水化學及同位素技術在某鐵路深埋巖溶隧道中的應用

劉 昭 李 曉 龐 練

(成都理工大學環境與土木工程學院,四川成都 610059)

由于地形地貌多樣、地質構造復雜并且可溶巖分布廣泛等特色性問題,鐵路修建中深埋特長巖溶隧道是一大難題。而研究天然水化學及同位素特征對地下水系統劃分、地表水與地下水的水力聯系、隧道涌水量計算等有重要的參考價值。

1 研究區自然地理概況

某隧道全長10 534 m,進口路肩高程837 m,出口路肩高程1 023 m,最大埋深908 m,屬特長深埋巖溶隧道。隧道穿越區域東西兩側各有一條大的河流,為河間地塊地段。地勢西北高而東南低,為峰叢-洼地峽谷及變質巖中山區。海拔高度最低730 m,最高3 047 m,一般為1200～2 000 m,坡度一般在25～55°,最高可達70°以上。氣候屬亞熱帶濕潤季風氣候,年降雨量1 200～1 500 mm。多年平均蒸發量1 216.7 mm,年平均相對濕度為77%,近34年來的多年平均降水量1 199.6 mm。降水呈現年內、年間降水不均勻的特點:年內6月、7月、8月、9月四個月多年月平均降水量占多年平均降雨量的75.80%,其他月份降雨量偏少。

2 研究區地質構造及水文地質條件

2.1 地層巖性

出露地層有第四系(Q4),三疊系下統飛仙關 +銅街子組、中統天井山組及嘉陵江組 +雷口坡組T2,泥盆系唐王寨群、觀霧山組,二疊系 P1、P2,石炭系總長溝群,志留系茂縣群及龍馬溪群,奧陶系中統寶塔組,寒武系下統及震旦系上統。地層巖性主要為灰巖、白云巖,以可溶巖為主。松散堆積與非可溶巖星散分布。第四系(Q4)見于研究區內東南部,非可溶巖地層主要為三疊系飛仙關 +銅街子組T1f+t,巖性為頁巖、泥巖、粉砂巖夾灰巖;底部灰巖夾鮞狀灰巖。其余零星見有志留系絹云母千枚巖夾薄層砂巖;寒武系粉砂巖、砂巖、磷礦段;震旦系巖性為頁巖、白云巖、微晶灰巖等(圖1)。

2.2 地質構造

褶皺主要有一倒轉復向斜,走向NE45°,軸面傾向NW,傾角∠30°左右。斷裂極為發育,以高角度斜沖、仰沖的走向逆斷層為主。主要斷層有F2、F4、F5、F8、F11及其分支斷裂。其中,F2斷裂是一條壓性逆沖斷裂,其傾向 NW,傾角∠60～70°。上盤寒武系砂巖逆沖于下盤志留系、泥盆系乃至石炭系地層之上。斷裂切割深度較大,垂直斷距千米以上,為一條區域大斷裂。與北東向構造體系有成生關系的派生構造帶F8斷裂走向NW310°,斷面近于直立。斷層破碎帶以角礫巖及片狀構造巖為主,具張性特征。F8斷裂北端終止于F2斷裂,南端被第四系覆蓋(圖1)。

2.3 研究區水文地質條件

(1)地下水類型

地下水類型有基巖裂隙水(包括碎屑巖裂隙水及變質巖裂隙水含水巖組)、碳酸巖鹽裂隙溶洞水及松散堆積層孔隙水。區內碳酸鹽裂隙溶洞水對隧道涌突水的危險性較大,該含水巖組二疊系、下三疊統下段、中三疊統石灰巖、白云巖裂隙溶洞含水層暗河溶洞強烈發育;下三疊統飛仙關組上部為泥頁巖夾泥質灰巖,裂隙不發育,主要起隔水作用。

(2)地下水補、徑、排特征

主要接受大氣降水補給,由于坡陡谷深,地表巖溶較發育,河間地塊的地表徑流迅速轉化為地下徑流,向當地侵蝕基準面排泄。區內北東向構造體系往往控制巖溶水、基巖裂隙水的展布。與北東向構造體系有成生關系的派生構造帶(如北西向F8張性平錯斷裂帶),是地下水富集的場所。

3 研究區天然水水化學及氫氧同位素特征

研究區內,樣品采集工作分別于2009年7月及10月完成,共采集水樣21件,其中泉水9件,溝水3件,河水6件,民井水2件,雨水1件(圖1)。采樣現場用意大利哈納水質分析儀器、HI98311型筆式電導率儀對水樣進行了電導率和水溫的測定,測侵蝕性CO2水樣在野外加大理石粉。水樣簡分析在西南冶金地質測試所測試,氫氧穩定同位素送中國地質科學院巖溶地質所國土資源部巖溶動力學重點實驗室測試。氫同位素測定采用鋅反應法,氧同位素測定采用CO2-H2O平衡法,測定儀器為MAT253同位素質譜儀,測定結果以相對于VSMOW標準的千分差表示,測定精度分別為 ±2.0‰和 ±0.2‰。

3.1 研究區天然水電導率變化特征

電導率(EC)是水體中總溶解離子濃度的總體反映,在一定程度上反映了水分在流域水循環過程中徑流路徑和滯留時間的長短。水在運移過程中,隨著運移路徑和滯留時間的延長,不斷溶解圍巖和土壤中的溶解性鹽類并發生離子交換,在沒有與電導率較小的水體混合、氣體析出和溶解性固體沉淀的情況下,水體的電導率是逐漸升高的。因此,根據研究區內不同水體的電導率在空間上的分布趨勢,可以大致推斷水的運移路徑,推斷研究區內地表水和地下水的水力聯系[1]。

沿著流向河水電導率逐漸增加。而東側流域上游河水電導率值較高,高于泉水電導率平均值,并且沿水流方向逐漸降低,到區內中下游段明顯降低;東側流域泉水電導率普遍較低,而位于左側的泉水RQ05出現異常,現場測試為1 172μs,可能由于地質環境差異電導率較高。

東西兩側流域沿水流方向表現出的電導率變化的差異,而在兩流域的中下游,即泉水集中出露區河水電導率發生明顯的變化,即西側河水電導率明顯升高,東側電導率明顯降低。反映了區河水徑流過程中不斷有溝水、泉水及地下泄流的補給,并且泉水補給占相當大的部分。

圖1 研究區天然水采樣點分布及水文地質簡圖

3.2 研究區天然水水化學特征

依據舒卡列夫分類,區內地下水水化學類型以HCO3—Ca·Mg、HCO3·SO4—Ca·Mg、HCO3·SO4—Ca水為主,部分為 HCO3—Ca、SO4—Ca·Mg水。區內天然水化學類型表現出一定的差異,除個別與所處地質環境有關外,其余多與地下水的滯留時間及循環途徑有關,而多數為低礦化度水,也從側面說明了區內天然水主要來源為大氣降水,進而揭示了接受補給后徑流條件及循環途徑的差異。

利用水化學軟件AquaChem,制作了天然水Durov圖。由圖2看出,天然水中地下水主要為溶濾水,水化學作用以溶濾作用為主;天然水化學組分中陰離子以為主 ,陽離子以為主;地表水水化學類型以HCO3·SO4水為主,泉水水化學類型表現為 HCO3、HCO3·SO4、SO4水逐漸過渡。由于自然界中純硫酸水不多見,僅僅是局部地方地下水特征。因此,根據這一規律,凡是出現純硫酸水的地方,說明可能與石膏、硫化物礦床或污染有關[2]。區域人類活動影響較小,東側流域泉水為SO水,出露于Tj+l42地層,可能與地層中的石膏層有關。

對區內地表水及泉水的硫酸根及陽離子總量[3]、二氧化硅及礦化度進行研究,分別做了二者的關系圖(如圖3所示)。從圖3看出,硫酸根與陽離子總量有明顯的正相關關系,可更加直觀地看出該區域地表水與泉水的水化學類型分帶性,即重碳酸水帶(Ⅰ),混合水帶HCO3—SO4(Ⅱ1)、SO4-HCO3(Ⅱ2),SO4水帶(Ⅲ),且地下水與地表水水化學類型多分布于混合水帶。由圖4可分析區內二氧化硅含量隨礦化度升高變化不明顯,二氧化硅含量多在5～12 mg/L,普遍較低同研究區內硅酸鹽礦物含量較少的石灰巖、白云巖等可溶巖廣泛分布有關,而東側河流上游處含量達到20 mg/L,可能與上游分布有千枚巖及砂巖,其硅酸鹽含量較高所致。

圖2 研究區天然水水化學Durov

圖3 研究區天然水硫酸根與陽離子總量關系

3.3 研究區天然水氫氧穩定同位素特征

研究區大氣降水線采用西南地區大氣降水線 δD=7.96δ18O+9.52[4],通過水樣中的 δD 和 δ18O 組成同大氣降水線進行對比,來研究地下水和地表水的來源及相互關系。從圖5看出區內天然水樣點大多落在西南地區大氣降水線的左上方,表現為氘盈余值較大,可能是雨滴的蒸發作用及降雨量效應造成的,顯示天然水仍為大氣降水補給;地下水 δD和 δ18O組成大致位于一條直線上,而 δD和 δ18O組分差異較大,地下水的來源和經歷的循環過程有一定的差異;地表水的氫氧穩定同位素成分布較為集中,在圖上呈橢圓形分布,該分布區內地表水與部分地下水的氫氧同位素組成有著一定的聯系,在一定程度上反映地表水和地下水之間存在著相互聯系。

圖4 研究區天然水二氧化硅與礦化度關系

圖5 研究區天然水 δD與 δ18 O關系

圖6 研究區天然水δ18 O與高程關系

由于區內地質構造較復雜,樣點分布高程也較集中。圖6看出水樣點的 δ18O高程效應不明顯,故本次δ18O高程梯度值采用前人的研究成果,張洪平等統計得出該區高程效應為:δ18O=-0.0018H-6.86,r=0.698[4]。運用 δ18O的高程效應可以計算地下水的補給高程,進而可以確定地下水的主要補給面積和地下水流途徑[5]。本次研究采用 LQ02泉水樣作為背景值,取其高程為1 408 m,對研究區泉水同位素與高程的關系校正為 δ18O=-0.001 8H-6.05。按照修正后的泉水同位素與高程關系,可計算研究區其他泉水的補給高程,計算結果見表1。

研究區內地下水主要接受大氣降雨補給,補給高程為(1364～1 980 m),多集中在1 300～1 500 m,1 700～2 000 m兩個高程。較低高程大氣降水補給的地下水中重同位素較富集,補給強度遠大于蒸發排泄強度,推測地下水經近距離徑流后,以泄流和泉的方式或沿斷裂向低洼匯水區發生排泄,即地下水處于淺部循環的過程;較高高程大氣降水補給的地下水中重同位素較貧乏,同地表水氫氧同位素組成較為相似,顯示該部分地下水同地表水可能存在水力聯系,部分較地表水富集重同位素,顯示其經歷了較長的運移途徑及不同水體混入的原因。

區內沿F8斷裂出露泉水點LQ02、RQ07為HCO3水,重同位素較富集,氘盈余值較大落在區域降水線上方,可能受高程較低的大氣降水沿斷裂快速入滲補給地下水,隨著地下水運移途徑較長,泉水出現18O的富集;區內其他泉水點同地表水水化學及同位素相近,尤其東側流域河床的泉點RQ02、RQ04、RQ05、RQ06同西側流域地表水水化學同位素極為相似,顯示出為較高高程的降水補給,并且較地表水富集重同位素,可能與接受河水、較低高程大氣降水的混合補給及循環途徑長有一定關系。通過水化學及同位素數據印證了區域上F8斷裂為導水斷裂,沿該斷裂出露的泉水水化學類型以HCO3水為主,大氣降水補給高程較低;受到F8斷裂及區域北東向構造的控制,東側流域河床出露的巖溶大泉同西側流域地表水可能存在一定的水力聯系,即兩流域并非封閉流域,二者之間可能存在著水力聯系。

表1 研究區天然水水化學及同位素數據

3.4 運用氯離子估算降水對地下水的補給

運用水體中氯離子質量平衡法可以估計流域內地下水補給率[6],這個方法假設:(1)氯是保守性的,在流域水循環過程中不與圍巖和土壤發生反應或氯離子交換;(2)地表徑流比例較小,蒸散發是流域內水分損失的主要方式;(3)蒸散發是引起降水和地下水之間氯離子濃度差別的主要原因;(4)降水是地下水中氯離子的唯一來源[1]。計算公式如下

式中:R為年平均地下水補給率;CCl降為降水中氯離子的雨量加權平均值;CCl地為地下水中氯離子平均濃度。

研究區內采集雨水樣一件,未獲得降水中氯離子的雨量加權平均濃度,本文嘗試用此法初步計算區內地下水的補給率。區內巖性主要為碳酸鹽巖,天然水中的氯離子主要來源于大氣降水。區內部分泉水地質環境存在特殊性及受人類活動影響較大,將 RQ05、RQ07剔除掉。研究區雨水中氯離子濃度為0.53 mg/L,地下水平均氯離子濃度為2.46 mg/L,計算得到研究區內平均地下水補給率為21.58%。隧道主要穿越研究區的西側流域,由于斷裂構造極為發育,且分布有可溶巖地層,研究區西側平均地下水補給率變化較大,從11.50%～50.00%。

4 隧道涌水量計算

在隧道涌水量計算方法中,唯經驗方法較為簡單,不僅可以用于可行性研究,亦可用于初步勘察的概略評估[7]。入滲系數取氯離子質量平衡法估算值,隧道高程與左側河水位基本持平,影響寬度考慮以地表分水嶺及河流為界限,并結合區內斷裂構造的發育及可溶巖分布情況來分段進行計算,結果見表2。

表2 研究區隧道分段涌水量計算

隧道涌水量計算公式為

式中 Qs——隧道通過含水體地段的正常涌水量/(m3/d);

2.74——換算系數;

α——降水入滲系數;

W——年降水量/mm;

A——隧道集水面積/km2。

用降水入滲系數法對該隧道分段進行涌水量計算,預測該隧道正常涌水量為29377.40 m3/d,見表2。

5 結論

(1)區域天然水的水化學類型主要為HCO3、混合水帶(HCO3—SO4、SO4—HCO3)水為主,礦化度較低 ,現場電導率測試也較低,顯示區域天然水來源于大氣降水補給。

(2)受到地理特征、氣象及區內地質構造等因素的綜合影響,區內同位素較多的出現氘盈余值較大,可能受雨滴的再次蒸發、降雨量效應及大氣降水的快速入滲等因素的影響[8],[9]。

(3)地表水主要接受大氣降水、地下水的泄流及泉水補給,區域內泉水出露受到北西向斷裂及北東向斷裂的控制,使東側部分泉水與西側流域地表水發生水力聯系。

(4)利用氯離子質量計算得到研究區內平均地下水補給率為21.58%。隧道主要穿越區平均地下水補給率變化較大,從11.50%～50.00%。

(5)在可行性研究階段或勘察階段,由于缺乏鉆探、水文地質試驗等數據,利用水化學及同位素技術對一些水文地質問題進行了研究,并簡單的進行了隧道涌水量評價,計算隧道正常涌水量為29 377.40 m3/d,在構造復雜段涌水貢獻量較大。

利用水化學及同位素技術,研究隧址區水文地質條件,在鐵路選線及勘察階段有很好的工程指導意義,在鉆探、水文地質試驗等數據較完善后,對進一步的地下水與地表水可能存在的水力聯系對隧道涌水量的貢獻;進行涌水最大水頭壓力預測等工作也具有重要的實際意義。

[1]宋獻方,劉相超,夏 軍,等.基于環境同位素技術的懷沙河流域地表水和地下水轉化關系研究[J].中國科學(D輯:地球科學),2007(1):102-110

[2]衛中鼎,李昌靜.試論潛水水化學水平分帶性[J].水文地質工程地質,1981(5)

[3]王懷穎.水化學數值和圖解的水文地質應用[J].水文地質工程地質,1988(3)

[4]張洪平,劉恩凱,王東升,等.中國大氣降水穩定同位素組成及影響因素[J].中國地質科學院水文地質工程地質所刊第7號,1991:101-110

[5]Payne B R,Leontiadis J,Dimitroulas C.A study of the Kalamos springs in Greece with environmental isotopes.Water Resour Research[J].1978,14(4):653-658

[6]Leaney F W,Hercaeg A L.Regional recharge to a karst aquifer estimated from chemical and isotopic composition of diffuse and localized recharge,South Australia.Journal of Hydrology[J].1995,164:363-387

[7]朱大力,李秋楓.用降水入滲系數經驗值預測隧道涌水量[J].鐵道工程學報,1995(1):100-102

[8]李大通,張之淦,等.核技術在水文地質中的應用指南[M].北京:地質出版社,1990

[9]Jochen Hoefs.Stable Isotope Geochemistry(Sixth Edition)[M].Springer-Verlag Berlin Heidelberg,2009