湖南省地熱水氫氧同位素特征分析

常海賓 肖 江 皮 景

(1.湖南科技大學，湖南 湘潭 411100； 2.湖南省地質礦產勘查開發局四〇二隊，湖南 長沙 410004)

湖南省的地熱資源豐富。截至2013年底，湖南省境內已經利用的地下熱水資源有50處，涉及長沙、常德、郴州、衡陽、邵陽、湘西、永州、岳陽、張家界和株洲10個地區，全省總地下熱水資源平均日開采利用量(Qk)為50342m3(約1837.48萬m3/a)，Qk≥1000m3/d的地熱單元有10處，300m3/d≤Qk<1000m3/d的地熱單元有15處，100m3/d≤Qk<300m3/d的地熱單元有10處，Qk<100m3/d的地熱單元有15處(來自《湖南省地下熱水資源調查評價報告》)。總體來講，研究區地熱資源開發利用程度較低，有良好的開發利用前景。

同位素技術是自20世紀50年代以來新興發展起來的一門學科，近年來我國大量學者對地下水穩定同位素進行了研究并取得了一定的成果，解決了一些水文地質學中的研究問題[1-4]。隨著質譜儀技術的不斷完善，精確測定水樣中穩定同位素含量成為可能，從而使穩定同位素技術能廣泛地應用于現代水文學中，同位素技術在水文學方面的應用主要有天然降水同位素分布，水體蒸發過程中同位素的變化，地下水年齡、補給來源的測定等[5-6]。D、18O等穩定同位素在水中所占比例雖然很小，但是它們對環境變化的響應十分迅速，是天然的示蹤劑，因而在水循環及各類水文過程研究中具有重要意義，并且D、18O不同于溶于水中的其他同位素，其本身就是水分子的構成部分[7-8]。大氣降水是水循環過程中的一個重要環節，降水中穩定同位素豐度的漲落與產生降水的氣象過程、水汽源區的初始狀態以及大尺度環流形勢存在密切的聯系[9-10]。多數地熱水來源于大氣降水，在分析地熱水起源時，應首先考慮其和大氣降水之間的關系，在地下水循環的每一階段，水中的氫氧穩定同位素受分餾、蒸發以及混合作用的影響，有著不同的演化規律和成分特征[11]。自1961年起，國際原子能機構(IAEA)和國際氣象組織(WMO)合作，組織了全球雨水的氫氧同位素組成的監測，為確定全球或區域的水循環機制提供了基礎資料。地熱水的主要補給來源是大氣降水和地表水，故其氫氧同位素組成主要受兩方面因素控制：一是大氣降水和地表水的同位素特征；二是水體進入地下之后發生的變化，即不同種水的混合、停留時間和水-巖相互作用等。通過測定地下熱水中的氫氧同位素指標，并與大氣降水全球分餾線或地方分餾線進行對比分析，可定性推斷地下熱水的成因及補給來源。

本文通過對湖南省地熱水氫氧同位素進行分析，分析結果對于判斷湖南省地熱水的補給來源，揭示其形成環境和水-巖相互作用，有一定的現實意義。

1 研究區概況

湖南省屬亞熱帶季風氣候，四季分明，光熱充足，降水豐沛，雨熱同期，氣候條件比較優越。年平均氣溫16～18℃，冬季寒冷，春季溫暖，夏季炎熱，秋季涼爽，四季變化較為明顯；無霜期一般為253～311天；年平均降雨量在1200～1700mm之間。湖南省有湘、資、沅、澧四大水系及洞庭湖，省境內河網密布，水系發育，呈不對稱狀分布。

根據湖南省地質志(2012年)，研究區為湖南省內的6個三級構造單元，除去洞庭盆地暫未發現地熱水外，其余均有發現地熱水，分別為湘北斷褶帶、雪峰構造帶、桂湘早古生代陸緣沉降帶、粵湘贛早古生代沉陷帶、云開晚古生代沉陷帶。省內地質構造復雜，大型斷裂構造多以北東向、北西向為主。根據重磁異常特征資料，湖南省由湘西北至湘東南共有13條控熱斷裂帶，一級斷裂帶5條、二級斷裂構造7條、三級斷裂構造1條。溫泉大多數出露于隆起帶或褶皺帶內背斜的核部或翼部，少數出露于凹陷帶內。地熱水主要賦存于上古生界碳酸鹽巖和花崗巖構造破碎帶中，其分布受活動構造體系特別是活動斷裂帶控制，在斷裂截切花崗巖體地帶、構造體系復合等特殊部位，是溫泉出露較多的有利地段。

2 水樣采集及樣品分布

本次共全面采集72組水樣，采樣位置見圖1。湖南省地熱水多為溫泉出露，其次為鉆孔揭露，其中溫泉水于泉水出露處進行取樣，鉆孔熱水取樣位置在井口以下1m左右進行取樣。湘北斷褶帶包含17個地熱單元(XB1～XB17)，取樣位置屬于湘西北構造侵蝕溶蝕山地區，屬云貴高原東北部邊緣地帶，山體高大，山勢宏偉，并呈丘陵起伏臺地，具有明顯的山原地貌特征，該區域碳酸鹽巖廣布，喀斯特地貌非常顯著，河谷多呈V字形。雪峰構造帶包含18個地熱單元(XF1～XF18)；桂湘早古生代陸緣沉降帶包含8個地熱單元(XG1～XG8)，該兩個構造單元一部分取樣點位于湘西構造侵蝕山地區，由沅陵—麻陽—芷江拗陷帶和雪峰山斷褶帶組成，地貌形態除中、低山外，還有山間盆地和丘陵谷地，總體地勢南高北低；另一部分取樣點位于湘東構造侵蝕山丘區，山體谷地多呈北東向雁行排列的嶺谷相間地貌特征，區內由淺變質巖和巖漿巖構成的中、低山，有山坡陡、河谷深切等特征。云開晚古生代沉陷帶包含11個地熱單元(YK1～YK11)；粵湘贛早古生代沉陷帶包含18個地熱單元(YXG1～YXG18)，兩個構造單元大部分取樣點位于湘南構造侵蝕溶蝕山丘區(是由巖漿巖及淺變質巖為主構成的中、低山侵蝕構造)，以及嶺間溶蝕侵蝕丘陵谷地。山嶺高峻、切割強烈、坡陡溝深，巖溶發育強烈。總的來說，湖南省地形復雜多變，巖溶發育，地下水及地熱水主要以分散滲流的方式進行補給，在巖溶極發育的地方以集中管流的方式補給地下水。樣品的氫氧同位素分析單位為核工業二三〇研究所分析測試中心。

圖1 地熱單元分布

3 結果分析

3.1 δD和δ18O測試結果

研究區地下熱水以低溫(25～40℃)和溫水(40～60℃)為主，占總地熱單元總數的97%，地熱水揭露巖性大部分為灰巖，共46處，占總地熱單元的64%；其次為花崗巖，占22%。湘北斷褶帶的δD和δ18O均值分別為-48.53‰和-4.12‰，δD和δ18O最小值都位于常德市澧縣火連坡鎮澧松村，最大值都位于湘西土家族苗族自治州龍山縣洗車河鎮，且都是以泉的形式出露；雪峰構造帶的δD和δ18O均值分別為-51.26‰和-5.58‰，δD最小值位于長沙縣路口鎮麻林橋村，最大值位于瀏陽市沿溪鎮大光湖村，δ18O最小值位于懷化市麻陽縣石羊哨鎮新建村，以鉆孔形式揭露，最大值位于寧鄉縣灰湯鎮灰湯溫泉；桂湘早古生代陸緣沉降帶的δD和δ18O均值分別為-40.95‰和-4.10‰，δD和δ18O最小值都位于邵陽市新邵縣龍溪鋪鎮田心村的出露泉點，δD最大值位于韶山市如意鎮球山村，為人工揭露鉆孔，δ18O最大值位于衡陽市衡東縣楊家橋鎮金盆村；粵湘贛早古生代沉陷帶的δD和δ18O均值分別為-41.13‰和-3.62‰，δD和δ18O最小值位于炎陵縣平樂鄉樂福村泉點，最大值位于蘇仙區許家洞鎮天堂村鉆孔點；云開晚古生代沉陷帶的δD和δ18O均值分別為-42.65‰和-4.91‰，δD最小值位于永州市江永縣千家洞鄉上木源村的泉點，最大值位于耒陽市東湖圩鄉湯泉村，δ18O最小值位于郴州市嘉禾縣珠泉鎮爻山村泉點，最大值位于株洲市攸縣柏市鎮溫水村泉點。總體數據顯示δD的變化范圍為-64.40‰～-25.20‰，δ18O的變化范圍為-9.60‰～0.60‰，鄭淑蕙等[12]計算出了中國大氣降水中δD的范圍為20‰～-190‰，δ18O的范圍為2‰～-24‰。可見，湖南省地熱水的氫氧同位素含量均位于中國降水變化范圍內。

箱線圖的箱體為該組50%的數據，中位線表示該組數據的中間位置，由各構造單元的δD和δ18O箱線圖(見圖2)可知，箱體、中位線和均值近乎都在同一水平上，僅有雪峰構造帶稍呈現出左偏態，由此看來各個構造單元的δD和δ18O值波動不大較為接近，反映了湖南省地熱水的補給來源、形成環境和水-巖相互作用的程度基本相同。

圖2 各構造單元δD和δ18O分布箱線

3.2 地熱水分布特征和補給來源

1961年H.Craig通過分析全球降水400個左右樣品的同位素，首先提出了大氣降水δD和δ18O值之間存在如下的線性關系：δD=8δ18O+10，即全球大氣降水線(GMWL)。被應用于區別大氣降水與地表水地下水之間的相互聯系，如果計算結果與本地大氣降水線相一致，則表明水的來源主要受大氣降水控制，另外根據GNIP(Globe Network of Isotope in Precipitation)提供的長沙多年觀測大氣降水數據得到的長沙大氣降水線(LMWL)為δD=8.4δ18O+15.1，與GMWL相比，其斜率和截距稍有偏大，反映了湖南省大氣降水與降水云團來源和性質以及受季風影響等方面存在較大的非一致性。

根據72組地熱水氫氧同位素的測試結果，以及上述大氣降水線資料，對各個構造單元分別繪制δD-δ18O關系圖(見圖3)。從圖3中可以看出，接近大半的地熱水點落在大氣降水線附近，說明地下熱水的來源既有大氣降水的補給，也有少量地下冷水混入，導致部分熱水點偏離大氣降水線。

圖3 湖南省各構造單元地熱水δD-δ18O關系

對偏離數據分A、B兩組，利用最小二乘法計算兩組數據的相關性并擬合出直線方程，A組包含13個熱水單元，結果為

y=7.79x-18.38(N=13，R2=0.8152)

B組包含8個熱水單元，結果為

y=8.08x-29.71(N=8，R2=0.9647)

式中：N為樣品數；R2為線性相關系數。

可知兩組方程的斜率與大氣降水線差別不大，僅僅是截距偏小，即使偏離了大氣降水線，但其氫氧同位素的相關性和大氣降水方程還是一致的，故而這些地熱水雖然有冷水的混入，其主要補給來源還是來自大氣降水。

進一步分析造成上述部分樣品偏離大氣降水線較遠的原因：一是這些地熱水補給來源可能為沉積水，沉積水又叫埋藏水，原因是其中含量比較多的H2S、CH4與地熱水中D發生同位素交換，δD值發生變化[13-14]，但這種情況導致的δD值變化是比較微小的。二是發生了強烈的水-巖相互作用。水-巖相互作用是引起地下水中18O漂移的關鍵因素，由于地下巖石中含氫的組分比較少，所以D的漂移可以忽略不計，而含氧礦物的18O含量遠大于熱礦水中18O，水-巖相互作用發生同位素交換的結果必然使得水中的18O富集明顯，即發生18O漂移，這也解釋了圖中樣品為何基本都落在大氣降水線的右側，即18O含量高的一側。而且偏離大氣降水線較遠的樣品主要位于奧陶系沉積巖灰巖中，18O漂移的主要交換方式有：

與方解石之間的18O交換：

CaCO218O+H2O→CaCO2+H218O

與石膏之間的18O交換：

CaSO318O+H2O→CaSO4+H218O

與石英或玉髓之間的18O交換：

SiO18O+H2O→SiO2+H218O

與長石之間的18O交換：

CaAl2Si2O718O+H2O→CaAl2Si2O8+H218O

在沒有外來TDS來源溶液混入的情況下，溶解性總固體TDS的大小通常可綜合反映水-巖相互作用的強弱。因此，TDS越大，18O交換程度越高，漂移幅度越大。對樣品進行數據處理后，取TDS<1000mg/L的34組淡水[13]水樣進行分析(見圖4)，計算得出相關系數R2=0.41，間接證明水-巖相互作用對18O漂移是有影響的，且為正相關關系。

圖4 δ18O與TDS相關關系

3.3 D過量參數特征

為了進一步證明是由于強烈的水-巖相互作用導致地熱水中18O增加富集，在此引入D過量參數d，D過量是W.Dansgaard在1984年提出的一個新概念，最初是便于比較當地大氣降水和全球大氣降水之間的差異，公式為d=δD-8δ18O。地下水氘過量參數實際上是某一區域范圍內水-巖氧同位素交換程度的總體反映，也是衡量其程度變化的一個指標，只有采用氘過量參數，才可以避開季節性或不同源區補給所帶來的影響，準確地反映地下水含水層內水-巖氧同位素交換的程度[15]。根據樣品數據計算出各個構造單元的d值：湘北斷褶帶氘過量范圍為-30.0～19.3，均值為-15.59；雪峰構造帶氘過量范圍為-23.3～17.7，均值為-6.59；桂湘早古生代陸緣沉降帶氘過量范圍為-18.4～7.8，均值為-8.15；粵湘贛早古生代沉陷帶氘過量范圍為-32.3～8.7，均值為-12.19；云開晚古生代沉陷帶氘過量范圍為-19.1～10.7，均值為-4.54。可以看出，在相同的斜率下，樣品截距的均值都小于本地大氣降水截距，計算結果顯示湖南省各個構造單元的絕大部分地熱水氘過量參數都落在d<15.1的一側，只有兩個熱水單元的氘過量參數d>15.1，由此可以判斷湖南省整體地熱水的水-巖相互作用是比較強烈的，結合不同巖性中氘過量參數分布圖(見圖5)可知，灰巖中d<15.1的地熱單元數為45個，占總數的62.5%；花崗巖為16個，占總數的22.2%；砂巖占9.7%。總之，伴隨著水-巖相互作用的愈發強烈，即氧同位素的交換程度增高，δ18O增大，導致本地大氣降水d值有所減小，并且湖南省地熱水主要出露在灰巖，巖溶比較發育，這與尹觀等[16]得出的結論，即巖溶區內水-巖作用所導致的氧同位素交換較非巖溶區容易進行，交換的程度高相一致。此外，d值的大小與地熱水在自身含水層中的滯留時間也是相關的，隨著時間推移，δ18O含量不斷增大，d值也相應不斷減小。

圖5 不同巖性氘過量d箱線

4 結 論

a.湖南省整體地熱水的氫氧同位素分布水平波動不大，可以認為地熱水的補給來源、形成環境和水-巖相互作用的程度基本是相似的。

b.結合δD-δ18O關系圖，湖南省大部分δD和δ18O值都落在大氣降水線附近，說明湖南省地熱水的主要補給來源為大氣降水，較少部分值偏離大氣降水線，說明地熱水中有部分冷水的混入。對偏離大氣降水線的數據進行線性擬合后，發現兩組數據得到的擬合方程和大氣降水方程在斜率上基本相似，僅在截距上偏小，說明雖然有冷水的混入，但其主要的補給來源還是大氣降水。對于TDS<1000mg/L的地熱水，18O含量和TDS是呈正相關的關系。

c.湖南省地熱水主要出露在灰巖中，即巖溶發育的地區，整體地熱水中氘過量d值相對于本地區域大氣降水線截距偏小，說明湖南省整體地熱水的水-巖相互作用是比較強烈的。

d.本文研究結論對于今后在湖南省內尋找地熱資源有一定的指導意義，在一定程度上豐富了同位素研究在地熱資源領域的成果。