地热能是典型的清洁能源，具有分布广、低污染且易于直接利用的特点^［1-2］。江西地处欧亚板块东南部，横跨华夏、扬子板块，构造活动频繁，地热资源较为丰富，已查明的热异常泉、钻孔共170处，温度集中在30～50℃，最高达83℃^［3-7］。不合理开发利用地热资源会导致生态环境问题，例如地下水位下降^［8-9］、地面沉降^［10-13］以及地热尾水污染^［14-16］等，其中高氟地热尾水排放导致的氟污染逐渐受到关注。探究高氟地热水中氟的来源、分布特征及成因机制对合理开发地热资源、避免次生污染具有重要意义。

氟是构成人体骨骼和牙齿的基础元素^［17-19］，成年人每日氟摄入量约1.5～4.0mg，其中约三分之一通过饮水摄入，摄入过量的氟会导致氟斑牙、氟骨病等疾病^［20-22］。《生活饮用水卫生标准》(GB 5749—2022)规定饮用水中氟化物的限值为1.0mg/L，当氟含量大于1.0mg/L时被定义为高氟水。含氟矿物溶解^［23-25］、蒸发浓缩^［26-27］和阳离子交换^［28-29］等多种水文地球化学作用叠加是导致高氟地下水的主要原因。不同区域高氟地下水成因机制差异较大，可归纳为三种类型：溶滤型、蒸发浓缩型和断裂控制型。溶滤型高氟水主要发生在富氟岩石分布区，富氟矿物在水岩作用下进入地下水体是导致高氟地下水的主要水文地球化学作用；蒸发浓缩型主要分布于平原和盆地地区，地下水位埋深较浅，浅层地下水蒸发作用强烈，蒸发浓缩作用是导致地下水中氟浓度增加的主要水文地球化学作用；断裂控制型高氟水主要分布于深大断裂沿线，多为高氟地热水，断裂带是地球深部与地壳浅部进行物质、能量和信息交换的主要通道，深部物质以地下水为载体，以破碎断裂带为通道，自地壳深部向浅地表运移，在运移过程中发生复杂水文地球化学作用，影响地下水离子组分特征。探究断裂控制型高氟地热水可进一步完善地下水氟富集机制，但受限于地热田特殊的水文地质条件，目前对断裂控制型中低温高氟地热水成因机制的研究较为有限。

高氟地热水具有成因复杂、危害大、难降解等特点，其成因机制尚不明确。江西洪江—钱山断裂沿线的地热资源较为丰富，但氟浓度超标，这为研究中低温高氟地下水循环演化特征及成因机制提供了条件。本研究在洪江—钱山断裂沿线共采集20组水样，基于水化学和同位素测试结果，综合应用水文地球化学图解法和离子比例关系法，分析地热水补给、径流与排泄过程，探究断裂控制型中低温地热资源成藏模式，揭示高氟地热水化学特征成因机制，为该地区中低温地热资源可持续开发利用提供理论基础和科学依据。

1.   地质背景

洪江—钱山断裂位于江西省宜春市和吉安市境内，地处武功山花岗岩穹隆构造南缘，是武功山岩浆体热穹隆伸展构造南侧断裂带(图1)。该断裂带呈北东向展布，倾向120°～130°，倾角20°～50°，延长50km，带宽30～320m，是区域内规模最大的断裂带，具有多期次、多层次活动特点，既发育有中深层次的韧性剪切带，又具有浅层次韧-脆性挤压断层和表壳相脆性拉张断层的特征。洪江—钱山断裂带构造分带性显著，主要包括：弱硅化碎裂岩化带、硅化碎裂岩带、强硅化构造角砾岩带、硅化石英岩带等。

图  1  洪江—钱山断裂沿线取样点分布

Figure  1.  The distribution of sampling sites in the Hongjiang—Qianshan Fault

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研究区气候呈亚热带季风气候特征，年平均气温约16.5℃，年平均降雨量约1650mm，降雨多集中在每年3月至6月。研究区地下水类型主要为第四系松散岩类孔隙水和基岩裂隙水，前者主要分布于山间沟谷地带，含水层岩性主要为砂卵砾石，含水层厚度约2～40m，属潜水或微承压水；后者多赋存于变质岩、花岗岩的构造裂隙和风化裂隙中，其中埋藏于浅部潜水含水层以下的花岗岩构造带裂隙水由于其延深的深度较大，可沟通深部地热异常带，为对流型地热储热导热构造带。

2.   水样采集与分析测试

2.1   水样采集与处理

2022年7月在江西洪江—钱山断裂开展样品采集工作，共采集样品20组，包括：地热水样品8组，地下水样品3组，地表水样品8组，雨水样品1组(图1)。水样采集严格遵循《地下水环境监测技术规范》(HJ/T 164—2004)标准，地热水样品均采集于地热井，为避免井筒内滞留水体干扰样品测试结果，在采集样品前均抽水30min，确保所取样品pH值、温度等指标稳定后再开展采集工作。采集用于阴阳离子测试的样品500mL，用于氢氧稳定同位素(δ²H和δ¹⁸O)测试的样品30mL。为保证水样中各离子稳定，在水样采集时进行预处理：阳离子样品在采集后立即酸化处理，而阴离子和同位素样品则无需酸化处理。所有样品使用无菌聚乙烯瓶采集，在采集前用地热水润洗取样瓶三遍，样品采集时需填满取样瓶，保证瓶内无气泡，采集后需使用封口膜密封取样瓶，避免所取样品与大气接触。

2.2   水样分析测试

水样分析测试工作分为现场测试和室内测试。

现场测试项目包括地热水温度、 pH值和溶解性总固体(Total dissolved solids，TDS)。测试工具包括：SX-620 型笔式 pH 计(±0.01pH; ±0.1℃)、SX-650 型笔式电导率/TDS计(±1.0%FS)。

室内测试项目包括氢氧同位素和水化学组分测试。氢氧同位素(δ²H、δ¹⁸O)测定工作在中国科学院地理科学与资源研究所完成，应用MAT-253同位素质谱仪测定。水化学组分测试由圭瑞测试科技(北京)有限公司完成，测试仪器为离子色谱仪(ICS600型)和原子吸收分光光度计(TAS-990F型)，钾离子、钠离子测试方法为火焰原子吸收分光光度法，钙离子、镁离子测试方法为原子吸收分光光度法，重碳酸盐测试方法为酸碱指示剂滴定法，氯离子、硫酸盐、氟离子测试方法为离子色谱法。

为保证实验室测试数据真实、可靠，根据下述公式进行阴阳离子平衡检查：

式中：CBE为电荷平衡误差；m_阴离子和m_阳离子分别为阴离子、阳离子摩尔浓度；Z为离子电荷。若电荷平衡误差的绝对值小于10%，则表明水化学测试结果可靠；若电荷平衡误差大于±10%，则水化学测试结果可靠性较低。经计算得知，本研究中地表水样品电荷平衡取值为2.85%～7.83%，地下水样品电荷平衡取值为1.16%～3.99%，地热水样品电荷平衡取值为0.42%～5.44%，所有水样的电荷平衡误差均在10%范围内，水化学测试结果真实可靠，可据此开展分析研究工作。

3.   结果

3.1   研究区水化学特征

不同水体的水化学组分含量列于表1，水化学Piper三线图如图2所示。研究区地表水pH值为6.16～8.31，水温17.8～23.5℃，TDS为14～26mg/L，地表水化学特征为HCO₃-Ca和HCO₃-Na。研究区地下水pH值为6.20～7.33，呈弱酸性，水温20.1～30.0℃，TDS为18～64mg/L，地下水化学特征为HCO₃-Na。研究区地热水pH值为7.40～8.74，水温32.5～60.0℃，TDS为43～272mg/L，地热水化学特征为HCO₃-Na。

表  1  水样水化学组分分析测试结果统计

Table  1.  The analytical results of hydrochemical components of water samples

水样类型	统计 类型	pH	水温 (℃)	Ca2+ (mg/L)	Mg2+ (mg/L)	Na+ (mg/L)	K+ (mg/L)	HCO3− (mg/L)	SO42− (mg/L)	Cl− (mg/L)	F− (mg/L)	TDS (mg/L)
地表水	最大值	8.31	23.5	4.15	0.38	4.02	1.03	19.90	3.34	1.57	0.30	26.00
	最小值	6.16	17.8	1.28	0.14	1.26	0.31	2.44	0.50	0.27	0.02	14.00
	平均值	7.68	20.31	2.45	0.22	2.10	0.57	11.91	2.01	0.55	0.10	20.75
地下水	最大值	7.33	30.0	3.51	0.72	19.20	1.67	53.20	5.94	0.83	1.84	64.00
	最小值	6.20	20.1	0.44	0.13	2.60	0.35	10.50	0.43	0.29	0.12	18.00
	平均值	6.91	24.27	1.94	0.43	8.78	1.11	28.43	2.43	0.56	0.79	35.33
地热水	最大值	8.74	60.0	10.40	0.75	80.90	1.81	94.00	39.70	14.50	14.20	272.00
	最小值	7.40	32.5	0.21	0.01	15.20	0.51	6.16	2.83	0.37	1.69	43.00
	平均值	8.23	45.79	3.12	0.16	40.86	1.16	46.95	18.55	5.85	6.29	138.56

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图  2  洪江—钱山断裂沿线不同水体水化学Piper三线图

Figure  2.  The Piper diagrams of different samples collected from the Hongjiang—Qianshan Fault.

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根据国家《饮用天然矿泉水》(GB 8537—2008)规定，研究区内HQF3和HQF8地热水中锂离子含量分别为0.23mg/L和0.68mg/L，达到饮用天然矿泉水标准(锂离子含量≥0.2mg/L)；根据《天然矿泉水资源地质勘察规范》(GB/T 13727—2016)规定，研究区内HQF1、HQF4、HQF5、HQF6、HQF7中的偏硅酸含量分别为 55mg/L、61mg/L、63mg/L、82mg/L和59mg/L，达到理疗矿泉水浓度标准(H₂SiO₃含量＞50mg/L)。

3.2   研究区氟浓度特征

不同国家和国际组织对地下水中氟含量阈值定义有所差异。世界卫生组织规定水体中氟含量应小于1.5mg/L，欧盟《饮用水水质导则》要求水体中氟含量应处于0.7～1.5mg/L范围内，美国《国家一级饮用水法规》规定水体中氟含量应小于2.4mg/L，中国《地下水环境质量标准》(GB/T 14848—93)规定水体氟含量应小于1.0 mg /L。本研究中将氟含量超过1mg/L的地下水定义为高氟地下水。

研究区地表水、地下水、地热水中氟浓度变化范围分别为0.02～0.30mg/L、0.12～1.84mg/L、1.69～14.20mg/L（表1），除一处地下水氟浓度超标外，研究区内其他地表水和地下水氟浓度均符合国家标准，地热水氟浓度超过国家标准2～12倍。本研究重点关注高氟地热水成因机制。

4.   讨论

4.1   研究区地热水成因机制

4.1.1   补给来源

基于不同水体中氢氧同位素，可判断地下水起源及其循环演化过程。Carig^［30］提出全球大气降水线δ²H=8δ¹⁸O+10，于津生等^［31］总结中国东部地区大气降水线δ²H=7.8δ¹⁸O+6.6。研究区不同水体δ²H和δ¹⁸O值列于表2，绘制研究区不同水体氢氧同位素含量关系如图3a所示。

表  2  研究区水样氢氧同位素含量

Table  2.  The δ²H and δ¹⁸O values of groundwater sampled in the study area

样品	参数	δ2H(‰)	δ18O(‰)
雨水	数值	−43.60	−6.49
地表水	最大值	−34.65	−5.81
	最小值	−52.00	−8.20
	平均值	−38.81	−6.49
地下水	最大值	−31.40	−6.40
	最小值	−46.62	−7.85
	平均值	−39.79	−7.22
地热水	最大值	−42.80	−7.17
	最小值	−71.00	−10.30
	平均值	−55.43	−8.75

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图  3  (a)不同水体样品氢氧同位素关系；(b)地热水Ca²⁺/Na⁺与HCO₃⁻/Na⁺关系

Figure  3.  (a) The relationship between δ²H and δ¹⁸O in different samples; (b) The relationship between Ca²⁺/Na⁺ and HCO₃⁻/Na⁺ in geothermal groundwater samples

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研究区雨水δ²H值为−43.60‰，δ¹⁸O值为−6.49‰；地表水δ²H变化范围为−52.00‰～−34.65‰，平均值−38.81‰，δ¹⁸O值变化范围为−8.20‰～−5.81‰，平均值−6.49‰；地下水δ²H变化范围为−46.62‰～−31.40‰，平均值−39.79‰，δ¹⁸O值变化范围为−7.85‰～−6.40‰，平均值−7.22‰；地热水δ²H变化范围为−71.00‰～−42.80‰，平均值−55.43‰，δ¹⁸O值变化范围为−10.30‰～−7.17‰，平均值−8.75‰。由图3a可知，研究区不同水体氢氧同位素均位于全球大气降水线和中国东部地区大气降水线以上区域，表明该区域地表水、地下水和地热水均起源于大气降水，且在循环演化过程中经历硅酸盐水解过程(图3b)。不同水体氢氧同位素含量分布范围虽略有差异，但总体变化较小，表明不同水体间存在水力联系。

4.1.2   补给高程

通过氢氧同位素的高程效应可估算地热水补给高程，海拔越高，氢氧同位素越贫化。本文研究应用以下两种经验公式估算地热水补给高程：

式中：H为地热水补给高程(m)，δG为地热水样品δ²H值，δP为研究区大气降水δ²H值，δD为地热水样品δ²H值，h为地热水取样点高程(m)，k为氢氧同位素梯度值，n‰/100m。研究区大气降水δ²H值为−30‰^［32］，k值为−2.3‰^［33］。

应用公式(2)计算补给高程范围为804～2173m(表3)，应用公式(3)计算补给高程范围为790～2200m(表3)，二者结果基本一致，为减小计算误差、提高计算结果精度，本研究求取两种方法计算结果平均值，得出洪江—钱山断裂地热水补给高程为800～2200m，与地热水周边地形条件较为吻合。

表  3  研究区地热水补给高程和循环深度

Table  3.  The recharge elevation and circulation depth of geothermal groundwater in the study area.

样品编号	取样点高程 (m)	δ2H (‰)	SiO2含量 (mg/L)	公式(2)计算的 补给高程(m)	公式(3)计算的 补给高程(m)	补给高程平均值 (m)	循环深度 (m)
HQF1	390	−71.00	42.2	2173	2200	2186	1325
HQF2	639	−48.50	36.9	1443	1075	1259	1150
HQF3	247	−42.80	30.0	804	790	797	893
HQF4	375	−65.00	46.7	1896	1900	1898	1460
HQF5	370	−46.76	48.5	1099	988	1043	1513
HQF6	206	−59.00	63.2	1467	1600	1533	1893
HQF7	202	−56.00	45.2	1332	1450	1391	1415
HQF8	197	−54.50	48.5	1258	1370	1314	1511

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4.1.3   循环深度

研究区地热水接受大气降雨补给，经地下深循环后沿洪江—钱山断裂带上升至地表。地下深循环过程中围岩介质二氧化硅矿物溶于地热水中，且溶解度与水温成正比例关系，可根据地热水二氧化硅浓度估算地热水循环深度，计算公式如下所示：

式中：T为地热水循环至深部时地温(℃)；C为地热水中二氧化硅浓度(mg/L)；H为热储深度(m)；T₀为地下恒温带温度，研究区恒温带温度为17℃；h为恒温带深度(m)；G为地温梯度(℃/100m)，研究区地温梯度为3.6℃/(100m) ^[33］。

通过计算获得洪江—钱山断裂地热水循环深度为893～1893m(表3)。

4.1.4   热储温度

热储温度是地热研究的重要参数，通常情况下难以直接测量，常应用地热温标法来估算热储温度。地热温标法是基于地热流体矿物化学平衡而建立，可以较为精确地估算热储温度，常用的地热温标包括石英温标、玉髓温标和Na-K温标等。采用不同地热温标估算热储温度的适用条件存在差异，在计算热储温度前，首先应判断地热水平衡状态。

应用Na-K-Mg三角图可以判断地热水中矿物的溶解平衡状态，如图4a所示，除样品HQF8位于部分平衡水区域外，洪江—钱山断裂沿线地热水均位于未成熟水区域，因此，估算研究区地热水热储温度时不能使用Na-K-Mg温标。

图  4  研究区地热水离子关系图：(a)Na-K-Mg三角图；(b) log(K²/Mg)与log(SiO₂)关系

Figure  4.  The ionic relationship in geothermal groundwater in the study area: (a) Na-K-Mg; (b) log(K²/Mg)-log(SiO₂)

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应用玉髓温标计算得到的热储温度变化范围为48.1～84.5℃，HQF6热储温度最高，为84.1～84.5℃(表4)。应用石英温标计算得到的热储温度高于玉髓地热温标，具体是热储温度变化范围为79.4～113.1℃，HQF6热储温度最高，为112.3～113.1℃(表4)。为进一步判断哪种地热温标更适用于计算研究区热储温度，通过绘制log(K²/Mg)与log(SiO₂)关系图进行确定。由图4b可知，研究区地热水均位于石英矿物指示线上方，且位于玉髓矿物指示线附近。结合矿物饱和指数(SI)计算结果(图5a)可知，所有地热水样品中石英均处于饱和状态，而玉髓处于平衡-轻微饱和状态，此外，玉髓温标计算得到的热储温度偏低。因此，应用石英温标估算研究区地热水热储温度更为可靠。

表  4  研究区热储温度计算结果

Table  4.  The calculation results of geothermal reservoir temperature in the study area

样品编号	水温 (℃)	石英温标a (℃)	石英温标b (℃)	石英温标c (℃)	玉髓温标d (℃)	玉髓温标e (℃)
HQF1	38	94.1	95.9	94.3	63.6	65.4
HQF2	43.2	88.2	90.7	88.5	57.3	59.5
HQF3	34.6	79.4	83.1	79.8	48.1	50.8
HQF4	60	98.7	99.8	98.8	68.5	70.0
HQF5	60	100.4	101.4	100.5	70.4	71.8
HQF6	47.8	113.1	112.3	113.0	84.1	84.5
HQF7	22.4	97.1	98.5	97.3	66.9	68.5
HQF8	49.2	100.4	101.3	100.4	70.3	71.7
注：a石英温标(无蒸汽损失)：T=1309/(5.19−logSiO2)−273.15；b石英温标(最大蒸汽损失)：T=1522/(5.75−logSiO2)−273.15；c石英温标: T=−44.19+0.2264×SiO2−1.7414×10−4+79.305×logSiO2；d玉髓温标(无蒸汽损失)：T=1032/(4.69−logSiO2)−273.15；e玉髓温标：T=1112/(4.91−logSiO2)−273.15。

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4.2   研究区高氟地热水成因机制

4.2.1   氟富集水化学条件

研究区地热水样品pH值变化范围为7.40～8.74，且F⁻浓度随pH值增加而增大(图5b)，地热水环境呈弱碱性和碱性。在碱性地下水环境中，氟常以F⁻、MgF⁺、CaF⁺、BF(OH)₃等形式存在，其中，氟离子含量约占总量80%以上。碱性地下水环境中存在如下所示的离子平衡关系。

图  5  (a)矿物饱和指数和矿化度关系；(b) 地热水pH与氟离子浓度关系

Figure  5.  (a) The saturation index (SI) vs total dissolved solids (TDS) of geothermal groundwater; (b) The diagram of pH and F⁻ concentration in geothermal samples.

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若地下水中OH⁻浓度增加，则反应式(6)平衡向左移动，引起地下水中钙离子浓度减小，进而造成反应式(7)平衡也向左移动，导致含氟矿物CaF₂持续溶解，地下水中氟离子浓度增加。此外，因OH⁻与F⁻的离子半径接近，当地下水呈碱性环境时，含水层介质中黏土矿物吸附的氟离子被OH⁻所取代，促使F⁻由吸附态转变为游离态，导致地下水F⁻浓度增加。如图5b所示，对于所有地热水样品，F⁻浓度随着pH值增大而呈现增加趋势；但对于图中椭圆虚线内4个地热水样品，pH值变化范围为8.68～8.74，F⁻浓度变化范围为9.89～14.20mg/L，其F⁻浓度并未随pH值增大而呈现持续增加趋势，表明pH值对F⁻富集有影响，但并非主控因素。

研究区内地热水样品碱度变化范围为80～112mg/L，平均值94mg/L；地表水样品碱度变化范围为2～20mg/L，平均值12mg/L；地下水样品碱度变化范围为11～53mg/L，平均值28mg/L，可见地热水的碱度显著高于地表水和地下水。地热水F⁻浓度随碱度增加而升高，可能与含氟矿物的风化溶解有关，该水文地球化学过程可表示为：

当含氟矿物中的碳酸根离子进入地下水，引起地下水碱度增加，造成上述反应式(8)平衡向右移动，导致地下水F⁻浓度增加。因此，地下水碱度增加有利于地下水中F⁻富集。

4.2.2   氟富集水文地球化学作用

(1)水岩作用

氟在自然界中以矿物形式存在，含氟矿物达百余种，包括萤石CaF₂、冰晶石Na₃[AlF₆]以及氟磷灰石Ca₁₀(PO₄)₆F₂等。不同种类岩石的氟含量差异较大，氟含量由大到小为：变质岩＞花岗岩类＞复合岩石＞火山岩。

应用Gibbs图探究蒸发作用、水岩作用和大气降雨作用对地热水化学特征影响。由图6可见，研究区地热水TDS值变化范围为43～272mg/L，平均值138.56mg/L，Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)变化范围为0.69～0.99，平均值0.90，$\mathrm{Cl}^{-} /\left(\mathrm{Cl}^{-}+\mathrm{HCO}_3^{-}\right) $变化范围为0.01～0.78，平均值0.22，地热水样品集中分布于TDS适中且离子浓度比值较小(小于0.5)的区域，该区域远离大气降雨作用和蒸发作用，水化学特征受水岩作用主导。因此，研究区地热水化学组分中的Na⁺、HCO₃ ⁻和F⁻等离子含量主要受水岩作用控制。

图  6  不同水体样品Gibbs图：(a) Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)与TDS关系； (b) Cl⁻/(Cl⁻+HCO₃ ⁻ )与TDS关系

Figure  6.  The Gibbs diagrams of different samples: (a) Relationship between Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺) and TDS; (b) Relationship between Cl⁻/(Cl⁻+HCO₃ ⁻ ) and TDS

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洪江—钱山断裂沿线岩浆活动较为强烈，志留纪花岗岩分布较为广泛，岩性以黑云母二长花岗岩和花岗闪长岩为主，成岩矿物主要为黑云母、角闪石和斜长石电气石。在矿物成岩过程中，岩浆侵入包体边缘导致花岗岩体与岩浆易发生混合岩化作用，促使萤石重结晶，大气降水深循环过程中与围岩介质发生水岩作用，产生物质交换，促使围岩中含氟矿物溶解进入地下水，导致地热水F⁻浓度较高。围岩中富氟矿物溶解是地热水中F⁻的主要来源。

矿物饱和指数可以判断地下水中某一组分的溶解状态及水文地球化学作用。若矿物饱和指数SI＜0，则该矿物处于未饱和状态，会持续溶解；若矿物饱和指数SI＞0，则该矿物处于饱和或过饱和状态。基于 Phreeqc软件计算洪江—钱山断裂带地热水中方解石、白云石、石膏和萤石矿物饱和指数，结果如图5a所示，发现地热水SI_白云石、SI_石膏和SI_萤石均小于0，表明萤石溶解是洪江—钱山高氟地热水中氟离子的主要来源，地热水的水化学特征受到白云石、石膏和萤石的溶解影响^{［15，22］}；部分地热水SI_方解石大于0，表明部分地热水中方解石处于饱和或过饱和状态，过饱和的方解石会产生碳酸盐沉淀，进而造成地热水中钙离子浓度下降，钙离子从地下水中不断移出导致萤石始终处于未饱和状态(SI＜0)，推动萤石持续溶解(化学反应式7)，引起地热水氟离子浓度增加^［25］。

(2)离子交换作用

F⁻与Na⁺/Ca²⁺关系如图7a所示，除HQF8之外，其他地热水中F⁻浓度随着Na⁺/Ca²⁺增大而增加。这可能与阳离子交换作用有关，围岩颗粒吸附地热水中某些阳离子，而将原吸附的部分阳离子释放至地热水中。为判断研究区地热水中是否发生阳离子交换作用，根据以下公式计算研究区地热水样品氯碱指数。

图  7  (a)地热水化学Na⁺/Ca²⁺与F⁻离子关系；(b)氯碱指数关系

Figure  7.  (a) Relationship between hydrochemical paremeters in geothermal groundwater of Na⁺/Ca²⁺ vs F⁻ concentration; (b) The diagram of CAI 1 vs CAI 2.

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若CAI 1和CAI 2均为正值，地下水中Na⁺、K⁺与围岩介质中Ca²⁺、Mg²⁺发生交换作用，导致地下水中Na⁺和K⁺浓度下降而Ca²⁺和Mg²⁺浓度增加；若二者均为负值，地下水中Ca²⁺和Mg²⁺浓度下降而Na⁺和K⁺浓度增加。如图7b所示，研究区所有地热水氯碱指数均为负值，CAI 1绝对值较大，CAI 2绝对值较小，由此可得洪江—钱山断裂带沿线地热水中Ca²⁺、Mg²⁺与围岩介质中Na⁺、K⁺产生交换作用，阳离子交换作用导致地热水中Na⁺和K⁺浓度增加而Ca²⁺浓度下降，同时，Ca²⁺浓度下降引起含氟矿物CaF₂持续溶解，造成反应式(7)离子平衡向左移动，导致地热水F⁻浓度增加。因此，阳离子交换作用在影响地热水化学常量组分浓度的同时也间接影响F⁻浓度。

5.   结论

在江西洪江—钱山断裂带沿线采集20组水样，开展中低温高氟地热水成藏模式和成因机制研究。实验测试结果表明，地热水温度为32.5～60.0℃，pH值为7.40～8.74，TDS为43～272mg/L，部分地热水锂离子浓度达到饮用天然矿泉水标准，部分地热水偏硅酸含量达到理疗矿泉水浓度标准，所有地热水样品氟浓度超出国家标准2～12倍。基于水化学和同位素测试结果，应用水化学图解法和离子比例关系法，得到研究区地热水特征为HCO₃-Na，大气降水为地热水补给来源，补给高程为797～2186m，循环深度为893～1893m，应用石英温标估算研究区地热水热储温度为79.4～113.1℃。地热水中氟离子主要来源于含氟矿物风化、溶解，通过水岩作用控制地热水化学特征，地热水碱度、碱性地热水环境和阳离子交换作用影响氟离子富集。

本研究以前人提出的断裂控制型地热水成藏模式为基础，应用水文地球化学和离子比例关系法，基于地热水补给、径流和排泄路径中水文地球化学作用，揭示深大断裂沿线高氟地热水成因机制，丰富了地热水成藏模式和高氟地热水成因机制，研究方法和结论对其他中低温高氟地热水成因机制研究具有借鉴意义。今后研究应关注地热水开发利用过程中氟暴露风险，此外，还应关注高氟地热水开采对地下水和地表水水质的影响，加强水质动态监测和健康风险评价。