滇西龍陵瑞麗大斷裂東側沉積巖區(qū)遮放瑤池（溫泉）地熱流體化學特征及成因

張七道

中國地質調查局 昆明自然資源綜合調查中心，昆明 650111

云南德宏州是少數(shù)名族較為聚集地區(qū)，該區(qū)多樣性的民風民俗每年吸引不少外地游客。遮放瑤池位于德宏州芒市遮放鎮(zhèn)芒棒村，是一個具有典型代表性的傣族古村落，因該溫泉為遮放鎮(zhèn)傣族男女共浴之處而得名，又因溫泉從千年古榕樹根部冒出，也被稱為樹洞溫泉。瑤池分“龍”、“雄”、“雌”三池，母泉位于一株碩大的古榕樹下，因泉水滲過高山腹里從榕樹根下源源流淌出來似巨龍吐水，又因過去是土司沐浴的地方，顧稱龍池。龍池一半被樹的根部籠罩，樹根延伸到水面又屈曲向上尋找新的延伸地，盤根錯節(jié)，形成一個個水上洞府，呈半明半暗的一池兩景，可以從水下鉆入樹下暗池。

目前，國內外對環(huán)保能源地熱資源的開發(fā)利用日趨漸熱（詹麒，2009），云南滇西地區(qū)溫泉較多，前人對該區(qū)溫泉已做過較多的研究工作，杜毓超等（2012）對滇西潞西盆地水文地球化學特征及成因進行了分析，分析得出法帕溫泉來源于大氣降水補給。張彧齊等（2018）對研究區(qū)出露于紅層泉水的成因機制以及鈣華的成因和控制因素進行了研究，認為影響溫泉附近鈣華沉積的水化學因素主要包括pH、CO2含量或CO2分壓、Ca2+和HCO3-含量，可以用Ca2+/ HCO3-毫克當量比值和方解石飽和指數(shù)判斷鈣華沉積趨勢。王潔青等（2017）研究了蘭平盆地羊吃密溫泉水化學特征，估算了熱水補給高程及熱儲溫度，得出溫泉為侵蝕巖溶低溫溫泉。先大賢（1987）在西雙版納及其鄰區(qū)101個地下熱水露頭點資料分析的基礎上研究了溫泉分布及特征。佟偉等（1989）闡明了騰沖現(xiàn)代水熱區(qū)的特點，水熱流體的水化學特征，詳細分析了騰沖熱泉水的氫氧同位素組成，討論熱水的補給、徑流和排泄，并與當?shù)氐乇硭?、雨水的同位素進行了對比。但目前對遮放瑤池的研究工作甚少，僅少量資料中有所提及（梁乃英，2000；中國人民解放軍00933部隊，1979）①中國人民解放軍00933部隊. 1979.潞西幅20萬區(qū)域水文地質普查報告[R].。本文在全面收集瑤池已有地質、水文地質資料的基礎上，充分利用項目 2017~2019 年物探及水文地質調查成果，采用同位素水文地球化學及物探等方法，研究瑤池水化學組分特征，分析泉水的補給來源和徑流特征，并估算了溫泉熱水中冷水混合比，熱水補給高程、補給區(qū)溫度、熱儲溫度、循環(huán)深度和溫泉天然放熱量。初步建立瑤池形成的概念模型，對瑤池溫泉水的形成和演化作了較為系統(tǒng)的研究。研究成果對遮放瑤池下一步的地熱資源開發(fā)利用奠定了基礎，也對瑤池旅游資源的可持續(xù)開發(fā)和保護具有重要的指導意義。

1 區(qū)域概況

遮放盆地大地構造屬西藏—三江造山系(Ⅶ)保山微陸塊(Ⅶ-8)潞西地塊(Ⅶ-8-2)，位于三江構造帶轉換部位西南緣與印度地塊—高黎貢山變質地體東緣過渡區(qū)的滇西龍陵—瑞麗大斷裂附近。龍陵瑞麗斷裂北西側出露的地層主要有下元古界高黎貢山群變質巖、寒武系變質巖、二疊系淺變質巖，南東側地層主要為新生界的沉積巖地層。區(qū)內斷裂構造較為發(fā)育，主要為北東向龍陵—瑞麗斷裂及其次級斷裂。區(qū)內巖漿活動頻繁，巖類復雜，巖體嚴格受龍陵—瑞麗大斷裂控制，呈北東向展布，其方向基本與主構造線方向一致，巖性主要有花崗巖、輝綠巖及沿龍陵—瑞麗斷裂附近斷續(xù)分布的超基性巖，如圖1所示（地質部云南省地質局，1966）②地質部云南省地質局. 1966.潞西幅20萬區(qū)域地質報告[R].。

圖1 遮放盆地地質簡圖Fig. 1 Geological sketch of the Zhefang Basin

區(qū)內主干河流主要有南畹河、隴川江、芒市河、曼辛河，均屬伊洛瓦底江水系。隴川江（又稱龍江,下游稱瑞麗江)屬伊洛瓦底江一級支流。龍陵—瑞麗大斷裂以東，為一套淺海相沉積的碳酸鹽巖地層。構造形態(tài)以斷裂為主，褶皺為次，北東向壓性、圧扭性及北西向張性斷裂發(fā)育，使碳酸鹽巖地層為斷塊狀，不連續(xù)分布，并且?guī)r石破碎，巖溶較發(fā)育。加之龍陵—瑞麗活動性大斷裂斜貫全區(qū)，巖溶水較豐富，水循環(huán)條件良好。造成斷裂交匯帶、斷裂端點、斷裂影響帶上有較多溫泉出露。溫泉主要在水量豐富的沙子坡組（Ps）灰?guī)r及白云質灰?guī)r含水層中出露，標高800~l000 m。盆地位于測區(qū)中部，芒市河下游，呈北東—南西向長條狀展布，盆底標高783.2~791.8 m，地勢較平坦，I級階地發(fā)育于芒市河兩側。沿盆地邊緣溝口處發(fā)育有洪積扇，以5~6°傾角向盆中傾斜。新近系分布在盆地兩側，構成河湖侵蝕丘陵地形，一般標高為833.9~954.8 m。外圍中山區(qū)基巖裸露，分水嶺標高1500~1950 m，為剝蝕構造中山地形。盆區(qū)屬亞熱帶氣候，據(jù)芒市近十年氣象站資料統(tǒng)計，年均氣溫19.6℃，最高氣溫36.2℃，最低氣溫-0.6℃，年均降雨量1300~1653 mm之間，相對濕度75%。自喜山運動以來，盆地中沉積了新第三紀內陸湖相含煤碎屑巖建造。隨后堆積了第四紀河湖相沖積物，由于新構造運動強烈上升，在山前溝口處發(fā)育有全新統(tǒng)洪積扇。

根據(jù)研究區(qū)內地層巖性、地下水賦存條件和徑流特征，將地下水劃分為松散巖類孔隙水、碎屑巖裂隙孔隙水、碳酸鹽巖類巖溶水和基巖裂隙水。松散巖類孔隙水主要為全新統(tǒng)沖洪積層(Qhal+pl)孔隙潛水—承壓水，芒市河I級階地分布于河床兩側，高出河水面1~2 m，階面平坦開闊，微向河流下游傾斜。洪積扇分布于盆地兩側山前溝口處，多以單個出現(xiàn)，向盆地中心傾斜，由于遭受溝水切割，扇面不甚完整。含水層為沖積砂礫石層，該含水層中地下水位埋深自上游向中、下游逐漸變淺，直至溢出地表。地下水受大氣降水補給及新近系裂隙孔隙水側向補給，動態(tài)變化受季節(jié)影響。碎屑巖裂隙孔隙水指新近系芒棒組（N2m）裂隙孔隙水。出露于盆地兩側及伏于第四系松散堆積層以下，北西側出露較寬，南東側出露較窄。新構造運動使盆地基底斷裂相繼活動，造成地層褶皺，形成平緩的向北傾斜的單斜構造。主要接受大氣降水補給，由兩側向盆地運動，動態(tài)變化較穩(wěn)定。碳酸鹽巖類巖溶水分布于盆地東南部及西部，主要含水層為柳灣組（J2l）白云巖、勐戛組（J2m）灰?guī)r、喜鵲林組（Tχ）泥晶白云巖、伙馬組（T2hm）白云巖、扎多組（T1z）白云巖及沙子坡組（Ps）灰?guī)r。諸含水層巖溶發(fā)育，巖溶率8%~15%，為水量中等—豐富的含水層，水質良好，具一定供水意義。遮放瑤池的含水層為沙子坡組（Ps）灰?guī)r，該溫泉主要接受東北部巖溶水補給，動態(tài)較穩(wěn)定。基巖裂隙水分布于盆地西北部，含水層主要為弄坎組（K1l）粉砂巖、柳灣組（J2l）泥巖、勐戛組（J2m）粉砂質泥巖、扎多組（T1z）絹云板巖、丙麻組（P2bm）砂礫巖、公養(yǎng)河群（Z∈2gy）砂巖、高黎貢山巖群（Pt1GL）片麻巖、古近紀花崗巖（Eηγ）、中生代超基性巖（TΣ）、奧陶紀花崗巖（Oηγ）、中元古代花崗巖（Pt2γ）及輝綠巖（β），該地層組多被龍陵—瑞麗大斷裂所破壞，橫張斷裂較發(fā)育，含變質巖及火成巖裂隙水。

盆區(qū)周邊基巖裸露,含水層之地下水以接受大氣降水補給為主，不同類型的地下水互補為輔。地下水運移嚴格受地貌形態(tài)控制，順地形斜坡或巖層走向徑流。裂隙水以散流、片狀溢出排泄為主，并補給盆區(qū)松散巖類孔裂水。沿盆地東南部邊緣，巖溶水以大泉、暗河形式排出地表，直接補給覆蓋型巖溶水和松散巖類孔隙水；瑤池泉域一帶巖溶泉直接補給新近系碎屑巖裂隙孔隙水；盆地北西部大片變質巖與新近系碎屑巖呈不整合接觸，地下水沿斷裂帶和層面直接補給新近系及第四系全新統(tǒng)含水層中；新近系裂除孔隙水受大氣降水及變質巖裂隙水補給，盆地中部尚接受更新統(tǒng)松散巖類孔隙水補給，順巖層傾向徑流，賦存于盆地下部承圧含水層中。盆地內全新統(tǒng)松散巖類孔隙潛水主要接受大氣降水、農灌水及地表水的補給，局部受盆地周邊基巖裂隙水、巖溶水的側向補給。由于盆地地形較平坦，河流切割較淺，河床坡降小，與I級階地高差小，地下水運動緩慢。運動方式以斜交或平行河流并向下游運動。但是在山前沖洪積扇上有溝谷切割，坡度稍大，兩側局部地段地下水位高于溝谷中水面，地下水又作垂直于溝流水運動排泄。以蒸發(fā)、人工開采排泄，枯季常于階地前緣、洪積扇前緣以片流或下降泉形式溢出地表，補給河水。

遮放瑤池水域出露地層主要有新近系芒棒組（N2m）未固結的粘土巖及砂巖、侏羅系中統(tǒng)勐戛組（J2m）粉砂質泥巖及二疊系沙子坡組（Ps）灰?guī)r，勐戛組（J2m）與沙子坡組（Ps）為平行不整合接觸關系，不整合面凹凸不平，產狀較陡（60°~75°），芒棒組（N2m）不整合于勐戛組（J2m）及沙子坡組（Ps）地層之上。沙子坡組（Ps）灰?guī)r為主要含水層，該溫泉主要接受沙子坡組（Ps）巖溶水補給，芒棒組（N2m）未固結的粘土巖及砂巖及統(tǒng)勐戛組（J2m）粉砂質泥巖為相對隔水層。遮放瑤池附近斷層主要以圧扭性斷裂龍陵—瑞麗大斷裂（F1）為主，及其次級斷裂遮放斷裂（F2）、上曼崗斷裂（F3）、馬脖子斷裂（F4）及近東西向的斷裂，遮放瑤池出露于馬脖子斷裂端點附近。

2 地熱流體物理化學特征

2.1 樣品采集及測試方法

2018年9月在研究區(qū)采集了簡分析樣80件（地表水66件，地下水12件）、全分析樣44件（地表水37件，地下水7件）、同位素樣14件（地表水8件，地下水6件）及飲用水分析測試樣74件（地表水57件，地下水17件），其中遮放瑤池上述樣品均有采集，2019年5月在瑤池中又采集了1件簡分析樣。樣品采集同時用上海雷磁DZB-718型便攜式多參數(shù)分析儀測量其PH、溫度、電導率、溶解氧及TDS。主要陽離子用等離子體發(fā)射光譜儀ICAP7000測試；陰離子用可見分光光度計7230G及滴定管測定；微量元素使用等離子體質譜儀PE300X、可見分光光度計7230G及等離子體發(fā)射光譜儀ICAP7000測定；δD、δ18O、δ34S和δ13C用溫度氣體同位素質譜儀253plus測定。以上測試分析工作由云南省核工業(yè)二〇九地質大隊、北京鋯年領航科技有限公司及德宏州疾病預防控制中心承擔。另為研究瑤池補給區(qū)巖石地球化學特征，采集硅酸鹽分析樣及光薄片樣。

2.2 地熱流體化學特征

遮放瑤池水無色無味，流量為34 L/s，通過便攜式多參數(shù)分析儀現(xiàn)場測量出，溫泉水溫39.7℃，屬于中低溫溫泉，pH值7.7，TDS 273 mg/L，溶解氧5.59 mg/L，電導率536 vS/cm?，幊厮捕葹?04 mg/L (以CaCO3計)；總堿度266 mg/L（CaCO3計）；總酸度＜5 mg/L（CaCO3計）。溫泉熱水的總堿度遠遠大于總酸度，表明溫泉熱水中和酸的能力強于中和堿的能力，主要由水樣中的HC03-離子導致。

熱水中的主要離子有 Ca2+、Mg2+、K+、Na+、HCO3-、SO42-，由表1可知，溫泉的 Ca2+、Mg2+、HCO3-含量較高，HCO3-含量最高，達到324 mg/L，其他幾種主要離子含量較少。水樣的陰離子HCO3-占90%以上，溫泉的陰離子以HCO3-、SO42-為主。陽離子以 Ca2+、Mg2+為主，Ca2+占陽離子毫克當量百分數(shù)為48.2%，這可能與熱水在向上運移過程中與淺層“冷”水混合有關。水樣中微量組分含量都很低，沒有達到相應礦泉水的命名標準。飲用水分析總除微生物指標中總大腸菌群（101.3 MPN/100 mL）、大腸埃希氏菌（5.3 MPN/100 mL）及菌落總數(shù)（770 CFU/mL）超標外，沒有檢測出危害人體健康的組分。其他檢測項都符合《生活飲用水衛(wèi)生標準（GB5749-2006）》。

表1 遮放瑤池溫泉水水化學組成Table 1 Chemical compositions of hot spring water from the Zhefang jade pool

由Piper三線圖（圖2）可知研究區(qū)地下冷水多為HCO3-Ca?Mg型水，瑤池溫泉也為HCO3-Ca?Mg型水。從K-Na-Mg三角平衡圖中可看出，瑤池的水樣點落在未成熟水的區(qū)域內（圖3），說明這些地熱流體在熱儲層內未達到離子平衡，或者是在上升過程中發(fā)生了冷熱水混合作用使得熱水的離子組分濃度降低（吳紅梅和孫占學，2000）。

圖2 溫泉Piper三線圖Fig. 2 Piper diagram of the hot spring water

圖3 溫泉K-Na-Mg三角平衡圖Fig. 3 K-Na-Mg equilibrium diagram of the hot spring water

根據(jù)溫泉的水化學資料，用PHREEQC軟件模擬出實測溫度下熱水中15種礦物(硬石膏、文石、方解石、玉髓、纖蛇紋石、白云石、螢石、水鋁礦、石膏、石鹽、云母、石英、海泡石、無定型二氧化硅、滑石)的礦物飽和指數(shù)SI以及不同溫度下的SI，并根據(jù)熱水中礦物在不同溫度下的SI值繪制出了SI-T曲線圖（圖4）。通過SI-T曲線圖可以看出, 水中一些礦物和水溶液達到平衡狀態(tài)時，該礦物的平衡曲線和橫坐標的交點所對應的理論平衡溫度收斂在46.42~82.82℃溫度范圍內，該溫度即為溫泉的熱儲范圍。石英的收斂溫度落在了溫泉的熱儲溫度范圍內，因此可以用SiO2溫標來計算熱儲溫度（鄭西來和劉鴻俊，1996）。其多種礦物未在同一溫度達到平衡，據(jù)此可以判斷溫泉為冷熱混合水或者為礦物未達到平衡的熱水（孫占學和吳紅梅，1999）。從飽和指數(shù)模擬計算結果（表2）可知，溫泉中文石、方解石、玉髓、白云巖、水鋁礦、云母、石英、滑石均處于飽和狀態(tài)，且文石、方解石與白云石的 SI>0.5，處于過飽和狀態(tài)（Deutsch and Siege, 1997），說明CaCO3在一定條件下將會沉淀析出，形成鈣華等泉華。

圖4 礦物SI-T曲線圖Fig. 4 Mineral SI-T diagram of the hot spring water

利用TDS與Cl/(Cl+HCO3)和Na/(Na+Ca)的關系圖,可將地下水水化學組分的成因類型劃分為三類：巖石風化型，降水控制型和蒸發(fā)濃縮型（Gibbs, 1970）。泉水受大氣降水補給，降水入滲后與含水層主要礦物發(fā)生反應，溶解或沉淀部分水化學組分，形成具有不同組分特征的水溶液。由圖5可知瑤池泉水為巖石風化型（章旭等，2019），且研究區(qū)其他地下水也多為巖石風化型，其主要組分來源于水巖相互作用過程。

圖5 溫泉水樣的Gibbs關系圖Fig. 5 Gibbs plot of water samples of in the hot spring water

泉水出露區(qū)巖石主要為白云巖及灰?guī)r，經巖石硅酸鹽分析（表2），Mg0占15.60%；CaO占34.57%；SiO2占3.43%；Al2O3占0.94%；K2O占0.24%；Na2O占<0.10%；Fe2O3占0.30%；FeO占<0.20%；TiO2占0.30%。泉水水化學組分以HCO3-、SO4

表2 溫泉出露區(qū)巖石化學成分（%）Table 2 Chemical compositions of rocks outcropped around the area with hot spring (%)

2-、Ca2+和Mg2+為主，水化學類型主要為HCO3-Ca?Mg型水，這與巖石主要成分中的石膏、方解石及白云石的溶解沉淀密切相關。

2.3 穩(wěn)定同位素特征

同位素方法獲取地下水系統(tǒng)信息的主要依據(jù)是穩(wěn)定同位素對水起著標記作用和放射性元素對水起著計時作用（王恒純，1991）。大部分的同位素的化學性質比較穩(wěn)定,不易被圍巖吸收 ，但對地下水的混合作用、水—巖作用以及溫度變化較敏感，儀器容易檢測到。通過對溫泉水同位素的測試分析，可以更準確的分析地下熱水的起源、循環(huán)和年齡等（周訓等，2017）。

2.3.1 氫氧穩(wěn)定同位素分析

根據(jù)研究區(qū)采集的冷水泉、地表水及瑤池水的氫氧穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)（表3）繪制出溫泉的δD-δ18O關系圖（圖6）。從中可以看到瑤池水樣δD=-66.9‰、δ18O=-9.41‰數(shù)據(jù)與研究區(qū)其他地下水水樣都分布在大氣降水線附近，表明泉水的補給來源都為大氣降水（鄭淑慧等，1983）,且沒有出現(xiàn)明顯的“δ18O漂移”現(xiàn)象,說明該溫泉屬于中低溫水，熱儲溫度不高。研究區(qū)溫泉水起源于大氣降水, 氫氧穩(wěn)定同位素具有高程效應，即大氣降水中的δD和δ18O值會隨著高程的升高而降低。利用δD和δ18O的高程效應可以計算出熱水補給區(qū)的海拔高程。研究區(qū)與騰沖相距不遠，取騰沖雨水的δD平均值-54‰（李廣等，2013），同位素高度梯度取-2.6‰/100 m（汪集旸等，1993），利用不同方法（周訓等，2017；于津生等，1997；王恒純，1991；Dansgaard，1964）計算得溫泉地下熱水的補給高程為1330.00~1411.54 m，取平均高程1373.33 m。計算得地下熱水的補給區(qū)溫度為5.57~10.65℃，取平均溫度7.66℃。依據(jù)對當?shù)氐叵聼崴€(wěn)定同位素的研究，結合本地區(qū)地下水流方向，推測溫泉的地下熱水補給區(qū)可能位于溫泉東部廣母梁子附近。

表3 研究區(qū)水樣δD、δ18O、δ13C、δ34S同位素測試結果（‰）Table 3 H-O-C-S isotopic compositions of water samples in the study area（‰）

圖6 溫泉的δD-δ18O關系圖Fig. 6 The relationship betweenδDand δ18O of the hot spring water

2.3.2 碳穩(wěn)定同位素分析

瑤池泉水pH值為7.7，水中的DIC主要以HCO3-的形式存在，所以瑤池水中的碳同位素DIC主要表現(xiàn)為δ13CHCO3-，其值為-9.9‰（袁道先等，2003）。利用同位素平衡及熱力學計算水中HCO3-相平衡的CO2的δ13C值，可以定量分析HCO3-及CO2的來源。據(jù)（Deines et al.,1974）研究，當達到同位素交換反應平衡時，重碳酸鹽( HCO3-)與氣相 CO2的碳穩(wěn)定同位素δ13C值之差與絕對溫度T之間存在以下關系（肖瓊等，2013）:

已知瑤池水溫度和泉水中HCO3-的δ13C值，由式(1)計算出當達到同位素交換平衡時的泉水中CO2氣相的碳穩(wěn)定同位素δ13C值為-16.56‰。據(jù)研究，土壤和現(xiàn)代生物成因CO2氣體的碳穩(wěn)定同位素值為-25‰（王恒純，1991）。目前國際公認的幔源碳的δ13CCO2值為-4.7‰~-8.0‰（Moore et al.，1977）,取中間值-6.35‰。根據(jù)同位素質量平衡原理，地下熱水中CO2的δ13C組成可表示為以下方程:

通過式（2）計算認為瑤池水中參與水—巖反應的CO2主要是來自于土壤中的CO2和幔源CO2，且土壤中CO2占55%，幔源CO2占45%。溫泉水中HCO3

-含量（324 mg?L-1）高于南帕也河水中HCO3-含量（264 mg?L-1），表明土壤和幔源對參與水—巖反應的CO2都有一定貢獻，CO2沿龍陵—瑞麗大斷裂次級斷裂進入系統(tǒng)，使其HCO3-濃度升高。

2.3.3 硫穩(wěn)定同位素分析

硫在自然界存在的形式多樣，在水體中主要以 SO42-、S2-、SO32-、HSO4-等形式存在，在瑤池水中主要以SO42-的形式存在，因此瑤池水中的δ34S主要是SO42-中的硫同位素，其值為11.69‰。與目前研究中認為地史上海相膏鹽層石膏的δ34S值在二疊紀、三疊紀為10‰~28‰（Krouse and Grineko, 1991）間相對應。初步推斷認為地表雨水補給進入下二疊統(tǒng)沙子坡組（P1s）灰?guī)r碳酸鹽巖地層，溶解其中的石膏。沙子坡組巖層中石膏含量比碳酸鹽巖少很多，所以溫泉水中HCO3-的含量高出SO42-十倍以上，初步認為瑤池水中的水—巖反應主要為土壤中的CO2進入儲水層與圍巖發(fā)生水化學作用生成HCO3-。

2.4 地球物理特征

圖7為遮放瑤池磁法測量向上延拓500 m、1000 m及2000 m等值線圖，從圖中可知，該區(qū)處以一負磁異常區(qū)，整體呈東西走向橢圓狀展布，面積2.2 km2，磁異常最低值為-383 nT，該磁異常到-1000 m深度時磁異常幾乎衰減完畢。對該異常進行查證后初步認為該負異常區(qū)巖性與周邊巖性一致，均為灰?guī)r，產生該磁異常的原因可能是溫泉水溫較高，對儲熱層有一定消磁作用。從中也可看出該瑤池熱儲深度在1000 m左右。

圖7 磁法測量向上延拓500~2000 m等值線圖Fig. 7 Contour maps with upward continuation of 500-2000 m measured by the magnetic method

3 地熱過程分析

深部熱水沿導水通道上升，若在上升時遇到淺層透水層，則冷水就會混入來自深部的熱水中，改變熱水原有的化學組分、溫度等特征，最終出露地表形成的溫泉即為混合水成因的溫泉。根據(jù)前面分析瑤池的水—巖處于不平衡狀態(tài),可以判斷研究區(qū)熱水在上升過程中可能與上部冷水發(fā)生了混合作用。

3.1 混合比例計算

本文利用硅—焓方程估算法和硅—焓圖解法計算冷水混合比例。硅—焓方程估算法（朱炳球等，1992）中近地表冷水溫度取該地區(qū)平均氣溫19.6℃，則冷水焓Sc為19.6×4.1868 J/g，近地表冷水SiO2含量取溫泉上游相同層位大龍洞冷水泉中SiO2值為3.84 mg/L。將熱水溫度、焓及SiO2含量間的關系數(shù)據(jù)依次代入硅—焓方程，分別繪制X1、X2的曲線，兩條曲線相交的點所對應的比例即為水樣中冷水混入比例（圖8）。

圖8 硅焓方程計算冷熱水混合比例Fig. 8 The mixture ratio of cold water by using the silicon-enthalpy equation method

圖9為硅—焓圖解法（Truesdella and Fournier, 1977）計算所得結果，從表4可看到與硅—焓方程估算法的結果基本一致，說明計算結果是可信的?，幊氐臒崴欣渌烊氡壤秊?6%，研究區(qū)溫泉的冷水混合比例很高，可能與水樣的采集時間有關，9月正值芒市地區(qū)雨季，且河流徑流量在8月達到峰值，加之研究區(qū)構造活動強烈，大氣降水的補給非常豐富，從而導致在淺層地區(qū)熱水中混入大量冷水。

圖9 硅焓圖解計算冷熱水混合比例Fig. 9 The mixture ratio of cold water by using the silicon-enthalpy graphic method

表4 熱水中冷水混合比例和深部溫度Table 4 The deep water temperature and the mixture ratios of cold water

3.2 熱儲溫度

利用地熱溫標可以估算深部熱儲層的溫度，常用的地熱溫標法分為SiO2地熱溫標和陽離子地熱溫標等。但遮放瑤池的水樣為未成熟水，該水樣不適合用陽離子溫標來計算熱儲溫度（王瑩等，2007；吳紅梅等，2006）。因采樣點熱水未達到了當?shù)胤悬c，屬于傳導冷卻過程，本文采用了SiO2地熱溫標中的石英溫標—無蒸汽損失公式計算熱儲溫度（王瑩等，2007），計算得溫泉熱儲為46.38℃。

但考慮到可能熱水中冷水混入比例較高，會大大降低了熱水中SiO2的含量。為了驗證冷水混入對SiO2溫標的影響，并得出考慮混合作用后的熱儲溫度，文中將用硅—焓圖解法和硅—焓方程法所得到的地下深處熱水中的SiO2含量平均值代入SiO2溫標公式計算，計算熱儲溫度為78.01℃。考慮混合作用后計算得出的熱儲溫度比較符合該區(qū)地熱實際情況，則遮放瑤池熱儲溫度以該方法的計算結果為準。

將 SiO2溫標熱儲溫度與硅—焓公式法、圖解法得到的熱水溫度進行對比，可發(fā)現(xiàn)溫泉各方法計算的熱儲溫度都基本相同，表明該溫泉熱水不僅受到混合作用的影響，也會受到熱水上升過程中的冷卻過程的影響，為了熱儲溫度的準確性,最后熱儲溫度取各方法對應溫度的平均值78.18℃。

3.3 循環(huán)深度

前面分析可知，研究區(qū)溫泉的補給來源為大氣降水，熱水的形成是因為大氣降水入滲補給后通過深循環(huán)和經過深部熱流加熱后上升至地表而形成的。熱水的溫度主要是依靠深循環(huán)經過地熱增溫來獲得。因該溫泉地下熱水在循環(huán)過程中有冷熱水溫合發(fā)生，地溫梯度取5.59℃/100 m（周真恒等，1995；周真恒和向才英，1997），混合時冷水溫度取當?shù)仄骄鶜鉁?9.6℃，帶入公式（肖瓊等，2013）計算得循環(huán)深度為1069.76 m，這與物探測量推測的熱儲深度相一致。

3.4 溫泉放熱量

地熱能是新世紀備受矚目的清潔型新能源，主要用途有理療、采暖、發(fā)電、洗浴、養(yǎng)殖等，計算溫泉區(qū)地下熱水的放熱量可以更好的規(guī)劃熱水的用途，溫泉天然放熱量可用以下公式計算:

式中，Qw為溫泉天然放熱量，J/a；Q為溫泉流量，2937.6 m3/d；ρw為熱水密度，992.2 kg/m3；Cw為熱水比熱容，4208 J/(kg℃)；tw為熱水溫度，39.7℃；t0為基準溫度，取該區(qū)年平均氣溫19.6℃，熱水比熱容隨溫度變化，査得各溫泉熱水實測溫度下的熱水比熱容以及熱力折合標準煤系數(shù)為 0.03412 t/109J，將各數(shù)據(jù)代入公式3中計算，計算得溫泉天然放熱量9.00×1013J/a，折合標準煤3070 t/a。

從計算結果可知，總放熱量折合標準煤為3070 t/a，但此溫泉目前的開發(fā)利用率不高，應合理開發(fā)充分利用這些地熱資源。

4 瑤池成因分析

在燕山運動末期和喜山運動早期，在北西西—南東東的主壓應力作用下，研究區(qū)早期形成的斷裂強烈復活，褶皺進一步隆起，在此過程中，地殼的升降運動頻繁，盆地沿斷裂間歇性下沉，沉積了新生代新近系內陸的湖相半膠結堆積物和第四系河湖相松散巖類堆積物，不整合于老地層之上，形成了良好的儲熱蓋層。在不整合面上，巖石松散，空隙度大，便于地下水交替。研究區(qū)的主干斷裂龍陵—瑞麗深大斷裂是一條以左旋走滑為主，兼具張性正斷層的全新世活動斷裂（黃學猛等，2010），規(guī)模大，活動頻繁，它們在地表嚴格控制了測區(qū)地貌形態(tài)和地層的展布，當斷裂深度達到了上地幔，切穿了高黎貢山巖群結晶基底與深部巖漿連通，致使巖漿對流熱能沿斷裂上升，成為導熱的主要通道。因斷裂帶導熱系數(shù)相對非斷裂帶偏高，從而成為熱流傳導的優(yōu)先通道，熱流體沿斷裂系統(tǒng)（主要為主干斷裂的次級斷裂）上升。所以在斷裂影響帶，斷裂端點，斷裂交匯處，常因其地下徑流條件好，有利于地下熱水的涌出而形成斷裂型溫泉。沿斷裂上升的巖漿熱和斷裂機制熱，被上部較厚的第三系粘土巖及砂巖、泥巖弱透水層阻隔。地下熱水多沿不整合面向盆邊運移，在有利部位出露地表，有的斷裂在盆地邊緣通過，上部覆蓋層較薄，熱水則直接沖破蓋層，出露地表，形成溫泉。但該類溫泉由于松散巖類孔隙水和淺部基巖裂隙水影響，一般水溫較低，屬中—低溫熱水。

控制溫泉的斷裂以龍陵—瑞麗斷裂（F1）為主體，總體走向約為N55°E，該斷裂早期具有壓扭性質，到晚中新世—上新世，開始出現(xiàn)伸展和左旋走滑運動，形成斷陷或者拉分盆地。在其東側發(fā)育上芒崗斷裂（F3）等數(shù)條次級壓扭性斷裂，它們與主干斷裂龍陵—瑞麗斷裂呈20°~35°銳角相交，但沒有越過龍陵—瑞麗斷裂，與龍陵—瑞麗斷裂形成“入”字型構造，向南西方向撤開，使卷入該構造層的地層呈不連續(xù)分布（圖10）。遮放瑤池位于龍陵瑞麗大斷裂次級斷裂馬脖子斷裂（F4）端點處，馬脖子斷裂與龍陵—瑞麗斷裂相交，其形成與馬脖子斷裂密切相關，為遮放瑤池的導熱導水通道。

圖10 遮放瑤池構造示意圖Fig. 10 Simplified structural map of the Zhefang jade pool

據(jù)以上同位素資料分析，遮放瑤池δD和δ18O值與大氣降水相近似，在補給區(qū)接受地表水和大氣降水補給，在地表低洼及有巖溶漏斗等部位補給下部巖溶水，當巖溶水向下深部運動，經斷裂帶被大地熱流加熱增溫,當碰到相對隔水層時，在水壓力作用下，沿斷裂帶或不整合接觸面向上運移。上升的熱流，由于受到侏羅系勐戛組（J2m）粉砂質泥巖及新近系芒棒組（N2m）半膠結堆積物儲熱蓋層阻隔，地下熱水與淺層地下冷水混合，再沿不整合面運移，并在有利部位出露地表形成承壓水性質的上升溫泉（圖11），該承壓水水頭高度為2.3 m。

圖11 遮放瑤池成因模式Fig. 11 Conceptual model for the genesis of the Zhefangjade pool

5 結論

（1）遮放瑤池位于云南芒市遮放盆地，溫泉熱水來源于大氣降水，水化學類型為HCO3-Ca?Mg型，礦化度為273 mg/L，pH值為7.7，飲用水分析大腸桿菌超標，不易直接飲用。應用同位素的高程效應與溫度效應估算得地下熱水補給高程為1373.33 m，補給區(qū)溫度為7.66℃，溫泉的地下熱水補給區(qū)可能位于溫泉東部廣母梁子附近。通過硅—焓公式估算法、硅—焓圖解法求得瑤池中熱水中冷水混合比為0.66，估算得溫泉熱儲溫度為78.18℃，研究區(qū)熱水循環(huán)深度為1069.76 m，與物探測量推測的深度相一致。溫泉天然放熱量為9.00×1013J/a，折合標準煤3070 t/a?，幊丶把芯繀^(qū)地下水水化學組分的成因類型為巖石風化型，計算得出CO2的δ13CCO2值為-16.56‰，其參與水—巖反應的CO2為幔源和土壤混合成因，且水—巖反應主要為CO2進入儲水層與圍巖發(fā)生水化學作用生成HCO3-。侏羅系勐戛組（J2m）粉砂質泥巖及新近系芒棒組（N2m）半膠結堆積物為儲熱蓋層，儲熱層為二疊系沙子坡組（Ps）灰?guī)r。

（2）遮放瑤池出露地層為二疊系沙子坡組（Ps），該溫泉主要接受東北部巖溶水補給，受龍陵—瑞麗大斷裂及其次級斷裂馬脖子斷裂控制。龍陵—瑞麗大斷裂東南側沉積巖區(qū)地熱流體嚴格受構造控制，因斷裂帶導熱系數(shù)相對非斷裂帶偏高，從而成為熱流傳導的優(yōu)先通道，巖漿對流熱能沿斷裂上升，成為導熱的主要通道。所以在斷裂影響帶、斷裂端點、斷裂交匯處，常因其地下徑流條件好，有利于地下熱水的涌出而形成斷裂—深循環(huán)型溫泉。碳酸鹽巖斷裂沉降帶及斷陷盆地邊緣是溫泉出露的有利部位。