0引言
地热资源作为一种绿色环境资源，是目前开发前景最好和最具实力的一种能源，在新能源和可再生资源中，地热资源已经被广泛利用，因此对地热资源的开发具有重要的社会经济价值。长期以来，不少学者通过对地表水和地下水的水文地球化学特征和氢氧同位素特征分析等手段来研究温泉的成因机制。王美芳等以磨房沟温泉为研究对象，在系统地阐述了磨房温泉区域地质背景、水文地球化学特征等地质特征的基础上提出了温泉的成因模式；韦玉婷等通过对理塘县卡辉地区温泉水样的水化学特征以及热源、地热、地质构造等方面分析，简述了温泉的形成模式；庞练等根据仙人洞泉和龙潭泉的地质及水文地质调查资料，分析研究区岩溶发育特征，结合水化学分析和同位素方法，研究分析了仙人洞泉和龙潭泉的形成原因；杨国华等通过对洛阳市龙门温泉所处区域地质构造、水文地质条件的分析，并结合温泉的水文地球化学特征，从水源、热源、构造等方面分析探讨了温泉的成因。
温水龙潭温泉位于鹤庆县金墩乡化龙村北，泉水温度常年28℃左右，月平均流量为151L/s.泉的西边为鹤庆西山岩溶区，高程在3000~3600m之间，东边为鹤庆盆地，盆地高程为2193~2240m,泉水出露点位于两者交界处的鹤庆-洱源断裂破碎带上。本文通过分析研究区地质构造特征及水文地质条件，并结合温泉水的水文地球化学以及同位素特征，计算出温泉的补给高程及热储温度，分析温泉的水源及其热源，探讨温泉的成因机制，对温泉地热区资源的合理开发及利用提供地质依据。
1研究区地质背景研究
区位于扬子准地台西北部，属于滇藏“歹”字型构造体系与南北向构造体系及北东向构造体系交接复合部位，且属于康滇菱形断块的西部区-盐源丽江陆缘坳陷区（图1），以横断山系高山、中高山为主，金沙江为区域内最低侵蚀基准面。研究区地层出露复杂，主要包括泥盆系（D）、二叠系（P）、三叠系（T）和第四系（Q）地层。
泥盆系碳酸盐岩，主要分布在研究区西部；二叠系碎屑岩及峨眉山玄武岩组，主要分布在研究区西北部和南部；三叠系碳酸盐岩在区内广泛分布在鹤庆盆地西侧山岭地区，其间伴随有砂岩零星分布；第四系为残坡积、冲洪积堆积物，主要分布在洼地、缓坡、河谷和山间盆地，其间零星分布有不同时期的侵入体及岩脉。区域构造复杂，北东及东西向二组构造相交错，断裂、褶皱发育，主要断裂有丽江-剑川断裂（F4）、黄峰厂-清水江断裂（F3）和鹤庆-洱源断裂（北西支F2断裂和南东支F1断裂，如图2），伴有近东西向断裂发育。其中，鹤庆-洱源断裂形成于早古生代，其后经历多次活动，其活动性质既有左旋走滑、又有张性正断层运动，由北西支断裂（以下称F2断裂）和南东支断裂（F1）组成，两者之间为宽3~7km的鹤庆盆地，盆地内的第四系堆积厚度大于700m.温水龙潭温泉的形成与鹤庆-洱源断裂的北西支断裂（F2）和近东西向断裂有着直接的联系。
F2断裂延伸规模较大，长度约40km,断层破碎带发育，并有断层擦痕、断层角砾岩等，沿断层破碎带多出露泉水。与西侧岩溶地区发育多条近东西向的次级断裂，共同组成了泉域周围复杂的构造形迹，这不仅为温泉的水源提供了运移通道，而且还为地下深部热源提供了通道，由于断裂、裂隙的沟通，地下深处的地热能通过地下水在地壳内的深循环加热释放。近东西向断裂与F1断裂破碎带交错地带为区内热水活动中心，但其水热活动较弱，以低温温泉为主，而温水龙潭温泉正处在F1断裂与其西侧近东西向断裂破碎带交错地带内。
2水文地质条件
研究区气候温和，年平均气温13.7℃，年降雨量684.3~1261.9mm,平均980.2mm,每年5~10月的雨季降雨量占全年的94.6%,日最大降雨量174.2mm.区内碳酸盐岩地层分布广泛，地表岩溶发育较强烈，主要岩溶形态有溶蚀洼地、溶沟、溶槽等地表岩溶形态以及落水洞、溶洞、地下管道系统等地下岩溶形态（图2）。
根据研究区出露的各时代地层岩性特征，可以分为以下几个含水岩组：（1）第四系含水岩组，岩性为砂砾石、黏土及泥炭层，以孔隙水为主，局部承压性；（2）三叠系松桂组（T3sn）-中窝组（T3z）隔水岩组，岩性以砂岩、泥岩和页岩为主，局部夹有煤线，地下水以裂隙水为主；（3）三叠系北衙组（T2b2、T2b1）含水岩组，岩性以灰岩、白云岩及白云质灰岩为主，地下水以岩溶水为主；（4）三叠系青天堡组（T1q）和二叠系黑泥哨组（P2h）隔水岩组，岩性分别为泥岩、页岩及泥质粉砂岩和砂岩、页岩夹灰岩及煤线，地下水以裂隙水为主。其中，三叠系北衙组含水岩组中岩溶管道及裂隙发育，富水性良好，是研究区的主要含水层位。它在出露区接受大气降雨补给，埋藏区为其径流区，东侧鹤庆盆地及金沙江为其排泄区，主要以泉的形式排泄。如鹤庆盆地西缘一线的群泉，群泉月平均流量约3120L/s.
2.1地下水补给、径流及排泄特征
研究区主要岩溶地层为三叠系北衙组（T2b1-2和T2b2），分布较广泛，非岩溶化地层T1、T3和侵入岩脉时有分布。近东西向的断裂将区内岩溶化岩层分隔成众多条块状，各条块间以断层和非岩溶化的T1砂泥岩或侵入岩分隔，使得岩溶化地层的条块之间的水力联系变弱，岩溶发育的方向性十分明显，均为近东西向。研究区孔隙水、裂隙水及岩溶水均发育，区内地质构造控制本区地形地貌、岩溶形态以及地表水、岩溶地下水的空间分布规律。
区内以北东向断裂为主体构造，伴有近东西向断层，造成区内断层、节理及其发育，岩溶作用多对构造裂隙改造且扩大，构成溶隙网络储水导水系统。大气降雨经鹤庆西山地表溶洞、洼地及落水洞等入渗补给地下水，浅部地下水沿地下岩溶通道向鹤庆盆地排泄，在鹤庆西山山麓地带岩溶含水层被断层切穿使之与非含水层或弱含水层接触，非含水层或断层阻挡了地下水，使地下水在非含水层或断层的上游富集，水位抬高，加之地表侵蚀下切作用，使得受阻的地下水在低洼处出露成泉，除温水龙潭外其它泉均为浅部地下水流在排泄处的表现。
金沙江作为区域内最低侵蚀基准面，区内深部地下水向金沙江排泄过程中，在鹤庆盆地西缘边界处受鹤庆-洱源断裂西支断裂的阻挡，受断裂带导水的控制，岩体深部的区域水流顺断裂向上排泄，与浅部水流混合后，集中排泄形成泉水，即温水龙潭。区域地下水流循环深度大，流动速度缓慢，地下水往往表现出矿化度大、温度高等特点。
2.2地下水水文地球化学特征
此次采取冷泉水样8个，温泉水样1个（编号为6），水样采集地点分布如图2.水样采集在鹤庆盆地西缘山脚一线，高程在2250m左右，在对水样进行水质分析的同时，还进行水样中18O和D的测试。研究区水样测试结果如表1.
2.2.1冷泉水的水化学特征
冷泉水水样pH值范围为7.85~8.26,为弱碱性，水温范围14.8~17.6℃，平均15.74℃，TDS浓度范围为103~122.5mg/L,冷泉水水样中的CO2以水溶性HCO-3为主，没有检出CO2-3,阴离子中HCO-3浓度最高，平均178.98mg/L,其次是SO2-4,平均值为6.08mg/L,Cl-浓度最小，浓度为1.567mg/L.其中2号冷泉水中的SO2-4离子含量高达13.81mg/L,高出其他冷泉水1.5~5.0倍，分析其原因是地下水在向2号泉水补给的过程中经过三叠系松桂组（T3sn）地层，其岩性为砂岩、泥岩、页岩互层夹煤线，而煤系地层中常常富含硫化矿物，如FeS2,硫化物经过氧化作用生成SO2-4离子随地下水运移导致泉水中SO2-4含量偏高。冷泉水水样中阳离子主要为Ca2+,其次为Mg2+,Na+、K+离子含量较少。冷泉水均为HCO3-Ca-Mg型水，属于低矿化度淡水（图3）。
2.2.2温泉水的水化学特征
温泉水pH值为7.78,呈弱碱性，TDS浓度为149mg/L,泉水温度为28.8℃，常年变化不大，高于年平均温度。温泉水中阳离子以Ca2+占绝对优势，含量为43.09mg/L,Mg2+次之，含量为9.198mg/L;阴离子以HCO-3为主，含量为189.162mg/L,SO2-4次之，含量为11.948mg/L,水化学类型为HCO3-Ca-Mg型水。温泉水中阴阳离子的质量浓度几乎都高于冷泉水中阴阳离子的质量浓度，这与温泉水的水化学演化过程有很大关系，地热水埋藏深度大，径流途径长，溶解作用和溶滤作用强烈，故离子浓度相对较高。此外，温泉水中微量元素Sr2+的质量浓度是冷泉水中的1.79~6.24倍，锶元素在各类岩石中的含量有很大差异，其中超基性岩和砂岩较少，灰岩最多，锶在地下水中的浓度主要取决于水岩交换条件，在长期的水岩相互作用过程中，热储含锶的碳酸盐和硫酸盐矿物溶解形成锶离子进入地下水中，反应式为：SrSO4=Sr2++SO2-4.
此外，温泉水中SO2-4离子浓度也较高，推测是由于西部山区地表出露有煤线地层，而煤线地层（P2h）中常含有硫化物，硫化物经过氧化作用后产生SO2-4随降雨进入地下水循环中，导致泉水中SO2-4浓度增大。
3泉水同位素特征
3.1水源分析
本文使用1991年地矿部水文所得出西南地区大气降水线方程δD=7.96δ18O+9.52[5],再根据同位素测试结果得出泉水与大气降雨的δD、δ18O关系图（图4），从图中可以看出，温泉水和冷泉水的δD和δ18O值均落在西南地区标准降雨线附近，说明研究区泉水的补给来源是当地大气降水，属于大气成因。此外，温泉水样的δ18O值相对于大气降雨的δ18O值偏低，说明深层热水是大气降水沿着岩石中的断裂、裂隙及岩溶管道等发生深循环以后形成的。
3.2温泉的补给高程
不同补给高度的地区，大气降水的同位素组成变化很大，通常，随纬度或海拔升高，降水的δ值降低。大气降水线上，海拔与同位素关系已经有许多文献，但是总的来说，海拔每升高100m,δ18O减少0.3‰左右。根据中科院贵阳地球所于津生等人对我国川、黔、藏一代大气降水的同位素组成与地形之间的关系进行的研究，得出了推测地下水补给高程的公式。
式中：H为降水入渗高度（m）；h为取样点（井、泉）高程（m）；δs为地下水（泉水）的δ18O（或δD）值；δp为取样点附近大气降水的δ18O（或δD）值；k为大气降水δ18O（或δD）值的高度梯度（‰/100m）。计算得到温泉的补给高程为3592m,符合鹤庆西山高程分布。
4温泉的形成机制
4.1热源分析
温泉位于所在的盐源丽江陆源坳陷区，全区热流值为84.6mW/m2,莫霍面温度超过980℃，地壳和地幔热流值近于相等，即qm/qc=1.04[7].
温泉的热源有三种可能：（1）挽近期岩浆活动的余热；（2）放射性物质衰变所产生的放射热；（3）通过深大断裂上涌的地球深部的热源[8].研究区内岩浆活动较强烈，其中，二叠系下统（Pβ）峨眉山玄武岩，喷出时期较早，不能提供岩浆余热，而喜山期的碱性玄武岩（β6）因分布较少，其岩浆活动余热可忽略。同时，这些岩体存在放射性元素的可能性较小，可不考虑衰变能。温泉位于至今仍有活动的鹤庆-洱源断裂西支断裂（F2）与区内近东西向次级断裂破碎带相交汇的地方，此地方岩石较破碎，是地下热水运移和深部热水上涌的有利场所。断裂是控热、导热构造，可以认为温泉热源主要来自断裂沟通的深部热源，由于断裂、裂隙的沟通，地下水经深循环加热形成热水。
4.2热储温度地球化学温标是计算热储温度的有效方法，其原理是地热流体与矿物在一定温度条件下达到化学平衡，随后地热流体温度降低时，这个“记忆”仍予保持。本文根据《地热资源勘查规范》[9]（GB/T11615-2010）附录A中K-Mg地热温标公式（2）（使用于中低温地热田，温度在25℃~150℃之间）计算。
式中：T为温泉的热储温度（℃）；C1为水中钾的浓度（mg/L）；C2为水中镁的浓度（mg/L）。通过计算得出温泉的热储温度为32.73℃，据此推算出温泉地下水循环深度H,其计算公式为：H=g（T-T0）+H0（3）式中：H为热储深度（m），g为地热增温梯度，取2.75℃/100m;T0为当地年平均温度，取13.7℃；H0为常温带的深度。推算出温泉地下循环深度约为712m,推断温泉水的热储层位为三叠系中统北衙组一段（T2b1-2）灰岩地层。
4.3温泉的成因机制
温泉是水热型地热资源的一种表现形式，其形成往往与地质构造背景有关，同时要具备不同的条件，要有充足的水源补给，有利的径流通道等[10].大气降水通过鹤庆西山地表岩溶形态、近东西向断裂带及其破碎带进入地下水深处，经深循环水温升高，然后沿F1断裂带上升至地表形成温泉出露。由以上分析可知，温泉水补给高程为3592m,这与鹤庆西山高程分布相符，其补给来源为西部山区大气降雨。结合研究区地质背景及水文地质条件，推断温泉水的补给地层为西山岩溶区三叠系中统北衙组二段（T2b2）灰岩地层，该地层岩溶发育，溶洞、岩溶洼地、落水洞分布广泛，大气降水通过断裂、裂隙及岩溶洼地等进入地下水循环系统，经过近东西向断裂带、裂隙及岩溶裂隙管道等向东地势低洼处径流排泄，地下水在径流过程中不断吸收热量而形成地下热水，最终在西山山脚鹤庆-洱源断裂北西支断裂（F2）破碎带处径流受阻，由于补给区和排泄区存在地下水水头差，热水顺F2断层带及其破碎带上涌，在上涌至近地表过程中与上部冷水混合，出露地表后形成温泉（图5）。
5结论与建议
（1）温泉水以低温为主，热储温度为32.73℃，地下水化学成分是地下水在长期径流及深部循环过程中，水岩相互作用的结果，温泉水的水化学类型为HCO3-Ca-Mg型水。
（2）温泉水的δD和δ18O值落在西南标准降雨线附近，其补给来源为大气降雨，补给高程为3592m,补给地层层位为鹤庆西山岩溶区北衙组二段（T2b2）灰岩地层。
（3）温泉的成因主要受研究区岩性以及地质构造条件控制，大气降水经鹤庆西山岩溶地区灰岩地层中的落水洞、岩溶洼地以及断层破碎带等汇入地下水，受到深部热源的不断加温，沿岩层中裂隙、暗河等地下岩溶通道由西向东径流，在鹤庆西山山脚处遇鹤庆-洱源断裂北西支F2断裂，顺F2断层破碎带向上运移并在浅部低温地下水混合后出露形成温泉。
（4）建议对温泉水中的微量元素进行详细的检测和分析，论证作为新型矿泉水开发饮用的可能性，并对温泉的资源储量进行计算，为合理开发利用此温泉地区地热资源提供一定的地质依据。
