华北型煤田奥灰水水化学和同位素特征研究——以兖州煤田为例

韩 永，刘云芳，刘德民，杨德方

(华北科技学院 安全工程学院，北京 东燕郊 101601)

0 引言

华北型煤田是我国重要的煤炭基地，煤炭产量超过全国总产量的60%[1]。目前，华北煤田浅部煤炭资源已近枯竭，因此，深部煤炭资源的开展势在必行。华北煤田东部的开采深度快速增加，主要煤矿的开采深度已经达到600m，并且仍在以约12m/a的速度增加[2]。煤炭的深部开采和浅部开采之间存在明显的不同在于“三高一扰”的环境，也就是高应力、高温、高岩溶水压和采矿扰动[3]。华北型煤田主采煤层(石炭二叠系煤层)沉积于岩溶较发育和水量丰富的奥陶系灰岩之上，随着开采深度的加大，其下覆的奥陶系灰岩水(简称奥灰水)的水头逐步增大，对隔水底板的压力也不断增加，另外，采掘扰动可能会造成断层或裂隙活化，形成导水通道[4]，因此，华北型煤田主采煤层(石炭二叠系煤层)的开采受到的奥灰水的威胁在逐步加大。为了保证煤矿的安全开采，必须研究奥灰水的水文地球化学和同位素特征。

水文地球化学和同位素的理论和方法，能够有效地揭示地下水的循环特征，在矿井突水水源的判别、地下水径流通道的确定、不同含水层水力联系判别、治水效果判别等方面有重要的作用[5]。另外，也有助于供水水源地的评价。国内外利用水文地球化学和同位素理论和方法研究地下水循环特征及煤矿水害防治方面的研究比较多[6, 7]。但是，针对笔者研究区的奥灰水的水文地球化学和同位素特征的研究还非常少。因此，本文的目的是研究奥灰水的水文地球化学、同位素特征和奥灰水的循环特征，为矿井突水水源的判别、地下水径流通道的确定、不同含水层水力联系判别提供参考。

1 研究区概况

研究区(东滩矿、鲍店矿和兴隆矿)位于山东省兖州煤田的中部。泗河和白马河分别流经研究区西部和中部(图1)。兖州煤田为一向东倾伏、轴向北东-南西向的向斜构造，地层倾角较为平缓，一般小于10°(图2)。北东向的褶皱构造、主要近南北向和近东西向的两组区域性断层为主要地质构造(图1)。

图1 研究区水文地质示意图

从整体上看，区域内部大中型断层不甚发育，次级断层比较少。地层系统自下而上分别为太古界(Ar)、寒武系(∈)、奥陶系(O)、石炭系(C)、二叠系(P)、侏罗系(J)和第四系(Q)(图2)。研究区的含煤地层为山西组和太原组地层。位于含煤地层底部的奥陶系地层厚度为450-750m。

矿区对生产有影响的主要含水层自上而下为：第四系下组砂砾层含水层，侏罗系底部砂岩含水层，二叠系砂岩含水层，石炭系薄层灰岩含水层(组)，奥陶系灰岩含水层。煤田的西部、北部、南部为奥灰露头区，东部为峄山断层，构成一完整的水文地质单元(图1)。煤田南部、西南部及北部、西北边界，分别与邹西、曲阜、曹洼奥灰水源地(两水源地系人为分界)相邻，东面以峄山断层为界。边界外奥灰水与煤田内奥灰水有着直接水力联系，同时还通过上覆第四系含水层间接补给煤田内煤系含水层。总体上，奥灰水流向为从北向南。

图2 兖州煤田地质剖面图

2 研究区奥灰水水文地球化学特征

2.1 奥灰水水化学类型

奥灰水所有水样都集中分布在Piper图的上部(图3)，水化学类型比较单一。93个水样为Ca-Mg-SO4型水，3个水样为Ca-Mg-SO4-HCO3型水。由此可见，奥灰水的水化学类型主要为Ca-Mg-SO4型，这种水化学类型的地下水在海相夹石膏的灰岩地层中较为常见，处于由Ca-HCO3型向Na-Cl型水过渡的中间阶段。

图3 奥灰水piper图

2.2 总溶解固体

煤系地层底部下伏奥陶系含水层为矿区主要含水层。奥灰水矿化度较高，变化范围为1,330.3～3,555.4mg/l，平均2,464.4mg/l，属中等矿化度(1,000～3,000mg/l)和高矿化度水(大于3,000mg/l)。

TDS从北到南增加，这表明总体上地下水从北向南流动，而且水循环条件北部要好于南部。因此，当用TDS作为水源识别的一个参数时，必须考虑TDS在空间上的变化来提高突水判别的准确度。

表1 奥灰水离子浓度统计表

2.3 主要离子浓度特征

2.4 离子对TDS的贡献

TDS和主要离子之间的关系能够直观地反映离子浓度在水化学演化过程中的变化，也能够用来推测地下水中的离子来源。对于阳离子来说，Ca2+和TDS之间有最好的线性相关性(R2= 0.978)，随着TDS的增加，Ca2+的增加速度是最快的。同样地，Mg2+、Na++K+和TDS之间也有相对较好的线性关系，Mg2+、Na++K+的增加速度远小于Ca2+(图4)。

图4 TDS和阳离子关系图

图5 TDS和阴离子关系图

2.5 饱和指数特征

饱和指数(SI)能够用来确定水和矿物之间的平衡状态。使用Phreeqc计算了主要矿物的饱和指数。奥灰水中方解石、白云石的饱和指数都大于零，意味着地下水中这些矿物基本已经过饱和。绝大多数奥灰水样的石膏和硬石膏饱和指数小于0，表明奥灰水中石膏和硬石膏未饱和，而且奥灰水沿着水流路径不断溶解石膏或硬石膏，直到石膏和硬石膏的饱和指数大于0。

从图6可以看出，方解石和白云石的饱和指数在0以上变动。而且随着TDS的增加，它们和TDS之间没有线性关系，这表明方解石和白云石无法保持溶解或沉淀。而石膏的饱和指数小于0，并不断溶解，而且石膏的饱和指数与TDS之间有很好相关性，这说明地下水总是有能力溶解石膏。

图6 TDS和饱和指数关系图

图7 石膏饱和指数和离子关系图

2.6 Cl-和TDS在地下水流场中的变化

通过前面的分析可以知道，Cl-和TDS有较好的相关性。通常，在相对封闭的地下水系统中，Cl-和TDS沿着地下水流向不断增加，因此，Cl-和TDS能够用来推断地下水流向。

北部地下水水头高于南部，这表明地下水总体上由北向南流。但是，在X-FO2-2C、D-O2-DX3和D-O2-D1孔附近(图8)水头存在低值，主要是因为在采矿期间地下水的排泄降低了这些地方的水头。通过对比图8和图9可以看出，在地下水流场中，Cl-和TDS等值线图之间较为明显的一致性。Cl-和TDS浓度在北部大于南部，而且在水头值低的地方，Cl-浓度和TDS相对较高，这表明地下水流向也与Cl-浓度和TDS有一定的一致性。这无疑证明了地下水水头与Cl-和TDS分布的一致性。因此，在该地区Cl-和TDS的分布能够一定程度上得出地下水的流向。

图8 奥灰水等水头线图

图9 Cl-等值线图

3 奥灰水同位素特征

3.1 δ18O和δD分布特征及水循环

LWML是分析δ18O和δD特征的基础，但是在研究区没有能够获得雨水样，因此，必须推测研究区的LWML。从IAEA全球降水同位素网络(GNIP)获取了1986-2003年研究区附近的天津、石家庄、郑州、太原、烟台的δ18O和δ2H数据，利用δ18O和δ2H的加权平均值得出可以代表本研究区的LWML：δD=7.80δ18O+6.28 (VSMOW)。

从δ18O和δD可以看出奥灰水属于深部地下水，奥灰水的δ18O变化范围是-9.3‰～-10.0‰，平均为-9.7‰；δD的变化范围是-66.0‰～-75.0‰，平均为-69.9‰。奥灰水点位于左下角，并在LWML附近(图10)，这说明奥灰水与大气降水关系密切，大气降水是奥灰水的主要来源。

图10 δD和δ18O关系图

奥灰水整体处于LMWL的左下部(图10)，其δ18O和δD值远小于潜水井和大气降水。这一方面说明奥灰水不是当地降水的就地补给，这与已有的研究认为奥灰水部分来自于北面、西面和南面的奥灰露头区相一致；另一方面说明，奥灰水可能在较冷的环境下获得补给。

3.2 氚同位素特征

中国缺乏连续的观测资料，只有个别年份的氚浓度记录，如1963年为400 TU，因此采用一些关键年份的氚浓度来分析地下水的年龄(图11)。

图11 中国地下水中氚随时间变化图[8]

1) 奥灰有5个样品(13、16、20、22、23)的氚值小于1 TU，说明这些样品代表的地下水为1960年前补给的地下水。

2) 奥灰有9个样品(1、2、3、4、5、6、7、8、29)的氚值在15.2～23.7 TU之间.这些水样的氚值较高，位于1962～1964年和1978年补给的地下水与1986～1993年和1996～2002年补给的地下水之间(图11)，所以可能是1962～1964年补给的地下水与1986～1993年或1996～2002年补给的地下水的混合；也可能是1978年补给的地下水与1986～1993年或1996～2002年补给的地下水的混合。无法具体判定是哪个时间段降水的补给。

3)奥灰有14个水样(9、10、11、12、14、15、17、18、19、21、24、25、26和28)的氚值为2.2～14.5 TU，这些水样点主要位于1960年与1986～1993年1996～2002年间补给地下水氚变化线之间(图11)，也无法判别这些水样的具体补给时间段。但可以确定的是这些水主要是1960年前的补给水和1986年后的补给水的混合。

4 结论

本研究区LWML：δD=7.80δ18O+6.28(VSMOW)。灰水与大气降水关系密切，大气降水是奥灰水的主要来源。通过与第四系和降水的δ18O和δD比较比较，奥灰水不是当地降水的就地补给，另外，奥灰水可能在较冷的环境下获得补给。

由于缺乏连续的观测资料，只能用氚浓度来定性分析地下水的年龄。氚值小于1 TU为1960年前补给，15.2～23.7 TU部分为1960后补给，2.2～14.5 TU的地下水为1960和1986年补给的混合。

[1] 高柏, 王广才, 周来逊, 等. 华北型煤田岩溶水水文地球化学研究进展[J]. 水文地质工程地质, 2009, (3): 59-63.

[2] 虎维岳. 华北东部深部岩溶及煤矿岩溶水害特征[J]. 煤田地质与勘探, 2010, 38(2): 23-27.

[3] 何满潮,谢和平，彭苏萍，等. 深部开采岩体力学及工程灾害控制研究[J]. 煤矿支护，2007(3)：1 - 14.

[4] Wu Q, Wang MY. Characterization of water bursting and discharge into underground mines with multilayered groundwater flow systems in the North China coal basin[J]. Hydrogeology Journal, 2006, 14: 882-893.

[5] 王广才，段琦，常永生. 矿井水害防治中的水文地球化学探查方法[J]. 中国地质灾害与防治学报，2000,11(1)：33-37.

[6] 李向全，侯新伟等. 太原盆地地下水系统水化学—同位素特征研究[J]. 干旱区资源与环境，2006，20(5)：109-113.

[7] 陈陆望，桂和荣，胡友彪等. 皖北矿区煤层底板岩溶水水化学特征研究[J]. 煤田地质与勘探，2003，31(2)：27-31.

[8] 杨郧城, 侯光才, 马思锦. 鄂尔多斯盆地地下水中氚的演化及其年龄[J]. 西北地质, 2004, 36(1): 97-100.