地下热水的起源
(1)地下热水的补给来源
大多数地下热水起源于大气水，是由当地大气降水入渗补给而形成的。这类地下热水的矿化度通常小于1g/L，少数达ng/L。分布在沿海地区的地下热水可能混合有海水，因而部分热水起源于海水，这种热水的矿化度介于淡水和海水之间。在某些沉积盆地深层分布有地下热卤水，它们可能起源于古代大气水或古海水，其矿化度可以大于现代海水，最高达300g/L以上。
地下热水的稳定同位素D和18O组成可以用来判别其补给来源。我国部分地区地下热水水样的δD和δ18O数据绘制在δD－δ18O关系图上(图4.21)，发现我国地下热水的δD和δ18O数据点大多落在大气降水线附近，没有存在明显的18O漂移。说明热水的补给来源是当地大气降水，并且水－岩氧同位素交换作用不明显。热水的δD和δ18O值受到不同纬度、不同高程以及距海岸的距离等的影响，位于我国南方且海拔低、离海岸比较近的水样的δD和δ18O数据点落在δD－δ18O关系图右上方，位于北方、海拔较高且远离海岸的水样δD和δ18O值偏负。地处西藏南部、四川西部的热水样品点δD和δ18O值偏负明显，数据点落在δD－δ18O关系图左下方，除了受到高海拔、远离海岸的影响外，还反映了冰雪融水的补给作用。
世界上不同地区的一些高温地热田地下热水的δD和δ18O值，在δD－δ18O关系图上大多存在18O漂移(见图3.12)，即18O相对富集。这通常是水－岩之间发生氧同位素交换作用的结果。一般水温越高，18O漂移越明显。δD和δ18O数据点的连线或趋势线与大气降水线的交点的δD、δ18O值与当地大气降水的δD、δ18O平均值接近，表明地下热水的补给来源是当地大气降水。
图4.21 中国地下热水δD和δ18O关系图(据Zhou等，2009a)GMWL—全球大气降水线;CMWL—中国大气降水线。1—内蒙古维纳温泉;2—吉林长白山温泉;3—辽宁汤岗子温泉;4—辽宁五龙背温泉;5—河北抚宁县温泉堡温泉;6—河北遵化县汤泉温泉;7—河北赤城温泉;8—河北赤城县塘子庙温泉;9—河北张家口市白庙温泉;10—河北怀来暖泉;11—河北怀来县后郝窑郝4井;12—河北大厂县“京东第一温泉”地热井;13—河北雄县浅牛3井;14—河北任丘地热井;15—北京延庆县松山温泉;16—北京小汤山地热井;17—北京市地热井;18—天津市地热井;19—山东临沂市汤头温泉;20—山东招远温泉;21—山东聊城地热井;22—山东菏泽地热井;23—陕西华清池温泉;24—陕西西安市地热井;25—陕西东汤峪温泉;26—陕西西汤峪温泉;27—安徽庐江温泉;28—安徽拌汤温泉;29—湖北咸宁温泉;30—江西庐山温泉;31—江西马鞍坪温泉;32—江西临川温泉;33—江西横径温泉;34—湖南大热水溪温泉;35—湖南落马坡温泉;36—湖南热水坑温泉;37—福建福州温泉;38—福建漳州温泉;39—广东从化温泉;40—广东广州市三元里热水井;41—广东中山温泉;42—广东阳江温泉;43—广东雷州半岛热水井;44—广西博白县温罗温泉;45—广西陆川温泉热水井;46—广西北流县清湾温泉;47—广西容县黎村温泉;48—贵州石阡温泉;49—贵州息烽温泉;50—贵州开阳温泉;51—重庆北碚温泉;52—重庆铜梁县虎峰温泉;53—四川达县马家沟温泉;54—四川稻城县茹布温泉、东朗温泉、日东温泉、勇茶卡温泉;55—云南安宁温泉;56—云南大理市下关温泉;57—云南昌宁县鸡飞温泉;58—云南龙陵县邦腊掌温泉;59—云南腾冲县热海地热田大滚锅泉眼;60—云南瑞滇温泉;61—云南瑞丽市孔雀温泉;62—青海贵德温泉;63—青海温泉镇温泉;64—西藏那曲县谷露温泉;65—西藏当雄县羊八井地热田;66—西藏措美县突多温泉;67—西藏定日县尼夏温泉;68—西藏昂仁县搭各加温泉
(2)补给区纬度
大气降水的平均D和18O同位素组成与纬度的变化存在着相关关系。从低纬度到高纬度，大气降水的重同位素逐渐被贫化。中国大气降水δD值的纬度效应可以表示为(王东升，1993)
地下水科学专论
式中:NL为北纬纬度。根据地下热水的δD值可以估算地下热水补给区的纬度。例如北京地区深层地下热水的δD值为－67～－76，估算补给区的纬度约为北纬44°～50°。
(3)补给区高程
利用大气降水的δD和δ18O值的高程效应可以估算补给区高程。高程的大小随不同地区的气候和地形条件而异。中国大气降水δD值的高程效应可以表示为
地下水科学专论
式中:ALT为高程，m。例如，北京延庆县松山温泉的δD值为－84，δO值为－11.8，求得地下热水的补给区高程约为1900m，与温泉西北地区的大海坨山区的高程较接近。
式(3.7)是常用来估算补给区高程的另一个计算公式。例如，天津市区深层热水的δD值为－64～－81，已知高程每升高100m时δD值降低2.5，利用式(3.7)估算补给区高程为400～600m，与当地北部山区实际高程基本相符(周训等，2001)。
(4)补给区温度
利用大气降水的δD和δ18O值的温度效应可以估算补给区水的温度(或平均气温)。中国大气降水δD值的温度效应可以表示为
地下水科学专论
式中:T为补给区多年平均气温。例如，北京地区深层地下热水的δD值为－67～－76，估算北京地区地下热水补给区地面气温约为5～9℃。
高于多少度的地下水称为地下热水
高于25度的地下水称为地下热水。
地下水在一定地质条件下，因受地球内部热能影响而形成温度不同的地下热水。其温度下限尚无统一标准，不同国家甚至在同一国家的不同地区都可能不同。中国目前采用20～25℃作为热水下限，国外大多以20℃为冷热水温度界限，但一般都把高于当地年均气温的地下水称为热水。
因地下局部热源或在正常地温梯度下加热而形成的地下水。地下热水的温度可以从摄氏几十度到几百度。在现代火山活动地区由于强大的热源，在地壳浅部（几百米至二、三千米）可以形成高温过热水和蒸气。中国台湾大屯火山区地下热水温度达293℃，美国塞罗普里埃托温度高达388℃。在正常地温梯度地区，例如在一些褶皱带和盆地内，在千米深度范围内水温一般不超过100℃。地下热水沿着岩层裂隙或断裂构造上涌溢出地表，便形成温泉、喷泉或间歇喷泉。
地下热水的分布类型
地下热水的分布从热水天然产出的角度可以分为埋藏型和出露型(周训等，2006)。前者又称为沉积盆地型(简称盆地型)，主要包括断陷盆地型和坳陷盆地型。沉积盆地型地下热水是指地表无地热显示(或仅在盆地边缘局部地区偶尔有中低温温泉出露)而隐伏于沉积盆地深处的地下热水，多呈层状的热储层产出，如中国黄淮海平原中、新生代断陷盆地中的深层地下热水。出露型是指地下热水以温泉的形式出露于地表(又称为温泉型)，可以分为断裂－深循环型、非断裂型和火山－岩浆型。断裂－深循环型地下热水的分布严格受一定规模的断裂控制，地下水沿断裂带经深循环被加热后上升至地表形成温泉出露，在我国分布比较广泛，在许多省份都可以见到，尤其是在东南部广东、福建两省，如福建福州地热田和广东从化温泉。也有部分中低温温泉的出露没有受断裂明显的控制或与断裂无关，地下热水的分布范围仅限于温泉附近，与常见的断裂－深循环型相对应，可以称为非断裂型。火山－岩浆型地热田与隐伏高温岩浆或现代火山有关，常有高温温泉或喷泉出露，例如西藏羊八井地热田和台湾大屯火山群附近的温泉(宋圣荣等，2004)。各类地下热水及其资源特点列于表4.1。
表4.1 地下热水分布类型
地下热水的形成
地下热水是指高于当地年平均气温的地下水。我国将地下热水的温度下限规定为20℃（北方）—25℃（南方）。
我国的地下热水资源极为丰富，目前已发现水温在25℃的热水点有2600多处，且具有明显的区域性分布规律，呈现出藏滇、台湾两个高温温泉密集带和东南沿海、滇川两个低温热水密集带。
地下热水多形成于地热异常区（热流值或地热梯度高于区域背景值的地区即可看作地热异常区）。一般认为，地热异常与深部地幔熔融物质向地表浅部运移在岩石圈中形成的岩浆库（岩浆热源体）密切相关（图6-1）。岩浆库的深度一般为5—10km，温度高达600—900℃。
图6-1 高温地热异常形成示意图（HFU为热流单位，1HFU=4984×10－3J/cm2·s）
地下热水的形成受各种复杂的地质－水文地质条件的控制，其中不可缺少的是：有效覆盖层、下伏的透水层，有利的地质构造、热源的存在和足够的水补给，可概括为四个字（即四个要素）：
（1）储（即热储）。主要指渗透性良好的孔隙、裂隙岩层以及断裂裂隙系统，其中赋存有丰富的热水或蒸汽。
（2）盖（即盖层）。由不透水岩层组成，直接覆盖在热储之上，起保温隔热作用，能阻碍地球内部的热能向地表散失。
（3）通（即通道）。系指地下热水（汽）在静水压力作用下上涌的构造通道。
（4）源（主要是热源，也包括水源及水中物质成分的来源）。其中热源是地热区形成的重要条件，在四个要素中，热源起主导作用。热水（汽）的水源问题，也可以说是热水（汽）的成因问题，据同位素研究表明，地下热水大部分来自大气降水，其形成机理模型见图6-2。关于热水中物质组份（即可溶性组份）的来源，主要是热水与岩石之间发生溶滤作用的结果。即热水中大部分可溶性组分来源于围岩，其浓度主要取决于温度和压力条件，其中有的微量组分除溶滤成因外，与岩浆活动、火山喷发、降水也有密切的成因联系。
图6-2 高温热水型地热田模型（据D.E.怀特）
左图曲线1是纯水沸点的参考曲线；曲线2表示沿着由A点得到补给到E点排泄这一曲型循环途径的温度剖面
地下的热水是怎样形成的？
地下的热水并不是从地球内部深处流出的，而是由天上的降水流入地球内部被加热后形成的。当天上的雨水降到地面上后，接着就沿岩石或土壤的空隙、裂缝向地下深处渗透。雨水在下渗过程中，不断吸收周围岩石的热气，逐渐增温而形成地下热水。如果渗入到30多公里深处，温度就有1000～1300℃。如果地层深处有含水性能较好的大孔隙地层，地下热水就会大量聚集起来，形成具有开采价值的地下热水层。在一些地壳变动比较剧烈、岩层发生深度断裂的地区，由于岩层产出了许多深入地壳内部的裂缝，这些裂缝犹如一条条天然输水管道，不仅为降水流动提供通道，而且在地球内部强大压力作用下，还会使热水沿着错综复杂的地下裂缝，从深处上升到地表附近，成为浅埋藏地下热水，有的甚至直接露出地面而成为温泉。
地下热水形成模式
(1)温泉型地下热水
在隆起山区温泉型地下热水的形成模式可以概括为:大气降水入渗补给→地下水经历深循环并获得大地热流或岩浆热源的加热→上升至地表以温泉的形式出露。例如福建漳州地热田地下热水分布于漳州盆地中部花岗岩裂隙型热储层中，其补给区主要在西北部丘陵山区，大气降水入渗后逐渐汇集到断裂带，地下水经深循环和加热后，在盆地中央的北北东向断裂和北西西向断裂交汇处上涌并穿透第四系孔隙含水层后出露地表(图4.20)。
图4.20 福建漳州地热田地下热水形成模式示意图(据汪集旸等，1993)
(2)盆地型地下热水
分布在沉积盆地深层基岩热储层及其上覆孔隙热储层中的地下热水，其形成模式可以大体上概括为“侧向径流补给—大地热流供热—层状热储”。地下热水的补给区在盆地边缘的基岩山区，由于补给区距离远，地下热水的径流极其缓慢。例如天津市深层中新元古界和下古生界碳酸盐岩裂隙岩溶热储层，地下热水的补给区主要在北部山区，大气降水入渗补给后，地下水向南径流，在天津市区附近获得来自深部大地热流的加热而增温，连同其上覆新近系松散－半固结的孔隙含水层中的地下水也获得增温，从而使该地区地下分布有多层热储层(见图4.6)。