泰安臭泉成因研究及其水土地球化学特征

王祥永，刘超，卢雨，尹成亮，孟锦，王磊，赵闪闪，张文静

(山东钰镪地质资源勘查开发有限责任公司，山东 泰安 271000)

大汶口盆地位于泰安市西南约25km，为一受断裂构造控制的、极缓倾的宽缓不对称向斜褶皱，盆地平原区海拔+80～+115m，东北部较西南部盆地中心略高。盆地东北部的北臭泉村出露一天然含硫化氢泉，泉水呈浅翠绿色，因其具有强烈的臭鸡蛋味被当地称为臭泉，村庄也由此而得名。含硫化氢机(民)井分布于泉点北自灌庄、西北至肖家官庄以东、东南至纸坊以西、南部止于泉点一带的区域内①山东钰镪地质资源勘查开发有限责任公司，山东省泰安市岱岳区上泉地区泉水资源调查报告，2018年。(图1)。

1 区域地质背景

1.1 地层

新太古代泰山岩群变质岩呈带状或透镜状残留体产于后期侵入岩中，并与新太古代、古元古代岩浆岩出露于盆地北部和东部的布山凸起。古生代寒武-奥陶系岩性为灰岩、白云岩及其过渡类岩石夹碎屑岩，呈带状环绕于盆地东部外侧，与泰山岩群变质岩和岩浆岩呈断层接触。

1—第四纪临沂组；2—第四纪大站组；3—隐伏古近纪大汶口组二、三段；4—隐伏古近纪朱家沟组；5—隐伏奥陶纪马家沟群；6—隐伏寒武系；7—泰山岩群及侵入岩；8—地质界线；9—推测地质界线；10—推测平行不整合界线；11—推测角度不整合界线；12—断层及产状；13—推测平移断层；14—含硫化氢泉点；15—含硫化氢民井；16—含硫化氢机井；17—不含硫化氢民井图1 大汶口盆地东北部地质略图

盆地主要被古近纪官庄群覆盖，总厚度1500m。其中：朱家沟组灰褐色灰质砾岩夹少量紫红色砂岩分布于盆地东北部的迎驾庄、泉水湾一带；大汶口组一段埋藏于盆地下部，岩性为棕红色泥岩夹蓝灰色薄层砂岩、偶见薄层纤维状石膏；二段沉积于一段之上，岩性为深灰色泥岩夹数层石膏矿、岩盐、自然硫、油页岩等，为含矿段；三段盖于二段之上，岩性上部以杏黄色、灰黑色泥岩夹页岩为主，中部为深灰色含膏泥质灰岩，属赋存含硫化氢水的含水层，下部为灰黑色泥岩夹薄片状钙质页岩。第四系以松散砂质粘土堆积，广泛覆盖于下伏基岩之上。

1.2 构造

与形成含硫化氢泉有关的构造主要为宽缓的大汶口向斜褶皱和F3断层。盆地内NNE向、NW向两组断层将大汶口盆地东北部分割成大西牛、满庄、上泉、北西遥、东向等大小不等的菱形块段。F3断层东起东南部的东大吴，向北西至刘石墙被NE向的F6断层错断，向北西延伸于北臭泉西部再次被F4断层错位，向北西至马家店交于F11断层，其总体走向305°，倾向SW，倾角80°，垂直断距630m，其南西盘为下降盘。

2 泉域边界条件

泉域即泉水的补给径流域，含硫化氢泉点位于泉域的排泄区最低处。根据含硫化氢机(民)井分布、钻探揭露和地下水流场形态特征资料，含硫化氢含水层为埋藏的古近纪官庄群大汶口组三段含膏泥质灰岩层，岩石裂隙、岩溶发育，呈密集蜂窝状溶蚀，溶孔溶洞0.5～5cm，用嘴吹气可由其他孔口出气，表明溶洞连通性较好，赋水性较强。结合地质构造、地层沉积韵律特征圈定泉域面积约16.33km2(图2)。

2.1 北部边界

北部以含膏泥质灰岩与第四系松散堆积物接触处露头带为界，自东向西展布于曹家寨以南、灌庄以北、肖家官庄一线。露头带地表可见风化灰白色含膏泥质灰岩砾石，砾径3～15cm，可见0.5～2cm不等的溶孔。

1—第四纪临沂组；2—隐伏古近纪大汶口组二、三段；3—隐伏古近纪朱家沟组；4—隐伏奥陶纪马家沟群；5—隐伏寒武系；6—泰山岩群及侵入岩；7—推测地质界线；8—推测平行不整合界线；9—断层及产状；10—推测平移断层；11—含硫化氢泉点及溢出标高(m)；12—含硫化氢机(民)井；13—含硫化氢水等水位线及标高(m)(2017年11月5日)；14—含硫化氢水流向；15—已关闭石膏矿；16—含硫化氢泉泉域边界图2 含硫化氢泉泉域边界条件图

2.2 东部边界

泉点东南侧QJ28为泉域最东侧的含硫化氢民井，位于其东侧的勘探线、F3断层以北各钻孔均在下部大汶口组一段棕红色泥岩中钻进，未钻遇上部三段含膏泥质灰岩含水层，F3断层以南钻孔在大汶口组三段上部泥岩中钻进，未钻遇含膏泥质灰岩含水层。据此推断含硫化氢含水层露头带展布于QJ28民井东侧，向北露头带经纸坊西北侧、新庄东侧一带与北部边界连接，同时表明F3断层南盘下降。

2.3 南部边界

F3断层以北大部分钻孔均钻遇含膏泥质灰岩含水层，岩石裂隙岩溶发育，呈密集蜂窝状溶蚀，个别钻孔钻遇溶洞发生落钻现象，最大落钻1.2m，表明钻孔钻遇较大溶洞。F3断层南盘未见含硫化氢机(民)井分布，且南盘各钻孔均在大汶口组三段含膏泥质灰岩含水层的上部灰黑色泥岩中钻进，表明F3断层南盘下降。对比断层两盘岩性，北盘含膏泥质灰岩为含硫化氢的含水、透水地层，南盘相同标高处则为泥岩、页岩、粉砂岩等阻水地层，据此确定F3断层为含硫化氢含水层的南部阻水边界，即含硫化氢含水层被F3断层所切，含硫化氢水沿F3断层北盘迎水面上升涌出地表形成断层上升泉。

2.4 西部边界

含膏泥质灰岩含水层沉积韵律与大汶口组其他地层一致，与顶、底板地层为连续沉积，F3断层北盘西部部分钻孔未钻遇该含水层，确定位于肖家官庄西侧一带的含膏泥质灰岩尖灭线为含硫化氢含水层的西边界。

2.5 含水层顶、底板

ZK3水文孔揭露含硫化氢含水层顶、底板埋深分别为23.5m、51.5m，含水层厚度28.0m。顶板为灰黑色泥岩，底板为大汶口组二段深灰色泥岩、薄层状钙质页岩夹石膏层，顶、底板岩石均具有隔水性，含硫化氢水自泉点溢出，表明地下水具有承压性。

3 含硫化氢泉水补给、径流、排泄条件

3.1 含硫化氢水补给来源

大汶口盆地内地表被第四系广泛覆盖，按平均地层倾角7°计算含水层北部露头带出露宽度应在220m左右，与野外调查的露头带地表分布砾石宽度基本一致。各勘探线钻孔钻遇含水层露头带上覆第四系厚度1.60～25.90m，至泉点一带埋深逐渐增大至23.5m，含水层接受露头带上部第四系孔隙水的下渗补给，地下水在自北向南径流运动过程中逐渐具有承压性。

3.2 径流、排泄条件

天然状态下含水层接受露头带第四系孔隙水下渗补给后，在西北部肖家官庄、北部灌庄一带形成高水位区，地下水总体自西北、北部向排泄区泉点一带径流运动，至F3断层附近受其阻挡产生壅水现象使水位抬升，在水头压力作用下于低洼处穿过第四系松散堆积涌出地表成泉(图3)。

1—砂质粘土；2—泥岩；3—钙质页岩；4—含膏泥质灰岩及溶洞；5—石膏矿；6—断层及产状；7—含硫化氢泉及溢出标高(m)；8—地下水位线；9—地下水流向；10—钻孔及孔深(m)；11—大汶口组三段；12—大汶口组二段图3 含硫化氢泉水文地质条件剖面示意图

4 含硫化氢水同位素特征

区内各类型水体氘(D)、氧(18O)稳定同位素分析结果见表1，并将分析结果在δD-δ18O关系图上投点(图4)。

表1 含硫化氢水与其他类型水体同位素测试结果

1—雨水；2—含硫化氢水；3—第四系孔隙水；4—岩溶水；5—地表水图4 各类型水体δD(氘)―δ18O(氧)关系图

由表1、图4看出，含硫化氢水机(民)井取样点氢(2H)、氧(18O)稳定同位素测试结果近于一致，点位集中，靠近中国东部地区降水线附近，且距第四系孔隙水点位相对较近，与地表水、岩溶水点位距离相对较远，表明该类型水主要来自大气降水入渗补给和第四系孔隙水下渗补给，与地表水、岩溶水直接补给关系相对不强，这与含硫化氢水含水层埋藏条件相符。

同时，根据氚(T)放射性同位素分析数据，核爆试验前(1953年前)天然状态下大气降水氚浓度为10TU，根据法国J.ch.冯特经验估算法，0～5TU为40年前的“古水”占优，5～40TU为新近的入渗补给水与40年前“古水”的混合水。雨水、地表水、第四系孔隙水、岩溶水的氚值变化范围在(6.6～7.6)±1.0TU之间，表明这些类型水为新近水或新近入渗水与40年前“古水”的混合水；含硫化氢水为2.6±0.9TU并偏向最小值5TU，说明其为40年前的“古水”占优，新近入渗水的补给量较少，地下水在含水层中径流运动时间较长，氚经历了较长时间的衰变，进一步表明与该类型水埋藏、补给、径流条件相符。

5 含硫化氢水动态特征

3月初至6月底雨季到来前地下水位呈缓慢波状下降状态，雨季水位上升，雨季结束后水位又呈缓慢下降态势，表明地下水接受大气降水的入渗补给明显。监测资料显示，2017年7月15日至8月5日雨季期间历时22日降水16次，降水量272.3mm，地下水位上升0.81～2.04m，但水位开始上升时间滞后于降水时间约15日，达到峰值时间滞后于降水时间约25日，说明含硫化氢水主要为第四系孔隙水接受大气降水入渗补给后，再经含水层露头带下渗补给含水层，在经过一定径流路程后水位方开始上升，这与含水层的埋藏、补给、径流条件吻合。

8月中旬雨季结束后水位缓慢下降，10月中旬又小幅回升，期间正值当地播种小麦农灌；11月上旬水位继续下降，12月上旬再次出现回升，此时为当地小麦出苗后引水冬灌，12月中下旬以后水位重现下降态势。因此，含硫化氢水水位动态受大气降水和农灌的双重影响(图5)。

1—降水量；2—含硫化氢泉点；3—含硫化氢水机井图5 含硫化氢水水位动态曲线图

6 含硫化氢水成因

含水层含膏泥质灰岩岩溶裂隙发育，岩石矿物成分主要为隐晶质方解石，含石膏、自然硫、粘土、有机质、炭质碎屑、白云石等。化学成分以CaO为主含量25%～40%，其次为SO3含量0.8%～34%、MgO含量0.3%～12%、S含量6%～76%、H2O含量≤10%。岩石中石膏呈块状、条带状、纤维状集合体分布于方解石晶粒间，自然硫呈铜褐色晶质粒状集合体、棕黄色条纹状分布在方解石中。地下水在径流运动过程中溶解了大量石膏组分形成SO4-Ca型水，在含水层顶、底板封闭的构造还原环境和有机质作用下发生脱硫酸作用，脱硫酸菌使硫酸根还原为硫化氢并溶于水中形成含硫化氢水，地下水在水头压力作用下穿过第四系松散堆积物溢出地表成泉。硫酸根离子是生成硫化氢的供体，脱硫酸作用发生在有利于脱硫酸菌促进还原作用的封闭环境中，这与含水层的埋藏条件一致。这一作用过程使电子供体的有机质C失去电子升高化合价，作为电子受体的S由S6+还原为S2-。化学方程式为：

7 水土地球化学特征

7.1 含硫化氢水水化学成分及时空变化

表2 含硫化氢水水质分析结果统计 mg/L

7.2 表层土壤地球化学特征

受地下水资源条件制约，因含硫化氢水含水层埋藏相对较浅，当地群众多挖井、打机井或用泉水作为灌溉水源，但一般仅能用于农作物成苗灌溉，因水中硫化氢、氟离子较高水质不适宜灌溉，一般灌溉幼苗后会发生枯死。经测定当地硫丰度背景值为0.01×10-6，以0.03×10-6圈定土壤硫高值区，结果与机(民)井分布、灌溉范围吻合，并且峰值区出现在泉点下游排入主河道位置，表明利用含硫化氢水灌溉后易使土壤中的硫含量升高和聚集(图6)。

1—断层及产状；2—平移断层；3—含硫化氢机(民)井；4—含硫化氢泉点；5—硫丰度高值区；6—硫丰度值图6 含硫化氢泉点及其附近土壤地球化学特征图

8 结语

含硫化氢泉水的形成是由其特定的地层岩性、断裂构造、埋藏条件等因素所控制，三者均为含硫化氢泉水的控制性因素，使其形成相对独立的地下水系统。水中硫酸根离子在封闭的构造还原环境和有机质作用下发生脱硫酸作用还原为硫化氢并溶于水中形成含硫化氢水，在水头压力作用下于排泄区溢出地表成泉，形成具有独特地质意义的泉水，因此可以作为一处稀有的地质教学点。