滇西龙陵瑞丽大断裂东侧沉积岩区遮放瑶池（温泉）地热流体化学特征及成因

张七道

中国地质调查局 昆明自然资源综合调查中心，昆明 650111

云南德宏州是少数名族较为聚集地区，该区多样性的民风民俗每年吸引不少外地游客。遮放瑶池位于德宏州芒市遮放镇芒棒村，是一个具有典型代表性的傣族古村落，因该温泉为遮放镇傣族男女共浴之处而得名，又因温泉从千年古榕树根部冒出，也被称为树洞温泉。瑶池分“龙”、“雄”、“雌”三池，母泉位于一株硕大的古榕树下，因泉水渗过高山腹里从榕树根下源源流淌出来似巨龙吐水，又因过去是土司沐浴的地方，顾称龙池。龙池一半被树的根部笼罩，树根延伸到水面又屈曲向上寻找新的延伸地，盘根错节，形成一个个水上洞府，呈半明半暗的一池两景，可以从水下钻入树下暗池。

目前，国内外对环保能源地热资源的开发利用日趋渐热（詹麒，2009），云南滇西地区温泉较多，前人对该区温泉已做过较多的研究工作，杜毓超等（2012）对滇西潞西盆地水文地球化学特征及成因进行了分析，分析得出法帕温泉来源于大气降水补给。张彧齐等（2018）对研究区出露于红层泉水的成因机制以及钙华的成因和控制因素进行了研究，认为影响温泉附近钙华沉积的水化学因素主要包括pH、CO2含量或CO2分压、Ca2+和HCO3-含量，可以用Ca2+/ HCO3-毫克当量比值和方解石饱和指数判断钙华沉积趋势。王洁青等（2017）研究了兰平盆地羊吃密温泉水化学特征，估算了热水补给高程及热储温度，得出温泉为侵蚀岩溶低温温泉。先大贤（1987）在西双版纳及其邻区101个地下热水露头点资料分析的基础上研究了温泉分布及特征。佟伟等（1989）阐明了腾冲现代水热区的特点，水热流体的水化学特征，详细分析了腾冲热泉水的氢氧同位素组成，讨论热水的补给、径流和排泄，并与当地地表水、雨水的同位素进行了对比。但目前对遮放瑶池的研究工作甚少，仅少量资料中有所提及（梁乃英，2000；中国人民解放军00933部队，1979）①中国人民解放军00933部队. 1979.潞西幅20万区域水文地质普查报告[R].。本文在全面收集瑶池已有地质、水文地质资料的基础上，充分利用项目 2017~2019 年物探及水文地质调查成果，采用同位素水文地球化学及物探等方法，研究瑶池水化学组分特征，分析泉水的补给来源和径流特征，并估算了温泉热水中冷水混合比，热水补给高程、补给区温度、热储温度、循环深度和温泉天然放热量。初步建立瑶池形成的概念模型，对瑶池温泉水的形成和演化作了较为系统的研究。研究成果对遮放瑶池下一步的地热资源开发利用奠定了基础，也对瑶池旅游资源的可持续开发和保护具有重要的指导意义。

1 区域概况

遮放盆地大地构造属西藏—三江造山系(Ⅶ)保山微陆块(Ⅶ-8)潞西地块(Ⅶ-8-2)，位于三江构造带转换部位西南缘与印度地块—高黎贡山变质地体东缘过渡区的滇西龙陵—瑞丽大断裂附近。龙陵瑞丽断裂北西侧出露的地层主要有下元古界高黎贡山群变质岩、寒武系变质岩、二叠系浅变质岩，南东侧地层主要为新生界的沉积岩地层。区内断裂构造较为发育，主要为北东向龙陵—瑞丽断裂及其次级断裂。区内岩浆活动频繁，岩类复杂，岩体严格受龙陵—瑞丽大断裂控制，呈北东向展布，其方向基本与主构造线方向一致，岩性主要有花岗岩、辉绿岩及沿龙陵—瑞丽断裂附近断续分布的超基性岩，如图1所示（地质部云南省地质局，1966）②地质部云南省地质局. 1966.潞西幅20万区域地质报告[R].。

图1 遮放盆地地质简图Fig. 1 Geological sketch of the Zhefang Basin

区内主干河流主要有南畹河、陇川江、芒市河、曼辛河，均属伊洛瓦底江水系。陇川江（又称龙江,下游称瑞丽江)属伊洛瓦底江一级支流。龙陵—瑞丽大断裂以东，为一套浅海相沉积的碳酸盐岩地层。构造形态以断裂为主，褶皱为次，北东向压性、圧扭性及北西向张性断裂发育，使碳酸盐岩地层为断块状，不连续分布，并且岩石破碎，岩溶较发育。加之龙陵—瑞丽活动性大断裂斜贯全区，岩溶水较丰富，水循环条件良好。造成断裂交汇带、断裂端点、断裂影响带上有较多温泉出露。温泉主要在水量丰富的沙子坡组（Ps）灰岩及白云质灰岩含水层中出露，标高800~l000 m。盆地位于测区中部，芒市河下游，呈北东—南西向长条状展布，盆底标高783.2~791.8 m，地势较平坦，I级阶地发育于芒市河两侧。沿盆地边缘沟口处发育有洪积扇，以5~6°倾角向盆中倾斜。新近系分布在盆地两侧，构成河湖侵蚀丘陵地形，一般标高为833.9~954.8 m。外围中山区基岩裸露，分水岭标高1500~1950 m，为剥蚀构造中山地形。盆区属亚热带气候，据芒市近十年气象站资料统计，年均气温19.6℃，最高气温36.2℃，最低气温-0.6℃，年均降雨量1300~1653 mm之间，相对湿度75%。自喜山运动以来，盆地中沉积了新第三纪内陆湖相含煤碎屑岩建造。随后堆积了第四纪河湖相冲积物，由于新构造运动强烈上升，在山前沟口处发育有全新统洪积扇。

根据研究区内地层岩性、地下水赋存条件和径流特征，将地下水划分为松散岩类孔隙水、碎屑岩裂隙孔隙水、碳酸盐岩类岩溶水和基岩裂隙水。松散岩类孔隙水主要为全新统冲洪积层(Qhal+pl)孔隙潜水—承压水，芒市河I级阶地分布于河床两侧，高出河水面1~2 m，阶面平坦开阔，微向河流下游倾斜。洪积扇分布于盆地两侧山前沟口处，多以单个出现，向盆地中心倾斜，由于遭受沟水切割，扇面不甚完整。含水层为冲积砂砾石层，该含水层中地下水位埋深自上游向中、下游逐渐变浅，直至溢出地表。地下水受大气降水补给及新近系裂隙孔隙水侧向补给，动态变化受季节影响。碎屑岩裂隙孔隙水指新近系芒棒组（N2m）裂隙孔隙水。出露于盆地两侧及伏于第四系松散堆积层以下，北西侧出露较宽，南东侧出露较窄。新构造运动使盆地基底断裂相继活动，造成地层褶皱，形成平缓的向北倾斜的单斜构造。主要接受大气降水补给，由两侧向盆地运动，动态变化较稳定。碳酸盐岩类岩溶水分布于盆地东南部及西部，主要含水层为柳湾组（J2l）白云岩、勐戛组（J2m）灰岩、喜鹊林组（Tχ）泥晶白云岩、伙马组（T2hm）白云岩、扎多组（T1z）白云岩及沙子坡组（Ps）灰岩。诸含水层岩溶发育，岩溶率8%~15%，为水量中等—丰富的含水层，水质良好，具一定供水意义。遮放瑶池的含水层为沙子坡组（Ps）灰岩，该温泉主要接受东北部岩溶水补给，动态较稳定。基岩裂隙水分布于盆地西北部，含水层主要为弄坎组（K1l）粉砂岩、柳湾组（J2l）泥岩、勐戛组（J2m）粉砂质泥岩、扎多组（T1z）绢云板岩、丙麻组（P2bm）砂砾岩、公养河群（Z∈2gy）砂岩、高黎贡山岩群（Pt1GL）片麻岩、古近纪花岗岩（Eηγ）、中生代超基性岩（TΣ）、奥陶纪花岗岩（Oηγ）、中元古代花岗岩（Pt2γ）及辉绿岩（β），该地层组多被龙陵—瑞丽大断裂所破坏，横张断裂较发育，含变质岩及火成岩裂隙水。

盆区周边基岩裸露,含水层之地下水以接受大气降水补给为主，不同类型的地下水互补为辅。地下水运移严格受地貌形态控制，顺地形斜坡或岩层走向径流。裂隙水以散流、片状溢出排泄为主，并补给盆区松散岩类孔裂水。沿盆地东南部边缘，岩溶水以大泉、暗河形式排出地表，直接补给覆盖型岩溶水和松散岩类孔隙水；瑶池泉域一带岩溶泉直接补给新近系碎屑岩裂隙孔隙水；盆地北西部大片变质岩与新近系碎屑岩呈不整合接触，地下水沿断裂带和层面直接补给新近系及第四系全新统含水层中；新近系裂除孔隙水受大气降水及变质岩裂隙水补给，盆地中部尚接受更新统松散岩类孔隙水补给，顺岩层倾向径流，赋存于盆地下部承圧含水层中。盆地内全新统松散岩类孔隙潜水主要接受大气降水、农灌水及地表水的补给，局部受盆地周边基岩裂隙水、岩溶水的侧向补给。由于盆地地形较平坦，河流切割较浅，河床坡降小，与I级阶地高差小，地下水运动缓慢。运动方式以斜交或平行河流并向下游运动。但是在山前冲洪积扇上有沟谷切割，坡度稍大，两侧局部地段地下水位高于沟谷中水面，地下水又作垂直于沟流水运动排泄。以蒸发、人工开采排泄，枯季常于阶地前缘、洪积扇前缘以片流或下降泉形式溢出地表，补给河水。

遮放瑶池水域出露地层主要有新近系芒棒组（N2m）未固结的粘土岩及砂岩、侏罗系中统勐戛组（J2m）粉砂质泥岩及二叠系沙子坡组（Ps）灰岩，勐戛组（J2m）与沙子坡组（Ps）为平行不整合接触关系，不整合面凹凸不平，产状较陡（60°~75°），芒棒组（N2m）不整合于勐戛组（J2m）及沙子坡组（Ps）地层之上。沙子坡组（Ps）灰岩为主要含水层，该温泉主要接受沙子坡组（Ps）岩溶水补给，芒棒组（N2m）未固结的粘土岩及砂岩及统勐戛组（J2m）粉砂质泥岩为相对隔水层。遮放瑶池附近断层主要以圧扭性断裂龙陵—瑞丽大断裂（F1）为主，及其次级断裂遮放断裂（F2）、上曼岗断裂（F3）、马脖子断裂（F4）及近东西向的断裂，遮放瑶池出露于马脖子断裂端点附近。

2 地热流体物理化学特征

2.1 样品采集及测试方法

2018年9月在研究区采集了简分析样80件（地表水66件，地下水12件）、全分析样44件（地表水37件，地下水7件）、同位素样14件（地表水8件，地下水6件）及饮用水分析测试样74件（地表水57件，地下水17件），其中遮放瑶池上述样品均有采集，2019年5月在瑶池中又采集了1件简分析样。样品采集同时用上海雷磁DZB-718型便携式多参数分析仪测量其PH、温度、电导率、溶解氧及TDS。主要阳离子用等离子体发射光谱仪ICAP7000测试；阴离子用可见分光光度计7230G及滴定管测定；微量元素使用等离子体质谱仪PE300X、可见分光光度计7230G及等离子体发射光谱仪ICAP7000测定；δD、δ18O、δ34S和δ13C用温度气体同位素质谱仪253plus测定。以上测试分析工作由云南省核工业二〇九地质大队、北京锆年领航科技有限公司及德宏州疾病预防控制中心承担。另为研究瑶池补给区岩石地球化学特征，采集硅酸盐分析样及光薄片样。

2.2 地热流体化学特征

遮放瑶池水无色无味，流量为34 L/s，通过便携式多参数分析仪现场测量出，温泉水温39.7℃，属于中低温温泉，pH值7.7，TDS 273 mg/L，溶解氧5.59 mg/L，电导率536 vS/cm。瑶池水硬度为304 mg/L (以CaCO3计)；总碱度266 mg/L（CaCO3计）；总酸度＜5 mg/L（CaCO3计）。温泉热水的总碱度远远大于总酸度，表明温泉热水中和酸的能力强于中和碱的能力，主要由水样中的HC03-离子导致。

热水中的主要离子有 Ca2+、Mg2+、K+、Na+、HCO3-、SO42-，由表1可知，温泉的 Ca2+、Mg2+、HCO3-含量较高，HCO3-含量最高，达到324 mg/L，其他几种主要离子含量较少。水样的阴离子HCO3-占90%以上，温泉的阴离子以HCO3-、SO42-为主。阳离子以 Ca2+、Mg2+为主，Ca2+占阳离子毫克当量百分数为48.2%，这可能与热水在向上运移过程中与浅层“冷”水混合有关。水样中微量组分含量都很低，没有达到相应矿泉水的命名标准。饮用水分析总除微生物指标中总大肠菌群（101.3 MPN/100 mL）、大肠埃希氏菌（5.3 MPN/100 mL）及菌落总数（770 CFU/mL）超标外，没有检测出危害人体健康的组分。其他检测项都符合《生活饮用水卫生标准（GB5749-2006）》。

表1 遮放瑶池温泉水水化学组成Table 1 Chemical compositions of hot spring water from the Zhefang jade pool

由Piper三线图（图2）可知研究区地下冷水多为HCO3-Ca•Mg型水，瑶池温泉也为HCO3-Ca•Mg型水。从K-Na-Mg三角平衡图中可看出，瑶池的水样点落在未成熟水的区域内（图3），说明这些地热流体在热储层内未达到离子平衡，或者是在上升过程中发生了冷热水混合作用使得热水的离子组分浓度降低（吴红梅和孙占学，2000）。

图2 温泉Piper三线图Fig. 2 Piper diagram of the hot spring water

图3 温泉K-Na-Mg三角平衡图Fig. 3 K-Na-Mg equilibrium diagram of the hot spring water

根据温泉的水化学资料，用PHREEQC软件模拟出实测温度下热水中15种矿物(硬石膏、文石、方解石、玉髓、纤蛇纹石、白云石、萤石、水铝矿、石膏、石盐、云母、石英、海泡石、无定型二氧化硅、滑石)的矿物饱和指数SI以及不同温度下的SI，并根据热水中矿物在不同温度下的SI值绘制出了SI-T曲线图（图4）。通过SI-T曲线图可以看出, 水中一些矿物和水溶液达到平衡状态时，该矿物的平衡曲线和横坐标的交点所对应的理论平衡温度收敛在46.42~82.82℃温度范围内，该温度即为温泉的热储范围。石英的收敛温度落在了温泉的热储温度范围内，因此可以用SiO2温标来计算热储温度（郑西来和刘鸿俊，1996）。其多种矿物未在同一温度达到平衡，据此可以判断温泉为冷热混合水或者为矿物未达到平衡的热水（孙占学和吴红梅，1999）。从饱和指数模拟计算结果（表2）可知，温泉中文石、方解石、玉髓、白云岩、水铝矿、云母、石英、滑石均处于饱和状态，且文石、方解石与白云石的 SI>0.5，处于过饱和状态（Deutsch and Siege, 1997），说明CaCO3在一定条件下将会沉淀析出，形成钙华等泉华。

图4 矿物SI-T曲线图Fig. 4 Mineral SI-T diagram of the hot spring water

利用TDS与Cl/(Cl+HCO3)和Na/(Na+Ca)的关系图,可将地下水水化学组分的成因类型划分为三类：岩石风化型，降水控制型和蒸发浓缩型（Gibbs, 1970）。泉水受大气降水补给，降水入渗后与含水层主要矿物发生反应，溶解或沉淀部分水化学组分，形成具有不同组分特征的水溶液。由图5可知瑶池泉水为岩石风化型（章旭等，2019），且研究区其他地下水也多为岩石风化型，其主要组分来源于水岩相互作用过程。

图5 温泉水样的Gibbs关系图Fig. 5 Gibbs plot of water samples of in the hot spring water

泉水出露区岩石主要为白云岩及灰岩，经岩石硅酸盐分析（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%。泉水水化学组分以HCO3-、SO4

表2 温泉出露区岩石化学成分（%）Table 2 Chemical compositions of rocks outcropped around the area with hot spring (%)

2-、Ca2+和Mg2+为主，水化学类型主要为HCO3-Ca•Mg型水，这与岩石主要成分中的石膏、方解石及白云石的溶解沉淀密切相关。

2.3 稳定同位素特征

同位素方法获取地下水系统信息的主要依据是稳定同位素对水起着标记作用和放射性元素对水起着计时作用（王恒纯，1991）。大部分的同位素的化学性质比较稳定,不易被围岩吸收 ，但对地下水的混合作用、水—岩作用以及温度变化较敏感，仪器容易检测到。通过对温泉水同位素的测试分析，可以更准确的分析地下热水的起源、循环和年龄等（周训等，2017）。

2.3.1 氢氧稳定同位素分析

根据研究区采集的冷水泉、地表水及瑶池水的氢氧稳定同位素数据（表3）绘制出温泉的δD-δ18O关系图（图6）。从中可以看到瑶池水样δD=-66.9‰、δ18O=-9.41‰数据与研究区其他地下水水样都分布在大气降水线附近，表明泉水的补给来源都为大气降水（郑淑慧等，1983）,且没有出现明显的“δ18O漂移”现象,说明该温泉属于中低温水，热储温度不高。研究区温泉水起源于大气降水, 氢氧稳定同位素具有高程效应，即大气降水中的δD和δ18O值会随着高程的升高而降低。利用δD和δ18O的高程效应可以计算出热水补给区的海拔高程。研究区与腾冲相距不远，取腾沖雨水的δD平均值-54‰（李广等，2013），同位素高度梯度取-2.6‰/100 m（汪集旸等，1993），利用不同方法（周训等，2017；于津生等，1997；王恒纯，1991；Dansgaard，1964）计算得温泉地下热水的补给高程为1330.00~1411.54 m，取平均高程1373.33 m。计算得地下热水的补给区温度为5.57~10.65℃，取平均温度7.66℃。依据对当地地下热水稳定同位素的研究，结合本地区地下水流方向，推测温泉的地下热水补给区可能位于温泉东部广母梁子附近。

表3 研究区水样δD、δ18O、δ13C、δ34S同位素测试结果（‰）Table 3 H-O-C-S isotopic compositions of water samples in the study area（‰）

图6 温泉的δD-δ18O关系图Fig. 6 The relationship betweenδDand δ18O of the hot spring water

2.3.2 碳稳定同位素分析

瑶池泉水pH值为7.7，水中的DIC主要以HCO3-的形式存在，所以瑶池水中的碳同位素DIC主要表现为δ13CHCO3-，其值为-9.9‰（袁道先等，2003）。利用同位素平衡及热力学计算水中HCO3-相平衡的CO2的δ13C值，可以定量分析HCO3-及CO2的来源。据（Deines et al.,1974）研究，当达到同位素交换反应平衡时，重碳酸盐( HCO3-)与气相 CO2的碳稳定同位素δ13C值之差与绝对温度T之间存在以下关系（肖琼等，2013）:

已知瑶池水温度和泉水中HCO3-的δ13C值，由式(1)计算出当达到同位素交换平衡时的泉水中CO2气相的碳稳定同位素δ13C值为-16.56‰。据研究，土壤和现代生物成因CO2气体的碳稳定同位素值为-25‰（王恒纯，1991）。目前国际公认的幔源碳的δ13CCO2值为-4.7‰~-8.0‰（Moore et al.，1977）,取中间值-6.35‰。根据同位素质量平衡原理，地下热水中CO2的δ13C组成可表示为以下方程:

通过式（2）计算认为瑶池水中参与水—岩反应的CO2主要是来自于土壤中的CO2和幔源CO2，且土壤中CO2占55%，幔源CO2占45%。温泉水中HCO3

-含量（324 mg•L-1）高于南帕也河水中HCO3-含量（264 mg•L-1），表明土壤和幔源对参与水—岩反应的CO2都有一定贡献，CO2沿龙陵—瑞丽大断裂次级断裂进入系统，使其HCO3-浓度升高。

2.3.3 硫稳定同位素分析

硫在自然界存在的形式多样，在水体中主要以 SO42-、S2-、SO32-、HSO4-等形式存在，在瑶池水中主要以SO42-的形式存在，因此瑶池水中的δ34S主要是SO42-中的硫同位素，其值为11.69‰。与目前研究中认为地史上海相膏盐层石膏的δ34S值在二叠纪、三叠纪为10‰~28‰（Krouse and Grineko, 1991）间相对应。初步推断认为地表雨水补给进入下二叠统沙子坡组（P1s）灰岩碳酸盐岩地层，溶解其中的石膏。沙子坡组岩层中石膏含量比碳酸盐岩少很多，所以温泉水中HCO3-的含量高出SO42-十倍以上，初步认为瑶池水中的水—岩反应主要为土壤中的CO2进入储水层与围岩发生水化学作用生成HCO3-。

2.4 地球物理特征

图7为遮放瑶池磁法测量向上延拓500 m、1000 m及2000 m等值线图，从图中可知，该区处以一负磁异常区，整体呈东西走向椭圆状展布，面积2.2 km2，磁异常最低值为-383 nT，该磁异常到-1000 m深度时磁异常几乎衰减完毕。对该异常进行查证后初步认为该负异常区岩性与周边岩性一致，均为灰岩，产生该磁异常的原因可能是温泉水温较高，对储热层有一定消磁作用。从中也可看出该瑶池热储深度在1000 m左右。

图7 磁法测量向上延拓500~2000 m等值线图Fig. 7 Contour maps with upward continuation of 500-2000 m measured by the magnetic method

3 地热过程分析

深部热水沿导水通道上升，若在上升时遇到浅层透水层，则冷水就会混入来自深部的热水中，改变热水原有的化学组分、温度等特征，最终出露地表形成的温泉即为混合水成因的温泉。根据前面分析瑶池的水—岩处于不平衡状态,可以判断研究区热水在上升过程中可能与上部冷水发生了混合作用。

3.1 混合比例计算

本文利用硅—焓方程估算法和硅—焓图解法计算冷水混合比例。硅—焓方程估算法（朱炳球等，1992）中近地表冷水温度取该地区平均气温19.6℃，则冷水焓Sc为19.6×4.1868 J/g，近地表冷水SiO2含量取温泉上游相同层位大龙洞冷水泉中SiO2值为3.84 mg/L。将热水温度、焓及SiO2含量间的关系数据依次代入硅—焓方程，分别绘制X1、X2的曲线，两条曲线相交的点所对应的比例即为水样中冷水混入比例（图8）。

图8 硅焓方程计算冷热水混合比例Fig. 8 The mixture ratio of cold water by using the silicon-enthalpy equation method

图9为硅—焓图解法（Truesdella and Fournier, 1977）计算所得结果，从表4可看到与硅—焓方程估算法的结果基本一致，说明计算结果是可信的。瑶池的热水中冷水混入比例为66%，研究区温泉的冷水混合比例很高，可能与水样的采集时间有关，9月正值芒市地区雨季，且河流径流量在8月达到峰值，加之研究区构造活动强烈，大气降水的补给非常丰富，从而导致在浅层地区热水中混入大量冷水。

图9 硅焓图解计算冷热水混合比例Fig. 9 The mixture ratio of cold water by using the silicon-enthalpy graphic method

表4 热水中冷水混合比例和深部温度Table 4 The deep water temperature and the mixture ratios of cold water

3.2 热储温度

利用地热温标可以估算深部热储层的温度，常用的地热温标法分为SiO2地热温标和阳离子地热温标等。但遮放瑶池的水样为未成熟水，该水样不适合用阳离子温标来计算热储温度（王莹等，2007；吴红梅等，2006）。因采样点热水未达到了当地沸点，属于传导冷却过程，本文采用了SiO2地热温标中的石英温标—无蒸汽损失公式计算热储温度（王莹等，2007），计算得温泉热储为46.38℃。

但考虑到可能热水中冷水混入比例较高，会大大降低了热水中SiO2的含量。为了验证冷水混入对SiO2温标的影响，并得出考虑混合作用后的热储温度，文中将用硅—焓图解法和硅—焓方程法所得到的地下深处热水中的SiO2含量平均值代入SiO2温标公式计算，计算热储温度为78.01℃。考虑混合作用后计算得出的热储温度比较符合该区地热实际情况，则遮放瑶池热储温度以该方法的计算结果为准。

将 SiO2温标热储温度与硅—焓公式法、图解法得到的热水温度进行对比，可发现温泉各方法计算的热储温度都基本相同，表明该温泉热水不仅受到混合作用的影响，也会受到热水上升过程中的冷却过程的影响，为了热储温度的准确性,最后热储温度取各方法对应温度的平均值78.18℃。

3.3 循环深度

前面分析可知，研究区温泉的补给来源为大气降水，热水的形成是因为大气降水入渗补给后通过深循环和经过深部热流加热后上升至地表而形成的。热水的温度主要是依靠深循环经过地热增温来获得。因该温泉地下热水在循环过程中有冷热水温合发生，地温梯度取5.59℃/100 m（周真恒等，1995；周真恒和向才英，1997），混合时冷水温度取当地平均气温19.6℃，带入公式（肖琼等，2013）计算得循环深度为1069.76 m，这与物探测量推测的热储深度相一致。

3.4 温泉放热量

地热能是新世纪备受瞩目的清洁型新能源，主要用途有理疗、采暖、发电、洗浴、养殖等，计算温泉区地下热水的放热量可以更好的规划热水的用途，温泉天然放热量可用以下公式计算:

式中，Qw为温泉天然放热量，J/a；Q为温泉流量，2937.6 m3/d；ρw为热水密度，992.2 kg/m3；Cw为热水比热容，4208 J/(kg℃)；tw为热水温度，39.7℃；t0为基准温度，取该区年平均气温19.6℃，热水比热容随温度变化，査得各温泉热水实测温度下的热水比热容以及热力折合标准煤系数为 0.03412 t/109J，将各数据代入公式3中计算，计算得温泉天然放热量9.00×1013J/a，折合标准煤3070 t/a。

从计算结果可知，总放热量折合标准煤为3070 t/a，但此温泉目前的开发利用率不高，应合理开发充分利用这些地热资源。

4 瑶池成因分析

在燕山运动末期和喜山运动早期，在北西西—南东东的主压应力作用下，研究区早期形成的断裂强烈复活，褶皱进一步隆起，在此过程中，地壳的升降运动频繁，盆地沿断裂间歇性下沉，沉积了新生代新近系内陆的湖相半胶结堆积物和第四系河湖相松散岩类堆积物，不整合于老地层之上，形成了良好的储热盖层。在不整合面上，岩石松散，空隙度大，便于地下水交替。研究区的主干断裂龙陵—瑞丽深大断裂是一条以左旋走滑为主，兼具张性正断层的全新世活动断裂（黄学猛等，2010），规模大，活动频繁，它们在地表严格控制了测区地貌形态和地层的展布，当断裂深度达到了上地幔，切穿了高黎贡山岩群结晶基底与深部岩浆连通，致使岩浆对流热能沿断裂上升，成为导热的主要通道。因断裂带导热系数相对非断裂带偏高，从而成为热流传导的优先通道，热流体沿断裂系统（主要为主干断裂的次级断裂）上升。所以在断裂影响带，断裂端点，断裂交汇处，常因其地下径流条件好，有利于地下热水的涌出而形成断裂型温泉。沿断裂上升的岩浆热和断裂机制热，被上部较厚的第三系粘土岩及砂岩、泥岩弱透水层阻隔。地下热水多沿不整合面向盆边运移，在有利部位出露地表，有的断裂在盆地边缘通过，上部覆盖层较薄，热水则直接冲破盖层，出露地表，形成温泉。但该类温泉由于松散岩类孔隙水和浅部基岩裂隙水影响，一般水温较低，属中—低温热水。

控制温泉的断裂以龙陵—瑞丽断裂（F1）为主体，总体走向约为N55°E，该断裂早期具有压扭性质，到晚中新世—上新世，开始出现伸展和左旋走滑运动，形成断陷或者拉分盆地。在其东侧发育上芒岗断裂（F3）等数条次级压扭性断裂，它们与主干断裂龙陵—瑞丽断裂呈20°~35°锐角相交，但没有越过龙陵—瑞丽断裂，与龙陵—瑞丽断裂形成“入”字型构造，向南西方向撤开，使卷入该构造层的地层呈不连续分布（图10）。遮放瑶池位于龙陵瑞丽大断裂次级断裂马脖子断裂（F4）端点处，马脖子断裂与龙陵—瑞丽断裂相交，其形成与马脖子断裂密切相关，为遮放瑶池的导热导水通道。

图10 遮放瑶池构造示意图Fig. 10 Simplified structural map of the Zhefang jade pool

据以上同位素资料分析，遮放瑶池δD和δ18O值与大气降水相近似，在补给区接受地表水和大气降水补给，在地表低洼及有岩溶漏斗等部位补给下部岩溶水，当岩溶水向下深部运动，经断裂带被大地热流加热增温,当碰到相对隔水层时，在水压力作用下，沿断裂带或不整合接触面向上运移。上升的热流，由于受到侏罗系勐戛组（J2m）粉砂质泥岩及新近系芒棒组（N2m）半胶结堆积物储热盖层阻隔，地下热水与浅层地下冷水混合，再沿不整合面运移，并在有利部位出露地表形成承压水性质的上升温泉（图11），该承压水水头高度为2.3 m。

图11 遮放瑶池成因模式Fig. 11 Conceptual model for the genesis of the Zhefangjade pool

5 结论

（1）遮放瑶池位于云南芒市遮放盆地，温泉热水来源于大气降水，水化学类型为HCO3-Ca•Mg型，矿化度为273 mg/L，pH值为7.7，饮用水分析大肠杆菌超标，不易直接饮用。应用同位素的高程效应与温度效应估算得地下热水补给高程为1373.33 m，补给区温度为7.66℃，温泉的地下热水补给区可能位于温泉东部广母梁子附近。通过硅—焓公式估算法、硅—焓图解法求得瑶池中热水中冷水混合比为0.66，估算得温泉热储温度为78.18℃，研究区热水循环深度为1069.76 m，与物探测量推测的深度相一致。温泉天然放热量为9.00×1013J/a，折合标准煤3070 t/a。瑶池及研究区地下水水化学组分的成因类型为岩石风化型，计算得出CO2的δ13CCO2值为-16.56‰，其参与水—岩反应的CO2为幔源和土壤混合成因，且水—岩反应主要为CO2进入储水层与围岩发生水化学作用生成HCO3-。侏罗系勐戛组（J2m）粉砂质泥岩及新近系芒棒组（N2m）半胶结堆积物为储热盖层，储热层为二叠系沙子坡组（Ps）灰岩。

（2）遮放瑶池出露地层为二叠系沙子坡组（Ps），该温泉主要接受东北部岩溶水补给，受龙陵—瑞丽大断裂及其次级断裂马脖子断裂控制。龙陵—瑞丽大断裂东南侧沉积岩区地热流体严格受构造控制，因断裂带导热系数相对非断裂带偏高，从而成为热流传导的优先通道，岩浆对流热能沿断裂上升，成为导热的主要通道。所以在断裂影响带、断裂端点、断裂交汇处，常因其地下径流条件好，有利于地下热水的涌出而形成断裂—深循环型温泉。碳酸盐岩断裂沉降带及断陷盆地边缘是温泉出露的有利部位。