环境同位素示踪技术在地热地球化学研究中的应用

世界核地质科学ＷｏｒｌｄＮｕｃｌｅａｒＧｅｏｓｃｉｅｎｃｅＶｏｌ．２３，Ｎｏ．１Ｍａｒ．２００６第２３卷第１期２００６年３月环境同位素示踪技术在地热地球化学研究中的应用尚英男（成都理工大学，四川成都６１００５１）［摘要］介绍了环境同位素示踪技术在地热地球化学研究中的最新应用和进展。

包括温泉气体的同位素（Ｈｅ、Ｃ）示踪；Ｈ、Ｏ同位素示踪地下热水的来源及成因；环境同位素方法（Ｔ和１４Ｃ法）确定地下热水的年龄，以及氘过量参数（ｄ）在地热研究中的优势。

最后指出，同位素示踪技术与其他分析方法结合才能在地热地球化学研究中发挥更大的作用。

［关键词］环境同位素示踪；温泉气体同位素组成；Ｈ、Ｏ同位素；地下热水年龄；氘过量参数［中图分类号］Ｐ６４１［文献标识码］Ａ［文章编号］１６７２－０６３６（２００６）－０１－００２１－０６［收稿日期］２００５－０４－１４；［修回日期］２００５－０７－０７［作者简介］尚英男（１９７７—），女，天津市人，博士研究生，地球化学专业。

地热资源是赋存于地球内部的一种巨大能源［１］，它通过火山爆发、温泉、间歇喷泉及岩石的热传导等形式不断向地表传送和散失［２］。

地热资源作为一种新的能源，受到世界各国的普遍重视。

在对地热资源的综合研究中，常采用的方法有汞量测量法、常规化探方法、水化学方法、地热地球化学温标法、放射性及气体测量法以及环境同位素示踪方法等。

近４０年来，同位素地球化学发展迅速，是地质科学领域内的一门新兴的边缘学科，已成为研究各种地质作用的一种重要手段。

利用同位素地球化学方法不仅可以判断地下热水的起源、形成、埋藏和质与量的变异过程及环境条件等地下水形成理论方面的重大课题，而且还可以研究解决地下水补给来源、补给强度，各种补给来源的比例、补给区的高度、各类水体间的水力联系以及测定地下水年龄、流向与流速等实际应用问题。

目前，用于解决水文地质问题的同位素主要是一些轻（原子序数低的）元素的同位素，其中主要是Ｈ、Ｏ同位素，近年来，应用Ｃ、Ｈｅ等气体同位素研究地热水中气体组分的起源及对深部气床的可能指示也成为地热研究的热点之一。

１温泉气体同位素示踪研究在各种水热活动和温泉中均不同程度地伴有气体的生成、析出和排放。

地下水中的溶解气体来源于大气的溶解、深部构造气流的引入、含水层岩石吸附气体的溶解以及岩石与水发生化学反应产生的气体的加入［３］。

地热流体中的气体主要有ＣＯ２、Ｈ２Ｓ、Ｈ２和ＣＨ４（及其他碳氢化合物），并含有少量或微量的Ｎ２、ＮＨ３、ＣＯ、Ｒｎ和Ｏ２，惰性气体有Ｈｅ、Ｎｅ、Ａｒ和Ｋｒ［４］。

１．１温泉气体的Ｃ同位素组成福尔Ｇ［５］早在１９８１年就曾指出，绝大多数地热区甲烷的δ１３Ｃ值范围为－２０‰～－３０‰，戴金星［６］等人在１９９４年对中国总共４１处温泉的研究资料表明，甲烷的Ｃ同位素组成（δ１３Ｃ）主频峰在－２０‰～－２２‰，两者的研究结果大体是一致的。

戴金星等还认为，除高成熟和过成熟的极少数煤型甲烷外，凡是δ１３Ｃ值大世界核地质科学第２３卷于－３０‰的是无机成因的甲烷。

福尔Ｇ还指出，一般来自地热区的ＣＯ２的δ１３Ｃ值范围为－２‰～－６‰，从冷却着的熔岩流中取得的ＣＯ２的δ１３Ｃ值范围为－１４‰～－２８‰，这说明地热甲烷可能较之来源于生物成因的碳氢化合物的甲烷更富集δ１３Ｃ。

地热流体释放的ＣＯ２气体中的δ１３Ｃ值主要由物质来源决定。

上官志冠［７］等认为现代构造活动区的深源和变质ＣＯ２的δ１３Ｃ值的界线大约在－４‰（逸出气的δ１３Ｃ值为－５‰左右），深源和浅层的δ１３Ｃ值的界线大约在－９‰（逸出气的δ１３Ｃ值定为－１０‰左右）。

１．２温泉气体的Ｈｅ同位素组成地球的氦有３种来源：大气氦、壳源氦和幔源氦。

它们的Ｎ（３Ｈｅ）／Ｎ（４Ｈｅ）表征值分别为１．４×１０－６、２．０×１０－８和１．１×１０－５［８］，并常以Ｒａ（大气Ｎ（３Ｈｅ）／Ｎ（４Ｈｅ）＝１．４×１０－６）与Ｒ（某样品Ｎ（３Ｈｅ）／Ｎ（４Ｈｅ））比值，即，Ｒ／Ｒａ来表示氦同位素的特征，Ｒ／Ｒａ＜１是壳源氦的特征，而Ｒ／Ｒａ＞１则说明有幔源氦的加入。

地球脱气作用把地壳深部和地幔无机成因的天然气运移到地表，与火山活动、断裂作用和地震有成因关系的温泉往往是地球脱气作用的有利场所［６］。

孙占学［９］等对江西横迳地区温泉区的Ｈｅ同位素研究表明，该区Ｒ／Ｒａ＞１，有明显的幔源组分的加入，幔源Ｈｅ对该区温泉的贡献大致在２４％～３７％。

横迳地区的温泉成因多与当地的断裂作用和地震密切相关，有利的地质条件使得当地的温泉成为地球脱气作用的一个有利场所。

戴金星［６］等对中国４１个温泉的同位素监测表明，在有第四纪火山活动的腾冲地区和长白山地区温泉气Ｒ／Ｒａ均＞１（１．１～４．４９），可称为幔源温泉气，表示有不等量的幔源氦加入，这也说明了死火山或休眠火山地区，在火山活动期后，仍有开启的联系着的幔源通道，使温泉气不断有条件获得地幔脱气作用的Ｈｅ。

上官志冠［１０］对腾冲热海地区的研究揭示了现代幔源氦的释放强度及其Ｎ（３Ｈｅ）／Ｎ（４Ｈｅ）比值的分布受活动断裂带控制。

该区第四纪活动断裂主要为南北向和近南北向展布，沿南北向主断裂及东侧南北向分支主断裂分布的泉点，逸出气体Ｈｅ的含量最高，Ｎ（３Ｈｅ）／Ｎ（４Ｈｅ）比值也最高，且十分接近。

２Ｈ、Ｏ同位素示踪地下热水来源及其成因由于Ｈ、Ｏ同位素是水的理想示踪剂，因此测定温泉水的Ｈ、Ｏ同位素对于探讨地下热水来源和成因是十分理想的方法。

２．１判断地下热水的来源ＣｒａｉｇＨ（１９６１）首先提出了大气降水δＤ和δ１８Ｏ值之间有明显的线性关系：δＤ＝８δ１８Ｏ＋１０，这个方程称为全球大气降水线，在不同地区大气降水线略有差异，我国大气降水线为δＤ＝７．９δ１８Ｏ＋８．２［１１］，与Ｃｒａｉｇ线十分相近。

判断地下热水的补给来源就是依据Ｃｒａｉｇ的雨水线方程。

地下水的同位素组成取决于降水的同位素组成及其在地下的循环过程，未经同位素交换的地下水，其同位素组成和补给水源一致，如与围岩发生水－岩交换反应，地下水的同位素组成就会发生变化。

由于围岩中含氧矿物较多，因此水－岩交换结果使地下水中δ１８Ｏ值发生变化，而δＤ值显得较稳定。

在全球大气降水线提出之前，科学家们在对地热流体的δＤ和δ１８Ｏ进行研究时，就发现大多数地热体系的地下水补给来源于当地的大气降水。

ＣｒａｉｇＨ（１９６６）分析了大量的地热水的δＤ和δ１８Ｏ值，也发现在δＤ－δ１８Ｏ关系图上，任何地区地热水的δＤ值与当地大气降水的δＤ值保持一致，而δ１８Ｏ表现出不同程度的向右漂移（氧漂移），这是由于再循环大气水与硅酸盐和碳酸盐围岩进行氧同位素交换的结果，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［１］。

近１０ａ来，国内的科技工作者也对地热水进行了大量而细致的研究，并取得了一些可喜的研究成果。

比如：王兆荣［１２］对中国东部２９个温泉水和井水的Ｈ、Ｏ同位素研究，王基华［１３］等对张家口地区温泉的研究，杨彪［１４］等对瑞丽热田的研究，徐步台［１５］等对浙江武义盆地地热水的研究等等，这些不同区域不同地质背景条件下的研究基本上对地热水的起源都有一个共识，即地热水的δＤ和δ１８Ｏ沿大气降水线分布，并未发现明显的氧漂移，说明其成因主要是大气降水起源的，而且各地区２２第１期的地热水温度较低（＜９０℃），属中低温热水，可以确定其深部热储温度也不高，属于正常地热背景条件下的地热增温的地热资源，与火山、岩浆型热源并无关系。

中国大多数的地热水属于这种情况。

王东升［１６］的研究表明大气降水起源只是地下热水其中的一个类型，大气降水起源的地下热水称作循环型地下热水。

这类水源自下伏于褶皱系和大型自流盆地外带深部含水层，主要受静水压力控制。

还有一种地下热水称作封存型地下热水，也就是热卤水。

热卤水的δＤ和δ１８Ｏ之间无线性关系，以富含１８Ｏ和贫氘为特征。

在四川盆地、塔里木盆地、江汉盆地和柴达木盆地都存在这种深部封存型热水。

２．２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。

据此可以确定地热水的补给区及补给高度。

Ｈ＝δｇ－δｐＫ＋ｈ式中：Ｈ———同位素入渗高度（ｍ）；ｈ———取样点（井、泉）高程（ｍ）；δｇ———地下水（泉水）的δ１８Ｏ或δＤ值；δｐ———取样点附近的大气降水的δ１８Ｏ或δＤ值；Ｋ———大气降水δ１８Ｏ或δＤ值的高度梯度（－δ／１００ｍ）孙占学［１７］对江西庐山地区天然水的Ｈ、Ｏ同位素高程效应计算公式为：－δＤ＝０．０１３８Ｈ＋３５．３４－δ１８Ｏ＝０．００１８Ｈ＋６．３３根据庐山温泉的Ｈ、Ｏ同位素组成，计算出该区地热水补给高度在１１００ｍ左右。

依据此公式所计算出的补给高度与水文地质条件和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良好的作用。

２．３地热水和浅层地下冷水比例的确定地热水由下向上运动至地热系统上部时，往往会不同程度地发生与浅层冷水的混合。

把同位素质量平衡原理运用到计算冷热水的混合比例中，根据同位素组成（以氚为例），可以得到下面的方程：Ｘ＋Ｙ＝１ＴｂＸ＋ＴｃＹ＝Ｔｍ（Ｘ＋Ｙ!）式中：Ｘ———热水所占比例（％）；Ｙ———冷水所占比例（％）；Ｔｂ———热水氚含量（ＴＵ）；Ｔｃ———冷水氚含量（ＴＵ）；Ｔｍ———混合水氚含量（ＴＵ）３环境同位素方法推测地下热水的年龄地下水年龄是指研究水体自补给以来在地下所滞留的时间。

环境同位素方法是基于原子衰变建立起来的，是对天然或非人工目的进入含水系统的水分子或水中溶解物核层次的辨识和提取。

地下水的年龄不同于岩石或矿物的年龄，地下水处在不断运动与流经介质相互作用的情况，也就是说没有任何一滴水是由单一年龄的水构成的，实际上测得的是组合水年龄的平均值，其精度受测年方法，研究对象和取样过程的制约［１８－１９］。

理论上许多放射性同位素都可用于测定地下水的年龄，但由于严格的技术限制，只有氚和１４Ｃ符合使用的条件，被用于测定地下水的年龄。

氚的半衰期为１２．４３ａ，适于研究浅层年龄较小的地下水，而１４Ｃ的半衰期达（５７３０±４０）ａ，则适于研究深层年龄较大的地下水。

４氘过量参数在地热研究中的应用ＤａｎｓｇａａｒｄＷ（１９８４）首先提出了氘过量参数（ｄ）的概念，并定义为：ｄ＝δＤ－８δ１８Ｏ。

ｄ值的大小，相当于该地区的大气降水斜率（ΔδＤ／Δδ１８Ｏ）为８时的截距值。

不同地区的大气降水的ｄ值，可以较直观地反映该地区大气降水蒸发、凝结过程的不平衡程度。

大气降水的氘过量参数ｄ值，在当地的大气降水方程确定之后，它总是恒定在一定的区间范围内，不受季节、高度等因素的影响。

当大气降水渗入到地下后，由于水－岩相互作用，将发生同位素交换，一般情况下，岩石或地层中氢的化学含量很低，不足以明显影响水的δＤ值，由于水－岩的Ｏ同位素交换可以导致水体相对富含１８Ｏ。