地热流体的水化学分析及成因机制(共21页)

1、中 国 地 质 大 学研究生课程(kchng)论文封面课程(kchng)名称 地下水污染(wrn)与防治教师姓名 李义连 研究生姓名 杨智 研究生学号 1201410593 研究生专业 环境科学与工程 所在院系 环境学院 类别: B.硕士 日期: 2014 年 12 月 12 日评 语对课程论文的评语:平时成绩：课程论文成绩：总 成 绩：评阅人签名：注：1、无评阅人签名(qin mng)成绩无效；2、必须用钢笔或圆珠笔批阅(p yu)，用铅笔阅卷无效；3、如有平时成绩，必须在上面(shng min)评分表中标出，并计算入总成绩。目 录 TOC o 1-3 h z u HYPERLINK l _

2、Toc406268134 第一章 地热系统(xtng)的介绍1 HYPERLINK l _Toc406268135 1.1 干热岩系统(xtng)1 HYPERLINK l _Toc406268136 1.2 浅层地温(dwn)能2 HYPERLINK l _Toc406268137 1.3 水热型地热系统2 HYPERLINK l _Toc406268138 第二章 地下热水的水化学特征3 HYPERLINK l _Toc406268139 2.1水化学类型分析3 HYPERLINK l _Toc406268140 2.2 水化学组分特征6 HYPERLINK l _Toc406268141

3、 2.2.1主要元素分析6 HYPERLINK l _Toc406268142 2.2.2微量元素6 HYPERLINK l _Toc406268143 2.2.3气体特征7 HYPERLINK l _Toc406268144 第三章 水岩相互作用8 HYPERLINK l _Toc406268145 第四章 热水中同位素分析9 HYPERLINK l _Toc406268146 第五章 地热流体的成因机制10 HYPERLINK l _Toc406268147 第六章 地球化学温标的计算11 HYPERLINK l _Toc406268148 第七章 总结 PAGEREF _Toc40626

4、8148 h 12 HYPERLINK l _Toc406268149 参考文献 PAGEREF _Toc406268149 h 13 地热(dr)流体水化学分析及形成机理第一章 地热系统(xtng)的介绍随着地球上资源的日益枯竭，地热能作为一种清洁的能源，正日益受到人们的密切关注。总的来说，地热能的划分(hu fn)可分为三个部分，根据其分布特点及深浅可分为浅层低温能，水热型系统与干热岩系统。1.1 干热岩系统干热岩是一种没有水或蒸汽的热岩体，主要是各种变质岩或结晶岩类岩体，干热岩普遍埋藏于距地表3-10km的深处，其温度范围很广，在 150-650oC之间，现阶段，干热岩地热资源是专指埋深

5、较浅、温度较高，有开发经济价值的热岩体（徐天福，2012）。保守估计，地壳中干热岩（3-10km深处）所蕴含的能量相当于全球所有石油、天然气和煤炭所蕴藏能量的30倍。增强型地热(dr)系统（Enhanced Geothermal System，EGS）是在干热岩技术基础上提出的。美国能源部的定义是采用人工(rngng)形成地热储层的方法，从低渗透性岩体中经济地采出深层热能的人工地热系统从上图可以看出，增强性地热系统的主要技术(jsh)为水力压裂与地球物理勘探技术。苏正（2012）等学者认为对于水力压裂技术，最主要的是获得地下岩体中的裂隙空间，使水流得到有效的存储与获取热量的通道，当然，在这过程

6、中出现了很多问题，比如说对围岩介质的溶解，显然不利于干热岩的稳定性开采，同时水作为一种资源也正变得益发珍贵。因此，对于压裂介质的选择，不少研究这正采取向介质中注入超临界二氧化碳的方法。物探技术的应用不仅需要在确定深部热储的位置，及热岩的断裂等过程中用到（王晓星等，2013），在检测地下水的流向等方面同样不可或缺。这些地球物理方法技术包括以下几个方面：地震勘探与微震检测，电法和电磁法，重磁方法等。此外，同位素等一些示踪剂技术也正在兴起，也能够起到了解深部地热层的作用。1.2 浅层地温能浅层地温能是地热资源概念的延伸，是与地热能有关的一个分支，与传统地热资源既有联系又有较大的区别。浅层地温能是指蕴

7、藏在地表以下一定深度范围内岩土体、地下水和地表水中具有开发利用价值的热能（韩再生等，2007）。可以说，浅层地温能利用的是太阳能，即利用地面以下土壤或水的昼夜温差，其中最关键的是地源热泵技术的提升。另一个与传统地热能的区别是，浅层地温能存在于盖层浅部可冬夏两用。由于浅层地温能的温度(wnd)与年平均气温相近，没有直接利用的价值，只能通过地源热泵系统消耗少部分机械能提高品位后才能成为有利用价值的热能（卫万顺等，2009）。在夏天这种常温的地质(dzh)环境比当地气温低十几度，所以又可以成为热汇接受空调制冷时的人工排热，起到了传统地热起不到的作用。其中，“浅层”是指利用深度(shnd)一般为200

8、米。对于经济适用性而言，可根据不同地区的利用目的进行划分（栾英波等，2013）。我国南方地区以散热方式为主，经济的地埋管施工深度一般为100米左右；北方地区以冬季取热为主要用途，由于浅部地温较低，根据地热增温率，开发利用深度可增加到300或400米。1.3 水热型地热系统水热型地热主要是指利用热储中的热水来进行发电、取暖等一系列生产生活活动。水热型地热资源的形成和分布，受大地构造特点和其在全球构造中所处构造部位的控制，两者具有良好的一致性，特别是表现在温泉及热泉的分布特征上。这种地热系统根据其热传导方式可分为对流型地热系统和传导型地热系统（汪集旸，1993）。这种系统的热源一般来自大地热流，大

9、地热流是单位时间内由地球内部通过单位地球表面积散失的热量(mWm2)，是地球内热在地表可直接测得的一个物理量，它是一个综合参数，能反映地区地热场的基本特点，理论上可以把大地热流(Q)分解成两大部分，一部分来自地球深部，称地幔热流(qm)；另一部分则源于地壳岩石的放射性，称为地壳热流(qc)。Q=qc+qm qc和qm都是地壳厚度的函数，但变化方向不同，qm反映的是岩石深部的热状态，与一个地区的构造活动性密切关联，高温物质上涌，岩石圈则变薄，qm同地壳厚度常有负相关的关系；qc则相反，由于地球内部主要的放射性元素铀、钍、钾都是亲石元素。地壳厚度越大，地壳所含的放射性元素就可能越多，qc就越大，q

10、c与地壳厚度呈正相关。其中高温（150oC）地热带的形成和分布，同岩石圈板块发展与演化密切相关，出现在板块边界附近。而大型中温（90150 oC）、低温（90 oC）热水盆地都是中、新生代裂谷盆地，一些中低温热泉，几乎全都同板块内深大活动断裂有关。我国广泛分布的主要是中低温地热系统，我国中低温地热系统主要分布在东南沿海、山东半岛、山西、辽宁这些构造区域。这些地热分布区构造活动强烈，裙皱和断裂发育，热储温度普遍低于140 oC，径流深度小于4.0km。较典型的地热异常区有漳州、邓州、福州等，这些热异常区域已经幵发利用（王贵玲，2010；汪集旸，1989）。第二章 地下(dxi)热水的水化学特征2

11、.1水化学类型(lixng)分析(fnx)对热水的水化学类型的划分跟普通地表水与地下水的水化学划分并无太大区别，主要都是根据热水中主量离子组分，利用舒卡列夫分类以及piper三线图来划分水化学类型。此外，在对水样的水化学类型进行三线图划分时，还可以根据采样点在一定地域的分布，以及分布点的地质特征，地下水类型等来进行圈化，以期得到一定的分布规律。如袁建飞（2013）在对广东沿海地热系统的水文地球化学研究具有一定的代表性，研究者把采样点大体按地域分为了粤西与粤东两类，两类型都分成类四种组分。从图1可以看出，从地域区划的地下水或冷水的水化学类型较为复杂，彼此之间并无较好的规律；对于从地下水储存类型的

12、圈化来看，其中储水类型对于水化学类型并无较大的影响关系，可知，对于热水水化学类型的影响还应根据其围岩介质的特性来进行分析。 另外，对于水化学类型的研究，部分学者还从聚类分析的角度，运用统计方法及软件来寻求水化学类型分布的规律。聚类分析是一种考虑了多因素的数学分类方法，其基本原理是根据样本自身的属性，用数学方法按照某些相似性指标，定量地确定样本之间的亲疏关系，并按这种亲疏关系程度对样本进行聚类如张华（2007），于彦（2013）等分别就广西北海市与天津市区的地热流体的水化学特征进行了分析。张华等首先对研究区的各类型地下水离子组分及水化学类型进行了分析，在投点到piper三线图上时，得出的水化学类

13、型只有三类，而进行Q型聚类分析后，可以将北海市地下水分成4类，分别是以Na、Cl、TDS的值来进行划分；于彦等对水化学类型的Q型聚类分析在基于构造单元的归类与热储层分类的基础上，得到了地热流体的水化学特征与地质构造单元、热储层特征有着较好的相关关系，与传统地球化学研究方法的结论一致，而且该方法具有客观、高效、直观的特点，得出对水质数据积累较多的地区，利用聚类分析法研究地下水的地球化学特征具有很好的应用前景的观点。 同时，在对水化学类型研究的基础上，虽然给出了各个区域的水化学类型分布，以及水化学类型受地下水补径排条件的影响（李俊峰，2008），但从国内的研究情况来看，相对于普通地下水的水化学类型

14、的水文地质图并没有相关的文献记载，因此，对于从整体上把握研究区的水化学类型分区还需进一步研究。图 1 典型(dinxng)地热水化学分析三线图 2.2 水化学组分(zfn)特征 2.2.1主要(zhyo)元素分析(fnx) 地下热水中主要元素由于水温较高的关系，多数元素的溶解度等往往会受到影响，但是根据地下热水的水化学类型，还是能够确定地下热水中的主元素有以下几种：主要阴离子为HCO3- 、Cl- 、SO42- ，主要的阳离子为Ca2+ 、Mg2+ 、Na+、K+。除此之外，地下热水中还有一些代表深部热水所特有的组分，称地下热水标性组分。对于主成分的分析，往往是根据水样点的地质环境特征，在加上

15、一些离子的特性来进行数据的堆列与分析。以王卫星（2013）等在对河北汤泉地热流体的主离子成分分析为例：首先，作者通过对水样点数据数据的罗列，得出区内主要的阴阳离子为HCO3-、SO42-、 Cl- 、NO3- 、Ca2+ 、Na+、K+ 、Mg2+ 。然后对各离子的含量特征进行了分析，认为：水中K+的含量远小于Na+的原因是K+在地壳中为营养元素，容易被植物吸收，此外在温度较高的情况下参与多找难溶矿物的成矿作用，因此在水中的含量较低。对于水中其他主要离子的来源，作者也给出了解释，如SO42-是地下水流经含石膏矿物的岩石时将岩石中的石膏等硫酸盐等溶融进入了水中，另外硫化物矿床氧化带氧化产物的溶解

16、也是地下水中SO42-的来源之一。此外，作者对于主量元素的分析多以列出元素的含量来表明地热水的成分特征（张保健，2006；袁建飞，2013；于湲，2006等），通过这种列举，可以清晰的看出地下热水中的组分特征，而不必去从水化学检测表中去一一查找。同时，从水化学的动态分析，也可以发现如果常温地下水的总溶解固体量低于地热水，呈缓慢的下降趋势时指示常温地下水对热储的补给在缓慢增（刘久荣，2002）。对于主要元素的分布特征，还可以利用SPSS等多元统计软件来发现各离子之间的联系，通常情况下是对各主要离子组分进行单因子的相关性分析，通过两者之间的较大相关系数来判别其离子矿物成分的来源。同时，对于组分元素

17、的分析，还可以运用一系列的图标来表明各离子组分之间的关系，并且判别其地下热水的组分来源，这些比例关系常常用来判断水岩相互作用程度以及各离子组分的反应平衡程度。2.2.2微量元素 同时，地下热水还拥有一些特定的元素，如于湲（2006）在对北京城区的地下热水研究中发现城区热田的地下热水的特征性组分有：F、SiO2和 H2BO2。北京地区基岩地下冷水含 F 都在 1 mg/l以下，但所有取样的地下热水含 F 量均较高，可以认为是地下热水最典型的标性组分，同样在其他地区的地热流体中F含量也存在较高值（黄桂强，2010；吴伟志，2013）。地下(dxi)热水中的SiO2含量(hnling)也明显高于基岩

18、地下冷水，从大量的地下(dxi)热水的研究情况来看，地下热水中的SiO2含量与深部热储的温度存在着较好的相关关系（胡燕，2007），一般表现为含量随温度的升高而升高，因此可以用来进行热储异常区的判定。高东东（2010）还对SiO2的形成条件进行了研究，认为在CO2气体参与硅酸盐矿物水解下，产生可溶SiO2；从水化学平衡理论与方法可以较好的用于研究地下水所处的水文地球化学环境以及判断SiO2的来源和矿物溶解过程。对于SiO2的测定，一些学者也提出了更精确的测定方法和改进的步骤，如彭瑞林（1992）提出在现有条件下对原始水样进行现场稀释使存在聚合的非晶形二氧化硅得到重新溶解的方法。除此之外，地热水

19、中的微量元素还有As，刘虹（2009）等学者在对云南腾冲地区的地热流体进行研究时发现，在温泉水中的As含量较高，而且以三价砷的形式为主，在对各微量元素进行相关分析时发现，As与Pb具有良好的相关系数，可见这两种元素具有相似的化学特征。海相碳酸盐岩中普遍含有Sr元素，当地下水与海相碳酸盐岩接触过程中，岩石中的锶元素以锶离子形式进入地下水中，由于径流条件不同，水岩接触时间不同，使得地下水中的锶离子浓度也不同，而岩溶水中普遍含有钙离子，因此Sr2+/Ca2+可反映地下水的形成和径流条件（阮传侠，2010）。2.2.3气体特征地下热水中的气体组分相对来说研究较少，地下热水中气体组分的研究主要以氡气为主

20、，部分热水样中可能还存在着CO2气体，H2S，CH4气体以及惰性气体He，地热流体中的He同位素对于判断地热流体的成因就有重要意义，一般来说，地幔，地壳和空气中3He/4He比值具有各自的特征，因此，对地热流体中3He/4He的测量可以推断地热流体的热源机制。H2S气体一般在水中赋存有大量硫酸盐以及在脱硫细菌的作用下才会产生（李婷，2013），甲烷只有在富含有机质的还原环境中才会出现，因此热水中较常出现的气体组分为氡与CO2气体。水中的氡往往作为一种放射性元素来进行研究，在卡斯特地区（子涛，2012）及温泉分布地区（王燮华，1989）的氡气研究走在前沿，热水中的氡与围岩介质的岩性（吕慧进，20

21、02）和特定的地质构造结构具有密切的关系，在花岗岩和断裂带（任玲，2014）附近的热水含有较多的氡含量，在水流动过程中溶解进热水中，长期在含氡溶洞内工作或洗浴含氡的温泉（王燮话，1999；毕治英，2001）会对人体造成伤害。地下水中CO2气体的来源有5种成因类型（闫志为，2003），最主要的来源为大气溶解于水中的CO2，生物的呼吸作用产生的CO2以及水和土壤中的微生物分解有机质产生，对于地下热水来说，深部热源造成碳酸盐岩或矿物变质分解产生的CO2和现代火山活动地区和深大断裂区直接来自岩浆分泌产生的CO2这两种情况的可能性比较大，因此通过对水中和土壤中氡气的测量能够反映地下热水的控制构造，确定地

22、下热水的有利远景区（刘菁华，2009）。赵珂（2005）等学者(xuzh)认为，地热水中的CO2气体与温泉所处的地质构造有明显的关系，在对滇东断裂带上的温泉进行研究(ynji)时发现，水中CO2含量的多少与断裂的深部构造与地热流活动的差异有关。此外(cwi)，通过运用水中CO2中13C和HCO3-中13C的比值，可以判断水中CO2气体的来源。第三章 水岩相互作用对于地热流体的水岩相互作用，从现有的研究情况来看，主要是从各组成矿物的元素的角度出发，或运用化学模拟软件，如PHREEQC，WATCH（柴蕊，2006）等来计算各矿物的饱和指数，或运用一些离子比值来判断相关矿物的地球化学过程。地热水的水

23、岩相互作用程度通常由热水中Na-K-Mg平衡图解来进行判定，以马瑞（2007）对太原热水的研究为例，可以看到平衡图解可以分为三个部分，完全平衡，部分平衡和非平衡的水，这种判断平衡的依据主要是根据钠长石与K+离子的置换生成钾长石和Na+的过程以及钾长石与Mg2+在水的作用下生成云母和绿泥石这两个平衡反应，因此，这三种离子的平衡图解并不能完全代表热水与岩石的相互作用，还需借助其他组分的含量来判别。除了Na-K-Mg平衡图解外，判断水岩相互作用的指标，Giggenbach还提出了Na-K-Mg-Ca图解来判断水岩作用平衡，杨雷（2010）等在对重庆市断裂带温泉的研究中发现，所有的水样均为未成熟水，与

24、Na-K-Mg平衡图解的结果是一致的。 图 Na-K-Mg平衡(pnghng)图解 除了(ch le)Na-K-Mg平衡图解外，判断水岩相互作用的指标(zhbio)还有各元素的离子比值，如Ca2+/Na+，Mg2+/Na2+ 等（黄平华，2010），颜世强（2007）等在对山东德州凹陷地下热水的水文地球化学演化过程中，运用平均化学特征系数：rNa/rCl=1.14，大于海水系数 0.8；rSO4/rCl=0.2，rCa/rMg=2.9, rCl/rBr=3111, r （HCO3+SO4）/rCl=0.26，均大于海水系数，反映了地下热水具有大陆溶滤水的特征。以及根据元素的组成利用PHREEQ

25、C软件计算出的各种岩石的矿物饱和指数（张萌，2014）。Phimmer等(1988)认为当SI-0.5时溶液为未饱和状态，矿物仍然能够溶解；而SI=0吋溶液处于饱和状态，矿物溶解和沉淀到达平衡；当SI0.5时，溶液为过饱和状态，多余的矿物将会沉淀析出。通常情况下，地下热水与地下冷水的系统并不会有相互影响，但在特定情况下，地下热水也可能造成对地下水饮用水的污染。J. Wurl等通过对圣胡安的地下含水层研究发现，饮用地下水的污染并不是来自海水，通过对地下水的组分对比分析，发现其污染源来自于地下热水。第四章 热水(r shu)中同位素分析地下热水(r shu)的同位素分析是了解地下热水形成机制以及(

26、yj)补径排条件的一大有力手段，对于地下热水中同位素的分析，包括13C，14C，氢氧同位素特征等。氢氧同位素（18O，D）特征是地热水同位素分析中运用最广泛地一种同位素分析手段，各个研究者对地下热水的补给来源往往依靠研究区内氢氧同位素的比值与全球大气降水线进行比较，从而得出热水的补给来源来自于大气降水的结论，如张群利（2011）等对荥巩矿区岩溶地下水的研究，袁建飞（2013）对广东沿海地下热水的研究，陈军峰（2006）等对太原交城县玄中寺地热水化学的研究等等。除此之外，氢氧稳定同位素的比值还具有一定的指示意义（张保健等，2009），可以计算地下热水的补给高程，补给高程的计算能够判断出地热流体的

27、补给范围。吴孔军（2010）等在对郑州市地热流体的研究中，利用氢氧同位素计算出的地热流体的补给高程结合周围地区的地形高度，认为郑州市西南低山丘陵区主要为郑州市区中深层、深层、超深层地下水的补给区。此外，从氢氧同位素的比值还可以判定地热流体中净热水与冷水的混合比例（马致远等，2005）。此外，氚同位素T也可运用在地热流体的循环交替过程中，杜毓超（2011）等在对滇西潞西盆地的地热流体研究中通过T含量及过量参数的测量，认为该地区的地热流体的热水循环速度较慢且与地表水的联系较少，而大断裂附近的温泉中T的含量则较高。13C同位素主要用来确定地热流体的热源特征，邓紫娟（2009）在对热海地热田温泉中CO

28、2气体的研究中发现，TDC的13C值在瑞利去气或绝热沸腾去气过程中都会降低，得出深部热储来源明显具有幔源碳的特征。同时发现水中13C-TDC与腾冲火山区断裂带和中更新世英安岩分布有很好的空间相关性。14C主要用来测定古地下热水的年龄，同时需要结合不同的条件选取合适的校正模型，由于地热水的形成机制的缘故，地热水14C的年龄一般较大，说明其补给与循环的速度较为缓慢，李峻峰（2008）等学者认为通过这种年龄的差距可以判断地下热水的流动方向，这一点还值得商榷；对于现代水年龄的测量以及与现代水的相互影响，一般用3H来判断。于湲（2006）Sr同位素同样可以用来判断地热系统的开放程度及水岩相互作用程度，徐

29、国芳（2013）等利用地下热水Sr 含量及87Sr/86Sr比值，对关中盆地深层地下热水进行研究，发现研究区内地下热水类型可分为循环型地热水、半循环半封存性地热水和相对封存型地热水。第五章 地热流体的成因机制地热资源是地球热能在地壳浅部历史的赋存，能够富集和储存地热能，并使热流体作对流运动的地下场所称地热储，热储特征包括图岩和储热岩体的产状和性质、构造控制因素、热源性质、水热传输系统和埋藏产出条件（田廷山等，2006）。按照水热传输方式和地热系统所处的地质构造环境，划分为沉积盆地传导型地热储和隆起山地断裂对流型地热储。在对地热储的概念有了一定了解之后，对于地热流体的成因机制就有了大概的判断。上

30、官(Shnggun)志冠（1999）等在对云南腾冲地区(dq)的地热流体的研究具有(jyu)代表性，云南地区的地热流体成因可以分为两类，第一类地热流体的热源来自于火山喷发活动和现代幔源岩浆侵入活动，这种幔源生热的机制还与地壳深部的放射性元素有关（张百鸣，2006）；第二类地热流体的热源则属于构造活动，从上述的地热资源的特征也可以发现，地热流体的空间分布与热源往往与大地构造有很大的关系。地下水在向深部流动的过程中在地热增温的作用下形成地热流体（舒泽宣，2013），而这种流动的通道往往以大的断裂构造有关，并且断裂开启的热储层极大的影响了地热流体的水化学特征（阮传侠等，2010）。王泽龙（2006）

31、等对北京地下热水的成因机制分析认为研究区地下热水分成两个部分，除了在大断裂附近与深部热源沟通外继续向深部的基岩储层运移外，还有一部分向碳酸盐岩岩溶排泄。对地热流体成因机制的分析，除了根据地热流体所处的热储层及大地构造情况外，还需运用一系列的水文地球化学手段来判断，并进一步判断地热流体的流动特征。庞海（2010）等在对该区地质背景、热储特征、同位素、地热成因等进行了综合分析，对热源的来源和热储的特征有了进一步的了解。闫华（2013）利用87Sr/86Sr 比值进一步明确了研究区热储流体接受补给时的方向及路径，同时结合研究区热储流体中多种同位素水文地球化学特征及盆地沉积演化史的研究成果提出研究区深

32、部热储流体存在残存陆相沉积水的可能性，并对研究区深部热储流体的成因类型进行了划分。从上述分析可以看出，对于大部分的地热流体成因模式可以概括如下（White，1968）：首先地热流体的水分补给来源一般为大气降水，降水在入渗补给的过程中沿断裂带的裂隙向深部热储层运移，活动断裂及深部构造对区内热水活动有明显的控制作用（刘昭，2014），并在此过程中逐步加热，当经过长距离的运移后遇到断裂带或阻碍然后排泄出来（叶咸，2013；周立岱，2005）。第六章 地球化学温标的计算地热温标计算地球深部地热流体的热储温度是进行地热资源评价的必须部分，在地热资源地质勘查规范中做出了明确的要求，各种地球化学温标建立的基

33、础是地热流体与矿物在一定温度条件下达到化学平衡，在随后地热流体温度降低时这个平衡会仍予保留（王奎峰，2014）。总的来说，地球化学温标有以下几种，分别适用于不同的条件，往往要根据地热流体的实际温度进行选择，在地热资源调查规范的要求下选取温标计算应满足其标准。表 部分常用(chn yn)地热温标一览表（朱思萌，2014）编号地热温标类型温标表达式A1石英温标T=1315/(5.205-lgSiO2)-273.15A2石英温标（无蒸汽损失）T=1309/(5.19-lgSiO2)-273.15A3石英温标（100下最大蒸汽损失）T=1522/(5.75-lgSiO2)-273.15A4玉髓温标T=

34、1032/(4.69-lgSiO2)-273.15B1Na-K温标T=1217/lg(Na/K)+1.483-273.15B2Na-K温标T=933/lg(Na/K)+0.993-273.15B3Na-K温标T=1390/lg(Na/K)+1.75-273.15B4Na-K-Ca温标T=1647/lg(Na/K)+0.25(lg(Ca0.5/Na)+2.06)+2.07-273.15B5K-Mg温标T=4418/13.98-lg(K2/Mg)-273.15B6Na-Li温标T=1590/lg(Na/Li)+0.779-273.15B7Mg-Li温标T=2200/lg(Mg0.5/Li)+5.4

35、7-273.15通常(tngchng)情况下，对于同一组水样来说，运用不同(b tn)的温标计算往往存在不同的深部热储值，K-Mg地热温标由于对温度的反映速度较快（王奎峰，2014），适用于低温地热系统，而Na-K地热温标对于温度的变化反映较为缓慢，因此可以作为对比值来进行验证。石英和玉髓地热温度计分别适用于计算深、浅层的热储温度（赵平等，1998）。所以，对于地球化学温标的选取，根据其原理还应该计算热水中各组分的平衡程度（王莹，2007），通常情况下，可利用Na-K-Mg平衡图解来判断热水的平衡程度。此外，除了利用地热温标来评价区域地热资源的潜力之外，还可以用于地热异常带的判断（侯玉新，20

36、02），在时空分布的特点上查明地热分布带的规律。第七章 总结从上述的地热流体的水化学特征分析及地热流体的成因分析来看，有以下几点结论与建议：1）从水化学类型的分布特征来看，各研究者在确定了各水样点的水化学类型后，并没有确定的从水平空间上确定其分布特征，地热流体在垂直带上具有不同的特征，因此，对地热流体特征的三维立体模拟可以进一步确定地热水的水化学分布特征。2）对于地热流体的研究，在物探等手段上还需进一步加强，来了解地热流体的水动力特征，运用地震波和地磁法等手段可以直观(zhgun)的了解地下流体的运动特征，可以更好的反映地热流体的水岩相互作用的过程与程度。3）对于地热流体(lit)的成因机制分

37、析，当前运用的手段方法有很多，如同位素示踪，但更多的是根据地热流体所处(su ch)的地质环境特征来判断，因此除了加强物探手段外，对于同位素特征的应用还需进一步了解其机理，如运用氢氧同位素时不能仅仅广泛的认为其地热水补给来源来自大气降水，还需对氢氧同位素的指示意义做进一步的研究。4）在水岩相互作用的过程中，除了对各矿物的饱和指数进行模拟计算来判断矿物的平衡程度外，更重要的是联系水样点的实际地质条件，更多的用一些矿物学的方法从更微观的角度来判别热水中的水文地球化学过程。参考文献1马致远,范基娇,苏艳,牛光亮. 关中南部地下热水氢氧同位素组成的水文地质意义J. 地球科学与环境学报,2006,01:

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