冻结环境水文地质特征
青藏高原平均海拔4000m，年平均气温0℃以下，气候严寒，是世界上中、低纬度区海拔最高、分布最广、厚度最大的冻土区，总面积达141×104km2。青藏高原多年冻土的形成与发展，是高原地质构造演化及其抬升的直接产物，由晚更新世冰盛期和晚全新世所形成的冻土层叠加形成。年冻土分布基本以青南藏北的羌塘高原为中心向四周展开，随地面海拔降低，地温逐渐升高，由连续的大片多年冻土分布区，过渡为岛状多年冻土区。青藏高原多年冻土的形成、发育和分布除受纬度影响外，主要受海拔高度的控制。多年冻土厚度具有随海拔高度升高而增大的特点，平均海拔每升高100m，冻土厚度大致增加20m左右。目前实测资料表明，青藏高原海拔4500～4900m范围内，冻土层最大厚度为128.1m。估计4900m以上地区的冻土层厚度更大。多年冻土分布与海拔高度相关，冻土存在最低的海拔高程称为冻土下界。与年平均气温相当，高原岛状多年冻土下界处的海拔高程，大致与年平均气温-2～-3℃等值线吻合，大片连续多年冻土区下界的标志与年平均气温-4℃等值线分布相近。青藏高原高寒气候条件与冻土架构起一种特殊的冻结水环境，使地下水类型和水文地质结构发生变化，与非冻结区有显著的差别，从而成为我国最大的冻结水环境下的水文地质区———冻土水文地质区。一、多年冻土分布1.藏北高原连续多年冻土分布区位于青藏高原腹地羌塘高原及周边地区。多年冻土下界受纬度、海拔高度和坡向控制，大体沿昆仑山北麓，经花石峡、玛多、治多、杂多、丁青，沿唐古拉山南麓分布。昆仑山北麓(西大滩)冻土下界海拔为4150～4250m，南麓为4450～4560m;唐古拉山南麓安多县附近海拔为4600～4900m;称多杂曲河流域海拔为4250m。青藏公路，自昆仑山北麓的惊仙谷口—唐古拉山南麓安多北(116道班)一段穿越本区，长达550km。2.藏南岛状多年冻土分布区唐古拉山南麓安多以南到藏南谷地为岛状多年冻土分布区，北界大体位于班公错、改则、东巧、安多、丁青一线，南界到雅鲁藏布。由北向南，纬度不断降低，冻土下限逐渐升高，冈底斯山、念青唐古拉山多年冻土下界为4800～5000m，喜马拉雅山为4900～5300m。藏东川西的横断山为岛状山地多年冻土区，多年冻土带下界在4600～4900m之间，南部的雀儿山为4600～4800m，贡嘎山为4800～5100m。位于喜马拉雅山和冈底斯山之间的雅鲁藏布江中游高山宽谷，河谷高程为3000～4000m，山前平原为4300～4600m，无冻土分布，为季节性冻土分布区。3.冻土厚度多年冻土厚度随海拔高度升高而增加，平均海拔每升高100m，冻土厚度大致增加20m左右。实测资料表明青藏高原在海拔4500～4900m范围内，冻土层最大厚度为128.1m。青藏高原腹地，冻土厚度与纬度变化有关，从南至北，纬度每升高1°，地温就降低1℃左右，多年冻土厚度则增加20～30m。二、冻土区地下水类型1.季节融化带季节融化带发育在多年冻土层表层，出现在暖季，每年4月中旬，冻土表层开始稳定融化，到9月中旬或10月中、下旬达到最大融化深度。此后，进入冷季，季节融化层因从顶部和底部两个方向冻结而迅速消失。季节融化层发育深度受海拔、纬度、地形、坡向、植被、岩性以及含水量等诸多因素综合影响，空间变化十分复杂。一般来说，大致有以下特点:一是，山地和丘陵地带季节融化层发育深度略小于高平原区，例如，昆仑山、风火山、可可西里山等丘陵山地，最大季节融化深度为0.9～2.2m;二是，纬度高的地区略小于纬度低的地区;三是，北坡的发育深度小于南坡，例如，昆仑山北坡的黄河源地区季节融化深度为0.7～3m，南坡的清水河季节融化深度可达3～7m。2.冻结层上水冻结层上水发育在多年冻土层上部的季节融化带中。暖季，季节融化带形成过程中，带内固态水转变为液态水，重力水向下运移，受未解冻的冻土层阻隔，在冻土上限上方聚集，成为冻结层上水，多数情况下属于潜水。冷季，因冻结，冻结层上水重新转变为固态水。冻结层上水的出现具有明显的季节性，暖季出现，冷季消失，多形成于冰冻土分布区。冻结层上水是多年冻土区主要的潜水含水层，接受大气降水补给，沿冻土上限构成的倾斜面由高处向低处流动，多以泉的形式出露地表，形成沼泽、溪流，最终汇聚到河流、湖泊之中。孔隙介质中的冻结层上水含水层一般较薄，厚度为0.1～1.5m，一般在冷季到来前(9月底至10月)含水层厚度最大。冻结层上水的单泉水流量较小，一般为0.1～1.05L/s，最大也只有5L/s。而在山区裂隙介质中的冻结层上水的泉水流量变化较大，小的仅有0.015L/s，在巴颜喀拉山主峰地区有的泉群流量可达105L/s以上。冻结层上水的水化学类型因地而异。在地下水径流条件好的地区，如昆仑山、唐古拉山山区、河谷地带以及冰水洪积扇，水的矿化度较低，一般小于0.55g/L，水化学类型以HCO3-Ca(Ca·Mg)型为主;在地下水径流较为迟缓的地区，如长江源的高平原湖积层，以及黄河源区的黄河谷地中，Cl-和SO2-4增加，以Cl-HCO3-SO4型、HCO3-Cl型水为主，矿化度为1～5g/L，有的甚至更高。3.冻结层下水位于多年冻土下限以下的地下水称为冻结层下水。冻结层下水是具有正温的液态水，水温随深度增加而增高。在山区和山前地带，冻结层下水水位与冻土下限之间存在包气带，多为潜水。而在断陷盆地内冻结层下水则多为承压水。冻结层下水的水质好坏、水量大小，与补给、径流条件和赋存状况有关。楚玛尔河、北麓河、沱沱河宽谷为断陷盆地，含水层主要由上更新统和中更新统的湖相泥岩和泥灰岩组成，其中夹有薄层石膏，冻结层下水为承压水，水头随深度增加而增高。在沱沱河断陷盆地的山前地带，由于补给、径流条件较好，含水层为钙质砂岩，单井涌水为998m3/d，矿化度为0.71g/L，属HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型水;在盆地中心，由于补给、径流滞缓，水质变差，矿化度增至99.1g/L，水化学类型转变为Cl-Na型。4.融区水融区水是赋存在各种类型融区内的地下水，终年为液态水。主要分布在构造-地热融区、构造-地下水融区、地表水融区和渗透-辐射融区，呈带状或片状分布在多年冻土区内。(1)构造-地热融区青藏高原属构造活动带，深大断裂、活动断裂密布，地下热水沿断裂带上升至地表形成温泉、热泉，在泉口和断裂带形成较大范围融化区。泉水温度高、地温增温梯度大，是构造-地热融区的主要特征，如布曲河谷地局部地温增温梯度达9～33℃/100m，羊八井附近地温最高，浅部温度达到130～160℃。布曲河融区是青藏公路沿线分布面积最大的融区，沿岸的河床、漫滩及一级阶地均为贯穿融区。青藏公路沿线主要有4条规模较大的构造-地热融区，均是深层热水沿构造断裂上升，形成地热异常，主要位于青藏公路里程K3288～K3310(103～104道班)之间、布曲河谷地内(90道班)南、唐古拉山主脊两侧公路里程K3400～K3402(115～116道班)之间以及公路里程K3392～K3394之间等地段。(2)构造-地下水融区是受沿断裂构造活动的地下水影响形成的融区，形成机制与构造-地热融区并无本质的区别。不同之处在于，地下水的温度较低，融区范围较小，稳定性较差。青藏公路沿线的不冻泉北(公路里程K2915)、二道沟(公路里程K3092)和85道班(公路里程K3112)等地均有此类融区存在，与断裂构造有密切关系，沿断裂带呈宽窄不一或断续的带状分布。玛多—花石峡一带，构造融区水沿活动断裂分布，融区宽700～1200m，地下水沿断层两侧以上升泉的形式出露，呈线状排列，泉水终年不冻，水温最高达28℃，单泉流量0.1～4L/s，最大可达5364L/s，水化学类型以HCO3-Ca型水和HCO3-Ca·Mg型水为主，矿化度小于0.5g/L。(3)地表水融区地表水体热侵蚀作用是造成此类融区的直接原因，可分为河流融区和湖泊融区两类。河流融区:由于流动水体产生的热量传递作用，凡是流量较大的长年性河流底部和两侧都会形成贯穿性融区。如长江源区的沱沱河、通天河、布曲河、捷布曲河等河谷地带的融区属于贯穿融区。融区沿河床、河漫滩及阶地呈带状分布，发育宽度与河流流量及河床结构有关，各地不同，一般为数百米至数千米。河流流量较小的楚玛尔河、北麓河和扎加藏布河等，由于河水携带的热量有限，影响范围和影响深度较小，属非贯穿融区。湖泊融区:分布在湖泊周围及湖泊底部。融区的大小，受湖泊水量大小、湖深、湖水温度的控制，以及湖底是否与断裂相通复合等。大的湖泊融区，影响范围较大，而小湖泊仅局限于水域之内。鄂陵湖、扎陵湖沿岸，融区水环湖呈环带状分布，融区宽度为400～2000m。在两湖间，融区含水层总厚度达30.70m，单井涌水量为916m3/d。在鄂陵湖北岸一带，有融区承压水分布，含水层由中、上更新统湖积亚粘土及冰积泥质砂卵石组成，厚度为10～30m，受冻结层下水补给，水量丰富，单井涌水量为1000～5000m3/d，矿化度为0.5～1g/L，属HCO3·Cl-Na·Ca型水。
羌塘盆地地层概况
（一）羌北-昌都-兰坪分区本分区最老地层为下石炭统，上三叠统仅分布于昌都小区，中侏罗统、全新统分布广，面积大，早白垩世—古近纪地层出露零星。表2-5 羌塘-昌都地层区岩石地层序列1.晚古生代地层经化石鉴定并证实的石炭纪地层为下石炭统杂多群，下部由灰色、深灰色中厚层粉砂质板岩与石英砂岩为主，夹炭质板岩、硅质粉砂岩、细砂岩及中层状砂屑灰岩组成，偶夹石膏薄层和煤层，厚度大于1113 m。砂岩发育平行层理和板状交错层理（图2-7）。上部以灰色-深灰色厚层至致密块状泥晶灰岩、亮晶生屑灰岩为主，夹角砾状灰岩、鲕粒灰岩、团粒灰岩、泥灰岩及细粒石英砂岩，厚188～1005 m。该群富产腕足、珊瑚、菊石、腹足类、 类和非 有孔虫化石，时代为早石炭世维宪期。杂多群下部为滨海-潟湖相沉积，上部形成于光照充足、水体清澈的浅海碳酸盐台地-浅滩环境。开心岭群平行不整合于杂多群之上，当曲-木塔断裂带（F1）两侧沉积特征有差异。南侧的底部以碳酸盐岩为主；中下部为灰绿色-紫红色放射虫硅质岩；中部由灰色中粗粒岩屑长石砂岩、中细粒凝灰质岩屑长石砂岩组成多个向上变细的退积型沉积旋回，局部夹扇面水道砾岩和震积角砾状灰岩，厚1947 m；上部为灰色、灰黑色厚层状泥粉晶灰岩、生物碎屑灰岩、砂屑灰岩，向中央隆起带变质岩系超覆。断裂带北侧仅见其中上部地层，即灰紫色、灰绿色中粒岩屑长石砂岩、长石石英砂岩，夹泥质粉砂岩、泥晶生物灰岩和多层洋岛型安山玄武岩、玄武岩透镜体，厚1617 m。碎屑物色调鲜艳，粒度粗，厚度小，火山岩夹层多。图2-6 青藏高原构造-地层分区图2-7 杂多群砂岩中板状交错层理开心岭群生物化石有珊瑚、腕足类、双壳类化石碎片、暖温水型 、菊石、有孔虫类和放射虫，尤其是硅质岩中放射虫化石十分丰富，地质时代为中二叠世茅口期。晚古生代地层褶皱变形强烈，总体构造形态为中常-紧闭褶皱（图2-8）。构成向斜的核部为开心岭群，两翼不对称分布着杂多群。背斜核部为杂多群含煤碎屑岩，两翼由该群碳酸盐岩和开心岭群组成。图2-8 青海杂多县旦荣乡杂多群构造-地层剖面（向斜南翼）2.中生代地层迄今为止，羌塘地区尚没有一条出露连续，顶底齐全的三叠系剖面。中下三叠统仅见于中央隆起带西部热觉茶卡和双湖附近；晚三叠世的沉积环境出现较大的分野，不同块体上的岩石组合面貌、古生物化石、与下伏和上覆地层的接触关系各具特色。中侏罗统为盆地主要建造实体，上白垩统分布零星。下三叠统下部为河流相砾岩、含砾粗砂岩。上部为三角洲相砂岩、粉砂岩，向上逐渐过渡为潮坪相碳酸盐岩夹粉砂岩、泥岩，生物化石丰富，平行不整合于上古生界之上，厚度大于1000 m。中三叠统下部为缓斜坡相碳酸盐岩夹泥岩，上部为巨厚的碳酸盐岩。上三叠统在北羌塘小区为连续沉积于中三叠统之上的陆表海碳酸盐岩夹少量碎屑岩地层，向中央隆起带超覆。昌都小区上三叠统下部为甲丕拉组红色碎屑岩；中部为波里拉组青灰、深灰色含生物泥晶灰岩和浅粉红色白云质灰岩；上部为巴贡组含煤碎屑岩建造，生物化石丰富，岩相和地层厚度稳定。下侏罗统为一套流纹质-石英粗安质火山岩夹河湖相细粒凝灰质岩屑砂岩、泥质粉砂岩沉积组合，不整合于下伏地层之上，厚163～640 m。同位素年代学和磁性地层学研究表明，该组形成时代为早侏罗世［100］。中侏罗统雁石坪群分为5个组，下部雀莫错组主要由紫红色、杂色复成分砾岩、含砾粗砂岩、中细粒岩屑石英砂岩、灰绿色粉砂岩夹少量泥灰岩、砂屑灰岩，局部夹石膏层组成，横向上厚度变化较大（498～1983 m），具有西厚东薄、北厚南薄的几何形态，双壳、腕足类化石丰富。该组与下侏罗统之间呈整合接触，或直接超覆于上三叠统、上古生界之上，形成于近岸滨海环境，时代为巴柔期—早巴通期。布曲组由暗色生物介壳灰岩、鲕粒灰岩和粉屑灰岩组成，厚度为142～1446 m，双壳、腕足类生物化石丰富，伴生有少量海胆、菊石、鹦鹉螺等，时代为巴通期。夏里组分布较为局限，由紫色、灰色、灰绿色长石石英砂岩、泥质粉砂岩夹黄灰色泥灰岩与暗灰色生屑鲕粒灰岩组成，偶夹钙质结核或石膏层。砂岩中普遍发育低角度交错层理、双向交错层理、楔型交错层理及低角度冲洗交错层理、波痕，发育浑圆状、椭圆状砂球、砂枕构造，为三角洲-滨海环境沉积。该组保存有较完整的双壳类、介形虫、腹足类、菊石类及棘皮动物化石，局部尚见植物碎片，形成时代为巴通-卡洛维期［76］。上侏罗统索瓦组主要分布于盆地的中部，由深灰色中厚层含有机碳生物灰岩和生物礁灰岩组成，岩性单调，展布稳定、生物化石类型繁多。其中造礁生物为珊瑚、藻类、叠层石。菊石、腕足和双壳类化石十分丰富，时代为牛津期-基默里期［77～83］。雪山组为羌塘地区侏罗系的最高层位，由海陆过渡相杂色或以紫红色为主的砾岩、砂岩、粉砂岩夹灰绿色泥灰岩、微晶灰岩组成，菊石、腕足和双壳类化石十分丰富，时代为提塘期。上侏罗统—下白垩统分布于乌兰乌拉湖-当曲-木塔-北澜沧江断裂带北侧，由基性火山岩组成，不整合于前侏罗系之上。印支期发育紧闭-中常背斜，轴向北西，轴面陡立。侏罗纪—早白垩世褶皱为一系列大型复背斜和复向斜。其中的向斜开阔宽缓，背斜紧闭倾竖，构造组合形态为隔挡式，体现了浅（表）层薄皮滑脱构造的基本特征。白垩系为一套河湖相杂色碎屑岩夹灰岩、含膏泥（页）岩、含铜砂岩，局部有高钾钙碱性火山岩，不整合于前侏罗纪地层之上，产淡水双壳、介形虫、植物和孢粉等化石。3.新生代地层古-始新统为砖红色、紫红色、黄褐色复成分砾岩、含砾粗砂岩、砂岩、粉砂岩，局部夹泥岩、灰岩，向上变细的沉积旋回发育，产介形虫、轮藻和孢粉等化石，产状比较平缓，各地厚度相差较大，与下伏地层不整合接触。渐新统雅西措组仅分布于昌都小区，岩石组合以灰白色、浅灰色碳酸盐岩及紫红色砂岩为主，夹石膏层、含膏泥岩，连续沉积于古-始新统之上，产介形虫、轮藻、腹足和孢粉化石。基本层序和沉积序列反映以河湖相与洪积扇混合成因。中新统为陆相喷发钾玄质系列火山岩，与下伏地层呈不整合接触，岩性和岩相围绕喷发中心呈环状-半环状分布，岩石产状和厚度受火山机构控制。上新统由紫红色-橘红色砾岩、含砾砂岩，灰紫色—灰白色砂岩、粉砂岩组成多个下粗上细的沉积韵律，产介形类、轮藻、腹足和孢粉等化石，为断陷盆地洪积扇-河流相沉积。更新统分布零星，保存较少，呈半固结状，成因类型有冰碛、冰水堆积、化学堆积、冲积，与下伏地层呈不整合关系。全新统分布面积广，既有单成因的冲积物、沼积、冰川堆积、冰水堆积、化学沉积、湖积、风积，又有复合成因，如冲洪积、坡洪积等。（二）羌南-保山地层分区该分区地层分布和发育的地域性差别较大，以112道班-本塔断裂带为界，东西两侧在白垩纪以前的沉积建造有较大差异。1.前石炭纪变质岩系——吉塘岩群该岩群呈北西西-南东东向断续出露于唐古拉山隆起带南部，其名称源于李璞［131］金沙江岩系的定名（表2-6）。根据岩石类型及其组合、变质作用和构造变形的差别，分为恩达岩组和酉西岩组，两者之间以韧性剪切带为界。表2-6 吉塘岩群划分对比沿革简表（1）恩达岩组（AnCe.）由眼球状-条带（纹）状黑云斜（二）长片麻岩、混合岩、石榴二云（黑云）斜（二）长变粒岩、二云斜（二）长浅粒岩、（石榴）二云石英片岩夹斜长角闪岩、石英岩组成，相当于羌塘西部所谓的“阿木岗组”。恩达岩组被中侏罗世雀莫错组不整合覆盖，或者被印支期岩体侵入，原岩为裂谷环境泥砂质岩石夹基性火山岩［62，64］，晚三叠世遭受剪切作用和高绿片岩相动热变质作用，小型无根剪切褶皱和流变褶皱发育。（2）酉西岩组（AnCy.）位于恩达岩组南部，往往出露于地势相对较低的地方，或者深切沟谷中背斜核部，为吉塘岩群“浅变质基底”的重要组成部分［109］。岩石组合主要为（石墨）含多硅白云母石英构造片岩、黑云斜长片麻岩、黑（二）云石英构造片岩、石榴多硅白云母钠长石英构造片岩，局部夹石英岩和安山质糜棱岩，与羌塘西部的“戈木日组”相当。原岩为泥砂质沉积岩夹基性火山岩建造，经历了高绿片岩相-低角闪岩相区域动力热流变质作用和印支期低温高压蓝片岩相韧性剪切变形和绿片岩相退变质作用叠加，成为成层无序构造片岩，小型紧闭-等斜无根背、向形构造发育，褶皱形态有S型，η型，ω型。吉塘岩群有明显的构造集成性，即其内部包含前石炭纪不同时代的有序和无序岩石单元，经过强烈的构造混杂作用和韧性剪切置换改造和变质均一化过程，被早石炭世卡贡群不整合覆盖。2.石炭纪—二叠纪地层索县-左贡小区早石炭世地层仅分布于西藏察雅县吉塘与卡贡一带，称卡贡群，岩石组合以灰色板岩夹结晶灰岩为主，偶夹砾岩、薄层煤线、紫红色板岩和凝灰岩，含早石炭世有孔虫和几丁虫化石和孢粉等，属浅海相-海陆交互相沉积。多玛小区石炭纪—二叠纪地层仅见于西部多玛—查布一带。其中，石炭纪为冈瓦纳相地层［23］，富含Ambikella，Eurydesma等典型冷水腕足类、双壳、小单体珊瑚化石，厚3254 m。中二叠统鲁谷组由碱性玄武岩、陆源碎屑浊积岩与斜坡相碳酸盐岩和碎屑岩组成，厚度巨大，含 类、腕足、珊瑚、双壳类化石。3.中生代地层羌南-保山地层分区三叠纪沉积出现了很大的分野性，下-中三叠统仅发育于多玛小区西部，分布局部，欧拉组以白云质灰岩为主，下部夹泥岩、粗玄岩及放射虫硅质岩，厚度大于600 m，整合于龙格组之上。日干配错群由灰岩、砂岩、页岩和玄武岩组成，厚度变化较大，为裂谷环境开阔台地相-深水斜坡相复理石浊积岩夹基性火山岩，局部地段尚有深水环境放射虫硅质岩，岩石普遍浅变质［4，6，66，75］。索县-左贡小区仅发育上三叠统，东达村组为一套粗碎屑岩、砂岩夹结晶灰岩，角度不整合于酉西岩组之上；“甲丕拉组”、“波里拉组”和“巴贡组”的岩石组合面貌、古生物化石特征与北羌塘-昌都-兰坪地层分区昌都小区对应组的特征基本一致，大致可以对比，且两个地层分区相邻，本书暂不另起新的组名。多玛小区下侏罗统连续沉积于上三叠统之上，为一套深水相暗色细碎屑岩夹生屑灰岩，其上为浅海碳酸盐岩夹碎屑岩连续沉积，生物化石丰富。中上侏罗统为碳酸盐岩与细碎屑岩旋回式沉积。索县-左贡小区缺失下侏罗统沉积，中侏罗统雁石坪群的岩石组合特征、古生物面貌和彼此之间接触关系与北羌塘-昌都地层分区相应组是一致的，说明当时两者曾连在一起共同接受沉积，卡洛维期末海水提前退出，以致该分区缺乏晚侏罗世沉积。下白垩统发育在班公湖-怒江结合带及其北缘，东巧组分布较为普遍，下部以粗碎屑岩为主，上部为单一的碳酸盐岩地层体，厚度达1422 m，角度不整合于班公湖-怒江蛇绿质混杂岩、帮爱组之上。上白垩统与下伏地层呈不整合接触。多玛小区西部多玛一带的铁隆滩组为滨浅海相紫色、灰色碎屑岩与杂色灰岩韵律组合，厚度大于160 m。东部阿布山组为紫红色陆相磨拉石沉积，分布和发育受断裂控制。4.新生代地层羌塘地区新生代地层分布十分广泛，但出露较为零散。古-始新统牛堡组为河湖相红色粗碎屑岩磨拉石沉积。中-上新统康托组为杂色砾岩夹透镜状紫红色砂岩、粉砂质泥岩，偶夹基性火山岩，与牛堡组及其以下地层呈不整合接触。更新世—全新世地层主要沿怒江流域及唐古拉山南坡的索曲流域现代河床及其两侧阶地分布，为冲积砂砾石层。其中，更新世地层呈半固结状态，坐落于高级基座阶地上；全新世地层为松散堆积物，分布于现代河床中，或一些低级堆积阶地上［84］。
