川西巴塘地区富锂温泉的同位素特征及其成因探讨

胡志华，田建吉，吕菲，刘畅，雷鸣宇，万汉平，郝伟林，张松，高洪雷，吴儒杰

1 核工业北京地质研究院 中核集团地热勘查技术研究中心，北京 100029

2 核工业北京地质研究院 中核集团铀资源勘查重点实验室，北京 100029

3 川藏铁路技术创新中心有限公司，四川 成都 610200

锂（Li）是21 世纪的能源金属［1］，是新兴产业发展的战略性关键金属矿产，地热型锂资源的绿色开发对保障战略性矿产资源供应链的稳定具有重要意义［2-3］。其两种同位素6Li和7Li 相对质量差可达17 %，在地质作用过程中因物理-化学条件的变化会发生显著的同位素质量分馏，地球上不同储库δ7Li 差异可达60 %［4］，具有极大的地球化学示踪价值和潜力［3-5］，其应用领域涵盖了从地表到地幔的流体与矿物之间的相互作用［5］，已在板块俯冲和壳幔物质演化、成矿机制、地表风华、碳循环与人类活动等地学领域得到应用［4］。

地热资源与地震活动在空间上往往重叠，具有紧密共生关系，其形成机制可以被认为是同源的或具有因果关系［6］。川西巴塘地区地震活动频发，区内茶洛—德达地段在约900 km2的区域内集中发育章柯沸泉、茶洛沸泉、查青卡温泉、夺格温沸泉和措纳柯温泉等5 个温（沸）泉，章柯沸泉、茶洛沸泉和查青卡温泉为富锂温（沸）泉，温（沸）泉水的锂含量高达1 353.00～3 592.00 µg·L-1，温（沸）泉沉积物中Li、Be 等矿化比较普遍［7］。地热流体中锂元素浓度和同位素组成受水-岩反应控制，也受岩石物质组成和体系温度的影响［8-9］。该5 个温泉都位于金沙江断裂带上，处于巴塘、理塘断裂夹持区域，受断裂控制明显；都是出露于燕山晚期、喜山期花岗岩体和三叠系附近，具有相似的岩石物质组成。章柯、茶洛沸泉属于高温地热系统［8-10］，查青卡、夺格、措纳柯温泉属于中温地热系统［9-10］。锂同位素的应用结合其他稳定同位素示踪方法的应用，可以进一步揭示该区富锂温（沸）泉的成因。这五个温（沸）泉具有相似的构造、岩石物质组成环境，但温泉水锂含量、温度高低不同，成为富锂温（沸）泉成因研究的良好对象。前人对茶洛、查青卡和夺格温泉已开展了较全面的地质特征、地球化学特征和成因机制的研究［8-10］，但章柯沸泉、措纳柯温泉的研究较弱，锂同位素结合其他同位素的综合示踪研究不足，也未将该聚集区的温泉做为整体进行研究，温泉与区内地震的关系认识不足，在温泉成因认识上需进一步深化。本文以茶洛—德达地段章柯沸泉、茶洛沸泉、查青卡温泉、夺格温泉和措纳柯温泉等5个温（沸）泉为研究对象，在前人研究成果的基础上，重点开展了氢、氧、碳和锂等同位素特地球化学特征研究，剖析了温泉的流体、锂来源和热源，阐述了地热资源与地震活动的关系，探讨了该区富锂温泉的成因，以期提高川西地区富锂温泉的成因认识，促进富锂温泉的勘查开发。

1 区域地质概况

巴塘茶洛—德达地区处于青藏高原“东构造结”的东南缘，羌塘—昌都陆块与松潘—甘孜造山带的拼合部位，义敦岛弧的中部，地中海-喜马拉雅地热活动带的东缘［11］，是我国大陆地壳新构造运动最活跃和地震活动最强烈、最密集的地区［12-13］，是典型的温泉活跃与地热异常带［14］，也是义敦岛弧中部银锡多金属矿集区［15］。同时也位于川滇活动块体北部，川滇块体西边界金沙江断裂带和块体内部理塘断裂带所夹持的区域［16］（图1）。温泉主要沿断裂带及河谷地区发育［11］。

图1 巴塘—理塘地区区域构造图和主要温泉与活动断裂分布图（据参考文献［21］修改）Fig. 1 Regional tectonic map and distribution map of main hot springs and active faults in Batang-Litang area（modified after reference ［21］）

青藏高原东部的挤压作用导致川滇菱形块体的形成［17-18］。金沙江断裂带曾经是一条强烈活动的超岩石圈断裂带，也是切穿整个地壳深入地幔的巨型深断裂带［19］，主要由西界断裂（金沙江缝合带西界）、东界断裂（中咱推覆体东界）和金沙江断裂等3 条主要断裂和西支断裂、巴塘断裂以及其他一些近SN 向次级断裂组成，宽介于50～60 km 之间，总体走向近SN向，控制不同构造层的边界［19-20］。

巴塘茶洛—德达温泉聚集区主要发育NNE 向巴塘断裂、NW 向理塘断裂带和金沙江断裂带的近SN 向次级断裂，以及一些近EW 向次级断裂［13］（图1）。其中巴塘断裂与理塘断裂为共轭剪切断裂［22］。巴塘断裂斜切金沙江构造带主体，在航磁和重力资料上反映十分清楚，显示该断裂切割较深，影响较大［12］。该断裂在1870 年发生过巴塘7 级地震［12］。理塘断裂带是川滇块体内部一条重要的活动断裂带［23］，是与其北东侧的鲜水河断裂近平行展布的全新世走滑活动断裂［21］（图1），是调节青藏高原内部物质向东挤出的重要活动断裂之一［24］。理塘断裂带北西段整体倾向WS，南东段整体倾向NE，活动强度有从北向南增强的趋势［25］。近EW 向次级断裂是NNE 向巴塘断裂和NW 向理塘断裂共轭剪切所派生的张性正断层，是1989 年巴塘震群的地震破裂带［21］。

温泉区出露地层有泥盆系、二叠系、上三叠统、古近系—新近系和第四系，岩性以变质岩为主，主要有浅变质砂岩、板岩、千枚岩、灰岩和变质砂岩［9］，夹基性火山岩和中酸性火山岩。岩浆岩大量发育，主要为燕山晚期花岗岩和喜山期花岗岩。

该区是Ag-Pb-Zn-Cu-Mo 等多金属矿产聚集区，最近发现伟晶岩型Be-Rb-La-Cs-Li矿化和矽卡岩型Sn-W 矿化［15］，伟晶岩型铍矿点、细晶岩型铍-铌-钽-铷矿化点和伟晶岩型钽-铌-锂-铍-铷矿点［26］。

2 温泉基本特征

巴塘茶洛—德达地区集中发育章柯沸泉、茶洛沸泉、查青卡温泉、夺格温泉和措纳柯温泉（图2）。温泉位于NNE 向巴塘断裂与NW 向理塘断裂夹持区域，其中茶洛、查青卡和措纳柯温（沸）泉沿近SN 向查龙—然布断裂发育，出露于断裂与近EW 向断裂的交汇区域。温泉出露于断裂河谷地区，受断裂构造控制明显。

图2 巴塘地区茶洛—德达地段地质简图及样品分布图Fig. 2 Geological map and sample distribution map of Chaluo-Deda section in Batang area

章柯沸泉处于NW 向理塘断裂与NEE 向热坑断裂交汇区域，位于茶洛乡东章柯盆地南部章柯与章德二谷地的交汇处，麻曲河北岸，出露于南北长150 m、东西宽100 m、顶部高出谷底8～10 m 之间的泉华丘（硅-钙质）上，出露泉口17 处，温度介于84～94 ℃之间，总流量2.656 L·s-1，具有浓烈的H2S 气味［27］。泉华丘周边为第四系，基底岩石为三叠系上统图姆沟组板岩、砾岩夹中酸性火山岩。

茶洛沸泉位于茶洛乡茶洛村与热坑村之间，巴曲上游麻曲两岸谷坡上，泉眼海拔介于3 530～3 570 m 之间［9］。泉区沿河谷展布，长约1 km，宽介于0.1～0.3 km 之间，面积约0.15 km2。该泉是间歇泉，是西藏境外唯一的间歇喷泉区［27］，共有间歇喷泉4 个，还有大量沸喷泉、沸泉、喷汽孔、冒汽地面、热温泉以及大规模的硅-钙华沉积、泉胶砾石层等。由西到东，水热活动减弱。温泉位于若洛隆斑状花岗岩西南侧外接触带［28］，围岩为上三叠统曲嘎寺组灰黑色灰岩、板岩。发育NNW 向纳拉—冲达断裂和NEE 向热坑断裂，NNW 向断裂为逆冲推覆断裂，NEE 向断裂具右行走滑性质［8］。温泉点沿断裂呈串珠状分布。

查青卡温泉位于德达乡三〇五道班西南0.5 km，德曲河南北两岸山脚下。泉眼顺山坡呈阶梯状分布，温度介于63.7～67 ℃之间。泉口有钙华沉积。泉口附近出露花岗岩，但补给水来源于晚三叠世石灰岩。

措纳柯温泉位于列衣乡杠日隆东侧支流措纳柯北岸边。泉水出露于第四纪坡积-冲积物上。该温泉由5 个泉眼（群）构成，由北东向南西大致呈245°方位排列。泉口温度介于50～65 ℃之间，流量1.5 L·s-1左右。2 个主泉眼位于中部，温度达65 ℃、流量为0.7 L·s-1。温泉冒大量气泡，较浓烈的硫醇味。

夺格温泉位于波戈溪乡夺格村西，在318国道东侧，海拔3 194 m。该泉有2 个主泉眼，温度介于47～61 ℃之间，发育钙华沉积，见老钙华台地。围岩为灰岩。

3 样品采集及分析方法

采集的样品主要有章柯沸泉、茶洛沸泉、查青卡温泉、夺格温泉和措纳柯温泉等代表性温（沸）泉水样10 件；同时采集措普湖水、措纳柯裂隙水和热坑裂隙水3 件，采集附近花岗岩样品2 件，样品信息列于表1。

表1 巴塘地区温泉水、冷水氢、氧、碳同位素组成表Table 1 The isotopic composition of hot spring water, cold water, hydrogen, oxygen and carbon in Batang region

温泉水采集于各温泉的代表性泉眼。BT6-2 取自措纳柯温泉东部主泉眼，温度62 ℃；BT6-3 取自中部主泉眼，温度65 ℃。BT14 样品取自章柯沸泉主泉眼，温度83.1℃；BT15 取自主泉眼南侧地热井口边，温度81.3 ℃。BT17 取自茶洛沸泉南岸公路边泉眼，温度83.8 ℃；BT18 取自南岸凉亭边泉眼，温度83.2 ℃。BT21-1 取自查青卡温泉下方温泉池边泉眼，温度58 ℃；BT22-1 取自最顶部泉眼，温度63.7 ℃。BT23 取自夺格温泉北侧公路边泉眼，温度61.5 ℃；BT24 取自南侧山坡上泉华台中泉眼，温度62.9 ℃。作为对比水样，在措纳柯附近德达隧道采集裂隙水BT4，在热坑附近义敦隧道采集裂隙水BT31，在措普湖采集湖水BT13。同时，采集附近花岗岩体新鲜岩石样品M43-7和M46-4，作为围岩样品进行对比研究。

对样品开展了微量元素、氢氧同位素、碳同位素和锂同位素等分析测试工作。全部分析测试工作在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。水样的氢、氧和碳同位素采用气体同位素质谱法测定，测试仪器为MAT-253 气体同位素质谱计。锂同位素采用多接收电感耦合等离子体质谱法测定，分析仪器为Nu Plasma II 多接收电感耦合等离子体质谱仪。水样的微量元素采用电感耦合等离子体质谱法测定，分析仪器为NexION300D 等离子体质谱仪。岩石微量元素采用等离子体质谱法测定，分析仪器为ELEMENT XR 等离子体质谱仪。

4 温泉水同位素地球化学特征

4.1 氢、氧同位素特征

温泉水的氢、氧同位素可以示踪地下水的来源。大气降水的同位素组成和地下水深部循环过程中的水-岩作用强度的差异，会造成氢氧同位素组成上的变化。由于岩石的氢元素含量很少，水-岩反应时一般无氢同位素交换，温泉水的氢同位素组成与大气降水保持一致［14］；而水-岩反应过程中，发生氧同位素交换，温泉水氧同位素组成向岩石的氧同位素组成（δ18O 值介于5 ‰～13 ‰之间）演化［29］。

巴塘地区主要温泉水和措普湖水、裂隙水的氢、氧同位素组成列于表1。措普湖水、裂隙水的氢同位素δ2HV-SMOW值介于-130.0 ‰～-149.2 ‰之间，氧同位素δ18OV-SMOW值介于-18.8 ‰～-19.0 ‰之间；温泉水的氢同位素δ2HV-SMOW值介于-155.1 ‰～-165.9 ‰之间，氧同位素δ18OV-SMOW值介于-17.1 ‰～-21.7 ‰之间，温泉水的氢、氧同位素组成低于地表冷水。温泉水的氢、氧同位素组成与岩浆水、深部流体相差较大，指示温泉水来源主要为大气降水，岩浆水和深部流体混入的比例较少。在δ2H-δ18O 关系图（图3）中，温泉水和措普湖水、裂隙水都落于大气降水线右侧附近区域，表明温泉水具有大气降水来源特征；相对中国西南大气降水线，温泉水样品发生一定程度的“18O 漂移”，表明地下水在深循环过程中与岩石发生了较强的18O 交换作用，发生了较强的水-岩反应。查清卡温泉、夺格温泉、措纳柯温泉和措普湖水、裂隙水投点的趋势线与中国西南大气降水线近平行，指示这三个温泉的水来源主要为大气降水；章柯沸泉、茶洛沸泉投点的趋势线指向岩浆水区域，投点落于冰雪融水与岩浆水混合区域，指示这两个温泉的水来源具有岩浆水来源特征，是大气降水与岩浆水的混合物。

图3 巴塘地区温泉水氢氧同位素关系图Fig.3 Hydrogen and oxygen isotopes of hot spring water in Batang region

巴塘地区温泉水主要来源于大气降水，大气降水的氢、氧同位素具有高程效应［30］。由于温泉水在循环过程中发生水-岩反应，具有18O交换，而氢同位素基本未发生交换，宜采用氢同位素值进行高程估算。本次采用于津生等（1997）的经验公式［31］：

式（1）中：H—补给区高程，m；δ2H—水样的δ2H值，‰。

计算结果（表1）显示，章柯沸泉水的补给高程介于4 873.1～4 996.2 m 之间，茶洛沸泉水的补给高程介于5 030.8～5 188.5 m 之间，查青卡温泉水补给高程介于5 080.8～5 138.5 m 之间，夺格温泉水补给高程介于4 846.2～4 961.5 m之间，措纳柯温泉水补给高程介于4 803.8～5 219.2 m 之间。该区温泉水补给高程介于4 846～5 219 m 之间，温泉水补给主要来源于附近高山大气降水和冰雪融水。

4.2 碳同位素特征

巴塘茶洛—德达温泉区温泉水化学类型主要属于HCO32-·Na 型［8-9］，对温泉水开展碳同位素分析，对温泉成因研究具有重要意义。目前国内外地质学家普遍认为，碳主要有三种可能来源：1）地幔射气或岩浆来源，地幔射气和岩浆来源的碳同位素组成具有一致的特征，其δ13CV-PDB变化范围介于-9 ‰ ～-3 ‰ 之间［35］；2）沉积岩中碳酸盐岩的脱气或含盐卤水与泥质岩相互作用，这种来源的碳同位素组成具有重碳同位素特征，其δ13CV-PDB变化范围介于-2 ‰ ～+2 ‰ 之间，海相碳酸盐的δ13CV-PDB大多稳定在零左右［36］；3）各种岩石中的有机碳一般富集12C，因而碳同位素组成很低，其δ13CV-PDB变化范围介于-30 ‰～-10 ‰之间，平均-22 ‰［37］。巴塘地区温泉水的碳同位素组成分析结果见表1。措纳柯温泉水的碳同位素组成δ13CV-PDB值介于-2.8 ‰ ～-3.1 ‰之间，章柯沸泉水的碳同位素组成δ13CV-PDB值达-0.9 ‰，茶洛温泉水的碳同位素组成δ13CV-PDB值介于-1 ‰～-2.5 ‰之间，查青卡温泉的碳同位素组成δ13CV-PDB值介于1.7 ‰～2.3 ‰之间，夺格温泉水的碳同位素组成δ13CV-PDB值介于1.6 ‰～1.7 ‰之间，总体范围介于-3.1 ‰～2.3 ‰之间，具有沉积岩中碳酸盐岩的脱气或含盐卤水与泥质岩相互作用来源的碳同位素组成特征。该区广泛发育三叠纪碳酸盐岩、板岩，推测温泉水中的碳主要来自三叠纪碳酸盐岩。

4.3 锂元素及锂同位素特征

4.3.1 锂浓度及锂同位素组成

该区温泉水的锂元素浓度列于表2。章柯沸泉锂元素浓度介于2 736～2 847 µg·L-1之间，茶洛沸泉锂元素浓度介于3 438～3 592 µg·L-1之间，查青卡温泉的锂元素浓度介于1 353～1 392 µg·L-1之间，夺格温泉的锂元素浓度介于958～1 025 µg·L-1之间，措纳柯温泉的锂元素浓度介于286～288 µg·L-1之间（图4）。章柯沸泉、茶洛沸泉和查青卡温泉为富锂温（沸）泉，其锂含量明显高于夺格温泉和措纳柯温泉，也高于全国温泉水锂含量的均值（2.10 mg·L-1）和中值（0.32 mg·L-1）［3］，但是低于西藏羊八井、谷露和曲才等高温热田［38-40］。该区温泉水富含锂元素指示该区存在富锂地质体，这与锂地球化学异常分布相符［41］。近年该区伟晶岩型锂矿化的发现证实了该推论［15，26］。

表2 巴塘地区温泉、冷水、岩石的锂含量、锂同位素组成和锂同位素温标统计表Table 2 Statistics of hot springs, cold water， lithium content of rocks, lithium isotope composition and lithium isotope temperature scale in Batang region

图4 茶洛—德达温泉区温泉水的锂含量-锂同位素组成图Fig. 4 Lithium content-lithium isotope composition map of hot spring water in Chaloo-Deda hot spring area

巴塘地区温泉、措普湖水、裂隙水和附近花岗岩体的锂同位素组成见表2。温泉的锂同位素组成与湖水、裂隙水存在较大差异，温泉之间的锂同位素组成也存在一定的差异。措纳柯温泉附近的裂隙水锂同位素组成δ7Li 为8.37 ‰，措普湖水的锂同位素组成为11.06 ‰。措纳柯温泉水的锂同位素组成介于7.41 ‰～8.26 ‰之间，夺格温泉的锂同位素组成介于3.37 ‰～3.46 ‰之间，查青卡温泉水的锂同位素组成介于1.70 ‰～1.74 ‰之间，茶洛沸泉的锂同位素组成介于0.94 ‰～1.56 ‰之间（图4），章柯沸泉的锂同位素组成介于-0.53 ‰～0.98 ‰之间。措纳柯温泉水的锂同位素组成与裂隙水、措普湖水的锂同位素组成相近，指示其地热水主要由大气降水和冰雪融水构成，锂主要来自于在地热水循环过程中的围岩。查青卡温泉、茶洛沸泉和章柯沸泉的锂同位素组成明显低于裂隙水、措普湖水的锂同位素组成（图4），与西藏羊八井、谷露和曲才等高温热田的地热水锂同位素组成相近［38-39］，与上地壳锂同位素组成（δ7Li 值0±2 ‰）［4-5］相近，与花岗岩的锂同位素组成（δ7Li 值介于0.70 ‰～1.84 ‰之间）一致，指示这些温泉水中的锂来源与花岗岩体密切相关。

4.3.2 锂同位素反应体系温度与深度

水-岩反应中流体的锂同位素组成除受初始流体和参与反应岩体的锂同位素组成的制约外，也受到反应体系温度的影响［8］。反应体系温度与流体锂同位素组成δ7Li 值具有线性关系［42］，其关系式为：

利用公式（2）对巴塘地区温泉水的锂同位素水-岩反应体系温度进行估算，结果见表2。措纳柯温泉水的锂同位素温标介于84.65～104.42 ℃之间，夺格温泉水的锂同位素温标介于196.28～198.37 ℃之间，查青卡温泉的锂同位素温标介于236.28～237.21 ℃之间，茶洛沸泉水的锂同位素温标介于240.40～254.88 ℃之间，章柯沸泉的锂同位素温标介于253.95～289.07 ℃之间。

地热水循环深度依据体系温度和地温梯度估算公式［43］计算：

式（3）中：H——循环深度，m；h—恒温带深度，m；T—反应体系温度，℃；T0—平均气温，℃。该区年平均气温为15 ℃，恒温带温度为3 ℃，恒温带厚度达20 m［10］。巴塘—理塘地区居里面埋深在17 km左右［44］，居里面温度介于575～585℃之间，估算该区地温梯度介于33.65～34.26 ℃·km-1之间，本次计算取均值33.94 ℃·km-1，结果列于表2。章柯沸泉的循环深度介于7 414.04～8 448.69 m之间（均值7 931.36 m），茶洛沸泉的循环深度介于7 016.62～7 441.44 m之间（均值7 229.03 m），查青卡温泉的循环深度介于6 893.28～6 920.69 m之间（均值6 906.98 m），夺格温泉的循环深度介于5 714.73～5 776.40 m 之间（均值5 745.56 m），措纳柯温泉的循环深度介于2 425.75～3 008.17 m之间（均值2 716.96 m）。章柯、茶洛和查青卡温（沸）泉水发生较强的水-岩反应的区域主要在6 900～8 500 m范围。章柯沸泉、茶洛沸泉和查青卡温泉、夺格温泉的锂同位素反应体系深度位于该区地震孕震层位，与震源深度相当。

5 讨 论

5.1 温泉水化学特征

该区温泉水地球化学特征研究成果［8-10］显示，温泉水化学类型主要为HCO3-Na 型，而地表水和冷地下水为HCO3-Ca 型；温泉水富含H2SiO3、K+、Na+、F-和微量元素Li、Rb、Cs、Sr 和W 等。温泉水化学特征指示地下水循环过程中与深部花岗岩发生了水-岩相互作用和阳离子交换反应［45］，具有深循环热水对流补给的特点［28］。

5.2 锂元素来源

作为流体活动性元素，Li 在地表和地幔深部与流体相关的活动中表现出超常富集［4］。地热系统锂含量及锂同位素取决于热储温度、储层岩石性质、流体类型或蚀变程度［4-5，8，46］。茶洛—德达地段位于东义敦岛弧的中段［15］，地层主要为三叠纪复理石沉积和晚三叠世钙碱性火山岩，岩浆岩主要为白垩纪花岗岩（措莫隆—哈嘎拉花岗岩带锆石U-Pb 年龄介于100～90 Ma 之间［15］）和古近纪花岗岩，白垩纪花岗岩体中发育富锂伟晶岩脉［15，26］。温泉水锂同位素组成位于火山岛弧锂同位素组成范围（-11 ‰～20 ‰）内，章柯、茶洛和查青卡温（沸）泉水的锂同位素组成与燕山晚期花岗岩锂同位素组成（0.70 ‰～1.84 ‰）相近。

温度是控制锂同位素分馏的最主要因素［4］。在低温地球系统中，锂同位素的分馏非常强烈［47-48］，然而，锂同位素在温度高于350 ℃情况下的分馏作用相对较弱［49-50］。将温泉水、冷水样品投图于锂含量、锂同位素温标关系图（图5）。查青卡温泉、夺格温泉、措纳柯温泉和裂隙水投点呈良好的线性关系，温泉水锂浓度与锂同位素反应体系温度呈正相关性，指示这些温泉水的锂主要来自于围岩，在地下水循环过程中发生了较强的水-岩反应，温泉水锂含量随锂同位素反应体系温度的升高而增高；而章柯沸泉、茶洛沸泉的样品点位于该趋势线的右侧较远区域，指示温泉水的锂除来自热储围岩外，还具有其他来源。

图5 巴塘地区温泉水Li 浓度-Li 同位素温标关系图Fig.5 Li concentration-Li isotope temperature map of hot spring water in Batang region

章柯沸泉、茶洛沸泉地表发育大规模硅华，与西藏羊八井、谷露地热田发育大规模硅华［41，51-52］类似，证实有较多的SiO2从地热水中析出沉淀。温泉水锂浓度与锂同位素反应体系温度呈正相关性表明，在高温水-岩反应过程中，高温热流体与围岩已达到锂元素、锂同位素平衡，在向浅部上升过程中，低于该温度的水-岩反应不再从岩石中萃取锂元素或萃取量大大地降低（图5），使流体锂同位素组成基本无变化；而SiO2在上升过程中，随着温度的降低，SiO2沉淀，导致应用地表温泉水SiO2温标计算的温度偏低（表2）。

在锂含量、锂同位素温标关系图（图5）中，将查青卡温泉、夺格温泉、措纳柯温泉和裂隙水投点进行线性拟合，获得公式（4）为：

式（4）中：T—锂同位素温标，℃，Li—温泉水的锂浓度，µg·L-1。

结合式（2）可获得在锂同位素温标下水-岩反应平衡时温泉水中的锂浓度与温泉水锂同位素组成的关系式：

式（5）中：Li水-岩—体系温度下水-岩反应平衡时的水中锂浓度，µg·L-1。

依据公式（5），估算了巴塘地区温泉在锂同位素温标下水中的锂浓度，列于表2。措纳柯温泉中BT6-3 样品估算的锂同位素温标下的锂浓度与温泉水的锂浓度基本一致，而BT6-2 样品浓度相差较大，可能与BT2 泉口出露于第四系、浅地表水的混入相关。查青卡温泉、夺格温泉样品估算的锂同位素温标下的锂浓度与温泉水的锂浓度相近，表明温泉水从深部热储上升至地表排泄过程中混合的浅地表水较少，这与温泉直接由基岩裂隙出露的情况相符。章柯沸泉、茶洛沸泉样品估算的锂同位素温标下的锂浓度明显低于温泉水实际的锂浓度，指示温泉水中的锂除来自围岩外，还有其他来源。

在低温地球系统中，锂同位素的分馏非常强烈［47-48］，水-岩反应后的水富集7Li；然而，锂同位素在温度高于350 ℃的情况下的分馏作用相对较弱［47-48］，水-岩反应后的水的锂同位素组成与岩石相似。大气降水从地表循环到深部被加热（＜350 ℃），与围岩发生水-岩反应后，其锂同位素组成将富集7Li，高于围岩。而本次测得章柯沸泉、茶洛沸泉和查青卡温泉的锂同位素组成低于新鲜花岗岩的锂同位素组成（δ7Li 值介于0.70 ‰～1.84 ‰之间）或两者相近，指示在地下深部发生了高温（＞350 ℃）水-岩反应，形成富锂元素、低7Li 同位素的高温地热流体。该区花岗岩的锂含量介于84.40～67.40 µg·g-1之间，锂同位素组成介于0.70 ‰～1.84 ‰之间，碳酸盐岩地层锂含量介于0.21～1.57 µg·g-1之间。在高温水-岩反应过程中，围岩花岗岩和碳酸盐岩为地热水提供了部分锂元素，同时降低了水中的锂同位素组成δ7Li 值。其中，查青卡温泉、夺格温泉和措纳柯温泉的锂主要为水-岩反应过程中岩石释放的锂，章柯沸泉、茶洛沸泉的锂除围岩来源外，还有其他来源的锂混入。

章柯沸泉、茶洛沸泉的锂同位素组成δ7Li值明显偏低，甚至出现负值，低于新鲜花岗岩的锂同位素组成，与日本中部火山地区地震震中地热水的锂同位素组成（δ7Li 值介于-5.17 ‰～1.55 ‰之间）［53］相近，指示可能该区温泉流体来源与日本中部地区地震震中地热水流体来源相似，具有下地壳流体的锂同位素组成特征。因此，章柯沸泉、茶洛沸泉可能有深部富锂、贫7Li 的高温流体混入，为地热水提供了额外的锂元素。

总之，章柯沸泉、茶洛沸泉的锂有四部分来源，1）大气降水自带的锂；2）大气降水（含深循环地下水）深循环过程中，岩石发生中低温水-岩反应释放到水中的锂；3）深部高温水-岩反应过程中，岩石释放的锂；4）深部流体混合加入的锂。

5.3 地热流体来源

该区岩浆岩侵入时代主要为白垩纪和古近纪，已经冷却固结，无法为现代温泉提供热源和流体。氢、氧同位素组成指示该区温泉水以大气降水为主，章柯沸泉、茶洛沸泉具有少量岩浆水混合的特征；碳同位素组成指示温泉水中的碳来自深部碳酸盐岩。温泉水的锂元素浓度和锂同位素组成特征指示，查青卡、夺格和措纳柯温泉的水主要来自大气降水，章柯沸泉、茶洛沸泉的温泉水除大气降水来源外还有深部流体来源。温泉气体同位素研究［52］也证实，理塘断裂带是地幔深部流体上升的良好通道。

5.4 热源分析

川西地区为“温壳温幔”型的深部热结构［44］，巴塘地区地壳热的贡献达51.38 %［44］。地壳热源主要为放射性地层生热、断层摩擦生热以及岩浆余热和熔融潜热［44］。

该区岩浆岩侵入时代主要为白垩纪和古近纪，已经冷却固结，无法为温泉提供岩浆余热。燕山晚期岩体是富铀岩体，其放射性元素铀含量介于13.20～25.40 µg·g-1（均值）之间、钍含量介于9.38～31.50 µg·g-1之间（均值）、K2O 含量介于4.49 %～5.90 %之间（均值）［15］。采用放射性生热率公式［55］计算，燕山晚期花岗岩体放射性生热率达6.03 µW·m-3，显著高于地壳放射性生热率［56］。由于岩体厚度、地层厚度暂无精确数据支撑，由花岗岩体贡献的热流无法进行估算，但其显著的高放射性生热率指示花岗岩体可以为温泉提供部分热源。

茶洛—德达地段为居里面突起部位，居里面深度在章柯为16.1 km、茶洛为16.4 km，在查青卡、夺格和措纳柯为16.7 km 左右［44］。中、下地壳的地震S 波“低速层”上顶界面与居里面深度范围接近，约介于15～20 km 之间，该低速圈闭可能为川西水热活动区的深部热源之一［45］，居里面或地震S 波“低速层”的局部隆起使该区形成高地温异常背景。

川西地区构造活动强烈，地震频发，温泉沿活动断裂呈带状分布，地热资源与地震活动具有共生关系［6］。利用锂同位素温标计算的章柯、茶洛富锂温（沸）泉的循环深度介于7 016.62～8 448.69 m 之间，该深度与2016 年9 月23 日理塘M4.9 和M5.1 地震震源深度介于7～7.5 km之间［16］一致，位于1989 年巴塘6.7 级强震群震源深度（5～12 km［57］）范围内。川西北块体5～15 km 的上地壳是地壳脆性孕震层位，是震源深度集中的层位［12］。富锂沸泉的水循环深度与地震震源深度的吻合，指示富锂沸泉的水循环深度达到周边地震震源深度区域。地震活动时，震源深度附近区域产生新的破裂，并形成近真空状态，浅部的裂隙水进入更深的破裂裂隙，被进一步加热，形成高温裂隙水（或超临界流体）；同时，裂隙系统深部新生的破裂，使深部流体上升更加通畅，更多深部高温流体混入深循环水中，导致高温地热流体形成。

地震是地质体内积聚的应变势能快速释放的表现形式之一，地震时的很大部分应变势能在摩擦生热机制下转化为热能，使岩石升温，并驱动流体运动；同时，在升温过程中岩石局部产生热变质作用，以新生矿物形式将部分能量储存起来［58-59］。汶川地震WFSD-1 岩心732 m 处的假玄武玻璃熔融体形成的温度介于1 230～1 720 ℃之间［60］。巴塘断裂与理塘断裂为两组共轭走滑断层［22］。巴塘断裂带是一条全新世强烈活动的大型右旋走滑断裂带，有史记录以来有6 级以上强震7 次，最大为1870 年巴塘71/4 级地震［12］；理塘断裂带是一条全新世强烈活动的大型左旋走滑断裂带，在近200 年以来至少发生过3 次7 级左右地震［61］，1930 年以来发生4.8～5.7 级地震达12 次之多［62］。金沙江断裂带和巴塘-理塘共轭走滑断裂带频发的地震活动持续为地热系统补充热量，增强断裂裂隙循环强度。

茶洛—德达地段温泉的热源以深部S 波“低速层”局部隆起、花岗岩体高放射性生热率为高温热异常背景，是主要热源，以地震断层摩擦热、深部流体热为补充热源，频发的地震活动持续为章柯、茶洛地热系统补充热量，增强地热活动强度，从而形成高温地热流体。

5.5 富锂温泉成因探讨

章柯、茶洛富锂沸泉成因：在区域富锂、铀的背景下，大气降水由4 800～5 200 m 的高山区域经断裂裂隙、岩层向地下深部补给、循环，其循环深度介于7 000～8 500 m 之间，在向深部循环途中被花岗岩放射性衰变热和大地热流初步加热，周边频发的地震向地热系统补充断层摩擦热、深部流体热，震源附近的新生破裂使地热水向更深部更高温区域循环，并进一步补充热量，最终形成深部高温地热流体（温度介于240～289 ℃之间）。高温地热流体与围岩花岗岩、碳酸盐岩发生强烈的水-岩反应，大量锂元素被释放到地热流体中，深部流体也补充锂，形成富锂元素、低7Li 同位素的高温地热流体。高温富锂地热流体沿断裂破碎带向地表上升，在断裂谷地出露形成章柯、茶洛等富锂沸泉。

该区查青卡温泉为循环深度较深的温泉，其循环深度达6 900 m，在向深部循环途中被花岗岩放射性衰变热和大地热流加热，由于循环深度较大，形成高温地热流体（温度达237 ℃），并发生高温水-岩反应，从岩石中淋滤出锂，形成富锂地热流体，高温富锂地热流体沿断裂破碎带向地表上升，在断裂谷地出露形成富锂热泉。该区夺格温泉、措纳柯温泉循环深度较浅，其循环深度介于2 400～5 800 m 之间，在向深部循环途中被花岗岩放射性衰变热和大地热流加热，形成中-高温地热流体（温度介于104～198 ℃之间），并发生中-高温水-岩反应，从岩石中淋滤出锂，地热流体沿断裂破碎带向地表上升，在断裂谷地出露形成含锂热泉。查青卡、夺格和措纳柯3 个温泉的锂主要为水-岩反应中岩石释放的锂，无深部流体锂的加入，也即无深部流体热的加入，其主要热源为富铀岩体的放射性衰变热和大地热流，所以形成的温泉温度相对较低、锂含量较低。

6 结 论

1）茶洛—德达地段发育章柯、茶洛富锂沸泉和查青卡富锂温泉，锂含量介于1 353.00～3 592.00 µg·L-1之间，其锂同位素组成δ7Li 介于-0.53 ‰～1.74 ‰之间。富锂温泉的发育指示该区存在富锂地质体。

2）该区富锂温泉水主要为周边4 800～5 200 m 的高山区域大气降水来源，温泉流体循环深度可达6 900～8 500 m，与该区部分地震的震源深度相当。

3）富锂温泉的深部发生较强的高温（温度236～289 ℃）水-岩反应，碳酸盐岩、富锂花岗岩等释放出碳和锂等元素，形成查青卡富锂温泉（1 353～1 392 µg·L-1）；章柯、茶洛沸泉除上述锂来源外，还有深部高温富锂流体混入，从而形成更高温（240～289 ℃）、更富锂（2 736～3 592 µg·L-1）的地热流体。

4）该区章柯、茶洛富锂沸泉的热源除以深部（地壳、地幔）热流为主要热源外，还有地震断层摩擦热、深部流体热为补充热源，频发的地震活动持续地、脉动式地为章柯、茶洛地热系统补充热量，形成富锂沸泉。查青卡富锂温泉热源主要为深部（地壳、地幔）热流，无断层摩擦热和深部流体热补充。