馬劍飛李向全張春潮付昌昌王學鋒謝小國王振興羅 兵白占學趙崇欽

1.中國地質科學院水文地質環(huán)境地質研究所,河北 石家莊 050061;

2.自然資源部地下水科學與工程重點實驗室,河北 石家莊 050061;

3.中國科學院地質與地球物理研究所新生代地質與環(huán)境重點實驗室,北京 100029;

4.四川省地質礦產開發(fā)局水文地質工程地質中心,四川 成都 610081;

5.四川省華地建設工程有限責任公司,四川 成都 610081

0 引言

地下工程水害是巖溶區(qū)工程安全的主要威脅。在中國中西南地區(qū),超過一半的巖溶地下工程曾發(fā)生過嚴重的涌突水災害(Li et al., 2021; Xue et al., 2021)。發(fā)生該類災害最為根本的原因,是對巖溶含水層結構及地下水循環(huán)過程認識不夠深刻(Fan et al., 2018; Li et al., 2020)。受氣溫、降

水、構造活動等因素影響,青藏高原東部高山峽谷區(qū)巖溶發(fā)育特征有其特殊性(Zhang,1994;蔣忠誠等,2019)。特別是在巴塘斷裂以南至德欽-中甸-大具斷裂的金沙江斷裂帶中段(夏金梧和朱萌,2020),疊加活躍的構造活動和廣泛分布的冰川湖泊等因素后,巖溶發(fā)育特征和巖溶水循環(huán)過程的復雜程度明顯增加。因此,開展巖溶發(fā)育和巖溶水循環(huán)特征研究,對工程選址、災害預測和分析具有重要意義。

自20世紀60年代起到21世紀初,眾多學者就建立了青藏高原與國內其他地區(qū)的巖溶存在差異的基本認識,并總結了地形地貌(趙天石和高瑞袖, 1985;高全洲等,2002)、巖性(沈繼方等,1991;盧耀如, 1999)、氣候條件(Zhang, 1994;章典和師長興,2002)和地表匯水條件(高全洲等,2000)等導致巖溶發(fā)育特征存在差異的因素。近年來,隨著青藏高原地學研究的逐步深入,對巖溶水文地質條件和構造之間關系有了更多認識(穆文平, 2018; 鐘玲敏等, 2018;史簫笛等, 2019; 許漢華等, 2020;康小兵等, 2021)。李向全等(2021)結合青藏高原隆升歷史,提出青藏高原東部經歷了不少于3個巖溶主要發(fā)育期,且在垂向上存在明顯的分帶特征。各高程級別的巖溶之間或由構造、地下暗河連通,或單獨發(fā)育,甚至形成封閉的蓄水構造,巖溶水的補給區(qū)與排泄區(qū)高差多超過1500 m,估算排泄區(qū)靜水壓力超過10 MPa,巖溶水流動力強勁(張永雙等,2021)。馬劍飛等(2022a)通過對多個巖溶大泉補給來源和方式的分析,初步總結了青藏高原東部構造巖溶地下水的補給模式和影響因素。多位學者通過對分布在青藏高原東部巖溶大泉的調查研究,提出了巖溶地貌發(fā)育和水循環(huán)受斷裂影響大的認識(羅文藝,2019;張春潮等,2021;王杜江等,2021; 馬劍飛等, 2022b; Ma et al., 2022a, 2022b)。以上研究豐富了高原構造巖溶研究的內容體系,為后續(xù)深入探索奠定了基礎。

然而巖溶發(fā)育具有極大的不均一和各向異性,加之青藏高原東部惡劣的自然環(huán)境影響,對巖溶發(fā)育和地下水補徑排特征的研究程度仍不足以滿足當前社會經濟發(fā)展的需要。如多級別構造巖溶發(fā)育時間如何界定、各級別巖溶洞穴當前是否仍在發(fā)育、溶蝕速率如何、是否有新的證據來進一步佐證巖溶水徑流受斷裂控制、地下水年齡如何等。這些問題的認識不夠深入,可能對未來工程開發(fā)建設帶來安全隱患。

針對以上問題,文章在巖溶地貌和水文地質調查的基礎上,借助鈾系不平衡測年的方法,研究了金沙江斷裂帶中段巖溶發(fā)育特征,采用水化學和新型同位素測年和示蹤的方法,分析了巖溶水的補給來源、徑流過程和排泄特征,初步探討了對高原構造巖溶的工程影響,為青藏高原巖溶區(qū)資源開發(fā)利用和工程建設提供地質科學依據。

1 研究區(qū)概況

1.1 地形地貌

研究區(qū)位于金沙江四川巴塘縣-得榮縣段東岸。該地屬高山峽谷地貌,地形起伏大,嶺谷高差一般超過1500 m,最高點位于研究區(qū)北部地表水分水嶺,海拔約5335 m,最低點位于研究區(qū)南部定曲河谷,海拔約3100 m。

區(qū)內山坡坡型復雜,坡度陡,一般45°～60°,沿定曲河谷分布的斷層崖坡度不小于75°。研究區(qū)東部山頂由于冰川和溶蝕共同作用,形成以冰蝕臺原為主的冰蝕-溶蝕地貌,地形較為平坦。河谷形態(tài)在剖面上多呈“V”型,僅在研究區(qū)南部波密鄉(xiāng)、根久村一帶呈“U”型。

1.2 氣象與水文

研究區(qū)屬于高山高原型氣候,年均氣溫14.8℃。年均降水量504 mm,雨季為每年的6月至9月,雨季降水量占比超過90%。

區(qū)內主要河流為金沙江一級支流——定曲。研究區(qū)北部為定曲源區(qū),自北向南流出研究區(qū),于研究區(qū)外的得榮縣古學鄉(xiāng)附近匯入金沙江干流,全長約222 km,在研究區(qū)內長約75 km。定曲上游(測流位置見圖1,測流時間為2021年5月,無降水)流量約為1.6 m3/s,入河口流量為187 m3/s(四川省地方志編纂委員會,1996)。河流比降大,動能充沛。

高程4400 m以上的冰蝕臺原區(qū)廣泛分布冰川湖泊,湖面面積0.1×104～5.0×104m2,湖水深度一般0.4～1.2 m(Ma et al., 2022b)。湖面面積在雨季略有增加,但受地形限制,湖面面積增加十分有限。部分湖水可觀察到排泄口,以地表水形式排泄;大部分湖水的排泄口無法直接觀察到,可能以蒸發(fā)、地表潛流或下滲補給地下水形式排泄。

1.3 地質構造與地層巖性

研究區(qū)位于金沙江斷裂帶中段,斷裂分布密集,構造活動強烈。其中的定曲斷裂為晚更新世活動斷裂;研究區(qū)西側的齋如隆斷裂分東、西兩支,均為全新世活動斷裂(楊志華等,2022),其余斷裂活動性不確定。斷裂兩側巖體較為破碎,為地下水補給和徑流提供了空間條件(楊忠平等,2020;秦宇龍等,2021)。

研究區(qū)出露基巖包括印支期石英二長巖(ηo1-b)、寒武系()、奧陶系(O)至中上志留統(tǒng)(S2-3)碎屑巖、碳酸鹽巖、泥盆系—石炭系(C—P)碳酸鹽巖、下二疊統(tǒng)(P1)碎屑巖夾薄層碳酸鹽巖、中下三疊統(tǒng)(T1-2)碎屑巖、變質碎屑巖。巖層水平分布復雜,傾角27°～48°。碳酸鹽巖分布受活動斷裂控制,主要分布在定曲斷裂和齋如隆東支斷裂之間。

2 巖溶發(fā)育特征調查和樣品采集

在研究區(qū)開展了巖溶發(fā)育特征調查,以獲取巖溶地貌類型、空間位置、發(fā)育規(guī)模等數據。在溶洞中采集了次生方解石樣品2件,用于測年和巖溶發(fā)育時間分析。樣品在中國科學院地質與地球物理研究所新生代地質與環(huán)境重點實驗室利用多接收電感耦合等離子體質譜儀(MC-ICP-MS)進行測試,年齡分析精度優(yōu)于5‰。

2021年4—5月(旱季末期)在研究區(qū)采集巖溶泉水樣品4件,分別為定曲泉(編號LB)、波密泉(編號BM)、經筒泉(編號JT)和根久泉(編號GJ)。同期還采集了河流樣品5件(編號分別為定曲-1、定曲東-1、定曲-2、定曲東-2、定曲-3)、冰湖湖水樣品2件(編號分別為Lake-1、Lake-2)、積雪樣品1件,采樣位置見圖1。在2021年4月和9月分別采集降雨樣品1件。樣品采集過程中,使用多參數水質分析儀(HANNA Instruments ?,意大利)現場測試水體的pH值和電導率參數。隨后對采集的樣品進行水質全分析和δD、δ18O和T(氚)等的同位素測試分析。其中水質全分析在自然資源部地下水礦泉水及環(huán)境監(jiān)測中心完成,陰陽離子平衡相對誤差小于±5%;δD、δ18O和T(氚)等同位素測試在自然資源部地下水科學與工程重點實驗室完成,測試精度分別為±1‰、±0.1‰和±0.5 TU。

圖1 研究區(qū)水文地質簡圖Fig.1 Hydrogeological sketch map of the study area

研究區(qū)部分水體還采集了鐳(Ra)同位素和稀有氣體氪(Kr)同位素。Ra同位素樣品采集體積為80～120 L,并在現場完成富集(圖2a);226Ra和228Ra放射性活度測試在華東師范大學河口海岸學國家重點實驗室完成,具體采集和測試方法見郎琳等(2020)。為研究冰湖水是否存在跨斷裂帶影響范圍的補給,在齋如隆東支斷裂附近的一處冰湖也采集了鐳同位素樣品。稀有氣體Kr同位素樣品采用中國地質科學院水文地質環(huán)境地質研究所研制的地下水溶解性氣體膜萃取裝置采集(圖2b)。樣品采集量均大于400 L,純度滿足測試要求。測試工作在中國科學技術大學先進技術研究院完成。

圖2 水體中Ra和85Kr采樣照片Fig.2 Photos of Ra and 85Kr sampling

3 巖溶發(fā)育特征

研究區(qū)內巖溶地貌主要有溶洞、溶孔、溶溝、雨痕等類型。溶洞多出露于陡峭的山坡,直徑0.5 m至數米不等(圖3a—3c)。洞的深度一般不大,超過2 m深的溶洞較為少見。但主溶洞內一般發(fā)育多個截面直徑不超過0.5 m的次級溶洞,實測了部分次級溶洞的深度,測得其發(fā)育深度都超過1.5 m(圖3c)。

圖3 研究區(qū)不同高程的巖溶地貌Fig.3 Karst landforms at different elevations in the study area

研究區(qū)內巖溶發(fā)育受構造控制的特征較為明顯。主要表現在:①可溶巖地層分布受斷裂控制;②巖溶地貌主要在斷裂,特別是活動斷裂附近發(fā)育;③受地殼隆升影響,巖溶分多個期次發(fā)育,在垂向上呈現多級別分布的格局。

區(qū)內巖溶地貌空間分布不均。經調查統(tǒng)計發(fā)現,垂向上主要在3個高程級次發(fā)育較好。一級巖溶發(fā)育區(qū)海拔4900～5300 m、二級巖溶發(fā)育區(qū)海拔4000～4300 m,三級巖溶發(fā)育區(qū)海拔3400～3600 m(圖3a—3c)。除此高程之外,也有巖溶洞穴發(fā)育,但規(guī)模和數量都較小。這一規(guī)律與李向全等(2021)總結的格聶山地區(qū)巖溶發(fā)育規(guī)律相近。平面上,巖溶地貌主要在定曲斷裂及其分支斷裂發(fā)育(圖1)。沿定曲斷裂,有多個巖溶泉出露,其中流量較大的有波密泉、根久泉和定曲泉等(圖3d—3f)。

區(qū)內大部分溶洞干涸或有少量地下水滲出。部分洞內有少量次生方解石以穴珠形態(tài)沉積。分別在二級和三級巖溶頂部的洞穴中采集了次生方解石(采樣位置見圖1,H19、H60,采樣點照片見圖3b和3c),利用U/Th同位素測試其年齡分別為36737±11667 a BP和14298±903 a BP(表1)。由于穴珠的形成需要有廣闊平坦的洞底和淺積水的環(huán)境(Donahue,1965),還需要間歇性的流水和流水帶來的外來物質以提供穴珠生長的“碎屑核心”(翁金桃和茹錦文,1982),一般代表洞穴的成年期。而后隨著地殼抬升和河谷下切,排泄基準面下降,溶洞干涸、巖溶不再發(fā)育。因此可認為采集穴珠測得的年齡為所在溶洞的巖溶發(fā)育末期。

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

李向全等(2021)提出青藏高原東部二、三級巖溶發(fā)育期分別為中新世晚期至上新世和上新世至更新世。結合此次測年結果,可以得出研究區(qū)第二級巖溶于中新世晚期開始發(fā)育,至更新世晚期干涸并停止發(fā)育;第三級巖溶頂部自上新世開始發(fā)育,至更新世晚期干涸停止發(fā)育。

4 巖溶水循環(huán)特征

4.1 巖溶水補給來源

泉水、河水、湖水和大氣降水(雨水和積雪)的水化學指標統(tǒng)計數據見表2。泉水和河水的總溶解性固體物質(Total Dissolved Solids, TDS)值分別為90.00～207.00 mg/L和52.00～251.00 mg/L,平均值分別為162.50 mg/L和139.20 mg/L,二者相差不大,但都大于湖水和大氣降水。大氣降水、泉水和湖水中主要陰離子為HCO-3。河水中主要的陰離子除HCO-3外,還有SO24-(圖4)。Ma et al. (2022b)分析認為河水中的SO24-和Cl-主要來源于畜牧業(yè)和人類生活用水影響。上述離子特征一方面顯示了泉水和河水處于水循環(huán)末端的特征,另一方面表明地下水和河水之間的相互關系,更有可能是地下水補給河水而非河水補給地下水。

圖4 水化學Durov圖Fig.4 Durov diagram of hydrochemistry

表2 水化學和同位素測試結果Table 2 Test results of hydrochemical components and isotopes

大氣降水穩(wěn)定同位素具有隨海拔升高而下降的特征(Clark and Fritz, 1997),降水入滲至地下水排泄的過程中則基本保持穩(wěn)定。因而可利用大氣降水穩(wěn)定同位素的高程效應間接確定地下水補給區(qū)范圍(Tesfaldet et al., 2020)。受降水水汽來源、水汽組成和大氣環(huán)流等因素的影響,不同地區(qū)降水同位素和海拔的關系略有差異。由于研究區(qū)尚未開展大氣降水的高程效應研究,因而此次將巖溶泉的穩(wěn)定同位素代入與研究區(qū)相近地區(qū)的大氣降水同位素與海拔的關系式,來計算巖溶泉的補給高程(表3)。

表3 巖溶泉補給高程計算值Table 3 Calculated values of the karst water recharge elevation

根據于津生等(1980)和李維杰等(2018)提出的關系公式計算出LB、BM、JT和GJ 4個巖溶泉的補給高程均高于5300 m。而研究區(qū)絕大部分地區(qū)海拔低于5200 m,因而這兩列計算的結果在研究區(qū)不適用。根據姚檀棟等(2009)的計算公式,補給高程在4400～4650 m之間,為冰川湖泊分布區(qū);按照張磊等(2021)的計算方法,補給區(qū)高程在3800～4150 m之間,這一海拔高程為陡峭的山體、定曲上游及其支流。從空間上看,以上兩組計算結果是合理的,即大氣降水、冰川湖水和河水都可能是巖溶水的補給源。根據水化學特征,研究區(qū)河水對巖溶地下水的補給可能性較小。綜上可知,區(qū)內巖溶水的補給來源主要是位于海拔4400～4650 m之間的大氣降水和冰川湖水。

利用水中的Ra同位素,進一步分析補給來源的可能性。

巖溶泉226Ra的活度為6.27±1.07～8.75±1.06 dpm/100 L,與 冰 湖 水3.95±0.78～9.57±1.11 dpm/100 L相近,遠低于定曲河水的14.95±1.16 dpm/100 L。分水嶺外冰湖Lake-2的228Ra活度為29.42±2.70 dpm/100 L,明顯高于其余樣品的4.28±1.91～13.56±2.13 dpm/100 L。一般來講,隨著水體鹽度的升高,水中堿土金屬離子會對Ra產生競爭吸附作用,導致Ra發(fā)生解析,以溶解態(tài)Ra2+的形式進入水體。因此除Lake-2以外的水中226Ra和228Ra的活度均表現出隨鹽度增加的趨勢(圖5a、5b)。

圖5 水樣226Ra和228Ra與鹽度的關系及226Ra與228Ra的關系圖Fig.5 226Ra and 228Ra vesus salinity and 226Ra vesus 228Ra

河水的226Ra高于其他樣品,而228Ra與除Lake-2外的樣品相差不多。表明在河水中,226Ra有明顯的累積現象。這是由于226Ra半衰期長(1600 a),不會如228Ra(半衰期5.75 a)易發(fā)生衰減(孔凡翠等,2021)。也表明鐳同位素具有“Lake-1→泉水→河水”的“傳遞”過程。

Lake-2的226Ra和228Ra活度分別是Lake-1的2.42倍和5.58倍。因兩個水樣的鹽度相差不大,可排除Ra同位素吸附/解吸差異的影響。這種現象應是由于228Ra的半衰期較短所致。這說明Lake-2的滯留時間短于Lake-1,即兩個冰川湖泊水的來源不完全相同。Lake-1中冰川融水、積雪融水等“老水”比例大,Lake-2的補給源更多是來自于現代大氣降水。

當水體來源相同或具有上下游關系時,226Ra和228Ra活度的比值相近。已有多項研究得出,226Ra與228Ra的關系顯示出很好的線性回歸關系(Younget al., 2008; Luo et al., 2017, 2018; Liao et al., 2020)。從圖5c可以看出,除Lake-2外,其余點都位于1∶1線附近,表明其來源具有相似性。對所有點(圖5c紅線)和去除Lake-2的點(圖5c綠線)進行線形擬合,得出的線形關系分別為:

表4 研究區(qū)主要水體226Ra和228Ra活度Table 4 226Ra and 228Ra activity in the water samples from the study area

可以看出,當增加了Lake-2后,R2值從0.7821降到了0.1837,擬合關系差,Lake-2表現出于其他樣品的非同源關系。這說明Lake-2并非區(qū)內巖溶泉的主要補給來源,由此判定非定曲斷裂影響帶范圍內的冰川湖泊,無法產生跨斷裂影響范圍的補給。

4.2 巖溶水徑流過程

巖溶水徑流過程中,主要化學組分受巖石風化溶濾作用和陽離子交換作用控制(圖6)。但各種水體之間的離子濃度差別并不明顯。在巖溶區(qū)出現這種現象,可能有如下原因,一是氣候環(huán)境不利于發(fā)生水巖作用,溶蝕能力差,二是地下水徑流速度快導致“來不及”與含水介質發(fā)生反應。

圖6 研究區(qū)水體中離子關系圖Fig.6 The relationship between ions in the water from the study area

將研究區(qū)內巖溶泉與同屬青藏高原東部的其他巖溶大泉的水化學特征進行對比。位于康定北部的清泉村泉和白玉縣南部的火龍泉徑流速度較快,循環(huán)時間短,循環(huán)深度淺(馬劍飛等, 2022b; Ma et al., 2022a);位于察雅縣東部的娘曲泉當中包含深循環(huán)巖溶水,循環(huán)時間長(張春潮等,2021)。研究區(qū)內的巖溶泉與清泉村泉和火龍泉的水化學特征相似,與娘曲泉的TDS值和陰離子特征有明顯區(qū)別(圖4)。這說明研究區(qū)內巖溶泉徑流速度快、徑流深度淺、地下水徑流速度快,導致水巖作用不強烈(徐一萍等,2020)。

利用氚值(T)和85Kr來分析巖溶水的更新能力。隨著水樣TDS值的增加,氚值有逐漸減小的趨勢(圖7a)。這說明水的年齡越大,在循環(huán)過程中產生的反應越多。作為補給源的降水、湖水的氚值大于巖溶泉。所有巖溶泉的氚值都位于4.2～4.7 TU之間,說明地下水的平均年齡在5～20 a之間(馬劍飛等, 2022b)。利用85Kr同位素測年法,使用最新的北半球大氣85Kr基線進行矯正(Bollh?fer et al., 2019; Gao et al., 2021),得出根久泉(GJ)和定曲泉(LB)兩個巖溶泉的年齡分別為13.8±0.5 a和＜4.0 a,說明巖溶水徑流速度快,更新能力強。

根據Loosli et al. (2000)建議的方法,通過比較氚和85Kr測量值,獲得了對年輕水和老水混合比例的半定量方法(圖7b)。可以看出,GJ和LB兩點均遠離99%比例的混合線,即兩個巖溶泉的組成幾乎都是年齡較小的地下水。

圖7 水樣T值與TDS和85Kr關系圖Fig.7 T value vesus TDS value and 85Kr value in the water sample

4.3 巖溶泉流量特征

利用“流速-斷面”法對研究區(qū)內主要巖溶泉進行多次測流。除2022年5月測流前存在連續(xù)降雨以外,其余測流日期前均無明顯降雨。由圖8可以看出,連續(xù)降雨對所有巖溶泉都有影響。其余日期,BM(波密泉)和JT(經筒泉)的波動幅度略大于樣品GJ(根久泉)和LB(定曲泉)。不同泉的流量波動規(guī)律也存在差異,說明地下水徑流通道存在差異,但總體來說所測量的4處巖溶泉流量基流量都較為穩(wěn)定,同時對大氣降水都有較為快速的響應。這說明巖溶水的基流量是由較大范圍補給和長距離的徑流支撐的,同時有現代大氣降水補充(Gautam et al., 2022)。

圖8 研究區(qū)主要巖溶泉多期流量(GJ、BM部分數據源自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)

巖溶泉流量在2022年5月出現陡增,這部分陡增水量對降水的響應時間短,各泉的響應時間較一致。說明巖溶泉流量當中有一部分是現代大氣降水補給,徑流距離短、徑流速度快。通過對研究區(qū)3個巖溶發(fā)育高程級別的地形地貌條件分析,認為現代降雨補給位于地形坡度較為平緩的海拔3400～3600 m的第三級巖溶發(fā)育區(qū)。巖溶泉也主要出露于第三級巖溶發(fā)育區(qū),地下水接受補給后快速徑流并排泄,從而形成了對大氣降水的快速響應。

4.4 巖溶水循環(huán)過程

研究區(qū)巖溶水循環(huán)主要受定曲斷裂及其分支斷裂控制。巖溶地下水接受大氣降水和冰湖水入滲補給,補給區(qū)海拔4400～4600 m。非定曲斷裂控制范圍內的大氣降水和地表水體(河水、湖水、積雪、冰川等)難以形成跨流域單元補給。地下水主要沿定曲斷裂自北向南徑流。海拔3400～3600 m的第三級巖溶發(fā)育區(qū),受地勢較為平坦的影響,也存在現代大氣降水的補給。在徑流過程中受到定曲斷裂各級分支斷裂影響,形成多個巖溶排泄點。排泄區(qū)和補給區(qū)之間的高差為1000～1400 m,因而巖溶水具有較強的水動力條件,流速較快。巖溶水年齡不大于15 a,且此次未發(fā)現有滯留的老巖溶水,含水層更新能力強。巖溶水徑流過程中與含水介質的相互作用以溶蝕和陽離子交換作用為主,由于徑流速度快,水巖作用普遍不強。

5 巖溶水循環(huán)特征與工程影響分析

將研究區(qū)巖溶泉和已有研究揭示的青藏高原東部部分巖溶泉的循環(huán)特征進行對比分析,初步總結出青藏高原東部巖溶水循環(huán)特征及其對工程的影響。

(1)巖溶水的補徑排均受斷裂控制,特別是受活動斷裂控制。地下水單元位于活動斷裂及其分支斷裂控制帶內,一般不會產生跨活動斷裂控制范圍的補給和徑流。

在工程水量預測時,應充分考慮斷裂,特別是活動斷裂的分布,來劃分地下水單元和計算單元。

(2)活動斷裂可溝通多個高程級次的巖溶區(qū)段(李向全等,2021),多在垂向上形成總高差大于1000 m的徑流通道。因此,在設計和施工時,應充分考慮高水頭的影響,適當提高水壓擋、排措施標準。

(3)地下水徑流方向受斷裂控制,可以隨斷裂展布方向產生大角度變向。在施工過程中應加強超前預報,密切關注巖溶水徑流異常情況。

(4)冰川湖泊、河流等地表水是巖溶大泉的重要補給源,對流量的持續(xù)支撐十分重要?？赏ㄟ^加強對流域周邊重點地表水體的監(jiān)測,預判地下水循環(huán)異變,開展災害預警。

(5)地下水大多流速快,更新能力強。在地熱異常區(qū),受導水導熱深大斷裂影響,也存在深循環(huán)的巖溶地下熱水。深循環(huán)水與其他巖溶水具有明顯的水化學特征差異。因而可重點關注TDS、硫酸根離子、水溫等特征指標,判斷工程、特別是地下工程所處地下水循環(huán)的位置,針對性開展預防措施。

(6)巖溶大泉的基流量穩(wěn)定,部分大泉存在快速響應大氣降水而產生流量劇烈波動的現象。對位于地下水集中排泄區(qū)的工程,在基流量的基礎上,應充分考慮降雨對地下水排泄量的影響,提升防災能力。在工人駐地、辦公場地選址方面,也應注意地下水量激增造成的地質災害。

6 結論

文章通過巖溶調查、水化學和新型同位素分析等手段,研究了金沙江斷裂帶中段巖溶發(fā)育和地下水循環(huán)特征,并進行了工程影響分析。

(1)研究區(qū)巖溶發(fā)育受斷裂控制的特征較為明顯。在定曲斷裂控制范圍內存在3個巖溶發(fā)育區(qū)段,一級巖溶發(fā)育區(qū)海拔4900～5300 m,二級巖溶發(fā)育區(qū)海拔4000～4300 m,三級巖溶發(fā)育區(qū)海拔3400～3600 m。其中二級巖溶發(fā)育時間為晚中新世至晚更新世;三級巖溶頂部巖溶發(fā)育時間為上新世至晚更新世。

(2)巖溶地下水的補給區(qū)位于海拔4400～4600 m的冰川湖泊分布區(qū),主要補給源為大氣降水和冰湖水。水體中鐳同位素特征顯示,非定曲斷裂控制范圍內水源難以形成跨流域單元補給。

(3)巖溶水循環(huán)速度快,根久泉和定曲泉的85Kr年齡分別為13.8±0.5 a和＜4.0 a,基本沒有年齡較大的地下水混合。由于徑流時間短,水巖作用以碳酸鹽巖溶蝕和陽離子交換為主,且反應不充分。

(4)在工程當中,應充分考慮構造巖溶發(fā)育的不均一性、高度的各向異性、活動斷裂影響下巖溶水徑流通道分布、巖溶水的高水壓影響和其與特殊天氣條件帶來的地質災害威脅,保障工程安全和環(huán)境安全。