周曉成 王萬麗 李立武 侯建民 邢藍田 李中平 石宏宇 顏玉聰

1. 中國地震局地震預測研究所，北京 1000362. 中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院，蘭州 7300003. 中國地震臺網中心，北京 100045

受印度板塊持續(xù)的向北推移和歐亞大陸阻擋的雙重影響，青藏高原長期處于近南北向的擠壓環(huán)境，發(fā)生在高原內部和各塊體邊界的構造變形主要表現為向北推移、縮短加厚，以及向東擠出等(鐘大賚和丁林, 1996; Tapponnieretal., 2001; 許志琴等, 2013)。新生代早期以來，青藏高原向東擠出導致了川滇菱形塊體的形成。受到華南塊體的阻擋，川滇菱形塊體向南南東方向逃逸，并圍繞喜馬拉雅東構造結順時針旋轉(鄧起東等, 2002; 張培震, 2008)。川滇塊體是青藏高原東緣側向擠出最強也是最具代表性的活動塊體?，F如今，川滇地區(qū)地面高程變化劇烈、深大斷裂縱橫展布、強震頻發(fā)，是高原物質向東和東南逃逸的主要通道(徐錫偉等, 2005; 吳中海等, 2015; 朱介壽等, 2017)。川滇塊體的西北邊界金沙江斷裂是一條多期活動的縫合線，其中北段被認為屬于晚更新世-全新世活動段，第四紀時期因受青藏高原擠出運動的影響而表現出右旋走滑兼逆沖性質(王二七等, 2018)；川滇菱形塊體的西南邊界紅河斷裂帶是一條右旋走滑斷裂(許志琴等, 2012; 鄧起東等, 2002; 徐錫偉等, 2003)。金沙江-紅河斷裂帶內地熱活動強烈，有大量溫泉出露，為深部流體運移提供有利條件(Tangetal., 2017)。

美國圣安地列斯斷裂(Kulongoskietal., 2013)，土耳其北安納托利亞斷裂(Italianoetal., 2009)和日本大量非火山斷裂地區(qū)(Umeda and Ninomiya, 2009)等溫泉氣體氦同位素和碳同位素時空變化與斷裂活動之間的關系研究結果顯示，斷裂活動強列區(qū)域是深部物質運移的良好通道；活動斷裂帶內溫泉氣體氦同位素比值較高的區(qū)域，其深部通常存在明顯的高導低速區(qū)。因此，活動斷裂帶溫泉氣體氦同位素和碳同位素時空變化調查結果，可以定量地獲得不同比例幔源氦和二氧化碳的時空變化特征(Zmazeketal., 2002)，進而研究活動斷裂帶的活動性與溫泉氣體中幔源氦和二氧化碳的關系。

迄今為止，青藏高原已經開展了大量溫泉氣氦同位素和碳同位素的調查研究，為深刻理解區(qū)域構造地質特征提供了有益參考。例如，青藏高原中部和南部的溫泉研究結果表明，青藏高原中部存在大量的深部流體上涌(Yokoyamaetal., 1999; Newelletal., 2008; Luoetal., 2014)。青藏高原東緣鮮水河斷裂、安寧河斷裂和理塘斷裂，以及通關火山和騰沖火山的研究發(fā)現，在通關火山和騰沖火山以及康定地區(qū)有大量的深部物質上涌現象(趙慈平等, 2012; 郭正府等, 2014; Zhouetal., 2015, 2017)。由于地質條件復雜，對金沙江-紅河斷裂帶還沒有進行深入的溫泉氣調查研究，為了探討該斷裂帶是否也存在深部流體上涌現象及其可能的時空變化，近幾年對其進行了系統(tǒng)的溫泉氣體地球化學研究，并為金沙江-紅河斷裂帶未來溫泉氣體地球化學地震監(jiān)測、礦產資源評價，以及環(huán)境研究提供基礎數據。

1 地質概況

金沙江-哀牢山縫合帶夾持于西側蘭坪-思茅地塊(北印支地塊)與東側華南板塊之間，總體呈北西-南東向展布，包括北段金沙江縫合帶和南段哀牢山縫合帶兩個分支；其分別經歷了前寒武紀-志留紀時期的原特提斯旋回、泥盆紀-三疊紀的古特提斯旋回、二疊紀-白堊紀的中特提斯旋回(侯增謙等, 2004; 許志琴等, 2012)及新生代時期的新特提斯旋回(Dengetal., 2014)。始于新生代的印度-歐亞大陸碰撞造山過程分為主碰撞(65～41Ma)、晚碰撞(40～26Ma)和后碰撞(25～0Ma)3個階段；其中，晚碰撞造山作用發(fā)生于印度與亞洲大陸的持續(xù)匯聚和SN向擠壓背景之下，青藏高原東緣主要是以大規(guī)模走滑剪切為特征(侯增謙等, 2006)，以青藏高原東緣三江地區(qū)表現最為顯著，發(fā)育了一系列由北北西至南北向深大斷裂組成的大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)，即著名的金沙江-紅河走滑斷裂系統(tǒng)(侯增謙等, 2004; 2006; Xuetal., 2012)。沿走滑斷裂廣泛發(fā)育新生代富堿侵入巖和鉀質火山巖，構成著名的長達～1000km的金沙江-紅河富堿巖漿巖帶(簡平等, 1999; 侯增謙等, 2004, 2006)。金沙江-紅河斷裂帶帶內大型Au礦帶(63～28Ma)受大規(guī)模走滑剪切作用控制，受控于統(tǒng)一的深部作用過程，與軟流圈上涌導致的幔源或殼/?；煸磶r漿活動密切相關(侯增謙等, 2006)。金沙江斷裂帶曾經是一條強烈活動的超巖石圈斷裂帶，也是切穿整個地殼深入地幔的巨型深斷裂帶。紅河斷裂帶北起青藏高原東部，斜貫云南及越南北部，向東南延伸進入南海海域，總體呈北西-北西西走向，長達1000余千米，是我國西南地區(qū)地質時期最為重要的一級構造單元邊界斷裂帶(武精凱等, 2019)。

2 測量方法

2015年3月～2019年7月，經過5次考察，在金沙江-紅河斷裂帶內采集54個溫泉氣體樣品(圖1、表1)，溫泉氣體采樣容器為500mL的玻璃瓶，野外現場利用排水取氣法采集。溫泉氣樣品的N2、H2、CO2、O2、CH4和Ar組分使用Agilent Macro 3000便氣相色譜儀實驗室測量，測量精度估計如下：其含量1%～100%時相對標準偏差<0.5%，含量0.01%～1%時相對標準偏差<1%，含量0.001%～0.01%時相對標準偏差<2%，而含量0.0001%～0.001%時相對標準偏差<5%(Zhouetal., 2015)。溫泉氣樣品中He、Ne和C同位素是在中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院油氣資源研究中心分析測試量的，溫泉氣He、Ne和Ar的濃度以及同位素使用Noblesse稀有氣體同位素質譜儀進行分析，氦同位素測量中R值在1×10-7以上時，測試誤差是±10%，在1×10-8～1×10-7的測量數據誤差是±15%(Caoetal., 2018)。碳同位素比值是用Delta Plus XL質譜計分析完成的，該儀器由美國Thermo Finnigan公司制造，由HP6890氣相色譜、燃燒/轉換爐、接口和DeltaPlusXP質譜計組成；穩(wěn)定碳同位素組成用δ13C表示；13C/12C的精度為0.6‰(Lietal., 2014)。

表1 金沙江-紅河斷裂帶溫泉點位置以及周圍出露巖性

圖1 金沙江-紅河斷裂溫泉氣體采樣點分布圖(a)青藏高原地形圖；(b)川滇地形圖和采樣點位置圖，活動斷裂據吳熙彥等(2018)Fig.1 Location of sampling sites of hot spring gas along Jinshajiang-Red River fault(a) topographic map of the Tibetan Plateau; (b) topographic map of the study area are shown in Fig.1a, active faults after Wu et al. (2018). Location of gas sampling sites of hot spring gas along Jinshajiang-Red River fault. Abbreviations: JSJF-Jinshajiang fault; RRF-Red River fault; LTF-Litang fault; XSHF-Xianshuihe fault; LMSF-Longmenshan fault; BTF-Batang fault; XLF-Xiaojinhe-Lijiang fault; Qiaohou-Weixi fault-QWF; Zhongdian fault-ZDF; Anninghe falult-ANF; Zemuhe fault-ZMHF. Blue triangles represent as hot springs

3 測量結果

從溫泉氣體的濃度數據可以看出(表2、圖2)，根據氣體主要組分可以將溫泉劃分成兩大類型，第一類是CO2濃度為主要組成部分，有28個溫泉，CO2濃度平均值大于50%，其范圍是54.42%～99.32%。第二類是N2為主要組成部分的溫泉，有23個溫泉，其溫泉氣中N2濃度平均值的范圍是55.34%～97.90%。所有溫泉氣中He的濃度平均值范圍是1.1×10-6～1587×10-6，H2的濃度平均值范圍是1.7×10-6～514.0×10-6，CH4的濃度平均值范圍是0.01%～15.54%。3He/4He(R/Ra)值的平均值分布范圍是0.04～0.62，δ13CCO2(PDB)值的平均值分布范圍為-23.6‰～-2.9‰，δ13CCH4(PDB)值分布范圍為-63.7‰～-14.1‰(表2)。

圖2 溫泉氣體組分濃度累計體積百分比Fig.2 Cumulative volume percentage of concentration of hot spring gas

4 討論

4.1 溫泉氣體的來源

4.1.1 He

金沙江-紅河斷裂帶溫泉氣樣品的3He/4He值均小于0.7Ra， 表現出典型殼源氦的特征。幔源、殼源和空氣中的He各自具有特征的3He/4He比值，分別為(1.1×10-5～1.4×10-5、2×10-8和1.39×10-6(Mamyrinetal., 1970; Ozima and Podosek, 1983)。對3He/4He值進行大氣校正(Rc/Ra)后可以計算出幔源He的百分比(Sano and Wakita, 1985)。金沙江-紅河斷裂帶溫泉幔源氦的比例平均值范圍是0～7.5%，因此，溫泉氣體中氦主要是地殼來源(圖3、表2)。有29個溫泉氣體中有明顯的幔源氦(平均值>2%)(表2)。在火山地區(qū)很容易能觀察到大量的幔源氦，如騰沖火山(趙慈平等, 2012)和五大連池火山(Xuetal., 2013)，然而，在金沙江-紅河斷裂帶沒有新生代的活火山，不可能是火山地區(qū)幔源氦釋放。金沙江-紅河斷裂帶為幔源氦向上運移提供了很好的通道；幔源氦沿著深大斷裂向上運移過程中，被來自殼源氦的稀釋，這個現象在鮮水河斷裂帶也同樣觀察到(Zhouetal., 2015)。另外，金沙江-紅河斷裂帶內廣泛發(fā)育的新生代富堿侵入巖和鉀質火山巖鋰含量范圍在4.7×10-6～33.2×10-6(Tranetal., 2014)，幔源氦也不可能是6Li的衰變產生的3He和核彈爆炸過程中氚衰變產生的3He(Yokoyamaetal., 1999)。在金沙江-紅河斷裂帶氦同位素相對較高的區(qū)域是幔源氦沿斷裂向上逸散到地表的結果。

圖3 54個溫泉氣體中3He/4He與4He/20Ne比值平均值的關系圖不同端元的值：空氣(3He/4He=1.4×10-6, 4He/20Ne=0.318)；地幔(3He/4He=12×10-6, 4He/20Ne=100,000)；地殼(3He/4He=0.02×10-6, 4He/20Ne=100,000)(據Ozima and Podosek, 1983; Ballentine et al., 2005)Fig.3 Plot of 3He/4He vs. 4He/20Ne average ratios in 54 samples of hot spring gasMixing lines between the atmosphere and upper mantle and the atmosphere and crust were calculated using the end members: air (3He/4He=1.4×10-6, 4He/20Ne=0.318), upper mantle (3He/4He=12×10-6, 4He/20Ne=100,000), old continental crust (3He/4He=0.02×10-6, 4He/20Ne=100,000) (after Ozima and Podosek, 1983; Ballentine et al., 2005)

4.1.2 CO2

溫泉氣含碳化合物的碳同位素組成包含豐富的重要信息(Hilton, 1996; Kulongoskietal., 2013)。大量研究結果顯示，有機成因CO2的δ13CCO2一般都<-10‰，主要分布在-30‰～-10‰之間；無機成因二氧化碳的δ13CCO2一般重于-8‰，主要分布在-8‰～+3‰之間。無機成因二氧化碳中，由碳酸鹽巖變質成因二氧化碳的δ13CCO2值接近于碳酸鹽巖的δ13CCO2值，在0±3‰左右，火山-巖漿成因和幔源成因二氧化碳的δ13CCO2=-6‰±2‰(Javoyetal., 1986; Sano and Marty, 1995)。溫泉氣體中各種來源的CO2的碳同位素存在重疊，不能通過碳同位素直接得出CO2的主要來源，另外，溫泉氣體中的二氧化碳在物理化學過程中相比氦有更多同位素分餾(Hilton, 1996)。利用δ13CCO2與CO2/3He的比值的關系來解析CO2的來源是經常使用的方法(圖4)(Sano and Marty, 1995; Barryetal., 2013)。溫泉氣體中的CO2來源主要分成3個來源端元，分別是幔源(M)：CO2/3He=2×109，δ13C=-6.5‰；灰?guī)r來源(L)：CO2/3He=1×1013，δ13C=0‰；和沉積有機質來源(S)：CO2/3He=1×1013，δ13C=-6.5‰(Sano and Marty, 1995; Marty and Jambon, 1987; O’Nions and Oxburgh, 1988)。利用以上方法計算溫泉氣體中不同來源CO2時，以下兩種情況的溫泉氣體不適合，一是溫泉氣體中主要組分是氮氣的點；二是溫泉氣體中CO2因方解石沉淀而損失(Rayetal., 2009)，濃度平均值低于75%的點，金沙江-紅河斷裂帶溫氣體中CO2定量計算結果見表3。金沙江-紅河斷裂帶溫氣體中CO2幔源組成比例平均值范圍是0.01%～4.2%，灰?guī)r來源范圍是66.9%～93.7%，有機成因來源6.3%～31.6%。這表明金沙江-紅河斷裂帶溫泉氣體中主要組成是CO2的點，其CO2主要來自三疊紀碳酸鹽巖熱分解以及碳酸鹽巖的溶解(尹福光等, 2014)。在川西理塘斷裂和鮮水河斷裂的溫泉氣體中CO2也是主要來自灰?guī)r的熱解，比例超過80%(Zhouetal., 2015, 2017)。大量的溫泉位于中生代灰?guī)r區(qū)(尹福光等, 2014)，而二氧化碳濃度低，N2濃度高的點多位于金沙江蛇綠巖區(qū)和哀牢山混合巖區(qū)(尹福光等, 2014)。

表3 溫泉氣體中CO2來源比例

圖4 溫泉氣體中CO2/3He-δ13CCO2的關系Fig.4 Plot of CO2/3He vs. δ13CCO2 for the bubble gas samples in the JSJ-RRFThe end-member compositions for sedimentary organic carbon (S), mantle carbon (M) and lime stones (L) are δ13CCO2=-30‰, -6.5‰ and 0‰; and CO2/3He=1×1013, 2×109 and 1×1013, respectively (Sano and Marty, 1995). The trajectories for binary mixing between M and L, M and S, and L and S are shown in the diagram

δ13CCH4-δ13CCO2的關系圖5中可以看出，金沙江-紅河斷裂帶溫泉點(8，10，18，19，27，31，33，35，43，45，50，51，52，53，54)氣體中有機成因的CO2主要是甲烷氧化形成。

圖5 δ13CCO2-δ13CCH4關系圖(底圖據Woltemate et al., 1984)Fig.5 Cross plot of δ13CCO2 vs. δ13CCH4 in gas samples (base map after Woltemate et al., 1984)

4.1.3 CH4

金沙江-紅河斷裂帶溫泉氣中的CH4的濃度都低于6%，只有溫泉36號點，其濃度達到15.54%(表2)。碳同位素δ13CCH4-δ13CCO2關系(圖5)顯示，溫泉點2、4、11、20、28、32和41的氣體甲烷是無機成因，其它溫泉點氣體甲烷主要是有機成因。溫泉點26、44和47的氣體CH4是甲烷產生菌在嚴格厭氧的條件下形成。龍門山斷裂帶溫泉中也發(fā)現有類似來源的甲烷(Zhengetal., 2013)。溫泉點36的氣體CH4主要是二氧化碳還原形成的。

4.1.4 H2

斷裂帶內的氫氣可能有以下幾個來源：(1)H2作為深源氣體，地球在形成時，地球內部就儲存有大量的H2，這些H2會延著地球的薄弱地帶逸散到大氣中(Neal and Stanger, 1983)；(2)斷裂破裂，硅酸巖新鮮巖石面發(fā)生水巖反應產生氫氣(Kamedaetal., 2003)，活動斷裂帶活動性越強，斷裂帶內硅酸巖新鮮破裂面越發(fā)育，產生的H2越多(Kitaetal., 1982)(3)在巖石中U和Th元素在放射性衰減過程中與水產生高濃度氫氣(Linetal., 2005)；(4)橄欖石蛇紋石化過程中產生大量氫氣(Katayamaetal., 2010)；(5)土壤有機質在厭氧細菌發(fā)酵過程中產生氫氣(Libertetal., 2011)。由于H2是世界上已知的密度最小的氣體，很強的擴散性和穿透性，難溶解于水，在地殼深部向上運移過程中受大氣降水中溶解氫氣污染輕微，是非常好的示蹤氣體(Neal and Stanger, 1983)。

4.2 溫泉氣體空間變化與斷裂活動性的關系

金沙江-紅河斷裂帶溫泉水的溫度、氣體中氦氣的濃度和氦同位素校正值從北向南，呈增加的趨勢(圖6)。這種趨勢變化主要與青藏高原東緣地殼從南向北增厚有關。地殼厚度的增加，增加了幔源氦向上運移的距離，受到殼源氦的混染程度越高(Yokoyamaetal., 1999)。青藏塊體從邊緣向內部莫霍面深度和地殼厚度加深和增厚，分別為52～62km和54～66km；四川盆地莫霍面深度為38～42km；從南東向北西川滇菱形塊體莫霍面深度為42～62km；紅河斷裂帶以西的滇西地塊，從南向北莫霍面深度為34～52km；龍門山、紅河斷裂帶是莫霍面深度變化的梯度帶；紅河斷裂帶兩側自北向南莫霍面深度差異逐漸增加(徐志萍等, 2018)。川西高原深部呈現下地殼以增厚為主，中地殼以熱塑性變形為主，上地殼以塊體走滑變形為主的地殼結構特點(高玲舉等, 2015)。

圖6 溫泉水的溫度和溫泉氣體中的He、H2、氦同位素校正值空間變化(a)溫泉采樣點分布；(b)溫度；(c) He；(d) H2；(d)氦同位素校正值Fig.6 Geographic distribution of the concentration of He and H2, 3He/4He (Rc/Ra) in bubbling gas along the JSJ-RRF (a) sampling sites; (b) water temperature of hot spring; (c) He; (d) H2; (e) 3He/4He (Rc/Ra)

溫泉水溫、溫泉氣體中氫氣的濃度和氦同位素校正值從北向南出現3個明顯的峰值。這3個峰值位于金沙江-紅河斷裂帶內的三個斷裂交匯區(qū)域(圖7)。斷裂交匯區(qū)域，斷裂縱橫交錯，裂隙發(fā)育，有利于深部流體(He、H2和CO2等)向上運移(Kamedaetal., 2003; K?mpfetal., 2013)。第一個峰值出現在北東向的巴塘斷裂與近南北向的金沙江主斷裂交匯區(qū)域；巴塘斷裂走向北東與近南北向的金沙江主斷裂相交。金沙江斷裂帶由西界斷裂(金沙江縫合帶西界)、東界斷裂(中咱推覆體東界)和金沙江主斷裂等3條主要斷裂和西支斷裂、巴塘斷裂以及其他一些近南北向次級斷裂組成，寬約50～60km，總體走向近南北向，控制不同構造層的邊界；大致以巴塘斷裂和德欽-中甸-大具斷裂為界，金沙江斷裂帶可分為北、中、南3段；南段即維西-喬后斷裂和中甸-龍蟠-喬后斷裂帶(周榮軍等, 2005; Xuetal., 2012)。金沙江斷裂帶，居里面形成局部抬升，深部可能存在高溫地熱異常源(高玲舉等, 2015)。第二個峰值位于紅河斷裂與中甸斷裂、劍川斷裂、喬后-維西斷裂交匯區(qū)域；維西-喬后斷裂右旋走滑特征明顯，與紅河斷裂相連，北與金沙江斷裂相接，新生代以來具有與紅河斷裂和金沙江斷裂相似的運動學特征、相同的地質演化歷史和構造變形機制，是紅河活動斷裂的北延部分(常祖峰, 2015)。在中甸構造帶和鹽源-永勝構造帶深部殼幔存在大規(guī)模低阻異常，這可能與地下局部熔融體和地熱流有關(李文軍等, 2016; 羅愫等, 2020)。第三個峰值位于小江斷裂、奠邊府斷裂與紅河斷裂的交匯區(qū)域小江斷裂帶南段位于近SN向的鮮水河-小江斷裂系與NW向的紅河-哀牢山斷裂系的交會地帶(韓竹軍等, 2017)。奠邊府斷裂現今的左行走滑與紅河斷裂現今的右行走滑共同組成了一組共軛斷裂系(唐淵等, 2009)。在金沙江-紅河斷裂的三個斷裂交匯區(qū)，P波波速相對8.0km/s，都存在明顯的低速區(qū)(Leietal., 2014)。在紅河斷裂帶西北端部和小江斷裂帶下方有兩個下地殼低速區(qū)，其方位各向異性程度與上地殼相當(高原等, 2020)。這在美國西部也同樣觀測的這種現象，P波速低地區(qū)對應氦同位素較高(Newelletal., 2005; Huetal., 2018)。在斷裂交匯區(qū)域，斷裂發(fā)育，為深部流體向上運移提供了很好的通道，同樣在鮮水河斷裂、龍門山斷裂和磨西斷裂交匯處，有大量的幔源氦運移到地表(Zhouetal., 2017)。

圖7 金沙江-紅河斷裂地震活動性與幔源氦比例的關系Fig.7 The relationship between seismic activities with percentage of mantle-derived He in hot spring gases along the JSJ-RRF

青藏高原東南緣的川滇地區(qū)殼幔變形特征及地球動力學模式一直是研究的熱點問題之一。青藏高原演變的“下地殼流模型”在當前國際地學界很流行。因而，尋找下地殼流存在與否的證據，是地球科學必須面對的一個科學問題。第一個可能的通道，在川滇菱形塊體的北部，殼內存在異常低波速區(qū)，且主要分布于中下地殼，跨過麗江-金河斷裂，波速值有所增加，低速層的埋深也減小，但低速區(qū)的橫向分布不均。第二個可能的通道，在云南地區(qū)，殼內低速區(qū)的分布范圍較大，但主要分布在滇中地區(qū)，且低速區(qū)似乎被小江斷裂和金沙-紅河斷裂限制在特定的區(qū)域內(王蘇等, 2015)。川西和滇西地區(qū)地殼內部熱流為地熱高值區(qū)(唐晗晗等, 2020)。金沙江-紅河斷裂帶內的溫泉氣體中氦同位素校正值的第一個峰值和第二個峰值都位于第一個可能的通道內，第三個峰值位于第二個可能的通道內。然而，要從地球化學方面解釋“下地殼流模型”，需要在川滇地區(qū)進行高密度溫泉氣體地球化學采樣研究，高分辨率的刻畫下地殼流空間分布特征。

金沙江-紅河斷裂帶內的每個溫泉幔源氦比例平均值從0～7.5%。騰沖火山地區(qū)大滾鍋幔源氦比例是43.9%(2015年4月1日，Zhangetal., 2016)；鮮水河斷裂灌頂溫泉幔源氦比例44%(2009年6月1日, Zhouetal., 2015)；理塘斷裂查卡和道班溫泉幔源氦分別是8.1%(2016年4月28日)和10.5%(2013年5月18日)(Zhouetal., 2017)；與以上川滇的深部流體上涌地區(qū)相比，金沙江-紅河斷裂的幔源氦貢獻率低于以上地區(qū)，地震活動性也比以上地區(qū)低(圖7)。

4.3 溫泉氣體中氦同位素時間變化

2015年3月至2019年6月，紅河斷裂帶溫泉點53和54號的氣體氦同位素校正值有明顯的上升趨勢，23號的氣體氦同位素校正值呈現先上升后下降的變化，其它點沒有明顯的變化(圖8、圖9)。在2016年5月4日個舊4.7級地震前，溫泉點53和54的氣體氦同位素有明顯上升，地震后下降，之后又繼續(xù)上升。從1970年至2004年，紅河斷裂南段發(fā)生了三次震級超過5.0的地震，包括1972年1月23日5.8級(震源深度：20km)、1977年9月30日5.1級(震源深度：18km)、1995年4月25日5.9級(震源深度：33km)等地震。從2004年1月開始，區(qū)域地震活動性出現上升的趨勢(圖9)，這可能與紅河斷裂南段深部流體上涌增加有關。這個區(qū)域溫泉氣氦同位素值的上升表明出現了大量深部流體的上涌，可能對斷裂有一定的弱化作用(Cappa and Rutqvist, 2012; Klempereretal., 2013)，并增加了斷裂內部孔隙壓力(Giammancoetal., 2008; Terakawaetal., 2013)，對地震的孕育和發(fā)生起到重要的促進作用(Fulton and Saffer, 2009; Br?ueretal., 2011)。從2016年3月至2018年3月，23號溫泉氣體氦同位素校正值上升和下降過程中，周圍100km沒有發(fā)生地震，22號與23號溫泉相距4.6km，氦同位素校正值變化幅度小，這可能是深部流體上涌幅度小，持續(xù)時間短，未能引起地震的發(fā)生。目前，金沙江-紅河斷裂帶氦同位素監(jiān)測時間間隔長，對地震預測的分辨率不夠，需要將來進行高密度的長時間段觀測，進一步觀察相應的這種變化。

圖8 溫泉氣體中Rc/Ra的時間變化Fig.8 Temporal variations of Rc/Ra values

圖9 紅河斷裂南段地震活動性與校正氦同位素時間變化的關系Fig.9 The relationships between seismic activities with of Rc/Ra valuesEarthquakes (Ms≥3.0) occurred from 1/1/1970 to 1/4/2020, in the area with longitude range from 101.6345° to 103.875732°, latitude range from 22.654572° to 23.825551°

5 結論

(1)根據溫泉氣體組分特征，金沙江-紅河斷裂帶的溫泉主要分成兩大類，一類是以CO2為主要組分，另一類是以N2為主要組分；溫泉氣體中的氦主要是殼源，二氧化碳主要是來自灰?guī)r裂解。

(2)金沙江-紅河斷裂帶溫泉氣體氫氣和氦氣的同位素出現三個明顯的峰值，分別在金沙江與巴塘斷裂交匯區(qū)、中甸斷裂與紅河斷裂交匯區(qū)，以及紅河斷裂帶南段與小江斷裂和奠邊府斷裂交匯區(qū)出現。

(3)金沙江-紅河斷裂帶幔源物質的上涌釋放與區(qū)域地震活動性具有很好的對應關系，并對區(qū)域地震的孕育和發(fā)生具有促進作用。

致謝感謝四川省地震局杜方研究員和云南省地震局付虹研究員為野外測量提供的大力支持；非常感謝審稿專家給予的寶貴修改建議。