長期以來, 地?zé)崃黧w的起源和演化研究是地?zé)?/a>學(xué)研究的焦點(diǎn), Craig H.(1963)發(fā)現(xiàn)地?zé)崴?/a>的氫同位素組成總是與當(dāng)?shù)?a href="http://x3sfp.cn/t/地下水.html" >地下水相似, 基于類似的同位素測量數(shù)據(jù), 他認(rèn)為熱液中的水大都源于大氣降水。Elli s 和Mahon (1964)發(fā)現(xiàn)大多數(shù)地?zé)崴?/a>的化學(xué)成分源于地?zé)?/a>水對地殼巖石溶濾。同時, 還認(rèn)為地?zé)崴?/a>的熱量主要源于地?zé)?/a>增溫, 巖漿(或巖漿巖) 在這一系列過程中的作用很有限。Giggenbach(1987)在長時間研究新西蘭懷特島的火山及其熱能釋放之后, 發(fā)現(xiàn)巖漿(或巖漿巖)對地?zé)?/a>的貢獻(xiàn)遠(yuǎn)比原來所設(shè)想的大, 這一發(fā)現(xiàn)也被同時代的許多勘查地質(zhì)學(xué)家所證實(Bonham , 1986 ;Hedenquist, 1987 ;Whi te 等, 1990)。搭格架地?zé)釁^(qū)作為我國最大的地?zé)衢g歇噴泉群(佟偉等, 1981), 自1975 年由中國科學(xué)院青藏高原綜合科學(xué)考察隊發(fā)現(xiàn)至今, 一直受到我國廣大地球科學(xué)工作者的關(guān)注。佟偉等(1981)在《西藏地?zé)帷芬粫袑Υ罡窦艿責(zé)釁^(qū)進(jìn)行了較為詳盡的描述。20 世紀(jì)80 年代末, 鄭綿平等發(fā)現(xiàn)該地?zé)釁^(qū)溫泉水及泉華中Cs 元素異常富集, 經(jīng)過長期研究發(fā)現(xiàn), 其已構(gòu)成一種世界上沒有先例的新型銫礦床, 并具有重要的理論意義。同時, 在銫資源的開發(fā)利用方面也做了相關(guān)探索并取得較好成效(佟偉, 1997)。趙元藝等(2006 , 2007 , 2008)長期在搭格架地?zé)釁^(qū)從事巖石學(xué)、礦床學(xué)、礦床地球化學(xué)以及年代學(xué)等研究。

 

  前人的研究已經(jīng)涉及到搭格架地?zé)釁^(qū)的諸多方面, 并且許多研究也已經(jīng)相當(dāng)深入, 但專門就該地?zé)釁^(qū)溫泉的水化學(xué)特征以及各種制約因素的研究相對很少。筆者結(jié)合國內(nèi)外近幾十年的研究成果, 從水化學(xué)的角度探討了該地?zé)釁^(qū)溫泉水的化學(xué)組成及其約束性因素, 這對研究該地?zé)釁^(qū)地?zé)崃黧w的起源、演化以及地?zé)嵯到y(tǒng)可能產(chǎn)生的環(huán)境效應(yīng)有相應(yīng)的理論意義。

 

  1  區(qū)域地質(zhì)背景

 

  搭格架地?zé)釁^(qū)位于印度河-雅魯藏布江縫合帶中段, 岡底斯陸緣巖漿弧的南緣。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育, 主要為一系列張性正斷層, 搭格架地?zé)釁^(qū)正好位于一個南北向的小型地塹盆地的邊緣。

 

  搭格架地?zé)釁^(qū)主要被第四系沉積物所覆蓋, 研究區(qū)域內(nèi)主要出露地層單元有:漸—中新統(tǒng)大竹卡組(E3N1d)砂巖夾泥巖, 古—始新統(tǒng)典中組二段(E1 -2d2)流紋質(zhì)火山巖夾凝灰質(zhì)砂巖、流紋巖, 早—中白堊統(tǒng)昂仁組一段(K1 -2a1)深灰色、灰黑色砂巖、細(xì)砂巖頁巖韻律層、灰?guī)r透鏡體。其中, 典中組具有典型的弧內(nèi)盆地沉積的特征。而昂仁組為復(fù)理石連續(xù)沉積, 依據(jù)Dickinson (1979)的劃分標(biāo)準(zhǔn), 昂仁組應(yīng)屬于弧前殘留盆地沉積(余光明等, 1990)。區(qū)內(nèi)出露的巖漿巖主要是中粒斑狀黑云二長花崗巖。

 

  2  樣品采集與測試

 

  筆者所在的研究小組于2009 年7 月28 ～ 29 日,對搭格架地?zé)釁^(qū)進(jìn)行了考察和采樣。野外用美國Hach 公司產(chǎn)便攜式水質(zhì)分析儀(0.1 ℃、0.01 pH 、1 μs/cm、0.1 %)測定溫泉水溫度、pH 和電導(dǎo)率(EC);Ca2 + 、CO32 -和HCO3-采用德國Merck 公司便攜式試劑盒滴定(2 mg/ L 和0.1mmol/L)。取水樣用酸洗凈的聚四氟乙烯塑料瓶采集, 采樣前用溫泉水潤洗三遍后分別采集用于陽離子分析(加1 ∶1HNO3)、陰離子分析的水樣。

 

  K+ 、Na+ 、Ca2 + 、Mg2 +等主要陽離子, 以及其他微量元素測定采用美國Perkin-Elmer 公司的Optima 2100 DV 全譜直讀型ICP-OES 測定(0.001mg/L);Cl-采用滴定法測定(0.1 mg/L)。利用日本島津公司生產(chǎn)的UV2450 紫外-可見光分光光度計測定水樣主要陰離子含量:NO3-采用紫外分光光度法, PO43 -用磷鉍鉬藍(lán)光度法, F-用茜素絡(luò)合劑比色法, SO42 -用硫酸鋇比濁法(0.01 mg/L)。

 

  3  結(jié)果與討論

 

  3.1  水化學(xué)組成

 

  由搭格架地?zé)釁^(qū)各種水樣的主要化學(xué)組成, 可以看出溫泉水中陽離子以Na+含量最高, K+次之, 其余兩種離子含量都很低;陰離子以HCO3-為主, Cl-為次, 其余陰陽離子含量相對較低, 平均礦化度為1 524 mg/L ?；贚angelier-Ludwig 圖解(Francesco 等, 2000), 筆者對地?zé)釁^(qū)的溫泉水與地表水進(jìn)行分類, 可以看出, 樣品點(diǎn)明顯的分為了兩大類。所有的溫泉水樣品都落在了B 區(qū), 其主要陽離子類型為Na 型, 離子為HCO3 型;兩個地表水樣投點(diǎn)分別落在了B 區(qū)和D 區(qū)。其中, 長馬曲河水為HCO3-Ca 型;打加芒錯水為HCO3-Na 型,這可能是部分溫泉水在局部與湖水發(fā)生混合造成的。

 

  由表1 數(shù)據(jù)可以看出, 區(qū)內(nèi)溫泉水具有較高的Na/Cl 值, 溫泉水中的Na/Cl >1 , 說明溫泉水在地下曾發(fā)生過強(qiáng)烈的水巖反應(yīng)(Yildiray P.等, 2008)。

 

  因此, 利用K-Na-Mg 圖解(Giggenbach , 1988)來檢驗溫泉水的演化情況, 以及水巖作用進(jìn)行程度。

 

  從圖3 中可以看出, 大部分樣品的投點(diǎn)落在了完全平衡線以外, 僅有2 個樣品分別落在了部分成熟水和未成熟水區(qū)域內(nèi)。可見, 搭格架地?zé)釁^(qū)的溫泉水演化程度很高, 熱儲中進(jìn)行的水巖作用異常強(qiáng)烈,已經(jīng)達(dá)到完全平衡狀態(tài)。這也間接指示該地?zé)釁^(qū)的熱儲發(fā)育完整, 冷水下滲與熱水發(fā)生混合的可能性較小。

 

  3.2  水巖作用過程

 

  3.2.1  典型熱液礦物在溫泉水中的飽和狀態(tài)

 

  通過對十余種典型熱液礦物的飽和指數(shù)(SI)

 

  的計算, 可以定性判別溫泉熱液中的各種化學(xué)反應(yīng)進(jìn)行的方向, 由此可推斷熱液在遷移過程中由于溫度、壓力和氧化還原條件等發(fā)生改變時可能發(fā)生的化學(xué)變化。利用美國地質(zhì)調(diào)查局的PHREEQC 模型, 對樣品的水化學(xué)過程進(jìn)行了熱力學(xué)模擬, 計算出各種礦物的飽和指數(shù)和主要?dú)怏w在水中的分壓(PO2 、PCO2 )。

 

  由計算出的SI 值可以看出, 除玉髓、石英和無定形態(tài)SiO2 以外, 大部分樣品的其余熱液礦物的飽和指數(shù)都是負(fù)值, 這說明溫泉熱液從熱儲流出之后只有這3 種熱液礦物可能產(chǎn)生沉淀而析出, 這一結(jié)果與野外所觀測到的大面積硅華沉積物是相一致的。

 

  由于大部分典型熱液礦物的飽和度指數(shù)都為負(fù), 即不會發(fā)生沉淀, 這也從另外一個側(cè)面反應(yīng)出熱液蝕變作用不太強(qiáng)烈。PO2值非常小, 說明溫泉在流出地表之前一直在一個相對還原環(huán)境下運(yùn)移, 較高的PCO2是水中高含量的HCO3-和CO32 -所引起的。

 

  由于搭格架地?zé)釁^(qū)溫泉水在熱儲中所經(jīng)歷的水巖反應(yīng)已經(jīng)達(dá)到完全平衡, 所以可以利用金屬離子地質(zhì)溫度計計算熱儲平衡溫度。K-Na 溫標(biāo)作為一種常用的地質(zhì)溫度計能夠較為準(zhǔn)確的計算出水巖平衡反應(yīng)條件下的熱儲平衡溫度, 筆者采用Can (2002)K-Na 地質(zhì)溫度計(標(biāo)準(zhǔn)均方差0.179 ℃)計算熱儲平衡溫度TK -Na 。

 

  3.2.2  主要成分的礦物約束探討(活度圖解)

 

  搭格架地?zé)釁^(qū)溫泉深部熱儲平衡溫度范圍在215.34 ～ 284.72 ℃ , 平均為251.36 ℃, 取此溫度作為參考溫度。同時, 溶液中氣、液相共存,水在各組成成分中占有主導(dǎo)地位, 滿足活度圖解應(yīng)用的條件(Luigi M 等, 2003)。

 

  圖4-A 、圖4-B 為Na2O-Al2O3-SiO2-H2O ,K2 O-Al2O3-SiO2-H2 系統(tǒng)活度圖解, 這些圖解都是研究的相的沉淀, 是鉀、鈉長石非均一性溶解的結(jié)果(Parkhurst 等, 1999)。由圖4-A 可以看出, 圖解設(shè)置了4 個相———鈉長石、三水鋁礦、高嶺石和鈉云母。由水樣投點(diǎn)位置可以看出, 水中Na+的活度主要由鈉長石控制。圖4-B 所表現(xiàn)的趨勢與A 大致相同, K+的活度主要受到鉀長石的控制。由圖解可以看出, 大部分樣品投點(diǎn)的位置與石英飽和線和玉髓飽和線非常接近, 這說明當(dāng)溫泉水離開熱儲后這兩種礦物會首先發(fā)生沉淀, 其結(jié)果與模型模擬的結(jié)果是一致的。

 

  3.3  溫泉水微量元素組和特征

 

  由溫泉水樣的微量元素組成可以看出,Cd、Mo 和Al 三種元素的含量都遠(yuǎn)高于正常值。用SPSS 軟件以皮爾遜(Peason)相關(guān)系數(shù)為標(biāo)準(zhǔn), 對水樣的微量元素(Cr 除外), 進(jìn)行R 型分層聚類分析(圖5), 在距離15 以內(nèi), 所有元素分為了兩簇:一簇為Ba 、Sr 、Mn 、Cu , 具有花崗巖來源的特征(余光明等,1990);另一簇為Fe 、Al 、Zn 、Mo 、Cd , 盡管有Fe 的存在, 但由于其含量極低, 所以這個組合依然認(rèn)為是花崗巖來源, 尤其作為是花崗巖源典型元素和高溫成礦元素的Mo 在水中的含量已經(jīng)達(dá)到含礦(銅鉬礦或多金屬礦)異常, 進(jìn)一步指示了花崗巖體對溫泉水化學(xué)特征的貢獻(xiàn)較大。搭格架地?zé)釁^(qū)所處的區(qū)域內(nèi)并未見有近現(xiàn)代火山活動, 由此推斷區(qū)域內(nèi)存在的花崗巖或花崗斑巖體尚未完全冷卻。

 

  4  結(jié)論

  (1)搭格架地?zé)釁^(qū)的溫泉水類型為Na-HCO3 型水, 礦化度較低, 這種類型的水反應(yīng)了水的演化是在一個還原條件下進(jìn)行的, 說明溫泉水的循環(huán)深度較大, 水中極低PO2也從另一個側(cè)面支持了這一結(jié)論。同時, 溫泉水具有較高的Na/Cl 值, 說明溫泉水在地下曾發(fā)生過強(qiáng)烈的水巖反應(yīng), K-Na-Mg 圖解指示熱儲中的水巖反應(yīng)達(dá)到了平衡狀態(tài), 并間接指示該地?zé)釁^(qū)熱儲發(fā)育較為完整, 這與當(dāng)?shù)氐刭|(zhì)背景吻合———熱田區(qū)內(nèi)出露的大竹卡組砂巖夾泥巖構(gòu)成了熱儲良好的蓋層。

 

  (2)溫泉水中各種礦物飽和度指數(shù)模擬結(jié)果顯示, 溫泉水在從含水層向地表遷移過程中會發(fā)生硅質(zhì)沉淀———硅華, 這一結(jié)論與現(xiàn)場觀測到的現(xiàn)象是一致的。另外, 溫泉水中較高PCO2 是水中高含量的HCO3-和CO32 -所引起的, 并且這種具有高PCO2分壓的熱水在向地表遷移的過程中極易發(fā)上CO2 脫氣。利用K-Na 地?zé)釡貥?biāo)計算出該地?zé)釁^(qū)熱儲平衡溫度均值為250 ℃左右, 為中溫型熱儲。

 

  (3)活度圖解顯示溫泉水中Na +和K +活度主要受到鈉、鉀長石的控制, 這兩種礦物均為花崗巖和各種酸性噴火山巖的主要組成礦物, 加之微量元素組成特征為典型的花崗巖源, 由此認(rèn)為區(qū)域內(nèi)大面積出露的黑云母二長花崗巖為溫泉水化學(xué)特征的主要約束因素。同時, 區(qū)內(nèi)未見有近、現(xiàn)代火山活動,加之高溫成礦元素Mo 的異常富集, 由此推測區(qū)內(nèi)存在作為熱源的尚未完全冷卻的巖體。

 

  綜上可以認(rèn)為, 搭格架地?zé)釁^(qū)處在一個特殊的構(gòu)造部位, 各種斷裂構(gòu)造極其發(fā)育, 這為大氣降水的深循環(huán)創(chuàng)在了良好的構(gòu)造條件, 其溫泉水化學(xué)特征直接受到區(qū)域地質(zhì)背景的約束。