鲜水河—小江断裂带土壤气地球化学特征*

刘峰立，周晓成，李 营，何 苗，天 娇，李静超，董金元，颜玉聪，欧阳澍培，姚炳宇，王昱文，曾召君，陈曲菲，罗志鑫，吉庚凤

(1.中国地震局地震预测研究所 高压物理与地震科技联合实验室，北京 100036；2.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

地球内部气体如He、H2、N2、CO、CH4、CO2、Rn和Hg等，通过排气作用不断沿活动板块边界、断裂带等地壳薄弱地带释放到大气中，是气体地球化学勘探、地震和火山监测的重要依据(King，1986；Gurrierietal，2021；Sunetal，2021)。地下气体是地壳中较为活跃的组分，可以将地下深部信息携带到地表(Duetal，2008；Sciarraetal，2018；Yangetal，2021；刘洁等，2022；路畅等，2022)。地下气体组分能够客观、灵敏地反映地壳的应力、构造活动变化，在地震发生前后通常能表现出各种异常(Kulongoskietal，2013；Umedaetal，2013；Sunetal，2021)。例如在中国潮州断层上，土壤气He和Rn在地震前有明显的异常，这可能反映了地震前应力场的变化(Fuetal，2008)；Weinlich等(2006)在捷克波西米亚西北部的震群区断层上观测到，地震前CO2和Rn突然升高，这可能表明应力的重新分配引起孔隙度增加和运移通道的开放。

鲜水河—小江断裂带位于川滇菱形块体东边界，是一条弯曲的左旋走滑断裂带(Allenetal，1991；Xuetal，2003)，是中国最大、最活跃的断裂带之一(Shaoetal，2016；Sunetal，2021)。在过去300年里，该区域经历了至少35次6级以上地震(徐晶等，2019；Chengetal，2021)。然而以往主要对川滇菱形块体西边界的土壤气和温泉气进行研究，对于川滇菱形块体东部的研究仅集中在断裂构造特征上，对该地区的土壤气体特征研究较少(Shaoetal，2016；Zhouetal，2020；Yangetal，2021)。目前已经开展了关于鲜水河—小江断裂带第一期土壤气测量研究，讨论了该地区土壤气运移机理以及土壤气与断层活动性的关系(Sunetal，2021)。在此基础上，本文进一步分析了鲜水河—小江断裂带土壤气Rn、Hg、CH4、H2、CO2来源及其空间分布特征与现今地震活动、历史地震活动、滑动速率之间的关系。

1 地质背景

鲜水河—小江断裂带从北到南由鲜水河断裂、安宁河断裂、则木河断裂、小江断裂组成。鲜水河断裂是青藏高原东缘一条自四川泸定经康定、炉霍延伸到青海的NW—SE走向的左旋走滑断裂(Li，Shibaxaki，2014)，主要发育于三叠系板岩和二叠系灰岩、玄武岩之中，花岗岩、酸性岩、闪长岩侵入体等广泛分布在破碎带两侧(Allenetal，1991)。安宁河断裂两侧出露闪长岩、火山岩和少量超基性侵入岩，区域内地震活动强烈，曾发生多次6级以上地震(Wangetal，2014；胡刚等，2016)。则木河断裂是川滇菱形块体东边界中段 NNW 走向的左旋走滑断裂，基底主要由花岗岩、流纹岩和玄武岩形成的变质岩组成(王虎，2013)。小江断裂位于川滇菱形块体东边界南段，是一条 SN走向的左旋走滑活动断裂，断裂基底围岩多为碳酸盐岩、灰岩、砂岩等沉积岩(徐晶等，2019；Chengetal，2021)。

2 测量与采样方法

2.1 测线布设

笔者根据地质背景在鲜水河—小江断裂带选取10个测区进行现场土壤气浓度测量(图1a)。每个测区布设4条测线，测线间距为10 m，互相平行。测线的方向垂直于陡坎走向，每条测线布设16个测点，间距5～50 m，其中靠近断层的测点间距约为10 m，而远离断层的测点受当地条件限制间距为20～50 m，测区具体情况见表1，共计640个土壤气测点(图1b)。

表1 鲜水河—小江断裂带10个测区参数

图1 研究区历史强震分布、测线布设(a)及采样点示意图(b)

2.2 样品采集与分析

本次土壤气野外测量在2019年3—4月进行，主要测量地为炉霍—西昌—昆明地区，测量时间为每日9：00—17：00，测量时气象条件相对稳定。

测量时，将2个长1 m、直径2.3 cm的采样器置于土壤中，深度约为80 cm。采样器S1(图2)用于测量CO2、CH4、H2和Rn浓度。CO2分析仪连接到S1首先测量CO2浓度，CH4分析仪连接到CO2分析仪的出口，H2分析仪连接到CH4分析仪的出口。当CO2、CH4和 H2浓度的测量完成后，Rn分析仪连接到S1进行测量。采样器S2仅用于测量汞浓度(图2)。

CO2浓度使用非分散红外气体分析仪 GXH-3010测量，CH4浓度使用Huberg LASER ONE激光仪测量，H2浓度用ATG-300H分析仪测量，Rn浓度用RAD7氡探测器测量，Hg浓度用RA-915塞曼效应汞分析仪测量。

图2 土壤气浓度测量方法示意图

3 结果

鲜水河—小江断裂带10个测区土壤气浓度测量结果见表2，由表2可见土壤气CO2、CH4、H2、Rn和Hg浓度范围分别为0.02%～ 2.32%、0 ～ 970 ppm、0.2 ～ 163.0 ppm、0.03 ～ 84 kBq/m3、1 ～ 55 ng/m3。本文利用Sinclair(1991)提出的正态概率法来计算各土壤气的异常阈值，如图3所示。

表2 测区土壤气浓度

图3 鲜水河—小江断裂带土壤气阈值

4 分析与讨论

4.1 土壤气浓度

根据阈值与平均浓度，绘制土壤气浓度空间分布图(图4)。

为了更有针对性地研究鲜水河—小江断裂带土壤气特征，本文在前人研究(闻学泽，2000；徐晶等，2019)的基础上将野外测量土壤气剖面对应为9个断层分段(表3)。同时，综合考虑了近年来川滇地区滑动速率的研究成果(宋方敏，俞维贤，1998；Wenetal，2008；闻学泽等，2011，2017；李西等，2018)，选取了各断层分段的滑动速率，并从中国地震台网目录中选取了测量期间1 a内测区附近50 km内2级以上地震。由于研究区土壤气浓度跨度较大，本文采用土壤气最大衬度值(Igas)来表示土壤气浓度特征值，计算公式如下：

(1)

式中：Hgas为测线最大值；Lgas是测线土壤气浓度的背景值，为异常的上下限之间的平均值。该方法可以一定程度上缩小区域背景因素对土壤气异常值所造成的影响(Chenetal，2018)，结果见表4。

表3 鲜水河—小江断裂带分段方案及其参数

表4 10个测区土壤气Igas

4.2 土壤气来源分析

4.2.1 土壤气CH4

CH4是碳的高还原态物质，土壤气中的CH4来源较为复杂，主要有微生物成因、热成因、浅层气藏泄露等。在活跃的构造环境中，无机碳源经平衡效应生成CH4也是不可忽视的(Toutain，Baubom，1993)。根据烷烃气体的CH4/3He值可以区分生物成因与非生物成因甲烷，微生物成因δ13CCH4值通常小于-55‰，热成因δ13CCH4值通常小于-10‰；CH4/3He≤106时为非生物成因甲烷，CH4/3He≥1 011为生物成因甲烷(戴金星，陈英，1993；Daietal，2008)。鲜水河—小江断裂带地下流体δ13CCH4值为-62.5‰ ～19‰，CH4/3He值为3×105～5.83×1010(Zhouetal，2015；Sunetal，2021)，因此，该地区CH4主要是生物成因与热成因。

4.2.2 土壤气CO2

土壤气中的CO2主要有4种来源：地幔脱气过程、碳酸盐变质作用、有机质氧化以及生物呼吸作用(Irwin，Barnes，1980)。δ13CCO2可以用来判断土壤气中CO2的来源，上地幔来源的δ13CCO2值通常为-3‰～-9‰(Javoyetal，1986)，碳酸盐变质作用来源的δ13CCO2在0左右；有机质成因来源的δ13CCO2≤-12‰(Craig，1953)。对川滇地区地下流体样品同位素的分析结果表明，该地区δ13CCO2值为-19.1‰～-1.9‰，其中有机质成因来源占比最高，碳酸盐变质作用其次，而幔源占比较小(Zhouetal，2015)；小江断裂附近(S7～S9)的δ13CCO2值为-21.37‰～-6.9‰(沈立成，2007)。鲜水河—小江断裂带地区大部分δ13CCO2值在有机碳范围内，因此该地区CO2主要为有机质成因。

4.2.3 土壤气H2

与其它气体相比，H2具有质量轻、溶解度最小、黏度低、极易迁移的特点。在温度、压力等条件相同的情况下，H2的迁移速率大于其它气体。鲜水河—小江断裂带土壤气H2来源主要有：①地球形成时就有大量H2蕴藏于地球内部，在构造活动的影响下，沿着裂隙运移到地表(Mamyrinetal，1970)；②岩石破裂新鲜矿物界面发生水-岩反应产成H2(Kamedaetal，2003)；③土壤有机质发酵生成H2(Libertetal，2011)；④岩石中的U和Th在放射性衰减中与水发生反应产生H2(Linetal，2005)。

研究区土壤气H2含量最低值小于0.16 ppm，最高值为163 ppm，平均值为5.26 ppm。H2含量变化范围很大，这可能是由于破裂岩石与地下水反应所致。构造活动会导致岩石破裂，形成新鲜的矿物界面，当有水或其它流体进入矿物界面时会产生大量 H2，并沿构造裂隙上升至地表(Sugisakietal，1983)，在不同构造活动影响下，水-岩反应产生的H2浓度也有所不同。鲜水河—小江断裂带上H2可能主要来源于岩石地层裂隙内发生的水-岩反应。

4.2.4 土壤气Rn

Rn是一种放射性气体，半衰期仅有3.8 d，在扩散系统中迁移速率低、运移距离较短，但可在载气的作用下，通过裂隙通道从地球深部迁移到地表(Balletal，1991)。地壳中多数固体对Rn有不同程度的吸附作用，通常Rn在花岗岩和酸性岩脉中的含量最高，其次是页岩、石灰岩和砂岩，在基性岩脉和角闪岩中最低(Baixerasetal，2001)。

由表1可知，研究区测线附近普遍出露花岗岩或者酸性岩，构造活动导致地壳形变、裂隙发育、地震活动等，载气通道增多，岩石破碎程度高，增加了Rn的射气系数，促使断裂内的气体运移至地表。本次土壤气测量采样深度为0.8 m，位于土壤淀积层内，土壤淀积层中富集了Rn的放射性母体U、Th和Ra(Steinitzetal，2003)。鲜水河—小江断裂带土壤气Rn可能主要来源于土壤或岩石中放射性物质的衰变。

4.2.5 土壤气Hg

Hg熔点低、密度大，是一种在常温下呈液态的金属，在地下主要以气态形式迁移(Ebinghausetal，2002)。土壤气Hg的来源主要有：一是直接来源于地幔或者地壳深部；二是某些含Hg的硫化物矿床成矿后Hg蒸汽的挥发(Weinlichetal，2006)。

研究区土壤气Hg平均浓度为12.21 ng/m3，最低值为1 ng/m3，最高值为55 ng/m3。640个测点中，高于异常阈值上限的测点占总测点数的4.2%，低值点占1.4%。统计学结果表明，Hg数据含量不符合正态分布，有多个母体。因此，该区域土壤气Hg可能有多种来源或者被不同影响因素所控制。常温下 Hg 的蒸汽压较高，有很强的穿透能力，能够逸散到大气中(Fengetal，2003)，大气中的Hg也会通过大气降水渗透到土壤中(Pirroneetal，2010)。此外，研究区地壳热流体活动较为强烈，地下温度和压力梯度的变化明显(Zhangetal，2022)，地下深部气体通过裂隙运移至地表，这可能也是Hg 的一个重要来源。综上所述，研究区土壤气 Hg 受深源 Hg 供给、地壳结构、区域构造、地层和地气交换等多种因素的控制。

对研究区土壤气来源分析可知，土壤气CO2、CH4主要来源于生物成因或者有机成因，深部来源较少，Hg的来源较为复杂，Rn和H2的来源与岩石密切相关。断层滑移、地震活动和构造运动会造成岩石破损，再加上断裂上不同的应力状态，所以鲜水河—小江断裂带Rn、H2的脱气作用也会有较大差异。

4.3 土壤气体浓度与地震活动、断裂带活动性的关系

(1)土壤气浓度与历史强震离逝时间、断裂带活动性密切相关

从图5a可见，在鲜水河—小江断裂带9个断层分段中，历史地震逝时间最近，且滑动速率最高的是S1和S2段(表3)，其土壤气H2的衬度值分别为24.4和8.0(图6a)，Rn的衬度值分别为10.4和2.0(图6b)，高于大部分测区。

图5 鲜水河—小江断裂带滑动速率(a)及地震活动性(b)

从鲜水河—小江断裂带土壤气的空间分布来看(图6)，在断层附近出现了异常高浓度的 CH4、H2、CO2、Rn 和 Hg，这可能表明断层滑移影响了该地区的脱气程度。结合土壤气CO2浓度和GPS数据研究表明，安宁河断裂南段的断层活动性明显高于则木河断裂北段(Yangetal，2021)。随着滑动速率的增加，断层相互摩擦作用形成了更多的裂隙通道，这表明高滑移率可以产生并维持较高的断层渗透率(Zhang，Xie，2001)，增强了地球深部气体扩散效率，最终导致土壤气浓度的异常上升。

图6 鲜水河—小江断裂带土壤气H2(a)、Rn(b)、CO2(c)、CH4(d)、Hg(e)浓度特征及衬度值

鲜水河—小江断裂带北段(S3)，安宁河断裂南段(S4)和小江断裂北段(S7、S8)土壤气平均浓度、异常特征值表现均比较低。综合其历史强震、滑动速率、现今地震活动来看，可能是因为历史强震离逝时间越久、断层滑动速率越低，断裂逐渐愈合、闭锁程度较高、裂隙发育程度低，从而表现出土壤气低浓度分布特征。断层上土壤气体浓度的不同可能是受到断层渗透性的影响，比如断层的破碎程度和测量地点的土壤特征(Fuetal，2005)。研究区土壤气Rn、H2在S1段的脱气表现为多峰特征，在S5、S6、S9段表现为双峰，在S2、S3、S4、S7、S8段表现为单峰。一般情况下，离活动断裂带越远，孔隙度越低，但在强震破坏作用下，断裂破碎程度较高，渗透率增加为地下深部流体到达地表提供了通道，因此断层脱气表现出单峰模式(图7a)；而历史地震离逝久、现今地震活动性较弱、滑动速率低的断层核部相对闭锁，土壤气只能通过离断裂较远的次级裂隙通道运移至地表，从而表现为双峰或者多峰形态(图7b)。

图7 土壤气脱气示意图(据Annunziatellis等，2008)

(2)现今小地震活动性越强，裂隙发育程度越高，土壤气体浓度越高

在构造运动过程中，低渗透率的构造覆盖层在一定程度上阻碍了深部流体的上升，从而导致流体压力的增强，这种高压流体可能偶尔或者周期性地引发地震(Wibberely，Shimamoto，2003；Sibson，1973)。在孕震过程中，地球深部的挤压伸展可能导致震中深处的压实和裂缝闭合，从而在浅层构造薄弱处为深层流体的上升开辟了通道，这些流体浸透了断裂面和破坏带，最终引发了地震，并控制了余震的发生和分布(Curzietal，2021)。另外，对一些断层带的观测结果也表明深部高压流体是引起小震的重要因素(Nur，Booker，1972；Milleretal，2004)。这种关系有助于我们理解深部高压流体在触发地震和余震中的作用，为震前流体异常判断提供依据。

研究区近一年发生的地震主要集中在S5、S6段，两端(S1-S4、S7-S9)具有密度明显变小的特征(图5b)。将该特征与测得的鲜水河—小江断裂带土壤气浓度进行对比可以看出：S5段对应的测区内小震数量最多，MS≥2.0地震达179个(图5b)，S5段上CO2最大衬度值最高(图6c)。已有研究表明，地幔起源的高压流体在地壳中迁移时参与了西波西米亚震群的触发(Fischeretal，2014；Babuskaetal，2016)，本文中高CO2衬度值与高地震频次相对应也证实了震群与CO2脱气之间存在一定联系。但是，流体、应力场以及构造运动相互作用产生震群的具体机制尚不清楚，需要进一步研究。

S8、S9段虽然MS2.0～4.0地震数量较少，对应性较差，但有多次4级以上地震，这也有可能导致Rn、Hg浓度值相对较高。青藏高原东部地区热液活动研究表明，深部流体的上涌对地热异常和地震高频次起重要作用，地下流体循环和地震活动存在一定关系(Liuetal，2022)。S5和S6 段历史地震离逝时间较近(图5a)，近期小地震活动性较强，断层蠕动导致流体和断裂相互作用产生大量的裂隙，再加上大地震形成的原有的裂隙通道，导致裂隙发育程度高，土壤气体浓度值也就越高。

通过分析鲜水河—小江断裂带土壤气地球化学浓度变化与断裂带滑动速率、测量期间的地震活动性、历史强震活动性的关系，发现鲜水河—小江断裂带不同段、不同时期的裂隙发育程度控制了土壤气浓度的高低。此外，在整个鲜水河—小江断裂带区域，有少数测线表现出异常高值现象。孤立高值点有可能是多条破裂带交汇导致的(Fridman，1990)，或者是在该点处存在空间不连续性导致土壤气浓度富集(Ciotolietal，1998)。因此，鲜水河—小江断裂带的构造可能存在更为复杂的空间分布形式，需要进一步研究。

5 结论

通过测量鲜水河—小江断裂带土壤气浓度，结合前人对该地区的研究资料和测量结果，对鲜水河—小江断裂带的土壤气地球化学特征及成因进行分析，主要得出以下结论：

(1)在鲜水河—小江断裂带的40条跨断层土壤气剖面上进行现场测量，获得CO2、CH4、H2、Rn和Hg气体的平均浓度分别为0.4%、12.0 ppm、5.3 ppm、13.53 kBq/m3、11.29 ng/m3。

(2)通过对鲜水河—小江断裂带的地壳结构、断裂构造活动以及地震活动等方面的综合分析，认为该区域土壤气地球化学特征主要受控于断裂构造活动、历史强震以及现今地震活动，具体表现为：历史强震离逝时间越短、近期小地震活动性越强、滑动速率越高的断层，其裂隙发育程度越高，从而导致土壤气体浓度也越高；历史强震离逝时间越久、现今地震活动性越弱、滑动速率越低的断层裂隙发育程度越低，从而导致土壤气体浓度也越低。