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地热能具有低碳、绿色环保、稳定可靠、可循环利用的典型特点，被列为可再生能源的重要类型之一（王贵玲等，2020; 王龙平等，2022）。我国地热资源丰富，主要以中低温地热资源为主（王贵玲等，2020）。受地热资源分布不均、地质条件、开发技术和运输条件的限制，高温地热水的开发与利用效率较低，加上人们对清洁能源利用的需求不断增大，丰富且分布广泛的中低温地下热水受到越来越多的关注（谢娜等，2020; Zhang Ying et al.，2020; Yuan Jianfei et al.，2022）。
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西藏地热资源丰富，特别是其南部特提斯喜马拉雅地热带，是一条现今仍然十分活跃的地热带，也是我国乃至世界上重要的地热资源分布区（许鹏等，2018; 廖昕等，2020）。受强烈构造活动影响，该区地热地质条件复杂，水热活动频繁（张永双等，2021）。喜马拉雅地热带虽温泉极为发育，但受交通、气候等因素的限制，除羊八井—当雄一带大型地热田研究丰富以外，对其他地热资源开展的系统研究相对较少。前人研究主要集中于西藏典型地热田的地热水资源分布特征（佟伟等，2000; Yang Haijun et al.，2019）、地热资源科学开发利用（多吉，2003）、地热成因、热储类型及热储温度等方面（孙红丽等，2015; 王鹏等，2016; 郭宁等，2020; 马鑫等，2021）。针对喜马拉雅东构造结地热带，前人对热储类型、热水运移模式、地热水异常富集元素的物源机制进行了研究，仅从定性角度分析了昌都—拉萨段的地热资源开发潜力（许鹏等，2018；马鑫等，2021），而对该区地下热水资源的赋存规律、循环特征、成因机制、资源储量与科学开发利用等方面，缺乏系统、综合研究。
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本文以喜马拉雅东构造结波密—拉月地区地热系统为研究对象，通过野外地热地质调查、水化学、稳定同位素及放射性同位素测试分析等手段，分析区内地下热水赋存规律、地表显示及其水化学同位素特征，计算地下热水补给来源及补给高程；应用地热温标法、硅-焓模型、地温梯度等计算热储温度、热水循环深度、冷水混合比例，揭示地下热水成因模式；评价研究区地热资源储量与开发利用潜力，为今后当地地热资源的勘查开发与高效利用提供参考依据，助力实现国家“双碳”目标。
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1 研究区概况
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1.1 自然地理
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研究区地处念青唐古拉山脉东段区域，其整体地貌特征表现为地形切割较为强烈的藏东高原高山峡谷地貌。区内缓斜坡、陡坎、冲沟等微地貌较为发育，地形坡度变化较大，山体顶部高程一般在3800 m以上，山峰相对陡峭。区内气候条件主要受控于印度洋暖湿气流和西南季风影响，雨量丰富，夏季湿润无高温，冬季温和较干燥（马剑飞等，2021）。区内多年平均气温为9℃，极端平均气温介于-13.7~31.4℃之间；降水集中期主要为每年的3~10月份，多年平均降水量为957.8 mm。区内水系发育，主要为雅鲁藏布江及其支流帕隆藏布、易贡藏布、拉月曲等。
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1.2 地层岩性
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研究区属冈底斯-喜马拉雅地层大区（王立全等，2021），受雅鲁藏布江混杂岩带两侧边界断裂割裂，可进一步划分为拉萨-察隅地层、高喜马拉雅地层和雅鲁藏布江地层分区。拉萨-察隅地层分区为念青唐古拉岩群，岩性主要为黑云二长片麻岩、黑云斜长片麻岩、角闪片岩和花岗片麻岩；高喜马拉雅地层分区为南迦巴瓦岩群，岩性主要为麻粒岩、片麻岩和大理岩片麻岩；雅鲁藏布江地层分区为雅鲁藏布江蛇绿混杂岩带，主要岩性为石英岩、白云母石英片岩、片麻岩等，有少量岩浆岩分布（图1）。
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1.3 地热地质条件
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喜马拉雅东构造结位于青藏高原的中东部地区，是印度洋板块向欧亚板块的俯冲、楔入的最前缘，其中喜马拉雅东构造结雅鲁藏布江大拐弯处，是现今地球上构造活动最强烈、地貌演化最快的地区之一（董汉文等，2018; 许鹏等，2018），形成了喜马拉雅东构造结地热带。该区活动断裂发育，如雅鲁藏布江断裂带、嘉黎-察隅断裂带、帕隆-旁辛断裂带以及嘉黎-易贡断裂、通麦-通灯断裂等一系列次级断裂（张鹏等，2017），区内地热地质条件受区域活动构造控制作用明显。研究区属大地热流高异常区，大地热流值变化范围为89~97 mW/m2（姜光政等，2016）。雅鲁藏布江缝合带为该区域主要控热构造，沿线北西向张扭性次级断裂为主要导水导热断裂，深部热水在控热构造与次级断裂交汇部位出露成泉（马鑫等，2021）。区内出露温泉达20余处，温泉温度介于21.4~95℃之间，跨度明显，低温温泉（20℃≤t＜40℃）、中温温泉（40℃≤t＜75℃）以及高温温泉（t≥75℃）均有分布，水热活动频繁。
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2 区域地热资源赋存特征
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2.1 温泉分布与出露特征
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研究区内温泉分布受活动断裂控制作用明显。根据温泉出露位置与构造之间的关系，可将研究区分为三个水热活动区。
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一是受控于雅鲁藏布江缝合带，温泉发育，多以泉群出露为主，典型的为拉月温泉群（LYB12）、迫隆温泉群（LYB08）。拉月温泉群排泄点约20余处，出露高程约2300 m，温度介于37~43℃之间，流量为3.86 L/s；迫隆温泉群排泄点10余处，出露高程约2150 m，温度介于35~79℃之间，流量约5 L/s。高温温泉主要出露于雅鲁藏布江大拐弯处，如阿斯登沸泉（ZQ290）和札曲温泉（ZQ289），温度分别为94℃和85℃。地下热水主要赋存于中生代雅鲁藏布江岩群，岩性主要为石英片岩、长英质片麻岩类。
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二是受控于通麦-通灯活动断裂，于帕隆藏布西北岸出露常青沸泉（LYA17），蒸汽温度可达94℃，出露高程约2100 m，流量约1 L/s。地下热水主要赋存于中—新元古代的念青唐古拉岩群b岩组（Pt2-3Nqb），岩性主要为斜长片麻岩。
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三是受控于嘉黎-察隅活动断裂带，温泉相对发育，如拉嘎温泉（ZQ293）和拍拍温泉（ZQ296），温度介于29~57℃之间，出露地层为古生代石炭系诺错组（C1n），岩性主要为板岩夹薄层灰岩；中-新元古代念青唐古拉岩群b岩组（Pt2-3Nqb），岩性主要为斜长片麻岩，出露易贡温泉（ZQ292）和柏村温泉（ZQ294）等；中-新元古代念青唐古拉岩群c岩组（Pt2-3Nqc），岩性主要为斜长角闪片麻岩，出露曲中龙巴温泉（ZQ298、ZQ299）等。
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2.2 水文地球化学特征
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区内地下热水溶解性总固体（TDS）普遍较高，多大于1000 mg/L，主要阳离子为Ca2+和Na+，Ca2+含量为42.5~304.1 mg/L，Na+含量为83.3~576.8 mg/L，少部分热水以Mg2+占优，含量为45.6~246.3 mg/L；主要阴离子为SO42-和 HCO-3，SO42-含量为239.9~1028.8 mg/L，HCO-3含量为168.6~780.4 mg/L（表1）。热水微量元素中偏硅酸、偏硼酸含量较高，如常青温泉温度达94℃，偏硅酸含量达309.0 mg/L，偏硼酸含量为58.52 mg/L；迫隆温泉群温度最高达79℃，偏硅酸含量达233.8 mg/L，偏硼酸含量为40.04 mg/L，均远超理疗矿泉水认定标准（表2）。因此，从热水TDS、温度、偏硅酸、偏硼酸等指标来看，该区地下热水具有很高的应用价值，可作为理疗矿泉水使用。但热水的TDS、SO42-、F-含量偏高，不宜作为天然饮用矿泉水。
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图1 喜马拉雅东构造结位置及地热地质简图
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Fig.1 Geothermal geology map and location of eastern Himalayan syntaxis
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1 —第四系；2—来姑组；3—诺错组；4—派乡岩组；5—直白组；6—多雄拉混合岩；7—念青唐古拉岩群；8—外来基底岩片；9—石英片岩岩片；10—混杂带基质；11—白垩系黑云二长花岗岩；12—侏罗系黑云二长花岗岩；13—侏罗系石英闪长岩；14—第三系黑云二长花岗岩；15—雅鲁藏布江缝合带；16—冰川；17—地表水点；18—冷泉与钻孔；19—低温温泉；20—中温温泉；21—高温温泉；22—样品编号（水温℃）
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1 —Quaternary; 2—Laigu Formation; 3—Nuocuo Formation; 4—Paixiangyan Formation; 5—Zhibai Formation; 6—Duoxiongla migmatite; 7—Nyainqentanglha Group; 8—basement blocks; 9—quartz schist slices; 10—migmatite matrix; 11—Cretaceous biotite monzonitic granite; 12—Jurassic biotite monzonite granite; 13—Jurassic quartz diorite; 14—Tertiary biotite monzonite granite; 15—Yarlung Zangbo suture zone; 16—glaciers; 17—surface water; 18—cold spring and drill hole; 19—low temperature thermal springs; 20—medium temperature thermal springs; 21—high temperature thermal springs; 22—sample number (water temperature℃)
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根据水化学数据绘制研究区水样Piper三线图（图2）。温泉水化学类型以HCO3·SO4-Na·Ca、SO4-Na·Ca型水为主，部分热水Mg2+占优。冷泉水化学类型为HCO3·SO4-Ca及SO4·HCO3-Ca型水，地表水以HCO3-Ca和HCO3·SO4-Ca型水为主。可见浅层冷水沿区域构造向下渗流，随着循环路径的增长、循环深度的增加，温度逐渐升高，Ca2+、Mg2+离子含量逐渐减小，Na+、K+离子含量逐渐升高；阴离子无明显变化趋势。
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图2 喜马拉雅东构造结温泉及其他类型水样Piper图
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Fig.2 Piper diagram of thermal springs and other water samples in eastern Himalayan syntaxis
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2.3 同位素特征及应用
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将研究区野外调查所采集的地表水、温泉、冷泉的δD、δ18O数据绘制成δD-δ18O关系图（图3）。地表水的δD为-95‰~-58‰，δ18O为-13.6‰~-9.3‰；自流井及冷泉的δD为-99‰~-70‰，δ18O为-13.6‰~-10.2‰；温泉的δD为-94‰~-74‰，δ18O为-12‰~-9.7‰。
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2.3.1 补给来源
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氢氧稳定同位素是判断地下水补给来源的重要指示剂（秦大军等，2019）。Craig（1961）通过对全球各地大气降水和地表水的δD、δ18O数据进行分析，揭示了大气降水的δD、δ18O之间存在线性关系式为：δD=8δ18O+10。刘进达等（1997）通过汇总全国20多个监测站台大气降水的同位素监测数据求得西南地区大气降水线方程为：δD=7.54δ18O+4.84。根据同位素测试分析结果，地表水、冷泉、自流井及大部分温泉均位于全球大气降水线和西南地区大气降水线附近，指示了地下水及地下热水为大气降水起源。大部分温泉有轻微的18O漂移现象，而常青沸泉18O漂移现象明显，指示了热水循环过程中的水-岩作用同位素交换程度的大小。除常青沸泉外，其他温泉与地表水、冷泉同位素分布区间一致，反映了地下热水与浅层冷水联系密切。温泉的氚含量为2.5~4.6 TU，也指示了存在现代大气降水的补给。
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2.3.2 补给高程
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理论上，大气降水的稳定同位素δD和δ18O随着降水高度的增大而减小，即具有高程效应，利用大气降水同位素的这种变化规律可确定地下水的补给区范围和补给高程（谭梦如等，2019; 张春潮等，2021）。但对于地下热水而言，通常会因水-岩作用的同位素交换而发生18O漂移的现象（戴蔓等，2021），使得补给高程的计算出现偏差，因此多采用δD值来进行计算。根据图3可以看出，地下热水点大部分位于大气降水线附近，极个别发生18O漂移而偏离曲线，蒸发作用不明显，因此可用δD值对补给高程进行计算。公式为：
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式中，H为补给高程（m）；h为取样点高程（m）；δG为地下水（泉水）的氘氧同位素值；δp为取样点附近大气降水的氘氧同位素值（‰），取通麦大气降水（Y01）同位素值（表1）；K为大气降水的氘氧同位素高程梯度（-δ/100 m），西南地区δD取-2.5‰/100 m（汪集旸等，1993）。计算结果表明，区内典型温泉的补给高程为4309~4988 m（表3），结合温泉周边地形、地貌及水文地质条件综合分析，常青沸泉主要接受东南部斜长片麻岩山区地下水的补给，其余温泉主要接受位于其西北部斜长片麻岩山区地下水的补给。
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注：指标中有一项符合表2规定即可认定为理疗矿泉水。
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图3 喜马拉雅东构造结水样点的δD和δ18O关系图
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Fig.3 The relationship diagram of δD-δ18O of water samples in eastern Himalayan syntaxis
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2.3.3 热储温度
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地热温标法是计算热储温度的有效手段，但地热温标法使用的前提是作为地热温标的某种溶液或气体和热储中的矿物达到了平衡状态（刘军强，2014），因此首先要检验地热水和矿物的平衡状态。Na-K-Mg三角图解法常用于评价水-岩平衡状态。将研究区地下热水的Na、K、Mg含量投影至Na-K-Mg平衡三角图上（图4），发现除常青沸泉达到部分平衡外，其余温泉均属于“未成熟水”，即水-岩之间尚未达到离子平衡状态，矿物溶解仍在继续，或是热水受到了冷水的混合。因此，在此状态下，采用Na-K-Mg以及K-Mg阳离子温标计算热储温度不合理，适宜采用二氧化硅地热温标法估算热储温度。SiO2温标以硅矿物在热液中的溶解-沉淀平衡理论为基础，在热水温度下降时，SiO2沉淀过程很慢。温度低于300℃时，盐度、压力几乎不影响石英和无定形SiO2的溶解度，其他离子和络合物一般情况下也不会影响水中溶解的SiO2，以上特点使得SiO2作为地热温标得到较为普遍的使用（张春潮等，2021）。前人利用Na-K温标和二氧化硅温标计算深部热储温度进行了对比，结果表明，两者计算的深部热储温度相近（刘军强，2014; 孙红丽等，2015）。因此，针对无SiO2数据的热水，阳离子Na-K温标计算结果一般可作为热储深部温度。
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图4 喜马拉雅东构造结温泉Na-K-Mg三角图
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Fig.4 Na-K-Mg ternary diagram of thermal springs in eastern Himalayan syntaxis
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SiO2温标及Na-K温标计算公式见表4。结果表明，石英温标1~3与玉髓温标计算的热储温度差别不大，但当热水的SiO2含量较低时，计算结果会出现较大偏差，因此选用石英温标1~3计算结果作为热储温度。可见，雅鲁藏布江缝合带水热活动区热储温度为124.7~303.2℃；通麦-通灯活动断裂水热活动区热储温度为65.5~192.9℃；嘉黎-察隅断裂带水热活动区热储温度为220.3~273.6℃（表5、表6）。其中典型温泉如常青沸泉的热储温度为177.9~192.9℃；迫隆温泉群的热储温度为162.3~173.3℃；拉月温泉群的热储温度为146.1~153.5℃。
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2.3.4 冷水混合比例
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地下热水在上升运移途中，存在与浅层冷水发生混合的可能性。利用硅-焓混合模型来分析热水的混合状况，模型假设条件为：地下热水在混合之前没有发生热量损耗，深部热水的SiO2初始含量只受石英溶解度控制，在混合之前或之后没有再发生SiO2的溶解和沉淀。
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假定深源热水的SiO2处在饱和状态，冷水混合的份额为X，则方程式（Liu Yaping et al.，2012）为：
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式中，Sc为近地表冷水的焓（×4.1868 J/g）；Sh为深部热水的初焓（×4.1868 J/g）；Ss为泉水的终焓（×4.1868 J/g）；C（SiO2）为近地表冷水的SiO2含量（mg/L），S（SiO2）为泉水的SiO2含量（mg/L）； h（SiO2）为深部热水SiO2的初始含量（mg/L），是Sh的函数。将式（7）和（8）变换X的表达式为：
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根据经验值表（表7），可推算出温度与焓的关系式近似为S=1.073t-7.6482。研究区多年平均气温为9℃，近地表冷水温度取平均气温，冷水中的SiO2含量取地表冷水的平均值为11.60 mg/L，根据关系式近地表冷水焓值为2.01×4.1868 J/g。根据出露温泉的焓值和SiO2含量，以及不同温度条件下深部热水所对应的焓值、SiO2含量代入公式（9）和公式（10），可得一系列 X1、X2值，与焓或深部热水温度绘制曲线，两曲线的交点即为冷水混合比例（图5）。根据硅-焓模型图解可以看出，研究区内温泉均存在不同程度的冷水混合作用。常青沸泉出露温度达94℃，冷水混合比例最低，为72%；迫隆温泉出露温度最高为 79℃，冷水混合比例达81%，其余温泉冷水混合比例达90%以上。可见，低、中温温泉在热水上升过程中，与浅层冷水联系密切，循环积极，这也是低、中温温泉出露温度低、TDS偏低的主要原因。
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2.3.5 热水循环深度
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研究区内地下热水主要接受大气降水补给，沿次级断裂或裂隙密集带循环至热储层，经深部围岩热流加热形成热水，而后受压沿裂隙发育带或构造薄弱部位上升至地表形成温泉。前人根据钻孔测温、围岩热导率和大地热流值计算该区地温梯度为2.79℃/100 m~5.38℃/100 m（彭琪，2020; 马鑫等，2021），取其平均值为4.09℃/100 m，即0.041℃/m。可根据下式估算地下热水的循环深度：
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图5 喜马拉雅东构造结典型温泉冷水混合比例
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Fig.5 Cold water mixing ratio of typical thermal springs in eastern Himalayan syntaxis
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（a）—常青沸泉；（b）—迫隆温泉；（c）—拉月温泉；（d）—培龙贡支温泉
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(a) —Changqing boiling spring; (b) —Pailong thermal spring; (c) —Layue thermal spring; (d) —Peilonggongzhi thermal spring
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式中，G为增温梯度（℃/m），取0.041℃/m；tz为地下热储温度（℃）；t0为研究区多年平均气温（℃），取9℃；Z0为常温带深度（m），一般在20~30 m深度变化，取25 m。
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计算结果表明，雅鲁藏布江缝合带水热活动区地下热水循环深度为2847~7202 m；通麦-通灯活动断裂水热活动区地下热水循环深度为1403~4510 m；嘉黎-察隅断裂带水热活动区地下热水循环深度为5179~6479 m。其中典型温泉如常青沸泉的热水循环深度为4145~4510 m；迫隆温泉的热水循环深度为3764~4032 m；拉月温泉的热水循环深度为3369~3549 m。
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3 区域地下热水成因模式
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雅鲁藏布江缝合带、通麦-通灯活动断裂以及嘉黎-察隅地热带水热活动区地下热水成因基本一致。活动构造表现为高角度正断层韧脆性正断层体系，形成沿构造破碎带或缝合带的构造型带状热储，是地下热水形成的主要热源，构成的正断层体系为地下热水运移的主要通道。地下热水补给区主要为两侧高山区，补给高程约4309~4988 m，补给源主要为大气降水、冰雪融水及地下水，冷水沿次级断裂或节理裂隙密集带循环至深部热储，循环深度约1403~7202 m，受热对流影响，沿构造薄弱部位向上径流过程中，接受不同程度的冷水混合，混合比例约72%~96%，于地表形成沸泉、高温、中温、低温热水或温泉等不同类型地热显示（图6）。
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4 地热资源潜力评价
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4.1 计算分区
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研究区内地热分布受活动断裂控制作用明显。断裂带外地温梯度仅2~3℃/100 m，根据《地热资源地质勘查规范》（GB 11615—2010），40℃为低温地热资源中温热水下限温度，断裂带外若钻取40℃以上的地热水，钻探深度要超过1000 m以上。因此，本次地热资源潜力评价仅针对3个水热活动区（图7），根据地表热显示进一步划分了8个评价子区。
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图6 喜马拉雅东构造结区域地热系统热水成因模式图
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Fig.6 The genetic model of thermal groundwater in regional geothermal system of eastern Himalayan syntaxis
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4.2 计算参数
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研究区地热资源量计算依据国家标准《地热资源地质勘查规范》（GB 11615—2010）进行。
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地热能资源量计算公式如下：
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地热水资源储量计算公式如下：
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地热水可采资源量计算公式如下：
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式中，QR为地热能资源量（J）；Qw为热储层中地热水所含的热量（J）；Qrw为可开采地热水资源量（J）；C为热储中岩石与水的平均比热容（J/（m3·℃）），C=C岩石·ρ岩石·（1-Φ）+C水·ρ水·Φ；C岩石为岩石的比热（J/（kg·℃））；ρ岩石为岩石的密度（kg/m3）；C水为水的比热（J/（kg·℃））；ρ水为水的密度（kg/m3）；Φ为岩石孔隙度（%）；A为热储面积（m2）；H为热储厚度（m）；T为热储层温度（℃）；T0为恒温层温度（℃）；Re为可采系数，无量纲。
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公式中参数确定如下：① 热物性参数确定：岩石的密度、孔隙率、热导率、比热等参数根据样品实测数据而得（表8）。斜长片麻岩平均密度为2711 kg/m3，平均孔隙率为2.89%，平均比热为781.4 J/（kg·K）。石英片岩平均密度为2613 kg/m3，平均孔隙率为2.61%，平均比热为799.5 J/（kg·K）。地热流体平均比热容取418.0 J/（kg·K），不同温度的流体密度依据《地热资源地质勘查规范》（GB 11615—2010）。② 热储顶底板：若地表热显示＜40℃，取地下热水温度为40℃的埋深为热储含水层顶板，底板为热水循环深度；若地表热显示≥40℃，取地表为热储含水层顶板，底板为热水循环深度。当前，地热资源的开采深度一般都小于3000 m，因此热储底板最大埋深以3000 m为准（刘树亮等，2019）。③ 热储厚度：根据区内勘探钻孔资料（彭琪，2020），石英片岩热储厚度率平均为15%~20%，斜长片麻岩热储厚度率平均为20%~30%。④ 地温梯度：构造影响带内平均地温梯度为4.09℃/100 m。⑤ 基准温度：依据研究区年平均气温，取9℃。⑥ 热储面积：各计算分区的面积利用Mapgis软件圈定计算（表9）。 ⑦ 结合孔隙度与裂隙发育情况，依据《地热资源评价方法》（DZ 40—85）有关规定，开采系数取15%。⑧依据《地热资源地质勘查规范》（GB 11615—2010），中低温地热田保证开采年限为100 a，年采出系数取1%。研究区3个水热活动区、8个地热资源评价分区计算参数见表9。
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图7 喜马拉雅东构造结地热资源评价分区（图中地层符号的含义同图1）
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Fig.7 Evaluation zone of geothermal resource in eastern Himalayan syntaxis (the meaning of stratigraphic symbols in Fig.7 is the same as Fig.1)
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1 —钻孔（℃）；2—低温温泉（℃）；3—中温温泉（℃）；4—高温温泉（℃）；5—地表热显示（＜40℃）；6—地表热显示（≥40℃）；7—地热资源评价分区
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1 —drill hole (℃) ； 2—low temperature thermal springs (℃) ； 3—medium temperature thermal springs (℃) ； 4—high temperature thermal springs (℃) ； 5—surface geothermal manifestation (＜40℃) ； 6—surface geothermal manifestation (≥40℃) ； 7—geothermal resource evaluation division
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4.3 计算结果
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计算结果表明（表10），参与估算的三个水热活动区的地热能资源总量约为173.42×1018 J，可采地热能资源量为26.013×1018 J，按100 a服务年限，则年可采量为0.26×1018 J，相当于电能约72.167×109 kWh/a、标准煤约88.811×105 t/a。其中雅鲁藏布江缝合带水热活动区和嘉黎-察隅断裂带水热活动区地热能资源较为丰富。
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目前，研究区内地热水资源开发利用主要以温泉直接利用为主，实际年开发利用量为1.589×106 m3。参与估算的三个水热活动区的地热水资源总储量约为2.191×1010 m3，可采地热水资源量为3.286×109 m3，按100 a服务年限，则年可采量为3.286×107 m3（表11）。开发利用潜力评价结果表明，无论是三个水热活动区，还是评价子区，开采系数为0.86%~27.84%，均小于40%，依据《地热资源评价方法及估算规程》（DZ/T 0331—2020），均属极具开采潜力区，有广阔的开发利用前景。
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5 结论
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（1）研究区内地热资源丰富，温泉分布受活动断裂控制作用明显。根据温泉出露位置与构造之间的关系，可分为雅鲁藏布江缝合带、通麦-通灯断裂、嘉黎-察隅活动断裂带三个水热活动区，地下热水主要赋存于雅鲁藏布江岩群石英片岩和长英质片麻岩类、念青唐古拉岩群b岩组斜长片麻岩、念青唐古拉岩群c岩组斜长角闪片麻岩中。
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（2）区内大部分地下热水TDS、温度、偏硅酸、偏硼酸等指标均符合理疗矿泉水认定标准，具有很高的应用价值，可作为理疗矿泉水大力开发利用。但热水的TDS、SO42-、F-含量偏高，不宜作为天然饮用矿泉水。
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（3）区内地下热水的补给高程为4309~4988 m，主要接受两侧斜长片麻岩山区地下水的补给。雅鲁藏布江缝合带水热活动区热储温度为124.7~303.2℃，地下热水循环深度为2847~7202 m；通麦-通灯活动断裂水热活动区热储温度为65.5~192.9℃，地下热水循环深度为1403~4510 m；嘉黎-察隅断裂带水热活动区热储温度为220.3~273.6℃，地下热水循环深度为5179~6479 m。区内地下热水自深部上升过程中，接受72%~96%比例的冷水混合，于地表形成沸泉、中温、低温温泉等不同类型地热显示。
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（4）地热资源储量估算与开发利用潜力评价结果表明，研究区地热能资源总量约为173.42×1018 J，可采地热能资源量为26.013×1018 J，按100 a服务年限，则年可采量为0.26×1018 J，相当于电能约72.167×109 kWh/a、标准煤约88.811×105 t/a。地热水资源总储量约为2.191×1010 m3，可采地热水资源量为3.286×109 m3，实际年开发利用量为1.589×106 m3，开采系数为0.86%~27.84%，属极具开采潜力区。
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（5）研究区地热资源丰富，但利用效率低，应用方式单一。因此，地热资源的梯级利用和集成应用措施与相关技术是未来重点研究的方向，对西藏地区的高质量发展、助力实现国家“双碳”目标具有重要意义。
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致谢：感谢评审专家和期刊编辑对本文提出的宝贵意见和建议。
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摘要
喜马拉雅东构造结地热资源丰富，未来开发利用前景较好，对西藏地区的高质量发展、助力实现国家“双碳”目标具有重要意义。本文通过对喜马拉雅东构造结典型温泉开展野外调查、水化学同位素分析、地温温标与硅-焓模型计算等方法，分析了地下热水水文地球化学与地热资源赋存特征，评价了地热资源储量与开发利用潜力。研究结果表明，喜马拉雅东构造结地热资源分布受活动断裂控制，地下热水主要赋存于雅鲁藏布江缝合带、通麦-通灯断裂、嘉黎-察隅活动断裂带三个水热活动区，地热资源丰富。区内地下热水具有高温度、高TDS、高偏硅酸和偏硼酸含量等典型特征，符合理疗矿泉水认定标准，可作为理疗矿泉水开发应用。区内地下热水为大气降水起源，补给高程为4309~4988 m，循环深度为1403~7202 m，热储温度为65.5~303.2℃，受热对流影响，沿构造薄弱部位向上径流，接受72%~96%比例的冷水混合，于地表形成不同类型地热显示。区内地热能资源总量为173.42×1018 J，可采地热能资源量为26.013×1018 J；地热水资源总储量为2.191×1010 m3，可采地热水资源量为3.286×109 m3，现状开采系数仅0.86%~27.84%，极具开采潜力。地热资源的梯级利用和集成应用措施与技术是该地区未来重点研究的方向。
Abstract
The geothermal resources in the eastern Himalayan syntaxis are abundant and have bright prospects for exploitation and utilization, which is of great significance to the high-quality development of Tibet and the realization of the double-carbon goals. Based on the field investigation, hydrochemical isotope analysis, geothermal temperature scale and silicon-enthalpy model calculation, the hydrogeochemistry and storage characteristics of thermal groundwater are analyzed, and the exploitation and utilization potential of geothermal resources are evaluated in this study. The results show that the distribution of geothermal resources in eastern Himalayan syntaxis are controlled by active faults, and thermal groundwater mainly occurs in the Yarlung-Zangbo suture zone, the Tongmai-Tongdeng fault zone and the Jiali-Chayu active fault zone. Most of the thermal groundwater in the study area has the characteristics of high temperature and high content of TDS, metasilicic acid and metaboric acid, which meets the certification standards for physiotherapy mineral water. The thermal groundwater in study area originates from the atmospheric precipitation, and the recharge elevation is 4309 m to 4988 m. The circulation depth of thermal groundwater is between 1403 m and 7202 m, and the temperature of geothermal reservoir is about 65.5℃ to 303.2℃. Affected by thermal convection, the thermal groundwater flows upward along the weak parts of the structure, and receives 72% to 96% of cold-water mixing, forming different types of geothermal displays on the surface. The total amount of geothermal energy resource in the study area is 173.42×1018 J, and the recoverable geothermal energy resource is 26.013×1018 J. The total amount of thermal groundwater resource is about 2.191×1010 m3 and the recoverable resource is 3.286×109 m3. The current coefficient of resource exploitation is 0.86% to 27.84%, showing great exploitation potential. The cascade and integrated utilization measures and technologies of geothermal resources in study area are the key research directions in the future.
