沈 川，颜 越

(核工业二三〇研究所，湖南 长沙 410007)

0 前 言

汝城热水温泉是湖南省水温最高的热泉，温度平均在82℃～90℃之间。位于汝城县热水镇境内，距县城47公里。汝城热水温泉旅游开发及温泉形成条件等方面前人已进行了较为深入的研究，但关于温泉的水文地球化学研究还比较薄弱。因此，研究汝城温泉的水文地球化学成分特征类型及成因机理，计算温泉补给高程和热储温度，对温泉今后的继续开发、该区地热资源的合理开采及远景规划具有指导意义[1]。

1 自然地理条件

汝城热水温泉行政上属湖南省汝城县城东热水镇管辖，地质上处于南岭山脉中段北侧热水镇盆地内，热水河由南向北贯穿盆地，热水盆地地形平缓，海拔标高一般为343～480 m，属侵蚀堆积的低山丘陵，总体地势南高北低，盆地中温泉以泉群形式出露沿区域上海拔最低的热水河分布。

2 地质背景

热水镇位于南岭东西向复杂构造带与新华夏系第二隆起带的交汇部位。由于地应力的长期作用和应力场的多次转变，使区内所经历的构造活动的演变过程不但具有长期性、复杂性，而且有明显的阶段性和继承性。因此构成各种构造形式彼此干扰的图案，构造复合现象较为普遍和复杂。区内的被新华夏——切割的华夏式断裂带，是区内的主要构造格架，其中北北东向断裂是区内与深部热源密切相关的主要断裂[2](图1)。

1 背斜；2 华夏系压扭性断裂；3 新华夏系压扭性断裂；4 新华夏系扭性断裂；5 新华夏系张性断裂；6 扭性断裂；7 加里东期构造；8 燕山早期花岗岩

图1区域构造

3 水文地球化学特征

汝城温泉pH值为8.5，为偏弱碱性水。温度为87.5℃，属于高温热水。矿化度在170 mg/L左右，属于低矿化度淡水。电导率在343 μs/cm左右，SiO2含量为122 mg/L。温泉未见沉淀及钙化，肉眼观察无胶粒与悬浮物，温泉水质透明清澈，有较淡的臭鸡蛋气味。采用电感耦合等离子发射光谱仪iCAP7400和离子色谱ICS-110等仪器对温泉水样进行了水质分析检测，分析数据见表1。

表1 汝城热水温泉水质全分析结果 mg/L

根据表1可知，汝城热水温泉微量元素组分含量很少。计算可知，阳离子总毫克当量值为3.071 mEq/L。阴离子总毫克当量值为3.112 mEq/L。对阴阳离子平衡进行检验，误差为0.66%，数据可靠有效。

阳离子以Na+为主，毫克当量值为2.571 mEq/L，占总阳离子含量83.7%。阴离子以HCO3-、SO42-和F-为主，毫克当量值各为1.542 mEq/L，0.779 mEq/L，0.45 mEq/L，分别占总阴离子含量49.6%、25%和14.5%。根据舒卡列夫分类以及Piper三线图(图2)，将水中阴、阳离子含量大于或等于25%毫克当量百分数的离子参与分类命名，按照阳离子在后，阴离子在前，根据含量大小排序，中间采用短线相连，最终确定汝城热水温泉类型为：HCO3-SO4-Na。

图2 汝城热水温泉Piper三线图

标准海水中γ(Na)/γ(Cl)系数平均值为0.85。若地下水成因为含岩盐地层溶滤，则γ(Na)/γ(Cl)系数应接近1。根据分析结果，汝城热水温泉的γ(Na)/γ(Cl)系数为15，近乎含岩盐地下水的15倍，表明温泉水与围岩的水岩相互作用非常强烈，该过程中溶滤作用使长石类等矿物发生水解反应产生大量的Na+[2]。

汝城热水温泉中氟含量高达8.55 mg/L，岩浆岩中黑云母及角闪石等富氟矿物是其主要来源。结合我国部分地下热水中氟的分布及特点，在pH呈弱碱性、水化学类型以HCO3-居多时，均有利于氟的富集[3]。

温泉水中阳离子以Na+含量最高，Ca2+含量次之。易于被植物吸收的K+和Mg2+含量偏低。阴离子以HCO3-和SO42-为主。值得注意的是，汝城热水温泉的SO42-含量高于25%。原因可能为温泉受热储岩层和围岩中含有硫化物(黄铁矿)，发生如下氧化作用，产生了大量的SO42-。

FeS2+3.5O2+H2O=Fe2++2SO42-+2H+

(1)

在变质沉积岩中，硫元素可能以硫化物形式呈现，例如硫酸铁的水解作用如下：

2Fe2(SO4)3+12H2O=4Fe(OH)3+6H2SO4

(2)

上述两个反应将导致溶液pH值下降。但汝城热水温泉pH值为8.5，呈弱碱性。这是因为温泉实际上的pH值取决于溶液中两个过程，一个是如反应(1)、(2)硫化物的氧化反应和铁或者其他金属的硫酸盐的水解反应。另一个过程是铝硅酸盐的水解反应。如花岗岩和花岗片麻岩中常见矿物钠长石的水解作用，通过如下反应(3)以及其他化学反应产生了大量的氢氧根离子，导致地下热水的pH值升高。此过程产生的大量氢氧根离子也是造成温泉水中铁离子的浓度偏低的主要原因。

2NaAlSi3O8+11H2O=Al2Si2O5(OH)4+2Na++2OH-+4H4SiO4

(3)

4 氢氧同位素特征

为进行温泉地下水的补给径排条件研究，对在高程341 m处的温泉水进行了同位素取样测试。样品分析测试工作由东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室分析，测试方法采用MAT-253测试，标准采用国际标准SMOW标准。测定结果δD为-59.6‰，δ18O为-6.5‰。

根据临近地区赣南横迳温泉的δD和δ18O资料[3]，当地大气降水线方程为δD=7.23δ18O+4.38(r=0.98)。

根据赣南地区大气降水线绘制了δD-δ18O关系图(图3)。图上汝城热水温泉的δD、δ18O数据点偏离当地大气降水线，说明了汝城热水温泉补给来源是大气降水，但是存在氧漂移现象，这是由于温泉水与硅酸盐或碳酸盐围岩发生了水岩反应，水中氧同位素同岩石中的氧进行交换而造成的地热水中富集δ18O，岩石中δ18O贫化。

图3 汝城热水温泉δD-δ18O关系图

温泉补给区的海拔高程是确定温泉补给范围的必要依据。大气降水的同位素组成一般具有高程效应，大气降水中氢同位素δD和氧同位素δ18O随着地面高度的增加而逐渐降低的现象[4-5]。但是由于氧同位素δ18O存在明显的氧漂移现象，因此选取氢同位素δD进行补给高程计算。

根据高程效应补给高程计算公式：

式中，Z为地下热水的补给高程，m；Z0为参照点地面高程，m；D为地热水的δD‰(SMOW)；D0为当地大气降水的δD‰(SMOW)；gradD为δD的高程递减梯度。

中国西南区域δD的高程递减梯度值为-2.5‰/100 m，西南地区地势较东南地区高，其δD的高程梯度值应偏高，故汝城地区选择δD的高程梯度值为-2‰/100 m。

经计算，热水温泉补给高程约为850 m。但热水在运移过程中易与浅表地下水混合，致使计算结果较实际高程偏低，考虑当地水文地质及地质条件，认为温泉区域33 km良洞以南，海拔1 000 m左右的震旦系砂岩、板岩和燕山早期花岗岩区一带是热水温泉的主要补给区。分析数据显示温泉水中硝酸盐类含量极低，这与浅地表水混入不符，认为温泉水中可能存在较强烈的去硝化作用，需进一步研究证实[6]。

5 热储温度估算

常用的地热温标有SiO2温标、阳离子温标和同位素温标等。目前估算热储温度的最广泛的方法是地球化学温标法。Giggenbach1988年首次通过Na-K-Mg三角图法计算地热温标，并利用该图(图4)判断热水是否适合Na-K-Mg离子温标。

图4 汝城热水温泉Na-K-Mg三角图

图4表明，汝城热水温泉处于完全平衡线下的未成熟区，所以不能用阳离子估算热储温度，故根据《地热资源地质勘察规范(GB11615-2010)》采用无蒸汽损失SiO2温标估算温泉热储温度。计算公式如下：

SiO2地热温标，T∈(0，250℃)，

根据Fournier的研究，玉髓温标亦适合，计算公式如下：

玉髓地热温标，T∈(0，250℃)

汝城热水温泉采用SiO2温标法计算得出热储温度为148℃，采用玉髓温标法计算得出的热储温度为123℃。同时，采用水文地球化学模拟软件Phreeq2.15和热力学数据库wateq4f.dat对不同温度下汝城热水温泉矿物饱和指数进行模拟，选取其中接近饱和状态的4种矿物，得到如图5所示的log(Q/K)-T图解。由图可知，20～130℃时方解石和玉髓饱和指数均接近于饱和，130～140℃之间海泡石矿物近于收敛。可知，汝城热水温泉热储温度大概在120～150℃之间。

图5 汝城热水温泉 —T图解

热水循环深度计算公式如下:

式中，H为热储深度，m；TZ为热储温度；T0为恒温带温度，℃；G为地温梯度；H0为恒温带深度。

TZ热储温度取148℃，根据胡圣标等[7]人的研究，地温梯度G选取平均地热增温率取4℃/100 m，T0选取补给区年平均地温22℃，H0常温带深度取20 m，推算得出温泉的热储深度为3 170 m左右。

6 结 论

1)汝城热水温泉由大气降水补给，地下水流经的岩性部分是碳酸盐岩层，流经过程中和围岩发生了强烈的水岩相互作用。

2)水化学类型为HCO3-SO4-Na，温泉的pH值受到硫化物的氧化反应和铝硅酸盐的水解反应共同影响，例如长石类矿物发生水解反应产生大量的Na+，而硫铁矿的氧化反应产生大量的SO42-。

3)根据δD-δ18O同位素、地球化学温标法以及Phreeqc软件模拟不同温度下矿物饱和指数等计算得知，汝城热水温泉主要接受南部海拔1 000 m左右的高山区域大气降水补给，热储温度范围为123～148℃，热储深度约为3 170 m。汝城热水温泉的低矿化度情况，深部循环和径流过程中与围岩矿物发生的强烈水岩相互作用，以及矿物溶解动态平衡等问题有待进一步研究。