新疆塔什庫爾干縣曲曼地?zé)崽锏叵聼崴凰匮芯?/h1>
2022-09-30 03:08:24汪美華馬小軍朱栗佟
地球?qū)W報 2022年5期
史 杰, 汪美華, 馬小軍, 文 章, 朱栗佟
1)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第二水文工程地質(zhì)大隊, 新疆昌吉 831100;2)中國地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院, 北京 100081; 3)中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)環(huán)境學(xué)院, 湖北武漢 430074
西藏高原南部及向東南延伸至的四川西部和云南西部, 是我國大陸地?zé)峄顒幼顝娏业牡貐^(qū)之一,屬于地中?！柴R拉雅地?zé)釒? 滇藏地區(qū)更是匯集了我國大陸地區(qū)所有的高溫地?zé)犸@示(卞躍躍和趙丹, 2018), 包括羊八井和羊易地?zé)崽?、谷露地?zé)嵯到y(tǒng)(張萌等, 2014)、沃卡地塹地?zé)嵯到y(tǒng)(章旭等,2020)、滇西騰沖熱海(上官志冠, 2020)和瑞麗地?zé)崽?李潔祥等, 2015)以及川西甘孜地區(qū)地?zé)嵯到y(tǒng)(卞躍躍和趙丹, 2018; 張薇等, 2021)。
新疆曲曼地?zé)崽镂挥谂撩谞柛咴乃矌鞝柛伤俗灾慰h(簡稱“塔縣”), 是地中?！柴R拉雅地?zé)釒柴R拉雅段在中國西線向西北方向的延伸(Wang et al., 2015)。龐忠和等(2011)研究認為其成因模式為高溫對流型, 并預(yù)測熱儲溫度為173～191 ℃。多位學(xué)者對該地?zé)岙惓^(qū)的地質(zhì)構(gòu)造成因、地?zé)岬刭|(zhì)條件、地?zé)崃黧w水文地球化學(xué)特征等進行研究(常志勇等, 2016; 史杰等, 2018a, b), 認為塔什庫爾干谷地地?zé)崃黧w分布受斷裂構(gòu)造控制, 熱源為元古界基底之下的熱液, 新生代侵入巖體放射性生熱為附加熱源; 地下熱水化學(xué)成分以Na+、Cl-、SO2-4為主,Ca2+和 HCO-3次之, 為典型的高溫地?zé)崃黧w化學(xué)類型; Wang et al.(2015)通過分析對比曲曼地?zé)豳Y源與羊易和羊八井地?zé)崽锏乃牡厍蚧瘜W(xué)特征, 認為其具有相似的補徑排特點。
近幾十年來, 同位素地球化學(xué)技術(shù)廣泛應(yīng)用于地?zé)峥辈檠芯?。利用同位素水文地球化學(xué)特征可以揭示地下熱水的補給機制, 判斷其起源和補給條件, 估算地下熱水年齡, 追溯其演化歷史和運動模式, 跟蹤其動態(tài)變化, 并且可以應(yīng)用同位素對地下熱水概念模型加以矯正(張錫根, 1988; 王東升和王經(jīng)蘭, 1996; 王坤和王東升, 2002; 朱家玲等, 2008)。
在前人對新疆塔縣曲曼地?zé)崽锏牡刭|(zhì)構(gòu)造成因、地?zé)岬刭|(zhì)條件、地?zé)崃黧w水文地球化學(xué)特征研究的基礎(chǔ)上, 本文通過分析地下熱水和地表水樣中D、18O、34S、3He、4He等同位素特征, 研究了地?zé)崽锏难a給來源、補給條件、循環(huán)特征、熱源等, 結(jié)合B、Br、Cl等地?zé)岬厍蚧瘜W(xué)特征進一步探討曲曼地?zé)崽镄纬蓹C理。
1 研究區(qū)概況
曲曼地?zé)崽镂挥谛陆h曲曼村一帶(圖 1),北距縣城8 km。地?zé)崽锼幍孛差愋蜑樗矌鞝柛晒鹊乇眰?cè)托爾推其山山前洪積礫質(zhì)傾斜平原, 平均海拔 3100 m; 其西側(cè)為近南北向展布、海拔3500～5200 m的構(gòu)造侵蝕高山薩雷闊勒山, 雪線約為4500 m, 山頂常年有積雪覆蓋; 東側(cè)為塔什庫爾干河(簡稱“塔河”)。研究區(qū)具有大陸性高原山地干旱氣候特征, 四季不分明, 冬季嚴寒漫長, 年均氣溫 3.3 ℃, 年均降水量 68.9 mm, 年均蒸發(fā)量2270 mm。
圖1 研究區(qū)地質(zhì)地貌特征及取樣點(據(jù)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(辛滾溝和曲曼溝)為研究區(qū)主要地表水體。塔河位于曲曼村東部, 南北流向, 是研究區(qū)地表水、地下水主要排泄區(qū)域; 主要水源為高山冰川和積雪融水, 年徑流量變化不大。辛滾溝位于曲曼村南, 為常年流水溝, 總體北東流向。曲曼溝是規(guī)模較大的一條季節(jié)性洪溝, 位于曲曼村外西南方向, 總體東西—北東流向, 洪水期有洪流通過,在曲曼村東一帶匯入塔河。辛滾溝和曲曼溝均發(fā)源于現(xiàn)代冰川, 以冰雪融水補給為主。
2 研究區(qū)地?zé)岬刭|(zhì)背景
研究區(qū)地處青藏高原西北、帕米爾高原中東部。新生代以來印度板塊持續(xù)向北俯沖和推擠, 造成帕米爾地區(qū)快速隆起抬升, 形成整體向北弧形突出、內(nèi)部差異化升降的構(gòu)造格局, 并伴隨斷裂的繼承、發(fā)育和巖漿侵入(李海兵等, 2006; 陳杰等,2011)。研究區(qū)主控斷裂為南北向展布的塔什庫爾干斷裂, 由 4條次斷裂組成, 為右旋走滑張斷裂, 是帕米爾高原內(nèi)部全新世以來最年輕的活動斷裂(常志勇等, 2016)。斷裂組合具有地壘-地塹相間發(fā)育特征, 為地?zé)崃黧w的運移、儲集提供了空間(史杰等,2018a)。
地?zé)崽镂鞅眰?cè)為托爾推其山, 出露元古代變質(zhì)巖和寒武紀云英閃長巖。西南側(cè)為薩雷闊勒山, 出露新生代侵入巖, 主要有新近紀二長花崗巖和霓石正長巖, 以巖基狀產(chǎn)出, 出露面積約750 km2。該套侵入巖在造山后伸展環(huán)境下 11～13 Ma B.P.侵入就位, 巖漿物質(zhì)主要來源于地殼, 混有少量地幔物質(zhì),礦物中富含U、Th、K等放射性生熱元素(羅照華等,2003)。
地?zé)崽镂挥谕袪柾破渖缴角昂榉e礫質(zhì)傾斜平原, 主要出露地層為第四系全新統(tǒng)沖洪積物。山前鉆孔揭露熱儲溫度為54～162 ℃, 井口地?zé)崃黧w溫度 37～144 ℃(常志勇等, 2016), 采用鉀-鈉溫標法計算推測深部熱儲溫度在 186 ℃以上(史杰等,2018a)。地下熱水中 Na+、Cl-、含量普遍偏高, Ca2+、含量次之, 水化學(xué)類型以Cl·SO4(HCO3)-Na型和 HCO3·SO4(Cl)-Na型為主(史杰等, 2018a)。
3 取樣與測試
2011年7—9月、2013年10—11月、2015年7—9月, 在研究區(qū)及其周邊取樣三次, 包括9個井口地下熱水樣(ZK2、ZK9、K26、KH6、KH8、KH10、ZK7、ZK22、ZK1)、5個河水樣(曲曼溝、辛滾溝、TH1、TH2、TH3)、辛滾溝系統(tǒng)的泉水樣(Q2)和曲曼溝系統(tǒng)的機民井水樣(J9)?，F(xiàn)場測定樣品溫度。采樣點分布如圖1所示。
以上16個樣品的氫氧穩(wěn)定同位素和11個樣品的硫同位素測試工作由北京核工業(yè)地質(zhì)分析測試中心完成, 采用MAT253型氣體穩(wěn)定同位素比值質(zhì)譜儀及輔助設(shè)備, 分別依據(jù)《水中氫同位素組成的鋅還原法測定》(DZ/T 0184.19—1997)、《天然水中氧同位素的二氧化碳-水平衡法測定》(DZ/T 0184.21—1997)、《硫酸鹽中硫同位素組成的測定》(DZ/T 0184.15—1997)進行測定。用標準平均海水V-SMOW 作為氫、氧穩(wěn)定同位素標準,δ18O和δD分析精度分別為±0.10‰和±1.00‰;δ34S采用國際標準CDT, 分析精度為±0.02%。
在實驗室對ZK7水樣進行脫氣處理后, 測定氣體中的氦同位素, 由中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所蘭州油氣資源研究中心地球化學(xué)測試部完成。采用英國 Micromass公司生產(chǎn)的 MM5400質(zhì)譜計,依據(jù)《稀有氣體同位素質(zhì)譜峰高比檢測方法》(LDB 03-01-94)測定。3He用電子倍增器檢測,4He用法拉第杯檢測, 使用標準為大氣(3He/4He=1.4×10-6),3He/4He絕對偏差為1.5%。
水樣的 B和 Br-測試由新疆第一水文工程地質(zhì)大隊實驗測試中心完成。三批次樣品的測試依據(jù)和儀器不同, 具體為: ZK7樣品測試依據(jù)《生活飲用水標準檢驗方法》(GB/T 5750—2006), 測試儀器為離子色譜儀(ICS-2000); 其余樣品測試依據(jù)為《生活飲用水標準檢驗方法》(GB/T 8535—2008), 2010年測試時采用分光光度計(721), 2013年測試時采用離子色譜儀(ICS-2000), 2015年測試時采用原子吸收分光光度計(WFX-110)。
4 結(jié)果
本次16個樣品的測試結(jié)果如表1所示。ZK2、ZK9等8個鉆孔孔口水樣溫度為45～144 ℃, ZK1孔口水樣溫度為27 ℃, Q2泉水樣為11 ℃。位于辛滾河南的ZK1為早期淺勘探井, 井深300 m, 未鉆及主導(dǎo)熱斷裂, 水樣為冷-熱水混合樣(史杰等, 2018a),故水溫較低。
表1 研究區(qū)水體同位素和水化學(xué)特征Table 1 Isotopic and hydrochemical characteristics of water samples in the study area
16個水樣的氫氧穩(wěn)定同位素測試結(jié)果如表1所示。ZK2等8個地下熱水樣的δ18O值為-8.00‰ ～-10.77‰, 平均為-9.60‰;δD 值為-72.50‰ ～-82.12‰, 平均為-77.22‰。其他水體的δ18O 值為-10.50‰ ～ -13.03‰,δD 值為-81.68‰ ～ -93.87‰。地下熱水中D、18O稍有富集。
地下熱水中δ34SCDT含量為 21.10‰～23.76‰,ZK1混合水中δ34SCDT為3.43‰, 曲曼溝和辛滾溝系統(tǒng)樣品中δ34SCDT為1.16‰～7.05‰。地下熱水中34S富集明顯。
地下熱水中B含量為2.6～13.1 mg/L, ZK1混合水和Q2泉水中B含量分別為0.3 mg/L和0.2 mg/L。地下熱水中 Br-含量為 0.24～1.31 mg/L, ZK1混合水的Br-低于0.05 mg/L, Q2泉水中Br-含量為0.76 mg/L。地下熱水中Cl-含量為174.66～639.58 mg/L。
表2列出了ZK7氦同位素測試成果。水樣氣體中的4He含量為0.01×10-4(V/V),3He/4He=0.397 Ra (Ra為大氣中3He和4He的比值,Ra=1.4×10-6)。
表2 氦同位素測試結(jié)果Table 2 He isotopic data of the sample
5 討論
5.1 地下熱水補給條件
5.1.1 主要補給來源
經(jīng)歷不同水循環(huán)過程的地下水, 氫氧同位素含量不同, 因此測定氫氧同位素可以幫助確定地下熱水的成因及其運移途徑(張錫根, 1988)。羊八井地下熱水的δ18O為-17‰ ～ -20‰、δD為-150‰ ～ -160‰,羊八井盆地及其臨近地區(qū)大氣降水的δ18O為-19‰～ -23‰、δD 為-135‰～ -174‰, 巖漿水的δ18O為6‰～9‰、δD為-40‰～ -80‰, 羊八井地下熱水和巖漿水氫氧同位素值相差懸殊; 據(jù)此推測羊八井地?zé)崽锏闹饕a給來源為大氣降水, 并認為因海拔高(4300 m)導(dǎo)致其成為世界著名地?zé)崽镏凶钬?8O和D的(衛(wèi)克勤等, 1983)。
圖2為本文16個水樣的δD-δ18O關(guān)系圖及其相對于德令哈降水線和全球降水線的關(guān)系。一般采用國際原子能機構(gòu)(IAEA)和世界氣象組織(WMO)作為參考標準值。青海省德令哈觀測站海拔 2981 m,與研究區(qū)海拔相差100 m左右; 同在北緯37°, 年均氣溫均為3 ℃且雨季同期(5—9月)(章新平等, 2001),因此以德令哈觀測站的值作為參考。
由表1可知, 曲曼地?zé)崽?個地下熱水樣中的δ18O 值為-8.00‰ ～ -10.77‰、δD 值為-72.50‰ ～-82.12‰, 稍高于羊八井地?zé)崽锏耐凰刂?。從圖2可以看出, 除了混合水ZK1和地下熱水ZK9位于大氣降水線上, 其他地下熱水樣均位于降水線右下方附近, 且具有向右上方延伸的趨勢, 表現(xiàn)出與大氣降水氫氧同位素組成的相似性。據(jù)此判斷曲曼地?zé)崽锖脱虬司責(zé)崽锏牡叵聼崴a給來源相似, 即主要為大氣降水。由表 1可知地下熱水的 TDS值為1～4 g/L, 計算可知rNa/rCl(毫克當(dāng)量比值)＞0.85,Cl/Br(體積百分數(shù)比值)＞300, 依據(jù)王東升和王經(jīng)蘭(1996)的研究結(jié)論, 可判斷為循環(huán)型地下熱水。
圖2 研究區(qū)一帶水體的δD-δ18O關(guān)系圖Fig.2 Relationship diagram of δD-δ18O of the water body in the study area
曲曼地?zé)崽锔浇臏\層冷水、河水基本位于降雨線上, 個別位于降水線左上方, 具有現(xiàn)代冰川分布的干寒地區(qū)地表水和地下水的補給源區(qū)雪水氫氧同位素典型的特征(仝曉霞和劉存富, 2018)。塔河3個采樣點的δ18O具有向右的線性分布, 與塔河由南向北(由TH1流向TH3)流經(jīng)地?zé)崽? 河水接受地下熱水補給相關(guān)。說明研究區(qū)地表水和淺層地下水系統(tǒng)以大氣降水和冰雪融水為主要補給來源, 并沿流向地?zé)崽锏姆较蚪邮艿叵聼崴难a給。
5.1.2 補給區(qū)高程
地下熱水的補給區(qū)通常位于距出露區(qū)較遠的海拔較高地區(qū)。根據(jù)大氣降水的δD、δ18O值隨海拔高度變化的原理, 可以確定地?zé)崽镅a給區(qū)的海拔高度(衛(wèi)克勤等, 1983)。如前所述, 本文采用德令哈大氣降水?dāng)?shù)據(jù), 其采樣點高程為 2981 m(章新平等, 2001); 另參考2003年5—8月中國科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所在慕士塔格冰川西坡收集的降水樣品, 采樣點高程為4430 m, 距研究區(qū)50 km左右, 其高海拔區(qū)δ18O同位素高度梯度具有很好的參考價值(李真等, 2006)。
式中:H—補給區(qū)高程(m);h—參考點地面高程(m);δG—樣品中的δD或δ18O值(‰);δP—參考點大氣降水的δD 或δ18O 值(‰);K—同位素高度梯度(δ/(100 m))。
曲曼地?zé)崽?ZK7、ZK22上升過程中混合淺層冷水較少, 較好地保存了深部地下熱水的同位素特征。地下熱水在孔口的水汽分離對同位素組成的作用不容忽視, 同時由于高溫?zé)醿εc圍巖發(fā)生了同位素交換, 發(fā)生了“氧-18漂移”, 故根據(jù)Truesdell et al.(1977)提出的方法, 利用ZK7、ZK22汽水分離校正后的δD值(表3), 平移至大氣降水線上求得最初的δ18O, 然后對 ZK7、ZK22的δ18O進行校正, 校正后的值分別為-10.75‰、-10.69‰, 取其平均值-10.72‰。
表3 地下熱水δD校正計算Table 3 Correction calculation of δD in geothermal water
另根據(jù)研究區(qū)地?zé)峥變?nèi)水位常觀統(tǒng)測, 地下熱水井水位均表現(xiàn)出水文型動態(tài)特征, 相對潛水井水位上升和下降滯后 1～2個月, 地?zé)峥赘咚黄谝话阍?7—11月, ZK7、ZK22取樣時間分別為 7月、10月, 故補給高程采用雨季加權(quán)平均值進行計算,德令哈為-5.53‰(章新平等, 2001), 慕士塔格為-9.36‰(李真等, 2006)。
慕士塔格冰川6200～7450 m段δ18O隨海拔升高顯著降低,K為-0.39‰/(100 m); 5500～6100 m段也隨海拔升高顯著降低,K為-0.37‰/(100 m)。考慮兩個參考點實際取樣高程與上述兩個高程段的差異,高度梯度分別取-0.34‰/(100 m)和-0.36‰/(100 m)。各參數(shù)的具體取值和計算結(jié)果見表4。
表4 曲曼地?zé)崽锏叵聼崴a給高度計算結(jié)果Table 4 Calculation of hot water recharge height in Quman geothermal field
由表4可以看出, 采用德令哈大氣降水18O同位素計算曲曼地?zé)崽镅a給高度為4507 m, 采用慕士塔格大氣降水18O同位素計算曲曼地?zé)崽镅a給高度為4808 m, 平均為4657 m。曲曼地?zé)崽锉眰?cè)托爾推其山海拔 3200～3700 m, 西側(cè)薩雷闊勒山海拔 3500～5200 m, 補給高程的計算結(jié)果印證了地下熱水補給區(qū)為西側(cè)的高山區(qū), 也印證了地?zé)崽锸芪鱾?cè)塔什庫爾干斷裂控制的地質(zhì)認識。同時筆者還對區(qū)內(nèi)辛滾河河水補給高程進行了試算, 計算結(jié)果顯示辛滾河補給區(qū)高程在 5000 m以上, 也符合該河流來源于海拔5000 m以上的現(xiàn)代冰川。
5.1.3 補給區(qū)溫度
（3）根據(jù)分類結(jié)果重新計算每個簇（有變化）的質(zhì)心或平均值。重復(fù)進行（2）、（3）步驟，直到質(zhì)心不再改變，即準則算法函數(shù)收斂，采用平方誤差準則：
在全球尺度下, 降水中穩(wěn)定同位素比率隨海拔高度的增加而降低(Siegenthaler and Oeschger,1980)。表現(xiàn)在溫度效應(yīng)即為溫度越高,δD、δ18O值就越大, 反之δD、δ18O值隨之減少。研究區(qū)地處高原, 溫度對降水中δ18O影響較大,δ18O隨溫度變化的梯度也大, 計算采用同處高原的德令哈(章新平等, 2001)、慕士塔格冰川(李真等, 2006)的關(guān)系式對地?zé)崽镅a給區(qū)溫度進行計算, 結(jié)果見表 5。由表 5可知, 雨季(夏季)的補給區(qū)溫度為-3～2 ℃, 與該區(qū)夏季的雪線高度基本吻合。
表5 曲曼地下熱水補給區(qū)溫度計算結(jié)果Table 5 Calculation results of temperature of hot water recharge area in Quman geothermal field
5.2 地下水熱源
尹觀和倪師軍(2009)認為水溫每上升10 ℃, 水與圍巖發(fā)生18O同位素交換的速率可增大 2～3倍,升高100 ℃時反應(yīng)速率可加快幾千至幾萬倍。衛(wèi)克勤等(1983)認為“氧位移”值作為地?zé)嵯到y(tǒng)深部熱儲溫度的一個定性指標, 可判斷地?zé)崽锱c巖漿活動有無關(guān)系的依據(jù), 并研究發(fā)現(xiàn)西藏羊八井δ18O值偏離大氣降水線1.5‰～3.5‰, 據(jù)此認為該地?zé)崽飳儆谂c火山、巖漿有關(guān)的類型。馬致遠等(2019)研究發(fā)現(xiàn)騰沖熱海為火山型地?zé)崽? 其地下熱水中δ18O值為-5.38‰ ～ -9.69‰, 存在比較顯著的“氧-18漂移”現(xiàn)象, 表明其地?zé)崃黧w賦存期間發(fā)生了較為明顯的水巖反應(yīng), 具有相對較長的滯留時間。
曲曼地?zé)崽锟卓诔鏊疁囟容^高、熱儲溫度較大的 ZK7、ZK22表現(xiàn)出較大的“氧-18漂移”量,δ18O漂移值分別為2.12‰和2.35‰, 表明地下熱水與圍巖之間發(fā)生了18O同位素交換, 推測其屬于巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)。
5.3 地下熱水的其他特征
5.3.1 氘富集
王東升和王經(jīng)蘭(1996)對我國循環(huán)型地下熱水δD進行了統(tǒng)計, 結(jié)果顯示循環(huán)型地下熱水比當(dāng)?shù)卮髿饨邓欴 7‰～21‰; 而曲曼地?zé)崽锏牡叵聼崴c補給區(qū)相似的曲曼河系統(tǒng)地表水和地下水相比,地下熱水比冷水富集D超過4‰。Ohmoto認為巖漿水的同位素典型值為δD= -30‰ ～ -75‰(尹觀和倪師軍, 2009), 則曲曼地下熱水富集氘可能是因為有巖漿水的混合。
5.3.2 硫同位素
張錫根(1988)認為, 自然界中目前測定的硫同位素主要分為隕石硫、來自上地幔的原生硫(未發(fā)生明顯同位素分餾作用)和經(jīng)過各種地質(zhì)作用的地殼硫, 組成成分均一、變化范圍小、接近隕石硫的特點是地幔硫的特征。Truesdell et al.(1977)認為可以根據(jù)地下熱水中硫酸鹽的硫同位素組成, 區(qū)分深部硫酸鹽和地表稀釋的硫酸鹽:值高的地下熱水, 其硫酸鹽具有高的δ34SCDT值, 為深部硫酸鹽;值低的地下熱水, 其δ34SCDT值也低。隕石硫的δ34S值為0.0‰, 而地?；蛏钤戳虻耐凰亟M成與隕石硫很接近(佟偉等, 1982)。羊八井地下熱水的硫酸鹽δ34SCDT值與 Cl-/SO2-4值的關(guān)系顯示其具有深部硫酸鹽的性質(zhì)(張錫根,1998)。關(guān)中盆地腹部地?zé)崴?4S值為 8‰～15‰,騰沖熱海地?zé)崽锏責(zé)崴?4S值為 1‰～6‰, 前者δ34S值較后者更大, 揭示其封閉性較好(馬致遠等,2019)。
由表1可知, 曲曼地?zé)崽锏叵聼崴笑?4SCDT含量為21.10‰～23.76‰, 地下熱水中的δ34SCDT、值分別為其他水體的2～5倍。繪制δ34S和關(guān)系圖(圖 3), 可知曲曼地?zé)崽锏叵聼崴摩?4SCDT和比值均較高, 符合深部硫酸鹽特征。
圖3 δ34SCDT與值的關(guān)系圖Fig.3 Relationship diagram of δ34SCDT-
5.3.3 氦同位素特征
熱液流體中稀有氣體主要有三種來源, 包括大氣、地幔流體和地殼放射性成因流體。不同來源的氦同位素的特征比值具有顯著差異, 大氣中的3He/4He=1 Ra(Ra=1.4×10-6), 地幔流體的3He/4He特征值一般為 6～9 Ra, 地殼放射成因流體的一般為0.01～0.05 Ra(蔡明海等, 2021)。研究區(qū) ZK7的3He/4He=0.397 Ra, 介于殼源氦和大氣氦同位素組成范圍之間, 表明地下水在循環(huán)過程中與地殼中4He豐度較高的氣體發(fā)生混合、交換, 表現(xiàn)出具有大氣和地殼混源的氦同位素組成特征, 同時也說明活動控?zé)釘嗔阉矌鞝柛蓴嗔熏F(xiàn)今活動只在地殼內(nèi),未達到地幔。
5.3.4 硼元素和氯離子
Ellis and Mahon(1964)認為地?zé)崃黧w中所含的B、Li、Rb和Cs是初生巖漿水貢獻的。由表1可知, 曲曼地下熱水B的含量為 2.6～13.1 mg/L, 平均 6.79 mg/L,ZK1和 Q2水樣中的 B含量分別為 0.2 mg/L和0.3 mg/L, 地下熱水中的含量高出其他水體 27倍多,推測地下熱水中可能有初生巖漿水的混入。
Truesdell et al.(1977)認為熱儲中的水-巖相互作用雖然對地下熱水中的 Cl-有貢獻, 但其貢獻度要遠小于在巖漿熱源的高溫水熱系統(tǒng)中從巖漿脫氣過程中獲得的Cl-, 且在地?zé)崃黧w向上運移、徑流的過程中, Cl-難以被圍巖礦物吸附, 也難以在水熱蝕變中沉淀出來, 所以 Cl-可以指示地?zé)崃黧w經(jīng)歷的混合過程。西藏地下熱水普遍富B, 其Cl--B相關(guān)性很高(許鵬等, 2018)。曲曼地下熱水中 B與 Cl-(r=0.84,n=7)也具有明顯的線性關(guān)系(圖4), 再次說明曲曼地下熱水很可能混入了同源的初生巖漿水。
圖4 地下熱水Cl--B關(guān)系圖Fig.4 Relationship diagram between Cl--B in the geothermal water
6 結(jié)論
(1)曲曼地?zé)崽锏叵聼崴械摩?8O值為-8.00‰～ -10.77‰、δD 值為-72.50‰ ～ -82.12‰, 二者呈線性分布; TDS值為1～4 g/L,rNa/rCl＞0.85,Cl/Br＞300，判斷其為以大氣降水為主要補給來源的循環(huán)型地下熱水。補給區(qū)為地?zé)崽镂髂蟼?cè)的高山區(qū)，高程約為4657 m, 雨季溫度-3～2 ℃。
(2)曲曼地?zé)崽锟卓诔鏊疁囟容^高、熱儲溫度較大的 ZK7、ZK22表現(xiàn)出較大的“氧-18漂移”量,δ18O漂移值分別為2.12‰和2.35‰, 推測其屬于巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)。
(3)曲曼地?zé)崽锏叵聼崴壤渌患疍超過4‰,B含量是其他水體的27倍多,34S顯示地下熱水體具有深源硫的特點,3He/4He值顯示其具有大氣和地殼混源的氦同位素組成特征, 說明地下熱水循環(huán)深度較大, 在深循環(huán)過程中可能有少量初生巖漿水混合;同時也說明活動控?zé)釘嗔阉矌鞝柛蓴嗔熏F(xiàn)今活動只在地殼內(nèi), 未達到地幔。
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).
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史 杰, 汪美華, 馬小軍, 文 章, 朱栗佟
1)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第二水文工程地質(zhì)大隊, 新疆昌吉 831100;2)中國地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院, 北京 100081; 3)中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)環(huán)境學(xué)院, 湖北武漢 430074
西藏高原南部及向東南延伸至的四川西部和云南西部, 是我國大陸地?zé)峄顒幼顝娏业牡貐^(qū)之一,屬于地中?！柴R拉雅地?zé)釒? 滇藏地區(qū)更是匯集了我國大陸地區(qū)所有的高溫地?zé)犸@示(卞躍躍和趙丹, 2018), 包括羊八井和羊易地?zé)崽?、谷露地?zé)嵯到y(tǒng)(張萌等, 2014)、沃卡地塹地?zé)嵯到y(tǒng)(章旭等,2020)、滇西騰沖熱海(上官志冠, 2020)和瑞麗地?zé)崽?李潔祥等, 2015)以及川西甘孜地區(qū)地?zé)嵯到y(tǒng)(卞躍躍和趙丹, 2018; 張薇等, 2021)。
新疆曲曼地?zé)崽镂挥谂撩谞柛咴乃矌鞝柛伤俗灾慰h(簡稱“塔縣”), 是地中?！柴R拉雅地?zé)釒柴R拉雅段在中國西線向西北方向的延伸(Wang et al., 2015)。龐忠和等(2011)研究認為其成因模式為高溫對流型, 并預(yù)測熱儲溫度為173～191 ℃。多位學(xué)者對該地?zé)岙惓^(qū)的地質(zhì)構(gòu)造成因、地?zé)岬刭|(zhì)條件、地?zé)崃黧w水文地球化學(xué)特征等進行研究(常志勇等, 2016; 史杰等, 2018a, b), 認為塔什庫爾干谷地地?zé)崃黧w分布受斷裂構(gòu)造控制, 熱源為元古界基底之下的熱液, 新生代侵入巖體放射性生熱為附加熱源; 地下熱水化學(xué)成分以Na+、Cl-、SO2-4為主,Ca2+和 HCO-3次之, 為典型的高溫地?zé)崃黧w化學(xué)類型; Wang et al.(2015)通過分析對比曲曼地?zé)豳Y源與羊易和羊八井地?zé)崽锏乃牡厍蚧瘜W(xué)特征, 認為其具有相似的補徑排特點。
近幾十年來, 同位素地球化學(xué)技術(shù)廣泛應(yīng)用于地?zé)峥辈檠芯?。利用同位素水文地球化學(xué)特征可以揭示地下熱水的補給機制, 判斷其起源和補給條件, 估算地下熱水年齡, 追溯其演化歷史和運動模式, 跟蹤其動態(tài)變化, 并且可以應(yīng)用同位素對地下熱水概念模型加以矯正(張錫根, 1988; 王東升和王經(jīng)蘭, 1996; 王坤和王東升, 2002; 朱家玲等, 2008)。
在前人對新疆塔縣曲曼地?zé)崽锏牡刭|(zhì)構(gòu)造成因、地?zé)岬刭|(zhì)條件、地?zé)崃黧w水文地球化學(xué)特征研究的基礎(chǔ)上, 本文通過分析地下熱水和地表水樣中D、18O、34S、3He、4He等同位素特征, 研究了地?zé)崽锏难a給來源、補給條件、循環(huán)特征、熱源等, 結(jié)合B、Br、Cl等地?zé)岬厍蚧瘜W(xué)特征進一步探討曲曼地?zé)崽镄纬蓹C理。
1 研究區(qū)概況
曲曼地?zé)崽镂挥谛陆h曲曼村一帶(圖 1),北距縣城8 km。地?zé)崽锼幍孛差愋蜑樗矌鞝柛晒鹊乇眰?cè)托爾推其山山前洪積礫質(zhì)傾斜平原, 平均海拔 3100 m; 其西側(cè)為近南北向展布、海拔3500～5200 m的構(gòu)造侵蝕高山薩雷闊勒山, 雪線約為4500 m, 山頂常年有積雪覆蓋; 東側(cè)為塔什庫爾干河(簡稱“塔河”)。研究區(qū)具有大陸性高原山地干旱氣候特征, 四季不分明, 冬季嚴寒漫長, 年均氣溫 3.3 ℃, 年均降水量 68.9 mm, 年均蒸發(fā)量2270 mm。
圖1 研究區(qū)地質(zhì)地貌特征及取樣點(據(jù)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(辛滾溝和曲曼溝)為研究區(qū)主要地表水體。塔河位于曲曼村東部, 南北流向, 是研究區(qū)地表水、地下水主要排泄區(qū)域; 主要水源為高山冰川和積雪融水, 年徑流量變化不大。辛滾溝位于曲曼村南, 為常年流水溝, 總體北東流向。曲曼溝是規(guī)模較大的一條季節(jié)性洪溝, 位于曲曼村外西南方向, 總體東西—北東流向, 洪水期有洪流通過,在曲曼村東一帶匯入塔河。辛滾溝和曲曼溝均發(fā)源于現(xiàn)代冰川, 以冰雪融水補給為主。
2 研究區(qū)地?zé)岬刭|(zhì)背景
研究區(qū)地處青藏高原西北、帕米爾高原中東部。新生代以來印度板塊持續(xù)向北俯沖和推擠, 造成帕米爾地區(qū)快速隆起抬升, 形成整體向北弧形突出、內(nèi)部差異化升降的構(gòu)造格局, 并伴隨斷裂的繼承、發(fā)育和巖漿侵入(李海兵等, 2006; 陳杰等,2011)。研究區(qū)主控斷裂為南北向展布的塔什庫爾干斷裂, 由 4條次斷裂組成, 為右旋走滑張斷裂, 是帕米爾高原內(nèi)部全新世以來最年輕的活動斷裂(常志勇等, 2016)。斷裂組合具有地壘-地塹相間發(fā)育特征, 為地?zé)崃黧w的運移、儲集提供了空間(史杰等,2018a)。
地?zé)崽镂鞅眰?cè)為托爾推其山, 出露元古代變質(zhì)巖和寒武紀云英閃長巖。西南側(cè)為薩雷闊勒山, 出露新生代侵入巖, 主要有新近紀二長花崗巖和霓石正長巖, 以巖基狀產(chǎn)出, 出露面積約750 km2。該套侵入巖在造山后伸展環(huán)境下 11～13 Ma B.P.侵入就位, 巖漿物質(zhì)主要來源于地殼, 混有少量地幔物質(zhì),礦物中富含U、Th、K等放射性生熱元素(羅照華等,2003)。
地?zé)崽镂挥谕袪柾破渖缴角昂榉e礫質(zhì)傾斜平原, 主要出露地層為第四系全新統(tǒng)沖洪積物。山前鉆孔揭露熱儲溫度為54～162 ℃, 井口地?zé)崃黧w溫度 37～144 ℃(常志勇等, 2016), 采用鉀-鈉溫標法計算推測深部熱儲溫度在 186 ℃以上(史杰等,2018a)。地下熱水中 Na+、Cl-、含量普遍偏高, Ca2+、含量次之, 水化學(xué)類型以Cl·SO4(HCO3)-Na型和 HCO3·SO4(Cl)-Na型為主(史杰等, 2018a)。
3 取樣與測試
2011年7—9月、2013年10—11月、2015年7—9月, 在研究區(qū)及其周邊取樣三次, 包括9個井口地下熱水樣(ZK2、ZK9、K26、KH6、KH8、KH10、ZK7、ZK22、ZK1)、5個河水樣(曲曼溝、辛滾溝、TH1、TH2、TH3)、辛滾溝系統(tǒng)的泉水樣(Q2)和曲曼溝系統(tǒng)的機民井水樣(J9)?，F(xiàn)場測定樣品溫度。采樣點分布如圖1所示。
以上16個樣品的氫氧穩(wěn)定同位素和11個樣品的硫同位素測試工作由北京核工業(yè)地質(zhì)分析測試中心完成, 采用MAT253型氣體穩(wěn)定同位素比值質(zhì)譜儀及輔助設(shè)備, 分別依據(jù)《水中氫同位素組成的鋅還原法測定》(DZ/T 0184.19—1997)、《天然水中氧同位素的二氧化碳-水平衡法測定》(DZ/T 0184.21—1997)、《硫酸鹽中硫同位素組成的測定》(DZ/T 0184.15—1997)進行測定。用標準平均海水V-SMOW 作為氫、氧穩(wěn)定同位素標準,δ18O和δD分析精度分別為±0.10‰和±1.00‰;δ34S采用國際標準CDT, 分析精度為±0.02%。
在實驗室對ZK7水樣進行脫氣處理后, 測定氣體中的氦同位素, 由中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所蘭州油氣資源研究中心地球化學(xué)測試部完成。采用英國 Micromass公司生產(chǎn)的 MM5400質(zhì)譜計,依據(jù)《稀有氣體同位素質(zhì)譜峰高比檢測方法》(LDB 03-01-94)測定。3He用電子倍增器檢測,4He用法拉第杯檢測, 使用標準為大氣(3He/4He=1.4×10-6),3He/4He絕對偏差為1.5%。
水樣的 B和 Br-測試由新疆第一水文工程地質(zhì)大隊實驗測試中心完成。三批次樣品的測試依據(jù)和儀器不同, 具體為: ZK7樣品測試依據(jù)《生活飲用水標準檢驗方法》(GB/T 5750—2006), 測試儀器為離子色譜儀(ICS-2000); 其余樣品測試依據(jù)為《生活飲用水標準檢驗方法》(GB/T 8535—2008), 2010年測試時采用分光光度計(721), 2013年測試時采用離子色譜儀(ICS-2000), 2015年測試時采用原子吸收分光光度計(WFX-110)。
4 結(jié)果
本次16個樣品的測試結(jié)果如表1所示。ZK2、ZK9等8個鉆孔孔口水樣溫度為45～144 ℃, ZK1孔口水樣溫度為27 ℃, Q2泉水樣為11 ℃。位于辛滾河南的ZK1為早期淺勘探井, 井深300 m, 未鉆及主導(dǎo)熱斷裂, 水樣為冷-熱水混合樣(史杰等, 2018a),故水溫較低。
表1 研究區(qū)水體同位素和水化學(xué)特征Table 1 Isotopic and hydrochemical characteristics of water samples in the study area
16個水樣的氫氧穩(wěn)定同位素測試結(jié)果如表1所示。ZK2等8個地下熱水樣的δ18O值為-8.00‰ ～-10.77‰, 平均為-9.60‰;δD 值為-72.50‰ ～-82.12‰, 平均為-77.22‰。其他水體的δ18O 值為-10.50‰ ～ -13.03‰,δD 值為-81.68‰ ～ -93.87‰。地下熱水中D、18O稍有富集。
地下熱水中δ34SCDT含量為 21.10‰～23.76‰,ZK1混合水中δ34SCDT為3.43‰, 曲曼溝和辛滾溝系統(tǒng)樣品中δ34SCDT為1.16‰～7.05‰。地下熱水中34S富集明顯。
地下熱水中B含量為2.6～13.1 mg/L, ZK1混合水和Q2泉水中B含量分別為0.3 mg/L和0.2 mg/L。地下熱水中 Br-含量為 0.24～1.31 mg/L, ZK1混合水的Br-低于0.05 mg/L, Q2泉水中Br-含量為0.76 mg/L。地下熱水中Cl-含量為174.66～639.58 mg/L。
表2列出了ZK7氦同位素測試成果。水樣氣體中的4He含量為0.01×10-4(V/V),3He/4He=0.397 Ra (Ra為大氣中3He和4He的比值,Ra=1.4×10-6)。
表2 氦同位素測試結(jié)果Table 2 He isotopic data of the sample
5 討論
5.1 地下熱水補給條件
5.1.1 主要補給來源
經(jīng)歷不同水循環(huán)過程的地下水, 氫氧同位素含量不同, 因此測定氫氧同位素可以幫助確定地下熱水的成因及其運移途徑(張錫根, 1988)。羊八井地下熱水的δ18O為-17‰ ～ -20‰、δD為-150‰ ～ -160‰,羊八井盆地及其臨近地區(qū)大氣降水的δ18O為-19‰～ -23‰、δD 為-135‰～ -174‰, 巖漿水的δ18O為6‰～9‰、δD為-40‰～ -80‰, 羊八井地下熱水和巖漿水氫氧同位素值相差懸殊; 據(jù)此推測羊八井地?zé)崽锏闹饕a給來源為大氣降水, 并認為因海拔高(4300 m)導(dǎo)致其成為世界著名地?zé)崽镏凶钬?8O和D的(衛(wèi)克勤等, 1983)。
圖2為本文16個水樣的δD-δ18O關(guān)系圖及其相對于德令哈降水線和全球降水線的關(guān)系。一般采用國際原子能機構(gòu)(IAEA)和世界氣象組織(WMO)作為參考標準值。青海省德令哈觀測站海拔 2981 m,與研究區(qū)海拔相差100 m左右; 同在北緯37°, 年均氣溫均為3 ℃且雨季同期(5—9月)(章新平等, 2001),因此以德令哈觀測站的值作為參考。
由表1可知, 曲曼地?zé)崽?個地下熱水樣中的δ18O 值為-8.00‰ ～ -10.77‰、δD 值為-72.50‰ ～-82.12‰, 稍高于羊八井地?zé)崽锏耐凰刂?。從圖2可以看出, 除了混合水ZK1和地下熱水ZK9位于大氣降水線上, 其他地下熱水樣均位于降水線右下方附近, 且具有向右上方延伸的趨勢, 表現(xiàn)出與大氣降水氫氧同位素組成的相似性。據(jù)此判斷曲曼地?zé)崽锖脱虬司責(zé)崽锏牡叵聼崴a給來源相似, 即主要為大氣降水。由表 1可知地下熱水的 TDS值為1～4 g/L, 計算可知rNa/rCl(毫克當(dāng)量比值)＞0.85,Cl/Br(體積百分數(shù)比值)＞300, 依據(jù)王東升和王經(jīng)蘭(1996)的研究結(jié)論, 可判斷為循環(huán)型地下熱水。
圖2 研究區(qū)一帶水體的δD-δ18O關(guān)系圖Fig.2 Relationship diagram of δD-δ18O of the water body in the study area
曲曼地?zé)崽锔浇臏\層冷水、河水基本位于降雨線上, 個別位于降水線左上方, 具有現(xiàn)代冰川分布的干寒地區(qū)地表水和地下水的補給源區(qū)雪水氫氧同位素典型的特征(仝曉霞和劉存富, 2018)。塔河3個采樣點的δ18O具有向右的線性分布, 與塔河由南向北(由TH1流向TH3)流經(jīng)地?zé)崽? 河水接受地下熱水補給相關(guān)。說明研究區(qū)地表水和淺層地下水系統(tǒng)以大氣降水和冰雪融水為主要補給來源, 并沿流向地?zé)崽锏姆较蚪邮艿叵聼崴难a給。
5.1.2 補給區(qū)高程
地下熱水的補給區(qū)通常位于距出露區(qū)較遠的海拔較高地區(qū)。根據(jù)大氣降水的δD、δ18O值隨海拔高度變化的原理, 可以確定地?zé)崽镅a給區(qū)的海拔高度(衛(wèi)克勤等, 1983)。如前所述, 本文采用德令哈大氣降水?dāng)?shù)據(jù), 其采樣點高程為 2981 m(章新平等, 2001); 另參考2003年5—8月中國科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所在慕士塔格冰川西坡收集的降水樣品, 采樣點高程為4430 m, 距研究區(qū)50 km左右, 其高海拔區(qū)δ18O同位素高度梯度具有很好的參考價值(李真等, 2006)。
式中:H—補給區(qū)高程(m);h—參考點地面高程(m);δG—樣品中的δD或δ18O值(‰);δP—參考點大氣降水的δD 或δ18O 值(‰);K—同位素高度梯度(δ/(100 m))。
曲曼地?zé)崽?ZK7、ZK22上升過程中混合淺層冷水較少, 較好地保存了深部地下熱水的同位素特征。地下熱水在孔口的水汽分離對同位素組成的作用不容忽視, 同時由于高溫?zé)醿εc圍巖發(fā)生了同位素交換, 發(fā)生了“氧-18漂移”, 故根據(jù)Truesdell et al.(1977)提出的方法, 利用ZK7、ZK22汽水分離校正后的δD值(表3), 平移至大氣降水線上求得最初的δ18O, 然后對 ZK7、ZK22的δ18O進行校正, 校正后的值分別為-10.75‰、-10.69‰, 取其平均值-10.72‰。
表3 地下熱水δD校正計算Table 3 Correction calculation of δD in geothermal water
另根據(jù)研究區(qū)地?zé)峥變?nèi)水位常觀統(tǒng)測, 地下熱水井水位均表現(xiàn)出水文型動態(tài)特征, 相對潛水井水位上升和下降滯后 1～2個月, 地?zé)峥赘咚黄谝话阍?7—11月, ZK7、ZK22取樣時間分別為 7月、10月, 故補給高程采用雨季加權(quán)平均值進行計算,德令哈為-5.53‰(章新平等, 2001), 慕士塔格為-9.36‰(李真等, 2006)。
慕士塔格冰川6200～7450 m段δ18O隨海拔升高顯著降低,K為-0.39‰/(100 m); 5500～6100 m段也隨海拔升高顯著降低,K為-0.37‰/(100 m)。考慮兩個參考點實際取樣高程與上述兩個高程段的差異,高度梯度分別取-0.34‰/(100 m)和-0.36‰/(100 m)。各參數(shù)的具體取值和計算結(jié)果見表4。
表4 曲曼地?zé)崽锏叵聼崴a給高度計算結(jié)果Table 4 Calculation of hot water recharge height in Quman geothermal field
由表4可以看出, 采用德令哈大氣降水18O同位素計算曲曼地?zé)崽镅a給高度為4507 m, 采用慕士塔格大氣降水18O同位素計算曲曼地?zé)崽镅a給高度為4808 m, 平均為4657 m。曲曼地?zé)崽锉眰?cè)托爾推其山海拔 3200～3700 m, 西側(cè)薩雷闊勒山海拔 3500～5200 m, 補給高程的計算結(jié)果印證了地下熱水補給區(qū)為西側(cè)的高山區(qū), 也印證了地?zé)崽锸芪鱾?cè)塔什庫爾干斷裂控制的地質(zhì)認識。同時筆者還對區(qū)內(nèi)辛滾河河水補給高程進行了試算, 計算結(jié)果顯示辛滾河補給區(qū)高程在 5000 m以上, 也符合該河流來源于海拔5000 m以上的現(xiàn)代冰川。
5.1.3 補給區(qū)溫度
（3）根據(jù)分類結(jié)果重新計算每個簇（有變化）的質(zhì)心或平均值。重復(fù)進行（2）、（3）步驟，直到質(zhì)心不再改變，即準則算法函數(shù)收斂，采用平方誤差準則：
在全球尺度下, 降水中穩(wěn)定同位素比率隨海拔高度的增加而降低(Siegenthaler and Oeschger,1980)。表現(xiàn)在溫度效應(yīng)即為溫度越高,δD、δ18O值就越大, 反之δD、δ18O值隨之減少。研究區(qū)地處高原, 溫度對降水中δ18O影響較大,δ18O隨溫度變化的梯度也大, 計算采用同處高原的德令哈(章新平等, 2001)、慕士塔格冰川(李真等, 2006)的關(guān)系式對地?zé)崽镅a給區(qū)溫度進行計算, 結(jié)果見表 5。由表 5可知, 雨季(夏季)的補給區(qū)溫度為-3～2 ℃, 與該區(qū)夏季的雪線高度基本吻合。
表5 曲曼地下熱水補給區(qū)溫度計算結(jié)果Table 5 Calculation results of temperature of hot water recharge area in Quman geothermal field
5.2 地下水熱源
尹觀和倪師軍(2009)認為水溫每上升10 ℃, 水與圍巖發(fā)生18O同位素交換的速率可增大 2～3倍,升高100 ℃時反應(yīng)速率可加快幾千至幾萬倍。衛(wèi)克勤等(1983)認為“氧位移”值作為地?zé)嵯到y(tǒng)深部熱儲溫度的一個定性指標, 可判斷地?zé)崽锱c巖漿活動有無關(guān)系的依據(jù), 并研究發(fā)現(xiàn)西藏羊八井δ18O值偏離大氣降水線1.5‰～3.5‰, 據(jù)此認為該地?zé)崽飳儆谂c火山、巖漿有關(guān)的類型。馬致遠等(2019)研究發(fā)現(xiàn)騰沖熱海為火山型地?zé)崽? 其地下熱水中δ18O值為-5.38‰ ～ -9.69‰, 存在比較顯著的“氧-18漂移”現(xiàn)象, 表明其地?zé)崃黧w賦存期間發(fā)生了較為明顯的水巖反應(yīng), 具有相對較長的滯留時間。
曲曼地?zé)崽锟卓诔鏊疁囟容^高、熱儲溫度較大的 ZK7、ZK22表現(xiàn)出較大的“氧-18漂移”量,δ18O漂移值分別為2.12‰和2.35‰, 表明地下熱水與圍巖之間發(fā)生了18O同位素交換, 推測其屬于巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)。
5.3 地下熱水的其他特征
5.3.1 氘富集
王東升和王經(jīng)蘭(1996)對我國循環(huán)型地下熱水δD進行了統(tǒng)計, 結(jié)果顯示循環(huán)型地下熱水比當(dāng)?shù)卮髿饨邓欴 7‰～21‰; 而曲曼地?zé)崽锏牡叵聼崴c補給區(qū)相似的曲曼河系統(tǒng)地表水和地下水相比,地下熱水比冷水富集D超過4‰。Ohmoto認為巖漿水的同位素典型值為δD= -30‰ ～ -75‰(尹觀和倪師軍, 2009), 則曲曼地下熱水富集氘可能是因為有巖漿水的混合。
5.3.2 硫同位素
張錫根(1988)認為, 自然界中目前測定的硫同位素主要分為隕石硫、來自上地幔的原生硫(未發(fā)生明顯同位素分餾作用)和經(jīng)過各種地質(zhì)作用的地殼硫, 組成成分均一、變化范圍小、接近隕石硫的特點是地幔硫的特征。Truesdell et al.(1977)認為可以根據(jù)地下熱水中硫酸鹽的硫同位素組成, 區(qū)分深部硫酸鹽和地表稀釋的硫酸鹽:值高的地下熱水, 其硫酸鹽具有高的δ34SCDT值, 為深部硫酸鹽;值低的地下熱水, 其δ34SCDT值也低。隕石硫的δ34S值為0.0‰, 而地?；蛏钤戳虻耐凰亟M成與隕石硫很接近(佟偉等, 1982)。羊八井地下熱水的硫酸鹽δ34SCDT值與 Cl-/SO2-4值的關(guān)系顯示其具有深部硫酸鹽的性質(zhì)(張錫根,1998)。關(guān)中盆地腹部地?zé)崴?4S值為 8‰～15‰,騰沖熱海地?zé)崽锏責(zé)崴?4S值為 1‰～6‰, 前者δ34S值較后者更大, 揭示其封閉性較好(馬致遠等,2019)。
由表1可知, 曲曼地?zé)崽锏叵聼崴笑?4SCDT含量為21.10‰～23.76‰, 地下熱水中的δ34SCDT、值分別為其他水體的2～5倍。繪制δ34S和關(guān)系圖(圖 3), 可知曲曼地?zé)崽锏叵聼崴摩?4SCDT和比值均較高, 符合深部硫酸鹽特征。
圖3 δ34SCDT與值的關(guān)系圖Fig.3 Relationship diagram of δ34SCDT-
5.3.3 氦同位素特征
熱液流體中稀有氣體主要有三種來源, 包括大氣、地幔流體和地殼放射性成因流體。不同來源的氦同位素的特征比值具有顯著差異, 大氣中的3He/4He=1 Ra(Ra=1.4×10-6), 地幔流體的3He/4He特征值一般為 6～9 Ra, 地殼放射成因流體的一般為0.01～0.05 Ra(蔡明海等, 2021)。研究區(qū) ZK7的3He/4He=0.397 Ra, 介于殼源氦和大氣氦同位素組成范圍之間, 表明地下水在循環(huán)過程中與地殼中4He豐度較高的氣體發(fā)生混合、交換, 表現(xiàn)出具有大氣和地殼混源的氦同位素組成特征, 同時也說明活動控?zé)釘嗔阉矌鞝柛蓴嗔熏F(xiàn)今活動只在地殼內(nèi),未達到地幔。
5.3.4 硼元素和氯離子
Ellis and Mahon(1964)認為地?zé)崃黧w中所含的B、Li、Rb和Cs是初生巖漿水貢獻的。由表1可知, 曲曼地下熱水B的含量為 2.6～13.1 mg/L, 平均 6.79 mg/L,ZK1和 Q2水樣中的 B含量分別為 0.2 mg/L和0.3 mg/L, 地下熱水中的含量高出其他水體 27倍多,推測地下熱水中可能有初生巖漿水的混入。
Truesdell et al.(1977)認為熱儲中的水-巖相互作用雖然對地下熱水中的 Cl-有貢獻, 但其貢獻度要遠小于在巖漿熱源的高溫水熱系統(tǒng)中從巖漿脫氣過程中獲得的Cl-, 且在地?zé)崃黧w向上運移、徑流的過程中, Cl-難以被圍巖礦物吸附, 也難以在水熱蝕變中沉淀出來, 所以 Cl-可以指示地?zé)崃黧w經(jīng)歷的混合過程。西藏地下熱水普遍富B, 其Cl--B相關(guān)性很高(許鵬等, 2018)。曲曼地下熱水中 B與 Cl-(r=0.84,n=7)也具有明顯的線性關(guān)系(圖4), 再次說明曲曼地下熱水很可能混入了同源的初生巖漿水。
圖4 地下熱水Cl--B關(guān)系圖Fig.4 Relationship diagram between Cl--B in the geothermal water
6 結(jié)論
(1)曲曼地?zé)崽锏叵聼崴械摩?8O值為-8.00‰～ -10.77‰、δD 值為-72.50‰ ～ -82.12‰, 二者呈線性分布; TDS值為1～4 g/L,rNa/rCl＞0.85,Cl/Br＞300，判斷其為以大氣降水為主要補給來源的循環(huán)型地下熱水。補給區(qū)為地?zé)崽镂髂蟼?cè)的高山區(qū)，高程約為4657 m, 雨季溫度-3～2 ℃。
(2)曲曼地?zé)崽锟卓诔鏊疁囟容^高、熱儲溫度較大的 ZK7、ZK22表現(xiàn)出較大的“氧-18漂移”量,δ18O漂移值分別為2.12‰和2.35‰, 推測其屬于巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)。
(3)曲曼地?zé)崽锏叵聼崴壤渌患疍超過4‰,B含量是其他水體的27倍多,34S顯示地下熱水體具有深源硫的特點,3He/4He值顯示其具有大氣和地殼混源的氦同位素組成特征, 說明地下熱水循環(huán)深度較大, 在深循環(huán)過程中可能有少量初生巖漿水混合;同時也說明活動控?zé)釘嗔阉矌鞝柛蓴嗔熏F(xiàn)今活動只在地殼內(nèi), 未達到地幔。
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).
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