Question

区域水文与地热地质

Answer 1

一、区域水文地质

马攸木地区受喜马拉雅与冈底斯地质构造运动的控制，形成了地形南北两侧高、中部低的地貌形态，属高原中、高山区，平均海拔4900m，矿区呈高原低山丘陵区地貌特征。水系有内陆湖泊型和外流型两类。内陆水系以玛旁雍错和公珠错为代表，外流水系则以杰玛央宗和马攸木藏布为表征。杰马央宗发源于北喜马拉雅山脉西段的杰玛央宗冰川;而马攸木藏布源于金美错流经阿果错湖，马攸木藏布与杰玛央宗汇合后形成当却藏布(马泉河)。该地区的地下水与地表水流向基本一致。

(一)地形地貌与气象水文

在马攸木外围地区地形切割相对较深，一般高差在1000m左右，地貌上以高原低山剥蚀为主，河谷低洼处的平均宽度在5～15km不等，形成较为开阔的山间平原区，沟谷以沉积为主。而在马攸木矿区一带一般高差在500m左右，最高峰松托嘎海拔5647m，矿区最低点海拔4850m。在杰玛央宗和马攸木藏布的支流前缘，通常形成规模不大的洪积扇及洪积裙台地。

该地区属高原干旱、半干旱丘陵气候区。据狮泉河气象台2001年气象资料，年平均气温在2～3℃;年最高气温在7～8月份，极端最高气温为26.9℃;年极端最低气温为－27.2℃，一般在12月至次年的1～2月份;全年降水量为52.9mm，降雨集中在6～9月份，降雪集中在11月至次年的3月份;最大降雪厚度达30～50cm。马攸木地区蒸发量极大，年蒸发量为2326.6mm。年气压最高为616.2hPa，最低为592.1hPa，平均气压为604.6hPa。

(二)区域地下水类型及特征

马攸木地区不同含水岩组富水性差异较大，以沿河谷低洼地带的冲积、冲洪积、冰碛、冰水堆积富水性较强。而不同岩性段的变质岩即震旦-寒武系的泥质岩系的富水性极弱，为相对隔水层。奥陶系以碳酸盐岩类为主，虽然由于气候因素影响，岩溶发育程度不高，但因所处构造位置的关系，脆性岩层构造裂隙相对发育，加之溶蚀作用的存在，使奥陶系碳酸盐岩类地层在区域基岩中为富水性相对最强的地层。三叠系变质地层及侵入岩体虽然岩性差异较大，但岩石总体多为脆性，在构造裂隙存在的条件下，加之近地表风化裂隙发育，为地表径流的入渗提供了有利条件，导致此类基岩地层富水性介于碳酸盐岩类地层和泥质变质岩之间。

1.基岩裂隙地下水

基岩裂隙地下水在区内分布广泛，从地下水的循环条件可分为深循环地下水和浅层地下水。不同埋藏深度的地下水体在物理性质及所含的水化学成分方面都存在着巨大差异，而且其间也存在着一定的联系。

(1)浅层基岩裂隙地下水

浅层基岩裂隙地下水分布于区内的基岩出露区浅部，地表以下埋藏深度在100m以浅部位，储存空间以表层风化裂隙及小型构造裂隙为主，包括小型断裂构造延伸部位和褶皱构造轴部。风化裂隙水呈面状分布，埋藏深度小于100m;构造裂隙地下水呈带状分布。

浅层基岩裂隙地下水以接受大气补给及冰雪融水为主，其排泄方式有:向深部地下水排泄，向低洼地带第四系孔隙水排泄，以地下水天然露头下降泉的形式排泄等。

浅层基岩裂隙地下水多为潜水，不具承压性，其动态变化大，水位变幅也很大，受季节变化影响明显。

由于循环深度不大，表明此类地下水由补给流体进入地下循环的时间也是相对有限的，因而在水体的水化学特征方面也基本保持着补给流体的一些特点，总体特征是矿化度相对较低，水温接近当地的年平均气温。

(2)深层基岩裂隙地下水

马攸木及其外围地区发育多条深大断裂及其次级断裂，其切割深度深达2km，其间储存有丰富的地下水，该地下水含水层呈带状展布，主要受控于深大断裂及其次级断裂的空间分布与规模。区内深大断裂多为压性，而其次级断裂多为张性，地下水的活动尤以次级张性断裂带为甚。

深层基岩裂隙地下水，以浅层基岩裂隙地下水为补给源;运移方向以垂向运动为主，并以上升泉的形式排泄，并且多具热异常。

深层基岩裂隙地下水动态稳定，受季节变化影响小。

由于深层基岩裂隙地下水参与深部循环并且接触深部岩浆囊的热传导部位，在高温背景条件下，水-岩化学交换作用强烈，其排泄地带有大量由热流体携带的深部物质的沉积层(泉华)。

根据深层基岩裂隙地下水储存运移的时间和空间分布规律，其埋藏深度大，水体进入地下循环的时间过程长，加之有相对高温的背景条件，水体与补给流体之间在物理性质及水化学特征方面都发生了较大变化。在水-岩的物质交换过程中，地下水体中的物质组分含量无论是基本离子还是常规微量元素都大幅度增加，矿化度极高，并在水体的排泄地形成大规模的沉积物。

2.孔隙地下水

储存于第四系沉积物中的孔隙地下水，分布于研究区内的相对低洼地带及大型沟谷内，孔隙介质包括湖积物、冲积物与冲洪积物。

孔隙地下水除接受大气降水补给外，还接受浅层基岩裂隙地下水的补给，其排泄方式包括地下蒸发和向地表水体排泄，含水层厚度不均匀，一般在数十米至百余米之间，其水力坡度较浅层基岩裂隙地下水小。

由于补给来源和含水层的结构特征，决定了孔隙地下水动态相对稳定，一般季节性水位变幅不大。

孔隙地下水的物理性质与水化学特征一般与补给流体即大气降水十分接近，多为低矿化的淡水。

二、地热地质

青藏高原是中生代以来印度洋扩张、冈瓦纳大陆分解北移、印度板块与欧亚板块多次碰撞拼接的产物。由于强烈的构造活动使地壳出现了软弱带，深部岩浆升流至地壳近地表定位，地下水也有了通道与已定位而尚未冷却的岩浆接触而加温，形成青藏高原丰富而广泛的地热活动(图1-4)。

在马攸木地区，有不同温度的地下水出露，泉水呈东西向展布，在泉水中有冷泉、温泉、热泉和沸泉，以玛旁雍错以东扎曲藏布沸泉、香古玛弄沸泉以及玉龙弄巴温泉为代表，其水温高于80℃。

1.地热活动的演化发展

青藏高原在挽近期的“超碰撞”阶段，南北向构造应力的侧向挤压使地壳急剧缩短增厚。高原周围的构造单元(扬子地块、塔里木地块等)的下地壳可塑物质在巨大的构造应力作用下向上流动、充填、混合以满足高原地壳急剧抬升所需要的物质补偿。与地壳增厚上隆同步进行的下地壳和上地幔下弯，扰动了原先存于岩石圈和软流圈界面上的热平衡，诱发了软流圈的局部对流，并通过底熔销蚀和软流圈物质上涌而使岩石圈变薄，这种被动诱发的“相转换层”发生物质的分异作用，使密度轻的熔浆上侵于地壳浅部，形成现代浅层定位的岩浆囊和不同深度的局部熔融体。“亚东—格尔木岩石圈地学断面”项目的大地热流研究成果表明:该范围内各地体由于各自的壳幔热结构不同而形成了热流的分布及深部热状态的南北不均一性，同时也证实了在高原巨厚地壳的浅部，有现代岩浆的浅层侵位活动。

班公错-东巧-怒江构造带北部大地热流值低(40～47mW/m²)，而南部的热流值高达60～364mW/m²，且变幅较大，表现出了南北的不均一性。北部的羌塘高原具有厚壳、幔深的冷地体特征;而南部的冈底斯地体和喜马拉雅地体存在“相转换层”，具有明显的热壳性质。深达地幔的断裂构造为深部热源的上升提供了通道，并在两侧形成了现代岩浆的浅成侵入体，并沿以张性为主的活动构造作超浅位上侵。这与现代地热活动在地表的热显示是相吻合的。

印支期西藏岩浆活动主要发生在班公错-东巧-怒江构造带以南的地区，形成了班公错-东巧-怒江缝合带，北部隆起了喀喇昆仑-唐古拉山脉。燕山期形成了雅鲁藏布江缝合带，北部隆起了冈底斯—念青唐古拉山脉。喜马拉雅期形成了西瓦利克缝合带，北部隆起了喜马拉雅山脉，此期内雅鲁藏布缝合带及冈底斯-念青唐古拉山脉的继承性活动也十分强烈。后两期构造活动的结果导致岩浆岩集中分布于冈底斯-念青唐古拉构造带以南。

从岩浆活动的时序规律看，总体表现为北老南新。由构造运动引起的大规模岩浆岩入侵及火山作用在地热地质研究中意义重大，越新的岩浆岩，成为现代水热活动热源的可能性越大。

图1-4 地下水分布与循环示意图

2.地热显示

(1)地热显示类型

在马攸木地区以及周边发现的地热显示类型几乎囊括青藏高原所有地热显示类型，包括温泉、热泉、沸泉、沸喷泉、间歇喷泉、水热爆炸、冒气地面、冒气孔、热水塘、泉华沉积物等。

(2)地热显示分布规律

对马攸木岩金矿区及外围现存的地热活动形成的沉积物中石英矿物进行ESR测年结果表明，自新生代古近纪以来该区就处于连续不断的强烈活动状态(表1-2)。

表1-2 ESR测年结果

注:测试单位为成都理工大学应用核技术研究所。

马攸木地区地热显示的空间分布从古地热活动遗迹以及现代水热活动的分布情况来看，主要出露于肉切村群南北两侧的奥陶系下拉孜组和上三叠统修康群中，并有南北向构造通过，如M₁沟中大面积铁硅质泉华区、香古玛弄地热显示区、玉龙弄巴地热显示区都出露于这些地段。在肉切村群中也有沿裂隙充填的地热流体沉积物。

三、水文地球化学

1.水化学

地热流体的地球化学特征包括热流体的水化学特征、微量元素组分的含量、水体中氢氧同位素的特征等众多要素，这些特征不仅能反映热水在形成发展过程中的背景条件，同时也是热流体流经地带的地球化学背景的写照。通过对背景条件的研究，同样可以获得矿产资源的找矿信息。

研究区内地热流体水化学类型与当地的浅层地下水及地表水的差异较大，对比情况见表1-3。

从地热流体的水化学特征看，水化学类型具有多样性，而且普遍矿化度较高，阳离子特征以Na⁺为主，主要阴离子中HCO^－₃含量明显较补给流体大气降水低，SO^2－₄及Cl^－的含量则远高于补给流体———大气降水，体现了源于循环过程中水-岩交换作用的效果。

水-岩作用是地下水在循环过程中流体介质与围岩之间依据特定的背景条件而发生的物质交换作用。由于水-岩作用的存在，地热流体将大量的深部物质携带至地表，并形成固体沉积物———泉华，在研究区内几乎所有地热显示区都有大量泉华沉积物存在，而且泉华物质组分类型多样，包括硅华、钙华、铁质泉华、硫化物泉华，往往在一个地热显示区就存在多种泉华类型的组合，通常硅华和铁质泉华发生在地热活动的早期，反映的是高温地热背景，而后期则形成大量的钙华，反映热储基础温度开始下降。一些地热显示区的泉华沉积物规模巨大，在玛旁雍错南部的曲普地热显示区泉华出露面积近20000m²，厚度在10m左右，外围的搭格架地热显示区泉华出露面积近60000m²，厚度在10～20m之间。

表1-3 地热流体及地表水水化学对比

测试单位:西藏地勘局地热地质大队。

通过考查流体介质在循环过程中物质组分的增减可以判明其流经空间的背景条件，通过对背景条件的判定可寻找适合金属矿产的成矿富集的背景。

2.地热流体中的气体组分特征

地热流体中的气体组分含量百分比反映了热流体的背景条件及流体的来源，研究区内地热流体中气体组分分析结果见表1-4。

表1-4 地热流体中气体组分分析结果

分析单位:中国地震局地质研究所地下流体实验室。

从地热流体中气体组分的含量特征来看，流体大都源自深部的高温环境，并有地壳深部(包括上地幔)的岩浆热液气体组分的痕迹，O₂和N₂含量普遍较低，除香古玛弄一地可能由于采样原因有空气混入外，其他各点均反映了深部、碱性、高温、还原环境。若香古玛弄采样无异常，则反映该点与其他样点不同的是酸性环境。

3.氢氧稳定同位素

根据西藏全区83个地热显示点水样氢氧同位素δ¹⁸O与δD的测试值，绘制了水样的δD-δ¹⁸O散点图(图1-5)。图中西藏大气降水线方程是根据1991年前取得的10个大气降水水样分析资料拟合形成的，其斜率与截距都较好地反映了高原地区的特点，而且本次采取的马攸木地区的大气降水样分析结果正好与该大气降水线方程吻合。

图1-5 西藏地热流体δD-δ¹⁸O散点图

区域地热流体的氢氧同位素组成如表1-5所示。由表1-5测试值及统计值可见，研究区地热流体的氢同位素组成δD为－132.0‰～－77.6‰，平均值为－112.338‰，标准差为18.096‰;氧同位素组成δ¹⁸O为－16.8‰～－5.0‰，平均值为－13.71‰，标准差为3.804‰。湖水的氢氧同位素组成最高，δD为－77.6‰，δ¹⁸O为－5.0‰，明显偏离大气降水线，可能暗示湖水除大气降水来源外，还可能有深部来源;次为河水的氢氧同位素，δD为－98.9‰，δ¹⁸O为－12.0‰。热泉水的氢氧同位素组成最低，δD为－126.5‰～－132.0‰，δ¹⁸O为－15.8‰～－16.8‰;大气降水(雨水)的氢氧同位素组成居中。

表1-5 区域地热流体氢氧同位素组成

测试单位:地质矿产部水文地质专业实验测试中心。

马攸木外围地热流体的样品分析结果(表1-5)与全区地热流体氢氧同位素的特征基本类似(图1-6)，地热流体的同位素特征值都分布于大气降水线的右下方，由于地壳中含氢矿物极少，水-岩作用过程中氢的同位素交换十分微弱，这表明地热流体在由大气降水渗入地下循环的过程中水-岩作用的结果使流体中的¹⁸O千分偏差值趋于增加，这一现象被称为“氧漂移”。

图1-6研究区内水点δD-δ¹⁸O散点图(数字为表1-5中样品序号)

为了定量地表征水-岩作用过程中氧漂移的程度，定义地热流体中氧稳定同位素千分偏差值δ¹⁸O与补给流体的千分偏差值之差叫做氧18漂移值，用I表示:

I=δ¹⁸O_地热流体－δ¹⁸O_大气降水

通常情况下地热流体与围岩发生交换作用时δD值改变很小，基本保持大气降水的特征，则上式可改写为:

I=δ¹⁸O_地热流体－(δD_地热流体－B)/A

式中:A和B分别代表适合地热流体所在地的大气降水线方程的斜率和载距。

根据覃昌龙等(1991)的研究，西藏高原的大气降水线方程为:

δD=7.66δ¹⁸O+7.91

根据地热流体氧漂移值计算公式，所得研究区内的地热流体漂移值见表1-6。

表1-6 研究区内地热流体氧漂移值

水-岩作用过程中氧漂移的发生受多种因素控制，主要因素为温度和围岩岩性。通常情况下，较高的热储温度能促使岩石中的¹⁸O进入水体中，SiO₂含量高的围岩¹⁸O相对丰富。根据Fentes的研究:

Si¹⁸O+H₂¹⁶O→Si¹⁶O+H₂¹⁸O(高温200℃)

可见在马攸木地区及其外围地热流体氧漂移值平均达2.51‰，普遍高于地热资源区划调查中(覃昌龙，1991)全区的地热流体氧漂移平均值1.61‰，而且全区最高漂移值4.03‰在公珠错西的温泉。