江西省安福地區(qū)地?zé)崴瘜W(xué)特征研究

余廷溪,劉 凱,孫軍亮,王路瑤,王書訓(xùn)

1)中國地質(zhì)科學(xué)院,北京 100037;2)中國地質(zhì)大學(xué)(北京)水資源與環(huán)境學(xué)院,北京 100083;3)中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院,北京 100083

地?zé)豳Y源在能源開采過程中更加穩(wěn)定,不受天氣、季節(jié)等變化影響,具有極好的利用價值。在開發(fā)利用深部地?zé)豳Y源的同時可以有效控制地震活動、地氣無序溢出及火山運(yùn)動等地質(zhì)災(zāi)害的發(fā)生。我國地?zé)豳Y源分布廣泛,以中低溫地?zé)豳Y源為主,在云南、廣東、江西、北京、吉林、新疆等地均有地?zé)崂霉こ獭Ｖ械蜏氐責(zé)豳Y源在大型沉積盆地中具有儲層多、分布廣、儲量大等特點(diǎn),主要分布于我國東部、松遼盆地、環(huán)鄂爾多斯斷陷盆地等地區(qū)(王貴玲等,2017; 盧予北等,2018)。

由于地下水中各組分的相互關(guān)系受經(jīng)歷的水文地球化學(xué)過程所控制,可以利用地下熱水水化學(xué)特征研究地?zé)崃黧w的特征和成因,了解地下熱水的化學(xué)成份和補(bǔ)給來源,以揭示熱循環(huán)機(jī)制。Piper于20世紀(jì)所提出的Piper三線圖簡便直觀得對地下水樣化學(xué)類型進(jìn)行區(qū)分,Schoeller圖能夠直觀地展現(xiàn)研究區(qū)水樣離子含量變化,展示離子濃度的變化趨勢,同時由離子特征系數(shù)判定地下水的來源及所處環(huán)境的封閉程度(薛燕等,2022); Craig(1961)利用氫氧同位素在空間上的分布規(guī)律提出大氣降水線概念,在此基礎(chǔ)上鄭淑蕙對中國各地大氣降水進(jìn)行研究并總結(jié)出全國大氣降水線,并以此判斷地下水的補(bǔ)給來源及循環(huán)途徑(鄭淑蕙等,1983); 此外,利用氫氧穩(wěn)定同位素的空間分布特征可以驗(yàn)證高程效應(yīng)及緯度效應(yīng),結(jié)合二端元模型計算不同水源對河流的補(bǔ)給關(guān)系及混合比例(卞躍躍等,2018; 林韻等,2020; 劉芳等,2020); 由大氣降水線與水樣點(diǎn)位置關(guān)系判斷水汽再循環(huán)現(xiàn)象(張兵等,2014),結(jié)合氘盈余現(xiàn)象判定地?zé)崴谘h(huán)過程中與巖層相互作用程度(劉凱等,2015; 李永康等,2021; 杜晨等,2022); 鍶同位素能體現(xiàn)地下熱水在含水層中的滯留情況,由87Sr/86Sr比值高低判斷地下水來源(趙平等,2003; Li et al.,2017;山俊杰,2020); 基于礦物在地下水中溶解度的不同,利用地?zé)崴械V物飽和指數(shù)與溫度的關(guān)系來判斷計算熱儲溫度(Reed et al.,1984; 譚夢如,2018); 利用地?zé)崴甆a+、K+、Mg2+、SiO2等數(shù)據(jù)也可針對不同條件下的地?zé)崴M(jìn)行分析,估算研究區(qū)熱儲溫度及地?zé)崴c冷水的混合情況(吳桂武等,2015; 李常鎖等,2018; 多曉松,2020)。

江西中低溫地?zé)豳Y源豐富,不少學(xué)者在九江、萍鄉(xiāng)、贛州等地進(jìn)行了大量研究(胡圣標(biāo)等,1992)。通過分析斷裂構(gòu)造、長期觀測地?zé)崃黧w的動態(tài)變化,評判了江西遂川、溫湯等地循環(huán)途徑及地區(qū)地?zé)衢_采潛力(朱章顯,2007; 辛田軍等,2016); 通過分析羅溪、上溫寮、廬山等地地下熱水陰陽離子、特殊組分、同位素組成等,估算地區(qū)地?zé)崴a(bǔ)給來源、年齡、循環(huán)深度及冷熱水混合情況,判定地?zé)崴纬稍?并對地區(qū)地?zé)崴侠黹_采及保護(hù)提出建議(李鷺等,2019; 樊柄宏等,2020; 鮑志誠等,2021);對宜春等地地下水中鍶同位素進(jìn)行研究,分析研究區(qū)內(nèi)地?zé)崴鹪醇皾B流途徑(高勝強(qiáng)等,2022); 在整體上,評估江西干熱巖地?zé)豳Y源,估算其地?zé)崮茉戳?對地區(qū)開采深度及目標(biāo)溫度提出建議(余敏等,2015)。

本文對江西吉安市安福地區(qū)15組水樣進(jìn)行水文地球化學(xué)分析,通過不同類型地下水對研究區(qū)水化學(xué)特征、穩(wěn)定同位素組成進(jìn)行分析,討論研究區(qū)地?zé)崴a(bǔ)、徑、排情況,研究地下熱水形成與演化,揭示地?zé)崴纬稍?計算當(dāng)?shù)責(zé)醿囟燃把h(huán)深度,補(bǔ)全武功山南部安福地區(qū)地?zé)豳Y源資料,對安福地區(qū)地?zé)豳Y源的合理開發(fā)與保護(hù)提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于江西省吉安市安福地區(qū)武功山東南部(圖1),為丘陵、山區(qū)地貌,成因類型主要為侵蝕剝蝕地貌類型。地層主要為白堊紀(jì)晚侏羅世羊獅慕序列,北部部分區(qū)域有白堊紀(jì)早志留世武功山序列地層出露,出露面積不大。研究區(qū)歷經(jīng)多期次構(gòu)造運(yùn)動、變質(zhì)作用及巖漿侵入,出露大片的黑云二長花崗巖和混合巖。研究區(qū)內(nèi)斷裂帶呈北東方向展布貫穿整個研究區(qū),傾角20°～50°不等,延長50 km,帶寬30～320 m?？傮w以硅化破碎為主,斷裂帶寬窄變化大,帶內(nèi)構(gòu)造巖分帶明顯且重復(fù)出現(xiàn)。研究區(qū)地下水含量豐富,主要類型為基巖裂隙水,補(bǔ)給來源為大氣降水。研究區(qū)兩處地?zé)釁^(qū)分別為文家地?zé)峋皽靥恋責(zé)崛?均位于斷裂帶附近,由地下熱源將地下冷水加熱后沿斷裂帶上升形成。根據(jù)現(xiàn)場測試的結(jié)果,地?zé)崴疁囟葹?0～60 ℃,水中含有Sr、F、Li、Se、偏硅酸等物質(zhì),對人體有一定的醫(yī)療價值。

圖1 采樣點(diǎn)分布圖Fig.1 Location of sampling sites

2 樣品采集和實(shí)驗(yàn)方法

水樣采集時間為2021年5月,采集地表水、泉水及地下熱水水樣共15個,采集泉水及地下熱水時盡量靠近水源源頭,采樣前用泉水潤洗取樣瓶三遍,裝有硝酸、氫氧化鈉等保護(hù)劑的棕色玻璃瓶則不潤洗,裝瓶時盡量將瓶口裝滿以排出空氣,隨后擰緊并做好標(biāo)記。地?zé)峋辈蓵rpH、EC及Eh使用便攜式水質(zhì)檢測儀測試,溶解氧(DO)及水溫利用哈希水質(zhì)檢測儀檢測。美國BETA實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行放射性碳測年,應(yīng)用加速質(zhì)譜儀(AMS)和Gasbench Ⅱ-連續(xù)流穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀(IRMS)完成13C、14C的測試。同位素及放射性測試由中科院地理研究所完成,氚測試依據(jù)為《水中氚的分析方法》(GB12375—1990),Sr和34S按照《巖石中鉛、鍶、釹同位素測定方法》(GB/T 17672—1999),《硫酸鹽中硫同位素組成的測定》(DZ/T0184.15—1997)進(jìn)行測定; 水化學(xué)分析由圭瑞測試科技(北京)有限公司完成,鉀、鈉、氨氮、碳酸鹽等嚴(yán)格按照《水質(zhì)65種元素的測定電感耦合等離子體質(zhì)譜法》(HJ 700—2014)、《水質(zhì)氨氮的測定納氏試劑分光光度法》(HJ 535—2009)及《地質(zhì)礦產(chǎn)實(shí)驗(yàn)室測試質(zhì)量管理規(guī)范》(DZ/T 0130—2006)的要求進(jìn)行樣品分析。

3 水化學(xué)特征

3.1 水化學(xué)離子

對研究區(qū)三種類型水樣中的主要陰陽離子、Sr2+、偏硅酸含量、水溫及溶解性總固體(TDS)進(jìn)行相關(guān)性分析(表1)。在地?zé)崴?TDS與Na+、K+、HCO-3、偏硅酸均顯著相關(guān),相關(guān)系數(shù)為0.95、0.94、0.88、0.91,且K+、Na+、HCO-3與偏硅酸兩兩相關(guān)性較好,表明鈉長石、鉀長石與黑云二長花崗巖的溶解對研究區(qū)水化學(xué)組成有明顯的控制作用,研究區(qū)地?zé)崴谘莼^程中離子來源相似。在地下熱水與地下冷水中,Sr2+與偏硅酸相關(guān)系數(shù)分別為0.65及0.61,而地表水中其相關(guān)性僅為0.34,在地下水循環(huán)過程中,含鍶礦物溶解具有指示性特征。分析研究區(qū)冷水及地?zé)崴庩栯x子,其中地?zé)崴甆a+含量為15.2～19.2 mg/L,HCO-3含量為13.2～53.2 mg/L(表2),化學(xué)類型均為HCO3-Na型水,Na+由于其較高的溶解度及較強(qiáng)的遷移能力,鈉長石風(fēng)化溶解的Na+成為研究區(qū)域地?zé)崴械闹饕栯x子(圖2a); 大部分區(qū)域主要陰離子為HCO-3(圖2b),其中文家地?zé)峋?AF0102)地?zé)崴兄饕庪x子為CO2-3,CO2-3含量為10.6 mg/L,該點(diǎn)地?zé)崴疁?0 ℃,CO2含量極少且F-較高,可判斷該處地?zé)崴谘h(huán)過程中CO2與螢石(CaF2)等含氟礦物發(fā)生反應(yīng),生成CaCO3沉淀與大量CO2-3,與其他水樣相比Mg2+含量極少且CO2-3含量較高。

表1 研究區(qū)水樣離子相關(guān)性Table 1 Ion correlation of water samples in the study area

表2 研究區(qū)水化學(xué)組分分析結(jié)果Table 2 Analysis results of water chemical composition in the study area

研究區(qū)冷水氟離子含量為0～0.117 mg/L,文家地?zé)峋?AF0102)及溫塘地?zé)崛?AF0109)氟離子含量遠(yuǎn)高于冷水,分別為3.01 mg/L和1.84 mg/L,其中文家地?zé)峋x子濃度大于2 mg/L,可命名為氟水; 地表水偏硅酸含量為4.6～21.6 mg/L,地下冷水偏硅酸含量為24.0～33.4 mg/L,文家地?zé)峋?AF0102)及溫塘地?zé)崛?AF0109)偏硅酸含量分別為63.1 mg/L、62.6 mg/L,地?zé)崴衅杷岷看笥?0 mg/L,可命名為硅水,大部分地下冷水含量超過25 mg/L,達(dá)到國家醫(yī)療價值標(biāo)準(zhǔn)。

利用離子濃度比的關(guān)系可揭示地下水的演化過程及各離子的礦物來源(表3)。鈉氯系數(shù)(γNa/γCl)是評價地層封閉性、地層水變質(zhì)程度和活動性的重要指標(biāo)(何明霞等,2021; 羅寶玲,2014),海水的鈉氯系數(shù)比為0.85,其系數(shù)比越低則表示變質(zhì)作用越強(qiáng)烈,地層封閉程度越高; 若鈉氯系數(shù)比接近于1,則表明地下水是受到巖鹽地層溶濾作用影響較大。安福地區(qū)地下熱水與冷水鈉氯系數(shù)比均遠(yuǎn)大于0.85,其來源于大陸氣團(tuán); 兩處地?zé)崴c氯系數(shù)較大,為35.73～40.98。

表3 研究區(qū)水樣離子系數(shù)比Table 3 Ratio of ionic coefficients of water samples in the study area

脫硫系數(shù)(100γSO2-4/γCl)的大小可用來判別地下熱水所處環(huán)境,脫硫酸細(xì)菌在還原環(huán)境下將SO2-4還原為H2S的現(xiàn)象,地層還原環(huán)境越強(qiáng),脫硫系數(shù)越小,封閉性越好(韓光等,2021)。研究區(qū)脫硫系數(shù)范圍為83.14～662.54,遠(yuǎn)大于1,且水樣中S2-含量＜0.005 mg/L,Eh值為112～195,研究區(qū)地下熱水處于氧化環(huán)境,鈉氯系數(shù)較大,裂隙發(fā)育明顯,該處地層封閉條件較差,有外部水體混入。

鈣鎂系數(shù)(γCa/γMg)可用于判別水體中的離子來源。研究區(qū)內(nèi)鈣鎂系數(shù)比值大于2,該地區(qū)硅酸鹽風(fēng)化或石膏溶解占有主要地位(龔磊等,2021)。結(jié)合研究區(qū)多為黑云二長花崗巖,SO2-4含量較低,判斷該處離子來源多為硅酸鹽巖風(fēng)化形成。

3.2 水化學(xué)特征分析

水化學(xué)特征對地下水的補(bǔ)徑排條件以及水巖相互作用過程具有重要的指示作用,由Piper三線圖(圖3a)可知,地?zé)崴募业責(zé)峋?AF0102)為HCO3-Na型水,溫塘地?zé)崛?AF0109)為CO3-HCO3-Na型水,地下冷水多為HCO3-Na-Ca型水; 明月山水庫水為補(bǔ)給區(qū),為HCO3-Ca型水,隨著地表水徑流與硅酸鹽水解反應(yīng),地表水類型由補(bǔ)給來源的HCO3-Ca型水向HCO3-Na-Ca型演化。

圖3 研究區(qū)水化學(xué)Piper三線圖(a)及Schoeller圖(b)Fig.3 Piper trilinear (a) and Schoeller diagrams (b) of water chemistry in the study area

根據(jù)Schoeller圖研究(圖3b),同一區(qū)域冷水水樣具有相似的水化學(xué)組成,離子變化趨勢基本一致,表明其演化途徑相似。文家地?zé)峋?AF0102)Mg2+及CO2-3離子趨勢與附近地下水有較大差異,表明其有更深的徑流循環(huán)及不同類型的礦物溶解。

Gibbs圖利用TDS與水中Na+/(Na++Ca2+)、Cl-/(Cl-+ HCO-3)的比值關(guān)系判斷水中離子的來源,其控制因素可分為蒸發(fā)濃縮、巖石風(fēng)化、大氣降水。研究區(qū)水樣點(diǎn)均落在巖石風(fēng)化區(qū)域且部分向大氣降水區(qū)域偏離(圖4a)。地下冷水及地?zé)崴甌DS濃度10～100 mg/L,Na+/(Na++Ca2+)在0.6～0.9之間,而Cl-/(Cl-+HCO-3)接近0.1; 地表冷水Na+/(Na++Ca2+)在0.1～0.7之間,而Cl-/(Cl-+ HCO-3)低于0.2。研究區(qū)水樣離子由巖石風(fēng)化及大氣降水作用共同影響,巖石風(fēng)化作用占主要地位; 由于研究區(qū)硅酸鹽巖風(fēng)化水解作用,水體中HCO-3含量偏高,使得水樣點(diǎn)在TDS-Cl-/(Cl-+ HCO-3)中向左側(cè)堆積(圖4b)。

圖4 研究區(qū)水樣Gibbs圖Fig.4 Gibbs plot of water samples

由Mg2+/Na+與Ca2+/Na+比值、HCO-3/Na+與Ca2+/Na+比值可以判別蒸發(fā)巖溶解、硅酸鹽水解及碳酸鹽巖風(fēng)化對研究區(qū)地下水及地表水的影響。地下冷水及地?zé)崴暗乇硭植荚诠杷猁}水解區(qū)域附近(圖5),研究區(qū)地下水離子成分主要來源于硅酸鹽水解作用,地表水離子主要由硅酸鹽水解控制; 地?zé)崴S著循環(huán)深度的增加,受到離子交換作用及巖石礦物相互作用的影響,Ca2+/Na+比值偏低。

圖5 研究區(qū)水樣Mg2+/Na+-Ca2+/Na+ (a)及HCO-3/Na+-Ca2+/Na+ (b)比值關(guān)系Fig.5 Relationship of Mg2+/Na+-Ca2+/Na+ (a),HCO-3 /Na+-Ca2+/Na+ (b) in water samples

4 同位素特征

4.1 氫氧同位素特征

通過對不同高度大氣降水中δ2H和δ18O關(guān)系進(jìn)行擬合,得出全球大氣降水線,判斷研究區(qū)地下水的補(bǔ)給來源,研究其循環(huán)過程。研究區(qū)地?zé)崴暗叵吕渌畾溲跬凰亟M成落在全球大氣降水線以上(圖6),表明研究區(qū)地下水均為大氣降水補(bǔ)給且在循環(huán)過程中經(jīng)歷了硅酸鹽水解現(xiàn)象(Pang et al.,2017)。同時可發(fā)現(xiàn)擬合線斜率小于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€斜率,水源在補(bǔ)給過程中有水汽再循環(huán)現(xiàn)象,存在一定程度蒸發(fā)作用。地?zé)崴?、地下冷水及地表水由上至下明顯有分段現(xiàn)象,有水力聯(lián)系但循環(huán)途徑有一定的差異,研究區(qū)地?zé)崴捎跒橹械蜏販厝?溫度為30～60℃,且在循環(huán)過程中存在與淺表冷水混合現(xiàn)象,因此在圖中氧飄移現(xiàn)象并不明顯。

氘盈余(d-excess =δ2H-8δ18O)可反映出地下熱水在循環(huán)過程中與圍巖相互作用程度,其值與地下水的滯留時間存在直接聯(lián)系。大氣降水入滲補(bǔ)給地下水后隨著循環(huán)時間增長,地?zé)崴c圍巖同位素交換程度越高,將導(dǎo)致地?zé)崴笑?8O值升高而δ2H變化不大,d-excess值越小。安福地區(qū)地下熱水d-excess值為10.61‰～12.68‰,地下水d-excess值為9.56‰～21.68‰,地表水d-excess值為10.6‰～21.22‰,大部分點(diǎn)落于d-excess=10‰上方,降水氣團(tuán)來自于內(nèi)陸。與冷水相比,地?zé)崴甦-excess值相對較低且氚值明顯小于冷水(圖7),地下熱水除了受到蒸發(fā)作用影響外,在巖層中有較長時間的滯留。

圖7 研究區(qū)水樣d-excess值與氚(T)的關(guān)系Fig.7 Relationship between d-excess and tritium (T)in water samples

4.2 鍶同位素特征

陸相流體受地殼物質(zhì)的影響下87Sr/86Sr比值偏高,海水來源受地幔物質(zhì)的影響87Sr/86Sr比值偏低。根據(jù)研究區(qū)水樣數(shù)據(jù)繪制87Sr/86Sr比值圖(圖8)。兩處溫泉點(diǎn)中文家地?zé)峋?AF0102)、溫塘地?zé)崛?AF0109)鍶同位素比值范圍為0.729 075～0.731 792,平均值為0.730 434,位于殼源硅鋁質(zhì)巖鍶同位素平均值上方,具有高鍶同位素值特征; 地下水鍶同位素比值平均值為0.720 935,地下水鍶同位素比值平均值為0.720 935,處于殼源硅鋁質(zhì)巖鍶同位素平均值附近且遠(yuǎn)高于早白堊世海水鍶同位素平均值,說明研究區(qū)地下水鍶元素主要來源于地殼中含鍶礦物巖石(表4)。與地表水及地下冷水相比,AF0115為明月山頂水庫點(diǎn)水樣,標(biāo)高1 517 m,直接受到大氣降水補(bǔ)給,硅酸巖水解影響小,從而87Sr/86Sr偏低,在圖中呈現(xiàn)出偏離現(xiàn)象。

表4 研究區(qū)水樣87Sr/86Sr值及其平均值Table 4 87Sr/86Sr values and their mean values for water samples

圖8 研究區(qū)水樣87Sr/86Sr比值Fig.8 87Sr/86Sr ratio of water samples

為了進(jìn)一步追溯研究區(qū)水的來源,通過鍶濃度、TDS與87Sr/86Sr的關(guān)系來進(jìn)行分析(圖9,圖10)。研究區(qū)地?zé)崴墟J濃度為9.12～50.90 μg/L,地下冷水中鍶濃度為6.90～13.2 μg/L,地表水中鍶濃度為6.79～36.2 μg/L,均為低鍶濃度水。高87Sr/86Sr比值低鍶濃度水,可被認(rèn)為是大氣降水起源,低87Sr/86Sr比值高鍶濃度水為深部熱液混合,文家地?zé)峋?AF0102)由于在循環(huán)過程中地?zé)崴c地表冷水的混合作用,與溫塘地?zé)崛?AF0109)相比鍶濃度偏低。

圖9 研究區(qū)水樣87Sr/86Sr比值與Sr2+關(guān)系Fig.9 Relationship between 87Sr/86Sr ratio and Sr2+in water samples

圖10 研究區(qū)水樣87Sr/86Sr比值與TDS關(guān)系Fig.10 Relationship between 87Sr/86Sr ratio and TDS in water samples

研究區(qū)地?zé)崴甌DS為43～64 mg/L,地下水為18～24 mg/L,地表水為12～36 mg/L,均為低礦化度水。地?zé)崴畼狱c(diǎn)向右上方偏移,表現(xiàn)出高TDS與高87Sr/86Sr比值特征,符合地下熱水深循環(huán)情況。

5 結(jié)果與討論

5.1 熱儲溫度及冷熱水混合

熱儲溫度常通過陽離子地?zé)釡貥?biāo)、二氧化硅溫標(biāo)來估算。從研究區(qū)Na-K-Mg三角圖可知(圖11),研究區(qū)地?zé)崴?、地下冷泉及地表水均為未成熟?表明在研究區(qū)地?zé)岘h(huán)境中的地下熱水與巖石礦物未達(dá)到水-巖平衡狀態(tài),不適合利用陽離子地?zé)釡貥?biāo)進(jìn)行計算,同時可推測地?zé)崴谏仙^程中發(fā)生了冷熱水混合現(xiàn)象。

圖11 研究區(qū)Na-K-Mg三角圖Fig.11 Ternary diagram of Na-K-Mg in the study area

在地?zé)崴疁囟刃∮?00 ℃且隨著循環(huán)過程中溫度降低的情況下,石英和無定形SiO2不隨著周圍壓力與鹽度的變化而變化,由石英地?zé)釡貥?biāo)分布圖(圖12)文家地?zé)峋?AF0102)位于石英最大蒸汽損失線之下,計算得熱儲溫度為101.4 ℃(式1),溫塘地?zé)崛?AF0109)水樣點(diǎn)位于方英石線附近,計算得熱儲溫度為49.8 ℃(式2)。

圖12 研究區(qū)地下熱水SiO2溫標(biāo)分布圖Fig.12 Distribution of underground hot water SiO2 temperature scale

石英溫標(biāo)-最大蒸汽損失:

方英石溫標(biāo):

其中:T為熱儲溫度(℃); SiO2為地下水二氧化硅濃度(mg/L)。

在地?zé)崴到y(tǒng)中,原有的熱水平衡會因冷熱水混合而改變,導(dǎo)致部分礦物過飽和或者析出的現(xiàn)象。深部熱水的初焓和SiO2含量在冷水混合的影響下降低,設(shè)冷水混合比例為X,通過硅焓方程可對冷熱水混合比例進(jìn)行計算(Fournier,1977; 鄧吉,2021):

式中:Sc為地表冷水初焓,使用熱水水樣附近地表冷水初焓數(shù)據(jù);Sh為深部熱水初焓;Ss為泉水終焓;SiO2c為地表冷水SiO2含量,使用熱水水樣附近地表冷水SiO2數(shù)據(jù); SiO2h為深部熱水SiO2的初始含量,是Sh的函數(shù)。

通過公式模擬兩條冷熱水混合比例隨溫度變化的曲線,由兩條曲線相交點(diǎn)即可得知該處地?zé)崴c(diǎn)的冷水混入情況及深部熱儲溫度?？傻弥募业?zé)峋?AF0102)冷熱水混合比例為79.1%,熱儲溫度為178.4 ℃(圖13)。溫塘地?zé)崛?AF0109)兩條曲線未發(fā)生相交(圖14),考慮到有蒸汽損失的情況,可以應(yīng)用Truesdell et al.(1977)提出的考慮最大蒸汽損失情況下,利用SiO2溶解度和焓之間的關(guān)系估算研究區(qū)熱儲溫度及冷水混合比例。利用SiO2溶解度和焓之間的關(guān)系進(jìn)行繪圖。

圖13 文家地?zé)峋?AF0102)混合比例圖Fig.13 Wenjia geothermal spring (AF0102)mixing ratio chart

圖14 溫塘地?zé)崛?AF0109)混合比例圖Fig.14 Wentang geothermal spring (AF0109)mixing ratio chart

其中X為冷水混合比例。

文家地?zé)峋?AF0102)中,A、B點(diǎn)相連并延長可以與石英溶解度曲線相交于點(diǎn)C,C坐標(biāo)為(163.0,152.7),C點(diǎn)橫坐標(biāo)即為深部熱水焓值(圖15)。溫塘地?zé)崛?AF0109)中,A、B延長線與石英溶解度曲線無相交點(diǎn),表明在冷熱水混合之前深部地?zé)崴呀?jīng)發(fā)生了蒸汽損失,由X=1-(AB/AE)計算考慮最大蒸汽損失情況下冷水混合比例。F點(diǎn)橫坐標(biāo)數(shù)值為地?zé)崴羝麚p失之前的焓值,G點(diǎn)縱坐標(biāo)數(shù)值為蒸汽損失之前地?zé)崴芙獾腟iO2含量(圖16)。計算可得文家地?zé)峋?AF0102)冷水混合比例為73.0%,熱儲溫度為163 ℃; 溫塘地?zé)崛?AF0109)冷水混合比例為87.5%,熱儲溫度為183.5 ℃。

圖15 文家地?zé)峋?AF0102)熱儲溫度的硅焓圖解Fig.15 Silicon enthalpy diagram of the thermal storage temperature of the Wenjia geothermal well (AF0102)

圖16 溫塘地?zé)崛?AF0109)熱儲溫度的硅焓圖解Fig.16 Silicon enthalpy diagram of thermal storage temperature at the Wentang geothermal spring (AF0109)

石英溫標(biāo)法、硅焓方程與硅焓圖解法所計算出熱儲溫度差異較大,由于研究區(qū)斷裂有巖石硅化帶填充,導(dǎo)致地?zé)崴谘h(huán)上升過程中再次溶解較多SiO2,使得硅焓方程與硅焓圖解法所計算熱儲溫度偏高。結(jié)合鉆孔時所測井底溫度,文家地?zé)峋?0.32 m時井底溫度為79 ℃; 溫塘地?zé)?0 m深測溫26.6 ℃,判斷石英溫標(biāo)法較為正確,即文家地?zé)峋?AF0102)熱儲溫度為101.4 ℃,溫塘地?zé)崛?AF0109)熱儲溫度為49.8 ℃。

硅焓方程與硅焓圖解法所得出冷水混合比例相近,取其平均值作為最終結(jié)果: 文家地?zé)峋?AF0102)冷水混合比例為76.1%; 溫塘地?zé)崛?AF0109)冷水混合比例為87.5%(表5)。

表5 研究區(qū)地?zé)崴疅醿囟燃袄渌旌媳壤齌able 5 Geothermal water thermal storage temperature and cold water mixing ratio

5.2 地?zé)崴h(huán)深度

研究區(qū)地?zé)崴纱髿饨邓a(bǔ)給入滲,經(jīng)過循環(huán)及地?zé)嵩鰷睾笱財嗔焉仙恋乇硇纬?根據(jù)式(7)估算研究區(qū)地溫梯度為3.6 ℃/(100 m)。

式中:G為地溫梯度(℃/(100 m));t0為孔底溫度(℃),59.6℃;t為當(dāng)?shù)啬昶骄鶜鉁?℃),17℃;h0為孔底深度(m),為1 190 m;h為恒溫帶深度(m),取江西地區(qū)恒溫帶平均深度30 m。

地下水二氧化硅濃度取決于地下水循環(huán)過程中二氧化硅礦物的溶解,礦物中二氧化硅溶解度與水溫呈正相關(guān)關(guān)系,由此可通過水樣中二氧化硅濃度估算循環(huán)深度(式(8)、式(9)):

式中:T為達(dá)到循環(huán)深度的地溫(℃);C為水中二氧化硅濃度(mg/L);H為熱儲深度(m);T0為恒溫帶溫度(℃),研究區(qū)取17℃;G為地溫梯度(℃/(100 m)),為3.6℃/(100 m);h為恒溫帶深度(m)。

研究區(qū)地?zé)崴h(huán)深度在1502.6～1513.6 m,地下冷水循環(huán)深度為343.4～709.8 m(表6)。

表6 研究區(qū)地?zé)崴暗叵滤h(huán)深度Table 6 Depth of geothermal water and groundwater circulation

5.3 地?zé)崴a(bǔ)給高程

在地形起伏較大的地區(qū),大氣降水中2H和18O含量會隨著海拔高度的增加而下降。可通過計算研究區(qū)水樣的補(bǔ)給高程來確定大氣降水對其補(bǔ)給作用,以便了解研究區(qū)的地下水的運(yùn)移與循環(huán)。

式中:H為水樣點(diǎn)補(bǔ)給高程(m);δG為水樣δ2H或δ18O值;δP為取樣點(diǎn)附近大氣降水δ2H或δ18O值;h為取樣點(diǎn)標(biāo)高(m);k為大氣降水氫或氧同位素梯度值,n‰/(100 m)。

由于地?zé)崴谘h(huán)過程中由于壓力及溫度的影響下氧同位素會有不同程度的的氧漂移現(xiàn)象,而氫同位素在巖石礦物中含量極少,此次通過對研究區(qū)不同高程水樣點(diǎn)的氫同位素數(shù)據(jù)進(jìn)行擬合(圖17)。水樣δ2H點(diǎn)值隨高度的增加而降低,為負(fù)相關(guān)性,符合高程效應(yīng),高程每增加100 m,δ2H減少2.3‰,即氘高程梯度值k= -2.3‰/(100 m)。計算所得文家地?zé)峋?AF0102)補(bǔ)給高程為868.3 m; 溫塘地?zé)崛?AF0109)補(bǔ)給高程為644.1 m(表7)。

表7 研究區(qū)地?zé)崴a(bǔ)給高程Table 7 Geothermal water recharge elevation in the study area

圖17 δ2H點(diǎn)值隨高程變化Fig.17 δ2H values with elevation

6 結(jié)論

本次研究通過對中國吉安市安?？h地區(qū)所采集的地?zé)崴?地下冷水及地表水的水化學(xué)及同位素特征進(jìn)行分析:

(1)隨著循環(huán)的加深,地下水類型由補(bǔ)給區(qū)的HCO3-Ca型水向HCO3-Na-Ca型演化,最終在水巖相互作用的影響下形成HCO3-Na型地?zé)崴懦龅乇?。水中離子元素受硅酸鹽風(fēng)化水解作用影響,隨著循環(huán)深度的增加,地下熱水陽離子交替吸附作用增強(qiáng)。根據(jù)鈉氯系數(shù)(γNa/γCl)、鈣鎂系數(shù)(γCa/γMg)、脫硫系數(shù)(100γSO2-4/γCl),研究區(qū)地下水所處地層封閉性較差,有外部冷水混入,地下水內(nèi)離子主要來源于硅酸鹽巖風(fēng)化溶解。

(2)根據(jù)氫氧穩(wěn)定同位素及鍶同位素組成,研究區(qū)地下水補(bǔ)給來源為大氣降水,且有水汽再循環(huán)現(xiàn)象; 地下水鍶元素主要來源于地殼中含鍶礦物巖石。

(3)通過對研究區(qū)熱儲溫度進(jìn)行估算,可知當(dāng)?shù)氐叵滤鶠槲闯墒焖? 地下熱水受到冷水混合比例較大,為76.1%～87.5%,熱儲溫度為49.8～101.4 ℃。研究區(qū)地?zé)崴h(huán)深度為1 502.6～1 513.6 m,地下冷水循環(huán)深度在343.4～709.8 m。地下熱水補(bǔ)給高程為644.1～868.3 m。

(4)研究區(qū)內(nèi)溫泉均為中低溫?zé)崴?受地質(zhì)構(gòu)造作用影響,在循環(huán)過程中由深部地?zé)嵘郎刂笱財嗔焉仙?與淺部冷水混合后上升地表形成溫泉。兩處地?zé)崴瓼-及偏硅酸含量較高,具有一定的醫(yī)療價值;溫塘地?zé)崛?AF0109)開采程度較低,仍具有較大的開發(fā)利用潛力。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos.DD20221677-2 and DD20201165),and Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No.JKY202004).