西藏申扎县地热活动带水文地球化学特征

常梦瑶，甘申胜



西藏申扎县地热活动带水文地球化学特征

常梦瑶，甘申胜

（成都理工大学，成都 610059）

论文探讨了西藏申扎县南部地堑系内温泉的水文地球化学特征及热源问题。研究发现地下水受到下部岩浆活动的影响增温，其温度和二氧化碳分压值在区内分布有差异，对岩层的溶滤强度有影响。热泉、温泉水的化学类型与其所处的的地质背景和物质来源有密切关系。通过对比地热水中的Br/I、Cl/Br、γNa/γCl比值系数与正常海水Br/I(1300)、Cl/Br(300)、γNa/γCl(0.85)比值系数，得出申扎县微温泉、地那热泉为深层残余海水。地热水中富含HBO2反映地下水受岩浆活动影响，同时也导致区域地下水中富含F、Cl、Li、Rb、Cs等元素。通过对SiO2溶解曲线的研讨，确定其热储性质为中温地热系统，热储埋深约为17km。

地热活动带；水文地质球化学；残余海水；申扎县

青藏高原地区地热资源丰富，分布有羊八井、那曲等地热田。申扎县南部温泉群主要发育于申扎—定结地堑系，其温度普遍较高，水化学类型复杂。1976年青藏高原科考仅采集了部分温泉水样，而未作详细分析。现阶段该区地热研究程度低，因此在综合前人的研究成果下，对该区作水文地球化学特征及热源分析。进一步分析探讨物质来源和热储深度，为区域地热开发提供参考依据。

1 区域地质背景及温泉分布

青藏高原地区是世界上现代构造运动最为活跃的地区之一。申扎县位于冈底斯板块中部北缘，研究区位于申扎县城以南，甲岗山脉以东的地堑盆地及其周边地区。区内出露最老地层为泥盆纪查果罗马组灰岩，二叠纪灰岩在本区较为发育。区内燕山（晚）期和喜山期的中酸性岩浆活动较为强烈，岩性主要为花岗闪长岩、二长花岗岩、黑云母花岗岩等，局部地区分布新第三纪火山岩。由于受到印度板块向北强烈挤压作用，冈底斯块体内部物质向两侧逃逸，造成东西向的拉张，形成一系列北东向重力断层构成的锯齿状申扎—谢通门—定结地堑系[1]，研究区属于该地堑系统北段。地堑内部被第四纪冲洪积物、沼泽沉积物覆盖，存在少量的冰川漂砾。藏北高原地温梯度多在3~4℃/100m以上，大地热流值在70~80mW/m2之间[2]，反映了该区处于一个较高热流值。区内温泉出露整体呈南北线状分布（图1）。

图1研究区地质略图 (据1∶25万申扎幅修改)

Q4f-沼泽沉积淤泥、泥炭；Q4fl-湖沼沉积细砾、沙、淤泥；Q4pal-冲洪积物砾石、砂土；Q3gl-冰川沉积物漂砾、砂土；N2wy1-乌郁群碎屑岩段紫红、灰色砾岩、砂岩及粉砂岩；E3r-日贡拉组杂色砂岩、砂砾岩夹岩；E1n-年波组凝灰质砾岩、砂岩夹粉砂岩及少量凝灰岩；K2-E1d-典中组安山岩、英安岩夹少量凝灰质砂岩；K1zl2-则弄群火山岩段安山岩、英安岩夹少量火山碎屑岩；P2x-下拉组中薄层泥晶灰岩，含丰富的蜓腕足化石；P1a-昂杰组含砾砂岩、砂岩夹薄层灰岩；C2-P1l-拉嘎组灰紫色细砂岩夹中粒长石石英砂岩；C1-2y-永珠组，灰紫色细砂岩夹灰白色细粒石英砂岩；D2-3C-查果罗马组厚—巨厚层微晶灰岩；ZXZ5—打个龙弄吧热泉 ZXZ6—申扎县微温泉 ZXZ7—那果尔热泉 ZXZ8—罗布村温泉 ZXZ9—地那热泉

表1 申扎县南部温泉水化学分析数据

西热：中国科学院青藏高原综合科学考察队《西藏地热》[3]；区调：1∶100万日喀则、亚东幅区域地质调查报告矿产部分表54和表55[4]；

2 温泉水地球化学特征

2.1 温度和pH值

区内出露泉水温度在9~79.5℃之间，ZXZ6温度较低但终年不冻，ZXZ9温度达到79.6℃。区内pH为6.5~8.9之间，大体属于中偏碱性水。其中点ZXZ5野外实测pH为8.9，属弱碱性水。在野外水文地质调查中并未发现pH<4的酸性泉水和第四纪火山活动特征，说明该地区不存在第四纪火山活动（表1）。

2.2 地热水中的碳酸平衡与碳酸盐岩溶解

热水pH值与水中溶解的HCO3、CO3含量相关，碳酸主要来源于地下水溶虑碳酸盐岩、高温地热系统中的变质岩、石灰岩受热分解产生的CO2和土壤层的CO2。利用RockwareAq·QA软件进行矿物溶解平衡状态分析（表2）。

表2 矿物饱和指数和CO2分压值

当地大气圈PCO2背景值为0.001 7atm[5]，在该地下水系统中PCO2值变幅较大，推断为与地下水系统的开闭状态有关。点ZXZ5的两组数据、点ZXZ6数据、点ZXZ7的两组数据和ZXZ9的两组数据显示该地堑系地下水中的碳酸盐岩溶解达到平衡。其中ZXZ9达到过饱和，因此在该处形成泉华锥，且泉华堆积速度较快，在36年内增高近1.5m，年平均增长41.66mm（图2）。

2.3 地热水性质

热水中的F/Cl要比海水、油田水或同生泉水的F/Cl高1~2个数量级，分析该地热系统中的F/Cl、Cl/Br和Br/I系数可以初步判断热水形成机制（表3）。

图2 甲岗电站泉华锥生长堆积对比（1976与2012）

γNa/γCl系数：标准海水γNa/γCl为0.85[6],研究区γNa/γC>1,说明泉水在地下曾发生强烈的水岩反应[7]。

Cl/Br系数：卤族元素Cl、Br物理性质相似，它们在海水中同时存在，而在一般淡水中Br含量甚微。在大洋中Cl/Br约为300；如果是残余海水，由于浓缩作用产生NaCl沉淀，溴化物的溶解度比氯化钠大，所以残余海水中Br相对富集（Cl/Br<300）；如果地下水溶滤贫溴的岩盐地层水，则Cl/Br大于300[6]。推测ZXZ5、ZXZ7为赋存在贫溴的岩盐地层中的微变质水，而ZXZ6、ZXZ9则很有可能属于深层残余海水。

图3 区内地热水中HBO2含量与Li、Rb、Cs、Cl关系图

Br/I系数：Br和I同属卤族元素，但地球化学特征却不同，I易被生物摄取。正常海洋水Br/I系数为1 300。由于I在海洋生物体中富集，所以含有大量有机残骸的海相淤泥、沉积岩水中富含I。该地堑系中热泉出露地层及溶虑地层均含有海相沉积石灰岩、白云岩等。ZXZ6、ZXZ9的Br/I大大低于正常海水，I发生富集。因此证明ZXZ6、ZXZ9点的地热水为深层海相沉积水。

2.4 热水中Cl与Li、HBO2的地球化学指示

热水中Li含量一般比普通地下水高，因此可以作为追索热水上升通道或隐伏水热区的标志[8]。研究区地下水中Li含量在0.32~5.30ppm。位于断裂带上的ZXZ5、ZXZ7、ZXZ8的Li含量较高，分别达到3.40ppm、2.30ppm、5.30ppm。据D·E·White资料[9]岩浆活动的热泉中大多数富硼，富HBO2的热水分布地区也可反应出富含Cl、F、Li等地区。该地堑系由于受到东西向拉张作用使断裂大体走向与甲岗山脉一致，这个拉张过程仍在继续并与岩浆活动有关[10]。点ZXZ5、ZXZ7和ZXZ8均显示较高的HBO2也表明存在岩浆活动，地热水富硼就是这种岩浆活动的反应。热水中Li、Rb、Cs、HBO2等组分一般又与Cl有相关，Cl含量越高，这些组分的含量也较高，而且热水矿化度越高这种关系越明显（图3）。

图4 SiO2溶解曲线判断矿物溶解平衡状态示意图

ZXZ5、ZXZ7、ZXZ8都是以重碳酸盐—氯化物型水，温度和矿化度较高，这种水主要来自于深部含水层，循环时间较长，并与岩浆活动相关。当水热活动持续一定时间之后随着水热系统的消退，深部流体的组分和含量都会发生变化，这时热水的水型逐渐会被富含HCO3或SO4的水代替，温度和矿化度都会逐渐降低。 ZXZ5、ZXZ8热水中存在SO4成分，即属于这种类型。

3 热储结构与热储温度

3.1 热源分析

表3 热水γNa/γCl、Cl/Br 、Br/I离子比系数

根据青藏高原航磁平面等值线图[11]显示，沿着该南北地堑系呈明显负磁异常。从当惹雍错—申扎的东段地电断面分析，观测结果清晰地指示出低阻物质（ρ<10Ω/m），其次根据该地堑系内的地震资料，仅1980年发生4.0Ms以上11次，最大6.2Ms。震源深度均在33Km左右。冈底斯地块Moho面深度为72km[12]。说明断层并没有切穿岩石圈，只是与高导层“中心”相耦合。地堑内部及附近并没有大规模的现代火山活动，在局部地区存在小范围的新近纪中酸性火山岩，因此不可能是地幔物质上涌提供热源。推测为印度板块俯冲到欧亚板块的下面引起上地壳物质部分熔融，在底部形成局部岩浆房，并为地下水提供了热源。

3.2 热储温度

每种地热温标都是建立在矿物溶解反应达到平衡的基础上，所以在利用地热温标以前，必须判断溶液—矿物平衡状态。利用地下水中某些化学组分的含量与温度的关系函数，估算深部热储的温度。其原理在于深部热储中矿物在水中溶解达到平衡，在热水上升至地表过程中，温度下降，但化学组分含量几乎不变。

表4 SiO2地质温度计(热储温度)数据

SiO2地热温标：利用热水中SiO2溶解度与温度的关系函数估算地下热储温度，在许多情况下误差仅有±3℃[13]。本文利用SiO2溶解度曲线法[14]判断矿物溶解平衡状态，这一方法用于判断SiO2含量受何种矿物控制。自然界中的二氧化硅矿物有多种，地热研究中涉及的有石英、玉髓和无定形二氧化硅。在SiO2-T关系图上（图3），可以发现研究区地热水SiO2含量数据点均接近玉髓溶解曲线而远离石英曲线，说明玉髓可能是起平衡作用的矿物。一般来说SiO2溶解度随矿化度增大而减小，但在矿化度较低情况下，影响不明显。从水样分析数据看，研究区地热水中ZXZ5、ZXZ6、ZXZ9的矿化度均小于1500ppm，不至于影响SiO2溶解度。但SiO2含量主要取决于地下水的温度和循环时间[15]，温度越高、循环时间越长，SiO2含量就越高。显然ZXZ8的SiO2含量较大主要是地下水循环时间较长引起。因此采用玉髓温度计来表示该点热储温度就不太适合，相对来说采用SiO2（无蒸汽压损失）计算的热储温度更为合适（表4）。

该地堑系热储平均温度为98.5℃，与藏北地区浅层平均热储温度（76.58℃）相差不大。按照国际惯例，热储温度位于90~150℃为中温地热系统[16]。因此该地堑系整体上属于中温地热系统。

3.3 热储埋深

热储埋深Z（径流循环深度）是根据那区地区地热田平均地热增温梯度G（4℃/100m），常温带埋深Z0（10m），当地年平均气温T0（-1.55℃）[17]和按地球化学温标计算的热储温度T通过Z=（T-T0）/G+Z0[18]。计算得浅层热储埋深约为2 510m。

按照浅层热储埋深Z、温度T和传导地温梯度值G’,对深部温度进行推算。假定未冷凝岩浆房温度为800℃，该地区深部平均地温梯度为5℃/100m，热源埋深H=（800-T）/G’+Z[10]。则该地堑系热源埋深约为17km。

4 结论

1）二氧化碳分压影响碳酸盐岩的溶解饱和状态，同时地下水中的γNa/γCl、Cl/Br、Br/I、HBO2可以指示地下水性质。因此对研究区地下水系统分类：申扎县微温泉、地那热泉主要为深层残余海水。那果尔热泉主要为地下水溶滤贫溴地层，较高的HBO2显示与岩浆活动有关。罗布村温泉主要溶虑石炭系石英砂岩裂隙含水层，并与岩浆活动有关。

2）利用不同地热温标计算，所得的热储温度相差较大，因此在利用地热温标估算热储温度时，必须进行分析矿物的溶解平衡状态。研究区热储平均温度为98.5℃，大体属中温地热系统。

3）对深部热源进行估算，推测在该地堑系下17km左右存在局部岩浆熔融体。

[1] 万子益. 西藏高原地热资源概述[C]. 中国地质学会青藏高原地质文集, 北京：地质出版社，1985,17.

[2] 马杏垣，丁国瑜，高文学，等, 高文学, 等. 中国岩石圈动力学地图集[M]. 北京：中国地图出版社，1989:13-14.

[3] 佟伟,章铭陶,张知非,等. 西藏地热[M]. 北京：地质出版社，1981.

[4] 佟伟，廖志杰，刘时彬，等. 西藏温泉志[M]. 北京：科学出版社，2000.

[5] 沈立成, 伍坤宇, 肖琼，等.西藏地热异常区 CO2脱气研究: 以朗久和搭格架地热区为例[J]. 科学通报，2006,56(26)：2198-2208.

[6] 沈照理，朱宛华.水文地球化学基础[M]. 北京: 地质出版社，1993:86-89.

[7] yildilaF Piblyik Um.lnSern Ghemicl Simav geothermal field Turkey[J].Revista Mexicana deCiencias Geol69icas.2008.25(3):408--425．

[8] Fournier.R.O.1977,Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems : Geothe-rmics,5:41-50 .

[9] White·D·EHem·J·D ，Waring·G·A，1963，Chemical composition of subsurface water ：Geol.Survey.prof.paper 440-F.

[10] 白嘉启，梅琳，杨美伶. 青藏高原地热资源与地壳热结构[J]. 地质力学学报，2006(03):54-361.

[11] 汪兴旺. 青藏高原航磁双磁异常带与负磁异常区地质意义研究[D]. 成都市成华区二仙桥东三路1号：成都理工大学，2008：75-122.

[12] 姜枚. 造山的高原—青藏高原及其邻区的宽频地震探测与上地幔结构[M]. 北京：地质出版社，2009.

[13] 汪集旸，孙占学. 神奇的地热[M]. 北京：清华大学出版社，2000.

[14] 赵璐，邬立，罗湘赣. 由地球化学温标推算贵阳市乌当区地热田热储温度[J]. 工程勘察，2010，51：832-836.

[15] 张希发，李国政. 长白山地热田地质及地球化学特征[J]. 吉林地质，2006，25（1）：25-30.

[16] 廖志杰，赵平. 滇藏地热带—地热资源和典型地热系统[M]. 北京：科学出版社，1999：22-23.

[17] 余章尧，梁廷立，陈久轩，等. 西藏自治区那曲县那曲地热田地质详查报告[M]. 西藏自治区地质矿产局地热地质大队.1989.

[18] Giggenbach W F Geothermal solute equilibria.Derivation of Na-K-Mg-Ca geoindicators 1988(52).

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

常梦瑶(1991- )，女，四川省江安县人，在读硕士研究生，矿物学、岩石学、矿床学专业