江西省安福地区地热水化学特征研究

余廷溪,刘 凯,孙军亮,王路瑶,王书训

1)中国地质科学院,北京 100037;2)中国地质大学(北京)水资源与环境学院,北京 100083;3)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083

地热资源在能源开采过程中更加稳定,不受天气、季节等变化影响,具有极好的利用价值。在开发利用深部地热资源的同时可以有效控制地震活动、地气无序溢出及火山运动等地质灾害的发生。我国地热资源分布广泛,以中低温地热资源为主,在云南、广东、江西、北京、吉林、新疆等地均有地热利用工程。中低温地热资源在大型沉积盆地中具有储层多、分布广、储量大等特点,主要分布于我国东部、松辽盆地、环鄂尔多斯断陷盆地等地区(王贵玲等,2017; 卢予北等,2018)。

由于地下水中各组分的相互关系受经历的水文地球化学过程所控制,可以利用地下热水水化学特征研究地热流体的特征和成因,了解地下热水的化学成份和补给来源,以揭示热循环机制。Piper于20世纪所提出的Piper三线图简便直观得对地下水样化学类型进行区分,Schoeller图能够直观地展现研究区水样离子含量变化,展示离子浓度的变化趋势,同时由离子特征系数判定地下水的来源及所处环境的封闭程度(薛燕等,2022); Craig(1961)利用氢氧同位素在空间上的分布规律提出大气降水线概念,在此基础上郑淑蕙对中国各地大气降水进行研究并总结出全国大气降水线,并以此判断地下水的补给来源及循环途径(郑淑蕙等,1983); 此外,利用氢氧稳定同位素的空间分布特征可以验证高程效应及纬度效应,结合二端元模型计算不同水源对河流的补给关系及混合比例(卞跃跃等,2018; 林韵等,2020; 刘芳等,2020); 由大气降水线与水样点位置关系判断水汽再循环现象(张兵等,2014),结合氘盈余现象判定地热水在循环过程中与岩层相互作用程度(刘凯等,2015; 李永康等,2021; 杜晨等,2022); 锶同位素能体现地下热水在含水层中的滞留情况,由87Sr/86Sr比值高低判断地下水来源(赵平等,2003; Li et al.,2017;山俊杰,2020); 基于矿物在地下水中溶解度的不同,利用地热水中矿物饱和指数与温度的关系来判断计算热储温度(Reed et al.,1984; 谭梦如,2018); 利用地热水Na+、K+、Mg2+、SiO2等数据也可针对不同条件下的地热水进行分析,估算研究区热储温度及地热水与冷水的混合情况(吴桂武等,2015; 李常锁等,2018; 多晓松,2020)。

江西中低温地热资源丰富,不少学者在九江、萍乡、赣州等地进行了大量研究(胡圣标等,1992)。通过分析断裂构造、长期观测地热流体的动态变化,评判了江西遂川、温汤等地循环途径及地区地热开采潜力(朱章显,2007; 辛田军等,2016); 通过分析罗溪、上温寮、庐山等地地下热水阴阳离子、特殊组分、同位素组成等,估算地区地热水补给来源、年龄、循环深度及冷热水混合情况,判定地热水形成原因,并对地区地热水合理开采及保护提出建议(李鹭等,2019; 樊柄宏等,2020; 鲍志诚等,2021);对宜春等地地下水中锶同位素进行研究,分析研究区内地热水起源及渗流途径(高胜强等,2022); 在整体上,评估江西干热岩地热资源,估算其地热能源量,对地区开采深度及目标温度提出建议(余敏等,2015)。

本文对江西吉安市安福地区15组水样进行水文地球化学分析,通过不同类型地下水对研究区水化学特征、稳定同位素组成进行分析,讨论研究区地热水补、径、排情况,研究地下热水形成与演化,揭示地热水形成原因,计算当地热储温度及循环深度,补全武功山南部安福地区地热资源资料,对安福地区地热资源的合理开发与保护提供科学依据。

1 研究区概况

研究区位于江西省吉安市安福地区武功山东南部(图1),为丘陵、山区地貌,成因类型主要为侵蚀剥蚀地貌类型。地层主要为白垩纪晚侏罗世羊狮慕序列,北部部分区域有白垩纪早志留世武功山序列地层出露,出露面积不大。研究区历经多期次构造运动、变质作用及岩浆侵入,出露大片的黑云二长花岗岩和混合岩。研究区内断裂带呈北东方向展布贯穿整个研究区,倾角20°～50°不等,延长50 km,带宽30～320 m。总体以硅化破碎为主,断裂带宽窄变化大,带内构造岩分带明显且重复出现。研究区地下水含量丰富,主要类型为基岩裂隙水,补给来源为大气降水。研究区两处地热区分别为文家地热井及温塘地热泉,均位于断裂带附近,由地下热源将地下冷水加热后沿断裂带上升形成。根据现场测试的结果,地热水温度为30～60 ℃,水中含有Sr、F、Li、Se、偏硅酸等物质,对人体有一定的医疗价值。

图1 采样点分布图Fig.1 Location of sampling sites

2 样品采集和实验方法

水样采集时间为2021年5月,采集地表水、泉水及地下热水水样共15个,采集泉水及地下热水时尽量靠近水源源头,采样前用泉水润洗取样瓶三遍,装有硝酸、氢氧化钠等保护剂的棕色玻璃瓶则不润洗,装瓶时尽量将瓶口装满以排出空气,随后拧紧并做好标记。地热井直采时pH、EC及Eh使用便携式水质检测仪测试,溶解氧(DO)及水温利用哈希水质检测仪检测。美国BETA实验室进行放射性碳测年,应用加速质谱仪(AMS)和Gasbench Ⅱ-连续流稳定同位素质谱仪(IRMS)完成13C、14C的测试。同位素及放射性测试由中科院地理研究所完成,氚测试依据为《水中氚的分析方法》(GB12375—1990),Sr和34S按照《岩石中铅、锶、钕同位素测定方法》(GB/T 17672—1999),《硫酸盐中硫同位素组成的测定》(DZ/T0184.15—1997)进行测定; 水化学分析由圭瑞测试科技(北京)有限公司完成,钾、钠、氨氮、碳酸盐等严格按照《水质65种元素的测定电感耦合等离子体质谱法》(HJ 700—2014)、《水质氨氮的测定纳氏试剂分光光度法》(HJ 535—2009)及《地质矿产实验室测试质量管理规范》(DZ/T 0130—2006)的要求进行样品分析。

3 水化学特征

3.1 水化学离子

对研究区三种类型水样中的主要阴阳离子、Sr2+、偏硅酸含量、水温及溶解性总固体(TDS)进行相关性分析(表1)。在地热水中,TDS与Na+、K+、HCO-3、偏硅酸均显著相关,相关系数为0.95、0.94、0.88、0.91,且K+、Na+、HCO-3与偏硅酸两两相关性较好,表明钠长石、钾长石与黑云二长花岗岩的溶解对研究区水化学组成有明显的控制作用,研究区地热水在演化过程中离子来源相似。在地下热水与地下冷水中,Sr2+与偏硅酸相关系数分别为0.65及0.61,而地表水中其相关性仅为0.34,在地下水循环过程中,含锶矿物溶解具有指示性特征。分析研究区冷水及地热水阴阳离子,其中地热水Na+含量为15.2～19.2 mg/L,HCO-3含量为13.2～53.2 mg/L(表2),化学类型均为HCO3-Na型水,Na+由于其较高的溶解度及较强的迁移能力,钠长石风化溶解的Na+成为研究区域地热水中的主要阳离子(图2a); 大部分区域主要阴离子为HCO-3(图2b),其中文家地热井(AF0102)地热水中主要阴离子为CO2-3,CO2-3含量为10.6 mg/L,该点地热水水温60 ℃,CO2含量极少且F-较高,可判断该处地热水在循环过程中CO2与萤石(CaF2)等含氟矿物发生反应,生成CaCO3沉淀与大量CO2-3,与其他水样相比Mg2+含量极少且CO2-3含量较高。

表1 研究区水样离子相关性Table 1 Ion correlation of water samples in the study area

表2 研究区水化学组分分析结果Table 2 Analysis results of water chemical composition in the study area

研究区冷水氟离子含量为0～0.117 mg/L,文家地热井水(AF0102)及温塘地热泉(AF0109)氟离子含量远高于冷水,分别为3.01 mg/L和1.84 mg/L,其中文家地热井水氟离子浓度大于2 mg/L,可命名为氟水; 地表水偏硅酸含量为4.6～21.6 mg/L,地下冷水偏硅酸含量为24.0～33.4 mg/L,文家地热井(AF0102)及温塘地热泉(AF0109)偏硅酸含量分别为63.1 mg/L、62.6 mg/L,地热水中偏硅酸含量大于50 mg/L,可命名为硅水,大部分地下冷水含量超过25 mg/L,达到国家医疗价值标准。

利用离子浓度比的关系可揭示地下水的演化过程及各离子的矿物来源(表3)。钠氯系数(γNa/γCl)是评价地层封闭性、地层水变质程度和活动性的重要指标(何明霞等,2021; 罗宝玲,2014),海水的钠氯系数比为0.85,其系数比越低则表示变质作用越强烈,地层封闭程度越高; 若钠氯系数比接近于1,则表明地下水是受到岩盐地层溶滤作用影响较大。安福地区地下热水与冷水钠氯系数比均远大于0.85,其来源于大陆气团; 两处地热水钠氯系数较大,为35.73～40.98。

表3 研究区水样离子系数比Table 3 Ratio of ionic coefficients of water samples in the study area

脱硫系数(100γSO2-4/γCl)的大小可用来判别地下热水所处环境,脱硫酸细菌在还原环境下将SO2-4还原为H2S的现象,地层还原环境越强,脱硫系数越小,封闭性越好(韩光等,2021)。研究区脱硫系数范围为83.14～662.54,远大于1,且水样中S2-含量＜0.005 mg/L,Eh值为112～195,研究区地下热水处于氧化环境,钠氯系数较大,裂隙发育明显,该处地层封闭条件较差,有外部水体混入。

钙镁系数(γCa/γMg)可用于判别水体中的离子来源。研究区内钙镁系数比值大于2,该地区硅酸盐风化或石膏溶解占有主要地位(龚磊等,2021)。结合研究区多为黑云二长花岗岩,SO2-4含量较低,判断该处离子来源多为硅酸盐岩风化形成。

3.2 水化学特征分析

水化学特征对地下水的补径排条件以及水岩相互作用过程具有重要的指示作用,由Piper三线图(图3a)可知,地热水文家地热井(AF0102)为HCO3-Na型水,温塘地热泉(AF0109)为CO3-HCO3-Na型水,地下冷水多为HCO3-Na-Ca型水; 明月山水库水为补给区,为HCO3-Ca型水,随着地表水径流与硅酸盐水解反应,地表水类型由补给来源的HCO3-Ca型水向HCO3-Na-Ca型演化。

图3 研究区水化学Piper三线图(a)及Schoeller图(b)Fig.3 Piper trilinear (a) and Schoeller diagrams (b) of water chemistry in the study area

根据Schoeller图研究(图3b),同一区域冷水水样具有相似的水化学组成,离子变化趋势基本一致,表明其演化途径相似。文家地热井(AF0102)Mg2+及CO2-3离子趋势与附近地下水有较大差异,表明其有更深的径流循环及不同类型的矿物溶解。

Gibbs图利用TDS与水中Na+/(Na++Ca2+)、Cl-/(Cl-+ HCO-3)的比值关系判断水中离子的来源,其控制因素可分为蒸发浓缩、岩石风化、大气降水。研究区水样点均落在岩石风化区域且部分向大气降水区域偏离(图4a)。地下冷水及地热水TDS浓度10～100 mg/L,Na+/(Na++Ca2+)在0.6～0.9之间,而Cl-/(Cl-+HCO-3)接近0.1; 地表冷水Na+/(Na++Ca2+)在0.1～0.7之间,而Cl-/(Cl-+ HCO-3)低于0.2。研究区水样离子由岩石风化及大气降水作用共同影响,岩石风化作用占主要地位; 由于研究区硅酸盐岩风化水解作用,水体中HCO-3含量偏高,使得水样点在TDS-Cl-/(Cl-+ HCO-3)中向左侧堆积(图4b)。

图4 研究区水样Gibbs图Fig.4 Gibbs plot of water samples

由Mg2+/Na+与Ca2+/Na+比值、HCO-3/Na+与Ca2+/Na+比值可以判别蒸发岩溶解、硅酸盐水解及碳酸盐岩风化对研究区地下水及地表水的影响。地下冷水及地热水及地表水分布在硅酸盐水解区域附近(图5),研究区地下水离子成分主要来源于硅酸盐水解作用,地表水离子主要由硅酸盐水解控制; 地热水随着循环深度的增加,受到离子交换作用及岩石矿物相互作用的影响,Ca2+/Na+比值偏低。

图5 研究区水样Mg2+/Na+-Ca2+/Na+ (a)及HCO-3/Na+-Ca2+/Na+ (b)比值关系Fig.5 Relationship of Mg2+/Na+-Ca2+/Na+ (a),HCO-3 /Na+-Ca2+/Na+ (b) in water samples

4 同位素特征

4.1 氢氧同位素特征

通过对不同高度大气降水中δ2H和δ18O关系进行拟合,得出全球大气降水线,判断研究区地下水的补给来源,研究其循环过程。研究区地热水及地下冷水氢氧同位素组成落在全球大气降水线以上(图6),表明研究区地下水均为大气降水补给且在循环过程中经历了硅酸盐水解现象(Pang et al.,2017)。同时可发现拟合线斜率小于当地大气降水线斜率,水源在补给过程中有水汽再循环现象,存在一定程度蒸发作用。地热水、地下冷水及地表水由上至下明显有分段现象,有水力联系但循环途径有一定的差异,研究区地热水由于为中低温温泉,温度为30～60℃,且在循环过程中存在与浅表冷水混合现象,因此在图中氧飘移现象并不明显。

氘盈余(d-excess =δ2H-8δ18O)可反映出地下热水在循环过程中与围岩相互作用程度,其值与地下水的滞留时间存在直接联系。大气降水入渗补给地下水后随着循环时间增长,地热水与围岩同位素交换程度越高,将导致地热水中δ18O值升高而δ2H变化不大,d-excess值越小。安福地区地下热水d-excess值为10.61‰～12.68‰,地下水d-excess值为9.56‰～21.68‰,地表水d-excess值为10.6‰～21.22‰,大部分点落于d-excess=10‰上方,降水气团来自于内陆。与冷水相比,地热水d-excess值相对较低且氚值明显小于冷水(图7),地下热水除了受到蒸发作用影响外,在岩层中有较长时间的滞留。

图7 研究区水样d-excess值与氚(T)的关系Fig.7 Relationship between d-excess and tritium (T)in water samples

4.2 锶同位素特征

陆相流体受地壳物质的影响下87Sr/86Sr比值偏高,海水来源受地幔物质的影响87Sr/86Sr比值偏低。根据研究区水样数据绘制87Sr/86Sr比值图(图8)。两处温泉点中文家地热井(AF0102)、温塘地热泉(AF0109)锶同位素比值范围为0.729 075～0.731 792,平均值为0.730 434,位于壳源硅铝质岩锶同位素平均值上方,具有高锶同位素值特征; 地下水锶同位素比值平均值为0.720 935,地下水锶同位素比值平均值为0.720 935,处于壳源硅铝质岩锶同位素平均值附近且远高于早白垩世海水锶同位素平均值,说明研究区地下水锶元素主要来源于地壳中含锶矿物岩石(表4)。与地表水及地下冷水相比,AF0115为明月山顶水库点水样,标高1 517 m,直接受到大气降水补给,硅酸岩水解影响小,从而87Sr/86Sr偏低,在图中呈现出偏离现象。

表4 研究区水样87Sr/86Sr值及其平均值Table 4 87Sr/86Sr values and their mean values for water samples

图8 研究区水样87Sr/86Sr比值Fig.8 87Sr/86Sr ratio of water samples

为了进一步追溯研究区水的来源,通过锶浓度、TDS与87Sr/86Sr的关系来进行分析(图9,图10)。研究区地热水中锶浓度为9.12～50.90 μg/L,地下冷水中锶浓度为6.90～13.2 μg/L,地表水中锶浓度为6.79～36.2 μg/L,均为低锶浓度水。高87Sr/86Sr比值低锶浓度水,可被认为是大气降水起源,低87Sr/86Sr比值高锶浓度水为深部热液混合,文家地热井(AF0102)由于在循环过程中地热水与地表冷水的混合作用,与温塘地热泉(AF0109)相比锶浓度偏低。

图9 研究区水样87Sr/86Sr比值与Sr2+关系Fig.9 Relationship between 87Sr/86Sr ratio and Sr2+in water samples

图10 研究区水样87Sr/86Sr比值与TDS关系Fig.10 Relationship between 87Sr/86Sr ratio and TDS in water samples

研究区地热水TDS为43～64 mg/L,地下水为18～24 mg/L,地表水为12～36 mg/L,均为低矿化度水。地热水水样点向右上方偏移,表现出高TDS与高87Sr/86Sr比值特征,符合地下热水深循环情况。

5 结果与讨论

5.1 热储温度及冷热水混合

热储温度常通过阳离子地热温标、二氧化硅温标来估算。从研究区Na-K-Mg三角图可知(图11),研究区地热水、地下冷泉及地表水均为未成熟水,表明在研究区地热环境中的地下热水与岩石矿物未达到水-岩平衡状态,不适合利用阳离子地热温标进行计算,同时可推测地热水在上升过程中发生了冷热水混合现象。

图11 研究区Na-K-Mg三角图Fig.11 Ternary diagram of Na-K-Mg in the study area

在地热水温度小于300 ℃且随着循环过程中温度降低的情况下,石英和无定形SiO2不随着周围压力与盐度的变化而变化,由石英地热温标分布图(图12)文家地热井(AF0102)位于石英最大蒸汽损失线之下,计算得热储温度为101.4 ℃(式1),温塘地热泉(AF0109)水样点位于方英石线附近,计算得热储温度为49.8 ℃(式2)。

图12 研究区地下热水SiO2温标分布图Fig.12 Distribution of underground hot water SiO2 temperature scale

石英温标-最大蒸汽损失:

方英石温标:

其中:T为热储温度(℃); SiO2为地下水二氧化硅浓度(mg/L)。

在地热水系统中,原有的热水平衡会因冷热水混合而改变,导致部分矿物过饱和或者析出的现象。深部热水的初焓和SiO2含量在冷水混合的影响下降低,设冷水混合比例为X,通过硅焓方程可对冷热水混合比例进行计算(Fournier,1977; 邓吉,2021):

式中:Sc为地表冷水初焓,使用热水水样附近地表冷水初焓数据;Sh为深部热水初焓;Ss为泉水终焓;SiO2c为地表冷水SiO2含量,使用热水水样附近地表冷水SiO2数据; SiO2h为深部热水SiO2的初始含量,是Sh的函数。

通过公式模拟两条冷热水混合比例随温度变化的曲线,由两条曲线相交点即可得知该处地热水点的冷水混入情况及深部热储温度。可得知文家地热井水(AF0102)冷热水混合比例为79.1%,热储温度为178.4 ℃(图13)。温塘地热泉(AF0109)两条曲线未发生相交(图14),考虑到有蒸汽损失的情况,可以应用Truesdell et al.(1977)提出的考虑最大蒸汽损失情况下,利用SiO2溶解度和焓之间的关系估算研究区热储温度及冷水混合比例。利用SiO2溶解度和焓之间的关系进行绘图。

图13 文家地热井(AF0102)混合比例图Fig.13 Wenjia geothermal spring (AF0102)mixing ratio chart

图14 温塘地热泉(AF0109)混合比例图Fig.14 Wentang geothermal spring (AF0109)mixing ratio chart

其中X为冷水混合比例。

文家地热井(AF0102)中,A、B点相连并延长可以与石英溶解度曲线相交于点C,C坐标为(163.0,152.7),C点横坐标即为深部热水焓值(图15)。温塘地热泉(AF0109)中,A、B延长线与石英溶解度曲线无相交点,表明在冷热水混合之前深部地热水已经发生了蒸汽损失,由X=1-(AB/AE)计算考虑最大蒸汽损失情况下冷水混合比例。F点横坐标数值为地热水蒸汽损失之前的焓值,G点纵坐标数值为蒸汽损失之前地热水溶解的SiO2含量(图16)。计算可得文家地热井(AF0102)冷水混合比例为73.0%,热储温度为163 ℃; 温塘地热泉(AF0109)冷水混合比例为87.5%,热储温度为183.5 ℃。

图15 文家地热井(AF0102)热储温度的硅焓图解Fig.15 Silicon enthalpy diagram of the thermal storage temperature of the Wenjia geothermal well (AF0102)

图16 温塘地热泉(AF0109)热储温度的硅焓图解Fig.16 Silicon enthalpy diagram of thermal storage temperature at the Wentang geothermal spring (AF0109)

石英温标法、硅焓方程与硅焓图解法所计算出热储温度差异较大,由于研究区断裂有岩石硅化带填充,导致地热水在循环上升过程中再次溶解较多SiO2,使得硅焓方程与硅焓图解法所计算热储温度偏高。结合钻孔时所测井底温度,文家地热井深90.32 m时井底温度为79 ℃; 温塘地热50 m深测温26.6 ℃,判断石英温标法较为正确,即文家地热井(AF0102)热储温度为101.4 ℃,温塘地热泉(AF0109)热储温度为49.8 ℃。

硅焓方程与硅焓图解法所得出冷水混合比例相近,取其平均值作为最终结果: 文家地热井水(AF0102)冷水混合比例为76.1%; 温塘地热泉水(AF0109)冷水混合比例为87.5%(表5)。

表5 研究区地热水热储温度及冷水混合比例Table 5 Geothermal water thermal storage temperature and cold water mixing ratio

5.2 地热水循环深度

研究区地热水由大气降水补给入渗,经过循环及地热增温后沿断裂上升至地表形成,根据式(7)估算研究区地温梯度为3.6 ℃/(100 m)。

式中:G为地温梯度(℃/(100 m));t0为孔底温度(℃),59.6℃;t为当地年平均气温(℃),17℃;h0为孔底深度(m),为1 190 m;h为恒温带深度(m),取江西地区恒温带平均深度30 m。

地下水二氧化硅浓度取决于地下水循环过程中二氧化硅矿物的溶解,矿物中二氧化硅溶解度与水温呈正相关关系,由此可通过水样中二氧化硅浓度估算循环深度(式(8)、式(9)):

式中:T为达到循环深度的地温(℃);C为水中二氧化硅浓度(mg/L);H为热储深度(m);T0为恒温带温度(℃),研究区取17℃;G为地温梯度(℃/(100 m)),为3.6℃/(100 m);h为恒温带深度(m)。

研究区地热水循环深度在1502.6～1513.6 m,地下冷水循环深度为343.4～709.8 m(表6)。

表6 研究区地热水及地下水循环深度Table 6 Depth of geothermal water and groundwater circulation

5.3 地热水补给高程

在地形起伏较大的地区,大气降水中2H和18O含量会随着海拔高度的增加而下降。可通过计算研究区水样的补给高程来确定大气降水对其补给作用,以便了解研究区的地下水的运移与循环。

式中:H为水样点补给高程(m);δG为水样δ2H或δ18O值;δP为取样点附近大气降水δ2H或δ18O值;h为取样点标高(m);k为大气降水氢或氧同位素梯度值,n‰/(100 m)。

由于地热水在循环过程中由于压力及温度的影响下氧同位素会有不同程度的的氧漂移现象,而氢同位素在岩石矿物中含量极少,此次通过对研究区不同高程水样点的氢同位素数据进行拟合(图17)。水样δ2H点值随高度的增加而降低,为负相关性,符合高程效应,高程每增加100 m,δ2H减少2.3‰,即氘高程梯度值k= -2.3‰/(100 m)。计算所得文家地热井水(AF0102)补给高程为868.3 m; 温塘地热泉水(AF0109)补给高程为644.1 m(表7)。

表7 研究区地热水补给高程Table 7 Geothermal water recharge elevation in the study area

图17 δ2H点值随高程变化Fig.17 δ2H values with elevation

6 结论

本次研究通过对中国吉安市安福县地区所采集的地热水,地下冷水及地表水的水化学及同位素特征进行分析:

(1)随着循环的加深,地下水类型由补给区的HCO3-Ca型水向HCO3-Na-Ca型演化,最终在水岩相互作用的影响下形成HCO3-Na型地热水排出地表。水中离子元素受硅酸盐风化水解作用影响,随着循环深度的增加,地下热水阳离子交替吸附作用增强。根据钠氯系数(γNa/γCl)、钙镁系数(γCa/γMg)、脱硫系数(100γSO2-4/γCl),研究区地下水所处地层封闭性较差,有外部冷水混入,地下水内离子主要来源于硅酸盐岩风化溶解。

(2)根据氢氧稳定同位素及锶同位素组成,研究区地下水补给来源为大气降水,且有水汽再循环现象; 地下水锶元素主要来源于地壳中含锶矿物岩石。

(3)通过对研究区热储温度进行估算,可知当地地下水均为未成熟水; 地下热水受到冷水混合比例较大,为76.1%～87.5%,热储温度为49.8～101.4 ℃。研究区地热水循环深度为1 502.6～1 513.6 m,地下冷水循环深度在343.4～709.8 m。地下热水补给高程为644.1～868.3 m。

(4)研究区内温泉均为中低温热水,受地质构造作用影响,在循环过程中由深部地热升温之后沿断裂上升,与浅部冷水混合后上升地表形成温泉。两处地热水F-及偏硅酸含量较高,具有一定的医疗价值;温塘地热泉(AF0109)开采程度较低,仍具有较大的开发利用潜力。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos.DD20221677-2 and DD20201165),and Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No.JKY202004).