2.1   高原构造岩溶发育级次

格聂山和察雅地区构造岩溶发育具有明显的层序规律和高程区间，垂向由上至下大体分为四级岩溶发育级次。一级岩溶发育区，海拔高程为4900～5300 m，岩溶地貌形态以大型落水洞、天生桥和角峰为主；二级岩溶发育区，海拔高程为4000～4300 m，岩溶地貌形态以中、小型溶洞、溶隙为主；三级岩溶发育区，海拔高程为3500～3700 m，岩溶形态以大、中型溶洞、溶隙为主；四级岩溶发育区，海拔高程为2900～3200 m，岩溶形态以大、中型溶洞、溶隙为主（图4）。三、四级岩溶发育区通常发育岩溶大泉，是岩溶地下水集中排泄区。

图 4.  不同级次构造岩溶地貌

（a）一级岩溶，格聂山，溶蚀洞穴；（b）二级岩溶，格聂山，落水洞；（c）三级岩溶，格聂山，溶洞；（d）三级岩溶，察雅，岩溶泉；（e）四级岩溶，格聂山，岩溶泉

Figure 4.  Tectonic karst landforms of different levels

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格聂山地区目前发现四级岩溶发育区。以霍热拉喀—亚日贡水文地质剖面为例（图5），一级岩溶发育区位于霍热拉喀分水岭一带，海拔高程在5000～5200 m之间，广泛发育溶蚀洼地、落水洞和角峰等岩溶地貌，溶蚀洼地最大者长800 m，宽500 m，深大于80 m。由于溶蚀洼地的汇水漏失作用，形成众多的“干海子”（图6）。该区常年积雪，大气降水、冰川融水和地表水通过沿构造发育的古岩溶通道渗漏补给地下水，是岩溶地下水的高位补给区。二级岩溶发育区，位于南部德仁多一带，海拔高程4000～4200 m；可见沿斋如隆—乐玉共断裂分布的岩溶洞穴溶隙，有岩溶泉群出露，泉流量10～100 L/s。三级岩溶发育区位于东侧定曲河谷，沿定曲河断裂发育，海拔为3500～3600 m，出露岩溶大泉，泉流量10～330 L/s。四级岩溶发育区位于南部亚日贡麦曲河谷一带，海拔高程为2900～3200 m，发育有沿构造线分布的大型岩溶洞穴和溶隙，洞口直径最大可达3 m，可见深度约5 m。由于接近区域侵蚀基准面，为区域岩溶水集中排泄区，有大型泉群出露，最大泉流量可达470.74 L/s，众多岩溶大泉在此高程区间出露排泄（图7）。

图 5.  格聂山地区亚日贡水文地质剖面图

注：剖面多次穿越斋如隆—乐玉共断裂（F₁）。

Figure 5.  Hydrogeological section in Yarigong of the Genie Mountain

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图 6.  格聂山地区高位冰湖、干海子遥感解译图

Figure 6.  Interpretation of the high-level glacial lake of the Genie Mountain

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图 7.  格聂山和察雅地区构造岩溶统计

Figure 7.  Statistics of tectonic karst in the Genie Mountain and Zaya County

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察雅地区目前发现三级岩溶发育区。以察雅县雅曲勇水文地质剖面为例（图8），一级岩溶发育区位于4700～4900 m高程区，发育落水洞、溶隙、溶孔等岩溶地貌，常年积雪覆盖，是岩溶水补给区。二级发育区位于4200～4600 m高程区，主要发育中小型溶洞、溶孔、溶蚀裂隙等，溶洞直径0.1～4.0 m，有少量岩溶泉水出露，流量约为2 L/s。三级岩溶发育区位于3500～3700 m高程区，大型溶洞、溶隙发育，溶洞直径可达16 m，出露岩溶大泉，如恩达泉流量347.22 L/s。

图 8.  察雅县雅曲勇水文地质剖面图

注：剖面多次穿越雅曲勇断裂。

Figure 8.  Hydrogeological section in Yaquyong of Zaya County

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2.2   高原隆升对岩溶的区域性控制作用

青藏高原自始新世开始缓慢隆升，并逐渐加速，自上新世晚期至更新世以来，出现快速隆升^[11]。整体抬升过程中有短暂停留，层状地貌发育，由高到低依次发育二级夷平面和二级谷肩。一级夷平面海拔高程5000～5200 m，形成于中新世之前；二级夷平面海拔高程4300～4800 m，形成于中新世晚期至上新世（7.0 Ma.B.P—3.6 Ma.B.P）；一级谷肩海拔高程3400～3500 m，二级谷肩海拔高程2900～3000 m，形成于上新世至更新世^[12-13]。

高原岩溶发育层序规律明显受到高原隆升作用的控制。对比四级岩溶发育区，在地貌上分别与一级高原夷平面、二级高原夷平面、一级谷肩和二级谷肩相对应，夷平面、谷肩形成期，地壳隆升相对缓慢，也正是岩溶发育时期。

3.1   地层对岩溶发育的控制作用

格聂山地区岩溶含水岩组由上古生界碳酸盐岩组成（图9），主要包括：泥盆系下统格绒组（D₁g）白云岩及中上统结晶灰岩；石炭系顶坡组（Cd）结晶灰岩及鲕状结晶灰岩；二叠系下统冰峰组（P₁b）和上统赤丹潭组（P₃c）结晶灰岩、鲕状灰岩及生物灰岩等，层厚质纯，岩溶较发育。方解石含量绝大部分在90%以上，平均94.46%。岩溶裂隙率2.34%～4.18%，平均3.17%。地下水丰富，泉水露头多且流量大。本次调查中，大于10 L/s的泉24个，其中，流量为100～500 L/s的泉有12个，累积流量2708.78 L/s，约占出露泉水总量的85%。

图 9.  构造岩溶发育地层时代占比

Figure 9.  Proportion of the tectonic karst developed strata

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上寒武统额顶组（Є₃e）大理岩夹片岩、千枚岩，奥陶系、志留系结晶灰岩、白云质结晶灰岩及白云岩夹片岩、千枚岩，层薄且富含硅质，岩溶不发育。方解石含量为60.93%～94.81%，平均83.57%。岩溶裂隙率0.73%～3.63%，平均2.66%。地下水不甚丰富。

察雅县工作区的可溶岩地层主要为泥盆系卓戈洞组（D₃z）、二叠系交嘎组（P₂j）和三叠系波里拉组（T₃b）碳酸盐岩。三叠系波里拉组（T₃b）岩性以灰岩、生物碎屑灰岩和白云岩为主，可溶性较强，岩溶洞穴、溶隙发育，地下水丰富，泉水多流量大，恩达泉、娘曲泉都在本套地层出露；泥盆系卓戈洞组（D₃z）岩性主要为泥灰岩、白云岩、生物碎屑泥晶灰岩，可溶性较差，发育部分表层泉，流量不大；二叠系交嘎组（P₂j）含泥质泥晶灰岩，岩溶发育相对最差。

3.2   地质构造对岩溶发育的控制作用

格聂山地区断裂带、褶皱带附近由于应力集中，岩石遭强烈挤压，裂隙发育。断裂带附近裂隙率约达3%。在拉伸应力作用下，背斜轴部裂隙发育程度强于受挤压的单斜岩层和向斜轴部，平均裂隙率为1.77%。经长期溶蚀作用，这些部位岩溶发育率较高，构造影响区内的岩溶发育率远高于非影响区，70%的岩溶洞穴、溶隙发育在构造影响区内，岩溶泉点多沿构造线分布。

如巴塘以南至亚日贡地区，古生界泥盆系、石炭系和二叠系碳酸盐岩地层呈近南北向分布于斋如隆—乐玉共断裂和定曲河断裂之间，受断裂影响构造岩溶发育。断裂外侧被中下三叠系砂、板岩和中下寒武系片岩、千枚岩、火山岩围隔，成为岩溶水系统的隔水边界。由于定曲河与麦曲河沿断裂发育，且切割深，造成岩溶水向东、西两侧河谷集中排泄的有利条件，成为岩溶水的集中排泄区，仅100 L/s以上的泉就有6个，排泄量达1080 L/s。同时，由于该区断裂发育，岩层破碎，促进了岩溶发育，致使富水性较差的奥陶系和志留系碳酸盐岩地层中的泉水也普遍增大，可达60 L/s。

受澜沧江断裂带和昌都以东宽缓复背斜构造体系影响，西藏察雅县段的可溶岩地层沿雅曲勇断层和王卡—杂拉铺断层以NNW向呈条带状展布，分别为雅曲勇岩溶带和史曲岩溶带。恩达岩溶大泉出露于雅曲勇断层带上，娘曲泉出露于王卡—杂拉铺断层带上。

3.3   活动断裂对岩溶发育的控制作用

通过对格聂山、察雅构造控水特征分析，发现活动断裂对岩溶水赋存有明显控制作用。根据前期学者^[14-15]研究，金沙江构造带活动性以巴塘断裂为界，北段主要活动时代在始新世至早—中更新世，最新活动可延至晚更新世。巴塘断裂以南至德钦—中甸—大具断裂之间的中段，金沙江主断裂断错了晚更新世—全新世地层，属更新世—全新世活动断裂。由于几层岩溶带多形成于上新世以前，只有活动断裂能够使几层岩溶发育带得以连通，从而构成了完整的岩溶水补给、径流、排泄的蓄水构造条件。区域上表现为活动断裂带岩溶水富水性强，岩溶大泉多，非活动断裂带，岩溶水富水性明显偏弱。所以金沙江构造带巴塘断裂以北区段岩溶发育程度较弱，巴塘断裂以南区段岩溶发育程度高，出露的岩溶大泉个数和流量都多于巴塘断裂以北区段，在巴塘断裂以南，岩溶水沿斋如隆—乐玉共断裂和定曲河断裂自北向南径流，在亚日贡附近集中排泄。根据前期1∶25万地质调查^[1]，察雅地区更新世活动断裂雅曲勇断层和王卡—杂拉铺断层均有岩溶大泉发育。

值得指出的是，在金沙江构造带北段，红军山断裂、降曲—色依断裂为晚更新世活动断裂（图1），存在封存岩溶水的可能性，由于格聂山隧道从附近通过，应加强该区岩溶水文地质调查研究。

3.4   岩溶地下水动态特征

为查明研究区岩溶大泉流量及动态特征，分别于2019年3月和8月、2020年7月分3次对格聂山及察雅地区部分岩溶泉点开展了测流工作。测得格聂山地区部分岩溶泉水单点流量为0.37～573.49 L/s；察雅地区岩溶泉水单点流量为2.23～343.88 L/s。通过同一泉点3期流量对比，发现泉水流量丰枯季节波动幅度不大，整体保持稳定（图10）。

图 10.  格聂山地区岩溶泉三期流量对比图

Figure 10.  Comparison of karst spring flow measured on three times in the Genie Mountain

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对格聂山降曲某支流水文动态监测站监测数据进行分析。采用逐日小波数字滤波法^[16-17]，应用MATLAB2018软件进行了基流分割，计算得到基流量为5.2 L/s。结果表明，9—次年2月地下水径流量约占总径流量的76%；其余的径流量为地表水汇流（图11）。说明本区地下水泄流量较大，受终年高山冰雪补给，地下水资源丰富，动态稳定。

图 11.  降曲某支流监测流量的逐日动态及滤波基流分割曲线

Figure 11.  Daily dynamics of monitoring flow of a tributary of Jiangqu and the division curve of filtering base flow

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4.1   水化学特征

察雅及格聂山构造岩溶发育区的岩溶泉水主要阳离子为Ca²⁺、Na⁺和Mg²⁺，主要阴离子为${\rm{HCO}}_3^-$和${\rm{SO}}_4^{2-}$（图12），溶解性总固体为159.10～2562.00 mg/L。其中表层岩溶泉（冷泉）的溶解性总固体为159.10～286.50 mg/L，水化学类型为HCO₃—Ca型和HCO₃·SO₄—Ca·Mg型，呈碱性低TDS特征。岩溶大泉溶解性总固体为1002.00～2562.00 mg/L，均为硫酸型水，察雅研究区水化学类型为SO₄—Ca·Mg型水，格聂山研究区为SO₄—Na型水，呈碱性高TDS特征。

图 12.  察雅和格聂山研究区水样Piper图

Figure 12.  Piper diagrams of the water samples in the study area of Chaya County and Genie Mountain

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4.2   同位素特征

利用环境同位素进一步分析了岩溶水的起源及循环转化特征。所采集的岩溶水、地表水的δD—δ¹⁸O关系如图13所示。

图 13.  察雅和格聂山研究区水样δD和δ¹⁸O关系图

Figure 13.  Plot of δD vs. δ¹⁸O in the study area of Chaya County and Gnie Mountain

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结果表明，岩溶泉水大部分沿全球大气降水线分布，说明岩溶水主要来源为大气降水^[18-19]。依据氘、氧同位素特征，研究区内岩溶水大致可分为2类：一是浅层岩溶水，沿大气降水线分布，与区内地表水分布范围基本一致，TDS多小于300 mg/L，表明地下水循环较快，水岩作用不充分，与地表水之间存在密切的转化关系；二是深层岩溶水，主要为深循环岩溶大泉，分布于大气降水线左下方，TDS均大于1000 mg/L，说明地下水主要来源于远程补给，径流时间长，水岩作用强烈。鲁江温泉和热坑1号两处岩溶温泉同位素“氧漂移”现象最为明显，表明强烈的水—岩作用，使得水中¹⁸O同位素富集，漂移程度反映了水与围岩的氧同位素交换程度的大小。岩溶泉水的氚含量集中分布于3.0～16.4 TU之间，仅格聂山热坑泉水氚含量为1.1 TU，说明岩溶水主要受核爆以来的现代降水补给。

4.3   混合作用分析

由于岩溶大泉氧同位素易受水岩作用的影响，因此利用氘同位素（D）和Cl^-离子开展质量平衡计算，分析地下水的混合状况。选择补给区冰雪融水、雨水作为浅层水端元；选择深部岩溶水作为深层水端元。利用三端元混合模型，选取察雅研究区的恩达泉及格聂山研究区的火龙沟泉两处典型岩溶大泉，进行混合比例计算：

式中：$\delta {\rm{D}}$——混合水的氘同位素组成/‰；

${\left(\delta {\rm{D}} \right)}_{i}$——冰雪融水、大气降水、深层岩溶水的氘　 同位素组成/‰；

Cl⁻——混合水的氯化物含量/（mg·L⁻¹）；

${\left({\mathrm{C}\mathrm{l}}^{-}\right)}_{i}$——冰雪融水、大气降水、深层岩溶水的　 氯化物含量/（mg·L⁻¹）。

混合比例计算结果表明，两处岩溶大泉均以冰雪融水补给为主，察雅恩达泉冰雪融水补给占比达71%，大气降水补给占比为22%；格聂山火龙沟泉冰雪融水补给占比达83%，大气降水补给占比为8%（图14）。冰雪融水是构造岩溶发育区岩溶大泉的主要补给来源。

图 14.  察雅恩达泉（a）及格聂山火龙沟泉（b）岩溶大泉典型混合模式

Figure 14.  Typical mixed patterns of the Chaya Enda spring (a) and the Huolonggou Spring of the Genie Mountain (b)

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4.4   岩溶大泉的水文地球化学成因分析

为深入揭示低温冰雪融水对碳酸盐岩的溶蚀作用机制，利用PHREEQC软件模拟了冰雪融水的水岩作用过程，进而分析岩溶大泉水文地球化学成因。岩溶大泉主要接受高程约5000 m的冰雪融水补给，在大气压及CO₂分压保持稳定的情况下，冰雪融水中侵蚀性CO₂饱和浓度随着温度的上升而下降，导致方解石的饱和浓度也随之下降，见图15（a），如冰雪融水自0～5 ℃，CO₂饱和浓度减小了6.67 mmol/L，方解石和白云石的饱和浓度分别减小了0.89，1.12 mmol/L，表明在冰水混合物状态下，冰雪融水的侵蚀能力最强。对于Na₂SO₄型的冰雪融水而言，在冰水混合物（0 ℃）状态下，随着水中Na₂SO₄含量的升高，方解石的饱和浓度值逐渐上升，上升速率随着Na₂SO₄浓度的升高而逐渐减缓，见图15（b）。

图 15.  温度和Na₂SO₄影响下碳酸盐和侵蚀性二氧化碳的饱和浓度变化

Figure 15.  Changes in the saturation concentration of carbonate and CO₂(g) under the influence of temperature and Na₂SO₄ mineral

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在反应初期，1 mmol的Na₂SO₄能分别促进0.190 mmol方解石和0.096 mmol白云石的溶解，这是因为${\rm{SO}}_4^{2-}$产生的盐效应和${\rm{SO}}_4^{2-}$与各种阳离子形成的离子团会增大碳酸盐的溶解度。因此，补给区较低温度、SO₄—Na型的冰雪融水，有助于促进方解石和白云石的溶解，使得地下水TDS含量迅速升高，进而形成高TDS的岩溶大泉。

4.5   构造岩溶水文地质结构及循环模式

在深入分析高原岩溶水文地质条件基础上，构建了区域高原构造岩溶地下水循环模式（图16）。

图 16.  川藏铁路交通廊道构造岩溶地下水循环模式示意图

Figure 16.  Circulation mode of tectonic karst groundwater along the Sichuan-Tibet Railway

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研究区发育四级岩溶发育区段，晚更新世以来活动断裂沟通岩溶发育区段，形成特有的高原区域岩溶蓄水构造条件。

高原构造岩溶地下水系统，区域上可分为高位补给区、远程管道径流区和集中排泄区。（1）高位远程补给区，位于海拔约5000 m的冰川台原区，也是一级岩溶发育区，发育溶蚀洼地、落水洞等岩溶地貌，大气降水、冰川融水、地表水通过落水洞等渗漏补给地下水。（2）远程管道径流区，主要由活动断裂带和二、三级岩溶发育区构成，为岩溶地下水径流排泄通道，同时通过断裂带、二、三级岩溶发育区接受地表水和浅层地下水渗漏补给。（3）集中排泄区，主要位于三、四级岩溶发育区，常出露流量大于100 L/s的岩溶大泉。

岩溶水流系统，可分为浅部水流系统和深部水流系统，浅部水流系统主要是自一级岩溶发育区至二级岩溶发育区构成的岩溶水流系统，循环深度较浅，出露岩溶泉流量较小；深部水流系统主要是由一级岩溶发育区至三、四级岩溶发育区构成的岩溶水流系统，循环深度大，以出露岩溶大泉为特征。

地下水运动主要受构造控制，方向多与构造线一致，可跨越多个分水岭，边运移、边汇集，属单向汇流型。地下水径流途径较长，补给区至排泄区可达数十公里，水岩作用时间较长，TDS明显偏高。地下水循环深度大，补给区与排泄区高差多在1000 m以上，且常导致水温偏高，个别已与低温温泉水温相当。