0 前言
地热资源是可再生能源中最现实和最具竞争力的资源之一[1]。实现地热资源的可持续开发利用，是当今中国也是世界地热产业所面临的最为关键的问题[2]。要解决这一问题，首先要查明地热资源的成因机制。目前，国内外此类研究已较为成熟[3]，我国学者还在中低温地热资源成因研究中提出了具有特色的“热流折射”[4]和“新构造控热控水”[5]理论。
长白山仙人桥温泉区是我国著名的矿泉水疗养旅游区及度假村，自1984年发现温泉以来，已经开展了一系列的地热地质调查工作，基本圈定了温泉区的范围[6]。前人[7-8]基于温泉区的地质背景、形成和赋存条件，对仙人桥温泉的开发利用前景进行了评价，并初步提出了长白山玄武岩区地热水资源的成因机制；但未对温泉区的热储层和盖层的基本特征、热源、水循环过程等进行深入研究，缺少完整的成因模式，制约了该区类似地热资源的勘探。
笔者在前人工作的基础上，采用地质学、水文地质学、地球物理学结合的方法，对仙人桥温泉区地热水的成因进行了系统分析，建立了完整的成因模式，以期为该区类似地热资源的勘探提供理论依据。
1 研究区概况仙人桥温泉区位于吉林省长白山腹地抚松县仙人桥镇，海拔约为640 m。温泉点中心位置坐标为127°11′11″E，42°07′00″N，其东南长白山一带平均海拔2 000 m以上。地热钻井长热2井位于温泉点东南约40 km，坐标为127°28′56″E，42°04′37″N(图 1a)，井深2 300 m。温泉区大气降水较为频繁，年降水量800~1 000 mm。
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| 图 1 研究区地质简图及野外实测剖面图 Figure 1 Geological sketch map and measured section of the study area |
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长白山腹地在大地构造单元上位于华北地台辽东台隆的东北端[9]，地层发育较齐全，从太古界到第四系地层均有出露[10-11]。钻井和剖面资料揭示，温泉区地层序列从老到新主要为古生界寒武系和奥陶系灰岩、中生界侏罗系安山岩和安山质火山碎屑岩、新生界新近系玄武岩，还可见晚侏罗世二长花岗岩。温泉点处地表出露侏罗系安山岩(图 1)。
2 热储层与盖层 2.1 热储层 2.1.1 热储层的岩石学和物性特征研究区热储层主要为古生界寒武系张夏组灰岩及奥陶系冶里组、亮甲山组、马家沟组灰岩。
孔渗测试数据表明，灰岩热储层孔隙度大部分为3.00%~6.00%，渗透率大部分为1.000×10-3~10.000×10-3 μm2(表 1，图 2)，为低孔低渗储层。孔渗关系在一定程度上还能反映岩石的微观孔喉结构，如：冶里组泥灰岩受局部发育的微裂缝影响表现为“低孔高渗”；张夏组鲕粒灰岩早期形成的鲕粒内部被溶蚀，而这种粒内溶孔又呈孤立状分布，表现为“高孔低渗”。
| 层位 | 岩性 | 孔隙度/% | 渗透率/(10-3 μm2) | 采样位置 | |
| 侏罗系 | 林子头组 | 安山质火山碎屑岩 | 1.24 | 0.023 | 剖面AB |
| 安山质火山碎屑岩 | 0.77 | 0.042 | 长热2井 | ||
| 安山岩 | 1.71 | 0.013 | 剖面AB | ||
| 安山岩 | 0.83 | 0.004 | 长热2井 | ||
| 果松组 | 安山岩 | 0.97 | 0.031 | 剖面AB | |
| 安山岩 | 2.85 | 0.014 | 长热2井 | ||
| 奥陶系 | 马家沟组 | 灰岩 | 4.33 | 0.830 | 剖面AB |
| 灰岩 | 5.80 | 3.350 | 长热2井 | ||
| 亮甲山组 | 灰岩 | 2.25 | 1.510 | 剖面AB | |
| 冶里组 | 泥灰岩 | 1.17 | 21.160 | 剖面AB | |
| 竹叶状灰岩 | 3.31 | 1.890 | 剖面AB | ||
| 竹叶状灰岩 | 3.60 | 4.080 | 剖面AB | ||
| 寒武系 | 张夏组 | 鲕粒灰岩 | 9.92 | 0.950 | 剖面AB |
| 鲕粒灰岩 | 5.74 | 2.870 | 长热2井 | ||
| 灰岩 | 4.56 | 3.380 | 剖面AB | ||
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| 图 2 研究区热储层(a, b)与盖层(c, d)岩石孔隙度、渗透率频率分布直方图 Figure 2 Frequency distribution histogram of porosity and permeability of thermal reservoir(a, b) and cap rocks(c, d) in the study area |
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灰岩本身的孔渗条件较差，所以必然是灰岩热储层内部发育连通性较好的裂缝储集了大量的地下水，才能为温泉的形成提供充分的物质条件[12-13]。裂缝按成因可分为构造裂缝、溶蚀裂缝和成岩裂缝[14-16]，岩石学特征表明研究区的构造裂缝和溶蚀裂缝比较发育。典型的如：冶里组竹叶状灰岩发育高角度构造裂缝，切割早期的灰岩层(图 3a)，是很好的地下水储集空间；冶里组泥灰岩中多见被方解石充填的溶蚀裂缝(图 3b)，表明该溶缝曾是钙质流体的运移通道；张夏组鲕粒灰岩鲕粒内部溶蚀裂缝和构造裂缝均非常发育(图 3c)。
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| a.冶里组竹叶状灰岩的层间缝较发育，被后期高角度构造裂缝切割；b.冶里组泥灰岩中岩溶作用强烈，溶缝被方解石充填；c.张夏组鲕粒灰岩鲕粒内部的构造和溶蚀裂缝非常发育；d.林子头组安山岩基质中细粒斜长石的定向排列，原生粒间孔极不发育。Cc.方解石；Pl.斜长石。 图 3 研究区热储层和盖层的岩石学特征 Figure 3 Petrological characteristics of thermal reservoir and cap rocks in the study area |
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这些裂缝的形成，是断裂活动和岩溶作用的共同结果[14-15]。研究区的寒武系张夏组顶部和奥陶系马家沟组顶部均发育不整合面(图 4)，为岩溶改造提供了条件。先期构造裂缝发育又是后期岩溶改造的重要基础，因此断裂和岩溶的复合作用是该区灰岩热储层形成的主要机制，也是地下水大量储集的空间和通道。大气降水既可以通过区内延伸并穿透盖层的侧向断裂进入地下热储层，也可以通过地表裸露溶蚀裂缝发育的灰岩进入地下热储层。
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| 图 4 研究区剖面AB与长热2井地层对比柱状图 Figure 4 Stratigraphic correlation between Section AB and Well Changre 2 in the study area |
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研究区盖层主要为中生界侏罗系果松组和林子头组安山岩、安山质火山碎屑岩(图 1b)。林子头组安山岩基质中斜长石颗粒定向排列(图 3d)使得岩性更为致密，有利于封堵地下水。剖面和钻井还可见侏罗系粉砂岩和晚侏罗世二长花岗岩(图 1)，但由于二者岩性均较为疏松、分布范围有限，不能成为良好的盖层。
孔渗测试数据(表 1，图 2)显示火山岩盖层孔隙度大部分在0~1.00%区间内，渗透率大部分在0.010×10-3~0.030×10-3 μm2区间内，说明岩石较为致密，具有良好的封盖条件。同时，该区火山岩盖层厚度和空间展布面积均较大[17-19]，使得其内部连通的裂隙和孔隙也变小，相对抵消了断裂对盖层的破坏作用，具有较好的封堵地下水的能力。
2.3 储盖组合在平面上的分布特征长热2井显示该区侏罗系安山岩下伏存在古生界灰岩层(图 4)，结合野外灰岩出露情况(图 1)，推测剖面AB安山岩下伏也存在灰岩层。起初灰岩层在构造作用下形成背斜，而后背斜核部被剥蚀并被二长花岗岩侵入；背斜的一翼被后期形成的安山岩覆盖，另一翼出露于地表。
长热2井的地层序列可近似代表温泉区东南长白山一带的地层序列，通过对比发现长热2井缺失冶里组和亮甲山组，剖面AB的地层序列与对应的长热2井地层序列(图 4)在岩性和物性(表 1)方面没有太大差异，储盖组合在平面上的分布特征仅取决于热储层和盖层厚度的变化。
灰岩热储层在剖面AB处较发育(图 4)，地下水更容易在此聚集并储存，并且该处海拔较低，地势的压差使得地下水更容易向该处运移，所以仙人桥温泉点是区域上有利的地下水汇集区；同时，剖面AB处盖层厚度比长热2井小(图 4)，地热水上升至地表形成温泉所克服的阻力小，所以仙人桥温泉点热储层和盖层的配置关系相比于东南长白山一带要好。这也为长热2井与仙人桥温泉点出水情况的对比所证实[6, 8]。
3 热源分析 3.1 大地热流与区域热背景采用长热2井实测大地热流值作为研究区的区域热流背景值。该井于2015年6月开钻，井温测量于静井4 d后进行，测温井段深度为2 000~2 200 m，测温范围0~150 ℃，精度0.01 ℃。实测热流值为70.9 mW/m2[20]，该值与华北地区平均大地热流值(68.5 mW/m2)[21]接近，可作为仙人桥温泉区的大地热流背景值。
3.2 附加热源分析对于放射性热源，假设地壳最上部10 km厚度内放射性元素均匀分布，依长白山地区地壳平均生热率估算值A=0.76~0.90 μW/m3[22]，则10 km范围内衰变产生的热量为△q=A△z(式中△z为地壳最上部厚度，单位km)，计算值为7.6~9.0 mW/m2，并不构成特殊热源。
汪集旸等[5]研究认为，100 Ma以前的侵入体，即使体积为106 km3，其温度也已恢复到围岩的环境温度，不可能构成地热系统的热源。仙人桥地区存在的距今最近的侵入岩是晚侏罗世二长花岗岩[6, 11]，它不仅距今已有150 Ma以上，而且已经出露地表并变质，显然不可能成为仙人桥温泉区的热源。实际上，区内长热2井部分成孔于二长花岗岩岩体内，但钻孔测温未见地温异常，故区内岩浆活动对于地温场无明显影响，不构成附加热源。因此，仙人桥温泉区属于正常大地热流加热的非火山型地热系统。
4 水循环过程 4.1 地下水补给高程地下水主要起源于大气降水和各种地表水的渗入补给，氢、氧稳定同位素方法在确定地下水成因类型和地下水的起源等方面具有重要的意义[23-24]。仙人桥温泉区热储层中的地下水主要来源于大气降水[8]，按照氢、氧稳定同位素的高程效应原理，氢同位素值随地下水补给高程的增大而减小。据此可以确定地下水的补给区和补给高程。
地下水补给高程的计算公式[5]为
(1) 式中：h为地下水的补给高程(m)；hr为取样点的高程(m)；δD为取样点水的氢同位素值(‰)；δDr为取样点附近大气降水的氢同位素值(‰)；gradD为氢同位素值随高程的递减梯度(‰/hm)。
参考我国东北部地区降水氢同位素的高程效应，取gradD=-4.95‰/hm[8]。根据区域水文地质条件，抚松县位于仙人桥温泉区的北侧约20 km，其温度接近当地年平均气温，接受大气降水垂向入渗补给和侧向径流补给，地下水混入较少，其水稳定同位素组成接近大气降水多年平均值；故选取抚松县大气降水的氢同位素值作为取样点附近大气降水的氢同位素值。取样点的高程hr=552 m，取样点水的δD=-100.7‰[8]，抚松县大气降水的δDr=-76.9‰[25]，求得地下水的补给高程h为1 033 m。结合水文地质图和周边地形资料分析，地下水补给来源的方向为西南方向。
4.2 地下水运移 4.2.1 区内断裂的基本特征断裂是地下水运移和传递热量的关键因素。温泉区位于新华夏系长白山巨型隆起带的腹地，断裂构造非常发育，主要发育NE和NW向2组断裂构造[7]。NE向断裂属压性或压扭性，倾向北西，起阻水作用，该组断裂一般规模较小且形成时间早，典型的NE向断裂为F1和F2(图 1)；NW向断裂为张性断裂，倾向南西，该组断裂一般规模较大且形成时间晚，切割NE向断裂，起导水作用，典型的NW向断裂为F3和F4(图 1)。温泉点则恰好位于断裂F3与剖面AB交汇处(图 1a)，表明断裂F3是沟通地下灰岩热储层使地热水上涌形成温泉的重要通道。
4.2.2 地下水的补给路径断裂F1和F4野外露头可见多条二长花岗岩脉体，区域地质资料也表明该区断裂破碎带常有二长花岗岩脉体[6-7]；因此可以推测断裂F1和F4在深部切割二长花岗岩并沟通地下灰岩热储层。
前人[26]研究结果表明，形成温泉必须要有合适的水头压力，即必须要有合适的地形反差。该区温泉点处海拔较周围低，地势产生的压差为大气降水在侧向断裂F1和F4中的运移提供动力，同时大气降水也可通过地表裸露溶蚀裂缝发育的灰岩进入地下热储层，并在深部汇入断裂F1；最终地下水通过断裂F1和F4运移到安山岩下伏的灰岩热储层中。
4.2.3 地热水的上涌路径该区两条北东向可控源音频大地电磁测深反演剖面K1和K2(图 1a，图 5)可以进一步刻画断裂的位置和地下岩层的分布情况[27-28]。剖面中的高阻区通常富水性、导水性较差，代表致密的火山岩或侵入岩基底；剖面中的低阻区通常富水性、导水性较好，代表灰岩层或断裂带的位置[29-30]。
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| ρ.地下岩石电阻率 图 5 研究区可控源音频大地电磁测深反演剖面K1和K2 Figure 5 Inversion results of CSAMT K1 and K2 in the study area |
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K1主要由3个部分组成：浅层高阻区、中层低阻区和深层高阻区。浅层高阻区代表侏罗系火山岩。中层低阻区的形成受两种因素控制：一是浅层的断裂活动在侵入岩内部形成破碎带，使得在埋深0~200 m、距离0~300 m的中层低阻区富水性和导水性较好，呈现低阻；二是距离300 m以后的中层低阻区可能为侏罗系火山岩下伏的古生界灰岩层(图 5，图 6)。深层高阻区代表晚侏罗世的侵入岩基底。在距离700~800 m处有一条垂向延伸的低阻带，代表断裂F2和断裂F3的交汇带，二者的交点距离温泉点不到200 m，说明断裂F2和断裂F3交汇部位(图 1a，图 5)是地下水富集的有利部位。
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| 图 6 仙人桥温泉区断裂岩溶复合型地热成因模式 Figure 6 Faults and karsts compositegeothermal genesis model in Xianrenqiao hot spring area |
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K2主要由2个部分组成：浅层低阻区和深层高阻区。浅层低阻区主要受浅层的断裂活动影响，在侏罗系火山岩内部形成破碎带，使其富水性和导水性较好，呈现低阻；而随着埋深的增加，侏罗系火山岩受到浅层断裂的影响越来越小，导水性和富水性变差，呈现高阻。在距离300~400 m处有一条斜向延伸的低阻带，代表断裂F3(图 1a，图 5)，其切割层位较深。
综上，地下水在运移过程中逐渐增温成地热水，然后在热储层中保存并在断裂F2与断裂F3交汇处富集；当地热水积累到一定程度时，巨大的水压促使地热水沿导水断裂F3上涌，最终出露地表形成温泉(图 6)。
4.3 热储温度和循环深度SiO2广泛存在于地壳中的各种岩石和矿物里，在一般环境下SiO2的溶解十分缓慢，受温度压力的影响比较大。Fournier等[31]在20世纪七八十年代通过大量的实验模拟，研究了不同温度、压力条件下SiO2的溶解平衡问题，建立了若干平衡方程式；同时也提出过利用井、泉水的SiO2含量来预测热储温度，因在0~250 ℃温度区间内不同矿物相SiO2的溶解度都随温度升高而增大[32]。陈墨香等[33]在1988年利用华北地区和广东省大量地热水样分析资料统计计算得出，中低温地热水可以利用SiO2地热温标来预测热储温度。
据仙人桥温泉区的水化学数据，所采样品热水中不含气体或含少量气体成分，可选用无蒸汽散失的石英温标或玉髓温标来估算热储温度[34]。研究区所采水样SiO2质量浓度为69.22 mg/L，利用无蒸汽散失的石英温标和玉髓温标得到的热储温度分别为117.63 ℃和88.99 ℃[8]。所以仙人桥温泉区的热储温度为89~118 ℃，属中低温地热水。
地热水循环深度计算公式[5]为
(2) 式中：z为循环深度(m)；z0为恒温带深度(m)；tR为热储温度(℃)；t0为恒温带温度(℃)；gradt为地温梯度(℃/hm)。
仙人桥温泉当地恒温带深度z0为30 m，恒温带温度t0为4.3 ℃，热储温度tR为89~118 ℃，地温梯度gradt为3.00 ℃/hm[8]，计算得出地热水的循环深度z为2 853~3 820 m。
5 成因模式仙人桥温泉区在成因上属中低温对流型地热系统，地热成因模式为断裂岩溶复合型。大气降水对地下水的补给主要有两种方式：一是通过该区裸露的古生界灰岩，其溶蚀裂缝十分发育，直接接受大气降水的补给；二是通过该区的侧向断裂，其延伸远、穿透盖层，是大气降水渗入地下热储层中的通道。地下水在接受这两种补给后，沿断裂F1、断裂F4和古生界灰岩层3个方向向下渗透进行深循环；在深循环中被正常大地热流加热成为地热水，其热储温度为89~118 ℃，循环深度为2 853~3 820 m。地热水在断裂F2与断裂F3交汇处富集并沿导水断裂F3上涌，最终出露地表形成温泉(图 6)。
6 结论1) 仙人桥温泉区热储层主要为古生界寒武系和奥陶系灰岩，灰岩本身的孔渗条件较差，但其后期发育的构造裂缝和溶蚀裂缝是地下水储集和运移的有利部位；盖层主要为中生界侏罗系安山岩、安山质火山碎屑岩，封闭性较好；温泉点是区域上有利的地下水储集区，热储层和盖层的配置关系相比于东南长白山一带要好。
2) 大地热流背景值为70.9 mW/m2，属正常范围，放射性元素衰变产热和岩浆活动不构成附加热源，属于正常大地热流加热的非火山型地热系统。
3) 地下水的补给高程为1 033 m，补给来源的方向为西南方向。NE向、NW向的断裂是区内延伸远、切割深的区域性断裂，也是区内良好的控热控水性断裂。断裂为地下水的径流和排泄提供了通道，两组断裂交汇部位是地热水富集的有利部位。
4) 仙人桥温泉区在成因上属中低温对流型地热系统，地热成因模式为断裂岩溶复合型。大气降水对地下水的补给主要有两种方式：一是通过该区裸露的古生界灰岩，其溶蚀裂缝十分发育，直接接受大气降水的补给；二是通过该区的侧向断裂，其延伸远、穿透盖层，是大气降水渗入地下热储层中的通道。地下水在接受这两种补给后，沿断裂F1、断裂F4和古生界灰岩层3个方向向下渗透进行深循环；在深循环中被正常大地热流加热成为地热水，其热储温度为89~118 ℃，循环深度为2 853~3 820 m。地热水在断裂F2与断裂F3交汇处富集并沿导水断裂F3上涌，最终出露地表形成温泉。
因此，在该区断裂交汇和岩溶发育的部位打井，有望获得优质的地热水。
致谢: 吉林大学环境与资源学院肖长来教授对本文写作提出了宝贵意见，吉林大学地球探测科学与技术学院李桐林教授在地球物理资料方面给予了支持，在此一并致以衷心的感谢。| [1] |
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