2020年新疆伽师MS6.4地震前后伽师地区温泉水文地球化学特征*

颜玉聪，周晓成，朱成英，李静超，刘峰立，欧阳澍培，姜 莉

(1.中国地震局地震预测研究所 地震预测重点实验室，北京 100036；2.新疆维吾尔自治区地震局，新疆 乌鲁木齐 830011；3.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引言

温泉作为地下流体的重要组成部分，多沿断裂带出露，在运移过程中携带了大量深部信息(Griffin，2017)。地震活动可以改变地下应力应变状态，影响温泉水动力条件和水岩反应程度，进而改变其流体组分及其同位素特征(杜建国等，2018；Sun，2020)。因此，温泉的水文地球化学特征监测是地震前兆监测的一项重要技术(Poitrasson，1999；Liu，2009；Zhang，2019；Shi，2020)。

近年来，国内外大量学者研究发现在地震前数小时或数月会出现流体异常，尤其在孕震期间，通常表现出温泉水离子组分和同位素浓度在震前几天至几个月发生变化(Tsunogai，Wakita，1995；Pierotti，2013；Andrén，2016)，这些地球化学异常变化与地震活动在时空上存在一定的对应关系(Barbera，Andreo，2015；Rigo，2010)。Skelton等(2014)对冰岛2012年10月及2013年4月2次5级地震之间以及地震前后4～6个月的地下水中稳定同位素比率和钠、钙等溶质的浓度变化规律进行研究，获得了该地区地震前后地下水水文地球化学变化的规律；陈志(2014)对2008—2010年川西地区32个温泉的水化学变化进行了研究，发现了2008年汶川8.0地震后温泉的离子浓度呈下降变化；周晓成(2011)对川西地区32个温泉气进行了3次采样，结果表明汶川8.0地震后，该地区有更多地幔流体进入地壳，地幔流体上涌可能与大地震的发生有关系；Shi等(2020)的研究显示，氢氧同位素以及微量元素的变化对地震的响应也较为明显，2018年通海5.0地震前后，江川观测井的常量元素浓度和氢氧同位素在震后明显上升，而微量元素(Li、Pb、As等)浓度在震后明显下降。

欧亚板块和印度板块相互碰撞挤压，使得帕米尔—西昆仑—南天山西段三角地带的构造作用十分强烈，因此新疆成为我国大陆地震活动最强烈的省区之一(李杰等，2012)，而伽师地区是新疆中强地震活动的重点监视区之一，也是研究地震的天然实验场，但该地区地震监测台站较少，地震监测能力较弱。2020年1月19日21时27分，新疆伽师地区发生6.4地震，震中位置(39.83°N，77.21°E)，震源深度为16 km。大量学者对伽师6.4地震发生前后的异常现象进行了研究，包括震前地磁日变化异常、地震前后GNSS异常、震前重力异常变化等(李桂荣等，2020；李瑞等，2020；艾萨·伊斯马伊力等，2020)，但缺乏对温泉水文地球化学连续监测数据以及温泉水化学变化与地震活动的研究。鉴于此，本文通过分析伽师6.4地震前后温泉水化学组分和同位素组成的变化，结合伽师地区的地震活动规律，分析了该地区温泉水文地球化学变化规律，以期为该区未来地震危险性判定提供基础研究资料。

1 区域地质背景

2020年新疆伽师6.4地震位于柯坪断裂，该断裂属于南天山柯坪逆冲推覆构造带，柯坪推覆构造带东西长约300 km，南北宽60～140 km，北以迈丹断裂与南天山晚古生代造山带为界，南以柯坪断裂与塔里木盆地为界，推覆体由多排近EW向的逆断裂-背斜带组成，形态上呈扇形(杨晓平等，2008)。该构造体系以皮羌断裂为界，分为东西两部分，西侧发育4排逆断裂-褶皱带，东段发育5～6排逆断裂-褶皱带(图1)，这些背斜的主体由古生代地层组成，断层在背斜南翼出露地表(Chen，2007)。

F1：柯坪断裂；F2：皮羌断裂；F3：迈丹断裂；F4：托云断裂；F5：喀什库尔干断裂；01：神木园温泉；02：九眼泉；03：因干温泉；04：阿合其温泉；05：阿图什温泉；06：乌恰泥火山温泉；07：玉其塔什温泉；08：塔合曼温泉；09：公格尔温泉

伽师地区地表出露的最老地层为寒武系，古生代地层沉积连续，中生代地层缺失三叠系和侏罗系(冉勇康等，2006)，新生代地层发育不全，厚度不大。区内中、下寒武统发育较多的膏盐层，厚约200 m(肖安成等，2002)。该地区气候为暖温带大陆性干旱气候，降雨量小、蒸发量大，多年降雨量为200～600 mm，塔里木河支流为主要的地下水补给区(An，2020)。研究区温泉主要分布在南天山及西昆仑地区，其构造位置及出露岩石见表1，西昆仑地区温泉多出露于海拔3 km以上，沿NW—SE方向呈带状展布，温泉水温一般较高，多数大于40 ℃；南天山地区温泉多出露于海拔1～3 km，呈EW向带状分布，温泉水温在40 ℃以下(陈锋等，2016)。

伽师是新疆地区地震多发区之一，曾发生多次6.0级以上地震。伽师6.4地震震中200 km范围内的历史大地震有1902年阿图什8.2地震、1985年乌恰7.1地震，其它均为6.0级左右地震。震中50 km范围内的6.0级以上地震中，1961年巴楚和1997—1998年的伽师6级地震为强震群，1977年伽师6.2地震、1998年阿图什6.0地震和2003年伽师6.8地震为主震-余震型地震(沈军等，2006)。孟令媛等(2020)研究发现2020年伽师6.4地震序列特征与2003年伽师6.8地震序列较为类似，都为有较多、较大余震的前震-主震-余震型地震序列。

表1 2020年伽师MS6.4地震震中周边地区温泉点

2 分析方法

离子平衡 () 计算公式 (颜玉聪等， 2021)为：

(1)

式中：阴、阳离子的测量误差绝对值均小于5%。

3 结果与讨论

3.1 温泉水的来源

大气降水线(LMWL)可以用于判断现代地下水的补给来源(Craig，1961)。王圣杰和张明军(2017)分析了新疆天山地区的δD与δO的关系，得到新疆天山地区大气降水线：δD=7.60δO+2.66。将采集到的温泉的δD、δO数据绘制成δD-δO关系图，如图2所示。从图中可以发现采样点数据发生了轻微的“氧漂移”，但基本位于大气降水线两侧，这说明地下热水来源于大气降水，但在循环过程中与岩石矿物发生了氧同位素交换。其中玉其塔什温泉落在大气降水线的左下方，其可能来源为周围高山的冰川融水。

大气降水中的氢氧同位素会受高程效应的影响，因此可以利用同位素的高程效应估算地下水的补给高程(Kendall，Coplen，2010)。δD和δO含量与高程关系如下(王恒纯，1991)：

=(-)+

(2)

表2 温泉水样常量元素分析表

表3 温泉水样微量元素分析表

式中：为同位素入渗高度(补给区海拔高程，单位：m)；为取样点高程(井、泉海拔高程，单位：m)；为地下水同位素组成；为取样点附近大气降水同位素组成；为同位素高程梯度(单位：n‰/hm)。同位素高程梯度采用全球平均δO高程梯度，即(δO)=-0.25‰/hm，大气降水同位素组成采用和田地区大气降水同位素加权平均值δD=-41‰、δO=-6.4‰(陈宗宇等，2010)。通过式(2)计算得到研究区9个温泉的补给高程(表4)，其中玉其塔什温泉的补给高程达到6.3 km，这与该泉氢氧同位素位于大气降水线下部，来源于周围高山的冰川融水结果一致。

氢氧同位素是与地震活动关系密切的一种同位素，与4级以上地震存在一定关系，且震级越大、氢氧同位素值变化越大，地下水中的氢氧同位素值的异常可以反映断裂带的地震活动性。冰岛连续2次5.5级地震与汶川8.0地震后的一系列余震的氢氧同位素值都有明显变化(Skelton，2015)。对比塔合曼温泉、因干温泉的氢氧同位素的连续监测数据可以发现，这2个温泉的氢氧同位素数据在伽师6.4地震后偏轻，偏离LMWL的左上方(图2)，可能是温泉水与深部来源的CO在相互溶解的过程中发生了δO同位素交换(Benavente，2016)所致，汶川8.0地震后龙门山断裂带温泉也出现类似现象(颜玉聪等，2021)。

图2 9个温泉水样δD-δ18O分布图

3.2 温泉成因分析

3.2.1 平衡水判定

Giggenbach(1988)三角图(Na-K-Mg)能够反应温泉的水岩平衡状态和平衡温度。从图3可以看出，研究区9个温泉为未成熟水，且靠近Mg端，表明其水-岩反应较强，且受到浅层冷水的混合，其中塔合曼、阿合其、因干和乌恰泥火山温泉为部分平衡水，表明其发生部分水-岩反应，热储温度较高，循环深度较深，温泉水与围岩的反应达到部分平衡状态。在伽师地震前后，因干温泉水-岩反应程度变化不大，而塔合曼温泉的水-岩反应程度有明显的增加。

图3 9个温泉水样Na-K-Mg三角图

3.2.2 热储温度和循环深度

目前估算热储温度常用的地热温标主要分为阳离子温标和SiO温标，阳离子温标方法一般用于估算部分平衡水及平衡水的热储温度(Fournier，Rowe，1966)，而SiO相对于其它矿物而言，稳定性较高，能很好地指示未成熟水的热储温度(Li，2019)。结合Na-K-Mg三角图及温泉的水化学特征，塔合曼、阿合其、因干和乌恰泥火山温泉热储温度采用K-Mg温标估算，而其它温泉热储温度采用SiO温标-无蒸汽损失计算(Fournier，1977)。研究区温泉为大气降水入渗补给，并通过深循环获得深部热流加热之后再升流至地表所形成，热水循环公式为：

=(-)+

(3)

式中：为循环深度(单位：m)；为地热水的热储温度(单位：℃)；为研究区的平均气温(单位：℃)，研究区内平均气温取3 ℃；为地温梯度，为2.5 ℃/100 m(杨志勋等，1990)；为常温带深度，为30 m。

由表4可见，研究区温泉热储温度为17 ℃～82 ℃，循环深度为0.6～3.2 km(表4)，大部分为中低温类型温泉，只有塔合曼温泉为中高温地下热水，其中乌恰泥火山、因干、塔合曼和阿合其温泉循环深度较深，达到1.0～3.2 km。其它温泉水为未成熟水，循环深度较浅，推测其与浅层冷水发生了混合作用。

对因干温泉及塔合曼温泉在监测期间的热储温度及循环深度进行计算分析，发现因干温泉热储温度为25.9 ℃～27.4 ℃，循环深度为0.9～1.0 km；塔合曼温泉的热储温度为49.3 ℃～91.9 ℃，循环深度为1.9～3.6 km，变化较大。2020年1月15日，塔合曼温泉热储温度突然下降，循环深度也变浅。

表4 温泉热储温度、循环深度及补给高程

3.3 温泉水化学特征

研究区温泉水温变化范围为6.0 ℃～65.0 ℃，TDS的变化范围为0.28～4.48 g/L，其中乌恰泥火山温泉为咸水，TDS>3.00 g/L(表2)。采用舒卡列夫分类法(毫克当量百分比分别大于25%的阴阳离子参与命名)将研究区的温泉划分为Ca·Na-SO·HCO、Ca·Mg-HCO·SO、Na-Cl·SO、Na-HCO、Na·Mg-Cl·SO、Na-Cl、Ca-HCO·SO、Na-SO·HCO及Na·Ca-HCO共9种水化学类型。利用水化学数据绘制Piper图(图4)，从空间上看，该地区温泉水化学类型复杂，这可能是由于温泉沿各断裂带分散较广，围岩不尽相同所致；从时间上看，在采样期间温泉水化学类型没有明显改变。

图4 9个温泉水样Piper三线图

图5 温泉水样Ca2+/Na+分别与物质的量浓度比值

研究区Sr元素含量为0.71～16.5 mg/L，其中乌恰泥火山温泉的含量最高，因干温泉的含量也达到4.89 mg/L，锶、钡常与钙、钾发生类质同象替换，因此在富钙、富钾矿物中，锶、钡的含量也不低(谭梦如等，2019)。研究区发育富钾长石，角闪石的变质岩基底，使得微量元素锶、钡含量较高，此外由于Sr半径较Ba更小，在温泉水中迁移性更好。温泉中的Sr/Sr往往与它所接触的岩石矿物的Sr/Sr相似，因此，这一比值可以成为各种岩石矿物之间相互作用的有效示踪剂(Blum，Erel，1997)。硅酸盐、碳酸盐和硫酸盐等矿物是地下水中Sr的重要来源，影响着地下水中的Sr/Sr(Philippe，2006；Min，2007；Gaillardet，1999)。碳酸盐、硫酸盐风化来源的Sr/Sr约为0.708 000，铝硅酸盐风化来源的一般为0.716 000～0.720 000，现代海水中的平均值为0.709 03，河水为0.711 00，地幔岩浆水为0.704 00(Edmond，1992；Bickle，1995)。研究区温泉的Sr/Sr为0.709 605～0.712 243。根据研究区温泉的Sr/Sr与Sr关系(图6)，可以发现研究区温泉水主要是碳酸盐岩或者硫酸盐岩来源，也存在少量硅酸岩来源。

富集因子()是定量评价元素来源的重要指标之一，其计算公式为：

=()()

(4)

式中：为选定的参比元素含量；为样品中元素含量；为水样中元素浓度；为岩石中元素浓度。选用地壳中普遍存在且化学稳定性好、分析结果精确度高的低挥发性元素Ti作为参比元素。

图6 温泉水样Sr浓度和87Sr/86Sr比值关系

Sr/Sr ratios in hot springs

样品中某种元素浓度和参考元素浓度的比值与背景区中二者浓度比值的比率即为富集因子具体数值。某元素值越大则说明其富集程度越高。>1，则认为该元素相对参比体系更加富集；≈1，说明该元素源于地壳中的岩石；<1，表明该元素与围岩之间的反应程度较低或为其它来源。选取南天山地区岩浆岩中微量元素作为标准(阎琨等，2021)，使用Ti浓度对微量元素数据进行归一化，计算研究区微量元素富集因子(图7)。发现>1的只有阿合其温泉和乌恰泥火山温泉的Li元素，其它温泉各离子的<1。

研究区温泉水样中微量组分的含量较低，只有Li、B、Sr元素的含量较高(表3)。而Li元素化学性质活泼，水解能大，易在温泉水中富集(吕苑苑，郑绵平，2014)。研究区广泛发育花岗岩、砂岩和灰岩，含有大量的锂云母等锂硅酸盐矿物，在水解作用下，Li含量变高。另外Li元素是深部液体上涌的标志性元素，研究区处于南天山与西昆仑地区交汇区，构造活动复杂，因此Li含量较高。B元素在地下热水中的溶解度随深度、压力、温度增加而增高(张春山等，2003)。乌恰泥火山、因干、塔合曼、阿合其温泉的循环深度较大且相对其他温泉温度也较高，使其B元素含量较高。

图7 温泉水样微量元素富集因子对比

3.4 温泉水文地球化学变化与地震活动的关系

图8 因干(a)、塔合曼(b)温泉离子浓度变化及其与地震对应关系

塔合曼温泉周边50 km以内地震位于东昆仑断裂，300 km以内4级以上地震大多位于柯坪断裂，由于塔合曼温泉处于不同断裂带，因此该温泉在监测期间的水文地球化学变化对其周围地震的响应不明显。通过前期对塔合曼温泉水文地球化学特征的研究发现，该温泉的离子浓度主要与周围围岩的岩性有关，其水-岩反应程度与温泉的热储温度及循环深度有密切的关系，水-岩反应程度越深，循环深度越深，热储温度越大(Gherardi，2017)。2020年伽师6.4地震前9 d其水化学发生明显突增，波动幅度高于平均值的5%～15%，但热储温度明显降低，循环深度明显减小(图8b)。

许多学者对地下水前兆异常的机制进行了研究，提出了许多解释地下水前兆异常机制的模型，包括声波震动物理化学释放(UV模型)、压敏溶解度化学释放(PSS模型)、孔隙坍塌物理释放(PC模型)、增加反应表面积(IRSA模型)以及含水层破裂/流体混合(AB/FM模型)等(Ingebritsen，Manga，2019)。目前最能解释前兆地球化学和水文异常的模型是IRSA模型以及AB/FM模型，IRSA模型可以解释许多气体浓度异常；AB/FM模型被认为是隔离含水层之间的水文屏障的前兆破裂，从而使不同含水层发生混合，而这种前兆破裂被认为是由地震前与应力积累相关的地壳膨胀引起的(Skelton，2014)，这种机制能很好地解释离子和同位素化学的变化。因干及塔合曼温泉的水化学变化现象可以用AB/FM模型机制解释。地震前一定时间内发生的地下水化学成分的变化往往归咎于两个或两个以上化学性质不同的含水层的流体混合(Ranjram，2015)。而塔合曼温泉氢氧同位素的变化也很好地证明了AB/FM模型机制的可能性。前人研究意大利翁布里亚—马尔凯地震序列中的温泉水化学(常量元素、微量元素、溶解气体和同位素比率)时认为，这种突然的水文变化并非正常水-岩反应演化所致，而是由构造活动性引起的，并且短期内很难得到补偿恢复原有平衡态(Ranjram，2015；Gherardi，2017)。地震的发生改变了地下水的环境，促使温泉水在震后重新建立一个新的平衡状态(高小其等，2018)。塔合曼温泉在震后的常量元素含量一直高于背景值，氢氧同位素也异常与大气降水线附近，这个现象也验证了温泉水已经开始了一个新的平衡态。

4 结论

新疆南天山及西昆仑地区温泉发育，南天山地区温泉水温多在40 ℃以下，属于中低温地下热水，西昆仑地区温泉水温多在60 ℃以上，属于高温地下热水，该地区构造复杂，因此温泉水化学类型复杂。结合离子关系及Sr/Sr比值的研究可以发现，研究区温泉中Ca和Mg主要来源于碳酸盐岩的风化溶解和蒸发盐岩的溶解，而Na和K主要来源于盐岩和硅酸盐岩的溶解，且研究区温泉主要受蒸发盐岩的溶解作用控制，其次是来自碳酸盐岩风化作用的贡献，阿合其、玉其塔什、塔合曼以及公格尔温泉具有少量硅酸盐岩来源。

δD-δO关系表明研究区温泉水主要来源于周围6 km以下高山冰川融水与大气降水。根据地热温标法估算研究区温泉热储温度为17 ℃～82 ℃，循环深度为0.6～3.2 km。结合Na-K-Mg三角图发现乌恰泥火山、因干、塔合曼和阿合其温泉循环深度较深，水-岩反应程度较高，其他温泉水为未成熟水，温泉的循环深度较浅，其在浅部存在冷水混入现象。

研究区温泉的水文地球化学异常变化与地震活动在时空上存在一定的对应关系。因干温泉及塔合曼温泉的常量元素及微量元素变化对伽师6.4地震有明显的前兆异常响应，其前兆异常持续时间为9～18 d，这可能是由于该地区地震活动造成断裂带及其周围岩土介质性质的改变，引起渗透率变化或断层破碎带含水层产生微破裂，使不同含水层水体混合，从而引起温泉水文地球化学变化。因此，对该地区温泉水文地球化学变化的监测可为新疆迈丹断裂、柯坪断裂和西昆仑山断裂未来地震危险性判定提供基础数据支持。