超臨界地?zé)豳Y源的地球物理分析
——以鮮水河高溫水熱系統(tǒng)為例

張健，方桂，何雨蓓，艾依飛

中國科學(xué)院大學(xué)，中國科學(xué)院計(jì)算地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100049

0 引言

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)位于川西高溫地?zé)釁^(qū)，是我國開展“水熱型”地?zé)豳Y源潛力勘查評(píng)價(jià)的重點(diǎn)選區(qū)(汪集旸，2015)，國家發(fā)改委、能源局、自然資源部明確要求查明該區(qū)高溫地?zé)崮苜Y源，開展高溫地?zé)岚l(fā)電工程建設(shè)(國家發(fā)展改革委等，2017).但是，鮮水河高溫水熱系統(tǒng)地?zé)岬刭|(zhì)調(diào)查、地?zé)豳Y源評(píng)價(jià)忽略了深層超臨界地?zé)崃黧w資源.地?zé)崃黧w在臨界區(qū)的密度、動(dòng)力學(xué)黏度降低，熱焓、壓縮系數(shù)增大，可以大幅提高熱-功轉(zhuǎn)換效率，開發(fā)利用深層超臨界高溫地?zé)崮?，將?huì)極大提升該區(qū)地?zé)岚l(fā)電潛力.超臨界流體性質(zhì)介于氣、液體之間，在臨界點(diǎn)附近(水的臨界點(diǎn)溫度Tc=374.3 ℃,臨界點(diǎn)壓力Pc=22.1 MPa，臨界點(diǎn)密度ρc=0.32 g·cm-3)，地?zé)崃黧w的比熱容、熱導(dǎo)率達(dá)到最大，汽化熱為零，熱擴(kuò)散系數(shù)在狹小的溫、壓區(qū)間發(fā)生極大波動(dòng)，出現(xiàn)臨界點(diǎn)奇異性，電導(dǎo)率出現(xiàn)不連續(xù)變化，對(duì)溫度、壓力的變化十分敏感.目前，國際上對(duì)開發(fā)利用超臨界地?zé)豳Y源的理論研究剛剛起步(Reinsch et al., 2017；許天福等，2021)，開展鮮水河高溫水熱系統(tǒng)深層超臨界地?zé)豳Y源研究，是全新的地?zé)釋W(xué)前沿課題，具有重要的科學(xué)意義.

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)沿鮮水河斷裂帶分布(圖1a).鮮水河斷裂帶是深切地殼的左旋走滑斷裂，走滑速率8.9～17.1 mm·a-1(徐錫偉等, 2003；王閻昭等, 2008)，錯(cuò)斷一系列山脊、水系，傾角近直立，是地下水熱活動(dòng)的重要通道，為孕育高溫水熱系統(tǒng)、產(chǎn)生強(qiáng)烈水熱活動(dòng)提供了重要的構(gòu)造條件.在國家自然科學(xué)基金面上項(xiàng)目“川西高溫水熱系統(tǒng)的熱源構(gòu)成與深部熱演化機(jī)制研究”資助下，本課題組針對(duì)鮮水河斷裂帶現(xiàn)代熱泉高溫水熱活動(dòng)狀態(tài)(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017；李午陽等，2018；Ai et al., 2021)，重點(diǎn)研究了幾個(gè)溫泉群組成的熱水區(qū)(圖1a)：道孚熱水區(qū)，溫泉群出露在張扭性斷層中；八美—乾寧熱水區(qū)，溫泉群沿雅拉河上游河谷出露；康定中谷—二道橋—榆林宮熱水區(qū)，溫泉群沿雅拉河下游二道橋到榆林河一帶的河谷出露，部分溫泉出露在9.9～17.6 Ma的新生界花崗巖體接觸帶上(Tang et al., 2017)；瀘定磨西—海螺溝熱水區(qū)，溫泉群出露在深切白堊紀(jì)花崗巖體的斷裂交切處.這些高溫水熱活動(dòng)區(qū)中，部分熱泉口水溫超過當(dāng)?shù)胤悬c(diǎn)，并伴有大量沸騰熱水、地?zé)嵴羝?，在地表形成沸?圖1b).前人研究認(rèn)為(趙慶生，1988)，高溫水熱活動(dòng)區(qū)的熱水主要儲(chǔ)集在三疊系淺變質(zhì)砂質(zhì)板巖地層之下(圖1c)，并形成上、下兩個(gè)熱儲(chǔ)層，上層熱儲(chǔ)水溫>150 ℃，下層熱儲(chǔ)水溫>200 ℃(圖1d).

圖1 鮮水河斷裂帶高溫水熱系統(tǒng)地質(zhì)圖

本課題組野外地?zé)岬刭|(zhì)調(diào)查時(shí)，在該區(qū)多次觀測(cè)到超過150 ℃的溫泉口熱汽噴發(fā)，并在康定老榆林村實(shí)測(cè)到198 ℃的井口水汽高溫(Zhang et al.，2017).這些高溫水汽現(xiàn)象，促使我們將其與深層超臨界地?zé)崃黧w相聯(lián)系.在國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目支持下，本文利用地質(zhì)、地球物理資料，針對(duì)鮮水河高溫水熱系統(tǒng)之下的深層超臨界地?zé)崃黧w開展綜合預(yù)測(cè)分析.

1 資料與方法

1.1 資料來源

本文研究對(duì)象為鮮水河斷裂帶高溫水熱區(qū)，范圍為29.5°N—31.3°N，101°E—102.5°E.研究中，使用的地球物理與地?zé)岬刭|(zhì)資料包括：中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所安美建課題組的地震波速資料，全球重力數(shù)據(jù)庫TOPEX的地形和重力資料，中國地質(zhì)調(diào)查局自然資源航空物探遙感中心的航磁資料，野外實(shí)測(cè)的熱泉溫度、水樣分析等地?zé)岬刭|(zhì)資料.具體計(jì)算方法如下.

1.2 泊松比計(jì)算方法

利用地震波速VP、VS，可以計(jì)算彈性參數(shù)泊松比σ：

(1)

泊松比σ可以用來分析區(qū)域構(gòu)造橫向變形的強(qiáng)弱.

1.3 磁異常垂向?qū)?shù)計(jì)算方法

若觀測(cè)面z0上實(shí)測(cè)磁異常為T(x,y,z0)，二維傅氏變換頻譜為：

(2)

由頻譜表達(dá)的磁異常T的x方向n階導(dǎo)數(shù)、y方向l階導(dǎo)數(shù)、z方向m階導(dǎo)數(shù)為：

(3)

其中，垂向一階導(dǎo)數(shù)的頻譜為：

(4)

對(duì)式(4)計(jì)算結(jié)果開展傅氏逆變換運(yùn)算，即得磁異常垂向一階導(dǎo)數(shù).

1.4 熱儲(chǔ)溫度計(jì)算方法

目前，常用于計(jì)算熱儲(chǔ)溫度的地?zé)釡貥?biāo)(溫度計(jì))主要是：利用熱液中石英、玉髓溶解度與溫度關(guān)系的SiO2溫標(biāo)，利用熱液中陽離子之間比值與溫度關(guān)系的陽離子(Na-K，Na-K-Ca，K-Mg)溫標(biāo)，利用熱液中組分穩(wěn)定的(C、H、O、S)同位素分餾與溫度相關(guān)性的同位素溫標(biāo).

SiO2溫標(biāo)：熱水中SiO2含量CS iO2單位為mg·L-1,

(5)

前人(Arnórsson，1983)在冰島熱水化學(xué)分析中發(fā)現(xiàn)，泉水溫度每增加 1 ℃，熱水中SiO2含量增加1×10-6mg·L-1，實(shí)測(cè)結(jié)果表明，冰島熱水樣品中，如果水溫大于180 ℃，SiO2的溶度由石英控制，如果水溫小于110 ℃，SiO2的溶度由玉髓控制.依據(jù)石英和玉髓的溶解度實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)(Fournier，1977；Arnórsson，1983)，提出了由硅礦物溶解度確定地溫的經(jīng)驗(yàn)公式(5)，其中，a在731～1522之間，b在4.51～5.75之間.

Na-K溫標(biāo)：熱水中Na+離子含量CNa+、K+離子含量CK+單位為mg·L-1，

(6)

Na-K-Ca溫標(biāo)：熱水中Na+離子含量CNa+、K+離子含量CK+、Ca2+離子含量CCa2+單位為mg·L-1，

-273.15.

(7)

K-Mg溫標(biāo)：熱水中K+離子含量CK+、Mg2+離子含量CMg2+單位為mg·L-1，

(8)

式(6)、(7)、(8)為陽離子比值溫標(biāo)(地溫計(jì))，是經(jīng)驗(yàn)性的近似方法(汪集旸等，1993)，除了質(zhì)量濃度C是待測(cè)參量外，a、b、β、δ都是經(jīng)驗(yàn)參數(shù).式(6)中，a在856～1390之間，b在0.78～1.75之間.式(7)中，a約為1647，b在2.47～5.22之間，β在1/3～4/3之間，δ在0～2.06之間.式(8)中，a在4410～4418之間，b在13.95～14之間.

不同的地?zé)釡貥?biāo)計(jì)算公式(Fournier, 1977; Giggenbach, 1988)適用溫度范圍不同.SiO2溫標(biāo)公式計(jì)算熱儲(chǔ)溫度誤差小，且300 ℃以下，壓力和礦化度對(duì)其溶解度影響可以忽略不計(jì)，但石英、玉髓溫標(biāo)計(jì)算熱水溶液中SiO2礦物含量時(shí)，需要預(yù)先分析SiO2來自哪種礦物，且淺層低SiO2含量的冷水混入，使熱儲(chǔ)溫度計(jì)算值偏低.陽離子溫標(biāo)Na-K僅適用于150 ℃以上的熱水，因?yàn)榈陀?50 ℃的中、低溫?zé)崴懈籆a2+會(huì)導(dǎo)致Na-K溫標(biāo)經(jīng)驗(yàn)關(guān)系計(jì)算的溫度偏高.為應(yīng)對(duì)富Ca2+的中、低溫?zé)崴?，利用Na-K-Ca溫標(biāo).但許多中、低溫?zé)崴懈缓琈g2+，又會(huì)使Na-K-Ca溫標(biāo)經(jīng)驗(yàn)關(guān)系計(jì)算的溫度偏高，需要利用K-Mg溫標(biāo).

1.5 氦同位素計(jì)算熱流方法

地殼熱流Qc、地幔熱流Qm比值的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系可以表示為(O′nions and Oxburgh,1983；汪洋，2000)：

(9)

式中，R為熱泉水樣中氦同位素3He/4He比值，RA為大氣中的氦同位素3He/4He比值，RA=1.39×10-6.

2 結(jié)果分析

2.1 地震資料

地震波速模型表明，鮮水河高溫水熱系統(tǒng)為剪切波VS低速區(qū).依據(jù)Feng和An(2010)提供的地震波速模型，我們提取了鮮水河斷裂帶高溫水熱系統(tǒng)9 km深度剪切波速VS，如圖2a所示.圖中，VS波速在3.5～3.7 km·s-1之間，熱泉區(qū)是低速區(qū)，VS小于3.56 km·s-1.

利用式(1)，我們計(jì)算了9 km深度的泊松比σ，結(jié)果如圖2b所示.圖中，泊松比σ在0.15～0.26之間，以σ=0.22為界，鮮水河斷裂帶西側(cè)為低泊松比區(qū)，東側(cè)為高泊松比區(qū)，鮮水河高溫水熱系統(tǒng)的熱泉群基本分布在東側(cè)泊松比0.22～0.24高值區(qū).泊松比σ也稱為橫向變形系數(shù)，σ越大，構(gòu)造區(qū)橫向變形越大，反之亦然.泊松比分布特征表明，鮮水河斷裂帶左旋走滑活動(dòng)使得鮮水河高溫水熱區(qū)之下9 km深度的地質(zhì)構(gòu)造處于橫向變形西小東大變化的梯級(jí)帶邊緣.這種構(gòu)造變形條件，控制了水熱活動(dòng)通道，深層高溫地?zé)崃黧w沿此橫向變形梯級(jí)帶邊緣向淺層運(yùn)動(dòng)，導(dǎo)致大多數(shù)溫泉沿?cái)嗔褞С雎?

鮮水河斷裂帶是現(xiàn)今強(qiáng)烈活動(dòng)的地震構(gòu)造帶(周榮軍等，2001)，近期地震活動(dòng)仍十分活躍，如2021年6月25日康定3.3級(jí)地震、2021年7月26日康定2.9級(jí)地震，這種密集的小震活動(dòng)與水熱活動(dòng)密切相關(guān).我們將1870年以來沿該斷裂帶發(fā)生的地震按震源深度、震級(jí)大小分別投影到圖2中.可以看出，淺源地震中，小震多于大震(圖2a)；深源地震中，大震多于小震(圖2b).淺源地震(圖2a)基本都分布于9 km深度VS低值區(qū)，深源地震(圖2b)則大致與鮮水河斷裂帶、熱泉群分布走向一致.

圖2 深度9 km的地震特征

鮮水河斷裂帶地震活動(dòng)與地殼中的水熱活動(dòng)相互影響.地震形成的裂縫是流體運(yùn)移的良好通道，斷層活動(dòng)時(shí)，巖石孔隙增大，斷裂帶中的流體壓力下降，圍巖中的流體向斷層帶運(yùn)移，同時(shí)，地下流體受熱膨脹又會(huì)影響斷層穩(wěn)定性.依據(jù)斷層閥模式(Sibson,1992；Cox,1995)與流體夾層孕震假設(shè)(Che et al., 2000)，我們推測(cè)：鮮水河斷裂帶淺源小震群(圖2a)下部存在上、下兩層熱流體系統(tǒng)，下層熱流體系統(tǒng)是具有超壓的(Giammanco et al., 2008)超臨界熱流體層，斷層活動(dòng)時(shí)，上、下層之間的低滲夾層破裂-膨脹擴(kuò)容，下層流體注入夾層，夾層抗剪強(qiáng)度下降，發(fā)生淺源小地震.隨后，整個(gè)夾層貫通，下層超壓熱流體“瞬間”涌入上層熱流體系統(tǒng)，并一同沿?cái)嗔衙孢\(yùn)移至地表.此過程隨地震小震群不斷重復(fù)，與之伴隨的水熱活動(dòng)在下層超臨界熱流體的超壓作用下，沿?cái)鄬佑欣囟螄姵龅乇硇纬煞腥?圖1b).由于超臨界流體的密度、擴(kuò)散系數(shù)、黏度介于氣、液體之間，深層超壓水熱系統(tǒng)的連通性不隨孔隙度減小而減弱(劉巍等,2000)，地表溫泉也不會(huì)因地震鎖閉而停止沸騰.

2.2 重、磁資料

利用全球重力數(shù)據(jù)庫TOPEX地形高程和重力資料，我們計(jì)算了鮮水河斷裂帶構(gòu)造區(qū)的剩余布格重力異常(圖3a)；利用購買自航空物探遙感中心的航磁資料(張永軍等，2011)，分析了鮮水河斷裂帶構(gòu)造區(qū)航磁ΔT異常(圖3b).

布格重力異常圖上(高玲舉等，2015)，鮮水河斷裂帶對(duì)應(yīng)一系列串珠狀重力異常，其中，乾寧熱水塘至中谷熱水塘，串珠狀重力異常的軸線隨斷裂帶走向弧形變化；二道橋溫泉至海螺溝溫泉，串珠狀重力異常的軸線向西轉(zhuǎn)折，在斷裂帶西側(cè)形成梯度變化平緩的低值異常區(qū)、在東側(cè)形成梯度變化較大的高值異常區(qū).由于布格重力異常疊加在區(qū)域背景場(chǎng)上，不易識(shí)別高溫水熱系統(tǒng)相關(guān)的局部異常和微弱短波異常，因此，我們采用空間域非線性曲率濾波方法提取了剩余布格重力異常，結(jié)果如圖3a所示.圖中，乾寧熱水塘至中谷熱水塘地段，是與斷裂帶走向一致的負(fù)重力異常圈閉，最低異常值Δg<-25 mGal.中谷熱水塘以南，鮮水河斷裂帶東側(cè)為正重力異常圈閉，最高異常值Δg>15 mGal；西側(cè)為負(fù)異常圈閉，最低異常值Δg<-25 mGal.川西地區(qū)巖石平均密度(劉蓓莉，1994)：片麻巖2.69 g·cm-3，花崗巖2.69 g·cm-3，粉砂巖2.2 g·cm-3，砂巖2.4 g·cm-3.鮮水河斷裂帶構(gòu)造區(qū)大部分被沉積厚度巨大的三疊系地層覆蓋，其上統(tǒng)以巖性為砂巖、粉砂巖、板巖、千枚巖、泥質(zhì)灰?guī)r為主，下統(tǒng)以炭質(zhì)板巖、粉砂質(zhì)板巖夾變質(zhì)石英細(xì)砂巖為主，二者之間界面的密度差值約為0.11 g·cm-3.依據(jù)地層界面密度差，以及粉砂巖、砂巖的密度值，我們推測(cè)：鮮水河水熱活動(dòng)區(qū)的兩個(gè)負(fù)重力異常圈閉(圖3a)對(duì)應(yīng)三疊系地層下凹最深部位，且充填厚層低密度粉砂巖、砂巖，是賦存深層超臨界地?zé)崃黧w儲(chǔ)層的有利構(gòu)造部位.

圖3 鮮水河斷裂帶剩余重力異常、航磁ΔT異常平面圖

川西地區(qū)磁場(chǎng)具有東、西向分帶特征，由西向東，劇烈變化磁場(chǎng)、平緩磁場(chǎng)、強(qiáng)磁場(chǎng)相間分布(張永軍等，2011).鮮水河斷裂帶位于雅江弱磁場(chǎng)區(qū)、丹巴變化磁場(chǎng)區(qū)、瀘定—冕寧強(qiáng)磁場(chǎng)區(qū)之間(圖3b),雅江弱磁場(chǎng)區(qū)以鮮水河斷裂為界與丹巴變化磁場(chǎng)亞區(qū)相接，場(chǎng)值變化在-20～0 nT之間.區(qū)內(nèi)主要出露磁性較弱的三疊統(tǒng)地層，巖漿巖主要分布于折多山的南部，以印支-燕山期具有一定磁性的中酸性侵入巖為主.丹巴變化磁場(chǎng)區(qū)位于鮮水河斷裂帶東側(cè)，在平緩弱磁場(chǎng)中出現(xiàn)團(tuán)塊狀強(qiáng)磁異常，異常強(qiáng)度超過100 nT.區(qū)內(nèi)侵入巖較發(fā)育，主要是元古宙中酸性侵入巖和印支-燕山期中酸性、中基性侵入巖，其中輝石正長巖磁化率較強(qiáng)，可引起較大磁異常.鮮水河斷裂帶東南側(cè)是瀘定—冕寧強(qiáng)磁場(chǎng)區(qū)，強(qiáng)磁異常呈橢圓狀、塊狀、線狀，最大異常值大于400 nT.區(qū)內(nèi)巖漿巖較發(fā)育，磁性較強(qiáng)，可引起較強(qiáng)磁異常，從古元古代到喜馬拉雅期均有分布，嚴(yán)格受各深大斷裂的控制.

2.3 電磁資料

依據(jù)前人(武斌等，2011)在康定縣榆林河谷地帶地?zé)峥辈榈囊纛l大地電磁測(cè)深(AMT)視電阻率ρS剖面(剖面位置見圖3)，我們對(duì)榆林河谷淺層高溫水熱系統(tǒng)的水源補(bǔ)給、熱源補(bǔ)給、水熱循環(huán)通道進(jìn)行了解釋，結(jié)果如圖4.

在施工前嚴(yán)格檢查鋼板樁的質(zhì)量，一旦發(fā)現(xiàn)質(zhì)量問題，應(yīng)及時(shí)進(jìn)行處理，對(duì)進(jìn)場(chǎng)的船只、機(jī)械設(shè)備及時(shí)進(jìn)行驗(yàn)收，并進(jìn)行調(diào)試，保證其良好的工作狀態(tài)，同時(shí)還要選擇經(jīng)驗(yàn)豐富與專業(yè)技術(shù)能力強(qiáng)的測(cè)量工作人員開展測(cè)量放樣工作，選擇精度滿足要求的測(cè)量?jī)x器及定位裝置，選擇合理正確的軸線，并對(duì)軸線進(jìn)行標(biāo)記，確保鋼板樁水上作業(yè)的科學(xué)性和合理性。

圖4 音頻大地電磁測(cè)深ρS剖面及地?zé)岬刭|(zhì)分析

榆林河谷主要分布第四系砂、礫石與卵石松散堆積層，二疊系板巖、灰?guī)r、片巖、變質(zhì)砂巖，以及斜長花崗巖和折多塘黑云母花崗巖.榆林河下游南北向狹長谷地內(nèi)分布有鮮水河高溫水熱系統(tǒng)中的榆林宮溫泉群，溫泉群水溫很高.康定—磨西斷裂自北而南橫切跑馬山西坡，是深部熱流體的上移通道，河谷兩岸第四紀(jì)松散堆積層中的孔隙水和基巖裂隙水是滲入地下水的主要補(bǔ)給水源(Zhang et al.，2017).地下水補(bǔ)給過程中，循環(huán)通道較深，冷熱水循環(huán)深度較大(梁云甫等, 1997).

榆林河谷地帶地?zé)峥辈榈腁MT視電阻率值ρS剖面如圖4a所示.圖中，3 km以淺的視電阻率值ρS在1.2～3.3之間，以2.4為界線，可以分出三個(gè)視電阻率ρS異常帶：高值帶ρS>2.4，中值帶ρS=2.4，低值帶ρS<2.4.結(jié)合榆林河谷的水文地質(zhì)、地?zé)岬刭|(zhì)特征，我們推測(cè)：深部ρS高值帶(圖4a中紅色區(qū)域)對(duì)應(yīng)黑云母花崗巖，ρS=2.4等值線包圍區(qū)域是深層地?zé)崴仙耐ǖ?ρS<2.4的低值區(qū)(圖4a中藍(lán)色區(qū)域)自下而上分為三層，下層、中層是水源補(bǔ)給區(qū)，并在靠近黑云母花崗巖的區(qū)域被混合加熱而上升；上層ρS低值區(qū)(圖4a中頂層藍(lán)色區(qū)域)與鮮水河斷裂破碎帶相關(guān)，是底部熱水通向地表的通道.圖4a剖面0.15 km處曾布設(shè)地?zé)狎?yàn)證孔，在230～250 m深度鉆獲出水量500 m3·d-1、孔口出水溫度87 ℃的熱水(武斌等，2011).

依據(jù)ρS剖面，我們分析了維持淺層高溫水熱系統(tǒng)的水源補(bǔ)給、熱源補(bǔ)給、水熱循環(huán)通道等水文地質(zhì)與地?zé)岬刭|(zhì)條件，如圖4b所示.水熱系統(tǒng)的水源補(bǔ)給主要來自地表水沿?cái)嗔褞Я严稘B入；熱源補(bǔ)給主要是地下水沿深切地殼的斷裂，經(jīng)深循環(huán)、地殼熱源加熱后成為地?zé)崴?；榆林宮熱泉群是鮮水河高溫水熱系統(tǒng)的排泄區(qū)，其含水地層為多期侵入巖體包圍，加之長期活動(dòng)的繼承性深斷裂的連接，構(gòu)成了熱流體上涌的良好通道(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017).由ρS低值帶標(biāo)識(shí)的水源補(bǔ)給區(qū)的冷水，被花崗巖侵入體充分加熱進(jìn)入熱儲(chǔ)層，熱儲(chǔ)層巖性為石英片巖、變質(zhì)砂巖；蓋層巖性為板巖與薄層灰?guī)r.AMT方法利用雷電產(chǎn)生的音頻(10-1～103Hz)大地電磁場(chǎng)，工作頻率較高，適合探測(cè)深度幾十米至幾千米的地電構(gòu)造，常用于解決淺層水文地質(zhì)、工程地質(zhì)問題.淺層高溫水熱系統(tǒng)中，熱水溫度不能顯著影響熱儲(chǔ)巖石電阻率，AMT剖面中的視電阻率ρS只能給出控水、控?zé)針?gòu)造的空間分布，不能給出溫度分布.

前人研究(吳福元等，2015)表明，喜馬拉雅淡色花崗巖中二云母花崗巖(黑云母花崗巖和白云母花崗巖)形成溫度由800 ℃逐漸降低到650 ℃左右.但是，花崗質(zhì)巖漿的發(fā)生是一個(gè)漸進(jìn)過程(張旗等，2007)：如果存在自由水，溫度在650 ℃左右，中酸性長英質(zhì)片麻巖或泥質(zhì)巖中的低熔組分即可形成熔體；溫度大于700 ℃，則白云母脫水熔融；溫度大于850 ℃，則黑云母分解熔融.依據(jù)花崗巖固相線溫度，我們假定圖4b中的黑云母花崗巖體溫度為650 ℃.

2.4 水熱系統(tǒng)熱結(jié)構(gòu)

依據(jù)本課題組野外地?zé)岬刭|(zhì)調(diào)查的實(shí)測(cè)資料(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017；李午陽等，2018；Ai et al., 2021)，以及前人發(fā)表資料(羅來麟，1994；李曉等，2018；王逸凌等，2020)，我們匯總鮮水河高溫水熱系統(tǒng)地表出露溫泉水溫、陽離子溫標(biāo)計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度、氦同位素、放射性同位素238U、水文地球化學(xué)資料(圖5)，綜合分析局部地?zé)岙惓Ｅc深層超臨界地?zé)豳Y源的熱結(jié)構(gòu).

鮮水河高溫水熱活動(dòng)區(qū)地表出露溫泉60%以上是中、高溫?zé)崛?圖5a),伴有大量地下熱水、地?zé)嵴羝鹊責(zé)豳Y源,具有較大的地?zé)峄顒?dòng)規(guī)模和強(qiáng)度.例如，榆林宮溫泉出露點(diǎn)溫度91 ℃，老榆林村(N101.96°，E29.95°)ZK201、ZK203地?zé)徙@孔井口溫度分別達(dá)到150、198 ℃(Zhang et al.，2017).這些溫、熱泉大多出露在活動(dòng)構(gòu)造斷裂帶上和河谷中，形成八美—乾寧熱水塘溫泉群、康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群、瀘定磨西—海螺溝溫泉群.斷層的控?zé)?、控水作用?duì)溫泉群水熱活動(dòng)具有明顯的影響，例如，康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群，北、中段位于鮮水河斷裂帶張扭性折拐處，溫泉沿雅拉河上游河谷出露，溫泉水溫較高；南段順著鮮水河斷裂帶走向，溫泉沿雅拉河下游二道橋到老榆林村一帶的榆林河谷出露，出露在花崗巖體接觸帶溫泉的水溫高于出露在結(jié)晶灰?guī)r中的溫泉水溫，在深切隱伏花崗巖體的斷裂交切處出露的溫泉水溫超過當(dāng)?shù)胤悬c(diǎn)(Zhang et al.，2017).

對(duì)(5)、(6)、(7)、(8)式SiO2溫標(biāo)和陽離子溫標(biāo)計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度取平均，并用克里金插值得到熱儲(chǔ)溫度分區(qū)，如圖5a所示.圖5a中可以看出，熱泉群泉口最高溫度大致與熱儲(chǔ)溫度分區(qū)對(duì)應(yīng)，與最近發(fā)表的熱儲(chǔ)結(jié)果(李曉等，2018；王逸凌等，2020)具有較好的一致性.研究區(qū)明顯分為兩個(gè)熱儲(chǔ)區(qū)，北側(cè)熱儲(chǔ)溫度高，熱儲(chǔ)溫度Tre=230～250 ℃，區(qū)內(nèi)熱泉群最高溫度分別達(dá)到120 ℃、123 ℃、124 ℃、146 ℃、198 ℃；南側(cè)熱儲(chǔ)溫度低，熱儲(chǔ)溫度Tre=160～200 ℃，區(qū)內(nèi)熱泉群最高溫度分別為68 ℃、89 ℃.熱泉溫度可以直接測(cè)量，而熱儲(chǔ)溫度需要借助地?zé)釡貥?biāo)經(jīng)驗(yàn)公式求取.地?zé)釡貥?biāo)雖然是求取熱儲(chǔ)溫度的經(jīng)驗(yàn)性近似方法，但卻對(duì)熱液樣品有很高要求：嚴(yán)格的平衡態(tài)、不受冷熱水混合影響.鮮水河高溫水熱系統(tǒng)的熱泉大多不滿足平衡態(tài)要求，因此，圖5a中的熱儲(chǔ)溫度只是半定量結(jié)果，可以據(jù)此定性判斷：鮮水河高溫水熱系統(tǒng)分南、北兩個(gè)熱儲(chǔ)分區(qū)，北部熱儲(chǔ)溫度高，Tre≥230 ℃；南部熱儲(chǔ)溫度低，Tre≤200 ℃.

圖5 鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱結(jié)構(gòu)分析圖

鮮水河高溫水熱區(qū)熱儲(chǔ)溫度與殼、幔熱結(jié)構(gòu)相關(guān)，殼、幔熱結(jié)構(gòu)需要通過大地?zé)崃鱍中地殼熱流Qc、地幔熱流Qm的比例Qc/Qm、Qm/Q、Qc/Q等參數(shù)來確定.由大地?zé)崃鲌D(胡圣標(biāo)等，2001；姜光政等，2016)內(nèi)插得到鮮水河高溫水熱區(qū)大地?zé)崃鱍約在62～66 mW·m-2之間(圖5b).利用熱泉水樣中的氦同位素測(cè)定結(jié)果，我們計(jì)算了鮮水河高溫水熱區(qū)兩個(gè)地點(diǎn)(圖5b)的殼/幔熱流組分(Zhang et al.，2017).地?zé)崃黧w中的3He通量與地幔熱流正相關(guān)，4He通量與大陸地殼巖石中放射性元素鈾、釷的含量成正比，因此與地殼熱流正相關(guān)(O′nions and Oxburgh,1983；汪洋，2000).

利用式(9)，我們對(duì)鮮水河高溫水熱區(qū)兩個(gè)水樣采測(cè)點(diǎn)的氦同位素開展計(jì)算.2個(gè)水樣采測(cè)點(diǎn)分別位于榆林村南側(cè)、中谷村北側(cè)，榆林村南側(cè)水樣的3He/4He=(0.86～2.48)RA，平均值為1.9RA；中谷村北側(cè)水樣的3He/4He=(1.34～1.53)RA，平均值為1.4RA.式(9)計(jì)算得：榆林村南側(cè)地殼熱流Qc=25.7 mW·m-2、中谷村北側(cè)地殼熱流Qc=26.4 mW·m-2，這部分地殼熱流基本是地層放射性生熱元素鈾、釷的貢獻(xiàn).依據(jù)中國地質(zhì)科學(xué)院地球物理地球化學(xué)勘查研究所1∶5萬鈾、釷地球化學(xué)圖，研究區(qū)的鈾元素等值線如圖5b所示.圖中，鈾元素異常強(qiáng)度高，濃集中心明顯.全國鈾元素分布特征確定的高鈾背景下限為2.84 g/g，異常下限為3.43 g/g，高異常下限為4.17 g/g，特高異常下限為6.12 g/g(付錦等，2014).圖5b中，鮮水河高溫水熱區(qū)鈾元素等值線在3～7 g/g之間，對(duì)應(yīng)氦同位素兩個(gè)采樣點(diǎn)的區(qū)域，是大于6.0 g/g的鈾元素特高異常區(qū).鈾元素特高異常主要與含鈾的中酸性巖漿活動(dòng)有關(guān)，尤其與中、新生代大規(guī)模侵入活動(dòng)緊密相關(guān).釷與鈾共生，具有類似的分布特征.因此判斷：康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群下方，酸性巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，U、Th元素強(qiáng)烈富集，可能存在花崗巖侵入體，是形成鮮水河水熱活動(dòng)的重要因素，也是深層超臨界地?zé)豳Y源的重要熱源條件.

2.5 水熱系統(tǒng)熱狀態(tài)

地殼的熱狀態(tài)主要受控于構(gòu)造-熱事件和巖石圈深部動(dòng)力學(xué)過程.基于地?zé)岬刭|(zhì)、地球物理、水文化學(xué)資料綜合分析，我們認(rèn)為鮮水河高溫水熱系統(tǒng)深部熱狀態(tài)模式(Ai et al.，2021)如圖6a所示：鮮水河深大斷裂帶既是地?zé)嵯到y(tǒng)地下水下行補(bǔ)給的重要途經(jīng)，也是深部熱流體攜帶熱量上升至淺表從而產(chǎn)生強(qiáng)烈水熱活動(dòng)的上行通道.鮮水河斷裂帶產(chǎn)狀近乎直立，熱源呈線性集中在斷裂帶附近，溫泉、沸泉與鮮水河斷裂帶平行出露.鮮水河走滑斷裂帶深切入650 ℃的花崗巖侵入體，巖漿熱、剪切摩擦熱沿?cái)嗔褞Ы佑|面加熱上部地層物質(zhì)至100 ℃.我們推測(cè)：在150～250 ℃溫度區(qū)間，是鮮水河水熱系統(tǒng)地?zé)醿?chǔ)層的賦存區(qū)域；而在350～400 ℃溫度區(qū)間，則是深層超臨界流體(H2O、CO2)地?zé)豳Y源的賦存區(qū)域.

圖6 鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱狀態(tài)分析圖

高溫水熱系統(tǒng)包含H2O和碳酸鹽巖地層脫碳酸作用、深部高溫變質(zhì)作用生成的CO2氣體.它們組成的熱液流體在地殼內(nèi)循環(huán)，不斷打破原有熱量、化學(xué)組分平衡狀態(tài).利用壓力P、體積V、溫度T和組成X之間的熱力學(xué)方程，可以計(jì)算水熱系統(tǒng)的地質(zhì)過程和熱狀態(tài).圖6b給出了熱力學(xué)方程計(jì)算的純水的相態(tài)線，也給出了CO2-H2O二元體系的沸騰壓力曲線(段振豪，2010).圖中，含CO2流體的沸騰會(huì)導(dǎo)致水熱系統(tǒng)的溫度快速下降，同時(shí)，高溫地?zé)崃黧w在上升過程中，壓力逐漸降低.與鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱儲(chǔ)層對(duì)應(yīng)的溫度區(qū)間230～250 ℃、160～200 ℃，是含CO2流體的沸騰降溫、壓力降低區(qū).溶解有CO2氣體的熱液上升時(shí)，上升流體中CO2氣相壓力超過圍壓，產(chǎn)生氣相.由于流體中CO2溶解氣體的相對(duì)濃度會(huì)影響流體沸騰時(shí)的壓力，因此，CO2質(zhì)量摩爾濃度不同，水熱系統(tǒng)中的沸騰溫、壓曲線也不同.

圖6中，350～400 ℃溫度區(qū)間的深層超臨界地?zé)豳Y源賦存區(qū)域，是兩相共存的熱流體混合體系超臨界區(qū).超臨界狀態(tài)下，熱流體有許多特殊的熱力學(xué)性質(zhì)，一些重要的熱物理參數(shù)，如，恒壓熱容、熱導(dǎo)率、熱擴(kuò)散速率、壓縮系數(shù)、膨脹系數(shù)等，在近臨界點(diǎn)附近的狹小區(qū)域內(nèi)急劇增大，恒壓熱容甚至趨于無窮大(徐有生等，1995；蘇根利等，1998)，在臨界點(diǎn)附近形成奇異值分布.由于狀態(tài)方程的基礎(chǔ)是熱力學(xué)統(tǒng)計(jì)平均理論，很難表達(dá)數(shù)學(xué)上的奇異性臨界現(xiàn)象，因此目前無法利用狀態(tài)方程精細(xì)、準(zhǔn)確預(yù)測(cè)超臨界流體P-V-T性質(zhì).

超臨界流體的熱力學(xué)性質(zhì)和熱狀態(tài)是研究超臨界地?zé)豳Y源的重要基礎(chǔ)，但是，目前基于統(tǒng)計(jì)平均的熱力學(xué)狀態(tài)方程可能不適合研究臨界點(diǎn)附近的熱流體物性參數(shù)奇異性，需要在地?zé)岬刭|(zhì)與水文地球化學(xué)采樣分析、高溫高壓測(cè)試分析、地球物理綜合分析基礎(chǔ)上，利用數(shù)值模擬方法，研究超臨界地?zé)豳Y源流體性質(zhì)、狀態(tài)、形成條件與活動(dòng)規(guī)律.利用綜合地球物理分析，區(qū)分深層超臨界地?zé)豳Y源與普通地?zé)豳Y源，是一個(gè)亟待研究的課題.普通水熱型資源的密度、電導(dǎo)率隨溫度、壓力連續(xù)變化，但超臨界地?zé)豳Y源在臨界點(diǎn)附近，密度、電導(dǎo)率對(duì)溫度、壓力的變化十分敏感，出現(xiàn)明顯的異常，這為地球物理勘查超臨界地?zé)崃黧w提供了潛在的機(jī)遇.開發(fā)利用超臨界地?zé)豳Y源不僅是地?zé)釋W(xué)前沿課題，也是地球物理勘查的全新方向.目前，國際上對(duì)深層超臨界地?zé)豳Y源研究正處于探索初期，尚未探討深層超臨界地?zé)豳Y源的地球物理特征，我們需要立足前沿，開展深層超臨界地?zé)豳Y源與普通地?zé)豳Y源的地球物理比較研究.

3 討論

3.1 深層超臨界地?zé)豳Y源賦存模式

深層富水環(huán)境下巖漿熱液體系中超臨界地質(zhì)流體的性質(zhì)、效應(yīng)及形成條件是地球科學(xué)研究的重要前沿方向(倪懷瑋，2020a；倪懷瑋等，2020b；高春曉等，2020)，將其作為地?zé)豳Y源開發(fā)利用更是地?zé)釋W(xué)的全新探索.認(rèn)識(shí)超臨界流體的熱力學(xué)性質(zhì)和熱狀態(tài)，揭示超臨界地質(zhì)流體的形成條件與識(shí)別標(biāo)志，建立超臨界流體地?zé)豳Y源賦存模式與演化機(jī)制，有助于查明鮮水河高溫“水熱型”地?zé)豳Y源潛力，為國家開展高溫地?zé)岚l(fā)電工程建設(shè)提供理論指引和技術(shù)支撐.

在地球物理探測(cè)資料、地?zé)岬刭|(zhì)采樣資料分析基礎(chǔ)上，依據(jù)川西高溫水熱系統(tǒng)成因模式(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017)、鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱狀態(tài)模式(Ai et al., 2021)，我們提出了鮮水河深層超臨界地?zé)豳Y源賦存模式，如圖7所示.圖中，深層超臨界地?zé)豳Y源位于康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群高溫水熱系統(tǒng)之下，沿鮮水河斷裂帶斷層破碎帶分布.與地表強(qiáng)磁異常(圖7a)對(duì)應(yīng)的是深部侵入體，對(duì)超臨界地?zé)豳Y源的形成、演化具有重要意義.超臨界地?zé)豳Y源賦存區(qū)的溫度約為300～400 ℃，其上，是高溫水熱系統(tǒng)熱儲(chǔ)層，熱儲(chǔ)溫度由南向北分別是200 ℃、250 ℃、240 ℃.超臨界地?zé)豳Y源由富含H2O、CO2的水熱流體組成，其中，地?zé)釟怏wCO2比地?zé)崴瓾2O來源深(圖7b)，對(duì)熱源類型、深部溫度、熱儲(chǔ)層巖性及熱流體通道具有重要的指示意義(Karakus，2015；Tian and Pang，2017).圖7a是鮮水河高溫水熱系統(tǒng)熱儲(chǔ)溫度與航磁異常對(duì)應(yīng)分析圖，圖7b是依據(jù)地球物理、地?zé)岬刭|(zhì)分析提出的鮮水河高溫水熱系統(tǒng)深層超臨界地?zé)豳Y源賦存模式圖.

圖7 鮮水河高溫地?zé)嵯到y(tǒng)深層超臨界地?zé)崃黧w賦存模式綜合解釋推斷圖

沿鮮水河斷裂帶分布的熱泉群的泉口溫度分布具有“北高南低”的趨勢(shì)(圖5a), 兩個(gè)熱儲(chǔ)區(qū)也是北側(cè)熱儲(chǔ)溫度高、南側(cè)熱儲(chǔ)溫度低.這種特征與水熱系統(tǒng)的深部流體運(yùn)動(dòng)相關(guān)：康定、中谷水熱活動(dòng)區(qū)深部具有溫度較高的熱源，在區(qū)域性左旋扭應(yīng)力、靜水壓力和水熱對(duì)流作用下，熱水沿鮮水河斷裂帶上盤向西北方向運(yùn)移，并依次沿密集斷裂上升形成相應(yīng)的高溫?zé)崛?磨西熱水區(qū)是一系列相間出現(xiàn)的斷陷洼地和斷陷湖、斷裂槽地，熱水賦存于二疊系變質(zhì)巖層內(nèi)，磨西斷裂既是地表水下行補(bǔ)給的通道，也是深部熱流體上移的通道，熱儲(chǔ)構(gòu)造受此控制，溫泉水溫不高.因此，形成溫泉水溫和熱儲(chǔ)溫度均呈現(xiàn)“北高南低”的趨勢(shì).

熱儲(chǔ)區(qū)之下是超臨界水熱流體的賦存區(qū)，其深度介于深部熱源與淺部熱儲(chǔ)之間.深部熱源(花崗巖體)頂深：由航磁異常ΔT化極的垂向一階導(dǎo)數(shù)dTz推斷在3～5 km之間，由音頻大地電磁測(cè)深(AMT)視電阻率ρS剖面推斷在1.7～2.5 km之間.淺部熱儲(chǔ)的深度：由SiO2溫標(biāo)推算約為930 m.因此，超臨界水熱流體賦存區(qū)的深度大致在0.9～3 km之間，或0.9～1.7 km之間.

3.2 磁異常場(chǎng)源：變質(zhì)巖？花崗巖？

該區(qū)航磁ΔT異常強(qiáng)度、走向與鮮水河斷裂帶明顯相關(guān)(裴錫瑜等，1985；高玲舉等, 2015)，其中，斷裂帶東側(cè)的強(qiáng)磁異常中心(N29.75°，E102.21°)位于康定縣城東南筆架山一帶(圖3b)，最大值ΔTmax=596 nT(張永軍等，2011).強(qiáng)磁異常區(qū)梯度大，邊界明顯，化極上延10 km后，磁異常依然陡傾、峰值對(duì)稱，表明磁異常的場(chǎng)源具有較大延深.前人依據(jù)153號(hào)磁性標(biāo)本采樣點(diǎn)數(shù)據(jù)(41塊斜長角閃巖磁性標(biāo)本，磁化率κ=(1136～8378)×10-5SI，平均值2988×10-5SI)，推測(cè)強(qiáng)磁異常場(chǎng)源“應(yīng)為康定巖群斜長角閃巖等變質(zhì)巖”(張永軍等，2011).實(shí)際上，153號(hào)采樣點(diǎn)(N29.96°，E102.12°)位于瀘定縣冷磧鎮(zhèn)，距離康定筆架山強(qiáng)磁異常中心約60～70 km，將冷磧鎮(zhèn)強(qiáng)磁性巖石推斷為筆架山的磁異常場(chǎng)源，過于牽強(qiáng).雖然，筆架山的二疊系地層磁化率平均值28×10-5SI，三疊系地層磁化率平均值12×10-5SI(高玲舉等, 2015)，不足以引起這種超強(qiáng)規(guī)模的磁異常，但筆架山附近出露有二長花崗巖，中三疊世時(shí)代的二長花崗巖磁性變化較大，磁化率在(5～1062)×10-5SI之間，侵位深度較淺，可引起局部較強(qiáng)的磁異常(張永軍等，2011).此外，沿鮮水河斷裂帶康定段分布的新生界折多山花崗巖體，是距此異常最近、年代最新的火山巖露頭點(diǎn)，該巖體鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)13～4 Ma.綜合分析認(rèn)為，康定筆架山強(qiáng)磁異常的場(chǎng)源不是變質(zhì)巖，可能是隱伏的喜山晚期磁性較強(qiáng)的花崗巖侵入體.

川西侵入巖分布廣泛，侵入巖漿活動(dòng)期次復(fù)雜，以喜山期二長花崗巖、花崗閃長巖等中酸性巖類最為發(fā)育.此區(qū)中酸性侵入巖一般規(guī)模較小，大多以巖基、巖墻、巖株或巖脈產(chǎn)出，局部地區(qū)小巖體相連(張永軍等，2011；高玲舉等, 2015).這些侵入巖體在地表形成圓形或橢圓形孤立的高值磁異常，異常區(qū)邊界清楚，邊緣伴隨有環(huán)行或弧形負(fù)磁異常帶.為準(zhǔn)確圈定筆架山深部侵入巖體，我們利用式(2)計(jì)算了ΔT化極異常的垂向一階導(dǎo)數(shù)dTz，結(jié)果如圖7a所示.圖中，dTz的值在-15.56～37.68 nT·m-1之間，侵入巖體產(chǎn)生的磁異常孤立、形態(tài)規(guī)則、曲線圓滑，西側(cè)、北側(cè)被平緩負(fù)異常環(huán)繞.dTz突出了侵入巖體產(chǎn)生的局部磁異常，與侵入地質(zhì)體有更好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，如果以零值線為喜山晚期侵入巖深部邊界，則由等值線拐點(diǎn)和極值點(diǎn)解析或向下延拓，可大致判斷侵入巖頂深在3～5 km之間，陡傾下延.我們推測(cè)：鮮水河斷裂帶東側(cè)南部，康定榆林村東邊的筆架山下，存在時(shí)代較新的淺層花崗質(zhì)侵入巖體，其頂深約4 km，是形成深層超臨界地?zé)崃黧w的重要熱源.

3.3 地?zé)釟怏w：CO2

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)各溫泉群采集的地?zé)釟怏w樣品中，CO2氣體體積百分含量普遍較高.康定榆林村、中谷村兩個(gè)溫泉群的溫泉?dú)怏w中有大量CO2溢出，最新地?zé)釟怏w地球化學(xué)分析顯示(天嬌，2021)，榆林村溫泉群CO2氣體含量在81.24～98.75vol%之間，中谷村溫泉群CO2氣體含量在69.24～96.83vol%之間.地下水中的CO2主要源于土壤層有機(jī)質(zhì)、碳酸鹽巖地層的脫碳酸作用、深部高溫變質(zhì)作用、人類活動(dòng)使用化石燃料等，利用溫泉水樣中CO2碳同位素δ13CCO2，可以大致判斷CO2來源(趙平等，1998；劉再華等，2000).榆林村熱泉群碳同位素比值δ13CCO2值在-9.2‰～-3.3‰之間，平均-5.46‰；中谷村熱泉群碳同位素比值δ13CCO2值在-8.5‰～-4.34‰之間，平均-6.09‰(天嬌，2021).前人研究表明(Sano and Marty，1995)，幔源CO2的δ13C值約為-6‰±2‰，榆林村、中谷村熱泉群碳同位素比值與此接近，因此，CO2氣體來源較深.此外，榆林村、中谷村熱泉群中，高溫?zé)崛牡責(zé)崴財(cái)鄬釉诘貧ど畈垦h(huán)，溫度越高，CO2含量越高，也說明CO2源區(qū)較深.

榆林村、中谷村熱泉群中，來自深層熱儲(chǔ)的CO2濃度高，表明氣體運(yùn)移通道連通性較好.地?zé)釟怏w中CO2組分的化學(xué)性質(zhì)相對(duì)穩(wěn)定，在儲(chǔ)層中運(yùn)移時(shí)，與圍巖發(fā)生水巖反應(yīng)影響較小，可以通過示蹤物質(zhì)來源，推測(cè)儲(chǔ)層溫度.地?zé)釟怏wCO2-CH4同位素溫度計(jì)(Guo et al.，2017；天嬌，2021)顯示：榆林村、中谷村熱泉群水熱活動(dòng)區(qū)的熱儲(chǔ)溫度約為240～260 ℃，其南、北兩側(cè)熱儲(chǔ)溫度約為200～220 ℃.這一結(jié)論與陽離子溫標(biāo)計(jì)算的熱儲(chǔ)溫度(圖5a)大致相符.高溫水熱活動(dòng)區(qū)熱儲(chǔ)之下的地殼溫度在300～400 ℃之間，已處于超臨界溫度區(qū)；深部CO2脫氣溫度約為380～540 ℃，高于海相碳酸鹽巖變質(zhì)溫度，低于殼內(nèi)花崗巖漿熔融溫度.

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)主要是沿深大斷裂深循環(huán)加熱的水熱系統(tǒng)(Zhang et al.，2017)，過量CO2氣體溶入深循環(huán)的、堿金屬含量較高的地?zé)崴?，?dǎo)致地?zé)崴蠬CO3含量較高，形成呈堿性的HCO3-Na型為主的地?zé)崴?天嬌，2021).但隨著地?zé)崴驕\部運(yùn)移，減壓作用導(dǎo)致CO2脫氣，CO2脫氣量約為0.4～0.8 mol·L-1(Guo et al.，2017)，溫度較高的溫泉群，沸泉、噴氣孔中富含CO2和H2S的地?zé)嵴羝厣畲髷嗔训牧严断蛏线w移時(shí)，淋濾、侵蝕圍巖，會(huì)伴隨出現(xiàn)pH值略小于7的弱酸性熱水.鮮水河斷裂帶溫泉水文地球化學(xué)研究(王逸凌等，2020)表明，沿?cái)嗔褞в赡舷虮?，溫泉熱水pH值呈高、低、高分布，磨西鎮(zhèn)以北、榆林村之南，溫泉水樣pH值在7.52～8.4；榆林村以北、中谷村之南，溫泉水樣pH值在6.12～6.96；中谷村以北、八美之南，溫泉水樣pH值在7.01～7.94.對(duì)比發(fā)現(xiàn)，在pH高值背景上出現(xiàn)的低值區(qū)，與高溫度熱儲(chǔ)區(qū)、高濃度CO2地?zé)釟怏w區(qū)對(duì)應(yīng)(圖7b)，我們推測(cè)：其下方是形成深層超臨界地?zé)崃黧w的有利區(qū)域.

4 結(jié)論

鮮水河高溫水熱系統(tǒng)深層超臨界溫、壓區(qū)的熱液活動(dòng)，是地?zé)釋W(xué)全新的前沿研究方向，具有重要的科學(xué)意義和應(yīng)用價(jià)值.通過地球物理、地?zé)岬刭|(zhì)資料分析，本文主要結(jié)論如下：

(1)地震剪切波速VS資料分析表明：鮮水河斷裂帶淺源小震群下部存在上、下兩層熱流體系統(tǒng)，下層熱流體系統(tǒng)是具有超壓的超臨界熱流體層.淺源小震發(fā)生時(shí)，下層超壓熱流體“瞬間”涌入上層熱流體系統(tǒng)，并沿鮮水河斷裂帶地震破裂形成的裂隙運(yùn)移至地表，在有利地段噴出地表形成沸泉.

(2)重、磁資料分析發(fā)現(xiàn)：鮮水河斷裂帶對(duì)應(yīng)一系列串珠狀、負(fù)的剩余布格重力異常圈閉，其下低密度粉砂巖、砂巖充填的厚層，是深層超臨界地?zé)崃黧w儲(chǔ)層賦存的有利構(gòu)造部位.康定筆架山航磁異常的場(chǎng)源不是變質(zhì)巖，而是隱伏的喜山晚期花崗質(zhì)侵入體.

(3)音頻大地電磁測(cè)深A(yù)MT剖面揭示：ρS高值區(qū)為黑云母花崗巖，ρS中值區(qū)是深層地?zé)崴仙耐ǖ?，ρS低值區(qū)是水源補(bǔ)給區(qū).靠近黑云母花崗巖的補(bǔ)給水源被混合加熱而上升，形成熱儲(chǔ)層，巖性為石英片巖、變質(zhì)砂巖，蓋層巖性為板巖與薄層灰?guī)r.

(4)熱結(jié)構(gòu)分析指出：鮮水河高溫水熱系統(tǒng)分為南、北兩個(gè)熱儲(chǔ)區(qū)，北側(cè)熱儲(chǔ)溫度高，熱儲(chǔ)溫度Tre=230～250 ℃；南側(cè)熱儲(chǔ)溫度低，熱儲(chǔ)溫度Tre=160～200 ℃.氦同位素水樣測(cè)定結(jié)果與鈾元素等值線分布表明，康定中谷—二道橋—榆林宮溫泉群下方存在酸性巖漿活動(dòng)，是形成鮮水河水熱活動(dòng)的重要因素，也是形成深層超臨界地?zé)豳Y源的重要熱源條件.

(5)熱狀態(tài)分析認(rèn)為：鮮水河深大斷裂帶是深部熱流體攜帶熱量上升至淺表產(chǎn)生強(qiáng)烈水熱活動(dòng)的通道，在160～250 ℃溫度區(qū)間，是鮮水河水熱系統(tǒng)地?zé)醿?chǔ)層的賦存區(qū)域；在350～400 ℃溫度區(qū)間，是深層超臨界流體(H2O、CO2)地?zé)豳Y源的賦存區(qū)域.在近臨界點(diǎn)附近，兩相共存的CO2-H2O二元體系中，CO2流體的沸騰會(huì)導(dǎo)致水熱系統(tǒng)的溫度快速下降.

(6)鮮水河深層超臨界地?zé)豳Y源賦存模式：隱伏于康定筆架山下、喜山晚期花崗質(zhì)侵入體，是深層超臨界地?zé)崃黧w的重要熱源.隨溫泉水大量溢出的高濃度CO2地?zé)釟怏w，脫氣溫度約為380～540 ℃，位于H2O超臨界溫度區(qū)(Tc=374.3 ℃)下方，因此，CO2來源深度大于高溫水熱系統(tǒng)中H2O的來源深度.鮮水河高溫水熱系統(tǒng)是沿深大斷裂、深循環(huán)加熱的水熱系統(tǒng)，以堿性HCO3-Na型地?zé)崴疄橹鳎珳囟容^高的沸泉、噴氣孔中，富含沸騰的CO2地?zé)嵴羝驕\部運(yùn)移時(shí)，淋濾、侵蝕圍巖，伴隨出現(xiàn)pH值略小于7的弱酸性熱水.pH低值區(qū)與高溫度熱儲(chǔ)區(qū)、高濃度CO2地?zé)釟鈪^(qū)重合，其下方就是深層超臨界地?zé)崃黧w賦存區(qū).

致謝感謝中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所薛國強(qiáng)研究員在成文過程中的討論建議.