弥渡石洞温泉成因分析

弥渡石洞温泉成因分析

随着热资源成为一种新型可再生资源，世界各国的热资源研究进入了一个新阶段。云南省温泉资源十分丰富,温泉遍布全省,露头超过1000处,占全国总数的1/4以上,数量居全国之冠。对滇中拗陷区弥渡坝子温泉的分析,有助于研究地热在滇中西的分布状况,从而为该区地热资源的利用提供依据。弥渡县境内河流多属元江水系,少数属川江水系,主河流为毗雄河,是红河、元江上游的重要支流。硖石洞温泉所在地弥渡县位于东经100°19′-100°47′,北纬24°47′-35°32′之间,地处云南高原西部的大理州东南部,东与祥云接壤,南与南涧毗邻,西靠巍山,北连大理市。县城附近共出露温泉3个,分别为石咀温泉、硖石洞温泉和金龙温泉,本文对其中硖石洞温泉成因地质构造及地层含水性作了初步调查分析,望为后续研究提供依据。1程海大断裂变汇区研究区位于扬子地台西缘,康滇菱形地块西侧。弥渡县位于洱海和程海大断裂变汇处北端,研究区滇中坳陷区,正处于洱海-红河断裂带上,海拔1650～2500m。硖石洞温泉出露于弥渡盆地南东边缘火山岩中,区内构造、岩层出露及分布复杂多变。1.1模式一:负斜式西斜断裂坝褶皱因成因及翼和核的地质特征而经常与集、或散水有关,如背斜的核部因破碎而产生储水空间,两翼常因倾斜成为导水层。该区主要发育两期褶皱运动,一期为弥渡坝子东北的背斜,另一期为弥渡坝子西南的向斜和背斜组。①四家村背斜:位于弥渡北东约4km,走向近北西-南东,轴面近于直立,枢纽倾向北北西;次级褶皱不发育,该背斜两翼被一组南北向断层切割,造成大量地层缺失,核部被一组平移断层错断,造成核部地层缺失,该背斜东南翼发育大面积岩浆岩体;②高家庄向斜:位于弥渡南西12km处,近南北向,轴面近于直立,枢纽近于水平;次级褶皱不发育,褶皱北端被一平移断层切割;③景坡山背斜:位于弥渡南12km处,走向近南北,轴面近于直立,略向东倾,枢纽几乎水平延伸,次级褶皱不发育,褶皱东翼被一断层切割。1.2错误研究区位于兰坪-思茅大断裂和红河断裂之间,小范围内发育的南北向断裂均属于这一断裂带,另一组断裂为近东西向的平移断裂。1.2.1叠纪断裂带pe南北向断裂对区域地层起主要控制作用。①高家庄-龙寺张性断裂。位于高家庄西1km处,推测为正断层,主要发育于高家庄向斜核部,造成小部分白垩系虎头寺组(K1h)地层缺失,时间上该断层发生于白垩系虎头填育组(K1h)与古近系勐野井组(E1m)之间;②天生桥-龙王庙山断裂。走向近南北,西盘发育喜马拉雅期碱性玄武岩(β6)和二叠系峨眉山玄武岩(Pe),东盘发育二叠系阳新组(P2y)和石炭系水长阱组(Cps)地层,该断层发育于四家村背斜之后,被多个东西向平移断层错断;③老深井-观音山压扭性断裂。几乎与天生桥-龙王庙山断层平行发育,西盘发育二叠系阳新组(P2y)和石炭系水长阱组(Cps)地层,东盘发育泥盆系长育村组(Dc)、石炭系横阱组(C1h)、石炭系水长阱组(Cps)、二叠系阳新组(P2y)和二叠系峨眉山玄武岩下段(Pe1)地层,断层被多个东西向平移断层错断;④干海子-河东村压性断裂。南北走向,东盘出露三叠系花果山组和白土田组地层;西盘出露二叠系峨眉玄武岩下段、二叠系阳新组、石炭系水长阱组、石炭系横阱组和泥盆系长育村组地层。该断层纵切四家村背斜东翼,北端被平移断层错断;⑤后海子-务本压扭性断裂。西盘出露白垩系南新组一段、白垩系景星组和侏罗系坝注路组地层,东盘出露二叠系黑泥哨组地层,向东被第四系覆盖;该断层为洱海深大断裂的一部分,纵切景东坡山背斜东翼;⑥大凹子-大营断层。东盘出露三叠系罗家大山组一段和云南驿组第三段地层,西盘出露三叠系罗家大山组二段、三叠系花果山组和白土田组地层。1.2.2断层、褶皱和地层研究区发育多个小型平移断层,包括老深井西、黄矿厂、观音山、小铺子-干海子和小三村等断层,总体为东西向,部分地带造成断层、褶皱及地层平移错开,发育均较小,延伸长度均小于5km。1.3岩石学和文化内涵研究区发育地层较多,由老到新依次为泥盆系莲花曲组、泥盆系长育村组、石炭系横阱组和水长阱组、二叠系阳新组、峨眉山玄武岩和黑泥哨组、三叠系云南驿组、罗家大山组、花果山组和白土田组、侏罗系坝注路组、白垩系景星组、南新组和虎头寺组、古新系勐野井组、更新统松毛坡组及第四系沉积物。由于构造发育,造成多个地层缺失或重复。1.4岩浆岩的区域特征本区岩浆活动强烈,曾发生多期岩浆喷发和侵入活动。在二叠系、喜马拉雅期及华力西晚期均有岩浆活动发生。1.4.1期玄武岩岩石特征主要为峨眉山玄武岩,分布于四家村背斜两翼,由2期岩浆活动形成,即二叠系峨眉山二期玄武岩,主要为玄武火山角砾岩,其次为杏仁状、致密状玄武岩和二叠系峨眉山一期玄武岩,主要为灰绿色致密状玄武岩、杏仁状玄武岩和黄褐色玄武火山角砾岩相间产出,下部为灰色致密状玄武岩、杏仁状玄武岩与少量黄绿色、灰绿色玄武火山角砾岩、凝灰岩和杏仁状玄武岩。1.4.2松茸早期侵入岩①喜马拉雅期碱性玄武岩。分布于弥渡坝子东边缘地带,为线性或裂隙式喷发形成;②喜马拉雅早期侵入岩体,为侵入浅成岩及花岗斑岩。主要出露于后海子-务本断裂东盘,出露面积较小,主要表现为北西-南东向的花岗斑岩岩脉,部分地段有正长斑岩,在高家庄向斜及四家村背斜2个核部有出露。1.4.3最终的华力西岩浆活动在这一时期,岩浆活动形成深成侵入岩株。主要有华力西晚期形成的辉长岩体及超基性岩体,分别出露于四家村背斜核部和四家村背斜南东翼。2水岭控制理水系统研究区三面环山,地表及地下水受分水岭控制,形成一小区域性水文系统。该区构造多期次发育,地层出露及分布复杂,对水系统活动产生重要影响。2.1基性岩溶含水层不同的岩层,其含水性往往具不同特点,盆地周围有丰富含水层。①弥渡坝子区多为第四系冲洪积层。含水层主要为砂砾石夹粗砂、粘土层,显多层状及透镜体状,一般厚度几十米至百余米,水位埋深0～5m,洪积扇前缘为地下水溢出带,常见泉水流量3～15L/S,最大26.34L/S,地垅流量16～168L/S;②弥渡坝子以西褶皱区有厚层状粉砂质泥岩、石英砂岩泥岩互层、少量钙质细砾岩及粗粒砂岩。地下径流模数0.88～5L/(S·km2),泉水流量0.1～2L/S,该层相对赋水性差,水量贫乏;③弥渡坝子以东的背斜区为厚层-块状灰岩、白云质灰岩、生物碎屑灰岩局部夹薄层硅质岩,因岩溶发良程度不同,岩层赋水性差异大,暗河或单泉流量为2～21L/S,综合情况,可视为中等发育的岩溶含水层。其它的含水层还有水长阱组灰岩、石炭系横阱组灰岩、泥盆系长育村组页岩及硅质页岩互层、三叠系花果山组砂岩粉砂质泥岩夹页岩互层、三叠系罗家大山组页岩及粉砂质页岩夹粉砂岩层、三叠系云南驿组钙质泥岩与钙质粉砂岩不等厚互层,这几层含孔隙潜水和承压水,视为中等含水层。2.2富水带-天生桥-龙王庙山富水带高家庄-龙寺张性断裂,纵切高家庄向斜核部,沟通下部地层,成为接受大气降水的补给通道。近南北向的天生桥-龙王庙山与老深井-观音山压性断层,被多条平移断层错断,岩石破碎,岩溶发育,形成富水带,并成为地下水储运通道,因切割深度大而可沟通深部热源。干海-河东村压性断裂、后海子-务本压扭性断裂和大凹子-大营压性断裂,断裂带节理、片理和裂隙发育,有利于大气降水补给和地下水富集。2.3地下水的类型和分布区内地下水可分为松散岩类孔隙水、碎屑岩类层间裂隙孔隙承压水、基岩裂隙水和碳酸岩类岩溶水4大类。2.3.1地下水涌水量分布第四系全新统冲积、洪积、冲洪积和冲湖积含水层主要为多层状的砂砾石夹粗砂、粘土层,涌水量最大可达1000～1800t/d,地下水局部具承压性,是主要地下水类型。松毛坡组,主要分布在盆地边缘的山前地带,主要为粘土、粉细砂及砾石、半成岩并夹有褐煤,泉水流量小,涌水量100t/d左右,供水意义稍差。2.3.2细粒石英砂岩与灰砂地层复合含水层白垩系景星组上段泥岩及泥质粉砂岩构成相对隔水盖层,下段灰白色厚层状细粒石英砂岩与紫红色泥岩和粉砂岩互层,裂隙发育,面裂隙率2%～4%,含水丰富,由于受上段盖层的作用常形成承压自流含水层。2.3.3岩脉裂缝(1)基岩裂隙含水层结构白垩系虎头寺组、白垩系南新组下段、白垩系下统景星组下段、三叠系白土田组和罗家大山组上段,这些岩层平均面裂隙率0.2%～7.64%,平均地下径流模数0.5～1.0L/(S·km2),平均泉水流量0.1～1L/S,为含水性中等的基岩裂隙含水层。而古新系勐野井组、白垩系南新组上段、景星组上段、侏罗系坝注路组、三叠系罗家大山组下段、云南驿组第三段和泥盆系长育村组地层,裂隙不发育,泉水流量一般为0.02～0.04L/S,地下径流模数常见值0.3～0.4L/(S·km2),含水性贫乏,为相对隔水层。(2)含水层结构含水层结构峨眉山玄武岩和喜马拉雅期碱性玄武岩,分布面积较大,面裂隙率大于3.5%,泉流量大于1L/S,地下径流模数大于1L/(S·km2),为含水性丰富的裂隙含水层。而周围其它一些火成岩分布面积较小,风化裂隙不发育,泉流量约0.1升/秒,地下径流模数小于0.5L/(S·km2),富水性弱,形成相对隔水岩体。2.3.4岩、白云质岩溶二叠系阳新组、石炭系横阱组和泥盆系莲花曲组地层主要为灰岩、白云质灰岩和泥灰岩,岩石裸露,溶洞、落水洞、漏洞及暗河发育,暗河或单泉流量可达20.5～100L/S,为岩溶中等发育-较发育岩层,为中等-富含水层。3地下水水化学的特点3.1阳离子g2+见表1。从表1可知,阳离子中Na++K+和Ca2+离子含量最多,分别为153.68mg/L和52.02mg/L,分别占阳离子的70.5%和23.9%;Mg2+为12.24mg/L,约占阳离子的5.6%。阴离子中HCO-3含量为408.75mg/L,占阴离子总数的73.5%;Cl-与SO2−442-含量也较多,分别占阴离子总数的18.7%和7.6%。据舒卡列夫分类图表,硖石洞温泉水为HCO-3-Na+型,矿化度小于1.5g/L,可溶性SiO2含量较高,为41.68mg/L,是一般常温水的3倍以上,偏硅酸含量为54.18mg/L,较一般水含量高。这里的游离CO2含量为26.6mg/L,为低CO2水。3.2《中国焦炉中碘的含量》gb/t148-33上面表1已述常量组分超过了总成分的90%,而其它组分含量均较少,在这里都看作微量组分。根据《地下水质量标准》(GB/T14848-93),若砷、汞、镉、锰、挥发性酚、氰化物和铍含量略高,为Ⅱ或Ⅲ类,其中铍达到Ⅳ类;其它微量组分锌、碘、氟、铅、钴、六价铬、钼、镍和硒等含量均较低,在Ⅰ类标准内。总体上硖石洞温泉水质较好,可直接用于生活、农业与工业,但如作为饮用水,则需处理与Ⅱ和与Ⅳ类水有关元素。3.3与临床岩体6硖石洞温泉为上升泉,于天生桥-龙王庙山断裂带附近,出露于弥渡坝子东南碱性玄武岩(β6)与峨眉山玄武岩(Pe2)岩体中。水温45～55℃,夏秋稍高,冬春稍低。涌水量1000～1300mL/S,泉眼海拔1750m。泉水清澈透明,无异味,pH为7.39,基本为中性,矿化度为0.8g/L,为低矿化度水。3.4地下热储温度计算地下热水化学成分的浓度或浓度比与温度与关,但各种离子溶解度受温度影响程度不同,对于一些受温度影响显著,且影响具有规律性的离子浓度的研究可用来确定地下热储温度,即所谓的热储温标。下面用SiO2地热温标来求解硖石洞温泉深部热储温度。温泉水的SiO2含量为41.68mg/L,计算得热储温度为93.52℃,再根据地热增温率,可估算地下水的循环加热深度约为4500m(计算值约为5300～4000m)。即温泉属中温地热资源,其循环深度较深,这与温泉出水口没有见到钙化现象吻和,因为钙化是低温地热资源的可靠标志,另外还可以Na-K-Ca温标计算热储温度为97.63℃,两者相差无几。4温泉的形成4.1成岩阶段硖石洞温泉所在的滇中坳陷区,属云南中等地热状态,地幔热流值qm接近全球大陆地区地幔热流值且略高,即qm>65mW/m2。地壳地温梯度为1.5～2.0℃/100m。所计算得出热储温度93.52～97.63℃,地下水循环深约为5000m。区内峨眉山玄武岩,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、正长斑岩Eξπ及形成于华力西晚期的辉长岩体γ3443,因形成时期较晚,余热可作为温泉热源。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;区内大规模构造形成时期较早而缓慢,提供的热能有限,忽略不计。因此,硖石洞温泉的热源主要来自地幔热流和晚期形成的岩浆余热。因为岩浆余热的作用,硖石洞温泉水的循环深度H会比计算深度要小,可取4000m左右。4.2桥-龙王庙—导热通道该区所处的洱海-红河深大断裂带,因多条断裂切割深度大,易于沟通深部热源。天生桥-龙王庙与老深井-观音山断裂,为压扭性断裂,延伸方向30～45°,倾角约60°,作为红河断裂的次级断层,2条断裂切割使岩石破碎严重,节理裂隙发育,亦利于深部热源传导,为硖石洞温泉的形成,提供了地下热流运移及深部热量传导的通道。4.3地下水的地球化学特征从区域特性、构造及地层可知,温泉北东部的二叠系阳新组、水长阱组及石炭系横阱组地层岩溶发育,并受南北向天生桥-龙王庙山和老深井-观音山及东西向平移断层切割,节理裂缝发育,大气降水或地表水沿节理裂隙面向下运移,形成强富水带。天生桥及周围地区接受大气降水或地表水补给后,补给水沿溶隙及断裂破碎带向深部及南西方向运移,在下渗过程中吸收沿深大断裂上涌的热量,水温升高。当地下水运移到碱性玄武岩β6、正长斑岩Eξπ及华力西期辉长岩体γ3443周围时,吸收岩浆余热,水温进一步提高,水压加大。而深部岩层及致密岩浆岩体具隔水作用,经加热的地下水