兰坪-思茅中生代红层盆地中央的宁洱-通关火山喷发于1.0±0.7Ma前(Wang et al., 2001)，岩性为橄榄玄武岩，属碱性玄武岩系列，表明该地区早中更新世具有深部伸展性质(管烨等，2006)。自晚第四纪以来，思茅凹陷区中间出现了北东向的块状隆起构造(虢顺民等，1999)。北西向的晚更新世-全新世无量山-把边江活动断裂带被一系列北东向活动断裂在宁洱-普洱一带错断形成棋盘格式网状构造(邓起东等，2007)。著名的思茅(普洱)-普洱(宁洱)地震区为一个6级地震集中活动区，其频繁和密集的中强地震活动(罗荣联和陈玉茹，1996)说明该地区现今构造运动强烈。地震层析成像速度图像在85km深度切片上思茅盆地存在大面积低速异常(Huang et al., 2002)，对其进行的再解释及对比认为是地幔上涌体(管烨，2005)。宽频带大地电磁(MT)观测和地壳电性结构反演结果表明，宁洱南部的同心一带地下5~25km深度范围有高导体存在(汪晓等，2008)。接收函数反演表明思茅(普洱)下方20~32km深度有低速层存在(毛燕等，2011)。上述北东向的块状隆起构造、棋盘格式网状活动断裂、思普地震区活跃的6级地震、85km深度切片上思茅盆地大面积低速异常在空间上的高度重合表明这一地区的构造活动有强烈的深部(软流圈)背景，而宁洱-通关第四纪火山喷发、地壳电性和速度结构反演结果似乎暗示着该地区现代仍然存在壳内岩浆活动。但普洱-通关火山区现今究竟有无壳内岩浆活动？岩浆活动与思普地震带地震活动的关系如何等问题均有待深入。地壳中的岩浆囊本身有比周围岩石高很多的温度，因此它可以作为额外存在的热源对正常背景温度场产生影响(张旗等，2014)。如果地壳中有岩浆囊存在，则会导致岩浆囊周围存在较高的地热场异常。也就是说，高地热异常可能与热物质的上涌有关，而且，在存在高地热异常的地方，其地下地壳深处很可能有熔融状态的物质。因此，可以通过地热场的异常现象间接反映岩浆囊的存在性及岩浆的活动状况(赵慈平等，2006)。地热显示和挥发份释放是火山区现今地下岩浆房存在的重要标志。与地震和地壳形变一样，地热流体被广泛地用于火山和地热的监测和研究中(Weis et al., 2014; Ingebritsen et al., 2014; Capasso et al., 2014)。根据前人和我们的温泉水化学资料，我们用运地热温标计算了宁洱-通关火山区的热储温度，获得了以热储-温泉温度差表达的地热场，以力图回答该火山区现今究竟有无壳内岩浆活动、岩浆活动与思普地震带地震活动的关系等问题。 2 地质背景

宁洱-通关火山区位于印度板块、缅甸微板块、欧亚板块和巽他板块等四个板块的交界处，属喜马拉雅东构造节的范围(图 1b)。根据潘桂棠等(2009)的中国大地构造单元划分方案，研究区具体处于扬子陆块区西缘的西藏-三江造山系三江弧盆系昌都-兰坪双向弧后前陆盆地。在云南该盆地称为兰坪-思茅(现称普洱)盆地。该盆地位于澜沧江(昌宁-孟连)缝合线(F₄)与金沙江-哀牢山缝合线(F₃)之间(图 1a)，它是在澜沧江洋和金沙江洋消亡后于中三叠世发展起来的一个陆内多旋回叠合盆地。其早期(T₂-J₁)为后造山裂谷盆地，沉积了一套海相火山岩建造和碳酸盐岩建造，晚期(J₂-K₂)为坳陷盆地，沉积了一套陆相红色碎屑岩建造。整个盆地形态为一中间隆起、两则断陷的地堑(朱创业等，1997)。

兰坪-思茅盆地内的中间隆起带也称中轴构造带，是一条近南北走向的集断裂带、伸展构造、深部隆起为一身的大型构造带(管烨等，2006)。中轴构造带在形成、演化过程中被近东西向的多条直线型断裂所错断，构造形态上看与大洋中脊有相似的展布特征(管烨等，2006)。这一特征在思茅(普洱)盆地表现相当突出：中轴构造带大致沿无量山断裂带(F₁)和把边江断裂(F₂)展布，并在普洱-宁洱一带被一系列北东向的较短断裂错断，形成棋盘格式构造(邓起东等，2007)(图 1a)。

兰坪-思茅盆地中轴构造带是深部物质向地表运移的通道(管烨等，2006)。思茅盆地在85km深度呈现地震层析成像速度(v_p)大面积低速异常(Huang et al., 2002)，对其进行的再解释及对比认为是地幔上涌体(管烨，2005)。宽频带大地电磁(MT)观测和地壳电性结构反演结果表明，宁洱南部的同心一带地下5~25km深度范围有高导体存在(汪晓等，2008)。接收函数反演表明思茅(普洱)下方20~32km深度有低速层存在(毛燕等，2011)。兰坪-思茅盆地中轴构造带上的宁洱县城和墨江县通关镇一带第四纪发生过小规模的火山喷发，分别喷出7km²和6km²的橄榄玄武岩(图 1a)。宁洱、通关两处火山的全岩⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄为1.0±0.7Ma(Wang et al., 2001)。宁洱、通关两处火山岩属碱性玄武岩系列，表明该地具有深部伸展性质(管烨等，2006)。

思茅(普洱)盆地新生代以来的构造运动较复杂，思茅凹陷总体为一地堑，但是自晚第四纪以来，凹陷区中间出现了块状的隆起构造。对野外河流阶地和水系流向分析表明在思茅中生代凹陷内，于普洱-宁洱一带断续出露成一个相对构造隆起区，整个构 造隆起总体呈北东东向分布，其范围东至阿墨江，西至澜沧江，北至墨江通关，南至景洪北。因此，这一带总体为中间相对隆起，其外围地区则相对下降的特点(虢顺民等，1999)(图 1a)。

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地质背景简图 (a)-研究区火山、温泉、构造和深部背景:第四纪火山根据云南省地质局第二区域地质测量大队(1977①)修改;温泉根据佟伟和章铭陶(1994)和《云南省志·温泉志》编纂委员会(1999);断裂根据邓起东等(2007)修改;地震及地震带根据罗荣联和陈玉茹(1996)修改;现代地壳隆起区根据虢顺民等(1999);大地电磁(MT)探测剖面根据汪晓等(2008);85km深度低速体范围根据Huang et al.(2002);F1-无量山断裂带，F2-把边江断裂，F3-红河断带裂带，F4-澜沧江断裂，F5-龙陵-澜沧断裂带，F6-南汀河断裂，F7-打洛-景洪断裂，F8-孟连-澜沧断裂，F9-南华-楚雄-建水断裂带，F10-小江断裂带；(b)-研究区所处的大地构造位置 Fig. 1 Geplogical setting schematic map of study area (a)-volcanoes，thermal springs，tectonics and deep background in study area: hot springs after Tong and Zhang(1994) and the Chronicles of Yunnan Province·Hot Springs Annals Compilation Committee(1999); faults modified after Deng et al.(2007); earthquakes and associated seismic zone modified after Luo and Chen(1996); present-day crustal uplift area after Guo et al.(1994); magnetotelluric(MT)sounding cross-section after Wang et al.(2008); the range of low velosity body in 85km depth after Huang et al.(2002); F1 Wuliangshan fault，F2 Babianjiang fault，F3 Red River fault zone，F4 Lancangjiang fault，F5 Longling-Lancang fault zone，F6 Nanting River fault，F7 Daluo-Jinghong fault，F8 Menglian-Lancang fracture，F9 Chuxiong-Nanhua-Jianshui fault，F10 Xiaojiang fault;(b)-tectonic position of the study area

思茅(普洱)盆地内最重要的断裂构造是无量山(F₁)-把边江(F₂)断裂带，呈北西向经景东、镇沅分散成3~4支次级断裂洒向思茅盆地，在宁洱、普洱一带被数条较短的北东向断裂错断形成棋盘格式网状构造，北西断裂以右旋(压扭)走滑活动为主，北东向断裂则为左旋(张扭)性质，这两组断裂均为晚更新世-全新世活动断裂，对该区的地震活动性有着重要的影响和控制作用(邓起东等，2007)(图 1a)。

思茅(普洱)盆地的核心部位是著名的思茅(普洱)-普洱(宁洱)地震区，包括普洱、宁洱及其以南地区。该地震区1884年始有破坏性地震记载，至2007年共发生6.0~6.9地震的10次，最强6.8级。地震主要集中在普洱、宁洱一带，震中与极震区展布无明显优势方位(罗荣联和陈玉茹，1996)(图 1a)。思茅(普洱)-普洱(宁洱)地震区在空间上和普洱-宁洱新构造隆起区、兰坪-思茅盆地中轴构造带、无量山(F₁)-把边江(F₂)断裂带普洱-宁洱棋盘格式段、85km深度低速异常区、宁洱-通关火山区在空间上是高度重合的(图 1a)，表明了这一地区深部和浅部构造岩浆活动的关联性。

思茅(普洱)盆地的上层虽然是干燥炎热环境下形成的陆相红色碎屑岩建造，但由于该盆地现代构造活动强烈，并处于降雨丰富的我国西南地区，因此温泉分布广泛，数量众多(佟伟和章铭陶，1994)，为用温泉水化学成分和地热温标揭示最上地壳地热场提供了条件。这使得利用温泉资料推断现今该地区的地下岩浆分布和探讨其活动性成为可能(图 1a)。 3 数据——温泉水化学资料及选取

20世纪80年代，中国科学院青藏高原综合科学考察队继西藏之后(佟伟和章铭陶，1994)对整个横断山区进行了综合性的科学考察。作为考察内容的一部分，对整个横断山区的水热活动进行了逐县的系统调察，考察的目的是对该地区进行地热能源的潜力评价。考察成果——整个横断山区的温泉资料——主要记录在《横断山区温泉志》(佟伟和章铭陶，1994)中。该专著记述了区内每一处水热活动区的每个温泉的基本要素和现象，并对多数水热区热泉水的化学组分浓度进行了比较全面的分析。由于当时交通或取样条件的限制，相当一部分温泉并未取样，因而无水化学分析资料。云南是一个温泉众多且分布广泛的省份，其温泉总数位居全国之首，而《横断山区温泉志》主要记载的是云南西部和西南部的温泉，云南东部的温泉主要记载在《云南省志·温泉志》(《云南省志·温泉志》编纂委员会，1999)中。

本研究的目的是利用温泉水化学地热温标揭示思茅(普洱)中生代红层盆地中宁洱-通关火山区现今是否存在岩浆房，为了保持地质本底(背景)的一致性，我们将研究区限定在普洱盆地内部，尽量不跨到其他地质单元中(图 1a中央的实线方框，即图 3的范围)，具体范围为东经100°11′3.638″~101°59′48.502″，北纬22°11′55.435″~24°5′37.183″。在这一范围内《横断山区温泉志》(佟伟和章铭陶，1994)共记载有温泉67个，其中38个记载有水化学分析数据，29无水化学分析数据。经我们实地考察，无水化学分析数据的这29个温泉点多数现已消失，少部分平时被河水淹没，取不到热水样品，只有在干季热水才能出露。

38个温泉取样和水化学分析方法(佟伟和章铭陶，1994)：为防止降温沉淀，取样时对温泉水进行了酸化处理。Na、K含量采用火焰光度法测定。测定时将水样稀释到标准曲线能给出的浓度范围之内，然后在给定的条件下进行测定，相对标准偏差不大于±3%。Ca、Mg含量采用原子吸收分光光度法测定。测定时将测定Na、K稀释后的水样添加锶盐溶液的干扰抑制剂，以克服共存元素的干扰。Ca、Mg测定的相对标准偏差在标准曲线浓度范围内分别为：Ca<±2.5%，Mg<±1.5%。SiO₂含量的测定采用钼蓝比色法。此法对于溶液中胶态(或聚合态)的二氧化硅无效。而高温热泉水中的SiO₂含量较高，由于温度下降而呈过饱和态，静置后会出现聚合，用钼蓝比色法直接检测这种水样所得的SiO₂含量可能偏低，因此对高温热泉水样要做预处理。水样中加5%的NaOH溶液，在100℃水浴上加热半小时，使聚合的SiO₂变成单体SiO₂，然后中和溶液至近中性，再用钼蓝法测定。该法20mL水样最低检出量为10μg。

通关火山附近的打竜热水和挖野热水在雨季时热水被阿墨江河水淹没，只有干季河水位最低时才能取到热水样。我们在干季取得了这两个温泉点的热水样，用瑞士Metrohm公司的883 Basic IC plus离子色谱仪测定了它们的水化学成分。分析方法是：分离柱：Metrosep C 4-150/4.0阳离子分离柱，检测器：电导检测器Suppressed CD(J002)，流动相(淋洗液)：1.7mmol/L HNO₃+0.7mmol/L C₇H₅NO₄，流速：0.9mL/min，环境温度：25℃，进样量：20μL，柱压：8.0MPa，测试时长48mins。仪器动态范围：5个数量级，检出限：0.001mg/L。

这样研究区总共有40个温泉的水化学分析数据。由于热水在上升过程中会出现沸腾蒸发、与近地表冷的地下水的混合、以及取样分析等环节产生的污染和误差，致使实际温泉水的化学成分数据与计算热储温度要求的纯上升热水化学成分数据之间有偏差，这样就必须对数据本身进行筛选，剔除一些明显不合理的数据点(温泉点)。

温泉选取的原则是：(1)温泉必须有与水化学分析样取样时同时测量的泉口泉水的温度，并且泉口泉水温度不小于22.75℃(研究区的年平均气温为17.75℃，以高于当地年平均气温5℃定义温泉(佟伟和章铭陶，1994))；(2)温泉水化学分析项目中尽量有溶解SiO₂和Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺这几种离子的含量数据；(3)温泉在空间上尽量满足均匀分布；(4)对相距很近但水化学成分相差悬殊的温泉点，选择泉口泉水温度和由温泉水地球化学温标计算的热储温度同时最高者；(5)计算的热储温度必须高于泉口泉水温度。

根据上述原则，剔除了4个温泉之后，在研究范围内的共选取了36个有水化学分析资料的温泉数据(表 1、图 2)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 研究区温泉水化学分析数据表 Table 1 The chemical compositions of thermal springs in study area

表 1 研究区温泉水化学分析数据表 Table 1 The chemical compositions of thermal springs in study area

图 2

Fig. 2

图 2 温度水平衡性Na-K-Mg三角图解实心方框为理论平衡点;实心三角为样品点 Fig. 2 Na-K-Mg equilibration triangular diagram of thermal spring water Solid squares denote theoretical equilibrium points; solid triangles denote sample points

地壳中的岩浆囊本身有比围岩高很多的温度，因此它可以作为额外存在的热源对正常背景地热场产生影响(张旗等，2014)。鉴于地表温度由于辐射和受大气及地表水等介质对流散热的影响，直接用地表温度来揭示地下高热源的存在是比较困难的。如果地壳中有岩浆囊存在，则会导致岩浆囊周围存在较高的地热异常(张旗等，2014)。但直接通过钻探测量一个很大区域内地热梯度分布成本很高，不太实际。热储系指地热流体相对富集、具有一定渗透性并赋存热流体的岩层或岩体破碎带，温泉的热水通常来自热储。这样，基于温泉热水中溶解化学组分含量的地热温标法为获取深部(热储)温度提供了便捷和经济的途径。由于用工程揭露或地球物理探测大范围内热储的深度通常很不经济，这样我们退而求其次，在一个地质背景相同的区域，用各个温泉的热储温度近似地表征最上地壳(深度5km以内)地热场变化趋势。

图 3

Fig. 3

图 3 宁洱-通关火山区的热储温度空间分布 本图位置见图 1a，资料来源同图 1a Fig. 3 Map of temperature differences between geothermal reservoir and hot spring in Ning’er-Tongguan volcanic zone The location of this figure seen in Fig. 1a; filels are the same as those in Fig. 1a

地热温标也称温泉水化学地质温标、地球化学温标。这是一种根据地下热水中某些化学组分的含量与温度之间的函数关系，利用热水的化学组分浓度或者浓度比来对地下热储温度进行计算的方法(汪集旸等，1993)。

在研究和评估地热资源过程中主要用运的地球化学温标有：SiO₂温标、Na/K温标、Na-K-Ca温标、K-Mg温标等几种。这几种温标的计算公式(Fournier，1981; Fournier and Potter， 1982; Giggenbach，1988)分别为：

(1)用于计算非沸泉(泉口温度<95℃)的石英SiO₂温标;(2)用于计算沸泉(泉口温度≥95℃)的石英SiO₂温标;(4)中β为一系数，计算时先令β=4/3，如果θ_NaKCa>100℃，或者函数log()+2.06<0，则改β=1/3计算。SiO₂、Na、K、Ca、Mg代表温泉水中这些组分的浓度，以mg/L为单位。

用以上地球化学温标计算的宁洱-通关火山区36个温泉的各种热储温度见表 2。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 宁洱-通关火山区热储温度估算结果(共36个) Table 2 Geothermal reservoir temperatures of 36 thermal springs in Ning’er-Tongguan volcanic zone

表 2 宁洱-通关火山区热储温度估算结果(共36个) Table 2 Geothermal reservoir temperatures of 36 thermal springs in Ning’er-Tongguan volcanic zone

由计算结果(表 2)可以看出，同一温泉不同地球化学温标计算的热储温度差异较大(理想的情况是：既然四种温标反映同一热储，应当比较接近)。这是由于地球化学温标是在一系列前提条件下建立的，其计算结果的可靠性取决于温泉的实际情况能在多大程度上满足这一系列的前提条件，而且不同的地球化学温标对这些条件的相依性是不同的(Fournie et al., 1974)。因此，还必须通过对温泉基本要素的分析，判断各种计算结果的可信度，选择可信度最高的地球化学温标作为热储温度。

水-岩平衡状态判断。将36个温泉数据投到Na-K-Mg三角图(Giggenbach，1988)上，发现只有6个数据点位与部分平衡水区域，28个数据点位于未成熟水区域，2个数据点由于Mg含量未检出而位于Na-K线上，无法判断其平衡性。考虑到研究区的火山背景、砂岩地层及充沛的降雨，可能的解释是热水在上升过程中受到大量浅层地下冷水的混合。地下热水在上升的过程中受到浅部冷水混合的稀释作用使本来达到水-岩平衡状态的水在Na-K-Mg三角图解中无法位于平衡线上。

混入的冷水份额。除2个没有SiO₂含量的温泉外，利用SiO₂-热焓模型(Fournier and Truesdell， 1974; Fournier，1979)计算的冷水份额(表 2)在55%~95%之间，34个温泉的平均冷水混合比是79%，确实说明该地区温泉的热水在上升过程中有大量近地表冷水的混入。

在章节4.2中的5个计算热储的公式中，前2个直接用SiO₂含量计算，显然在这种大量混入冷水的情况下其计算结果是不准确的，其他3个用Na、K、Ca、Mg离子含量的计算公式中，虽然都用到了2种离子的比值，但只有公式(3)用的是线性 的Na/K比，其他2个公式中都有非线性的离子比值参与计算。这样，如果假设近地表冷水中Na、K、Ca、Mg离子含量相对于上升热水的含量可以忽略不计，那么对于这种大量的稀释作用的存在，只有Na/K温标是不影响热储温度计算结果的。

另外，从表 2中36个温泉的热储温度计算结果可以看出，化良热水塘(序号531)、老姚寨热水塘(序号532)、三家村热水塘(序号534)、大黑箐温泉(序号536)这四个泉点用Na-K-Ca温标计算的地热储温度为负值，三家村热水塘(序号534)用K/Mg温标计算的地热储温度为负值。勐乃热水塘(序号526)、西萨热水塘(序号528)、西门龙潭(序号530)、化良热水塘(序号531)、老姚寨热水塘(序号532)、三家村热水塘(序号534)、大黑箐温泉(序号536)这7个温泉用K/Mg温标和Na-K-Ca温标计算的热储温度比泉口温度还小，田口村小热水(序号516)和汇马河热水(序号535)这两个温泉用Na-K-Ca温标计算的热储温度比泉口温度还小。勐往河温泉(序号577)和瓦那热水塘(序号617)这两个温泉用K/Mg温标温标计算的热储温度比泉口温度还小。

因此，无论从适用条件还是从计算结果看，SiO₂温标、K/Mg温标和Na-K-Ca温标在本研究区都是不适宜使用的。这样，只剩下Na/K温标不仅适用，而且可用数据也最多。由于研究区位于在思茅(普洱)中生代红层盆地内，地质背景有很好的一致性，对某种地热温标应该有基本相同的使用条件，同时，我们的主要目标是进行地热场空间上的横向对比，数据尽可能的多也是很重要的(以控制空间分布上的细节)，因此，最后我们选取Na/K温标的计算结果。 4.4 热储温度数据的空间插值

全球各地的大地热流平均值非常接近(汪集旸和黄少鹏，1988)，意味着地热梯度非常接近，说明地球的地热梯度是结构性的，即存在一个背景性的基准值，在宁洱-通关火山区也不例外。而岩浆热场与地热场的热的来源和分布是不同的：地热场的热主要来自地壳物质放射性生成的热，岩浆热场的热来自岩浆；地热场的等温面总体上呈水平分布，温度随深度增加而增加，岩浆热场的等温面则围绕岩体分布，靠近岩体温度高，远离岩体温度低，故岩浆热场的等温面是大体垂直于地热场等温面分布的(张旗等，2014)。

宁洱-通关火山区的36个用Na/K温标计算的热储温度数据中，最小值为94.39℃，最大为272.41℃，平均165.92℃，小于200℃的占72%，大于等于200℃的占28%，数据的结构性非常明显。同时，就空间分布看，低值和高值表现出相对集中的空间相关性，数据结构有区域性变量的特点。因此，我们选择克里金(Kriging)插值方法，以获取宁洱-通关火山区及外围热储温度平面分布。假如在研究区地下有特定的热源(如岩浆囊)存在，则它造成热储温度异常只限于该热源的周围。由于我们的研究范围较大，由某一特定热源造成的热储温度异常区不会波及至整个研究区。地热区的这种特点和水热流体的易变性决定了区域性变量热储温度的半方差会有明显的变程和梁，同时核方差也很重要但数值不太大，因此选用球面模型进行半方差拟合。为直观起见，插值所得的结果以色标和等值线两种形式同时反映在图 3中。插值所得的最小值为95.18℃(实际观测值为94.39℃)，最大值为269.16℃(实际观测值为272.41℃)，与点上的观测值非常接近，说明该插值方法较客观地反映了宁洱-通关火山区热储-温泉温差的空间变化特征。 5 结果——宁洱-通关火山区的最上地壳地热场

由图 3可以看出，宁洱-通关火山区地热场存在如下分布特征：

(1)研究区总面积38510km²(东西宽184.7km×南北长208.5km)，以热储温度200℃为界，91%的面积低于200℃，只有9%的面积3604.91km²为高于200℃的高地热异常区。

(2)除景谷西北(18.41km²，占总异常面积的0.5%)、元江-新平(480.2km²，占总异常面积的13.3%)和图区西南(302.3km²，占总异常面积的8.4%)有面积很小的高地热异常区外，研究区地热异常主要集中在宁洱火山周围和通关火山的北部一带，总面积2804km²，占总异常面积的77.8%。而且热储温度高于220℃的区域全部集中在宁洱火山周围和通关火山的北部一带。

(3)高地热异常区几乎集中处于思茅(普洱)盆地中间。宁洱火山异常区位于兰坪-思茅盆地中轴构造带被北北东向断裂错断的棋盘格式网状构造内，通关火山异常区则位于兰坪-思茅盆地中轴构造带东北侧。景谷异常区位于思茅盆地的边缘，而元江-新平异常区则位于红河断裂(F3)东北侧，已不属于思茅盆地的范围，图区西南异常区位于澜沧江断裂(F4)以西南，也已跨出思普盆地。

(4)热储温度高于220℃的两个异常区中，宁洱火山异常区的水平直径为23km(长轴方向)，通关火山北部地热异常区的水平直径为39km(长轴方向)。地球地热场的等温面总体上呈水平分布，温度随深度增加而增加(其变化趋势在垂直剖面上看更清楚)，而岩浆热场的等温面则围绕岩体分布，靠近岩体温度高，远离岩体温度低，故岩浆热场的等温面是大体垂直于地热场等温面(其变化趋势在水平剖面上看更清楚)分布的(张旗等，2014)。根据研究区热储温度等值线在水平面上的上述分布特点，我们认为这两个高热储温度异常区应为地下岩浆房的热帽，宁洱火山和通关火山下方地壳内至今还有岩浆房存在。 6 讨论 6.1 地热场异常与壳幔速度结构的关系

接收函数反演表明思茅(普洱)下方20~32km深度有低速层存在(毛燕等，2011)。另外，人工地震测深结果也显示，在思茅-普洱地区地下深处发育低速层，有熔融物质存在，深约15~20km，该区内地震震源深度不超过20km，和这一低速层的深度比较吻合(陈学波等，2004)。除地壳内存在低速层外，思茅盆地在上地幔顶部的也存在低速区(Huang et al., 2002; 管烨，2005)，其顶部的物质可能出于部分熔融状态。上地幔顶部和地壳中的低速层(熔融体)的存在与我们得到的最上地壳(0~5km)热储温度高值异常区域存在是相互支持的。我们认为，宁洱和通关一带的热储温度高值异常区是对地下现存岩浆囊体的一种间接的热反映。 6.2 地热场异常与地壳电性结构的关系

2007年6月3日宁洱发生6.4级地震后，汪晓等(2008)在宁洱南部同心一带进行了大地电磁测深(MT)和地壳电性结构反演工作(MT剖面线见图 3东西向绿色短线)。结果显示，在地下5~25km的地方存在高导体，推测该高导体所在区域其地壳可能处于熔融状态。这一高导体的位置和与我们得到的宁洱热储温度高值异常区域非常吻合。 6.3 地热场异常与地表火山的关系

通关火山本身与通关高热储温度异常区并不重合，高热储温度异常区的核心位于通关火山以北18km处。而宁洱火山虽位于热储温度异常区内，但高热储温度异常区被拉长成梨形，其几何中心位于宁洱火山以南17.4km处。如果岩浆来源于上地幔顶部，上地幔顶部固定不动，地壳沿把边江断裂(F₂)作右旋错动，则会形成这种错位情况。按宁洱-通关火山年龄为1Ma计，错动速率可达18mm/y。 6.4 地热场异常与构造活动的关系

兰坪-思茅(普洱)盆地自中生代形成以来经历了弧后前陆盆地(中生代)和走滑拉分盆地(新生代)两个重要演化阶段(李文昌，2010)。位于盆地中央的中轴构造带是一条北西走向的集断裂带、伸展构造、深部隆起为一身的多期活动的重要大型构造带，具有伸展走滑的性质，对盆地的构造演化以及矿产形成具有重要控制作用(管烨等，2006)，在兰坪-思茅中生代盆地形成过程中表现为相对隆起区，而其东西两侧为拗陷区。在思茅盆地，中轴构造带在晚更新世以来仍然活动强烈，主要表现为北西走向的活动断裂，并被一系列北东走向的活动断裂错断成棋盘格式网状构造(邓起东等，2007)，同时还存在着北东向的新构造隆起区(虢顺民等，1999)和北西向的思普地震带(罗荣联和陈玉茹，1996)。我们的地热异常区位于这一复杂的构造活动区，说明这一带的构造活动有深部岩浆活动的背景。 6.5 地热场异常与地震活动的关系

思茅盆地现代地震活动的一个显著特征是盆地内除思普地震区外的其他地区地震活动很弱，而思普地震区6.0~6.9级地震在空间上非常集中，在时间上频度很高。自1884年始有破坏性地震记载至2007年共发生6.0~6.9地震的10次，最强6.8级，主要集中在普洱、宁洱一带，震中与极震区展布无明显优势方位(罗荣联和陈玉茹，1996)，显示出与纯粹的构造地震的重要区别。陈学波等(2004)认为思茅-普洱地区中强震集中的现象与该地区地下所存在的低速层有密切的关系，但具体的机制有待更加深入的研究。我们的宁洱地热异常区位于思普地震带内部，说明思普地震带下的壳内低速带存在较高熔融程度的岩浆。思普地震带中10次6.0~6.9地震中有7次发生在宁洱地热异常区内。岩浆的存在使上部地壳与下伏壳幔充分解耦，在区域应力场的作用下该地上部地壳应力集中，同时地热流体活动使断层更容易错动而发生地震。 6.6 地下岩浆的存在性

宁洱、通关两处第四纪火山的喷发说明以前该地肯定存在过壳内岩浆房。从现今显著的地热场异常，结合上述速度和电性结构、构造运动、地震活动，以及该地区的地质演化历史，我们认为宁洱附近和墨江县通关一带地下至今可能还存在来源于地幔的浅埋藏岩浆囊。它们作为额外热源干扰了正常地热场，对应形成热储温度在220℃以上的2个地热异常区。由于地热流体的对流主要是在垂直方向上进行，2个岩浆囊的几何尺度(水平方向的直径)可能大致和热储温度高值区域的空间尺度相当，即25~40km。该地区6~6.9级地震的震源深度可以对岩浆房深度上限提供约束，即岩浆房埋深约15~20km。 7 结论

通过对宁洱-通关火山区最上地壳温度场的研究，结合研究区的地质演化史、深部探测结果、新构造运动和地震活动特征，得到如下几点结论：

(1)在宁洱火山和通关火山北部一带存在两片热储温度高值异常区，其热储温度高达200~270℃。

(2)宁洱-通关火山区现今仍存在2个岩浆房，1个位于宁洱火山及附近。另1个位于通关火山北部，它们的水平直径约25~40km，埋深约15~20km。

(3)宁洱火山和通关火山已不在现今岩浆房的正上方，宁洱火山向北，通关火山向南各反向错开约18km。由此推断把边江断裂(F2)为右旋错动，其中更新世以来的右旋错动速率为18mm/y。

(4)宁洱地区频繁而密集的中强地震活动与深部岩浆和高导低速层活动及其产生的深源流体活动密切相关。岩浆的存在使上部地壳与下伏地壳充分解耦并产生应力集中，深源流体活动则有利于断层发生错动。