湖北宜都磷石膏集中库区岩溶水文地质条件研究

2022-11-04王宵亮王孔伟滕明明

科学技术与工程 2022年28期

王宵亮，王孔伟，滕明明

(三峡大学三峡库区地质灾害教育部重点实验室，宜昌 443002)

磷石膏是生产磷酸过程中产生的废弃物，目前对其最有效的处理方法就是建立磷石膏集中库，采取集中堆填处理[1]。据不完全统计，目前中国的磷石膏堆存量已达到6亿t[2]，若磷石膏集中库发生泄露会严重破坏生态环境和污染地下水资源，故建立集中库需要良好的岩溶水文地质条件。段先前等[3]通过野外水文地质调查、岩溶渗漏分析研究了磷石膏集中库渗漏污染方式与途径；王萍等[4]通过对某磷石膏堆填场进行实地调查与采样分析了堆填场周边耕地土壤重金属含量的变化、成因及污染风险。目前，对磷石膏集中库的研究主要侧重于堆存过程中产生的环境问题，缺乏有关磷石膏集中库建设地水文地质条件的研究，如对场地地下水径流特征以及断层导水性等研究。

研究集中库区的地质结构和岩溶地下水的流动特征等水文地质条件，对将来库区的稳定运行乃至当地生态地质环境的保护都有着十分重要的意义。钟政等[5]运用了现场地质调查、钻孔取样和测量地下水流速等方法，分析了金沙江某滑坡工程地质与水文地质特征，但岩溶地区水文地质条件复杂，岩溶水具有非均质性、隐蔽性、敏感性等特点，普通水文地质勘察方法效果并不显著，水文地质特征认识不清已成为研究中最大的障碍，而示踪技术则能弥补普通水文地质勘察方法在精度上的不足。在岩溶水文地质调查中，地下水示踪试验是一种非常简单有效的方法。早期的示踪试验，以目测为主，示踪剂主要是谷壳和锯末，为定性研究[6]。定量示踪试验始于1877年，Knop在试验中将荧光素钠、盐、和页岩油注入德国Swabian Alb岩溶地区Danube河的伏流，2 d后在距离12 km处的Aach泉监测到示踪剂[7]。中国的示踪试验始于20世纪70年代末。杨立铮等[8]分析了示踪剂浓度随时间的变化曲线其形状与地下河管道的结构有密切关系，为定量示踪试验的研究打下了基础。20世纪90年代，实现了定量研究。朱学愚等[9]进行了示踪试验在岩溶水污染治理中的应用研究，为治理地下水污染的水力截获带的布置提供了依据。随着科技进步，示踪技术也得到了发展。曾莘茹等[10]利用高精度在线监测技术分析了桂林甑皮岩洞穴遗址地下水污染来源；张亮等[11]通过示踪试验及同位素测试等手段，查明了某岩溶泉的成因；张浪等[12]对西南某岩溶地区地下水系统进行示踪试验，估算出岩溶管道结构特征和水文地质参数。

基于此，现以宜都市枝城镇六里冲村磷石膏集中库项目为例，利用野外地质调查、地球物理勘探高精度示踪技术和Qtacer2软件，研究其水文地质条件，获取水文地质参数，了解断裂构造水理性及分析岩溶地下水之间的水力联系，预测地下水流向，推测地下水岩溶含水介质结构特征，以期为库区的工程安全建设及周边岩溶地区地下水保护提供保障。

1 研究区概况

1.1 自然地理与地形地貌

宜都市位于鄂西南长江中游南岸，地处江汉平原向鄂西南山地过渡地带，东隔长江与宜昌市猇亭区、枝江市相望，东南邻松滋市，西南、正西与五峰土家族自治县、长阳土家族自治县交界，北与宜昌市点军区接壤。研究区气候属亚热带季风气候，冬冷夏热，四季分明，年平均气温16.7 ℃，年平均降雨量1 235.4 mm。研究区隶属武陵山余脉和川东巫山余脉的临界区域，地势南高，北低，以长江为轴线向南呈梯级上升，形成以丘陵为主，低山、平原兼有的地貌结构，整体上属于碳酸盐侵蚀台地。

1.2 区域地质构造

宜都市位于仙女山断裂与天阳坪断裂夹持的三角形区域内，如图1所示，隶属于黄陵背斜周边构造复合带[13]，区内受梁山-肖家隘背斜、淹水淌断裂以及F3、F6断裂所控制，构成了研究区整体地质背景条件。区域地层以长阳-张家河背斜为界，南、北两侧地层遭受剥蚀情况存在较大差异，南侧仅出露上三叠系以下的地层，北侧侏罗系、白垩系均有分布[14]。研究区内寒武系大面积出露，寒武系与下伏地层呈平行不整合或整合接触，局部分布第四系冲洪积层。在研究区的东部沿淹水淌断裂局部出露有下寒武统天河板组(1t)和下寒武统石龙洞组(1sh)研究区南都(背斜南翼)和北部(背斜北翼)存在三游洞组(3sn1-2)，研究区内部主要为覃家庙组(2qn)。

1.3 区域水文地质

研究区属长江水系，地形起伏不大，地表水不发育，有季节性积水及流水。坡面凹沟为汇水、排水通道。场区地下水主要有基岩中的裂隙水及岩溶水，主要靠大气降水补给，冲沟等低洼部位以地下径流形式排泄，斜坡部位以沿裂隙渗流形式或受地形切割排出地表；岩溶水主要赋存于白云岩、灰岩溶洞及溶蚀裂隙中，白云岩、灰岩岩溶发育，具一定连通性，以低洼段冲沟为基准排泄面。区内岩溶发育较为充分，溶槽、溶洞、落水洞等分布广泛。

图1 研究区大地构造分区图Fig.1 Tectonic zoning map of the study area

2 岩溶发育的主要控制因素

为了解库区内断裂构造的分布与岩溶发育的情况，依据野外露头点的观察，库区内发育断裂有北部的淹水淌断裂(F2)，南部的F3和F6断裂，如图2所示。一般断裂构造研是岩溶发育程度、规模和方向的主控因素，断裂带穿过地段常分布有泉水、落水洞、溶洞、暗河等，这是由于受断层影响，基岩面起伏较大，岩体破碎，为岩溶水的运移提供了前提条件，经长期的地下水溶蚀作用，裂隙不断扩大，沿断裂破碎带发育大小不同的溶洞和溶隙[15]。

图2 库区水文地质简图Fig.2 Hydrogeological sketch of reservoir area

淹水淌断裂(F2)为一具有走滑性质的逆断层构造，主断裂面产状180°～190°∠76°～87°，断裂带宽度400～500 m，断面上存在水平擦痕，垂直擦痕，局部地区还存在斜向擦痕，断裂带内部构造岩具有碎裂结构特征，以碎裂岩为主，颜色比正常岩石偏黑，内部方解石脉异常发育，纵横交织，局部地方存在挤压片理化带，表明该断层整体具有压、扭性及多期活动的特点，如图3所示。该断层形成时间与天阳坪断裂同期，与东西向褶皱构造带的形成具有密切相关性，初期以压性活动为主；后期的活动历史与仙女山断裂存在一定的关系，表现为压扭性活动[16-17]。受断层影响，基岩面起伏较大，岩体破碎，为地下水提供良好的通道，为岩溶发育提供了良好的条件。

通过大量野外工作发现，该断裂横穿工区场地，是对工区场地影响最大的一条断层，向西该断裂一直延伸到南坡水库附近消失，沿该断裂地貌上存在串珠状分布的落水洞和泉水出露点，落水洞和泉水往往伴随，这说明淹水淌断裂控制着库区岩溶的发育。

为验证上述对F2断裂的勘察结果并推测库区流径通道区域，在试验区开展了地球物理勘探；高密度电法是利用地下水流径通道或含水层与围岩导电性的差异，通过观测与研究在地下人工建立的稳定电流的分布规律的一种电法勘探方法：物探布置图。由物探剖面图(图4)可知，沿侧线方向，东西部电阻率值整体偏高，中间低电阻率异常分带明显，呈带状向深部延伸，测线A-B与C-D的电阻陡变带位置高度一致，与淹水淌断裂位置对应较好，说明淹水淌断裂控制着地下水主流径通道区域。

红色圆圈、黄色线条、红色箭头分别表示断裂带局部特征的位置、水平擦痕、断层上下盘移动方向图3 淹水淌断裂带基本特征Fig.3 Basic characteristics of Yanshuitang fault zone

图4 物探剖面解释成果Fig.4 Interpretation results of geophysical profile

3 岩溶含水介质结构特征

岩溶含水介质一般指岩溶地下水的赋存空间。岩溶含水介质的类型包括成岩孔隙、构造裂隙、溶蚀管道及溶洞等，这些含水介质具有强烈的储水能力和导水作用，其分布、规模、均匀性、连通性及发育程度等，制约着岩溶地下水流的运动和分布。为此，采用岩溶地下水示踪技术，选择库区内部露头的落水洞、下降泉、岩溶沟槽(图5)作为示踪剂的接收、投放点，由东向西依次进行三次试验，旨在分析推断库区内地下岩溶含水介质结构特征。

图5 试验点野外照片Fig.5 Field photos of the test site

3.1 示踪试验方法及过程

根据研究区水文地质调查结果和以往工作经验，本次试验选择荧光素钠作为示踪剂，其在地下水中背景浓度极低，检出限低(0.005 μg/L)，且对人类和环境无害。

示踪试验投放量计算公式为[18]

M=LKB

(1)

式(1)中：M为示踪剂投放量，g；L为示踪剂投放点到监测点之间的距离，m；K为示踪剂系数；B为水文地质条件影响因子。

第一次示踪试验的开始时间为2020年8月4日。溶槽(D19)为示踪剂投放点，泉水出水口(D3)为接收点，两者仅相距114 m；在投放示踪剂之前，分别测得两点荧光素钠本底浓度均为0.5 μg/L。计算称取荧光素钠102.6 g，将其充分溶解，瞬时投入溶洞中。

第二次示踪试验的开始时间为2020年8月12日。在落水洞(D7)处，瞬时投入120.6 g已充分溶解的荧光素钠。投放后，利用水罐车向落水洞内注水，增加示踪剂扩散速度。在溶槽(D19)处使用示踪仪实施在线监测，两点相距134 m。

第三次示踪试验首先在涌水处(D12)处开挖出一个直径2～3 m，深5 m的试验坑，称取895.5 g荧光素钠，于2020年8月16日溶解后投入试验坑内，利用生活用水水源向洞内持续注水，接收点为泉水出水口(D3)，本次试验路径总长度为995 m。

每次试验自投放示踪剂起，即刻开始在线监测，设置监测间隔为30 s。

3.2 示踪结果及解释

根据各个接受点的示踪剂浓度，绘制示踪剂浓度历时曲线，主要分为单峰型和多峰型曲线[19]。

第一次示踪试验浓度历时曲线[图6(a)]为单一钝峰型曲线，泉水出水口(D3)示踪剂初现时间约为11 h，在28 h示踪剂浓度达到峰值，随后开始下降，如图6所示，30～40 h这段时间内，示踪剂浓度维持在约23 μg/L，显示“平台”型曲线，说明溶槽(D19)到泉水出水口(D3)之间径流通道存在溶潭；40 h后示踪剂浓度又开始下降，但速度明显变缓，即“拖尾”现象，引起这种现象的原因依旧是受到了溶潭稀释作用的影响。

其次，该曲线的特殊性在于上升阶段呈锯齿状，有小幅度的起伏，而下降过程则比较平滑。曲线呈锯齿状说明溶槽(D19)到泉水出水口(D3)之间并不是非常畅通，应为小型管道与脉管状的细小岩溶裂隙组成。实际上，示踪剂的运移可分为两种方式：平流与扩散，平流是指物质随流体按平均线性速度运移，是宏观上的，而当示踪剂存在浓度梯度时，示踪剂会从高浓度向低浓度运移，称之为分子扩散，是微观上的；地下河是由错综复杂的管道系统组成的，任何含水层的水流通道和流速发生改变时，均会在时空上产生示踪剂的扩散云，这种现象成为机械弥散，因此本次试验示踪剂的运移可分为3个过程：①平流。相应曲线特征为示踪剂浓度上升速度快，起伏小；②机械弥散。示踪剂随着水流的运移，溶隙、溶孔也随之增多，水流通道和流速发生了变化，相应曲线特征为剧烈锯齿状；③分子扩散。一般来说，水流方向上的示踪剂运移应以平流与机械弥散为主，分子扩散可以忽略，但本次试验选择的监测点处于一小型水潭中，随着平流、机械弥散效应逐渐降低，水潭中分子扩散效应成为主要因素，相应曲线特征为平滑的曲线。

通常情况下，示踪剂初现时间对应最大流速；峰值时间对应优势流速；本次试验最大流速为10.4 m/s，优势流速4.5 m/s。

图6 示踪试验荧光素钠历时曲线Fig.6 Diachronic curve of uranine in tracer test

第二次示踪试验浓度历时曲线为单峰对称型，如图6(b)所示，24 h开始检测到示踪剂，30 h达到峰值，且峰值持续时间较短，并有锯齿状的波动，且幅度较大，说明落水洞(D7)与溶槽(D19)之间存在水力联系，但通道并不十分通畅，应主要由岩溶裂隙组成，且通道单一，不存在分支，岩溶发育较均匀；计算得出，两点的最大流速5.6 m/s，优势流速为4.1 m/s。

第三次示踪试验浓度历时曲线为多峰值型，如图6(c)所示，主峰后存在多个间断的小峰，并有锯齿状波动。该点是离监测点最远的试验点，且水力坡度低。初步判断，并不是多通道造成的多峰值，而是间断的向涌水处(D12)注水才是造成3次小峰值的主要原因；由于受到用水条件的限制，不能确保持续的注水，导致接收到的示踪剂也是间断的，在本次试验的穿透曲线中出现间断的浓度值。将图6(b)中浓度峰值用虚线连接，加以修整，可将其视为持续水流下的浓度曲线，该曲线类型为单峰值伴随双平台曲线。不难看出，该曲线与第一次示踪试验的曲线较相似，不同在于多出一个“平台”，说明不仅溶槽(D19)与出水口(D3)之间存在溶潭，溶槽(D19)与涌水处(D12)之间也存在一溶潭，且前者尺寸小于后者，分别对应平台a与平台b，这是因为溶潭越大，稀释能力越强。

本次试验实测曲线证明了涌水点(D12)与泉水出水口(D3)之间存在水力联系，但地下水流速缓慢慢，原因可能是水力坡度偏低或管道不畅通，应为脉管状细小岩溶裂隙组成；修整曲线证明了溶槽(D19)与涌水处(D12)之间径流通道也存在一较大溶潭，同时平台b对应第一次试验曲线中的平台期。

计算得出该试验的最大流速、优势流速分别为25 m/s、22.1 m/s。

3.3 示踪试验揭示的水文地质问题

示踪试验各种结果能够揭示试验区某些水文地质问题[8]。

3.3.1 岩溶地下水运移特征

从试验结果来看，确定了以涌水点(D12)、溶槽(D19)、泉水出水口(D3)为基础的地下水主流径通道；由落水洞(D7)与溶槽(D19)组成的次流径通道，地下水整体运移方向为NE70°。

为研究主通道与次通道内示踪剂的运移特征，需对试验期间的水力坡度和最大流速进行对比分析，如表1所示，次通道水力坡度最大，但对应的最大流速和优势流速都是最小的，表明在次通道方向上示踪剂运移具有明显的滞缓性；同时说明水力坡度的大小与示踪剂运移速度无相关关系，试验区岩溶介质具有非均质各向异性特征。

表1 示踪试验期间水力坡度和流速对比Table 1 Comparison of hydraulic slope and velocity during the tracer test

3.3.2 岩溶发育类型的多重性

根据示踪试验绘制的荧光素钠历时曲线(图6)，3次示踪试验荧光素钠浓度历时曲线类型可分为单峰对称曲线、单峰不对称曲线和多峰曲线。对称曲线表明上下游之间的岩溶通道单一，若产生拖尾，则说明通道之间可能存在溶潭；形成多峰曲线有两种原因：一是示踪剂投放点与接收点之间存在多条通道，路径距离不同，导致不同的峰值；二是水流无可持续性造成的多峰曲线。由3次试验的示踪剂浓度历时曲线来看，库区岩溶发育程度不均一，在涌水处(D12)-溶槽(D19)段岩溶发育以裂隙与溶孔为主，而溶槽(D19)-出水口(D3)段岩溶发育以小型管道为主，如图7所示。

③、⑦、、为水文地质点编号图7 场区岩溶水排泄管道结构特征示意图Fig.7 Schematic diagram of karst water drainage pipeline in field area

综上，库区地下水主要沿具有裂隙-管道双重含水介质的岩溶含水层流动。

3.3.3 岩溶管道水力参数

根据示踪试验的数据，利用美国国家环境保护局研发的Qtracer2软件对岩溶管道的水力参数进行估算[11]。研究区的岩溶含水介质空间特征和流场决定了水力参数：弥散系数、纵向弥散度、摩擦系数、雷洛兹数、舍伍德数和施密特数，而含水层水力参数是确定地下水运移规律，建立地下水水文模型以及岩溶水动力模拟必不可少的参数，如表2所示。