趙佳怡，張 薇，張漢雄，屈澤偉，李 曼，岳高凡

(1.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北 石家莊 050061；2.四川省地質(zhì)工程勘察院，四川 成都 610072)

地?zé)豳Y源指可被人類(lèi)經(jīng)濟(jì)利用的地球內(nèi)部地?zé)崮埽覈?guó)地?zé)豳Y源種類(lèi)豐富，高溫地?zé)豳Y源主要分布在藏南、川西等地區(qū)，具有資源儲(chǔ)集條件好、儲(chǔ)層多、厚度大、分布廣等特點(diǎn)[1]。

自20世紀(jì)60、70年代起，水文地球化學(xué)在地下水監(jiān)測(cè)及分析中廣泛應(yīng)用[2]。水是一種成分復(fù)雜的天然溶液，水中溶解組分以多種形式存在，這些組分在水溶液中發(fā)生著各種復(fù)雜的物理化學(xué)作用[3]。魏亞妮等[4]利用水文地球化學(xué)模擬，深入了解了涇源縣地下水化學(xué)組分變化。張萌等[5]通過(guò)對(duì)西藏谷露高溫地?zé)崴M(jìn)行水文地球化學(xué)特征分析，得出該地區(qū)熱水為中偏堿性水，溶解性總固體較高，熱儲(chǔ)溫度在195～260 ℃。焦杏春[6]分析了應(yīng)用水文地球化學(xué)與同位素結(jié)合的手段研究地下水系統(tǒng)的基本方法，認(rèn)為此方法可以準(zhǔn)確描述地下水系統(tǒng)中各污染物的來(lái)源、徑流及排泄。郎旭娟等[7]選用合理的水文地球化學(xué)溫標(biāo)計(jì)算出貴德盆地扎倉(cāng)寺地?zé)崽锏責(zé)醿?chǔ)層熱儲(chǔ)溫度約為133 ℃，第二熱儲(chǔ)層熱儲(chǔ)溫度約為222 ℃。袁建飛等[8]分析了畢節(jié)市北部巖溶地下水水文地球化學(xué)特征，得到地下水受到的污染源，從而合理開(kāi)發(fā)管理地下水。史杰等[9]研究了西藏曲曼高溫地?zé)崽锏牡責(zé)崃黧w化學(xué)特征，計(jì)算了其熱儲(chǔ)溫度。

四川省西部青藏高原南苑，主要可以分為：爐霍—康定地區(qū)、理塘地區(qū)和巴塘—鄉(xiāng)城地區(qū)三個(gè)地區(qū)。武斌等[10]利用音頻大地電磁測(cè)深法，分析川西高原區(qū)熱儲(chǔ)層的分布特點(diǎn)和淺部熱水的形成機(jī)制，繪制出川西地區(qū)地?zé)釋?dǎo)儲(chǔ)模式圖。倪高倩等[11]結(jié)合川西地區(qū)水化學(xué)類(lèi)型及離子含量特征等，判斷該區(qū)域地下水是通過(guò)深循環(huán)對(duì)流傳熱將深部熱能帶至地表。羅敏等[12]從區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景出發(fā)，發(fā)現(xiàn)四川地下熱水分布主要受構(gòu)造斷裂帶及地貌控制。張健等[13]通過(guò)對(duì)川西高溫水熱活動(dòng)區(qū)研究，得出川西巴塘地區(qū)地?zé)崴饕纱髿饨邓?、地表水沿?cái)嗔褞Я严渡钊?，?jīng)深循環(huán)、地殼熱源加熱后形成。

通過(guò)整理分析前人研究成果，發(fā)現(xiàn)目前川西巴塘地區(qū)地?zé)嵯嚓P(guān)研究主要處于定性分析階段，針對(duì)巴塘地區(qū)地?zé)醽?lái)源及熱循環(huán)機(jī)理提出了論證，但對(duì)該區(qū)域內(nèi)地下熱儲(chǔ)溫度、冷水混入比例、熱循環(huán)深度等并未進(jìn)行定量研究。故本文結(jié)合前人研究理論基礎(chǔ)，對(duì)川西巴塘地?zé)崽锏叵聼崴M(jìn)行全面的水文地球化學(xué)特征分析，利用研究區(qū)水化學(xué)數(shù)據(jù)，計(jì)算出巴塘地區(qū)的熱儲(chǔ)溫度、冷水混入比例、熱循環(huán)深度等，對(duì)地?zé)崃黧w的成因進(jìn)行了詳盡的研究。通過(guò)定量研究地?zé)崃黧w的水文地球化學(xué)特征及熱儲(chǔ)資源，不僅可以了解地下水水化學(xué)構(gòu)成及補(bǔ)給來(lái)源，還進(jìn)一步揭示了熱循環(huán)機(jī)理，對(duì)川西地區(qū)地?zé)豳Y源評(píng)價(jià)及開(kāi)發(fā)利用有積極意義，同時(shí)也為研究區(qū)今后地?zé)峒八牡刭|(zhì)工作提供參考。

1 區(qū)域概況

四川省西部位于龍門(mén)山、茶坪山、夾金山、貢嘎山、錦屏山以西，屬青藏高原的東延部分，平均海拔3 000～4 000 m[10]。地層出露幾乎都為三疊系地層，巖性為粉砂巖、砂巖、板巖等。斷層發(fā)育，構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈，主要形成鮮水河斷裂帶、甘孜—理塘斷裂帶、德格—鄉(xiāng)城斷裂帶、金沙江斷裂帶以及巴塘斷裂[13]。研究區(qū)內(nèi)存在構(gòu)造形跡展布方式大致可分為北北西向、北西向、南北向、北東向、東西向及弧形等，其中北北西向和南北向構(gòu)造形跡構(gòu)成了研究區(qū)內(nèi)的基本構(gòu)造格架。

巴塘區(qū)塊位于茶洛鄉(xiāng)茶洛村(圖1)，從熱坑至熱水塘，沿巴曲河兩岸呈北東—南西向展布，面積210 km2，距國(guó)道G318線以北9～30 km，可通過(guò)鄉(xiāng)村道路到達(dá)工作區(qū)，該道為林區(qū)道路，崎嶇不平，路面較窄，交通條件一般。流經(jīng)的河流為巴曲河，又稱(chēng)巴塘河、巴楚河、曲戈河，屬金沙江一級(jí)支流。巴塘區(qū)塊溝谷中部及下部切割深，山體斜坡地形坡度大；源頭一般發(fā)育于丘狀高原區(qū)，溝谷寬緩，地面高差一般小于500 m。區(qū)內(nèi)氣溫低，區(qū)域差異大，極端最低氣溫達(dá)-12.8 ℃，極端最高氣溫達(dá)37.6 ℃，平均為12.6 ℃，降水量小，時(shí)空分布不均，降水集中，年平均降雨量為474 mm，晝夜溫差大，大陸性氣候特點(diǎn)明顯。巴塘地區(qū)以中生界地層為主且廣泛分布，主要出露地層為三疊系，尤其是上三疊統(tǒng)，其次為巖漿巖及新生界地層?？煞譃槿齻€(gè)巖性段，上段(T3t3)為砂巖、板巖夾中、基性火山巖及結(jié)晶灰?guī)r，厚972～4 832 m；中段(T3t2)為灰黑色板巖夾砂質(zhì)條帶、含炭質(zhì)泥板巖，流紋巖，夾石英質(zhì)砂巖，厚579～4 852 m；下段(T3t1)為變質(zhì)砂巖、泥板巖，大部分相帶有礫巖，局部夾酸性火山巖，厚1 830 m，局部地區(qū)與下伏地層不整合接觸。

圖1 四川西部地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造圖(a)和巴塘地區(qū)地質(zhì)圖(b)Fig.1 Geological structure map of the western Sichuan(a) and geological map of the Batang area(b)

2 樣品采集與檢測(cè)

本次在巴塘地區(qū)共采集地下熱水水樣18組，地表冷水水樣2組，共20組。其中巴塘熱坑地區(qū)采集13組溫泉水樣，巴塘熱水塘地區(qū)采集5組溫泉水樣和2組地表湖水及河水樣。

采集的樣品送與中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所國(guó)土資源部地下水科學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行水質(zhì)全分析以及氫氧同位素分析，水質(zhì)全分析根據(jù)中華人民共和國(guó)國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)飲用天然礦泉水檢驗(yàn)方法(GB/T8 538-2008)檢測(cè)，其中陽(yáng)離子使用的ICP方法進(jìn)行離子濃度檢測(cè)，陰離子使用離子色譜分析，陰陽(yáng)離子平衡誤差控制在3%以?xún)?nèi)。氫氧同位素利用波長(zhǎng)掃描—光腔衰蕩光譜法在溫度23 ℃，濕度50%條件下進(jìn)行檢測(cè)。

3 結(jié)果分析與討論

3.1 地?zé)崃黧w化學(xué)特征

本次研究區(qū)域中，巴塘地區(qū)的地下熱水pH值為7.49～9.61，均大于7，平均值為8.56，呈弱堿性。巴塘熱坑pH為8.77，巴塘熱水塘pH為8.35，兩者相差較小。

圖2 巴塘地區(qū)地?zé)崴畼又饕x子組分及pH值Fig.2 Major ion composition and pH values of the geothermal water in the Batang block

由圖2可知，CP01和CP052點(diǎn)的離子濃度與其他點(diǎn)的離子濃度差異較大，TDS含量相對(duì)較低，這是由于其為湖水和河水，離子濃度和TDS含量相對(duì)較少。巴塘熱坑和巴塘熱水塘的離子濃度存在相對(duì)差異，主要因素是地層巖性不同，熱坑主要為變質(zhì)砂板巖、砂質(zhì)灰?guī)r和礫巖。熱水塘主要為花崗巖，由此導(dǎo)致水—巖作用不同，最終離子濃度也有很大不同。

圖3 巴塘地區(qū)地下水化學(xué)Piper圖Fig.3 Piper diagram of hydrogrochemistry in the Batang area

相鄰地區(qū)地下熱水樣品及相似的化學(xué)組分都有比較密切的水力聯(lián)系，可以從側(cè)面反映地下水徑流條件，因此進(jìn)行地下水水化學(xué)相關(guān)性分析可以對(duì)地下水徑流循環(huán)提供科學(xué)支撐。根據(jù)前人研究發(fā)現(xiàn)，氯既不容易和其他礦物反應(yīng)，也不易被吸附，存在狀態(tài)比較穩(wěn)定，因此可以用氯示蹤與其相關(guān)性較好的離子[7]，以此分析研究區(qū)地下水徑流情況。

圖4可看到，在巴塘地區(qū)，微量元素與氯并無(wú)很大相關(guān)性。Na+和Cl-的離子濃度與地下熱水的徑流時(shí)間長(zhǎng)短有關(guān)，在巴塘地區(qū)中，Na+的濃度很高，說(shuō)明地下熱水徑流較長(zhǎng)，熱循環(huán)更深[14]。巴塘地區(qū)的Sr2+、Li+和F-與Cl-的相關(guān)性不是很好，說(shuō)明其只來(lái)自于水巖作用的礦物溶解。HBO2是地下熱水中非常普遍的化學(xué)組分，含硼礦物的溶解和地?zé)崃黧w的徑流條件都與硼的形成和遷移富集有著密不可分的關(guān)系，地?zé)崃黧w徑流強(qiáng)度越大，硼含量越小[15]。在地下熱水中偏硅酸的含量隨著溫度的升高而升高，巴塘地區(qū)偏硅酸含量普遍偏高，主要是由于巖漿巖或變質(zhì)巖中的硅酸鹽通過(guò)淋溶風(fēng)化作用釋放，經(jīng)過(guò)較長(zhǎng)的地下徑流，運(yùn)移速度較慢，因此更多的偏硅酸溶解到地?zé)崴小?/p>

3.2 地下水氫氧穩(wěn)定同位素特征分析

研究地下水氫氧同位素特征可以判斷地下水的起源，確定地下水的補(bǔ)給條件和大氣降水與地表水和地下水的聯(lián)系程度，了解地下水的循環(huán)途徑。由于D和18O的蒸汽張力比較小，因此其在液相中富集，在氣相中貧化，從而導(dǎo)致不同的地下水循環(huán)氫氧同位素含量不同[16]。地下水中δD的變化值除了少部分混合作用的影響外，主要取決于補(bǔ)給溫度及補(bǔ)給高程，δ18O的變化主要根據(jù)水-巖作用的交換程度和水、巖比值[11]。氘過(guò)量也被稱(chēng)為氘剩余(d=δD-8δ18O[17])，是當(dāng)?shù)卮髿饨邓€斜率為8時(shí)的截距,也是區(qū)域水巖氧同位素交換程度的總體反映。地下水體d值的演化主要受控于圍巖、含氧組分、巖性、含水層封閉條件、水體滯留時(shí)間、水體物理化學(xué)性質(zhì)，與補(bǔ)給區(qū)d值相差愈大,或d值愈小,水在含水層中滯留時(shí)間愈長(zhǎng)，地下水徑流速度愈慢，d值的梯度變化反映了地下水流動(dòng)方向[18]。

根據(jù)資料顯示[19]，我國(guó)西南地區(qū)大氣降水量的氫氧同位素的線性關(guān)系為δD=7.96δ18O+9.52，與巴塘地區(qū)地下熱水的氫氧同位素?cái)?shù)據(jù)和d值為-5，0，5，10時(shí)的系列等值線，見(jiàn)圖5。

由圖5可以看到，δD和δ18O基本落在大氣降水線附近，與大氣降水線吻合，因此可以推斷其地下水起源可能是大氣降水，但是很多水點(diǎn)已經(jīng)演化，呈現(xiàn)δ18O漂移。在高溫下水-巖反應(yīng)中，地下熱水中的δ18O通常會(huì)高于大氣降水的補(bǔ)給，發(fā)生“氧漂移”現(xiàn)象[20]，且由于水巖作用，高溫地下水與含氧礦物發(fā)生同位素交換，導(dǎo)致水體中δ18O升高，d值減小。在本研究區(qū)域中，d值介于-2.6～9.2，集中分布在0～5。根據(jù)d值定義[18]，研究區(qū)d值最小達(dá)到-2.6，說(shuō)明地下水在含水層中滯留時(shí)間較長(zhǎng)，含氧礦物與含水層中地下熱水發(fā)生水巖作用，δ18O升高，且大部分δ18O比較偏右，除了由于部分補(bǔ)給為冰雪融水外，說(shuō)明巴塘地區(qū)的深部熱儲(chǔ)溫度較高，地下水的徑流較長(zhǎng)，在地下的滯留循環(huán)時(shí)間較久，與周?chē)膸r石發(fā)生了離子交換，導(dǎo)致δ18O的富集，表現(xiàn)出較強(qiáng)的水巖作用趨勢(shì)。

4 深部地?zé)徇^(guò)程分析

4.1 熱儲(chǔ)溫度計(jì)算

4.1.1水-巖礦物平衡判斷

使用地?zé)釡貥?biāo)法判斷熱儲(chǔ)溫度的前提是地?zé)釡貥?biāo)的某種物質(zhì)和熱儲(chǔ)中的礦物達(dá)到平衡[19]。有時(shí)由于熱儲(chǔ)溫度過(guò)低，與淺層冷水進(jìn)行混合或者其他一些化學(xué)反應(yīng)的發(fā)生，可能導(dǎo)致作為地?zé)釡貥?biāo)的化學(xué)組分與熱儲(chǔ)中的礦物不平衡，因此需要檢驗(yàn)地下熱水和礦物的平衡狀態(tài)，分析地?zé)釡貥?biāo)的使用可靠性。圖6展現(xiàn)了巴塘地區(qū)的地下熱水平衡狀態(tài)，可以發(fā)現(xiàn)大部分水樣屬于部分平衡或混合水，一些屬于未成熟水，其中巴塘熱水塘水樣位于部分平衡或混合水區(qū)間，說(shuō)明其受到了一些淺層冷水混合作用，地?zé)釡貥?biāo)法求得的熱儲(chǔ)溫度會(huì)有一些偏差。

圖6 巴塘地區(qū)地下水Na-K-Mg三角圖Fig.6 Na-K-Mg triangle plot of the water samples in the Batang area

4.1.2地?zé)釡貥?biāo)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度

(1)多種礦物平衡法

利用PHREEQC軟件計(jì)算各礦物的飽和指數(shù)并作出平衡狀態(tài)下的礦物-熱液的飽和指數(shù)溫度圖可得到此時(shí)地?zé)崽锏臒醿?chǔ)溫度。由于巴塘熱水塘地區(qū)地下巖石主要為砂巖，還含有大量方解石，因此選取方解石、石英、玉髓、鈉長(zhǎng)石和硬石膏五種礦物進(jìn)行計(jì)算。

由圖7可以看出，五種礦物中有三個(gè)都與SI=0有交點(diǎn)：石英、玉髓和鈉長(zhǎng)石，其中鈉長(zhǎng)石趨勢(shì)線比較接近平衡線，鈉長(zhǎng)石和石英的交點(diǎn)更接近平衡線，因此可以采用鈉長(zhǎng)石與石英的交點(diǎn)估算熱儲(chǔ)溫度。估算這5個(gè)點(diǎn)的熱儲(chǔ)溫度分別約為180 ℃、175 ℃、182 ℃、178 ℃和192 ℃。

(2)地球化學(xué)溫標(biāo)法

本次研究區(qū)為川西地區(qū)，屬隆起山地型地?zé)豳Y源，帶狀(脈狀)熱儲(chǔ)，因此采用“SiO2溫標(biāo)”、“Na—K溫標(biāo)”和“Na—K—Ca溫標(biāo)”計(jì)算地?zé)峋蜏厝臒醿?chǔ)溫度(表1)。

表1 理塘卡輝熱儲(chǔ)溫度Table 1 Results of temperature of geathermal reservoirs near Kahui storage in Litang

圖7 巴塘熱水塘礦物SI-T圖Fig.7 Mineral SI-T diagram of the Batang hot pool

由于本次研究區(qū)域的采樣點(diǎn)基本處于河谷地帶，位于河漫灘上，因此冷水會(huì)不同程度地混入地下熱水中，SiO2濃度、K+濃度、Na+濃度、Mg2+濃度已被稀釋?zhuān)⑶依硖恋貐^(qū)位于川西高原的東南緣，屬于中高溫地?zé)豳Y源。綜合實(shí)際情況考慮，溫標(biāo)法計(jì)算熱儲(chǔ)溫度會(huì)偏低。

4.1.3硅-焓混合模型

巴塘熱水塘溫泉水樣位于部分平衡或混合水區(qū)間，可能有冷水混合，利用硅-焓混合模型及方程[21]消除冷水混入的影響，分析冷水混入比例以及混入前熱儲(chǔ)溫度。

飽和水焓的含量和SiO2與溫度關(guān)系見(jiàn)表2，當(dāng)溫度小于100℃時(shí)，飽和水焓與溫度數(shù)值相等。本次計(jì)算采用的地表冷水為CP07河水水樣，溫度是15 ℃，SiO2含量為14.61 mg/L。

表2 溫度、焓和SiO2含量關(guān)系Table 2 Relationship among temperature,enthalpy and SiO2 content

根據(jù)硅-焓模型公式分別作出焓和SiO2含量與溫度的函數(shù)關(guān)系(圖8)，其交點(diǎn)即為冷水混入的比例。由圖可知，CP02的冷水混入比例大約為68 %，熱儲(chǔ)溫度約為229 ℃；CP03混入冷水比例約為65 %，熱儲(chǔ)溫度約為222 ℃；CP04混入冷水比例約為65 %，熱儲(chǔ)溫度約為228 ℃；CP05混入冷水比例約為64 %，熱儲(chǔ)溫度約為218 ℃，CP06點(diǎn)可能由于熱儲(chǔ)溫度過(guò)高，冷水混入比例過(guò)大，或者采集測(cè)量中可能出現(xiàn)的一些誤差，導(dǎo)致其在圖中沒(méi)有形成交點(diǎn)，無(wú)法計(jì)算冷水混入比例及熱儲(chǔ)溫度。

圖8 巴塘熱水塘硅-焓模型Fig.8 Si-enthalpy model of the Batang hot pool

經(jīng)過(guò)硅-焓模型計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度與地?zé)釡貥?biāo)法計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度相差較大，主要原因是地?zé)崴谏仙^(guò)程中混入了地表冷水，冷水混入地?zé)崴笤谥胁繜醿?chǔ)層中重新達(dá)到相對(duì)平衡，采集地下水進(jìn)行的地?zé)釡貥?biāo)計(jì)算的是中部?jī)?chǔ)層的溫度。通過(guò)硅-焓模型消除了冷水混入的影響，計(jì)算結(jié)果是深部熱儲(chǔ)溫度。然而實(shí)際上利用硅-焓模型計(jì)算熱儲(chǔ)溫度也有不確定性，這是因?yàn)橛么朔椒ǖ玫降臒醿?chǔ)溫度取決于熱泉水中SiO2的含量，而地下熱水與冷水混合前可能發(fā)生擴(kuò)容從而損失了蒸汽進(jìn)而導(dǎo)致SiO2含量過(guò)高[22]。但整體看，由于硅-焓模型考慮較為全面，SiO2含量較為準(zhǔn)確，因此可以作為一個(gè)相對(duì)可靠的標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行計(jì)算。

4.2 熱儲(chǔ)熱循環(huán)深度計(jì)算

川西地區(qū)屬于隆起山地型地?zé)豳Y源，理塘卡輝地區(qū)主要受構(gòu)造和地貌控制[12]。資料顯示，巴塘地區(qū)的年平均氣溫為3 ℃，地溫梯度為4.75 ℃/100 m，恒溫帶厚度為20 m[23]。計(jì)算結(jié)果見(jiàn)表3。由于地?zé)崴谏仙^(guò)程中冷水混入導(dǎo)致采取的溫泉水樣處于不平衡或部分平衡狀態(tài)，根據(jù)地?zé)釡貥?biāo)法的熱儲(chǔ)溫度計(jì)算的熱循環(huán)深度是中部熱儲(chǔ)的熱循環(huán)深度，經(jīng)過(guò)硅-焓模型校正，此時(shí)熱儲(chǔ)溫度計(jì)算得到的熱循環(huán)深度才是深部熱儲(chǔ)的熱循環(huán)深度。

表3 巴塘熱水塘熱儲(chǔ)熱循環(huán)深度計(jì)算結(jié)果Table 3 Calculation of the thermal cycle depth in the Batang hot pool

5 結(jié)論

(1)川西巴塘地區(qū)地下水水化學(xué)類(lèi)型主要為HCO3—Na型，部分為HCO3—Ca和HCO3·SO4—Na型。受淋溶風(fēng)化作用影響，巖漿巖或變質(zhì)巖中的硅酸鹽釋放，偏硅酸溶解到地?zé)崴校瑢?dǎo)致偏硼酸含量普遍偏高。川西巴塘地區(qū)地下水補(bǔ)給來(lái)源主要為大氣降水，在溫度、徑流、時(shí)間影響下，含氧礦物與高溫地下水發(fā)生離子交換，出現(xiàn)水體中δ18O富集現(xiàn)象。

(2)巴塘地區(qū)熱儲(chǔ)溫度163.16 ～176.88 ℃，熱循環(huán)深度3 391.75～3 680.72 m，冷水混入比例在64%～68%之間，未混入冷水時(shí)深部熱儲(chǔ)溫度在218～229 ℃之間，熱儲(chǔ)循環(huán)深度4 546.32～4 777.89 m。地下熱水由大氣降水經(jīng)巖石裂隙進(jìn)入深部，受到不同熱源加熱成為深部地?zé)崴?，在向地表循環(huán)的過(guò)程中，由于徑流較長(zhǎng)且流速較慢，地?zé)崴驀鷰r發(fā)生水巖作用，進(jìn)行離子交換，在完成一系列水化學(xué)作用及水巖作用后，地?zé)崴陟o水壓力和熱動(dòng)力驅(qū)動(dòng)下，升至地表，受到淺層冷水混入，最終形成溫泉水。