胡小靜，付 虹，卞躍躍，李燕玲，李 瓊，張 翔

(1.云南省地震局，云南 昆明 650224；2.中國地質(zhì)博物館，北京 100034)

0 引言

地震孕育和發(fā)生過程中產(chǎn)生的靜態(tài)或動態(tài)應(yīng)力作用有時會引起斷裂帶含水層狀態(tài)的變化(Wang，Manga，2010；Wang，2013；Kinoshita，2015；Zhou，2020)，而含水層狀態(tài)信息包括很多方面，如對外部各類動力加載作用的響應(yīng)，滲透性、導(dǎo)水性等各類介質(zhì)參數(shù)，深部地下流體作用程度等(史浙明，王廣才，2013；Yan，2016；孫小龍等，2018，2020；Zhou，2021)。多年的觀測實(shí)踐表明，當(dāng)從觀測井中瞬間移除或增加一定體積的水體后，井水位會突然下降或升高，之后慢慢恢復(fù)。許多專家學(xué)者經(jīng)過理論計算和野外試驗后認(rèn)為，可利用水位恢復(fù)與時間的對應(yīng)關(guān)系估算含水層滲透系數(shù)(Bouwer，1989；Matsumoto，Shigematsu，2018；Sun，2019)，該方法的引進(jìn)使得獲取含水層參數(shù)較之前傳統(tǒng)的抽水試驗更易操作；另外，為了更系統(tǒng)地識別井-含水層系統(tǒng)的承壓性和對外界加載作用的靈敏性，Rojstaczer(1988)提出了基于傳遞函數(shù)得到目標(biāo)井-含水層系統(tǒng)的響應(yīng)特征曲線，并與地下水位實(shí)際觀測所記錄到的固體潮汐、氣壓等周期性動力加載作用的信息進(jìn)行對比擬合的方法，經(jīng)過多年的實(shí)踐操作，在國內(nèi)也得到了一定程度的推廣應(yīng)用。

云南紅河地區(qū)流體觀測井分布集中，但對每口觀測井-含水層自身的性能、參數(shù)等的研究相對匱乏，為了盡可能捕捉斷裂帶深部的變化信息，本文以上述研究結(jié)果為基礎(chǔ)，基于該地區(qū)5口地下流體觀測井對降水、氣壓和潮汐的響應(yīng)過程和地下流體井-含水層系統(tǒng)的特征開展了相關(guān)的研究。

1 地質(zhì)概況及地下流體觀測井概況

1.1 地質(zhì)概況

本文選取的地下流體觀測井主要分布在云南紅河地區(qū)，構(gòu)造上地處川滇菱形塊體東南角，該區(qū)域內(nèi)斷裂帶較為發(fā)育，曲江斷裂、石屏—建水?dāng)嗔?、小江斷裂?南段)、蒙自—開遠(yuǎn)斷裂等交匯于此處(圖1)。其中石屏—建水?dāng)嗔验L約400 km，帶寬2～10 km，由一系列斜列或近于平行展布的斷裂組成，總體走向315°，傾向NE，以右旋走滑為主；小江斷裂南段長約250 km，帶寬約30 km，由近SN向、NE向、WN向等多組方向的斷裂相互交織穿插共同組成，結(jié)構(gòu)十分復(fù)雜，總體走向0～10°；曲江斷裂長約110 km，總體沿曲江河谷延伸，走向310°～320°，沿斷裂擠壓強(qiáng)烈，發(fā)育寬幾十米至數(shù)百米的斷層擠壓破碎帶，總體表現(xiàn)為以右旋走滑錯動為主兼逆沖的壓扭性斷裂。

圖1 觀測井周邊地質(zhì)構(gòu)造圖

1.2 地下流體觀測井概況

研究區(qū)內(nèi)分布有5口地下流體觀測井，分別為高大、開遠(yuǎn)、建水、石屏、蒙自井。其中高大井深201.4 m，觀測含水層揭露厚度39 m，涌水量6.2 L/s，處于震旦紀(jì)下統(tǒng)，井孔巖性為深灰色、灰綠色石英巖，巖芯破碎呈塊狀和片狀，巖性單一，根據(jù)巖芯結(jié)構(gòu)分析，井孔所在區(qū)域是受控制的強(qiáng)擠壓斷裂破碎帶，隔水層為第四系、第三系粉砂巖、煤層。石屏井深401.29 m，觀測含水層厚度99.98 m，涌水量1.56 L/s，觀測含水層巖性為元古界昆陽群大龍口組灰?guī)r、白云巖夾板巖，巖溶發(fā)育中等，含巖溶水，以管道流為主，富水性中等。建水井深180.21 m，觀測含水層揭露厚度79.2 m，涌水量2.31 L/s，位于井深101.01～180.21 m處，巖性為泥盆紀(jì)曲靖組灰?guī)r，相對隔 水層為第四系紅粘土、礫石層。蒙自井深603.04 m，觀測含水層厚度214.92 m，涌水量2.97～6.01 L/s，地層由第四系殘積相，上第三系強(qiáng)-弱風(fēng)化泥灰?guī)r，下第三系小龍?zhí)督M泥灰?guī)r夾砂、煤段及下第三系木花果組粘土巖組成；按區(qū)域地質(zhì)條件分析、推斷，下第三系以下地層為三迭系個舊組灰?guī)r、白云巖；觀測含水層在389～604 m，巖溶裂隙較發(fā)育，富水性中等，為弱-中等裂隙水。開遠(yuǎn)井深224 m，井孔觀測的含水層有 兩段，井孔巖芯所揭露厚度分別為4.36、54.62 m，巖性時代屬三疊系的灰?guī)r，地下水類型為巖溶裂隙承壓水。

從研究區(qū)內(nèi)5口觀測井水位的正常變化動態(tài)(表1)來看，大多具有一定的年變規(guī)律，整體表現(xiàn)為雨季(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別。

2 地下流體井-含水層系統(tǒng)響應(yīng)特征

2.1 觀測井水位對降水的響應(yīng)特征

高大、建水、石屏3口流體觀測井的水位變化具有一定的年變規(guī)律，整體表現(xiàn)為雨季(6—9月)有所上升、旱季有所下降(圖2、3)。本文收集了這3口井所在地的月降水量資料，利用降雨-水位動態(tài)的組合水箱模型(王旭升等，2010；孫小龍等，2013)，通過月降水量變化模擬水位的動態(tài)變化，分析模擬水位與實(shí)測水位之間的相關(guān)性，以此來判斷井水位對降水的響應(yīng)特征。模擬計算過程中，通過正常動態(tài)變化時期的降水與水位資料來求取相關(guān)擬合參數(shù)，同時利用基于Gamma分布密度函數(shù)(Besbes，De Marsily，1984)建立的單位脈沖響應(yīng)函數(shù)來處理地下水補(bǔ)給的滯后延遲效果。

表1 研究區(qū)內(nèi)5口觀測井水位正常變化動態(tài)

圖2顯示，高大井和石屏井模擬水位與實(shí)測水位之間相關(guān)系數(shù)分別為0.714和0.754，均表明目前地下流體井的水位變化過程與降水具有較好的一致性，水位年變形態(tài)基本受控于降水。

圖2 高大井(a)、石屏井(b)模擬水位和實(shí)測水位關(guān)系圖

由于2010—2016年建水井水位無明顯的年變形態(tài)，不能使用降雨-水位動態(tài)的組合水箱模型定量模擬降雨引起的水位變化過程。由圖3可以看出，2007—2019年，建水井水位僅在2007、2008、2017和2018年出現(xiàn)過4次明顯的上升下降年變形態(tài)，與其對應(yīng)的降水量年累積都達(dá)到850 mm以上，其它年份降水量累積都小于850 mm(圖3)。為了進(jìn)一步明確水位年變幅度與降水量之間的相關(guān)性，分別作水位變化量與月降水量之間的線性相關(guān)，=0.288 4；作水位年變幅度與年累積降水量之間的相關(guān)性，=0.544 2；作水位集中上升期變化幅度與同一時段的集中降水量之間的線性相關(guān)，高達(dá)0.814 7(圖4)。以上結(jié)果表明當(dāng)年降水量大于850 mm，水位會出現(xiàn)明顯的上升、下降年變形態(tài)，短期內(nèi)的快速上升幅度與同期集中降水量關(guān)系非常密切，而在年降水量低于850 mm時，水位基本保持平穩(wěn)的背景狀態(tài)，不呈現(xiàn)出明顯的年變規(guī)律。

圖3 建水井水位與年降水量

上述結(jié)果表明，流體觀測井水位與降水量之間有較好的相關(guān)性，相關(guān)系數(shù)均高于0.7，但不同的流體觀測井水位對降水的響應(yīng)過程有一定的差別，其中高大井和蒙自井年動態(tài)基本受控于年降水量；建水井只有當(dāng)年降水量高于850 mm后，水位才會出現(xiàn)明顯的上升、下降年變形態(tài)，年降水量較小時，不足以引起水位出現(xiàn)明顯的年變形態(tài)。

2.2 井-含水層對地殼應(yīng)變響應(yīng)的靈敏性特征

基于實(shí)測數(shù)據(jù)，利用傳遞函數(shù)法得到目標(biāo)井-含水層系統(tǒng)的氣壓響應(yīng)特征曲線-，與理論計算所得的特征曲線進(jìn)行對比擬合，可識別出觀測含水層的承壓性和井-含水層系統(tǒng)對動力加載作用的靈敏性。因此，可以利用井水位對氣壓和固體潮的傳遞函數(shù)，分析觀測井含水層對不同周期加載的全頻率響應(yīng)特征，確定各觀測井水位對地殼應(yīng)變的靈敏性。

基于井水位對周期性動力加載作用的響應(yīng)特征，Rojstaczer(1988)將井水位對氣壓的整體響應(yīng)描述如下：

(1)

()=arg(g)

(2)

式中：和分別為與頻率有關(guān)的氣壓效應(yīng)系數(shù)和相位；和分別為氣壓和水位的變化幅度；和分別為孔隙壓和水位降深；為水的密度；為重力加速度。

Rojstaczer(1988)將淺層垂向的氣流擴(kuò)散系數(shù)、潛水層垂向的水流擴(kuò)散系數(shù)和承壓層水平向的滲透系數(shù)分別歸算為與頻率相依的無綱量參數(shù)、和，不同的或值對應(yīng)不同的理論-特征曲線。為了和理論曲線進(jìn)行對比，可用井水位對氣壓和固體潮的傳遞函數(shù)方法來計算實(shí)測水位數(shù)據(jù)的-特征曲線：

(3)

式中：和分別表示氣壓和體應(yīng)變固體潮的功率譜密度；和分別表示氣壓和理論體應(yīng)變固體潮的互功率譜密度及其復(fù)共軛；和分別表示氣壓和水位、體應(yīng)變固體潮和水位的互功率譜密度；和分別表示水位、氣壓和體應(yīng)變固體潮之間的傳遞函數(shù)。

利用2017至2019年8月的井水位分鐘值，筆者分別計算了高大、建水和蒙自3口觀測井水位對氣壓和應(yīng)變固體潮的傳遞函數(shù)(圖5)。從圖5可以看出，蒙自井的氣壓傳遞數(shù)值和相位值都很離散，無明顯的規(guī)律性，表明其對氣壓和固體潮的響應(yīng)靈敏性很弱，表現(xiàn)為半承壓性。而高大井、建水井的氣壓傳遞函數(shù)則明顯收斂，高頻段(大于100 cpd)與低頻段有明顯差異，表明這兩口井對水位微動態(tài)信息的反應(yīng)較為靈敏。從這3口井的觀測歷史來看，高大井和建水井均已觀測10 a以上，整個含水層已經(jīng)處在一種相對平衡穩(wěn)定的狀態(tài)，而蒙自井為2017年新打井孔，含水層水體之間的交換活動仍在發(fā)生，而這些水體的宏觀交換無論在水質(zhì)成分方面，還是在水位本身上升下降的波動幅度方面，變化都是很明顯的，而地殼應(yīng)變作為微觀變化量，其幅值和量級本身都非常小，這些大幅度的宏觀變化使得極小量級的地殼應(yīng)變信息幾乎被掩蓋或者很難記錄到，從而在很大程度上減弱了該井水位對地殼應(yīng)變的響應(yīng)靈敏度。

上述結(jié)果表明，在相對承壓和平衡的狀態(tài)下，觀測井含水層對水位微動態(tài)信息完全受控于氣壓和固體潮的加載，對地殼應(yīng)變的響應(yīng)較為靈敏，但由于不同井-含水層系統(tǒng)自身的差異，對周期性的加載響應(yīng)特征會有所差別。

2.3 井-含水層系統(tǒng)水力參數(shù)特征

當(dāng)從觀測井中瞬間移除或增加一定體積的水體后，井水位隨會突然下降或升高，之后慢慢恢復(fù)，利用水位恢復(fù)與時間的對應(yīng)關(guān)系可估算含水層滲透系數(shù)，微水試驗正是基于這種模型下的一種簡便且相對快速獲取水力參數(shù)的野外試驗方法(Bouwer，1989；Matsumoto，Shigematsu，2018；Sun，2019)。具體計算過程如下：

一個有限井徑的承壓性井-含水層系統(tǒng)，當(dāng)從觀測井中瞬間移除或增加一定體積的水體后，其水位的恢復(fù)服從如下規(guī)律(Cooper，1967)：

(4)

Δ()=[()-2()]+ [()-2()]

(5)

(6)

式中：是套管半徑；是裸孔半徑；是儲水系數(shù)；是導(dǎo)水系數(shù)；為初始水位值；為時刻的水位值；是0階的第一類貝塞爾函數(shù)；是1階的第一類貝塞爾函數(shù)；是0階的第二類貝塞爾函數(shù)；是1階的第二類貝塞爾函數(shù)。

本文分別對高大井和蒙自井進(jìn)行了微水試驗，從井內(nèi)瞬間移走約1 L的水體，然后依據(jù)非穩(wěn)定流抽水試驗?zāi)Ｊ?，?shí)測井水位的恢復(fù)過程擬合求取含水層導(dǎo)水系數(shù)。計算過程中依據(jù)兩口井的井孔柱狀圖，選取高大井和分別為97 mm和10 0mm，選取蒙自井和分別為84 mm和155.5 mm；由于儲水系數(shù)在量級確定的情況下，對微水試驗中水位恢復(fù)的影響不是很大，根據(jù)云南地區(qū)大多數(shù)井孔在成井之初做的抽水實(shí)驗結(jié)果統(tǒng)計，觀測井的含水層儲水系數(shù)的量級均為10。對微水試驗數(shù)據(jù)的擬合結(jié)果顯示(圖6)，依據(jù)非穩(wěn)定流抽水試驗實(shí)測水位恢復(fù)值擬合求得高大井、蒙自井含水層導(dǎo)水系數(shù)分別約為8、2.0 m/d，二者之間具有明顯的差別。同時也可以看出，同樣是移走1 L水，兩口井水位恢復(fù)的過程在時間尺度上具有非常大的差異。

圖5 高大(a)、建水(b)、蒙自(c)井水位對氣壓(HT)、固體潮(HB)的傳遞函數(shù)

圖6 利用微水試驗得到高大(a)、蒙自井(b)含水層導(dǎo)水系數(shù)

2.4 井-含水層系統(tǒng)的水-巖平衡特征

筆者分別于2017年5月和2019年7月對研究區(qū)的地下流體井水進(jìn)行了采樣測試。結(jié)果顯示，高大井、開遠(yuǎn)井和建水井水化學(xué)類型和水巖平衡程度均未發(fā)生改變(圖7)，其中高大井水化學(xué)類型表現(xiàn)為HCO-Na型水，水平衡狀態(tài)處在未成熟水趨近于半成熟水狀態(tài)，發(fā)生了一定的水-巖作用，但并不強(qiáng)烈；建水井水化學(xué)類型表現(xiàn)為HCO-Ca型水，水平衡狀態(tài)處在一直屬于未成熟水，且處在Mg端元附近，表明該井的補(bǔ)給一直來源于淺層地表水，水-巖作用較弱；開遠(yuǎn)井水化學(xué)類型表現(xiàn)為HCO-Ca-Na型水，其中Ca、Mg與Na、K之間有少量的陽離子置換過程，水平衡狀態(tài)一直處在未成熟水狀態(tài)，深部水-巖作用弱。

(a)水化學(xué)Piper圖

3 討論

針對云南紅河地區(qū)的5口地下流體井，筆者系統(tǒng)梳理了不同井孔的相同點(diǎn)和不同點(diǎn)，進(jìn)而對不同井-含水層系統(tǒng)響應(yīng)特征的共性和差異性作以下討論：

(1)從含水層巖性來看，高大井為石英巖，富含SiO，內(nèi)部化學(xué)性質(zhì)相對穩(wěn)定；其它井孔均為灰?guī)r，其主要成分為GaCO，容易發(fā)生巖溶作用，使得含水層水質(zhì)成分容易發(fā)生改變。根據(jù)傳遞函數(shù)結(jié)果，高大井的承壓性最好，且水巖平衡狀態(tài)趨于半成熟水，因此認(rèn)為含水層巖性對井孔的相對承壓和水-巖平衡的狀態(tài)有一定的影響。

(2)從井孔成井時間來看，蒙自井和石屏井均為新打井孔，成井約3 a，其余井孔的觀測時間均在10 a以上。在觀測初期，這兩口新打井孔的水位變化曲線均存在一定的宏觀趨勢性變化，同時其水化學(xué)組分在不斷地演化，這個演變過程與昭通地區(qū)2015年新打的魯?shù)榫脱昌埦?017—2018年的演變過程較為類似(胡小靜，2020)。這種類似的演變過程表明，新打井孔的含水層系統(tǒng)在觀測初期可能均要經(jīng)歷幾年時間的水體交換方可達(dá)到平衡狀態(tài)。在這種狀態(tài)下，氣壓、固體潮響應(yīng)函數(shù)結(jié)果也顯示這兩口新打觀測井對各類信號加載的響應(yīng)相對較弱，因此認(rèn)為，新打井孔在觀測初期，可能會由于井-含水層地表水體交換比較明顯，導(dǎo)致對深部地殼應(yīng)變響應(yīng)的靈敏度相對較弱。

(3)上述不同的研究方法顯示，不同井孔對降雨的響應(yīng)過程、含水層承壓性、對地殼應(yīng)變的響應(yīng)靈敏性及水巖平衡狀態(tài)之間均存在一定的差別，其中高大井可認(rèn)為是這幾個井孔中觀測狀態(tài)最佳的井孔，蒙自井則是各方面條件相對較差的井孔，二者的井-含水層導(dǎo)水系數(shù)也存在非常明顯的差別，可能表明井-含水層參數(shù)在很大程度上影響了井水位對外界擾動的響應(yīng)程度和方式。

4 結(jié)論

本文利用云南紅河地區(qū)集中分布的5口地下流體觀測井的水位、氣壓、固體潮等觀測資料，從地下流體觀測井-含水層對降水的響應(yīng)過程，對地殼應(yīng)變信息的靈敏性，部分含水層參數(shù)的計算對比，以及觀測井水巖作用平衡狀態(tài)等方面，對這5口地下流體觀測井-含水層特征進(jìn)行了研究，主要得出以下結(jié)論：

(1)地下流體觀測井水位與降水量之間有較好的相關(guān)性，但不同的觀測井水位對降水的響應(yīng)過程有所差別。

(2)高大井的井-含水層具有較強(qiáng)的承壓性，水-巖平衡程度趨于半成熟水狀態(tài)，對地殼應(yīng)變響應(yīng)較為靈敏，開遠(yuǎn)井和建水井次之。

(3)蒙自井作為新打井孔，井-含水層與外界地表水體之間的交換比較明顯，在很大程度上減弱了井-含水層對地殼應(yīng)變響應(yīng)的靈敏度。

(4)不同井-含水層系統(tǒng)對降水、氣壓、固體潮等外界擾動(影響因素)的響應(yīng)能力有所差別，這主要取決于含水層水力參數(shù)，同時還受控于井-含水層的承壓性、水-巖平衡狀態(tài)、巖性、成井時長等因素。