安庆大别山区矿泉水化学特征及成因模式

李云峰,张 庆,周小平,陆远志,牛晓楠,赵晓丹,周 训

(1. 中国地质调查局南京地质调查中心,江苏 南京 210016;2. 中国地质大学(北京)水资源与环境学院,北京 100083)

天然矿泉水属于特殊类型的地下水。饮用天然矿泉水国家标准[1]规定:偏硅酸含量界限值≥25 mg/L,锶含量界限值>0.2 mg/L。饮用天然矿泉水作为绿色饮品,长期饮用对人体具有一定的保健功效[2]。理疗天然矿泉水偏硅酸含量界限值>50 mg/L,锶含量界限值>10 mg/L,经常浴疗对人体具有理疗作用[3]。矿泉水的开发及利用在旅游、娱乐、饮用、医疗保健、温室种植等方面可以形成相应产业,获得明显的社会、经济和环境效益[4]。

安徽省安庆市西北部大别山区(包括岳西县、桐城市、潜山市、太湖县及宿松县部分地区)位于北淮阳地层区,地处大别山造山带东侧,是国家级生态环境保护区,也是长江流域重要的生态屏障之一[5]。该区降雨较充沛,地形起伏，沟谷众多,地质构造复杂,侵入岩类和变质岩类广泛分布[6],断裂发育,具备天然矿泉水(包括饮用矿泉水和理疗矿泉水)形成的基本条件。该区发现的主要饮用天然矿泉水类型为偏硅酸水、锶水、碘水以及复合类型的锶-偏硅酸水[7],大多数赋存于酸性侵入岩及混合片麻岩中[8]。目前,该区关于矿泉水化学特征的研究不多[7-9],成因模式分析也不够深入。本文通过分析安庆市西北部大别山区出露的9处矿泉水形成的地质条件、化学成分及氢-氧环境同位素特征,研究水化学成分的形成机理,探讨矿泉水的成因模式,为进一步保护该区矿泉水资源,支撑当地合理开发利用矿泉水资源提供参考。

1 地质背景

研究区地层较齐全,除了下泥盆统、中泥盆统和新近系缺失外,其他地层均有出露[10-11](图1)。前寒武系为一套区域变质片岩、片麻岩;寒武系、奥陶系为浅海相碳酸盐岩及碎屑岩沉积;志留系、泥盆系以碎屑沉积为主;石炭系为浅海相碳酸盐岩及碎屑岩沉积;二叠系为浅海相碳酸岩、硅质岩及海陆交替相碎屑岩、含煤岩系;三叠系为浅海相碳酸盐岩、碎屑岩及三角洲相红色碎屑岩沉积;中侏罗统—下侏罗统为陆相碎屑岩及含煤岩系;上侏罗统为安山岩;古近系是干燥炎热气候条件下河湖相沉积的紫色碎屑岩;第四系为河流湖泊相碎屑沉积物[12-13]。

1.前陆褶皱冲断带和磨拉斯盆地;2.扬子大陆板块俯冲或活化盖层(张八岭群和宿松群);3.扬子大陆板块俯冲基底(大别群);4.变质蛇绿混杂岩带;5.弧前复理石(佛子岭群)推覆体和反向褶皱冲断;6.上侏罗统安山岩;7.石炭系梅山群;8.震旦系—下三叠统;9.花岗岩;10.榴辉岩类;11.冲断带;12.走滑断层;13.地质界线;14.冷泉采样点及编号;15.温泉采样点及编号图1 研究区构造地质图及采样位置示意图[14]Fig. 1 Structural geology and sampling locations of the study area[14]

2 采样点信息

安庆多要素城市地质调查项目分别于2019年6月和8月开展2次野外调查和采样,调查了9个泉(井)水点,分别为太湖县牛镇镇禅源村冷泉(AH1,19.0 ℃)、太湖县汤泉乡汤湾温泉(花亭湖温泉)(AH2,46.3 ℃)、潜山市天柱山镇冷泉(AH3,18.8 ℃)、潜山市横中镇“千年古井”冷(泉)(AH4,19.1 ℃)、岳西县响肠镇冷泉(AH5,18.6 ℃)、岳西县温泉镇温泉(汤池畈温泉)(AH6,51.0 ℃)、岳西县菖蒲镇溪沸温泉(AH7,40.0 ℃)、岳西县菖蒲镇水畈村冷泉(AH8,20.0 ℃)和潜山市源潭镇胡家水井(AH9,18.3 ℃)。采集了1份雨水样(AHYS1,30.6 ℃),采样地点与岳西县温泉镇温泉(AH6)为同一位置(图1)。

3 分析方法

3.1 水化学分析方法

为保证水样测试结果的准确性,用阴离子和阳离子毫克当量总数进行校正。一般电解质溶液呈中性,即阴离子、阳离子在毫克当量总量上相等。本次采用阴离子和阳离子毫克当量百分数平衡方程式检查水质分析结果的准确度,分析误差<5%,具体方程式为

δ=(∑K-∑A)/(∑K+∑A)×100%≤5%,

(1)

式中:δ为分析平衡误差,%;∑K为阴离子毫克当量总数;∑A为阳离子毫克当量总数。本文分析的离子为取得的各水样中的常量离子,经计算,各水样的分析误差为0.89%～2.23%,所有水样的分析平衡误差均<5%,说明水质分析结果合理。

3.2 同位素分析方法

泉水的稳定同位素δ2H和δ18O依据《DZ/T 0184.19—1997水中氢同位素锌还原法测定》[20]和《DZ/T 0184.21—1997天然水中氧同位素二氧化碳-水平衡法测定》[21],用MAT253EM质谱计进行测定,分析精度约2‰。

所有水化学组分、δ2H和δ18O同位素均在中国地质科学院水文地质环境地质研究所实验室完成测定。

4 结果与讨论

4.1 水化学特征

图2 研究区泉水水样Stiff图Fig. 2 Stiff diagram of spring water samples in the study area

2Na++H4Al2Si2O9+4SiO2,

(2)

H4Al2Si2O9+4SiO2。

(3)

根据舒卡列夫分类,将研究区水样中毫克当量百分数>25%的阴离子和阳离子排序,得到各水样的水化学类型(表1)。

表1 研究区泉水的水化学类型及矿泉水类型

图3 泉水H2SiO3含量柱状图Fig. 3 Histogram of H2SiO3 content in spring water

从泉水的偏硅酸含量与温度、TDS关系图(图4)可以看出,偏硅酸含量随着温度和TDS的增高而增高,反映了温泉水循环深度更深,水-岩作用时间更长。

图4 研究区泉水偏硅酸与温度(a)及TDS(b)关系图Fig. 4 Relationship of metasilicic acid and temperature(a), TDS (b)in spring water of the study area

利用AquaChem软件绘制研究区泉水水样Piper图解(图5)。可以看出,温泉AH2、AH6、AH7的数据投影点靠近SO4和Na,水化学类型为SO4·HCO3-Na型和SO4-Na型;其余泉水的数据投影点集中落在HCO3和Ca、Mg附近,水化学类型为HCO3-Ca型或HCO3-Ca·Mg型、HCO3-Ca·Na型。温泉水和冷泉(井)水分别集中分布于两个区域,反映了两者循环深度和水-岩作用时间的不同。

图5 研究区泉水Piper图解Fig. 5 Piper diagram of spring water in the study area

4.2 同位素特征

4.2.1 补给来源

9个泉(井)水样投影点均分布于大气降水线附近,说明矿泉水来源于大气降水补给。与冷泉(井)相比,温泉(AH2、AH6、AH7)水样点位更向左下偏移(图6),反映3个温泉补给高程更大,经历了更深的地下水循环。

图6 研究区泉的δ2H-δ18O关系图[25]Fig. 6 δ2H-δ18O relationship of spring water in the study area[25]

4.2.2 补给高程

大气降水的δ2H值与δ18O值受温度、高程及纬度等因素影响[24]。因此,可根据大气降水δ2H值与δ18O值的温度、高程以及纬度等效应获取温泉水补给区的相关信息。根据δ2H与δ18O值的高程效应,采用以下两种方法估算补给区高程[25-27]。

(1)方法1。δ2H与δ18O含量与当地海拔关系的高程公式(同位素入渗高度)为

H=(δG-δp)/k+h。

(4)

(2)方法2。中国大气降水δ2H值的高程效应计算公式为

δ2H=-0.03H-27。

(5)

式中:H为补给区高程,m;h为取样点高程,m;δG为取样点δ2H值或δ18O值,‰;δp为取样点附近大气降水δ2H值或δ18O值(本文取雨水样AHYS1的δ18O值,-5.4‰),‰;k为大气降水δ2H或δ18O的高程梯度,相当于海拔高度每变化100 m的δ2H或δ18O值的变化。柳鉴容等[28]对中国东部季风大气降水δ18O值与高程的关系进行研究,确定δ18O值的高程梯度为-0.28‰/100 m。利用上述2种方法,将研究区温泉的δ2H值、δ18O值代入公式(4)和公式(5)进行计算,并将结果列于表3。为减小误差,本文采用两种方法平均值作为最终结果。

由表3可知,温泉AH2、AH6、AH7水样的补给区高程为450～670 m,明显高于冷泉的补给区高程(100～460 m),补给区位于泉水出露点周围较远较高的山区。

表2 研究区泉水水样2H、18O同位素测试成果

表3 研究区泉水的补给高程估算结果

4.2.3 补给区温度

补给区温度可根据大气降水的δ2H值和δ18O值温度效应进行估算。当气温逐渐下降时,大气降水的δ2H值和δ18O值越来越小,与温度大体呈正相关。据此,YURTSEVER Y[25]建立了北半球大气降水δ18O值与平均温度的关系式

δ18O=0.521T-14.96,

(6)

式中:T为月平均温度,℃。

此外,前人[29]还建立了中国大气降水δ2H值、δ18O值与平均温度的关系式

δ18O=0.176T-10.39,

(7)

δ2H=3T-92。

(8)

利用上述公式计算研究区泉水补给区温度,结果见表4。由表4可知,上述3种方法的计算结果相差较小,利用公式(7)计算的补给区温度比利用公式(6)和公式(7)计算的补给区温度高,利用公式(8)计算的补给区温度最低。由于水、岩之间的氢、氧同位素交换反应主要以18O交换为主,岩石中含氢矿物较少,同位素交换反应对地下热水的δ2H值几乎无影响[30]。因此,δ2H值比δ18O值更能反映地下热水的来源。

表4 研究区泉水的补给区温度估算结果

研究区温度较高的温泉(AH2、AH6、AH7),通过上述3种计算方法得到的补给区温度均低于其他水样,反映了补给区海拔相对于其他水样的补给区高。笔者认为,由δ2H值计算得到温度较准确,研究区温泉(AH2、AH6、AH7)的平均补给温度为12.6 ℃,冷泉水的平均补给温度为17.72 ℃。温泉地下水补给温度较低,但泉口温度较高。根据当地地温梯度(20 m/℃)[31],估算其循环深度>600 m。冷泉地下水补给温度与泉口温度相近,估算其循环深度在50 m以浅。

4.3 成因模式探讨

(1)温泉出露于花岗岩破碎带之中,地下水在较高山区获得大气降水的入渗补给,逐渐汇集到裂隙带、破碎带或断层带,在水头差的驱动下经历深循环,获得来自深处的大地热流加热,上升到地表在山谷、河谷低处出露地表,形成温泉。在地下循环过程中,受热源增温,在较长的水-岩作用过程中获得水化学成分,TDS较冷泉水高且F-和偏硅酸含量也较高(图7虚线流线)。

(2)冷泉出露于基岩山坡,上覆少量第四系松散沉积物,地下水在附近山区获得大气降水的入渗补给,逐渐汇集到风化带、裂隙带或破碎带,经历较浅的循环,没有受来自深处的大地热流加热,汇集到山谷、河谷的低处出露地表形成冷泉。径流路径较短,水-岩作用时间不长,泉水中的TDS、F-和偏硅酸含量均较低(图7实线流线)。

1.花岗岩;2.断裂带;3.降水;4.地热热储;5.冷泉地下水流线;6.温泉地下水流线;7.冷泉出露点;8.温泉出露点图7 研究区矿泉水成因模式示意图Fig. 7 Genetic model of mineral water in the study area

5 结论

(1)安庆大别山区冷泉(井)水化学类型为HCO3-Ca型、HCO3-Ca·Na型或HCO3-Ca·Mg型,TDS值为79～253 mg/L;温泉水化学类型为SO4-Na型或SO4·HCO3-Na型,TDS值为253～426 mg/L。温泉水矿化度、特征组分(F-和偏硅酸)等含量均高于冷泉,且温泉中H2SiO3含量均超过理疗天然矿泉水水质指标浓度,可命名为硅酸水。

(2)安庆大别山区温泉水补给区高程为457～668 m,冷泉水补给区高程为217～346 m。温泉地下水接受较高山区大气降水入渗补给,沿断裂带或裂隙带经历深循环,获得深部热流加热后上升,在山谷、河谷低处出露地表。