西藏東部阿旺地下熱水化學(xué)特征及其成因初探*

廖 昕 蔣 翰 徐正宣 肖 勇 宋 章 歐陽吉 張?jiān)戚x 巫錫勇

（①西南交通大學(xué)地球科學(xué)與環(huán)境工程學(xué)院，成都611756，中國）

（②中鐵二院工程集團(tuán)有限責(zé)任公司，成都610031，中國）

0 引 言

地下熱水資源是重要的清潔能源和可再生能源，其開發(fā)利用具有顯著的環(huán)境效益和經(jīng)濟(jì)效益（藺文靜等，2013；Pang et al.，2018；劉東林等，2019）。我國地下熱水資源豐富，其中尤以川、滇、藏地區(qū)分布最為廣泛。川藏地區(qū)所處的喜馬拉雅地?zé)釒俏覈酥潦澜缰匾牡責(zé)豳Y源分布區(qū)，然而受控于青藏高原復(fù)雜的地質(zhì)、構(gòu)造等條件控制，其地下熱水成因機(jī)制復(fù)雜多樣。前人主要圍繞那曲、羊八井、拉薩、山南等藏中地區(qū)（Tan et al.，2014；賀詠梅等，2016；王思琪，2017；劉明亮，2018；Tan et al.，2018；許鵬等，2018；郭寧等，2020）和巴塘、理塘、康定等川西地區(qū)（Guo et al.，2017；Luo et al.，2017；Shi et al.，2017；張健等，2017；Tian et al.，2018，2019；Zhang et al.，2018；Li et al.，2020）的地?zé)豳Y源分布、熱源、熱儲(chǔ)特征及地下熱水成因模式開展了一系列研究和探討。然而，藏東地區(qū)受三江斷裂帶及活動(dòng)構(gòu)造等影響，地下熱水分布廣泛且類型復(fù)雜多樣，但由于惡劣自然條件限制，目前鮮有相關(guān)地?zé)嵫芯砍晒麍?bào)道。

本文以西藏自治區(qū)東部昌都市貢覺縣阿旺鄉(xiāng)境內(nèi)的地下熱水為研究對(duì)象，通過野外現(xiàn)場(chǎng)調(diào)查測(cè)試、水化學(xué)同位素分析，結(jié)合區(qū)域地?zé)岬刭|(zhì)與水文地質(zhì)條件，對(duì)地下熱水特征、補(bǔ)給來源、成因模式及冷水混合作用等進(jìn)行初探，以期提升藏東地區(qū)地下熱水成因認(rèn)識(shí)。

1 研究區(qū)概況

本文研究區(qū)位于青藏高原東緣橫斷山脈西部的西藏自治區(qū)貢覺縣阿旺鄉(xiāng)境內(nèi)（圖1）。區(qū)內(nèi)山脈、河流多呈北西—南東方向展布，地貌總體屬于構(gòu)造剝蝕溶蝕中—高山地貌。區(qū)內(nèi)位于青藏高原溫帶半濕潤帶，屬于大陸性高原季風(fēng)氣候，年平均氣溫多在5～10℃之間，多年平均降雨量介于400～600 mm之間。區(qū)內(nèi)最大河流為馬曲，其由東南向西北徑流，最終匯入金沙江。

研究區(qū)內(nèi)出露地層由老到新依此為石炭系驁曲組（C2a）的微晶—細(xì)晶灰?guī)r，三疊系馬拉松多群碎屑巖組的長石石英砂巖，三疊系馬拉松多群火山巖組的玄武巖、流紋巖，新近系貢覺組（E2g）的巖屑砂巖、鈣質(zhì)粉砂巖夾中礫巖，然木組一段的中厚層鈣質(zhì)粉砂巖、底部礫巖，然木組二段紅色砂巖段，第四系現(xiàn)代河漫灘堆積砂、礫石、卵石。區(qū)內(nèi)發(fā)育有3條具有右行剪切特征的北北西走向逆斷層，即尼那貢巴—拉妥斷層、攏色—蘭達(dá)斷層、覺隆—拉妥斷層。3條斷層相背傾斜，形成對(duì)沖斷裂組合，使得石炭系地層因逆沖錯(cuò)動(dòng)出露地表（圖1）。其中尼那貢巴—拉妥斷層在石炭系地層內(nèi)部延伸，并切割了新近紀(jì)及石炭紀(jì)地層向南延伸，為地下水徑流提供了良好的通道條件。

區(qū)內(nèi)地下水按照賦存類型和富水特征可分為松散堆積層孔隙水、碎屑巖裂隙水、巖漿巖裂隙水和碳酸鹽巖裂隙水等4類。其中松散堆積層孔隙水賦存于滲透性能較好的第四系現(xiàn)代河漫灘堆積砂、礫石、卵石中；碳酸鹽巖裂隙水主要賦存于石炭系的生物碎屑灰?guī)r和微晶—細(xì)晶灰?guī)r中，該富水巖系巖溶發(fā)育，地下水賦存條件好，富水性強(qiáng)；碎屑巖裂隙水賦存于新近系和三疊系的碎屑巖中，富水性弱至強(qiáng)，其中新近系貢覺組和然木組一段地層底部發(fā)育厚度較大的含礫巖層，巖體較破碎，地下水賦存條件好，屬于強(qiáng)富水性地層；巖漿巖裂隙水賦存于三疊系馬拉松多群的玄武巖、流紋巖中，富水性中等。

研究區(qū)屬滇藏地?zé)釒?，區(qū)內(nèi)水熱活動(dòng)強(qiáng)烈。據(jù)全國大地?zé)崃髦捣植紙D，該地區(qū)大地?zé)崃髦到橛?0～75imW·m－2之間（汪集旸等，1993）。受構(gòu)造體系控制，區(qū)內(nèi)地下熱水沿?cái)鄬悠扑閹ё孕陆地曈X組和然木組一段砂礫巖層出露成泉（圖2）。

圖1 區(qū)域位置概圖及水文地質(zhì)圖Fig.1 Regional location overview and hydrogeological map

圖2 研究區(qū)A－A′水文地質(zhì)剖面圖Fig.2 The hydrogeological cross section along A－A′in the study area

2 樣品采集與檢測(cè)方法

2018年11月和2019年4月先后兩次對(duì)研究區(qū)地下熱水、冷泉水和河水進(jìn)行野外調(diào)查、現(xiàn)場(chǎng)測(cè)試和取樣。共包括7個(gè)樣品點(diǎn)，其中地下熱水樣點(diǎn)2組（S1、S2），冷水樣點(diǎn)5組（S3、S4、S5、S6、S7），采樣點(diǎn)位置見圖1所示。同時(shí)收集了中鐵二院勘查中S1、S2點(diǎn)地下熱水采樣分析數(shù)據(jù)（樣品編號(hào)S1-1和S2-1）。所有樣品采集均采用500imL高密度聚乙烯瓶，采樣前各采樣瓶均利用目標(biāo)水體充分洗滌3次，采樣流程嚴(yán)格遵循《地?zé)豳Y源地質(zhì)勘察規(guī)范》。

所有樣品現(xiàn)場(chǎng)采用HANNA產(chǎn)HI98130型便攜式水質(zhì)分析儀測(cè)定水溫（T）、pH、EC等指標(biāo)。水化學(xué)指標(biāo)（TDS、K＋、Na＋、Ca2＋、Mg2＋、Cl－、、、、F、B、Li、SiO2）由四川核工業(yè)二八○研究所測(cè)定。其中陰離子化學(xué)組分使用722分光光度計(jì)測(cè)定，陽離子化學(xué)成分使用iCAP Qc型ICP-MS質(zhì)譜儀測(cè)定，陰陽離子平衡校驗(yàn)結(jié)果精度小于±5%（表1）。δD、δ18O同位素測(cè)定由中國科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所完成，測(cè)試儀器為液態(tài)水同位素分析儀，測(cè)試結(jié)果采用V-SMOW標(biāo)準(zhǔn)給出，δD和 δ18O的測(cè)試精度分別為±1.0‰和±0.1‰。

表1 研究區(qū)水樣測(cè)試分析結(jié)果Table 1 Hydrochemical analysis results of water sampling in the study area

3 結(jié)果分析與討論

3.1 水文地球化學(xué)特征

各水樣測(cè)試分析結(jié)果如表1所示。研究區(qū)地下熱水出露溫度介于57～73i℃之間，屬于中低溫地下熱水。區(qū)內(nèi)地下熱水（S1和S2）pH值為6.45～6.56，EC值介于2115～2339iμs·cm－1，TDS值為1035～1136 mg·L－1，屬于高礦化度弱酸性硬水。

由水樣Piper三線圖（圖3）可知，區(qū)內(nèi)地下熱水的陰離子均以HCO－3占主導(dǎo)地位，其次為，Cl-離子含量較小；陽離子均以Na＋占主導(dǎo)地位，其次為Ca2＋、Mg2＋，K＋含量最小。地下熱水化學(xué)類型主要為HCO3-Na型，與研究區(qū)所處的羌塘—橫斷山地?zé)釒渌叵聼崴瘜W(xué)類型一致（廖志杰等，1999）。區(qū)內(nèi)地表冷水化學(xué)類型為HCO3-Ca型，地下熱水與地表冷水的水化學(xué)類型呈現(xiàn)出一定差異。

綜合研究區(qū)地層巖性分布和地下熱水循環(huán)演化路徑可知，區(qū)內(nèi)地下熱水在徑流路徑中主要發(fā)生以下兩個(gè)階段的水文地球化學(xué)作用過程：

階段Ⅰ：攜帶CO2的地表冷水自補(bǔ)給區(qū)進(jìn)入含水層后與碳酸鹽巖地層發(fā)生溶濾作用（式（1）和式（2）），形成HCO3-Ca型水。

階段Ⅱ：隨著地下水循環(huán)深度的增加，地下水溫度逐漸升高，形成地下熱水，水溫的升高會(huì)降低地下水對(duì)新近系地層中鈣長石和鉀長石的溶蝕能力，但仍會(huì)增強(qiáng)對(duì)鈉長石的溶濾能力（反應(yīng)式（3））（霍冬雪，2019）；此外地下熱水中較為豐富的Ca2＋、Mg2＋還會(huì)與周圍介質(zhì)發(fā)生陽離子交替反應(yīng)，置換介質(zhì)中的Na＋（式（4）和式（5）），從而形成HCO3-Na型水。

圖3 研究區(qū)水樣Piper圖Fig.3 Piper diagram of water samples

與此同時(shí)，地下熱水在深循環(huán)過程中，由于水溫較高，水巖相互作用強(qiáng)烈，圍巖介質(zhì)中的F、B、Li、SiO2等微量組分大量溶解進(jìn)入地下熱水中，導(dǎo)致其含量顯著高于地表冷水（表1）。

3.2 氫氧同位素特征

氫氧穩(wěn)定同位素是識(shí)別地下熱水的補(bǔ)給來源及其補(bǔ)給特征的重要指示劑（秦大軍等，2019）。

氫氧穩(wěn)定同位素大氣降水線是研究水體來源的重要參考（王東東等，2020），但在地理空間上常表現(xiàn)出一定差異，因此本文選用西南地區(qū)大氣降水線（δD＝7.54δ18O＋4.84）作為研究區(qū)大氣降水線（郝彥珍等，2014）。同時(shí)收集了區(qū)域大氣降水、深部地下熱水氫氧穩(wěn)定同位素值（Guo et al.，2017；李曉等，2018）進(jìn)行對(duì)比。由圖4可見，區(qū)內(nèi)地表冷水和地下熱水總體均位于西南地區(qū)大氣降水線附近，表明兩者均來自所在區(qū)域大氣降水補(bǔ)給。

圖4 水體氫氧穩(wěn)定同位素組成（區(qū)域數(shù)據(jù)引自Guo et al.（2017）和李曉等（2018））Fig.4 Water isotopic composition of stable hydrogen and oxygen（the regional data from Guo et al.（2017）and Li et al.（2018））

利用大氣降水氫氧穩(wěn)定同位素的高程效應(yīng)計(jì)算各水體的補(bǔ)給高程，可以進(jìn)一步圈定補(bǔ)給區(qū)范圍（王禮恒等，2019）?；跉溲醴€(wěn)定同位素高程效應(yīng)推導(dǎo)補(bǔ)給高程的計(jì)算公式如下：

式中：H為補(bǔ)給區(qū)高程（m）；h為取樣位置海拔高度（m）；R為熱水的 δD或 δ18O值（‰）；R′為大氣降水的δD或δ18O值（‰），取附近河水同位素值（即δD＝－128‰，δ18O＝－16.7‰）；ρ為大氣降水的 δD或 δ18O梯度值（‰／100m）。由圖4可見，研究區(qū)地下熱水存在一定的18O漂移現(xiàn)象，說明地下熱水18O同位素與圍巖發(fā)生了同位素交換作用，因此選取更為穩(wěn)定的D同位素計(jì)算補(bǔ)給高程。本文中δD同位素梯度值取西南地區(qū)值－2.5‰／100 m（汪集旸等，1993）。

從表2計(jì)算結(jié)果可知，基于δD值估算地下熱水補(bǔ)給高程總體一致，補(bǔ)給高程大致介于4600～4800 m，綜合研究區(qū)地形高程資料和含水層分布可知地下熱水補(bǔ)給區(qū)為出露點(diǎn)西北部石炭系驁曲組灰?guī)r山區(qū)。

表2 地下熱水補(bǔ)給高程Table 2 Estimated altitude of the recharge area of thermal spring

3.3 水－巖平衡狀態(tài)及冷熱水混合

地下熱水在上升過程中，往往伴隨有冷水的混入，混合作用會(huì)改變地下熱水的溫度和水化學(xué)成分組成，使水體達(dá)到了水－巖再平衡狀態(tài)。在估算熱儲(chǔ)溫度之前，需要先判定水體的水－巖平衡狀態(tài)，進(jìn)而選取合適的熱儲(chǔ)溫標(biāo)。

3.3.1 水－巖平衡狀態(tài)判別

礦物飽和度指數(shù)是判別水體中各礦物溶解－沉淀能力的重要指標(biāo)（羅璐等，2020）。本文引入PHREEQC水化學(xué)模擬軟件對(duì)熱水中礦物飽和狀態(tài)進(jìn)行模擬。根據(jù)區(qū)內(nèi)地層巖性分布情況，重點(diǎn)模擬硬石膏、文石、方解石、玉髓、溫石棉、白云石、螢石、石鹽、石英、海泡石、無定型二氧化硅、滑石等礦物的飽和度指數(shù)，結(jié)果見表3所示。

由模擬結(jié)果可知，研究區(qū)地下熱水出露點(diǎn)熱水大多數(shù)礦物均未達(dá)到飽和。其中，硬石膏、溫石棉、海泡石、巖鹽、滑石等礦物飽和對(duì)指數(shù)均較偏負(fù)，表明這些礦物尚具有較大溶解潛力；文石、方解石和無定形二氧化硅礦物飽和度指數(shù)趨近于0，即接近飽和，其溶解潛力相對(duì)較小，前兩者礦物中的Ca2＋溶解進(jìn)入水相較為困難。以上礦物飽和度情況進(jìn)一步證實(shí)了前述3.1節(jié)中所述的地下熱水徑流過程中的兩階段水文地球化學(xué)作用過程。由表3可知，出露點(diǎn)地下熱水僅石英和玉髓兩種礦物為過飽和狀態(tài)，說明地下熱水在深部熱儲(chǔ)層循環(huán)過程中石英和玉髓礦物已充分飽和。

表3 地下熱水主要礦物飽和指數(shù)及CO2分壓Table 3 Main mineral saturation index and CO2 partial pressure value of the underground thermal water

為了進(jìn)一步判別熱水系統(tǒng)的水－巖平衡狀態(tài)及陽離子溫標(biāo)對(duì)熱儲(chǔ)溫度計(jì)算的適用性（張?jiān)戚x，2018），綜合Na-K溫標(biāo)和K-Mg地?zé)釡貥?biāo)建立熱水Na-K-Mg三角圖。由圖5可知，區(qū)內(nèi)出露熱水均位于未成熟區(qū)，即未成熟水，表明熱水與礦物尚未達(dá)到水－巖平衡狀態(tài)。這是深循環(huán)地下熱水徑流至近地表后受到了淺循環(huán)冷水混合的結(jié)果（李曉等，2018），因此不適于采用陽離子地?zé)釡貥?biāo)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度，故采用SiO2作為熱儲(chǔ)溫標(biāo)（郝彥珍等，2014）。

圖5 研究區(qū)地下熱水Na-K-Mg三角圖Fig.5 The ternary diagram of Na-K-Mg in the study area

3.3.2 冷熱水混合比例計(jì)算

為了消除冷熱水混合對(duì)熱儲(chǔ)溫度估算的影響，引入硅焓方程法對(duì)淺層冷水混入比例進(jìn)行估算（顧曉敏，2018）。硅焓方程法是基于石英溶解度曲線及熱水焓值曲線來計(jì)算冷熱水混合比例與地下熱儲(chǔ)溫度，計(jì)算原理如下：

式中：Hc為地下冷水的焓（J·g－1），取38.4iJ·g－1；HT為深部熱水的初焓（J·g－1）；Hs為泉水的終焓（J·g－1）；SiO2C為地下冷水的SiO2含量（mg·L－1），取4.3 mg·L－1；SiO2T為深部熱 水的SiO2含 量（mg·L－1）；SiO2S為泉水的SiO2含量（mg·L－1）；X為地下冷水的混合比例。

將不同的焓值和SiO2濃度代入到式（7）和式（8）中，可得到兩者隨溫度變化的曲線，以及冷水混入比例與地下熱儲(chǔ)溫度（圖6）。

由圖6可知，出露點(diǎn)S01地下熱水初始熱儲(chǔ)溫度為177.9i℃，冷水混合比例為70.3%；出露點(diǎn)S02地下熱水初始熱儲(chǔ)溫度為170.7i℃，其冷水混合比例為59.6%。硅焓法計(jì)算表明，兩出露點(diǎn)熱水初始熱儲(chǔ)溫度（170.7～177.9i℃）一致，綜合含水層空間分布關(guān)系，可知兩者來自于同一地?zé)嵯到y(tǒng)。與此同時(shí)，兩出露點(diǎn)地下熱水均受到了較大比例（59.6%～70.3%）的冷水混入。

3.4 熱儲(chǔ)溫度計(jì)算

地?zé)嵯到y(tǒng)通常采用地球化學(xué)溫標(biāo)估算熱儲(chǔ)溫度。地球化學(xué)溫標(biāo)應(yīng)用的前提條件包括：（1）地下熱水在徑流至地表的過程中相應(yīng)化學(xué)溫標(biāo)組分未出現(xiàn)再平衡，濃度未發(fā)生變化；（2）地下熱水在徑流過程中未受到地表水或地下冷水的混合（張?jiān)戚x，2018）。

圖6 熱水溫度與冷水混入比關(guān)系圖Fig.6 Relation between water temperature and mixing ratio of cold water

表4 熱儲(chǔ)溫度估算結(jié)果Table 4 Estimated temperature of the geothermal reservoir of hot spring

由上文分析可知，區(qū)內(nèi)地下熱水存在大量冷水混入，礦物出現(xiàn)了再平衡。為了準(zhǔn)確揭示地?zé)嵯到y(tǒng)熱儲(chǔ)溫度，本文基于前述冷水混入比例對(duì)未混合前的熱水地球化學(xué)組分含量進(jìn)行反算，然后再采用4種常用的SiO2溫標(biāo)方法和鈉鉀溫標(biāo)方法對(duì)熱儲(chǔ)溫度進(jìn)行估算，綜合對(duì)比熱儲(chǔ)溫度估算結(jié)果，分析選取最佳熱儲(chǔ)溫度區(qū)間。

由表4可知，未消除冷水混入影響時(shí)，石英溫標(biāo)（無蒸汽損失與最大蒸汽損失）計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度介于110.3～119.5i℃之間；石髓溫標(biāo)計(jì)算結(jié)果為81.5～90.8i℃之間，較石英溫標(biāo)結(jié)果低；而校準(zhǔn)硅溫標(biāo)法計(jì)算結(jié)果為111.1～119.5i℃，與石英溫標(biāo)相近。因此，區(qū)內(nèi)地?zé)嵯到y(tǒng)淺部熱儲(chǔ)溫度（即表觀熱儲(chǔ)溫度）選定為110.3～118.8i℃。

消除冷水混入影響后，無蒸汽損失石英溫標(biāo)、校準(zhǔn)硅溫標(biāo)和Na-K溫標(biāo)計(jì)算結(jié)果接近，熱儲(chǔ)溫度區(qū)間為171.8～198.6i℃，其結(jié)果與前述3.3節(jié)中硅焓法結(jié)果（170.7～177.9i℃）基本一致，證實(shí)了其準(zhǔn)確性。綜合各計(jì)算結(jié)果，將地?zé)嵯到y(tǒng)熱儲(chǔ)溫度選定為170～200℃。

3.5 循環(huán)深度

研究區(qū)地下熱水系統(tǒng)為斷裂帶控制的中低溫對(duì)流型地?zé)嵯到y(tǒng)，可采用式（9）估算地下熱水循環(huán)深度。

式中：H為熱水循環(huán)深度（m）；d t／d z為區(qū)域地溫梯度（℃·m－1），根據(jù)研究區(qū)鉆孔測(cè)溫結(jié)果地溫梯度為3.6i℃／100 m；TZ為地下熱儲(chǔ)溫度（℃）；T0為補(bǔ)給區(qū)年平均氣溫（℃），本區(qū)取10℃；H0為常溫帶深度（m），取30 m。

由前述討論可知研究區(qū)熱儲(chǔ)溫度為170～200℃，因此分別取170℃和200℃作為深部熱儲(chǔ)溫度上下限計(jì)算地下熱水循環(huán)深度?；谑剑?），估算出研究區(qū)地下熱水循環(huán)深度約為4500～5300 m。

3.6 地下熱水成因模式

根據(jù)研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、水文地球化學(xué)和環(huán)境同位素特征，阿旺地區(qū)地下熱水是尼那貢巴—拉妥斷裂與周緣斷裂網(wǎng)絡(luò)形成的地?zé)嵯到y(tǒng)。斷裂體系整體軸向?yàn)楸北蔽髯呦颍責(zé)嵯到y(tǒng)自出露點(diǎn)西北部石炭系驁曲組灰?guī)r山區(qū)接受大氣降水補(bǔ)給，沿?cái)嗔严驏|南方向徑流，在重力驅(qū)動(dòng)下沿?cái)鄬悠扑閹蛏畈繌搅?，循環(huán)深度達(dá)到4500～5300 m，深部熱儲(chǔ)層溫度在170～200℃之間。地下水在循環(huán)過程中由補(bǔ)給區(qū)的HCO3-Mg·Ca和HCO3-Ca型水，逐漸演變?yōu)槌雎秴^(qū)HCO3-Na型水。熱水循環(huán)至新近系近地表斷裂破碎帶附近時(shí)，受到大量地表冷水混入，冷水混入比高達(dá)60%～70%，使得出露熱水溫度降至57～73i℃。

4 結(jié) 論

（1）藏東阿旺地區(qū)地下熱水出露于新近系砂礫巖斷層破碎帶，出露溫度為57.6～72.6i℃，屬中低溫地下熱水。熱水TDS在1035～1136 mg·L－1，pH為6.45～6.56，為高礦化度弱酸性熱水。水化學(xué)類型為HCO3-Na型。

（2）阿旺地區(qū)地?zé)釣閰^(qū)域斷裂成因型地下熱水系統(tǒng)。熱水起源于出露點(diǎn)西北部石炭系灰?guī)r山區(qū)，補(bǔ)給高程介于4600～4800 m之間，經(jīng)尼那貢巴—拉妥斷裂與周緣斷裂網(wǎng)絡(luò)向東南徑流，在深循環(huán)過程中受熱儲(chǔ)層加熱，循環(huán)深度約4500～5300 m，熱儲(chǔ)層溫度介于170～200℃，最終在新近系斷裂破碎帶出露成泉。熱水在近地表斷裂破碎帶受淺循環(huán)冷水的大量混入，冷水混入比高達(dá)60%～70%，使得熱水出露溫度降至57～73℃。