Систематичне гідрохімічне обстеження гарячих джерел у високогірній префектурі Нгарі на заході Тибетського автономного району показало, що глибинні конвективні геотермальні резервуари досягають орієнтовних температур від 173,1 °C до 266,3 °C. Про це повідомляє наукове видання Scienmag. Вже біля поверхні ці води значно охолоджуються через інтенсивне змішування з мілкими ґрунтовими водами.
Геологічні умови та масштаби дослідження
Досліджувана територія охоплює близько 337 170 км² у межах плато Цяньтанг і гірсько-озерного басейну Південного Цяньтангу. Тут триває зіткнення Індійської та Євразійської літосферних плит, що спричиняє потовщення земної кори, занурення літосфери та перебудову регіонального поля напружень.
Ця тектонічна активність сформувала протяжні розломи північ-південь, які прорізають глибокі структурні межі, зокрема шви Ярлунг-Цангпо та Бангунг–Нуцзян. В умовах розтягувальних рифтових структур, як-от пояс Гандисе, грабенові басейни й зони ослабленої кори проводять тепловий потік із глибин мантії та кори до поверхні.
У Тибеті відомо понад 600 поверхневих гідротермальних проявів, але для віддалених систем префектури Нгарі раніше бракувало детального геохімічного моделювання. Невизначеними залишалися характеристики джерел тепла, термодинаміка резервуарів і глибина циркуляції підземних вод.
Польові роботи та аналіз води
Польові дослідження проводили в липні–серпні 2020 року. Вчені відібрали зразки води з 15 термальних і 2 холодних джерел у трьох зонах гідротермальної активності:
- Зона I — Гімалайський геотермальний пояс;
- Зона II — геотермальний пояс річки Лайон-Спрінг – Ярлунг-Цангпо;
- Зона III — геотермальний пояс озера Бангунг – річки Ну.
Четверту, безлюдну зону до відбору не включали. Воду відбирали за національними стандартами Китаю у поліетиленові контейнери, ущільнені парафіном. На місці вимірювали температуру, pH та електропровідність.
Подальший повний хімічний аналіз проводили в центральній лабораторії Бюро геологорозвідки Тибетського автономного району. Використовували національні стандарти та методики APHA й ASTM. Основні катіони й аніони, леткі складники та мікроелементи визначали титруванням, атомно-абсорбційною спектрометрією, турбідиметрією, візуальною колориметрією та іон-селективними електродами. Якість даних контролювали за катіонно-аніонним балансом, відносна похибка не перевищувала 5 %.
Гідрохімічний портрет гарячих джерел
Температура виходу геотермальних вод становила від 31 °C до 86 °C, у середньому 59,7 °C. Значення pH змінювалися від 6,7 до 8,9, що відповідає слабокислим до слабколужних умов. Для порівняння, холодні джерела мали 16–19 °C і майже нейтральний pH 7,0–7,4.
Загальна мінералізація термальних вод сягала від 576,0 до 5577,0 мг/л при середньому значенні 3076,5 мг/л, що свідчить про глибоку циркуляцію через збагачені мінералами породи. Найвищу мінералізацію (5577,0 мг/л) зафіксували на точці ZGR9, де хлориди досягли 1354 мг/л. Такі концентрації перевищують пороги придатності та становлять ризик накипу та корозії для інженерної інфраструктури.
За вмістом катіонів води характеризуються спадним рядом Na > Ca > Mg > K, а серед аніонів домінує гідрокарбонат (HCO3⁻) над хлоридом і сульфатом. Діаграми Пайпера та класифікація Шукарєва показали, що:
- 47 % проб належать до типу HCO3–Na;
- 35 % — до HCO3·Cl–Na;
- 18 % — до HCO3·SO4–Na.
Це контрастує з кальцієво-магнієвим складом місцевих холодних вод.
Водно-скельні взаємодії та катіонний обмін
Аналіз постійних іонних співвідношень і індексів насичення дозволив з’ясувати механізми мінералізації. У кореляційних діаграмах (Na+ + K+)/Cl⁻ точки гарячих джерел зміщувалися нижче рівноважної прямої у бік натрію, що виключає просте розчинення галіту як головне джерело Na⁺.
Моделювання за допомогою програми PHREEQC показало, що галіт у водоносних горизонтах залишається ненасиченим, тоді як силікатні мінерали, такі як альбіт і ортоклаз, наближаються до стану хімічного насичення. Це вказує на тривалу взаємодію води з силікатними породами.
Розрахунки хлор-лужних індексів (CAI1, CAI2) дали негативні значення в третьому квадранті, а показники катіонного обміну лягли на лінію зі схилом –1 з коефіцієнтом кореляції 0,86. Такі результати підтверджують широко розповсюджений позитивний катіонний обмін: висхідні гарячі води збагачуються натрієм, одночасно втрачаючи кальцій і магній через взаємодію з мінералами та осадження кальциту.
Мікроелементи та потенціал видобутку літію
У геотермальних водах зафіксували значне збагачення бором, літієм, стронцієм і фтором. Концентрації літію становили від 0,35 до 39,70 мг/л, у всіх термальних пробах перевищуючи нормативи якості підземних вод і вказуючи на потенційну економічну цінність для видобутку.
Вміст стронцію змінювався між 0,10 і 5,25 мг/л, фтору — від 0,34 до 14,79 мг/л, при цьому 82 % точок перевищували граничні значення для питної води за рекомендаціями ВООЗ. Концентрації бору сягали 0,42–576,40 мг/л, що вище за аграрні стандарти.
Хлорид, як консервативний трасер, демонстрував тісний зв’язок із бором, йодом і літієм (коефіцієнти кореляції 0,87; 0,63; 0,82 відповідно), що свідчить про спільні шляхи міграції цих компонентів у глибинних потоках.
Оцінка стану резервуарів і температур
Рівноважний стан геотермальних резервуарів оцінювали за діаграмами Giggenbach для аніонів та трикутниками Na–K–Mg. Більшість проб потрапили до полів «молодих» та частково рівноважних вод, тобто рівновага «рідина–мінерал» ще не встановлена. Тому класичні катіонні геотермометри виявилися ненадійними.
Замість них використали моделі змішування «силіка–ентальпія» та розрахунки індексів насичення кількох мінералів уздовж температурних градієнтів. Арагоніт, кальцит і доломіт у більшості гарячих джерел наближалися до рівноваги, а кальцит досяг повного насичення через дегазацію CO2 при виході води на поверхню.
Криві збіжності індексів насичення вказали, що після змішування із холодною водою температури резервуарів у префектурі становлять від 58,22 до 135,43 °C. Найвищі середні постзмішувальні температури (86,2 °C) виявили у Зоні II.
Кількісні моделі силіка–ентальпія показали, що первинні глибинні флюїди до розбавлення мають температури 173,1–266,3 °C при середньому значенні 230,3 ± 30,2 °C. Моделювання з урахуванням локальної холодної води (7,4 мг/л SiO2 при 16 °C) засвідчило, що висхідні потоки інтенсивно змішуються з мілкими водами: частка холодної води у виносі джерел становить від 59 % до 93 %.
За зонами це виглядає так:
- Зона I: змішування 84–91 %, первинні температури 185,5–265,5 °C;
- Зона II: 59–84 % змішування, глибокі температури 173,1–266,3 °C;
- Зона III: 74–93 % розбавлення, температури 188,1–249,3 °C.
Незалежне моделювання за хлорид–ентальпією дало ентальпію глибинної води 1044 Дж/г, що відповідає приблизно 242 °C і добре узгоджується з іншими оцінками.
Регіональні режими циркуляції вод
Гідродинамічні показники та іонні коефіцієнти виявили різні режими циркуляції для трьох геологічних зон. Середнє молярне співвідношення Na⁺/Cl⁻ становило 4,8 у Зоні II, 3,8 у Зоні III та 3,3 у Зоні I. Такі значення виключають морське осадове походження вод і підтверджують домінування водно-скельних процесів.
Співвідношення Cl⁻/Ca²⁺ у Зоні II перевищувало 10 (максимум 15,6), що свідчить про низьку швидкість стоку й застійні умови. Відповідно:
- Зона II (Лайон-Спрінг – Ярлунг-Цангпо) має сильну структурну замкнутість, тривале перебування води в глибині та високу теплову утримувальну здатність;
- Зона III (озеро Бангунг – річка Ну) характеризується проміжним ступенем замкнутості та помірними водно-скельними взаємодіями;
- Зона I (Гімалайський пояс) має відкриту циркуляцію з швидким поповненням підземних вод і активним обміном із мілкими водами.
Використовуючи локальний геотермічний градієнт 6,67 °C на 100 м, середньорічну температуру повітря 4,5 °C і товщину теплової нейтральної зони 20 м, автори оцінили глибини циркуляції геотермальних вод у межах 1114,5–1766,2 м. Підняття рельєфу та теплоперенос уздовж глибоких розломів підтримують ці конвективні петлі: атмосферні опади й талі льодовикові води проникають по розломах у глиб, нагріваються від кори та можливих магматичних флюїдів, після чого знову піднімаються до поверхні.
Обмеження дослідження та подальші кроки
Автори зазначають, що на момент публікації ще тривали лабораторні аналізи ізотопів водню, кисню та стронцію. Відсутність ізотопних даних поки що не дозволяє точно визначити висоти зон поповнення підземних вод і час їхнього перебування в системі, що вносить певну невизначеність у розрахунки змішування з холодною водою.
Крім того, величезні розміри префектури Нгарі та безлюдність Зони IV обмежили щільність відбору проб. Надалі вчені планують систематичне багатoізотопне трасування та більш детальне зонування, щоб краще окреслити структурні шляхи руху флюїдів, оцінити ризики накипу й корозії та обґрунтувати стале використання високотемпературних геотермальних ресурсів західного Тибету.