鲁山五大温泉水化学特性及其形成机制研究

Study on the Water Chemical Characteristics and Formation Mechanism of the Five Hot Springs in Lushan

摘要: 在鲁山县境内断裂带极其发育，孕育了丰富的中低温地热资源。然而，关于该地区深部地热水的水热成因机制，目前尚不明确。本研究通过对多组地热水、浅层地下水及地表水的水化学组分进行分析，通过离子组分的分析来研究地热水的补给高程、循环深度及其冷水混入比例，研究结果显示，研究区水化学离子组分主要以$S{O}_4^{2-}$ 、$HC{O}_3^{-}$ 和Na⁺为主，其形成受控于硫酸盐和碳酸盐岩等矿物的溶解作用以及阳离子的交替吸附过程。地热水的补给高程为571.5~1650米，指示补给区位于伏牛山东麓。地热水循环的深度范围为1804~1958.3米。通过混合比例法估算，车村–下汤断裂带与南部的二郎庙–温汤庙断裂带及水磨庄–栗村断裂深层热储的温度为59.36℃~149.34℃，同时在地热水中观察到较高的冷水混入比例。

Abstract: The fault zone in Lushan County is extremely developed, giving birth to abundant medium and low temperature geothermal resources. However, the mechanism of hydrothermal origin of deep geothermal water in the region is not yet clear. In this study, the recharge elevation, circulation depth and cold water mixing ratio of geothermal water were studied by analyzing the hydrochemical components of geothermal water, shallow groundwater and surface water, and the recharge elevation, circulation depth and cold water mixing ratio were studied through the analysis of ion components, and the results showed that the water chemical ion components in the study area were mainly $S{O}_4^{2-}$ , $HC{O}_3^{-}$ and Na⁺, and their formation was controlled by the dissolution of minerals such as sulfate and carbonate rocks and the alternating adsorption process of cations. The recharge elevation of geothermal water is 571.5~1650 meters, indicating that the recharge area is located at the eastern foot of Funiu Mountain. The depth of the geothermal water cycle ranges from 1804~1958.3 meters. According to the mixed ratio method, the temperature of the Checun-Xiatang fault zone, the Erlangmiao-Wentangmiao fault zone and the Shuimozhuang-Licun fault in the south are estimated to be 59.36˚C~149.34˚C, and a high proportion of cold water is observed in the geothermal water.

1. 引言

地热能源自地球内部的热能，作为一种清洁且可再生的能源正逐步展现其巨大的开发潜力和广泛应用的前景。现如今，地热能广泛应用于发电，供暖，温泉洗浴，温泉养殖等方面，具有广泛的应用前景。随着科技的发展和环保意识的增强，地热能源正日益受到重视，并成为构建绿色未来家园的关键动力。张健，范艳霞等通过对于广东沿海众多温泉区地热系统的乔曼温度结构，得到了其热源由深部地幔热源、地壳高温–热液活动区热源、地表高生热率地层热源三部分组成，分析了广东沿海众温泉的形成机制[1]。喜英，张同良等以冲乎尔镇为中心研究了新疆布尔津县地热资源的形成机制，说明了其补给来源主要是大气降水同时也计算出了地热资源的热交换温度[2]。旁菊梅，王英男等通过水化学与同位素特征法通过对承德北部茅荆坝地区的地热资源形成机制进行了研究，阐述了当地地热资源的水化学类型与地热水形成机制[3]。本研究选取鲁山五大温泉作为案例，旨在详细剖析中低温温泉的形成过程[4]。通过这一研究，我们期望为地热资源的科学管理和高效利用提供理论依据。

2. 研究区概况

2.1. 水文地质条件

该研究区域坐落在河南省中西部伏牛山脉东侧的尧山沙河河谷之中。其地理位置优越，是典型的温带季风型气候，四季分明，雨热同期，全年无霜期为212~219天。多年年均降雨量为860.2 mm，降雨主要集中于7~9月份，降雨量约占全年降雨总量的63%。全年平均气温为14.4℃，夏季最高气温为44℃，冬季最低气温为−13.8℃ [5]。

在地理方面研究区位于平顶山西部伏牛山山脉，沙河及其支流从区内通过，区内地形高差较大，呈现西高东低的状态地貌形态。区内经历了漫长的地质构造演化及多期构造变动，褶皱构造不甚发育，断裂构造十分发育，变形强烈，主体构造线方向为北西–近东西向[6]。车村至下汤的深大断裂区域，与南侧的二郎庙至温汤庙断裂带及水磨庄至栗村的断裂带相互间，展现出多元方向与性质的次要断裂高度发育态势，这些次要断裂与主断裂系统协同作用，构成了一个结构复杂的东西走向断裂体系[7]。该断裂体系内部富含硅化岩石带、萤石矿脉，以及少量的蛋白石、重晶石和方解石矿脉分布。

车村至下汤的地热带沿线，自西向东依次涌现上汤、中汤、温汤、下汤及碱场温泉，这些温泉统称鲁山五大温泉。它们均坐落于车村至下汤主断层南侧，与之并行的次要断层与北东方向断层的交界地带，距离车村至下汤断层的范围在820米至3000米不等。尤为值得注意的是，上汤、中汤、下汤及碱厂温泉呈现出规律性，大约每10至11公里即有一处温泉显现[8]。这一分布模式强烈暗示了鲁山五大温泉的形成不仅受到车村至下汤断裂带的深刻影响，还紧密关联于北东向及北西向断层的作用[9]。

2.2. 水样采集及检测

2021年10月25日与2022年7月1日两个时间点，我们实施了冬季与夏季样品的采集工作。在冬季样本的采集过程中，沿着车村至鲁山断层的方向，自西向东系统性地获取了8组水样(包含5组地热流体水样与3组沙河水样) (见图1)。关于泉水与地表水的水样，我们利用源自德国的WTW多参数水质分析仪(型号WTW Multi3630 IDS)进行了现场测量，指标涵盖温度、pH值、电导率(EC)及总溶解固体(TDS)。此外，阴阳离子的分析则依托于ICP-OES设备(型号iCAP 6300)与883 Basic IC plus进行细致测定。

Figure 1. Distribution of sampling points in the study area

图1. 研究区取样点分布图

3. 常量元素异同性分析

3.1. 水化学类型

通过对夏季和冬季地热样品的常量离子组分进行分析，并将这些数据投射到Piper三线图上(见图2)，我们能够确切地界定区域内水体的水化学特性。无论是在夏季还是冬季，地热水体的水化学类型基本维持统一。具体地讲，上汤(LS01)、中汤(LS02)、温汤(LS03)及下汤(LS04)在这两个季节里均体现为HCO₃·SO₄-Na型水化学类型，而碱场则无论冬夏都显现出SO₄·HCO₃-Na型特征。相比较之下，地表水的主要水化学类型为HCO3-Ca型，地下水亦多呈现HCO₃-Ca型特点。这一观察结果提示我们，该区域内的地表水与地下水在迁移流程中遭遇了显著的水–岩相互作用。地表水与地下水相似的水化学类型，映射出它们所接触的围岩成分大抵相似。地热水则以重碳酸盐型为主，并富含溶解的硫酸盐。研究区域内的碱场坐落于昭平台水库之下，地形平缓，表土层深厚[10] [11]。水流经过碱场地域后，受北东向断层的阻碍作用影响，发生上升形成涌泉现象。碱场区域的主控岩石为安山玢岩，富含石膏，故此，硫酸盐矿物的溶解在此区域占据了主要作用。

Figure 2. Three-line diagram of geothermal fluid paper in the study area

图2. 研究区地热流体paper三线图

研究区域内所观测到的地热流体特性展现出较低的总溶解固体(TDS)含量及偏碱性的水质特征。具体而言，在夏季，各采样点——上汤、温汤、中汤、下汤及碱场的TDS分别记录为318、293、308、364及383 mg/L，相应的pH值均接近中性偏碱，分别为7.8、7.84、7.85、7.7和7.35。这一系列数据揭示出，随着水流沿研究区域方向的迁移，矿化度呈现出逐渐增大的趋势，暗示着水流在穿越围岩过程中，发生了显著的溶滤作用，与围岩物质发生了充分的交互[12]。转至冬季，五处主要地热流体的pH值显著提升至8.94、8.9、8.69、8.8及8.87，同时，TDS值也较夏季有所增长，进一步证实了该研究区域在冬季时段内水体的碱性增强现象。此观察结果为深入探讨水文地球化学作用机制奠定了坚实的实证基础。

3.2. 典型例子异同性分析

通过对研究区内夏季与冬季的地热流体以及沙河河流水体的常量离子含量进行对比分析(见图3)。结果显示，冬季的地热流体离子含量普遍高于夏季。季节性变化导致地热流体中的水体离子含量出现波动。具体而言，夏季高温和丰富的降雨促使研究区岩石发生充分的淋滤作用，使得夏季地热流体中的离子浓度普遍高于冬季。温度随季节变化显著，影响了离子浓度的分布[13]。研究发现，冬季的K⁺浓度显著高于夏季，而Ca²⁺浓度则表现为冬季低于夏季。这一现象可能与夏季降雨增加导致的淋滤作用增强有关，使其从硫酸盐岩类矿物(如黄铁矿及硫化物)中提取了更多的${\text{SO}}_4^{2-}$ 有关。上汤与碱厂地区的Mg²⁺的浓度在夏季与冬季相对均衡，而在中汤地区夏季浓度高于冬季，在温汤与下汤地区则表现为冬季高于夏季。值得注意的是，Mg²⁺的浓度整体较低，可能是由于研究区内较高的${\text{SO}}_4^{2-}$ 与F⁻与其形成了沉淀。Na⁺在研究区地热流体中的含量普遍较高[14]。

Figure 3. Macro element content map of geothermal fluids

图3. 地热流体常量元素含量图

研究区内的${\text{NO}}_3^{-}$ 浓度在冬季普遍高于夏季，但中汤地区出现异常，夏季${\text{NO}}_3^{-}$ 浓度显著高于冬季，甚至达到数倍至十倍的差距。这可能与中汤地区较强的人为活动有关，尤其是该地区附近有一垃圾处理站，夏季降雨丰富，携带大量${\text{NO}}_3^{-}$ 进入地热流体，导致中汤地区${\text{NO}}_3^{-}$ 浓度显著升高。Cl⁻在五大温泉地热流体中的含量普遍表现为冬季高于夏季，且变化相对稳定。值得注意的是，研究区内F⁻的浓度较高，且存在异常情况，冬季含量为10~16 mg/L，夏季含量为13~18 mg/L，夏季含量明显高于冬季。这一现象表明不同温度对水化学反应的影响显著。区域内的F⁻异常情况揭示了萤石及硅酸盐岩参与了溶解平衡过程。[15]

3.3. 微量元素异同性分析

研究区测定的B、Ba、Fe、Ni、Hg、Pb、Sb、Ti、V、Zn等微量元素，根据图4可以看出地热流体(LS01~LS05)、地表水(LS08、LS11)与地下水(LS09、LS10)微量元素的含量基本上保持一致，在地下水与地表水体系中，元素B的含量范围分别为8.556~25.114 µg/L与12.003~17.204 µg/L，而地热流体中B的含量则显著升高至30.567~124.41 µg/L，超出了地下水与地表水中的平均水平。这一现象[16]归因于地热流体环境中B元素的相对富集状态，它协同Sr元素成为揭示地热水文地球化学特性的关键指标。至于Ba元素，在地表水及地下水中测得的含量区间为30.031~59.192 µg/L和15.361~45.967 µg/L，相比之下，地热流体中Ba的含量则表现出11.48~39.96 µg/L的变化趋势。除去下汤温泉(LS04)外，其余的要略低于地下水与地表水中的含量，这可能与地热流体中较高的${\text{SO}}_4^{2-}$ 形成了BaSO₄沉淀析出。本次检测过程中除去下汤温泉(LS04)测出了Fe³⁺的浓度之外，其他样品并未测得Fe³⁺的具体含量。Ni、Hg、Pb、Sb、V、Zn这六种元素在地热流体，地下水，地表水中的含量都极为相似[17]。Ti在地热流体中的含量为1.698~2.02 µg/L，在地表水与地下水中的含量为0.052~0.442 µg/L、0.266~0.494 µg/L，地热流体中的Ti含量明显较高，这表明地热流体在运移的过程中与含钙钛矿的矿物发生了较为明显的水化学反应[18]。

Figure 4. Trace element content table

图4.微量元素含量表

4. 地热流体循环规律及冷水混入比例

4.1. 补给高程

大气降水的δ²H与δ¹⁸O值存在高程效应。在华北平原，高程每升高100 m，δ¹⁸O值每降低0.31‰，δ²H值就会下降−1‰~−4‰。可以采用以下公式来估算泉水补给区高程[19]。

Figure 5. Diagram of δ¹⁸O vs. δD in a sample

图5. 样品中δ¹⁸O与δD关系图

方法1，中国中东部地区大气降水δ²H与δ¹⁸O值的高程效应公式：

$\delta D=-0.003H-27$ (1)

方法1，δ²H与δ¹⁸O含量与当地海拔高度关系的高程公式：

$H=\frac{\delta G-\delta p}{K}+h$ (2)

式中：H为补给区高程(m)；

h为取样点高程(m);

δG为取样点的δ²H或δ¹⁸O值(‰);

δp为取样点附近大气降水的δ²H或δ¹⁸O值(‰)；

K为大气降水δ²H或δ¹⁸O的高程梯度(华北平原地区δ²H的高程梯度为−2.0‰/ｍ)。

由(1)、(2)可知，通过公式(1)和(2)的计算结果如下表所示。根据公式(1)、(2)的计算结果平均值得出LS01、LS02、LS03、LS04和LS05的补给。

Table 1. The recharge elevation of the five hot springs in Lushan, Henan

表1. 河南鲁山五大温泉补给高程

温泉名称	水样编号	季节	δ^2H/‰	δ^18O/‰	式(1)	式(2)	均值
上汤	LS01	冬季	−71.62	−9.18	1487.3	1151.5	1319.4
		夏季	−64.30	−7.33	1243.3	785.5	1014.4
中汤	LS02	冬季	−68.04	−8.61	1368	926.5	1147.3
		夏季	−62.88	−7.31	1196	668.5	932.3
温汤	LS03	冬季	−73.48	−9.25	1549.3	1188.5	1368.9
		夏季	−63.80	−7.44	1226.7	704.5	965.6
下汤	LS04	冬季	−69.63	−8.58	1421	984	1202.5
		夏季	−70.85	−8.56	1461.7	1045	1253.3
碱场	LS05	冬季	−62.42	−7.52	1180	571.5	876.1
		夏季	−76.52	−8.81	1650	1276.5	1463.6

4.2. 深部热循环过程

Na-K-Mg三角图通过将地热水分为非成熟水、部分平衡水和完全平衡水3种类型确定地热水与岩石矿物反应的平衡程度。由图6可知，研究区上汤，中汤，温汤，碱场地热水为部分平衡水，下汤的地热水为非成熟水，说明研究区水岩作用强烈，但仍然未达到完全平衡状态。地热水投点均靠近Mg²⁺端元，进一步说明地热流体上升的过程中可能与浅层冷水发生了混合[20]。

Figure 6. Na-K-Mg diagram of fractured deep-circulation geothermal water

图6. 断裂深循环型地热水Na-K-Mg图

4.3. 深部热储温度

理论上，任何受温度控制的化学反应组分都有潜力作为地热地温计。在当前的地球化学研究中，阳离子地温计和二氧化硅地温计是两种广泛采用的技术[21]。

• 二氧化硅地温计

SiO₂在水中的溶解度受温度影响显著，其对温度变化的响应非常敏感。在温度超过180℃的体系中，石英作为主导相存在；而在较低温度下，玉髓则成为主导相。鉴于本次采样点的五大热水体温度均未超过100℃，并且仅有少量蒸汽逸散，不符合“在绝热条件下沸腾至100℃时蒸汽完全散失”的情况。因此，在本研究中，我们采用了不考虑蒸汽散失的石英和玉髓温标公式进行计算[22]。

无蒸汽散失的石英温标：

$T_{{\text{SiO}}_{\text{2}}}=\frac{1309}{5.19-\lg \rho \left({\text{SiO}}_{\text{2}}\right)}-273.15$

无蒸汽散失的玉髓温标：

$T_{{\text{SiO}}_{\text{2}}}=\frac{1309}{4.69-\lg \rho \left({\text{SiO}}_{\text{2}}\right)}-273.15$

式中：$T_{{\text{SiO}}_{\text{2}}}$ ——使用二氧化硅地温计计算的地热流体温度/℃；

$\rho \left({\text{SiO}}_{\text{2}}\right)$ ——水样中的SiO₂的质量浓度/(mg·kg⁻¹)。

• 阳离子地温计

Na-K地温计的工作原理是基于地热水与碱性长石之间的阳离子交换平衡，其特点是对稀释作用和蒸汽分离的抗干扰性较强。在处理富含Mg²⁺的中低温地热水时，更适合使用K-Mg地温计。这种地温计的原理是钾长石向白云母和斜绿泥石转化的离子交换过程。在水与岩石的相互作用过程中，K-Mg溶质的平衡达成速度最快，因此它特别适用于中低温地热水的温度测定[23]。

Na-K地温计：

$T_{\text{Na-K}}=\frac{1390}{1.75+\lg \frac{p\left({\text{Na}}^{+}\right)}{p\left({\text{K}}^{+}\right)}}-273.15$

• Mg地温计：

$T_{\text{K-Mg}}=\frac{4410}{14-\lg \frac{p{\left({\text{K}}^{+}\right)}^2}{p\left({\text{Mg}}^{2+}\right)}}-273.15$

式中：T_Na-K——使用Na-K地温计计算的地热流体温度/℃；

T_K-Mg——使用K-Mg地温计计算的地热流体温度/℃；

p(Na⁺)——水样中Na⁺的离子浓度/(mg·L⁻¹)；

p(K⁺)——水样中K⁺的离子浓度/(mg·L⁻¹)；

p(Mg²⁺)——水样中Mg²⁺的离子浓度/(mg·L⁻¹)。

计算结果如下(参见表2)。结果表明，二氧化硅地温计的计算结果与K-Mg阳离子地温计的计算结果较为相似，均为80℃左右。而玉髓地温计的计算结果与Na-K阳离子地温计的计算结果较为相似，均为140℃左右。均高出取水温度，且玉髓地温计Na-K阳离子地温计要高出更多的温度。由于这两口地热井均为自喷井，应当存在蒸汽散失，故推测其拟合结果偏低。玉髓低温计与Na-K地温计的计算结果普遍高于K-Mg地温计与石英温度计，而K-Mg地温计的拟合效果相对较好，因为K-Mg溶质在水岩反应体系中达到平衡最为迅速[24]。因此，研究区内估算热储温度普遍适用于K-Mg地温计。对于火成岩地区(五大地热流体研究区)的计算，则适用于玉髓地温计。

Table 2. Partial heat storage temperature estimated by geothermal temperature scales

表2. 地热温标估算的部分热储温度

取样点	出水温度/℃	估算热储温度/℃
		石英	玉髓	Na-K	K-Mg
上汤	56.8	78.87	133.56	138.69	77.59
中汤	57.5	84.76	141.44	144.33	86.10
温汤	47.2	78.41	132.95	143.07	79.33
下汤	60.5	81.65	137.27	187.45	59.36
碱场	53.4	77.02	131.09	161.75	76.74

4.4. 五大温泉冷水混入比例

由表2可得研究区内上汤(LS01)，中汤(LS02)，温汤(LS03)，碱厂(LS05)均处于非平衡水区，下汤(LS04)处于未成熟水区，推测五大温泉区普遍存在冷水混入的状况。硅–焓模型可以反映冷水混入比例和热储真实温度[25]；

$H_{冷}{X}_1+H_{�}\left(1-X_1\right)=H_{�}$

$p_{冷}\left({\text{SiO}}_{\text{2}}\right)X_2+p_{�}\left({\text{SiO}}_{\text{2}}\right)\left(1-X_2\right)=p_{�}\left({\text{SiO}}_{\text{2}}\right)$

式中：H_冷、H_热、H_温——地下冷水、深层地热水和地热水样品中的焓值/(cal·g⁻¹)；p(SiO₂)——SiO₂的质量浓度/(mg.L⁻¹)；

X₁——通过焓值计算得到的冷水混入比例；

X₂——通过SiO₂含量计算得到的冷水混入比例。

4.5. 热循环深度

$H=\frac{T_h-T_0}{G}+h$

式中：H——地热流体循环深度/m；

G——地温梯度/(℃/100m)(据中国大地热流数据库收集河南省地温梯度处于3℃/100m)；

T_h——地热流体的温度/℃，选择K-Mg温标的计算结果；

T₀——地表冷水温度/℃；

H——恒温带深度/m，一般取平均深度20 m。

计算结果如下(参见表3)，研究区循环深度为1804~1958.3 m，各地热流体的循环深度均大于井深，可以体现出深部热水向浅层的垂向运移。五大地热流体循环深度十分相近，热储温度在80℃左右，表明区域性断裂切割较深，是良好的导热导水构造[26]。五大地热流体地热循环深度相差不大，表明补给来源与径流条件相似。

大气降水补给，水流沿周边深大断裂流入热储层并向东运移。在地层压力的作用下，地热水沿上覆岩层中的裂缝上升。在上升与径流过程中，在地热流体造成的高温环境下，水岩作用强烈，溶解了多种围岩中的矿物组分，如碳酸盐、硅酸盐和硫酸盐等，水化学特征自西向东，自下而上的演变使得Ca²⁺、K⁺和Cl⁻的含量增加[27]。上汤，中汤，温汤，下汤，碱场周围存在大量的小断裂带，这些小断裂带沟通

Figure 7. Enthalpy of silica diagram of some geothermal wells in the study area

图7. 研究区部分地热井的硅焓图

Table 3. Geothermal fluid circulation depth table

表3. 地热流体循环深度表

地热流体	上汤	中汤	温汤	下汤	碱场
循环深度h/m (石英)	1865.7	2062	1850.3	1958.3	1804

了上下地层，使得深浅地下水与地热流体相互掺混，导致水化学类型趋向相似化。

5. 结论

研究区为传导复合型中低温地热系统，断裂发育处水化学类型丰富，以${\text{HCO}}_3^{-}$ 、${\text{SO}}_4^{2-}$ 和Na⁺为主。伏牛山至华北平原断裂丰富，深层地热水与浅层地下水混合程度高。车村–下汤断裂等小断裂带促进地质单元和含水层位沟通，导致地下水化学特征相似。地热水补给来自伏牛山区，补给高程为571.5~1650 m。热储温度为59.36℃~187.45℃，冷水混入比例较高：上汤为65.40%、中汤为68.95%、温汤为80.88%、下汤为69.26%、碱场为63.49%。

NOTES

^*通讯作者。