新疆塔什庫爾干縣曲曼地熱田地下熱水同位素研究

史 杰, 汪美華, 馬小軍, 文 章, 朱栗佟

1)新疆維吾爾自治區地質礦產勘查開發局第二水文工程地質大隊, 新疆昌吉 831100;2)中國地質環境監測院, 北京 100081; 3)中國地質大學(武漢)環境學院, 湖北武漢 430074

西藏高原南部及向東南延伸至的四川西部和云南西部, 是我國大陸地熱活動最強烈的地區之一,屬于地中海—喜馬拉雅地熱帶; 滇藏地區更是匯集了我國大陸地區所有的高溫地熱顯示(卞躍躍和趙丹, 2018), 包括羊八井和羊易地熱田、谷露地熱系統(張萌等, 2014)、沃卡地塹地熱系統(章旭等,2020)、滇西騰沖熱海(上官志冠, 2020)和瑞麗地熱田(李潔祥等, 2015)以及川西甘孜地區地熱系統(卞躍躍和趙丹, 2018; 張薇等, 2021)。

新疆曲曼地熱田位于帕米爾高原的塔什庫爾干塔吉克自治縣(簡稱“塔縣”), 是地中海—喜馬拉雅地熱帶喜馬拉雅段在中國西線向西北方向的延伸(Wang et al., 2015)。龐忠和等(2011)研究認為其成因模式為高溫對流型, 并預測熱儲溫度為173～191 ℃。多位學者對該地熱異常區的地質構造成因、地熱地質條件、地熱流體水文地球化學特征等進行研究(常志勇等, 2016; 史杰等, 2018a, b), 認為塔什庫爾干谷地地熱流體分布受斷裂構造控制, 熱源為元古界基底之下的熱液, 新生代侵入巖體放射性生熱為附加熱源; 地下熱水化學成分以Na+、Cl-、SO2-4為主,Ca2+和 HCO-3次之, 為典型的高溫地熱流體化學類型; Wang et al.(2015)通過分析對比曲曼地熱資源與羊易和羊八井地熱田的水文地球化學特征, 認為其具有相似的補徑排特點。

近幾十年來, 同位素地球化學技術廣泛應用于地熱勘查研究。利用同位素水文地球化學特征可以揭示地下熱水的補給機制, 判斷其起源和補給條件, 估算地下熱水年齡, 追溯其演化歷史和運動模式, 跟蹤其動態變化, 并且可以應用同位素對地下熱水概念模型加以矯正(張錫根, 1988; 王東升和王經蘭, 1996; 王坤和王東升, 2002; 朱家玲等, 2008)。

在前人對新疆塔縣曲曼地熱田的地質構造成因、地熱地質條件、地熱流體水文地球化學特征研究的基礎上, 本文通過分析地下熱水和地表水樣中D、18O、34S、3He、4He等同位素特征, 研究了地熱田的補給來源、補給條件、循環特征、熱源等, 結合B、Br、Cl等地熱地球化學特征進一步探討曲曼地熱田形成機理。

1 研究區概況

曲曼地熱田位于新疆塔縣曲曼村一帶(圖 1),北距縣城8 km。地熱田所處地貌類型為塔什庫爾干谷地北側托爾推其山山前洪積礫質傾斜平原, 平均海拔 3100 m; 其西側為近南北向展布、海拔3500～5200 m的構造侵蝕高山薩雷闊勒山, 雪線約為4500 m, 山頂常年有積雪覆蓋; 東側為塔什庫爾干河(簡稱“塔河”)。研究區具有大陸性高原山地干旱氣候特征, 四季不分明, 冬季嚴寒漫長, 年均氣溫 3.3 ℃, 年均降水量 68.9 mm, 年均蒸發量2270 mm。

圖1 研究區地質地貌特征及取樣點(據史杰等, 2018a修改)Fig.1 Geology and geomorphology of the study area and sampling points (modified from SHI et al., 2018a)

塔河及其支流(辛滾溝和曲曼溝)為研究區主要地表水體。塔河位于曲曼村東部, 南北流向, 是研究區地表水、地下水主要排泄區域; 主要水源為高山冰川和積雪融水, 年徑流量變化不大。辛滾溝位于曲曼村南, 為常年流水溝, 總體北東流向。曲曼溝是規模較大的一條季節性洪溝, 位于曲曼村外西南方向, 總體東西—北東流向, 洪水期有洪流通過,在曲曼村東一帶匯入塔河。辛滾溝和曲曼溝均發源于現代冰川, 以冰雪融水補給為主。

2 研究區地熱地質背景

研究區地處青藏高原西北、帕米爾高原中東部。新生代以來印度板塊持續向北俯沖和推擠, 造成帕米爾地區快速隆起抬升, 形成整體向北弧形突出、內部差異化升降的構造格局, 并伴隨斷裂的繼承、發育和巖漿侵入(李海兵等, 2006; 陳杰等,2011)。研究區主控斷裂為南北向展布的塔什庫爾干斷裂, 由 4條次斷裂組成, 為右旋走滑張斷裂, 是帕米爾高原內部全新世以來最年輕的活動斷裂(常志勇等, 2016)。斷裂組合具有地壘-地塹相間發育特征, 為地熱流體的運移、儲集提供了空間(史杰等,2018a)。

地熱田西北側為托爾推其山, 出露元古代變質巖和寒武紀云英閃長巖。西南側為薩雷闊勒山, 出露新生代侵入巖, 主要有新近紀二長花崗巖和霓石正長巖, 以巖基狀產出, 出露面積約750 km2。該套侵入巖在造山后伸展環境下 11～13 Ma B.P.侵入就位, 巖漿物質主要來源于地殼, 混有少量地幔物質,礦物中富含U、Th、K等放射性生熱元素(羅照華等,2003)。

地熱田位于托爾推其山山前洪積礫質傾斜平原, 主要出露地層為第四系全新統沖洪積物。山前鉆孔揭露熱儲溫度為54～162 ℃, 井口地熱流體溫度 37～144 ℃(常志勇等, 2016), 采用鉀-鈉溫標法計算推測深部熱儲溫度在 186 ℃以上(史杰等,2018a)。地下熱水中 Na+、Cl-、含量普遍偏高, Ca2+、含量次之, 水化學類型以Cl·SO4(HCO3)-Na型和 HCO3·SO4(Cl)-Na型為主(史杰等, 2018a)。

3 取樣與測試

2011年7—9月、2013年10—11月、2015年7—9月, 在研究區及其周邊取樣三次, 包括9個井口地下熱水樣(ZK2、ZK9、K26、KH6、KH8、KH10、ZK7、ZK22、ZK1)、5個河水樣(曲曼溝、辛滾溝、TH1、TH2、TH3)、辛滾溝系統的泉水樣(Q2)和曲曼溝系統的機民井水樣(J9)。現場測定樣品溫度。采樣點分布如圖1所示。

以上16個樣品的氫氧穩定同位素和11個樣品的硫同位素測試工作由北京核工業地質分析測試中心完成, 采用MAT253型氣體穩定同位素比值質譜儀及輔助設備, 分別依據《水中氫同位素組成的鋅還原法測定》(DZ/T 0184.19—1997)、《天然水中氧同位素的二氧化碳-水平衡法測定》(DZ/T 0184.21—1997)、《硫酸鹽中硫同位素組成的測定》(DZ/T 0184.15—1997)進行測定。用標準平均海水V-SMOW 作為氫、氧穩定同位素標準,δ18O和δD分析精度分別為±0.10‰和±1.00‰;δ34S采用國際標準CDT, 分析精度為±0.02%。

在實驗室對ZK7水樣進行脫氣處理后, 測定氣體中的氦同位素, 由中國科學院地質與地球物理研究所蘭州油氣資源研究中心地球化學測試部完成。采用英國 Micromass公司生產的 MM5400質譜計,依據《稀有氣體同位素質譜峰高比檢測方法》(LDB 03-01-94)測定。3He用電子倍增器檢測,4He用法拉第杯檢測, 使用標準為大氣(3He/4He=1.4×10-6),3He/4He絕對偏差為1.5%。

水樣的 B和 Br-測試由新疆第一水文工程地質大隊實驗測試中心完成。三批次樣品的測試依據和儀器不同, 具體為: ZK7樣品測試依據《生活飲用水標準檢驗方法》(GB/T 5750—2006), 測試儀器為離子色譜儀(ICS-2000); 其余樣品測試依據為《生活飲用水標準檢驗方法》(GB/T 8535—2008), 2010年測試時采用分光光度計(721), 2013年測試時采用離子色譜儀(ICS-2000), 2015年測試時采用原子吸收分光光度計(WFX-110)。

4 結果

本次16個樣品的測試結果如表1所示。ZK2、ZK9等8個鉆孔孔口水樣溫度為45～144 ℃, ZK1孔口水樣溫度為27 ℃, Q2泉水樣為11 ℃。位于辛滾河南的ZK1為早期淺勘探井, 井深300 m, 未鉆及主導熱斷裂, 水樣為冷-熱水混合樣(史杰等, 2018a),故水溫較低。

表1 研究區水體同位素和水化學特征Table 1 Isotopic and hydrochemical characteristics of water samples in the study area

16個水樣的氫氧穩定同位素測試結果如表1所示。ZK2等8個地下熱水樣的δ18O值為-8.00‰ ～-10.77‰, 平均為-9.60‰;δD 值為-72.50‰ ～-82.12‰, 平均為-77.22‰。其他水體的δ18O 值為-10.50‰ ～ -13.03‰,δD 值為-81.68‰ ～ -93.87‰。地下熱水中D、18O稍有富集。

地下熱水中δ34SCDT含量為 21.10‰～23.76‰,ZK1混合水中δ34SCDT為3.43‰, 曲曼溝和辛滾溝系統樣品中δ34SCDT為1.16‰～7.05‰。地下熱水中34S富集明顯。

地下熱水中B含量為2.6～13.1 mg/L, ZK1混合水和Q2泉水中B含量分別為0.3 mg/L和0.2 mg/L。地下熱水中 Br-含量為 0.24～1.31 mg/L, ZK1混合水的Br-低于0.05 mg/L, Q2泉水中Br-含量為0.76 mg/L。地下熱水中Cl-含量為174.66～639.58 mg/L。

表2列出了ZK7氦同位素測試成果。水樣氣體中的4He含量為0.01×10-4(V/V),3He/4He=0.397 Ra (Ra為大氣中3He和4He的比值,Ra=1.4×10-6)。

表2 氦同位素測試結果Table 2 He isotopic data of the sample

5 討論

5.1 地下熱水補給條件

5.1.1 主要補給來源

經歷不同水循環過程的地下水, 氫氧同位素含量不同, 因此測定氫氧同位素可以幫助確定地下熱水的成因及其運移途徑(張錫根, 1988)。羊八井地下熱水的δ18O為-17‰ ～ -20‰、δD為-150‰ ～ -160‰,羊八井盆地及其臨近地區大氣降水的δ18O為-19‰～ -23‰、δD 為-135‰～ -174‰, 巖漿水的δ18O為6‰～9‰、δD為-40‰～ -80‰, 羊八井地下熱水和巖漿水氫氧同位素值相差懸殊; 據此推測羊八井地熱田的主要補給來源為大氣降水, 并認為因海拔高(4300 m)導致其成為世界著名地熱田中最貧18O和D的(衛克勤等, 1983)。

圖2為本文16個水樣的δD-δ18O關系圖及其相對于德令哈降水線和全球降水線的關系。一般采用國際原子能機構(IAEA)和世界氣象組織(WMO)作為參考標準值。青海省德令哈觀測站海拔 2981 m,與研究區海拔相差100 m左右; 同在北緯37°, 年均氣溫均為3 ℃且雨季同期(5—9月)(章新平等, 2001),因此以德令哈觀測站的值作為參考。

由表1可知, 曲曼地熱田8個地下熱水樣中的δ18O 值為-8.00‰ ～ -10.77‰、δD 值為-72.50‰ ～-82.12‰, 稍高于羊八井地熱田的同位素值。從圖2可以看出, 除了混合水ZK1和地下熱水ZK9位于大氣降水線上, 其他地下熱水樣均位于降水線右下方附近, 且具有向右上方延伸的趨勢, 表現出與大氣降水氫氧同位素組成的相似性。據此判斷曲曼地熱田和羊八井地熱田的地下熱水補給來源相似, 即主要為大氣降水。由表 1可知地下熱水的 TDS值為1～4 g/L, 計算可知rNa/rCl(毫克當量比值)＞0.85,Cl/Br(體積百分數比值)＞300, 依據王東升和王經蘭(1996)的研究結論, 可判斷為循環型地下熱水。

圖2 研究區一帶水體的δD-δ18O關系圖Fig.2 Relationship diagram of δD-δ18O of the water body in the study area

曲曼地熱田附近的淺層冷水、河水基本位于降雨線上, 個別位于降水線左上方, 具有現代冰川分布的干寒地區地表水和地下水的補給源區雪水氫氧同位素典型的特征(仝曉霞和劉存富, 2018)。塔河3個采樣點的δ18O具有向右的線性分布, 與塔河由南向北(由TH1流向TH3)流經地熱田, 河水接受地下熱水補給相關。說明研究區地表水和淺層地下水系統以大氣降水和冰雪融水為主要補給來源, 并沿流向地熱田的方向接受地下熱水的補給。

5.1.2 補給區高程

地下熱水的補給區通常位于距出露區較遠的海拔較高地區。根據大氣降水的δD、δ18O值隨海拔高度變化的原理, 可以確定地熱田補給區的海拔高度(衛克勤等, 1983)。如前所述, 本文采用德令哈大氣降水數據, 其采樣點高程為 2981 m(章新平等, 2001); 另參考2003年5—8月中國科學院寒區旱區環境與工程研究所在慕士塔格冰川西坡收集的降水樣品, 采樣點高程為4430 m, 距研究區50 km左右, 其高海拔區δ18O同位素高度梯度具有很好的參考價值(李真等, 2006)。

式中:H—補給區高程(m);h—參考點地面高程(m);δG—樣品中的δD或δ18O值(‰);δP—參考點大氣降水的δD 或δ18O 值(‰);K—同位素高度梯度(δ/(100 m))。

曲曼地熱田 ZK7、ZK22上升過程中混合淺層冷水較少, 較好地保存了深部地下熱水的同位素特征。地下熱水在孔口的水汽分離對同位素組成的作用不容忽視, 同時由于高溫熱儲與圍巖發生了同位素交換, 發生了“氧-18漂移”, 故根據Truesdell et al.(1977)提出的方法, 利用ZK7、ZK22汽水分離校正后的δD值(表3), 平移至大氣降水線上求得最初的δ18O, 然后對 ZK7、ZK22的δ18O進行校正, 校正后的值分別為-10.75‰、-10.69‰, 取其平均值-10.72‰。

表3 地下熱水δD校正計算Table 3 Correction calculation of δD in geothermal water

另根據研究區地熱孔內水位常觀統測, 地下熱水井水位均表現出水文型動態特征, 相對潛水井水位上升和下降滯后 1～2個月, 地熱孔高水位期一般在 7—11月, ZK7、ZK22取樣時間分別為 7月、10月, 故補給高程采用雨季加權平均值進行計算,德令哈為-5.53‰(章新平等, 2001), 慕士塔格為-9.36‰(李真等, 2006)。

慕士塔格冰川6200～7450 m段δ18O隨海拔升高顯著降低,K為-0.39‰/(100 m); 5500～6100 m段也隨海拔升高顯著降低,K為-0.37‰/(100 m)。考慮兩個參考點實際取樣高程與上述兩個高程段的差異,高度梯度分別取-0.34‰/(100 m)和-0.36‰/(100 m)。各參數的具體取值和計算結果見表4。

表4 曲曼地熱田地下熱水補給高度計算結果Table 4 Calculation of hot water recharge height in Quman geothermal field

由表4可以看出, 采用德令哈大氣降水18O同位素計算曲曼地熱田補給高度為4507 m, 采用慕士塔格大氣降水18O同位素計算曲曼地熱田補給高度為4808 m, 平均為4657 m。曲曼地熱田北側托爾推其山海拔 3200～3700 m, 西側薩雷闊勒山海拔 3500～5200 m, 補給高程的計算結果印證了地下熱水補給區為西側的高山區, 也印證了地熱田受西側塔什庫爾干斷裂控制的地質認識。同時筆者還對區內辛滾河河水補給高程進行了試算, 計算結果顯示辛滾河補給區高程在 5000 m以上, 也符合該河流來源于海拔5000 m以上的現代冰川。

5.1.3 補給區溫度

（3）根據分類結果重新計算每個簇（有變化）的質心或平均值。重復進行（2）、（3）步驟，直到質心不再改變，即準則算法函數收斂，采用平方誤差準則：

在全球尺度下, 降水中穩定同位素比率隨海拔高度的增加而降低(Siegenthaler and Oeschger,1980)。表現在溫度效應即為溫度越高,δD、δ18O值就越大, 反之δD、δ18O值隨之減少。研究區地處高原, 溫度對降水中δ18O影響較大,δ18O隨溫度變化的梯度也大, 計算采用同處高原的德令哈(章新平等, 2001)、慕士塔格冰川(李真等, 2006)的關系式對地熱田補給區溫度進行計算, 結果見表 5。由表 5可知, 雨季(夏季)的補給區溫度為-3～2 ℃, 與該區夏季的雪線高度基本吻合。

表5 曲曼地下熱水補給區溫度計算結果Table 5 Calculation results of temperature of hot water recharge area in Quman geothermal field

5.2 地下水熱源

尹觀和倪師軍(2009)認為水溫每上升10 ℃, 水與圍巖發生18O同位素交換的速率可增大 2～3倍,升高100 ℃時反應速率可加快幾千至幾萬倍。衛克勤等(1983)認為“氧位移”值作為地熱系統深部熱儲溫度的一個定性指標, 可判斷地熱田與巖漿活動有無關系的依據, 并研究發現西藏羊八井δ18O值偏離大氣降水線1.5‰～3.5‰, 據此認為該地熱田屬于與火山、巖漿有關的類型。馬致遠等(2019)研究發現騰沖熱海為火山型地熱田, 其地下熱水中δ18O值為-5.38‰ ～ -9.69‰, 存在比較顯著的“氧-18漂移”現象, 表明其地熱流體賦存期間發生了較為明顯的水巖反應, 具有相對較長的滯留時間。

曲曼地熱田孔口出水溫度較高、熱儲溫度較大的 ZK7、ZK22表現出較大的“氧-18漂移”量,δ18O漂移值分別為2.12‰和2.35‰, 表明地下熱水與圍巖之間發生了18O同位素交換, 推測其屬于巖漿熱源型地熱系統。

5.3 地下熱水的其他特征

5.3.1 氘富集

王東升和王經蘭(1996)對我國循環型地下熱水δD進行了統計, 結果顯示循環型地下熱水比當地大氣降水貧D 7‰～21‰; 而曲曼地熱田的地下熱水與補給區相似的曲曼河系統地表水和地下水相比,地下熱水比冷水富集D超過4‰。Ohmoto認為巖漿水的同位素典型值為δD= -30‰ ～ -75‰(尹觀和倪師軍, 2009), 則曲曼地下熱水富集氘可能是因為有巖漿水的混合。

5.3.2 硫同位素

張錫根(1988)認為, 自然界中目前測定的硫同位素主要分為隕石硫、來自上地幔的原生硫(未發生明顯同位素分餾作用)和經過各種地質作用的地殼硫, 組成成分均一、變化范圍小、接近隕石硫的特點是地幔硫的特征。Truesdell et al.(1977)認為可以根據地下熱水中硫酸鹽的硫同位素組成, 區分深部硫酸鹽和地表稀釋的硫酸鹽:值高的地下熱水, 其硫酸鹽具有高的δ34SCDT值, 為深部硫酸鹽;值低的地下熱水, 其δ34SCDT值也低。隕石硫的δ34S值為0.0‰, 而地幔或深源硫的同位素組成與隕石硫很接近(佟偉等, 1982)。羊八井地下熱水的硫酸鹽δ34SCDT值與 Cl-/SO2-4值的關系顯示其具有深部硫酸鹽的性質(張錫根,1998)。關中盆地腹部地熱水δ34S值為 8‰～15‰,騰沖熱海地熱田地熱水δ34S值為 1‰～6‰, 前者δ34S值較后者更大, 揭示其封閉性較好(馬致遠等,2019)。

由表1可知, 曲曼地熱田地下熱水中δ34SCDT含量為21.10‰～23.76‰, 地下熱水中的δ34SCDT、值分別為其他水體的2～5倍。繪制δ34S和關系圖(圖 3), 可知曲曼地熱田地下熱水的δ34SCDT和比值均較高, 符合深部硫酸鹽特征。

圖3 δ34SCDT與值的關系圖Fig.3 Relationship diagram of δ34SCDT-

5.3.3 氦同位素特征

熱液流體中稀有氣體主要有三種來源, 包括大氣、地幔流體和地殼放射性成因流體。不同來源的氦同位素的特征比值具有顯著差異, 大氣中的3He/4He=1 Ra(Ra=1.4×10-6), 地幔流體的3He/4He特征值一般為 6～9 Ra, 地殼放射成因流體的一般為0.01～0.05 Ra(蔡明海等, 2021)。研究區 ZK7的3He/4He=0.397 Ra, 介于殼源氦和大氣氦同位素組成范圍之間, 表明地下水在循環過程中與地殼中4He豐度較高的氣體發生混合、交換, 表現出具有大氣和地殼混源的氦同位素組成特征, 同時也說明活動控熱斷裂塔什庫爾干斷裂現今活動只在地殼內,未達到地幔。

5.3.4 硼元素和氯離子

Ellis and Mahon(1964)認為地熱流體中所含的B、Li、Rb和Cs是初生巖漿水貢獻的。由表1可知, 曲曼地下熱水B的含量為 2.6～13.1 mg/L, 平均 6.79 mg/L,ZK1和 Q2水樣中的 B含量分別為 0.2 mg/L和0.3 mg/L, 地下熱水中的含量高出其他水體 27倍多,推測地下熱水中可能有初生巖漿水的混入。

Truesdell et al.(1977)認為熱儲中的水-巖相互作用雖然對地下熱水中的 Cl-有貢獻, 但其貢獻度要遠小于在巖漿熱源的高溫水熱系統中從巖漿脫氣過程中獲得的Cl-, 且在地熱流體向上運移、徑流的過程中, Cl-難以被圍巖礦物吸附, 也難以在水熱蝕變中沉淀出來, 所以 Cl-可以指示地熱流體經歷的混合過程。西藏地下熱水普遍富B, 其Cl--B相關性很高(許鵬等, 2018)。曲曼地下熱水中 B與 Cl-(r=0.84,n=7)也具有明顯的線性關系(圖4), 再次說明曲曼地下熱水很可能混入了同源的初生巖漿水。

圖4 地下熱水Cl--B關系圖Fig.4 Relationship diagram between Cl--B in the geothermal water

6 結論

(1)曲曼地熱田地下熱水中的δ18O值為-8.00‰～ -10.77‰、δD 值為-72.50‰ ～ -82.12‰, 二者呈線性分布; TDS值為1～4 g/L,rNa/rCl＞0.85,Cl/Br＞300，判斷其為以大氣降水為主要補給來源的循環型地下熱水。補給區為地熱田西南側的高山區，高程約為4657 m, 雨季溫度-3～2 ℃。

(2)曲曼地熱田孔口出水溫度較高、熱儲溫度較大的 ZK7、ZK22表現出較大的“氧-18漂移”量,δ18O漂移值分別為2.12‰和2.35‰, 推測其屬于巖漿熱源型地熱系統。

(3)曲曼地熱田地下熱水比冷水富集D超過4‰,B含量是其他水體的27倍多,34S顯示地下熱水體具有深源硫的特點,3He/4He值顯示其具有大氣和地殼混源的氦同位素組成特征, 說明地下熱水循環深度較大, 在深循環過程中可能有少量初生巖漿水混合;同時也說明活動控熱斷裂塔什庫爾干斷裂現今活動只在地殼內, 未達到地幔。

Acknowledgements:

This study was supported by Project Managment Center of Geological Exploration Fund of Xinjiang Uygur Autonomous Region (Nos.2010006, N10-4-XJ01 and N15-4-LQ1).