西藏加查象牙泉水文地球化学特征及成因

2019-08-14郝红兵刘康林毛武林

水文地质工程地质 2019年4期

章旭,郝红兵,刘康林,毛武林,肖尧

(1.中国地质科学院探矿工艺研究所，四川成都 611734；2.四川省地质矿产勘查开发局成都水文地质工程地质中心，四川成都 610081)

泉华主要是指在泉口附近从泉水中沉淀下来的疏松多孔物质，自然界最常见的泉华有硫华、硅华、钙华、盐华和金属矿物五大类[1]。作为大自然独特的自然景观和旅游资源，泉华在我国西部和北方部分地区较为常见，西藏、四川、云南及山西等省份均有分布，最为典型的当属四川黄龙钙华景观、云南白水台钙华滩、鸡飞温泉钙华、新疆托云泉华、西藏塔格架温泉钙华瀑布等，国外以土耳其的棉花堡(Pamukkale)、美国黄石公园(Mammoth)、意大利的蒂沃利(Tivoli)等钙华沉积最为著名。目前，泉华的研究主要集中于泉华的形成机理和影响因素，基于泉华的古环境重建和构造活动性，泉华对气候环境变化的指示作用等方面。闫志为等[2-5]通过实验表明温度、CO2分压、氯化物、硫酸根离子等对岩溶地下水中方解石、白云石的溶解平衡及碳酸平衡存在正相关作用。沈永平[6]推测西藏聂拉木县科亚盆地科亚泉华形成于距今18 000～22 000 a前，并以此推论喜玛拉雅山地区在18 000 a前达到最冷期；王绍令[7]通过对青藏公路沿线、西藏聂拉木科亚河岸等地区泉华开展14C测年研究，认为青藏高原古泉华和碳酸钙钙华物均形成于15 000～22 000 a前，属晚更新世后期的产物。Mesci等[8]研究认为土耳其中部锡瓦斯地区大量钙华的形成与活动构造密切相关。薛治国等[9]对位于中吉边界的乌恰县托云乡境内苏约克泉华开展U-Th定年标定时间，提取了地震在泉华沉积中的记录。刘再华[10]认为钙华将作为第四纪高分辨率古气候环境重建的记录，在第四纪古气候重建中有独特的优势。Matsuoka等[11]等通过对日本西南部Shirokawa表生钙华研究，认为钙华年层的氧同位素周期性变化能有效记录古环境温度。刘再华等[12]通过山西娘子关绵河不同阶地上沉积的泉钙华230Th定年和碳氧稳定同位素组成测定，认为绵河Ⅱ级阶地沉积的娘子关泉钙华的最老年龄为407～466 ka，自Ⅱ级阶地钙华形成至今，气候总体向干冷方向发展。薛传东等[13]通过滇中路南石林地区的钙华沉积层研究，获得了区内距今33×104～4.4×104a的古气候环境的变迁信息。总体而言，泉华的研究理论成果较为丰富，但研究手段及方法较为单一，运用水文地球化学、地球化学、构造地质学等跨学科理论对其进行综合研究较为少见。国内已有泉华的研究主要集中于气候温暖湿润的岩溶地区，对青藏高原高寒地区的钙化形成机制研究甚少。

象牙泉地处青藏高原高寒地区，因其钙华沉积酷似“象牙”而闻名，其景观壮丽，被视为圣水之泉，赋予了神秘的宗教色彩。近年来，随着象牙泉旅游资源的开发，象牙泉“象身”的泉华沉积剥离速度日趋加快，亟待采取科学、有效的措施加强对象牙泉地质景观的保护。然而，目前象牙泉地质、水文地质各方面的研究几乎空白，开展象牙泉及泉华形成机制研究，对象牙泉旅游业可持续开发及地质景观资源保护具有重要意义；象牙泉地处青藏高原高寒地区，其研究对雅鲁藏布江构造带古环境演化、新构造活动及青藏高原气候环境变化研究均具有重要的科学价值。

本文在全面收集象牙泉已有地质、水文地质资料的基础上，充分利用项目2017—2018年1∶25万水文地质调查成果，采用泉华组分分析、水文地球化学方法研究象牙泉水化学组分特征、泉华类型，探讨泉水溶质组分形成的水化学过程，分析泉水的补给来源和径流特征，初步建立象牙泉形成的概念模型，对泉华的形成和演化作了较为系统的研究。研究成果对象牙泉旅游资源的可持续开发和保护具有重要的指导意义。

1 研究区概况

象牙泉位于西藏山南市加查县加查镇以东，距加查县城10 km，属高山深切河谷地貌，河谷宽缓，阶地发育；岸坡陡峭，地形坡度40°～60°，高差2 000～2 500 m。象牙泉下侧为G318国道，交通便利。属于高原温带半湿润气候区，年平均气温9.2 ℃，年平均降水量540.5 mm，主要集中在5—9月，占全年降水量的90%以上，降水年际变化差异大、降雨期集中。

象牙泉泉域由新至老出露地层为古近-新近系大竹卡组(E3N1d)，岩性为粗砂岩、含砾砂岩、砾岩；白垩系下统侵入岩(K1δo)，岩性为石英闪长岩；侏罗-白垩系嘎学岩群(JKg)，岩性为绢云板岩、硅质岩等雅鲁藏布江构造带混杂岩。泉出露于雅鲁藏布江构造带北侧，墨竹村—荣波断裂与冈底斯-念青唐古拉陆块接触带(图1)。

图1 研究区地质背景图Fig.1 Geological background map1—地层代号；2—白垩系-新近系侵入岩；3—向斜及编号；4—韧性剪切带；5—走滑断层；6—逆断层；7—推测断层；8—地质界线；9—温泉;10—常温泉；11—象牙泉

地下水类型主要为基岩裂隙水，按含水层岩性、储水介质，可划分为碎屑岩裂隙孔隙水、变质岩裂隙水及岩浆岩裂隙水。碎屑岩裂隙孔隙水赋存于大竹卡组(E3N1d)，其砾岩、含砾粗砂岩可达10层，单层厚度可达129 m，砂砾岩占地层总厚度比例可达50%以上，挟持于雅鲁藏布江构造带与冈底斯-拉萨陆块间，断裂发育，构造裂隙为主要储水介质，该含水岩组泉水大多出露于岩性接触面、断层接触带等砾岩之中，泉水流量一般为0.05～10 L/s，流量动态稳定，属于典型的构造控水而富水。变质岩裂隙水赋存于嘎学岩群(JKg)，泉水流量0.01～15.0 L/s，平均2.39 L/s，该类地下水多具浅循环地下水特征，流量动态变化大，富水性相对较差。岩浆岩裂隙水主要沿北侧分水岭一带展布，含水岩组为白垩系下统侵入岩，泉水出露较少且流量小、动态变化大，富水性贫乏。

2 象牙泉出露特征及钙华景观

象牙泉出露于雅鲁藏布江左岸，出露高程3 208 m，由象牙泉源泉及泉华沉积组成。象牙泉源泉位于“象身”尾部，呈单股状流出，具泥腥味，略呈浅黄色，极少含有沉淀，水温16.1℃，流量0.05 L/s。泉华沉积为象牙泉泉水沿流动路径上形成的大型泉华锥，似倒三棱锥体状，泉华锥前缘因酷似“象牙”而得名。象牙泉钙华锥呈北东-南西向展布，“象脊”南北长约12 m，“象身”东西最宽约5 m，“象牙”高约3 m，整个泉华堆积体总出露面积约70 m2，泉华堆积体积55 m3。泉华沉积呈薄层鱼鳞片状发育，胶结较好，孔隙及晶洞较发育。象牙泉泉华锥身颜色五彩斑斓，以沿“象脊”展布的“血管”最为绚烂，呈褐红色、黄色、红色，沿脊身由上至下逐渐变浅，呈淡黄色、灰色、白色，常因其所含铁质、锰质氧化后而显褐色、黑色斑点。

据象牙泉泉华化学组分分析(表1)，象牙泉可定义为钙华为主、硅华次之的常温泉类钙华。

3 泉水水文地球化学特征

3.1 水化学组分特征

依据2017—2018年水化学测试结果(表2)，象牙泉属中偏弱酸性微咸水。阳离子以钠和钙为主，阴离子以碳酸氢根和氯离子为主，水化学组分年际变化较稳定。象牙泉属于锂、锶、偏硅酸型天然矿泉水，但Mn含量超标。

由Piper三线图可知(图2)，象牙泉水化学类型为HCO3—Ca型水。据Schoeller指印图(图3)，沿构造带出露泉水中各化学组成均呈现出相似的特征，揭示沿构造带内地下水形成模式及来源具相似特征[15]，而象牙泉具有较高含量的Cl-、Na+及稍高的溶解性总固体，说明象牙泉具有较为深远的径流途径或者缓慢的循环速度。

图2 水化学宏量组分Piper图Fig.2 Piper diagram of chemical macronutrients

图3 常量组分特征Fig.3 Characteristics of constant components

表1 象牙泉钙华物化指标测试Table 1 Analytical results of the Ivory spring travertine

表2 象牙泉水文地球化学特征Table 2 Hydrogeochemical results of theIvory spring

3.2 饱和指数(SI值)特征

从饱和指数计算结果(表3)可知，象牙泉源泉中文石、方解石、玉髓、石英、白云岩均处于饱和状态，尤其是方解石与玉髓SI>0.5，处于过饱和状态[16]，说明CaCO3、SiO2在一定条件下将会沉淀析出，形成钙华、硅华等泉华。

通过计算SI值与象牙泉钙华物化指标测试对比(图4)，象牙泉中可析出沉淀矿物成分与钙华测试物化指标近乎一致，再次印证了象牙泉泉华以钙华为主、硅华次之的特征。

表3 饱和指数SI模拟结果Table 3 Simulation results of saturation index

图4 象牙泉SI值与钙华成分组成对比Fig.4 Comparison of SI value and calcification composition of the Ivory spring

3.3 水化学过程特征

根据象牙泉水文地球化学分析，象牙泉具有较高含量的Cl-、Na+及稍高的溶解性总固体，且其较多矿物SI值均处于过饱和状态，说明象牙泉径流途径较长，具有强烈的水岩相互作用过程。

根据TDS与Cl/(Cl+HCO3)和Na/(Na+Ca)的关系，可将地下水水化学组分的成因类型划分为岩石风化型、大气降水型和蒸发-浓缩(溶解-沉淀)型三类[17]。由象牙泉Gibbs关系图(图5)，象牙泉为溶解沉淀型，其主要组分来源于水岩相互作用过程，而沿雅鲁藏布江构造带上出露的大多数泉水为岩石风化型[18]。

图5 水样的Gibbs 关系图Fig.5 Gibbs plot of the water samples

(1)

图6 (Ca2++Mg2+)和和关系图Fig.6 Relationship between(Ca2++Mg2+)and

4 象牙泉泉水的形成

4.1 地质构造条件

象牙泉地处青藏高原中南部，位于雅鲁藏布江构造带上。雅鲁藏布江构造带北侧为冈底斯—念青唐古拉陆块，二者分界为墨竹村—荣波断裂；南部为康马—隆子褶冲带，二者分界为嘎竹—诺崩池断裂。象牙泉出露于墨竹村—荣波断裂与冈底斯—念青唐古拉陆块接触带上，其赋存含水层依次为古近—新近系大竹卡组(E3N1d)，含水层岩性为粗砂岩、含砾砂岩、砾岩；白垩系下统侵入岩，含水层岩性为石英闪长岩。

由表4可知，雅鲁藏布江构造带在加查县一带宽度200～400 m，断裂带以糜棱岩为主，具阻水特征，而断裂间以侏罗—白垩系嘎学岩群(JKg)硅质岩等混杂岩为主，其富水性较差。结合拉孜县—日喀则市—拉萨市—泽当镇雅鲁藏布江结合带调查[19]，基本认为雅鲁藏布江结合带为区域性阻水构造，其沿线展布的泉水均与近NS向发育的构造密切相关。

同时，雅鲁藏布江结合带为区域强烈构造活动区，区域内断裂发育，以墨竹村—荣波断裂为例，其具多期次、多层次活动断裂，并伴随韧性剪切—逆冲脆性改造一系列过程，于断层两盘形成了上百米不等的挤压破碎带，为地下水的赋存提供了优越的空间。

表4 雅鲁藏布江结合带构造特征Table 4 Structure characteristics of the Yarlung Zangbo suture zone

4.2 补给来源

2017—2018年分别在桑日县增期乡增久曲流域、米林县卧龙镇比扑曲流域及工布江达县、巴宜区等地采集了67组天然泉水、2组大气降水、3组高山湖水或冰雪融水的氢氧同位素样，绘制出δD-δ18O曲线图(图7)。结果表明，象牙泉δD为-134.5‰，δ18O为-17.39‰，与区域内大多数出露泉水一样，均分布于全球大气降水方程线附近，说明象牙泉源泉主要为大气降水补给[20]，此外冰雪融水亦会渗入补给。

根据大气降水的氢氧同位素组成具有高程效应特征，推算出象牙泉的补给高程为3 906 m。根据其出露地形地貌及地质构造特征，考虑不同高程段大气降水持续补给混合效应，认为象牙泉来自于3 900～4 000 m海拔以上大气降水及冰雪融水的补给。

图7 水样δD-δ18O关系图Fig.7 Plot of δD-δ18O of the water samples

4.3 形成模式

图8 象牙泉成因模式示意剖面图Fig.8 Schematic profile of genesis model of the Ivory spring1—泉华沉积物；2—崩积物；3—冲积物；4—大竹卡组；5—杰德秀组；6—早白垩世石英闪长岩；7—嘎学岩组；8—钙华化学堆积；9—逆冲推覆断层及破碎带；10—象牙泉；11—推测地下水径流方向；12—大气降水或冰雪融水补给

5 象牙泉钙华景观的形成及演化趋势

5.1 钙华的形成机制

Ca(HCO3)2→CaCO3↓+CO2↑+H2O

(3)

由于泉水中含有低价铁离子、锰离子，温度的变化导致铁、锰被氧化，并伴随薄层钙华沉积年层而形成棕红色、铁锈色等斑斓的颜色：

(4)

5.2 泉华景观的形成年代

雅鲁藏布江构造带成因研究众多，较多地质证据说明雅鲁藏布江构造带以特提斯洋多岛洋的形式存在，并至少经历了扩张碰撞(造陆)→扩张→碰撞→造山两次开与合的构造运动过程[21-22]，目前处于第四纪陆内造山阶段，该构造阶段起始于上新世末至早更新世初，碰撞造山阶段已近尾声，区域上均处于造山后的应力松驰状态。在第四纪造山期，主要经历了早更新世间冰期间冰川、冰水沉积期→中晚更新世雅江张开阶段→晚更新世继续扩展、进一步扩大规模→全新世早期继续拉裂、扩张期→全新世后期至今的地震和地热构造活动期。全新世早期雅江拉裂、扩张期后，接受了一个较为稳定时段的湖相沉积，据14C法测试，此次构造拉张可能发生于1.24万年左右。根据象牙泉钙华沉积特征，其形成于具有相对稳定的构造活动期，结合其后缘巨厚层的冰水堆积层及与雅鲁藏布江两岸阶地的发育特征，可推断象牙泉至少形成于全新世早期雅江拉裂-扩张运动以后。

由于象牙泉钙华主要物质来源为象牙泉源泉水中碳酸钙饱和析出，其出露堆积路径较短，可通过钙均衡估算钙华的沉积速率[23]，判断其形成年龄[24]。

依据2017—2018年流量监测及钙离子含量测试显示，象牙泉中钙离子组分稳定，流量亦稳定不变，由此可估算钙离子的平均流入量为20.6 mg/s。依据碳酸钙堆积量=钙离子流入量×碳酸钙的分子量/钙的原子量，估算碳酸钙的堆积量为4.45 kg/a；按钙华的堆积量=碳酸钙堆积量/63.07%计算，钙华堆积量为7.06 kg/a，换算成体积为0.004 m3/a。

根据钙华堆积体体积，估算象牙泉的形成时间为1.38万年前，基本符合雅鲁藏布江第四纪造山期构造运动的规律，推算钙华沉积速率约为0.27 mm/a。

5.3 钙华景观的演化趋势

由于前人对象牙泉泉水流量、泉华沉积速率动态变化特征的研究基本处于空白，从整体上很难评价其泉华景观是处于成长抑或是衰退的动态平衡中，还是处于逐渐衰退中。但从2017年与2018年的SI指数动态变化看(图5)，在泉水流量稳定的情况下，其不同矿物的饱和状态处于变化的过程，反映了钙华的形成具季节或年际变化特征。根据钙华形成的控制因素及特征分析，认为象牙泉钙华景观基本处于稳定状态，但受人类活动干扰，象牙泉钙华沉积已受到一定程度破坏，亟需加强泉华景观的地质环境保护。