [17] |
马致远, 范基娇, 苏艳, 等. 关中南部地下热水氢氧同位素组成的水文地质意义[J]. 地球科学与环境学报, 2006, 28(1): 41-46. Ma Z Y, Fan J J, Su Y, et al. Hydrogeology significance on hydrogen and oxygen isotopes composition in underground thermal water of Guanzhong area, Shaanxi Province[J]. Journal of Earth Sciences and Environment, 2006, 28(1): 41-46. |
| [18] |
洪增林, 张银龙, 周阳. 关中盆地南部山前中深层地热资源赋存特征及应用[J]. 中国地质, 2019, 46(5): 1224-1235. Hong Z L, Zhang Y L, Zhou Y. Research on the modes of occurrence and application of geothermal resources in the middle and deep layers of the piedmont area in southern Guanzhong Basin[J]. Geology in China, 2019, 46(5): 1224-1235. |
| [19] |
李修成, 马致远, 张雪莲, 等. 陕西省关中盆地东大地热田成因机制分析[J]. 中国地质, 2016, 43(6): 2082-2091. Li X C, Ma Z Y, Zhang X L, et al. Genetic model of the Dongda geothermal field in Guanzhong Basin, Shaanxi Province[J]. Geology in China, 2016, 43(6): 2082-2091. |
| [20] |
章旭, 郝红兵, 刘康林, 等. 西藏沃卡地堑地下热水水文地球化学特征及其形成机制[J]. 中国地质, 2020, 47(6): 1702-1714. Zhang X, Hao H B, Liu K L, et al. Hydrogeochemical characteristics and genetic model of Oiga graben geothermal waters system in Tibet[J]. Geology in China, 2020, 47(6): 1702-1714. |
| [21] |
隋少强, 汪新伟, 周总瑛, 等. 天津岩溶地热田热储特征研究[J]. 地质与资源, 2019, 28(6): 590-594, 569. Sui S Q, Wang X W, Zhou Z Y, et al. Study on the thermal reservoir characteristics of karst geothermal fields in Tianjin city[J]. Geology and Resources, 2019, 28(6): 590-594, 569. DOI:10.3969/j.issn.1671-1947.2019.06.011 |