川西阿坝州壤古温泉成因机制...球化学和地球物理勘探的证据_章旭.pdf

章旭，张文，吕国森，等，2023.川西阿坝州壤古温泉成因机制研究：来自水文地球化学和地球物理勘探的证据J.沉积与特提斯地质，43(2)：388403.doi:10.19826/ki.1009-3850.2023.04007ZHANG X，ZHANG W，L G S，et al.，2023.Geochemical,Geophysical Genesis of the Ranggu GeothermalSpring in Aba Prefecture,Western Sichuan:Evidence from Hydrogeochemical and Geophysical ExplorationJ.Sed-imentary Geology and Tethyan Geology，43(2)：388403.doi:10.19826/ki.1009-3850.2023.04007川西阿坝州壤古温泉成因机制研究：来自水文地球化学和地球物理勘探的证据章旭1,2,3，张文3,4*，吕国森5，余中友1,2,3，代倩1,2,3（1.四川省华地建设工程有限责任公司，四川成都610081；2.成都水文地质工程地质中心，四川成都610081；3.自然资源部地质灾害风险防控工程技术创新中心，四川成都611730；4.中国地质科学院探矿工艺研究所，四川 成都 611734；5.西南交通大学，四川成都611756）摘要：地热资源是一种清洁低碳、储量丰富、安全优质的可再生能源，大力开发利用地热资源，对落实“碳达峰、碳中和”战略目标具有重要意义。壤古温泉位于青藏高原东南缘川西阿坝州壤塘县，为松潘-甘孜褶皱带地热资源空白区钻获的优质地热资源，井口水温 39.5，自流流量 1 500 m3/d，属富含偏硅酸、偏硼酸、锶的氟、锂优质热矿水，具有极高的医疗价值。文章以壤古温泉为研究对象，通过水文地球化学、地球物理特征研究，探讨了地热形成机制。结果表明：壤古温泉 pH 值6.77.1，溶解性总固体 2 0502 760 mg/L，水化学类型为 HCO3-Na 型，水岩作用强烈。其氢氧同位素分布于全球大气降水方程线附近，说明热水主要为大气降水补给。Na-K-Mg 平衡图表现为未成熟水，表明热水受裂隙潜水或地表冷水强烈混合作用。基于传统地热温标、硅焓混合模型、Cl校正估算热储温度为 138183.3，冷水混合比例为 77.984.3%。综合地球物理勘探、钻探揭露特征，本文构建了壤古温泉成因概念模型，可为壤古温泉的开发利用提供理论支撑。关键词：壤古温泉；水文地球化学；地球物理勘探；氢氧同位素；成因模式中图分类号：P314 文献标识码：AGeochemical,Geophysical Genesis of the Ranggu Geothermal Spring in AbaPrefecture,Western Sichuan:Evidence from Hydrogeochemical andGeophysical ExplorationZHANG Xu1,2,3，ZHANG Wen3,4*，L Guosen5，YU Zhongyou1,2,3，DAI Qian1,2,3（1.Sichuan Huadi Construction Engineering Co.Ltd.,Chengdu 610081,China；2.Chengdu Center of Hydrogeology&Engineering Geology,Chengdu 610081,China；3.Technology Innovation Center for Risk Prevention and Mitigation ofGeohazard,Ministry of Natural Resources,Chengdu 611730,China；4.Institute of Exploration Technology,Chinese Academy ofGeological Sciences,Chengdu 611734,China；5.Southwest Jiaotong University,Chengdu 611756,China）收稿日期：2023-01-12；改回日期：2023-03-03；责任编辑：曹华文；科学编辑：唐渊作者简介：章旭（1987），男，工程师，主要从事水文地质、地热地质及环境地质调查研究工作。E-mail：通讯作者：张文（1985），男，高级工程师，主要从事水工环调查评价研究工作。E-mail：资助项目：国家自然科学基金（42072313，42102334），四川省科技厅项目（2022NSFSC1084,2022NSFSC0413,2023YFS0356）,四川省自然资源厅科研项目经费资助（KJ-2023-36），西南交通大学培育项目（2682021ZTPY063,2682022ZTPY064）第 43 卷 第 2 期 Vol.43 No.22023 年 6 月沉 积 与 特 提 斯 地 质 Sedimentary Geology and Tethyan GeologyJun.2023Abstract：Geothermal resource is a clean,low-carbon,abundant,safe and high-quality renewable energy.Vigorously developingand utilizing geothermal resources is of great significance to the implementation of the strategic goal of carbon peak,carbonneutral.Located in Rangtang County,Aba Prefecture,western Sichuan on the southeast edge of the Qinghai-Tibet Plateau,Ranggugeothermal spring is a high-quality geothermal resource drilled in the geothermal resource blank area of the Songpan-Ganzi foldzone.The wellhead water temperature is 39.5,and the artesian flow is 1 500 m3/d.It is a high-quality thermal mineral water rich inmetasilicic acid,metaborate,strontium,fluorine and lithium,and has high medical value.Based on the study of hydrogeochemicaland geophysical characteristics,the paper discusses the formation mechanism of geothermal energy.The results show that the pHvalue of the spring is 6.77.1,the total dissolved solids are 2 0502 760 mg/L,the hydrochemical type is HCO3-Na,and the water-rock interaction is intense.Its hydrogen and oxygen isotopes are distributed near the global atmospheric precipitation equation line,indicating that geothermal water is mainly recharged by atmospheric precipitation.The Na-K-Mg balance diagram shows immaturewater,indicating that the geothermal water is intensely mixed by fissure phreatic water or surface cold water.Based on the traditionalgeothermal temperature scale,silicon enthalpy mixing model and Cl correction,it is estimated that the reservoir temperature is138183.3,and the mixing ratio of cold water is 77.984.3%.Based on the characteristics of geophysical exploration and drillingexposure,a conceptual model of the genesis of the Ranggu geothermal spring is constructed in this paper,which can providetheoretical support for the development and utilization of the Ranggu geothermal spring.Key words：Ranggu geothermal spring；hydrochemistry；geophysical prospecting；hydrogen and oxygen isotopes；geneticmodel 0引言加快新型清洁能源的开发与利用，对缓解我国能源紧张的局势和推进“双碳”战略目标具有重要意义。地热资源是一种清洁低碳、储量丰富、安全优质的可再生能源，大力开发利用地热资源，对落实“碳达峰、碳中和”战略目标具有重要意义（Craig et al.,2013,Lu et al.,2018;Wang and Zheng,2019）。我国有着丰富的地热资源，占全球总量的7.9%（韩建光等,2008），以中低温地热资源为主，主要分布于大型沉积盆地和断裂带上（陈墨香和汪集旸,1994），高温地热资源主要分布在藏南、滇西、川西和台湾以及山西、新疆、青海等地。近年来，地热资源的可持续利用是新能源研究领域面临的一个新挑战，要想持续高效开发利用地热资源，亟需进一步探明地热水的成因机制（Mongillo andAxelsson,2010;Hhnlein et al.,2013;张云辉,2018）。已有研究表明，地球化学和地球物理勘探的综合分析是研究地热水成因机制的有效方法（Kana etal.,2015）。地球化学方法包括水化学分析和环境同位素分析，在揭示地热水的水化学组分、阐明水-岩相互作用、估算热储温度、计算深部原始热水与浅部冷水的混合比例中发挥重要作用；环境同位素是示踪地热水的补给来源、计算补给高程和判断冷水混合的重要工具（Chandrajith et al.,2013;Li etal.,2018;Ta et al.,2019;Li et al.,2020）。音频大地电磁法和高密度电阻率法是地热勘探中常用的地球物理方法，能较好的反映地下岩性特征、含水层部位、断层通道和裂隙储层（Munoz,2014;张林等,2018;Cheng et al.,2022）。自 20 世纪 90 年代以来，许多学者应用地球物理和地球化学的方法研究国内地热资源，已取得丰硕成果。庞忠和等（1990）运用地球物理与地球化学方法研究了福建漳州地区中低温对流型地热田的特点和成因模式。刘蓓莉（1990,1994）研究发现川西地区温泉主要出露于三叠系，岩性主要有砂岩、粉砂岩、板岩和千枚岩等，少量为二叠系，缺失侏罗系与白垩系。莫宣学（2009,2010）研究指出川西地区是新构造运动造成的，不仅是强震多发带，更是近现代热泉活跃的地热异常带、高温水热活动带。傅广海和殷继成（2009）研究认为川西地区地热受金沙江断裂、德格-乡城断裂、甘孜-理塘断裂、鲜水河断裂等大型断裂带所控制，形成呈条带状展布的高温水热资源带，三叠系碳酸盐岩为有效储层。王建国等（2021）对比分析了沉积盆地型地热系统与隆起山地型地热系统特点，建立了有利富热部位的有效地球化学判识指标，并认为二者在地球化学异常模式上存在很大差异。2023 年（2）川西阿坝州壤古温泉成因机制研究：来自水文地球化学和地球物理勘探的证据389 川西地热带作为我国地热资源重要赋存区域之一，近年来一直是地热资源勘查的热点地区。壤塘县地处青藏高原东南缘，构造上隶属于松潘-甘孜印支造山带若尔盖块西南缘青藏“歹”字型构造头部外围与金汤弧形造西半弧复合部位，构造显著特点是褶皱为主、断裂不发育，沿褶皱构造纵张裂隙带、断裂带展布有燕山期花岗岩，具有孕育水热活动的构造背景。但松潘-甘孜褶皱带整体属于地热资源的冷区，壤塘县天然温泉露头仅蒲西乡尤日温泉。2020 年，壤塘县吾伊乡壤古村施工水井（J01）至 46 m 时初次揭露自流热水，水温 26，流量 926 m3/d；为进一步探明热水成因，先后部署了ZK01、ZK02 号钻孔。其中，ZK01 号钻孔井深 72.5m，揭露热水水温 30，流量 1 054 m3/d；ZK02 号钻孔井深 231.6 m，揭露热水水温 39.5，流量 1 500m3/d。ZK02 号成井后，J01、ZK01 号热水逐渐衰竭，说明三者为同一热水系统。ZK02 物探井温测量（附图 1*）表明，孔内热水温度随孔深持续增加，至孔底井温达 43.6。通过 ZK02 物探井测温曲线拟合计算地热增温梯度为 10.78/100 m，为地温显著异常区域。壤古温泉的发现，是松潘-甘孜褶皱带地热资源找热的重大突破，该热水为含锶、偏硅酸、偏硼酸的氟、锂优质热矿水，具有极高的医疗价值，开发利用潜力大，但其成因机制尚不明确，制约了壤塘县地热资源的开发利用。因此，本文以壤古温泉为研究对象，通过采集和分析测试热水平、丰、枯三期的热水样品以及周边冷泉水和地表溪沟水样品，探讨地热水的水文地球化学特征，结合地热钻探、地球物理勘探，深入研究了热水的成因机制，构建了温泉形成的概念模型，以期为壤塘县地热资源进一步开发利用提供重要的理论依据。1区域地质背景壤塘县地处青藏高原东南部横断山系北段，属川西高原区，地势由西北向东南倾斜，山峰海拔4 2004 500 m。西北部高原呈丘谷相间，相对高差 200400 m；东南部高山河谷深切，相对高差5001 000 m。地貌按成因可分为构造侵蚀堆积地貌区、构造侵蚀高山地貌区和构造剥蚀高原地貌。高原季风性气候特点显著，多年平均气温 4.7，气温年差较小，干湿季节分明。区域大地构造隶属于松潘-甘孜造山带，位于若尔盖块西南缘青藏“歹”字型构造头部与金汤弧形构造西半弧的复合部位（图 1a）（胡泽祥等,2022），构造显著特点是褶皱为主、断裂不发育。区内断裂构造有甲旭乡断裂、雅主-古吉断裂、热基沟断层、昂柯断裂和热基贡断层，褶皱主要有雅主牛场复式向斜、上寨倒转复背斜、多于向斜和昂柯背斜，沿褶皱构造纵张裂隙带、断裂带展布有燕山期花岗岩。区内断裂属强烈挤压之压性结构面，断裂破碎带以角砾、糜棱岩、断层泥为主，富水性差。褶皱翼部剪切裂隙发育，闭合程度高，富水性差；核部及转折部位，纵张裂隙发育，富水性好，为地下水的迁移提供了通道。区内属秦岭昆仑地层分区雅江小区，广泛分布三叠系中上统区域浅变质岩。主要岩性为变质砂岩、板岩、少量结晶灰岩、侵入岩、第四系沉积物等。变质岩地层主要有新都桥组（T3x）、侏倭组（T3zh）和杂谷脑组（T2z）。新都桥组（T3x）下段为一套具微细层之泥质粘土沉积建造，岩性为板岩夹少量中-薄层砂岩；上段为浅海碎屑岩沉积建造，岩性为变质细砂岩与板岩互层。侏倭组（T3zh）在研究区内分布最为广泛，为一套韵律式浅海复理式碎屑岩建造，与下伏杂谷脑组整合接触。岩性为石英砂岩、岩屑砂岩、细砂岩、粉砂岩，与砂质板岩、绢云母板岩、碳质板岩不等厚互层产出，偶夹结晶灰岩。杂谷脑组上段（T2z2）为钙质长石石英细砂岩、岩屑长石石英细砂岩、少量杂砂岩、钙质粉砂岩，夹有极少粉砂质、泥质绢云板岩、含铁白云石炭质板岩和绢云千枚岩。杂谷脑组下段（T2z1）为钙质长石石英细砂岩、钙质含岩屑长石石英细砂岩与板岩、粉砂岩不等厚互层，部分灰岩厚 8 至 10 m。岩浆岩属燕山中期侵入岩，有黑云母二长花岗岩、黑云母花岗岩（51）及白云母斜长花岗岩（52）。此外，石英脉分布广泛，以单脉型多见，脉厚一般为 0.22 m，最厚达 5 m，长一般 30100 m。壤古温泉位于雅主-古吉断裂和热基贡断层间，上寨倒转背斜核部（图 1b），地层为三叠系黑色、灰色薄至中层状板岩、变质砂岩，脉状石英脉发育。2样品采集与测试方法本次水样采集于 2021 年 6 月至 2021 年 12 月，RG01RG03 分别采于壤古温泉平水期（6 月）、丰 390沉积与特提斯地质（2）水期（9 月）和枯水期（12 月），S01S04 为冷泉水样，DB01 为俄尔柯地表水。水样的采集与处理严格按照地热资源地质勘查规范（GB/T 116152010）对样品进行保存和运输，采样时现场测定温度、溶解性总固体，测试由具有检测资质单位测试完成。理疗热矿水分析由四川省华地新能源环保科技有限责任公司完成，氘氧同位素分析由中国地质科学院水文地质环境地质研究所完成，放射元素（氡）由核工业二八研究所完成。样品中的主要阳离子（K+、Na+、Ca2+和 Mg2+）和主要阴离子（Cl、SO42）分别通过电感耦合等离子体发射光谱仪（ICPOES）和离子色谱法（Diona ICS-1100）进行测定分析，电荷平衡误差低于5%。氢氧同位素分别采用高温热转换元素同位素比值质谱（HTCIRMS）法和Gasbench II 同位素比值质谱（Gasbench IIIRMS）法测定，结果以维也纳标准平均海洋水（VSMOW）作为标准，采用传统的（）表示法，D 和 18O 的测试精度分别为 1.0和 0.2。3实验结果水化学和同位素测试结果如表 1 所示。由地下水常量组分 Schoeller 图（图 2a）可知，壤古温泉阳离子以 Na+为主，Ca2+、K+次之；阴离子主要为 HCO3，溶解性总固体 20502 760 mg/L，pH介于 6.77.1，为中偏酸性微咸水。热水具有明显的高 Na+、K+以及 Cl，揭示强烈的水岩作用和深循环地下水特征。据水化学宏量组分 Piper 图（图 2b）所示，壤古温泉平水期（RG01）、丰水期（RG02）和枯水期（RG03）的水化学类型为 HCO3-Na 型水，地表水（DB01）的水化学类型为 HCO3SO4-CaMg 型，冷泉水（S01、S02）与马来泉水（S04）的水化学类型为HCO3-CaMg 型，吾依泉水（S03）的水化学类型为HCO3-NaMg 型。热水与冷泉水化学特征迥异，亦揭示了热水强烈的水岩作用。同时，热水溶解性总固体具有平水期枯水期丰水期特征，表明热水补 多柯河杜柯河卡龙沟色曲色曲俄尔章腊沟昂柯昂柯吾德吉柯格龙沟克伊柯壤古温泉背DB01于向柯斜昂斜S03S02S04D01D02D03D04D05D06D07D08DB02D09D10DB01D12D13D14D15D16YY02S02S03S04D17D18D19D20D21D22D23D01D02D03D04D05D06D07D08DB02D09D10DB01D12D13D14D15D16YY02S02S03S04D17D18D19D20D21D22D23S01裂雅主古吉断（b）31.93N32.03N32.13N100.68E100.78E100.88E100.98E101.08E31.93N32.03N32.13N上寨倒转复背斜雅主牛场复式向斜0450 900m100.68E100.78E100.88E100.98E（d）90 E100E羌塘地体拉萨地体掸泰地块扬子地块松潘-甘孜造山带喜马拉雅造山带缝合带逆冲断层走滑断层4030 NN80 E地质界线逆断层水系下降泉石英脉溪沟测流点上统新都桥组上统侏倭组中统杂股脑组上段T3xT3zhT2z2细粒斑状二长花岗岩细中粒石英闪长岩 5252背斜向斜温泉（a）研究区变质砂岩板岩BB第四系沉积物Q4公路地热勘探孔q高程(m)壤古温泉加柯村歌乐沱乡俄尔柯修卡村杜柯河甲热旭乡断裂贡断基裂67BB雅主古吉断裂50004000300020001000俄尔柯色曲（c）04080mq101.08E32.23ND11S01D11S01图 1（a）大地构造位置图；（b）区域地质图；（c）壤古温泉钻孔位置；（d）B-B剖面图Fig.1(a)Tectonic map,(b)regional geological map of the research area,(c)borehole location of Rangugeothermal spring and(d)B-B geological section 2023 年（2）川西阿坝州壤古温泉成因机制研究：来自水文地球化学和地球物理勘探的证据391 给具有滞后效应。4讨论 4.1水文地球化学分析 4.1.1水化学组分控制因素（1）水化学过程分析地下热水中的可溶性离子浓度通常受蒸发浓缩、大气降水和水-岩相互作用三种自然过程控制，Gibbs 图可以用于区分这些不同的过程。由图 3a和 3b 可知，壤古温泉与周边冷水都受岩石风化过程控制，地下水中主要组分均来源于水-岩相互作用过程。离子组合（Na+K+-Cl）和（Ca2+Mg2+）-（HCO3+SO42）之间的关系可以显示地下水和对应的含水层是否发生了离子交换。图 3c 所示，研究区温泉热水样品均分布在 y=x 线上且位于（Na+K+-Cl）0和（Ca2+Mg2+）-（HCO3+SO42）0 的区域，表明阳离子交换反应为含水层的主要反应过程。Schoeller指数 CAI-（公式 1）和 CAI-（公式 2）能很好地揭示地下水阳离子交换过程，当 CAI-和 CAI-均小于 0 时，表明地下水发生正向阳离子交换过程（公式 3）；当 CAI-和 CAI-都大于 0 时，表示地下水发生了反向阳离子交换过程（公式 4）（Zhanget al.,2021）。壤古温泉热水样品的点均落于 CAI-表 1水化学参数测试结果Table 1Experimental results of hydrochemical parameters样品编号采样位置样品类型 采样高程 井深SrFBLiD18ORG01壤古温泉（6月）温泉水3 083231.62.053.031.16.12120.316.5RG02壤古温泉（9月）温泉水3 083231.61.952.599.65.55RG03壤古温泉（12月）温泉水3 083231.61.662.828.16.28DB01俄尔柯溪水地表水3 0860.1880.0070.003120.116.31S01壤塘泉水S01冷泉水3 1850.4170.0200.008112.714.85S02壤塘泉水S02冷泉水3 6620.1690.0130.00211215.22S03吾伊泉水冷泉水3 1211.5500.1150.089122.915.96S04马来泉水冷泉水3 0460.9260.2300.072123.916.16样品编号pHTDSSiO2K+Na+Mg2+Ca2+HCO3SO42-Cl平衡误差水化学类型RG017.12 76039.2381.473743.02713 10121.816.8+1.3HCO3-NaRG026.7205027.8565.248436.12322 35314.316.04.6HCO3-NaRG036.82 32031.7762.057939.12662 59116.516.80.5HCO3-NaDB018.32515.820.4122.515.936.5161.569.30.9360.3HCO3SO4-CaMgS017.926812.690.3524.820.935.1222.456.61.973.1HCO3-CaMgS027.72746.380.5321.220.143.5245.451.90.9393.5HCO3-CaMgS037.08425.456.1412169.469.5782.71494.324.5HCO3-NaMgS046.35316.553.374539.483.3560.345.44.073.8HCO3-CaMg注：采样高程和井深的单位为m；TDS和水化学组分的单位为mg/L；平衡误差的单位为%；“”表示未测量。100806040200100806040200温泉水地表水冷泉水Cl-+SO42-Ca2+Mg2+HCO3-CaMgCl-NaHCO3Cl-NaSO4Cl-CaMgSO4-CaMgHCO3-Na020406080100020406080100020406080100Mg2+Na+K+Ca2+020406080100020406080100020406080100SO42-CO32-+HCO3-Cl-pHK+Ca2+Cl-HCO3-TDSNa+Mg2+SO42-100101102103温泉水地表水冷泉水（a）（b）图 2(a)常量组分 Schoeller 特征图和(b)水化学宏量组分 Piper 图Fig.2(a)Schoeller diagram and (b)Piper diagram ofmajor components 392沉积与特提斯地质（2）和 CAI-值小于 0 的区域（图 3d），表明热水发生了显著的正向阳离子交换反应。CAI=(Cl(Na+K+)/Cl（1）CAI=(Cl(Na+K+)/(HCO3+SO24+CO23+NO3)（2）Ca2+(Mg2+)+2NaX(solids)2Na+CaX2(MgX2)(solids)（3）2Na+CaX2(MgX2)(solids)Ca2+(Mg2+)+2NaX(solids)（4）（2）含水层岩性分析在热水循环期间，各种岩石可能参与水-岩相互作用的自然过程。Ca2+、Mg2+、HCO3与 Na+的比值被应用于识别与地下水相互作用的含水层类型，即碳酸岩、硅酸岩和蒸发岩。图 4a 所示，壤古温泉位于蒸发岩和硅酸盐岩之间，表明热水受硅酸盐岩风化和蒸发岩溶解控制；而冷泉水样品分布在硅酸岩和碳酸盐岩之间的过渡区域，表明冷泉水化学成分受硅酸盐岩的风化和碳酸盐岩的溶解影响。高HCO3含量的 HCO3-Na 型水通常揭示热水在地下深部发生了水-CO2-岩反应，来源很有可能是含水层中硅酸盐矿物的溶解（Marques et al.,2000,Xu etal.,2014,Li et al.,2017,Tian et al.,2018）。图 4b 表明热水主要受硅酸盐矿物溶解控制。地下水中含有较高的 Ca2+和 SO42离子，可能是石膏溶解（公式 5）。HCO3-CaMg 型冷泉水最有可能是碳酸盐岩的溶解（公式 6）。此外，Ca2+/Mg2+摩尔比值可以用来区分白云岩、石灰岩和硅酸岩的溶解:当 Ca2+/Mg2+摩尔比值低于 1 时，由白云岩溶解主导；当 Ca2+/Mg2+摩尔比值大于 1 时，主要由石灰岩溶解影响；当 Ca2+/Mg2+比值大于 2 时，可能是硅酸盐矿物溶解所致。图 4c,d,e 和 f 表明，壤古温泉主要受硅酸盐矿物溶解控制，而地表水和冷泉水主要受到白云石、方解石和石膏等矿物溶解控制。蒸发浓缩型降水控制型岩石风化型Cl-/(Cl-+HCO3-)(meq/L)TDS(mgL-1)Na+/(Na+Ca2+)(meq/L)TDS(mgL-1)蒸发浓缩型岩石风化型降水控制型0.00.20.40.60.81.0100101102103104105(a)温泉水地表水冷泉水0.00.20.40.60.81.0100101102103104105(b)20100102030404030201001020806040200201.00.80.60.40.20.00.20.4温泉水地表水冷泉水Ca2+Mg2+-(SO42-+HCO3-)(meq/L)Na+K+-Cl-(meq/L)反向阳离子交换离子交换 y=-x(c)CAI-CAI-正向阳离子交换反向阳离子交换(d)图 3吉布斯图解：(a)Cl/(Cl+HCO3)vs.TDS,(b)Na+/(Na+Ca2+)vs.TDS（Gibbs,1970）和阳离子交换关系判别图：(c)Na+K+-Cl vs.Ca2+Mg2+-(SO42-+HCO3)（Ren et al.,2021）;(d)CAI-vs.CAI-（Zhang et al.,2021）Fig.3 Gibbs diagram:(a)Cl/(Cl+HCO3)vs.TDS,(b)Na+/(Na+Ca2+)vs.TDS（Gibbs,1970）and cation exchangerelation diagram:(c)Na+K+-Cl vs.Ca2+Mg2+-(SO42-+HCO3)（Ren et al.,2021）,(d)CAI-vs.CAI-（Zhang et al.,2021）2023 年（2）川西阿坝州壤古温泉成因机制研究：来自水文地球化学和地球物理勘探的证据393 CaSO4 Ca2+SO24（5）Ca(Mg)CO3+CO2+H2O Ca2+(Mg2+)+2HCO3（6）4.1.2饱和指数分析PHREEQC 软件在国际上广泛应用于水文地球化学模拟，可以计算地下水中矿物饱和指数（Saturation Index，即 SI），用于研究地下水在不同控制条件下的平衡状态和控制地下水化学组分的反应矿物。当 SI0 时，表明地下水中该矿物达到过饱和，正处于沉淀状态；当0.2SI0.2 时，则该矿物处于准平衡状态（张云辉等,2021）。壤古温泉和周边冷泉水、地表水中主要矿物的饱和指数（SI）如附表 1*所示。壤古温泉中方解石、白云石、文石和石英处于过饱和状态，玉髓处于准平衡状态，表明其受碳酸盐矿物（方解石、白云石、文石）和硅酸盐矿物（石英、玉髓）的溶解控制。冷泉水（S01S03）中的方解石、白云石、文石处于过饱和状态，表明其受碳酸盐矿物（方解石、白云石、文石）的溶解控制，与前文分析一致。冷泉水（S03）中硬石膏、石膏的饱和指数相对于地表水有所增加，说明局部溶解了 Ca2+和 SO42。石英、玉髓的饱和指数在地表水与冷泉水中处于未饱和状态，而在壤古温泉中呈现过饱和状态，热水中无定形石英的饱和指数也有明显的增加，说明壤古温泉在地下循环时与硅酸盐矿物发生了显著的水-岩反应。4.1.3同位素分析（1）基于氘氧同位素的补给来源分析氢氧同位素可用于研究地下水补给来源以及地下水与大气降水、地表水之间的关系。Craig（1961）通过研究北美大陆大气降水，发现降水的氢氧同位素组成显示线性相关的变化，并给出数学关系式 D=818O+10。由于研究区与贡嘎山距离较近，气候与高程等条件相似，因此选用贡嘎山地区的大气降雨线 D=9.401 918O+28.530 3（宋春林等,2015）作为研究区的大气降雨线，判断地下水的来源。图 5 所示，壤古温泉及其周边冷泉水、地表水均位于贡嘎山大气降水线附近，揭示壤古温泉的形成与大气降水密切相关，地下热水源自于大气降水和高山冰雪融水补给。来源为大气降水的地下水中氢氧同位素具有高程效应，可利用该特征来估算地下水补给高程（Blasch and Bryson,2007）。已有研究表明，当高程每升高 100 m 时，18O 同位素值相应地降低 0.15-0.5，D 同 位 素 则 降 低 1-4（Poage et al.,2000）。而在地热循环系统中，水-岩作用会使地热水中的 18O 值发生变化，D 值在水-岩作用和同位素交换中几乎不受影响，因此利用以下公式计算补给高程 H（胡泽祥等,2022）：H=GPK100+h（7）式中：H 为温泉的补给高程（m）；h 为取样点标高（m）；G为取样点的 D 值（）；P为大气降水中D 的值（）；K 为同位素高程梯度（/100 m）。K值取西南地区 D 梯度值，即2.6/100 m（Yu etal.,1984）；大气降水中 D 值取邻近黑水县大气降雨测试值，即94.7。计算结果如表 2。壤古温泉补给高程为 4 067 m，冷泉水补给高程为 3 8774 327m，热水与冷泉水补给高程相近。（2）氡同位素特征氡气测量可用于研究断裂带或裂隙区的地下构造、寻找基岩裂隙水、估算基岩裂隙含水层的物理参数（如隙宽、裂隙面积）和相关水文地质参数（如地下水停留时间等）。由于半衰期很短，既不存在探测器污染问题也不存在钍射线干扰影响（肖洒,2020）。同时，氡是惰性气体，其浓度与水和水中各化学成分无直接联系并且氡又较少被其他物质吸附。因此，氡在水中的迁移主要取决于它载体的条件地下水的运动条件和流速。壤古温泉氡（226Rn）放射性为 1.021.12 Bq/L、总 放射性为1.90.3 Bq/L、总 放射性为 3.50.3 Bq/L。壤古温泉总 放射性、总 放射性值总体较高，分别高于参考值 0.5 Bq/L、1.0 Bq/L（胡泽祥等,2022），表明热水受构造作用控制或与岩浆活动有关。壤古温泉氡含量为 4.07 Bq/L，低于地热资源-20-18-16-14-150-140-130-120-110-100温泉水地表水冷泉水全球大气降水线贡嘎山大气降水线D(V-SMOW)18O(V-SMOW)全球大气降水线:D=818O+10贡嘎山大气降水线:D=9.401918O+28.5303图 5壤古温泉及周边冷水样品 2H-18O 同位素关系图Fig.52H-18O isotopes relationship diagram of Ranggugeothermal spring and surrounding cold water samples*数据资料联系编辑部或者登录本刊网站获取。2023 年（2）川西阿坝州壤古温泉成因机制研究：来自水文地球化学和地球物理勘探的证据395 地质勘查规范（GB/T116152010）中具理疗价值氡含量值（37 Bq/L）。4.1.4热储温度计算（1）传统地热温标热水在地下涌出过程中有一定的热量损失，实际测定泉口温度比真实温度小，并不能代表热储的真实温度。通常利用各种定量地球化学温标计算深部热储温度，最常用的有 SiO2温标、阳离子温标、同位素温标及气体温标等，不同的地球化学温标使用都有一定的适用条件。因此，在利用地球化学温标估算热储温度时，应对其适用性进行讨论。利用 Giggenbach（1988）提出的 Na-K-Mg 三角图解法来判断研究区温泉热水的水-岩平衡状态，即完全平衡水、部分平衡水和未成熟水。图 6a 所示，壤古温泉平、丰、枯期均落在未成熟水区域，表明热水受到很大程度冷水混合，未达到水-岩平衡状态，不宜采用阳离子地热温标法估算热储温度。二氧化硅地热温标是目前应用最为广泛的地热温标，对地热水的热储温度有较好的指示作用。其原理为 SiO2的溶解度在地下与温度和压力呈现一定函数关系，当地热水上升而温度降低时，SiO2含量不会因温度降低而大量沉淀，因此 SiO2矿物常被用来计算地热水的热储温度（Fournier,1977）。SiO2地热温标的适用范围为 20250（最佳范围为 150225），在高于 250 时，SiO2矿物会沉淀，致使计算结果与实际偏差过大。天然状态下存在多种二氧化硅矿物，如石英、玉髓、-方石英、-方石英以及无定形二氧化硅，在选用 SiO2地热温标时，需先判断地热水中 SiO2含量受何种二氧化硅矿物控制，在此利用 Giggenbach and Glover（1992）使用