地热资源作为一种绿色清洁能源, 其开发利用越来越受到人们的重视^[1]。西藏自治区地热资源丰富, 地热储量位居我国首位^{[1, 2, 3]}。笔者及团队在西藏日喀则地区进行野外地质调查, 共发现地热显示区106处^[4]。查孜地热田位于日喀则地区西北部, 以温泉为主, 地表出露2处规模较大的温泉点, 最高水温87 ℃, 汇总流量达20 000 m³/d^[4], 具有较大的开发潜力和较好的利用价值。本文结合前人研究成果并利用现代分析测试手段, 在总结温泉形成条件的基础上, 研究西藏日喀则市查孜地热田地下热水的水化学及同位素地球化学特征, 进一步探讨温泉起源、年龄、热储温度及天然放热量等问题, 为该地区地热资源的进一步开发及利用提供基础资料。

研究区位于青藏高原西南部的阿尔卑斯— 喜马拉雅巨型构造带东段, 大地构造位置属冈底斯— 腾冲陆块冈底斯岩浆弧带(图1)。区域上, 该带呈EW向展布, 南侧以雅鲁藏布江缝合带与弧前盆地接触, 主要由白垩纪、古近纪基性、中酸性侵入岩和古近纪中酸性火山岩以及大竹卡组磨拉石建造组成。侵入岩分布于冈底斯岩浆弧带南部, 中酸性火山岩呈面状分布, 以中心式喷发为主, 发育环带状、放射状火山机构, 构成一个完整的岩浆岩序列^{[5, 6]}。

图1

Fig.1

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	图1 研究区大地构造位置(a)及地质简图(b)Fig.1 Geotectonic location map(a) and geological sketch (b) of the study area

根据西藏自治区新构造分区^[4], 研究区属冈底斯— 念青唐古拉断块隆起区当惹雍措— 许如措SN向地堑区, 为新生代断陷盆地。盆地以第四纪河-湖相堆积物为主, 有少量新近纪中新世火山岩沿盆地两侧的活动断裂带分布。该区主要地貌标志是以现代湖泊为中心的向心水系格局。断块山地分布现代冰川和晚更新世冰川堆积物, 表明自中更新世末以来, 该区一直处于强烈的断块上升阶段, 形成多则布(6 436 m)等极高山, 耸立于高原腹地。

在许如措东岸, 中更新世湖积层存在大量火山灰沉积物, 表明新近纪— 中更新世, 该区存在多次火山活动。地热资源的存在进一步反映该区自中更新世以来新构造运动不但未停止, 且有加剧的趋势^[7]。

共采集水化学样品6件, 其中地热水样品2件, 河水样品3件, 井水样品1件。具体采样位置见图1。采样严格按照《GB/T 11615— 2010地热资源地质勘查规范》^[8]执行, 样品在西藏自治区地质矿产勘查开发局中心实验室完成测试。主要仪器为Optima 5300电感耦合等离子发射光谱仪、ELAN DRC-e电感耦合等离子体质谱仪、AFS-820原子荧光光谱仪、L2130i同位素分析仪等。分析结果经阴、阳离子平衡检验, 误差符合规定, 可以满足研究要求。样品主要离子及同位素测试结果见表1。

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 查孜地热田水化学样品主要离子及同位素含量 Tab.1 Main ion and isotope contents of the hydrochemical samples from Chazi geothermal field 样品编号 样品类型 pH值 含量/(mg· L-1) 温度/ ℃ 水化学类型 δ D/ ‰ δ 18O/ ‰ N/ TU K+ Na+ Ca2+ Mg2+ S O42- HC O3- Cl- TDS CKLSQ1 热水 7.83 39.12 481.9 12.77 < 0.10 121.94 654.94 165.05 1 806.97 87.0 HCO3-Na -163 -20.5 < 1.0 CKLSQ2 热水 7.93 41.70 476.91 9.51 < 0.10 117.52 707.28 167.77 1 844.14 74.0 HCO3-Na -163 -20.6 — CKLSH1 河水(上游) 7.48 1.39 13.05 40.88 6.60 47.26 115.96 1.41 278.98 7.5 HCO3· SO4-Ca -136 -17.6 — CKLSH2 河水(下游) 8.30 2.47 8.07 44.52 4.89 75.34 78.38 3.09 233.19 6.5 HCO3· SO4-Ca — — — CKLSH3 河水(下游) 8.63 30.06 363.65 19.18 1.82 106.08 424.10 118.11 1 386.05 25.5 HCO3-Na -148 -18.7 — J05 井水 7.50 2.28 5.74 25.00 2.14 16.62 78.73 2.76 115.59 4.0 HCO3-Ca — — — 注: “ — ” 代表该项未做分析。

表1 查孜地热田水化学样品主要离子及同位素含量 Tab.1 Main ion and isotope contents of the hydrochemical samples from Chazi geothermal field

研究区冷水与地下热水均为弱碱性水, 从水化学类型看, 地下热水水化学类型为HCO₃-Na型, 冷水水化学类型为HCO₃· SO₄-Ca型和HCO₃-Ca型。由表1可知, 研究区地下热水与冷水的离子含量差异明显, 地下热水中HC O3-、Na⁺、K⁺、Cl^-、S O42-含量较冷水高, Ca²⁺含量较冷水低(图2), 地下热水的TDS含量为1 806~1 844 mg/L, 远高于河水及冷泉中的TDS含量。

图2

Fig.2

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	图2 研究区地下热水Piper图Fig.2 Piper map of the underground hot water in the study area

热水、河水及井水的优势阴离子为HC O3-, 但Cl^-在热水与河水及井水中所占的比例差异较大, 说明热水与冷水的物质来源不同。对比阳离子, 热水中Na⁺和K⁺含量增大, Ca²⁺和Mg²⁺含量减小, 说明热水与冷水既有某种联系, 又存在不同。

所有水样中, Na⁺含量均大于Cl^-含量, 说明Na⁺不只来源于岩盐溶解。研究区主要为中酸性火山岩, 岩石中的硅酸盐矿物与地热水发生水-岩反应, 导致地热水中Na⁺浓度增大^{[9, 10]}。热水中的HCO₃含量较冷水高, 可能与地热水在CO₂的作用下与长石等矿物发生水-岩反应有关。热水中较低的Ca²⁺和Mg²⁺含量可能是地热水出露地表成泉后, 温度和压力降低造成溶解度降低所致。离子过饱和会形成矿物结晶, 在泉口沉积大量钙化。

该地热田冷水和热水离子浓度存在明显差异, 但同时具有一定的水力联系。地下热水主要来源于大气降水, 降水入渗到地下, 在深循环过程中, 与沿断裂破碎带运移的地热流体混合, 形成地下热水, 再沿断裂破碎带排泄至地表形成温泉。因此, 断裂破碎带既是温泉的主要通道, 也是地热流体的升流储集场所。

地下水在演化中, 除了形成一般的物理、化学踪迹外, 还形成了微观同位素踪迹, 记录了地下水的起源及其演化过程^[11]。因稳定同位素和放射性同位素对水具有标记和计时作用^{[12, 13]}, 故利用同位素方法对研究区温泉的起源及年龄进行分析和计算。

4.1 温泉起源

4.1.1 温泉补给来源

1961年, Craig^[14]提出了全球大气降水线的概念, 通过总结全球各地区大气降水中的δ D和δ ¹⁸O变化范围及二者之间的关系, 得出了用于判断地下水现代补给来源的Craig降水线。研究表明, 绝大部分地热系统中的热水来自大气降水^{[13, 14, 15]}。由表1可知, 查孜地热田热水中δ D、δ ¹⁸O及标准平均海水的偏差值分别为-163‰ 和-20.5‰ ~-20.6‰ , 均低于标准平均海水的δ D及δ ¹⁸O值, 出现了负偏差, 表明该地热水具有现代大气降水及地表水渗入起源的特征。通过与全球大气降水线(Craig降水线)对比, 发现研究区2个样品数据投影点均位于当地及Craig降水线下方(图3), 说明查孜地热田地下水的主要补给来源是大气降水和冰雪融水。

图3

Fig.3

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[16]'>	图3 氘氧同位素分析值与克雷格雨水线关系[16]Fig.3 Relationship between D, O isotope analysis and Craig's rain water line[16]

4.1.2 温泉补给高度

根据氧同位素含量与海拔的关系可计算温泉补给高度。其公式为

H=(δs-δp)/K+h, (1)

式中: H为同位素入渗高度或补给区高度, m; h为取样点(泉)标高, m; δs为地下水的δ ¹⁸O_VSMOW值, ‰ ; δp为取样点附近大气降水的δ ¹⁸O_VSMOW值, ‰ ; K为同位素高度梯度, 即海拔每变化100 m时, δ ¹⁸O_VSMOW值的变化量, 取值0.3‰ /100 m。

经计算, 查孜地热田温泉补给高度为海拔5 652 m以上(表2), 属于山地对流型。该区地下热水是山地大气降水和冰雪融水沿断裂带渗入地下后经深循环, 被深部岩浆热源加热对流的结果。

表2

Tab.2

表2(Tab.2)

表2 温泉补给高度计算结果 Tab.2 Calculation of the hot spring replenishment height 样品编号 样品类型 温度/℃ δ DVSMOW/‰ δ 18OVSMOW/‰ 采样高度/m 补给高度/m CKLSQ1 热水 87.0 -163 -20.5 4 841 5 656 CKLSQ2 热水 74.0 -163 -20.6 4 837 5 652 CKLSH1 河水(上游) 7.5 -136 -17.6 4 848 6 563 CKLSH3 河水(下游) 25.5 -148 -18.7 4 847 6 162

表2 温泉补给高度计算结果 Tab.2 Calculation of the hot spring replenishment height

地下热储温度是评价地热资源形成机制和开发利用潜力的重要参数, 通常选用地球化学温标技术估算热储温度^[19]。本次采样为地表水, 由于浅层冷水的混合作用, 热水体系中化学组分并未达到水-岩平衡状态, 因此, 在估算地热显示区热储温度之前, 通常利用Na-K-Mg三角图解(图4)判别地下水的水-岩平衡状态。由图4可知, 研究区仅热水为部分平衡水, 河水及井水均为未成熟水。因此, 该区不适宜利用阳离子浓度估算热储温度, 而应选择SiO₂温标进行热储温度计算。石英温标分为有最大蒸汽损失温标和无最大蒸汽损失温标, 由于本次热水采样温度均达到当地沸点温度, 因此, 使用有最大蒸汽损失温标计算热储温度较合理^[20]。其计算温度为148.18~153.49 ℃(表3)。

图4

Fig.4

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	图4 Na-K-Mg三角图解Fig.4 Na-K-Mg triangular diagram

表3

Tab.3

表3(Tab.3)

表3 热储温度计算结果 Tab.3 Calculation results of the thermal storage temperature 样品编号 采样温 度/℃ TNa-K/℃ TK-Mg/℃ T石英损/℃ T玉髓/℃ CKLSQ1 87 174.64 113.43 148.18 131.17 CKLSQ2 74 181.68 114.38 153.49 138.43 注: TNa-K=933/[0.993+lg (Na/K)]-273.15; TK-Mg=4 410/[14.0-lg (K/Mg)]-273.15; T石英损=1 522/(5.75-lg SiO2)-273.15; T玉髓=1 032/(4.69-lg SiO2)-273.15, 所有温标中离子浓度单位为mg/L。

表3 热储温度计算结果 Tab.3 Calculation results of the thermal storage temperature

温泉的天然放热量可根据以下公式^[21]估算。

Q=365× q× ρ × c× (t-t₀) , (3)

式中: Q为天然放热量, J/a; q为温泉流量, m³/d, 该地热田汇总流量为20 000 m³/d; ρ 为热水的密度, 988 kg/m³; c为热水的比热容, 4 186 J/(kg· ℃); t为热水的温度, 取平均值80 ℃; t₀为非热异常区恒温层温度, 根据该地热田浅层测温结果, 取值5 ℃。

根据上述数据, 计算查孜地热田温泉的天然放热量为2 264.33× 10¹² J/a, 折合标准煤约为77 360 t/a。

(1)查孜地热田地下热水为弱碱性水, 矿化度高, 水化学类型为HCO₃-Na型, 地下热水中HC O3-、Na⁺、K⁺、Cl^-、S O42-含量较冷水高, Ca²⁺含量较冷水低。热水与冷水离子浓度存在较大差异, 表明二者具有不同的物质来源, 同时又有一定的水力联系。热水的水岩作用导致Na⁺和HC O3-含量增高; 而Ca²⁺和Mg²⁺含量降低为温度和压力降低造成溶解度降低所致, 且离子过饱和会形成矿物结晶。

(2)查孜地热田地下热水的主要补给来源是大气降水和冰雪融水。降水入渗到地下, 在深循环过程中, 地热流体沿断裂破碎带运移, 升流过程中有冷水混入, 断裂破碎带为温泉的主要通道, 是地热流体的升流储集场所。地下热水的补给高度为海拔5 652 m以上, 属于山地对流型。查孜地热田热水在地下运移滞留至少41 a。

(3)查孜地热田热储温度为148.18~153.49 ℃, 天然放热量为2 264.33× 10¹² J/a, 具有较好的开发利用潜力。

(责任编辑: 刘永权)