亞東—谷露斷裂帶中北段地熱流體碳硫硼同位素特征

張健，郝偉林，巴桑元旦，張松

1 核工業北京地質研究院 中核集團地熱勘查技術研究中心，北京 100029

2 西藏自治區土地礦權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拉雅地熱帶中重要的地熱活動區之一，吸引了人們對于該區域的地質構造和地熱系統的關注。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熱系統巖漿熱源的存在。

在地熱水研究過程中通常利用特定元素及其同位素的含量，進行源區示蹤研究和分析地熱水的混合過程。碳、硫和硼及其同位素被廣泛用于追蹤地熱水的來源和描述地熱水的水文地球化學過程。任何一個地熱田的中高溫熱儲基本都是在同一地熱系統內，羊八井地熱田和羊易地熱田的兩個儲層正是這樣［1］。深部的巖漿熱源導致了上地殼的地下水對流［2］。深層地熱流體上升過程通常溫度降低，主要是由于經歷熱傳導、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在地表。分析高溫熱液系統和地表冷水特征，可確定深層母水的特征。深層母水與淺層冷水的混合程度、混合規律，對深層地熱資源的評估具有一定的指導意義［4-5］。根據亞東—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、當雄—羊八井地塹系和格達地塹構成，中段由尼木地塹構成，南段由熱龍地塹、涅如地塹和帕里地塹構成［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的快速發展，同位素被廣泛應用于地熱系統的物源區分析、地熱流體年齡測定等。穩定同位素分析是示蹤地熱流體來源和水-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生變化。萬漢平［7］對于亞東—谷露斷裂帶中北段地熱系統中典型地熱田進行了氫-氧同位素特征分析，胡志華、張松和吳儒杰等［8-10］研究了該系統典型地熱田溫度場特征、蝕變特征、氡異常特征。谷露和續邁雖然前人做了大量工作，但對地熱流體來源、水熱系統循環過程還缺乏深刻的認識。通過碳硫硼穩定同位素特征對于亞東—谷露斷裂帶中北段地熱系統進行的水熱系統研究還很匱乏。通過采集液體樣品中碳硫硼穩定同位素分析，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熱流體中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熱流體，需要大量研究工作對該地熱系統徑流過程進行厘定。同位素特征作為物質來源的重要證據，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熱系統補給—徑流—排泄條件的認識進行了進一步深化?，F有研究對地熱水與鹽湖水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 地質背景

亞東—谷露斷裂帶中北段是西藏地熱資源最為豐富的地區之一，發育強烈的現代熱水活動。亞東—谷露斷裂帶中北段上分布有多個地熱顯示區續邁、羊易、羊八井、拉多崗、寧中、谷露、那曲和玉寨等（圖1），有代表性的地熱田有羊八井、谷露和羊易。羊八井儲層最高溫度329 ℃，谷露深層熱儲溫度介于215～228 ℃之間［11］，羊易地熱田儲層最高溫度達到207.2 ℃［12］。地熱顯示區多出現在斷裂帶盆地西側山前。

圖1 亞東—谷露斷裂帶中北段區域地質圖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以北，是西藏最具代表性的構造帶之一。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，其西側斷層系統比東側更高更陡［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—谷露斷裂帶內的地熱活動從空間分布特征看主要與活動構造帶有關，活動構造現今表現的強度越大，地熱活動的強度也越大［17］。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、正斷層和地塹的發育，也證實了青藏高原正在經歷SN 向縮短和EW 向伸展［16］。

深大斷裂和次級斷裂共同構成了地熱系統中的補給—徑流—排泄的通道。斷裂帶西側念青唐古拉山前斷裂為深部熱流體的主要補給通道。在深循環過程中提供大量能量和流體組分，形成高溫水熱環境。地熱流體在自身溫度產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。地熱水往往出露在構造交匯部位。比如羊易地熱田的地表熱水活動主要出現在，近SN 向伸展與NE 或EW向伸展斷層的交匯部位。羊八井地熱田內發育兩組NE、NW 向高角度正斷層，對地熱水排泄起到了控制性作用。

2 水熱系統

普遍認為近現代地殼淺部的巖漿侵入體是高溫地熱田的熱源。喜馬拉雅和青藏高原深地震反射剖面在尼木—羊八井—當雄之間發現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，屬于花崗質的巖漿房［19］。地球物理探測中亮點的區域，與亞東—谷露斷裂帶上分布的高溫地熱田位置，在空間上完全對應［20］。推測巖漿熱源是多個地熱田地熱流體形成的原因［4］。地熱田下方較淺的巖漿熱源的脫氣作用對上部的地熱系統有重大影響［5］。

羊八井地熱田是亞東—谷露斷裂帶中北段研究程度最高的地熱田。羊八井地熱田的補給高程介于4 400～5 800 m 之間，主體在4 860 m附近，補給物質為現代大氣降水和冰雪融水［21］。羊八井的深部地熱流體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，而淺部地熱流體是深部地熱流體與當地低溫地下水混合形成的。巖漿脫氣作用在一些地熱流體成分中做出了重要貢獻。

地熱水與淺層冷地下水的水化學特征一般存在較大差異。羊八井地熱田地表水、冷地下水和熱地下水水化學特征明顯不同，亞東—谷露斷裂帶內的多個地熱田也是如此。文獻［4］在對羊八井地熱流體研究過程中，提出兩端元（冷地下水和深層地熱流體）的二元混合模型。深層地熱流體流入地熱田儲層，在儲層內與淺層冷地下水混合，在此形成了溫度低得多的地熱流體。羊八井地熱田淺層熱儲中地熱流體相比深層熱儲中地熱流體混入的深層地熱流體的比例更小。

3 樣品采集與測試

對亞東—谷露斷裂帶中北段地熱水進行了系統性采樣，測量了碳硫硼同位素。對續邁、羊易、羊八井、那曲和邱桑地熱田中地熱水進行了碳同位素測量，對谷露和續邁地熱田中地熱水進行了硫同位素測量，對谷露地熱田中地熱水進行了硼同位素測量。

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、電導率均在野外現場測定。水樣碳、硫和硼及其同位素值在核工業北京地質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

地熱水中碳的儲存形式是CO2、CO、HC、C-和CH4等。地熱系統中的碳的來源包括：大氣降水、巖漿脫氣作用、碳酸鹽巖和圍巖中有機質發生脫碳反應。在地熱氣體的不可凝結成分，幾乎全部為CO2。羊易地熱蒸汽中CO2的體積百分比高達89 %，其他氣體的體積百分數為H2S（0.07 %）、N2（9.11 %）、H2（0.05 %）、CH4（0.46 %）、Ar（0.15 %）和He（0.042 %）［22］。羊八井地熱田的δCCO2值介于-11.3 ‰～-7.7 ‰之間，該數值在淺層地熱流體和深層地熱流體沒有顯著差異，推斷羊八井地熱系統兩個儲層的CO2具有相同的起源，在念青唐古拉山核雜巖變質作用中形成［23］。

研究區內溫泉水，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熱水中δ13C 與HC+C含量，具有較好的正相關關系，可以推斷出碳酸鹽中的碳的來源主要是碳酸鹽的溶解，與區域上分布的碳酸鹽地層有關。羊易地熱田和羊八井地熱田的δ13C 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。地熱流體上升過程中混入冷地下水的比例不同，對地熱水δ13C 值有較大影響，續邁地熱田中地熱水混入冷地下水的比例更高。

表1 亞東—谷露斷裂帶中北段地熱水中碳酸鹽和碳同位素特征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熱水δ13C 與碳酸鹽關系圖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 廣泛應用于水熱系統中硫來源的示蹤。深部硫進入地熱系統后，只能通過地熱泉、蒸汽等進行少量排放。在含有CO2的地熱系統中的硫，只有5 %能到達可開采區域，其余均在更深更熱的位置固定為硫化物［25］。δ34S 在地熱水中主要以S的形式存在。

由于嗜熱菌的影響，羊八井地熱田深部和淺部地熱流體中H2S 和S的硫同位素平衡，羊八井地熱田ZK4001 井深部儲層地熱流體H2S 和S的δ34S 值分別為1.5 ‰ 和18.9 ‰。西藏自然硫的δ34S 值表征，地熱田中硫的主要來源是熱水系統對于沉積地層的淋浴作用［26］。

在不同熱儲環境中，地熱流體中的含硫組分會與熱儲環境中的硫發生硫同位素交換反應，尤其是在封閉較好的儲層環境中，硫同位素表現出較好的還原性和分餾性，導致硫同位素聚集。因此地熱流體中硫同位素的含量可以揭示熱儲環境的封閉程度。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用于地熱系統具有較大意義。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，蒸發硫酸鹽中δ34S 同位素值變化于10 ‰～20 ‰之間，變質硫酸鹽巖中δ34S 同位素值變化于-20 ‰～20 ‰之間等［24］。

谷露和續邁地熱田中地熱水δ34S 測試結果中可以看出，每個地熱田的地熱水的δ34S 具有較大的分散性，指示了硫的來源非單一類型。谷露地熱田和續邁地熱田地熱水δ34S 分別介于9.4 ‰～19.1 ‰、1.2 ‰～8.5 ‰之間。谷露地熱田和續邁地熱田地熱水δ34S 均在大氣碳酸鹽和蒸發碳酸鹽的δ34S 范圍內，是大氣降水在儲層中硫酸鹽礦物溶解造成的。續邁地熱田中地熱水全部落入大氣碳酸鹽的范圍，顯示出更多的大氣降水的特征，推測為地熱水在近地表時更多的地下水混入導致。該斷裂帶深部地熱流體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

硼同位素地球化學研究廣泛應用于構造演化過程、成礦作用和礦床成因、古沉積環境反演、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域。B 是易溶元素，在地熱系統中與Cl、Br 等元素相似，往往作為保守元素，用來示蹤地熱水來源和熱儲內各水體的混合過程。

硼的穩定同位素有兩種：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，對于巖漿熱源的地熱系統，地熱流體中極高的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熱田和羊易地熱田熱水硼濃度和δ11B 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 谷露和續邁地熱水硫同位素分析結果Table 2 Results of sulfur isotope analysis of geothermal water in Gulu and Xumai

表3 谷露地熱田硼同位素分析結果Table 3 Analysis results of boron isotopes in Gulu geothermal field

谷露地熱田的B 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 數值介于-9.40 ‰～-5.50 ‰之間。羊八井地熱水的δ11B 值介于-12.3 ‰～-11.4 ‰之間，羊易地熱水的δ11B 值介于-9.7 ‰～-5.0 ‰之間，羊易與羊八井地熱水的δ11B 無顯著差異［2］，那曲鎮溫泉Cl/B 比值為6.2。谷露地熱田的硼含量和硼同位素值相對集中，為淺層富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）。地熱流體在遷移過程中氯化物不會發生沉淀，CI-含量也不受水-巖相互作用影響［30］。同一地熱田地熱流體的B/Cl 數值相近，沿亞東—谷露斷裂帶由北向南B/Cl 數值逐漸增大。

圖5 亞東—谷露斷裂帶中北段地熱水δ11B 值和B 含量關系圖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熱水δ11B-Cl/B 比值關系圖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熱水B 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。大部分地熱水來自大氣降水，西藏南部大氣降水δ11B 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熱流體的重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。

西藏地區的地熱流體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。在較高溫度下地熱水從圍巖中淋濾大量的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生的分餾作用對地熱水中 B 同位素的影響微乎其微。

如果地熱流體具有較低的δ11B 值和較高的B/Cl 比值，則表明該地熱流體的B 來源主要為與圍巖的水-巖相關作用［33］，亞東—谷露斷裂帶中北段地熱流體正符合該規律。按照δ11B—Cl/B 關系圖，亞東—谷露斷裂帶內地熱流體δ11B 和Cl/B 比值，基本落在陸相成因及其附近。

4.4 總 結

將該水熱系統碳硫硼同位素與氫氧同位素進行綜合對比。研究區地熱水δ18O 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］，說明地熱水的起源主要為大氣降水。巖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，造成了研究區各地熱田之間同位素特征的差異。

對亞東—谷露斷裂帶中北段地熱系統建立概念化模型。念青唐古拉山的大氣降水和冰雪融水沿斷裂系統內SN 向斷裂滲入地下深部，地殼的部分熔融為其提供能量，在數公里深度的深循環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熱水，在冷水和熱水密度的顯著差異作用下上升到地表。地熱水在上升過程中經歷絕熱脫氣、傳導冷卻和與冷地下水混合等溫度降低的過程。

5 結 論

1）亞東—谷露斷裂帶中北段地熱系統中C的主要來源是碳酸鹽的溶解，地熱水上升過程中混入冷地下水，對地熱水δ13C 產生較大影響。亞東—谷露斷裂帶中北段地熱流體中硫的主要來源為地熱流體對沉積地層的淋濾作用，在一些地熱田中地熱流體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熱系統中B的主要來源，主要為水-巖相互作用。同一地熱田地熱水的B/Cl 比值較為接近，沿亞東—谷露斷裂帶向北地熱水的該數值逐漸增大。

2）亞東—谷露斷裂帶中盆緣深大斷裂帶作為地熱系統中流體運移主要通道和地熱流體儲存的主要空間，是該地熱系統水-巖石相互作用主要場所。

3）亞東—谷露斷裂帶中北段地熱系統地熱水的來源分為兩部分：①在深層循環中水-巖相互作用改變一定水化學特性的大氣降水；②地殼深部火成巖侵入過程中形成的巖漿熱液，該部分在地熱流體中只占極小比例。亞東—谷露斷裂帶中北段地熱流體中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熱流體。