甘肃省地震异常分析及性质判定报告

10.2.4.1 异常分析与性质

1.水氡同期变化对比分析

图2-10-18（a）为武山1 号泉2015—2018 年水氡同期测值对比图，图中显示2015 和2018年上半年氡值波动比较大，高值出现的次数多，原因是这两年测点周围都进行了打井，而6月以来的高值每年都有。图2-10-18（b）为武山22号井2015—2018年水氡同期测值对比图，显示短时间内的波动每年出现次数都很多，同期较长时间的高值变化每年都存在，但与1号泉相比，时间上存在差别，这表明引起两者高值变化的因素不一致。22号井为循环较深的地下水，它不受气象因素的影响，因此它的高值变化是地下水用水量的变化引起的。而1号泉大部分为浅层循环水，受气象因素的影响显著，从图2-10-12可以看出，氡值高值变化时，温度变化并不明显，而降水变化明显，因此氡值的高值与该区雨季的降雨量增加有关。

图2-10-18　武山1号泉（a）和22号井（b）水氡多年测值对比图

2.铁路疗养院打井对水氡的影响

从图2-10-19 可以看出，2018 年3 月11 日铁路疗养院完井后，1 号泉流量出现了大幅的下降变化，随之氡值出现上升。4月17日，流量达到了476 s/L，出水口水流已经成断续状，水氡也一直为高值状态，之后流量逐步增加，氡值又呈下降变化，当流量平稳变化时，氡值也相对比较平稳。这表明新井对1号泉氡含量的影响是非常显著的，且呈负相关。而22号井由于流量观测的缺陷，无法准确判断打井对流量的影响，但从氡值变化来看，影响不大。

2017年7月，对武山1号泉和22号井的水质和氢氧同位素含量进行了分析，结果显示两者来源上具有相似性，即1号泉水既包含循环较深的热水，其补给区距离测点比较远，也包含浅地表循环水，其补给区比较近，并且有当地降水的直接补给，补给过程如图2-10-20所示。因此，当新井成井后，大量的地下热水从新井流出，新井的分流作用导致1号泉水补给的热水减少，流量下降。从水氡的含量来看，井深154 m 的22号井和井深305 m 的矿疗新井相当，都为280 Bq/L 左右，而包含大量浅部循环水的武山1 号泉氡值达到500 Bq/L 左右，由此可以判断，22号井含水层以上的浅部地区氡值的含量较高。因此当深部补给的水减少时，武山1号泉的氡值出现增高的趋势。另外，当1号泉流量减小到一定程度后，扩散瓶取样时，就有大量逸出气体进入到扩散瓶，而这些逸出气体中氡的含量较高，因此当泉水接近断流时，氡值出现了显著的增高。这在台站观测人员的实验中得到验证，他们发现当扩散瓶中进入大量的气体时，氡值可以达到600 Bq/L以上，而正常观测值都在530 Bq/L 以下。

图2-10-19　武山1号泉流量与水氡的对比曲线图

图2-10-20　武山水氡地下水补给示意图（来自孙小龙）

3.水质及氢氧同位素分析

地下水水质和氢氧同位素的变化可以判断测点间地下水的相互关系。现场核实时，采集了4 组样品，每组2 个，分别用于水质和氢氧同位素分析。采样点为武山1 号泉、22 号井、雨水及距离1号泉10 m距离的浅层地表水。样品的分析由中国地震局地壳应力研究所地壳重力学重点实验室完成，分析结果见表2-10-4。2017 年同期，对各个采样点的水质和氢氧同位素进行了测量，由于测样时间同期，同一仪器测量，因此两期测值具有可对比性。

表2-10-4　采样点水质及氢氧同位素测试结果

续表2-10-4

（1）武山1号泉和22号井封闭性分析

地下水中离子含量的毫克当量比例系数，可以指示地下水的成因类型，同时在一定程度上可以反映热储环境的封闭程度和地层水的变质程度，rNa+/rCl-可以反映地下热水浓缩变质程度，其比值越小，热水越浓缩，变质程度越深，所处环境越封闭。海水的rNa+/rCl-比值为0.85，远大于这个值，指示研究区热水起源于入渗的水。rCa2+/rMg2+与地下水封存时间有关，封存时间越久，氧化性化学组分会相对减少甚至消失，rCa2+/rMg2+系数越大。脱硫系数（100×/rCl-）越小，反应热储环境越封闭，正常海水的脱硫系数为10.2。

表2-10-5 显示，武山1 号泉的系统更为开放，变质程度低，22 号井热储环境的开放度低于1 号泉，变质程度也高于1 号泉。因此，当地的降水对1 号泉的影响程度大于22 号井。对比2017年和2018年的测值，结果显示2018年系统中降水的混入程度1号泉更为显著。

表2-10-5　武山1号泉和22号井离子比例系数

（2）地下水来源的判定

氢氧同位素可以示踪地下水的来源，大气降水中δD 和δ18O 比值分布在当地大气降水线附近，且δD 和δ18O 存在线性关系。图2-10-21 显示，各测点测值都分布在大气降水线（西北大气降水线）或附近，表明它们都为或大部分来源于大气降水。已有研究表明，大气降水在地下循环过程中会与岩石发生交换反应，水岩交换后，地下水中δ18O 和δD 都会减少。由此可以判断，武山1号泉地下水的循环深度浅于22号井或者1号泉水中混入了更多的浅层或地表水。对比2017年与2018年测值的变化，可以看出武山22号井两个投影点几乎重合，而1号泉2018年的投影点右上偏移显著。由此可以判断，异常区深部或循环更深的流体含量并没有增加，而1号泉中浅地表水的混入量增加。

（3）武山1号泉与各个采样点的水力联系

一般可以从地下水的类型和水岩反应平衡程度判断地下水之间的水力联系。

①piper三线图

图2-10-22 为武山1 号泉和22 号井及对比点2017 年和2018 年的piper对比图，从图上可以看出，武山1 号泉和22 号井在图上的投影几乎重叠，说明武山1 号泉和22 号井地下水类型相同，都为Na-HCO3型水，从测值来看，武山1 号泉2018 年除钾离子降低外，其他离子都高于2017 年的，武山22 号井规律性不明显，表明武山1 号泉与22 号井之间存在着水力联系，但并不完全相同。它们与浅层地表水有所区别，雨水和浅层地表水为Ca-HCO3型。

图2-10-21　武山温泉各采样点氢氧同位素测值

图2-10-22　异常核实区域各取样点piper三线图

SN1=雨水（2018），SN2=浅地表水（2018），SN3=1号泉（2018），SN4=22号井（2018），SN5=浅地表水（2017），SN6=1号泉（2017），SN7=22号井（2017）

②水岩反应平衡程度分析

Na-K-Mg三角图可以判断地下水中水岩反应程度。图2-10-23显示，2018年武山1号泉和22 号井都为部分平衡水，但22 号井的平衡程度高于1 号泉，距离1 号泉10 m 距离的出露水与雨水对比可以看出，它也经过了一定的地下循环，但深度远小于1 号泉。对比2017 年和2018年三个取样点投影点位置的变化，浅层水变化不大，22 号井平衡程度略有增高。从氢氧同位素变化来看（图2-10-21），两次采集的22 号井的样品，地下水的来源是相同的，因此这种增加并不代表深部来源流体的增加，而是打井引起的地下水循环重新平衡和再分配引起的；但1号泉却明显降低，这表明1号泉水中混入了大量平衡程度低的水，即浅层水的混入。(www.xing528.com)

图2-10-23　异常核实区域各取样点Na-K-Mg三角图

SN1=雨水（2018），SN2=浅地表水（2018），SN3=1号泉（2018），SN4=22号井（2018）SN5=浅地表水（2017），SN6=1号泉（2017），SN7=22号井（2017）

③打井过程中流量的变化

2016年11月，在距离1号泉和22号井100 m距离范围内打了一口深度为306 m的井，成井后1号泉流量下降了27%，22号井流量下降了41%。2018年3月17日，在紧挨22号井的地方，重新打了一口深度为450 m 的热水井，成井后，22 号井流量出现了明显的下降，1 号泉下降得更为明显，且随着新打井水的使用，1号泉几近断流。由此可以判断22号井与1号泉及新打的热水井之间都存在水力联系。

④冷热水混合比例计算

从以上的分析可以看出，1号泉水是地下水循环热水和浅部裂隙进入的浅层水的混合，其中深部热水与22号井具有同源性。因此，可以利用氢氧同位素含量的变化计算出1号泉冷热水混合的比例。

根据同位素质量守恒原理，混合比例计算公式为：

其中：δDM为混合水M 的δD值（‰）；δDA、δDB分别为A、B 端元的δD值（‰）；X 为混入A 端元的比例。

在此假设2017 年22 号井热水没有浅层水混合，为A 端元，值为-83.049‰，大气降水为B端元，值为-52.88‰。

将以上参数带入公式，各端元混合比例计算结果见表2-10-6。

表2-10-6　2017年和2018年武山1号泉和22号井水各端元的混合比例

对比2017 年与2018 年的计算值，可以看出22 号井浅层冷水的混入很少，而1 号泉非常显著，由2017 年的12.3%增加到29.22%。同时也可以看出，1 号泉中来自于22 号井同源的地下水的比例很高。

4.武山水氡异常变化分析及机理解释

从图2-10-1可以看出，武山1号泉和22号井的变化不具有同步性变化特征，1号泉大幅上升，而22 号井相对平稳。水质及氢氧同位素分析结果显示，无论是武山1 号泉还是22 号井，来源于深部的地下热水并没有增加。从图2-10-13可以看出，2018年6月25日，武山1号泉流量从225 s/L 变化到47 s/L，虽然武山22 号井所测流量不能准确记录22 号井真实的流量变化，但当井流量变化较大时，所测值会出现变化，而在6 月25 日前后，22 号井流量没有变化，这表明流量的增加不是深部热水上涌量的增加引起的。由此可以判断，武山1号泉的高值异常并不具备深源特性。

从图2-10-24 可以看出，2018 年6 月24 日测区出现量大且历时长的降雨，总降雨量达到118.6 mm，6 月25 日武山1 号泉流量出现了大幅的上升变化，降雨结束，流量下降，之后的几次降雨后流量出现同样的变化特征，但这几次降雨后22 号井的流量没有变化（图2-10-13），这是因为武山22 号井深度达54 m，不受降雨的直接影响。因此25 日以来，1 号泉流量的增加就是降雨引起的，而与此同时1号泉水氡浓度的大幅上升与降雨有关。

图2-10-24　武山1号泉降水与流量的关系图

如果降雨只起到混合作用，那么通常会引起地下水氡值的下降，因为雨水中氡的含量低于地下水。如果经过一定的循环，就与雨水入渗循环过程中的作用以及流经区域氡的含量有关，为此测量了距离1 号泉仅10 m 距离的浅循环水中氡的含量（图2-10-25）。结果显示，浅循环水氡的含量为150 Bq/L 左右，仅为1号泉水含量的三分之一左右，因此如果降雨入渗仅为混合作用，则会出现氡值的下降。从图2-10-24可以看出，大雨过后的6月25日氡值出现大幅度的下降变化，之后流量快速减小，氡值上升，但在流量未恢复到降雨前的水平时，氡值仍高于降雨前，这与混合机理不符。这表明25 日氡值的下降是雨水与泉水混合引起的，而25 日以后的高值并不是。

图2-10-25　武山温泉与浅表水水氡测值曲线图

“Geogas”理论认为，孔隙裂隙中的微弱气流流经地下水时会形成气泡流，气泡的运移经过试验和理论证明是一种快速的气体运移机理。因此雨水的补给也会引起地下水中氡值的升高。通过测量不同循环深度地下水中氡的含量可以看出，地表和22 号井补给区氡的含量都不是很高，因此引起氡含量增高的区域应该介于这两个层位中间。

在铁路疗养院未打井前，1号泉的流量相对较大，其补给和径流区孔隙中流体的含有量较高，相应气体的含量较小。铁路疗养院打井后，1号泉流量大幅度减小，造成氡含量高的区域孔隙流体含量大幅度减小，进而使含氡量高的断层及土壤气大量充填到其中，当降雨量增加时，由于孔隙中流体中饱和度低，降雨快速入渗导致孔隙中的流体迅速增加，从而增加气体的运移量和运移速度，使地下水氡的氡含量增加。因此出现了1号泉雨后氡值的大幅度上升，随着降雨量的减小，氡值逐步减小，理论与实际测值一致。

10.2.4.2 异常性质判定

根据以上的分析，武山1号泉2018年6月24日至7月31日的高值是因为新打井引起1号泉流量的大幅度下降，导致其径流区孔隙流体含量下降，高氡含量的气体充填到其中，大的降雨的补给增加气体的运移量和运移速度，使地下水中氡的含量增加。因此高值是打井和降雨共同作用的结果引起的干扰变化。22号井的单点异常为随机干扰变化。

10.2.4.3 异常震例分析

1.震前异常变化特征

武山水氡自观测以来，其监测范围内共发生6 级以上地震3 次，这3 次地震前，异常主要为1年以上的趋势变化，短期或短临异常不明显。

2.同类异常与地震的对应关系

图2-10-26 为观测以来几次显著的高值异常过程，雨季共出现了3 次，前两次都没有地震发生，截至目前地震对应率为0。旱季出现1 次，为2015 年1 月10 日—4 月24 日，这次高值结束后发生了尼泊尔8.1级地震。因此这种高值变化出现在雨季时与地震的关系不大。

图2-10-26　武山1号泉水氡日值年对比曲线