张健，方桂，何雨蓓，艾依飞

中国科学院大学，中国科学院计算地球动力学重点实验室，北京 100049

0 引言

鲜水河高温水热系统位于川西高温地热区，是我国开展“水热型”地热资源潜力勘查评价的重点选区(汪集旸，2015)，国家发改委、能源局、自然资源部明确要求查明该区高温地热能资源，开展高温地热发电工程建设(国家发展改革委等，2017).但是，鲜水河高温水热系统地热地质调查、地热资源评价忽略了深层超临界地热流体资源.地热流体在临界区的密度、动力学黏度降低，热焓、压缩系数增大，可以大幅提高热-功转换效率，开发利用深层超临界高温地热能，将会极大提升该区地热发电潜力.超临界流体性质介于气、液体之间，在临界点附近(水的临界点温度Tc=374.3 ℃,临界点压力Pc=22.1 MPa，临界点密度ρc=0.32 g·cm-3)，地热流体的比热容、热导率达到最大，汽化热为零，热扩散系数在狭小的温、压区间发生极大波动，出现临界点奇异性，电导率出现不连续变化，对温度、压力的变化十分敏感.目前，国际上对开发利用超临界地热资源的理论研究刚刚起步(Reinsch et al., 2017；许天福等，2021)，开展鲜水河高温水热系统深层超临界地热资源研究，是全新的地热学前沿课题，具有重要的科学意义.

鲜水河高温水热系统沿鲜水河断裂带分布(图1a).鲜水河断裂带是深切地壳的左旋走滑断裂，走滑速率8.9～17.1 mm·a-1(徐锡伟等, 2003；王阎昭等, 2008)，错断一系列山脊、水系，倾角近直立，是地下水热活动的重要通道，为孕育高温水热系统、产生强烈水热活动提供了重要的构造条件.在国家自然科学基金面上项目“川西高温水热系统的热源构成与深部热演化机制研究”资助下，本课题组针对鲜水河断裂带现代热泉高温水热活动状态(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017；李午阳等，2018；Ai et al., 2021)，重点研究了几个温泉群组成的热水区(图1a)：道孚热水区，温泉群出露在张扭性断层中；八美—乾宁热水区，温泉群沿雅拉河上游河谷出露；康定中谷—二道桥—榆林宫热水区，温泉群沿雅拉河下游二道桥到榆林河一带的河谷出露，部分温泉出露在9.9～17.6 Ma的新生界花岗岩体接触带上(Tang et al., 2017)；泸定磨西—海螺沟热水区，温泉群出露在深切白垩纪花岗岩体的断裂交切处.这些高温水热活动区中，部分热泉口水温超过当地沸点，并伴有大量沸腾热水、地热蒸汽，在地表形成沸泉(图1b).前人研究认为(赵庆生，1988)，高温水热活动区的热水主要储集在三叠系浅变质砂质板岩地层之下(图1c)，并形成上、下两个热储层，上层热储水温>150 ℃，下层热储水温>200 ℃(图1d).

图1 鲜水河断裂带高温水热系统地质图

本课题组野外地热地质调查时，在该区多次观测到超过150 ℃的温泉口热汽喷发，并在康定老榆林村实测到198 ℃的井口水汽高温(Zhang et al.，2017).这些高温水汽现象，促使我们将其与深层超临界地热流体相联系.在国家自然科学基金项目支持下，本文利用地质、地球物理资料，针对鲜水河高温水热系统之下的深层超临界地热流体开展综合预测分析.

1 资料与方法

1.1 资料来源

本文研究对象为鲜水河断裂带高温水热区，范围为29.5°N—31.3°N，101°E—102.5°E.研究中，使用的地球物理与地热地质资料包括：中国地质科学院地质力学研究所安美建课题组的地震波速资料，全球重力数据库TOPEX的地形和重力资料，中国地质调查局自然资源航空物探遥感中心的航磁资料，野外实测的热泉温度、水样分析等地热地质资料.具体计算方法如下.

1.2 泊松比计算方法

利用地震波速VP、VS，可以计算弹性参数泊松比σ：

(1)

泊松比σ可以用来分析区域构造横向变形的强弱.

1.3 磁异常垂向导数计算方法

若观测面z0上实测磁异常为T(x,y,z0)，二维傅氏变换频谱为：

(2)

由频谱表达的磁异常T的x方向n阶导数、y方向l阶导数、z方向m阶导数为：

(3)

其中，垂向一阶导数的频谱为：

(4)

对式(4)计算结果开展傅氏逆变换运算，即得磁异常垂向一阶导数.

1.4 热储温度计算方法

目前，常用于计算热储温度的地热温标(温度计)主要是：利用热液中石英、玉髓溶解度与温度关系的SiO2温标，利用热液中阳离子之间比值与温度关系的阳离子(Na-K，Na-K-Ca，K-Mg)温标，利用热液中组分稳定的(C、H、O、S)同位素分馏与温度相关性的同位素温标.

SiO2温标：热水中SiO2含量CS iO2单位为mg·L-1,

(5)

前人(Arnórsson，1983)在冰岛热水化学分析中发现，泉水温度每增加 1 ℃，热水中SiO2含量增加1×10-6mg·L-1，实测结果表明，冰岛热水样品中，如果水温大于180 ℃，SiO2的溶度由石英控制，如果水温小于110 ℃，SiO2的溶度由玉髓控制.依据石英和玉髓的溶解度实验数据(Fournier，1977；Arnórsson，1983)，提出了由硅矿物溶解度确定地温的经验公式(5)，其中，a在731～1522之间，b在4.51～5.75之间.

Na-K温标：热水中Na+离子含量CNa+、K+离子含量CK+单位为mg·L-1，

(6)

Na-K-Ca温标：热水中Na+离子含量CNa+、K+离子含量CK+、Ca2+离子含量CCa2+单位为mg·L-1，

-273.15.

(7)

K-Mg温标：热水中K+离子含量CK+、Mg2+离子含量CMg2+单位为mg·L-1，

(8)

式(6)、(7)、(8)为阳离子比值温标(地温计)，是经验性的近似方法(汪集旸等，1993)，除了质量浓度C是待测参量外，a、b、β、δ都是经验参数.式(6)中，a在856～1390之间，b在0.78～1.75之间.式(7)中，a约为1647，b在2.47～5.22之间，β在1/3～4/3之间，δ在0～2.06之间.式(8)中，a在4410～4418之间，b在13.95～14之间.

不同的地热温标计算公式(Fournier, 1977; Giggenbach, 1988)适用温度范围不同.SiO2温标公式计算热储温度误差小，且300 ℃以下，压力和矿化度对其溶解度影响可以忽略不计，但石英、玉髓温标计算热水溶液中SiO2矿物含量时，需要预先分析SiO2来自哪种矿物，且浅层低SiO2含量的冷水混入，使热储温度计算值偏低.阳离子温标Na-K仅适用于150 ℃以上的热水，因为低于150 ℃的中、低温热水中富Ca2+会导致Na-K温标经验关系计算的温度偏高.为应对富Ca2+的中、低温热水，利用Na-K-Ca温标.但许多中、低温热水中富含Mg2+，又会使Na-K-Ca温标经验关系计算的温度偏高，需要利用K-Mg温标.

1.5 氦同位素计算热流方法

地壳热流Qc、地幔热流Qm比值的经验关系可以表示为(O′nions and Oxburgh,1983；汪洋，2000)：

(9)

式中，R为热泉水样中氦同位素3He/4He比值，RA为大气中的氦同位素3He/4He比值，RA=1.39×10-6.

2 结果分析

2.1 地震资料

地震波速模型表明，鲜水河高温水热系统为剪切波VS低速区.依据Feng和An(2010)提供的地震波速模型，我们提取了鲜水河断裂带高温水热系统9 km深度剪切波速VS，如图2a所示.图中，VS波速在3.5～3.7 km·s-1之间，热泉区是低速区，VS小于3.56 km·s-1.

利用式(1)，我们计算了9 km深度的泊松比σ，结果如图2b所示.图中，泊松比σ在0.15～0.26之间，以σ=0.22为界，鲜水河断裂带西侧为低泊松比区，东侧为高泊松比区，鲜水河高温水热系统的热泉群基本分布在东侧泊松比0.22～0.24高值区.泊松比σ也称为横向变形系数，σ越大，构造区横向变形越大，反之亦然.泊松比分布特征表明，鲜水河断裂带左旋走滑活动使得鲜水河高温水热区之下9 km深度的地质构造处于横向变形西小东大变化的梯级带边缘.这种构造变形条件，控制了水热活动通道，深层高温地热流体沿此横向变形梯级带边缘向浅层运动，导致大多数温泉沿断裂带出露.

鲜水河断裂带是现今强烈活动的地震构造带(周荣军等，2001)，近期地震活动仍十分活跃，如2021年6月25日康定3.3级地震、2021年7月26日康定2.9级地震，这种密集的小震活动与水热活动密切相关.我们将1870年以来沿该断裂带发生的地震按震源深度、震级大小分别投影到图2中.可以看出，浅源地震中，小震多于大震(图2a)；深源地震中，大震多于小震(图2b).浅源地震(图2a)基本都分布于9 km深度VS低值区，深源地震(图2b)则大致与鲜水河断裂带、热泉群分布走向一致.

图2 深度9 km的地震特征

鲜水河断裂带地震活动与地壳中的水热活动相互影响.地震形成的裂缝是流体运移的良好通道，断层活动时，岩石孔隙增大，断裂带中的流体压力下降，围岩中的流体向断层带运移，同时，地下流体受热膨胀又会影响断层稳定性.依据断层阀模式(Sibson,1992；Cox,1995)与流体夹层孕震假设(Che et al., 2000)，我们推测：鲜水河断裂带浅源小震群(图2a)下部存在上、下两层热流体系统，下层热流体系统是具有超压的(Giammanco et al., 2008)超临界热流体层，断层活动时，上、下层之间的低渗夹层破裂-膨胀扩容，下层流体注入夹层，夹层抗剪强度下降，发生浅源小地震.随后，整个夹层贯通，下层超压热流体“瞬间”涌入上层热流体系统，并一同沿断裂面运移至地表.此过程随地震小震群不断重复，与之伴随的水热活动在下层超临界热流体的超压作用下，沿断层有利地段喷出地表形成沸泉(图1b).由于超临界流体的密度、扩散系数、黏度介于气、液体之间，深层超压水热系统的连通性不随孔隙度减小而减弱(刘巍等,2000)，地表温泉也不会因地震锁闭而停止沸腾.

2.2 重、磁资料

利用全球重力数据库TOPEX地形高程和重力资料，我们计算了鲜水河断裂带构造区的剩余布格重力异常(图3a)；利用购买自航空物探遥感中心的航磁资料(张永军等，2011)，分析了鲜水河断裂带构造区航磁ΔT异常(图3b).

布格重力异常图上(高玲举等，2015)，鲜水河断裂带对应一系列串珠状重力异常，其中，乾宁热水塘至中谷热水塘，串珠状重力异常的轴线随断裂带走向弧形变化；二道桥温泉至海螺沟温泉，串珠状重力异常的轴线向西转折，在断裂带西侧形成梯度变化平缓的低值异常区、在东侧形成梯度变化较大的高值异常区.由于布格重力异常叠加在区域背景场上，不易识别高温水热系统相关的局部异常和微弱短波异常，因此，我们采用空间域非线性曲率滤波方法提取了剩余布格重力异常，结果如图3a所示.图中，乾宁热水塘至中谷热水塘地段，是与断裂带走向一致的负重力异常圈闭，最低异常值Δg<-25 mGal.中谷热水塘以南，鲜水河断裂带东侧为正重力异常圈闭，最高异常值Δg>15 mGal；西侧为负异常圈闭，最低异常值Δg<-25 mGal.川西地区岩石平均密度(刘蓓莉，1994)：片麻岩2.69 g·cm-3，花岗岩2.69 g·cm-3，粉砂岩2.2 g·cm-3，砂岩2.4 g·cm-3.鲜水河断裂带构造区大部分被沉积厚度巨大的三叠系地层覆盖，其上统以岩性为砂岩、粉砂岩、板岩、千枚岩、泥质灰岩为主，下统以炭质板岩、粉砂质板岩夹变质石英细砂岩为主，二者之间界面的密度差值约为0.11 g·cm-3.依据地层界面密度差，以及粉砂岩、砂岩的密度值，我们推测：鲜水河水热活动区的两个负重力异常圈闭(图3a)对应三叠系地层下凹最深部位，且充填厚层低密度粉砂岩、砂岩，是赋存深层超临界地热流体储层的有利构造部位.

图3 鲜水河断裂带剩余重力异常、航磁ΔT异常平面图

川西地区磁场具有东、西向分带特征，由西向东，剧烈变化磁场、平缓磁场、强磁场相间分布(张永军等，2011).鲜水河断裂带位于雅江弱磁场区、丹巴变化磁场区、泸定—冕宁强磁场区之间(图3b),雅江弱磁场区以鲜水河断裂为界与丹巴变化磁场亚区相接，场值变化在-20～0 nT之间.区内主要出露磁性较弱的三叠统地层，岩浆岩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岩为主.丹巴变化磁场区位于鲜水河断裂带东侧，在平缓弱磁场中出现团块状强磁异常，异常强度超过100 nT.区内侵入岩较发育，主要是元古宙中酸性侵入岩和印支-燕山期中酸性、中基性侵入岩，其中辉石正长岩磁化率较强，可引起较大磁异常.鲜水河断裂带东南侧是泸定—冕宁强磁场区，强磁异常呈椭圆状、块状、线状，最大异常值大于400 nT.区内岩浆岩较发育，磁性较强，可引起较强磁异常，从古元古代到喜马拉雅期均有分布，严格受各深大断裂的控制.

2.3 电磁资料

依据前人(武斌等，2011)在康定县榆林河谷地带地热勘查的音频大地电磁测深(AMT)视电阻率ρS剖面(剖面位置见图3)，我们对榆林河谷浅层高温水热系统的水源补给、热源补给、水热循环通道进行了解释，结果如图4.

在施工前严格检查钢板桩的质量，一旦发现质量问题，应及时进行处理，对进场的船只、机械设备及时进行验收，并进行调试，保证其良好的工作状态，同时还要选择经验丰富与专业技术能力强的测量工作人员开展测量放样工作，选择精度满足要求的测量仪器及定位装置，选择合理正确的轴线，并对轴线进行标记，确保钢板桩水上作业的科学性和合理性。

图4 音频大地电磁测深ρS剖面及地热地质分析

榆林河谷主要分布第四系砂、砾石与卵石松散堆积层，二叠系板岩、灰岩、片岩、变质砂岩，以及斜长花岗岩和折多塘黑云母花岗岩.榆林河下游南北向狭长谷地内分布有鲜水河高温水热系统中的榆林宫温泉群，温泉群水温很高.康定—磨西断裂自北而南横切跑马山西坡，是深部热流体的上移通道，河谷两岸第四纪松散堆积层中的孔隙水和基岩裂隙水是渗入地下水的主要补给水源(Zhang et al.，2017).地下水补给过程中，循环通道较深，冷热水循环深度较大(梁云甫等, 1997).

榆林河谷地带地热勘查的AMT视电阻率值ρS剖面如图4a所示.图中，3 km以浅的视电阻率值ρS在1.2～3.3之间，以2.4为界线，可以分出三个视电阻率ρS异常带：高值带ρS>2.4，中值带ρS=2.4，低值带ρS<2.4.结合榆林河谷的水文地质、地热地质特征，我们推测：深部ρS高值带(图4a中红色区域)对应黑云母花岗岩，ρS=2.4等值线包围区域是深层地热水上升的通道.ρS<2.4的低值区(图4a中蓝色区域)自下而上分为三层，下层、中层是水源补给区，并在靠近黑云母花岗岩的区域被混合加热而上升；上层ρS低值区(图4a中顶层蓝色区域)与鲜水河断裂破碎带相关，是底部热水通向地表的通道.图4a剖面0.15 km处曾布设地热验证孔，在230～250 m深度钻获出水量500 m3·d-1、孔口出水温度87 ℃的热水(武斌等，2011).

依据ρS剖面，我们分析了维持浅层高温水热系统的水源补给、热源补给、水热循环通道等水文地质与地热地质条件，如图4b所示.水热系统的水源补给主要来自地表水沿断裂带裂隙渗入；热源补给主要是地下水沿深切地壳的断裂，经深循环、地壳热源加热后成为地热水；榆林宫热泉群是鲜水河高温水热系统的排泄区，其含水地层为多期侵入岩体包围，加之长期活动的继承性深断裂的连接，构成了热流体上涌的良好通道(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017).由ρS低值带标识的水源补给区的冷水，被花岗岩侵入体充分加热进入热储层，热储层岩性为石英片岩、变质砂岩；盖层岩性为板岩与薄层灰岩.AMT方法利用雷电产生的音频(10-1～103Hz)大地电磁场，工作频率较高，适合探测深度几十米至几千米的地电构造，常用于解决浅层水文地质、工程地质问题.浅层高温水热系统中，热水温度不能显著影响热储岩石电阻率，AMT剖面中的视电阻率ρS只能给出控水、控热构造的空间分布，不能给出温度分布.

前人研究(吴福元等，2015)表明，喜马拉雅淡色花岗岩中二云母花岗岩(黑云母花岗岩和白云母花岗岩)形成温度由800 ℃逐渐降低到650 ℃左右.但是，花岗质岩浆的发生是一个渐进过程(张旗等，2007)：如果存在自由水，温度在650 ℃左右，中酸性长英质片麻岩或泥质岩中的低熔组分即可形成熔体；温度大于700 ℃，则白云母脱水熔融；温度大于850 ℃，则黑云母分解熔融.依据花岗岩固相线温度，我们假定图4b中的黑云母花岗岩体温度为650 ℃.

2.4 水热系统热结构

依据本课题组野外地热地质调查的实测资料(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017；李午阳等，2018；Ai et al., 2021)，以及前人发表资料(罗来麟，1994；李晓等，2018；王逸凌等，2020)，我们汇总鲜水河高温水热系统地表出露温泉水温、阳离子温标计算的热储温度、氦同位素、放射性同位素238U、水文地球化学资料(图5)，综合分析局部地热异常与深层超临界地热资源的热结构.

鲜水河高温水热活动区地表出露温泉60%以上是中、高温热泉(图5a),伴有大量地下热水、地热蒸汽等地热资源,具有较大的地热活动规模和强度.例如，榆林宫温泉出露点温度91 ℃，老榆林村(N101.96°，E29.95°)ZK201、ZK203地热钻孔井口温度分别达到150、198 ℃(Zhang et al.，2017).这些温、热泉大多出露在活动构造断裂带上和河谷中，形成八美—乾宁热水塘温泉群、康定中谷—二道桥—榆林宫温泉群、泸定磨西—海螺沟温泉群.断层的控热、控水作用对温泉群水热活动具有明显的影响，例如，康定中谷—二道桥—榆林宫温泉群，北、中段位于鲜水河断裂带张扭性折拐处，温泉沿雅拉河上游河谷出露，温泉水温较高；南段顺着鲜水河断裂带走向，温泉沿雅拉河下游二道桥到老榆林村一带的榆林河谷出露，出露在花岗岩体接触带温泉的水温高于出露在结晶灰岩中的温泉水温，在深切隐伏花岗岩体的断裂交切处出露的温泉水温超过当地沸点(Zhang et al.，2017).

对(5)、(6)、(7)、(8)式SiO2温标和阳离子温标计算的热储温度取平均，并用克里金插值得到热储温度分区，如图5a所示.图5a中可以看出，热泉群泉口最高温度大致与热储温度分区对应，与最近发表的热储结果(李晓等，2018；王逸凌等，2020)具有较好的一致性.研究区明显分为两个热储区，北侧热储温度高，热储温度Tre=230～250 ℃，区内热泉群最高温度分别达到120 ℃、123 ℃、124 ℃、146 ℃、198 ℃；南侧热储温度低，热储温度Tre=160～200 ℃，区内热泉群最高温度分别为68 ℃、89 ℃.热泉温度可以直接测量，而热储温度需要借助地热温标经验公式求取.地热温标虽然是求取热储温度的经验性近似方法，但却对热液样品有很高要求：严格的平衡态、不受冷热水混合影响.鲜水河高温水热系统的热泉大多不满足平衡态要求，因此，图5a中的热储温度只是半定量结果，可以据此定性判断：鲜水河高温水热系统分南、北两个热储分区，北部热储温度高，Tre≥230 ℃；南部热储温度低，Tre≤200 ℃.

图5 鲜水河高温水热系统热结构分析图

鲜水河高温水热区热储温度与壳、幔热结构相关，壳、幔热结构需要通过大地热流Q中地壳热流Qc、地幔热流Qm的比例Qc/Qm、Qm/Q、Qc/Q等参数来确定.由大地热流图(胡圣标等，2001；姜光政等，2016)内插得到鲜水河高温水热区大地热流Q约在62～66 mW·m-2之间(图5b).利用热泉水样中的氦同位素测定结果，我们计算了鲜水河高温水热区两个地点(图5b)的壳/幔热流组分(Zhang et al.，2017).地热流体中的3He通量与地幔热流正相关，4He通量与大陆地壳岩石中放射性元素铀、钍的含量成正比，因此与地壳热流正相关(O′nions and Oxburgh,1983；汪洋，2000).

利用式(9)，我们对鲜水河高温水热区两个水样采测点的氦同位素开展计算.2个水样采测点分别位于榆林村南侧、中谷村北侧，榆林村南侧水样的3He/4He=(0.86～2.48)RA，平均值为1.9RA；中谷村北侧水样的3He/4He=(1.34～1.53)RA，平均值为1.4RA.式(9)计算得：榆林村南侧地壳热流Qc=25.7 mW·m-2、中谷村北侧地壳热流Qc=26.4 mW·m-2，这部分地壳热流基本是地层放射性生热元素铀、钍的贡献.依据中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所1∶5万铀、钍地球化学图，研究区的铀元素等值线如图5b所示.图中，铀元素异常强度高，浓集中心明显.全国铀元素分布特征确定的高铀背景下限为2.84 g/g，异常下限为3.43 g/g，高异常下限为4.17 g/g，特高异常下限为6.12 g/g(付锦等，2014).图5b中，鲜水河高温水热区铀元素等值线在3～7 g/g之间，对应氦同位素两个采样点的区域，是大于6.0 g/g的铀元素特高异常区.铀元素特高异常主要与含铀的中酸性岩浆活动有关，尤其与中、新生代大规模侵入活动紧密相关.钍与铀共生，具有类似的分布特征.因此判断：康定中谷—二道桥—榆林宫温泉群下方，酸性岩浆活动强烈，U、Th元素强烈富集，可能存在花岗岩侵入体，是形成鲜水河水热活动的重要因素，也是深层超临界地热资源的重要热源条件.

2.5 水热系统热状态

地壳的热状态主要受控于构造-热事件和岩石圈深部动力学过程.基于地热地质、地球物理、水文化学资料综合分析，我们认为鲜水河高温水热系统深部热状态模式(Ai et al.，2021)如图6a所示：鲜水河深大断裂带既是地热系统地下水下行补给的重要途经，也是深部热流体携带热量上升至浅表从而产生强烈水热活动的上行通道.鲜水河断裂带产状近乎直立，热源呈线性集中在断裂带附近，温泉、沸泉与鲜水河断裂带平行出露.鲜水河走滑断裂带深切入650 ℃的花岗岩侵入体，岩浆热、剪切摩擦热沿断裂带接触面加热上部地层物质至100 ℃.我们推测：在150～250 ℃温度区间，是鲜水河水热系统地热储层的赋存区域；而在350～400 ℃温度区间，则是深层超临界流体(H2O、CO2)地热资源的赋存区域.

图6 鲜水河高温水热系统热状态分析图

高温水热系统包含H2O和碳酸盐岩地层脱碳酸作用、深部高温变质作用生成的CO2气体.它们组成的热液流体在地壳内循环，不断打破原有热量、化学组分平衡状态.利用压力P、体积V、温度T和组成X之间的热力学方程，可以计算水热系统的地质过程和热状态.图6b给出了热力学方程计算的纯水的相态线，也给出了CO2-H2O二元体系的沸腾压力曲线(段振豪，2010).图中，含CO2流体的沸腾会导致水热系统的温度快速下降，同时，高温地热流体在上升过程中，压力逐渐降低.与鲜水河高温水热系统热储层对应的温度区间230～250 ℃、160～200 ℃，是含CO2流体的沸腾降温、压力降低区.溶解有CO2气体的热液上升时，上升流体中CO2气相压力超过围压，产生气相.由于流体中CO2溶解气体的相对浓度会影响流体沸腾时的压力，因此，CO2质量摩尔浓度不同，水热系统中的沸腾温、压曲线也不同.

图6中，350～400 ℃温度区间的深层超临界地热资源赋存区域，是两相共存的热流体混合体系超临界区.超临界状态下，热流体有许多特殊的热力学性质，一些重要的热物理参数，如，恒压热容、热导率、热扩散速率、压缩系数、膨胀系数等，在近临界点附近的狭小区域内急剧增大，恒压热容甚至趋于无穷大(徐有生等，1995；苏根利等，1998)，在临界点附近形成奇异值分布.由于状态方程的基础是热力学统计平均理论，很难表达数学上的奇异性临界现象，因此目前无法利用状态方程精细、准确预测超临界流体P-V-T性质.

超临界流体的热力学性质和热状态是研究超临界地热资源的重要基础，但是，目前基于统计平均的热力学状态方程可能不适合研究临界点附近的热流体物性参数奇异性，需要在地热地质与水文地球化学采样分析、高温高压测试分析、地球物理综合分析基础上，利用数值模拟方法，研究超临界地热资源流体性质、状态、形成条件与活动规律.利用综合地球物理分析，区分深层超临界地热资源与普通地热资源，是一个亟待研究的课题.普通水热型资源的密度、电导率随温度、压力连续变化，但超临界地热资源在临界点附近，密度、电导率对温度、压力的变化十分敏感，出现明显的异常，这为地球物理勘查超临界地热流体提供了潜在的机遇.开发利用超临界地热资源不仅是地热学前沿课题，也是地球物理勘查的全新方向.目前，国际上对深层超临界地热资源研究正处于探索初期，尚未探讨深层超临界地热资源的地球物理特征，我们需要立足前沿，开展深层超临界地热资源与普通地热资源的地球物理比较研究.

3 讨论

3.1 深层超临界地热资源赋存模式

深层富水环境下岩浆热液体系中超临界地质流体的性质、效应及形成条件是地球科学研究的重要前沿方向(倪怀玮，2020a；倪怀玮等，2020b；高春晓等，2020)，将其作为地热资源开发利用更是地热学的全新探索.认识超临界流体的热力学性质和热状态，揭示超临界地质流体的形成条件与识别标志，建立超临界流体地热资源赋存模式与演化机制，有助于查明鲜水河高温“水热型”地热资源潜力，为国家开展高温地热发电工程建设提供理论指引和技术支撑.

在地球物理探测资料、地热地质采样资料分析基础上，依据川西高温水热系统成因模式(Zhang et al.，2017；Tang et al., 2017)、鲜水河高温水热系统热状态模式(Ai et al., 2021)，我们提出了鲜水河深层超临界地热资源赋存模式，如图7所示.图中，深层超临界地热资源位于康定中谷—二道桥—榆林宫温泉群高温水热系统之下，沿鲜水河断裂带断层破碎带分布.与地表强磁异常(图7a)对应的是深部侵入体，对超临界地热资源的形成、演化具有重要意义.超临界地热资源赋存区的温度约为300～400 ℃，其上，是高温水热系统热储层，热储温度由南向北分别是200 ℃、250 ℃、240 ℃.超临界地热资源由富含H2O、CO2的水热流体组成，其中，地热气体CO2比地热水H2O来源深(图7b)，对热源类型、深部温度、热储层岩性及热流体通道具有重要的指示意义(Karakus，2015；Tian and Pang，2017).图7a是鲜水河高温水热系统热储温度与航磁异常对应分析图，图7b是依据地球物理、地热地质分析提出的鲜水河高温水热系统深层超临界地热资源赋存模式图.

图7 鲜水河高温地热系统深层超临界地热流体赋存模式综合解释推断图

沿鲜水河断裂带分布的热泉群的泉口温度分布具有“北高南低”的趋势(图5a), 两个热储区也是北侧热储温度高、南侧热储温度低.这种特征与水热系统的深部流体运动相关：康定、中谷水热活动区深部具有温度较高的热源，在区域性左旋扭应力、静水压力和水热对流作用下，热水沿鲜水河断裂带上盘向西北方向运移，并依次沿密集断裂上升形成相应的高温热泉.磨西热水区是一系列相间出现的断陷洼地和断陷湖、断裂槽地，热水赋存于二叠系变质岩层内，磨西断裂既是地表水下行补给的通道，也是深部热流体上移的通道，热储构造受此控制，温泉水温不高.因此，形成温泉水温和热储温度均呈现“北高南低”的趋势.

热储区之下是超临界水热流体的赋存区，其深度介于深部热源与浅部热储之间.深部热源(花岗岩体)顶深：由航磁异常ΔT化极的垂向一阶导数dTz推断在3～5 km之间，由音频大地电磁测深(AMT)视电阻率ρS剖面推断在1.7～2.5 km之间.浅部热储的深度：由SiO2温标推算约为930 m.因此，超临界水热流体赋存区的深度大致在0.9～3 km之间，或0.9～1.7 km之间.

3.2 磁异常场源：变质岩？花岗岩？

该区航磁ΔT异常强度、走向与鲜水河断裂带明显相关(裴锡瑜等，1985；高玲举等, 2015)，其中，断裂带东侧的强磁异常中心(N29.75°，E102.21°)位于康定县城东南笔架山一带(图3b)，最大值ΔTmax=596 nT(张永军等，2011).强磁异常区梯度大，边界明显，化极上延10 km后，磁异常依然陡倾、峰值对称，表明磁异常的场源具有较大延深.前人依据153号磁性标本采样点数据(41块斜长角闪岩磁性标本，磁化率κ=(1136～8378)×10-5SI，平均值2988×10-5SI)，推测强磁异常场源“应为康定岩群斜长角闪岩等变质岩”(张永军等，2011).实际上，153号采样点(N29.96°，E102.12°)位于泸定县冷碛镇，距离康定笔架山强磁异常中心约60～70 km，将冷碛镇强磁性岩石推断为笔架山的磁异常场源，过于牵强.虽然，笔架山的二叠系地层磁化率平均值28×10-5SI，三叠系地层磁化率平均值12×10-5SI(高玲举等, 2015)，不足以引起这种超强规模的磁异常，但笔架山附近出露有二长花岗岩，中三叠世时代的二长花岗岩磁性变化较大，磁化率在(5～1062)×10-5SI之间，侵位深度较浅，可引起局部较强的磁异常(张永军等，2011).此外，沿鲜水河断裂带康定段分布的新生界折多山花岗岩体，是距此异常最近、年代最新的火山岩露头点，该岩体锆石U-Pb定年数据13～4 Ma.综合分析认为，康定笔架山强磁异常的场源不是变质岩，可能是隐伏的喜山晚期磁性较强的花岗岩侵入体.

川西侵入岩分布广泛，侵入岩浆活动期次复杂，以喜山期二长花岗岩、花岗闪长岩等中酸性岩类最为发育.此区中酸性侵入岩一般规模较小，大多以岩基、岩墙、岩株或岩脉产出，局部地区小岩体相连(张永军等，2011；高玲举等, 2015).这些侵入岩体在地表形成圆形或椭圆形孤立的高值磁异常，异常区边界清楚，边缘伴随有环行或弧形负磁异常带.为准确圈定笔架山深部侵入岩体，我们利用式(2)计算了ΔT化极异常的垂向一阶导数dTz，结果如图7a所示.图中，dTz的值在-15.56～37.68 nT·m-1之间，侵入岩体产生的磁异常孤立、形态规则、曲线圆滑，西侧、北侧被平缓负异常环绕.dTz突出了侵入岩体产生的局部磁异常，与侵入地质体有更好的对应关系，如果以零值线为喜山晚期侵入岩深部边界，则由等值线拐点和极值点解析或向下延拓，可大致判断侵入岩顶深在3～5 km之间，陡倾下延.我们推测：鲜水河断裂带东侧南部，康定榆林村东边的笔架山下，存在时代较新的浅层花岗质侵入岩体，其顶深约4 km，是形成深层超临界地热流体的重要热源.

3.3 地热气体：CO2

鲜水河高温水热系统各温泉群采集的地热气体样品中，CO2气体体积百分含量普遍较高.康定榆林村、中谷村两个温泉群的温泉气体中有大量CO2溢出，最新地热气体地球化学分析显示(天娇，2021)，榆林村温泉群CO2气体含量在81.24～98.75vol%之间，中谷村温泉群CO2气体含量在69.24～96.83vol%之间.地下水中的CO2主要源于土壤层有机质、碳酸盐岩地层的脱碳酸作用、深部高温变质作用、人类活动使用化石燃料等，利用温泉水样中CO2碳同位素δ13CCO2，可以大致判断CO2来源(赵平等，1998；刘再华等，2000).榆林村热泉群碳同位素比值δ13CCO2值在-9.2‰～-3.3‰之间，平均-5.46‰；中谷村热泉群碳同位素比值δ13CCO2值在-8.5‰～-4.34‰之间，平均-6.09‰(天娇，2021).前人研究表明(Sano and Marty，1995)，幔源CO2的δ13C值约为-6‰±2‰，榆林村、中谷村热泉群碳同位素比值与此接近，因此，CO2气体来源较深.此外，榆林村、中谷村热泉群中，高温热泉的地热水沿断层在地壳深部循环，温度越高，CO2含量越高，也说明CO2源区较深.

榆林村、中谷村热泉群中，来自深层热储的CO2浓度高，表明气体运移通道连通性较好.地热气体中CO2组分的化学性质相对稳定，在储层中运移时，与围岩发生水岩反应影响较小，可以通过示踪物质来源，推测储层温度.地热气体CO2-CH4同位素温度计(Guo et al.，2017；天娇，2021)显示：榆林村、中谷村热泉群水热活动区的热储温度约为240～260 ℃，其南、北两侧热储温度约为200～220 ℃.这一结论与阳离子温标计算的热储温度(图5a)大致相符.高温水热活动区热储之下的地壳温度在300～400 ℃之间，已处于超临界温度区；深部CO2脱气温度约为380～540 ℃，高于海相碳酸盐岩变质温度，低于壳内花岗岩浆熔融温度.

鲜水河高温水热系统主要是沿深大断裂深循环加热的水热系统(Zhang et al.，2017)，过量CO2气体溶入深循环的、碱金属含量较高的地热水中，导致地热水中HCO3含量较高，形成呈碱性的HCO3-Na型为主的地热水(天娇，2021).但随着地热水向浅部运移，减压作用导致CO2脱气，CO2脱气量约为0.4～0.8 mol·L-1(Guo et al.，2017)，温度较高的温泉群，沸泉、喷气孔中富含CO2和H2S的地热蒸汽沿深大断裂的裂隙向上迁移时，淋滤、侵蚀围岩，会伴随出现pH值略小于7的弱酸性热水.鲜水河断裂带温泉水文地球化学研究(王逸凌等，2020)表明，沿断裂带由南向北，温泉热水pH值呈高、低、高分布，磨西镇以北、榆林村之南，温泉水样pH值在7.52～8.4；榆林村以北、中谷村之南，温泉水样pH值在6.12～6.96；中谷村以北、八美之南，温泉水样pH值在7.01～7.94.对比发现，在pH高值背景上出现的低值区，与高温度热储区、高浓度CO2地热气体区对应(图7b)，我们推测：其下方是形成深层超临界地热流体的有利区域.

4 结论

鲜水河高温水热系统深层超临界温、压区的热液活动，是地热学全新的前沿研究方向，具有重要的科学意义和应用价值.通过地球物理、地热地质资料分析，本文主要结论如下：

(1)地震剪切波速VS资料分析表明：鲜水河断裂带浅源小震群下部存在上、下两层热流体系统，下层热流体系统是具有超压的超临界热流体层.浅源小震发生时，下层超压热流体“瞬间”涌入上层热流体系统，并沿鲜水河断裂带地震破裂形成的裂隙运移至地表，在有利地段喷出地表形成沸泉.

(2)重、磁资料分析发现：鲜水河断裂带对应一系列串珠状、负的剩余布格重力异常圈闭，其下低密度粉砂岩、砂岩充填的厚层，是深层超临界地热流体储层赋存的有利构造部位.康定笔架山航磁异常的场源不是变质岩，而是隐伏的喜山晚期花岗质侵入体.

(3)音频大地电磁测深AMT剖面揭示：ρS高值区为黑云母花岗岩，ρS中值区是深层地热水上升的通道，ρS低值区是水源补给区.靠近黑云母花岗岩的补给水源被混合加热而上升，形成热储层，岩性为石英片岩、变质砂岩，盖层岩性为板岩与薄层灰岩.

(4)热结构分析指出：鲜水河高温水热系统分为南、北两个热储区，北侧热储温度高，热储温度Tre=230～250 ℃；南侧热储温度低，热储温度Tre=160～200 ℃.氦同位素水样测定结果与铀元素等值线分布表明，康定中谷—二道桥—榆林宫温泉群下方存在酸性岩浆活动，是形成鲜水河水热活动的重要因素，也是形成深层超临界地热资源的重要热源条件.

(5)热状态分析认为：鲜水河深大断裂带是深部热流体携带热量上升至浅表产生强烈水热活动的通道，在160～250 ℃温度区间，是鲜水河水热系统地热储层的赋存区域；在350～400 ℃温度区间，是深层超临界流体(H2O、CO2)地热资源的赋存区域.在近临界点附近，两相共存的CO2-H2O二元体系中，CO2流体的沸腾会导致水热系统的温度快速下降.

(6)鲜水河深层超临界地热资源赋存模式：隐伏于康定笔架山下、喜山晚期花岗质侵入体，是深层超临界地热流体的重要热源.随温泉水大量溢出的高浓度CO2地热气体，脱气温度约为380～540 ℃，位于H2O超临界温度区(Tc=374.3 ℃)下方，因此，CO2来源深度大于高温水热系统中H2O的来源深度.鲜水河高温水热系统是沿深大断裂、深循环加热的水热系统，以碱性HCO3-Na型地热水为主，但温度较高的沸泉、喷气孔中，富含沸腾的CO2地热蒸汽向浅部运移时，淋滤、侵蚀围岩，伴随出现pH值略小于7的弱酸性热水.pH低值区与高温度热储区、高浓度CO2地热气区重合，其下方就是深层超临界地热流体赋存区.

致谢感谢中国科学院地质与地球物理研究所薛国强研究员在成文过程中的讨论建议.