环境同位素技术在确定济南平阴某氡地热井补给来源中的应用

2018-06-20张卓成世才金兴刘志刚

山东国土资源 2018年7期

张卓，成世才，金兴，刘志刚

(1.山东省地质调查院，山东济南 250013；2.中化地质矿山总局山东地质勘查院,山东济南 250013；3.山东正元建设工程有限责任公司山东济南 250101；4.临沂市国土资源局兰山分局，山东临沂 276000)

近几十年，环境同位素技术在研究与解决地下水补给来源、补给强度，补给来源的比例、补给区的范围与标高、各类水体间的水力联系以及测定地下水年龄等实际问题中的应用越来越广泛，已成为地质科学领域一门新兴的边缘学科[1]。目前，用于解决水文地质问题的同位素主要是一些轻(低原子序数)元素的同位素，其中主要是H，O，C同位素[2]。地下热水δD值的变化主要取决于地下热水接受补给时的环境温度及其补给高程；δ18O的变化除与δD近似外，还主要取决于地下热水与围岩交换的程度。上述研究为该文采用环境同位素技术来确定济南平阴某氡地热井的补给来源提供了很好的思路。

1 地质概况

1.1 地层

1.2 构造

区内基底褶皱构造较发育，距离氡泉井最近的为F2断裂，物探推测断裂F2为一条深部基底断裂构造，走向320°，倾向50°，倾角约75°，为NW向高角度断裂，推测断距20～30m，断裂破碎带宽度约110m，形成时代为前寒武纪。

1.3 地热条件

大孙庄地区氡地热水为新太古代泰山岩群变质岩裂隙承压水，热储为深部基底构造裂隙含水带和古风化裂隙水，岩性为片麻状黑云角闪二长花岗岩及斜长角闪岩；盖层主要为寒武纪灰岩夹页岩、奥陶纪白云质灰岩及第四纪松散层[3]，厚度605～648m；断裂F2是大孙庄地区地热氡泉水的主要导水、储水空间。氡泉水水温28.3℃，属低温地热资源，地热资源类型为II-2型(图1)。

图1 氡地热井地热地质图

2 样品采集与测试

该次同位素采集、保存与运输均按照国家相关规范、规程进行，对需要现场测试的项目按照规范要求进行了现场测定。

D,18O,14C同位素样品由国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心检测。监测依据为《地下水质检验方法》(DZ/T0064—1993)，监测仪器为超低本底液体闪烁谱仪，型号为Quantulus 1220，测试温度为24℃，湿度为48%。

3 结果与讨论

3.1 氡元素物源

含有镭或其他某些元素的固体物质向外部介质自发地或人为地释放放射性气体的过程，称为射气作用[4]。氡是放射性元素镭在衰变过程中产生的一种放射性稀有气体。换言之，天然氡同位素是镭衰变的产物，而镭又是铀、锕和钍放射性衰变系的中间产物。据南京大学资料[5]，泰山岩群变质岩中铀5.8(10-4%)、钍55.8(10-4%)，明显高于地壳酸性火成岩的丰度值[分别为3.5(10-4%)、18(10-4%)]，为大孙庄氡泉的形成提供了充足的物质来源。

3.2 14C定年

利用14C确定地下水年龄的技术已经较为成熟，时间确定较为精确[6]。该氡泉水14C定年分析结果见表1。

表1 区内代表性地下水样14C同位素分析结果

地下热水一种是来源于大气降水，为循环型地下热水，另一种为地层或构造形成地产生的封存型地下热水[7]。根据区内地下水样中14C同位素分析结果，氡泉水表观年龄在15.81±2.17ka，与周围围岩新太古代泰山岩群的年龄相差巨大，说明该水不属于封存型地热水，应属于深循环型地热水，时间大约对应晚更新世。水中溶解的现代碳含量为14.78±3.87%，说明该氡泉水以“古水”为主，混合有少量现代的入渗水。其他松散岩类孔隙水、碎屑岩类岩溶裂隙水及碳酸盐类裂隙岩溶水中，现代碳的含量在62%～80%之间，表观年龄在1.78～3.86ka之间，说明这些水为现代的入渗水与少量“古水”的混合水，以现代的入渗水为主。

3.3 大气降水线与氧飘移

氡泉水δD，δ18O同位素分析结果见表2。

表2 区内代表性地下水样δD,δ18O同位素分析结果

Craig通过研究北美大陆大气降水发现，降水的氢氧同位素呈线性相关变化，数学关系式δD=8δ18O+10，为一条斜率为8、截距为10的直线，称为全球大气降水线(GMWL)，即Craig方程，作为描绘水中稳定同位素的标准方法[8]。此后不同学者得出了各地区的降水线方程(LMWL)，所得的结果略有差异。该次调查工作选用中国东部季风区大气降水线方程δD=7.46δ18O+0.90[9]，地下水的稳定同位素组成特征通常用δD—δ18O相关图来表示。

将该次氡泉水δD，δ18O同位素分析结果与以往分析结果进行对比(表2)，可见3次分析结果差别不大，并且都位于大气降水线附近(图2)，说明氡泉水来源于大气降水。

还发现大多数点都位于大气降水线的右侧，存在不同程度的向右漂移(氧飘移)[1]。分析氧飘移的原因为入渗后进行深部循环的大气降水与围岩发生水—岩交换反应，如与硅酸盐和碳酸盐等含氧矿物组成的围岩进行氧同位素交换，导致地下水中同位素组成发生变化。氧同位素的漂移取决于热水的温度、围岩的δ18O值、水—岩比值和热水在储库中逗留的时间[10]。

图2 区内代表性地下水样δD与δ18O关系

3.4 同位素高程计算

地热水补给区高度的计算按照H，O稳定同位素的高程效应原理,δD随地下水补给高程的增大而减小[11]。按下列公式可以确定地热水的补给区及补给高度[1]。

式中：H—同位素入渗高度(m)；h—取样点高程(+40m)；δg—地下水δ18O值(δ18O=-10.0)×10-3；δp—取样点附近大气降水δ18O值(取松散岩类孔隙水代替，δ18O=-9.0×10-3)；K—大气降水δ18O值高程梯度(-δ/100m)。

根据氡地热泉D，18O同位素组成，计算出氡地热水补给高度在+140m左右；根据水文地质条件推断该氡地热井补给区位置，位于该井东南方向40～50km远的泰山余脉，标高在+100～+180m，地下水流向为北西向。据此公式所计算出的补给区标高与水文地质及自然地理条件推断出的补给区相吻合，说明应用稳定同位素确定地下水的补给高程具有较好的效果。