5.2.5.1　简介

大岗山水电站位于大渡河中游石棉县挖角乡境内，坝址区位于桃坪至挖角的峡谷段，为大渡河干流规划的第14个梯级电站。

大渡河大岗山段峡谷位于大渡河中下游，地貌区划属川西南高山区中部，紧邻川西高原区向川西南高山区的过渡区域。西侧的贡嘎山是区内北东向和北西向两组断裂彼此交织形成的菱形断块，在第四纪以来差异性强烈抬升形成的断块山。区域内山顶面海拔一般为3000.00～4000.00m，地势总体呈西部高东部低、北部高南部相对低的分布特征。

受太平洋、印度洋与青藏高原大气环流的影响，研究区气候为以亚热带季风气候为基带的山地气候，冬季温暖干燥，春末夏初干旱多风，夏季闷热。据四川省气象局资料显示，该区平均气温为17.2℃，最高温度40.2℃，最低温度-15.0℃。如图5.5所示。

降雨量从时间分配来看，存在季节性的差异较大，5—9月期间的降雨量占全年降水量的86.3%。另据石棉县气象局多年日降雨统计数据，5—9月石棉县平均月降雨日数均在16d以上，高出了该月非降雨日数，侧面反映了该区汛期降雨的连续性特征。

图5.5　研究区气象要素曲线图

在区域上大岗山及其外围属大渡河流域中游下段，河谷形态具有深切曲流河谷地貌特征。区内水系网的河流级序可分为干流大渡河及其三级支流，两岸支流各具特点；左岸水系主要呈树枝状，而右岸水系主要呈格状与平行状，右岸支流总体比左岸较长。区内河系的发育受区域性大断裂（大渡河断层、磨西断层）控制明显，总体显示出主要受川西高原区域强烈抬升、区域构造及岩性控制的水系发育特征。

（1）区域地质构造。

区域构造线方向主体为SN—NNW，由大量平行紧密线状的断裂和褶皱清晰地表现出来。与区域内强烈的断裂构造形成鲜明对照的是，区内褶皱构造不太发育，而形成区域规模的断层在该区内多达十余条，且大部分延伸长、规模大，这些断裂的发育构成了区内主要构造格局，其规模不但较大，并具有明显的多期活动性和近活动的特征，如图5.6所示。

（2）河谷区地质环境特征。

研究区位于黄草山断块西缘，西距大渡河断裂4km、磨西断裂4.5km，东距金坪断裂21km，河谷区不存在区域性断裂发育，构造形式以沿脉岩发育的挤压破碎带、断层和节理裂隙为特征（肖颖，2011）。

研究区断层主要有三组：近SN向、NNW向和NNE向，多沿辉绿岩岩脉发育（约68%），断层破碎带宽多在0.1～3m之间；其中，近SN向断层最为发育（许俊，2012）；NNW向断层次发育，断面倾向SW，倾角中等-陡，以F1、F2断层规模较大，破碎带宽度不小于1m，其余都小于1m（多数为0.3～1m）；此外，研究区还发育NE向、NEE向、NW向、NWW向和近EW向断层断层大多沿辉绿岩脉及其与花岗岩的接触面发育（吴铸，2011）。

河谷区的节理构造具有多种成因，其中包括：晋宁—澄江期花岗岩侵位时由岩浆冷凝收缩形成的产状水平或近于水平的原生层节理，以及上凸状及下凹状弧形节理；有印支—燕山期构造运动三个构造变形幕的构造应力作用而形成的陡倾角、中等倾角和缓倾角构造节理；还有由后来表生地质作用形成的卸荷节理等。大岗山地区河谷节理构造优势方位见表5.3。

图5.6　区域构造纲要图

表5.3　大岗山地区河谷节理构造优势方位

大岗山河谷地带出露的岩石主要为澄江—晋宁期中深成花岗岩和浅成辉绿岩脉，以及少量由这些岩石经热液和构造作用改造而形成的热液蚀变岩和动力变质岩（包祎，2011），第四系松散堆积层零星分布于古夷平面、浅割沟底和河谷地带，其特征如图5.7所示。

图5.7　大岗山地区地层岩性分布图

1—黑云正长花岗岩（γk24-4）；2—黑云二长花岗岩（γ24-1）；3—第四系堆积物；4—辉绿岩脉（β）；5—大渡河；6—大岗山水电站坝址；7—主要断层

5.2.5.2　异常承压水表现

区域性承压热水的水位动态变化特征主要包括承压孔的流量动态变化特征和深部裂隙承压水对地震及固体潮的动态响应分析。

（1）承压孔流量变化动态特征。由表5.4可知，开孔初见流量一般处于稳定流量的5倍以上，从初见流量至相对稳定涌水量之间衰减较快，表明承压孔存在不同的自流阶段，承压含水裂隙介质中的裂隙水存在不同的承压泄流机理，在开孔涌水初期流量主要表现为承压含水裂隙内高压水流在短期内弹性释放的泄流特点，这种流量的弹性释放主要来自三个方面：一是地下水自身的弹性释放；二是承压水储存介质（裂隙）的弹性释放；三是连通的裂隙及死端裂隙的地下水流随着压力的减小而汇集到钻孔中所形成的流量增大效应。

表5.4　承压孔流量动态变化特征表

（2）深部裂隙承压水对地震及固体潮的动态响应分析。研究区位于鲜水河断裂构造的NNW向磨西断层下盘，区内D211钻孔开口高程为968.65m，井深501.17m，套管深度25.97m，以下为裸眼；观测层位95.82～501.17m，水温在35℃左右，稳定水头高度+40.27m，稳定涌水量10L/s。D211（地震观测川-02）自开孔以来水位呈下降趋势，1988年4月以前水位动态曲线平稳，最大年变幅度小于0.06m，1988年9月至1992年底年变幅度增大，最大年变幅度为0.107m。该钻孔受地表水及气压影响较小，河水位和气压影响分别为+3.2mm/m，-0.21mm/mmbar，对固体潮汐及地震的响应较为敏感（胡先明等，2000）（图5.8、图5.9）。

图5.8　D211孔长观水位动态变化特征

图5.9　D211水位与固体潮理论值对比图（2013年4月）

5.2.5.3　承压水的控制结构分析

“异常”承压水的控制结构为大岗山谷坡水文地质结构。大岗山段谷坡水文地质结构具有岸坡陡倾角脉状含水结构（断层、岩脉）与缓倾展布的脉状、裂隙密集带含水结构围限组合的特征。研究区裂隙岩体为地下水的主要含水介质，按水文地质结构类型划分，河谷区主要发育有两种水文地质含水结构，即脉状含水结构、裂隙网络含水结构。

1.脉状含水结构发育特征

脉状裂隙含水结构主要由断层破碎带及其影响带、岩脉裂隙带构成，根据倾角的不同，又可分为缓倾展布脉状型和陡倾展布脉状型。其渗透介质与裂隙网络状含水结构相同，以裂隙介质为主，透水性比裂隙网络状含水结构较强，多与裂隙网络相连通，是地下水运移主要通道，也是构成不同含水层地下水间的水力联系通道。脉状渗透裂隙含水结构具有明显的各向异性，其延伸方向的渗透性明显大于垂直延伸方向的渗透性，裂隙水往往沿着脉状发育方向运移。

（1）断层发育特征。

按照断层发育的规模，大岗山段河谷区断层可分为三级，即主控断层、次级断层和小断层。主干断层总体特征表现为具有一定的延伸长度（一般贯穿整个大岗山，延伸长度在数公里以上）和一定厚度的断层破碎带（破碎带宽度达数米），破碎带物质多由孔隙发育较好的各类构造岩组成，因而这类断层带的导水性表现得尤为突出，往往形成区内主要的导水和储水通道（表5.5）。(www.daowen.com)

表5.5　主断层含水结构特征表

F1、F2两条主控断层贯穿整个大渡河大岗山段Ω形河湾，均沿辉绿岩脉发育，岩脉及断层带中多呈角砾岩化、劈理化型破碎特征；旁侧花岗岩亦有一定程度的破裂，裂隙较为发育，局部多为裂隙密集带。平洞揭露F1破碎带处裂隙水呈线状涌出且水量较大（PD12平洞16.0m及25.0m处最强），在地表发育断层带上发育有裂隙下降泉，表明主控断层裂隙带在区内导水特性最强。

（2）岩脉发育特征。河谷区辉绿岩脉型脉状裂隙含水结构的几何特征主要包括岩脉的产状特征、延伸长度、宽度和空间组合形态。

通过对平洞揭露及地表的辉绿岩脉（709个测位点）进行统计分析，结果表明河谷区辉绿岩脉主要优势产状有4组：①产状为N6°E/NW∠61°；②产状为N35°E/NW∠66°；③产状为N63°W/SW∠81°；④产状为N1°W/NE∠62°。可见区内辉绿岩脉走向主要为近SN—NE，倾向NW，少量倾向NE，倾角较陡，多大于60°，此外仅有少量辉绿岩脉走向NWW，倾向SW。

2.总体延伸长度及宽度特征

根据目前的勘探条件，在地表上揭露的辉绿岩脉延伸规模不一，短的约为40m，长的可达1400m，多数分布在100～200m。由于岩脉的实际延伸长度无法通过平洞完全揭露，因此唯有通过其宽度对其发育规模进行统计分析。通过对河谷区平洞及地表辉绿岩脉的统计分析表明，岩脉宽度差别较为明显，小的处于1～2cm，宽的则会超过20m；其中岩脉宽度小于50cm的岩脉约占总数的42.7%（150个），随着岩脉宽度规模的增大，其个数总体上呈减少的趋势，如图5.10所示。

3.岩脉带内部裂隙发育及破碎结构特征

通过调查，河谷区岩脉中发育的裂隙主要有三组：第一组为走向近SN，陡倾，与辉绿岩脉和花岗岩接触界面近平行，这一组最发育；第二组为走向近SN，缓倾，与辉绿岩脉和花岗岩接触界面近垂直，这一组较发育；第三组与辉绿岩脉走向不同，其内部裂隙有一组走向近EW（NWW），陡倾。

第一、第二组裂隙的发育主要控制了岩脉导水作用的方向性，第二、第三组裂隙的发育主要控制了岩脉垂向导水作用。由于这一组最发育，并且岩脉和花岗岩接触界面近平行延伸，这种特性决定了岩脉延伸方向成为导水能力最大的方向。

5.2.5.4　系统特征及成因机制

1.库区结构面特征分析

图5.10　岩脉宽度统计直方图

由于大渡河大岗山段河谷区的地质构造环境较为特殊与复杂，岩体内构造结构面形式主要有断层，以及具有一定延伸长度、产状平缓的缓裂和构造裂隙。在岸坡表层，由于风化、卸荷作用影响较大，局部发育有密集均匀、无明显方向性、连通性较好的层状风化裂隙水，一般风化壳规模有限，风化裂隙含水层水量不大，就地补给就地排泄。在基岩内，由断层（破碎带及影响带）、岩脉和裂隙分别构成了脉状裂隙含水结构及裂隙网络含水结构；这种类型的裂隙含水系统之间没有或仅有微弱的水力联系，表现出强烈的不均匀性及各向异性。

图5.11　河谷区钻孔揭露高程统计直方图

2.承压水承压机制模式分析

（1）承压水埋藏分布规律。河谷区收集97个钻孔，其中26个钻孔揭露承压水，如图5.11所示，在谷底岩体高程900.00m以上无钻孔揭露承压水，这主要是谷底浅表岩体受风化卸荷作用影响程度较大的原因。研究区地壳强烈抬升，大渡河河谷下切速度快，造成两岸谷坡陡峻，再加上应力场的不断调整，使谷底岩体受卸荷的强烈影响，在一定程度上增大了各方向导水裂隙的隙宽及数量。由于卸荷风化作用是由表及里的影响，致使浅表层岩体导水裂隙的增多，导水能力增强，增大了由表到深部的裂隙水渗透能力，并减弱了浅部岩体的不均匀性，因此在谷底表层不能构成裂隙水的承压条件。

在高程900.00m以下，随着钻孔揭露高程的降低（揭露深度加大），出现承压孔的概率会迅速加大，在800.00m以下承压水揭露概率会达到50%以上，表明承压水在河谷深部是普遍存在，不是偶然条件下产生的。这是因为随着深度的增加，风化卸荷作用会随之减弱，构造裂隙介质的各向异性及不均匀性会不断增大，岩体的导水能力也会不断衰减，形成承压水的储存环境就越有利。

（2）承压储水空间分析。据谷底钻孔揭露，各钻孔不同高程均有中—缓倾角裂隙密集带发育，但分布不均，带间距离离散性较大，发育程度不同。横向上各孔中—缓裂隙密集带、中—缓倾角小断层带一般不能相连，但存在与岸坡SN向、NE向、EW向等陡倾角导水脉状裂隙带连通的特点。根据区内构造特征，推测此类中—缓裂隙密集带及缓倾角小断层带延伸长度一般较短，一般不超过10m。承压水钻孔中—缓裂隙密集带及中—缓倾角小断层带主要特征的统计结果表明：其倾角多在10°～35°，密集带厚度变化较大，隙面多平直，粗糙、新鲜，普遍附钙膜。

岩脉、断层裂隙带是岩体裂隙水的导水廊道，地下水储水量较大，径流较顺畅；由于研究区陡倾角岩脉及其伴生断层与中—缓倾角岩脉分支、花岗岩内断层裂隙带多数以“丁”字形及“十”字形组合形成脉状裂隙水通道，在谷底新鲜岩体内缓倾角岩脉、断层裂隙带中就比较容易发育承压裂隙水。勘探钻孔竖直进入岩体，由于岩脉及其伴生断层倾角较陡，而岩脉分支、花岗岩内断层裂隙带倾角为中—缓，因此，钻孔就较容易揭露中—缓倾角岩脉分支、中—缓倾角断层裂隙带及缓倾角裂隙密集带内的裂隙承压水。

图5.12　揭露承压含水带埋深与承压高度及测压水位关系图

（3）承压水承压机制模式分析。依据揭露裂隙承压水钻孔的30次测压水位、承压高度分别与裂隙承压含水带埋深进行回归分析，由图5.12可知，而承压带埋深与测压水位线性回归程度较差，R2仅为0.0772。这与一般裂隙水流系统在河谷地带随钻孔深度增大测压水位增高的现象表现不同，表明大渡河大岗山段河谷地带裂隙承压水的承压机理与裂隙水流系统在河谷带排泄而引起的承压效应是有区别的。

钻孔揭露裂隙承压水含水带的埋深与承压高度随之增大，线性回归程度较为显著，R2为0.9099；这表明承压裂隙水承压机制的主控因素为大岗山独特的河谷水文地质结构，承压水头的承压势能主要来自岸坡裂隙水的水力传导作用，而不是区域上升水流总势能超过位置势能所产生压强势能的释放。同时，岸坡构造裂隙水水位受构造裂隙含水结构发育特征控制，可形成1040.00～1100.00m的高水头，而所有揭露承压水水头高程多在950.00～1040.00m，低于岸坡构造裂隙水水头。若承压水承压性能由区域水流控制，则揭露的承压高度可能超过岸坡构造裂隙水，这与实际条件不符合。表明裂隙水具有承压性是由谷坡独特的水文地质结构引起的，与区域地下水的区域上升水流关系不大。

由图5.13可知，测压水位与裂隙承压含水带分别集中分布在高程940.00～980.00m段与高程750.00～900.00m段内。大渡河大岗山段河床高程为945.00m左右，由此表明大渡河作为区域排泄基准面，在排泄高程上影响着地下水水流的流动与承压裂隙水的承压势能。

图5.13　裂隙承压水的承压特性频率分布特征

研究区承压水均有温度高的特点，主要是因为区域地下热水在大渡河河谷区沿岩脉及其伴生断层上升，上升途中在脉状导水通道内与浅部循环的冷水混合，浅部混合较轻即冷水占主导作用。随着深部的增加，混合的热水含量越高，其温度及水化学特征也逐渐接近热水（图5.14）。

在大岗山段河谷区承压水部分具有中低温热水的特点，其中钻孔揭露（D211等）或以温泉（大岗山坝区北侧W2桃坪温泉）的型式出露，从承压裂隙水温度与承压高度及测压关系特征也可以看出这种特点，水温与承压高度线性相关程度较好（R2为0.7609），而与测压水位相关程度较低（R2为0.3091），表明承压高度越大，温度也会随之增大的规律。

图5.14　河谷裂隙承压水温度与承压关系特征图

承压高度、水温度与承压特性关系表明，河谷区承压水的承压机理与控水裂隙结构有较大的关系，具体表现为裂隙系统与河谷地形特征控制着该类型承压水的成因，而区域水流系统上升水流的承压效应对其影响相对较弱。裂隙型谷坡水文地质结构具有非均匀性及各向异性，致使岸坡构造裂隙水的水位主要受构造控制，导致在坡内一定深度存在高水头构造裂隙水，受峡谷地带岸坡与谷底较大的地形差影响，陡倾角脉状含水结构（断层、岩脉）形成区内裂隙水的主要渗透途径和储存空间；在陡倾角裂隙脉状含水构造发育的情况下，裂隙型河谷区局部水流系统径流深度往往要比均匀介质河谷区深得多，即河谷地带虽然存在着区域上升水流的排泄，但在岸坡局部水流控制带内其水力特征更偏向于岸坡型局部裂隙水系统（图5.15）。

图5.15　河谷区承压裂隙水形成的模式图

研究区内缓倾展布的脉状含水结构在局部相较陡倾角裂隙较为发育，尤其以大角度与陡倾角主干导水脉状含水结构交错的缓倾角裂隙带及断层更为发育；由此可见大岗山段河谷水文地质结构由岸坡陡倾角脉状含水结构（断层、岩脉）与缓倾展布的脉状、裂隙密集带含水结构围限组合所构成，故处于位置较低的河床裂隙水在岸坡相对较高的水头压作用下便具备了承压性，由此可见大渡河大岗山段峡谷区揭露的裂隙水承压性受谷坡水文地质结构与岸坡构造裂隙水的高水头控制。