广东神灶海上温泉的流体地球化学特征及循环模式

Geochemical Characteristics and Circulation Conceptual Model of Geothermal Fluid in the Shenzao Coastal Hot Springs in Guangdong Province

摘要

广东神灶温泉出露于海水之中，揭示其流体循环机制对地热资源的可持续开发利用具有重要意义.通过采集神灶温泉区地热水、地热气体和海水样品，测试其流体地球化学组成及主要同位素组成，得到以下认识：神灶温泉水化学类型为Cl-Na∙Ca型，主要由大气降水补给；水中盐分主要来自硅酸盐矿物溶解和现代海水混入，海水混入比例为29%~32%.利用化学温度计估算热储温度为130 °C，地热水循环深度约4 km.地热气体以大气起源N₂为主要组分，CO₂、CH₄为壳内有机沉积物的热变质产物.此外，He同位素指示幔源组分占比不足5%，研究区大地热流值为67~69 mW/m².综上，神灶温泉区是以壳内放射性生热为主要热源的中温对流型地热系统.

关键词

海上温泉 / 温泉水化学 / 地热气体化学 / 地热流体循环模型 / 热储温度 / 地球化学

Key words

hot springs in the sea / hydrochemistry of hot spring / chemistry of geothermal gas / circulation model of geothermal fluid / reservoir temperature / geochemistry

全球共有4大地热带，包括：大西洋中脊地热带、东非裂谷地热带、环太平洋地热带以及地中海-喜马拉雅地热带.受印度板块和太平洋板块俯冲的影响，中国处于两个全球地热带上，其西南地区的喜马拉雅地热带是地中海-喜马拉雅地热带的一部分，东部的台湾地区地热带则属于环太平洋地热带（图1a）.同样受太平洋俯冲带的影响，中国大陆的东南沿海地区25 °C以上的温泉超过461个（图1b），占全国温泉数量的21%（陈墨香，1992），是我国重要的中低温地热带.

温泉疗养是最为传统的中低温地热资源直接利用形式之一，温泉旅游也成为温泉出露区所在地的支柱经济产业之一.在海岸带附近，海水温泉是独具特色的地热资源.基于水文地质和水文地球化学视角，海水温泉地热流体的循环机制和地热系统成因模式一直是重要的科学问题和研究焦点，原因是：一方面，这类温泉常以高矿化度为主要特征，例如山东即墨温泉水矿化度达11 g/L（Hao et al.，2020），福建漳州地热水达12 g/L（庞忠和，1987），粤西沿海地热水达13 g/L（袁建飞，2013），且高矿化度地热水会诱发地热开发利用过程中的设备腐蚀问题；另一方面，高浓度微量组分（如S、Sr、Rn等）的水化学特征和临近海域的自然风光地理优势，常被用作海水温泉的营销卖点，而识别其化学组分的来源与流体循环模式是科学可持续开发利用海水温泉的重要依据.

广东省江门市台山市的神灶温泉，因其地处海滩而得以成为著名的“海上温泉”（图1c，1d）. 70~80°C的温泉水自滩涂涌出，且伴有气泡冒出，水温及流量受潮汐影响微弱.因此，结合区域地热地质和水文地质条件，分析包括地热水和地热气体在内的流体地球化学演化机制，将为揭示这一海上温泉的成因机制提供关键信息.

1 研究区地理条件及地质背景

广东省江门市台山市位于珠江三角洲西南部，属于亚热带海洋性季风气候，全年阳光充足，气候温和，年平均气温21.8 °C.境内雨量充沛，具有明显的季节性，年均降雨量1 936 mm，降雨年内分配主要集中于4~9月.全市境内有盆地、平原、丘陵、高山、滩涂等地貌.

台山市区内出露中-晚元古代、震旦纪、白垩纪和第四纪地层.其中，神灶温泉出露的汶村镇地处滨海平原，南面南海，西邻镇海湾，北倚笠帽山、歪头山、马头山等，最高海拔624 m（图1c）.研究区内地层沉积类型以海陆交互沉积为主.岩性主要为砂砾层、砂层、粉砂及黏土，下伏白垩世侵入岩和中侏罗世侵入岩，岩石类型主要为花岗岩类和闪长岩类，具体包括早白垩世二长花岗岩，晚侏罗世二长花岗岩和中侏罗世花岗闪长岩.从区域构造背景看，神灶温泉区位于新华夏构造带第二隆起带南部.受西太平洋板块俯冲的影响，广东省新生代构造活动强烈，整体受北东向主断裂和北西向次级断裂的影响.研究区位于恩平-新丰深大断裂带的南段.该断裂带陆区出露长约450 km，总体走向40°，宽度约5~20 km.燕山期岩浆沿断裂发生多次侵入事件.

地球物理探测结果表明，东南沿海地区地壳厚度在30~32 km左右（Zhang and Wang，2007）.自晚中生代以来处于滨太平洋构造域，地壳发生强烈活化.据测定，台山地区地温梯度为27.5 °C/km，大地热流值为82.52 mW/m²（汪啸，2018）；研究区附近平均花岗岩放射性生热率为2.8~4.9 μW/m³（赵平等，1995）.

2 样品采集与分析测试

2.1　样品采集方法

本文研究的地热水、地热气体和海水样品采集于2020年11月，采样地点位于神灶温泉区，包括4组地热井水样品，2组地热气体样品和1组海水样品，采样点位置分布如图1d所示.其中，地热井深度均在100 m左右.此外，收集文献中记录的神灶温泉区水化学数据4组（Wang et al.，2018），以对比并综合分析研究区内地热流体地球化学特征.

地热气体采用排水集气法收集于冒泡温泉.将耐高温、耐酸碱的聚四氟乙烯漏斗连接硅胶管，硅胶管末端连接尖口玻璃管，确保各连接处不漏气.收集温泉气泡时，将上述连接装置的玻璃管端浸于装有地热水的盆中，用地热水从漏斗一侧匀速灌入，排出其中气泡.待漏斗中地热水处于满溢状态时，用塑料膜迅速蒙住整个液面，同时注意避免液面与塑料膜之间存留气泡.随后，迅速倒转漏斗并直接覆盖温泉出气孔，继而缓慢撤出塑料膜.待温泉中冒出的气体将漏斗、硅胶管和玻璃管中的地热水排出后，浸于盆内的玻璃管端会有气泡冒出.冒泡持续3~5分钟后，即可用排水法将气体存于盐水玻璃瓶中.

上述地热气体采样时用50 mL的盐水玻璃瓶作为样品容器，排水集气的整个过程玻璃瓶口始终保持浸没在地热水中，直至瓶中留有少量地热水时用胶塞封闭玻璃瓶.封闭的玻璃瓶从地热水中取出，用铝盖压紧瓶口并倒置于盛满地热水的500 mL塑料瓶中.确保塑料瓶中未残留任何气泡后，旋紧瓶盖，以密封胶带密封塑料瓶盖.这种保存方法旨在尽可能防止样品在运输、保存及待测过程中发生气体渗漏，保证样品质量.同时，为防止不同测试项目导致样品取用污染，每个采样点各采集3个平行样品，分别用于测试气体组分、稀有气体He、Ne同位素比值及CO₂、CH₄的碳同位素比值.

水的总溶解固体含量（TDS）、电导率（EC）、pH、温度等参数均采用便携式多参数仪（Hach-SensIon 156）测定.碱度采用Hach数字滴定器，以酚酞、甲基橙作酸碱指示剂，通过酸碱中和法在现场滴定，并最终换算为重碳酸根和碳酸根浓度.用于室内测试的水样均在现场经过0.45 μm的滤膜过滤，装入聚乙烯瓶中.聚乙烯瓶使用前，需要用去离子水润洗2~3遍后再经过滤的水样润洗2~3遍.其中，用于测试阳离子浓度、微量元素、锶同位素的水样中均滴入2滴由优级纯HNO₃和超纯水配制的溶液，HNO₃浓度为6 mol/L.所有装满水样的聚乙烯瓶拧紧旋盖后，均以美国产的Parafilm封口膜密封，防止泄露及空气污染.

2.2　样品测试方法

气体中各组分体积百分比含量测试采用美国菲尼根玛特公司（Finnigan MAT）研制的磁质谱仪，MAT 271气体同位素质谱仪完成.电离源为电子轰击型（EI），检测器为法拉第杯，质量范围1~ 350 amu（原子质量单位），在3个量级内灵敏度线性小于3%，常规浓度检测范围0.000 1%~100%，相对标准偏差小于5%.气体CH₄、CO₂碳同位素测试采用同为美国菲尼根公司（Finnigan）研制的Delta VTM型稳定同位素比值质谱仪，该仪器属于动态真空质谱仪，是目前DELTA同位素比值质谱仪中最灵敏的，误差限为±0.3‰.碳同位素比值用相对千分差δ表示，标准样品参照PDB（Pee Dee Belemnite from South Carolina）.稀有气体He、Ne同位素测试项目包括³He/⁴He、 ⁴He/²⁰Ne比值，采用英国Nu仪器公司制造的Noblesse稀有气体同位素质谱计完成.该仪器属于静态真空质谱仪，主要针对微量稀有气体进行分析，其要求超高真空度，一般在10^-12 mbar量级，对样品的纯净度要求高，纯化系统复杂.仪器配置了1个法拉第杯，3个电子倍增器.电子倍增器分辨率>700，确保HD不干扰³He. ⁴He灵敏度>0.2 A/bar.大气标准样品采集自兰州皋兰山山顶.稀有气体同位素测试的不确定度<10%，精度<3%.气体组分和气体碳同位素在中国科学院西北生态环境资源研究院的稳定同位素组成分析实验室完成，稀有气体同位素在该单位的稀有气体同位素分析实验室完成.

水中阳离子浓度采用ICP-AES（Icap6000，ThermoFisher Scientific）测定.水中46种微量元素及稀土元素含量采用ICP-MS（7500C，Agilent）测定，质量控制采用多元素标准溶液（90243和51844，Fluka），阳离子与微量元素分析精确度小于0.5%；阴离子采用Ion Chromatography（Dionex ICS600， ThermoFisher Scientific）测定.氢氧稳定同位素采用激光水同位素分析仪（L1102-I， Picarro）测定，同位素比值D/H和¹⁸O/¹⁶O用相对千分差δ表示，即δ=（R _Sample/R _Standard-1）×1 000，标准样品参照VSMOW （Vienna Standard Mean Ocean Water）. δ¹⁸O与δD的检测精度分别为±0.1‰和±1‰. Sr同位素采用热表面电离质谱仪（9444，Phoenix）测定，Sr同位素表示方法为⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.水化学组分、氢氧稳定同位素及Sr同位素分析均在核工业北京地质研究院分析测试中心完成.所有水样分析的各项指标的准确度和精密度均符合质量要求，绝大部分阴阳离子平衡相对误差小于10%，样品检测合格率为100%.

3 分析结果

3.1　水化学与同位素组成

神灶温泉水化学与同位素测试数据如表1和表2所示.采样点地热水露头温度为61~80 °C，近中性，pH值7.0~7.3，地热水样品的阴阳离子电荷平衡误差为1.0%~3.7%.地热水中TDS值在 8 110 mg/L至8 840 mg/L之间，远低于海水样品（SZ05）的TDS值（28 200 mg/L），也低于前述中国东部典型海水温泉的TDS值，如即墨温泉、漳州温泉等.然而，神灶温泉的TDS值显著高于非沿海温泉水的TDS值，例如，广东阳江新洲地热田TDS值最高为3 029 mg/L，Chen et al.（2016）报道的广东省西南部其他地区地热水TDS值多数低于 1 000 mg/L；而中国第一个地热电站所在的广东丰顺地热田TDS值仅257 mg/L，其附近的梅州其他地区温泉水TDS值也多在200~400 mg/L之间（Luo et al.， 2022）.如图2所示，地热水化学类型属于Cl-Na∙Ca型，其中Cl浓度为4 691.1~5 297.3 mg/L，Na浓度为2 386.7~2 585.6 mg/L，Ca浓度为790.0~922.2 mg/L；海水则为Cl-Na型.地热水中SiO₂含量（101.2~104.7 mg/L）远高于海水中的硅含量（12.6 mg/L）.此外，地热水中Li浓度高达 2 724~2 759 μg/L，Sr浓度达15 594~17 678 μg/L，远高于海水的相应离子浓度（Li为328 μg/L，Sr为5 021 μg/L），而Br、Al、B等则远低于海水浓度.地热水δ¹⁸O值为-6.0‰~-5.5‰，δ²H值为-36.9‰~-34.9‰，与海水同位素比值相比较贫化；地热水中锶同位素比值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.712 0~0.712 2）则略高于海水锶同位素比值（0.710 0）.

3.2　气体化学与同位素组成

地热水溶解气的气体组分分析结果（表3）显示，SZ01采样点的气体以N₂为主要组分，体积百分含量达94.34%，微量气体组成包括O₂、Ar、CO₂、CH₄、He和H₂等，体积百分含量分别为2.45%、1.54%、0.89%、0.31%、0.25%和0.22%.而另一个样品的组分分析结果则与空气组分相近，N₂含量为79.86%，O₂含量为19.09%，指示该采样点用于气体组分测试的样品可能在采样过程中发生了泄露或测试过程中被空气污染.但上述两个采样点用于稀有气体He、Ne同位素测试和¹³C同位素测试的样品则呈现相似比值，指示样品质量较好.SZ01和SZ04采样点的³He/⁴He比值分别为6.17×10^-7和5.17×10^-7，相当于0.44 Ra和0.37 Ra（Ra为空气中³He/⁴He比值，1.43×10^-6），⁴He/²⁰Ne分别为132和5.8，高于空气特征值0.318（Sano and Wakita，1985）.SZ01和SZ04的溶解气δ¹³C_CO2值分别为-16.9‰和-13.9‰；δ¹³C_CH4值分别为-45.3‰和-42.5‰.

4 讨论

4.1　地热水补给与组分来源

水同位素（δ²H、δ¹⁸O）分析是识别地热水补给来源的有效方法.如图3所示，本研究报道的地热水同位素和文献中收集的神灶温泉热水同位素值均位于大气降水线附近，说明神灶温泉水受大气降水补给.结合区域地形分析可知（图1c），神灶温泉三面环山，南面朝海，故周边山地入渗的大气降水可能是该地热系统的补给水源.同时，图3中地热水数据点的分布位置相对降水线呈现右上倾的趋势，因地热水在采样前未经历蒸发过程，且正向氧漂移并不显著，因此笔者判断神灶温泉水在出露地表前经历了与海水的混合过程.由于海水TDS值较高，神灶温泉水混入海水是导致其TDS值高于多数非沿海地区温泉水的原因.

Na/Cl比值和Br/Cl比值可用于区分海相成因地热水和非海相成因地热水.在本研究中，神灶温泉的Na/Cl摩尔比值为0.7~0.8，质量比值为0.5，小于并接近海水的相应比值（0.9和0.6）；Br/Cl摩尔值为1.0~1.1（表2），质量比值为0.002 3~0.002 5，高于海水的相应比值（0.9和0.001 9）.这种比值特征指示地热水中盐分来源主要为现代海水，而非海相蒸发岩溶滤或残余古海水混入（Hao et al.，2020）.地下水中的Ca和Sr具有相似来源，因而常将二者一同讨论.本研究中，地热水Ca、Sr浓度及Sr同位素比值与海水样品的差异显著，指示地热水有海水以外来源的特征.如图4a所示，地热水中富集Ca，其摩尔浓度达到23 mmol/L，远高于海水中的Ca含量（8.7 mmol/L）；同时，Sr浓度在地热水和海水样品中也呈现近3倍的差异.这种现象指示Ca、Sr元素并非来自混入的海水，而与其储层围岩溶滤过程相关.地热水的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值与全球平均河水⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr比值（0.712）（Sedlacek et al.，2014）相近（图4b），即与第四纪松散沉积物溶滤作用相关.与此同时，已有研究多将华南地区温泉成因与遍布的花岗岩相联系（旷健等， 2020），但水中锶同位素比值显著低于华南地区花岗岩⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值（0.735 4）（凌洪飞等，2006），这种情况可能是由于地热水与低锶同位素比值的海水发生了混合.因此，地热水中的Ca、Sr可能主要来自于地热水径流过程中对第四系沉积物和下伏中生代花岗岩的溶蚀.这一过程可进一步通过对比地热水Ca/Na摩尔比和Mg/Na摩尔比加以验证.水中Ca/Na摩尔比和Mg/Na摩尔比的关系可以评估碳酸盐岩、硅酸盐矿物、蒸发岩等不同岩性的溶蚀过程对水质的影响.从图4c可以看出，研究区地热水位于全球平均硅酸盐溶蚀区，表明硅酸盐矿物的非全等溶解是控制地热水中Na、Ca和Mg元素相对含量的主要因素.

稀土元素配分模式是示踪地球化学过程的常用工具，本文选用北美页岩（NASC）为稀土元素标准化参照，并将稀土元素配分模式展示为如图5所示的稀土元素含量的标准化值随原子序数的变化曲线.值得指出的是，本文选择NASC作为标准化参照，是因为北美页岩的标准化配分模式被人们称为“海水型”配分模式，表现为重稀土元素相对于轻稀土元素富集且Ce表现为显著负异常（Goldberg et al.，1963）.将本研究的水样标准化配分图与NASC配分图对比发现，地热水样品和海水样品均呈现重稀土元素（HREEs）富集的现象，其中地热水样品表现出轻微的Ce负异常和显著的Eu正异常.地热水pH值显示其水环境呈中性，此时碳酸根络合物是无机络合态稀土元素的主要存在形式，其中富集的HREEs主要以Ln（CO₃）₂ ^-的形式存在（Guo et al.，2010）.地热水和海水样品均呈现Ce负异常特征，这与全球海水具有Ce负异常特征的统计现象相吻合，指示水体经历了开放的氧化环境，导致三价Ce氧化并沉淀析出，说明经历了深循环的地热水在与海水混合过程中由强还原环境转变为氧化性环境.Eu的富集则主要受控于水岩相互作用，长石类矿物，如斜长石、钠长石等的非全等溶解过程是导致地下水富含Eu的主要原因.这一原因也适用于本研究区的地热水，因为如上述关于阳离子来源的讨论，地热水在热储层中参与了硅酸盐矿物的非全等溶解，必将诱发长石溶解导致的Eu正异常.因此，研究区下伏中生代二长花岗岩和花岗闪长岩等的溶蚀过程，控制了神灶温泉的水化学组成.

4.2　热储温度与循环深度估算

热储温度是划分地热系统成因类型和评价地热资源潜力所不可或缺的重要参数.地球化学温度计方法，尤其在勘探初期，是评估热储温度既经济又有效的手段.目前，不同学者提出的温度计方法已有20多种，主要包括：硅温度计、Na-K温度计、Na-K-Ca温度计、Mg-校正的Na-K-Ca温度计、Na-K-Ca-Mg体系平衡图解温度计、多矿物平衡化学温度计、FixAl模拟等.这些方法对不同地热系统的适用性各不相同，尤其对于本研究区地热水受到海水混合的情况，需要多种方法综合讨论以评价热储温度.

基于硅温度计、Na-K温度计、Na-K-Ca温度计和K-Mg温度计计算的神灶海上温泉水热储温度及相应公式列于表4，同时图6a以箱型图的方式给出各方法所得结果的对比.两种玉髓温度计所得的温度最低，平均值分别为112 °C和110 °C；两种Na-K温度计所得结果最高，平均值达到165 °C和183 °C；Na-K-Ca温度计所得结果也偏高，为159 °C；石英温度计、K-Mg温度计和另外两种Na-K温度计所得的热储温度值相近，集中在130~140 °C.这些热储温度计的提出多基于单一矿物组分溶解平衡，且受浅部冷水混合影响显著，因此多种温度计所得结果差异较大.Giggenbach（1988）提出的Na-K-Mg三角图解法综合考虑了钠长石、钾长石、白云母和斜绿泥石等多种矿物组合的溶解平衡，用水中的Na/K比值和K/Mg比值综合限定热储温度.基于这种方法可以评价水岩反应平衡状态，并将水样划分为未平衡水、部分平衡水和完全平衡水.如图6b所示，神灶温泉水落于部分平衡水区域，并且分别靠近Na-K温度计175 °C平衡线和K-Mg温度计125 °C平衡线，表明地热水并未与含Na、K、Mg的矿物达到完全溶解平衡状态（李洁祥等， 2017）.

多矿物平衡图解法（Reed and Spycher，1984）考虑了热水在储层中与多种矿物之间的化学平衡状态，通过绘制矿物的lg（Q/K）-T图，当储层中一组矿物在某一温度下达到溶解平衡，则该温度为热储温度.进一步地，针对地热水样品在上升至地表过程中发生脱气、混合等现象以及样品测试过程中Al浓度测试失准等问题，Pang and Reed（1998）提出了FixAl方法加以校正模拟.选取本研究区温度最高的采样点（SZ01）的水化学组成，利用SolveQ软件进行FixAl热力学平衡模拟，计算出地热水在130 °C附近接近多矿物溶解平衡（图7）.这一结果与上述Na-K-Mg三角图解法、K-Mg温度计和Na-K温度计等计算结果相近，指示神灶海上温泉水的热储温度为130 °C左右.而玉髓溶解平衡控制的SiO₂浓度偏低的现象，则归因于海水混入的稀释作用.根据Arnórsson et al.（1983）提出的玉髓溶解平衡方程，计算得到130 °C下SiO₂浓度应为142 mg/L，进而由海水样品（SZ05）和热水样品中SiO₂浓度可以计算得到海水混入比例为29%~32%.另一方面，由上述计算的热储温度（130 °C），年平均气温（21.8°C）和地温梯度（27.5°C/km）可估算神灶温泉水在地下的循环深度接近4 km.

4.3　气体组分来源及对热背景指示

一般认为，地热气体中，氧气为空气混入组分，故其所占比例可用于评估样品受到空气污染的程度；氮气、氩气来源主要为大气，但由于二者化学性质稳定，不易发生化学反应，大气溶于地表水，地表水沿着断裂等渗流入地下运移，大气在运移过程中氧气等活性组分随运移距离增大而由于氧化作用而耗尽，而氮气、氩气则随运移距离增大含量相对增加.正因如此，国内中低温温泉气体以氮气为主要组分（戴金星等，1994）.据前人研究成果，饱和地下水的N₂/O₂比值约为3.7，N₂/Ar比值约为40，大气中N₂/Ar比值约为83.6（Marty et al.，1991）.对比表3中所列数据，SZ04样品的N₂/Ar比值和N₂/Ar比分别为4.2和96.2，接近大气特征值，再次指示用于气体组分测试的样品收到了较为严重的空气污染；而SZ01样品的N₂/O₂比值和N₂/Ar比值分别为38.5和61.3，表明流体循环过程中N₂组分发生了累积，这种积累主要在径流过程中的密闭还原条件下发生.此外，气体组分中的He含量达到0.25%，显著高于大气中He含量（0.000 5%），也佐证了流体循环过程中化学性质稳定的气体组分发生了累积，而这种积累则可能源于中生代花岗岩中放射性元素²³⁸U、²³⁵U和²³²Th的衰变.神灶温泉地热气体组分的这种特征与如西藏羊八井地热田（Wang et al.，2022）和四川康定地热田（Tian et al.，2021）等以CO₂为主要气体组分的高温地热系统不同，说明研究区具有深大断裂带并沟通地幔或壳内熔融岩浆作为直接热源的可能性极低.

地热研究中，氦同位素得以被广泛应用，因为不同来源的氦同位素比值R（³He/ ⁴He）差异显著：大气氦的同位素比值（Ra）为1.43 × 10^-6；代表上地幔的大洋中脊玄武岩（MORB）中氦同位素比值R约为8±1 Ra；而地壳中氦同位素比值R通常为0.005~0.02 Ra左右（Karakuş，2015）.如图8a所示，稀有气体He、Ne同位素特征指示本研究中SZ01和SZ04两个用于稀有气体同位素测试的样品受空气污染程度较低（<10%），氦气中幔源组分所占比例不足5%，而壳内放射性成因氦气占比95%以上.这种现象说明，以高R比值为特征的幔源岩浆或通过流体对流传递的幔源热作为神灶温泉热源的可能性甚微，而壳内放射性生热是地热系统的主要热源.结合区域地质背景，中生代花岗岩的放射性生热贡献不可忽视，因为研究区附近花岗岩放射性生热率达到2.8~4.9 μW/m³（赵平等，1995），远高于大陆地壳平均生热率1 μW/m³（Waples，2001）.也就是说，神灶温泉的地热水是大气降水在地壳内渗流过程中被放射性元素衰变产生的热量加热，进而出露地表的.此外，利用氦同位素方法可以估算区域热流值、壳幔热流比值，其原理是：地热气体中的³He主要来源于地幔，³He通量与地幔热流之间存在正相关关系；⁴He来源于地壳中铀、钍、钾元素的放射性衰变，这些元素衰变过程产生的热能则构成了地壳热流，因而⁴He通量与地壳热流呈正相关关系（Polyak et al.，1979；O’nions and Oxburgh，1983；汪洋，1999， 2000）.如表3中所列，据样品数据计算得到神灶温泉区的热流值为67~69 mW/m²，其中地壳热流占比52%~53%.上述结果低于台山地区大地热流实测值82.52 mW/m²（汪啸，2018），高于中国大陆平均大地热流值63 mW/m²（Hu et al.，2000），与华南地区平均热流值（69.4±11.0 mW/m²）（Jiang et al.， 2019）相当.进一步地，根据Duchkov et al.（2010）统计的热流温度与特定深度地层温度的关系估算神灶温泉区地面以下40 km、50 km深度处的地层平均温度分别为837±40 °C和954±50 °C.虽然上述计算均基于一系列对地质条件的假定和统计学意义，但在缺少可用于实测大地热流的理想地热井时，这些数据可以为日后针对本研究区的深部地热地质勘察提供基本参考.

上述稀有气体He、Ne同位素的分析结果表明神灶温泉气体中的幔源挥发分含量微弱，以壳内变质成因为主.因此，CO₂来源以碳酸盐岩和有机沉积物变质成因为主，CH₄的来源则包含壳内无机成因、有机物热变质成因和微生物成因.已有研究指出，海相沉积碳酸盐岩变质成因CO₂的δ¹³C值约为0±2 ‰ VPDB；幔源CO₂的δ¹³C值约为（-6±2）‰ VPDB，有机质成因CO₂的δ¹³C值<-20‰（Sano and Marty，1995）.同时，三种不同成因的甲烷碳同位素比值也不相同.在地热研究中，通常将甲烷碳同位素比值与二氧化碳的碳同位素比值联合分析，这样不仅可以直观判断甲烷气体的成因，而且二者在地下深部发生同位素交换达到平衡时的温度可以指示深部的环境温度（Ueno et al.，2006）.例如，图8b显示神灶温泉气体中CO₂、CH₄为有机沉积物发生热变质的产物，二者碳同位素交换平衡温度在200~300 °C之间.该温度高于上述地热水的热储温度，这种现象说明有机沉积物变质生成CO₂、CH₄等气体的过程发生于地壳深部，随后因断裂沟通深部地层而输送至地表.

4.4　地热流体循环模式

综合上述分析，可以构建神灶海上温泉的地热流体循环模型（图9）.神灶温泉出露于广东省南部南海海岸.受中生代以来滨太平洋构造域的构造活动和岩浆活动的影响，区域地壳厚度为30 km左右，局部大地热流值为67~69 mW/m²，地壳放射性生热占比52%~53%.由周边山地大气降水补给的地下水沿断裂或裂隙入渗至下伏中生代花岗岩，发生水岩反应的同时，消耗了溶解的氧化性气体组分（如O₂），积累了化学惰性的气体组分（如N₂、Ar、He等），溶解了花岗岩放射性衰变产生的⁴He，并被储层内放射性生热所加热.在入渗至地下4 km左右时，地热水温度达到130 °C，随后地热流体遇到张性断裂并沿断裂升流.升流过程中，继续溶解沿断裂上升的深部来源气体，如CO₂、CH₄、He等，并在上升至近地表的次级裂隙时与入渗的现代海水发生混合，混合比例为29%~32%.最终，温泉水以80 °C左右的温度出露于地表.

5 结论

广东省江门市的神灶海上温泉是中国大陆东南沿海地热带典型的海上温泉.通过对神灶温泉区的地热水、地热气体进行地球化学研究，结合区域地质条件及构造背景，得出以下主要结论：

（1）地热水TDS值为8 110~8 840 mg/L，水化学类型为Cl-Na∙Ca型.地热水²H、¹⁸O同位素组成指示温泉水由大气降水补给，且未发生强烈的水岩反应.水中离子浓度相对含量，如Na/Cl、Br/Cl、Mg/Na、Ca/Na等，以及稀土元素配分模式均指示温泉水中的盐分主要来自于还原环境下水与硅酸盐矿物的水岩反应和在近地表的现代海水混入，其中现代海水混入比例为29%~32%.

（2）受海水混入发生稀释的影响，基于硅温度计所得的热储温度偏低；而基于单一矿物溶解平衡的阳离子温度计计算结果差别较大.考虑了钠长石、钾长石、白云母和斜绿泥石等多种矿物组合的溶解平衡的Na-K-Mg三角图解法和地球化学热力学平衡模拟法所得的热储温度相近，指示神灶温泉热储温度为130 °C.进一步地，这一热储温度表明神灶温泉水的循环深度接近4 km.

（3）神灶温泉气体呈现典型的以N₂为主要组分的中低温地热系统的气体组成特征.CO₂、CH₄为有机沉积物发生热变质的产物.He同位素组成指示幔源组分所占比例不足5%，而氦气的积累主要归因于壳内放射性元素衰变，占比达到95%以上.因此，神灶温泉区的幔源岩浆或通过流体对流传递的幔源热作为神灶温泉热源的可能性甚微，而壳内放射性生热是地热系统的主要热源.神灶温泉区的局部热流值为67~69 mW/m²，地面以下40 km、50 km深度处的地层平均温度可能分别达到837±40 °C和954±50 °C.

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基金资助

国家重点研发计划项目课题(2019YFC0604901)

国家自然科学基金项目(41902252)