隋麗嬡,周訓(xùn),李狀,徐艷秋,姜哲

1)中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)水資源與環(huán)境學(xué)院，北京，100083；2)中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地下水循環(huán)與環(huán)境演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京，100083

內(nèi)容提要:筆者等以安徽滁河斷裂帶內(nèi)的6個(gè)溫泉為主要研究對(duì)象，分析了水樣的水化學(xué)特征，利用氫氧同位素對(duì)溫泉的補(bǔ)給高程進(jìn)行估算，并提出溫泉的成因模式。研究區(qū)溫泉陽(yáng)離子以Ca2+和Mg2+為主，根據(jù)S和HC的相對(duì)含量的不同，可以將水樣分為兩組，A組水樣(富HC)的主要離子的質(zhì)量濃度均低于B組(富S)水樣，A組水樣的水化學(xué)類型為HC—Ca2+·Mg2+；B組水樣的(除AH14為S—Ca2+外)水化學(xué)類型為S—Ca2+·Mg2+。A組水樣的稀土元素含量高于B組，二者均在NASC標(biāo)準(zhǔn)化圖解上表現(xiàn)出平坦型的配分模式，且都表現(xiàn)出輕稀土富集和Eu正異常的特征。水樣的氫氧穩(wěn)定同位素組成表明溫泉的補(bǔ)給來(lái)源都是大氣降水，補(bǔ)給區(qū)溫度約為13～15 ℃。A組溫泉的補(bǔ)給高程為120～160 m低于B組溫泉的200～260 m，且A組溫泉的熱儲(chǔ)溫度為45～70℃，低于B組溫泉的熱儲(chǔ)溫度70～105 ℃。地下水經(jīng)歷深循環(huán)獲得大地?zé)崃骷訜岷笱財(cái)嗔褞仙龅乇怼?/p>

溫泉是地?zé)嵯到y(tǒng)的天然露頭。溫泉的水化學(xué)和同位素特征，反映了其形成過(guò)程中地質(zhì)構(gòu)造、地層巖性和深部水—巖作用等多種信息(Jayawardana et al.,2016)。一些溫泉的分布受區(qū)域性大斷裂，特別是活動(dòng)性大斷裂的控制(周訓(xùn)等，2017)，這除了與斷裂的透水性有關(guān)外，更重要的是區(qū)域性大斷裂切割較深，可以溝通和傳輸深部的熱源，為溫泉的形成提供熱量(李學(xué)禮，1992)。同時(shí)斷裂帶巖石破碎，裂隙發(fā)育，又為地下水儲(chǔ)存和運(yùn)移提供了空間和通道(梅惠呈，2016)。對(duì)于區(qū)域性深大斷裂，斷裂帶不同部位的地?zé)崃黧w由于受控于斷裂帶不同的水文地質(zhì)條件，往往具有不同的水循環(huán)特征和水—巖作用，從而導(dǎo)致其出露的溫泉表現(xiàn)出不同的水化學(xué)及熱儲(chǔ)特征(林元武，1993)。例如，四川昭覺(jué)竹核溫泉主要受到木佛山斷層和竹核斷層的共同控制，兩條主控?cái)嗔鸭仁莾?chǔ)存地下熱水的場(chǎng)所，也是地下熱水傳輸和運(yùn)移的主要通道(盧麗等，2021)。云南大控蚌溫泉主要受到南汀河斷裂的控制，南汀河斷裂屬于張性斷裂，不僅有利于深部熱流的匯集和傳輸，同時(shí)也構(gòu)成了地下熱水上升的主要通道，是大控蚌高溫溫泉的控水和控?zé)針?gòu)造(余鳴瀟等，2019)。云南紅河谷溫泉受到彌勒—師宗大斷裂帶的控制，彌勒—師宗大斷裂帶不僅斷裂多、切割深、溝通深部熱源，還溝通了富水性強(qiáng)的碳酸鹽巖地層，受斷層切割的破碎帶與斷層成為了良好的導(dǎo)熱導(dǎo)水通道，為紅河谷溫泉的補(bǔ)給、徑流和排泄提供空間條件(白玉鵬等，2021)。四川石棉縣草科鄉(xiāng)大熱水溫泉受到摩西斷裂和草科斷裂的共同控制。地下水沿摩西斷裂向南徑流，在徑流過(guò)程中溫度增加，最終沿草科斷裂裂隙上升至地表出露成泉(張正鵬等，2021)。云南橄欖河溫泉受到柯街深大斷裂的控制，深大斷裂切割較深，有利于深部熱流向淺部運(yùn)移，同時(shí)斷裂帶內(nèi)的次級(jí)斷裂為大氣降水的下滲運(yùn)移提供了良好的通道，是橄欖河溫泉的控水控?zé)針?gòu)造(潘明等，2021)。

筆者等以沿安徽滁河斷裂帶分布的6個(gè)溫泉和1個(gè)常溫泉為主要研究對(duì)象(圖1)，通過(guò)分析溫泉水中主要離子特征、稀土元素并結(jié)合氫氧同位素特征，探討了研究區(qū)溫泉的補(bǔ)給來(lái)源、補(bǔ)給高程、補(bǔ)給區(qū)溫度以及熱儲(chǔ)溫度，在此基礎(chǔ)上總結(jié)了其中的半湯溫泉的成因模式。

圖1 安徽滁河斷裂帶及其周邊地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)郭鵬等，2018，有改動(dòng))Fig.1 Simplified geological map of the Chuhe fault zone and the nearby areas in Anhui(modifield from Guo Peng et al.,2018&)F1—肥中斷裂；F2—橋頭集—東關(guān)斷裂；F3—金寨斷裂；F4—桐柏—磨子潭斷裂；F5—廬江—廣濟(jì)斷裂；F5-1—昌邑—大店斷裂；F5-2—安丘—莒縣斷裂；F5-3—沂水—湯頭斷裂；F5-4—鄌郚—葛溝斷裂；F6—六安斷裂；F7—東至斷裂；F8—頭坡斷裂；F9—銅陵斷裂(嚴(yán)家橋—楓沙湖斷裂)；F10—涇縣斷裂(江南斷裂)；F11—績(jī)溪斷裂帶；F12—滁河斷裂；F13—江浦—六合斷裂；F14—方山—小丹陽(yáng)斷裂；F15—茅山斷裂帶；F16—施官集斷裂；F17—南京—湖熟斷裂；F18—幕府山—焦山斷裂；F19—周王斷裂F1—fault of Feizhong；F2—fault of Qiaotouji—Dongguan；F3—fault of Jinzhai；F4—fault of Tongbai—Mozitan；F5—fault of Lujing—Guangji；F5-1—fault of Changyi—Dadian；F5-2—fault of Anqiu—Juxian；F5-3—fault of Yishui—Tangtou；F5-4—fault of Tangwu—Gegou；F6—fault of Lu’an；F7—fault of Dongzhi；F8—fault of Toupo；F9—fault of Tongling(fault of Yanjiaqiao—Shafenghu)；F10—fault of Jingxian；F11—Jixi fault zone；F12—fault of Chuhe；F13—fault of Jiangfu—Liuhe；F14—fault of Fangshan—Xiaodanyang；F15—Maoshan fault zone；F16—fault of Shiguanji；F17—fault of Nanjing—Hushu；F18—fault of Mufushan—Jiaoshan；F19—fault of Zhouwang

1 研究區(qū)概況

1.1 自然地理概況

研究區(qū)主要位于江蘇南京浦口區(qū)—安徽馬鞍山和縣、含山縣—巢湖市、廬江縣一帶，位于長(zhǎng)江中下游平原地區(qū)，地勢(shì)低平，有低山零星分布，地勢(shì)總體上中間高東西兩邊低，最高海拔595 m，最低海拔小于10 m。研究區(qū)為長(zhǎng)江水系，水資源豐富，河流、湖泊發(fā)育。氣候類型為亞熱帶季風(fēng)濕潤(rùn)型氣候，四季分明，氣候溫和，雨量適中，年平均氣溫約為15.5℃，年平均降水量約為1080 mm。

1.2 地質(zhì)背景

研究區(qū)內(nèi)溫泉大體上沿滁河斷裂帶呈帶狀出露(圖1)。滁河斷裂為一條隱伏的區(qū)域性大斷裂，自北東的江蘇省浦口區(qū)進(jìn)入安徽省，經(jīng)和縣石楊、含山縣昭關(guān)、仙蹤鎮(zhèn)、巢湖市半湯，過(guò)巢湖向南西延至廬江縣冶父山南麓與郯廬斷裂帶交匯(寧金野，2013)。滁河斷裂帶在安徽省內(nèi)長(zhǎng)約170 km，寬約5 km，總體走向北東50°～60°左右，由多條區(qū)域性斷層組成，由于其發(fā)育規(guī)模大，切割深，是地殼深部熱源的導(dǎo)控?cái)嗔?劉飛等，2008)。研究區(qū)位于揚(yáng)子陸塊與華北陸塊交界地帶，屬于揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)下?lián)P子臺(tái)坳。根據(jù)安徽省區(qū)域地質(zhì)志(1987)，研究區(qū)的地層除缺失青白口系外，從下元古界到第四系均有發(fā)育。下元古界主要為大理巖和片巖，中元古界主要為白云質(zhì)灰?guī)r、大理巖和凝灰角礫巖。震旦系、寒武系和奧陶系主要為硅質(zhì)頁(yè)巖、灰?guī)r和白云巖等，志留系主要為頁(yè)巖、砂頁(yè)巖等，泥盆系主要為石英砂巖和泥巖等，石炭系、二疊系和三疊系主要為礫狀灰?guī)r、灰?guī)r和白云巖等，侏羅系、白堊系主要為頁(yè)巖、泥巖和凝灰?guī)r等，新近系主要為礫巖和粉砂質(zhì)泥巖等，第四系主要為砂、砂礫層、亞砂土和亞黏土等?；鶐r除了在零星分布的低山出露外，大多被第四系覆蓋。震旦系、寒武系和奧陶系碳酸鹽巖是研究區(qū)的主要熱儲(chǔ)層。

2 樣品采集與測(cè)試

2.1 溫泉簡(jiǎn)介與樣品采集

筆者等于2019年8月對(duì)研究區(qū)內(nèi)的6個(gè)溫泉和1個(gè)常溫泉進(jìn)行了野外考察，共采集10個(gè)地下水樣和1個(gè)雨水樣。野外考察主要是觀測(cè)并記錄泉點(diǎn)的經(jīng)緯度、標(biāo)高、pH、Eh、溫度和游離二氧化碳含量。所取水樣清澈透明，無(wú)懸浮物。

湯泉溫泉(JS1)位于江蘇省南京市浦口區(qū)湯泉鎮(zhèn)湯泉街道。原有天然溫泉出露，后有抽水井抽出熱水用于洗浴。由于不是直接從井口采樣，所以溫泉實(shí)測(cè)水溫(40.6℃)偏低，熱水TDS(Total dissolved solids，溶解性固體總量的質(zhì)量濃度)為2210 mg/L，為微咸水，pH為6.2，為弱酸性水。

石楊溫泉(AH13)位于安徽省馬鞍山市和縣石楊鎮(zhèn)。溫泉泉水出口位于魚(yú)塘底部?；煊欣渌?，所以溫泉實(shí)測(cè)水溫(26.8℃)偏低，以及TDS數(shù)值(324 mg/L)偏低。泉水pH為7.7，主要用于魚(yú)類養(yǎng)殖。

香泉溫泉(AH14)位于安徽省馬鞍山市和縣香泉鎮(zhèn)，為天然泉眼，泉眼從6 m×5 m×1 m溫泉池中間涌出。實(shí)測(cè)水溫46℃；TDS為1414 mg/L，為微咸水；pH為6.7。用于洗浴和地震觀測(cè)。

昭關(guān)溫泉(AH15)位于安徽省含山縣昭關(guān)鎮(zhèn)東興村南約1500 m。該溫泉用于魚(yú)類養(yǎng)殖，魚(yú)塘內(nèi)存在多個(gè)天然溫泉泉眼。漁場(chǎng)內(nèi)有熱水井，水樣取自自流熱水井，實(shí)測(cè)水溫40.5℃；TDS為1574 mg/L，為微咸水；pH為6.6。

半湯溫泉“群”(AH16)位于安徽省巢湖市半湯鎮(zhèn)湯山腳下，因其由溫泉水和冷泉水在此地匯合，因此得名為半湯溫泉，有多個(gè)泉眼和自流熱水井。水樣AH16-1取自半湯鎮(zhèn)河道上的自流熱水井，實(shí)測(cè)水溫54℃；TDS為1750 mg/L，為微咸水；pH為6.8，用于賓館洗浴。水樣AH16-2取自半湯鎮(zhèn)東側(cè)的自流熱水，井水位埋深1 m，實(shí)測(cè)水溫51.2℃；TDS為1706 mg/L，為微咸水；pH為6.9，零星用于洗浴等。水樣AH16-3取自半湯鎮(zhèn)溫泉管委會(huì)院內(nèi)，取樣點(diǎn)為溫泉泉眼建成的蓄水池。實(shí)測(cè)水溫52.9℃；TDS為1762 mg/L，為微咸水；pH為6.9，熱水供半湯鎮(zhèn)大部分的溫泉度假村和浴室使用。水樣AH16-4取自半湯鎮(zhèn)深業(yè)溫泉度假村旁的山谷河溝處，泉水從灰?guī)r中流出，從未干涸，為常溫泉，實(shí)測(cè)水溫23.5℃；TDS為325 mg/L；pH為7.3，曾用于附近農(nóng)田的灌溉。水樣AH16-5取自半湯鎮(zhèn)半湯溫泉苑的熱水井。實(shí)測(cè)水溫48.5℃；TDS為1715 mg/L，為微咸水；pH為6.9，用于旅館洗浴及溫泉游泳。

泉水口溫泉(AH17)位于安徽省合肥市廬江縣白湖鎮(zhèn)泉水口村，泉眼被圍成一個(gè)大口徑井，直徑約1.8 m，泉眼附近有1個(gè)20 m×5 m泉塘，泉眼及泉塘中偶爾有串珠狀氣泡冒出。實(shí)測(cè)水溫32.2℃；TDS為286 mg/L；pH為7.1，主要用于附近村民洗衣服。

雨水樣(AHYS2)取自安徽省含山縣昭關(guān)鎮(zhèn)，時(shí)值2019 年臺(tái)風(fēng)“利奇馬”席卷我國(guó)東南沿海地區(qū)，當(dāng)時(shí)正下大暴雨。TDS為28.70 mg/L，pH為8.4。

2.2 室內(nèi)樣品測(cè)試

表1 安徽滁河斷裂帶水樣水化學(xué)(mg/L)及同位素測(cè)試數(shù)據(jù)Table 1 Hydrochemical (mg/L)and isotopic analyses of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

表2 安徽滁河斷裂帶泉水樣的稀土元素質(zhì)量濃度(μg/L)Table 2 Concentrations of the rare earth elements of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

3 討論

3.1 水化學(xué)特征

圖2 安徽滁河斷裂帶水樣的Piper圖Fig.2 Piper diagram of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui圖中各離子的單位是毫克當(dāng)量/Lthe unit of the ions in figuers is milligram equivalent per litre

圖3 安徽滁河斷裂帶水樣改進(jìn)后的Schoeller圖Fig.3 Modified Schoeller diagram of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

溫泉中主要的微量組分有F-、Fe、Sr2+、Li+和Ba2+，ρ(F-)為 0.95～3.63 mg/L，ρ(Fe)為0.04～0.18 mg/L，ρ(Sr2+)為 0.1～10.59 mg/L，ρ(Li+)為4.47～177 mg/L，ρ(Ba2+)為27.0～496.0 μg/L，ρ(H2SiO3)為17.33～69.92 mg/L。根據(jù)我國(guó)《飲用天然礦泉水》(GB 8537-2008)標(biāo)準(zhǔn)，9個(gè)溫泉水水樣中鍶含量均達(dá)到飲用天然礦泉水標(biāo)準(zhǔn)[ρ(Sr2+)≥0.2 mg/L]，其中AH16-1、AH16-2、AH16-3和AH16-5達(dá)到醫(yī)療礦泉水的濃度標(biāo)準(zhǔn)[ρ(Sr2+)≥10 mg/L]；ρ(Li+) 只有AH15達(dá)飲用天然礦泉水的標(biāo)準(zhǔn)[ρ(Li+)≥0.2 mg/L]；除AH13、AH16-4和AH17外，氟含量均超過(guò)飲用天然礦泉水濃度限量標(biāo)準(zhǔn)[ρ(F-)<0.2 mg/L]。根據(jù)《天然礦泉水資源地質(zhì)勘察規(guī)范》(GB/T 13727-2016)，JS1、AH14、AH16-1、AH16-2、AH16-3和AH16-5的偏硅酸含量均達(dá)到命名理療礦泉水濃度標(biāo)準(zhǔn)[ρ(H2SiO3)>50 mg/L]，為硅酸水。

3.2 稀土元素

溫泉水樣中，B組稀土總量[ρ(ΣREEs)]為0.023～0.262 μg/L，變化范圍較大，平均值為0.094 μg/L；A組稀土總量[ρ(ΣREEs)]為0.306～0.390 μg/L，變化范圍小，平均值0.374 μg/L，總體來(lái)說(shuō)，B組的稀土總量小于A組的稀土總量(表2)。

對(duì)研究區(qū)溫泉水樣中的稀土元素進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化處理，選用北美頁(yè)巖(Taylor et al.,1981)作為參照標(biāo)準(zhǔn)，標(biāo)準(zhǔn)化配分模式如圖4所示，可以看出溫泉水樣表現(xiàn)出平坦型的標(biāo)準(zhǔn)化模式。利用輕稀土和重稀土元素的比值定量描述稀土元素的標(biāo)準(zhǔn)化配分模式，B組水樣的ρ(ΣLREEs)/ρ(ΣHREEs)的值為2.25～21.75，A組水樣的ρ(ΣLREEs)/ρ(ΣHREEs)的值為26.5～40，可以看出A組的數(shù)值大于B組，且兩組的數(shù)值均大于1，說(shuō)明A組和B組的稀土元素都表現(xiàn)出輕稀土富集的特征；因?yàn)锳組水樣的范圍小于B組水樣，說(shuō)明A組水樣分異程度小于B組水樣。

圖4 安徽滁河斷裂帶溫泉水樣NASC(北美頁(yè)巖)的標(biāo)準(zhǔn)化模式Fig.4 North American Shale Composite (NASC)-normalized REE concentrations in the hot water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

Ce和Eu對(duì)氧化還原環(huán)境敏感，三價(jià)Eu在還原或酸性環(huán)境下，可以被還原為二價(jià)Eu，而三價(jià)Ce在氧化或堿性環(huán)境可以被氧化為四價(jià)Ce(Liu Haiyan et al.,2021)。A組的Ce元素的異常值為0.8～1.4，平均值為1.1，B組的Ce元素的異常值為0.1～1.7，平均值為0.9，可以看出A組和B組都沒(méi)有表現(xiàn)出明顯的Ce異常；A組的Eu元素的異常值范圍為12.9～40.7，平均值為29.9；B組的Eu元素的異常值范圍為3.3～30.7，平均值為15.3，都表現(xiàn)出了顯著的Eu正異常(圖4)，推測(cè)可能是圍巖中含有長(zhǎng)石類礦物，這類富含Eu元素礦物的優(yōu)先溶解可能是導(dǎo)致泉水中Eu正異常的原因(Aubert et al.,2001;Feng Jinliang,2010)。

3.3 熱儲(chǔ)溫度

熱儲(chǔ)溫度是劃分地?zé)嵯到y(tǒng)的成因類型和評(píng)價(jià)地?zé)豳Y源潛力的重要參數(shù)，但在通常情況下難以直接測(cè)量。地?zé)釡貥?biāo)方法是估算熱儲(chǔ)溫度的常用方法(汪集旸等，1993)。地?zé)釡貥?biāo)是基于地?zé)崃黧w礦物質(zhì)的化學(xué)平衡而建立的地?zé)釡囟扔?jì)，可較為準(zhǔn)確地估算地下熱儲(chǔ)溫度(郭寧等，2020)。常用的地?zé)釡貥?biāo)有SiO2地?zé)釡貥?biāo)、陽(yáng)離子地?zé)釡貥?biāo)、同位素地?zé)釡貥?biāo)和氣體地?zé)釡貥?biāo)等(王瑩等，2007)。

由于各種溫標(biāo)適用條件不同，所以利用溫標(biāo)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度時(shí)需先對(duì)溫泉水進(jìn)行平衡狀態(tài)分析(劉成龍等，2020)。利用Na—K—Mg三角圖解法(Giggenbach,1988)來(lái)劃分地下熱流體的平衡狀態(tài)和類型。結(jié)果表明(圖5)，研究區(qū)溫泉水樣位于Na—K—Mg三角圖未成熟水區(qū)域，且靠近SQRT(Mg)端點(diǎn)，表示溫泉水未達(dá)到水—巖平衡狀態(tài)，可能是溫泉水在上升過(guò)程中受到冷水混合作用影響(徐剛等，2020)，因此溫泉的熱儲(chǔ)溫度不能采用Na—K—Mg地?zé)釡貥?biāo)進(jìn)行估算。筆者等采用SiO2地?zé)釡貥?biāo)來(lái)估算研究區(qū)溫泉的熱儲(chǔ)溫度。

圖5 安徽滁河斷裂帶溫泉水樣的Na—K—Mg三角圖Fig.5 Na—K—Mg triangular diagram of the spring water samples in the Chuhe fault zone,AnhuiTK—Na是一組根據(jù)K—Na地?zé)釡貥?biāo)繪制的等溫線;TK—Mg是一組根據(jù)K—Mg地?zé)釡貥?biāo)繪制的等溫線TK—Na is a set of isotherms according to K—Na geothermometer;TK—Mg is a set of isotherms according to K—Mg geothermometer

SiO2地?zé)釡貥?biāo)理論依據(jù)是處于不同的溫度、壓力下的流體在平衡條件下具有不同的石英溶解度，根據(jù)石英在熱水中的平衡溶解量來(lái)預(yù)測(cè)熱儲(chǔ)溫度(朱鐵軍，2021)。在溫度低于300℃時(shí)，壓力和附加鹽度對(duì)石英和無(wú)定形SiO2的溶解度幾乎沒(méi)有什么影響，水中溶解的SiO2一般不受其他離子和配合物的影響(周訓(xùn)等，2017)。所以常應(yīng)用SiO2地?zé)釡貥?biāo)來(lái)計(jì)算溫泉熱儲(chǔ)溫度。

低溫地?zé)崴乃畮r平衡SiO2含量不僅受控于石英而且受控于玉髓的溶解度，溫度小于110℃時(shí)，玉髓溶解度控制著溶液中的硅濃度(Arnorsson,1975)。首先利用PHREEQC軟件和llnl.dat數(shù)據(jù)庫(kù)(Parkhurst et al.,1999)計(jì)算溫泉水樣中石英和玉髓礦物的飽和指數(shù)(SI)列于表3。

表3 安徽滁河斷裂帶溫泉水樣石英和玉髓礦物的飽和指數(shù)(SI)Table 3 Saturated index(SI) of quartz and chalcedony of the hot water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

從表3可以看出，大部分溫泉水樣的石英和玉髓礦物處于飽和狀態(tài)(SI>0)，只有水樣AH13玉髓飽和指數(shù)是不飽和的，因此可以利用SiO2地?zé)釡貥?biāo)計(jì)算溫泉的熱儲(chǔ)溫度(Arnorsson,1975；Fournier et al.,1974，1982)。

石英溫標(biāo)——無(wú)蒸汽分離或混合作用(Fournier et al.,1982):

t/℃=-42.198+0.288831ρ(SiO2)/(mg/L)-

3.6686×10-4[ρ(SiO2)/(mg/L)]2+3.1665×10-7[ρ(SiO2)/(mg/L)]3+77.034 lg[ρ(SiO2)/(mg/L)]

(1)

石英溫標(biāo)——無(wú)蒸汽損失(0～250℃)(Fournier et al.,1974):

(2)

石英溫標(biāo)——最大蒸汽損失在100℃(0～250℃)(Fournier et al.,1974)：

(3)

玉髓溫標(biāo)——無(wú)蒸汽損失(0～250℃)(Fournier et al.,1974):

(4)

由于研究區(qū)地下熱水到達(dá)溫泉泉眼時(shí)沒(méi)有沸騰且沒(méi)有蒸汽散失，所以將式(3)舍去；一般來(lái)說(shuō)由于玉髓的飽和指數(shù)更接近于0，因此利用玉髓溫標(biāo)計(jì)算研究區(qū)地?zé)釡厝臒醿?chǔ)溫度更為合理。但是AH13和AH17利用玉髓溫標(biāo)計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度低于泉口溫度，所以將式(4)舍去，采用石英溫標(biāo)式(1)和式(2)計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度。所以湯泉溫泉、石楊溫泉和香泉溫泉的熱儲(chǔ)溫度分別為90～95℃、45～50℃和90～95℃。昭關(guān)溫泉、半湯溫泉和泉水口溫泉的熱儲(chǔ)溫度分別為70～80℃、95～105℃和60～70℃(表4)。

表4 利用地?zé)釡貥?biāo)估算的溫泉熱儲(chǔ)溫度Table 4 Temperature of geothermal reservoirs of the hot springs estimated with the geothermometers

3.4 補(bǔ)給來(lái)源

水中的氫、氧穩(wěn)定同位素受到氣象過(guò)程的影響，能提供水的起源的標(biāo)志特征，其含量和分布特征是調(diào)查和分析地下水補(bǔ)給來(lái)源的基礎(chǔ)(周訓(xùn)等，2017)。通過(guò)繪制全球大氣降水線圖(GMWL)(Carig ，1961)、中國(guó)大氣降水線圖(LMWL)(鄭淑蕙等，1983)和中國(guó)東部地區(qū)大氣降水線圖(ECMWL)(于津生等，1987)，分析水樣點(diǎn)在δD—δ18O圖的位置，來(lái)判斷地下水的起源。

繪制研究區(qū)水樣的δD—δ18O圖(圖6)。圖6反映出地下水樣點(diǎn)都位于中國(guó)東部大氣降水線附近，可以判斷出所有泉水均起源于大氣降水，同時(shí)所有水樣點(diǎn)都位于中國(guó)東部大氣降水線右側(cè)，表現(xiàn)出輕微的18O漂移現(xiàn)象，可能是因?yàn)樗獛r之間的氧同位素交換導(dǎo)致了水體中18O的富集。B組水樣點(diǎn)位于A組水樣點(diǎn)的左下方，同時(shí)A組和B組水樣點(diǎn)都位于雨水點(diǎn)的左下方，可以看出B組水的氫氧同位素?cái)?shù)值低于可能混有冷水的A組水樣點(diǎn)。

圖6 安徽滁河斷裂帶水樣δD —δ18O關(guān)系圖Fig.6 Plot of δD and δ18O of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

3.5 補(bǔ)給高程

通過(guò)利用氫氧同位素的高程效應(yīng)，可以初步估算溫泉的補(bǔ)給區(qū)域以及估算補(bǔ)給高程。利用式(5)的大氣降水同位素高程效應(yīng)估算溫泉的補(bǔ)給區(qū)方程，其中δD的梯度值為-1‰～4‰，δ18O的梯度值為-0.15‰～0.5‰ (王恒純，1991;汪集旸等，1993)。

(5)

式中：H為補(bǔ)給區(qū)高程；h為取樣點(diǎn)的高程；δG為取樣點(diǎn)的δD或δ18O值；δp為取樣點(diǎn)附近大氣降水的δD或δ18O值；k為大氣降水δD或δ18O的高程梯度。

于津生等提出式(6)和式(7)的中國(guó)東部地區(qū)同位素高程效應(yīng)的方程。其中大氣降水的δD的梯度值為-1.3‰，δ18O的梯度值為-0.3‰(于津生等，1987)。

δD/‰=-0.0134H/m-39.8

(6)

δ18O/‰=-0.003H/m-5.24

(7)

溫泉補(bǔ)給區(qū)高程計(jì)算結(jié)果列于表5。根據(jù)研究區(qū)地形特點(diǎn)得知，式(6)和(7)計(jì)算結(jié)果偏大。式(5)計(jì)算結(jié)果相近，且符合當(dāng)?shù)氐匦螚l件，得知湯泉溫泉的補(bǔ)給源區(qū)主要為老山，高程約為260 m，石楊溫泉的補(bǔ)給源區(qū)主要為大尖山，高程約為120 m，香泉溫泉的補(bǔ)給源區(qū)主要為老山，高程約為200 m，昭關(guān)溫泉的補(bǔ)給源區(qū)主要為褒禪山，高程約為260 m，半湯溫泉的補(bǔ)給源區(qū)主要為湯山，高程約為250 m，泉水口溫泉的補(bǔ)給源區(qū)主要為冶父山，高程約為160 m。

表5 溫泉的補(bǔ)給高程Table 5 Elevation of the recharge areas of the hot springs

3.6 補(bǔ)給區(qū)溫度

當(dāng)氣溫逐漸下降時(shí)，大氣降水的δD和δ18O值變得越來(lái)越小，與溫度大體上存在正相關(guān)關(guān)系(Clark et al.,1997)。Dansgaard于1964年建立了全球平均年降水的δ18O和δD值與表面空氣溫度的關(guān)系式(汪集旸等，1993)：

δ18O/‰=0.695t/℃-13.6

(8)

δD/‰=5.61t/℃-100

(9)

中國(guó)大氣降水的年平均δD值和δ18O值與年平均氣溫的近似關(guān)系(王東升，1993)：

δ18O/‰=0.176t/℃-10.39

(10)

δD=3t/℃-92

(11)

式中：t為年平均溫度(℃)。

各溫泉補(bǔ)給區(qū)溫度的計(jì)算結(jié)果列于表6。式(8)、式(9)和式(11)計(jì)算結(jié)果相近，并且與研究區(qū)年平均氣溫接近，所以將差別較大的式(10)的計(jì)算結(jié)果舍去。由于地下熱水與圍巖之間發(fā)生了18O交換反應(yīng)，所以利用溫泉水中的2H值計(jì)算出的溫泉補(bǔ)給區(qū)溫度比δ18O值更加可靠。所以研究區(qū)溫泉補(bǔ)給區(qū)溫度范圍約為13～15℃。

表6 溫泉的補(bǔ)給區(qū)溫度Table 6 Temperature of the recharge areas of the hot springs

4 半湯溫泉成因模式

研究區(qū)的溫泉出露在若干個(gè)零星分布的低山的山邊，熱儲(chǔ)層為震旦系、寒武系和奧陶系碳酸鹽巖地層，滁河斷裂帶內(nèi)的次級(jí)斷裂切穿熱儲(chǔ)層，在斷層帶或斷層交匯地帶，溫泉水沿裂隙上升至地表，在泉眼處多有第四系覆蓋。低山區(qū)是泉水的補(bǔ)給區(qū)，補(bǔ)給區(qū)范圍有限，補(bǔ)給區(qū)與泉口的高差不大，是這些溫泉的共同特點(diǎn)。

巢湖市半湯溫泉發(fā)育在湯山背斜的南西傾伏端，背斜核部的主要地層為震旦系、寒武系以及奧陶系的灰?guī)r和白云巖等碳酸鹽巖，構(gòu)成了半湯溫泉的主要熱儲(chǔ)層(寧金野，2013)。同時(shí)背斜兩翼的志留系砂質(zhì)頁(yè)巖和泥巖等弱透水層構(gòu)成了半湯溫泉的蓋層。滁河斷裂帶在半湯溫泉附近的分支斷裂切穿碳酸鹽巖地層，并溝通深部熱源，同時(shí)斷裂帶內(nèi)部裂隙發(fā)育，富水性較強(qiáng)。地下水在山區(qū)獲得大氣降水入滲補(bǔ)給后，經(jīng)歷深循環(huán)獲得增溫，然后沿?cái)嗔哑扑閹仙谏焦鹊匦蔚屯萏幊雎?，有部分地下水只?jīng)歷比較淺的循環(huán)而在山腳出露地表形成常溫泉(冷泉)，半湯溫泉和常溫泉的形成模式如圖7所示。

圖7 安徽滁河斷裂帶巢湖半湯溫泉(AH16-1)成因概念模型示意剖面圖Fig.7 Schematic profile showing the conceptual model of the genesis of the Bantang hot spring in the Chuhe fault zone,Anhui

5 結(jié)論

(2)A組水樣的ρ(ΣREEs)為0.306～0.390 μg/L高于B組水樣0.023～0.262 μg/L，選用NASC(北美頁(yè)巖)對(duì)水樣進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化模式配分，配分圖表現(xiàn)為平坦型標(biāo)準(zhǔn)化模式。A組水樣的ρ(ΣLREEs)/ρ(ΣHREEs)值為26.5～40大于B組的數(shù)值2.25～21.75，二者都表現(xiàn)出輕稀土富集和Eu正異常的特征。且A組水樣的范圍小于B組水樣，說(shuō)明A組水樣分異程度小于B組水樣。

(3)利用SiO2地?zé)釡貥?biāo)計(jì)算出A組溫泉的熱儲(chǔ)溫度約為45～70 ℃，B組溫泉的熱儲(chǔ)溫度約為70～105℃，都屬于中低溫溫泉。研究區(qū)溫泉的補(bǔ)給來(lái)源都是大氣降水，補(bǔ)給區(qū)溫度范圍約為13～15℃。研究區(qū)溫泉的補(bǔ)給區(qū)域?yàn)闇厝浇纳絽^(qū)，通過(guò)計(jì)算可得A組水樣的補(bǔ)給高程為120～160 m低于B組水樣的200～260 m。

(4)研究區(qū)溫泉成因模式總結(jié)為：地下水在零星分布的低山山區(qū)獲得大氣降水補(bǔ)給后下滲經(jīng)深循環(huán)受到大地?zé)崃骷訜岷笱財(cái)嗔褞仙恋蜕缴焦鹊乇淼屯萏幊雎缎纬蓽厝?。半湯溫泉附近的常溫泉是山區(qū)部分地下水經(jīng)歷較淺的水循環(huán)在山腳處出露地表形成的。