鲜水河断裂带地热水化学特征及结垢趋势分析_袁兴成.pdf

袁兴成，张云辉，王鹰，等，2023.鲜水河断裂带地热水化学特征及结垢趋势分析J.沉积与特提斯地质，43(2)：357372.doi:10.19826/ki.1009-3850.2023.04005YUAN X C，ZHANG Y H，WANG Y，et al.，2023.Geothermal water chemical characteristics and scaling analysisof Xianshuihe fault zoneJ.Sedimentary Geology and Tethyan Geology，43(2)：357372.doi:10.19826/ki.1009-3850.2023.04005鲜水河断裂带地热水化学特征及结垢趋势分析袁兴成1,2，张云辉1,2*，王鹰1,2，黄珣1，孙明露2，吕国森1,2（1.西南交通大学，四川成都611756；2.宜宾西南交通大学研究院，四川宜宾644000）摘要：地热资源作为潜力巨大的清洁能源，大力开发地热资源是我国实现双碳目标的重要路径。川西鲜水河断裂带地热资源丰富，但地热结垢成为了地热资源开发利用中的主要问题之一。为进一步查明地热资源的赋存状态和结垢趋势特征，本文以鲜水河断裂带上的磨西、榆林宫、二道桥、中谷、八美和道孚地热区为研究区，采用水化学分析、氢氧同位素、热储温度估算和结垢趋势特征分析等方法，开展了鲜水河断裂带地热水水化学及结垢趋势特征研究。结果表明：地热水的水化学类型主要为 Na-HCO3、Ca-HCO3、CaNa-HCO3和 Na-ClHCO3型；地热水主要来源于大气降水的补给且氧漂移现象明显；地热水均未达到完全的水-岩平衡状态，混合冷水后的浅部热储温度为 61172，深部初始热储温度平均值为 183284，冷水混合比例平均值为 77%86%；指数分析法和饱和指数判别法得出以上地热区均有可能形成碳酸盐结垢，硅酸盐结垢仅可能会形成于少数 SiO2含量异常高的区域，而硫酸盐结垢几乎不形成；依据硅-焓模型估算的冷水混合比例重构得出深层储层流体组分，计算得出二道桥地区的碳酸盐结垢程度是最严重的，主要是因为该区的热储岩性为碳酸盐岩，以及热储温度能促进 CaCO3沉淀。对于除垢和预防，可以采用机械拆除、控制 CO2分压、控制溶液的 pH 值和使用化学添加剂（阻垢剂）等。研究成果可为鲜水河断裂带及川西地热资源的可持续开发利用提供理论依据。关键词：鲜水河断裂带；地热水水化学；补给来源；热储温度；地热水结垢中图分类号：P314.1 文献标识码：AGeothermal water chemical characteristics and scaling analysis of Xianshuihefault zoneYUAN Xingcheng1,2，ZHANG Yunhui1,2*，WANG Ying1,2，HUANG Xun1，SUN Minglu2，L Guosen1,2（1.Southwest Jiaotong University,Chengdu 611756,China；2.Yibin Research Institute of Southwest Jiaotong University,Yibin644000,China）Abstract：Geothermal resources have great potential as clean energy,and can be used to achieve the goal of carbon peaking andcarbon neutrality.The Xianshuihe fault zone in western Sichuan is rich in geothermal resources,but geothermal scaling has becomeone of the main problems in the development and utilization of geothermal resources.In order to further identify the occurrence stateand scaling trend characteristics of geothermal resources,this paper takes the six areas of Moxi,Yulingong,Erdaoqiao,Zhonggu,Bamei and Daofu on the Xianshuihe fault zone as the research area,and uses water chemistry analysis,hydrogen and oxygen 收稿日期：2023-01-04；改回日期：2023-03-25；责任编辑：曹华文作者简介：袁兴成（1999），男，硕士研究生，主要从事地热地质研究工作。E-mail：通讯作者：张云辉（1990），男，副教授，主要从事水文地质与地热地质教学科研工作。E-mail：资助项目：国家自然科学基金（42072313,42102334）,四川省科技厅项目（2022NSFSC1084,2022NSFSC0413,2023YFS0356），西南交通大学培育项目（2682021ZTPY063,2682022ZTPY064），西藏自治区科技计划项目（XZ202201ZY0021G）第 43 卷 第 2 期 Vol.43 No.22023 年 6 月沉 积 与 特 提 斯 地 质 Sedimentary Geology and Tethyan GeologyJun.2023isotopes,heat storage temperature estimation and scaling trend characteristics analysis to carry out the geothermal waterhydrochemistry and scaling trend characteristics of the Xianshuihe fault zone.The results show that the hydrochemical types ofgeothermal water are mainly Na-HCO3,Ca-HCO3,CaNa-HCO3 and Na-ClHCO3;Geothermal water mainly comes from the supplyof atmospheric precipitation and oxygen drift occurs in most areas;The geothermal water has not reached the complete water-rockequilibrium state,and the shallow geothermal reservoir temperature is 61172.The average temperature of deep thermalreservoir is 183 to 283,and the average cold water mixing ratio is 77%to 86%;The exponential analysis method and thesaturation index discrimination method show that carbonate scaling may occur in the all above geothermal areas.Silicate scaling mayonly occur in several areas with abnormally high SiO2 content,while sulfate scaling almost does not occur.According to the coldwater mixing ratio estimated by the silicon-enthalpy model,the fluid composition of the deep reservoir is reconstructed.Combinedwith the formula,it is calculated that the carbonate scaling degree in the Erdaoqiao area is the most serious,mainly because thereservoir lithology in the area is carbonate salt,and the reservoir temperature can promote the precipitation of CaCO3.For descalingand prevention,mechanical removal,control of CO2 partial pressure,control of solution pH,and use of chemical additives(scaleinhibitors)can be used.The research results can provide a theoretical basis for the sustainable development and utilization ofgeothermal resources in the Xianshuihe fault zone and western Sichuan.Key words：Xianshuihe fault zone；hydrochemistry of geothermal water；recharge source；reservoir temperature；scaling ofgeothermal water 0引言全球能源危机和环境问题日趋严峻，促使世界各 国 越 来 越 重 视 清 洁 能 源 的 开 发 和 利 用（Capaccioni et al.,2011）。作为减少碳减排的重要途径，地热资源的开发和利用在世界范围内受到越来越多的关注（Wang et al.,2021）。地热资源由热、矿物和水组成，是最实用和最具竞争力的清洁能源之一，可作为化石燃料的可行替代品，以缓解能源危机和全球气候变化（Kong et al.,2014,Lu et al.,2018）。地热资源可用于地热发电、浅层地热能供暖、种养殖与康养及相关矿产开发等（赵斌等,2023）。但是在开采地热资源的过程中，地热井结垢成为了地热资源开发利用中的主要问题之一（雷宏武等,2023，王奎峰等,2010,韦梅华等,2012）。为减少地热结垢带来的负面影响，保障地热资源开发利用，亟需探明地热流体的结垢趋势特征并估算结垢量。分析地热流体的结垢趋势特征，需要基于地热流体的水化学类型、补给来源和热储温度等，并结合相应的方法和软件估算预测地热水的结垢趋势和结垢量。近年来，国内外许多学者对地热水的水文地球化学特征和结垢问题进行了大量的研究，并取得了丰硕的成果。Zhang et al.（2021）等通过Piper 三线图判断地热水的水化学类型区，并区分不同类型的地热水。氢氧同位素可以追踪地热水的补给来源并估算补给高程（Blasch and Bryson,2007,Xu et al.,2022）。地热温标可以估算浅部和深部的热储温度以及冷水混合比例，如阳离子温标、二氧化硅温标和硅焓图解法（Fournier,1977,Truesdell and Fournier,1977,Giggenbach,1988）。关于结垢问题，Ellis（1983）首先提出了用雷兹诺指数（LI）判断地热水的碳酸钙结垢趋势。我国学者通常是将雷兹诺指数（LI）和拉申指数（RI）一起判断碳酸盐的结垢趋势（蔡义汉,2004）。硫酸盐和硅酸盐的结垢趋势可以通过估算硫酸钙和硅酸钙的相对饱和度得出（王奎峰等,2010）。一些学者运用水文地球化学模拟软件 PHREEQC 分析地热流体中不同矿物的饱和状态以及结合热井筒中流体的地球化学演化进行建模，预测结垢趋势（Delalandeet al.,2011,张恒等,2016，Akn and Karg,2019）。Satman et al.（1999）研究了时间和离井的径向距离对方解石沉淀的影响。Chauhan et al.（2021）运用了六方模型模拟了井筒中方解石沉淀的影响因素。此外，还可以通过深部流体组分数据，利用相关公式定量估算地热流体的结垢速率和结垢量（Zhangand Farquhar,2001,Zhang et al.,2001,Li et al.,2020b），并运用井筒模拟软件 TOUGHREACT，得出不同深度的结垢差异（Wanner et al.,2017，雷宏武等,2023）。鲜水河断裂带位于四川省西部，大地热流值高，地热资源丰富，是目前地热资源开发利用的重点区 358沉积与特提斯地质（2）域（Tang et al.,2016,Liu et al.,2017）。然而，众多研究显示地热井筒结垢是限制该地区地热资源生产利用的重要难题之一。韦梅华等（2012）采用综合指数分析法和 WATCH 程序法分析了康定炉城镇驷马桥地区地热水的结垢趋势。王延欣等（2015）通过对甘孜康定某地热井的结垢成分进行 X 射光衍射和 X 射线荧光光谱分析得出结垢成分主要为CaCO3，并提出了相应的防垢对策。张恒等（2016）基于水文地球化学模拟软件 PHREEQC 计算地热流体中不同矿物的饱和指数，从而判断康定某高温地热井的结垢类型。李义曼和庞忠（2018）、Li etal.（2020b）通过化学模拟软件WATCH 和PHREEQC，并联合井筒模拟器 HOLA 和 WELLSIM，定量分析了康定地热井的碳酸钙结垢深度变化和结垢量。上述研究成果虽然都对局部地热流体结垢问题开展了研究，但大多数都是以一种或两种方法来研究，缺乏多方法的综合分析。此外，上述学者研究区域尺度较小，仅针对个别地热井，缺乏对鲜水河断裂带整体结垢趋势研究，难以探明鲜水河断裂带地热区的结垢差异。因此，本文在前人研究的基础上，基于鲜水河断裂带磨西、榆林宫、二道桥、中谷、八美和道孚这六个典型地热区的已发表温泉和地热井数据，开展以下研究：（1）分析了地热水的水化学特征和氢氧同位素特征，估算了地热水的热储温度；（2）结合水化学特征和热储温度得出的结果，分别运用指数分析法、饱和指数判别法和公式计算法，揭示了鲜水河断裂带上六个地热区的结垢趋势特征和规律；（3）通过定量研究川西整体区域地热流体的水文地球化学特征和结垢趋势特征，可以进一步了解鲜水河断裂带地热水的水化学构成、补给来源和热循环过程，找出结垢趋势和原因，并提出了具体除垢和预防措施。本次研究揭示了鲜水河断裂带主要地热区结垢趋势和原因，以期为鲜水河断裂带地热结垢的研究提供理论支撑和科学依据，为川西地热带地热资源的可持续开发和利用提供理论依据。1研究区概况 1.1区域地质背景四川西南部新生代构造与印度-欧亚大陆汇聚导致的后碰撞陆内变形有关，研究区位于印度板块与欧亚板块碰撞区的前部，构造变形十分复杂（Wang et al.,1998,Guo et al.,2017）。其中有三条显著的断裂带构成了一个 Y 形交汇，分别是鲜水河 断 裂 带、龙 门 山 断 裂 带 和 安 宁 河 断 裂 带（Tapponnier and Molnar,1977）。研究区是位于鲜水河断裂带上，自始新世欧亚-印度碰撞以来，鲜水河断裂带一直以左旋走滑的方式移动（Bai et al.,2018）。GPS 测量得出，沿鲜水河断裂带的左旋速率为 10-12 mm/年（Zhang,2013）。鲜水河断裂带的起源为甘孜北部的东谷，向东南延申依次经过了朱倭、炉霍、道孚、八美、康定和磨西，最后到达石棉（赵友年,1981,李晓等,2018）。鲜水河断裂带主要分为西北部、中部和东南部三个大段。西北段包括炉霍分支、道孚分支和八美分支；中段在康定和八美之间，分别为南部的折多塘分支、中部的色拉哈分支和北部的雅拉河分支；南段主要为康定和磨西分支（Jiang et al.,2015,Li et al.,2020a）。鲜水河断裂带的地貌主要为高山和低谷。高程范围为3 000 m7 556 m，高差为 3 000 m4 000 m，最高点是位于康定南部的贡嘎山（7 556 m）（Li et al.,2020a）（图 1）。由于地形和季风环流的影响，研究区所处的川西高原属于亚热带和温带气候。年温度范围为14.129.4（平均值为 7.1），年降雨量和湿度分别为 500 mm800 mm 和 73%（Luoet al.,2017,Zhang et al.,2018）。三叠纪复理石组合在鲜水河断裂带两侧广泛出露，包括变形和变质长石石英砂岩、凝灰质砂岩、粉砂岩和泥岩（Tang et al.,2017）。鲜水河断裂带东部出露的前寒武纪和古生代岩石包括浅变质砂岩、板岩、灰岩透镜体、灰岩和变质石英砂岩。此外鲜水河断裂带附近的三叠系地层被多期花岗岩侵入（Liu et al.,2022）。侵入岩的分布主要是以大雪山农戈山断裂为界，东部主要出露晋宁期的侵入岩，如康定杂岩；西部为西康群变质岩和印支期燕山期侵入岩，如折多山花岗岩（李晓等,2018）。鲜水河断裂带上的热泉主要由深部岩浆、花岗岩的放射性热和构造走滑摩擦热加热形成（Tang etal.,2016,Li et al.,2020a）。沿鲜水河断裂带有大量的温泉出露，且大多数温泉均出露在主断裂带与次生断裂带交汇的位置。温泉主要以高山冰雪融水和大气降水补给为主（Zhang et al.,2018,李晓等,2018,Li et al.,2020a）。1.2地热水结垢特征前人研究发现，康定炉城镇驷马桥地区地热水会发生碳酸钙结垢（以方解石、滑石和温石棉为主）2023 年（2）鲜水河断裂带地热水化学特征及结垢趋势分析359（韦梅华等,2012）。康定县城北部某高温地热井喷放 48 小时后，管壁结垢厚度达到了 3 cm（图 2a）（张恒等,2016）。甘孜某地热井分析得出结垢成分 95%主要为 CaCO3，SiO2含量很少（图 2b）（王延欣等,2015）。康定地热区深部储层流体，估算得出在 48 h 内结垢速率和结垢量为 2.94 cm 和 300kg（Li et al.,2020b）。本次研究在现场调查中发现，在二道桥地区，地热水已被用于温泉洗浴。在开发利用过程中发生了井口结垢现象，造成地热井经常发生井堵现象，需要定期进行除垢（图 2c 和 d）；在老榆林地区的龙头沟和灌顶温泉也发生了明显的结垢现象，结垢物的颜色以黄色和白色为主（图 2e，f）。2数据来源本文所选取的数据均来自前人的相关研究（附表 1*）。其中在磨西地区选取了 12 个温泉样点和1 个地热井样点；榆林宫地区选取了 12 个温泉样点，10 个地热井样点和 1 个地表水样点；二道桥地区选取了 9 个温泉样点，3 个地热井样点和 1 个地表水样点；中谷地区选取了 15 个温泉样点和 11 个地热井样点；八美地区选取了 9 个温泉样点；道孚地区选取了 8 个温泉样点。样品数据一共为 92 个。统计的内容有温度、pH、TDS、Na+、K+、Mg2+、Ca2+、Cl、SO42、HCO3、SiO2和氢氧同位素。其中阴离子和阳离子主要采用离子色谱仪 DIONEX-500、道孚地热区八美地热区中谷地热区榆林宫地热区磨西地热区二道桥地热区图例地热水温度地热井地表水走滑断层河流澄江-晋宁期康定杂岩燕山早期二长花岗岩燕山晚期黑云母花岗岩志留系地层印支期黑云母花岗岩燕山晚期混合岩三叠系地层(b)康定雅拉河大渡河榆林河80东90东100东40北30北缝合带逆冲断层走滑断层喜马拉雅造山带拉萨地体羌塘地体羌松潘-甘孜造山带研究区扬子地块掸泰地块(b)(a)图 1(a)鲜水河断裂带区域构造位置图和(b)鲜水河断裂带地热区分布图(根据文献李晓等,2018,Li et al.,2020a,张云辉等,2021,唐渊等,2022 修改)Fig.1(a)Regional tectonic map of the Xianshuihe fault zone and(b)the distribution map of geothermal areas in theXianshuihe fault zone(modified from Ref.Li et al.,2018,Li et al.,2020a,Zhang et al.,2021,Tang et al.,2022)*数据资料联系编辑部或者登录本刊网站获取。360沉积与特提斯地质（2）ICP-AES、Dionex ICS-1100、ICP-OES（ThermoFisher ICAP-6300）和 ICP-MS（AGLIENT 7500a）测定；氢和氧同位素主要采用激光吸收水同位素分析仪（PicarroL1102-i）、OA-ICOS、液体水同位素分析仪（IWA-35EP）和（LGR IWA-35-EP）进行测试。所有样品均按照相关标准进行测定。样品的主要阳离子和阴离子之间的电荷平衡误差低于10%。氧和氢同位素的精度分别为0.6%和0.2%（Luo etal.,2017,Li et al.,2018,张云辉,2018,Li et al.,2020a,张云辉等,2021）。可以看出引用的数据所采用的(a)(b)(c)(d)(e)(f)图 2(a、b)康定县城某高温地热井结垢照片（王延欣等,2015,张恒等,2016）；(c、d)二道桥地区地热水结垢照片；(e、f)老榆林地区龙头沟和灌顶地热水结垢照片Fig.2(a,b)The scaling pictures of a high temperature geothermal well in Kangding County(Wang et al.,2015,Zhang etal.,2016);(c,d)Scaling pictures of geothermal waters in Erdaoqiao area;(e,f)Scaling pictures of Longtougou andGuanding geolothermal waters in Laoyulin area 2023 年（2）鲜水河断裂带地热水化学特征及结垢趋势分析361 测试方法和仪器精度有差异，可能会造成测出的数据产生误差，但是本文分析的数据量比较大（92个），可以有效减小这些差异带来的影响。且本文主要以六个典型地热区为研究对象，地热区内单个热水样本之间的误差对整个地热区的影响较小。3结果与分析 3.1地热水水化学特征本文对鲜水河断裂带上的磨西、榆林宫、二道桥、中谷、八美和道孚这六个典型地热区进行了水化学物理参数统计（图 3）。水文地球化学成果统计分析后发现鲜水河断裂带几个地热显示区化学组分具有几个特征。榆林宫的地热水温度最高，平均温度达到了 88.7，这是由于统计的地热水数据里面包含几个高温地热井。温度最低的为二道桥，平均温度仅有 40.2；六个地热显示区的 pH 值变化均较大，但总体偏弱碱性；榆林宫地热显示区的 TDS、Na+、K+、Cl和 SO42均为最大值，说明榆林宫地区的地热水相较于其他几个地区可能具有更长的循环和停留时间以及溶解过程（Aliek etal.,2017,Erba and Bozda,2022），导致水-岩反应作用更强，离子浓度更高；二道桥地热区显示出更高的 Mg2+和 Ca2+离子浓度。这是由于该地区出露的主要岩石为灰岩（姜哲等,2022），较高的方解石和白云石的风化溶解导致 Mg2+和 Ca2+离子浓度增加；磨西地热区的 SO42离子浓度较高；榆林宫和中谷地区的 SiO2含量均较高，说明这两个地热区的热储温度相应的也比较高（Li et al.,2020a）。基于主要阳离子和阴离子的毫克当量，绘制了研究区的 Piper 三线图（Piper,1944）（图 4），以此分析鲜水河断裂带上六个典型地热显示区的水化学类型。从图 4 可以看出，地热水的主要阳离子为Na+和 Ca2+，主要阴离子为 HCO3和 Cl；地表水的主要阳离子为 Ca2+和 HCO3。水化学类型主要为Na-HCO3、Ca-HCO3、CaNa-HCO3和 Na-ClHCO3型。磨西、榆林宫、二道桥、中谷、八美和道孚这六个地区的地热水表现出明显的差异。Na-HCO3型地热水占比最多，在磨西、榆林宫、中谷、八美和道孚地区均有分布；Ca-HCO3型地热水，主要是分布在二道桥地区，道孚地区也有少量分布，且地表水也是属于此类型；CaNa-HCO3型地热水，此类型属于过渡型地热水，分布的地区主要是磨西和榆林宫的过渡带，二道桥和道孚地区也有分布；Na-ClHCO3型地热水，主要分布在榆林宫地区，且以地热井水为主。3.2地热水同位素特征本次研究主要是分析鲜水河断裂带上六个典型地热区的氢氧同位素特征。通过分析地热水的D-18O 比值特征可以追踪补给来源。绘制了研究区的 D 和 18O 的比值图（图 5），从图上可以看出地热水样点几乎都位于全球大气降水线（Craig,1961）和西南地区大气降水线（Kong et al.,2019）附近，说明研究区地热水主要来源于大气降水的补给。同时大部分地热水样点还偏向于全球大气降水线和西南地区大气降水线右下侧，表明发生了“氧同位素漂移”现象（Craig,1961），其中榆林宫和磨西地区的氧漂移现象最严重（漂移最大值样点的18O 分别为14.70和10.09），表明这两个地区的水-岩作用强烈，其余地区则相对较弱。造成这种现象的原因是地热系统在高温状态下，在地下深部循环的地热水和围岩之间会发生氧同位素交换，从而导致地热水中氧同位素更加富集（Craig,1961，张云辉,2018）。值得注意的是，从磨西到道孚地区，地热水的 D 和 18O 值逐渐降低。由同位素的高程效应可知（Blasch and Bryson,2007），道孚、八美、中谷和榆林宫地区的补给高程较高，而二道桥和磨西地区的补给高程相对而言较低。3.3地热水热储温度估算深层储层中的地热流体在到达地表之前会发生显著冷却并与浅部地下冷水混合，这会导致深部储层中流体的温度要远高于地表温度（Erba andBozda,2022）。因此，需要使用地温计估算地热系统的储层温度。地温计基于温度相关的水-岩平衡，控制地热水的化学和同位素组成（Li et al.,2020a）。在估算热储温度前，需要判断地热水的水岩平衡状态。可以运用 Na-K-Mg 三角图（Giggenbach,1988）来判断。研究区大部分样点均落在未成熟水区域，仅榆林宫的几个地热井样品落在了部分饱和水区域，这意味着地热水在储层中的反应程度较低，并未达到完全的水-岩平衡状态（图 6）。此外，在Na-K-Mg 三角图中，除了磨西地区，其它地区的大多数样点似乎呈现出线性分布的趋势，倾向于 Na-K 等值线，而不是随机分布的。根据 Na-K 地热温度计（Giggenbach,1988）的估算，我们可以推断在 362沉积与特提斯地质（2）磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚050100150200250温度中位线均值异常值(a)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚6.06.57.07.58.08.59.0pH(b)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚50010001500200025003000TDS(mg/L)(c)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚020040060080010001200Na+(mg/L)(d)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚020406080100120140160180K+(mg/L)(e)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚0102030405060Mg2+(mg/L)(f)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚050100150200250300350400Ca2+(mg/L)(g)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚101100101102103104Cl-(mg/L)(h)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚050100150200SO42-(mg/L)(i)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚20040060080010001200140016001800HCO3-(mg/L)(j)磨西榆林宫 二道桥中谷八美道孚101102103SiO2(mg/L)(k)()图 3鲜水河断裂带地热水水化学参数箱型图。(a)温度()；(b)pH；(c)TDS(mg/L)；(d)Na+(mg/L)；(e)K+(mg/L)；(f)Mg2+(mg/L)；(g)Ca2+(mg/L)；(f)Cl(mg/L)；(i)SO42(mg/L)；(j)HCO3(mg/L)；(k)SiO2(mg/L)（数据来源于附表1*）Fig.3Box diagram of hydrochemical parameters of geothermal waters in the Xianshuihe fault zone.(a)temperature()；(b)pH；(c)TDS(mg/L)；(d)Na+(mg/L)；(e)K+(mg/L)；(f)Mg2+(mg/L)；(g)Ca2+(mg/L)；(f)Cl(mg/L)；(i)SO42(mg/L)；(j)HCO3(mg/L)；(k)SiO2(mg/L)(data from Supplement table 1)2023 年（2）鲜水河断裂带地热水化学特征及结垢趋势分析363 鲜水河断裂带上的一些地热区之下存在约 260的深部储层。研究区大部分地热泉是来自于较浅的储层，这些储层是由深部储层与不同比例的浅部冷水混合形成。因此研究区的地热水在上升过程中混合了浅部冷水，使用阳离子地温度计估算热储温度偏差较大。二氧化硅地温计计算的出的热储温度取决于水中二氧化硅的含量，如石英，玉髓，方石英和无定形二氧化硅的数量控制（Peralta Arnold et al.,2017,Liu et al.,2022）。log（K2/Mg）与 log（SiO2）比值图可以指示地热流体中的二氧化硅种类（Giggenbachand Glover,1992）。图 7a 绘制研究区地热水样点（不包含地热井和SiO2异常高的热泉）的log（K2/Mg）与 log（SiO2）比值图，发现几乎所有的地热样品点均位于玉髓溶解线以上，因此可以确定石英和玉髓是研究区地热储层中主要的二氧化硅矿物。使用PHREEQC3.0 软件计算得出石英和玉髓的饱和指数 SI 分别为0.090.99 和0.490.63，可以看出基本处于过饱和状态，并且石英的饱和程度更高。因此研究区选用二氧化硅地温计（石英地热温标（Fournier,1977）估算热储温度，估算结果为 61172。其中榆林宫、中谷和八美的热储温度较高，热储温度平均值分别为 134、129 和 132；磨西、二道桥和道孚的热储温度较低，热储温度平均值分别为 106、104 和 108。考虑到存在冷水混合的影响，石英地热温标估算得到的热储温度为浅层热储温度，因此需要进一步使用硅焓模型（Truesdell and Fournier,1977）估算深部热储温度和冷水混合比例（图 7b）。估算得出这六个地热区的 100806040200Ca2+020406080100Na+K+020406080100Mg2+020406080100Cl-100806040200SO42-100806040200HCO3-100806040200Ca2+Mg2+020406080100SO42-+Cl-磨西榆林宫二道桥中谷八美道孚河流Na-HCO 型3Ca-HCO 型3CaNa-HCO 型3Na-ClHCO 型3图 4鲜水河断裂带地热水的 Piper 三线图（Piper,1944）（图中椭圆分别对应四种水化学类型；数据来源于附表1*）Fig.4Piper triangle diagram of geothermal waters in theXianshuihe fault zone(Piper,1944)(The ellipses correspondto four hydrochemical types;data from supplement table 1)20181614121081601501401301201101009080D(VSMOW)18O(VSMOW)D=818O+10D=8.4118O+16.7218O漂移磨西榆林宫二道桥中谷八美道孚河流全球大气降水线西南地区大气降水线图 5鲜水河断裂带地热水的 D 和 18O 关系图（数据来源于附表 1*）Fig.5Plot of D-18O for the geothermal waters in theXianshuihe fault zone(data from supplement table 1)+Na/10002+Mg+K/100300260220180140100120140160180200240300220100320340280240200160120oT(C)Na-KoT(C)K-Mg饱和水部分饱和水未成熟水二道桥中谷八美榆林宫磨西道孚图 6 鲜 水 河 断 裂 带 地 热 水 的 Na-K-Mg 三 角 图（Giggenbach,1988）（数据来源于附表 1*）Fig.6Na-K-Mg trilinear equilibrium diagram of thegeothermal waters in the Xianshuihe fault zone(Giggenbach,1988)(data from supplement table 1)364沉积与特提斯地质（2）平均温度为 183284，平均冷水混合比例为77%86%。其中，中谷地区平均热储温度和冷水混合比例最高，达到了 284 和 86%；磨西地区平均热储温度最低，为 183；榆林宫地区的平均冷水混合比例最低，为 77%。3.4地热水结垢趋势分析结垢是地热流体利用和生产过程中的主要问题之一（Chauhan et al.,2021）。当成垢相在地热循环中时，由于气体析出或由于温度和/或压力的变化以及不同化学组成的水溶液之间的混合而导致溶解度降低而过饱和时，就会析出形成结垢（Bozauet al.,2015）。当结垢量过大时，会导致井筒上形成很厚的垢层，从而使地热流体流速变缓，流量变小，甚至堵塞管道（王延欣等,2015），严重影响地热资源的开发和利用。因此本研究通过指数分析、饱和指数判别和公式定量化估算来探究鲜水河断裂带上六个地热区的结垢趋势。3.4.1指数分析法（1）碳酸盐结垢趋势地热流体中的碳酸盐结垢物主要是碳酸钙，根据前人的研究（蔡义汉,2004），目前运用比较多的方法是采用拉申指数（LI）和雷兹诺指数（RI）（Ellis,1983）来定性判断地热水的碳酸钙结垢趋势。在地热水中，当 Cl离子的含量较高时（毫克当量百分数25%），采用拉申指数法判断碳酸钙结垢趋势更为合理；当 Cl含量较低时（毫克当量百分数25%），则可以采用雷兹诺指数法判断碳酸钙结垢趋势（韦梅华,2012）。公式如 15 所示（附表2*）。拉申指数的判断标准为：当 LI0.5，表示不结垢，但有腐蚀性；当 LI0.5，表示可能结垢，且无腐蚀性（朱家玲和姚涛,2004）。雷兹诺指数的 Kc是包括与温度有关的平衡常数和活度系数的复杂常数，通常用图解法（Larson and Sollo,1967）来估算，Ke 则是常数。雷兹诺指数的判断标准为：当RI4.0 时，结垢非常严重；4.0RI5.0，结垢严重；5.0RI6.0，结垢中等；6.0RI7.0，结垢轻微；RI7.0，不发生结垢（韦梅华,2012）。采用拉申指数和雷兹诺指数估算鲜水河六