张彧齐,周 训,2,刘海生,谭梦如,海 阔,余鸣潇,霍冬雪

(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)

地下热水(温泉)作为一种清洁的自然资源,可以用来采暖、洗浴疗养、休闲娱乐等,在倡导可持续发展的时代,其开发和利用越来越多受到关注。盐泉过去被用来熬制食盐,现在多被用来作为寻找钾盐的水化学标志。

云南省地热异常众多,可开发利用的地热资源非常丰富。位于云南西部的兰坪—思茅盆地也出露较多的温泉和盐泉或咸泉,存在以下一些特殊现象引起国内学者的兴趣。该盆地属于中新生代沉积盆地,地层较新,侏罗系、白垩系和古近系红层分布广泛,其富水性相对较差,但盆地内温泉和盐泉或咸泉数量众多,北部兰坪盆地有记载的温泉100多个,盐泉几十个,南部思茅盆地温泉数十个,盐泉或咸泉有358个,大多数已干涸消失,现在还有100多个[1]。盆地内泉水的类型多样,温泉、咸泉、咸温泉、盐泉等都有出露,而且不同泉水水温和溶解性总固体(TDS)变化很大。盆地内红层岩性以泥岩、砂岩为主,碳酸盐岩较少,不易沉积钙华,但盆地内出露于红层的部分温泉却有大量钙华沉积。兰坪—思茅盆地在中侏罗—古近系气候炎热干旱,红色地层中伴随有盐类沉积,盐类物质以氯化钠和石膏为主,甚至有钾石盐沉积,该地区盐泉和咸泉能否具有找钾指示意义也成为研究的热点。

本文通过总结前人研究成果,结合野外实际调查资料,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以及盐泉和咸泉的找钾指示意义等问题进行讨论,可为开展红层地区地下水的研究提供参考。

1 红层地质特征和地下水富集条件

红层是大陆环境形成的红色沉积层[2],以砂岩和泥岩为主。虽然全球范围内古生界泥盆系和二叠系陆相红色沉积岩也有分布,但以中生界红层分布最为广泛[3]。我国红层出露面积约有46×104km2[4],在西南地区分布较为普遍,以侏罗系和白垩系的地层为主,也有少量古近系的地层[3]。国际期刊报道的对红层的研究相对集中于红层成因、沉积环境、古气候、古生物、地层学和地磁学等方面[5～7]。国内学者的研究则主要集中于红层的分布、形成环境、岩性特征和地下水富集规律、找水以及开发利用等方面。

1.1 红层岩组岩性特征和主要构造

云南红层是云南省内分布的侏罗、白垩及部分古近系地层,岩性一般以砂岩、泥岩以及粉砂岩为主,颜色主要为紫红、灰紫、棕红、褐黄等偏红色调[8],集中分布在滇中和滇西地区,其红层岩组面积约占云南红层总岩组面积的68%(图1)。

滇西红层主要集中分布于兰坪—思茅盆地,盆地内大部分区域为中新生界红层所覆盖,古生界地层主要分布于盆地的中央隆起区以及盆地的边缘。盆地红层分布区主要由侏罗系、白垩系和古近系地层构成,其中侏罗系—白垩系为海陆交互相沉积,古近系以陆相沉积为主,其间夹过渡相沉积[8]。区内岩性主要为泥岩、砂岩,其次为粉砂岩、砾岩。高芳芳等通过对云南红层岩组特征的研究发现其岩性具有三分性[9]：侏罗系自下而上划分为下侏罗统漾江组/张科寨组、中侏罗统花开佐组/和平乡组、上侏罗统坝注路组,下部漾江组(J1y)/张科寨组(J1z)以紫红色泥岩、粉砂质泥岩夹细粒含长石石英砂岩为主,局部夹泥灰岩,中部花开佐组(J2hk)/和平乡组(J2hp)以暗灰色、黄绿色泥岩,粉砂质泥岩和浅灰色、紫红色砂岩互层,石膏主要分布于该组顶部,上部坝注路组(J3b)由紫红色钙质泥岩、粉砂质泥岩夹少量灰紫色细砂岩组成；白垩系自下而上划分为下白垩统景星组、曼岗组和扒沙河组,下部景星组(K1j)以浅色碎屑为主夹杂色泥质岩,中部曼岗组(K2m) 以紫红、灰紫、紫褐色砂岩为主,上部扒沙河组(K3p)以浅灰棕色块状细粒含长石石英砂岩为主。上白垩统不发育。古近系出露古新统云龙组(E1y)/勐野井组(E1m),由一套含盐红色碎屑岩组成,含盐矿物主要为钠钾盐岩、硬石膏、次生石膏等[10～12](表1)。

表1 兰坪—思茅盆地中新生代红层简表(据文[12],有改动)Table 1 Brief description of the red layers of Mesozoic age in the Lanping—Simao Basin (modified after [12])

兰坪—思茅盆地在区域地质构造上为唐古拉— 昌都—兰坪—思茅褶皱系。盆地分别以澜沧江深大断裂和哀牢山深大断裂为东、西界线。澜沧江大断裂位于思茅盆地西侧,大体沿澜沧江伸展,自南向北呈北北西—北西向展布,向北延入西藏并继续向北西延展,为昌都盆地的西界；向南进入老挝,直至泰国中部的湄公河流域,绵延数千公里,规模巨大。哀牢山深大断裂位于思茅盆地东侧,呈北西向展布,北端与红河深断裂相交,南部进入越南境内,长度在400 km以上。盆地内部自西向东还发育有旧州断裂、乔后断裂、民乐—勐养大断裂、营盘山断裂、阿墨江断裂、安定断裂等一系列北西—南东向和近南北向的断裂或大断裂[8,10](图2)。这些断裂延伸稳定,切割较深,具有继承性的发展史,控制着盆地的沉积及构造演化。从图2可以看出,盆地内泉水多沿断裂出露,北部兰坪盆地部分泉水样较为集中,沿次级断裂呈现串状分布的特点。断裂对温泉的控制作用表现为深大断裂和大断裂沟通深部热储,促使热量向上传导；次级断裂成为导水通道,有利于地下热水的运移；主干断裂发育的小断裂和裂隙有利于泉水的出露。断裂对盐泉或咸泉的控制作用主要表现在含盐系分布方面,含盐系受控于盆地内深断裂,呈北北西向展布,盐体在平面上作狭长的、不连续的串珠状分布,浓度较高的盐泉一般都出露在盐类矿床附近。

图2 兰坪—思茅盆地主要断裂和岩浆带、变质带及主要泉水分布(据文[13]；有改动)Fig.2 The main faults, magmatic rock zones, metamorphic rock zones and springs in the Lanping-Simao Basin (modified after [13])

1.2 滇西红层地下水富集条件

盆地内红层区多以泥岩、泥质粉砂岩为主,岩层富水性极不均匀,总体上相对贫乏。但在普遍贫水的红层区,仍存在相当数量的相对富水地段,盆地内大部分泉水都集中出露于这些地区。

根据含水层空隙发育特点可将地下水划分为风化裂隙水、层间裂隙水和溶孔水3种类型。红层泥岩表层(0～30 m)风化裂隙较发育,地表汇水条件比较好的地段有利于储存风化裂隙水。泥岩深部裂隙呈闭合状,不利于储存裂隙水。盆地内风化裂隙水分布零星,受季节性影响较大,只在局部风化带较为发育且地形和水文地质条件有利的部位,才能形成富水块段。层间裂隙水是赋存于层状岩石裂隙中的地下水,盆地内红层以泥岩和砂岩为主。砂岩层力学强度高,易产生张开度较大的裂隙,充填物一般较少,具有良好的透水性,成为地下水存储和运移的良好通道。泥岩层力学强度低,产生较多窄短、密集的闭合裂隙,局部产生的张性裂隙通常被泥质破碎物充填,透水性比较差,成为相对意义上的隔水层[3]。盆地内红层区单层型砂岩地层分布较少,含、隔水层频繁相间构成的夹层型含水结构较为常见。盆地内侏罗系中统和下统、白垩系上统和古近系古新统为主要含盐地层,普遍含有岩盐、石膏、芒硝等,这些可溶盐会在一些层段富集形成含盐层。经过地下水溶滤,含盐地层可产生连通性较好的孔隙,有利于储存溶孔水。一般情况下,含盐地层厚度越大,含盐量越高,构造越破碎,溶蚀裂隙越发育,地下水循环演化越快,其富水性越好[2]。

兰坪—思茅盆地红层处于构造应力集中区,NW—SW向的断裂和褶皱排列紧密。透水岩层和不透水岩层发生相对位移,形成断块储水构造,成为地下水的储存空间；断层破碎带连同断层影响带构成含水带,也可以储存和汇集地下水[14]。褶皱控水作用表现在轴部富水和翼部汇水两方面,尤其当一定的岩性地层(如页岩)相对隔水,地下水顺倾向汇集于向斜轴部,有利于地下水的局部富集[15]。兰坪—思茅盆地地势北高南低,地貌和水系受到断裂和褶皱的控制,形成山岳河流纵横交错、沟谷相间分布的高山峡谷区。北部的兰坪地区地势收敛、狭窄,高黎贡山、云岭山脉与澜沧江、金沙江河谷相间排列,形成高山峡谷地带,地表水和地下水由两侧的山脊向沟谷汇集。地下水主要分布在沟谷中,接受沟谷两侧及中、上游地段的补给,主要汇集于中、下游地段,在含水层被切割暴露部位或沟谷边缘地带以泉的形式排泄。南部思茅地区山势渐缓、河谷发育,以中低山山原为主,出现宽谷和盆地。地下水主要从盆地周边低山丘陵区接受补给,向盆地中心地带运移、富集和排泄[3]。

地层岩性是地下水富集的前提,地质构造是地下水富集的主控因素,地形地貌是地下水运移的必备条件[3]。兰坪—思茅盆地内构造、地层岩性组合以及岩石中孔隙和裂隙发育程度不同,加之复杂的地形地貌条件,导致红层区地下水富集程度差异显著。总体来说,兰坪—思茅盆地内地形低处具备良好的汇水条件,风化裂隙水分布局限,以夹层型层间裂隙水和溶孔水为主,在岩层倾向顺坡、倾角适中的地段易富集层间裂隙水,含盐地层中空隙较为发育,易富集溶孔水。在盆地内富水地段出露有众多类型多样的泉水(表2),温泉沿大理—景谷—思茅等断裂构造发育地带出露较多,其他地区零星分布；咸泉、盐泉等集中出露于兰坪、云龙、江城、勐腊等含盐带内。

表2 兰坪—思茅盆地主要泉水概况Table 2 Main springs in the Lanping-Simao Basin

2 温泉和盐(咸)泉的形成

2.1 水动力因素

根据出露条件可以将泉分为接触泉、侵蚀泉、溢流泉、涌流泉和断层泉等；也可组合成泉,如侵蚀断层泉、侵蚀溢流泉、接触溢流泉等[14]。滇西地区出露有断层泉和涌流泉,但仍有部分泉水不能以此分类。周训等通过对重庆巫溪县宁厂盐泉的研究,根据泉口和地下水循环最深处的位置关系,将泉划分为浅循环泉和深循环泉。浅循环泉是大气降水入渗到一定深度后在地形较低的地方出露成泉,泉口低于地下水循环的最深处,地下水径流途径不长,循环深度较浅。泉口高于地下水循环的最深处,这种泉称为深循环泉[14,16]。兰坪—思茅盆地内盐泉和咸泉多为浅循环泉,温泉均为深循环泉。

图3 泉成因示意剖面图：(a)深循环泉(据文[17],有改动)；(b)浅循环泉(据文[18],有改动)Fig.3 Schematic diagrams showing spring formation: (a) the spring of deep groundwater circulation (modified after [21]), (b) the spring of shallow groundwater circulation (modified after [20])

泉水的温度与地下水循环深度密切相关。兰坪—思茅盆地属于藏南—滇西地热带,区内泉的温度差异很大,例如景谷县芒卡温泉温度57.8 ℃,而宁洱县西侧的西岭温泉只有32.5 ℃。盆地内地下热水的热量主要是由于深循环过程中地热增温获得的,深循环型热水主要赋存于断裂破碎带热储构造中,水温较高,多以温泉出露地表,泉流量不大。位于云龙县宝丰乡大栗树村的石房温泉,出露于沘江东岸半山坡上,高出沘江水位约80 m(图3a),水温56.1 ℃,流量较小,约0.08 L/s[17],为典型的深循环泉,附近分布有小型古钙华台地。盆地内出露于碳酸盐岩的温泉温度低但流量较大,例如北部兰坪盆地的羊吃蜜温泉,水温35.6 ℃,流量约250 L/s；南部思茅盆地的南泥温泉,水温39.3 ℃,流量约30 L/s。浅循环泉出露于基岩裂隙带,水温低,通常是常温泉,补给区面积有限,其流量一般比深循环泉小。位于云龙县白石镇顺荡村的顺荡井盐泉,出露于沘江东岸的红层中,泉眼位置高出沘江水位约12 m,与沘江水平距离约60 m (图3b),水温16.3 ℃,TDS为137 g/L,流量不大[18],为天然浅循环泉。

2.2 水化学因素

张玉淑等通过总结前人研究成果将含盐地层中的卤水分为两种类型[19]：一种由沉积卤水形成,其能指示盆地内海水蒸发以及盐类沉积的发展阶段,并可初步确定含盐地层内是否含钾盐沉积,如四川盆地中三叠统成都盐盆富钾卤水即为深层地下卤水[20]；另一种是由溶解含盐地层所形成的水,其可说明固相沉积物中盐的组分特征,如塔里木盆地西部大量石盐内的盐泉卤水即溶滤成因卤水[21]。前者一般称为蒸发岩卤水,后者称为溶盐卤水[22]。

兰坪—思茅盆地位于新特提斯域东段的羌北—滇西盐类成矿带东南部[11],具备很好的成盐条件。该区野外地质调查采集的盐泉或咸泉水均为岩盐溶滤水。在地下水循环过程中,低TDS的大气降水入渗后流经含盐地层,溶滤其中的可溶盐类,含盐地层中可溶盐含量不同,造成地下水中各离子含量的差异,出露地表成为TDS不同的咸泉、盐泉。位于兰坪县的拉井盐泉,其成因模式为溶滤型卤水。野外调查发现泉眼附近有盐结晶,泉眼下方有一陡壁,泉流飞溅起的水珠落地沉积球状石盐颗粒,表明其TDS很高,实测达325 g/L[23]。

兰坪—思茅盆地中三叠世以来经历几次海侵,持续干旱的古气候有利于盆地凹陷处成盐作用的发生,因此在盆地内凹陷具有发育较为完备的含盐建造。根据成盐地质特征、盐类矿床含盐含钾特征、盐泉分布、水化学异常、物探重力异常等资料将兰坪—思茅盆地从北至南划分为5个含盐带：兰坪—云龙含盐带、景谷含盐带、江城含盐带、整董含盐带以及勐腊含盐带。兰坪—云龙含盐带位于北部兰坪盆地的北西侧,主要含盐地层为古近系古新统云龙组,少见三叠系下统歪古村组,含盐系为一套红色含膏盐泥砾岩。思茅盆地景谷、江城、整董和勐腊4个含盐带由北向南含盐性逐渐变优[8]。南部勐腊、勐捧地区含盐系发育最好,盐霜、盐泉等较为发育,泉水TDS较高,例如勐腊市磨整盐井盐泉TDS高达334.68 g/L。景谷凹陷的文托—茂密一带、大渡岗北部的酒房地区、江城凹陷等地,含盐系比较发育,有少量石膏及盐霜、盐泉及咸温泉分布[10],例如景谷县芒卡咸温泉水温57.8 ℃,TDS为10.82 g/L。

3 控制钙华形成的水化学因素

钙华是在泉水、河流、湖水附近形成的碳酸钙沉积物[24]。由温泉沉积的钙华是水热活动区内一种常见、分布广泛、形态各异、规模壮观的水热显示。Pentecost等根据源水中CO2来源的不同,将钙华分为大气成因钙华和热成因钙华,认为钙华受物理、化学和生物作用的影响,并且与气候的变化有密切关系[25]。Ford等通过总结世界各地的钙华沉积,基于钙华构造、岩石、地球化学及同位素等的特征,将钙华分为常温型沉积钙华(Tufa)和热水型沉积钙华(Travertine)[26]。

兰坪—思茅盆地地处滇藏地热带,出露有众多中低温温泉,有些温泉伴有形态多样的钙华沉积。温泉出露地表后,热水顺坡向下流动多形成向下生长的钙华形态,可形成钙华台地、钙华斜坡、钙华阶地(梯田)、钙华瀑布等。若温泉出露于相对平缓的地面则可能形成向上生长的钙华形态,如钙华丘、钙华锥、钙华柱、钙华石林、钙华脊、钙华墙等[22]。云龙地区炼场坪温泉发育有规模较大的四级钙华阶地,大部分房屋位于最高一级钙华阶地的呈扇形缓坡状钙华体上,二级钙华台地呈长垣状,三级钙华台地呈长带状,部分直接延伸至谷底,四级钙华台地和三级钙华台地之间有一条高3～3.5 m的钙华脊(钙华墙)。大朗温泉钙华台地顶部发育有老的钙华丘,高度4～5 m,保留较为完整,现已停止生长[27]。石房温泉下方为一处古钙华瀑布,已遭受到不同程度的风化[21]。景谷县芒卡咸温泉附近发育有一片钙华台地,高约5～6 m,台地顶部面积约25 m2。勐腊县南泥温泉的“母泉”泉眼附近有沉积少量钙华,内部有钙华豆。

4 找钾研究

世界钾盐资源丰富,但资源和产量只集中在少数国家, 例如加拿大、俄罗斯、德国、以色列等,它们占世界90%以上钾盐产量。许多专家学者对钾盐的分布和成矿规律进行了研究,例如,Rahimpour-Bonab等对伊朗西北部的赞詹省的两个盐矿进行了研究,揭示了其钾盐蒸发岩的物质来源、沉积环境和成岩作用,认为该地区为海洋来源的次生钾盐,SO4·Cl—Na·K·Mg型卤水可能受到陆源水的微弱影响[31]。

我国探明的钾盐储量和基础储量都比较少,因此我国古今盐盆地找钾研究得到了极大的重视。钾盐矿床埋藏在地下一般不易被发现,但由于钾盐矿物易溶于水,作为地下水天然露头的盐泉便成了钾盐矿床的地表显示,盐泉或咸泉中某些离子组分之间的比例系数可以用来判别盐泉水的成因,并进一步显示研究区的找钾远景等。

前已提及,含盐盆地的地下水主要分为沉积(卤)水和溶滤(卤)水。γNa/γCl系数、Br×103/Cl系数和I×103/Cl系数通常被用来判别地下水的成因类型。海洋水中γNa/γCl系数和Br×103/Cl系数具有最大的稳定性。γNa/γCl系数反映出卤水中石盐的富集水平,标准海水γNa/γCl值为0.85,一般认为沉积(卤)水的γNa/γCl值应该小于0.85,而溶滤(卤)水的γNa/γCl值一般较高,接近1或大于1。Br×103/Cl系数和I×103/Cl系数是海水的特征系数,一般认为沉积(卤)水的Br×103/Cl值应大于3.4,I×103/Cl值大于0.01,而溶滤(卤)水的Br×103/Cl值为0.83～0.08或更小,I×103/Cl值小于0.01[20,22,32]。

兰坪—思茅盆地是我国重要的含盐盆地,盆地南部勐腊含盐系发育最好,盐泉、咸泉等较为发育,盆地内找钾成为研究的热点。确定地下水成因后,可进一步利用盐泉水找钾标志来进行研究区找钾远景预测[32]。K×103/ΣM、K×103/Cl和Br×103/Cl系数可以用来指示钾石盐的地下溶滤和作为寻找钾石盐的标志。例如,在思茅盆地勐野井钾石盐矿区出露的盐泉,当K×103/ΣM、K×103/Cl和Br×103/Cl系数分别为>5～10、>10～20和>0.3～0.5时,表明地下有钾石盐异常；当他们的数值分别为>10、>20和>0.5时,表明地下有显著的钾石盐异常,存在钾石盐矿的可能性很大[33]。伯英等利用上述找钾系数提出了兰坪—思茅盆地部分新的含钾异常点,即在磨铺、石膏井、徐孔井、黎明、暖里和宝藏乡等地[34]。杨苗林利用K×103/ΣM和K×103/Cl系数研究讨论了云龙地区4个盐泉的成因以及该区域的找钾前景,认为该地盐泉均为岩盐溶滤水,云龙县石城温泉和诺邓井盐泉的K×103/ΣM系数在5～10之间,推测这两处泉水所在地区可能具有找钾前景[17]。思茅盆地内景谷—宁洱一带、宝藏乡—二官寨一带以及勐腊南奔老寨、磨整盐井和盐井村周边具有一定的找钾远景[19,34]。

5 结论与建议

云南西部兰坪—思茅盆地位于藏南—滇西地热带和羌北—滇西盐类成矿带东南部,属于中新生代沉积盆地,侏罗系、白垩系和古近系红层分布广泛,盆地内发育有一系列深大断裂和大断裂,控制着盆地的沉积及构造演化,泉水多沿断裂出露。地下水的分布受到岩性、构造和地貌的控制,盆地内地形低处具备良好的汇水条件,风化裂隙水分布局限,以夹层型层间裂隙水和溶孔水为主。盆地内温泉、咸温泉和盐泉或咸泉数量众多、类型多样。温泉均为深循环泉,泉流量不大,通过地热增温获得较高温度；盐泉和咸泉多为浅循环泉,与深循环泉相比,流量小、水温低,通常是常温泉。

盆地内盐泉或咸泉均为岩盐溶滤水。北部兰坪盆地发育有兰坪—云龙含盐带,南部思茅盆地由北向南划分为景谷、江城、整董和勐腊4个含盐带,其含盐性逐渐变优。在地下水循环过程中,低TDS的大气降水入渗后流经含盐地层而溶滤盐分,盐分含量的不同造成地下水中各离子含量的差异,出露地表成为TDS不同的咸泉、盐泉。盐泉或咸泉的γNa/γCl、Br×103/Cl和I×103/Cl系数可以用来判别沉积(卤)水和溶滤(卤)水。K×103/ΣM、K×103/Cl和Br×103/Cl系数有助于判别地下水是否有钾石盐异常的存在。

今后开展兰坪—思茅盆地温泉、咸温泉和盐泉或咸泉的研究,应关注以下几个方面：①滇西地质条件复杂,红层分布广泛,区内断裂构造十分发育。受区域地质构造的影响,各温泉成因不尽相同,本文将其分为浅循环泉和深循环泉两种成因类型。可以通过比较小范围内温泉出露特征以及水化学成分等方面的差异,对温泉形成机理进行深入的研究。②加强对盐泉卤水形成的研究,利用同位素方法研究卤水来源,运用水文地球化学软件定量模拟盐分的溶滤作用。③加强地下热水资源特征的研究,总结红层地区温泉的形成和地下水循环特点,有助于指导这类地区地下热水资源的可持续开发和利用。④重视我国岩相古地理以及成盐盆地的地质构造演化的分析,进一步探究钾盐矿床的成因机制,划分可能成钾的次级盆地,结合地球物理探测、地球化学和水化学等分析方法进行重点勘探和研究。

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