邯邢东部平原馆陶组地下热水化学特征及成因分析

王海敏, 李玉成, 王 旭, 靳洁敏

1. 河北省地质矿产勘查开发局第一地质大队, 河北 邯郸 056000; 2. 河北省地质调查院, 河北 石家庄 050051

地热是一种清洁的可再生能源, 近年来被人们广泛用于工业、 城镇供暖、 农业、 医疗、 洗浴等领域,为人民的生产生活带来了便利条件, 减轻了环境污染, 取得了良好的经济效益和社会效益。

邯邢东部平原区位于邯郸和邢台东部地区, 地属华北断坳南部,自20 世纪80 年代起, 相关专家学者对邯邢地区地热资源展开了研究和讨论, 发现该地区有着丰富的地热资源[1-5], 1988 年陈墨香等对华北地热的地温场特征、 热演化历史等做了研究总结[6], 2013 年张德忠等探究了河北省的地热地质背景、 开发利用情况, 并对邯郸市的地热资源情况做了简要分析[7]。

前人所做工作为探寻地热资源提供了可靠数据, 但是对邯邢东部平原地热流体的成因、 来源认识还不充分, 缺乏对地热这一可再生能源矿产可持续开发利用的有力技术支撑。

本文基于邯邢地区的地热资料及地热地质调查工作成果对该地区的地热水化学特征、 物源、 热储特征等进行分析, 以期完善华北平原的地热研究, 为邯邢地区地热的开发利用提供理论依据。

研究区位于河北省南部, 邯邢东部平原。

属大陆性半干旱季风气候, 平均气温13℃。

多年平均降雨量584.0 mm, 降水主要集中在6—9 月份。

区内地势平坦, 地势由北西西、 南西微向东、 北东方向倾斜。

邯邢地区地层从太古界到第四系均有不同程度的发育, 西部山区出露地层主要为古生界的寒武系、 奥陶系、 石炭系和二叠系, 中生界的三叠系、 侏罗系和白垩系, 以上被厚层新生界地层覆盖。

新生界地层由老至新: 古近系(沙河街组、 东营组)、 新近系(馆陶组、 明化镇组)、 第四系。

本区在大地构造上处于中朝准地台华北断坳南部。

如图1 所示, 该区断层多, 空间展布有较强的规律性, 主要为NNE 和NWW 走向断层。

发育3 条深大断裂: 东部沧州—大名深断裂, 西部邢台—安阳深断裂, 南部为磁县—大名大断裂。

磁县—大名大断裂以北为临清台陷三级构造单元, 以南为内黄台拱三级构造单元。

断裂构造活动强烈区主要分布于隆尧—任县—曲周一带, 断层活动强度由西向东减弱。

复杂的构造控制了新生界的沉积, 为地下热水的赋存创造了条件。

邯邢东部平原新近系馆陶组厚度大, 孔隙度高,是研究区主要热储层, 主要特征见表1。

馆陶组热储层底界埋深一般600～1 800 m, 沉积厚度200～600 m。热储含水层岩性颗粒较粗, 主要为河流相、 浅湖相的细砂岩、 粗砂岩、 含砾砂岩、 砂砾岩, 砾石呈半圆状、 磨圆度中等, 底部为十几米到几十米厚的砂砾岩; 含水层单层厚度较大, 一般为3 ～15 m; 砂厚比一般30%～50%, 平均孔隙度24%～33%。

该热储层主要赋存中低温地热水, 井口水温45℃～61℃, 整体上来看, 位于研究区南部的内黄台拱构造域的水温要略低于临清台陷构造域, 另外位于馆陶断凸、 广宗断凸构造域内及其邻近地区水温较高, 普遍高于研究区井口水温的平均值。

表1 邯邢东部平原区馆陶组热储特征表Table 1 Thermal reservoir characteristics of Guantao Formation in the eastern Hanxing Plain area

3.1 样品采集

地下热水化学分析是研究地热流体成因、 来源的有效方法之一[8-11]。

此次研究共采集邯邢东部平原区不同构造单元的新近系馆陶组地下热水样品15 组,采样位置如图1。

采集的样品全部送往中国地质科学院水文地质环境地质研究所国土资源部地下水科学与工程重点实验室进行水质全分析以及氢氧同位素分析, 水质全分析根据中华人民共和国国家标准饮用天然矿泉水检验方法(GB/T 8538—2008) 检测, 其中阳离子使用ICP 方法进行离子浓度检测, 阴离子使用离子色谱分析, 阴阳离子平衡误差控制在±5%以内。氢氧同位素利用波长扫描—光腔衰荡光谱法在温度23℃, 湿度 50% 条件下进行检测。

图1 研究区及采样点位置分布图Fig.1 Location distribution of sampling points

3.2 水化学特征

样品检测水化学数据分析结果见表2, 从表中数据可以看出: 邯邢东部平原地下热水pH 值较高, 为7.26～8.48, 呈弱碱性; TDS 为642.3 ～13 909 mg/L,大部分属微咸水或咸水。

邯邢东部平原地下热水化学数据在Piper 三线图(图2) 中分布较为集中, 阳离子组分含量具有一致性, 均以Na+为主, 占主要阳离子总毫克当量的60%以上, 其次为Ca2+; 阴离子组分则主要落于图中Cl-端, 部分水样点中HCO-3、 SO2-4含量较高。

水化学类型主要表现为Na-Cl 型、 Na-HCO3型、 Na-Cl-SO4型、 Na-Cl-HCO3型、 Na-Ca-Cl型、 Na-SO4-Cl 型及Na-HCO3-SO4型。

其中以Na-Cl型水居多, 主要分布在成安、 馆陶、 临漳、 威县、 临西一带, 其次为Na-HCO3型, 主要分布在肥乡、 广平、 魏县南部地区。

研究区Na-Cl 型地下热水一般赋存于层厚较厚的热储层中, 而层厚小于180 m 的热储层则主要赋存了Na-HCO3型地下热水, 且该类型的地下热水还具有TDS 值小、 pH 值高的特点。

该区地下热水化学类型的丰富性与其复杂的地质条件密切相关, 研究区具有多套沉积旋回, 并经历了多期改造,强烈的构造运动对地层分布发挥了作用, 并在影响地下水流系统的同时对赋存于深部的地下热水水质造成一定影响。

图2 邯邢东部平原地下热水Piper 三线图Fig.2 Piper ternary map of geothermal water in the eastern Hanxing Plain

表2 邯邢东部平原地下热水水化学分析结果(mg/L)Table 2 Hydrochemical analysis results of underground hot water in eastern Hanxing Plain

依据《地热资源地质勘查规范》 (GB/T 11615—2010) 附录E 中《理疗热矿水水质标准》, 邯邢东部地区馆陶组地下热水中氟、 锶、 溴、 偏硼酸、 偏硅酸达到了“矿水浓度” “命名矿水浓度” 或“有医疗价值浓度” 标准。

其中微量元素氟(0.30～3.52 mg/ L)在广平、 平乡、 临西及威县均达到命名矿水浓度, 大名、 馆陶达到医疗价值浓度; 锶(0.184～34.92 mg/ L)在魏县、 馆陶达到命名矿水浓度; 溴(0.1～6.5 mg/L)在魏县达到矿水浓度; 偏硼酸(0.34 ～10.8 mg/ L)在巨鹿、 临西达到矿水浓度, 邢台平乡、 威县及邯郸东部各县达到医疗价值浓度; 偏硅酸 (28.68 ～48.9 mg/ L) 达到矿水浓度。

4.1 水溶解物来源示踪

地下热水多来源于地下水的循环, 在循环过程中不断与围岩发生组分交换作用, 随着地下热水中各种离子不断交换, 最终达到平衡。

离子间的交换过程往往反映出地下热水的水文地球化学环境。

对比研究区馆陶组地热水不同离子的浓度分析出地热水的补给来源, 不同离子间浓度的线性程度可以反映其补给来源是否相同。

其Na+/Cl-与Na+/ (+Cl-) 的线性系数 (R2) 较高, 其值均为0.96, 线性程度较高(图3), 说明邯邢东部地区的Na+、、 Cl-馆陶组地热水具有相似的补给来源。

图3 邯邢东部平原地下热水Na+与Cl-及(Cl-+) 关系图Fig.3 The relationship between Na+and Cl-and (Cl-+) of groundwater in the eastern Hanxing Plain

以往研究表明, 利用地下热水中 K+、 Na+与Cl-物质的量浓度之比来研究判断水—岩作用及其物质来源较为有效。

地下热水中K+、 Na+来自于岩盐等沉积矿物的溶解, K++Na+与Cl-物质的量浓度之比为1 ∶1; K+、 Na+还来自硅酸盐类钠长石、 钾长石矿物的风化溶解[12], 比值大于1; 若比值小于1, 则表明该地区Cl-含量高, 而Cl-除来自岩盐溶解外, 还可能来源于其他氯化物的溶解、 地壳深部或受人类污染。从图4 中可知, 邯邢东部平原地下热水中K++Na+与Cl-物质的量浓度之比沿1 ∶1趋势线分布, 说明其K++Na+主要来自岩盐等沉积矿物的溶解。

其中C1 点与C8 点位于1 ∶1趋势线之下, 均位于内黄抬拱Ⅲ级构造单元内的Ⅳ级构造单元断凹内, 热储层的埋藏深度较大, Cl-含量高主要由富含石盐矿的卤化物分解所致, 受到人类污染的可能性不大。

该区有煤田钻探资料(原河北省地矿局地质十一队) 在魏县一带揭露有埋深1 478 (665.57) m 赋存石盐矿(NaCl) 的第三系沙河街组地层, 该地层赋存石盐矿, NaCl 平均含量92.74%, CaSO4平均含量2.39%, 地热水沿构造运移溶解石盐矿物, 致使Cl-含量较高。

图4 邯邢东部平原地下热水Cl-与(Na++K+) 关系图Fig.4 The relationship between Cl-and (Na++K+) of groundwater in the eastern Hanxing plain

4.2 F-离子示踪

氟离子常作为判断地下热水形成机制和圈定地下热水活动范围的标志离子。

F-主要来源于含氟矿物的溶解, 含有磷灰石、 电气石、 云母等矿物的岩石风化作用是其重要来源, 在含有碱性花岗岩地层中, 地热水中F-含量往往较为丰富[12,13]。

邯邢东部平原地下热水呈弱碱性, 在图5 中地热水中F-含量随pH 值的升高而增大, 研究区馆陶组热储层的碱性环境为F-的溶解及迁移创造了条件。

由图6 可知, 研究区F-浓度与Ca2+浓度呈负相关关系, 说明高浓度的 Ca2+含量对F-的溶解起抑制作用, 这是由于F-与Ca2+结合后会形成难溶的CaF2沉淀, 限制F-的溶解。

图5 研究区F-与pH 关系图Fig.5 Relationship between F-and pH in the study area

图6 研究区F-与Ca2+含量关系图Fig.6 Relationship between F-and Ca2+content in the study area

从图7 中可见, 邯邢东部平原地下热水中SiO2含量与水温基本呈正相关关系。

硅酸盐矿物的溶解度较低, 在常规地下水中, SiO2的含量一般较低。

而地下热水中由于其温度较高, 循环深度大, 在热储层中的滞留时间较长, 因此往往具有较高含量的SiO2组分。

图7 SiO2 含量与水温关系图Fig.7 Relationship between SiO2 content and water temperature

4.3 特征系数对热储层地下热水封闭环境判别

元素比例系数(γNa/γC1、 γCa/γMg、 100γSO4/γCl) 可用来表征地下水成因类型和地下水成分的来源或形成过程, 真实地反映地层水的变化及其赋存环境[14-16]。

本次研究利用检测数据计算了邯郸市东部平原区地下热水元素比例系数(表3)。

表3 元素比例系数数据可以看出: γNa/γCI 系数大部分大于标准海水的γNa/γCl 系数平均值的0.85,表明邯郸市东部平原区大部分馆陶组热储变质程度低, 接受大气降水的入渗溶滤, 魏县(C1) 和临漳(C8) 小于0.85, 具有经阳离子交替吸附和强烈水岩反应作用的沉积水, 反映了其地层封闭环境相对较好, 地层水较为浓缩、 变质较深, 为较为还原水体环境, 这与该两处地热井处于内黄抬拱Ⅲ级构造单元内, 新世界沉积地层较厚, 在1 600 m 以上; γCa/γMg 系数值平均为3.45, 最高值为C4、 C5、 C7, 系数值分别为7.39、 4.44、 6.66, 热储层分别处于冠县断凹、 邱县断凹和馆陶断凸, 但馆陶断凸热储层埋深也相对较深在1 600 m 左右, 相对其它大部分区段热储层地下热水封存时间较长、 变质程度略高, 地层的封闭性较好, 大部分地段热储层地下热水封存时间短, 变质程度低, 地层封闭性差; 70% 以上的100γSO4/γCl 系数大于海水脱硫系数(10.26), 进一步印证研究区大部分地下热水赋存环境封闭程度差。

表3 邯邢东部平原地下热水特征系数表Table 3 Characteristic coefficients of groundwater hot water in the eastern Hanxing Plain

γNa/γCI、 γCa/γMg、 100γSO4/γCl 系数综合对比分析认为: 邯邢东部平原馆陶组热储变质程度较低,构造开启性相对较好, 热储环境较为开放; 在临清台陷南部与内黄抬拱交界的临漳—大名断裂附近的断凹构造单元内馆陶组热储变质程度略高, 构造开启性相对较差, 热储环境相对较封闭。

4.4 δD、 δ18O 补给来源示踪

通过测定地下热水中的氢氧同位素指标, 分析地下热水同位素特征, 有助于了解地下热水的补给条件、 循环途径及来源[17-22]。

本次研究利用地质一队采集18 件样品测定的数据(表4), 邯邢东部平原地下热水中δ18O 值在-9.2‰～-10.8‰之间, δD 值在-72‰～-80‰之间。

绘制研究区δ18O 与δD 值关系图, 图8 中数据点基本沿全球大气降水线分布, 表现出轻微的“氧漂移” 现象, “氧漂移” 量仅在1‰～2‰左右, 热储的较高温度促进了水—岩反应的进行。

图8 研究区δ18O 与δD 值关系图Fig.8 The relationship between δ18O and δD values in the study area

表4 δD、 δ18O 同位素结果表Table 4 Results of δD and δ18O

从地热水的氢氧同位素组成来看, 基本上都落在当地雨水线上(图4—图10), 显示出大气降水来源特征。

所有地热水点集中落在雨水线的左下方,表明地热水的来源可能比较单一, 而且补给高程可能较高。

而当地地表水和大气降水氢氧同位素组成值稍大于地热水。

因此, 可以推测地热水应该是与当地地表水和大气降水的联系并不紧密。

地热水的δD 和δ18O 值都明显小于地表水和大气降水的δD 和δ18O 值, 说明地热水的来源不同于当地地表水和当地大气降水。

地热水的氚含量明显很低, 基本为1TU 左右, 而地表水和大气降水的氚含量一般为10TU 左右, 可见地热水和现在的地表水和大气降水有区别。

地热水一般为1952 年核爆前补给的大气降水。

4.5 放射性同位素数据分析

本次研究利用研究区采集14C 同位素水样6 组,其中新近系馆陶组热储层5 组, 奥陶系热储层1 组,检测结果见表5。

从表5 中可以看出, 馆陶组地热流体年龄在(19.91±0.61～30.82±1.47) ka 之间, 与区域内廊坊(21.43±0.44) ka、 邻区河南内黄隆起带新生代馆陶组地热流体年龄在23 ～30 ka 相吻合(河南省地质矿产勘查开发局第五地质勘查院), 总体表观年龄较大,表明是经历了一定径流时间的地下水, 循环更新时间比较缓慢。

热储温度是近年来地热相关学者关注的热点, 热储温度估算对于计算地热资源量、 合理开发利用地热资源起着至关重要的作用。

常用的地球化学温度计有SiO2地热温度计、 阳离子温度计如K/Mg 地热温度计、 Na/K 地热温度计等[23]。

无论是何种地热温度计, 其原理均是建立在深部地下热水矿物质处于化学平衡的基础上, 并且当深部地下热水上涌至地表后,尽管温度降低但化学平衡的状态依旧存在, 或者说地下热水中的某种化学组分的浓度或某两种或多种化学组分浓度关系依旧能够代表深部状态[24]。

5.1 水—岩作用平衡状态判断

1988 年Giggenbach 建立了Na-K-Mg 三角图[25],此后人们常用该图解判断地下热水的水—岩平衡状态[26-28]。

由图9, 研究区取样点除C13 点落于未成熟水区域外, 其余水样点均分布于部分平衡区。

这说明利用地球化学温度计来估算研究区深部热储温度可能具有一定的适应性。

因此本文选取了SiO2地热温度计及阳离子地热温度计进行热储温度估算。

图9 邯邢东部平原地下热水Na-K-Mg 三角图Fig.9 NA-K-Mg triangular diagram of groundwater hot water in the eastern Hanxing Plain

5.2 SiO2 地热温度计

试验表明SiO2溶解度与温度呈现函数关系, 在图7 中研究区水样点中的SiO2含量也与地热水温度呈正相关关系。

另外SiO2一般不受其他离子及复合物形成和挥发组分散失的影响, 并在地下热水冷却过程中, 其沉淀速率也较低, 因此可以较为准确地预测热储温度。

但SiO2地热温度计公式较多, 综合考虑此次选用无蒸汽损失的石英二氧化硅地热温度计进行热储温度估算, 公式如下(式1)。

式中的C 为热水中溶解的SiO2的含量(mg/L)。

5.3 阳离子地热温度计

常用的阳离子地热温度计有K-Mg 地热温度计、K-Na 地热温度计等。

钾镁对温度变化敏感, 达到平衡最为迅速, K-Mg 地热温度计适用于中低温地热田,计算公式如式2 所示。

式中: C2、 C3分别为水中K+和Mg2+的浓度(mg/L)。

钾钠地热温标是利用钾钠浓度比计算热储层温度。

钾钠地热温标计算公式为式3。

式中C4分别为水中Na+的浓度(mg/L)。

K-Mg 地热温度计计算结果显示研究区馆陶组热储温度为52.86℃～73.14℃, K-Na 地热温度计计算的结果普遍低于井口水温, 不能代表热储温度值。

根据表6, 用不同的地热温度计计算出的热储温度由于取样条件、 地下水混合、 补给区远近、 循环深度等因素影响, 使地热温标计算出的热储温度存在偏差。

馆陶组地下热水实际出水温度为45℃～61.2℃,SiO2地热温度计计算的热储温度在67℃～89℃之间,比出水温度高20℃左右, 各样点计算结果离散程度较低。

K-Mg 地热温标计算结果为52.86℃～73.14℃,部分水样点运用K-Mg 地热温度计计算得出的热储温度值低于井口水温, 而K-Na 地热温度计计算结果普遍低于实际出水温度。

综合分析认为K-Mg 地热温度计计算结果更符合实际, 邯邢东部平原馆陶组热储温度为52.86℃～73.14℃。

表6 热储温度计算结果表(℃)Table 6 Calculation results of heat storage temperature

(1) 邯邢东部平原位于华北断坳南部, 强烈的构造活动为该区地下热水的形成创造了条件。

其中以馆陶组热储储量最为丰富, 主要赋存中低温地热水, 井口水温达45℃～60℃。

(2) 邯邢东部平原馆陶组地下热水化学类型主要为Cl-Na 型和HCO3-Na 型, TDS 值较高, 属微咸水—咸水, pH 值呈弱碱性, 部分微量元素含量较高, 具有理疗保健的功效。

(3) 通过物源分析认为邯邢东部平原馆陶组热储变质程度较低, 构造开启性相对较好, 热储环境较为开放。

地下热水中的较高浓度的化学组分主要来源于地下热水对储层围岩的长期溶滤。

(4) 根据同位素特征分析, 邯邢东部地区地下热水来源于大气降水, 由于较高的水温促进了水—岩反应的进行造成水样表现出“氧漂移” 现象。

(5) 利用SiO2地热温度计、 Na-K 地热温度计、K-Mg 地热温度计估算了深部热储温度, 综合分析认为K-Mg 地热温度计计算结果更符合实际, 为52.86℃～73.14℃。

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