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在地球水循环系统中，地表水、地下水和大气降水等不同类型水体具有不同的氢氧稳定同位素组成特征[1]。地热温泉作为一种天然环保的地热资源，是地球水循环过程中的重要组成部分。由于受温度、水-岩作用和冷水混入等因素的影响，地热温泉水的氢氧稳定同位素具有特有的同位素组成特征[2]。因此，为了准确地认识地热温泉水的水源以及水文循环过程，通常采用氢氧稳定同位素对其进行示踪，以获取地热温泉水补给来源、补给高程和补给温度等相关信息[3]，为地热温泉水资源的可持续开发利用提供重要依据。
目前，对于氢氧稳定同位素的研究在理论和实践上均有较快的发展，且主要集中应用于天然水、大气降水以及地表水等水体[4]，同时也逐渐应用于地下热水的相关研究[5-6]。早期的研究通过δD和δ18O数值确定了全球大气降水线，指出通常大气降水是地下热水的母源，18O飘移现象在高温地热系统中普遍存在[7]。如在美国加利福尼亚州科索高温地热系统中，储层岩石中的δ18O值与温度就表现出紧密关系[8]；日本别府地热系统中的高温温泉δ18O值相较于当地大气降水有所偏负，且随着蒸汽冷凝物的混入，温度升高也导致18O飘移的现象发生[9]。这两处典型地热系统均表明18O的飘移与地热热储温度直接相关。近50年来，国内相关专家学者对西藏区域内地下热水的氢氧稳定同位素也开展了相关研究，并利用氢氧稳定同位素信息估算地下热水热储温度和循环深度[4,10-11]，为区域地下热水资源的开发利用提供了良好的科学支持。同时，相关学者分别对西藏东部昌都区域的觉拥温泉[12]、阿旺地下热水[13]，中部拉萨区域的松多温泉、日多温泉、羊八井地热田[11]，北部那曲地区的谷露地热田[14]，南部区域内的谷堆地热田[15]以及西部日喀则区域内的搭格架地热田、色米地热田[15]等一些西藏区域内典型高温地热系统地下热水的氢氧稳定同位素特征开展了相关研究。结果表明西藏区域内地热温泉的补给来源主要为大气降水，但存在不同程度的18O飘移现象。其主要原因是这些地热温泉水体温度较高，水-岩作用强烈，从而发生了明显的氧同位素交换作用，导致地下热水中的δ18O含量增多。值得特别注意的是，西藏西部区域内的高硼地热区的地热温泉水样出现相较更明显的18O飘移现象，显示了岩浆流体补给的特点[15]。
这些前期的研究为进一步系统开展西藏地区地热温泉水的氢氧稳定同位素特征、补给来源以及补给高程的估算提供了基础。本文就以地热温泉分布广泛的西藏日喀则市行政区域为研究范围，涉及该区域18个县中的16个，筛选该区域内地热温泉出露较为典型的27处地热温泉、54个泉眼为研究对象，通过采集2020年枯水期（12月）以及2021丰水期（8月）各泉眼地热温泉水样，对这54个泉眼水样的氢氧稳定同位素时空变化特征、补给来源、补给高程和补给温度开展了研究。旨在同时从空间维度和时间维度对日喀则全区域范围内的地热温泉水循环过程中物质迁移进行了解，为区域地热温泉水资源的可持续开发与利用提供科学依据。
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日喀则市是西藏自治区下辖地级市（27°13′—31°49′N，82°1′—90°20′E），位于西藏自治区西南边陲。西衔阿里地区、北靠那曲市、东邻拉萨市与山南市，南部与尼泊尔等国家接壤。地处喜马拉雅、冈底斯、念青唐古拉山大山脉中段，平均海拔在4000 m以上[16]。区域降水空间分布不均匀，东部较多，在200—430 mm之间，西北部偏少，少于200 mm，且东部降水早于西部，降水年际波动大。降水量集中在7—8月，约占全年降水的90%以上[16]。西藏日喀则区域年蒸发量为2249.6 mm[17]，且西藏高原年蒸发量具有从中南部向西部、北部向东南部递减的趋势[18]。日喀则区域全年气温偏低，年较差小，日较差大，年均西部亚寒带地区为0 ℃，东部温带地区为6.5 ℃[19]，年平均气温为6.3 ℃，最冷月份（1月）平均气温为2—12 ℃，最暖月份（6月）的平均气温为10—18 ℃[20]。
日喀则区域沿断裂发育，岩浆活动和变质作用剧烈，区域内有大量地热温泉出露[21]。根据2000年出版的《西藏温泉志》记载[22]，日喀则区域内共有120处地热温泉，其中包括有间歇喷泉、高温温泉、中温温泉、低温温泉等多种类型地热温泉，地热温泉类型丰富，开发潜力大。在空间分布上，日喀则区域内东部地热温泉的数量多于西部。本研究涉及的27处地热温泉区域大地构造位置主要位于日喀则弧前盆地，沿印度河-雅鲁藏布江缝合带呈东西向展布，形态上较为狭长，宽度约为20 km，西部延伸至仲巴县境内，东部在仁布县处灭尖，北部紧邻拉萨地块，南部为蛇绿岩带[23]。本研究区域是青藏高原南部最重要的构造变形带。活动断裂主要包括雅鲁藏布江断裂带、谢通门—南木林断裂带以及甲冈—谢通门断裂带[24]。地层单元自南向北出露的分别为前白垩系的浅变质岩、雅鲁藏布江蛇绿岩混合带、昂仁组复理石沉积、大竹卡组砾岩、冈底斯火成岩以及第四系沉积，大体上由不同类型砾岩、黄岗岩、火山碎屑岩、黄土以及细砂等岩石构成[25]。
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本研究根据《西藏温泉志》中的温度分类标准：微温泉（水温5—20 ℃），低温温泉（水温21—35 ℃），温泉（水温36—45 ℃），热泉（水温46—80 ℃），亚沸泉（水温81 ℃至略低于当地水沸点温度）和沸泉（等于或略高于当地水沸点温度）[22]，结合区域内地热温泉数量东部多于西部的分布特征和地热温泉类型等整体情况，在前期现场调研及样品预采集和分析结果的基础上，筛选出日喀则区域内地热温泉出露较为典型的27处地热温泉（54个泉眼）（图1）作为研究对象，较为系统地对区域内的地热温泉水氢氧稳定同位素特征开展了研究。涉及的54个泉眼枯水期温度范围为13—87 ℃，其中包括3个微温泉，4个低温温泉，16个温泉，27个热泉以及4个沸泉。根据《地热资源地质勘查规范》（GB/T 11615-2010）[26]和《地下水质量标准》（GB/T 14848-2017）[27]中有关地热温泉水样品的采集、运输、保存和测定方法等相关技术规范，分别于2020年12月（枯水期）、2021年8月（丰水期）分2个水期采集了区域内相关地热温泉水样共计104份。其中，枯水期54份，丰水期50份。各地热温泉名称及其编号、相关泉眼样点编号等信息见表1。受丰水期地热温泉（如雅江（YJ）温泉、热龙（RL）温泉、如角（RJ）沸泉的泉眼RJ2及鲁鲁（LL）温泉的泉眼LL3 ，表1）附近河流水位上涨淹没以及人为开发污染（如孔玛（KM）温泉的泉眼KM2，表1）的影响，丰水期缺少相关4个样点水样的采集。
采集到的地热温泉水样现场立即使用0.45 μm聚醋酸纤维膜（美国密理博）过滤于经实验室酸洗预处理（65%HNO3，10% V/V）过的125 mL棕色带有螺旋盖的聚丙烯（PP）样品瓶中，尽量使水样品中不留有气泡，水样装满盖紧并标记后装入清洁的自封式聚乙烯（PE）塑料袋中，于4 ℃便携式冷藏箱保存运至实验室待测。泉眼温度的测量由大气温度计（100 ℃）现场测定完成，海拔、经纬度等参数由GPS（佳明G301）现场测定完成。为了保证数据的准确性和有效性，本研究设置了20%的空白水样以及10%的平行水样。
在实验室，氧同位素和氢同位素分别根据《天然水中氧同位素二氧化碳-水平衡法测定》（DZ/T 0184.21-1997）与《水中氢同位素锌还原法测定》（DZ/T 0814.19-1997），采用同位素比率质谱仪（Finnigan Delta V Advantage）、元素分析仪（Flash 2000 HT）由青岛科创质量检测有限公司完成测定。分析测定的数据统计计算均采用Microsoft Excel 2010、SPSS22.0和Origin8.6数据分析软件进行，结果图集的制作采用Origin8.6、ArcGIS10.6完成。
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地下水中同位素化学组分可以反映地下水系统的信息与水源形成、运移等动态过程，揭示地下水补径排关系[28]。由于受温度、水-岩作用、后期混入冷水及地下热水在深部滞留一段时间等过程的影响，氢氧稳定同位素具有特有的同位素特征[3]。
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研究区域内27处地热温泉均处于高海拔区域，海拔高度介于3720—5172 m。受地理因素和气候条件的影响，各地热温泉样点的水温均表现出丰水期高于枯水期的特点。枯水期地热温泉水水温介于13—87 ℃，丰水期水温则介于18—91 ℃，其中水温最高为搭格架（DGJ）间歇喷泉（两季平均水温为89 ℃），最低的为阿当微（ADW）温泉（两季平均水温为17.5 ℃）。
各样点氢氧稳定同位素分析测试结果（表2）表明，这些地热温泉水在枯水期的δD值为−176.3‰—−108.6‰（平均值为−150.8‰），δ18O值为−22.34‰—−12.81‰（平均值为−17.42‰）；丰水期虽然相关δD值变化范围稍有不同，为−182.1‰—−107.3‰，但其平均值与枯水期的平均值基本一致，为−150.062‰。而δ18O值的变化为−23.28‰—−15.17‰，（平均值为−19.309‰）则略低于枯水期。一般情况下，反距离权重法根据相近相似原理，利用预测点和采样点之间的距离进行加权。即，距离预测位置最近的点分配的权重越大，权重则作为距离的函数而减小[29]。由本研究根据氢氧稳定同位素反距离权重法的空间分布情况（图2）可以看出，对整个研究区而言，不同区域地热温泉氢氧稳定同位素均具有较为明显的空间分布特征格局和较大的值域范围。氢同位素在空间变化上整体表现为自东南向西北呈先减小再升高再减小的趋势。东南角与西南角为δD值的高值区，而西北部与中部为δD值的低值区（图2a）；氧同位素自东南向西北呈先减少再升高的趋势。整体上为南高北低的趋势，其中，东南、东北、西南和西北等4个角为δ18O值的高值区，中部为δ18O值的低值区（图2b）。δD与δ18O含量富集分析结果表明，除位于东南角的康布（KB）温泉水中的δD与δ18O含量最为富集以外，其他区域地热温泉水中的δD和δ18O富集、贫化的空间分布正好相反。说明研究区域内地热温泉水δD和δ18O的分布存在一定空间异质性。
研究表明，δ18O的富集与区域内较高的蒸发量有关[30]。自东南向西北，区域海拔逐渐增高，蒸发量也普遍增大，蒸发过程中同位素富集作用，使得区域水体中δ18O同位素含量增加。这表明研究区内，特别是西北部地热温泉水中的δ18O值受蒸发影响显著，而受海拔梯度和降雨量的影响较弱。另外，在地下水循环过程中，温度较高的地热温泉水-岩作用之间δ18O的交换更易于δD的交换[3]。而研究区内，自东南部向西北部，地热温泉温度逐渐升高，热储温度也随之升高[31]，相应地其水-岩作用也越加强烈[32].
水-岩作用也是影响研究区内大部分地热温泉水中δ18O值分布的主要因素之一。相较大部分被研究的地热温泉，在东南部的康布（KB）温泉水中δD、δ18O值均表现为最富集（图2）。康布（KB）温泉位于日喀则南部亚东沟，境内海拔较低，气候温润，是喜马拉雅山脉区域内南北纵向开裂的五条印度洋季风的水汽通道之一[33]。与大部分地热温泉不同，大气降水的补给以及较弱的水-岩作用可能是影响该地热温泉δD、δ18O分布的主要影响因素。
研究表明，氚过量值（d-excess值）的大小可用于判断大气补给的地下水滞留时间和水-岩作用程度等相关情况[34]。d-excess值能够反映地区大气降水与全球大气降水同位素分馏的差异程度[35]。即d-excess值越小说明大气降水补给地下水的滞留时间越长，水-岩作用越强烈[36]。因此，通过d-excess值的计算可进一步判断δD、δ18O分布的相关影响因素。
根据全球大气降水线方程（global meteoric water line，GMWL，方程表达式为δD=8δ18O+10[7]）来判断，d-excess值的大小相当于区域大气降水线斜率为8的截距[7]，由此可知全球大气降水中d-excess的平均值为10‰。通常把大气降水中δD和δ18O关系中出现的一个差值定义为氚过量值。即，d-excess=δD-8δ18O[36]。在一定区域内，通常情况下d-excess值与当地大气降水线的d-excess值一致，不受季节、高度和其他因素的影响，理论上数值是维持定值不变，但存在水-岩作用时会使氢氧稳定同位素发生交换，导致d-excess值发生变化[37]。
西藏日喀则区域内54个地热温泉样点在丰水期和枯水期的d-excess值计算结果数据变化如图3所示。由图3可以看出，研究区域内各泉眼地热温泉水的d-excess值在丰水期的变化范围为−20.84‰ —31.08‰，平均值为4.41‰；枯水期的变化范围为−50.72‰—10.76‰，平均值为−11.41‰。总体上，丰水期d-excess值大于枯水期，表明丰水期该区域内地热温泉水的大气降水补给较枯水期明显。但这与全球大气降水中d-excess值（10‰）相比，研究区枯水期地热温泉水的d-excess值范围较大，且均低于10‰，说明研究区内地热温泉水大气降水补给的滞留时间较长，在水-岩作用中的交换程度较强[31]。研究表明，岩石中会富集δ18O的值大约为4.86‰—14.12‰[38]，地热温泉水在径流过程中会与含δ18O的岩石反生交互作用，使得地热温泉水中的δ18O值变大，δD值变小，从而使得地热温泉水中d-excess值降低[31]。相较而言，康布（KB）温泉各泉眼样点的d-excess值较高，为6.98‰—10.76‰（平均值为8.53‰），较为接近全球大气降水的d-excess均值。表明该温泉11个泉眼的水源主要为大气降水且在各泉眼的滞留时间较短[36]。综上所述，可以看出，日喀则区域内除康布（KB）温泉以外，水-岩作用是区域内地热温泉水中δD、δ18O分布特征的主要影响因素。
由图3可以看出，被研究的54个泉眼样点中，康布（KB）温泉、龙中（LZ）温泉、如角（RJ ）沸泉、搭格架（DGJ）间歇喷泉、芒普（MP）温泉、卡乌（KW）沸泉和欧布堆（OBD）温泉在同一地热温泉范围内不同泉眼样点的d-excess值变化范围较小，说明这些泉眼样点大气降水补给的滞留时间相似，水-岩作用强度相似[36]；相比之下，金嘎（JG）温泉、鲁鲁（LL）温泉、斯冲（SC）温泉和荣满东（RMD）温泉，在同一地热温泉范围内不同泉眼样点的d-excess值变化范围则较大。值得注意的是，鲁鲁（LL）温泉和荣满东（RMD）温泉中天然泉眼（LL3、RMD1）和人工开发泉眼（LL1、LL2、LL4和RMD2）之间d-excess值差异明显。研究区域内，地热温泉的开发基本为小规模的合作社式的开发。为获得更大量及更高温的温泉洗浴用水，采用挖掘机在原有的泉眼所在地进行深部挖掘，并人为围挡是区域内地热温泉开发的主要形式。人为干扰可能是导致人工开发的泉眼d-excess值小于天然泉眼d-excess值的影响因素。而由于周边高山流水的混入情况不同，斯冲（SC）温泉的泉眼样点SC1和SC2的d-excess值变化也较大。虽然，SC1和SC2样点泉眼均位于山涧河道一侧，但SC1泉眼由石头围砌，构造环境比较封闭，径流路径较长，受浅层水的影响较小[39]，而SC2泉眼则直接袒露于河道，两个泉眼内冷水混入的比例不同。冷水水源的汇入会导致氢氧稳定同位素组成的差异变大[40]。
综上所述，除水-岩作用以外，地热温泉水的补给方式也是地下热水中物质组成的影响因素。
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氢氧稳定同位素中δD和δ18O的值可以用来判断地下水的来源[3]。即，通过区域地热温泉水中δD和δ18O数据与全球大气降水线（global meteoric water line，GMWL，方程表达式为δD=8δ18O+10[7]）、中国大气降水线（China meteoric water line，CMWL，方程表达式为δD=7.9δ18O+8.2[41]）以及区域大气降水线（即，青藏高原东部大气降水线）（local meteoric water line，LMWL，方程表达式为δD=8.2δ18O+19[42]）对比绘制研究区域δD-δ18O关系图，也能够了解该区域地热温泉水源补给、水-岩作用以及地下水混合作用等水文循环特征[43]。由西藏日喀则区域内地热温泉水样氢氧稳定同位素的δD-δ18O关系图（图4）可以看出，除康布（KB）温泉的11个泉眼样点（A、B、C、D、E、F、G、I、J、K、M）以外，研究区内其他地热温泉水样点基本都落在了GMWL、CMWL及LMWL的下方，且枯水期的偏离程度高于丰水期。在丰水期，区域内地热温泉水氢氧稳定同位素的关系表达式为δD=0.0794δ18O-7.3918（R2=0.7225，图4a），而枯水期这些地热温泉水的氢氧稳定同位素的关系表达式则为δD=0.0685δ18O-7.0904（R2=0.4997，图4b）。这些结果进一步说明，虽然在丰水期大气降水对区域内地热温泉的补给影响大于枯水期，但是除康布（KB）温泉以外，大多数地热温泉水样点可能因水-岩作用等原因使其在不同程度上偏离大气降水线。
由图4a可以看出，丰水期的δD和δ18O值，除康布（KB）温泉（A、B、C、D、E、F、G、I、J、K、M）、金嘎（JG）温泉、查当微（CDW）温泉和阿当微（ADW）温泉的各泉眼样点位于GMWL、CMWL及LMWL上方外，其余地热温泉样点的δD和δ18O值均位于GMWL、CMWL及LMWL下方。而枯水期（图4b），除康布（KB）温泉的各泉眼样点（A、B、C、D、E、F、G、I、J、K、M）以外，其余样点的δD和δ18O值均落在GMWL、CMWL及LMWL的下方。说明丰水期的补给来源较为复杂，致使丰水期和枯水期地热温泉补给存在差异。整体而言，除康布（KB）温泉以外，研究区内大部分地热温泉受水-岩作用剧烈的影响，无论是在丰水期还是枯水期，各样点均发生了不同程度的18O漂移现象，即位于GMWL、CMWL及LMWL的下方。这一结果与西藏其他区域的地热温泉，如西藏东部区域的阿旺地下热水[13]、南部的谷堆地热田[15]、西部的色米地热田[15]、北部的谷露地热田[14]，中部的松多温泉、日多温泉、羊八井地热田[11]等的情况类似。即，各地热温泉受水-岩作用影响，存在不同程度的18O飘移现象。而康布（KB）温泉各泉眼样点与大气降水的关系较为紧密，这与西藏东部觉拥温泉的情况类似，说明这两地地热温泉水具有较强的可更新能力[12]。
一般情况下，由于补给地下水的大气降水与岩石之间氢氧稳定同位素的不平衡，会发生水与岩石矿物之间氧同位素的交换，导致地下热水中氧同位素富集，氧同位素会向右偏移大气降水线（即18O飘移）[44]。而氧同位素交换作用通常与地热温泉的温度、压力及矿物的粒度等因素有关，本研究区内的地层岩石包括变质岩、火成岩（占地壳体积的95%[42]）和火山碎屑岩等，因火成岩和变质岩中，通常具有相同的氧同位素富集顺序。且由于岩石及矿物的δ18O值一直要比水的δ18O值大得多，地下热水与围岩接触发生氧同位素交换总是使得水中的δ18O值增加，完成氧同位素交换作用[3]。据此表明研究区水-岩相互作用中存在一定的氧同位素交换作用。
大气降水中海拔每增高100 m，δ18O将减少0.3‰。本研究区内平均海拔在4000 m以上,如角沸泉的海拔高达5128 m，高海拔导致了研究区域内δD、δ18O数据出现偏负现象。根据研究区内查孜地热田地下热水中δD、δ18O数据位于大气降水线下方，出现偏负现象，得出入渗补给的大气降水是影响δD、δ18O值的主要因素[45]，结合本研究的δD、δ18O数据可知，除康布（KB）温泉外，绝大多数地热温泉样点落在大气降水的左下方，且均为负值，表明入渗补给是δD、δ18O数据出现偏负现象的因素之一。通过与区域内雅鲁藏布江谢通门段至曲水段河流水样的δD（−130‰）和δ18O（−13‰）对比分析可知，研究区δD、δ18O值表现相对偏负，进一步说明δD、δ18O值受入渗补给的大气降水的影响。这与西藏东部海拔高于4000 m的大气降水δ18O的平均值为−18.84‰，主要受高程效应的影响不同，据此表明地热温泉水δD、δ18O值与入渗补给大气降水的影响程度强于高程效应。本研究中，水热活动较为剧烈的搭格架（DGJ）间歇喷泉、碧碧龙（BBL）喷泉、如角（RJ）沸泉和卡乌（KW）沸泉地下热水的18O飘移比羊八井地热田深部地下热水更为明显。羊八井地热田18O飘移值约2‰[46]，而本研究涉及的这些区域地下热水的18O飘移值大约分别在8.51‰—8.73‰，5.30‰，6.73‰ —6.85‰，和7.63‰—8.04‰之间。说明这些地热喷泉和沸泉水在上升过程中水-岩作用很强烈，发生了较显著的氧同位素交换作用。在丰水期，金嘎（JG）温泉的泉眼JG3和查当微（CDW）温泉均向大气降水线的左侧偏移。即，存在18O负飘移。推测可能与地热温泉水中长期存在大量游离CO2释放有关，这两个泉眼样点的现场实测游离CO2含量分别为121.18 mg·L−1和75.45 mg·L−1，为研究区东部所有被测样点间的最高值。这说明地热温泉水中长期存在的大量游离CO2的释放可与地下热水发生氧同位素交换，随着游离CO2的不断释放，致使δ18O的值降低，出现18O负飘移[3]。
地热温泉水和围岩之间相互作用可以在一定程度上表明同位素与温度的关系[11]。从研究区域内地热温泉水氢氧稳定同位素离散分布特征（图5）可以看出，在同一温度梯度内，δ18O的值较δD分散，δD的值则相对较集中。这表明在日喀则区域的地热温泉水中δD值更能反映其地下热水的原始来源[3]。
综合以上内容可以看出，日喀则区域内的地热温泉水主要受大气降水补给，且丰水期影响较枯水期明显。但除康布（KB）温泉以外，受区域海拔高度、降水量、蒸发量、温泉水温和游离CO2含量高低的影响，地热温泉水-岩作用的强烈程度不同。而强烈的水-岩作用使得水岩之间发生氧同位素的交换过程，δ18O得到富集，使δ18O值升高，导致地热温泉水存在不同程度的18O飘移，从而表现为地热温泉水中氢氧稳定同位素的空间异质性。即，水-岩作用是这些地热温泉主要物源的影响因素[6]。而地下热水的化学组成与水-岩作用中的水岩离子交换和氧化还原作用有着密切的联系[47]，因此今后通过水化学组分的分析对水-岩作用的物源输入开展研究有助于进一步了解这些地热温泉的水源、物源及其影响因素。相较而言，位于区域东南角亚东县康布村的康布（KB）温泉，无论在丰水期还是枯水期，大气降水均是地热温泉11个泉眼样点水源的主要补给方式，对大气降水补给的响应最为及时，且11个泉眼的δD、δ18O值相差较小（图3），较为稳定。研究表明，大气降水，当它所处的环境不同（如纬度、高程等），其δD和δ18O值有所差异，因此可以通过这些影响因素与δD和δ18O之间的关系来获得地热温泉补给区的补给高程与补给温度等相关信息[3]，进而可进一步明确补给区地热温泉水源和物源的主要影响因素。
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由前面的分析可以看出，日喀则区域内27处地热温泉、54个泉眼样点中，康布（KB）温泉全部11个泉眼样点在不同水期的补给来源均为大气降水。因此，可以根据δD和δ18O的高程效应，对该补给区高程进行估算[3]。
大气降水的δD和δ18O的值会随着高程的升高而降低[3]。因海拔高度的影响，不同地区高程效应有着较大的差别[48]。利用高程效应，可以将高海拔地区和低海拔地区地下热水的补给进行区别，进而估算地下热水的补给区高程。
δD和δ18O含量与当地海拔高度关系的高程公式（同位素入渗高度）[3]
而根据我国的δD值与补给区高程的关系，中国大气降水公式δD值的高程效应[49]可表达为：
由于高程效应是影响我国西南地区及青藏高原大气降水中δ18O值变化的主要原因，因此西南地区高程效应的表达式[50]为：
式中，H为补给区高程（m）；h为取样点高程（m）；δG为取样点水样的δD或δ18O值；δP为取样点附近大气降水（补给水）的δD或δ18O值。因西藏河流蒸发趋势线的斜率为7.83，最为接近我国大气降水线斜率7.9，说明河流水体的δD与δ18O更易受大气降水的影响[40]。据此本研究采用位于区域内雅鲁藏布江谢通门段至曲水段河流水样的δD（−130‰）和δ18O（−13‰）作为取样点附近的大气降水的δD、δ18O值[40]；K为大气降水δD或δ18O的高程梯度（δ/100 m）。在中国，高程每升高100 m，δ18O值降低−0.31‰，δD值降低−1‰—−4‰[51]，结合前人对大气降水中氢氧稳定同位素含量分布与地形高程之间的关系研究分析[51]，本研究采用西藏东部地区δ18O的高度梯度值（K取值为0.31‰/100 m）较为合适[51]。康布（KB）温泉补给区11个泉眼样点的补给高程计算结果如表3所示。
由表3可以看出，相比根据公式1、公式2和公式3计算得到的补给区高程，公式1计算所得各个泉眼的补给高程为4252—4301 m，仅高出实际泉眼取样点高程约10 m，较为接近各温泉泉眼的采样点实际高程，且高于周边补给区河流高程（本研究上游实测为4245 m，下游实测为4122 m）。因康布（KB）温泉同位素组成明显的接近补给区大气降水的平均同位素组成，表明康布（KB）温泉的补给来源主要来自地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给[42]。康布（KB）温泉洗浴历史较长，人为影响较显著，其不确定性影响因素也较多。如分别以δ18O与补给高程（H）和取样点高程（h）之间进行相关性比较，分别得出线性方程：H=−190.69δ18O+981.11（R2=0.9939）、h=−12.422δ18O+4068.5（R2=0.1643），δ18O与补给高程的相关关系显著高于取样点高程。由此，可进一步说明地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给是影响康布（KB）温泉地下热水水源和物源的主要因素。
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受大气降水补给的地下热水中的δD和δ18O与当地的大气温度总体上也会呈现出正相关关系[52]。因此补给区温度可以通过δD和δ18O的值根据温度效应进行估算[3]。
北半球大气降水的δ18O值和当地平均温度的关系式[3]
中国大气降水的δD的温度效应[28]可以表示为：
北半球高纬度地区大气降水的δ18O的温度效应[36]可以表示为：
根据公式4、公式5和公式6对康布（KB）温泉各泉眼样点的δD和δ18O值的计算结果如下表4所示。由于岩石中含氢矿物较少，地下热水中18O同位素更容易与围岩发生同位素交换反应，同位素交换反应对地下热水中的δD值影响不大，并根据氢氧稳定同位素离散分布特征，δD值离散程度较为稳定，据此根据δD值计算的结果更为准确。由表中数据可以看出，11个泉眼补给区温度为−6.27—−5.53 ℃，均为负值，且小于研究区内年平均气温（6.3 ℃[19]），推测由于补给区的海拔一般较高引起的。康布（KB）温泉所在地海拔较高（>4200 m），位于亚东沟，周围山峰常年积雪，所以补给区温度出现负值具有一定的合理性[53]。通过康布（KB）温泉补给区温度较低出现负值，进一步说明康布（KB）温泉地下热水水源和物源主要是地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给的，与“2.3”结论相符合。
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（1）氢同位素在空间变化上整体表现为自东南向西北呈先减小再升高再减小的趋势，氧同位素自东南向西北呈先减少再升高的趋势，其蒸发量和水-岩作用可能是影响该区域内温泉δD、δ18O分布的主要影响因素。且日喀则区域内除康布（KB）温泉以外，水-岩作用和地热温泉水的补给方式是地下热水中物质组成的影响因素。
（2）日喀则区域内的地热温泉水主要受大气降水补给，且丰水期影响较枯水期明显。但除康布（KB）温泉以外，其余地热温泉δD、δ18O值因受入渗补给大气降水的影响，δD、δ18O值出现偏负现象，且受区域海拔高度、降水量、蒸发量、温泉水温和游离CO2含量高低的影响，地热温泉水-岩作用的强烈程度不同，导致地热温泉存在不同程度的18O飘移，从而表现出地热温泉水中氢氧稳定同位素的空间异质性。
（3）通过大气降水中δD和δ18O的高程效应和温度效应，得出康布（KB）温泉11个泉眼的补给高程为4252—4301 m；补给区温度为−6.27—−5.53 ℃，均为负值且小于研究区内年平均气温，推测由于补给区的海拔一般较高引起的。补给区高程和补给区温度的估算结果均表明地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给是影响康布（KB）温泉地下热水水源和物源的主要因素。
西藏日喀则区域地热温泉水氢氧稳定同位素特征
Hydrogen and oxygen stable isotopic characteristics of geothermal hot spring water in Shigatse region, Tibet
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摘要: 西藏日喀则区域内地热资源丰富，但针对这些地热温泉水氢氧稳定同位素特征研究相对匮乏。本研究对西藏日喀则区域内27处地热温泉、54个泉眼水样的δD和δ18O含量时空变化、补给来源、补给高程和补给温度开展了研究。结果表明，氢同位素在空间变化上整体表现为自东南向西北呈先减小再升高再减小的趋势，氧同位素自东南向西北呈先减少再升高的趋势，其蒸发量和水-岩作用可能是研究区地热温泉水δD、δ18O分布的主要影响因素。在被研究的54个泉眼中，与西藏其他区域情况类似，研究区内的地热温泉水主要受大气降水补给，且丰水期影响较枯水期明显。但除康布（KB）温泉的11个泉眼以外，其余43个泉眼样点受区域海拔高度、降水量、蒸发量、温泉水温和游离CO2含量高低的影响，地热温泉水-岩作用的强烈程度不同，导致地热温泉水存在不同程度的18O飘移，从而表现出地热温泉水中氢氧稳定同位素的空间异质性。研究区内除康布（KB）温泉以外，水-岩作用和地热温泉水的补给方式是地下热水中物质组成的影响因素。而康布（KB）温泉，因无明显的水-岩作用，使得其与大气降水的关系更为紧密。利用大气降水中δD和δ18O的高程效应和温度效应的计算可以得出康布（KB）温泉的补给高程为4264—4301 m，补给温度为−6.27—−5.53 ℃。这进一步表明康布（KB）温泉地下热水主要受地热温泉出露区附近所在山体接受的大气降水入渗补给影响。Abstract: The Shigatse region of Tibet is rich in thermal resources, but there are few studies on the hydrogen and oxygen stable isotopic characteristics of these geothermal hot spring waters and their significance. In this study, the temporal and spatial variations of δD and δ18O contents, recharge sources, recharge elevation and recharge temperature of 27 geothermal hot springs (all together with 54 spring water samples) in Shigatse region ,Tibet were studied. The results showed that the overall spatial variation of hydrogen isotopes showed a trend of decreasing and then increasing, and decreasing at the end from southeast to northwest direction. Oxygen isotopes were as decreasing and then increasing from southeast to northwest. The evaporation and water-rock interaction may be the main factors influencing the distribution of δD and δ18O in geothermal hot spring waters. Among the 54 spring samples studied, similar to the other regions in Tibet, the geothermal hot spring waters in the study area were mainly recharged by atmospheric precipitation, and the impact was more obvious in the wet season than in the dry season. However, except for the 11 springs samples from Khambu (KB) hot spring, the remaining 43 spring samples were affected by the regional altitude, precipitation, evaporation, hot spring water temperature and free CO2 contents. The intensity of the hydrothermal effect of geothermal hot springs was different, resulting from different degrees of 18O drift in geothermal hot spring waters, thus showing the spatial heterogeneity of hydrogen and oxygen stable isotopes in geothermal hot spring waters. Except for the Khambu (KB) hot springs in the study area, the water-rock interaction and the replenishment method of the geothermal hot spring waters were the influencing factors of the material composition of the underground hot waters. The Khambu (KB) hot springs had no obvious water-rock interaction, which made it more closely related to atmospheric precipitation. It can be concluded that the recharge elevation of the Khambu (KB) hot spring is 4264—4301 m, and the recharge temperature is −6.27—−5.53 ℃. This further indicates that the geothermal waters of the Khambu (KB) hot springs was mainly affected by the infiltration and recharge of atmospheric precipitation received by the mountains near the geothermal hot springs.
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图 1 西藏日喀则区域地热温泉样点分布图
Figure 1. Map of sampling sites for geothermal hot springs in Shigatse region, Tibet
图 2 西藏日喀则区域地热温泉水氢（a）和氧（b）同位素空间分布特征图
Figure 2. Spatial distribution of hydrogen （a）and oxygen（b） isotopes in geothermal hot spring waters in Shigatse region, Tibet
图 3 西藏日喀则区域地热温泉水d-excess值在枯水期和丰水期的变化图
Figure 3. Variation of d-excess value of geothermal hot spring waters in Shigatse region, Tibet during dry and wet seasons
图 4 西藏日喀则区域地热温泉水δD-δ18O关系图（a）丰水期；（b）枯水期
Figure 4. δD-δ18O relationship diagram of geothermal hot spring waters in Shigatse region, Tibet
图 5 西藏日喀则区域地热温泉水δD、δ18O与温度关系图
Figure 5. The relationship between δD, δ18O and temperature of geothermal hot spring waters in Shigatse region, Tibet
表 1 西藏日喀则区域地热温泉样点基本信息表
Table 1. Basic information of geothermal hot spring sampling sites in Shigatse region, Tibet
序号
Serial number地热温泉名称
Name of geothermal hot spring泉眼编号 - 地热温泉类型
Spring sampling number - Geothermal spring type海拔/m
Altitude地热温泉所在县
The county1 荣满东温泉（RMD） 2个采样点:枯（RMD1、RMD2）- 热泉；
丰（RMD2）→低温温泉4096 仁布县 2 雅江温泉（YJ） 1个采样点:枯（YJ）- 热泉；丰
→未采样3720 3 查当微温泉（CDW） 1个采样点:（CD）- 微温泉 4177 康马县 4 拉布普温泉（LBP） 1个采样点:（LBP）- 温泉 4368 南木林县 5 碧碧龙喷泉（BBL） 1个采样点:（BBL）- 沸泉 4548 6 欧布堆（OBD） 2个采样点:枯（OBD1）-热泉；（OBD2）-低温温泉；
丰（OBD2)→温泉4455 7 金嘎温泉（JG） 2个样点:（JG1、JG3）- 温泉 4316 江孜县 8 康布温泉（KB） 11个样点:枯（A、B、C、D、E、I、J、K、M）- 热泉，
（F、G-温泉）；丰（D、E、J、K、M）→温泉4259 亚东县 9 塔杰温泉（TJ） 1个采样点:（TJ）-热泉 4492 岗巴县 10 龙中温泉（LZ） 3个采样点:枯：（LZ1）-热泉，（LZ2）-温泉，（LZ3）-沸泉；
丰（LZ1）→温泉4512 11 孔玛温泉（KM） 2个采样点:枯（KM1）-温泉、（KM2）-热泉；
丰（KM2）→未采样4697 12 东拉热泉（DL） 1个采样点:（DL）-温泉 4776 定结县 13 果琼温泉（GQ） 1个采样点:（GQ）-热泉 3923 谢通门县 14 卡嘎温泉（KG） 1个采样点:（KG）-热泉 3946 15 卡乌温泉（KW） 3个采样点:枯（KW1、KW3）- 热泉；（KW2）-温泉；
丰（KW1）→沸泉，（KW2）→低温温泉4619 萨迦县 16 芒普温泉（MP） 2个采样点:枯（MP1、MP2）- 温泉；丰（MP2）→热泉 4607 拉孜县 17 锡钦温泉（XQ） 1个采样点:（XQ）-热泉 4013 18 尼夏温泉（NX） 1个样点:（NX）-热泉 4173 定日县 19 鲁鲁温泉（LL） 4个采样点:枯（LL1、LL2）-热泉，（LL3）-低温温泉，
（LL4）- 温泉；丰（LL3）→未采样4421 20 仓木达温泉（CDM） 1个采样点:（CDM）-温泉 4398 21 搭格架间歇喷泉（DGJ） 3个样点：枯（DGJ1、DGJ3）- 沸泉，（DGJ2）—热泉；
丰（DGJ2）→沸泉，（DGJ3）→亚沸泉5065 昂仁县 22 热龙温泉（RL） 1个采样点:(RL）-温泉 4383 昂仁县 23 阿当微（ADW） 1个样点:（ADW）-微温泉 4352 聂拉木县 24 仲玛低温温泉（ZM） 1个采样点:枯（ZM）-微温泉；丰：（ZM）→热泉 4291 吉隆县 25 卡龙温泉（KL） 1个采样点:（KL）-温泉 4443 26 如角沸泉（RJ） 3个采样点:枯（RJ1-RJ3）-热泉；丰（RJ1）→沸泉，
（RJ3）→未采样5128 萨嘎县 27 斯冲温泉（SC） 2个泉眼:（SC1、SC2）-低温温泉 5120 仲巴县 
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表 2 西藏日喀则区域地热温泉氢氧稳定同位素和温度数据
Table 2. Hydrogen and oxygen stable isotopes and temperature data of geothermal hot springs in Shigatse region, Tibet
序号
Serial number泉眼编号
Spring sample number丰水期 (Wet season) 枯水期 (Dry season) δ18O/‰ δD/‰ t/℃ δ18O/‰ δD/‰ t/℃ 1 荣满东（RMD）温泉RMD1泉眼 −17.72 −151.9 59 −12.81 −153.2 54 2 荣满东（RMD）温泉RMD2泉眼 −15.82 −147.4 24 −16.55 −152.3 63 3 雅江（RMD）温泉YJ泉眼 — — — −18.45 −162.3 78 4 查当微（CDW）温泉CDW泉眼 −22.22 −148.5 18 −19.12 −148.6 17 5 拉布普（LBP）温泉LBP泉眼 −20.54 −165.4 42 −18.37 −165.8 36 6 碧碧龙（BBL）喷泉BBL泉眼 −21.65 −165.7 91 −15.30 −165.0 85 7 欧布堆（OBD）温泉OBD1泉眼 −21.63 −170.1 72 −16.47 −167.3 66 8 欧布堆（OBD）温泉OBD2泉眼 −21.75 −178.9 39 −15.91 −166.8 28 9 金嘎（JG）温泉JG1泉眼 −20.27 −149.3 43 −18.22 −149.4 40 10 金嘎（JG）温泉JG3泉眼 −21.78 −149.3 39 −19.11 −153.5 40 11 康布（KB）温泉A泉眼 −17.41 −108.2 50 −14.93 −110.2 54 12 康布（KB）温泉B泉眼 −16.85 −107.9 47.5 −14.92 −108.6 52 13 康布（KB）温泉C泉眼 −16.97 −109.8 48 −14.93 −110.3 51 14 康布（KB）温泉D泉眼 −16.16 −108.8 44.5 −14.51 −109.1 48 15 康布（KB）温泉E泉眼 −15.92 −107.9 44 −14.65 −109.1 49 16 康布（KB）温泉F泉眼 −15.88 −107.6 44 −14.88 −110.1 45 17 康布（KB）温泉G泉眼 −16.13 −109 43 −14.79 −110.1 41.5 18 康布（KB）温泉I泉眼 −15.99 −109.9 48 −14.80 −110.3 50 19 康布（KB）温泉J泉眼 −15.36 −108.7 42 −14.72 −110.5 46 20 康布（KB）温泉K泉眼 −15.63 −108.9 45 −14.76 −110.8 50 21 康布（KB）温泉M泉眼 −15.17 −107.3 39 −14.78 −110.1 43 22 塔杰（TJ）温泉TJ泉眼 −19.69 −155.2 53 −18.30 −155.8 50 23 龙中（LZ）温泉LZ1泉眼 −19.27 −154 37 −18.01 −155.8 77 24 龙中（LZ）温泉LZ2泉眼 −18.74 −153.2 42 −17.76 −153.8 41 25 龙中（LZ）温泉LZ3泉眼 −19.19 −155.4 88 −18.01 −154.8 84.5 26 孔玛（KM）温泉KM1泉眼 −18.65 −158.4 43 −17.04 −158.0 45 27 孔玛（KM）温泉KM2泉眼 — — — −16.84 −156.5 53 28 东拉（DL）温泉DL泉眼 −23.28 −174.3 44 −22.34 −176.3 40 29 果琼（GQ）温泉GQ泉眼 −18.97 −160.6 60 −17.82 −160.3 57 30 卡嘎（KG）温泉KG泉眼 −20.98 −167.1 55 −20.30 −168.3 48 31 卡乌（KW）沸泉KW1泉眼 −20.93 −169.8 87 −17.63 −165.5 75 32 卡乌（KW）沸泉KW2泉眼 −17.3 −158.2 22 −17.87 −163.3 39 33 卡乌（KW）沸泉KW3泉眼 −19.47 −173.2 61 −18.04 −164.3 54 34 芒普（MP）温泉MP1泉眼 −21.69 −167.1 44 −20.90 −168.0 40 35 芒普（MP）温泉MP2泉眼 −21.91 −168.5 46 −21.20 −169.1 45 36 锡钦（XQ）温泉XQ泉眼 −22.04 −182.1 53 −20.43 −171.6 50 37 尼夏（NX）温泉NX泉眼 −22.97 −172.7 50 −20.83 −169.7 48 38 鲁鲁（LL）温泉LL1泉眼 −20.94 −169.1 58 −19.70 −169.0 61 39 鲁鲁（LL）温泉LL2泉眼 −19.38 −166.1 57 −17.23 −165.9 66 40 鲁鲁（LL）温泉LL3泉眼 — — — −19.18 −167.2 32 41 鲁鲁（LL）温泉LL4泉眼 −19.84 −167.1 44 −18.44 −168.4 43 42 参木达（CDW）温泉CDM泉眼 −20.33 −161.4 39.5 −19.84 −165.0 44 43 搭格架（DGJ）间歇喷泉DGJ1泉眼 −19.44 −158.2 91 −18.73 −158.4 87 44 搭格架（DGJ）间歇喷泉DGJ2泉眼 −19.48 −159.6 84 −18.51 −159.4 78 45 搭格架（DGJ）间歇喷泉DGJ3泉眼 −20.13 −162.1 81 −18.59 −159.8 85 46 热龙（RL）温泉RL泉眼 −19.24 −156.7 37 −18.98 −159.6 41 47 阿当微（ADW）温泉ADW泉眼 −18.04 −131.9 18 −15.22 −133.5 19 48 仲玛（ZM）低温温泉ZM泉眼 −19.66 −161.1 48.5 −17.80 −150.0 13 49 卡龙（KL）温泉KL泉眼 −18.93 −160.5 42.5 −15.35 −155.3 40 50 如角（RJ）沸泉RJ1泉眼 −21.63 −172.2 84 −16.85 −166.5 79 51 如角（RJ）沸泉RJ2泉眼 −21.59 −166.2 75 −16.73 −167.0 70 52 如角（RJ）沸泉RJ3泉眼 — — — −16.81 −168.0 80 53 斯冲（SC）温泉SC1泉眼 −20.38 −159.2 32 −15.90 −162.9 32 54 斯冲（SC）温泉SC2泉眼 −20.51 −161.4 35 −20.53 −161.1 21
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表 3 西藏日喀则区域康布（KB）温泉补给区高程计算结果统计表
Table 3. Statistical table of elevation calculation results of Khambu (KB) hot spring supply area in Shigatse region, Tibet
泉眼编号
Spring numberδG(18O)/‰ δP(18O)/‰ 采样高程/m
Sampling elevationK/‰ H/m 平均高程/m
Average elevation公式1
Formula 1公式2
Formula 2公式3
Formula 3A −16.17 −13 4254 −0.31 4264 2740 5172 4058.67 B −15.885 −13 4292 −0.31 4301 2708 5014 4007.67 C −15.95 −13 4261 −0.31 4271 2768 5050 4029.67 D −15.335 −13 4260 −0.31 4268 2732 4708 3902.67 E −15.285 −13 4260 −0.31 4267 2717 4681 3888.33 F −15.38 −13 4263 −0.31 4271 2728 4733 3910.67 G −15.46 −13 4259 −0.31 4267 2752 4778 3932.33 I −15.395 −13 4263 −0.31 4271 2770 4742 3927.67 J −15.04 −13 4252 −0.31 4259 2753 4544 3852.00 K −15.195 −13 4245 −0.31 4252 2762 4631 3881.67 M −14.975 −13 4257 −0.31 4263 2723 4508 3831.33
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表 4 西藏日喀则区域康布（KB）温泉补给区温度估算结果
Table 4. Estimation results of Khambu(KB) hot spring supply area temperature in Shigatse region, Tibet
泉眼编号
Spring numberδ18O/‰ δD/‰ t/℃ 平均值/℃
Average value公式4
Formula 4公式5
Formula 5公式6
Formula 6A −16.17 −109.20 0.06 −6.07 −1.91 −2.64 B −15.89 −108.25 0.08 −5.53 −1.90 −2.45 C −15.95 −110.05 0.06 −6.10 −1.91 −2.65 D −15.34 −108.95 0.86 −5.70 −1.31 −2.05 E −15.29 −108.50 0.60 −5.70 −1.51 −2.21 F −15.38 −108.85 0.15 −6.03 −1.84 −2.57 G −15.46 −109.55 0.33 −6.03 −1.71 −2.47 I −15.40 −110.10 0.31 −6.10 −1.73 −2.51 J −15.04 −109.60 0.46 −6.17 −1.61 −2.44 K −15.20 −109.85 0.38 −6.27 −1.67 −2.52 M −14.98 −108.70 0.35 −6.03 −1.70 −2.46
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