石宏宇 周曉成 王萬麗 顏玉聰 李鵬飛 姜莉

1)中國地震局地震預(yù)測研究所，中國地震局地震預(yù)測重點實驗室，北京 100036 2)中國地質(zhì)大學(xué)(北京)，地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

0 引言

溫泉是出露于地表、由地球內(nèi)部熱能釋放加熱導(dǎo)致溫度高于當(dāng)?shù)啬昶骄鶞囟鹊牡叵滤?Griffin et al，2017)?；顒訑嗔咽堑叵铝黧w良好的運移通道，研究活動斷裂中溫泉流體的地球化學(xué)特征變化可以較好地監(jiān)測活動斷裂帶內(nèi)部的活動狀態(tài)(Favara et al，2001；Skelton et al，2014； 仵柯田等，2019； 盛艷蕊等，2020)。國外學(xué)者對圣安地列斯斷裂(Kennedy et al，1997)、土耳其安納托利亞斷裂(Aydn et al，2015)、日本俯沖帶(Sano et al，1998)和中歐等地區(qū)(Zhang et al，2017)溫泉流體進(jìn)行地球化學(xué)研究發(fā)現(xiàn)：離子(Na+、Cl-和等)濃度、氣體(H2、CH4和CO2等)濃度和同位素(3He/4He、δ13CCO2等)含量在地震發(fā)生前后均出現(xiàn)大幅度變化。邢臺地震發(fā)生后，我國開始了地震地球化學(xué)離子觀測，發(fā)現(xiàn)了地震地球化學(xué)流體異?，F(xiàn)象。近年來，國內(nèi)學(xué)者對龍門山斷裂帶(Du et al，2006)、岷江斷裂帶(Shi et al，2014)、甘孜-玉樹斷裂帶(劉雷等，2012)和理塘斷裂帶(Zhou et al，2017)溫泉流體的地球化學(xué)研究表明，在中強地震之后，同樣出現(xiàn)了明顯的溫泉流體地球化學(xué)異常變化。

岷江斷裂帶位于岷山隆起的西側(cè)，其東側(cè)為虎牙斷裂帶(張岳橋等，2010)。歷史上，岷江斷裂帶曾在1933年、1938年和1960年分別發(fā)生了MS7.5、MS6.0和MS6.8 地震，第四紀(jì)活動強烈(Qian et al，2000)，對該區(qū)域進(jìn)行溫泉流體地球化學(xué)監(jiān)測研究具有重要的價值。李宏業(yè)等(2003)對岷江斷裂帶溫泉流體地球化學(xué)特征研究，發(fā)現(xiàn)含δ13CCO2的CO2流體主要來自于地殼淺部，溫泉水補給來源主要為大氣降水，但尚不清楚岷江斷裂帶流體地球化學(xué)變化的機理和流體運移模式。汶川地震發(fā)生后的2008年6月—2010年6月期間，周曉成(2011)對岷江斷裂帶附近的溫泉進(jìn)行了3次采樣監(jiān)測，發(fā)現(xiàn)溫泉氣體中有大量的幔源δ13CCO2和3He/4He上涌。2017年岷江、虎牙和塔藏斷裂交匯處發(fā)生九寨溝MS7.0 地震，筆者于該地震第二天到達(dá)現(xiàn)場，獲取流體地球化學(xué)數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)該地震前后溫泉流體地球化學(xué)特征同樣出現(xiàn)了明顯的變化。本文對岷江斷裂帶溫泉流體的地球化學(xué)時空變化特征進(jìn)行了研究，探討了斷裂帶內(nèi)深淺部流體耦合機理以及溫泉流體地球化學(xué)特征變化與地震之間的關(guān)系，建立了岷江斷裂帶深淺部流體耦合模型，可為今后判斷岷江斷裂帶未來中強地震的短臨前兆流體異常變化提供幫助。

1 研究區(qū)域地質(zhì)概況

注： 圖中地震為研究區(qū)域2008—2018年發(fā)生的4級以上地震圖1 采樣點分布

2 野外采樣和處理方法

(1)

對微量元素的測定在核工業(yè)地質(zhì)研究院測試中心分析完成，采用Element型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀ICP-MS(張彥輝等，2018)。氫氧同位素分析使用氣體同位素質(zhì)譜儀MAT253，樣品的分析精度為δD<±1‰和δ18O<±0.2‰(劉漢彬等，2013)； 使用電感耦合等離子體發(fā)射光譜儀Optima-5300 DV檢測SiO2； 鍶同位素分析使用Phonix型熱電離質(zhì)譜儀分析完成(湯書婷等，2015)； 碳同位素分析使用Delta Plus XL質(zhì)譜計分析完成，13C/12C的精度為0.2‰(李中平等，2007)； 氦氖同位素分析使用Noblesse稀有氣體同位素質(zhì)譜儀(Cao et al，2018)。

2013年之前的氣體樣品在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所石油資源研究重點實驗室進(jìn)行分析，使用儀器為Agilent 7890(Zhou et al，2017)；2013年之后的氣體樣品在中國地震局地震預(yù)測研究所分析完成。溫泉氣體中的N2、H2、CO2、O2、CH4和Ar使用Agilent Macro 3000便攜式氣相色譜儀進(jìn)行測量(Zhou et al，2017)。

3 溫泉流體地球化學(xué)特征分析

3.1 常量元素、微量元素的地球化學(xué)特征

圖2 水樣piper三線圖

表2 離子含量的相關(guān)系數(shù)矩陣(單位：mg·L-1)

圖3 溫泉中微量元素含量對比

碳酸鹽巖地層和碎屑巖地層對Sr2+的富集最有利，pH值在7.0～8.5之間的弱堿性水更容易富集Sr2+(劉慶宣等，2004)。岷江斷裂帶溫泉水pH值分布范圍為6.4～9.8，平均值為7.4，又由于含游離CO2較多的水與含有Sr2+的地層發(fā)生作用有利于Sr2+的溶解，研究區(qū)游離CO2含量較高，因此表明該區(qū)域容易富集Sr2+。

張春山等(2003)的研究表明，當(dāng)深度、壓力增加時，B在地下水中的溶解度會增高。岷江斷裂帶溫泉水中的B濃度較高，為5.60mg/L，根據(jù)地球物理資料發(fā)現(xiàn)，岷江斷裂帶受巴顏喀啦地塊推及作用形成，因此含有大量的B。同時，Ni、Ti、Fe、Cr等金屬離子易富集在高壓區(qū)(Pili et al，2002)，且石英中Sr2+、方解石中Ca2+和白云石中Mg2+的溶解會導(dǎo)致高嶺石和氧化礦物中的Al、Fe、Ti等金屬離子被動富集(Pili et al，2002；Uysal et al，2007)，致使岷江斷裂帶溫泉水中的Al、Fe、Ti的含量較高。根據(jù)富集因子(EF)的大小可以定性地判斷溫泉水中微量元素來源，計算公式為

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

(2)

其中，CR為選定的參比元素含量；Ci為樣品中元素含量；w為水樣中元素濃度；r為巖石中元素濃度。富集因子能夠表示某種元素在某一地質(zhì)體中富集的程度，當(dāng)該值小于1時，則意味著元素分散。

將川西地區(qū)上三疊統(tǒng)微量元素平均值作為參考背景(劉金華等，2005)，選定地殼巖石微量元素Ni作參比元素，對微量元素數(shù)據(jù)進(jìn)行歸一化處理(表3)。能夠看出，研究區(qū)域內(nèi)卡卡溝和牟尼溝溫泉水中B、Sr、Ba元素的富集因子大于1，川盤橋、黃龍、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，表明其他元素相對分散。由圖3可知，B、Sr和Ba的含量相對其他元素較高，且常量元素中富集Ca和Mg，均為堿土金屬元素，因此，判斷岷江斷裂帶溫泉水主要來自于灰?guī)r(Pili et al，2002)。

3.2 溫泉水來源

δ18O=-0.002Alt-6.327

(3)

得出補給高程為3.4～4.5km。

圖4 水樣δD-δ18O分布

圖5 Na-K-Mg三角圖

Na-K-Mg三角圖解(Giggenbach，1988)(圖5)能夠反應(yīng)水化學(xué)的平衡狀況和平衡溫度。不同條件下所用的熱儲溫標(biāo)不同，常用的地球化學(xué)溫標(biāo)主要有石英、玉髓溫標(biāo)和離子溫標(biāo)，離子溫標(biāo)在水巖反應(yīng)達(dá)到平衡狀態(tài)時適用，而圖5顯示研究區(qū)域溫泉點均處于未成熟水區(qū)域，且研究表明溫度小于110℃時，通常是玉髓控制著溶液中的SiO2含量(鄭西來等，1996)，計算公式為(Arnórsson，1983)

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

(4)

其中，CSiO2代表水中SiO2的質(zhì)量濃度，計算結(jié)果見表5。因此，岷江斷裂帶熱儲溫度主要為26.00℃～52.22℃，循環(huán)深度主要為1.17～2.67km。

表5 熱儲溫度循環(huán)深度計算

3.3 溫泉氣體He及CO2來源

3.3.1 He來源

2010年6月—2018年8月，3He/4He變化范圍為0.02Ra～0.68Ra，平均值為0.14Ra。為估算地幔衍生氦的比例，利用 4He/20Ne 對空氣混染程度進(jìn)行約束(Duchkov et al，2010)。3He/4He與4He/20Ne 關(guān)系圖(圖6)(Sano et al，1985)顯示了每個氣體樣品的濃度，所有點均靠近地殼端元。計算得出的幔源He貢獻(xiàn)率見表4，其中，2010年6月—2018年8月川盤橋溫泉幔源氦貢獻(xiàn)率約為0.07%～5.67%，牟尼溝溫泉的幔源氦貢獻(xiàn)率約為0.30%～7.77%。 由于2008年6月無 4He/20Ne 數(shù)據(jù)，無法校正3He/4He值，但發(fā)現(xiàn)川盤橋和牟尼溝溫泉中的3He/4He分別為1.68Ra和2.16Ra，均較高。周曉成等(2017)研究表明汶川地震后有大量的幔源物質(zhì)上涌與地殼流體混合，而隨著地震的減弱，地幔流體對溫泉的3He/4He貢獻(xiàn)逐漸減小。本研究發(fā)現(xiàn)2017年九寨溝MS7.0 地震之后3He/4He一直呈下降趨勢。

注： 各不同端元的比值分別為：空氣3He/4He=1.4×10-6，4He/ 20Ne=0.318； 地幔3He/4He=12×10-6，4He/20Ne=100000； 地殼3He/4He=0.02×10-6，4He/ 20Ne=100000(Ozima et al，1983；Ballentine et al，2005)。圖中數(shù)字為采樣時間：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的數(shù)據(jù)據(jù)Zhou等(2015)圖6 溫泉氣體中3He/4He與4He/20Ne 比值關(guān)系

3.3.2 CO2來源

2017年6月測得卡卡溝、川盤橋和牟尼溝溫泉水中的87Sr/86Sr比率分別為0.70862、0.70872和0.70870，利用研究區(qū)域溫泉水中87Sr/86Sr與3He/4He作圖(圖7)，發(fā)現(xiàn)川盤橋和牟尼溝溫泉水主要來自于地殼，卡卡溝溫泉、川盤橋溫泉和牟尼溝溫泉87Sr/86Sr主要分布在0.70800左右，推測鍶主要來自于岷江斷裂帶發(fā)育的碳酸鹽巖(Négrel，2006)。

圖7 岷江斷裂帶 3He/4He與 87Sr/86Sr關(guān)系圖(據(jù)Martelli等(2008))

岷江斷裂帶溫泉水中逸出氣體的CO2/3He比率范圍為0.66×1011～100×1011(表6)，均大于洋中脊玄武巖(2×109)(Marty et al，1987)，δ13CCO2主要分布在 0±3‰。溫泉逸出氣中的CO2主要來源有地幔、有機質(zhì)和灰?guī)r，為確定研究區(qū)域溫泉氣中CO2的來源，繪制3He/4He(R/Ra)-δ13CCO2關(guān)系圖，見圖8。其中，所有的采樣點均靠近石灰石(L)端元，計算地幔脫氣(M)中碳的相對貢獻(xiàn)(Sano et al，1995)，發(fā)現(xiàn)石灰石(L)(Chiodini et al，2004)貢獻(xiàn)量為75.00%～99.47%(表6)，表明大量的CO2主要來自灰?guī)r裂解。

表6 岷江斷裂帶溫泉氣體中地幔、石灰?guī)r和沉積有機質(zhì)CO2的比例

注： 不同端元組成分別為：沉積有機碳(S)，δ13CCO2=-25‰～-19‰，3He/4He(R/Ra)=0.01； 幔源碳(M)，δ13CCO2=-6‰～-2‰， 3He/4He(R/Ra)=8； 灰?guī)r(L)，δ13CCO2=0‰，3He/4He(R/Ra)=0.01(Sano et al，1995)圖8 3He/4He(R/Ra)-δ13CCO2關(guān)系圖

3.4 溫泉流體地球化學(xué)變化與地震

圖9 溫泉中離子含量隨時間變化關(guān)系圖(2008年6月—2010年4月數(shù)據(jù)據(jù)陳志(2014)；2006年數(shù)據(jù)據(jù)魯人齊等(2008)； 圖中地震表示為：震級/震中距(km))

溫泉逸出氣體及同位素主要成分(CO2、N2、CH4、O2、3He/4He)見表4，由于對研究區(qū)域的氣體監(jiān)測點密度小，九寨溝地震前He、3He/4He無明顯異常，而2015年H2出現(xiàn)異常高值，H2的異常與斷裂活動密切相關(guān)，岷江斷裂持續(xù)運動可能使斷裂帶內(nèi)裂隙在連通與閉合間轉(zhuǎn)換，導(dǎo)致H2濃度變化顯著。He是鈾-釷系等放射性元素α衰變的產(chǎn)物(楊曉芳等，2013)，研究區(qū)域溫泉水中的鈾為0.010～0.850mg/L、釷為0.002～0.009mg/L，含量極低，導(dǎo)致He濃度較低，且研究區(qū)域逸出氣含有大量CO2，會對He有一定的稀釋作用。周曉成(2011)研究發(fā)現(xiàn)，汶川地震發(fā)生后岷江斷裂帶有大量幔源物質(zhì)上涌，而九寨溝地震前后卻無明顯3He/4He變化。岷江斷裂帶處于松潘-甘孜褶皺帶、摩天嶺地塊與龍門山逆沖推覆構(gòu)造帶接合處(陳浩等，2014)，表明岷江斷裂帶與龍門山斷裂帶聯(lián)系較大，導(dǎo)致汶川地震對岷江斷裂帶的影響較為明顯，因此汶川地震對岷江斷裂帶的影響比九寨溝地震對該斷裂帶的影響大，也可能是本次研究對該區(qū)域的監(jiān)測密度不夠，未監(jiān)測到地震帶來的大量幔源物質(zhì)，今后還需繼續(xù)監(jiān)測。

3.5 溫泉流體地球化學(xué)模型

巴顏喀啦塊體東部位于我國南北地震帶中部。龍門山斷裂帶、岷江斷裂帶和甘孜-玉樹斷裂帶均為受到強烈的現(xiàn)今地殼變形影響而形成的一系列大型活動帶(孔令昌等，2012； 陳長云等，2013)。結(jié)合上述研究結(jié)果與已有的地質(zhì)資料建立模型(圖10)。

圖10 岷江斷裂帶溫泉流體地球化學(xué)模型(據(jù)任俊杰等(2017))

如模型所示，岷江斷裂帶周圍的溫泉主要來自于3436～4506m大氣降水補給。岷江斷裂帶為溫泉水提供良好的運移通道，使溫泉水沿斷裂面向下運移，在運移過程中與研究區(qū)域富集的灰?guī)r發(fā)生了水巖反應(yīng)，產(chǎn)生少量的微量元素和較多的常量元素。部分溫泉水向下運移至地殼下1.17～2.67km處，經(jīng)地溫加熱向上補給岷江斷裂帶周圍的溫泉。研究區(qū)域構(gòu)造活動強烈，300km范圍內(nèi)的中強地震孕育、發(fā)生過程中，可能會觸發(fā)斷裂帶內(nèi)部含水層破碎，不同裂隙間的導(dǎo)通致使流體混合，深部流體混入從而導(dǎo)致岷江斷裂帶周圍溫泉水中的離子濃度發(fā)生變化，如九寨溝地震的發(fā)生導(dǎo)致岷江斷裂帶周圍溫泉水中的離子濃度產(chǎn)生變化。由于岷江斷裂帶向下延伸至30km處的滑脫面(鄧起東等，1994； 任俊杰等，2017)，阻礙了部分幔源物質(zhì)的上涌，因此研究區(qū)域溫泉水中的幔源He貢獻(xiàn)率較低。

已有研究發(fā)現(xiàn)，汶川地震和九寨溝地震的發(fā)生增加了東昆侖斷裂、岷江斷裂的庫倫應(yīng)力的積累(Shan et al，2009； 汪建軍等，2017)。同時，岷江斷裂帶溫泉水中含有大量的逸出氣CO2，CO2逸出氣及地震帶來的深部構(gòu)造帶高壓流體會對斷層產(chǎn)生“潤滑”作用，說明岷江斷裂帶溫泉流體地球化學(xué)連續(xù)監(jiān)測對該地區(qū)及其周圍未來中強地震短臨流體異常判斷具有一定意義。

4 結(jié)論

通過對2010年6月—2018年8月岷江斷裂帶及其臨近區(qū)域溫泉流體地球化學(xué)數(shù)據(jù)的收集、匯總，對該區(qū)域水化學(xué)特征及水文地球化學(xué)場進(jìn)行對比研究，得出以下結(jié)論：

(1)研究區(qū)域的水均為中性弱堿性水，且溫泉水化學(xué)類型差異較小，根據(jù)化學(xué)組合特征將溫泉水分為Ca-HCO3、Mg-HCO3、Ca·Mg-HCO3、Mg·Ca-HCO3四種類型。通過δ18O、δD和SiO2值判斷出岷江斷裂帶周圍的溫泉水均源于大氣降水，熱儲溫度為26.00～52.22℃，循環(huán)深度為1.17～2.67km，微量元素含量較低，由此判斷岷江斷裂帶溫泉水均為水巖反應(yīng)程度不高的未成熟水。岷江斷裂帶溫泉水中的86Sr/87Sr范圍為0.70862～0.70872，判斷其主要來自于碳酸鹽類礦物。δ13CCO2范圍為-7.50‰～-0.12‰，表明岷江斷裂帶內(nèi)溫泉水逸出氣中的CO2主要來自地殼中的灰?guī)r。

(3)結(jié)合已有地球物理資料和研究區(qū)域溫泉流體地球化學(xué)特征，繪制岷江斷裂帶溫泉流體運移模型，根據(jù)模型發(fā)現(xiàn)，3436～4506m的岷山上的大氣降水補給岷江斷裂帶周圍的卡卡溝、川盤橋、松潘和牟尼溝溫泉，并沿岷江斷裂帶和裂隙向下運移至地殼下0.82～2.67km，運移過程中與岷江斷裂帶圍巖發(fā)生一定的水巖反應(yīng)，產(chǎn)生大量的常量元素、微量元素和CO2等氣體。而岷江斷裂帶周圍溫泉所處區(qū)域構(gòu)造活動強烈，因此，300m范圍內(nèi)的中強地震孕育、發(fā)生過程中，可能會觸發(fā)斷裂帶內(nèi)部構(gòu)造發(fā)生改變，引起含水層破碎，不同裂隙間導(dǎo)通致使流體混合，不同來源的流體混入，從而導(dǎo)致岷江斷裂帶周圍溫泉水離子濃度發(fā)生變化。

致謝：感謝中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所蘭州油氣資源研究中心李立武、李中平和核工業(yè)地質(zhì)研究院測試中心劉漢彬、劉牧、劉小桐在測量分析時的幫助，感謝審稿專家的悉心指導(dǎo)。