廖 昕 蔣 翰 徐正宣 肖 勇 宋 章 歐陽吉 張?jiān)戚x 巫錫勇
(①西南交通大學(xué)地球科學(xué)與環(huán)境工程學(xué)院,成都611756,中國)
(②中鐵二院工程集團(tuán)有限責(zé)任公司,成都610031,中國)
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(jīng)濟(jì)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?zé)釒俏覈酥潦澜缰匾牡責(zé)豳Y源分布區(qū),然而受控于青藏高原復(fù)雜的地質(zhì)、構(gòu)造等條件控制,其地下熱水成因機(jī)制復(fù)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?zé)豳Y源分布、熱源、熱儲(chǔ)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(dòng)構(gòu)造等影響,地下熱水分布廣泛且類型復(fù)雜多樣,但由于惡劣自然條件限制,目前鮮有相關(guān)地?zé)嵫芯砍晒麍?bào)道。
本文以西藏自治區(qū)東部昌都市貢覺縣阿旺鄉(xiāng)境內(nèi)的地下熱水為研究對(duì)象,通過野外現(xiàn)場(chǎng)調(diào)查測(cè)試、水化學(xué)同位素分析,結(jié)合區(qū)域地?zé)岬刭|(zhì)與水文地質(zhì)條件,對(duì)地下熱水特征、補(bǔ)給來源、成因模式及冷水混合作用等進(jìn)行初探,以期提升藏東地區(qū)地下熱水成因認(rèn)識(shí)。
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(nèi)(圖1)。區(qū)內(nèi)山脈、河流多呈北西—南東方向展布,地貌總體屬于構(gòu)造剝蝕溶蝕中—高山地貌。區(qū)內(nèi)位于青藏高原溫帶半濕潤帶,屬于大陸性高原季風(fēng)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(nèi)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(nèi)出露地層由老到新依此為石炭系驁曲組(C2a)的微晶—細(xì)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(zhì)粉砂巖夾中礫巖,然木組一段的中厚層鈣質(zhì)粉砂巖、底部礫巖,然木組二段紅色砂巖段,第四系現(xiàn)代河漫灘堆積砂、礫石、卵石。區(qū)內(nèi)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(dá)斷層、覺隆—拉妥斷層。3條斷層相背傾斜,形成對(duì)沖斷裂組合,使得石炭系地層因逆沖錯(cuò)動(dòng)出露地表(圖1)。其中尼那貢巴—拉妥斷層在石炭系地層內(nèi)部延伸,并切割了新近紀(jì)及石炭紀(jì)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(nèi)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(xiàn)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(xì)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(qiáng);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(qiáng),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(qiáng)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?zé)釒?,區(qū)內(nèi)水熱活動(dòng)強(qiáng)烈。據(jù)全國大地?zé)崃髦捣植紙D,該地區(qū)大地?zé)崃髦到橛?0~75imW·m-2之間(汪集旸等,1993)。受構(gòu)造體系控制,區(qū)內(nèi)地下熱水沿?cái)鄬悠扑閹ё孕陆地曈X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(zhì)圖Fig.1 Regional location overview and hydrogeological map
圖2 研究區(qū)A-A′水文地質(zhì)剖面圖Fig.2 The hydrogeological cross section along A-A′in the study area
2018年11月和2019年4月先后兩次對(duì)研究區(qū)地下熱水、冷泉水和河水進(jìn)行野外調(diào)查、現(xiàn)場(chǎng)測(cè)試和取樣。共包括7個(gè)樣品點(diǎn),其中地下熱水樣點(diǎn)2組(S1、S2),冷水樣點(diǎn)5組(S3、S4、S5、S6、S7),采樣點(diǎn)位置見圖1所示。同時(shí)收集了中鐵二院勘查中S1、S2點(diǎn)地下熱水采樣分析數(shù)據(jù)(樣品編號(hào)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(biāo)水體充分洗滌3次,采樣流程嚴(yán)格遵循《地?zé)豳Y源地質(zhì)勘察規(guī)范》。
所有樣品現(xiàn)場(chǎng)采用HANNA產(chǎn)HI98130型便攜式水質(zhì)分析儀測(cè)定水溫(T)、pH、EC等指標(biāo)。水化學(xué)指標(biāo)(TDS、K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、、、、F、B、Li、SiO2)由四川核工業(yè)二八○研究所測(cè)定。其中陰離子化學(xué)組分使用722分光光度計(jì)測(cè)定,陽離子化學(xué)成分使用iCAP Qc型ICP-MS質(zhì)譜儀測(cè)定,陰陽離子平衡校驗(yàn)結(jié)果精度小于±5%(表1)。δD、δ18O同位素測(cè)定由中國科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所完成,測(cè)試儀器為液態(tài)水同位素分析儀,測(cè)試結(jié)果采用V-SMOW標(biāo)準(zhǔn)給出,δD和 δ18O的測(cè)試精度分別為±1.0‰和±0.1‰。
表1 研究區(qū)水樣測(cè)試分析結(jié)果Table 1 Hydrochemical analysis results of water sampling in the study area
各水樣測(cè)試分析結(jié)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(nèi)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(nèi)地下熱水的陰離子均以HCO-3占主導(dǎo)地位,其次為,Cl-離子含量較小;陽離子均以Na+占主導(dǎo)地位,其次為Ca2+、Mg2+,K+含量最小。地下熱水化學(xué)類型主要為HCO3-Na型,與研究區(qū)所處的羌塘—橫斷山地?zé)釒渌叵聼崴瘜W(xué)類型一致(廖志杰等,1999)。區(qū)內(nèi)地表冷水化學(xué)類型為HCO3-Ca型,地下熱水與地表冷水的水化學(xué)類型呈現(xiàn)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(nèi)地下熱水在徑流路徑中主要發(fā)生以下兩個(gè)階段的水文地球化學(xué)作用過程:
階段Ⅰ:攜帶CO2的地表冷水自補(bǔ)給區(qū)進(jìn)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(huì)降低地下水對(duì)新近系地層中鈣長石和鉀長石的溶蝕能力,但仍會(huì)增強(qiáng)對(duì)鈉長石的溶濾能力(反應(yīng)式(3))(霍冬雪,2019);此外地下熱水中較為豐富的Ca2+、Mg2+還會(huì)與周圍介質(zhì)發(fā)生陽離子交替反應(yīng),置換介質(zhì)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(shí),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(qiáng)烈,圍巖介質(zhì)中的F、B、Li、SiO2等微量組分大量溶解進(jìn)入地下熱水中,導(dǎo)致其含量顯著高于地表冷水(表1)。
氫氧穩(wěn)定同位素是識(shí)別地下熱水的補(bǔ)給來源及其補(bǔ)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(xiàn)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(shí)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(jìn)行對(duì)比。由圖4可見,區(qū)內(nèi)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(bǔ)給。
圖4 水體氫氧穩(wěn)定同位素組成(區(qū)域數(shù)據(jù)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(yīng)計(jì)算各水體的補(bǔ)給高程,可以進(jìn)一步圈定補(bǔ)給區(qū)范圍(王禮恒等,2019)?;跉溲醴€(wěn)定同位素高程效應(yīng)推導(dǎo)補(bǔ)給高程的計(jì)算公式如下:
式中:H為補(bǔ)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(xiàn)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(jì)算補(bǔ)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(jì)算結(jié)果可知,基于δD值估算地下熱水補(bǔ)給高程總體一致,補(bǔ)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(bǔ)給區(qū)為出露點(diǎn)西北部石炭系驁曲組灰?guī)r山區(qū)。
表2 地下熱水補(bǔ)給高程Table 2 Estimated altitude of the recharge area of thermal spring
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(huì)改變地下熱水的溫度和水化學(xué)成分組成,使水體達(dá)到了水-巖再平衡狀態(tài)。在估算熱儲(chǔ)溫度之前,需要先判定水體的水-巖平衡狀態(tài),進(jìn)而選取合適的熱儲(chǔ)溫標(biāo)。
3.3.1 水-巖平衡狀態(tài)判別
礦物飽和度指數(shù)是判別水體中各礦物溶解-沉淀能力的重要指標(biāo)(羅璐等,2020)。本文引入PHREEQC水化學(xué)模擬軟件對(duì)熱水中礦物飽和狀態(tài)進(jìn)行模擬。根據(jù)區(qū)內(nèi)地層巖性分布情況,重點(diǎn)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(shù),結(jié)果見表3所示。
由模擬結(jié)果可知,研究區(qū)地下熱水出露點(diǎn)熱水大多數(shù)礦物均未達(dá)到飽和。其中,硬石膏、溫石棉、海泡石、巖鹽、滑石等礦物飽和對(duì)指數(shù)均較偏負(fù),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(shù)趨近于0,即接近飽和,其溶解潛力相對(duì)較小,前兩者礦物中的Ca2+溶解進(jìn)入水相較為困難。以上礦物飽和度情況進(jìn)一步證實(shí)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(xué)作用過程。由表3可知,出露點(diǎn)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(chǔ)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(shù)及CO2分壓Table 3 Main mineral saturation index and CO2 partial pressure value of the underground thermal water
為了進(jìn)一步判別熱水系統(tǒng)的水-巖平衡狀態(tài)及陽離子溫標(biāo)對(duì)熱儲(chǔ)溫度計(jì)算的適用性(張?jiān)戚x,2018),綜合Na-K溫標(biāo)和K-Mg地?zé)釡貥?biāo)建立熱水Na-K-Mg三角圖。由圖5可知,區(qū)內(nèi)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(dá)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(jié)果(李曉等,2018),因此不適于采用陽離子地?zé)釡貥?biāo)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度,故采用SiO2作為熱儲(chǔ)溫標(biāo)(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(jì)算
為了消除冷熱水混合對(duì)熱儲(chǔ)溫度估算的影響,引入硅焓方程法對(duì)淺層冷水混入比例進(jìn)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(jì)算冷熱水混合比例與地下熱儲(chǔ)溫度,計(jì)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(chǔ)溫度(圖6)。
由圖6可知,出露點(diǎn)S01地下熱水初始熱儲(chǔ)溫度為177.9i℃,冷水混合比例為70.3%;出露點(diǎn)S02地下熱水初始熱儲(chǔ)溫度為170.7i℃,其冷水混合比例為59.6%。硅焓法計(jì)算表明,兩出露點(diǎn)熱水初始熱儲(chǔ)溫度(170.7~177.9i℃)一致,綜合含水層空間分布關(guān)系,可知兩者來自于同一地?zé)嵯到y(tǒng)。與此同時(shí),兩出露點(diǎn)地下熱水均受到了較大比例(59.6%~70.3%)的冷水混入。
地?zé)嵯到y(tǒng)通常采用地球化學(xué)溫標(biāo)估算熱儲(chǔ)溫度。地球化學(xué)溫標(biāo)應(yīng)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(yīng)化學(xué)溫標(biāo)組分未出現(xiàn)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?jiān)戚x,2018)。
圖6 熱水溫度與冷水混入比關(guān)系圖Fig.6 Relation between water temperature and mixing ratio of cold water
表4 熱儲(chǔ)溫度估算結(jié)果Table 4 Estimated temperature of the geothermal reservoir of hot spring
由上文分析可知,區(qū)內(nèi)地下熱水存在大量冷水混入,礦物出現(xiàn)了再平衡。為了準(zhǔn)確揭示地?zé)嵯到y(tǒng)熱儲(chǔ)溫度,本文基于前述冷水混入比例對(duì)未混合前的熱水地球化學(xué)組分含量進(jìn)行反算,然后再采用4種常用的SiO2溫標(biāo)方法和鈉鉀溫標(biāo)方法對(duì)熱儲(chǔ)溫度進(jìn)行估算,綜合對(duì)比熱儲(chǔ)溫度估算結(jié)果,分析選取最佳熱儲(chǔ)溫度區(qū)間。
由表4可知,未消除冷水混入影響時(shí),石英溫標(biāo)(無蒸汽損失與最大蒸汽損失)計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度介于110.3~119.5i℃之間;石髓溫標(biāo)計(jì)算結(jié)果為81.5~90.8i℃之間,較石英溫標(biāo)結(jié)果低;而校準(zhǔn)硅溫標(biāo)法計(jì)算結(jié)果為111.1~119.5i℃,與石英溫標(biāo)相近。因此,區(qū)內(nèi)地?zé)嵯到y(tǒng)淺部熱儲(chǔ)溫度(即表觀熱儲(chǔ)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(biāo)、校準(zhǔn)硅溫標(biāo)和Na-K溫標(biāo)計(jì)算結(jié)果接近,熱儲(chǔ)溫度區(qū)間為171.8~198.6i℃,其結(jié)果與前述3.3節(jié)中硅焓法結(jié)果(170.7~177.9i℃)基本一致,證實(shí)了其準(zhǔn)確性。綜合各計(jì)算結(jié)果,將地?zé)嵯到y(tǒng)熱儲(chǔ)溫度選定為170~200℃。
研究區(qū)地下熱水系統(tǒng)為斷裂帶控制的中低溫對(duì)流型地?zé)嵯到y(tǒng),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(jù)研究區(qū)鉆孔測(cè)溫結(jié)果地溫梯度為3.6i℃/100 m;TZ為地下熱儲(chǔ)溫度(℃);T0為補(bǔ)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(chǔ)溫度為170~200℃,因此分別取170℃和200℃作為深部熱儲(chǔ)溫度上下限計(jì)算地下熱水循環(huán)深度?;谑剑?),估算出研究區(qū)地下熱水循環(huán)深度約為4500~5300 m。
根據(jù)研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、水文地球化學(xué)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(wǎng)絡(luò)形成的地?zé)嵯到y(tǒng)。斷裂體系整體軸向?yàn)楸北蔽髯呦颍責(zé)嵯到y(tǒng)自出露點(diǎn)西北部石炭系驁曲組灰?guī)r山區(qū)接受大氣降水補(bǔ)給,沿?cái)嗔严驏|南方向徑流,在重力驅(qū)動(dòng)下沿?cái)鄬悠扑閹蛏畈繌搅?,循環(huán)深度達(dá)到4500~5300 m,深部熱儲(chǔ)層溫度在170~200℃之間。地下水在循環(huán)過程中由補(bǔ)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(shí),受到大量地表冷水混入,冷水混入比高達(dá)60%~70%,使得出露熱水溫度降至57~73i℃。
(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(xué)類型為HCO3-Na型。
(2)阿旺地區(qū)地?zé)釣閰^(qū)域斷裂成因型地下熱水系統(tǒng)。熱水起源于出露點(diǎn)西北部石炭系灰?guī)r山區(qū),補(bǔ)給高程介于4600~4800 m之間,經(jīng)尼那貢巴—拉妥斷裂與周緣斷裂網(wǎng)絡(luò)向東南徑流,在深循環(huán)過程中受熱儲(chǔ)層加熱,循環(huán)深度約4500~5300 m,熱儲(chǔ)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(dá)60%~70%,使得熱水出露溫度降至57~73℃。