地殼中廣泛存在著流體作用。在地震科學領域中, 地殼流體與地震活動的關系越來越受到國內外專家們的關注。地下流體與地震的關系有二個方面:一方面是地下流體對地震的被動效應, 即由于地震的孕育和發生引起地下流體在地殼中的分布、運移及其有關的作用, 表現為地下流體的地震前兆反映;另一方面是地下流體在震源過程中的能動作用,即由于地下流體的直接參與促使地震的孕育與發生。一些研究結果表明, 水在地震的孕育和發生過程中起著重要的作用。

 

  地下水的深循環對斷裂強度和斷裂應力狀態有顯著的影響。在水的作用下, 巖石的抗壓抗剪強度和斷裂摩擦力將大大降低。斷裂帶中地下水作用的深度不同, 斷裂的強度和應力狀態也將不同,這必然會影響地震的孕育和發生。本文利用熱儲溫度結和當地地溫梯度來計算溫泉水的循環深度, 然后用溫泉水的循環深度來判斷斷裂帶中地下水作用的深度, 從溫泉水深循環對斷裂弱化的角度來研究地震活動性。

 

  1  區域地質概況

 

  秦嶺北緣斷裂帶是我國西北地區一條大型近EW 向斷裂帶, 也是我國內陸一條主要的超殼斷裂帶。斷裂帶(廣義)西起青海貴德, 往東南經尖扎、循化, 過甘肅臨夏、漳縣、天水, 經寶雞延至陜西潼關,綿延800 余公里, 主要包括:①西秦嶺北緣斷裂帶,西起青海貴德, 東端止于甘肅天水, 走向NWW , 傾向NE , 傾角50°～ 80°, 以左旋走滑運動為特征;②渭河盆地南緣的秦嶺北緣斷裂帶(狹義), 西起寶雞,經眉縣湯峪、長安豐峪口至藍田流峪口, 走向NW ,過戶縣轉為EW , 斷面總體上北傾, 傾角60°～ 80°;③華山山前斷裂, 東起潼關, 經華縣向西南延伸, 止于藍田流峪口, 并與秦嶺北麓斷裂相接, 華縣以西走向以NE 為主, 華縣以東為近EW 向延伸。斷面總體上向NW 或N 傾斜, 傾角62°～ 80°。秦嶺北緣斷裂帶(廣義)大致可分為三段:青海段(貴德-臨夏);甘肅段(和政-天水);陜西段(寶雞-潼關)。

 

  2  溫泉的同位素地球化學特征

 

  2 .1  采樣及分析方法

 

  在考察完秦嶺北緣斷裂帶和周邊其它斷裂帶上的出露溫泉的基礎上, 根據溫泉出露的地質及地貌特征, 最后選取了12 個溫(冷)泉做為研究重點。這些溫(冷)泉都在秦嶺北緣斷裂帶的主干斷裂、隱伏斷裂或周邊其它斷裂上出露。于2006 年9 、10 月份采集了溫(冷)泉水點的水樣和水溶氣體樣品, 其中水樣12 個, 水溶氣樣12 個。中國科學院蘭州分院分析測試中心地球化學分析測試部測定了δ18 O , δD值和氣體成分氦同位素組成(表1)。氫氧同位素的分析方法:δD 為C r 還原法, δ18 O 為CO2 —H2O 平衡法;測試精度δD ≤5 ‰, δ18 O ≤1 ‰。氣體He 同位素分析使用儀器為VG5400 稀有氣體靜態質譜計, 實驗中用蘭州市皋蘭山頂的空氣做標準樣品。

 

  2 .2  氫氧同位素分析

 

  在穩定同位素地球化學研究中, 人們感興趣的是物質同位素比值的微小變化, 而不是絕對值的大小。一般采用相對富集度δD 和δ18 O 值表示氫、氧同位素組成。δ值表示樣品中兩種同位素比值相對于某一標準的對應比值的相對千分差, 單位用(‰)表示。例如:

 

  δ18O(‰)=[ (18O/16 O)樣品/(18O/16 O)標準-1]×1 000 VSMOW

 

  δD(‰)=[ (2H / 1 H)樣品/(2 H / 1H)標準-1]×1 000 VSMOW

 

  VSMOW 是所使用標準的名稱, 這里指維也納平均海洋水標準, 它是國際原子能機構(IAEA)認證頒發的、國際通用的標準。實際應用中, δ值就是物質同位素組成的代名詞。

 

  1961 年Graig 根據全球取樣指出, 雨水中δD和δ18O 值之間存在著線性相關關系, 其一般形式為:δD =nδ18 O +a , 這條線簡稱為雨水線。1980年北大鄭淑蕙根據北京、南京、廣州、武漢、昆明、拉薩、烏魯木齊等8 個地區雨雪樣得出我國的雨水線方程為δD =7 .9δ18 O +8 .2。1986 年以來西北地區有8 處建立了地區雨水線, 求得西北地區雨水線為δD =7 .38δ18 O +7 .16 , 這與我國雨水線比較接近, 而斜率和截距均稍小, 正反映了西北地區更為干旱, 降水量偏小、空氣干燥, 蒸發具有強烈不平衡性質。

 

  本文選取西北地區雨水線為大氣降水背景值,研究區所取水樣的氫氧同位素組成見圖2 。一般認為巖漿水的氫、氧同位素組成為δ18O = 6 ‰～ 10 ‰,δD = -50 ‰ ～ -80 ‰, 變質水為δ18 O =5 ‰ ～25 ‰, δD = -70 ‰～ -20 ‰。該值大大高于研究區溫泉水的同位素組成, 表明該區溫泉水不是來源于巖漿水;而且圖中顯示溫泉水同位素組成沿著西北地區大氣降水線附近分布。在圖上可以看出一些溫泉點的δ18O 值相對于西北地區雨水線明顯向右漂移(正偏), 這是由于溫泉水與巖石發生了同位素交換作用, 巖石中由于氫的含量低, 水-巖反應的δD 變化不大, 而只表現為δ18O 的變異。水溫愈高,δ18O 正偏愈大, 這一過程也稱為氧漂移。綜上所述表明研究區溫泉水主要來源于大氣降水。

  2 .3  溫泉水溶解氣3He/4He 比值分析

 

  地球上對于不同來源的氦, 3 He/4He 一般約為10-5 ～ 10 -8 。大量研究表明不同成因的氦具有明顯不同的氦同位素組成, 大氣氦、殼源氦和幔源氦的3 He/4He 表征值分別為1 .4 ×10-6 , 2 .0 ×10-8和1 .1 ×10-5 , 并常以R(樣品的3 He/4 He 比值)與Ra(大氣3 He/4 He 比值, 即1 .4 ×10-6)之比, 即R/Ra來表示氦同位素的特征[ 11] 。R/Ra <1 是殼源氦的特征, 而R/Ra >1 則說明有幔源氦的加入。

 

  大多數溫泉水溶氣的3He/4He 為(2 .84 ±0 .17)×10-8 ～ (3 .86 ±0 .13)×10-7 , 相應的R/Ra為0 .02 ～ 0 .28(均小于1), 具有明顯的殼源成因, 這說明斷裂為殼層斷裂, 斷裂較深, 也說明溫泉水循環深度較深;而循化丁江冷泉水、蛤蟆冷泉水3 He/4 He為(1 .33 ±0 .05)×10-6 ～ (1 .42 ±0 .06)×10-6 , 相應的R/Ra 為0 .95 、1 .01(接近1), 具有明顯的大氣成因, 表明循環深度很淺, 可能是大氣降水經過淺部循環就沿斷裂溢出。

 

  3  溫泉水循環深度計算方法及結果

 

  溫泉水循環深度是根據溫泉水熱儲溫度和當地地溫梯度計算的。SiO2 地熱溫標是最可靠的溫標之一, 其適用范圍為0 ～ 250 ℃。石雅镠等人用SiO2 地熱溫標計算得到的熱儲溫度見表2[ 12] 。本文利用下式計算溫泉水的循環深度:

 

  D =(tR -tcold)/ g +h (1)

 

  式中D 為循環深度(km);tR 為熱儲溫度(℃);tcold為當地最冷冷泉的溫度(℃);h 為常溫層厚度

 

  (km);g 為地溫梯度(℃ /km)。地溫梯度是指在恒溫帶以下每增加1 000 m 深地溫變化的情況。

 

  中國地溫場的研究表明, 各地區地溫梯度g 的變化很大。它主要取決于區域地質構造、地殼深部結構、巖漿作用及構造活動性。

 

  按照Muf f ler(1976)最早提出、并一直為地熱界沿用的地熱系統分類, 秦嶺北緣斷裂帶出露的溫泉屬于中低溫對流型地熱系統。所謂“中低溫對流型地熱系統”是指那些溫度低于150 ℃, 地下深處沒有年輕巖漿活動作為附加熱源, 在正常或偏高的區域熱背景條件下, 出現在裂隙介質或斷裂破碎帶中的地下熱水環流系統。由此可知研究區地溫場受傳導與對流雙重因素的控制[ 14] 。在伴有對流作用下, 溫度場比純傳導機制下的溫度場為復雜, 故各段地溫梯度g 的取值比較復雜。

 

  資料顯示溫泉點附近區域分布的大地熱流測點較少, 導致研究區鉆孔測溫數據稀少, 這給地溫梯度g 的計算工作帶來了很大的困難。而一些研究結果表明, 溫泉、高熱流值及地熱異常區與高地溫梯度區是基本吻合的, 故作者認為可以用地熱異常區的平均地溫梯度來代表溫泉附近區域的地溫梯度。

 

  前人研究結果顯示, 貴德地區平均地溫梯度g是35 ℃/km ;甘肅東部的g 是35 ℃/km;西安地區的g 為32 ℃/km[ 16] 。本文取t cold =10 ℃, h =0 .02 km 。把g 、t cold 、h 和t R(表2)代入式(1), 即可求出各溫泉水的循環深度.

 

  陜西段溫泉水循環深度為5 .11～ 5 .61 km , 平均深度為5 .36 km ;青海段溫泉水循環深度為4 .79 km ;甘肅段溫泉水循環深度為3 .71～ 4 .28 km , 平均為3 .99 km 。陜西段溫泉水平均循環深度分別比青海段和甘肅段深0 .57 km 和1 .37km 。

 

  4  地震活動性

 

  秦嶺北緣斷裂帶沿走向上各段活動強度不同。

 

  4 .1  中小地震活動性(ML <5 .0)

 

  統計了1987 -1997 年ML <5 .0 級分段的地震頻度, 分別為:陜西段124 次, 甘肅段281次, 青海段28 次。各段ML <5 .0 級地震活動性有明顯的差異, 其中甘肅段活動最頻繁, 其次分別為陜西段, 青海段。

 

  4 .2  中強地震活動性(ML ≥5 .0)

 

  公元1900 -1997 年各段ML ≥5 .0 級地震頻度分別為:陜西段0 次, 甘肅段5 次, 青海段1 次(圖5):各段最大震級分別為:甘肅段6 .7 級, 青海段5 .4級。甘肅段中強地震活動最頻繁, 青海段次之。

 

  5  溫泉水循環深度與地震活動性的關系

 

  由以上溫泉水循環深度和地震活動性可以看出:在溫泉水循環深度較深的陜西段中小地震頻度較高;而對于溫泉水循環深度較淺的甘肅段、青海段, 中強地震頻度較高(在甘肅段, 近百年來共發生5 次ML ≥5 級地震, 震級也較大, 最大為6 .7 級)。

 

  但我們也發現在溫泉水循環深度較淺的甘肅段, 中小地震頻度超過了溫泉水循環深度較深的陜西段。

 

  這是為什么呢? 首先, 這與我國南北地震帶正好穿過該段有重要的關系;其次, 甘肅段復雜的構造環境也與之有密切的聯系, 若干條近東西走向的構造在天水地震區東西兩側呈X 狀延伸, 天水地震區就是X 形的交叉部位, 是個咽喉地帶[ 17] 。故作者認為上述原因造成了甘肅段中小地震頻度高的結果。

 

  我們將從地下熱水對斷裂弱化的角度來討論溫泉水循環深度與地震活動性之間的這種變化規律。

 

  據構造物理實驗研究, 在水的作用下, 沿斷裂面的巖石產生泥化、水化和溶蝕等作用, 巖石的抗壓強度將降低20﹪ ～ 80﹪ , 斷裂摩擦力將降低30﹪ ～ 90﹪;濕的花崗巖斷裂發生滑動所需的剪切力顯著低于干斷裂。另外, 深部流體的孔隙壓力較大, 可使斷裂面的有效正壓力降低[ 18] 。斷裂帶中地下水作用的深度越深, 水對斷裂及其圍巖的弱化作用程度也就越高, 斷裂的強度就越低, 從而影響斷裂的應力狀態和地震活動性。

 

  陜西段溫泉水循環深度最深, 表明地下水作用深度大;水對斷裂的弱化程度最高, 斷裂強度小;在該部位應力不會積累很大, 只要在較小的構造應力作用下斷裂就會發生錯動, 斷裂上的剪切應力易于釋放, 因此其地震活動性表現為中小地震頻度高的特點。相反, 甘肅段溫泉水循環深度和青海段溫泉水循環深度較淺, 因此在甘肅段和青海段, 地下流體與斷裂之間的相互作用不如陜西段強烈, 地下流體對斷裂的弱化程度相對較低, 斷裂強度相對較大;在這些部位可積累較大的應力, 斷裂不易錯動, 表現為中強地震頻度高、震級也較大(青海段最大5 .4級, 甘肅段為6 .7 級)的特點。

 

  6  結論與討論

 

  (1)研究區溫泉水氫氧同位素及3 He/4He 表明, 秦嶺北緣斷裂帶上的溫泉水主要為大氣降水成因, 循環深度較深并且經歷了高溫水巖交換作用。

 

  (2)秦嶺北緣斷裂帶溫泉水循環深度變化范圍為3 .71 ～ 5 .61 km 。各段溫泉水循環深度有明顯的差異, 其中陜西段最深(平均5 .36 km), 其次為青海段(4 .79 km)、甘肅段(平均3 .99 km)。

 

  (3)各段地震活動性有明顯差異, 陜西段表現為中小地震頻度較高;甘肅段和青海段表現為中強地震頻度較高, 震級也較大(青海段最大5 .4 級, 甘肅段為6 .7 級)。從地下熱水對斷裂有強烈弱化的角度分析, 這與各段溫泉水循環深度不同有關。

 

  (4)在溫泉水循環深度較深的陜西段, 水對斷裂的弱化程度高, 斷裂強度小, 所以在該區域應力不會積累很大, 只要在較小的構造應力作用下, 斷裂就會發生錯動, 剪切應力主要通過中小地震釋放, 故孕育強震的可能性較小。而在溫泉水循環深度較淺的甘肅段、青海段, 水對斷裂的弱化程度低, 其斷裂強度大;斷裂不易錯動, 剪切應力以中小地震釋放的較少, 在這些部位可積累較大的應力, 因而可能是孕育強震的危險區。考慮到甘肅段復雜的構造環境以及南北地震帶正好從該段穿過的因素, 作者認為甘肅段可能是強震的最危險區。