張七道

中國地質(zhì)調(diào)查局 昆明自然資源綜合調(diào)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(fēng)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(gè)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?，幊胤帧褒垺?、“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(cuò)節(jié)，形成一個(gè)個(gè)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(nèi)外對(duì)環(huán)保能源地?zé)豳Y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(duì)該區(qū)溫泉已做過較多的研究工作，杜毓超等（2012）對(duì)滇西潞西盆地水文地球化學(xué)特征及成因進(jìn)行了分析，分析得出法帕溫泉來源于大氣降水補(bǔ)給。張彧齊等（2018）對(duì)研究區(qū)出露于紅層泉水的成因機(jī)制以及鈣華的成因和控制因素進(jìn)行了研究，認(rèn)為影響溫泉附近鈣華沉積的水化學(xué)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(dāng)量比值和方解石飽和指數(shù)判斷鈣華沉積趨勢(shì)。王潔青等（2017）研究了蘭平盆地羊吃密溫泉水化學(xué)特征，估算了熱水補(bǔ)給高程及熱儲(chǔ)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(gè)地下熱水露頭點(diǎn)資料分析的基礎(chǔ)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(diǎn)，水熱流體的水化學(xué)特征，詳細(xì)分析了騰沖熱泉水的氫氧同位素組成，討論熱水的補(bǔ)給、徑流和排泄，并與當(dāng)?shù)氐乇硭?、雨水的同位素進(jìn)行了對(duì)比。但目前對(duì)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(duì)，1979）①中國人民解放軍00933部隊(duì). 1979.潞西幅20萬區(qū)域水文地質(zhì)普查報(bào)告[R].。本文在全面收集瑤池已有地質(zhì)、水文地質(zhì)資料的基礎(chǔ)上，充分利用項(xiàng)目 2017~2019 年物探及水文地質(zhì)調(diào)查成果，采用同位素水文地球化學(xué)及物探等方法，研究瑤池水化學(xué)組分特征，分析泉水的補(bǔ)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(bǔ)給高程、補(bǔ)給區(qū)溫度、熱儲(chǔ)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(duì)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(duì)遮放瑤池下一步的地?zé)豳Y源開發(fā)利用奠定了基礎(chǔ)，也對(duì)瑤池旅游資源的可持續(xù)開發(fā)和保護(hù)具有重要的指導(dǎo)意義。

1 區(qū)域概況

遮放盆地大地構(gòu)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(gòu)造帶轉(zhuǎn)換部位西南緣與印度地塊—高黎貢山變質(zhì)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(cè)出露的地層主要有下元古界高黎貢山群變質(zhì)巖、寒武系變質(zhì)巖、二疊系淺變質(zhì)巖，南東側(cè)地層主要為新生界的沉積巖地層。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造較為發(fā)育，主要為北東向龍陵—瑞麗斷裂及其次級(jí)斷裂。區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)頻繁，巖類復(fù)雜，巖體嚴(yán)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(gòu)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(zhì)部云南省地質(zhì)局，1966）②地質(zhì)部云南省地質(zhì)局. 1966.潞西幅20萬區(qū)域地質(zhì)報(bào)告[R].。

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

區(qū)內(nèi)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(jí)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(gòu)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(dòng)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(diǎn)、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(zhì)灰?guī)r含水層中出露，標(biāo)高800~l000 m。盆地位于測(cè)區(qū)中部，芒市河下游，呈北東—南西向長條狀展布，盆底標(biāo)高783.2~791.8 m，地勢(shì)較平坦，I級(jí)階地發(fā)育于芒市河兩側(cè)。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(cè)，構(gòu)成河湖侵蝕丘陵地形，一般標(biāo)高為833.9~954.8 m。外圍中山區(qū)基巖裸露，分水嶺標(biāo)高1500~1950 m，為剝蝕構(gòu)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(jì)，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(duì)濕度75%。自喜山運(yùn)動(dòng)以來，盆地中沉積了新第三紀(jì)內(nèi)陸湖相含煤碎屑巖建造。隨后堆積了第四紀(jì)河湖相沖積物，由于新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)強(qiáng)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(nèi)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(jí)階地分布于河床兩側(cè)，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(cè)山前溝口處，多以單個(gè)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(bǔ)給及新近系裂隙孔隙水側(cè)向補(bǔ)給，動(dòng)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(cè)及伏于第四系松散堆積層以下，北西側(cè)出露較寬，南東側(cè)出露較窄。新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)使盆地基底斷裂相繼活動(dòng)，造成地層褶皺，形成平緩的向北傾斜的單斜構(gòu)造。主要接受大氣降水補(bǔ)給，由兩側(cè)向盆地運(yùn)動(dòng)，動(dòng)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(zhì)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(bǔ)給，動(dòng)態(tài)較穩(wěn)定?；鶐r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(zhì)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(jì)花崗巖（Eηγ）、中生代超基性巖（TΣ）、奧陶紀(jì)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(zhì)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(bǔ)給為主，不同類型的地下水互補(bǔ)為輔。地下水運(yùn)移嚴(yán)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(bǔ)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(bǔ)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(bǔ)給新近系碎屑巖裂隙孔隙水；盆地北西部大片變質(zhì)巖與新近系碎屑巖呈不整合接觸，地下水沿?cái)嗔褞Ш蛯用嬷苯友a(bǔ)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(zhì)巖裂隙水補(bǔ)給，盆地中部尚接受更新統(tǒng)松散巖類孔隙水補(bǔ)給，順巖層傾向徑流，賦存于盆地下部承圧含水層中。盆地內(nèi)全新統(tǒng)松散巖類孔隙潛水主要接受大氣降水、農(nóng)灌水及地表水的補(bǔ)給，局部受盆地周邊基巖裂隙水、巖溶水的側(cè)向補(bǔ)給。由于盆地地形較平坦，河流切割較淺，河床坡降小，與I級(jí)階地高差小，地下水運(yùn)動(dòng)緩慢。運(yùn)動(dòng)方式以斜交或平行河流并向下游運(yùn)動(dòng)。但是在山前沖洪積扇上有溝谷切割，坡度稍大，兩側(cè)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(yùn)動(dòng)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(bǔ)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(jié)的粘土巖及砂巖、侏羅系中統(tǒng)勐戛組（J2m）粉砂質(zhì)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(guān)系，不整合面凹凸不平，產(chǎn)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(bǔ)給，芒棒組（N2m）未固結(jié)的粘土巖及砂巖及統(tǒng)勐戛組（J2m）粉砂質(zhì)泥巖為相對(duì)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(jí)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(diǎn)附近。

2 地?zé)崃黧w物理化學(xué)特征

2.1 樣品采集及測(cè)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(cè)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(shí)用上海雷磁DZB-718型便攜式多參數(shù)分析儀測(cè)量其PH、溫度、電導(dǎo)率、溶解氧及TDS。主要陽離子用等離子體發(fā)射光譜儀ICAP7000測(cè)試；陰離子用可見分光光度計(jì)7230G及滴定管測(cè)定；微量元素使用等離子體質(zhì)譜儀PE300X、可見分光光度計(jì)7230G及等離子體發(fā)射光譜儀ICAP7000測(cè)定；δD、δ18O、δ34S和δ13C用溫度氣體同位素質(zhì)譜儀253plus測(cè)定。以上測(cè)試分析工作由云南省核工業(yè)二〇九地質(zhì)大隊(duì)、北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司及德宏州疾病預(yù)防控制中心承擔(dān)。另為研究瑤池補(bǔ)給區(qū)巖石地球化學(xué)特征，采集硅酸鹽分析樣及光薄片樣。

2.2 地?zé)崃黧w化學(xué)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(chǎng)測(cè)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(dǎo)率536 vS/cm?，幊厮捕葹?04 mg/L (以CaCO3計(jì))；總堿度266 mg/L（CaCO3計(jì)）；總酸度＜5 mg/L（CaCO3計(jì)）。溫泉熱水的總堿度遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于總酸度，表明溫泉熱水中和酸的能力強(qiáng)于中和堿的能力，主要由水樣中的HC03-離子導(dǎo)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(dá)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(dāng)量百分?jǐn)?shù)為48.2%，這可能與熱水在向上運(yùn)移過程中與淺層“冷”水混合有關(guān)。水樣中微量組分含量都很低，沒有達(dá)到相應(yīng)礦泉水的命名標(biāo)準(zhǔn)。飲用水分析總除微生物指標(biāo)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(biāo)外，沒有檢測(cè)出危害人體健康的組分。其他檢測(cè)項(xiàng)都符合《生活飲用水衛(wèi)生標(biāo)準(zhǔn)（GB5749-2006）》。

表1 遮放瑤池溫泉水水化學(xué)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(diǎn)落在未成熟水的區(qū)域內(nèi)（圖3），說明這些地?zé)崃黧w在熱儲(chǔ)層內(nèi)未達(dá)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(xué)，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(xué)資料，用PHREEQC軟件模擬出實(shí)測(cè)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(dá)到平衡狀態(tài)時(shí)，該礦物的平衡曲線和橫坐標(biāo)的交點(diǎn)所對(duì)應(yīng)的理論平衡溫度收斂在46.42~82.82℃溫度范圍內(nèi)，該溫度即為溫泉的熱儲(chǔ)范圍。石英的收斂溫度落在了溫泉的熱儲(chǔ)溫度范圍內(nèi)，因此可以用SiO2溫標(biāo)來計(jì)算熱儲(chǔ)溫度（鄭西來和劉鴻俊，1996）。其多種礦物未在同一溫度達(dá)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(dá)到平衡的熱水（孫占學(xué)和吳紅梅，1999）。從飽和指數(shù)模擬計(jì)算結(jié)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(huì)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(guān)系圖,可將地下水水化學(xué)組分的成因類型劃分為三類：巖石風(fēng)化型，降水控制型和蒸發(fā)濃縮型（Gibbs, 1970）。泉水受大氣降水補(bǔ)給，降水入滲后與含水層主要礦物發(fā)生反應(yīng)，溶解或沉淀部分水化學(xué)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(fēng)化型（章旭等，2019），且研究區(qū)其他地下水也多為巖石風(fēng)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(guān)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(jīng)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(xué)組分以HCO3-、SO4

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

2-、Ca2+和Mg2+為主，水化學(xué)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(guān)。

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(duì)水起著標(biāo)記作用和放射性元素對(duì)水起著計(jì)時(shí)作用（王恒純，1991）。大部分的同位素的化學(xué)性質(zhì)比較穩(wěn)定,不易被圍巖吸收 ，但對(duì)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(cè)到。通過對(duì)溫泉水同位素的測(cè)試分析，可以更準(zhǔn)確的分析地下熱水的起源、循環(huán)和年齡等（周訓(xùn)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?cái)?shù)據(jù)（表3）繪制出溫泉的δD-δ18O關(guān)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(bǔ)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(chǔ)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(yīng)，即大氣降水中的δD和δ18O值會(huì)隨著高程的升高而降低。利用δD和δ18O的高程效應(yīng)可以計(jì)算出熱水補(bǔ)給區(qū)的海拔高程。研究區(qū)與騰沖相距不遠(yuǎn)，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(xùn)等，2017；于津生等，1997；王恒純，1991；Dansgaard，1964）計(jì)算得溫泉地下熱水的補(bǔ)給高程為1330.00~1411.54 m，取平均高程1373.33 m。計(jì)算得地下熱水的補(bǔ)給區(qū)溫度為5.57~10.65℃，取平均溫度7.66℃。依據(jù)對(duì)當(dāng)?shù)氐叵聼崴€(wěn)定同位素的研究，結(jié)合本地區(qū)地下水流方向，推測(cè)溫泉的地下熱水補(bǔ)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(cè)試結(jié)果（‰）Table 3 H-O-C-S isotopic compositions of water samples in the study area（‰）

圖6 溫泉的δD-δ18O關(guān)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(xué)計(jì)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(dāng)達(dá)到同位素交換反應(yīng)平衡時(shí)，重碳酸鹽( HCO3-)與氣相 CO2的碳穩(wěn)定同位素δ13C值之差與絕對(duì)溫度T之間存在以下關(guān)系（肖瓊等，2013）:

已知瑤池水溫度和泉水中HCO3-的δ13C值，由式(1)計(jì)算出當(dāng)達(dá)到同位素交換平衡時(shí)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(rèn)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(zhì)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(jì)算認(rèn)為瑤池水中參與水—巖反應(yīng)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(duì)參與水—巖反應(yīng)的CO2都有一定貢獻(xiàn)，CO2沿龍陵—瑞麗大斷裂次級(jí)斷裂進(jìn)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(rèn)為地史上海相膏鹽層石膏的δ34S值在二疊紀(jì)、三疊紀(jì)為10‰~28‰（Krouse and Grineko, 1991）間相對(duì)應(yīng)。初步推斷認(rèn)為地表雨水補(bǔ)給進(jìn)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(rèn)為瑤池水中的水—巖反應(yīng)主要為土壤中的CO2進(jìn)入儲(chǔ)水層與圍巖發(fā)生水化學(xué)作用生成HCO3-。

2.4 地球物理特征

圖7為遮放瑤池磁法測(cè)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(fù)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(shí)磁異常幾乎衰減完畢。對(duì)該異常進(jìn)行查證后初步認(rèn)為該負(fù)異常區(qū)巖性與周邊巖性一致，均為灰?guī)r，產(chǎn)生該磁異常的原因可能是溫泉水溫較高，對(duì)儲(chǔ)熱層有一定消磁作用。從中也可看出該瑤池?zé)醿?chǔ)深度在1000 m左右。

圖7 磁法測(cè)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?zé)徇^程分析

深部熱水沿導(dǎo)水通道上升，若在上升時(shí)遇到淺層透水層，則冷水就會(huì)混入來自深部的熱水中，改變熱水原有的化學(xué)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(jì)算

本文利用硅—焓方程估算法和硅—焓圖解法計(jì)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(guān)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(diǎn)所對(duì)應(yīng)的比例即為水樣中冷水混入比例（圖8）。

圖8 硅焓方程計(jì)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(jì)算所得結(jié)果，從表4可看到與硅—焓方程估算法的結(jié)果基本一致，說明計(jì)算結(jié)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(shí)間有關(guān)，9月正值芒市地區(qū)雨季，且河流徑流量在8月達(dá)到峰值，加之研究區(qū)構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈，大氣降水的補(bǔ)給非常豐富，從而導(dǎo)致在淺層地區(qū)熱水中混入大量冷水。

圖9 硅焓圖解計(jì)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(chǔ)溫度

利用地?zé)釡貥?biāo)可以估算深部熱儲(chǔ)層的溫度，常用的地?zé)釡貥?biāo)法分為SiO2地?zé)釡貥?biāo)和陽離子地?zé)釡貥?biāo)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(biāo)來計(jì)算熱儲(chǔ)溫度（王瑩等，2007；吳紅梅等，2006）。因采樣點(diǎn)熱水未達(dá)到了當(dāng)?shù)胤悬c(diǎn)，屬于傳導(dǎo)冷卻過程，本文采用了SiO2地?zé)釡貥?biāo)中的石英溫標(biāo)—無蒸汽損失公式計(jì)算熱儲(chǔ)溫度（王瑩等，2007），計(jì)算得溫泉熱儲(chǔ)為46.38℃。

但考慮到可能熱水中冷水混入比例較高，會(huì)大大降低了熱水中SiO2的含量。為了驗(yàn)證冷水混入對(duì)SiO2溫標(biāo)的影響，并得出考慮混合作用后的熱儲(chǔ)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(biāo)公式計(jì)算，計(jì)算熱儲(chǔ)溫度為78.01℃。考慮混合作用后計(jì)算得出的熱儲(chǔ)溫度比較符合該區(qū)地?zé)釋?shí)際情況，則遮放瑤池?zé)醿?chǔ)溫度以該方法的計(jì)算結(jié)果為準(zhǔn)。

將 SiO2溫標(biāo)熱儲(chǔ)溫度與硅—焓公式法、圖解法得到的熱水溫度進(jìn)行對(duì)比，可發(fā)現(xiàn)溫泉各方法計(jì)算的熱儲(chǔ)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(huì)受到熱水上升過程中的冷卻過程的影響，為了熱儲(chǔ)溫度的準(zhǔn)確性,最后熱儲(chǔ)溫度取各方法對(duì)應(yīng)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(bǔ)給來源為大氣降水，熱水的形成是因?yàn)榇髿饨邓霛B補(bǔ)給后通過深循環(huán)和經(jīng)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(jīng)過地?zé)嵩鰷貋慝@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(shí)冷水溫度取當(dāng)?shù)仄骄鶜鉁?9.6℃，帶入公式（肖瓊等，2013）計(jì)算得循環(huán)深度為1069.76 m，這與物探測(cè)量推測(cè)的熱儲(chǔ)深度相一致。

3.4 溫泉放熱量

地?zé)崮苁切率兰o(jì)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(jì)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(jì)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(zhǔn)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(shí)測(cè)溫度下的熱水比熱容以及熱力折合標(biāo)準(zhǔn)煤系數(shù)為 0.03412 t/109J，將各數(shù)據(jù)代入公式3中計(jì)算，計(jì)算得溫泉天然放熱量9.00×1013J/a，折合標(biāo)準(zhǔn)煤3070 t/a。

從計(jì)算結(jié)果可知，總放熱量折合標(biāo)準(zhǔn)煤為3070 t/a，但此溫泉目前的開發(fā)利用率不高，應(yīng)合理開發(fā)充分利用這些地?zé)豳Y源。

4 瑤池成因分析

在燕山運(yùn)動(dòng)末期和喜山運(yùn)動(dòng)早期，在北西西—南東東的主壓應(yīng)力作用下，研究區(qū)早期形成的斷裂強(qiáng)烈復(fù)活，褶皺進(jìn)一步隆起，在此過程中，地殼的升降運(yùn)動(dòng)頻繁，盆地沿?cái)嗔验g歇性下沉，沉積了新生代新近系內(nèi)陸的湖相半膠結(jié)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(chǔ)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(dòng)斷裂（黃學(xué)猛等，2010），規(guī)模大，活動(dòng)頻繁，它們?cè)诘乇韲?yán)格控制了測(cè)區(qū)地貌形態(tài)和地層的展布，當(dāng)斷裂深度達(dá)到了上地幔，切穿了高黎貢山巖群結(jié)晶基底與深部巖漿連通，致使巖漿對(duì)流熱能沿?cái)嗔焉仙?，成為?dǎo)熱的主要通道。因斷裂帶導(dǎo)熱系數(shù)相對(duì)非斷裂帶偏高，從而成為熱流傳導(dǎo)的優(yōu)先通道，熱流體沿?cái)嗔严到y(tǒng)（主要為主干斷裂的次級(jí)斷裂）上升。所以在斷裂影響帶，斷裂端點(diǎn)，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?cái)嗔焉仙膸r漿熱和斷裂機(jī)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(yùn)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?zé)崴?/p>

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(zhì)，到晚中新世—上新世，開始出現(xiàn)伸展和左旋走滑運(yùn)動(dòng)，形成斷陷或者拉分盆地。在其東側(cè)發(fā)育上芒崗斷裂（F3）等數(shù)條次級(jí)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(gòu)造，向南西方向撤開，使卷入該構(gòu)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(jí)斷裂馬脖子斷裂（F4）端點(diǎn)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(guān)，為遮放瑤池的導(dǎo)熱導(dǎo)水通道。

圖10 遮放瑤池構(gòu)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(bǔ)給區(qū)接受地表水和大氣降水補(bǔ)給，在地表低洼及有巖溶漏斗等部位補(bǔ)給下部巖溶水，當(dāng)巖溶水向下深部運(yùn)動(dòng)，經(jīng)斷裂帶被大地?zé)崃骷訜嵩鰷?當(dāng)碰到相對(duì)隔水層時(shí)，在水壓力作用下，沿?cái)嗔褞Щ虿徽辖佑|面向上運(yùn)移。上升的熱流，由于受到侏羅系勐戛組（J2m）粉砂質(zhì)泥巖及新近系芒棒組（N2m）半膠結(jié)堆積物儲(chǔ)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(yùn)移，并在有利部位出露地表形成承壓水性質(zhì)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(jié)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(xué)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(biāo)，不易直接飲用。應(yīng)用同位素的高程效應(yīng)與溫度效應(yīng)估算得地下熱水補(bǔ)給高程為1373.33 m，補(bǔ)給區(qū)溫度為7.66℃，溫泉的地下熱水補(bǔ)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(chǔ)溫度為78.18℃，研究區(qū)熱水循環(huán)深度為1069.76 m，與物探測(cè)量推測(cè)的深度相一致。溫泉天然放熱量為9.00×1013J/a，折合標(biāo)準(zhǔn)煤3070 t/a。瑤池及研究區(qū)地下水水化學(xué)組分的成因類型為巖石風(fēng)化型，計(jì)算得出CO2的δ13CCO2值為-16.56‰，其參與水—巖反應(yīng)的CO2為幔源和土壤混合成因，且水—巖反應(yīng)主要為CO2進(jìn)入儲(chǔ)水層與圍巖發(fā)生水化學(xué)作用生成HCO3-。侏羅系勐戛組（J2m）粉砂質(zhì)泥巖及新近系芒棒組（N2m）半膠結(jié)堆積物為儲(chǔ)熱蓋層，儲(chǔ)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(bǔ)給，受龍陵—瑞麗大斷裂及其次級(jí)斷裂馬脖子斷裂控制。龍陵—瑞麗大斷裂東南側(cè)沉積巖區(qū)地?zé)崃黧w嚴(yán)格受構(gòu)造控制，因斷裂帶導(dǎo)熱系數(shù)相對(duì)非斷裂帶偏高，從而成為熱流傳導(dǎo)的優(yōu)先通道，巖漿對(duì)流熱能沿?cái)嗔焉仙蔀閷?dǎo)熱的主要通道。所以在斷裂影響帶、斷裂端點(diǎn)、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。