秦岭北缘断裂带是我国大陆内部一条近东西向的大型活动断裂带。该断裂带形成于加里东期,发育历史悠久,晚更新世晚期以来有过多次强烈构造活动,是一条超壳深断裂带,同时又是一条强震构造带(滕瑞增等,1994; 刘百篪,周俊喜,1985; 董治平等,1996)。从公元前781年有地震记载至今,沿该断裂带共发生5级以上中强地震30余次,包括公元1556年陕西华县8.0级地震、公元734年天水7级地震(雷中生等, 2007)和公元143年甘谷西7级地震等(袁道阳等, 2007)。该断裂切割深度大,为温泉水的出露提供了良好的地质条件。沿断裂带走向分布的温泉循环深度大,出露温度普遍较高,携带了丰富的地壳深部信息,是研究深循环水与地震活动关系的天然实验场。汪万红等(2008)研究了该断裂带泉水的氢氧同位素和氦同位素,对水的来源和水岩相互作用进行了分析; 石雅镠(1988)利用SiO₂地热温标法进行了水循环深度的计算,结果表明:这些温泉水均来源于大气降水,泉水在循环过程中发生了高温水岩相互作用,致使大部分出露温泉中富集¹⁸O,特别是宝鸡—潼关段温泉“氧漂移”现象比较明显; 氦同位素比值具有壳源特征,表明水在断裂带中循坏的深度较大。笔者依据上述研究成果,利用循环深度来定量描述流体在深部的运移特征,在此基础上结合断裂带内地震活动水平差异,分析二者之间的关系。

秦岭北缘断裂带西起青海贵德,往东南经尖扎、循化,过甘肃临夏、漳县、天水,经宝鸡延至陕西潼关,绵延800余千米,主要包括西秦岭北缘断裂带、秦岭北缘断裂带和华山山前断裂。根据活动性质和时代,可将该断裂带划分为贵德—临夏段(F₁)、和政—天水段(F₂)和宝鸡—潼关段(F₃)(图1)。贵德—临夏段的最新活动时代为晚更新世,性质为逆断兼左旋走滑。和政—天水段以左旋走滑为主兼正断特征,全新世以来活动强烈,自古近纪中晚期以来成为青藏高原早期的北东边界,其新生代构造活动控制了两侧新生代盆地的沉积演化和构造变形(王志才等,2006)。宝鸡—潼关段新生代以来一直做强烈垂直差异运动,主要表现为正断特征,走滑不明显,全新世以来差异运动显著(张安良等,1992; 韩恒悦等,2002)。康来迅(1990)在断裂分段的基础上,根据河流不同阶地断错平均速率的差异认为晚更新世以来和政—天水段各分段的运动强度由西向东逐渐增大。袁道阳和杨明(1999)对该段各分段的累积滑动亏损率进行了计算,结果表明:断裂带从西向东累积滑动亏损率逐渐减小,反映了整个断裂带活动强度的差异性。

图1 秦岭北缘断裂带构造略图
Fig.1 Structural sketch of the Northern Margin of Qinling Fault Zone

Caine等(1996)、Evans等(1997)、Gudmundsson(2000)提出了渗流性断裂带概念模型。他们认为,断裂带沿渗流构造垂直断层走向可分为三个构造单元,即中心带、破坏带和原岩带。断裂滑动主要发生在中心带,中心带由一些富含粘土的断层泥、次级角砾岩和碎裂岩组成,这些岩石成分的性质导致中心带的渗透率较破坏带小4～6个数量级; 破坏带主要由次级构造网络组成,包括小断裂、纹理、裂隙、劈理、褶皱,这些小的次级构造组成导致该带渗流很强; 中心带和破坏带的外部包围体就是原岩带,虽然原岩带未经过明显变形,但其渗透率仅仅比破坏带小2～3个数量级。在比较不同断层带渗流性能时可用F_m=破坏带宽度/(中心带宽度+破坏带宽度)来定量描述(Caine et al,1996)。由此可看出,破坏带单元的规模是决定渗流性能大小的重要因素。

水的循环深度对研究断层带岩体的渗透性有重要的参考意义。流体在垂向运移时,地温场受对流和传导的双重控制; 流体以较快速度运移时运移区域和围岩之间有温度差异,两者存在热交换。一般可建立如下一维数学模型(Jaeger,Carslaw,1959; 陈墨香等,1991):

πr²₀ρ₁c₁v(T_L)/(y)+πr²₀ρ₁c₁(T_L)/(t)=-2πr₀a₁(T_L-T_c).(1)

式中r₀为泉口出水半径,ρ₁、c₁分别为热水的密度和比热,v为流体运移的速度,t为时间,T_L、T_c分别为泉水实测温度和高度为y的(距计算热储温度值处指向地表)围岩的温度,a₁为流体和围岩的热交换系数。

由式(1)可知,当a₁逐渐增大时,井中水温逐渐接近围岩体r=r₀处的温度; 而当a₁=0时,即在水和岩石不发生热交换的理想状态下,热水没有散热现象,围岩温度将不受影响,但在实际情况下热水在向上运移过程中会有热量传递给围岩,出水温度将低于热储层温度。如果把围岩温度看作一个常量,设T_k=[(T₀+T_b)/2],即T_c= T_k。当泉水出露时间很长,热水温度达到相对稳定状态((T)/(t)=0)时,上式可以得到解析解

T₁=T_k+(T_b-T_k)e^{-a₁H/(r₀ ρ₁c₁v)}.(2)

将T_k=(T₀+T_b)/2代入(2)式并整理得

((T₁-T₀)-(T_b-T₁))/((T_b-T₀))=e^{-a₁H/r₀ ρ₁c₁v}.(3)

式(3)中T₁为y处热水的温度,假设岩石的温度为一个常量,那么可设热水的温度的垂向梯度为g_w,则上式中T₁-T₀=g_w·(H-y),T_b-T₁=g_w·y,T_b-T₀=g_w·H。在此寻求H和v的单调性(v是H的函数,即v=v(H))。比较不同的温泉水的渗流性时,将条件假设为一致,并将y、r₀、ρ₁和c₁看作常数。把上述3个式子代入(3)式中并对方程两边取对数整理得

(a₁H)/(ln(H/(H-2y)))=C·V.(4)

式中C=r₀ρ₁c₁.

图2 温泉水循环深度(a)和渗流速度(b)曲线图
Fig.2 Circulation depth of hot spring water(a)and permeability diagram(b)

上述结果是依据选取的数学模型和限制条件得到的,反映了水的运移特性。沿秦岭北缘断裂带出露的各温泉的水因循环深度的不同,其渗流系数也有所不同:和政—天水段的水循环深度在整个断裂带上最浅,渗流性差; 宝鸡—潼关段水循环深度最深,渗流性好。

(1)笔者对泉水的循环深度和渗流的关系进行分析后发现,渗流速度与循环深度呈正相关变化; 深循环的水渗流速度的变化率较浅循环的水大。和政—天水段是秦岭北缘断裂带水循环深度最浅的区段,渗流性差,在整个循环过程中速度变化较小; 宝鸡—潼关段循环深度较深,渗流性相对较强,渗流速度变化较为显著。断裂带渗流性在空间上的变化体现了导水介质的差异性,这可能与断裂各渗透单元的组成规模不同有直接关系; 这种差异会导致不同程度的水、岩相互作用,从而使断裂带岩石的弱化作用有所不同(林元武,1993)。

(2)对于断裂带应力集中水平,贵德—临夏段与和政—天水段高于宝鸡—潼关段; 历史及现今地震活动水平表明和政—天水段最强,其余两段相对较弱:和政—天水段保持较高的地震活动水平,宝鸡—潼关段表现为较强历史地震活动之后的小震活动,贵德—临夏段则表现为中小地震持续活动状态。这种地震活动格局可能与断裂带的不同介质性质和活动模式有一定关系(许绍燮,1993; 陈顺云等,2005)。

(3)随着断裂带渗透性的不同,断裂带的地震活动水平也不同。和政—天水段是秦岭北缘断裂带温泉水渗流最差的区段,其地震活动水平却相对较高,主要表现为高应力下的高频度和高强度的活动状态。宝鸡—潼关段渗流性相对较好,可能是丰富的历史地震活动使断层介质变得比较破碎,从而为流体渗流提供了很好的条件; 而现今地震活动水平表现为低应力下的稳定的中小地震活动状态,可能与1556年8.0级地震能量释放有一定的关系。贵德—临夏段断裂带渗透性与地震活动水平之间的对应关系却不明显,原因是贵德—临夏段全新世以来并不活动,是否还能用历史地震和多地震活动参数来解释,需要进一步探讨。

曾联波等(2008)的实验结果认为,构造应力导致的岩石变形,不仅提供了流体流动的通道,而且还改变了岩石的渗透性能; 高压流体的存在,使得低渗透裂隙的形成更加容易,断裂带内流体渗流受到应力作用控制,同时流体的作用还可以改变岩石裂隙的发育。笔者根据b值分析结果认为秦岭北缘断裂带不同的渗流特征应该是区域应力差异作用的结果,并且这种不同的渗流特征会对介质的裂隙产生不同程度的作用,从而起到使断层弱化的作用。秦岭北缘断裂带地震活动水平则是中段高而其余两段低,这可能反映了不同断裂带的渗透性和构造应力水平的共同作用结果。该带温泉水渗流性、断裂带区域应力和地震活动水平具有明显的差异性和规律性。

Caine等(1996)、Gudmundsson(2000)提出用F_m值来定量描述断层的渗透性,其值是根据大量野外调查和岩石渗透率实验数据计算出来的。如果要利用温泉水循环深度估算渗透性,并推算F_m值,这是一个值得深入探讨的问题。F_m值不仅与围岩的性质和断裂带构造情况等因素有关,而且与流体运移和应力之间的耦合作用也有一定关系。要定量研究断层带渗流性需要做大量的野外地质调查和详细的实验研究。本文用来演算渗流深度和温泉水渗透性关系的一维数学模型是基于温度场作用下的。流体在岩石介质中的渗流是非常复杂的过程,其渗流特性不仅受到温度场、应力场的控制,还受到岩石本身的物理性质和化学性质等因素的影响,要得到更加准确可靠的计算结果还有待大量的关于断层地下流体动力学、岩石学等方面的研究。由于数据有限,笔者没有将渗流特征参数计算出来,但通过不同温泉水渗流特征的差异和地震活动性的研究已经得到了定性的分析结果。

在撰写论文时,笔者得到了中国地震局兰州地震研究所董治平研究员和曹玲玲副研究员的热心指导,在此深表感谢!