羅 歡，劉振南，馬一奇，張云輝,*，陶蘭初，陳慶松，符敦凱，吳湘川

(1.西南交通大學(xué) 地球科學(xué)與環(huán)境工程學(xué)院，四川 成都 611756；2.中國地質(zhì)調(diào)查局 昆明自然資源綜合調(diào)查中心，云南 昆明 650111；3.中國地質(zhì)學(xué)會 西南山地生態(tài)地質(zhì)演化與保護(hù)修復(fù)創(chuàng)新基地，云南 昆明 650100)

20世紀(jì)以來，隨著社會和經(jīng)濟(jì)的高速發(fā)展，全球能源危機和環(huán)境問題日益嚴(yán)重，尋找清潔的可再生能源成為了一個極其重要的研究熱點[1-4]。地?zé)豳Y源作為傳統(tǒng)化石燃料的可行替代品，可緩解能源危機和全球氣候變化，是極具競爭力的清潔低碳能源之一[5-9]。在“雙碳”目標(biāo)的大背景下，地?zé)豳Y源的可持續(xù)利用是科學(xué)界面臨的一個新挑戰(zhàn)，闡明地?zé)嵯到y(tǒng)的成因機制是持續(xù)開發(fā)利用地?zé)豳Y源的必要前提[10-11]。地?zé)崃黧w在徑流過程中會發(fā)生復(fù)雜的水?巖作用，其地球化學(xué)特征承載著地球深處物質(zhì)和能量的性質(zhì)及演化的關(guān)鍵信息[12-13]。因此，研究地?zé)崃黧w來源及其水文地球化學(xué)過程是揭示地?zé)嵯到y(tǒng)成因機制的有效方法[14-15]，對探索、開發(fā)和利用地?zé)豳Y源具有重要意義[16]。

水文地球化學(xué)方法是研究地?zé)崃黧w形成和演化過程的有效方法[17]，在追溯流體來源[18]、揭示水?巖相互作用[19]、估算儲層溫度[20]和冷熱水混合比[21]、預(yù)測流體結(jié)垢趨勢[22]等方面發(fā)揮著重要作用。氫氧同位素被廣泛用于追蹤地下水的補給來源和補給高程[23-24]。離子摩爾比值分析被用于揭示地?zé)崃黧w在徑流過程中的水?巖相互作用特征及與母地?zé)崃黧w的混合關(guān)系[25-26]。而Na、K、Mg、Ca和SiO2等活性元素和水化學(xué)組分，常用于評估地?zé)崃黧w與溫度的平衡關(guān)系，以及估算地?zé)醿拥臏囟萚27-28]。

由于我國高溫地?zé)崽镏饕植荚诃h(huán)境惡劣的偏遠(yuǎn)山區(qū)，其開發(fā)應(yīng)用受到很大限制。隨著我國傳統(tǒng)能源的日益短缺和對清潔能源需求量的增大，中低溫地?zé)岬拈_發(fā)利用越來越受到重視[29]。近年來，國內(nèi)學(xué)者探討了江蘇蘇北盆地[30]和山東膠東半島[31]等地區(qū)中低溫地?zé)崃黧w的地球化學(xué)特征及其形成機理，并利用青海共和盆地等地的中低溫地?zé)崃黧w進(jìn)行試驗發(fā)電[32]。云南落漏河流域溫泉作為典型的中低溫地?zé)豳Y源，研究其成因機理和水?巖相互作用對該區(qū)域地?zé)崮茉吹拈_發(fā)利用具有重要意義。因此，筆者基于落漏河流域地?zé)岬刭|(zhì)背景，通過采集溫泉熱水以及周邊冷泉水、民井水和地表水樣品，分析測試熱水和冷水中的主要化學(xué)組分和氫氧同位素組成，利用水文地球化學(xué)和同位素分析方法揭示其水文地球化學(xué)演化過程，采用多種地?zé)釡囟扔嫴槊髌錈醿μ卣?，并?gòu)建落漏河流域溫泉成因概念模型，以期為地?zé)豳Y源的開發(fā)利用提供依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

落漏河流域位于云南省大理白族自治州北部，中下游為鶴慶縣黃坪鎮(zhèn)，距大理州約100 km。黃坪鎮(zhèn)三面環(huán)山，為東西走向的河谷地帶。地勢總體呈現(xiàn)西北高、東南低的特點，平均高程2 100 m，最高峰為西北部馬耳山，高程為3 961 m。研究區(qū)處于南亞熱帶與寒溫帶之間的過渡性氣候區(qū)，屬于冬干夏濕的高原季風(fēng)氣候，年平均氣溫13.5℃，年降水量966 mm。區(qū)內(nèi)河流屬于金沙江水系，水系發(fā)育主要受地質(zhì)構(gòu)造和地形控制，近南北向和東西向發(fā)育，呈樹枝狀分布。落漏河為金沙江的主要支流之一，受大氣降水控制，河流流量受季節(jié)影響較大。

研究區(qū)位于滇西北高原，地處青藏滇緬印尼歹字型構(gòu)造帶中段的一部分，構(gòu)造復(fù)雜，斷裂發(fā)育。根據(jù)構(gòu)造形跡的展布規(guī)律及其生成聯(lián)系，區(qū)域上可分為南北向、東西向和北西向構(gòu)造帶3種構(gòu)造體系。落漏河流域主要發(fā)育有南北向的馬頭灣壓性斷裂和北西向的白蓮村斷裂(圖1)。白蓮村斷裂分布于北衙村以東，沿落漏河呈北西向展布，斷裂長約5 km，破碎帶寬20～40 m，傾向北東，傾角20°～30°。該斷裂南北兩端均被第四系掩蓋，南端可能延伸至黃坪鎮(zhèn)落漏河河谷，沿河谷有數(shù)處熱泉出露，其成因與該隱伏斷裂有關(guān)。

圖1 落漏河流域地質(zhì)圖及采樣點分布Fig.1 Geological maps with sampling point distribution of the Luolou River basin

落漏河中下游地區(qū)主要出露古生界二疊系玄武巖組地層，夾少量凝灰質(zhì)砂巖、角礫巖，河谷地區(qū)普遍發(fā)育新生界第四系松散堆積物地層。上游地區(qū)主要出露地層為中生界三疊系灰?guī)r、白云巖、砂巖(圖1)。落漏河流域位于騰沖熱海地?zé)崽飽|北方位，流域內(nèi)主要發(fā)育5處中低溫溫泉，中上游4處分別為同元寺溫泉(H1)、老街溫泉(H2)、新坪溫泉(H3)、下面店溫泉(H4)，出露溫度范圍為34.5～50.0℃，pH介于6.95～7.85。下游一處為熱水塘溫泉(H5)，出露溫度為36.8℃，pH較高，為9.73。

2 樣品采集和測試

本次于2023年7月在落漏河流域共計采集18組水樣，其中包含5組溫泉熱水(同元寺溫泉H1、老街溫泉H2、新坪溫泉H3、下面店溫泉H4和熱水塘溫泉H5)，9組地下冷水樣(6組民井水，編號W1?W6；3組冷泉水，編號S1?S3)以及4組地表冷水(編號R1?R4)，采樣點位置分布如圖1所示。在樣品采集前，民井抽水至少20 min，以穩(wěn)定地下水的物理化學(xué)條件。使用便攜式多參數(shù)水質(zhì)分析儀(Multi 3 630 IDS)對采集水樣的溫度(t)、酸堿度(pH)、溶解性固體總量(TDS)等理化參數(shù)進(jìn)行現(xiàn)場測量。所有水樣儲存在去離子水預(yù)先清洗過的高密度聚乙烯(HDPE)瓶中。樣品采集完成后3 d內(nèi)在中國地質(zhì)調(diào)查局昆明自然資源綜合調(diào)查中心進(jìn)行水化學(xué)分析測試，其中陰離子含量使用離子色譜儀進(jìn)行測定，陽離子含量使用原子吸收分光光度計進(jìn)行測定。氫氧穩(wěn)定同位素由天津科薈測試科技有限公司使用賽默飛MAT 253 plus同位素質(zhì)譜儀進(jìn)行分析測試。

使用所有地下水及地表水樣品數(shù)據(jù)進(jìn)行分析之前，通過電荷平衡誤差(ECB)值檢驗待分析數(shù)據(jù)的陰陽離子平衡，以確保每個樣品化學(xué)分析的可靠性。計算式如下：

式中各化學(xué)離子組分代表離子的質(zhì)量濃度。經(jīng)計算，本研究采集水樣的水化學(xué)數(shù)據(jù)離子電荷平衡誤差均位于± 5%以內(nèi)，可用于水化學(xué)特征分析。

3 測試結(jié)果

落漏河流域溫泉、冷泉、民井水和地表水樣主要化學(xué)指標(biāo)及氫氧同位素組成分析測試結(jié)果見附表1，如圖2所示。落漏河流域溫泉熱水出露溫度變化范圍為34.5～50.0℃，屬于中?低溫地下熱水。溫泉熱水pH介于7.62～9.73，TDS介于262～702 mg/L，屬于低礦化度弱堿性水。溫泉熱水中主要陰、陽離子含量由大到小依次為：>Cl–>Ca2+>K+>Mg2+(圖2a)。地下冷水溫度變化范圍為16.6～28.7℃，pH介于6.74～8.23，TDS介于167～727 mg/L，同屬于低礦化度弱堿性水。地下冷水中主要陰、陽離子含量大小關(guān)系依次為：>Cl–>Mg2+>K+(圖2b)。地表水溫度變化范圍為22.9～25.6℃，pH介于8.07～8.85，TDS介于398～660 mg/L，同屬于低礦化度弱堿性水。

附表1 落漏河流域水樣主要水化學(xué)參數(shù)和氫氧同位素測試結(jié)果及補給高程計算結(jié)果

表1 落漏河流域溫泉熱儲溫度和冷水混合比例計算結(jié)果Table 1 Calculated reservoir temperature and cold water mixing ratio of geothermal springs in the Luolou River basin

圖2 落漏河流域水樣主要組分Schoeller圖Fig.2 Schoeller diagrams showing the major chemical constituents of water samples from the Luolou River basin

Piper三線圖能夠直觀反映水樣品中主要離子的相對含量和一般水化學(xué)特征，可以識別地下水的水化學(xué)類型[33]。如圖3所示，落漏河流域溫泉水樣的主要陽離子為Na+，其質(zhì)量濃度為85.1～271.5 mg/L，主要陰離子為 HC，其質(zhì)量濃度為402～646 mg/L，溫泉熱水的水化學(xué)類型為HCO3-Na型，有別于騰沖熱海地?zé)崽锔邷責(zé)崴腃l-Na型和Cl·HCO3-Na型[34]。而地下水(含冷泉水樣)和地表水樣的主要陽離子為Ca2+和Na+，主要陰離子為H C，冷水的水化學(xué)類型以HCO3-Ca型為主，少量地下水水化學(xué)類型表現(xiàn)為HCO3-Ca·Na型。

圖3 落漏河流域水樣Piper三線圖Fig.3 Piper trilinear diagrams of water samples from the Loulou River basin

落漏河流域溫泉水δD值范圍為–120.60 ‰～–113.25‰，δ18O值范圍為–15.32‰～–14.72‰；而地下冷水δD范圍為–116.52‰～–94.32‰，δ18O范圍為–14.65‰～–12.00‰，較溫泉水更富集D和18O同位素，表明溫泉水循環(huán)深度比地下冷水更深；地表水δD范圍為–105.65‰～–95.53‰，δ18O范圍為–16.58‰～–12.93‰，與地下冷水氫氧同位素組成相似，表明地表水與淺層地下冷水之間存在水力聯(lián)系。

4 討論

4.1 離子來源分析

地下水中主要離子比值關(guān)系分析是探明其水?巖相互作用類型的常用方法[5]。當(dāng)Na++K+和Cl–全部源自蒸發(fā)鹽礦物溶解時，γ(Na++K+)與γ(Cl–)(γ表示毫克當(dāng)量濃度)比值等于1[19]。由圖4a可以看出，大部分水樣分布在蒸發(fā)鹽礦物溶解線(1∶1)的下方，特別是溫泉水樣，顯示出過量的Na++K+濃度，表明蒸發(fā)鹽礦物的溶解不是溫泉和地下冷水中Na++K+和Cl–的主要來源。而地下水與圍巖中長石礦物(如鈉長石和鉀長石)的溶濾作用(見下式)，能使Na+和K+在地下水中富集。

此外，地下水在徑流過程中可能存在正向陽離子交換作用，地下水中的Ca2+和Mg2+會置換圍巖礦物中的Na+和K+。因此，水樣中Na+和K+可能來源于硅酸鹽礦物的溶解或陽離子交換作用。

為確定水樣中Ca2+和Mg2+的主要來源，圖4b繪制了γ(Ca2++Mg2+)與γ()的關(guān)系。當(dāng)比值接近1，說明Ca2+和Mg2+的主要來源為碳酸鹽礦物(如方解石和白云石)和硅酸鹽礦物溶解；若比值小于1，則說明Ca2+和Mg2+的主要來源為碳酸鹽礦物的溶解；若比值大于1，則說明Ca2+和Mg2+的主要來源是蒸發(fā)巖和硅酸鹽礦物的溶解[35]。溫泉水樣品總體分布在1∶1線上方，表明落漏河流域溫泉熱水中Ca2+和Mg2+主要來源于硅酸鹽礦物的溶解。而冷泉水和大部分地下冷水位于1∶1線附近和下方，表明地下冷水中Ca2+和Mg2+主要受碳酸鹽礦物溶濾控制。

當(dāng)γ(Ca2+)/γ(HC)介于1∶1～1∶2時，Ca2+和Mg2+主要源于方解石、白云石等碳酸鹽礦物溶解[36]。如圖4c所示，溫泉水樣處于白云石溶解線(1∶2)上方，表明溫泉水中Ca2+和 HC不受碳酸鹽礦物溶解的控制。而大部分地下冷水樣位于白云石和方解石溶解線(1∶1)中間，說明地下冷水中Ca2+的來源既有方解石的溶解也有白云石的溶解，而 HC除這二者以外還有其他來源，如硅酸鹽礦物溶解的影響(式(2)?式(3))。

鈣鎂系數(shù)γ(Ca2+)/γ(Mg2+)通常用于判別Ca2+和Mg2+來源為碳酸鹽礦物還是硅酸鹽礦物的溶解[37]。在硅酸鹽溶解條件下，γ(Ca2+)/γ(Mg2+)>2；在白云石溶解條件下，γ(Ca2+)/γ(Mg2+)=1；而在方解石溶解條件下，γ(Ca2+)/γ(Mg2+)介于1和2。如圖4d所示，大部分溫泉水樣γ(Ca2+)/γ(Mg2+)>2，表明溫泉水化學(xué)作用主要受硅酸鹽礦物溶濾控制。大部分地下冷水樣γ(Ca2+)/γ(Mg2+)介于1和2，說明其Ca2+和Mg2+來源為方解石的溶解。

地下水系統(tǒng)中陽離子交換作用會影響水化學(xué)組分的差異，通常采用γ(Ca2++Mg2+–)/γ(Na++K+–Cl–)的關(guān)系來檢查地下水與含水層之間是否存在陽離子交換反應(yīng)[38]。當(dāng)?shù)叵滤畼悠贩植荚?∶1線附近，表明離子交換反應(yīng)是影響地下水中主要陽離子含量的水?巖相互作用之一。另一方面，氯堿指數(shù)(CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ)可以進(jìn)一步揭示陽離子交換反應(yīng)是正向還是逆向。CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ由下式計算：

式中各離子組分代表其毫克當(dāng)量濃度γ。當(dāng)兩者大于0表示地下水中發(fā)生了正向陽離子交換，地下水中的Ca2+和Mg2+會置換圍巖礦物中的K+和Na+，反之則為逆向陽離子交換[39]。如圖5a所示，溫泉熱水和部分地下冷水樣品位于離子交換線(1∶–1)附近，且CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ值小于0(圖5b)，從而證明了正向陽離子交換反應(yīng)的存在，地下水中的Ca2+和Mg2+普遍置換含水層中的K+和Na+。

4.2 補給來源分析

1) 補給來源

落漏河流域位于云貴高原與橫斷山脈過渡的西南緣，受金沙江等水系的強烈切割，區(qū)域上地形陡峻，山高谷深，氣候濕潤，具有豐富的大氣降水資源。為了追溯研究區(qū)內(nèi)溫泉、地下水和地表水的補給來源，氫氧同位素示蹤是一個有效的方法[5]。H.Craig[24]發(fā)現(xiàn)大氣降水的δD與δ18O值呈線性關(guān)系，并給出了全球大氣降水線(Global Meteoric Water Line，GMWL：δD=8δ18O +10)。

本研究根據(jù)落漏河流域溫泉熱水和冷水樣的氫氧同位素測試結(jié)果，繪制了δD和δ18O關(guān)系圖(圖6)。如圖6所示，所有溫泉熱水樣均位于全球大氣降水線或當(dāng)?shù)卮髿饨邓€(Local Meteoric Water Line，LMWL：δD=8.61δ18O+16.72)[40]上及附近，說明大氣降水是落漏河流域溫泉水的主要補給來源。而大部分地下水和地表水位于大氣降水線上及附近，表明地下水同樣是以大氣降水補給為主。而騰沖熱海地?zé)崴畼狱c位發(fā)生了向右偏移，即出現(xiàn)18O正漂移現(xiàn)象，這是熱水在較高溫度下與圍巖發(fā)生氧同位素交換的結(jié)果[41]。

圖6 落漏河流域水樣氫氧穩(wěn)定同位素組成Fig.6 Stable hydrogen and oxygen isotope compositions of water samples from the Luolou River basin

2) 補給高程

大氣降水起源的地下水氫氧同位素存在明顯的高程效應(yīng)，在高程較低地區(qū)，氣候相對暖和，平均溫度相對較高，地下水中重同位素相對富集，而高程較高地區(qū)則相反，地下水中重同位素較為貧乏[42]。研究表明，高程每升高100 m時，δ18O值相應(yīng)地降低0.15‰～0.50‰，δD值降低1‰～4‰。因此，氫氧同位素的高程效應(yīng)可以用來估算不同地下水的補給高程以及確定補給區(qū)域。另外，在地下水循環(huán)路徑上，地下水δ18O值會不斷發(fā)生變化，是因為圍巖礦物中的δ18O值高于地下水。在溫度或壓力相對較大的地下環(huán)境中，較強的水?巖作用和氧同位素交換使地下水中δ18O值不斷升高。與氧元素不同，圍巖礦物中含氫礦物少，氫同位素含量較低，在水?巖作用和同位素交換反應(yīng)中，地下水中δD值幾乎不受影響。因此，在地下水循環(huán)系統(tǒng)中，δD值可以較好地反映地下水的初始補給來源。

本研究根據(jù)氘的高程效應(yīng)來確定地下水補給高程[43-44]，補給高程計算公式為：

其中，δD0取–99.47‰，GD取–2.60‰/hm[45]。研究區(qū)水樣補給高程的計算結(jié)果見附表1，溫泉水補給高程為2 007～2 307 m，冷泉水補給高程為2 131～2 208 m，地下水補給高程為1 105～2 294 m?？傮w來看，溫泉熱水的補給高程略高于地下冷水的補給高程，表明溫泉水循環(huán)路徑比地下冷水更加長遠(yuǎn)，溫泉水在降雨入滲補給后通過更長的循環(huán)路徑被加熱，而后沿上升通道徑流，最終出露地表形成溫泉。

4.3 熱儲溫度計算

1) 地?zé)釡貥?biāo)適用性判識

利用地球化學(xué)溫標(biāo)計算地?zé)崃黧w的熱儲溫度時，應(yīng)對其使用前提條件進(jìn)行討論。本研究首先利用W.F.Giggenbach[46]提出的Na-K-Mg三角圖來判斷溫泉熱水的水?巖平衡狀態(tài)，包括完全成熟水、部分成熟水和未成熟水3種狀態(tài)。如圖7a所示，溫泉水樣品集中落在三角圖右下角區(qū)域，表明落漏河流域溫泉熱水屬于未成熟水。因此，推測落漏河流域溫泉熱水受到淺層地下冷水的混合與稀釋影響，未達(dá)到水?巖平衡狀態(tài)，陽離子地?zé)釡貥?biāo)不適宜研究區(qū)熱儲溫度估算，故采用SiO2地?zé)釡貥?biāo)估算熱儲溫度[47-48]。

圖7 地?zé)釡貥?biāo)適用性判識Fig.7 Discrimination diagrams for the applicability of geothermometers

2) 二氧化硅地?zé)釡貥?biāo)

在地下熱水中二氧化硅礦物的溶解度與溫度和壓力呈函數(shù)關(guān)系，當(dāng)?shù)責(zé)崴仙鴾囟冉档蜁r，SiO2含量不會因溫度降低而大量沉淀，因此，SiO2常被用來計算地?zé)崴臒醿囟萚49]。天然狀態(tài)下存在多種二氧化硅礦物，如石英、玉髓、α-方石英、β-方石英以及無定形二氧化硅等。在選用SiO2地?zé)釡貥?biāo)時，需先判斷地?zé)崴蠸iO2含量受何種礦物形態(tài)控制。在此利用log(K2/Mg)與SiO2關(guān)系圖來選取合適的SiO2地?zé)釡貥?biāo)[50]，如圖7b所示，溫泉熱水樣品H1和H5在石英和玉髓溶解線之間，H2在玉髓和α-方石英溶解線之間，H3和H4靠近α-方石英溶解線，故而溫泉H1和H5選取石英和玉髓地?zé)釡貥?biāo)計算熱儲溫度，H2選取玉髓和α-方石英地?zé)釡貥?biāo)計算熱儲溫度，H3和H4選取α-方石英地?zé)釡貥?biāo)計算熱儲溫度。

對應(yīng)的經(jīng)驗公式[49]如下：

1) 石英地?zé)釡貥?biāo)

2) 玉髓地?zé)釡貥?biāo)

3) α-方石英地?zé)釡貥?biāo)

落漏河流域溫泉熱水熱儲溫度SiO2地?zé)釡貥?biāo)計算結(jié)果見表1，得到的熱儲溫度范圍分別為68.4～99.8℃(H1)、55.5～76.4℃(H2)、69.9℃(H3)、85.7℃(H4)、108.6～135.5℃(H5)。

3) 硅?焓混合模型

地?zé)崴畯纳畈肯蛏线\移中，常常會受到淺部冷水的混合，導(dǎo)致地?zé)崴幕瘜W(xué)組分發(fā)生變化，SiO2地?zé)釡貥?biāo)計算結(jié)果可能會較實際偏低，為了獲得落漏河溫泉水的初始溫度和冷水混合比例，在此利用硅?焓方程和硅?焓圖解法對熱儲溫度進(jìn)行校正[49]。硅?焓混合模型方程如下：

冷水端元此處取冷泉水S3的溫度和SiO2含量，分別為16.6℃和24.7 mg/L。將熱水不同溫度下對應(yīng)的焓值和泉水中SiO2含量代入硅?焓方程中，計算范圍為50～300℃，步長為25℃，求出不同溫度下X1、X2值，并繪制點線圖，得到熱水溫度與冷水混合比例的關(guān)系圖(圖8a?圖8e)。

圖8 不同溫泉水樣熱儲溫度計算圖解Fig.8 Diagrams showing the reservoir temperature calculations of thermal spring samples from the Luolou River basin

硅?焓圖解法則是將冷水焓值和SiO2含量作為點a，此處將S3樣品作為冷水端元；將地?zé)崴畼悠缝手岛蚐iO2含量投圖作為點b；連接點a和b并延長相交于石英溶解曲線于點c，點c的橫縱坐標(biāo)值即為熱水的初始溫度和SiO2初始含量(圖8f)。綜合硅?焓方程和硅?焓圖解法的計算結(jié)果(表1)，溫泉H1的初始熱水溫度為193.8～195.0℃，冷水混合比例為89.8%；H2的初始熱水溫度為167.9～168.0℃，冷水混合比例為77.9%；H3的初始熱水溫度為262.0～262.5℃，冷水混合比例為90.5%。溫泉水樣H4和H5在硅?焓圖解中沒有交點，表明其在與地表水混合前可能就失去了熱量[16]。

4) 多礦物平衡模擬

在地?zé)嵯到y(tǒng)中，礦物?流體的化學(xué)平衡是研究水熱化學(xué)作用過程的重要手段，也可以用來預(yù)測熱儲溫度[51-52]。由于Al在地?zé)崃黧w中含量低且難以測量，本文采用FixAl法[52]減少Al數(shù)據(jù)缺失帶來的影響，重建研究區(qū)熱水的平衡狀態(tài)。本文選取3個典型熱水樣品(H2、H4和H5)進(jìn)行計算[53-54]，根據(jù)其熱儲巖性進(jìn)行礦物選擇，然后采用SOLVEQ-XPT軟件對多礦物的溶解平衡指數(shù)進(jìn)行計算。假設(shè)Al的質(zhì)量濃度為0.05 mg/L，計算步長為25℃，溫度范圍為25～225℃，在計算過程中考慮二氧化碳脫氣影響[51-55]，添加相同摩爾量的 HC和H+到地?zé)崴羞M(jìn)行CO2修正，當(dāng)分別添加0.01、0.05和0.01 mol/L的 HC和H+時，幾乎所有選定的礦物得到收斂。H2熱水的收斂區(qū)間為100～125℃(圖8g)，H4為125～150℃(圖8h)，H5為125～150℃(圖8i)。

綜上，多礦物平衡模擬的溫度處于初始熱水和SiO2傳統(tǒng)地?zé)釡貥?biāo)計算的溫度之間，這可能是溫泉熱水在上升過程中受到冷水的非等比例混合影響[16]，導(dǎo)致硅?焓混合模型計算的熱儲溫度偏高。因此，二氧化硅地?zé)釡貥?biāo)計算的溫度和多礦物模擬的溫度作為研究區(qū)熱水的熱儲溫度更為合理，由此可確定研究區(qū)熱水的熱儲溫度為68.4～150.0℃。

4.4 循環(huán)深度估算

落漏河流域分布的巖漿巖為二疊系玄武巖，這種噴出巖巖體的余熱不易保持。只有小于0.5 Ma的巖體才能成為地?zé)嵯到y(tǒng)的理想熱源，而研究區(qū)巖體的年齡為34.1～62.0 Ma，故可以排除巖漿巖放射性熱源為溫泉提供熱量的可能性[45]。落漏河流域溫泉分布受到斷裂構(gòu)造的嚴(yán)格控制，區(qū)內(nèi)斷裂為地下熱水的深循環(huán)提供了良好的運移通道。據(jù)此可以認(rèn)為，研究區(qū)落漏河流域溫泉熱水受大氣降水下滲補給，其熱量主要源于深循環(huán)過程中的地?zé)嵩鰷?。假設(shè)地下熱水溫度的升高遵循一定的地溫梯度，可通過下式估算落漏河流域溫泉熱水的循環(huán)深度z[16]：

落漏河流域常溫帶溫度取多年平均氣溫13.5℃；地溫梯度取2.5℃/hm[45]；常溫帶深度取20 m[45]，落漏河流域溫泉熱水循環(huán)深度計算結(jié)果見表2。由于受地下冷水混合的影響，溫泉出露溫度較低，循環(huán)深度計算時采用了最高的熱儲溫度計算值，得到落漏河流域溫泉熱水循環(huán)深度為2 872～3 724 m。

表2 落漏河流域溫泉熱水循環(huán)深度Table 2 Estimated circulation depth of thermal springs in the Luolou River basin

4.5 溫泉成因模式

研究區(qū)地處川滇南北向構(gòu)造帶的西南端，隸屬于喜馬拉雅地?zé)釒В瑓^(qū)域大地?zé)崃髦到橛?6.0～103.4 W/m2[56-58]，地?zé)豳Y源豐富，溫泉分布廣泛。落漏河河谷的溫泉(包括H1、H2、H3和H4)基本出露于第四系松散堆積物，下伏地層為二疊系玄武巖，而出露溫泉基本位于白蓮村斷裂南段，推測第四系松散堆積物下方的隱伏斷裂帶是溫泉水主要通道。上述氫氧同位素分析結(jié)果顯示，落漏河流域地下水的補給來源以大氣降水為主，補給高程為2 007～2 307 m，河谷西北部馬耳山、北部鍋蓋山和中部左家山等山脈是溫泉的主要補給區(qū)域。

綜合區(qū)域地?zé)岬刭|(zhì)條件與水文地球化學(xué)分析結(jié)果，構(gòu)建落漏河流域溫泉成因模式(圖9)：大氣降水在重力作用下，通過孔隙、裂隙和巖溶通道下滲，受到地溫梯度加熱而水溫升高，在一定深度被圍巖加熱。同時圍巖礦物中的化學(xué)組分通過水?巖相互作用進(jìn)入水中，地?zé)崃黧w的密度逐漸下降。當(dāng)?shù)責(zé)崃黧w循環(huán)至2 872～3 724 m深度范圍后，形成溫度為68.4～150.0℃的熱儲。而后在高溫和冷、熱水密度差的驅(qū)動下，地下熱水開始沿白蓮村斷裂帶向上運移，沿不同途徑受不同比例的冷水混合，最終在第四系松散堆積層以中低溫溫泉的形式出露于地表。

圖9 落漏河流域溫泉成因模式Fig.9 Schematic diagram showing the genesis mode of thermal springs in the Luolou River basin

5 結(jié)論

a.云南落漏河流域溫泉出露于第四系松散堆積物地層，水溫為34.5～50.0℃，屬于中低溫?zé)崴?，pH介于7.62～9.73，TDS介于262～702 mg/L，屬于低礦化度弱堿性水。溫泉熱水的主要陰、陽離子分別為 HC和Na+，水化學(xué)類型為HCO3-Na型，而地下冷水和地表水的水化學(xué)類型以HCO3-Ca型為主，少量地下水表現(xiàn)為HCO3-Ca·Na型水。離子比值分析表明溫泉水化學(xué)組成受硅酸鹽礦物溶濾控制，而地下冷水化學(xué)組成主要受碳酸鹽礦物溶濾影響。

b.氫氧同位素分析表明落漏河流域溫泉熱水和地下水的補給來源均以大氣降水為主，補給高程為2 007～2 307 m，補給區(qū)域為河谷西北部馬耳山、北部鍋蓋山和中部左家山等山脈。綜合二氧化硅地?zé)釡貥?biāo)、硅?焓混合模型和多礦物平衡模擬計算結(jié)果，得到溫泉熱儲溫度為68.4～150.0℃，硅?焓混合模型表明溫泉的冷水混合比例為77.9%～90.5%。

c.落漏河流域溫泉發(fā)育于第四系松散堆積物和二疊系玄武巖地層分布區(qū)，而上游地區(qū)出露三疊系灰?guī)r、白云巖等可溶巖。溫泉成因模式可概括為：大氣降水沿三疊系灰?guī)r含水層沿裂隙或巖溶通道下滲，歷經(jīng)深循環(huán)獲得偏高的大地?zé)崃骷訜?，而后在高溫和冷、熱水密度差的?qū)動下，通過隱伏斷裂帶上涌至二疊系玄武巖地層，最后在第四系松散堆積物地層以中低溫溫泉的形式出露。

符號注釋：

h為地下水的補給高程，m；hw為地下水采樣高程，m；Hc為冷水的焓，J/g；Hh為熱水的初焓，J/g；Hs為溫泉水的終焓，J/g；K為平衡常數(shù)；Q為離子活性積；log(Q/K)為飽和指數(shù)；t為溫度，℃；tz為熱儲溫度，℃；t0為常溫帶溫度，℃；dt/dz為地溫梯度，℃/m；X1、X2為冷水混合比例，%；z0為常溫帶深度，m；z為循環(huán)深度，m；ρ為物質(zhì)的質(zhì)量濃度，mg/L；ρc為冷水的SiO2質(zhì)量濃度，mg/L；ρh為熱水的初始SiO2質(zhì)量濃度，mg/L；ρs為溫泉水的SiO2質(zhì)量濃度，mg/L；δD為地下水樣品的δD，‰；δD0為大氣降水的δD，‰；GD為δD高程遞減梯度，‰/hm；γ為物質(zhì)毫克當(dāng)量濃度，meq/L。