瑪多MS7.4地震地表破裂帶與東昆侖斷裂溫泉的水文地球化學特征

路 暢 周曉成 李 營 劉 磊 顏玉聰 徐岳仁

1)中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2)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 3)青海省地震局， 西寧 810001

0 引言

2021年5月22日凌晨2點零4分， 青海省瑪多縣發(fā)生MS7.4地震， 震源深度17km， 震中位于(34.59°N， 98.34°E)， 是中國大陸自2017年九寨溝MS7.0地震之后發(fā)生的震級最大的地震。此次地震發(fā)生在青藏高原的東北緣， 震中靠近瑪多-甘德斷裂， 地處巴顏喀拉塊體內(nèi)部。塊體周邊發(fā)生過一系列的強震， 自1976年唐山地震以來， 中國大陸共發(fā)生7級以上地震8次， 均位于巴顏喀拉地塊的東、 西、 南、 北邊界及其附近地區(qū)(圖 1)(邵志剛等， 2020)。

圖 1 研究區(qū)及周邊的大地震、 活動斷裂與采樣點圖Fig. 1 Diagram showing big earthquakes， active faults and sampling points in the study region and its surrounding areas.a 巴顏喀拉塊體的地理位置及其周緣7級以上(1997年后)大地震分布(修改自Tapponnier et al.， 2001)； b 瑪多地震及泉水、 噴砂冒水采樣點分布(斷裂數(shù)據(jù)自鄧起東等， 2003)

總之， 近年來關(guān)于巴顏喀拉塊體邊界斷裂帶上的溫泉、 流體的地球化學特征與來源及其與地震活動之間關(guān)系的研究成果較多， 如理塘、 金沙江-紅河等斷裂帶周圍溫泉、 流體的化學含量和同位素組成(Zhouetal.， 2017， 2021； 周曉成等， 2020)， 而塊體內(nèi)部的歷史地震、 斷層活動性及水化學等研究相對薄弱(梁明劍等， 2014， 2020)。2018年， 青海省地震局首次開展了青海地區(qū)水文地球化學背景數(shù)據(jù)庫建設(shè)工作(劉磊等， 2019)， 對青海省的水文地球化學特征進行討論。遺憾的是， 由于瑪多地震周邊的區(qū)域內(nèi)地質(zhì)條件惡劣， 鮮有水化學方面的報道， 地球化學背景場尚未建立查明。

在地震發(fā)生的第2天， 課題組人員就奔赴現(xiàn)場進行考察并取水化學樣品。結(jié)果顯示， 地震后形成了1條近NWW-SEE向延伸的地表破裂帶， 破裂范圍長約70km， 地表破裂帶整體走向近120°， 可分為東、 中、 西3段。中段自黃河鄉(xiāng)附近向NWW延伸至G214高速公路附近， 地表破壞較為嚴重。地震造成橋梁坍塌、 地基塌陷等地質(zhì)災(zāi)害， 沿線隨處可見張裂隙、 砂土液化、 噴砂冒水等現(xiàn)象， 且在地表破裂帶附近有正在上涌出露的冷泉(圖1b， 2)。

圖 2 瑪多7.4級地震后地表破裂帶附近樣品的野外采集Fig. 2 Samples collection in the surface rupture zone after the MS7.4 earthquake in Madoi.a、 b 震后砂土液化圖， 比例尺12cm×28cm； c、 d 野外樣品采集圖

本文利用震中附近(瑪多-甘德斷裂帶南部)地表破裂帶周圍的泉水及東昆侖斷裂帶附近泉水中溶解的常量、 微量元素、 穩(wěn)定同位素等數(shù)據(jù)， 探討地下水流體地球化學特征， 揭示巴顏喀拉塊體中部的地球化學來源與控制因素， 并對新形成的地表破裂帶與東昆侖斷裂的溫泉水地球化學組分差異成因及其與本次地震之間的響應(yīng)和關(guān)系進行討論。

1 地震地質(zhì)概況

巴顏喀拉塊體是青藏高原中東部的長條狀活動地塊， 其南、 北邊界分別被甘孜-玉樹-鮮水河斷裂帶和東昆侖斷裂帶所圍控， 東邊界由龍門山斷裂帶中—南段和岷江斷裂帶組成， 這些邊界斷裂帶在歷史上發(fā)生過多次7.0級以上的破壞性地震(張軍龍等， 2012； 邵志剛等， 2020)。近年來， 塊體周緣正處于中強地震活躍期， 成為中國大陸地震活動的主體(鄧起東等， 2010)。

本次MS7.4地震發(fā)生在巴顏喀拉塊體的中部。華南地塊的阻擋作用使得SE向“逃逸”的巴顏喀拉地塊東邊界地區(qū)產(chǎn)生NW-SE向或 NWW-SEE向的強烈水平擠壓和縮短變形(聞學澤等， 2011)。且根據(jù)滑移速率研究， 巴顏喀拉中段的變形為非剛性的被動模型， 存在發(fā)震的可能性(Zhuetal.， 2021)。塊體內(nèi)部也存在著一些活動斷裂帶(馬玉虎等， 2015)， 且塊體中部中央?yún)^(qū)下地殼為高速度巖性結(jié)構(gòu)， 莫霍界面被破壞， 改造成具有一定厚度、 介質(zhì)速度連續(xù)變化的強梯度過渡帶(嘉世旭等， 2017)。巴顏喀拉地塊的整體運動在周緣斷裂帶控制下具有分段性和分期性(孫玉軍等， 2015)。

瑪多-甘德斷裂是巴顏喀拉塊體內(nèi)部的一條活動斷裂。區(qū)域內(nèi)保留1條NW走向、 長約50km的地表破裂帶。地貌上發(fā)育有線性排列的埡口、 斷層三角面、 斷層陡坎、 斷層泉、 斷錯水系、 山脊扭錯、 斷塞塘、 鼓包等現(xiàn)象。巴顏喀拉塊體內(nèi)部的瑪多-甘德斷裂晚第四紀以來可能有過強烈的活動并活躍至今(熊仁偉等， 2010)。東昆侖斷裂是一條長約1600km的走滑斷裂， 是青藏高原最活躍的斷層之一(Zhuetal.， 2021)， 總體走向為EW， 傾角為55°～85°(van der Woerdetal.， 2002)。東昆侖造山帶的巖性復(fù)雜， 萬寶溝群地層中存在二疊統(tǒng)、 三疊統(tǒng)的火山巖組、 碳酸鹽巖組、 碎屑巖夾組、 砂礫巖組等， 古浪堤組由灰色厚—巨厚層狀中細粒長石巖屑雜砂巖夾深灰色泥鈣質(zhì)板巖組成(田軍等， 2000； 宋晚郊等， 2013)。

2 樣品采集與分析

使用50ml的聚乙烯塑料瓶采集水樣品。采集前將采樣瓶使用超純水浸泡1d以上， 采集時， 再用待采泉水沖洗3遍。微量元素的采樣容器使用20ml的聚乙烯塑料瓶。采集樣品時將采樣瓶置于泉水面以下， 儲好水后， 滴入稀HNO3將溶液酸化至pH=1～2， 擰緊瓶蓋， 避免瓶內(nèi)有氣泡出現(xiàn)， 并密封避光保存， 保證瓶中樣品在分析前不與空氣接觸。在采集好的樣品瓶上標記好采樣時間、 采樣地點， 同時， 記錄當時的天氣狀況、 氣溫、 采樣點經(jīng)緯度信息以及采樣點地區(qū)出露的巖性等， 測量泉水的溫度(T)， 并采集部分噴砂冒水點的砂土樣品。

(1)

離子平衡系數(shù)是評價水樣品離子組分數(shù)據(jù)是否合格的重要參數(shù)之一， 本次樣品的ib均 <4% (表1)， 表明數(shù)據(jù)質(zhì)量具有可靠性(Chenetal.， 2015； Zhouetal.， 2017)。

氫、 氧同位素(δ18O和δD)采用同位素質(zhì)譜儀MAT253進行分析， 以V-SMOW作為標準， 樣品的分析精度為-1‰<δD<1‰和-0.2‰<δ18O<0.2‰； 水樣的微量元素組分采用Element型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀ICP-MS進行分析； SiO2含量利用電感耦合等離子體發(fā)射光譜儀Optima-5300 DV檢測； 砂土的主微量元素使用Axios-Max波長色散X射線熒光光譜儀分析， 結(jié)果中的Fe2O3含量為全鐵含量值(表2)； Sr同位素使用Phoenix熱表面電離質(zhì)譜儀分析， 誤差為2σ。 以上測試均在核工業(yè)地質(zhì)研究院測試中心完成。

表2 砂土顆粒的氧化物百分含量(wt%)Table2 Percentage of oxides in sand particles(wt%)

3 結(jié)果

結(jié)果顯示， 21個樣品的溶解性固體總量(TDS)為113.2～1264.6mg/L， pH值為7.6～8.3， 電導(dǎo)率為200.3～865.7μs/cm， 水溫為3～49℃， 其中地表破裂帶附近的溫泉水樣品均為冷泉(3～11℃)，87Sr/86Sr 比值為0.707998～0.718429(表1)。氫氧同位素組成(δ18O和δD)的范圍分別為-7.3‰～-14.4‰和-59.0‰～-107.3‰(表4)， 其中樣品MDW9的δD值最大， 該泉距離發(fā)震地點較近(18km)， 且泉水附近存在大量噴砂冒水現(xiàn)象(圖1b， 2)。泉水中大部分微量元素的濃度普遍較低(<1mg/L)(表3)。

4 討論

4.1 氫氧同位素

由于地熱水、 大氣降水、 巖漿水等不同水體中的氫氧同位素值存在著明顯差異， 使其在判斷地熱水來源、 示蹤其循環(huán)路徑、 分析地熱儲存環(huán)境等方面都起到重要作用， 且將環(huán)境同位素應(yīng)用于地下水與地震關(guān)系的研究工作已經(jīng)取得許多進展(呂金波等， 2006； Podlesaketal.， 2008； 趙永紅等， 2011， 2017； 張磊等， 2016)。

區(qū)域內(nèi)的泉水主要集中在大氣降水線周圍(圖 3)， 泉水的來源為大氣降水。但地表破裂帶附近泉水的δD值高于東昆侖斷裂帶附近的泉水?，敹嗾镜叵滤械臍溲跬凰刂捣謩e為-83‰和-11.8‰， 該地區(qū)受強蒸發(fā)作用的影響， 而在蒸發(fā)強烈條件下， 較輕的同位素會優(yōu)先分離出來， 而重同位素逐漸富集， 這樣就會使得該地區(qū)的氫氧同位素比值明顯高于上游其他地區(qū)(高建飛等， 2011)。MDW9中δD值最大(δD=-59‰)， 且靠近震中位置(距震中18km)， 較為富集的δD可能與地震釋放的強大應(yīng)力加劇水-巖反應(yīng)有關(guān)。δD是與地震活動關(guān)系密切的一種同位素， 與4級以上地震存在一定的關(guān)系， 且震級越大氫同位素值變化越大， 地下水的δD值異常可反映斷裂帶的地震活動性。冰島連續(xù)發(fā)生的2次5.5級地震與汶川地震后一系列余震均使得δD值出現(xiàn)了明顯變化(Skeltonetal.， 2014； 趙永紅等， 2017)。

圖 3 δD與δ18O的關(guān)系圖Fig. 3 Relationship between δD and δ18O.L1(全球大氣降水線)： δD=8δ18O+10(Craig， 1961)； L2(瑪多地區(qū)的大氣降水線)： δD=8.37δ18O+11.86(Ren et al.， 2013)

降水中的δ18O隨海拔的升高而降低是瑞利分餾和清除效應(yīng)流失所致， 這一現(xiàn)象表現(xiàn)為高程效應(yīng)。利用大氣降水同位素高程效應(yīng)可以確定地下水的補給高程(Scanlon， 1989； Steinhorstetal.， 2001)， 公式為

(1)中國大氣降水δD值的高程效應(yīng)(周訓等， 2017)：

δD=-0.03H-27

(2)

(2)西藏東部大氣降水氫氧同位素與高程效應(yīng)關(guān)系(Yuetal.， 1984)：

δD=-0.026H-30.2

(3)

δ18O=-0.0031H-6.19

(4)

公式(2)、 (3)、 (4)中，H表示補給區(qū)的高程(單位： m)。

區(qū)域內(nèi)補給高程的平均值為0.8～2.8km(表4)， 除MDW9外， 其余21個地下水的補給高程為1.6～2.8km。這可能是由于地震發(fā)生時， 該泉水有深層地下水混入所致。盡管地表破裂帶附近泉水中的δD與δ18O相對于東昆侖斷裂帶周圍泉水富集(圖 3， 表4)， 但補給高程的范圍相近， 推測為附近山體的大氣降水補給。

表4 氫氧同位素以及補給高程Fig. 4 H and O isotopes and supply elevation.

4.2 地熱水的化學特征與成因

圖 4 21個泉水的Piper三線圖Fig. 4 Piper diagrams of 21 spring waters.

圖 5 離子毫克當量比值Fig. 5 The ratios of milliequivalents of

石膏巖層與煤層中的硫酸鹽也可能為地下水提供Ca2+和Mg2+， 硫酸鹽離子的來源可以是溶解硫酸鹽、 蒸發(fā)鹽的礦物(如石膏)， 也可由硫化物氧化形成的硫酸或大氣酸沉降， 后兩者均可與碳酸參與碳酸鹽礦物的溶解(郎赟超等， 2005)。硫酸鹽礦物的主要水解過程為

圖 6 離子毫克當量比值Fig. 6 The ratios of milliequivalents of ions(Ca2+/

γNa/γCl被稱為地下水的遺傳因子， 其表征富集Na+的水文地球化學參數(shù)。海水中γNa/γCl的平均值為0.85， 低鹽度水中該比值較高(γNa/γCl>0.85)， 濃水的比值較低(γNa/γCl<0.85)(張少彤， 2020)?，敹嗟卣鸬乇砥屏褞Ц浇摩肗a/γCl為0.91～2.77， 平均值為2.04； 東昆侖斷裂附近溫泉水中的γNa/γCl為4.40～46.48， 平均值為18.07。深層地下水中的γNa/γCl值高于淺層地下水， 這可能是由于長時間的浸出和置換造成的。

同時， 地震地表破裂帶與東昆侖斷裂附近泉水γNa/γCl的R2分別為0.74與0.59(圖 7)， 相關(guān)系數(shù)較高。而這2個區(qū)域泉水的相關(guān)系數(shù)極低(R2=0.06)， 說明2個區(qū)域的水來源不同。

圖 7 離子毫克當量比值(Na+/ Cl-)Fig. 7 The ratios of milliequivalents of ions(Na+/ Cl-).

此外， 地表破裂帶附近泉水中的Cl-與(Na++K+)含量整體明顯高于東昆侖斷裂帶附近的泉水(表1)。MDW1—11附近水體發(fā)育(圖1b)， MDW7、 MDW8為斷裂帶附近的主要水體： 鄂陵湖及黃河水。在區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場的影響下， 瑪多地區(qū)存在NW—NWW向壓扭性斷裂， 2組張性斷裂相互交錯， 互相連通(萇有全等， 2011)。結(jié)合離子濃度和水化學類型可以推測， 地表破裂帶附近的泉水有周圍水體混入。

但是， MDW1—11泉水的Cl-與(Na++K+)含量高于鄂陵湖與黃河水中的含量。地層中的Cl-含量不高(路暢等， 2018)， 地下水中的Cl-來源主要為沉積巖中的氯巖、 海水、 人為污染、 火山噴發(fā)的溶濾或深部巖漿巖含氯礦物等?？拷l(fā)震位置的MDW1—11中泉水的Cl-含量高于東昆侖斷裂帶周圍的泉水， 可能與本次地震有關(guān)。Na、 K的主要來源為長石的水解和淋濾作用等， 因為Na+的溶解度較高， 較易溶于水， 且Na+與K+的分布及來源相近(錢會等， 2005)。地震時釋放的巨大能量會加劇水-巖反應(yīng)的程度和巖石中的礦物水解。鈉長石、 鉀長石的水解作用過程為

地震后， 破裂帶附近出現(xiàn)了很多噴砂冒水的震后現(xiàn)象(圖1b， 2)， 砂土的元素地球化學組成是風化-成土作用的反映(Nezhadetal.， 2015)。砂土的粒徑細小均勻， 4個砂土樣品均以SiO2為主， 含量為61.71%～88.28%， 可能為長英質(zhì)礦物風化后的產(chǎn)物(石英、 長石)。而Na2O、 K2O含量相近且不高， 分別為1.31%～1.59%和0.80%～1.93%(表2)。MDN2的Al2O3與燒失量最高， 分別為10.96%與4.52%， 呈現(xiàn)黏土礦物(層狀含水硅酸鹽礦物)特征。且4個樣品中的Al2O3>(CaO+K2O+Na2O)， 屬于過鋁質(zhì)礦物。

總體而言， 元素組成SiO2>Al2O3>Fe2O3>CaO>MgO>Na2O>K2O>TiO2>P2O5(表2)， 這與地殼中的元素豐度大小一致?，敹嗟貐^(qū)屬于高原大陸性氣候， 日照強烈， 春季多大風和沙暴(Colmanetal.， 2007)， 為母巖風化提供條件。震后噴砂冒水中的砂土可能為風化后沉積的產(chǎn)物， 再由于應(yīng)力、 孔隙度等條件改變后噴出。

通過Na-K-Mg三角圖可以判斷水-巖反應(yīng)是否平衡(Giggenbach， 1988)， 三角圖的3個端元分別為Na/1000、 K/100與Mg1/2(單位為mg/L)。如圖 8 所示， 所有結(jié)果均落在Mg2+端元一側(cè)， 表明研究區(qū)的溫泉水均處于未平衡狀態(tài)。

圖 8 Na-K-Mg三角圖解(底圖據(jù)Giggenbach，1988)Fig. 8 Na-K-Mg diagram(Base map is according to Giggenbach， 1988).

通過水化學組分可以計算地熱水的熱儲溫度， 在不同條件下， 適用的熱儲溫標也不同， 常用的地球化學溫標主要有SiO2溫標和離子溫標。由于離子溫標適用于水-巖反應(yīng)達到平衡狀態(tài)的泉水， 而研究區(qū)內(nèi)均為未成熟水， 且無蒸汽損失， 故更適用于SiO2溫標。SiO2相對于其他礦物而言穩(wěn)定性較高， 能夠指示未成熟水的熱儲溫度。當溫度<110℃時， 通常是玉髓控制著溶液中的SiO2含量(鄭西來等， 1996)， SiO2溫標的計算公式為

(5)

式中，CSiO2代表水中SiO2的質(zhì)量濃度(Fournieretal.， 1966； Fournier， 1981)。根據(jù)其熱力學性質(zhì)， 公式(5)適用于多數(shù)低-中-高溫的溫泉水(Arnórsson， 1983)。但在利用SiO2溫標計算溫泉熱儲溫度時， 水溫應(yīng)當≥25℃， SiO2濃度需>11mg/L， 且計算出的熱儲溫度值應(yīng)高于泉水溫度。研究區(qū)內(nèi)， 尤其是破裂帶周圍的泉水多為冷泉水(T<10℃)， 低礦物度泉水計算出的熱儲溫度值參考性不高。

4.3 微量元素與鍶同位素

Sr有4種同位素， 即84Sr、86Sr、87Sr 和88Sr， 其中87Sr 可由87Rb經(jīng)β-衰變形成。Sr2+和Rb+分別與Ca2+和K+具有相近的離子半徑， 故Sr與Rb分別富集在富鈣和富鉀的礦物中(郎赟超等， 2005)。碳酸鹽巖和硅酸鹽巖的Sr含量和同位素組成則明顯不同： 相對于前者， 后者的Sr含量較低而同位素(87Sr/86Sr)比值較高(Oettingetal.， 1996)。Sr同位素組成在一系列地球化學過程中幾乎不發(fā)生任何顯著分餾， 其變化可反映物質(zhì)來源的變化(Armstrongetal.， 1998)。因此， Sr同位素被廣泛用來研究地表與地下水系統(tǒng)的水-巖反應(yīng)、 物質(zhì)來源(包括污染物的來源)和不同水體混合等。

研究區(qū)溫泉的87Sr/86Sr 比值范圍為0.707998～0.718429， Sr的濃度范圍為127～12534μg/L。破裂帶附近的地下水主要集中在河水線上(圖 9)。結(jié)合區(qū)域內(nèi)的大氣降水補給過程， 區(qū)域內(nèi)巖石類型， 主、 微量離子含量等綜合分析， 震后地表破裂帶附近出露的泉水多數(shù)為山間盆地第四系較厚沉積層中的下降泉， 存在周圍淺層水體的補給。而東昆侖斷裂帶附近的泉水受碳酸鹽、 硫酸鹽、 硫酸鹽巖及河水的影響， 顯示有少量深部來源的水體及河水混入。

圖 9 Sr濃度與 87Sr/ 86Sr 比值相關(guān)圖Fig. 9 Relationship between Sr concentrations and 87Sr/86Sr ratios.

泉水中的Ca、 Mg、 Ag、 Al、 Ba、 Be、 Cd、 Co、 Cr、 Cu、 F、 Li、 Mn、 Mo、 Ni、 Pb、 Sb、 Sn、 Sr、 Th、 Ti、 Tl、 U、 V、 Zn、 B這26種微量元素的含量也有一定的差異性(表3)。微量元素是地下水在循環(huán)過程中發(fā)生水-巖反應(yīng)的結(jié)果。由于其溶解性和遷移性較差， 因此溫泉水中微量元素具有含量低、 分布少的特點。

富集因子(EF)是定量評價元素來源的重要指標之一， 它選擇滿足一定條件的元素作為參考元素(或稱標準化元素)。選用地殼中普遍存在且化學穩(wěn)定性好、 分析結(jié)果精確度高的低揮發(fā)性元素Ti作為參比元素。樣品中某種元素濃度和參考元素濃度的比值與背景區(qū)中二者濃度比值的比率即為富集因子的具體數(shù)值。某元素的EF值越大則說明其富集程度越高： 當EF>1， 則認為該元素相對參比體系更加富集；EF≈1， 說明該元素源于地殼中的巖石；EF<1， 表明該元素與圍巖之間的反應(yīng)程度較低或為其他來源。EF的計算公式為

(6)

式中，CR為選定的參比元素(Ti)含量，Ci為樣品中某種的元素含量，w指水樣中的元素濃度，r指研究區(qū)巖石中的元素濃度。將東昆侖附近的正長花崗巖、 東段巴隆華港片麻巖及出露的晚三疊紀花崗巖中微量元素含量的平均值(豐成友等， 2012； 陳有炘等， 2015； 周敖日格勒等， 2017)與Ti濃度數(shù)據(jù)進行歸一化， 計算研究區(qū)微量元素的富集因子EF。

東昆侖斷裂帶附近泉水中的Li含量(最大值為2014μg/L)遠遠大于地表破裂帶周圍泉水中的Li含量(6.56～43.0μg/L)(圖 10， 表3)， Li元素的化學性質(zhì)活潑、 水解能大， 易在溫泉水中富集， 且是深部液體上涌的標志性元素， 鋰云母、 灰石等鋰硅酸鹽礦物在水解作用下可以使Li溶于水(呂苑苑等， 2014)。而MDW1—11中的Pb、 Ba、 Cu、 Zn等金屬微量元素更富集， 可能與區(qū)域內(nèi)存在不同類型的富含Au、 Cu、 Pb-Zn、 Cr等金屬元素的礦床有關(guān)(劉慶云等， 2015)?，敹喔浇械腂含量不高， 范圍為25.9～219μg/L。而MDW12、 MDW13、 MDW19和MDW20的B含量分別為2029μg/L、 1483μg/L、 2385μg/L和18330μg/L。B在地下水中的溶解度與壓力和深度正相關(guān)(張春山等， 2003)， 而這4個采樣點分別位于西藏大溝-昌馬河斷裂、 東昆侖斷裂和郎木寺斷裂周圍， 斷裂可能有較大的切割， 使得地下水的循環(huán)深度更深。

圖 10 溫泉中微量元素分布歸一化為Ti富集系數(shù)對比圖Fig. 10 Trace element distribution enrichment coefficient normalized to Ti in the springs water.

鍶與鈣、 鉀常有伴生關(guān)系， 因此在鉀長石、 角閃石等富鈣、 富鉀的礦物中鍶的含量也較高(張春山等， 2003)?？傮w來看， 泉水中的Ca、 Sr等元素含量不高， 且大多數(shù)元素的EF<1(圖 10)， 這可能與泉水都為未成熟水(圖 8)、 水-巖反應(yīng)程度較弱有關(guān)。

4.4 水化學組成與地震的關(guān)系

地震和構(gòu)造活動會打破流體原有的水-巖平衡狀態(tài)， 使溫泉的循環(huán)深度、 熱儲溫度、 深部熱水循環(huán)、 水-巖相互作用的程度發(fā)生改變， 導(dǎo)致泉水中的離子組分、 氫氧同位素等發(fā)生變化(Skeltonetal.， 2014)。

瑪多地震發(fā)生后， 產(chǎn)生了一條長約70km的地表破裂帶， 并伴有砂土液化、 噴砂冒水等現(xiàn)象(圖 2)。地表破裂帶內(nèi)或附近的泉水是地震之后的產(chǎn)物， 受到外部氣象和人為因素影響很少， 具有較好的接收、 傳導(dǎo)、 放大并顯示震源孕育過程和區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力信息的能力。前人總結(jié)的7.0級地震的前兆異常分布范圍為400～500km(李獻智， 1998)， 而地表破裂帶采樣點泉水的震中距為8.6～67.8km， 其中MDW3與MDW10距震中只有8.6km， 東昆侖斷裂帶采樣點的震中距為97.2～409.9km(圖 1， 表5)。采樣點均在地震響應(yīng)范圍內(nèi)， 可能對地下水中的水化學組分存在影響。為此， 對泉水水化學組分的含量和距震中的距離之間的關(guān)系進行了分析(圖 11)。

表5 采樣點的震中距Table5 Distance between sampling points and epicenter

圖 11 地表破裂帶附近泉水的化學組成與發(fā)震位置的關(guān)系Fig. 11 Relationship between chemical composition of spring near the surface rupture zone and epicenter.

5 結(jié)論

地表破裂帶周圍出現(xiàn)噴砂冒水現(xiàn)象及冷泉， 水溫為3～11℃， 噴砂中的砂土為巖石風化后的產(chǎn)物， 泉水存在周圍淺層水體的補給， 靠近震中位置(18km)的MDW9出現(xiàn)了δD值異常(δD=-59‰)。東昆侖斷裂帶附近的泉水溫度為4.5～49℃， 泉水中的離子受碳酸鹽、 硫酸鹽、 硫酸鹽巖及河水的影響。泉水中的Li含量(最大值為2014μg/L)遠遠大于地表破裂帶周圍泉水中的Li含量(6.56～43.0μg/L)； 而地表破裂帶周圍泉水中的Pb、 Ba、 Cu、 Zn等金屬微量元素更富集。地表破裂帶附近泉水中的Cl-與(Na++K+)含量明顯高于東昆侖斷裂帶附近的泉水， 且泉水中的δD與δ18O更為富集。

地表破裂帶附近地下水來自淺層地下水和周圍水體的混入， 而從水溫、 γNa/γCl、 深部物質(zhì)元素含量來看， 東昆侖斷裂帶內(nèi)溫泉水的循環(huán)深度大， 可攜帶深部元素上涌， 出現(xiàn)在斷裂帶較活躍的地段。未來， 對東昆侖斷裂內(nèi)的溫泉開展水文地球化學監(jiān)測具有重要意義。

致謝核工業(yè)北京地質(zhì)研究院的實驗人員及時對樣品進行了分析； 審稿人對本文提出了建設(shè)性意見。在此一并表示感謝!