川西地区是新构造运动、强震频发带, 是研究青藏高原东构造结地球动力学作用的关键地区(Tapponnier et al., 2001；Royden et al., 2008；莫宣学和潘桂棠，2006；张培震等，2008；许志琴等，2011；许志琴等, 2012, 2013)，也是近年来构造地质学、水文地质学等研究发现的现代热泉活跃的地热异常带、高温水热活动带(汪集旸等，2015).本文所研究的川西地区处于地中海—喜马拉雅地热活动带最东端(图 1a)，区内分布有现代热泉约248个，大多沿构造断裂带和河谷地区分布(罗来麟，1994).其中，有185处(傅广海和殷继成，2009)地下热水点受金沙江断裂、德格—乡城断裂、甘孜—理塘断裂、鲜水河断裂控制，呈条带状分布，形成德格—巴塘—乡城地热带、甘孜—新龙—理塘地热带、炉霍—道孚—康定地热带.前人研究表明(赵友年等，1983；陈喜昌，1986)，高温水热资源主要储层为三叠系地层中的碳酸盐岩，热储分为两层：上层热储水温大于150 ℃，下层大于200 ℃.中、高温热泉密集出露在理塘、巴塘、康定等地区，水热活动强烈、具有巨大的资源开发价值与潜力.

由于缺乏水热活动区深部地球物理学、地球动力学背景分析，以及实测地热温泉点观测数据及计算分析，限制了对川西高温水热活动区的成因规律与热结构组成的了解，也导致了该区丰富的地热资源实际利用率很低.本文在前人工作的基础上，分析了川西水热高温活动区地热地质背景.并利用最新的测温与地球物理资料，重点分析与比较了高温热泉密集出露的巴塘、理塘、康定三地的深部热结构与地球物理场，为进一步深入认识川西现代热泉深部高温水热活动状态、研究高温水热系统成因模式等科学问题提供参考依据.

川西地区(图 1a)处青藏高原“东构造结”的东北缘(Harrowfield and Wilson, 2005；Copley et al., 2010)，东部毗邻龙门山、茶坪山、夹金山、贡嘎山、锦屏山，平均海拨约为3000~4000 m.区内地层总体呈北北东向条带状分布，主要出露三叠系地层，其他为少量二叠系地层等，侏罗系与白垩系地层缺失.三叠系地层岩性主要为砂岩、粉砂岩、板岩、千枚岩等(刘蓓莉, 1993).

图 1

Fig. 1

图 1 川西地热地质图 (a)研究区构造位置；(b)研究区地热地质简图. Fig. 1 Geological setting of the Western Sichuan Plateau (a) The location of study area; (b) Geological map.

研究区内的构造活动非常强烈，断层广泛发育.现代仍有活动的鲜水河断裂带、甘孜—理塘断裂带、德格—乡城断裂带、金沙江断裂带以及巴塘断裂深切地壳，形成了孕育高温水热系统的构造条件.金沙江断裂与理塘断裂为右旋走滑断裂带，而鲜水河断裂带、甘孜—理塘断裂带为左旋走滑断裂带，这些断裂带沿近似北北东向展布，并在局部形成分散的次级断裂(徐锡伟等，2003；周荣军等，2005；王庆良等，2008；王阎昭等，2008).沿断裂带分布有多期次岩浆活动，形成多个重要的岩浆岩带，岩浆活动频繁从晋宁期至喜山期(陈文等，2006；Roger et al., 1995, 2004；Xiao et al., 2007；Zhang et al., 2008；Yuan et al., 2010；He et al., 2013；Wu et al., 2014；De Sigoyer et al., 2014；Li et al., 2015).断层摩擦生热、放射性元素衰变放热、距离现今时间较为接近(< 10 Ma)的岩浆活动余热和熔融潜热等，都可能是该区水热活动的重要因素.

研究区内的地热活动通常沿断裂活动带分布，并形成水热资源(闻学泽，2000；韩渭宾和蒋国芳，2004；徐锡伟等，2005；何京生等，2009；程佳等, 2009).表 1中实测温、热泉温度与前人研究资料表明，地表出露温泉多集中分布在巴塘、甘孜、乡城、理塘等地区，温度较高.构造对水热活动的控制作用明显，水热活动区沿断裂呈带状分布(图 1b)，由西至东形成了三个典型的地热带：(1)德格—巴塘—乡城地热带.沿该地热带沿巴塘河谷发育有高温水热系统，温泉分布较为密集，水温多超过60 ℃.温泉集中分布在义敦—巴塘温泉热水区，以及乡城—稻城贡岭温泉热水区.(2)甘孜—新龙—理塘地热带.该地热带同样发育高温水热异常系统，分别集中于邓柯—甘孜温泉热水区、新龙河西—理塘热柯温泉热水区，以及理塘—木里麦地温泉热水区.(3)炉霍—道孚—康定地热带.该地热带沿鲜水河断裂分布，由北至南形成了道孚、康定等温泉热水区.前人资料(罗来麟，1994)与实测结果表明，康定热水区北部水温较低(54~74 ℃)，而南部则相对较高(82~198 ℃).

表 1 Table 1

表 1 研究区井口测温结果 Table 1 The result of temperature measurement in the wellhead 测温点(经度，纬度) 海拔高度(m) 井口水温(℃) 井口压力(MPa) 井深(m) 钻孔编号 康定老榆林村 101°57′40.96″ 29°57′14.86″ 3061 198.0 2.3 2000 zk203 康定老榆林村 101°57′40.96″ 29°57′14.86″ 3061 150.0 0.8 267 zk201 康定老榆林村 101°57′41.30″ 29°56′38.61″ 3050 104.0 0.3 305 zk4 康定老榆林村 101°57′49.59″ 29°56′10.92″ 3142 82.0 0.4 248 zk101 康定老榆林村 101°57′38.03″ 29°57′14.33″ 3006 72.0 zk202 中谷村支书家浴池 101°52′6.43″ 30°16′18.71″ 3110 68.0 20 中谷村支书家钻井 101°52′4.10″ 30°16′19.2″ 3109 72.0 20 中谷村长家钻井 101°52′55.48″ 30°15′10.63″ 3049 74.0 51 中谷华西工地温泉花园 101°53′3.01″ 30°14′54.46″ 3038 54.0 中谷温泉浴池钻井 101°52′13.93″ 30°15′58.29″ 3092 68.0 雅拉神山水锈井 101°50′15.47″ 30°16′56.81″ 3187 40.0 20 雅拉神山大石头旁浴池 101°50′15.45″ 30°16′58.16″ 3236 41.2 20 理塘四勘院钻井 100°8′27.40″ 30°4′33.78″ 4104 79.8 400

表 1 研究区井口测温结果 Table 1 The result of temperature measurement in the wellhead

川西在中国大地热流图中位于藏、滇高热流区(图 2a)，属于地中海—喜马拉雅地热活动带.该地区大地热流分布西南高、东北低，沿NNE方向从约约90 mW·m^-2降低到60 mW·m^-2(图 2b)，反映了青藏高原“东构造结”北东向推挤的热传递效果.西南部的高热流起因于新生代印度—欧亚板块沿雅鲁藏布江缝合带的陆-陆碰撞以及地中海—喜马拉雅地热活动带的岩浆作用.中部和东北部地区受到青藏高原“东构造结”北东向推挤的远程效应，但主要是浅层变形，热扰动微弱，故而表现为逐步减低的正常或低的大地热流，但在一些地下水排泄区，如康定、理塘、巴塘等热水活动区，形成了局部高热通量的地热异常带.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区热流背景地热异常背景 背景热流值来自(Hu et al., 2000；胡圣标等，2001；汪集旸等，2015)，图中数字表示为(地表热流/地壳热流比)，黑框位置表示地球物理场研究的位置. Fig. 2 The geothermal background of Western Sichuan Plateau The background heat flow data is derived from (Hu et al., 2000; Hu et al., 2000; Wang et al., 2015), the numbers beside the dots denote (surface heat flow /the ratio of surface and total heat flow), the black rectangle shows the study area.

课题组在德格—巴塘—乡城地热带、甘孜—新龙—理塘地热带、炉霍—道孚—康定地热带的康定、理塘、巴塘等地采集了部分水样，并利用氦同位素方法(Polyak et al., 1979；O′nions and Oxburgh, 1983)、全球大陆典型地区地下流体³He/⁴He比值以及壳/幔热流比(Q_c/Q_m，Q_c为地壳热流，Q_m为地幔热流)的回归分析公式(汪洋，2000)，计算了康定、理塘、巴塘等水热活动区的热流密度Q和地壳热流在地表热流所占比例(Q_c/Q).结果表明：巴塘热水区热流密度为61.64~73.60 mW·m^-2, 平均Q_c/Q=51.38%；理塘热水区热流密度为55.36~75.27 mW·m^-2, 平均Q_c/Q=54.39%；康定热水区热流密度为77.36~82.22 mW·m^-2, 平均Q_c/Q=40.64%.具体结果如表 2所示.

表 2 Table 2

表 2 氦同位素比值估算热流通量 Table 2 The estimated heat flux by Helium isotopes ratio 热水区 采样点 编号 位置(纬度，经度) 热流Q (mW·m-2) 热流结构 Qc/Q(%) 巴塘地区 措普沟牦牛场 BT02 30°28′26″ 99°31′07″ 72.27 47.92 BT03 30°28′28″ 99°31′04″ 71.60 48.60 BT06 30°28′27.28″ 99°31′6.92″ 73.60 46.51 BT07 30°28′28.39″ 99°31′4.58″ 72.90 47.27 BT09 30°28′28.54″ 99°31′4.41″ 68.86 51.20 平均值 71.84 48.30 热坑 BT10 30°24′7.07″ 99°22′59.33″ 63.36 55.70 BT13 30°24′10.41″ 99°23′8.81″ 62.68 56.20 BT15 30°24′9.38″ 99°22′58.68″ 72.76 47.41 BT18 30°24′11.06″ 99°23′3.48″ 62.77 56.14 BT19 30°24′12.2″ 99°23′11.72″ 65.96 53.68 BT21 30°24′12.63″ 99°23′03.00″ 61.64 56.95 BT22 30°24′14.19″ 99°23′06.57″ 66.63 53.13 BT23 30°24′11.99″ 99°23′04.89″ 62.34 56.45 平均值 64.77 54.46 理塘地区 理塘 LT29 30°4′34.92″ 100°8′25.12″ 73.20 46.95 卡辉 LT30 30°4′37.28″ 100°8′24.64″ 75.27 44.64 LT32 30°4′34.67″ 100°8′25.06″ 66.91 52.90 平均值 71.79 48.16 LT33 29°56′36.48″ 100°12′55.22″ 55.36 60.95 LT34 29°56′34.09″ 100°12′55.03″ 56.50 60.28 平均值 55.93 60.62 康定地区 康定榆林河 KD35 29°57′14.86″ 101°57′40.96″ 79.89 38.69 康定中谷村 KD36 29°57′14.86″ 101°57′40.96″ 82.12 35.36 KD39 29°56′42.98″ 101°57′37.95″ 73.85 46.24 KD41 29°57′6.75″ 101°57′40.87″ 82.22 35.19 平均值 79.52 38.87 KD45 30°16′13.78″ 101°52′4.65″ 77.36 42.10 KD49 30°16′56.81″ 101°50′15.47″ 78.41 40.73 KD50 30°16′58.16″ 101°50′15.45″ 77.56 41.85 KD53 30°15′58.29″ 101°52′13.93″ 74.94 45.02 平均值 77.06 42.42

表 2 氦同位素比值估算热流通量 Table 2 The estimated heat flux by Helium isotopes ratio

居里面(Curie point depth, CPD)表征了岩石圈中温度接近磁铁矿居里温度的界面，是研究深部热结构的重要界面.虽然居里面的温度与包括铁磁性物质钛含量等很多因素有关且有一定变化，但一般认为平均约为575~585 ℃(Chiozzi et al., 2005).通过计算磁性底界面的方法可以获得居里面的大致深度，可以采用功率谱法、质心法等，得出结果一般比较接近(Arnaiz-Rodríguez and Orihuela, 2013；Salazar et al., 2017).图 3a给出了通过功率谱法由航磁异常反演得到的康定、理塘、巴塘高温水热活动居里面深度分布.区域内居里面平均深度约为15~20 km，异常呈团块状、串珠状异常，轴向近NW向.巴塘、理塘地区居里面深、浅交替，深度范围约为15~17 km.康定地区表现为分布范围较大的高值异常, 居里面深度约为17~18 km.

图 3

Fig. 3

图 3 川西高原地球物理异常背景 (a)磁异常反演居里面深度; (b)重力反演莫霍面深度. Fig. 3 The geophysical background of Western Sichuan Plateau (a) The Curie point depth; (b) The Moho depth.

莫霍(Moho)面是地壳-地幔分界面，莫霍面深度与形态信息同样是研究壳幔热流比的重要基础.图 3b给出了由重力异常数据计算的康定、理塘、巴塘高温水热活动区重力反演的莫霍面深度分布.重力数据由公开卫星自由空间重力异常、地形数据获得，精度为1′×1′(Garcia et al., 2014; Sandwell et al., 2004).莫霍面深度范围约为50~60 km，高值出现在巴塘、理塘地区中央的北侧，呈现出中间高、向东西两侧逐渐变低的规律，反映了中、新生代以来青藏高原北东向挤出的深部动力学过程.巴塘、理塘、康定的莫霍面深度分别约为57.1 km、57、51 km.

康定、理塘、巴塘三个热水活动区的地壳热流在地表热流所占比例均分布在50%左右，其中巴塘地区为47.27%~56.95%，理塘地区为44.64%~60.95%，康定地区为35.19%~46.24%.下面分别对三个异常区分别进行综合地球物理分析.

巴塘异常区的居里面埋深较浅，深度低于异常区平均水平，并呈现出北西轴向较深、两侧相对较浅的特征.测区中部有一个居里面深度的低值异常，居里面深度约为16 km.反演莫霍面深度约为56 km, 异常呈现出北东高、西南低的特点.实地采样点沿居里面、莫霍面梯度方向分布，氦同位素计算热流结构中表现出与居里面、莫霍面埋深的相关性：热流结构比由东北向西南呈增高趋势，平均值从48.30%升高到53.46%, 与测量点居里面埋深变化相同、与莫霍面深度变化规律相反.

图 4

Fig. 4

图 4 巴塘地区深部热结构-地球物理背景 (a)磁异常反演居里面深度(km)；(b) He同位素计算热流结构；(c)重力异常反演莫霍面深度(km). Fig. 4 The deep geothermal structure and geophysical background in Batang area (a) The Curie point depth; (b) Geothermal structure; (c) The Moho depth.

图 5

Fig. 5

图 5 理塘地区深部热结构-地球物理背景 (a)磁异常反演居里面深度；(b) He同位素计算热流结构；(c)重力异常反演莫霍面深度. Fig. 5 The deep geothermal structure and geophysical background in Litang area (a) The Curie point depth; (b) Geothermal structure; (c) The Moho depth.

图 6

Fig. 6

图 6 康定地区深部热结构-地球物理背景 (a)磁异常反演居里面深度；(b) He同位素计算热流结构；(c)重力异常反演莫霍面深度. Fig. 6 The deep geothermal structure and geophysical background in Kangding area (a) The Curie point depth; (b) Geothermal structure; (c) The Moho depth.

理塘地区居里面平均埋深约为17 km，测区的居里面深度呈现出中部较深、南北两侧较浅的特征.在测区东北部有一个低值异常区，居里面深度约为16.2 km.莫霍面平均深度约为57 km，呈现出西北高、东南低的特点.从热流计算值中得出规律如下：热流结构Q_c/Q由西向东呈升高趋势，平均值从48.16%大幅上升到60.62%.实地采样点沿居里面、莫霍面梯度变化方向分布，与测量点居里面埋深变化规律相同、与莫霍面深度变化规律相反.

康定地区居里面平均埋深约为17.5 km，测区的居里面深度呈现出中北部较深、南北两端较浅的特征.在测区东南部存在一个低值异常区，居里面深度约为15.5 km.莫霍面相对较浅，平均约为52 km，形态为近东西向梯度带.从热流结构比值中得出规律如下：Q_c/Q平均比值由北向南，从38.87%上升到41.56%，与莫霍面深度变化规律相反.两个采样点虽然分别位于居里面异常高值的两侧，但除#39号采样异常值偏高外，平均趋势与居里面深度变化规律仍具有正相关性.

图 7给出了巴塘—理塘—康定段剖面的剪切波(S波)速度结构、居里面、莫霍面深度的综合地球物理剖面.深部横波地震波速度结构来自公开发表数据(Mei and An, 2010).理论上，S波速度由剪切模量和密度确定，与温度、压力、矿物成分及结构、流体等参数相关，但在地下一定深度，温度是影响S波速变化的最主要因素，因此地震S波提供了估计地球内部热结构的重要信息.从剪切波速度图中可以看出，剖面中深度约15~35 km处存在一个明显的低速层，横波速度低于3.2 km·s^-1，在巴塘、理塘中部深度最大，延伸至约35 km处，位置与莫霍面深部高值相近.中、下地壳S波速较低，呈现较大规模的低速圈闭，低速带的厚度与地壳热流Q_c/Q比值呈明显的正相关.低速带上顶界面与居里面深度范围接近，约为15~20 km，地震数据显示的地壳低速层顶界面与航磁异常数据反演得到的磁性底界面较为吻合.居里面由东向西呈现出逐渐变深的特点，其中，巴塘地区的居里面深度较浅，约为17 km，理塘、康定地区居里面深度分别约为17.2 km和18 km.

图 7

Fig. 7

图 7 N30°剖面深部地震剪切波速度结构与壳幔热结构示意图 Fig. 7 The shear wave velocity profile along N30° and geothermal structure

示意图中标注了异常地区的地表实测井口水热温度以及氦同位素计算壳幔热流结构.由氦同位素得到的壳幔热流结构对比结果表明，异常区平均Q_c/Q低于55%，表现出“温壳温幔”型的地热异常特征.地壳热源因素主要为放射性地层生热、断层摩擦生热以及岩浆余热和熔融潜热，因此当地壳热源不能在壳/幔热流比中占据主导地位时，则放射性物质的热贡献应相对较低，可以认为断层活动与浅部岩浆熔融的贡献相对于放射性生热占主要地位.

理塘地区实测点井口温度为79.8 ℃，前人在该地区的测量结果为60~86 ℃；康定地区实测井口水温为72~198 ℃，前人测量结果为91 ℃.虽然测量时代不同，但实测结果均与前人测量结果相吻合.巴塘地区由于缺少实测资料，参考了前人研究给出的60~98 ℃.在研究区内，地表水热异常与居里面深度之间呈现出明显的正对应关系：巴塘、理塘地区井口温度范围接近，居里面埋深均在17 km左右，而康定地区实测井口温度较高，居里面埋深也较深，约为18km.而莫霍面深度与地表水热异常测量结果则表现出了负相关性.

川西高温水热活动区地处青藏高原东缘，构造运动频繁，地震活动强烈，并有多期岩浆侵入，因此水热活动与多种因素有关.本文主要的结论如下：

(1) 温泉的分布与断层构造、岩浆活动关系密切.雅江以西，沿金沙江、德格—乡城、甘孜—理塘等主干断裂带，密集分布有高温温泉及沸泉，尤以巴塘、理塘、乡城、德格等地分布密集.雅江以东，沿鲜水河断裂带也是温、热泉密集带，温泉主要自炉霍、道孚、丹巴至康定呈北西向展布，经康定往南至泸定呈近南北向展布.

(2) 航磁反演结果反映巴塘—康定段平均居里面深度约为15~20 km, 莫霍面深度约为50~60 km.在巴塘、理塘、康定三个水热异常区，氦同位素测量点之间的计算热流比(Q_c/Q)均与测量点之间的莫霍面埋深呈反比，与居里面深度呈正比.地表实测氦同位素估算结果与地球物理异常计算结果表现出较好的一致性.该结果表明地壳厚度与地壳温度是影响壳幔热流比的重要因素.

(3) 地震S波速结构资料表明，川西水热活动区中、下地壳S波速较低，其主体区域在15~35 km深度存在大规模S波低速圈闭，显示出中下地壳中可能存在的热源信息.低速层顶界面与磁性底界面深度范围吻合，低速异常区厚度与地表水热活动区的地壳热流比呈正对应关系：在地低速圈闭层较厚的理塘—巴塘一带，平均Q_c/Q比值达到最大，而在康定地区则为最小.因此，中下地壳的低速圈闭可能为川西水热活动区的深部热源之一.

(4) 对于川西高温水热异常区的地热-地球物理综合分析表明，该区域地壳热源与地幔热源的热异常贡献比较接近，表现出“温壳温幔”型的壳幔地热结构.巴塘地区平均热流比Q_c/Q约为51.38%，理塘地区平均Q_c/Q约为54.39%，康定地区平均Q_c/Q约为42.42%.同时，由于地壳热源并不占据主导作用，因此可以推断深大断裂活动与浅部岩浆熔融作用是地壳热源可能的主要因素，而放射性异常的贡献则可能相对较小.由于地表热流也会受到除深部热源以外的诸多其他因素影响，因此在温地壳背景下形成较高地表热流的原因有待进一步研究.

感谢中国地质科学院地质力学研究所安美建研究员提供的地震速度剖面数据，感谢中国地质调查局国土资源航空物探遥感中心提供的航空磁法测量数据.同时，感谢审稿专家对本文提出的宝贵修改意见.