淮北青东煤矿深层地热水的水文地球化学特征与水源识别*

2021-09-19许继影桂和荣葛春贵倪建明庞迎春

工程地质学报 2021年4期

许继影桂和荣葛春贵倪建明郭艳庞迎春胡杰聂锋

(①国家煤矿水害防治工程技术中心，宿州学院，宿州 234000，中国) (②淮北矿业集团，淮北 235000，中国)

0 引言

随着煤炭资源的需求量加大，以及我国煤田地质条件的复杂性和多变性，使得在开采煤炭方面遇到多种多样的地质问题。矿井向深部延伸，地温问题尤为突出。在徐州、淮北、淮南、平顶山等矿区，采煤矿井可达千米深度，在开采时其深部围岩的温度及水温甚至超过42℃(李阳红等， 2007；彭涛等， 2015a，2015b；廖昕等， 2020)。高温异常是矿井地质灾害(如新构造活动、大型导水构造、岩溶陷落柱、突水等)的警示因素，通常预示大型导水通道的存在，在断裂构造发育的地区，地下水沿导水通道渗入地下深部，被深部围岩加热后，在有利的地质条件下循环至浅部，形成局部地温异常，煤矿开采过程中可能导致突水甚至淹井事故(许光泉等， 2009；吴基文等， 2015；罗璐等， 2020)，皖北任楼煤矿1996年7222工作面“3·4”隐伏含导水陷落柱(1#)突水淹井事故发生前，地下水温出现异常，而1999年、2010年该矿利用地温、水温、水质异常预警有效防范了2#、3#隐伏含导水陷落柱，因此研究地热水的水文地球化学特征对于煤矿防治水工作具有重要意义。

地热流体的水化学组分及其特征，往往保留着地热系统形成演化过程中的地球化学信息，常被用来分析地热流体的起源、地热形成的地质条件，地热系统中的地球化学作用过程，是认识地热水形成机制、赋存环境及循环机理的有效手段之一(Chen et al.，2014； Gui et al.，2016； Tran et al.，2020)。目前地热水的水文地球化学特征研究已经涉及诸如：地热成因、热水化学组分与火山和地震的关系、水热成矿作用等地球科学众多领域(李林果等， 2017；杨询昌等， 2019)，根据地热水形成的地质条件、水化学组成阐述其补给来源，划分地热水类型，判断水岩平衡，还会对热水储层的温度和热水的循环深度进行估算(Chenaker et al.，2018；李超等， 2020)。目前有关地热水的研究工作大多集中在四川、西藏、云南、重庆等地，重点关注地热资源方面(袁建飞等， 2017；姚邦杰等， 2019；张凌鹏等， 2020)，而对于我国煤矿深层地热水作为致灾因子等方面的研究相对较少。

本研究通过对淮北煤田青东煤矿深层地热水和非地热水的水文化学指标对分析，采用水化学图解、水岩相互作用、Fisher水源判别模型等，对该矿深层地热水的水文地球化学特征和水源进行了系统研究和识别，研究成果可为矿井水害和热害防治工作提供指导作用。

图 1 青东煤矿区域位置、深部地热异常区及采样点位置图Fig. 1 Regional location， deep geothermal anomaly area and sampling point location map of the Qingdong coal mine

1 材料与方法

1.1 研究区概况

淮北煤田青东煤矿位于安徽省淮北市濉溪县西南部，中心北至濉溪县城约5.7km，东距宿州市45km。地理坐标：东经116°25′44″～116°34′44″，北纬33°36′34″～33°40′29″。矿井东西长约13km，南北宽约3.5～6.5km，矿区面积51.7291km2(图 1a)。区内地势平坦，气候温和，属北温带季风区海洋-大陆性气候；年平均气温14.6℃，最高气温40.3℃，最低气温-12.5℃；年平均降雨量766mm，雨量多集中在7、8月份。整个井田处在近东西向与北北东向断层形成的夹块内，属箕状断块式控煤构造。主体构造形态表现为走向北西-近东西，局部略有转折，向北、北东倾斜的单斜。区内主要含煤地层为二叠系的上石盒子组、下石盒子组和山西组。

青东煤矿地下含水层由浅入深依次为：新生界松散层孔隙含水层(组)、二叠系煤系含水层(段)和煤系下伏石灰岩岩溶裂隙含水层(段)，其中石灰岩岩溶裂隙含水层包括：太原组石灰岩岩溶裂隙水(简称“太灰水”)和奥陶系石灰岩岩溶裂隙水(简称“奥灰水”)(图 2)。在矿井中南部相邻的81采区和84采区内， 104轨道大巷(-585m)疏放水钻孔9#钻场实测水温36.9℃， 2#钻场实测水温达39.9℃， 6#钻场地热温度41.2℃，呈现地温异常的现象，而采区内断裂构造发育，为地下水活动潜在的良好通道。

图 2 含水层剖面示意图Fig. 2 Aquifer profile of the Qingdong coal mine

1.2 样品采集与处理

本次共采集24个水样，其中地温异常区水样(以下简称“地热水”)13个，临近采区同水平的地温正常水样11个(以下简称“非地热水”)，均来自井下放水孔和出水点(图 1b)。采样前将采样桶用去离子水润洗3遍，采样时用所采水样将采样桶洗涮3遍。样品采集后，于24h内送至实验室，经0.45μm滤膜抽滤后保存在4℃冰箱中待测。

1.3 数据处理与分析

通过计算离子平衡误差(IBE)(Lloyd et al.，1985)来检验地下水的分析结果。计算方法如式(1)所示：所有水样离子平衡误差均小于10%，且大部分小于1%，其中涉及离子单位均为毫克当量每升。

(1)

所有样本数据均使用SPSS 20.0进行分析，图形处理和分析借助Origin 9.0、Piper、CorelDraw 2018 完成。

图 3 地热水和常规水的Durov图Fig. 3 Durov diagram

1.4 Fisher判别分析原理

1.4.1 基本思想

判别分析过程是基于对预测变量的函数组合，从已经确定了观测所属类别的样本中拟合判别函数，再把判别函数应用于由相同观测变量所记录的新数据集，以判断新样本的类别归属(鲁金涛等， 2012)。Fisher判别是一种依据方差分析原理建立的判别方法，它的基本思路是投影，基本思想是将k组p维数据投影到某个方向，使数据的投影组与组之间尽可能分开。该方法利用一元方差分析的思想建立线性判别函数，其判别函数中各变量按照类内方差尽量小、累间方差尽量大的准则来确定其系数，然后依照判别函数来预测待判样本的分类(李长兴等， 2020)。

1.4.2 实现步骤

(2)

(3)

式中：Si是Gi中ni个样本(=1， 2，…，ni)的样本离差阵，则组间差为：

(4)

F=uTbu-λ(uTwu-1)

(5)

(6)

经进一步整理得：

(w-1b-λI)u=0

(7)

可由上式得到w-1b的最大特征值和特征向量u，从而求出判别函数。Fisher判别函数相对于典型判别式函数要简单，直接用其计算每个观测属于各类的得分，并把此观测归入得分最高的类别中即可(张文泉等， 2013)。

2 结果与讨论

2.1 地热水与非地热水水化学特征对比分析

通过对青东煤矿地热水和非地热水的主要离子浓度、pH值和总溶解固体进行统计分析，其统计结果见表 1。由于K+的性质与Na+相似，且煤矿地下水中K+的浓度远小于Na+，因此K+并入Na+中(Chen et al.，2017)。

表 1 地热水和非地热水常规组分含量统计特征Table 1 Statistical characteristics of conventional components in geothermal water and common groundwater

在TDS、pH方面，地热水的TDS值介于2488～3681mg·L-1之间，非地热水TDS值变化范围较小，介于2383～2805mg·L-1之间，地热水平均TDS是普通地下水的1.31倍。此外，所有地热水和非地热水样品的TDS值均大于1000mg·L-1，超过了世界卫生组织(500mg·L-1)和中国国家生活饮用水水质标准(1000mg·L-1)。地热水和非地热水均呈弱碱性，pH值接近，这一结果与淮北煤田的其他煤矿一致(Chen et al.，2017)，但整体高于淮南煤田(汪子涛等， 2019)。

2.2 水岩作用机理

水化学差异是不同地下水化学成分的综合反映，而水岩作用对地下水化学成分的形成起着重要作用。通过离子组合比、Gibbs 图及相关指数分析，可以揭示地球化学过程中主要离子来源和有价值的信息(陈凯等， 2019)。

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2.2.1 离子组合比分析

盐岩溶解产生的Na+和Cl-的摩尔比为1︰1， Na+/Cl-常用来揭示地下水中Na+的来源(刘明亮等， 2020)。如图 4a所示，地热水和非地热水均出现在NaCl溶解线以下，表明Na+除盐岩外还有其他来源。这与含煤地层存在大量硅酸盐矿物(长石砂岩)，相对Cl-偏高的Na+可能与硅酸盐矿物的风化(钠长石)有关。

Na2Al2Si6O16(钠长石)+2CO2+3H2O→

(8)

图 4 离子组合摩尔比值关系图Fig. 4. Molar ratio diagram of ion combination

2FeS2(黄铁矿)+7O2+2H2O→

(9)

Ca2+和Mg2+之间的摩尔比称为钙镁系数，在相同条件下，含镁矿物较比含钙矿物更易溶，而地下水水岩作用越充分，愈是以难溶离子为主，即比例系数越大，说明地下水储存时间越长，水岩相互作用程度越强(Zhang et al. 2019)。如图 4d所示，非地热水样点位于1︰1溶解线的左下方，系数略大于1，地热水样品出现在1︰1溶解线的右下方，溶解系数接近3。结果表明，地热水水岩作用程度比非地热水强。

2.2.2 控制因素分析

图 5 吉布斯图解Fig. 5 Gibbs diagram

图 6 Ca/Na-Mg/Na和Ca/Na-HCO3/Na比值图Fig. 6 Ratio diagram of Ca/Na-Mg/Na and Ca/Na-HCO3/Na

2.2.3 阳离子交替作用

离子交换作用也可以用choro-alkaline指数来分析(Ma et al. 2020)。指数计算公式：

CA-1=[Cl--(Na++K+)]/Cl-

(10)

(11)

CA-1、CA-2为正值，表明地下水中Na+和K+已被围岩中Ca2+和Mg2+交换，而负值则表明存在反向交换，且绝对值越大，离子交换相互作用越强，若值等于0，则意味着水化学过程中没有离子交换相互作用。图 7b为地热水和非地热水的CA-1与CA-2的关系图，地热水和非地热水样均小于0，表明地下水中的Ca2+和Mg2+已被围岩中的Na+和K+所取代，反应式如下：

图 7 阳离子交替的离子组合比值图Fig. 7 Ion combination ratio diagram of ion exchange

2Na+(围岩)+Ca2+(地下水)→

2Na+(地下水)+Ca2+(围岩)

(12)

由图 7b可得出，地下水CA-1和CA-2值分别为-0.38～1.32、-0.22～-0.08。在地热水中，CA-1值在-0.52到-2.48之间，CA-2值在-0.14到-0.42之间。地热水中CA-1和CA-2的绝对值均高于非地热水，进一步说明地热水中的离子交换作用更强，也解释了地热水具有较高Ca2+的现象(表 1，图 3)。

2.3 水源识别

2.3.1 建立Fisher识别模型

表 2 变量之间的相关系数Table 2 Correlation coefficient of variables

(13)

式中： [ ]代表离子的实测值(mg·L-1)；y1、y2、y3、y4分别是新生界含水层组、煤系水、太灰水和奥灰水的判别函数。

2.3.2 水源识别和结果分析

由图8可知，在非地热水判别方面， 11个非地热水样均判定为太灰水，且函数值与其他3类水源区分明显(图 8a)，说明非地热水径流条件简单，补给水源单一，仅受太灰水补给。

图 8 Fisher水源判别结果图Fig. 8 Diagram of water source discrimination based on Fisher a. 非地热水； b. 地热水

在地热水判别方面， 13个地热水样，除6#和7#水样判定为太灰水源外，其余地热水均判定为奥灰水源，Fisher模型对新生界水、煤系水判别效果较好，函数值间差距较大，区分明显，而针对太灰水、奥灰水判别时，函数数值较为相近，区分度低(图 8b)，说明地热水的水化学兼具太灰水和深部奥灰水的共同特征，存在奥灰水与太灰水相互混合的现象；判别结果中85%地热水样判定为奥灰水源， 15%地热水样判定为太灰水样，说明井下地温异常各出水点，奥灰水所占混合比例高。

已知t年平均气温，年常温带深度h，地温梯度r，根据地下水的温度可以推算其大致循环深度H，其公式(张人权等， 2011)为：

H=(T-t)r+h

(14)

本区恒温带深度为30m，温度为17.1℃(彭涛等， 2015a,2015b)。地温梯度采用81采区内9东5地温孔资料3.1℃/100m，青东地热水水温介于36.9～41.2℃之间，经计算地热水循环深度介于668.70～807.42m。根据矿井地质资料，本区奥陶系石灰岩岩溶裂隙含水层(段)平均埋深701.92m，由此说明该矿异常地热水由深部奥灰水补给，经断裂导水通道至太灰层段混合而成(图 9)，同时也证明形成两类水水化学差异的根本原因是来自于不同水源。奥陶系石灰岩岩溶裂隙发育，溶穴和溶洞之中储藏着大量地下水，对煤矿的安全生产产生一定威胁，因此在防治水工作中应尤为关注。