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(xué)特征

路 暢 周曉成 李 營(yíng) 劉 磊 顏玉聰 徐岳仁

1)中國(guó)地震局地球物理研究所， 北京 100081 2)中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所， 中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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(diǎn)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(guó)大陸自2017年九寨溝MS7.0地震之后發(fā)生的震級(jí)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(guò)一系列的強(qiáng)震， 自1976年唐山地震以來(lái)， 中國(guó)大陸共發(fā)生7級(jí)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(dòng)斷裂與采樣點(diǎn)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(jí)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(diǎn)分布(斷裂數(shù)據(jù)自鄧起東等， 2003)

總之， 近年來(lái)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(xué)特征與來(lái)源及其與地震活動(dòng)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(xué)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(dòng)性及水化學(xué)等研究相對(duì)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(xué)背景數(shù)據(jù)庫(kù)建設(shè)工作(劉磊等， 2019)， 對(duì)青海省的水文地球化學(xué)特征進(jìn)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(xué)方面的報(bào)道， 地球化學(xué)背景場(chǎng)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(chǎng)進(jìn)行考察并取水化學(xué)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(zhǎng)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(yán)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(jiàn)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(jí)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(xué)特征， 揭示巴顏喀拉塊體中部的地球化學(xué)來(lái)源與控制因素， 并對(duì)新形成的地表破裂帶與東昆侖斷裂的溫泉水地球化學(xué)組分差異成因及其與本次地震之間的響應(yīng)和關(guān)系進(jìn)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(zhǎng)條狀活動(dòng)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(guò)多次7.0級(jí)以上的破壞性地震(張軍龍等， 2012； 邵志剛等， 2020)。近年來(lái)， 塊體周緣正處于中強(qiáng)地震活躍期， 成為中國(guó)大陸地震活動(dòng)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(qiáng)烈水平擠壓和縮短變形(聞學(xué)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(dòng)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(dòng)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(qiáng)梯度過(guò)渡帶(嘉世旭等， 2017)。巴顏喀拉地塊的整體運(yùn)動(dòng)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(dòng)斷裂。區(qū)域內(nèi)保留1條NW走向、 長(zhǎng)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(cuò)水系、 山脊扭錯(cuò)、 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(jì)以來(lái)可能有過(guò)強(qiáng)烈的活動(dòng)并活躍至今(熊仁偉等， 2010)。東昆侖斷裂是一條長(zhǎng)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?yàn)镋W， 傾角為55°～85°(van der Woerdetal.， 2002)。東昆侖造山帶的巖性復(fù)雜， 萬(wàn)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(xì)粒長(zhǎng)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(shí)， 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(shí)將采樣瓶置于泉水面以下， 儲(chǔ)好水后， 滴入稀HNO3將溶液酸化至pH=1～2， 擰緊瓶蓋， 避免瓶?jī)?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(biāo)記好采樣時(shí)間、 采樣地點(diǎn)， 同時(shí)， 記錄當(dāng)時(shí)的天氣狀況、 氣溫、 采樣點(diǎn)經(jīng)緯度信息以及采樣點(diǎn)地區(qū)出露的巖性等， 測(cè)量泉水的溫度(T)， 并采集部分噴砂冒水點(diǎn)的砂土樣品。

(1)

離子平衡系數(shù)是評(píng)價(jià)水樣品離子組分?jǐn)?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(jìn)行分析， 以V-SMOW作為標(biāo)準(zhǔn)， 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(jìn)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(cè)； 砂土的主微量元素使用Axios-Max波長(zhǎng)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(cè)試均在核工業(yè)地質(zhì)研究院測(cè)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(gè)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(diǎn)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?zé)崴?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?zé)崴畞?lái)源、 示蹤其循環(huán)路徑、 分析地?zé)醿?chǔ)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(jìn)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(lái)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。瑪多站地下水中的氫氧同位素值分別為-83‰和-11.8‰， 該地區(qū)受強(qiáng)蒸發(fā)作用的影響， 而在蒸發(fā)強(qiáng)烈條件下， 較輕的同位素會(huì)優(yōu)先分離出來(lái)， 而重同位素逐漸富集， 這樣就會(huì)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(qiáng)大應(yīng)力加劇水-巖反應(yīng)有關(guān)。δD是與地震活動(dòng)關(guān)系密切的一種同位素， 與4級(jí)以上地震存在一定的關(guān)系， 且震級(jí)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(dòng)性。冰島連續(xù)發(fā)生的2次5.5級(jí)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(bǔ)給高程(Scanlon， 1989； Steinhorstetal.， 2001)， 公式為

(1)中國(guó)大氣降水δD值的高程效應(yīng)(周訓(xùn)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(bǔ)給區(qū)的高程(單位： m)。

區(qū)域內(nèi)補(bǔ)給高程的平均值為0.8～2.8km(表4)， 除MDW9外， 其余21個(gè)地下水的補(bǔ)給高程為1.6～2.8km。這可能是由于地震發(fā)生時(shí)， 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(duì)于東昆侖斷裂帶周圍泉水富集(圖 3， 表4)， 但補(bǔ)給高程的范圍相近， 推測(cè)為附近山體的大氣降水補(bǔ)給。

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

4.2 地?zé)崴幕瘜W(xué)特征與成因

圖 4 21個(gè)泉水的Piper三線圖Fig. 4 Piper diagrams of 21 spring waters.

圖 5 離子毫克當(dāng)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(lái)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(guò)程為

圖 6 離子毫克當(dāng)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(xué)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)。瑪多地震地表破裂帶附近泉水的γNa/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(zhǎng)時(shí)間的浸出和置換造成的。

同時(shí)， 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(gè)區(qū)域泉水的相關(guān)系數(shù)極低(R2=0.06)， 說(shuō)明2個(gè)區(qū)域的水來(lái)源不同。

圖 7 離子毫克當(dāng)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(chǎng)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(cuò)， 互相連通(萇有全等， 2011)。結(jié)合離子濃度和水化學(xué)類型可以推測(cè)， 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(lái)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。靠近發(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(lái)源為長(zhǎng)石的水解和淋濾作用等， 因?yàn)镹a+的溶解度較高， 較易溶于水， 且Na+與K+的分布及來(lái)源相近(錢會(huì)等， 2005)。地震時(shí)釋放的巨大能量會(huì)加劇水-巖反應(yīng)的程度和巖石中的礦物水解。鈉長(zhǎng)石、 鉀長(zhǎng)石的水解作用過(guò)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(xué)組成是風(fēng)化-成土作用的反映(Nezhadetal.， 2015)。砂土的粒徑細(xì)小均勻， 4個(gè)砂土樣品均以SiO2為主， 含量為61.71%～88.28%， 可能為長(zhǎng)英質(zhì)礦物風(fēng)化后的產(chǎn)物(石英、 長(zhǎng)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(gè)樣品中的Al2O3>(CaO+K2O+Na2O)， 屬于過(guò)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。瑪多地區(qū)屬于高原大陸性氣候， 日照強(qiáng)烈， 春季多大風(fēng)和沙暴(Colmanetal.， 2007)， 為母巖風(fēng)化提供條件。震后噴砂冒水中的砂土可能為風(fēng)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(guò)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(gè)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(guò)水化學(xué)組分可以計(jì)算地?zé)崴臒醿?chǔ)溫度， 在不同條件下， 適用的熱儲(chǔ)溫標(biāo)也不同， 常用的地球化學(xué)溫標(biāo)主要有SiO2溫標(biāo)和離子溫標(biāo)。由于離子溫標(biāo)適用于水-巖反應(yīng)達(dá)到平衡狀態(tài)的泉水， 而研究區(qū)內(nèi)均為未成熟水， 且無(wú)蒸汽損失， 故更適用于SiO2溫標(biāo)。SiO2相對(duì)于其他礦物而言穩(wěn)定性較高， 能夠指示未成熟水的熱儲(chǔ)溫度。當(dāng)溫度<110℃時(shí)， 通常是玉髓控制著溶液中的SiO2含量(鄭西來(lái)等， 1996)， SiO2溫標(biāo)的計(jì)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(xué)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(biāo)計(jì)算溫泉熱儲(chǔ)溫度時(shí)， 水溫應(yīng)當(dāng)≥25℃， SiO2濃度需>11mg/L， 且計(jì)算出的熱儲(chǔ)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(jì)算出的熱儲(chǔ)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(duì)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(xué)過(guò)程中幾乎不發(fā)生任何顯著分餾， 其變化可反映物質(zhì)來(lái)源的變化(Armstrongetal.， 1998)。因此， Sr同位素被廣泛用來(lái)研究地表與地下水系統(tǒng)的水-巖反應(yīng)、 物質(zhì)來(lái)源(包括污染物的來(lái)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(bǔ)給過(guò)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(bǔ)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(lái)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(guò)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(diǎn)。

富集因子(EF)是定量評(píng)價(jià)元素來(lái)源的重要指標(biāo)之一， 它選擇滿足一定條件的元素作為參考元素(或稱標(biāo)準(zhǔn)化元素)。選用地殼中普遍存在且化學(xué)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(shuō)明其富集程度越高： 當(dāng)EF>1， 則認(rèn)為該元素相對(duì)參比體系更加富集；EF≈1， 說(shuō)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?yàn)槠渌麃?lái)源。EF的計(jì)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(zhǎng)花崗巖、 東段巴隆華港片麻巖及出露的晚三疊紀(jì)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(jìn)行歸一化， 計(jì)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(yuǎn)遠(yuǎn)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(xué)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(biāo)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)。瑪多附近泉水中的B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(gè)采樣點(diǎn)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?xì)w一化為Ti富集系數(shù)對(duì)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(zhǎng)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)。總體來(lái)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(xué)組成與地震的關(guān)系

地震和構(gòu)造活動(dòng)會(huì)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(chǔ)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(zhǎng)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(guò)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(jí)地震的前兆異常分布范圍為400～500km(李獻(xiàn)智， 1998)， 而地表破裂帶采樣點(diǎn)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(diǎn)的震中距為97.2～409.9km(圖 1， 表5)。采樣點(diǎn)均在地震響應(yīng)范圍內(nèi)， 可能對(duì)地下水中的水化學(xué)組分存在影響。為此， 對(duì)泉水水化學(xué)組分的含量和距震中的距離之間的關(guān)系進(jìn)行了分析(圖 11)。

表5 采樣點(diǎn)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(xué)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(fēng)化后的產(chǎn)物， 泉水存在周圍淺層水體的補(bǔ)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(yuǎn)遠(yuǎn)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(lái)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(lái)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(lái)， 對(duì)東昆侖斷裂內(nèi)的溫泉開展水文地球化學(xué)監(jiān)測(cè)具有重要意義。

致謝核工業(yè)北京地質(zhì)研究院的實(shí)驗(yàn)人員及時(shí)對(duì)樣品進(jìn)行了分析； 審稿人對(duì)本文提出了建設(shè)性意見(jiàn)。在此一并表示感謝!