青藏高原东北部温泉分布及水文地球化学特征

Distribution and hydrogeochemical characteristics of hot springs in northeastern Tibetan Plateau

摘要

青藏高原是我国地热活动最强烈的地区,传统观点认为其东北部地区处于相对稳定的地块,地热赋存条件一般。青海省位于青藏高原东北部,地热资源种类齐全,以往研究主要集中在勘查程度较高或单个温泉温度较高的区域,而区内大部分地区研究程度较低,地热资源整体分布特征和热源机制不清。本文依据主要控热活动断裂和温泉集中区将温泉自东北向西南划分为11个区,利用水文地球化学和同位素分析手段对温泉的分布特征和成因进行了综合研究。结果表明,温泉补给来源均为其附近大气降水和冰雪融水。温泉水化学特征与热储的地层岩性相关,花岗岩热储中地热水阳离子以Na⁺为主,阴离子以 {\mathrm{SO}}_4^{2-}和Cl^-为主;灰岩热储中地热水阳离子以Ca²⁺和Mg²⁺为主,阴离子以 {\mathrm{HCO}}_3^{-}为主;砂岩热储中地热水主要阳离子有Ca²⁺、Na⁺和Mg²⁺,主要阴离子有Cl^-、 {\mathrm{SO}}_4^{2-}和 {\mathrm{HCO}}_3^{-}。温泉主要沿活动断裂展布方向呈串珠状分布,且主要密集在不同构造体系的交接复合部位和同一构造体系的转折部位;分布于一、二级断裂结合部位的热储循环深度最大,径流路径最长、水岩反应较充分;而分布于被少量小规模断裂切割的三级断裂沿线的温泉循环深度相对较小,径流路径较短,水岩反应程度较低。热储温度从东北向西南整体呈现出中部和西南部高、南部和东北部低,中高温热储主要分布于共和、贵德、乌兰和唐古拉山一带,温度在89.0~139.0 ℃,平均117.7 ℃。温泉热源主要来自大地热流传导增热、放射性元素衰变生热、岩浆余热和活动断层摩擦生热,以及低速—高导熔融体和地幔通道流传热等。此次主要聚焦于青海省水热型地热资源的分布规律和地热成因等方面的研究,可为后期青海省地热资源开发利用提供参考依据。

关键词

青藏高原东北部 / 水文地球化学 / 地球化学温标 / 硅—焓图解 / 控热活动断裂

Key words

northeastern Tibetan Plateau / hydrogeochemistry / geothermometer / silica-enthalpy diagram / thermal control fractures

0 引言

地热资源作为一种高效清洁的可再生新型能源,对于缓解环境能源紧张和积极应对日益突出的全球环境问题具有重要的意义^[1]。温泉作为地热资源的天然露头,经历了地下水循环的补、径、排过程,其水文地球化学信息可用于识别地热水来源及水岩反应过程^[2]。青藏高原作为地中海—喜马拉雅地热带的组成部分,是我国地热活动最强烈的地区。我国对青藏高原地热研究始于20世纪90年代,然而以往的研究主要集中在青藏高原的南部和东部地区,如滇藏地热带^[3-4]、喜马拉雅南北裂谷带^[5-6]和川西地区等^[7⇓-9],对青藏高原东北部的关注相对较少。近年来随着青海共和—贵德盆地高温地热资源的探获,该地区的地热资源受到了业内越来越多的关注。

青海省位于青藏高原东北部,地质构造复杂,新构造运动较强烈,地热资源种类齐全,目前全省已发现水温15 ℃以上的温泉点共84处^[10]。前人针对青海省内共和、贵德盆地地热资源进行了大量的研究,提出共和盆地热源主要由3部分组成,即中酸性岩体的放射性生热、新生代中—下地壳发育的低速高导层和深部幔源热物质上侵对上部地层所提供的幔源热^[11-12],中晚三叠世花岗岩是良好的导体和储热体,新生代低热导率沉积层是良好的盖层^[13⇓-15]。贵德盆地地下热水主要补给来源为大气降水,地下水由周边山区向盆地中心成聚辅状汇流,经深部循环加热^[16-17],上部水热性地热系统共分3个热储层段,即浅部新近系低温热储层、中部古近系中低温热储层和深部白垩系、侏罗系中低温热储层^[18],深部为干热岩地热系统^[19-20]。热能主要来源于地球内部地幔和地壳岩石放射性元素衰变,新生界沉积地层为区内地下热水的形成与赋存提供了储、盖条件^[21⇓-23]。西宁盆地“凹中凸”的构造有利于地热水在深部热储富集和增温^[24],石维栋等^[25]首次提出了西宁盆地“层控热储,侧向径流补给,大地热流供热,深大断裂导热,低热导率岩层聚热”热储概念模型,即盆地地下热水的主要热源来自偏高的大地热流供热,地热储层埋深主要位于700~1 600 m,水温30~70 ℃^[26]。青海省东北部祁连地区江仓盆地地下热水同样接受大气降水和冰雪融水补给,下渗后沿构造通道在盆地内径流,经深循环加热,在断层构造、多年冻土层和泥岩阻水影响作用下沿断层破碎带向上运移,以低温构造温泉的形式出露于地表^[27-28]。

尽管前人针对青海省境内地热资源开展了大量的研究,但主要集中于共和盆地、贵德盆地、西宁盆地和祁连地区等勘查程度较高或单个温泉温度较高的区域,而区内大部分地区研究程度较低,地热资源整体分布特征及热源机制不清,限制了该区地热资源的开发与利用。温泉作为地热资源的天然露头,蕴含了丰富的地热地质信息,对地热资源形成具有良好的指示作用,因此,本文采集了青海省境内不同地热异常区的温泉水样品,结合区域地质条件和主要控热活动断裂,利用水文地球化学和同位素分析手段对温泉地热地质规律开展了系统的研究,分析了不同地热异常区温泉分布的主控因素及热源机制,为后期青海省地热资源开发利用提供参考依据。

1 研究区概况

青海省位于青藏高原东北部,东西长约1 200 km,南北宽约800 km,总面积为72.23×104 km²。省区地势具有南西高,北东低和南、北高,中部低的组合特征。阿尔金山—祁连山、昆仑山、唐古拉山脉横亘于北、中和南部。柴达木、青海湖、共和、贵德、西宁等一些规模较大的断陷盆地则夹持于阿尔金山—祁连山脉与昆仑山山脉之间,为新生代青藏高原隆升的补偿性沉降带。

区内断裂构造十分发育(图1^[29]),构造以北西西向、近东西向、北西向的褶皱和断裂为主,其次为北东向、近东西向和近南北向的褶皱和断裂。主断裂(带)控制了构造和地层的分布。受印度板块向欧亚板块俯冲影响,晚更新世以来区内形成的主要活动断裂带共24条^[30-31],活动断裂控制了青海省主要热水的分布。本次调查温泉共91处,主要沿以下9条活动断裂展布,即中祁连北缘断裂、疏勒南山—拉脊山北缘断裂、宗务隆—青海南山活动断裂、贵德—多禾茂断裂带、哇洪山—温泉活动断裂、昆南活动断裂、可可西里南缘活动断裂、乌兰乌拉湖—玉树活动断裂和乌丽—囊谦活动断裂。

前第四纪地层在省内皆有出露,地层发育齐全。但以元古宇、古生界、中生代三叠系、新生代古近系与新近系最为发育^[32]。元古宙和古生代地层见于昆仑山及祁连山地区,岩石岩性主要为片麻岩、花岗岩、花岗闪长岩等酸性岩类及闪长岩类和超基性岩类;中生代早期三叠系等地层岩性主要为砾岩、砂岩、石英砂岩、页岩、千枚岩、结晶灰岩和板岩,中晚期侏罗系、白垩系、新生代古近系与新近系地层岩性主要为红色、紫红色砂岩、砂砾岩、杂色泥岩、粉砂质泥岩,夹薄层砂岩、碳质泥岩和煤系。在漫长的地质历史时期,境内不同时代的岩浆活动较频繁和强烈,尤以晚古生代及中生代岩浆活动为主。由于受岩浆活动影响,火成岩沿断裂带广泛发育,且以中酸性岩类为主(图1)。

因受构造、岩浆活动、地层岩性和水文地质条件等因素的控制,青海省境内温泉分布具有明显的分带性,主要沿北北西向断裂呈串珠状分布,且温度较高温泉主要密集在不同构造体系的交接复合部位和同一构造体系的转折部位^[33](图1)。

2 数据与方法

2.1 样品采集与测试

本次调查于2022年6月至2023年9月期间开展,温泉温度下限采用青海省全省40个气象站2012—2022年近10年年平均气温的3倍(11 ℃),截至目前共调查代表性温泉91个,采集分析温泉水样68组(见图1)。根据温泉出露条件和地热地质条件,结合主要控热活动断裂分布情况,将现有测试数据的温泉自东北向西南共划分为11个区,即北祁连地区温泉集中区(Ⅰ区、拉脊山活动断裂温泉集中区(Ⅱ区)、瓦力贡山断裂温泉集中区(Ⅲ区)哇洪山—温泉断裂带温泉集中区(Ⅳ区)、昆南活动断裂带温泉集中区(Ⅴ区)、称多扎朵—珍秦温泉集中区(Ⅵ区)、治多—玉树温泉集中区(Ⅶ区)、巴木曲—格拉断裂带温泉集中区(Ⅷ)、杂多—囊谦温泉集中区(Ⅸ)、乌兰乌拉湖南缘断裂带温泉集中区(Ⅹ)和唐古拉山温泉集中区(Ⅺ)(图1)。

本次研究测试项目包括温度、pH值以及Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl^-、 {\mathrm{SO}}_4^{2-}、 {\mathrm{HCO}}_3^{-}、SiO₂、TDS质量浓度和氢氧同位素组成(δD和δ¹⁸O)。样品采集之前,利用多参数水质测试仪(WTWMulti340i/SET,德国)现场测定pH值和温度指标。样品均在现场采用0.22 μm滤膜过滤,并收集于250 mL耐高温聚四氟乙烯瓶,采样前聚四氟乙烯瓶用待取水样润洗3次,采样后冷藏保存,尽快送达实验室。

采用电感耦合等离子体发射光谱仪(Optima8000ICP-OES,PerkinElmer)测定阳离子(检测限为0.01 mg/L);采用离子色谱仪(ICS-2500,Dionex)测定Cl^-和 {\mathrm{SO}}_4^{2-}(检测限为0.01 mg/L);采用酸碱滴定法测定 {\mathrm{HCO}}_3^{-},测试误差为±2%;采用紫外分光光度计(UV-2550,SHIMADZU)测定硅酸盐,测试误差0.000 3%以下。δ²H和δ¹⁸O同位素采用美国picarro公司的超高精度氢氧同位素分析仪(L2130-i,Picarro)测定,测试精度为0.025%。实验室测试过程中均等间距插入标准样品对测试结果进行准确性验证。通过阴阳离子平衡验证,所有样品误差均在±10%以内。测试结果见表1。

2.2 地球化学温标

储层温度是划分地热系统的成因类型和评价地热资源潜力所不可缺少的重要参数,但在通常情况下难以直接测量。基于水中矿物质的平衡,地热温标提供了对储层温度的间接估算。通常使用的地球化学温标有阳离子地热温标和SiO₂地热温标。

阳离子地热温标是通过建立热水中阳离子比值与温度之间的关系来推算热储温度的方法,主要有Na-K地热温标、K-Mg地热温标和Na-K-Ca地热温标,计算公式如下。ρ_Na、ρ_K、ρ_Ca、ρ_Mg分别为Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺质量浓度,mg/L;T为热力学温度,℃。

Na-K地热温标^[34]:

T= \frac{1\mathrm{ }217}{\mathrm{l}\mathrm{g}({\rho }_{Na}/{\rho }_K)+1.483}-273.15

K-Mg地热温标^[35]:

T= \frac{4\mathrm{ }410}{\mathrm{l}\mathrm{g}({\rho }_K/\sqrt{{\rho }_{Mg}})+14.00}-273.15

Na-K-Ca地热温标^[36]:

T= \frac{1\mathrm{ }647}{\mathrm{l}\mathrm{g}\left(\frac{{\rho }_{Na}}{{\rho }_K}\right)+\beta \left(\mathrm{l}\mathrm{g}\left(\frac{\sqrt{{\rho }_{Ca}}}{{\rho }_{Na}}\right)+2.06\right)+2.47}-273.15

β=4/3(当t<100 ℃)或β=1/3(当t>100 ℃)

SiO₂地热温标目前被广泛应用于估算地下热储温度。它是基于水溶液中硅的浓度是由水—岩相互作用时的温度下SiO₂的溶解性决定的。硅的总浓度是温度的函数^[37]。热水在上升到地面过程中没有蒸汽损失,或者说仅存在传导冷却时,SiO₂温标采用无蒸汽损失表达式。当热水在上升到地面的过程中具有某一温度下最大蒸汽损失,或者是以绝热冷却为主时,采用最大蒸汽损失温标表达式,计算公式如下^[38]。 {\rho }_{\mathrm{S}\mathrm{i}{\mathrm{O}}_2} 为SiO₂质量浓度,mg/L;T为热力学温度,℃。

石英(无蒸汽损失):

T= \frac{1\mathrm{ }309}{5.19-\mathrm{l}\mathrm{g}\left({\rho }_{Si{O}_2}\right)}-273.15

石英(最大蒸汽损失):

T= \frac{1\mathrm{ }522}{5.75-\mathrm{l}\mathrm{g}\left({\rho }_{Si{O}_2}\right)}-273.15

玉髓:

T= \frac{1\mathrm{ }032}{4.69-\mathrm{l}\mathrm{g}\left({\rho }_{Si{O}_2}\right)}-273.15

2.3 矿物饱和指数

饱和指数可以指示地热水中矿物的平衡状态,其定义^[39]为

SI=lg \frac{Q}{K}

式中:Q为水溶液中某矿物的阴阳离子活度积;K为某温度下矿物平衡常数。利用饱和指数(SI)判断地热水中每种矿物的平衡状态。当SI>0时,表示矿物过饱和,由该矿物估算的热储温度将过高;当SI=0时,表示水和矿物之间的完全平衡,估算热储温度结果可信;当SI<0时,表示不饱和,估算的热储温度将偏低。因此,大多数矿物组合趋于收敛的温度(SI≃0),代表岩石—水之间的平衡条件,从而表明近似储层温度^[40]。

2.4 冷水混入比例

本研究采用硅—焓图解法估算温泉上升过程中浅层冷水的混入比例,即利用石英溶解度—热水焓值曲线图求解。如图2根据当地冷水焓和SiO₂含量在坐标系中投下一点A,再根据泉水焓和SiO₂含量在坐标系中投下另一点B,连接AB两点,延长该直线与石英溶解度曲线相交于点C,C点所对应的焓值即为地下热水的焓。AB、AC两段的长度比即为地下热水在混合水中的比例,用1减这一比值即可得到冷水混入的比例^[41]。同时根据热水温度—焓—SiO₂含量之间的关系查取该地下热水相对应的温度。

门源县硫磺沟温泉和唐古拉山口温泉的SiO₂含量未测,利用SiO₂和硅焓图解估算热储温度以及冷水混入比例时,SiO₂含量采用同一区内相同热储层岩性的温泉值作为参考。其他几个未测SiO₂含量且较近范围内未有相同热储层岩性的温泉,根据水化学特征选取合适的阳离子地热温标估算热储温度。

3 结果

3.1 温泉水化学特征

3.1.1 温泉水化学类型

依据水化学数据绘制了piper三线图(图3)。根据不同区的温泉水化学组分可知,地下水沿其循环路径发生的各种地球化学过程,使得来自不同断裂带和盆地的温泉表现出不同的化学成分特征。其中Ⅰ、Ⅶ和Ⅸ区温泉阳离子以Ca²⁺为主;Ⅲ、Ⅳ、Ⅵ和Ⅹ区的温泉阳离子以Na⁺为主;Ⅱ、Ⅴ、Ⅷ和Ⅺ区温泉阳离子不唯一,Ⅱ区以Ca²⁺和Mg²⁺为主,其次为Na⁺,Ⅴ、Ⅷ和Ⅺ区以Na⁺和Ca⁺为主,个别温泉Mg²⁺含量较高。Ⅰ、Ⅵ、Ⅶ和Ⅷ区温泉阴离子以 {\mathrm{HCO}}_3^{-}为主;Ⅲ、Ⅳ和Ⅹ区温泉阴离子以Cl^-为主,其次为 {\mathrm{SO}}_4^{2-};Ⅺ区温泉阴离子以 {\mathrm{SO}}_4^{2-}为主,其次为 {\mathrm{HCO}}_3^{-};Ⅱ和Ⅸ区温泉阴离子以 {\mathrm{SO}}_4^{2-}和 {\mathrm{HCO}}_3^{-}为主;Ⅴ区温泉的阴离子较为复杂,Cl^-、 {\mathrm{SO}}_4^{2-}和 {\mathrm{HCO}}_3^{-}均有出现,位于混合区域。不同区域温泉的TDS质量浓度也存在较大差异性,其平均值最小为698.2 mg/L,位于治多—玉树温泉集中区;其平均值最大达4 029.1 mg/L,位于乌兰乌拉湖南缘断裂带温泉集中区。不同区温泉离子组分和TDS质量浓度的差异性,在一定程度上指示了水岩反应程度的差异和热储层岩性的不同,同一岩性温度较高的温泉水岩作用相对更为充分。结合图5可知,TDS质量浓度大于2 000 mg/L的Ⅴ、Ⅹ和Ⅵ区除了受水岩作用外,同时也受到强烈蒸发作用的影响。

结合热储层岩性分析可知,热储层岩性为砂岩的温泉阳离子以Na⁺为主,其次为Ca²⁺,阴离子以 {\mathrm{SO}}_4^{2-}和 {\mathrm{HCO}}_3^{-}为主,个别温泉出现Cl^-质量浓度较高;热储层岩性为灰岩的温泉阳离子以Ca²⁺和Mg²⁺为主,其次为Na⁺,阴离子以 {\mathrm{HCO}}_3^{-}为主,少数温泉 {\mathrm{SO}}_4^{2-}和Cl^-质量浓度较高;热储层为花岗岩的温泉阳离子主要为Na⁺,阴离子主要为Cl^-和 {\mathrm{SO}}_4^{2-},在治多—玉树一带出现了阴离子以 {\mathrm{HCO}}_3^{-}为主的温泉。李学礼等^[42]提出岩浆岩中Cl^-主要存在于氯磷灰石或方钠石氯化物的液体包裹体中,因此在阴离子以Cl^-为主的火成岩热储中,阳离子Na⁺一部分来源于铝硅酸盐,另一部分可能来源于方钠石氯化物,对于火成岩中的重碳酸型水, {\mathrm{HCO}}_3^{-}是生物成因的,主要来源于岩浆作用。 {\mathrm{SO}}_4^{2-}的可能来源之一为沿渗流途径硫酸盐矿物(如石膏)的溶解,同时根据Ca²⁺— {\mathrm{SO}}_4^{2-}散点图(图4)显示,阴离子以 {\mathrm{SO}}_4^{2-}为主的Ⅸ和Ⅺ区以及Cl^-为主 {\mathrm{SO}}_4^{2-}次之的Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ和Ⅹ区温泉样品均位于1∶1等浓度线的上方,说明地热水中 {\mathrm{SO}}_4^{2-}含量除了受石膏溶解影响之外,可能同时受到诸如岩石介质中黄铁矿的氧化等地球化学过程的影响^[43]。

3.1.2 温泉水化学成分的形成与演化

(1)基于Gibbs图的离子分析。Gibbs图是利用水中Na⁺、Ca²⁺、Cl^-、 {\mathrm{HCO}}_3^{-}与TDS之间的关系来研究地下水中主要离子形成的影响因素,包括蒸发浓缩、水岩作用和降雨补给3种。从Gibbs图(图5)可知,Ⅰ、Ⅱ和Ⅸ区温泉主要分布于Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)或Cl^-/(Cl^-+ {\mathrm{HCO}}_3^{-})比值小于0.5,且TDS含量较高的中间区域,表明这4个区内的温泉主要受水岩作用控制;Ⅲ、Ⅳ和Ⅹ区温泉主要分布于Na⁺/(Na⁺+Ca²⁺)或 Cl^-/(Cl^-+ {\mathrm{HCO}}_3^{-})比值大于0.5,且TDS含量很高的右上角区域,表明这3个区内的温泉主要受蒸发浓缩作用控制;其余5个区的温泉在两个图中有所差异,表明水化学主要受水岩反应和蒸发浓缩的双重控制。在Gibbs图中受水岩作用控制的水样均偏上部,这说明温泉TDS的升高还受到其他离子的影响,如 {\mathrm{SO}}_4^{2-}、 {\mathrm{SiO}}_2^{-}、F^-等,这可能是因地下水在深循环的过程中,岩石中一些不易溶解的矿物在高温高压作用下溶于水所致。

(2)温泉水特征系数。地下水中一些离子之间物质的量浓度比例可以帮助分析地下水的各种状态与地质作用,进而用于分析热水的运移聚集和赋存环境^[44⇓-46]。根据温泉水化学数据计算的结果见表2。

γ(Na⁺)/γ(Cl^-)值表征地下水变质系数,可以反映地层封闭性、地层水变质程度和其活动性。其值越小,变质程度越大,反映地下水所处环境封闭条件越好;其值越大,反映地下水受渗入水影响越大^[47]。由表2可知,在Ⅵ、Ⅷ、Ⅺ和Ⅸ区的温泉水变质系数较大,平均值均大于5,说明其受到了地表和浅层地下水补给的影响,封闭条件较差。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅶ和Ⅴ区温泉变质系数相对较小,平均值在2.21~4.78,反映了这些区域内温泉热储条件相对较好,受浅层地下水补给的影响较小。标准海水和海相沉积水系的平均值为0.85,含岩盐地层溶滤水值约为1^[48]。结合吉布斯图可知,这也不排除Ⅳ和Ⅴ区γ(Na⁺)/γ(Cl^-)值较低的温泉受海相沉积地层和含盐地层溶滤作用的影响。

γ(Cl^-)/γ(Ca²⁺)值表征地下水水动力特征,其值越大,反映地下水流动条件越差,地下水流动越缓慢。由表2可知Ⅲ、Ⅳ、Ⅱ、Ⅴ和Ⅹ区温泉水的γ(Cl^-)/γ(Ca²⁺)值最大,平均值均大于10,说明该区域温泉地下水流动条件较差,流动速率最慢。其次为Ⅰ、Ⅴ和Ⅶ区温泉水,其γ(Cl^-)/γ(Ca²⁺)平均值为1.33~5.12,温泉水流动性相对缓慢。其余区域的γ(Cl^-)/γ(Ca²⁺)平均值均小于1,这表明这些区域的地下水流动性较好,更新速率最快。这与γ(Na⁺)/γ(Cl^-)变质系数所表征出的条件一致。

盐化系数γ(Cl^-)/γ( {\mathrm{HCO}}_3^{-})主要反映地层水的浓缩程度,其值越大反映出地下水流动路径越长,水循环越慢。Ⅲ和Ⅳ区温泉水盐化系数值最大,平均值分别为7.82和9.07,说明这两个区的地下水流动路径最长,水循环速率最慢。其次为Ⅱ、Ⅴ和Ⅹ区温泉,盐化系数平均值为1.43~2.26,说明该区域地下水循环更替速率较快。其他地区的温泉盐化系数均小于0.1,说明这些区域温泉水循环路径最短,更新速率最快,且受到浅层地下水混入的影响。

对比γ(Na⁺)/γ(Cl^-)、γ(Cl^-)/γ(Ca²⁺)和γ(Cl^-)/γ( {\mathrm{HCO}}_3^{-}) 3组数据分析结果可知,整体上体现了中东部瓦力贡山和哇洪山—温泉断裂带的地层水封闭条件最好,循环路径最长;拉脊山、治多—玉树和囊谦地区地下水的封闭条件相对较好,浅层地下水混入比例中等;东北部祁连地区、西南部的称多—扎朵—珍秦、杂多和唐古拉山一带地下水的封闭条件较差,径流条件较好,更新速率较快。

3.2 温泉稳定同位素特征及成因分析

3.2.1 温泉补给来源

δD和δ¹⁸O为水中较为稳定的同位素,有助于判识地下水的起源,确定地下水与大气降水及地表水之间的水力联系,追溯地下水补给条件,探索地下水的循环途径。

此次共采集、搜集温泉水同位素样品28组,由δD—δ¹⁸O关系图(图6)可知,温泉水样中的氢、氧稳定同位素基本落在大气降水线附近,说明温泉补给源均为大气降水成因。但不同区的同位素组成又具有显著的差异性,由东北部的北祁连地区温泉集中区到西南部的杂多—囊谦温泉集中区同位素的δD和δ¹⁸O平均值逐渐降低,δD平均值变化范围为-59.8‰~-116.0‰,δ¹⁸O平均值变化范围为-9.1‰~-15.9‰。Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ和Ⅶ区的温泉部分分布在GMWL的右侧,指示温泉受到了蒸发作用的影响,水在蒸发过程中造成同位素分馏,使得地下水重同位素富集^[49],这与前述Gibbs图分析所得的结论一致。同时氢氧稳定同位素的离散分布特征反映了大气降水补给源的差别,西南部Ⅵ、Ⅶ、Ⅹ和Ⅸ区温泉的δ²H和δ¹⁸O值远小于其他区,表明该区域内温泉水来自更高海拔的大气降水或气候更寒冷时的大气降水补给。结合图7可得知,温泉的δ²H和δ¹⁸O值具有一定的纬度效应,随纬度的增加,δD和δ¹⁸O值也呈现逐渐增加的趋势。这与田立德等^[50]提出的青藏高原从北向南降水中δD和δ¹⁸O的空间分布呈现北高南低的趋势相一致,他提出唐古拉山以北δD的值基本上在-12‰左右,唐古拉山以南δD值大幅下降。温泉由降水补给,因此δD和δ¹⁸O呈现出与降水相一致的分布特征。

3.2.2 温泉补给高程

前人研究表明,高程效应是影响大气降水同位素的重要因素,表现出随着海拔升高同位素值下降的特征^[51]。一般情况下,大气降水的δD和δ¹⁸O与气温呈线性关系,高程效应就是随着海拔的升高,温度降低,δD和δ¹⁸O的值也随着降低^[52]。

根据大气降水同位素的这种高程效应特征可确定温泉水的补给区和补给海拔。补给海拔计算公式如下:

H= \frac{{\delta }_s-{\delta }_p}{k}+h

式中:H为地下水补给海拔,m;δ_s为取样点温泉同位素值,‰;δ_p为大气降水同位素值,‰;k为同位素高度梯度值,-‰/hm;h为取样点高度,m。

据前人报道,青藏高原东北部降水中氧同位素全年平均值如下:祁连地区δ¹⁸O值为-7.6‰^[53],西宁地区δ¹⁸O值为-5.56‰^[26],共和—贵德地区δ¹⁸O值为-6.9‰^[54],沱沱河地区δ¹⁸O值为-10.1‰^[55]。计算温泉补给的海拔结果如表3所示。

针对有同位素数据的温泉,经计算,不同区温泉补给海拔高度平均值为3 928~6 270 m,自东北部祁连地区到西北部的杂多—囊谦一带温泉所处高度依次增加,温泉补给高度也逐步增加,表明各地区的温泉主要来源于附近大气降水补给。

3.3 热储温度及循环深度

3.3.1 水岩平衡状态分析

估算热储温度的前提是与地热温标相关的矿物在热储中达到了水岩相互作用的平衡^[56]。因此在进行热储温度计算前需对地下热水的水岩矿物平衡状态进行判断,分析地热温标使用的可靠性。Na-K-Mg三角图是判断阳离子地热温度计(Na/K/Mg)适用性和地热流体—矿物平衡程度的有效工具。它将地热流体分为完全平衡、部分平衡或混合和未成熟水3种类型^[35](图8),其中Ⅱ区内杏园温泉和药王庙温泉位于平衡区,其余少数几个位于部分平衡或混合水区域外,其余大部分温泉均位于未成熟水区域,反映了水—岩之间尚未达到离子平衡状态,溶解作用仍在进行,或地下热水在上升过程混入了浅层冷水。

3.3.2 矿物饱和度

不同矿物的沉淀是由矿物的溶解差异性所造成的,溶解度受温度的影响,导致矿物溶解度的不确定性。研究区温泉的水化学数据中铝的浓度低于检出限,无法生成含铝的硅酸盐矿物。事实上在常见的地热系统中总是有两种以上的含铝硅酸盐矿物达到平衡^[57],在利用水化学成分来判断和推测深部地下热储的温度时,铝成了一个关键因素,因此,Pang和Reed^[58]提出了用固定铝的方法来还原热储层深部含铝硅酸盐矿物的平衡。当Al含量未知时,可以在不同温度下通过假设Al的活度是被某个含铝矿物如斜长石固定来估算,得到Al的浓度值,然后用来计算其他铝硅酸盐矿物的Q/K值。由于地热系统中至少有两种铝硅酸盐矿物是平衡的,因此估算Al浓度值的方法对于给定的地热系统是有效的。

通过用斜长石固定Al的方法来分析研究区内温泉水的平衡状态。根据岩石矿物调查分析资料,选取10种常见矿物,利用PREEQC软件计算各矿物的饱和指数,绘制饱和指数(SI)和温度(T)的曲线图(图9)。图中展示了每个区选取的一个具有代表性温泉的SI—T曲线(Ⅲ-26表示:区号—温泉编号),结果表明,石英、玉髓和钾长石矿物对所有的温泉水都达到或接近平衡,方解石和霰石在Ⅸ-58和Ⅹ-74温泉水中处于过饱和状态,温泉出露于地表时有沉淀析出,这可能是受大气压的影响温泉中的CO₂逸出使得热液pH值升高,导致温泉出露时的方解石沉淀^[59-60]。整体上Ⅰ-13、Ⅲ-26、Ⅴ-37、Ⅶ-57、Ⅷ-52和Ⅺ-44曲线收敛性较好,获得的热储温度分别为62、161、78、99、103和107 ℃,Ⅱ-4、Ⅳ-34、Ⅵ-86、Ⅸ-58和Ⅹ-74曲线收敛性稍差,其热储温度约为62、154、81、52和108 ℃。所有温泉中Ⅲ和Ⅳ区内的热储温度最高,其次为Ⅺ区,这与其温泉口出露的温度高低相一致。

3.3.3 热储温度

根据温泉水样品中的水化学组分分别利用前面提到的不同类型地温计来估算其热储温度,计算结果见表4。

由4.1节水岩平衡状态分析可知,Ⅱ区内的杏园温泉和药王庙温泉位于平衡区,表明这两处温泉的水岩反应程度相对较高,其余均位于未成熟区和混合水区域(图9),表明这些温泉均未达到水岩作用平衡状态,可能在上升过程中受到了浅层地下水混合作用的影响。鉴于温泉样品水—岩相互作用尚不平衡,离子浓度未达到饱和,因此利用阳离子地热温标估算热储温度存在较大偏差,在本文中利用阳离子地热温标计算的热储温度仅作为参考。

利用SiO₂和多矿物平衡估算热储温度,除玉髓估算温度偏低外,其余3种估算结果85%以上温泉误差在30 ℃以内,选取3种温标估算结果的平均值作为热储温度(表4),同时对比贵德扎仓沟ZR1和ZR2钻孔测温数据可知,ZR1井在孔深1 600 m处温度为132.7 ℃,ZR2井在孔深1 600 m处温度为110 ℃^[20],与估算热储温度平均值122 ℃较为接近,说明该估算结果较为可靠。有4个温泉未测SiO₂含量,根据温泉水化学特征选取相对合适的地热温标估算温度。由表4可知,Ⅲ、Ⅳ和Ⅷ区热储层以花岗岩为主,温度相对较高,花岗岩热储平均温度范围为 90.7~143.5 ℃。Ⅺ唐古拉山温泉集中区热储温度与花岗岩热储温度较为接近,温度范围为89.0~139.0 ℃之间,平均114.0 ℃,据资料^[61]显示,中侏罗世末早燕山运动使该区域褶皱隆起,造成轴向北西西的复式向斜构造,沿背斜带核部多有花岗岩入侵,花岗岩放射性生热可能为上部热储层提供了热源,因此使得该区热储温度偏高。Ⅵ和Ⅹ区温度次之,平均值分别为96.6和82.1 ℃,热储层岩性以砂岩和砂板岩为主。其余几个区的温泉平均温度位于58.3~68.8 ℃,热储层岩性主要为灰岩。整体上,单从热储层岩性来看,位于青海省中部的共和、贵德和乌兰等地的花岗岩热储温度最高,称多—扎朵和唐古拉山地区温度次之,其余地区热储温度平均值较为接近,砂岩热储温度大于灰岩热储。

3.3.4 冷热水混合比例

地热流体从热储到出露于地表成泉之前,可能与浅层地表水或其他类型的地下水混合,对地热流体中的化学组分产生不可忽略的影响,致使地热流体的温度降低。利用前述提到的硅焓图解法对研究区温泉进行分析(图2),结果(表5)表明研究区温泉冷水混入比例介于33.8%~95.1%,差异性较大,其中Ⅲ、Ⅳ、Ⅵ和Ⅷ区冷水混入比例平均值均较低,介于56%~68%,Ⅰ、Ⅱ和Ⅶ区冷水混入比例较大,均大于75%。整体上温泉水温大于80 ℃,其冷水混入比例小于50%,温泉水温小于40 ℃,其冷水混入比例大于70%。由此可见,整个研究区的温泉存在大量冷水混入,东北部祁连山、拉脊山地区冷水混入比例最大,中部贵德、兴海、都兰和玉树巴塘等地温泉冷水混入比例最小,西南部玉树、杂多、囊谦和唐古拉兵站一带温泉冷水混入比例中等。

3.3.5 热储循环深度

为详细了解不同区域温泉成因,可对热水的循环深度进行估算。地下热水通常是在深部循环的过程中受到深部热源的加热而增温。通过下列公式大致推测温泉循环深度。

H= \frac{t-t_0}{k}+H₀

式中:t为热储温度,℃;t₀为当地多年平均气温,℃;k为地温梯度,℃/hm;H₀为常温带厚度,m。

因研究区范围较大,为了使计算结果更准确,在本次调查和综合分析的基础上,结合前人研究成果,确定了不同地区的地温梯度值如下:祁连年平均气温-5.6 ℃,恒温带厚度50 m,地温梯度2.40 ℃/100 m^[62];刚察年平均气温-5.6 ℃,恒温带厚度50 m,地温梯度4.2 ℃/100 m^[28];门源年平均气温-4 ℃,恒温带厚度50 m,地温梯度2.59 ℃/100 m^[63];拉脊山、西宁地区年平均气温6.1 ℃,恒温带厚度50 m,地温梯度3.13 ℃/100 m^[26];平安年平均气温6.1 ℃,恒温带厚度50 m,地温梯度4.62 ℃/100 m^[64];贵德年平均气温7.1 ℃,恒温带厚度10 m,地温梯度3.8 ℃/100 m^[20];共和年平均气温7.1 ℃,恒温带厚度10 m,地温梯度5.07 ℃/100 m^[16];同仁年平均气温7.1 ℃,恒温带厚度10 m,地温梯度4.5 ℃/100 m^[65];兴海、乌兰、都兰地区年平均气温2.7 ℃,恒温带厚度45 m,地温梯度3.12 ℃/100 m^[66];玛沁地区年平均气温-3.9 ℃,恒温带厚度40 m,地温梯度3.3 ℃/100 m^[67];治多、玉树、囊谦一带年平均气温2.9 ℃,恒温带厚度50 m,地温梯度3.3 ℃/100 m^[68⇓-70]。唐古拉山年平均气温-3.1 ℃,恒温带厚度20 m,地温梯度为自测数据4.68 ℃/100 m^[71]。根据各地年平均气温、恒温带厚度、地温梯度及各热储层温度估算出各温泉区循环深度(见表4)。整体上在整个研究区内热储循环深度最小的位于祁连山—拉脊山一带,热储循环深度最大的位于贵德—兴海—乌兰和称多、唐古拉山一带,自昆南大断裂向南治多—玉树—杂多—囊谦一带热储循环深度处于中等。

4 讨论

4.1 岩性对温泉分布的控制作用

水作为各种地下活动不可缺少的组成部分,其水化学成因受水岩反应程度、接触围岩性质以及后期构造和岩浆活动的多重控制,会呈现出不同的水化学特征。整体上从水化学类型来看,Ⅰ、Ⅱ、Ⅶ区水化学类型主要以HCO₃-Ca、HCO₃-Ca·Na和HCO₃-Ca·Mg为主,Ⅸ区水化学类型为SO₄·HCO₃-Ca和SO₄-Ca,这几个区域主要以沉积岩为主,在热储循环过程中,碳酸盐岩中的石灰岩(CaCO₃)、白云岩(MgCO₃)的水岩反应成为 {\mathrm{HCO}}_3^{-}、Ca²⁺、Mg²⁺的补给来源,同时,砂岩、砾岩中的钠长石等矿物的溶解成为Na⁺的补给来源^[72]。在火成岩分布的Ⅲ、Ⅳ区,水化学类型主要为Cl-Na、SO₄-Na、Cl·SO₄-Na和SO₄·Cl-Na,温泉水上升过程中,在高温高压作用下花岗岩及其他火成岩中的长石类矿物(钠长石、钾长石等)和黏土类矿物的溶解是造成地下水中Na⁺偏高的主要因素^[73], {\mathrm{SO}}_4^{2-}主要来源于渗流途径中硫酸盐矿物(如石膏)的溶解,同时可能受到诸如岩石介质中黄铁矿的氧化等地球化学过程的影响。玉树热水沟哈桑查果温泉、安冲乡茶桐温泉、囊谦县尕羊乡茶滩村加翁温泉和Ⅵ区内温泉热储层岩性均为砂板岩,水化学类型主要为HCO₃-Na型,原岩可能为凝灰岩,因此具有与火成岩相同的阳离子。Ⅴ区4个温泉的水化学差异性较大,热储层岩性也各不相同,卓儿啦温泉水化学类型为HCO₃·SO₄·Cl-Ca·Mg,玛沁县东倾沟灰岩热储水化学类型为HCO₃-Ca,阴、阳离子均来源于碳酸盐岩矿物的溶解。温泉水库上游温泉和秀沟东温泉水化学类型分别为Cl·SO₄-Na和Cl·HCO₃-Na,热储层岩性为砂岩和变质砂岩,该类岩石在长期水岩作用下演化出Na(Ca)-(HCO₃)SO₄水类型,断裂的深切致使幔源CO²、H₂S和SO₂气体混入,也可能导致 {\mathrm{HCO}}_3^{-}和 {\mathrm{SO}}_4^{2-}浓度偏高^[74]。Ⅹ和Ⅺ区热储层岩性为砂岩,热储温度次之,平均值分别为82.1和114℃,Ⅺ区热储温度相对其他砂岩热储较高,推测除受岩性影响外,可能还受其他因素的控制。整体上,地热流体水化学类型主要受热储层岩性的控制,单从岩性与热储温度的对应关系来看,花岗岩热储温度最高,砂岩次之,灰岩热储温度最低。

4.2 断裂构造对温泉分布的控制作用

断裂构造是地球上最普遍的控热构造,地壳中除了常见的一般规模的断层外,还存在一些区域性大断裂。区域性大断裂按其切割深度可划分为:岩石圈断裂(一级断裂),规模大,延深切穿岩石圈达到软流圈,该断裂多是活动带或稳定区的分界线,也是板块俯冲碰撞带的聚敛边界断裂;地壳断裂(二级断裂),切穿地壳到达莫霍面,该断裂对中基性—超基性岩浆作用、成矿作用和沉积作用的发生、发展演化具有控制作用;基底断裂(三级断裂),切穿结晶基底,止于中地壳上部低速层的断裂,该断裂对中酸性岩浆活动、沉积相带和矿田的分布具有控制作用;盖层断裂(其他断裂),切穿沉积盖层达到变质基底顶面^[75-76]。区域性大断裂的活动一方面会改变地下深部的温、压状态,促使岩浆形成^[77-78],另一方面为深部物质向上运移和地表温泉深循环提供通道。断裂构造活动性差异往往使断裂带上的温泉流体表现出不同的地球化学特征,同时流体地球化学也能反映断裂、地热和地震活动规律。在区域性大断裂控制作用下,青海省境内温泉主要沿断裂展布方向呈串珠状分布,且温度较高温泉主要密集在不同构造体系的交接复合部位和同一构造体系的转折部位。

Ⅰ、Ⅴ、Ⅶ和Ⅺ区温泉所处断裂带为地壳断裂,断开了整个地壳并接触到上地幔,有利于地幔热流沿断裂向上传输,形成了区域性的控热断裂,该断裂被少量小规模断裂切割,这些深浅不一、纵横交错的断裂系统为区内深部热水对流循环提供了有利的通道,各区热储循环深度平均值为1 808~3 598 m,热储温度平均值为65.5~114 ℃。

Ⅲ和Ⅳ区温泉沿北北西向的基底断裂瓦里贡山断裂和哇洪山—温泉断裂展布。瓦里贡山断裂带切割较深,沿线分布燕山期中酸性侵入岩,第四纪新构造运动强烈,为深部热流体对流运移提供了良好的通道,形成纵贯西秦岭—东昆仑南北向地热带,沿此构造岩浆带分布的温泉温度最高,由南向北3个较高温度温泉依次为新街温泉(67 ℃/28)、扎仓沟温泉(98 ℃/27,超过当地沸点97 ℃,为沸泉)和曲乃亥温泉(86 ℃/26)^[79],这3个温泉热储温度为119.1~124.5 ℃,热储循环深度为2 673~2 802 m。另该区内克才温泉和阿乙亥温泉距离断层较远,热储温度为70.2~76.6 ℃,热储循环深度为1 577~2 243 m,循环通道可能为次级断裂,进一步说明了断裂对温泉的控制作用。哇洪山—温泉断裂为右行走滑为主兼压性逆冲的断裂,切割较深,沿线分布有三叠系鄂拉山群火山岩和印支—燕山期中酸性岩体,第四纪构造活动强烈。近东西向的岩石圈深大断裂昆中断裂和地壳深大断裂昆北断裂均被该断裂截断,同时沿线发育的少量小规模近南北向和近东西向断裂,将地质体切割形成100~170 m宽的断层破碎带,为深部热流体对流运移提供了良好的通道,沿此构造带分布的温泉温度为44~87 ℃,热储温度90.7~147.5 ℃,热储循环深度平均值为2 000~3 263 m。在整个研究区内温泉循环深度较大,这表明热储循环深度与断层切割深度相关。

Ⅱ、Ⅷ、Ⅸ和Ⅹ区温泉均沿三级断裂分布,属基底断裂,切穿结晶基底,达中地壳上部低速层,较其他断裂而言切割相对较浅。Ⅱ和Ⅸ区温泉分布距离断层稍远,整体热储温度和循环深度均较小。拉脊山活动断裂由拉脊山南缘断裂和拉脊山北缘断裂共同组成一组向NE方向突出的弧形挤压逆冲断裂带,在甘子河北合并为一条断裂,为热储的循环提供了良好的通道,温泉即出露于两条断裂的结合部位,热储温度37.5~74.3 ℃,热储循环深度平均为1 224 m。乌丽—囊谦断裂与拉鸡山断裂相似,均呈向NE方向凸起的弧形逆断层,整体走向北西—南东向,同时该断裂被少量北北东向小断裂切割,形成局部断裂破碎带,温泉出露于此,热储温度45.7~78.0 ℃,循环深度平均1 694 m。Ⅷ和Ⅹ区温泉均沿断裂两侧展布,距断裂较近,整体温度和热储循环深度较大。巴木曲—格拉断裂和唐古拉山南缘断裂均为活动断裂,目前仍处于强烈活动期,热储平均温度为99.9和82.1 ℃,热储循环深度为2 989和2 414 m。热储温度除受常规地温梯度的影响,可能还受到构造—岩浆活动的影响。

4.3 温泉热源机制

温泉热源主要有岩浆活动热、岩浆余热、化学反应热与放射热、活动断裂产生的构造热及天然地热增温等^[80-81]。研究区不同温泉的热源也不尽相同,有单一的地热增温,也有叠加了放射性生热、构造热和岩浆余热的组合热源(图10)。

通常,地面以下按温度状况可分为变温层、常温层和增温层。天然地热增温指常温层以下地层温度随深度的增加而增加,不同地区增温率有所不同,地壳的近似平均地温梯度为2.5 ℃/100 m。地下水在深循环的过程中会受到地热增温的影响,水温升高。一般仅受天然地热增温影响的热储温度相对较低,如研究区东北部的祁连、拉脊山和南部的杂多—囊谦一带,热储层岩性主要为砂岩或灰岩。

在地壳岩石中含有多种放射性元素,放射性元素的衰变生热是地球内部热的主要来源之一。U、Th和K等放射性元素因具有生热量大、丰度高和半衰期长等特性而成为地壳内最主要的放射性生热元素。前人研究结果显示,地球上放射性元素的浓度随深度指数衰减,主要集中在地表一定深度范围内,即地壳放射性元素集中层的厚度,全球平均为10 km。研究区位于青藏高原东北部,青藏高原印度板块与亚洲板块碰撞导致地壳增厚,使得U、Th、K等放射性元素浓度在挤压增厚的地壳内,通过放射性生热层的增厚而相对富集,最终使壳内放射性生热效应增强^[82-83],从而为热储富集提供了重要的热源。如研究区中东部共和、贵德一带热储温度最高,该地区中酸性岩体发育,岩体U、K和Th含量高,花岗岩放射性生热率平均值为3.20 μW/m^{3 [84-85]},略高于世界花岗岩放射性生热率的平均值2.5 μW/m^{3 [86]},花岗岩产生放射热为热源,壳幔正常增温和壳内花岗岩中放射性元素蜕变生成的放射热作为局部热源形成较高热流背景,使得该地区具有较高的热储温度^[87]。

岩浆余热和活动断层摩擦生热也是地球内部热的主要热源之一。青藏高原新生代岩浆活动仍然存在,上升到地壳浅层或地壳表面的岩浆在冷却的过程中释放的热量称为岩浆余热,这部分热量以传导方式转移给围岩,成为地球内部热源的一部分。同时,研究区有晚更新世以来的活动断裂带共24条,在区域构造应力作用下,断裂构造变形造成摩擦生热,即构造活动热,也是地球内部热源的重要组成部分。研究区西南部唐古拉山地处羌塘盆地,区内新生代岩浆活动仍然存在。第四纪青藏高原整体快速隆升,羌塘深部热力作用整体活跃与差异活动发展、北羌塘深部地幔热柱整体隆升。同时根据中国地震台网资料显示,1988—2008年期间该地区共发生三级以上地震38次,地震活动频繁,表明现今构造活动强烈,该区域温泉热源主要为构造—岩浆活动^[80],据测温资料显示,唐古拉山地区地温梯度为4.68 ℃/100 m,较高的地温梯度成为其另一主要热源。

早期有学者发现青藏高原中北部地壳15~50 km深处有一低速—高导层,Wang等^[88]证实了该低速—高导层为来自地壳岩石8%~22%的部分熔融层,该熔融层也为热储提供了部分热源。Lin等^[12]报道称青藏高原增厚地壳中的“低速层”为共和盆地干热岩资源的形成提供了最重要的壳内恒常热源,因此低速—高导的熔融层也成为共和盆地温泉热源的一个重要组成。同时有学者指出,在区域构造应力作用下,软流圈热物质上涌形成地幔通道流,地幔通道流是地壳熔融体的重要来源和造成壳内热异常的重要原因^[11]。因此地幔通道流也对共和盆地及周边浅部地热异常产生了重要影响。

5 结论

本文结合地热地质条件、断裂构造等对青海地区主要温泉的水化学同位素进行了综合分析,得出以下结论。

(1)不同温泉集中区水化学类型具有明显的差异性,水化学类型主要受热储层岩性影响,花岗岩热储阳离子以Na⁺为主,阴离子以 {\mathrm{SO}}_4^{2-}和Cl^-为主;灰岩热储阳离子以Ca²⁺和Mg²⁺为主,阴离子以 {\mathrm{HCO}}_3^{-}为主,个别温泉出现 {\mathrm{SO}}_4^{2-}偏高的现象,表明该区热液溶解了石膏矿物;砂岩热储阴、阳离子呈现出多样性,阳离子以Na⁺为主,其次为Ca²⁺和Mg²⁺,阴离子以 {\mathrm{HCO}}_3^{-}和 {\mathrm{SO}}_4^{2-}为主,其次为Cl^-。

(2)温泉水的δ²H和δ¹⁸O同位素基本落在大气降水线附近,且自东北部祁连地区到西北部的杂多—囊谦整体呈现出逐渐减小的趋势,表明区内温泉主要来源于附近大气降水和冰雪融水。大气降水及冰雪融水在山区顺断裂和裂隙进入深部,形成深部地热水。在循环过程中与围岩发生一系列的水化学和水岩作用,当遇到导水断层后,沿导水断层向上运移至地表,并与浅层地下水发生不同程度的混合,最终以不同温度的温泉出露于地表。由硅焓模型估算,冷水混入比例介于33.8%~95.1%,其中东北部祁连山、拉脊山地区冷水混入比例最大,中东部贵德、兴海、都兰和西南唐古拉山等地区温泉冷水混入比例最小。

(3)不同岩性热储温度的差异性较大,同时受不同规模断层构造的影响,热储循环深度也存在较大的差异性。花岗岩热储温度最高,平均值为119.3 ℃,热储循环深度平均3 264 m;砂岩热储温度平均值为88.2 ℃,热储循环深度平均2 316 m;灰岩热储温度最低,平均值为59.4 ℃,热储循环深度平均1 739 m。整体上,高温热储主要分布于共和、贵德、乌兰和唐古拉山等一带。沿一、二级断裂或三级与二级断裂交汇部位的温泉循环深度最大,而分布于被少量小规模断裂切割的三级断裂,且距主断层距离稍远的温泉循环深度相对较小。

(4)温泉热源主要有大地热流传导增热、岩石放射性生热、岩浆余热、活动断层摩擦生热以及壳内低速—高导熔融体和地幔通道流传热等。在多重热源叠加作用下往往形成较高温度的热储,如共和、贵德和唐古拉山等地均为多种热源叠加模式。唐古拉山地热在大地热流传导增热的基础上叠加了花岗岩放射性生热、岩浆余热和断裂构造摩擦生热等,共和盆地除前述几种热源外,还叠加了壳内低速—高导熔融体和地幔通道流传热。

论文撰写过程中得到了中国地质科学院水文地质环境地质研究所青海省清洁能源矿产专项(2022013004qj004)项目组成员、青海省地质调查局青海省清洁能源矿产专项资金项目组成员的大力帮助,在此一并致谢。同时也感谢本论文审稿专家及编辑部老师提出的修改意见及辛苦付出。

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基金资助

国家重点研发计划项目(2021YFB1507401)

青海省清洁能源矿产专项(2022013004qj004)

河南省科技攻关项目(212102310383)

河南省安阳市科技攻关项目(2022C01SF086)