廖 昕 蔣 翰 徐正宣 肖 勇 宋 章 歐陽吉 張云輝 巫錫勇

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

（②中鐵二院工程集團有限責任公司，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)境效益和經濟效益（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)所處的喜馬拉雅地熱帶是我國乃至世界重要的地熱資源分布區(qū)，然而受控于青藏高原復雜的地質、構造等條件控制，其地下熱水成因機制復雜多樣。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）的地熱資源分布、熱源、熱儲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構造等影響，地下熱水分布廣泛且類型復雜多樣，但由于惡劣自然條件限制，目前鮮有相關地熱研究成果報道。

本文以西藏自治區(qū)東部昌都市貢覺縣阿旺鄉(xiāng)境內的地下熱水為研究對象，通過野外現場調查測試、水化學同位素分析，結合區(qū)域地熱地質與水文地質條件，對地下熱水特征、補給來源、成因模式及冷水混合作用等進行初探，以期提升藏東地區(qū)地下熱水成因認識。

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（圖1）。區(qū)內山脈、河流多呈北西—南東方向展布，地貌總體屬于構造剝蝕溶蝕中—高山地貌。區(qū)內位于青藏高原溫帶半濕潤帶，屬于大陸性高原季風氣候，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)內出露地層由老到新依此為石炭系驁曲組（C2a）的微晶—細晶灰?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、鈣質粉砂巖夾中礫巖，然木組一段的中厚層鈣質粉砂巖、底部礫巖，然木組二段紅色砂巖段，第四系現代河漫灘堆積砂、礫石、卵石。區(qū)內發(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—蘭達斷層、覺隆—拉妥斷層。3條斷層相背傾斜，形成對沖斷裂組合，使得石炭系地層因逆沖錯動出露地表（圖1）。其中尼那貢巴—拉妥斷層在石炭系地層內部延伸，并切割了新近紀及石炭紀地層向南延伸，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；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，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)屬滇藏地熱帶，區(qū)內水熱活動強烈。據全國大地熱流值分布圖，該地區(qū)大地熱流值介于70～75imW·m－2之間（汪集旸等，1993）。受構造體系控制，區(qū)內地下熱水沿斷層破碎帶自新近系貢覺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圖Fig.1 Regional location overview and hydrogeological map

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

2 樣品采集與檢測方法

2018年11月和2019年4月先后兩次對研究區(qū)地下熱水、冷泉水和河水進行野外調查、現場測試和取樣。共包括7個樣品點，其中地下熱水樣點2組（S1、S2），冷水樣點5組（S3、S4、S5、S6、S7），采樣點位置見圖1所示。同時收集了中鐵二院勘查中S1、S2點地下熱水采樣分析數據（樣品編號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水體充分洗滌3次，采樣流程嚴格遵循《地熱資源地質勘察規(guī)范》。

所有樣品現場采用HANNA產HI98130型便攜式水質分析儀測定水溫（T）、pH、EC等指標。水化學指標（TDS、K＋、Na＋、Ca2＋、Mg2＋、Cl－、、、、F、B、Li、SiO2）由四川核工業(yè)二八○研究所測定。其中陰離子化學組分使用722分光光度計測定，陽離子化學成分使用iCAP Qc型ICP-MS質譜儀測定，陰陽離子平衡校驗結果精度小于±5%（表1）。δD、δ18O同位素測定由中國科學院地理科學與資源研究所完成，測試儀器為液態(tài)水同位素分析儀，測試結果采用V-SMOW標準給出，δD和 δ18O的測試精度分別為±1.0‰和±0.1‰。

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

3 結果分析與討論

3.1 水文地球化學特征

各水樣測試分析結果如表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)內地下熱水的陰離子均以HCO－3占主導地位，其次為，Cl-離子含量較??；陽離子均以Na＋占主導地位，其次為Ca2＋、Mg2＋，K＋含量最小。地下熱水化學類型主要為HCO3-Na型，與研究區(qū)所處的羌塘—橫斷山地熱帶其他地下熱水化學類型一致（廖志杰等，1999）。區(qū)內地表冷水化學類型為HCO3-Ca型，地下熱水與地表冷水的水化學類型呈現出一定差異。

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)內地下熱水在徑流路徑中主要發(fā)生以下兩個階段的水文地球化學作用過程：

階段Ⅰ：攜帶CO2的地表冷水自補給區(qū)進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，水溫的升高會降低地下水對新近系地層中鈣長石和鉀長石的溶蝕能力，但仍會增強對鈉長石的溶濾能力（反應式（3））（霍冬雪，2019）；此外地下熱水中較為豐富的Ca2＋、Mg2＋還會與周圍介質發(fā)生陽離子交替反應，置換介質中的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，地下熱水在深循環(huán)過程中，由于水溫較高，水巖相互作用強烈，圍巖介質中的F、B、Li、SiO2等微量組分大量溶解進入地下熱水中，導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)定同位素是識別地下熱水的補給來源及其補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）進行對比。由圖4可見，區(qū)內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)域大氣降水補給。

圖4 水體氫氧穩(wěn)定同位素組成（區(qū)域數據引自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計算各水體的補給高程，可以進一步圈定補給區(qū)范圍（王禮恒等，2019）?；跉溲醴€(wěn)定同位素高程效應推導補給高程的計算公式如下：

式中：H為補給區(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同位素計算補給高程。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計算結果可知，基于δD值估算地下熱水補給高程總體一致，補給高程大致介于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給區(qū)為出露點西北部石炭系驁曲組灰?guī)r山區(qū)。

表2 地下熱水補給高程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，混合作用會改變地下熱水的溫度和水化學成分組成，使水體達到了水－巖再平衡狀態(tài)。在估算熱儲溫度之前，需要先判定水體的水－巖平衡狀態(tài)，進而選取合適的熱儲溫標。

3.3.1 水－巖平衡狀態(tài)判別

礦物飽和度指數是判別水體中各礦物溶解－沉淀能力的重要指標（羅璐等，2020）。本文引入PHREEQC水化學模擬軟件對熱水中礦物飽和狀態(tài)進行模擬。根據區(qū)內地層巖性分布情況，重點模擬硬石膏、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，結果見表3所示。

由模擬結果可知，研究區(qū)地下熱水出露點熱水大多數礦物均未達到飽和。其中，硬石膏、溫石棉、海泡石、巖鹽、滑石等礦物飽和對指數均較偏負，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趨近于0，即接近飽和，其溶解潛力相對較小，前兩者礦物中的Ca2＋溶解進入水相較為困難。以上礦物飽和度情況進一步證實了前述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作用過程。由表3可知，出露點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及CO2分壓Table 3 Main mineral saturation index and CO2 partial pressure value of the underground thermal water

為了進一步判別熱水系統的水－巖平衡狀態(tài)及陽離子溫標對熱儲溫度計算的適用性（張云輝，2018），綜合Na-K溫標和K-Mg地熱溫標建立熱水Na-K-Mg三角圖。由圖5可知，區(qū)內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)冷水混合的結果（李曉等，2018），因此不適于采用陽離子地熱溫標計算熱儲溫度，故采用SiO2作為熱儲溫標（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 冷熱水混合比例計算

為了消除冷熱水混合對熱儲溫度估算的影響，引入硅焓方程法對淺層冷水混入比例進行估算（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算冷熱水混合比例與地下熱儲溫度，計算原理如下：

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溫度（圖6）。

由圖6可知，出露點S01地下熱水初始熱儲溫度為177.9i℃，冷水混合比例為70.3%；出露點S02地下熱水初始熱儲溫度為170.7i℃，其冷水混合比例為59.6%。硅焓法計算表明，兩出露點熱水初始熱儲溫度（170.7～177.9i℃）一致，綜合含水層空間分布關系，可知兩者來自于同一地熱系統。與此同時，兩出露點地下熱水均受到了較大比例（59.6%～70.3%）的冷水混入。

3.4 熱儲溫度計算

地熱系統通常采用地球化學溫標估算熱儲溫度。地球化學溫標應用的前提條件包括：（1）地下熱水在徑流至地表的過程中相應化學溫標組分未出現再平衡，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（張云輝，2018）。

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

表4 熱儲溫度估算結果Table 4 Estimated temperature of the geothermal reservoir of hot spring

由上文分析可知，區(qū)內地下熱水存在大量冷水混入，礦物出現了再平衡。為了準確揭示地熱系統熱儲溫度，本文基于前述冷水混入比例對未混合前的熱水地球化學組分含量進行反算，然后再采用4種常用的SiO2溫標方法和鈉鉀溫標方法對熱儲溫度進行估算，綜合對比熱儲溫度估算結果，分析選取最佳熱儲溫度區(qū)間。

由表4可知，未消除冷水混入影響時，石英溫標（無蒸汽損失與最大蒸汽損失）計算的熱儲溫度介于110.3～119.5i℃之間；石髓溫標計算結果為81.5～90.8i℃之間，較石英溫標結果低；而校準硅溫標法計算結果為111.1～119.5i℃，與石英溫標相近。因此，區(qū)內地熱系統淺部熱儲溫度（即表觀熱儲溫度）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、校準硅溫標和Na-K溫標計算結果接近，熱儲溫度區(qū)間為171.8～198.6i℃，其結果與前述3.3節(jié)中硅焓法結果（170.7～177.9i℃）基本一致，證實了其準確性。綜合各計算結果，將地熱系統熱儲溫度選定為170～200℃。

3.5 循環(huán)深度

研究區(qū)地下熱水系統為斷裂帶控制的中低溫對流型地熱系統，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），根據研究區(qū)鉆孔測溫結果地溫梯度為3.6i℃／100 m；TZ為地下熱儲溫度（℃）；T0為補給區(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)熱儲溫度為170～200℃，因此分別取170℃和200℃作為深部熱儲溫度上下限計算地下熱水循環(huán)深度。基于式（9），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

根據研究區(qū)地質構造、水文地球化學和環(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絡形成的地熱系統。斷裂體系整體軸向為北北西走向，地熱系統自出露點西北部石炭系驁曲組灰?guī)r山區(qū)接受大氣降水補給，沿斷裂向東南方向徑流，在重力驅動下沿斷層破碎帶向深部徑流，循環(huán)深度達到4500～5300 m，深部熱儲層溫度在170～200℃之間。地下水在循環(huán)過程中由補給區(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，受到大量地表冷水混入，冷水混入比高達60%～70%，使得出露熱水溫度降至57～73i℃。

4 結 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。水化學類型為HCO3-Na型。

（2）阿旺地區(qū)地熱為區(qū)域斷裂成因型地下熱水系統。熱水起源于出露點西北部石炭系灰?guī)r山區(qū)，補給高程介于4600～4800 m之間，經尼那貢巴—拉妥斷裂與周緣斷裂網絡向東南徑流，在深循環(huán)過程中受熱儲層加熱，循環(huán)深度約4500～5300 m，熱儲層溫度介于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60%～70%，使得熱水出露溫度降至57～73℃。