王曉翠，孫海龍，袁星芳

（1.中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所環(huán)境地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 貴州 貴陽(yáng) 550081；2.青島大學(xué)環(huán)境科學(xué)與工程學(xué)院, 山東 青島 266071；3.山東省第六地質(zhì)礦產(chǎn)勘察院, 山東 威海 264209）

溫泉系統(tǒng)中，地下熱水與圍巖間的物質(zhì)交換決定了熱儲(chǔ)層熱水的水化學(xué)特征；地下熱水的水化學(xué)組分蘊(yùn)含著豐富的熱儲(chǔ)信息，多種水文地球化學(xué)方法已被廣泛應(yīng)用于地?zé)嵯到y(tǒng)的研究[1]。地下熱水成因機(jī)制與熱儲(chǔ)圍巖性質(zhì)、水-巖相互作用、冷熱水混合比例、熱儲(chǔ)溫度等密切相關(guān)[2]。地下熱水中偏硅酸含量、礦物沉淀-溶解狀態(tài)、微量組分含量等是反映熱儲(chǔ)特征及水-巖相互作用程度的主要指標(biāo)[3-4]。對(duì)地下熱水水化學(xué)組分進(jìn)行分析可以確定熱儲(chǔ)環(huán)境及其響應(yīng)規(guī)律，為地下熱水成因機(jī)制分析提供依據(jù)，有助于豐富地下熱水水-巖相互作用理論。

熱儲(chǔ)溫度是地?zé)豳Y源評(píng)估的一個(gè)重要指標(biāo)，也是影響水-巖相互作用的關(guān)鍵因素。熱儲(chǔ)溫度估算一般采用陽(yáng)離子溫標(biāo)法，如Na/K 溫標(biāo)[5]、Na-K-Ca 溫標(biāo)[6]、K/Mg 溫標(biāo)[6-7]和SiO2溫標(biāo)[8]等。離子溫標(biāo)的計(jì)算是基于地下熱水出露過程中水化學(xué)組分反應(yīng)的“滯后性”。然而在地下熱水水循環(huán)過程中方解石、白云石、石膏、CO2等參與的水-巖相互作用較為強(qiáng)烈，陽(yáng)離子溫標(biāo)計(jì)算得到的熱儲(chǔ)溫度不能準(zhǔn)確指示熱儲(chǔ)特征[9]。考慮水-巖相互作用過程及礦物溶解-沉淀動(dòng)態(tài)平衡，建立多礦物組合法確定熱儲(chǔ)溫度，建立考慮蒸汽損失的硅-焓法計(jì)算地下淺層冷水與地下熱水的混合比例，才能有效分析地下冷水及強(qiáng)烈水-巖相互作用，綜合分析預(yù)測(cè)深層熱儲(chǔ)特征。

膠東地下熱水資源豐富，斷裂發(fā)育，花崗巖分布廣泛。據(jù)前人的研究成果可知，魯東地下熱水31 處，溶解性固體總量（TDS）差異較大，熱儲(chǔ)層巖性為巖漿巖、變質(zhì)巖[10]。膠東即墨溫泉微量元素含量豐富，部分含量遠(yuǎn)超海水[11]。膠東地下熱水與濟(jì)南泉域[12]、太原晉祠泉域[13]等灰?guī)r、碳酸鹽含水層SO4·HCO3—Ca·Mg 型為主的地下水成因存在明顯差異，儲(chǔ)水巖性不同；與長(zhǎng)白山玄武巖區(qū)盆地型地?zé)崴瓾CO3·Cl—Na·Ca 型亦有不同，偏硅酸含量相當(dāng)，但鋰、鍶、硼等微量元素含量占優(yōu)勢(shì)[14]。招遠(yuǎn)地區(qū)花崗巖基巖裂隙地下熱水分布廣泛，淺層地下水與熱水水力聯(lián)系密切，與熱儲(chǔ)圍巖水-巖相互作用強(qiáng)烈[15]。進(jìn)一步探清膠東招遠(yuǎn)典型花崗巖熱儲(chǔ)層地下熱水成因，揭示花崗巖熱儲(chǔ)環(huán)境，查明地下熱水賦存的地?zé)豳Y源量，顯得尤為重要。

為了探清膠東地?zé)釁^(qū)地下熱水水化學(xué)特征及熱儲(chǔ)層賦存地?zé)崮軡撛谫Y源量，本文以招遠(yuǎn)地區(qū)為例，采用水化學(xué)特征分析[16-17]、Gibbs 圖分析[18]、熱儲(chǔ)溫泉估算[19]、PHREEQC水文地球化學(xué)模擬[20-21]、溫泉地?zé)崮軡撛谫Y源量分析[22]等方法，研究花崗巖熱儲(chǔ)層地下熱水微量元素富集的熱儲(chǔ)條件并估算熱儲(chǔ)層的地?zé)崮軡撛谫Y源量，為招遠(yuǎn)地區(qū)地下熱水成因分析及合理開發(fā)提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

招遠(yuǎn)地?zé)崽锞嗖澈?5 km，位于招遠(yuǎn)—平度（招平）斷裂與玲瓏斷裂形成的菱形區(qū)內(nèi)，招平斷裂走向NE 45°～60°，玲瓏斷裂帶走向NE 20°，傾角45°左右，全長(zhǎng)約60 km，最高峰羅山海拔759 m，地層發(fā)育有：新太古界膠東群，古元古界粉子山群，新元古界蓬萊群，下白堊統(tǒng)萊陽(yáng)組，白堊系青山組、王氏組和第四系[15]；斷裂帶沿玲瓏花崗巖體與膠東群變質(zhì)巖的接觸帶產(chǎn)出，熱液蝕變作用導(dǎo)致破碎帶內(nèi)充填角礫巖、斑巖、玢巖，成為導(dǎo)水帶，為地下熱水的出露提供有利的條件。

招遠(yuǎn)地區(qū)地下水類型主要有松散巖類孔隙水和基巖裂隙水，主要補(bǔ)給來源為大氣降水，地下水沿巖層的風(fēng)化裂隙帶運(yùn)動(dòng)，水力坡度較大，徑流通暢，但裂隙細(xì)小，徑流量不大。地下水水化學(xué)類型具有水平分帶性，由周邊山地向西北部沿海依次為：重碳酸鹽型、重碳酸鹽氯化物型、氯化物重碳酸鹽型、氯化物型，TDS 逐漸增高，地下水補(bǔ)給、徑流、排泄途徑短，地下水循環(huán)交替迅速，如圖1（a）所示。巖漿巖分布廣泛，桃科期超基性巖出露在招遠(yuǎn)南部12 km 十字道北孫家夼附近，巖體規(guī)模小，分布零亂，具有微弱分異現(xiàn)象，大部分已蛇紋石化、石棉化；燕山早期花崗巖類主要有玲瓏花崗巖以及分布于西南、西北15 km 的上莊、北截、叢家花崗閃長(zhǎng)巖，位于招平斷裂帶兩側(cè)，如圖1（b）和圖1（c）所示；燕山期中酸性脈巖巖性為閃長(zhǎng)玢巖、石英閃長(zhǎng)玢巖、花崗閃長(zhǎng)斑巖。

圖1 招遠(yuǎn)地區(qū)地質(zhì)地貌及取樣點(diǎn)簡(jiǎn)圖Fig.1 Geology and geomorphology and sampling points of the Zhaoyuan area

2 樣品采集與分析方法

本次研究于2017年2月采集到14 個(gè)地下熱水樣，采樣點(diǎn)如圖1（d）所示，嚴(yán)格按照《地?zé)豳Y源地質(zhì)勘查規(guī)范》（GB/T 11615—2010）附錄B—地?zé)崃黧w分析樣品的采集與保存方法進(jìn)行，依據(jù)《飲用天然礦泉水檢驗(yàn)方法》（GB/T 8538—2008）測(cè)試各組分的質(zhì)量濃度（ρ）。K+、Na+、Li+、Sr2+采用火焰原子吸收法，Cl-和采用離子色譜法，NH+4、 Fe2+、 Fe3+、 F-、 Br-、H2SiO3采用分光光度法，Ca2+、Mg2+采用容量法（EDTA 滴定），HCO-3和CO23-采用容量法（鹽酸滴定），測(cè)試精度均為0.01 mg/L，陰陽(yáng)離子電荷平衡相對(duì)誤差為±5%。游離CO2采用酚酞試劑為指示劑的氫氧化鈉標(biāo)準(zhǔn)溶液（濃度為0.05 mol/L）滴定法測(cè)試，測(cè)試精度0.01 mol/L。

運(yùn)用舒卡列夫分析水化學(xué)類型；利用WATCH 軟件計(jì)算20～200 °C 礦物飽和指數(shù)（SI），設(shè)置間隔為20 °C；運(yùn)用AqQA、AquaChem、PhreeqC和Gibbs 圖分析水化學(xué)特征及微量組分富集特征；運(yùn)用硅-焓法、多礦物溶解-沉淀平衡法估算冷水混入比例及熱儲(chǔ)溫度；運(yùn)用現(xiàn)代水文地質(zhì)學(xué)和地?zé)釋W(xué)方法計(jì)算地?zé)崮苤笜?biāo)熱容量/熱功率。

3 結(jié)果

本次研究分析15 個(gè)水樣點(diǎn)（S1 為招遠(yuǎn)海水點(diǎn)）的水化學(xué)組分，包括主要元素、微量元素、SiO2的質(zhì)量濃度及水樣TDS 等值，見表1。熱儲(chǔ)層CO2對(duì)水-巖相互作用具有重要影響，是碳酸鹽類礦物溶解、沉淀反應(yīng)的主要?dú)怏w影響因素，標(biāo)準(zhǔn)空氣中CO2的氣壓（PCO2）為30 Pa，利用AqQA 計(jì)算15 組溶液的堿度及PCO2（表1）。

表1 研究區(qū)地下熱水組分質(zhì)量濃度、TDS、堿度及計(jì)算獲得的PCO2Table 1 Mass concentration of constituents, TDS, alkalinity and calculated PCO2 of 15 samples

通過水化學(xué)軟件PHREEQC 計(jì)算Z14 地?zé)崴V物SI，結(jié)果顯示文石、羥基磷灰石、鍶長(zhǎng)石、云母、石英、滑石過飽和。Z14 地下熱水與淺層冷水混合出露后鍶長(zhǎng)石SI=0.12，仍有沉積的趨勢(shì)，如表2 所示。

表2 Z14 熱水點(diǎn)礦物的SITable 2 SI of minerals of sample Z14

4 分析與討論

4.1 研究區(qū)地下熱水水化學(xué)特征

地下熱水出露溫度在35～99 °C 之間，主要陽(yáng)離子質(zhì)量濃度ρ(Na+)>ρ(Ca2+)>ρ(K+)>ρ(Mg2+)，主要陰離子質(zhì)量濃度ρ(Cl-)> ρ(HCO-3) >ρ(SO24-)，而Z13 和Z14 為ρ(SO24-)> ρ(HCO-3)。HCO-3的質(zhì)量濃度略高于海水，其他主要組分質(zhì)量濃度均小于海水。Piper 圖（圖2）顯示，淺層地下水中第四系地下水（ZQ）TDS 為760 mg/L，水化學(xué)類型為SO4—Ca 型；基巖地下水（ZJ）TDS 為685 mg/L，水化學(xué)類型為Ca—HCO3型。地下熱水樣（Z1—Z14）水化學(xué)類型為Cl—Na 型，同海水點(diǎn)水樣S1分布在強(qiáng)酸大于弱酸及堿大于堿土區(qū)域，TDS 范圍為1.36～5.30 g/L，平均值達(dá)4.03 g/L，與海水TDS（34.8 g/L）僅相差1 個(gè)數(shù)量級(jí)。不同于海水，地下熱水中Sr2+、Br-、Li+、H2SiO3等微量組分含量豐富，其中鍶含量尤其豐富。由鉆孔資料知，研究區(qū)地下熱水賦存于花崗巖熱儲(chǔ)層。膠東地區(qū)晚侏羅世花崗巖分布廣泛，其中淡色花崗巖、二長(zhǎng)花崗巖中鍶的質(zhì)量分?jǐn)?shù)高，達(dá)334～1805 mg/kg，平均質(zhì)量分?jǐn)?shù)為792 mg/kg，其與地下熱水發(fā)生水-巖相互作用，對(duì)鍶的水文地球化學(xué)過程產(chǎn)生重要影響。由表1 可知，海水中PCO2為68.5 Pa，是大氣CO2分壓的2 倍，地下熱水中PCO2是空氣中的9～310 倍；考慮運(yùn)移過程氣體的逸散，實(shí)際地下熱水PCO2比空氣中分壓還要高。因此，高鍶二長(zhǎng)花崗巖與地下熱水進(jìn)行的水-巖相互作用對(duì)地下熱水鍶元素的富集起到關(guān)鍵作用。

圖2 招遠(yuǎn)地區(qū)地下冷水與地下熱水Piper 圖Fig.2 Piper diagram of the shallow groundwater and the geothermal water samples in the Zhaoyuan area

4.2 地下熱水Gibbs 模型分析

Gibbs[18]1970年分析了大氣降水、河水、湖水和海水的TDS 分布，認(rèn)為地下水的水化學(xué)特征主要受大氣降水補(bǔ)給、巖石風(fēng)化控制和蒸發(fā)結(jié)晶過程[21]影響。招遠(yuǎn)地下熱水受蒸發(fā)結(jié)晶過程的影響，經(jīng)過演變成為富含Na+、Cl-的高鹽度水，這與石鹽（NaCl）礦物的溶解有關(guān)。河流入海的演變路徑（圖3）顯示巖石風(fēng)化水往富Na+、Cl-高鹽度水演變，海水相對(duì)于地下熱水具有更高的Na+、Cl-富集程度。離子質(zhì)量比M(Cl-)/M(Cl-+HCO-3)范圍為0.66～0.99，M(Na+)/M(Na++Ca2+)范圍為0.50～0.97，皆大于0.5，主要受蒸發(fā)、濃縮和結(jié)晶的影響。另外，圍巖中方解石、文石礦物的溶解是地下熱水Ca2+、HCO-3組分的主要來源[22]。由圖3（a）知，研究區(qū)地下熱水分布在蒸發(fā)-濃縮-結(jié)晶控制區(qū)內(nèi)，明顯偏離大氣降水控制區(qū)和巖石風(fēng)化控制區(qū)，接近海水區(qū)。海水TDS 為34.8 g/L，11 處地下熱水點(diǎn)水樣的TDS>3.00 g/L，位于咸水區(qū)。

圖3 招遠(yuǎn)地區(qū)地下熱水Gibbs 圖Fig.3 Gibbs Diagram of the geothermal water in the Zhaoyuan area

4.3 地下熱水熱儲(chǔ)及混合分析

不同形態(tài)的SiO2晶體具有不同的溶解度，且小于300 °C 時(shí)，石英和無定形SiO2的溶解度幾乎不受壓力和鹽度的影響[23]，因此一般用SiO2作為地?zé)釡貥?biāo)。研究區(qū)ρ(SiO2)基本分布在玉髓（無蒸汽損失）線上下（圖4），圖中T為熱儲(chǔ)的開爾文溫度。為了獲得熱儲(chǔ)溫度、上涌過程蒸汽損失、淺層冷水混入比例值，通過硅-焓圖解法和硅-焓方程法進(jìn)行估算：①冷水的ρ(SiO2)-熱儲(chǔ)焓點(diǎn)與地下熱水點(diǎn)的連線與標(biāo)準(zhǔn)沸水線418.68 J/g 交點(diǎn)為A（圖5），其中C點(diǎn)縱坐標(biāo)Cy與B點(diǎn)縱坐標(biāo)By的比值Cy/By為蒸汽損失量，延長(zhǎng)線交石英溶解度曲線于D，D點(diǎn)為估算的不考慮蒸汽損失量的SiO2質(zhì)量濃度及熱儲(chǔ)焓值?？紤]蒸汽損失的熱儲(chǔ)溫度、不考慮蒸汽損失的熱儲(chǔ)溫度及蒸汽損失量列于表3 中。②假設(shè)熱儲(chǔ)層地?zé)崃黧wSiO2飽和，淺層冷水混入導(dǎo)致ρ(SiO2)及焓值下降，設(shè)焓值表示的淺層冷水混入地?zé)崃黧w的比例為X1，SiO2質(zhì)量濃度表示的淺層冷水混入比例為X2[23]：

表3 硅-焓法計(jì)算獲得的參數(shù)Table 3 Parameters calculated with the silicon enthalpy method

圖4 招遠(yuǎn)地區(qū)地下熱水SiO2 溫標(biāo)分布圖[5-8,22-27]Fig.4 Reservoir temperature estimated with SiO2 geothermometer in the Zhaoyuan area[5-8,22-27]

圖5 招遠(yuǎn)地區(qū)地下熱水ρ (SiO2)-焓值模型Fig.5 Silica-enthalpy model of the geothermal water in the Zhaoyuan area

式中：Ht—標(biāo)準(zhǔn)地?zé)崃黧w焓值/（J·g-1）；

Hs—出露地下熱水焓值/（J·g-1）；

Hc—淺層冷水焓值/（J·g-1）；

St—標(biāo)準(zhǔn)地?zé)崃黧w溶解SiO2量/（mg·L-1）；

Ss—出露地下熱水溶解SiO2量/（mg·L-1）；

Sc—淺層冷水溶解SiO2量/（mg·L-1）。

根據(jù)式（1）（2）可以得到混合焓與混合SiO2兩類曲線（圖6），混合焓線與混合SiO2線的交點(diǎn)橫坐標(biāo)為估算的淺部冷水混入比例，縱坐標(biāo)為估算的熱儲(chǔ)層地?zé)崃黧w熱儲(chǔ)溫度（表3）。由表3 可知，高于100 °C 的水樣需要考慮蒸汽損失量的影響；蒸汽損失量越大，計(jì)算得到的考慮蒸汽損失的熱儲(chǔ)溫度與不考慮蒸汽損失的熱儲(chǔ)溫度差值越大。蒸汽損失量最小的地下熱水樣是Z5，損失15.2%，熱儲(chǔ)溫度差值17.56 °C；最大的是Z6，損失35.5%，熱儲(chǔ)溫度差值82.94 °C?？傮w上，招遠(yuǎn)地?zé)崽锏叵聼崴臏\部冷水混入比例在33.6%～58.9%之間，水樣Z6—Z11 的冷水混入比例偏高，在70%～92.2%之間；地表出露的混合地下水溫度較深層地下熱水溫度低34～60 °C，例如，出露溫度最低的地下熱水水樣Z7，其溫度為26 °C，淺部冷水混合比例最高，高達(dá)92.2%。

圖6 招遠(yuǎn)地區(qū)地下熱水硅-焓方程模型Fig.6 Silica-enthalpy equation model of the geothermal water in the Zhaoyuan area

綜上所述，考慮Z2—Z5，Z14 等5 個(gè)水樣，招遠(yuǎn)溫泉地下熱水的有效熱儲(chǔ)溫度平均值為154.4 °C。為了避免地下熱水熱儲(chǔ)溫度計(jì)算只考慮SiO2因子單一性，需要結(jié)合多礦物平衡圖解法來進(jìn)一步分析熱儲(chǔ)區(qū)間。

利用多礦物平衡圖解法，通過WATCH 軟件計(jì)算水中溶解的多種礦物，模擬20～200 °C 地下熱水中礦物的SI，SI=0 表示礦物處于溶解-沉淀平衡狀態(tài)，SI>0、SI＜0 分別表示礦物處于過飽和、未飽和狀態(tài)。硬石膏、方解石、鈉長(zhǎng)石、微斜長(zhǎng)石、白云母、玉髓、濁沸石、石英等8 種礦物的平衡曲線在107～128 °C 收斂，此溫度區(qū)間為熱儲(chǔ)溫度區(qū)間，收斂的溫度范圍為礦物的熱儲(chǔ)層的地?zé)釡貥?biāo)，如圖7 所示。模擬招遠(yuǎn)溫泉地下熱水的8 種礦物平衡狀態(tài)，獲取的溫度區(qū)間值低于硅-焓方法確定的熱儲(chǔ)溫度值，但與考慮蒸汽損失的硅焓方法確定的熱儲(chǔ)溫度一致，說明考慮蒸汽損失的硅-焓法與多礦物平衡圖解法都適用于本研究區(qū)的熱儲(chǔ)溫度估算。

圖7 Z14 地下熱水點(diǎn)礦物SI-溫度圖Fig.7 Plot of SI vs temperature for the geothermal water of Z14

4.4 能量轉(zhuǎn)換計(jì)算（熱容量/熱功率）

根據(jù)國(guó)際能源署（IEA）和《聯(lián)合國(guó)統(tǒng)計(jì)司國(guó)際統(tǒng)計(jì)年鑒》可以將地下熱水釋放的熱能轉(zhuǎn)換為化石燃料的熱能指標(biāo)（熱容量/熱功率）。這些轉(zhuǎn)化的熱能可以為供暖期生活社區(qū)及公共供暖設(shè)施提供一定量的直接利用能量。地?zé)崮苤笜?biāo)是通過現(xiàn)代水文地質(zhì)學(xué)方法計(jì)算熱容量以及地下熱水釋放的總能量[28-30]：

式中：C—儲(chǔ)熱容量/MWt；

E—可用能源/（TJ·a-1）；

Fmax—溫泉最大流量/（kg·s-1）；

Favg—溫泉平均流量/（kg·s-1）；

Ti—進(jìn)口溫度，即開采溫度/°C；

To—出口溫度，即利用后溫度/°C；

A—容量系數(shù)。

招遠(yuǎn)地?zé)崽锘◢弾r熱儲(chǔ)層地下熱水14 個(gè)熱水點(diǎn)的基本參數(shù)及地?zé)崮苤笜?biāo)如表4 所示，總開采流量達(dá)119 L/s。流量越大，溫度差值越高，獲得的C和A越高。研究區(qū)熱儲(chǔ)層地?zé)峥偀崛萘窟_(dá)11.78 MWt，總能源利用率323.04 TJ/a?；◢弾r斷裂帶裂隙發(fā)育，具有平直性和透水性，有利于地下熱水的補(bǔ)給和排泄；相比于砂巖、石灰?guī)r，花崗巖具有較高的熱導(dǎo)率系數(shù)，當(dāng)溫度由20 °C 升高120 °C 時(shí)，其熱導(dǎo)率會(huì)降低9%～16%[31]。因此，可根據(jù)溫度將招遠(yuǎn)地下熱水水樣分為3 類，即＜40 °C、40～60 °C、>60 °C 的水樣，分析其地?zé)嶂笜?biāo)，如表5 所示。＜40 °C，40～60 °C，>60 °C 水樣的總能源利用率分別為1.74，19.73，301.58 TJ/a。招遠(yuǎn)地區(qū)地?zé)豳Y源溫度較高，地下熱水開采溫度在60～100 °C 之間，熱儲(chǔ)層溫度107～128 °C，微量組分含量高，可用于城市供暖、生活、洗浴等多方面，但是需要考慮利用過程及其降溫后水中硬石膏、方解石、鈉長(zhǎng)石、微斜長(zhǎng)石、白云母、石英等礦物的過飽狀態(tài)造成的礦物沉積結(jié)垢的影響。

表4 地下熱水點(diǎn)基本參數(shù)及地?zé)崮苤笜?biāo)Table 4 Parameters of the geothermal water and geothermal energy indexes

表5 招遠(yuǎn)溫泉不同溫度范圍地?zé)崮軡摿able 5 Geothermal potential of the hot springs in various temperature ranges in the Zhaoyuan area

5 結(jié)論

（1）招遠(yuǎn)花崗巖熱儲(chǔ)層地下熱水的水化學(xué)類型受溶濾作用、蒸發(fā)-濃縮-結(jié)晶過程及混合作用的影響，微量元素主要來源于熱儲(chǔ)層地下熱水與二長(zhǎng)花崗巖類的水-巖相互作用。

（2）深層地下熱水與淺層地下冷水以33.6%～92.2%的比例混合出露，冷水混入比例越高，出露的溫度越低，對(duì)應(yīng)的蒸汽損失含量越高。地下水化學(xué)類型沒有顯著的改變。

（3）文石、方解石、白云石、重晶石、天青石、鍶長(zhǎng)石、玉髓、石英、針鐵礦、羥基磷灰石、K-云母、滑石等多種礦物處于過飽和狀態(tài)，水-巖相互作用有利于多種微量元素的富集。

（4）招遠(yuǎn)地?zé)崽镲@示出顯著的地?zé)崮軡摿?，僅當(dāng)前現(xiàn)有的地?zé)峋商峁?23.04 TJ/a 的熱能，可開采地?zé)崮芟喈?dāng)于化石燃料能源7 715.67 toe，應(yīng)用潛力較大。