胶东典型花岗岩热储地下热水水化学特征及热储研究

王晓翠，孙海龙，袁星芳

（1.中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室, 贵州 贵阳 550081；2.青岛大学环境科学与工程学院, 山东 青岛 266071；3.山东省第六地质矿产勘察院, 山东 威海 264209）

温泉系统中，地下热水与围岩间的物质交换决定了热储层热水的水化学特征；地下热水的水化学组分蕴含着丰富的热储信息，多种水文地球化学方法已被广泛应用于地热系统的研究[1]。地下热水成因机制与热储围岩性质、水-岩相互作用、冷热水混合比例、热储温度等密切相关[2]。地下热水中偏硅酸含量、矿物沉淀-溶解状态、微量组分含量等是反映热储特征及水-岩相互作用程度的主要指标[3-4]。对地下热水水化学组分进行分析可以确定热储环境及其响应规律，为地下热水成因机制分析提供依据，有助于丰富地下热水水-岩相互作用理论。

热储温度是地热资源评估的一个重要指标，也是影响水-岩相互作用的关键因素。热储温度估算一般采用阳离子温标法，如Na/K 温标[5]、Na-K-Ca 温标[6]、K/Mg 温标[6-7]和SiO2温标[8]等。离子温标的计算是基于地下热水出露过程中水化学组分反应的“滞后性”。然而在地下热水水循环过程中方解石、白云石、石膏、CO2等参与的水-岩相互作用较为强烈，阳离子温标计算得到的热储温度不能准确指示热储特征[9]。考虑水-岩相互作用过程及矿物溶解-沉淀动态平衡，建立多矿物组合法确定热储温度，建立考虑蒸汽损失的硅-焓法计算地下浅层冷水与地下热水的混合比例，才能有效分析地下冷水及强烈水-岩相互作用，综合分析预测深层热储特征。

胶东地下热水资源丰富，断裂发育，花岗岩分布广泛。据前人的研究成果可知，鲁东地下热水31 处，溶解性固体总量（TDS）差异较大，热储层岩性为岩浆岩、变质岩[10]。胶东即墨温泉微量元素含量丰富，部分含量远超海水[11]。胶东地下热水与济南泉域[12]、太原晋祠泉域[13]等灰岩、碳酸盐含水层SO4·HCO3—Ca·Mg 型为主的地下水成因存在明显差异，储水岩性不同；与长白山玄武岩区盆地型地热水HCO3·Cl—Na·Ca 型亦有不同，偏硅酸含量相当，但锂、锶、硼等微量元素含量占优势[14]。招远地区花岗岩基岩裂隙地下热水分布广泛，浅层地下水与热水水力联系密切，与热储围岩水-岩相互作用强烈[15]。进一步探清胶东招远典型花岗岩热储层地下热水成因，揭示花岗岩热储环境，查明地下热水赋存的地热资源量，显得尤为重要。

为了探清胶东地热区地下热水水化学特征及热储层赋存地热能潜在资源量，本文以招远地区为例，采用水化学特征分析[16-17]、Gibbs 图分析[18]、热储温泉估算[19]、PHREEQC水文地球化学模拟[20-21]、温泉地热能潜在资源量分析[22]等方法，研究花岗岩热储层地下热水微量元素富集的热储条件并估算热储层的地热能潜在资源量，为招远地区地下热水成因分析及合理开发提供科学依据。

1 研究区概况

招远地热田距渤海25 km，位于招远—平度（招平）断裂与玲珑断裂形成的菱形区内，招平断裂走向NE 45°～60°，玲珑断裂带走向NE 20°，倾角45°左右，全长约60 km，最高峰罗山海拔759 m，地层发育有：新太古界胶东群，古元古界粉子山群，新元古界蓬莱群，下白垩统莱阳组，白垩系青山组、王氏组和第四系[15]；断裂带沿玲珑花岗岩体与胶东群变质岩的接触带产出，热液蚀变作用导致破碎带内充填角砾岩、斑岩、玢岩，成为导水带，为地下热水的出露提供有利的条件。

招远地区地下水类型主要有松散岩类孔隙水和基岩裂隙水，主要补给来源为大气降水，地下水沿岩层的风化裂隙带运动，水力坡度较大，径流通畅，但裂隙细小，径流量不大。地下水水化学类型具有水平分带性，由周边山地向西北部沿海依次为：重碳酸盐型、重碳酸盐氯化物型、氯化物重碳酸盐型、氯化物型，TDS 逐渐增高，地下水补给、径流、排泄途径短，地下水循环交替迅速，如图1（a）所示。岩浆岩分布广泛，桃科期超基性岩出露在招远南部12 km 十字道北孙家夼附近，岩体规模小，分布零乱，具有微弱分异现象，大部分已蛇纹石化、石棉化；燕山早期花岗岩类主要有玲珑花岗岩以及分布于西南、西北15 km 的上庄、北截、丛家花岗闪长岩，位于招平断裂带两侧，如图1（b）和图1（c）所示；燕山期中酸性脉岩岩性为闪长玢岩、石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩。

图1 招远地区地质地貌及取样点简图Fig.1 Geology and geomorphology and sampling points of the Zhaoyuan area

2 样品采集与分析方法

本次研究于2017年2月采集到14 个地下热水样，采样点如图1（d）所示，严格按照《地热资源地质勘查规范》（GB/T 11615—2010）附录B—地热流体分析样品的采集与保存方法进行，依据《饮用天然矿泉水检验方法》（GB/T 8538—2008）测试各组分的质量浓度（ρ）。K+、Na+、Li+、Sr2+采用火焰原子吸收法，Cl-和采用离子色谱法，NH+4、 Fe2+、 Fe3+、 F-、 Br-、H2SiO3采用分光光度法，Ca2+、Mg2+采用容量法（EDTA 滴定），HCO-3和CO23-采用容量法（盐酸滴定），测试精度均为0.01 mg/L，阴阳离子电荷平衡相对误差为±5%。游离CO2采用酚酞试剂为指示剂的氢氧化钠标准溶液（浓度为0.05 mol/L）滴定法测试，测试精度0.01 mol/L。

运用舒卡列夫分析水化学类型；利用WATCH 软件计算20～200 °C 矿物饱和指数（SI），设置间隔为20 °C；运用AqQA、AquaChem、PhreeqC和Gibbs 图分析水化学特征及微量组分富集特征；运用硅-焓法、多矿物溶解-沉淀平衡法估算冷水混入比例及热储温度；运用现代水文地质学和地热学方法计算地热能指标热容量/热功率。

3 结果

本次研究分析15 个水样点（S1 为招远海水点）的水化学组分，包括主要元素、微量元素、SiO2的质量浓度及水样TDS 等值，见表1。热储层CO2对水-岩相互作用具有重要影响，是碳酸盐类矿物溶解、沉淀反应的主要气体影响因素，标准空气中CO2的气压（PCO2）为30 Pa，利用AqQA 计算15 组溶液的碱度及PCO2（表1）。

表1 研究区地下热水组分质量浓度、TDS、碱度及计算获得的PCO2Table 1 Mass concentration of constituents, TDS, alkalinity and calculated PCO2 of 15 samples

通过水化学软件PHREEQC 计算Z14 地热水矿物SI，结果显示文石、羟基磷灰石、锶长石、云母、石英、滑石过饱和。Z14 地下热水与浅层冷水混合出露后锶长石SI=0.12，仍有沉积的趋势，如表2 所示。

表2 Z14 热水点矿物的SITable 2 SI of minerals of sample Z14

4 分析与讨论

4.1 研究区地下热水水化学特征

地下热水出露温度在35～99 °C 之间，主要阳离子质量浓度ρ(Na+)>ρ(Ca2+)>ρ(K+)>ρ(Mg2+)，主要阴离子质量浓度ρ(Cl-)> ρ(HCO-3) >ρ(SO24-)，而Z13 和Z14 为ρ(SO24-)> ρ(HCO-3)。HCO-3的质量浓度略高于海水，其他主要组分质量浓度均小于海水。Piper 图（图2）显示，浅层地下水中第四系地下水（ZQ）TDS 为760 mg/L，水化学类型为SO4—Ca 型；基岩地下水（ZJ）TDS 为685 mg/L，水化学类型为Ca—HCO3型。地下热水样（Z1—Z14）水化学类型为Cl—Na 型，同海水点水样S1分布在强酸大于弱酸及碱大于碱土区域，TDS 范围为1.36～5.30 g/L，平均值达4.03 g/L，与海水TDS（34.8 g/L）仅相差1 个数量级。不同于海水，地下热水中Sr2+、Br-、Li+、H2SiO3等微量组分含量丰富，其中锶含量尤其丰富。由钻孔资料知，研究区地下热水赋存于花岗岩热储层。胶东地区晚侏罗世花岗岩分布广泛，其中淡色花岗岩、二长花岗岩中锶的质量分数高，达334～1805 mg/kg，平均质量分数为792 mg/kg，其与地下热水发生水-岩相互作用，对锶的水文地球化学过程产生重要影响。由表1 可知，海水中PCO2为68.5 Pa，是大气CO2分压的2 倍，地下热水中PCO2是空气中的9～310 倍；考虑运移过程气体的逸散，实际地下热水PCO2比空气中分压还要高。因此，高锶二长花岗岩与地下热水进行的水-岩相互作用对地下热水锶元素的富集起到关键作用。

图2 招远地区地下冷水与地下热水Piper 图Fig.2 Piper diagram of the shallow groundwater and the geothermal water samples in the Zhaoyuan area

4.2 地下热水Gibbs 模型分析

Gibbs[18]1970年分析了大气降水、河水、湖水和海水的TDS 分布，认为地下水的水化学特征主要受大气降水补给、岩石风化控制和蒸发结晶过程[21]影响。招远地下热水受蒸发结晶过程的影响，经过演变成为富含Na+、Cl-的高盐度水，这与石盐（NaCl）矿物的溶解有关。河流入海的演变路径（图3）显示岩石风化水往富Na+、Cl-高盐度水演变，海水相对于地下热水具有更高的Na+、Cl-富集程度。离子质量比M(Cl-)/M(Cl-+HCO-3)范围为0.66～0.99，M(Na+)/M(Na++Ca2+)范围为0.50～0.97，皆大于0.5，主要受蒸发、浓缩和结晶的影响。另外，围岩中方解石、文石矿物的溶解是地下热水Ca2+、HCO-3组分的主要来源[22]。由图3（a）知，研究区地下热水分布在蒸发-浓缩-结晶控制区内，明显偏离大气降水控制区和岩石风化控制区，接近海水区。海水TDS 为34.8 g/L，11 处地下热水点水样的TDS>3.00 g/L，位于咸水区。

图3 招远地区地下热水Gibbs 图Fig.3 Gibbs Diagram of the geothermal water in the Zhaoyuan area

4.3 地下热水热储及混合分析

不同形态的SiO2晶体具有不同的溶解度，且小于300 °C 时，石英和无定形SiO2的溶解度几乎不受压力和盐度的影响[23]，因此一般用SiO2作为地热温标。研究区ρ(SiO2)基本分布在玉髓（无蒸汽损失）线上下（图4），图中T为热储的开尔文温度。为了获得热储温度、上涌过程蒸汽损失、浅层冷水混入比例值，通过硅-焓图解法和硅-焓方程法进行估算：①冷水的ρ(SiO2)-热储焓点与地下热水点的连线与标准沸水线418.68 J/g 交点为A（图5），其中C点纵坐标Cy与B点纵坐标By的比值Cy/By为蒸汽损失量，延长线交石英溶解度曲线于D，D点为估算的不考虑蒸汽损失量的SiO2质量浓度及热储焓值。考虑蒸汽损失的热储温度、不考虑蒸汽损失的热储温度及蒸汽损失量列于表3 中。②假设热储层地热流体SiO2饱和，浅层冷水混入导致ρ(SiO2)及焓值下降，设焓值表示的浅层冷水混入地热流体的比例为X1，SiO2质量浓度表示的浅层冷水混入比例为X2[23]：

表3 硅-焓法计算获得的参数Table 3 Parameters calculated with the silicon enthalpy method

图4 招远地区地下热水SiO2 温标分布图[5-8,22-27]Fig.4 Reservoir temperature estimated with SiO2 geothermometer in the Zhaoyuan area[5-8,22-27]

图5 招远地区地下热水ρ (SiO2)-焓值模型Fig.5 Silica-enthalpy model of the geothermal water in the Zhaoyuan area

式中：Ht—标准地热流体焓值/（J·g-1）；

Hs—出露地下热水焓值/（J·g-1）；

Hc—浅层冷水焓值/（J·g-1）；

St—标准地热流体溶解SiO2量/（mg·L-1）；

Ss—出露地下热水溶解SiO2量/（mg·L-1）；

Sc—浅层冷水溶解SiO2量/（mg·L-1）。

根据式（1）（2）可以得到混合焓与混合SiO2两类曲线（图6），混合焓线与混合SiO2线的交点横坐标为估算的浅部冷水混入比例，纵坐标为估算的热储层地热流体热储温度（表3）。由表3 可知，高于100 °C 的水样需要考虑蒸汽损失量的影响；蒸汽损失量越大，计算得到的考虑蒸汽损失的热储温度与不考虑蒸汽损失的热储温度差值越大。蒸汽损失量最小的地下热水样是Z5，损失15.2%，热储温度差值17.56 °C；最大的是Z6，损失35.5%，热储温度差值82.94 °C。总体上，招远地热田地下热水的浅部冷水混入比例在33.6%～58.9%之间，水样Z6—Z11 的冷水混入比例偏高，在70%～92.2%之间；地表出露的混合地下水温度较深层地下热水温度低34～60 °C，例如，出露温度最低的地下热水水样Z7，其温度为26 °C，浅部冷水混合比例最高，高达92.2%。

图6 招远地区地下热水硅-焓方程模型Fig.6 Silica-enthalpy equation model of the geothermal water in the Zhaoyuan area

综上所述，考虑Z2—Z5，Z14 等5 个水样，招远温泉地下热水的有效热储温度平均值为154.4 °C。为了避免地下热水热储温度计算只考虑SiO2因子单一性，需要结合多矿物平衡图解法来进一步分析热储区间。

利用多矿物平衡图解法，通过WATCH 软件计算水中溶解的多种矿物，模拟20～200 °C 地下热水中矿物的SI，SI=0 表示矿物处于溶解-沉淀平衡状态，SI>0、SI＜0 分别表示矿物处于过饱和、未饱和状态。硬石膏、方解石、钠长石、微斜长石、白云母、玉髓、浊沸石、石英等8 种矿物的平衡曲线在107～128 °C 收敛，此温度区间为热储温度区间，收敛的温度范围为矿物的热储层的地热温标，如图7 所示。模拟招远温泉地下热水的8 种矿物平衡状态，获取的温度区间值低于硅-焓方法确定的热储温度值，但与考虑蒸汽损失的硅焓方法确定的热储温度一致，说明考虑蒸汽损失的硅-焓法与多矿物平衡图解法都适用于本研究区的热储温度估算。

图7 Z14 地下热水点矿物SI-温度图Fig.7 Plot of SI vs temperature for the geothermal water of Z14

4.4 能量转换计算（热容量/热功率）

根据国际能源署（IEA）和《联合国统计司国际统计年鉴》可以将地下热水释放的热能转换为化石燃料的热能指标（热容量/热功率）。这些转化的热能可以为供暖期生活社区及公共供暖设施提供一定量的直接利用能量。地热能指标是通过现代水文地质学方法计算热容量以及地下热水释放的总能量[28-30]：

式中：C—储热容量/MWt；

E—可用能源/（TJ·a-1）；

Fmax—温泉最大流量/（kg·s-1）；

Favg—温泉平均流量/（kg·s-1）；

Ti—进口温度，即开采温度/°C；

To—出口温度，即利用后温度/°C；

A—容量系数。

招远地热田花岗岩热储层地下热水14 个热水点的基本参数及地热能指标如表4 所示，总开采流量达119 L/s。流量越大，温度差值越高，获得的C和A越高。研究区热储层地热总热容量达11.78 MWt，总能源利用率323.04 TJ/a。花岗岩断裂带裂隙发育，具有平直性和透水性，有利于地下热水的补给和排泄；相比于砂岩、石灰岩，花岗岩具有较高的热导率系数，当温度由20 °C 升高120 °C 时，其热导率会降低9%～16%[31]。因此，可根据温度将招远地下热水水样分为3 类，即＜40 °C、40～60 °C、>60 °C 的水样，分析其地热指标，如表5 所示。＜40 °C，40～60 °C，>60 °C 水样的总能源利用率分别为1.74，19.73，301.58 TJ/a。招远地区地热资源温度较高，地下热水开采温度在60～100 °C 之间，热储层温度107～128 °C，微量组分含量高，可用于城市供暖、生活、洗浴等多方面，但是需要考虑利用过程及其降温后水中硬石膏、方解石、钠长石、微斜长石、白云母、石英等矿物的过饱状态造成的矿物沉积结垢的影响。

表4 地下热水点基本参数及地热能指标Table 4 Parameters of the geothermal water and geothermal energy indexes

表5 招远温泉不同温度范围地热能潜力Table 5 Geothermal potential of the hot springs in various temperature ranges in the Zhaoyuan area

5 结论

（1）招远花岗岩热储层地下热水的水化学类型受溶滤作用、蒸发-浓缩-结晶过程及混合作用的影响，微量元素主要来源于热储层地下热水与二长花岗岩类的水-岩相互作用。

（2）深层地下热水与浅层地下冷水以33.6%～92.2%的比例混合出露，冷水混入比例越高，出露的温度越低，对应的蒸汽损失含量越高。地下水化学类型没有显著的改变。

（3）文石、方解石、白云石、重晶石、天青石、锶长石、玉髓、石英、针铁矿、羟基磷灰石、K-云母、滑石等多种矿物处于过饱和状态，水-岩相互作用有利于多种微量元素的富集。

（4）招远地热田显示出显著的地热能潜力，仅当前现有的地热井可提供323.04 TJ/a 的热能，可开采地热能相当于化石燃料能源7 715.67 toe，应用潜力较大。