1.   引言

地热属于可再生清洁能源，中国是世界上地热资源储量较大的国家之一，尤其是中低温地热资源，开发潜力巨大(蔺文静，2013；李攻科，2014)。河南省地热资源以中低温沉积盆地型为主(王心义，2010)。河南地热资源研究，多以区域普查、勘探为主，近年来，随着国家对可再生能源支持力度逐渐加大，地热资源开发利用的地区也逐渐增多(王继华，2009；马冰等，2021)。

前人主要针对淮阳县地处的周口凹陷和通许隆起进行了研究，河南省地质调查院曾对周口凹陷进行地热资源勘查与评价，对其地热地质条件和热储特征有整体认识与了解(黄光寿，2020)。有关通许隆起研究主要集中在地质和构造演化方面(赵东力，2010)。淮阳新生界地热流体资源量约为4.937×10¹¹ m³，可开采量为8.458×10⁶ m³/a。截止2019年，区内已凿建千米左右地热井约76眼，开采量约为1.14×10⁶ m³/a，占可开采量的13.5%。开采热储层主要为新近系明化镇组和馆陶组，区内地热资源开发主要用于洗浴、供暖、生活和养殖等(卢予北，2010；阳结华，2010)。

淮阳县属于典型的中低温沉积盆地型地热资源，其地温场和地热流体成因研究相对较少，本文通过勘探资料，应用水文地球化学方法，对淮阳县的地热流体化学特征和成因进行分析研究，对同类地区地热资源的合理开发与利用提供科学依据。

2.   研究区概况

淮阳县位于河南省东南部周口市中部，地理位置为33°20′N~34°00N，东经114°38′E~115°04′E，总面积1406.6 km²，地处黄河冲积平原南缘，属华北平原的一部分，为黄淮海平原区。气候属暖温带季风气候，气候温和。境内地表水和地下水资源均较丰富。

淮阳县主要位于周口凹陷北部东端，鹿邑次凹陷的西北端，少部分位于通许隆起(王继华，2014)。受构造单元影响，区域断裂构发育，断裂发育的主要方向NE、近EW(图 1a)。区内主要断裂为杨湖口—任集断裂，从西延伸至区内。其余断裂均为隐伏断裂(图 1b)。

图  1  淮阳地质构造图

a—研究区构造图(据王继华，2014修改); b—断裂分布及取样位置图(据河南省断裂图，2012修改)

Figure  1.  Geological structure map in the Huaiyang

a-Structures of study area (modified from Wang Jihua, 2014); b-Fracture distribution and sampling point (modified from Henan Fracture Map, 2012)

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淮阳县地层自下而上发育了寒武系—奥陶系、石炭系—二叠系、中下三叠统、古近系、新近系及第四系，缺失上三叠统及侏罗系—白垩系，其中石炭系—二叠系和中下三叠统发育较全(王宗礼，2005)。新近系及第四系厚1000~1800 m，东部地区古近系最厚，可达6000~7000 m，西部地区薄，一般在1000 m左右。其中新生界，由老到新为新近系廖庄组、馆陶组、明化镇组、第四系平原组。其中廖庄组由棕色泥岩与杂色砾岩，夹浅灰色细砂岩和含砾砂岩组成；馆陶组和明化镇组上部为浅棕黄、棕色红色粘土与杂色砾石不等厚互层；中部为浅棕红色、浅灰黄色泥岩和中砂岩互层；下部为棕红色泥岩和杂色砾岩互层；平原组由浅棕、浅灰黄色黏土、中砂岩、杂色砾石互层组成(余和中，2005)。

淮阳县主要热储为新近系明化镇组和馆陶组热储层，主要由新生代沉积物组成，岩性主要为砂岩，其中新近系明化镇顶板埋深220~240 m，底板埋深920~1030 m，其中堆积厚度巨大的砂岩及粉质黏土层，构成稳定的含水空间。第四系结构致密且厚度较大，起到良好的隔热保温作用，而且提供良好的地热赋存条件(图 2，图 3)。

图  2  淮阳县南北向地热地质剖面图

Figure  2.  Horizontal geothermal geological section of Huaiyang County

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图  3  淮阳县东西向地热地质剖面图

Figure  3.  Vertical geothermal geological section of Huaiyang County

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3.   方法与数据

3.1   温度

淮阳县地热资源丰富，目前主要开采新近系明化镇组和馆陶组热储层地热水，在本次一共调查了76眼地热井，井深820~1350 m，且开采井多集中在城区中心地带，对其可测温井利用激光测温仪对井口出水温度进行测量(表 1)。

表  1  井温数据

Table  1.  Well temperature data

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3.2   水化学

2019年5月，在淮阳县开展野外水样采集与测试工作。采样前，使用蒸馏水反复清洗500 m聚乙烯采样瓶，取样时排除水样品中气泡，并使用保鲜膜进行密封处理。本次采集水化学样品共22个(表 2)，分散于整个淮阳县。现场测试用YSI旗下水质监测产品EXO测定地热水的电导率等21项数据，仪器精度为0.1~0.2 mg/L，室内水化学分析在河南省地质矿产勘查开发局第一地质环境调查完成，检测方法为DZ/T0064——93地下水检测方法规范。

表  2  地热流体水化学分析结果

Table  2.  Water chemical analysis results of hydrothermal fluids

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3.3   同位素

采集同位素样品10个(表 2)，同位素分析包括D、¹⁸O和T。水样中氢氧稳定同位素在中国地质科学院水文地质环境地质研究所测试，主要检测仪器为同位素分析仪、超低本底液体闪烁谱仪，型号为L2130i、Quantulus1220，其中δ¹⁸O和δD测试方法是波长扫描—光腔衰荡光谱法，测试精度δ¹⁸O±0.1‰，δD±1.0‰(张敏，2010)。

4.   讨论与分析

4.1   地温场分布特征

根据淮阳县县城内地热井、供水井井口的出水温度和恒温带资料计算地温梯度(G)，公式如下:

式中：G—地温梯度；T—井口出水温度；T₀—恒温带温度(14.6℃)；h—钻孔取水段埋深(m)；h₀—恒温带埋深(22 m)。

根据周口凹陷(周口段)地热资源勘查报告，确定淮阳县恒温带深度为22 m，恒温带温度为14.6℃，并计算出淮阳地温梯度(图 4)。由于热水在井内流动过程中温度有一定损失，导致计算出地温梯度比实际偏低(张艳龙，2018)

图  4  淮阳县地温梯度等值线图

Figure  4.  Geothermal gradient contour of Huaiyang County

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一般来说，热流值或地热梯度高于区域正常值(背景值)的地区，即可以看作是地热异常区，中国规定地温梯度超过3.5℃/100 m的地区成为地热异常区(徐世光，2009)。从图 4可知淮阳县地温梯度介于2.25~3.75℃/100 m，其中苏庄地温梯度为最高，可达到3.75℃/100 m。H13和HY58和郭庄附近地温梯度次之，为3.5℃/100 m，地温梯度最小值出现在HY7附近。结合图 1b，苏庄地温梯度异常原因是由于其位于构造单元分界处，且构造单元处形成了方向不同、规模不等的相互交叉断裂，断裂的相互切割形成了有利于热运移的空间及通道，于是造成深部热流上溢在苏庄一带基底热流向上部沉积层传导(汪啸，2018)，导致其形成高温区。HY7附近热流向苏庄附近移动导致其形成低温区。

4.2   地热流体化学特征

从Piper三线图(图 5)可以看出，淮阳地热流体水化学类型在菱形图中分布比较集中，地热流体水中阳离子主要以Na⁺为主，阴离子呈多样化，主要水化学类型为Cl·HCO₃·SO₄-Na、Cl·SO₄·HCO₃-Na、Cl·SO₄-Na型。结合取样点位置图，淮阳县自北部向南部阴离子主要Cl^-逐渐变成HCO₃^-，水化学类型由Cl·HCO₃·SO₄-Na向HCO₃·SO₄-Na转变。在其南部地区，HCO₃^-含量增大，其中H35可达703.8 mg/L，Cl^-含量比北部明显降低(王瑞久，1983)。

图  5  淮阳地区地热流体水化学类型Piper图

Nm−新近系明化镇组；Ng−新近系馆陶组

Figure  5.  Piper diagram of water chemical types of hydrothermal fluids from the deep hot water in Huaiyang area

Nm−Neogene Minghuazhen Formation; Ng−Neogene Guantao Formation

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从表 2可知，淮阳县地热流体阳离子以Na⁺为主，其次为Ca²⁺、Mg²⁺、K⁺。阴离子以Cl^-、SO₄^2-、HCO₃^-为主，pH值平均约为8.2，为弱碱水。Na⁺主要来于储层中砂岩中长石的水解。鹿邑凹陷石炭系—二叠系以煤系地层为主(余和中，2005)，而煤系地层含有很多黄铁矿，随着断裂中的热水上移，因此，淮阳地热流体中的SO₄^2-主要可能源于硫化物矿物(如黄铁矿)在高温、高压条件下，被氧化、溶解(李学礼等，2010；张人权等，2011)。当pH值为5~8时，碳主要以HCO₃^-型式出现，淮阳地区地热流体pH值平均约为8.2，HCO₃^-可能来源于馆陶组和明化镇组砂岩中长石的水解和含CO₂的降水。尽管地层中Cl^-含量不高，但是氯盐溶解度较大，Cl^-不容易被地层所吸附而大量存在于地下水溶液中(王卫星，2013)。

4.3   地热流体成因与来源

4.3.1   地热流体化学分析

通过分析地热流体阳离子Ca²⁺相对于海水的富集和Na⁺相对于海水亏损关系来反映流体-岩石相互作用，Davisson通过研究发现Ca²⁺和Na⁺离子有近似斜率为1的很好线性相关特征，这种线性关系定义为盆地流体线(BFL)并由此提出了利用Ca_excess−Na_deficit图反映流体−岩石相互作用的方法(Davisson，1996；曹海防，2006；赵贤正，2017)。计算方法为：

式中：Ca_excess表示Ca²⁺相对海水富集的毫克当量浓度，meq/L；Na_deficit表示Na⁺相对海水亏损的毫克当量浓度，meq/L；(Ca/Cl)_sw、(Na/Cl)_sw表示海水中相应离子的浓度比；下标“sw”和“meas”分别表示现今海水及水化学样品中离子的质量浓度(mg/L)。

由表 3和图 6可知。取样点都位于BFL曲线左上方，Ca_excess含量在-0.05~0.67 meq/L，Na_deficit含量在-21~-12 meq/L。结合离子毫克当量比图(图 7)，Na⁺与Cl^-和Na⁺与(Cl^-+HCO₃^-+SO₄^2-)的毫克当量比值相关系数较高，分别为R²=0.97(图 7a)和R²=0.99 (图 7b)，说明绝大部分Na⁺与Cl^-、HCO₃^-和SO₄^2-来源相同，其中大部分Na⁺与Cl^-相关(路畅，2018)。由于Na⁺相对过剩，说明有外来的Na⁺，结合Na⁺与HCO₃^-和SO₄^2-相关系数分别是R²=0.7(图 7c)，R²= 0.59(图 7d)，因此外来Na⁺与HCO₃^-和SO₄^2-相关。地热水中富含HCO₃^-和SO₄^2-，即含水层中有NaHCO₃和Na₂SO₄的成分，推测地区深部可能存在含碱、盐和芒硝。说明热水化学成分受地层中盐碱矿的影响，即发生水−岩相互作用，但相对较弱。

表  3  Ca_excess-Na_deficit数据

Table  3.  Ca_excess-Na_deficit data

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图  6  深部地热流体的Ca_excess−Na_deficit关系图

Figure  6.  Ca_excess−Na_deficit diagram of deep geothermal fluid

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图  7  离子毫克当量比图

Figure  7.  The ratios of milliequivalents of ions

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根据离子比值中变质系数(γNa/γCl)平均值为3.36，脱硫系数(γSO₄*100/γCl)平均值为96.99，H35样品钠氯系数最高达到14.81，脱硫系数高达351.29，表明其地层水中渗入水的影响越强，渗入水活动越强烈，保存条件差，地层封闭条件差(张保健，2011；李修成，2016)。受大气降水影响与很少深部地热水共同影响，说明地下热水排泄过程中接受降水影响强烈。由Na-K-Mg平衡图(图 8)可看出，水样点都位于Mg²⁺的处，更表明研究区水−岩作用相对较低，未达到平衡状态，溶解作用仍在进行(Giggenbach，1988；孙红丽，2015)。

图  8  Na-K-Mg平衡图

Figure  8.  Equilibria diagram of the Na-K-Mg

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4.3.2   同位素分析

(1) 补给来源

根据氘氧同位素资料，结合中国大气降水线(δD=7.7δ¹⁸O+7.5)和全球大气降水线(δD=8δ¹⁸O+7.1)。由图 9可见δD与δ¹⁸O的值与全球大气降水线接近，说明地热流体主要来源于大气降水。但氧存在一定漂移，说明发生水-岩作用，但水-岩作用相对较弱，其中58号氧漂移幅度最大。根据井温数据可知58号井温为62℃，为所测井最高温度井温，温度是氧漂移幅度的主要因素，一般温度越高，氧漂移幅度越大(李学礼等，2010)。

图  9  淮阳地热流体δD与δ¹⁸O关系图

Figure  9.  δD/‰ and δ¹⁸O/‰ δD与δ¹⁸O of geothermal water in Huaiyang Count

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(2) 补给高程

大气降水的δD与δ¹⁸O具有高程效应，据此确定地热流体补给区的补给高程。计算公式如下：

式中：h—样品高程(m); δ_G—样品的δ¹⁸O值(‰)；δ_P—大气降水δ¹⁸O值(‰)；K—大气降水的δ¹⁸O高程梯度(‰/100m); H—补给高程(m)。

根据周口凹陷(周口段)地热资源勘查报告(王继华，2014)，确定其中降水δD值为-9.2‰，大气降水的δ¹⁸O高程梯度为-0.32‰/100 m，通过计算可得研究区补给高程为349~497 m，和西部山区高度相一致，进一步说研究区地热水补给源为西部伏牛山区的大气降水(吕小凡，2017)。

(3) 地热流体年龄分析

地下水的氚含量不易受到外界影响，且所有现代循环水都受到放射性同位素氚的标记，因此，氚是研究现代入渗起源地下水的理想示踪剂。可根据经验法对地下水年龄进行估算，＜1 TU，为1952年前入渗补给的“古水”；＞2 TU，为1952年后入渗补给的“新水”, 根据临近区域水文站资料可知大气降水氚含量在11 TU左右(顾晓敏，2018；张敏，2019)，从表 3可以看出，氚含量 < 1 TU, 研究区地热水为1952年前入渗补给的“古水”。

5.   结论

(1) 淮阳县主要热储为新近系明化镇组和馆陶组热储层，其中明化镇组顶板埋深220~240 m，底板埋深920~1030 m，地温梯度介于2.25~3.75℃/100m，地温场主要受到构造与断裂影响，断裂形成了良好通道，导致苏庄成为淮阳地温梯度相对较高地区。HY7附近热流向苏庄附近移动导致其形成低温区。

(2) 研究区地热流体中主要为Cl · HCO₃ · SO₄-Na、Cl·SO₄·HCO₃-Na、Cl·SO₄-Na型，自北部向南部，水化学类型由Cl·HCO₃·SO₄-Na向HCO₃·SO₄-Na转变。地热流体中阳离子主要以Na⁺为主，阴离子呈多样化，pH值平均约为8.2。Na⁺主要来于储层中砂岩中长石的水解；SO₄^2-主要可能源于硫化物矿物；HCO₃^-主要来源于馆陶组和明化镇组砂岩中长石的水解和含CO₂的降水；地层中Cl^-含量不高，但是氯盐溶解度较大，Cl^-不容易被地层所吸附而大量存在于地下水溶液中。

(3) 根据Ca_excess−Na_deficit图和离子毫克当量比图，判断出研究区Na⁺相对过剩，说明有外来的Na⁺，推测可能受到地层中盐碱矿的影响。Na-K-Mg平衡图和离子比系数得出研究区地热流体水−岩作用相对较低，未达到平衡状态，溶解作用仍在进行。同位素数据指示研究区地热流体补给源为西部伏牛山区的大气降水，补给高程为349~497 m，且地热流体为1952前入渗补给的“古水”。