西藏羊八井— 當雄斷裂帶地熱系統B、Li、Rb、Cs富集機制

關鍵詞 地熱系統；硼同位素；水化學；富集機制；羊八井—當雄斷裂帶

0 引言

西藏地熱資源豐富，其溫泉數量、規模位居全國之最，其中羊八井—當雄斷裂帶作為高溫地熱系統最為發育的區域之一，建有我國目前最大、運行最久的地熱電站，經濟價值巨大。相比于冰島地熱，西藏溫泉溫度更高，規模更大，但由于地處高原，開發利用程度極低，大多數仍局限于醫療、洗浴和旅游。另外，青藏高原地熱除規模巨大，熱能資源豐富外，還異常富集Li、Rb、Cs等稀有金屬礦產，對應泉華沉積規模大，發育時間長，很多巨厚硅華沉積異常富集Cs等金屬資源，有些鈣華沉積中富集Li等元素[1]，被評價為一種水熱成因新類型礦床[2]，具有很高的社會經濟價值。其中，鋰作為最輕的金屬，有獨特的物理和化學性能，隨著全球新能源產業蓬勃發展與電池技術的不斷突破，鋰資源的供需矛盾日趨突出。富Li地熱水、鹽湖鹵水型鋰礦是世界上比較獨特且重要的鋰資源組成部分[3]，其儲量約占世界鋰總量的69%[4]。Rb、Cs雖然在日常制造中運用很少，但作為磁流體發電材料可以使核電站熱效率從25%～32%提升至50%～55%，并且在生物醫學、航天、電子工業等高科技產業領域有著不可代替的作用。

一般對地熱水中元素的來源認識大多傾向于高溫下的水—巖交換作用，特別是類似于B、Li、Rb、Cs等活動性比較強的元素在高溫條件下易從巖石中遷出并富集于流體中[5]。國際上有更多研究推斷表明地熱水及其沉積物或鹽湖中B、Li等資源的罕見富集與中上地殼巖漿活動密切相關[6]。侯增謙等[7]、趙平等[8]、Guo et al.[9]在長期從事藏—滇水熱地質研究中也認為地熱可能與近代巖漿活動有關，特別是地殼重熔型高分異殘余巖漿可以產生大量富集稀有金屬元素等的熱流體。

隨著分析測試技術的進步與提高，B、Li同位素配合其元素濃度被越來越多地應用到物源判斷，特別是對示蹤各類地球化學反應過程具有其他手段無可比擬的優勢，對于類似西藏地熱水中B、Li罕見富集的情形則更有獨特意義。其中，B同位素具有很寬的變化范圍，參與地殼演化的各個過程，如地幔、大陸殼、洋殼、沉積物等都具有不同的B同位素分布特征[10]，因此被作為大陸碰撞拼合和俯沖過程、或表生作用中物質成分轉移的靈敏示蹤指標[11]。相比之下，地熱水Li同位素及其濃度，更是熱液活動的良好示蹤劑，被視為地熱系統中不可替代的探途元素，是研究水體中Li富集來源的靈敏指標[12?13]。

鑒于西藏地熱水中極高濃度的B、Li、Rb、Cs等本身具有潛在的綜合利用價值，且在數十萬年的演化過程中或現代可能為區域鹽湖資源提供了物源，但至今對青藏高原富B、Li、Rb、Cs等水體物質來源、地球化學演化過程認識有限，各種假說或觀點存在較大爭議。本文以西藏最有特色的羊八井—當雄斷裂帶發育的溫泉（地熱井）為研究對象，應用B、Li等非傳統同位素示蹤方法，研究地熱系統B、Li元素自身來源、富集演化機制。西藏地熱系統富集的B與稀有金屬元素等，雖然品位相對于藏北正在開發的鹽湖鹵水低很多，但作為重要的戰略儲備型資源，深入研究類似青藏高原地熱水中Li等稀有元素的來源以及演化富集機制，不僅具有理論意義，也對評估其潛在的資源價值具有重要指導作用。

1 區域地質概況

1.1 區域構造

印度板塊與歐亞板塊碰撞俯沖，導致青藏高原隆升，地殼熔融，使青藏高原新構造運動十分強烈，并持續至今。其強烈的構造運動為整個西藏乃至青藏高原水熱活動提供構造背景與熱力條件[14]。本次重點選擇水熱活動規模最大的羊八井—當雄斷裂帶開展研究。相比于大多數僅能提供地熱能的低溫地熱田，該帶地熱水不僅可以提供大量熱能且罕見富集一些典型礦產元素，例如B、Li、Rb、Cs等。羊八井—當雄裂谷南北兩側海拔高5 500～6 000 m，內部地勢平坦，屬西藏境內各大近乎北東走向斷裂帶中規模最大的，發育較為完整的斷陷盆地，盆地東南部與雅魯藏布江縫合帶接觸，發育東西向逆沖推覆構造，主要由向北傾斜的疊瓦狀逆沖推覆斷層以及多種樣式褶皺構造組成。中部發育晚新生代盆—山構造地貌系統，由念青唐古拉山脈與當雄—羊八井地塹組成，地塹盆地與山脈之間中新世晚期—上新世發育北東向伸展型韌性剪切帶，第四紀發育張扭性邊界斷裂。該帶西北部發育納木錯逆沖推覆構造，呈北西向展布，由向北傾斜的逆沖斷層、兩條韌性剪切變形帶、蛇綠巖片帶與不同類型構造巖片所組成。亞東—谷露裂谷作為在青藏高原七條主要的南北向裂谷中發育規模最大、地震活動性最強的裂谷[8，15]，自有歷史記錄以來，亞東—谷露裂谷共發生了14次M6級以上的地震，其中2次為M7級以上地震。這充分說明羊八井盆地構造活動至今仍十分強烈，裂谷內大小型深淺斷裂無數，而這些斷裂為地熱水循環提供了良好的條件[16]（圖1）。

1.2 地層巖性

谷露溫泉周邊廣泛分布第四系沖洪積物，為黏土細砂礫石層，頂部則為拉薩河北部支流桑曲河的河床砂礫石層；北西部分布冰川堆積物，為灰白色含泥砂礫層；中西部分布燕山晚期中酸性花崗巖；東南部大面積分布中侏羅世含黑云絹云粉砂板巖，少部分為坡積物，由礫石、黏土等組成，下伏有岡底斯巖漿巖帶的中新世花崗閃長巖和二長花崗巖侵入體。曲才溫泉地表覆蓋大面積第四紀沉積物；北西側分布中新世念青唐古拉侵入巖，主要為中細粒黑云二長花崗巖；東南部也分布大范圍含絹云板巖等變質巖及小規模的早侏羅世白云母二長花崗巖。羊八井溫泉周邊覆蓋大面積第四紀沉積物，溫泉區兩側也分布有大面積的念青唐古拉侵入巖。

1.3 地熱地質

青藏高原主要地熱活動發育在區域性EW與SN向的深大斷裂交匯位置，斷裂活動為深部熱水上涌提供通道，地殼淺部發育的巖漿房或巖漿囊可能提供主要熱源[20]。研究區規模較大的溫泉主要位于雅江縫合帶與南北向深大斷裂交匯處，屬典型的沉積盆地巖漿型地熱系統，水熱對流為主要傳熱方式，天然降水、冰川融水通過深大斷裂下滲，地表水在深循環過程中受到巖漿作用升溫上升最后排泄至地表形成天然泉水[21]。

2 樣品采集與測試

本次野外考察主要沿羊八井—當雄斷裂帶進行，在該帶上選取了谷露沸泉（S1）、曲才沸泉（S2）與羊八井355#、357#、13#地熱井高溫水體（S3～S5），以及受到地熱水排泄影響顯著的拉薩河河流分別記為R1～R8，包括桑曲河支流（上段、谷露溫泉區段、下段）、堆龍德慶河支流（羊八井熱田區及上、下段、堆龍德慶縣前段），澎羊玉曲支流。在勘查采樣過程中，選取溫泉區流量最大的主泉口作為采樣點，盡可能代表淺層或地表環境影響相對較弱的深部地熱水樣品。此次所采集的液體樣品均是在野外現場經0.45 μm醋酸纖維膜過濾后裝入預先處理的250 mL聚乙烯采樣瓶中（HNO3浸泡24 h后并用超純水淋洗多次），并且使用電工膠布進一步封口，防止由于氣壓驟變導致樣品泄漏。測試基本陽離子和微量元素的水樣酸化處理至pH小于2，以防止微生物作用及因溫度、壓力變化發生沉淀的影響，測試陰離子的水樣不需要酸化處理。所有樣品在野外現場采用哈希產HQ40d 便攜式數字化多參數分析儀測試：溫度（T）、酸堿度（pH）值等。采集水樣的SO24 -、Cl-采用離子色譜儀（DIONECICS-2100）測試，各離子測試誤差控制在±2%。Ca2+ 、Mg2+ 、Na+ 、K+ 等采用美國熱電（Termo）公司生產的電感耦合等離子體發射光譜儀（ICP-AES）測定，經陰陽離子電荷平衡估算，對誤差大于±5%的樣品重新測定，確保誤差小于水化學平衡規定的±5%。樣品中微量元素在貴州同微測試科技有限公司采用電感耦合等離子體質譜儀（X-SeriesICP-MS）測定，經內標控制測試誤差小于±5%。

樣品中B同位素測試在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成。主要測試方法與流程為：通過B特效樹脂（Amberlite IRA 743B）對樣品中的B進行分離與提純，然后將樣品在ESI PFA霧化器中處理為氣溶膠形式，最后導入德國產高分辨率電感耦合等離子體質譜儀（Neptune Plus MCICP-MS）中進行B同位素測試。其中，法拉第杯H3和L3分別用來檢測11B和10B。Li同位素委托澳實礦物實驗室代理，在瑞士相關專業實驗室采用多接收電感耦合等離子體質譜儀（MC-ICP-MS，NeptunePlus，Thermo Scientific）進行測試，測試前水體樣品采用Li特效樹脂進行分離和純化，儀器測試前先用Li標準溶液 NIST SRM-8545進行參數優化設置。

3 結果分析

3.1 水化學特征

3.1.1 基本水化學組成

研究區溫泉出口溫度都高于當地沸點（表1）。地熱水pH值都大于8，平均為9.05，屬于堿性水。從地熱水基本化學成分圖解分析（圖2），由于地熱水具有較高的Cl-含量（452～819.8 mg/L），水化學類型分為Cl·HCO3-Na和Cl-Na型兩種，Na+為主要陽離子，Cl-、HCO-3 為主要陰離子。

在世界上大多數的地熱系統中，雖然不同系統的水化學組成不同，但是碳酸鹽隨著溫泉溫度上升而溶解度下降，泉口溫度相對較低的低溫溫泉陽離子組成中具有更高的Ca2+離子含量。而此次研究區地熱水溫度皆大于當地沸點（gt;78 ℃），在沸騰時大量Ca2+離子形成泉華沉淀下來，導致熱泉水中的Ca2+離子濃度較低，同樣的，地熱水中Mg2+濃度也隨著溫度升高而降低，在高溫條件下的地熱系統中，Mg2+離子與圍巖中離子交換速度遠遠低于Na+與K+。所以研究區五個高溫地熱水中的陽離子大多是Na+、K+，而Ca2++Mg2+的比例都小于20%（meq%）。

選取上游不受溫泉影響的背景河流拉薩河支流，以及周邊年楚河，西藏境內最大的雅魯藏布江干流水化學數據進行綜合對比（表2）。由于豐水期河流數據變化較大，故以枯水期數據為主。支流拉薩河、年楚河以及干流雅魯藏布江流量巨大，可以代表溫泉水影響較小的區域主體水化學類型。背景區河流水（雅江干流及支流）全部位于菱形左上角，代表HCO3-Ca-Mg型，而溫泉區或流經沸泉區后的河水，卻位于菱形區域下方，作為常溫河水，水—巖作用不足以使水化學類型從HCO3-Ca-Mg型完全轉化為HCO3-Cl-Na型，特別是其主要陽離子從Ca2+、Mg2+變為Na+，因地熱水中大量Cl-輸入河流，主要陰離子從HCO-3變為Cl-。由此可見，溫泉大規模排泄對區域水體水化學產生了極大的影響，如桑曲河等流量并不小，水化學類型完全改變，也反過來暗示區域溫泉排泄輸入的化學成分對地表水體影響顯著（圖2）。

3.1.2 B、Li、Rb、Cs濃度分布范圍

B、Li是地球上常見但相對保守的元素，在自然界大部分物質中含量很低，如海水中Li的質量濃度為0.130 mg/L，一般在天然淡水中的濃度更低，如世界平均河流Li含量為0.023 mg/L[22]。羊八井—當雄斷裂帶沸泉中不僅B（10.16～52.13 mg/L）、Li（1.67～24.22 mg/L）濃度很高（表1），遠高于海水，數百—上千倍于天然淡水，且變化范圍很大。

世界各地以淋濾巖石為主的地熱泉大多TDS較高且Rb、Cs濃度較低，位于南澳大利亞Paralana非巖漿型地熱區，淋濾變質巖和花崗巖的裂隙地熱水Cs、Rb含量分別小于17.5 μg/L和205 μg/L，其Rb/Cs比值變化范圍較大（10～1 000），顯示為富Rb貧Cs的特征[23]。對歐洲60個地熱區的研究也表明，通過淋濾周邊巖石的地熱系統，地熱水化學組成中普遍表現為Cs、Rb含量很低，且顯著富Rb貧Cs[24]。與淋濾周邊巖石的地熱泉相比，研究區溫泉TDS普遍比較低，屬于淡水— 微咸水，但Cs（895～5 762 μg/L）、Rb（178.8～2 618 μg/L）濃度高數十上百倍，乃至數千倍以上。雖然谷露（S1）、曲才（S2）中Rb/Cs比值相對較大（0.45、0.33），但所有樣品Rb/Cs比值遠小于世界上絕大多數高溫地熱水，表現為顯著的貧Rb富Cs的水化學特征（圖3）。

3.2 泉華地球化學特征

一般來說，西藏高溫地熱系統所生成的泉華分為硅華和鈣華兩種，相比于形成溫度較低的鈣華（T≈70 ℃），硅華一般形成于儲層溫度大于175 ℃的高溫地熱系統中[25]。當深部富Si4+流體上升至近地表后，如果SiO2 達到過飽和狀態，就會膠結成蛋白石等非晶質體隨著時間推移形成硅華結晶[26]。此次采集的谷露硅華剖面中的Li（3.13～21.36 mg/kg）、B（143.00～460.85 mg/kg）、Cs（202.20～376.97 mg/kg）相比于谷露現代主泉口硅華中的Li（52.41～65.09mg/kg）、B（603.30～1 940.61 mg/kg）、Cs（536.36～1 255.75 mg/kg）低數倍，甚至數十倍，且除剖面2的B之外，上層或中層相對較新的硅華沉積Li、Rb、Cs含量遠高于下層相對較老的沉積（表3）。總體而言，現代泉華B、Li、Rb、Cs等元素含量普遍高于古泉華沉積，且泉華越新含量相對越高，趙元藝等[27]也曾觀測到西藏泉華沉積這一普遍現象，可能預示著水熱活動的加強。

3.3 B、Li 同位素地球化學分布特征

相對于自然界一般水體，研究區地熱水B同位素最顯著的特征是極為偏負且變化范圍比較小（-13.83‰～-5.84‰），極其偏負B同位素分布特征在世界范圍內的地熱水中都比較少見。世界上大多數僅淋濾海相沉積巖等物質的地熱系統中δ11B 值是極其偏正的，如墨西哥西北的Guaymas盆地地熱水（10.1‰）[28]，以及土耳其西部的富B地熱水，δ11B值在18‰以上，而淋濾火成巖等物質的地熱水中δ11B值相對較低（0）[29]。結合呂苑苑等[30]測試的B同位素數據，我們發現一個顯著的規律：西藏各大斷裂帶高溫地熱水整體上普遍表現出B濃度越高，δ11B越偏負的分布規律。從泉華數據來看，谷露（S1）的2和3主泉口的B濃度分別為603.30 mg/kg和1 940.61 mg/kg，而δ11B值分別為3.46‰和0.97‰。仍然表現為B濃度越高的泉華，卻有相對較低的δ11B值。

Li同位素的分餾與溫度息息相關，在低溫條件下Li同位素保留較強的分餾能力，而在高溫條件下幾乎不分餾，尤其是高溫高壓驟減至低溫低壓的條件下分餾效應往往可以忽略[31]。研究區地熱水Li同位素介于3.5‰～3.8‰，遠低于海水（31‰）和全球河流輸入的變化范圍（6‰～33‰，平均值為23‰）[32?33]，也低于青藏高原一般河流值，如金沙江、瀾滄江、怒江（gt;5‰）[34]。由此可見，相對于地表風化作用輸入河流的偏正Li同位素分布，地熱水δ7Li值具有相對偏負的特征。

4 地熱水中B、Li、Rb、Cs等元素富集機制

4.1 B、Li、Rb、Cs 元素來源與富集過程

相比于B、Li等元素，Cl具有更好的保守性，更強的遷移能力，且不易被黏土礦物等吸附至表面，最重要的是，一般巖石中幾乎不含Cl。即使在高溫高壓的水巖相互作用十分強烈的地熱系統中，Cl的賦存狀態也很難被改變。所以用Cl來間接判斷深部流體的演化特征[35]。自然界普通水體中B、Li、Cl濃度并不高，但是在不同地質背景的地熱系統中，復雜的構造運動造就了差距極大的地熱水化學特征。由于圍巖成分，冷熱水循環深度以及深部流體上涌等復雜原因，地熱水體這些元素濃度以及元素比值如B/Li、B/Cl、Li/Cl都會發生很大的變化，依靠這些比值，可以判斷地熱系統中冷熱水混合比例以及追蹤物源并探究其富集機制[36]。由于Li不需要很大的溫壓條件變化就能與黏土礦物中Na、Mg、K等元素進行置換，B/Li比值越高，意味著水巖交換作用越強烈。研究區地熱水出口溫度都大于當地沸點，在溫度接近的條件下，谷露（S1）、羊八井（S3、S4）熱泉B/Li 比值明顯大于曲才（S2），說明前者水巖作用比后者更加強烈。

深部巖漿活動過程中含硫的氣體（SO2、H2S等），經歷巖漿脫氣作用上升至地表，在深部高溫高壓缺氧環境中噴涌至地表強氧化環境的過程中形成大量SO24 -，并溶于地表和淺層地下水，因此可以運用B/Li、SO24 -/Cl-的比值來判斷地熱水的循環深度與滯留時間[37]。根據圖4可以綜合判斷羊八井（S3～S5）地熱水循環深度較大且水巖作用相對強烈。在世界上大多數的地熱系統中，B/Cl 比值受到圍巖和溫度影響較大。研究表明當溫度高于100 ℃時，地熱水中B/Cl 比值往往與其圍巖B/Cl 比值非常接近。當溫度達到400 ℃時，地熱流體與玄武巖、安山巖等巖漿巖相互作用后，流體中B/Cl 比值均很低[38]。如日本Yakeyama 火山附近的地熱水中的B 含量小于38 mg/L，而Cl的含量是B含量的100倍左右，B/Cl比值不到0.01[39]。印度尼西亞KawahIjen火山湖水及溫泉水中B的含量小于58 mg/L，Cl的含量是B含量的350倍左右，B/Cl比值不到0.003[40]。相比之下，墨西哥Los Humeros地熱水同樣也是富B地熱水，該地熱田鉆孔熱水中B的濃度可高達3 168 mg/L，B/Cl比值介于0.01～0.95，相關研究表明由于其混入了地下7～8 km的巖漿流體，導致該地熱水極度富B的同時具有極高的B/Cl比值[41]。羊八井—當雄斷裂帶地熱水除羊八井（S5）外，B/Cl比值普遍較高，皆大于0.05。這是由于研究區地熱水中相對富B貧Cl導致的B/Cl比值偏大，如羊八井（S4）的B/Cl比值可達0.115。由此可見，羊八井—當雄地熱帶地熱水B/Cl比值與受到水—巖交換作用的地熱系統有顯著差別，地熱水中B源除高溫條件下的水—巖反應外，可能與富B端元的殘余巖漿流體上涌輸入有關。

除了富B之外，羊八井—當雄斷裂帶上地熱水更為典型的特征是極為富Li。世界著名的黃石公園地熱以富Li為特征，谷露（S1）沸泉中的Li濃度是黃石公園地熱水的兩倍[42]，由此可見西藏地熱水富Li在世界上也比較罕見。圖4所示，Li/Cl比值越大，殘余巖漿流體參與度越大。一般來說，地熱水中如此高濃度的Li，如果僅依靠水—巖交換作用是不大可能的。首先，泉華年齡分析表明，西藏地熱活動了至少持續了數十萬年以上[2]。如此富Li、長時間、大規模的水熱活動需要淋濾的巖石體積將大到難以想象，所以必然存在一個除了圍巖外的非常富Li的端元。前人也普遍認為，地熱系統富集的稀有金屬元素、鹵素、揮發性元素和其他不相容元素，必然與殘余巖漿流體來源有關，不可能僅依靠水—巖作用就可以達到如此規模的富集程度[8，43]。

除B、Li之外，自然界一般水體更不會富集Rb、Cs，羊八井—當雄斷裂帶地熱水Rb、Cs顯著富集且相對貧Rb富Cs特征，必然有一個極富Cs的端元控制。Hildreth[44]研究估算的巖漿囊元素富集系數，認為Cs和Rb都有在巖漿晚期富集的趨勢，并且地熱系統中如果含有殘余巖漿流體，那么相對于水—巖作用為主的地熱系統，地熱水中Cs等元素的含量會顯著增加，Rb/Cs比值降低。新西蘭Taupo火山區的地熱水在受到強烈的水巖交換作用的同時也受到14±5%左右的晚期巖漿的補給，當巖漿流體補給比例不同時，地熱水中Rb、Cs組分也不盡相同。巖漿補給比例由14±5%減少至6±2%時，地熱水中的Rb/Cs比值由1.03顯著增加至3.34[45]。可見地熱水中受到的巖漿流體來源比例越大，Cs相對Rb越富集，Rb/Cs比值越小。按照此比例推算，羊八井—當雄斷裂帶地熱水受到巖漿流體來源約16±2%。正是由于殘余巖漿流體的輸入與控制，研究區地熱系統富集B、Li、Rb、Cs這些典型不相容元素，造成了極低的Rb/Cs和極高的B/Cl比值。

根據趙平等[8] 在羊八井地區所取ZK4002、ZK4001孔資料表明，羊八井熱田深部有兩個高溫熱儲層，深部熱儲層位于1 800 m 左右，其溫度大于300 ℃。多吉[15]對于鉆孔內巖心進行了研究，發現熱儲層內見有綠泥石、絹云母、白云母等蝕變礦物侵入并呈細脈狀產出，表明其中礦物屬于熱液成因，其形成溫度約為300 ℃，與井內實測溫度相當。深部必定有溫度更高的熱源加熱才能達到如此高的溫度。按照這一地溫梯度估算，羊八井地下7～8 km處就有局部熔融體。而根據大地電磁顯示，地下5～15 km處有高導層，對應正在冷卻的巖漿房[46]。Tan et al.[47]推測西藏規模如此巨大的裂谷中發育的高溫地熱泉必然與熱儲層之下存在的局部熔融巖漿供熱密不可分。國內外早期研究也表明，如果地熱水中類似稀有金屬元素等特殊的化學成分沒有殘余巖漿流體的輸入，則很難用其他來源或地球化學過程解釋[6]。

綜上所述，典型元素濃度及其比值變化特征，以及前人大量鉆探、地球物理勘探資料一致表明，羊八井—當雄斷裂帶地熱系統中不僅水巖交換作用強烈，而且B、Li、Rb、Cs等特征元素富集演化過程與殘余巖漿流體來源密切相關。

4.2 B、Li 同位素對水化學演化成因機制的解釋

通過谷露（S1）沸泉與其主泉口硅華之間的B、Li同位素數據對比（表3），運用同位素分餾公式：

計算得到地熱水在主泉口1、2的分餾系數，結果顯示B、Li分餾系數近似等于1，所以地熱水在深部排泄至泉口時由于高溫高壓條件B、Li同位素幾乎不分餾。因此，地熱水中δ11B、δ7Li值近似代表了深部循環時的同位素值。前文所述，僅依靠淋濾海相沉積巖等物質的地熱系統中δ11B值是極其偏正的，研究區內地熱水B濃度越高，δ11B值相對越偏負，說明研究區地熱水受海相沉積巖等影響不大，且除了水巖作用外有一個極其偏負的端元控制地熱水中B 同位素的組成。

前述分析表明，地殼重融的殘余巖漿流體可以解釋B、Li、Rb、Cs異常富集及其比例變化，研究區地熱水B同位素分布范圍與地殼重熔型巖漿B同位素分布范圍也十分接近（圖5）。研究表明，當溫度大于650 ℃時，電氣石結晶與殘余巖漿流體相分離過程B同位素分餾效應較小，亦即電氣石中的B同位素組成可以在一定程度上代表母源巖漿B同位素組成[48]。Tonarini et al.[49]對意大利偉晶巖中電氣石的B同位素測試發現，其偉晶巖中電氣石δ11B值介于-8.58‰～-9.62‰，間接反映其結晶時巖漿δ11B范圍。Smith etal.[50]對英國西南部多個礦區礦物中電氣石B同位素綜合研究表明，結晶溫度介于650 ℃～750 ℃時，花崗巖中早期結晶的電氣石δ11B值介于-10‰～-8‰，而晚期結晶的電氣石δ11B 值在-13.5‰ 左右。Jiang etal.[51]測試了西藏淡色花崗巖中電氣石的δ11B值介于-13.1‰～-11.5‰，偉晶巖中電氣石的δ11B 值介于-13.5‰～-7.7‰。綜合前人測試結果，研究區水樣中δ11B值與晚期結晶的電氣石數值非常相似，結晶晚期的花崗巖，特別是電氣石花崗巖被認為是自然界主要的硼源。

由于水—巖交換作用過程，即使淋濾偏負同位素特征的電氣石花崗巖，隨著11B同位素優先進入水體，導致水體B同位素只會向偏正趨勢發展，不可能偏負或接近母巖。因此，地熱水體異常富集的B以及顯著偏負的同位素特征，進一步證明有類似與電氣石花崗巖結晶相平衡的殘余巖漿流體的貢獻，如僅依靠淋濾巖石一方面不可能提供如此巨量的B，更不可能持續保持地熱水中δ11B值如此偏負的特征[51]。Zhang et al.[52]也發現西藏地熱水異常富集B且地熱水δ11B值介于-16.57‰～0.52‰，認為地熱水中B主要來自地殼重熔型殘余巖漿流體。對西藏地熱水H、O同位素系統研究發現地熱水可以檢測出較高濃度的放射性T，同時因水—巖作用導致O同位素正漂移現象不顯著，說明地熱水循環更新較快，與圍巖滯留接觸時間相對較短，難以觸發強烈的水巖反應[47]。因此，結合地熱水典型不相容元素富集特征，研究區地熱水δ11B值顯著偏負，是由于晚期殘余巖漿流體上涌或脫氣混入地熱系統，亦即水—巖反應與殘余巖漿流體混合比例此消彼長共同作用的結果（圖5）。

Li在流體相中極容易發生水合作用，在大多數地球化學作用中不參與氧化還原反應，屬于強不相容元素[53]。Li同位素的分餾與其所處溫度有關，前文所述在高溫高壓環境中，尤其是熔融過程中，Li同位素分餾效應較小[31]。但是在常溫條件下，地表河流受到周邊巖石風化作用的輸入，河流沉積物或懸浮物吸附Li元素的過程中，輕同位素6Li傾向于由水合離子態轉變為黏土礦物中的八面體配位，導致河水中δ7Li 值增加。Ma et al.[54]測試了長江源頭δ7Li 介于10.7‰～17.5‰，K?sak?rek et al.[55]測試了喜馬拉雅北坡河流δ7Li介于6.1‰～31‰，可見西藏這些大河都具有顯著偏正的Li同位素而較低的Li濃度。

相反，與巖漿活動有關的流體Li濃度很高但其同位素卻顯著偏負[56]。當河水或西藏地表水參與深部循環過程與深源流體混合時，會導致地熱水體Li濃度急劇增高而Li同位素相對地表水偏負、相對殘余巖漿流體相對偏正的特征。因此，涉及到熔體、流體以及巖石之間的地球化學演化過程時，Li同位素能夠用來示蹤元素來源及其演化過程[57]。受到幔源或殼源巖漿活動影響的地熱流體通常具有相對較低的Li同位素組成，在含有揮發組分的巖漿流體演化過程中，不發生脫氣作用的玄武巖δ7Li值為4.5‰[57]。研究區地熱水δ7Li值介于3.5‰～3.8‰，而上地幔巖漿δ7Li 值介于3‰～5‰，島弧重熔巖漿δ7Li 值介于2‰～6‰[58]。在深部熱水排泄至地表Li同位素分餾效應較小的前提下，前人研究表明相對B同位素等非保守的元素地球化學行為，Li元素在水體富集過程中未發生明顯的同位素交換[54]。上述受到圍巖影響的流體Li同位素會相對偏正。因此，與B濃度及同位素指示意義相似，地熱水異常富集的Li濃度和相對偏負的同位素分布特征，也表明殘余巖漿流體上涌可能是主控機制。

5 結論

（1） 相對自然界一般水體，羊八井—當雄斷裂帶分布的溫泉普遍貧堿土金屬元素，卻顯著富集典型不相容元素B、Li、Rb、Cs等稀有堿金屬元素，且具有相對貧Rb而更富Cs的異常特征。

（2） 與圍巖及區域各類巖石或水體特征完全不同，地熱水異常富集B、Li元素的同時，具有顯著偏負的B、Li同位素分布特征，特別是具有B濃度越高，B同位素越偏負的獨特地球化學分布規律。

（3） 從水化學演化與B、Li 同位素分布特征推斷，水—巖交換作用對羊八井—當雄斷裂帶高溫地熱水體B、Li、Rb、Cs的富集具有一定的影響；但極高的B、Li濃度與極其偏負的同位素分布特征，以及結合羊八井周圍上地殼淺部各類地質與地球物理異常特征，這些不相容元素的顯著富集可能更與地殼重熔型殘余巖漿流體上涌以及脫氣過程有關，是B、Li、Rb、Cs等特征性元素富集以及B、Li同位素相對偏負的主控物源機制。

（4） 羊八井—當雄斷裂帶地熱水體異常富集B、Li、Rb、Cs等元素，除從熱電站廢水中開發利用的B資源外，進一步考慮綜合利用低品位Li等資源或參考現代鹽湖過程，進一步蒸發濃縮提取Li等資源是值得深入探索的重要課題。