广东省龙门岩溶热储温度计算及流体演化特征

Geothermometry Calculation and Geothermal Fluid Evolution of Karst Geothermal Reservoir in Longmen County, Guangdong Province

摘要

岩溶地热系统具有巨大的能源开发潜力，广东省龙门县马星和隔陂地热异常区是两个典型的岩溶地热田.为探究热储温度及流体演化特征，基于离子比值关系、氘氧同位素、地温计等方法对其进行分析讨论.结果表明研究区为中性偏碱性低TDS的HCO₃型地热水，方解石类碳酸盐矿物和硅酸盐矿物溶解及阳离子交换作用共同控制了水化学演化过程.大气降水是区内地热水的主要补给来源，马星和隔陂地热田的热储温度分别约为105.0~148.0 ℃和101.5~131.0 ℃，冷水混入的体积比约为44.2%和48.5%.在热储水化学及温度特征的基础上，建立了流体演化概念模型.

关键词

岩溶地热水 / 水化学 / 热储温度 / 概念模型 / 地热能

Key words

karst geothermal water / hydrochemistry / geothermal reservoir temperature / conceptual model / geothermal energy

0 引言

全球变暖影响着人类生存质量，地热资源具有清洁、稳定、可持续的优点，合理地开发利用可以有效减缓这一环境问题.广东省位于欧亚大陆东南边缘，是我国地热资源最丰富的省份之一，目前已在省内发现超过300个地热泉（Wang et al.， 2018；Luo et al.， 2022）.广东省工业发展水平位居我国前列，合理地开发利用地热资源有助于实现低碳化工业发展的目标.

受板块运动的影响，广东省曾发生多期次地壳上隆和强烈的岩浆活动并伴随着断裂的发育，燕山期的拉张环境使得华南东部岩石圈减薄，为地热资源的形成创造了良好的地质构造环境（闫晓雪等，2019；张敏等，2021；Wang et al.， 2022）.中生代的花岗岩和裂谷盆地形成于与热岩浆活动相关的拉伸环境时期，导致了现今的地热异常区分布，地热泉多在断裂带附近呈线性分布且与隐伏花岗岩的位置有关（Xi et al.， 2018；Xiao et al.， 2023）.多位学者对广东省内的地热水成因及演化进行了探究：Qiu et al.（2018）利用同位素技术发现河源断裂是中低温热水的主要上升通道；Mao et al.（2021）揭示了新洲花岗岩热储中地热水来自大气降水，其化学组分受到了高温水‒岩相互作用的影响；Wang et al.（2018）对粤西沿海及内陆地区地热流体进行了水化学分析和热储温度计算；Yan et al.（2019）探讨了黄沙洞干热岩地热水的水文地球化学、热储温度特征.目前人们已经对花岗岩类热储层中地热水的形成演化机制有了比较清楚的认识，但一般情况下花岗岩热储中的流体流量有限且具有不均质性（Luo et al.， 2022），并不是最理想的开发对象.

岩溶热储具有巨大的能源开发潜力和经济生产价值，且单井产量高、易回灌、含盐度低、开发过程对环境影响小（Goldscheider et al.， 2010）.多位学者针对岩溶热储系统进行了探究.Li et al.（2022）认为天津中元古代白云岩储层为传导型地热系统，方解石、白云石及玉髓是控制岩溶地热系统Ca-Mg平衡的主要矿物.朱喜等人（2021）利用SiO₂地热温标、多矿物平衡法、硅‒焓图解法计算了雄安新区雾迷山组岩溶储层的温度并探究了其水文地球化学特征.徐梓矿等人（2021）通过主要离子相关关系等方法探究了安宁岩溶热储的水化学特征.Blasco et al.（2018）结合多种方法计算了西班牙一典型碳酸盐岩‒蒸发岩的热储温度，得到了碳酸盐及硅酸盐矿物均达到平衡时的热储温度.

前期地质调查结果表明广东惠州地区存在一套古生界碳酸盐岩热储岩系，受多期构造运动的影响具有较强的岩溶作用，发育在断裂带附近的岩溶构成了较强的径流带，成为热水径流和排放的主要通道（Zhang et al.， 2020）.研究区位于永汉盆地，以前的研究多集中在岩溶地热地质条件、地热异常区分布和水化学类型特征（何沛欣，2019；陈东和牛慧麟，2021），前人尚未对热储温度和流体演化特征进行深入的研究，而其是评价地热资源形成机制和开发潜力的关键参数.沉积盆地地热系统富集大量的地热流体，加之碳酸盐岩具有较大的孔隙度，使其具有良好的研究意义（Li et al.， 2022）.为此本文基于地热水水化学及同位素特征，探究了研究区热储温度并建立了地热流体演化概念模型.

1 研究区概况

研究区位于广东省惠州市龙门县永汉镇，范围为23°33′~23°36′N，113°59′~114°01′E（图1），为亚热带季风气候，天气炎热、降水丰富，日均气温约为23 ℃.

研究区出露第四系（Q）冲洪积粉质粘土、亚砂土、砂砾，石炭系下统测水组（C₁ c）粉质页岩，泥盆系上统帽子峰组（D₃C₁ m）砂岩、泥质砂岩和泥盆系中统春湾组（D_2-3 ch）砂岩.中生代多期构造‒岩浆事件使得华南地块广泛分布花岗岩类（Xiao et al.， 2020；Ding et al.， 2022），研究区位于华南地块东南部，其西部有早白垩世花岗岩（K₁γ）出露.马星和隔陂地热田位于向斜单翼，被帽子峰组裂隙不发育、导热性较差的一套砂岩隔开.马星地热田的热水赋存在泥盆系天子岭组（D₃ t）灰白色灰岩中，其东部为裂隙不发育的春湾组砂岩与板岩的互层，西部为帽子峰组砂岩.隔陂地热田的热水赋存在石炭系石磴子组（C₁ sh）灰黑色灰岩中，东部为帽子峰组砂岩，西部为测水组透水性差、隔热性较好的粉质页岩.热储上覆弱透水性的第四系松散岩类，底部分布有早白垩世花岗岩，区内地层总体走向为北东向，倾向北西，倾角总体较陡.

研究区位于东西向佛冈‒丰良深大断裂带中段，北东向河源断裂带西侧，构造形迹以北东、北西为主.区内发育褶皱和断裂构造，向斜轴部为石炭系，两翼由泥盆系组成，区内规模较大的断裂构造基本都被第四系覆盖.广东省地热异常受构造影响，以中生代岩浆侵入体包围的北东向正断层为特征，构造及岩溶裂隙发育程度影响着地热田的分布，断层裂隙为地热水提供了导水通道、储水空间和热传输通道（Xi et al.， 2018）.断裂构造和覆盖条件对地下热量的聚集和散逸有很强的控制作用，花岗岩的放射生热是影响本区浅层地热田分布的主要因素之一，放射性元素（如U、Th和K）的衰变是地壳中的重要热源（Lin et al.， 2022）.受断层构造及花岗岩放热的影响，热泉主要在构造裂隙附近呈串珠状分布.

2 样品采集与测试

2021年3月，笔者在研究区采集了11个地下热水样品.对易变水化参数，温度、pH、电导率（COND）、氧化还原电位（ORP）利用哈希仪进行现场测试，碱度利用浓度为0.052 mol/L的盐酸在24 h内滴定测试（表1）.所有水样现场经0.45 µm的微孔滤膜过滤后存储在干净的聚乙烯采样瓶中，保证采样瓶水样装满，避免气泡产生.用于阳离子测试的水样在采样瓶中加入优级纯硝酸使得水样pH小于2，其他水样则直接密封保存.

主量阳离子（Na⁺、K⁺、Mg²⁺、Ca²⁺）及Si在中国地质大学（武汉）生物地质与环境地质国家重点实验室使用ICP-OES（EXPEC6000）进行测试，测试误差为±2%；F^-、Cl^-、SO₄ ^2-等阴离子在中国地质大学（武汉）环境学院使用离子色谱仪（ICS600）进行测试，测试误差为±2%.利用同位素质谱仪（gas-bench IRMS）对δD及δ¹⁸O进行测试，依据VSMOW标准获得结果，δD及δ¹⁸O的测试误差分别为±0.5‰和±0.15‰.各参数测试结果如表1所示.此外，测试数据的阴阳离子电荷平衡误差E（%）的结果中仅有 ZK-4的电荷平衡误差绝对值较大，高达8.15%，其余大部分样品的|E|均≤5%，故认为测试数据准确度较高.

3 水化学特征

3.1　水化学信息

据表1，马星地热田井口实测温度范围为32.0~69.0 ℃；采集的碳酸盐岩热储中的水样pH介于7.07~7.81，为弱碱性；溶解性总固体TDS范围介于84.6~367.0 mg/L，电导率COND为178~751 μS/cm，为低矿化度水；溶解氧DO含量范围为3.37~4.47 mg/L，氧化还原电位ORP为208.2~296.5 mV.隔陂地热田的井口实测温度范围为40.9~75.0 ℃；热水pH为7.66~7.92，表现为弱碱性；TDS范围为99.1~193.1 mg/L，COND为235~402 μS/cm，DO含量范围为3.48~4.91 mg/L，ORP为231.6~293.1 mV.

马星和隔陂热储具有相似的水化学类型，主要为HCO₃-Na型和HCO₃-Ca型水（图2）.Ca²⁺和Na⁺为地热水的主要阳离子，当量浓度之和平均值占比约92%，表现为贫镁的特征.HCO₃ ^-是主要阴离子，但马星地热田中SL水样的SO₄ ^2-含量表现异常，当量浓度占比达到了60%.Si和F^-是地热水的常见组分，两个地热田热水中Si含量平均值分别达到了33.76 mg/L和27.00 mg/L，F^-含量平均值分别达到了7.06 mg/L和6.84 mg/L.

3.2　水-岩相互作用

特征离子系数关系的分析有助于判断其水文地球化学过程.在碳酸盐岩储层中，方解石和白云石的溶解控制着Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃ ^-的含量及相互关系（式1、2）；石膏的溶解会对Ca²⁺和SO₄ ^2-的含量有所影响（式3）；钠长石等硅酸盐矿物会影响溶液中Na⁺、K⁺的含量（式4）；盐岩则会影响Na⁺、Cl⁻的浓度（式5）.此外，离子交换、同离子效应及白云石化过程同样会对含水层阴、阳离子含量产生影响.

\mathrm{C} {\mathrm{O}}_{\mathrm{2}} + {\mathrm{H}}_{\mathrm{2}} \mathrm{O} + \mathrm{C} \mathrm{a} \mathrm{C} {\mathrm{O}}_{\mathrm{3}} \underset{}{\iff } \mathrm{C} {\mathrm{a}}^{\mathrm{2}+} + \mathrm{2} \mathrm{H} \mathrm{C} {\mathrm{O}}_{\mathrm{3}}^{-}，(1)

\mathrm{C} \mathrm{a} \mathrm{M} \mathrm{g} ( \mathrm{C} {\mathrm{O}}_{\mathrm{3}} {)}_{\mathrm{2}} + \mathrm{2} \mathrm{C} {\mathrm{O}}_{\mathrm{2}} + \mathrm{2} {\mathrm{H}}_{\mathrm{2}} \mathrm{O} \underset{}{\iff } \mathrm{C} {\mathrm{a}}^{\mathrm{2}+} + \mathrm{M} {\mathrm{g}}^{\mathrm{2}+} + \mathrm{4} \mathrm{H} \mathrm{C} {\mathrm{O}}_{\mathrm{3}}^{-}，(2)

\mathrm{C} \mathrm{a} \mathrm{S} {\mathrm{O}}_{\mathrm{4}} \bullet n {\mathrm{H}}_{\mathrm{2}} \mathrm{O} \to \mathrm{C} {\mathrm{a}}^{\mathrm{2}+} + \mathrm{S} {\mathrm{O}}_{\mathrm{4}}^{\mathrm{2}-} + n {\mathrm{H}}_{\mathrm{2}} \mathrm{O}，(3)

\mathrm{N} \mathrm{a} \mathrm{A} \mathrm{l} \mathrm{S} {\mathrm{i}}_{\mathrm{3}} {\mathrm{O}}_{\mathrm{8}} + \mathrm{C} {\mathrm{O}}_{\mathrm{2}} + \mathrm{2} {\mathrm{H}}_{\mathrm{2}} \mathrm{O} \underset{}{\iff } \mathrm{N} {\mathrm{a}}^{+} + \mathrm{3} \mathrm{S} \mathrm{i} {\mathrm{O}}_{\mathrm{2}} + \mathrm{A} \mathrm{l} {\left(\mathrm{O}\mathrm{H}\right)}_{\mathrm{3}} + \mathrm{H} \mathrm{C} {\mathrm{O}}_{\mathrm{3}}^{-}，(4)

\mathrm{N} \mathrm{a} \mathrm{C} \mathrm{l} \to \mathrm{N} {\mathrm{a}}^{+} + \mathrm{C} {\mathrm{l}}^{-} .(5)

在Ca²⁺/HCO₃ ^-和（Ca²⁺+Mg²⁺）/HCO₃ ^-关系图中（图3a~3b），1∶1线分别指示了方解石/白云石处于溶解平衡状态时的毫克当量关系，大多数水样点分布在1∶1线的上方，加之图3c指示了Ca²⁺含量普遍高于SO₄ ^2-，图3d表现为（HCO₃ ^⁻+SO₄ ^2-）含量更高的结果，图3a~3d反映了热储含水层中富含HCO₃ ^-离子，这可能是由于发生了硅酸盐矿物溶解或者受到阳离子交换作用的影响.较高的Ca²⁺/SO₄ ^2-比值说明石膏的溶解对热水中Ca²⁺和SO₄ ^2-含量影响较小，原因可能是围岩仅存在少量石膏类矿物或发生了更为强烈的碳酸盐矿物溶解反应.对于Na⁺/HCO₃ ^-的关系（图3e），当硅酸盐矿物（以钠长石为例）达到溶解平衡时水样点将分布在1∶1线附近，图3e表现为HCO₃ ^-含量较多的特征，符合前文所述，此外研究区存在较多的HCO₃-Na型水，这是一种经常可以在碳酸盐岩含水层中观察到的硅酸盐岩矿物溶解现象（Aydin et al.， 2020），笔者认为硅酸盐矿物溶解生成的Na⁺在一定程度上维持了阴阳离子的电荷平衡.图3f中Na⁺含量远高于Cl^-的含量，符合低矿化度水的特征，岩盐的溶解对流体中的Na⁺、Cl^-含量影响微弱.

图3g中大部分水样的（Na⁺/Ca²⁺）大于1，一般是由于发生了离子交换、碳酸盐矿物沉淀反应或混入了花岗岩流体（史自德等，2024）.氯碱性指数（CAI）可以指示离子交换情况，研究区水样的CAI均小于0（图3h），即水中的Ca²⁺、Mg²⁺与附着在含水层介质上的Na⁺发生了阳离子交换作用，这也是Na⁺含量高的重要原因（Fu et al.， 2018）.CAI的绝对值越大交换程度越高，故笔者认为马星地热水发生了更剧烈的阳离子交换作用.石膏的溶解使得Mg²⁺和SO₄ ^2-浓度增加，产生同离子效应及去白云石化过程，方解石和白云石随之沉淀，水样SL中的Mg²⁺和SO₄ ^2-组分明显高于其他水样，表明其受到了石膏溶解的控制.

矿物饱和指数（SI）用于判别地下水的矿物状态.SI=0时，矿物处于平衡状态；SI>0时，矿物处于过饱和状态，趋于沉淀；SI<0时，矿物处于非饱和状态，趋于溶解.利用PHREEQC软件（数据库 wateq4f），将主要阴阳离子浓度、pH、温度等水化学信息作为初始条件计算了主要矿物饱和指数（表2）.地热田的方解石、白云石类碳酸岩矿物，石英、玉髓类硅酸盐矿物的矿物饱和指数SI≈0，表明这些矿物在地下水中基本处于饱和状态；盐岩、石膏类等矿物SI值均小于0，表明这类矿物在地下水中没有达到饱和.这与离子比值的判别一致，说明围岩中碳酸盐及硅酸盐矿物的溶滤是地热水中主要组分的物质来源，阳离子交换作用促进了水中Na⁺的富集.

4 热储温度及地热水补给来源

4.1　热储温度

4.1.1　地热温度计

热储温度是评价地热资源形成机制和开发潜力的关键参数，地热温度计在使用时一般基于以下假设：水‒岩化学平衡与温度密切相关，物质含量是热储中最高温度下平衡时的浓度；地热水上升过程中没有其他来源的水混入或发生再平衡.不同的地热温度计适用的环境有所差异，一般会选择“最合适的温度”作为最终的结果（Blasco et al.， 2018；Li et al.， 2018， 2020；Sun et al.， 2023）.阳离子和SiO₂地热温度计是常见的计算地热水温度的工具.根据Giggenbach（1988）的Na-K-Mg三线图（图4），水样聚集在Mg^1/2附近处于未成熟状态，说明地热水中的阳离子没有达到平衡，所以研究区热储温度的计算不宜使用阳离子地热温度计（朱喜等，2021；姜颖等，2023）.

SiO₂含量和热储温度密切相关，石英和玉髓是常见的SiO₂地热温度计.PHREEQC计算得到的石英和玉髓的饱和指数范围分别在0.03~0.89和-0.31~0.11（表2），表明石英和玉髓均已基本达到平衡状态.本文选择了Fournier（1977）和Arnórsson（1983）提出的地热温度计计算研究区热储温度（式6~9中SiO₂指SiO₂的浓度，mg/L），计算结果显示，马星热储温度高于隔陂热储，但两个热储的温度均低于150 ℃.

T_{\mathrm{石英}(\mathrm{最大}\mathrm{蒸汽}\mathrm{损失})} = \frac{\mathrm{1}\mathrm{522}}{\mathrm{5.73}-\mathrm{l}\mathrm{g}\mathrm{S}\mathrm{i}{\mathrm{O}}_{\mathrm{2}}} - \mathrm{273.15} , (6)

T_{\mathrm{石英}(\mathrm{无蒸}\mathrm{汽损}\mathrm{失})} = \frac{\mathrm{1}\mathrm{309}}{\mathrm{5.19}-\mathrm{l}\mathrm{g}\mathrm{S}\mathrm{i}{\mathrm{O}}_{\mathrm{2}}} - \mathrm{273.15}，(7)

T_{\mathrm{玉髓}(\mathrm{最大}\mathrm{蒸汽}\mathrm{损失})} = \frac{\mathrm{1}\mathrm{264}}{\mathrm{5.31}-\mathrm{l}\mathrm{g}\mathrm{S}\mathrm{i}{\mathrm{O}}_{\mathrm{2}}} - \mathrm{273.15},(8)

T_{\mathrm{玉髓}(\mathrm{无蒸}\mathrm{汽损}\mathrm{失})} = \frac{\mathrm{1}\mathrm{032}}{\mathrm{4.69}-\mathrm{l}\mathrm{g}\mathrm{S}\mathrm{i}{\mathrm{O}}_{\mathrm{2}}} - \mathrm{273.15} .(9)

4.1.2　硅-焓图解法

Na-K-Mg三线图指示地热水均处于未成熟状态，表明地热水在上升过程中或有冷水混入，硅‒焓图是一种简便图解法（图5），可以计算理想状态下的热储初始温度，并估算冷热水的混合比例，该方法选择了焓作为横坐标而非温度，是因为当两种不同温度的水发生混合后，热焓值守恒但温度是不守恒的（Guo et al.， 2017）.

以龙门县采集的冷水作为硅‒焓模型的冷水端元，测试方法如前文所述，其温度为26.6 ℃，SiO₂含量为12.9 mg/L，以该水样温度对应的焓和SiO₂含量分别为横、纵坐标在硅‒焓图中投下点A，再将马星及隔陂地热水的焓和SiO₂含量分别投在硅‒焓图中.热储信息的获取分为两种情况：（1）冷热水混合前没有发生蒸汽损失：过冷水点A分别与马星、隔陂地热水点进行拟合，两条拟合线与石英溶解度曲线相交于点B ₁和B ₂；（2）冷热水混合前发生蒸汽损失：过横坐标上点419 J/g（相当于T=100 ℃，水的沸点）作垂线，该垂线与拟合线相交，过该交点做平行线与最大蒸汽损失线分别相交于点C ₁和C ₂.由图5，地热水分布在硅焓图的左下角，与冷水的拟合线分别与石英溶解度曲线相交.B、C点对应的焓值即为热水的初焓，通过国际蒸汽表即可查到对应的温度.

对于马星地热田，若混合前没有发生蒸汽损失，据点B ₁，SiO₂的含量为325.0 mg/L，热储温度为216.0 ℃；若发生蒸汽损失，据点C ₁，SiO₂的含量为136.0 mg/L，热储温度为148.0 ℃.对于隔陂地热田，若没有发生蒸汽损失，据点B ₂，SiO₂的含量为 171.0 mg/L，热储温度为169.0 ℃；若发生蒸汽损失，据点C ₂，SiO₂的含量为96.0 mg/L，热储温度为131.0 ℃.

受冷水混入的影响，硅‒焓图得到的储层温度比地热温度计的结果更大.此外通过硅‒焓图估算了冷热水的混合比例，马星地热水和隔陂地热水分别受到了44.2%和48.5%的冷水混入.

4.1.3　多矿物平衡图解法

多矿物平衡法是由Reed and Spycher（1984）提出计算热储温度的方法，当多数矿物在某一温度趋于平衡时，则认为该温度即为热储温度.在碱性热水中，应考虑CO₂脱气和浅层冷水混合两个重要的水文地质过程（Guo et al.， 2017），此外Al浓度数据的缺乏也会对矿物SI曲线收敛有较大影响（Pang and Reed， 1998）.因此，笔者使用FixAl进行了纠正，并利用PHREEQC模拟向地热水中加入CO₂，计算了研究区水样中矿物饱和指数SI与温度的关系，得到多种矿物均达到平衡时的热储温度（图6）.

根据以上3种热储温度的计算结果，不仅考虑了冷水混合影响和发生蒸汽损失时的硅‒焓图温度更接近另两种计算结果，还考虑了CO₂脱气的多矿物平衡图解温度可以在一个较小的温度范围内收敛，且与SiO₂-石英地热温度计的计算结果基本一致（图7）.因此综合考虑认为马星和隔陂热储温度分别介于105.0~148.0 ℃和101.5~131.0 ℃.

4.2　地热水补给来源

δD和δ¹⁸O常用于判断地下水的来源、混合、蒸发及水岩相互作用过程（Pang et al.， 2017）.据表1，δD值测试范围在-44.16‰~-36.78‰（VSMOW），δ¹⁸O值范围在-7.06‰~-5.92‰（VSMOW）.马星和隔陂地热水样落在全球大气降水线（δD=8δ¹⁸O+10）（Craig， 1961）和广东当地大气降水线（δD=8.1δ¹⁸O+11.4）（Mao et al.， 2021）附近（图8），指示大气降水为研究区地热水的主要补给来源.其中ZK-1、LZQ和ZK-4位于左下方，稍微偏离大气降水线，造成这一现象的原因有地热水与H₂S、CO₂或者硅酸盐矿物发生了同位素交换反应和高程效应（Pang et al.， 2017）.这3个水样比其他地热水具有更高的TDS、热储温度和补给高程，指示发生了较长的径流路径，结合上文提及热储中存在硅酸盐矿物及CO₂，表明地热水与硅酸盐矿物及CO₂发生了同位素交换反应，且受到了高程效应的影响.

根据氘氧同位素高程效应可以推算大气降水的补给高程和位置信息，如式（10）：

H_{\mathrm{0}} = ({\mathrm{\delta }}_{\mathrm{S}}-{\mathrm{\delta }}_{\mathrm{P}})/k + h_{\mathrm{0}}，(10)

式中：H ₀、h ₀为补给区、采样点标高，m；δ_S、δ_P为地热水、采样点附近大气降水同位素组成，‰；k，同位素高度梯度，‰/100 m.据Mao et al.（2021）对广东省地热水的研究工作，选择δD_P=-37.1‰，k=-2‰/100 m.

结果显示，马星和隔陂地热水的平均补给高程分别为246.4 m和126.3 m，根据地热水补给高程和研究区水文地质情况认为地热水补给区为研究区东边的低矮丘陵，ZK-2、ZK-6和ZK-8的补给高程接近采样点高程，表明大气降水同样通过热储盖层进行了补给，另外隔陂地热田西侧的油田河也可能对补给径流过程产生影响.

5 地热流体演化概念模型

碳酸盐岩储层是重要的热水资源库，这类地热水具有环境友好性和较高的经济开发价值（Wang et al.， 2015）.地质构造、地层岩性等因素共同控制着地热水的赋存及演化情况，据上文对研究区水化学和热储情况的分析，笔者建立了如图9所示定性描述的地热流体演化概念模型.

马星和隔陂地热田分别位于泥盆系帽子峰组隔水、隔热砂岩的两侧，其热储层分别为泥盆系天子岭组灰白色灰岩和石炭系石磴子组灰黑色灰岩，主要矿物成分为方解石、白云石类碳酸盐矿物和硅酸盐类矿物.马星和隔陂地热水受大气降水补给，通过基岩裂隙进入地下深处.中生代晚期花岗岩类使得华南盆地具有高放射性热和高地热通量（Xiao et al.， 2020；Zhou et al.， 2020），加之地热田内广泛分布的深大断裂为地下水热对流提供了有利条件（Xi et al.， 2018），热储温度分别达到了105.0~148.0 ℃和101.5~131.0 ℃.随后受热力学作用影响，地热水在断层裂隙处开始向上运移，上升至浅层后受冷水混入的影响温度降低，且方解石的溶解度也随之增加.在径流过程中地热水与围岩中的碳酸盐及硅酸盐矿物发生溶滤反应，再加上阳离子交换作用的影响，使得地热水中主要离子为HCO₃ ^⁻、Na⁺和Ca²⁺.地热水TDS最大值为367.0 mg/L，而我国华北及川渝部分岩溶热水的TDS却高达1 000 mg/L（Wang et al.， 2015；Yang et al.， 2019a， 2019b），这可能与降水、地形及地热系统的封闭性有关.广东省降水充沛，年降水量大于蒸发量，加之构造裂隙发育具有较好的径流条件，于是丰富的降雨及较快的循环更新速率使得区内溶滤作用较强，热储中留下的多为溶解程度较低的碳酸盐和硅酸盐类矿物，岩层中多为低TDS的HCO₃型水.

6 结论

本研究通过分析讨论广东省岩溶热储的水化学特征、温度及流体演化过程，结合区域基础地质信息，建立了研究区的地热流体演化概念模型.主要结论如下：

（1）氘氧同位素特征指示地热水补给来源主要为周边山地的大气降水，而水化学特征展现了地热水与石炭系及泥盆系灰岩的相互作用，即主要发生了碳酸盐和硅酸盐矿物的溶解及阳离子交换作用.

（2）相较于我国其他地区岩溶地热系统，马星和隔陂地热水主要为低TDS的HCO₃型岩溶水，具有相对更快的径流速度，且地热水在上升过程中受到了冷水不同程度的混入.

（3）在较快的径流速度以及冷水混入的前提下，阳离子温标不适用于研究区热储温度的计算，而SiO₂温度计、硅‒焓图和多矿物平衡图解法考虑了矿物平衡、冷水混入和CO₂及Al缺失的影响，是更合理的选择，据此计算得出马星和隔陂地热田的热储温度分别为105.0~148.0 ℃和101.5~148.0 ℃，为中低温型地热田.

参考文献

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基金资助

广东省有色金属地质局龙门县地热资源调查评价项目(ZZHZCG202004)

珠江三角洲及周边地区控热地质构造调查研究项目(1212011220014)