亚东—谷露断裂带中北段地热流体碳硫硼同位素特征

张健，郝伟林，巴桑元旦，张松

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 西藏自治区土地矿权交易和资源储量评审中心，西藏 拉萨 850011

亚东—谷露断裂带中北段是地中海—喜马拉雅地热带中重要的地热活动区之一，吸引了人们对于该区域的地质构造和地热系统的关注。喜马拉雅和青藏高原深地震反射剖面证实了亚东—谷露断裂带中北段地热系统岩浆热源的存在。

在地热水研究过程中通常利用特定元素及其同位素的含量，进行源区示踪研究和分析地热水的混合过程。碳、硫和硼及其同位素被广泛用于追踪地热水的来源和描述地热水的水文地球化学过程。任何一个地热田的中高温热储基本都是在同一地热系统内，羊八井地热田和羊易地热田的两个储层正是这样［1］。深部的岩浆热源导致了上地壳的地下水对流［2］。深层地热流体上升过程通常温度降低，主要是由于经历热传导、绝热冷却和与冷水混合等过程［3］，然后以温泉或沸泉的形式出现在地表。分析高温热液系统和地表冷水特征，可确定深层母水的特征。深层母水与浅层冷水的混合程度、混合规律，对深层地热资源的评估具有一定的指导意义［4-5］。根据亚东—谷露断裂带上半地堑主边界正断层的倾向，将亚东—谷露断裂带分为北段、中段和南段，北段由谷露地堑、当雄—羊八井地堑系和格达地堑构成，中段由尼木地堑构成，南段由热龙地堑、涅如地堑和帕里地堑构成［6］。本研究的采样位置在亚东—谷露断裂带的中段和北段。

近些年随着同位素测试技术的快速发展，同位素被广泛应用于地热系统的物源区分析、地热流体年龄测定等。稳定同位素分析是示踪地热流体来源和水-岩作用过程的重要手段，不同物源流体具有各自的碳硫硼同位素特征，随着其他流体的混入，流体碳硫硼同位素特征会发生变化。万汉平［7］对于亚东—谷露断裂带中北段地热系统中典型地热田进行了氢-氧同位素特征分析，胡志华、张松和吴儒杰等［8-10］研究了该系统典型地热田温度场特征、蚀变特征、氡异常特征。谷露和续迈虽然前人做了大量工作，但对地热流体来源、水热系统循环过程还缺乏深刻的认识。通过碳硫硼稳定同位素特征对于亚东—谷露断裂带中北段地热系统进行的水热系统研究还很匮乏。通过采集液体样品中碳硫硼稳定同位素分析，液体中碳同位素相对气体中碳同位素反映的特征更加完整。亚东-谷露断裂带中北段地热流体中Li、Rb 和Cs 等元素富集，其来源可能为深部岩浆热液，也可能为径流过程中水-岩相互作用使得岩石中该组分加入地热流体，需要大量研究工作对该地热系统径流过程进行厘定。同位素特征作为物质来源的重要证据，是厘定径流过程的重要方法。本研究对亚东—谷露断裂带中北段地热系统补给—径流—排泄条件的认识进行了进一步深化。现有研究对地热水与盐湖水Li、Rb 和Cs 同位素特征对比尚欠缺，该研究对厘定盐湖中大量Li、Rb 和Cs 资源的来源具有较大意义。

1 地质背景

亚东—谷露断裂带中北段是西藏地热资源最为丰富的地区之一，发育强烈的现代热水活动。亚东—谷露断裂带中北段上分布有多个地热显示区续迈、羊易、羊八井、拉多岗、宁中、谷露、那曲和玉寨等（图1），有代表性的地热田有羊八井、谷露和羊易。羊八井储层最高温度329 ℃，谷露深层热储温度介于215～228 ℃之间［11］，羊易地热田储层最高温度达到207.2 ℃［12］。地热显示区多出现在断裂带盆地西侧山前。

图1 亚东—谷露断裂带中北段区域地质图Fig. 1 Regional geological map of the middle and northern section of the Yadong-Gulu rift

亚东—谷露断裂带是一条SN 向活动性断裂带，从亚东县开始向北一直延伸至谷露镇以北，是西藏最具代表性的构造带之一。亚东—谷露断裂带在8 Ma 时开始运动［15］，是青藏高原最年轻的南北断裂带之一，断裂带宽度约为30～40 km，是一个不对称的正断层系统，其西侧断层系统比东侧更高更陡［16］。亚东—谷露断裂带从北向南穿过拉萨地块、雅鲁藏布江缝合带、特提斯喜马拉雅和高喜马拉雅。

亚东—谷露断裂带内的地热活动从空间分布特征看主要与活动构造带有关，活动构造现今表现的强度越大，地热活动的强度也越大［17］。亚东—谷露断裂带至形成以来百万年尺度的正断层垂直滑动速率主要介于0.2～0.4 mm·a-1之间，最大不超过0.5 mm·a-1，通过断层倾角换算该断裂带的伸展速率介于1～1.5 mm·a-1之间［18］。青藏高原上亚东—谷露断裂等一系列SN 向断裂带、正断层和地堑的发育，也证实了青藏高原正在经历SN 向缩短和EW 向伸展［16］。

深大断裂和次级断裂共同构成了地热系统中的补给—径流—排泄的通道。断裂带西侧念青唐古拉山前断裂为深部热流体的主要补给通道。在深循环过程中提供大量能量和流体组分，形成高温水热环境。地热流体在自身温度产生的密度差和水头压力作用下，沿断裂及其破碎带运移至地表。地热水往往出露在构造交汇部位。比如羊易地热田的地表热水活动主要出现在，近SN 向伸展与NE 或EW向伸展断层的交汇部位。羊八井地热田内发育两组NE、NW 向高角度正断层，对地热水排泄起到了控制性作用。

2 水热系统

普遍认为近现代地壳浅部的岩浆侵入体是高温地热田的热源。喜马拉雅和青藏高原深地震反射剖面在尼木—羊八井—当雄之间发现4 个低速体形成的地震反射亮点，深度介于15～20 km 之间，厚度约20 km，可能为含水的部分熔融层，属于花岗质的岩浆房［19］。地球物理探测中亮点的区域，与亚东—谷露断裂带上分布的高温地热田位置，在空间上完全对应［20］。推测岩浆热源是多个地热田地热流体形成的原因［4］。地热田下方较浅的岩浆热源的脱气作用对上部的地热系统有重大影响［5］。

羊八井地热田是亚东—谷露断裂带中北段研究程度最高的地热田。羊八井地热田的补给高程介于4 400～5 800 m 之间，主体在4 860 m附近，补给物质为现代大气降水和冰雪融水［21］。羊八井的深部地热流体是渗透至深部的大气降水和冰雪融水吸收了岩浆房释放的热量，而浅部地热流体是深部地热流体与当地低温地下水混合形成的。岩浆脱气作用在一些地热流体成分中做出了重要贡献。

地热水与浅层冷地下水的水化学特征一般存在较大差异。羊八井地热田地表水、冷地下水和热地下水水化学特征明显不同，亚东—谷露断裂带内的多个地热田也是如此。文献［4］在对羊八井地热流体研究过程中，提出两端元（冷地下水和深层地热流体）的二元混合模型。深层地热流体流入地热田储层，在储层内与浅层冷地下水混合，在此形成了温度低得多的地热流体。羊八井地热田浅层热储中地热流体相比深层热储中地热流体混入的深层地热流体的比例更小。

3 样品采集与测试

对亚东—谷露断裂带中北段地热水进行了系统性采样，测量了碳硫硼同位素。对续迈、羊易、羊八井、那曲和邱桑地热田中地热水进行了碳同位素测量，对谷露和续迈地热田中地热水进行了硫同位素测量，对谷露地热田中地热水进行了硼同位素测量。

每个样品采集前用去离子水对采样瓶冲洗3 次。所有样品采集前均通过0.45 µm 滤膜进行过滤，然后每个样品储存在一个500 mL 的聚乙烯瓶中。采样后进行封口密封，避光保存，尽快送往实验室进行测试。温度、电导率均在野外现场测定。水样碳、硫和硼及其同位素值在核工业北京地质研究院分析测试研究中心测试。

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

地热水中碳的储存形式是CO2、CO、HC、C-和CH4等。地热系统中的碳的来源包括：大气降水、岩浆脱气作用、碳酸盐岩和围岩中有机质发生脱碳反应。在地热气体的不可凝结成分，几乎全部为CO2。羊易地热蒸汽中CO2的体积百分比高达89 %，其他气体的体积百分数为H2S（0.07 %）、N2（9.11 %）、H2（0.05 %）、CH4（0.46 %）、Ar（0.15 %）和He（0.042 %）［22］。羊八井地热田的δCCO2值介于-11.3 ‰～-7.7 ‰之间，该数值在浅层地热流体和深层地热流体没有显著差异，推断羊八井地热系统两个储层的CO2具有相同的起源，在念青唐古拉山核杂岩变质作用中形成［23］。

研究区内温泉水，δ13C 分布在-8.6 ‰～1.5 ‰之间，平均值为-2.89 ‰。海相碳酸盐的δ13C 值介于-2 ‰～-10 ‰之间，陆相碳酸盐的δ13C 值为0，大气CO2的δ13C 值通常为-7 ‰，土壤中CO2的δ13C 值为-25 ‰左右［24］。

由图2 可见，亚东—谷露断裂带中北段地热水中δ13C 与HC+C含量，具有较好的正相关关系，可以推断出碳酸盐中的碳的来源主要是碳酸盐的溶解，与区域上分布的碳酸盐地层有关。羊易地热田和羊八井地热田的δ13C 值分别为-4.5 ‰和-6.2 ‰，其碳来源于局部熔融岩浆释放的CO2并混合了大气降水。宁中温泉源于海相碳酸盐和大气降水。地热流体上升过程中混入冷地下水的比例不同，对地热水δ13C 值有较大影响，续迈地热田中地热水混入冷地下水的比例更高。

表1 亚东—谷露断裂带中北段地热水中碳酸盐和碳同位素特征Table 1 Carbonate and carbon isotope characteristics of geothermal water in the middle and northern section of Yadong-Gulu rift

图2 亚东—谷露断裂带中北段地热水δ13C 与碳酸盐关系图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 广泛应用于水热系统中硫来源的示踪。深部硫进入地热系统后，只能通过地热泉、蒸汽等进行少量排放。在含有CO2的地热系统中的硫，只有5 %能到达可开采区域，其余均在更深更热的位置固定为硫化物［25］。δ34S 在地热水中主要以S的形式存在。

由于嗜热菌的影响，羊八井地热田深部和浅部地热流体中H2S 和S的硫同位素平衡，羊八井地热田ZK4001 井深部储层地热流体H2S 和S的δ34S 值分别为1.5 ‰ 和18.9 ‰。西藏自然硫的δ34S 值表征，地热田中硫的主要来源是热水系统对于沉积地层的淋浴作用［26］。

在不同热储环境中，地热流体中的含硫组分会与热储环境中的硫发生硫同位素交换反应，尤其是在封闭较好的储层环境中，硫同位素表现出较好的还原性和分馏性，导致硫同位素聚集。因此地热流体中硫同位素的含量可以揭示热储环境的封闭程度。在不同的热储温度下硫同位素会分馏形成各种特定特征，研究将硫同位素温度计应用于地热系统具有较大意义。随着热储温度的升高δ34S 均有增高的趋势。

硫的来源不同，使得赋存的δ34S 同位素值不同。一般来讲，现代海水中δ34S 同位素值大约为20 ‰，淡水中δ34S 同位素值变化于-20 ‰～-30 ‰之间。大气硫酸盐中δ34S 同位素值变化于-2 ‰～-15 ‰之间，火山硫酸盐岩中δ34S 同位素值变化于5 ‰～15 ‰之间，蒸发硫酸盐中δ34S 同位素值变化于10 ‰～20 ‰之间，变质硫酸盐岩中δ34S 同位素值变化于-20 ‰～20 ‰之间等［24］。

谷露和续迈地热田中地热水δ34S 测试结果中可以看出，每个地热田的地热水的δ34S 具有较大的分散性，指示了硫的来源非单一类型。谷露地热田和续迈地热田地热水δ34S 分别介于9.4 ‰～19.1 ‰、1.2 ‰～8.5 ‰之间。谷露地热田和续迈地热田地热水δ34S 均在大气碳酸盐和蒸发碳酸盐的δ34S 范围内，是大气降水在储层中硫酸盐矿物溶解造成的。续迈地热田中地热水全部落入大气碳酸盐的范围，显示出更多的大气降水的特征，推测为地热水在近地表时更多的地下水混入导致。该断裂带深部地热流体中硫酸盐的主要来源为对沉积地层的淋滤作用。

4.3 硼及其同位素特征分析

硼同位素地球化学研究广泛应用于构造演化过程、成矿作用和矿床成因、古沉积环境反演、流体-岩石相互作用、地下水污染过程及污染源示踪等多个研究领域。B 是易溶元素，在地热系统中与Cl、Br 等元素相似，往往作为保守元素，用来示踪地热水来源和热储内各水体的混合过程。

硼的稳定同位素有两种：10B 和11B。在水-岩相互作用过程中，硼可以从不同的岩石类型中被析出，但地壳中B 的平均含量仅为10-5，对于岩浆热源的地热系统，地热流体中极高的B 浓度更可能来自岩浆的脱气作用［2，27-28］。富含电气石的花岗岩的溶解是控制羊八井地热田和羊易地热田热水硼浓度和δ11B 的主要因素，但其他次要因素如CO2脱气、pH 值升高和碳酸盐矿物沉淀，也会影响硼元素的分馏［29］。

表2 谷露和续迈地热水硫同位素分析结果Table 2 Results of sulfur isotope analysis of geothermal water in Gulu and Xumai

表3 谷露地热田硼同位素分析结果Table 3 Analysis results of boron isotopes in Gulu geothermal field

谷露地热田的B 值介于25.00～35.60 mg·L-1之间，Cl/B 比值介于6.50～7.13 之间，δ11B 数值介于-9.40 ‰～-5.50 ‰之间。羊八井地热水的δ11B 值介于-12.3 ‰～-11.4 ‰之间，羊易地热水的δ11B 值介于-9.7 ‰～-5.0 ‰之间，羊易与羊八井地热水的δ11B 无显著差异［2］，那曲镇温泉Cl/B 比值为6.2。谷露地热田的硼含量和硼同位素值相对集中，为浅层富B 的热水，主要来源于高温作用下岩浆围岩的溶滤作用，为非海相成因。

δ11B 值和B/Cl 比值的组合为圈定地下水硼的来源提供了较大的价值（图5）。地热流体在迁移过程中氯化物不会发生沉淀，CI-含量也不受水-岩相互作用影响［30］。同一地热田地热流体的B/Cl 数值相近，沿亚东—谷露断裂带由北向南B/Cl 数值逐渐增大。

图5 亚东—谷露断裂带中北段地热水δ11B 值和B 含量关系图Fig. 5 Relationship between δ11B value and B content of geothermal water in the middle and northern section of Yadong-Gulu rift

图6 亚东—谷露断裂带中北段地热水δ11B-Cl/B 比值关系图Fig. 6 Relation diagram of δ11B-Cl/B ratio of geothermal water in the middle and northern section of Yadong-Gulu rift

图5 中蓝色和粉红色两个矩形块显示了地热水B 元素来源的两个端元，蓝色矩形块为重B 物源，δ11B 值介于-5.5 ‰～20 ‰之间，B 含量介于3.72×10-6～24.0×10-6之间，代表了海相碳酸盐岩物源；粉红色矩形块为轻B 物源，δ11B值介于-16.3 ‰～-10.3 ‰之间，B 含量介于378×10-6～688×10-6之间，代表了富B 岩浆岩物源。大部分地热水来自大气降水，西藏南部大气降水δ11B 值变化范围至少介于-6.0 ‰～6.8 ‰之间，B 含量介于0.1×10-9～3.0×10-9之间，那么大气降水有可能是西藏地热流体的重B 物源之一［31］。由于大气降水和冰雪融水中B含量极少，所以对于B 含量主要起到稀释作用，几乎不改变δ11B 值。

西藏地区的地热流体中硼的主要来源是高硼含量的地壳岩石在高温下的浸出作用［32］。渗入地下的大气降水，在渗流过程中，流经海相碳酸盐地层时，通过水-岩石相互作用，在20 ℃左右的较低温度下，就可以将岩石中大量的硼淋滤出来。在较高温度下地热水从围岩中淋滤大量的B，围岩的 B 同位素组成对δ11B值起着主要控制作用，而气—液相分离和次生矿物沉淀等其他因素产生的分馏作用对地热水中 B 同位素的影响微乎其微。

如果地热流体具有较低的δ11B 值和较高的B/Cl 比值，则表明该地热流体的B 来源主要为与围岩的水-岩相关作用［33］，亚东—谷露断裂带中北段地热流体正符合该规律。按照δ11B—Cl/B 关系图，亚东—谷露断裂带内地热流体δ11B 和Cl/B 比值，基本落在陆相成因及其附近。

4.4 总 结

将该水热系统碳硫硼同位素与氢氧同位素进行综合对比。研究区地热水δ18O 分布介于-20.9 ‰ ～-14.1 ‰ 之间，平均值为-17.15 ‰，δD 分布介于-160.5 ‰～-113.6 ‰之间，平均值为-138.4 ‰［34］，δD 和δ18O 值分布在大气降水线δD=8δ18O+10 附近［35］，说明地热水的起源主要为大气降水。岩浆热液等流体与大气降水混合比例的不同和水-岩作用强度的差异，造成了研究区各地热田之间同位素特征的差异。

对亚东—谷露断裂带中北段地热系统建立概念化模型。念青唐古拉山的大气降水和冰雪融水沿断裂系统内SN 向断裂渗入地下深部，地壳的部分熔融为其提供能量，在数公里深度的深循环过程中岩浆流体加入。冷地下水在吸收了大量的岩浆能量后形成了地热水，在冷水和热水密度的显著差异作用下上升到地表。地热水在上升过程中经历绝热脱气、传导冷却和与冷地下水混合等温度降低的过程。

5 结 论

1）亚东—谷露断裂带中北段地热系统中C的主要来源是碳酸盐的溶解，地热水上升过程中混入冷地下水，对地热水δ13C 产生较大影响。亚东—谷露断裂带中北段地热流体中硫的主要来源为地热流体对沉积地层的淋滤作用，在一些地热田中地热流体接近地表时有一定量的冷地下水混入，使得δ34S 接近大气碳酸盐δ34S。亚东—谷露断裂带中北段地热系统中B的主要来源，主要为水-岩相互作用。同一地热田地热水的B/Cl 比值较为接近，沿亚东—谷露断裂带向北地热水的该数值逐渐增大。

2）亚东—谷露断裂带中盆缘深大断裂带作为地热系统中流体运移主要通道和地热流体储存的主要空间，是该地热系统水-岩石相互作用主要场所。

3）亚东—谷露断裂带中北段地热系统地热水的来源分为两部分：①在深层循环中水-岩相互作用改变一定水化学特性的大气降水；②地壳深部火成岩侵入过程中形成的岩浆热液，该部分在地热流体中只占极小比例。亚东—谷露断裂带中北段地热流体中Li、Rb 和Cs等元素富集，更可能是径流过程的水-岩相互作用中加入地热流体。