西藏东部阿旺地下热水化学特征及其成因初探*

廖 昕 蒋 翰 徐正宣 肖 勇 宋 章 欧阳吉 张云辉 巫锡勇

（①西南交通大学地球科学与环境工程学院，成都611756，中国）

（②中铁二院工程集团有限责任公司，成都610031，中国）

0 引 言

地下热水资源是重要的清洁能源和可再生能源，其开发利用具有显著的环境效益和经济效益（蔺文静等，2013；Pang et al.，2018；刘东林等，2019）。我国地下热水资源丰富，其中尤以川、滇、藏地区分布最为广泛。川藏地区所处的喜马拉雅地热带是我国乃至世界重要的地热资源分布区，然而受控于青藏高原复杂的地质、构造等条件控制，其地下热水成因机制复杂多样。前人主要围绕那曲、羊八井、拉萨、山南等藏中地区（Tan et al.，2014；贺咏梅等，2016；王思琪，2017；刘明亮，2018；Tan et al.，2018；许鹏等，2018；郭宁等，2020）和巴塘、理塘、康定等川西地区（Guo et al.，2017；Luo et al.，2017；Shi et al.，2017；张健等，2017；Tian et al.，2018，2019；Zhang et al.，2018；Li et al.，2020）的地热资源分布、热源、热储特征及地下热水成因模式开展了一系列研究和探讨。然而，藏东地区受三江断裂带及活动构造等影响，地下热水分布广泛且类型复杂多样，但由于恶劣自然条件限制，目前鲜有相关地热研究成果报道。

本文以西藏自治区东部昌都市贡觉县阿旺乡境内的地下热水为研究对象，通过野外现场调查测试、水化学同位素分析，结合区域地热地质与水文地质条件，对地下热水特征、补给来源、成因模式及冷水混合作用等进行初探，以期提升藏东地区地下热水成因认识。

1 研究区概况

本文研究区位于青藏高原东缘横断山脉西部的西藏自治区贡觉县阿旺乡境内（图1）。区内山脉、河流多呈北西—南东方向展布，地貌总体属于构造剥蚀溶蚀中—高山地貌。区内位于青藏高原温带半湿润带，属于大陆性高原季风气候，年平均气温多在5～10℃之间，多年平均降雨量介于400～600 mm之间。区内最大河流为马曲，其由东南向西北径流，最终汇入金沙江。

研究区内出露地层由老到新依此为石炭系骜曲组（C2a）的微晶—细晶灰岩，三叠系马拉松多群碎屑岩组的长石石英砂岩，三叠系马拉松多群火山岩组的玄武岩、流纹岩，新近系贡觉组（E2g）的岩屑砂岩、钙质粉砂岩夹中砾岩，然木组一段的中厚层钙质粉砂岩、底部砾岩，然木组二段红色砂岩段，第四系现代河漫滩堆积砂、砾石、卵石。区内发育有3条具有右行剪切特征的北北西走向逆断层，即尼那贡巴—拉妥断层、拢色—兰达断层、觉隆—拉妥断层。3条断层相背倾斜，形成对冲断裂组合，使得石炭系地层因逆冲错动出露地表（图1）。其中尼那贡巴—拉妥断层在石炭系地层内部延伸，并切割了新近纪及石炭纪地层向南延伸，为地下水径流提供了良好的通道条件。

区内地下水按照赋存类型和富水特征可分为松散堆积层孔隙水、碎屑岩裂隙水、岩浆岩裂隙水和碳酸盐岩裂隙水等4类。其中松散堆积层孔隙水赋存于渗透性能较好的第四系现代河漫滩堆积砂、砾石、卵石中；碳酸盐岩裂隙水主要赋存于石炭系的生物碎屑灰岩和微晶—细晶灰岩中，该富水岩系岩溶发育，地下水赋存条件好，富水性强；碎屑岩裂隙水赋存于新近系和三叠系的碎屑岩中，富水性弱至强，其中新近系贡觉组和然木组一段地层底部发育厚度较大的含砾岩层，岩体较破碎，地下水赋存条件好，属于强富水性地层；岩浆岩裂隙水赋存于三叠系马拉松多群的玄武岩、流纹岩中，富水性中等。

研究区属滇藏地热带，区内水热活动强烈。据全国大地热流值分布图，该地区大地热流值介于70～75imW·m－2之间（汪集旸等，1993）。受构造体系控制，区内地下热水沿断层破碎带自新近系贡觉组和然木组一段砂砾岩层出露成泉（图2）。

图1 区域位置概图及水文地质图Fig.1 Regional location overview and hydrogeological map

图2 研究区A－A′水文地质剖面图Fig.2 The hydrogeological cross section along A－A′in the study area

2 样品采集与检测方法

2018年11月和2019年4月先后两次对研究区地下热水、冷泉水和河水进行野外调查、现场测试和取样。共包括7个样品点，其中地下热水样点2组（S1、S2），冷水样点5组（S3、S4、S5、S6、S7），采样点位置见图1所示。同时收集了中铁二院勘查中S1、S2点地下热水采样分析数据（样品编号S1-1和S2-1）。所有样品采集均采用500imL高密度聚乙烯瓶，采样前各采样瓶均利用目标水体充分洗涤3次，采样流程严格遵循《地热资源地质勘察规范》。

所有样品现场采用HANNA产HI98130型便携式水质分析仪测定水温（T）、pH、EC等指标。水化学指标（TDS、K＋、Na＋、Ca2＋、Mg2＋、Cl－、、、、F、B、Li、SiO2）由四川核工业二八○研究所测定。其中阴离子化学组分使用722分光光度计测定，阳离子化学成分使用iCAP Qc型ICP-MS质谱仪测定，阴阳离子平衡校验结果精度小于±5%（表1）。δD、δ18O同位素测定由中国科学院地理科学与资源研究所完成，测试仪器为液态水同位素分析仪，测试结果采用V-SMOW标准给出，δD和 δ18O的测试精度分别为±1.0‰和±0.1‰。

表1 研究区水样测试分析结果Table 1 Hydrochemical analysis results of water sampling in the study area

3 结果分析与讨论

3.1 水文地球化学特征

各水样测试分析结果如表1所示。研究区地下热水出露温度介于57～73i℃之间，属于中低温地下热水。区内地下热水（S1和S2）pH值为6.45～6.56，EC值介于2115～2339iμs·cm－1，TDS值为1035～1136 mg·L－1，属于高矿化度弱酸性硬水。

由水样Piper三线图（图3）可知，区内地下热水的阴离子均以HCO－3占主导地位，其次为，Cl-离子含量较小；阳离子均以Na＋占主导地位，其次为Ca2＋、Mg2＋，K＋含量最小。地下热水化学类型主要为HCO3-Na型，与研究区所处的羌塘—横断山地热带其他地下热水化学类型一致（廖志杰等，1999）。区内地表冷水化学类型为HCO3-Ca型，地下热水与地表冷水的水化学类型呈现出一定差异。

综合研究区地层岩性分布和地下热水循环演化路径可知，区内地下热水在径流路径中主要发生以下两个阶段的水文地球化学作用过程：

阶段Ⅰ：携带CO2的地表冷水自补给区进入含水层后与碳酸盐岩地层发生溶滤作用（式（1）和式（2）），形成HCO3-Ca型水。

阶段Ⅱ：随着地下水循环深度的增加，地下水温度逐渐升高，形成地下热水，水温的升高会降低地下水对新近系地层中钙长石和钾长石的溶蚀能力，但仍会增强对钠长石的溶滤能力（反应式（3））（霍冬雪，2019）；此外地下热水中较为丰富的Ca2＋、Mg2＋还会与周围介质发生阳离子交替反应，置换介质中的Na＋（式（4）和式（5）），从而形成HCO3-Na型水。

图3 研究区水样Piper图Fig.3 Piper diagram of water samples

与此同时，地下热水在深循环过程中，由于水温较高，水岩相互作用强烈，围岩介质中的F、B、Li、SiO2等微量组分大量溶解进入地下热水中，导致其含量显著高于地表冷水（表1）。

3.2 氢氧同位素特征

氢氧稳定同位素是识别地下热水的补给来源及其补给特征的重要指示剂（秦大军等，2019）。

氢氧稳定同位素大气降水线是研究水体来源的重要参考（王东东等，2020），但在地理空间上常表现出一定差异，因此本文选用西南地区大气降水线（δD＝7.54δ18O＋4.84）作为研究区大气降水线（郝彦珍等，2014）。同时收集了区域大气降水、深部地下热水氢氧稳定同位素值（Guo et al.，2017；李晓等，2018）进行对比。由图4可见，区内地表冷水和地下热水总体均位于西南地区大气降水线附近，表明两者均来自所在区域大气降水补给。

图4 水体氢氧稳定同位素组成（区域数据引自Guo et al.（2017）和李晓等（2018））Fig.4 Water isotopic composition of stable hydrogen and oxygen（the regional data from Guo et al.（2017）and Li et al.（2018））

利用大气降水氢氧稳定同位素的高程效应计算各水体的补给高程，可以进一步圈定补给区范围（王礼恒等，2019）。基于氢氧稳定同位素高程效应推导补给高程的计算公式如下：

式中：H为补给区高程（m）；h为取样位置海拔高度（m）；R为热水的 δD或 δ18O值（‰）；R′为大气降水的δD或δ18O值（‰），取附近河水同位素值（即δD＝－128‰，δ18O＝－16.7‰）；ρ为大气降水的 δD或 δ18O梯度值（‰／100m）。由图4可见，研究区地下热水存在一定的18O漂移现象，说明地下热水18O同位素与围岩发生了同位素交换作用，因此选取更为稳定的D同位素计算补给高程。本文中δD同位素梯度值取西南地区值－2.5‰／100 m（汪集旸等，1993）。

从表2计算结果可知，基于δD值估算地下热水补给高程总体一致，补给高程大致介于4600～4800 m，综合研究区地形高程资料和含水层分布可知地下热水补给区为出露点西北部石炭系骜曲组灰岩山区。

表2 地下热水补给高程Table 2 Estimated altitude of the recharge area of thermal spring

3.3 水－岩平衡状态及冷热水混合

地下热水在上升过程中，往往伴随有冷水的混入，混合作用会改变地下热水的温度和水化学成分组成，使水体达到了水－岩再平衡状态。在估算热储温度之前，需要先判定水体的水－岩平衡状态，进而选取合适的热储温标。

3.3.1 水－岩平衡状态判别

矿物饱和度指数是判别水体中各矿物溶解－沉淀能力的重要指标（罗璐等，2020）。本文引入PHREEQC水化学模拟软件对热水中矿物饱和状态进行模拟。根据区内地层岩性分布情况，重点模拟硬石膏、文石、方解石、玉髓、温石棉、白云石、萤石、石盐、石英、海泡石、无定型二氧化硅、滑石等矿物的饱和度指数，结果见表3所示。

由模拟结果可知，研究区地下热水出露点热水大多数矿物均未达到饱和。其中，硬石膏、温石棉、海泡石、岩盐、滑石等矿物饱和对指数均较偏负，表明这些矿物尚具有较大溶解潜力；文石、方解石和无定形二氧化硅矿物饱和度指数趋近于0，即接近饱和，其溶解潜力相对较小，前两者矿物中的Ca2＋溶解进入水相较为困难。以上矿物饱和度情况进一步证实了前述3.1节中所述的地下热水径流过程中的两阶段水文地球化学作用过程。由表3可知，出露点地下热水仅石英和玉髓两种矿物为过饱和状态，说明地下热水在深部热储层循环过程中石英和玉髓矿物已充分饱和。

表3 地下热水主要矿物饱和指数及CO2分压Table 3 Main mineral saturation index and CO2 partial pressure value of the underground thermal water

为了进一步判别热水系统的水－岩平衡状态及阳离子温标对热储温度计算的适用性（张云辉，2018），综合Na-K温标和K-Mg地热温标建立热水Na-K-Mg三角图。由图5可知，区内出露热水均位于未成熟区，即未成熟水，表明热水与矿物尚未达到水－岩平衡状态。这是深循环地下热水径流至近地表后受到了浅循环冷水混合的结果（李晓等，2018），因此不适于采用阳离子地热温标计算热储温度，故采用SiO2作为热储温标（郝彦珍等，2014）。

图5 研究区地下热水Na-K-Mg三角图Fig.5 The ternary diagram of Na-K-Mg in the study area

3.3.2 冷热水混合比例计算

为了消除冷热水混合对热储温度估算的影响，引入硅焓方程法对浅层冷水混入比例进行估算（顾晓敏，2018）。硅焓方程法是基于石英溶解度曲线及热水焓值曲线来计算冷热水混合比例与地下热储温度，计算原理如下：

式中：Hc为地下冷水的焓（J·g－1），取38.4iJ·g－1；HT为深部热水的初焓（J·g－1）；Hs为泉水的终焓（J·g－1）；SiO2C为地下冷水的SiO2含量（mg·L－1），取4.3 mg·L－1；SiO2T为深部热 水的SiO2含 量（mg·L－1）；SiO2S为泉水的SiO2含量（mg·L－1）；X为地下冷水的混合比例。

将不同的焓值和SiO2浓度代入到式（7）和式（8）中，可得到两者随温度变化的曲线，以及冷水混入比例与地下热储温度（图6）。

由图6可知，出露点S01地下热水初始热储温度为177.9i℃，冷水混合比例为70.3%；出露点S02地下热水初始热储温度为170.7i℃，其冷水混合比例为59.6%。硅焓法计算表明，两出露点热水初始热储温度（170.7～177.9i℃）一致，综合含水层空间分布关系，可知两者来自于同一地热系统。与此同时，两出露点地下热水均受到了较大比例（59.6%～70.3%）的冷水混入。

3.4 热储温度计算

地热系统通常采用地球化学温标估算热储温度。地球化学温标应用的前提条件包括：（1）地下热水在径流至地表的过程中相应化学温标组分未出现再平衡，浓度未发生变化；（2）地下热水在径流过程中未受到地表水或地下冷水的混合（张云辉，2018）。

图6 热水温度与冷水混入比关系图Fig.6 Relation between water temperature and mixing ratio of cold water

表4 热储温度估算结果Table 4 Estimated temperature of the geothermal reservoir of hot spring

由上文分析可知，区内地下热水存在大量冷水混入，矿物出现了再平衡。为了准确揭示地热系统热储温度，本文基于前述冷水混入比例对未混合前的热水地球化学组分含量进行反算，然后再采用4种常用的SiO2温标方法和钠钾温标方法对热储温度进行估算，综合对比热储温度估算结果，分析选取最佳热储温度区间。

由表4可知，未消除冷水混入影响时，石英温标（无蒸汽损失与最大蒸汽损失）计算的热储温度介于110.3～119.5i℃之间；石髓温标计算结果为81.5～90.8i℃之间，较石英温标结果低；而校准硅温标法计算结果为111.1～119.5i℃，与石英温标相近。因此，区内地热系统浅部热储温度（即表观热储温度）选定为110.3～118.8i℃。

消除冷水混入影响后，无蒸汽损失石英温标、校准硅温标和Na-K温标计算结果接近，热储温度区间为171.8～198.6i℃，其结果与前述3.3节中硅焓法结果（170.7～177.9i℃）基本一致，证实了其准确性。综合各计算结果，将地热系统热储温度选定为170～200℃。

3.5 循环深度

研究区地下热水系统为断裂带控制的中低温对流型地热系统，可采用式（9）估算地下热水循环深度。

式中：H为热水循环深度（m）；d t／d z为区域地温梯度（℃·m－1），根据研究区钻孔测温结果地温梯度为3.6i℃／100 m；TZ为地下热储温度（℃）；T0为补给区年平均气温（℃），本区取10℃；H0为常温带深度（m），取30 m。

由前述讨论可知研究区热储温度为170～200℃，因此分别取170℃和200℃作为深部热储温度上下限计算地下热水循环深度。基于式（9），估算出研究区地下热水循环深度约为4500～5300 m。

3.6 地下热水成因模式

根据研究区地质构造、水文地球化学和环境同位素特征，阿旺地区地下热水是尼那贡巴—拉妥断裂与周缘断裂网络形成的地热系统。断裂体系整体轴向为北北西走向，地热系统自出露点西北部石炭系骜曲组灰岩山区接受大气降水补给，沿断裂向东南方向径流，在重力驱动下沿断层破碎带向深部径流，循环深度达到4500～5300 m，深部热储层温度在170～200℃之间。地下水在循环过程中由补给区的HCO3-Mg·Ca和HCO3-Ca型水，逐渐演变为出露区HCO3-Na型水。热水循环至新近系近地表断裂破碎带附近时，受到大量地表冷水混入，冷水混入比高达60%～70%，使得出露热水温度降至57～73i℃。

4 结 论

（1）藏东阿旺地区地下热水出露于新近系砂砾岩断层破碎带，出露温度为57.6～72.6i℃，属中低温地下热水。热水TDS在1035～1136 mg·L－1，pH为6.45～6.56，为高矿化度弱酸性热水。水化学类型为HCO3-Na型。

（2）阿旺地区地热为区域断裂成因型地下热水系统。热水起源于出露点西北部石炭系灰岩山区，补给高程介于4600～4800 m之间，经尼那贡巴—拉妥断裂与周缘断裂网络向东南径流，在深循环过程中受热储层加热，循环深度约4500～5300 m，热储层温度介于170～200℃，最终在新近系断裂破碎带出露成泉。热水在近地表断裂破碎带受浅循环冷水的大量混入，冷水混入比高达60%～70%，使得热水出露温度降至57～73℃。