冀中坳陷北部碳酸盐岩热储水化学特征及成因分析

邓俊祖，蔺文静，邢林啸，陈 立，张卫民，张 良

(1.东华理工大学水资源与环境工程学院，江西 南昌 330013；2.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北 石家庄 050061；3.自然资源部地热与干热岩勘查开发技术创新中心，河北 石家庄 050061)

0 引言

近年来，京津冀地区因产业转移及过度使用化石能源使得其能源结构性矛盾日渐凸显[1]。地热能是集“热、矿、水”为一体的可再生清洁能源，具有储量巨大、分布稳定且不受天气影响的特点[2]。地热能可用于发电、建筑物供暖、洗浴等方面，用途较多。冀中坳陷区位于京津冀腹地，区内热储面积分布较广、热储层厚，地热资源十分丰富[3]，合理开发地热资源可为可为京津冀能源结构优化、如期实现碳达峰、碳中和做出贡献。本文以冀中坳陷北部地区为研究区，对研究区地热水的水化学特征、同位素特征、热储温度、热水循环深度及地热成因机理进行分析，为京津冀的深部碳酸盐岩热储进一步开发利用提供依据。

1 研究区地热地质概况

研究区位于渤海湾盆地的西部，是渤海湾盆地的次级构造单元，区内受多期构造运动的挤压与拉伸形成凹凸相间的构造格局，整体上呈NE向展布，自西向东可划分为可划分为北京凹陷、大兴凸起、廊固坳陷、牛驼凸起、霸县坳陷等12个凹陷区及7个凸起区[4]。其中，本文研究涉及的构造单元有5个(见图1)，自西北向东南依次为北京凹陷、大兴凸起、廊坊凹陷、牛驼镇凸起、霸县凹陷。区内断裂与构造单元的展布相一致[5]，整体为NE向，主要于凸起区与凹陷区之前形成断裂，区内断裂构成了良好的导水导热通道。研究区地下水主要接受侧向径流补给，排泄方式以人工开采为主，其次是向下游径流排泄。现状条件下，深层地下水总体由西北向东南径流。

图1 研究区构造图

本次研究对象主要为蓟县系雾迷山组碳酸盐岩热储，区内厚度约1 590～3 410 m，层内岩溶裂隙发育占比最高达30%，且其热导率较高，使得层内温度趋于热平衡，具有储量大，温度高、且回灌简单的特点。碳酸盐岩热储上覆上覆新近系、古近系砂岩与泥岩组成的盖层热导率较低，具有良好的隔热保温能力。且最上部均被第四系覆盖，厚度约为295～610 m，岩性以粘土、砂层为主，地层孔隙大，导热性差，因此隔热保温效果显著。上覆双层保温层，使得其热量不易散失，热储温度高。

2 地热水水化学特征

为分析冀中坳陷北部碳酸盐岩热储的水化学特征及其变化，采样点根据前期地热井调查结果，对具有取样条件的碳酸盐岩地热井进行取样，按照补给区-径流区-排泄区的典型剖面进行采样(见图1)，整体沿地下水流向，从西北至东南进行取样，共采集地下热水样品22个，浅层冷水样品3个，大气降水样品1个。水样送往国土资源部地下水科学与工程重点实验室检测，检测结果见表1。

根据水化学测试结果，利用Aquachem软件绘制出研究区水样Piper三线图(见图2)，对水化学类型进行分析研究。以舒卡列夫分类法将地热水进行分类，研究区地热水水化学类型主要可以分为三类。

第一类为太行山区地热水，也是研究区地热水的补给区，热水温度26℃～61℃，平均温度为38.8℃；pH范围为7.82～8.21，平均值为8.06，属于弱碱性水；TDS范围在321～409 mg/l，平均值为377 mg/l，属于淡水。水化学类型主要为HCO3-Ca·Mg·Na、HCO3-Mg·Ca、HCO3-Na·Ca、HCO3-Ca·Na·Mg，可以看出太行山区地热水主要阳离子为Mg2+、Ca2+、Na+，主要阴离子为HCO3-。

表1 水化学分析结果表 mg/L

第二类主要位于北京凹陷，为地热水的径流区，热水温度为27.5℃～67℃，平均温度为50.8℃；pH范围为7.6～8.3，平均值为7.90，属于弱碱性水；TDS范围在448～1 520 mg/L，平均值为632 mg/L，属于淡水。水化学类型开始趋于复杂，分别为HCO3·SO4-Ca·Na·Mg、HCO3-Na。HCO3·SO4-Na·Ca、HCO3·Cl-Na、HCO3·SO4-Na·Ca·Mg、HCO3·SO4·Cl-Na·Ca、HCO3·SO4-Na·Ca·Mg由水化学类型可以看出，由补给区至径流区，阳离子中Na+含量逐渐上升，而阴离子中SO42-、Cl-含量逐渐上升，地下水化学类型多为复合型。且由TDS含量可见，TDS含量的均值由补给区的377 mg/L至径流区的632 mg/L，TDS含量明显增加。热水温度由补给区至径流区，平均温度由38.8℃上升至50.8℃。

第三类主要位于牛驼凸起和霸州凹陷，为研究区地热水的排泄区，热水温度范围在53.1℃～90.4℃，平均温度为73.1℃；pH范围为7.5～8.5，平均值为8.24，属于弱碱性水；TDS范围为1 188～2 860 mg/L，平均值为2 462 mg/L，属于微咸水。水化学类型主要为Cl-Na、Cl·HCO3-Na；主要阳离子为Na+，主要阴离子含量为Cl-、HCO3-。TDS含量的均值由径流区的632 mg/L上升到径流区2 462 mg/L，TDS含量显著增加。由径流区至排泄区，热水平均温度由50.8℃上升到73.1℃。

图2 研究区水样piper三线图

综合三组地热水化学特征可见，研究区地热水由补给区→排泄区→径流区，阳离子中Na+的含量逐渐上升并占据主导地位，阴离子中Cl-含量逐渐上升并占据主导地位。TDS由补给区→径流区→排泄区含量逐渐增大，印证了研究区地热水的补给来源为太行山区，且伴随的运移长度的增加，温度也呈上升趋势。

地热水中各种化学组分含量常被用来研究地下水的状态与地质作用，因为地下水的各种化学组分因其所处的环境不同会存在差异，利用地下水化学组分间的比例系数可以判断出地下水运移及赋存特征。通常采用变质系数γNa+/γCl-、脱硫酸系数γSO42-*100/γCl-、盐化系数γCl-/γHCO3-对地热水的水化学环境进行判断[6]。

计算出地热水的特征系数值，并绘制出地热水特征系数与TDS关系图，由图3可见，地热水整体可分为两类。Ⅰ类地热水，γNa+/γCl-值大于0.85，范围在0.96～6.23；γSO42-*100/γCl-值大于1，范围在2.45～742.86；γCl-/γHCO3-值小于1.29，范围在0.02～1.29；其TDS含量小于1 500 mg/L，Ⅰ类地热水主要位于太行山区补给区和北京凹陷径流区，其地下水环境处于半开放-半封闭状态。

Ⅱ类地热水，γNa+/γCl-值小于0.85，范围在0.68～0.72；γSO42-*100/γCl-值小于1，范围在0.13～0.27；γCl-/γHCO3-值大于3，范围在3.12～3.51；其TDS含量大于2 000 mg/L，Ⅱ类地热水主要位于牛驼镇凸起排泄区，其地下水环境处于封闭状态。

图3 地热水特征系数与TDS的关系

3 地热水同位素特征

3.1 氢氧同位素特征

根据氢氧同位素测试结果，绘制出研究区的地热水、大气降水以及浅层冷水水样的氢氧稳定同位素关系图(见图4)，并与全球大气降水线及区域大地降水线进行对比分析。其中全球大气降水线(GMWL)δD(‰)=8δ18O+10，区域大气降水线(LMWL)δD=7.46δ18O+0.9[7]。

图4 地下热水中δD(‰)与δ18O(‰)关系图

由图4可见，研究区各类水体均位于全球大气降水线与当地大气降水线附近，说明地下水的补给主要来源于大气降水，为大气降水成因类型。研究区部分地热水点向右远远偏移了大气降水线，发生了“氧漂移”，若减去“氧漂移”的δ18O(‰)值，则热水点落在当地大气降水线上。研究区地热水δD普遍小于浅层冷水，说明热水的起源不是来自于与浅层冷水相同的大气降水，而是来自于高程更高的大气降水，因为随着高程的升高，温度下降，δD和δ18O的值会变小。出现“氧漂移”特征表明地热水的补给不是直接来自于大气降水，而是来自于长时间的地下水径流侧向补给的结果。

当海拔越高时，温度会随着下降，而δD值和δ18O值会随之降低，这就是氢氧同位素的高程效应，依据这种效应，可推测地下水补给高程[8]，地下水补给高程公式为：

(1)

式中：δO为样品中δ18O(或δD)的值；δS为大气降水中δ18O(或δD)的值，I为大气降水中δ18O的高程梯度，h为取样点高程(m)。研究区大气降水中δ18O值为-6.72‰，高程梯度为-0.276‰/100m；大气降水中δD为-55.02‰，高程梯度为-3‰/100m[10]。

根据计算结果，研究区地热水的补给高程大约在585.7～1 361.8 m，与太行山海拔高度相符，可推测出研究区地热水补给来源是大气降水进入太行山区地下水，经过长期径流到达研究区排泄区。

3.2 碳同位素特征

放射性同位素14C是如今研究地下水年龄的常用手段，14C参与于自然界所有碳循环的物质中，当其与外界停止碳交换后，原始的14C就以放射性衰变规律减少，测定其停止碳循环的交换据现今的年龄，即可得到样品的年龄[11]。

图5 14C年龄对比图

由14C定年所得结果来看，位于北京坳陷的JR05地热水年龄为15 270 a，大兴凸起与廊坊凹陷交界的JR13地热水年龄为36 470 a，位于牛驼镇凸起的地热水整体年龄大于40 000 a，虽14C定年未覆盖研究区所有水样，但从已获取样品结果来看，绘制出变化趋势图(见图5)，由图5可见从北京凹陷→廊坊凹陷→牛驼镇凸起，其地热水年龄变化规律大致为从西北向东南呈增大趋势，与地热水的流向相一致，由西北向东南，地热水年龄增大，地下水的活动逐渐减弱，更新能力减小。

4 热储温度估算

4.1 热储温度估算

热储温度是评价地热资源潜力和开发价值的一项重要指标，在通常情况下难以直接测量，一般采用地球化学温标等方法对其进行估算。冀中坳陷属于中低温地热资源，在中低温地热资源中，通常采用玉髓温标进行热储温度估算[12]，计算公式如下：

(2)

根据玉髓温标计算结果，冀中坳陷北部热储温度范围在30.2℃～93.2℃，其中，太行山区热储温度平均为47.1℃，北京凹陷平均热储温度为52.9℃，廊固坳陷温度为53.0℃，牛驼镇凸起热储温度为81.9℃，霸州凹陷热储温度为61.6℃。热储温度总体表现为凸起区>凹陷区>山区，且凹陷区伴随径流长度增长，温度升高。

4.2 地热水循环深度估算

地热水的温度与其循环的深度相关，其温度主要来自于热传导，当地热水循环深度增加，其温度也逐渐升高，可采用地下热水循环深度计算公式对其循环深度进行估算[15]：

(3)

式中：H为地下热水循环深度。T1为热储温度。T0为恒温带温度，取年平均气温加2℃，为14.5℃。h0为恒温带深度，取25 m。K为地温梯度，太行山区地温梯度取1.1℃/100m，北京凹陷地温梯度取2.5℃/100m，位于大兴凸起与廊坊凹陷的JR13地温梯度取2.8℃/100m，牛驼镇凸起地温梯度取3.8℃/100m，霸州凹陷地温梯度取3.4℃/100m。

根据计算结果，冀中凹陷北部热循环深度为955.0～2 579.7 m，均值为1 695.0 m。其中，太行山山区地热水循环深度最深，均值为1 898.3 m，但其温度最低，这是由于太行山区基岩出露，岩石热导率较高，且缺少保温盖层从而造成热量流失较快，其地下水活动强烈，更新速度较快，地下水加热时间短，从而造成了循环深度深而温度较低的结果。而北京坳陷、牛驼镇凸起等地因为存在第四系盖层的保温作用，且地下水径流长加热时间久而使得其热储层温度较高。

5 地热成因机制浅析

研究区太行山山区的大气降水沿太行山山前等深部断裂向下渗运移，以侧向补给缓速沿西北向东南进入热储层。当地下水进入热储层中时，由于地下水流速较慢滞留时间长，水-岩作用使得水化学类型逐渐变复杂，至封闭环境的排泄区又趋于简单。研究区莫霍面较浅[16]，为地幔热流的传导提供的良好的条件，且碳酸盐岩热导率高，使得岩温较高。热流岩温及岩石放射性生热不断对地下水进行加热，并在局部地区形成热对流，随着径流长度增加温度不断上升，逐步形成热储资源。碳酸盐岩热储中裂隙多，透水性强，再加上区内凹凸相间的构造格局造成断裂较多，易形成导水导热通道，两者结合使地下水拥有较好的运移条件；并且由于凹凸相间的格局，使得热流更易在凸起区聚集，从而使得凸起处比凹陷区温度高。碳酸盐岩热储上覆新近系、古近系的砂岩与泥岩和第四系盖层热导率较低，使得热量不易流失，形成良好的保温盖层。

6 结语

通过对研究区的水化学特征、同位素特征、热储温度、地热水循环深度及成因机理进行分析，主要得出以下结论：

(1)研究区在补给区、径流区、排泄区的地热水水化学类型区别明显，在太行山区补给区地热水水化学类型主要为HCO3-Mg·Ca等4种，在北京凹陷等径流区水化学类型趋于复杂，有HCO3·SO4-Na·Ca等7种，在牛驼镇凸起和霸州凹陷水化学类型又趋于简单，主要有Cl-Na、Cl·HCO3-Na两种。且可看出补给区→径流区→排泄区，水化学环境由半开放-半封闭转化为封闭状态，且伴随径流增长，TDS呈增长趋势，温度也逐渐升高。

(2)研究区地热水主要来自于西部太行山区降水，补给高程范围大约在585.7～1 361.8 m，地下水年龄由西北向东南逐渐增大。

(3)研究区热储温度范围在30.2℃～93.2℃，热储温度总体表现为凸起区>凹陷区>山区，热循环深度为955.0～2 579.7 m。

(4)研究区地热成因机理为太行山区降水入渗进入地下水后，沿断裂向东南地下水进行侧向补给，地下水在长时间的径流下，发生水-岩反应，水化学类型逐步变复杂，至排泄区又趋于简单，且受到深部热流和岩石放射性生热的热量不断加温，碳酸盐岩热储其上覆新近系和古近系砂岩及泥岩和第四系沉积物形成良好保温盖层，热量不易流失，最终形成良好的地热资源。