中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)低鹽度地?zé)崴�高含量鈉的地球化學(xué)成因研究

　　摘要：高溫地?zé)嵯到y(tǒng)中地?zé)崴��?Na+含量一般超過 300 mg/L，鹽度也較大(TDS>1000 mg/L)。而在中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)中，低鹽度地?zé)崴��?Na+含量一般小于 160 mg/L。但在廣東黃沙洞中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)出露的地?zé)崴��?Na+高達(dá) 325.4 mg/L，但 TDS 小于 650 mg/L。經(jīng)典的水文地球化學(xué)作用(礦物溶解、離子交換等)很難解釋其成因。樣品水化學(xué)結(jié)果表明，地?zé)崴�水化學(xué)類型均為 HCO3-Na 型，鈉含量高(平均值為 240.06 mg/L)。氫氧同位素結(jié)果表明地?zé)崴�與淺層地下水均具有相同的大氣來源，都是瑤坑山區(qū)大氣降水補(bǔ)給。水化學(xué)地溫計(jì)和多組分礦物平衡(MME)評估的熱儲溫度為 100-130℃，地?zé)崴�循環(huán)深度最大為 2.43km。Cl-作為混合比計(jì)算指標(biāo)揭示淺層地下水混入地?zé)崴�的比例�?1%-72%，深部地?zé)崴�中Na+實(shí)際含量應(yīng)該高達(dá)685.2 mg/L。水-巖相互作用模擬結(jié)果表明，礦物溶解和離子交換對地?zé)崴��?Na+富集的貢獻(xiàn)較小，也揭示出地?zé)崴�中存�?Na+的額外來源。花崗巖流體包裹體微小但廣泛存在于結(jié)晶礦物顆粒之間，其中 Na+含量平均值為 11758.9mg/L。在地?zé)崴�加熱情況下，斷裂和花崗巖裂隙網(wǎng)絡(luò)層面及附近的流體包裹體膨脹破裂，流體混入到地?zé)崴�中，為地�(zé)崴�提供了平�?83%的 Na+。因此，花崗巖流體包裹體可能是中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)低鹽高鈉地?zé)崴��?Na+的主要來源。

　　關(guān)鍵詞：水化學(xué);低鹽高鈉地?zé)崴?水化學(xué)溫度計(jì);花崗巖流體包裹體;黃沙洞地?zé)崽?/p>

　　引言

　　地下水化學(xué)成分主要來源于含水層礦物，水-巖相互作用的類型和程度對地下水化學(xué)組分的特征及其含量具有重要意義(沈照理和王焰新，2002)。例如 HCO3-Ca 型地下水常常是灰?guī)r含水層中碳酸鹽礦物的溶解形成的(郭鈺穎等，2016)。地下水流動(dòng)過程中的水文地球化學(xué)作用，決定了地下水水化學(xué)組分的演化。這些水文地球化學(xué)作用包括：礦物溶解和沉淀、陽離子交換、蒸發(fā)和濃縮等。含水層礦物溶解通常受溫度、可溶性礦物類型、孔隙度控制的反應(yīng)接觸面積等多種因素的影響(王周鋒等，2015)。例如水熱系統(tǒng)中溫度越高，更有利于含水層礦物的溶解(孫占學(xué)等，2004);而水-巖接觸面積越大，礦物溶解更容易發(fā)生 (Rowe andBrantley，1993)。因此，含水層礦物和含水層中的水文地球化學(xué)環(huán)境對水-巖相互作用具有重要影響。

　　水熱系統(tǒng)中地?zé)崴�化學(xué)組分主要是高溫狀態(tài)下水-巖相互作用的結(jié)果。Na+含量較高的地?zé)?水 在 高 溫 地 熱 系 統(tǒng) 中 比 較 常 見 (Benmarce et al., 2021) ， 多 屬 于 高 鹽 度 地 熱 水(TDS>1000mg/L)。羅璐等(2019)對咸陽的高鹽度地?zé)崴�的補(bǔ)給來源研究中發(fā)現(xiàn) Na+含量平均為 520mg/L;廖昕等(2020)對西藏高溫地?zé)嵯到y(tǒng)中的地?zé)崴�成因研究中也發(fā)現(xiàn) Na+含量平均為 290mg/L。而中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)中一般都為低鹽度地?zé)崴?TDS<1000mg/L)，地?zé)崴��?Na+含量一般較低。例如 Aydin et al(2020)研究了土耳其東部中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)的低鹽度地?zé)崴?TDS含量 200-700mg/L)，其中 Na+離子含量為 40-130mg/L;而在 Sun et al(2017)和吳孔軍(2010)分別研究了江西省和鄭州市的低鹽度地?zé)崴�，Na+含量都不超過 160mg/L。然而，海水入侵或蒸發(fā)鹽巖溶解可以導(dǎo)致中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)中高鈉地?zé)崴?Na+>400mg/L)的形成，但 Cl-含量往往超過 600 mg/L(Mao et al.，2021)。

　　因此，在沒有海水入侵和鹽巖溶解的情況下，中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)中形成低鹽度高鈉的水化學(xué)組分，用礦物溶解和離子交換等水-巖相互作用很難解釋其成因。中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)地?zé)崴�中高含量�?Na+，可能有多個(gè)來源。大多數(shù)情況下，地?zé)嵯到y(tǒng)中含鈉礦物溶解可提供平均 63mg/L 的 Na+含量， 離子交換可提供不超過 60mg/L 的 Na+含量(吳孔軍和馬傳明，2010;Das et al.，2020)。因此，中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)中由水-巖相互作用產(chǎn)生的 Na+含量一般不超過 150 mg/L。然而，巖漿侵入形成花崗巖的過程中，結(jié)晶礦物顆粒之間的空隙成為巖漿揮發(fā)份和結(jié)晶分異后溶液的儲存空間，成為花崗巖流體包裹體。

　　花崗巖流體包裹體自身體積很小，但是廣泛存在于結(jié)晶礦物顆粒之間(郭偉等，2020)。如日本稻田花崗巖中石英及長石中的流體包裹體平均直徑為 2μm，每單位體積內(nèi)的稻田花崗巖中所包含有的流體包裹體的密度大約是 105個(gè)/mm3(林為人等，2003)。這些花崗巖流體包裹體往往是高含量 Na+溶液(盧煥章，1996)，如果破裂就可能為低鹽度高鈉地?zé)崴�提供額外的 Na+豐富來源(Nordstrom et al.，1989)。廣東黃沙洞地?zé)崽飳儆谥械蜏厮疅嵯到y(tǒng)，地?zé)崴��?TDS 小于 650 mg/L，但 Na+含量可達(dá) 325.4 mg/L，是低鹽度高鈉地?zé)崴�。黃沙洞地?zé)崽锏責(zé)崴�在花崗巖裂隙網(wǎng)絡(luò)中流動(dòng)，并在斷裂帶中匯集排泄成熱泉。本文基于水化學(xué)和同位素結(jié)果，建立黃沙洞地?zé)崽锏責(zé)崴�循環(huán)模型，討論低鹽高鈉地?zé)崴�的水文地球化學(xué)成因，分析花崗巖流體包裹體提供 Na+的可能貢獻(xiàn)。

　　1 水文地質(zhì)條件

　　黃沙洞地?zé)崽镂挥谥袊鴱V東省惠州市的丘陵地帶。研究區(qū)屬于亞熱帶季風(fēng)氣候，年平均氣溫為 21.6-22℃，年平均降水量為 1700-2000mm，年平均蒸發(fā)量為 1600-1800mm，降雨主要集中在 4 月至 9 月。

　　廣東省位于歐亞板塊的東南邊緣，鄰近太平洋板塊和印度洋板塊交界地帶，強(qiáng)烈的地殼運(yùn)動(dòng)形成一系列的深大斷裂(張敏等，2020)。其中的紫金-博羅斷裂為活動(dòng)斷裂，控制了黃沙洞地?zé)崽锏男纬?于彬春，2011)。該斷裂形成初期受加里東運(yùn)動(dòng)的影響，志留紀(jì)后發(fā)生隆起和剝蝕，中三疊世末的印支運(yùn)動(dòng)，地層發(fā)生褶皺，以擠壓為主，并形成一系列次生斷裂(荀忠，2021)。次生斷裂，北-北東方向的 F1 和 F2 斷層與北-北西方向的F6 斷層相交。地?zé)崽飳?dǎo)熱構(gòu)造由規(guī)模較大的燕山期構(gòu)造體系和時(shí)代較新的喜山期構(gòu)造體系疊加作用控制，分布特征受控于喜山期走向的留名坑、石芽寨正斷層控制的惠州斷陷系統(tǒng)。研究區(qū)北東向斷裂 F1、F2 和北西向斷裂 F6 最為發(fā)育，其中 F1、F2 斷層具有壓扭性特征，是導(dǎo)熱性構(gòu)造;F6 斷層為張性斷裂，斷層帶內(nèi)巖石較兩側(cè)發(fā)育明顯破碎，其導(dǎo)水構(gòu)造的特點(diǎn)是地?zé)崴�上升運(yùn)移的良好基礎(chǔ)。研究區(qū)出露的地層包括第四系全新統(tǒng)沖洪層和粘土層，沉積地層以奧陶系、泥盆系石英砂巖和粉砂巖為主，多時(shí)期發(fā)育的花崗巖廣泛分布。

　　地下水類型包括松散土層孔隙水、塊狀巖類裂隙水和層狀巖類裂隙水。泉水屬于層狀巖類裂隙水，含水層為泥盆系揚(yáng)溪組、老虎頭組砂巖，地下水以泉的形式排泄出地表;熱井水為塊狀巖類裂隙水，其含水巖性為下伏花崗閃長巖，水量中等，而井水取自潛水，含水層主要巖性以第四系粉土、粉細(xì)砂。研究區(qū)基巖以中生代花崗巖為主，以中粗粒黑云母花崗巖為主要巖性，中部存在印支期黑云母花崗閃長巖。花崗巖冷凝過程中的殘留熱量，可能是黃沙洞地?zé)崽锏闹饕獰嵩矗�同時(shí)花崗巖中鈾、釷等放射性熱也提供了部分貢獻(xiàn)(曠健等，2020)。華南地區(qū)大地?zé)崃髦递^高，平均超過 72mW/m2，黃沙洞地?zé)崽锏拇蟮責(zé)崃髦翟?70-80mW/m2 之間(Hu et al., 2000)。

　　2 樣品采集與水化學(xué)特征

　　2.1 樣品采集與測試

　　在黃沙洞地?zé)崽锊杉��?12 組樣品，其中 5 個(gè)地?zé)峋�水�? 個(gè)常溫井水和 4 個(gè)泉水。地?zé)峋�水取自花崗巖裂隙水，泉水來自砂巖裂隙水，常溫井水為第四系中的潛水。溫度、pH、TDS 用多參數(shù)水質(zhì)分析儀(520M-01 型)現(xiàn)場測量;堿度現(xiàn)場滴定(甲基橙指示劑，0.025 mol/L稀鹽酸)，滴定精度控制在±0.5 mg/L。采樣時(shí)通過 0.45μm 的微孔濾膜進(jìn)行過濾收集，然后將水樣存儲在潤洗過的聚乙烯(HDPE)瓶中。用于陽離子分析的樣品添加超純濃硝酸，調(diào)節(jié)pH<2。將 50 mL 聚四氟乙烯(PTFE)小瓶中裝滿溢出無頂空，用于 δD 和 δ18O 測試。水樣的陰陽離子分別使用 Dionex 離子色譜儀(型號：ICS1100)和電感耦合等離子體光譜儀(ICP-OES，型號：ICAP6300)進(jìn)行測定，所有水樣中陰陽離子的電荷平衡誤差控制在均小于±3%。穩(wěn)定同位素比質(zhì)譜儀(MAT253)用于 δD 和 δ18O 的測量，測試結(jié)果使用 SMOW 作為標(biāo)準(zhǔn)，精度分別為±0.5‰和±0.2‰。

　　2.2 水化學(xué)特征研究

　　區(qū)年平均氣溫為 21.6-22℃，最高氣溫為 38.9℃。本文將高于 30℃的地下水認(rèn)定為地?zé)崴�，低�?30℃的認(rèn)定為常溫地下水。采集的地?zé)崴�出露溫�?47℃至 89℃，pH 為7.12 至 7.8。泉水和井水樣品的 pH 值略低(CK23 的 pH 值為 7.73 除外)。地?zé)崴�的總�(cè)芙夤腆w(TDS)平均值為 533.16 mg/L，而常溫地下水的則為 69.5mg/L。熱井水中 Na+含量為131.8-325.4 mg/L;井水中 Na+含量為 3.805-21.010 mg/L;而泉水中 Na+含量僅為 0.686-5.530 mg/L。從 piper 三線圖中可以看出(圖 2)，地?zé)崴�陽離子都以 Na+為主，且比例均超過 90%，陰離子主要以 HCO3-為主;大多數(shù)井水樣品的陽離子以 Ca2+為主，陰離子都以 HCO3-為主;泉水的離子含量都較低，陰離子仍以 HCO3-為主，陽離子以 Na+和 Ca2+為主。根據(jù)舒卡列夫分類，地?zé)崴�化學(xué)類型為 HCO3-Na 型;井水為 HCO3-Na 和 HCO3-Na+Ca 型;泉水的水化學(xué)類型主要為 HCO3-Ca 和 HCO3-Na+Ca 型。

　　2.3 氫氧同位素

　　熱井水的 δD 和 δ18O 值分別為-46.1~-40.8 和-7.2~-6.4，平均值為-43.71 和-6.91;井水的δD 和 δ18O 值分別為-46.0~-35.2 和-6.8~-5.1，平均值為-40.82 和-6.22;泉水的 δD 和 δ18O 值為-46.2~-40.5 和-7.2~-5.8，平均值為-43.56 和-6.99。

　　在 δD-δ18O 關(guān)系圖上，地?zé)崴�和常溫地下水大部�?CK2和泉2除外)都落在全球大氣降水線(GMWL)δD=8δ18O+10 (Craig, 1961)和當(dāng)?shù)卮髿饨邓�線(LMWL)δD=8.1δ18O+11.4 (Mao et al., 2015)上或者附近，表明它們?yōu)榇髿饨邓畞碓础Ｑ芯繀^(qū)南部相對平緩，其他三個(gè)方向都是具有一定高度的山區(qū)。水文地質(zhì)調(diào)查發(fā)現(xiàn)，黃沙洞地?zé)崽锏叵滤�主要補(bǔ)給區(qū)位于北方約 4.6km的瑤坑山。理論上講，地?zé)崴��?jīng)歷了長時(shí)間的水-巖相互作用，地?zé)崴�和圍巖礦物進(jìn)行了氧同位素交換，使得水的氧同位素組成變大，在雨水線關(guān)系圖中會出現(xiàn)向右平移的現(xiàn)象，即為“氧漂移”。盡管CK2 和泉 2 的樣品位于GMWL和LMWL下方，但是仍然在雨水線附近。

　　CK2 和泉 2 的樣品位于雨水線右段，可能是夏季雨水的補(bǔ)給或者受到一定蒸發(fā)作用的影響。熱井水沒有出現(xiàn)明顯的“氧漂移”，說明地?zé)崴�和圍巖礦物進(jìn)行了氧同位素交換程度不夠，沒有導(dǎo)致地?zé)崴�氧同位素組成發(fā)生明顯的變化。氘過量參數(shù)被定義為d=δD8δ18O，是區(qū)域水巖氧同位素交換程度的總體反映。地下水體d值的演化主要受控于圍巖巖性、含水層封閉條件、水體滯留時(shí)間等，與補(bǔ)給區(qū)d值相差愈大或本身d值愈小，表明水在含水層中滯留時(shí)間愈長(蘇艷等，2007)。根據(jù)定義方程式，計(jì)算地?zé)崴�的d平均值為11.53，本身d值較大。能代表大氣降水的泉水d平均值為 12.37,與地?zé)崴甦值差值較小，說明地?zé)崴�被加熱后的運(yùn)移較為迅速，沒有足夠的時(shí)間讓地?zé)崴�和圍巖礦物的氧同位素交換達(dá)到平衡。

　　3 討論

　　3.1 地?zé)崴�的循環(huán)

　　當(dāng)?shù)責(zé)崃黧w與圍巖礦物達(dá)到溶解平衡，其化學(xué)組分含量與溫度正相關(guān)，就可以通過地?zé)崃黧w的化學(xué)組分含量推斷反應(yīng)平衡時(shí)的溫度，這是水化學(xué)溫度計(jì)的基本原理。在地?zé)崴�上升的過程中，溫度變化不明顯或者沒有與淺層地下水混合，出露的溫(熱)泉也可以用水化學(xué)溫度計(jì)來評估熱儲溫度(Craig, 1953)。通過對不同溫度地?zé)嵯到y(tǒng)的水化學(xué)組分-實(shí)測溫度進(jìn)行對比分析，發(fā)展出一系列經(jīng)驗(yàn)公式，用來基于出露的溫(熱)泉水化學(xué)結(jié)果評估深部熱儲溫度(或者熱交換溫度)。地?zé)崴�在向上運(yùn)移排泄過程中，容易受到淺層常溫地下水的混合，導(dǎo)致水溫和水化學(xué)組分含量都會發(fā)生變化。由此可能導(dǎo)致水化學(xué)溫度計(jì)評估的溫度出現(xiàn)偏差。為了減小(或者消除)這種混合的影響，發(fā)展出多礦物組分平衡法。

　　多礦物組分平衡法是基于一定溫度范圍內(nèi)潛在儲層礦物飽和指數(shù)(log(Q/K))的計(jì)算，然后通過將飽和指數(shù)逼近零來估算儲層溫度。其原理是若地?zé)崴�中多種礦物的飽和指數(shù)在某一特定溫度同時(shí)接近平衡(SI=0)，此溫度即為深部熱儲溫度。這種方法比經(jīng)典的水化學(xué)溫度計(jì)方法更具優(yōu)勢，因?yàn)樗�取決于對地?zé)崴�的完整分析，而不是取決于少量礦物的溶解度。在這種水文地球化學(xué)模擬技術(shù)中，在計(jì)算飽和指數(shù)之前，可以通過校正稀釋或混合現(xiàn)象來重建深層流體的成分(Pang and Reed, 1998)。在本文中，“FixAl”法用于恢復(fù)低溫地?zé)嵯到y(tǒng)的熱平衡狀態(tài)，通過選擇鋁硅酸鹽礦物鉀長石平衡，可以克服水化學(xué)分析結(jié)果中缺乏鋁和鋁分析結(jié)果不準(zhǔn)的影響，并用于計(jì)算其他各種礦物質(zhì)的飽和指數(shù)值。

　　不同位置的地?zé)崴�顯示出礦物質(zhì)飽和度曲線的很好的收斂性。利用研究區(qū)的常見礦物包括玉髓、方石英、菱鎂礦、單水方解石、透鋰長石、石英和鱗石英，它們分別在 130、100、110、128 和 105℃與平衡線相交(log Q/K = 0)，代表在不同位置計(jì)算出的深層儲層溫度。對比 SiO2 溫度計(jì)、陽離子溫度計(jì)和多礦物組分平衡的溫度結(jié)果，玉髓溫度計(jì)與校正二氧化硅地溫計(jì)的平均值(93.8-145.7℃)和多礦物作廢平衡溫度較為接近，它們也同時(shí)適合中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)。因此，選擇 100-130℃作為熱儲溫度的合理估值。

　　3.2水化學(xué)演化過程

　　Na-K-Mg 三角圖包括完全平衡水、部分平衡水和未成熟的水三個(gè)區(qū)域，可以用來判別地?zé)崴�中礦物溶解平衡狀態(tài)(Giggenbach, 1988)。淺層地下水處于未成熟區(qū)域，表明淺層地下水仍處于水-巖相互作用的初始階段，尚未達(dá)到平衡;ZK8 地?zé)崴�的采樣深度�?91.5m，該水樣處于部分平衡水區(qū)域，而所有其他地?zé)崴畼悠肪�位于未成熟區(qū)域。但是它們靠近部分平衡的區(qū)域，表明水-巖相互作用的程度可能與深度有關(guān)，大部分熱水處于未平衡區(qū)域，可能是地?zé)崴�與淺層地下水混合引起的。地下水和圍巖礦物也會發(fā)生離子交換，從而可能改變地下水化學(xué)組分及其含量。石膏和碳酸鹽礦物(例如白云石和方解石)易于溶解在地下水中，這些礦物的溶解會帶來Ca2+、Mg2+、HCO3-和 SO42-。

　　用 γ[HCO3- + SO42--(Ca2++ Mg2+)]表示相對于這些礦物質(zhì)的溶解，地?zé)崴��?Ca2+和 Mg2+是否減少;而 γ(Na+-Cl-)表示隨著巖鹽礦物的溶解，Na+是否增加。當(dāng)它們的比率接近 1 時(shí)，表明 Na+的增加伴隨著 Ca2+和 Mg2+的減少，這可能表明地?zé)崴�中�?Ca2+和 Mg2 +替代了地?zé)崴�中粘土礦物吸附的 Na+。地?zé)崴�和常溫地下水的比值均接�?1，這說明 Na+的增加伴隨著 Ca2+和 Mg2+的減少。那么，減少的 Ca2+和 Mg2+可能在地下水中形成沉淀。另外，在現(xiàn)場鉆探中發(fā)現(xiàn)了片麻巖熱蝕變形成的粘土礦物。粘土礦物的存在為離子交換反應(yīng)提供了物質(zhì)基礎(chǔ)，可以形成 Na+的富集。地?zé)崴�由于溫度較高，陽離子交換作用更容易發(fā)生。

　　3.3 富鈉地?zé)崴�成�?/p>

　　地?zé)峋�水和深部地�(zé)崴��?Na+含量平均分別為 240.06 mg/L 和 563.22 mg/L。深部熱儲溫度條件下圍巖礦物溶解能夠達(dá)到的 Na+含量平均值為 55.76 mg/L，而地?zé)崴�中的離子交換作用對 Na+的富集影響不大，Na-Ca 離子交換作用造成地?zé)崴��?Na+含量增大的平均值為37.8mg/L。那么，經(jīng)典的水文地球化學(xué)作用很難解釋地?zé)崴�中�?Na+含量的來源，唯有花崗巖流體包裹體成為可能的高 Na+來源。花崗巖流體包裹體通常形成于花崗巖中的石英、長石和螢石等礦物之間(林為人等，2003)。它們是巖漿演化后期到巖漿后期熱液階段的產(chǎn)物，少數(shù)流體包裹體會在構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的應(yīng)力作用下破裂，更多的微小流體包裹體會在被加熱后膨脹破裂(Nordstrom et al., 1989)。

　　華南地區(qū)花崗巖流體包裹體化學(xué)成分已有細(xì)致的研究 (Yang et al., 2019)，其中 Na+含量平均值為 11758.9 mg/L。根據(jù)對流體包裹體相關(guān)研究(林為人等，2003;王曉地等，2008)，假定研究區(qū)內(nèi)花崗巖中石英及長石中的流體包裹體平均直徑為 5μm，每單位體積內(nèi)的花崗巖中所包含有的流體包裹體的密度大約是 105 個(gè)/mm3。基于簡單混合模式，在 1L 的地?zé)崴�中可能混入的流體包裹體中流體體積大概為 4.52×10-2L，根據(jù)流體包裹體中 Na+的平均濃度 11758.9mg/L，計(jì)算流體包裹體對于 1L 地?zé)崴�所貢獻(xiàn)的的 Na+含量為 531mg 左右。根據(jù)對研究區(qū)地?zé)崴�中礦物溶解作用和離子交換作用的過程分析，二者各自提供的 Na+濃度平均值為55.76mg/L 和 37.81 mg/L，而花崗巖流體包裹體提供了剩余的 Na+(平均值為 448mg/L)，其對深層地?zé)崴?Na+含量的平均貢獻(xiàn)率為 83%。

　　4 結(jié)論

　　(1) 黃沙洞地?zé)崽锏牡責(zé)崴�出露溫�?47-89℃，總?cè)芙夤腆w(TDS)平均值為 533.16 mg/L，Na+含量為 131.8-325.4 mg/L，屬于低鹽高鈉地?zé)崴�，水化學(xué)類型為 HCO3-Na。地?zé)崴��?Na+含量遠(yuǎn)高于淺層地下水。水文地質(zhì)條件和氫氧同位素結(jié)果表明，地?zé)崴疄榇髿饨邓�補(bǔ)給，在地?zé)嵯到y(tǒng)中沒有出現(xiàn)明顯的“氧漂移”。

　　(2) 多組分礦物平衡和修正的二氧化硅地?zé)釡囟扔?jì)評估出深部熱儲溫度為 100-130℃，地?zé)崴�最大循環(huán)深度為 2.43km。深部地?zé)崴�在上升過程中，混入了 51%-72%的淺層地?zé)崴�，推�?dǎo)深部地?zé)崴��?Na+含量為 453.6mg/L-685.2mg/L。

　　(3) 根據(jù)地?zé)崴�的�?巖相互作用和水化學(xué)演化分析，地?zé)崴�中礦物溶解只能提供 55.76mg/L 的 Na+，離子交換引起的 Na+的富集不明顯(37.81mg/L)，在斷裂和花崗巖裂隙層面及其附近的流體包裹體破裂提供了平均 83%的 Na+。因此，花崗巖流體包裹體可能是中低溫地?zé)嵯到y(tǒng)低鹽高鈉地?zé)崴?Na+的主要來源。

　　References

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　　The Geochemistry of the Stable Carbon Isotopes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 3(2): 53–92.

　　作者：史自德，毛緒美*，葉建橋，董亞群

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