本次水样水化学分析主要离子成分及浓度分析结果如表1如示。再运用阳离子平衡方法对分析结果进行检验,得到分析误差e为4.18%。

表1 硫磺洞温泉水化学主要离子成分
Tab.1 Major icon components of the Liuhuangdong spring

为了对硫磺洞地下水化学成分进行研究,使用Piper三线图解法对其水化学成分进行分类(Piper,1944)。由图2可见,硫磺洞温泉水化学成分阳离子以碱土金属Ca+Mg为主,占90%; 阴离子以HCO₃为主,达80%; 并且碳酸盐硬度大于50%。根据表1,得到该泉矿化度为2 733 mg/L,水化学类型属于HCO₃·SO₄-Ca·Mg型水(图2)。

图2 硫磺洞温泉水化学成分Piper三线图解
Fig.2 The Piper diagram of water chemistry of the Liuhuangdong spring

氢氧同位素研究是确定温泉水来源和循环途径的重要工具。Craig(1961)提出了全球雨水线方程为:式中:r为相关系数。

硫磺洞温泉水及其附近雨水的氢氧同位素组成如表2和图3所示。硫磺洞温泉的δD和δ¹⁸O值分别为-97.81‰和-13.39‰(表2),通过与全球大气降水线比较,发现硫磺洞温泉与2个雨水样品点的δD和δ¹⁸O值均落在全球大气降水线上(图3),说明硫磺洞温泉水补给来自大气降水。

表2 硫磺洞温泉及其附近雨水氢氧稳定同位素组成
Tab.2 Hydrogen and oxygen static isotopes components of the Liuhuangdong spring water and rainfall in its adjacent areas

图3 硫磺洞温泉δD和δ18O与大气降水线关系图
Fig.3 Plot of atmospheric precipitation of relationship between δD and δ18O of the Liuhuangdong spring water

地下水中的气体具有很重要的水文地球化学意义,对研究地下水的成因类型及水岩作用过程有着重要的作用。

本文采集硫磺洞温泉地下水的溶解气样品,测定气体组分含量和稀有气体同位素比值。经测试,硫磺洞温泉溶解气体中含有O₂,CO₂,N₂和Ar等,未检测出CH₄,H₂S。其中CO₂含量最多,达到75.79%(体积比),其次是N₂,含量为19.13%,O₂的含量为4.87%,Ar的含量为0.21%。

分析认为硫磺洞温泉中CO₂含量高的原因主要为:①硫磺洞温泉中的水在下渗之前与空气接触,因此水中CO₂部分来自于空气。②硫磺洞温泉含水层为震旦系白云质灰岩,在地下深部热源的作用下,含有碳酸盐矿物的岩石发生分解产生CO₂进入地下水中(闫志为,韦复才,2003)。③根据CO₂中δ¹³C同位素研究,发现硫磺洞温泉中CO₂有部分来自地幔(上官志冠等,1993; 刘再华等,2002)。此类幔源CO₂经由深大断裂导入含水层,再通过温泉和断裂释放出来。④深部成因的CO₂在泉口附近常见有大量的钙华堆积,硫磺洞温泉口亦堆积有大量的钙华。因此认为硫磺洞温泉的CO₂有空气、热动力变质作用和幔源3种来源及成因。

大气中的N₂和Ar随大气降水溶解入渗补给地下水,地下水中N₂/Ar值通常为38～84(中国科学院地球化学研究所,1998; 乔海明等,2009)。研究温泉水时,通常根据N₂/Ar值将N₂来源划分为2种,即大气来源和非大气来源。硫磺洞温泉N₂/Ar值为91.09,超出大气成因N₂/Ar比值范围,表明有非大气成因N₂的溶入。

空气中³He/⁴He值比较稳定,为1.4×10^-6,定为Ra,样品中³He/⁴He值为R。在研究He同位素组成时,经常用R/Ra值判断样品来源(陶明信等,2005; 王云等,2014)。当R/Ra=1时,认为是纯大气来源; 当R/Ra>1时,认为有幔源氦混入; 当R/Ra<1时,认为有壳源核混入。硫磺洞溶解气中³He/⁴He为1.29×10^-6,R/Ra=0.92,表明地下水中的溶解氦主要为大气成因,有一些壳源的氦混入。

自然界中有3种稳定的Ne的同位素,即²⁰Ne,²¹Ne,²²Ne,其中²⁰Ne丰度最大,且其唯一来源是大气,且通常很稳定,而大气中⁴He/²⁰Ne值为0.318。本研究中样品⁴He/²⁰Ne值为0.46,略高于大气比值,其来源主要为大气成因,并有一定壳源的氦混入,与³He/⁴He结论一致。根据³He/⁴He和⁴He/²⁰Ne比值之间的关系,可进一步计算出幔源氦的贡献率为9.88%(周晓成,2011)。

在地热资源勘探过程中,深部热储温度的研究是评价地热资源的重要参数之一,可利用地热温标方法估算。常用的地热温标有石英(SiO₂)温标、阳离子温标和同位素温标等(王广才,1996; 王莹等,2007)。各种温标适用条件不同,故在利用温标计算热储温度时需先对温泉水进行平衡状态分析。本文首先采用Na-K-Mg三角图解法对硫磺洞温泉水热水平衡状态和类型进行划分(图4)。

图4 硫磺洞温泉Na-K-Mg三角图解
Fig.4 The Na-K-Mg diagram of the Liuhuangdong spring water

图4显示,硫磺洞温泉水位于未成熟水区域,且靠近Mg端,表明硫磺洞温泉受冷水稀释较明显,其热储温度不适于采用Na-K-Mg阳离子温标方法进行估算。由于本水样发生了稀释(混合)作用,采用SiO₂温标方法计算出来的结果通常偏低。由于硫磺洞温泉Ca²⁺浓度较高,为412.5 mg/L,为高钙水,也不适用Na-K阳离子温标方法计算,故笔者采用Na-K-Ca阳离子温标计算热储温度(Fournier,Trusdell,1973; Xu et al,2016),其公式为(Nicholson,Keith,2012):t=[SX(]1647[]log([SX(]Na[]K[SX)])+β(log([SX(][KF(]Ca[KF)][]Na[SX)])+2.06)+2.47[SX)]-273[KG-1][JX1*1][JY][JP](3)式中:t为热储温度,单位为℃; Na,K,Ca分别代表钠、钾、钙的浓度,单位为mg/L; 当t<100℃,β=4/3; t>100℃,β=1/3。

通过式(3)试算得出硫磺洞温泉温度高于100 ℃,故取β=1/3,计算得出该泉的热储温度t=209 ℃。

深部热水在上涌过程中,如果遇上浅部含水层,则会发生与浅层含水层中水相混合的现象,热水的水化学成分和温度等会发生改变。本文采用硅-焓方程法计算硫磺洞温泉冷热水混合比。在冷热水混合过程中,将会导致深部热水初焓和SiO₂初始含量发生变化,形成泉水的终焓和SiO₂含量。假设冷水混入量占泉水量的比例为X,则地下热水SiO₂初始含量和初焓与泉水中SiO₂含量和终焓的关系可以表示为:式中:H_c为近地表冷水的焓; H_h为深部热水的初焓; H_S为泉水的终焓; SiO_2c为近地表冷水SiO₂含量; SiO_2h为深部热水SiO₂含量; SiO_2s为泉水SiO₂含量; X₁和X₂分别表示各种假设热水初始温度下 [LL]计算出的每一种焓值、SiO₂浓度的混入比。其中,深部热水焓和SiO₂含量与热水温度的关系见表3(Fournier,Truesdell,1974; Gupta,Roy,2007)。

表3 深部热水温度、焓和SiO2含量的关系
Tab.3 The relationship between temperature,enthalpy and content SiO2 of spring

由式(4),(5)可得:X₁=[SX(]H_h- H_s[]H_h-H_c[SX)][JY](6)

X₂=[SX(]SiO_2h-SiO_2s[]SiO_2h-SiO_2c[SX)][JY](7)

解方程(6),(7),采用表3中所提供的参数进行求解,得出硫磺洞温泉冷热水混合比例,计算结果见表4。

表4 硫磺洞温泉冷热水混合比X1和X2
Tab.4 Calculated mixing ratio values of X1 and X2 of the Liuhuangdong spring

利用表4中数据,通过图解法能够快速简便地求出冷热水混合比和温泉的热储温度(图5)。由图5可见,2条曲线的交点坐标为(0.865,211.5),即硫磺洞温泉冷水混入比为86.5%,深部热储温度为211.5 ℃,该温度与使用Na-K-Ca阳离子温标法计算得出的209 ℃非常接近,故采用这两者的平均温度210 ℃作为硫磺洞温泉的地储温度。[JP]

热储深度H又称循环深度(单位为m),其计算公式为:式中:T_z为热储温度,取210 ℃; T₀为恒温带温度,取补给区年均气温21.1 ℃; G为地温梯度,

图5 硫磺洞温泉冷热水混合比例及热储温度
Fig.5 The ratio of cool water to hot water and thermal reservoirs temperature

取地热增温度率4 ℃/100 m; H₀为恒温带深度,取20 m(何洋等,2015)。最后计算得出热储深度为4 742.5 m。

大气降水的氢氧同位素组成随着高度增加而逐渐降低的现象称为“高度效应”。计算地下水补给高程时主要基于以下假定:①大气降水在补给区下渗以后直接到达其采样位置的地下水或泉,没有发生蒸发、混合等而使其同位素发生改变的因素; ②地下水同位素高程关系等同于降水同位素高程关系。高度效应在不同海拔变化很大,当海拔较高时,平均气温较低,降水中的氢氧同位素减小。如海拔每升高100 m,¹⁸O减少-0.15‰～-0.5‰,D(²H)减少-1‰～-4‰。利用大气降水的高度效应,可以推测计算地下水补给区的高度和位置(张洪平等,1991)。确定含水层地下水的补给区高度的公式如下:式中:H为同位素入渗高度(补给区标高); h为取样点标高; δ_S为地下水同位素组成; δ_P为取样点附近大气降水同位素组成; K为同位素高度梯度(-δ/100 m),存在δ¹⁸O和δ²H两种同位素高程梯度。

本文中δ_S 为-13.39‰,δ_P取雨水样品1的测值为-9.74‰,K为0.26‰/100 m(Yu et al,1984),h为829 m,计算得出H为2 232.8 m。硫磺洞温泉出露于山区河流下切处,其周边有多处海拔3 000 m左右的山峰,计算得出硫磺洞温泉的补给高程与实际吻合,较为合理。

硫磺洞温泉是受一褶皱和断层的组合控制。硫磺洞温泉的补给区为其东部海拔2 200 m左右的山区。补给主要来源于大气降水,降水顺着构造裂隙带经深部热储加热后出露地表。如图6所示,在补给区水化学成分为HCO₃-Ca型水,随着地下水在地下径流区的不断演化,逐渐演化成HCO₃·SO₄-Ca·Mg型地下水,遇到大包厂压性阻水断裂的阻挡而流出地表。大包厂断裂与小江断裂距离很近,小江断裂带是向深部延伸切穿了岩石圈,甚至延伸到软流圈(李坪,1993),因此有来自地壳深部的气体沿着断裂带上升,进入地储层,随着地储层中的地下水一起流出地表。

图6 硫磺洞温泉形成机理及水化学水平分带示意图
Fig.6 Schematic profiles showing the formation and hydrochemical horizontal zoning of the Liuhuangdong spring

本文统计了1976—2019年研究区内(26°30'～27°00'N,102°40'～103°20'E)发生的M_L≥0.1地震共1 368次(震源深度为0 km和未记录震源深度的排除在外),地震震中分布如图7所示。从图中可以看出,在硫磺洞温泉出露点周围发生地震的频次较少,而在温泉出露点的南北两侧,地震较为密集,频次较高。[JP2]这可能是由于温泉水的弱化作用,造成应力在温泉点附近不易积累,故而在温泉点附近的地震频次较低(林元武,1994)。

图7 研究区地震震中分布图
Fig.7 Distribution map of earthquakes in the study area

对研究区发生的1 368次地震进行了震源深度的统计,震源深度与地震频次的关系如图8所示。研究区内的地震震源深度为0～38 km,其中有1 017次地震的震源深度为5～13 km,达到74.34%。尤其是在5 km深度,地震频次达203次,形成了一个优势面,远高于其它深度。该优势深度与硫磺洞温泉的循环深度4 725 m基本吻合。这可能是由于在地下含水层中,在水的作用

图8 震源深度与地震频次关系图
Fig.8 Plot of relationship between focal depths and earthquake frequency

下,周围岩石将产生泥化、水化和溶蚀等作用,造成岩石的抗压强度和断裂的摩擦力都显著降低,另外深部流体的孔隙压力较大,可有效降低岩层的正压力,对岩层有到弱化作用(林元武,1993; 张超等,2001)。该结果表明,硫磺洞温泉的循环深度对该地区的地震发生起着重要的影响作用。