西藏谷露地热田水热系统成因机制

2023-11-08万汉平张松高洪雷郝伟林胡志华胡先才吴儒杰

世界核地质科学 2023年3期

万汉平，张松，高洪雷，郝伟林，胡志华，胡先才，吴儒杰

（核工业北京地质研究院中核集团地热勘查技术研究中心，北京 100029）

地热能是一种清洁、安全、稳定的可再生能源，合理开采不但会得到热源的不断补充，而且具有不排放温室气体，不受季节、气候、昼夜变化等外界因素影响的优点，是一种现实可行且极具竞争力的清洁能源。高温地热发电是地热能利用的重要形式，其平均能源利用效率高达73 %［1-2］，在国家双碳目标及清洁能源战略的大背景下，高温地热能开发对节能减排、改善能源结构具有重要意义。

我国大陆高温地热资源主要分布于青藏高原腹地藏南以及川西地区［3］，也即著名的地中海—喜马拉雅地热带东段，该区域地热资源十分丰富，尤其是高温水热型地热系统广泛发育。然而截至目前，我国仅开发了西藏羊八井和羊易两个高温地热田，羊易地热电站装机容量16 MW，羊八井地热电站装机容量25.18 MW，但由于发电机组超期服役及产能衰减等原因，目前羊八井地热电站已停止运行。我国高温地热能开发程度低，一方面是由于西藏地区交通及电网等基础设施落后，开发难度较大；另一方面是地质勘查及科研投入不足，对高温水热型地热资源成因机理、控热要素、勘查技术方法等研究程度较低［4］，难以提供可靠的可开发的高温地热资源。

西藏谷露地热田与羊八井、羊易地热田均位于藏南的亚东—谷露裂谷带上，自2019 年开始，中国核工业集团有限公司针对谷露地热田的资源开发开展了大量地热地质勘查及科技研发工作，取得了重大找矿突破［5-11］。本文从谷露地热田深部热动力研究出发，系统剖析了热田构造演化及其控热作用，结合水动力条件及特征元素分析，探讨了深部地热流体的受控要素，从而构建了谷露地热田水热系统成因机制。

1 深部热动力学背景

谷露地热田位于亚东—谷露裂谷带北部，该裂谷带是藏南水热活动最强烈的地区，裂谷带内分布有续迈、安岗、羊易、羊八井、谷露、那曲和玉寨等26 个中高温地热显示区，这些地热显示区均出露于山前“串珠”状断陷盆地内，整体受念青唐古拉东南麓活动断裂控制［12］，地表断裂活动、地热分布与地球深部热动力学过程具有密切的成因联系［13-15］。

始新世以来，印度板块向欧亚板块俯冲碰撞，导致地壳在南北方向缩短增厚，俯冲到欧亚板块下部的印度板块边缘部分被加热熔融，并沿上板片的构造薄弱地带上浮，为西藏高原地热活动形成发展提供了大地构造和热源条件［16］。23 Ma 左右，藏南地区开始发生大规模EW 向伸展作用，形成了一系列NS 向裂谷［17］（图1a），盆-山边界活动断裂的发育为深部岩浆熔体上升侵位提供了通道［12］，同时又有效沟通了深部热源与浅部环境，诱发了强烈的现代水热活动，形成了著名的喜马拉雅大型地热带，在这其中规模最大、活动性最强的即为亚东—谷露裂谷带。20 世纪70 年代在青藏高原内实施的INDEPTH 项目与近年来针对亚东—谷露裂谷带开展的一系列地球物理研究成果表明［18-23］，在安岗、羊八井、当雄、宁中和谷露等地区，在地壳15～20 km 深度范围内存在局部熔融体（图1b），被认为是热田形成的深部热源。

2 构造演化与控热作用

谷露地热田位于亚东—谷露裂谷带北段，热田形成整体受盆地西侧九子拉—桑雄断裂控制。九子拉―桑雄断裂全长约52 km，近SN走向，倾向E，并从西侧雪山向盆地中心不断迁移，呈阶梯状排列（图2）。

图2 谷露盆地构造地貌Fig.2 Structural landforms of Gulu basin

谷露地热田内主要发育NS 向、NE 向和EW向3 组断裂（图3）。NS 向断裂为区域张性断裂，导通深部热源，是深部热流体上移的重要通道；NE 向断裂自西南向北东穿越热田，将盆地西侧念青唐古拉雪山与热田相互联通，是热田地下水的补给通道；EW 向断裂是热田南北边界，对热田形成具有限制作用。

图3 谷露地热田断裂构造与地热形迹Fig.3 Structure and geothermal traces of Gulu Geothermal Field

2.1 NS 向断裂

谷露热田范围内，主要发育3 条NS 向断裂（F4-1～F4-3），其中F4-1断裂位于盆地西侧花岗岩中，在地表呈NS 向断层陡坎地貌（图4a）；F4-2断裂在地表特征最为明显，沿桑曲河西岸发育，断层倾向E，倾角介于60°～70°之间（图4b），热水活动皆分布于F4-2断裂上盘；F4-3断裂位于桑曲东岸，长约2 km，走向介于10°～15°之间，在地表断层倾角近陡立，以西倾为主，错断泉胶砾岩层，沿断层热水泉眼线状出露（图4c）。地表地热显示集中分布于F4-2和F4-3断裂的夹持区域。

图4 谷露地热田NS 向、NE 向断裂特征Fig.4 NS，NE trending fault characteristics of Gulu Geothermal Field

在EW 向L1宽频大地电磁剖面上（图5），清晰反映了F4-1～F4-3断裂的深部形态，其表现为显著的低电阻率异常，产状陡立，切割深度大，是热田内导通深部热源的导热通道，同时，沿断裂垂向延伸方向局部发育的低阻体推测为有利的热储赋存空间。

图5 L1宽频大地电磁剖面反演地电断面Fig.5 Inversed derived geoelectric section by magnetotelluric profile L1

2.2 NE 向断裂

NE 向断裂在热田西侧表现为一系列线性沟谷，沟谷内第四系覆盖严重，断裂活动特征不明显（图4d）。野外地质调查中发现，在泉华台西侧山区出露的基底花岗岩中发育一组密集的剪性节理，走向NE，倾向NW，产状332°∠65°（图4e），节理面上发育擦痕（图4f），指示后期具有伸展拉张特征，节理延伸方向正对泉华台。同时，泉华台表面发育大量构造裂隙，裂隙内水热活动强烈（图4g），对泉华台表面裂隙进行统计，表明泉华台表面裂隙走向集中分布在60°左右（图4h），与花岗岩中节理走向基本一致，推测泉华台表面发育的裂隙是基底NE向构造的反映。

为揭露NE 向裂隙的规模及其水理性质，在盆地西侧部署了2 条NW 向大地电磁剖面，根据电磁测深反演结果（图6、7），NE 向裂隙群表现为显著的低电阻率特征，产状陡立，主断面地表位置并不清晰，但其具有较大的垂向延伸（＞1.5 km），同时也表明泉华台西侧山区花岗岩中发育的NE向节理与泉华台上发育的NE 向裂隙是同一组构造。NE 向断裂对现今地表水热活动具有显著的控制作用，综合研究表明：NE 向断裂是谷露地热田地下水补给与热水运移的重要通道。

图6 NW1 宽频大地电磁剖面反演地电断面Fig.6 Inversed derived geoelectric section by magnetotelluric profile NW1

图7 NW2 宽频大地电磁剖面反演地电断面Fig.7 Inversed derived geoelectric section by magnetotelluric profile NW2

2.3 EW 向断裂

EW 向F1-1和F1-3断裂为谷露地热田南北边界。F1-1断裂全长约5 km，贯穿整个谷露盆地，沿断裂发育EW 向河流，由东向西汇入桑曲；F1-3断裂从泉华台地北侧通过，同样贯穿盆地，向西可一直延伸到念青唐古拉雪山，在盆地西侧表现为宽缓的断层谷地，南北最宽处约900 m，谷地内大面积分布中上更新统冲洪积地层（图8）。此外，在南泉华台南侧发育F1-2隐伏断裂（图3），其在多条SN 向电磁剖面上反映为连续的低阻异常，该隐伏断裂可能对浅层地下水向南运移起到了一定阻隔，控制了南部泉华台的形成。

3 水文和水化学特征

3.1 地表水热显示

谷露地热田地热显示主要有泉华、沸泉、温热泉、冒汽地面，沿桑曲两岸分布（图3）。热田内共发育温泉点（群）42 处，其中桑曲西岸33处，东岸9 处，大部分为热、沸泉，泉口处有H2S气泡逸出，泉水温度介于23.1～88.2 ℃之间，温泉流量介于0.001～0.482 L·s-1之间，热显示区内温、热泉的总流量为7.95 L·s-1。谷露地热田内共发育有大小泉华丘7 个，桑曲西岸发育泉华台地，泉华以硅质为主，东岸主要发育泉华胶结的砾岩层，其中桑曲西岸Ⅱ号泉华台规模最大，表面热水活动最为强烈。泉华台上发育一系列NE 向、NNE 向裂隙，沸泉、温热泉主要沿这些裂隙展布。

热显示区周边冷水以沼泽水和冷泉的形式出露，水化学类型为HCO3-Ca（Na）或HCO3·Cl-Na，矿化度介于57～1 263 mg·L-1之间，部分冷水具有混合水的特征。温热泉的水化学类型为HCO3·Cl-Na或Cl·HCO3-Na 型，矿化度介于2.0～2.9 g·L-1之间，是深部地下热水的直接排泄点［8］。

3.2 氢氧同位素特征

在谷露地热田及其周边采集水样进行同位素分析，分析测试结果显示（表1），热水的δD 介于-147.1‰～-132.7‰之间，δ18O 介于-17‰～-15.5‰之间，来自盆地西侧山前冰雪融水的δD为-119.5 ‰，δ18O 为-16.2 ‰。

表1 谷露地热田δD-δ18O 分析结果Table 1 Analysis results of δD-δ18O in Gulu Geothermal Field

δD-δ18O 关系图表明（图9），谷露地下水均位于西藏降水线下方，谷露雨水在西藏降水线附近，高山融水同位素组成靠近大气降水线，热水中δ18O与大气降水有一定的正偏差，说明地下热水在深循环过程中与岩石发生了交换作用，地表热泉在上升过程中受到浅层冷水混合影响，更靠近降水线。谷露地热水的补给来源主要是大气降水，渗入地下水后，经深部加温而形成地热水，而大气降水是地热水的最初来源。

图9 谷露地热田的δD-δ18O 关系图Fig.9 δD-δ18O diagram of Gulu Geothermal Field

δD 具有明显的高程效应［24］，计算该区地下热水的补给海拔高度介于4 860～5 200 m 之间，补给区位于西部和东部高山雪线附近，为近源补给。此外，地下热水的氚含量均小于1.3 TU，推算热水在地下滞留时间大于65 a。

3.3 锂同位素及特征元素特征

谷露地热田地热水锂同位素δ7Li 值分布于+1.52 ‰～+3.50 ‰之间（表2），钻孔揭露的高温地热水相对于出露地表的沸泉具有更低的锂同位素δ7Li 值，远低于海水（+31 ‰）和全球河流输入的变化范围（+6 ‰～33 ‰，均值+23 ‰）［25-26］，也低于青藏高原一般河流值，如金沙江、澜沧江和怒江（＞+5 ‰）［27］。谷露地热水锂同位素组成相对河流具有相对偏负的特征。

表2 谷露地热田锂同位素含量及其同位素组成Table 2 Lithium isotopic content and composition of samples in Gulu Geothermal Field

西藏河流具有显著偏正的锂同位素组成而较低的锂浓度，与岩浆活动有关的流体锂浓度高但其锂同位素组成显著偏负［28］。谷露地热水的δ7Li 值相对岩浆流体偏正。当残余岩浆流体与参与深部循环过程的地表水混合时，致使地热水的锂浓度急剧增高，且锂同位素组成具有相对地表水偏负、相对岩浆流体偏正的特征。也表明了残余岩浆流体上涌是谷露地热水富锂和其锂同位素组成相对地表水偏负、相对岩浆流体偏正的主控因素。

此外，谷露地热田地热水富含Li、Rb、Cs 和B 等元素（表3）。地热水受到岩浆流体来源比例越大，Cs 相对Rb 越富集，w（Rb）/w（Cs）比值越小［29］。谷露地热水的w（Rb）/w（Cs）比值介于0.002 5～0.524 4 之间，Cs 远比Rb 富集，具贫Rb 富Cs 的水化学特征，指示了谷露地热水混入残余岩浆流体的比例较大。同时，谷露地热水w（B）/w（Li）比值介于1.429 1～1.691 9 之间，比值较高，指示水-岩作用较强烈。

表3 谷露温泉水部分特征元素含量及其比值Table 3 Contents and ratios of some characteristic elements of Gulu hot spring water

综上所述，谷露地热水不仅经历了强烈的水-岩反应，还混入了相当比例的残余岩浆流体。

3.4 地下水循环体系

谷露地热田地下水具有完整的地下水补-径-排体系［8］，地下水来源于大气降水，补给来源于盆地两侧的高山雪线附近，海拔高程介于4 860～5 200 m 之间，处于九子拉—桑雄断裂下盘附近。地下水通过基岩裂隙循环到盆地深部，被深部热源加热、与残余岩浆流体混合后沿着主构造破碎带运移到浅层并向南径流，向地表排泄过程中，进一步混合浅层冷水，以温热泉和温水沼泽的形式排泄（图10）。

图10 谷露地热田水文地质单元及补-径-排体系Fig.10 Hydrogeological unit and recharge-run-off-discharge system of the Gulu Geothermal Field

4 水热系统成因机制探讨

4.1 谷露水热系统成因机制

基于上述区域热动力学背景、水文水化学特征及构造控热作用，构建了谷露地热田水热系统成因模式（图11）。谷露地热田属于与岩浆囊有关的高温水热型地热系统，深部岩浆囊及残余岩浆流体（富Li、Cs 和Cl 超临界流体）向浅部传递组分、热量，谷露盆地西侧高山冰雪融水沿近NS 向、NE 向张性断裂向深部运移，地下水在深循环过程中发生了充分的水-岩作用，并被以F4-1、F4-2为主的NS 向导热断裂加热，同时在深部混入了相当比例的岩浆流体，形成高温地热流体。深部地热流体在水头压力的驱使下，主要沿F4-2断裂及NE 向断裂的交汇部位向上运移，在地表以沸泉、温热泉等形式出露，并形成了现今的泉华台地，同时，深部高温地热流体也主要赋存于F4-2断裂及NE 向断裂交汇的张性空间内。

图11 谷露地热田地热系统概念模型Fig.11 Conceptual model of geothermal system of Gulu Geothermal Field

4.2 钻探验证及后续勘查方向

以F4-2断裂与NE 向断裂交汇区域为勘探目标，在桑曲以西共实施了四口探采一体井（ZK101、ZK1301、ZK901 和ZK401），以F4-3断裂与NE 向断裂交汇区域为勘探目标，在桑曲以东实施了一口钻井（ZK301）。根据钻探结果，桑曲以西的四口钻井均成功揭露到高品位热储（表4，图12），而东部的ZK301 钻井钻遇热储水量不足、温度较低，不能作为生产井用于地热发电。

表4 谷露地热田钻井揭露情况Table 4 Drilling overview in Gulu Geothermal Field

图12 谷露地热田钻井放喷试验Fig.12 Blowout test of drilling in Gulu Geothermal Field

从蚀变特征来看，桑曲西岸的ZK101、ZK1301、ZK901 和ZK401 井硅化蚀变较强，碳酸盐化较弱，而ZK301 钻井未见明显的硅化蚀变，以碳酸盐化为主，表明桑曲以东水热活动强度弱于桑曲河以西；同时，NW 向电磁测深剖面探测结果也表明NE 向构造自西向东的构造形迹逐渐减弱。此外，从钻井测温结果来看，桑曲以西钻井揭露的热储温度明显高于桑曲以东的ZK301 井，而北侧ZK401、ZK101 井的温度也明显高于ZK901 及ZK1301井的温度。

以上表明，F4-3断裂与NE 向断裂交汇部位并非有利热储赋存空间，深部水热活动主要在桑曲以西，以F4-2断裂与NE 向断裂交汇部位为深部热储的赋存空间。而F4-1断裂与NE 向断裂交汇部位也可能为有利的热储赋存区，但沿F4-1断裂并未发现显著的水热活动痕迹，这一方面可能是F4-1断裂发育于西部山区，地表出露位置的海拔高度大于地下水补给高程所致，另外F4-1断裂也可能在该区局部封闭，并非有利的深部热流体升流通道，但下一步非常必要探索F4-1断裂的导热导水性质。此外，钻探结果还表明：热田北部水热活动更强，热储品位更高，后续探采一体井的部署应重点考虑桑曲以西的区域，并侧重于热田北部区域。