方茜娟，劉運濤，左 偉，李 川，周稱稱

1.河南省國土資源開發(fā)投資管理中心，河南 鄭州 450046；2.河南省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 第五地質(zhì)勘查院，河南 鄭州 450001；3.河南省水文地質(zhì)工程地質(zhì)應用技術中心，河南 鄭州 450001

0 引言

中國地熱賦存類型分為沉積盆地型和隆起山地型，后者可分為火山型和構造型[1]。沉積盆地型地熱流體化學、成因研究程度較高[2-6]，地熱流體的水化學類型主要為Cl-Na、Cl·SO4-Na型等，主要補給來源為大氣降水，通過C14測年顯示形成年齡20～50 ka[4-7]?；鹕叫偷責崽镏饕栽颇向v沖和臺灣大屯地區(qū)為代表，其具有強烈的地熱顯示，如沸泉、酸性泉、水熱爆炸和硅華等[8]；構造型地熱在我國中西部山區(qū)以及東南沿海分布較廣，水化學類型多為HCO3·SO4-Na、HCO3-Na型，如河南魯山[9]、陜西眉縣[10]、河北遵化[11]、四川巴塘[12]、廣東惠州[13]等，3H、C14測年結果為0.01～0.5 ka[14-16]。這些研究工作解釋了地熱田流體化學特征和來源(大氣降水等)，但對帶狀熱儲補給源與徑流分析不足。此次研究利用流體化學、區(qū)域地熱地質(zhì)構造構建補給、徑流、排泄全過程，進而系統(tǒng)分析帶狀熱儲地熱田的成因機制。

1 地熱地質(zhì)條件

1.1 區(qū)域溫泉分布

新安—平頂山斷裂帶為區(qū)域控熱構造，走向130°～140°，傾向北東，形成于燕山期，喜山期復活，至今仍在活動，沿線分布溫泉泉群3處(圖1，引自河南省基巖地質(zhì)圖)，分別是洛陽新安縣暖泉溝溫泉群(2處，29℃)、洛南龍門山溫泉群(19處，24℃～43℃，通過草店、魏灣斷層與西南平頂山斷裂交匯)，汝州溫泉鎮(zhèn)溫泉群。

1.2 研究區(qū)地熱概況與斷裂構造

溫泉鎮(zhèn)地熱田是典型的構造型地熱田。溫泉呈泉群排泄，大體北西南東向出露，共10個泉點，泉流量8.294～14.82 m3/h，溫度48℃～71℃?，F(xiàn)有地熱井9眼，開采利用7眼。研究區(qū)主要斷裂構造有：

(1)北西向斷裂：新安—平頂山斷裂帶，上盤為中元古界熊耳群許山組、汝陽群云夢山組；下盤為寒武系張夏組、石炭系、二疊系。斷裂帶寬30～50 m，構造碎裂巖、斷層泥發(fā)育；斷面產(chǎn)狀40°∠50°～70°，斷距>1 000 m，正斷層。主要有F2、F3、F4、F5四個次級斷層。

(2)近東西向斷裂：九皋山—溫泉街斷裂帶，有F0、F1兩個次級斷層，F(xiàn)1斷層走向南東，為正斷裂，傾向北東，傾角約80°，上盤為中元古界安山玢巖，下盤為寒武系灰?guī)r。

(3)北東向斷裂：F6斷層、F7斷層，均為北東走向，傾向南東，正斷層，寬度約10 m，前者傾角約80°、后者傾角約70°，形成晚于F1斷層、F2斷層、F3斷層。

2 樣品采集與測試

2018年8月采集同位素分析測試樣品7組(圖2)，其中地表水樣品3組、地熱流體樣品1組(ZK1井)、淺層地下水樣品1組(<20 m冷水)、深層地下水樣品1組(300 m冷水)，大氣降水樣品1組；同期采集測試地熱流體全分析樣品2組，對應WR04、WR08井。

圖2 研究區(qū)構造與采樣點分布圖Fig.2 Geological structural and sample point distributionmap of the study area

硫氧同位素前處理方法：現(xiàn)場分裝1.5 L水樣，24 h內(nèi)用孔徑0.45 μm醋酸纖維濾膜過濾，加入1 mL優(yōu)級純濃鹽酸，混合均勻后，靜置0.5 h后，加入10 mL飽和氯化鋇溶液，靜置過夜；實驗室內(nèi)用0.22 μm孔徑PES濾膜過濾生成的硫酸鋇沉淀，置于850℃馬弗爐內(nèi)烘干2 h，待測。測試方法：Flash2000HT元素分析儀和Delta V穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀測定，采用國際標準NBS127(硫同位素值為20.3‰，氧同位素值為8.6‰)和實驗室標準校準樣品，其中硫同位素分析精度小于0.2‰，氧同位素分析精度小于0.5‰，測試在中國科學院南京地質(zhì)古生物研究所和河南理工大學生物遺跡與成礦過程省級重點實驗室完成。水樣分析結果見表1。

表1 水化學與穩(wěn)定同位素分析結果

3 水化學與同位素特征

3.1 水化學組成特征

地熱流體水化學類型HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型，三組樣品SO4、HCO3、Cl摩爾當量較為接近，陽離子以Na+為主(圖3)。在指示理療熱礦水相關因子方面，F(xiàn)、H2SiO3含量較其它水體明顯偏高。同處新安—平頂山斷裂帶的暖泉溝、龍門地熱田，地熱流體水化學類型SO4·Cl-Na·Ca，與研究區(qū)水化學類型和組分基本相似。

圖3 Piper三線圖Fig 3 Piper map of water samples in studied area

相對地熱流體，非封閉地表水體礦化度較低，汝河水(SY-1)水化學類型為HCO3-Ca型，陽離子以Ca2+為主，陰離子以HCO3-為主，體現(xiàn)了碳酸鹽巖地區(qū)地表水的特征；澗山口水庫(SY-2)水化學類型為HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型，指示了水域的半封閉性；坑塘(SY-3)礦化度及主要陰陽離子均遠大于其它水體，具封閉、人為影響強烈的水體特征。地下水(冷水)TDS值介于地表水和地熱流體之間，主要陰陽離子為HCO3-、Ca2+，水化學類型HCO3·Cl-Na·Ca型，體現(xiàn)了淋濾水的特征。總的說來，較其它水體，地熱流體是高礦化度、富鈉、貧鎂、硫酸鹽豐富的氟·偏硅酸型理療熱礦水。

3.2 同位素組成特征

研究區(qū)不同水體氫氧、硫酸鹽硫氧同位素組成差異明顯(見表1)，但地熱流體與同處新安—平頂山斷裂帶的安暖泉溝、洛陽煤田二隊(洛陽龍門)地熱流體氫氧同位素較為接近。2013年12月，河南省地質(zhì)調(diào)查院測試值分別為-67‰和-9.2‰、-66‰和-9.2‰、-67‰和-8.9‰，可暫時推斷三者補給為同一來源。

4 討論

4.1 地熱流體來源

4.1.1 同位素差異

研究區(qū)水體氫氧同位素組成(圖4)顯示其來源及所經(jīng)歷蒸發(fā)過程的差異性。各水體氫氧同位素位于鄭州西南大氣降水線附近[17]，表明其主要受大氣降水補給。地熱流體SY-4、深層地下水SY-6存在δ18O值偏負的漂移，表明與圍巖中氧同位素發(fā)生同位素交換。地表水SY1、SY2、SY3隨封閉程度增加(河流—水庫—坑塘)蒸發(fā)過程愈強，淺層地下水SY-5亦顯示經(jīng)歷蒸發(fā)過程。

圖4 研究區(qū)不同水體氫氧同位素組成圖Fig.4 Water isotope compositions in studied area

圖5 溶解性硫酸鹽硫和氧同位素組成Fig.5 Composition of dissolved sulfate sulfur and oxygen isotopes

不同類型水體硫酸鹽硫和氧同位素的差異同樣顯著(表1，圖5)，大氣降水SY7硫酸鹽含量低，對地表水SY1、SY2、SY3、淺層地下水SY5硫酸鹽貢獻有限，SY1、SY2、SY5硫和氧同位素值接近，主要來自于土壤有機硫氧化以及人類活動影響，坑塘地表水SY3處于封閉環(huán)境，存在硫酸鹽細菌還原過程，導致其硫同位素異常偏高。深層地下水SY-6硫和氧同位素值較低，說明硫酸鹽來源受硫化物氧化控制比例較大。地熱流體與其它水體硫氧同位素的差異顯示了補給不是來源于區(qū)內(nèi)其它水體，是遠程補給的。

4.1.2 硫同位素來源

地熱流體中硫同位素值較高，而氧同位素值較低，推測原因可能包括硫酸鹽細菌還原作用黃鐵礦及石膏溶解作用。硫酸鹽細菌還原作用的基本反應方程式如下：

(1)

溫泉地熱田熱儲主要是石炭系、寒武系石灰?guī)r，常伴生石膏、黃鐵礦等礦物，其溶解會改變地熱流體中硫酸鹽硫同位素構成。奧陶系、寒武系石膏中硫同位素通常20‰～32‰，煤系地層(石炭系)黃鐵礦硫同位素多低于4‰[18]，故分析推斷硫更多來源于石膏溶解。地熱流體中硫酸鹽氧同位素值降低可能與周圍水體的氧同位素平衡交換作用有關，在高溫環(huán)境中地熱流體硫酸鹽氧同位素與水氧同位素發(fā)生同位素交換，造成流體硫酸鹽氧同位素值降低[19]。

4.2 地熱田成因分析

4.2.1 補給高程

利用大氣降水δD和δ18O隨高程增加呈線性降低規(guī)律[20]，可以計算補給高程，通過對水文地質(zhì)單元地質(zhì)構造、補徑排條件分析，進而判斷補給區(qū)位置。計算公式：

H=H0+(δD-δD1)/g

(2)

式(2)中，H地熱流體補給高程(m)；H0-樣品采集高程(m)；δD-補給水D同位素含量(‰，VSMOW)；δD1送檢樣品D同位素體積比(‰，VSMOW)；g為δD隨高程遞減梯度(‰/100 m)。

以洛陽市大氣降水δD(‰，VSMOW)均值-52.87[21-22]作為補給水的計算值。洛陽市δD高程遞減梯度介于1.35‰～2.35‰/100 m，計算補給高程791～566 m。

表2 補給高程計算結果表

4.2.2 溫標計算

常用的地熱溫標有陽離子溫標和二氧化硅溫標，使用的前提是作為溫標計算的溶質(zhì)與圍巖達到了溶解-平衡的狀態(tài)。汝州市地熱流體屬未成熟水，不宜使用與Na、K、Mg相關的Na-K、K-Mg等陽離子溫標。常用的二氧化硅溫標為石英溫標、玉髓溫標，這類溫標計算公式是建立在熱水中SiO2溶解度與溫度的關系之上的。石英地熱溫標適用于熱交換溫度120～180℃的條件，玉髓應用于<110℃的條件[23]。

1.石英溫標(傳導冷卻)[24]：

(3)

2.石英溫標(最大蒸汽損失)[25]：

(4)

3.玉髓溫標[24]：

(5)

4.計算結果分析

溫標計算結果見表3。前文已分析洛陽龍門與研究區(qū)地熱流體水化學、氫氧同位素是相似的，推斷可能是同源的，而洛陽龍門實測最高溫度97.2℃，遠高于玉髓計算值，故選擇二氧化硅溫標計算值。

表3 溫標計算結果Table 3 Results of temperature scale calculation

4.2.3 水熱循環(huán)深度推斷

新安縣—平頂山斷裂帶洛陽段，石臺階組平均地溫梯度3.40℃/100 m，蟒川組3.57℃/100 m，三疊系3.88℃/100 m，石炭、奧陶、寒武約4℃/100 m，自上而下地溫梯度逐呈漸增高趨勢。常溫層溫度14℃，推斷水熱循環(huán)深度2 812～3 109 m。

4.2.4 成因推斷

新安縣—平頂山斷裂帶體系中，僅新安縣曹村鄉(xiāng)西北低山區(qū)高程(500～800 m)與計算補給高程值相符，可初步推斷為補給水來源，盡管其地層為汝陽群、洛峪群石英砂巖、礫巖，不利于大氣降水下滲進入地下水系統(tǒng)，但通過地表徑流形式快速進入下游的曹村鄉(xiāng)、石井鎮(zhèn)、北冶鎮(zhèn)、石寺鎮(zhèn)(350～500 m)一帶(圖6)，這些地區(qū)以O+∈碳酸鹽巖為主，溶蝕較強，且處于兩大構造交匯處，裂隙發(fā)育，上游徑流易進入地下水系統(tǒng)。入滲后向南東運移增溫，在新安縣城區(qū)一帶局部受阻上涌，出露暖泉溝溫泉(29℃)，其余大部運移至洛陽盆地西緣洛河褶斷束，此處三疊系(砂巖)、古近系(蟒川組、石臺階組致密砂巖)沉積厚度約2 000 m，地熱流體受阻，向下進入下部巖溶發(fā)育的碳酸鹽巖層(埋藏深度約3 000 m)，這與計算推斷的熱循環(huán)深度是吻合的。穿越洛河褶斷束后，地層抬升，碳酸鹽巖熱儲層埋深1 000～2 000 m，地熱流體向上運移，此時溫度與圍巖交換逐漸下降，至鳳翔山莊、龍門山一帶，揭露最高95.2℃。在臨汝鎮(zhèn)一帶，寒武系—石炭系碳酸鹽巖地層再次抬升，流體溫度持續(xù)冷卻，至溫泉鎮(zhèn)遇阻出露，溫度約60℃。

圖6 地熱流體成因示意簡圖Fig.6 diagram of the causes of geothermal fluid

5 結論

(1)汝州溫泉地熱流體水化學類型SO4·HCO3·Cl-Na·Ca型，是高礦化度、富鈉、貧鎂、硫酸鹽豐富的氟·偏硅酸型復合理療熱礦水。

(2)氫氧同位素研究表明地熱流體主要來源于大氣降水。溶解性硫酸鹽同位素研究顯示地熱流體同其它水體的顯著差異，表明地熱流體的補給與研究區(qū)無關，來源于遠程補給。計算補給高程為566～791 m，結合新安—平頂山斷裂帶地形地貌和地質(zhì)條件，確定補給來源于新安縣石井、石寺盆地，該盆地出露碳酸鹽巖，溶蝕較強，且斷裂發(fā)育，高程雖低于計算值，但受納北麓低山區(qū)降水徑流。

(3)研究區(qū)地熱流體屬未成熟的水，石英溫標計算值最可靠，形成溫度112.49℃～138.36℃，推斷水熱循環(huán)深度為2 812～3 109 m，與新安—平頂山斷裂帶穿越洛陽盆地西緣洛河褶斷束的碳酸鹽巖地層埋深吻合。隨斷層上涌，與低溫圍巖物質(zhì)和溫度交換，分別在龍門山、溫泉鎮(zhèn)遇阻上涌，以溫泉形式排泄，形成地熱田。