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即墨温泉地热区水文地球化学特征及成因机制

付云霞 孙吉林 徐锐 王蜜蕾 吕金 陈广泉 刘焱光

付云霞,孙吉林,徐锐,等. 即墨温泉地热区水文地球化学特征及成因机制[J]. 海洋地质前沿,2021,37(9):25-35 doi:  10.16028/j.1009-2722.2021.110
引用本文: 付云霞,孙吉林,徐锐,等. 即墨温泉地热区水文地球化学特征及成因机制[J]. 海洋地质前沿,2021,37(9):25-35 doi:  10.16028/j.1009-2722.2021.110
FU Yunxia, SUN Jilin, XU Rui, WANG Milei, LV Jin, CHEN Guangquan, LIU Yanguang. STUDIES ON HYDROCHEMICAL CHARACTERISTICS AND FORMING MECHANISMS OF JIMO HOT SPRING GEOTHERMAL FIELD[J]. Marine Geology Frontiers, 2021, 37(9): 25-35. doi: 10.16028/j.1009-2722.2021.110
Citation: FU Yunxia, SUN Jilin, XU Rui, WANG Milei, LV Jin, CHEN Guangquan, LIU Yanguang. STUDIES ON HYDROCHEMICAL CHARACTERISTICS AND FORMING MECHANISMS OF JIMO HOT SPRING GEOTHERMAL FIELD[J]. Marine Geology Frontiers, 2021, 37(9): 25-35. doi: 10.16028/j.1009-2722.2021.110

即墨温泉地热区水文地球化学特征及成因机制

doi: 10.16028/j.1009-2722.2021.110
基金项目: 青岛市自然资源和规划局“青岛市城市地质调查项目”(ZFCG2019001542);中国地质调查局地质调查二级项目“青岛多要素城市地质调查”(DD20189230)
详细信息
    作者简介:

    付云霞(1972—),女,高级工程师,主要从事水工环地质调查与研究.E-mail:1037538251@qq.com

    通讯作者:

    孙吉林(1964—),男,高级工程师,主要从事水文地质工程地质技术与管理工作. E-mail:qdsunjilin@126.com

  • 中图分类号: P641.3

STUDIES ON HYDROCHEMICAL CHARACTERISTICS AND FORMING MECHANISMS OF JIMO HOT SPRING GEOTHERMAL FIELD

  • 摘要: 即墨温泉地热是青岛地区的特色矿产资源,已成为当地经济发展的重要生长点。然而由于长期的大量开采,地热水供需矛盾、环境等问题日益突出。通过对比分析不同年份和季节即墨温泉地热水的化学组分与同位素特征,并结合地热资源调查资料和围岩地球化学与区域地质构造特征,探讨分析即墨温泉地热水的组成变化和成因机制。研究结果表明:即墨温泉是在独特的构造部位和良好的储水条件下,由大气降水补给并经过深部循环,由大地热流和深部热交换等作用加热,并通过水岩反应淋滤盐分,最终形成矿化度较高的地下热水并沿断裂上升出露地表。随着开采量的持续上升,温泉地热区水循环速率明显增加,地热水中的Na+和Cl等主要成分以及氢氧同位素组成在不同补给来源的多端元混合以及水岩相互作用下表现出较为显著的差异,部分地热含水层受到浅层地下水混入的影响。因此,应积极探索建立长时间序列的年际和年代际标准化水质连续观测计划,并通过水化学指标变化的模拟,为温泉地热资源的开发和管理提供科学指导。
  • 图  1  即墨温泉地热区

    F1:沧口-温泉断裂;F2:青岛山断裂;F3:劈石口断裂;F4:王哥庄断裂;F5:马山-王哥庄断裂;F6:荆疃-水泊断裂;a图中粉红色实现所示为1 m埋深等温线,数字单位为℃。(a)水样采集位置;(b)区域断裂构造

    Figure  1.  Geotectonic map of the Jimo Hot-spring region showing the locations of water sampling sites.

    图  2  即墨温泉镇及其周边水文地质

    Figure  2.  The hydrological geological map of Jimo Hot Spring region

    图  3  即墨温泉地热水Br-Cl关系

    Figure  3.  Br-Cl correlation of Jimo hot spring geothermal water

    图  4  即墨温泉地热水氢氧同位素特征

    Figure  4.  Characteristic of hydrogen and oxygen isotope of Jimo hot spring geothermal water

    图  5  WQ1样品的微量元素组成

    Figure  5.  Minor elements composition of sample WQ1

    图  6  即墨温泉地热水Na-K-Mg1/2三角图解

    Figure  6.  Na-K-Mg1/2 triangle diagram of Jimo hot spring geothermal water

    图  7  即墨温泉地热系统形成机制

    Figure  7.  Sketch of forming mechanism of Jimo hot spring geothermal field

    表  1  水样采样点及其氢氧同位素分析结果

    Table  1.   Sampling locations and hydrogen and oxygen isotopic composition of water samples

    取水点编号取水地点水样类型水样位置取样日期水温/℃δ18O /‰δD /‰
    经度(E)纬度(N)
    HS1青岛温泉度假村地热井地热水120°39′9.1″36°26′35.2″2007.4.1383−8.7−60
    2007.9.1580−8.6−62
    2008.4.2382−9.1−67
    2008.9.878−8.5−65
    HS2东温泉村温泉浴池地热井地热水120°39′7.9″36°26′36.2″2007.4.1385−8.8−64
    2007.9.1578−8.6−67
    2008.4.2382−9.0−64
    2008.9.875−8.3−59
    HS3工人疗养院地热井地热水120°39′11.0″36°26′36.7″2007.4.1385−8.9−62
    2007.9.1580−8.9−64
    2008.4.2384−9.1−67
    2008.9.879−8.5−63
    HS4金麒玉麟温泉山庄地热井地热水120°39′15.7″36°26′37.6″2007.4.1385−7.9−56
    2007.9.1580−8.3−66
    HS5顺兴浴池地热井地热水120°39′7.68″36°26′30.3″2014−7.3−52
    HS6温泉一路南新兴街东水井松散沉积物水120°39′25.5″36°26′42.9″2014−3.8−35
    HS7何家村东北水井基岩裂隙水120°39′25.5″36°26′17.4″2014−6−49
    HS8东温泉村西水塘地表水120°38′44.5″36°26′39.3″2007.4.13−3.9−35
    2007.9.15−6.4−53
    2008.4.23−8.0−59
    2008.9.8−7.4−55
    SW1温泉大坝外侧海水120°43′32.7″36°26′7.9″2007.4.13−0.4−7
    2007.9.15−1.0−10
    2008.4.23−0.3−8
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    表  2  即墨温泉地热水主要离子和元素组成与矿化度

    Table  2.   Ion composition and mineralization of Jimo Hot-spring geothermal water

    编号Na+/(mg/L)K+/(mg/L)Ca2+/(mg/L)Mg2+/(mg/L)Cl/(mg/L)SO42−/(mg/L)HCO3/(mg/L)Br/(mg/L)矿化度/(g/L)
    HS1*1 831118.8689.40.334 396299.114.8211.1
    HS2*2 302212.9990.80.337 625103.425.4510.1
    HS3*2 410277.910010.316 24695.1921.8111.6
    HS4*1 635135689.73 581268.716.116.3
    HS5*1 9427914 412268517.7
    HS6*5454701 314621553.0
    HS7*54877898900.43
    HS8*342.339.8550.810.13
    SW1*8 493337.7385.917 9002 08159.1932.4
    SD19-1**1 9108.24918<0.054 5101685014.77.6
    SD19-2**2 0909.271 000<0.054 98015117.1158.4
    SD19-3**2 2401241 060264 8756704.7811.89.0
    SD19-5**2 5401421 100<0.055 9001392215.39.8
    SD19-6**2 3801311 12017.15 50043510.715.59.6
    SD19-7**2 1601181 03025.34 9105571.211.98.8
    SD19-8**1 54085.3578<0.053 15516176.48.955.6
    注:*HS1-HS3、HS8的数据为2007年和2008年4次测试数据的平均值,HS4的数据为2007年2次测试数据的平均值,HS5~HS7的数据为2014年测试值,SW1的数据为2007年和2008年3次测试数据的平均值,**数据来源于文献[15]。
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    表  3  即墨温泉主要离子比值与氢氧同位素组成特征

    Table  3.   Ion ratios and isotopic characteristics of Jimo hot spring geothermal water

    编号Br/Cl(×10−3γNa+/γClδ18O /‰δD /‰水样类型采样时间
    HS1*3.370.42−8.73−63.5温泉地热水2007
    HS2*3.340.30−8.68−63.5温泉地热水2007
    HS3*3.490.39−8.85−64温泉地热水2007
    HS4*4.500.46−8.1−61温泉地热水2007
    HS50.68−7.3−52温泉地热水2014
    SD19-13.260.65−9.9−84.4温泉地热水2014
    SD19-23.010.65−9.4−70.1温泉地热水2014
    SD19-32.420.71温泉地热水2014
    SD19-52.590.66−9.3−49.2温泉地热水2014
    SD19-62.820.67−8.7−49.9温泉地热水2014
    SD19-72.420.68−9−48.5温泉地热水2014
    SD19-82.840.75−7.9−41.2温泉地热水2014
    HS60.000.64−3.8−35第四系松散沉积物水2014
    HS70.001.07−6−49基岩裂隙水2014
    HS8*0.000.95−6.43−50.5地表水2007
    SW1*3.310.73−0.57−8.3海水2007
    *HS1-HS3、HS8的数据为2007年和2008年4次测试数据的平均值,HS4的数据为2007年2次测试数据的平均值,SW1数据为2007年和2008年3次测试数据的平均值。
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    表  4  即墨温泉地热热储温度的计算结果

    Table  4.   Temperature calculation results for geothermal reservoir of Jimo hot spring

    编号Na/K热储温度(Na-K)/℃热储温度*(SiO2)/℃pH水温/℃
    HS1 15.4 167 83
    HS2 10.8 201 7.0 85
    HS3 8.7 225 6.9 85
    HS4 12.11 190 85
    SD19-3 18.06 153 120.9 6.2 63
    SD19-5 17.89 154 123.0 6.9 70
    SD19-6 18.17 152 110.4 5.7 60
    SD19-7 18.31 151 113.3 5.4 63
    SD19-8 18.05 153 105.6 7.2 60
    注:*数据来源于文献[15]
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出版历程
  • 收稿日期:  2021-03-28
  • 网络出版日期:  2021-07-26
  • 刊出日期:  2021-09-15

即墨温泉地热区水文地球化学特征及成因机制

doi: 10.16028/j.1009-2722.2021.110
    基金项目:  青岛市自然资源和规划局“青岛市城市地质调查项目”(ZFCG2019001542);中国地质调查局地质调查二级项目“青岛多要素城市地质调查”(DD20189230)
    作者简介:

    付云霞(1972—),女,高级工程师,主要从事水工环地质调查与研究.E-mail:1037538251@qq.com

    通讯作者: 孙吉林(1964—),男,高级工程师,主要从事水文地质工程地质技术与管理工作. E-mail:qdsunjilin@126.com
  • 中图分类号: P641.3

摘要: 即墨温泉地热是青岛地区的特色矿产资源,已成为当地经济发展的重要生长点。然而由于长期的大量开采,地热水供需矛盾、环境等问题日益突出。通过对比分析不同年份和季节即墨温泉地热水的化学组分与同位素特征,并结合地热资源调查资料和围岩地球化学与区域地质构造特征,探讨分析即墨温泉地热水的组成变化和成因机制。研究结果表明:即墨温泉是在独特的构造部位和良好的储水条件下,由大气降水补给并经过深部循环,由大地热流和深部热交换等作用加热,并通过水岩反应淋滤盐分,最终形成矿化度较高的地下热水并沿断裂上升出露地表。随着开采量的持续上升,温泉地热区水循环速率明显增加,地热水中的Na+和Cl等主要成分以及氢氧同位素组成在不同补给来源的多端元混合以及水岩相互作用下表现出较为显著的差异,部分地热含水层受到浅层地下水混入的影响。因此,应积极探索建立长时间序列的年际和年代际标准化水质连续观测计划,并通过水化学指标变化的模拟,为温泉地热资源的开发和管理提供科学指导。

English Abstract

付云霞,孙吉林,徐锐,等. 即墨温泉地热区水文地球化学特征及成因机制[J]. 海洋地质前沿,2021,37(9):25-35 doi:  10.16028/j.1009-2722.2021.110
引用本文: 付云霞,孙吉林,徐锐,等. 即墨温泉地热区水文地球化学特征及成因机制[J]. 海洋地质前沿,2021,37(9):25-35 doi:  10.16028/j.1009-2722.2021.110
FU Yunxia, SUN Jilin, XU Rui, WANG Milei, LV Jin, CHEN Guangquan, LIU Yanguang. STUDIES ON HYDROCHEMICAL CHARACTERISTICS AND FORMING MECHANISMS OF JIMO HOT SPRING GEOTHERMAL FIELD[J]. Marine Geology Frontiers, 2021, 37(9): 25-35. doi: 10.16028/j.1009-2722.2021.110
Citation: FU Yunxia, SUN Jilin, XU Rui, WANG Milei, LV Jin, CHEN Guangquan, LIU Yanguang. STUDIES ON HYDROCHEMICAL CHARACTERISTICS AND FORMING MECHANISMS OF JIMO HOT SPRING GEOTHERMAL FIELD[J]. Marine Geology Frontiers, 2021, 37(9): 25-35. doi: 10.16028/j.1009-2722.2021.110
    • 作为地热学的研究对象之一,地热资源的开发和利用受到越来越多的关注[1-3],而温泉是被人类利用最广泛也是最早的地热资源[4-5]。胶东地区是山东省温泉地热资源最丰富的地区之一[6-7],现已查明的温泉地热区有14处,烟台、威海两市分布较多,青岛地区仅有即墨温泉1处。即墨温泉地热区位于即墨市温泉镇东温泉村,核心开采区面积约0.2 km2,地热水平均水温为66 ℃,最高水温可达93 ℃,最大涌水量为1 019 m3/d(单井)[8-9]。即墨温泉地热水中含有多种微量元素,温度和盐度均较高,水质和化学成分与海水接近,并具有特殊医疗作用,被称为“天下第一海水温泉”[8]。经过长期的开发,在即墨温泉地热资源利用方面逐步形成了以洗浴为主,兼有医疗、疗养功能的模式和格局,业已成为青岛市快速发展特色旅游经济的一大标志。

      2000年以来,即墨温泉地区基础建设发展迅速,快速增加的地热资源需求,促使其主采区地热开采井密集分布,地热水供需矛盾、环境等问题也日益突出。与此同时,急剧增加的开采量(特别是冬季强开采期)也使得该区域地下水水位剧烈下降,进而影响地下水入渗、径流和排泄等过程,地热水的水质、水温、化学成份、流量等指标也相应地发生变化。即墨温泉地区的水文地质勘察和地热资源普查开始于20世纪90年代,对即墨温泉的区域地质构造[10]、温泉沉积环境[11]、水化学特征[9, 12-13]等开展了专门研究,并综合评估了其开发利用前景[14]。经过多年的区域地质和遥感调查,前人对温泉控热构造、成因地质背景、地热水性质和补给来源已经有了比较清晰的认识。如区域地质分析表明沧口-温泉和荆疃-水泊断裂的交汇是主要的控热构造[10],地热水同位素特征证明其主要接受大气降水补给[9],近27年水位监测记录显示,即墨温泉地热主采区地下水水位下降近20 m[14],有部分温泉井甚至受到海水入侵的影响[15]。但由于缺乏地热水成因分析以及长期水化学观测资料的系统对比,在当前快速的城市化进程中,对温泉热源、赋存状态、补给方式及其周围环境在“人与环境”这一相互作用系统内的长时间变化规律和趋势还缺乏深入的认知。另外,虽然目前对即墨温泉资源的整合以及开发利用有一定的政策约束,对温泉地热资源的时空变化有了一定的了解,但在新的观测手段和预测方法等方面仍待加强,对其形成机制和成因模式的认知仍需深入。

      本文通过对即墨温泉地下热水的化学组分与同位素特征进行分析,进一步明确其成因类型与补给来源,并结合围岩地球化学与区域地质构造特征,探讨分析温泉地热资源的成因机制,希望为其可持续开发和利用提供更科学的理论支撑。

    • 即墨温泉出露于东温泉村南,处于崂山花岗岩体与白垩系地层侵入接触的东北边缘,区内有微弱切割丘陵区,也有临近滨海的微倾斜平原区。区域构造上属鲁东隆起胶莱坳陷东南边缘,是胶莱坳陷与胶南-文威造山带的接合部位,下白垩统莱阳群和青山群的陆相凝灰质碎屑岩和火山岩是即墨温泉周边出露的主要地层,厚度约1 500 m。温泉附近有燕山期晚期的正长斑岩岩脉呈NE向脉状贯穿超单元内产出,也有火山岩类的潜安山岩侵入莱阳群杨家庄组呈近NE向产出。温泉区内第四系沉积层较为发育,层厚10~15 m,最大层厚达25 m。第四系全新世山前组地层自下而上可划分为海相淤泥(黑色)和潟湖相黏土(棕色),顶部常被含结核的湖泊相粉砂质沉积物覆盖[11]

      即墨温泉泉水沿沧口-温泉断裂北段分布,历史上皆为自流泉,水温最高可达90 ℃以上,因此其本身就是新构造运动的标志之一。沧口-温泉断裂的总体走向为NE40°~50°,倾向NW315°,倾角70°~80°,具有左行压扭性特征,断裂错断于莱阳群和燕山晚期花岗岩中,在东温泉村附近被第四系覆盖(图1a)。NNW走向的荆疃-水泊断裂大致沿温泉河展布,为一隐伏的张扭性断裂,在东温泉村附近切割了NE向的沧口-温泉断裂(图1b)。正是在这种构造交汇和复合作用下,温泉地区形成了大量的破碎带、裂隙及孔洞(目前已有多个地热井钻孔揭露了深达200余米的破碎带),为地下水赋存提供了良好的场所。而崂山地区燕山期活动剧烈的岩浆侵入作用也从上地幔沿着断裂带侵入到地壳上部或喷出地表,形成大面积的花岗岩和火山岩,深部岩浆温度传导及岩浆岩中放射性元素蜕变产生的热,可能成为温泉的热量来源[13]。如万第-即墨火山群为Ⅳ级火山构造,它的形成和分布受牟平-即墨断裂带的控制,主要分布在店集、温泉、即墨和马山一带,并在温泉地热区形成明显的地温异常(如图1a中1 m埋深等深线所示)。中生代晚白垩世以来,温泉地区的构造环境趋于稳定,约68~70 Ma形成少量潜火山岩及玄武岩后,中生代火山活动宣告结束。控制即墨温泉地热和地球化学异常的主导性构造-断裂带隐伏于第四系之下,自晚更新世以来其活动状态也趋向于稳定[10]

      图  1  即墨温泉地热区

      Figure 1.  Geotectonic map of the Jimo Hot-spring region showing the locations of water sampling sites.

    • 即墨温泉地区的水文地质条件受地形地貌、地层岩性、构造活动和环境气候等因素的控制与影响。以燕山期花岗岩为主的崂山距离温泉镇约30 km,最高海拔1 133 m,沟谷切割深度一般约500 m[16]。该地区的地下水类型主要为基岩裂隙水,赋存于岩石风化裂隙和局部的构造裂隙中。风化带深度2~30 m不等,富水性一般。坡度较陡的崂山中低山丘陵区地势也较高,NW向胶莱盆地倾斜,SE向沿海倾斜,在受构造带影响的地段和构造裂隙带中富含基岩裂隙水,水质好,出产的崂山矿泉水久负盛名。

      即墨温泉地热区及其周边主要分布的地层为第四纪全新世冲积-坡积层及早白垩世莱阳群、王氏群地层,温泉地热水主要赋存于厚度较大且节理裂隙发育的莱阳群杨家庄组中(图2)。杨家庄组地层岩性比较复杂,主要为碎屑岩和侵入岩,碎屑岩岩性为砂岩,局部为硅质砂岩,侵入岩岩性为正长斑岩。区内沧口—温泉断裂,同其伴生的若干平行断裂,共同组成断裂束。受构造运动影响,在构造破碎部位及其附近,岩石破碎,孔隙、裂隙发育,且多不充填。上述地带发育成良好的热储,具明显沿断裂带分布特征。据山东省地矿工程集团有限公司勘查资料,主要热储含水段(破碎且无充填裂隙段)顶界埋深13.22~91.22 m,底界埋深83.0~160.0 m,厚约70 m。温泉地热区各地热开采井揭露断裂破碎带位置深度不同,如青岛工人疗养院旧井(22#,图1中HS3水样采集点处)和DR3井(图1中HS2水样采集点处),揭露地层相似,岩性自上而下有淤泥、正长斑岩、砂岩及硅质砂岩,13~80 m深度内正长斑岩、砂岩及硅质砂岩破碎严重,裂隙发育,岩石富水性好;再向上岩石完整,裂隙不发育,富水性差。DR2地热井(图2图1中SD19-3水样采集点处)28.78~68.3 m岩石破碎。而DR1地热井(图1),破碎段在91.22~139.31 m。由此可知,22#井和DR2地热井在断裂带上,DR1则稍偏离断裂交汇带[17]

      图  2  即墨温泉镇及其周边水文地质

      Figure 2.  The hydrological geological map of Jimo Hot Spring region

      地热水水质和同位素地球化学分析结果显示,胶东半岛地热田为构造隆起区热对流深循环型,温泉地热流体与温泉附近的地下水没有水力联系,是在地形高差的影响及相应的水力压差作用下形成地下热水环境系统,但在地热水沿断裂破碎带上涌的过程中会与当地的浅层地下水发生不同程度的混合[7, 12]。即墨温泉地热区地势总体是四周高,中间低,海拔高程为7.8~149.0 m,温泉出露地被低山丘陵包围,相对高差约140 m,可见周边地区丰富的大气降水和低山丘陵地形为温泉的形成提供了补给和地形条件(图2)。该地热区的分布范围很小,不同地质热储富水程度相差较大,单井单位涌水量一般为0.19~1.35 m3/h·m,渗透系数一般为0.29~4.0 m/d。地下热水富水性强弱与所处构造部位密切相关,在构造带上及靠近构造地带地段,热储富水性强,地热井出水量大,温度也高;远离构造带,热储富水性差,地热井出水量相对较小,地下水温度也低。如工人疗养院22#旧井,处于构造带上,单井单位涌水量为5.06 m3/h·m,水温为90 ℃,渗透系数为4.06 m/d。稍偏离构造带的DR3地热井单位涌水量2.13 m3/h·m,水温80 ℃,渗透系数为1.08 m/d。而偏离构造带较远的DR1地热井单位涌水量只有0.06 m3/h·m,水温65 ℃,渗透系数仅为0.26 m/d。

    • 本工作分别于2007年、2008年的枯水期(4月)和丰水期(9月)在即墨温泉地热区及其邻近的6个取水点采集21件水样,其中在4个地热开采水井取地热水样14件,在东温泉村西水塘取4件地表水样,在温泉大坝附近取3件海水样品。2014年丰水期又在3个取水点获得地热水、地表水和基岩井水样品各1件(表1)。水样采集点位置见图1

      表 1  水样采样点及其氢氧同位素分析结果

      Table 1.  Sampling locations and hydrogen and oxygen isotopic composition of water samples

      取水点编号取水地点水样类型水样位置取样日期水温/℃δ18O /‰δD /‰
      经度(E)纬度(N)
      HS1青岛温泉度假村地热井地热水120°39′9.1″36°26′35.2″2007.4.1383−8.7−60
      2007.9.1580−8.6−62
      2008.4.2382−9.1−67
      2008.9.878−8.5−65
      HS2东温泉村温泉浴池地热井地热水120°39′7.9″36°26′36.2″2007.4.1385−8.8−64
      2007.9.1578−8.6−67
      2008.4.2382−9.0−64
      2008.9.875−8.3−59
      HS3工人疗养院地热井地热水120°39′11.0″36°26′36.7″2007.4.1385−8.9−62
      2007.9.1580−8.9−64
      2008.4.2384−9.1−67
      2008.9.879−8.5−63
      HS4金麒玉麟温泉山庄地热井地热水120°39′15.7″36°26′37.6″2007.4.1385−7.9−56
      2007.9.1580−8.3−66
      HS5顺兴浴池地热井地热水120°39′7.68″36°26′30.3″2014−7.3−52
      HS6温泉一路南新兴街东水井松散沉积物水120°39′25.5″36°26′42.9″2014−3.8−35
      HS7何家村东北水井基岩裂隙水120°39′25.5″36°26′17.4″2014−6−49
      HS8东温泉村西水塘地表水120°38′44.5″36°26′39.3″2007.4.13−3.9−35
      2007.9.15−6.4−53
      2008.4.23−8.0−59
      2008.9.8−7.4−55
      SW1温泉大坝外侧海水120°43′32.7″36°26′7.9″2007.4.13−0.4−7
      2007.9.15−1.0−10
      2008.4.23−0.3−8

      所有水样均进行野外现场过滤(0.45 μm)装入预先处理好的250 mL聚乙烯采样瓶中(HNO3浸泡24 h后用超纯水清洗干净)。测试阳离子、微量元素的样品在野外经过优级纯HNO3的酸化处理(pH<2),测试阴离子的样品则不进行酸化处理。

      水样的HCO3采用滴定法测试,Na+、K+、SO42−、Cl、Br采用离子色谱仪测试,各离子测试误差控制在5%。Ca、Mg元素含量采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测试,经内标控制测试误差<5%。上述测试分析在自然资源部第一海洋研究所完成。总矿化度的测量遵照《国家环境保护总局标准:水质全盐量的测定重量法》(HJ/T 51—1999),在青岛科技大学环境与安全工程学院环境科学与工程实验中心完成。

      在CO2-H2O平衡法系统中完成用于氧同位素测试的CO2气体的提取和纯化,每样水量2 mL,平衡温度25 ℃,平衡时间12 h。用金属锌法制取用于氢同位素测试的H2,反应温度400 ℃。对经过纯化的CO2和H2,用MAT-253 EM 型质谱计测得样品的δ18O和δD同位素值,测试结果皆以标准平均大洋水(SMOW)为标准,以样品与标准同位素比偏差表示,δ18O分析误差约0.2‰,δD分析误差约2‰。各种水样的氢氧同位素分析均在自然资源部同位素实验室完成。

      另向东温泉村地热井施工队索取孔深90 m处的岩心样品一块(图1中HS2点处),在国家地质实验测试中心用ICP-OES和ICP-MS完成了该样品的岩石地球化学含量分析,主要分析了Na2O、K2O等主量元素和U、Th等微量元素的组成,用于判断岩石类型并评价生热元素的丰度。在测试过程中用空白样、GSD标样进行质量监控,标样分析结果显示主量和微量元素分析仪器的相对标准偏差皆<5%。

    • 表2所示,即墨温泉地热水的水化学类型为Cl-Na·Ca型,矿化度5.6~11.6 g/L,阳离子中Na+含量最高,平均值2 082 mg/L,最高2 540 mg/L,Ca2+含量次之。阴离子中Cl含量最高,平均值5 008 mg/L,最高可达7 625 mg/L,SO42−含量次之。对比地热水与区域地表水和基岩裂隙水的数据,2007和2008年的温泉地热水(HS1-HS4系列样品)离子含量和矿化度都明显高,表明温泉水的补给来源并不是温泉附近的第四系水或者基岩裂隙水。2014年温泉地热水(SD19-1~SD19-8系列样品)Na+明显增加,而Cl相对减少,整体矿化度也有所降低,表明大量开采可能对地热水离子组成造成了一定影响。

      表 2  即墨温泉地热水主要离子和元素组成与矿化度

      Table 2.  Ion composition and mineralization of Jimo Hot-spring geothermal water

      编号Na+/(mg/L)K+/(mg/L)Ca2+/(mg/L)Mg2+/(mg/L)Cl/(mg/L)SO42−/(mg/L)HCO3/(mg/L)Br/(mg/L)矿化度/(g/L)
      HS1*1 831118.8689.40.334 396299.114.8211.1
      HS2*2 302212.9990.80.337 625103.425.4510.1
      HS3*2 410277.910010.316 24695.1921.8111.6
      HS4*1 635135689.73 581268.716.116.3
      HS5*1 9427914 412268517.7
      HS6*5454701 314621553.0
      HS7*54877898900.43
      HS8*342.339.8550.810.13
      SW1*8 493337.7385.917 9002 08159.1932.4
      SD19-1**1 9108.24918<0.054 5101685014.77.6
      SD19-2**2 0909.271 000<0.054 98015117.1158.4
      SD19-3**2 2401241 060264 8756704.7811.89.0
      SD19-5**2 5401421 100<0.055 9001392215.39.8
      SD19-6**2 3801311 12017.15 50043510.715.59.6
      SD19-7**2 1601181 03025.34 9105571.211.98.8
      SD19-8**1 54085.3578<0.053 15516176.48.955.6
      注:*HS1-HS3、HS8的数据为2007年和2008年4次测试数据的平均值,HS4的数据为2007年2次测试数据的平均值,HS5~HS7的数据为2014年测试值,SW1的数据为2007年和2008年3次测试数据的平均值,**数据来源于文献[15]。

      前人研究表明,地下水中特征组分比值是地下水时空演化过程的有效指示,能反映水的赋存环境及其变化过程[18]。根据即墨温泉地热水Na+和Cl含量较高的特点,本文选择Br/Cl系数和γNa+/γCl系数来探究地热水的成因和地下水化学成分的来源及其形成过程。

      (1)Br/Cl系数

      自然条件下,Cl和Br在海水中大量存在,在淡水中含量很低,因此Br/Cl比值可以用来指示水体与海水之间的联系[19]。本文中海水样品(SW1)分析结果与标准海水中Br/Cl的比值(约为3.3×10−3)相一致(表3),图3也显示,2007和2008年温泉地热水Br/Cl比值全部分布在海水线之上,说明地热水主要离子组成受蒸发和淋滤作用影响较大。2014年后有个别样品Br/Cl比值接近海水线,大部分Br/Cl的比值分布于海水线以下,说明温泉地热水原有的水力平衡可能遭到一定程度的破坏,与其氢氧同位素数据反映的端元混合情况结论一致[9]。上述变化至少可以说明受2007年之后大量开采的影响,即墨温泉区域的含水层水体组成发生了一些轻微的变化,除大气降水外还有可能受到浅层地下水的补给,导致Br含量降低。当然,两个年份样品的水样采集方式以及分析方法上的不同也可能对离子分析结果产生一定的影响。

      表 3  即墨温泉主要离子比值与氢氧同位素组成特征

      Table 3.  Ion ratios and isotopic characteristics of Jimo hot spring geothermal water

      编号Br/Cl(×10−3γNa+/γClδ18O /‰δD /‰水样类型采样时间
      HS1*3.370.42−8.73−63.5温泉地热水2007
      HS2*3.340.30−8.68−63.5温泉地热水2007
      HS3*3.490.39−8.85−64温泉地热水2007
      HS4*4.500.46−8.1−61温泉地热水2007
      HS50.68−7.3−52温泉地热水2014
      SD19-13.260.65−9.9−84.4温泉地热水2014
      SD19-23.010.65−9.4−70.1温泉地热水2014
      SD19-32.420.71温泉地热水2014
      SD19-52.590.66−9.3−49.2温泉地热水2014
      SD19-62.820.67−8.7−49.9温泉地热水2014
      SD19-72.420.68−9−48.5温泉地热水2014
      SD19-82.840.75−7.9−41.2温泉地热水2014
      HS60.000.64−3.8−35第四系松散沉积物水2014
      HS70.001.07−6−49基岩裂隙水2014
      HS8*0.000.95−6.43−50.5地表水2007
      SW1*3.310.73−0.57−8.3海水2007
      *HS1-HS3、HS8的数据为2007年和2008年4次测试数据的平均值,HS4的数据为2007年2次测试数据的平均值,SW1数据为2007年和2008年3次测试数据的平均值。

      图  3  即墨温泉地热水Br-Cl关系

      Figure 3.  Br-Cl correlation of Jimo hot spring geothermal water

      (2)γNa+/γCl系数

      γNa+/γCl系数常被作为盐分淋溶与积累强度的标志,用于表征地下水中Na+的富集程度和水体的开放程度,因此又称地下水成因系数[5]。海水中γNa+/γCl的数值约为0.85,本研究中海水样品的γNa+/γCl的数值约为0.73。由表3可以看出,研究区内的温泉地热水属于高矿化度水,γNa+/γCl系数为0.30~0.75,平均值0.59,说明温泉地热水含水层较为封闭,含水层中的Na+与Ca2+发生了阳离子交换,导致地热水中Ca2+含量较高,Na+含量较低(表2),从而使γNa+/γCl系数小于海水系数;研究区内地表水和基岩裂隙水多属于低矿化度水,γNa+/γCl系数接近1,说明该区域地下水离子组分主要是地下水溶滤含盐地层而形成。另外,地热水中的Mg2+含量普遍偏低(表2),也进一步说明地热水含水层的封闭程度较高。

    • 氢氧稳定同位素组成在地下水、地热水以及混合水体中存在着明显的区别,当深部地热水与浅部第四系地下水发生混合时,地下水的稳定同位素组成会受到地热水影响,因而表现出二者的混合特性[20]。地热水中δD和δ18O值可以指示地热水的补给源,通过计算可以得出补给来源和补给高程,并在一定程度上反映热储温度的高低,这些特征对判断地热流体的热源类型、地热系统的成因模式都有一定帮助。本文对研究区的24件地热水样进行了氢氧同位素测试,其中地热水样15件,地下水样2件,地表水样4件、海水样3件,分析测试结果见表1。数据显示,地下热水的δD的变化范围为−67‰~−52‰,平均值为−63.29‰;δ18O的变化范围为−9.1‰~−7.3‰,平均值为−8.57‰。选用Craig在1961年提出的全球大气降水线(GMWLδ2H=8δ18O+10),分析即墨地热温泉地热水氢氧同位素的分布特征。由图4a可以看出,研究区多年地热水和基岩裂隙水水样的δ2H和δ18O数据点都落在全球大气降水线下方,斜率与全球大气降水线一致,表明地热水和基岩裂隙水主要来源为大气降水,并且含水层相对稳定,水体受蒸发作用影响较小,与γNa+/γCl系数分析结果一致;2014年之后,地热水氢氧同位素分布特征发生明显变化,表现为δ18O的“飘移”,表明在持续开采的情况下,新补给的地热水与围岩可能发生了水岩交换作用[20-21]

      图  4  即墨温泉地热水氢氧同位素特征

      Figure 4.  Characteristic of hydrogen and oxygen isotope of Jimo hot spring geothermal water

      分别选择地表水和基岩裂隙水作为端元一,海水作为端元二,建立二端元混合模型,研究地热水的混合过程。从图4b可以看出,研究区地热水δ18O和Cl含量没有明显的相关关系,表明地热水的高盐度(盐度为海水的1/3左右)并非来自地下水与海水的混合,而应该是经历了复杂的水岩相互作用。

    • 地球内部所蕴藏的各种热能(如放射性元素蜕变热、重力压缩热、潮汐摩擦热、地球凝结热、化学反应热及构造运动产生的摩擦热等)为温泉的产生提供了环境和背景条件。地下热水温泉的形成和出露是地下热能传输和释放的一种形式,是局部热异常的产物。因此,温泉及其地下热水的形成尚需有局部热源的存在。一些热源体如现代火山活动区的火山熔岩、干热岩、放射性物质丰富的岩浆岩体等都可能成为局部热源。

      对即墨东温泉村(HS2取样点处)90 m深处的岩石样品(WQ1)进行了元素地球化学分析,其主量元素以SiO2、Al2O3、Na2O、K2O为主,其中SiO2含量达到了73.8%。微量元素以Ba和Ti元素含量最高,分别达到了2 035和1 400 μg/g,其次为Mn、Sr、Cr、Rb、Zr等元素,含量都>100 μg/g。

      作为重要的同位素衰变体系母体和地球内部的主要生热元素,铀(U)、钍(Th)和钾(K)在大陆地壳中富集,其丰度值是开展同位素年代学、同位素地球化学和地热学等研究的重要参数。根据岩石样品的微量元素蛛网图,即墨地热温泉围岩主要的生热元素(U、Th、K)的含量相对于原始地幔都很高,特别是钾元素的丰度很高(图5)。

      根据能量守恒原理和中国大陆实测热流数据,汪洋[22]给出中国大陆地壳生热率上限值为1.3 μWm−3,根据热流值和地下流体氦同位素组成资料,估算出中国大陆地壳生热率为0.58~1.12 μWm−3,中位数为0.85 μWm−3,其相应的铀、钍、钾丰度范围分别是0.83~1.76 μg/g、3.16~6.69 μg/g和1.0%~2.12%。根据微量元素分析结果,WQ1样品中的铀含量(1.24 μg/g)和钍含量(5.90 μg/g)都处在上述数值范围的高值区,而钾含量(3.95%)则要高出许多,因此可以看出温泉地热区地下深处的岩体应该是地热水的主要热源之一。

      图  5  WQ1样品的微量元素组成

      Figure 5.  Minor elements composition of sample WQ1

    • 地热热储十分重要的特征是热储外的冷水渗入热含水层,再经过热储层底部加热带,在强大和持续的传导热流补给条件下,将冷水加热。在地热资源勘察和评价研究中,热储温度是推测地热异常区分布,揭示水热活动剧烈程度,并进而构建地热田热储概念模型和形成机制而需要间接确定的关键参数。目前,估算热储温度有多种地球化学温标[23]。在高温地热系统中,共存的碱性长石(钠长石与钾长石)之间的交换反应控制着热储层流体的Na+、K+含量变化,且Na+、K+比值只受温度影响,因此Na-K温标常被用于高温地热系统中的储层温度估算[24]。当储层温度低于120 ℃时,地热流体中的Na+、K+含量受钠长石、钾长石以外的多种矿物(如云母、绿泥石等)的影响,此时Na-K温标就不适用于估算热储温度。由于流体中Mg2+的溶解度同温度呈反比,而且在低温条件下流体中的Mg2+与围岩的离子交换反应较Na+、K+更为迅速。王欣等[25]提出Na-K-Mg三角图修正方法来判断Na-K温标是否可用,并尝试估算高、低温地热系统的储层温度。

      图6为即墨温泉地热水的Na/1 000-K/100-Mg1/2图解,从中可以看出即墨温泉地热水处于平衡和部分平衡状态,深部地热流体的K+、Na+由于水岩作用达到平衡状态,之后在上升过程中混入了部分不平衡状态的冷水(如降雨入渗,第四纪松散沉积物地下水等),导致出现部分平衡。因高温时保留在固相中,来自深部的地下热水中Mg2+含量一般都很低,即墨温泉地热水中Mg2+的含量平均值只有0.32 mg/L(表2),Na+和K+含量较高。因此,本文选用Na-K地热温标来计算其热储温度[26],相应的计算公式为:

      $${t } = \frac{{933}}{{\lg \left( {\dfrac{{{\rm{Na}}}}{{\rm{K}}}} \right) + 0.933}} - 273.15\left( {t = 25\sim {{250}\;^ \circ }{\rm{C}}} \right) $$

      式中:水中Na+、K+浓度单位为mg/L。

      图  6  即墨温泉地热水Na-K-Mg1/2三角图解

      Figure 6.  Na-K-Mg1/2 triangle diagram of Jimo hot spring geothermal water

      表4为部分温泉地热水样的离子色谱分析结果和热储温度计算结果,结果显示热储温度有所差异,2014年水样计算结果(平均153 ℃)较之前年份(平均196 ℃)低。与王桂玲等[13]利用K-Mg地热温标计算结果103 ℃和王昕昀[15]利用SiO2地热温标计算的结果111.3 ℃也有一定的差别。这在一定程度上说明温泉地热水不同季节的水岩反应和不同来源水混合程度等对水化学组分的影响比较显著。

      表 4  即墨温泉地热热储温度的计算结果

      Table 4.  Temperature calculation results for geothermal reservoir of Jimo hot spring

      编号Na/K热储温度(Na-K)/℃热储温度*(SiO2)/℃pH水温/℃
      HS1 15.4 167 83
      HS2 10.8 201 7.0 85
      HS3 8.7 225 6.9 85
      HS4 12.11 190 85
      SD19-3 18.06 153 120.9 6.2 63
      SD19-5 17.89 154 123.0 6.9 70
      SD19-6 18.17 152 110.4 5.7 60
      SD19-7 18.31 151 113.3 5.4 63
      SD19-8 18.05 153 105.6 7.2 60
      注:*数据来源于文献[15]
    • 前人研究表明,胶东地区经历了太古宙—元古宙地台结晶基底逐步形成阶段、古生代地台沉积盖层形成阶段和中、新生代强烈活动阶段,可将全区较为明显地分为胶北隆起、胶南隆起和胶莱坳陷等构造单元。胶北、胶南隆起由太古宇—元古宇变质岩构成,胶莱坳陷中生代沉积一套巨厚的陆相碎屑岩地层,间有强烈的陆相火山喷发碎屑岩层,是胶东中生界地层发育最好、分布最广的地区。胶北-胶南断裂构造广泛发育NNE向的断裂构造,断裂相距一般为10~15 km,密集部分仅有4~5 km,发生时代主要在晚白垩世,即墨温泉热储即受该断裂影响。温泉区NE向与NW向断裂构造发育,其中NE向的沧口-温泉断裂与NNW向的荆疃-水泊断裂的交汇区是主要的控热、控水构造部位(图1b)。在东温泉村西南河岸分布的莱阳群杨家庄组青灰色含砾砂岩中,NNW向及NE向节理裂隙非常发育,形成宽约100 m的节理裂隙发育带,成为了地热水的出露区。

      地热三要素是热源、水源、通道。即墨温泉地热资源的形成受到多种地质因素的控制,从大地构造角度来看,特定的地质构造背景是其形成的前提和基础。断裂地质构造可以沟通深部热源,形成导水的通道,同时地层结构、断层带、中新生代岩浆侵入体、地下水的埋藏条件及水循环条件也是影响地热水资源形成的重要因素。较年轻的侵入岩残留有很多的热量,生热元素含量较高的围岩生热等作用都可以加热地下水,断裂带及水循环为地下水的深部运移提供条件。胶东半岛地区位于菲律宾板块与欧亚板块俯冲带的北西侧,濒临西太平洋沟-弧-盆构造区域,地热状态与太平洋板块的俯冲及高热流值的弧后区构造过程相关,地热属性为濒邻板缘高温地热系统的板内中—低温地热系统[11]。根据地下水中SiO2含量计算的胶东半岛温泉分布区的胶北隆起和文登隆起的硅热流值高达70~85.4 mW/m2,可见胶东半岛的大地构造背景是维系胶东温泉形成的基础[27]

      综合上述对即墨温泉区域地质构造、储水条件、地热水来源、热源、热储温度等因素的分析,我们认为即墨温泉是在独特的构造部位和良好的储水条件下,由大气降水经深循环(地下水循环深度可达700 m左右[15])、大地热流(深部高温热储地热增温)和岩石生热(生热元素化学生热)等作用被逐渐加热,通过与围岩发生交代、溶滤和水热蚀变等作用淋滤盐分,并与浅层地下水不同程度混合后,沿断裂上升出露地表,形成矿化度较高的温泉(图7)。

      图  7  即墨温泉地热系统形成机制

      Figure 7.  Sketch of forming mechanism of Jimo hot spring geothermal field

      即墨温泉地热水的主要来源为大气降水,通过地表径流和地下潜水沿裂隙和断裂带渗入地下深处,在火山侵入岩地热增温的效应下逐渐被加热。下渗的过程中从第四系松散沉积层中获得一些盐分,再继续下渗并不断加热的过程中,水岩反应使岩层内的各类矿物发生分解,产生大量的气体,并被保存在岩层中的孔隙和裂隙中。在隔热隔水层的限制下,富含气体的地下热水的压力逐渐增高,在断裂带等薄弱部位发生上涌,压力减小,水体内气体膨胀,遇上部温度低的水体后,发生密度对流,形成具有循环能力的地下热水,使水岩反应的效率进一步增强,最终形成了温度更高、富含Br离子等矿物质的Cl-Na·Ca型地下热水涌出地表(图7)。

    • (1)研究区不同时期水样的化学和同位素特征分析表明,即墨温泉地热水赋存条件相对封闭,主要补给来源为降雨入渗,而随着开采量的持续增加,温泉地热水循环速率明显增加,Na+和Cl等主要成分以及氢氧同位素组成在不同补给来源的多端元混合以及水岩相互作用下表现出较为明显差异,部分地热含水层受浅层地下水混入的影响。

      (2)即墨温泉是在独特的构造部位和良好的储水条件下,由大气降水经深循环、大地热流(地热增温)和岩石生热等作用加热,通过水岩反应淋滤盐分,并沿断裂上升出露地表,形成矿化度较高的温泉水。随着开采强度的逐渐增加,温泉水化学组成会发生显著改变,应建立长时间序列的水质连续观测计划,掌握其季节性和年代际变化规律,进而通过水化学指标模拟,为温泉地热水资源开发管理提供科学指导。

      (3)若开采量过大,地下热水水位下降较大后难以恢复,建议主管部门加强监管,统筹考虑建立胶东半岛地热地质资源数据库,合理配置开采量,同时提高地热水综合利用效率,并对温泉开发过程中出现的地质环境问题加强监测。

参考文献 (27)

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