西藏谷露高温地热系统水文地球化学特征及成因模式

张 萌，蔺文静，刘 昭，刘志明，胡先才，王贵玲

（1.中国地质大学环境学院，武汉 430074；

2.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，石家庄 050061；

3.西藏地质矿产勘查开发局地热地质大队，拉萨 850032）

西藏谷露高温地热系统水文地球化学特征及成因模式

张 萌1，蔺文静2，刘 昭2，刘志明2，胡先才3，王贵玲2

（1.中国地质大学环境学院，武汉 430074；

2.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，石家庄 050061；

3.西藏地质矿产勘查开发局地热地质大队，拉萨 850032）

通过对西藏谷露高温地热系统的热水进行水文地球化学特征分析来研究其成因模式。研究结果表明，研究区热水为中偏碱性水，矿化度较高，化学类型主要为Cl·HCO3-Na型和HCO3·Cl-Na型。热水在沿主要控热断裂上升途中与围岩发生物质和能量的交换，水岩作用强烈，到达浅部之后，由于受到冷水的混合作用影响使得温度下降，在Na-K-Mg三角图上表现为局部成熟水和未成熟水。利用混合模型对热水未受到冷水混合影响之前的温度进行估算，得到热储的温度范围为195～260℃，冷水混入比例为52%～74%。

谷露；高温地热系统；水文地球化学；成因模式

西藏是中国地热活动最发育、最强烈的区域之一，全国现已查明的水热活动区3 000余处，西藏境内就有近700处［1，2］。西藏境内的青藏铁路沿线区域内地热资源丰富，水热活动类型多样。自1976年以来，西藏地热地质大队等单位先后在青藏铁路沿线的羊八井热田、羊易热田、拉多岗热田、那曲热田等区域上开展了地热地质调查、勘查工作，为高温地热田的勘查积累了丰富的经验。目前，该地区内系统的调查研究工作仅在羊八井和羊易展开［3－7］，并且成功建成了羊八井地热电站。

谷露高温地热系统位于青藏铁路沿线尼木－那曲热显示带上，前人对该热显示区的研究主要集中在谷露盆地的地质地貌、构造活动以及矿床地质上［8－11］。其中，郑绵平等在泉区的硅华体上进行了钻探工程，2个钻孔在施工中都形成了间歇喷泉［12］。从20世纪80年代开始，西藏地热地质大队就展开了针对该地区的地质特征、水文地质特征、地球物理特征、水化学特征等方面的详细调查。目前，该地区的地热资源还未被开发利用，热水主要以泉的形式排泄，造成资源的浪费。本文旨在通过对该高温地热系统热水的水文地球化学特征进行分析来探讨其成因模式，为今后该区地热资源的开发利用提供依据。

1 研究区概况

1.1 自然地理

谷露高温地热系统位于西藏那曲地区谷露区中部，东距青藏铁路约2 km，北离那曲镇83 km（图1）。西侧山区海拔高度最高为6 088 m，区内最低海拔高度为4 675 m。热显示区呈南北向展布，桑曲在谷地西侧由北向南穿过泉区。研究区属高原亚寒带季风半湿润气候区，高寒缺氧，气候干燥，全年大风100天左右，年平均气温为－2.2℃左右，年降水量400 mm以上。泉区内水热活动多种多样，主要有温泉、热泉、沸泉、沸喷泉、泉华台地等，其中热泉、沸泉和沸喷泉40余处，大部分泉口有气泡逸出并有H2S气味，泉水温度多在70℃左右，流量为0.014～1.00 L／s，热田内温、热泉总流量为6.062 L／s。

图1 研究区地理位置及取样点分布图Fig.1 Location of the study area and sampling points

1.2 地层岩性

谷露高温热显示区附近分布着第四系冲洪积物，为一套灰黄色、灰白色含黏土细砂砾石层；北西部为冰川堆积物，为一套由砾石、砂、黏土组成的灰白色含泥砂砾层；沼泽沉积位于研究区的中部，贯穿南北，以淤泥、泥炭、泥砂质亚黏土为主，表面有腐殖植物，厚约10～30 cm；东南部、中西部则分布着坡积物，由砾石、砂、黏土组成；中西部还分布着燕山晚期中酸性花岗岩，面积约0.5 km2，呈灰白色、黄褐色，主要由石英、斜长石、钾长石、暗色矿物等组成。此外，研究区内还发育着大量的泉华，以硅华为主，呈浅灰－灰白色，波状层理，局部可见气孔状构造。

1.3 构造与壳幔热结构

谷露高温地热系统位于当雄－羊八井－多庆措活动构造带的中段，桑雄－九子拉断裂所形成的地堑式断陷谷地中。研究区内断裂构造主要有近南北向、北东向、北西向3组，其中近南北向断裂为桑雄－九子拉断裂的次级断裂，是该区的主干断裂，规模大、延伸远、切割深。北东向断裂和北西向断裂是西藏地热地质大队根据泉华的构造、裂隙展布特征和物化探综合资料分析推测的隐伏构造。区内主要的温、热泉均出露在北东向的裂隙上，泉华台地、泉华锥、泉华丘的长轴方向也与该断裂的走向近于一致，说明该断裂至今仍有强烈活动，对水热活动起着一定的导热作用。北西向断裂的地热显示没有北东向明显，对水热活动可能起着局部导热作用。

谷露地堑式断陷盆地位于拉萨地块中部，属于羊八井－当雄－谷露地堑，是亚东－羊八井－谷露－那曲裂谷系的重要组成部分。据沈显杰等对亚东－格尔木段地学断面的研究结果［13］，拉萨－冈底斯地体热流值高且变化幅度大，波动于66～364 MW／m2之间，发育了厚壳薄幔型多层次结构，且其最上层为加热的上地壳伴生现代浅成侵位的岩浆囊和不同深度处的局部熔融体（图2）。据赵文津［14］、侯增谦［15］、吴珍汉等［16，17］的研究，羊八井－当雄－谷露地堑内地震深反射亮点与大地电磁探测出的低阻高导体及低重力布格异常高度吻合，对应于13～20 km深度的地壳局部熔融体，为该区的高温地热系统提供了必要的热动力条件。

2 样品采集与处理

本次研究的水样采集于2011年，样品的采集与处理严格按照《地热资源地质勘查规范》（GB／T 11615-2010）和《地下水质检验方法》（DZ／T0064-93），并由西藏地勘局地热地质大队实验室进行分析处理。水样共9组，包括7组热泉水样、2组河水样，分别编号为GLQ01、GLQ02、GLQ03、GLQ04、GLQ05、GLQ06、GLQ07、GLH01、GLH02。水样分析结果列入表1。

3 热水水文地球化学特征

3.1 热水水化学特征

从表1可以看出研究区热水温度变化较大，最高94℃，最低44℃，平均74℃。热水的p H值皆大于7，平均为8.09，属于中偏碱性水。大部分热水硬度都不高，属于软水，只有GLQ07属于弱硬水。热水矿化度较高，变化范围为3 542.2～4 402.9 mg／L，属于咸水。热水的水化学类型有Cl·HCO3-Na型和HCO3·Cl-Na型2种（图3），水中主要阳离子为Na＋，主要阴离子是Cl－和HCO－3。值得注意的是，热水的CO2－3浓度为零或很低，造成这个结果的原因主要有2方面：一是由于研究区热水p H值范围为7.01～9.14，在碳酸平衡中HCO－3占优势；二是研究区热水普遍贫钙，造成热水中HCO－3的含量远高于CO2－3的含量［18］。热水中的Mg2＋浓度不高，GLQ01、GLQ02和GLQ03中Mg2＋浓度甚至为0，表明热显示区热储层温度稳定，可开发利用价值高［19］。

痕量元素方面，研究区热水中F－、Li、B的含量丰富，均超过命名理疗矿泉水的限值。As浓度较高，平均为7.26 mg／L，属于高砷水。热水中F－浓度较高，主要与研究区存在含氟矿物长石、黑云母和角闪石有关。此外，热水的高p H值与低Ca2＋浓度也是引起F－浓度增加的原因［7］。热水中As、B、Li的富集并不仅仅是源自于地下的水-岩作用，还有可能来自于地下深部岩浆的挥发组分［6，20］。

图2 青藏高原南北向热流剖面Fig.2 The N-S heat flow profile of Qinghai-Tibetan Plateau

将研究区热水与羊八井浅部热水、羊八井深部热水、羊易热水进行对比（表2、图4）可知：4种热水的p H值相近，TDS差别较大，谷露热水的TDS最大；4种热水都富Na＋、K＋，贫Ca2＋、Mg2＋；热水的阴离子中浓度较高的是HCO－3和Cl－，羊八井热水的Cl－浓度要高于其HCO－3浓度，谷露热水和羊易热水则相反，而且谷露热水的HCO－3浓度要远高于其他热水。从图4-B中可以看到，谷露热水中Li的浓度与羊八井深部热水较接近，B的浓度与羊八井浅部和羊易的热水接近。整体来说，谷露热水的化学组分与羊八井热水和羊易热水均存在差异。引用的羊八井和羊易热水数据中包含了钻孔数据，而本研究取得的谷露热水均是天然出露的泉水，热水从地下至地表初露成泉的过程中，会受到浅部冷水的影响，因此谷露热水化学成分与其余三者会存在差异。此外，处于羊八井地热系统边缘的受到浅部冷水混合影响之后的热水属于Cl·HCO3-Na型，与研究区部分热水的化学类型一致［21，22］。

表1 研究区水样分析结果Table 1 Chemical analysis of water samples in the study area

图3 研究区水样piper图Fig.3 Piper diagram of water samples in the study area

3.2 矿物饱和指数

研究区热水的矿物饱和指数计算结果如表3。由于GLQ01、GLQ02和GLQ03的Ca2＋、Mg2＋浓度为0，因此仅计算出玉髓、石英和无定形SiO2的饱和指数。从表3中可以看出，热水中的硅酸盐矿物（玉髓、石英）的饱和指数和碳酸盐矿物（文石、方解石和白云石）的饱和指数（除GLQ06）均大于0，说明该类矿物处于过饱和状态，会析出沉淀，研究区内出露的硅华、钙华就是这一过程的产物。玉髓、石英和无定形SiO23种硅酸盐矿物的饱和指数有随热水温度升高而降低的趋势（图5），这是因为SiO2类矿物的溶解度与温度正相关，因此导致温度升高，硅酸盐矿物饱和指数随之降低［23］。硬石膏、石膏两种硫酸盐矿物的饱和指数皆小于0，说明该类矿物处于未饱和状态，水-岩反应还在继续。纤蛇纹石、滑石和海泡石3种热液蚀变典型矿物的饱和指数中只有滑石大于0，且SI值比较高，推测该矿物是由富镁类碳酸盐岩受热液蚀变而形成的；其余2种大部分均小于0，说明水-岩反应仍未达到平衡。研究区热水中萤石的矿物饱和指数基本为负值，说明研究区析出气成热液矿物的作用并不强烈。热水的矿物饱和指数特征表明热水在上升至地表途中与围岩发生了较强的水-岩相互作用。

表2 谷露热水、羊八井浅部热水、羊八井深部热水、羊易热水化学成分平均值Table 2 Average values of chemical compositions in the Gulu thermal water，Yangbajing shallow thermal water，Yangbajing deep thermal water and Yangyi thermal water

表3 研究区热水矿物饱和指数Table 3 Mineral saturation index of the water samples in the study area

图4 谷露热水、羊八井浅部热水、羊八井深部热水、羊易热水主元素和痕量元素指印图Fig.4 Main elements and trace elements schoeller diagram of the Gulu thermal water，Yangbajing shallow thermal water，Yangbajing deep thermal water and Yangyi thermal water

3.3 地热水与地表水的水力联系分析

研究区地表水GLH01和GLH02的水化学类型分别为HCO3·SO4-Ca型和HCO3-Ca·Na型，主要阳离子为Ca2＋、Na＋，主要阴离子为HCO－3、SO2－4。从研究区热水与河水化学成分箱型图（图6）中可以看到，热泉水与地表冷水的大部分化学成分含量相差较大。然而，地表水的Mg2＋浓度范围在热水的Mg2＋浓度范围之内，GLQ07的Ca2＋浓度落在地表水Ca2＋浓度范围内，而且GLQ07的水温仅有44℃，与泉区大部分热水差别较大。此外，通过分析研究区各水样化学特征参数值（表4）可知，研究区热水的盐化系数［r（C1－）／r（HCO3－＋CO2－3）］特征表明其浓缩程度较高；脱硫系数［100×r（SO2－4）／r（C1－）］的范围指示研究区热水受到浅表层氧化作用的影响；变质系数［r（Na＋）／r（C1－））均大于0.85，表明渗入水对研究区地下热水的影响较强，渗入水活动较强烈［18］。本次研究并未对泉区的浅层地下冷水进行取样分析，据西藏地热地质大队调查研究，该区浅层地下冷水的水化学特征与地表水相似。综合以上资料可以推测研究区热水受到浅层冷水和地表冷水的较强烈的混合作用的影响。

图5 石英、玉髓、无定形SiO2矿物饱和指数与水温相关关系图Fig.5 Correlation between SI of quartz，chalcedony，amorphous silica and the water temperature

表4 研究区热水特征系数值Table 4 Numerical features of the thermal water in the study area

3.4 热储温度估算

3.4.1 基于地热温标法的热储温度估算

图6 泉水样（A）与河水样（B）化学成分箱型图Fig.6 Box plots of the major constituent concentrations

地热温标法常被用来估算热储温度，其中最常用的是SiO2温标法和阳离子温标法，此外还有同位素地热温标和气体温标［24］，而后两种方法在实际应用中较少。本次研究使用钾镁温标、钾钠温标和SiO2温标（无蒸汽损失和最大蒸汽损失）对研究区热储温度进行估算（表5）。各温标的适用范围不同，所得结果各有差异。

表5 地球化学温标法估算热储温度值Table 5 Temperature of the geothermal reservoir estimated by geochemical temperature scale

钾镁地热温标估算的热储温度范围是126.48～183.27℃；SiO2温标估算的热储温度范围分别为153.13～192.77℃和146.05～178.55℃；钾钠温标计算出的结果为193.68～235.32℃，要高于其他温标所估算的结果。这是因为该结果一般反映的是深层热储的平衡温度，SiO2温标计算的结果反映的是含水层中热水的温度，而钾镁温标一般适用于低温地下水［25］。

图7 研究区热水Na-K-Mg三角图Fig.7 Na-K-Mg triangle diagram of the thermal water in the study area

将各水样数据投在Na-K-Mg三角形图上（图7），从图中可以看到GLQ04、GLQ05和GLQ06都落在部分平衡区，GLQ07属于未成熟水，这说明地热流体与矿物并未达到水-岩平衡，阳离子温标法不适宜用来估算热储的温度。这4个泉点均落在220～260℃等温线之间，而表5中所列的估算值都低于这个温度范围，这表明地热流体在上升过程中受到了浅层冷水的混合影响，与外界发生了物质和能量的交换。这与前文的推断一致。综合以上资料认为，SiO2温标所计算的结果对于含水层中热水的温度估算有一定的参考价值。

3.4.2 基于混合模型的热储温度估算

由于研究区热水受到浅部冷水的混合作用影响，因而可以通过建立混合模型来估算深部的热储温度［26］。该模型假设地下深处热水中的溶解态SiO2处于饱和状态，冷热水掺合过程中导致深部水的初焓和SiO2含量降到泉水终焓和SiO2含量，从而建立方程

式中：Sc为地下冷水的焓（J／g）；Ss为泉水的终焓（J／g。100℃以下的饱和水焓等于水的摄氏温度数；100℃以上时，温度与饱和水焓的关系可从表6中查出）；Sh为深部热水的初焓（J／g）；ρc，SiO2为地下冷水的SiO2质量浓度（mg／L）；ρs，SiO2为泉水的SiO2质量浓度（mg／L）；ρh，SiO2为深部热水的初始SiO2质量浓度（mg／L）；X为地下冷水混合比例。

将不同温度的焓和SiO2的质量浓度分别代入式（1）、（2）中，求出一系列的X1和X2，绘制冷水混合比例X与深部热水温度的曲线图（图8），X1和X2曲线的交点即为所求深部较为准确的温度值。GLQ04、GLQ07的两条曲线没有交点，推测原因是该点处热水在地下深处并未达到化学平衡即出露于地表，即SiO2并未处于饱和状态［27］。根据该模型估算研究区热储温度范围为195～260℃，冷水混入比例为52%～74%。该方法估算的热储温度与Na-K-Mg三角图上显示的热储温度范围相差不多。

表6 热水温度、焓以及SiO2质量浓度之间的关系Table 6 Relationship of water temperature，enthalpy and mass concentration of SiO2

图8 各泉深部热水温度与混入冷水比例图Fig.8 Temperature of deep thermal water and mixing ratio of cold water

4 热储成因模式

研究区内汇集了丰富的水热活动，其主要控热构造是九子拉－桑雄大断裂，羊八井－当雄－谷露地堑区域内存在的13～20 km深度的地壳局部熔融体为其高温热储提供热动力条件。冷水进入到深部热储层后进行物质与能量的交换，并沿着九子拉－桑雄大断裂上升，由于南北向断裂的截流作用，使得热流体沿该南北向断裂上升到达第四系，构成第四系热储。地热流体在上升途中不断地与周围的岩石发生水-岩反应，进行物质和能量的交换。由于研究区构造发育，使得热储的盖层受到了破坏，热水受到了浅部冷水以及地表水混合作用的影响，因而导致其处在成熟水和未成熟水之间。利用以下公式估算热水的循环深度

式中：Z为热水循环深度（m）；G为地热增温级，取6.67 m／℃；tZ为地下热储温度（℃）；t0为补给区多年平均气温，取－2.2℃；Z0为常温带深度，取20 m。

根据混合模型所估算的热储温度，估算研究区热水的最大循环深度为1 768.87 m。研究区热储成因模式如图9。

5 结论

西藏谷露热泉属于高温热储，水热活动多样，地下13～20 km深度的地壳局部熔融体为其热动力条件。热水为中偏碱性水，矿化度普遍较高，化学类型主要有Cl·HCO3-Na型和HCO3·Cl-Na型。热水的矿物饱和指数特点、离子特征系数表明水-岩作用强烈，热储封闭性较差，容易与周围环境发生物质和能量的交换，因而大部分热水在Na-K-Mg三角形图上落在未成熟水的范围内。利用钾镁温标、钾钠温标和二氧化硅温标对热储温度进行估算，由于浅部冷水的混入，使得估算结果偏低。通过建立混合模型，对热水受到混合作用影响之前的温度以及冷水比例进行了估算，结果表明深部未受冷水混合的热水温度范围为195～260℃，冷水混入比例为52%～74%。

图9 谷露高温地热系统成因模式示意图Fig.9 Genetic model figure of the Gulu high-temperature geothermal system

西藏地热地质大队彭瑞玲高级工程师、谢鄂军高级工程师、范珍材高级工程师、尼玛顿珠工程师在野外采样过程中给予了指导与协助，中国地质大学（武汉）环境学院姚林林博士研究生、王妍妍硕士研究生等对本文提出了宝贵意见，作者借此向他们表示感谢。

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Hydrogeochemical characteristics and genetic model of Gulu high-temperature geothermal system in Tibet，China

ZHANG Meng1，LIN Wen-jing2，LIU Zhao2，LIU Zhi-ming2，HU Xian-cai3，WANG Gui-ling2
1.School of Environmental Studies，China University of Geosciences，Wuhan 430074，China；
2.The Institute of Hydrogeology and Environmental Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Shijiazhuang 050061，China；
3.The Geothermal Geological Team of Tibet，Tibet Bureau of Exploration&Development of Geology and Mineral Resources，Lhasa 850032，China

Through the researches on the hydro-geochemical characteristics of the thermal water in the Gulu high-temperature geothermal system，this paper studies the genetic model of the system.The result shows that the thermal water of the study area is neuter and leaning alkalinity water with high TDS and belongs to Cl·HCO3-Na type and HCO3·Cl-Na type.The thermal water has a deep cycle depth and exchanges matter and energy with the wall rocks during rising.Because of the mixing of cold water，the temperature of the thermal water decreases when it arrives to the shallows.Therefore，the thermal water belongs to the local mature water and immature water in the Na-K-Mg triangle diagram.The authors use the mixture model to estimate the temperature of the thermal water that is not mixed with cold water.The results show that the temperature range of the geothermal reservoir is 195～260℃and the cold water mixing ratio is 52%～74%.

Gulu；high-temperature geothermal system；hydrogeochemistry；genetic model

P314.1；P641.1

A

10.3969／j.issn.1671-9727.2014.03.15

1671-9727（2014）03-0382-11

2013-06-04

中国地质调查局专项（1212011220840）；国家高技术研究发展计划（863）项目（2012AA052802）

张萌（1988－），女，硕士研究生，研究方向：地热及地下水资源，E-mail：13472104832＠163.com

王贵玲（1964－），男，研究员，博士生导师，研究方向：地热地质及区域水文地质，E-mail：guilingw＠163.com。