張磊 郭麗爽 劉樹文 楊耀 施得旸

1. 應急管理部國家自然災害防治研究院，北京 1000852. 中國地震局地殼動力學重點實驗室，北京 1000853. 北京大學地球與空間科學學院，北京 1008714. 四川省地震局，成都 6100415. 中國地震局地球物理研究所，北京 100081

地殼表層水循環(huán)系統(tǒng)中的不同類型水體，如大氣降水、地表水和地下水具有不同的同位素組成特征(Clark and Fritz，1997)。2H和18O作為水分子的組成部分，它們的穩(wěn)定同位素是研究水的來源和水文循環(huán)過程的最有效的示蹤工具(Craig，1961；Gat，1996)。溫泉作為一種天然環(huán)保地熱資源，是鏈接大氣降水、地表水、地下水和地下深部流體的水熱載體，是地球水循環(huán)過程中的重要組成部分， 因此， 對溫泉開展氫氧穩(wěn)定同位素研究，能夠有效識別溫泉的流體來源、水巖作用與水文循環(huán)過程等(周訓等，2015；Lietal.，2018)，為溫泉資源的開發(fā)與利用提供重要依據。

四川西部高原地區(qū)分布著大量隆起山地型地熱資源，主要受斷裂帶分布控制(王貴玲，2018)。尤其是位于川西青藏高原東緣大型活動斷裂帶-鮮水河和安寧河斷裂帶上分布著大量中高溫溫泉。李曉等(2018)通過水化學和氫氧穩(wěn)定同位素手段研究了鮮水河斷裂帶康定至道孚段的水熱活動區(qū)熱水的形成和聯(lián)系，提出了不同水源補給的熱水系統(tǒng)形成模式。Guoetal.(2017a)分析了康定高溫地熱水的水化學組成、氣體組分和同位素組成，識別了影響熱水組成的水文地球化學過程(包括混合和脫氣作用)以及儲層溫度。Luoetal.(2017)利用地熱溫標、氫氧穩(wěn)定同位素和水文地球化學模擬等手段評價了康定南北部地熱開發(fā)潛力和優(yōu)先順序。也有學者通過對青藏高原東緣溫泉的氦同位素、重力、磁和地震數據，獲得了巴塘到康定區(qū)域的地下熱結構和熱液活動與地熱動力學的關系(Tangetal.，2017)。所有這些研究為探討青藏高原東緣溫泉的熱源和形成模式提供了依據。

鮮水河-安寧河斷裂帶及其周邊大地震頻發(fā)(Wenetal.，2008)，如發(fā)生在鮮水河斷裂帶上的1955年M7.5、1973年M7.6、1981年M6.9和2014年M6.3級地震。地震與構造活動可引起泉水物理和水化學性質發(fā)生變化，反之斷裂帶地下水尤其是溫泉水中蘊含豐富的地下構造活動信息(趙永紅等，2011；周曉成等，2020)，對其深入研究有助于評價構造活動對地下水資源的影響并可能獲得可靠的地震信息(Skeltonetal.，2014，2019)。Chenetal.(2014)和Lietal.(2019)等發(fā)現康定區(qū)域溫泉在大地震前后出現明顯的氫氧穩(wěn)定同位素變化，揭示了構造活動引起了斷裂帶含水層滲透性的增加或減小。氫氧穩(wěn)定同位素技術為研究斷裂帶水循環(huán)過程及其與構造活動之間的關系提供了證據。

前人對青藏高原東緣鮮水河-安寧河斷裂帶溫泉的氫氧穩(wěn)定同位素研究多集中在鮮水河斷裂帶上康定區(qū)域，對鮮水河-安寧河斷裂帶上分布的眾多溫泉及地表水的氫氧穩(wěn)定同位素的系統(tǒng)對比研究還較缺乏。在解決鮮水河-安寧河斷裂帶不同位置溫泉的氫氧穩(wěn)定同位素分布差異原因、區(qū)域地表水對地熱水的補給等方面仍需深入開展相關工作，這對于深入了解活動斷裂帶條帶分布地下水的循環(huán)特征有重要意義。為此本文以鮮水河-安寧河斷裂帶上的溫泉和地表水作為一個系統(tǒng)研究對象，開展氫氧穩(wěn)定同位素對比分析，同時結合溫泉水中化學組分特征，初步揭示活動斷裂帶上地熱水的同位素地球化學及水文循環(huán)特征。這對于研究青藏高原東緣斷裂帶上地熱水的水文循環(huán)過程及其與構造活動的關系具有重要的意義。

圖1 研究區(qū)域位置與采樣點分布示意圖Fig.1 The study area and the sampling locations

1 研究區(qū)域概況

研究區(qū)域(27.7°～31.2°N、101.1°～102.4°E，)主要位于四川西部道孚-康定-石棉-西昌一帶，地處青藏高原東緣和四川盆地西緣(圖1)。氣候類型主要為高原型季風氣候和山地氣候，降雨集中在每年5月至9月。鮮水河斷裂帶位于四川甘孜至石棉一帶，為北西向的左旋走滑斷裂帶。安寧河斷裂帶位于四川石棉至西昌一帶，以左旋走滑為主，近南北走向，長約160km。

強烈的構造活動以及高山深切峽谷地形有利于溫泉的形成，研究區(qū)域大多數溫泉沿斷裂呈帶狀分布(羅來麟，1994)。鮮水河斷裂帶上的溫泉主要集中在道孚、中谷、康定和瀘定磨西等4個熱水區(qū)(羅來麟，1994)，多為高中溫溫泉，屬于川西高原高中溫地熱區(qū)，熱儲巖性主要為花崗巖、石灰?guī)r、大理巖、變質砂板巖以及第四系松散層膠結等(王貴玲，2018)。鮮水河斷裂帶地下冷水主要是基巖裂隙水，其補給為大氣降水和高山冰雪融水(趙慶生，1984)。安寧河斷裂帶溫泉主要分布在喜德和西昌周邊，屬于川西南中低溫地熱區(qū)，熱儲巖性一般為碳酸鹽巖(羅來麟，1994；王貴玲，2018)。

2 樣品采集與測試

本研究于2019年5月共采集了鮮水河-安寧河斷裂帶上38個樣品，包括溫泉水樣品24個，溫泉附近河水12個，冷泉水樣品1個，雪線附近積雪融水1個，采樣位置見圖1和表1。采樣點命名中，S代表溫泉水，S后數字代表采樣點編號，R代表溫泉附近的河流，R后數字為相應位置的溫泉編號，CS1為冷泉水，M1為積雪融水(圖1、表1)。在溫泉主出水口處采集水樣，共采集了中高溫溫泉(60℃≤T<90℃)4處、中溫溫泉(40℃≤T<60℃)16處和低溫溫泉(25℃≤T<40℃)4處。采集溫泉附近的流動河水樣品，同時采集了道孚七美一處山頂雪線處積雪融水樣品，康定一處冷泉樣品。采樣現場水樣使用0.45μm過濾膜過濾，水樣裝滿后密封保存在高密度聚乙烯塑料瓶內。在采樣現場，使用AZ8821型號數字溫度計測量水溫。

3 分析結果與討論

3.1 氫氧穩(wěn)定同位素組成分布特征

研究區(qū)域溫泉的海拔高度為1175～3946m，水溫變化范圍為37.29～74.81℃，水溫平均值為52.02℃(表1)。溫泉最高水溫為康定灌頂溫泉(74.81℃)，最低水溫為西昌河西溫泉(37.29℃)。研究區(qū)域河水的海拔高度為1734～4197m，河水水溫變化范圍為6.48～23.82℃，水溫平均值為12.66℃(表1)，呈現出海拔高水溫低、海拔低水溫高的特征，這與采樣點處的氣溫有關系。

研究區(qū)溫泉、河水和積雪融水的δ18O和δ2H顯示出差異性的分布特征(圖2)。溫泉δ18O變化范圍為-19.04‰～-12.71‰，平均值為-16.42‰；δ2H變化范圍為-144.07‰～-88.63‰，平均值為-122.37‰(n=24)。在康定采集的1處冷泉(T=19.88℃)，δ18O和δ2H分別為-13.66‰和-106.74‰。研究區(qū)域河水的δ18O變化范圍為-15.90‰～-10.85‰，平均值為-13.86‰；δ2H變化范圍為-118.21‰～-71.12‰，平均值為-98.99‰(n=12)。雪線處積雪融水的δ18O和δ2H分別為-10.27‰和-65.41‰，相比溫泉和河水樣品富集重同位素。

通過水樣品的δ18O和δ2H與全球和區(qū)域大氣降水線對比，能夠了解水的來源與補給、水巖作用以及地下水混合作用等水文循環(huán)特征(Pangetal.，2017)。全球大氣降水線方程(Global Meteoric Water Line，GMWL)為δ2H=8δ18O+10(Craig，1961)。研究區(qū)域位于青藏高原東緣，采用青藏高原大氣降水線為區(qū)域大氣降水線(Local Meteoric Water Line，LMWL)，降水線方程為δ2H=8.41δ18O+16.72(Kongetal.，2019)。δ18O和δ2H對比結果(圖2)顯示出研究區(qū)域的大部分溫泉和河水的δ18O和δ2H靠近GMWL和LMWL，說明補給源均為大氣降水成因。但是不同類型采樣點上同位素組成具有顯著的差異性，如24個溫泉樣品具有4個明顯的分布區(qū)域，河水R1～R17與R18～R23同樣具有顯著的同位素組成差異。上述氫氧穩(wěn)定同位素的離散分布特征，表明了大氣降水補給源的差別，這可能與不同位置大氣降水同位素分布差異因素有關。冷泉水同位素呈現出向右側偏離大氣降水線的特征(圖2)。冷泉水的氫氧穩(wěn)定同位素代表當地大氣降水的平均同位素組成(王基華等，2000)，其向右偏離大氣降水線的分布特征表明了補給過程中的蒸發(fā)作用引起了同位素的富集。

表1 采樣點位置和氫氧穩(wěn)定同位素組成

圖2 水樣δ18O-δ2H分布及其與全球和區(qū)域大氣降水線的關系Fig.2 Plot of δ18O vs. δ2H and their correlations with GMWL and LMWL

溫泉與其附近的河流同位素值存在較大差異，溫泉比其附近河流δ18O和δ2H值低(圖2)。這種特征同樣出現在西藏地熱田中，如羊八井地熱田(鄭淑蕙等，1982)。上述分析結果表明了近距離的河流和周邊大氣降水不是溫泉的主要補給源，溫泉的補給源為遠距離的大氣降水下滲經地下裂隙和管道運移補給。但是S17溫泉與附近河流(R17)同位素值接近(圖2)，表明了該溫泉的補給來源于附近的大氣降水。這與該溫泉為貢嘎山環(huán)繞的小區(qū)域氣候環(huán)境有直接關系。

3.2 同位素高程效應

研究區(qū)域位于青藏高原東緣的不同位置，采樣點之間存在著明顯的海拔高度差。前人研究表明，高程效應是影響大氣降水同位素的重要因素，表現出隨著海拔升高同位素值下降的特征(Clark and Fritz，1997)。高程效應能夠區(qū)分不同海拔處降水對含水層的補給(Blasch and Bryson，2007)，例如Songetal.(2006)通過懷沙河流域內泉水的氧同位素高程效應確定了地下水的補給范圍和水流路徑。溫泉的δ18O和δ2H與泉水出露高程之間存在著顯著的負相關關系(圖3a, b)。

圖3 溫泉(a、b)和河水(c、d)采樣點海拔與δ18O和δ2H的關系Fig.3 Plot of altitude vs. δ18O and δ2H for hot springs (a, b) and for rivers (c, d)

表2 溫泉和冷泉水化學組成結果(mg/L)

雖然溫泉均是上升泉，但是其補給為區(qū)域內大氣降水(圖2)，而且沿著青藏高原東緣鮮水河-安寧河斷裂帶分布的研究區(qū)域溫泉高程變化明顯，因此溫泉的同位素高程效應可能與大氣降水的同位素高程效應有關。

研究區(qū)域溫泉同位素分布特征受高程效應控制，溫泉海拔與同位素值具有強負相關性(圖3)，同位素高程效應擬合公式為：

δ18O=-0.0023h-10.011

(1)

δ2H=-0.0195h-67.813

(2)

式中，h為溫泉泉口出露高程(m)。因此得到氧同位素高程效應為-0.23‰/100m，氫同位素高程效應為-1.95‰/100m，即海拔每增加100m，δ18O值減少0.23‰，δ2H值減少1.95‰。Yuetal.(1984)通過對貴州-重慶-四川-西藏一線的水同位素研究，提出了大氣降水氧同位素高程效應為-0.31‰/100m，氫同位素高程效應為-2.6‰/100m，大于本文研究區(qū)域同位素效應，這與其研究區(qū)域海拔高度差(4980m)明顯大于本研究(2770m)有直接關系。本研究的同位素高程效應更適用于鮮水河-安寧河斷裂帶上的四川道孚-康定-石棉-西昌區(qū)域。溫泉水同位素與溫泉高程的強相關性(圖3)，表明了引起研究區(qū)域溫泉水同位素離散分布的主要因素為高程變化。河水的δ18O與海拔之間的R2值表明了斷裂帶河水存在著高程效應(圖3c, d)，但是河水的高程效應R2值明顯小于溫泉，這可能與溫泉的補給和水汽來源地穩(wěn)定有關，而河水的補給存在著以大氣降水為主的多種來源。

3.3 溫泉氧同位素漂移

地熱水表現出兩種典型的氧同位素分布特征，一類是氧同位素漂移并表現出水巖作用特征。由于補給熱儲的大氣降水與巖石之間同位素的不平衡，會發(fā)生水與巖石礦物之間氧同位素的交換，導致地熱水重同位素富集，氧同位素向大氣降水線右側漂移(顧慰祖等，2011)。氧同位素漂移可作為地熱系統(tǒng)深部溫度的判定指標(衛(wèi)克勤等，1983)。如西藏羊八井地熱水氧同位素偏離大氣降水線2‰，云南熱海地熱田的偏移1‰～3‰，屬于與火山和巖漿有關的地熱田類型(衛(wèi)克勤等，1983；Guoetal.，2017b)。另一種氧同位素靠近大氣降水線，未發(fā)生明顯的氧同位素漂移。本文報道的溫泉氫氧穩(wěn)定同位素靠近大氣降水線的分布特征，反映出溫泉的補給與循環(huán)速度快，并未發(fā)生明顯的水和巖石氧同位素交換作用(除S15康定龍頭溝溫泉)。S15溫泉泉口出露溫度72.17℃，地下水循環(huán)過程中與巖石發(fā)生了氧同位素交換作用，顯示出高溫作用下的地熱水的一定程度水巖作用的特征。

圖4 泉水樣品Na-K-Mg三角圖Fig.4 Na-K-Mg triangular diagram for springs

3.4 水化學特征及水巖作用

在Na-K-Mg三角圖上(圖4)，大部分溫泉樣品和冷泉樣品落在Mg端元附近，表明了地下水的水巖作用尚未達到離子平衡狀態(tài)，為循環(huán)相對較快的淺層冷水補給。S9、S21和S24溫泉處在部分平衡水區(qū)域，但是靠近Mg端元，顯示出了一定程度的水巖作用特征。地熱水中的微量元素與深部流體活動密切相關，為深入研究影響流體組成的各種地質過程提供了依據(Kaasalainenetal.，2015)。S12和S13溫泉與CS1冷泉同處康定同一區(qū)域，相隔距離近，溫泉Li和Sr含量略大于冷泉含量(表2)，顯示出溫泉水巖作用弱的特征。來自氫氧穩(wěn)定同位素和水化學組成的結果，說明鮮水河-安寧河斷裂帶上的大部分溫泉以大氣降水補給為主且循環(huán)相對較快，小部分溫泉存在著一定程度的水巖反應。

3.5 溫泉循環(huán)深度

同處康定區(qū)域的溫泉S9～S16與冷泉CS1有著明顯的同位素分布差異(圖2)，顯示出溫泉同位素值較冷泉值低的特征。這種現象與我國東部郯廬斷裂帶和膠遼斷塊區(qū)溫泉與冷泉的同位素分布特征相同，即地熱水的δ18O和δ2H值低于當地冷泉的相應同位素值，同位素差異與地下水深循環(huán)過程產生的同位素物理分餾有關(Shangguanetal.，1998)。Shangguanetal.(1998)發(fā)現地熱水δ2H和δ18O的變化幅度與循環(huán)深度之間存在著強相關性，并能用來評價地熱水的循環(huán)深度，計算方法如下：

d(δ18O)=-1.470Δδ18O+3.162

(3)

d(δ2H)=-0.397Δδ2H+1.064

(4)

式中，d為地熱水最大循環(huán)深度(km)，Δδ18O為地熱水與冷泉δ18O的差，Δδ2H為地熱水與冷泉δ2H的差。公式(3)和(4)計算康定地區(qū)8口溫泉的d(δ18O)和d(δ2H)平均值估算得到溫泉循環(huán)深度為3.9～10.2km。使用上述方法估算的溫泉循環(huán)深度與δ18O和δ2H具有強相關性(圖5)，表明隨著溫泉的循環(huán)深度增加，同位素值下降。由于研究區(qū)域多為高山峽谷區(qū)，溫泉存在著強的高程效應(圖3)，溫泉同位素與循環(huán)深度存在強相關性(圖5)，分析溫泉與冷泉同位素的差異性可能與補給區(qū)高程以及地下水深淺循環(huán)過程中的同位素分餾有關。

圖5 溫泉循環(huán)深度與δ18O和δ2H的對比關系Fig.5 Plot of circulation depths vs. δ18O and δ2H for hot springs

除上述氫氧穩(wěn)定同位素方法計算循環(huán)深度，還可以應用地熱溫標計算溫泉的循環(huán)深度。常用的SiO2地熱溫標和陽離子地熱溫標等方法利用經驗公式估算熱儲溫度(王瑩等，2007)。王逸凌等(2020)對鮮水河斷裂帶的溫泉采用了SiO2地熱溫標、陽離子地熱溫標以及多礦物平衡溫標綜合得出了鮮水河斷裂帶不同區(qū)域的熱儲溫度，與本文研究康定區(qū)域類似范圍內的熱儲溫度為180～ 250℃。如果溫泉的溫度受其循環(huán)所處的地熱控制，可通過下式估算熱水循環(huán)深度(李娟等，2007)：

Z=G(TZ-T0)+Z0

(5)

式中Z為循環(huán)深度(m)，G為地熱增溫率，取20.4m/℃(張云輝，2018)，TZ為熱儲溫度(℃)，T0為補給區(qū)年平均氣溫，取7℃，Z0為年常溫帶深度，取30m。根據此式推算出康定區(qū)域溫泉的循環(huán)深度在3.6～5.0km。利用氫氧穩(wěn)定同位素計算的循環(huán)深度較利用熱儲溫度方法計算的值偏大，可能與同位素的高程效應導致同位素值偏低有關。S9溫泉的Cl-和Li和Si含量較低(表2)，也說明其循環(huán)深度可能比氫氧穩(wěn)定同位素計算的10.2km要小。該溫泉的海拔明顯較其他康定區(qū)域溫泉高，可能同位素高程效應引起該溫泉與淺循環(huán)的冷泉氫氧同位素差值較大，進而得到的循環(huán)深度偏高。對同一小范圍內的溫泉S12、S13和冷泉CS1進行計算得到的循環(huán)深度(圖5)也較利用公式(5)計算的偏高，可能與冷泉的蒸發(fā)效應引起的同位素值偏大，引起Δδ18O和Δδ2H變化范圍偏大有關。因此，在利用δ2H和δ18O的變化幅度評價高山區(qū)域地熱水的循環(huán)深度時，應考慮同位素高程效應以及冷泉的蒸發(fā)效應的影響?？紤]到由不同經驗公式估算循環(huán)深度可能存在不確定性，而且不同種方法之間存在著誤差，康定區(qū)域溫泉的循環(huán)深度可能由公式(5)估算的更加適用。

3.6 溫泉成因與同位素監(jiān)測意義

鮮水河斷裂帶為下切到地幔的深大活動斷裂帶，溫泉逸出氣體中氦同位素和碳同位素結果顯示出幔源流體作用(Zhouetal.，2015)，但是氫氧穩(wěn)定同位素未顯示出明顯的向左或向右偏離大氣降水線的水巖作用和二氧化碳氣體作用特征(圖2)，而且水化學揭示的大部分溫泉水巖作用特征不強烈。 這可能與補給份額以大氣降水補給為主有關，地下水循環(huán)速度快、滯留時間短，而且深部補給份額少不足以引起水的同位素變化。溫泉和地表水氫氧穩(wěn)定同位素的分布特征，表明了溫泉的形成過程，即遠距離補給的大氣降水和地表水通過地下裂隙運移補給地下水，地下水在地下熱儲層加熱后通過斷裂通道上升到地表形成溫泉，這符合王貴玲和藺文靜(2020)提出的川西溫泉主要為經典的對流型水熱系統(tǒng)成因類型特征。Tangetal.(2017)和Zhangetal.(2017)對川西巴塘-理塘-康定高溫水熱活動區(qū)進行了地球物理(地震、航磁和重力)和氦同位素的觀測，結果顯示青藏高原東緣地熱系統(tǒng)的成因為大氣降水和地表水沿斷裂帶滲入和深循環(huán)，被地殼熱源加熱后經循環(huán)上升到地表形成溫泉，熱源來自于逃逸的幔源熱流、花崗巖產生的放射性熱和斷層摩擦熱。Shietal.(2017)對川西溫泉的水化學聚類分析研究證明了康定區(qū)域溫泉水化學成因來源于淺層水混和。氫氧穩(wěn)定同位素結果與地球物理和水化學統(tǒng)計分析結果是一致的，而且氫氧穩(wěn)定同位素更易識別補給源的遠近及其與地表水的補給關系。

活動斷裂帶溫泉氫氧穩(wěn)定同位素監(jiān)測是研究構造活動特征的重要手段之一。首先，氫氧穩(wěn)定同位素揭示出了溫泉的補給、循環(huán)與水巖作用特征，能夠評價是否適宜進行地震觀測(Zhangetal.，2020)。其次，深循環(huán)地下水的同位素變化是穩(wěn)定的(Clark and Fritz，1997)，近距離地表水的干擾較小，這在本研究溫泉和河流同位素區(qū)別分布上得到證實。該性質對于排除小區(qū)域大氣降水和河流補給等環(huán)境干擾對溫泉氫氧穩(wěn)定同位素的影響十分重要，有利于識別與構造活動有關的異常。再次，活動地震斷裂帶上溫泉的氫氧穩(wěn)定同位素值在強震活動前后會發(fā)生明顯的變化(Skeltonetal.，2014；Zhangetal.，2020)。已有的報道顯示出2008年汶川地震后，鮮水河-安寧河斷裂帶上部分溫泉出現明顯的同位素變化，比如位于康定區(qū)域的二道橋溫泉(S14)、龍頭溝溫泉(S15)和灌頂溫泉(S16)發(fā)生了明顯的氧同位素偏移(Chenetal.，2014；Lietal.，2019)。同位素變化與地殼應力變化引起含水層性質變化有關，如含水層滲透性發(fā)生變化，致使不同類型的地下水混合或者補給比率發(fā)生變化，或者前震與同震促使含水層發(fā)生破裂，水與新鮮裂隙面接觸增加了水巖反應程度(Thomas，1988；Claessonetal.，2007)。那么，定期開展活動斷裂帶上多口溫泉的氫氧穩(wěn)定同位素背景變化觀測，對于了解構造活動強烈的鮮水河-安寧河斷裂帶的地下水循環(huán)特征、斷層/含水層破裂與愈合以及大地震的孕育過程有重要意義。

4 結論

(1)鮮水河-安寧河斷裂帶溫泉氫氧穩(wěn)定同位素空間變化明顯，其δ18O變化范圍為-19.04‰～-12.71‰，平均值為 -16.42‰，δ2H變化范圍為-144.07‰～-88.63‰，平均值為-122.37‰。氫氧穩(wěn)定同位素主要分布在全球和區(qū)域大氣降水線上，表明了溫泉的大氣降水成因。溫泉水缺少明顯的氧同位素漂移現象，表明了大部分溫泉弱的水巖作用特征，并在相關離子比值、Na-K-Mg三角圖、Li和Sr元素等指標上得到證實。

(2)研究區(qū)域溫泉同位素值具有明顯的同位素高程效應，溫泉同位素與海拔的擬合關系式為δ18O=-0.0023h-10.011，δ2H=-0.0195h-67.813。氧同位素高程效應為 -0.23‰/100m，氫同位素高程效應為-1.95‰/100m。

(3)溫泉與其附近地表水的δ18O和δ2H具有明顯的差異性，表明了溫泉的補給源為遠距離的大氣降水。氫氧穩(wěn)定同位素特征、水巖作用特征和循環(huán)深度表明溫泉的成因為遠距離大氣降水運移補給地下水，地下水在地下熱儲層加熱后通過斷裂通道上升到地表形成溫泉。

致謝衷心感謝兩位審稿專家對本文提出的寶貴意見！

謹以此文祝賀沈其韓院士百歲華誕，祝沈先生健康長壽！