王曉濤，丁風(fēng)和，張燕霞，李新艷，賀嘉偉

(寧夏回族自治區(qū)地震局，寧夏 銀川 750001)

0 引言

地下水廣泛存在于地殼中，其水文地球化學(xué)特征與區(qū)域地質(zhì)條件密切相關(guān)(Wiersberg，Erzinger，2011)。地下水中的離子組分主要源自于大氣降水、巖石風(fēng)化水解、海水混合以及人類活動輸入，地下水在運移及循環(huán)過程中長期與周圍環(huán)境作用，使得其離子組分記錄了地下流體補給、來源、運移及循環(huán)等重要信息(Gaillardetetal，1999；於昊天等，2017)。因此通過對地下水化學(xué)組分的分析與研究，可判別地下水的類型、成因、循環(huán)過程及水巖反應(yīng)程度，獲取水文地球化學(xué)特征，從而對地下水與地質(zhì)構(gòu)造的關(guān)系進行科學(xué)判斷(Tokunaga，1999；杜建國，劉叢強，2003；Zhouetal，2022)。地下水中的氫氧穩(wěn)定同位素能夠有效識別地下流體的來源，是水文地球化學(xué)的有效示蹤工具(Craig，1961；周訓(xùn)等，2015，2017；張磊等，2021)。

賀蘭山東麓斷裂帶位于中國東西地質(zhì)構(gòu)造界限的南北地震構(gòu)造帶北段，其新生代以來活動強烈，歷史上地震活動強度大、頻度高(鄧起東等，1984)。目前對賀蘭山東麓斷裂帶的研究主要圍繞賀蘭山的形成與演化、斷裂活動性、深部結(jié)構(gòu)及斷裂構(gòu)造格架等(廖玉華，潘祖壽，1982；杜鵬等，2009；Yang，Dong，2020；Weietal，2021；董云鵬等，2021；Hanetal，2022)，缺乏斷裂帶內(nèi)地下水水文地球化學(xué)特征與地震活動的相關(guān)研究。鑒于此，本文以賀蘭山東麓斷裂帶內(nèi)10個溫泉地下水樣為研究對象，根據(jù)水樣中的常量元素、微量元素、氫氧同位素等數(shù)據(jù)，分析賀蘭山東麓斷裂帶地下水水文地球化學(xué)特征，估算地下水循環(huán)深度，探討水化學(xué)成因、離子來源及主要控制因素，給出區(qū)域地下水循環(huán)運移模型，研究成果對于判斷賀蘭山東麓斷裂地震流體異常具有一定意義。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于銀川盆地西邊界的賀蘭山東麓斷裂，該斷裂北起寧蒙交界的柳條溝，沿賀蘭山東麓向南西延伸，止于頭關(guān)，長度約120 km，斷裂走向NNE，傾向SE，傾角50°～80°，是一條兼有右旋走滑的正斷層。新生代以來該斷裂活動強烈，是銀川地塹的主要發(fā)震構(gòu)造，1970 年以來該地區(qū)共發(fā)生了22次強震，歷史上曾發(fā)生過1739年平羅—銀川8級地震(鄧起東等，1984；Linetal，2015)。

斷裂所在的賀蘭山屬于中溫帶干旱區(qū)，四季溫差大，冬季寒冷，氣候干燥，降水很少，夏季酷熱，區(qū)域年平均氣溫為9.52 ℃，降水主要集中在每年6—9月，年平均降雨量約為192 mm，為典型的大陸性季風(fēng)氣候特征(耿侃，楊志榮，1990)。研究區(qū)基巖由古生代和中生代地層組成，包括古生代碳酸鹽巖、石灰?guī)r、白云石、頁巖、石英及中生代砂巖和砂礫巖，山前為巨厚的第四系沉積物構(gòu)成的非承壓含水層，富含第四系孔隙潛水(Weietal，2014)。

2 樣品采集與測試

2020年7月(豐水期)和11月(枯水期)，筆者在賀蘭山東麓地區(qū)采集泉水樣品共20件，采樣位置如圖1所示，按照經(jīng)緯度順序，自北向南水樣編號分別為W1～W10。采樣前先將聚乙烯瓶用水樣潤洗3次，每處采樣點使用250 mL聚乙烯瓶采集樣品3瓶，用于測定主量元素、微量元素和氫氧同位素，其中測定微量元素的水樣滴入稀硝酸將溶液酸化至pH值<2，取樣后原樣密封避光保存，并在兩周內(nèi)送往實驗室分析。同時利用杭州奧豪斯便攜式pH計現(xiàn)場測定水樣的pH值和溫度。

圖1 研究區(qū)構(gòu)造背景、取樣點及1965年以來歷史地震分布(據(jù)董云鵬等，2021)Fig.1 Geotectonic settings，sampling points and thedistribution of historical earthquakes since 1965 in thestudy region(according to Dong et al，2021)

3 結(jié)果與討論

3.1 水化學(xué)特征及成因分析

3.1.1 水化學(xué)組分特征及水化學(xué)類型

圖2 研究區(qū)地下水樣豐水期(a)及枯水期(b)Piper三線圖

3.1.2 主要離子比例

研究表明，地下水中各離子的相互關(guān)系在一定程度上可以反映不同巖性對地下水水化學(xué)成分的影響(文冬光等，1995)。Na+與Cl-的來源通常采用Na-Cl的關(guān)系來解釋。如果地下水中Na+和Cl-毫克當量濃度比值在1 ∶1等值線附近，那么這2種離子主要由鹽巖溶解提供。由圖3a可知，地下水樣點大部分位于Na+和Cl-毫克當量濃度比值為1的直線上方，表明地下水中Na+除了巖鹽的溶解外還存在其他來源，過量的Na+可能來源于含水層中發(fā)生的陽離子交換作用。一般情況下，地下水中的Na+主要來源于鈉長石、正長石或云母等硅酸鹽礦物的風(fēng)化溶解。

圖3 地下水樣中Na+與Cl-(a)、Ca2+與離子比例關(guān)系圖

圖4 地下水樣中Ca2+/Na+與Mg2+/Na+(a)、Ca2+/Na+與關(guān)系圖

3.2 地下水補給來源及補給高程

利用氫氧穩(wěn)定同位素信息來研究地下水的補給來源已十分普遍，氫氧同位素信息可以判別研究區(qū)內(nèi)地下水的來源及成因(張磊等，2021)。研究區(qū)地下水樣的δD和δ18O分布范圍(表2)分別為-82.9‰ ～-61.0‰和-11.4‰ ～-8.1‰。受降雨效應(yīng)影響，豐水期研究區(qū)地下水δD和δ18O均低于枯水期，且同位素波動小于枯水期。

表2 研究區(qū)地下水氫氧同位素、補給高程、熱儲溫度及循環(huán)深度

本文采用全國大氣降水線方程δD=7.9δ18O+8.2(鄭淑蕙等，1982)與西北地區(qū)大氣降水線方程δD=7.2δ18O+5.5(黃錦忠等，2015)，繪制了研究區(qū)地下水的δD-δ18O關(guān)系圖(圖5)。從圖5可以看出，研究區(qū)內(nèi)豐水期與枯水期地下水樣的同位素組成基本靠近全國大氣降水線和西北大氣降水線附近，表明該區(qū)域地下水主要受大氣降雨補給。所有水樣的氫氧同位素都不同程度地向右下偏離西北大氣降水線，發(fā)生了“氧漂移”。一方面，地下水與碳酸鹽巖長時間充分接觸，不斷地溶解碳酸鹽巖中的含氧礦物成分，含氧礦物中較重的氧原子易于和巖溶水中較輕的氧原子發(fā)生同位素交換反應(yīng)，巖溶水中的δ18O不斷富集，發(fā)生δ18O同位素漂移(王善博等，2013)。另一方面，研究區(qū)地處西北干旱區(qū)，氣候干旱且蒸發(fā)量大，蒸發(fā)作用造成地下水在補給過程中發(fā)生同位素富集，從而使得地下水樣具有向右偏離西北大氣降水線的分布特征。大氣降水的穩(wěn)定同位素δD和δ18O隨著高程的增大而減小，具有高程效應(yīng)，即

圖5 研究區(qū)水樣δD(‰)-δ18O(‰)關(guān)系圖

高程與δD和δ18O之間存在較好的線性關(guān)系，利用這一規(guī)律可以確定地下水的補給高度(Zhouetal，2010)。本文利用以下兩種方法估算研究區(qū)地下水補給高程。

方法1：根據(jù)我國西部地區(qū)大氣降水δD的高程效應(yīng)關(guān)系式(于津生，1997)計算：

δD=-0.026H-30.2

(1)

方法2：根據(jù)δD、δ18O與高程關(guān)系式(王恒純，1991)計算：

H=(δG-δP)/K+h

(2)

式中：H表示補給區(qū)高程；δG表示取樣點水樣的δD或δ18O值；δP表示取樣點附近大氣降水的δD或δ18O值；K為大氣降水δD或δ18O的高程梯度。我國西北地區(qū)δ18O的平均梯度為-0.26‰/100，δD的平均值為-1.77‰/100(Maetal，2018)；h為取樣點海拔高度。根據(jù)國際原子能機構(gòu)(IAEA)全球大氣降水監(jiān)測數(shù)據(jù)資料，銀川地區(qū)大氣降水同位素δ18O與δD加權(quán)平均值分別取-9.52‰與-63.19‰。

據(jù)式(1)(2)計算出研究區(qū)地下水補給高程并求出平均值。從表2可知，研究區(qū)地下水樣豐水期平均補給高程為1.28～2.00 km，平均值為1.62 km；枯水期平均補給高程為1.07～2.04 km，平均值為1.58 km，總體平均補高程為1.07～2.04 km，這與取樣點附近海拔高度相當。

3.3 地下水熱儲溫度及循環(huán)深度

Na-K-Mg三角圖解法常用于區(qū)分水樣類型，評價水-巖平衡狀態(tài)(Giggenbach，1988)。圖6反映了研究區(qū)所有地下水樣品的水-巖平衡狀態(tài)，可以看到所有測試結(jié)果均落在Mg2+端元附近，表明研究區(qū)的地下水均處于未平衡狀態(tài)。

圖6 地下水樣的Na-K-Mg三角圖(據(jù)Giggenbach，1988)

熱儲溫度是控制地下熱水中元素濃度的重要因素，通過地下水化學(xué)組分可以計算其熱儲溫度。本文采用Na-K(Fournier，1997)、Na-K-Ca(Fournier，Truesdell，1973)及Na-Li(Verma，Santoyo，1997)陽離子地?zé)釡貥擞嬎阊芯繀^(qū)地下水熱儲溫度，分別為119.0 ℃～286.9 ℃、113.6 ℃～200.0 ℃和74.6 ℃～114.1 ℃。Na-Li地?zé)釡貥擞嬎愠龅臒醿囟葍善谧兓淮笄艺w更加穩(wěn)定，因此選擇該熱儲溫度作為優(yōu)選溫度參與計算研究區(qū)地下水循環(huán)深度。

根據(jù)熱儲溫度及當?shù)氐販靥荻鹊鹊責(zé)豳Y料可以計算地下水循環(huán)深度，其公式為：

H=(TZ-T0)/G+H0

(3)

式中：H表示地下水的循環(huán)深度；Tz表示計算出的熱儲溫度(℃)；T0表示研究區(qū)恒溫帶溫度(℃)；G表示研究區(qū)地溫梯度；H0表示研究區(qū)恒溫帶深度(m)。

根據(jù)左銀輝等(2013)及任光遠(2019)的研究結(jié)果，銀川地區(qū)地?zé)豳Y料取值分別為：T0=14.8 ℃，G=36.4 ℃/km，H0=30.5 m，Tz取平均熱儲溫度，計算出研究區(qū)內(nèi)地下水循環(huán)深度范圍為1.7～2.8 km(表2)，循環(huán)深度變化大，循環(huán)較淺。位于研究區(qū)最北側(cè)的W1號水樣循環(huán)深度最深，兩期均值為2.75 km，而位于研究區(qū)最南側(cè)的W10號水樣循環(huán)深度最淺，兩期均值為1.80 km，由此表明，賀蘭山東麓山區(qū)地下水沿斷裂從南到北循環(huán)深度依次加深。

3.4 礦物飽和指數(shù)

礦物飽和指數(shù)SI對于礦物的沉積與溶解具有重要的指示意義，可以用來研究巖溶水系統(tǒng)水化學(xué)特征(Minvielleetal，2015)。當SI>0時，表示礦物達到飽和，有沉積的趨勢；當SI=0時，表示礦物處于均衡狀態(tài)；當SI<0，表示礦物未飽和，在地下水中可溶解。

計算研究區(qū)地下水樣中硬石膏、文石、方解石、白云石、石膏和石鹽6種礦物的SI(圖7)，發(fā)現(xiàn)絕大多數(shù)水樣的SI<0，說明該區(qū)域地下水中各個離子含量大體處于未飽和狀態(tài)。其中地下水樣中的文石(SI值為-0.57～0)、方解石(SI值為-0.43～0.14)與白云石(SI值為-1.21～0.25)的SI相對較高；硬石膏(-2.28～-1.15)和石膏(-1.97～-0.84)SI相近，且相對較低；石鹽飽和指數(shù)最低(SI值為-8.23～-6.32)。由此說明研究區(qū)地下水中文石、方解石和白云石相對容易沉積，而硬石膏、石膏和石鹽較難沉積。所有樣品中的硬石膏、石膏和石鹽SI均為負值，處于未飽和狀態(tài)，而文石、方解石和白云石的SI變化趨勢相似，各礦物組分在絕大部分水樣點的SI值差異不大，說明地下水賦存環(huán)境較一致。

圖7 研究區(qū)地下水樣礦物飽和指數(shù)

另外，不同點位各礦物的SI具有一定分布特征，其中研究區(qū)最北側(cè)的W1號水樣中的各個礦物的SI均較高；除了W7號外，其它水樣中的硬石膏、石膏、石鹽、白云石等礦物的SI沿賀蘭山東麓斷裂自北向南出現(xiàn)了從高降低的變化特征，這可能與該斷裂北段區(qū)域相較于斷裂中、南段其地下水與圍巖接觸時間相對較長、水-巖反應(yīng)程度相對較高導(dǎo)致礦物在水中沉淀有關(guān)；而W7號水樣SI出現(xiàn)的不同變化特征可能與該點位于賀蘭山西側(cè)的阿左旗地區(qū)、其巖性與賀蘭山東麓地區(qū)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-巖相互作用的控制，其特征對地下水演變過程可提供一定的證據(jù)。本文采用中國科學(xué)院青海鹽湖研究所的檢測結(jié)果，獲得了研究區(qū)內(nèi)豐水期及枯水期共計20件地下水樣的微量元素分析數(shù)據(jù)。

富集因子(EF)可用于定量評價元素的來源，判斷水-巖反應(yīng)程度。若EF>1，則認為該元素相對參比體系更加富集；若EF≈1，表明元素在該地質(zhì)單元中的含量接近背景平均值；若EF<1，則說明該元素與圍巖間的反應(yīng)程度較低或者具有其它來源，因此某元素的EF值越大表示其富集程度越高。本文的參比元素選用地殼中化學(xué)穩(wěn)定性好、分析精度高且普遍存在的Ti元素，巖石微量元素選用賀蘭山蘇峪口地區(qū)的硅質(zhì)巖中的元素含量(武向峰等，2020)，將巖石微量元素與Ti濃度數(shù)據(jù)進行歸一化處理，計算出研究區(qū)地下水微量元素的富集因子EF(圖8)。從圖8可以看出該區(qū)域地下水中各元素的富集情況，其中Sr、Ba、Li等元素相對富集，其EF>1，其余微量元素富集程度較低。

圖8 研究區(qū)地下水樣微量元素富集因子對比

研究區(qū)地下水樣中Sr含量最高，濃度為262～2 176 μg/L；Ti含量次之，濃度為178～1 484 μg/L；Ba平均濃度為39 μg/L，Li平均濃度為27 μg/L。Sr化學(xué)性質(zhì)較穩(wěn)定，在地下水中其濃度主要與流經(jīng)的巖層性質(zhì)及水的徑流有關(guān)。一般Sr在含灰?guī)r層地下水中的含量較高，而在砂巖地區(qū)含量最低，另外石膏伴生的天青石礦區(qū)Sr的含量也較高(胡進武等，2004)。從構(gòu)造角度來講，Sr的含量會受到構(gòu)造的控制，從而沿斷裂帶方向出現(xiàn)高值分布，這主要由于Sr與Ca、K具有伴生關(guān)系，在富鈣、富鉀的礦物中Sr的含量都比較高(張春山等，2003)。Ba是堿土金屬元素，在地球化學(xué)過程中，Ba與K具有相似的離子半徑，因此Ba通常在富集K的礦物(如堿性長石和黑云母)中含量較高(Kabata-Pendias，2010)。Li化學(xué)性質(zhì)較為活潑，是深部物質(zhì)上涌的標志性元素之一，一些含鋰硅酸鹽礦物(鋰云母、灰石)在水解作用下可使 Li溶于水，使得Li在溫泉水中容易富集(呂苑苑，鄭綿平，2014)。

綜上，研究區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育的花崗巖及灰?guī)r在水解作用下，使得水樣中的Sr、Li等微量元素濃度升高，而其余大部分微量元素含量較低，EF<1，說明當?shù)氐叵滤疄槲闯墒焖?，礦化度低，水-巖反應(yīng)程度不強，這與前述Na-K-Mg三角圖解法所得結(jié)論一致。

3.6 地下水水文地球化學(xué)與地震空間分布特征

為進一步分析賀蘭山東麓地區(qū)地下水水文地球化學(xué)與該區(qū)域地震空間分布特征，探討活動斷裂與水化學(xué)組成及地震活動的關(guān)系，將地下水出露點的空間分布、地下水化學(xué)組成與研究區(qū)1965年以來ML≥1.0地震分布繪制于圖9，水溫、TDS及循環(huán)深度等數(shù)據(jù)采用兩期均值。從地下水出露位置來看(圖9a)，其空間分布較為均勻，基本沿賀蘭山東麓斷裂展布。地下水溫度、TDS、循環(huán)深度也具有相似的空間分布規(guī)律(圖9b～d)。兩期水樣平均溫度范圍為12.0 ℃～29.8 ℃，研究區(qū)最北端的賀蘭山東麓斷裂與正誼關(guān)斷裂交匯區(qū)域泉點(W1～W4，圖9b中淺紅色區(qū)域)整體水溫較高，而研究區(qū)南端區(qū)域泉點(W8～W10，圖9b中淺藍色區(qū)域)水溫較低，中段泉點(W5～W7)水溫介于中間，自北向南各泉點水溫呈現(xiàn)依次下降的變化規(guī)律。研究區(qū)兩期水樣的TDS均值為236.7～1 145.6 mg/L(圖9c)。礦化度較高的泉點(W1～W4)位于賀蘭山東斷裂的北段與正誼關(guān)斷裂交匯區(qū)域，而斷裂南段區(qū)域泉點(W7～W10)TDS較低(圖9c)。地下水循環(huán)深度同樣呈現(xiàn)類似變化特征，位于斷裂北段交匯區(qū)附近的W1～W4號水樣循環(huán)深度較深，兩期均值為2.3～2.7 km，而位于斷裂南段附近的W8～W10號水樣環(huán)深度較淺，兩期均值為1.7～2.0 km，W5～W7號水樣循環(huán)深度介于二者之間(圖9d)。

圖9 研究區(qū)地下水樣采集點位置(a)、水溫(b)、TDS(c)、循環(huán)深度(d)、

從圖9e、f可以看出，研究區(qū)內(nèi)地震活動空間分布不均勻，斷裂帶北段的中小地震活動頻次高，震源深度較深，但震級較??；而斷裂中、南段的地震頻次較低，震源深度較淺，但地震震級較大。綜上，整個研究區(qū)內(nèi)地下水的出露與水溫、礦化度、循環(huán)深度具有相似的變化規(guī)律，空間分布上基本沿斷裂帶展布，受斷層控制明顯，與斷裂構(gòu)造有一定關(guān)系，且泉點的空間分布與小震活動具有較好的匹配性，水溫高、礦化度高、循環(huán)深度深的區(qū)域小震活動頻發(fā)。

賀蘭山東麓斷裂自北向南分為5個次級斷裂，南段的活動性與中北段相比明顯弱，且其活動周期也要長于中北段(杜鵬等，2009)。賀蘭山東麓斷裂北段位于斷裂交匯部位，斷裂開啟程度及破碎程度高，這種構(gòu)造格局為該地區(qū)地下水的運移及循環(huán)提供了良好通道，地下熱水循環(huán)深度深，運移過程中與圍巖發(fā)生的水-巖反應(yīng)較為充分，地下水礦物質(zhì)含量高，因此該地區(qū)出露泉水的水溫、TDS及循環(huán)深度相對較高。此外有研究表明，地下巖石在水的作用下會使斷裂面產(chǎn)生泥化、水化和溶蝕作用，這會導(dǎo)致巖石的抗壓強度與斷裂的摩擦力降低(宋貫一等，2000)，另外深部流體的孔隙壓力增大可使斷裂面的有效正壓降低(Knapp，Knight，1977)。因此斷裂帶內(nèi)地下水作用越深，水對圍巖的弱化程度就越高，從而影響了斷裂的應(yīng)力狀態(tài)與地震活動性(林元武，1993)。賀蘭山東麓斷裂帶北段地下水溫高、水循環(huán)深度深，這意味著該地區(qū)地下水對斷裂的弱化程度較高，所以其地震活動表現(xiàn)為小震頻發(fā)且震級較低的特點。相反，賀蘭山東麓斷裂南段地下水水溫低、循環(huán)深度淺，地下熱水對斷裂的弱化作用強度較低，容易積累構(gòu)造應(yīng)力，斷裂強度較大，所以其地震活動表現(xiàn)為小震頻度低。上述變化規(guī)律與王云等(2014)、Yan等(2022)的研究結(jié)果相一致，由此可見，地下水水文地球化學(xué)特征與地震空間分布均受到地質(zhì)構(gòu)造條件的制約。

3.7 地下水成因模式

綜合前述研究資料及結(jié)果，建立賀蘭山東麓地區(qū)地下水成因模型(圖10)。如圖10所示，本文研究的10個地下水出露點主要受地質(zhì)構(gòu)造的控制，大體上沿賀蘭山東麓斷裂的分支分布，區(qū)域內(nèi)地下水在賀蘭山東麓斷裂的西側(cè)山區(qū)獲得大氣降水入滲補給，水流在重力作用下沿次級斷裂帶或斷層裂隙向下匯集和徑流，水溫隨循環(huán)深度的增加而升高。隨著循環(huán)深度達到1.7～2.8 km時，地下水被該區(qū)域下部熱源加熱形成熱水，并與圍巖中的硅酸鹽巖、碳酸鹽巖、石膏等礦物發(fā)生一系列水-巖反應(yīng)，生成常量元素與微量元素，而后在斷裂交匯處上升至地表并與淺部冷水發(fā)生混合，最后攜帶深部信息以泉水形式出露于地表。

圖10 賀蘭山東麓斷裂地下水水文地球化學(xué)運移示意圖Fig.10 A model of hydrogeochemical migration ofthe groundwater in the Eastern Piedmont Faultof the Helan Mountains

地震的孕育過程會使孕震區(qū)地下應(yīng)力場發(fā)生變化，從而觸發(fā)斷裂帶內(nèi)含水層破碎，致使不同含水層水體相互混合，地下水水化學(xué)組分、同位素組成等水化學(xué)信息發(fā)生改變。因此，在賀蘭山東麓斷裂帶開展地下水水文地球化學(xué)特征研究，對于了解當?shù)氐叵滤h(huán)特征、地震孕育過程具有一定意義。

4 結(jié)論

本文對賀蘭山東麓斷裂帶內(nèi)采集的20件地下水水樣的水文地球化學(xué)特征進行了分析與研究，探討了賀蘭山東麓斷裂帶與水化學(xué)組成及地震活動的關(guān)系，并分析賀蘭山東麓地區(qū)地下水成因模式，得到以下結(jié)論：

(3)賀蘭山東麓地區(qū)地下水出露主要受斷裂控制，區(qū)內(nèi)地下水水溫、礦化度、礦物飽和指數(shù)及循環(huán)深度呈北高南低的分布特征。水化學(xué)組分高值區(qū)內(nèi)小震活動頻度高、震源深度深。地下水在山區(qū)接受大氣降水入滲補給，沿斷層裂隙向下徑流，與巖層中的硅酸鹽巖、碳酸鹽巖、石膏等礦物發(fā)生水-巖反應(yīng)，后攜帶深部信息以泉水形式出露于地表。