水热活动带下的隧道热害特征与成因分析

刘星辰,黄 锋,陈树汪,王安民,杨 冬

(1. 重庆交通大学 省部共建山区桥梁及隧道工程国家重点实验室, 重庆 400074; 2. 重庆交通大学 土木工程学院, 重庆 400074; 3. 云南省交通规划设计研究院有限公司,云南 昆明 650051)

0 引 言

我国幅员辽阔且地质形貌复杂,受亚欧板块与印度洋板块运动影响,山岭重丘主要分布于我国的西南地区[1-3]。造山运动不仅形成了节理构造、断层破碎带、软弱夹层等复杂的地质构造,而且还以高地应力、高地温形式在深地岩层内积蓄了大量能量[4-5]。随着我国深地工程建设的开展,地热背景下的高温环境逐渐成为了地下工程建设中所面临的主要挑战之一[6]。学界对地热现象的认识及利用进行了大量研究,并在地热特征与成因分析方法上进行了大量尝试,大地热感成像、热泉水化学分析、氢氧同位素检测等研究方法及结论逐渐被行业认可[7-10]。地热温泉是区域地热现象的显著特征,其补给方式、热交换路径、水岩反应机理均可作为揭示区域地热背景及成因的重要依据。例如:袁伟等[11]以海螺沟温泉区域为例,通过分析其地质构造特征、水文地质条件、地球化学现象,从水源、热源、构造等角度阐明了温泉成因与热交换通道;周春景等[12]基于温泉分布及成因等因素,反向研究了区域地热特征与岩浆活动、地质构造、地震活动及区域深部构造的关系;胡政等[13-14]综合考虑了隧道工程周边的地质构造与温泉水地球化学特征,利用氢氧同位素对隧道热源与导热通道进行了预测;王生仁等[15]通过地热背景调研与钻孔测温方法,获取了区域地热的热场分布和地温梯度,优化了隧道选线方案。

多数隧道热害预测是以钻孔测温数据作为主要依据,但深地工程及高岩温隧道的埋深普遍较大,钻孔难以满足测温要求且成本较高;基于水热活动背景与热泉地球化学特征,利用地热温标对深埋隧道热害分析则是一种可行的思路。笔者以云南腾冲境内的腾越隧道为例,基于隧址区域内的水热活动和热泉地球化学特征,利用SiO2地温温标预测了隧道岩壁温度,为隧道热害防治提供参考。

1 水热活动带特征

1.1 构造背景

研究区域位于保山与腾冲地块之间,如图1。板块构造历史中,随着潘基亚大陆裂解并与冈瓦纳大陆汇聚,保山地块与腾冲地块之间的中特提斯洋消亡,两地块发生俯冲汇聚与碰撞后沿高黎贡山拼贴在一起,形成了怒江缝合带,并在保山与腾冲地块间形成了以泸水-瑞丽大断裂为界的泸水-潞西微地块。在腾冲块体和高黎贡山带中发育了多期新生代岩浆岩,而高黎贡山作为保山地块与腾冲地块之间的压扭性构造边界,则形成了多条韧性剪切带,并导致高黎贡山地区的岩石地层普遍发生动力变质和韧性变形。在晚新生代至第四纪期间,因印度板块斜向俯冲到腾冲地块之下的板片发生拆离,导致腾冲、保山地块转变为张-扭构造环境,区域内广泛发育多组活动构造,腾冲地块发育了多期第四纪火山,岩浆热成为了区域内水热系统主要热源。

图1 板块构造理论下研究区位置Fig. 1 Location of the study area under the theory of plate tectonics

考虑到腾越隧道位于保山褶皱带与腾冲褶皱带的碰撞汇聚带-怒江缝合带附近,岩层活动断裂及深大断裂较发育,以怒江断裂带、泸水-瑞丽断裂带、腾冲-梁河断裂带为主的南北向深大断裂与次级断裂组成了研究区域的地质构造基本骨架,如图2。

图2 研究区地形及地质构造Fig. 2 Topography and tectonics of the study area

腾越隧道横穿高黎贡山,全长10 330 m,纵坡2.2%,沿线最大理深为1 442.88 m,区域内地势北高南低,以侵蚀构造地貌、溶蚀地貌、侵蚀堆积地貌为主。新构造强烈运动导致地壳隆升间歇性与空间差异性突出,新生代断陷盆地因断裂继承性活动频繁而大量形成,同时形成了深厚松散堆积物并发生褶皱与断裂,为区域内水热系统中热泉形成提供了循环增温通道,如图3。

图3 地壳隆升与断裂形成过程Fig. 3 Process of crustal uplift and fault formation

1.2 水热背景

当具有一定规模并能积聚或运移地下热水的断裂演变成导热断裂时,其富水性取决于断裂的形成时代、规模、力学性质、补给源区与地表水体联系程度及所处地形地貌特征等。研究区域内的地表温泉沿构造带分布,自东至西分布于怒江沿岸、高黎贡山东、西坡沟谷内及龙川江沿岸,结合构造背景将研究区域划分为3条南北向构造水热活动带,如图4。

图4 水热活动构造纲要Fig. 4 Outline of hydrothermal activity structure

怒江南北向构造的水热活动带在区域上属于三江纵谷区西隅,区域内为构造侵蚀-溶蚀峡谷地形,构造形态为一个被断裂切错的复式向斜,温泉主要出露于怒江沿岸冲沟和陡崖下的低洼处,受南北向导热断裂控制;高黎贡山南北向构造水热活动带在区域上属高黎贡山-三台山弧形构造带北段,由于该区域内纵向构造均呈近南北向展布且由变质岩构成的复式背斜组成,近南北向断裂多为导热断裂系统,沿断裂带温泉均出露于山间沟谷地带;龙川江南北向构造水热活动带在区域上属腾冲-梁河弧形构造带北段,该区域纵向构造均呈近南北向展布,区域内仅有出露温泉1处,分布于龙川江上游河谷岸坡崖壁之上。该区域内3条南北向构造水热活动带的断裂构造背景、水热活动特征、导热性如表1。

表1 水热活动带特征Table 1 Characteristics of hydrothermal active zone

其差异性主要受地壳岩石类型与地质构造特征影响,在沉积岩地层中,水热活动会受到岩层中孔隙度和渗透性影响,地质构造类型、规模、深度及裂隙透水性则关系到水热循环深度与径流行程,进而造成水热活动差异。结合图4可知:隧道洞身处于高黎贡山南北向水热活动带控制区域,区域构造以密集节理带为主,大致与断裂构造平行发育;地表出露温泉的温度与流量差异则与区域构造深度与展布范围有关。受深大构造断裂南北向展布特征、温泉水补给区和排泄区位置差异、区域地形地貌综合影响,高黎贡山南北向构造水热活动带控制范围内温泉温度与流量大致呈由北向南水温增高,流量增大的趋势。

2 温泉水地球化学特征

隧道沿线地表出露温泉分布位置如图5。该区域内温泉分布广、数量多,沿南北向构造带呈“线状”分布。

图5 隧道沿线地表出露温泉分布Fig. 5 Distribution of hot springs along the tunnel

表2 温泉水化学分析Table 2 Chemical analysis of hot spring water

将水热活动带控制范围内的9处温泉水样、6处地表水水样与云南腾冲地区大气降水水线(δD=8.62δ18O+18.31)所揭示的氢氧同位素线性关系进行拟合对比,如图6。由图6可知:研究区域内的温泉、地表水及雨水的δD-δ18O同位素大致呈线性关系,这说明隧道沿线的地表出露温泉水主要来源于大气降水。值得注意的是,相对于地表水,温泉水存在着轻微的氧同位素漂移现象,即温泉水中氧同位素的含量均比地表水中氧同位素含量更高。通常认为这是地热水中氧同位素与含氧岩石中的氧同位素交换结果。此外,可观察到研究区域内温泉水δD含量均比地表水δD含量低,根据氢氧同位素高程效应可推测出研究区域内温泉补给并不是由该区域的垂直空间降水所补给,而是由海拔相对较高的周边山区降水通过渗流通道进行补给。

图6 水体的δD-δ18O分析Fig. 6 Analysis of aquatic δD-δ18O

3 隧址区水热系统特征

3.1 热储特征

研究区域内温泉水的Na-K-Mg三角图如图7。

图7 温泉水的Na-K-Mg三角图Fig. 7 Na-K-Mg triangle of hot spring water

该区域内的热水均属于“未成熟水”,即水-岩之间尚未达到离子平衡状态,溶解作用仍在进行,或热水与冷水混合。故阳离子地热温标不适用于估算该区域的热储温度,故采用SiO2地热温标对区域内的热储温度进行估算,如式(1)、 式(2)。

考虑大气降水补给所形成的出露温泉会经历深层循环增温过程,地热水最小热循环深度可根据热储温度与区域地温梯度来确定,如式(3)。

石英温标:

(1)

(2)

热储埋深:

S=T×G0+Z0=T× dT/dZ+Z0

(3)

式中:T为热储温度,℃;CSiO2为水体内SiO2浓度,mg/L;S为热储深度,m;G0为地温梯度,℃/m;dT为实测温度与恒温带温度之差,℃;dZ为实测温度对应深度与恒温带底部对应深度的差值,m;Z0为恒温带底部深度,取23 m。

分别在怒江水热活动带、高黎贡山水热活动带及龙川江水热活动带控制区进行了深度为500 ～ 600 m的钻孔测温工作,如图8。由图8可知:井温随深度的增加而升高,但变化梯度并非一致;结合岩心质量分析可知,局部岩层地温梯度增大与局部断层、破碎及夹层软弱破碎程度、透水性有关,破碎程度越高、透水性越好,局部地温梯度变化越明显,上述3个水热活动带的地温梯度分别为2.11、 3.31、 3.78 ℃/100 m。

图8 地质钻探与地温测试Fig. 8 Geological drilling and ground temperature test

根据规定[17]:隧道沿线地热系统以中、低温地热系统为主,其中碳酸盐岩热储层埋深(4～5 km)大致为变质岩热储层埋深(1.8～3.1 km)的2倍。为检验SiO2地热温标在该区域的适用性,与文献[16]预测结果的对比如图9。

图9 高黎贡山地区热储预测结果对照Fig. 9 Comparison of thermal storage prediction results in Gaoligong Mountain area

由于所测试温泉样本存在差异,在对温泉统一编号后显示热储预测结果曲线存在明显波动,通过进一步计算显示:本文中石英温标与玉髓温标预测温度平均值分别为100.04、109.14 ℃;而文献[16]中石英温标与玉髓温标预测温度平均值分别为100.15、109.9 ℃,热储预测温度相近,这说明故采用SiO2温标对该地区热储温度进行预测具有一定参考价值。区域热储预测结果如表3。

表3 区域热储预测结果Table 3 Prediction results of regional thermal storage

3.2 水热系统

热储层基岩风化壳以下岩层的渗透性差且富水性弱,地热水形成后的上升通道与储存空间以断裂构造、复合型岩层裂隙及密集节理发育带为主。隧址区水热系统概念模式如图10。地表出露温泉的水源补给主要来自于构造水热活动带范围内的大气降水,通过破碎带及构造断裂向深部热储层入渗并在热储层基岩进行热交换。基于研究区域构造历史与腾冲地块多期第四纪火山发育背景,确定研究区域热储层热源以岩浆余热为主,即地下岩浆房或地壳内高温侵入体冷却过程中散热,为近地表水热系统提供热源。大气降水在热储层完成热交换并升温后,通过径流、循环、上升,途径岩层次要构造带与节理裂隙继续发生水岩相互作用与热交换,最终上升出露形成温泉,而温泉口水温受地热水循环深度和浅层径流冷水混入比例影响而存在差异。

图10 隧址区水热系统概念Fig. 10 Conceptual schema of water and heat system in tunnel site area

基于高黎贡山地区地质构造背景所揭示的断裂构造走向以及研究区温泉水地球化学特征所揭示的温泉水补给来源,确定了隧址区出露温泉形成均具有沿近南北向构造循环径流的特征。其中:隧址区出露的黄竹河温泉和黄竹河硝塘水化学成分相似,这二者具有相同的补给、径流和排泄条件;补给区位于北侧白风坡一带山脊,地下水在补给区沿密集节理带的裂隙迅速下渗,吸收围岩热量,地下水把浅部围岩热量传递至到深部,使补给区成为相对的低温带;地下水下渗至深部后沿贯通节理裂隙以水平运动为主,并在径流过程中不断吸收围岩热量,将热量带至排泄区;到达排泄区后,地热水以垂直向上运动为主,将深部热量传递至浅部,储集在渗透性良好的岩层中形成热储,溢出地表则形成温泉,如图11(a)。这两处温泉的补给区较广,径流途径短,循环深度相对较浅,故其热储及出露温泉温度均相对较低。

隧址区出露的百花岭温泉、金厂河温泉及旱龙热水塘补给区位于该区域以北高黎贡山山脊大脑子一带,地下水在补给区下渗后,在径流过程中遇到不同构造(包括断裂及密集节理带),在不同的构造条件下形成不同性质的地热水(百花岭温泉与其它两处温泉水质存在明显差异),径流区的地热水仍然以水平运动为主,当遇到构造交切的有利部位时,就以垂向上升运动为主,如图11(b)、图11(c)。这3处温泉径流途径远,循环深度大,故其热储及出露温泉温度均相对较高。

4 腾越隧道热害分析

4.1 地热热流与地温带划分

热量传递方式可分为热传导和热对流。一般而言,地壳中热量传递方式以热传导为主,亦即温度从高向低均一化传递过程;热对流是受热物体发生相对位移而进行热量传递的介质运动。对地热而言,地下热水垂向运动是热对流的主要原因,局部地区地下热水的热对流所传递热量是热传导热量的几倍甚至几十倍,极易形成局部热对流高温异常区。

假定地壳中热量传导符合傅里叶定律,则传导热流值可按式(4)计算。由此可得出保山地块与腾冲地块大地热流值分别为70.8、 108.25 mW/m2,高于我国大陆平均热流值63～68 mW/m2。

q=-λ(dT/dZ)

(4)

式中:dT/dZ为地温梯度,℃/100 m,根据钻孔测温数据,隧址区域内地温梯度为2.11～3.78 ℃/100 m,计算时取大值,即3.78 ℃/100 m;λ为测温井围岩中岩石热导率(导热系数),实测片麻岩热导率平均值λ=1.733 W/(m· ℃),花岗岩热导率平均值λ=1.924 W/(m· ℃),计算时取平均值为λ=1.829 W/(m· ℃)。

热水在排泄区的垂向上升运动必然会将深部热量传递到浅部,这种热量传递主要取决于地下水流量。通过简化热传导和热对流之间的相互影响,采用隧址区温泉释放热量与热异常面积之比对对流热流值进行估算。隧址区及周边分布的5处地热异常区对流热流值计算结果见表4。由表4可见:温泉出露区域对流热流值普遍高于传导热流值,且局部水热活动区对流热流值为该区大地传导热流值的30倍,故地热水在排泄区的热传递以对流为主,在无对流介质条件的区段则以热传导为主。

表4 隧址区域对流热流值统计Table 4 Statistics of convective heat flux values in the tunnel site area

根据对地温带划分标准[18],利用隧址区11个钻孔实测温度及各水热区泉水温度,结合构造、地层、地形地貌等条件共圈定了高温带(Ⅲ)3个,中高温带(Ⅱ2)5个,中高温带(Ⅱ1)8个,低高温带(Ⅰ)8个,如图12。

图12 隧址区域地温带划分Fig. 12 Division of geothermal zone in the tunnel site area

4.2 隧道岩壁温度估算

区域水热活动带的形成主要受到大气降水与断裂构造影响。与此同时,深部岩层受深部热源的传导热流影响也处于高温环境中,隧道穿越高温岩层则必然面临高岩温挑战,而高温隧道内热量来源以围岩发热为主,仅在隧道与水热活动带交叉处受热泉外泄影响。因此在已知地层恒温带温度、区域温度梯度、隧道埋深前提下,可根据式(5)对隧道岩壁温度进行粗略推算。结合水热活动带导热断裂与隧道位置关系对隧道热害进行分析,如表5。由表5可知:高黎贡山腾越隧道主洞全长10.54 km;无热害段长约1.338 km,占全隧道的12.7%;轻微热害段长约0.292 km,占2.8%;中等热害段长2.894 km,占27.5%;较严重热害段长2.292 km,占21.7%;严重热害段长3.724 km,占35.3%。

表5 腾越隧道热害特征Table 5 Thermal damage characteristics of Tengyue Tunnel

T=T0+G(H-Z0)

(5)

式中:T为隧道预测温度,℃;T0为地层恒温带温度,℃,取年平均温度加2 ℃,即东侧坡面温度为18.2 ℃,西侧坡面温度为16.7 ℃;G为地温梯度,℃/100 m;H为隧道埋深,m。

5 结 论

笔者基于水热活动带区域内构造背景与地球化学分析确定了该区域的水热系统特征,并结合腾越隧道选址背景开展了隧道热害预测,得出如下结论:

1)受地质构造影响,区域水热活动带的热源主要来自腾冲地块火山岩浆,水热循环增温通道以褶皱、断裂、节理为主;高黎贡山南北向构造水热活动带内的温泉温度与流量分布规律为:自北向南水温增高,流量增大;

2)区域内温泉水相较于地表水存在δ18O漂移现象,这表明其补给主要来自大气降雨,高程效应推测降雨补给位置与温泉出露位置不一致,热水在断裂构造通道内径流期间的水岩反应导致了水体富Ca2+特征显著;

3)区域内大地热的热量传递方式以热传导为主,腾越隧道沿线处于中、低温地热系统中,隧道全线热害占比高达87.3%,需在施工建设期间充分考虑热害防治措施。