劉春雷，李亞松，洪炳義，曹勝偉，王婉麗，李劍鋒

（1.中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北 石家莊 050061；2.福建省水循環(huán)與生態(tài)地質(zhì)過程重點(diǎn)實驗室，福建 廈門 361021；3.閩東南地質(zhì)大隊，福建 泉州 362000）

水熱型地?zé)嵯到y(tǒng)中地?zé)崴c圍巖發(fā)生的物質(zhì)交換，決定了地?zé)崴乃瘜W(xué)同位素特征[1]。地?zé)崴瘜W(xué)同位素特征富含豐富的地?zé)崴纬珊娃D(zhuǎn)化信息，該方法已被廣泛運(yùn)用于水熱型地?zé)嵯到y(tǒng)成因模式研究[2]。通常地?zé)崴梢驒C(jī)制與地?zé)崴a(bǔ)給來源、圍巖巖性特征、水巖作用、冷水混入比、熱儲溫度等密切相關(guān)[3?9]，但沿海地區(qū)地?zé)崴嬖诮邮芎Ｋa(bǔ)給的可能性，地?zé)崴瘜W(xué)和同位素特征受海水補(bǔ)給源影響大，地?zé)崴嘘栯x子成分和微量元素組分可能產(chǎn)生較大的改變，無法真實反映水巖相互作用程度和熱儲特征[10?12]。針對海水補(bǔ)給型地?zé)嵯到y(tǒng)開展地?zé)崴瘜W(xué)組分分析，確定地?zé)崴h(huán)演化規(guī)律和地?zé)釤醿μ卣?，可為沿海海水補(bǔ)給型地?zé)豳Y源成因機(jī)制分析提供依據(jù)，探討海水補(bǔ)給型地?zé)崴瘜W(xué)成因和熱儲特征有助于豐富地?zé)豳Y源成因模式理論。

熱儲溫度是地?zé)豳Y源評估的關(guān)鍵影響指標(biāo)，也是地?zé)崴畮r作用的關(guān)鍵影響要素，熱儲溫度的估算一般采用地球化學(xué)溫標(biāo)法。地?zé)釡貥?biāo)法是利用地下熱水的化學(xué)組分質(zhì)量濃度計算地下熱儲溫度的方法[13?16]，包括 SiO2溫標(biāo)、氣體溫標(biāo)、同位素溫標(biāo)和陽離子溫標(biāo)[17]，其中，陽離子溫標(biāo)和氣體溫標(biāo)對溶液平衡后的再次反應(yīng)過程響應(yīng)敏感。SiO2地?zé)釡貥?biāo)是根據(jù)SiO2礦物石英、玉髓和非晶質(zhì)硅的溶解度建立的[18?19]，在 0～250 °C 溫度變化范圍內(nèi)十分接近于溶液蒸汽壓石英的溶解度[20?21]，溫標(biāo)計算結(jié)果比較準(zhǔn)確。多礦物平衡法通過假設(shè)某種含鋁礦物的水巖交互作用處于平衡狀態(tài)，比較其余含鋁與不含鋁礦物飽和指數(shù)（SI）隨溫度的變化曲線，取多種礦物共同達(dá)到平衡狀態(tài)（SI=0）的相交點(diǎn)作為熱儲溫度[22?23]。多礦物平衡法估算熱儲溫度受海水混入的影響較小，因此，本次研究采用SiO2地?zé)釡貥?biāo)和多礦物平衡法估算鹽田地?zé)釤醿囟取?/p>

鹽田地?zé)崽飳儆诟＝ㄩ}東南地區(qū)，區(qū)域內(nèi)中生代火山巖和花崗巖分布廣泛[24?25]，具有酸性巖體放射性生熱——斷裂導(dǎo)熱——蓋層保熱的三元聚熱模式[26]。區(qū)域地?zé)豳Y源分布特征和構(gòu)造地質(zhì)條件顯示閩東南地區(qū)地?zé)崽锾幱?NNW 與 NE、NEE 向斷裂交匯區(qū)域[27?31]，NE向深大斷裂為區(qū)域主要控?zé)針?gòu)造，NW和EW向張性斷裂為區(qū)域性導(dǎo)水構(gòu)造[32?33]。區(qū)域性NW和EW向張性斷裂構(gòu)成了由山區(qū)向沿海的徑流通道，同時也構(gòu)成了海水由沿海向陸地的運(yùn)移通道。閩東南地區(qū)漳州地?zé)崴瘜W(xué)和同位素研究表明，地?zé)崽锷畈康責(zé)崴秃Ｋl(fā)生了混合作用，導(dǎo)致地?zé)崴娜芙庑怨腆w總量（TDS）大幅增加，形成熱咸水。藺文靜等[34]、Liu等[35]利用SiO2溫標(biāo)和多礦物溶解平衡計算的漳州——廈門溫泉熱儲溫度為106～149 °C，循環(huán)深度為3 400～5 100 m。

已有研究成果揭示了官橋鹽田地?zé)崽飬^(qū)域控?zé)針?gòu)造、導(dǎo)水構(gòu)造特征和熱儲層分布特征，但是圍繞鹽田地?zé)崴a(bǔ)給條件和地?zé)崴袒梢蛞恢贝嬖跔幾h，特別地?zé)崽镞h(yuǎn)離海灣，是否存在海水補(bǔ)給的可能及海水補(bǔ)給對地?zé)豳Y源的影響均不清楚。本文利用地?zé)崴偷叵滤乃瘜W(xué)和同位素特征保留的地?zé)嵯到y(tǒng)形成和演化過程中的重要地球化學(xué)和氫氧同位素信息，揭示了官橋鹽田地?zé)崴瘜W(xué)特征和地?zé)豳Y源成因，提升對福建閩東南地區(qū)海水補(bǔ)給型地?zé)嵯到y(tǒng)的形成過程和演變規(guī)律認(rèn)識。

1 研究區(qū)概況

官橋鹽田地?zé)崽镂挥谌菔心习彩泄贅蜴?zhèn)九十九溪上游山間溝谷地帶，地形總體南西高、北東低，呈山間溝谷盆地，東距泉州灣約30 km，南距圍頭灣約20 km。區(qū)域上最高點(diǎn)為南西側(cè)的尖山，高程為340 m，最低點(diǎn)為前溪溝谷，高程為20 m。氣候為亞熱帶海洋性季風(fēng)氣候，年平均氣溫21.9 °C，年降水量1 675 mm，區(qū)內(nèi)河流主要為前溪，先向南東徑流，途經(jīng)鹽田村轉(zhuǎn)向東徑流，最終流入九十九溪。

鹽田地?zé)崽镂挥谄教丁獤|山北東向斷裂帶和永安——晉江北西向斷裂帶交匯處。區(qū)內(nèi)總體構(gòu)造格架以北東向為主，北西向、東西向次之，控制著晚侏羅世以來巖漿巖侵入、火山噴發(fā)活動。區(qū)內(nèi)出露的地層較簡單，主要有上侏羅統(tǒng)南園組第二段（J3n2）、晚侏羅世正長花崗巖（J3ξγ）、第四系更新統(tǒng)殘積層（Qpel）、上更新統(tǒng)沖洪積層、全新統(tǒng)沖洪積層（Qhapl）（圖1）。研究區(qū)地下水分為松散巖類孔隙潛水、風(fēng)化帶孔隙裂隙潛水、基巖裂隙承壓水。松散巖類孔隙潛水含水巖組以第四系沖洪積層為主，接受大氣降水和溪溝地表水的側(cè)向補(bǔ)給，單孔涌水量大于150 m3/d。風(fēng)化帶孔隙裂隙潛水含水巖組以第四系殘積層和基巖風(fēng)化裂隙為主，接受大氣降水和上部砂礫卵石含水層的補(bǔ)給，單孔涌水量小于50 m3/d?；鶐r裂隙承壓水主要為構(gòu)造裂隙承壓水，地下水賦存于構(gòu)造裂隙中，接受大氣降水和第四系孔隙潛水、風(fēng)化帶孔隙裂隙潛水的側(cè)向補(bǔ)給，單孔涌水量小于100 m3/d。在構(gòu)造復(fù)合部位存在局部富水地帶，單孔涌水量可達(dá)338.86 m3/d。

圖1 鹽田地質(zhì)簡圖和采樣點(diǎn)分布圖Fig.1 Geological sketch of Yantian and the distribution of sampling points

研究區(qū)熱儲以帶狀熱儲為主，由具有能上下貫通張性裂隙的斷裂、構(gòu)造角礫巖的構(gòu)造帶以及與它們相通的張性節(jié)理裂隙組成，形成了地?zé)崴x存的有利空間、徑流和排泄的有利通道。層狀熱儲由砂礫卵石層和強(qiáng)風(fēng)化巖層等強(qiáng)含水、透水層組成。層狀熱儲上部覆蓋有不透水蓋層（粉質(zhì)黏土、砂質(zhì)黏土等），厚1.30～2.50 m。帶狀熱儲和層狀熱儲具有明顯的水力聯(lián)系，且深層熱儲水力聯(lián)系密切，研究區(qū)地?zé)峋畈繜醿橥粯?gòu)造帶熱儲層。

2 樣品采集與測試

采集研究區(qū)典型的地?zé)峋畼?組（H01——H02），H01井深為50 m，H02井深為500 m；在地?zé)峋幩牡刭|(zhì)單元內(nèi)按地下水徑流方向采集地下水8組（C01——C08），井深 90～164 m；海水樣品 4 組（S01——S04），如圖1所示。水溫、pH、電導(dǎo)率均使用便攜水質(zhì)分析儀（Manta2）現(xiàn)場測試；水樣采用 0.45 μm 的微孔濾膜過濾后，儲存在潔凈的聚乙烯瓶，送至自然資源部地下水科學(xué)與工程重點(diǎn)實驗室測試陰離子、陽離子的質(zhì)量濃度（ρ）和氫氧同位素含量。陽離子測試儀器為ICPOES（ICAP-6 300），陰離子和 Br?測試儀器為離子色譜儀ICS1500，測試精度為1%，電荷平衡誤差在5%以內(nèi)；Cl?測試采用滴定法；SiO2測試采用硅鉬黃分光光度法，儀器型號UV2550。氫氧同位素利用波長掃描——光腔衰蕩光譜法，采用L2130-i 同位素分析儀進(jìn)行檢測，測試不確定度δ18O為0.2‰，δD為2‰。測試結(jié)果見表1。

表1 官橋鹽田地下水化學(xué)測試結(jié)果表Table 1 List of hydrochemical characteristics of groundwater in Yantian

3 結(jié)果

研究區(qū)地下水以基巖裂隙水為主，Piper三線圖（圖2）顯示地下水TDS在167.9～369.5 mg/L之間，陽離子以Na+、Ca2+為主，陰離子以為主，水化學(xué)類型為 H CO3——Na·Ca、 H CO3·Cl——Na·Ca、 H CO3·SO4——Na·Ca型。地?zé)崴?H01和H02的TDS分別為2 610.0 mg/L、3 090.0 mg/L，陽離子以 Na+為主，陰離子以Cl?為主，水化學(xué)類型為Cl——Na型。海水樣品的TDS在24 050.0～31 160.0 mg/L之間，陽離子以Na+為主，陰離子以Cl?為主，水化學(xué)類型為Cl——Na型。地下水中Br?質(zhì)量濃度低于檢出限0.010 mg/L，僅C02檢出為0.13 mg/L；地?zé)崴瓾01中Br?質(zhì)量濃度為4.51 mg/L，地?zé)崴?H02中 Br?質(zhì)量濃度為 4.29 mg/L；海水中 Br?質(zhì)量濃度平均為31.42 mg/L。研究區(qū)地?zé)崴瓾01、H02的δ18O 和δD 分別為?6.20‰、?5.82‰和?41.00‰、?39.75‰。地下水中δ18O 和δD的值分別為?6.80‰～?5.10‰和?46.00‰～?37.00‰。地下水化學(xué)特征顯示區(qū)內(nèi)地下水具有徑流途徑短、循環(huán)交替較快的特征。地?zé)崴瘜W(xué)類型為Cl——Na型，地?zé)崴瓾01和H02中 Br?質(zhì)量濃度分別為 4.51 mg/L、4.26 mg/L（表1），地?zé)崴c地下水地球化學(xué)特征存在明顯的突變，表明地?zé)崴嬖谄渌腡DS和富Br?補(bǔ)給來源。

圖2 鹽田水樣Piper三線圖Fig.2 Piper trilinear diagram of water samples from Yantian

4 討論

4.1 地下水水化學(xué)特征

地?zé)崴瘜W(xué)特征受地?zé)崴a(bǔ)給源的水化學(xué)特征、地?zé)崴畯搅魍局械膸r性、排泄過程中其他地下水的混入以及地貌單元等的控制。鹽田溫泉水化學(xué)類型為Cl——Na型，TDS高達(dá)3.09 g/L。研究區(qū)地下水系統(tǒng)較小，地下水的補(bǔ)給、徑流至排泄途徑較短，天然狀態(tài)下水巖作用不具有形成Cl——Na型水的地質(zhì)條件，推測Cl——Na型水的形成與斷裂帶遠(yuǎn)距離的第四系海積層中古海水或者現(xiàn)代海水補(bǔ)給有關(guān)。

在自然水巖系統(tǒng)中，Cl?不形成礦物鹽也不被吸附到礦物表面，即使是在高溫環(huán)境下，水巖相互作用影響也極難影響Cl?的存在狀態(tài)，因此Cl?常用于示蹤地下熱水及系統(tǒng)中與其有較好相關(guān)性的其他物質(zhì)的來源。研究區(qū)SiO2與Cl?質(zhì)量濃度分布圖（圖3）顯示，地下水和地?zé)崴甋iO2與Cl?質(zhì)量濃度明顯不同，推斷丘陵山區(qū)、山前沖洪積平原冷水中SiO2與Cl?質(zhì)量濃度受水巖作用控制，呈現(xiàn)一定的正相關(guān)關(guān)系，而地?zé)崴蠸iO2由溫度控制的水巖作用影響，溫度增高，SiO2質(zhì)量濃度不斷增加；Cl?質(zhì)量濃度主要受海相沉積層中古海水或者現(xiàn)代海水混入影響[36]。

圖3 鹽田地?zé)崽锏叵滤甋iO2與Cl?質(zhì)量濃度分布圖Fig.3 Distribution of SiO2 and Cl? concentrations in groundwater in Yantian

4.2 地?zé)崴Ｋ旌媳?/h3>

深部地?zé)崴谏鬟^程中與淺層地下水的混合是地?zé)嵯到y(tǒng)內(nèi)的常見過程，混合過程一方面會導(dǎo)致地?zé)崴疁囟冉档?，另一方面地下水特別是海水的混入，可能大幅改變地?zé)崴乃瘜W(xué)組成。因此，確定深層地?zé)崴c淺層地下水的混合比對地?zé)豳Y源開發(fā)利用具有重要意義。研究區(qū)地下水Piper三線圖和地下水同位素特征均顯示近岸地區(qū)地?zé)崴芎Ｋ绊?。從地?zé)崴?Cl?、Br?質(zhì)量濃度分布圖（圖4）也可以看出研究區(qū)地下水中Br?質(zhì)量濃度較低，大部分低于檢出限，但地?zé)崴蠦r?較為富集，地?zé)崴?、海水中Br?質(zhì)量濃度和Cl?之間存在線性關(guān)系，揭示了研究區(qū)地?zé)崴糠謥碜院Ｋ⑹芎Ｋ烊肓靠刂频膶嵸|(zhì)。

圖4 官橋鹽田地下水 Cl?、Br?質(zhì)量濃度分布圖Fig.4 Distribution of Cl? and Br? concentrations in groundwater inYantian

取泉州灣海域海水樣品Cl?質(zhì)量濃度平均值為15 260 mg/L，混合作用前地下水Cl?質(zhì)量濃度采用研究區(qū)地下水Cl?質(zhì)量濃度平均值25.50 mg/L，計算得出地?zé)崴瓾01海水混入比為9.13%，H02海水混入比為10.76%。根據(jù)已有試驗數(shù)據(jù)，H01和H02深部熱儲層為同一熱儲，且研究區(qū)淺層無高TDS的咸水分布，表明出露于第四系地層的地?zé)崴瓾01在淺層混入了較多的地下水。

4.3 地下水的環(huán)境同位素特征

泉州大氣降雨氫氧同位素缺少相關(guān)測試數(shù)據(jù)，當(dāng)?shù)卮髿饨邓€參考廈門地區(qū)降水線（LMWL）[37]，本地降水線與全球降水線（GMWL）[38]近似，研究區(qū)地下水和地?zé)崴臍溲跬凰刂捣植荚诒镜亟邓€右側(cè)（圖5），表示其補(bǔ)給來源主要為大氣降水。根據(jù)鹽田地?zé)崽锼牡刭|(zhì)試驗，地?zé)崴瓾01和H02熱儲層為同一熱儲層。H01地?zé)峋?0 m，地?zé)崴衣兜貙虞^淺，淺層冷水混入比例較大，地?zé)崴畾溲跬凰刂堤卣髋c淺層地下水相近；H02地?zé)峋?00 m，地?zé)崴畾溲跬凰刂翟诒镜氐叵滤蜄|部地下水之間，且地?zé)崴嬖跂|部古海相沉積海水或者現(xiàn)在海水補(bǔ)給，富集重同位素。

圖5 鹽田地?zé)崴€(wěn)定氫氧同位素分布圖Fig.5 Distribution of stable hydrogen and oxygen isotopes in geothermal water in Yantian

4.4 水-巖平衡狀態(tài)

Na-K-Mg三角圖（圖6）可以從地?zé)崴胶鉅顟B(tài)的角度將不同類型水樣分為完全平衡、部分平衡、未成熟水 3個區(qū)域，其原理為 K+、Na+質(zhì)量濃度的平衡調(diào)整較為緩慢，但Mg2+、K+質(zhì)量濃度的平衡調(diào)整較快[39?40]。研究區(qū)地?zé)崴幱诓糠制胶鉅顟B(tài)，水巖作用尚未達(dá)到完全平衡，溶解作用還在繼續(xù)。地?zé)崴赡軄碜暂^熱的環(huán)境，在地?zé)崴畈垦h(huán)上升的過程中，受到了淺層冷水的混合、稀釋作用，使得熱水中的化學(xué)組分質(zhì)量濃度變化。地?zé)崴母逿DS和高Cl?質(zhì)量濃度源于海水的混入，這是由于海水的混入帶來大量的Cl?，還帶來了大量的Na+和K+等成分。同時，從圖6可以看出研究區(qū)地?zé)崴拷蚁陆琼旤c(diǎn)處Mg端元，反映水巖平衡的溫度較低，熱水中的鈉、鉀礦物均未達(dá)到飽和狀態(tài)。地?zé)崴植嫉膮^(qū)域，熱水完全平衡溫度為160 °C，說明經(jīng)深循環(huán)的高溫地?zé)崴跍\層與冷水混合，原本達(dá)到溶解平衡的熱水受到冷水的強(qiáng)烈稀釋而形成部分平衡水。

圖6 鹽田地?zé)崴畼悠種a-K-Mg三角圖Fig.6 Na-K-Mg ternary diagram of geothermal water samples inYantian

4.5 熱儲溫度估算

利用Phreeqc（Version 3.7.3）中的勞倫斯-利弗莫爾國家實驗室（LLNL）熱力學(xué)數(shù)據(jù)庫，根據(jù)地?zé)崴膶崪y數(shù)據(jù)以及研究區(qū)地質(zhì)背景，選取花崗巖中主要礦物鉀微斜長石作為平衡相，假設(shè)其處于溶解平衡狀態(tài)，以5 °C為步長，計算50～200 °C時各主要礦物的礦物飽和指數(shù)（SI）值。本次研究采用陽離子溫標(biāo)法、SiO2地?zé)釡貥?biāo)和礦物溶解平衡法進(jìn)行熱儲溫度的估算和比較，綜合討論陽離子溫標(biāo)、SiO2溫標(biāo)和多礦物溶解平衡法在海水補(bǔ)給型地?zé)嵯到y(tǒng)熱儲溫度估算的適用性問題。

根據(jù)圖7中各礦物飽和曲線的收斂溫度判斷流體-巖石反應(yīng)的平衡狀態(tài)及流體在儲層中達(dá)到的最高溫度。在各地?zé)崽锊煌瑴囟龋═）下礦物SI的計算過程中，主要考慮鈉長石、鉀長石、三水鋁石、高嶺土、伊利石等含鋁礦物以及石英、玉髓、無水石膏等不含鋁礦物[41]。各礦物在50～200 °C區(qū)間內(nèi)均能實現(xiàn)較好的收斂（圖7）。H01和H02地?zé)崴疄橥粺醿拥責(zé)崴?，H01在上升過程中混入更多的地下水，影響了地?zé)崴牡V物平衡，玉髓與高嶺土、伊利石均在SI=0附近相交，所得熱儲溫度相對保守；H02在上升過程中混入較少的地下水，石英與高嶺土、伊利石均在SI=0附近相交，石英與其他礦物SI相交時所對應(yīng)的溫度較高，且相交時SI多處于小于0的不平衡狀態(tài)，表明石英反映的是熱儲理論上的最高溫度。

圖7 鹽田地?zé)崴c(diǎn)各種礦物SI-T圖Fig.7 SI-T diagram of minerals from Geothermal water in Yantian

地?zé)岬厍蚧瘜W(xué)溫標(biāo)計算結(jié)果顯示，不同溫標(biāo)計算熱儲溫度結(jié)果差異較大（表2）。SiO2地?zé)釡貥?biāo)和多礦物溶解平衡法相近，陽離子溫標(biāo)計算溫度明顯高于SiO2地?zé)釡貥?biāo)和多礦物溶解平衡法。推測是地?zé)崴泻Ｋ烊雽﹃栯x子組成影響巨大，海水混入后地?zé)崴畮r作用未達(dá)到平衡狀態(tài)，不適用陽離子溫標(biāo)法，因此，在海水補(bǔ)給型地?zé)嵯到y(tǒng)熱儲估算中SiO2地?zé)釡貥?biāo)和礦物溶解平衡法具有更好的適用性。

表2 官橋鹽田地?zé)崴疅醿囟裙浪憬Y(jié)果Table 2 Estimated results of geothermal reservoir temperature of geothermal water in Yantian

4.6 地?zé)岢梢蚍治?/h3>

研究區(qū)中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)受深層幔源物質(zhì)影響有限，氦同位素比率表現(xiàn)出典型的地殼變質(zhì)特性[42]，熱源主要為東西向深大斷裂導(dǎo)熱和花崗巖放射性生熱。地?zé)岙惓^(qū)周邊淺層地下水或海水沿北西向構(gòu)造裂隙下滲，下滲過程中不斷吸收熱量（加溫、體積膨脹、比重變?。?dāng)入滲一定深度位置到達(dá)深部熱源時，因其溫度較外圍高，形成壓力差，推動地?zé)崴貜埿粤严渡仙?，并釋放熱能，周邊低溫地下水又源源不斷滲入補(bǔ)給，導(dǎo)致淺層熱儲溫度在89～121 °C之間，溫度差繼續(xù)推動地?zé)崴丛床粩嗌嫌?，即形成東南沿海濱海火成巖區(qū)海水補(bǔ)給型地?zé)嵯到y(tǒng)（圖8）。

圖8 東南沿海海水補(bǔ)給型地?zé)豳Y源成因模式示意圖Fig.8 Diagram of the genetic model of seawater recharge geothermal resources in the southeast coast of China

5 結(jié)論

（1）泉州官橋鹽田出露熱水溫度 44～47 °C，地下水TDS小于400 mg/L，水化學(xué)類型主要為 H CO3——Na、 H CO3·Cl——Na·Ca、Cl·H C O3——Na，TDS由山前至溝谷臺地不斷增加。地?zé)崴瓾01和H02的TDS分別為2 610 mg/L和3 090 mg/L，水化學(xué)類型為Cl——Na型，與研究區(qū)地下水呈現(xiàn)突變關(guān)系。

（2）地?zé)崴瘜W(xué)類型、同位素特征及地?zé)崴眩–l–）/ρ（Br–）（質(zhì)量濃度比）顯示地?zé)崴嬖诓糠趾Ｋa(bǔ)給現(xiàn)象。根據(jù)Cl?混合模型，官橋鹽田地?zé)崴嬖诤Ｋ烊氲挠绊?，其中H01海水混入比為9.13%，H02海水混入比為10.76%，地?zé)崴瓾01較H02混入了較多的第四系淺層地下水。

（3）海水的混入造成陽離子溫標(biāo)產(chǎn)生較大誤差，SiO2地?zé)釡貥?biāo)和礦物溶解平衡法具有更好的適用性。鹽田地?zé)崾貥?biāo)熱儲溫度范圍為118～121 °C，玉髓溫標(biāo)相對溫度偏低，玉髓溫標(biāo)熱儲溫度范圍為89～93 °C；多礦物平衡法估算的熱儲溫度為 90～110 °C。

（4）官橋鹽田地區(qū)EN斷裂構(gòu)成深部熱量上升通道，NW和近EW向斷裂構(gòu)成了地?zé)崴a(bǔ)給、徑流、排泄的循環(huán)通道，海水或者海相沉積層古海水沿EW斷裂徑流至EN向斷裂，EN斷裂深部導(dǎo)熱致地下水溫度升高形成壓力差，地?zé)崴貜埿粤严渡仙^程中周邊冷水源源不斷滲入補(bǔ)給，淺層熱儲溫度在89～121 °C之間。