大气的地质作用主要表现在哪些方面

Ⅰ 地球各个地质时期的氧气浓度各有多少

1、在地球形成初期

在地球形成初期地球原始大气中没有一点儿氧气，氧气含量为0。主要是二氧化碳、二氧化硫和少量的氮气。后来在地壳冷却后，大量的雨水溶解了大气中的二氧化硫，形成硫酸雨下落到地面，再形成硫酸盐沉淀，大气中的二氧化硫越来越少，二氧化碳和氮气成为主要成分。

2、大约在30亿年前

大约在30亿年前（可能更早），原始细胞生物中有一类原核生物（光合细菌）进化出利用太阳光中的能量来产生有机物，把所利用的无机物（二氧化碳）中的氧当作废物排出来，使地球上第一次有了游离态的氧气。

3、距今约20多亿年前

地球上有了游离态的氧气气一产生出来，就立即与其他物质形成氧化物（或含氧的盐类），无法进入大气。直到在常态下氧出现了剩余，大气层中才有了氧气。此时大约是在距今约20多亿年前。

4、寒武纪时期

地球大气中的氧气完全来自光合作用，随着具有光合作用的生物数量越来越多，大气中的氧气含量也越来越高。有一种理论认为，地球大气中的氧气含量在距今5.5亿年前的寒武纪开始明显增高。特别是寒武纪时的生命大爆发，可能就与海水中的溶解氧含量较高有关。因为那时地面上还没有任何生物。

5、到距今3亿多年前的泥盆纪到2亿多年前的二叠纪

这段时期地球上气候温暖潮湿，高大的蕨类植物几乎覆盖了当时地球上所有陆地表面，氧气含量达到最高，可能在25%以上。此后随着气候和环境巨变造成的二叠纪末期生物大灭绝，地球上的植物大量死亡，大气中的氧含量有所下降，但仍比现在高几个百分点。

6、6500万年前的白垩纪末期

在6500万年前的白垩纪末期，地球大气中的氧气含量仍比现在高。经过白垩纪末期气候和环境巨变后（恐龙灭绝那次），氧气含量就与现在基本相同了，大约保持在21%左右。

Ⅱ 世界上最早的一种生物是什么

世界上最早的一种生物是蓝藻。

蓝藻在地球上大约出现距今35～33亿年前，是最早的光合放氧生物，对地球表面从无氧的大气环境变为有氧环境起了巨大的作用。有不少蓝藻（如鱼腥藻）可以直接固定大气中的氮（原因：含有固氮酶，可直接进行生物固氮），以提高土壤肥力，使作物增产。

蓝藻是一类进化历史悠久、革兰氏染色阴性、无鞭毛、含叶绿素a，但不含叶绿体(区别于真核生物的藻类)、能进行产氧性光合作用的大型单细胞原核生物。与光合细菌区别是：光合细菌(红螺菌)进行较原始的光合磷酸化作用，反应过程不放氧，为厌氧生物，而蓝细菌能进行光合作用并且放氧。

(2)大气的地质作用主要表现在哪些方面扩展阅读：

蓝藻的细胞壁和细菌的细胞壁的化学组成类似，主要成分为肽聚糖（糖和多肽形成的一类化合物）；贮藏的光合产物主要为蓝藻淀粉和蓝藻颗粒体等。细胞壁分内外两层，内层是纤维素的，少数人认为是果胶质和半纤维素的。

外层是胶质衣鞘以果胶质为主，或有少量纤维素。细胞质部分有很多同心环样的膜片层结果，称为类囊体，光合色素与电子传递链均位于此。

蓝藻中央在光镜下较周围原生质层明亮，为遗传物质DNA所在部位，相当于细菌的核区，称为中心质或中央体。“中心质”常不位于中央，与周围胞质无明确界限。蓝藻DNA几乎裸露，复制可连续进行。DNA平均含量比高等动物细胞还多。

Ⅲ 哪些自然地质作用引起地幔、岩石圈、水圈、生物圈、大气圈的物质交换

内力地质作用和外力地质做用都可以啊

Ⅳ 地质史上地球大气中氧气浓度具体如何变化的能提供图表最好

美国科学家一份研究报告称 三亿年前 地球大气层中氧含量远远超过今天 生物体积普遍大于现代———

据美国媒体日前报道，美国亚利桑那州立中西部大学的科学家们最近提交的一份研究报告称，三亿年前，地球大气层中的氧含量远远超过今天的浓度，而科学家们通过化石标本得知远古时代的昆虫体积普遍大于现代。

据此，科学家们推测，如果地球大气中的氧气足够充足的话，在地球上生活的生物体积将会十分巨大。

古代生物体积超大

蜻蜓翼展竟然一米

科学家们通过森林煤炭化石发现，在恐龙之前，地球上就有巨大的物种存在。它们包括体长可达1米以上的昆虫、蝎子；腿长达50厘米、吊篮大小的蜘蛛；近两米长的千足虫等。

最著名的样本是1979年从英国德比郡采矿场地下挖出的一具巨型蜻蜓化石。它的翼展竟然达一米，和现在的鹰差不多，是地球上有史以来发现的最大昆虫。

氧气对巨型生物兴亡

可能起了关键的作用

加州大学戴维斯分校博哈特昆虫博物馆馆长史蒂夫·海登说：“为什么这些巨型昆虫会走向消亡，而幸存下来的昆虫却越来越小？它们不可能受到鸟类的压力，因为当巨型昆虫出现在地球上时，天空中还没有任何鸟类；而当会飞的恐龙出现后，巨型昆虫早已经灭绝了。”

科学家们纷纷猜测，也许是大气中氧气含量的变化对巨型生物的兴亡起了关键作用。现在，古生物学家开始探究这些远古蜻蜓、体长10厘米的蟑螂以及其他巨型昆虫的兴亡是否与超高的氧含量有关。

身高5米远古巨人

在地球上可能存在

中西部大学生理学者亚历山大·凯撒和他的同事们经过研究认为，那时地球上大气层中氧气的浓度高达35%，而现在我们呼吸的氧气浓度只有21%，富含氧气的空气可能促进了这些巨型动物的进化。

除了巨型昆虫外，地球上还曾有过泰坦巨人的传说。既然地球上可以有巨型昆虫出现，那么巨人是否也曾真的生活在这颗星球上呢？对此，科学家们曾发现过很多关于巨人存在的证据：

1950年末，土耳其山谷地区发现了许多巨大骨头的化石，经调查证实与人的骨头十分近似，只是比例出奇的大，其中的一个大腿骨化石，长达120厘米。

1986年底，墨西哥城东部发现了一个完整的巨人头颅骨以及巨人使用过的石残片等遗物，那块头颅骨高宽分别为50厘米和25厘米，估计身高在3.5米至5米之间。依照这个比例推算，这个“人”的身高有5米，称其为巨人一点也不为过。

2005年，美国和秘鲁考古学家联合宣布了一个玛雅考古史上最重大的发现——他们在位于秘鲁北部海岸的一座巨型金字塔内发现了3座充满大量神秘文物的古墓。

让考古队员感到震惊的是，他们在3座古墓里发现了3具非同寻常的骸骨——3具巨人的骨架。之所以称他们是巨人，是因为这些骨架的身长都在2.8米以上，而普通的当地男性身高平均仅为1.49米。

古代地球的环境

有利于巨人成长

科学家们研究化石后称，有些古代物种确实比现在的动物要大许多倍。这些现象都能证实，远古环境确实有利于生物的生长，在这种情况下动植物的体形较大。因此，远古时代如果存在巨人也是很正常的。

而巨人在今天却无法生活，是因为大气不再适合他们。在远古时代，地球的大气压力几乎是现在的两倍，氧含量更高，巨大生物在这种环境中可以快速繁殖和生长。同时，那时地球的臭氧层较厚，而现在则约是那时的七分之一，所以今天生物的寿命也与以前不同。

Ⅳ 简述碳循环中的地质作用

自然界碳循环的基本过程如下：大气中的二氧化碳（CO2）被陆地和海洋中的植物吸收,然后通过生物或地质过程以及人类活动，又以二氧化碳的形式返回大气中。自然界中碳的分布、碳的流动和交换。
有机体和大气之间的碳循环
绿色植物从空气中获得二氧化碳，经过光合作用转化为葡萄糖，再综合成为植物体的碳化合物，经过食物链的传递，成为动物体的碳化合物。植物和动物的呼吸作用把摄入体内的一部分碳转化为二氧化碳释放入大气，另一部分则构成生物的机体或在机体内贮存。动、植物死后,残体中的碳,通过微生物的分解作用也成为二氧化碳而最终排入大气。大气中的二氧化碳这样循环一次约需20年。
一部分（约千分之一）动、植物残体在被分解之前即被沉积物所掩埋而成为有机沉积物。这些沉积物经过悠长的年代，在热能和压力作用下转变成矿物燃料——煤、石油和天然气等。当它们在风化过程中或作为燃料燃烧时，其中的碳氧化成为二氧化碳排入大气。人类消耗大量矿物燃料对碳循环发生重大影响。
大气和海洋之间的二氧化碳交换
二氧化碳可由大气进入海水，也可由海水进入大气。这种交换发生在气和水的界面处，由于风和波浪的作用而加强。这两个方向流动的二氧化碳量大致相等，大气中二氧化碳量增多或减少，海洋吸收的二氧化碳量也随之增多或减少。
碳质岩石的形成和分解
大气中的二氧化碳溶解在雨水和地下水中成为碳酸，碳酸能把石灰岩变为可溶态的重碳酸盐，并被河流输送到海洋中。海水中的碳酸盐和重碳酸盐含量是饱和的，接纳新输入的碳酸盐，便有等量的碳酸盐沉积下来。通过不同的成岩过程，又形成为石灰岩、白云石和碳质页岩。在化学和物理作用（风化）下，这些岩石被破坏，所含的碳又以二氧化碳的形式释放入大气中。火山爆发也可使一部分有机碳和碳酸盐中的碳再次加入碳的循环。碳质岩石的破坏，在短时期内对循环的影响虽不大，但对几百万年中碳量的平衡却是重要的。
人类活动的干预
人类燃烧矿物燃料以获得能量时，产生大量的二氧化碳。从1949年到1969年，由于燃烧矿物燃料以及其他工业活动，二氧化碳的生成量估计每年增加
4.8％。其结果是大气中二氧化碳浓度升高。这样就破坏了自然界原有的平衡，可能导致气候异常。矿物燃料燃烧生成并排入大气的二氧化碳有一小部分可被海水溶解，但海水中溶解态二氧化碳的增加又会引起海水中酸碱平衡和碳酸盐溶解平衡的变化。

Ⅵ 简述碳循环中的地质作用

自然界碳循环的基本过程如下：大气中的二氧化碳（CO2）被陆地和海洋中的植物吸收,然后通过生物或地质过程以及人类活动，又以二氧化碳的形式返回大气中。自然界中碳的分布、碳的流动和交换。
有机体和大气之间的碳循环 绿色植物从空气中获得二氧化碳，经过光合作用转化为葡萄糖，再综合成为植物体的碳化合物，经过食物链的传递，成为动物体的碳化合物。植物和动物的呼吸作用把摄入体内的一部分碳转化为二氧化碳释放入大气，另一部分则构成生物的机体或在机体内贮存。动、植物死后,残体中的碳,通过微生物的分解作用也成为二氧化碳而最终排入大气。大气中的二氧化碳这样循环一次约需20年。
一部分（约千分之一）动、植物残体在被分解之前即被沉积物所掩埋而成为有机沉积物。这些沉积物经过悠长的年代，在热能和压力作用下转变成矿物燃料——煤、石油和天然气等。当它们在风化过程中或作为燃料燃烧时，其中的碳氧化成为二氧化碳排入大气。人类消耗大量矿物燃料对碳循环发生重大影响。
大气和海洋之间的二氧化碳交换 二氧化碳可由大气进入海水，也可由海水进入大气。这种交换发生在气和水的界面处，由于风和波浪的作用而加强。这两个方向流动的二氧化碳量大致相等，大气中二氧化碳量增多或减少，海洋吸收的二氧化碳量也随之增多或减少。
碳质岩石的形成和分解 大气中的二氧化碳溶解在雨水和地下水中成为碳酸，碳酸能把石灰岩变为可溶态的重碳酸盐，并被河流输送到海洋中。海水中的碳酸盐和重碳酸盐含量是饱和的，接纳新输入的碳酸盐，便有等量的碳酸盐沉积下来。通过不同的成岩过程，又形成为石灰岩、白云石和碳质页岩。在化学和物理作用（风化）下，这些岩石被破坏，所含的碳又以二氧化碳的形式释放入大气中。火山爆发也可使一部分有机碳和碳酸盐中的碳再次加入碳的循环。碳质岩石的破坏，在短时期内对循环的影响虽不大，但对几百万年中碳量的平衡却是重要的。
人类活动的干预 人类燃烧矿物燃料以获得能量时，产生大量的二氧化碳。从1949年到1969年，由于燃烧矿物燃料以及其他工业活动，二氧化碳的生成量估计每年增加 4.8％。其结果是大气中二氧化碳浓度升高。这样就破坏了自然界原有的平衡，可能导致气候异常。矿物燃料燃烧生成并排入大气的二氧化碳有一小部分可被海水溶解，但海水中溶解态二氧化碳的增加又会引起海水中酸碱平衡和碳酸盐溶解平衡的变化。

Ⅶ 大气圈中与人类活动和地质作用密切相关的是什么

a 对流层 信我就对了

Ⅷ 地质学研究表明，原始地球大约是在46亿年前形成的，原始大气与现代大气最主要的区别是（）A．原始大

地质学家研究表明，地球大约是在46亿年以前形成的，那时候地球的温度很高，地面上专的环境与现属在的完全不同：天空中或赤日炎炎，或电闪雷鸣，地面上火山喷发，熔岩横流．从火山中喷出的气体，如水蒸气、氢气、氨、甲烷、二氧化碳、硫化氢等构成了原始的大气层，还有一部分硫化氢和氰化氢，虽有少量的水蒸气受到强烈的紫外线的作用，分解为氢和氧，但是氢由于太轻而浮到大气层的最高处，大部分逐渐消失在宇宙空间，而氧气很快与地面上的一些物质结合为氧化物，因此原始大气中没有氧气．
故选：B

Ⅸ 土壤、水文、植被、地质、地貌、大气各要素的定义，谁能帮我总结归纳一下啊，最好详细点

1、土壤：土地类型（荒漠、草地、林地、耕地）、土壤的肥沃程度
2、水文：水位（高低回和变化特征，取决于河答流补给类型及水利工程和湖泊的调蓄功能）、流量大小、含沙量的多少、结冰期、河流的落差、河床的宽窄、流速的快慢、河流的长短、支流多少及分布等方面的概括
3、植被：主要看这个地区的植被覆盖情况、主要的植被类型
4、地质：褶皱（背斜、向斜）、断层（地堑、地垒）、地质作用（内力作用和外力作用）、岩性是否纯、空隙和裂隙的发育范围、岩石的可溶性、透水性
5、地貌：地形种类（高原、山地、丘陵、盆地、山谷或河谷、冲击角、三角洲）、地面起伏状况（坡度陡缓、相对高差）、海拔高度等
6、大气：气温（高低的季节变化、年较差）、降水（年降水量的多少，季节变化）、四季的变化（冬夏季节的长短）等

Ⅹ 区域水文与地热地质

一、区域水文地质

马攸木地区受喜马拉雅与冈底斯地质构造运动的控制，形成了地形南北两侧高、中部低的地貌形态，属高原中、高山区，平均海拔4900m，矿区呈高原低山丘陵区地貌特征。水系有内陆湖泊型和外流型两类。内陆水系以玛旁雍错和公珠错为代表，外流水系则以杰玛央宗和马攸木藏布为表征。杰马央宗发源于北喜马拉雅山脉西段的杰玛央宗冰川;而马攸木藏布源于金美错流经阿果错湖，马攸木藏布与杰玛央宗汇合后形成当却藏布(马泉河)。该地区的地下水与地表水流向基本一致。

(一)地形地貌与气象水文

在马攸木外围地区地形切割相对较深，一般高差在1000m左右，地貌上以高原低山剥蚀为主，河谷低洼处的平均宽度在5～15km不等，形成较为开阔的山间平原区，沟谷以沉积为主。而在马攸木矿区一带一般高差在500m左右，最高峰松托嘎海拔5647m，矿区最低点海拔4850m。在杰玛央宗和马攸木藏布的支流前缘，通常形成规模不大的洪积扇及洪积裙台地。

该地区属高原干旱、半干旱丘陵气候区。据狮泉河气象台2001年气象资料，年平均气温在2～3℃;年最高气温在7～8月份，极端最高气温为26.9℃;年极端最低气温为－27.2℃，一般在12月至次年的1～2月份;全年降水量为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;最大降雪厚度达30～50cm。马攸木地区蒸发量极大，年蒸发量为2326.6mm。年气压最高为616.2hPa，最低为592.1hPa，平均气压为604.6hPa。

(二)区域地下水类型及特征

马攸木地区不同含水岩组富水性差异较大，以沿河谷低洼地带的冲积、冲洪积、冰碛、冰水堆积富水性较强。而不同岩性段的变质岩即震旦-寒武系的泥质岩系的富水性极弱，为相对隔水层。奥陶系以碳酸盐岩类为主，虽然由于气候因素影响，岩溶发育程度不高，但因所处构造位置的关系，脆性岩层构造裂隙相对发育，加之溶蚀作用的存在，使奥陶系碳酸盐岩类地层在区域基岩中为富水性相对最强的地层。三叠系变质地层及侵入岩体虽然岩性差异较大，但岩石总体多为脆性，在构造裂隙存在的条件下，加之近地表风化裂隙发育，为地表径流的入渗提供了有利条件，导致此类基岩地层富水性介于碳酸盐岩类地层和泥质变质岩之间。

1.基岩裂隙地下水

基岩裂隙地下水在区内分布广泛，从地下水的循环条件可分为深循环地下水和浅层地下水。不同埋藏深度的地下水体在物理性质及所含的水化学成分方面都存在着巨大差异，而且其间也存在着一定的联系。

(1)浅层基岩裂隙地下水

浅层基岩裂隙地下水分布于区内的基岩出露区浅部，地表以下埋藏深度在100m以浅部位，储存空间以表层风化裂隙及小型构造裂隙为主，包括小型断裂构造延伸部位和褶皱构造轴部。风化裂隙水呈面状分布，埋藏深度小于100m;构造裂隙地下水呈带状分布。

浅层基岩裂隙地下水以接受大气补给及冰雪融水为主，其排泄方式有:向深部地下水排泄，向低洼地带第四系孔隙水排泄，以地下水天然露头下降泉的形式排泄等。

浅层基岩裂隙地下水多为潜水，不具承压性，其动态变化大，水位变幅也很大，受季节变化影响明显。

由于循环深度不大，表明此类地下水由补给流体进入地下循环的时间也是相对有限的，因而在水体的水化学特征方面也基本保持着补给流体的一些特点，总体特征是矿化度相对较低，水温接近当地的年平均气温。

(2)深层基岩裂隙地下水

马攸木及其外围地区发育多条深大断裂及其次级断裂，其切割深度深达2km，其间储存有丰富的地下水，该地下水含水层呈带状展布，主要受控于深大断裂及其次级断裂的空间分布与规模。区内深大断裂多为压性，而其次级断裂多为张性，地下水的活动尤以次级张性断裂带为甚。

深层基岩裂隙地下水，以浅层基岩裂隙地下水为补给源;运移方向以垂向运动为主，并以上升泉的形式排泄，并且多具热异常。

深层基岩裂隙地下水动态稳定，受季节变化影响小。

由于深层基岩裂隙地下水参与深部循环并且接触深部岩浆囊的热传导部位，在高温背景条件下，水-岩化学交换作用强烈，其排泄地带有大量由热流体携带的深部物质的沉积层(泉华)。

根据深层基岩裂隙地下水储存运移的时间和空间分布规律，其埋藏深度大，水体进入地下循环的时间过程长，加之有相对高温的背景条件，水体与补给流体之间在物理性质及水化学特征方面都发生了较大变化。在水-岩的物质交换过程中，地下水体中的物质组分含量无论是基本离子还是常规微量元素都大幅度增加，矿化度极高，并在水体的排泄地形成大规模的沉积物。

2.孔隙地下水

储存于第四系沉积物中的孔隙地下水，分布于研究区内的相对低洼地带及大型沟谷内，孔隙介质包括湖积物、冲积物与冲洪积物。

孔隙地下水除接受大气降水补给外，还接受浅层基岩裂隙地下水的补给，其排泄方式包括地下蒸发和向地表水体排泄，含水层厚度不均匀，一般在数十米至百余米之间，其水力坡度较浅层基岩裂隙地下水小。

由于补给来源和含水层的结构特征，决定了孔隙地下水动态相对稳定，一般季节性水位变幅不大。

孔隙地下水的物理性质与水化学特征一般与补给流体即大气降水十分接近，多为低矿化的淡水。

二、地热地质

青藏高原是中生代以来印度洋扩张、冈瓦纳大陆分解北移、印度板块与欧亚板块多次碰撞拼接的产物。由于强烈的构造活动使地壳出现了软弱带，深部岩浆升流至地壳近地表定位，地下水也有了通道与已定位而尚未冷却的岩浆接触而加温，形成青藏高原丰富而广泛的地热活动(图1-4)。

在马攸木地区，有不同温度的地下水出露，泉水呈东西向展布，在泉水中有冷泉、温泉、热泉和沸泉，以玛旁雍错以东扎曲藏布沸泉、香古玛弄沸泉以及玉龙弄巴温泉为代表，其水温高于80℃。

1.地热活动的演化发展

青藏高原在挽近期的“超碰撞”阶段，南北向构造应力的侧向挤压使地壳急剧缩短增厚。高原周围的构造单元(扬子地块、塔里木地块等)的下地壳可塑物质在巨大的构造应力作用下向上流动、充填、混合以满足高原地壳急剧抬升所需要的物质补偿。与地壳增厚上隆同步进行的下地壳和上地幔下弯，扰动了原先存于岩石圈和软流圈界面上的热平衡，诱发了软流圈的局部对流，并通过底熔销蚀和软流圈物质上涌而使岩石圈变薄，这种被动诱发的“相转换层”发生物质的分异作用，使密度轻的熔浆上侵于地壳浅部，形成现代浅层定位的岩浆囊和不同深度的局部熔融体。“亚东—格尔木岩石圈地学断面”项目的大地热流研究成果表明:该范围内各地体由于各自的壳幔热结构不同而形成了热流的分布及深部热状态的南北不均一性，同时也证实了在高原巨厚地壳的浅部，有现代岩浆的浅层侵位活动。

班公错-东巧-怒江构造带北部大地热流值低(40～47mW/m²)，而南部的热流值高达60～364mW/m²，且变幅较大，表现出了南北的不均一性。北部的羌塘高原具有厚壳、幔深的冷地体特征;而南部的冈底斯地体和喜马拉雅地体存在“相转换层”，具有明显的热壳性质。深达地幔的断裂构造为深部热源的上升提供了通道，并在两侧形成了现代岩浆的浅成侵入体，并沿以张性为主的活动构造作超浅位上侵。这与现代地热活动在地表的热显示是相吻合的。

印支期西藏岩浆活动主要发生在班公错-东巧-怒江构造带以南的地区，形成了班公错-东巧-怒江缝合带，北部隆起了喀喇昆仑-唐古拉山脉。燕山期形成了雅鲁藏布江缝合带，北部隆起了冈底斯—念青唐古拉山脉。喜马拉雅期形成了西瓦利克缝合带，北部隆起了喜马拉雅山脉，此期内雅鲁藏布缝合带及冈底斯-念青唐古拉山脉的继承性活动也十分强烈。后两期构造活动的结果导致岩浆岩集中分布于冈底斯-念青唐古拉构造带以南。

从岩浆活动的时序规律看，总体表现为北老南新。由构造运动引起的大规模岩浆岩入侵及火山作用在地热地质研究中意义重大，越新的岩浆岩，成为现代水热活动热源的可能性越大。

图1-4 地下水分布与循环示意图

2.地热显示

(1)地热显示类型

在马攸木地区以及周边发现的地热显示类型几乎囊括青藏高原所有地热显示类型，包括温泉、热泉、沸泉、沸喷泉、间歇喷泉、水热爆炸、冒气地面、冒气孔、热水塘、泉华沉积物等。

(2)地热显示分布规律

对马攸木岩金矿区及外围现存的地热活动形成的沉积物中石英矿物进行ESR测年结果表明，自新生代古近纪以来该区就处于连续不断的强烈活动状态(表1-2)。

表1-2 ESR测年结果

注:测试单位为成都理工大学应用核技术研究所。

马攸木地区地热显示的空间分布从古地热活动遗迹以及现代水热活动的分布情况来看，主要出露于肉切村群南北两侧的奥陶系下拉孜组和上三叠统修康群中，并有南北向构造通过，如M₁沟中大面积铁硅质泉华区、香古玛弄地热显示区、玉龙弄巴地热显示区都出露于这些地段。在肉切村群中也有沿裂隙充填的地热流体沉积物。

三、水文地球化学

1.水化学

地热流体的地球化学特征包括热流体的水化学特征、微量元素组分的含量、水体中氢氧同位素的特征等众多要素，这些特征不仅能反映热水在形成发展过程中的背景条件，同时也是热流体流经地带的地球化学背景的写照。通过对背景条件的研究，同样可以获得矿产资源的找矿信息。

研究区内地热流体水化学类型与当地的浅层地下水及地表水的差异较大，对比情况见表1-3。

从地热流体的水化学特征看，水化学类型具有多样性，而且普遍矿化度较高，阳离子特征以Na⁺为主，主要阴离子中HCO^－₃含量明显较补给流体大气降水低，SO^2－₄及Cl^－的含量则远高于补给流体———大气降水，体现了源于循环过程中水-岩交换作用的效果。

水-岩作用是地下水在循环过程中流体介质与围岩之间依据特定的背景条件而发生的物质交换作用。由于水-岩作用的存在，地热流体将大量的深部物质携带至地表，并形成固体沉积物———泉华，在研究区内几乎所有地热显示区都有大量泉华沉积物存在，而且泉华物质组分类型多样，包括硅华、钙华、铁质泉华、硫化物泉华，往往在一个地热显示区就存在多种泉华类型的组合，通常硅华和铁质泉华发生在地热活动的早期，反映的是高温地热背景，而后期则形成大量的钙华，反映热储基础温度开始下降。一些地热显示区的泉华沉积物规模巨大，在玛旁雍错南部的曲普地热显示区泉华出露面积近20000m²，厚度在10m左右，外围的搭格架地热显示区泉华出露面积近60000m²，厚度在10～20m之间。

表1-3 地热流体及地表水水化学对比

测试单位:西藏地勘局地热地质大队。

通过考查流体介质在循环过程中物质组分的增减可以判明其流经空间的背景条件，通过对背景条件的判定可寻找适合金属矿产的成矿富集的背景。

2.地热流体中的气体组分特征

地热流体中的气体组分含量百分比反映了热流体的背景条件及流体的来源，研究区内地热流体中气体组分分析结果见表1-4。

表1-4 地热流体中气体组分分析结果

分析单位:中国地震局地质研究所地下流体实验室。

从地热流体中气体组分的含量特征来看，流体大都源自深部的高温环境，并有地壳深部(包括上地幔)的岩浆热液气体组分的痕迹，O₂和N₂含量普遍较低，除香古玛弄一地可能由于采样原因有空气混入外，其他各点均反映了深部、碱性、高温、还原环境。若香古玛弄采样无异常，则反映该点与其他样点不同的是酸性环境。

3.氢氧稳定同位素

根据西藏全区83个地热显示点水样氢氧同位素δ¹⁸O与δD的测试值，绘制了水样的δD-δ¹⁸O散点图(图1-5)。图中西藏大气降水线方程是根据1991年前取得的10个大气降水水样分析资料拟合形成的，其斜率与截距都较好地反映了高原地区的特点，而且本次采取的马攸木地区的大气降水样分析结果正好与该大气降水线方程吻合。

图1-5 西藏地热流体δD-δ¹⁸O散点图

区域地热流体的氢氧同位素组成如表1-5所示。由表1-5测试值及统计值可见，研究区地热流体的氢同位素组成δD为－132.0‰～－77.6‰，平均值为－112.338‰，标准差为18.096‰;氧同位素组成δ¹⁸O为－16.8‰～－5.0‰，平均值为－13.71‰，标准差为3.804‰。湖水的氢氧同位素组成最高，δD为－77.6‰，δ¹⁸O为－5.0‰，明显偏离大气降水线，可能暗示湖水除大气降水来源外，还可能有深部来源;次为河水的氢氧同位素，δD为－98.9‰，δ¹⁸O为－12.0‰。热泉水的氢氧同位素组成最低，δD为－126.5‰～－132.0‰，δ¹⁸O为－15.8‰～－16.8‰;大气降水(雨水)的氢氧同位素组成居中。

表1-5 区域地热流体氢氧同位素组成

测试单位:地质矿产部水文地质专业实验测试中心。

马攸木外围地热流体的样品分析结果(表1-5)与全区地热流体氢氧同位素的特征基本类似(图1-6)，地热流体的同位素特征值都分布于大气降水线的右下方，由于地壳中含氢矿物极少，水-岩作用过程中氢的同位素交换十分微弱，这表明地热流体在由大气降水渗入地下循环的过程中水-岩作用的结果使流体中的¹⁸O千分偏差值趋于增加，这一现象被称为“氧漂移”。

图1-6研究区内水点δD-δ¹⁸O散点图(数字为表1-5中样品序号)

为了定量地表征水-岩作用过程中氧漂移的程度，定义地热流体中氧稳定同位素千分偏差值δ¹⁸O与补给流体的千分偏差值之差叫做氧18漂移值，用I表示:

I=δ¹⁸O_地热流体－δ¹⁸O_大气降水

通常情况下地热流体与围岩发生交换作用时δD值改变很小，基本保持大气降水的特征，则上式可改写为:

I=δ¹⁸O_地热流体－(δD_地热流体－B)/A

式中:A和B分别代表适合地热流体所在地的大气降水线方程的斜率和载距。

根据覃昌龙等(1991)的研究，西藏高原的大气降水线方程为:

δD=7.66δ¹⁸O+7.91

根据地热流体氧漂移值计算公式，所得研究区内的地热流体漂移值见表1-6。

表1-6 研究区内地热流体氧漂移值

水-岩作用过程中氧漂移的发生受多种因素控制，主要因素为温度和围岩岩性。通常情况下，较高的热储温度能促使岩石中的¹⁸O进入水体中，SiO₂含量高的围岩¹⁸O相对丰富。根据Fentes的研究:

Si¹⁸O+H₂¹⁶O→Si¹⁶O+H₂¹⁸O(高温200℃)

可见在马攸木地区及其外围地热流体氧漂移值平均达2.51‰，普遍高于地热资源区划调查中(覃昌龙，1991)全区的地热流体氧漂移平均值1.61‰，而且全区最高漂移值4.03‰在公珠错西的温泉。