姜 哲，周 訓,2，陳柄樺,2，陶廣斌，李 狀，曹入文，隋麗嬡

(1.中國地質大學(北京) 水資源與環(huán)境學院，北京 100083;2.中國地質大學(北京) 地下水循環(huán)與環(huán)境演化教育部重點實驗室，北京 100083)

0 引 言

地熱系統(tǒng)是指按照其地質、水文和能量傳遞的特點，通過水、蒸汽等流體將分散的熱能量聚集運移，并在適宜的環(huán)境構成能量資源的系統(tǒng)[1]。Rybach和Muffler[2]根據(jù)地質環(huán)境和熱量傳遞方式將地熱系統(tǒng)分為對流型及傳導型兩大類，目前此分類一直為國際地熱界沿用。我國是地熱資源相對豐富的國家，地熱資源總量約占全球的7.9%[3]，以中低溫地熱資源為主，主要分布于大型沉積盆地和隆起山地的斷裂帶上[4]，高溫地熱資源主要分布在藏南、滇西、川西和臺灣地區(qū)，現(xiàn)已發(fā)現(xiàn)高溫地熱系統(tǒng)200多處[5]。按構造成因，可將我國的地熱資源分為沉積盆地型地熱資源和隆起山地型地熱資源兩大類型[6]。王建國等[7]應用地表地球化學方法分析沉積盆地型地熱系統(tǒng)與隆起山地型地熱系統(tǒng)的特點，得出最有利富熱部位的有效地球化學判識指標，并認為二者在地球化學異常模式上存在很大差異。譚肖波等[8]認為山東高青縣地下熱水屬于沉積盆地型地熱資源，地下熱水沉積封閉、徑流緩慢、礦化度高。溫煜華等[9]分析甘肅武山地熱田地下熱水的氫氧同位素特征，得出地下熱水主要來源為山區(qū)大氣降水。拓明明等[10]對重慶地區(qū)部分溫泉進行研究，得出重慶溫泉出露主要受背斜構造的控制，屬于盆地-出露型地下熱水分布類型。盧麗等[11]通過計算四川昭覺縣竹核溫泉的補給高程、循環(huán)深度、冷熱水混合比例等，總結了該溫泉的成因模式。Fournier和Rowe[12]提出地下熱水在上升過程中，隨著溫度降低，水中SiO2的含量十分穩(wěn)定，可以用于估算地下熱水的熱儲溫度。Reed等[13]提出多礦物飽和指數(shù)法，以多種礦物同時達到平衡時的收斂溫度作為熱儲溫度。Giggenbach[14]創(chuàng)立了Na-K-Mg等一系列三角圖，用來判斷地熱流體中的物質來源。Pang和Reed[15]針對水化學數(shù)據(jù)中經(jīng)常缺失Al的情況，提出固定鋁的方法來修正Q/K圖，使熱儲溫度的計算結果更準確。Mohammadi等[16]利用多礦物飽和指數(shù)法來估算伊朗Zagros地區(qū)地下熱水熱儲溫度。黃珣等[17]應用固定鋁的方法修正Q/K圖來計算康定中谷地區(qū)熱儲溫度，取得了較好的計算結果。

前人自20世紀60年代以來，開展了四川康定市的地質和地熱地質的研究工作。劉再華等[18]對四川黃龍溝、康定和云南中甸下給3個地熱系統(tǒng)進行分析，得出3個地熱系統(tǒng)中CO2源自石灰?guī)r變質CO2和幔源CO2混合。卞躍躍等[19]認為康定雅拉河、榆林河地區(qū)地下熱水是由大氣降水在山區(qū)的補給區(qū)入滲，向下徑流至儲集層，然后受地下深部熱源加熱形成。李玥樾和李曉[20]對康定二道橋至榆林宮54個熱水點的出露情況進行綜合分析，發(fā)現(xiàn)所有熱水均沿著斷裂及水系分布。郭琦和Guo等[21-22]認為康定北部雅拉鄉(xiāng)地區(qū)地下熱儲層為三疊系變質巖(板巖)，深部地下熱水補給來源可能為冰雪融水單一補給，而康定南部榆林宮地區(qū)則分為深部的黑云母花崗巖熱儲和淺部的二疊系變質板巖熱儲，深部地下熱水補給來源可能為巖漿水和冰雪融水的混合補給，并總結了地下熱水的循環(huán)模式。陳炳樺[23]對康定南部榆林宮地區(qū)溫泉的水化學特征進行了分析，并開展反向水文地球化學模擬，得出地下水在徑流過程中發(fā)生的礦物溶解-沉淀反應。本次研究在野外調(diào)查和采樣測試的基礎上，分析了康定市北側二道橋溫泉(SC107、SC107-2)，以及附近人工鉆成的自流熱水井，即康巴人家溫泉(SC107-3)、自流熱水井(SC107-4)和自噴熱水井(SC107-5)的出露特征，以及溫泉的補給來源、補給區(qū)高程、補給區(qū)溫度，利用SiO2地熱溫標和多礦物飽和指數(shù)法估算熱儲溫度，并總結了該地區(qū)溫泉的成因模式，可為二道橋地區(qū)的地熱勘查和開發(fā)利用提供重要依據(jù)。

1 區(qū)域地質背景

1.1 地質概況

本次研究的5個溫泉 (鉆井)位于康定市以北1～3 km的雅拉河兩岸，雅拉河由北向南流到康定市區(qū)，匯入康定河，向東流入大渡河。區(qū)域內(nèi)地形高差較大，區(qū)內(nèi)最高點，即貢嘎雪山主峰海拔7 556 m，而河谷地區(qū)海拔在1 500 m左右，巨大的地形高差使地下水獲得山區(qū)的大氣降水向下入滲補給后極易進行深循環(huán)，這也是區(qū)內(nèi)地下熱水形成的重要因素之一。研究區(qū)屬于亞熱帶季風氣候，年平均氣溫7.1 ℃，年平均降水量832 mm，降雨主要集中在5—9月，占全年降水量約77%。

研究區(qū)在大地構造上地處松潘—甘孜地塊，位于地中?！柴R拉雅地熱帶東部的鮮水河走滑斷裂帶上。鮮水河斷裂帶是位于川西地區(qū)深切地殼的深大斷裂，受印度板塊向亞歐板塊擠壓碰撞的影響，鮮水河斷裂發(fā)生強烈的左行走滑活動，新構造運動活躍，大地熱流值高，為地下熱水的形成提供了有利條件。區(qū)內(nèi)發(fā)育多條斷裂 (圖1)，由西向東依次為大雪山—農(nóng)戈山斷裂、紅衛(wèi)鄉(xiāng)斷裂、雅拉溝斷裂以及跑馬山斷裂。4條斷裂均為鮮水河斷裂帶的次級斷裂。其中大雪山—農(nóng)戈山斷裂為NW走向、傾向為NE，為區(qū)內(nèi)最長的斷裂。雅拉溝斷裂為NW走向、傾向為NE，沿此斷裂發(fā)育雅拉河谷。紅衛(wèi)鄉(xiāng)斷裂為NS走向、傾向正東，跑馬山斷裂為NE走向、傾向為NW，兩條斷裂最終均與大雪山—農(nóng)戈山斷裂相交，且跑馬山斷裂在中段被雅拉溝斷裂反扭切斷。斷裂深切地層，溝通深部熱源，斷裂破碎帶為大氣降水入滲和地下熱水上升提供了通道。此次研究的5個泉點(SC107、SC107-2、SC107-3、SC107-4、SC107-5)均分布在沿雅拉溝斷裂發(fā)育的雅拉河谷中，其分布和出露都受到斷裂和地形的控制。

區(qū)域出露了大面積晉寧期花崗閃長巖和燕山期花崗巖 (圖1)，主要分布在大雪山—農(nóng)戈山斷裂以西以及跑馬山斷裂以東。其間出露有三疊系、泥盆系、志留系、震旦系的地層。三疊系地層巖性主要為砂礫巖、板巖、結晶灰?guī)r，泥盆系地層巖性主要為板巖夾千枚巖、結晶灰?guī)r及石英砂巖，志留系地層巖性主要為結晶灰?guī)r、大理巖、千枚巖、白云巖，震旦系地層巖性主要為大理巖、千枚巖夾白云巖、砂巖。研究區(qū)熱儲呈帶狀分布，熱儲層為泥盆系危關群組千枚巖、結晶灰?guī)r和志留系茂縣群細晶灰?guī)r、千枚巖、石英砂巖。

1.2 溫泉概況

于2019年7月對研究區(qū)5個溫泉點進行野外調(diào)查，并采集水樣進行測試。野外調(diào)查主要對溫泉點的經(jīng)緯度、標高、出露環(huán)境以及泉水的溫度、pH、Eh、游離CO2含量進行觀測，溫泉野外觀察概況如下：

二道橋溫泉有數(shù)十個泉眼，出露于雅拉河兩岸，SC107和SC107-2分別采集于二道橋溫泉的“族”泉眼和“衛(wèi)”泉眼 (溫泉浴池直接置于泉眼之上)。另有一個游泳池直接建在若干泉眼之上?！白濉比?SC107)溫度40.8 ℃，泉口出露少量泥盆系危關群組灰?guī)r，周圍無鈣華沉積，還有一個小泉眼也出露于灰?guī)r，周圍有少量鈣華沉積，泉水溫度33.2 ℃，用于地震觀測。該溫泉已被人為修建為洗浴中心。

康巴人家溫泉(SC107-3)位于二道橋溫泉以北約80 m的雅拉河東岸，為人工鉆井揭露形成，井口出露于志留系茂縣群灰?guī)r，泉口沉積少量鈣華，水頭高于地面，呈自流狀態(tài)，有輕微的H2S氣味，泉水溫度46 ℃，實測pH為6.5。

自流熱水井(SC107-4)位于二道橋溫泉以南約800 m的雅拉河東岸，為人工打成的自流井，井口處出露于志留系茂縣群灰?guī)r，附近沉積少量鈣華，且具有輕微的H2S氣味，熱水溫度36.7 ℃，實測pH為6.3。

自噴熱水井(SC107-5)位于二道橋溫泉以南約1 km處的雅拉河西岸，熱水自噴出井口，井口出露于志留系茂縣群灰?guī)r，現(xiàn)井口已被公路掩埋，熱水通過水管向雅拉河噴出排放。井口有少量鈣華沉積，并有輕微H2S氣味。熱水溫度36 ℃，實測pH為6.4。

溫泉水樣由核工業(yè)北京地質研究院分析測試研究中心完成測試。其中HCO3-依據(jù)《地下水質檢驗方法 滴定法測定重碳酸根》(DZ/T 0064.49—1993)測定，Cl-、SO42-依據(jù)《地下水質檢驗方法 離子色譜法測定氯離子和硫酸根》(DZ/T 0064.51—1993)測定，Ca2+、Mg2+、Na+、K+依據(jù)《生活飲用水標準檢驗方法 金屬指標》(GB/T 5750.6—2006)測定，TDS依據(jù)《地下水質檢驗方法 溶解性固體總量的測定》(DZ/T 0064.9—1993)測定，Si依據(jù)《生活飲用水標準檢驗方法》(GB/T 5750.6—2006)測定，δ2H和δ18O分別依據(jù)《水中氫同位素鋅還原法測定》(DZ/T0184.19—1997)和《天然水中氧同位素二氧化碳-水平衡法測定》(DZ/T0184.21—1997)完成測定。經(jīng)陰陽離子平衡誤差檢查，水樣誤差范圍為0.4%～2.5%，均小于5%。測試結果列于表1。

表1 康定二道橋地區(qū)溫泉水樣水化學數(shù)據(jù)(ρB/(mg/L))

2 同位素特征

大氣降水中氫氧穩(wěn)定同位素組成受溫度效應、季節(jié)效應、緯度效應、大陸效應、降雨量效應和高程效應等多種因素影響[24]。

2.1 地下熱水補給來源

研究區(qū)采集的熱水樣δ2H值為-95.8‰～-112.6‰，平均值為-102.6‰，δ18O值為-12.9‰～-14.8‰，平均值為-13.6‰(表1)。水樣的δ2H和δ18O比較偏負，是高程效應所致。

根據(jù)地下水樣的δ2H和δ18O數(shù)據(jù)點在δ2H-δ18O關系圖 (圖2)上的位置，可以判斷地下水的起源[25]。圖2中繪制了全球大氣降水線[24,26]、中國大氣降水線[27]以及中國西南地區(qū)大氣降水線[28]?？梢钥闯?，康定二道橋地區(qū)的5個熱水樣點的δ2H和δ18O的數(shù)據(jù)點均分布于大氣降水線附近，且無明顯18O漂移現(xiàn)象[29]，說明地下熱水均源自大氣降水補給。

2.2 補給高程計算

地下熱水補給區(qū)高程的計算是依據(jù)氫氧穩(wěn)定同位素的高程效應[24]，即當降水高程較高時，平均氣溫較低，降水中的重同位素相對貧乏。采用如下公式對研究區(qū)地下熱水補給高程進行計算。

中國大氣降水δ2H的高程效應公式[30]：

δ2H=-0.02H-27

(1)

西南區(qū)以及青藏高原高程效應公式[31]：

δ18O=-0.001 8H-6.86

(2)

式中：H為補給高程，m。計算結果列于表2，可以看出，兩個公式計算結果相差較小，取平均值作為研究區(qū)地下熱水的補給區(qū)高程。結合研究區(qū)地形地貌，得出補給區(qū)高程為3 000～4 500 m，即為雅拉河谷兩側海拔較高的山區(qū)，該范圍內(nèi)的大氣降水均可對區(qū)內(nèi)地下熱水進行補給。補給區(qū)發(fā)育有跑馬山斷裂與大雪山—農(nóng)戈山斷裂，大氣降水在巨大地形高差 (水頭差)的作用下沿深切斷裂下滲進行深循環(huán)，經(jīng)過地溫增熱，徑流至雅拉河谷出露成泉。

2.3 補給區(qū)溫度

地下熱水補給區(qū)溫度的計算是依據(jù)氫氧穩(wěn)定同位素的溫度效應[25]，即指大氣降水穩(wěn)定同位素數(shù)值與溫度呈現(xiàn)出正相關關系。Dansgaard[26]于1964年建立了全球大氣降水中δ2H和δ18O與年平均氣溫(T)之間的線性關系：

δ2H=5.6T-100

(3)

δ18O=0.695T-13.6

(4)

另外，中國地區(qū)的大氣降水δ2H值的溫度效應一般可表示為[30]：

δ2H=3T-92

(5)

表2 康定二道橋地區(qū)溫泉的補給高程

表3 康定二道橋地區(qū)溫泉的補給區(qū)溫度

式中：T為年平均氣溫，℃。利用式(3)、(4)和(5)估算研究區(qū)5個溫泉水樣的補給區(qū)溫度結果列于表3。

由表3可知，式(3)與式(4)計算結果比較接近，式(5)計算結果略偏低。根據(jù)研究區(qū)年平均氣溫以及補給高程計算結果，取3個式子計算結果的平均值作為補給區(qū)溫度，為-3.5～-0.3 ℃，低于研究區(qū)年平均溫度，是補給區(qū)所在山區(qū)海拔較高及存在冰雪導致的。由補給區(qū)溫度可知，5個泉點均接受山區(qū)大氣降水和冰雪融水的補給。

3 熱儲溫度計算

熱儲溫度是評價地熱資源開發(fā)潛力的重要依據(jù)，溫度越高的地熱系統(tǒng)，其開發(fā)潛力也越大。地熱溫標是估算熱儲溫度的重要方法。

常用的地熱溫標有陽離子地熱溫標、SiO2地熱溫標和同位素地熱溫標及氣體同位素溫標。

3.1 陽離子地熱溫標估算熱儲溫度

陽離子地熱溫標是利用地下熱水化學組分中的陽離子之間的比值與溫度間的關系建立的。Giggenbach[14]首先提出了用Na-K-Mg三角圖解法，來評價水-巖平衡狀態(tài)，判斷是否適用于陽離子地熱溫標。三角圖分為3個區(qū)域：完全平衡水、部分平衡水和未成熟水。根據(jù)研究區(qū)5個泉點熱水樣檢測結果 (表1)繪制了研究區(qū)的Na-K-Mg三角圖 (圖3)，可以看出，5個水樣點均落在三角圖右下角未成熟水的區(qū)域，說明所有水樣點均未達到水-巖作用平衡狀態(tài)，可能是因為熱水在上升過程中與淺部冷水發(fā)生混合，或地下水在熱儲中未與圍巖充分反應。故陽離子地熱溫標不適用于估算研究區(qū)熱儲溫度。

3.2 SiO2地熱溫標估算熱儲溫度

由于在地下深處恒定溫度下有很長的滯留時間，地下熱水可以與SiO2達到溶解平衡。且地下熱水向上運移快速達到地面的過程中，SiO2很少或幾乎不發(fā)生沉淀[12]。因此，SiO2常被用來計算熱儲的溫度。

表4 康定二道橋地區(qū)溫泉熱儲溫度估算結果

常用的SiO2地熱溫標如下：

(1)石英溫標-無蒸汽分離或混合作用[32]：

T=-42.198+0.288 31SiO2-3.6686×
10-4(SiO2)2+3.166 5×
10-7(SiO2)3+77.034 1 lg SiO2

(6)

(2)石英溫標-無蒸汽損失(0～250 ℃)[33]：

T= 1 309/(5.19-lg SiO2)-273.15

(7)

(3)石英溫標-最大蒸汽損失在100 ℃(0～250 ℃)[33]：

T= 1 522/(5.75-lg SiO2)-273.15

(8)

(4)α-方英石溫標[33]：

T= 1 000/(4.78-lg SiO2)-273.15

(9)

(5)玉髓溫標-無蒸汽損失(0～250 ℃)[33]：

T= 1 032/(4.69-lg SiO2)-273.15

(10)

式中：T為熱儲溫度,℃; SiO2的濃度單位為mg/L。根據(jù)5個溫泉水樣的Si含量換算成SiO2含量，利用式(6)-式(10)計算熱儲溫度的結果列于表4。

由表4可以看出，研究區(qū)所有水樣的熱儲溫度均在100 ℃左右，基本不存在蒸汽損失，故式(8)不適用。式(6)與式(7)計算結果相近，得出研究區(qū)熱儲溫度范圍在99～104 ℃之間。采用式(9)計算所有泉點熱儲溫度均在50 ℃左右，結果偏低。采用式(10)計算結果得出研究區(qū)熱儲溫度范圍在68～75 ℃之間。可以發(fā)現(xiàn)，不同公式計算結果相差較大，無法將研究區(qū)熱儲溫度確定在一個較小的溫度范圍內(nèi)。

在利用SiO2含量計算熱儲溫度時，可以應用SiO2-lg (K2/Mg)圖或SiO2溶解度曲線圖來反映SiO2的存在形態(tài)，以此來判斷采用何種SiO2溫標更為適合。Giggenbach 和 Glover[34]和Giggenbach et al.[35]利用SiO2-lg (K2/Mg)圖判斷地下熱水中不同二氧化硅礦物的平衡狀態(tài)，進而選取對應的二氧化硅礦物來計算熱儲溫度?；舳┑萚36]繪制了SiO2溶解度曲線圖，得出玉髓控制云南祥云縣王家莊堿性溫泉中SiO2的溶解。根據(jù)研究區(qū)水樣中的K+、Mg2+含量以及SiO2含量繪制了SiO2-lg (K2/Mg)圖 (圖4)。可以看出，水樣點基本分布于玉髓指示線附近，表明玉髓具有更大的表面能，熱水中SiO2的沉淀與溶解主要受這種礦物的控制，所以相對來說玉髓溫標計算的熱儲溫度要相對準確，得出研究區(qū)熱儲溫度為68～75 ℃，為中低溫地熱系統(tǒng)。

3.3 多礦物飽和指數(shù)法估算熱儲溫度

多礦物飽和指數(shù)法是通過模擬地下熱水中多種礦物在不同溫度下的化學平衡，即在某一溫度下，地下熱水中的多種礦物組合與水溶液之間達到化學平衡，不同的礦物具有獨立的平衡曲線，當多個礦物收斂至一個點或者一個區(qū)間的溫度時，可以將這個點或區(qū)間的溫度作為地下熱水的熱儲溫度[13]。

應用PHREEQC軟件[37]來計算地下水在不同溫度條件下的礦物飽和指數(shù)。通常來說，水熱系統(tǒng)中受溫度控制的平衡礦物包括石英、玉髓、堿性長石、方解石等，本文根據(jù)研究區(qū)巖性及地下熱水的化學特征綜合分析，選取硬石膏、文石、方解石、玉髓、白云石、螢石、石英、云母等礦物，分別計算它們在20 ℃、40 ℃、60 ℃、80 ℃、120 ℃、140 ℃、160 ℃的礦物飽和指數(shù)，并繪制T-lg (Q/K)圖(Q為活度積，K為平衡常數(shù))(圖5)。可以看出SC107和SC107-2收斂于65～72 ℃的溫度區(qū)間，而SC107-3、SC107-4和SC107-5并沒有一個明顯的收斂區(qū)間。

由于缺少Al的數(shù)據(jù)，在使用多礦物飽和指數(shù)法時，無法對部分長石類礦物進行模擬，使估算結果的可靠性低。Pang和Reed[15]提出應用固定鋁(Fix-Al)的方法，來消除鋁的數(shù)據(jù)缺乏或不準確而導致的誤差。故采用固定鋁方法對SC107-3、SC107-4和SC107-5進行修正，以減輕水化學數(shù)據(jù)缺失Al而造成的影響。選取鈣蒙脫石、玉髓、三水鋁石、伊利石、石英、云母等礦物，重新繪制T-lg(Q/K)圖(圖6)。

從圖6可以看出，經(jīng)修正后，SC107-3收斂于65～70 ℃的溫度區(qū)間，SC107-4收斂于65～72 ℃的溫度區(qū)間，SC107-5收斂于68～73 ℃的溫度區(qū)間，與玉髓溫標計算結果較為吻合。研究區(qū)熱儲屬于中低溫熱儲，且根據(jù)多礦物飽和指數(shù)法模擬中對不同泉點礦物的選取，發(fā)現(xiàn)不同泉水樣中達到飽和的礦物種類有所不同，這是因為地下水從入滲、徑流到出露成泉的過程中經(jīng)過的地層和巖石不同，導致水-巖作用溶解的礦物不同。

綜合SiO2地熱溫標和多礦物飽和指數(shù)法的模擬結果，認為研究區(qū)熱儲層溫度為65～75 ℃。

4 溫泉成因模式

研究區(qū)西側農(nóng)戈山以及東側跑馬山為相對海拔較高的山區(qū)，兩處分別發(fā)育有大雪山—農(nóng)戈山斷裂和跑馬山斷裂形成導水通道，大氣降水在地面匯集，通過斷裂下滲，在較大的水頭差(表現(xiàn)為補給區(qū)與雅拉河谷之間的地形之差)驅動下沿斷裂進行深循環(huán)，在此過程中獲得來自深部大地熱流的加熱并與圍巖發(fā)生水-巖反應，使地下熱水中各離子含量發(fā)生改變，最終徑流至雅拉河與雅拉溝斷裂附近，沿著雅拉溝斷裂上升，在深切的雅拉河谷中出露成泉，揭露地下熱水的鉆井也能自流出地表。本文以二道橋溫泉“族”泉眼(SC107)為例，繪制了研究區(qū)溫泉成因模式剖面圖(圖7)。

5 結 論

(1)康定市二道橋地區(qū)5個溫泉的氫氧穩(wěn)定同位素測試結果顯示，熱水樣的δ2H值為-95.8‰～-112.6‰，δ18O值為-12.9‰～-14.8‰，比較偏負，是高程效應所致。δ2H-δ18O關系圖顯示5個溫泉的補給來源均為大氣降水，無明顯18O飄移現(xiàn)象。利用δ2H值和δ18O值的高程效應和溫度效應估算出研究區(qū)溫泉的補給高程為3 000～4 500 m，補給區(qū)溫度為-3.5～-0.3 ℃。其補給來源為附近較高山區(qū)的大氣降水和冰雪融水。

(2)根據(jù)Na-K-Mg三角圖，研究區(qū)5個泉點均落在三角圖右下角的未成熟水區(qū)域，表明地下熱水并未達到水-巖平衡，所以并不能應用陽離子地熱溫標來估算熱儲溫度。應用SiO2地熱溫標估算研究區(qū)熱儲溫度，并繪制SiO2-lg(K2/Mg)對比圖，發(fā)現(xiàn)玉髓更好地控制著SiO2的溶解，故取玉髓溫標計算結果為研究區(qū)熱儲溫度，其范圍為68～75 ℃。

(3)應用多礦物飽和指數(shù)法得出二道橋溫泉(SC107、SC107-2)收斂于65～72 ℃的溫度區(qū)間，而康巴人家溫泉(SC107-3)、自流熱水井(SC107-4)、自噴熱水井(SC107-5)并沒有很好的收斂區(qū)間。應用固定鋁的方法進行修正，得到修正后的多礦物飽和指數(shù)圖，得出康巴人家溫泉(SC107-3)收斂于65～70 ℃的溫度區(qū)間，自流熱水井(SC107-4)收斂于65～72 ℃的溫度區(qū)間，自噴熱水井(SC107-5)收斂于68～73 ℃的溫度區(qū)間，結果與玉髓地熱溫標計算結果接近，最終得出研究區(qū)熱儲溫度為65～75 ℃。

(4)二道橋溫泉不僅有天然泉眼，在附近打井也能自流熱水。地下水在東部跑馬山和西部農(nóng)戈山處接受大氣降水補給，在補給區(qū)與雅拉河谷巨大高差的影響下，沿大雪山—農(nóng)戈山斷裂和跑馬山斷裂下滲、徑流并與圍巖發(fā)生溶濾作用，在此過程中獲得來自深部的大地熱流的加熱，最終在雅拉河谷與雅拉溝斷裂附近上升出露成泉。