張健，郝偉林，巴桑元旦，張松

1 核工業(yè)北京地質(zhì)研究院 中核集團地?zé)峥辈榧夹g(shù)研究中心，北京 100029

2 西藏自治區(qū)土地礦權(quán)交易和資源儲量評審中心，西藏 拉薩 850011

亞東—谷露斷裂帶中北段是地中?！柴R拉雅地?zé)釒е兄匾牡責(zé)峄顒訁^(qū)之一，吸引了人們對于該區(qū)域的地質(zhì)構(gòu)造和地?zé)嵯到y(tǒng)的關(guān)注。喜馬拉雅和青藏高原深地震反射剖面證實了亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)嵯到y(tǒng)巖漿熱源的存在。

在地?zé)崴芯窟^程中通常利用特定元素及其同位素的含量，進行源區(qū)示蹤研究和分析地?zé)崴幕旌线^程。碳、硫和硼及其同位素被廣泛用于追蹤地?zé)崴膩碓春兔枋龅責(zé)崴乃牡厍蚧瘜W(xué)過程。任何一個地?zé)崽锏闹懈邷責(zé)醿径际窃谕坏責(zé)嵯到y(tǒng)內(nèi)，羊八井地?zé)崽锖脱蛞椎責(zé)崽锏膬蓚€儲層正是這樣［1］。深部的巖漿熱源導(dǎo)致了上地殼的地下水對流［2］。深層地?zé)崃黧w上升過程通常溫度降低，主要是由于經(jīng)歷熱傳導(dǎo)、絕熱冷卻和與冷水混合等過程［3］，然后以溫泉或沸泉的形式出現(xiàn)在地表。分析高溫?zé)嵋合到y(tǒng)和地表冷水特征，可確定深層母水的特征。深層母水與淺層冷水的混合程度、混合規(guī)律，對深層地?zé)豳Y源的評估具有一定的指導(dǎo)意義［4-5］。根據(jù)亞東—谷露斷裂帶上半地塹主邊界正斷層的傾向，將亞東—谷露斷裂帶分為北段、中段和南段，北段由谷露地塹、當(dāng)雄—羊八井地塹系和格達地塹構(gòu)成，中段由尼木地塹構(gòu)成，南段由熱龍地塹、涅如地塹和帕里地塹構(gòu)成［6］。本研究的采樣位置在亞東—谷露斷裂帶的中段和北段。

近些年隨著同位素測試技術(shù)的快速發(fā)展，同位素被廣泛應(yīng)用于地?zé)嵯到y(tǒng)的物源區(qū)分析、地?zé)崃黧w年齡測定等。穩(wěn)定同位素分析是示蹤地?zé)崃黧w來源和水-巖作用過程的重要手段，不同物源流體具有各自的碳硫硼同位素特征，隨著其他流體的混入，流體碳硫硼同位素特征會發(fā)生變化。萬漢平［7］對于亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)嵯到y(tǒng)中典型地?zé)崽镞M行了氫-氧同位素特征分析，胡志華、張松和吳儒杰等［8-10］研究了該系統(tǒng)典型地?zé)崽餃囟葓鎏卣鳌⑽g變特征、氡異常特征。谷露和續(xù)邁雖然前人做了大量工作，但對地?zé)崃黧w來源、水熱系統(tǒng)循環(huán)過程還缺乏深刻的認(rèn)識。通過碳硫硼穩(wěn)定同位素特征對于亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)嵯到y(tǒng)進行的水熱系統(tǒng)研究還很匱乏。通過采集液體樣品中碳硫硼穩(wěn)定同位素分析，液體中碳同位素相對氣體中碳同位素反映的特征更加完整。亞東-谷露斷裂帶中北段地?zé)崃黧w中Li、Rb 和Cs 等元素富集，其來源可能為深部巖漿熱液，也可能為徑流過程中水-巖相互作用使得巖石中該組分加入地?zé)崃黧w，需要大量研究工作對該地?zé)嵯到y(tǒng)徑流過程進行厘定。同位素特征作為物質(zhì)來源的重要證據(jù)，是厘定徑流過程的重要方法。本研究對亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)嵯到y(tǒng)補給—徑流—排泄條件的認(rèn)識進行了進一步深化?，F(xiàn)有研究對地?zé)崴c鹽湖水Li、Rb 和Cs 同位素特征對比尚欠缺，該研究對厘定鹽湖中大量Li、Rb 和Cs 資源的來源具有較大意義。

1 地質(zhì)背景

亞東—谷露斷裂帶中北段是西藏地?zé)豳Y源最為豐富的地區(qū)之一，發(fā)育強烈的現(xiàn)代熱水活動。亞東—谷露斷裂帶中北段上分布有多個地?zé)犸@示區(qū)續(xù)邁、羊易、羊八井、拉多崗、寧中、谷露、那曲和玉寨等（圖1），有代表性的地?zé)崽镉醒虬司⒐嚷逗脱蛞?。羊八井儲層最高溫?29 ℃，谷露深層熱儲溫度介于215～228 ℃之間［11］，羊易地?zé)崽飪幼罡邷囟冗_到207.2 ℃［12］。地?zé)犸@示區(qū)多出現(xiàn)在斷裂帶盆地西側(cè)山前。

圖1 亞東—谷露斷裂帶中北段區(qū)域地質(zhì)圖Fig. 1 Regional geological map of the middle and northern section of the Yadong-Gulu rift

亞東—谷露斷裂帶是一條SN 向活動性斷裂帶，從亞東縣開始向北一直延伸至谷露鎮(zhèn)以北，是西藏最具代表性的構(gòu)造帶之一。亞東—谷露斷裂帶在8 Ma 時開始運動［15］，是青藏高原最年輕的南北斷裂帶之一，斷裂帶寬度約為30～40 km，是一個不對稱的正斷層系統(tǒng)，其西側(cè)斷層系統(tǒng)比東側(cè)更高更陡［16］。亞東—谷露斷裂帶從北向南穿過拉薩地塊、雅魯藏布江縫合帶、特提斯喜馬拉雅和高喜馬拉雅。

亞東—谷露斷裂帶內(nèi)的地?zé)峄顒訌目臻g分布特征看主要與活動構(gòu)造帶有關(guān)，活動構(gòu)造現(xiàn)今表現(xiàn)的強度越大，地?zé)峄顒拥膹姸纫苍酱螅?7］。亞東—谷露斷裂帶至形成以來百萬年尺度的正斷層垂直滑動速率主要介于0.2～0.4 mm·a-1之間，最大不超過0.5 mm·a-1，通過斷層傾角換算該斷裂帶的伸展速率介于1～1.5 mm·a-1之間［18］。青藏高原上亞東—谷露斷裂等一系列SN 向斷裂帶、正斷層和地塹的發(fā)育，也證實了青藏高原正在經(jīng)歷SN 向縮短和EW 向伸展［16］。

深大斷裂和次級斷裂共同構(gòu)成了地?zé)嵯到y(tǒng)中的補給—徑流—排泄的通道。斷裂帶西側(cè)念青唐古拉山前斷裂為深部熱流體的主要補給通道。在深循環(huán)過程中提供大量能量和流體組分，形成高溫水熱環(huán)境。地?zé)崃黧w在自身溫度產(chǎn)生的密度差和水頭壓力作用下，沿斷裂及其破碎帶運移至地表。地?zé)崴雎对跇?gòu)造交匯部位。比如羊易地?zé)崽锏牡乇頍崴顒又饕霈F(xiàn)在，近SN 向伸展與NE 或EW向伸展斷層的交匯部位。羊八井地?zé)崽飪?nèi)發(fā)育兩組NE、NW 向高角度正斷層，對地?zé)崴判蛊鸬搅丝刂菩宰饔谩?/p>

2 水熱系統(tǒng)

普遍認(rèn)為近現(xiàn)代地殼淺部的巖漿侵入體是高溫地?zé)崽锏臒嵩础Ｏ柴R拉雅和青藏高原深地震反射剖面在尼木—羊八井—當(dāng)雄之間發(fā)現(xiàn)4 個低速體形成的地震反射亮點，深度介于15～20 km 之間，厚度約20 km，可能為含水的部分熔融層，屬于花崗質(zhì)的巖漿房［19］。地球物理探測中亮點的區(qū)域，與亞東—谷露斷裂帶上分布的高溫地?zé)崽镂恢?，在空間上完全對應(yīng)［20］。推測巖漿熱源是多個地?zé)崽锏責(zé)崃黧w形成的原因［4］。地?zé)崽锵路捷^淺的巖漿熱源的脫氣作用對上部的地?zé)嵯到y(tǒng)有重大影響［5］。

羊八井地?zé)崽锸莵問|—谷露斷裂帶中北段研究程度最高的地?zé)崽铩Ｑ虬司責(zé)崽锏难a給高程介于4 400～5 800 m 之間，主體在4 860 m附近，補給物質(zhì)為現(xiàn)代大氣降水和冰雪融水［21］。羊八井的深部地?zé)崃黧w是滲透至深部的大氣降水和冰雪融水吸收了巖漿房釋放的熱量，而淺部地?zé)崃黧w是深部地?zé)崃黧w與當(dāng)?shù)氐蜏氐叵滤旌闲纬傻?。巖漿脫氣作用在一些地?zé)崃黧w成分中做出了重要貢獻。

地?zé)崴c淺層冷地下水的水化學(xué)特征一般存在較大差異。羊八井地?zé)崽锏乇硭?、冷地下水和熱地下水水化學(xué)特征明顯不同，亞東—谷露斷裂帶內(nèi)的多個地?zé)崽镆彩侨绱?。文獻［4］在對羊八井地?zé)崃黧w研究過程中，提出兩端元（冷地下水和深層地?zé)崃黧w）的二元混合模型。深層地?zé)崃黧w流入地?zé)崽飪?，在儲層?nèi)與淺層冷地下水混合，在此形成了溫度低得多的地?zé)崃黧w。羊八井地?zé)崽餃\層熱儲中地?zé)崃黧w相比深層熱儲中地?zé)崃黧w混入的深層地?zé)崃黧w的比例更小。

3 樣品采集與測試

對亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崴M行了系統(tǒng)性采樣，測量了碳硫硼同位素。對續(xù)邁、羊易、羊八井、那曲和邱桑地?zé)崽镏械責(zé)崴M行了碳同位素測量，對谷露和續(xù)邁地?zé)崽镏械責(zé)崴M行了硫同位素測量，對谷露地?zé)崽镏械責(zé)崴M行了硼同位素測量。

每個樣品采集前用去離子水對采樣瓶沖洗3 次。所有樣品采集前均通過0.45 μm 濾膜進行過濾，然后每個樣品儲存在一個500 mL 的聚乙烯瓶中。采樣后進行封口密封，避光保存，盡快送往實驗室進行測試。溫度、電導(dǎo)率均在野外現(xiàn)場測定。水樣碳、硫和硼及其同位素值在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心測試。

4 碳硫硼及其同位素特征分析

4.1 碳及其同位素特征分析

地?zé)崴刑嫉膬Υ嫘问绞荂O2、CO、HC、C-和CH4等。地?zé)嵯到y(tǒng)中的碳的來源包括：大氣降水、巖漿脫氣作用、碳酸鹽巖和圍巖中有機質(zhì)發(fā)生脫碳反應(yīng)。在地?zé)釟怏w的不可凝結(jié)成分，幾乎全部為CO2。羊易地?zé)嵴羝蠧O2的體積百分比高達89 %，其他氣體的體積百分?jǐn)?shù)為H2S（0.07 %）、N2（9.11 %）、H2（0.05 %）、CH4（0.46 %）、Ar（0.15 %）和He（0.042 %）［22］。羊八井地?zé)崽锏摩腃CO2值介于-11.3 ‰～-7.7 ‰之間，該數(shù)值在淺層地?zé)崃黧w和深層地?zé)崃黧w沒有顯著差異，推斷羊八井地?zé)嵯到y(tǒng)兩個儲層的CO2具有相同的起源，在念青唐古拉山核雜巖變質(zhì)作用中形成［23］。

研究區(qū)內(nèi)溫泉水，δ13C 分布在-8.6 ‰～1.5 ‰之間，平均值為-2.89 ‰。海相碳酸鹽的δ13C 值介于-2 ‰～-10 ‰之間，陸相碳酸鹽的δ13C 值為0，大氣CO2的δ13C 值通常為-7 ‰，土壤中CO2的δ13C 值為-25 ‰左右［24］。

由圖2 可見，亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崴笑?3C 與HC+C含量，具有較好的正相關(guān)關(guān)系，可以推斷出碳酸鹽中的碳的來源主要是碳酸鹽的溶解，與區(qū)域上分布的碳酸鹽地層有關(guān)。羊易地?zé)崽锖脱虬司責(zé)崽锏摩?3C 值分別為-4.5 ‰和-6.2 ‰，其碳來源于局部熔融巖漿釋放的CO2并混合了大氣降水。寧中溫泉源于海相碳酸鹽和大氣降水。地?zé)崃黧w上升過程中混入冷地下水的比例不同，對地?zé)崴?3C 值有較大影響，續(xù)邁地?zé)崽镏械責(zé)崴烊肜涞叵滤谋壤摺?/p>

表1 亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崴刑妓猁}和碳同位素特征Table 1 Carbonate and carbon isotope characteristics of geothermal water in the middle and northern section of Yadong-Gulu rift

圖2 亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崴?3C 與碳酸鹽關(guān)系圖Fig. 2 δ13C and carbonate relationship diagram of geothermal water in the the middle and morthern section of Yadong Gulu rift

4.2 硫及其同位素特征分析

δ34S 廣泛應(yīng)用于水熱系統(tǒng)中硫來源的示蹤。深部硫進入地?zé)嵯到y(tǒng)后，只能通過地?zé)崛?、蒸汽等進行少量排放。在含有CO2的地?zé)嵯到y(tǒng)中的硫，只有5 %能到達可開采區(qū)域，其余均在更深更熱的位置固定為硫化物［25］。δ34S 在地?zé)崴兄饕許的形式存在。

由于嗜熱菌的影響，羊八井地?zé)崽锷畈亢蜏\部地?zé)崃黧w中H2S 和S的硫同位素平衡，羊八井地?zé)崽颶K4001 井深部儲層地?zé)崃黧wH2S 和S的δ34S 值分別為1.5 ‰ 和18.9 ‰。西藏自然硫的δ34S 值表征，地?zé)崽镏辛虻闹饕獊碓词菬崴到y(tǒng)對于沉積地層的淋浴作用［26］。

在不同熱儲環(huán)境中，地?zé)崃黧w中的含硫組分會與熱儲環(huán)境中的硫發(fā)生硫同位素交換反應(yīng)，尤其是在封閉較好的儲層環(huán)境中，硫同位素表現(xiàn)出較好的還原性和分餾性，導(dǎo)致硫同位素聚集。因此地?zé)崃黧w中硫同位素的含量可以揭示熱儲環(huán)境的封閉程度。在不同的熱儲溫度下硫同位素會分餾形成各種特定特征，研究將硫同位素溫度計應(yīng)用于地?zé)嵯到y(tǒng)具有較大意義。隨著熱儲溫度的升高δ34S 均有增高的趨勢。

硫的來源不同，使得賦存的δ34S 同位素值不同。一般來講，現(xiàn)代海水中δ34S 同位素值大約為20 ‰，淡水中δ34S 同位素值變化于-20 ‰～-30 ‰之間。大氣硫酸鹽中δ34S 同位素值變化于-2 ‰～-15 ‰之間，火山硫酸鹽巖中δ34S 同位素值變化于5 ‰～15 ‰之間，蒸發(fā)硫酸鹽中δ34S 同位素值變化于10 ‰～20 ‰之間，變質(zhì)硫酸鹽巖中δ34S 同位素值變化于-20 ‰～20 ‰之間等［24］。

谷露和續(xù)邁地?zé)崽镏械責(zé)崴?4S 測試結(jié)果中可以看出，每個地?zé)崽锏牡責(zé)崴摩?4S 具有較大的分散性，指示了硫的來源非單一類型。谷露地?zé)崽锖屠m(xù)邁地?zé)崽锏責(zé)崴?4S 分別介于9.4 ‰～19.1 ‰、1.2 ‰～8.5 ‰之間。谷露地?zé)崽锖屠m(xù)邁地?zé)崽锏責(zé)崴?4S 均在大氣碳酸鹽和蒸發(fā)碳酸鹽的δ34S 范圍內(nèi)，是大氣降水在儲層中硫酸鹽礦物溶解造成的。續(xù)邁地?zé)崽镏械責(zé)崴柯淙氪髿馓妓猁}的范圍，顯示出更多的大氣降水的特征，推測為地?zé)崴诮乇頃r更多的地下水混入導(dǎo)致。該斷裂帶深部地?zé)崃黧w中硫酸鹽的主要來源為對沉積地層的淋濾作用。

4.3 硼及其同位素特征分析

硼同位素地球化學(xué)研究廣泛應(yīng)用于構(gòu)造演化過程、成礦作用和礦床成因、古沉積環(huán)境反演、流體-巖石相互作用、地下水污染過程及污染源示蹤等多個研究領(lǐng)域。B 是易溶元素，在地?zé)嵯到y(tǒng)中與Cl、Br 等元素相似，往往作為保守元素，用來示蹤地?zé)崴畞碓春蜔醿?nèi)各水體的混合過程。

硼的穩(wěn)定同位素有兩種：10B 和11B。在水-巖相互作用過程中，硼可以從不同的巖石類型中被析出，但地殼中B 的平均含量僅為10-5，對于巖漿熱源的地?zé)嵯到y(tǒng)，地?zé)崃黧w中極高的B 濃度更可能來自巖漿的脫氣作用［2，27-28］。富含電氣石的花崗巖的溶解是控制羊八井地?zé)崽锖脱蛞椎責(zé)崽餆崴饾舛群挺?1B 的主要因素，但其他次要因素如CO2脫氣、pH 值升高和碳酸鹽礦物沉淀，也會影響硼元素的分餾［29］。

表2 谷露和續(xù)邁地?zé)崴蛲凰胤治鼋Y(jié)果Table 2 Results of sulfur isotope analysis of geothermal water in Gulu and Xumai

表3 谷露地?zé)崽锱鹜凰胤治鼋Y(jié)果Table 3 Analysis results of boron isotopes in Gulu geothermal field

谷露地?zé)崽锏腂 值介于25.00～35.60 mg·L-1之間，Cl/B 比值介于6.50～7.13 之間，δ11B 數(shù)值介于-9.40 ‰～-5.50 ‰之間。羊八井地?zé)崴摩?1B 值介于-12.3 ‰～-11.4 ‰之間，羊易地?zé)崴摩?1B 值介于-9.7 ‰～-5.0 ‰之間，羊易與羊八井地?zé)崴摩?1B 無顯著差異［2］，那曲鎮(zhèn)溫泉Cl/B 比值為6.2。谷露地?zé)崽锏呐鸷亢团鹜凰刂迪鄬校瑸闇\層富B 的熱水，主要來源于高溫作用下巖漿圍巖的溶濾作用，為非海相成因。

δ11B 值和B/Cl 比值的組合為圈定地下水硼的來源提供了較大的價值（圖5）。地?zé)崃黧w在遷移過程中氯化物不會發(fā)生沉淀，CI-含量也不受水-巖相互作用影響［30］。同一地?zé)崽锏責(zé)崃黧w的B/Cl 數(shù)值相近，沿亞東—谷露斷裂帶由北向南B/Cl 數(shù)值逐漸增大。

圖5 亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崴?1B 值和B 含量關(guān)系圖Fig. 5 Relationship between δ11B value and B content of geothermal water in the middle and northern section of Yadong-Gulu rift

圖6 亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崴?1B-Cl/B 比值關(guān)系圖Fig. 6 Relation diagram of δ11B-Cl/B ratio of geothermal water in the middle and northern section of Yadong-Gulu rift

圖5 中藍色和粉紅色兩個矩形塊顯示了地?zé)崴瓸 元素來源的兩個端元，藍色矩形塊為重B 物源，δ11B 值介于-5.5 ‰～20 ‰之間，B 含量介于3.72×10-6～24.0×10-6之間，代表了海相碳酸鹽巖物源；粉紅色矩形塊為輕B 物源，δ11B值介于-16.3 ‰～-10.3 ‰之間，B 含量介于378×10-6～688×10-6之間，代表了富B 巖漿巖物源。大部分地?zé)崴畞碜源髿饨邓?，西藏南部大氣降水?1B 值變化范圍至少介于-6.0 ‰～6.8 ‰之間，B 含量介于0.1×10-9～3.0×10-9之間，那么大氣降水有可能是西藏地?zé)崃黧w的重B 物源之一［31］。由于大氣降水和冰雪融水中B含量極少，所以對于B 含量主要起到稀釋作用，幾乎不改變δ11B 值。

西藏地區(qū)的地?zé)崃黧w中硼的主要來源是高硼含量的地殼巖石在高溫下的浸出作用［32］。滲入地下的大氣降水，在滲流過程中，流經(jīng)海相碳酸鹽地層時，通過水-巖石相互作用，在20 ℃左右的較低溫度下，就可以將巖石中大量的硼淋濾出來。在較高溫度下地?zé)崴畯膰鷰r中淋濾大量的B，圍巖的 B 同位素組成對δ11B值起著主要控制作用，而氣—液相分離和次生礦物沉淀等其他因素產(chǎn)生的分餾作用對地?zé)崴?B 同位素的影響微乎其微。

如果地?zé)崃黧w具有較低的δ11B 值和較高的B/Cl 比值，則表明該地?zé)崃黧w的B 來源主要為與圍巖的水-巖相關(guān)作用［33］，亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崃黧w正符合該規(guī)律。按照δ11B—Cl/B 關(guān)系圖，亞東—谷露斷裂帶內(nèi)地?zé)崃黧wδ11B 和Cl/B 比值，基本落在陸相成因及其附近。

4.4 總 結(jié)

將該水熱系統(tǒng)碳硫硼同位素與氫氧同位素進行綜合對比。研究區(qū)地?zé)崴?8O 分布介于-20.9 ‰ ～-14.1 ‰ 之間，平均值為-17.15 ‰，δD 分布介于-160.5 ‰～-113.6 ‰之間，平均值為-138.4 ‰［34］，δD 和δ18O 值分布在大氣降水線δD=8δ18O+10 附近［35］，說明地?zé)崴钠鹪粗饕獮榇髿饨邓r漿熱液等流體與大氣降水混合比例的不同和水-巖作用強度的差異，造成了研究區(qū)各地?zé)崽镏g同位素特征的差異。

對亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)嵯到y(tǒng)建立概念化模型。念青唐古拉山的大氣降水和冰雪融水沿斷裂系統(tǒng)內(nèi)SN 向斷裂滲入地下深部，地殼的部分熔融為其提供能量，在數(shù)公里深度的深循環(huán)過程中巖漿流體加入。冷地下水在吸收了大量的巖漿能量后形成了地?zé)崴诶渌蜔崴芏鹊娘@著差異作用下上升到地表。地?zé)崴谏仙^程中經(jīng)歷絕熱脫氣、傳導(dǎo)冷卻和與冷地下水混合等溫度降低的過程。

5 結(jié) 論

1）亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)嵯到y(tǒng)中C的主要來源是碳酸鹽的溶解，地?zé)崴仙^程中混入冷地下水，對地?zé)崴?3C 產(chǎn)生較大影響。亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崃黧w中硫的主要來源為地?zé)崃黧w對沉積地層的淋濾作用，在一些地?zé)崽镏械責(zé)崃黧w接近地表時有一定量的冷地下水混入，使得δ34S 接近大氣碳酸鹽δ34S。亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)嵯到y(tǒng)中B的主要來源，主要為水-巖相互作用。同一地?zé)崽锏責(zé)崴腂/Cl 比值較為接近，沿亞東—谷露斷裂帶向北地?zé)崴脑摂?shù)值逐漸增大。

2）亞東—谷露斷裂帶中盆緣深大斷裂帶作為地?zé)嵯到y(tǒng)中流體運移主要通道和地?zé)崃黧w儲存的主要空間，是該地?zé)嵯到y(tǒng)水-巖石相互作用主要場所。

3）亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)嵯到y(tǒng)地?zé)崴膩碓捶譃閮刹糠郑孩僭谏顚友h(huán)中水-巖相互作用改變一定水化學(xué)特性的大氣降水；②地殼深部火成巖侵入過程中形成的巖漿熱液，該部分在地?zé)崃黧w中只占極小比例。亞東—谷露斷裂帶中北段地?zé)崃黧w中Li、Rb 和Cs等元素富集，更可能是徑流過程的水-巖相互作用中加入地?zé)崃黧w。