魏永霞，程宏超，湯皓

（安徽省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測(cè)總站，安徽合肥 230001）

0 引言

同位素是地球化學(xué)綜合反映的重要指標(biāo)，其可以反映水的形成環(huán)境和演變歷史，是研究地?zé)崃黧w成因的重要依據(jù)[1]。利用環(huán)境同位素技術(shù)可示蹤地?zé)崃黧w運(yùn)動(dòng)軌跡[2]，查明其補(bǔ)徑排條件，估算其滯留年齡。在地?zé)崃黧w的同位素組成中，δD、δ18O 值的變化主要反映地下熱水的補(bǔ)給源、補(bǔ)給高程以及補(bǔ)給區(qū)的溫度等[3]，其中δ18O 值的變化還反映地下熱水徑流經(jīng)歷的地質(zhì)環(huán)境，14C 含量則主要反映熱水滯留的時(shí)間。本文通過(guò)分析皖江經(jīng)濟(jì)帶雨水、地表水、溫度異常泉水(20～25℃)及地?zé)崃黧w中同位素的含量變化，研究皖江經(jīng)濟(jì)帶地?zé)豳Y源的形成特征。

1 地?zé)豳Y源分布特征

皖江經(jīng)濟(jì)帶從西北到東南橫跨華北陸塊、大別造山帶及揚(yáng)子陸塊三個(gè)大地構(gòu)造單元，與其對(duì)應(yīng)的沉積盆地和基巖隆起相間分布。已發(fā)現(xiàn)的地?zé)岙惓｜c(diǎn)主要分布于沉積盆地和基巖隆起區(qū)內(nèi)（圖1）。據(jù)已有成果資料統(tǒng)計(jì)，皖江經(jīng)濟(jì)帶沉積盆地中地?zé)峋?、溫泉?6 處（溫泉3 處），以人工揭露為主。熱儲(chǔ)特征：①以層狀、層狀兼帶狀形式分布；②地?zé)崃黧w溫度相對(duì)較低，一般在25～35℃；③主要存儲(chǔ)在侏羅系—古近系紅層中，為碎屑類巖石熱儲(chǔ)層，空隙以孔隙型為主；④開發(fā)利用率較低。

圖1 皖江經(jīng)濟(jì)帶地?zé)豳Y源分布圖Figure 1. Distribution of geothermal resources in the Wanjiang economic belt

基巖隆起區(qū)地?zé)犸@示既有溫泉出露又有鉆孔揭露，共有地?zé)峋?、泉點(diǎn)127 處（溫泉點(diǎn)28 處）。熱儲(chǔ)特征：①均以帶狀形式分布；②地?zé)崃黧w溫度相對(duì)較高，在30～66℃之間居多；③多在斷裂破碎帶中；④地?zé)崃黧w流量受斷層破碎帶破碎程度及其圍巖的裂隙或溶洞大小影響，主要為斷裂破碎帶熱儲(chǔ)層和碳酸鹽巖類巖石熱儲(chǔ)層，空隙以基巖裂隙或溶隙為主；⑤開發(fā)利用率較高，達(dá)80%。

2 地?zé)崃黧w的水化學(xué)特征

研究區(qū)碎屑巖熱儲(chǔ)的地?zé)崃黧w水化學(xué)類型以SO4·HCO3-Na、HCO3-Ca、SO4·Cl-Na 型水為主，溶解性總固體在572～7107 mg/L，pH 7.81～8.82，多呈弱堿性，F(xiàn)-含量在0.38～26.0 mg/L，H2SiO3含量在20.23～96.12 mg/L；碳酸鹽巖類巖石熱儲(chǔ)的地?zé)崃黧w水化 學(xué) 類 型 有HCO3-Ca、HCO3-Ca·Mg、SO4-Ca·Mg、SO4·HCO3-Na、SO4·HCO3-Ca·Mg，溶 解 性 總 固 體 在290～2560 mg/L，pH 6.79～7.75，呈中性，F(xiàn)-含量在0.22～4.06 mg/L，H2SiO3含量在23.15～73.57 mg/L；斷裂破碎帶熱儲(chǔ)的地?zé)崃黧w水化學(xué)類型以SO4·HCO3-Na、SO4-Na、HCO3-Na、HCO3-Ca型水為主，溶解性總固體在250～1160 mg/L，pH 7.49～8.98，多呈堿性，F(xiàn)-含量在0.22～17.7 mg/L，H2SiO3含量在23.15～73.57 mg/L。

由碎屑巖熱儲(chǔ)水化學(xué)類型的陰離子推測(cè)，地?zé)狳c(diǎn)主要位于補(bǔ)給區(qū)、徑流與補(bǔ)給區(qū)及徑流與排泄區(qū)的過(guò)渡地帶；而由主要陽(yáng)離子推測(cè)，盆地內(nèi)微隆起區(qū)的地?zé)崃黧w徑流快且路徑短，與圍巖的水巖交換不充分，而盆地內(nèi)次級(jí)盆地中的地?zé)崃黧w徑流遲緩，徑流路徑較長(zhǎng)，并與圍巖發(fā)生了充分的水巖交換。由碳酸鹽巖類巖石熱儲(chǔ)與斷裂破碎帶型熱儲(chǔ)的水化學(xué)類型的陰離子可以推測(cè)，地?zé)狳c(diǎn)主要位于補(bǔ)給區(qū)及補(bǔ)給區(qū)與徑流區(qū)的過(guò)渡地帶；而由主要陽(yáng)離子推測(cè)，地?zé)崃黧w徑流較快，徑流路徑短，與圍巖的水巖交換不充分（部分地?zé)崴腘a離子含量較高，可能與圍巖的礦物組成有關(guān)）。

3 氫氧穩(wěn)定同位素特征分析

3.1 氫氧穩(wěn)定同位素特征

本次收集區(qū)內(nèi)地?zé)崃黧w樣品29組、溫度異常泉水9 組、地表水11 組、雨水3 組。地?zé)崃黧w的δD、δ18O 值分別為-62.5‰～-40.7‰、-9.46‰～-6.50‰；溫度異常泉水的δD、δ18O 值分別為-57‰～-37.9‰、-8.3‰～-6.92‰；地 表 水 的δD、δ18O 值 分 別 為-46‰～-27.9‰、-6.7‰～-4.31‰；雨 水 的δD、δ18O 值 分 別為-21.5‰～-5.3‰、-4.24‰～-1.86‰。呈現(xiàn)出地?zé)崃黧w的δ值＜溫度異常泉的δ值＜地表水的δ值＜雨水δ值的特征。詳見表1。

已有研究表明，地?zé)崃黧w中δ18O 值指示地?zé)崴难a(bǔ)給、徑流、排泄情況，其低值位于補(bǔ)給區(qū)，而高值位于排泄區(qū)[4]。研究區(qū)內(nèi)的地?zé)崃黧wδ18O 值則主要處于中間部分，故推測(cè)其主要位于徑流區(qū)，與水化學(xué)特征分析結(jié)果基本一致。

3.2 地?zé)崃黧w氫氧同位素與降水的關(guān)系

在δD-δ18O 圖解（圖2）中，多數(shù)地?zé)崃黧w水樣中的δ值要比溫度異常泉的值偏低，同時(shí)溫度異常泉的δ值小于大氣降水、地表水的值，這表明無(wú)論地?zé)崃黧w或地?zé)岙惓Ｈ从诖髿饨邓?，只不過(guò)地?zé)崴墙邓霛B地下經(jīng)過(guò)深循環(huán)而成。另外，受高程效應(yīng)、緯度效應(yīng)、溫度效應(yīng)的綜合影響，地?zé)崃黧w的δ值較降水、地表水、地?zé)岙惓Ｈ雀　?/p>

圖2 地?zé)崃黧w、溫度異常泉水、地表水及雨水中δD-δ18O關(guān)系圖Figure 2. δD-δ18O diagram for the geothermal fluids, abnormal spring waters, surface waters and rain waters

3.3 采用穩(wěn)定性同位素估算地?zé)崃黧w補(bǔ)給區(qū)的地面溫度

溫度是影響降水同位素組成的實(shí)質(zhì)因素。Dansgaard、Yurtsever及王東升分別總結(jié)了大氣降水的同位素和年平均溫度的關(guān)系，前兩者根據(jù)氧同位素進(jìn)行計(jì)算[5]，后者采用氘同位素計(jì)算[6]。根據(jù)相關(guān)公式估算了各地地?zé)崃黧w補(bǔ)給區(qū)的地面平均溫度，結(jié)合區(qū)內(nèi)大氣降水入滲區(qū)的年平均溫度，認(rèn)為利用王東升總結(jié)的公式計(jì)算出的結(jié)果較為接近實(shí)際（表1），即鳳陽(yáng)紅心鎮(zhèn)溫泉補(bǔ)給區(qū)的地溫為13.7℃，定遠(yuǎn)泉塢山地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)的地溫為12.1℃，肥東盆地地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)的地溫為12.5℃，義城盆地地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)的地溫為9.8℃，廬江石山鄉(xiāng)至泉水口廬樅火山巖盆地地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)的地溫在13.4～17.1℃，舒城山七至西湯池舒城隆起地區(qū)地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)的地溫在10.1～14.1℃，含山昭關(guān)至和縣香泉巢湖穹斷褶束地區(qū)地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)的地溫在12.2～13.2℃，岳西溫泉鎮(zhèn)、溪沸、潛山天柱山景區(qū)、太湖湯泉等大別山地區(qū)的地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)的地溫在11.7～13.2℃，青陽(yáng)江村地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)溫度為17.2℃。區(qū)內(nèi)地?zé)嵫a(bǔ)給區(qū)的地溫總體表現(xiàn)為由北向南、由西向東呈增長(zhǎng)趨勢(shì)，與省域內(nèi)地溫變化趨勢(shì)基本一致。

3.4 采用穩(wěn)定性同位素估算地?zé)崃黧w補(bǔ)給區(qū)的高程及位置

大氣降水的氫、氧同位素組成具有高程效應(yīng)[1]，同位素值隨地形高程的增加而減少，即高度每升高100 m，δ18O 減少量為-0.15‰～-0.5‰，δD 的減少量為-1‰～-4‰。研究區(qū)地下熱水來(lái)源于大氣降水，利用同位素值的高程效應(yīng)可以計(jì)算出各地地?zé)崃黧w補(bǔ)給區(qū)的海拔高度。

方法1[1]：根據(jù)中國(guó)大氣降水的高程效應(yīng)公式，可以推算出地?zé)崃黧w補(bǔ)給區(qū)的高度及位置：

式中：ALT表示海拔高度。

方法2[1]：

式中：H為補(bǔ)給區(qū)標(biāo)高（m）；h為取樣地區(qū)標(biāo)高（m）；δG 為熱水中的δD（或δ18O）值（‰）；δP 為取樣點(diǎn)附近大氣降水的δD（或δ18O）值（‰）；K為同位素高度梯度（-δ/100 m）。

對(duì)比取樣區(qū)及區(qū)域的地形地貌，發(fā)現(xiàn)方法1 在低緯度的大別山區(qū)更接近實(shí)際，方法2 在高緯度的沉積盆地區(qū)更接近實(shí)際。各地地?zé)崃黧w補(bǔ)給區(qū)位置及高程具體見表1。

表1 研究區(qū)地?zé)崃黧w中同位素含量及估算補(bǔ)給區(qū)溫度、高程、位置等結(jié)果Table 1. Isotope contents of geothermal fluids, and estimated temperatures, elevations and locations of recharge sources in the study area

3.5 地?zé)崃黧w的氧漂移

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(guò)程，未經(jīng)同位素交換的地下水，其同位素組成和補(bǔ)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就會(huì)發(fā)生變化。如圍巖中含氧礦物較多，水-巖交換使地下水中δ18O 值發(fā)生變化，而δD 值顯得較穩(wěn)定。而本次研究發(fā)現(xiàn)，工作區(qū)內(nèi)δ18O 值變化不大，雨水在-4.24‰～-1.86‰，地?zé)崃黧w在-9.46‰～-6.85‰，無(wú)明顯的漂移；而δD 值則出現(xiàn)了明顯的負(fù)向漂移，雨水在-21.5‰～-5.3‰，地?zé)崃黧w在-62.5‰～-40.7‰。產(chǎn)生這一現(xiàn)象的主要原因有：①受高程、溫度、緯度等因素的影響，補(bǔ)給區(qū)的δ值較低；②地?zé)崃黧w補(bǔ)給路徑較短，且徑流速度較快，大氣降水未能充分與圍巖發(fā)生水-巖交換；③與地?zé)崃黧w開采強(qiáng)度增大且持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)有關(guān)。

另外，圖2 中潛山縣天柱山景區(qū)的QSR001 點(diǎn)遠(yuǎn)離全國(guó)大氣降水線，向右正向漂移，說(shuō)明其來(lái)源是古地質(zhì)時(shí)期的內(nèi)生水。而廬江泉水口和石山鄉(xiāng)的HQ08和HQ05、舒城西湯池的LR07、LQ13 和山七鎮(zhèn)LR05等幾處地?zé)崃黧w的δ值則在全國(guó)大氣降水線上方分布，且負(fù)向漂移，說(shuō)明其地?zé)崃黧w主要來(lái)源于大氣降水，但混入當(dāng)?shù)噩F(xiàn)代水含量較高。

4 采用放射性同位素14C 估算地?zé)崃黧w年齡

地下水年齡是指研究水體自補(bǔ)給以來(lái)在地下所滯留的時(shí)間，不同于巖石或礦物的年齡，地下水處在不斷運(yùn)動(dòng)并與流經(jīng)介質(zhì)相互作用的環(huán)境中，實(shí)際測(cè)得的是其平均值。理論上許多放射性同位素都可用于測(cè)定地下水的年齡，但由于嚴(yán)格的技術(shù)限制，目前僅3H 和14C 符合使用的條件，被用于測(cè)定地下水的年齡，3H 的半衰期為12.43 a，適于研究淺層年齡較小的地下水，14C 的半衰期達(dá)5730 a，適于研究深層年齡較大的地下水。本次采用14C 含量來(lái)分析地?zé)崃黧w在地下滯留的時(shí)間。

研究區(qū)內(nèi)地?zé)崃黧w14C 含量在2%～67.24%變化（表1），最大含量位于岳西溫泉鎮(zhèn)地?zé)崽?，最小含量位于廬江泉水口地?zé)崽铩?/p>

根據(jù)14C年齡測(cè)定結(jié)果可知，研究區(qū)地?zé)崃黧w年齡在3300～30200a，各處地?zé)崃黧w年齡相差很大，來(lái)安斷陷盆地內(nèi)的鳳陽(yáng)紅心鎮(zhèn)溫泉的年齡約為7530 a；定遠(yuǎn)盆地內(nèi)微隆起區(qū)的泉塢山地?zé)崮挲g約為6550 a；巢湖穹斷褶束內(nèi)的廬江泉水口溫泉年齡約為28630 a、石山鄉(xiāng)溫泉年齡約為6060 a，含山昭關(guān)地?zé)崃黧w年齡約為11930 a，和縣香泉地?zé)崃黧w年齡約為18920 a；大別山隆起區(qū)內(nèi)的岳西溫泉鎮(zhèn)地?zé)崃黧w年齡約為3515 a，岳西溪沸地?zé)崃黧w年齡約為9280 a，潛山天柱山景區(qū)地?zé)崃黧w年齡最大約為29010 a。對(duì)比14C的含量發(fā)現(xiàn)，14C的含量與地?zé)崃黧w年齡呈負(fù)相關(guān)關(guān)系。

5 同位素在分析地?zé)崃黧w形成環(huán)境中的應(yīng)用

按照3H、δ18O、14C等同位素的變化特征，經(jīng)綜合研究發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)地下熱水形成類型分為開放型、半開放型以及封閉型三種。

（1）開放型熱水。如岳西溫泉鎮(zhèn)溫泉，分布在基巖隆起區(qū)，地?zé)崃黧w中現(xiàn)代碳含量60%以上，14C 測(cè)定年齡較新，在3300～3800 a；位于大氣降水線附近，未發(fā)生氧漂移現(xiàn)象；熱水礦化度不高，各水化學(xué)組分含量隨埋深變化不明顯。

（2）半開放型熱水。如鳳陽(yáng)紅心鎮(zhèn)溫泉、定遠(yuǎn)泉塢山地?zé)?、廬江石山鄉(xiāng)溫泉等地?zé)崽飬^(qū)，分布在沉積盆地內(nèi)部隆起區(qū)或基巖隆起區(qū)邊緣，地?zé)崃黧w中現(xiàn)代碳含量30%～60%，14C 測(cè)定年齡在6000～7800 a；δ18O 向左發(fā)生漂移，說(shuō)明地?zé)崃黧w中有上部冷水的混入；主要水化學(xué)組分隨著深度變化不明顯，指示內(nèi)部賦存環(huán)境屬于不完全封閉的半開放狀態(tài)。

（3）封閉型地?zé)崃黧w。如合肥義城鎮(zhèn)地?zé)峋蜐撋教熘骄皡^(qū)的地?zé)峋?，分布于沉積盆地內(nèi)部及邊緣，地?zé)崃黧w中現(xiàn)代碳含量小于30%，14C 測(cè)定年齡在萬(wàn)年以上；δ18O 向右漂移明顯，說(shuō)明地?zé)崃黧w賦存環(huán)境封閉性較好。

6 結(jié)論

（1）研究區(qū)內(nèi)地?zé)崃黧w來(lái)源主要為大氣降水，但在基巖隆起區(qū)有地表水及淺部冷水混入。

（2）研究區(qū)地?zé)崃黧w的補(bǔ)給區(qū)溫度一般在12.1～14.1℃，補(bǔ)給高程300～1500 m，補(bǔ)給距離在3.5～25 km。

（3）δD-δ18O 關(guān)系圖顯示，沉積盆地封閉型地?zé)崃黧w的氧向右漂移明顯，基巖隆起區(qū)開放型地?zé)崃黧w的氧漂移不明顯，而盆地內(nèi)部或邊緣半開放型地?zé)崃黧w氧向左漂移明顯。

（4）綜合研究發(fā)現(xiàn)，現(xiàn)代碳含量越小，14C年齡越大，氧漂移程度越大，礦化度越高。