本文使用了舒卡列夫分类法(毫克当量百分比分别大于25%的阴阳离子参与命名)将龙门山断裂带的温泉水划分为Na-HCO₃、Ca·Na-HCO₃、Na-HCO₃·SO₄、Ca-HCO₃·SO₄、Ca·Mg-SO₄、Na-HCO₃·Cl、Na-SO₄·Cl、Na-Cl八种水化学类型,利用origin软件绘制Piper三线图,观测离子分配规律(图3),从空间上看,该地区水化学类型复杂,从时间上看,该地区温泉水化学类型在采样期间没有明显改变。

位于茂县—汶川断裂带的GRG、JYG温泉水化学类型为Na-HCO₃、Na-HCO₃?SO₄,矿化度较低,其含水层为分别为侏罗系莲花口组钙质砂岩、粉砂岩以及震旦系灯影组白云岩、页岩。温泉中Na⁺主要来源于钠长石、钾长石、钙长石等矿物发生的溶解作用和阳离子吸附的交替作用。HCO^-₃主要来源于灰岩、白云岩等碳酸盐岩的溶解,一般来说,随着地下水入渗深度的增加,溶滤作用增强,温泉水中的SO^2-₄含量也会增加。WC、LX温泉的水化学类型为Ca·Mg-SO₄,出露于志留系-泥盆系泥质灰岩夹黄铁矿岩层中,含水介质中黄铁矿的氧化作用可加快灰岩及白云岩的溶解,从而使WC、LX温泉富集Ca²⁺、Mg²⁺及SO^2-₄。

位于龙门山地区北川—映秀断裂、安县—灌县断裂及广元—大邑隐伏断裂带南段附近的WJJ、ZGS、HSW温泉,靠近四川盆地,矿化度高,为卤水和咸水,水化学类型为Na-Cl型及Ma-SO^2-₄型,而LFS、ZBS、ZLJ温泉水化学类型为Na-HCO₃·Cl型。这可能是由于四川盆地从震旦系到白垩系各个地层均赋存有地下卤水(周训等,2015),而在构造应力相对集中带、断裂破碎带和裂隙发育带是卤水的主要富集地带(林耀庭,2001; 杨耀等,2019),因此WJJ、ZGS、HSW温泉的形成可能起源于古海水,在水体循环过程中以浓缩作用为主,最终形成高矿化度的深部卤水(曹琴等,2015)。而LFS、ZBS、ZLJ温泉可能是地下水体循环过程中经过含盐地层,水体溶滤大量氯化物岩类(周训,1993),从而导致地下水的矿化度增高。研究区中段SZZ温泉水化学类型为Ca·Na-HCO₃型,而北段PL、TC温泉的水化学类型为Ca-SO₄·HCO₃,都出露于三叠系嘉陵江组灰岩、白云岩。而北段温泉中SO^2-₄含量增加是由该温泉含水介质中三叠系嘉陵江组岩层中夹厚层硬石膏所致。

图3 温泉水样Piper三线图(数据来源于陈志,2014)
Fig.3 Piper diagram of water samples(according to Chen,2014)

深循环地下热水中微量元素的含量特征与区域地球化学背景值、元素性质、地下水的物理化学条件、水-岩相互作用等密切相关(Zhang et al,2016)。研究区温泉围岩以白云岩、泥质灰岩、碎屑岩及砂岩为主,温泉水循环于碳酸盐岩中,微量元素富集因子的大小可以定性判断温泉的水岩反应程度(Soto-Jiménez,Páez-Osuna,2001),其计算方法为:

EF_i=(C_i/C_R)_w /(C_i/C_R)_r　(4)

式中:C_R为选定的参比元素含量; C_i为样品中元素含量; w为水样中元素浓度; r为岩石中元素浓度。因此将龙门山地区方解石及石英岩脉的微量元素含量(薛钧月,2009)作为标准,使用T_i浓度对微量元素数据进行归一化,计算研究区微量元素富集因子EF(图4)。从图4中可以明显看到微量元素的富集状况,结合微量元素含量,对研究区微量元素地球化学特征进行分析,发现断裂带南西段温泉微量元素相对富集,且微量元素富集因子比北东段大。

图4 温泉中微量元素分布归一化为Ti富集系数对比图
Fig.4 Trace element distribution normalized to Ti enrichment coefficient in the hot springs

Na-K-Mg三角图能够反应温泉的水岩平衡状态和平衡温度(Giggenbach,1988)。从研究区的水岩反应图(图5)可以看出,WJJ温泉落在完全平衡区。林耀庭等(1997)和Zhou等(2015)根据四川盆地地下卤水的δD和δ¹⁸O值将其划分为4种类型:大气水淋滤型卤水、海相沉积型卤水、海相沉积-大气降水叠加型卤水以及海相沉积-岩浆水叠加型卤水。WJJ温泉矿化度较高,其δD和δ¹⁸O落于大气降水线上部,表明其成因与大气降水有关,为大气淋滤型卤水,且水-岩反应达到离子平衡状态。HSW06、ZLJ06、LFA06、ZBS06、ZGS06、ZGS07为部分平衡水,其它温泉为未成熟水在图中Mg^1/2的一侧,表明水岩反应程度低,并受到一些浅层冷水混合作用。

图5 Na-K-Mg三角图(据Giggenbach,1988修改)
Fig.5 The triangle diagram of Na-K-Mg of the water samples(according to Giggenbach,1988)

目前常用的地热温标主要分为两大类,一类是阳离子温标,另一类为SiO₂温标。阳离子温标方法一般用于估算部分平衡水及平衡水的热储温度(Fournier,Rowe,1966),阳离子温标法中K-Mg温标适用于中低温地热水。研究区WJJ平衡水温泉及HSW、ZLJ、LFA、ZBS、ZGS温泉等部分平衡水为中低温地热水系统,因此采用K-Mg温标计算热储温度更适合(王逸凌等,2020)。而SiO₂相对于其他矿物而言,稳定性较高,能够指示未成熟水的热储温度(庞忠和等,1990),因此该地区未成熟水温泉采用SiO₂温标。通过计算得到龙门山地区热储温度范围为20.1 ℃～123.4 ℃(表5)。

研究区温泉及观测井为大气降水入渗补给通过深循环获得深部热流加热之后在升流至地表形成,其热水循环深度计算公式如下:

H=(T-T₀)/g+h　(5)

式中:H为循环深度(km); T为地热水的热储温度(℃); T₀为研究区的平均气温(℃),研究区内平均气温取17 ℃; g为地温梯度,为24.5 ℃/km; h为常温带深度,为30 m(崔希林,2014)。

表5 龙门山断裂带温泉补给高程及热储温度
Tab.5 Supply elevations and the temperature of geothermal reservoirs in the Longmenshan Fault Zone

由表5得到龙门山断裂带内热水循环深度范围为0.1～4.4 km(表5)。其北东段TC及PL温泉循环深度为1.1～1.5 km,中部GRG等温泉的循环深度为0.7～2.5 km,其中以Cl^-为主的LFS、ZBS、ZLJ温泉,其循环深度为0.9～2.8 km,北部HSW、WJJ、ZGS温泉循环深度为4.0～4.4 km。结合温泉常量元素及微量元素特征可以发现,以HCO^-₃为主的温泉,循环深度较浅,SO^2-₄次之,而以Cl^-为主要阴离子的温泉循环深度较深。结合Na-K-Mg三角图(图4)、水化学组分特征以及循环深度综合分析,龙门山断裂带温泉的水化学类型沿茂县—汶川断裂带、北川—映秀断裂、安县—灌县断裂及广元—大邑隐伏断裂带从北到南、从西到东依次为重碳酸型、硫酸型、氯化物型温泉水,其水岩反应程度、水化学组分含量、循环深度沿断裂分布不断加深。

构造活动和地震活动会打破地壳中流体原有的水-岩平衡状态,使温泉循环深度,热储温度,深部热水循环程度,水-岩相互作用改变,造成离子组分,氢氧同位素等发生变化(Skelton et al,2014)。通过龙门山地区温泉的各离子浓度绘制主要离子相对变化率((测量值-平均值)/平均值×100%)随时间变化的折线图(图6),根据采集样品离子含量的方差占平均值的百分比来判断研究区异常值的临界。

通过对比距离汶川M_S8.0地震震中108 km以内的GRG、JYG、SZZ、LX、WC温泉在震后1个月及5个月采集的两次温泉水样(表6),发现随着时间的变化,温泉中的主要离子组分(Na⁺、Cl^-、SO^2-₄)及微量元素含量(Li⁺、Pb²⁺、As²⁺)呈下降趋势,同时2008年6月至2010年6月采集水样的δD和δ¹⁸O也回归至大气降水线附近。从δD-δ¹⁸O关系图(图2)发现,2008年6月和10月采集的GRG01、GRG02、JYG01、LX01、SZZ01、WC02的氧同位素偏离于大气降水线的右下方。这可能是由于区域构造活动的改变使断层封闭性改变,增加了温泉水与矿物的接触,使其水岩反应增强,水化学离子含量增加。

2013年芦山M_S7.0地震后,在2013年4月及2014年8月采集了震中距为65 km以内HSW和WJJ温泉以及震中距为195 km以内的SZZ、WC的水样,其化学组分部分呈下降趋势,但变化不明显,也有少量元素呈增加的趋势(表6)。这可能与芦山地震后研究区多次发生5级以上余震,且在2014年11月发生了康定M_S6.5地震(见图6中红色框),其深部热水供应变化不大有关。从δD-δ¹⁸O关系图可以发现,2013年5月采集的JYG06、LFS06、PL06、SZZ06、WC06、WJJ06、ZBS06、ZGS06、ZLJ06氢氧同位素偏离于大气降水线的左上方。因此,推测2013年芦山地震时各温泉离子浓度发生变化的原因为地震引起的各含水层间渗透性增强,地下水混合所致。

表6 震后龙门山断裂带温泉观测点的离子异常情况
Tab.6 Anomaly of ions at hot-spring points in Longmenshan Fault Zone after earthquakes

图6 温泉水化学组分相对平均值变化率随时间变化对比(2008-06—2010-04的数据来源于陈志,2014)
Fig.6 The change rate of ion contents in hot springs with time(the date from June 2008 to April 2010 according to Chen,2014)

地震活动还会改变应力场变化,断裂带裂隙发生变化,引起渗透率发生变化,从而导致地震震中区周围的流体行为改变(Zhou et al,2017)。周永胜等(2008)、宋娟和周永胜(2013)研究发现川滇地区的龙门山断裂以及红河断裂带发生内部流体孔隙压力周期性变化以及断层带脆-塑性转化、裂缝张开与愈合等现象。强震发生后,在岩石塑性变形、压溶、静态重结晶、水岩反应等作用下,断层内部由地震形成的断层和微裂缝逐渐被愈合,把断层深部的流体密封。Luo等(2017)研究发现地下热水的氧同位素向右偏移的原因为地下热水在深循环过程中与富集δ¹⁸O围岩发生水岩作用,伴随氧同位素的交换,导致地下热水δ¹⁸O的升高,这与2008年氢氧同位素的变化表现一致。2013年5月,氢氧同位素偏离大气降水线的左上方,其原因为温泉水与深部来源的CO₂相互溶解的过程中发生了δ¹⁸O同位素交换(Benavente et al,2016),这与2013年氢氧同位素的变化表现一致。

地震的孕育和发生过程中也会改变含水层及其周围岩土环境,引起渗透率变化或水体混合,从而引起水文地球化学变化。地震后,断层愈合,各离子浓度又大幅度回落,这可能是由地震后断裂内部渗透性减弱、深部流体供应减少、水岩反应程度衰减以及当地降雨量的增多、大量浅层水混入所致。

结合已有的地球物理资料和本文的研究成果建立模型,龙门山断裂带周围3.2 km的高山为温泉的补给区,大气降水入渗沿断裂带汇聚补给地下水,地下水沿断层破碎带或裂隙带经历深循环,获得来自深部热源加热,此时水体的温度增加至123 ℃,循环深度增大至地下4 km左右,与周围的岩石发生水岩反应,并在水头差驱动下上升,在地形较低的山谷和河谷处出露地表(图7)。而龙门山断裂带两侧中上地壳存在低速高导层,为龙门山中上地壳内浅源地震的孕育提供了深部构造条件。地震的孕育及发生可以改变地下应力应变状态,触发断裂带内部含水层破碎,导致深部流体以及浅层冷水混入从而影响地下热水的水岩反应程度,并改变研究区温泉的水化学组分及同位素特征。本文通过以上研究建立了龙门山地区温泉水化学模型,结合研究区温泉水化学变化对地震的响应,为该地区的震情跟踪、异常落实和地震预测提供基础研究。

图7 龙门山断裂带温泉水文地球化学运移示意图
Fig.7 A model of hydrogeochemical migration of the hot springs in the Longmenshan Fault Zone