中深埋厚煤层开采地下水位动态变化规律及形成机制

侯恩科，谢晓深，王双明，龙天文，石增武，杨 征，黄永安，谢永利，陈 真，白 坤，马 越，郭亮亮，王 岗

(1.西安科技大学 地质与环境学院，陕西 西安 710054; 2.陕西省煤炭绿色开发地质保障重点实验室，陕西 西安 710054; 3.陕西陕煤榆北煤业有限公司，陕西 榆林 719000; 4.陕西小保当矿业有限公司，陕西 榆林 719302;5.陕西省一八五煤田地质有限公司，陕西 榆林 719000)

煤炭作为我国的主体能源在短期内不会发生改变[1-3]。随着煤炭工业战略的西移，陕西、内蒙古西部、新疆以及宁夏等西部地区已经成为我国煤炭主产地[4]。然而，西部地区水资源缺乏，生态环境脆弱，采煤对水资源和生态环境带来的负面影响大于东部地区，“煤-水”问题已成为制约西部煤炭高质量发展的重要难题。缓解“煤-水”矛盾、维持煤炭开采与水资源保护之间的协调关系已成为西部煤矿实现绿色开采的主要任务[5]。

陕北煤炭基地是我国14个大型煤炭基地之一，也是黄河流域九大煤炭基地的重要组成部分[6]。煤炭资源储量大、煤质优良，开发利用程度高，水资源相对缺乏。分布于第四系的萨拉乌苏组和风化基岩中的地下水不仅是该区工农业生产、居民生活的水源、也是维系生态环境的重要基础。近年来，在煤炭资源绿色开采理念和保水采煤理论的指导下，国内外众多学者在采煤对地下水影响和水资源保护等方面取得了较为丰富的研究成果。

采煤对地下水影响方面，王双明等[7]揭示了陕北生态脆弱矿区内萨拉乌苏组潜水含水层、烧变岩含水层等重要地下含水层的赋存特征及采煤对水位变化的控制作用;笔者等[8]利用数值模拟和理论分析揭示了浅埋煤层开采对风化基岩含水层流场的影响规律;赵春虎等[9]揭示了采煤对地下水动力场的影响规律，得出了地表水和地下水转化关系和转化量的主要原因;范立民等[10]对比了陕北榆神府矿区开采20 a前后地下水埋深数据，揭示了风化基岩水、潜水对高强度开采的响应特征；柳宁等[11]利用水文数值模拟方法探讨了榆神府矿区煤炭开采对地下水资源和流场的影响，圈定了降落漏斗的范围和持续时间;李涛等[12]为评估沙漠浅滩区大规模开采对潜水的影响，利用73口水文钻孔，构建了榆神矿区水文地质数值模型，认为3期、4期规划区煤炭开采对生态潜水的影响不大;仵拨云等[13]明确了榆神府矿区重点煤矿潜水的排泄方式和条件，分析了煤炭开采后对潜水埋深的影响特点;彭捷、孙魁等[14-15]通过资料收集和实地调查，揭示了采动对潜水含水层、洛河组含水层的影响规律及其附加的生态环境效应，认为高强度开采是潜水资源量减少的主要驱动因素，也是使环境趋向脆弱的主要原因。

在水资源保护方面，范立民等[16-17]针对陕北煤炭开采水资源保护问题提出了“保水采煤”的研究思路，为缓解“煤-水”矛盾指明了方向，并依此提出了西北地区保水开采影响因素识别和权重分析方法。王双明等[10]揭示了潜水埋深与生态环境的关系，提出了“生态水位”的概念，为生态脆弱区煤炭开发与水资源保护提供了理论指导。笔者[18]在原有“保水采煤”思想的基础上，将矿井水综合利用纳入其中，拓展了“保水”的理念，并针对榆神府矿区提出了保水采煤途径。李文平等[19]通过分析生态—水—煤系地层空间赋存结构，划分了榆神矿区生态地质环境类型，提出了4种保水采煤环境工程地质模式。邓念东等[20]以榆神矿区500多个钻孔资料为基础，以洛河组为保水采煤目标层，将榆神矿区划分了5个保水采煤工程地质条件区。CHEN等[21]利用多种数学方法以地表泉为介入点预测了柠条塔煤矿地下水资源赋存特点。

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坚持正向的评价引导非常重要。教师在教学过程中评价要以个体评价为主，而且评价的内容我认为不应过短，不能每次都是“好”“很好”而应该是变为“表现很棒，再来两句”类似的话术，让学生阅读内容结束时不是终点，而是阅读的新开始。

1 研究区开采地质条件

01工作面是矿井首采工作面，走向长4 560 m，倾向长350 m，采用综合机械化一次性采全高的方式回采2-2煤层，开采厚度5.47～6.10 m，平均开采厚度5.80 m，开采深度280～380 m，平均采深302 m，按照文献[23]，煤层开采深度<150 m的为浅埋煤层，>600 m的为深埋层，因此，01工作面属中深埋厚煤层综采工作面。

2-2煤层顶板为延安组第5段岩层，岩性以粉砂岩、泥岩为主。延安组之上为侏罗系直罗组岩层，厚度50～90 m，平均厚度约为80.0 m;安定组岩层位于直罗组之上，厚度30～90 m，平均厚度约为52.3 m，安定组上段岩层为风化基岩，是一层独立、重要的承压含水层。保德组红土与安定组岩层不整合接触，位于风化基岩之上，厚度50～90 m，平均厚度约为65.0 m，是区内重要的隔水层;第四系萨拉乌苏组沙土层位于红土之上，局部蕴含丰富的潜水资源。地表则被风积沙覆盖。萨拉乌苏组沙土层和风积沙层厚度在3.30～29.24 m，平均8.50 m(图1)。

图1 工作面地层结构Fig.1 Stratigraphic structure diagram of working face

2 含水层水位观测方案及发育特征

2.1 观测方案

为准确掌握01工作面回采过程中风化基岩水和潜水的动态变化规律，选取距工作面开切眼2 243～3 243 m段作为监测段。采用“十”字布线原则布设了倾向、走向2条地下水观测剖面线，分别为A—A′剖面线和B—B′剖面线。A—A′剖面线距开切眼2 643 m，长1 920 m，共布设16个水文孔，孔距在100～300 m。B—B′剖面线长1 000 m，共包含7个水文孔，其中，F5和S5孔是2条剖面线共有孔。以200 m的等孔距顺回采方向布设。以“F”作为编号的水文孔观测风化基岩含水层水位，以“S”作为编号的水文孔观测潜水含水层水位(图2)。

图2 钻孔布置Fig.2 Borehole distribution map

2.2 含水层发育分布特征

(1)风化基岩含水层发育分布特征。绘制了A—A′剖面线水文地质剖面简图(图3)。从图3可以看出，风化基岩层在监测段内均有分布，初始水位标高在1 267.278～1 291.730 m，水位埋深在2.82～19.96 m，呈西南高、东北低的态势，表明风化基岩含水层水由西南向东北流动。抽水试验资料显示:风化基岩含水层单位涌水量0.012 4～1.278 8 L/(s·m)，渗透系数0.046 7～1.141 6 m/d，富水性不均匀。研究区及其邻近区域以往水位长观孔观测数据显示，回采前即天然状态下风化基岩含水层水位处于波动状态，其中1—6月水位下降，7—9月水位上升，10—12月水位基本不变，年最大变幅为0.65 m。

(2)潜水含水层发育分布特征。绘制了B—B′剖面线的水文地质剖面简图(图4)。从图3，4可以看出，监测段内潜水含水层特征为:① 潜水含水层分布极不均匀，受保德组红土顶界面形态控制，工作面倾向上潜水赋存在S3孔至S7孔之间的区域内;走向上S16孔前方约500 m为潜水赋存边界;② 含水层厚度分布不均，为0.74～11.07 m，平均为4.98 m，红土顶界低洼处，含水层厚度较大;③ 初始潜水位标高在1 276.726～1 279.430 m，埋深在1.5～13.5 m，逆回采方向流动，于地表低洼处出露，形成地表海子(地表积水)；④ 研究区及其邻近区域以往水文长观孔观测数据显示天然状态下潜水含水层水位随气候变化而处于波动状态，其中雨季(6—10月)水位上升，旱季(11—5月)水位下降，年变幅小于0.5 m。

3 地下水位动态变化规律

3.1 风化基岩含水层水位动态规律

从图5可以看出，01工作面回采过程中，F11孔风化基岩含水层水位基本与初始水位保持一致，未发生明显变化，其余孔内的风化基岩含水层均受到采动影响。在采动影响范围内，风化基岩含水层水位具有相对统一的变化过程，均表现出“先下降后回升”的动态规律，且恢复至初始水位。风化基岩含水层动态变化数据见表1。

表1 风化基岩含水层动态变化数据Table 1 Data of dynamic change of weathered bedrock aquifer

结合工作面回采位置，根据风化基岩含水层水位受采动影响表现出的动态规律，将其划分为3个阶段:① 快速下降阶段;② 回升恢复阶段;③ 稳定波动阶段。

从物候期观测结果分析，各类月季均能正常发芽、开花、结果，在未采取冬季防冻、旱的情况下，除冷香玫瑰外，其余各品种均不能正常越冬，在西宁地区引种栽培均需采取防冻、旱措施。

图6 水位快速下降阶段相关关系曲线Fig.6 Correlation curves of water level in rapid decline stage

(2)回升恢复阶段。此阶段处于快速下降阶段之后。风化基岩含水层在侧向补给作用下水位开始逐渐回升，直至恢复至初始水位。恢复至初始水位的时间是在工作面回采过A—A′剖面线下方后的88～122 d。

本文使用LDC1000 金属探测传感器快速跟踪直径为0.8 毫米的铁丝形成的跑道，对几个模块的选择进行了比较，分析了各模块的工作原理及优缺点，并对跟踪算法进行了详细设计和分析，保证了跟踪的可靠性，并且还提高了小车的跟踪速度。最终结果表明，所设计的跟踪车能够快速稳定地跟踪，在检测到硬币时可以发出警报，并且智能小车可以在行驶时实时显示时间和里程。但是自动循迹过程中偶尔会存在冲出赛道以及蜂鸣器误报现象，其中有可能存在元器件性能不稳定、接触不良、接线不稳等情况，也存在程序不够优化，未能找到最佳参数，使时间不是最优。

从图7(a)可以看出，水位平均回升速率在1.08～8.68 cm/d。此阶段持续时间与水文孔距工作面中心距离呈近似的正态分布，即越靠近工作面中心风化基岩含水层受采动影响越严重，含水层水位回升恢复的时间越长。在不考虑水文孔位置方向的基础上，2者拟合后的函数表达式为:y=74.4exp(-x/182.58)+31.73，R2=0.64;水位平均回升速率与距工作面中心距离存在负相关关系，但无明显函数关系(图7(b))。

图7 回升恢复阶段相关关系曲线Fig.7 Recovery phase correlation curves

此外，就面内水文孔而言，回升恢复阶段又可分为2个亚阶段，分别是波动回升阶段和稳定回升阶段。其中，波动回升出现在回升恢复阶段早期，该阶段内风化基岩含水层水位呈较大的波动起伏变化，但总体表现为上升趋势。从表2可以看出，F4，F5和F6孔波动回升阶段时间分别为34，67和47 d，说明越靠近工作面中心波动回升阶段的时间越长。稳定回升出现在波动回升阶段之后，是回升恢复的后期阶段。该阶段内风化基岩含水层水位以一个相对稳定的回升速率持续升高直至恢复至初始水位。

学界好论朱子晚年之论，却不知象山也有晚年之论。晚年之象山一改中年之学风，内外兼修，再无偏颇之弊。须知晚年象山最大的两件事，一是要注经立说，二是要处理荆门军政，此两者皆侧重外王事业，可见其当时的心境与思想已有所转变。实则晚年陆九渊之学术思想已与朱子无大异，若能哲人多寿，自能会同一致。但以陆九渊晚年之生平与文献而言，已能见其会同之规模与梗要。

表2 面内钻孔各阶段持续时间Table 2 Duration of each stage of in-plane drilling d

(3)稳定波动阶段:该阶段风化基岩含水层水位变化特征为:含水层水位恢复至初始水位后，不再发生突然性变化或者单趋向的持续性变化，而是围绕初始水位呈现小幅度的波动性变化，波动幅度一般在初始水位的±0.5 m范围内。

3.2 潜水含水层水位动态变化规律

3.2.1B—B′剖面线潜水位动态变化规律

从图8可以看出，在B—B′剖面线上钻孔潜水位随回采均表现出“先下降后回升”的动态特征。从表3可以看出，B—B′剖面线各水文孔达到最低水位的时间分别是回采位置过孔后的26，13，27，33，23和25 d，平均为25 d;水位降深在1.679～4.192 m，平均为3.174 m，水位平均下降速率在6.46～23.61 cm/d。

表3 B—B′剖面线潜水含水层动态变化数据Table 3 Dynamic change data of phreatic aquifer in B—B′ profile

图8 B—B′剖面线潜水位变化曲线Fig.8 Variation curves of phreatic water level in B—B′ profile

当水位下降至最低后，潜水位开始回升，分别于过孔后的138，25，90，102，90和73 d回升至最高水位但仍低于初始水位，水位平均回升速率在0.81～4.44 cm/d。之后潜水处于波动状态，波动幅度小于0.50 m。潜水位稳定后，各水文孔稳定水位与初始水位相比仍具有差值，范围在0.665～3.318 m，平均为2.360 m，且越接近潜水上游，水位降深越大。

3.2.2A—A′剖面线潜水位动态变化规律

针对性训练1：一条多肽链的分子式为C22H34O13N6，其彻底水解后，只得到下列下列3种氨基酸：谷氨酸（C5H9O4N），甘氨酸（C2H5O2N），丙氨酸（C3H7O2N）。则该多肽链彻底水解可产生多少个丙氨酸？ （ ）

图9 A—A′剖面线潜水含水层水位变化曲线Fig 9 Water level variation curve of phreatic aquifer along A—A′ profile

表4 A—A′剖面线潜水动态变化数据Table 4 Dynamic change data of phreatic aquifer in A—A′ profile

4 地下水位动态变化的形成机制

4.1 风化基岩含水层水位动态变化机制

以往研究表明，风化基岩含水层结构受到直接损伤即导水裂隙贯通风化基岩层是导致其水位发生变化和水资源量减少的主要因素[9]。为揭示01工作面覆岩结构损害特征与水位动态变化之间的联系，笔者利用覆岩“三带”探查孔揭露的资料和不间断、连续的GNSS地表移动变形自动观测数据(每隔2 h获得1个地表移动观测数据)，分析工作面采动含水层结构损害与风化基岩含水层水位动态变化之间的联系，探讨地下水位动态变化的机制。其中XSD7覆岩“三带”探查孔位于S12孔和S5孔中间，GNSS地表移动自动观测站布设在距S5孔5 m处，具体如图2所示。

1.5.2 质谱条件。离子源：电喷雾离子源 ESI；扫描方式：负离子(ESI-)扫描；检测方式：多反应监测模式(MRM)；喷雾电压：-4 500 V；离子源温度：550 ℃；气帘气压力：206.8 kPa；雾化气压力：379.2 kPa；辅助加热气压力：379.2 kPa。碰撞气CAD：Medium。

4.1.1风化基岩含水层结构损害特征

潜水含水层处于弯曲下沉带上段，距离地表较近，且地表裂缝未发育至潜水含水层内。为揭示潜水含水层水位变化与地表下沉的关系，笔者利用S5孔处GNSS地表下沉自动监测数据和S5孔潜水含水层水位变化规律，绘制了潜水变化和地表下沉关系图(图14)。从时间尺度上看，潜水位的快速下降和回升与地表下沉具有同时性，即地表开始下沉时，潜水位开始下降，下降幅度基本一致。

以钻孔岩芯取样、冲洗液消耗量观测和钻孔电视3种方法综合探查出覆岩“两带”(导水裂隙带)发育高度为157.39 m，其中垮落带高度为30.47 m(图10)。导水裂隙带顶界距离地表的垂直高度为156.61 m，风化基岩底界距离地表垂直高度为99.60 m，导水裂隙带未发育至风化基岩层中，2者仍有57.01 m的垂直高度差。表明工作面采动后，风化基岩含水层未被导水裂隙切穿，含水层结构不会发生损害。

图10 导水裂隙带探测结果Fig.10 Detection of water-conducting fracture zone

4.1.2水位变化与岩层下沉之间的耦合关系

以上成果丰富了煤炭开采地下水保护方面理论研究，但对综采工作面开采过程中地下水位的动态变化规律尚无系统观测、研究。笔者以榆神矿区3期规划区中部的某矿首采工作面(01工作面)为研究区，以风化基岩含水层和潜水含水层为研究对象，通过布设水文长观孔观测揭示采动过程中风化基岩水和潜水的动态变化规律，结合覆岩损害特征，阐明其动态变化机理，为煤矿区水资源保护提供借鉴。

图11为工作面内F5孔风化基岩水位动态变化和风化基岩层下沉、地表下沉之间的关系。风化基岩含水层水位变化与地表下沉不具有同时性，即2者变化速率之间存在时间差，原因在于风化基岩层位于弯曲下沉带下段，其弯曲下沉量大于同一时间的地表下沉量，借助地表下沉量曲线可近似推断出风化基岩层下沉曲线(图11中红色曲线)。由图11可以看出，风化基岩含水层水位变化与风化基岩层下沉具有了整体的同时性，风化基岩层开始剧烈下沉时，水位下降速率也随之加快。

图11 风化基岩含水层水位及其下沉曲线Fig.11 Water level of weathered bedrock and subsidence curve

进一步分析发现，风化基岩含水层水位动态变化规律与风化基岩层下沉速度密切相关(图12)。当工作面回采位置距F5孔39.8 m时，风化基岩层下沉速度超过10 mm/d，风化基岩水位开始缓慢下降;当工作面回采过F5孔下方10 m时，风化基岩层下沉速度达到136 mm/d，水位下降速率也急剧增加，由原来的152 mm/d增加至1 045 mm/d。当风化基岩层下沉速度逐渐增大并达到峰值234 mm/d时，风化基岩含水层水位完成快速下降阶段，水位达到最低值。其后，风化基岩层下沉速度开始减小，而风化基岩含水层在侧向补给作用下水位开始回升，进入波动回升阶段。当风化基岩层下沉速度趋于0时，风化基岩含水层水位进入稳定回升阶段，开始以一个相对稳定的回升速率恢复至初始水位。

图12 风化基岩含水层水位及其下沉速度曲线Fig.12 Water level and subsidence velocity curve of aquifer in weathered bedrock

4.1.3水位动态变化机制探讨

(1)风化基岩含水层水位下降原因分析。工作面内风化基岩含水层未被导水裂隙贯穿，不会沿导水裂隙流入采空区，但其水位变化又与风化基岩层下沉密切相关。因此，推断认为风化基岩含水层主要是以下原因造成的:① 风化基岩层下沉。风化基岩层的下沉速度较快，水位会在短时间内因补给不及时而随岩层发生下降；② 临时性的覆岩裂隙和离层。据《开采损害学》[24]介绍，弯曲下沉带基本呈整体移动特征，但在其下部会出现离层，也具有充水功能。因此，认为在风化基岩层剧烈下沉阶段产生了不导水的临时性细小裂隙和离层，风化基岩含水层水会进入下部离层空间和临时性裂隙中，进而导致其水位下降。采动过程中风化基岩水位最大降深大于同时期风化基岩层下沉量说明了这一问题;③ 岩石结构的改变。弯曲下沉会在一定程度上改变岩石结构，比如孔隙数量、原生裂隙数量等，增大储水能力，进而造成水位下降。

工作面外风化基岩含水层水位无超前下降和突变现象，均以小于50.0 mm/d的速率持续稳定下降则是其向工作面内风化基岩含水层进行稳定的侧向补给导致的。

地表下沉:潜水赋存在萨拉乌苏组沙土中，无承压性，短时间内因侧向补给的不及时其水位标高会随着地表下沉而下降，但其水位埋深基本不会发生变化，S5孔潜水位最大降深与地表下沉量基本一致说明了这一问题。

工作面外钻孔内风化基岩含水层水位是在更远处含水层侧向补给的作用下恢复至初始水位的。

4.2 潜水含水层水位动态变化机制

4.2.1潜水含水层结构损害特征

(1)快速下降阶段。风化基岩含水层水位表现出持续快速下降的变化特征，日平均下降速率在0.86～95.91 cm，一般在工作面回采过A—A′剖面线下方后的7～68 d内，水位达到最低。由图6(a)可以看出，该阶段持续时间(回采位置在A—A′剖面线正下方至水位降至最低的时间)、水位最大降深和水位平均下降速率与水孔距工作面中心距离呈正态分布。风化基岩含水层水位平均下降速率和水位最大降深由工作面中心向两侧逐渐减小直至稳定，与钻孔距工作面中心距离呈负相关关系。在不考虑水文孔位置方向的基础上，分别拟合得到了2者与水文孔距工作面中心距离的函数关系表达式为y=93.84exp(-x/76.93)+1.59，R2=0.99;y=669.20exp(-x/301.2)+11.85，R2=0.74。快速下降阶段持续时间与钻孔距工作面中心距离呈正相关关系，即越远离工作面中心快速下降阶段持续时间越长，且当距工作面中心距离>275 m后，该阶段持续时间近似相等;2者拟合后的函数关系表达式为y=-69.93exp(-x/213.54)+71.55，R2=0.91，符合正指数关系(图6(b))。

导水裂隙和采动发育深度大的地表裂缝是潜水含水层结构遭受损害的主要途径[22]。由4.1.1节可知导水裂隙带未发育至潜水含水层，不会造成潜水漏失。

图13 地表裂缝照片Fig.13 Pictures of surface cracks

对出现在水文孔附近的采动地表裂缝进行人工观测，结果显示，地表裂缝发育宽度在2.0 cm以下，长度较短。对裂缝实施原位充填开挖发现，地表裂缝深度存在极限值一般不超过2.5 m。而监测区工作面内上方潜水含水层埋深3.12～8.50 m，均大于2.50 m，故地表裂缝也不会对潜水含水层结构造成直接损害。

4.2.2水位变化与地表下沉之间的耦合关系

由图5、图6、图7可以看出,相同参数条件下,采用RNN模型预测出现了较大偏差并且预测趋势与真实温度、湿度、二氧化碳浓度的变化趋势相差较大;GRU模型预测的趋势与原始数据趋势基本一致,但数值仍存在一定的偏差,说明这两个模型预测效果均不是很理想；采用LSTM模型的环境变量预测,其预测趋势与真实趋势基本一致,预测值更接近于真实值,预测效果更好。综上所述,LSTM模型对温室大棚环境变量(温度、湿度、二氧化碳浓度)的预测效果优于其它两种模型,能很好地拟合真实温度、湿度、二氧化碳浓度的变化趋势,达到了比较理想的预测效果。

图14 潜水位变化及地表下沉曲线Fig.14 Variation of phreatic water level and surface subsidence curve

进一步分析发现，潜水位动态变化与地表下沉速度密切相关(图15)。2019-05-21—08-09即回采过孔前8 d至过孔后130 d，共138 d是地表下沉的活跃阶段，而在活跃阶段的前35 d内地表平均下沉速度达到74.3 mm/d，累计下沉量为2 605 mm(2.605 m)，占总下沉量的91.9%，是地表剧烈下沉期。而潜水位的快速下降也发生在该时间段内，且与地表下沉速度存在一定的正相关关系。当地表越过剧烈下沉期进入活跃阶段后期和衰退阶段，地表下沉速度减弱直至为0时。潜水位则在大气降水和高位潜水的侧向补给作用下逐渐回升，进入回升阶段。

Step1：依据公式（5）或（6）计算目标用户与k 个聚类中心之间的相似性，得到相似度向量V={ v1,v 2,v3,…,vk}。

图15 潜水位变化及地表下沉速度曲线Fig.15 Variation of phreatic water level and curve of surface subsidence velocity

4.2.3潜水位动态变化机制探讨

从图9可以看出，在A—A′剖面线上的钻孔(除S5孔外)潜水位均表现出“持续下降至稳定”的动态特征。从表4可以看出，潜水位持续下降至最低的时间是回采过后的131～154 d，平均为139 d;潜水位稳定后，相较于初始水位下降了0.948～2.125 m，下降速率在0.68～1.62 cm/d。表明在A—A′剖面线上，潜水含水层也具有一定的流失，且与距工作面中心的距离呈负相关关系，即距离越远，水位降深越小，潜水流失越小。

(1)潜水含水层水位下降原因分析。结合潜水位动态变化与地表下沉耦合关系和监测区潜水渗流特征发现，地表下沉和潜水渗流出露是造成面内潜水位标高下降的主要原因。

(2)风化基岩含水层水位恢复原因分析。风化基岩水位恢复则与其失水途径的消失和侧向补给有关。随着工作面不断回采，面内风化基岩层下沉速度减缓，临时性覆岩裂隙发生闭合，离层裂隙逐渐消失，失水途径减少，在侧向补给与岩层下沉双重作用下水位开始波动回升。随着风化基岩层逐渐稳定，下沉速度达到最低时，在监测区外围风化基岩含水层稳定的补给作用下，面内风化基岩含水层开始稳定回升，直至恢复至初始水位。

潜水的渗流、出露:针对01工作面而言，回采方向与潜水渗流方向相反，采动引起的地表下沉加大了回采前方与后方、工作面中央和两侧潜水含水层之间的水力坡度，使得潜水向工作面中央汇流并加速向回采后方流动，进而出露地表补给地表水(图16)，发生蒸发，间接为潜水提供了失水途径，改变了潜水的水头差。回采后方钻孔的潜水含水层厚度均有不同程度的增加，表明了潜水在向后方渗流。

此外，工作面外潜水位以小于15 mm/d的速率持续稳定下降则是其向工作面内进行侧向补给导致的。

(2)潜水位未完全恢复的原因分析。由图3和16可以看出，监测区内潜水含水层分布局限，侧向补给缺乏，储量有限。侧向补给量无法弥补潜水发生渗流的损失量是潜水位无法恢复的主要原因，尤其是S16孔北西侧无潜水层发育使得上游潜水补给缺乏，导致面内潜水位无法恢复如初，面外潜水位无回升恢复过程，上游水文孔(S14，S15和S16)水位稳定降深大于下游水文孔稳定降深也间接表明了上游潜水在补给下游，而其本身无法得到充分补给。反言之，当潜水侧向补给充足时，潜水完全可以恢复。

此次检查共发现安全隐患八起，对有安全隐患的单位下达了整改通知书，并下发了督查通报。据了解，10天以后，该团将对整改情况进行回头看，对重点部位进行复查，目前被检查单位已对存在的隐患开始全面整改。□

综上，01工作面开采潜水未发生漏失只是因煤层采动诱发的地表下沉加快了渗流速度，增大了潜水对地表水的补给量，间接改变了潜水水头差，导致水位发生不同程度的下降。侧向补给缺乏、水量有限是潜水位无法恢复至初始的主要原因。

产业与产业之间的发展都是息息相关的，能相互融合，互利互惠，联动发展。旅游业也是如此。旅游与地产的融合，可以形成极具规模的旅游地产；旅游与农副食品加工的融合，可以双向推动旅游经济发展；旅游与农业的融合，可以发展休闲观光农业；旅游与会展业的融合，可以集聚专业人士，拉动融资。

5 结 论

(1)中深埋厚煤层开采条件下，位于弯曲下沉带内的风化基岩含水层水位表现出“先下降后回升”并恢复至初始水位的动态变化规律，含“快速下降”“回升恢复”和“稳定波动”3个阶段。其中“回升恢复”阶段又分为“波动回升”和“稳定回升”两个亚阶段。在水位快速下降阶段，水位最大降深、平均下降速率均呈正态分布且与距工作面中心距离符合指数函数关系，水位回升恢复阶段，持续时间和平均回升速率与距工作面中心距离呈负相关关系。

(2)风化基岩层剧烈下沉及其产生的临时性不导水裂隙和离层是面内风化基岩含水层水位发生下降的主要因素。水位快速下降阶段和回升阶段分别对应风化基岩层下沉速度的增大和减小过程，当风化基岩层下沉速度趋于0时，临时性不导水裂隙和离层闭合、数量减小，水位在稳定的侧向补给下开始逐步回升。面外风化基岩的动态变化则与其侧向补给密切相关。

(3)当潜水含水层分布局限、侧向补给缺乏时，位于弯曲下沉带的潜水含水层水位主要表现出“先下降后回升”和“持续下降至稳定”2种动态规律。这种动态变化特征与地表下沉密切相关，水位下降期与地表活跃阶段早期剧烈下沉具有同时一致性，水位回升则是地表下沉进入活跃阶段后期和衰退阶段，下沉速度趋于零值时，潜水接受侧向补给造成的;潜水位持续下降则是潜水侧向渗流和补给不足造成的。

(4)中深埋厚煤层开采只要导水裂隙带不导通风化基岩层，风化基岩含水层水和潜水含水层水就不会因导水裂隙而漏失。风化基岩水位一般可恢复，潜水含水层水位则会因采动地表移动而有所变化，但并不漏失。潜水含水层的保护不仅要关注潜水含水层的损害情况，也需着重研究采动地表下沉造成的潜水水头变化及其附加的渗流场变化，从渗流场及其补、径、排的角度出发实现潜水保护。

责任心极强的嘉庆皇帝非常焦急。他坚持厉行惩贪，对贪官发现一个，撤换一个，绝不手软。从嘉庆七年到嘉庆十年，大大小小的贪官，又查出了几十个。可是腐败的势头，仍然没有丝毫减弱。各地基层政府的财政亏空仍然越来越多。

目前，中心每年完成注册检验业务量5000余批次，近几年共承担了100余个品种1000余批次的国家和地方监督抽验工作，完成了总局下达的6810等5个分类目录的修订及“无源植入器械”命名工作，完成多项医疗器械检验规范和标准体系的调研和编写，为国家总局和天津市市场监管委的监管工作提供技术支撑。