西藏申扎縣地熱活動帶水文地球化學特征

常夢瑤，甘申勝

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西藏申扎縣地熱活動帶水文地球化學特征

常夢瑤，甘申勝

（成都理工大學，成都 610059）

論文探討了西藏申扎縣南部地塹系內溫泉的水文地球化學特征及熱源問題。研究發現地下水受到下部巖漿活動的影響增溫，其溫度和二氧化碳分壓值在區內分布有差異，對巖層的溶濾強度有影響。熱泉、溫泉水的化學類型與其所處的的地質背景和物質來源有密切關系。通過對比地熱水中的Br/I、Cl/Br、γNa/γCl比值系數與正常海水Br/I(1300)、Cl/Br(300)、γNa/γCl(0.85)比值系數，得出申扎縣微溫泉、地那熱泉為深層殘余海水。地熱水中富含HBO2反映地下水受巖漿活動影響，同時也導致區域地下水中富含F、Cl、Li、Rb、Cs等元素。通過對SiO2溶解曲線的研討，確定其熱儲性質為中溫地熱系統，熱儲埋深約為17km。

地熱活動帶；水文地質球化學；殘余海水；申扎縣

青藏高原地區地熱資源豐富，分布有羊八井、那曲等地熱田。申扎縣南部溫泉群主要發育于申扎—定結地塹系，其溫度普遍較高，水化學類型復雜。1976年青藏高原科考僅采集了部分溫泉水樣，而未作詳細分析?，F階段該區地熱研究程度低，因此在綜合前人的研究成果下，對該區作水文地球化學特征及熱源分析。進一步分析探討物質來源和熱儲深度，為區域地熱開發提供參考依據。

1 區域地質背景及溫泉分布

青藏高原地區是世界上現代構造運動最為活躍的地區之一。申扎縣位于岡底斯板塊中部北緣，研究區位于申扎縣城以南，甲崗山脈以東的地塹盆地及其周邊地區。區內出露最老地層為泥盆紀查果羅馬組灰巖，二疊紀灰巖在本區較為發育。區內燕山（晚）期和喜山期的中酸性巖漿活動較為強烈，巖性主要為花崗閃長巖、二長花崗巖、黑云母花崗巖等，局部地區分布新第三紀火山巖。由于受到印度板塊向北強烈擠壓作用，岡底斯塊體內部物質向兩側逃逸，造成東西向的拉張，形成一系列北東向重力斷層構成的鋸齒狀申扎—謝通門—定結地塹系[1]，研究區屬于該地塹系統北段。地塹內部被第四紀沖洪積物、沼澤沉積物覆蓋，存在少量的冰川漂礫。藏北高原地溫梯度多在3~4℃/100m以上，大地熱流值在70~80mW/m2之間[2]，反映了該區處于一個較高熱流值。區內溫泉出露整體呈南北線狀分布（圖1）。

圖1研究區地質略圖 (據1∶25萬申扎幅修改)

Q4f-沼澤沉積淤泥、泥炭；Q4fl-湖沼沉積細礫、沙、淤泥；Q4pal-沖洪積物礫石、砂土；Q3gl-冰川沉積物漂礫、砂土；N2wy1-烏郁群碎屑巖段紫紅、灰色礫巖、砂巖及粉砂巖；E3r-日貢拉組雜色砂巖、砂礫巖夾巖；E1n-年波組凝灰質礫巖、砂巖夾粉砂巖及少量凝灰巖；K2-E1d-典中組安山巖、英安巖夾少量凝灰質砂巖；K1zl2-則弄群火山巖段安山巖、英安巖夾少量火山碎屑巖；P2x-下拉組中薄層泥晶灰巖，含豐富的蜓腕足化石；P1a-昂杰組含礫砂巖、砂巖夾薄層灰巖；C2-P1l-拉嘎組灰紫色細砂巖夾中粒長石石英砂巖；C1-2y-永珠組，灰紫色細砂巖夾灰白色細粒石英砂巖；D2-3C-查果羅馬組厚—巨厚層微晶灰巖；ZXZ5—打個龍弄吧熱泉 ZXZ6—申扎縣微溫泉 ZXZ7—那果爾熱泉 ZXZ8—羅布村溫泉 ZXZ9—地那熱泉

表1 申扎縣南部溫泉水化學分析數據

西熱：中國科學院青藏高原綜合科學考察隊《西藏地熱》[3]；區調：1∶100萬日喀則、亞東幅區域地質調查報告礦產部分表54和表55[4]；

2 溫泉水地球化學特征

2.1 溫度和pH值

區內出露泉水溫度在9~79.5℃之間，ZXZ6溫度較低但終年不凍，ZXZ9溫度達到79.6℃。區內pH為6.5~8.9之間，大體屬于中偏堿性水。其中點ZXZ5野外實測pH為8.9，屬弱堿性水。在野外水文地質調查中并未發現pH<4的酸性泉水和第四紀火山活動特征，說明該地區不存在第四紀火山活動（表1）。

2.2 地熱水中的碳酸平衡與碳酸鹽巖溶解

熱水pH值與水中溶解的HCO3、CO3含量相關，碳酸主要來源于地下水溶慮碳酸鹽巖、高溫地熱系統中的變質巖、石灰巖受熱分解產生的CO2和土壤層的CO2。利用RockwareAq·QA軟件進行礦物溶解平衡狀態分析（表2）。

表2 礦物飽和指數和CO2分壓值

當地大氣圈PCO2背景值為0.001 7atm[5]，在該地下水系統中PCO2值變幅較大，推斷為與地下水系統的開閉狀態有關。點ZXZ5的兩組數據、點ZXZ6數據、點ZXZ7的兩組數據和ZXZ9的兩組數據顯示該地塹系地下水中的碳酸鹽巖溶解達到平衡。其中ZXZ9達到過飽和，因此在該處形成泉華錐，且泉華堆積速度較快，在36年內增高近1.5m，年平均增長41.66mm（圖2）。

2.3 地熱水性質

熱水中的F/Cl要比海水、油田水或同生泉水的F/Cl高1~2個數量級，分析該地熱系統中的F/Cl、Cl/Br和Br/I系數可以初步判斷熱水形成機制（表3）。

圖2 甲崗電站泉華錐生長堆積對比（1976與2012）

γNa/γCl系數：標準海水γNa/γCl為0.85[6],研究區γNa/γC>1,說明泉水在地下曾發生強烈的水巖反應[7]。

Cl/Br系數：鹵族元素Cl、Br物理性質相似，它們在海水中同時存在，而在一般淡水中Br含量甚微。在大洋中Cl/Br約為300；如果是殘余海水，由于濃縮作用產生NaCl沉淀，溴化物的溶解度比氯化鈉大，所以殘余海水中Br相對富集（Cl/Br<300）；如果地下水溶濾貧溴的巖鹽地層水，則Cl/Br大于300[6]。推測ZXZ5、ZXZ7為賦存在貧溴的巖鹽地層中的微變質水，而ZXZ6、ZXZ9則很有可能屬于深層殘余海水。

圖3 區內地熱水中HBO2含量與Li、Rb、Cs、Cl關系圖

Br/I系數：Br和I同屬鹵族元素，但地球化學特征卻不同，I易被生物攝取。正常海洋水Br/I系數為1 300。由于I在海洋生物體中富集，所以含有大量有機殘骸的海相淤泥、沉積巖水中富含I。該地塹系中熱泉出露地層及溶慮地層均含有海相沉積石灰巖、白云巖等。ZXZ6、ZXZ9的Br/I大大低于正常海水，I發生富集。因此證明ZXZ6、ZXZ9點的地熱水為深層海相沉積水。

2.4 熱水中Cl與Li、HBO2的地球化學指示

熱水中Li含量一般比普通地下水高，因此可以作為追索熱水上升通道或隱伏水熱區的標志[8]。研究區地下水中Li含量在0.32~5.30ppm。位于斷裂帶上的ZXZ5、ZXZ7、ZXZ8的Li含量較高，分別達到3.40ppm、2.30ppm、5.30ppm。據D·E·White資料[9]巖漿活動的熱泉中大多數富硼，富HBO2的熱水分布地區也可反應出富含Cl、F、Li等地區。該地塹系由于受到東西向拉張作用使斷裂大體走向與甲崗山脈一致，這個拉張過程仍在繼續并與巖漿活動有關[10]。點ZXZ5、ZXZ7和ZXZ8均顯示較高的HBO2也表明存在巖漿活動，地熱水富硼就是這種巖漿活動的反應。熱水中Li、Rb、Cs、HBO2等組分一般又與Cl有相關，Cl含量越高，這些組分的含量也較高，而且熱水礦化度越高這種關系越明顯（圖3）。

圖4 SiO2溶解曲線判斷礦物溶解平衡狀態示意圖

ZXZ5、ZXZ7、ZXZ8都是以重碳酸鹽—氯化物型水，溫度和礦化度較高，這種水主要來自于深部含水層，循環時間較長，并與巖漿活動相關。當水熱活動持續一定時間之后隨著水熱系統的消退，深部流體的組分和含量都會發生變化，這時熱水的水型逐漸會被富含HCO3或SO4的水代替，溫度和礦化度都會逐漸降低。 ZXZ5、ZXZ8熱水中存在SO4成分，即屬于這種類型。

3 熱儲結構與熱儲溫度

3.1 熱源分析

表3 熱水γNa/γCl、Cl/Br 、Br/I離子比系數

根據青藏高原航磁平面等值線圖[11]顯示，沿著該南北地塹系呈明顯負磁異常。從當惹雍錯—申扎的東段地電斷面分析，觀測結果清晰地指示出低阻物質（ρ<10Ω/m），其次根據該地塹系內的地震資料，僅1980年發生4.0Ms以上11次，最大6.2Ms。震源深度均在33Km左右。岡底斯地塊Moho面深度為72km[12]。說明斷層并沒有切穿巖石圈，只是與高導層“中心”相耦合。地塹內部及附近并沒有大規模的現代火山活動，在局部地區存在小范圍的新近紀中酸性火山巖，因此不可能是地幔物質上涌提供熱源。推測為印度板塊俯沖到歐亞板塊的下面引起上地殼物質部分熔融，在底部形成局部巖漿房，并為地下水提供了熱源。

3.2 熱儲溫度

每種地熱溫標都是建立在礦物溶解反應達到平衡的基礎上，所以在利用地熱溫標以前，必須判斷溶液—礦物平衡狀態。利用地下水中某些化學組分的含量與溫度的關系函數，估算深部熱儲的溫度。其原理在于深部熱儲中礦物在水中溶解達到平衡，在熱水上升至地表過程中，溫度下降，但化學組分含量幾乎不變。

表4 SiO2地質溫度計(熱儲溫度)數據

SiO2地熱溫標：利用熱水中SiO2溶解度與溫度的關系函數估算地下熱儲溫度，在許多情況下誤差僅有±3℃[13]。本文利用SiO2溶解度曲線法[14]判斷礦物溶解平衡狀態，這一方法用于判斷SiO2含量受何種礦物控制。自然界中的二氧化硅礦物有多種，地熱研究中涉及的有石英、玉髓和無定形二氧化硅。在SiO2-T關系圖上（圖3），可以發現研究區地熱水SiO2含量數據點均接近玉髓溶解曲線而遠離石英曲線，說明玉髓可能是起平衡作用的礦物。一般來說SiO2溶解度隨礦化度增大而減小，但在礦化度較低情況下，影響不明顯。從水樣分析數據看，研究區地熱水中ZXZ5、ZXZ6、ZXZ9的礦化度均小于1500ppm，不至于影響SiO2溶解度。但SiO2含量主要取決于地下水的溫度和循環時間[15]，溫度越高、循環時間越長，SiO2含量就越高。顯然ZXZ8的SiO2含量較大主要是地下水循環時間較長引起。因此采用玉髓溫度計來表示該點熱儲溫度就不太適合，相對來說采用SiO2（無蒸汽壓損失）計算的熱儲溫度更為合適（表4）。

該地塹系熱儲平均溫度為98.5℃，與藏北地區淺層平均熱儲溫度（76.58℃）相差不大。按照國際慣例，熱儲溫度位于90~150℃為中溫地熱系統[16]。因此該地塹系整體上屬于中溫地熱系統。

3.3 熱儲埋深

熱儲埋深Z（徑流循環深度）是根據那區地區地熱田平均地熱增溫梯度G（4℃/100m），常溫帶埋深Z0（10m），當地年平均氣溫T0（-1.55℃）[17]和按地球化學溫標計算的熱儲溫度T通過Z=（T-T0）/G+Z0[18]。計算得淺層熱儲埋深約為2 510m。

按照淺層熱儲埋深Z、溫度T和傳導地溫梯度值G’,對深部溫度進行推算。假定未冷凝巖漿房溫度為800℃，該地區深部平均地溫梯度為5℃/100m，熱源埋深H=（800-T）/G’+Z[10]。則該地塹系熱源埋深約為17km。

4 結論

1）二氧化碳分壓影響碳酸鹽巖的溶解飽和狀態，同時地下水中的γNa/γCl、Cl/Br、Br/I、HBO2可以指示地下水性質。因此對研究區地下水系統分類：申扎縣微溫泉、地那熱泉主要為深層殘余海水。那果爾熱泉主要為地下水溶濾貧溴地層，較高的HBO2顯示與巖漿活動有關。羅布村溫泉主要溶慮石炭系石英砂巖裂隙含水層，并與巖漿活動有關。

2）利用不同地熱溫標計算，所得的熱儲溫度相差較大，因此在利用地熱溫標估算熱儲溫度時，必須進行分析礦物的溶解平衡狀態。研究區熱儲平均溫度為98.5℃，大體屬中溫地熱系統。

3）對深部熱源進行估算，推測在該地塹系下17km左右存在局部巖漿熔融體。

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Hydrogeochemistry of Geothermal Girdle in Xainza, Tibet

CHANG Meng-yao GAN Shen-sheng

(Chengdu University of Technology, Chengdu 610059)

The paper has a discussion on hydrogeochemical characteristics and thermal source of thermal springs in the graben system in the south of Xainza, Tibet. The study indicates that groundwater temperature is affected by lower magmatism. Chemical type of the thermal springs is in close relationship with geological setting and material sources. The correlation of Br / I, Cl / Br, γNa / γCl ratio coefficient of the geothermal water to Br / I (1300), Cl / Br (300), γNa / γCl (0.85) ratio coefficients of normal seawater indicates that the thermal spring water was derived from deep residual seawater. The geothermal water is rich in HBO2and regional groundwater is rich in F, Cl, Li, Rb and Cs due to influence of magmatic activity. The SiO2 dissolution curve shows medium-temperature geothermal systems with a depth of about 17 km.

Xainza; geothermal activity; geothermal reservoir; hydrogeochemistry; residual seawater

P641.4+2

A

1006-0995（2017）03-0445-04

10.3969/j.issn.1006-0995.2017.03.021

2016-11-14

常夢瑤(1991- )，女，四川省江安縣人，在讀碩士研究生，礦物學、巖石學、礦床學專業