岷江断裂带北段温泉流体地球化学特征

石宏宇 周晓成 王万丽 颜玉聪 李鹏飞 姜莉

1)中国地震局地震预测研究所，中国地震局地震预测重点实验室，北京 100036 2)中国地质大学(北京)，地球科学与资源学院，北京 100083

0 引言

温泉是出露于地表、由地球内部热能释放加热导致温度高于当地年平均温度的地下水(Griffin et al，2017)。活动断裂是地下流体良好的运移通道，研究活动断裂中温泉流体的地球化学特征变化可以较好地监测活动断裂带内部的活动状态(Favara et al，2001；Skelton et al，2014； 仵柯田等，2019； 盛艳蕊等，2020)。国外学者对圣安地列斯断裂(Kennedy et al，1997)、土耳其安纳托利亚断裂(Aydn et al，2015)、日本俯冲带(Sano et al，1998)和中欧等地区(Zhang et al，2017)温泉流体进行地球化学研究发现：离子(Na+、Cl-和等)浓度、气体(H2、CH4和CO2等)浓度和同位素(3He/4He、δ13CCO2等)含量在地震发生前后均出现大幅度变化。邢台地震发生后，我国开始了地震地球化学离子观测，发现了地震地球化学流体异常现象。近年来，国内学者对龙门山断裂带(Du et al，2006)、岷江断裂带(Shi et al，2014)、甘孜-玉树断裂带(刘雷等，2012)和理塘断裂带(Zhou et al，2017)温泉流体的地球化学研究表明，在中强地震之后，同样出现了明显的温泉流体地球化学异常变化。

岷江断裂带位于岷山隆起的西侧，其东侧为虎牙断裂带(张岳桥等，2010)。历史上，岷江断裂带曾在1933年、1938年和1960年分别发生了MS7.5、MS6.0和MS6.8 地震，第四纪活动强烈(Qian et al，2000)，对该区域进行温泉流体地球化学监测研究具有重要的价值。李宏业等(2003)对岷江断裂带温泉流体地球化学特征研究，发现含δ13CCO2的CO2流体主要来自于地壳浅部，温泉水补给来源主要为大气降水，但尚不清楚岷江断裂带流体地球化学变化的机理和流体运移模式。汶川地震发生后的2008年6月—2010年6月期间，周晓成(2011)对岷江断裂带附近的温泉进行了3次采样监测，发现温泉气体中有大量的幔源δ13CCO2和3He/4He上涌。2017年岷江、虎牙和塔藏断裂交汇处发生九寨沟MS7.0 地震，笔者于该地震第二天到达现场，获取流体地球化学数据，发现该地震前后温泉流体地球化学特征同样出现了明显的变化。本文对岷江断裂带温泉流体的地球化学时空变化特征进行了研究，探讨了断裂带内深浅部流体耦合机理以及温泉流体地球化学特征变化与地震之间的关系，建立了岷江断裂带深浅部流体耦合模型，可为今后判断岷江断裂带未来中强地震的短临前兆流体异常变化提供帮助。

1 研究区域地质概况

注： 图中地震为研究区域2008—2018年发生的4级以上地震图1 采样点分布

2 野外采样和处理方法

(1)

对微量元素的测定在核工业地质研究院测试中心分析完成，采用Element型电感耦合等离子体质谱仪ICP-MS(张彦辉等，2018)。氢氧同位素分析使用气体同位素质谱仪MAT253，样品的分析精度为δD<±1‰和δ18O<±0.2‰(刘汉彬等，2013)； 使用电感耦合等离子体发射光谱仪Optima-5300 DV检测SiO2； 锶同位素分析使用Phonix型热电离质谱仪分析完成(汤书婷等，2015)； 碳同位素分析使用Delta Plus XL质谱计分析完成，13C/12C的精度为0.2‰(李中平等，2007)； 氦氖同位素分析使用Noblesse稀有气体同位素质谱仪(Cao et al，2018)。

2013年之前的气体样品在中国科学院地质与地球物理研究所石油资源研究重点实验室进行分析，使用仪器为Agilent 7890(Zhou et al，2017)；2013年之后的气体样品在中国地震局地震预测研究所分析完成。温泉气体中的N2、H2、CO2、O2、CH4和Ar使用Agilent Macro 3000便携式气相色谱仪进行测量(Zhou et al，2017)。

3 温泉流体地球化学特征分析

3.1 常量元素、微量元素的地球化学特征

图2 水样piper三线图

表2 离子含量的相关系数矩阵(单位：mg·L-1)

图3 温泉中微量元素含量对比

碳酸盐岩地层和碎屑岩地层对Sr2+的富集最有利，pH值在7.0～8.5之间的弱碱性水更容易富集Sr2+(刘庆宣等，2004)。岷江断裂带温泉水pH值分布范围为6.4～9.8，平均值为7.4，又由于含游离CO2较多的水与含有Sr2+的地层发生作用有利于Sr2+的溶解，研究区游离CO2含量较高，因此表明该区域容易富集Sr2+。

张春山等(2003)的研究表明，当深度、压力增加时，B在地下水中的溶解度会增高。岷江断裂带温泉水中的B浓度较高，为5.60mg/L，根据地球物理资料发现，岷江断裂带受巴颜喀啦地块推及作用形成，因此含有大量的B。同时，Ni、Ti、Fe、Cr等金属离子易富集在高压区(Pili et al，2002)，且石英中Sr2+、方解石中Ca2+和白云石中Mg2+的溶解会导致高岭石和氧化矿物中的Al、Fe、Ti等金属离子被动富集(Pili et al，2002；Uysal et al，2007)，致使岷江断裂带温泉水中的Al、Fe、Ti的含量较高。根据富集因子(EF)的大小可以定性地判断温泉水中微量元素来源，计算公式为

EFi=(Ci/CR)w/(Ci/CR)r

(2)

其中，CR为选定的参比元素含量；Ci为样品中元素含量；w为水样中元素浓度；r为岩石中元素浓度。富集因子能够表示某种元素在某一地质体中富集的程度，当该值小于1时，则意味着元素分散。

将川西地区上三叠统微量元素平均值作为参考背景(刘金华等，2005)，选定地壳岩石微量元素Ni作参比元素，对微量元素数据进行归一化处理(表3)。能够看出，研究区域内卡卡沟和牟尼沟温泉水中B、Sr、Ba元素的富集因子大于1，川盘桥、黄龙、扎嘎瀑布和岷江水的Sr和Ba富集因子大于1，而其他元素富集因子小于1，表明其他元素相对分散。由图3可知，B、Sr和Ba的含量相对其他元素较高，且常量元素中富集Ca和Mg，均为碱土金属元素，因此，判断岷江断裂带温泉水主要来自于灰岩(Pili et al，2002)。

3.2 温泉水来源

δ18O=-0.002Alt-6.327

(3)

得出补给高程为3.4～4.5km。

图4 水样δD-δ18O分布

图5 Na-K-Mg三角图

Na-K-Mg三角图解(Giggenbach，1988)(图5)能够反应水化学的平衡状况和平衡温度。不同条件下所用的热储温标不同，常用的地球化学温标主要有石英、玉髓温标和离子温标，离子温标在水岩反应达到平衡状态时适用，而图5显示研究区域温泉点均处于未成熟水区域，且研究表明温度小于110℃时，通常是玉髓控制着溶液中的SiO2含量(郑西来等，1996)，计算公式为(Arnórsson，1983)

T=1112/(4.91-lg(CSiO2)-273.15

(4)

其中，CSiO2代表水中SiO2的质量浓度，计算结果见表5。因此，岷江断裂带热储温度主要为26.00℃～52.22℃，循环深度主要为1.17～2.67km。

表5 热储温度循环深度计算

3.3 温泉气体He及CO2来源

3.3.1 He来源

2010年6月—2018年8月，3He/4He变化范围为0.02Ra～0.68Ra，平均值为0.14Ra。为估算地幔衍生氦的比例，利用 4He/20Ne 对空气混染程度进行约束(Duchkov et al，2010)。3He/4He与4He/20Ne 关系图(图6)(Sano et al，1985)显示了每个气体样品的浓度，所有点均靠近地壳端元。计算得出的幔源He贡献率见表4，其中，2010年6月—2018年8月川盘桥温泉幔源氦贡献率约为0.07%～5.67%，牟尼沟温泉的幔源氦贡献率约为0.30%～7.77%。 由于2008年6月无 4He/20Ne 数据，无法校正3He/4He值，但发现川盘桥和牟尼沟温泉中的3He/4He分别为1.68Ra和2.16Ra，均较高。周晓成等(2017)研究表明汶川地震后有大量的幔源物质上涌与地壳流体混合，而随着地震的减弱，地幔流体对温泉的3He/4He贡献逐渐减小。本研究发现2017年九寨沟MS7.0 地震之后3He/4He一直呈下降趋势。

注： 各不同端元的比值分别为：空气3He/4He=1.4×10-6，4He/ 20Ne=0.318； 地幔3He/4He=12×10-6，4He/20Ne=100000； 地壳3He/4He=0.02×10-6，4He/ 20Ne=100000(Ozima et al，1983；Ballentine et al，2005)。图中数字为采样时间：①2008-11-01； ②2009-06-01； ③2010-04-01； ④2013-04-20； ⑤2014-08-01； ⑥2015-08-01； ⑦2016-08-01； ⑧2017-08-01； ⑨2018-08-01，其中，2008-11-01、2009-06-01、2010-04-01的数据据Zhou等(2015)图6 温泉气体中3He/4He与4He/20Ne 比值关系

3.3.2 CO2来源

2017年6月测得卡卡沟、川盘桥和牟尼沟温泉水中的87Sr/86Sr比率分别为0.70862、0.70872和0.70870，利用研究区域温泉水中87Sr/86Sr与3He/4He作图(图7)，发现川盘桥和牟尼沟温泉水主要来自于地壳，卡卡沟温泉、川盘桥温泉和牟尼沟温泉87Sr/86Sr主要分布在0.70800左右，推测锶主要来自于岷江断裂带发育的碳酸盐岩(Négrel，2006)。

图7 岷江断裂带 3He/4He与 87Sr/86Sr关系图(据Martelli等(2008))

岷江断裂带温泉水中逸出气体的CO2/3He比率范围为0.66×1011～100×1011(表6)，均大于洋中脊玄武岩(2×109)(Marty et al，1987)，δ13CCO2主要分布在 0±3‰。温泉逸出气中的CO2主要来源有地幔、有机质和灰岩，为确定研究区域温泉气中CO2的来源，绘制3He/4He(R/Ra)-δ13CCO2关系图，见图8。其中，所有的采样点均靠近石灰石(L)端元，计算地幔脱气(M)中碳的相对贡献(Sano et al，1995)，发现石灰石(L)(Chiodini et al，2004)贡献量为75.00%～99.47%(表6)，表明大量的CO2主要来自灰岩裂解。

表6 岷江断裂带温泉气体中地幔、石灰岩和沉积有机质CO2的比例

注： 不同端元组成分别为：沉积有机碳(S)，δ13CCO2=-25‰～-19‰，3He/4He(R/Ra)=0.01； 幔源碳(M)，δ13CCO2=-6‰～-2‰， 3He/4He(R/Ra)=8； 灰岩(L)，δ13CCO2=0‰，3He/4He(R/Ra)=0.01(Sano et al，1995)图8 3He/4He(R/Ra)-δ13CCO2关系图

3.4 温泉流体地球化学变化与地震

图9 温泉中离子含量随时间变化关系图(2008年6月—2010年4月数据据陈志(2014)；2006年数据据鲁人齐等(2008)； 图中地震表示为：震级/震中距(km))

温泉逸出气体及同位素主要成分(CO2、N2、CH4、O2、3He/4He)见表4，由于对研究区域的气体监测点密度小，九寨沟地震前He、3He/4He无明显异常，而2015年H2出现异常高值，H2的异常与断裂活动密切相关，岷江断裂持续运动可能使断裂带内裂隙在连通与闭合间转换，导致H2浓度变化显著。He是铀-钍系等放射性元素α衰变的产物(杨晓芳等，2013)，研究区域温泉水中的铀为0.010～0.850mg/L、钍为0.002～0.009mg/L，含量极低，导致He浓度较低，且研究区域逸出气含有大量CO2，会对He有一定的稀释作用。周晓成(2011)研究发现，汶川地震发生后岷江断裂带有大量幔源物质上涌，而九寨沟地震前后却无明显3He/4He变化。岷江断裂带处于松潘-甘孜褶皱带、摩天岭地块与龙门山逆冲推覆构造带接合处(陈浩等，2014)，表明岷江断裂带与龙门山断裂带联系较大，导致汶川地震对岷江断裂带的影响较为明显，因此汶川地震对岷江断裂带的影响比九寨沟地震对该断裂带的影响大，也可能是本次研究对该区域的监测密度不够，未监测到地震带来的大量幔源物质，今后还需继续监测。

3.5 温泉流体地球化学模型

巴颜喀啦块体东部位于我国南北地震带中部。龙门山断裂带、岷江断裂带和甘孜-玉树断裂带均为受到强烈的现今地壳变形影响而形成的一系列大型活动带(孔令昌等，2012； 陈长云等，2013)。结合上述研究结果与已有的地质资料建立模型(图10)。

图10 岷江断裂带温泉流体地球化学模型(据任俊杰等(2017))

如模型所示，岷江断裂带周围的温泉主要来自于3436～4506m大气降水补给。岷江断裂带为温泉水提供良好的运移通道，使温泉水沿断裂面向下运移，在运移过程中与研究区域富集的灰岩发生了水岩反应，产生少量的微量元素和较多的常量元素。部分温泉水向下运移至地壳下1.17～2.67km处，经地温加热向上补给岷江断裂带周围的温泉。研究区域构造活动强烈，300km范围内的中强地震孕育、发生过程中，可能会触发断裂带内部含水层破碎，不同裂隙间的导通致使流体混合，深部流体混入从而导致岷江断裂带周围温泉水中的离子浓度发生变化，如九寨沟地震的发生导致岷江断裂带周围温泉水中的离子浓度产生变化。由于岷江断裂带向下延伸至30km处的滑脱面(邓起东等，1994； 任俊杰等，2017)，阻碍了部分幔源物质的上涌，因此研究区域温泉水中的幔源He贡献率较低。

已有研究发现，汶川地震和九寨沟地震的发生增加了东昆仑断裂、岷江断裂的库伦应力的积累(Shan et al，2009； 汪建军等，2017)。同时，岷江断裂带温泉水中含有大量的逸出气CO2，CO2逸出气及地震带来的深部构造带高压流体会对断层产生“润滑”作用，说明岷江断裂带温泉流体地球化学连续监测对该地区及其周围未来中强地震短临流体异常判断具有一定意义。

4 结论

通过对2010年6月—2018年8月岷江断裂带及其临近区域温泉流体地球化学数据的收集、汇总，对该区域水化学特征及水文地球化学场进行对比研究，得出以下结论：

(1)研究区域的水均为中性弱碱性水，且温泉水化学类型差异较小，根据化学组合特征将温泉水分为Ca-HCO3、Mg-HCO3、Ca·Mg-HCO3、Mg·Ca-HCO3四种类型。通过δ18O、δD和SiO2值判断出岷江断裂带周围的温泉水均源于大气降水，热储温度为26.00～52.22℃，循环深度为1.17～2.67km，微量元素含量较低，由此判断岷江断裂带温泉水均为水岩反应程度不高的未成熟水。岷江断裂带温泉水中的86Sr/87Sr范围为0.70862～0.70872，判断其主要来自于碳酸盐类矿物。δ13CCO2范围为-7.50‰～-0.12‰，表明岷江断裂带内温泉水逸出气中的CO2主要来自地壳中的灰岩。

(3)结合已有地球物理资料和研究区域温泉流体地球化学特征，绘制岷江断裂带温泉流体运移模型，根据模型发现，3436～4506m的岷山上的大气降水补给岷江断裂带周围的卡卡沟、川盘桥、松潘和牟尼沟温泉，并沿岷江断裂带和裂隙向下运移至地壳下0.82～2.67km，运移过程中与岷江断裂带围岩发生一定的水岩反应，产生大量的常量元素、微量元素和CO2等气体。而岷江断裂带周围温泉所处区域构造活动强烈，因此，300m范围内的中强地震孕育、发生过程中，可能会触发断裂带内部构造发生改变，引起含水层破碎，不同裂隙间导通致使流体混合，不同来源的流体混入，从而导致岷江断裂带周围温泉水离子浓度发生变化。

致谢：感谢中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心李立武、李中平和核工业地质研究院测试中心刘汉彬、刘牧、刘小桐在测量分析时的帮助，感谢审稿专家的悉心指导。