滇中罗能地热异常区水化学特征、地热成因机制及其开发潜力评价

李娴; 徐世光; 娄经敏; 任博文; 吴静; 单婷婷

doi:10.12404/j.issn.1671-1815.2506737

科学技术与工程 ›› 2026, Vol. 26 ›› Issue (16) :6720-6736 DOI: 10.12404/j.issn.1671-1815.2506737

天文学、地球科学

滇中罗能地热异常区水化学特征、地热成因机制及其开发潜力评价

李娴 ¹ ,
徐世光 ¹^,²^,^* ,
娄经敏 ³ ,
任博文 ¹ ,
吴静 ¹ ,
单婷婷 ¹

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Hydrochemical Characteristics, Geothermal Genetic Mechanism, and Development Potential Assessment of the Luoneng Geothermal Anomaly Area in Central Yunnan

LI Xian ¹ ,
XU Shi-guang ¹^,²^,^* ,
LOU Jing-min ³ ,
REN Bo-wen ¹ ,
WU Jing ¹ ,
SHAN Ting-ting ¹

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摘要

罗能地热异常区位于红山湾背斜脊部,断裂发育,构造条件良好,属于中低温传导型地热系统,热储层为震旦系-寒武系碳酸盐岩,具备良好的构造通道和盖层条件,地热水沿次生断裂运移并出露地表,形成中低温温泉。为明确云南省武定县罗能地热异常区的水化学演化规律与成因机制,以热水塘和以进干两个地热片区为对象,通过野外地质调查、水化学测试、氢氧同位素分析及热储温度计算等方法,对地热流体的水化学特征、补给来源和热储成因进行系统分析。结果表明:热水塘地热水化学类型以HCO₃·SO₄-Ca型为主,而以进干则以HCO₃-Ca·Mg型为主。两者水化学组成主要受碳酸盐岩风化溶解控制,在上升过程中发生阳离子交换作用,并部分混入浅层地下水。热水塘片区和以进干片区的地热水均源于大气降水,补给高程分别为2 266 m和1 248 m,热储温度范围分别为76~81 ℃和76~79 ℃,冷热水混合比例分别为55%~67%和86%~97%,地热水循环深度分别为1 963~2 068 m和1 964~1 994 m。总静态资源量约为3.24×10¹⁴ kJ,预测热水塘片区为优先开发区,有利于发展康养和旅游资源,以进干则为潜力开发片区,以发展农业灌溉和供暖为主。

Abstract

The Luoneng geothermal anomaly is located on the crest of the Hongshanwan anticline, where extensive faulting provides favorable structural conditions. This medium-low temperature conductive geothermal system is hosted in Sinian-Cambrian carbonate formations, which are characterized by sufficient fracture permeability and intact caprock. Geothermal fluids migrate along secondary faults and are discharged at the surface as moderate-temperature springs. To elucidate the hydrochemical evolution processes and genetic mechanisms of the Luoneng geothermal anomaly in Wuding County, Yunnan Province, two geothermal areas two geothermal areas, namely Reshuitang and Yijingan, were investigated. Integrated methodologies, including field geological surveys, hydrochemical analyses, stable hydrogen and oxygen isotope determinations, and geothermal reservoir temperature estimations, were employed to systematically examine the hydrochemical characteristics, recharge sources, and genetic conditions of the geothermal reservoirs were systematically examined. The results indicate that the hydrochemical type of the hot spring water in the Reshuitang area is predominantly HCO₃·SO₄-Ca, while that in the Yijingan area is primarily HCO₃-Ca·Mg. The hydrochemical composition of both is mainly controlled by the weathering and dissolution of carbonate rocks, with cation exchange occurring during upward flow and partial mixing with shallow groundwater. The geothermal water in both the Reshuitang and Yijingan areas originates from atmospheric precipitation, with recharge elevations of 2 266 m and 1 248 m, respectively. The thermal reservoir temperatures range from 76~81 ℃ and 76~79 ℃, with cold-hot water mixing ratios of 55%~67% and 86%~97%, respectively. The geothermal water circulation depths are 1 963~2 068 m and 1 964~1 994 m, respectively. The total static geothermal resource is approximately 3.24×10¹⁴ kJ. The Reshuitang area is identified as a priority development zone, favorable for health and tourism, while the Yijingan area be identified as a potential development zone, primarily for agricultural irrigation and heating development.

Graphical abstract

关键词

罗能地热田 / 水化学特征 / 热储类型 / 地热成因 / 开发潜力评价

Key words

Luoneng geothermal field / water chemical characteristics / geothermal reservoir type / geothermal genesis / assessment of development potential

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李娴, 徐世光, 娄经敏, 任博文, 吴静, 单婷婷. 滇中罗能地热异常区水化学特征、地热成因机制及其开发潜力评价[J]. 科学技术与工程, 2026, 26(16): 6720-6736 DOI:10.12404/j.issn.1671-1815.2506737

LI Xian, XU Shi-guang, LOU Jing-min, REN Bo-wen, WU Jing, SHAN Ting-ting. Hydrochemical Characteristics, Geothermal Genetic Mechanism, and Development Potential Assessment of the Luoneng Geothermal Anomaly Area in Central Yunnan[J]. Science Technology and Engineering, 2026, 26(16): 6720-6736 DOI:10.12404/j.issn.1671-1815.2506737

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在“碳达峰、碳中和”目标引领全球能源结构向清洁化转型的背景下,地热能凭借清洁低碳、供能稳定的优势,成为缓解传统能源短缺、保障能源安全的关键可再生能源,广泛应用于供暖、发电及医疗康养等领域^[1-2]。中国地热资源储量丰富,但受地层岩性、地质构造等因素制约,资源分布不均,按传输方式与开发利用特征可划分为浅层地热能、水热型地热及干热岩三类^[3]。其中,云南省地处亚欧板块与印度板块碰撞带,构造活动强烈,温泉出露达800余处,滇中东部以中低温水热型地热为主^[4],中低温地热系统温度低于150 ℃,且无需地下深处年轻岩浆活动作为附加热源^[5],其合理开发对区域经济发展与能源结构优化具有重要意义。

当前,中低温地热系统研究多依赖水化学与同位素分析揭示流体补给、热储温度及成因机制^[6-7],辛浩等^[8]聚焦内黄凸起河南段热储分层特征,明确钠硅酸盐矿物溶解与阳离子交换对离子组成的控制作用。高杨等^[9]以江西龙南F1断裂带温泉为对象,构建地热水循环演化概念模型。Liu等^[10]针对广东黄沙洞地热田,建立断裂导水后由花岗岩生热,深循环加热,成因模型。水热型地热资源评价也形成多方法体系,Chambefort等^[11]整合多学科数据与长期监测,评估新西兰Ngatamariki地热田开发潜力。胡剑等^[12]结合二维地震与热储法,填补河南驻马店中深层地热勘探空白。高山等^[13]通过热储法与循环深度测算,定量评价敦煌盆地沉积型地热潜力。然而,现有研究仍存在短板,针对碳酸盐岩热储的中低温水热系统,缺乏片区差异细分和关键参数精准量化的研究,难以支撑特定工程场景下的资源保护需求。

罗能地热区位于云南省武定县己衣镇金沙江南岸,属乌东德水电站库区,为典型中低温水热型地热系统。区内有两个地热片区,热水塘温泉群水温高、流量稳定,是当地传统洗浴与旅游核心资源,但随着乌东德水电站蓄水,该温泉群面临被淹没风险,以进干与热水塘相邻,也会受到一定程度的影响,且目前对该区地热流体水化学演化规律、热储结构及成因机制的研究仍较薄弱^[14-15],亟须开展保护性研究。前人虽对该区地热成因有初步探索^[16],但存在明显不足,方法运用尚不全面且需要进一步补充,参数上热储温度、冷水混合比例及循环深度均为宽泛值,未按热水塘带状热储与以进干层状热储细分,且未揭示两片区成因差异,严重制约资源保护与可持续开发。

鉴于此,以云南武定罗能地热区热水塘、以进干两片区为研究对象,采用水化学测试、氢氧同位素分析及地质构造解译等多方法耦合分析,聚焦高山峡谷地貌下的地热田特征,旨在明确地热流体水化学演化规律与补给路径,精细化热储温度、冷热水混合比例及循环深度等关键参数,揭示两片区地热成因机制差异。因研究区温泉出露带受水利工程蓄水影响面临淹没风险,研究成果填补了地热资源基础数据空缺,为同类工程影响区的地热研究提供学术参考;同时结合资源特征开展开发潜力评价,为该区域地热资源精准保护与可持续利用提供理论支撑,填补碳酸盐岩类热储中低温水热型地热系统的研究空白。

1 研究区概况

罗能地热区地处云南省武定县北部、金沙江南岸,江水自西南向东北穿境而过,形成两岸山岭高耸、河谷深切的典型峡谷地貌,地势呈两岸高、中间低;受金沙江主干及支流长期侵蚀切割,区域地形破碎、沟谷纵横,山岭总体呈南北走向延伸,发育侵蚀构造中山、溶蚀构造中山等地貌类型(图1)。气候上属亚热带高原季风气候,年平均气温15.1 ℃;水文上归属于金沙江水系,主干流及支流河床落差大,水位季节变化显著。

研究区位于滇中高原北部与川西高原南缘的过渡地带,行政区划隶属于扬子准地台川滇台背斜之武定-石屏隆断束禄劝断凹,东以小江断裂为界、西临元谋断裂,区域地质构造复杂[图2(a)]。区内地层出露齐全,从元古界至第四系均有分布,且具“古生界基底+中生代红层盖层”的双层结构。由老到新主要出露[图2(b)]:震旦系上统灯影组(Z_bd)、寒武系上统二道水组(∈₃e)以白云岩、白云质灰岩为主,为主要热储层;奥陶系下统红石崖组(O₁h)砂页岩、三叠系上统白果湾组(T₃bg)砂砾岩、侏罗系下统益门组(J₁y)泥岩为隔水盖层;新第三系昔格达组(N₂x)粉砂岩、第四系(Q₄)冲洪积层分布于金沙江两岸为松散盖层。区域受燕山期SN-EW向联合挤压作用,形成NNE-NE向扭压应力场,发育NE向宽缓中生代向斜。其中,位于热水塘村东南侧,轴向N15°E的红山湾背斜为核心导水构造,核部出露寒武系二道水组灰岩,两翼为三叠系白果湾组砂岩及侏罗系益门组泥岩,裂隙率2%~5%,导水性良好;断裂以SN向为主干,主要包括F1基都柯断裂(隔热断裂)、F2新田断裂(导热断裂)、F3以进干断裂(导热断裂)、F4鲁布谷断裂(隔热断裂),均为主要控热断层,共同控制地热异常区范围;同时区内节理裂隙十分发育,为地下水运移与热流体传导提供了有利通道。

罗能地热田地处川滇块陷高热流区,区域大地热流平均值高,单值变幅大^[17]。研究区重力布格异常值处于-2.35×10^-3~-2.4×10^-3 m/s²,莫霍面埋深较浅,约48 km。依据区内地热钻井ZK01,岩性以灰岩为主,计算得地温梯度为2.9 ℃/100 m。因基底破碎,构建起高效的深部热源沟通通道,区域平均大地热流值达70 mW/m²(图3),高于全国平均值,依据《地热资源地质勘查规范》(GB/T 11615—2010)符合地热异常区判定标准,具有良好的深部热动力条件。

研究区水热活动主要为一般单相显示的温、热泉水,核心出露区为热水塘村[图4(a)],以进干村附近零星分布[图4(b)],其中温泉11处,其中低温温泉4处,温度为25~45 ℃,流量普遍较低,介于0.1~1 L/S,中温温泉6处,温度为45~56 ℃,流量相对稳定且较大,一处温泉点被冷水泉淹没。

2 样品采集及测试方法

地下热水的水化学特征不仅与热储层、断裂带岩性及流体循环深度紧密关联,更是揭示热源成因的关键指标。共采集14组水样,涵盖7组温泉水样、1组地热井水样及6组冷泉水样(图5),所有采样与测试流程均严格遵循《地热资源地质勘查规范》(GB/T 11615—2010)执行,具体操作如下:采样前,先使用待采集水样反复冲洗水样存储桶3~5次,再用去离子水润洗2次并晾干,以确保水样代表性,避免容器污染;针对可溶性SiO₂含量测定需求,水样采集后需立即稀释5倍,随后装入聚乙烯桶密封保存待测;所有水样均需装满存储桶,防止空气进入影响检测结果。采用哈希便携式多参数分析仪HQ40d,现场测定水样的温度与pH;地热井水样的温度则通过热电偶温度计直接测量。水质全分析由自然资源部昆明矿产资源检测中心完成,依据《饮用天然矿泉水检测方法》(GB/T 8538—2008)执行,可溶性SiO₂含量采用钼酸黄分光光度法测定;水中阴、阳离子及微量元素检测参照《地下水质检测方法》(DZ/T 0064—1993)操作。氢氧同位素分析由自然资源部岩溶地质资源环境检测中心承担,按照《同位素地质样品分析方法》(DZ/T 0184—1977),采用水平衡法完成测定。

地热水样品水化学测试结果如表1所示,对测量结果进行阴阳离子平衡检验,误差绝对值均小于5%,说明数据质量可靠,阴阳离子平衡符合电中性原理,可支撑后续水化学分析^[18]。

3 地热流体化学特征

3.1 水化学组分特征和类型

热水塘片区温泉属于中高温温泉(50~56 ℃),水样点pH为7.75~8.33,以进干片区温泉属中低温温泉(22~27 ℃),水样点pH为7.54~7.65,二者均属于弱碱性泉水。溶解性固体(TDS)含量总体介于246.9~741.3 mg/L,依据水质TDS分类标准属中低盐度(TDS<1 000 mg/L),结合水动力条件水化学特征分析,指示研究区可能存在浅部冷水混入现象,或反映地下热水径流循环路径较短,水岩作用未充分进行^[19-20];热水塘片区水样点的TDS介于350~470 mg/L,以进干片区水样点的TDS则处于363~741.2 mg/L;SiO₂含量中热水塘片区普遍高于以进干片区,反映热水塘片区地热流体可能与含硅矿物作用较显著。地表温泉呈片状出露,集中分布于热水塘村和以进干村附近,依据Schoeller图分析[图6(a)],采样水离子组分变化趋势基本一致,且离子组成模式相似,说明其演化途径类似,地下水受到统一水岩作用控制,温泉水和地热钻井的阳离子浓度含量排序为Ca²⁺>Na⁺>Mg²⁺>K⁺,主要以Ca²⁺为主,含量为43.76~57.54 mg/L,均值为51.60 mg/L,阴离子浓度含量排序为HCO₃^->SO₄^2->CL^->NO₃^->F^-,主要以HCO₃^-为主,含量为179.7~328.4 mg/L,均值为218.96 mg/L;冷泉水阳离子浓度含量排序为Ca²⁺>Mg²⁺>Na⁺>K⁺,主要以Ca²⁺为主,含量介于29.18~107.0 mg/L,均值为53.62 mg/L,阴离子浓度含量排序为HCO₃^->SO₄^2->CL^->NO₃^->F^-,主要以HCO₃^-为主,含量介于179.7~328.4 mg/L,均值为 245.95 mg/L[图6(b)、图6(c)]。

由图7可知,温泉水分布集中,冷泉水较分散,说明热储环境统一,水质差异较小,水源补给地相近,但径流路径不同,浅部受岩性影响略大,地热井点独立分布,反映深部热储与浅部存在差异,结合舒卡列夫分类方法^[21],热水塘片区的水化学类型中,地热水为HCO₃·SO₄-Ca型;冷泉水主要为HCO₃-Ca·Mg型,其次为HCO₃·SO₄-Ca·Mg型。以进干片区地热水为HCO₃-Ca·Mg型,冷泉水为HCO₃-Ca·Mg型。

3.2 地下热水水化学演化分析

3.2.1 水岩作用机制

Gibbs图借助TDS与Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)、Cl^-/(Cl^-+HCO₃^-)的对应关系,反映各类水体主要离子的来源与演化过程,能判断地下水化学组分的成因类型^[22-23]。所有样本TDS介于200~800 mg/L,Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)比值介于0.21~0.55,Cl^-/(Cl^-+HCO₃^-)比值介于0.007~0.066。阳离子Gibbs图[图8(a)]显示,热水塘和以进干片区多数样品点集中于“岩石风化”区域,表明其水化学组成主要受岩石风化作用控制。热水塘片区各类水样的Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)比值较为一致,反映该区岩性及风化环境稳定,水-岩相互作用均匀。以进干片区比值略有差异,但仍属岩石风化主导;阴离子Gibbs图[图8(b)]同样指示样品点集中于岩石风化区域,进一步支持上述结论,热水塘片区水样的Cl^-/(Cl^-+HCO₃^-)比值较为接近,说明Cl^-和HCO₃^-来源稳定,与含氯矿物和碳酸盐岩风化相关。以进干片区比值差异则源于不同岩性中易溶矿物的分布差异。综上,罗能地热区水化学组成整体受岩石风化作用控制,不同片区因风化条件差异,导致离子比例存在一定变化。

依据(Mg²⁺/Na⁺)/(Ca²⁺/Na⁺)和(HCO₃^-/Na⁺)/(Ca²⁺/Na⁺)离子比值端元图,可深入推断研究区地热水化学组分受不同类型岩石风化的影响^[24-25](图9)。区内地水样多数分布在碳酸盐端元附近,表明Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃^-主要来自碳酸盐岩(如石灰岩、白云岩)的溶解。冷水水样与热水水样的离子特征分布差异明显,可知地热流体从深部向上运移时会携带深部溶解的Cl^-和Na⁺等离子,补充到浅部水中,影响其水化学组成。热水塘片区样品点集中,热水样点靠近硅酸盐端元,可知其碳酸盐岩控制主要岩石风化的同时,受到少量硅酸盐岩风化影响,同时伴有适度深部流体输入,水化学组成稳定。而以进干片区热水离子浓度整体高于热水塘热水,反映其地热流体从深部携带的溶解离子更多,或热储层岩石风化溶滤更强烈,同时硅酸盐岩风化持续作用,水化学演化更为复杂。

3.2.2 主要离子来源及演化

在地下水研究中,主要离子间的浓度比例关系图,可作为分析地下水状态及其相关地质过程的依据,推断地热水中各离子组分来源^[26-27]。研究区水样均处于(Ca²⁺+Mg²⁺)/(SO₄^2-+HCO₃^-)=1线上方附近[图10(a)],显示地热水在受到碳酸盐溶解控制外,还存在部分硅酸盐矿物溶解;由图10(b)可知,热水塘水样点均分布在方解石溶解线和白云石溶解线之间,且地热水更靠近方解石溶解线,可知方解石溶解是该片区Ca²⁺和HCO₃^-的主要来源。以进干水样点则偏离方解石溶解线,较接近白云石溶解线,且离子浓度含量更高,说明该片区白云石溶解较方解石强烈,或者冷水成分与热水成分区别显著,大量混入热水,提供Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃^-;Ca²⁺/Mg²⁺可判别主要溶解矿物为方解石、白云石还是硅酸盐^[28],若比值在1附近,则主要来源于白云石溶解,比值介于1~2则受方解石溶解控住,比值大于2说明硅酸盐风化作用影响显著,结合图10(c)进一步验证该区主要受碳酸盐溶解控制,热水塘受方解石溶解主控,以进干则为白云石;观察图10(d),水样点均在石膏溶解线以下,说明其经过深部循环,与石膏反应微弱,主要受到碳酸盐岩溶解或离子交换的影响,可知水体中SO₄^2-并非自于石膏的溶解^[29],而是源于下覆地层中硫化物的氧化;图10(e)中水样点均偏离盐岩矿物溶解线,表明岩盐溶解反应微弱,推测断层导通深部气体上涌,氧化后产生SO₄^2-;所有水样点均位于图10(f)中 x=-y线下方,可知该区域水岩相互作用强烈,热水塘水样点相对集中,且Na⁺+K⁺-Cl^-浓度整体低于以进干片区,表明该区不同类型水体的水化学演化过程具有一定一致性,离子来源的共性较强,以进干片区则有更多的深部流体参与。

CAI为负值表明地热水中的Ca²⁺和Mg²⁺与围岩中的Na⁺和K⁺发生离子交换;CAI值正,表明离子反向交换,同时CAI-1和CAI-2的绝对值越大,阳离子交换的强度越大,反之相反^[30]。如图10(g)所示,CAI-1和 CAI-2值均小于0,其中CAI-1值介于-14.0~-2.5,CAI-2值介于-3.5~-0.097,说明地热水中的Ca²⁺、Mg²⁺普遍置换出含水层中的K⁺、Na⁺,且热水塘地热水的阳离子交换强度较以进干地热水强。

3.2.3 氢氧同位素分析

氢氧稳定同位素作为水分子的重要组成部分,在水循环过程中会受到蒸发、分馏以及水体混合等作用的影响,其变化呈现出一定的规律性,因而成为研究地下水起源与演化的优质示踪剂^[31]。1961年,Craig^[32]分析约400个不同水体样品,得出全球大气降水线方程δD=8δ¹⁸O+10。受区域蒸发湿度等影响,各地形成独特降水线,2005年,章新平等^[33]基于111个样品得出云南省大气降水线为δD=7.34δ¹⁸O+4.18。将采样点数据投射到δD-δ¹⁸O关系进行分析,可确定地下热水补给来源(图11)。热水塘片区和以进干片区水样点均落在云南省大气降水线附近,且靠近全球大气降水线趋势,这表明二者主要受大气降水补给。

由于大气降水中氢氧同位素具有随海拔升高,δD和δ¹⁸O下降的高程效应,当补给来源以大气降水为主时,可据此直接分析确定地热水的补给范围与补给高程。

(1)$ H=\frac{\delta s-\delta p}{k}+h$

式(1)中:H为地热补给区高程,m;h为热水取样点高程,m;δs为取样点地热水氧同位素值;δp为大气降水氧同位素值,取观测值-10.33‰;k为同位素高度梯度,取-0.26‰/100 m。计算结果如表2所示。

热水塘片区温泉补给高程均值2 266 m,结合地形图推测补给区在羊圈村至羊房村附近;以进干片区温泉补给高程均值1 248 m,补给区推断位于土庄-大平子村一带。地热流体呈现出从西南往东北方向径流的态势。

3.3 热储温度及地下热水循环深度估算

3.3.1 水岩平衡分析

Na-K-Mg^1/2三元图可以用来划分地热水平衡程度并估算热储温度^[34]。研究区域内的所有水样点均落在未成熟水区(图12),表明研究区地热水水岩反应时间短、强度弱,反应程度较低,循环路径单一,且存在快速排泄路径。因此,在测算罗能地热异常区的热储温度时,不宜使用K、Na阳离子地热温标。

3.3.2 二氧化硅地热温标法

二氧化硅地热温标广泛应用于评估地下热储温度,其原理基于地热流体中二氧化硅浓度与温度及溶解度的关系。由于自然界中二氧化硅矿物的形态多样,包括石英、玉髓、方石英和非晶质二氧化硅等,且不同矿物的溶解度存在显著差异,因此在利用该温标估算热储温度时,需要综合考虑不同二氧化硅矿物控制下的温度^[35]。

(1)石英二氧化硅温标。

无蒸汽损失:

(2)$ t=\frac{1309}{5.19-\lg \left(\mathrm{SiO}_{2}\right)}-273.15$

最大蒸汽损失:

(3)$ t=\frac{1522}{5.75-\lg \left(\mathrm{SiO}_{2}\right)}-273.15$

(2)玉髓地热温标。

(4)$ t=\frac{1032}{4.69-\lg \left(\mathrm{SiO}_{2}\right)}-273.15$

式中:t为热储估算温度,℃;SiO₂为水样中二氧化硅的质量浓度,mg/L。

从图13可以看出,研究区热水样点均落在石英温标和玉髓温标之间。热水塘片区较为集中,地热流体与石英平衡,温度更高,流体上升过程中蒸汽损失少,地热系统的热传递效率较好;以进干片区分布分散,地热流体与玉髓平衡,温度更低,地热系统的热动力相对不足。两个片区均采用三种方法计算热储温度,结果如表3所示。

3.3.3 多矿物平衡法

多矿物平衡法以热力学平衡理论为基础,通过模拟地热流体在温度升高过程中矿物的溶解与沉淀变化,实现对深部热储温度的预测^[36]。借助 Phreeqc 软件,可计算升温条件下多种矿物的饱和指数(SI),其中SI=0表示平衡态,SI>0表示超饱和状态,SI<0表示未饱和状态。选取研究区发育的硬石膏、文石、方解石、玉髓、温石棉、白云石、石英和海泡石,对其饱和指数 SI 展开计算,并绘制矿物饱和指数随温度变化曲线图SI-T曲线(图14)。所选各类矿物的SI指数与温度曲线收敛程度较低,推测该现象由深部热水与浅层冷水发生混合所致。除温石棉外其余矿物曲线均在平衡线附近,且石英和玉髓矿物曲线较接近SI=0处,故选取这两条线与SI=0线的交点附近温度为热储估算温度^[37],热水塘片区估算热储温度范围45~60 ℃,平均值为54 ℃,以进干片区热储范围为50~55 ℃,平均值为52 ℃。

3.3.4 硅-焓混合模型

地下热水在从深处循环向上运移的过程中,可能与近地表的冷水发生不同程度的混合,因此在计算热储温度时,需考虑冷热水混合作用对计算准确性的影响,应利用硅-焓方程和硅-焓图解法对热储温度和冷热水混合比例进行分析^[38]。

(1)硅-焓方程法。硅-焓方程法是将地下热水的初焓值、冷热水的混合比例这两个参数作为待求解的未知数。首先,假定深部的地下热水中,SiO₂呈现饱和状态;之后随着地下热水上升运移,地表冷水混入,地下热水的焓值与SiO₂含量下降;最后在温泉口或者地热井口得到地下热水的最终的焓值(终焓)与最终SiO₂含量^[39]。基本方程为

(5)$S_{\mathrm{s}}=S_{\mathrm{c}} X_{1}+S_{\mathrm{n}}\left(1-X_{1}\right)$

(6)$\mathrm{SiO}_{2 \mathrm{~s}}=\mathrm{SiO}_{2 \mathrm{c}} X_{2}+\mathrm{SiO}_{2 \mathrm{n}}\left(1-X_{2}\right)$

整理后得

(7)$X_{1}=\frac{S_{\mathrm{n}}-S_{\mathrm{s}}}{S_{\mathrm{n}}-S_{\mathrm{c}}}$

(8)$X_{2}=\frac{\mathrm{SiO}_{2 \mathrm{n}}-\mathrm{SiO}_{2 \mathrm{~s}}}{\mathrm{SiO}_{2 \mathrm{n}}-\mathrm{SiO}_{2 \mathrm{c}}}$

式中:S_s为地下热水的终焓,J/g;S_c为地表水的焓,J/g;X₁为通过焓值公式得出的冷水份额;X₂为通过SiO₂含量反算得到的冷水份额;S_n为地下热水的初焓,J/g;SiO_2s为地下热水的最终SiO₂含量,mg/L;SiO_2c为地表水的SiO₂含量,mg/L;SiO_2n为地下热水SiO₂初始含量,mg/L。

热水塘片区选择编号W03的温度19.3 ℃和SiO₂含量10.54 mg/L作为冷水样品点,以进干片区选择编号W01的温度22.8 ℃和SiO₂含量10.81 mg/L作为冷水样品点。将各热水样点在具体温度下相应的焓值和SiO₂含量带入式中,初始温度焓值和SiO₂含量依据Fournier^[39]归纳整理得出的关于地下热水温度、焓以及SiO₂含量之间的关系选取计算。冷热水混合比例图能较为直观的展示估算的温度和混合比例(图15),热水塘片区热储温度估算介于93~115 ℃,平均值为107 ℃,冷热水混合比例介于58%~70%,平均值为62%;以进干片区热储温度估算为125 ℃和150 ℃,平均值为137 ℃,冷热水混合比例为86%和97%,平均值为91%。

(2)硅-焓图解法。硅-焓图解法结合石英溶解特性曲线与地下热水焓值曲线,计算冷热水混合比例及热储温度,还能依据混合后水体硅含量,反向推导混合前平衡状态下地下热水的初始状态^[40]。基于A点(冷水体系,包括SiO₂含量与温度)和B点(热水体系)的测量数据,连接AB直线与石英溶解曲线相交于C点,AB/AC即表示热水占比,1-AB/AC即为冷水混入比例(图16)。热水塘片区深部热储估算温度为88~112 ℃,平均值104 ℃,混合比例为55.6%~84.65%,平均值64.07%;以进干片区深部热储估算温度为125 ℃和137 ℃,平均值131 ℃,混合比例为86.18%和96.22%,平均值91.5%。

3.3.5 热储温度的确定和循环深度估算

基于8个研究区地热水样品,对比6种方法的热储温度估算值。地热水沿构造通道上升时受大气蒸发影响,石英温标估算温度偏高、玉髓温标偏低,甚至出现估算值低于出露温度的情况,误差较大;因冷水混入多,多矿物平衡法的平衡图收敛性差,仅部分矿物能参考温度,较片面;硅焓混合模型用于计算冷热水混合比例、反映深部热储极大值,估算温度比其余方法偏高。综上,取所有方法的平均值作为研究区地热水热储温度和冷热水混合比例较为合理,即热水塘片区热储温度为76~81 ℃,冷热水混合比例为55%~67%,以进干片区热储温度为76~68 ℃,冷热水混合比例为86%~97%。

热水循环深度是研究地下热水的成因机制的关键因素之一。温度与热储循环深度相关,地下热水由大气降水沿导水构造入渗,经深部循环受热后上升成温泉,结合罗能地热田地温梯度2.95 ℃/100 m,年均气温21 ℃和恒温层深度15 m,采用地下水循环深度计算公式^[41],计算得热水塘片区地热水循环深度为1 963~2 068 m,以进干片区地热水循环深度为1 964~1 994 m,二者热储层均为震旦系和寒武系碳酸盐岩地层(表3)。

4 地热水成因机制讨论

基于罗能地热异常区地热地质、构造地质、水文地质条件和水化学特征,提出地热成因系统概念模型(图17)。

罗能地热田地下热水系统属典型的中低温传导型地热系统,深部地层没有活跃岩浆作为热源供给,地热水的热能依赖区域大地热流传导。该热流由双重复合机制形成,即地球深部上地幔的稳态热传导和上地壳含放射性元素衰变产生的地壳热流,两者共同构成系统的单一热动力基础。该区热储类型复杂,分为热水塘片区和以进干片区。

热水塘片区地处红山湾背斜核部及北翼、F1与F2,含F4断裂带之间,其热储层为震旦系灯影组白云岩,属带状构造裂隙型地热储层,空间上呈层状展布。该区热储层岩溶、裂隙及溶隙发育程度高,厚度稳定,为389~650 m,且具有埋藏深、分布面积广的特点;同时片区内断裂兼具优良的导温与隔热效果,整体成热条件优越。该片区地热流体的循环路径为:大气降水于羊圈村-羊房村一带入渗,沿背斜核部裂隙向深部运移,估算热储温度约79 ℃,循环深度约2 km,吸收地幔热流后,在F2断裂低洼处排泄形成温泉,地表出露泉点水温可达56 ℃以上;地热井因未穿透盖层且封井不完全,仅获取41.2 ℃的地热水。此外,该片区冷热水混合比例低,热流体受深部热源控制作用显著,水化学特征稳定。以进干片区位于F3断裂附近,热储层为寒武系二道水组白云质灰岩,整体呈层状分布,属层状-孔隙裂隙型热储。虽该区域热储层与热水塘具备同样的基础条件,但实际热储埋深浅,且孔隙裂隙连通性明显较低。受浅层冷水影响,该片区地热流体循环与水化学特征表现出显著差异,大气降水在土庄-大平子村一带入渗后,沿地层孔隙向东北方向径流,估算热储温度约75 ℃,循环深度约1.9 km,途中大量混入浅层冷水,导致地热水温度明显降低,地表出露泉点温度仅27.5 ℃。二者均属于碳酸盐岩类热储层。

由氢氧同位素分析得大气降水是罗能地热区地热水的主要补给来源,补给区主要位于侏罗系下统益门组及三叠系上统白果湾组的裸露砂岩区。研究区发育完善的断裂构造系统,区域性会理-红山湾断裂作为主干热通道,切割深远,有效沟通深部热源与浅部地层。该断裂与次级断层网络F1、F2、F3、F4等构成多级交汇体系,共同组成高效的水热输导网络。深部热流体沿这些断裂带向上运移,在构造低洼处排泄,形成典型的断裂控热型排泄模式,断裂交汇部位因渗透性增强常成为温泉集中出露区。此外,红山湾背斜脊部发育的高角度张裂隙系统导水性强、富水性高,为大气降水深循环渗流提供了有效通道,显著增强了热储层的补给效率。盖层系统自下而上包括:热储基底盖层由三叠系上统白果湾组与侏罗系下统益门组砂岩构成,构成深部热流传导屏障;保温盖层为奥陶系下统红石崖组砂-页岩互层,其低热导率有效抑制垂向热散失;松散盖层由新近系上新统昔格达组半固结砂岩及第四系冲洪积物构成,起到阻隔浅层冷水与保护地表结构的作用。大气降水沿岩层裂隙或构造通道向下运移,在地温梯度作用下逐渐增温,并于盖层条件良好的深部储热区形成地热水,最终出露成泉。水化学分析表明,地下水在运移过程中与围岩发生充分的水-岩相互作用,反映其补给来源丰富,循环条件良好。

5 开发潜力评价

在对罗能区域地质背景和地热地质特征调查研究的基础上,依据《地热资源地质勘查规范》(GB/T 11615—2010),选取热储温度,热储体积,恒温带温度等地热参数,采用热储法估算热水塘和以进干片区的地热静态资源量,其中恒温带温度依据当地多年气象资料取值为23 ℃,两个片区热储层均为碳酸盐岩,其平均热容量取值为2 495.33 kJ/(m³·℃)^[16]。需要注意的是,热储法仅计算得静态资源量,可开采资源量应结合可采系数计算得到,寒武系碳酸盐岩热储的可采系数为15%,计算结果如表4所示。

(9)$Q_{\mathrm{R}}=\bar{C} V\left(T_{2}-T_{1}\right)$

式(9)中:Q_R为地热静态资源量,kJ;$\stackrel{-}{C}$为热储层的平均热容量,kJ/(m³·℃);V为热储层的体积,m³;T₂为平均热储层的温度,℃;T₁为恒温带温度,℃。

热水塘片区东至红山湾背斜核部,南至F4断裂,西至断层F1,北至金沙江,热储层面积为3.512 km²,平均热储厚度为520 m,平均热水温度为54.26 ℃,静态资源地热储量为2.55×10¹⁴ kJ,折合标准煤8.7×10⁶ t;天然出露温泉点5个,总流量为60.62 L/s,可开采热水量以观测期最低流量确定,为5 237.57 m³。按可采系数15%计算,可采资源量3.83×10¹³ kJ,折合标准煤2.36×10⁶ t。该区可作为优先开发区,资源富集且高价值利用潜力突出,适配温泉康养和旅游开发,但淹没风险高,需注重风险防治措施。

以进干片区东至断层F3,南至F4断裂,西至红山湾背斜核部,北至金沙江,热储层面积为5.542 km²,平均热储厚度为96 m,平均热水温度为32 ℃,静态资地热储量为6.90×10¹³ kJ,折合标准煤2.36×10⁶ t;天然出露温泉点2个,总流量为37.84 L/s,可开采热水量为3 269.38 m³。按可采系数15%计算,可采资源量1.04×10¹³ kJ,折合标准煤3.55×10⁵ t。该区计划为潜力开发片区,资源中等且品质基础,适配民生需求且开发门槛低,可作为农村集中供暖和农业温室加温,淹没风险低,但需关注回灌情况。

6 结论

(1)罗能地热田为中低温传导型地热系统,底部无活跃岩浆供热,热能源于上地幔稳态热传导与上地壳放射性元素衰变的复合热流;其热储分热水塘和以进干两大片区,均属碳酸盐岩热储;会理-红山湾主干断裂和次级断层与红山湾背斜张裂隙构成高效水热输导和渗流通道,大气降水混合地表水后,沿构造通道与裂隙下渗至深部热储,受地温梯度、上地幔热传导及放射性衰变热联合加热;较厚的隔水隔热盖层促使低温地热水形成,沿次级断裂带向构造低洼处运移,期间经历高温高压水岩作用与地下冷水混入,最终出露为中低温温泉。

(2)热水塘片区地热水的水化学类型为 HCO₃·SO₄-Ca型,冷泉水主要为HCO₃-Ca·Mg型;以进干片区地热水为HCO₃-Ca·Mg型,冷泉水为 HCO₃-Ca·Mg 型。二者均为弱碱性中低盐度水,整体水化学演化途径类似,受统一水岩作用控制且水源补给地相近。两个片区水化学组成均受岩石风化作用控制,Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃^-主要来自碳酸盐岩水岩作用,SO₄^2-主要受硫化物氧化影响,热水塘片区由碳酸盐主控岩石风化,辅以硅酸盐溶解,以进干片区则持续受碳酸盐风化影响。离子溯源表明,热水塘片区以方解石溶解为主,以进干片区则是白云石强烈溶解,且伴随深部流体参与,同时地热水普遍发生 Ca²⁺、Mg²⁺与围岩中K⁺、Na⁺的阳离子交换,热水塘交换强度更强,此外SO₄^2-源于下覆地层硫化物氧化,岩盐溶解及与石膏反应微弱。

(3)为大气降作为水源主要补给来源,其中热水塘片区温泉的补给高程约2 266 m,补给来源位于羊圈村到羊房村附近;以进干片区温泉的补给高程约1 248 m,补给来源在土庄至大平子村一带,地热流体呈现出从西南往东北方向径流的态势。

(4)利用SiO₂温标、多矿物平衡图解法和硅焓混合模型对地热水热储温度计算,综合对比分析取平均值作为研究区地热水热储温度最为合理,并估算热水循环深度。热水塘片区热储温度为76~81 ℃,冷热水混合比例为55%~67%,地热水循环深度为1 963~2 068 m;以进干片区热储温度为76~79 ℃,冷热水混合比例为86%~97%,地热水循环深度为1 964~1 994 m。

(5)热水塘片区静态资源量2.55×10¹⁴ kJ,可采资源量3.83×10¹³ kJ,为优先开发区,适配温泉康养与旅游开发,但需针对淹没的风险采取防治措施。以进干片区静态资源量6.90×10¹³ kJ,可采资源量1.04×10¹³ kJ,为潜力开发区,资源品质偏基础,适配农村集中供暖与农业温室加温,淹没风险低,开发中需重点关注热储回灌以维持压力稳定。

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