大氣的地質作用主要表現在哪些方面

Ⅰ 地球各個地質時期的氧氣濃度各有多少

1、在地球形成初期

在地球形成初期地球原始大氣中沒有一點兒氧氣，氧氣含量為0。主要是二氧化碳、二氧化硫和少量的氮氣。後來在地殼冷卻後，大量的雨水溶解了大氣中的二氧化硫，形成硫酸雨下落到地面，再形成硫酸鹽沉澱，大氣中的二氧化硫越來越少，二氧化碳和氮氣成為主要成分。

2、大約在30億年前

大約在30億年前（可能更早），原始細胞生物中有一類原核生物（光合細菌）進化出利用太陽光中的能量來產生有機物，把所利用的無機物（二氧化碳）中的氧當作廢物排出來，使地球上第一次有了游離態的氧氣。

3、距今約20多億年前

地球上有了游離態的氧氣氣一產生出來，就立即與其他物質形成氧化物（或含氧的鹽類），無法進入大氣。直到在常態下氧出現了剩餘，大氣層中才有了氧氣。此時大約是在距今約20多億年前。

4、寒武紀時期

地球大氣中的氧氣完全來自光合作用，隨著具有光合作用的生物數量越來越多，大氣中的氧氣含量也越來越高。有一種理論認為，地球大氣中的氧氣含量在距今5.5億年前的寒武紀開始明顯增高。特別是寒武紀時的生命大爆發，可能就與海水中的溶解氧含量較高有關。因為那時地面上還沒有任何生物。

5、到距今3億多年前的泥盆紀到2億多年前的二疊紀

這段時期地球上氣候溫暖潮濕，高大的蕨類植物幾乎覆蓋了當時地球上所有陸地表面，氧氣含量達到最高，可能在25%以上。此後隨著氣候和環境巨變造成的二疊紀末期生物大滅絕，地球上的植物大量死亡，大氣中的氧含量有所下降，但仍比現在高幾個百分點。

6、6500萬年前的白堊紀末期

在6500萬年前的白堊紀末期，地球大氣中的氧氣含量仍比現在高。經過白堊紀末期氣候和環境巨變後（恐龍滅絕那次），氧氣含量就與現在基本相同了，大約保持在21%左右。

Ⅱ 世界上最早的一種生物是什麼

世界上最早的一種生物是藍藻。

藍藻在地球上大約出現距今35～33億年前，是最早的光合放氧生物，對地球表面從無氧的大氣環境變為有氧環境起了巨大的作用。有不少藍藻（如魚腥藻）可以直接固定大氣中的氮（原因：含有固氮酶，可直接進行生物固氮），以提高土壤肥力，使作物增產。

藍藻是一類進化歷史悠久、革蘭氏染色陰性、無鞭毛、含葉綠素a，但不含葉綠體(區別於真核生物的藻類)、能進行產氧性光合作用的大型單細胞原核生物。與光合細菌區別是：光合細菌(紅螺菌)進行較原始的光合磷酸化作用，反應過程不放氧，為厭氧生物，而藍細菌能進行光合作用並且放氧。

(2)大氣的地質作用主要表現在哪些方面擴展閱讀：

藍藻的細胞壁和細菌的細胞壁的化學組成類似，主要成分為肽聚糖（糖和多肽形成的一類化合物）；貯藏的光合產物主要為藍藻澱粉和藍藻顆粒體等。細胞壁分內外兩層，內層是纖維素的，少數人認為是果膠質和半纖維素的。

外層是膠質衣鞘以果膠質為主，或有少量纖維素。細胞質部分有很多同心環樣的膜片層結果，稱為類囊體，光合色素與電子傳遞鏈均位於此。

藍藻中央在光鏡下較周圍原生質層明亮，為遺傳物質DNA所在部位，相當於細菌的核區，稱為中心質或中央體。「中心質」常不位於中央，與周圍胞質無明確界限。藍藻DNA幾乎裸露，復制可連續進行。DNA平均含量比高等動物細胞還多。

Ⅲ 哪些自然地質作用引起地幔、岩石圈、水圈、生物圈、大氣圈的物質交換

內力地質作用和外力地質做用都可以啊

Ⅳ 地質史上地球大氣中氧氣濃度具體如何變化的能提供圖表最好

美國科學家一份研究報告稱 三億年前 地球大氣層中氧含量遠遠超過今天 生物體積普遍大於現代———

據美國媒體日前報道，美國亞利桑那州立中西部大學的科學家們最近提交的一份研究報告稱，三億年前，地球大氣層中的氧含量遠遠超過今天的濃度，而科學家們通過化石標本得知遠古時代的昆蟲體積普遍大於現代。

據此，科學家們推測，如果地球大氣中的氧氣足夠充足的話，在地球上生活的生物體積將會十分巨大。

古代生物體積超大

蜻蜓翼展竟然一米

科學家們通過森林煤炭化石發現，在恐龍之前，地球上就有巨大的物種存在。它們包括體長可達1米以上的昆蟲、蠍子；腿長達50厘米、吊籃大小的蜘蛛；近兩米長的千足蟲等。

最著名的樣本是1979年從英國德比郡采礦場地下挖出的一具巨型蜻蜓化石。它的翼展竟然達一米，和現在的鷹差不多，是地球上有史以來發現的最大昆蟲。

氧氣對巨型生物興亡

可能起了關鍵的作用

加州大學戴維斯分校博哈特昆蟲博物館館長史蒂夫·海登說：「為什麼這些巨型昆蟲會走向消亡，而倖存下來的昆蟲卻越來越小？它們不可能受到鳥類的壓力，因為當巨型昆蟲出現在地球上時，天空中還沒有任何鳥類；而當會飛的恐龍出現後，巨型昆蟲早已經滅絕了。」

科學家們紛紛猜測，也許是大氣中氧氣含量的變化對巨型生物的興亡起了關鍵作用。現在，古生物學家開始探究這些遠古蜻蜓、體長10厘米的蟑螂以及其他巨型昆蟲的興亡是否與超高的氧含量有關。

身高5米遠古巨人

在地球上可能存在

中西部大學生理學者亞歷山大·凱撒和他的同事們經過研究認為，那時地球上大氣層中氧氣的濃度高達35%，而現在我們呼吸的氧氣濃度只有21%，富含氧氣的空氣可能促進了這些巨型動物的進化。

除了巨型昆蟲外，地球上還曾有過泰坦巨人的傳說。既然地球上可以有巨型昆蟲出現，那麼巨人是否也曾真的生活在這顆星球上呢？對此，科學家們曾發現過很多關於巨人存在的證據：

1950年末，土耳其山谷地區發現了許多巨大骨頭的化石，經調查證實與人的骨頭十分近似，只是比例出奇的大，其中的一個大腿骨化石，長達120厘米。

1986年底，墨西哥城東部發現了一個完整的巨人頭顱骨以及巨人使用過的石殘片等遺物，那塊頭顱骨高寬分別為50厘米和25厘米，估計身高在3.5米至5米之間。依照這個比例推算，這個「人」的身高有5米，稱其為巨人一點也不為過。

2005年，美國和秘魯考古學家聯合宣布了一個瑪雅考古史上最重大的發現——他們在位於秘魯北部海岸的一座巨型金字塔內發現了3座充滿大量神秘文物的古墓。

讓考古隊員感到震驚的是，他們在3座古墓里發現了3具非同尋常的骸骨——3具巨人的骨架。之所以稱他們是巨人，是因為這些骨架的身長都在2.8米以上，而普通的當地男性身高平均僅為1.49米。

古代地球的環境

有利於巨人成長

科學家們研究化石後稱，有些古代物種確實比現在的動物要大許多倍。這些現象都能證實，遠古環境確實有利於生物的生長，在這種情況下動植物的體形較大。因此，遠古時代如果存在巨人也是很正常的。

而巨人在今天卻無法生活，是因為大氣不再適合他們。在遠古時代，地球的大氣壓力幾乎是現在的兩倍，氧含量更高，巨大生物在這種環境中可以快速繁殖和生長。同時，那時地球的臭氧層較厚，而現在則約是那時的七分之一，所以今天生物的壽命也與以前不同。

Ⅳ 簡述碳循環中的地質作用

自然界碳循環的基本過程如下：大氣中的二氧化碳（CO2）被陸地和海洋中的植物吸收,然後通過生物或地質過程以及人類活動，又以二氧化碳的形式返回大氣中。自然界中碳的分布、碳的流動和交換。
有機體和大氣之間的碳循環
綠色植物從空氣中獲得二氧化碳，經過光合作用轉化為葡萄糖，再綜合成為植物體的碳化合物，經過食物鏈的傳遞，成為動物體的碳化合物。植物和動物的呼吸作用把攝入體內的一部分碳轉化為二氧化碳釋放入大氣，另一部分則構成生物的機體或在機體內貯存。動、植物死後,殘體中的碳,通過微生物的分解作用也成為二氧化碳而最終排入大氣。大氣中的二氧化碳這樣循環一次約需20年。
一部分（約千分之一）動、植物殘體在被分解之前即被沉積物所掩埋而成為有機沉積物。這些沉積物經過悠長的年代，在熱能和壓力作用下轉變成礦物燃料——煤、石油和天然氣等。當它們在風化過程中或作為燃料燃燒時，其中的碳氧化成為二氧化碳排入大氣。人類消耗大量礦物燃料對碳循環發生重大影響。
大氣和海洋之間的二氧化碳交換
二氧化碳可由大氣進入海水，也可由海水進入大氣。這種交換發生在氣和水的界面處，由於風和波浪的作用而加強。這兩個方向流動的二氧化碳量大致相等，大氣中二氧化碳量增多或減少，海洋吸收的二氧化碳量也隨之增多或減少。
碳質岩石的形成和分解
大氣中的二氧化碳溶解在雨水和地下水中成為碳酸，碳酸能把石灰岩變為可溶態的重碳酸鹽，並被河流輸送到海洋中。海水中的碳酸鹽和重碳酸鹽含量是飽和的，接納新輸入的碳酸鹽，便有等量的碳酸鹽沉積下來。通過不同的成岩過程，又形成為石灰岩、白雲石和碳質頁岩。在化學和物理作用（風化）下，這些岩石被破壞，所含的碳又以二氧化碳的形式釋放入大氣中。火山爆發也可使一部分有機碳和碳酸鹽中的碳再次加入碳的循環。碳質岩石的破壞，在短時期內對循環的影響雖不大，但對幾百萬年中碳量的平衡卻是重要的。
人類活動的干預
人類燃燒礦物燃料以獲得能量時，產生大量的二氧化碳。從1949年到1969年，由於燃燒礦物燃料以及其他工業活動，二氧化碳的生成量估計每年增加
4.8％。其結果是大氣中二氧化碳濃度升高。這樣就破壞了自然界原有的平衡，可能導致氣候異常。礦物燃料燃燒生成並排入大氣的二氧化碳有一小部分可被海水溶解，但海水中溶解態二氧化碳的增加又會引起海水中酸鹼平衡和碳酸鹽溶解平衡的變化。

Ⅵ 簡述碳循環中的地質作用

自然界碳循環的基本過程如下：大氣中的二氧化碳（CO2）被陸地和海洋中的植物吸收,然後通過生物或地質過程以及人類活動，又以二氧化碳的形式返回大氣中。自然界中碳的分布、碳的流動和交換。
有機體和大氣之間的碳循環 綠色植物從空氣中獲得二氧化碳，經過光合作用轉化為葡萄糖，再綜合成為植物體的碳化合物，經過食物鏈的傳遞，成為動物體的碳化合物。植物和動物的呼吸作用把攝入體內的一部分碳轉化為二氧化碳釋放入大氣，另一部分則構成生物的機體或在機體內貯存。動、植物死後,殘體中的碳,通過微生物的分解作用也成為二氧化碳而最終排入大氣。大氣中的二氧化碳這樣循環一次約需20年。
一部分（約千分之一）動、植物殘體在被分解之前即被沉積物所掩埋而成為有機沉積物。這些沉積物經過悠長的年代，在熱能和壓力作用下轉變成礦物燃料——煤、石油和天然氣等。當它們在風化過程中或作為燃料燃燒時，其中的碳氧化成為二氧化碳排入大氣。人類消耗大量礦物燃料對碳循環發生重大影響。
大氣和海洋之間的二氧化碳交換 二氧化碳可由大氣進入海水，也可由海水進入大氣。這種交換發生在氣和水的界面處，由於風和波浪的作用而加強。這兩個方向流動的二氧化碳量大致相等，大氣中二氧化碳量增多或減少，海洋吸收的二氧化碳量也隨之增多或減少。
碳質岩石的形成和分解 大氣中的二氧化碳溶解在雨水和地下水中成為碳酸，碳酸能把石灰岩變為可溶態的重碳酸鹽，並被河流輸送到海洋中。海水中的碳酸鹽和重碳酸鹽含量是飽和的，接納新輸入的碳酸鹽，便有等量的碳酸鹽沉積下來。通過不同的成岩過程，又形成為石灰岩、白雲石和碳質頁岩。在化學和物理作用（風化）下，這些岩石被破壞，所含的碳又以二氧化碳的形式釋放入大氣中。火山爆發也可使一部分有機碳和碳酸鹽中的碳再次加入碳的循環。碳質岩石的破壞，在短時期內對循環的影響雖不大，但對幾百萬年中碳量的平衡卻是重要的。
人類活動的干預 人類燃燒礦物燃料以獲得能量時，產生大量的二氧化碳。從1949年到1969年，由於燃燒礦物燃料以及其他工業活動，二氧化碳的生成量估計每年增加 4.8％。其結果是大氣中二氧化碳濃度升高。這樣就破壞了自然界原有的平衡，可能導致氣候異常。礦物燃料燃燒生成並排入大氣的二氧化碳有一小部分可被海水溶解，但海水中溶解態二氧化碳的增加又會引起海水中酸鹼平衡和碳酸鹽溶解平衡的變化。

Ⅶ 大氣圈中與人類活動和地質作用密切相關的是什麼

a 對流層 信我就對了

Ⅷ 地質學研究表明，原始地球大約是在46億年前形成的，原始大氣與現代大氣最主要的區別是（）A．原始大

地質學家研究表明，地球大約是在46億年以前形成的，那時候地球的溫度很高，地面上專的環境與現屬在的完全不同：天空中或赤日炎炎，或電閃雷鳴，地面上火山噴發，熔岩橫流．從火山中噴出的氣體，如水蒸氣、氫氣、氨、甲烷、二氧化碳、硫化氫等構成了原始的大氣層，還有一部分硫化氫和氰化氫，雖有少量的水蒸氣受到強烈的紫外線的作用，分解為氫和氧，但是氫由於太輕而浮到大氣層的最高處，大部分逐漸消失在宇宙空間，而氧氣很快與地面上的一些物質結合為氧化物，因此原始大氣中沒有氧氣．
故選：B

Ⅸ 土壤、水文、植被、地質、地貌、大氣各要素的定義，誰能幫我總結歸納一下啊，最好詳細點

1、土壤：土地類型（荒漠、草地、林地、耕地）、土壤的肥沃程度
2、水文：水位（高低回和變化特徵，取決於河答流補給類型及水利工程和湖泊的調蓄功能）、流量大小、含沙量的多少、結冰期、河流的落差、河床的寬窄、流速的快慢、河流的長短、支流多少及分布等方面的概括
3、植被：主要看這個地區的植被覆蓋情況、主要的植被類型
4、地質：褶皺（背斜、向斜）、斷層（地塹、地壘）、地質作用（內力作用和外力作用）、岩性是否純、空隙和裂隙的發育范圍、岩石的可溶性、透水性
5、地貌：地形種類（高原、山地、丘陵、盆地、山谷或河谷、沖擊角、三角洲）、地面起伏狀況（坡度陡緩、相對高差）、海拔高度等
6、大氣：氣溫（高低的季節變化、年較差）、降水（年降水量的多少，季節變化）、四季的變化（冬夏季節的長短）等

Ⅹ 區域水文與地熱地質

一、區域水文地質

馬攸木地區受喜馬拉雅與岡底斯地質構造運動的控制，形成了地形南北兩側高、中部低的地貌形態，屬高原中、高山區，平均海拔4900m，礦區呈高原低山丘陵區地貌特徵。水系有內陸湖泊型和外流型兩類。內陸水系以瑪旁雍錯和公珠錯為代表，外流水系則以傑瑪央宗和馬攸木藏布為表徵。傑馬央宗發源於北喜馬拉雅山脈西段的傑瑪央宗冰川;而馬攸木藏布源於金美錯流經阿果錯湖，馬攸木藏布與傑瑪央宗匯合後形成當卻藏布(馬泉河)。該地區的地下水與地表水流向基本一致。

(一)地形地貌與氣象水文

在馬攸木外圍地區地形切割相對較深，一般高差在1000m左右，地貌上以高原低山剝蝕為主，河谷低窪處的平均寬度在5～15km不等，形成較為開闊的山間平原區，溝谷以沉積為主。而在馬攸木礦區一帶一般高差在500m左右，最高峰松托嘎海拔5647m，礦區最低點海拔4850m。在傑瑪央宗和馬攸木藏布的支流前緣，通常形成規模不大的洪積扇及洪積裙台地。

該地區屬高原乾旱、半乾旱丘陵氣候區。據獅泉河氣象台2001年氣象資料，年平均氣溫在2～3℃;年最高氣溫在7～8月份，極端最高氣溫為26.9℃;年極端最低氣溫為－27.2℃，一般在12月至次年的1～2月份;全年降水量為52.9mm，降雨集中在6～9月份，降雪集中在11月至次年的3月份;最大降雪厚度達30～50cm。馬攸木地區蒸發量極大，年蒸發量為2326.6mm。年氣壓最高為616.2hPa，最低為592.1hPa，平均氣壓為604.6hPa。

(二)區域地下水類型及特徵

馬攸木地區不同含水岩組富水性差異較大，以沿河谷低窪地帶的沖積、沖洪積、冰磧、冰水堆積富水性較強。而不同岩性段的變質岩即震旦-寒武系的泥質岩系的富水性極弱，為相對隔水層。奧陶系以碳酸鹽岩類為主，雖然由於氣候因素影響，岩溶發育程度不高，但因所處構造位置的關系，脆性岩層構造裂隙相對發育，加之溶蝕作用的存在，使奧陶系碳酸鹽岩類地層在區域基岩中為富水性相對最強的地層。三疊系變質地層及侵入岩體雖然岩性差異較大，但岩石總體多為脆性，在構造裂隙存在的條件下，加之近地表風化裂隙發育，為地表徑流的入滲提供了有利條件，導致此類基岩地層富水性介於碳酸鹽岩類地層和泥質變質岩之間。

1.基岩裂隙地下水

基岩裂隙地下水在區內分布廣泛，從地下水的循環條件可分為深循環地下水和淺層地下水。不同埋藏深度的地下水體在物理性質及所含的水化學成分方面都存在著巨大差異，而且其間也存在著一定的聯系。

(1)淺層基岩裂隙地下水

淺層基岩裂隙地下水分布於區內的基岩出露區淺部，地表以下埋藏深度在100m以淺部位，儲存空間以表層風化裂隙及小型構造裂隙為主，包括小型斷裂構造延伸部位和褶皺構造軸部。風化裂隙水呈面狀分布，埋藏深度小於100m;構造裂隙地下水呈帶狀分布。

淺層基岩裂隙地下水以接受大氣補給及冰雪融水為主，其排泄方式有:向深部地下水排泄，向低窪地帶第四系孔隙水排泄，以地下水天然露頭下降泉的形式排泄等。

淺層基岩裂隙地下水多為潛水，不具承壓性，其動態變化大，水位變幅也很大，受季節變化影響明顯。

由於循環深度不大，表明此類地下水由補給流體進入地下循環的時間也是相對有限的，因而在水體的水化學特徵方面也基本保持著補給流體的一些特點，總體特徵是礦化度相對較低，水溫接近當地的年平均氣溫。

(2)深層基岩裂隙地下水

馬攸木及其外圍地區發育多條深大斷裂及其次級斷裂，其切割深度深達2km，其間儲存有豐富的地下水，該地下水含水層呈帶狀展布，主要受控於深大斷裂及其次級斷裂的空間分布與規模。區內深大斷裂多為壓性，而其次級斷裂多為張性，地下水的活動尤以次級張性斷裂帶為甚。

深層基岩裂隙地下水，以淺層基岩裂隙地下水為補給源;運移方向以垂向運動為主，並以上升泉的形式排泄，並且多具熱異常。

深層基岩裂隙地下水動態穩定，受季節變化影響小。

由於深層基岩裂隙地下水參與深部循環並且接觸深部岩漿囊的熱傳導部位，在高溫背景條件下，水-岩化學交換作用強烈，其排泄地帶有大量由熱流體攜帶的深部物質的沉積層(泉華)。

根據深層基岩裂隙地下水儲存運移的時間和空間分布規律，其埋藏深度大，水體進入地下循環的時間過程長，加之有相對高溫的背景條件，水體與補給流體之間在物理性質及水化學特徵方面都發生了較大變化。在水-岩的物質交換過程中，地下水體中的物質組分含量無論是基本離子還是常規微量元素都大幅度增加，礦化度極高，並在水體的排泄地形成大規模的沉積物。

2.孔隙地下水

儲存於第四系沉積物中的孔隙地下水，分布於研究區內的相對低窪地帶及大型溝谷內，孔隙介質包括湖積物、沖積物與沖洪積物。

孔隙地下水除接受大氣降水補給外，還接受淺層基岩裂隙地下水的補給，其排泄方式包括地下蒸發和向地表水體排泄，含水層厚度不均勻，一般在數十米至百餘米之間，其水力坡度較淺層基岩裂隙地下水小。

由於補給來源和含水層的結構特徵，決定了孔隙地下水動態相對穩定，一般季節性水位變幅不大。

孔隙地下水的物理性質與水化學特徵一般與補給流體即大氣降水十分接近，多為低礦化的淡水。

二、地熱地質

青藏高原是中生代以來印度洋擴張、岡瓦納大陸分解北移、印度板塊與歐亞板塊多次碰撞拼接的產物。由於強烈的構造活動使地殼出現了軟弱帶，深部岩漿升流至地殼近地表定位，地下水也有了通道與已定位而尚未冷卻的岩漿接觸而加溫，形成青藏高原豐富而廣泛的地熱活動(圖1-4)。

在馬攸木地區，有不同溫度的地下水出露，泉水呈東西向展布，在泉水中有冷泉、溫泉、熱泉和沸泉，以瑪旁雍錯以東扎曲藏布沸泉、香古瑪弄沸泉以及玉龍弄巴溫泉為代表，其水溫高於80℃。

1.地熱活動的演化發展

青藏高原在挽近期的「超碰撞」階段，南北向構造應力的側向擠壓使地殼急劇縮短增厚。高原周圍的構造單元(揚子地塊、塔里木地塊等)的下地殼可塑物質在巨大的構造應力作用下向上流動、充填、混合以滿足高原地殼急劇抬升所需要的物質補償。與地殼增厚上隆同步進行的下地殼和上地幔下彎，擾動了原先存於岩石圈和軟流圈界面上的熱平衡，誘發了軟流圈的局部對流，並通過底熔銷蝕和軟流圈物質上涌而使岩石圈變薄，這種被動誘發的「相轉換層」發生物質的分異作用，使密度輕的熔漿上侵於地殼淺部，形成現代淺層定位的岩漿囊和不同深度的局部熔融體。「亞東—格爾木岩石圈地學斷面」項目的大地熱流研究成果表明:該范圍內各地體由於各自的殼幔熱結構不同而形成了熱流的分布及深部熱狀態的南北不均一性，同時也證實了在高原巨厚地殼的淺部，有現代岩漿的淺層侵位活動。

班公錯-東巧-怒江構造帶北部大地熱流值低(40～47mW/m²)，而南部的熱流值高達60～364mW/m²，且變幅較大，表現出了南北的不均一性。北部的羌塘高原具有厚殼、幔深的冷地體特徵;而南部的岡底斯地體和喜馬拉雅地體存在「相轉換層」，具有明顯的熱殼性質。深達地幔的斷裂構造為深部熱源的上升提供了通道，並在兩側形成了現代岩漿的淺成侵入體，並沿以張性為主的活動構造作超淺位上侵。這與現代地熱活動在地表的熱顯示是相吻合的。

印支期西藏岩漿活動主要發生在班公錯-東巧-怒江構造帶以南的地區，形成了班公錯-東巧-怒江縫合帶，北部隆起了喀喇昆侖-唐古拉山脈。燕山期形成了雅魯藏布江縫合帶，北部隆起了岡底斯—念青唐古拉山脈。喜馬拉雅期形成了西瓦利克縫合帶，北部隆起了喜馬拉雅山脈，此期內雅魯藏布縫合帶及岡底斯-念青唐古拉山脈的繼承性活動也十分強烈。後兩期構造活動的結果導致岩漿岩集中分布於岡底斯-念青唐古拉構造帶以南。

從岩漿活動的時序規律看，總體表現為北老南新。由構造運動引起的大規模岩漿岩入侵及火山作用在地熱地質研究中意義重大，越新的岩漿岩，成為現代水熱活動熱源的可能性越大。

圖1-4 地下水分布與循環示意圖

2.地熱顯示

(1)地熱顯示類型

在馬攸木地區以及周邊發現的地熱顯示類型幾乎囊括青藏高原所有地熱顯示類型，包括溫泉、熱泉、沸泉、沸噴泉、間歇噴泉、水熱爆炸、冒氣地面、冒氣孔、熱水塘、泉華沉積物等。

(2)地熱顯示分布規律

對馬攸木岩金礦區及外圍現存的地熱活動形成的沉積物中石英礦物進行ESR測年結果表明，自新生代古近紀以來該區就處於連續不斷的強烈活動狀態(表1-2)。

表1-2 ESR測年結果

注:測試單位為成都理工大學應用核技術研究所。

馬攸木地區地熱顯示的空間分布從古地熱活動遺跡以及現代水熱活動的分布情況來看，主要出露於肉切村群南北兩側的奧陶系下拉孜組和上三疊統修康群中，並有南北向構造通過，如M₁溝中大面積鐵硅質泉華區、香古瑪弄地熱顯示區、玉龍弄巴地熱顯示區都出露於這些地段。在肉切村群中也有沿裂隙充填的地熱流體沉積物。

三、水文地球化學

1.水化學

地熱流體的地球化學特徵包括熱流體的水化學特徵、微量元素組分的含量、水體中氫氧同位素的特徵等眾多要素，這些特徵不僅能反映熱水在形成發展過程中的背景條件，同時也是熱流體流經地帶的地球化學背景的寫照。通過對背景條件的研究，同樣可以獲得礦產資源的找礦信息。

研究區內地熱流體水化學類型與當地的淺層地下水及地表水的差異較大，對比情況見表1-3。

從地熱流體的水化學特徵看，水化學類型具有多樣性，而且普遍礦化度較高，陽離子特徵以Na⁺為主，主要陰離子中HCO^－₃含量明顯較補給流體大氣降水低，SO^2－₄及Cl^－的含量則遠高於補給流體———大氣降水，體現了源於循環過程中水-岩交換作用的效果。

水-岩作用是地下水在循環過程中流體介質與圍岩之間依據特定的背景條件而發生的物質交換作用。由於水-岩作用的存在，地熱流體將大量的深部物質攜帶至地表，並形成固體沉積物———泉華，在研究區內幾乎所有地熱顯示區都有大量泉華沉積物存在，而且泉華物質組分類型多樣，包括硅華、鈣華、鐵質泉華、硫化物泉華，往往在一個地熱顯示區就存在多種泉華類型的組合，通常硅華和鐵質泉華發生在地熱活動的早期，反映的是高溫地熱背景，而後期則形成大量的鈣華，反映熱儲基礎溫度開始下降。一些地熱顯示區的泉華沉積物規模巨大，在瑪旁雍錯南部的曲普地熱顯示區泉華出露面積近20000m²，厚度在10m左右，外圍的搭格架地熱顯示區泉華出露面積近60000m²，厚度在10～20m之間。

表1-3 地熱流體及地表水水化學對比

測試單位:西藏地勘局地熱地質大隊。

通過考查流體介質在循環過程中物質組分的增減可以判明其流經空間的背景條件，通過對背景條件的判定可尋找適合金屬礦產的成礦富集的背景。

2.地熱流體中的氣體組分特徵

地熱流體中的氣體組分含量百分比反映了熱流體的背景條件及流體的來源，研究區內地熱流體中氣體組分分析結果見表1-4。

表1-4 地熱流體中氣體組分分析結果

分析單位:中國地震局地質研究所地下流體實驗室。

從地熱流體中氣體組分的含量特徵來看，流體大都源自深部的高溫環境，並有地殼深部(包括上地幔)的岩漿熱液氣體組分的痕跡，O₂和N₂含量普遍較低，除香古瑪弄一地可能由於采樣原因有空氣混入外，其他各點均反映了深部、鹼性、高溫、還原環境。若香古瑪弄采樣無異常，則反映該點與其他樣點不同的是酸性環境。

3.氫氧穩定同位素

根據西藏全區83個地熱顯示點水樣氫氧同位素δ¹⁸O與δD的測試值，繪制了水樣的δD-δ¹⁸O散點圖(圖1-5)。圖中西藏大氣降水線方程是根據1991年前取得的10個大氣降水水樣分析資料擬合形成的，其斜率與截距都較好地反映了高原地區的特點，而且本次採取的馬攸木地區的大氣降水樣分析結果正好與該大氣降水線方程吻合。

圖1-5 西藏地熱流體δD-δ¹⁸O散點圖

區域地熱流體的氫氧同位素組成如表1-5所示。由表1-5測試值及統計值可見，研究區地熱流體的氫同位素組成δD為－132.0‰～－77.6‰，平均值為－112.338‰，標准差為18.096‰;氧同位素組成δ¹⁸O為－16.8‰～－5.0‰，平均值為－13.71‰，標准差為3.804‰。湖水的氫氧同位素組成最高，δD為－77.6‰，δ¹⁸O為－5.0‰，明顯偏離大氣降水線，可能暗示湖水除大氣降水來源外，還可能有深部來源;次為河水的氫氧同位素，δD為－98.9‰，δ¹⁸O為－12.0‰。熱泉水的氫氧同位素組成最低，δD為－126.5‰～－132.0‰，δ¹⁸O為－15.8‰～－16.8‰;大氣降水(雨水)的氫氧同位素組成居中。

表1-5 區域地熱流體氫氧同位素組成

測試單位:地質礦產部水文地質專業實驗測試中心。

馬攸木外圍地熱流體的樣品分析結果(表1-5)與全區地熱流體氫氧同位素的特徵基本類似(圖1-6)，地熱流體的同位素特徵值都分布於大氣降水線的右下方，由於地殼中含氫礦物極少，水-岩作用過程中氫的同位素交換十分微弱，這表明地熱流體在由大氣降水滲入地下循環的過程中水-岩作用的結果使流體中的¹⁸O千分偏差值趨於增加，這一現象被稱為「氧漂移」。

圖1-6研究區內水點δD-δ¹⁸O散點圖(數字為表1-5中樣品序號)

為了定量地表徵水-岩作用過程中氧漂移的程度，定義地熱流體中氧穩定同位素千分偏差值δ¹⁸O與補給流體的千分偏差值之差叫做氧18漂移值，用I表示:

I=δ¹⁸O_地熱流體－δ¹⁸O_大氣降水

通常情況下地熱流體與圍岩發生交換作用時δD值改變很小，基本保持大氣降水的特徵，則上式可改寫為:

I=δ¹⁸O_地熱流體－(δD_地熱流體－B)/A

式中:A和B分別代表適合地熱流體所在地的大氣降水線方程的斜率和載距。

根據覃昌龍等(1991)的研究，西藏高原的大氣降水線方程為:

δD=7.66δ¹⁸O+7.91

根據地熱流體氧漂移值計算公式，所得研究區內的地熱流體漂移值見表1-6。

表1-6 研究區內地熱流體氧漂移值

水-岩作用過程中氧漂移的發生受多種因素控制，主要因素為溫度和圍岩岩性。通常情況下，較高的熱儲溫度能促使岩石中的¹⁸O進入水體中，SiO₂含量高的圍岩¹⁸O相對豐富。根據Fentes的研究:

Si¹⁸O+H₂¹⁶O→Si¹⁶O+H₂¹⁸O(高溫200℃)

可見在馬攸木地區及其外圍地熱流體氧漂移值平均達2.51‰，普遍高於地熱資源區劃調查中(覃昌龍，1991)全區的地熱流體氧漂移平均值1.61‰，而且全區最高漂移值4.03‰在公珠錯西的溫泉。