安徽滁河断裂带温泉的水化学和同位素特征及成因分析

隋丽嫒,周训,李状,徐艳秋,姜哲

1)中国地质大学(北京)水资源与环境学院，北京，100083；2)中国地质大学(北京)地下水循环与环境演化教育部重点实验室，北京，100083

内容提要:笔者等以安徽滁河断裂带内的6个温泉为主要研究对象，分析了水样的水化学特征，利用氢氧同位素对温泉的补给高程进行估算，并提出温泉的成因模式。研究区温泉阳离子以Ca2+和Mg2+为主，根据S和HC的相对含量的不同，可以将水样分为两组，A组水样(富HC)的主要离子的质量浓度均低于B组(富S)水样，A组水样的水化学类型为HC—Ca2+·Mg2+；B组水样的(除AH14为S—Ca2+外)水化学类型为S—Ca2+·Mg2+。A组水样的稀土元素含量高于B组，二者均在NASC标准化图解上表现出平坦型的配分模式，且都表现出轻稀土富集和Eu正异常的特征。水样的氢氧稳定同位素组成表明温泉的补给来源都是大气降水，补给区温度约为13～15 ℃。A组温泉的补给高程为120～160 m低于B组温泉的200～260 m，且A组温泉的热储温度为45～70℃，低于B组温泉的热储温度70～105 ℃。地下水经历深循环获得大地热流加热后沿断裂带上升出地表。

温泉是地热系统的天然露头。温泉的水化学和同位素特征，反映了其形成过程中地质构造、地层岩性和深部水—岩作用等多种信息(Jayawardana et al.,2016)。一些温泉的分布受区域性大断裂，特别是活动性大断裂的控制(周训等，2017)，这除了与断裂的透水性有关外，更重要的是区域性大断裂切割较深，可以沟通和传输深部的热源，为温泉的形成提供热量(李学礼，1992)。同时断裂带岩石破碎，裂隙发育，又为地下水储存和运移提供了空间和通道(梅惠呈，2016)。对于区域性深大断裂，断裂带不同部位的地热流体由于受控于断裂带不同的水文地质条件，往往具有不同的水循环特征和水—岩作用，从而导致其出露的温泉表现出不同的水化学及热储特征(林元武，1993)。例如，四川昭觉竹核温泉主要受到木佛山断层和竹核断层的共同控制，两条主控断裂既是储存地下热水的场所，也是地下热水传输和运移的主要通道(卢丽等，2021)。云南大控蚌温泉主要受到南汀河断裂的控制，南汀河断裂属于张性断裂，不仅有利于深部热流的汇集和传输，同时也构成了地下热水上升的主要通道，是大控蚌高温温泉的控水和控热构造(余鸣潇等，2019)。云南红河谷温泉受到弥勒—师宗大断裂带的控制，弥勒—师宗大断裂带不仅断裂多、切割深、沟通深部热源，还沟通了富水性强的碳酸盐岩地层，受断层切割的破碎带与断层成为了良好的导热导水通道，为红河谷温泉的补给、径流和排泄提供空间条件(白玉鹏等，2021)。四川石棉县草科乡大热水温泉受到摩西断裂和草科断裂的共同控制。地下水沿摩西断裂向南径流，在径流过程中温度增加，最终沿草科断裂裂隙上升至地表出露成泉(张正鹏等，2021)。云南橄榄河温泉受到柯街深大断裂的控制，深大断裂切割较深，有利于深部热流向浅部运移，同时断裂带内的次级断裂为大气降水的下渗运移提供了良好的通道，是橄榄河温泉的控水控热构造(潘明等，2021)。

笔者等以沿安徽滁河断裂带分布的6个温泉和1个常温泉为主要研究对象(图1)，通过分析温泉水中主要离子特征、稀土元素并结合氢氧同位素特征，探讨了研究区温泉的补给来源、补给高程、补给区温度以及热储温度，在此基础上总结了其中的半汤温泉的成因模式。

图1 安徽滁河断裂带及其周边地质简图(据郭鹏等，2018，有改动)Fig.1 Simplified geological map of the Chuhe fault zone and the nearby areas in Anhui(modifield from Guo Peng et al.,2018&)F1—肥中断裂；F2—桥头集—东关断裂；F3—金寨断裂；F4—桐柏—磨子潭断裂；F5—庐江—广济断裂；F5-1—昌邑—大店断裂；F5-2—安丘—莒县断裂；F5-3—沂水—汤头断裂；F5-4—鄌郚—葛沟断裂；F6—六安断裂；F7—东至断裂；F8—头坡断裂；F9—铜陵断裂(严家桥—枫沙湖断裂)；F10—泾县断裂(江南断裂)；F11—绩溪断裂带；F12—滁河断裂；F13—江浦—六合断裂；F14—方山—小丹阳断裂；F15—茅山断裂带；F16—施官集断裂；F17—南京—湖熟断裂；F18—幕府山—焦山断裂；F19—周王断裂F1—fault of Feizhong；F2—fault of Qiaotouji—Dongguan；F3—fault of Jinzhai；F4—fault of Tongbai—Mozitan；F5—fault of Lujing—Guangji；F5-1—fault of Changyi—Dadian；F5-2—fault of Anqiu—Juxian；F5-3—fault of Yishui—Tangtou；F5-4—fault of Tangwu—Gegou；F6—fault of Lu’an；F7—fault of Dongzhi；F8—fault of Toupo；F9—fault of Tongling(fault of Yanjiaqiao—Shafenghu)；F10—fault of Jingxian；F11—Jixi fault zone；F12—fault of Chuhe；F13—fault of Jiangfu—Liuhe；F14—fault of Fangshan—Xiaodanyang；F15—Maoshan fault zone；F16—fault of Shiguanji；F17—fault of Nanjing—Hushu；F18—fault of Mufushan—Jiaoshan；F19—fault of Zhouwang

1 研究区概况

1.1 自然地理概况

研究区主要位于江苏南京浦口区—安徽马鞍山和县、含山县—巢湖市、庐江县一带，位于长江中下游平原地区，地势低平，有低山零星分布，地势总体上中间高东西两边低，最高海拔595 m，最低海拔小于10 m。研究区为长江水系，水资源丰富，河流、湖泊发育。气候类型为亚热带季风湿润型气候，四季分明，气候温和，雨量适中，年平均气温约为15.5℃，年平均降水量约为1080 mm。

1.2 地质背景

研究区内温泉大体上沿滁河断裂带呈带状出露(图1)。滁河断裂为一条隐伏的区域性大断裂，自北东的江苏省浦口区进入安徽省，经和县石杨、含山县昭关、仙踪镇、巢湖市半汤，过巢湖向南西延至庐江县冶父山南麓与郯庐断裂带交汇(宁金野，2013)。滁河断裂带在安徽省内长约170 km，宽约5 km，总体走向北东50°～60°左右，由多条区域性断层组成，由于其发育规模大，切割深，是地壳深部热源的导控断裂(刘飞等，2008)。研究区位于扬子陆块与华北陆块交界地带，属于扬子准地台下扬子台坳。根据安徽省区域地质志(1987)，研究区的地层除缺失青白口系外，从下元古界到第四系均有发育。下元古界主要为大理岩和片岩，中元古界主要为白云质灰岩、大理岩和凝灰角砾岩。震旦系、寒武系和奥陶系主要为硅质页岩、灰岩和白云岩等，志留系主要为页岩、砂页岩等，泥盆系主要为石英砂岩和泥岩等，石炭系、二叠系和三叠系主要为砾状灰岩、灰岩和白云岩等，侏罗系、白垩系主要为页岩、泥岩和凝灰岩等，新近系主要为砾岩和粉砂质泥岩等，第四系主要为砂、砂砾层、亚砂土和亚黏土等。基岩除了在零星分布的低山出露外，大多被第四系覆盖。震旦系、寒武系和奥陶系碳酸盐岩是研究区的主要热储层。

2 样品采集与测试

2.1 温泉简介与样品采集

笔者等于2019年8月对研究区内的6个温泉和1个常温泉进行了野外考察，共采集10个地下水样和1个雨水样。野外考察主要是观测并记录泉点的经纬度、标高、pH、Eh、温度和游离二氧化碳含量。所取水样清澈透明，无悬浮物。

汤泉温泉(JS1)位于江苏省南京市浦口区汤泉镇汤泉街道。原有天然温泉出露，后有抽水井抽出热水用于洗浴。由于不是直接从井口采样，所以温泉实测水温(40.6℃)偏低，热水TDS(Total dissolved solids，溶解性固体总量的质量浓度)为2210 mg/L，为微咸水，pH为6.2，为弱酸性水。

石杨温泉(AH13)位于安徽省马鞍山市和县石杨镇。温泉泉水出口位于鱼塘底部。混有冷水，所以温泉实测水温(26.8℃)偏低，以及TDS数值(324 mg/L)偏低。泉水pH为7.7，主要用于鱼类养殖。

香泉温泉(AH14)位于安徽省马鞍山市和县香泉镇，为天然泉眼，泉眼从6 m×5 m×1 m温泉池中间涌出。实测水温46℃；TDS为1414 mg/L，为微咸水；pH为6.7。用于洗浴和地震观测。

昭关温泉(AH15)位于安徽省含山县昭关镇东兴村南约1500 m。该温泉用于鱼类养殖，鱼塘内存在多个天然温泉泉眼。渔场内有热水井，水样取自自流热水井，实测水温40.5℃；TDS为1574 mg/L，为微咸水；pH为6.6。

半汤温泉“群”(AH16)位于安徽省巢湖市半汤镇汤山脚下，因其由温泉水和冷泉水在此地汇合，因此得名为半汤温泉，有多个泉眼和自流热水井。水样AH16-1取自半汤镇河道上的自流热水井，实测水温54℃；TDS为1750 mg/L，为微咸水；pH为6.8，用于宾馆洗浴。水样AH16-2取自半汤镇东侧的自流热水，井水位埋深1 m，实测水温51.2℃；TDS为1706 mg/L，为微咸水；pH为6.9，零星用于洗浴等。水样AH16-3取自半汤镇温泉管委会院内，取样点为温泉泉眼建成的蓄水池。实测水温52.9℃；TDS为1762 mg/L，为微咸水；pH为6.9，热水供半汤镇大部分的温泉度假村和浴室使用。水样AH16-4取自半汤镇深业温泉度假村旁的山谷河沟处，泉水从灰岩中流出，从未干涸，为常温泉，实测水温23.5℃；TDS为325 mg/L；pH为7.3，曾用于附近农田的灌溉。水样AH16-5取自半汤镇半汤温泉苑的热水井。实测水温48.5℃；TDS为1715 mg/L，为微咸水；pH为6.9，用于旅馆洗浴及温泉游泳。

泉水口温泉(AH17)位于安徽省合肥市庐江县白湖镇泉水口村，泉眼被围成一个大口径井，直径约1.8 m，泉眼附近有1个20 m×5 m泉塘，泉眼及泉塘中偶尔有串珠状气泡冒出。实测水温32.2℃；TDS为286 mg/L；pH为7.1，主要用于附近村民洗衣服。

雨水样(AHYS2)取自安徽省含山县昭关镇，时值2019 年台风“利奇马”席卷我国东南沿海地区，当时正下大暴雨。TDS为28.70 mg/L，pH为8.4。

2.2 室内样品测试

表1 安徽滁河断裂带水样水化学(mg/L)及同位素测试数据Table 1 Hydrochemical (mg/L)and isotopic analyses of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

表2 安徽滁河断裂带泉水样的稀土元素质量浓度(μg/L)Table 2 Concentrations of the rare earth elements of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

3 讨论

3.1 水化学特征

图2 安徽滁河断裂带水样的Piper图Fig.2 Piper diagram of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui图中各离子的单位是毫克当量/Lthe unit of the ions in figuers is milligram equivalent per litre

图3 安徽滁河断裂带水样改进后的Schoeller图Fig.3 Modified Schoeller diagram of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

温泉中主要的微量组分有F-、Fe、Sr2+、Li+和Ba2+，ρ(F-)为 0.95～3.63 mg/L，ρ(Fe)为0.04～0.18 mg/L，ρ(Sr2+)为 0.1～10.59 mg/L，ρ(Li+)为4.47～177 mg/L，ρ(Ba2+)为27.0～496.0 μg/L，ρ(H2SiO3)为17.33～69.92 mg/L。根据我国《饮用天然矿泉水》(GB 8537-2008)标准，9个温泉水水样中锶含量均达到饮用天然矿泉水标准[ρ(Sr2+)≥0.2 mg/L]，其中AH16-1、AH16-2、AH16-3和AH16-5达到医疗矿泉水的浓度标准[ρ(Sr2+)≥10 mg/L]；ρ(Li+) 只有AH15达饮用天然矿泉水的标准[ρ(Li+)≥0.2 mg/L]；除AH13、AH16-4和AH17外，氟含量均超过饮用天然矿泉水浓度限量标准[ρ(F-)<0.2 mg/L]。根据《天然矿泉水资源地质勘察规范》(GB/T 13727-2016)，JS1、AH14、AH16-1、AH16-2、AH16-3和AH16-5的偏硅酸含量均达到命名理疗矿泉水浓度标准[ρ(H2SiO3)>50 mg/L]，为硅酸水。

3.2 稀土元素

温泉水样中，B组稀土总量[ρ(ΣREEs)]为0.023～0.262 μg/L，变化范围较大，平均值为0.094 μg/L；A组稀土总量[ρ(ΣREEs)]为0.306～0.390 μg/L，变化范围小，平均值0.374 μg/L，总体来说，B组的稀土总量小于A组的稀土总量(表2)。

对研究区温泉水样中的稀土元素进行标准化处理，选用北美页岩(Taylor et al.,1981)作为参照标准，标准化配分模式如图4所示，可以看出温泉水样表现出平坦型的标准化模式。利用轻稀土和重稀土元素的比值定量描述稀土元素的标准化配分模式，B组水样的ρ(ΣLREEs)/ρ(ΣHREEs)的值为2.25～21.75，A组水样的ρ(ΣLREEs)/ρ(ΣHREEs)的值为26.5～40，可以看出A组的数值大于B组，且两组的数值均大于1，说明A组和B组的稀土元素都表现出轻稀土富集的特征；因为A组水样的范围小于B组水样，说明A组水样分异程度小于B组水样。

图4 安徽滁河断裂带温泉水样NASC(北美页岩)的标准化模式Fig.4 North American Shale Composite (NASC)-normalized REE concentrations in the hot water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

Ce和Eu对氧化还原环境敏感，三价Eu在还原或酸性环境下，可以被还原为二价Eu，而三价Ce在氧化或碱性环境可以被氧化为四价Ce(Liu Haiyan et al.,2021)。A组的Ce元素的异常值为0.8～1.4，平均值为1.1，B组的Ce元素的异常值为0.1～1.7，平均值为0.9，可以看出A组和B组都没有表现出明显的Ce异常；A组的Eu元素的异常值范围为12.9～40.7，平均值为29.9；B组的Eu元素的异常值范围为3.3～30.7，平均值为15.3，都表现出了显著的Eu正异常(图4)，推测可能是围岩中含有长石类矿物，这类富含Eu元素矿物的优先溶解可能是导致泉水中Eu正异常的原因(Aubert et al.,2001;Feng Jinliang,2010)。

3.3 热储温度

热储温度是划分地热系统的成因类型和评价地热资源潜力的重要参数，但在通常情况下难以直接测量。地热温标方法是估算热储温度的常用方法(汪集旸等，1993)。地热温标是基于地热流体矿物质的化学平衡而建立的地热温度计，可较为准确地估算地下热储温度(郭宁等，2020)。常用的地热温标有SiO2地热温标、阳离子地热温标、同位素地热温标和气体地热温标等(王莹等，2007)。

由于各种温标适用条件不同，所以利用温标计算热储温度时需先对温泉水进行平衡状态分析(刘成龙等，2020)。利用Na—K—Mg三角图解法(Giggenbach,1988)来划分地下热流体的平衡状态和类型。结果表明(图5)，研究区温泉水样位于Na—K—Mg三角图未成熟水区域，且靠近SQRT(Mg)端点，表示温泉水未达到水—岩平衡状态，可能是温泉水在上升过程中受到冷水混合作用影响(徐刚等，2020)，因此温泉的热储温度不能采用Na—K—Mg地热温标进行估算。笔者等采用SiO2地热温标来估算研究区温泉的热储温度。

图5 安徽滁河断裂带温泉水样的Na—K—Mg三角图Fig.5 Na—K—Mg triangular diagram of the spring water samples in the Chuhe fault zone,AnhuiTK—Na是一组根据K—Na地热温标绘制的等温线;TK—Mg是一组根据K—Mg地热温标绘制的等温线TK—Na is a set of isotherms according to K—Na geothermometer;TK—Mg is a set of isotherms according to K—Mg geothermometer

SiO2地热温标理论依据是处于不同的温度、压力下的流体在平衡条件下具有不同的石英溶解度，根据石英在热水中的平衡溶解量来预测热储温度(朱铁军，2021)。在温度低于300℃时，压力和附加盐度对石英和无定形SiO2的溶解度几乎没有什么影响，水中溶解的SiO2一般不受其他离子和配合物的影响(周训等，2017)。所以常应用SiO2地热温标来计算温泉热储温度。

低温地热水的水岩平衡SiO2含量不仅受控于石英而且受控于玉髓的溶解度，温度小于110℃时，玉髓溶解度控制着溶液中的硅浓度(Arnorsson,1975)。首先利用PHREEQC软件和llnl.dat数据库(Parkhurst et al.,1999)计算温泉水样中石英和玉髓矿物的饱和指数(SI)列于表3。

表3 安徽滁河断裂带温泉水样石英和玉髓矿物的饱和指数(SI)Table 3 Saturated index(SI) of quartz and chalcedony of the hot water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

从表3可以看出，大部分温泉水样的石英和玉髓矿物处于饱和状态(SI>0)，只有水样AH13玉髓饱和指数是不饱和的，因此可以利用SiO2地热温标计算温泉的热储温度(Arnorsson,1975；Fournier et al.,1974，1982)。

石英温标——无蒸汽分离或混合作用(Fournier et al.,1982):

t/℃=-42.198+0.288831ρ(SiO2)/(mg/L)-

3.6686×10-4[ρ(SiO2)/(mg/L)]2+3.1665×10-7[ρ(SiO2)/(mg/L)]3+77.034 lg[ρ(SiO2)/(mg/L)]

(1)

石英温标——无蒸汽损失(0～250℃)(Fournier et al.,1974):

(2)

石英温标——最大蒸汽损失在100℃(0～250℃)(Fournier et al.,1974)：

(3)

玉髓温标——无蒸汽损失(0～250℃)(Fournier et al.,1974):

(4)

由于研究区地下热水到达温泉泉眼时没有沸腾且没有蒸汽散失，所以将式(3)舍去；一般来说由于玉髓的饱和指数更接近于0，因此利用玉髓温标计算研究区地热温泉井的热储温度更为合理。但是AH13和AH17利用玉髓温标计算的热储温度低于泉口温度，所以将式(4)舍去，采用石英温标式(1)和式(2)计算的热储温度。所以汤泉温泉、石杨温泉和香泉温泉的热储温度分别为90～95℃、45～50℃和90～95℃。昭关温泉、半汤温泉和泉水口温泉的热储温度分别为70～80℃、95～105℃和60～70℃(表4)。

表4 利用地热温标估算的温泉热储温度Table 4 Temperature of geothermal reservoirs of the hot springs estimated with the geothermometers

3.4 补给来源

水中的氢、氧稳定同位素受到气象过程的影响，能提供水的起源的标志特征，其含量和分布特征是调查和分析地下水补给来源的基础(周训等，2017)。通过绘制全球大气降水线图(GMWL)(Carig ，1961)、中国大气降水线图(LMWL)(郑淑蕙等，1983)和中国东部地区大气降水线图(ECMWL)(于津生等，1987)，分析水样点在δD—δ18O图的位置，来判断地下水的起源。

绘制研究区水样的δD—δ18O图(图6)。图6反映出地下水样点都位于中国东部大气降水线附近，可以判断出所有泉水均起源于大气降水，同时所有水样点都位于中国东部大气降水线右侧，表现出轻微的18O漂移现象，可能是因为水—岩之间的氧同位素交换导致了水体中18O的富集。B组水样点位于A组水样点的左下方，同时A组和B组水样点都位于雨水点的左下方，可以看出B组水的氢氧同位素数值低于可能混有冷水的A组水样点。

图6 安徽滁河断裂带水样δD —δ18O关系图Fig.6 Plot of δD and δ18O of the water samples in the Chuhe fault zone,Anhui

3.5 补给高程

通过利用氢氧同位素的高程效应，可以初步估算温泉的补给区域以及估算补给高程。利用式(5)的大气降水同位素高程效应估算温泉的补给区方程，其中δD的梯度值为-1‰～4‰，δ18O的梯度值为-0.15‰～0.5‰ (王恒纯，1991;汪集旸等，1993)。

(5)

式中：H为补给区高程；h为取样点的高程；δG为取样点的δD或δ18O值；δp为取样点附近大气降水的δD或δ18O值；k为大气降水δD或δ18O的高程梯度。

于津生等提出式(6)和式(7)的中国东部地区同位素高程效应的方程。其中大气降水的δD的梯度值为-1.3‰，δ18O的梯度值为-0.3‰(于津生等，1987)。

δD/‰=-0.0134H/m-39.8

(6)

δ18O/‰=-0.003H/m-5.24

(7)

温泉补给区高程计算结果列于表5。根据研究区地形特点得知，式(6)和(7)计算结果偏大。式(5)计算结果相近，且符合当地地形条件，得知汤泉温泉的补给源区主要为老山，高程约为260 m，石杨温泉的补给源区主要为大尖山，高程约为120 m，香泉温泉的补给源区主要为老山，高程约为200 m，昭关温泉的补给源区主要为褒禅山，高程约为260 m，半汤温泉的补给源区主要为汤山，高程约为250 m，泉水口温泉的补给源区主要为冶父山，高程约为160 m。

表5 温泉的补给高程Table 5 Elevation of the recharge areas of the hot springs

3.6 补给区温度

当气温逐渐下降时，大气降水的δD和δ18O值变得越来越小，与温度大体上存在正相关关系(Clark et al.,1997)。Dansgaard于1964年建立了全球平均年降水的δ18O和δD值与表面空气温度的关系式(汪集旸等，1993)：

δ18O/‰=0.695t/℃-13.6

(8)

δD/‰=5.61t/℃-100

(9)

中国大气降水的年平均δD值和δ18O值与年平均气温的近似关系(王东升，1993)：

δ18O/‰=0.176t/℃-10.39

(10)

δD=3t/℃-92

(11)

式中：t为年平均温度(℃)。

各温泉补给区温度的计算结果列于表6。式(8)、式(9)和式(11)计算结果相近，并且与研究区年平均气温接近，所以将差别较大的式(10)的计算结果舍去。由于地下热水与围岩之间发生了18O交换反应，所以利用温泉水中的2H值计算出的温泉补给区温度比δ18O值更加可靠。所以研究区温泉补给区温度范围约为13～15℃。

表6 温泉的补给区温度Table 6 Temperature of the recharge areas of the hot springs

4 半汤温泉成因模式

研究区的温泉出露在若干个零星分布的低山的山边，热储层为震旦系、寒武系和奥陶系碳酸盐岩地层，滁河断裂带内的次级断裂切穿热储层，在断层带或断层交汇地带，温泉水沿裂隙上升至地表，在泉眼处多有第四系覆盖。低山区是泉水的补给区，补给区范围有限，补给区与泉口的高差不大，是这些温泉的共同特点。

巢湖市半汤温泉发育在汤山背斜的南西倾伏端，背斜核部的主要地层为震旦系、寒武系以及奥陶系的灰岩和白云岩等碳酸盐岩，构成了半汤温泉的主要热储层(宁金野，2013)。同时背斜两翼的志留系砂质页岩和泥岩等弱透水层构成了半汤温泉的盖层。滁河断裂带在半汤温泉附近的分支断裂切穿碳酸盐岩地层，并沟通深部热源，同时断裂带内部裂隙发育，富水性较强。地下水在山区获得大气降水入渗补给后，经历深循环获得增温，然后沿断裂破碎带上升，在山谷地形低洼处出露，有部分地下水只经历比较浅的循环而在山脚出露地表形成常温泉(冷泉)，半汤温泉和常温泉的形成模式如图7所示。

图7 安徽滁河断裂带巢湖半汤温泉(AH16-1)成因概念模型示意剖面图Fig.7 Schematic profile showing the conceptual model of the genesis of the Bantang hot spring in the Chuhe fault zone,Anhui

5 结论

(2)A组水样的ρ(ΣREEs)为0.306～0.390 μg/L高于B组水样0.023～0.262 μg/L，选用NASC(北美页岩)对水样进行标准化模式配分，配分图表现为平坦型标准化模式。A组水样的ρ(ΣLREEs)/ρ(ΣHREEs)值为26.5～40大于B组的数值2.25～21.75，二者都表现出轻稀土富集和Eu正异常的特征。且A组水样的范围小于B组水样，说明A组水样分异程度小于B组水样。

(3)利用SiO2地热温标计算出A组温泉的热储温度约为45～70 ℃，B组温泉的热储温度约为70～105℃，都属于中低温温泉。研究区温泉的补给来源都是大气降水，补给区温度范围约为13～15℃。研究区温泉的补给区域为温泉附近的山区，通过计算可得A组水样的补给高程为120～160 m低于B组水样的200～260 m。

(4)研究区温泉成因模式总结为：地下水在零星分布的低山山区获得大气降水补给后下渗经深循环受到大地热流加热后沿断裂带上升至低山山谷地表低洼处出露形成温泉。半汤温泉附近的常温泉是山区部分地下水经历较浅的水循环在山脚处出露地表形成的。