云南勐海县勐阿街温泉水化学和同位素特征及成因

谭梦如，周 训,2，张彧齐，刘海生，余鸣潇，海 阔

(1.中国地质大学(北京)水资源与环境学院，北京 100083；2.中国地质大学(北京)地下水循环与环境演化教育部重点实验室，北京 100083)

地热能作为一种重要的新型清洁能源，具有分布广、数量大、易开采利用等优点，在一定程度上是可再生资源，已经引起各国的广泛关注，开发地热能为世界经济带来了巨大的效益[1]。温泉是地球内部地热能量的地表显示，它能提供关于地下水循环、水-岩作用和地下热流的多种信息[2]。勐阿街温泉位于西双版纳勐海县，西双版纳地区的温泉研究较少且开发利用程度较低，造成地热资源的浪费。分析勐阿街温泉的特征和成因既可以丰富对当地温泉的认识，也可为后期温泉资源的开发利用提供科学依据。

国内外学者已经对温泉开展了各种研究。Asta等[3]对西班牙的Panticosa低温地热系统的水化学特性进行了研究，利用离子相关性确定冷热水之间的混合作用，并在开放体系(有冷水混入)和封闭体系(无冷水混入)下进行地热增温模拟估算深部热储温度，其结果与经典SiO2温标计算的温度具有一致性。Makni等[4]对Tunisia (Gabes地区)东南部地下深部热储温度进行了研究，采用阳离子温标、多矿物溶解组分平衡等方法综合评估深部热储层温度。在我国，温泉数量众多，分布较广泛。龙汨等[5]对北京延庆县松山温泉进行了特征及成因研究，分析其水化学类型，并应用同位素理论探讨其成因模式。张雪等[6]利用水化学数据并结合其地质背景对河北省丰宁县洪汤寺温泉天然放热量及热储温度进行估算，结论表明洪汤寺温泉地热资源比较丰富，具有良好的开采利用价值。史杰等[7]介绍了新疆曲曼高温地热田的地热地质背景，对比分析了当地地热水、浅层冷水以及冷—热过渡水的基本化学特征，研究了热水化学组分来源及其运移规律并分析了深部热储的水岩平衡状态。

云南地区温泉资源丰富，一直以来广受专家学者的关注。徐青等[8]定量描述了云南地区的高地热背景值，并以腾冲地区为例分析其热源和水源成因。Liu等[9]对云南省昌宁县鸡飞温泉钙华锥的形态进行了详细描述，并将鸡飞温泉的水化学组分与当地无钙华沉积的温泉乡温泉进行比对，对钙华成因的控制因素进行了初步探讨。张彧齐等[10]总结前人研究并结合野外调查资料，对滇西兰坪—思茅盆地红层地下水类型、温泉的成因机制、钙华沉积的控制因素等问题进行了讨论，为云南泉水的进一步开发和研究提供了合理建议。王洁青等[11]分析了云南省云龙县羊吃蜜温泉的3个泉眼样品的水化学组分及同位素特征，并结合温泉出露地层探讨了温泉类型及成因。

目前，前人对云南勐阿街温泉研究的文献报道并不多。梁乃英[12]曾在《云南温泉大观》中简单介绍了勐阿街温泉的出露状态，但所述情形与作者2016年野外调查所见相差较大，估计其所述内容为多年前调查情况。先大贤[13]曾在西双版纳及邻区的区域水文地质普查中对西双版纳地区温泉的分布进行简要阐述，按照温泉出露岩性分类描述了温泉特征，并总体阐述了断裂构造对温泉的控制作用。《云南省志·温泉志》[14]对勐阿街温泉的主要水化学组分也有简单介绍，但对数据未做进一步分析处理。本文利用温泉野外调查数据和水样测试资料，结合当地构造地层特征，分析勐阿街温泉的水化学组分特征、同位素组分特征，研究温泉的水源补给、地下热储温度、冷热水混合等方面的问题，探讨其成因模式，以期能为同类温泉的研究和可持续开发利用提供参考。

1 区域地质背景

1.1 地质和地热地质概况

勐阿街温泉(又名城子温泉)，地处云南省西双版纳自治州勐海县北部勐阿镇附近。勐海县境内山地围绕，发育小型山间盆地，山脉大体呈南北走向，地势由西南至东北逐渐降低。区内为东南亚热带气候，勐阿镇最高月均气温为23 ℃，最低月均气温为11 ℃，多年平均气温18.5 ℃；年均降雨量1 400～1 500 mm。地形海拔最高为2 077 m，最低为551 m，最大相对高差1 526 m。镇政府驻地勐阿镇海拔1 067 m。

勐阿街温泉地处冈底斯—念青唐古拉褶皱系(Ⅰ)昌宁—孟连褶皱带(Ⅱ)临沧—勐海褶皱束(Ⅲ)[15]。区内发育多条断裂，主要由区域性深大断裂(澜沧江断裂)及与之平行或斜交的小型断裂组成，以NW向断裂为主，NE向断裂为辅。断裂带的展布格局控制着区内温泉的出露和分布。澜沧江深大断裂带，规模较大，切割较深，沟通深部热源。以NW方向为主的断裂多为次级压性、压扭性断裂，起到阻水作用。勐阿街温泉直接出露于NW向小型断裂磨刀河—曼懂断裂带中[13](图1)。本区的多个不同方向断裂体系，为大气降水入渗、地下水深循环和温泉的出露提供了有利条件。

图1 勐阿街温泉区域地质略图(据云南省地质矿产局，1997)Fig.1 Simplified geologic map of the Mengajie hot spring area1—第四系砾石黏土层；2—早白垩统砂岩夹泥岩；3—晚侏罗统泥岩、粉砂岩；4—中侏罗统砂页岩夹泥灰岩；5—晚三叠统碎屑岩、火山岩；6—中元古界澜沧群变质岩；7—燕山期侵入花岗岩；8—华力西期-印支期侵入黑云二长花岗岩；9—燕山期侵入花岗斑岩；10—断裂；11—温泉

研究区内三大岩类均有分布。以澜沧群变质岩为基底，出露地层和岩石主要为岩浆岩、中生代沉积岩和第四系松散沉积物。澜沧群赋存多层磁铁矿和菱铁矿，具含石英岩建造的某些特征[15]。岩浆岩主要为华力西期-印支期中酸性侵入岩，岩性主要为黑云二长花岗岩、花岗斑岩、花岗闪长岩。零星分布燕山期中酸性侵入岩，岩性主要为二长花岗岩、黑云母花岗岩。中生代沉积岩由老到新主要为：晚三叠统碎屑岩、火山岩；中侏罗统砂岩、页岩夹泥灰岩；晚侏罗统泥岩、粉砂岩；早白垩统砂岩夹泥岩[15]。在勐阿街温泉出露点附近分布的基本是花岗岩，主要矿物成分有钾长石、钠长石、石英、黑云母等[15]，第四系冲洪积松散沉积物覆盖其上。

研究区四周为以花岗岩与变质岩为主的浅切割低中山，中间为第四系松散沉积平缓盆地，盆地基底和周边山体岩性以花岗岩为主，盆地一侧与其间有断层通过，外形呈长条形，盆地延伸方向与断层方向基本一致，推测研究区盆地为地形侵蚀切割而成的平缓盆地。盆地内发育的断裂，成为深部热流传导的通道。独特的地质构造形成了相对独立的水文地质单元，主要分布有第四系松散沉积物孔隙水和岩浆岩裂隙水[16]。南朗河由南往北纵贯其间，阶地发育，含孔隙潜水及承压水，具供水意义[16]。岩浆岩裂隙受断裂构造影响大，具有良好的导热导水性。

我国高温地热带有藏南—滇西地热带和台湾地热带。研究区属于滇藏地热带南延部分，具有较高地热背景值。云南平均大地热流值较高，研究区所在滇西南地区大地热流均值为53.7 mW/m2[17]，滇西其余地块属较冷区域，但水热活动较多，仅勐海县就有温泉21处[16]。勐海县和其北部的临沧县是云南省温泉密布的地区。热储带为华力西期-印支期花岗岩，地下热水富集在花岗岩断裂破碎带及断裂交汇部位，为带状热储。

1.2 温泉概况

勐阿街温泉分布在勐阿镇西北侧、勐阿盆地的北段，出露于盆地之中，地形平坦，泉区总面积约500 m×200 m。

勐阿街温泉水温为57.8～71 ℃，属中低温地下热水，主要出露区有4片。项目组于2016年7月在4个主要出露区分别进行调查采样(图2～3)，编号为YLC4-1、YLC4-2、 YLC4-3、YLC4-4。YLC4-1水样取自最大的泉眼，泉水出露于一大片稻田中，为一5 m×4 m的梨形泉池，泉水无色透明，有轻微H2S气味，水温64.7 ℃。YLC4-2位于YLC4-1泉眼北边约15 m处，泉眼被一房子围住，泉水自墙底流出，无色透明，有轻微H2S气味，水温64.1 ℃。YLC4-3出露于一大片稻田中，泉水有气泡冒出，无色透明，有轻微H2S气味，水温71 ℃。旁边有一温度约43 ℃的泉池，可供人洗浴。YLC4-4位于YLC4-3泉眼东边约80 m处，泉眼被房子围住，泉水由墙底一根竹管流出，水温57.8 ℃。温泉泉口附近均未见钙华沉积。据《云南省志·温泉志》记载，勐阿街温泉总流量约10 L/s[14]。主泉口被砌成1.5 m2的泉池，深0.3 m，池底泉口处77.5 ℃，水面67 ℃。

早在1950年代，当地居民曾在此处筑池沐浴，后因挖渠灌田，泉流量衰减，又相继出现新的温泉出露点，建有新澡堂，但一直尚未有实质性开发利用[12]。勐阿街温泉靠近乡政府机关，附近有汽车客运站、学校、小区等人流较多的场所，有勐海至勐往公路经过，人口较集中，交通方便，有条件开发为疗养、旅游景点。

图2 勐阿街温泉泉眼位置Fig.2 Location of the vents of the Mengajie hot spring

图3 勐阿街温泉泉眼Fig.3 Vents of the Mengajie hot spring

2 温泉水化学特征

2.1 水样测试方法

2016年7月31日，在勐阿街温泉4个主要出露区分别采样。泉点经纬度和标高用苹果手机自带指南针软件测定，pH和Eh用PHB-1型便携式pH-Eh计测定，温度用MIK-TP101型探针式数显温度计(量程-50～+300 ℃)测定，游离CO2采用NaOH滴定法。

2.2 温泉水化学特征

由于《云南省志·温泉志》中没有明确指出所得数据具体来自哪一片区，因此本文将其数据与4个水样点数据整体比对，发现勐阿街温泉近20年来主要离子成分没有发生较大改变(表1)，其中：含量变化较大的有Ca2+、 Mg2+和H2SiO3；Ca2+含量增加了4～5倍，由1.03 mg/L上升至3.66～5.92 mg/L；Mg2+含量由0.52 mg/L降至0.111～0.273 mg/L；H2SiO3含量由120.77 mg/L降至现在的52.5～67.6 mg/L。此外，pH和水温都有所下降。

温泉的F-含量为12.8～13.2 mg/L(图6)，高于饮用水水质标准(1 mg/L)，不可饮用，达到了氟水标准；偏硅酸含量为52.5～67.6 mg/L(图7)，达到了理疗矿泉水标准；用做浴疗，对治疗多种皮肤病有一定的疗效。

表1 勐阿街温泉水化学及同位素组分

注：“”为未检出项目；“*”为未检测项目。

图4 勐阿街温泉Piper图Fig.4 Piper diagram of the Mengajie hot spring

图5 勐阿街温泉阴、阳离子比例图Fig.5 Percentage of cationic and anionic meqconcentrations of the Mengajie hot spring

图6 勐阿街温泉特征组分含量Fig.6 Characteristic constituents of the Mengajie hot spring

2.3 F-和H2SiO3成因分析

温泉水水化学组分的形成主要以溶滤作用为主，由富含CO2的大气降水和地表水入渗到深部花岗岩体中，与花岗岩中的钠长石发生反应形成HCO3—Na型。

值得注意的是，勐阿街温泉中的F-含量很高(平均约13 mg/L)。虞岚[18]总结了地热水中F-来源的途径：在热储岩性为岩浆岩时，F-主要来源于黑云母、氟磷灰石等矿物，黑云母蚀变为绿泥石或水云母时，会释放F-进入水中。勐阿街温泉所在研究区分布大面积的华力西期-印支期中酸性侵入岩，岩性主要为黑云二长花岗岩。因此，推断温泉水中F-的含量高可能是由于溶解花岗岩中含氟的黑云母形成的。

勐阿街温泉的另一个特征在于H2SiO3含量也较高(52.5～67.6 mg/L)，是因为热水循环于含有大量硅酸盐岩(钾长石、钠长石)的花岗岩中，且直接出露于基岩裂隙中，与含硅酸盐岩的岩石发生大面积接触溶滤作用而形成。

3 同位素应用

应用同位素方法获取地下水的信息主要是依据同位素对水起着标记或计时作用[19]。通过分析地下水中的稳定同位素可以判别地下水的补给来源，测试地下水中的放射性同位素有助于确定地下水的年龄[20]。

3.1 补给来源

1961年，Craig最先提出了大气降水线，通过总结全球范围内各地区大气降水的2H与18O数值变化，得出二者的线性关系：

δ2H=8δ18O+10

(1)

式(1)即为全球大气降水线方程。此后，不同学者分别提出各个不同区域的降水线方程，郑淑惠等根据1980年北京等地区的大气降水氢氧稳定同位素资料，得出我国大气降水线[21]：

δ2H=7.9δ18O+8.2

(2)

西双版纳地区属热带季风气候，降水受气候影响较大，因此，本文同时选用了西双版纳旱季降水线和雨季降水线[22]：

δ2H=8.15δ18O+13.79(旱季)

(3)

δ2H=7.85δ18O+7.21(雨季)

(4)

将4个水样点、当地雨水样点(YLCYS)和另一距离较近温泉(孙欢温泉，YLC5)δ2H与δ18O关系绘制在图7中。可看出，勐阿街温泉与孙欢温泉的δ2H与δ18O数据点分布于大气降水线附近，说明温泉水的水源补给为大气降水。此外，温泉的δ2H与δ18O数据点相较于大气降水线向右偏离，具有轻微的18O漂移现象。这是因为在一般情况下，水-岩之间的氢同位素交换不足以明显影响水的δ2H值，而水-岩之间的氧同位素交换可使得水中18O富集，18O漂移现象表明水与围岩的氧同位素交换程度较高。

图7 勐阿街温泉的δ2H和δ18O关系Fig.7 Plot ofδ2H vsδ18O of the Mengajie hot spring

3.2 补给高程

由于大气降水的δ2H与δ18O值受到温度、高程以及纬度等多种因素的影响，因此可根据大气降水的δ2H与δ18O值的多种效应获取温泉水补给区的相关信息。在中国，高程每升高100 m，δ18O值降低-0.31‰，δ2H值降低-1‰～-4‰[20]。根据δ2H与δ18O值的高程效应，采用以下两种方法估算补给区高程。

方法1：δ2H与δ18O含量与当地海拔高度关系的高程公式(同位素入渗高度)[20]：

H=(δG-δp)/k+h

(5)

方法2：中国大气降水δ2H值的高程效应[20]：

δ2H=-0.03H-27

(6)

式中：H——补给区高程/m；

h——取样点高程/m;

δG——取样点的δ2H或δ18O值/‰；

δp——取样点附近大气降水的δ2H或δ18O值/‰；

k——大气降水2H或18O的高程梯度(西南地区δ2H的高程梯度为2.5‰/100 m[23]，西藏东部δ18O的高程梯度为0.31‰/100 m[24])。

由计算结果(表2)可知，方法1计算的结果比方法2所得结果低400 m左右，推测是由于方法2公式表示的是中国大气降水的δ2H值的高程效应，而方法1选用了西南地区的高程梯度值。本文采用两种方法的平均值得出估算结果，勐阿街温泉补给区高程在1 200 m左右，补给区位置分别高出取样点高程约159 m，推测温泉的补给区位于泉水出露点附近的山体，由于泉点均出露于盆地，实际取样时周围确是山地，补给区高程的计算值与实际地形比较符合，说明勐阿街温泉的补给来源是盆地周围山地的大气降水入渗补给。

3.3 补给区温度

当气温逐渐下降时，大气降水的δ2H和δ18O值变得越来越小，与温度大体上存在正相关关系[22]。基于此效应，国内外学者建立起大气降水δ2H和δ18O与空气温度之间的线性关系。

由文[19]知Yurtsever于1975年建立了北半球大气降水的δ18O值和平均温度的关系式：

δ18O=0.521T-14.96

(7)

式中：T——月平均温度/℃。

中国大气降水的δ2H、δ18O值与平均温度的关系式[19]:

δ18O=0.176T-10.39

(8)

表2 勐阿街温泉的补给高程

δ2H=3T-92

(9)

根据上述公式，估算出补给区温度(表3)。

表3 勐阿街温泉的补给区温度

由表3可知，上述三种方法的计算结果相近，但式(9)计算出的补给区温度与其他两式相比较低，是由于式(9)以δ2H值的温度效应进行计算。由于水岩之间的氢、氧同位素交换反应主要以18O交换反应为主，岩石中含氢矿物较少，同位素交换反应对地下热水的δ2H值几乎无影响，因此，地下热水δ2H值比δ18O值更能反映地下热水的来源。本文认为根据δ2H值所得结果更可靠，温泉补给区月平均温度约为6.6 ℃。这一结果比西双版纳常年气温低，推测由于补给区的海拔一般较高所引起。

3.4 温泉年龄

放射性同位素的衰变原理是测定地下水年龄的基本依据，根据226Ra和222Rn的衰变，可以利用Cherdyntsev提出的公式进行近似计算[25]：

(10)

式中：λRa——226Ra的衰变常数，值为4.26×10-4a-1；

t——热水年龄/a；

NRa和NRn——226Ra和222Rn的含量/(Bq·L-1)。

表4 勐阿街温泉镭氡年龄估算

镭-氡法测年是以镭、氡的衰变为理论基础。由于镭、氡衰变常数小，半衰期较长，且式(10)采用对数计算，使得镭、氡含量发生很小变化也能对结果造成很大影响。推测本次计算所得温泉水年龄偏大，仅具有参考价值。

4 热水形成

4.1 热储温度估算

估算热储温度常用的地热温标有阳离子温标和SiO2温标[26]。1988年Giggenbach首先提出了Na-K-Mg三角图解法计算地热温标，用来评价水-岩平衡状态。图中分为三个区域：完全平衡水、部分平衡水和未成熟水，用于判断地热水是否适用于阳离子温标[27]。由图8可知，三个取样点和数据点落在未成熟水区域，仅有一个水样点(YLC4-1)落在部分成熟水区域，分析可知，YLC4-1水样点Mg2+含量仅为其他水样点的1/2，不具代表性，且其落点位置靠近未成熟水，因此判断温泉水不能采用阳离子温标估算热储温度。

图8 勐阿街温泉的Na-K-Mg三角图解(据文献[29]修改)Fig.8 Na-K-Mg diagram of the Mengajie hotspring (modified after literature [29])

采用以下常用的5个SiO2温标公式[26]计算勐阿街温泉热储温度，结果列于表5。

(1)石英温标-无蒸汽分离或混合作用:

T=-42.198+0.28831SiO2-3.6686×10-4(SiO2)2+3.1665×10-7(SiO2)3+77.0341 lgSiO2

(11)

(2)石英温标-无蒸汽损失(0～250 ℃):

(12)

(3)石英温标-最大蒸汽损失在100 ℃(0～250 ℃):

(13)

(4)玉髓温标-无蒸汽损失(0～250 ℃):

(14)

(5)α-方英石温标:

(15)

由于研究区温泉的泉口温度均低于100 ℃，无蒸汽损失存在，因此式(13)不适用。由于玉髓温标更适用于低温热储的温度估算[26]，且式(14)和(15)计算出的热储温度低于或接近温泉泉口水温，计算结果显然不合理，故舍去。由其余值取得平均值，可知应用SiO2温标得出勐阿街温泉的热储温度约为93～104 ℃。

表5 勐阿街温泉热储温度估算结果

4.2 冷热水混合

温泉水在上升运移途中，存在与浅层冷水发生混合的可能性。地下热水处于深部地球化学环境中时，热水中溶解的SiO2遵照石英溶解度曲线；但这部分热水在温度下降时暂不会将过饱和SiO2析出，因此地下热水有“记忆”其曾达到的温度的功能[20]。本文利用硅-焓混合模型(图9)来分析热水的混合状况[28]。这个模型的假设条件为：地下热水在混合之前没有发生热量损耗，深部热水的SiO2初始含量只受石英溶解度控制，在混和之前或之后没有再发生SiO2的溶解和沉淀。

图9 勐阿街温泉溶解性硅-焓图Fig.9 Diagrams showing soluble silicon vs enthalpy of the Mengajie hot spring

在图9中，A点为当地冷水焓和SiO2含量，取雨水样点温度23.5 ℃，对应焓值23.5×41868 J/g，SiO2含量为4.8 mg/L。B点为热水焓和SiO2含量。A、B连线并延长与石英溶解度曲线交于C点。C点对应焓值为地下热水初焓，AB与AC线段长度之比即为地下热水在混合水中的比例，计算结果列于表6。

表6 勐阿街温泉地热初焓及热水比例计算结果

由硅焓图解法估算得到热储温度及对应热液沿着导热导水通道上升过程中热水混合的比例，勐阿街温泉取样点YLC4-3热储温度为125 ℃，冷水混入比例13.64%，与其他样点相差较大，代表性较差。其他样点表明勐阿街温泉的热储温度约152～196 ℃，冷水混入比例约52.3%～75.2%，勐阿街温泉热储温度较高，但是循环过程中冷水混入较多，由出露温泉采集的热水水化学成分与实际地下热水水化学成分会有一定的差异。

4.3 热水循环深度

热水的温度一般主要靠深循环地热增温获得，如果热水的温度是依靠深循环通过正常地热增温来获得，就可以根据下式估算热水循环深度[20]：

Z=G(Tz-T0)+Z0(16)

式中：G——地热增温级/(m·℃-1)，研究区域G取值40 m/℃[31]；

Tz——地下热储温度/℃,选用SiO2温标计算结果；

T0——补给区多年平均气温/℃，取西双版纳年平均气温21 ℃；

Z0——常温带深度/m，因温泉出露于花岗岩之中，所以选用常温带厚度20 m。

计算结果列于表7。

勐阿街温泉的循环深度约为3 000～3 356 m，与其所处的热储温度结合来看，温泉热储温度较高，循环深度较深，与周真恒等[30]在总结滇西地热场特征中描述的本研究区的区域特征基本相符。

表7 温泉循环深度计算结果

4.4 热水形成模式

勐阿街温泉分布在盆地中，4个取样点相隔较近，采样数据与1999年数据相比，没有发生很大变化，表明勐阿街温泉的形成模式近期未发生变化。温泉出露于花岗岩断裂带之中，上覆第四系松散沉积物，由附近山地的大气降水入渗补给后沿断裂经历深循环，获得来自深部的热流热加热后，沿断裂涌出地表(图10)。在经历深循环过程中，由于围岩主要是华力西期-印支期花岗岩，主要矿物成分为钾长石、钠长石、石英、黑云母等，由溶滤作用形成了温泉的水化学类型为HCO3—Na型，并且含有较多的氟离子和偏硅酸。

图10 勐阿街温泉成因示意图Fig.10 Schematic profile showing the formation of theMengajie hot spring

5 结论

(1)勐阿街4个温泉出露温度为57.8～71.0 ℃，属中低温热水；pH值7.3～7.5，呈弱碱性；TDS为310～320 mg/L。水的化学特征主要受控于围岩的化学特征及水岩之间相互作用的程度。TDS较低且以溶滤作用为主，表明温泉的循环时间较短。

(3)由δ2H与δ18O同位素的组成特征得知，勐阿街温泉的水源为大气降水，且具有轻微的18O漂移，反映出热储温度较高的特点。研究区补给高程在1 200 m左右，补给区温度为10.36 ℃，补给区位置高出取样点高程约159 m，补给高程和补给区温度的计算结果与实际情况基本相符。利用镭—氡法估算温泉的年龄为600多年，分析结果可能偏大，仅具参考价值。

(4)使用SiO2温标得出勐阿街温泉的热储温度为93～104 ℃。热储温度较高，这一特点也与轻微的18O漂移特征表明的热储温度较高相符。温泉在上升运移途中与上层浅部冷水相遇，发生混合，冷水混入比例52.3%～75.2%。热水循环深度为3 000～3 356 m。勐阿街温泉是由附近山地的大气降水入渗补给，地下水沿断裂经历深循环，获得深部热流的加热，同时与围岩发生反应，上升出露成泉。

勐阿街温泉流量较大，温度较高，水质较佳，具有一定的开发利用潜力。