滇西北构造地热特征及对地震活动的影响

王博, 周永胜, 钟骏, 王月, 解孟雨, 王云, 胡小静, 张翔

1 中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029 2 中国地震台网中心，北京 100045 3 云南省地震局，昆明 650224

0 引言

活动断裂是地球内部与地表联系的主要通道，地表水渗流进入地壳深部，经地热或其他方式的增温作用而逐渐升温，同时地球内部不同层位的化学物质进入，这些携带着地球深部组分的地热流体在特定的构造条件下以温泉的形式返回地表.因此，研究活动断裂温泉分布及其化学组分、同位素和地热特征是揭示活动断裂较好的途径之一(Bird et al.，1984；Gat，1996；Bayram and Simsek，2005；Palabiyik and Serpen，2008).地下热水循环对断裂强度和断裂应力状态有显著的影响，在水的作用下, 岩石的抗压抗剪强度和断裂摩擦力将大大降低(蔡永恩等，1992；宋娟和周永胜，2013；焦裕等，2019；张雷等，2020)，且随着循环深度的加深，这种作用将愈加强烈, 从而影响断裂的应力状态和地震活动性，所以，地下热水的循环与地震孕育、发生也具有一定的联系(林元武，1993；Zhao et al.，2002，2010；Du et al.，2006；Kennedy and van Soest，2007；刘耀炜等，2007；王云等，2019).

滇西北位于松潘—甘孜地块、扬子地块、印支地块和腾冲—保山地块的交汇处，地热活动十分强烈，构造较为发育，区内有多条走向不同的主要断裂和分支断裂(虢顺民等，2001；黄小巾等，2014)，这些断裂在第四纪晚期有不同程度的活动，地震活动频度高，强度大.附近区域有记载以来的7级以上地震有4次，分别是1515年6月27日永胜7.8级地震、1652年7月13日弥渡7级地震、1925年3月16日大理州7级地震和1996年2月3日丽江7级地震.2021年5月21日，在大理州漾濞县发生6.4级地震，再次引起科学家们对滇西北地区地震危险性的关注和讨论(Yang et al., 2021;张斌等，2021；崔华伟等，2022；Liu et al.，2022；Li et al.，2022).该区域温泉数量较多，在红河断裂带北段和鹤庆—洱源断裂一带，尤其是两条断裂带的交汇处更为集中，这可能和断层切割的深度以及断层的运动特征有一定关系，而这两个因素又与地震的发生密切相关.因此，对温泉的分布、循环和地热特征等进行研究，一方面对识别地热活动强度和地热资源开发利用有着现实意义，另一方面在解释地震成因和地震活动规律认识等方面也具有重要意义.

1 数据和方法

本文选取区域(24.8°N—27°N，99.0°E—101°E)内95处温泉，数据及来源见表1.分析数据包含水温，pH值，TDS，主要阳离子组分(K+、Na+、Mg2+和Ca2+)，主要阴离子组分(CO32-、HCO3-、F-、Cl-、NO3-和SO42-)以及SiO2含量，以及部分温泉的氢、氧同位素等.研究区温泉采样点和地震分布见图1.

地热温标是在地热流体矿物质的化学平衡基础上建立的，即地热流体与矿物在一定温度、压力条件下达到平衡，在地热流体上涌到地表时，虽然温度降低，但这种平衡仍然存在.虽然地球化学温标在实际应用中只能给出估算温度，但对于识别不同来源的热水、热水形成的矿物环境及热水循环深度等方面仍有非常重要的意义(Chiodini et al.，1991；李学礼等，2010；Guo et al., 2017；王云等，2018a).常用的地热温标有基于硅质矿物溶解度是温度的函数而建立的地热温标，以及基于深部水热系统矿物溶解平衡反应取决于温度而建立的离子温标等(Fournier，1977，1979; Fournier and Potter，1982；Giggenbach，1988; Giggenbach et al.，1994).这些温标都有不同的适用条件，当水-岩反应的平衡程度不高，地下热水发生混合作用时，用离子温标计算可能得不到合理的结果(庞忠和等，1990).因此，本文选用基于硅质矿物溶解度和热水焓值建立的硅-焓模型来估算深部热储温度和冷水的混入比(Fournier and Truesdell，1974; Fournier and Potter，1982).计算公式如下：

HcoldX+Hhot(1-X)=Hspring,

(1)

CcoldX+Chot(1-X)=Cspring,

(2)

式中，Hcold、Ccold分别表示混合前冷水端元的焓(cal·g-1)和SiO2含量(mg·L-1)，一般参考当地地表冷水的焓值和SiO2含量；Hhot、Chot分别表示混合前热水端元的焓和SiO2含量；Hspring、Cspring分别为泉水的终焓(cal·g-1)和SiO2含量(mg·L-1)，X为地下冷水混入比.

本文在计算时，依据地温梯度分区结果，选择不同区域的冷泉样品作为冷水端元数据(详见表1备注).以弥渡夹石洞温泉为例，绘制硅-焓模型图，计算得到的热储温度为137 ℃，冷水混入比约为68%(图2).

2 结果

温泉水中氢、氧稳定同位素组成与岩浆水和变质水具有明显区别(陈骏和王鹤年，2004)，是判定温泉水来源的重要方法之一，也可对水岩作用与循环过程进行识别和判定(李广等，2013；周训等，2015；Li et al.，2018).

图1 研究区断层、地震和温泉分布Fig.1 The location of faults, earthquakes, and hot springs in the study region

图2 硅-焓模型计算的热储温度示例Fig.2 Example of geothermal reservoir temperature calculated by the silicon-enthalpy model

图3 温泉和大气降水δD-δ18O分布Fig.3 Scatter plot of δD and δ18O in hot spring samples and local precipitation

滇西北地区部分温泉水的δD和δ18O特征分布如图3所示.其中，蓝色为云南大气降水中氢氧同位素值(张贵玲等，2015)，青色为其他研究中温泉水中氢氧同位素含量(王洁青，2017)，红色为本研究结果.GMWL和LMWL分别为全球大气降水线和适合我国西南地区的大气降水线(Craig，1961；Gat，1996；柳鉴容等，2009).由图3可知，研究区温泉氢氧同位素多分布在大气降水线附近，表明这些温泉水来源主要为大气降水，且在迁移过程中由于与岩石之间同位素的不平衡，发生了水与岩石矿物之间的氧同位素交换的“18O正漂移”现象(顾慰祖，2011).根据氧同位素与补给高程(ALT)之间的关系δ18O=-0.002ALT-6.327(柳鉴容等，2009)，计算出该区温泉补给高程范围为2719～4798 m，这一高度与滇西北地区海拔高程相当，表明了温泉水的补给源为区域内的大气降水，在补给地下水后，深循环过程中经地下热储层加热后，沿地表断裂带出露.热储温度也随循环深度的增大而升高，温泉水循环深度可依下式计算(林元武，1993；徐世光和郭远生，2009；Yang et al.，2019)：

D=(tR-tcold)/g+h,

式中，D为循环深度(km)，g为地温梯度(℃/km)；tR为热储温度(℃)；tcold为当地冷泉的温度(℃)；h为常温层厚度(km).

根据以往对中国大陆、云南地区大地热流数据、热导率以及地温梯度的研究结果(吴乾蕃等，1988；汪缉安等，1990；汪集旸和黄少鹏，1990；徐青等，1992；何丽娟等，2006)，在研究区分区域选取5处典型地温梯度值(具体数值见表1)，用来计算温泉的循环深度.常温层厚度取30 m(彭必建，2016)，计算得到温泉水循环深度为2.3～12.9 km，表明研究区温泉的循环深度主要限制在上地壳及更浅的区域(查小惠和雷建设，2013；王云等，2019).研究区90个温泉的热储温度和循环深度计算结果列于表1.

研究区温泉出露温度为19.3～84 ℃，硅-焓模型计算得到的温泉热储温度为89～268 ℃.由于温泉的循环深度主要表现在上地壳或更浅的区域，本文把由温泉热储温度表述的地温场统称为浅层地温场.为了更直观地显示研究区域浅层地温场空间分布特征，通过克里金插值方法，得到滇西北地区浅层地温场分布，如图4所示.其中，暖色代表了较高的热储温度，冷色表示热储温度较低.

3 讨论

3.1 地热特征与构造活动

Na-K-Mg三角图解可反映温泉水的水岩反应平衡状况，据此可将温泉水分为完全平衡水、部分平衡水和未成熟水三个区域(Giggenbach，1988).把表1中的相关数据投到Na-K-Mg三角图上(图5)，结果表明，研究区温泉水样主要分布在未成熟水和部分平衡水区域，表明多数温泉的水岩反应仍在进行中.

图4 滇西北浅层地温场和地震活动分布Fig.4 The shallow geothermal field and earthquake distribution in northwest Yunnan

表1 温泉水化学组分、热储温度和循环深度Table 1 The chemical composition concentration, geothermal reservoir temperature, and circulation depth of hot spring samples

续表1

续表1

图5 温泉水样Na-K-Mg三角图Fig.5 Na-K-Mg ternary diagram of hot spring samples

将这些温泉按照主要离子成分和浓度进行分类，结果如图6所示.从图中可知，滇西北地区温泉的水化学组成与温泉所处的构造位置有密切联系，不同断裂带温泉的水化学组成有较显著的差异，这表明地下热水的生成与迁移受构造体系制约.程海断裂和丽江—剑川断裂附近温泉以HCO3-Ca·Mg类为主，洱源及附近区域的温泉水以HCO3·SO4-Na类为主，在通甸—巍山断裂和兰坪—云龙断裂附近区域温泉水呈多种类型，沿兰坪—云龙断裂温泉水以SO4-Na类为主，两条断裂之间以HCO3-Na类为主.红河断裂带两侧温泉则以SO4-Ca·Mg类为主.一般来说，地热水循环深度越深，其水化学离子含量就越高，水化学类型也越复杂.前人研究中曾将该区域的温泉大致分为两种类型(上官志冠，1988)，一类是受红河断裂带和鹤庆—洱源断裂控制的温泉，具有矿化度高、水化学类型复杂、各种离子含量普遍较高的水化学组成特征.表明这类温泉循环深度大、运移距离长.另一类是受程海断裂和丽江—剑川断裂控制的温泉，这类温泉大多具有矿化度低，水化学类型简单，离子组分含量普遍较低的水化学组成特征，显示这些温泉的循环深度较浅.本研究中，这些温泉的离子特征和矿化度特征显示了更为精细的区分，程海断裂和剑川断裂控制的温泉特征与前人的研究比较相符，但红河断裂沿线和两侧温泉特征显示并不一致，鹤庆—洱源断裂沿线和红河断裂带北段交汇区域也显示了与断裂沿线不同的温泉离子特征.虽然研究区多数温泉水处于未成熟水或部分平衡水区域，但研究区温泉水中的Na+/Cl->1，说明温泉水在地下曾发生过强烈的水岩反应(Palabiyik and Serpen，2008).此外，粘土矿物的共生组合是有效的地质温度计，伊利石/蒙脱石(I/S)混合层矿物中蒙脱石的百分含量与形成温度有关，蒙脱石含量低，伊利石含量高，形成温度相对较高.本文计算得到的温泉热储温度较大的两个区域分别是通甸—巍山断裂和龙蟠—乔后断裂交汇以北区域，以及红河断裂带北段洱源—右所盆地及附近区域.此外，程海断裂北段和中段也有部分高值点分布.以往研究对红河断裂带北段的断层物质矿物成分分析结果显示(国家地震局地质研究所和云南省地震局，1990)，红河断裂带北段断层物质矿物成分以伊利石和高岭石为主，蒙脱石含量少，显示了红河断裂带北段矿物形成温度约在200℃左右，与本文温泉热储温度的计算结果较为一致.

图6 温泉Piper三线图(a)及沿断裂带的分布(b)Fig.6 Piper diagram of hot spring samples (a) and their distribution in different faults (b)

大地热流根据来源的不同，可分为地壳热流和地幔热流(汪集旸等，2015).由于不同来源氦(幔源、壳源和空气)具有各自典型的同位素(3He/4He)特征，分别为1.1×10-5～1.4×10-5、2×10-8和1.39×10-6(Ra)(Mamyrin et al.，1970；Ozima and Podosek，2002；Ballentine et al.，2005).综合前人对川滇地区温泉气体同位素特征的研究结果(沈立成，2007；赵慈平等，2012；Tian et al.，2018；Tang et al.，2020；周晓成等，2020)，研究区和腾冲火山区等可能存在明显不同的热源，腾冲火山区的3He/4He值较高，但研究区并没有显著的3He/4He比值(0.12～0.71 Ra)，表明研究区可能主要是地壳生热，地幔热流贡献并不显著，指示该区域深大断裂虽然切割较深，但可能仍然主要限定在地壳深度范围内.

3.2 地热异常与地震活动

地热与地震是地球内部能量释放的不同表现方式，板块俯冲与碰撞、深大断裂切割作用、地幔物质及深部流体运移活动以及应变能积累等动力学过程都可以同时引起地震活动以及地热场的变化.地热场可直接影响岩石的力学性质，分布不均的深部热结构可产生较强的热应力，有利于中上地壳脆性层应力积累和岩石破裂(安镇文和朱传镇，1985；蔡永恩等，1992；李炳乾等，2000；王云等，2018b).

研究区内包含多条重要的活动断裂，这些断裂中，又以右旋走滑为主的红河断裂较为显著，新生代以来断裂活动较为强烈.以往对红河断裂带北段的研究表明(上官志冠和高松井，1987；林元武，1993)，红河断裂带地震活动具有明显的分段性，在洱源亚段，小震活动频度较高，在剑川亚段、大理亚段、弥渡亚段小震活动频度较低，但中强震活动与此相反.本文的统计结果显示该区域历史地震活动中，5级以上地震多分布在活动断裂附近，主要沿红河断裂带北段、丽江—剑川断裂和和玉龙雪山东麓断裂分布，程海断裂虽在历史上有7级地震，但整体5级以上地震频次较低.5级以下地震活动频次在整个滇西北比较分散，与活动断裂分布并没有呈现较好的一致性分布，可能也指示了大震活动与断裂比较紧密的依赖关系，但小震活动可能不存在这种较强的依赖关系.

由于受到浅层冷水混合和其他热交换作用，泉水温度仅能反映温泉出露之后的热信息，而热储温度反映的是地表水深循环到地下深部加热区域的热信息，更能表征地下热源的诸多信息.从研究区地震活动和区域浅层地热分布特征来看，温泉在地表的出露温度和地震活动性联系较差，但温泉热储温度分布与地震活动有密切的联系.具体表现为：热储温度较小的地方，地震较少；高热储温度和低热储温度交界区，地震发生数量最多，较大地震也多发生在此区域(图4).赵慈平等(2014)对思茅盆地6级以上强震研究发现，盆地内地震普遍分布在宁洱—通关火山地热异常区周围，认为可能是区内岩浆的存在导致上部地壳与下覆壳幔充分解耦，在区域应力场的作用下该区上部地壳应力集中所致.这些现象都表明深部流体作为热和物质传递的载体，对地震孕育过程具有重要力学意义(王云等，2018a).

本研究采用2014—2019年全国地震编目网提供的震相报告，初始速度模型参考了云南地区的人工地震测深结果(Zhang and Wang，2009)，利用双差层析成像方法(Zhang and Thurber，2003)获得了研究区2307个ML1.0以上地震的精定位结果，其中ML1.0～1.9地震1376个，ML2.0～2.9地震772个，ML3.0～3.9地震133个，ML4.0～4.9地震23个，ML5.0～5.9地震3个.这些地震定位结果显示(图7f)，滇西北地区震源深度基本分布在0～20 km，12 km及以下深度分布较多，约占90%.其中，AA′剖面附近震源深度在0～15 km，DD′剖面附近较深，可达20 km，而BB′和CC′剖面附近的震源深度较浅，多在10 km以内，BB′和CC′剖面有多个区域热储温度超过200 ℃，最高可达235 ℃(图7b—e)，可能表明热水的循环以及对断层滑动的弱化作用影响较为明显.Kita等(1980)用断层氢同位素研究发现山崎断裂带水岩相互作用的深度与微震的震源深度一致，也指示了断裂带水运移的深度与地震活动存在较为直接的影响.地下热水循环深度大，水对断裂的弱化程度就会增高，使得断裂强度变小，断裂容易发生错动，产生高频次的中小地震，洱源位于红河断裂北段和鹤庆—洱源断裂等的交汇处，该区域具有强烈的地热流体和气体释放特征，但由于热水的深循环作用，降低了断层面的有效正应力，从而使得小震活动表现为较易发生的活动特点.相反，地下热水的循环深度小，水对断裂的弱化程度就会降低，使得断裂强度变大，断裂不易错动，则在该区域可积累较大的应力，尤其是当地热异常区内存在大范围物性分布差异时，更易出现强震孕育的可能性(唐晗晗等，2020).

图7 (a) 重定位地震分布(红色五角星为漾濞6.4级地震)； (b)—(e) 分别为剖线AA′、BB′、CC′、DD′两侧地震震源深度分布和热储温度曲线(红色)； (f) 重定位后震源深度统计图Fig.7 (a) Earthquake distribution in the study area (the red star represents Yangbi M6.4 earthquake); (b)—(e) are profiles of local depths along the lines (AA′,BB′,CC′, DD′) after relocation and the value of geothermal reservoir temperature (red curve), respectively; (f) Histograms of local depths after relocation

图8 (a) 研究区最小完备震级Mc； (b) b值和5级以上地震对应关系Fig.8 (a) The regional minimum magnitudes of completeness, Mc; (b) The corresponding relationship between b value and M>5.0 earthquakes in the study area

图9 滇西北地区b值逐月分布特征Fig.9 The monthly characteristics of b value in northwest Yunnan

根据小地震精定位结果，对研究区震级-频度关系的b值进行了分析计算.其中，1990年1月至2021年12月的地震目录用作b值计算，1970年1月至1989年12月的地震目录用作计算背景b值.本文采用最大似然法估计b值(Marzocchi and Sandri, 2003)，对于b值的空间计算，采用最近地震个数法进行计算(Hutton et al., 2010)，即在每个网格节点处选择半径不超过R的最近NS个地震进行b值的计算，文中取NS为500，R为150 km，网格大小为50 km×50 km.同时选择1年为时间窗长挑选研究区的地震，并以1个月为时间步长进行滑动，计算出不同时段b值的空间分布图.对于最小完整性震级Mc，利用ZMAP软件中最小完整性震级Mc的计算方法(Wiemer, 2001)进行计算，即结合拟合优度测试(GFT)和修正最大曲率法(MAXC)计算Mc值曲线.对于Mc值和b值的时序曲线，采用滑动地震个数窗的方式进行计算(Wiemer, 2001; Chen and Zhu, 2020；Zhu，2021)，取地震窗个数为300个，滑动步长为20个.此外，为保证计算过程中震级大于等于Mc地震的个数N(M≥Mc)足够大(Aki, 1965)，本文设定需要满足N≥50，否则不进行相应计算.从计算结果来看，b值的大小为0.4～1.8，但研究区自2001年以来才具有较好的最小完备震级(图8a)，故2001年之前的b值计算精度可能会存在一定的影响.自2001年以后，低b值(≤0.6，图8b中红色虚线)和区域内5.0级以上地震有较好对应性.

滇西北地区2019—2021年逐月b值变化特征如图9所示，图中五角星为漾濞6.4级地震.在龙蟠—乔后断裂与通甸—巍山断裂交汇区，即大理洱源县乔后镇以西附近区域，多年b值较低，显示应力水平较高.虽然对于b值是取决于岩石介质的非均匀性还是由岩石所处的应力状态决定仍存争议(Mogi，1962；Scholz，1968)，但b值在指示岩石脆性度和裂纹加速破裂上有相当的依据，在断裂前兆的应力状态判定上，也具有可参考的作用(易桂喜等，2008，2013).同时，此区域也位于温泉热储温度等温线变化较大的区域，是滇西北地温梯度高-低分界线区域，5月21日的大理漾濞6.4级地震就发生在此区域附近.若定义热储温度等温线变化较大的区域(梯度带)为20 km范围内温差出现超过50 ℃变化的区域，对研究区内105次M>5地震进行分析，共有62次地震发生在此种区域，占比约60%.这可能表明，b值较小、地热梯度变化较大的区域，是较易发生中强地震的区域.

4 结论

(1)滇西北地区温泉分布受控于断裂构造，沿不同断裂温泉离子组成特征具有明显差异性.采用硅-焓模型对温泉热储温度进行计算，估算得出的研究区热储温度为89～268 ℃，平均值约为 175 ℃.其中，低于120 ℃的占10%，在120～200 ℃的占61%，高于200 ℃的占29%，可见，滇西北热储多数为中高温地热系统.

(2)滇西北浅层地热具有较强的空间分布的非均一性，显示出很强的断裂构造型特征.热储温度较高的两个区域分别是通甸—巍山断裂和龙蟠—乔后断裂的交汇及以北区域，以及红河断裂带北段洱源—右所盆地及附近区域.此外，程海断裂北段和中段也有部分高值点分布.通甸—巍山断裂以南区域段，热储温度低，循环深度较浅.

(3)热储温度值较低的区域，地震活动少.浅层地温场高值区与低值区转换的地热梯度带上，地震活动强.滇西北地震活动精定位结果显示，震源深度分布与浅层地温场具有一定的相关性，高地热异常区震源深度往往较浅.此外，地热温度梯度变化较为剧烈的区域与低b值区域往往具有较好一致性，更易发生较大地震.

致谢本研究中采集样品的温泉离子、二氧化硅含量和氢、氧同位素测试分析工作由国家自然灾害防治研究院的任宏微副研究员、杨朋涛助理研究员、郭丽爽副研究员完成.本工作得到大震短临跟踪技术研究团队的支持.中国地震局地震预测研究所周晓成研究员为本文的完成提供了较多有益参考，两位审稿人也给与了宝贵修改建议，谨致诚挚谢意.