本文选取的地下流体观测井主要分布在云南红河地区,构造上地处川滇菱形块体东南角,该区域内断裂带较为发育,曲江断裂、石屏—建水断裂、小江断裂带(南段)、蒙自—开远断裂等交汇于此处(图1)。其中石屏—建水断裂长约400 km,带宽2～10 km,由一系列斜列或近于平行展布的断裂组成,总体走向315°,倾向NE,以右旋走滑为主; 小江断裂南段长约250 km,带宽约30 km,由近SN向、NE向、WN向等多组方向的断裂相互交织穿插共同组成,结构十分复杂,总体走向0～10°; 曲江断裂长约110 km,总体沿曲江河谷延伸,走向310°～320°,沿断裂挤压强烈,发育宽几十米至数百米的断层挤压破碎带,总体表现为以右旋走滑错动为主兼逆冲的压扭性断裂。

图1 观测井周边地质构造图
Fig.1 Geological structures around the observation wells

研究区内分布有5口地下流体观测井,分别为高大、开远、建水、石屏、蒙自井。其中高大井深201.4 m,观测含水层揭露厚度39 m,涌水量6.2 L/s,处于震旦纪下统,井孔岩性为深灰色、灰绿色石英岩,岩芯破碎呈块状和片状,岩性单一,根据岩芯结构分析,井孔所在区域是受控制的强挤压断裂破碎带,隔水层为第四系、第三系粉砂岩、煤层。石屏井深401.29 m,观测含水层厚度99.98 m,涌水量1.56 L/s,观测含水层岩性为元古界昆阳群大龙口组灰岩、白云岩夹板岩,岩溶发育中等,含岩溶水,以管道流为主,富水性中等。建水井深180.21 m,观测含水层揭露厚度79.2 m,涌水量2.31 L/s,位于井深101.01～180.21 m处,岩性为泥盆纪曲靖组灰岩,相对隔 水层为第四系红粘土、砾石层。蒙自井深603.04 m,观测含水层厚度214.92 m,涌水量2.97～6.01 L/s,地层由第四系残积相,上第三系强-弱风化泥灰岩,下第三系小龙潭组泥灰岩夹砂、煤段及下第三系木花果组粘土岩组成; 按区域地质条件分析、推断,下第三系以下地层为三迭系个旧组灰岩、白云岩; 观测含水层在389～604 m,岩溶裂隙较发育,富水性中等,为弱-中等裂隙水。开远井深224 m,井孔观测的含水层有 两段,井孔岩芯所揭露厚度分别为4.36、54.62 m,岩性时代属三叠系的灰岩,地下水类型为岩溶裂隙承压水。

从研究区内5口观测井水位的正常变化动态(表1)来看,大多具有一定的年变规律,整体表现为雨季(6—9月)有所上升、旱季有所下降,上升和下降的速率有一定差别。

高大、建水、石屏3口流体观测井的水位变化具有一定的年变规律,整体表现为雨季(6—9月)有所上升、旱季有所下降(图2、图3)。本文收集了

表1 研究区内5口观测井水位正常变化动态
Tab.1 The normal variation of water level in observation wells

这3口井所在地的月降水量资料,利用降雨-水位动态的组合水箱模型(王旭升等,2010; 孙小龙等,2013),通过月降水量变化模拟水位的动态变化,分析模拟水位与实测水位之间的相关性,以此来判断井水位对降水的响应特征。模拟计算过程中,通过正常动态变化时期的降水与水位资料来求取相关拟合参数,同时利用基于Gamma分布密度函数(Besbes,De Marsily,1984)建立的单位脉冲响应函数来处理地下水补给的滞后延迟效果。

图2显示,高大井和石屏井模拟水位与实测水位之间相关系数分别为0.714和0.754,均表明目前地下流体井的水位变化过程与降水具有较好的一致性,水位年变形态基本受控于降水。

图2 高大井(a)、石屏井(b)模拟水位和实测水位关系图
Fig.2 Relationship between the simulated water level and the measured water level in Gaoda well(a)and Shiping well(b)

由于2010—2016年建水井水位无明显的年变形态,不能使用降雨-水位动态的组合水箱模型定量模拟降雨引起的水位变化过程。由图3可以看出,2007—2019年,建水井水位仅在2007、2008、2017和2018年出现过4次明显的上升下降年变形态,与其对应的降水量年累积都达到850 mm以上,其它年份降水量累积都小于850 mm(图3)。为了进一步明确水位年变幅度与降水量之间的相关性,分别作水位变化量与月降水量之间的线性相关,R²=0.288 4; 作水位年变幅度与年累积降水量之间的相关性,R²=0.544 2; 作水位集中上升期变化幅度与同一时段的集中降水量之间的线性相关,R²高达0.814 7(图4)。以上结果表明当年降水量大于850 mm,水位会出现明显的上升、下降年变形态,短期内的快速上升幅度与同期集中降水量关系非常密切,而在年降水量低于850 mm时,水位基本保持平稳的背景状态,不呈现出明显的年变规律。

图3 建水井水位与年降水量
Fig.3 Water level in Jianshui well and the local annual precipitation

图4 建水井水位与降水量相关性示意图
Fig.4 The correlation between the water level in Jianshui well and the local precipitation

上述结果表明,流体观测井水位与降水量之间有较好的相关性,相关系数均高于0.7,但不同的流体观测井水位对降水的响应过程有一定的差别,其中高大井和蒙自井年动态基本受控于年降水量; 建水井只有当年降水量高于850 mm后,水位才会出现明显的上升、下降年变形态,年降水量较小时,不足以引起水位出现明显的年变形态。

基于实测数据,利用传递函数法得到目标井-含水层系统的气压响应特征曲线BE-ω,与理论计算所得的特征曲线进行对比拟合,可识别出观测含水层的承压性和井-含水层系统对动力加载作用的灵敏性。因此,可以利用井水位对气压和固体潮的传递函数,分析观测井含水层对不同周期加载的全频率响应特征,确定各观测井水位对地壳应变的灵敏性。

基于井水位对周期性动力加载作用的响应特征,Rojstaczer(1988)将井水位对气压的整体响应描述如下:

式中:BE和θ分别为与频率ω有关的气压效应系数和相位; A和x₀分别为气压和水位的变化幅度; p₀和s₀分别为孔隙压和水位降深; ρ为水的密度; g为重力加速度。

Rojstaczer(1988)将浅层垂向的气流扩散系数、潜水层垂向的水流扩散系数和承压层水平向的渗透系数分别归算为与频率相依的无纲量参数R、Q和W,不同的R/Q或Q/W值对应不同的理论BE-ω特征曲线。为了和理论曲线进行对比,可用井水位对气压和固体潮的传递函数方法来计算实测水位数据的BE-ω特征曲线:

式中:BB和TT分别表示气压和体应变固体潮的功率谱密度; BT和TB分别表示气压和理论体应变固体潮的互功率谱密度及其复共轭; BW和TW分别表示气压和水位、体应变固体潮和水位的互功率谱密度; HB和HT分别表示水位、气压和体应变固体潮之间的传递函数。

利用2017至2019年8月的井水位分钟值,笔者分别计算了高大、建水和蒙自3口观测井水位对气压和应变固体潮的传递函数(图5)。从图5可以看出,蒙自井的气压传递数值和相位值都很离散,无明显的规律性,表明其对气压和固体潮的响应灵敏性很弱,表现为半承压性。而高大井、建水井的气压传递函数则明显收敛,高频段(大于100 cpd)与低频段有明显差异,表明这两口井对水位微动态信息的反应较为灵敏。从这3口井的观测历史来看,高大井和建水井均已观测10 a以上,整个含水层已经处在一种相对平衡稳定的状态,而蒙自井为2017年新打井孔,含水层水体之间的交换活动仍在发生,而这些水体的宏观交换无论在水质成分方面,还是在水位本身上升下降的波动幅度方面,变化都是很明显的,而地壳应变作为微观变化量,其幅值和量级本身都非常小,这些大幅度的宏观变化使得极小量级的地壳应变信息几乎被掩盖或者很难记录到,从而在很大程度上减弱了该井水位对地壳应变的响应灵敏度。

上述结果表明,在相对承压和平衡的状态下,观测井含水层对水位微动态信息完全受控于气压和固体潮的加载,对地壳应变的响应较为灵敏,但由于不同井-含水层系统自身的差异,对周期性的加载响应特征会有所差别。

当从观测井中瞬间移除或增加一定体积的水体后,井水位随会突然下降或升高,之后慢慢恢复,利用水位恢复与时间的对应关系可估算含水层渗透系数,微水试验正是基于这种模型下的一种简便且相对快速获取水力参数的野外试验方法(Bouwer,1989; Matsumoto,Shigematsu,2018; Sun et al,2019)。具体计算过程如下:

一个有限井径的承压性井-含水层系统,当从观测井中瞬间移除或增加一定体积的水体后,其水位的恢复服从如下规律(Cooper et al,1967):

式中:r_c是套管半径; r_w是裸孔半径; S是储水系数; T是导水系数; H₀为初始水位值; H为t时刻的水位值; J₀是0阶的第一类贝塞尔函数; J₁是1阶的第一类贝塞尔函数; Y₀是0阶的第二类贝塞尔函数; Y₁是1阶的第二类贝塞尔函数。

本文分别对高大井和蒙自井进行了微水试验,从井内瞬间移走约1 L的水体,然后依据非稳定流抽水试验模式,实测井水位的恢复过程拟合求取含水层导水系数。计算过程中依据两口井的井孔柱状图,选取高大井r_c和r_w分别为

图5 高大(a)、建水(b)、蒙自(c)井水位对气压(HT)、固体潮(HB)的传递函数
Fig.5 Transfer functions of the water level in Gaoda well(a),Jianshui well(b) and Mengzi well(c)to air pressure(HT)and solid tide(HB)

97 mm和10 0mm,选取蒙自井r_c和r_w分别为84 mm和155.5 mm; 由于储水系数在量级确定的情况下,对微水试验中水位恢复的影响不是很大,根据云南地区大多数井孔在成井之初做的抽水实验结果统计,观测井的含水层储水系数的量级均为10^-4。对微水试验数据的拟合结果显示(图6),依据非稳定流抽水试验实测水位恢复值拟合求得高大井、蒙自井含水层导水系数分别约为8、2.0 m²/d,二者之间具有明显的差别。同时也可以看出,同样是移走1 L水,两口井水位恢复的过程在时间尺度上具有非常大的差异。

图6 利用微水试验得到高大(a)、蒙自井(b)含水层导水系数
Fig.6 The water conductivity of the aquifers in Gaoda(a) and Mengzi(b)wells using the micro-water test

笔者分别于2017年5月和2019年7月对研究区的地下流体井水进行了采样测试。结果显示,高大井、开远井和建水井水化学类型和水岩平衡程度均未发生改变(图7),其中高大井水化学类型表现为HCO₃-Na型水,水平衡状态处在未成熟水趋近于半成熟水状态,发生了一定的水-岩作用,但并不强烈; 建水井水化学类型表现为HCO₃-Ca型水,水平衡状态处在一直属于未成熟水,且处在Mg端元附近,表明该井的补给一直来源于浅层地表水,水-岩作用较弱; 开远井水化学类型表现为HCO₃-Ca-Na型水,其中Ca²⁺、Mg²⁺与Na⁺、K⁺之间有少量的阳离子置换过程,水平衡状态一直处在未成熟水状态,深部水-岩作用弱。

石屏井和蒙自井的水-岩平衡程度一直未发生改变,蒙自井目前仍处在半成熟水状态,石屏井长期处在未成熟水状态(图7a),但它们的水化学类型发生明显的演化过程,石屏井由原来的SO₄-Na演化为目前的HCO₃-Na-Ca型水,蒙自井由原来的SO₄-Na演化为HCO₃-SO₄-Na(图7b)。分析其原因为,石屏井和蒙自井分别为2016、2017年新打井孔,从其水质成分的演变过程来看,成井初期,水体的离子组分中含有大量的SO^2-₄,表明其水源补给路径较远,随着含水层系统的水体交换,离子组分中HCO^-₃含量明显增多,表明其逐渐开始受到大气降水等浅层地表水的补给。

图7 2017、2019年水化学结果对比分析
Fig.7 Comparative analysis of hydrochemical results in 2017 and 2019