盧兆群，彭明章，董 妍，亓協(xié)全，朱光驥，孟祥鑫

(中化地質(zhì)礦山總局山東地質(zhì)勘查院，山東 濟南 250013)

0 引言

地?zé)豳Y源作為一種清潔的可再生能源，越來越受到人們的關(guān)注，成為最現(xiàn)實和最具競爭力的資源之一[1]。地?zé)崴卣骱脱莼瘷C制研究不僅對地?zé)豳Y源的合理利用與開發(fā)具有重要的指導(dǎo)意義，還可以為地?zé)豳Y源的勘查評價提供重要信息[2]。目前，平陰縣大孫莊和中土樓已發(fā)現(xiàn)3眼地?zé)峋?，出水溫?8.3～42.0 ℃，氡、鍶、氟、鋰、溴、偏硅酸、偏硼酸等微量元素含量達到了礦水濃度—命名礦水濃度，具有較高的理療價值。大孫莊和中土樓地?zé)崴饕x存于隱伏基底斷裂破碎帶及古風(fēng)化裂隙中，賦存層位均為新太古代泰山巖群，屬于基巖裂隙型地?zé)崴?。目前，濟南地區(qū)已發(fā)現(xiàn)的地?zé)崴礋醿︻愋椭饕獎澐譃?種類型：新近系—古近系碎屑巖類孔隙地?zé)崴?、奧陶系碳酸鹽巖類巖溶地?zé)崴约盎鶐r裂隙型地?zé)崴甗3]，孔隙地?zé)崴蛶r溶地?zé)崴捎诜植紡V泛，開發(fā)利用程度較高，對其研究也較多，而基巖裂隙地?zé)崴植剂阈?，開發(fā)利用程度較低，所以對其相關(guān)研究也比較少。近年來，一些學(xué)者對平陰縣大孫莊氡溫泉水的水化學(xué)成分與同位素特征、補給來源、熱儲溫度、氟來源及賦存機理等進行了研究[4-8]，但對中土樓地?zé)崴形催M行過系統(tǒng)研究，二者之間的聯(lián)系和區(qū)別尚不明確，對該區(qū)基巖裂隙地?zé)崴牡厍蚧瘜W(xué)特征及成因缺乏系統(tǒng)分析和認識。本文在以往地?zé)峥辈楣ぷ鞒晒幕A(chǔ)上，綜合利用已有水化學(xué)和同位素分析數(shù)據(jù)，對比分析2處地?zé)崴牡厍蚧瘜W(xué)特征，探討其深部地?zé)岬男纬蛇^程及成因，為該區(qū)地?zé)豳Y源的合理開發(fā)及利用提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)和科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

1.1 地質(zhì)及水文地質(zhì)概況

平陰縣位于山東省中西部，地處泰山山脈西延余脈與魯西平原的過渡地帶，地勢南高北低，以丘陵和山前沖洪積平原為主。區(qū)內(nèi)地層以新太古界泰山巖群火山沉積變質(zhì)巖系為基底，上覆寒武系—奧陶系灰?guī)r、泥巖夾頁巖等沉積建造以及新生代第四系松散沉積物。區(qū)內(nèi)地層較穩(wěn)定，地質(zhì)構(gòu)造規(guī)模相對較小，發(fā)育程度也相對較弱。

依據(jù)研究區(qū)出露含水層的水理性質(zhì)及水力特征，將區(qū)內(nèi)地下水分為第四系松散巖類孔隙水、碳酸鹽巖類裂隙巖溶水及基巖裂隙水。

1.2 地?zé)岬刭|(zhì)概況

研究區(qū)3眼地?zé)峋謩e位于2處區(qū)域：大孫莊村東南2眼，中土樓村西南1眼，均位于隱伏基底斷裂帶附近(圖1，圖2)。大孫莊村2眼地?zé)峋嗑嗉s95 m，位于同一隱伏基底斷裂帶(F1-1)上，井深660～1 305 m，井口出水溫度28.3～28.5 ℃；中土樓村1眼地?zé)峋挥诹硪浑[伏基底斷裂帶(F4-1)上，井深為1 800 m，井口出水溫度為42 ℃(表1)。2條隱伏基底斷裂帶均沿NW向發(fā)育，平行間距約4 km。

1.第四系松散沉積物；2.寒武系—奧陶系三山子組灰?guī)r；3.寒武系—奧陶系炒米店組灰?guī)r；4.實測及推測斷裂；5.物探推斷斷裂及編號；6.地?zé)峋幪柤吧疃?m；7.剖面位置及編號。圖1 研究區(qū)地?zé)峋恢梅植糉ig.1 Distribution of geothermal wells in the study area

1.第四系松散沉積物；2.寒武系—奧陶系灰?guī)r、泥巖夾頁巖；3.新太古界泰山巖群火山沉積變質(zhì)巖系；4.地層不整合界線；5.物探推斷斷裂及編號；6.地?zé)峋?。圖2 研究區(qū)A-A′地質(zhì)剖面Fig.2 Geological section A-A′ of the study area

表1 研究區(qū)地?zé)峋畔ab.1 Geothermal wells Information in the study area

研究區(qū)地?zé)崴饕x存在隱伏基底斷裂破碎帶及古風(fēng)化裂隙中，熱儲均為新太古界泰山巖群變質(zhì)巖，屬于基巖裂隙熱儲、帶狀熱儲，含水層巖性以混合花崗巖類為主。

研究區(qū)未見巖漿巖出露，根據(jù)井內(nèi)測溫數(shù)據(jù)推算地溫梯度值約2 ℃/100 m，無明顯的地溫梯度異常區(qū)。研究區(qū)位于魯中南丘陵山地亞區(qū)，由于莫霍面埋深較大，大地?zé)崃髦递^低(48～50 mW/m2)，是山東省熱流值最低的地區(qū)[9]。

2 數(shù)據(jù)來源

本次研究利用以往采集的大孫莊氡泉井和中土樓地?zé)峋乃瘜W(xué)分析樣品各2個，水化學(xué)分析測試結(jié)果見表2。樣品在自然資源部濟南礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心及中國冶金地質(zhì)總局山東局測試中心完成測試，儀器為IRISIntrepidⅡ全譜直讀等離子體發(fā)射光譜儀、TU-1810雙波長分光光度計、AFS-820原子熒光分光光度計、AFS-8520原子熒光分光光度計、ICE3500原子吸收分光光度計、XSeries2電感耦合等離子體質(zhì)譜儀、PHS-3E酸度計、UV752N紫外可見分光光度計及IRISIntrepidⅡXSP等離子體發(fā)射光譜儀。

表2 研究區(qū)地?zé)崴饕瘜W(xué)組成Tab.2 Main hydrochemical composition of geothermal water in the study area

同位素分析樣品主要為大孫莊村和中土樓村地?zé)崴畼悠?2個)以及地?zé)峋浇氐叵滤畼悠?3個)，分析測試結(jié)果見表3。δD和δ18O同位素樣品在自然資源部地下水科學(xué)與工程重點實驗室及美國貝塔分析實驗室(Beta Analytic Inc)測定，14C樣品在自然資源部地下水礦泉水及環(huán)境監(jiān)測中心及美國貝塔分析實驗室測定，儀器為L2130i同位素分析儀、Quantulus1220超低本底液體閃爍譜儀、PE1220QUANTULUS超低本底液體閃爍譜儀、加速器質(zhì)譜儀(Accelerator Mass Spectrometry,AMS)及穩(wěn)定同位素比例質(zhì)譜儀(Isotope Ratio Mass Spectrometry，IRMS)。

表3 研究區(qū)各類型地下水同位素組成測試結(jié)果Tab.3 Test results of isotopic composition of various types of groundwater in the study area

(續(xù)表)

3 結(jié)果與討論

3.1 地?zé)崃黧w化學(xué)特征

水化學(xué)分析結(jié)果表明，研究區(qū)地?zé)崴傮w表現(xiàn)為弱堿性，其中大孫莊氡泉井水pH平均值為7.48，中土樓地?zé)峋畃H平均值為7.59；大孫莊氡泉水溶解性總固體(TDS)平均值為6 466.13 mg/L，中土樓地?zé)崴芙庑钥偣腆w(TDS)平均值為6 203.00 mg/L。

圖3 研究區(qū)地?zé)崴甈iper圖解Fig.3 Piper diagram of geothermal water samples in the study area

研究區(qū)地?zé)崴毡楹^高的鍶(平均為12.81～13.82 mg/L)、氟(平均為2.78～2.80 mg/L)、鋰(平均為1.17～1.52 mg/L)及偏硅酸(平均含量為28.75～34.60 mg/L)，達到了理療熱礦水水質(zhì)標準中的礦水濃度—命名礦水濃度，具有較高的理療價值。

總體來看，雖然2眼地?zé)峋謩e位于不同的隱伏基底斷裂帶上，且取水深度有明顯差別，地?zé)崴饕x子組分中除Mg2+含量差別較大外，其他組分含量基本一致；微量元素組分中除了氡和硼含量差異明顯外，其他組分含量也較接近。研究區(qū)熱儲均為泰山巖群變質(zhì)巖，巖性及主要礦物成分較接近。因此，推測地?zé)崴瘜W(xué)組分應(yīng)主要來源于水-巖溶解作用，2處地?zé)崴畱?yīng)具有相似的水文地球化學(xué)過程。

3.2 同位素地球化學(xué)特征

地下水的同位素組成取決于降水的同位素組成及其在地下的循環(huán)過程，未經(jīng)同位素交換的地下水，其同位素組成和補給水源一致，如與圍巖發(fā)生水-巖交換反應(yīng)，地下水的同位素組成將發(fā)生變化[10]。熱水中的氫氧等穩(wěn)定同位素，對理解地?zé)崴某梢蚣捌湓谏畈康責(zé)醿χ谐霈F(xiàn)、影響其上升到地表的各種作用具有重要的影響[11]。

3.2.1 地?zé)崴a給來源

柳鑒容等[12]對我國受季風(fēng)影響最顯著的東部地區(qū)17個中國大氣降水同位素觀測網(wǎng)絡(luò)觀測站點大氣降水樣品的穩(wěn)定氫氧同位素組分進行研究，建立了局地大氣降水線方程：δD=7.46δ18O+0.90，反映了該區(qū)獨特的局地氣候特點。本次研究選用該大氣降水線方程。由圖5可知，研究區(qū)5個樣品數(shù)據(jù)點均分布于當?shù)亟邓€附近，說明研究區(qū)幾種類型地下水均具有當?shù)卮髿饨邓凰亟M成特征，其補給直接或間接來源于大氣降水。2個地?zé)崴畼悠返耐凰刂递^其他3個常溫地下水明顯偏低，說明該地?zé)崴皇莵碓从诋數(shù)卮髿饨邓木徒a給[13]，而是經(jīng)歷了較長時間和途徑的徑流過程。地?zé)崴畼悠坊疚达@示其δ18O值有向右漂移的現(xiàn)象，說明地?zé)崴畈繜醿囟炔桓?，?巖作用不強烈，與火山、巖漿型熱源沒有直接關(guān)系[14]。

圖5 研究區(qū)各類型地下水樣δD與δ18O的關(guān)系Fig.5 Relationship between δD and δ18O of various types of groundwater samples in the study area

3.2.2 地?zé)崴纬赡挲g

根據(jù)14C同位素分析結(jié)果(表3)，2個地?zé)崴畼悠繁碛^年齡為15.81～7.01 ka，相當于晚更新世，這與其周圍新太古代圍巖年齡相差較大，說明該水不是圍巖及構(gòu)造形成時殘留下來的沉積水，而是晚更新世經(jīng)大氣降水循環(huán)進入到古老地層中形成的滲入水，這與地?zé)崴a給來源于大氣降水相吻合。另外，大孫莊地?zé)崴哪挲g明顯更老，若2個地?zé)崴畼拥难a給位置大體一致，則表明中土樓地?zé)崴母卵h(huán)能力更強，徑流條件更好。地?zé)崴羞€混合少量現(xiàn)代的入滲水，但是以“古水”為主，其他3個常溫地下水樣品表觀年齡為3.86～1.99 ka，為現(xiàn)代入滲水與“古水”的混合水，且以現(xiàn)代入滲水為主，二者差異明顯，說明地?zé)崴c常溫地下水的循環(huán)路徑和更新能力具有明顯差別。

3.2.3 地?zé)崴a給高程

大陸地區(qū)大氣降水δD和δ18O值具有隨地形高程升高而降低的效應(yīng)[15-16]，據(jù)此可以確定地?zé)崃黧w的同位素入滲高程(即補給區(qū)高程)，進而判別地?zé)崴难a給位置。由于地?zé)崴谏畈繜醿Ω邷刈饔孟聲霈F(xiàn)δ18O漂移現(xiàn)象，所以通常利用大氣降水同位素δD值的高程效應(yīng)計算補給區(qū)高程更準確[17]。研究區(qū)地?zé)崴a給區(qū)高程計算公式為：

H=h+(D-Dr)/gradD。

(1)

式中：H為地?zé)崴a給區(qū)高程，m；h為地?zé)崴蓸狱c高程，m，大孫莊區(qū)域為44 m，中土樓村區(qū)域為61 m；gradD為地?zé)崴腄值，‰；Dr為地?zé)崴狱c附近大氣降水δD值，‰，本文取研究區(qū)松散巖類孔隙水δD值-67‰代替；gradD為大氣降水δD值高程梯度，‰/100 m，本文取-3‰/100 m。

根據(jù)公式(1)計算獲得大孫莊地?zé)崴a給區(qū)高程為277 m，中土樓地?zé)崴a給區(qū)高程為274 m，2處地?zé)崴难a給區(qū)高程十分接近，推斷研究區(qū)地?zé)崴哂邢嗤难a給區(qū)域。研究區(qū)東南方向肥城南部云蒙山一帶寒武系灰?guī)r與泰山巖群變質(zhì)巖均大面積出露，標高為200 ～370 m，該區(qū)距離地?zé)峋?0～50 km。根據(jù)地?zé)岬刭|(zhì)條件，研究區(qū)地?zé)崴馁x存和運移主要受NW向隱伏基底斷裂和古風(fēng)化裂隙控制，地?zé)崴饕虮蔽鞣较驈搅?，研究區(qū)地?zé)峋次挥谠搮^(qū)北西方向，推斷研究區(qū)地?zé)崴a給來源于該區(qū)域的可能性較大。

3.3 水-巖作用過程

利用Gibbs圖解可以判斷地下水化學(xué)組分的成因類型，如巖石風(fēng)化型、蒸發(fā)-結(jié)晶型以及大氣降水型[18]。由圖6可知，2個地?zé)崴畼狱c均落在蒸發(fā)-結(jié)晶作用控制區(qū)，表明水-巖作用是控制研究區(qū)地?zé)崴瘜W(xué)組分的主要因素，印證了前文水化學(xué)特征分析的推測結(jié)論。

圖6 研究區(qū)地?zé)崴c常溫地下水Gibbs圖解Fig.6 Gibbs diagram of geothermal water and normal temperature groundwater in the study area

(a) 氡泉井 (b) ZTDR1圖4 研究區(qū)地?zé)崴饕x子組分玫瑰花圖Fig.4 Rose diagram of main ion components of geothermal water in the study area

(a) Cl-與Na+含量關(guān)系 (b) (HCO-3+SO2-4)與(Ca2++Mg2+)含量關(guān)系圖7-1 研究區(qū)地?zé)崴饕睾筷P(guān)系Fig.7-1 Relationship between main elements content of geothermal water in the study area

綜合分析認為，研究區(qū)地?zé)崴腥苜|(zhì)組分的形成具有相似的水文地球化學(xué)過程，主要來源于硅酸鹽礦物的溶解。2處區(qū)域的地?zé)崴鶃碓从谕粎^(qū)域大氣降水的入滲補給，向深部徑流運移過程中，在地球深部高溫高壓及同離子效應(yīng)等共同作用下，熱儲圍巖礦物逐漸溶解進入到地?zé)崴?。地?zé)崴谙驕\部上升過程中，可能受諸如淺部冷水混入等其他水化學(xué)過程的影響，造成了2處區(qū)域地?zé)崴袀€別離子元素的差異。

4 深部地?zé)徇^程

4.1 熱儲溫度估算

熱儲溫度估算對確定地?zé)崴纬赡Ｊ骄哂兄匾饬x[22]。地?zé)釡貥朔ㄊ且环N確定地下深部熱儲溫度的經(jīng)濟有效手段[23]。目前，常用的地?zé)釡貥擞卸趸铚貥撕完栯x子溫標。

4.1.1 水-巖礦物平衡判斷

使用地?zé)釡貥朔ㄓ嬎銦醿囟鹊那疤崾牵鳛榈責(zé)釡貥说哪撤N物質(zhì)和熱儲中的礦物達到了平衡狀態(tài)，因此，必須研究地?zé)崴偷V物的平衡狀態(tài)以檢驗地?zé)釡貥朔椒ǖ目煽啃訹24]。

Na-K-Mg平衡圖解常被用于研究地?zé)嵯到y(tǒng)水-巖作用程度，評價水-巖平衡狀態(tài)和區(qū)分不同類型的水樣[25]。研究區(qū)地?zé)崴畼悠肪挥诓糠制胶鈪^(qū)(圖8)，屬于“部分平衡水”，說明地?zé)崴畼悠匪?巖之間尚未達到離子平衡狀態(tài)，溶解作用仍在進行，或是熱水由深部向地表上升過程中受到了淺層冷水的混合稀釋作用，從而使熱水中的元素含量變低。這時使用陽離子地?zé)釡貥藷o法計算出合理的平衡溫度值，會出現(xiàn)一定程度的偏差。因此，研究區(qū)地?zé)崴畼悠凡贿m合用陽離子地?zé)釡貥藖碛嬎銦醿囟取?/p>

圖8 研究區(qū)地?zé)崴甆a-K-Mg平衡圖解Fig.8 Na-K-Mg equilibrium diagram of geothermal water in the study area

4.1.2 熱儲溫度計算

低溫地?zé)崴?巖平衡的SiO2含量不僅受控于石英，且受控于玉髓的溶解度，溫度<110 ℃時，玉髓溶解度控制著溶液中的硅濃度[26]。研究區(qū)熱儲層巖性以混合花崗巖類為主，主要礦物成分為石英、長石及云母等，在熱液蝕變作用下，這些礦物可發(fā)生玉髓化、蛋白石化和似碧玉化[21]。因此，本次計算利用PHREEQC軟件對研究區(qū)地?zé)崴畼悠分械挠彩?、玉髓、溫石棉、石膏、石英和滑石等常見礦物飽和指數(shù)(SI)進行了計算(表4)。

表4 研究區(qū)地?zé)崴畼拥V物飽和指數(shù)Tab.4 Mineral saturation index of geothermal water in the study area

由表4可知，玉髓、石英和滑石均處于過飽和狀態(tài)(SI>0)，可以使用二氧化硅地?zé)釡貥擞嬎愎?，但估算結(jié)果可能較實際溫度偏高。石英溫標及玉髓溫標溫度相關(guān)性公式如下：

石英地?zé)釡貥?無蒸汽損失)計算公式為

，

(2)

玉髓地?zé)釡貥擞嬎愎絒27]為

(3)

式(2)和式(3)中：ρ(SiO2)為SiO2密度，mg/L；T為地?zé)釡貥耍妗?/p>

利用二氧化硅地?zé)釡貥擞嬎愕母鞯責(zé)峋疅醿囟纫姳?。

表5 利用二氧化硅地?zé)釡貥擞嬎愕牡責(zé)峋疅醿囟萒ab.5 Calculation results of silica geothermometer

利用玉髓溫標計算的研究區(qū)熱儲溫度為46.2～54.4 ℃，石英溫標計算的研究區(qū)熱儲溫度為77.7～85.4 ℃，可知，采用石英溫標計算的溫度明顯高于玉髓溫標計算的溫度，這是因為石英的飽和指數(shù)較玉髓的大很多。玉髓的飽和指數(shù)更接近于0，因此，利用玉髓溫標計算研究區(qū)地?zé)峋臒醿囟容^為合理，據(jù)此確定的研究區(qū)熱儲溫度為46.2～54.4 ℃。

4.1.3 硅-焓模型

利用硅-焓模型可確定各地?zé)崴畼狱c的冷水混入份額和可能的熱儲溫度[28]。分析表明，研究區(qū)地?zé)崴谏仙^程中受到了冷水的混合，因此，通過建立硅-焓模型確定各地?zé)崴c冷水混入的比例及可能的熱儲溫度。飽和水溶解SiO2的量與熱水成分補給源含水層溫度的關(guān)系可通過溶液蒸氣壓條件下的石英溶解度計算[16]，選出的數(shù)值見表6。當溫度<100 ℃時，飽和水的焓與溫度數(shù)值相等。取研究區(qū)冷水平均水溫15.8 ℃(研究區(qū)常溫地下水平均值)，冷水中SiO2的平均含量為22.49 mg/L(研究區(qū)常溫地下水平均含量)。

表6 選定溫度下的石英溶解度及液態(tài)水的焓Tab.6 Quartz solubility and the enthalpy of liquid water in selected temperature

根據(jù)硅-焓模型公式分布做出研究區(qū)各地?zé)崴畼拥撵省iO2含量與溫度的函數(shù)關(guān)系，其交點即為冷水混入的比例，對應(yīng)的溫度為熱儲溫度。由圖9可知，大孫莊地?zé)崴睦渌烊氡壤s為0.88，熱儲溫度約為121 ℃；中土樓地?zé)崴睦渌烊氡壤s為0.76，熱儲溫度約為122 ℃。

圖9 大孫莊(左)與中土樓(右)冷水混入比例計算圖解Fig.9 Diagrams of cold water mixing proportions in Dasunzhuang(left)and Zhongtulou(right)

通過硅-焓模型計算的熱儲溫度與地?zé)釡貥朔椒ㄓ嬎愕臒醿囟认嗖钶^大，主要原因應(yīng)是深部地?zé)崴谏仙^程中受到了冷水的混入，在混合前可能發(fā)生了蒸汽損失或熱損失[29]，混合后在中部熱儲層重新達到了相對平衡。通過地?zé)釡貥擞嬎愕氖侵胁繜醿囟龋?焓模型則消除了冷水混入的影響，計算的是一種理想狀態(tài)下的深部熱儲溫度。

4.2 熱水循環(huán)深度估算

分析表明，研究區(qū)地?zé)崴怯纱髿饨邓霛B經(jīng)過深循環(huán)獲得深部熱流加熱之后形成的，因此，通過熱儲溫度可以估算地?zé)崴h(huán)深度，計算公式為

(4)

式中：H為循環(huán)深度，m；T為熱儲溫度,℃，取前文計算數(shù)值；T0為研究區(qū)平均氣溫，取14.2 ℃；g為地溫梯度，根據(jù)各地?zé)峋畠?nèi)測溫數(shù)據(jù)計算獲得，取2.11～2.29 ℃/100 m；h為常溫帶深度，取30 m。

計算表明，研究區(qū)地?zé)崴_到中部熱儲溫度的循環(huán)深度為1 428～1 933 m，達到深部熱儲溫度的循環(huán)深度為4 693～5 139 m。大孫莊地?zé)峋畲笊疃葹? 305 m，中土樓地?zé)峋畲笊疃葹? 800 m，與地?zé)崴_到中部熱儲溫度的循環(huán)深度較接近，說明熱儲溫度及熱水循環(huán)深度估算結(jié)果較為合理。因此，研究區(qū)2眼地?zé)峋m然位于不同的隱伏基底斷裂帶附近，但地?zé)崴h(huán)深度相差不大，表明研究區(qū)地?zé)崴哂邢嗤难a給來源和相似的形成條件。

5 結(jié)論

(1)研究區(qū)地?zé)崴疄榛鶐r裂隙地?zé)崴?，地?zé)崴謩e賦存于F1-1和F4-1隱伏基底斷裂帶中，熱儲巖性以混合花崗巖類為主。

(2)研究區(qū)地?zé)崴畃H值為7.48～7.59，溶解性總固體(TDS)為6 203.00～6 466.13 mg/L，水化學(xué)類型均為Cl·SO4-Na·Ca型；補給來源均為大氣降水，14C表觀年齡為15.81～7.01 ka，是晚更新世形成的以“古水”為主的混合水；地?zé)崴a給高程為274～277 m，推測來源于同一區(qū)域。

(3)水-巖作用是控制研究區(qū)地?zé)崴瘜W(xué)組分的主要因素，溶質(zhì)組分主要來源于硅酸鹽巖的溶解；地?zé)崴m然賦存于不同的隱伏基底斷裂中，卻具有相似的水文地球化學(xué)過程。

(4)研究區(qū)地?zé)崴?巖反應(yīng)尚未達到離子平衡狀態(tài)。利用玉髓溫標計算的熱儲溫度為46.2～54.4 ℃，硅-焓模型估算的熱儲溫度為121～122 ℃；地?zé)崴h(huán)深度為1 428～5 139 m。地?zé)崴谏仙^程中均混入了冷水，根據(jù)硅-焓模型估算的冷水混入比例為0.76～0.88。