大凉山断裂带温泉水文地球化学特征*

2023-01-12赵德杨周晓成李静超董金元颜玉聪欧阳澍培刘峰立姚炳宇王昱文曾召君陈曲菲张晓明罗志鑫

地震研究 2023年1期

赵德杨，周晓成，何苗，天娇，李静超，董金元，颜玉聪，欧阳澍培，刘峰立，姚炳宇，王昱文，曾召君，陈曲菲，张晓明，杨耀，罗志鑫

(1.四川省地震局，四川成都 610041；2.中国地震局预测研究所高压物理与地震科技联合实验室，北京 100036；3.新疆维吾尔自治区消防救援总队乌鲁木齐市消防救援支队经济技术开发区大队，新疆乌鲁木齐 830009)

0 引言

断裂带的裂隙为地壳中流体的物质运移和能量交换提供了有利的通道和场所，同时流体在与岩石的作用下其物理和化学性质的变化会引起断裂带断层的活动、性质的改变(Kimuraetal，2012；Lietal，2021)。温泉作为地下流体的一种，大多沿断裂带展布出露，携带大量来自地壳深部的地球化学信息(Tianetal，2018；Zhangetal，2021a；杜建国，2022)。因此，在断裂带上开展温泉的水文地球化学特征监测与分析，能够捕获地壳深部更多的信息(Zhangetal，2017)，如离子成分变化与地震活动的关系。

近年来，为了解地震活动与温泉水文地球化学特征之间的关系，国内外学者开展了一系列的研究(Martinellietal，1995；Favaraetal，2001；Duetal，2005；Zhouetal，2015；Zhangetal，2021b)。如Zhou等(2016)研究了2018年汶川8.0级地震断裂带土壤气体的时空变化特征，发现He、H2、CO2、Rn和Hg的异常可能与区域应力场的变化和余震活动有关；Quattrocchi等(2000)分析了意大利Bagni di Triponzo温泉化学特征与1997—1998年地震活动之间的关系；汪万红等(2008)统计分析了1900—1997年的地震频度与秦岭北缘断裂带温泉水深循环深度之间的关系，认为各段地震活动性的差异与温泉水循环深度的差异有关；刘雷等(2012)对2010年玉树7.1级地震发震断层进行了流体地球化学连续观测，认为断层流体对地震断层活动性有较好地反映；Zeng等(2015)分析了2014年鲁甸6.5级地震前水位、水温及氡值异常变化。以上研究表明，断裂带温泉水文地球化学特征研究，不仅可以了解区域构造应力变化和断层活动性，还可以为地震研判提供一定的支撑。

大凉山断裂带是一条强震构造带(何宏林等，2008)，其活动性在不断增强(冯嘉辉等，2021)，未来有发生6～7级地震的可能性(Sunetal，2019；李姜一等，2020)。但目前关于该区的温泉水文地球化学研究较少，如文龙等(2018)开展大凉山断裂带中段氡气测量，结合区内的地震资料，并根据断层氡气异常平均值指出未来具有发生大于5.0级中强震的可能；卢丽等(2021a)对昭觉竹核温泉进行水文地球化学分析，认为其地球化学特征受竹核断裂控制，但以上研究并未开展流体和断裂耦合关系的讨论。因此本文对大凉山断裂带10个温泉的水文地球化学特征进行分析，确定温泉水的补给来源和高程，计算温泉的热储温度和循环深度，建立该区的温泉水循环模型，进而探讨该区温泉水文地球化学变化与地震活动的关系，为该地区震情跟踪、断层活动性、异常落实和地震研判提供可靠的背景数据支持。

1 地质概况

大凉山断裂带位于青藏高原东南缘的川滇菱形块体的东边界，受印度板块与欧亚板块强烈的碰撞作用(吴中海等，2016；郑文俊等，2019)，断裂带以NNW向的左旋走滑兼逆冲运动为主要特征(何宏林等，2008)。该断裂带是一条新生构造带，相较安宁河—则木河断裂带，其几何结构复杂、断裂带短、连续性低、贯通性低。该断裂带北起四川石棉县，向南经越西县、普雄县、昭觉县、布拖县至云南巧家汇入小江断裂带，全长约280 km，走向330°～360°，滑动速率为3～4 mm/a(胡亚轩等，2020)，整体上为一条由7条次级断层构成的宽约15 km的构造带(高伟等，2016)如图1所示。

F1：竹马断裂；F2：公益海断裂；F3：越西断裂；F4：普雄断裂；

本文采样点分布在大凉山地区，其位置及名称分别见图1、表1，该地区气候主要有中亚热气候区和西昌巴塘亚热气候区等，年平均气温依次约为11.4 ℃～18.5 ℃，年平均降雨量为880～1 113 mm，主要河流有尼日河、甘洛河、普雄河和越西河等。研究区内地层发育较全(表1)，包括了前寒武系至新生界所有地层，主要出露为古生代—中生代碳酸盐岩，晚二叠世玄武岩沿南北向断裂广泛分布(赵高平，2016)。根据中国地震台网中心统计，在活动性增强的大凉山断裂带上，1990—2021年共发生了4次ML5.0～6.0地震，14次ML4.0～5.0地震。宋方敏(2002)通过探槽共揭露出 4 次全新世以来的7 级以上古地震事件。

表1 大凉山断裂带温泉点位置

2 采集与样品分析方法

笔者于2010—2021年对大凉山断裂带10个温泉点进行采样，共采集到15个温泉水样。采样容器选用250 mL聚乙烯塑料瓶，取样前用温泉水冲洗避免水样被污染，取样时放入泉水中排尽空气，取样完成后用防水胶带进行再次密封。

3 温泉分析结果

4 讨论

4.1 温泉水来源

Craig(1961)总结全球各个地区的大气降水中的δD、δ18O值的变化关系，并提出全球大气降水线方程(GMLW)：δD=8δ18O+10。Pang等(2017)给出了13条δD、δ18O关系线，详细说明了稳定同位素在经历不同过程时的分馏和变化特征。由于δD和δ18O的分馏过程受温度、纬度、高度、大陆、季节等影响，各区域的大气降水方程差异较大(高宗军等，2017)。本文研究区处于西南山区，所以选用中国大气降水线方程和西南地区大气降水线方程，分别为δD=7.74δ18O+6.48和δD=7.54δ18O+4.84(刘进达等，1997)，绘制大凉山断裂带地区温泉δD-δ18O关系图。从图2中可以看出，研究区温泉采样点均落在中国大气降水线和西南地区大气降水线附近，表明温泉水来源为大气降水。

图2 大凉山断裂带温泉δD-δ18O关系图

在地形起伏较大的地区，大气降水中的δD和δ18O含量会随高度的增加而下降，因此利用同位素的高程效应可以估算温泉水的补给高程(Pangetal，2017)。于津生(1997)总结了我国西部地区的δD值与高程H的关系为δD=-0.026H-30.2；周训(2010)得出中国地区δD值与高程H的关系为δD=-0.03H-27。计算结果见表3，从表中可以看出大凉山断裂带补给高程大致为2.1～2.5 km。

表3 大凉山断裂带温泉补给高程

4.2 温泉水中元素来源

图3 温泉水样 Piper三线图

(1)

(2)

(3)

(Ca，Na)Al2Si3O8(倍长石)+9H+→2Al3++Ca2++Na++3H4SiO4

(4)

CaAlSi2O8(钙长石)+8H+→2Al3++Ca2++2H4SiO4

(5)

(6)

(7)

(8)

4.3 温泉水在断裂内部循环水岩反应程度

地热温标通常用来估算储层的热储温度。经典地热温标通常指SiO2地热温标和化学离子型温标(Fournier，1977；Fournier,Truesdell，1974；Giggenbach，1988)。研究区温泉温度均低于当地沸点，所以本文采用阳离子温标和无蒸汽损失的玉髓(Chalcedony)、SiO2温标计算研究区的热储温度(表5)。从表4可以发现，Na-K温标计算的热储温度最高，为210.79 ℃～432.71 ℃，其它温标的结果较为接近，为21.99 ℃～93.85 ℃；其中AG、PX、CF和LTS通过Na-K-Ca温标和玉髓温标计算的温度低于泉口的温度，使用Na-K-Ca温标计算的BG热储温度低于泉口的温度。因此，K-Mg温标和Quartz温标可能更适合该研究区的热储温度评估。

表4 大凉山断裂带温泉的热储温度

Na-K-Mg 三角图解通常用来判断热水的水-岩平衡状态、区分水样类型、确定平衡温度等(Giggenbach，1988)。将研究区Na+、K+、Mg2+浓度投到Na-K-Mg三角图上(图4)，可以看出全部15个水样均落在Mg1/2一侧，属于未成熟水，反映了水岩反应的平衡温度偏低，说明该区的地下热水在上升的过程中可能接受大气降水补给或低温冷水的不同程度混入(胡波，2017)。因此在未达到平衡状态时，采用阳离子温标计算热储温度可能无法得到正确的结果(李修成等，2016)。温度低于300 ℃时，SiO2相对于其它矿物稳定性高，能很好地指示地下未成熟水的热储温度(庞忠和等，1990)，因此SiO2温标计算的热储温度(范围为71.48 ℃～93.85℃)可能更符合实际。

图4 温泉水样 Na-K-Mg 三角图

虽然SiO2温标适用于范围为0～250 ℃的温泉点，然而原始热水中Si溶解度会随温度降低而降低，导致硅矿物沉淀或形成硅化。从图5可知，水样都未达到平衡状态，所以在冷热水混合后上升过程中可能会有部分SiO2从地热水中析出而降低其含量，致使利用SiO2温标计算的温度较冷、热水混合时的温度偏低。因此，本文采用硅-焓模型图解法(Fournier，Tnresdell，1974)对深部热水及浅部冷水的混合进行评价，通过消除冷水混入的影响计算冷水混入比例和深部热储温度。

对于地热水无蒸汽和热量损失时，使用硅-焓模型求解热储温度和冷热水混合比例，如图5所示：①将研究区内地下冷水温度和SiO2含量投到硅-焓图中(D点)，D点的值选取昭觉地区冷水样品值(表5)；②将各个地热水样品的温度和 SiO2含量投到硅焓图中；③过D点和各温泉点作直线与石英溶解度曲线分别相交于A、B、C、E、G点，则这些点对应值即是地热水的热焓和SiO2含量；④地热水中混合前的热水比例由图6中D点与采样点距离与DA线段(DB、DC、DE、DG线段)距离比值确定；⑤若考虑最大蒸汽损失时，D点与采样点(只有LYB)的延长线交100 ℃垂线点，再由此点作焓值坐标轴的平行线交最大蒸汽损失线于F点(热水端元的沸腾开始时的焓值)。过F点作焓值坐标轴的垂线与石英溶解度曲线交于H点，H点的横坐标即为其焓值。计算结果见表6，研究区热储温度为105.9 ℃～203 ℃，冷水混入比例为63.26%～86.39%；其中ZJ01点热储温度为150.64 ℃，与卢丽等(2021b)的研究结果接近。

图5 地热水硅-焓图解

大气降水下渗到深处的过程中，由于温度梯度随深度增加，当热水温度增高到热储温度的深度时，此深度称为地下热水的循环深度(潘明等，2015)，其计算公式为：

H=100×(t-t0)/q+h

(10)

式中：H为地热水循环深度；q为地温梯度；t为热水热储温度；t0为当地平均气温；h为常温带深度。

根据前人研究结果，本文研究区的地温梯度取4.75 ℃/100 m(姜光政等，2016；李录娟，2011)，常温带深度取20 m，各温泉点的热储温度和循环深度计算结果见表5。

表5 硅-焓模型下温泉水样的热储温度和循环深度

4.4 与地震活动性的关系

为进一步了解断裂带、水文地球化学和地震活动性之间的关系，本文选取2008年至2022年3月研究区ML≥1.5地震，将大凉山断裂带地下水样采集点与地震空间分布绘制于图6a，水温、TDS和循环深度绘制于图6b。从图6b中可以看出，除了断裂带北端MH温泉水温较低外，其它9个温泉水温均分布在40～50 ℃。GT、CF和LTS温泉TDS相对较高，而循环深度较深的温泉点是LYB、ZJ和GT，这在一定程度上说明TDS不仅和循环深度有关，还和地下水的循环速度、围岩性质、热水温度等因素有关(张炜斌，2013)。

从图6a可以看出，研究区内多以ML≤3.0地震为主，且地震的活动性分布具有丛集特征，即温泉LYB、PX、ZJ、CF、GT温泉附近中小地震活跃，特别是在循环深度较深的LYB、ZJ、GT附近(图中蓝色虚线圈内)。大凉山断裂伸展至基底深部，控制了断裂东侧中生代晚期以来的长期隆升区和西侧西昌中新生代盆地的东界，主导了本区强烈的地震活动(Wangetal，2008b；周荣军等，2003)；地震活动使得断裂带岩石破碎程度变高，断层的滑动更明显，断裂的开启闭合频繁(李姜一等，2020)。因此该区地下水存在良好的循环、运移通道，同时在循环和运移过程中与围岩发生水-岩反应，与深部热水进行交换，形成循环深度相对较高的中低温温泉。已有研究表明，一方面深部活动断层系统中流体孔隙压力较大，驱使流体流动，降低断裂面的有效正压力，从而起到弱化断层强度和控制地震活动的作用(Sibsonetal，1988；Snelletal，2020)，另一方面断裂带深部热储温度较高，水-岩反应将导致矿物蚀变、分解出摩擦系数低的黏土矿物，改变断层的压力与活动(段庆宝等，2015；Dorseyetal，2021)。因此深循环的地下水对断层围岩起到一定程度弱化的作用。温泉LYB、ZJ和GT循环深度较深，表明地下水作用深度越深，断层受到的弱化作用明显，断裂的强度越小。因此在这3个区域应力不会长期积累，断裂在较小的构造应力下就会错动，剪切力易于释放，所以其地震活动性常常表现为中小地震频发。综上所述，断裂带的裂隙为流体运移聚集提供通道和场所，流体与岩石发生物理化学效应改变断层的状态，进而影响区域地震活动性，并呈现出循环越深，地震活动性越强的特征。

图6 大凉山断裂带温泉水样采集点与ML≥1.5地震空间分布图(a)和水温、TDS、循环深度关系图(b)

4.5 活动断裂带内流体循环模型

大凉山断裂带是一条切入地幔的深大断裂，断裂带内裂隙发育，为地下水的入渗与深部地热流体的上涌提供了良好的场所和通道。四川地区隆起山地地热裂隙水的热源为岩浆热、放射性物质衰变热和断层的摩擦热(罗敏等，2016)。卢丽等(2021)认为昭觉地区岩浆活动强烈，其温泉热源为二叠系峨眉山玄武岩。因此，大凉山断裂带源自地幔柱的峨眉山玄武岩可为该区提供主要热源。深部地球物理研究表明，大凉山地块中、下地壳近SN向分布的连续低速层被认为是深部的液相热物质(Dahuetal，2018；Duetal，2019)。

结合本文的研究成果建立研究区的温泉水文地球化学运移模型(图7)。温泉的补给区来自大凉山断裂带附近海拔2.1～2.5 km的高山带，以大气降水的形式在河流阶地和山区等地汇聚以补给地下水；然后地下水沿断裂带的裂隙和破碎带循环至深部，在深度约为1.9～3.9 km处被来自深部的热源加热至105.9 ℃～203 ℃，同时与玄武岩等深部的岩石发生水-岩反应，生成携带含有深部信息(常量元素、微量元素和气体等)的热水；热水在水头压力差的作用下，沿着断裂带的导水通道向上循环，在上升过程中与浅层的冷水发生不同程度的混合，最后在地形较低的山谷或者河谷处出露地表。地震孕育等构造作用会改变断裂带的应力状态，打破原有的流体-断层的平衡关系(段庆宝等，2015)，导致流体压力、运移路径和水-岩反应程度等改变(Fairley，2009；Lietal，2017)，进而改变温泉的水文地球化学特征。