福建鹽田海水補給型地熱系統地球化學特征及其成因

劉春雷，李亞松，洪炳義，曹勝偉，王婉麗，李劍鋒

（1.中國地質科學院水文地質環境地質研究所，河北 石家莊 050061；2.福建省水循環與生態地質過程重點實驗室，福建 廈門 361021；3.閩東南地質大隊，福建 泉州 362000）

水熱型地熱系統中地熱水與圍巖發生的物質交換，決定了地熱水的水化學同位素特征[1]。地熱水化學同位素特征富含豐富的地熱水形成和轉化信息，該方法已被廣泛運用于水熱型地熱系統成因模式研究[2]。通常地熱水成因機制與地熱水補給來源、圍巖巖性特征、水巖作用、冷水混入比、熱儲溫度等密切相關[3?9]，但沿海地區地熱水存在接受海水補給的可能性，地熱水化學和同位素特征受海水補給源影響大，地熱水中陽離子成分和微量元素組分可能產生較大的改變，無法真實反映水巖相互作用程度和熱儲特征[10?12]。針對海水補給型地熱系統開展地熱水化學組分分析，確定地熱水循環演化規律和地熱熱儲特征，可為沿海海水補給型地熱資源成因機制分析提供依據，探討海水補給型地熱水化學成因和熱儲特征有助于豐富地熱資源成因模式理論。

熱儲溫度是地熱資源評估的關鍵影響指標，也是地熱水水巖作用的關鍵影響要素，熱儲溫度的估算一般采用地球化學溫標法。地熱溫標法是利用地下熱水的化學組分質量濃度計算地下熱儲溫度的方法[13?16]，包括 SiO2溫標、氣體溫標、同位素溫標和陽離子溫標[17]，其中，陽離子溫標和氣體溫標對溶液平衡后的再次反應過程響應敏感。SiO2地熱溫標是根據SiO2礦物石英、玉髓和非晶質硅的溶解度建立的[18?19]，在 0～250 °C 溫度變化范圍內十分接近于溶液蒸汽壓石英的溶解度[20?21]，溫標計算結果比較準確。多礦物平衡法通過假設某種含鋁礦物的水巖交互作用處于平衡狀態，比較其余含鋁與不含鋁礦物飽和指數（SI）隨溫度的變化曲線，取多種礦物共同達到平衡狀態（SI=0）的相交點作為熱儲溫度[22?23]。多礦物平衡法估算熱儲溫度受海水混入的影響較小，因此，本次研究采用SiO2地熱溫標和多礦物平衡法估算鹽田地熱熱儲溫度。

鹽田地熱田屬于福建閩東南地區，區域內中生代火山巖和花崗巖分布廣泛[24?25]，具有酸性巖體放射性生熱——斷裂導熱——蓋層保熱的三元聚熱模式[26]。區域地熱資源分布特征和構造地質條件顯示閩東南地區地熱田處于 NNW 與 NE、NEE 向斷裂交匯區域[27?31]，NE向深大斷裂為區域主要控熱構造，NW和EW向張性斷裂為區域性導水構造[32?33]。區域性NW和EW向張性斷裂構成了由山區向沿海的徑流通道，同時也構成了海水由沿海向陸地的運移通道。閩東南地區漳州地熱水化學和同位素研究表明，地熱田深部地熱水和海水發生了混合作用，導致地熱水的溶解性固體總量（TDS）大幅增加，形成熱咸水。藺文靜等[34]、Liu等[35]利用SiO2溫標和多礦物溶解平衡計算的漳州——廈門溫泉熱儲溫度為106～149 °C，循環深度為3 400～5 100 m。

已有研究成果揭示了官橋鹽田地熱田區域控熱構造、導水構造特征和熱儲層分布特征，但是圍繞鹽田地熱水補給條件和地熱水咸化成因一直存在爭議，特別地熱田遠離海灣，是否存在海水補給的可能及海水補給對地熱資源的影響均不清楚。本文利用地熱水和地下水的水化學和同位素特征保留的地熱系統形成和演化過程中的重要地球化學和氫氧同位素信息，揭示了官橋鹽田地熱水化學特征和地熱資源成因，提升對福建閩東南地區海水補給型地熱系統的形成過程和演變規律認識。

1 研究區概況

官橋鹽田地熱田位于泉州市南安市官橋鎮九十九溪上游山間溝谷地帶，地形總體南西高、北東低，呈山間溝谷盆地，東距泉州灣約30 km，南距圍頭灣約20 km。區域上最高點為南西側的尖山，高程為340 m，最低點為前溪溝谷，高程為20 m。氣候為亞熱帶海洋性季風氣候，年平均氣溫21.9 °C，年降水量1 675 mm，區內河流主要為前溪，先向南東徑流，途經鹽田村轉向東徑流，最終流入九十九溪。

鹽田地熱田位于平潭——東山北東向斷裂帶和永安——晉江北西向斷裂帶交匯處。區內總體構造格架以北東向為主，北西向、東西向次之，控制著晚侏羅世以來巖漿巖侵入、火山噴發活動。區內出露的地層較簡單，主要有上侏羅統南園組第二段（J3n2）、晚侏羅世正長花崗巖（J3ξγ）、第四系更新統殘積層（Qpel）、上更新統沖洪積層、全新統沖洪積層（Qhapl）（圖1）。研究區地下水分為松散巖類孔隙潛水、風化帶孔隙裂隙潛水、基巖裂隙承壓水。松散巖類孔隙潛水含水巖組以第四系沖洪積層為主，接受大氣降水和溪溝地表水的側向補給，單孔涌水量大于150 m3/d。風化帶孔隙裂隙潛水含水巖組以第四系殘積層和基巖風化裂隙為主，接受大氣降水和上部砂礫卵石含水層的補給，單孔涌水量小于50 m3/d?；鶐r裂隙承壓水主要為構造裂隙承壓水，地下水賦存于構造裂隙中，接受大氣降水和第四系孔隙潛水、風化帶孔隙裂隙潛水的側向補給，單孔涌水量小于100 m3/d。在構造復合部位存在局部富水地帶，單孔涌水量可達338.86 m3/d。

圖1 鹽田地質簡圖和采樣點分布圖Fig.1 Geological sketch of Yantian and the distribution of sampling points

研究區熱儲以帶狀熱儲為主，由具有能上下貫通張性裂隙的斷裂、構造角礫巖的構造帶以及與它們相通的張性節理裂隙組成，形成了地熱水賦存的有利空間、徑流和排泄的有利通道。層狀熱儲由砂礫卵石層和強風化巖層等強含水、透水層組成。層狀熱儲上部覆蓋有不透水蓋層（粉質黏土、砂質黏土等），厚1.30～2.50 m。帶狀熱儲和層狀熱儲具有明顯的水力聯系，且深層熱儲水力聯系密切，研究區地熱井深部熱儲為同一構造帶熱儲層。

2 樣品采集與測試

采集研究區典型的地熱井水樣2組（H01——H02），H01井深為50 m，H02井深為500 m；在地熱井所處水文地質單元內按地下水徑流方向采集地下水8組（C01——C08），井深 90～164 m；海水樣品 4 組（S01——S04），如圖1所示。水溫、pH、電導率均使用便攜水質分析儀（Manta2）現場測試；水樣采用 0.45 μm 的微孔濾膜過濾后，儲存在潔凈的聚乙烯瓶，送至自然資源部地下水科學與工程重點實驗室測試陰離子、陽離子的質量濃度（ρ）和氫氧同位素含量。陽離子測試儀器為ICPOES（ICAP-6 300），陰離子和 Br?測試儀器為離子色譜儀ICS1500，測試精度為1%，電荷平衡誤差在5%以內；Cl?測試采用滴定法；SiO2測試采用硅鉬黃分光光度法，儀器型號UV2550。氫氧同位素利用波長掃描——光腔衰蕩光譜法，采用L2130-i 同位素分析儀進行檢測，測試不確定度δ18O為0.2‰，δD為2‰。測試結果見表1。

表1 官橋鹽田地下水化學測試結果表Table 1 List of hydrochemical characteristics of groundwater in Yantian

3 結果

研究區地下水以基巖裂隙水為主，Piper三線圖（圖2）顯示地下水TDS在167.9～369.5 mg/L之間，陽離子以Na+、Ca2+為主，陰離子以為主，水化學類型為 H CO3——Na·Ca、 H CO3·Cl——Na·Ca、 H CO3·SO4——Na·Ca型。地熱水 H01和H02的TDS分別為2 610.0 mg/L、3 090.0 mg/L，陽離子以 Na+為主，陰離子以Cl?為主，水化學類型為Cl——Na型。海水樣品的TDS在24 050.0～31 160.0 mg/L之間，陽離子以Na+為主，陰離子以Cl?為主，水化學類型為Cl——Na型。地下水中Br?質量濃度低于檢出限0.010 mg/L，僅C02檢出為0.13 mg/L；地熱水H01中Br?質量濃度為4.51 mg/L，地熱水 H02中 Br?質量濃度為 4.29 mg/L；海水中 Br?質量濃度平均為31.42 mg/L。研究區地熱水H01、H02的δ18O 和δD 分別為?6.20‰、?5.82‰和?41.00‰、?39.75‰。地下水中δ18O 和δD的值分別為?6.80‰～?5.10‰和?46.00‰～?37.00‰。地下水化學特征顯示區內地下水具有徑流途徑短、循環交替較快的特征。地熱水化學類型為Cl——Na型，地熱水H01和H02中 Br?質量濃度分別為 4.51 mg/L、4.26 mg/L（表1），地熱水與地下水地球化學特征存在明顯的突變，表明地熱水存在其他的TDS和富Br?補給來源。

圖2 鹽田水樣Piper三線圖Fig.2 Piper trilinear diagram of water samples from Yantian

4 討論

4.1 地下水水化學特征

地熱水水化學特征受地熱水補給源的水化學特征、地熱水徑流途中的巖性、排泄過程中其他地下水的混入以及地貌單元等的控制。鹽田溫泉水化學類型為Cl——Na型，TDS高達3.09 g/L。研究區地下水系統較小，地下水的補給、徑流至排泄途徑較短，天然狀態下水巖作用不具有形成Cl——Na型水的地質條件，推測Cl——Na型水的形成與斷裂帶遠距離的第四系海積層中古海水或者現代海水補給有關。

在自然水巖系統中，Cl?不形成礦物鹽也不被吸附到礦物表面，即使是在高溫環境下，水巖相互作用影響也極難影響Cl?的存在狀態，因此Cl?常用于示蹤地下熱水及系統中與其有較好相關性的其他物質的來源。研究區SiO2與Cl?質量濃度分布圖（圖3）顯示，地下水和地熱水SiO2與Cl?質量濃度明顯不同，推斷丘陵山區、山前沖洪積平原冷水中SiO2與Cl?質量濃度受水巖作用控制，呈現一定的正相關關系，而地熱水中SiO2由溫度控制的水巖作用影響，溫度增高，SiO2質量濃度不斷增加；Cl?質量濃度主要受海相沉積層中古海水或者現代海水混入影響[36]。

圖3 鹽田地熱田地下水SiO2與Cl?質量濃度分布圖Fig.3 Distribution of SiO2 and Cl? concentrations in groundwater in Yantian

4.2 地熱水海水混合比

深部地熱水在升流過程中與淺層地下水的混合是地熱系統內的常見過程，混合過程一方面會導致地熱水溫度降低，另一方面地下水特別是海水的混入，可能大幅改變地熱水的水化學組成。因此，確定深層地熱水與淺層地下水的混合比對地熱資源開發利用具有重要意義。研究區地下水Piper三線圖和地下水同位素特征均顯示近岸地區地熱水受海水影響。從地熱水的 Cl?、Br?質量濃度分布圖（圖4）也可以看出研究區地下水中Br?質量濃度較低，大部分低于檢出限，但地熱水中Br?較為富集，地熱水、海水中Br?質量濃度和Cl?之間存在線性關系，揭示了研究區地熱水部分來自海水并受海水混入量控制的實質。

圖4 官橋鹽田地下水 Cl?、Br?質量濃度分布圖Fig.4 Distribution of Cl? and Br? concentrations in groundwater inYantian

取泉州灣海域海水樣品Cl?質量濃度平均值為15 260 mg/L，混合作用前地下水Cl?質量濃度采用研究區地下水Cl?質量濃度平均值25.50 mg/L，計算得出地熱水H01海水混入比為9.13%，H02海水混入比為10.76%。根據已有試驗數據，H01和H02深部熱儲層為同一熱儲，且研究區淺層無高TDS的咸水分布，表明出露于第四系地層的地熱水H01在淺層混入了較多的地下水。

4.3 地下水的環境同位素特征

泉州大氣降雨氫氧同位素缺少相關測試數據，當地大氣降水線參考廈門地區降水線（LMWL）[37]，本地降水線與全球降水線（GMWL）[38]近似，研究區地下水和地熱水的氫氧同位素值分布在本地降水線右側（圖5），表示其補給來源主要為大氣降水。根據鹽田地熱田水文地質試驗，地熱水H01和H02熱儲層為同一熱儲層。H01地熱井深50 m，地熱水揭露地層較淺，淺層冷水混入比例較大，地熱水氫氧同位素值特征與淺層地下水相近；H02地熱井深500 m，地熱水氫氧同位素值在本地地下水和東部地下水之間，且地熱水存在東部古海相沉積海水或者現在海水補給，富集重同位素。

圖5 鹽田地熱水穩定氫氧同位素分布圖Fig.5 Distribution of stable hydrogen and oxygen isotopes in geothermal water in Yantian

4.4 水-巖平衡狀態

Na-K-Mg三角圖（圖6）可以從地熱水平衡狀態的角度將不同類型水樣分為完全平衡、部分平衡、未成熟水 3個區域，其原理為 K+、Na+質量濃度的平衡調整較為緩慢，但Mg2+、K+質量濃度的平衡調整較快[39?40]。研究區地熱水處于部分平衡狀態，水巖作用尚未達到完全平衡，溶解作用還在繼續。地熱水可能來自較熱的環境，在地熱水深部循環上升的過程中，受到了淺層冷水的混合、稀釋作用，使得熱水中的化學組分質量濃度變化。地熱水的高TDS和高Cl?質量濃度源于海水的混入，這是由于海水的混入帶來大量的Cl?，還帶來了大量的Na+和K+等成分。同時，從圖6可以看出研究區地熱水均靠近右下角頂點處Mg端元，反映水巖平衡的溫度較低，熱水中的鈉、鉀礦物均未達到飽和狀態。地熱水分布的區域，熱水完全平衡溫度為160 °C，說明經深循環的高溫地熱水在淺層與冷水混合，原本達到溶解平衡的熱水受到冷水的強烈稀釋而形成部分平衡水。

圖6 鹽田地熱水樣品Na-K-Mg三角圖Fig.6 Na-K-Mg ternary diagram of geothermal water samples inYantian

4.5 熱儲溫度估算

利用Phreeqc（Version 3.7.3）中的勞倫斯-利弗莫爾國家實驗室（LLNL）熱力學數據庫，根據地熱水的實測數據以及研究區地質背景，選取花崗巖中主要礦物鉀微斜長石作為平衡相，假設其處于溶解平衡狀態，以5 °C為步長，計算50～200 °C時各主要礦物的礦物飽和指數（SI）值。本次研究采用陽離子溫標法、SiO2地熱溫標和礦物溶解平衡法進行熱儲溫度的估算和比較，綜合討論陽離子溫標、SiO2溫標和多礦物溶解平衡法在海水補給型地熱系統熱儲溫度估算的適用性問題。

根據圖7中各礦物飽和曲線的收斂溫度判斷流體-巖石反應的平衡狀態及流體在儲層中達到的最高溫度。在各地熱田不同溫度（T）下礦物SI的計算過程中，主要考慮鈉長石、鉀長石、三水鋁石、高嶺土、伊利石等含鋁礦物以及石英、玉髓、無水石膏等不含鋁礦物[41]。各礦物在50～200 °C區間內均能實現較好的收斂（圖7）。H01和H02地熱水為同一熱儲層地熱水，H01在上升過程中混入更多的地下水，影響了地熱水的礦物平衡，玉髓與高嶺土、伊利石均在SI=0附近相交，所得熱儲溫度相對保守；H02在上升過程中混入較少的地下水，石英與高嶺土、伊利石均在SI=0附近相交，石英與其他礦物SI相交時所對應的溫度較高，且相交時SI多處于小于0的不平衡狀態，表明石英反映的是熱儲理論上的最高溫度。

圖7 鹽田地熱水點各種礦物SI-T圖Fig.7 SI-T diagram of minerals from Geothermal water in Yantian

地熱地球化學溫標計算結果顯示，不同溫標計算熱儲溫度結果差異較大（表2）。SiO2地熱溫標和多礦物溶解平衡法相近，陽離子溫標計算溫度明顯高于SiO2地熱溫標和多礦物溶解平衡法。推測是地熱水中海水混入對陽離子組成影響巨大，海水混入后地熱水水巖作用未達到平衡狀態，不適用陽離子溫標法，因此，在海水補給型地熱系統熱儲估算中SiO2地熱溫標和礦物溶解平衡法具有更好的適用性。

表2 官橋鹽田地熱水熱儲溫度估算結果Table 2 Estimated results of geothermal reservoir temperature of geothermal water in Yantian

4.6 地熱成因分析

研究區中低溫地熱系統受深層幔源物質影響有限，氦同位素比率表現出典型的地殼變質特性[42]，熱源主要為東西向深大斷裂導熱和花崗巖放射性生熱。地熱異常區周邊淺層地下水或海水沿北西向構造裂隙下滲，下滲過程中不斷吸收熱量（加溫、體積膨脹、比重變?。?，當入滲一定深度位置到達深部熱源時，因其溫度較外圍高，形成壓力差，推動地熱水沿張性裂隙上升，并釋放熱能，周邊低溫地下水又源源不斷滲入補給，導致淺層熱儲溫度在89～121 °C之間，溫度差繼續推動地熱水源源不斷上涌，即形成東南沿海濱?；鸪蓭r區海水補給型地熱系統（圖8）。

圖8 東南沿海海水補給型地熱資源成因模式示意圖Fig.8 Diagram of the genetic model of seawater recharge geothermal resources in the southeast coast of China

5 結論

（1）泉州官橋鹽田出露熱水溫度 44～47 °C，地下水TDS小于400 mg/L，水化學類型主要為 H CO3——Na、 H CO3·Cl——Na·Ca、Cl·H C O3——Na，TDS由山前至溝谷臺地不斷增加。地熱水H01和H02的TDS分別為2 610 mg/L和3 090 mg/L，水化學類型為Cl——Na型，與研究區地下水呈現突變關系。

（2）地熱水化學類型、同位素特征及地熱水ρ（Cl–）/ρ（Br–）（質量濃度比）顯示地熱水存在部分海水補給現象。根據Cl?混合模型，官橋鹽田地熱水存在海水混入的影響，其中H01海水混入比為9.13%，H02海水混入比為10.76%，地熱水H01較H02混入了較多的第四系淺層地下水。

（3）海水的混入造成陽離子溫標產生較大誤差，SiO2地熱溫標和礦物溶解平衡法具有更好的適用性。鹽田地熱石英溫標熱儲溫度范圍為118～121 °C，玉髓溫標相對溫度偏低，玉髓溫標熱儲溫度范圍為89～93 °C；多礦物平衡法估算的熱儲溫度為 90～110 °C。

（4）官橋鹽田地區EN斷裂構成深部熱量上升通道，NW和近EW向斷裂構成了地熱水補給、徑流、排泄的循環通道，海水或者海相沉積層古海水沿EW斷裂徑流至EN向斷裂，EN斷裂深部導熱致地下水溫度升高形成壓力差，地熱水沿張性裂隙上升過程中周邊冷水源源不斷滲入補給，淺層熱儲溫度在89～121 °C之間。