鲜水河地热带道孚地区地热水水文地球化学特征研究

张云辉，李 晓，许 模，多 吉，巫锡勇，肖 勇，黄 珣

(1.西南交通大学地球科学与环境工程学院，四川 成都 611756；2.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，四川 成都 610059)

鲜水河断裂是位于川西地区深切地壳的深大断裂，北起甘孜，经炉霍、道孚、康定，向南延展至石棉地区，受印度板块向欧亚板块挤压碰撞的影响，鲜水河断裂发生强烈的左行走滑活动，新构造运动活跃，大地热流值高，为地热水的形成提供了有利的条件，在地表已发现大量温泉露头，沿着鲜水河断裂呈串珠状分布，形成了著名的鲜水河地热带。地热水的形成是地形、地层、构造、岩浆、地下水等多种内外地质环境因素耦合作用的过程和结果，导致其呈现的科学现象变得极为复杂。也正因为此，才吸引着国内外学者广泛、持久、深入地对其进行研究，对地热水的成因追根寻源。

近年来，学者们对鲜水河地热带开展了广泛的研究，梳理了地热水的分布、温度、流量和气体等特征，并基于重、震、磁、氦同位素资料，结合水文地球化学证据，构建了鲜水河地热带的深部地热地质结构。此外，学者们还通过水文地球化学和气体同位素手段开展了鲜水河地热带内地热水的成因研究，将康定北部雅拉乡与南部老榆林地划分为两套热储性质不同的地热系统。Zhang等综合传统水化学和多元统计分析方法揭示了康定地区冷水和热水的水文地球化学演化过程；Li等基于水化学特征推测康定地区地热水的热源为深部岩浆体的加热；张云辉通过对鲜水河断裂康定-磨西段地热系统的热储、通道、盖层、热量来源和补给来源进行分析，初步构建了其成因模式。近年来，前人对鲜水河地热带内典型热水点进行了针对性的研究，例如康定二道桥-榆林宫地区地下热水、康定地热田地下热水、草科温泉、热水塘温泉和海螺沟温泉。

目前学者们对鲜水河地热带内地热水的水文地球化学特征等进行了大量的研究，但多集中于区域地热地质背景的研究，或是专注于鲜水河地热带南部康定地区地热水的研究，对于鲜水河地热带北部道孚地区地热水的研究相对较少。为此，本文以鲜水河地热带道孚地区为研究区，分析研究区地热水的水化学和氢氧同位素特征，计算地热水的热储温度，探明地热水的补给来源和补给高程，为道孚地区地热水的开发与利用提供理论支撑和科学依据。

1 区域地热地质背景

道孚地区位于青藏高原东部边缘，为高原山原地貌，地形总趋势为北高南低、中部隆起，受区域地质构造的控制，山脊一般沿构造线延伸，山峦起伏，地形起伏较大。区内最低点鲜水河出境处高程为1 889 m，最高点大雪山主峰高程为5 782 m，相对高差达3 893 m，属于高山峡谷地貌，见图1。

图1 鲜水河地热带空间展布图(a)、道孚区域地质图与采样分布图(b)、道孚区域A—A′地质剖面图(c)Fig.1 Spatial map of the Xianshuihe geothermal belt(a),regional geological map of the Daofu area with sampling locations(b), A—A′ geological section of Daofu area(c)

道孚地区出露的基岩包括燕山期花岗岩，古生界二叠系玄武岩、混杂岩，三叠系中统杂古脑组变质砂板岩夹少量碳酸盐岩、三叠系上统侏倭组和新都桥组砂板岩，岩性复杂，横向变化大；第四系有更新统、全新统冲积砂卵石层和残坡(崩)积碎块石层。区内构造主要为鲜水河断裂及其次级断裂，整体呈NE向展布。

道孚地区的地下水类型主要为基岩构造裂隙水和松散岩类孔隙潜水。其中，基岩构造裂隙水主要赋存于变质岩层和元古代、燕山-喜山期花岗岩中的构造裂隙中，其赋存受到基岩片理、裂隙和断层构造的影响，并受降水、地表水补给的影响，主要在浅部循环，富集于沟谷地带，属潜水性质，流量为0.1～1.0 L/s，水化学类型为Ca-(Mg)-HCO型；松散岩类孔隙潜水集中赋存于大渡河及支流水系的河谷地带，单井出水量一般为10～100 m/d，含水层为第四系松散的漂石砂卵石，表现出孔隙潜水特征，主要以沟谷两侧溢出或浸出的方式出露，泉流量较小，水化学类型为Ca-HCO型。冰雪融水和大气降水是研究区地下水的主要补给来源，局部地区存在河水补给地下水的现象；地下水径流受挽近构造活动的影响，上升幅度大、谷坡险峻的影响，以途径短为其特点；地下水主要以泉的形式排泄，包括3种排泄形式，即集中汇流式排泄、线状排泄、面状渗流。

道孚地区隶属鲜水河地热带的北部，地热水发育较为丰富，在区内发育多处温泉露头，地热水的含水层主要由三叠系中统杂古脑组变质砂板岩地层组成，地热水的出露位置受构造控制明显，主要出露于主干断裂与次级断裂交汇的位置。

2 样品采集与测试

3 结果与分析

3.1 地热水的水化学组分分析

鲜水河地热带道孚地区地热水的水化学特征参数测试结果，见表1和图2。

表1 鲜水河地热带道孚地区地热水的水化学特征参数测试结果Table 1 Hydrochemical parameters test results of geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt

图2 鲜水河地热带道孚地区地热水的Schoeller图Fig.2 Schoeller diagram of geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt注：温度T的单位为℃；TDS和水化学组分的单位为mg/L。

由表1和图2可以看出：

(1) 研究区地热水pH值的范围为6.3～8.0(平均值为7.0)，呈弱碱性；地热水温度的范围为30.0～54.0℃(平均值为42.5℃)；地热水中TDS的含量范围为640.80～1 446.60 mg/L(平均值为944.81 mg/L)。

图3 鲜水河地热带道孚地区地热水的Piper三线图Fig.3 Piper triangle diagram of geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt

道孚地区地热水中主要阴、阳离子的相关关系图，见图4。

图4 鲜水河地热带道孚地区地热水中主要阴、阳离子的相关关系图Fig.4 Correlation of major anions and cations from geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt

道孚地区的地热水主要出露于三叠系杂谷脑组变质砂板岩地层中，结合地热水中主要阴、阳离子相关性分析结果可知，硅酸盐矿物(钠长石、钾长石和黑云母)的溶解是地热水中阳离子(Na、Ca、Mg和K)和SiO的主要来源。因此，道孚地区的地热水中主要阴、阳离子来源于硅酸盐矿物的溶解以及深部CO成分的混入。

3.2 地热水的水-岩平衡状态分析

地热水在上升的过程中，其水化学组分会随着温度的降低而变化，或者是与冷水发生混合作用，导致地热水的水化学组分发生水-岩再平衡作用。在估算地热水的热储温度时，常常因为地热水的水-岩再平衡作用而导致误差的产生，因此为了精确地估算结果，在计算地热水的热储温度之前，有必要对地热水的水-岩平衡状态进行分析，以验证所使用的地热温标是否可靠。

3.2.1 Na-K-Mg三线图判别法

综合Na+K和K-Mg地热温标可以建立地热水的Na-K-Mg三角图(见图5)，用来判断地热水水-岩作用的平衡状态和区别不同平衡状态的水样。其原理为：Na-K-Mg在水-岩作用中具有不同的再平衡速率，即

v

<

v

<

v

，所以Na-K地热温标可以指示地热水较完全的平衡，其结果对应地热水水-岩作用平衡时最高的温度，而K-Mg地热温标则可以指示地热水较浅的平衡，其结果对应地热水水-岩作用平衡时最低的温度。

图5 鲜水河地热带道孚地区地热水的Na-K-Mg 三角图Fig.5 Na-K-Mg trilinear equilibrium diagram of the geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt

地热水主要分布在不成熟水区域，说明其水-岩作用未达到平衡状态，可能其在浅表受到了大量浅部冷水的混合，在使用阳离子地热温标时会存在一定的偏差，需要运用其他地热温标计算地热水的热储温度。

3.2.2 矿物饱和指数分析

矿物的溶解作用导致岩石中某些成分溶解到水体中，以至于不同地下水的水化学成分可能相差较大，发生不同的水文地球化学演化作用，而水文地球化学演化作用往往受到水-岩作用的控制。本文选取美国地质调查局开发的PHREEQC软件作为分析工具。PHREEQC软件作为一款目前在国际上广泛应用的水文地球化学模拟软件，可以计算地下水在不同控制条件下的矿物饱和指数(Saturation Index，SI)，通过对地下水中不同矿物的饱和指数进行计算，可以查明其在地下水中的平衡状态，进一步发现控制地下水化学成分的反应矿物。矿物饱和指数(

SI

)的计算公式为

SI

=lg(

IAP)

/

K

(1)

式中：

IAP

代表离子活度

;K

代表平衡常数。当

SI

值

<

0时，该矿物在地下水中没有达到饱和状态，因此当含水层中存在该矿物时，其会被地下水所溶解；当

SI

值

>

0时，该矿物在地下水中则处于过饱和状态，从而该矿物可能为非反应性矿物；当

SI

值的范围在-0.2～0.2之间时，该矿物在地下水中大多表现为准平衡状态。本文利用PHREEQC软件计算了道孚地区地热水中无水石膏、文石、方解石、玉髓、温石绒、白云石、石膏、石盐、石英、海泡石和滑石等主要矿物的

SI

值，其计算结果见图6。

图6 鲜水河地热带道孚地区地热水中主要矿物的饱和 指数图Fig.6 Saturation Indices of minerals in geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt

由图6可见，道孚地区地热水中主要矿物整体表现出未饱和的特征，为未成熟水。其中，石英处于轻度过饱和状态；玉髓、方解石和白云石处于部分饱和状态；大多数矿物处于未饱和状态，如文石、温石绒、海泡石和滑石部分处于溶解未饱和状态，部分处于溶解过饱和状态，无水石膏、石膏和石盐均处于溶解未饱和状态。由于研究区地热水中SiO矿物中仅有石英处于过饱和状态，故而石英SiO地热温标适合计算研究区地热水的热储温度。

3.3 地热水的热储温度计算

3.3.1 SiO矿物经验公式

地热水在由深部热储向浅表上升的过程中，SiO的溶解含量会随着温度降低而减少，与石英的溶解曲线规律一致，而地热水上升时虽然温度降低，但地热水中SiO含量十分稳定，不会因为温度降低而大量沉淀，因此SiO矿物常被用来计算地热水的热储温度。

SiO地热温标的建立主要依据SiO矿物在地热水中的溶解情况，具有较大的适用性，但是在实际计算时，应该考虑其地热温标计算的实用范围为20～250℃，最佳范围为150～225℃，而在热储温度高于250℃时，地热水中的SiO矿物会形成沉淀，计算的结果则会偏离实际的温度，导致较大的误差。自然界中SiO矿物较多，包括石英、玉髓、非晶质SiO和方英石等，并且各SiO矿物的溶解度不同，因此应用SiO地热温标时需要判断是哪一类SiO矿物影响了地热水中SiO的溶解度。

在研究区地热水中主要矿物

SI

值计算结果中，SiO矿物中仅有石英矿物的

SI

值均大于0，因此石英被选为SiO地热温标的合适矿物。地热水石英地热温标的计算结果表明：道孚地区地热水的热储温度大多约在83～139℃之间。由于地热水在上升出露的过程中容易受到浅部冷水混合的影响，使地热水中SiO含量降低，导致SiO地热温标的计算结果偏小，故其仅能代表浅部地热水的热储温度。初始地热水的热储温度需要利用硅焓方程和硅焓图解法来做进一步的分析。

3.3.2 硅焓方程分析

地下初始热水从深部热储向浅表上升的过程中，常常会受到浅部冷水的混合稀释，冷水加入后会导致不同的水-岩作用，因此传统的水化学地热温标估算出的热储温度会产生较大的误差。地热水在向上运移时，随着温度的下降，SiO的含量也随之降低，但是SiO的沉淀速度与温度的降低速度相比具有一定的“滞后性”，因此其标志着相当长一段时间的地热水温度，即初始时的深部热储温度。在理想情况下，基于地热水和浅部冷水两者的出露温度和SiO含量，可以较为准确地估算出地热水的初始温度(即热储温度)和冷水混合加入的比例。地热水在沿着张性断裂通道上升的过程中，不断受到了浅部冷水的混合，导致了地热水的温度、焓值和SiO含量均发生了变化，最后形成出露在地表的温泉，温泉热水则代表了地下初始(深部)热水受到浅部冷水混合后的最终特征。

为了计算地热水的初始温度(即热储温度)和冷水混合加入的比例，Fournier等建立了硅焓方程法，将地热水的温度、焓值和SiO含量之间对应的数值关系用以下公式表示：

H

X

+

H

(

1-

X)=H

(2)

Si

X

+

Si

(

1-

X)=Si

(3)

上式中：

H

为热水焓值

(

J/g

)

；

H

为冷水焓值

(

J/g

);H

为温泉热水焓

(

J/g

)

；

X

为冷水混合比例

(

无量纲

)

；

Si

为热水中SiO含量(mg/L);

Si

为冷水中SiO含量(mg/L)。

通过求解公式(2)和(3)，得到以下公式：

(4)

(5)

公式(4)和(5)中，

X

和

X

为对应温度

T

的两条曲线，当两条曲线相交时，其交点则为估算的地热水的热储温度和冷水混合的比例；当两条曲线不相交时，说明初始地热水和地表冷水在混合前就已经失去了热量。鲜水河地热带道孚地区地热水的硅焓方程混合曲线模型见图7。

图7 鲜水河地热带道孚地区地热水的硅焓方程混合曲线模型Fig.7 Silica-enthalpy mixing curve model of the geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt

由图7可见，研究区初始热水的热储温度为130～245℃，冷水混合的比例为71%～86%。

3.3.3 考虑最大蒸汽损失的硅焓图解法

假设地热水在混合前没有发生热损失，且地热水中SiO的初始含量只受到石英溶解度的控制，地表冷水混合前或混合后均没有发生SiO溶解和沉淀，则不同SiO含量和焓值的水混合会表现出较好的线性关系。因此，本文基于Truesdell等提出的考虑最大蒸汽损失的硅焓图解法，探讨了道孚地区地热水中的混合作用和热储温度。

假设在初始地热水和浅部冷水混合前未发生蒸汽损失：①将浅部冷水的焓值和SiO含量投到硅焓图中作为点

a

；②将出露地热水的焓值和SiO含量投到图中取其平均值作为点

b

；③在点

a

和点

b

间做一条直线，作为浅部冷水和地热水的混合线，并且将混合线

ab

延伸至石英溶解曲线相交于点

c

，点

c

即为初始地热水的初焓；④直线

bc

和直线

ac

长度的比值即为浅部冷水混入到地热水中的比例，点

d

的

x

轴坐标即为初始热水的热储温度。考虑最大蒸汽损失的道孚地区地热水的硅焓模型图，见图8。

图8 考虑最大蒸汽损失的鲜水河地热带道孚地区 地热水的硅焓模型图[30]Fig.8 Silica-enthalpy plot of the geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt considering the maximum steam loss[30]

由图8可见，道孚地区地热水的冷水混合比例约为70%～85%，初始热水的热储温度为135～247℃，与研究区地热水硅焓方程混合曲线模型(见图7)拟合得出的结果基本一致(热储温度为130～245℃，冷水混合比例为71%～86%)。

假设在初始热水和浅部冷水混合前发生了蒸汽损失：①在水的沸点温度(100℃)所对应的焓值处做竖直直线；②取直线

ac

和

T

=100℃竖直直线的交点为

d

；③将

d

点向右平移至最大蒸汽损失曲线，相交得到点

e

，点

e

横坐标值代表沸腾前的地热水的初焓，本次共得到点

d

、

d

、

d

和

e

、

e

、

e

，换算后初始热水的热储温度为117～161℃；④直线

cd

与最大蒸汽损失线相交于点

f

，在

f

点做竖直直线与石英溶解线相交于点

g

，本次共得到点

f

、

f

、

f

和

g

、

g

,

估算得到蒸汽损失的质量百分比为

x

=1-SiO(

g

点)/SiO(

f

点)=5%～12%(见图8)。

综上所述，道孚地区的地热水在上升过程中受到了浅部冷水混合的影响，经计算，混入的冷水比例约为70%～85%，蒸汽损失质量百分比约为5%～12%，无蒸汽损失和最大蒸汽损失的初始热水热储温度分别为135～247℃和117～161℃。

3.4 地热水的补给来源分析

本文测试分析了道孚地区8个地热水样品的

δ

D和

δ

O同位素，测试结果显示：

δ

O值为-16.14‰～-17.63‰，平均值为-17.63‰，

δ

D值为-117.10‰～-145.20‰，平均值为-135.06‰(见表1)。在

δ

D与

δ

O二元散点图中，道孚地区8个地热水样品整体沿全球大气降水线分布，表现为大气降水的来源。宋春林等通过对贡嘎山区5～10月份雨水样品的测试，发现区内大气降水的

δ

O和

δ

D同位素高程效应显著，验证了在该地区利用

δ

O和

δ

D同位素来推导大气降水补给高程的可行性，并计算得到贡嘎山地区大气降水的

δ

D梯度值为-2.41‰/100 m，

δ

O梯度值为0.30‰/100 m。由于在

δ

D与

δ

O的关系图中发生了一定的“氧同位素漂移”，说明地热水在循环过程中发生了水-岩作用，导致了氧同位素分馏。因此，本文选取

δ

D值作为地热水补给高程的计算指标，具体计算公式为

(6)

式中：

H

为补给区高程(m)；

h

为大气降水的海拔高度(m);

R

为地热水的

δ

D或

δ

O值(‰)；

R

′为大气降水的

δ

D或

δ

O值(‰)；

ρ

为贡嘎山区大气降水的

δ

D或

δ

O梯度值(‰/100 m)。本次研究引用文献[18]中折多山区浅部冷水的

δ

D值(-63.52‰)、

δ

O值(-9.89‰)和高程(1 936 m)，结合道孚地区地热水的

δ

D值(-117.10‰～-145.20‰)和

δ

O值(-16.14‰～-17.63‰)，将其代入公式(6)可计算得到研究区地热水的补给高程。通过

δ

D和

δ

O值分别计算得到道孚地区地热水的补给高程为4 159～5 325 m和4 019～4 869 m(见表1)。其中，通过

δ

D值求得的研究区地热水的补给高程更大，这可能是由于道孚地区的地热水样品发生了轻微的向右漂移现象(见图9)，说明断裂破碎带为地热水的运移提供了良好的通道条件，使地热水循环较快，滞留时间较短，在运移过程中与围岩发生了轻微的

δ

O交换作用。因此，本文选取通过

δ

D值求得的地热水补给高程作为道孚地区地热水的补给高程。

图9 鲜水河地热带道孚地区地热水δD与δ18O的关系图Fig.9 Plot of δD-δ18O for the geothermal waters in the Daofu area of the Xianshuihe geothermal belt

道孚地区位于鲜水河高山峡谷内(高程为1 889～5 782 m)，最高点为大雪山主峰，因此道孚地区地热水的补给区域为大雪山高程4 159～5 325 m的区域，陡峻的高山峡谷地形为地下水的下渗提供了理想的水动力条件，大雪山的冰雪融水通过断裂或裂隙向下运移至深部热储层，地热水受热上升在断裂破碎带等有利部位出露形成温泉。

4 结 论

本次研究对鲜水河地热带道孚地区的8个地热水露头的水化学和氢氧同位素特征进行了分析，得到以下结论：

(2) 地热水的主要阴、阳离子含量受到硅酸盐矿物溶解的控制以及深部CO组分的混入。

(3) 地热水在上升出露的过程中初始地热水与浅部冷水混合，混合前初始热水的热储温度分别为130～245℃(硅焓方程)、135～247℃(硅焓图解)和117～161 ℃(考虑最大蒸汽损失的硅焓图解)，混入的冷水比例约为70%～85%，蒸汽损失质量百分比约为5%～12%。

(4) 氢氧同位素证据表明，地热水仅发生轻微的氧同位素漂移，其补给来源为大气降水，补给区域为大雪山高程4 159～5 325 m的区域。