隧道高地溫的地質(zhì)成因研究

胡 政 ，田茂中 ，郭維祥 ，劉金洋

（中國電建集團貴陽勘測設計研究院有限公司， 貴州 貴陽 550081；）

我國西南地區(qū)地形地貌多變、地質(zhì)條件復雜、地熱資源豐富[1-3]，在交通、水利水電等工程建設過程中往往涉及大量隧道工程，高地溫問題已經(jīng)成為隧道建設的難點問題之一[4]. 當高地溫隧道施工作業(yè)時洞內(nèi)空氣溫度超過28 ℃ 時，可視為高地溫隧道. 與常溫隧道相比，高地溫隧道的投資成本、前期勘測及選線、隧道設計、施工措施、后期運營等都存在較大不同[5-8].

隧道高地溫的地質(zhì)成因研究是隧道設計、施工的基礎和前提，目前關于區(qū)域性的地熱狀況、溫泉成因等研究較多，但針對高地溫隧道地質(zhì)成因方面的研究尚為少見. 袁偉等[9]通過對泉域地質(zhì)構造、水文地質(zhì)條件的分析，根據(jù)溫泉的水文地球化學特征，從溫泉的水源、熱源、構造等方面闡明了海螺溝溫泉的成因. 周春景等[10]在整理、分析云南大理至瑞麗擬建鐵路沿線及其鄰區(qū)現(xiàn)今地溫場分布特征的基礎上，綜合研究、探討了該區(qū)地溫場與巖漿活動、活動構造、地震活動、區(qū)域深部構造的關系.

1 項目概況

本文以云南建水（個舊）至元陽高速公路工程在建尼格隧道為研究對象，該隧道全長3.3 km，最大埋深640 m，采用進、出口雙向雙洞施工（如圖1）. 隧道穿越三疊系中統(tǒng)個舊組(T2g)灰?guī)r和燕山期侵入花崗巖(γ53(a)). 灰?guī)r段主要表現(xiàn)為高水溫，最高水溫63.4 ℃，涌水量一般3 ～ 9 L/s，花崗段主要表現(xiàn)為高巖溫，最高溫度達88.8 ℃[11]，該隧道目前為我國最高地溫公路隧道，工程案例頗為典型.

圖1 尼格隧道縱剖面及地溫簡圖Fig. 1 Longitudinal section and ground temperature diagram of Nige tunnel

本文從隧道高地溫形成的熱源、導熱通道及成因過程3 個方面展開研究. 從分析研究區(qū)的水化學特征、地熱儲特征、巖石生熱特征等確定高地溫的熱源主要為地殼深部熱異常體，巖石放射性生熱為花崗巖段高巖溫的熱源附加；從分析研究地質(zhì)構造特征確定了隧道高地溫的導熱主通道和次通道；從分析研究區(qū)的氫氧同位素、鍶同位素、微量元素等特征，研究了隧道高地溫形成過程的熱水來源、演變過程、水巖作用、離子交換等特征，并分別對隧道高水溫及高巖溫的成因過程進行了剖析.

2 區(qū)域地質(zhì)構造及地震特征分析

研究區(qū)位于北西向紅河斷裂以北東的褶皺區(qū)，地處三江造山系向揚子地臺的過渡地帶，所屬大地構造單元為華南褶皺帶（一級）、滇東南褶皺帶（二級）. 區(qū)域地震構造如圖2 所示. 圖中：Ms 為震級. 隧址所在地位于北西向的紅河斷裂（F22）、北西西向的漾田—雞街—蒙自斷裂（F72）、北北西向的東山斷裂（F46）、北北東向的東山寨—唐家莊斷裂（F21）組成的地塊中，近代構造活動強烈，地質(zhì)構造極為復雜. 根據(jù)中國估算熱流值分布圖[12]，研究區(qū)熱流值為50～60 mW/m2.

圖2 區(qū)域地震構造Fig. 2 Regional seismotectonic map

區(qū)域性活動斷裂構造往往形成地下熱通道，熱儲體（上地幔熱異常源、新近巖漿活動余熱源、放射性元素衰變散熱源）易通過活動性斷裂帶向上傳導至地表或與淺表冷水做深循環(huán)，形成中高—高溫熱泉. 隧址距紅河斷裂最近處約18 km，并由次級斷裂龍岔河斷裂（北北東向）、賈沙河斷裂（北北東向）接入隧址區(qū)，形成研究區(qū)高地溫的熱傳導通道，隧道研究區(qū)周邊5 km 范圍內(nèi)分布3 個溫泉，溫泉水溫53.8 ～87.9 ℃，屬中高—高溫熱泉.

研究區(qū)宏觀上位于鮮水河—滇東地震帶的南部，處于南北向的小江地震帶與北西向的紅河斷裂地震帶交匯處[12]，呈現(xiàn)明顯的“X”形展布，地震能勢（5 ～ 7） × 1016J/a[12-13].

強烈地震孕育的部位-般存在特殊的熱-震能態(tài)結構，Ms＞6.0 級的地震震中往往位于高溫地熱場附近的“冷塊”區(qū)，隧道研究區(qū)周邊（小于30 km）曾發(fā)生過7 ～ 9 級地震3 次，對研究區(qū)高地溫形成具有重要的指示作用.

3 水化學特征及地熱儲特征分析

3.1 水化學特征分析

將隧道出水、溫泉水及周邊水體的水質(zhì)檢測成果整理得Piper 三線圖及Schoeller 指印圖（見圖3、圖4）. 由圖可以看出：尼格隧道、斐古隧道水體化學類型為HCO3—Ca 型，pH 值為7.71 ～ 9.25，屬弱堿性—堿性水，礦化度＜1 g/L，屬淡水；周邊3 個溫泉水體化學類型為HCO3·Cl—Na 型，pH 值為7.00 ～9.45，屬弱堿性水，礦化度＜1 g/L，屬淡水；地表水體化學類型為HCO3—Ca 型，pH 值為7.95 ～ 8.54，屬弱堿性水，礦化度＜1 g/L，屬淡水. 由此分析，隧道出水、周邊溫泉水、地表水均為重碳酸型水體，地下深循環(huán)熱水水源主要是來自大陸環(huán)境的大氣降水、淺表水入滲匯合而成，溫泉水體中的氯鹽表明水體具有一定的深成形成環(huán)境，深成環(huán)境中的熱水在上升過程中與大陸環(huán)境的淺表混合作用和與可溶巖的水巖作用致使隧道水體中的Ca 離子質(zhì)量分數(shù)較高.

圖3 研究區(qū)各水體的Piper 三線圖Fig. 3 Piper three line map of each waterbody in the study area

圖4 研究區(qū)各水體的Schoeller 指印圖Fig. 4 Schoeller fingerprint map of each waterbody in the study area

將隧道出水及溫泉水體的氫氧同位素及鍶同位素檢測成果整理如表1，表中：兩元素相比表示兩元素質(zhì)量分數(shù)比值. 結合大氣水線[14]（中國線、昆明線、騰沖線），得到氫氧同位素與大氣水線相關圖（見圖5）. 從表1、圖5 可以看出：尼格隧道、斐古隧道出水、3 個溫泉水地下水δD 和δ18O 值均位于大氣水線（中國線、昆明線、騰沖線）附近，可以判定地下水的來源主要為大氣降水和淺表水入滲；5 組水樣點均落在大氣水線下方，發(fā)生了“18O 漂移”現(xiàn)象，表明在循環(huán)過程中與巖石介質(zhì)發(fā)生較為強烈的溶濾作用，導致水中的輕氧同位素與巖石中的重氧同位素發(fā)生水—巖交換作用，使得水體中的δ18O 偏高；隧道熱水體相比溫泉水而言，δD 和δ18O 值均較高，且δD 值差異更明顯，可能的原因有：溫泉水中的深成水體形成時的氣候比現(xiàn)今寒冷，深成古水體中δD 和δ18O 原有值較低，上升過程保留了原有的特征；氫同位素比氧同位素的分餾速率大，經(jīng)過多次蒸發(fā)分餾作用使得降水中的δD 相對偏重，而隧道水體中天然降水所占比例比溫泉水大，使其δD 值更高.

表1 氫氧同位素及鍶同位素檢測成果Tab. 1 Detection results of hydrogen oxygen isotopes and strontium isotopes

圖5 研究區(qū)各水體氫氧同位素與大氣水線相關圖Fig. 5 Correlation map between hydrogen and oxygen isotopes of water and atmospheric water line in the study area

鍶同位素不會隨礦物巖石等沉積物形成的作用發(fā)生變化，蒸發(fā)、生物同化、相態(tài)分離等作用不會對其組成產(chǎn)生影響，因此鍶元素的濃度變化及鍶同位素可以作為研究物質(zhì)遷移和變化過程中重要的示蹤劑[15]. 研究區(qū)5 組水樣的Sr 元素質(zhì)量分數(shù)在0.109 6 ～1.148 7 mg/L，平均值0.412 5 mg/L，87Sr/86Sr 質(zhì)量分數(shù)比值在0.708 4 ～ 0.713 1，平均值0.710 8，該區(qū)地下水的鍶元素組分主要來源于石灰?guī)r和花崗巖，按Pu 等[16]的研究成果，不同礦物中的鍶同位素組成明顯不同，可將87Sr/86Sr 質(zhì)量分數(shù)平均比值0.707 5 和低Mg2+/Ca2+質(zhì)量分數(shù)比值（約0.100 0）作為石灰?guī)r溶解物質(zhì)的端員；87Sr/86Sr 質(zhì)量分數(shù)比值0.709 3 和較高Mg2+/Ca2+質(zhì)量分數(shù)比值（約1.050 0）作為白云巖溶解物質(zhì)的端員；87Sr/86Sr 質(zhì)量分數(shù)比值0.720 0和中等Mg2+/Ca2+質(zhì)量分數(shù)比值（約0.700 0）作為硅酸鹽巖溶解物質(zhì)的端員，如圖6 所示. 可看出，尼格隧道水、斐古隧道水體落于石灰?guī)r端員附近，地下水主要來源于石灰?guī)r風化溶解；3 個溫泉水落于白云巖與硅酸鹽巖之間，反映出地下水在沿紅河斷裂、龍岔河斷裂、賈沙河斷裂等做深循環(huán)過程中與燕山期侵入花崗巖、表層白云巖的水巖相互作用.

圖6 研究區(qū)各水體的 87Sr/86Sr 與Mg2+ /Ca2+ 關系Fig. 6 87Sr/86Sr vs. Mg2+ /Ca2+ of each waterbody in the study area

3.2 地熱儲特征分析

運用SiO2、Na + K、Na + K + Ca 等地熱溫標可推算場地深部熱儲體的溫度[17-18]，由于熱礦水在上升過程中與淺表水體混合，SiO2質(zhì)量分數(shù)已被稀釋，SiO2法得到的熱儲溫度和熱儲埋深為低值，Na +K 法得到的熱儲溫度和熱儲埋深往往為高值. 根據(jù)已有溫標法研究成果[18]，計算研究區(qū)熱儲溫度（T）及其埋藏深度（D），計算如式（1）、（2）.

式（1）、（2）中：c為離子含量，對應下標為各元素的離子含量；T＜ 100.00 ℃， β=；T＞ 100.00 ℃，β=；T0為當?shù)啬昶骄鶜鉁兀ǜ鶕?jù)當?shù)貧庀筚Y料，取19 ℃）；K為熱導率（取2.30 W/（m·k））；Q為熱流密度（取0.173 W/m2）.

根據(jù)隧址周邊3 個溫泉及尼格隧道熱水、鄰近斐古隧道熱水的水質(zhì)檢測資料[11]，計算得到研究區(qū)熱儲溫度和熱儲埋深如圖7、8 所示.

從圖7、8 可以看出：SiO2溫標法所得T=116.49 ℃，平均熱儲埋深D=1 296.1 m；Na + K 溫標法所得T=153.95 ℃，D=1 794.1 m；Na + K + Ca 溫標法所得T=97.22 ℃，D=1 039.9 m，3 個溫泉水體SiO2溫標熱儲溫度值與Na + K 溫標熱儲溫度值較為接近，均高于Na + K + Ca 溫標熱儲溫度值，可能的原因為SiO2含量在上升過程中與淺表水的混合稀釋程度相近，且在燕山期侵入作用（γ5(3a)）過程中有一定的SiO2補給源；與3 個溫泉水體相比，位于沉積巖中的2 個隧道水體的熱儲溫度與熱儲埋藏深度的Na +K 溫標值明顯高于SiO2溫標值和Na + K + Ca 溫標值，SiO2溫標值最低，說明隧道水體的大陸環(huán)境及水（可溶巖）作用更突出.

圖7 隧道水體與溫泉水體的熱儲溫度Fig. 7 Thermal storage temperature diagram of tunnel water and hot spring water

圖8 隧道水與溫泉水的熱儲埋藏深度Fig. 8 Buried depth map of thermal storage of tunnel water and hot spring water

4 熱源及導熱通道分析

4.1 熱源分析

根據(jù)相關研究成果[8]，地熱的來源主要有4 種：1） 地幔軟流圈局部上穹形成熱點，即地殼深部熱異常體；2） 地下巖漿房或地殼內(nèi)高溫侵入體或地表噴出體冷卻過程中散熱，即巖漿巖余熱；3） 地殼內(nèi)斷裂活動產(chǎn)生的摩擦熱，往往呈輔助伴生作用；4） 巖石（花崗巖）自身的放射性元素衰變生熱.

根據(jù)區(qū)域地質(zhì)特征、水化學特征、地熱儲特征等分析，隧址區(qū)的熱源具有一定深成環(huán)境特征，認為地殼深部熱異常體為隧道高地溫的主要熱源.

個舊地區(qū)的酸性巖漿巖（花崗巖）分布眾多溫泉，尼格隧道周邊溫泉一般53.00 ℃～ 89.00 ℃. 個舊花崗巖為燕山期（γ53(a)）侵入作用形成，根據(jù)研究資料[19]，在巖漿巖侵入到2.5 ～ 10.0 km 深度，侵入時的溫度為1 200.00 ℃，固結時為900.00 ℃，則5 km 厚的巖漿巖完全固結時要75 萬年，冷卻到300.00 ℃需要數(shù)百萬年，因此只有上新世的侵入體才可能將其熱量保持到現(xiàn)在，個舊的燕山期花崗巖不可能由巖漿余熱產(chǎn)生熱源.

酸性巖漿巖中放射性元素衰變可能產(chǎn)生一定的熱流，個舊花崗巖體富含稀土放射性礦物，在鉛礦巖中，出現(xiàn)微量的晶質(zhì)鈾巖. 說明侵入巖體中有較豐富的放射性元素存在，蛻變釋熱的熱能可成為地下水增溫的熱源之一.

巖石放射性生熱率反映單位體積的巖石在單位時間內(nèi)由其所含的放射性元素衰變而產(chǎn)生的熱量.本文根據(jù)Rybach[20]提出的巖石放射性生熱率計算式進行分析，如式（3）.

式中：A為巖石放射性生熱率（μW/m3）；ρ為巖石密度（g/cm3）；CU、CTh、CK分別為巖石中鈾元素豐度、釷元素豐度和鉀元素的質(zhì)量百分比.

根據(jù)研究區(qū)3 組花崗巖放射性元素檢測成果，密度ρ=2.6 g/cm3，CU平均值為12.76 μg/g，CTh平均值為86.67 μg/g，CK平均值為6.11%，計算得到花崗巖生熱率A平均值為9.48 μW/m3，巖石放射性生熱率較高，分析認為花崗巖放射性生熱對研究區(qū)高地溫（高巖溫段）的熱源有一定的貢獻.

綜合以上分析，隧道高地溫的熱源主要來自地殼深部熱異常體，巖漿巖活動余熱并非研究區(qū)隧道高地溫的熱源，花崗巖放射性衰變生熱為隧道高地溫的熱源之一.

4.2 導熱通道分析

地殼深部熱異常體深循環(huán)的熱傳導通道主要有斷層、裂隙. 按照通道長度、規(guī)模、影響范圍可分為主要通道、次級通道，主要通道一般為深大斷裂、大斷層等，次級通道一般為接觸帶、次級斷層、構造裂隙、溶蝕裂隙、巖溶管道等.

地下熱異常體一般是通過深大斷裂等主通道傳導至地表，形成溫泉點；或者傳導至地殼淺部某一深度后，再通過次級斷層、裂隙、管道等次級通道或通過巖體傳導至地表附近. 深循環(huán)過程中至淺表后，降雨入滲后匯于熱源中，可能導致熱源溫度降低. 如圖9 所示，隧道附近發(fā)育的地熱通道有斷層Fn1、斷層Fn2、灰?guī)r與花崗巖接觸帶LJ、斷層fn1、構造優(yōu)勢裂隙LG、溶蝕裂隙及巖溶管道LR.

圖9 隧址區(qū)地質(zhì)平面簡圖Fig. 9 Geological plan of tunnel site

Fn1地熱傳導通道：沿龍岔河谷自上而下發(fā)育龍岔溫泉、尼格溫泉、老虎灘溫泉等多個溫泉，主要為含重碳酸、重碳酸—硫酸型溫泉. 該河谷深切，兩岸山體雄厚高峻，溫泉沿河谷展布，為淺表水體沿深大斷裂（Fn1）與地下熱異常體的深循環(huán)作用所而成，亦為尼格隧道高地溫的熱傳導通道.

Fn2地熱傳導通道：該斷裂沿賈沙河發(fā)育，出露丫沙底溫泉，從溫泉水與尼格隧道、斐古隧道出水體的水化學特征分析，三者水體具有一定的同源性，且與大氣水線接近.

接觸帶地熱傳導通道（LJ）：巖漿在上升侵入過程中，由于冷凝致使體積急劇收縮，接觸帶附近易形成較大的裂縫型地下水過水通道，成為淺表水體下滲與深部熱異常體循環(huán)的重要通道，隧道穿越灰?guī)r與花崗巖的接觸帶，接觸帶地表呈現(xiàn)“M”形，接觸帶附近出水量（9 ～ 11 L/s）及水體溫度均達到高值（54.00 ℃）.

fn1地熱傳導通道：沿尼格隧道左側發(fā)育一次級斷層（fn1），斷層兩側巖層有明顯錯斷痕跡，且兩側巖層產(chǎn)狀發(fā)生變化，斷層切割有一定的深度，為淺層的地熱傳導通道.

構造優(yōu)勢裂隙的熱傳導通道（LG）：對花崗巖段108 組節(jié)理裂隙進行了實測統(tǒng)計分析（如圖10 所示，統(tǒng)計半徑為26 組），得到明顯的一組優(yōu)勢裂隙面（產(chǎn)狀133°∠65°）. 該組優(yōu)勢裂隙面形成了地熱的次級通道，從里程46 213 m 處揭示的有毒有害氣體（主要為H2S、CO、SO2）涌出狀態(tài)看，氣體主要沿該組陡傾優(yōu)勢裂隙自下而上涌出，由于地殼深部的S 元素的豐度遠大于地殼表層，巖漿從地殼深處或上地幔向地表活動（花崗巖侵入過程）時，存在S 元素的富集而形成H2S 或SO2氣囊，并在后期運移至隧址區(qū)相對破碎的巖體中.

圖10 花崗巖段節(jié)理裂隙統(tǒng)計Fig. 10 Statistics of joints and fissures in granite section

溶蝕管道及裂隙地熱傳導通道（LR）：尼格隧道進口段發(fā)育可溶巖地層，灰?guī)r與花崗巖的接觸帶附近易形成較大的裂縫型地下水過水通道，地下水作用下，灰?guī)r原有的微裂隙不斷溶蝕擴張，形成較大的溶蝕裂隙或巖溶管道，從而形成地熱傳導的次級通道，從隧道進口開挖涌水情況分析，熱水均從溶蝕裂隙帶涌出，驗證了進口段溶蝕裂隙及巖溶管道是地熱傳導的一種次級通道，該通道也為淺表冷水的下滲通道.

5 隧道高地溫成因過程

綜合以上分析，研究區(qū)高地溫與區(qū)域地質(zhì)構造及地震活動密切相關，隧道高地溫的熱源主要來自地殼深部的熱異常體，與周邊溫泉的熱源相同，花崗巖放射性元素衰變生熱亦可能是其熱源之一，導熱通道主要有：斷層Fn1、斷層Fn2、灰?guī)r與花崗巖接觸帶LJ、斷層fn1、構造優(yōu)勢裂隙LG、溶蝕裂隙及巖溶管道LR. 隧道高地溫成因過程見圖11.

5.1 高水溫段地質(zhì)成因過程分析

如圖1 及圖11 所示，斐古隧道（灰?guī)r）、尼格隧道進口段（灰?guī)r）出現(xiàn)高水溫，其成因過程為：深部熱異常體（熱流體、熱氣體）通過深大斷裂構造（Fn2）、接觸帶（LJ）等導熱通道向上運移，同時大氣降水與淺表水體沿斷裂（Fn2）、溶蝕管道、裂隙（LR）等向下入滲、匯集并與向上運移的深部熱異常體做循環(huán)、混合等作用形成一種混合熱水體，此過程伴隨著離子交換，混合熱水體運移至淺表沉積巖后進一步做水-巖溶濾作用，原有深成環(huán)境的熱水在深循環(huán)、淺表水混合、水-巖作用等過程中，其SiO2、Cl 等成分不斷稀釋，HCO3、Ca 等成分有一定的富集，δD 和δ18O 檢測成果分析表明熱水主要還是來自于大氣降水與淺表水，出現(xiàn)一定“18O 漂移”現(xiàn)象. 混合熱水體通過導熱通道匯于隧道洞身部位導致隧道出現(xiàn)高水溫，在穿越深大斷裂、接觸帶等部位的水溫往往更高、水量往往更大（如圖1，在開挖至接觸帶附近水溫達到最高值54.00 ℃，水量達到6 ～ 9 L/s；如圖11，在賈沙河谷（Fn2斷裂）出露丫沙底溫泉，水溫達87.90 ℃）.

圖11 隧道高地溫成因過程示意Fig. 11 Schematic diagram of formation process of tunnel high ground temperature

5.2 高巖溫段地質(zhì)成因過程分析

如圖1 及圖11 所示，尼格隧道出口段（花崗巖）出現(xiàn)高巖溫，無水，洞身段為微至中風化巖，完整性好，巖石致密堅硬，裂隙閉合或微張，為相對隔水層，其高巖溫成因過程為：深部熱異常體（熱流體、熱氣體）通過深大斷裂構造（Fn1、Fn2）、接觸帶（LJ）等導熱通道向上運移，與灰?guī)r段不同，花崗巖為隔水層，雄厚山體的大氣降水入滲量極小，主要由地表徑流匯于河谷，分兩方面來分析，一方面匯于河谷的大氣降水及淺表水體沿斷裂（Fn1）向下入滲、匯集并與向上運移的深部熱異常體做循環(huán)、混合等作用形成一種混合熱水體，此過程伴隨著離子交換，混合熱水體運移至淺表沉積巖后進一步做水-巖溶濾作用，原有深成環(huán)境的熱水在深循環(huán)、淺表水混合、水-巖作用等過程中，其深成環(huán)境的Cl 成分不斷稀釋，大陸環(huán)境的HCO3等成分有一定的富集，δD 和δ18O 檢測成果分析表明熱水主要還是來自于大氣降水與淺表水，亦出現(xiàn)一定“18O 漂移”現(xiàn)象，混合熱水體通過斷裂（Fn1）等主要導熱通道向上運移形成熱泉（如尼格溫泉、老虎灘溫泉），另一方面，熱異常體（熱氣）直接通過豎向?qū)嵬ǖ廊鐢嗔眩‵n1、Fn2）、接觸帶（LJ）、構造裂隙（LG）及橫向?qū)嵬ǖ廊鐢嗔眩╢n1）將熱量傳至隧道洞身段形成隧道高巖溫，在此過程中可能存在S 元素的富集而形成H2S 或SO2有毒有害氣囊（如施工至里程46 213 m，揭示出H2S、CO、SO2等有毒有害氣體，涌氣口溫度（85.00 ℃）明顯大于周邊巖體（81.00 ℃），氣體沿陡傾的那組優(yōu)勢裂隙面向上涌出）；另外，在此成因過程可能有花崗巖放射性元素衰變生熱的增溫附加.

6 結 論

1） 本文通過區(qū)域地質(zhì)構造及地震特征、水文地球化學特征、地熱儲特征等角度對區(qū)域的熱因控制、水源特征、熱源特征等進行了研究，利用氫氧同位素法、鍶同位素法、微量元素分析法、放射性元素分析法等對隧道熱水來源及演變過程、熱源組成進行了分析，最后結合隧道工程地質(zhì)、水文地質(zhì)條件及開挖揭示狀況，對隧道高水溫及高巖溫的成因過程分別進行詳細剖析.

2） 研究區(qū)高地溫的成因與區(qū)域地質(zhì)構造及地震活動密切相關，隧道高地溫的熱源主要來自地殼深部的熱異常體，與周邊溫泉具有同源性，花崗巖放射性元素衰變生熱亦是高巖溫段的熱源之一，導熱通道主要有：斷層Fn1、斷層Fn2、灰?guī)r與花崗巖接觸帶LJ、斷層fn1、構造優(yōu)勢裂隙LG、溶蝕裂隙及巖溶管道LR.

3） 高水溫的成因是深部熱異常體的熱源通過主要傳熱通道進行深循環(huán),并經(jīng)次級傳熱通道與淺表水體混合及水巖相互作用，伴隨著冷熱水混合作用及離子交換等；高巖溫的成因是深部熱異常體及巖石放射性元素衰變生熱等熱源主要通過深循環(huán)并沿裂隙等次級通道傳至隧道洞身，熱形成過程伴隨著S 元素的富集，形成H2S 或SO2有毒有害氣囊.

致謝：本文獲中國電建集團貴陽勘測設計研究院有限公司科學技術發(fā)展基金項目(KY88180017)支持.