金山岭长城矿水床的成因.pdf_大学文库

为逆冲断层（图1b和c),走向东西，是阻水的。而F、F4、Fs都为高角度正断层，是导水的。本区普遍发育NE、NNE和NNW3组张性构造节理。 Jxw因经历多次构造运动，裂隙纵横，岩溶相当发育，尤以关门背斜轴部的张节理与层间裂隙处岩溶发育为最。加之，深断裂℉1通过此处，更有利于岩溶向深部发展。溶洞和裂隙网络，为地下水提供了蓄集空间和深循环通道。所以，Jxw为本区主要含水层。e和r浅部断裂比较发育，由于发育深度有限，其中的裂隙水只能作浅部迳流。迳流过程中，大部分由河流排泄，小部分则可通过断裂通道流人JxW。故从深部看，ε和r应为隔水岩体。A,b和J2h 为本区相对隔水层。综上所述，岩性和构造的结合，形成了本矿水床的蓄水构造一一个走向东西的、开启型的断层阻水式蓄水构造。其中Jxw为地下水深循环的含水介质，F,以南的J2和e为其南面、东面之隔水底板和隔水岩体，F2以北的为其北面之隔水岩体。 50 2矿水床的水源 -50 2,1水源 Craig研究了世界上主要地热区的地下热 -150 水和蒸气的氢氧稳定同位素组成，发现地下热 -200 Ccaig line 水主要由大气降水补给。本矿水床也不例外。 1--Jinshan mountsin thermal spring -250 Z--Hount qoeolangra snow (8848.13 1990年11月于矿泉泉口采样，经国家地震局 -0 -25 =20 -15-10 -5 608。 0 地质研究所测得影6D=-72.1;6018= 图28D与6OI8值间的关系 -10.23%,二者间关系值处在Craig全球降水 Fig.2 The relation between &D and 8018 线附近（图2），故水源亦主要来自大气降水。 2.2降水补给的高程降水中D和O18的含量随高程增加而碱少的现象称为氢氧稳定同位素高程效应。选取文献〔2)中相关性较好的37组数据，进行回归分析，得北京及其附近地区高程效应方程： 6D=-59.30-0.0160Hp (r=0.844) (1) 6018=-8.79-0.0020H。(r=0.929) (2) 式中；Hn和H,分别表示D和O1的高程效应所对应的高程(m)。由式(1)、(2)可知，北京及其附近地区的高程梯度分别为-1.60%/100m和-0,20%/100m。将上述测得的6D、6018 值分别代人式(1)、(2)得：Hn=800m;H。=720.0m。 H。偏低，是因为6O18偏高。O18偏高原因：据地下热水研究〔s),地下热水与围岩中氧同位素交换可使热水的6O18值明显增高，其代表性反应如下； 2si0:+H,0<号si0+H,0 2 }CaC0g8+H,0t→子CaC0g+H,08 509

为逆冲断层图和。，走向东西，是阻水的。而、、。都为高角度正断层，是导水的。本区普遍发育、和组张性构造节理。因经历多次构造运动，裂隙纵横，岩溶相当发育，尤以关门背斜轴部的张节理与层间裂隙处岩溶发育为最。加之，深断裂通过此处，更有利于岩溶向深部发展。溶洞和裂隙网络，为地下水提供了蓄集空间和深循环通道。所以，为本区主要含水层。 ‘ 和浅部断裂比较发育，由于发育深度有限，其中的裂隙水只能作浅部还流。通流过程中，大部分由河流排泄，小部分则可通过断裂通道流入。故从深部看，和应为隔水岩体。，、和、为本区相对隔水层。综上所述，岩性和构造的结合，形成了本矿水床的蓄水构造－一个走向东西的、开启型的断层阻水式蓄水构造。其中为地下水深循环的含水介质，，以南的、和君为其南面、东面之隔水底板和隔水岩体，以北的为其北面之隔水岩体。矿水床的水源。水派研究了世界上主要地热区的地下热水和蒸气的氢氧稳定同位素组成，发现地下热水主要由大气降水补给。本矿水床也不例外。年月于矿泉泉口采样，经国家地震局地质研究所测得， ‘ 二一。编，，一编，二者间关系值处在全球降水线附近图，故水源亦主要来自大气降水。碧气卫厂骊白】劝诫一刻乃 ” 一呜一劝白卜帕 ‘ 日 · 、一南甲仙鸭用 ‘ 图占与占值间的关系占乙降水补给的高程降水中和 ‘ “ 的含量随高程增加而减少的现象称为氢氧稳定同位素高程效应。选取文献〔〕中相关性较好的组数据，进行回归分析，得北京及其附近地区高程效应方程一。一。，二。泞吸、了、，上、夕声工一。一。。式中。和。分别表示和 ’ 旧的高程效应所对应的高程。由式、可知，北京及其附近地区的高程梯度分别为一输。。和一编。。。将上述测得的、 ’ “ 值分别代入式、得。。 “ 。。。偏低，是因为 ‘ 吕偏高。 ‘ “ 偏高原因据地下热水研究〔 “ ’ ，地下热水与围岩中氧同位素交换可使热水的‘ ” 值明显增高，其代表性反应如下上， “ 么户合 ‘ ‘ 生毛号吞 “ “ 毒之盘乙之。

D而却不同。当地下热水与围岩发生交换反应时，地下水中的δD一般变化不大，这是因为岩石中含氢矿物少，D/H比值小，故对水的D值几乎无影响。于是，此处应以HD为准，而H。仅起到参考和校核作用。即矿泉水补给高程为800m。参照我国区域地质图(1：200000，承德幅，1975)，此处的800m以上的等高线基本展布于上述蓄水构造的东段一F4附近及其以东地区。因而可大致认为，该地区为矿泉的主要补给地区。 2.3矿泉水年龄天然水中氚(T或H3)主要有两个来源：天然T和人工T。天然T是在大气层上部由于字宙射线快速中子与稳定的N14原子发生核反应而产生： ,N14+0n1->1H3+。C12 北半球大气降水中天然T平均含量为5~10Tu(Tu一氚单位，1Tu=1氚原子/1018氢原子)。T的半衰期为12.262a,其寿命很短。因此，地下水越古老，其T含量越小，甚至趋于零。人工T主要由空中热核试验产生。1954至1963年，由于不断进行核试验，产生了大量人工T,并使大气降水中T含量剧增。据R.M,Brown提供的渥太华地区资料，1963年大气降水中T含量竟高达6000Tu,之后由于“禁试”，T含量逐年下降，至1970年降至150~200 Tuc4)。北京地区大气降水T含量：1979年为61.4Tu,1985年为46.8Tu)。水中T含量主要与上述来源有关，但还与各地自然地理、地质-水文地质条件有关。因此，氚法测龄虽可获良好效果，但必须有当地历年大气降水含氚量数据和深部热水同渗入补给水的混合比等资料，然而目前缺乏这些资料，故只能作一粗略估计。以T的半衰期代入放射性元素衰变公式N=N。e~x‘,可导出计算地下水年龄公式： t=40.732(logN。-1ogN) (3) 式中N,为补给水的原始T含量；N为t年后地下水的T含量。 1990年11月于矿泉泉口取水样，经中国科学院地质研究所测定本矿泉T含量为10.2Tu。为了粗略判定矿泉水年龄，现作如下假设： (1)设矿泉水是1985年降水入渗补给的，令N。=46.8Tu(北京数据)，算至1990年 t=5a,代人式(3)，得N=35.24Tu(>10.2Tu); (2)设矿泉水是1970年补给的，令N。=150Tu(渥太华数据)，算至1990年t=20a,代入式(3)，得N=48.42Tu(>10.2T); (3)设为1954年至1970年间某年补给的，则因大量人工T的影响，N。值增大，并导至 N>10.2Tu。显然，本矿旷泉为混合水，其中既有1954年以前降水入渗补给的“古水”，又混入了1954 年以后补给的“新水”。那末，“新水”在何处混入？混入量是多少？这两个问题可从矿泉动态等方面寻求定性答案。因本矿泉的水质、流量、水温动态都很稳定，故“新水”的混人必具两个特点：①必须是在较深处混人，而且混入位置不能离矿泉出露处太近；②混入水量很小。否则，必然要影彩响矿泉动态的稳定。 510

而却不同。当地下热水与围岩发生交换反应时，地下水中的一般变化不大这是因为岩石中含氢矿物少，比值小，故对水的值几乎无影响。于是，此处应以。为准，而。仅起到参考和校核作用。即矿泉水补给高程为。参照我国区域地质图。。。，承德幅，，此处的以上的等高线基本展布于上述蓄水构造的东段－附近及其以东地区。因而可大致认为，该地区为矿泉的主要补给地区。。矿泉水年龄天然水中氛或主要有两个来源天然和人工。天然是在大气层上部由于宇宙射线快速中子与稳定的 ’ ‘ 原子发生核反应而产生一。北半球大气降水中天然平均含量为一 “ “ －氖单位，二氖原子八 ’ “ 氢原子。的半衰期为。，其寿命很短。因此，地下水越古老，其含量越小，甚至趋于零。人工主要由空中热核试验产生。至年，由于不断进行核试验，产生了大量人工，并使大气降水中含量剧增。据提供的握太华地区资料，年大气降水中含量竟高达。。。 “ ，之后由于 “ 禁试 ” ，含量逐年下降，至年降至。。〔 ‘ 〕。北京地区大气降水含量了年为，年为。〔，，。水中含量主要与上述来源有关，但还与各地自然地理、地质一水文地质条件有关。因此，氖法侧龄虽可获良好效果，但必须有当地历年大气降水含氖量数据和深部热水同渗人补给水的混合比等资料，然而目前缺乏这些资料，故只能作一粗略估计。以的半衰期代入放射性元素衰变公式。一了 ’ ，可导出计算地下水年龄公式二。。一式中。为补给水的原始含量为年后地下水的含量。年月于矿泉泉口取水样，经中国科学院地质研究所测定本矿泉含量为。为了粗略判定矿泉水年龄，现作如下假设设矿泉水是年降水人渗补给的，令。二北京数据，算至。年二，代人式，得。设矿泉水是年补给的，令。握太华数据，算至年二，代人式，得。。设为年至年间某年补给的，则因大量人工的影响，。值增大，并导至》。。显然，本矿泉为混合水，其中既有年以前降水人渗补给的 “ 古水” ，又混人了年以后补给的 “ 新水” 。那末， “ 新水 ” 在何处混入混入量是多少这两个问题可从矿泉动态等方面寻求定性答案。因本矿泉的水质、流量、水温动态都很稳定，故 “ 新水” 的混人必具两个特点 ①必须是在较深处混人，而且混入位置不能离矿泉出露处太近 ②混入水量很小。否则，必然要影响矿泉动态的稳定。妙

根据特点①，再结合地质构造分析，并排除“古水”的主要补给范围（上述的蓄水构造东段)，可以推断，“新水”混入的最大可能位置是F,附近的地下深处。综上所述，本矿泉为混合水，其中以1954年以前降水人渗补给的“古水”为主，并混人了少量1954年以后人渗补给的“新水”。 3矿水床热源和地下水循环深度 3.1热源一般认为温泉热源主要来自地热增温、岩浆活动和其余热源。本区新生代以来岩浆活动较弱，晚第三纪玄武岩沿张家口~北票深断裂虽有零星分布（如尚义、建平的玄武岩便是)。经钻探揭示，北京东南部地层中亦有第三纪玄武岩穿插，但这些岩浆活动都远离本矿旷水床（距尚义280km,建平210km,北京东南部140km),其残热不可能形成如此大区域的地热异常，故本矿水床热源与岩浆活动关系不大。热源主要来自地热增温。 3,2地温梯度和水循环深度本区地温梯度：据文献c8),密云不老屯靠近本矿泉，其热流值q=3.76×10-2W/m2。如前述，地下水的深循环发生在蓄水构造的Jxw含水介质中，而灰质白云岩之热导率k= 3.38W/m·℃。因此，地温梯度grad=3.76×10-2/3.38=0.0111℃/m 矿水床热蓄温度T:根据邓孝等的研究(8)，华北地区地热钻孔水中SO2含量基本受玉隨的溶解度控制，低温热水适用如下玉髓温标预测热蓄温度。本矿泉水溶SO:浓度C= 24.2mg/1,所以， 4,69-0gC-273.15=38.6℃ T=1032 水循环深度H:本区恒温带深度h=20-30m,取h=25m。本区多年平均气温为8℃，令恒温带温度t'=8℃，则有 H=T-t grad t -+h=2781.7m≈2780m 本区处在我国热流值最低的位置8】，但出露温泉，这说明热源较深，地下水循环深度较大。计算所得的H值与这一概念吻合。 4矿泉水化学成分的形成前面已经讨论了矿泉水中的H2、O18和H3,以下讨论其他化学成分。 1988年至1990年曾4次（旱季、雨季各2次）在泉口取水样，并同时测定其水温和主泉流量。水样由中国顶防医学科学院和北京市地质工程勘察院等单位进行全分析。对比每次测定和分析结果表明，水质、流量、水温动态稳定。 511

根据特点① ，再结合地质构造分析，并排除 “ 古水 ” 的主要补给范围上述的蓄水构造东段，可以推断， “ 新水 ” 混人的最大可能位置是附近的地下深处。综上所述，本矿泉为混合水，其中以年以前降水人渗补给的 “ 古水” 为主，并混人了少量年以后人渗补给的 “ 新水 ” 。矿水床热源和地下水循环深度。热派一般认为温泉热源主要来自地热增温、岩浆活动和其余热源。本区新生代以来岩浆活动较弱，晚第三纪玄武岩沿张家口一北票深断裂虽有零星分布如尚义、建平的玄武岩便是。经钻探揭示，北京东南部地层中亦有第三纪玄武岩穿擂，但这些岩浆活动都远离本矿水床距尚义，建平，北京东南部，其残热不可能形成如此大区域的地热异常，故本矿水床热源与岩浆活动关系不大。热源主要来自地热增温。地沮梯度和水循环深度本区地温梯度据文献〔日 ’ ，密云不老屯靠近本矿泉，其热流值二 ’ 二 ’ 。如前述，地下水的深循环发生在蓄水构造的含水介质中，而灰质白云岩之热导率掩二。。 · 亡。因此，地温梯度二。一。 “ ℃ 矿水床热蓄温度根据邓孝等的研究〔 ” ’ ，华北地区地热钻孔水中含量基本受玉髓的溶解度控制，低温热水适用如下玉髓温标预测热蓄温度。本矿泉水溶浓度灯，所以，二。一一。。 ℃ 水循环深度本区恒温带深度一，取二。本区多年平均气温为 ℃ ，令恒温带温度尹 ℃ ，有二一产。、本区处在我国热流值最低的位置〔 ” “ ，但出露温泉，这说明热源较深，地下水循环深度较大。计算所得的值与这一概念吻合。矿泉水化学成分的形成前面已经讨论了矿泉水中的 “ 、 ‘ 和，以下讨论其他化学成分。年至。年曾次旱季、雨季各次在泉口取水样，并同时侧定其水温和主泉流量。水样由中国预防医学科学院和北京市地质工程勘察院等单位进行全分析。对比每次侧定和分析结果表明，水质、流量、水温动态稳定。事李

4.1矿水床水文地球化学特征按4次分析结果的平均值，用KyP1oB式表示如下： s0iaiSrM1CO222kpHD 显然，本矿水床水文地球化学类型为HCO,一Ca+Mg型水。从饮用天然矿泉水定名来说，因 H,SiO3和Sr含量达标(GB8537一87)，故属含H,SiO,和Sr的HCOg一Ca+Mg型矿泉水。其特色是低钠、低矿化度(M=0.425g/1或固形物=0.286g/1),并含有Se、F、Li、Zn、V、 Mo、Co、Fe、Ni、Ba等人体必需的微量元素。 4.2水化学成分的形成 (1)水中HCO5、Ca+、Mg+的形成：主要由含CO,的人渗成因或地下水溶滤蓟县系碳酸盐岩而产生。 (2)水中H2S1O,的形成：硅酸盐旷物约占地壳质量的75%，但其溶度很低，对于硅酸矿泉水的形成，至关重要的因素是地下水流经的岩石类型和温度、压力条件，本矿旷水床SO2 的物质来源主要有：侵入岩和蓟县系隧石层、硅质白云岩。对于侵入岩的硅酸盐矿物，可因水解作用和碳酸化作用而产生S02,例如： 4KCAISisO3+6H2O->A1sCSi0](OH)8+8SiO,+4KOH 4KCAISisO+4H2O+2CO2->AlCSis013(OH)+8SiO2+2KCOs 在以上反应中，除SO2进入水中外，同时还产生K+,然而本矿泉水是低钠水，Na+、K+含量甚低。尚且，如前所述，本区侵入岩中裂隙水仅只能作浅部迳流，温度、压力条件不利于上述化学反应。因此，水中SO,主要不是来自侵入岩，而对于蓟县系则不同，其SO2含量虽少于侵入岩，但因深循环发生于其中，温度、压力条件有利于SO:的溶滤，故S0,主要来自蓟县系。 (3)水中Sr的形成：Sr与Ca同族，属碱土金属，二者化学性质相似。但在岩石圈中Sr 远少于Ca,Sr为微量元素，它在碳酸盐岩、中酸性岩浆岩、粘土岩中相对比较富集，并可能形成菱锶矿(SrCO3)、天青石(SrCO4)等独立含锶矿物，本区蓟县系和侵入岩又是提供Sr来源的主要母岩，但能否形成含S矿旷水，则取决于水的侵蚀性(C02含量)、温度和渗流条件。显然，此处蓟县系更具这些有利条件。因此，S的来源主要仍是蓟县系，其次才是侵人岩。 5金山岭长城矿旷水床成因推断地下水主要在新城子正断层F以东高程800m以上的山区接受降水入渗补给后，在蓄水构造的控制下，沿蓟县系雾迷山组（丁xw)的地下深处（深达2780m)自东向西运流（深循环），沿途受到地热加温，并溶人各种组分，形成矿水床。在关门出露温泉，排泄于地表。旷泉水为混合水，其中主要为36年以前降水入渗补给的“古水”，并在F4一带地下深处混人了少量“新水”。 512

。矿水床水文地球化学特征按次分析结果的平均值，用二。式表示如下二蒙、，。。一 ‘ 。、。一。。瑟〔之〕。〔，〕。。显然，本矿水床水文地球化学类型为－型水。从饮用天然矿泉水定名来说，因和含量达标一，故属含和的－型矿泉水。其特色是低钠、低矿化度万二。或固形物二。，并含有、、、、、。、、、、等人体必需的微量元素。水化学成分的形成水中万、 “ 、 “ 的形成主要由含的人渗成因或地下水溶滤蓟县系碳酸盐岩而产生。水中的形成硅酸盐矿物约占地壳质量的，但其溶度很低，对于硅酸矿泉水的形成，至关重要的因素是地下水流经的岩石类型和温度、压力条件，本矿水床的物质来源主要有侵人岩和蓟县系缝石层、硅质白云岩。对于侵人岩的硅酸盐矿物，可因水解作用和碳酸化作用而产生，例如〔。。〕一一〔。〕。〔。〕一》〔。、。〕在以上反应中，除进人水中外，同时还产生，然而本矿泉水是低钠水，、 ‘ 含量甚低。尚且，如前所述，本区侵入岩中裂隙水仅只能作浅部通流，温度、压力条件不利于上述化学反应。因此，水中主要不是来自侵入岩，而对于蓟县系则不同，其含量虽少于侵入岩，但因深循环发生于其中，温度、压力条件有利于的溶滤，故主要来自蓟县系。水中的形成与同族，属碱土金属，二者化学性质相似。但在岩石圈中远少于，为微量元素，它在碳酸盐岩、中酸性岩浆岩、粘土岩中相对比较富集，并可能形成菱银矿。、天青石等独立含镌矿物，本区蓟县系和侵人岩又是提供来源的主要母岩，但能否形成含矿水，则取决于水的侵蚀性含量、温度和渗流条件。显然，此处蓟县系更具这些有利条件。因此，的来源主要仍是蓟县系，其次才是侵人岩。金山岭长城矿水床成因推断地下水主要在新城子正断层以东高程以上的山区接受降水人渗补给后，在蓄水构造的控制下，沿蓟县系雾迷山组的地下深处深达自东向西还流深循环，沿途受到地热加温，并溶入各种组分，形成矿水床。在关门出露温泉，排泄于地表。矿泉水为混合水，其中主要为年以前降水入渗补给的 “ 古水，，并在一带地下深处混人了少量 “ 新水 ”