表3显示,各温泉水样所含主要阳离子各不相同,主要阴离子是HCO^-₃、CO^2-₃、Cl^-。QP温泉水含量最高的离子是Na⁺、Cl^-、HCO^-₃,属于溶滤水。XL和NER温泉的主要离子是Ca²⁺、HCO^-₃; EL温泉的主要离子是Na⁺、Ca²⁺和HCO^-₃,溶解的CO₂含量较高,以上3个温泉水样的TDS含量较低。MZ温泉的主要离子是Na⁺、Cl^-、HCO^-₃; DSJ的主要离子是Na⁺、Ca²⁺、SO^2-₄和HCO^-₃,以上2个温泉TDS含量较高,与后期蒸发浓缩作用有关。

温泉中Na⁺主要来源于岩层中的砂岩、粉砂岩所含的斜长石、碱性长石等硅酸盐矿物,HCO^-₃主要来源于地表水水淋滤泥灰岩、白云岩等碳酸盐岩后渗入地下含水层,较高含量的Cl^-和SO^2-₄可能来源于断裂带裂隙赋存的卤水在裂隙导通后与地下水发生混合(张彧齐,2020)。

微量元素的富集可以反映水-岩反应的程度,水-岩反应越强烈,部分微量元素越富集(Soto-Jiménez,Páez-Osuna,2001)。2015年5月至2019年11月,温泉水中Sr、B、Fe、Mn含量时间变化较大(表4)。研究区温泉水中Sr含量较高与围岩中含Ca²⁺的矿物的溶滤相关。Sr可以以独立矿物的形式分布在沉积岩中,也可以以类质同象形式存在于斜长石、钾长石、文石、硬石膏等矿物中(许佩瑶,丁志农,1997; 牟保磊,1999)。DSJ温泉的Fe、Ni、Cu、Mo、Pb、Zn等过渡族金属元素的含量明显偏高,可能预示着地下水流经了金属矿床区。Fe、Mn元素还原条件下主要分布在橄榄石、辉石、角闪石等造岩矿物中。Fe在氧化条件下可转化为高价态的磁铁矿和赤铁矿等,因此,酸性、氧化的水-岩反应条件有利于Fe、Mn元素向温泉水中迁移富集(牟保磊,1999)。

图4 研究区温泉微量元素分布图
Fig.4 Distribution of trace elements of water samples in study area

水文地球化学研究过程中,一般使用Na-K-Mg三角图来描述水岩反应程度。地热水与围岩发生离子交换反应达到平衡状态就是平衡水,未达到平衡则为未成熟水,部分离子反应已达平衡状态即部分平衡水。将温泉水样的Na⁺、K⁺、Mg²⁺含量进行计算处理,如c(Na⁺)/1000, c(K⁺)/100,c(Mg²⁺)^1/2,再计算出3个端元的百分比投点到Na-K-Mg三角图上,结果如图5所示。从图中可以看出,QP、XL、DSJ、WN和EL温泉的数据点分布在未成熟水区域,并且集中在Mg^1/2端元一侧。因此推测,宁洱—通关火山区温泉水在 [KH-1]

图5 温泉水样Na-K-Mg三角图(据Giggenbach,1988)
Fig.5 The triangle diagram of Na-K-Mg of samples(based on Giggenbach,1988)

上升过程中与围岩发生水-岩反应不充分,泉水深部上涌,水温、水压和气体含量快速下降,改变了水-岩反应达到平衡的条件,几个出露点泉水总体来说矿化度较小,淋滤作用带入了部分围岩成分,但是与围岩没有充分发生离子交换反应,水-岩反应程度较低。

热储温度可以用来研究温泉的成因和地下水循环的受热、冷却过程。以水化学离子含量和温泉水样中的SiO₂含量为参数来估算地热储温度是目前比较常用、便捷的方法。目前最常用的计算方法有两种:一种是阳离子温标法,如Na-K-Ca温标法、Na-K温标法; 另一种是SiO₂温标法。天然水中溶解的SiO₂一般不受其它金属离子浓度的影响,Si元素的总浓度是温度的函数,随着水温的下降,SiO₂的溶解度缓慢降低(王皓柴蕊,2009)。SiO₂温标适用范围是0～250 ℃,研究区QP、XL、DSJ、WN和EL温泉的水样都是未成熟水,水温均低于100 ℃,因此本文采用SiO₂温标法计算,公式如下(Fournier,1977):

温泉为大气降水入渗补给通过地下热循环升温后回流至地表形成的,因此热水循环深度计算公式(李学伦,1997)为:

式中:H为循环深度; T和T₀分别表示地热水的热储温度和当地平均气温; h是常温层的深度; g是研究区域的地温梯度(2.9 ℃/100m)。思茅盆地的年平均气温T₀取20.1 ℃,h取25 m,计算结果见表5。结果表明,宁洱—通关火山区3个温泉的SiO₂含量相近,WN、EL、QP温泉的循环深度平均值是2.22 km,循环深度较深。采用Na-K-Mg温标法估算水样QP1911T01的热储温度是95.0℃,远高于SiO₂温标法的计算结果。

表5 温泉热储温度和循环深度
Tab.5 Reservoir temperature and circulation depth of hot springs

地下热水的热源主要有4种:地热增温、岩浆残余热、构造活动热和放射性衰变热(张珂,马浩明,2002)。研究区有显著的地热场异常,至今仍可能有岩浆活动。宁洱附近可能存在源自地幔的浅层岩浆囊,成为主要地下热水热源(赵慈平等,2014)。根据岩浆热源的水文地球化学判据来分析宁洱—通关火山区地热水是否有岩浆热源。若地热区同时出现3种类型的地热水:①酸性的SO₄型或SO₄-Cl型或Cl-SO₄型地热水; ②中性的Na-Cl型或Na-Cl?HCO₃型地热水; ③弱碱性的Na-Cl?HCO₃型或Na-HCO₃型地热水,表明该地热区有岩浆热源; 反之,则为非岩浆热源(郭清海,2020)。研究区的温泉水化学类型符合以上条件,说明岩浆热源是该区地下热水的主要热源之一,另一个主要热源则是地热增温。岩浆热源型的温地热水与非岩浆热源型的地热水,其水文地球化学过程差别很大,根本原因是岩浆热源释放出的SO₂等酸性气体将强力溶蚀围岩,同时热储内区的水岩相互作用的温度远高于非岩浆热源型地热系统的反应温度,酸性热泉的大量出现是绝大多数岩浆热源型温泉的独特水文地球化学标识(郭清海,2020)。地下水通过带走围岩的热量而升温,表现为地表热流值的负异常; 水在汽化过程中,也可通过向围岩释放热量而降温,表现为地表热流值的正异常(庞忠和,1987)。研究区3个泉口水温相较热储温度的温差变化较小,因此推断出地下热水在深部循环上升回流过程中,较少受到浅层冷热水混和作用所带来的影响(王云等,2018)。

区域性的构造运动和地震活动会引起活动断裂带在短时间内发生位错,使地下水循环通道发生改变,原有的水-岩反应平衡状态发生改变,从而表现为温泉水化离子浓度含量变化的响应(Liu et al,2012; Zhou et al,2017; Li et al,2021)。Na⁺、Cl^-、SO^2-₄对于区域构造应力较为敏感,国际上常被用于地震监测(Andrén et al,2016; Skelton et al,2019),主要表现为:临震阶段,温泉水中Na⁺、Cl^-、SO^2-₄等浓度小幅升高,异常出现的时间与震中距以及震级具有一定程度的相关性; 而震后30～180 d,对应离子浓度表现为先逐渐降低,然后回升至正常水平。

2020年7月12日云南绿春M_L4.4地震前,QP温泉(震中距D=121.6km)和XS温泉(震中距D=160.2 km)的Na⁺、Cl^-、SO^2-₄浓度均出现了不同程度的同步升高,QP温泉的离子含量升高幅度在5%以内,未到异常标准; XS温泉离子异常幅度波动较大,SO^2-₄浓度在震前8 d异常幅度高出平均值27.5%～33.8%,于震后10 d回落至正常水平(表6,图6a、b)。QP、XS和EL温泉监测点水化离子前兆异常变化对2021年5月21日漾濞M_S6.4地震的响应不明显,主要因为震中距离温泉监测点距离较远(D>300 km),地震能量释放对于断裂的影响较小。QP温泉的Cl^-、SO^2-₄浓度变化对2021年6月10日云南双柏M_S5.2地震(D<300 km)的响应较为明显,以离子浓度的平均值加2倍均方差作为异常标准,则Cl^-浓度在震前5 d出现异常,异常持续时间为震后10 d,异常幅度比平均值高13.0%～14.0%; SO^2-₄浓度在震前8 d出现异常,异常持续时间为震后7 d,异常幅度比平均值高12.8%～13.4%(表6、图6a)。XS温泉的Cl^-浓度异常现象显著滞后,震前无异常,震后约22 d大幅上升,高出平均值24.1%～29.1%,持续2个月之后回落至正常值范围(表6、图6b)。2021年12月24日老挝M_S6.2地震前,XS的Na⁺、Cl^-、SO^2-₄浓度均出现了不同程度的同步升高,未达异常标准。

根据对温泉水化指标的影响程度划分区域地震的震级、震中距,如图6所示,图中黑色线代表距离监测点50 km范围内M_L1.0～5.0地震,红色线代表距离监测点50～300 km范围内M_S≥5.0地震。对震中距50 km以内的M_L1.0～5.0地震、震中距50～300 km的M_S≥5.0地震观测结果表明水化异常现象具有如下变化规律:温泉点距离震中愈近,异常现象出现时间愈早; 震级愈高,异常现象出现时间愈早,与Li等(2021)研究结果一致。

表6 2020年云南绿春ML4.4、 2021年双柏MS5.2地震前后水化异常时间及异常幅度
Tab.6 The anomalies of 3 hot springs before and after the 2020 Luchun ML4.4 Earthquake and the 2021 Shuangbai MS5.2 Earthquake in Yunnan

研究区温泉补给主要来自大气降水,水-岩反应程度低,但该地区氦同位素很高(Zhang et al,2021),预示深部上升的流体增加,所以震前离子浓度的升高可能与流体混和有关。绿春地区主要受阿墨江断裂和李仙江断裂控制。阿墨江断裂是多期次活动的压扭性逆冲推覆构造,NW向展布(方维萱等,2002); 李仙江断裂是多期次活动的逆冲推覆构造,发育次级裂隙和牵引褶皱(图1)。2020年云南绿春M_L4.4地震发生前,地区构造应力场发生变化,影响了断裂体系及周围的温泉,残存的裂隙水混合进入地下水循环中,因此离子浓度发生了改变。

图6 QP(a)、XS(b)、EL(c)温泉水化学离子变化与地震的时空关系
Fig.6 Temporal variation of hydrological ions in QP(a),XS(b),and EL(c)hot spring and their relationship with earthquakes

图7 研究区断裂及M≥3.0地震(2019-01-01—2022-02-12)分布
Fig.7 The fault zones and M≥3.0 earthquakes from Jan.1,2019 to Feb.12,2022 in the study area

另外,地下流体的静水压力释放,也会改变断裂所受的构造应力,这是地震发生的重要原因之一(田雷等,2018)。地下水循环深度愈深,温泉水温愈高,其对断裂面以及围岩的作用愈强,因此断裂积累的应力强度相应愈低,只要较小的外部应力作用就会发生错动,断裂的能量易于释放,其地震活动性表现出中小地震(M_L<5.0)频发的特点(图7)。温泉流体地下循环深度愈浅,温泉水温愈低,对于断裂的弱化程度较小,断裂不易错动从而可能在这些部位积累较大的应力,而一旦释放能量,该地的地震活动性将表现为发生中强地震(M_L≥5.0)的风险性提高。地下热水的循环深度与中小地震(M_L<5.0)的震源深度有密切的关系,目前对此方面的研究尚不充分(车用太,鱼金子,2014)。