鹤壁矿区奥陶系灰岩地下水水文地球化学特征及反向模拟

2018-09-11武亚遵潘春芳曹飞龙王子杰

水资源与水工程学报 2018年4期

武亚遵，潘春芳，林云，曹飞龙，王子杰

(1.河南理工大学资源环境学院，河南焦作 454000； 2.中原经济区煤层(页岩)气河南省协同创新中心，河南焦作 454000)

1 研究背景

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或寒武系灰岩之上，随着采煤深度的不断增加，煤系地层下伏的奥陶系岩溶地下水(以下简称奥灰水)水头也不断增大，与此同时作用在煤层隔水底板的压力也不断增大，加之采掘扰动造成的断层或裂隙活化形成的导水通道[1]，严重威胁着深部煤炭资源的安全开采。煤矿的开采不仅改变了岩溶地下水天然的补给、径流和排泄条件，而且还通过采动裂隙加大了各含水层之间的水力联系，致使底板岩溶地下水水质发生变化，甚至恶化[2]。近年来，一些学者对煤矿开采引起的矿区地下水化学特征及地下水环境的变化进行了研究，如乔小娟、陈陆望、郝春明等[3-7]。地下水化学特征及其变化规律是矿井突水水源识别的重要依据[8-10]。为保证安全开采，同时确保矿井涌突水灾害发生后能快速识别突水水源，需对奥灰水的水文地球化学特征进行系统研究。

位于太行山东南缘的鹤壁矿区属典型的华北型煤田，区内奥陶系灰岩含水层厚度巨大，岩溶发育，补给充沛，富水性强，严重威胁着矿区各煤矿的安全开采，底板突水事故时有发生。同时岩溶地下水又是鹤壁市重要的供水水源，其对城市发展与居民生活具有重要意义，如何在保障煤矿安全生产的基础上，保护矿区岩溶地下水资源，是目前亟待解决的难题。为此，部分学者进行了诸多尝试，如王仲阳等[11]、邓清海等[12]、李建林等[13]先后根据鹤壁矿区6个主要含水层水化学成分的差异性，采用主成分分析法，建立了鹤壁矿区突水水源Bayes判别模型和BP神经网络判别模型。王进尚等[14]从煤的成因、地质构造、含水层富水性等方面入手，探讨了矿区奥灰水突水原因，并提出了针对性的防治措施。杨静等[15]基于水资源再利用的角度，探讨了矿区矿井水的水质特征及其资源化技术。这些研究成果为保障煤矿的安全开采和资源综合利用提供了技术支撑。然采煤影响下的岩溶地下水变化特征如何？有何规律？目前尚不明晰。为此，本研究以鹤壁矿区奥陶系灰岩地下水为研究对象，采用Piper图、离子组合比例分析法等分析煤矿开采以来不同时期(1985、1999、2010和2017年)岩溶地下水的水文地球化学特征，识别了地下水中主要组分的来源以及演化规律，并借助PHREEQC软件进行定量分析，为矿区岩溶地下水资源的开发利用和保护提供依据。

2 研究区概况

鹤壁矿区位于河南省北部太行山东麓，地形整体上自西北向东南倾斜。区内出露地层主要有寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、新近系和第四系。其中奥陶系主要以碳酸盐岩地层为主，主要岩性为灰岩、白云岩、夹泥质灰岩，局部夹有燧石团块。奥陶系地层是石炭-二叠系含煤地层的基底，在矿区西部山区广泛出露。区域地层总体呈有一定角度的单斜构造，倾角5°～35°，主要呈SN走向，偏向NE。区域构造以断裂为主，伴随小型褶曲。矿区对生产有影响的主要充水含水层包括奥陶系灰岩岩溶裂隙含水层(简称“奥灰”)、太原组第二层灰岩岩溶裂隙含水层、太原组第八层灰岩岩溶裂隙含水层、二1煤顶底板砂岩裂隙含水层及新近系砾岩孔隙含水层。其中，奥灰含水层厚度为420 m，位于二1煤底板下160～180 m，主要由巨厚灰岩和砾状灰岩组成，岩溶裂隙发育，富水性强，露头面积大，接受大气降水与地表水补给，承压水头高，对开采太原组底部煤构成严重突水威胁，对开采二1煤的矿井也有一定威胁。

3 资料来源及研究方法

图1 研究区奥灰岩溶地下水取样点分布图

运用Piper三线图对奥灰水的主要特征离子进行分析，运用离子比例分析和主成分分析法识别地下水中主要离子来源及影响其含量的水岩相互作用，借助PHREEQC软件对2010和2017年岩溶水进行反向水文地球化学模拟。

4 结果与讨论

4.1 水化学类型

根据收集的1985、1999和2010年的奥灰岩溶水的常规离子的分析资料及2017年野外取样的岩溶水水质资料，绘制出煤矿开采不同阶段岩溶水的Piper三线图见图2。

图2 不同开采阶段奥灰岩溶地下水Piper图

4.2 岩溶水中主要离子来源

地下水水文地球化学演化的控制因素是多方面的，离子含量比关系是地下水演化物质来源分析的有效手段之一。地下水中组分之间的比例关系常用于研究一些水文地球化学问题[16]。为了解地下水演化过程中的主要水化学过程，绘制研究区地下水中主要离子的比例关系图见图3。

地下水中Na+和K+主要来源于盐岩、长石和云母等矿物的溶解[17]。地下水中Na+和Cl-的关系通常被用来研究Na+的来源，如果盐岩的溶解作用是地下水中Na+的主要来源，则Na+与Cl-的比值为1[18]。图3(a)显示，大部分水样沿1∶1比例线两侧均匀分布，表明奥灰水中主要Na+主要来源是岩盐的溶解作用。2010年的水样大部分位于比例线上方，表明Na+相对于Cl-含量的富集。阳离子交替吸附作用或奥陶系侵蚀裂隙中的硅铝酸盐矿物(如钠长石和蒙脱石)的风化溶解，可以引起Na+相对于Cl-的增加[19]，反应方程式如下：

(1)

2.33NaAlSi2O8+8.64H2O+2CO2=

Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2+

(2)

2017年奥灰水主要位于比例线的下方，表明Cl-含量相对较高，可能由于反向离子交替吸附作用引起Na+含量减少或者Cl-有其他来源。自1985年至2017年，奥灰水中Na+与Cl-相对含量的变化表明相关的水岩作用发生了变化。

(3)

(4)

(5)

(6)

(7)

1985、1999和2010年的奥灰水水样点多集中分布于1∶1石膏全等溶解曲线上方，说明石膏溶解对水中Ca2+的含量有所贡献，但是Ca2+还有其他非碳酸盐岩来源，如硅酸盐矿物的风化作用等。

4.3 主成分分析

图3 奥灰岩溶地下水不同离子组合关系图

表1 奥灰水主成分荷载值

从表1中可以看出各个分析变量在主成分F1、F2上的荷载值分布情况。荷载值大于0.5表明这个变量可以作为解释这个主成分的主要因素[25]。在主成分F1上Ca2+与Cl-的荷载值较高，Ca2+的高荷载是受到碳酸盐岩及含石膏沉积物的溶解与含钙矿物的风化作用的影响[26]。地下水中Cl-主要来源是岩盐或其他氯化物的溶解、含氯矿物的风化溶解以及海水和人为污染。氯盐的溶解度大，Cl-不易被土粒表面吸附，是地下水中最稳定的离子，并随着地下水流程增加而增，因此可用Cl-说明地下水化学演化的历程[27]。Cl-的高荷载与Na+的负荷载说明F1上岩盐的溶解作用不大。在F1上Ca2+与Cl-共同的高荷载表明地下水的永久硬度较高。在F1上SO42-的荷载值较小，表明石膏的溶解作用影响不大。因此F1代表碳酸盐岩的溶解作用与地下水咸化。

在主成分F2上Mg2+与SO42-的荷载值高，分别为0.96与0.84。地下水中Mg2+主要来自于含镁的碳酸盐岩(白云岩与泥灰岩)的溶解作用，SO42-在地下水中主要来自含石膏或其他硫酸盐岩的溶解以及硫化物的氧化，使得原本难溶解的S以SO42-的形式大量进入水中。F2上Ca2+的荷载值为-0.01，表明石膏的溶解作用影响较小。煤系地层中黄铁矿的含量较高，原来相对封闭的含水层因采矿活动的影响而逐渐开放[28]。在这样的环境里，黄铁矿容易被氧化产生SO42-，如方程7所示。采矿活动使得岩溶地下水与其他流经煤系地层的地下水产生水力联系[29]，水质受到影响。因此主成分F2可以表示黄铁矿氧化作用与碳酸盐岩的溶解作用。

4.3.2 水化学演化将样品的分析变量分别乘以主成分的得分系数，然后相加，得到岩溶水在不同主成分上的得分。为了揭示不同时间段内岩溶水中水岩相互作用过程及其变化规律，将111个岩溶水的3个主成分得分制成散点图见图4。图4表示不同时间内奥灰水的主成分得分，得分大于0表示该主成分对水化学影响较大，得分小于0，表明该主成分对地下水的水化学组分没有显著的影响[30]。

从图4中可以看出1985和1999年奥灰水的分布规律基本相似，奥灰水在图4(a)和图4(b)中的位置主要在F1得分轴的零点两侧，左侧的水样受到碳酸盐岩溶解与地下水咸化的影响较小，分布在右侧的水样主要水岩作用为碳酸岩盐的溶解作用。图4(a)中，几乎所有岩溶水在F2上的得分均小于0，表明1985和1999年奥灰水的水化学成分基本不受黄铁矿氧化作用的影响。图4(b)中，位于F3零轴以上的奥灰水受阳离子交替吸附作用与硅酸盐矿物风化溶解的影响，F3得分小于0的奥灰水中化学组分受阳离子交替吸附作用和硅酸盐矿物风化溶解作用影响不大。

2010年，奥灰水沿着F1轴的位置变化较小，表明碳酸盐岩的溶解作用对奥灰水的影响变化不大；在图4(a)中的位置向F2轴的上方移动，表明黄铁矿氧化作用对奥灰水的影响增大，但是仍有部分奥灰水受到的影响较小；图4(b)中大部分水样位于F3零线以上，表明其受阳离子交替吸附作用影响变大。

2017年奥灰水在图4(a)中大部分在F2轴上的得分大于0，表明黄铁矿氧化作用对奥灰水的影响较大；部分奥灰水在F1上的得分大于0，这部分奥灰水中主要水岩作用为碳酸盐岩的溶解，另一部分奥灰水F3得分小于0，表明碳酸盐岩的溶解作用对其成分影响小；大部分奥灰水在F3上的得分小于0，说明阳离子交替作用与硅酸盐矿物风化溶解对奥灰水影响较小。

4.4 反向水文地球化学模拟

为定量描述岩溶水中的主要组分反应过程，借助水文地球化学模拟软件PHREEQC对2010和2017年岩溶水进行反向水文地球化学模拟。选择地下水的渗流路径时，考虑岩溶地下水的水动力条件以及水化学组分的空间变化特征[31]，模拟路径由两个水样点构成，方向大致与等水位线垂直。通常情况下沿着地下水流向，随着由水岩相互作用的不断进行，地下水中TDS值呈增加趋势[32]。据此，可利用TDS值的等值线图大致判断研究区内地下水的流向[33]。因此利用TDS等值线图和区域水文地质条件来选定模拟的路线。2010和2017年岩溶水的TDS等值线图分布如图5所示。

根据研究区TDS的空间分布特征，最终确定了6条模拟路径，各取样点的主要离子浓度资料列于表2。

根据鹤壁矿区的水文地质条件、含水层岩性特征、岩石成分测试结果及岩溶水的水质分析结果，选取方解石、白云石、石膏和岩盐作为参与水岩作用的主要矿物相。另外，在碳酸盐岩的溶解过程中CO2全程参与，CO2也作为模型的输入相。阳离子交替吸附作用用NaX和CaX2表示。

图4 岩溶地下水主成分得分图

图5 奥灰地下水TDS等值线图

表2 地下水样品的离子浓度mg/L

根据水样测试结果，选择Ca、Mg、Na、Cl、C(4)、S(6)作为约束变量。

在反向模拟中，往往得出一系列可能的反应过程，不存在一个绝对正确的答案[34]，对于结果的解释需要结合水文地质条件以及含水层的岩性，从而得出更接近实际情况的地下水演化过程。

饱和指数(SI)是水文地球化学中经常用到的一个能够判断和研究矿物相在地下水中的饱和状态的指标。当SI>0时，表示该矿物相对水溶液处于过饱和的状态；当SI=0时，表示水溶液与矿物处于平衡状态，当SI<0时，表示矿物相对水溶液未达到饱和状态[35]。经过软件的处理，各水样的矿物饱和指数计算结果见表3。从表3中可以看出，各取样点的石膏与岩盐的饱和指数几乎均小于0，处于不饱和状态，表示其在地下水中有进一步溶解的趋势。白云石与方解石的饱和指数大部分大于0，有沉淀的趋势。

利用PHREEQC对选定的6条模拟路径进行了模拟，将模拟的结果列在表4中，根据结果讨论每条路径上的水岩相互作用。

表3 地下水矿物饱和指数SI

表4 地下水模拟路径模拟结果汇总 mmol/L

注：正值代表溶解量，负值表示沉淀量。

路径4模拟的是2017年岩溶水从补给区到径流区的反应，主要发生了方解石的沉淀，白云石、石膏与岩盐的溶解，阳离子交替吸附。白云石与石膏的溶解量大于方解石的沉淀量，Ca2+、Mg2+与SO42-的浓度增加。岩盐发生溶解，Cl-含量增加，Na+的含量小于Cl-是阳离子交替吸附作用的结果。路径5模拟了2017年岩溶水在径流区的水岩作用过程，主要发生的反应为方解石、石膏与岩盐的沉淀，白云石的溶解，阳离子交替吸附。方解石与石膏的沉淀量大于白云石溶解，Ca2+与SO42-含量减少，Mg2+的含量增加。岩盐沉淀量大于阳离子交替吸附引起的Na+增加量，Na+与Cl-含量降低。路径6模拟了2017年径流区到煤矿排泄区的水岩作用过程，主要反应为方解石、石膏与岩盐的溶解，白云石的沉淀，阳离子交替吸附作用。方解石与石膏的溶解量大于白云石的沉淀量，Ca2+与SO42-含量增加，Mg2+含量减少。岩盐的溶解使得水中Na+与Cl-含量增加，另外，阳离子交替吸附使得水中Na+含量减少，Ca2+含量增加。从岩溶水的水质分析结果来看Ca2+与SO42-含量增加了，然而SO42-含量高于Ca2+，而罗村的岩溶水中石膏未达到饱和状态，有进一步溶解的趋势，说明位于五矿的罗村的岩溶水也受到了采煤活动的影响。

从模拟结果来看，补给区与径流区矿物转移量小于排泄区，与实际情况相符。岩溶水从补给区到径流区，流动速度快，水岩作用不充分。从径流区到排泄区，地下水流动变缓，与围岩的相互作用时间增长，水岩作用充分。位于煤矿区的岩溶水中SO42-、Cl-与TDS的含量较高，表明受采煤活动产生的采动裂隙与流经煤系地层的地下水发生水力联系，水质受到影响。2017年岩溶水中SO42-与Cl-含量普遍高于2010年，表明采矿活动对水质的影响随时间增强。