小江斷裂帶及鄰近地區(qū)溫泉熱儲(chǔ)溫度的計(jì)算

小江斷裂帶及鄰近地區(qū)溫泉熱儲(chǔ)溫度的計(jì)算

0水文地球化學(xué)場(chǎng)近年來(lái)，地震學(xué)術(shù)界越來(lái)越重視活動(dòng)斷裂地球化學(xué)特征的研究（張春山等，2003；cleastal.，2007；fa分鐘等al.，2008；sue等al.，2008；platfor等人，2011；taikwa等人，2012）。此項(xiàng)研究的開(kāi)展不僅有助于更深入了解該斷層的活動(dòng)方式、活動(dòng)強(qiáng)度以及切割深度等斷層運(yùn)動(dòng)特征,而且對(duì)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(lèi)地球化學(xué)組分的地震前兆機(jī)制,尋找特定地區(qū)的前兆觀測(cè)組分有著十分重要的意義(Thomas,1988;Virk,Stagh,1994;Kingetal,1995;Wakita,1996;Biagietal,2000;Inanetal,2012;Woithetal,2012)。在地震的孕育和發(fā)生過(guò)程中,地球深部會(huì)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(lái)源、儲(chǔ)水層介質(zhì)、循環(huán)條件等因素的影響(Thomas,1988;Toutainetal,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(yùn)動(dòng)的影響,特別是在現(xiàn)今構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈的斷裂帶,常常出現(xiàn)地下水某些組分和化學(xué)類(lèi)型的異常變化,從而形成新的、特殊的水文地球化學(xué)場(chǎng)(張春山等,2004)。正在活動(dòng)的斷層是構(gòu)造運(yùn)動(dòng)最突出的部位,現(xiàn)今仍在活動(dòng)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(shí)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(duì)流循環(huán)(張煒等,1988)。在此過(guò)程中,地殼中不同層位的化學(xué)物質(zhì)會(huì)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+、SO42-、Cl-、HCO3-、SiO2)及其含量等數(shù)據(jù)來(lái)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(lái)自于趙柯等(2005)的數(shù)據(jù)。筆者利用SiO2溫標(biāo)計(jì)算了溫泉的熱儲(chǔ)溫度,再結(jié)合該區(qū)域的構(gòu)造特征及地震活動(dòng)規(guī)律,對(duì)溫泉的水化學(xué)組分、水溫、熱儲(chǔ)溫度的空間分布以及同位素組成等進(jìn)行了研究,最后闡述了地震活動(dòng)與水文地球化學(xué)場(chǎng)的耦合關(guān)系。這些問(wèn)題的研究對(duì)地震危險(xiǎn)區(qū)劃和潛在震區(qū)的判定具有重要的理論意義和實(shí)用價(jià)值,對(duì)地震觀測(cè)孔的布置,以及開(kāi)展地震前兆探索提供了重要的理論依據(jù)。1華寧南至紅果園北緣斷裂帶本文研究區(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(gè)長(zhǎng)約420km、寬約200km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(dòng),同時(shí)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(shí)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)。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(dòng)強(qiáng)烈。小江斷裂自中更新世以來(lái)以左旋走滑運(yùn)動(dòng)為主,是川滇活動(dòng)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(mén)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(zhǎng)約120km,向東止于小江斷裂帶的南段,形成于古生代,新生代以來(lái)由于川滇塊體南南東向的擠出運(yùn)動(dòng),表現(xiàn)出以右旋走滑為主、兼擠壓逆沖的運(yùn)動(dòng)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(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)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(dòng),是我國(guó)南北地震帶的一個(gè)重要組成部分,也是一條強(qiáng)烈破壞性地震多發(fā)帶,斷裂帶及周?chē)貐^(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(qiáng)度大為特征,自1500年以來(lái)共發(fā)生M≥6強(qiáng)震22次,如云南省最強(qiáng)地震———1833年的嵩明8.0級(jí)大地震就發(fā)生在該斷裂(錢(qián)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(lái)源于20世紀(jì)80年代初期的檢測(cè)分析結(jié)果,為了與這些數(shù)據(jù)有一致的時(shí)間對(duì)應(yīng)關(guān)系,本文收集了研究區(qū)1970~2012年M≥4.7中強(qiáng)震資料并列于圖1a中,其中1970~1990年的地震目錄來(lái)源于《中國(guó)近代地震目錄》(國(guó)家地震局震害防御司,1999),1990年以后的地震則使用中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)中心測(cè)定的地震目錄。從圖中可以看出,該區(qū)近40余年來(lái)共發(fā)生M≥4.7中強(qiáng)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(mén)斷裂中段(武定—祿勸一帶),其中段近40年發(fā)生中強(qiáng)地震頻率較低,僅發(fā)生過(guò)1989年嵩明5.0級(jí)和1999年澄江5.2級(jí)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(qiáng)度高的特點(diǎn),如1970年通海7.7級(jí)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(qiáng)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(yùn)移嚴(yán)格受構(gòu)造活動(dòng)的控制,并且與斷裂的現(xiàn)代活動(dòng)強(qiáng)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?高溫?zé)崴^少,最高僅76℃。2數(shù)據(jù)來(lái)源和處理方法2.1主要分質(zhì)巖《云南省志·溫泉志》(云南省地方志編纂委員會(huì),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(dòng)區(qū)的每個(gè)溫泉的基本要素(地名、經(jīng)緯度)和現(xiàn)象,但并非每個(gè)泉點(diǎn)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(méi)有水化學(xué)分析,或者某組分未檢測(cè)(na)、未檢出(nd)等。因此,在對(duì)水化學(xué)數(shù)據(jù)后續(xù)處理過(guò)程中,必須對(duì)研究區(qū)范圍內(nèi)的溫泉資料進(jìn)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+、SO42-、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(shí)同時(shí)測(cè)量的泉口溫度;(3)溫泉在空間上盡量滿(mǎn)足均勻分布;(4)對(duì)于CHD6(吉魯熱水塘)這樣的熱田區(qū)和由多個(gè)相距很近的溫泉組成的水熱活動(dòng)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(gè)即可,即選擇泉口溫度和由溫泉水地球化學(xué)溫標(biāo)計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度同時(shí)最高者;(5)由于《云南省志:溫泉志》中對(duì)每個(gè)溫泉都無(wú)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(duì)相應(yīng)的溫泉進(jìn)行編號(hào),如云南省峨山彝族自治縣的第二個(gè)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(cè)(na)和數(shù)據(jù)不明(數(shù)據(jù)<1.74)等情況一律視為該組分?jǐn)?shù)據(jù)缺失(-),未檢出(nd)的組分含量視為0;(7)新田鹽場(chǎng)溫泉Na+和Cl-含量遠(yuǎn)高于平均值(CHD5:Na+:2350mg/L,Cl-:3737mg/L;平均值:Na+:78.6mg/L,Cl-:75.9mg/L),為了清晰、客觀地反應(yīng)離子濃度區(qū)域特征,該點(diǎn)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(jì)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(gè)泉點(diǎn)水化數(shù)據(jù)參考趙柯等(2005)考察的數(shù)據(jù)(DYL2、DCJ3、DJS1)。每個(gè)溫泉水化學(xué)數(shù)據(jù)經(jīng)過(guò)篩選并匯總((K++Na+):92組;Ca2+:94組;Mg2+:93組;SO42-:85組;Cl-:68組;HCO3-:94組;SiO2:76組)列入表1。2.2水—水—巖反應(yīng)平衡的判定Na-K-Mg三角圖解(Giggenbach,1988)是一種用來(lái)判斷地?zé)崃黧w中水巖反應(yīng)是否達(dá)到平衡的簡(jiǎn)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(guò)程中的未成熟水3個(gè)區(qū)域。該方法常被用來(lái)評(píng)價(jià)水—巖平衡狀態(tài)和區(qū)分不同類(lèi)型的水樣,其優(yōu)點(diǎn)為可在同一幅圖上同時(shí)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(kāi)。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?由于溫度較低并且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(bǔ)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(dá)到平衡的反應(yīng)在此水樣中不能達(dá)到平衡,也可能是由于溫泉水可能來(lái)自較熱的環(huán)境,在由熱水向地表上升的過(guò)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。2.3熱儲(chǔ)溫度估算目前常用的地?zé)釡貥?biāo)大體可以分為兩類(lèi)(表2)(Fournier,1981;Kharaka,Mariner,1989):一類(lèi)是SiO2溫標(biāo)(包括石英溫標(biāo)、玉髓溫標(biāo)等);另一類(lèi)是陽(yáng)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(yàn)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(guò)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(chǔ)的溫度。SiO2溫標(biāo)適用熱水溫度范圍為0~250℃。陽(yáng)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(yáng)離子的交換與溫度的關(guān)系而建立的經(jīng)驗(yàn)公式,該公式在熱儲(chǔ)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(guò)程中,離子型地?zé)釡貥?biāo)有著明顯的響應(yīng)。研究區(qū)內(nèi)絕大部分溫泉水樣沒(méi)有達(dá)到水巖平衡,表明該區(qū)溫泉不適合用陽(yáng)離子溫標(biāo)方法估算地下熱儲(chǔ)的溫度(王皓,柴蕊,2009),而且水溫不高,基本上無(wú)蒸汽損失或有的泉點(diǎn)蒸汽損失量很小。因此,本文利用SiO2溫標(biāo)(無(wú)蒸汽損失)計(jì)算區(qū)內(nèi)76個(gè)泉點(diǎn)的熱儲(chǔ)溫度,計(jì)算結(jié)果列入表1。DAN3(溫水河村熱水塘)和CHD5(新田鹽場(chǎng)溫泉)的熱儲(chǔ)溫度計(jì)算值低于泉口溫度且出現(xiàn)負(fù)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(cè)中出現(xiàn)偏差,含量過(guò)小;且溫標(biāo)計(jì)算方法的選擇不當(dāng)?shù)纫矔?huì)導(dǎo)致熱儲(chǔ)溫度計(jì)算值小于泉口溫度,甚至出現(xiàn)負(fù)值的情況。3結(jié)果與討論3.1地下水的、、型水、、水研究區(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(lèi)型:Ⅰ型:陰離子SO42-占優(yōu)勢(shì),位于陰離子三角圖的上角,用□符號(hào)表示(圖3),共11件水樣,編號(hào)是:DYL1、DYL2、DYL7、DCJ2、DCJ3、DHZ2、CNN3、CNN4、CNN5、CHD4、CMY2,水化類(lèi)主要為HCO3-SO4-Ca(Na)型,礦化度相對(duì)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SO42-可能來(lái)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(jì)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(lái)難溶于水的S以SO42-形式大量進(jìn)入地下水中(趙珂等,2005),因此流經(jīng)這類(lèi)地層的地下水往往以SO42-為主,表現(xiàn)出酸性地?zé)崴奶攸c(diǎn)。Ⅱ型:陰離子Cl-占優(yōu)勢(shì),位于陰離子三角圖的右角,用●符號(hào)表示(圖3),該型水比較特殊,僅CHD5(會(huì)東縣新田鹽場(chǎng)溫泉)水樣1件,礦化度最高,水化類(lèi)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(duì)泉水的來(lái)源進(jìn)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(yáng)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(yùn)動(dòng)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HCO3-占優(yōu)勢(shì),位于陰離子三角圖的左角,用▲符號(hào)表示,共82件水樣(圖3),礦化度較低。主導(dǎo)陽(yáng)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(cè)量值為7.5,實(shí)驗(yàn)室測(cè)量值為9.1,造成水樣中HCO3-離子大部分轉(zhuǎn)化為CO32-離子。DJS1、DQJG2、DDC5水化類(lèi)型為HCO3-Na型。主導(dǎo)陽(yáng)離子為Mg2+的有8件水樣(CHD3、CHD6、DHN2、DHN3、DHN5、DHZ3、DKY3、DML3),水化類(lèi)型都為HCO3-Mg-Ca型。其余的水樣以Ca2+為主導(dǎo)陽(yáng)離子,共70件,占全部水樣的近74%,水化類(lèi)型為HCO3-Ca-Mg(Na)型。該類(lèi)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HCO3-主要來(lái)源于碳酸鹽類(lèi),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(lèi)型以HCO3-Ca(Mg)型為主。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SO42-為主,主要陽(yáng)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(dá)到飽和并沉淀析出,礦化度繼續(xù)增大時(shí),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(shì)。3.2u3000各微量元素的含量特征為了進(jìn)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Surfer7.03中的Kriging空間插值方法,繪制小江斷裂帶及鄰近地區(qū)泉點(diǎn)分布、各泉點(diǎn)的TDS及7種主要離子的濃度等值線(xiàn)圖(圖4)。根據(jù)TDS的高低可以將地下水劃分為淡水(TDS<1g/L),微咸水(1g/L<TDS<2g/L),咸水(2g/L<TDS<35g/L)和鹵水(TDS>35g/L)4類(lèi)(李學(xué)禮等,2010)。研究區(qū)內(nèi)有81個(gè)泉點(diǎn)屬于淡水,占全部泉點(diǎn)的85%;11個(gè)屬于微咸水,占12%;3個(gè)為咸水,占3%。由圖4a可知,高礦化度的泉點(diǎn)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(diǎn)為北段的DQJ2(3163.9mg/L),中段最高值為DYL1(1664.2mg/L),南段最高值為DHN2(1109.6mg/L)。總體上看,TDS變化趨勢(shì)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(1477.8mg/L)和普渡河斷裂上(F2)的CHD1(1704.5mg/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(shí),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0.43~308mg/L,平均值為40.72mg/L。由圖4b可以看出,鈉、鉀高值點(diǎn)主要分布在小江斷裂帶(F1)的北段CNN5(307.4mg/L)和中段DLY1(308mg/L),尋甸—宣威斷裂(F8)上的DQJG2(240mg/L),小江斷裂帶南段除了DHN2(183mg/L)外,其余泉點(diǎn)的鈉、鉀值都很低,一般不超過(guò)33mg/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(yáng)離子。因此,鈉、鉀含量總體趨勢(shì)與TDS的分布極其相似,都呈北高南低,由北向南逐漸減弱。Ca2+的濃度等值線(xiàn)圖如圖4c所示,高值區(qū)都位于小江斷裂帶北段,會(huì)澤以北到巧家一帶,泉點(diǎn)DQJ2的Ca2+濃度高達(dá)469.88mg/L,小江斷裂(F1)中段的DXD3和南段北端DYL7也相對(duì)較高,分別是250mg/L,247.29mg/L。普渡河斷裂(F2)北段附近的CHD1泉點(diǎn)Ca2+(231.5mg/L)含量相對(duì)較高,而小江斷裂南段到曲江斷裂、建水?dāng)嗔岩粠?各泉點(diǎn)的Ca2+含量較低,一般不超過(guò)150mg/L,基本上呈現(xiàn)由北向南,Ca2+含量逐漸降低的趨勢(shì)。與Ca2+類(lèi)似,Mg2+高值點(diǎn)也出現(xiàn)在小江斷裂北段的DQJ2泉點(diǎn),濃度高達(dá)193.49mg/L(圖4d)。盡管Ca2+、Mg2+來(lái)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(duì)較高,都在90mg/L以上。同樣,CHD1泉點(diǎn)的Mg2+含量(76.1mg/L)也明顯高于小江斷裂帶以外的其他泉點(diǎn)。其他幾條斷裂上及其附近的泉點(diǎn)的Mg2+值都較低,最低點(diǎn)位于湯郎—易門(mén)斷裂北段附近的CMY2泉點(diǎn),Mg2+的含量?jī)H0.81mg/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(yáng)離子。陰離子Cl-、SO42-、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(xiàn)分布(圖4e~g)可以看出,3種陰離子的高值點(diǎn)都分布在小江斷裂(F1)的北段,Cl-和SO42-的最高值都位于CNN5泉點(diǎn),分別為302mg/L和852mg/L,而HCO3-的最高值點(diǎn)位于DQJ2(1565.8mg/L),該點(diǎn)的Cl-和SO42-的值也僅次于最高值。小江斷裂帶中段上的泉點(diǎn)DYL1,Cl-和SO42-也表現(xiàn)出相對(duì)較高的值,分別為156.38mg/L、458.82mg/L;而中段的HCO3-值較北段低。小江斷裂帶南段,除了DLY7上的SO42-含量(787.12mg/L)相對(duì)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(diǎn)CHD1的Cl-(149.79mg/L)和HCO3-(1052.67mg/L)含量以及尋甸—宣威斷裂上(F8)的泉點(diǎn)DQJG2的SO42-含量(242.36mg/L)相對(duì)較高外,其它幾條斷裂帶上及其附近泉點(diǎn)的Cl-、HCO3-和SO42-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(diǎn)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?cái)嗔褞д共?受斷裂控制明顯,特別是小江斷裂帶上泉點(diǎn)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(kāi)啟程度高,熱水的循環(huán)深度大,與斷裂帶兩盤(pán)巖石進(jìn)行了充分的水—巖反應(yīng)(楊雷等,2011)。構(gòu)造活動(dòng)控制了溫泉的運(yùn)移速度及部分物理化學(xué)條件,使得水巖反應(yīng)更容易達(dá)到平衡,其礦物質(zhì)含量就越高,水化學(xué)類(lèi)型越復(fù)雜。對(duì)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(guò)渡區(qū)域和普渡河斷裂(F2)、湯郎—易門(mén)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(dòng)頻度高,強(qiáng)度相對(duì)較大,1970年通海7.7級(jí)大地震就發(fā)生在該處,震源深度較淺(國(guó)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(dòng)性之間的這種分布規(guī)律,表明地下流體特征與地震活動(dòng)存在著某種內(nèi)在聯(lián)系,特別是與斷層活動(dòng)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(duì)斷裂的弱化程度高,在該部位應(yīng)力不會(huì)積累很大;相反,離子成分濃度低,循環(huán)深度淺,地下流體運(yùn)移過(guò)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(dòng)強(qiáng)度的大小、地震活動(dòng)性的強(qiáng)弱。3.3水溫和熱儲(chǔ)溫度根據(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?其中高溫?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(diǎn)是小江斷裂帶上兩個(gè)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(gè)別泉點(diǎn)外(DLQ4),均不超過(guò)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(diǎn)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(qiáng)烈,溶隙或裂隙等較為發(fā)育,熱水在向上運(yùn)移過(guò)程中摻入了大量的地表冷水,導(dǎo)致水溫較低(楊雷等,2011)?？偟目磥?lái),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(dòng)控制明顯,熱水的循環(huán)深度大,表現(xiàn)出水溫較高,同時(shí)也說(shuō)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(huà)說(shuō),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?chǔ)溫度利用Kriging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?chǔ)溫度最高,大部分泉點(diǎn)計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度在80℃以上;小江斷裂的中段尋甸—曲靖地區(qū)的熱儲(chǔ)溫度次之,其中昆明地區(qū)(富民、安寧、宜良)熱儲(chǔ)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(chǔ)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?6~90mW/m2之間,中部昆明地區(qū)大地?zé)崃髦蹈哌_(dá)105mW/m2;玉溪—峨山地區(qū),大地?zé)崃髦颠_(dá)92mW/m2,而東川地區(qū)屬于低熱區(qū),大地?zé)崃髦怠?0mW/m2。區(qū)內(nèi)大地?zé)崃髦捣植寂c地?zé)醿?chǔ)溫度分布特征基本吻合,這說(shuō)明了SiO2地?zé)釡貥?biāo)(無(wú)蒸汽損失)計(jì)算熱儲(chǔ)溫度的合理性。結(jié)合水溫、熱儲(chǔ)溫度與地震分布圖(圖5)可以發(fā)現(xiàn),并不是溫泉的熱儲(chǔ)溫度越高,其水溫也越高。如CMY2、DAN1、DES4、DHN4等計(jì)算出熱儲(chǔ)溫度較高,但溫泉水溫較低,這主要是因?yàn)樯畈繜嵋貉財(cái)嗔焉仙^(guò)程中,冷水混入的比例不同所致,還與泉水流量、熱儲(chǔ)埋深有關(guān)。無(wú)論是水溫還是熱儲(chǔ)溫度,高值區(qū)域中強(qiáng)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(huì)澤至嵩明)到湯郎—易門(mén)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?chǔ)溫度較低,卻是破壞性地震的高發(fā)區(qū)域,1970年以來(lái),M>4.7級(jí)中強(qiáng)地震主要發(fā)生在這幾個(gè)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(guò)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(dòng)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(qiáng)烈,地下熱水與圍巖的物理化學(xué)作用更加明顯,使沿?cái)嗔衙娴膸r石產(chǎn)生泥化、水化和溶蝕作用,巖石的抗壓強(qiáng)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(qiáng)度、彈性模量、剪切破裂能、斷裂韌性和抗張強(qiáng)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(chǔ)溫度高值區(qū),地下熱水活動(dòng)越強(qiáng)烈,對(duì)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(chǔ)溫度低的地區(qū),地下熱水對(duì)斷裂弱化作用的強(qiáng)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(qiáng)度也較大,在累積一定的構(gòu)造應(yīng)力下,斷裂發(fā)生錯(cuò)動(dòng)而發(fā)震。3.4小江斷裂帶中部地區(qū)13c層析成分隨其來(lái)在固體地球內(nèi)部尤其是地幔中含有大量活躍的、易運(yùn)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(yùn)移到殼內(nèi)或地表(陶明信等,2005)。因此動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)這些深源氣體有可能反映深部的地質(zhì)構(gòu)造問(wèn)題,如斷裂深度、開(kāi)啟性、活動(dòng)性和殼幔的連通性等,從而可為地震預(yù)報(bào)研究提供有科學(xué)價(jià)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(huì)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(wèn)題。氣體樣品同位素示蹤可用來(lái)追溯物質(zhì)來(lái)源和揭示物質(zhì)循環(huán)過(guò)程。在地殼深部運(yùn)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(duì)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(rèn)的是δ13C值的來(lái)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(gè)泉點(diǎn)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(jiàn),這8個(gè)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(jì)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(guò)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(jì)煤層(褐煤)揮發(fā)出的CO2,并溶解其周?chē)奶妓猁}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(lái)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(guò)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(lái)判斷地下流體起源與構(gòu)造活動(dòng)的又一個(gè)有效示蹤標(biāo)志(Hokeetal,2000)。周曉成等(2012)研究指出,活動(dòng)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)