论文推荐｜川西巴塘温泉地球化学特征及其循环演化过程

四川西部巴塘县地热资源丰富，但开发利用率较低，因此加强本地区温泉资源研究具有十分重要的理论意义和实际价值。本文以巴塘温泉水为研究对象，采用水化学和同位素方法探索温泉水的地球化学特征及循环演化规律。取得以下主要认识：（1）巴塘温泉水化学类型为HCO₃-Na型，主要离子组成受控于硅酸盐矿物的溶解。（2）地热水补给来源主要为大气降水，补给高程4.1～4.8 km，补给温度-9.2～-13.0 ℃。（3）温泉深部热储温度为214～243 ℃，冷水混入比例为68%～72%，循环深度约5.8 km。（4）巴塘夺格温泉发育钙华，钙化中碳为深部碳酸盐岩变质成因。措普和热坑温泉发育硅华，指示巴塘措普和热坑温泉水深循环未及下覆二叠系灰岩，热储层以三叠系砂板岩和燕山晚期花岗岩体为主。综合以上认识建立巴塘措普三叠系砂板岩和北北西向断裂共同控制的地质构造-流体-泉华多角度水文循环模型，为地热资源靶区优选提供理论支撑，对巴塘地热资源的储量评价、进一步勘探开发具有指导意义。

Geothermal resources are abundant in Batang County, Western Sichuan, but the current utilization rate is relatively low.Therefore, strengthening the research on hot spring resources in this region is of great theoretical significance and practical value.This study centers on the Batang hot spring water, employing hydrochemical and isotopic methods to explore the geochemical characteristics and cyclic evolution law of hot spring water.The main findings are as follows：(1)The hydrochemical type of Batang hot springs is HCO₃-Na, and its main ionic composition is controlled by the dissolution of silicate minerals.(2)The main recharge source of geothermal water is atmospheric precipitation, with the recharge elevation ranging from 4.1 to 4.8 km, and the recharge temperature ranging from-9.2 to-13.0 ℃.(3)The deep geothermal reservoir temperature of the hot springs is214-243 ℃, the cold water mixing ratio of is 68%-72%, and the circulation depths is approximately 5.8 km.(4)Travertine is developed in Duoge Hot Spring of Batang, and the carbon in the travertine is of metamorphic origin from deep carbonate rocks.Siliceous sinter is developed in Cuopu and Rekeng Hot Springs, indicating that the deep circulation of hot spring water in Cuopu and Rekeng of Batang does not reach the underlying Permian limestone, and the geothermal reservoir is mainly composed of Triassic sandy slate and Late Yanshanian granite bodies.Based on the above findings, a multi-perspective hydrogeological cycle model integrating geological structure, fluid and sinter, which is jointly controlled by Triassic sandy slate and NNWtrending faults in Cuopu of Batang, is established.This model provides theoretical support for the optimization of geothermal resource target areas and offers guidance for the reserve evaluation and further exploration and development of Batang's geothermal resources.

巴塘温泉; 水化学特征; 热储温度; 循环演化过程 

Batang Hot Spring; hydrochemical characteristics; geothermal reservoir temperature; cyclic evolution process 

地热资源研究初期主要围绕区域地质、温泉分布、物理化学特征、形成条件等[1-3]，随着研究的深入，其侧重点逐渐转向水文地球化学方面。水化学方法在研究地热水组分的形成分布、迁移富集、指示地热系统的物质来源和热储特征等方面扮演着重要角色，深刻揭示循环演化规律和深部地球化学过程[4，5]。Ellis等[6]通过分析新西兰地区温泉水的化学成分，指出地热水循环过程中发生水岩作用溶滤大量围岩组分。Baijjali等[7]对约旦北部温泉水化学成分和碳同位素进行了分析，判断温泉水化学类型为HCO₃-Ca·Mg和Cl-Na型，补给来源主要为大气降水，地下水年龄约4.5～11.3 ka。李明礼等[8]通过研究日多温泉水化学特征，明确了温泉物质来源于水岩反应，热储温度在97.3～117.8 ℃之间。然而，在温泉水及地球化学循环演化方面，研究多集中于地热流体水文化学特征的单一讨论，未能够建立起流体-区域构造的综合循环模式，导致地热资源开发利用受限，也阻碍了进一步的地热找矿。

川西温泉分布众多，地热资源丰富[2]，李午阳等[9]通过地球物理手段分析了川西地区深部热结构，结果显示该区域具有“温壳温幔”型热结构特征。邹俊等[10]和Luo等[11]分别评价了康定地区的地热形成机制和地热资源潜力，得出该地区地热资源的形成与分布主要受断裂构造控制，深部熔融体提供热源，且康定南部地区的地热潜力大于北部。黄豪擎等[12]分析了喜马拉雅山南地区钙华的地球化学特征，认为钙华具有轻稀土元素富集的特点，其中碳主要来源于深部碳酸盐岩变质作用，少部分来源于地幔。巴塘温泉沿NNW向金沙江断裂带次级断裂分布，属高山高原温泉区的北东向温泉带[3]。Tang等[13]对康定—理塘—巴塘带的温泉热源进行了分析，发现鲜水河断裂带构造活动热及岩浆熔融热是该区域的主要热源。Tian等[14]分析了巴塘热坑温泉水的水化学和稳定同位素特征，提出热坑水化学类型为HCO₃-Na型，温泉中CO₂气体来自海相碳酸盐分解，热源以地壳构造运动生热为主。Shi等[15]对康定—理塘—巴塘地区的温泉水的水化学特征展开分析，认为三个地区的水化学成分来源可分为三类，其中巴塘地区的温泉水化学组分主要来源于与火山岩的水岩反应。Huang等[16]对巴塘、乡城和香格里拉地区温泉水进行水化学研究表明，巴塘地区深部和浅部热储温度分别为200～240 ℃和169～193℃，热储温度高，同时富含深部物质，具有富集稀有碱金属的潜力。

相对于康定、甘孜、理塘等地区，巴塘地理位置更加偏远，但温泉出露温度更高，具有较大的开发潜力。尽管目前川西地热资源研究主要围绕热源和水化学分析取得了一定成果，但巴塘地区地质构造复杂，对温泉水循环演化过程及泉华特征认识薄弱，并未将地质构造-流体-泉华多方面相结合，因此亟须通过多方面联合构建地热流体循环演化过程。

本文通过分析巴塘地热流体的水文和同位素地球化学特征，结合地质背景揭示了其物质来源及循环过程，建立地热流体演化模型，为巴塘地热资源储量评价、开发利用以及进一步地热找矿提供理论依据。

川西地区位于青藏高原东南缘，主要由川滇地块和松潘—甘孜地块组成，区内存在金沙江断裂、巴塘断裂、甘孜—理塘断裂、鲜水河断裂等多条活动断裂带，是现今陆内地壳变形最强烈的地区之一（图1）。该区域地热资源丰富，除温泉外还发育有沸泉、喷泉、间歇喷泉、沸泥塘等多种地热显示。研究区位于四川省甘孜州巴塘县，主控断裂为金沙江断裂带，此断裂带南至云南地区，西达西藏境内，整体呈向东突出的弧形，是三江地槽褶皱系和松潘—甘孜地槽褶皱系的分界断裂。除此之外，区内还发育有F₁（沙马—桑曲断层）、F₂（杂马岗—毛娅坝断层）、F₃（茶洛—松多断层）、F₄（查龙—然布断层）和F₅（别宗隆巴—曲翁措断层）等一系列NS、NW向次级断裂（图2）。其中F₁、F₄、F₅是区内温泉的主控断层，三者均属金沙江断裂带。F₁呈NNW向，显著控制两侧沉积岩相、厚度及变质作用，其初始活动于海西末期，经历多期复活，发育多组次级断层。F₄呈NNE向延伸，长约6 km，产状85°∠80°，断面陡倾且局部发育S型扭曲，断裂带内普遍发育构造破碎岩和硅化蚀变，断层两侧主要出露中下三叠统和上三叠统曲嘎寺组、图姆沟组。F₅为NNW向压扭性断层，断层切割燕山晚期岩体，推测在燕山晚期之后仍有活动。温泉沿断裂带呈串珠状分布，断裂带既是地下水运移的重要通道，同时也是重要的热通道，为地热资源的形成提供了良好的地质条件。巴塘大地热流值约105 mW/m²[17]，高于中国大陆地区平均大地热流值64 mW/m²[18]，显示出良好的地热地质背景。

图1  川西构造地貌图

Fig.1  Tectonic geomorphological map of Western Sichuan

研究区地处横断山脉北端金沙江东岸河谷地带，呈现北高南低，东高西低的特征。区内主要出露的地层为二叠系、三叠系和第四系，以上三叠统为主（图2）。岩性以变质岩和岩浆岩为主，夹杂少量沉积岩。变质岩主要为浅变质砂岩、板岩、千枚岩等；岩浆岩以玄武岩、花岗岩、辉长岩以及火山岩为主；沉积岩多为砂岩、灰岩。受构造活动影响，区内岩浆活动频繁，岩性主要为燕山晚期黑云母花岗岩和印支—燕山期黑云母二长花岗岩，多集中分布于巴塘县中北部地区。

图2  巴塘地区地质简图（据1:20万义敦幅地质图（1980年）改）

Fig.2  Simplified geological map of Batang area（modified after the 1:200，000 Yidun sheet geological map（1980））

本文以巴塘温泉为研究对象，于2020年8月采集温泉水与河水水样15组，并在温泉区采集了部分泉华样品。

泉水采集优先选择在温度最高处，样品采集应靠近主泉口或集中冒气泡处，应避免在静滞的水池中采集。温泉水样依据《地热资源地质勘查规范》（GB/T 11615—2010）现场采集，同时测定温泉水温度、pH值、总溶解固体（TDS）含量等理化参数。样品采集使用550 mL无色聚乙烯瓶，采样前将无色聚乙烯瓶放入超纯水中浸泡2天，经超声波振荡15 min后放入烘箱烘干。每个采样点至少采集两瓶水样，分别用于阳离子测试和阴离子、同位素测试。采样时，先用温泉水将聚乙烯瓶润洗3次，确保无外界污染。室内测试水样均经过0.45 μm滤膜进行过滤后，装入取样瓶中。取样时尽量保证水样装满取样瓶，防止瓶中产生气泡，并及时蜡封。进行阳离子测试的水样，取样后滴加浓硝酸至水样pH值＜2，用于阴离子和同位素测试的水样不需酸化处理。

温泉水氢氧同位素测试委托科荟测试（天津）科技有限公司完成，δD和δ¹⁸O测定采用液态水氢氧稳定同位素光谱仪（Picarro-L2140i）进行分析。泉华碳同位素和温泉水阴阳离子含量测试在成都理工大学地球化学实验室完成，采用仪器气体同位素质谱计（MAT-253，精度2‰）测定碳同位素，电感耦合等离子体发射光谱仪（ICP-OES，Perkin Elmer，精度5%）测试阳离子，离子色谱仪（ICS1010，精度5%）测试阴离子，采用指示剂滴定法室内测定和含量，分光光度计测定偏硅酸含量。

3.1 温泉水文地球化学特征

巴塘温泉野外测试参数以及水化学测试结果如表1所示。研究区温泉出露温度为43～87 ℃，介于中-高温温泉之间[19]；TDS含量在462～1173 mg/L之间，明显高于地表水；pH值为6.71～9.87，平均值8.18，呈弱碱性。如图3所示，温泉水中阳离子以Na⁺为主，阴离子以为主，相较于地表河水，Ca²⁺浓度偏低，Na⁺和浓度偏高；地表冷水阳离子主要为Ca²⁺，阴离子主要为HCO-₃。Piper三线图（图4）显示，温泉水化学类型为HCO₃-Na型，地表水则为HCO₃-Ca ·Mg、HCO₃-Ca·Na型。

图3  巴塘采样点常见组分的Schoeller图

Fig.3  Schoeller diagram of common components at sampling sites in Batang

图4  巴塘温泉水水化学类型piper三线图

Fig.4  Piper trilinear diagram of hydrochemical types of Batang hot spring water

3.2 地热水同位素组成

研究区地热水氢氧同位素测试结果见表1和图5。温泉水 δ¹⁸O和 δD值分别为-17.2‰～-19.7‰和-153.9‰～-137.2‰，地表水 δ¹⁸O和δD值分别为-16.5‰～-16.8‰和-128.0‰～-128.2‰。

图5  巴塘温泉水δD-δ¹⁸ O关系图

Fig.5  δD-δ¹⁸O relationship diagram of Batang hot spring water

3.3 泉华特征

对巴塘措普、热坑、夺格地区白色泉华胶结物滴加稀盐酸，前两者仅产生极少量气泡，后者产生大量气泡，初步判断后者主要成分为碳酸盐岩，俗称钙华。对夺格地区钙华进行碳同位素分析，δ¹³C值为2.67‰～5.56‰（表2）。

表2  巴塘夺格温泉钙华δ¹³C特征

Table 2  δ¹³C characteristics of travertine in Duoge Hot Spring of Batang

4.1 温泉离子组分来源

4.1.1 Na⁺、K⁺和Cl

地热水中Na⁺和K⁺主要来源于岩盐溶滤和长石等含碱金属硅酸盐矿物的溶解[20]。当（Na⁺+K⁺）/Cl^-的摩尔比值为1，表明Na⁺、K⁺主要来源于岩盐溶解。本研究中的温泉水样点均落在[Na⁺+K⁺]=[Cl^-]线的上方（图6（a）），偏向Na⁺、K⁺一侧，说明研究区温泉水Na⁺和K⁺还存在其他来源。结合研究区温泉主要出露于三叠系地层，其岩性主要为粉砂岩、砂岩、板岩等，因此巴塘温泉水Na⁺、K⁺可能主要受钠长石和钾长石的溶解所控制，反应式为：

Cl-较为稳定，主要来源于岩盐风化溶解，且地热水地球化学环境越封闭，循环路径越长，浅部冷水混入越少，离子浓度越大，因此Cl-含量可以探讨地下水循环演化过程[21]。根据图6a所示，结合区域地质背景，巴塘温泉水Cl-可能来源于围岩中含氯矿物的溶解。措普和热坑温泉区Cl-含量更加富集，指示其循环路径更长。

4.1.2 Ca²⁺、Mg²⁺、和

通常Ca²⁺、Mg²⁺、和的来源一致，主要来源于碳酸盐岩（方解石、白云石）和硫酸盐矿物（石膏）的溶解。当（Ca²⁺+Mg²⁺）/（+）的摩尔比值为1时，说明Ca²⁺、Mg²⁺主要来源于硅酸盐和碳酸盐矿物溶解；当比值远小于1时，其主要来源于硅酸盐矿物溶解；当比值远大于1时，其主要来源于碳酸盐矿物溶解[22]。本研究中的温泉水样点大多落于[Ca²⁺+Mg²⁺]=[+] 线的下方（图6（b）），证明Ca²⁺、Mg²⁺、和的物质来源主要受硅酸盐矿物所控制。

据方解石和白云石溶解反应可知，Ca²⁺/以及（Ca²⁺+Mg²⁺）的摩尔比值均为1:2。如图6（c）和（d），本研究中的温泉水样点均远离2[Ca²⁺]=[]以及2[Ca²⁺+Mg²⁺]=[]的平衡线，且多偏向于一侧，表现为Ca²⁺、Mg²⁺缺失及含量高，表明温泉水中Ca²⁺、Mg²⁺、的来源并非全是碳酸盐岩溶解。Ca²⁺、Mg²⁺的缺失推测是温泉水经历深循环时，在水岩反应导致的物质交换以及阳离子交替吸附的共同作用下，水中Ca²⁺、Mg²⁺浓度不断下降，Na⁺含量不断增加，这与研究区温泉水中富含Na⁺现象吻合。温泉水含量极高，巴塘地区下覆二叠系海相沉积碳酸盐岩，受热分解产生大量CO₂气体[23]，研究区温泉广泛出露于花岗岩地层，其富含的钠长石和钾长石矿物，与CO₂、H₂O反应，促使反应（1）（2）进行产生大量；此外，深部CO₂溶于水也是导致浓度较高的原因。

温泉水中SO²-4主要来源于硫酸盐矿物（石膏）。本研究中的大部分温泉水样点远离[Ca²⁺]=平衡线（图6（e）），指示水中Ca²⁺、SO²-4不仅来源于石膏溶解。研究区含量较低的原因可能是深部地热流体热储环境封闭性良好且以还原性为主，脱硫酸细菌促使还原为H₂S，导致含量降低。其中措普和夺格温泉水中含量较高，其原因可能是深部脱气逸出H₂S气体，沿构造裂隙上升溶于地热水使水中含量增加，且采样过程中嗅到明显H₂S气味，证明温泉水中部分的形成是H₂S气体氧化的产物。

图6  巴塘温泉水主要离子关系图

Fig.6  Relationship diagram of major ions of Batang hot spring water

4.1.3 F

F-含量相对较低，为4.26～9.56 mg/L，主要来源于黄玉和萤石溶解。此外，围岩中云母、角闪石等矿物中也含有少量F-，这些矿物中的F-容易被碱性流体中的OH-置换到地热水中，导致地热水中的F-含量增高[24]。通常当水中浓度较高时，地热水中F-浓度主要受萤石溶解所控制，萤石的溶解反应式为：

根据图6（f）可知，本研究中的大部分温泉水样点坐落于[2Ca²⁺]=[F-]平衡线附近，说明F-主要受萤石溶解控制；部分水样点偏向于F-一侧，推测除萤石外，还有其他含F-的围岩矿物溶解。巴塘地区温泉水中的Ca²⁺离子含量较低，因此有利于F-富集。

4.2 温泉水补给来源

4.2.1 补给来源

基于李捷等[25]建立的青藏高原东坡大气降水线方程式：δD =8.3δ¹⁸ O+16，本研究中地表冷水点与温泉水样点均落于大气降水线附近（图5），表明二者的主要补给来源为大气降水。温泉水δ¹⁸ O值呈现明显的“氧漂移”现象，是由于深部地热流体在运移过程中与围岩发生水岩反应而导致，氧漂移程度取决于围岩的岩性和¹⁸O含量、水岩作用程度、温度、运移路径以及滞留时间等[26]。

Dansgaard将氘过量参数d值定义为d =δD8δ¹⁸ O[27]，d值大小反映当地大气降水与全球大气降水在蒸发、凝聚过程中动力同位素分馏程度的差异[28]。本研究中地表水的氘过量参数值在3.82～6.55之间，而温泉水在-12.41～6.55之间（图5），主要集中在0～-10之间，明显低于地表水的d值，说明地热流体在储层中滞留时间较长，且在向上运移过程中与围岩发生较为强烈的同位素交换反应。

4.2.2 补给高程

由于研究区温泉水出现“氧漂移”现象，因此根据同位素高程效应计算研究区补给高程时不适宜选用δ¹⁸ O，在此选取δD来判断补给高程，其计算公式如下[29]：

式中H为温泉水的补给高程（m），δD为温泉水的δD值。将本研究中温泉水δD值代入式（4），计算得出巴塘地区温泉水补给高程在4.1～4.8 km之间。

4.2.3 补给温度

大气降水的氢氧同位素值与温度之间存在着正向相关关系，Dansgaard在总结全球大气降水数据后建立了氢氧同位素与温度之间的线性关系式[27]：

于津生通过分析我国大气降水同位素特征，得出氢同位素与温度之间的关系式[29]：

式中T为温泉水的补给温度（℃），δD为温泉水的δD值，δ¹⁸ O为温泉水的δ¹⁸ O值。将本研究中温泉水样δD、δ¹⁸ O值代入式（5）、（6）和（7）中，计算结果取平均值，得出补给区温度为-9.2～-13.0℃。由于巴塘地区海拔高，周围分布有常年积雪的雪山，结合其补给高程为4.1～4.8 km，因此补给温度为负值合理。

4.3 热储温度及循环深度

4.3.1 水岩平衡状态分析

Giggenbach为判断地热流体水岩反应的平衡状态提出Na-K-Mg三角图解法，并根据水样点位置判断其平衡状态和热储温度范围[30]。根据Na-K-Mg三角图解（图7）可以看出研究区温泉水样点均为部分平衡或未平衡水，说明研究区温泉水岩反应并未达到平衡状态，推测是深部地热流体向上运移过程中与浅部冷水混合所导致。冷水混入对K-Mg温度影响很大[31]，因此K-Mg温度不做计算。由图可知，措普温泉、查青卡温泉区的Na-K温度范围为200～220 ℃，夺格温泉区的Na-K温度范围为180～200 ℃，热坑温泉区的Na-K温度范围为180～240 ℃。阳离子温度计适用于平衡水，本文温泉水样为部分平衡-未平衡水，因此Na-K温度计或有偏差。

图7  巴塘温泉水Na-K-Mg三角图（底图据文献[30]）

Fig.7  Na-K-Mg triangle diagram of Batang hot spring water（base map from reference[30]）

4.3.2 热储温度计算

SiO₂在地热水中广泛存在，其溶解度随着温度的升高而增加，二者之间呈函数关系，且随着温度降低，SiO₂浓度不会立刻变化，具有一定的滞后性。此外，当温度低于300 ℃时，SiO₂浓度几乎不受压力、附加盐度、其他离子和络合物的影响，因此二氧化硅的含量对深部热储温度的估算具有良好的指示作用。石英、玉髓、非晶质硅和磷石英等SiO₂矿物在地层中分布广泛，实验表明，在110 ℃以下，由玉髓控制水中SiO₂的含量，180 ℃以上，由石英控制水中SiO₂的含量[32]。

SiO₂地热温度计公式计算结果见表3。α-方石英、β-方石英和无定形二氧化硅地热温度计计算结果低于出露温度，明显不合理，所以舍弃。石英与玉髓地热温度计估算得出巴塘措普温泉区热储温度为127～156 ℃；夺格与查青卡温泉区热储温度为98～133 ℃；热坑温泉区热储温度为70～154 ℃。此计算结果同Na-K地温计计算结果相比较低。深部地热水向上运移过程中与浅部冷水混合，SiO₂浓度降低，导致热储温度计算值偏小[36]，计算值为混入冷水后的浅层热储温度。因此，SiO₂地热温度计仅作为热储温度下限参考[37]。

表3  巴塘温泉水SiO₂地热温度计计算结果

Table 3  Calculation results of SiO₂geothermometers for Batang hot spring water

4.3.3 地热流体混合模型

研究区温泉水均未达到水岩平衡状态，表明有冷水混入。为消除冷水混入的影响，采用硅-焓图解法和硅-焓方程法分析冷水混合比例以及冷水混合前的初始热储温度[38]。

硅-焓图解法见图8，将浅部地表水焓值和SiO₂含量作为点A，温泉水焓值和SiO₂含量作为点B，连接AB并延长，相交石英溶解曲线于点C，点C即为地热水的初焓，线段BC/AC的比值即为冷水混入比例。使用地表水样品（CPR和BCR）的平均温度和SiO₂含量作为初始条件（温度T=16.4 ℃，SiO₂含量=16.4 mg/L）。从图8可以看出，巴塘温泉水的冷水混合比例约为68%，热储温度约为243 ℃。

图8  巴塘温泉水硅焓图解法图

Fig.8  Si-enthalpy graphical method diagram of Batang hot spring water

硅-焓方程法是基于冷水混和前后焓值与SiO₂含量不变这一理想状态，可以通过测量温泉水和地表冷水的温度及SiO₂含量来计算深部热水的初始温度及其在上升过程中的冷水混和比例。设冷水混和比例为X，其方程如下[33]：

式中：H_c和Si_c分别为冷水的焓（J/g）和SiO₂质量浓度（mg/L）；H_h和Si_h分别为深部热水的焓和SiO₂质量浓度；H_s和Si_s分别为温泉水的焓和SiO₂质量浓度。通过温度、焓值、SiO₂质量浓度之间的关系式建立两条曲线，两曲线交点所对应的横、纵坐标值即为计算所得的冷水混和比例和深部热储温度（图9）。

图9  巴塘温泉水热储温度与冷水混入比例

Fig.9  Geothermal reservoir temperature and cold water mixing ratio of Batang hot spring water

由硅-焓方程法图可知，巴塘地区温泉热储温度平均值为214 ℃，冷水混和比例平均值为72%。其中措普温泉区热储温度为223 ℃，冷水混和比例为66%；热坑温泉区热储温度为210 ℃，冷水混和比例为73%；夺格温泉区热储温度为218 ℃，冷水混合比例为77%；查青卡温泉区热储温度为205℃，冷水混合比例为75%。硅-焓方程法的温度计算结果与硅焓图解法计算结果相近；与Na-K地温计计算结果相差较小，但Na-K地温计更适用于平衡水；与SiO₂地热温度计计算结果相差较大，因此SiO₂地热温度计计算结果仅作热储温度下限参考。综上所述，本文选用硅-焓图解法和硅-焓方程法温度平均值214～243 ℃作为热储温度。

4.3.4 循环深度

当大气降水沿断裂破碎带入渗补给后，由于地热增温或其他热源的存在，流体向深部运移的过程中不断被加热，最后沿断裂带上涌至浅部或出露于地表形成温泉。热水向深部运移至隔水底板的垂直距离称为循环深度。若地热水温度受地热增温控制，可根据地热水循环深度公式估算其循环深度[39]：

H为循环深度（m）；T为热储温度；T₀为常温带温度；G为地温梯度；H₀为常温带厚度。巴塘地区常温带温度取年平均气温12.7 ℃；地温梯度取3.7 ℃/100 m[40]；常温带厚度此处取30 m；温泉深部热储温度取平均值。将数值代入公式（10）得出，巴塘温泉区循环深度约为5.8 km。

4.4 泉华特征

巴塘措普、热坑温泉区白色泉华胶结物滴加加稀盐酸产生极少量气泡，初步判断泉华样品碳酸盐含量极少。天娇通过XRD测试对巴塘措普和热坑温泉区的泉华胶结物进行了主量成分分析，结果分别显示SiO₂含量在60%和90%以上[23]，判断该泉华胶结物属于硅华。在硅酸盐矿物处于过饱和的状态下，硅华的形成除受动力学因素影响外，还与无定形SiO₂的形成速率且形成后冷却有关[41]。结合上文水化学分析，硅华产生的主要原因为地热流体向下运移过程中，SiO₂溶解度随温度的升高而升高，而当地热流体向上运移过程中，随着温度的降低以及蒸发作用的影响，无定形SiO₂以一定速率产生并且随之冷却，最后以沉淀形式析出，进而在地表泉口处形成硅华胶结物。措普和热坑地区发育硅华，表明储层中方解石、白云石、钙长石等含钙矿物的含量极少。据此推测地热流体的循环深度并未达到下覆二叠系灰岩地层，仅流经三叠系砂板岩地层或燕山晚期黑云母花岗岩。

泉华胶结物除硅华外，还常见钙华。钙华为地热流体在地表降温减压条件下，HCO-₃与Ca²⁺反应生成CaCO₃沉淀而形成。夺格温泉区白色泉华胶结物滴加稀盐酸有大量气泡产生，表明其主要成分为碳酸盐，与曹入文[42]研究结果一致。夺格温泉出露温度低，Ca²⁺含量较巴塘其他区域高，可能由于冷水混入比例高或储层中存在方解石、白云石、钙长石等含钙矿物导致。但夺格地区水化学组分主要受硅酸盐岩控制，因此其储层以硅酸盐岩为主，或流经少量碳酸盐岩地层。夺格钙华属热成因类钙华[43]，δ¹³ C值为2.67‰～5.56‰（表2）。不同来源碳的δ¹³ C值具有不同特征，如大气来源的δ¹³ C值约为-7‰，碳酸盐变质作用的δ¹³ C值约为-2‰～2‰，上地幔物质来源的δ¹³ C值约为-8‰～-4‰，有机物来源的δ¹³ C值约为-10‰～-35‰，生物来源的δ¹³ C值约为-22‰～-25‰[44]。钙华中碳成因接近碳酸盐变质成因，推测为深部海相碳酸盐岩受热分解产生大量CO₂气体溶解于水，向上运移到地表时与Ca²⁺发生反应，沉淀形成钙华。

4.5 温泉循环演化过程

川西温泉属于受断裂控制型地热资源，温泉沿深大断裂呈珠串状分布。巴塘地区属于高山峡谷地貌特征，周边三座雪山的冰雪融水和大气降水入渗地下，其运移路径受金沙江断裂带的次级断裂控制。据前人对巴塘地热系统热源的研究，热源主要包括三部分：一是地下15～30 km处存在温度较高的局部熔融体生热[19]，二是构造摩擦产热[13]，三是地壳放射性产热[45]。由于多种热源共同作用，巴塘大地热流平均值约105 mW/m²[17]，远高于中国大陆平均值（64 mW/m²）[18]。基于地热系统主要由源（热源、水源）-通（通道）-储（储层）-盖（盖层）四部分构成的基本理论，结合地质构造-流体-泉华多方面分析提出巴塘措普温泉循环演化模型。

巴塘措普温泉出露受别宗隆巴-曲翁措断层控制，该断层为北北西向延伸的右行压扭性断层，是主要导水导热通道。在较高大地热流值的地热地质背景下，沿此断裂破碎带入渗的大气降水和冰雪融水在下渗过程中受到多个热源的加热，温度逐渐升高，向深部运移至最大循环深度3.8～4.2 km形成深部高温地热流体。巴塘措普温泉热储层以三叠系砂板岩或燕山晚期黑云母花岗岩为主，局部发育的第四系沉积物为地热系统提供良好盖层。地热流体运移过程中与围岩发生水岩反应，阳离子组分主要受控于硅酸盐矿物溶解。深部碳酸盐岩受热分解产生的CO₂气体与水以及围岩中硅酸盐矿物反应，导致地热流体中HCO-₃、Na⁺等离子组分含量不断增加，是形成HCO₃-Na型的水化学类型的主要原因。

地热水上升过程中由于热量散失，温度不断下降，加之浅部冷水的混入作用，导致热水中组分被不断稀释，浓度下降，水中混入少量Ca²⁺、Mg²⁺。由于地热水上升过程是一个降温释压过程，随着温度和压力下降，无定形SiO₂以一定速率析出。最终地热流体在地表有利部位排泄出露形成温泉，在泉口处产生硅华沉淀（图10）。

图10  巴塘措普地区温泉循环演化示意图

Fig.10  Schematic diagram of hot spring circulation and evolution in Cuopu area of Batang

（1）巴塘温泉属中-高温温泉，TDS含量介于462～1173 mg/L之间，pH平均值为8.18，属于碱性。温泉水阳离子以Na⁺为主，阴离子以为主，水化学组成主要受硅酸盐矿物溶解控制，Na⁺和HCO-₃显著富集，其成因为深部碳酸盐岩热分解生成CO₂，并进一步与水和钠长石等矿物的反应所导致。

（2）氢氧同位素结果表明，巴塘温泉水补给来源为周边雪山融水与大气降水，补给高程4.1～4.8 km，补给温度-9.2～-13.0 ℃，水岩反应强烈，出现 δ¹⁸ O富集现象。巴塘温泉热储温度为214～243 ℃，冷水混合比68%～72%，热储循环深度5.8 km。

（3）巴塘夺格温泉区发育热成因钙华，碳源为深部海相碳酸盐岩热变质CO₂。措普和热坑地区发育硅华，指示热储层以三叠系砂板岩地层和燕山晚期花岗岩体为主。综合构造-水化学-泉华特征，建立巴塘措普温泉循环模型：大气降水与冰雪融水沿断裂下渗，经深部热源加热并与三叠系砂板岩发生水岩反应，受压力上升至地表成泉，伴生硅华沉淀。

基金项目：中国地震局地震科技星火计划项目（XH25034YA）。

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