Giggenbach(1988)三角图(Na-K-Mg)能够反应温泉的水岩平衡状态和平衡温度。从图3可以看出,研究区9个温泉为未成熟水,且靠近Mg^1/2端,表明其水-岩反应较强,且受到浅层冷水的混合,其中塔合曼、阿合其、因干和乌恰泥火山温泉为部分平衡水,表明其发生部分水-岩反应,热储温度较高,循环深度较深,温泉水与围岩的反应达到部分平衡状态。在伽师地震前后,因干温泉水-岩反应程度变化不大,而塔合曼温泉的水-岩反应程度有明显的增加。

图3 9个温泉水样Na-K-Mg三角图
Fig.3 The triangle diagram of Na-K-Mg in the water sample of the nine hot springs

目前估算热储温度常用的地热温标主要分为阳离子温标和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),而SiO₂相对于其它矿物而言,稳定性较高,能很好地指示未成熟水的热储温度(Li et al,2019)。结合Na-K-Mg三角图及温泉的水化学特征,塔合曼、阿合其、因干和乌恰泥火山温泉热储温度采用K-Mg温标估算,而其它温泉热储温度采用SiO₂温标-无蒸汽损失计算(Fournier,1977)。研究区温泉为大气降水入渗补给,并通过深循环获得深部热流加热之后再升流至地表所形成,热水循环公式为:

H=(T-T₀)/g+h(3)

式中:H为循环深度(单位:m); T为地热水的热储温度(单位:℃); T₀为研究区的平均气温(单位:℃),研究区内平均气温取3 ℃; g为地温梯度,为2.5 ℃/100 m(杨志勋等,1990); h为常温带深度,为30 m。

由表4可见,研究区温泉热储温度为17 ℃～82 ℃,循环深度为0.6～3.2 km(表4),大部分为中低温类型温泉,只有塔合曼温泉为中高温地下热水,其中乌恰泥火山、因干、塔合曼和阿合其温泉循环深度较深,达到1.0～3.2 km。其它温泉水为未成熟水,循环深度较浅,推测其与浅层冷水发生了混合作用。

对因干温泉及塔合曼温泉在监测期间的热储温度及循环深度进行计算分析,发现因干温泉热储温度为25.9 ℃～27.4 ℃,循环深度为0.9～1.0 km; 塔合曼温泉的热储温度为49.3 ℃～91.9 ℃,循环深度为1.9～3.6 km,变化较大。2020年1月15日,塔合曼温泉热储温度突然下降,循环深度也变浅。

表4 温泉热储温度、循环深度及补给高程
Tab.4 The temperature of geothermal reservoirs,the depth of circulation,and the recharge elevations of the hot springs

研究区温泉水温变化范围为6.0 ℃～65.0 ℃,TDS的变化范围为0.28～4.48 g/L,其中乌恰泥火山温泉为咸水,TDS>3.00 g/L(表2)。采用舒卡列夫分类法(毫克当量百分比分别大于25%的阴阳离子参与命名)将研究区的温泉划分为Ca·Na-SO₄·HCO₃、Ca·Mg-HCO₃·SO₄、Na-Cl·SO₄、Na-HCO₃、Na·Mg-Cl·SO₄、Na-Cl、Ca-HCO₃·SO₄、Na-SO₄·HCO₃及Na·Ca-HCO₃共9种水化学类型。利用水化学数据绘制Piper图(图4),从空间上看,该地区温泉水化学类型复杂,这可能是由于温泉沿各断裂带分散较广,围岩不尽相同所致; 从时间上看,在采样期间温泉水化学类型没有明显改变。

离子关系是认识温泉水文地球化学过程的依据,因此对研究区温泉水的离子关系进行分析,前人通常采用Na-Cl关系来解释地下水中Na⁺和Cl^-来源(张涛等,2017)。研究区阿合其、

图4 9个温泉水样Piper三线图
Fig.4 Piper diagram of the water samples of the nine hot springs

玉其塔什、塔合曼以及公格尔温泉的γ(Na)/γ(Cl)比值大于1,说明蒸发盐溶解作用不是这些温泉水中Na⁺的唯一来源,还可能来自火成岩或变质岩,如钠长石、正长石和云母等硅酸盐矿物的风化产物。利用Ca²⁺/Na⁺、Mg²⁺/Na⁺和 HCO^-₃/Na⁺物质的量浓度比值来研究地下水和不同岩石之间的反应,发现碳酸盐岩风化作用控制端元比值分别接近于50、10和120,而硅酸盐岩控制端元比值接近于0.35±0.15、0.24±0.12和2±1(Xiao et al,2012)。乌恰泥火山、因干、阿合其以及塔合曼温泉靠近蒸发岩端元,而其它温泉位于蒸发盐岩与碳酸盐岩端元中间,说明研究区温泉水主要受蒸发岩溶解作用控制,其次是来自碳酸盐岩风化作用的贡献,阿合其、玉其塔什、塔合曼以及公格尔温泉具有少量硅酸盐岩来源(图5)。通过以上分析发现研究区温泉水中Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于岩石(碳酸盐岩)的风化溶解和蒸发盐岩(石膏)的溶解,而Na⁺和K⁺主要来源于大气降水、盐岩和硅酸盐岩的溶解。

图5 温泉水样Ca2+/Na+分别与 HCO-3/Na+、Mg2+/Na+物质的量浓度比值
Fig.5 The elements in water samples in the study area:HCO-3/Na+ versus Ca2+/Na+,Mg2+/Na+ versus Ca2+/Na+

研究区Sr元素含量为0.71～16.5 mg/L,其中乌恰泥火山温泉的含量最高,因干温泉的含量也达到4.89 mg/L,锶、钡常与钙、钾发生类质同象替换,因此在富钙、富钾矿物中,锶、钡的含量也不低(谭梦如等,2019)。研究区发育富钾长石,角闪石的变质岩基底,使得微量元素锶、钡含量较高,此外由于Sr²⁺半径较Ba²⁺更小,在温泉水中迁移性更好。温泉中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr往往与它所接触的岩石矿物的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr相似,因此,这一比值可以成为各种岩石矿物之间相互作用的有效示踪剂(Blum,Erel,1997)。硅酸盐、碳酸盐和硫酸盐等矿物是地下水中Sr的重要来源,影响着地下水中的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr(Philippe,2006; Min et al,2007; Gaillardet et al,1999)。碳酸盐、硫酸盐风化来源的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr约为0.708 000,铝硅酸盐风化来源的一般为0.716 000～0.720 000,现代海水中的平均值为0.709 03,河水为0.711 00,地幔岩浆水为0.704 00(Edmond,1992; Bickle et al,1995)。研究区温泉的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr为0.709 605～0.712 243。根据研究区温泉的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr与Sr关系(图6),可以发现研究区温泉水主要是碳酸盐岩或者硫酸盐岩来源,也存在少量硅酸岩来源。

富集因子(EF)是定量评价元素来源的重要指标之一,其计算公式为:

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。选用地壳中普遍存在且化学稳定性好、分析结果精确度高的低挥发性元素Ti作为参比元素。

图6 温泉水样Sr浓度和87Sr/86Sr比值关系
Fig.6 Relationship between Sr concentrations and 87Sr/86Sr ratios in hot springs

样品中某种元素浓度和参考元素浓度的比值与背景区中二者浓度比值的比率即为富集因子具体数值。某元素EF值越大则说明其富集程度越高。EF>1,则认为该元素相对参比体系更加富集; EF≈1,说明该元素源于地壳中的岩石; EF<1,表明该元素与围岩之间的反应程度较低或为其它来源。选取南天山地区岩浆岩中微量元素作为标准(阎琨等,2021),使用Ti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(图7)。发现EF>1的只有阿合其温泉和乌恰泥火山温泉的Li元素,其它温泉各离子的EF<1。

研究区温泉水样中微量组分的含量较低,只有Li、B、Sr元素的含量较高(表3)。而Li元素化学性质活泼,水解能大,易在温泉水中富集(吕苑苑,郑绵平,2014)。研究区广泛发育花岗岩、砂岩和灰岩,含有大量的锂云母等锂硅酸盐矿物,在水解作用下,Li⁺含量变高。另外Li元素是深部液体上涌的标志性元素,研究区处于南天山与西昆仑地区交汇区,构造活动复杂,因此Li⁺含量较高。B元素在地下热水中的溶解度随深度、压力、温度增加而增高(张春山等,2003)。乌恰泥火山、因干、塔合曼、阿合其温泉的循环深度较大且相对其他温泉温度也较高,使其B元素含量较高。

图7 温泉水样微量元素富集因子对比
Fig.7 Enrichment coefficients of the trace element in hot springs

地震和构造活动会打破流体原有的水-岩平衡状态,使温泉的循环深度、热储温度、深部热水循环、水-岩相互作用程度改变,导致泉水中离子组分,氢氧同位素等发生变化(Skelton et al,2014)。本文对伽师地区9个温泉的水文地球化学特征进行研究,获得该地区温泉水文地球化学背景,选取了塔合曼温泉及因干温泉的常量元素(Na⁺、Cl^-、SO^2-₄)、氢氧同位素、微量元素(Li⁺、Sr²⁺、Rb²⁺)进行连续水文地球化学监测。这2个温泉位于南天山柯坪断裂及东昆仑断裂地震易发地区,其水-岩反应为部分平衡状态,较为强烈,其受外部气象和人为因素很少,具有较好的接收、传导、放大并显示震源孕育过程和区域构造应力信息的能力(李献智,1998)。大量研究发现温泉水文地球化学中的参数对地震有明显的响应(Favara et al,2002; Skelton et al,2014),其中7.0级地震的前兆异常分布范围为400～500 km,6.0级地震为300 km以内,5级地震为200 km以内(Toutain et al,1997)。

参照中国地震信息网的地震数据,分别选取因干、塔合曼温泉周围50 km以内1级以上地震、300 km以内4级以上地震,对研究区温泉的水文地球化学异常进行探讨,如图8所示。因干温泉

图8 因干(a)、塔合曼(b)温泉离子浓度变化及其与地震对应关系
Fig.8 Variation of the ion concentration in Yingan hot spring(a)and Taheman hot spring(b)and its correlation with earthquakes

周边地震与该温泉位于同一构造位置,其水化学变化对研究区的地震响应较为明显。因干温泉的常量元素(Na⁺、Cl^-、SO^2-₄)浓度有4次明显的突增,突增幅度高于平均值的5%～11%,这期间该温泉周围300 km内都对应发生5级以上地震,且其微量元素的元素(Li⁺、Sr²⁺、Rb²⁺)浓度对周围50 km以内2级以上地震也有较为明显的响应(图8a)。在监测期间,因干温泉周围50 km以内共发生4次2级以上地震,水化学离子浓度都发生了小幅度的波动,其波动幅度高于平均值的5%～15%。其中2020年伽师M_S6.4地震前19 d因干温泉(震中距为223 km)的离子浓度开始出现异常升高,并于地震当天达到了最大值,为平均值的15%,震后逐渐减小(图8a),这可能与伽师M_S6.4地震及其余震有关。

塔合曼温泉周边50 km以内地震位于东昆仑断裂,300 km以内4级以上地震大多位于柯坪断裂,由于塔合曼温泉处于不同断裂带,因此该温泉在监测期间的水文地球化学变化对其周围地震的响应不明显。通过前期对塔合曼温泉水文地球化学特征的研究发现,该温泉的离子浓度主要与周围围岩的岩性有关,其水-岩反应程度与温泉的热储温度及循环深度有密切的关系,水-岩反应程度越深,循环深度越深,热储温度越大(Gherardi et al,2017)。2020年伽师M_S6.4地震前9 d其水化学发生明显突增,波动幅度高于平均值的5%～15%,但热储温度明显降低,循环深度明显减小(图8b)。

许多学者对地下水前兆异常的机制进行了研究,提出了许多解释地下水前兆异常机制的模型,包括声波震动物理化学释放(UV模型)、压敏溶解度化学释放(PSS模型)、孔隙坍塌物理释放(PC模型)、增加反应表面积(IRSA模型)以及含水层破裂/流体混合(AB/FM模型)等(Ingebritsen,Manga,2019)。目前最能解释前兆地球化学和水文异常的模型是IRSA模型以及AB/FM模型,IRSA模型可以解释许多气体浓度异常; AB/FM模型被认为是隔离含水层之间的水文屏障的前兆破裂,从而使不同含水层发生混合,而这种前兆破裂被认为是由地震前与应力积累相关的地壳膨胀引起的(Skelton et al,2014),这种机制能很好地解释离子和同位素化学的变化。因干及塔合曼温泉的水化学变化现象可以用AB/FM模型机制解释。地震前一定时间内发生的地下水化学成分的变化往往归咎于两个或两个以上化学性质不同的含水层的流体混合(Ranjram et al,2015)。而塔合曼温泉氢氧同位素的变化也很好地证明了AB/FM模型机制的可能性。前人研究意大利翁布里亚—马尔凯地震序列中的温泉水化学(常量元素、微量元素、溶解气体和同位素比率)时认为,这种突然的水文变化并非正常水-岩反应演化所致,而是由构造活动性引起的,并且短期内很难得到补偿恢复原有平衡态(Ranjram et al,2015; Gherardi et al,2017)。地震的发生改变了地下水的环境,促使温泉水在震后重新建立一个新的平衡状态(高小其等,2018)。塔合曼温泉在震后的常量元素含量一直高于背景值,氢氧同位素也异常与大气降水线附近,这个现象也验证了温泉水已经开始了一个新的平衡态。