水化学及同位素技术在某铁路深埋岩溶隧道中的应用

刘 昭 李 晓 庞 练

(成都理工大学环境与土木工程学院,四川成都 610059)

由于地形地貌多样、地质构造复杂并且可溶岩分布广泛等特色性问题,铁路修建中深埋特长岩溶隧道是一大难题。而研究天然水化学及同位素特征对地下水系统划分、地表水与地下水的水力联系、隧道涌水量计算等有重要的参考价值。

1 研究区自然地理概况

某隧道全长10 534 m,进口路肩高程837 m,出口路肩高程1 023 m,最大埋深908 m,属特长深埋岩溶隧道。隧道穿越区域东西两侧各有一条大的河流,为河间地块地段。地势西北高而东南低,为峰丛-洼地峡谷及变质岩中山区。海拔高度最低730 m,最高3 047 m,一般为1200～2 000 m,坡度一般在25～55°,最高可达70°以上。气候属亚热带湿润季风气候,年降雨量1 200～1 500 mm。多年平均蒸发量1 216.7 mm,年平均相对湿度为77%,近34年来的多年平均降水量1 199.6 mm。降水呈现年内、年间降水不均匀的特点:年内6月、7月、8月、9月四个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 研究区地质构造及水文地质条件

2.1 地层岩性

出露地层有第四系(Q4),三叠系下统飞仙关 +铜街子组、中统天井山组及嘉陵江组 +雷口坡组T2,泥盆系唐王寨群、观雾山组,二叠系 P1、P2,石炭系总长沟群,志留系茂县群及龙马溪群,奥陶系中统宝塔组,寒武系下统及震旦系上统。地层岩性主要为灰岩、白云岩,以可溶岩为主。松散堆积与非可溶岩星散分布。第四系(Q4)见于研究区内东南部,非可溶岩地层主要为三叠系飞仙关 +铜街子组T1f+t,岩性为页岩、泥岩、粉砂岩夹灰岩;底部灰岩夹鲕状灰岩。其余零星见有志留系绢云母千枚岩夹薄层砂岩;寒武系粉砂岩、砂岩、磷矿段;震旦系岩性为页岩、白云岩、微晶灰岩等(图1)。

2.2 地质构造

褶皱主要有一倒转复向斜,走向NE45°,轴面倾向NW,倾角∠30°左右。断裂极为发育,以高角度斜冲、仰冲的走向逆断层为主。主要断层有F2、F4、F5、F8、F11及其分支断裂。其中,F2断裂是一条压性逆冲断裂,其倾向 NW,倾角∠60～70°。上盘寒武系砂岩逆冲于下盘志留系、泥盆系乃至石炭系地层之上。断裂切割深度较大,垂直断距千米以上,为一条区域大断裂。与北东向构造体系有成生关系的派生构造带F8断裂走向NW310°,断面近于直立。断层破碎带以角砾岩及片状构造岩为主,具张性特征。F8断裂北端终止于F2断裂,南端被第四系覆盖(图1)。

2.3 研究区水文地质条件

(1)地下水类型

地下水类型有基岩裂隙水(包括碎屑岩裂隙水及变质岩裂隙水含水岩组)、碳酸岩盐裂隙溶洞水及松散堆积层孔隙水。区内碳酸盐裂隙溶洞水对隧道涌突水的危险性较大,该含水岩组二叠系、下三叠统下段、中三叠统石灰岩、白云岩裂隙溶洞含水层暗河溶洞强烈发育;下三叠统飞仙关组上部为泥页岩夹泥质灰岩,裂隙不发育,主要起隔水作用。

(2)地下水补、径、排特征

主要接受大气降水补给,由于坡陡谷深,地表岩溶较发育,河间地块的地表径流迅速转化为地下径流,向当地侵蚀基准面排泄。区内北东向构造体系往往控制岩溶水、基岩裂隙水的展布。与北东向构造体系有成生关系的派生构造带(如北西向F8张性平错断裂带),是地下水富集的场所。

3 研究区天然水水化学及氢氧同位素特征

研究区内,样品采集工作分别于2009年7月及10月完成,共采集水样21件,其中泉水9件,沟水3件,河水6件,民井水2件,雨水1件(图1)。采样现场用意大利哈纳水质分析仪器、HI98311型笔式电导率仪对水样进行了电导率和水温的测定,测侵蚀性CO2水样在野外加大理石粉。水样简分析在西南冶金地质测试所测试,氢氧稳定同位素送中国地质科学院岩溶地质所国土资源部岩溶动力学重点实验室测试。氢同位素测定采用锌反应法,氧同位素测定采用CO2-H2O平衡法,测定仪器为MAT253同位素质谱仪,测定结果以相对于VSMOW标准的千分差表示,测定精度分别为 ±2.0‰和 ±0.2‰。

3.1 研究区天然水电导率变化特征

电导率(EC)是水体中总溶解离子浓度的总体反映,在一定程度上反映了水分在流域水循环过程中径流路径和滞留时间的长短。水在运移过程中,随着运移路径和滞留时间的延长,不断溶解围岩和土壤中的溶解性盐类并发生离子交换,在没有与电导率较小的水体混合、气体析出和溶解性固体沉淀的情况下,水体的电导率是逐渐升高的。因此,根据研究区内不同水体的电导率在空间上的分布趋势,可以大致推断水的运移路径,推断研究区内地表水和地下水的水力联系[1]。

沿着流向河水电导率逐渐增加。而东侧流域上游河水电导率值较高,高于泉水电导率平均值,并且沿水流方向逐渐降低,到区内中下游段明显降低;东侧流域泉水电导率普遍较低,而位于左侧的泉水RQ05出现异常,现场测试为1 172μs,可能由于地质环境差异电导率较高。

东西两侧流域沿水流方向表现出的电导率变化的差异,而在两流域的中下游,即泉水集中出露区河水电导率发生明显的变化,即西侧河水电导率明显升高,东侧电导率明显降低。反映了区河水径流过程中不断有沟水、泉水及地下泄流的补给,并且泉水补给占相当大的部分。

图1 研究区天然水采样点分布及水文地质简图

3.2 研究区天然水水化学特征

依据舒卡列夫分类,区内地下水水化学类型以HCO3—Ca·Mg、HCO3·SO4—Ca·Mg、HCO3·SO4—Ca水为主,部分为 HCO3—Ca、SO4—Ca·Mg水。区内天然水化学类型表现出一定的差异,除个别与所处地质环境有关外,其余多与地下水的滞留时间及循环途径有关,而多数为低矿化度水,也从侧面说明了区内天然水主要来源为大气降水,进而揭示了接受补给后径流条件及循环途径的差异。

利用水化学软件AquaChem,制作了天然水Durov图。由图2看出,天然水中地下水主要为溶滤水,水化学作用以溶滤作用为主;天然水化学组分中阴离子以为主 ,阳离子以为主;地表水水化学类型以HCO3·SO4水为主,泉水水化学类型表现为 HCO3、HCO3·SO4、SO4水逐渐过渡。由于自然界中纯硫酸水不多见,仅仅是局部地方地下水特征。因此,根据这一规律,凡是出现纯硫酸水的地方,说明可能与石膏、硫化物矿床或污染有关[2]。区域人类活动影响较小,东侧流域泉水为SO水,出露于Tj+l42地层,可能与地层中的石膏层有关。

对区内地表水及泉水的硫酸根及阳离子总量[3]、二氧化硅及矿化度进行研究,分别做了二者的关系图(如图3所示)。从图3看出,硫酸根与阳离子总量有明显的正相关关系,可更加直观地看出该区域地表水与泉水的水化学类型分带性,即重碳酸水带(Ⅰ),混合水带HCO3—SO4(Ⅱ1)、SO4-HCO3(Ⅱ2),SO4水带(Ⅲ),且地下水与地表水水化学类型多分布于混合水带。由图4可分析区内二氧化硅含量随矿化度升高变化不明显,二氧化硅含量多在5～12 mg/L,普遍较低同研究区内硅酸盐矿物含量较少的石灰岩、白云岩等可溶岩广泛分布有关,而东侧河流上游处含量达到20 mg/L,可能与上游分布有千枚岩及砂岩,其硅酸盐含量较高所致。

图2 研究区天然水水化学Durov

图3 研究区天然水硫酸根与阳离子总量关系

3.3 研究区天然水氢氧稳定同位素特征

研究区大气降水线采用西南地区大气降水线 δD=7.96δ18O+9.52[4],通过水样中的 δD 和 δ18O 组成同大气降水线进行对比,来研究地下水和地表水的来源及相互关系。从图5看出区内天然水样点大多落在西南地区大气降水线的左上方,表现为氘盈余值较大,可能是雨滴的蒸发作用及降雨量效应造成的,显示天然水仍为大气降水补给;地下水 δD和 δ18O组成大致位于一条直线上,而 δD和 δ18O组分差异较大,地下水的来源和经历的循环过程有一定的差异;地表水的氢氧稳定同位素成分布较为集中,在图上呈椭圆形分布,该分布区内地表水与部分地下水的氢氧同位素组成有着一定的联系,在一定程度上反映地表水和地下水之间存在着相互联系。

图4 研究区天然水二氧化硅与矿化度关系

图5 研究区天然水 δD与 δ18 O关系

图6 研究区天然水δ18 O与高程关系

由于区内地质构造较复杂,样点分布高程也较集中。图6看出水样点的 δ18O高程效应不明显,故本次δ18O高程梯度值采用前人的研究成果,张洪平等统计得出该区高程效应为:δ18O=-0.0018H-6.86,r=0.698[4]。运用 δ18O的高程效应可以计算地下水的补给高程,进而可以确定地下水的主要补给面积和地下水流途径[5]。本次研究采用 LQ02泉水样作为背景值,取其高程为1 408 m,对研究区泉水同位素与高程的关系校正为 δ18O=-0.001 8H-6.05。按照修正后的泉水同位素与高程关系,可计算研究区其他泉水的补给高程,计算结果见表1。

研究区内地下水主要接受大气降雨补给,补给高程为(1364～1 980 m),多集中在1 300～1 500 m,1 700～2 000 m两个高程。较低高程大气降水补给的地下水中重同位素较富集,补给强度远大于蒸发排泄强度,推测地下水经近距离径流后,以泄流和泉的方式或沿断裂向低洼汇水区发生排泄,即地下水处于浅部循环的过程;较高高程大气降水补给的地下水中重同位素较贫乏,同地表水氢氧同位素组成较为相似,显示该部分地下水同地表水可能存在水力联系,部分较地表水富集重同位素,显示其经历了较长的运移途径及不同水体混入的原因。

区内沿F8断裂出露泉水点LQ02、RQ07为HCO3水,重同位素较富集,氘盈余值较大落在区域降水线上方,可能受高程较低的大气降水沿断裂快速入渗补给地下水,随着地下水运移途径较长,泉水出现18O的富集;区内其他泉水点同地表水水化学及同位素相近,尤其东侧流域河床的泉点RQ02、RQ04、RQ05、RQ06同西侧流域地表水水化学同位素极为相似,显示出为较高高程的降水补给,并且较地表水富集重同位素,可能与接受河水、较低高程大气降水的混合补给及循环途径长有一定关系。通过水化学及同位素数据印证了区域上F8断裂为导水断裂,沿该断裂出露的泉水水化学类型以HCO3水为主,大气降水补给高程较低;受到F8断裂及区域北东向构造的控制,东侧流域河床出露的岩溶大泉同西侧流域地表水可能存在一定的水力联系,即两流域并非封闭流域,二者之间可能存在着水力联系。

表1 研究区天然水水化学及同位素数据

3.4 运用氯离子估算降水对地下水的补给

运用水体中氯离子质量平衡法可以估计流域内地下水补给率[6],这个方法假设:(1)氯是保守性的,在流域水循环过程中不与围岩和土壤发生反应或氯离子交换;(2)地表径流比例较小,蒸散发是流域内水分损失的主要方式;(3)蒸散发是引起降水和地下水之间氯离子浓度差别的主要原因;(4)降水是地下水中氯离子的唯一来源[1]。计算公式如下

式中:R为年平均地下水补给率;CCl降为降水中氯离子的雨量加权平均值;CCl地为地下水中氯离子平均浓度。

研究区内采集雨水样一件,未获得降水中氯离子的雨量加权平均浓度,本文尝试用此法初步计算区内地下水的补给率。区内岩性主要为碳酸盐岩,天然水中的氯离子主要来源于大气降水。区内部分泉水地质环境存在特殊性及受人类活动影响较大,将 RQ05、RQ07剔除掉。研究区雨水中氯离子浓度为0.53 mg/L,地下水平均氯离子浓度为2.46 mg/L,计算得到研究区内平均地下水补给率为21.58%。隧道主要穿越研究区的西侧流域,由于断裂构造极为发育,且分布有可溶岩地层,研究区西侧平均地下水补给率变化较大,从11.50%～50.00%。

4 隧道涌水量计算

在隧道涌水量计算方法中,唯经验方法较为简单,不仅可以用于可行性研究,亦可用于初步勘察的概略评估[7]。入渗系数取氯离子质量平衡法估算值,隧道高程与左侧河水位基本持平,影响宽度考虑以地表分水岭及河流为界限,并结合区内断裂构造的发育及可溶岩分布情况来分段进行计算,结果见表2。

表2 研究区隧道分段涌水量计算

隧道涌水量计算公式为

式中 Qs——隧道通过含水体地段的正常涌水量/(m3/d);

2.74——换算系数;

α——降水入渗系数;

W——年降水量/mm;

A——隧道集水面积/km2。

用降水入渗系数法对该隧道分段进行涌水量计算,预测该隧道正常涌水量为29377.40 m3/d,见表2。

5 结论

(1)区域天然水的水化学类型主要为HCO3、混合水带(HCO3—SO4、SO4—HCO3)水为主,矿化度较低 ,现场电导率测试也较低,显示区域天然水来源于大气降水补给。

(2)受到地理特征、气象及区内地质构造等因素的综合影响,区内同位素较多的出现氘盈余值较大,可能受雨滴的再次蒸发、降雨量效应及大气降水的快速入渗等因素的影响[8],[9]。

(3)地表水主要接受大气降水、地下水的泄流及泉水补给,区域内泉水出露受到北西向断裂及北东向断裂的控制,使东侧部分泉水与西侧流域地表水发生水力联系。

(4)利用氯离子质量计算得到研究区内平均地下水补给率为21.58%。隧道主要穿越区平均地下水补给率变化较大,从11.50%～50.00%。

(5)在可行性研究阶段或勘察阶段,由于缺乏钻探、水文地质试验等数据,利用水化学及同位素技术对一些水文地质问题进行了研究,并简单的进行了隧道涌水量评价,计算隧道正常涌水量为29 377.40 m3/d,在构造复杂段涌水贡献量较大。

利用水化学及同位素技术,研究隧址区水文地质条件,在铁路选线及勘察阶段有很好的工程指导意义,在钻探、水文地质试验等数据较完善后,对进一步的地下水与地表水可能存在的水力联系对隧道涌水量的贡献;进行涌水最大水头压力预测等工作也具有重要的实际意义。

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