基于分布式光纤温度示踪探测裂隙岩体地下水渗流特征*

符韵梅 董艳辉 谢月清 周志超 王礼恒 张 明⑥

(①中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院页岩气与地质工程重点实验室，北京 100029，中国)

(②中国科学院地球科学研究院，北京 100029，中国)

(③中国科学院大学，地球与行星科学学院，北京 100049，中国)

(④南京大学，地球科学与工程学院，南京 210023，中国)

(⑤核工业北京地质研究院，北京 100029，中国)

(⑥国家原子能机构高放废物地质处置创新中心，北京 100029，中国)

0 引 言

近年来，深部地质工程逐渐成为研究热点，高放核废料的深部地质处置、深部裂隙油气藏储层的勘探与开发、二氧化碳的地质封存、页岩气开发中的水力压裂等深部工程使得裂隙岩体地下水渗流及溶质运移规律的试验和理论研究得到了广泛的重视(王驹等，2006；郭永海等，2007；吴宇，2010；汪勇，2013；琚宜文等，2014；李馨馨等，2019)。相对于孔隙介质，由于裂隙本身发育情况和空间分布的非均质性，裂隙岩体中的地下水渗流场分布及溶质运移规律也具有强烈的非均质性(Bonnet et al.，2001；宋晓晨等，2004；祝云华等，2008)。断裂带及大裂隙作为地下水流动及溶质运移的“高速”通道，往往对裂隙岩体中流场及溶质的分布起到决定性的作用(Caine et al.，1996；Tsang et al.，1998；Illman et al.，2009)。认识场地尺度下裂隙岩体中地下水的渗流特征(流速、流向、渗流路径)，是预测裂隙岩体中地下水流动行为的基本前提，也是目前裂隙岩体地下水渗流规律试验及理论研究中的重大问题之一(Neuman，2005)。

在实际场地中，一般通过跨孔流量试验、水力响应试验，或溶质示踪试验认识裂隙介质中钻孔地下水的渗流特征(Paillet，1998；Williams et al.，2002；Illman et al.，2009)。在场地的某几个钻孔中进行抽水、注水或投入示踪剂，在其他钻孔中进行采样及观测，基于获取的水力响应信息或溶质浓度变化认识地下水在裂隙介质中的主要渗流路径，对场地裂隙网络的渗透特性进行研究(Yeh et al.，2000；Sharmeen et al.，2012)。示踪试验也可以对场地中地下水的对流速度或溶质扩散速率进行定量化的研究(Becker et al.，2003)。虽然跨孔流量或水力试验、溶质示踪试验等方法可以较好地识别出裂隙介质中地下水的流动，但这些方法往往要求安装多个分层监测系统或频繁地采样，后续分析测试所需的时间及经济成本也十分高昂。为了定位钻孔中的连通裂隙，跨孔的水力实验往往需要在一个或多个钻孔中安装地下水分层监测系统以便在固定的深度段进行抽注水；溶质示踪试验通常也要求对地下水进行分层采样，对多个深度段以某一时间间隔进行重复取样分析；这些往往是实际场地中限制研究分辨率的主要因素。因此，为了更好地观测识别裂隙介质中的地下水渗流特征，应该考虑一种成本低，易于操作，且能实现连续性监测(时间及空间上的)天然示踪方法。

温度作为地下水的天然示踪剂，早已被研究人员引入水文地质领域进行应用(Anderson，2005；Saar，2011)。光纤技术的发展使得温度测量技术由温度探头的点式测量发展到分布式光纤温度传感器(Distributed Temperature Sensors，DTS)的连续测量，极大地扩展了温度监测的空间和时间连续性，也在水文地质研究中开辟了更宽广的应用领域(Shanafield et al.，2018)。由于能实现高精度、高分辨率、连续性强的温度监测，DTS近年来逐渐被研究人员用于场地尺度下裂隙岩体中的地下水渗流特征的识别研究，并在该方向展现出良好的应用前景(Bense et al.，2013)。就裂隙岩体而言，裂隙或周边围岩的温度场分布可能会受到地下水流的扰动，使钻孔中的垂向温度剖面出现异常，这些异常可用于识别裂隙的分布及地下水的流动状态。基于钻孔垂向温度剖面的异常变化，对地下水的渗流特征进行识别，定位钻孔中连通裂隙的位置，获取水头、流速、流向等水力响应信息，甚至可据此进一步推测连通裂隙的水力性质(传导系数)，分析钻孔之间的水力联系模式(Bense et al.，2016)。

近年来，尽管国外基于分布式光纤测温技术已经开展了大量的裂隙岩体地下水渗流特征识别研究(Freifeld et al.，2008；Tyler et al.，2009；Klepikova et al.，2011；Read et al.，2015；Sellwood et al.，2015；de La Bernardie et al.，2018；Maldaner et al.，2019)，国内现有文献主要应用该技术对地表水-地下水交互作用进行研究(黄丽等，2012；刘传琨等，2014；沈晔，2014)，鲜少该技术在裂隙地下水渗流特征识别研究方面的应用。

本研究结合分布式光纤测温技术与交叉水力试验原理，在低渗岩体钻孔中开展现场试验，利用分布式光纤测温系统与水位计探头，对试验过程中钻孔地下水水位、温度的变化进行同步观测，获取钻孔温度-深度剖面对水力变化的响应。然后通过建立数值模型，模拟试验钻孔及周边岩体的渗流-传热过程，对钻孔中地下水的渗流特征(流速及渗流路径)进行了识别研究。研究成果可为我国高放废料处置选址及地下实验室工程提供数据支撑，同时为基于分布式光纤测温的裂隙介质渗流场非均质性研究提供借鉴。

1 现场试验

1.1 现场试验概况

本次试验场地位于甘肃省北山地区，地理位置为甘肃省河西走廊以北，属内蒙古额济纳旗及甘肃肃北县。甘肃北山地区是我国高放废物地质处置库场址首选预选区，其中新场地段是我国首座地下实验室场址所在地，该地段花岗岩体较为完整，基岩渗透性很低，岩体风化或构造发育的节理、裂隙和断裂是地下水储存和径流的主要空间通道，地下水的赋存及径流条件表现出强烈的非均质及各向异性(Wang et al.，2018)。选取位于该地段花岗岩中的BSQ02及BSQ03钻孔(以下简称B2及B3)作为本次试验钻孔开展温度-水力试验，以识别钻孔中可能存在的导水裂隙。

B2孔深78m，水位计测得该钻孔水位埋深为地表下24.75m；B3孔深75m，水位计测得水位埋深为地表下24.25m，两钻孔直线距离约为18m。据钻探资料，B2与B3钻孔中均分布有多条裂隙(图1)。其中B2钻孔中50～60m深度的两条裂隙距离很近，统一编号为B2-4；B3钻孔50m深度处有多条相邻裂隙分布，统一编号为B3-3。

1.2 现场试验方案及参数

为了监测钻孔中地下水位及水温的变化，钻孔同时布设了分布式光纤及水位计。分布式光纤将用于监测孔口(地表)至钻孔底部的垂向温度变化。水位计布设于钻孔底部，用于监测抽水试验过程中地下水位的变化，获取底部断裂带流入(或流出)的地下水温度。

本次共进行了两组现场的温度-水力试验，由于试验场地花岗岩渗透性较低，区域性的渗透系数量级约为10-8m·s-1(Wang et al.，2018)，难以开展抽水试验，因此以提水试验作为替代。第1组为B2单孔温度-水力试验，即在B2中进行提水实验时，仅同步实时监测该孔中的温度-深度曲线的变化，未监测B3孔的水位和温度变化；第2组为B2-B3跨孔的温度-水力试验，即在B3中进行提水实验，同时监测B2及B3孔中的水位与温度变化。

两组试验均按照预观测阶段、提水阶段、恢复性观测阶段3个试验阶段依次进行。其中预观测阶段主要目的是了解钻孔在提水前的背景深度-温度剖面。在确保测温仪器监测正常，读取数值不发生异常跳动后，即可开始预观测获取钻孔背景温度值。预观测时间长度根据试验时实际情况确定。单孔试验中只需获取B2钻孔背景温度，预观测阶段持续5min；而跨孔试验中需同时获取B2及B3两个钻孔背景温度，因此将预观测阶段延长至10min。提水阶段是指提水开始至结束这一时期，主要目的是对钻孔中地下水位造成水力扰动。而恢复性观测阶段的主要目的，是对钻孔水位、温度的恢复过程进行观测。

B2孔中开展的单孔温度-水力试验共持续129min。前5min为预观测阶段，只进行背景监测；第5～98min为提水阶段，共提水53.722L，平均流量为0.572L·s-1；第98～129min为恢复性观测阶段。

跨孔温度-水力试验同时在B2、B3钻孔中进行。在两个钻孔中均布设水位计探头及分布式光纤测温系统，在B3钻孔中进行提水试验的同时，监测B2及B3的水位变化及温度-深度曲线变化。跨孔试验共持续210min。前10min为预观测阶段，对两个钻孔的地下水温度进行背景监测；第11～103min在B3钻孔中进行了提水试验，共提水69.882L，平均流量为0.572iL·s-1；第103～210min为恢复性观测阶段。

2 数值试验

B2钻孔及周边花岗岩可被视作以钻孔中心为轴的圆柱体。为了简化计算，在模型中将钻孔及周边岩体概化为以r为半径的二维轴对称平面模型，r=0处为钻孔中心轴，r=r0处为钻孔与岩体的交界面，r=R0处为模型岩体的边界(图2)。现场试验引起的钻孔水力条件改变在钻孔中体现为上升流。

模型考虑了岩体中的热传导过程以及钻孔中的热对流过程，因此稳定流状态下钻孔中的热运移过程可以用以下方程刻画(Klepikova et al.，2011)：

(αiT)-vT=0

式中：T为温度，下标i={Fluid，Rock}表明取值域，αi=ki/ρiCi为热扩散系数(m2·s-1)；ki为热传导系数[W·(m·K)-1]；ρi为密度(kg·m-3)；Ci为比热容[J·(kg·K)-1]。钻孔中的流速为抛物线分布，遵从以下公式：

式中：r为某点距钻孔中心的距离；r0为钻孔半径；vmax为钻孔中最大流速，位于钻孔中心点。由于钻孔外的花岗岩体被视为不可渗透介质，流速为0，因此基岩中只考虑热传导过程。

模型模拟段为B2钻孔中断裂带至地表(深度约60m)。模型外边界r=R0处认为已不受试验影响，此处的温度-深度剖面受地温梯度控制：

TRock|r=R0=T0+γz

式中：γ为地温梯度；T0为地表处的定温度TRock|z=0=T0。根据前人研究(Klepikova et al.，2011)，R0的取值应大于钻孔温度变化能对地表温度造成影响的距离半径(即R0大于该影响半径时，钻孔中的温度变化不会影响地表的温度分布)。岩体底边界为热流量边界Q|z=H=-kRockγ，钻孔底边界处(z=H)的地下水温度TH|z=H根据水位计的温度示数取值。模型中钻孔的底边界还设定了流量边界，对断裂带处地下水的流入或流出进行刻画，地下水的流入温度从现场未开展提水试验时的温-深曲线中获取。钻孔与岩体的交界处为热连续边界。

根据上述概念模型，钻孔中同时存在渗流与传热两个物理场，地下水的流动导致了温度的改变。渗流过程与传热过程之间以钻孔中的地下水流速v为接口进行耦合。因此，本研究基于以上概念模型在COMSOL Multiphysics中建立数值模型，以现场监测获取的钻孔温度-深度曲线作为拟合目标，反演估算钻孔中的地下水流速，对可能的渗流裂隙位置进行识别定位。

3 试验结果

3.1 现场试验结果

图3展示了单孔现场试验中B2孔温度-深度剖面随时间的变化过程。图中0～5min为预观测阶段，展示了钻孔未经扰动下的背景温度-深度剖面；第5～98min展示了温度-深度剖面在提水条件下的响应；第98min至结束为停止提水后温度-深度剖面的恢复过程。

随着提水试验的进行，B2孔中地下水位逐渐下降。提水结束时地下水降幅约为1.85m(由1691.34m降至1689.49m)。在为期半小时的恢复性观测中地下水位又恢复至1690.07m。从图3中可看出，在预观测阶段，进入地下水位以后(24.75m深度以下)的温度约为13.5～14.5℃，较为稳定。在提水试验刚开始的一段时间(第10～50min)，钻孔中的温度-深度曲线虽然随时间有所波动，但不同深度的地下水温度波动趋势相似，未见明显差异。随着提水试验的进行(第50～70min)，钻孔中的地下水温度先少许下降，后恢复原温度；在提水试验的后半段至结束，B2钻孔35～40m深度以下的地下水温度随着地下水位的降低而持续下降，在提水试验结束时较提水前降低约1～3℃(如图3b中代表55m深度处的温度-时间曲线)，而该深度以上的地下水温度基本维持不变(如图3b中代表30m深度处的温度-时间曲线)，使得钻孔温度-深度曲线出现了明显的分段现象(见图3c中代表98min的温度-深度曲线)。在98～129min的恢复性观测阶段，随着地下水位的逐渐上升，钻孔中的温度有所恢复，至观测结束时，温度较提水结束时上升0.2～1℃，但仍未恢复至提水前。

根据图3中温度-深度剖面的变化推测，B2钻孔在30～40m深度处可能存在一条与外界相连的导水裂隙，由于提水试验造成钻孔中水位持续下降，外界地下水从此处裂隙流入钻孔补给，导致该深度出现了温度分段的现象。因此，B2钻孔中地下水可能具有两种来源，且两种来源地下水的温度不同。

图4及图5分别为跨孔现场试验中B2、B3钻孔温度-深度剖面随时间的变化过程。图中第0～10min为预观测阶段，展示了钻孔未经扰动下的背景温度-深度剖面；第10～103min为温度-深度剖面在B3钻孔提水条件下的响应；第103～210min为停止提水后温度-深度剖面的恢复过程。

在B3钻孔中开展的提水实验中，随着B3孔中的水位下降(降幅约1.9m)，B2的地下水位也逐渐下降(降幅约0.62m)，说明两钻孔之间具有水力联系。但是，两钻孔中的温度-深度剖面并没有随提水实验的进行发生明显的变化。不同深度点的温度-时间曲线的变化趋于一致，不同时间点的温度-深度曲线也没有出现分段现象，说明跨孔试验未能引起钻孔地下水明显的温度变化。

3.2 数值试验结果

以现场实际测量结果为依据，对钻孔半径r0、地表温度T0及钻孔底部断裂带地下水温度TH进行取值。花岗岩体、地下水流体的传热相关参数参考COMSOL常见材料库进行设置。基于其他同样地处新场地段，但位于完整花岗岩体的钻孔的温度-深度曲线，地温梯度取值为0.15(℃/100m)。考虑到钻孔模拟段的长度(地表至断裂带以上，共60m)，模拟岩体厚度R0取值为2m。

根据现场单孔试验获取的温度-深度剖面随时间的变化，将钻孔中地下水的渗流区分为两个阶段，第1阶段为预观测及提水前期(第5～70min)，该阶段钻孔地下水温度在垂向的分布没有明显区别，各深度点地下水温度随时间的变化趋于一致。第2个阶段是提水后期及恢复阶段(第70min至结束)，伴随地下水位的持续降低，钻孔中可能出现了其他来源地下水(温度不同于原地下水)的流入，导致温度-深度曲线出现了分段现象。针对两个阶段不同的地下水渗流特征，本研究建立了两个数值模型，分别反演第1阶段及第2阶段的渗流过程。

第1阶段的数值模型以图2的概念模型为基础：来自底部断裂破碎带的地下水充斥着钻孔内部，是钻孔地下水的主要补给源，从其他导水裂隙流入的地下水非常微弱，可以忽略。该模型以图3第5min(提水试验开始时)的钻孔温度-深度曲线为拟合目标函数，对地下水流速进行反演。

第2阶段的数值模型在图2概念模型的基础上，假设外源地下水从钻孔深度40m处的裂隙(即图1中B2-2裂隙)流入钻孔。该处流入的地下水来源于花岗岩体，温度与同一深度的花岗岩体温度一致，入流流速为vf。该模型以图3第98min时(提水结束时)的温度-深度曲线为拟合目标，对入流裂隙处的地下水流速进行反演。

图6为钻孔地下水面(z=25m)以下至断裂破碎带(z=60m)的观测温度-深度曲线与数值模拟结果的拟合对比图。由图中可看出，虽然模拟结果较现场观测曲线波动幅度较小，但符合钻孔中温度垂向分布的趋势。数值模型获得最佳拟合后的各项物性参数取值及最终反演结果见表1。

表1 数值试验模型参数取值及反演结果一览表Table 1 List of parameters and results of numerical model

4 讨 论

基于上述现场试验数据以及数值模拟结果，B2钻孔中可能存在两个地下水补给来源。根据单孔试验中B2温度-深度剖面随时间变化的云图，提水试验初期，地下水位有所下降，钻孔中不同深度地下水温度基本一致，此时钻孔中的地下水可能主要来源于底部的断裂破碎带。在提水试验后期，B2中的地下水位持续下降，直至低于周边花岗岩体裂隙的地下水位，此时周边的地下水可通过导水裂隙流入钻孔，流入地下水与断裂破碎带地下水温度的差异导致温度-深度曲线出现了分段现象。分段现象出现在35～40m深度处，而根据钻孔柱状图，B2钻孔在该深度存在裂隙B2-2，因此推断裂隙B2-2是地下水流入钻孔的渗流通道。位于裂隙B2-2深度以下的B2-3(40～50m深度段)及B2-4裂隙(50～60m深度段)也有可能存在外源地下水的流入，但可能流速较低，或流入地下水与钻孔原地下水温度差异不大，造成的温度异常被B2-2引起的异常信号所覆盖。但这种可能需要进一步的试验验证，是下一步的研究工作，本文不作深入讨论，只考虑外源地下水从裂隙B2-2中流入钻孔。

以现场试验结果为基础，建立渗流-传热数值模型进一步反映了B2孔中的地下水渗流特征。根据模型反演结果，钻孔中地下水的平均流速为0.01m·s-1，断裂破碎带地下水温度TH小于裂隙流入地下水温度Tf，两者之间的温度差ΔT为0.7℃。此时从裂隙B2-2中流入的地下水可能来自与裂隙同一深度或更深处的花岗岩体，反演获取的入流流速为1×10-5m·s-1。需要注意的是，数值模拟虽然能定量反演识别出钻孔的地下水渗流特征，定位导水裂隙，但模型的反演结果是具有多解性的。数值模拟反演出的地下水流动只是B2孔中一种可能的渗流状态，是地下水平均流速，裂隙入流地下水温度与入流流速耦合的结果。进一步的定量识别需要在目前的试验方案中加入其他监测项，以对模型的反演结果进行约束：如在现场试验中加入流速仪，在获取温度-深度剖面的基础上对异常点位进行流速监测(如B2的40m深度)，则能对模型反演估算的入流地下水温度进行约束；或考虑在异常点以水位计同时监测地下水的压力和温度变化，以水位计数据作为拟合目标，进一步提高数值模拟反演估算钻孔地下水流速的精确性。

跨孔的温度-水力试验证实了B2与B3之间的水力联系，B3钻孔中开展的提水试验引起了B2钻孔地下水位的降低，推测两钻孔地下水通过底部均存在的断裂破碎带相连。但B2并未出现类似单孔试验中温度-深度曲线分段的现象。这可能是跨孔试验与单孔试验不同的水力条件造成的。在单孔试验中，B2的地下水位降幅达到了1.85m，而跨孔试验中B2的水位降幅仅为0.62m。在这种情况下，B2钻孔受到提水试验影响的深度较小，地下水位仍然高于或基本等同于周边花岗岩体中的地下水，经由裂隙流入的地下水量很少，钻孔主要被来源于底部断裂带的地下水充斥，所以温度-深度剖面相对稳定，没有出现温度异常点或异常段。因此，今后若开展进一步研究，应加大提水流量使B2或B3孔中地下水位大幅降低，通过观测B3孔中温度-深度曲线是否也出现温度分段现象，该现象出现的深度等，进一步分析B3与外源地下水的联系，以及B3与B2中是否存在其他导水裂隙相互连通，对钻孔间的地下水渗流路径进行进一步识别。

5 结 论

本文针对我国高放废物处置库预选区、首个地下实验室场址北山新场的花岗岩钻孔(BQ02及BSQ03)开展研究，通过基于分布式光纤测温系统的现场温度-水力试验及数值模拟，对裂隙岩体中地下水渗流特征进行了识别，主要得到以下结论：

(1)根据现场单孔温度-水力试验结果，B2钻孔地下水可能存在多个不同温度的补给源。在提水试验过程中，随着地下水位的不断下降，钻孔35～40m深度的地下水温度逐渐下降，造成温度-深度曲线的分段现象，这可能是周边花岗岩体中地下水经该处B2-2裂隙流入钻孔造成的。

(2)以现场试验数据为基础，采用COMSOL Multiphysics建立的B2钻孔渗流-传热数值模型反映了钻孔中的地下水渗流特征。以钻孔温度-深度曲线为拟合项，数值模型反演估算得地下水平均流速为0.01m·s-1，钻孔底部断裂带的地下水温度TH小于裂隙B2-2流入地下水温度Tf，两者之间的温度差ΔT为0.7℃。B2-2裂隙地下水入流流速为1×10-5m·s-1。在现场试验中引入流速仪或水位计，加强对温度异常点(或异常段)的监测或将有助于约束数值模拟反演结果的多解性。

(3)以现场温度-水力试验对裂隙岩体中地下水渗流进行观测研究时，应尽可能利用大流量的提水(或抽水)试验造成大幅度的水力扰动。若水力扰动不足以引发钻孔中水力条件的改变，则温度-深度曲线很有可能不会发生明显变化，难以识别钻孔中地下水的渗流特征。

(4)由于裂隙结构及其分布的强烈非均质性，裂隙岩体中渗透流速的准确测量十分困难。本文通过基于分布式光纤测温系统的现场温度-水力试验及数值模拟，实现了对裂隙岩体中地下水渗流特征的定量识别。该研究表明分布式测温技术与数值模拟的结合应用有助于加深对裂隙岩体场地地下水渗流及热运移规律的理解，在涉及裂隙地下水的深部地质工程如高放核废物地质处置选址、地热资源开发等实际问题中具有广阔的应用前景。