作者|李泽威 袁飞 李明龙 赵军 万凯 李光顺
原题|水化学特征在恩施盆地地热资源调查中的指示意义
来源|地质科技通报
小编|矿矿
这是"矿产研究前瞻"的第158篇文章
开发利用地下热水对改善民生、推动“双碳”目标实现具有积极作用。当前国内外研究聚焦于水化学特征、补给来源、热储温度与循环深度等方面，为地热勘探提供科学支撑。恩施断陷盆地区域地热资源丰富，但相关研究薄弱，制约其开发进程。本研究基于大比例尺地质与水文地质调查、中深层钻探，结合水化学与H、O、S、C同位素分析，系统解析恩施盆地地下热水的地球化学特征与成因机制，为后续资源勘查提供依据。
研究区概况
1.1 水文地质条件
恩施盆地呈近南北向条带状展布，西侧为海拔1 000～1 500 m的低中山区，出露寒武系–奥陶系碳酸盐岩；盆地内部海拔430～500 m，主要分布白垩系跑马岗组红砂岩；东侧为600～800 m的低山丘陵区，出露二叠系–三叠系碳酸盐岩。
根据岩性与含水性能，区内划分为9个含（隔）水层组：
① 第四系松散孔隙弱含水层（Q），分布于清江阶地，厚度0～35 m，富水性弱；
② 白垩系跑马岗组（K₂p）砂岩裂隙弱含水层，厚300～1 700 m，浅部含风化裂隙水，泉水流量0.079～0.966 L/s，可视为相对隔水层，亦为地热水盖层；
③ 中三叠统巴东组（T₂b）含水–隔水层组，由砂页岩与灰岩交替组成，具隔水–含水双重特性；
④ 中下三叠统嘉陵江组–大冶组（T₁–₂j+T₁d）灰岩裂隙溶洞含水层，厚1 059～2 150 m，岩溶发育，富水性强；
⑤ 中上二叠统（P₂₊₃）灰岩裂隙溶洞含水层，分布于盆地东部及北部边缘，富水性强；
⑥ 石炭系–泥盆系（C+D）弱含水层，整体富水性弱；
⑦ 志留系（S）砂页岩隔水层，厚1 135～1 315 m，起区域隔水作用；
⑧ 奥陶系（O）岩溶裂隙含水层，岩性以龟裂纹灰岩、瘤状灰岩为主，富水性强；
⑨ 下奥陶统–上寒武统娄山关组（∈₃O₁l）含水层，分布于西北部，岩溶强烈发育，暗河流量达4 116.07 L/s，富水性强。
图1 研究区水文地质简图
1.第四系松散岩类孔隙弱含(透)水层；2.上白垩统跑马岗组砂岩裂隙相对隔水层；3.中三叠统巴东组四段砂页岩隔水层；4.中三叠统巴东组三段岩溶裂隙含水层；5.中三叠统巴东组二段砂页岩隔水层；6.中三叠统巴东组一段岩溶裂隙含水层；7.下-中三叠统嘉陵江组岩溶裂隙含水层组；8.下三叠统大冶组岩溶裂隙含水层组；9.二叠系碳酸盐岩岩溶裂隙含水层组；10.石炭系-泥盆系砂岩裂隙弱含水层组；11.奥陶系碳酸盐岩岩溶裂隙含水层；12.上寒武统-下奥陶统娄山关组岩溶裂隙含水层；13.志留系隔水层；14.地质界线；15.角度不整合地质界线；16.断层；17.热泉取水样点；18.冷泉、河水取水样点；19.推测地下水流向；20.地热钻孔取样点
图2 研究区地热成因概念模式图
1.第四系弱含水层；2.白垩系跑马岗组(盖层);3.三叠系碳酸盐岩含水层；4.二叠系碳酸盐岩含水层；5.石炭系-泥盆系碳酸盐岩层；6.志留系砂岩层(隔水层);7.奥陶系碳酸盐岩层(热储层);8.寒武系碳酸盐岩层(热储层);9.恩施大断裂；10.粉砂岩；11.砂岩；12.砾岩；13.灰岩；14.泥质灰岩；15.生物碎屑灰岩；16.云质灰岩；17.炭质泥岩；18.泥质粉砂岩；19.粉砂质泥岩；20.燧石结核灰岩；21.瘤状灰岩；22.龟裂纹灰岩；23.地层产状；24.大气降水；25.冷(热)水流向；26.大地热流
区内地下水类型包括：第四系松散土体孔隙水、碳酸盐岩类岩溶裂隙水和碎屑岩类孔隙裂隙水。其中，碳酸盐岩类岩溶裂隙水主要赋存于盆地西侧寒武系–奥陶系裸露区，接受大气降水补给后由西向东径流，在恩施断裂带受阻后部分以下降泉排泄，部分向深部运移补给深部含水层。
1.2 地热地质条件
恩施盆地热储层为奥陶系–寒武系碳酸盐岩，岩溶发育，富水性好，具备良好储水导热空间；盖层为透水性差的白垩系跑马岗组红砂岩与志留系碎屑岩，保温效果显著；恩施大断裂作为区域性北东向深大断裂，构成主要导水导热通道。
在盆地西部低中山区，大气降水入渗寒武系–奥陶系碳酸盐岩含水层，低温地下水进入深部循环系统，缓慢向盆地方向流动，持续吸收围岩热量，在长路径、长滞留过程中转化为地下热水。热量主要来源于区域地热流的底部传导及断裂带的导热作用，最终在恩施大断裂与南北向断裂交汇处以温泉形式出露地表。
采样与测试结果
2.1 样品类型及测试项目
本次共采集26组水样，涵盖地下热水（温泉、钻孔）、冷泉及河水，用于水质、氢氧、碳、硫同位素分析。采样点见图1。水质分析在湖北省地质局第二地质大队实验室完成，采用GGX-600原子吸收分光光度计，误差＜2.5%。同位素测试由中国地质大学（武汉）及国土资源部相关实验室完成，使用L2130i光腔衰荡光谱仪、MAT253质谱仪等设备，检测误差均小于1‰。
2.2 测试结果分析
2.2.1 基本特征
研究区水样pH值为6.84～8.37，平均7.68，整体呈弱碱性。热水样pH为6.84～8.07，平均7.57，偏弱碱性，可能与热储层岩性及补给水性质有关。
2.2.2 主要离子分布特征
冷泉与河水离子浓度相近，阳离子以Ca²⁺为主，阴离子以HCO₃⁻为主；岩池温泉水离子浓度略高于地表水，但远低于SY02热泉；SY02热泉及钻孔热水Na⁺、Cl⁻、SO₄²⁻等离子浓度显著偏高，表明其为深部高温水，而岩池温泉可能为冷热混合水。
2.2.3 地下热水微量元素特征
地下热水中Sr浓度为1.50～15.52 mg/L，显著高于冷泉与河水（0.07～0.80 mg/L），且与Cl⁻呈正相关，表明其来源于深部水岩相互作用，具备一定理疗价值。
2.2.4 氢氧稳定同位素特征
地热水δD值为-67.02‰～-39‰，平均-58.04‰；δ¹⁸O值为-9.93‰～-6.5‰。地表热泉δD、δ¹⁸O值偏高，可能受大气降水混合影响；钻孔热水δD、δ¹⁸O值偏低，代表深部地下水特征。
所有水样均落在全球大气降水线附近，表明其补给来源均为当地大气降水。
依据大气降水δ¹⁸O高程效应，计算得地下热水补给高程为1 022.64～1 109.00 m，对应盆地西侧寒武系–奥陶系碳酸盐岩低中山区。
图3 河水、热泉水、钻孔热水样品δD–δ¹⁸O关系图
2.2.5 ³H法测年
热泉氚浓度为3.5～7.2 TU，河水为6.5±0.8 TU，钻孔热水为1.9～2.1 TU。根据经验标准，热泉为新近入渗水与“古水”的混合水，钻孔热水则以60年前的“古水”为主。
2.2.6 ¹⁴C法测年
ZK01水样¹⁴C含量为(9.08±0.32)% mod，推算地下水年龄为(1.98±0.3)×10⁴ a，属典型盆地型地下水。结合³H数据，深部地下水为“古水”占优势的混合水。
2.2.7 硫同位素特征
热泉水δ³⁴S为23.0‰，钻孔热水达36.2‰，显著高于河水（6.8‰），与SO₄²⁻浓度变化一致。δ³⁴S在封闭环境中易富集，反映从盆地边缘至中心水环境趋于封闭，水–岩反应增强，硫酸盐还原作用明显。
图4 各时期陆地岩石圈、大气、海水硫氧同位素组成关系图
讨论与认识
3.1 水化学类型分析
Piper三线图显示，研究区水样可分为三类：
A类为HCO₃-Ca型，主要为冷泉与河水；
B类为SO₄·Cl-Na型，代表深部地下热水，水–岩交换弱，更替慢；
C类为HCO₃·Cl-Ca·Na型，如岩池水，属冷热混合水，与地表水交互密切。
图5 研究区各水样Piper三线图投图结果
3.2 地下热水宏量组分分析
地下热水中Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl⁻、SO₄²⁻与TDS呈极强正相关（R²=0.998～0.999），表明这些离子是TDS的主要贡献者，且来源一致；而K⁺、HCO₃⁻影响较小，来源不同。相较之下，冷泉与河水中仅Ca²⁺、HCO₃⁻与TDS相关性强。地下热水TDS显著高于地表水，归因于深部埋藏、长径流路径及强烈的溶解–溶滤作用。
图6 研究区地下热水主要离子与TDS的关系图
图7 研究区冷泉水和河水主要离子与TDS的关系图
3.3 水-岩平衡状态的判断
SiO₂溶解度曲线显示，热泉水与钻孔热水点靠近石英（无蒸汽损失）曲线，表明SiO₂浓度受石英溶解平衡控制，适宜采用石英温标。
Na-K-Mg三角图显示所有水样位于未成熟水区，说明水–岩作用尚未平衡，或存在浅层冷水混入，使用阳离子地温计将产生较大偏差。
图8 研究区内地下热水温度与ρ(SiO₂)关系图
图9 研究区地下热水Na-K-Mg平衡三角图
3.4 热储温度估算
阳离子地温计（Na-K-Ca）估算温度为97.80～149.16℃，较实测温度偏高204%～383%，偏差过大，不适用于本区。
二氧化硅温标估算温度为31.98～58.24℃，偏高26%～70%，考虑地表降温影响，该范围可近似反映热储实际温度。
3.5 深部循环特征
(1)热储埋深
依据公式 h = (tR - t0) / g，取热储温度55.74～58.24℃，补给温度16.3℃，地温梯度2.2℃/100m，计算得热储埋深为1 793～1 906 m。
(2)循环深度
根据公式 D = (tR - t) / g + h，代入参数得热水循环深度为1 823～1 936 m，与ZK1钻孔结构吻合，表明循环深度越大，水温越高。
结论
(1) 恩施盆地地下水水化学分带明显：周边冷泉与河水为HCO₃-Ca型，以HCO₃⁻、Ca²⁺为主；地下热水为SO₄·Cl-Na型，以SO₄²⁻、Cl⁻、Na⁺为主。TDS与Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl⁻、SO₄²⁻高度正相关，而冷泉中仅Ca²⁺、HCO₃⁻相关性强，表明地热水与地表水物质来源不同。
(2) 氢氧同位素证实地下热水补给来源为大气降水，¹⁴C与δ³⁴S特征显示从盆地边缘至中心，水环境趋于封闭，滞留时间延长，水–岩反应增强。³H与¹⁴C测年表明深部热水为新近入渗水与“古水”的混合水，且以1952年前补给的“古水”为主。
(3) SiO₂浓度受石英溶解平衡控制，水–岩系统未达平衡。阳离子地温计偏差大，不适用；采用石英温标估算热储温度为55.74～58.24℃，热储埋深1 793～1 906 m，循环深度1 823～1 936 m。补给高程为1 022.64～1 109.00 m，补给区主要为盆地西侧寒武系–奥陶系碳酸盐岩低中山区。
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