Craig(1961)总结全球各个地区的大气降水中的δD、δ¹⁸O值的变化关系,并提出全球大气降水线方程(GMLW):δD=8δ¹⁸O+10。Pang等(2017)给出了13条δD、δ¹⁸O关系线,详细说明了稳定同位素在经历不同过程时的分馏和变化特征。由于δD和δ¹⁸O的分馏过程受温度、纬度、高度、大陆、季节等影响,各区域的大气降水方程差异较大(高宗军等,2017)。本文研究区处于西南山区,所以选用中国大气降水线方程和西南地区大气降水线方程,分别为δD=7.74δ¹⁸O+6.48和δD=7.54δ¹⁸O+4.84(刘进达等,1997),绘制大凉山断裂带地区温泉δD-δ¹⁸O关系图。从图2中可以看出,研究区温泉采样点均落在中国大气降水线和西南地区大气降水线附近,表明温泉水来源为大气降水。

表2 研究区温泉水样主量元素分析表
Tab.2 Major elements of the water samples from the hot springs

图2 大凉山断裂带温泉δD-δ18O关系图
Fig.2 Relation between δD and δ18O in the Daliangshan Faults Zone

在地形起伏较大的地区,大气降水中的δD和δ¹⁸O含量会随高度的增加而下降,因此利用同位素的高程效应可以估算温泉水的补给高程(Pang et al,2017)。于津生(1997)总结了我国西部地区的δD值与高程H的关系为δD=-0.026H-30.2; 周训(2010)得出中国地区δD值与高程H的关系为δD=-0.03H-27。计算结果见表3,从表中可以看出大凉山断裂带补给高程大致为2.1～2.5 km。

表3 大凉山断裂带温泉补给高程
Tab.3 Recharge elevations of the hot springs in the Daliangshan Fault Zone

研究区温泉水样可以根据舒卡列夫分类法分为6种(表2):HCO₃-Ca?Mg、SO₄?HCO₃-Ca?Mg、HCO₃-Ca、HCO₃-Na?Ca、HCO₃-Na和SO₄?HCO₃-Ca型,用Origin软件绘制其化学组分的Piper三线图(图3)。从图3中可以看出,在三线图菱形的左侧区域Ca²⁺、Mg²⁺和SO^2-₄、HCO^-₃为主离子,属于重碳酸型水,其中MH、SY为HCO₃-Ca?Mg型地下水,LYB、PX为HCO₃-Ca型地下水; 三线图菱形的下方区域Na⁺和HCO^-₃为主离子,来自火成岩地区样品,其中ZJ01、ZJ03、ZJ04、ZJ05和ZJ06为HCO₃-Na?Ca型地下水,ZJ02为HCO₃-Na型地下水; 三线图菱形的上方区域Ca²⁺、Mg²⁺和SO^2-₄、HCO^-₃为主离子,属于硫酸型水,其中BG、AG、CF、LTS为SO₄?HCO₃-Ca?Mg型地下水,GT为SO₄?HCO₃-Ca型地下水。

在一定程度上,温泉水样的水化学类型可以揭示主量离子的成因。由表1可知,该区发育有碳酸岩地层,大气降水与大理石、灰岩及白云岩等碳酸盐矿物发生溶解作用,使地下水中富集Ca²⁺、Mg²⁺、HCO^-₃等,其溶解过程可表示为:

CaCO₃+H₂O+CO₂→Ca²⁺+2HCO^-₃ (1)

MgCO₃+H₂O+CO₂→Mg²⁺+2HCO^-₃ (2)

水中的易溶盐离子(Na⁺、K⁺、Cl^-)因较快的水循环速度快速流失,而碳酸盐相对难溶,所以较难溶碳酸盐离子的相对累积也可能使地下水中富集Ca²⁺、Mg²⁺、HCO^-₃(张炜斌,2013)。由于玄武岩及其它火成岩很难分解,溶滤作用较弱,热水的矿化度较低,在高温高压条件下区内玄武岩中倍长石、钙长石等基性斜长石以及辉石等铝硅酸盐、硅酸盐矿物与热水相互作用,使得温泉中Ca²⁺、Na⁺、HCO^-₃富集(闫佰忠,2016; 张春生,2016),同时地下水中H₂SiO₃含量也相对较高(周长松等,2020),其反应过程表示为:

2NaAlSi₃O₈+9H₂O+2H₂CO₃Al₂Si₂O₅(OH)₄+4H₂SiO₂+2Na⁺+2HCO^-₃ (3)

(Ca,Na)Al₂Si₃O₈(倍长石)+9H⁺→2Al³⁺+Ca²⁺+Na⁺+3H₄SiO₄ (4)

CaAlSi₂O₈(钙长石)+8H⁺→2Al³⁺+Ca²⁺+2H₄SiO₄ (5)

(Fe,Mg)SiO₃(辉石)+3H₂O+2CO₂→(Fe,Mg)²⁺+2HCO^-₃+H₄SiO₄ (6)

以SO^2-₄为主要阴离子的硫酸型水样,其矿化度相对较高。围岩中石膏矿物的溶解和其他含硫矿物在热水作用下会带来大量的SO^2-₄,其溶解过程可表述为:

CaSO₄?2H₂O→Ca²⁺+SO^2-₄+2H₂O (7)

2FeS₂+7O₂+2H₂O→2Fe²⁺+4SO^2-₄+4H⁺ (8)

图3 温泉水样 Piper三线图
Fig.3 Piper diagrams of the water samples

地热温标通常用来估算储层的热储温度。经典地热温标通常指SiO₂地热温标和化学离子型温标(Fournier,1977; Fournier,Truesdell,1974; Giggenbach,1988)。研究区温泉温度均低于当地沸点,所以本文采用阳离子温标和无蒸汽损失的玉髓(Chalcedony)、SiO₂温标计算研究区的热储温度(表5)。从表4可以发现,Na-K温标计算的热储温度最高,为210.79 ℃～432.71 ℃,其它温标的结果较为接近,为21.99 ℃～93.85 ℃; 其中AG、PX、CF和LTS通过Na-K-Ca温标和玉髓温标计算的温度低于泉口的温度,使用Na-K-Ca温标计算的BG热储温度低于泉口的温度。因此,K-Mg温标和Quartz温标可能更适合该研究区的热储温度评估。

Na-K-Mg 三角图解通常用来判断热水的水-岩平衡状态、区分水样类型、确定平衡温度等(Giggenbach,1988)。将研究区Na⁺、K⁺、Mg²⁺浓度投到Na-K-Mg三角图上(图4),可以看出全部15个水样均落在Mg^1/2一侧,属于未成熟水,反映了水岩反应的平衡温度偏低,说明该区的

表4 大凉山断裂带温泉的热储温度
Tab.4 Geothermal reservoir temperature calculated in the Daliangshan Faults Zone

图4 温泉水样 Na-K-Mg 三角图
Fig.4 The triangle diagram of Na-K-Mg of the water samples

地下热水在上升的过程中可能接受大气降水补给或低温冷水的不同程度混入(胡波,2017)。因此在未达到平衡状态时,采用阳离子温标计算热储温度可能无法得到正确的结果(李修成等,2016)。温度低于300 ℃时,SiO₂相对于其它矿物稳定性高,能很好地指示地下未成熟水的热储温度(庞忠和等,1990),因此SiO₂温标计算的热储温度(范围为71.48 ℃～93.85℃)可能更符合实际。

虽然SiO₂温标适用于范围为0～250 ℃的温泉点,然而原始热水中Si溶解度会随温度降低而降低,导致硅矿物沉淀或形成硅化。从图5可知,水样都未达到平衡状态,所以在冷热水混合后上升过程中可能会有部分SiO₂从地热水中析出而降低其含量,致使利用SiO₂温标计算的温度较冷、热水混合时的温度偏低。因此,本文采用硅-焓模型图解法(Fournier,Tnresdell,1974)对深部热水及浅部冷水的混合进行评价,通过消除冷水混入的影响计算冷水混入比例和深部热储温度。

对于地热水无蒸汽和热量损失时,使用硅-焓模型求解热储温度和冷热水混合比例,如图5所示:①将研究区内地下冷水温度和SiO₂含量投到硅-焓图中(D点),D点的值选取昭觉地区冷水样品值(表5); ②将各个地热水样品的温度和 SiO₂含量投到硅焓图中; ③过D点和各温泉点作直线与石英溶解度曲线分别相交于A、B、C、E、G点,则这些点对应值即是地热水的热焓和SiO₂含量; ④地热水中混合前的热水比例由图6中D点与采样点距离与DA线段(DB、DC、DE、DG线段)距离比值确定; ⑤若考虑最大蒸汽损失时,D点与采样点(只有LYB)的延长线交100 ℃垂线点,再由此点作焓值坐标轴的平行线交最大蒸汽损失线于F点(热水端元的沸腾开始时的焓值)。过F点作焓值坐标轴的垂线与石英溶解度曲线交于H点,H点的横坐标即为其焓值。计算结果见表6,研究区热储温度为105.9 ℃～203 ℃,冷水混入比例为63.26%～86.39%; 其中ZJ01点热储温度为150.64 ℃, 与卢丽等(2021b)的研究结果接近。

图5 地热水硅-焓图解
Fig.5 Plot of silicon versus enthalpy in the geothermal water

大气降水下渗到深处的过程中,由于温度梯度随深度增加,当热水温度增高到热储温度的深度时,此深度称为地下热水的循环深度(潘明等,2015),其计算公式为:

H=100×(t-t₀)/q+h (10)

式中:H为地热水循环深度; q为地温梯度; t为热水热储温度; t₀为当地平均气温; h为常温带深度。

根据前人研究结果,本文研究区的地温梯度取4.75 ℃/100 m(姜光政等,2016; 李录娟,2011),常温带深度取20 m,各温泉点的热储温度和循环深度计算结果见表5。

表5 硅-焓模型下温泉水样的热储温度和循环深度
Tab.5 The reservoir temperature and the circulation depth of the water sample on the basis of the silicon-enthalpy model

为进一步了解断裂带、水文地球化学和地震活动性之间的关系,本文选取2008年至2022年3月研究区M_L≥1.5地震,将大凉山断裂带地下水样采集点与地震空间分布绘制于图6a,水温、TDS和循环深度绘制于图6b。从图6b中可以看出,除了断裂带北端MH温泉水温较低外,其它9个温泉水温均分布在40～50 ℃。GT、CF和LTS温泉TDS相对较高,而循环深度较深的温泉点是LYB、ZJ和GT,这在一定程度上说明TDS不仅和循环深度有关,还和地下水的循环速度、围岩性质、热水温度等因素有关(张炜斌,2013)。

从图6a可以看出,研究区内多以M_L≤3.0地震为主,且地震的活动性分布具有丛集特征,即温泉LYB、PX、ZJ、CF、GT温泉附近中小地震活跃,特别是在循环深度较深的LYB、ZJ、GT附近(图中蓝色虚线圈内)。大凉山断裂伸展至基底深部,控制了断裂东侧中生代晚期以来的长期隆升区和西侧西昌中新生代盆地的东界,主导了本区强烈的地震活动(Wang et al,2008b; 周荣军等,2003); 地震活动使得断裂带岩石破碎程度变高,断层的滑动更明显,断裂的开启闭合频繁(李姜一等,2020)。因此该区地下水存在良好的循环、运移通道,同时在循环和运移过程中与围岩发生水-岩反应,与深部热水进行交换,形成循环深

度相对较高的中低温温泉。已有研究表明,一方面深部活动断层系统中流体孔隙压力较大,驱使流体流动,降低断裂面的有效正压力,从而起到弱化断层强度和控制地震活动的作用(Sibson et al,1988; Snell et al,2020),另一方面断裂带深部热储温度较高,水-岩反应将导致矿物蚀变、分解出摩擦系数低的黏土矿物,改变断层的压力与活动(段庆宝等,2015; Dorsey et al,2021)。因此深循环的地下水对断层围岩起到一定程度弱化的作用。温泉LYB、ZJ和GT循环深度较深,表明地下水作用深度越深,断层受到的弱化作用明显,断裂的强度越小。因此在这3个区域应力不会长期积累,断裂在较小的构造应力下就会错动,剪切力易于释放,所以其地震活动性常常表现为中小地震频发。综上所述,断裂带的裂隙为流体运移聚集提供通道和场所,流体与岩石发生物理化学效应改变断层的状态,进而影响区域地震活动性,并呈现出循环越深,地震活动性越强的特征。

大凉山断裂带是一条切入地幔的深大断裂,断裂带内裂隙发育,为地下水的入渗与深部地热流体的上涌提供了良好的场所和通道。四川地区隆起山地地热裂隙水的热源为岩浆热、放射性物质衰变热和断层的摩擦热(罗敏等,2016)。卢丽等(2021)认为昭觉地区岩浆活动强烈,其温泉热源为二叠系峨眉山玄武岩。因此,大凉山断裂带源自地幔柱的峨眉山玄武岩可为该区提供主要热源。深部地球物理研究表明,大凉山地块中、下地壳近SN向分布的连续低速层被认为是深部的液相热物质(Dahu et al,2018; Du et al,2019)。

图6 大凉山断裂带温泉水样采集点与ML≥1.5地震空间分布图(a)和水温、TDS、循环深度关系图(b)
Fig.6 The spatial distribution of collection points of water samples and ML≥1.5 earthquakes(a),relationship between temperature, TDS,and the depth of circulation(b)in the Daliangshan Fault Zone

结合本文的研究成果建立研究区的温泉水文地球化学运移模型(图7)。温泉的补给区来自大凉山断裂带附近海拔2.1～2.5 km的高山带,以大气降水的形式在河流阶地和山区等地汇聚以补给地下水; 然后地下水沿断裂带的裂隙和破碎带循环至深部,在深度约为1.9～3.9 km处被来自深部的热源加热至105.9 ℃～203 ℃,同时与玄武岩等深部的岩石发生水-岩反应,生成携带含有深部信息(常量元素、微量元素和气体等)的热水; 热水在水头压力差的作用下,沿着断裂带的导水通道向上循环,在上升过程中与浅层的冷水发生不同程度的混合,最后在地形较低的山谷或者河谷处出露地表。地震孕育等构造作用会改变断裂带的应力状态,打破原有的流体-断层的平衡关系(段庆宝等,2015),导致流体压力、运移路径和水-岩反应程度等改变(Fairley,2009; Li et al,2017),进而改变温泉的水文地球化学特征。

图7 大凉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 Daliangshan Fault Zone