云南硫磺洞溫泉水文地球化學特征和成因分析*

劉成龍，王廣才，史浙明，孔慶敏，趙 丹，張 卉，何德強

(1.中國地震局地質研究所，北京 100029；2.中國地質大學(北京)，北京 100083；3.中國自然資源航空物探遙感中心，北京 100083；4.昭通市地震局，云南 昭通 657000)

0 引言

溫泉是溝通地殼深部與淺部的窗口，多沿斷裂帶出露，和深部地下水循環系統有關。因此，通過監測溫泉水力、水化學特征，可捕捉到來自地殼深部活動的信息，而了解不同溫泉的循環模式則是利用溫泉進行研究的基礎。當前我國地震系統在許多溫泉點開展了水溫和水化學等測項的前兆監測，由于對溫泉的熱儲來源、水化學特征和形成機制不清楚，當出現異常時，對異常的解釋存在一定困難。除極少的情況外，溫泉一般和巖漿活動無關(López，Smith，1995；Grasby，Hutcheon，2001；Baiettoetal，2008，Bucheretal，2009；Zhangetal，2015；Stoberetal，2016)。泉水溫度一般受來自于下部的高溫熱儲的加熱影響(Taran，Peiffer，2009；Wenetal，2012；Jeanetal，2016)。泉水的化學成份能夠反映出地下水經過徑流過程中一系列復雜的化學反應過程。溫泉的循環深度通常能深達數千米，它們以水頭作為循環動力，在角度較大的、滲透性高的斷裂破碎區形成上升通道而出露地表(Toth，1978，Swansonetal，2001，Evans，Derry，2005)。

云南省地熱資源豐富，多條斷裂帶都有數量不等的溫泉出露(Liaoetal，1986；Tongetal，1986；Liuetal，2012；Jones，Peng，2014)。由于開發利用的目的不同，不同研究者對于溫泉的研究所采用的研究方法也不同。目前大多數研究主要從溫泉的來源、循環路徑和深度以及水化學等方面開展(王云等，2014；王潔青等，2017；拓明明等，2018)，而以地震監測預報為目的的溫泉研究也越來越受到關注。許多研究表明，地震的孕育及發生過程能引起溫泉的流量、溫度和水化學組分的變化，因此對溫泉的監測也成為地震前兆監測的一項重要手段(Akita，Matsumoto，2004；Wangetal，2005；Ma，2016)。然而，將溫泉作為地震前兆觀測點進行監測前需要對其形成機制、循環過程進行分析，為地震前兆監測站點的堪選提供基礎資料，從而判定是否適用于地震觀測。

本文以烏蒙山脈金沙江畔的云南巧家縣硫磺洞溫泉為研究對象，從水化學組成、氫氧穩定同位素、水文地球化學溫標等方面對其地下水的補給來源、熱儲溫度、循環深度、補給高程等進行研究，并結合區域地質地形條件對其形成機理進行分析，同時對其作為地震監測點的適宜性做出判定。

1 地理與地質背景

硫磺洞地區屬于金沙江干熱河谷地帶，屬亞熱帶與溫帶共存的高原立體氣候，年均氣溫21.1 ℃，年平均降雨量822.7 mm。硫磺洞溫泉坐落于云南省巧家縣金塘鄉大洼村(26°46′47.21″N，103°03′8.67″E)，海拔高程829 m，地處以禮河右岸，屬石灰巖，距巧家縣城20 km。

硫磺洞地區主要位于川滇經向構造體系之綠汁江—小江南北構造帶東緣與其東側滇東多字型構造的結合部，NE和NS向構造為主干構造，NW向構造零星分布，該區地質簡圖及其剖面圖如圖1所示。大包廠斷裂為該區主要斷裂，為靠近小江斷裂的北端主干斷裂。該斷裂主要呈近NS向反“S”形延伸，長約20 km，斷層面向西傾斜，傾角陡達60°～70°。該斷裂兩側巖石擠壓破碎強烈，牽引現象發育，力學性質上屬由西向東仰沖的壓性斷裂，地層斷距達千米以上，向兩端逐漸變小，以至消失。該斷裂近期活動明顯(云南省地質局，1978)，近年來3～4級地震也時有發生，其西側1 km的NS向的以禮河沿線分布有兩處熱泉，硫磺洞熱泉為其一。

Z：震旦系；：寒武系；O：奧陶系；S：志留系；D：泥盆系；C：石炭系；P：二疊系；T：三疊系

硫磺洞溫泉位于藥山構造帶的大包廠背斜的核部。該地區從震旦系到二疊系皆有地層出露。震旦系地層巖性為淺海相沉積的白云巖和硅質條帶白云巖，厚1 257 m；寒武系到二疊系下部地層以一套淺海相、濱海-淺海相、陸相-濱海相、海相、海陸交替相的碳酸鹽巖和碎屑巖沉積為主，碎屑巖有粉、細砂巖和泥巖等；二疊系上部為陸地噴發的玄武巖流；二疊系頂部為陸相沉積的含煤地層；三疊系地層為紅色碎屑巖系，以暗紅色粉、細少巖為主。

2 采樣和分析

在野外期間采集了2個雨水樣品，采集時間為2017年5月，正值云南雨季。雨水樣品1采集于距硫磺洞溫泉約16 km的巧家縣城，雨水樣品2采集于距硫磺洞溫泉約300 km的彌勒市。采集時先用大盆收集降雨，然后轉移到30 mL的棕色塑料瓶中密封保存。雨水和溫泉水的氫氧穩定同位素送至中國地質大學(北京)地下水循環與環境演化教育部重點實驗室測試，采用液態水同位素分析儀LGR LWIA-24d(Liquid-Water Isotope Analyzer)測試同位素比值，并計算出相對于維也納標準平均海水VSMOW(Vienna Standard Mean Ocean Water)的千分偏差值。地下水溶解氣體樣品在現場采集，采用真空分離瓶進行水氣分離，將分離后的溶解氣體用注射器抽取，注入已抽真空的氣袋中，送至中國科學院油氣資源研究重點實驗室進行測試。氣體組分含量采用QMG220質譜儀測試，同位素比值采用Noblesse型稀有氣體同位素質譜計測試。

3 水文地球化學特征

3.1 水化學特征

本次水樣水化學分析主要離子成分及濃度分析結果如表1如示。再運用陽離子平衡方法對分析結果進行檢驗，得到分析誤差e為4.18%。

表1 硫磺洞溫泉水化學主要離子成分

為了對硫磺洞地下水化學成分進行研究，使用Piper三線圖解法對其水化學成分進行分類(Piper，1944)。由圖2可見，硫磺洞溫泉水化學成分陽離子以堿土金屬Ca+Mg為主，占90%；陰離子以HCO3為主，達80%；并且碳酸鹽硬度大于50%。根據表1，得到該泉礦化度為2 733 mg/L，水化學類型屬于HCO3·SO4-Ca·Mg型水(圖2)。

圖2 硫磺洞溫泉水化學成分Piper三線圖解

3.2 氫氧同位素組成特征

氫氧同位素研究是確定溫泉水來源和循環途徑的重要工具。Craig(1961)提出了全球雨水線方程為：

δD=8δ18O+10

(1)

Yurtsever和Gat(1981)給出全球雨水線修訂公式為：

δD=8.20δ18O+10.80，r=0.997

(2)

式中：r為相關系數。

硫磺洞溫泉水及其附近雨水的氫氧同位素組成如表2和圖3所示。硫磺洞溫泉的δD和δ18O值分別為-97.81‰和-13.39‰(表2)，通過與全球大氣降水線比較，發現硫磺洞溫泉與2個雨水樣品點的δD和δ18O值均落在全球大氣降水線上(圖3)，說明硫磺洞溫泉水補給來自大氣降水。

表2 硫磺洞溫泉及其附近雨水氫氧穩定同位素組成

圖3 硫磺洞溫泉δD和δ18O與大氣降水線關系圖

3.3 氣體地球化學分析

地下水中的氣體具有很重要的水文地球化學意義，對研究地下水的成因類型及水巖作用過程有著重要的作用。

本文采集硫磺洞溫泉地下水的溶解氣樣品，測定氣體組分含量和稀有氣體同位素比值。經測試，硫磺洞溫泉溶解氣體中含有O2，CO2，N2和Ar等，未檢測出CH4，H2S。其中CO2含量最多，達到75.79%(體積比)，其次是N2，含量為19.13%，O2的含量為4.87%，Ar的含量為0.21%。

分析認為硫磺洞溫泉中CO2含量高的原因主要為：①硫磺洞溫泉中的水在下滲之前與空氣接觸，因此水中CO2部分來自于空氣。②硫磺洞溫泉含水層為震旦系白云質灰巖，在地下深部熱源的作用下，含有碳酸鹽礦物的巖石發生分解產生CO2進入地下水中(閆志為，韋復才，2003)。③根據CO2中δ13C同位素研究，發現硫磺洞溫泉中CO2有部分來自地幔(上官志冠等，1993；劉再華等，2002)。此類幔源CO2經由深大斷裂導入含水層，再通過溫泉和斷裂釋放出來。④深部成因的CO2在泉口附近常見有大量的鈣華堆積，硫磺洞溫泉口亦堆積有大量的鈣華。因此認為硫磺洞溫泉的CO2有空氣、熱動力變質作用和幔源3種來源及成因。

大氣中的N2和Ar隨大氣降水溶解入滲補給地下水，地下水中N2/Ar值通常為38～84(中國科學院地球化學研究所，1998；喬海明等，2009)。研究溫泉水時，通常根據N2/Ar值將N2來源劃分為2種，即大氣來源和非大氣來源。硫磺洞溫泉N2/Ar值為91.09，超出大氣成因N2/Ar比值范圍，表明有非大氣成因N2的溶入。

空氣中3He/4He值比較穩定，為1.4×10-6，定為Ra，樣品中3He/4He值為R。在研究He同位素組成時，經常用R/Ra值判斷樣品來源(陶明信等，2005；王云等，2014)。當R/Ra=1時，認為是純大氣來源；當R/Ra>1時，認為有幔源氦混入；當R/Ra<1時，認為有殼源核混入。硫磺洞溶解氣中3He/4He為1.29×10-6，R/Ra=0.92，表明地下水中的溶解氦主要為大氣成因，有一些殼源的氦混入。

自然界中有3種穩定的Ne的同位素，即20Ne，21Ne，22Ne，其中20Ne豐度最大，且其唯一來源是大氣，且通常很穩定，而大氣中4He/20Ne值為0.318。本研究中樣品4He/20Ne值為0.46，略高于大氣比值，其來源主要為大氣成因，并有一定殼源的氦混入，與3He/4He結論一致。根據3He/4He和4He/20Ne比值之間的關系，可進一步計算出幔源氦的貢獻率為9.88%(周曉成，2011)。

4 溫泉成因分析

4.1 水文地球化學溫標

在地熱資源勘探過程中，深部熱儲溫度的研究是評價地熱資源的重要參數之一，可利用地熱溫標方法估算。常用的地熱溫標有石英(SiO2)溫標、陽離子溫標和同位素溫標等(王廣才，1996；王瑩等，2007)。各種溫標適用條件不同，故在利用溫標計算熱儲溫度時需先對溫泉水進行平衡狀態分析。本文首先采用Na-K-Mg三角圖解法對硫磺洞溫泉水熱水平衡狀態和類型進行劃分(圖4)。

圖4 硫磺洞溫泉Na-K-Mg三角圖解

圖4顯示，硫磺洞溫泉水位于未成熟水區域，且靠近Mg端，表明硫磺洞溫泉受冷水稀釋較明顯，其熱儲溫度不適于采用Na-K-Mg陽離子溫標方法進行估算。由于本水樣發生了稀釋(混合)作用，采用SiO2溫標方法計算出來的結果通常偏低。由于硫磺洞溫泉Ca2+濃度較高，為412.5 mg/L，為高鈣水，也不適用Na-K陽離子溫標方法計算，故筆者采用Na-K-Ca陽離子溫標計算熱儲溫度(Fournier，Trusdell，1973；Xuetal，2016)，其公式為(Nicholson，Keith，2012)：

(3)

式中：t為熱儲溫度，單位為℃；Na，K，Ca分別代表鈉、鉀、鈣的濃度，單位為mg/L；當t<100℃，β=4/3；t>100℃，β=1/3。

通過式(3)試算得出硫磺洞溫泉溫度高于100 ℃，故取β=1/3，計算得出該泉的熱儲溫度t=209 ℃。

4.2 冷熱水混合比

深部熱水在上涌過程中，如果遇上淺部含水層，則會發生與淺層含水層中水相混合的現象，熱水的水化學成分和溫度等會發生改變。本文采用硅-焓方程法計算硫磺洞溫泉冷熱水混合比。在冷熱水混合過程中，將會導致深部熱水初焓和SiO2初始含量發生變化，形成泉水的終焓和SiO2含量。假設冷水混入量占泉水量的比例為X，則地下熱水SiO2初始含量和初焓與泉水中SiO2含量和終焓的關系可以表示為：

HcX1+Hh(1-X1)=Hs

(4)

SiO2cX2+SiO2h(1-X2)=SiO2s

(5)

式中：Hc為近地表冷水的焓；Hh為深部熱水的初焓；HS為泉水的終焓；SiO2c為近地表冷水SiO2含量；SiO2h為深部熱水SiO2含量；SiO2s為泉水SiO2含量；X1和X2分別表示各種假設熱水初始溫度下計算出的每一種焓值、SiO2濃度的混入比。其中，深部熱水焓和SiO2含量與熱水溫度的關系見表3(Fournier，Truesdell，1974；Gupta，Roy，2007)。

表3 深部熱水溫度、焓和SiO2含量的關系

由式(4)，(5)可得：

(6)

(7)

解方程(6)，(7)，采用表3中所提供的參數進行求解，得出硫磺洞溫泉冷熱水混合比例，計算結果見表4。

表4 硫磺洞溫泉冷熱水混合比X1和X2

利用表4中數據，通過圖解法能夠快速簡便地求出冷熱水混合比和溫泉的熱儲溫度(圖5)。由圖5可見，2條曲線的交點坐標為(0.865，211.5)，即硫磺洞溫泉冷水混入比為86.5%，深部熱儲溫度為211.5 ℃，該溫度與使用Na-K-Ca陽離子溫標法計算得出的209 ℃非常接近，故采用這兩者的平均溫度210 ℃作為硫磺洞溫泉的地儲溫度。

圖5 硫磺洞溫泉冷熱水混合比例及熱儲溫度

4.3 熱儲深度

熱儲深度H又稱循環深度(單位為m)，其計算公式為：

H=(Tz-T0)/G+H0

(8)

式中：Tz為熱儲溫度，取210 ℃；T0為恒溫帶溫度，取補給區年均氣溫21.1 ℃；G為地溫梯度，取地熱增溫度率4 ℃/100 m；H0為恒溫帶深度，取20 m(何洋等，2015)。最后計算得出熱儲深度為4 742.5 m。

4.4 補給高程和補給量

大氣降水的氫氧同位素組成隨著高度增加而逐漸降低的現象稱為“高度效應”。計算地下水補給高程時主要基于以下假定：①大氣降水在補給區下滲以后直接到達其采樣位置的地下水或泉，沒有發生蒸發、混合等而使其同位素發生改變的因素；②地下水同位素高程關系等同于降水同位素高程關系。高度效應在不同海拔變化很大，當海拔較高時，平均氣溫較低，降水中的氫氧同位素減小。如海拔每升高100 m，18O減少-0.15‰～-0.5‰，D(2H)減少-1‰～-4‰。利用大氣降水的高度效應，可以推測計算地下水補給區的高度和位置(張洪平等，1991)。確定含水層地下水的補給區高度的公式如下：

(9)

式中：H為同位素入滲高度(補給區標高)；h為取樣點標高；δS為地下水同位素組成；δP為取樣點附近大氣降水同位素組成；K為同位素高度梯度(-δ/100 m)，存在δ18O和δ2H兩種同位素高程梯度。

本文中δS為-13.39‰，δP取雨水樣品1的測值為-9.74‰，K為0.26‰/100 m(Yuetal，1984)，h為829 m，計算得出H為2 232.8 m。硫磺洞溫泉出露于山區河流下切處，其周邊有多處海拔3 000 m左右的山峰，計算得出硫磺洞溫泉的補給高程與實際吻合，較為合理。

4.5 成因模式

硫磺洞溫泉是受一褶皺和斷層的組合控制。硫磺洞溫泉的補給區為其東部海拔2 200 m左右的山區。補給主要來源于大氣降水，降水順著構造裂隙帶經深部熱儲加熱后出露地表。如圖6所示，在補給區水化學成分為HCO3-Ca型水，隨著地下水在地下徑流區的不斷演化，逐漸演化成HCO3·SO4-Ca·Mg型地下水，遇到大包廠壓性阻水斷裂的阻擋而流出地表。大包廠斷裂與小江斷裂距離很近，小江斷裂帶是向深部延伸切穿了巖石圈，甚至延伸到軟流圈(李坪，1993)，因此有來自地殼深部的氣體沿著斷裂帶上升，進入地儲層，隨著地儲層中的地下水一起流出地表。

圖6 硫磺洞溫泉形成機理及水化學水平分帶示意圖

5 溫泉與地震活動性關系

5.1 地震活動性

本文統計了1976—2019年研究區內(26°30′～27°00′N，102°40′～103°20′E)發生的ML≥0.1地震共1 368次(震源深度為0 km和未記錄震源深度的排除在外)，地震震中分布如圖7所示。從圖中可以看出，在硫磺洞溫泉出露點周圍發生地震的頻次較少，而在溫泉出露點的南北兩側，地震較為密集，頻次較高。這可能是由于溫泉水的弱化作用，造成應力在溫泉點附近不易積累，故而在溫泉點附近的地震頻次較低(林元武，1994)。

圖7 研究區地震震中分布圖

5.2 溫泉循環深度與震源深度關系

對研究區發生的1 368次地震進行了震源深度的統計，震源深度與地震頻次的關系如圖8所示。研究區內的地震震源深度為0～38 km，其中有1 017次地震的震源深度為5～13 km，達到74.34%。尤其是在5 km深度，地震頻次達203次，形成了一個優勢面，遠高于其它深度。該優勢深度與硫磺洞溫泉的循環深度4 725 m基本吻合。這可能是由于在地下含水層中，在水的作用下，周圍巖石將產生泥化、水化和溶蝕等作用，造成巖石的抗壓強度和斷裂的摩擦力都顯著降低，另外深部流體的孔隙壓力較大，可有效降低巖層的正壓力，對巖層有到弱化作用(林元武，1993；張超等，2001)。該結果表明，硫磺洞溫泉的循環深度對該地區的地震發生起著重要的影響作用。

圖8 震源深度與地震頻次關系圖

6 結論

硫磺洞溫泉屬于受褶皺和斷裂聯合控制的開放式補給的斷裂深循環型地熱系統。通過對硫磺洞溫泉水化學特征、氫氧穩定同位素、氣體成分和所處區域地震活動性等研究，得出以下結論：

(1)硫磺洞溫泉的水化學類型為HCO3· SO4-Ca· Mg型，其礦化度為2 733 mg/L。根據氫氧穩定同位素和氣體地球化學的研究得出，硫磺洞溫泉為大氣降水式補給。硫磺洞溫泉熱儲溫度為210 ℃，補給高程為2 200 m左右，其循環深度約為4 742.5 m。

(2)根據溫泉水中溶解氣體和稀有氣體同位素比值分析，硫磺洞溫泉熱儲層含有來源于深部的殼源或者幔源物質進入熱儲層，說明該溫泉所處大包廠斷裂和其附近的小江斷裂北端發育較深，是深部物質通過斷裂進入熱儲層和地表釋放的通道。

(3)溫泉水成因模式為：大氣降水在東部海拔2 200 m左右的山區沿著裂隙或斷裂進了地下含水層，地下水在巖性為白云巖的地下徑流中流動，水化學類型由補給區的HCO3·Ca型水逐漸演化成HCO3·SO4-Ca·Mg型地下水。

(4)硫磺洞溫泉循環深度與研究區震源深度優勢面基本吻合，這說明硫磺洞溫泉的循環深度對該地區地震的發生起著重要的影響作用。硫磺洞溫泉所處的大包廠斷裂帶活動性較強，該溫泉屬于深循環溫泉，在徑流的過程中有可能攜帶深部地殼活動信息，適合于地震前兆監測。