环境同位素技术在研究皖江经济带地热资源形成过程中的应用

魏永霞，程宏超，汤皓

（安徽省地质环境监测总站，安徽合肥 230001）

0 引言

同位素是地球化学综合反映的重要指标，其可以反映水的形成环境和演变历史，是研究地热流体成因的重要依据[1]。利用环境同位素技术可示踪地热流体运动轨迹[2]，查明其补径排条件，估算其滞留年龄。在地热流体的同位素组成中，δD、δ18O 值的变化主要反映地下热水的补给源、补给高程以及补给区的温度等[3]，其中δ18O 值的变化还反映地下热水径流经历的地质环境，14C 含量则主要反映热水滞留的时间。本文通过分析皖江经济带雨水、地表水、温度异常泉水(20～25℃)及地热流体中同位素的含量变化，研究皖江经济带地热资源的形成特征。

1 地热资源分布特征

皖江经济带从西北到东南横跨华北陆块、大别造山带及扬子陆块三个大地构造单元，与其对应的沉积盆地和基岩隆起相间分布。已发现的地热异常点主要分布于沉积盆地和基岩隆起区内（图1）。据已有成果资料统计，皖江经济带沉积盆地中地热井、温泉共36 处（温泉3 处），以人工揭露为主。热储特征：①以层状、层状兼带状形式分布；②地热流体温度相对较低，一般在25～35℃；③主要存储在侏罗系—古近系红层中，为碎屑类岩石热储层，空隙以孔隙型为主；④开发利用率较低。

图1 皖江经济带地热资源分布图Figure 1. Distribution of geothermal resources in the Wanjiang economic belt

基岩隆起区地热显示既有温泉出露又有钻孔揭露，共有地热井、泉点127 处（温泉点28 处）。热储特征：①均以带状形式分布；②地热流体温度相对较高，在30～66℃之间居多；③多在断裂破碎带中；④地热流体流量受断层破碎带破碎程度及其围岩的裂隙或溶洞大小影响，主要为断裂破碎带热储层和碳酸盐岩类岩石热储层，空隙以基岩裂隙或溶隙为主；⑤开发利用率较高，达80%。

2 地热流体的水化学特征

研究区碎屑岩热储的地热流体水化学类型以SO4·HCO3-Na、HCO3-Ca、SO4·Cl-Na 型水为主，溶解性总固体在572～7107 mg/L，pH 7.81～8.82，多呈弱碱性，F-含量在0.38～26.0 mg/L，H2SiO3含量在20.23～96.12 mg/L；碳酸盐岩类岩石热储的地热流体水化 学 类 型 有HCO3-Ca、HCO3-Ca·Mg、SO4-Ca·Mg、SO4·HCO3-Na、SO4·HCO3-Ca·Mg，溶 解 性 总 固 体 在290～2560 mg/L，pH 6.79～7.75，呈中性，F-含量在0.22～4.06 mg/L，H2SiO3含量在23.15～73.57 mg/L；断裂破碎带热储的地热流体水化学类型以SO4·HCO3-Na、SO4-Na、HCO3-Na、HCO3-Ca型水为主，溶解性总固体在250～1160 mg/L，pH 7.49～8.98，多呈碱性，F-含量在0.22～17.7 mg/L，H2SiO3含量在23.15～73.57 mg/L。

由碎屑岩热储水化学类型的阴离子推测，地热点主要位于补给区、径流与补给区及径流与排泄区的过渡地带；而由主要阳离子推测，盆地内微隆起区的地热流体径流快且路径短，与围岩的水岩交换不充分，而盆地内次级盆地中的地热流体径流迟缓，径流路径较长，并与围岩发生了充分的水岩交换。由碳酸盐岩类岩石热储与断裂破碎带型热储的水化学类型的阴离子可以推测，地热点主要位于补给区及补给区与径流区的过渡地带；而由主要阳离子推测，地热流体径流较快，径流路径短，与围岩的水岩交换不充分（部分地热水的Na离子含量较高，可能与围岩的矿物组成有关）。

3 氢氧稳定同位素特征分析

3.1 氢氧稳定同位素特征

本次收集区内地热流体样品29组、温度异常泉水9 组、地表水11 组、雨水3 组。地热流体的δD、δ18O 值分别为-62.5‰～-40.7‰、-9.46‰～-6.50‰；温度异常泉水的δD、δ18O 值分别为-57‰～-37.9‰、-8.3‰～-6.92‰；地 表 水 的δD、δ18O 值 分 别 为-46‰～-27.9‰、-6.7‰～-4.31‰；雨 水 的δD、δ18O 值 分 别为-21.5‰～-5.3‰、-4.24‰～-1.86‰。呈现出地热流体的δ值＜温度异常泉的δ值＜地表水的δ值＜雨水δ值的特征。详见表1。

已有研究表明，地热流体中δ18O 值指示地热水的补给、径流、排泄情况，其低值位于补给区，而高值位于排泄区[4]。研究区内的地热流体δ18O 值则主要处于中间部分，故推测其主要位于径流区，与水化学特征分析结果基本一致。

3.2 地热流体氢氧同位素与降水的关系

在δD-δ18O 图解（图2）中，多数地热流体水样中的δ值要比温度异常泉的值偏低，同时温度异常泉的δ值小于大气降水、地表水的值，这表明无论地热流体或地热异常泉水均源于大气降水，只不过地热水是降水入渗地下经过深循环而成。另外，受高程效应、纬度效应、温度效应的综合影响，地热流体的δ值较降水、地表水、地热异常泉水等更小。

图2 地热流体、温度异常泉水、地表水及雨水中δD-δ18O关系图Figure 2. δD-δ18O diagram for the geothermal fluids, abnormal spring waters, surface waters and rain waters

3.3 采用稳定性同位素估算地热流体补给区的地面温度

温度是影响降水同位素组成的实质因素。Dansgaard、Yurtsever及王东升分别总结了大气降水的同位素和年平均温度的关系，前两者根据氧同位素进行计算[5]，后者采用氘同位素计算[6]。根据相关公式估算了各地地热流体补给区的地面平均温度，结合区内大气降水入渗区的年平均温度，认为利用王东升总结的公式计算出的结果较为接近实际（表1），即凤阳红心镇温泉补给区的地温为13.7℃，定远泉坞山地热补给区的地温为12.1℃，肥东盆地地热补给区的地温为12.5℃，义城盆地地热补给区的地温为9.8℃，庐江石山乡至泉水口庐枞火山岩盆地地热补给区的地温在13.4～17.1℃，舒城山七至西汤池舒城隆起地区地热补给区的地温在10.1～14.1℃，含山昭关至和县香泉巢湖穹断褶束地区地热补给区的地温在12.2～13.2℃，岳西温泉镇、溪沸、潜山天柱山景区、太湖汤泉等大别山地区的地热补给区的地温在11.7～13.2℃，青阳江村地热补给区温度为17.2℃。区内地热补给区的地温总体表现为由北向南、由西向东呈增长趋势，与省域内地温变化趋势基本一致。

3.4 采用稳定性同位素估算地热流体补给区的高程及位置

大气降水的氢、氧同位素组成具有高程效应[1]，同位素值随地形高程的增加而减少，即高度每升高100 m，δ18O 减少量为-0.15‰～-0.5‰，δD 的减少量为-1‰～-4‰。研究区地下热水来源于大气降水，利用同位素值的高程效应可以计算出各地地热流体补给区的海拔高度。

方法1[1]：根据中国大气降水的高程效应公式，可以推算出地热流体补给区的高度及位置：

式中：ALT表示海拔高度。

方法2[1]：

式中：H为补给区标高（m）；h为取样地区标高（m）；δG 为热水中的δD（或δ18O）值（‰）；δP 为取样点附近大气降水的δD（或δ18O）值（‰）；K为同位素高度梯度（-δ/100 m）。

对比取样区及区域的地形地貌，发现方法1 在低纬度的大别山区更接近实际，方法2 在高纬度的沉积盆地区更接近实际。各地地热流体补给区位置及高程具体见表1。

表1 研究区地热流体中同位素含量及估算补给区温度、高程、位置等结果Table 1. Isotope contents of geothermal fluids, and estimated temperatures, elevations and locations of recharge sources in the study area

3.5 地热流体的氧漂移

地下水的同位素组成取决于降水的同位素组成及其在地下的循环过程，未经同位素交换的地下水，其同位素组成和补给水源一致，如与围岩发生水-岩交换反应，地下水的同位素组成就会发生变化。如围岩中含氧矿物较多，水-岩交换使地下水中δ18O 值发生变化，而δD 值显得较稳定。而本次研究发现，工作区内δ18O 值变化不大，雨水在-4.24‰～-1.86‰，地热流体在-9.46‰～-6.85‰，无明显的漂移；而δD 值则出现了明显的负向漂移，雨水在-21.5‰～-5.3‰，地热流体在-62.5‰～-40.7‰。产生这一现象的主要原因有：①受高程、温度、纬度等因素的影响，补给区的δ值较低；②地热流体补给路径较短，且径流速度较快，大气降水未能充分与围岩发生水-岩交换；③与地热流体开采强度增大且持续时间较长有关。

另外，图2 中潜山县天柱山景区的QSR001 点远离全国大气降水线，向右正向漂移，说明其来源是古地质时期的内生水。而庐江泉水口和石山乡的HQ08和HQ05、舒城西汤池的LR07、LQ13 和山七镇LR05等几处地热流体的δ值则在全国大气降水线上方分布，且负向漂移，说明其地热流体主要来源于大气降水，但混入当地现代水含量较高。

4 采用放射性同位素14C 估算地热流体年龄

地下水年龄是指研究水体自补给以来在地下所滞留的时间，不同于岩石或矿物的年龄，地下水处在不断运动并与流经介质相互作用的环境中，实际测得的是其平均值。理论上许多放射性同位素都可用于测定地下水的年龄，但由于严格的技术限制，目前仅3H 和14C 符合使用的条件，被用于测定地下水的年龄，3H 的半衰期为12.43 a，适于研究浅层年龄较小的地下水，14C 的半衰期达5730 a，适于研究深层年龄较大的地下水。本次采用14C 含量来分析地热流体在地下滞留的时间。

研究区内地热流体14C 含量在2%～67.24%变化（表1），最大含量位于岳西温泉镇地热田，最小含量位于庐江泉水口地热田。

根据14C年龄测定结果可知，研究区地热流体年龄在3300～30200a，各处地热流体年龄相差很大，来安断陷盆地内的凤阳红心镇温泉的年龄约为7530 a；定远盆地内微隆起区的泉坞山地热年龄约为6550 a；巢湖穹断褶束内的庐江泉水口温泉年龄约为28630 a、石山乡温泉年龄约为6060 a，含山昭关地热流体年龄约为11930 a，和县香泉地热流体年龄约为18920 a；大别山隆起区内的岳西温泉镇地热流体年龄约为3515 a，岳西溪沸地热流体年龄约为9280 a，潜山天柱山景区地热流体年龄最大约为29010 a。对比14C的含量发现，14C的含量与地热流体年龄呈负相关关系。

5 同位素在分析地热流体形成环境中的应用

按照3H、δ18O、14C等同位素的变化特征，经综合研究发现，研究区地下热水形成类型分为开放型、半开放型以及封闭型三种。

（1）开放型热水。如岳西温泉镇温泉，分布在基岩隆起区，地热流体中现代碳含量60%以上，14C 测定年龄较新，在3300～3800 a；位于大气降水线附近，未发生氧漂移现象；热水矿化度不高，各水化学组分含量随埋深变化不明显。

（2）半开放型热水。如凤阳红心镇温泉、定远泉坞山地热、庐江石山乡温泉等地热田区，分布在沉积盆地内部隆起区或基岩隆起区边缘，地热流体中现代碳含量30%～60%，14C 测定年龄在6000～7800 a；δ18O 向左发生漂移，说明地热流体中有上部冷水的混入；主要水化学组分随着深度变化不明显，指示内部赋存环境属于不完全封闭的半开放状态。

（3）封闭型地热流体。如合肥义城镇地热井和潜山天柱山景区的地热井，分布于沉积盆地内部及边缘，地热流体中现代碳含量小于30%，14C 测定年龄在万年以上；δ18O 向右漂移明显，说明地热流体赋存环境封闭性较好。

6 结论

（1）研究区内地热流体来源主要为大气降水，但在基岩隆起区有地表水及浅部冷水混入。

（2）研究区地热流体的补给区温度一般在12.1～14.1℃，补给高程300～1500 m，补给距离在3.5～25 km。

（3）δD-δ18O 关系图显示，沉积盆地封闭型地热流体的氧向右漂移明显，基岩隆起区开放型地热流体的氧漂移不明显，而盆地内部或边缘半开放型地热流体氧向左漂移明显。

（4）综合研究发现，现代碳含量越小，14C年龄越大，氧漂移程度越大，矿化度越高。