四川鲜水河-安宁河断裂带温泉氢氧稳定同位素特征*

张磊 郭丽爽 刘树文 杨耀 施得旸

1. 应急管理部国家自然灾害防治研究院，北京 1000852. 中国地震局地壳动力学重点实验室，北京 1000853. 北京大学地球与空间科学学院，北京 1008714. 四川省地震局，成都 6100415. 中国地震局地球物理研究所，北京 100081

地壳表层水循环系统中的不同类型水体，如大气降水、地表水和地下水具有不同的同位素组成特征(Clark and Fritz，1997)。2H和18O作为水分子的组成部分，它们的稳定同位素是研究水的来源和水文循环过程的最有效的示踪工具(Craig，1961；Gat，1996)。温泉作为一种天然环保地热资源，是链接大气降水、地表水、地下水和地下深部流体的水热载体，是地球水循环过程中的重要组成部分， 因此， 对温泉开展氢氧稳定同位素研究，能够有效识别温泉的流体来源、水岩作用与水文循环过程等(周训等，2015；Lietal.，2018)，为温泉资源的开发与利用提供重要依据。

四川西部高原地区分布着大量隆起山地型地热资源，主要受断裂带分布控制(王贵玲，2018)。尤其是位于川西青藏高原东缘大型活动断裂带-鲜水河和安宁河断裂带上分布着大量中高温温泉。李晓等(2018)通过水化学和氢氧稳定同位素手段研究了鲜水河断裂带康定至道孚段的水热活动区热水的形成和联系，提出了不同水源补给的热水系统形成模式。Guoetal.(2017a)分析了康定高温地热水的水化学组成、气体组分和同位素组成，识别了影响热水组成的水文地球化学过程(包括混合和脱气作用)以及储层温度。Luoetal.(2017)利用地热温标、氢氧稳定同位素和水文地球化学模拟等手段评价了康定南北部地热开发潜力和优先顺序。也有学者通过对青藏高原东缘温泉的氦同位素、重力、磁和地震数据，获得了巴塘到康定区域的地下热结构和热液活动与地热动力学的关系(Tangetal.，2017)。所有这些研究为探讨青藏高原东缘温泉的热源和形成模式提供了依据。

鲜水河-安宁河断裂带及其周边大地震频发(Wenetal.，2008)，如发生在鲜水河断裂带上的1955年M7.5、1973年M7.6、1981年M6.9和2014年M6.3级地震。地震与构造活动可引起泉水物理和水化学性质发生变化，反之断裂带地下水尤其是温泉水中蕴含丰富的地下构造活动信息(赵永红等，2011；周晓成等，2020)，对其深入研究有助于评价构造活动对地下水资源的影响并可能获得可靠的地震信息(Skeltonetal.，2014，2019)。Chenetal.(2014)和Lietal.(2019)等发现康定区域温泉在大地震前后出现明显的氢氧稳定同位素变化，揭示了构造活动引起了断裂带含水层渗透性的增加或减小。氢氧稳定同位素技术为研究断裂带水循环过程及其与构造活动之间的关系提供了证据。

前人对青藏高原东缘鲜水河-安宁河断裂带温泉的氢氧稳定同位素研究多集中在鲜水河断裂带上康定区域，对鲜水河-安宁河断裂带上分布的众多温泉及地表水的氢氧稳定同位素的系统对比研究还较缺乏。在解决鲜水河-安宁河断裂带不同位置温泉的氢氧稳定同位素分布差异原因、区域地表水对地热水的补给等方面仍需深入开展相关工作，这对于深入了解活动断裂带条带分布地下水的循环特征有重要意义。为此本文以鲜水河-安宁河断裂带上的温泉和地表水作为一个系统研究对象，开展氢氧稳定同位素对比分析，同时结合温泉水中化学组分特征，初步揭示活动断裂带上地热水的同位素地球化学及水文循环特征。这对于研究青藏高原东缘断裂带上地热水的水文循环过程及其与构造活动的关系具有重要的意义。

图1 研究区域位置与采样点分布示意图Fig.1 The study area and the sampling locations

1 研究区域概况

研究区域(27.7°～31.2°N、101.1°～102.4°E，)主要位于四川西部道孚-康定-石棉-西昌一带，地处青藏高原东缘和四川盆地西缘(图1)。气候类型主要为高原型季风气候和山地气候，降雨集中在每年5月至9月。鲜水河断裂带位于四川甘孜至石棉一带，为北西向的左旋走滑断裂带。安宁河断裂带位于四川石棉至西昌一带，以左旋走滑为主，近南北走向，长约160km。

强烈的构造活动以及高山深切峡谷地形有利于温泉的形成，研究区域大多数温泉沿断裂呈带状分布(罗来麟，1994)。鲜水河断裂带上的温泉主要集中在道孚、中谷、康定和泸定磨西等4个热水区(罗来麟，1994)，多为高中温温泉，属于川西高原高中温地热区，热储岩性主要为花岗岩、石灰岩、大理岩、变质砂板岩以及第四系松散层胶结等(王贵玲，2018)。鲜水河断裂带地下冷水主要是基岩裂隙水，其补给为大气降水和高山冰雪融水(赵庆生，1984)。安宁河断裂带温泉主要分布在喜德和西昌周边，属于川西南中低温地热区，热储岩性一般为碳酸盐岩(罗来麟，1994；王贵玲，2018)。

2 样品采集与测试

本研究于2019年5月共采集了鲜水河-安宁河断裂带上38个样品，包括温泉水样品24个，温泉附近河水12个，冷泉水样品1个，雪线附近积雪融水1个，采样位置见图1和表1。采样点命名中，S代表温泉水，S后数字代表采样点编号，R代表温泉附近的河流，R后数字为相应位置的温泉编号，CS1为冷泉水，M1为积雪融水(图1、表1)。在温泉主出水口处采集水样，共采集了中高温温泉(60℃≤T<90℃)4处、中温温泉(40℃≤T<60℃)16处和低温温泉(25℃≤T<40℃)4处。采集温泉附近的流动河水样品，同时采集了道孚七美一处山顶雪线处积雪融水样品，康定一处冷泉样品。采样现场水样使用0.45μm过滤膜过滤，水样装满后密封保存在高密度聚乙烯塑料瓶内。在采样现场，使用AZ8821型号数字温度计测量水温。

3 分析结果与讨论

3.1 氢氧稳定同位素组成分布特征

研究区域温泉的海拔高度为1175～3946m，水温变化范围为37.29～74.81℃，水温平均值为52.02℃(表1)。温泉最高水温为康定灌顶温泉(74.81℃)，最低水温为西昌河西温泉(37.29℃)。研究区域河水的海拔高度为1734～4197m，河水水温变化范围为6.48～23.82℃，水温平均值为12.66℃(表1)，呈现出海拔高水温低、海拔低水温高的特征，这与采样点处的气温有关系。

研究区温泉、河水和积雪融水的δ18O和δ2H显示出差异性的分布特征(图2)。温泉δ18O变化范围为-19.04‰～-12.71‰，平均值为-16.42‰；δ2H变化范围为-144.07‰～-88.63‰，平均值为-122.37‰(n=24)。在康定采集的1处冷泉(T=19.88℃)，δ18O和δ2H分别为-13.66‰和-106.74‰。研究区域河水的δ18O变化范围为-15.90‰～-10.85‰，平均值为-13.86‰；δ2H变化范围为-118.21‰～-71.12‰，平均值为-98.99‰(n=12)。雪线处积雪融水的δ18O和δ2H分别为-10.27‰和-65.41‰，相比温泉和河水样品富集重同位素。

通过水样品的δ18O和δ2H与全球和区域大气降水线对比，能够了解水的来源与补给、水岩作用以及地下水混合作用等水文循环特征(Pangetal.，2017)。全球大气降水线方程(Global Meteoric Water Line，GMWL)为δ2H=8δ18O+10(Craig，1961)。研究区域位于青藏高原东缘，采用青藏高原大气降水线为区域大气降水线(Local Meteoric Water Line，LMWL)，降水线方程为δ2H=8.41δ18O+16.72(Kongetal.，2019)。δ18O和δ2H对比结果(图2)显示出研究区域的大部分温泉和河水的δ18O和δ2H靠近GMWL和LMWL，说明补给源均为大气降水成因。但是不同类型采样点上同位素组成具有显著的差异性，如24个温泉样品具有4个明显的分布区域，河水R1～R17与R18～R23同样具有显著的同位素组成差异。上述氢氧稳定同位素的离散分布特征，表明了大气降水补给源的差别，这可能与不同位置大气降水同位素分布差异因素有关。冷泉水同位素呈现出向右侧偏离大气降水线的特征(图2)。冷泉水的氢氧稳定同位素代表当地大气降水的平均同位素组成(王基华等，2000)，其向右偏离大气降水线的分布特征表明了补给过程中的蒸发作用引起了同位素的富集。

表1 采样点位置和氢氧稳定同位素组成

图2 水样δ18O-δ2H分布及其与全球和区域大气降水线的关系Fig.2 Plot of δ18O vs. δ2H and their correlations with GMWL and LMWL

温泉与其附近的河流同位素值存在较大差异，温泉比其附近河流δ18O和δ2H值低(图2)。这种特征同样出现在西藏地热田中，如羊八井地热田(郑淑蕙等，1982)。上述分析结果表明了近距离的河流和周边大气降水不是温泉的主要补给源，温泉的补给源为远距离的大气降水下渗经地下裂隙和管道运移补给。但是S17温泉与附近河流(R17)同位素值接近(图2)，表明了该温泉的补给来源于附近的大气降水。这与该温泉为贡嘎山环绕的小区域气候环境有直接关系。

3.2 同位素高程效应

研究区域位于青藏高原东缘的不同位置，采样点之间存在着明显的海拔高度差。前人研究表明，高程效应是影响大气降水同位素的重要因素，表现出随着海拔升高同位素值下降的特征(Clark and Fritz，1997)。高程效应能够区分不同海拔处降水对含水层的补给(Blasch and Bryson，2007)，例如Songetal.(2006)通过怀沙河流域内泉水的氧同位素高程效应确定了地下水的补给范围和水流路径。温泉的δ18O和δ2H与泉水出露高程之间存在着显著的负相关关系(图3a, b)。

图3 温泉(a、b)和河水(c、d)采样点海拔与δ18O和δ2H的关系Fig.3 Plot of altitude vs. δ18O and δ2H for hot springs (a, b) and for rivers (c, d)

表2 温泉和冷泉水化学组成结果(mg/L)

虽然温泉均是上升泉，但是其补给为区域内大气降水(图2)，而且沿着青藏高原东缘鲜水河-安宁河断裂带分布的研究区域温泉高程变化明显，因此温泉的同位素高程效应可能与大气降水的同位素高程效应有关。

研究区域温泉同位素分布特征受高程效应控制，温泉海拔与同位素值具有强负相关性(图3)，同位素高程效应拟合公式为：

δ18O=-0.0023h-10.011

(1)

δ2H=-0.0195h-67.813

(2)

式中，h为温泉泉口出露高程(m)。因此得到氧同位素高程效应为-0.23‰/100m，氢同位素高程效应为-1.95‰/100m，即海拔每增加100m，δ18O值减少0.23‰，δ2H值减少1.95‰。Yuetal.(1984)通过对贵州-重庆-四川-西藏一线的水同位素研究，提出了大气降水氧同位素高程效应为-0.31‰/100m，氢同位素高程效应为-2.6‰/100m，大于本文研究区域同位素效应，这与其研究区域海拔高度差(4980m)明显大于本研究(2770m)有直接关系。本研究的同位素高程效应更适用于鲜水河-安宁河断裂带上的四川道孚-康定-石棉-西昌区域。温泉水同位素与温泉高程的强相关性(图3)，表明了引起研究区域温泉水同位素离散分布的主要因素为高程变化。河水的δ18O与海拔之间的R2值表明了断裂带河水存在着高程效应(图3c, d)，但是河水的高程效应R2值明显小于温泉，这可能与温泉的补给和水汽来源地稳定有关，而河水的补给存在着以大气降水为主的多种来源。

3.3 温泉氧同位素漂移

地热水表现出两种典型的氧同位素分布特征，一类是氧同位素漂移并表现出水岩作用特征。由于补给热储的大气降水与岩石之间同位素的不平衡，会发生水与岩石矿物之间氧同位素的交换，导致地热水重同位素富集，氧同位素向大气降水线右侧漂移(顾慰祖等，2011)。氧同位素漂移可作为地热系统深部温度的判定指标(卫克勤等，1983)。如西藏羊八井地热水氧同位素偏离大气降水线2‰，云南热海地热田的偏移1‰～3‰，属于与火山和岩浆有关的地热田类型(卫克勤等，1983；Guoetal.，2017b)。另一种氧同位素靠近大气降水线，未发生明显的氧同位素漂移。本文报道的温泉氢氧稳定同位素靠近大气降水线的分布特征，反映出温泉的补给与循环速度快，并未发生明显的水和岩石氧同位素交换作用(除S15康定龙头沟温泉)。S15温泉泉口出露温度72.17℃，地下水循环过程中与岩石发生了氧同位素交换作用，显示出高温作用下的地热水的一定程度水岩作用的特征。

图4 泉水样品Na-K-Mg三角图Fig.4 Na-K-Mg triangular diagram for springs

3.4 水化学特征及水岩作用

在Na-K-Mg三角图上(图4)，大部分温泉样品和冷泉样品落在Mg端元附近，表明了地下水的水岩作用尚未达到离子平衡状态，为循环相对较快的浅层冷水补给。S9、S21和S24温泉处在部分平衡水区域，但是靠近Mg端元，显示出了一定程度的水岩作用特征。地热水中的微量元素与深部流体活动密切相关，为深入研究影响流体组成的各种地质过程提供了依据(Kaasalainenetal.，2015)。S12和S13温泉与CS1冷泉同处康定同一区域，相隔距离近，温泉Li和Sr含量略大于冷泉含量(表2)，显示出温泉水岩作用弱的特征。来自氢氧稳定同位素和水化学组成的结果，说明鲜水河-安宁河断裂带上的大部分温泉以大气降水补给为主且循环相对较快，小部分温泉存在着一定程度的水岩反应。

3.5 温泉循环深度

同处康定区域的温泉S9～S16与冷泉CS1有着明显的同位素分布差异(图2)，显示出温泉同位素值较冷泉值低的特征。这种现象与我国东部郯庐断裂带和胶辽断块区温泉与冷泉的同位素分布特征相同，即地热水的δ18O和δ2H值低于当地冷泉的相应同位素值，同位素差异与地下水深循环过程产生的同位素物理分馏有关(Shangguanetal.，1998)。Shangguanetal.(1998)发现地热水δ2H和δ18O的变化幅度与循环深度之间存在着强相关性，并能用来评价地热水的循环深度，计算方法如下：

d(δ18O)=-1.470Δδ18O+3.162

(3)

d(δ2H)=-0.397Δδ2H+1.064

(4)

式中，d为地热水最大循环深度(km)，Δδ18O为地热水与冷泉δ18O的差，Δδ2H为地热水与冷泉δ2H的差。公式(3)和(4)计算康定地区8口温泉的d(δ18O)和d(δ2H)平均值估算得到温泉循环深度为3.9～10.2km。使用上述方法估算的温泉循环深度与δ18O和δ2H具有强相关性(图5)，表明随着温泉的循环深度增加，同位素值下降。由于研究区域多为高山峡谷区，温泉存在着强的高程效应(图3)，温泉同位素与循环深度存在强相关性(图5)，分析温泉与冷泉同位素的差异性可能与补给区高程以及地下水深浅循环过程中的同位素分馏有关。

图5 温泉循环深度与δ18O和δ2H的对比关系Fig.5 Plot of circulation depths vs. δ18O and δ2H for hot springs

除上述氢氧稳定同位素方法计算循环深度，还可以应用地热温标计算温泉的循环深度。常用的SiO2地热温标和阳离子地热温标等方法利用经验公式估算热储温度(王莹等，2007)。王逸凌等(2020)对鲜水河断裂带的温泉采用了SiO2地热温标、阳离子地热温标以及多矿物平衡温标综合得出了鲜水河断裂带不同区域的热储温度，与本文研究康定区域类似范围内的热储温度为180～ 250℃。如果温泉的温度受其循环所处的地热控制，可通过下式估算热水循环深度(李娟等，2007)：

Z=G(TZ-T0)+Z0

(5)

式中Z为循环深度(m)，G为地热增温率，取20.4m/℃(张云辉，2018)，TZ为热储温度(℃)，T0为补给区年平均气温，取7℃，Z0为年常温带深度，取30m。根据此式推算出康定区域温泉的循环深度在3.6～5.0km。利用氢氧稳定同位素计算的循环深度较利用热储温度方法计算的值偏大，可能与同位素的高程效应导致同位素值偏低有关。S9温泉的Cl-和Li和Si含量较低(表2)，也说明其循环深度可能比氢氧稳定同位素计算的10.2km要小。该温泉的海拔明显较其他康定区域温泉高，可能同位素高程效应引起该温泉与浅循环的冷泉氢氧同位素差值较大，进而得到的循环深度偏高。对同一小范围内的温泉S12、S13和冷泉CS1进行计算得到的循环深度(图5)也较利用公式(5)计算的偏高，可能与冷泉的蒸发效应引起的同位素值偏大，引起Δδ18O和Δδ2H变化范围偏大有关。因此，在利用δ2H和δ18O的变化幅度评价高山区域地热水的循环深度时，应考虑同位素高程效应以及冷泉的蒸发效应的影响。考虑到由不同经验公式估算循环深度可能存在不确定性，而且不同种方法之间存在着误差，康定区域温泉的循环深度可能由公式(5)估算的更加适用。

3.6 温泉成因与同位素监测意义

鲜水河断裂带为下切到地幔的深大活动断裂带，温泉逸出气体中氦同位素和碳同位素结果显示出幔源流体作用(Zhouetal.，2015)，但是氢氧稳定同位素未显示出明显的向左或向右偏离大气降水线的水岩作用和二氧化碳气体作用特征(图2)，而且水化学揭示的大部分温泉水岩作用特征不强烈。 这可能与补给份额以大气降水补给为主有关，地下水循环速度快、滞留时间短，而且深部补给份额少不足以引起水的同位素变化。温泉和地表水氢氧稳定同位素的分布特征，表明了温泉的形成过程，即远距离补给的大气降水和地表水通过地下裂隙运移补给地下水，地下水在地下热储层加热后通过断裂通道上升到地表形成温泉，这符合王贵玲和蔺文静(2020)提出的川西温泉主要为经典的对流型水热系统成因类型特征。Tangetal.(2017)和Zhangetal.(2017)对川西巴塘-理塘-康定高温水热活动区进行了地球物理(地震、航磁和重力)和氦同位素的观测，结果显示青藏高原东缘地热系统的成因为大气降水和地表水沿断裂带渗入和深循环，被地壳热源加热后经循环上升到地表形成温泉，热源来自于逃逸的幔源热流、花岗岩产生的放射性热和断层摩擦热。Shietal.(2017)对川西温泉的水化学聚类分析研究证明了康定区域温泉水化学成因来源于浅层水混和。氢氧稳定同位素结果与地球物理和水化学统计分析结果是一致的，而且氢氧稳定同位素更易识别补给源的远近及其与地表水的补给关系。

活动断裂带温泉氢氧稳定同位素监测是研究构造活动特征的重要手段之一。首先，氢氧稳定同位素揭示出了温泉的补给、循环与水岩作用特征，能够评价是否适宜进行地震观测(Zhangetal.，2020)。其次，深循环地下水的同位素变化是稳定的(Clark and Fritz，1997)，近距离地表水的干扰较小，这在本研究温泉和河流同位素区别分布上得到证实。该性质对于排除小区域大气降水和河流补给等环境干扰对温泉氢氧稳定同位素的影响十分重要，有利于识别与构造活动有关的异常。再次，活动地震断裂带上温泉的氢氧稳定同位素值在强震活动前后会发生明显的变化(Skeltonetal.，2014；Zhangetal.，2020)。已有的报道显示出2008年汶川地震后，鲜水河-安宁河断裂带上部分温泉出现明显的同位素变化，比如位于康定区域的二道桥温泉(S14)、龙头沟温泉(S15)和灌顶温泉(S16)发生了明显的氧同位素偏移(Chenetal.，2014；Lietal.，2019)。同位素变化与地壳应力变化引起含水层性质变化有关，如含水层渗透性发生变化，致使不同类型的地下水混合或者补给比率发生变化，或者前震与同震促使含水层发生破裂，水与新鲜裂隙面接触增加了水岩反应程度(Thomas，1988；Claessonetal.，2007)。那么，定期开展活动断裂带上多口温泉的氢氧稳定同位素背景变化观测，对于了解构造活动强烈的鲜水河-安宁河断裂带的地下水循环特征、断层/含水层破裂与愈合以及大地震的孕育过程有重要意义。

4 结论

(1)鲜水河-安宁河断裂带温泉氢氧稳定同位素空间变化明显，其δ18O变化范围为-19.04‰～-12.71‰，平均值为 -16.42‰，δ2H变化范围为-144.07‰～-88.63‰，平均值为-122.37‰。氢氧稳定同位素主要分布在全球和区域大气降水线上，表明了温泉的大气降水成因。温泉水缺少明显的氧同位素漂移现象，表明了大部分温泉弱的水岩作用特征，并在相关离子比值、Na-K-Mg三角图、Li和Sr元素等指标上得到证实。

(2)研究区域温泉同位素值具有明显的同位素高程效应，温泉同位素与海拔的拟合关系式为δ18O=-0.0023h-10.011，δ2H=-0.0195h-67.813。氧同位素高程效应为 -0.23‰/100m，氢同位素高程效应为-1.95‰/100m。

(3)温泉与其附近地表水的δ18O和δ2H具有明显的差异性，表明了温泉的补给源为远距离的大气降水。氢氧稳定同位素特征、水岩作用特征和循环深度表明温泉的成因为远距离大气降水运移补给地下水，地下水在地下热储层加热后通过断裂通道上升到地表形成温泉。

致谢衷心感谢两位审稿专家对本文提出的宝贵意见！

谨以此文祝贺沈其韩院士百岁华诞，祝沈先生健康长寿！