四川黄龙景区“源水”成因浅析

万新南 杨 菊 程温莹 罗 丽安德军 唐 淑 台永东

(1.成都理工大学“地质灾害防治与地质环境保护”国家重点实验室,成都610059;2.四川省黄龙管理局,四川 阿坝 624600)

1 地质背景

黄龙北距九寨80 km,南距成都约400 km,交通方便。钙华景区发育于雪宝顶北侧一条南北向沟中,海拔高度为3.0～4.5 km,坡降可达 8%～12%,全长3.5 km,其中心点地理坐标为东经103°50′,北纬 32°45′。黄龙沟属涪江水系 ,气温在-10～18℃之间,年降水量约为 700～800 mm。

在地质构造上,黄龙处于以雪山断裂为北界的雪宝顶褶皱推覆构造岩片区。该区主要构造线呈东西方向展布。地层岩性较为复杂,可分为基岩与第四纪松散堆积层两大部分。基岩部分：以黄龙五彩池上游高地望乡台为界,以南主要分布泥盆系、石炭系、二叠系灰岩、白云质灰岩、生物碎屑灰岩等可溶性岩组;以北主要分布三叠系砂岩、板岩夹灰岩及志留系(雪山断裂以北)板岩夹薄层灰岩等非可溶性岩组。第四纪松散堆积层部分：同样以望乡台为界,以南主要是黑色泥质物(海拔高度4.0～4.5 km)与巨型角砾碎块(海拔高度3.6～4.0 km)为主,黑色泥质物可能由早期钙华风化改造而来,直经为20～100 cm的角砾为基岩风化破碎而来,其厚度估计在20～50 m不等;以北则是钙华堆积物,主要堆积在非可溶岩上。

2 “源水区”水源形态与展布

2.1 “源水区”基本特征

黄龙“源水区”是指五彩池以南的沟源区,海拔高度在3.55 km以上的沟源部分。其地形可分为三个台地(图1)：第一台地是从转化泉群往南上一近15°～20°的陡坡至望乡台台面,近地表流水沟处以巨大角砾岩块为主,两侧以深厚草丛矮灌木为主,湿度极大。从平台中心往南行300 m翻一小坡,则进入第二平台。它以沼泽化的黑色土壤层与腐殖层为主,分布面积大,见三条缓坡降的溪沟汇流于此台地,并见多个浅层“泉水”渗流进入沟中。第三个台地则是沟后缘至黄龙沟主分水岭处,主要由祼露碳酸盐岩组成,以灰岩、白云岩居多,次为板岩。岩层变形强烈,裂隙发育;同时,该台地处高寒区,寒冻风化作用强烈,易于形成石滩和石海。特别是沟上游,碳酸盐岩形成了较厚的寒冻风化层,基岩裂隙发育,较平坦区上的高寒崩积物堆积较厚,为上游地下水储积提供了较好的渗透与储存条件,为下游钙华沉积提供了较充分的物源。各台地与台地斜坡区,广泛发育有粗粒或细粒砂泥及钙华泥砂堆积物,结构松散。在这些松散砂泥之上,灌丛草甸普遍繁茂,且腐殖层厚实。海拔高度3.55 km以上开阔平坦、坡降较小的沟谷区,有利降水大面积下渗,成为下游地下水与地表水补给的重要来源。

图1 黄龙景区地质剖面与径流分布图Fig.1 Geologic section and runoff distribution

2.2 源水区主要水体与展布

黄龙沟主要水源有四类,即冰雪类固态水、溪沟类地表水、泉水与渗水类地下水、植被腐殖层涵养的生态水。

2.2.1 冰、雪类固态水

主要为每年10月下旬到次年3月份的大气降雪及积雪压实的冰层。黄龙地区每年11月份至次年4月份,海拔高度3 km以上均处于冻结状态;3.8 km以上地区冰雪覆盖状态延续时间很长,局部地段可整年积雪与冰封。此期间,黄龙沟中除以转化泉(本称转花泉,当地人改称转化泉)为代表的上升泉群及紧邻的五彩池有少量流动的水外,其他地段几乎无液态水。因此,黄龙沟中每年11月份开始地表水流急剧减少,液态水转变为固态水。每年4月下旬-5月上旬天气变暖,冰雪开始融化,融化水将直接补给地表沟溪或渗入地下。

2.2.2 沟溪类地表水

源区地表水主要来自转化泉群(其周围有6～7个小泉,故称转化泉群)后缘望乡台以上高山沟谷中的几条溪流,总径流量较大,目估流量达1～2 m3/s,丰季可适度增大,是钙华景区水体的重要组成部分。它不仅涵养钙华,还参与钙华源泉的混合及二次循环过程。黄龙源区地表水来源于海拔高度4.5 km以上的上游大气降水包括融雪融冰的补给。

以转化泉为界分为上游漫流沟流区与成景集流-潜流区(图1),前者总汇水面积远大于后者。望乡台上游有一主干沟流,连接多条小支沟与不同高程平台上的湿地、漫流。在望乡台与转化泉群之间形成总泄水溪沟,几乎常年有水,并在完全转化为漫流潜入钙华堆积前,形成了溪沟末端黑色钙华池坝。这些钙华池坝有的还在生长,有的已完全消失。这是地表沟水直接形成钙华池的典型实例。说明钙华池的形成并非是惟一的“深层地下水”成因,含钙较高的溪沟水在一定地形、气候、生态环境下也可形成钙华。上游表流与漫流也并非以固定模式流动,在不同地段,或不同季节,将时而为表流、时而渗入地下、时而为漫流,不断改变水流储存与运动方式,并不断获取钙离子,提高矿化度。

上游漫流、沟流区的地表渗流可以发生在整个源区,集中渗流发生在望乡台后缘较平坦宽阔处。此处是获取Ca2+与从植被层获取CO2的有利地带,地表水沿表层腐殖层、根系土壤层及望乡台前缘斜坡岩石-钙华风化堆积物孔隙进入地下,利用略为异常的地温加热补给转化泉群;也可能与地下低温水混合形成7℃左右的低温泉,有的又直接出露于地表形成冷泉(2～4℃),有的则从沟侧渗入溪沟两岸下游低地松散堆积物中转为表层地下渗流。

2.2.3 以泉与渗流为主的地下水

源区地下水以众所周知的转化泉群为代表、经不同深度的地下循环溢出地表,出露于望乡台松散钙华堆积体下,呈东西方向线性展布(图2)。近地表沟溪以转化泉为中心的(1号、2号、3号)泉特征相似,其流量最大,而高程不一、流向不一,高程低者汇流向西补给西边(4号泉);而高程高者则流向东,汇入溪沟(图2)。各泉水中Ca2+和HCO3-及游离CO2含量较高,除冷泉外,泉口在丰水期有大量的气泡逸出;而在枯水期(12月至次年4月)基本没有气泡,且泉水面被一层黑色飘浮物覆盖,不见水流外溢。

图2 源水区径流过程示意图Fig.2 The process of original runoff water

转化泉群中的特殊泉则是5号冷泉,其出露海拔高度比该泉群中的其他泉略高,而温度始终低于其他泉,受气温影响更大,夏季温度为4～4.2℃,冬季为2℃左右;流量与其他泉相当或略小。

除泉群较为固定存在外,在泉群带还分布有大量的“湿地”、“微型池洼”与间歇性小泉,它们同样具有较高钙含量、矿化度与电导率;不同的是,它们可因季节不同,而存在位置、池洼水面面积、水深与流量的不同。它们与泉群一起共同构成黄龙景观的重要“水源”。

2.2.4 茂密植被储存的“生态水”[1]

源区植被发育,大多为低矮灌丛、草甸,根系发达,腐殖层较厚,黑色土壤疏松,形成了分布连续的生态水层,局部水量丰富区具有湿地特征。它为黄龙源水区的水文循环、固态水-地下水-地表水转换及钙质、CO2的传输提供了一个非常大的暂储、转换空间,是黄龙景观存在的重要影响因素。根据森林水文学研究,原始森林区对降水的截留可达降水的30%左右,因而生态水层提供的水量是黄龙景观存在的一个重要支撑。

3 “源水区”地温场与化学场特征

3.1 源水区地温场

源水区地温场较为特殊,以转化泉为中心,形成了一个局部地温异常带,其范围是以1号、2号、3号、4号、6号泉为中心(图2),组成长条形带状区。在冬季降雪时段,该地段积雪时间短,而融雪最快,该地段地温保持在6～7.5℃左右。而在离4号泉南西300 m高地出露的5号泉则显示浅表水特征,其水温在2～4℃左右,冬季多次测定为2～3.2℃,夏季为 4～4.2℃,与地表水温度相当(地表水测温为4℃)。不管哪个温度区,其水温都会受降水与气温影响[2]。

根据区域地温梯度(如地热增温为0.1℃/km,或异常地热增温0.3℃/km)来推断泉水循环深度,所得结论只能是100 m或200 m左右,这需要设定当地基础地温为0～5℃。据常规统计,天然泉水温度一般在10～16℃之间,均属浅表性地下水范畴;温度达20～50℃者进入地温异常区。而黄龙泉水常年维持在6℃左右,明显低于常规地下水;个别低达2℃：显然,作为深源地下水处理值得商榷,用深层高温水与浅表低温水混合成因来解释也难以自圆其说。

3.2 景区内“源水”化学场

源水区水温场直接与化学场密切相关,温度高者电导率高,Ca2+,Mg2+,HCO3-和游离CO2等指标也相应较高。如1～3号泉矿化度(质量分数)为1.0‰～1.2‰,4～6号泉矿化度随温度降低,分别为0.996‰,0.793‰,0.615‰;特别是5号低温泉矿化度已接近地表溪水0.5‰。

源水区水化学场分三部分,一部分是降雨降雪为主的降水,其矿化度十分低,为0.03‰～0.20‰;二是以地表沟溪水为主的水化学场,矿化度为0.4‰～0.6‰;三是以地下水(转化泉群)为主体的地下水化学场,其矿化度为0.7‰～1.2‰。不同水体的电导率,pH值、钙含量都表现出相同数量级的变化规律,反映了三者之间的内在转化过程。

根据对不同水体(降水、地表水、地下水)在同一环境(气候、温度、地点基本相同)下分别采样,发现降水在经过渗流后矿化度与含钙量明显增高,特别是雨季或融雪季节望乡台上游地表水矿化度与钙的质量分数保持在0.40‰～0.55‰的水平;转化泉群附近下游,降雨后出现的渗水积水塘矿化度也可达0.5‰～0.6‰。可见天然降水在较短的时间段中也能提高自身的矿化度。

4 “源水区”水文循环与动态分析

4.1 水文循环特征

黄龙水文循环非常特殊,很难根据地表工作确定其水文循环过程。早期一些研究大多认为黄龙水文循环是转化泉处的深大断裂导水而致[4]。转化泉群位于断层附近。似乎较为合理地解释了黄龙的特殊性。“深部循环说”主要支撑是根据泉水中13C测定及地质构造的推测,具有一定的科学基础[4],但不能解释泉水温度对气温的敏感性、流量对降水的敏感性及下游流量对融雪的敏感性。

以转化泉为代表的上游钙华源泉水群包括8个泉,出露的海拔高度为3.56 km左右。钙华泉流量随季节变化较明显,一般每年5～10月份流量较大,11月份至次年4月份流量较小,其中7～8月份(个别10月份)流量最大,2～3月份流量最小(图3),受降雨融雪影响较大。

图3 1987年源泉月平均及总流量变化曲线图Fig.3 The transformation curve of the month average and total flow in 1987

图4 钙华源泉5～10月平均流量多年变化曲线图Fig.4 The transformation curve of month average flow of calc-sinter original water from May to October

从钙华源泉流量多年动态变化曲线图(图4)可以看出,钙华源泉流量10多年来枯季流量基本稳定(但1993年至2001年略有减少的趋势,2002年又有所升高)。在枯季主要钙华泉已无水外溢,成为漂浮一层腐烂枯叶膜的“积水池”。松散钙华层中的地下潜流足够维持五彩池常年溢水需求。实际上本地区即使存在深大断裂,也无法沟通其他水源,目前也无证据存在远源地下水源。以上分析更可能说明的是上游钙华层中的潜流才是真正稳定的补给源。

黄龙水文循环虽然复杂,但源水区的水文循环又相对简单。从以上水温场、水化学场与地表水、地下水动态变化分析判断,实际上望乡台最高台地是以地表水漫流为主,第二台地基本是松散堆积物,有角砾、钙华泥、矮權丛、草甸,更有黑色厚层腐殖土,具有饱水、渗水与储水功能。对表层松散土取样分析,其成分以钙镁为主,含水率高达60%～80%,其生态水、地下水十分丰富。推断该松散堆积物应属地质历史上的钙华沉积物演化而来,使其成为了整个黄龙沟的“地下水补给库”与地下水获取“钙离子、重碳酸根离子”的“制造地”。而最低的一个台地,草甸、矮權丛更为发育,腐殖层更厚,成为地下水的“储存库”,并进步获取“钙离子”与游离CO2。为证实以上推断,对从上游地表水与泉水C和O同位素采样分析,表明上游地表水与地下水不但同源,而且同龄,因为其C和O同位素测量值几乎相同[3]。

4.2 “源水”动态分析及对景观的影响

黄龙在20世纪80年代水量丰富,几乎常年全沟段流水潺潺,池水充盈。近年来,黄龙水量急剧减少,即使是夏季丰水季节,可观赏的也只有几个景点,如流芳池、莲台瀑布、金沙铺地、五彩池等,前三者受季节影响极大,后者较稳定。2003年气候条件大为改善,降水颇丰,但景观还是不容乐观,大量的钙华景观出现了边石坝坍塌衰退现象。这些现象的出现与黄龙景区内水源区水量变化关系不大,但与其水质与地下水运移途径的变化有着密不可分的关系。

虽然黄龙“源水区”流态与流量均较为稳定,常年呈漫流状态进入五彩池,保持五彩池稳定的供水与钙华边石坝的溶蚀-堆积的平衡;但地表水在五彩池溢流后迅速转入地下,经过后寺至中寺约1.5 km的钙华层地下潜流,只有部分再返回地表。这表明黄龙的五彩池下游段流态发生了强烈变化,即早期的漫状水流由片状缓流转变成为束状急流,对钙华体产生机械冲刷侵蚀,支离早期形成的透水性较差的钙华体,形成较强的地下管流,对景观有着极强的破坏性。正因为如此,使得部分彩池在平水季节早早干枯;即使降水量很大,迎宾池昔日景观也很难恢复如初。因而黄龙景区的保护与退化景观的修复还必须从源头开始。

5 结论

黄龙景观“源水区”水量、水质与水温受降水与季节影响较大,其变化波幅直接反映降雨或融雪特征。可以推断泉群的地下水补给源并非远源补给,其循环深度也非常有限。导致钙华泉中的含量较高因素除能直接从上游钙华体与植被根系中获取外,另一重要因素是局部地温异常。这里不排除局部深源的存在,有深源不等于“深源地下水”补给。

[1]万新南,杨武年,吴炳方,等.“生态水层与生态水”的概念及研究意义[J].地球科学进展,2004,19(增刊)：117-121.

[2]万新南,李云贵,杨俊义,等.九寨沟-黄龙景观及地质环境演化趋势研究[R].成都：四川省国土资源厅,2003：32-54.

[3]杨俊义,万新南.九寨沟-黄龙世界自然遗产区地质及水循环系统[R].成都：四川地勘局区域地质调查队,2001：41.

[4]刘再华,袁道先,何师意,等.四川黄龙沟景区钙华的起源和形成机理研究[J].中国岩溶,1993,13(1)：185-191.