紫荆关断裂构造对燕川水库渗漏的影响

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摘要：紫荆关断裂是保定西部山区区域性深大断裂，经过了多期复杂的地质作用，形成独特的地质构造，对区域地下水的赋存、运动、排泄规律起了明显控制作用。根据地质调查、钻探、压水试验等勘察资料，分析了紫荆关深断裂在燕川水库库区的构造特征、破碎带及其周围不同岩性的导水性，查明了燕川水库渗漏原因及渗漏部位，为水库除险加固提供可靠依据。

关键词：燕川水库；库区渗漏；紫荆关断裂；破碎带；压水试验；透水率；岩溶裂隙

中图分类号：TV221.2 文献标志码：A 文章编号：1672-1683（2014）06-0136-04

燕川水库位于保定市曲阳县西燕川村西北，坐落于唐河支流燕川沟上，总库容461 万m3，是一座以防洪为主的小（Ⅰ）型水库。水库大坝为土石混合坝，坝长190 m，最大坝高22.3 m，上游坝面为浆砌石，坝后为干砌石，中部设壤土心墙[1]。燕川水库始建于1958年，建库前未做专门工程地质勘察，坝址位于紫荆关断裂带附近（图1）。由于地质条件比较复杂，水库渗漏严重，建库以来一直不能蓄水，且存在防洪标准偏低的问题，大坝安全鉴定综合评定为三类坝[2]。

1 库区地质概况

在地质构造单元上，本区地处太行山隆起带的东部边缘，次级构造为阜平-涞源复背斜东翼、灵山向斜的西南端。区域构造受紫荆关-灵山断裂和太行山山前断裂控制，形成了一系列北东向断层及褶皱构造。

坝址区主要出露四类地层：（1）太古界团泊口组黑云斜长片麻岩（Art），属变质岩系，呈强风化至弱风化，分布于库区中上游；（2）中元古界高于庄组白云岩（Chg1-4），分布于库区底部及两岸，呈单斜构造，倾向SE143°-SW166°，倾角37°～65°；（3）古生界奥陶系中统灰岩（O2），中厚层-厚层状，分布于水库下游左岸；（4）第四系冲洪积砂卵砾石（Q4al+pl），分布于原河床，最大厚度8 m。库区表层为新近淤积壤土，坝前最大厚度6.5 m，自坝址至上游逐渐变薄[3]。

2 紫荆关深断裂特征

2.1 紫荆关深断裂的区域特征

根据区域地质资料[4-8]，紫荆关深断裂属区域性深大断裂，北起涞水县岭南台一线，向南经易县紫荆关、曲阳灵山、井陉至山西，长约280 km，是由3～4条一系列互相平行的正断层组成，其中紫荆关-灵山深断裂为主断裂，西部乌龙沟-上黄旗断裂为其平行支断裂。

区域地质资料证实，紫荆关断裂带重力场反映为连续的梯级带，航磁显示为升高的磁异常带。断裂走向NE41°，倾角55°～75°。紫荆关断裂带自古生代末开始活化以来有三次主要构造活动：第一次是中侏罗世-早白垩世，在NW-SE向近水平挤压作用下，断裂左行压扭性活动，控制了太行山地区岩浆岩带及与其相关的接触交代型矿床的形成，变形带两侧发育两组典型的共轭剪节理；第二次在晚白垩世-始新世，断裂在NE-SW向近水平挤压作用下右行张扭性活动，断裂带两条主断裂在斜列重叠的端部由于局部应力集中进一步扩展形成节理裂隙带；第三次是喜山期以西侧抬升、东侧下降的强烈升降活动，在基岩中，主断层两侧围岩出现微破裂；新生代以来构造活动性逐渐趋向微弱。燕川水库区域地质构造见图1。

2.2 紫荆关断裂在库区的特征

紫荆关断裂带穿过燕川水库坝址及库区，地质构造形迹明显，太古界片麻岩与元古界白云岩呈角度不整合接触，北盘上升，南盘下降，并且在逆时针压扭力作用下，水平错断高于庄组二段地层800 m以上。

紫荆关断裂在燕川水库附近分裂为东西两支（图2），东断裂在左坝头断崖处及溢洪道下游出口出露，走向NE60°，倾向SE，倾角58°，主破碎带宽5～10 m，主要由岩石透镜体、角砾及断层泥组成，角砾呈棱角状或次浑圆状，粒径一般小于20 cm；断层泥为棕黄色岩粉或土状物，局部含砂砾，结构紧密，后期风化作用强烈。西断裂于坝址上游约500 m处横穿库区，走向NE45°左右，倾角62°，破碎带宽6～10 m，由角砾和紫红色土状物组成，未胶结，结构紧密，具弱透水性。

3 紫荆关断裂对水库渗漏的影响分析

3.1 钻孔勘探及压水试验

为查明东断裂带空间分布及破碎带构造特征，地质勘察沿坝轴线布置钻孔3个，上游坝坡脚及坝前库区布置钻孔各1个，形成了纵横两条地质剖面线。根据水库运行观测资料分析，坝前附近为强渗漏区，故2号孔布置在坝前50 m处（图2）。

地质勘探孔深度32.0～43.0 m，最大入岩深度39.0 m，基本揭穿了断裂破碎带下限； 5个钻孔共揭露5段断层泥及6段破碎带。

为了查明岩体的渗透特征，5个钻孔共进行压水试验22段，单段试验长度3.2～5.0 m，压水试验采用三级压力5个阶段的方法（0.3、0.6、1.0、0.6、0.3 MPa）[9]。实测透水率7.7～45.0 Lu（表1），折合渗透系数7.0×10-5～3.9×10-3 cm/s，具弱透水至中等透水性。从试验结果分析，岩体渗透性在垂直方向上随深度增加没有逐渐减弱的趋势，但在水平方向上有明显的分带特征。

勘探表明，坝址附近4个钻孔透水率偏小，实测值7.7～14.0 Lu。钻孔共揭露4段破碎带及5段断层泥，破碎带宽度1.0～3.8 m，以角砾为主；断层泥宽度0.6～1.0 m，不规则分布，由黄色泥夹岩屑构成，以泥化物为主，岩屑含量小于20%。由于断层泥一般具弱透水性，消弱了破碎带之间的连通性[10-11]。

库区2号孔揭露破碎带2段，第1段深度15.0～18.7 m，透水率45 Lu，第2段深度28.6～32.0 m，透水率34 Lu，压水试验曲线类型为冲蚀型（D型）[4]，说明岩石裂隙局部有松散填充物，压水冲蚀后透水性有增强的趋势[12]（图3）。从钻孔岩芯观察，破碎带由浅灰色棱角状碎石组成，块径3～6 cm，未胶结，岩芯面溶蚀严重，见钙质薄膜，此为地下水渗漏形成的痕迹。推测2号钻孔穿过了东断裂北翼支断裂带，带内破碎角砾具良好导水性及连通性。

3.2 断裂破碎带的阻水作用

从东断裂带两岸出露的构造形迹分析， 1、3、4、5号钻孔位于断裂主破碎带区域，其泥质破碎带呈米黄色或黄绿色，密实状，切面较新鲜，几乎没有污染，破碎带基岩岩芯结构面无明显钙化或锈蚀现象，大量地下水渗流迹象不明显。块状破碎带虽然具有较好透水性，但泥屑破碎带粘粒含量高，降低了岩块裂隙的连通性，该破碎带反而起到了阻水作用[13]。

据调查，水库坝后西燕川村属严重缺水区。为解决村民吃水问题，20世纪80年代曾在坝前、坝后河床凿岩打井，但均未找到地下水，其中一眼斜井位于坝后右侧河床，斜向深度120 m，底部深入至坝基下部断层破碎带，但仍未找到地下水。由此证实断裂主破碎带具有阻水作用。

20世纪90年代初，当地村民根据物探资料在距大坝上游800 m开凿一口水井，井深110 m，地下水位埋深20 m左右，水位稳定，最大出水量85 m3/h，属片麻岩基岩裂隙水。该井距紫荆关北西断裂上游200 m左右，地处断层西侧影响带。片麻岩属古老的区域变质岩，风化壳裂隙发育，加之下游紫荆关西断裂带的阻水作用，在片麻岩风化壳内赋存了较丰富的基岩裂隙水。

3.3 水库渗漏通道分析

据水库运行资料，水库蓄水后渗漏量很大，1996年一次暴雨曾经蓄水30万m3，15天之内全部渗失，日渗漏量达2万m3。水库漏水时，坝下游河床及坝后斜井并未见明显返水，说明水库渗漏主要在库区。

前已述及，位于库区的2号钻孔揭露的两条破碎带具较强透水性，推测为支断层破碎带；现场勘察发现库区左岸白云岩发育两组共轭节理裂隙，其中一组倾向NW339°-354°，倾角49°～65°，多呈微裂隙或闭合状；另一组大致顺河走向，倾向SW253°-261°，倾角66°～78°，裂隙宽度1～10 cm，大部分未填充，局部裂隙岩溶发育，表面见钙质薄膜，具明显漏水迹象[14-15]（图4、图5）。

坝前500 m处紫荆关西断裂横穿库区，断裂带具有相对隔水性，水井含丰富地下水说明上游片麻岩区产生深层渗漏的可能性很小。

综上分析，燕川水库主要通过库区两岸裸露基岩及库底产生渗漏。虽然库区表层土壤为相对弱透水层，但库水通过上游裸露或浅埋砂卵石垂向入渗至深层岩体，形成脉状构造地下水，再通过基岩垂直渗漏，沿断裂走向运移。

4 结论

（1）紫荆关深断裂在多期复杂构造活动影响下，在燕川水库附近形成碎裂岩夹泥质破碎带相对阻水体，两侧影响带不同岩体的导水性有很大的差异。

（2）库区次生断裂破碎带、白云岩构造裂隙、岩溶裂隙是燕川水库的主要渗漏通道，渗漏方式以垂直渗漏为主。

（3）由于坝基垂直防渗及库区水平防渗方案均不可行，水库加固设计采取了加固坝体、适当降低溢洪道高程的保守方案。

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