金沙江断裂带中段岩溶发育和地下水循环特征

马剑飞李向全张春潮付昌昌王学锋谢小国王振兴罗 兵白占学赵崇钦

1.中国地质科学院水文地质环境地质研究所,河北 石家庄 050061;

2.自然资源部地下水科学与工程重点实验室,河北 石家庄 050061;

3.中国科学院地质与地球物理研究所新生代地质与环境重点实验室,北京 100029;

4.四川省地质矿产开发局水文地质工程地质中心,四川 成都 610081;

5.四川省华地建设工程有限责任公司,四川 成都 610081

0 引言

地下工程水害是岩溶区工程安全的主要威胁。在中国中西南地区,超过一半的岩溶地下工程曾发生过严重的涌突水灾害(Li et al., 2021; Xue et al., 2021)。发生该类灾害最为根本的原因,是对岩溶含水层结构及地下水循环过程认识不够深刻(Fan et al., 2018; Li et al., 2020)。受气温、降

水、构造活动等因素影响,青藏高原东部高山峡谷区岩溶发育特征有其特殊性(Zhang,1994;蒋忠诚等,2019)。特别是在巴塘断裂以南至德钦-中甸-大具断裂的金沙江断裂带中段(夏金梧和朱萌,2020),叠加活跃的构造活动和广泛分布的冰川湖泊等因素后,岩溶发育特征和岩溶水循环过程的复杂程度明显增加。因此,开展岩溶发育和岩溶水循环特征研究,对工程选址、灾害预测和分析具有重要意义。

自20世纪60年代起到21世纪初,众多学者就建立了青藏高原与国内其他地区的岩溶存在差异的基本认识,并总结了地形地貌(赵天石和高瑞袖, 1985;高全洲等,2002)、岩性(沈继方等,1991;卢耀如, 1999)、气候条件(Zhang, 1994;章典和师长兴,2002)和地表汇水条件(高全洲等,2000)等导致岩溶发育特征存在差异的因素。近年来,随着青藏高原地学研究的逐步深入,对岩溶水文地质条件和构造之间关系有了更多认识(穆文平, 2018; 钟玲敏等, 2018;史箫笛等, 2019; 许汉华等, 2020;康小兵等, 2021)。李向全等(2021)结合青藏高原隆升历史,提出青藏高原东部经历了不少于3个岩溶主要发育期,且在垂向上存在明显的分带特征。各高程级别的岩溶之间或由构造、地下暗河连通,或单独发育,甚至形成封闭的蓄水构造,岩溶水的补给区与排泄区高差多超过1500 m,估算排泄区静水压力超过10 MPa,岩溶水流动力强劲(张永双等,2021)。马剑飞等(2022a)通过对多个岩溶大泉补给来源和方式的分析,初步总结了青藏高原东部构造岩溶地下水的补给模式和影响因素。多位学者通过对分布在青藏高原东部岩溶大泉的调查研究,提出了岩溶地貌发育和水循环受断裂影响大的认识(罗文艺,2019;张春潮等,2021;王杜江等,2021; 马剑飞等, 2022b; Ma et al., 2022a, 2022b)。以上研究丰富了高原构造岩溶研究的内容体系,为后续深入探索奠定了基础。

然而岩溶发育具有极大的不均一和各向异性,加之青藏高原东部恶劣的自然环境影响,对岩溶发育和地下水补径排特征的研究程度仍不足以满足当前社会经济发展的需要。如多级别构造岩溶发育时间如何界定、各级别岩溶洞穴当前是否仍在发育、溶蚀速率如何、是否有新的证据来进一步佐证岩溶水径流受断裂控制、地下水年龄如何等。这些问题的认识不够深入,可能对未来工程开发建设带来安全隐患。

针对以上问题,文章在岩溶地貌和水文地质调查的基础上,借助铀系不平衡测年的方法,研究了金沙江断裂带中段岩溶发育特征,采用水化学和新型同位素测年和示踪的方法,分析了岩溶水的补给来源、径流过程和排泄特征,初步探讨了对高原构造岩溶的工程影响,为青藏高原岩溶区资源开发利用和工程建设提供地质科学依据。

1 研究区概况

1.1 地形地貌

研究区位于金沙江四川巴塘县-得荣县段东岸。该地属高山峡谷地貌,地形起伏大,岭谷高差一般超过1500 m,最高点位于研究区北部地表水分水岭,海拔约5335 m,最低点位于研究区南部定曲河谷,海拔约3100 m。

区内山坡坡型复杂,坡度陡,一般45°～60°,沿定曲河谷分布的断层崖坡度不小于75°。研究区东部山顶由于冰川和溶蚀共同作用,形成以冰蚀台原为主的冰蚀-溶蚀地貌,地形较为平坦。河谷形态在剖面上多呈“V”型,仅在研究区南部波密乡、根久村一带呈“U”型。

1.2 气象与水文

研究区属于高山高原型气候,年均气温14.8℃。年均降水量504 mm,雨季为每年的6月至9月,雨季降水量占比超过90%。

区内主要河流为金沙江一级支流——定曲。研究区北部为定曲源区,自北向南流出研究区,于研究区外的得荣县古学乡附近汇入金沙江干流,全长约222 km,在研究区内长约75 km。定曲上游(测流位置见图1,测流时间为2021年5月,无降水)流量约为1.6 m3/s,入河口流量为187 m3/s(四川省地方志编纂委员会,1996)。河流比降大,动能充沛。

高程4400 m以上的冰蚀台原区广泛分布冰川湖泊,湖面面积0.1×104～5.0×104m2,湖水深度一般0.4～1.2 m(Ma et al., 2022b)。湖面面积在雨季略有增加,但受地形限制,湖面面积增加十分有限。部分湖水可观察到排泄口,以地表水形式排泄;大部分湖水的排泄口无法直接观察到,可能以蒸发、地表潜流或下渗补给地下水形式排泄。

1.3 地质构造与地层岩性

研究区位于金沙江断裂带中段,断裂分布密集,构造活动强烈。其中的定曲断裂为晚更新世活动断裂;研究区西侧的斋如隆断裂分东、西两支,均为全新世活动断裂(杨志华等,2022),其余断裂活动性不确定。断裂两侧岩体较为破碎,为地下水补给和径流提供了空间条件(杨忠平等,2020;秦宇龙等,2021)。

研究区出露基岩包括印支期石英二长岩(ηo1-b)、寒武系()、奥陶系(O)至中上志留统(S2-3)碎屑岩、碳酸盐岩、泥盆系—石炭系(C—P)碳酸盐岩、下二叠统(P1)碎屑岩夹薄层碳酸盐岩、中下三叠统(T1-2)碎屑岩、变质碎屑岩。岩层水平分布复杂,倾角27°～48°。碳酸盐岩分布受活动断裂控制,主要分布在定曲断裂和斋如隆东支断裂之间。

2 岩溶发育特征调查和样品采集

在研究区开展了岩溶发育特征调查,以获取岩溶地貌类型、空间位置、发育规模等数据。在溶洞中采集了次生方解石样品2件,用于测年和岩溶发育时间分析。样品在中国科学院地质与地球物理研究所新生代地质与环境重点实验室利用多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)进行测试,年龄分析精度优于5‰。

2021年4—5月(旱季末期)在研究区采集岩溶泉水样品4件,分别为定曲泉(编号LB)、波密泉(编号BM)、经筒泉(编号JT)和根久泉(编号GJ)。同期还采集了河流样品5件(编号分别为定曲-1、定曲东-1、定曲-2、定曲东-2、定曲-3)、冰湖湖水样品2件(编号分别为Lake-1、Lake-2)、积雪样品1件,采样位置见图1。在2021年4月和9月分别采集降雨样品1件。样品采集过程中,使用多参数水质分析仪(HANNA Instruments ®,意大利)现场测试水体的pH值和电导率参数。随后对采集的样品进行水质全分析和δD、δ18O和T(氚)等的同位素测试分析。其中水质全分析在自然资源部地下水矿泉水及环境监测中心完成,阴阳离子平衡相对误差小于±5%;δD、δ18O和T(氚)等同位素测试在自然资源部地下水科学与工程重点实验室完成,测试精度分别为±1‰、±0.1‰和±0.5 TU。

图1 研究区水文地质简图Fig.1 Hydrogeological sketch map of the study area

研究区部分水体还采集了镭(Ra)同位素和稀有气体氪(Kr)同位素。Ra同位素样品采集体积为80～120 L,并在现场完成富集(图2a);226Ra和228Ra放射性活度测试在华东师范大学河口海岸学国家重点实验室完成,具体采集和测试方法见郎琳等(2020)。为研究冰湖水是否存在跨断裂带影响范围的补给,在斋如隆东支断裂附近的一处冰湖也采集了镭同位素样品。稀有气体Kr同位素样品采用中国地质科学院水文地质环境地质研究所研制的地下水溶解性气体膜萃取装置采集(图2b)。样品采集量均大于400 L,纯度满足测试要求。测试工作在中国科学技术大学先进技术研究院完成。

图2 水体中Ra和85Kr采样照片Fig.2 Photos of Ra and 85Kr sampling

3 岩溶发育特征

研究区内岩溶地貌主要有溶洞、溶孔、溶沟、雨痕等类型。溶洞多出露于陡峭的山坡,直径0.5 m至数米不等(图3a—3c)。洞的深度一般不大,超过2 m深的溶洞较为少见。但主溶洞内一般发育多个截面直径不超过0.5 m的次级溶洞,实测了部分次级溶洞的深度,测得其发育深度都超过1.5 m(图3c)。

图3 研究区不同高程的岩溶地貌Fig.3 Karst landforms at different elevations in the study area

研究区内岩溶发育受构造控制的特征较为明显。主要表现在:①可溶岩地层分布受断裂控制;②岩溶地貌主要在断裂,特别是活动断裂附近发育;③受地壳隆升影响,岩溶分多个期次发育,在垂向上呈现多级别分布的格局。

区内岩溶地貌空间分布不均。经调查统计发现,垂向上主要在3个高程级次发育较好。一级岩溶发育区海拔4900～5300 m、二级岩溶发育区海拔4000～4300 m,三级岩溶发育区海拔3400～3600 m(图3a—3c)。除此高程之外,也有岩溶洞穴发育,但规模和数量都较小。这一规律与李向全等(2021)总结的格聂山地区岩溶发育规律相近。平面上,岩溶地貌主要在定曲断裂及其分支断裂发育(图1)。沿定曲断裂,有多个岩溶泉出露,其中流量较大的有波密泉、根久泉和定曲泉等(图3d—3f)。

区内大部分溶洞干涸或有少量地下水渗出。部分洞内有少量次生方解石以穴珠形态沉积。分别在二级和三级岩溶顶部的洞穴中采集了次生方解石(采样位置见图1,H19、H60,采样点照片见图3b和3c),利用U/Th同位素测试其年龄分别为36737±11667 a BP和14298±903 a BP(表1)。由于穴珠的形成需要有广阔平坦的洞底和浅积水的环境(Donahue,1965),还需要间歇性的流水和流水带来的外来物质以提供穴珠生长的“碎屑核心”(翁金桃和茹锦文,1982),一般代表洞穴的成年期。而后随着地壳抬升和河谷下切,排泄基准面下降,溶洞干涸、岩溶不再发育。因此可认为采集穴珠测得的年龄为所在溶洞的岩溶发育末期。

表1 不同高程次生方解石的230Th年龄Table 1 230Th age of secondary calcite at different elevations

李向全等(2021)提出青藏高原东部二、三级岩溶发育期分别为中新世晚期至上新世和上新世至更新世。结合此次测年结果,可以得出研究区第二级岩溶于中新世晚期开始发育,至更新世晚期干涸并停止发育;第三级岩溶顶部自上新世开始发育,至更新世晚期干涸停止发育。

4 岩溶水循环特征

4.1 岩溶水补给来源

泉水、河水、湖水和大气降水(雨水和积雪)的水化学指标统计数据见表2。泉水和河水的总溶解性固体物质(Total Dissolved Solids, TDS)值分别为90.00～207.00 mg/L和52.00～251.00 mg/L,平均值分别为162.50 mg/L和139.20 mg/L,二者相差不大,但都大于湖水和大气降水。大气降水、泉水和湖水中主要阴离子为HCO-3。河水中主要的阴离子除HCO-3外,还有SO24-(图4)。Ma et al. (2022b)分析认为河水中的SO24-和Cl-主要来源于畜牧业和人类生活用水影响。上述离子特征一方面显示了泉水和河水处于水循环末端的特征,另一方面表明地下水和河水之间的相互关系,更有可能是地下水补给河水而非河水补给地下水。

图4 水化学Durov图Fig.4 Durov diagram of hydrochemistry

表2 水化学和同位素测试结果Table 2 Test results of hydrochemical components and isotopes

大气降水稳定同位素具有随海拔升高而下降的特征(Clark and Fritz, 1997),降水入渗至地下水排泄的过程中则基本保持稳定。因而可利用大气降水稳定同位素的高程效应间接确定地下水补给区范围(Tesfaldet et al., 2020)。受降水水汽来源、水汽组成和大气环流等因素的影响,不同地区降水同位素和海拔的关系略有差异。由于研究区尚未开展大气降水的高程效应研究,因而此次将岩溶泉的稳定同位素代入与研究区相近地区的大气降水同位素与海拔的关系式,来计算岩溶泉的补给高程(表3)。

表3 岩溶泉补给高程计算值Table 3 Calculated values of the karst water recharge elevation

根据于津生等(1980)和李维杰等(2018)提出的关系公式计算出LB、BM、JT和GJ 4个岩溶泉的补给高程均高于5300 m。而研究区绝大部分地区海拔低于5200 m,因而这两列计算的结果在研究区不适用。根据姚檀栋等(2009)的计算公式,补给高程在4400～4650 m之间,为冰川湖泊分布区;按照张磊等(2021)的计算方法,补给区高程在3800～4150 m之间,这一海拔高程为陡峭的山体、定曲上游及其支流。从空间上看,以上两组计算结果是合理的,即大气降水、冰川湖水和河水都可能是岩溶水的补给源。根据水化学特征,研究区河水对岩溶地下水的补给可能性较小。综上可知,区内岩溶水的补给来源主要是位于海拔4400～4650 m之间的大气降水和冰川湖水。

利用水中的Ra同位素,进一步分析补给来源的可能性。

岩溶泉226Ra的活度为6.27±1.07～8.75±1.06 dpm/100 L,与 冰 湖 水3.95±0.78～9.57±1.11 dpm/100 L相近,远低于定曲河水的14.95±1.16 dpm/100 L。分水岭外冰湖Lake-2的228Ra活度为29.42±2.70 dpm/100 L,明显高于其余样品的4.28±1.91～13.56±2.13 dpm/100 L。一般来讲,随着水体盐度的升高,水中碱土金属离子会对Ra产生竞争吸附作用,导致Ra发生解析,以溶解态Ra2+的形式进入水体。因此除Lake-2以外的水中226Ra和228Ra的活度均表现出随盐度增加的趋势(图5a、5b)。

图5 水样226Ra和228Ra与盐度的关系及226Ra与228Ra的关系图Fig.5 226Ra and 228Ra vesus salinity and 226Ra vesus 228Ra

河水的226Ra高于其他样品,而228Ra与除Lake-2外的样品相差不多。表明在河水中,226Ra有明显的累积现象。这是由于226Ra半衰期长(1600 a),不会如228Ra(半衰期5.75 a)易发生衰减(孔凡翠等,2021)。也表明镭同位素具有“Lake-1→泉水→河水”的“传递”过程。

Lake-2的226Ra和228Ra活度分别是Lake-1的2.42倍和5.58倍。因两个水样的盐度相差不大,可排除Ra同位素吸附/解吸差异的影响。这种现象应是由于228Ra的半衰期较短所致。这说明Lake-2的滞留时间短于Lake-1,即两个冰川湖泊水的来源不完全相同。Lake-1中冰川融水、积雪融水等“老水”比例大,Lake-2的补给源更多是来自于现代大气降水。

当水体来源相同或具有上下游关系时,226Ra和228Ra活度的比值相近。已有多项研究得出,226Ra与228Ra的关系显示出很好的线性回归关系(Younget al., 2008; Luo et al., 2017, 2018; Liao et al., 2020)。从图5c可以看出,除Lake-2外,其余点都位于1∶1线附近,表明其来源具有相似性。对所有点(图5c红线)和去除Lake-2的点(图5c绿线)进行线形拟合,得出的线形关系分别为:

表4 研究区主要水体226Ra和228Ra活度Table 4 226Ra and 228Ra activity in the water samples from the study area

可以看出,当增加了Lake-2后,R2值从0.7821降到了0.1837,拟合关系差,Lake-2表现出于其他样品的非同源关系。这说明Lake-2并非区内岩溶泉的主要补给来源,由此判定非定曲断裂影响带范围内的冰川湖泊,无法产生跨断裂影响范围的补给。

4.2 岩溶水径流过程

岩溶水径流过程中,主要化学组分受岩石风化溶滤作用和阳离子交换作用控制(图6)。但各种水体之间的离子浓度差别并不明显。在岩溶区出现这种现象,可能有如下原因,一是气候环境不利于发生水岩作用,溶蚀能力差,二是地下水径流速度快导致“来不及”与含水介质发生反应。

图6 研究区水体中离子关系图Fig.6 The relationship between ions in the water from the study area

将研究区内岩溶泉与同属青藏高原东部的其他岩溶大泉的水化学特征进行对比。位于康定北部的清泉村泉和白玉县南部的火龙泉径流速度较快,循环时间短,循环深度浅(马剑飞等, 2022b; Ma et al., 2022a);位于察雅县东部的娘曲泉当中包含深循环岩溶水,循环时间长(张春潮等,2021)。研究区内的岩溶泉与清泉村泉和火龙泉的水化学特征相似,与娘曲泉的TDS值和阴离子特征有明显区别(图4)。这说明研究区内岩溶泉径流速度快、径流深度浅、地下水径流速度快,导致水岩作用不强烈(徐一萍等,2020)。

利用氚值(T)和85Kr来分析岩溶水的更新能力。随着水样TDS值的增加,氚值有逐渐减小的趋势(图7a)。这说明水的年龄越大,在循环过程中产生的反应越多。作为补给源的降水、湖水的氚值大于岩溶泉。所有岩溶泉的氚值都位于4.2～4.7 TU之间,说明地下水的平均年龄在5～20 a之间(马剑飞等, 2022b)。利用85Kr同位素测年法,使用最新的北半球大气85Kr基线进行矫正(Bollhöfer et al., 2019; Gao et al., 2021),得出根久泉(GJ)和定曲泉(LB)两个岩溶泉的年龄分别为13.8±0.5 a和＜4.0 a,说明岩溶水径流速度快,更新能力强。

根据Loosli et al. (2000)建议的方法,通过比较氚和85Kr测量值,获得了对年轻水和老水混合比例的半定量方法(图7b)。可以看出,GJ和LB两点均远离99%比例的混合线,即两个岩溶泉的组成几乎都是年龄较小的地下水。

图7 水样T值与TDS和85Kr关系图Fig.7 T value vesus TDS value and 85Kr value in the water sample

4.3 岩溶泉流量特征

利用“流速-断面”法对研究区内主要岩溶泉进行多次测流。除2022年5月测流前存在连续降雨以外,其余测流日期前均无明显降雨。由图8可以看出,连续降雨对所有岩溶泉都有影响。其余日期,BM(波密泉)和JT(经筒泉)的波动幅度略大于样品GJ(根久泉)和LB(定曲泉)。不同泉的流量波动规律也存在差异,说明地下水径流通道存在差异,但总体来说所测量的4处岩溶泉流量基流量都较为稳定,同时对大气降水都有较为快速的响应。这说明岩溶水的基流量是由较大范围补给和长距离的径流支撑的,同时有现代大气降水补充(Gautam et al., 2022)。

图8 研究区主要岩溶泉多期流量(GJ、BM部分数据源自Ma et al., 2022b)Fig.8 Multi-flow of main karst springs in the study area (Parts of GJ, BM data are from Ma et al., 2022b)

岩溶泉流量在2022年5月出现陡增,这部分陡增水量对降水的响应时间短,各泉的响应时间较一致。说明岩溶泉流量当中有一部分是现代大气降水补给,径流距离短、径流速度快。通过对研究区3个岩溶发育高程级别的地形地貌条件分析,认为现代降雨补给位于地形坡度较为平缓的海拔3400～3600 m的第三级岩溶发育区。岩溶泉也主要出露于第三级岩溶发育区,地下水接受补给后快速径流并排泄,从而形成了对大气降水的快速响应。

4.4 岩溶水循环过程

研究区岩溶水循环主要受定曲断裂及其分支断裂控制。岩溶地下水接受大气降水和冰湖水入渗补给,补给区海拔4400～4600 m。非定曲断裂控制范围内的大气降水和地表水体(河水、湖水、积雪、冰川等)难以形成跨流域单元补给。地下水主要沿定曲断裂自北向南径流。海拔3400～3600 m的第三级岩溶发育区,受地势较为平坦的影响,也存在现代大气降水的补给。在径流过程中受到定曲断裂各级分支断裂影响,形成多个岩溶排泄点。排泄区和补给区之间的高差为1000～1400 m,因而岩溶水具有较强的水动力条件,流速较快。岩溶水年龄不大于15 a,且此次未发现有滞留的老岩溶水,含水层更新能力强。岩溶水径流过程中与含水介质的相互作用以溶蚀和阳离子交换作用为主,由于径流速度快,水岩作用普遍不强。

5 岩溶水循环特征与工程影响分析

将研究区岩溶泉和已有研究揭示的青藏高原东部部分岩溶泉的循环特征进行对比分析,初步总结出青藏高原东部岩溶水循环特征及其对工程的影响。

(1)岩溶水的补径排均受断裂控制,特别是受活动断裂控制。地下水单元位于活动断裂及其分支断裂控制带内,一般不会产生跨活动断裂控制范围的补给和径流。

在工程水量预测时,应充分考虑断裂,特别是活动断裂的分布,来划分地下水单元和计算单元。

(2)活动断裂可沟通多个高程级次的岩溶区段(李向全等,2021),多在垂向上形成总高差大于1000 m的径流通道。因此,在设计和施工时,应充分考虑高水头的影响,适当提高水压挡、排措施标准。

(3)地下水径流方向受断裂控制,可以随断裂展布方向产生大角度变向。在施工过程中应加强超前预报,密切关注岩溶水径流异常情况。

(4)冰川湖泊、河流等地表水是岩溶大泉的重要补给源,对流量的持续支撑十分重要。可通过加强对流域周边重点地表水体的监测,预判地下水循环异变,开展灾害预警。

(5)地下水大多流速快,更新能力强。在地热异常区,受导水导热深大断裂影响,也存在深循环的岩溶地下热水。深循环水与其他岩溶水具有明显的水化学特征差异。因而可重点关注TDS、硫酸根离子、水温等特征指标,判断工程、特别是地下工程所处地下水循环的位置,针对性开展预防措施。

(6)岩溶大泉的基流量稳定,部分大泉存在快速响应大气降水而产生流量剧烈波动的现象。对位于地下水集中排泄区的工程,在基流量的基础上,应充分考虑降雨对地下水排泄量的影响,提升防灾能力。在工人驻地、办公场地选址方面,也应注意地下水量激增造成的地质灾害。

6 结论

文章通过岩溶调查、水化学和新型同位素分析等手段,研究了金沙江断裂带中段岩溶发育和地下水循环特征,并进行了工程影响分析。

(1)研究区岩溶发育受断裂控制的特征较为明显。在定曲断裂控制范围内存在3个岩溶发育区段,一级岩溶发育区海拔4900～5300 m,二级岩溶发育区海拔4000～4300 m,三级岩溶发育区海拔3400～3600 m。其中二级岩溶发育时间为晚中新世至晚更新世;三级岩溶顶部岩溶发育时间为上新世至晚更新世。

(2)岩溶地下水的补给区位于海拔4400～4600 m的冰川湖泊分布区,主要补给源为大气降水和冰湖水。水体中镭同位素特征显示,非定曲断裂控制范围内水源难以形成跨流域单元补给。

(3)岩溶水循环速度快,根久泉和定曲泉的85Kr年龄分别为13.8±0.5 a和＜4.0 a,基本没有年龄较大的地下水混合。由于径流时间短,水岩作用以碳酸盐岩溶蚀和阳离子交换为主,且反应不充分。

(4)在工程当中,应充分考虑构造岩溶发育的不均一性、高度的各向异性、活动断裂影响下岩溶水径流通道分布、岩溶水的高水压影响和其与特殊天气条件带来的地质灾害威胁,保障工程安全和环境安全。