开采背景下柴达木盆地东台吉乃尔盐湖氯化锂矿床变化特征

韩 光，韩积斌，刘久波，侯献华，陈金牛，曹毅章

（1.青海省柴达木综合地质矿产勘查院，青海省柴达木盆地盐湖资源勘探研究重点实验室，青海格尔木816099；2中国科学院青海盐湖研究所，中国科学院盐湖资源综合高效利用重点实验室；3.青海省盐湖地质与环境重点实验室；4中国地质科学院矿产资源研究所，自然资源部盐湖资源与环境重点实验室）

锂作为一种战略资源，广泛用于国防、航空、新能源汽车、医疗、电子通讯等领域［1-2］。 近年来，锂成为市场需求增长最快的“高科技金属”之一［1］。 在全球范围内，可将锂资源大致分为海水锂、卤水锂和矿石锂，海水中约有2300亿t 锂，是矿石锂和卤水锂资源总量的数千倍，但海水中锂含量很低，从目前的技术手段来看不具备经济利用价值［3-4］。 目前，锂盐的生产主要靠卤水锂和矿石锂两种原材料， 二者资源总量为3190万～5190万t，卤水锂和矿石锂分别约占62.6%和37.4%［2，4-5］，卤水锂资源主要分布在玻利维亚、智利、阿根廷和中国的青藏高原盐湖中［5］。相对于矿石锂， 卤水锂矿中的锂都以溶解态形式存在，卤水锂的开采成本低，开采对环保压力小［2］。 因此，从卤水中提取锂越来越受到国内外企业的青睐。

东台吉乃尔盐湖位于柴达木盆地中部， 是中国重要的卤水锂矿床之一［6-7］。 自2008年对矿区盐湖卤水进行开发利用以来， 每年从盐湖中开采大量的卤水用于生产锂产品，年均采卤量约为2.380×107t/a（企业提供）。 随着气候变化，矿区内年降雨量增多，为降低卤水锂矿床被洪水入侵的风险，2009年修建了防水拦坝，将矿区内唯一的一条河流（东台吉乃尔河）进行截流，实行人工调控补给。然而，盐湖水盐均衡是一个动态过程， 过多或过少的水量补给都会对盐湖矿床产生重大影响。 东台吉乃尔盐湖锂资源开发利用10a 中，学者们更多的关注集中在卤水锂资源的分离和提取上， 而对于盐湖资源开采前后是否对盐湖锂资源的分布、 品位产生影响以及开采前后水盐均衡是否发生变化等方面的研究鲜有报道。 因此，笔者以东台吉乃尔盐湖为研究对象，对比研究区开采前（2002年）和开采后（2018年）的水文地质钻孔资料和水化学分析数据， 深入分析开采前后盐湖卤水锂矿床的动态变化特征。 本研究为可持续开发盐湖锂矿床具有十分重要的实际指导意义。

1 盐湖矿区水文地质

东台吉乃尔盐湖矿区是一个封闭无外泄的化学沉积平原，呈西北-南东向展布，长约为30km，宽约为12km，面积约为350km2［8-9］。 东台吉乃尔河是矿区内湖表卤水的主要补给来源，2009年自矿区西部建立拦水坝，人工调控补给量为1.10×108m3/a［8-9］。根据地表出露及钻孔揭露的地层显示， 盐湖矿区地层仅为中下更新统及其以上更新统地层， 其中中下更新统地层仅在矿区周边有出露， 矿区内主要以上更新统及全新统地层为主［8］。 上更新统（Qp3）地层下部为湖相碎屑沉积，岩性为粉砂淤泥或粉砂黏土为主；地层上部为上更新统化学沉积地层在矿区中心区域分布较厚， 岩性主要为褐黄色-灰白色石盐、芒硝石盐、白钠镁矾等。全新统湖相碎屑沉积广泛分布，出露地层集中在中心区西南部边缘一带，矿区钻孔内均可见到，岩性主要为粉砂黏土；全新统湖相化学沉积广泛分布于矿区中部，岩性主要为石盐；全新统风积广泛分布于湖盆四周，堆积物以细粉砂为主，组成矿物为石英、长石等。

矿区孔隙水分布于下部石盐所夹的碎屑层中，分布连续性差，呈零星分布，含水层岩性以细砂、粉砂为主。 晶间潜水层分布于干盐滩近地表及湖底较浅部位， 与湖水直接贯通， 含水层岩性主要以中细粒石盐、含粉砂的石盐和黏土石盐为主；晶间承压水层主要分布于矿区西南部的干盐滩及湖水区以下较深部位， 承压水层上段的含水层岩性主要为细粒石盐为主，下段为粉砂石盐及黏土石盐［8］。

2 研究方法

2002年在矿区内钻探50个钻孔，共采集水样65件，其中潜晶间卤水29件、承压卤水36件；2018年在盐湖矿区钻探32个钻孔，部分钻孔采用“同深度、同孔位”原则，采集潜卤水22件、晶间卤水共37件。

孔隙度的测定： 给水度与湿度换算出同类型卤水所占体积之和与试样总体积之比即为孔隙度。 湿度的测定方法：将样品在45℃烘干称其质量获取吸附水和部分化合水的质量，再与初始样品质量之比即为样品的湿度。 给水度的测定方法：将样品分离至单晶状态，加入同类型卤水，反向法灌入的卤水体积占试样总体积之比即为给水度。

样品离子浓度的测定在青海省柴达木综合地质矿产勘查院测试中心完成， 其中K+、Na+、Li+、Ca2+采用原子吸收分光光度法测定（180-80型原子吸收分光光度计）；Mg2+采用EDTA 容量法测定；Cl-采用AgNO3容量法测定采用BaSO4重量法测定和H采用酸碱滴定法测定。

3 结果与讨论

3.1 开采前后储卤层水化学组分变化特征

表1为开采前后卤水水化学常量元素的质量浓度。

研究表明［10］，水体中Ca2+和Cl-浓度大小通常能够反映水体演化方向，当水体中Ca2+浓度增大时，水体呈淡化趋势，TDS 值减小； 当水体中Cl-浓度增大时，水体呈咸化趋势，TDS 值增大。 通过表1中开采前后卤水离子浓度的对比发现， 开采后潜卤水中Ca2+浓度明显减小和TDS 浓度明显增大，Na+、K+、Cl-浓度无明显变化； 开采后承压卤水中Ca2+、Cl-、Li+和TDS 浓度明显减小和Na+浓度增大，K+和Mg2+浓度无明显变化。 上述结果表明，开采和拦水坝截流造成潜卤水进一步浓缩，承压卤水则表现为相对淡化趋势，主要原因是由于在矿区西北部和西南部均挖有补给渠，受淡水补给的影响较大。荣光忠等［8］的研究也表明，承压卤水呈现的逆向变化特征说明承压卤水下段在矿床西南部可能与极少量地下径流的间接补给有关。

图1 开采前后卤水矿层的K+、Na+/Mg2+/Cl-、-H2O 五元相图

表1 开采前后卤水水化学常量元素的质量浓度

图1为开采前后卤水矿层的K+、Na+/Mg2+/Cl-、五元相图。 从图1看出，开采前潜卤水和承压卤水的水化学组分在五元体系25℃介稳相图中体系点的位置位于软钾镁矾和白钠镁矾过渡区，而开采后潜卤水多数体系点位于白钠镁矾相区，零星点分布于泻利盐相区， 说明潜卤水经过浓缩之后演化普遍进入钾混盐（白钠镁矾）的析出阶段；相比潜卤水，承压卤水在相图中显示无明显变化，多数体系点位于软钾镁矾和白钠镁矾过渡区， 与开采前在相图中的位置基本一致。

3.2 开采前后LiCl 矿床变化特征

根据开采前后LiCl 浓度数据对比发现，开采前潜卤水LiCl 矿床品位由西向东、由北至南呈递增趋势，潜卤水中LiCl 浓度最大值为9042mg/L，最小值为1111mg/L； 开采后潜卤水中LiCl 含量最大值为7672mg/L，最小值为790mg/L。 尽管开采后潜卤水中LiCl 品位最大值和最小值有所降低，但整体来看矿区东南部潜卤水中LiCl 品位较开采前提升，主要原因是开采导致潜卤水无法及时得到补给造成卤水浓缩；而矿区西北部较开采前呈降低趋势，可能的原因是西北部钻孔点离拦水坝较近， 潜卤水可能接受鸭湖的入渗补给， 但宏观上潜卤水矿床品位分布依然为南高北低。

承压卤水LiCl 浓度数据变化表明，开采前LiCl质量浓度为3000～4500mg/L，最大值为7392mg/L，最小值为1772mg/L，LiCl 品位由南至北降低； 开采后LiCl 质量浓度为1079～5790mg/L，最大值为8470mg/L，最小值为389mg/L。通过对比发现，除了矿区西北部个别点出现异常外，其余钻孔中LiCl 矿床品位都降低， 这一结果与上述承压卤水层相对淡化的结果相吻合。

从开采前后卤水LiCl 矿层数据对比发现，开采前潜卤水矿层的厚度为2～6m，最厚层为8.18m，厚度大于5m 的地段呈长条状位于矿区东北部一带，且分布连续稳定， 与湖盆北西-南东向构造线方向完全一致，开采后潜卤水层厚度为0～2m，卤水层厚度大幅下降，卤水层分布范围缩减，且分布在地势较为低洼、不连续地段。 在矿区中部由于大量抽取地下卤水，在抽卤泵附近水位埋深降幅较大， 且水位难以恢复，说明在抽卤泵附近由于抽取地下卤水而形成较大的“降水漏斗”，从而将原有矿区分为不连续的南北矿区两部分。 第一部分主要分布在东北部一带，呈条带状分布，分布面积约为60km2，含水层最大厚度为2.44m，最小厚度为0.52m，平均厚度为1.29m；第二部分主要分布在东南部一带，最大厚度为3.19m，最小厚度为0m，平均厚度为1.02m，分布面积约为16.94km2，主要是由于矿区南部为主采区，大量采卤导致矿区水体的补给不均衡，从而造成南部矿区潜卤水的水位下降更为明显，分布面积较北矿区大大缩减。

开采前承压卤水矿层的分布面积为176km2［8］，分布形态似勺状， 与开采前潜卤水矿层基本重叠，承压卤水矿层的厚度最大达34.41m， 最小厚度为5.68m，平均厚度为17.0m，厚度最大地段分布在矿区西南部一带， 展布方向与湖盆构造线方向一致。开采后承压卤水矿层的分布面积约为172.38km2，分布形态大部分与开采前承压卤水矿层相重叠，开采后承压卤水含水层厚度最大达34.99m，最小厚度为0.38m，平均厚度为11.22m，厚度以北西-南东向的中轴线为中心向东北部及西南部逐渐变薄， 与开采前承压矿层的分布基本一致。 随着承压卤水的大量抽取，导致矿区最大厚度中心点向矿区南部转移，厚度也随之减小。

3.3 开采前后LiCl 矿床水盐均衡变化特征

盐湖矿床形成的必要条件：1）充足的成盐元素的物质来源；2）振荡干旱的气候条件；3）充足的水动力条件［9，11-12］。 因此，水体的补给与盐类矿床形成之间存在必然的动态水-盐均衡关系。

利用水均衡公式（1）［13］和盐均衡公式（2）［13］计算开采前后LiCl 矿床的水盐均衡量。表2为LiCl 矿区开采前后水盐均衡计算结果。

式中：N、Nc分别为大气降水入渗补给的水量和盐量；P、Pc分别为地表水补给的水量和盐量；K、Kc分别为开采的水量和盐量；E 为湖表卤水和晶间卤水的蒸发量；G 为盐类固液转化量（固体盐溶解为正，卤水析出盐为负）；ΔQ 和ΔQc分别为水及盐的储量变化值。

表2 LiCl 矿区开采前后水盐均衡计算结果

1）大气降水的水盐补给量N、Nc。 实测资料显示， 开采前矿区干盐滩内潜卤水平均水位埋深为0.10m，大气降水平均入渗率为88%［8］，大气平均年降水量为21.9mm/a，湖表卤水面积为196.7km2，干盐 滩 面 积 为78km2［8，10］，由 此 可 算 出 开 采 前 降 水 入渗补给量为5.8×106m3/a；假定大气降水平均入渗率保持不变，开采后矿区内大气平均降水量为118.5mm/a［14］。 尽管柴达木盆地受暖湿化气候变化的影响而降水补给增多［15］，然而资源开发利用和湖水截流导致湖表卤水趋于干涸， 干盐滩面积扩大至274.7km2， 计算得出降水入渗补给量为2.9×107m3/a。研 究 表 明［11-12，16］，柴 达 木 盆 地 盐 类 矿 物 的 物 质 来 源主要为蚀源区第三系岩石的风化淋滤， 而大气降水补给的盐量（Nc）的贡献值很小，因此可以忽略不计。

2）地表水和地下水的补给水量P 及盐量Pc。 东台吉乃尔河是矿区唯一的地表水补给源，河流全长5km，平均河宽5m，根据多年观测资料表明（1998—2002年），其年平均流量为3.24×108m3/a［8］；由盐补给通量公式［17-18］和河水平均含盐量1.75×10-3（质量分数）［8］，计算出开采前东台吉乃尔河对LiCl 矿床年均补给盐量为5.538×105t/a［8］。 δD、δ18O［19］和87Sr/86Sr［20］同位素研究表明， 那棱格勒河流域冲洪积平原河流对地下水侧向径流补给比例范围为0.39%～12.4%，平均值为6.40%。 假定侧向补给过程中的损失量为50%， 粗略得出东台吉乃尔河地下水侧向补给量为1.0×107m3/a。 根据地下水TDS 质量浓度（748mg/L）［19］，得出地下水的补给盐量为7.8×103t/a。

开采后，由于拦洪坝的截流，人工调控年补给量为1.10×108m3/a；根据拦洪坝内蓄水池（鸭湖）内的盐量（2.910g/L），得出年补给盐量为3.201×105t/a。由于在开采盐湖资源时， 除了对盐湖矿区地下水流系统有较大影响外， 对冲洪积扇前缘的地下水流系统并没有较大影响， 故认为地下水侧向补给水量和盐量补给与开采前一致。

3）开 采 水 量K 和 盐 量Kc。 开 采 前K 和Kc为零。 自2002年至2018年，年均开采卤水量达2.380×107t/a，累计开采盐量达3.808×108t/a。

4）蒸发量E。 蒸发量包括湖水的蒸发量和晶间潜卤水的蒸发量，利用公式（3）［8］计算出开采前湖水蒸发量（E湖）为3.38×108m3/a。

式中：A 为湖表卤水的面积，km2；Ew为矿区淡水蒸发量，3102.4mm/a（80mm 蒸发皿）；α为80mm 蒸发皿换算为自然水体的系数（0.70～0.75），取0.72；ω 为蒸发系数，取0.77。

晶间潜卤水的蒸发量与水位埋深有一定关系。研究表明［8］，随着水位埋深加大蒸发量将逐渐减小，当水位埋深达到1.23m时基本停止蒸发。 东台矿区晶间潜卤水水位埋深为0.10m 左右，卤水的平均密度为1.238g/cm3，利用公式（4）（5）计算出开采前晶间潜卤水在地面的蒸发量（E0）为1206.21mm/a、晶间潜卤水面蒸发量（E1）为93.09mm/a、矿区潜晶间卤水蒸发量（E晶）为7.3×106m3/a。 利用公式（6）计算河水面蒸发量，得出开采前东台吉乃尔河水蒸发量（E河）为5.6×105m3/a，矿区总的蒸发量E 为E湖+E晶+E河=3.46×108m3/a。

式中：φ 为卤水与淡水的蒸发比；h 为晶间潜卤水的水位埋深，m；h0为晶间潜卤水的临界蒸发深度，m；n为指数，研究表明当卤水密度为1.24g/cm3时，卤水与淡水的蒸发比φ 为0.54，当水位埋深h 为0.1m 时，指数n 取值为30.21［8］；L 为河流长度，m；b 为河流平均宽度，m。

表3为重孔位开采前后潜卤水含水层水位变化情况。 从开采前后重孔位水位埋深结果可以看出，开采后含水层厚度和水位埋深降幅较大， 平均降幅分别为-3.67m 和-4.18m，说明水位下降大于1.23m，晶间潜卤水的蒸发量可以忽略为零。同时，由于开采后湖面干涸，湖水的地面蒸发量为零。 主要蒸发作用发生在鸭湖和河流。 根据公式（3）求得E河为5.6×105m3/a，E鸭湖为4.11×108m3/a，其中鸭湖的实测面积为239km2。

表3 重孔位开采前后潜卤水含水层水位变化情况

5）水及盐的储量变化值ΔQ 和ΔQc。开采前：利用公式（1）进一步计算得出ΔQ 为-6.0×106m3/a，表明开采前排泄水量大于补给水量， 水均衡表现为负均衡。 实测资料显示，湖水的水位变化Δh湖=-0.087m，潜卤水的水位变化Δh潜=-0.043m，承压含水层水位无明显变化，这一结果与水量负均衡一致。

实 测 资 料 显 示［8］，潜卤水的分布面 积S潜为176.0km2， 给水度μ 根据抽水实验计算为0.2893。利用公式（7）［8，13］计算出实际补给变化 量 为-1.93×107m3/a，矿区水量储量计算值与实际补给变化量之间的差值为-1.33×107m3/a，导致这一结果的可能原因：1）在蒸发量计算时湖水的面积采用2000年7月和2001年12月湖水调查的面积平均值，而河流长观资料采用1999年3月的数据；2）水均衡计算过程中的参数或系数值采用了察尔汗盐湖的实测资料或经验值。

根据配盐结果，潜卤水的平均质量分数w1为29%，平均密度ρ1为1.238g/cm3，湖水平均含盐质量分数w2为24%，平均密度ρ2为1.195g/cm3。利用公式（8）［8，13］计算得出矿区盐量补给变化ΔQc为-5.694×106t/a。 总体上，开采前水量与盐量补给与蒸发变化较小，基本处于水盐均衡状态。

式中：S承压为承压卤水的分布面积，km2；ρ承压为承压卤水密度，g/cm3；w承压为承压卤水含盐质量分数，%。

开采后：利用公式（1）计算得出开采后的水量变化ΔQ为-2.83×108m3/a，较开采前水量变化ΔQ值（-6.0×106m3/a）减少了2.77×108m3/a；开采后实测资料显示，潜卤水的水位变化Δh潜=-4.18m，潜卤水的分布面积（S潜）为76.94km2，给水度（μ）根据抽水实验计算为0.1659，潜卤水平均密度为1.250g/cm3，平均含盐质量分数为28.69%。 承压卤水的水位变化（Δh承压）为-2.12m，承压卤水的分布面积（S承压）为172.38km2，给水度（μ）根据抽水实验计算为0.1115，承压卤水平均密度为1.241g/cm3， 平均含盐质量分数为28.04%。 利用公式（8）计算得出盐量补给变化为-3.331×107t/a，表明开采后盐量补给变化较大，改变了水盐均衡状态， 使LiCl 矿床长期处于正均衡（盐类矿物析出），导致含水层水位下降明显，从而造成矿区潜卤水矿层由于长期缺水而出现大面积“呆矿”而无法开采利用。

4 结论

通过对比东台吉乃尔盐湖LiCl 矿床开采前后的水文地质调查数据，得出以下结论。

1）开采前后LiCl矿床潜卤水和承压卤水中元素变化明显。 开采后潜卤水进一步浓缩，演化普遍进入钾混盐（白钠镁矾）析出阶段，卤水中Ca2+浓度明显减小和TDS 浓度明显增大，矿床LiCl 品位较开采前增大；而承压卤水向相对淡化的方向演化，在相图中位于软钾镁矾和白钠镁矾过渡区，承压卤水中Ca2+、Cl-、Li+和TDS 浓度明显减小和Na+浓度增大，矿床LiCl 品位较开采前降低。

2）开采前后LiCl 矿体发生明显变化。 开采后潜卤水层矿体厚度和面积大幅减小，开采后形成较大的“降水漏斗”形成不连续的南北矿层，改变了原有矿体条状连续分布的特征。 开采后承压卤水矿体较开采前无明显变化。

3）开采前后LiCl矿区水盐均衡状态发生较大变化。 开采前矿区水盐状态基本处于均衡特征，由于开采过程中水量补给小于卤水开采量，破坏了原有的水盐均衡状态， 开采后水量变化ΔQ 和盐量变化ΔQc分别为-2.83×108m3/a 和-3.331×107t/a。