新疆塔什库尔干县曲曼地热田地下热水同位素研究

史 杰, 汪美华, 马小军, 文 章, 朱栗佟

1)新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第二水文工程地质大队, 新疆昌吉 831100;2)中国地质环境监测院, 北京 100081; 3)中国地质大学(武汉)环境学院, 湖北武汉 430074

西藏高原南部及向东南延伸至的四川西部和云南西部, 是我国大陆地热活动最强烈的地区之一,属于地中海—喜马拉雅地热带; 滇藏地区更是汇集了我国大陆地区所有的高温地热显示(卞跃跃和赵丹, 2018), 包括羊八井和羊易地热田、谷露地热系统(张萌等, 2014)、沃卡地堑地热系统(章旭等,2020)、滇西腾冲热海(上官志冠, 2020)和瑞丽地热田(李洁祥等, 2015)以及川西甘孜地区地热系统(卞跃跃和赵丹, 2018; 张薇等, 2021)。

新疆曲曼地热田位于帕米尔高原的塔什库尔干塔吉克自治县(简称“塔县”), 是地中海—喜马拉雅地热带喜马拉雅段在中国西线向西北方向的延伸(Wang et al., 2015)。庞忠和等(2011)研究认为其成因模式为高温对流型, 并预测热储温度为173～191 ℃。多位学者对该地热异常区的地质构造成因、地热地质条件、地热流体水文地球化学特征等进行研究(常志勇等, 2016; 史杰等, 2018a, b), 认为塔什库尔干谷地地热流体分布受断裂构造控制, 热源为元古界基底之下的热液, 新生代侵入岩体放射性生热为附加热源; 地下热水化学成分以Na+、Cl-、SO2-4为主,Ca2+和 HCO-3次之, 为典型的高温地热流体化学类型; Wang et al.(2015)通过分析对比曲曼地热资源与羊易和羊八井地热田的水文地球化学特征, 认为其具有相似的补径排特点。

近几十年来, 同位素地球化学技术广泛应用于地热勘查研究。利用同位素水文地球化学特征可以揭示地下热水的补给机制, 判断其起源和补给条件, 估算地下热水年龄, 追溯其演化历史和运动模式, 跟踪其动态变化, 并且可以应用同位素对地下热水概念模型加以矫正(张锡根, 1988; 王东升和王经兰, 1996; 王坤和王东升, 2002; 朱家玲等, 2008)。

在前人对新疆塔县曲曼地热田的地质构造成因、地热地质条件、地热流体水文地球化学特征研究的基础上, 本文通过分析地下热水和地表水样中D、18O、34S、3He、4He等同位素特征, 研究了地热田的补给来源、补给条件、循环特征、热源等, 结合B、Br、Cl等地热地球化学特征进一步探讨曲曼地热田形成机理。

1 研究区概况

曲曼地热田位于新疆塔县曲曼村一带(图 1),北距县城8 km。地热田所处地貌类型为塔什库尔干谷地北侧托尔推其山山前洪积砾质倾斜平原, 平均海拔 3100 m; 其西侧为近南北向展布、海拔3500～5200 m的构造侵蚀高山萨雷阔勒山, 雪线约为4500 m, 山顶常年有积雪覆盖; 东侧为塔什库尔干河(简称“塔河”)。研究区具有大陆性高原山地干旱气候特征, 四季不分明, 冬季严寒漫长, 年均气温 3.3 ℃, 年均降水量 68.9 mm, 年均蒸发量2270 mm。

图1 研究区地质地貌特征及取样点(据史杰等, 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(辛滚沟和曲曼沟)为研究区主要地表水体。塔河位于曲曼村东部, 南北流向, 是研究区地表水、地下水主要排泄区域; 主要水源为高山冰川和积雪融水, 年径流量变化不大。辛滚沟位于曲曼村南, 为常年流水沟, 总体北东流向。曲曼沟是规模较大的一条季节性洪沟, 位于曲曼村外西南方向, 总体东西—北东流向, 洪水期有洪流通过,在曲曼村东一带汇入塔河。辛滚沟和曲曼沟均发源于现代冰川, 以冰雪融水补给为主。

2 研究区地热地质背景

研究区地处青藏高原西北、帕米尔高原中东部。新生代以来印度板块持续向北俯冲和推挤, 造成帕米尔地区快速隆起抬升, 形成整体向北弧形突出、内部差异化升降的构造格局, 并伴随断裂的继承、发育和岩浆侵入(李海兵等, 2006; 陈杰等,2011)。研究区主控断裂为南北向展布的塔什库尔干断裂, 由 4条次断裂组成, 为右旋走滑张断裂, 是帕米尔高原内部全新世以来最年轻的活动断裂(常志勇等, 2016)。断裂组合具有地垒-地堑相间发育特征, 为地热流体的运移、储集提供了空间(史杰等,2018a)。

地热田西北侧为托尔推其山, 出露元古代变质岩和寒武纪云英闪长岩。西南侧为萨雷阔勒山, 出露新生代侵入岩, 主要有新近纪二长花岗岩和霓石正长岩, 以岩基状产出, 出露面积约750 km2。该套侵入岩在造山后伸展环境下 11～13 Ma B.P.侵入就位, 岩浆物质主要来源于地壳, 混有少量地幔物质,矿物中富含U、Th、K等放射性生热元素(罗照华等,2003)。

地热田位于托尔推其山山前洪积砾质倾斜平原, 主要出露地层为第四系全新统冲洪积物。山前钻孔揭露热储温度为54～162 ℃, 井口地热流体温度 37～144 ℃(常志勇等, 2016), 采用钾-钠温标法计算推测深部热储温度在 186 ℃以上(史杰等,2018a)。地下热水中 Na+、Cl-、含量普遍偏高, Ca2+、含量次之, 水化学类型以Cl·SO4(HCO3)-Na型和 HCO3·SO4(Cl)-Na型为主(史杰等, 2018a)。

3 取样与测试

2011年7—9月、2013年10—11月、2015年7—9月, 在研究区及其周边取样三次, 包括9个井口地下热水样(ZK2、ZK9、K26、KH6、KH8、KH10、ZK7、ZK22、ZK1)、5个河水样(曲曼沟、辛滚沟、TH1、TH2、TH3)、辛滚沟系统的泉水样(Q2)和曲曼沟系统的机民井水样(J9)。现场测定样品温度。采样点分布如图1所示。

以上16个样品的氢氧稳定同位素和11个样品的硫同位素测试工作由北京核工业地质分析测试中心完成, 采用MAT253型气体稳定同位素比值质谱仪及辅助设备, 分别依据《水中氢同位素组成的锌还原法测定》(DZ/T 0184.19—1997)、《天然水中氧同位素的二氧化碳-水平衡法测定》(DZ/T 0184.21—1997)、《硫酸盐中硫同位素组成的测定》(DZ/T 0184.15—1997)进行测定。用标准平均海水V-SMOW 作为氢、氧稳定同位素标准,δ18O和δD分析精度分别为±0.10‰和±1.00‰;δ34S采用国际标准CDT, 分析精度为±0.02%。

在实验室对ZK7水样进行脱气处理后, 测定气体中的氦同位素, 由中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心地球化学测试部完成。采用英国 Micromass公司生产的 MM5400质谱计,依据《稀有气体同位素质谱峰高比检测方法》(LDB 03-01-94)测定。3He用电子倍增器检测,4He用法拉第杯检测, 使用标准为大气(3He/4He=1.4×10-6),3He/4He绝对偏差为1.5%。

水样的 B和 Br-测试由新疆第一水文工程地质大队实验测试中心完成。三批次样品的测试依据和仪器不同, 具体为: ZK7样品测试依据《生活饮用水标准检验方法》(GB/T 5750—2006), 测试仪器为离子色谱仪(ICS-2000); 其余样品测试依据为《生活饮用水标准检验方法》(GB/T 8535—2008), 2010年测试时采用分光光度计(721), 2013年测试时采用离子色谱仪(ICS-2000), 2015年测试时采用原子吸收分光光度计(WFX-110)。

4 结果

本次16个样品的测试结果如表1所示。ZK2、ZK9等8个钻孔孔口水样温度为45～144 ℃, ZK1孔口水样温度为27 ℃, Q2泉水样为11 ℃。位于辛滚河南的ZK1为早期浅勘探井, 井深300 m, 未钻及主导热断裂, 水样为冷-热水混合样(史杰等, 2018a),故水温较低。

表1 研究区水体同位素和水化学特征Table 1 Isotopic and hydrochemical characteristics of water samples in the study area

16个水样的氢氧稳定同位素测试结果如表1所示。ZK2等8个地下热水样的δ18O值为-8.00‰ ～-10.77‰, 平均为-9.60‰;δD 值为-72.50‰ ～-82.12‰, 平均为-77.22‰。其他水体的δ18O 值为-10.50‰ ～ -13.03‰,δD 值为-81.68‰ ～ -93.87‰。地下热水中D、18O稍有富集。

地下热水中δ34SCDT含量为 21.10‰～23.76‰,ZK1混合水中δ34SCDT为3.43‰, 曲曼沟和辛滚沟系统样品中δ34SCDT为1.16‰～7.05‰。地下热水中34S富集明显。

地下热水中B含量为2.6～13.1 mg/L, ZK1混合水和Q2泉水中B含量分别为0.3 mg/L和0.2 mg/L。地下热水中 Br-含量为 0.24～1.31 mg/L, ZK1混合水的Br-低于0.05 mg/L, Q2泉水中Br-含量为0.76 mg/L。地下热水中Cl-含量为174.66～639.58 mg/L。

表2列出了ZK7氦同位素测试成果。水样气体中的4He含量为0.01×10-4(V/V),3He/4He=0.397 Ra (Ra为大气中3He和4He的比值,Ra=1.4×10-6)。

表2 氦同位素测试结果Table 2 He isotopic data of the sample

5 讨论

5.1 地下热水补给条件

5.1.1 主要补给来源

经历不同水循环过程的地下水, 氢氧同位素含量不同, 因此测定氢氧同位素可以帮助确定地下热水的成因及其运移途径(张锡根, 1988)。羊八井地下热水的δ18O为-17‰ ～ -20‰、δD为-150‰ ～ -160‰,羊八井盆地及其临近地区大气降水的δ18O为-19‰～ -23‰、δD 为-135‰～ -174‰, 岩浆水的δ18O为6‰～9‰、δD为-40‰～ -80‰, 羊八井地下热水和岩浆水氢氧同位素值相差悬殊; 据此推测羊八井地热田的主要补给来源为大气降水, 并认为因海拔高(4300 m)导致其成为世界著名地热田中最贫18O和D的(卫克勤等, 1983)。

图2为本文16个水样的δD-δ18O关系图及其相对于德令哈降水线和全球降水线的关系。一般采用国际原子能机构(IAEA)和世界气象组织(WMO)作为参考标准值。青海省德令哈观测站海拔 2981 m,与研究区海拔相差100 m左右; 同在北纬37°, 年均气温均为3 ℃且雨季同期(5—9月)(章新平等, 2001),因此以德令哈观测站的值作为参考。

由表1可知, 曲曼地热田8个地下热水样中的δ18O 值为-8.00‰ ～ -10.77‰、δD 值为-72.50‰ ～-82.12‰, 稍高于羊八井地热田的同位素值。从图2可以看出, 除了混合水ZK1和地下热水ZK9位于大气降水线上, 其他地下热水样均位于降水线右下方附近, 且具有向右上方延伸的趋势, 表现出与大气降水氢氧同位素组成的相似性。据此判断曲曼地热田和羊八井地热田的地下热水补给来源相似, 即主要为大气降水。由表 1可知地下热水的 TDS值为1～4 g/L, 计算可知rNa/rCl(毫克当量比值)＞0.85,Cl/Br(体积百分数比值)＞300, 依据王东升和王经兰(1996)的研究结论, 可判断为循环型地下热水。

图2 研究区一带水体的δD-δ18O关系图Fig.2 Relationship diagram of δD-δ18O of the water body in the study area

曲曼地热田附近的浅层冷水、河水基本位于降雨线上, 个别位于降水线左上方, 具有现代冰川分布的干寒地区地表水和地下水的补给源区雪水氢氧同位素典型的特征(仝晓霞和刘存富, 2018)。塔河3个采样点的δ18O具有向右的线性分布, 与塔河由南向北(由TH1流向TH3)流经地热田, 河水接受地下热水补给相关。说明研究区地表水和浅层地下水系统以大气降水和冰雪融水为主要补给来源, 并沿流向地热田的方向接受地下热水的补给。

5.1.2 补给区高程

地下热水的补给区通常位于距出露区较远的海拔较高地区。根据大气降水的δD、δ18O值随海拔高度变化的原理, 可以确定地热田补给区的海拔高度(卫克勤等, 1983)。如前所述, 本文采用德令哈大气降水数据, 其采样点高程为 2981 m(章新平等, 2001); 另参考2003年5—8月中国科学院寒区旱区环境与工程研究所在慕士塔格冰川西坡收集的降水样品, 采样点高程为4430 m, 距研究区50 km左右, 其高海拔区δ18O同位素高度梯度具有很好的参考价值(李真等, 2006)。

式中:H—补给区高程(m);h—参考点地面高程(m);δG—样品中的δD或δ18O值(‰);δP—参考点大气降水的δD 或δ18O 值(‰);K—同位素高度梯度(δ/(100 m))。

曲曼地热田 ZK7、ZK22上升过程中混合浅层冷水较少, 较好地保存了深部地下热水的同位素特征。地下热水在孔口的水汽分离对同位素组成的作用不容忽视, 同时由于高温热储与围岩发生了同位素交换, 发生了“氧-18漂移”, 故根据Truesdell et al.(1977)提出的方法, 利用ZK7、ZK22汽水分离校正后的δD值(表3), 平移至大气降水线上求得最初的δ18O, 然后对 ZK7、ZK22的δ18O进行校正, 校正后的值分别为-10.75‰、-10.69‰, 取其平均值-10.72‰。

表3 地下热水δD校正计算Table 3 Correction calculation of δD in geothermal water

另根据研究区地热孔内水位常观统测, 地下热水井水位均表现出水文型动态特征, 相对潜水井水位上升和下降滞后 1～2个月, 地热孔高水位期一般在 7—11月, ZK7、ZK22取样时间分别为 7月、10月, 故补给高程采用雨季加权平均值进行计算,德令哈为-5.53‰(章新平等, 2001), 慕士塔格为-9.36‰(李真等, 2006)。

慕士塔格冰川6200～7450 m段δ18O随海拔升高显著降低,K为-0.39‰/(100 m); 5500～6100 m段也随海拔升高显著降低,K为-0.37‰/(100 m)。考虑两个参考点实际取样高程与上述两个高程段的差异,高度梯度分别取-0.34‰/(100 m)和-0.36‰/(100 m)。各参数的具体取值和计算结果见表4。

表4 曲曼地热田地下热水补给高度计算结果Table 4 Calculation of hot water recharge height in Quman geothermal field

由表4可以看出, 采用德令哈大气降水18O同位素计算曲曼地热田补给高度为4507 m, 采用慕士塔格大气降水18O同位素计算曲曼地热田补给高度为4808 m, 平均为4657 m。曲曼地热田北侧托尔推其山海拔 3200～3700 m, 西侧萨雷阔勒山海拔 3500～5200 m, 补给高程的计算结果印证了地下热水补给区为西侧的高山区, 也印证了地热田受西侧塔什库尔干断裂控制的地质认识。同时笔者还对区内辛滚河河水补给高程进行了试算, 计算结果显示辛滚河补给区高程在 5000 m以上, 也符合该河流来源于海拔5000 m以上的现代冰川。

5.1.3 补给区温度

（3）根据分类结果重新计算每个簇（有变化）的质心或平均值。重复进行（2）、（3）步骤，直到质心不再改变，即准则算法函数收敛，采用平方误差准则：

在全球尺度下, 降水中稳定同位素比率随海拔高度的增加而降低(Siegenthaler and Oeschger,1980)。表现在温度效应即为温度越高,δD、δ18O值就越大, 反之δD、δ18O值随之减少。研究区地处高原, 温度对降水中δ18O影响较大,δ18O随温度变化的梯度也大, 计算采用同处高原的德令哈(章新平等, 2001)、慕士塔格冰川(李真等, 2006)的关系式对地热田补给区温度进行计算, 结果见表 5。由表 5可知, 雨季(夏季)的补给区温度为-3～2 ℃, 与该区夏季的雪线高度基本吻合。

表5 曲曼地下热水补给区温度计算结果Table 5 Calculation results of temperature of hot water recharge area in Quman geothermal field

5.2 地下水热源

尹观和倪师军(2009)认为水温每上升10 ℃, 水与围岩发生18O同位素交换的速率可增大 2～3倍,升高100 ℃时反应速率可加快几千至几万倍。卫克勤等(1983)认为“氧位移”值作为地热系统深部热储温度的一个定性指标, 可判断地热田与岩浆活动有无关系的依据, 并研究发现西藏羊八井δ18O值偏离大气降水线1.5‰～3.5‰, 据此认为该地热田属于与火山、岩浆有关的类型。马致远等(2019)研究发现腾冲热海为火山型地热田, 其地下热水中δ18O值为-5.38‰ ～ -9.69‰, 存在比较显著的“氧-18漂移”现象, 表明其地热流体赋存期间发生了较为明显的水岩反应, 具有相对较长的滞留时间。

曲曼地热田孔口出水温度较高、热储温度较大的 ZK7、ZK22表现出较大的“氧-18漂移”量,δ18O漂移值分别为2.12‰和2.35‰, 表明地下热水与围岩之间发生了18O同位素交换, 推测其属于岩浆热源型地热系统。

5.3 地下热水的其他特征

5.3.1 氘富集

王东升和王经兰(1996)对我国循环型地下热水δD进行了统计, 结果显示循环型地下热水比当地大气降水贫D 7‰～21‰; 而曲曼地热田的地下热水与补给区相似的曲曼河系统地表水和地下水相比,地下热水比冷水富集D超过4‰。Ohmoto认为岩浆水的同位素典型值为δD= -30‰ ～ -75‰(尹观和倪师军, 2009), 则曲曼地下热水富集氘可能是因为有岩浆水的混合。

5.3.2 硫同位素

张锡根(1988)认为, 自然界中目前测定的硫同位素主要分为陨石硫、来自上地幔的原生硫(未发生明显同位素分馏作用)和经过各种地质作用的地壳硫, 组成成分均一、变化范围小、接近陨石硫的特点是地幔硫的特征。Truesdell et al.(1977)认为可以根据地下热水中硫酸盐的硫同位素组成, 区分深部硫酸盐和地表稀释的硫酸盐:值高的地下热水, 其硫酸盐具有高的δ34SCDT值, 为深部硫酸盐;值低的地下热水, 其δ34SCDT值也低。陨石硫的δ34S值为0.0‰, 而地幔或深源硫的同位素组成与陨石硫很接近(佟伟等, 1982)。羊八井地下热水的硫酸盐δ34SCDT值与 Cl-/SO2-4值的关系显示其具有深部硫酸盐的性质(张锡根,1998)。关中盆地腹部地热水δ34S值为 8‰～15‰,腾冲热海地热田地热水δ34S值为 1‰～6‰, 前者δ34S值较后者更大, 揭示其封闭性较好(马致远等,2019)。

由表1可知, 曲曼地热田地下热水中δ34SCDT含量为21.10‰～23.76‰, 地下热水中的δ34SCDT、值分别为其他水体的2～5倍。绘制δ34S和关系图(图 3), 可知曲曼地热田地下热水的δ34SCDT和比值均较高, 符合深部硫酸盐特征。

图3 δ34SCDT与值的关系图Fig.3 Relationship diagram of δ34SCDT-

5.3.3 氦同位素特征

热液流体中稀有气体主要有三种来源, 包括大气、地幔流体和地壳放射性成因流体。不同来源的氦同位素的特征比值具有显著差异, 大气中的3He/4He=1 Ra(Ra=1.4×10-6), 地幔流体的3He/4He特征值一般为 6～9 Ra, 地壳放射成因流体的一般为0.01～0.05 Ra(蔡明海等, 2021)。研究区 ZK7的3He/4He=0.397 Ra, 介于壳源氦和大气氦同位素组成范围之间, 表明地下水在循环过程中与地壳中4He丰度较高的气体发生混合、交换, 表现出具有大气和地壳混源的氦同位素组成特征, 同时也说明活动控热断裂塔什库尔干断裂现今活动只在地壳内,未达到地幔。

5.3.4 硼元素和氯离子

Ellis and Mahon(1964)认为地热流体中所含的B、Li、Rb和Cs是初生岩浆水贡献的。由表1可知, 曲曼地下热水B的含量为 2.6～13.1 mg/L, 平均 6.79 mg/L,ZK1和 Q2水样中的 B含量分别为 0.2 mg/L和0.3 mg/L, 地下热水中的含量高出其他水体 27倍多,推测地下热水中可能有初生岩浆水的混入。

Truesdell et al.(1977)认为热储中的水-岩相互作用虽然对地下热水中的 Cl-有贡献, 但其贡献度要远小于在岩浆热源的高温水热系统中从岩浆脱气过程中获得的Cl-, 且在地热流体向上运移、径流的过程中, Cl-难以被围岩矿物吸附, 也难以在水热蚀变中沉淀出来, 所以 Cl-可以指示地热流体经历的混合过程。西藏地下热水普遍富B, 其Cl--B相关性很高(许鹏等, 2018)。曲曼地下热水中 B与 Cl-(r=0.84,n=7)也具有明显的线性关系(图4), 再次说明曲曼地下热水很可能混入了同源的初生岩浆水。

图4 地下热水Cl--B关系图Fig.4 Relationship diagram between Cl--B in the geothermal water

6 结论

(1)曲曼地热田地下热水中的δ18O值为-8.00‰～ -10.77‰、δD 值为-72.50‰ ～ -82.12‰, 二者呈线性分布; TDS值为1～4 g/L,rNa/rCl＞0.85,Cl/Br＞300，判断其为以大气降水为主要补给来源的循环型地下热水。补给区为地热田西南侧的高山区，高程约为4657 m, 雨季温度-3～2 ℃。

(2)曲曼地热田孔口出水温度较高、热储温度较大的 ZK7、ZK22表现出较大的“氧-18漂移”量,δ18O漂移值分别为2.12‰和2.35‰, 推测其属于岩浆热源型地热系统。

(3)曲曼地热田地下热水比冷水富集D超过4‰,B含量是其他水体的27倍多,34S显示地下热水体具有深源硫的特点,3He/4He值显示其具有大气和地壳混源的氦同位素组成特征, 说明地下热水循环深度较大, 在深循环过程中可能有少量初生岩浆水混合;同时也说明活动控热断裂塔什库尔干断裂现今活动只在地壳内, 未达到地幔。

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).