小江斷裂帶及鄰近地區(qū)溫泉地球化學(xué)特征與地震活動關(guān)系研究*

王 云，趙慈平，劉 峰，陳坤華，冉 華

(云南省地震局，云南昆明650224)

0 引言

近年來，地震學(xué)界越來越重視活動斷層地球化學(xué)特征的研究(張春山等，2003;Claesson et al，2007;Famin et al，2008;Süer et al，2008;Plastino et al，2011;Tanikawa et al，2012)。此項研究的開展不僅有助于更深入了解該斷層的活動方式、活動強度以及切割深度等斷層運動特征，而且對探索斷層帶深部，特別是震源區(qū)附近介質(zhì)的物理化學(xué)環(huán)境，搞清楚各類地球化學(xué)組分的地震前兆機制，尋找特定地區(qū)的前兆觀測組分有著十分重要的意義(Thomas，1988;Virk，Stagh，1994;King et al，1995;Wakita，1996;Biagi et al，2000;Inan et al，2012;Woith et al，2012)。

在地震的孕育和發(fā)生過程中，地球深部會產(chǎn)生很多物理化學(xué)現(xiàn)象。特別是地下水的化學(xué)組分，除受地下水來源、儲水層介質(zhì)、循環(huán)條件等因素的影響(Thomas，1988;Toutain et al，1997;Tokunaga，1999)而引起水化學(xué)成分及含量不同之外，還受地質(zhì)構(gòu)造和地殼運動的影響，特別是在現(xiàn)今構(gòu)造活動強烈的斷裂帶，常常出現(xiàn)地下水某些組分和化學(xué)類型的異常變化，從而形成新的、特殊的水文地球化學(xué)場(張春山等，2004)。正在活動的斷層是構(gòu)造運動最突出的部位，現(xiàn)今仍在活動的斷裂帶是地球內(nèi)部與地表發(fā)生溝通的主要通道，它可使地球內(nèi)部組分(深源流體)向上遷移，同時也可使地表水滲入地殼深部，經(jīng)地?zé)峄蚱渌绞降募訜嶙饔弥饾u升溫，形成對流循環(huán)(張煒等，1988)。在此過程中，地殼中不同層位的化學(xué)物質(zhì)會相繼溶于地?zé)崃黧w中，該流體在特定的構(gòu)造條件下，將以溫泉的形式返回地面。

本文選取云南中部小江斷裂帶及鄰近地區(qū)為研究區(qū)，分析了該區(qū)域內(nèi)95處溫泉水文地球化學(xué)特征和部分溫泉的穩(wěn)定同位素特征，其中溫泉坐標(biāo)、水溫、水化學(xué)組分(K+、Na+、Ca2+、Mg2+、、Cl-、HCO3-、SiO2)及其含量等數(shù)據(jù)來源于《云南省志:卷二十五溫泉志》和《橫斷山區(qū)溫泉志》，穩(wěn)定同位素(δ13C，3He/4He)來自于趙柯等(2005)的數(shù)據(jù)。筆者利用SiO2溫標(biāo)計算了溫泉的熱儲溫度，再結(jié)合該區(qū)域的構(gòu)造特征及地震活動規(guī)律，對溫泉的水化學(xué)組分、水溫、熱儲溫度的空間分布以及同位素組成等進行了研究，最后闡述了地震活動與水文地球化學(xué)場的耦合關(guān)系。這些問題的研究對地震危險區(qū)劃和潛在震區(qū)的判定具有重要的理論意義和實用價值，對地震觀測孔的布置，以及開展地震前兆探索提供了重要的理論依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

本文研究區(qū)包括云南中部和四川南部部分地區(qū)(23.42°～27.12°N，102°～104°E)，是一個長約420 km、寬約200 km的矩形區(qū)域(圖1a)。由于印度板塊向北擠壓，使得川滇地塊向東南滑動，同時受到東部穩(wěn)定的華南地塊及南部印支地塊阻擋，形成了順時針旋轉(zhuǎn)的楔形斷塊構(gòu)造格局(圖1b)(王二七等，1995;聞學(xué)澤等，2011)。

圖1 研究區(qū)主要地質(zhì)構(gòu)造、地震活動及溫泉分布圖(a)區(qū)域斷裂構(gòu)造(據(jù)鄧起東等，2007)、地震及溫泉分布圖;(b)大地構(gòu)造位置圖(趙慈平等，2012)Fig.1 The main geological structure and the distribution of seismic activity and thermal springs in the study area(a)regional tectonic map(based on Deng et al，2007)，and the distribution of earthquake and thermal springs;(b)geotectonic position map(based on Zhao et al，2012)

在云南中東部地區(qū)，近南北向的小江斷裂帶(F1)以及北西向曲江斷裂和石屏斷裂帶(F4、F5)活動強烈。小江斷裂自中更新世以來以左旋走滑運動為主，是川滇活動塊體的東南邊界，與之平行的還有發(fā)育于古生代沉積巖層中的普渡河斷裂(F2)和湯郎—易門斷裂(F3)。小江斷裂沿走向分成北、中、南三段:北段展布于巧家—東川之間，為單一斷層;中段為東川至通海、華寧，分為東、西兩支;華寧以南至紅河斷裂為南段。該斷裂主要發(fā)育在古生界沉積巖層中，部分地段發(fā)育在中生界、新生界地層中(唐文清等，2006)。曲江—石屏斷裂帶展布于小江斷裂帶南段的西側(cè)，由北支曲江斷裂(F4)和南支石屏—建水?dāng)嗔?F5)組成，全長約120 km，向東止于小江斷裂帶的南段，形成于古生代，新生代以來由于川滇塊體南南東向的擠出運動，表現(xiàn)出以右旋走滑為主、兼擠壓逆沖的運動特征(聞學(xué)澤等，2011)，且與其南側(cè)的紅河斷裂帶(F6)共同構(gòu)成該塊體的最南邊界(張培震等，2003)。小江斷裂帶東側(cè)發(fā)育有滇東南褶皺區(qū)與揚子準(zhǔn)地臺的分界—師宗—彌勒大斷裂(F7)和北東向?qū)さ椤嗔?F8)。

小江斷裂帶現(xiàn)今仍在活動，是我國南北地震帶的一個重要組成部分，也是一條強烈破壞性地震多發(fā)帶，斷裂帶及周圍地區(qū)構(gòu)造環(huán)境復(fù)雜，歷史上曾發(fā)生多次大地震，地震以頻度低、強度大為特征，自1500年以來共發(fā)生M≥6強震22次，如云南省最強地震——1833年的嵩明8.0級大地震就發(fā)生在該斷裂(錢曉東，秦嘉政，2009;沈婭宏等，2012)。由于本文采用的溫泉水化數(shù)據(jù)大部分來源于20世紀80年代初期的檢測分析結(jié)果，為了與這些數(shù)據(jù)有一致的時間對應(yīng)關(guān)系，本文收集了研究區(qū)1970～2012年M≥4.7中強震資料并列于圖1a中，其中1970～1990年的地震目錄來源于《中國近代地震目錄》(國家地震局震害防御司，1999)，1990年以后的地震則使用中國地震臺網(wǎng)中心測定的地震目錄。從圖中可以看出，該區(qū)近40余年來共發(fā)生M≥4.7中強震23次，其中大部分地震發(fā)生在小江斷裂帶北段(巧家至?xí)?以及湯郎—易門斷裂中段(武定—祿勸一帶)，其中段近40年發(fā)生中強地震頻率較低，僅發(fā)生過1989年嵩明5.0級和1999年澄江5.2級地震，曲江—石屏斷裂帶與小江斷裂帶南段的交匯處地震發(fā)生表現(xiàn)出頻度高、強度高的特點，如1970年通海7.7級地震發(fā)生于曲江斷裂上。而與小江斷裂近似平行的普渡河斷裂發(fā)生地震頻度不高，且強度也不大。

從圖1a中可以看出，區(qū)內(nèi)溫泉分布不均勻，大部分沿小江斷裂帶出露，尤其在斷裂的復(fù)合部位曲江—石屏斷裂帶與小江斷裂帶南段的交匯處形成集中出露，多出露于中生代、古生代及震旦系地層中，而其圍巖多為碳酸鹽巖、灰?guī)r、砂巖等沉積巖。小江斷裂以東地區(qū)溫泉分布較少，表明區(qū)內(nèi)地下熱水的生成與運移嚴格受構(gòu)造活動的控制，并且與斷裂的現(xiàn)代活動強度與規(guī)模密切相關(guān)。絕大部分溫泉水溫都低于60℃，屬中低溫?zé)崴邷責(zé)崴^少，最高僅76℃。

2 數(shù)據(jù)來源及處理方法

2.1 溫泉地球化學(xué)資料及選取

《云南省志·溫泉志》(云南省地方志編纂委員會，1999)和《橫斷山區(qū)溫泉志》(佟偉，章銘陶，1994)記錄研究區(qū)內(nèi)溫泉共有166處，記述了每一處水熱活動區(qū)的每個溫泉的基本要素(地名、經(jīng)緯度)和現(xiàn)象，但并非每個泉點中的水化學(xué)數(shù)據(jù)或水化指標(biāo)是完整的，如某些溫泉沒有水化學(xué)分析，或者某組分未檢測(na)、未檢出(nd)等。因此，在對水化學(xué)數(shù)據(jù)后續(xù)處理過程中，必須對研究區(qū)范圍內(nèi)的溫泉資料進行選取及相應(yīng)處理。

資料選取及處理的原則是:(1)溫泉水樣必須有水化學(xué)分析數(shù)據(jù)，包括 K+、Na+、Ca2+、Mg2+、、Cl-、HCO3-、SiO2等組分的含量;(2)溫泉必須有與水化學(xué)分析樣取樣時同時測量的泉口溫度;(3)溫泉在空間上盡量滿足均勻分布;(4)對于CHD6(吉魯熱水塘)這樣的熱田區(qū)和由多個相距很近的溫泉組成的水熱活動區(qū)，由于溫泉在小范圍內(nèi)分布很密，從空間代表性而言，只選取1個即可，即選擇泉口溫度和由溫泉水地球化學(xué)溫標(biāo)計算的熱儲溫度同時最高者;(5)由于《云南省志:溫泉志》中對每個溫泉都無具體的編碼，筆者按《橫斷山區(qū)溫泉志》資料中的編碼方法對相應(yīng)的溫泉進行編號，如云南省峨山彝族自治縣的第二個溫泉是美黨村溫泉，相應(yīng)的編碼為DES2。為作區(qū)分，巧家代碼為DQJ，曲靖代碼為DQJG;(6)組分未檢測(na)和數(shù)據(jù)不明(數(shù)據(jù)＜1.74)等情況一律視為該組分數(shù)據(jù)缺失(-)，未檢出(nd)的組分含量視為0;(7)新田鹽場溫泉Na+和Cl-含量遠高于平均值(CHD5:Na+:2 350 mg/L，Cl-:3 737 mg/L;平均值:Na+:78.6 mg/L，Cl-:75.9 mg/L)，為了清晰、客觀地反應(yīng)離子濃度區(qū)域特征，該點Na+、Cl-含量不參與水巖平衡及空間分布的討論;(8)TDS為水溶固體物質(zhì)總量，用水化軟件AqQa計算得到。

根據(jù)上述原則，研究區(qū)范圍內(nèi)共選取了95處有水化學(xué)分析資料的溫泉，其中有3個泉點水化數(shù)據(jù)參考趙柯等(2005)考察的數(shù)據(jù)(DYL2、DCJ3、DJS1)。每個溫泉水化學(xué)數(shù)據(jù)經(jīng)過篩選并匯總((K++Na+):92組;Ca2+:94組;Mg2+:93組;SO2-4:85組;Cl-:68組;HCO-3:94組;SiO2:76組)列入表1。

表1 研究區(qū)內(nèi)各溫泉編號及相關(guān)參數(shù)表Tab.1 The number and the related parameters o f thermal springs in the study area

續(xù)表1

續(xù)表1

2.2 水—巖反應(yīng)平衡的判定

Na-K-Mg三角圖解(Giggenbach，1988)是一種用來判斷地?zé)崃黧w中水巖反應(yīng)是否達到平衡的簡便方法(圖2)，圖中分為完全平衡、部分成熟水和處于巖石溶解淋濾過程中的未成熟水3個區(qū)域。該方法常被用來評價水—巖平衡狀態(tài)和區(qū)分不同類型的水樣，其優(yōu)點為可在同一幅圖上同時判斷出大量水樣的平衡狀態(tài)，能把混合水和平衡水很好地分開。將區(qū)內(nèi)有Na+、K+、Mg2+含量的溫泉63件水樣投到Na-K-Mg三角圖上，用▲表示，可以發(fā)現(xiàn)絕大部分溫泉水均靠近部分成熟水或?qū)傥闯墒焖捎跍囟容^低并且Mg2+含量較高，圖中水樣均落在Mg1/2一側(cè)，這表明水—巖反應(yīng)的平衡溫度較低，地下熱水有可能接受大氣降水補給或者冷水混入。由于處于未成熟狀態(tài)，一些在高溫環(huán)境下能達到平衡的反應(yīng)在此水樣中不能達到平衡，也可能是由于溫泉水可能來自較熱的環(huán)境，在由熱水向地表上升的過程中，流經(jīng)碳酸鹽巖地層，受到淺層冷水混入影響較大，從而使溫泉水中元素的含量變低。

圖2 水樣Na-K-Mg三角圖解(Giggenbach，1988)Fig.2 Triangular diagram of Na-K-Mg for all geothermal water samples(based on Giggenbach，1988)

2.3 地?zé)釡貥?biāo)

目前常用的地?zé)釡貥?biāo)大體可以分為兩類(表2)(Fournier，1981;Kharaka， Mariner， 1989):一類是SiO2溫標(biāo)(包括石英溫標(biāo)、玉髓溫標(biāo)等);另一類是陽離子溫標(biāo)(如Na-K、Na-Li、Na-K-Ca等溫標(biāo))。SiO2溫標(biāo)是應(yīng)用最早也是最常用的地球化學(xué)溫標(biāo)，其原理是基于地?zé)崃黧w中SiO2礦物的溶解度與溫度呈函數(shù)關(guān)系。試驗表明，天然水中溶解SiO2一般不受其他離子、復(fù)合物及揮發(fā)組分散失的影響，且SiO2的沉淀在熱流冷卻過程中，隨溫度的下降而沉淀速率減慢，因此在地?zé)崃黧w中SiO2的濃度能很好地指示地下熱儲的溫度。SiO2溫標(biāo)適用熱水溫度范圍為0～250℃。陽離子地?zé)釡貥?biāo)是基于熱水與溶解礦物間的K+、Na+、Ca2+、Mg2+等陽離子的交換與溫度的關(guān)系而建立的經(jīng)驗公式，該公式在熱儲溫度估算方面有著廣泛的應(yīng)用。Mitrofan等(2010a，b)研究表明在地震孕育或發(fā)生的過程中，離子型地?zé)釡貥?biāo)有著明顯的響應(yīng)。

表2 地?zé)釡貥?biāo)的計算公式Tab.2 Calculation formula of geothermometer

研究區(qū)內(nèi)絕大部分溫泉水樣沒有達到水巖平衡，表明該區(qū)溫泉不適合用陽離子溫標(biāo)方法估算地下熱儲的溫度(王皓，柴蕊，2009)，而且水溫不高，基本上無蒸汽損失或有的泉點蒸汽損失量很小。因此，本文利用SiO2溫標(biāo)(無蒸汽損失)計算區(qū)內(nèi)76個泉點的熱儲溫度，計算結(jié)果列入表1。DAN3(溫水河村熱水塘)和CHD5(新田鹽場溫泉)的熱儲溫度計算值低于泉口溫度且出現(xiàn)負值，證明該結(jié)果不可用。分析原因可能為水樣中SiO2含量在分析檢測中出現(xiàn)偏差，含量過小;且溫標(biāo)計算方法的選擇不當(dāng)?shù)纫矔?dǎo)致熱儲溫度計算值小于泉口溫度，甚至出現(xiàn)負值的情況。

3 結(jié)果與討論

3.1 水化學(xué)特征

研究區(qū)內(nèi)95件溫泉水樣中，各離子的濃度差異很大，水質(zhì)復(fù)雜。其中有1處溫泉水樣主要陰離子缺失(DYS1)，其余94件溫泉化學(xué)數(shù)據(jù)繪制成Piper圖(Piper，1944)(圖3)，大致可劃分成以下3種水化類型:

Ⅰ型:陰離子SO2-4占優(yōu)勢，位于陰離子三角圖的上角，用□符號表示(圖3)，共11件水樣，編 號 是:DYL1、 DYL2、 DYL7、 DCJ2、 DCJ3、DHZ2、CNN3、CNN4、CNN5、CHD4、CMY2，水化類主要為HCO3-SO4-Ca(Na)型，礦化度相對較高。Ⅰ型水樣主要分布于小江斷裂帶的北段(四川寧南)和中南段(宜良、澄江)地區(qū)。地下水中的SO2-4可能來自沉積巖中夾雜的石膏(CaSO4·2H2O)或其它硫酸鹽。沿小江斷裂混雜第三紀煤層(褐煤)，褐煤的主要揮發(fā)分為CO2以及硫化物，硫化物被氧化后，使本來難溶于水的S以SO2-4形式大量進入地下水中(趙珂等，2005)，因此流經(jīng)這類地層的地下水往往以SO2-4為主，表現(xiàn)出酸性地?zé)崴奶攸c。

Ⅱ型:陰離子Cl-占優(yōu)勢，位于陰離子三角圖的右角，用●符號表示(圖3)，該型水比較特殊，僅CHD5(會東縣新田鹽場溫泉)水樣1件，礦化度最高，水化類型為:Cl-Na型。據(jù)資料記錄，該溫泉含有較高的Na+和Cl-，水溫僅24℃，屬于含鹽低溫溫泉，當(dāng)?shù)鼐用裨萌汽}，鹽味苦澀，其原因是該泉水含有一定量的Ca2+、Mg2+離子。利用γNa/γCl特性系數(shù)法可以對泉水的來源進行初步判定，標(biāo)準(zhǔn)海水的γNa/γCl系數(shù)的平均值為0.85，海相沉積地層中，如果水中Na與地層中的交換性Ca產(chǎn)生陽離子交換，則Na的含量降低，γNa/γCl＜0.85(李學(xué)禮等，2010)。CHD5 溫泉的γNa/γCl系數(shù)為0.63，由此可以推斷，新地質(zhì)構(gòu)造運動以后，封閉的海相沉積水可能隨大氣降水的徑流而排泄。

Ⅲ型:陰離子HCO-3占優(yōu)勢，位于陰離子三角圖的左角，用▲符號表示，共82件水樣(圖3)，礦化度較低。主導(dǎo)陽離子為Na+的有4件水樣(CMY2、DJS1、DQJG2、DDC5)，其中 CMY2為CO3-Na型水，依據(jù)《橫斷山區(qū)溫泉志》(佟偉，章銘陶，1994)記錄，其pH值變化較大，野外測量值為7.5，實驗室測量值為9.1，造成水樣中HCO-3離子大部分轉(zhuǎn)化為 CO2-3離子。DJS1、DQJG2、DDC5水化類型為HCO3-Na型。主導(dǎo)陽離子為 Mg2+的有 8件水樣(CHD3、CHD6、DHN2、DHN3、DHN5、DHZ3、DKY3、DML3)，水化類型都為HCO3-Mg-Ca型。其余的水樣以Ca2+為主導(dǎo)陽離子，共70件，占全部水樣的近74%，水化類型為HCO3-Ca-Mg(Na)型。該類型水比較復(fù)雜，從元古界地層到第四系的沉積盆地都有出露，溫泉中HCO-3主要來源于碳酸鹽類，Ca2+和Mg2+主要是地下水溶解了可溶性的灰?guī)r(CaCO3)與白云巖(MgCO3)的結(jié)果，化學(xué)類型以HCO3-Ca(Mg)型為主。

圖3 研究區(qū)溫泉水樣Piper圖(Piper，1944)Fig.3 Piper plot of spring water samples in the study area

綜合Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ型水發(fā)現(xiàn)，低礦化水中以HCO3-及Ca2+、Mg2+為主;高礦化水則以Cl-及Na+為主;中等礦化的地下水中，陰離子常以為主，主要陽離子可以是Na+或Ca2+，這主要是由各種礦物在水中的溶解度不同而造成的;氯鹽的溶解度最大，硫酸鹽次之，碳酸鹽較小;鈣的硫酸鹽，特別是鈣、鎂的碳酸鹽，溶解度最小;隨著礦化度增大，鈣、鎂的碳酸鹽首先達到飽和并沉淀析出，礦化度繼續(xù)增大時，鈣的硫酸鹽也飽和析出。因此，高礦化水中以易溶的氯和鈉占優(yōu)勢。

3.2 離子空間分布

為了進一步了解溫泉水樣主要離子在研究區(qū)內(nèi)的分布特征，利用Surfer 7.03中的Kriging空間插值方法，繪制小江斷裂帶及鄰近地區(qū)泉點分布、各泉點的TDS及7種主要離子的濃度等值線圖(圖4)。

根據(jù)TDS的高低可以將地下水劃分為淡水(TDS＜1 g/L)，微咸水(1 g/L＜TDS＜2g/L)，咸水(2 g/L＜TDS＜35 g/L)和鹵水(TDS＞35 g/L)4類(李學(xué)禮等，2010)。研究區(qū)內(nèi)有81個泉點屬于淡水，占全部泉點的85%;11個屬于微咸水，占12%;3個為咸水，占3%。由圖4a可知，高礦化度的泉點主要分布在小江斷裂帶北段(巧家至?xí)梢粠?和中段(沿北北東向昆明—尋甸—曲靖北一帶展布)，最高點為北段的 DQJ2(3 163.9 mg/L)，中段最高值為DYL1(1 664.2mg/L)，南段最高值為DHN2(1 109.6 mg/L)。總體上看，TDS變化趨勢為沿小江斷裂帶(F1)由北向南逐漸減弱，特別是南段，幾乎所有的溫泉水都屬淡水。其余尋甸—宣威斷裂(F8)上的 DQJG2(1 477.8 mg/L)和普渡河斷裂上(F2)的CHD1(1 704.5 mg/L)屬于微咸水。值得一提的是，其它幾條斷裂(F4、F5、F6、F7)上及其附近溫泉的礦化度都很低，屬于淡水。

Na+和K+性質(zhì)相似，在地下水中K+含量一般很小，在研究地下水成分時，將K+濃度歸并到Na+濃度中，不另區(qū)分(陳南祥，2008)。研究區(qū)內(nèi)的鈉、鉀含量(Na++K+)變化為0.43～308 mg/L，平均值為40.72 mg/L。由圖4b可以看出，鈉、鉀高值點主要分布在小江斷裂帶(F1)的北段CNN5(307.4 mg/L)和中段DLY1(308 mg/L)，尋甸—宣威斷裂(F8)上的DQJG2(240 mg/L)，小江斷裂帶南段除了DHN2(183 mg/L)外，其余泉點的鈉、鉀值都很低，一般不超過33 mg/L。鈉、鉀含量在低礦化水中的含量一般很低，但在高礦化水中則是主要的陽離子。因此，鈉、鉀含量總體趨勢與TDS的分布極其相似，都呈北高南低，由北向南逐漸減弱。

圖4 小江斷裂帶及鄰近地區(qū)溫泉中主要離子含量的空間分布圖(濃度單位:mg/L)(a)TDS含量等值線圖;(b)(Na++K+)濃度等值線圖;(c)Ca2+濃度等值線圖;(d)Mg2+濃度等值線圖;(e)Cl-濃度等值線圖;(f)濃度等值線圖;(g)HCO3-濃度等值線圖Fig.4 Spatial distribution of main ion concentration of thermal spring in Xiaojiang Faultand its adjacent area(concentration unit:mg/L)(a)isopleth map of TDS content;(b)isopleth map of(Na++K+)concentration;(c)isopleth map of Ca2+concentration;(d)isopleth map of Mg2+concentration;(e)isopleth map of Cl-concentration;(f)isopleth map ofconcentration;(g)isopleth map of HCO3-concentration

Ca2+的濃度等值線圖如圖4c所示，高值區(qū)都位于小江斷裂帶北段，會澤以北到巧家一帶，泉點DQJ2的Ca2+濃度高達469.88 mg/L，小江斷裂(F1)中段的DXD3和南段北端DYL7也相對較高，分別是 250 mg/L，247.29 mg/L。普渡河斷裂(F2)北段附近的CHD1泉點Ca2+(231.5 mg/L)含量相對較高，而小江斷裂南段到曲江斷裂、建水?dāng)嗔岩粠В魅c的Ca2+含量較低，一般不超過150 mg/L，基本上呈現(xiàn)由北向南，Ca2+含量逐漸降低的趨勢。與Ca2+類似，Mg2+高值點也出現(xiàn)在小江斷裂北段的DQJ2泉點，濃度高達193.49 mg/L(圖4d)。盡管Ca2+、Mg2+來源及其在地下水中的分布相近，但Mg2+在小江斷裂帶的中段的含量較低，而南段的DHN2、DHN3的值相對較高，都在90 mg/L以上。同樣，CHD1泉點的Mg2+含量(76.1 mg/L)也明顯高于小江斷裂帶以外的其他泉點。其他幾條斷裂上及其附近的泉點的Mg2+值都較低，最低點位于湯郎—易門斷裂北段附近的CMY2泉點，Mg2+的含量僅0.81 mg/L。Ca2+、Mg2+含量相比，Mg2+在地下水中含量通常較Ca2+少，不成為地下水中的主要陽離子。

陰離子Cl-、、HCO3-在地下水中廣泛分布。研究區(qū)內(nèi)3種陰離子的等值線分布(圖4e～g)可以看出，3種陰離子的高值點都分布在小江斷裂(F1)的北段，Cl-和的最高值都位于CNN5泉點，分別為302 mg/L和852 mg/L，而HCO3-的最高值點位于DQJ2(1 565.8 mg/L)，該點的Cl-和的值也僅次于最高值。小江斷裂帶中段上的泉點DYL1，Cl-和也表現(xiàn)出相對較高的值，分別為156.38 mg/L、458.82 mg/L;而中段的HCO3-值較北段低。小江斷裂帶南段，除了DLY7上的含量(787.12 mg/L)相對較高以外，Cl-和HCO3-含量都很低。在研究區(qū)內(nèi)，除普渡河斷裂附近泉點CHD1的Cl-(149.79 mg/L)和HCO-3(1 052.67 mg/L)含量以及尋甸—宣威斷裂上(F8)的泉點DQJG2的SO2-4含量(242.36 mg/L)相對較高外，其它幾條斷裂帶上及其附近泉點的Cl-、HCO-3和的含量都很低。導(dǎo)致小江斷裂帶上3種陰離子的含量要比其他斷裂上泉點的含量高。

綜合圖4分析可知，總礦化度(TDS)的分布與7種主要離子含量分布非常相似，空間上基本是沿斷裂帶展布，受斷裂控制明顯，特別是小江斷裂帶上泉點各化學(xué)組分含量較高。小江斷裂與其它幾條斷裂相比，切割較深，斷裂開啟程度高，熱水的循環(huán)深度大，與斷裂帶兩盤巖石進行了充分的水—巖反應(yīng)(楊雷等，2011)。構(gòu)造活動控制了溫泉的運移速度及部分物理化學(xué)條件，使得水巖反應(yīng)更容易達到平衡，其礦物質(zhì)含量就越高，水化學(xué)類型越復(fù)雜。對比7種主要離子、TDS以及近40余年M≥4.7破壞性地震分布可以看出，離子濃度較高的區(qū)域地震分布較少，而離子濃度較低的區(qū)域地震分布較多，TDS與地震分布的這種關(guān)系尤為明顯，小江斷裂帶北段(巧家至?xí)?TDS的高值與低值過渡區(qū)域和普渡河斷裂(F2)、湯郎—易門斷裂(F3)中段的TDS低值區(qū)地震較多，此外，小江斷裂帶(F1)與曲江—建水?dāng)嗔褞?F4、F5)的交匯處，TDS值也較低，但地震活動頻度高，強度相對較大，1970年通海7.7級大地震就發(fā)生在該處，震源深度較淺(國家地震局震害防御司，1999;張四昌，劉百篪，1978)。溫泉水樣主要離子與地震活動性之間的這種分布規(guī)律，表明地下流體特征與地震活動存在著某種內(nèi)在聯(lián)系，特別是與斷層活動有緊密的聯(lián)系(王基華等，2000)。這意味著離子成分濃度高，循環(huán)深度大，“水—巖”作用加劇，地下流體對斷裂的弱化程度高，在該部位應(yīng)力不會積累很大;相反，離子成分濃度低，循環(huán)深度淺，地下流體運移過程中“水—巖”作用程度低，也反映了斷裂閉合性較好，容易造成應(yīng)力累積。因此，地下流體離子成分濃度的高低能反映出斷裂活動強度的大小、地震活動性的強弱。

3.3 水溫分析及熱儲溫度估算

根據(jù)研究區(qū)95處溫泉水溫分析，平均水溫為37.2℃。地下熱水主要為低溫?zé)崴渲懈邷責(zé)崴?60℃ ～100℃)共7處，約占7%;中溫?zé)崴?40℃～60℃)共27處，約占29%;低溫?zé)崴?20℃ ～40℃)61處，約占64%。

圖5a是研究區(qū)溫泉水溫的空間分布圖，水溫最高的泉點是小江斷裂帶上兩個Ⅰ型水樣(CNN5、DLY1溫度分別是75℃、76℃)。從整體上看，小江斷裂以東溫泉(DLD2、DQJG1、DML1、DML2、DML3)水溫較高，都在50℃以上，而小江斷裂以西的溫泉水溫較低，除個別泉點外(DLQ4)，均不超過50℃。小江斷裂帶中北段(東川附近)和南部溫泉較為特殊，水溫一般低于40℃，這主要是由于溫泉出露點位于兩大斷裂交匯處，可能自身循環(huán)度較淺，且出露地層為灰?guī)r地層，表層巖溶作用強烈，溶隙或裂隙等較為發(fā)育，熱水在向上運移過程中摻入了大量的地表冷水，導(dǎo)致水溫較低(楊雷等，2011)。總的看來，小江斷裂帶上出露溫泉水溫普遍較高，位于小江斷裂帶上的溫泉水溫要比其余溫泉的水溫平均值高出3℃～4℃。這表明熱水成因受斷裂活動控制明顯，熱水的循環(huán)深度大，表現(xiàn)出水溫較高，同時也說明小江斷裂要比云南中東部地區(qū)其他幾條斷裂的切割深度較深。換句話說，水溫的高低與斷裂深淺、斷裂帶的規(guī)模、破碎程度具有相關(guān)性。

圖5b是表1中地?zé)醿囟壤肒riging插值法繪制的空間分布圖，從圖上可以看出，北部地區(qū)米易—巧家一帶的地?zé)醿囟茸罡撸蟛糠秩c計算的熱儲溫度在80℃以上;小江斷裂的中段尋甸—曲靖地區(qū)的熱儲溫度次之，其中昆明地區(qū)(富民、安寧、宜良)熱儲溫度也較高，一般都在70℃以上;南部分為東西兩塊，分別是玉溪—峨山和華寧—彌勒地區(qū)，熱儲溫度也在70℃以上。向才英和周真恒(2000)研究表明四川米易地區(qū)的大地?zé)崃髦翟?6～90 mW/m2之間，中部昆明地區(qū)大地?zé)崃髦蹈哌_105 mW/m2;玉溪—峨山地區(qū)，大地?zé)崃髦颠_92 mW/m2，而東川地區(qū)屬于低熱區(qū)，大地?zé)崃髦怠?0 mW/m2。區(qū)內(nèi)大地?zé)崃髦捣植寂c地?zé)醿囟确植继卣骰疚呛希@說明了SiO2地?zé)釡貥?biāo)(無蒸汽損失)計算熱儲溫度的合理性。

結(jié)合水溫、熱儲溫度與地震分布圖(圖5)可以發(fā)現(xiàn)，并不是溫泉的熱儲溫度越高，其水溫也越高。如 CMY2、DAN1、DES4、DHN4等計算出熱儲溫度較高，但溫泉水溫較低，這主要是因為深部熱液沿斷裂上升過程中，冷水混入的比例不同所致，還與泉水流量、熱儲埋深有關(guān)。無論是水溫還是熱儲溫度，高值區(qū)域中強地震(M≥4.7)分布較少。然而，小江斷裂帶(F2)以西(自巧家以南，經(jīng)會澤至嵩明)到湯郎—易門斷裂(F3)地區(qū)(米易南至武定)，還有小江斷裂帶南段、曲江—石屏斷裂帶(F4、F5)及這兩條斷裂帶的交匯處，水溫和地?zé)醿囟容^低，卻是破壞性地震的高發(fā)區(qū)域，1970年以來，M＞4.7級中強地震主要發(fā)生在這幾個區(qū)域內(nèi)。這種變化關(guān)系表明水在地震孕育或發(fā)生過程中起著重要作用。首先，水溫升高，水的空隙壓力也隨之升高，水的空隙壓力升高又將大大降低活動斷層面的正壓力(陸明勇等，2007)。其次，水溫升高，水熱蝕變作用越強烈，地下熱水與圍巖的物理化學(xué)作用更加明顯，使沿斷裂面的巖石產(chǎn)生泥化、水化和溶蝕作用，巖石的抗壓強度約降低20% ～80%，斷層面的摩擦力下降約30% ～90%(宋貫一等，2000)。此外有研究表明，巖石的破裂強度、彈性模量、剪切破裂能、斷裂韌性和抗張強度等力學(xué)參數(shù)隨環(huán)境水溫的升高而降低(榮代潞等，1992)。由此可以推斷在水溫、熱儲溫度高值區(qū)，地下熱水活動越強烈，對斷裂及其圍巖弱化程度越高。斷層不斷發(fā)生滑移，斷面上很難積累應(yīng)力而發(fā)生地震，這就造成該地區(qū)缺震少震的現(xiàn)象明顯;相反，水溫或熱儲溫度低的地區(qū)，地下熱水對斷裂弱化作用的強度則較低，可積累較大不易釋放的構(gòu)造應(yīng)力，在這些地區(qū)斷裂強度也較大，在累積一定的構(gòu)造應(yīng)力下，斷裂發(fā)生錯動而發(fā)震。

3.4 同位素

在固體地球內(nèi)部尤其是地幔中含有大量活躍的、易運移的氣體或揮發(fā)成份，如He、CO2、H2、CH4等，它們包含著豐富的地球化學(xué)信息，這些氣體或揮發(fā)成份在發(fā)生地幔脫氣作用后可運移到殼內(nèi)或地表(陶明信等，2005)。因此動態(tài)監(jiān)測這些深源氣體有可能反映深部的地質(zhì)構(gòu)造問題，如斷裂深度、開啟性、活動性和殼幔的連通性等，從而可為地震預(yù)報研究提供有科學(xué)價值的信息和新的研究途徑。然而，地幔氣體上升至地表后，必然會被殼源或大氣源氣體混染，所以在近地表采集的氣體樣品為幔源、殼源或大氣源的復(fù)合氣體。因此，如果要了解斷裂帶的深度及其殼幔連通程度等特征，我們應(yīng)研究斷裂帶及其附近的氣體樣品中是否含幔源氣體及其多少的問題。氣體樣品同位素示蹤可用來追溯物質(zhì)來源和揭示物質(zhì)循環(huán)過程。

在地殼深部運移的流體組分中，CO2是分布最廣、含量最豐富的氣體組分之一，它不僅在中上地殼相對富氧的環(huán)境條件下大量存在，在下地殼，甚至在上地幔流體中，也是最重要的揮發(fā)性組分(上官志冠，劉桂芬，1993)。目前比較公認的是δ13C值的來源及變化范圍(上官志冠，高松升，1987)，大氣CO2的δ13C值變化范圍從-8.5‰～-6‰;生物成因CO2的δ13C平均值約為-25‰;變質(zhì)成因的CO2的δ13C平均值約為0‰;幔源CO2的δ13C值的變化范圍為-8.0‰～-4.7‰。

本文收集了研究區(qū)內(nèi)8個泉點的溶解和逸出CO2的穩(wěn)定碳同位素和He同位素組成(趙柯等，2005)(表3)。由表3可以看出，小江斷裂帶中南部的溫泉 CO2的 δ13C值集中在 -16.6‰ ～-23.6‰之間，介于純生物成因(δ13C=-25‰)和其它三種成因之間。由此可見，這8個溫泉CO2氣體的穩(wěn)定碳同位素組成生物成因占了很大的比重，具有明顯的生物成因特征。據(jù)趙柯等(2005)分析研究，造成δ13C這種特征的原因可能與沿小江斷裂混雜第三紀煤層(褐煤)有關(guān)。滇東主要斷裂帶的溫泉出露地層主要以灰?guī)r為主，地下水在循環(huán)過程中，除溶解吸收在土壤中的CO2外，還接受混雜在地層中的第三紀煤層(褐煤)揮發(fā)出的CO2，并溶解其周圍的碳酸鹽巖后再出露地表釋放CO2。較低的δ13C值意味著溫泉中的微量碳主要來源于生物成因CO2的溶解作用。

He是一種既不參與化學(xué)反應(yīng)過程又具有顯著分餾特征的惰性氣體，其同位素被證明是一種獲取深部物質(zhì)信息的靈敏示蹤劑，所以氦同位素是用來判斷地下流體起源與構(gòu)造活動的又一個有效示蹤標(biāo)志(Hoke et al，2000)。周曉成等(2012)研究指出，活動斷裂帶地區(qū)的溫泉、深井氣體同位素比值(3He/4He、21Ne/22Ne、4He/20Ne、40Ar/36Ar)與組分濃度(He、H2、CH4、Ne、Ar和N2)及其比值(He/Ar、N2/Ar、CH4/Ar)均在地震前后或者同時出現(xiàn)明顯異常。大量研究表明(徐永昌，1992;李圣強，杜建國，1998;上官志冠等，2000;杜 建 國， 劉 叢 強，2003;Pérezetal，2008)，不同成因的氦同位素組成明顯不同:大氣氦、殼源氦和幔源氦的端元值分別為1.4×10-6、2.0×10-8和1.1×10-5。通常以R/Ra來表示氦同位素組成特征(R為樣品的3He/4He比值，Ra為大氣3He/4He比值)。一般認為，當(dāng)R/Ra＜1時，氦同位素組成表現(xiàn)為殼源特征，當(dāng)R/Ra＞1時，氦同位素組成表現(xiàn)為幔源特征。根據(jù)殼源和上地幔源氦同位素的兩端元復(fù)合模式(Andrews，1985)估算幔源He百分含量:

計算值列入表3，除DXS1數(shù)據(jù)缺失外，其余7個點的幔源氦比例的變化范圍0.23%～8.36%，平均值約為2.9%，沈立成等(2007)對小江斷裂帶中南部溫泉氣體也進行了采樣分析，結(jié)果表明樣品中的幔源氦平均約占總氦的2.27%，最高也才8.9%，這與我們用趙柯等(2005)數(shù)據(jù)處理后的結(jié)果相吻合，進一步說明數(shù)據(jù)的來源的可靠性。同時，沈立成等(2007)研究數(shù)據(jù)還給出滇西南地區(qū)幔源氦平均約占總氦的26.15%，最大值大于48%;怒江斷裂幔源氦含量平均值約為26.2%，最大值大于48.8%。小江斷裂帶幔源氦釋放與之相比強度明顯小很多，且與同處于南北地震帶上的鮮水河斷裂幔源氦(平均約占總氦的8.1%)相比釋放強度也較弱。綜上所述，反映出小江斷裂帶中南深部的殼幔連通程度較低，而地殼閉合性程度相對較高，所能觀測到的脫氣作用幾乎都發(fā)生在地殼范圍內(nèi)，故而其幔源氦同素所占比例相對較低。

4 結(jié)論

通過對小江斷裂帶及鄰近地區(qū)的溫泉地球化學(xué)數(shù)據(jù)收集、匯總，對每一處水化學(xué)特征及水文地球化學(xué)場進行對比研究，得出以下結(jié)論:

(1)區(qū)內(nèi)溫泉水化學(xué)類型差異較大。其中碳酸型大部分為:HCO3-Ca-Mg(Na)，共70件，其余水樣化學(xué)類型為:HCO3-Mg-Ca或HCO3-Na;硫酸型溫泉共11件水樣，水化類型主要為SO4-HCO3-Ca(Na);氯型水樣只有1件，Cl-Na型。應(yīng)用Na-K-Mg三角圖解模型對水樣進行分析，絕大部分樣品均未達到水—巖平衡。

(2)區(qū)內(nèi)溫泉中TDS含量、主要離子含量、水溫及熱儲溫度的空間分布特征研究結(jié)果表明，在空間分布上受活動構(gòu)造控制明顯，主要沿小江斷裂帶北高南低展布;與近40余年的地震活動關(guān)系表現(xiàn)為高值區(qū)域中強地震(M≥4.7)分布較少，而低值區(qū)域中強地震發(fā)生頻度較高，且強度較大，該對應(yīng)關(guān)系在水溫和熱儲溫度空間分布上尤為明顯。

(3)小江斷裂帶中南部部分泉點溶解或逸出CO2的碳同位素分析結(jié)果表明，CO2氣體的碳同位素(δ13C)組成具有明顯的生物成因特征;氦同位素(幔源He百分含量)研究結(jié)果表明，小江斷裂帶中南深部的殼幔連通程度較低，而地殼閉合性程度相對較高，所能觀測到的脫氣作用幾乎都發(fā)生在地殼范圍。

本文在撰寫和修改過程中得到周摯、畢玉潔以及云南財經(jīng)大學(xué)張春生的幫助，在此向他們表示衷心感謝。

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