2017, Vol. 32
氢、氧是自然界最主要的元素之一，分布广泛.水圈基本由氢和氧两个元素组成；在岩石圈以及大气圈中，氢氧也占有一定的比重，产生重要作用.氢氧同位素作为稳定同位素的重要组成部分，广泛参与各种地质作用，具有重要意义的主要是以液体形式存在的水，他在内生作用、外生作用，以及岩石成矿过程中具有特殊重要的作用(沈渭洲，1987).
氢同位素值δD的值随着深度的增加而变小(陈辉，1996)，氢氧同位素的值也随温度的降低而降低(Faure, 1986; Hoefs, 2009)，地热水可能来源于大气降水，也可能来源于深部补给以及多种水的混合等等，这些过程同时可能会伴随着同位素与围岩的相互作用.Clayton等(1966)探究了不同地区深部热卤的来源，认为意大利Campi Flegrei地区热卤水可能来源于地中海，并与大气降水混合；Ghomshei和Clark(1993)1982—1989年对加拿大不列颠哥伦比亚省米格溪地区地热水采样，分析氧同位素，认为水源大部分来自米格山西部地下水，小部分来自深层补给；Liu等(1986, 1990)通过对台湾清水地区氢氧同位素值的测定认为地热水来自于高山地区，根据δD随海拔变化的关系，推断清水地热区的水源补给来自海拔1090 m左右的地区.Chandrajith等(2013)对斯里兰卡7个地热温泉进行采样分析，认为水源为大气降水.Giggenbach(1992)通过对板块汇聚边界的地热水氢氧同位素研究，认为地热水为当地大气降水与岩浆水的混合.
台湾位于太平洋板块汇聚边缘，是世界上主要的地热火山带之一(Fan et al., 2005)，宜兰县位于台湾东北部，县内有清水、鸠之泽等多个温泉.Liu等(1990)通过氢氧同位素的组成分析地热水的来源和演化; Shieh等(1983)第一个分析了台湾天水和地热水的组成，结果表明地热水主要补给为天水，热岩水交换非常有限; 曾长生(1978)也从化学分析的角度说明清水地热的来源是天水.
前人研究成果为地热水的来源的多种可能性，进行了充分的探讨，但大部分研究成果基于实地采样，利用氢氧同位素值界定来源，没有利用计算来探究地热水的流动和运移，没有分析相应的物理以及动力学过程.
本文综合前人的研究成果总结了地热水氢氧同位素分布特性与地热水可能的补给源，在此基础上，利用有限元方法构建台湾鸠之泽温泉仁泽2号井理想渗流模型，讨论该地热井可能的补给源以及相应的物理过程.
1 氢氧同位素分布特征氢氧有多种同位素，本文仅对稳定同位素进行讨论.
1.1 氢氧同位素储库自然界中存在三种稳定的氧同位素，丰度如下：16O=99.973%，17O=0.0375%，18O=0.1995%.
δ18O值的变化值达100‰，其中一半发生在天水(雨水)中，球粒陨石具有非常有限的δ18O数值范围；地幔的δ18O值为5.7±0.3‰，存在小的不均一性.大多数花岗岩、变质岩和沉积岩比地幔含有更高的δ18O值，而海水和天水亏损δ18O，构成互补的氧同位素储库.δ18O分布如图 1.
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图 1 天然氧同位素储库(Rollison, 2000) Figure 1 Natural abundance of oxygen isotope |
氢有两种稳定的同位素，H和D，Rosman和Taylor(1998)给出相应丰度：H：99.9885%，D：0.0115%(Hoefs，2009)两种稳定同位素之间的相对质量差异是最大的，其结果导致天然产出的矿物的氢同位素组成变化范围极大.氢同位素在自然界以H2O、OH-、H2和碳水化合物形式而普遍存在.常见的岩石类型和水的δD数值如图 2.
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图 2 天然氢同位素储库(Rollison, 2000) Figure 2 Natural abundance of hydrogen isotope |
D和δ18O为水中较为稳定的同位素，根据其特有的性质可用来分析水源等问题，天然水的组成可大致分为6种，分别为大气水、大洋水、地下热水、建造水(沉积岩中沉积物中的水)、变质水以及岩浆水.不同种类的水的δD和δ18O值分布范围如图 3.
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图 3 不同种类水的δD和δ18O投影图(Rollison, 2000) Figure 3 Projection drawing of δD and δ18O in different kind of water |
大气水也即雨水，是所有天然水中同位素组成变化范围最大的水.δD和δ18O的变化构成了一条线性关系直线，即天水线(雨水线)，Liu等(1990)提出宜兰兰阳溪天水线δD=7.8 δ18O+18.雨水的δD和δ18O数值随着纬度成规律性变化.热带大洋岛的雨水δD和δ18O的值接近0，而大陆高纬度地区的δ18O可抵达-20‰~-25‰，δD数值为-150‰~-250‰.两者的极端变化及线性关系是因为大气水的浓缩作用.
现代海洋水的组成是非常均一的，其δD=0‰，δ18O=0‰.但也有例外，如受到淡水稀释的海洋水，其氧同位素组成由于与大洋地壳的物质交换而得到缓冲，再如具有高蒸发速率的地区，如红海，红海海水的δD和δ18O数值都有所增大.
地下热水的来源仍是探讨的热点，δD随深度的增加而值变小(陈辉，1996)，洋底的地热体系的δ18O数值介于+0.37‰和+2.37‰之间，接近于未受调整的海水.
沉积盆地建造水呈现宽阔的δD和δ18O的数值变化范围，如图 3.单个盆地的建造水的氢和氧同位素组成之间通常构成线性关系，代表雨水和其他来源水的混合，或天水与围岩间的同位素发生了交换作用.
如图 3，变质水中，δ18O变化在+3‰和+25‰之间，δD为-20‰到-65‰之间.
如图 3，Taylor(1974)计算得到的原生岩浆水所确定的δD值为-40‰到-80‰，δ18O值为+5.5‰~+9‰.
2 氢氧同位素值探究地热水的来源通常把同位素在不同物质或在不同物相间分布不均匀的现象称为同位素分馏(郑淑蕙等，1986).同位素分馏有同位素交换反应、动力学过程、物理化学过程三种形式(Rollison, 2000).
地热水与雨水、河水等同位素值不同，进而对于地热水源的探究可从水体混合、物质交换、分馏等多方面进行考虑.
地热水的来源一般认为是大气降水，如果地热水与当地降水的同位素不一致时，存在几种可能性，水源可能为其他地区的降水，或是大气降水与其他水源混合，在这些过程中可能会伴随着同位素与围岩的相互作用.地下热水的氢氧同位素相对含量与当代大气降水补给的不同被称作氢氧同位素异常.对于地热水源的主要分析方法，也主要是对异常进行分析.
2.1 分馏同位素分馏是指由于同位素分子之间存在着物理、化学性质上的差异，在各种地质过程中常常引起元素的同位素丰度涨落，造成同位素在不同矿物或在不同物相分布不均匀的现象.
Truesdell等(1977)认为水和蒸汽的分离可以导致水和蒸汽中氢氧同位素的分馏，并且有两种极端的过程来描述水和蒸汽分离的模式.一种是单级(single-stage)模型，即蒸汽在产生过后并不与水分离，而是在之后某一温度下分离.另一种是连续模式，即蒸汽在形成后立刻与水分离.
次表面蒸发会导致地热井采得的水样的氢氧同位素发生变化.Arnason(1977)认为，在地热井中，水和蒸汽的氢氧同位素平衡是瞬间建立的，因此可以认为，在任意时刻，水和蒸汽的氢氧同位素相含量都达到平衡.
对于单一阶段模式，Truesdell等(1977)指出，对于常年出水的地热井，水在向上运移过程中损耗的传导热是有限的，因此可以认为水汽混合体在一个绝热条件(即焓恒定)下上升到某一位置后，在某一限制温度范围内发生蒸汽和水的分离.该模式的定量描述如下.
对于氧同位素，分馏系数定义为
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(1) |
其中rw为水中的
分馏系数由温度决定，公式为(Freidman et al., 1977)：
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(2) |
对于连续模式，Truesdell等(1977)指出蒸汽在产生的一瞬间就从水中分离，这被认为是一种非绝热的瑞利分馏过程.Truesdell等(1977)用水沿着断层向上运移来形象地描述这一过程，当这一断层周围有很多分支时，蒸汽在产生的一瞬间就从水中分离，这便是连续模式，当断层周围仅有有限的分支时，便是介于单阶和连续之间的多阶模式.
2.2 大气降水大部分地热水的补给源被认作是当地大气降水.由于地下围岩中氢同位素含量相较地下水中的氢同位素含量太小，地下热水中氢同位素含量几乎与补给源的氢同位素含量相同(Craig, 1963).然而在世界多地地热水中发现了氢同位素含量与当地大气降水不同的现象, 很多研究者将这种氢同位素的异常归因于当地大地降水补给来自另一个地区的大气降水.由于氢同位素的含量相对稳定，假设地热水的氧同位素已与围岩达到交换作用的平衡状态，则可以沿氧同位素所在轴的方向直接向当地大气降水线做投影，投影交点对应的氢氧同位素相对含量即为可能的补给区水源的氢氧同位素相对含量.
以加拿大米格溪地区的MC1地热井(Morteza et al., 1993)为例进行说明.该地热井总深度为2.5 km，生产区的深度为1300~1800 m，温度为200 ℃，井口出水位置海拔817 m.Morzeta等结合了从1983年到1989年的27次采样数据，测得氢氧同位素相对含量. Morteza等(1993)计算出储层位置地热水的氢氧同位素相对含量，并与当地大气降水线进行比较.计算出27次采样δ18O和δD的相对含量平均值分别为-13.05‰和为-114.9‰.向当地大气降水线做投影后，得到其补给区的氢氧同位素相对含量为δ18O为-15.48‰，δD为-114.9‰，明显低于当地大气降水的氢同位素含量.Fritz等(1987)发现加拿大不列颠哥伦比亚省的氧同位素含量与距海岸距离和纬度有关.Morteza等将MC1井的氢氧同位素异常解释为其补给源来自更靠近西边的大气降水.
2.3 地热水与围岩发生的氢氧同位素交换作用Craig(1963)的研究发现世界不同地热区热水和蒸汽的δD和δ18O的变异，热水或热蒸汽都显示出18O向高的δ18O值变化的特征.这是由于与硅酸盐和碳酸盐的围岩进行同位素交换的结果.所有围岩在开始时其δ18O都高于+5.5.唯一完全没有18O交换效应的是新西兰的怀拉基.可能是由于快速循环使得地热水没有充分时间与围岩发生氧同位素交换，或者是由于岩石在先与大气降水进行氧同位素交换而发生了18O贫化所致.
与O18/O16比值相反，这些地热区热水的D/H值不受到交换作用的控制.这是因为岩石与所涉及的水量相比所含的原始氢太少，从而δD值保持恒定，与当地大气降水δD值相同.
卫克勤等(1983)通过对羊八井地热区的水样进行分析发现其氢氧同位素相对含量δ18O为-20‰~-17‰和δD为-160‰~-150‰，是世界上氢氧同位素相对含量最低的地热水.羊八井地热区海拔4300 m左右，由于高海拔和远离海岸线，该地区降水中贫乏D和18O.卫克勤等(1983)发现羊八井地热水的氢氧同位素相对含量与该地大气降水的氢氧同位素相对含量十分接近，因而认为羊八井地热水的来源为当地大气降水.
2.4 来自两种不同水源的混合水 2.4.1 深部热卤水与大气降水的混合Clayton等(1966)获得证据表明大气降水是北美中大陆地区这些卤水的主要组分.如图 4所示，伊利诺斯州、密歇根州、墨西哥湾海岸、亚伯达地区卤水与天水线分布，这些卤水的δD和δ18O和含盐度变化很大，但是在给定的沉积盆地内同位素值通常具有一定特征.当向高纬度移动时，一般δD下降，例如墨西哥湾海岸的卤水比亚伯达盆地水显然更富集如δD和δ18O.在给定的盆地内，δD一般随δ18O和含盐度含量的增高而增高.这是由于大气降水与真正的“原生水”或其他成因的水混合而成；与岩石中含羟基的粘土矿物进行交换；薄膜淋滤作用的分馏效应和设计石油碳氢化合物反应的结果.
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图 4 不同地球卤水的同位素组成，实线为大气降水线.叉号代表平均海水(Clayton et al., 1966) Figure 4 Isotopic compositions of all brines. The solid line is the locus of values for meteoric waters throughout the world, cross represents mean ocean water. (Clayton et al., 1966) |
有些地热区的地热水氢氧同位素相对含量不能单纯用氧同位素的飘移来解释.Giggenbach(1992)通过对板块汇聚边界的许多地热区的地热水的氢氧同位素研究发现，很多这样的氢氧同位素异常既不能用氧同位素飘移来解释，也不能用地热水的气液分离导致的同位素分馏来解释，所有证据表明这些地热水源由当地大气降水与氢同位素δD为-20±10‰的水混合而成.因此Giggenbach(1992)指出可能是由于一种‘安山水(andestic water)’与当地大气降水的混合产生了板块汇聚边界地区地热水氢氧同位素特征.
Giggenbach(1992)认为δ18O为0‰和δD为0‰的海水以孔隙水或包含在海底沉积物中的形式，由来自在大洋中脊高温条件下(＞300 ℃)产生的含水玄武岩携带并运输.海水发生氧同位素飘移，并与原始岩浆水混合产生‘安山水’，其氢同位素δD为-30±10‰.当这些‘安山水’随着俯冲板块运移到大陆板块之下，就会以气体的形式释放出来，并有相当大的一部分被包含到低黏度的安山岩中，随着安山岩运移到地表.最后蒸汽状态的‘安山水’从安山岩中释放出来，由于同位素分馏作用，氢同位素δD变化为-20±10‰.Giggenbach(1992)发现很多岩浆冷凝物同位素含量落在‘安山水’的范围内，并发现地热水落在当地大气降水和岩浆冷凝物的连线上.因而Giggenbach(1992)认为可能是由于一种‘安山水’与当地大气降水的混合产生了板块汇聚边界地区地热水氢氧同位素特征.
在Giggenbach(1992)的基础上，D’Amore和Bolognesi(1994)补充了世界其他几个地区的高温地热流体的氢氧同位素值，发现所有富集D和18O的地热水与对应的当地大气降水的连线都朝向汇聚型板块边界去气岩浆水汇聚.这与地热水是由当地大气降水和岩浆水的混合形成的这一说法是一致的.
Mizutani(1978)对昭和新山火山附近取样发现，当地地热水的水岩比很高，因而没有发生显著的氧同位素飘移.事实上，与某种岩浆水混合导致的氢氧同位素异常也可能显著地伴随着与围岩进行氧同位素交换导致的氧同位素飘移，氢氧同位素异常则可解释为经过氧同位素飘移的水与某种岩浆水的混合导致的.
在意大利拉尔代雷洛，和加利福尼亚Geysers地热地区，D’Amore和Bolognesi(1994)把当地地热水的产生总结为图 5所示模式.
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图 5 在意大利拉尔代雷洛，和加利福尼亚Geysers地热区，产生观测到的同位素特征的主要过程示意图(D’Amore and Bolognesi, 1994) Figure 5 Schematic model of the main proposed processes generating the observed isotopic compositions of the steam at Larderello and The Geysers geothermal systems(D'Amore and Bolognesi, 1994) |
Shaw等(2008)提出另一种可能的‘安山水’产生模式，如图 6所示.根据对马里亚纳弧状火山带的岩浆包裹体的氢同位素研究，Shaw等(2008)提出，由于俯冲板块向大陆板块俯冲时的脱水作用和相关的氢同位素分馏作用导致了富集氢同位素的流体从俯冲板块中释放到地幔楔中.
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图 6 在地球储层氢同位素在俯冲带系统的循环示意图(Shaw et al., 2008) Figure 6 Schematic diagram showing how H isotopes in Earth's reservoirs are cycled through the subduction zone system(Shaw et al., 2008) |
无论产生岩浆水的机制如何，我们都了解到，在汇聚型俯冲带附近的地热水氢氧同位素异常现象很有可能是由某种岩浆水与当地大气降水的混合产生的.参与这种混合作用的大气降水和岩浆水也有可能先与围岩发生的氧同位素交换，再与岩浆水混合.
3 台湾宜兰地区地热水补给源探讨Liu等(1990)测得清水的七口井的氢氧同位素相对含量，测得的结果显示清水地热区的地热水氢氧同位素含量分为两组，其中，第一组的δD范围为-58‰~-53‰，第二组的δD比第一组高，最高达到-46‰，两组δD值均比当地大气降水低.并且发现，两组的氧同位素含量均与当地大气降水相近，因此Liu等(1990)等认为第二组的地热水很有可能是第一组的地热水与当地大气降水混合后产生的.
Dansgaard(1964)根据大量的采样分析，发现氧同位素的值与温度有线性关系，δ18O与温度的关系曲线为δ18O=0.695T-13.6(Faure，1986)，其中，T为年平均气温.不同纬度、海拔地区，温度不同，所对应的氧同位素值也随之变化，Liu等(1990)发现氢氧同位素含量与海拔呈一定的线性关系，关系式根据对台湾大气降水的氢氧同位素相对含量统计分得到：
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本文通过假设宜兰井水的主要补给源为大气降水，构建台湾宜兰鸠之泽温泉处二维地质模型，模拟水流渗透过程，得到水流渗透路径以及速度相关曲线，并结合实际采集的井水分析氢氧同位素组成，为温泉热源提出一些假设和依据.
3.1 地层信息本文所构建的仁泽2号井理想渗流模型，其地热井信息见杨家英等(2017)，根据2013年台湾地热发电主轴计划成果报告①，台湾工程地质勘探资料库以及曾长生(1978)的研究成果，分析得到仁泽2号井，所在地层由仁泽段、清水湖段、南苏澳层、东澳片岩组成.
① 游明芳. 2013.宜兰南侧地区地质构造调查与地热地质分析.
仁泽段以浅灰色至灰色硬页岩，或硬页岩与薄层变质砂岩的互层为主.岩段的上限未出露，且岩层中等斜褶皱分布广泛，厚度不易量测，但由包络面的估计其厚度在1200 m以上；清水湖段以厚层灰黑板岩为主，有发育良好的板劈理.岩段的下限或未出露或为断层所截，厚度不易量测，但由岩层包络面的估计，其厚度在1500 m以上；南苏澳层状粗粒长石砂岩与板岩为主，偶夹千枚岩、薄层片状砂岩与石灰岩其出露部分的厚度约500~700 m.东澳片岩以石墨片岩或云母石英片岩为主，偶夹薄层绿泥石片岩；厚度可能超过1000 m.
本文研究区域有两条断层穿过，分别是大溪断层和寒溪断层.两个断层均为大角度的正断层，穿至东奥片岩层②.
② 游明芳. 2013.宜兰南侧地区地质构造调查与地热地质分析.
3.2 几何模型本文所选测线长8 km，经仁泽温泉向两侧延伸，模型深度3000 m，并加入实际高程，其中仁泽段1500 m，清水湖段1200 m，南苏澳层700 m，大溪断层倾角70°，寒溪断层倾角55°，如图 7.
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图 7 二维模型 A断层为大溪断层，B断层为寒溪断层，不同条纹为不同层位. Figure 7 2-D model A represents Tashi fault, B represents Hanchi fault, different stripe represents different stratum. |
与张焕金老师通信中提及仁泽2号井地热生产层为干沟层，干沟层主要由暗灰色至暗黑色硬页岩或板岩组成，整合于仁泽砂岩层之下，但干沟层与清水湖段关系不明晰，本文根据曾长生(1978)地质图，几何模型中，仁泽段下为清水湖段，另曾长生(1978)将仁泽2号井东南部(模型中B断层右侧部分)划分为古鲁段，本文则根据台湾工程地质勘探资料库仍将古鲁段定位清水湖段.
根据Liu等(1986, 1990)，地热水源来自高山大气降水，本文也根据实际地形，假设水源为三星山，太平山地区，高程约1500 m.
3.3 物性参数及边界条件本文采用加水头的方法也即在一定的区域内给定流速来计算渗流速度以此表征大气降水补给，根据的宜兰近30年平均年降水量2837.7 mm，得到9×10-8 m/s的流速，并将此值作为水头的大小，加载于模型中高程最大的区域也即太平山，三星山地区，位于模型上方最右侧1300~1500 m处.
本文基于COMSOL软件，根据达西定律计算渗流速度，模型中所使用的物性参数如表 1、表 2所示.
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表 1 模型不同层位相同材料参数① Table 1 The same material parameter of different layer in the model |
① 吕昱达. 2013.热储层的流体状态模拟与产能分析.
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表 2 模型不同层位不同材料参数② Table 2 Different material parameter of different layer in the model |
② 游明芳. 2013.宜兰南侧地区地质构造调查与地热地质分析.
本文采用在模型右上边界加载水头给定流速的方式来表征大气降水补给并计算渗流速度，下边界和左右边界设为固定约束，上边界设为自由，井口处设为500 m大气压，加载水头的区域以及井口处以外均设为无流动.
3.4 计算结果利用达西定律，计算渗流速度，如图 8，得到平衡时渗流路径，图 9，取仁泽2号井，井深2277 m处一点分析流速平衡时间以及渗流速度的量级.
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图 8 井深2277 m处渗流速度时间曲线 Figure 8 Time curve of seepage velocity at the depth of 2277 |
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图 9 渗流路径及位移大小 灰线为地层，黑线为渗流路径，右侧比例尺表示累积位移变化. Figure 9 Path of seepage and value of displacement Gray line is stratum, black line is the path of seepage, the scale bar on the right represents the change of total displacement. |
图 8为井深2277 m处一点，渗流速度达到平衡时的时间速度曲线.在109 s(约31年)前，渗流速度非常小，之后指数上升，在约5.5×109 s时(约175年)时达到平衡，平衡时，仁泽2号井井深处渗流速度为1.3×10-8 m/s，水头处到这一点时间大约12000年.所以地热井喷出的水如果是太平山、三星山等高山大气降水补给的话，应该也是至少几千年以前的水.
图 9为模型在平衡后渗流路径以及模型整体的位移变化.黑色实线为渗流路径，水从水头处慢慢汇入井口处；灰色实线为地层，地层对水的渗透作用影响不大，模型没有设置隔水层；比例尺为二维模型的位移值，在0.1~1 mm的量级上，地表处变形最大，在毫米量级上.仁泽2号井在960 m处套管密封，水与大气连通，960~2277 m为开孔，无套管.理想渗流模型中没有对仁泽2号井的套管以及开孔进行模拟，只在井口处设置为500 m高程处的大气压.
3.5 地热水氢氧同位素数据分析杨家英等(2017)实地采样的地热井为临近宜兰清水地热区的鸠之泽温泉仁泽二号井.Liu等(1990)提出宜兰兰阳溪天水线δD = 7.8 δ18O + 18，结合台湾地区大气降水线和当地河水、雨水以及根据氢氧同位素相对含量随时间变化得到氢氧同位素相对含量的分布图，即图 10a.
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图 10 (a) 宜兰多望溪溪水、雨水及仁泽2号井地热水氢氧同位素分布(杨家英等，2017) ■海水；◆鸠之泽温泉地区雨水；▲多望溪溪水；●仁泽2号井地热水. (b)雅安周公河河水、雨水及周公山温泉水氢氧同位素分布(赵永红等，2011) ■海水；◆周公山雨水；▲周公河河水；●周公山温泉水. Figure 10 (a) Distribution of the value of Hydrogen and oxygen isotope for Dowan Creek water, rain water and Geothermal water of Renze No.2 well in Ilan ■ Sea water; ◆ Rain water in The Jioujhihze Hot Spring area; ▲ Creek water of Dowan Creek; ● Geothermal water of Renze No.2 well. (b) Distribution of the value of Hydrogen and oxygen isotope for Zhougong river water, rain water and spring water of Zhougongshan in Ya'an ■ Sea water; ◆ Rain water in the Zhougongshan area; ▲ River water of Zhougongshan; ● Spring water of Zhougongshan. |
用采得样品的平均氢氧同位素相对含量来标定仁泽二号井储层中地热水的氢氧同位素相对含量为：δ18O为-6‰和δD为-66‰(杨家英等，2017).对应到当地大气降水线，如果假设氧同位素相对于大气降水的飘移为地热水与围岩进行氧同位素交换导致的，而地热水对应的补给区的氢同位素相对含量δD为-66‰，低于当地大气降水，利用公式(3)(Liu et al., 1990)推算其补给源的海拔为1333 m，而δ18O为-6‰，利用公式(3)得到补给源海拔为195 m.有限元计算中模型的水头高程为1300~1500 m，这与氢同位素计算所得高程相近，比氧同位素计算所得高程高.此外发现在地热井附近的多望溪采样的同位素相对含量比理论大气降水的同位素相对含量低，这可能是来自高海拔地区的大气降水补给产生的溪水.
对比仁泽2号井氢氧同位素分布，赵永红等(2011)年对雅安周公山温泉进行了实际采样，周公山温泉以及附近雨水、河水等氢氧同位素分布如图 10b.与图(a)相似，氢氧同位素值小于当地雨水，氧同位素值大于河水，氢同位素值则小于河水，所以温泉水有可能在高山大气降水补给过程中与岩石发生氧交换，但是否其他补给源供给，还需要考虑高山流水补给的高程以及当地构造情况，并进行更多的取样分析.
理想模型计算得到的渗流速度为1.3×10-8 m/s，利用氢同位素采样数据(杨家英，2017)推测水源高度与有限元模型水头高程相近，推测仁泽二号井的地热水并非当时当地的大气降水，可能是几千年前的太平山、三星山等高山大气降水补给.氧同位素飘移说明补给源与围岩发生了氧同位素的交换作用；氧同位素飘移只能解释采样点向右偏离大气降水线，采样点所在的线向右上方倾斜，表明除了大气降水，地热水有另一个源；氧同位素采样值计算的高程比有限元计算所使用高程小，说明补给源与拥有更高氧同位素值的水体混合，该源有可能为氢同位素值与高山补给的大气降水相近而氧同位素比其高的岩浆水；所有的点几乎落在一条直线上，说明井水来自这两个固定的源.采样点在这条直线上一定范围的扰动，说明两个源的水发生的混溶的程度是随时间变化的，这很可能反映了两个水源与地热井之间通道的变化.而周公山温泉的补给源，需要更多的数据分析，做进一步探讨.
4 讨论分析 4.1本文主要讨论的是氢氧同位素中稳定同位素δD和δ18O，并通过总结氢同位素分布特征及同位素异常的原因，总结了几种补给源的可能性，建立了近地表地下水补给来源的初步概念模型，并利用有限元计算了高山大气降水补给情况，利用实际数据进行讨论.
4.2不同来源的水，有不同的氢氧同位素分布，而地形、地质情况以及海岸分布、板块运动情况，都会对氢氧同位素的值进行影响.不同地区地热水的研究表明可能存在大气降水补给的现象，但同时也要考虑不同补给源混合以及物质交换、分馏等情况.
4.3地热水可以反映应力场的变化.地下岩石圈存在复杂的孔隙-裂隙系统.近地表的岩石，经过大时间尺度的加载和卸载，发育了大量复杂的裂隙，这些裂隙系统与岩石中存在的孔隙系统共同为地表水下渗提供了通道.深部的岩石在地应力的作用下会产生新的裂隙.为岩石中的深层水的运移和含不同浓度同位素的水的混溶提供了通道，也为近地表含水构造提供了深部补给的可能.而重力、压力和热力为水的渗流提供了动力.
4.4水在地下的运移首先要有通道，其次要有动力.对于降水下渗的情况，主要发生在潜水水面以上的未饱和岩层、或者在承压含水层的补给区域，或者发生在深大断裂区域.下渗的深度主要由岩层的几何形状决定.如有的深大断裂可以达到十几公里，如龙门山断裂，雨水可以沿断层下渗.降水下渗的主要驱动力是重力.含水层内的主要驱动力是水头压力，含水层中只要有水头差，就会发生渗流.水上涌的通道主要是地壳运动产生的新的裂隙，动力主要是不同水源间的压力差.岩浆的侵入也会产生新的通道，达到脱水的温压条件时释放出岩浆水，动力是地球深部的高温高压.
4.5近地表的含水构造拥有来自地表、深层地下和远方的多重补给来源，不同的来源具有不同的氢氧同位素值，混融比例的变化造成了地热井同位素值的变化.这个变化反映了复杂的地下活动.水的混融比例反映了不同水源的受力情况和通道开闭情况，通常氢氧同位素值处于一个正常的波动范围，如果某一来源的岩层压力变化很大、或者大量通道突然开闭，则会造成地热水氢同位素值的剧烈变化.
4.6地热水氢氧同位素浓度值的特征可以帮助判断地下水供给的来源，同时，氢氧同位素值的波动带来了丰富的地下活动信息，为进一步了解地下岩石圈的活动规律和机制提供了一种可能性.地震发生之前，应力积聚，岩石受力变形，可以引起不同水的混溶，而其他因素影响较小，深部地热水的活动可以为探究地震发生前岩石应力状态提供有用信息，为地震预测提供一种依据(赵永红等, 2014a, b).
4.7有限元计算结果表明，当所研究的仁泽2号井区域含水层处于饱和状态时，理想模型计算得到的渗流速度为1.3×10-8 m/s，利用氢同位素采样数据，推测水源高度与有限元模型水头高程相近，推测仁泽二号井的地热水并非当时当地的大气降水，可能是高山大气降水补给.氧同位素飘移说明补给源与围岩发生了氧同位素的交换作用；氧同位素飘移只能解释采样点向右偏离大气降水线，采样点所在的线向右上方倾斜，表明除了大气降水，地热水有另一个源；氧同位素采样值计算的高程比有限元计算所使用高程小，说明补给源与拥有更高氧同位素值的水体混合，该源有可能为氢同位素值与高山补给的大气降水相近而氧同位素比其高的岩浆水.
4.8在进行有限元计算时，没有实测的物性参数值，所使用参数值为宜兰清水地区地层相关参数.另外使用平均降水量计算流速，也大大减小了渗流速度，高山大气降水对低海拔地区有汇聚作用，其值应该比降水量计算得到的流速大，但因缺少实测资料，理想模型只能进行一定的估算.本文没有考虑时间尺度，对于高山大气降水在大时间尺度内发生的变化没有考虑，据Faure(1986)，大气降水的氢氧同位素会随时间变化，因此井水中氢氧同位素组成与所推测的水源的大气降水中所测的氢氧同位素组成可能存在不一致的情况，另外对于地层中是否有特定的通道或者储水层，本文也没有考虑.
4.9对于地热水补给源的探讨，还需要更多地结合当地情况，采集高山大气降水，当地降水、地热水、雨水、河水，长时间定期采样，分析季节变化、降水情况、地震情况等等对氢氧同位素的影响.
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