溪洛渡水电站蓄水前后灰岩水文地质条件变化分析

徐海洋 崔长武 张绍成

摘要：溪洛渡水電站自蓄水发电以来，在坝址上下游一定范围内均发生了谷幅变形。国内科研团队研究认为，蓄水后坝址区水文地质条件的改变是引起谷幅变形的重要因素之一。基于温度场和渗流场专题研究工作所收集的大量基础资料，从温度、水位、水质和同位素4个方面对比研究了溪洛渡水电站蓄水前后灰岩承压水水文地质变化特征。分析表明：蓄水后坝基下部灰岩承压水温度没有明显变化，承压水水位受水库蓄水影响大幅升高，少量库水入渗到灰岩承压水中导致承压水水质有所改变，灰岩承压水仍然主要来自于区域盆地周边灰岩出露区大气降雨补给，通过深部循环向金沙江排泄。

关 键 词：

灰岩承压水; 涌水; 水温; 同位素; 溪洛渡水电站; 金沙江

中图法分类号： TV697.32

文献标志码： A

DOI：10.16232/j.cnki.1001-4179.2021.06.011

1 研究背景

溪洛渡水电站是金沙江下游梯级开发的第三级水电站，混凝土双曲拱坝坝高285.5 m，装机容量为13 860 MW。自2013年5月水库下闸蓄水、2014年9月达到正常蓄水位600 m以来，工程已安全运行6 a。但自蓄水发电以来，在坝址区上下游一定范围内布设的监测网同时监测到谷幅变形[1]，这一现象引起了中国水电行业专业人员的广泛关注[2-3]。国内科研团队研究认为：蓄水后，坝址区水文地质条件的改变是引起谷幅变形的重要因素之一[4-6]。

在可研阶段，国内许多专家对溪洛渡的水文地质条件做了深入的研究，周志芳等[7]从温度场、同位素、水化学场等多角度，分析了坝址区地下水局部温度高和局部承压等异常现象;梁杏等[8-9]运用地下水流动系统理论，阐明了坝区地下水异常现象的成因与条件。大坝建成蓄水后，由于缺乏坝址区水位、水温等基础资料，国内学者对蓄水后坝址区水文地质条件研究较少。

为了探讨溪洛渡工程出现的谷幅变形成因机制，成都勘测设计研究院有限公司开展了坝址区温度场和渗流场专题研究工作。本文基于温度场和渗流场专题研究工作所收集的大量基础资料，对坝基下伏灰岩地下水蓄水前后的水文地质条件进行了对比分析，为目前的谷幅变形提供了数据支撑，为后续水利枢纽的安全评价提供了科学的依据。

2 地质概况

溪洛渡水电站坝址位于永盛向斜盆地内，四周被背斜及叶竹坪隆起围限（见图1），向斜轴向北东，其中北西翼地层平缓，倾角为10°～15°，南东翼较陡，倾角为20°～35°，盆地北东长35 km，北西宽25 km，面积约750 km2，为一个没有被区域断裂切割的、宽缓且相对完整的构造向斜盆地。

根据地下水含水介质类型和渗透性的差异，坝址区岩体水文地质结构可分为阻水结构和透水结构两大类[10～13]。阻水结构由分布于坝区谷肩顶部的二叠系宣威组（P2x）碎屑沉积岩（阻水地层①）、峨眉山玄武岩P2β14、P2β13和P2β11顶部的紫红色凝灰岩、P2βn泥页岩层（阻水地层②）和志留系（S）页岩层（阻水地层③）组成。其中，宣威组的碎屑沉积岩和志留系页岩成层稳定，在整个区域内连续分布，分别是顶部孔隙含水层和深部灰岩含水层的相对隔水底板，是坝址区乃至整个永盛盆地的相对阻水层，对地下水运动起着边界控制作用（见图2）。

3 蓄水后坝基灰岩地下水特征专题勘察

在溪洛渡水电站蓄水后对坝区温度场和渗流场进行了专题研究，共布置了17个钻孔，其中8个灰岩孔，如图3所示（红色标识为灰岩钻孔）。

为了能监测到真正的灰岩地下水水位和水温，防止上部玄武岩地下水渗入到钻孔中，影响后期灰岩水温和水压的监测，在揭穿P2βn进入灰岩3～5 m后用钢管对上部玄武岩地下水进行了隔离处理，隔离完成后变径继续钻进。隔离前根据地层做好方案，具体步骤如下：

（1） 先将止水钢管下至P2βn顶部，钢管接头需进行止水处理;

（2） 将水泥浆液通过钻杆注入孔底，钻孔内水泥浆液的高度不低于15 m;

（3） 使用钻杆将水泥液夯实，然后将钢管下降至孔底，水泥待凝;

（4） 待水泥凝固后，通知地质人员到现场，钻进取芯，取出水泥芯样并保留。

在监测孔钻进过程中共取灰岩水样3组，进行了近70次的井温测试和200多次的层间稳定水位测量，在灰岩监测孔中安装15支渗压计和12支温度计，已获取大量的井温和渗压监测数据。

4 蓄水前后灰岩地下水水文地质条件分析

4.1 灰岩地下水补径排条件演变分析

蓄水前，位于金沙江河谷谷底的灰岩是盆地区域地下水的排泄基准面，盆地区域灰岩的承压地下水通过谷底出露的灰岩向金沙江排泄（见图4（a）），江水与灰岩的承压地下水水力联系密切。金沙江河谷两岸冲沟出露的灰岩是局部地下水的主要排泄位置。

蓄水后，库水位的上涨引起灰岩地下水渗流场的重新调整[14]。由于江水与灰岩的承压地下水水力联系密切，随着库水位抬升库水，江水通过金沙江河谷谷底的灰岩补给两岸盆地区域灰岩的承压地下水，原来的盆地区域地下水的排泄基准面变成盆地区域灰岩的承压地下水的补给边界。当库水淹没金沙江河谷两岸冲沟出露的灰岩时，原来的局部地下水的排泄位置也将演变为补给边界（见图4（b））。

随着库水位的持续抬升，灰岩承压含水层中渗流场实时调整，由于这种调整是靠压力传递的，水力响应滞后效应不明显。灰岩承压含水层是饱和含水层，库水的补给主要靠弹性存储的增加，补给的水量有限。灰岩地层受区域地质构造的控制在两岸山体高高程的位置出露，接受大气降水的入渗补给，补给高程在1 500 m以上，而水库蓄水位为600 m，因此库水位上涨引起的江水补给承压水的范围必然是有限的。

库水补给承压水是短时的且补给范围有限，但是整个承压含水层的水位却能在较大范围内都有所上升，这主要是因为承压含水层的水力响应过程属于压力传递，但是具体上升的量以及上升速率则取决于承压含水层的水文地质参数及其空间展布特征。

4.2 水 温

溪洛渡水电站所处的永盛向斜盆地内无规模较大的深大断裂，向斜盆地内相对透水的灰岩在盆地下部埋深1 000余m。因此，盆地中具有良好的热储和保温条件。在盆地周边灰岩地层上，基岩裸露区大气降水直接补给地下水。得到大气降水补给的地下水随灰岩深部循环加温，地温增温率在3.1～5.4 ℃/100 m之间。根据周志芳和王锦国[15～16]研究表明，研究区恒温带温度和深度分别为19.8 ℃和35 m。河床灰岩埋深小，接近河床灰岩出露段，岩体透水性相对较好，局部地下水循环活跃，对地下水温度起控制作用;反之，局部地下水流的影响减弱，区域地下水流对地下水温度的影响起主导作用。

可研阶段揭示，灰岩地下水温度一般为35～42 ℃，专题勘探通过井温测试资料分析得出蓄水后，灰岩地下水温度为35～42 ℃（见表1）。4.1节分析指出蓄水后库水对灰岩水的补给相当有限，少量库水进入灰岩承压水并不能改变灰岩地下水温度。因此，蓄水前后灰岩地下水温度基本一致。

4.3 水 位

可研阶段揭示，坝区河床谷底以下范围内，灰岩内地下水普遍具有承压性，承压水位为372.67～375.88 m（枯水期），高出同期江水位1.5～2.5 m，部分钻孔水位与江水位相近，约370 m。温度场和渗流场专题研究已完成的8个灰岩孔在钻进至灰岩一定深度时均出现不同程度的涌水（见图5）。灰岩钻孔涌水及压力如表2所列。

大坝上游的HZK01和HZK04孔在水库内，开孔揭穿混凝土进入玄武岩即出现涌水，在进入灰岩一定深度后涌水量变大;大坝下游交通洞内的HZK02、HZK03、HZK05和HZK06在进入灰岩15～20 m后出现涌水，HZK03涌水量最小，其余3个孔大致相同;二道坝与大坝之间的水垫塘HZK07在终孔后出现孔口冒水现象;二道坝下游XZK03（HZK08）在刚刚进入灰岩后即出现涌水，在接近终孔深度涌水量增大。钻孔涌水在平面的不同部位差异较大，但是流量大小不随时间变化而变化，基本稳定。

从图5可以看出，除HZK01孔涌水为黃泥色，且涌水带出少量砾石，砾石成份较杂，且均为次棱角状，初步分析该孔涌水来自灰岩承压含水层内发育较大溶隙。其余钻孔涌水较清澈，但涌水有少量硫化物气味，初步分析涌水来自灰岩承压含水层。

从表2可以明显看出：蓄水后，灰岩地下水位有明显抬高。由于P2βn相对隔水层的存在，库水进入灰岩的量微不足道，但是整个承压含水层的水位却在较大范围内都明显上升，这主要是因为承压含水层的水力响应过程属于压力传递，但是具体上升的量以及上升速率则取决于承压含水层的水文地质参数及其空间展布特征。根据温度场和渗流场专题研究现有的监测资料（见图6～9）可得出以下结论：

（1） 大坝上游的HZK01钻孔灰岩承压含水层的水力响应过程无滞后性，和库水位的变化同步，且变化值和库水位变化值相当。

（2） 大坝下游和二道坝之间水垫塘的HZK07钻孔灰岩承压含水层的水力响应过程受大坝帷幕影响较大，和库水位的变化响应关系一般。

（3） 二道坝下游的XZK03钻孔灰岩承压含水层的水力响应过程受大坝帷幕影响较小，和库水位的变化同步，但变化值小于库水位变化值。

（4） 二道坝下游远离大坝的HZK02钻孔灰岩承压含水层的水力响应过程受大坝帷幕影响较小，和库水位的变化同步，但变化值小于库水位变化值。

4.4 水 质

可研阶段研究得出上部玄武岩水的硝酸根离子含量较高，共取了24组灰岩水样，当水温达31 ℃以上时，水中硝酸根离子已未检出，说明这时玄武岩地下水混入较少，可以认为31 ℃以上的热水很大部分来源于下部灰岩水系统。可研阶段温度大于31 ℃的灰岩水样只有W6和W6-1，蓄水后坝基灰岩地下水特征专题勘察过程中共取了3组灰岩水样。蓄水前后灰岩地下水水化学成果如表3所列。

通过对蓄水前后灰岩地下水水质分析对比可知，蓄水后Cl-、SO42-、HCO3-含量变高，其他离子含量与蓄水前变化不大，其中HZK02水样中含有少量NO3-，通过分析认为蓄水后库水水头变高，少量库水通过玄武岩裂隙入渗到灰岩承压水中。

4.5 同位素

根据可研阶段资料，利用地下水中δD、δ18O同位素的组成（见表4），可用式（1）求得灰岩地下水的补给源高程[17]。

取溪洛渡沟口大气降水水样δ18O为-7.70‰，δD为-55.10‰。据式（1）进行计算。

H=δs-δpk+h（1）

式中：H为补给源高程，m;h为取样点标高，m;δs为取样点地下水同位素组分;δp为取样点附近大气降水的同位素组分;k为同位素随高度变化梯度，n‰/m。根据δ18O随高程的变化回归直线，可求得δ18O变化梯度值为-0.26‰/100 m。

根据计算得出灰岩地下水主要来自盆地周边1 500～1 700 m高程降雨补给。

温度场和渗流场专题研究时对灰岩HZK01、HZK02和HZK05钻孔进入灰岩一定深度出现的涌水取了3组水样，利用地下水中δD、δ18O同位素的组成（见表5），可求得蓄水后灰岩地下水的补给源高程。

根据计算得出蓄水后灰岩地下水主要来自盆地周边1 900～2 200 m高程降雨补给。

蓄水后的灰岩地下水补给高程比蓄水前高400～500 m，通过分析认为：蓄水前所取灰岩水样的钻孔没有对上部玄武岩水隔离，所取灰岩水样中混有少量玄武岩水。

5 结 论

结合可研阶段和专题研究的大量试验数据，对溪洛渡水电站蓄水前后灰岩地下水水温、水位和同位素等几方面问题进行了对比分析，可以得出以下结论。

（1） 蓄水前后坝基下部灰岩承压水温度没有变化。

（2） 蓄水后灰岩承压水水位大幅升高，且灰岩地下水与库水响应关系较好;但是不同部位的承压水位差异较大。

（3） 蓄水后库水水头变高，少量库水入渗到灰岩承压水中导致灰岩承压水Cl-、SO42-、HCO3-含量升高。

（4） 灰岩承压水仍然来自于区域盆地周边灰岩出露区大气降雨补给，通过深部循环向金沙江排泄，灰岩地下水水位升高是水库蓄水后金沙江排泄基准面抬高所致。

参考文献：

[1] 汤雪娟，张冲，王仁坤.渗流场作用的地基变形对高拱坝结构的影响[J].地下空间与工程学报，2016，12（增2）：645-650.

[2] 张冲，王仁坤，汤雪娟.溪洛渡特高拱坝蓄水初期工作状态评价[J].水利学报，2016，47（1）：85-93.

[3] 梁国贺，胡昱，樊启祥，等.溪洛渡高拱坝蓄水期谷幅变形特性与影响因素分析[J].水利发电学报，2016，35（9）：101-110.

[4] 周志芳，李鸣威，庄超，等.溪洛渡水电站谷幅变形成因与形成条件[J].河海大学学报（自然科学版），2018，46（6）：497-505.

[5] 周志芳，庄超，李鸣威，等.水库库盘变形的特征及其地质成因分析[J].工程地质学报，2019，27（1）：38-47.

[6] 庄超，周志芳，李鸣威，等.基于承压含水层水力响应的溪洛渡水电工程区谷幅收缩变形预测研究[J].岩土工程学报，2019（8）：1472-1480.

[7] 周志芳，王锦国.金沙江溪洛渡水电站环境水文地质综合评价[J].高校地质学报，2002，8（2）：227-235.

[8] 梁杏，张人权，宋胜武，等.溪洛渡水电站坝址区地下水流动系统分析[J].地质科技情报，2012，21（1）：14-18.

[9] 梁杏，韩庆之，曾克锋，等.溪洛渡水电站库首岩溶渗漏可能性研究[J].水文地质工程地质，2000，27（5）：26-30.

[10] 成都勘测设计研究院.金沙江溪洛渡水电站水文地质条件及其工程影响研究报告[R].成都：成都勘测设计研究院，2001.

[11] 成都勘测设计研究院.金沙江溪洛渡水电站可行性研究中间报告：第三篇工程地质[R].成都：成都勘测设计研究院，1998.

[12] 成都勘测设计研究院.金沙江溪洛渡水电站库水沿库首下二叠统（P1）灰岩向金沙江下游渗漏可能性专题研究报告[R].成都：成都勘测设计研究院，1998.

[13] 周志芳.裂隙介質水动力学原理[M].北京：高等教育出版社，2007.

[14] 蒋中明，李双龙，丁鹏，等.水库枢纽区抬升变形水文地质结构模式研究[J].岩土工程学报，2017，39（11）：2026-2033.

[15] 王锦国，周志芳.溪洛渡水电站环境地下水水质研究[J].勘察科学技术，2000，18（2）：11-15.

[16] 周志芳，王锦国.河流峡谷区地下水温度异常特征分析[J].水科学进展，2003，14（1）：62-66.

[17] 张人权.同位素方法在水文地质中的应用[M].北京：地质出版社，1993.

（编辑：刘 媛）

Analysis on changes of limestone hydrogeological conditions before and after

impoundment of Xiluodu Hydropower Station

XU Haiyang，CUI Changwu，ZHANG Shaocheng

（POWERCHINA Chendu Engineering Corpoation Limited，Chengdu 610072，China）

Abstract：

Since the Xiluodu Hydropower Station impounded for power generation，valley deformation occurred in a certain range of upstream and downstream of the dam site.The domestic scientific research team believes that the change of hydrogeological conditions in the dam site area after impoundment is one of the important factors causing valley deformation.Based on a large amount basic data collected from the special research work of temperature field and seepage field，we analyzed the limestone confined water hydrogeological characteristics before and after impoundment of the Xiluodu Hydropower Station from four aspects，including temperature，water level，water quality and isotope.Preliminary analysis showed that there was no obvious change in the water temperature of the limestone confined water after impoundment，but the water level of the confined water greatly increased.A small amount of reservoir water infiltrated into the limestone confined water，thus causing a slight change in the quality of confined water.The limestone confined water is still recharged by atmospheric rainfall in the limestone exposed area around the regional basin，and discharged to the Jinsha River through the deep circulation.

Key words：

limestone confined water;gushing water;water temperature;isotope;Xiluodu Hydropower Station;Jinsha River