青藏高原不凍泉地區地下水分布特征

李穎智，郭彥威，耿 昕，王秀明，李勝濤

(中國地質調查局水文地質環境地質調查中心，河北保定 071051)

不凍泉地區位于青藏高原昆侖山南坡，屬于青藏高原永久凍土區，自然條件惡劣，水文地質研究程度較低。研究區北起昆侖山口，南至楚瑪爾河，以青藏公路為分界線，東側為三江源自然保護區、西側為可可西里自然保護區。青藏鐵路、格拉輸油管線、110 V 輸變電線、蘭拉光纜等重要工程與青藏公路并行穿過研究區。開展研究區內的水文地質條件研究，可為區內重大工程的整治維護及自然保護區的環境保護提供基礎資料和科學依據，具有積極的現實意義。

1977 年，由青海省第一水文地質隊完成的“青藏線(格爾木—安多)水文地質工程地質調查”項目初步查明了區內地貌、水文地質及工程地質條件。2008 年，由青海省地質調查院完成的“長江源區生態環境地質調查”項目，基本查明了區內地質環境現狀，綜合分析了氣候、水文因素影響下地質環境變化的地質原因和演化特征。本次研究在“青藏鐵路沿線水文地質環境地質調查評價”項目調查數據的基礎上，結合前人的調查研究成果，對區內地下水分布特征進行了深入的分析和總結。

1 自然地理概況

不凍泉地區地處青藏高原長江源區北端，位于楚瑪爾河盆地東部，地形呈波狀起伏，河谷寬淺，海拔在4 500 m 以上，青藏公路、青藏鐵路斜穿過該區，青藏公路以東隸屬曲麻萊縣，以西屬治多縣(圖1)。

圖1 不凍泉地區地理位置

該地區空氣稀薄，氣壓低，空氣含氧量僅為標準大氣含氧量的61%左右，寒冷期漫長，四季不分，多年凍土廣泛分布［1］。據五道梁氣象站歷年資料，該地區歷年平均氣溫為-6.2℃(圖2)。

圖2 五道梁氣象站年平均氣溫與10 年滑動均值過程線

該區屬高山寒漠干旱氣候區，一般10 月份至翌年4 月份為干季，5—9 月份為濕季，歷年平均降水量約為270 mm，其中86%以上的降水集中在6—9月，年蒸發量約為1600 mm。該區平均風速4.0 m/s，主導風向以西北風、西風為主。

2 區域地質條件

研究區屬巴顏喀拉—羌塘地層區，主要出露的地層有三疊紀、新近紀、第四紀地層，其他地層出露零星。受區域構造活動的影響，區內的主要斷層以北西走向為主(圖3)。

2.1 區域地層

圖3 不凍泉地區地層與主要斷層示意圖

本區三疊紀地層為巴顏喀拉山群，主要分布于研究區的北部昆侖山區和西南部山區，出露巖性為深灰色板巖、砂質板巖與灰色板巖互層夾粉砂巖、粉砂巖夾灰色板巖。

本區新近紀地層為五道梁組，主要分布于研究區的中部與南部山區，出露巖性為淺灰綠色泥灰巖夾石膏及鹽巖等。

本區第四紀地層從下更新統到全新統都有出露，均為陸相沉積，在區內廣泛分布，主要種類有冰磧、沖積、沖洪積、洪積、風積等成因類型。

2.2 主要構造斷裂

區內主要斷層有5 條，其中北西向斷層4 條，北東向斷層1 條(圖3)。

F1斷層西起巴拉大才曲北側，經昆侖山埡口至阿青崗欠日舊南，橫穿青藏公路和青藏鐵路，區內東西向線性展布，傾向北，傾角60° ～75°，為一逆沖斷層，后期表現為左行走滑和正斷層性質。F2斷層西起不凍泉西側，NWW 向展布于拉日日舊山南側，旁側巖層產狀紊亂，兩側巖層產狀相反，斷面北傾，傾角不詳，為阻水構造。F3斷層沿不凍泉峽谷展布，為NE 向張扭性正斷層，斷層西傾，傾角不詳，為導水構造。F2與F3相交于不凍泉，是不凍泉形成的地質構造條件［2］。F4為推測逆斷層，F5為隱伏正斷層。F4、F5均向北傾，這兩個斷層是清水湖周邊形成雙層含水層結構的地質構造條件。

3 地下水類型劃分

有較多的學者對多年凍土區的地下水分類進行了研究，但尚無統一的認識，多數沿用H.N.托爾斯齊欣分類，即按照地下水埋藏條件把多年凍土區地下水分為凍結層上水、凍結層間水和凍結層下水3種類型［3］。

1982 年地質礦產部出版的《區域水文地質普查規范補充規定》指出在凍結層廣泛分布的地區應把凍結層水作為一個單獨類型，并按照地下水含水層巖性把凍結層水分為松散巖類凍結層水和基巖類凍結層水2 個亞類。

1984 年郭鵬飛［3］按照地下水埋藏條件與貯存條件把多年凍土區地下水劃分成3 大類、13 種類型。1994 年王紹令等［4］按照地下水埋藏條件與多年凍土層之間的空間分布關系把多年凍土區地下水劃分成5 大類、8 種類型。

本次研究在充分利用前人成果基礎上，按照水文地質調查的需要，根據不凍泉地區地下水的含水介質與埋藏條件對地下水類型進行劃分，見表1。融區是指在活動層下，處于凍土層之中具有正溫、含水和不含水的，或具有負溫液態水的地質體。融區是多年凍土區特有的一種地質現象，不能離開多年凍土區而獨立存在，故本研究把融區內賦存的融區水作為多年凍土區地下水的一種類型。

表1 不凍泉地區地下水類型劃分

4 地下水賦存條件與分布特征

4.1 基巖類凍結層水

不凍泉地區的北部、中部及西南地區均有基巖分布。區內基巖受氣候環境與構造活動的影響，節理、裂隙發育，表層覆蓋的寒凍風化巖屑坡與風化殼為基巖類凍結層水的運移和賦存提供了豐富的空間。區內的多年凍土層將基巖類凍結層水劃分為基巖類凍結層上水與基巖類凍結下水，見圖4。

圖4 山區基巖類凍結層水分布特征示意圖

4.1.1 基巖類凍結層上水

基巖類凍結層上水賦存于基巖季節性融化層內，在基巖分布區廣泛分布，厚度隨季節變化，一般不超過3 m。

在不凍泉地區東北、西南部海拔5 000 m 以上的極高山區，構造活動與寒冬風化作用強烈，節理裂隙發育，寒凍風化巖屑坡廣布，大氣降水豐富，常年性冰川融化補給穩定，故該區的基巖類凍結層上水富水性較好，地下水徑流模數大于6 L/(s·km2)。在海拔5 000 m 以下的中低高山區與高海拔丘陵區，由于寒凍風化程度較弱，大氣降水較少，故該區的基巖類凍結層上水富水性較差，地下水徑流模數小于1 L/(s·km2)。

4.1.2 基巖類凍結層下水

基巖類凍結層下水賦存于山區多年凍結層之下的裂隙和融隙內，沿裂隙或融隙呈脈狀或條帶狀展布，具有承壓性。本區基巖裂隙凍結層下水主要賦存于北部山區與西南部山區的基巖裂隙和融隙內。

北部山區砂板巖基巖的風化帶多處在多年凍結層以內，一定深度下的構造裂隙不發育，屬于地下水的補給區，大氣降水、冰雪融水及凍結層上水通過融區滲入到一定深度，補給量很小，故本區基巖裂隙凍結層下水水量一般比較貧乏。據野外調查，唯獨在壓性、壓扭性斷裂上盤和張性斷裂帶內富水性較好［5］。

西南部山區泥灰巖的融隙和裂隙為基巖類凍結層下水提供了賦存空間。由于西南部山區海拔相對較低，地勢起伏，大氣降水較少，地下水以徑流排泄為主，地下水徑流過程短，速度快，故該區融隙相對發育較少，凍結層下水富水性一般，水質較差。

4.2 松散巖類凍結層水

不凍泉地區的山間溝谷和山前傾斜平原堆積了較厚的第四紀地層，為松散巖類凍結層水的賦存和運移提供了豐富的空間。區內的多年凍土層將松散巖類凍結層水劃分為松散巖類凍結層上水與松散巖類凍結層下水。

4.2.1 松散巖類凍結層上水

松散巖類凍結層上水賦存于第四系季節性融化層內，在不凍泉地區山間溝谷和山前傾斜平原廣泛分布，厚度隨季節而變化，但一般不超過3 m。由于區內多年凍土層的影響，松散巖類凍結層上水的厚度薄，受微地貌控制，徑流過程短，多形成面狀不連續的含水體，富水性差，單井涌水量小于100 m3/d。松散巖類凍結層上水主要接受大氣降水、冰雪融水的補給，與地表水相互轉化后匯入河流湖泊，部分通過融區直接補給松散巖類凍結層下水以及被蒸發排泄。由于含水層薄，分布范圍廣，該類地下水蒸發濃縮作用強烈，是導致不凍泉地區荒漠化與土壤鹽漬化的主要因素之一。

4.2.2 松散巖類凍結層下水

松散巖類凍結層下水賦存于第四系多年凍結層之下的松散孔隙內。該類地下水主要通過構造融區、河湖融區獲得地表水和層上水的補給，徑流緩慢，交替滯緩，一般具承壓性，地下水位埋深較小，富水性差異較大。

本區從清水湖盆地至楚瑪爾河有厚度較大的更新世湖相沉積的泥巖夾泥灰巖、粉砂巖地層分布。清水河沿線泥灰巖分布區相對海拔較低，是平原區地下水的主要匯集區，地下水溶蝕作用強烈，融隙發育，為松散巖類凍結層下水的賦存提供了空間。受沿清水河流向展布隱伏正斷層F5的控制，清水河以北地區的松散巖類凍結層下水沿斷層上涌，是清水河形成的主要因素。

據資料，清水河以北6 號鉆孔處，凍結層下限14.7 m，含水層厚度23.2 ～59.7 m，靜水位+0.53 m，單井涌水量1 331 m3/d，礦化度1.89 g/L;清水河以南8 號鉆孔處，凍結層下限35.5 m，靜水位-15.6 m，單井涌水量259.2 m3/d，礦化度17.8 g/L［6］，見圖5。

圖5 清水河平原區水文地質剖面

由此可見，松散巖類凍結層下水在清水河北區富水性較強，地下水徑流條件相對較高，水質較差;清水河以南地區松散巖類凍結層下水富水性中等，地下水徑流緩慢，水質極差。

4.3 融區水

在多種自然因素共同作用下，不凍泉地區多年凍土層內形成了眾多融區。融區鑲嵌于多年凍土層中，破壞了凍土的連續性和凍土厚度的均勻性。根據融區的分布特征，可以把融區水劃分為河湖融區水和構造融區水。根據融區與多年凍土層的空間關系，進一步分為貫穿型融區與非貫穿型融區。其中貫穿型融區使凍結層上水與凍結層下水在局部產生了水力聯系，是多年凍土區地下水補給、徑流和排泄的通道。本研究主要對象為河湖融區和構造融區中的貫穿型融區。

4.3.1 河湖融區水

河湖融區水賦存于河流、湖泊等地表水體形成的融區孔隙內。不凍泉地區河流、湖泊眾多，本研究選擇區內的楚瑪爾河與清水湖進行研究。

清水湖地區地勢平緩，周邊為砂礫地，植被覆蓋度約為30%，湖面呈近圓形，寬度在2 km 以上。一般情況下，當湖泊水面的寬度大于當地凍土厚度的2 倍時，湖下面為貫穿融區;而當湖泊水面的寬度小于凍土厚度時，湖下面為不貫穿融區［7］，故推測清水湖底部存在貫穿型融區。據資料，清水湖入湖口的7 號鉆孔探明的凍土層厚度為1.5 ～16.8 m［5］。本次研究在清水湖岸邊40 m 內打了4 口淺井對多年凍土上限進行調查(圖6)，均探查到多年凍土上限，深度在1.27 ～1.45 m 之間。故推斷清水湖多年凍土上限的深度隨著水體厚度的增加而增大，貫穿型融區應位于湖中心區域。

圖6 2009 年8 月中旬清水湖岸邊淺井剖面

區內楚瑪爾河下游地區發育有河流融區。因河水流量大，河床及河漫灘沉積物顆粒粗，透水性好，地表水與地下水交替積極，地下水主要接受楚瑪爾河水及凍結層水補給，受河水熱傳導作用影響，沿河流存在寬度不等的條帶狀貫通融區。據楚瑪爾河河谷ZK4 號鉆孔資料，河流融區寬度1 ～1.5 km，楚瑪爾河河谷區含水層巖性為砂礫石，含水層厚度4.7 m，透水性好，滲透系數3.4 m/d，地下水位埋深0.8 m，水量較為豐富，單井計算涌水量163.1 m3/d，礦化度1.374 g/L，水質一般，屬Cl·HCO3-Na·Ca 型水(圖7)。

4.3.2 構造融區水

構造融區水賦存于由于構造活動形成的斷裂帶內的裂隙和孔隙內。本區構造融區水的分布與區內的構造活動形成的斷層分布密切相關。由于多數構造融區隱伏于地表以下一定深度，地面調查難以發現，故通過研究凍結層下水沿構造裂隙融區上涌形成穩定上升泉的發育條件來推斷構造融區的分布特征。

圖7 楚瑪爾河下游河谷水文地質剖面

野外調查發現，僅在區內F5斷層的清水河源頭、F2和F3斷層交匯的不凍泉地區有上升泉群分布，沿這幾條斷層的展布方向沒有發現類似的上升泉泄出帶。由于這兩處上升泉群的流量、水溫常年較為穩定，故推斷該兩處泉群的主要補給源為具有承壓性的凍結層下水含水層。由于上升泉分布的局限性與補給源的承壓性，故可推測構造融區并非沿構造活動斷層帶大范圍展布，而是僅發育于構造活動斷層的局部地段。

一般情況下，構造融區的地下水富水性較強，且水質較好，具有一定的供水意義。

5 結 論

a. 基巖類凍結層水分為基巖類凍結層上水和基巖類凍結層下水。基巖類凍結層上水廣泛分布于不凍泉地區的山區內，含水層厚度一般不超過3 m，除海拔5 000 m 以上極高山區外，其他地區富水性差。基巖類凍結層下水分布于不凍泉地區山區的局部地區，富水性一般較差，僅在壓扭性斷層、張性斷裂帶內富水性較好。

b. 松散巖類孔隙水分為松散巖類凍結層上水和松散巖類凍結層下水。松散巖類凍結層上水廣泛分布于不凍泉地區的平原區和溝谷內，含水層厚度一般不超過3 m，富水性較差。松散巖類凍結層下水分布于清水湖周邊地區，清水河以北地區富水性較強，清水河以南地區富水性中等。

c. 融區是凍結層上水與凍結層下水聯系的通道，地下水富水性一般較強。根據融區成因，將融區分為河湖融區和構造融區。河湖融區主要分布于不凍泉地區較大湖泊中心區域與楚瑪爾河下游。湖泊融區呈面狀展布，河流融區呈條帶狀展布。構造融區主要分布于構造帶上的局部地段，多呈點狀分布。不凍泉地區內，查明的構造融區為F5斷層的清水河源頭，位于F2和F3斷層交匯處。

d. 構造融區富水性較強，融區水不受季節性因素影響，流量穩定，且水質較好，具有較好的供水意義，是不凍泉地區地下水開發利用的主要目標地下水類型。

［1］沈大軍，陳傳友.青藏高原水資源及其開發利用［J］.自然資源學報，1996，11(1):8-14. (SHEN Dajun，CHEN Chuanyou. Water resources of the Qinghai-Xizang Plateau and its exploition［J］.Journal of Natural Resource，1996，11(1):8-14.(in Chinese))

［2］張森琦，楊站君，石維棟，等.黃河源區的生態環境地質［M］.北京:地質出版社，2011.

［3］郭鵬飛.論祁連山多年凍土區地下水分類［J］. 冰川凍土，1984，6(1):79-84.(GUO Pengfei.On the classification of ground water in the permafrost area in Qilian Shan［J］.Journal of Glaciology and Geocryology，1984，6(1):78-84.(in Chinese))

［4］王紹令，邊純玉，王建.青藏高原多年凍土區水文地質特征［J］. 青海地質，1994(1):40-47. (WANG Shaoling，BIANChunyu， WANGJian.Hydrogeological charactieristics of permafrost area of Qing-zhang Plateau［J］.Geology of Qinghai，1994(1):40-47.(in Chinese))

［5］辛元紅，李永國，劉春娥，等.長江源區生態環境地質調查報告［R］.西寧:青海省地質調查院，2008.

［6］尚建義，孫存煜，何明義，等. 青藏線(格爾木—安多)水文地質工程地質調查研究報告［R］.西寧:青海省地質局第一水文地質隊，1977.

［7］周幼吾，程國棟. 中國凍土［M］. 北京:科學出版社，2000.