西藏第四纪春季活动的地质背景

据统计，西藏共有600多个热水展示区(童伟等，1982；卢联忠，1989)，如果把温度低但不热的泉都算进去，那么泉的展示区就多了。展示泉水的方式有很多种，比如温泉、间歇泉。这些泉水展示区可分为雅鲁藏布江泉带、雅鲁藏布江河谷泉带、雅鲁藏布江大弯泉带、念青唐古拉山东麓泉带、藏北泉带、狮泉河泉带(陆连忠，1989)。

青藏高原春季活动约70%分布在冈底斯-念青唐古拉山以南，其余30%分布在藏北高原。藏北和藏南的温泉活动具有明显不同的特点。藏北属于“濒死温泉活动区”。历史上藏北的春季活动比今天强烈得多。藏南的春季活动处于年轻阶段，造成这种变化的主要原因是印度板块与亚洲大陆碰撞衰减带的南移(童伟等，1982)。西藏春季活动的一个主要特点是强度大。高强度热液活动显示区包括11热液爆炸区、3个间歇喷泉和28个沸腾泉(童伟等，1982)。这本书的研究重点是格子架和谷露都是典型的间歇喷泉。西藏泉水最大的特点是富含铯，这在世界上是极其罕见的(童伟等，1982)。西藏盐湖富铯的特征主要继承了泉水富铯的特征。

一系列近SN正断层系(Tapponier等，1997；莫尔纳尔等人，1978；倪等，1978)(图1-1)，其中向正断层系主要反映在高原腹地的南北向裂谷和地堑盆地(侯增谦等，2004；李振清等，2005)(图1-1，图1-2)，这些南北向的裂谷和地堑盆地诱发了强烈的现代春季活动，构成了著名的青藏高原地热带。因此，南北向裂谷控制着现代春季活动的规模和分布。高原腹地较大的泉水带有:当让雍错-古错热水带、申扎-谢通门热水带、亚东-古鲁热水带、桑日-错那热水带。高原腹地春季地表温度平面分布图(图1-3)显示，春季活动主要分布在班公错-怒江缝合带南部，其中60℃以上的高温温泉呈片状分布，主要分布在狮泉河-马边永错、葛佳、卡乌地热田、羊八井-当雄、谷堆地热田等地，具有双低速低阻尼层，热流高。

西藏第四纪春季活动与铯的矿化效应

关于青藏高原泉水的来源，氦同位素研究结果表明，向北俯冲的印度大陆板块可能沿89 E线或沿亚东-古鲁裂谷撕裂，向西的大陆板块可能以平缓的角度向北俯冲，诱发地壳部分熔融，驱动地壳源区氦域的泉水活动。即在高原腹地89° E以西的壳源he域，上地壳部分熔融层驱动泉水对流循环，贡献了大量来自壳源的He气，而在89° E以东的拉萨泉活动带，上地壳部分熔融层驱动泉水对流循环，但熔融层下部幔源岩浆熔体的放气可能贡献了5% ~ 10%的幔源氦气体(侯增谦等，2000)

西藏泉华ESR测年数据(侯增谦等，2001；侯增谦等，2004)表明北部(羌塘地体)春季活动空间早且大；南部(拉萨地形)晚，规模小。关于西藏春花的形成时间，不同的研究者给出了不同的数据。目前获得的最古老的钙华是69万年(郑绵平等，1995)，而青藏高原的初始隆升年龄(Harrisonetal ., 1995;Blisniuketal。,2001;吴珍汉等，2007)比这要早得多，所以相对于高原的隆升，春季活动很年轻，春季活动主要受断层和深部过程控制(吴珍汉等，2005；郑绵平等，2007)，似乎很难将两者联系起来。对此，笔者推测有三种可能:一是由于高原隆升早期应力较小，地壳热膨胀程度较低，在地表水可以渗透的部位没有岩浆熔融或岩浆熔融程度不足以富集铯、锂等分散碱金属(郑绵平等，1983；郑绵平等，2007)，当然没有硅化铯矿床，导致这类矿床只在大陆碰撞晚期形成，即第四幕形成硅化铯矿床(郑绵平等，1995)。其次，高原隆升到一定阶段后，出现了硅石型的铯矿床，后来由于高原的差异隆升而被侵蚀，所以今天不可能找到更古老的铯矿床。第三，还没有发现更古老的中国型铯矿床，将来可能会发现。总之，如果说特定硅化铯矿床的形成是受构造和深部岩浆活动控制的话，从宏观上看，构造和深部岩浆活动是高原隆升造成的。因此，从来源上看，西藏硅化铯矿床的形成受高原隆升控制，西藏的春季活动与高原隆升存在因果关系(童伟等，1981)。