青藏高原西藏地热资源特征及成因

青藏高原西藏地热资源特征及成因

1西藏水资源分布青藏高原位于古特雷斯构造带的东段，被称为世界第三极。它是世界上最年轻、最伟大的高度，也是大陆动力学研究的自然实验室。西藏位于青藏高原的西南部,是我国地热活动最发育、最强烈的区域之一。全国现已查明的水热活动区有3000余处,其中,西藏境内就有近700处,而且汇集着丰富的地热活动类型:温泉、热泉、沸泉、沸泥泉、喷气孔、冒汽地面、间歇喷泉、热水湖、热水河、水热蚀变、水热爆炸和形态各异的钙质、硅质泉华地貌等。西藏的水热活动是印度-欧亚板块汇聚运动的产物,其活动强度和时空分布与青藏高原的隆升过程及构造断裂带的发育密切相关。同时,地热流体(气、液相)中还携带着中上地壳乃至地幔物质的深部信息。上个世纪七十年代中期,中国科学院曾组织并实施了较大规模的青藏高原综合科学考察活动。那时,地热考察便是其中的一项主要研究内容,取得了丰硕的基础资料(佟伟等,1981,1989,1994,2000),为以后的工作奠定了良好的基础。然而,随着科研工作的不断深入,人们逐步认识到地热活动不仅能够为人类提供洁净的绿色能源,而且还与一些固体矿产资源、盐湖资源、油气资源的成因密切相关,因此,有必要加强对西藏水热活动区的科学调查和研究,尤其是前人较少涉及的气体地球化学。对西藏地热气体的化学组分和同位素组成进行研究,将有助于深入探讨地热流体的物质来源、热储温度、成因类型及其与大地构造关系等问题。按照国际惯例,将热储温度超过150℃的水热系统称为高温地热系统,热储温度介于90～150℃的称为中温地热系统,低于90℃的称为低温地热系统(廖志杰等,1999)。2非热气运移采样本项研究的气体样品来自温泉、热泉、沸泉、喷气孔、冒汽地面以及羊八井、那曲和朗久三座地热电站的生产井。野外工作重点放在藏南的雅鲁藏布缝合带和那曲-羊八井-亚东活动构造带(图1),适当兼顾其它地区。2002年,在西藏自治区人民政府组织的藏北高原无人区科考活动中,对双湖特别区的温泉进行了科学考察,仅在两处收集到热水的逸出气体。对于热泉、沸泉、喷气孔、冒汽地面和大多数温泉,通常采用排水集气法收集地热气体。少数泉眼的温度不高、没有水蒸气、气体压力比较大,可以向气体样品袋直接灌注,如康马的两个泉点、普兰的公珠错、比如的夏秋卡、墨竹工卡的德宗和双湖的江爱温泉等。一些泉口的水位比较低,逸出气体的自然流量较小,需借助水泵来加速采样进程,如错那县城和昂仁县六道班的温泉池等。也有个别泉口夏季淹没水下,只能在冬季进行采样,如比如的夏秋卡、雅鲁藏布江岸边的一些热泉等。对于热田生产井,采样前需要在井口地热管道上安装水气分离器,将分离出的地热蒸气经冷却设备降至常温后加以收集(Zhaoetal.,1998)。除个别工作点外,采样时同步记录采样位置的经纬度、海拔高度和热水的温度,并在现场测定地热气体中的H2S含量。实测资料表明:一些泉口的温度存在着季节效应,如那曲谷露某泉点的温度夏季是87℃,冬季只有84℃。普兰的门士、尼木的棉究、当雄的宁中和拉多岗等水热活动区也可观测到类似现象。其原因是西藏大部分地区的冬季干燥寒冷、多大风、环境温度普遍较低,地热流体在向地表运移时,需要损失更多的热量。泉口流量越低,温度的季节效应就越明显。除H2S气体外,样品的化学组分由中国地震局地质研究所测定,碳同位素组成在中国科学院地质与地球物理研究所MAT252质谱上测量,分析结果列于表1。3讨论3.1热储区域及排放水地热气体通常包括CO2、H2S、H2、CH4(及其它碳氢化合物)、N2、Ar、He和O2,其它微量组分还有NH3、SO2、CO、HCl、As(OH)3、Ne、Kr、Xe和Rn等。从理论上来说,热储中O2分压应当介于10-25～10-40巴(D’AmoreandPanichi,1980),低于设备的检测限。而事实上,国内外热田的气体样品中或多或少都能检测出O2组分,其影响因素有:热储盖层不够致密、浅层土壤气侵入、采样操作和气体存储不规范等。本次研究没有对表1中的数据进行大气组分校正,目的是为了反映水热活动区的真实状态。如在康马、岗巴和隆子的水热活动区中,分别在两处采集了气体样品,化学成分很相近,说明大气组分在这些气体到达地表之前已经进入地热通道,而不是样品采集过程出现差错。图2和图3显示,西藏水热活动区的气体大体可分成两类:一类是CO2占主导地位的地热气体,称为CO2型气体;另一类气体的主要组分是N2,称为N2型气体。CO2型气体样品在数量上超过总数的85%,占绝大多数。相应的热水样品属于Cl-Na或HCO3-Na型水质,如羊八井、羊易、宁中、那曲和朗久等热田,这些地方钻孔的实测温度都在100℃以上。CO2型水热活动区可以是岩浆热源成因的,也可以在具有高背景热流的断裂带上通过深循环形成。前者如羊八井热田,北区ZK4001井已获得253℃的高温地热流体,单井汽水总量达到300t/h,大地电磁测深研究推断热田5km深处出现熔融体(Zhaoetal.,1997);后者如那曲的罗玛、脱玛、桑来和当雄的月腊水热活动区等,热储温度不会高于150℃。如同Cl-Na型热水在地下浅层混合冷水后会出现HCO3-Na型假象一样,CO2型地热气体在经历沸腾、脱气和长距离输送后也可呈现N2型气体的假象,这种情况多见于泉华穹窿或泉华盖层比较发育的地方,如昂仁的搭格架、那曲的谷露、萨嘎的如角和萨迦的卡乌等。搭格架热田地处冈底斯山南、长马曲近南北向宽谷的南端(图4),海拔高度为5000～5200m,区内出露白垩系紫红色硅质岩和第四系泉胶砂砾岩,有间隙喷泉十一处,以长马曲南岸和西岸的两处规模最大。第一处位于长马曲向东折转段南岸的硅质泉华台上,常称为主喷泉,是国内目前已知的、规模最大的喷泉。热水激喷时,泉口温度达到87℃,水柱高度约10m,场面蔚为壮观,然而,该喷泉的间歇周期不够明显;第二处位于长马曲西岸,泉口斜嵌在河岸边硅质泉华的陡坎上,陡坎高约3m,中央有三个不规则的圆型泉口,泉口直径在20cm左右,其上方是一片密集的沸泉和热水塘。该斜喷泉是一个十分典型的间隙喷泉,补给、加热、溢流和喷发过程十分清楚,每天喷发1～2次,每次持续约25分钟。喷射时,热水以45°角横跨长马曲射向河东岸,水柱高度6～7m。表1中两个搭格架气体样品分别采自斜喷泉上方及河对岸,为典型的CO2型气体,He含量高达0.38%和0.26%,相应热水的SiO2含量分别是318μg/g和317μg/g,略高于主喷泉(292μg/g)。而热田其它位置地热气体的CO2含量3.6%～52%不等,N2含量为39%～73%,缺失He组分,SiO2变化范围是201～300μg/g。虽然这些泉口的温度仍然达到或接近当地沸点,但地热蒸气的强度已明显减弱,流体热焓值有所下降,如热田东部热泉气体中的CO2含量约为17%。浅层冷水携带有微量的大气He组分,当冷水侵入热水通道时,对地热流体中常量组分的影响比较明显,如SiO2、Na、Cl和B等,而对气体中含量较高的CO2和He组分影响不大。搭格架发育着大面积的泉华胶结层,泉华层多处出现水热爆炸坑,局部出现空洞。当地热流体在泉华层下流动时,压力释放导致流体沸腾和部分脱气,这时,残留水中的原生气体锐减,大气组分会乘虚而入,以土壤气等方式逐步溶入热水。离升流通道越远,运送路径越长,热水溶解气中的CO2含量就越低。因此,导致搭格架气体类型发生转变的主导因素是降压气化,而不是冷水的混合或稀释作用。对这类水热活动区,升流部位的地热流体(气体和热水)才具有代表意义,否则的话,将会错误判断水热活动的类型。N2型气体都出现在低温地热系统,气体中的H2S和H2组分一般较少,大多数样品的N2/Ar值接近大气值(84),表明N2组分以大气成因为主。个别样品具有较高的N2/Ar值,排除岩浆成因的可能性外,只能是有机变质成因。这类水热系统的循环深度往往比较浅,热水呈HCO3-Na类型,矿化度和SiO2含量都不高,一般用作理疗和洗浴。有些温泉还流传着神奇的民间传说,如拉孜的锡钦、亚东的康布和墨竹工卡的德宗等。3.2谷露、羊易热田热泉西藏地热气体中的He组分变化范围非常之宽,高者可超过1%,远高于我国东部地区一些冷、热泉的气体组分,如普兰的公珠错(1.54%)、噶尔的那不如(1.27%);低者小于分析仪器的检测限,如双湖特别区的多玛和江爱、那曲的罗玛和脱玛等。从实测资料来看,气体中He组分与采样温度、热储类型之间不存在内在联系(图5),如羊八井热田ZK4002深井的He含量约0.1%,而谢通门恰嘎N2型气体的He含量却高达0.47%。相反,云南腾冲的热海热田具有地幔岩浆作为深部热源,沸泉中的He含量却低于0.01%(Xuetal.,1994)。但是,在同一热田内,He组分却可以定性指明地热流体的运移方向,如羊八井热田深层流体的He组分要明显超过浅层流体,位于热田升流部位的ZK201和ZK354井要高于其它地热井,尤其是那些处于热田边缘的生产井。He-Ar-N2图解表明(图6):气体中He组分主要是地壳中铀和钍放射性衰变的产物,但也不排除个别地区有少量地幔组分的释放和加入。赵平等(2001)报道羊八井深层热储的He同位素R/Ra值(相对大气的比值)是0.259,远高于地壳物质特征值0.02。这说明热田之下的熔融体并非完全是地壳物质的局部重熔,可能混染了一部分幔源物质,这些幔源物质沿念青唐古拉南缘的张性断裂构造带上侵定位于地壳浅层。如果这一推论成立,那么羊八井深层热储中约有3%的He组分来自地幔物质。除羊八井热田外,在那曲-羊八井-亚东活动构造带上,谷露和羊易热田具有深部地壳熔融体的可能性也比较大。谷露热田位于桑曲西岸、念青唐古拉山前大断裂东段的沼泽地上,东距青藏公路约2km,北离那曲镇83km。泉区附近分布着第四系堆积物,硅质泉华发育,有热泉、沸泉和沸喷泉五十余处,热储面积约8km。谷露热水属Cl-Na型水质,实测SiO2含量是418.8μg/g,比羊八井浅层热水的要高得多,SiO2地热温度计(Arnorsson等,1983)计算出的热储温度有207℃(已作高程校正)。Yokoyama等(1999)测得的气体样品中He同位素值是0.25(R/Ra值),与羊八井热田非常相近。羊易热田东距拉萨72km,热水属于HCO3-Na类型,矿化度不高。热水中SiO2含量最高达到443μg/g,而且SO42-含量超过250μg/g,后者与羊八井、谷露热田有较大的区别。羊易热田ZK203井测得孔内最高温度是203.7℃,单井汽水总量达到237t/h。由此可见,谷露和羊易热田的共同特征是热水SiO2组分高,热储温度超过150℃,应当具有深部高温热源。除上述热田之外,另一个值得关注的热泉是噶尔的门士。该热泉位于朗庆藏布北岸,泉区出露大面积的白色钙质泉华。泉华台上有若干个流量不等的热泉,温度介于45～68℃。在1999和2001年两次考察期间,主泉眼的位置已发生迁移,表明这里的水热活动比较活跃。该热泉属于HCO3-Na型水质,Na/K值非常低(2.96),基于Na-K地热温度计(Fournier,1979)获得的热储温度高达364℃,这在国内水热系统中极为罕见。气体中He组分很少,R/Ra值为2.2(Kennedy,个人通讯),这是在雅鲁藏布缝合带沿线已知的、唯一的R/Ra值超过1的热泉(见表2)。虽然热泉的成因机理需要作进一步的研究,但有一点可以肯定,这就是热泉深部有幔源气体的释放源和迁移通道,同时,也否定了Hochstein和Yang(1995)提出喜马拉雅地热带缺乏幔源氦的论点。地热气体最常见的组分是CO2,通常有三个主要来源:地幔岩浆、沉积物中的有机碳和海相碳酸盐岩。幔源岩浆的δ13C-CO2值是-5‰至-7‰(Hoefs,1978),有机物是-10‰至-35‰,海相碳酸盐岩是2‰至-2‰。羊八井地热井中的δ13C-CO2值是-7.72‰至-11.33,被认为起源于念青唐古拉杂岩体的变质作用,是一个复合成因过程(Zhaoetal.,1998)。工布江达114道班沸泉、墨竹工卡德宗温泉气体的δ13C-CO2值在7‰附近,也具有深源成因的特征。那曲热田有两口地热生产井,井口温度约110℃,井口压力高达3～5巴,δ13C-CO2值落在海相碳酸盐岩的范围(表1),推测属于中生代弧后沉积物成因,情况类似的还有那曲的罗玛、脱玛、桑来,当雄的月腊,噶尔的朗久、门士,萨迦的卡乌等。普兰的曲普、那曲的谷露、当雄的羊易等都是西藏境内规模较大的高温水热活动区,其CO2成因有待进一步考证。对高温地热流体而言,要取得CO2在热储中的初始同位素组成,必须考虑气相中非冷凝气体与冷凝水之间的同位素分馏等因素。地热系统中的H2S和H2组分比较活跃,稳定性差,容易与围岩发生反应。除岩浆成因外,大多数情况下热储中的矿物缓冲对控制着H2S和H2的逸度(ArnorssonandGunnlaugsson,1985;Giggenbach,1980;GiggenbachandGoguel,1989)。在不同的温度范围内,矿物缓冲对的组成有所不同(ZhaoandArmannorsson,1996)。当热储达到化学平衡时,H2S和H2逸度随温度上升而增加。利用这一特性,可以推算出热储的平衡温度。在表1中,H2含量较高的样品有萨迦的卡乌、当雄羊八井的ZK201井、羊易的ZK403井及卜杰母沟口喷泉等,H2S含量较高的样品分布在当雄的羊八井、普兰的曲普、定日的百巴、尼木的棉究和乃东的雅拉等。但是,要在这些H2S气体浓度较高的地热井或泉口转化出足够量的Ag2S供硫同位素分析,仍然需要较长的采集时间。相对于新西兰的Wairakei和Broadlands、肯尼亚的Olkaria、墨西哥的CerroPrieto、冰岛的Krafla和Nesjaveillir、日本的Oguni等高温热田,西藏气体样品中的H2S百分含量明显偏低,这从另一角度反映出这些热田在成因机理上的差别。CH4也是常见的地热气体之一。戴金星等(1994)的研究成果表明:我国东部一些N2型气体中CH4属于有机成因无疑,如广东丰顺的丰良等;而五大连池和腾冲热海的CH4则属于无机成因。有些国外学者认为,热储内Fischer-Tropsch反应是CH4的来源,而Zhao和Armannorsson(1996)等认为该化学反应需要较高的热储温度,Hulston和Lyon(1991)则在新西兰Mokai热田发现有机与无机成因CH4相混合的证据。在表1中,噶尔的那不如、昂仁的六道班、拉孜的锡钦、定日的百巴和错那县等温度较低的泉水都出露在周边植被较为发育的淤泥之中,CH4属于有机成因的推断比较可信;羊八井、羊易等热田的高温热储岩性是喜马拉雅期黑云母花岗岩或花岗斑岩,地热井中CH4当属无机成因。羊易冒汽地面位于热田的边缘,稍高的CH4含量与地面植被生长茂盛有关。对高温热田而言,地热井中CH4含量与热储温度基本上呈正相关。典型岩浆气体同时具备较高的N2含量和N2/Ar比值(800～2000)。很明显,大气是表1中N2和Ar组分的主要来源,它们或以大气降水为载体进入热储,或以土壤气的方式直接加入地热流体中。除岩浆气体外,造岩矿物中40K的衰变则能增加气体中的Ar组分,如羊八井热储黑云母花岗岩中的K2O含量较高,深层气体中的40Ar/36Ar值达到484(赵平等,2001),放射性成因40Ar占居总量的40%。另外,地表浅层的有机变质作用则可增加气体中的N2含量。3.3气体地热温湿度Ellis在1957年最先提出利用地热气体组分估算热储温度的设想。随后,Arnorsson等(1985,1998)、Bottinga(1969)、D’Amore等(1980,1985)、Ferrara等(1963)、Giggenbach和Goguel(1989)、Hulston和McCabe(1962)、Mizutani和Rafter(1969)、Nehring和D’Amore(1984)等先后发展了一系列的气体地热温度计。通常这些地热温度计可分为以下三类:①同位素地热温度计,如12CO2-13CH4、S16O4-H218O、32SO4-H234S、C16O2-H218O等,同位素地热温度计需要较高的热储平衡温度;②地热蒸气温度计,如CO2、H2S、H2等。这类地热温度计只适用地热流体的温度达到或超过当地沸点的喷气孔、地热井和沸泉,应用时需要知道地热蒸气的定量组成,野外工作量较大,国内以往的研究工作仅见于云南腾冲热海和西藏羊八井热田,H2S地热温度计给出的结果一般都比较理想(Zhaoetal.,1996,1998);③相对组分地热温度计,如CO2/N2、CO2/H2、H2S/Ar、H2S/H2、H2/Ar、FT-HSC等,这类气体地热温度计使用方便、简单,适用范围较广,但影响因素比较复杂。表3给出了西藏部分水热活动区地热蒸气的定量组成及H2S地热温度计的计算结果。羊易热田中,ZK403井位于热田南北向的主断裂上,H2S温度与孔内温度190℃很接近;囊曾曲的冒汽地面和恰拉改沸泉地处热田边缘,140℃还是值得信赖的。宁中热田地热井实测温度有125℃,H2S温度略高于实测值,但与玉髓地热温度保持一致,说明地热井没有接触到地热流体向上运移的主通道。如前所述,那曲的谷露是念青唐古拉山前断裂水热活动最强烈的热田之一,H2S温度163℃很可能代表了热田排泄区的温度。Giggenbach和Goguel(1989)标定了H2/Ar地热温度计,他们认为热储中的含铁矿物控制着地热流体中H2的逸度,其逸度与热储温度有关,而Ar组分是通过25℃的大气降水携带进入热储的,没有其它来源。据此,他们提出了热储温度的计算公式:t(℃)=70(2.5+Log(H2/Ar))(1)上式中H2和Ar具有相同的量纲(下同)。而Arnorsson等(1998)则认为下列反应:4磁黄铁矿+2葡萄石+2H2O=2绿泥石+2黄铁矿+3H2,aq控制着热储中H2的逸度。在假定热田补给区年平均温度是5℃的前提下,给出的计算式是:t(℃)=0.64[Log(H2/Ar)]2+43.26Log(H2/Ar)+170(2)从理论上分析,成功应用H2/Ar气体地热温度计需要符合以下地质条件:(1)热储达到水-岩作用平衡;(2)大气降水是Ar组分的唯一来源;(3)地热流体运移过程中不与岩石矿物发生新的化学反应,没有气体组分的加入或丢失;(4)没有浅层冷水混入。具体到每一处水热活动区是否符合这些假设条件,需要结合地质构造、水化学组成和同位素比值等多方面资料加以综合判别。从图7中不难发现,当Log(H2/Ar)介于-0.8～0.3之间时,式(1)和(2)的计算结果比较接近。一旦超出此区间,两者的差值迅速增大。当Log(H2/Ar)值小于-2.5时,(1)式出现负值。表4列出了西藏部分气体样品的计算结果,与实测资料或其它地质资料较为吻合的热田或水热活动区有:那区热田、谷露热田、宁中热田、羊八井浅层地热井、羊易热田、普兰的曲普、定日的百巴、萨迦的卡乌、工布江达的114道班和墨竹工卡的日多等。羊八井深部热储由于有大量的放射性Ar加入,造成H2/Ar值下降、计算结果偏低。噶尔朗久热田的盖层比较薄、封闭性较差,大部分地热井的深度在70m左右,井距只有数十米,开采后容易在地热井附近形成漏斗,有利于朗久曲河水的侵入,因此,井口地热水和气体的代表性值得怀疑。一些地热气体样品中未能检测出H2组分,表明运移通道或热储盖层不够严密,有部分气体已从地热流体中逃逸,这类泉点应更多地使用水溶液组分地热温度计,如普兰的齐吾贡巴和公珠错、墨竹工卡的德宗和隆子的模路等。对绝大多数低温地热系统而言,热储要达到水—岩交换作用平衡,往往需要较长的时间,因此,如同大多数地热温度计一样,气体地热温度计应用于这类地热系统时有时会产生较大的偏差,如拉孜的锡钦等。3.4高原相结合的热泉区西藏水热活动是青藏高原碰撞造山过程的产物,水热活动强度和时空变化真实地记录着青藏高原隆升的进程。上个世纪七十年代以来,人们比较偏重对现代水热活动区进行研究,而对历史上大规模的水热活动旋回关注不够,古泉华的年代测定仅零星见于少数文献(朱梅湘和徐勇,1993;Zhengetal.,1995;侯增谦等,2001),这方面工作应当是今后研究的一个重要方向。西藏境内有若干条东西向延伸的缝合带,控制水热活动规模和强度的缝合带主要有两条:一条是班公错—怒江缝合带,另一条是雅鲁藏布缝合带。前者也是热流的分界线,将青藏高原分割为北部古老冷地体和南部年轻活动热地体两部分(Shen,1996)。在这条缝合带两侧,分布着众多的中低温水热活动区,地热流体拥有CO2型气体,呈HCO3-Na型水质,矿化度较低,如尼木的绒玛、双湖的江爱和多玛、比如的却色和下秋卡等。这些泉区有一个共同的特征,就是泉区内发育着大面积的、巨厚的、以钙质胶结为主的泉华层,表明过去那儿的水热活动要比现在的规模大得多。沿班公错—怒江缝合带再往北,虽出现过近代火山活动,但多见60℃以下的热泉,泉区规模也比较小。然而,藏北高原星罗棋布的盐湖却有着与地热水相似或相近的矿物组成(佟伟等,1981),这说明地热活动与盐湖的形成具有某种内在联系。藏南的雅鲁藏布缝合带是青藏高原现代水热活动最强烈的地带,至今没有发现或找到第四纪火山活动的遗迹。缝合带两侧的水热活动种类比较齐全,除分布着大量的温泉、热泉外,还有规模宏大的高温水热活动区。在这些泉区内,水热活动非常强烈,可观察到以硅质胶结为主的泉华层,地热流体呈Cl-Na型或HCO3-Na型水质,释放大量的CO2型气体,如普兰的曲普,昂仁的搭格架和色米,萨迦的卡乌,措美的古堆等。在缝合带西端门士热泉气体中,已检测出来自地幔的He组分,推测断裂带附近有地幔物质上涌和侵位。在南北向构造断裂带中,那曲-羊八井-亚东活动构造带最引人注目。这条张性断裂带上,有地热资源开发潜力十分可观的羊八井、羊易和谷露等高温热田。现有资料揭示:羊八井ZK4001深井、谷露和那曲等气体样品中的He同位素组成非常接近(赵平