贺兰山东麓断裂地下水水文地球化学特征*

王晓涛，丁风和，张燕霞，李新艳，贺嘉伟

(宁夏回族自治区地震局，宁夏 银川 750001)

0 引言

地下水广泛存在于地壳中，其水文地球化学特征与区域地质条件密切相关(Wiersberg，Erzinger，2011)。地下水中的离子组分主要源自于大气降水、岩石风化水解、海水混合以及人类活动输入，地下水在运移及循环过程中长期与周围环境作用，使得其离子组分记录了地下流体补给、来源、运移及循环等重要信息(Gaillardetetal，1999；於昊天等，2017)。因此通过对地下水化学组分的分析与研究，可判别地下水的类型、成因、循环过程及水岩反应程度，获取水文地球化学特征，从而对地下水与地质构造的关系进行科学判断(Tokunaga，1999；杜建国，刘丛强，2003；Zhouetal，2022)。地下水中的氢氧稳定同位素能够有效识别地下流体的来源，是水文地球化学的有效示踪工具(Craig，1961；周训等，2015，2017；张磊等，2021)。

贺兰山东麓断裂带位于中国东西地质构造界限的南北地震构造带北段，其新生代以来活动强烈，历史上地震活动强度大、频度高(邓起东等，1984)。目前对贺兰山东麓断裂带的研究主要围绕贺兰山的形成与演化、断裂活动性、深部结构及断裂构造格架等(廖玉华，潘祖寿，1982；杜鹏等，2009；Yang，Dong，2020；Weietal，2021；董云鹏等，2021；Hanetal，2022)，缺乏断裂带内地下水水文地球化学特征与地震活动的相关研究。鉴于此，本文以贺兰山东麓断裂带内10个温泉地下水样为研究对象，根据水样中的常量元素、微量元素、氢氧同位素等数据，分析贺兰山东麓断裂带地下水水文地球化学特征，估算地下水循环深度，探讨水化学成因、离子来源及主要控制因素，给出区域地下水循环运移模型，研究成果对于判断贺兰山东麓断裂地震流体异常具有一定意义。

1 研究区概况

研究区位于银川盆地西边界的贺兰山东麓断裂，该断裂北起宁蒙交界的柳条沟，沿贺兰山东麓向南西延伸，止于头关，长度约120 km，断裂走向NNE，倾向SE，倾角50°～80°，是一条兼有右旋走滑的正断层。新生代以来该断裂活动强烈，是银川地堑的主要发震构造，1970 年以来该地区共发生了22次强震，历史上曾发生过1739年平罗—银川8级地震(邓起东等，1984；Linetal，2015)。

断裂所在的贺兰山属于中温带干旱区，四季温差大，冬季寒冷，气候干燥，降水很少，夏季酷热，区域年平均气温为9.52 ℃，降水主要集中在每年6—9月，年平均降雨量约为192 mm，为典型的大陆性季风气候特征(耿侃，杨志荣，1990)。研究区基岩由古生代和中生代地层组成，包括古生代碳酸盐岩、石灰岩、白云石、页岩、石英及中生代砂岩和砂砾岩，山前为巨厚的第四系沉积物构成的非承压含水层，富含第四系孔隙潜水(Weietal，2014)。

2 样品采集与测试

2020年7月(丰水期)和11月(枯水期)，笔者在贺兰山东麓地区采集泉水样品共20件，采样位置如图1所示，按照经纬度顺序，自北向南水样编号分别为W1～W10。采样前先将聚乙烯瓶用水样润洗3次，每处采样点使用250 mL聚乙烯瓶采集样品3瓶，用于测定主量元素、微量元素和氢氧同位素，其中测定微量元素的水样滴入稀硝酸将溶液酸化至pH值<2，取样后原样密封避光保存，并在两周内送往实验室分析。同时利用杭州奥豪斯便携式pH计现场测定水样的pH值和温度。

图1 研究区构造背景、取样点及1965年以来历史地震分布(据董云鹏等，2021)Fig.1 Geotectonic settings，sampling points and thedistribution of historical earthquakes since 1965 in thestudy region(according to Dong et al，2021)

3 结果与讨论

3.1 水化学特征及成因分析

3.1.1 水化学组分特征及水化学类型

图2 研究区地下水样丰水期(a)及枯水期(b)Piper三线图

3.1.2 主要离子比例

研究表明，地下水中各离子的相互关系在一定程度上可以反映不同岩性对地下水水化学成分的影响(文冬光等，1995)。Na+与Cl-的来源通常采用Na-Cl的关系来解释。如果地下水中Na+和Cl-毫克当量浓度比值在1 ∶1等值线附近，那么这2种离子主要由盐岩溶解提供。由图3a可知，地下水样点大部分位于Na+和Cl-毫克当量浓度比值为1的直线上方，表明地下水中Na+除了岩盐的溶解外还存在其他来源，过量的Na+可能来源于含水层中发生的阳离子交换作用。一般情况下，地下水中的Na+主要来源于钠长石、正长石或云母等硅酸盐矿物的风化溶解。

图3 地下水样中Na+与Cl-(a)、Ca2+与离子比例关系图

图4 地下水样中Ca2+/Na+与Mg2+/Na+(a)、Ca2+/Na+与关系图

3.2 地下水补给来源及补给高程

利用氢氧稳定同位素信息来研究地下水的补给来源已十分普遍，氢氧同位素信息可以判别研究区内地下水的来源及成因(张磊等，2021)。研究区地下水样的δD和δ18O分布范围(表2)分别为-82.9‰ ～-61.0‰和-11.4‰ ～-8.1‰。受降雨效应影响，丰水期研究区地下水δD和δ18O均低于枯水期，且同位素波动小于枯水期。

表2 研究区地下水氢氧同位素、补给高程、热储温度及循环深度

本文采用全国大气降水线方程δD=7.9δ18O+8.2(郑淑蕙等，1982)与西北地区大气降水线方程δD=7.2δ18O+5.5(黄锦忠等，2015)，绘制了研究区地下水的δD-δ18O关系图(图5)。从图5可以看出，研究区内丰水期与枯水期地下水样的同位素组成基本靠近全国大气降水线和西北大气降水线附近，表明该区域地下水主要受大气降雨补给。所有水样的氢氧同位素都不同程度地向右下偏离西北大气降水线，发生了“氧漂移”。一方面，地下水与碳酸盐岩长时间充分接触，不断地溶解碳酸盐岩中的含氧矿物成分，含氧矿物中较重的氧原子易于和岩溶水中较轻的氧原子发生同位素交换反应，岩溶水中的δ18O不断富集，发生δ18O同位素漂移(王善博等，2013)。另一方面，研究区地处西北干旱区，气候干旱且蒸发量大，蒸发作用造成地下水在补给过程中发生同位素富集，从而使得地下水样具有向右偏离西北大气降水线的分布特征。大气降水的稳定同位素δD和δ18O随着高程的增大而减小，具有高程效应，即

图5 研究区水样δD(‰)-δ18O(‰)关系图

高程与δD和δ18O之间存在较好的线性关系，利用这一规律可以确定地下水的补给高度(Zhouetal，2010)。本文利用以下两种方法估算研究区地下水补给高程。

方法1：根据我国西部地区大气降水δD的高程效应关系式(于津生，1997)计算：

δD=-0.026H-30.2

(1)

方法2：根据δD、δ18O与高程关系式(王恒纯，1991)计算：

H=(δG-δP)/K+h

(2)

式中：H表示补给区高程；δG表示取样点水样的δD或δ18O值；δP表示取样点附近大气降水的δD或δ18O值；K为大气降水δD或δ18O的高程梯度。我国西北地区δ18O的平均梯度为-0.26‰/100，δD的平均值为-1.77‰/100(Maetal，2018)；h为取样点海拔高度。根据国际原子能机构(IAEA)全球大气降水监测数据资料，银川地区大气降水同位素δ18O与δD加权平均值分别取-9.52‰与-63.19‰。

据式(1)(2)计算出研究区地下水补给高程并求出平均值。从表2可知，研究区地下水样丰水期平均补给高程为1.28～2.00 km，平均值为1.62 km；枯水期平均补给高程为1.07～2.04 km，平均值为1.58 km，总体平均补高程为1.07～2.04 km，这与取样点附近海拔高度相当。

3.3 地下水热储温度及循环深度

Na-K-Mg三角图解法常用于区分水样类型，评价水-岩平衡状态(Giggenbach，1988)。图6反映了研究区所有地下水样品的水-岩平衡状态，可以看到所有测试结果均落在Mg2+端元附近，表明研究区的地下水均处于未平衡状态。

图6 地下水样的Na-K-Mg三角图(据Giggenbach，1988)

热储温度是控制地下热水中元素浓度的重要因素，通过地下水化学组分可以计算其热储温度。本文采用Na-K(Fournier，1997)、Na-K-Ca(Fournier，Truesdell，1973)及Na-Li(Verma，Santoyo，1997)阳离子地热温标计算研究区地下水热储温度，分别为119.0 ℃～286.9 ℃、113.6 ℃～200.0 ℃和74.6 ℃～114.1 ℃。Na-Li地热温标计算出的热储温度两期变化不大且整体更加稳定，因此选择该热储温度作为优选温度参与计算研究区地下水循环深度。

根据热储温度及当地地温梯度等地热资料可以计算地下水循环深度，其公式为：

H=(TZ-T0)/G+H0

(3)

式中：H表示地下水的循环深度；Tz表示计算出的热储温度(℃)；T0表示研究区恒温带温度(℃)；G表示研究区地温梯度；H0表示研究区恒温带深度(m)。

根据左银辉等(2013)及任光远(2019)的研究结果，银川地区地热资料取值分别为：T0=14.8 ℃，G=36.4 ℃/km，H0=30.5 m，Tz取平均热储温度，计算出研究区内地下水循环深度范围为1.7～2.8 km(表2)，循环深度变化大，循环较浅。位于研究区最北侧的W1号水样循环深度最深，两期均值为2.75 km，而位于研究区最南侧的W10号水样循环深度最浅，两期均值为1.80 km，由此表明，贺兰山东麓山区地下水沿断裂从南到北循环深度依次加深。

3.4 矿物饱和指数

矿物饱和指数SI对于矿物的沉积与溶解具有重要的指示意义，可以用来研究岩溶水系统水化学特征(Minvielleetal，2015)。当SI>0时，表示矿物达到饱和，有沉积的趋势；当SI=0时，表示矿物处于均衡状态；当SI<0，表示矿物未饱和，在地下水中可溶解。

计算研究区地下水样中硬石膏、文石、方解石、白云石、石膏和石盐6种矿物的SI(图7)，发现绝大多数水样的SI<0，说明该区域地下水中各个离子含量大体处于未饱和状态。其中地下水样中的文石(SI值为-0.57～0)、方解石(SI值为-0.43～0.14)与白云石(SI值为-1.21～0.25)的SI相对较高；硬石膏(-2.28～-1.15)和石膏(-1.97～-0.84)SI相近，且相对较低；石盐饱和指数最低(SI值为-8.23～-6.32)。由此说明研究区地下水中文石、方解石和白云石相对容易沉积，而硬石膏、石膏和石盐较难沉积。所有样品中的硬石膏、石膏和石盐SI均为负值，处于未饱和状态，而文石、方解石和白云石的SI变化趋势相似，各矿物组分在绝大部分水样点的SI值差异不大，说明地下水赋存环境较一致。

图7 研究区地下水样矿物饱和指数

另外，不同点位各矿物的SI具有一定分布特征，其中研究区最北侧的W1号水样中的各个矿物的SI均较高；除了W7号外，其它水样中的硬石膏、石膏、石盐、白云石等矿物的SI沿贺兰山东麓断裂自北向南出现了从高降低的变化特征，这可能与该断裂北段区域相较于断裂中、南段其地下水与围岩接触时间相对较长、水-岩反应程度相对较高导致矿物在水中沉淀有关；而W7号水样SI出现的不同变化特征可能与该点位于贺兰山西侧的阿左旗地区、其岩性与贺兰山东麓地区有所不同所致。

3.5 微量元素含量特征

微量元素的含量受水-岩相互作用的控制，其特征对地下水演变过程可提供一定的证据。本文采用中国科学院青海盐湖研究所的检测结果，获得了研究区内丰水期及枯水期共计20件地下水样的微量元素分析数据。

富集因子(EF)可用于定量评价元素的来源，判断水-岩反应程度。若EF>1，则认为该元素相对参比体系更加富集；若EF≈1，表明元素在该地质单元中的含量接近背景平均值；若EF<1，则说明该元素与围岩间的反应程度较低或者具有其它来源，因此某元素的EF值越大表示其富集程度越高。本文的参比元素选用地壳中化学稳定性好、分析精度高且普遍存在的Ti元素，岩石微量元素选用贺兰山苏峪口地区的硅质岩中的元素含量(武向峰等，2020)，将岩石微量元素与Ti浓度数据进行归一化处理，计算出研究区地下水微量元素的富集因子EF(图8)。从图8可以看出该区域地下水中各元素的富集情况，其中Sr、Ba、Li等元素相对富集，其EF>1，其余微量元素富集程度较低。

图8 研究区地下水样微量元素富集因子对比

研究区地下水样中Sr含量最高，浓度为262～2 176 μg/L；Ti含量次之，浓度为178～1 484 μg/L；Ba平均浓度为39 μg/L，Li平均浓度为27 μg/L。Sr化学性质较稳定，在地下水中其浓度主要与流经的岩层性质及水的径流有关。一般Sr在含灰岩层地下水中的含量较高，而在砂岩地区含量最低，另外石膏伴生的天青石矿区Sr的含量也较高(胡进武等，2004)。从构造角度来讲，Sr的含量会受到构造的控制，从而沿断裂带方向出现高值分布，这主要由于Sr与Ca、K具有伴生关系，在富钙、富钾的矿物中Sr的含量都比较高(张春山等，2003)。Ba是碱土金属元素，在地球化学过程中，Ba与K具有相似的离子半径，因此Ba通常在富集K的矿物(如碱性长石和黑云母)中含量较高(Kabata-Pendias，2010)。Li化学性质较为活泼，是深部物质上涌的标志性元素之一，一些含锂硅酸盐矿物(锂云母、灰石)在水解作用下可使 Li溶于水，使得Li在温泉水中容易富集(吕苑苑，郑绵平，2014)。

综上，研究区内广泛发育的花岗岩及灰岩在水解作用下，使得水样中的Sr、Li等微量元素浓度升高，而其余大部分微量元素含量较低，EF<1，说明当地地下水为未成熟水，矿化度低，水-岩反应程度不强，这与前述Na-K-Mg三角图解法所得结论一致。

3.6 地下水水文地球化学与地震空间分布特征

为进一步分析贺兰山东麓地区地下水水文地球化学与该区域地震空间分布特征，探讨活动断裂与水化学组成及地震活动的关系，将地下水出露点的空间分布、地下水化学组成与研究区1965年以来ML≥1.0地震分布绘制于图9，水温、TDS及循环深度等数据采用两期均值。从地下水出露位置来看(图9a)，其空间分布较为均匀，基本沿贺兰山东麓断裂展布。地下水温度、TDS、循环深度也具有相似的空间分布规律(图9b～d)。两期水样平均温度范围为12.0 ℃～29.8 ℃，研究区最北端的贺兰山东麓断裂与正谊关断裂交汇区域泉点(W1～W4，图9b中浅红色区域)整体水温较高，而研究区南端区域泉点(W8～W10，图9b中浅蓝色区域)水温较低，中段泉点(W5～W7)水温介于中间，自北向南各泉点水温呈现依次下降的变化规律。研究区两期水样的TDS均值为236.7～1 145.6 mg/L(图9c)。矿化度较高的泉点(W1～W4)位于贺兰山东断裂的北段与正谊关断裂交汇区域，而断裂南段区域泉点(W7～W10)TDS较低(图9c)。地下水循环深度同样呈现类似变化特征，位于断裂北段交汇区附近的W1～W4号水样循环深度较深，两期均值为2.3～2.7 km，而位于断裂南段附近的W8～W10号水样环深度较浅，两期均值为1.7～2.0 km，W5～W7号水样循环深度介于二者之间(图9d)。

图9 研究区地下水样采集点位置(a)、水温(b)、TDS(c)、循环深度(d)、

从图9e、f可以看出，研究区内地震活动空间分布不均匀，断裂带北段的中小地震活动频次高，震源深度较深，但震级较小；而断裂中、南段的地震频次较低，震源深度较浅，但地震震级较大。综上，整个研究区内地下水的出露与水温、矿化度、循环深度具有相似的变化规律，空间分布上基本沿断裂带展布，受断层控制明显，与断裂构造有一定关系，且泉点的空间分布与小震活动具有较好的匹配性，水温高、矿化度高、循环深度深的区域小震活动频发。

贺兰山东麓断裂自北向南分为5个次级断裂，南段的活动性与中北段相比明显弱，且其活动周期也要长于中北段(杜鹏等，2009)。贺兰山东麓断裂北段位于断裂交汇部位，断裂开启程度及破碎程度高，这种构造格局为该地区地下水的运移及循环提供了良好通道，地下热水循环深度深，运移过程中与围岩发生的水-岩反应较为充分，地下水矿物质含量高，因此该地区出露泉水的水温、TDS及循环深度相对较高。此外有研究表明，地下岩石在水的作用下会使断裂面产生泥化、水化和溶蚀作用，这会导致岩石的抗压强度与断裂的摩擦力降低(宋贯一等，2000)，另外深部流体的孔隙压力增大可使断裂面的有效正压降低(Knapp，Knight，1977)。因此断裂带内地下水作用越深，水对围岩的弱化程度就越高，从而影响了断裂的应力状态与地震活动性(林元武，1993)。贺兰山东麓断裂带北段地下水温高、水循环深度深，这意味着该地区地下水对断裂的弱化程度较高，所以其地震活动表现为小震频发且震级较低的特点。相反，贺兰山东麓断裂南段地下水水温低、循环深度浅，地下热水对断裂的弱化作用强度较低，容易积累构造应力，断裂强度较大，所以其地震活动表现为小震频度低。上述变化规律与王云等(2014)、Yan等(2022)的研究结果相一致，由此可见，地下水水文地球化学特征与地震空间分布均受到地质构造条件的制约。

3.7 地下水成因模式

综合前述研究资料及结果，建立贺兰山东麓地区地下水成因模型(图10)。如图10所示，本文研究的10个地下水出露点主要受地质构造的控制，大体上沿贺兰山东麓断裂的分支分布，区域内地下水在贺兰山东麓断裂的西侧山区获得大气降水入渗补给，水流在重力作用下沿次级断裂带或断层裂隙向下汇集和径流，水温随循环深度的增加而升高。随着循环深度达到1.7～2.8 km时，地下水被该区域下部热源加热形成热水，并与围岩中的硅酸盐岩、碳酸盐岩、石膏等矿物发生一系列水-岩反应，生成常量元素与微量元素，而后在断裂交汇处上升至地表并与浅部冷水发生混合，最后携带深部信息以泉水形式出露于地表。

图10 贺兰山东麓断裂地下水水文地球化学运移示意图Fig.10 A model of hydrogeochemical migration ofthe groundwater in the Eastern Piedmont Faultof the Helan Mountains

地震的孕育过程会使孕震区地下应力场发生变化，从而触发断裂带内含水层破碎，致使不同含水层水体相互混合，地下水水化学组分、同位素组成等水化学信息发生改变。因此，在贺兰山东麓断裂带开展地下水水文地球化学特征研究，对于了解当地地下水循环特征、地震孕育过程具有一定意义。

4 结论

本文对贺兰山东麓断裂带内采集的20件地下水水样的水文地球化学特征进行了分析与研究，探讨了贺兰山东麓断裂带与水化学组成及地震活动的关系，并分析贺兰山东麓地区地下水成因模式，得到以下结论：

(3)贺兰山东麓地区地下水出露主要受断裂控制，区内地下水水温、矿化度、矿物饱和指数及循环深度呈北高南低的分布特征。水化学组分高值区内小震活动频度高、震源深度深。地下水在山区接受大气降水入渗补给，沿断层裂隙向下径流，与岩层中的硅酸盐岩、碳酸盐岩、石膏等矿物发生水-岩反应，后携带深部信息以泉水形式出露于地表。