收稿日期 :2008202224 ;修回日期 :2008206202

第一作者简介 :漆继红 (1975 —) , 博士研究生 ,研究方向为环境地质。E2mail : qijihong @cdut . cn

文章编号 :167229250 (2008) 0320237208

西藏盐井地区盐泉同位素特征示踪研究

漆继红1 ,许 　模1 ,张 　强1 ,覃礼貌2

(1. 成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室 , 四川 　成都 　610059 ;

2. 西南交通大学土木工程学院 , 四川 　成都 　610000)

摘 　要 :对西藏盐井地区盐泉、曲孜卡泉、地表水及重要地层进行了同位素测定和分析 ,结合区域地质构造条件、辅以水化学

证据确定泉水的补径排模式。δD～δ18 O 规律指示出盐泉和温泉的补给类型的差异 ;用δ18 O 对泉水的补给区海拔高程进行恢

复 ;泉水、岩样的δ13 C～δ18 O 规律指示出盐泉流经的主要相关层位为上三叠统地层 T3 b～T3 d ;其排泄主要受到芒康 - 盐井复

式向斜次级背斜核部的张性裂隙所控制。

关键词 :盐泉 ;碳、氧同位素 ;补给类型 ;水岩作用

中图分类号 : P641 　　　　　　文献标识码 : A

　　盐井乡位于西藏东南部 ,藏滇交界处的澜沧江

河谷。澜沧江两岸 ,沿河谷地带约 1. 5 km 范围内

有盐泉群出露 ,当地居民每年在固定季节取泉水晒

干制盐 ;盐泉上游 5 km 曲孜卡乡另有温泉 ,泉温高

达 70 ℃,被开发作为洗浴等用途 ;目前对盐井盐泉

和曲孜卡泉及相应的配套设施的开发利用成为当

地主要经济支柱之一 [ 1 ] 。季节更替导致江水位的

变化对其开发利用造成了较大影响 ,本文使用同

位素地球化学手段结合地质背景条件并辅以水化

学论据查明盐泉补径排条件 ,建立盐泉地下水循

环模式。

1 　区域地质及水文地质概况

1. 1 　区域地质条件盐井地区属于印度河 - 雅鲁藏布江和班公错

- 兹格塘 - 怒江构造带 ,是我国大陆最强烈水热活

动带之一。本区所处位置为昌都 —盐井陆块 ,东西

分别以背江贡 —察里雪山断裂和窝木扎断裂为界 ,

东邻蟒岭接合带 (在北段 ,两单元之间夹有金沙江

- 红河裂谷带) ,西邻扎玉碧土接合带。区内断裂、

褶皱构造发育 ,断裂组成的褶断系控制着本区沉积

作用、岩浆活动的展布 ,总体构造形迹为由近 SN 向

NW 转折。研究区处于芒康 - 盐井复式向斜南端构

造线急剧收口处 ,两条次级构造单元边界断裂 (竹

卡 - 起塘牛场断裂和老然 - 纳古断裂) 在此处收

敛 ,向南又稍有撒开 ,是滇藏地质构造转折衔接的

重要部位。也是地质构造强烈挤压地带 ,地质构造

相当复杂 ,如图 1 所示。区域出露的地层属羌塘 -

昌都地层系统 ,晚古生代、早中生代火山沉积地层

耸立两侧 ,期间发育了古生代稳定型沉积和中生代

含煤、含膏盐红色沉积 ,地层发育较全 ,如图 2 所示。

1. 2 　盐井地区水文地质特征研究区地处藏东横断山北段之山原峡谷地带。

在东西宽约 120 km 之间就有金沙江、澜沧江、玉曲

河、怒江四条深切河谷 ,在区域平面上呈现为三江

并流的地貌景观。区内地形除山间盆地及三江两

岸的阶地部位比较平缓外 ,大部分地区地形切割强

烈 ,相对高差一般 1 500～3 200 m。区内多数地段

基岩裸露 ,两岸山坡陡峻 ,在高程 2 500 m 以下山

坡 ,植被稀少 ,水土流失严重 ,岸坡稳定性较差 ,物

理地质作用较强烈。反映第四系岸坡残坡积物中

孔隙水稀少 ,地下水多为裂隙水形式赋存于基岩裂

隙中。根据地下水循环路径的差异 , 可将本地地下

水的类型分成两类 : 其一是受本地侵蚀基准面控制

7322008 年第 36 卷第 3 期

Vol. 36 ,No. 3 ,2008地 　球 　与 　环 　境

EART H AND ENV IRONMEN T

图 1 　芒康2盐井地区地质构造纲要图

Fig. 1. The sketch geotectonic map of the

Mangkang2Yanjing area.

的浅表循环地下水系统 ,多为两侧山地高海拔地区

接受降水、融雪水补给 ;另一类则是循环路径深大

长远的地下热水系统。

据芒康、盐井地区构造演化史 ,有关盐井盐泉

的生成史分为如下水文地质时期 : 1. 晚三叠世早

期 ,本区东、西和南侧形成滨海相 - 海陆相交互沉

积 ;2. 在晚三叠世中期 ,海水自西北方向侵入 ,产生

了一个宽缓的碳酸盐岩缓坡 ,在中生代拗陷东西两

侧形成浅滩相 ,在盐井地区形成水体波动较强的浅

海环境 ;3. 晚三叠晚期 ,海水向北西退出 ,滨岸 - 浅

海相碎屑沉积广泛覆盖全区 ;侏罗纪 ,本区大部隆

升为陆 ,气候逐渐变得干燥起来 ,并在晚些时候发

育着石膏和盐岩。4. 近代淋滤作用 ,系指新生带以

来的整个时期。

1. 3 　泉的出露特征以及水化学特征盐井盐泉分散出露于左岸上下盐井和右岸的

扎达村 ,顺澜沧江岸长约 1. 5 km ,宽约 300～500 m

的范围 ,盐泉温度一般在 40 ℃左右 ,以典型的自流

承压特征小股流出 ,且具有 E15°N 的条带状分布 ,

与基岩裂隙优势方位不谋而和。调研期间可见泉

眼 53 处 ,部分泉口出现钙华 ,江边附近由当地居民

修筑的盐井中盐水位高出江水位 10～20 cm。该出

露区较新地层遭到剥蚀 ,泉水于侏罗系花开左组

(J 2 h) 、漾江组 (J 1 y) 地层涌出。盐井盐泉为盐水或

卤水 ,水化学类型为 Cl2Na 型 ;曲孜卡泉在澜沧江右

岸 ,盐井上游出露 ,泉眼有十多处 ,也以层压自流涌

出。各处泉眼温度不均 ,但泉温较盐泉高 ,泉区以

第四系坡残积物覆盖 ,泉水为淡水 ,化学类型为

HCO32Na 型。

图 2 　研究区由北至南纵剖面主要地层分布示意图

Fig. 2. The sketch map showing the dist ribution of the main st rata f rom north to south along the section in the study area.

(注 :地层填充不代表地层岩性)

832 地　球　与　环　境　　 2008 年　

图 3 　取样点位置示意图

Fig. 3. Map showing the sample localities.

2 　水样、岩样采集及测试

2. 1 　测试结果本次对研究区域泉水、地表水和相关地层取样

进行水化学及同位素分析 ,取样点位置示于图 3。

测试对象包括水中常规离子 : Na、K、Ca、Mg、Cl、

SO4 、HCO3 、CO3 ;同位素 :D、18 O。3 H、14 C ,测试主要

结果总结于表 1 中。

2. 2 　14 C 的采样方法和测试方法将水样注入取样容器中 ,加入适量的 NaO H 溶

液和氯化锶溶液 ,再加入搅拌均匀的硫酸亚铁和聚

丙酰胺的混合溶液到水样中 ,进行搅拌 ,并用 p H 试

纸检验 ,保证 p H 大于 10 ,否则可补加 NaO H 溶液。

密闭取样器 ,静止 1 h 左右后 ,弃取上部澄清液 ,收

取底部沉淀物于塑料瓶后密闭带回实验室备用。

使用野外采集的样品用离心机火古氏漏斗过滤 ,用

蒸馏水洗涤两次后 ,得沉积物置于真空干燥箱于 80

℃烘干后 ,在实验室用稀碳酸酸解 ,采 CO2 气体 ,经

过纯化后通入不锈钢的感应罐内合成碳化钙、水解

得乙炔 ,最后合成苯。制得的苯 ,放置一星期以上 ,

加入闪烁液 ,放在液体闪烁计数器中测试 ,由样品

的计数来算出样品的碳十四年龄值。

取样前应对地下水的碳酸恨 ,碳酸氢根的含量

进行分析 ,以便确定所取水样的数量 ,本实验室要

求制得苯 5 mL 左右 ,即是说 ,水样中要保证有足够

的 HCO3- 。一般来说 ,地下水的 HCO3

- 含量在

(50～500) ×10 - 6 左右 ,假设地下水 HCO3- 的含量

为 200 ×10 - 6 ,取 125 L 的水样即可。

地下水碳十四年龄值要经校正后才能使用。

3 　测试结果分析

3. 1 　盐泉补给水类型澜沧江水作为地表水 D、18 O 值的代表 ,其水样

取自 YJ2L3 附近的江水中 ,测试结果显示出江水的

δD ～δ18 O 值远离盐泉值区间 ;同时该点处于降水

线下方 ,显示出江水有一定蒸发浓缩的现象。

盐泉区间处于除大气入渗水外其余所有地下

水补给类型 :岩浆水、初生水、变质水及目前所报道

的沉积水氢、氧同位素组成的左下方 ,且差距都较

远 (具体位置见图 4 下方) :同时也处于降水线附近 ,

图 4 　盐井水样 D —18 O 关系图

Fig. 4. δD -δ18 O plot of salt sp ring samples.

(注 : YJ2L :左岸盐泉样 , YJ2R 右岸盐泉样 ;初生水 :δD = ( - 75 ±

10) ‰,δ18O = (6 ±1) ‰;岩浆水 :δD = ( - 75～ - 30) ‰,δ18 O = (7～

13) ‰; 变质水 :δD = (0～ - 70) ‰,δ18O = (3～20) ‰;沉积水以四川

黄卤、黑卤为典型。)

932第 3 期 　　漆继红等 :西藏盐井地区盐泉同位素特征示踪研究

表 1 　各水样、岩样同位素和常规离子测试结果

Table 1 . The result s of determination of ions in water samples and the isotopes in water and stone samples

编号 p H同位素

δDSMOW ( ‰) δ18O SMOW ( ‰) 3 H ( TU) 14 C 年龄/ a

常规离子/ (mg/ L)

Na + Cl - Mg2 + SO42 -

水样

L1 6. 6 - 130. 3 - 17. 24 < 2. 00 > 35000 22687 39025 84. 8 341

L2 7. 0 - 130. 0 - 15. 82 < 2. 00 > 35000 22159. 0 37160. 0 82. 8 341. 0

L3 7. 2 - 131. 4 - 16. 70 5. 84 20851. 0 34358. 0 59. 0 394. 0

L4 6. 5 - 134. 7 - 15. 94 27456. 0 47029. 0 134. 0 647. 0

L5 6. 7 11154. 0 19193. 0 51. 2 335. 0

L6 6. 8 - 132. 8 - 15. 81 30168. 0 50599. 0 148. 0 687. 0

L7 6. 6 - 133. 7 - 16. 28 3. 90 27797. 0 46803. 0 127. 0 706. 0

L8 7. 7 - 113. 5 - 15. 21 17. 54 1576. 0 2389. 0 28. 4 132. 0

L15 6. 3 28871. 0 51358. 0 164. 0 1402. 0

L18 6. 4 - 132. 1 - 13. 29 23907. 0 41902. 0 178. 0 706. 0

R1 6. 6 - 133. 9 - 17. 85 < 2. 00 8491 14571. 0 76. 4 729. 0

R2 6. 9 - 132. 0 - 18. 57 < 2. 00 > 35000 9949. 0 17008. 0 94. 8 553. 0

R3 7. 1 - 126. 9 - 16. 48 9. 48 > 35000 8673. 0 14984. 0 80. 8 706. 0

R4 6. 7 - 131. 4 - 17. 66 10. 56 10599. 0 19020. 0 105. 0 376. 0

R5 6. 7 5479. 0 10482. 0 64. 4 282. 0

R10 6. 9 4162. 0 6973. 0 46. 4 225. 0

R11 6. 9 - 135. 5 - 17. 01

R17 6. 5 3589. 0 6025. 0 39. 4 225. 0

R20 6. 6 8971. 0 15637. 0 86. 2 1318. 0

W03 - 138. 2 - 19. 05 8. 18 4500 4. 5 0. 000004 9. 3 21. 9

W05 - 121. 7 - 16. 47 54. 3 11. 5 1. 2 19. 4

澜沧江 8. 4 - 109. 0 - 14. 68 20. 92 19. 8 6. 8 44. 8 98. 1

日达温泉 7. 8 306. 0 336. 0 66. 4 1388. 0

西鲁温泉 7. 3 587. 0 485. 0 42. 4 1211. 0

勒卜共 7. 8 102. 0 104. 8 20. 9 147. 0

沟旁水 8. 4 5. 7 3. 2 3. 9 18. 5

盐沟水 8. 5 19. 8 6. 8 44. 8 98. 1

瀑布水 8. 4 9. 5 15. 4 29. 1 36. 8

编号 δ18OSMOW ( ‰) δ18 CPDB ( ‰)

岩样

J 1y21 - 3. 273 - 13. 066

J 1y22 - 3. 896 - 14. 279

J 1y23 0. 58 - 22. 094

J 2 h 1. 398 - 9. 233

T3d21 1. 611 - 7. 105

T3d22 - 2. 512 - 15. 471

T3 b 3. 039 3. 039

T3a - 1. 031 - 22. 861

XCD - 1. 497 - 17. 04

钙华 - 5. 172 - 18. 048

表明盐泉应以大气降水为主要补给方式 ,且由大气

降水混入其余类型水补给的可能性较小。水化学

特征也可以反应出盐泉形成过程中的一些信息。

表 2 数据是水样离子特征系数的计算结果。

nNa/ nCl :盐泉总的变化范围大体在 0. 85～

1100 ,从该特征系数来看左右两岸的比较接近 ,而

且集中 ,且水型均为氯化物型卤水 ,卤水补给属于

大气淋滤水类型。而其余区域温泉和曲孜卡泉的

nNa/ nCl 的比例值均明显 > 1. 0 ,与盐泉的差异悬

殊 ,属于硫酸盐或碳酸盐型水 ,该类泉水补给应属

于大气降水。

nMg/ nCl :据海水浓缩实验知 ,在沉积过程中 ,

镁离子在各相中的分配系数是不一样的 ,镁离子常

富集在海相的母卤中。通过该离子的含量可大体

判定盐类矿床周围的地下水是母卤还是沉积水、淋

滤水。盐泉 nMg/ nCl 值的变化范围全部 < 0. 01 ,显

示出大气淋滤水的特征。而大气降水的 nMg/ nCl

值则较大。

042 地　球　与　环　境　　 2008 年　

表 2 　水样离子特征系数

Table 2 . The characteristic coefficient s of ions

in water samples

编号 nNa/ nCl nMg/ nCl 100SO42 - / Cl -

YJ2L1 0. 8973 0. 00321 0. 874

YJ2L2 0. 9204 0. 00330 0. 918

YJ2L3 0. 9367 0. 00254 1. 147

YJ2L4 0. 9011 0. 00421 1. 376

YJ2L5 0. 8970 0. 00395 1. 745

YJ2L6 0. 9202 0. 00433 1. 358

YJ2L7 0. 9167 0. 00401 1. 508

YJ2L8 1. 0182 0. 01758 5. 525

YJ2L15 0. 8677 0. 00472 2. 730

YJ2L18 0. 8806 0. 00628 1. 685

YJ2R1 0. 8994 0. 00776 5. 003

YJ2R2 0. 9029 0. 00824 3. 251

YJ2R3 0. 8934 0. 00798 4. 712

YJ2R4 0. 8601 0. 00817 1. 977

YJ2R5 0. 8068 0. 00909 2. 690

YJ2R10 0. 9213 0. 00984 3. 227

YJ2R17 0. 9194 0. 00967 3. 734

YJ2R20 0. 8855 0. 00815 8. 429

曲孜卡温泉 7. 2879 0. 15435 168. 696

曲孜卡热泉 7. 6117 0. 03377 126. 941

勒卜共温泉 1. 5022 0. 29499 140. 267

西鲁温泉 1. 8681 0. 12931 249. 691

日达温泉 1. 4057 0. 29231 413. 095

家达村旁沟水 2. 7493 1. 80273 578. 125

上下盐井界沟 4. 4942 9. 74510 1442. 647

澜沧江江水 1. 1548 0. 50724 247. 002

日达村瀑布水 0. 9521 2. 79505 238. 961

100SO42 - / Cl - :盐泉的变化范围比较窄 ( 1～

5) ,显示出盐泉具有与岩体发生水岩相互作用的特

征 ,有大气溶滤水特点。区域温泉和曲孜卡泉的变

化范围是则高出一个数量级 ,具大气降水的特性。

正如本文第二章中所提到 ,区域从三叠纪至侏

罗纪 ,遵循了海水入侵 →潮滩 →蒸发浓缩 →海退埋

藏 →继续浓缩 →地下卤水的完整水文地质周期 ,可

以提供大气水入渗溶滤的的岩源 ,同时构造运动在

该地区所形成的大型褶皱 ———芒康 —盐井复式向

斜北翼含水层在盐井北面的露头也提供了降水补

给入渗的条件。

3. 2 　澜沧江水的入混图 4 显示出的盐泉值基于降水线有一定正偏

移 ,盐泉同位素值所拟合的回归线 L2L’所指方向为

澜沧江水和 YJ2L18 之间 ,显示其值分布是相对于

降水线发生了偏向澜沧江水和 YJ218 间的偏转。

YJ2L18 的位置比较特殊 ,它远离了盐泉的分布区 ,

距离降水线、澜沧江水都较远 ,且其18 O 值已经超过

了澜沧江水值 ,据此推测盐泉值18 O 的偏转可能是

由于两个因素所为 : (1) 江水入混 , (2) 该盐泉在地

下循环过程中与围岩发生了水 - 岩相互作用 ,导

致18 O 的偏移。

对于泉水水龄的确定进行了14 C 和氚含量的测

定。14 C 测年显示出盐泉水是年纪古老的水 > 5 730

a ;而氚的测定结果分为两类 :一类处于 10 TU 左

右 ;一类 < 2 TU ; 由于氚测年的上限是 50 a ,因此

氚的分析结果不能够准确反应出盐泉的水龄 ,但通

过比较可以看出一些江水入混的信息 :澜沧江水的

氚值为 19. 93 TU , 而所有的盐泉水的氚值都小于

澜沧江水值。当然14 C 的测定已经说明盐泉水是古

老的地下水 ,那么其较大氚值的结论则显示有“年

轻”水的入混。同时盐泉区位于 L2L’与降水线交点

(该交点可以大体反应出大气降水补给 D、18 O 的平

均值)的右上方 ,显示出不仅18 O 具有正漂移的趋

势 ,其 D 同样有正漂移的趋势 ,而岩石中的氘含量

很低 ,其交换不足以引起其发生漂移 ,因此在盐泉

径流途径中的江水入混作用是一定存在的。

另一特殊点 YJ2L8 水样其δD2δ18 O 离开盐泉分

布区域较远 ,其值点同样落在降水线附近 ,但位置

处在 L2L’与降水线交点同澜沧江水点连线区域内 ,

位置比较靠近澜沧江水点 ; 氚值的测定结果为

17154 TU ,已经很接近澜沧江水值了 ;且其矿化度

不足左岸其余任意盐泉样的 1/ 10 ,推测该盐泉取样

点是受到江水深度混合的一个点。从现场取样情

况来看 ,该取样点位置较其余样点位置地势较低 ,

离澜沧江水面比较近 ,可能在取盐水晒盐的季节

中 ,因为江水水位的变化曾被多次淹没。

从构造来看 ,泉水排泄区恰好位于盐井 —芒康

复式向斜次级背斜的核部 ,其张性裂隙发育 ,且走

向和河流流向接近 ,大约为 N15°E ,江水易于在合适

的部位顺着该通道渗入到泉水中。

与盐泉不同 ,曲孜卡温泉的氚值较澜沧江水大

(20. 92 TU) ,而曲孜卡热泉相对澜沧江水小 (8. 18

TU ) ,从δD218O 关系来看 ,虽然均落于降水线的附

近 ,但差异明显。该结果说明曲孜卡泉补给仍然是

大气降水补给 ,在运移途径中部分泉水受到表水的

入混。据此可以看出 ;曲孜卡泉运移的通道和盐泉

截然不同 ,其循环时间也比盐泉短 ,是年龄相对年

轻的水。

3. 3 　盐泉补给高程的恢复降水中 D 和18 O 含量与当地海拔有关 ,也就是

142第 3 期 　　漆继红等 :西藏盐井地区盐泉同位素特征示踪研究

所谓的同位素的高程效应。地下水补给区的海拔

高度可以通过如下式加以确定 :

同位素入渗高度 = (δs2δp) / k + 水点高程

其中δs 为水点露头 (泉) 的同位素值 ,δp 为大

气降水中的同位素值 ; k 是同位素梯度。

根据于津生[ 4 ]对西藏东部大气降水同位素组成

特征得到δ18 O 同海拔高程 H 的相关关系 : - δ18 O

= 0. 0026 H + 7. 7 ,可以获得水样的补给高程值 H ,

单位 m。结算结果显示盐泉水的补给高程变化范围

为 3 100～4 160 m ; 前面分析也提出18 O 值的偏移

可能受到江水和围岩的作用 ,较原始值有一定的变

化 ,且水样受到作用的程度也具有一定差异 ,因此

补给高程恢复的范围比较宽。

图 5 　盐泉补给高程恢复

Fig. 5. The altitude of supply water of the salt sp ring.

　　区域地质显示盐井北面 N29°10′—29°30′, E98°

40′—98°50′出露大片上三叠统地层 T3 b 、T3 d 及少

量 T2 h 地层 ,其位于澜沧江东部 ,远离澜沧江河谷

地带 ,海拔在 4 000 m 上 (图 2) ,该地层出露部位即

是盐井 - 芒康复式背斜的北翼。

使用 L2L’回归线与降水线的交点的18 O 值进

行回归 ,高程值为 4 100 m ,由于该点基本上可以代

表大气补给水同位素的平均组成 ,其回归的高程值

也可以代表补给水高程的平均值 ,如果补给水于上

述地层的露头入渗地层 ,进行循环 ,在地貌 ,构造和

补给高程上都可以保持协调。而盐泉的补给高程

的恢复范围相对均值 4 100 m 向低位的偏移 ,也正

如上文所述是18 O 的正漂移的结果 ,是能够理解的。

3. 4 　水2岩13 C218 O 规律探讨通过 3. 1 和 3. 3 节的分析可以看出 ,曲孜卡热

泉 ( W03)在地下循环的时间比较短且受到地表水的

入混影响较小 ,同时其取样条件显示其几乎没有在

地表上流动 ,因此其δ13 C 的含量值基本可以作为当

地大气降雨13 C 的参考值。基于该点 ,所有的盐泉

的δ13 C 值都远高于其选取的背景值。

水中的13 C 的来源途径比较复杂。佟伟[7 ] 在腾

冲火山地热区的δ13 C 在天然含碳物质碳同位素比

值变异的位置关系中指出 :有机碳和生物成因碳的

δ13 C 的含量比无机碳低的多 ,约 - 20 ‰,甚至更小 ,

这一结论已经被许多的相关研究所证实。显然该

值比所选取的背景值更低 ,因此盐泉中13 C 的来源

排除了该种方式。

测定结果显示 ,虽然 J 1 y - 1、J 1 y - 2 的18 O 值高

于盐泉 ,但13 C 值却较盐泉测定值低而高于背景值 ,

J 1 y - 3 是该地层中发育的矿脉 ;其13 C218 O 值和其余

两个样品差异较为明显 ,是由于其测定的对象的差

异引起的 ,对该地层测定应以 J 1 y - 1、J 1 y - 2 为准。

表明若盐泉若被 J 1 y 地层作用 ,其13 C 值应该分布于

J 1 y 和背景值间 ,因此盐泉在径流途径中同 J 1 y 地层

的关系不大 ,盐泉的18 O 值相对于降水线的正偏移

和该地层没有直接关系。T3 a 的18 O 值显然较盐泉

区域小 ,其作用不能使盐泉水样的18 O 提高 , 可见其

地层与盐泉也关系不大。T3 b、T3 d21、J 2 h 三岩样的

的13 C218 O 值分布落在盐泉分布区的右上角 ,3. 1 和

312 节阐明盐泉的13 C 相对降水线条的正偏移还有

除了江水入混外的其他原因 ,从该岩样区的位置来

看 ,若其和盐泉发生水2岩相互作用 ,造成13 C和18 O 的

偏移达到盐泉区是合理的。而 3. 3 节中 ,我们假设大

气降水于 T3 b、T3 d、J2 h 地层在盐井北部向斜翼部入

渗 ,通过13 C - 18 O 同位素的分析也被证实是合理

的了。

小昌都钙华 ( XCD)和 T3 d22 落于盐泉分布区域

中 ,可见其13 C218 O 关系同盐泉已经达到了分馏的平

衡 ;钙华是从盐泉中饱和析出的碳酸盐 ,一定达到

同位素分馏平衡 ,而 T3 d - 2 取自 L2 盐井下游 3 m

位置处 ,推测可能在漫长的水 - 岩交换中 ,也与盐

泉趋于同位素分馏平衡了。可是扎达村钙华却落在

该区域之外 ,主要原因为13 C值偏小 ,水化学测试显示

该处的泉样显示其矿化度很小 ,和淡水接近 ,因此我

们尝试推断该处泉应该是被江水混合程度较大所至 ;

但温度测试显示该处的温度却高达 60 ℃,如是由于

江水入混造成矿化度异常 ,那么温度如此高就难以解

释 ,因此现推断在盐泉出露区域与其余不同成因泉水

混合 ,同时该泉水和其钙华达到同位素分馏平衡。

3. 5 　热储温度对循环深度的恢复使用地热温标计算“热储”温度方法很多 ,但各

种方法的选择有一定限制的。由于无论左、右岸盐

泉的泉口都发现有钙华出现 , 拟使用 Na2K2Ca 温标

进行计算。将盐泉Na2 K2Mg含量经过线性转换

242 地　球　与　环　境　　 2008 年　

图 6 　水样、岩样13 C - 18 O 关系图

Fig. 6. 13 C～18 O plot of water and rock samples.

后投至三角平衡图解中 ,发现盐泉水都是没有达到

平衡 ,属于不成熟水或是部分成熟水 ,即水 - 岩相

互作用并没有达到完全的平衡状态 ,溶解作用仍在

进行 ,因此此处使用 K2Na2Ca 或是 K2Na 温标计算

“热储”温度是不合适的。由于 SiO2 在水中含量的

稳定性 ,使该温标法成为最常使用的一种温标方

法。此时在采用 SiO2 温标的计算深部“热储”温度 :

t =1309

5119 - lg (SiO2 ) - 27315

式中 t 为热储温度 ( ℃) , SiO2 代表其含量

(10 - 6 ) ,使用地热增温公式恢复 : H =1003

( t - t0 ) + H0

式中 : H 为热储深度 (m ) , t0 为常温带温度 ( ℃) ,参考

值 12 ℃, H0 为常温带深度 (m) ,参考值 20 m。

图 7 　SiO2 法、K2Na2Ca 法对热储深度恢复对比

Fig. 7. Comparison of the depths of heat storage by the

SiO2 and K2Na2Ca methods.

图 8 　Na2K2Mg 平衡图解

Fig. 8. The diagram of Na2K2Mg equilibrium.

　　将它和 Na2K2Ca 计算的结果示于图 8 中。计

算结果显示 ,使用 SiO2 温标计算出的热储深度比使

用 Na2K2Ca 温标计算值要低 ;SiO2 温标显示热储深

度大约在 2 900 m ,显示出补给水的循环深度为

2 900 m ,该深度并不是说当补给水循环到2 900 m

后 ,马上就从地表出露 ,如果这样盐泉将在4 100 -

2 900 = 1 200 m 左右的位置出露 ;而 GPS 定位显示

盐泉出露海拔约在2 100 m 的高层 ;结合构造可以

看出 ,盐泉的出露部位在次级背斜的核部 ,其背斜

的构照特点必然会使其核部的深度浅于一级向斜

的核心深度 ,这促使盐泉出露的海拔就相对高了 ,

因此盐泉在盐井海拔高程出露也是合理的。

4 　结论

通过如上分析 ,可以得到如下结论 :

(1)同位素 D、18 O 分析显示盐泉主要以大气降

水补给 ,其水化学离子系数和构造特点也证实了其

推论 ;地下水在径、排途径某些部位受到一定程度

江水的入混 ,但入混的程度并不均匀 ;使用同位素

对该降水补给高程进行恢复 ,补给高程在 4 000 m

上 ,这和北面补给接收区的高程一致 ;盐泉热储深

度对循环深度具有指示作用 ,通过热储温度对热储

备循环深度的恢复来看 ,SiO2 温标法计算值与该补

给高程和构造特点相互协调 ;认为大气降水在高处

补给后 ,入渗到地下被地热增温。

(2)水样、岩样13 C - 18 O 同位素关系表明与盐

泉发生水 - 岩相互作用相关地层可能是 J 2 h、T3 d、

T3 b ;盐泉和围岩的相互作用造成水 - 岩13 C 和18 O

342第 3 期 　　漆继红等 :西藏盐井地区盐泉同位素特征示踪研究

的分馏使盐泉的δ13 C 和δ18 O 发生正偏移 ;而由于

围岩的氢含量非常低 ,因此可以说盐泉中δD 的升

高完全是由于江水的入混引起 ,从 L2L’线来看 ,其

升高值很小 ;据此可推测围岩对盐泉的δ18 O 正偏移

的贡献是其发生变化的主要原因 ;在该三个相关地

层中 ,J 2 h 岩性为砾岩、砂岩、杂色钙质泥岩夹灰色

生物泥灰岩 , T3 d 是为长石砂岩 ; T3 d 为灰岩夹泥

岩 ,岩性特征显示 T3 d 和 J 2 h 由于含有易与热水发

生相互作用的灰岩 ,推测其为热水储备和运移的主

要层位。而盐井 - 芒康复式向斜北翼在盐井北面

4 000 m 上出露的大片 T3 d、T3 b、J 2 h 地层 ,提供了

补给水入渗的接收面积 ,其岩性和构造都为补给水

入渗 ,储存和深循环提供了条件。

(3) 地层 J 2 h、T3 d、T3 b 的层厚相加在2 500～

4 000 m 间变化 ,平均可达3 000 m 左右 ,而热储温

度的恢复及补给水高程恢复都能和该均值吻合较

好 ,结合该区域恰为芒康 - 盐井复式向斜构造的条

件 :可以推论补给区为该向斜北翼部位 ,且较新地

层缺失 ,使得重要储水层位在补给区暴露 ,接收大

气降雨补给 ;顺层流入地层深部加热后 ,而在该向

斜的次级背斜被澜沧江水侵蚀切割后 ,通过其背斜

张性裂隙涌出。

参 　考 　文 　献

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RESEARCH ON CIRCULATION MODE FOR SALT SPRINGSBY ISOTOPE TRACING IN YANJIN, TIBET

Q I Ji2hong1 , XU Mo1 , ZHAN G Qiang1 , Q IN Li2mao2

(1. State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection , Chengdu University of Technology ,

Chengdu 610059 , China ; 2. School of Civil Engineering , Southwest J iaotong University , Chengdu 610010 , China)

Abstract

Based on the analysis result s of isotopes and the geological environment , the circulation mode of salt spring water is con2firmed under the Earth. The stable isotopes of 18 O , D and radioactive isotopes of 3 H in the spring water can give proof about

the type of supply water and blending conditions. Also , the altitude of supply water can be confirmed if the supple water is

rain. The relationship between 13 C and 18 O can provide some information about water2rock reactions , and the correlative st ra2tum where the spring flows through can be concluded. It is concluded that the salt sprig shows some difference in circulation

mode f rom the hot spring2 Quzika , and the supple water of the spring is rain and the Lancangjiang River water , but the depar2ture of 18 O according to the rain is that the Lancangjing River water mixes the salt spring and rock inflection. The main st rata

of the salt sp ring flowing through are T3 d ～ T3 b , and it has taken more than several dozens of years before they can effuse

f rom the rock crannies.

Key words : salt spring ;13 C ,18 O isotopes ; circulation mode ; water2rock reaction

442 地　球　与　环　境　　 2008 年