2. 中国地质大学(武汉)资源学院, 武汉 430074
2. School of Earth Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
0 引言
地热资源作为全球普遍存在且最具发展前景的可再生资源[1-2]，已成为未来能源的一个重要组成部分[3]，逐渐引起世界各国的关注[4-6]。研究区滇西陇川盆地位于中缅边境云南德宏州三江造山带中南段，该区断裂发育，岩浆活动强烈[7]，具有形成温泉的有利条件。滇西地区地热资源较丰富，温泉较多[8]，前人对滇西地区沉积岩区[9-10]及岩浆岩区[11-12]的地热资源已做过较深入的研究工作，但研究区深变质岩区多位于高黎贡山山脊，地形切割强烈，山高谷深，地下水径流途径短，循环交替迅速，不利于地下水富聚，温泉出露较少；因此目前在龙陵瑞丽大断裂西侧深变质岩区的研究工作甚少，开发利用程度也较低，仅有少量基础资料[13]。本文在全面收集深变质岩区尺巴处温泉已有地质、水文地质资料的基础上，采用放射测量、磁法测量及同位素水文地球化学等方法，研究了温泉水化学组分特征，分析了温泉水的补给来源，并估算了温泉热水中冷水混入比例、热水补给区温度、补给高程、循环深度、热储温度和温泉天然放热量等，对尺巴处温泉的形成和演化做了较为系统的研究；初步建立了龙陵瑞丽大断裂西侧深变质岩区温泉形成的概念模型，查明了研究区的地热发展规律，以期为旅游资源的可持续开发和保护提供参考，同时也为尺巴处温泉下一步的地热资源开发利用奠定基础。
1 基本情况 1.1 研究区概况研究区大地构造属西藏—三江造山系(Ⅶ)冈底斯弧盆系(Ⅶ-5)腾冲岩浆弧带(Ⅶ-5-2)，位于三江构造带转换部位西南缘与印度地块之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—瑞丽大断裂带位于滇西中缅交界地带，经龙陵县、芒市、遮放镇、瑞丽市，延入缅甸中央盆地，全长约135 km，断裂北端与高黎贡断裂呈弧形相接，断裂南端多发育在盆地的边缘，总体走向约为N55°E。该断裂早期具有压扭性质，两盘出露NE向延伸的片麻岩，并伴有花岗岩和超基性岩沿断裂分布，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。断裂带中小断裂面倾向NW，倾角一般为30°~40°。断裂带两侧变质程度迥然不同，断裂带上新生盆地、温泉发育，岩石破碎，糜棱岩化强烈，两侧超基性岩呈线形分布。龙陵—瑞丽大断裂以西出露的地层主要有下元古界高黎贡山群深变质岩，以东主要出露有寒武系浅变质岩、二叠系浅变质岩和新生界。区内断裂构造较为发育，主要为NE向龙陵—瑞丽断裂及其次级断裂(图 1)。区内岩类复杂，岩浆活动频繁，岩体严格受龙陵—瑞丽大断裂控制，呈NE向展布，其方向基本与主构造线方向一致，岩性主要有不同期次的花岗岩及沿龙陵—瑞丽断裂附近断续分布的超基性岩(图 2)。
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| 1. 温泉；2. 冷水泉采样位置；3. 压扭性断裂；4. 断层；5. 背斜、倒转背斜；6. 向斜；7. 地质界线；8. 地名；9. 河流。Q-N. 第四系及新近系；J-∈. 侏罗系—寒武系未(浅)变质岩；Pt. 下元古界深变质岩；γ. 侵入岩。 图 1 研究区构造略图 Fig. 1 Structural sketch of the study area |
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| 1. 断层；2. 地层界线及不整合界线；3. 尺巴处温泉；4. 冷水泉；5. 地名。Qhal. 第四系冲洪积层；N2m. 芒棒组黏土质粉砂岩；T2hm. 伙马组白云岩；T1z. 扎多组绢云板岩夹白云岩；Ps. 沙子坡组灰岩；Pt1Gl.. 高黎贡山岩群片麻岩；Eηγ. 古近纪二长花岗岩；TΣ. 中生代超基性岩；Tηγb. 中生代中粒二长花岗岩；Tηγc. 中生代粗粒二长花岗岩；Pt2γ. 中元古代花岗岩；β.辉绿岩。 图 2 研究区地质简图 Fig. 2 Geological sketch of the study area |
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研究区地下水以基岩裂隙水含水层为主，裂隙水的富水性以岩性为基础，以构造为主导, 并受地貌条件影响。地下水多沿沟谷呈分散状浸出，沟水从上游向下游流量逐渐增大而无明显的出水点，泉水多见而流量较小，唯花岗岩接触带、褶皱缓翼、断裂带见有较大泉水出露, 为裂隙水的富集地段。裂隙水的动态受降雨控制, 季节性变化明显，自10月至次年5月, 地下水位逐渐降低，泉、沟流量逐渐减少甚至干涸；雨季来临后(5月底或6月初)出水点较多，泉水流量剧增，几乎每条沟谷都有水流。地下水较富集部位主要为不同时期岩浆岩接触带，岩浆岩与围岩接触带，褶皱轴部，倒转背斜翼部，张性、张扭性断裂，压性弧形断裂内侧，断裂交汇部位，裂隙发育地段等。区内地质构造复杂，断裂发育，岩浆活动频繁，地震时有发生，地热资源较为丰富，热水的出露与区域地质构造的近期活动及岩浆活动有关。
1.2 样品采集及测试结果2019年5月对研究区地下水及地表水采集了全分析样22件、简分析样76件、同位素样26件及饮用水分析测试样49件，其中尺巴处温泉采集了全分析样、简分析样、同位素样及饮用水分析测试样各1件。样品采集同时用上海雷磁DZB-718型便携式多参数分析仪现场测量温度、pH值、电导率，及溶解氧和TDS(溶解性总固体)质量浓度。测试分析工作由云南省核工业二○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。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，微量元素使用可见分光光度计7230G、等离子体质谱仪PE300X及等离子体发射光谱仪ICAP7000测定，δ2H、δ18O、δ34S和δ13C用温度气体同位素质谱仪253plus测定。
2 地热流体物理化学特征 2.1 水文地球化学特征尺巴处温泉出露标高917.2 m，水体透明，有轻微硫磺味，流量为1.51 L/s。通过便携式多参数分析仪现场测得温泉水温为68.0 ℃，pH值为9.13，溶解氧质量浓度为2.84 mg/L，电导率为353 μS/cm。温泉的矿化度为176.7 mg/L，属于淡水；硬度为39.0 mg/L (以CaCO3计)；总碱度为119.0 mg/L(以CaCO3计)；总酸度＜5.0 mg/L(以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HCO3-离子质量浓度较高导致。Eh值大于0，说明热水处于氧化环境，热水出露地表溶解了部分空气中的O2，增强了热水的氧化能力。
由表 1可知，研究区温泉水中的主要离子有Na+、K+、Ca2+、Mg2+、HCO3-、SO42-、CO32-、Cl-等，其中Na+、HCO3-和SO42-质量浓度较高，以Na+质量浓度最高，达到80.77 mg/L，其他5种主要离子质量浓度较低。水样的主要离子中，阴离子以HCO3-、SO42-为主，阳离子以Na+为主，其中Na+质量浓度占阳离子比例约96%。次要离子中，CO32-质量浓度33.80 mg/L，可能是沉积钙华之后的热水流动过程中有CO2气体溢出，所以其CO32-质量浓度高；NH4+质量浓度为0.21 mg/L；Fe2+和Fe3+质量浓度都小于0.008 mg/L(表 1未列出)。温泉水中的pH值，SO42-、Cl-、Na+、SiO2质量浓度及总碱度高于冷水泉，Ca2+、Mg2+质量浓度低于冷水泉；说明pH值，SO42-、Cl-、Na+、SiO2、Ca2+、Mg2+质量浓度及总碱度受水温影响较大，其中pH值，SO42-、Cl-、Na+、SiO2质量浓度，及总碱度随温度升高而增加，Ca2+、Mg2+质量浓度随温度升高有降低趋势。
| 样号 | 温度/℃ | pH | 质量浓度/(mg/L) | 总硬度 | 总碱度 | 总酸度 | ||||||||||||
| K+ | Na+ | Ca2+ | Mg2+ | HCO3- | CO32- | Cl- | SO42- | SiO2 | F- | Li+ | 偏硼酸 | TDS | ||||||
| HS1 | 68.0 | 9.13 | 2.00 | 80.77 | 1.50 | 0.12 | 76.9 | 33.80 | 11.1 | 50.5 | 84.8 | 8.29 | 0.220 | 0.560 | 134 | 39.0 | 119.0 | ＜5.0 |
| HS2 | 100.0 | 9.20 | 2.01 | 175.20 | 1.52 | 0.30 | 66.7 | 120.83 | 3.6 | 39.5 | 222.0 | 17.50 | — | — | — | — | — | — |
| S1 | 19.8 | 6.94 | 1.97 | 9.21 | 18.20 | 1.22 | 64.3 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | 27.4 | ＜0.10 | — | — | 63 | 35.7 | 52.8 | 9.3 |
| S2 | 20.1 | 9.16 | 9.03 | 13.60 | 14.10 | 1.64 | 38.6 | 26.70 | ＜3.0 | ＜8.0 | 50.0 | 0.13 | 0.008 | 0.010 | 203 | 41.1 | 76.2 | ＜5.0 |
| S3 | 19.6 | 6.50 | 1.58 | 9.74 | 8.55 | 2.18 | 51.5 | ＜5.00 | 5.2 | ＜8.0 | 16.7 | ＜0.10 | 0.002 | ＜0.005 | 512 | 28.8 | 42.2 | 16.7 |
| S4 | 20.2 | 7.89 | 2.07 | 10.60 | 11.00 | 2.06 | 61.5 | ＜5.00 | 6.7 | ＜8.0 | 42.3 | 0.10 | 0.001 | ＜0.005 | 457 | 33.7 | 50.4 | ＜5.0 |
| S5 | 20.0 | 7.12 | 2.40 | 7.02 | 10.70 | 4.13 | 55.8 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | 44.2 | ＜0.10 | 0.004 | ＜0.005 | 106 | 42.7 | 45.7 | 22.3 |
| S6 | 20.2 | 8.00 | 2.64 | 7.00 | 16.00 | 6.16 | 92.9 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | 50.0 | 0.13 | 0.002 | ＜0.005 | 243 | 60.9 | 76.2 | ＜5.0 |
| S7 | 19.7 | 7.92 | 2.90 | 8.06 | 17.50 | 7.19 | 106.0 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | 46.2 | ＜0.10 | 0.017 | 0.009 | 270 | 70.4 | 86.8 | ＜5.0 |
| S8 | 20.2 | 7.30 | 1.97 | 13.90 | 21.60 | 2.06 | 98.6 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | 56.6 | 0.11 | 0.004 | ＜0.005 | 1 635 | 56.5 | 80.9 | 9.3 |
| S9 | 20.9 | 6.93 | 3.35 | 11.00 | 13.20 | 4.55 | 83.8 | ＜5.00 | ＜3.0 | 9.8 | 68.1 | 0.37 | 0.002 | ＜0.005 | 86 | 48.6 | 68.7 | 14.9 |
| S10 | 19.8 | 7.65 | 1.04 | 6.21 | 7.13 | 1.33 | 41.5 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | 63.1 | ＜0.10 | 0.001 | ＜0.005 | 44 | 25.4 | 34.0 | ＜5.0 |
| S11 | 21.2 | 7.92 | 1.05 | 7.08 | 11.10 | 1.45 | 55.8 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | 36.8 | ＜0.10 | 0.001 | ＜0.005 | 58 | 33.7 | 45.7 | ＜5.0 |
| S12 | 20.2 | 7.82 | 0.70 | 5.48 | 5.78 | 1.45 | 42.9 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | 25.6 | ＜0.10 | 0.002 | ＜0.005 | 1 929 | 21.0 | 35.2 | ＜5.0 |
| S13 | 20.5 | 8.12 | 1.09 | 15.90 | 12.60 | 3.11 | 88.6 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | — | — | — | — | 177 | 43.3 | 72.7 | ＜5.0 |
| S14 | 20.7 | 8.10 | 2.62 | 9.77 | 18.00 | 5.60 | 95.8 | ＜5.00 | ＜3.0 | ＜8.0 | — | — | — | — | 158 | 64.7 | 78.6 | ＜5.0 |
| 注：HS1代表尺巴处温泉；HS2代表大塘子温泉，大塘子温泉化学组成引自潞西幅1∶20万区域水文地质普查报告[13]。—为未分析项。 | ||||||||||||||||||
尺巴处温泉出露区岩性主要为片麻状花岗岩及花岗片麻岩，这种岩性是形成锂矿泉水的有利条件，从水样的测试结果来看，研究区温泉热水中Li+质量浓度为0.220 mg/L，根据《食品安全国家标准饮用天然矿泉水》(GB 8537—2018)[14]命名标准，达到了锂矿泉水的命名标准。特征组分F-质量浓度为8.29 mg/L(大于2 mg/L)，超过了水质标准[14], 可称为氟水，具一定医疗价值。该温泉的偏硼酸质量浓度为0.560 mg/L，偏硼酸在地下水中含量很少，是一种微量组分，能指示热水温度，但B在高温热水中的含量往往较高，其能指示热水温度。饮用水分析中微生物指标中总大肠菌群(＞200.5 MPN/100 mL)、大肠埃希氏菌(30.6 MPN/100 mL)及菌落总数(320 CFU/mL)超标。根据《生活饮用水卫生标准》(GB 5749—2006)[15]，该水不能饮用。
为了更加准确地了解温泉的水化学特征，用Aquachem软件绘制温泉的Piper图(图 3)。从图 3可知深变质岩区尺巴处温泉及大塘子温泉均为HCO3·SO4·CO3-Na型水，地下冷水(冷水泉)化学类型以HCO3-Ca·Mg型为主。从Na-K-Mg三角平衡图[16](图 4)中可看出，尺巴处温泉和大塘子温泉的水样点都落在部分平衡水的区域内，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中离子组分的浓度降低[17]。
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| 图 3 温泉Piper三线图 Fig. 3 Piper diagram of the hot spring |
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| 图 4 温泉Na-K-Mg三角平衡图 Fig. 4 Na-K-Mg equilibrium diagram of the hot spring |
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研究区成矿区划属于三江成矿省之潞西(断块)Cu-Pb-Zn-Fe-Au-Sn-W矿带，平均质量分数高于地壳的元素(和氧化物)有Pb、Li、U、W、As、Sb、Bi、B、Sn、Zr、Th、La、Rb、SiO2、Al2O3、K2O等[18]。经在尺巴处温泉泉域附近采集的19件岩石硅酸盐分析显示，岩石中MgO平均质量分数为0.97%，CaO平均质量分数为1.98%，SiO2平均质量分数为74.67%，Al2O3平均质量分数为13.12%，K2O平均质量分数为3.76%，Na2O平均质量分数为2.07%，TFe平均质量分数为3.05%，TiO2平均质量分数为0.39%。结合水样分析中温泉的水化学成分，确定尺巴处温泉中可能存在的矿物有硬石膏、文石、天青石、白云石、萤石、水铝矿、云母、石英、海泡石等。再利用PHREEQC软件模拟出实测温度下热水中上述9种矿物的矿物饱和指数(Is)以及不同温度(t)下的Is，并根据热水中矿物在不同温度下的Is值绘制出了Is-t曲线图(图 5)。若某一矿物和水溶液达到平衡状态，则该矿物的平衡曲线和坐标的交点所对应的温度就是其理论平衡温度，但许多矿物并不都收敛在同一温度下，它们的平衡曲线只是收敛在一个温度范围内，该温度范围即为热储温度[19]。
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| 图 5 尺八处温泉矿物Is-t曲线图 Fig. 5 Mineral Is-t diagram of Chibachu hot spring |
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由图 5可以看出：温泉的热储范围为78.59(A点对应值)~222.19 ℃(B点对应值)；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[20]；温泉中文石、云母、石英、海泡石均处于饱和状态，但文石、方解石与石英的Is＜0.5，未处于过饱和状态[21]，说明CaCO3、石英不容易沉淀析出形成钙华、硅华等泉华；因pH值影响，文石及白云石在大于110 ℃后饱和指数直线下降。
利用Gibbs关系图, 可将地下水水化学组分的成因类型划分为岩石风化型、大气降雨型和蒸发-浓缩型3类[22]。泉水受大气降水补给，含水层中主要矿物与入渗后降水发生反应，溶解或沉淀部分水化学组分，形成了具有不同组分特征的水溶液[23]。由研究区水样Gibbs关系图(图 6)可知，尺巴处温泉及大塘子温泉为岩石风化型，研究区地下水成因类型也主要为岩石风化型，仅有少量地下水为蒸发-浓缩型，说明研究区地下水主要组分来源于水岩相互作用过程。
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| 图 6 研究区水样的Gibbs关系图 Fig. 6 Gibbs plot of water samples in the study area |
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同位素的化学性质大部分不易被围岩吸收, 比较稳定，但因地下水的混合作用、水-岩作用以及温度变化等导致的同位素变化容易被仪器检测到[24]。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[24]。通过对温泉水同位素的测试分析，可以更准确地分析地下热水的起源、循环和年龄等[25]。本次研究中，主要分析了地下水及地表水中C、H、O等3种元素的稳定同位素(表 2)。
| 样号 | δ18O | δ2H | δ13C | 样号 | δ18O | δ2H | δ13C | |
| 尺巴处温泉 | -8.56 | -62.4 | -11.64 | 155泉 | -9.2 | -62.1 | -14.11 | |
| 50泉 | -7.83 | -54.0 | -28.48 | 156泉 | -9.36 | -63.6 | -16.49 | |
| 51泉 | -8.58 | -59.3 | -15.74 | 157泉 | -9.26 | -62.1 | -14.85 | |
| 53泉 | -8.57 | -59.0 | -16.91 | 158泉 | -8.81 | -58.4 | -14.67 | |
| 54泉 | -8.19 | -55.3 | -14.08 | 166泉 | -8.13 | -56.8 | -14.41 | |
| 55泉 | -6.77 | -48.1 | -11.93 | 167泉 | -8.3 | -57.5 | -9.74 | |
| 101泉 | -8.29 | -56.9 | -14.68 | 168泉 | -8.27 | -57.8 | -10.25 | |
| 102泉 | -8.95 | -60.0 | -17.63 | 169泉 | -7.79 | -54.5 | -13.77 | |
| 104泉 | -8.08 | -53.7 | -13.40 | 52泉 | -8.47 | -58.2 | -12.91 | |
| 105泉 | -7.94 | -53.2 | -14.10 | 103泉 | -8.05 | -53.5 | -13.33 | |
| 150河流 | -8.66 | -59.3 | -15.61 | 9泉 | -7.89 | -54.4 | -11.92 | |
| 151河流 | -8.15 | -56.1 | -12.46 | 500泉 | -8.81 | -62.7 | -11.79 | |
| 152河流 | -7.99 | -55.9 | -11.57 | 501泉 | -9.55 | -66.0 | -12.14 |
大气降水的δ2H和δ18O值会随着温度、纬度、高程、降雨量、季节等影响因素的变化而发生相应的改变，从而可以利用这些特征来判断地下热水起源，估算热水的补给区温度和补给高程[25]。根据研究区氢氧稳定同位素数据绘制出水样的δ2H-δ18O关系图(图 7)。
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| 图 7 研究区水样δ2H-δ18O关系图 Fig. 7 Relationship between δ2H and δ18O in the study area |
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从图 7可以看到，研究区地下水均分布在大气降水线附近，表明地下水的的补给来源为大气降水[26]。但尺巴处温泉有轻微的“δ18O漂移”现象，这是因为围岩中δ18O质量分数比地下水要高出许多, 热水与围岩之间发生同位素交换使围岩中的δ18O进入热水中，导致热水δ18O值变大，而围岩中的δ2H质量分数较低，同位素交换反应对热水中的δ2H值几乎没有影响。
从上述可知，尺巴处温泉水起源于大气降水，利用δ2H和δ18O的高程效应可以计算出热水补给区的海拔高程[25]。因研究区与云南腾冲毗邻，根据腾冲雨水的平均组成δ18O=-8.03‰，δ2H=-54.00‰[27]，及1980年云南昆明雨水δ18O=-10.13‰，δ2H =-76.10‰，确定研究区大气降水的δ2H的高程梯度为-2.6‰/hm，δ2H=-54.00%[28]。利用δ2H、δ18O含量与当地海拔高度关系的高程关系公式[25]、中国大气降水中δ2H值的高程效应公式[25]及我国四川、贵州、西藏等地区高度梯度公式[29]计算得知，温泉地下热水的补给高程为1 008.58~1 240.28 m，取平均高程1 166.83 m。利用中国大气降水δ2H、δ18O的温度效应公式[24]，Yurtsever提出的北半球大气降水δ18O的温度效应公式[24]及北半球高纬度地区大气降水δ18O的温度效应公式[30]，计算得到地下热水的补给区温度为7.30~12.28 ℃，取平均温度9.96 ℃。
2.3 地球物理特征为了查明研究区地热资源分布情况，对研究区进行了高精度磁法测量及地面γ能谱测量。磁法测量采用加拿大GEM Systems.Inc原厂生产的GSM-19T质子磁力仪，地面γ总量测量选用TOP- SW88型х、γ辐射剂量当量率仪，地面γ能谱测量选用FD-3022-I型多道γ能谱仪。
从尺巴处温泉向上延拓500、1 000及2 000 m磁法测量等值线图(图 8)中可看出，该温泉处于正负异常分界带上，磁异常最低值为-275 nT(图 8a A点), 最高值为353 nT(图 8a B点)。在对磁异常进行向上延拓处理，到500 m深度时负磁异常几乎衰减完毕，但磁异常梯度带依然存在；这说明在温泉北部的磁场高异常区，基底顶部埋深较浅，底部向下延伸大，巨厚的基岩有利于深部热量通过岩层快速向上传递。正负异常交汇部位可能存在断层，这有利于地层破碎，进而形成高孔隙度的地下水补给通道和含水层。
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| 1. 尺巴处温泉位置；2. 正磁异常等值线(nT)；3. 磁异常零等值线(nT)；4. 负磁异常等值线(nT)；5.磁异常极值点。 图 8 研究区磁法测量向上延拓500~2 000 m等值线图 Fig. 8 Contour map with upward continuation of 500-2 000 m measured by magnetic method in the study area |
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通过地面γ能谱测量发现：研究区内酸性侵入岩中U、Th、K等放射性元素的质量分数普遍较高，其中w(U)=(0.40~72.94)×10-6，w(Th)=(1.38~141.70)×10-6，w(K)=0.196%~8.230%；沉积岩中U、Th、K等放射性元素的质量分数普遍较低，分别为w(U)=(1.74~9.47)×10-6，w(Th)= (0.76~33.59)×10-6，w(K)=0.13%~3.11%；下元古界高黎贡山岩群(Pt1Gl.)变质岩中的U、Th、K等放射性元素的质量分数变化较大，分别为w(U)= (0.381~61.570)×10-6，w(Th)=(1.23~274.90)× 10-6，w(K)=0.192%~9.390%。从以上数据可看出，在龙陵—瑞丽断裂北西侧花岗质岩石分布范围较广的地区，放射性元素的平均质量分数高于研究区整体平均值，在花岗质岩石分布范围较小或基本不发育的龙陵—瑞丽断裂南东侧，放射性元素的平均质量分数明显低于研究区整体平均值；由此可知，研究区内花岗质岩石的放射性元素质量分数高于非花岗质岩石的放射性元素质量分数。地表所观测到的大地热流一部分为地壳上部放射性元素富集层中238U、232Th、40K衰变所产生放射性元素富集层热流，另一部分为来自地壳深处及上地幔的深部热流[31]。
通过总结前人[32]实验发现，天然岩石放射性元素生成的热量主要取决于238U、232Th、40K的质量分数。尺巴处温泉附近出露的地层岩性均为花岗岩，从地面伽马能谱测量U、Th、K及总量异常等值线图(图 9)看出，尺巴处温泉位于研究区铀异常晕(13.31×10-6＜w(U)≤18.18×10-6)、钍正常晕(16.03×10-6＜w(Th)≤42.55×10-6)、钾正常晕(1.07%＜w(K)≤3.11%)及总量正常晕(2.60 nC/kgh＜Qγ≤6.10 nC/kgh)内。研究区238U、232Th、40K质量分数中，除40K稍低外，均高于地壳平均值(w(238U)=3.8×10-6，w(232Th)=16.0×10-6，w(40K)=2.74%)[33]。
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| 1. 尺巴处温泉位置；2. 伽马能谱测量钾等值线(%)；3. 伽马能谱测量钍等值线(10-6)；4. 伽马能谱测量铀等值线(10-6)；5. 伽马能谱测量总量等值线(nC/kgh)。 图 9 研究区地面伽马能谱测量铀、钍、钾及总量异常等值线图 Fig. 9 Th, K and total anomaly isograms measured by ground gamma ray spectroscopy in the study area |
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深部热水沿透水通道上升，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，改变热水原有的温度、化学组分等特征，最终出露地表形成混合水成因的温泉。根据前面分析温泉的水-岩处于部分平衡状态, 说明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 冷水混入比例计算深部热水的初焓和初始SiO2对应质量浓度经冷热水混合作用会降低到泉水终焓和终焓时SiO2质量浓度。如果地下深处热水中的溶解态SiO2处于饱和状态，令冷水混入量占泉水量的比例为X，则地下热水SiO2的初始质量浓度和初焓与泉水SiO2质量浓度和终焓的关系可表示为两个不同的函数[34]：
(1) 
(2) 式中：X为混入的冷水份额，X1、X2为X的两个解；Sc为近地表冷水的焓，J/g；Ss为泉水的终焓(100 ℃以下的饱和水焓等于水的摄氏度数，研究区泉水温度取19.6 ℃)；Sh为热水的初焓, J/g；ρ(SiO2c)为近地表冷水的SiO2质量浓度，mg/L；ρ(SiO2s)为泉水的SiO2质量浓度，mg/L；ρ(SiO2h)为深部热水中的SiO2质量浓度，mg/L，为Sh的函数，其中X和Sh为未知数。由上述方程可推算出X的表达式:
(3) 
(4) 近地表冷水温度取陇川县平均气温19.6 ℃，则冷水焓Sc为19.6×4.1868 J/g，近地表冷水SiO2质量浓度取温泉上游相同层位S1冷水泉中ρ(SiO2c)值27.4 mg/L。将热水温度、焓及SiO2质量分数间的关系数据依次代入方程(3)(4)中，分别绘制X1、X2的曲线(图 10)，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，计算得知，冷水混入比例为0.72，热水温度为193.06 ℃，深部热水焓值为196.22×4.1868 J/g，深部热水SiO2质量浓度为242.79 mg/L。
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| 图 10 硅焓方程计算冷水混入比例 Fig. 10 Mixture ratio of cold water by using the silicon-enthalpy equation method |
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硅-焓图解法[35]是一种利用SiO2溶解度-热水焓值曲线图求解的简便方法。先在图中用热水温度、焓及SiO2质量浓度间的关系数据做出SiO2溶解度曲线，将冷水焓和SiO2质量浓度投入图中，记为点A；然后将温泉水焓和SiO2质量浓度投入图中，记为点B；再将A、B连成直线并延长直线直至与SiO2溶解度曲线相交，交点记为点C，点C对应的焓值即为热水初焓；进而可得热水温度，BC、AC线段长度的比例即为冷水混入比例(图 11)。从图 11中得出冷水混入比例为0.72，热水温度为190.00 ℃，深部热水焓值为192.95×4.1868 J/g，深部热水SiO2质量浓度为232.99 mg/L。
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| 图 11 硅-焓图解计算冷水混入比例 Fig. 11 Mixture ratio of cold water by using the silicon-enthalpy graphic method |
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硅-焓图解法计算所得结果与硅-焓方程估算法的结果基本一致，说明计算结果是可靠的。尺巴处温泉的冷水混入比例很高，可能与水样的采集时间有关，9月正值该地区雨季，且河流径流量在8月达到峰值，加之研究区大气降水的补给非常丰富，构造活动强烈，岩石节理裂隙发育，从而导致在浅层地区热水中混入大量冷水。
3.2 热储温度利用地热温标可以估算深部热储层的温度，常用的地热温标法有SiO2地热温标和阳离子地热温标等。但尺巴处温泉的水样不是成熟水，该水样不适合用阳离子温标来计算热储温度[36-37]。不考虑混合作用时，采用SiO2地热温标中的石英温标-无蒸汽损失公式[38-39]计算得到热储温度为128.18 ℃，但考虑到可能热水中冷水混入比例较高，会大大降低热水中SiO2的质量浓度。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质量浓度平均值代入SiO2温标公式计算，计算得到热储温度为192.08 ℃。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191.71 ℃。
3.3 循环深度及温泉放热量尺巴处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。循环深度可利用公式(5)[40]计算：
(5) 式中：H为热水循环深度，m；t1为温泉出露温度，℃；t0为混合时冷水温度，取当地平均气温19.6 ℃；q为地温梯度，取5.59 ℃/hm[41-42]。计算得知H为2 082.29 m。
计算温泉地下热水的放热量可以更好地规划热水的用途，温泉天然放热量用公式(6)[43]计算：
(6) 式中：Qw为温泉天然放热量，J/a；Q为温泉流量，m3/d；ρw为热水密度，kg/m3；Cw为热水比热容，J/(kg·℃)；tw为热水温度，℃；tj为基准温度，取该区年平均气温19.6 ℃，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0.034 12×10-9 t/J，折合标准煤为323.7 t/a。计算得知Qw为9.49×1012 J/a。
4 温泉形成原因尺巴处温泉位于南京里倒转背斜中部，南京里倒转背斜轴向为北东—南西向，于中段转向近南北，向北西倒转，轴面向北西倾斜，由高黎贡山岩群(Pt1Gl.)混合片麻岩夹较多的黑云斜长角闪岩组成，两翼为混合岩化片麻岩。由于强烈挤圧，在轴部及西翼发育了沿轴向和斜交轴向的横张裂隙、圧性和压扭性断裂及节理裂隙，岩石较为破碎，有利于地下水的储存而相对富水。
遮放—保山一带地震波速度变化范围为7.6~8.1 km/s，高于全球造山带宽角反射地震资料的解释中造山带下地壳平均地震P波速度6.5~6.9 km/s，主要是由于下地壳中存在壳、幔混合物[44]。研究区上地幔高导层的深度只有60~64 km，相应的地表热流值(91 mW/m2)为全球热流平均值的1.5倍，地幔热流(56.39 mW/m2)远远高于全球大陆地区的地幔热流平均值(28 mW/m2)，莫霍面和岩石圈底层界面的温度分别高达1 140 ℃和1 460~1 526 ℃，是云南境内的最高值，居里面的深度仅16.7 km[45-47]，这些都反映岩石圈地幔现今存在近代火山活动。滇西地区地壳上地幔电性结构具有多层结构特征，明显存在以腾冲—潞西为轴呈南北向展布的上地幔高导层隆起区[48]。腾冲一带于10 km深处出现5 km厚的低阻层，电阻率从几Ω·m到几十Ω·m之间，可能与壳内高位火山岩浆囊有关[42, 49]，一般认为壳内低阻层是起因于岩石相变脱水，或者与壳内部分熔融有关[48, 50]。研究区与腾冲毗邻，由此推测尺巴处温泉热源为未冷却的岩浆囊。龙陵—瑞丽大断裂连接深部岩浆囊，次级断裂沟通龙陵—瑞丽断裂，形成了导水通道，为地下热循环、水循环提供了空间和通道。
燕山运动以来，在北西西—南东东的主压应力作用下，测区早期形成的断裂强烈复活，褶皱进一步隆起。特别是龙陵—瑞丽大断裂为主体的几条北东向圧性、压扭性断裂，规模大，活动频繁，其在地表严格控制了测区地貌形态和地层的展布，断裂深度达到了上地幔，致使岩浆对流热能沿断裂上升，成为导热的主要通道。新构造运动处于强烈上升隆起阶段，断裂带破碎，断裂带两侧岩石由于受断裂或侵入岩影响，成岩裂隙与风化裂隙发育，为热水的出露提供了有利条件。热水是在补给区接受大气降水补给，渗入地下向地下深处循环，被岩浆热源加热而形成的；当其碰到相对隔水层时，在水压力作用下，沿断裂带或节理裂隙面向上循环至近地表时与冷水混合，最终在地表出露形成温泉。尺巴处温泉热储温度为191.71 ℃，根据地热资源地质勘查规范(GB/T 11615—2010)[51]，其属于高温地热资源，为花岗岩中地下水深循环形成的高温温泉。该区地形上较陡峻，地下水径流条件较好，由于大断裂沟通了地下热源，在断裂影响带、断裂端点及断裂交汇处等有利部位有地下热水的涌出，从而形成温泉。出露温泉的地层并非储热层，而是其所处地貌及构造位置有利于沿导热通道上升的热水出露(图 12)。
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| 1. 第四系冲洪积层(Q)；2. 三叠系扎多组绢云板岩(T1z)；3. 古元古界高黎贡山岩群片麻岩(Pt1Gl.)；4. 古近系二长花岗岩(Eηγ)；5. 中生代粗粒二长花岗岩(Tηγc)；6. 中元古代片麻状花岗岩(Pt2γ)；7. 花岗岩；8. 节理裂隙；9. 不整合界线；10. 断层；11. 岩浆散热符号；12. 地下水运移方向；13. 尺巴处温泉。 图 12 尺巴处温泉成因模式 Fig. 12 Geneticpattern of the hot spring |
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1) 尺巴处温泉水化学类型为HCO3·SO4·CO3-Na型，pH值为9.13，饮用水分析中F-质量浓度及大肠杆菌超标。温泉中Li+质量浓度为0.220 mg/L，达到了锂矿泉水的命名标准；F-质量浓度为8.29 mg/L，可称为氟水，具医疗价值。应用同位素的高程效应与温度效应估算得地下热水补给区温度为9.96 ℃，补给高程为1 166.83 m。通过硅-焓图解法及硅-焓公式估算法求得温泉中冷水混入比例为0.72，估算得温泉热水循环深度为2 082.29 m，热储温度为191.71 ℃，温泉天然放热量为9.49×1012 J/a，折合标准煤323.7 t/a。研究区深变质岩区温泉水中的pH值，SO42-、Cl-、Na+、SiO2质量浓度及总碱度高于冷水泉，Ca2+、Mg2+质量浓度低于冷水泉。
2) 尺巴处温泉水主要来自于大气降水，热源主要为深部未冷却的岩浆传导热及活动断裂产生的构造热，其次有少部分岩体中放射性同位素产生的放射热。温泉处以高黎贡山岩群片麻岩与中生代二长花岗岩、中元古代花岗岩接触带附近，又在南京里倒转背斜核部及弧形压性-压扭性断裂内侧，富水性较好，大气降水沿断裂带及节理裂隙面下渗入地层中，经长时间的深循环增温，完成了一系列水岩相互作用过程，再沿导水断层及裂隙等有利部位出露于地表形成中高温温泉。
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