采煤驱动下的晋东泉域地下水循环特征及模式

采煤驱动下的晋东泉域地下水循环特征及模式

晋东大型煤炭基地位于山西省东南部。它是中国最大的无烟煤供应基地，也是国家规划和建设的14个大型煤炭基地之一。笔者在前期研究基础上，选择晋东煤炭基地辛安泉域为典型研究区，综合应用近70a来岩溶大泉流量、河水径流量、矿井涌水量、降雨量等动态监测资料，系统分析煤炭开采对岩溶大泉流量、岩溶地下水位、地表径流量和地下水循环的影响，揭示不同阶段岩溶大泉衰减机制及主要影响因素。成果可为基地煤炭资源和地下水资源合理开发利用、地质环境保护与修复提供科学依据。研究区域的基本结构与水文条件浊漳河河谷出露地概况辛安泉域位于山西省东南部、太行山中段西侧，行政区包括长治市(除沁源县)的12个县市区及晋中市的榆社县，泉域总面积为10950km辛安泉群出露于长治市的潞城、平顺、黎城3县(市)交界处的浊漳河河谷，目前泉点仅在南流村—北耽车乡一带出露，泉水出露标高580～630m,2017年泉水平均流量为3.6m区内四季变化显著，多年平均气温为10.9℃。多年平均降雨量为566.74mm,总体呈下降趋势，最大年降水量1010.4mm,最小年降水量265.7mm。区内年均蒸发量1678.7mm,年最大蒸发量1810.4mm,年最小蒸发量为1372.1mm。地下水补径排特征辛安泉域地下水类型包括松散岩类孔隙水、碎屑岩类裂隙水和碳酸盐岩类裂隙岩溶水。区域含水层及水文地质特征如图2所示。松散岩类孔隙水主要赋存于长治盆地、襄垣盆地和黎城盆地，含水层为第四系全新统和中更新统砂、砂砾石层。富水区主要分布于浊漳河及部分支流河谷、河漫滩、一级阶地处及局部黄土台地。降雨入渗补给是孔隙水的主要补给来源，此外还接受河流入渗、灌溉水入渗及基岩山区侧向径流补给。碎屑岩类裂隙水主要赋存于三叠系、二叠系和石炭系地层中，区内以三叠系二马营组、刘家沟组以及二叠系石盒子组砂岩为主要含水层，广泛分布于长子县、屯留县以西及襄垣县以北，主要接受大气降水补给。由于各类岩层的裂隙发育程度及裂隙在平面上分布的不均一性，使之富水性亦不均匀，有泉点出露，局部承压自流。碳酸盐岩裂隙岩溶水是区内重要的地下水类型和供水水源，主要含水层为中奥陶统灰岩和寒武系鲕粒灰岩。在泉域东部及东北部碳酸盐岩裸露区，岩溶地下水的补给来源主要为大气降水入渗补给及地表水渗漏补给；在长治、襄垣、黎城盆地等碳酸盐岩埋藏区，岩溶地下水的补给来源主要为地表水渗漏补给、孔隙水及裂隙水通过文王山地垒、二岗地垒等构造处或岩溶天窗的越流补给。晋获断褶带以西，岩溶水由南、西、北向潞城市汇流，晋获断褶带以东，岩溶水由北、南向下游排泄带汇流。主径流带有3条，位于襄垣—黄碾—潞城浊漳河河谷、长治—潞城盆地、壶关至潞城山间盆地以及下游辛安泉镇—北耽车浊漳河河谷。屯留以西为岩溶水径流滞缓区。浊漳河下游南流—北耽车乡一带为泉群主要排泄带，主要泉群有王曲泉群、湾里泉群、实会泉群及北耽车泉群。煤系耐水层分布特点辛安泉域现有煤矿122座，主要含煤地层为石炭系太原组和二叠系山西组，煤系地层总厚度139～180m,可采煤层为3号、9号和15号，目前主采煤层为3号煤。原煤产量自1976年后快速增加，年增长0.008亿t;自2002年后原煤产量急剧增加，年增长0.047亿t,2017年原煤产量达0.91亿t(图3)。区内煤田地质构造条件简单，煤层倾角平缓，埋藏深度自西向东逐渐增加，屯留县、鲍店镇以西埋藏深度达500m以上。煤层主要分布在长治和襄垣盆地以西，以东为碳酸盐岩裸露区，局部覆盖薄层第四系。煤系地层自东向西上覆含水层由第四系含水层逐渐过渡为二叠系石盒子组含水层，下伏含水层主要为奥陶系峰峰组含水层，煤层间含水层主要为石炭系太原组和二叠系山西组含水层。石炭系含水层与奥陶系含水层中间存在本溪组泥岩隔水层，区域上稳定分布。区内矿井涌水量最大为39.89万m采矿业对该地区水环境的影响区内采空区面积达188.28km地表径流和基流量除大气降水外，地表水渗漏是区内岩溶地下水的主要补给来源之一，因此选择浊漳河石梁站进行地表径流量和基流量演变过程研究。该站位于浊漳河下游(图1),河流径流量能够代表辛安泉域地表水总体特征，也是除岩溶水外的地下水集中排泄带。1956—2016年泉域内浊漳河径流量总体呈下降趋势(图4),径流量下降速率为0.77×10选取年枯水月份(3个月)径流量的平均值，采用直线平切的方法对基流量进行了计算，结果见表1。3个阶段基流量所占天然径流量的比例均值分别为32%,38%和45%,表现为上升趋势。地表径流量和基流量与大气降水关系密切，但第2阶段与第1阶段相比，降雨量减小幅度仅为15.8%,而径流量和基流量分别减小了38.2%和57.6%。因此，采煤对地表径流量和基流量影响较大。主要影响途径有：①受采煤影响，3号和15号煤层开采导水裂隙带发育高度分别为75～112m和68～153m,裂隙沟通主要含水层，甚至直达地表，使得区域裂隙水和孔隙水水位下降，局部呈疏干状态，造成地下水向河流的排泄量减少；②大气降水沿导水裂隙带快速入渗至地下，减少了地面径流的产生；③局部地表水沿导水裂隙带向采空区及地面沉陷区汇流。第3阶段与第2阶段相比地表径流量有所恢复，是因为随着采矿活动向西扩展，煤层埋深加大，开采深度加大，导水裂隙带影响范围有限，对地表水的形成基本不会产生影响。第3阶段与第2阶段相比基流量所占比例有所增加，说明地下径流条件发生明显改变，分析其原因，主要是该阶段煤炭开采量剧增，开采活动导致煤层上覆含水层地下水漏失，大量裂隙地下水汇入矿坑，而后排入地表水中，转化为基流量，使得河流中地下水占比明显增加。年—采煤对岩溶地下水位的影响为研究采煤活动对岩溶地下水位的影响，选取4个岩溶地下水水位动态监测点，分析1972—2017年序列岩溶地下水位动态变化特征(图5)。动态监测点信息见表2。根据岩溶水动态监测资料分析，除留村监测井外其他3个井的地下水位动态特征基本一致。从烈士陵园岩溶井水位动态来看，1972—2017年岩溶水位下降了29.8m,年降幅为0.66m。1976年以前煤炭开采初期，岩溶地下水位变化不大，水位标高为665～666.2m。1976—2003年，岩溶地下水位由666.2m降至641.0m,降幅达25.2m,年降幅为0.93m,呈快速下降趋势，该阶段煤炭产量和矿井涌水量大幅增加。而岩溶地下水开采量显著增加为1987年，泉域下游2个重要的供水井群山西化肥厂和长治市自来水先后开始供水。因此，与岩溶地下水开采相比，煤炭开采是岩溶水位下降的主要因素。主要影响途径有：①如第3.1节中所述，采煤导致河川径流量减小，使得地表水在流经河床与岩溶地层直接接触的渗漏段时，漏失量减小，导致其对岩溶水的补给量减少；②孔隙水和裂隙水位的大幅下降，局部甚至疏干，使得上覆含水层通过岩溶“天窗”向岩溶水的补给量减少。因此，区内采煤对岩溶地下水的影响主要为减少其补给量，属间接影响。受2003年丰水年影响，2004—2007年岩溶地下水位略有回升，回升幅度为6.0m,随后下降至2013年的636.9m。2004—2013年岩溶水位下降4.1m,年降幅0.41m;2013—2018年岩溶水位下降1.8m,年降幅0.36m。侯堡和地委2个岩溶水井水位与烈士陵园监测井表现为相似的动态变化特征。留村岩溶水井位于碳酸盐岩裸露区，受气象因素影响较大，波动起伏较大，水位动态呈局部岩溶水动态特征。煤炭产量和岩溶水开采量快速增长岩溶大泉动态是反映北方岩溶区煤炭基地地质环境演变的重要标志性指标。经调查分析，辛安泉流量总体呈下降趋势(图6)。1956—2017年总共62a间，大泉流量由14.4m1956—1976年，大泉流量为8.87～16.03m1977—2002年，区内煤炭产量和岩溶水开采量快速增加。煤炭产量由0.05亿t/a增至0.34亿t/a,矿井涌水量由0.77×102003—2017年，煤炭产量急剧增加，增幅达208.5%,矿井涌水量由4.72×10基于水源混合比例的相位计算中深层地下水水为进一步研究采煤驱动下辛安泉域地下水演变特征，本次应用浅层地下水主要代表泉域孔隙水、浅层裂隙水和浅层岩溶水。其主要特点是同位素特征值较高，中深层地下水主要代表泉域深部岩溶水、中深层裂隙水和少部深层孔隙水。其主要特点是同位素特征值中等，深层地下水主要代表西部滞流区深部裂隙水。其主要特点是同位素特征值极低，计算多元水混合比例的方法1=三元水混合比例计算公式为==1=式中，地下水所占比例分布根据地下水与地表水混合特征，应用同位素方法进一步定量分析研究区地表水-地下水转化关系(图8),与基流切割分析结果相互验证。沿地表水分布做混合线，选取混合线右上角的地表水端元、左下角降雨线附近的地下水端元，进行混合比例计算，采用两元水混合比例计算公式。计算结果表明(2017年数据),自上游浊漳北源至下游浊漳河(石梁站以上)①～④区段(表4),所计算的河水中地下水所占的比例分别为93%,76%,66%和41%,说明从上游至下游河水中地下水所占比例逐渐下降。至岩溶水排泄带上游，地下水所占比例为41%,这与基流切割所计算的比例相近(2016年基流量比例为43%)。需要说明的是，开展计算分析的石梁站点位于排泄带上游，下游为泉域岩溶水集中排泄带，因此在石梁站以上岩溶水对地表水贡献微弱。近年来，孔隙地下水水位虽有波动，但无明显上升趋势，故孔隙水并不会影响基流量的大小。所以计算站点河水中地下水主要为裂隙含水层地下水。同位素定量分析结果进一步证实自2002年以来受煤炭开采影响，裂隙水疏排量加大，在地表水中比例构成加大。周边岩溶水水源区内采煤所排放的地下水主要为煤炭开采过程中的矿坑排水及煤层气开采过程中的排水。矿井水氘氧同位素分布如图7所示，所在位置如图1所示。煤层气排水M3,M4为开采二叠系山西组3号煤层中的煤层气过程中所排放的地下水，氘氧同位素值低，具有深部地下水的特征，与深部裂隙水分布一致，与其他水源无明显联系。因此，煤层气M3,M4排水水源构成为深部裂隙水。经分析，煤层气排水M5为开采二叠系山西组3号煤层中的煤层气过程中所排放的地下水，3号煤层及下部15号煤层均未进行开采，故该地下水不存在岩溶水来源的可能。煤层气排水M5的氘氧同位素为-59.0‰和-7.9‰,该点周边孔隙水氘氧同位素范围为-70‰～-67‰和-9.5‰～-9.0‰;裂隙水为-72.0‰～-70‰和-10‰～-9.0‰;当期雨水为-17‰和-4.0‰。经裂隙水、孔隙水和雨水三元混合比例计算(图9),有2种混合模式：①裂隙水占比为78%,雨水占比为22%;②孔隙水占比84%,雨水占比为16%。第1种混合模式可能性较大。矿坑水M1为二叠系山西组3号煤层开采过程中的矿坑排水，下部15号煤层未进行开采，故该矿坑水不存在岩溶水来源的可能。矿坑水M1的氘氧同位素为-76‰和-10‰,该点周边孔隙水氘氧同位素范围为-64‰～-61‰和-8.5‰～-7.5‰;裂隙水为-82‰～-80‰和-11.2‰～-10.8‰;当期雨水为-45‰和-7.2‰。经裂隙水、孔隙水和雨水三元混合比例计算(图10(a)),仅存在一种混合模式，即裂隙水和孔隙水的混合，裂隙水比例为55.6%～75.8%,孔隙水比例为24.2%～44.4%。矿坑水M2为石炭系太原组15号煤层开采过程中的矿坑排水，存在有岩溶水来源的可能；该点表层仅有薄层第四系覆盖，无孔隙地下水分布。矿坑水M2的氘氧同位素为-67.0‰和-8.8‰,该点周边裂隙水为-68‰～-66‰和-9.0‰～-8.5‰;岩溶水为-73‰～-71‰和-10.0‰～-9.5‰;当期雨水为-45.0‰和-7.2‰。经裂隙水、岩溶水和雨水三元混合比例计算(图10(b)),存在2种混合模式：①裂隙水和雨水的混合，裂隙水比例为95.6%,雨水比例为4.4%;②裂隙水、岩溶水和雨水的混合，裂隙水所占比例为62.1%～75.0%,岩溶水为22.3%～34.5%,雨水为2.7%～3.4%。可见，矿井水的水源构成主要为裂隙水，其次为孔隙水，雨水和岩溶水所占比例较小，即采矿活动主要破坏裂隙水和孔隙水含水层，使得裂隙水和孔隙水位大幅下降，甚至疏干，而对岩溶水含水层的破坏较小。地表渗流补给分布除大气降水外，岩溶地下水受地表水渗漏及孔隙水的越流补给影响显著，同位素特征表现为氘氧同位素值明显偏高。选取典型地表水渗漏段和第四系岩溶“天窗”越流段进行多元水混合计算。结果表明，在襄垣县西营镇、上遥镇西社村、北耽车乡赤壁村、史回乡马池沟村等河流渗漏段，地表水补给所占比例可达63.7%～84.5%;在文王山地垒、二岗地垒等构造部位，河水及孔隙水补给占比达20%左右；在第四系与奥陶系灰岩直接接触部位，孔隙水通过岩溶“天窗”越流补给占比达41.6%～66.7%。可见，地表水渗漏与孔隙水的越流补给，是岩溶水的重要补给来源。受煤炭开采影响，地表径流量的减小、孔隙水位的下降，均会引起岩溶水的补给量减小，造成岩溶地下水位的下降及岩溶大泉流量的衰减。地下水流系统结合辛安泉域水文地质条件及区域水流系统，构建了煤炭开采条件下的辛安泉域地下水循环模式，可划分为采煤影响下的局部地下水流系统、浅部地下水流系统和深部地下水流系统(图11),循环模式剖面局部地下水流系统主要为采煤影响区水流系统，煤炭开采直接影响上覆孔隙水及裂隙水含水层，间接影响下伏岩溶水含水层。煤炭开采之前，孔隙水流动主要受地形控制，向河流排泄；裂隙水流动主要受地层及岩层倾向控制，多以泉点形式排泄。受采矿活动影响，矿区范围内“三带”发育，孔隙地下水和裂隙地下水通过导水裂缝带向采空区径流，导致部分孔隙水疏干、裂隙水位大幅下降及部分裂隙泉点干涸。第四系沉陷区因受黏土隔水底板的影响，地下水虽未疏干，但却形成了新的汇流中心，区域上为地下水位低值点。采空区内地下水主要由裂隙及孔隙地下水汇流补给、大气降水入渗补给及局部地表水渗漏补给，水质普遍较差，高硫煤矿区往往形成酸性矿坑水，pH值多小于6.0,溶解性总固体多大于1000mg/L,水化学类型以SO浅部地下水流系统主要为山地和盆地的孔隙水、浅层裂隙水及浅层岩溶水系统。地下水主要接受大气降水与地表水补给。地下水径流方向受地形地貌、风化裂隙带发育条件、岩层倾向及构造的控制，以附近河谷为排泄基准面，向河谷径流排泄。地下水径流距离短，循环积极，TDS普遍较低，一般为200～400mg/L,水化学类型以HCO深部地下水流系统主要为区域岩溶水系统。地下水补径排条件主要受区域地质构造、地层岩性等因素的影响。地下水主要接收岩溶裸露区的大气降水入渗补给，以及覆盖区的上覆含水层的越流补给，岩溶水主径流带为地下水主要径流通道，以岩溶大泉为主要排泄方式向下游集中排泄。含水层埋藏深，地下水径流距离远，岩溶水动态稳定，径流带处岩溶水TDS一般为300～600mg/L,水化学