平煤十三礦地熱水同位素地球化學(xué)特征研究

楊 光，王建旺

（1.河南理工大學(xué) 資源環(huán)境學(xué)院，河南 焦作 454000；2.濰坊縱橫建材有限公司，山東 濰坊 262404）

所謂的同位素地球化學(xué)研究，主要包括對地下水里所溶解同位素組分及這些組分時空演變規(guī)律的研究。一般情況下，我們將同位素分為穩(wěn)定同位素和放射性同位素兩類，地下水穩(wěn)定同位素主要包括氘、氚和氧同位素，其中氘和氧同位素不僅可以指示地下水起源，還可以用來分析水文地球化學(xué)演化、地下水水質(zhì)、水-巖的相互作用、污染過程、鹽分來源和地下水的補給。氫氧穩(wěn)定同位素技術(shù)是探討地熱水資源屬性的重要且有效的一個工具[1]。

人類對地下熱水氫氧同位素的研究由來已久，但通常研究者分析重點是氫和氧比值的相對變化，絕對值大小并非關(guān)注的重點。δD值和δ18O值被用來表示氫、氧同位素的組成。δ值表示樣品中兩種同位素比值相對于某一標準的對應(yīng)比值的相對千分差，單位用(‰)表示[2]。計算過程見如下兩公式。

VSMOW指的是所使用標準的代稱，在這里指國際通用、國際原子能機構(gòu)(IAEA)認證頒發(fā)的維也納平均海洋水標準。在實際使用中，?值就是介質(zhì)里同位素的組成。

在河南理工大學(xué)同位素實驗室測試水樣的同位素測試結(jié)果如表1所示。

1 地熱水來源分析

我們可以通過分析氫氧穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)來區(qū)分地下熱水的3種不同的來源。一般情況下，深層地熱水來源可以分類為海水、巖漿水和大氣降水。巖漿水同位素范圍為δD：-40‰～-80‰，δ18O：+6‰～+9‰，而我們所采集水樣的δD值和δ18O值范圍分別為-68.51‰～-74.49‰和-8.14‰～-9.79‰。盡管所采集水樣的δD值與巖漿水同位素范圍有部分重合，但δD值與巖漿水范圍完全不重合，因此，研究區(qū)地熱水同位素與巖漿水不在同一區(qū)間，這表明研究區(qū)地熱水不屬于巖漿水。

表1 同位素測試結(jié)果

通過對地熱水理化指標的測試可知，地下熱水的電導(dǎo)率（Con）為1 093～1 334 μs，Cl-含量也僅為36.82～81.29 mg/L，一般情況下海洋起源的地熱水不會有如此低的Cl-、Con、δD和δ18O含量，因此，我們也排除了海洋起源。

最后，通過對雨水線的分析來確定地熱水是否來源于大氣降水。在河南省范圍內(nèi)，統(tǒng)計了鄭州站1985～1992年的月和年降水的同位素平均值以及降水δD值和δ18O值的關(guān)系，分析并獲得了鄭州站月氘氧關(guān)系方程，當?shù)卮髿庥晁€（LMWL）為δD=6.75δ18O－2.7，其相關(guān)性系數(shù)為0.88。

由圖1可以看到，研究區(qū)地熱水樣品的δD和δ18O數(shù)據(jù)點基本上都落在當?shù)卮髿庥晁€（LMWL）附近，這表明，研究區(qū)地熱水起源于大氣降水，是大氣降水在向地下深處徑流的過程中通過地溫梯度加熱形成的。圖1中地熱水δD和δ18O數(shù)據(jù)點并沒有表現(xiàn)出明顯的氧漂移, 表明地熱水與圍巖的同位素交換程度比較低。低溫熱儲沒有促進同位素交換，而δ18O的正向漂移正是高溫熱儲的典型標志，這表明地下深處的熱儲溫度不是太高，研究區(qū)地下熱水屬于中低溫等級。

通過確定天然地下水的補給區(qū)，可以幫助我們評價溫泉資源并對其合理開發(fā)利用提出建議。通常來說，若無法直接取得當?shù)卮髿饨邓畼樱摰貐^(qū)的淺層裂隙水及常溫地表水可以被視為大氣降水，然而所研究的區(qū)域內(nèi)地熱水卻與當?shù)卮髿饨邓摩?8O值與δD值（δD的加權(quán)平均值-51‰，δ18O的加權(quán)平均值-7‰）存在較大的差距，δD平均相差大約20‰δ18O平均相差大約2‰。根據(jù)文獻資料，我國多個地區(qū)地熱水與區(qū)內(nèi)地表水之間也發(fā)現(xiàn)有同樣的差異[3]。大多數(shù)情況下我們認為這是由補給水源地區(qū)的同位素高程效應(yīng)造成的，即這種地熱水不是來源于當?shù)氐牡乇硭莵碓从谕鈬貐^(qū)的雨水或地表水[4]。另外一種可能性是與蒸發(fā)有關(guān)，由于當?shù)貫榘敫珊禋夂颍沟卯數(shù)氐臏\層裂隙水或地表水發(fā)生了同位素分餾作用，因此使得地下熱水中氫氧同位素含量較高。

圖1 同位素關(guān)系圖

在自由大氣中，氣溫隨高程的增大會逐漸降低，降低率大約為-0.6 ℃/100 m。同樣的，由于山體屏障和溫度效應(yīng)共同作用，使得δ18O值和δD值隨高程增大而減小，這被稱之為同位素高程效應(yīng)[5]。δ18O和δD的高程梯度通常分別為-0.15‰～0.5‰/100 m和-1.2‰～4‰/100 m。由此可知，海拔較高地區(qū)降水補給的地下水同海拔較低地區(qū)降水所補給的地下水的δD值和δ18O值著明顯的差別。根據(jù)這個原理，可由當?shù)卮髿饨邓摩?8O或δD的高程降低梯度來確定研究區(qū)內(nèi)地熱水的補給高程及補給區(qū)。

地下熱水補給區(qū)高程的計算公式為：

H為地熱水的補給高程，m；Hr為所采水樣點高程，m；D為補給區(qū)大氣降水δD值，‰；Dr為地下熱水δD值；gradD為每100mδD值隨高度所遞減梯度。

補給區(qū)大氣降水中的δD值可由當?shù)卮髿饨邓€方程與地熱水δ18O和δD擬合關(guān)系線的交點來確定[6]。使用Origin軟件對所測水樣氫氧同位素數(shù)據(jù)進行直線擬合，可知研究區(qū)內(nèi)7個地熱水樣的δD值與δ18O值所擬合成的直線方程為：

該方程與當?shù)卮髿饨邓€方程的交點為δD=-84.74‰、δ18O=-12.96‰。研究區(qū)的高程遞減梯度取δD為-2.25‰/100m，δ18O為-0.23‰/100 m。按（3）計算可知研究區(qū)地熱水補給高程為-156～299 m。

根據(jù)先前所收集資料可知寒武灰?guī)r含水層在整個平頂山煤田都有分布，其埋深和標高主要受李口向斜的影響。研究區(qū)西北部有寒武灰?guī)r淺埋區(qū)，上部被100 m左右厚度的第四系所覆蓋，標高大約為-69.6～100 m。因此，盡管計算結(jié)果與實際情況之間可能存在著一定的誤差，但從中仍可得出結(jié)論：補給來源是平煤十三礦西北部寒武灰?guī)r淺埋區(qū)，汝河水及大氣降水通過上覆四系松散層垂直入滲補給，再通過越流逐步補給下部的碳酸鹽巖裂隙溶洞水以及西北部裸露碎屑巖和灰?guī)r區(qū)地下水沿構(gòu)造方向形成的地下徑流補給。這也與收集到的研究區(qū)水文地質(zhì)報告相符合。

2 地熱水可跟新能力

造成地熱水同位素氧漂移的原因是高溫條件下圍巖與地熱水δ18O交換，由于2H幾乎不產(chǎn)生反應(yīng)，可以定義d=δD－8δ18O中的氘盈余參數(shù)d作為δ18O交換程度的指標。地熱水氘盈余參數(shù)d數(shù)值越大，則表示地熱水在地下含水層里的滯留時間越短，地熱水的徑流速度越快且更新能力也越強。另外，我們也可用氘盈余參數(shù)d來表示地熱水穩(wěn)定同位素相較于當?shù)卮髿庥晁€的偏離程度。當d＞10‰時，地熱水來源于與現(xiàn)在不同的氣候條件下的降水；當d＜-10‰時，表示干旱氣候條件下的降水；當-10‰＜d＜10‰時，表示其為正常的大氣降水。通過計算我們可知，平煤十三礦地下熱水氘盈余參數(shù)d值在-3.35‰～3.99‰，平均值為1.49‰，這再次表明該區(qū)地熱水為正常大氣降水補給，與前文分析結(jié)果一致。值得我們注意的是，氘盈余參數(shù)d處于中間的位置且并沒有產(chǎn)生明顯的氧漂移。先前所收集到的大氣降水同位素資料，研究區(qū)地熱水氘盈余參數(shù)d明顯大于當?shù)氐拇髿饨邓砻鞯責崴诤畬又袦舻臅r間比較短，地下徑流速度較快且更新交替作用較強。

3 結(jié)語

（1）研究區(qū)地熱水起源于大氣降水，是大氣降水在向地下深處徑流的過程中通過地溫梯度加熱形成的。地下深處的熱儲溫度不是太高，研究區(qū)地下熱水屬于中低溫等級。

（2）研究區(qū)地熱水補給高程為-156～299 m，補給來源是平煤十三礦西北部寒武灰?guī)r淺埋區(qū)。地熱水在含水層中滯留的時間比較短，地下徑流速度較快且更新交替作用較強。