承德北部茅荆坝地热田地热流体的水化学和同位素特征及其成因
庞菊梅1, 2, ,
王英男3,
金爱芳2,
邵海2,
殷志强2, , ,
万利勤2,
殷秀兰1,
于军4
1.中国地质环境监测院，北京 100081
2.中国地质调查局自然资源综合调查指挥中心，北京 100055
3.自然资源部国土整治中心，北京 100035
4.河北省地质矿产勘查开发局第四地质大队，河北 承德 067000
摘要: 承德北部茅荆坝地区地表出露的地热水温度高达98.7 °C，赋存于裂隙较发育的侏罗世中粗粒二长花岗岩热储， 含量较高，但关于该区地热流体的补给来源、循环演化过程与成因机制研究尚少。为了认识该基岩山区地热系统的成因以合理开发利用地热资源，在区域地热地质调查的基础上，测试分析了不同水体的水化学组分、地下水年龄（3H和14C）、硫酸盐硫、氧同位素（δ34S- 和δ18O- ）、碳酸盐碳同位素（δ13C- ）、锶同位素（87Sr、86Sr）等特征值。结果表明：（1）茅荆坝地区地热水化学类型以 — 型为主，硅酸盐矿物的溶解及阳离子交换作用促进了地热水中 、 和SiO2的富集，水中 并非来源于硫酸盐岩矿物溶解，推测为H2S气体从深部还原环境上升到浅部氧化后生成 ，也可能来源于高温地热水与硫反应形成的硫酸盐；（2）地热水n(87Sr)/n(86Sr)均值为0.7092，与海相碳酸盐岩比值接近，揭示热储深部可能存在海相碳酸盐岩储层；（3）地热水属于古地下水，14C校正年龄为11.9～14.9 ka，循环更新能力差，由周边山区的大气降水补给，补给高程在1532～1632 m；（4）地热系统深部热储温度为142～144 °C，高温中心位于热田北部。研究结果对冀北山地地热资源的可持续开发利用具有重要意义。
关键词:茅荆坝地热田 / 流体循环 / 地热水年龄 / 硫同位素 / 热储温度
地热系统是地球深部热源在上地壳聚集形成的相对独立的热能储存、运移、转换的系统，热量和流体循环是地热系统形成的关键要素[1 − 2]。依据地热能储存的地质环境和开发利用方式，地热能可分为浅层地热能、水热型地热资源和干热岩地热资源[3]。其中，水热型地热系统依据热流体温度高低，可分为中低温水热系统（<150 °C）和高温水热系统（>150 °C）[4]。不同地热系统地热流体的成因不同，已有研究多结合水文地球化学和同位素特征，识别地热流体的补给来源与循环深度，分析地热流体与围岩之间的相互作用过程，计算冷热水混合比例，估算热储温度及地热水年龄[5 − 8]，为地热田形成机理和开发利用提供依据。
河北省地热资源分布广泛，储量丰富，水热型地热资源在平原区主要分布于华北断坳构造沉降区，在山区主要呈点状或带状分布于燕山基岩山区及山间盆地等。已有研究主要集中在燕山山区地热资源的空间分布[9]、地球物理勘查[10]、大地热流与岩石圈热结构[11]、温泉水化学特征[12]、温泉资源的利用[13]等方面。根据已有调查，河北山区分布有39处地热异常区，主要沿深大断裂和活动断裂附近分布，受控于大地构造特征。地热水出水温度为25～98 °C，可开采量可达 36.55 ×106 m3/a[14]。
承德位于冀北山地，地热地质条件较好，沿深大断裂和活动断裂附近分布有多处中—低温地热异常区，其北部茅荆坝乡至七家镇一带沿着两家—锦山断裂带有多处温泉出露，温泉分布特征受到当地地质构造控制[15]，是燕山山区水热型地热系统的典型代表。不少学者对本区地热水进行过调查研究，主要集中在地热水的起源、热储温度估算、含氟矿物溶解影响地热流体的分析，以及深大断裂对地热资源形成的影响等[16 − 19]。但针对茅荆坝地热田地热水中高浓度硫酸盐的来源和成因机制的研究相对较少。根据前人研究成果，地热水中硫酸盐主要有海水、海相蒸发岩、有机硫的分解及含硫矿物的溶解等来源[20 − 21]。不同来源硫酸盐同位素组成存在显著差异，并且受到水岩反应和同位素交换、以及变质脱气作用等因素的影响[22]。
本文在前人研究的基础上，对承德茅荆坝地热田进行了水文地球化学和地热地质调查，利用不同水体的水化学组分、地下水年龄（3H和14C）、硫酸盐硫、氧同位素（δ34S- 和 δ18O- ）、碳酸盐碳同位素（δ13C- ）以及锶同位素（n(87Sr)/n(86Sr)）等手段，系统描述了茅荆坝地热田地热流体的同位素特征，着重分析了花岗岩热储中地热水的补给来源、循环路径、热水年龄和热储温度等特点。研究结果可为区域地热资源的进一步勘查和可持续开发利用提供科学依据。
1. 研究区概况
承德市隆化县茅荆坝地热田位于冀北山地燕山山脉东段北部山麓，地势北高南低，海拔647～1126 m。该区为构造剥蚀中低山地貌，剥蚀作用强烈，山脊两侧坡度一般为20°～40°，陡处为50°～70°。年均气温7.9 °C，年均降水量532 mm。
研究区处于燕山构造带丰宁—隆化深断裂北侧，在两家—锦山NNE向断裂带上，北部分布有康保—围场深断裂和上黄旗—乌龙沟深断裂北支，这些深大断裂共同构成了研究区的深部断裂构造格局（图1）。茅荆坝地热田主要受两家—锦山断裂构造控制，该断裂形成较早，在各个地壳运动时期都有活动，燕山运动晚期仍有规模不等的岩浆侵入活动。在该断裂两侧有多条NW向、NNW向、NE向的小规模断裂，这些断裂共同控制着地下热水的出露。
图 1 研究区地质概况
研究区属于滦河流域，滦河二级支流茅沟河由东北向西南流经全区。区内主要发育第四系沉积物、火成岩和变质岩。第四系沉积物主要为河流冲积层，分布于河谷及山麓斜坡，岩性为砂、砂卵石、漂石，厚4.0～7.0 m，其上部有1.0～3.0 m厚的灰黄、灰褐色亚黏土层。火成岩包括中生界白垩系大北沟组火山岩系和晚侏罗世的酸性火山岩。火成岩分布广泛，以硫酸质安山岩、流纹质熔凝灰岩、流纹岩为主。变质岩为太古界单塔子群白庙组片麻岩系，其岩性以斜长角闪片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩为主。侵入岩主要为燕山早期花岗岩，分布在地热田东部、南部和西南部。
地热水沿茅沟河东岸呈带状分布，主要分布在一级阶地后缘及二级阶地上，地下热水温度普遍大于60 °C，呈现出从西向东逐渐增高的趋势，茅荆坝地区北部钻孔出水温度最高为98.7 °C。
2. 地质构造与热水通道
研究区所在的大地构造位置为中朝准地台（Ⅰ级）内蒙地轴（Ⅱ级）围场拱断束（Ⅲ级）喀喇沁台穹（Ⅳ级）西南嵎的断陷盆地。区内发育近EW向深大断裂，这些断裂主要形成于燕山运动中—晚期，以晚侏罗世—早白垩世为主。深大断裂及其两侧岩浆活动频繁，形成了多期侵入岩、火山岩。茅荆坝地区的两家—锦山断裂、武烈河断裂等，均为丰宁—隆化深断裂和大庙—娘娘庙深断裂的派生构造（图1），其切割深度可达到数十公里，沟通了由火山活动及岩浆侵入活动所形成的隐伏热源体[14]，构成地热田（区）的主要热源。次级断裂所形成的断裂带宽度可达几十米至数百米，呈现张性-张剪性质的地段多由拉张岩块、碎块岩、角砾岩等组成，结构疏松、空隙较大、连通性较好，是研究区对流型地热系统中主要的导水、导热构造。
地热资源勘查结果显示盆地内地热水主要赋存地层有：（1） 侏罗纪火山熔岩，岩性以凝灰岩、安山岩、流纹岩为主；（2） 太古宙、元古宙变质岩，主要为片麻岩、角闪岩、片岩等；（3） 各类侵入岩（γ、δ、η、μ等），其中酸性、中性岩类如花岗岩、闪长岩、正长斑岩等，风化裂隙、构造裂隙为张性，热储条件较好；而基性、超基性岩类如辉长岩、斜长岩等，节理裂隙不连续，热储条件较差[3]。新生界松散岩层为区内主要盖层。
茅荆坝地热田地下水流场受地形地貌、地层岩性、地质构造等多方面因素的影响。由于隆化县NE—NNE向为主的构造格局以及北高南低的总体地势，地下水总体由北向南顺势径流。
3. 样品采集与测试
为掌握地热流体的循环特征，2021年9月在茅荆坝地区进行了系统采样，共采集12件水样。其中，地热井水样3件，温泉水样2件，河水样品4件，第四系浅层地下水样3件。采样点位置分布如图2（a）所示。
图 2 采样点位置及地质剖面图
水样测试项目包括：水化学、3H、δD、δ18O、14C、δ13C、δ34S-SO4、δ18O-SO4和87Sr、86Sr。其中，水化学分析测试在中国科学院地质与地球物理所完成，阴阳离子平衡检查的相对误差<±5%；其他几项测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。δD和δ18O利用同位素比质谱仪完成，测试结果以相对于标准平均海洋水（SMOW）的千分差表示，绝对偏差分别为±1‰和±0.3‰。3H用Quantulus 1220-003低本底液闪仪完成测试，检出限为1.3 TU。δ34S-SO4和δ18O-SO4采用气体同位素质谱计完成测试，测试结果分别采用相对于国际标准V-CDT和V-SMOW值的千分差表示，测试精度分别优于0.2‰和0.5‰。Sr同位素采用热表面电离质谱仪（Isoprobe-T）测定，表示方法为n(87Sr)/n(86Sr)。14C和δ13C样品委托BETA实验室完成测试，采用加速器质谱完成，绝对偏差分别为± 0.2 pMC和±0.3‰。
4. 结果
七家—茅荆坝地区水样测试结果见表1。地热水出水温度在58～102 °C之间，属于中低温地热水。地热水的pH分布在7.4～8.6范围内，为弱碱性水。地热水的溶解性总固体（TDS）为480～590 mg/L，河水的为170～240 mg/L，浅层地下水的为210～400 mg/L。
表 1 茅荆坝地热田地热水、河水和浅层地下水水化学数据
| 样品编号 | 类别 | 温度/°C | pH | 质量浓度（ρ）/（mg·L−1） | |||||||||
| TDS | Ca2+ | Mg2+ | Na+ | K+ | Cl− | Si | |||||||
| HW1 | 地热井水 | 58 | 7.96 | 550 | 13.5 | 0.7 | 143.0 | 5.1 | 122.5 | 25.2 | 3.0 | 236.0 | 42.9 |
| HS1 | 温泉 | 60 | 7.44 | 490 | 34.1 | 1.8 | 114.0 | 4.6 | 147.9 | 20.8 | 1.9 | 225.1 | 33.2 |
| HW2 | 地热井水 | 90 | 8.63 | 540 | 15.1 | 0.3 | 147.0 | 5.4 | 112.4 | 25.3 | — | 257.2 | 43.5 |
| HW3 | 地热井水 | 102 | 8.53 | 590 | 10.8 | 0.2 | 166.0 | 9.0 | 125.0 | 27.8 | 0.2 | 286.0 | 63.4 |
| HS2 | 温泉 | 90 | 8.06 | 480 | 26.0 | 0.7 | 115.0 | 7.0 | 172.8 | 21.1 | 0.7 | 192.2 | 32.0 |
| R1 | 河水 | 22 | 8.04 | 170 | 38.5 | 4.6 | 8.2 | 1.5 | 87.0 | 7.8 | 14.8 | 50.5 | 5.6 |
| R2 | 河水 | 22 | 8.27 | 240 | 51.4 | 6.1 | 17.0 | 2.5 | 137.9 | 13.5 | 24.1 | 56.5 | 7.3 |
| R4 | 河水 | 22 | 8.60 | 170 | 36.6 | 4.5 | 10.1 | 1.8 | 87.0 | 8.0 | 13.4 | 51.2 | 6.3 |
| QS1 | 河水 | 21 | 8.35 | 170 | 39.1 | 5.2 | 7.3 | 0.7 | 94.2 | 8.1 | 3.2 | 54.4 | 5.7 |
| CW1 | 第四系地下水 | 20 | 8.43 | 230 | 47.9 | 6.0 | 20.4 | 2.9 | 126.6 | 13.2 | 27.6 | 59.9 | 7.4 |
| CW2 | 第四系地下水 | 20 | 8.46 | 210 | 44.8 | 4.1 | 15.8 | 2.0 | 113.6 | 8.6 | 10.9 | 65.3 | 7.7 |
| CW3 | 第四系地下水 | 20 | 8.21 | 400 | 72.3 | 12.1 | 32.1 | 8.2 | 162.9 | 29.2 | 106.6 | 78.4 | 6.6 |
| 注：“—”表示无此数据。 | |||||||||||||
地热水中主要离子为Na+、Ca2+、 、 和Cl−，其中Na+和 的含量较高。地热水中H2SiO3质量浓度为119.5～176.6 mg/L，达到矿泉水中偏硅酸的限值（> 25 mg/L）[13]。地热井水和温泉中 普遍大于浅层地下水和河水，地热水 均值为260 mg/L，超过《地下水质量标准》（GB/T 14848—2017）中的Ⅲ类值（250 mg/L）[23]。浅层地下水 均值为48 mg/L，河水 均值为41 mg/L。
同位素样品测试结果见表2。河水样品 δ 18O分布范围为−11.2～−10.1‰， δ D分布范围为−83.8～−68.7‰。浅层地下水 δ18O分布范围为−10.0～−10.3‰， δ D分布范围为−68.1～−68.9‰。温泉和地热井水样的δ18O分布范围为−12.0～−10.8‰， δ D分布范围为−86.0～−75.9‰。浅层地下水中3H含量分布在10.8～11.7 TU之间，温泉分布在4.5～5.7 TU之间。地热井水样中3H含量均低于检测限，14C含量在16.44～67.37 pmc之间， δ 13C- 值在−8.6‰～−12.9‰之间。研究区地热水、温泉水、浅层地下水、河水的δ34S- 值分别在10.7‰～12.2‰、7.2‰～7.4‰，6.4‰～8.8‰，7.1‰～8.2‰之间； δ18O- 值分别在1.5‰～2.7‰、0.6‰～0.9‰、0.2‰～5.5‰、1.1‰～3.8‰之间。研究区地热水的n(87Sr)/n(86Sr)比值范围为0.7090～0.7097，平均值为0.7092，浅层地下水和河水的n(87Sr)/n(86Sr)比值范围为0.7096～0.7102，平均值为0.7098。
5. 讨论
5.1 不同水体的成因
从水化学Piper三线图可见（图3），地热水化学类型为SO4—Na和SO4·HCO3—Na型，浅层地下水和河水的水化学类型为HCO3·SO4—Ca型。Gibbs图通过TDS与ρ(Na+)/ρ(Na++Ca2+)、TDS与ρ(Cl−)/ρ(Cl−+ )的关系（ρ为质量浓度），反映地表水和地下水中各离子的来源和演化过程，如图4（a）（b）所示。研究区河水和浅层地下水分布于Gibbs图的大气降水区域，与大气降水有关。地热水分布于岩石风化区域，受水-岩相互作用影响。
图 3 研究区不同水体Piper三线图
注：各离子质量浓度单位为 mg/L。
图 4 不同水体Gibbs图与c(Ca2+)/c(Na+) - c( )/c(Na+)关系图
进一步根据水体中c(Ca2+)/c(Na+)与c( )/c(Na+ )（c表示物质的量浓度）建立对数关系散点图，来评估碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩风化作用对地热水成分的相对贡献。从图4（c）可见，地热水样点主要靠近硅酸盐岩风化区。结合研究区地热地质条件，地热水赋存地层岩性主要为早元古代变质中粗粒斑状二长花岗岩和中侏罗世中细粒二长花岗岩，外围出露地层为富含硅酸盐矿物的斜长角闪片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩。推测地热水从深部花岗岩热储向上径流过程中流经硅酸盐岩风化区，表现出溶解硅酸盐矿物的特征。
根据各类水体主量组分之间相关性分析，水中c(Ca2+)和c(Mg2+)的相关系数为0.92，具有强相关关系，说明水中Ca2+和Mg2+的来源较为一致，可能来源于同种矿物溶滤或者发生了相似的水文地球化学过程。地热水中c( )/c(Ca2++Mg2+)大于1（图5a），表明水中 不单来源于碳酸盐岩矿物的溶解，可能还经历了其他水文地球化学作用，比如地热气体组分中CO2溶解在水中达到溶解沉淀平衡，使地热水中 含量增加。地热水中Ca2+与 两种组分存在负相关关系（图5b），表明水中 并非来源于硫酸盐岩矿物溶解，可能为高温地热水与硫反应形成硫酸根，也可能是地热气体组分H2S从深部还原环境上升过程中氧化生成 。
图 5 不同水体Ca2++Mg2+与其他离子（ 、 ）关系图
深部热储流体通过断裂系统或者人工钻孔运移至地表过程中，极易与浅层地下水发生混合。根据图6显示的Cl−与Na++K+及SiO2的关系，初步可以判定钻孔揭露的地热水以及出露地表的温泉水是深部热储流体上升过程中发生混合作用形成的，并且由于阳离子交换作用导致地热水中Na+、K+和SiO2更加富集。
图 6 不同水体Cl−与其他离子(Na++K+、SiO2)关系图
5.2 氢氧同位素特征和补给来源
研究区不同水体的δ18O、δD组成如图7示，当地大气降水线引自距承德较近的北京地区大气降水线[24]。河水的同位素组成δ18O均值为−10.2‰，δD均值为−68.9‰。浅层地下水δ18O均值为−9.9‰，δD均值为−67.9‰。根据区域水文地质条件，浅层地下水赋存地层为第四系晚更新统砂卵砾石含水层，接受大气降水的垂直补给和山前侧向径流补给。温泉和地热井水样均落在当地大气降水线附近，表明地热水起源于当地大气降水。地热井水样的δ18OV-SMOW组成比较集中，分布范围为−12.0‰～−10.8‰，相对贫重同位素，是同位素高程效应的反应。
图 7 茅荆坝地热田不同水体δ18O—δD关系图
研究区地热水起源于当地大气降水，其补给来源可利用同位素的高程效应来确定。结合区域水文地质条件，利用地下水补给高程的计算公式（式1），计算地热水补给高程：
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(1) |
式中：H——补给高程/m；
h——当地高程/m；
δ18Or——补给处大气降水同位素组成/‰；
δ18Oa——当地大气降水同位素平均组成/‰；
grad18Or——流域内大气降水δ18O随高程变化的 梯度值/（‰·km−1）。
引用华北地区降水δ18O高程效应，取grad18Or为−2‰/km[24]。根据区域水文地质条件，研究区第四系浅层地下水和河水的补给来源均为盆地内大气降水的垂直入渗补给和侧向径流补给，δ18Oa选择浅层地下水和河水δ18O均值，为−10.1‰。δ18Or取研究区地热井水样δ18O均值。h取采样点平均海拔高程，为682 m。计算得出地热水的补给高程在1532～1632 m之间。结合茅荆坝地区所处山间谷地的地形地势、地质构造条件以及地下水运动的总体趋势，判断补给区为研究区北部海拔高度1061～1651 m的七老图山。
5.3 地热水年龄与循环演化特征
5.3.1 地热水年龄
地热水的可更新能力与其年龄有关，年龄越老，更新能力越差。按照年龄大小可以分为现代水和古水，现代水指最近数十年入渗补给的地下水，古地下水是指1000 a以前入渗补给的地下水[25]。本文利用放射性同位素3H及14C来测定各类水体年龄。
茅荆坝地区浅层地下水中3H含量分布在10.8～11.7 TU范围内（表2）。考虑到3H的半衰期为12.36 a，引用北京1985年大气降水中3H含量实测数据的月均值32.6 TU[26]，表明浅层地下水与大地降水联系紧密，年龄较小，年龄为距今20～30 a。温泉水中3H含量分布在4.5～5.7 TU范围内（表2），表明温泉水为现代水与极低氚地热水的混合。
表 2 茅荆坝地热田地热水、河水和浅层地下水同位素数据
| 样品编号 | 类别 | δ18O/‰ | δD/‰ | 3H/TU | 14C/pmc | δ34S- /‰ | δ18O- /‰ |
| HW1 | 地热井水 | −12.0 | −86.0 | — | 23.62 | 10.7 | 1.5 |
| HS1 | 温泉 | −11.3 | −79.8 | 4.5 | — | 7.4 | 0.9 |
| HW2 | 地热井水 | −11.8 | −85.9 | — | 16.44 | 12.2 | 1.9 |
| HW3 | 地热井水 | −11.2 | −83.8 | — | 21.61 | 11.9 | 2.7 |
| HS2 | 温泉 | −10.8 | −75.9 | 5.7 | 67.37 | 7.2 | 0.6 |
| R1 | 河水 | −11.2 | −83.8 | — | — | 7.1 | 3.8 |
| R2 | 河水 | −10.8 | −75.9 | — | — | 7.2 | 2.6 |
| R4 | 河水 | −10.3 | −69.8 | — | — | 7.7 | 1.1 |
| QS1 | 河水 | −10.1 | −68.7 | — | — | 8.2 | 1.6 |
| CW1 | 第四系地下水 | −10.3 | −68.9 | 10.8 | — | 6.4 | 2.1 |
| CW2 | 第四系地下水 | −10.1 | −68.4 | 11.7 | — | 6.7 | 0.2 |
| CW3 | 第四系地下水 | −10.0 | −68.1 | 10.9 | — | 8.8 | 5.5 |
| 注：“—”表示未测。 | |||||||
地热井水样中3H含量均低于检测限，说明地热水没有与现代降水发生混合，与现代降水并无水力联系。根据14C数据计算地热水年龄：
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(2) |
式中：t——14C校正年龄/a；
λ——14C衰变常数，取12.1×10−6/a；
A0——母核的初始放射性浓度/pmc，取100 pmc[27]；
At——样品的14C放射性浓度/pmc。
计算得出地热水的14C校正年龄分别为12.7，11.9，14.9 ka，表明研究区地热水属于古地下水，循环更新能力差。
5.3.2 地热水硫酸盐同位素特征及成因分析
我国北方内陆地区地下水中溶解的 可以有多种来源：大气干湿沉降硫、土壤和植被中的硫、蒸发岩中硫酸盐矿物（主要是石膏）和硫化物（主要为黄铁矿）溶解、火山喷发、人为活动的输入等[28]。在地热系统中，溶解 的硫氧同位素特征可以用来示踪硫的来源，了解地热水的径流途径和水岩作用过程。海相成因大气降水的δ34S- 值在15‰～21‰之间；化石燃料燃烧以及矿物冶炼产生的硫化物气体形成的大气降水中δ34S- 偏负，在−3‰～9‰之间[29]。膏岩层一般富集34S，二叠三叠纪膏岩层中石膏δ34S范围为14.5‰～32.5‰，δ18O范围为13‰～15‰[30 − 31]。溶解石膏类矿物水体中δ34S- 值较高，一般大于20‰[32]。
研究区地热水、温泉水、浅层地下水、河水的δ34S- 值分别在10.7‰～12.2‰、7.2‰～7.4‰，6.4‰～8.8‰，7.1‰～8.2‰之间；δ18O- 值分别在1.5‰～2.7‰、0.6‰～0.9‰、0.2‰～5.5‰、1.1‰～3.8‰之间（图7）。地热水样最高δ34S值为12.2 ‰，未表现出蒸发岩溶解的同位素特征。结合水化学风化特征中 和Ca2+相互关系所反应的石膏类蒸发岩矿物溶解不是地热水中 的主要来源，初步可排除蒸发岩溶解对水体 的贡献。
根据硫氧同位素分布范围，浅层地下水和河水数据点落在土壤硫酸盐溶解区，表明 主要来源于土壤硫酸盐的溶解（图8）。地热井水样中硫同位素均值为11.7‰，氧同位素均值为2.1‰，接近土壤硫酸盐区和无机硫化物氧化生成的硫酸盐区。在野外调查和采样的过程中，能够闻到臭鸡蛋气味，推测地热水中 是由H2S从深部还原环境上升到浅部氧化后生成 。温泉水存在与浅层地下水的混合，水中 表现为土壤硫酸盐成因。
图 8 不同水体δ34S-δ18O以及c( )与δ34S、δ18O关系图
5.3.3 地热水碳酸盐同位素特征及成因分析
地下水溶解无机碳（DIC）的13C同位素是示踪水中碳酸盐演化过程的良好示踪剂。碳的来源不同，δ13C值变化很大。研究区内各类水体pH分布在7.4～8.6范围内，地下水中溶解的无机碳主要以 形式存在。大气中CO2来源的δ13CDIC为−7‰；碳酸盐变质作用的δ13CDIC为−3‰～3‰；上地幔物质来源的δ13CDIC为−8‰～−4‰；有机物来源的δ13CDIC为−10‰～−35‰；生物来源的δ13CDIC为−22‰～−25‰[33]。
测试结果（表3）显示，研究区温泉和地热井水中HCO3浓度与δ13CDIC之间相关性较好，水体中δ13CDIC主要为δ13C- 。δ13C- 值在−8.6‰～−12.9‰之间，表明其碳的多种来源性，推测地热水中 主要为幔源成因与有机沉积物来源的混合。
表 3 茅荆坝地区地热水 和碳同位素数据
| 样品编号 | 类别 | /(mg·L−1) | 14C/pmc | δ13C- /‰ |
| HW1 | 地热井水 | 122.5 | 23.62 | −9.3 |
| HW2 | 地热井水 | 112.4 | 16.44 | −8.6 |
| HW3 | 地热井水 | 125.0 | 21.61 | −8.9 |
| HS2 | 温泉 | 172.8 | 67.37 | −12.9 |
5.3.4 地热水的锶同位素特征及成因分析
在地热系统中，n(87Sr)与n(86Sr)的比值可以研究水岩相互作用以及热水的深部滞留环境，区分不同的水热循环系统。变质岩n(87Sr)/n(86Sr)约为0.7200，其中硅酸盐的Sr含量及放射性成因的87Sr均较高；海相碳酸盐岩n(87Sr)/n(86Sr)约为0.7080；玄武岩n(87Sr)/n(86Sr)最低，约为0.7040[34 − 36]。测试结果显示，研究区地热水的n(87Sr)/n(86Sr)范围为0.7090～0.7097，平均值为0.7092，与海相碳酸盐岩比值接近（图9）。此外，地热水的c(Ca2+)/c(Sr2+)范围为46～58，平均值为50，低于沉积岩比值（约200），与海相碳酸盐岩比值（约33）较为接近（图10），表明地热水主要受海相碳酸盐岩影响，深部可能存在海相碳酸盐岩储层，或者深部地热水可能存在海相沉积水来源，在向上运移过程中受到浅部沉积岩及变质岩改造，变质岩以硅酸盐岩为主，故n(87Sr)/n(86Sr)比值增高。
图 9 不同水体锶含量与锶同位素比值关系图
浅层地下水和河水的n(87Sr)/n(86Sr)范围为0.7096～0.7102，平均值为0.7098。c(Ca2+)/c(Sr2+)比值为328～401，平均值为370，接近于沉积岩的c(Ca2+)/c(Sr2+)比值。
5.4 热储温度
根据5.1节的讨论，地热流体从热储深部上升到浅部的过程中，发生了水—岩相互作用。根据水—岩反应的平衡状态，可将地热水区分为非平衡、部分平衡和完全平衡3种类型[37]。研究区地下水的平衡状态如图11所示，第四系地下水位于Na-K-Mg三角图右下角，表明第四系地下水为“非成熟”水，水岩作用尚未达到平衡。地热水和温泉水均位于部分平衡区，且指示热储温度约为160 °C，远高于出水温度。采用矿物组合地温计更加科学准确地计算深部热储温度。
图 10 不同水体c(Ca2+)/c(Sr2+)与n(87Sr)/n(86Sr)关系图
图 11 茅荆坝地热田不同水体Na—K—Mg三角图
矿物组合地温计基于地热水化学组分数据计算多种矿物在不同温度下的饱和指数，将多种矿物与地热水溶解-沉淀反应达到平衡状态时的温度，作为热储温度[38]。矿物的选择基于茅荆坝区域地层岩性和含水层特征，选取方解石、石英、微斜长石、浊沸石、钾蒙脱石、钠蒙脱石等水热系统中的常见矿物。采用Solveq-XPT软件，基于Soltherm-XPT.dat热力学数据库来计算矿物的饱和指数。考虑到地热水在上升至地表或井口的过程中，CO2脱气作用会造成碳酸盐矿物在热平衡温度下过饱和而发生沉淀，因此，需要对CO2脱气过程进行校正。利用SOLVEQ软件进行CO2脱气修正，向地热水中依次加入一定量的CO2，直至方解石和石英矿物指示的平衡温度一致。在重建后的平衡曲线中，地热水中6种常见矿物收敛于142～144 °C（图12），与Na-K-Mg三角图给出的热储温度基本一致。热储温度模拟值高于地热井口的出水温度，表明在地层深部地热流体与岩石热交换充分，热储温度较高。依据计算所得热储温度的空间分布，地热田高温中心位于热田北部，与当地地热水出水温度的空间分布相吻合。综上，认为茅荆坝地热系统的热储温度为142～144 °C。
图 12 基于矿物组合地温计热储温度计算结果
6. 结论
（1）茅荆坝地热田地热水来源于当地大气降水补给，基于18O同位素高程效应，计算得出地热水的补给高程为1532～1632 m，判断补给区为地热田北部的七老图山。
（2）基于14C定年方法确定的茅荆坝地区地热水的14C校正年龄在11.9～14.9 ka，属于古地下水，循环更新能力差。水化学和3H同位素特征分析表明，该区温泉水是现代水与极低氚地热水的混合。
（3）茅荆坝地区地热水化学类型以 —Na型为主，硅酸盐矿物的溶解及阳离子交换作用促进了地热水中Na+、K+和SiO2的富集，水中 并非来源于硫酸盐岩矿物溶解，推测为H2S气体从深部还原环境上升到浅部氧化后生成 ，也可能为高温地热水与硫反应形成硫酸盐。地热水n(87Sr)/n(86Sr)均值为0.7092，与海相碳酸盐岩比值接近，揭示热储深部可能存在海相碳酸盐岩储层。
（4）多矿物地温计方法得出茅荆坝地热系统深部热储温度在142～144 °C之间，地热田高温中心位于热田北部。
参考文献（略）
来源：庞菊梅，王英男，金爱芳，等. 承德北部茅荆坝地热田地热流体的水化学和同位素特征及其成因[J]. 水文地质工程地质，2024，51(1): 224-236. DOI: 10.16030/j.cnki.issn.1000-3665.202205008