劉啟蒙，劉 瑜，薛 森

(1.安徽理工大學(xué)地球與環(huán)境學(xué)院，安徽 淮南 232001；2.安徽理工大學(xué)深部煤礦采動(dòng)響應(yīng)與災(zāi)害防控國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，安徽 淮南 232001；3.南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，江蘇 南京 210023)

我國煤炭資源開發(fā)重心已快速轉(zhuǎn)移到西部生態(tài)環(huán)境脆弱地區(qū)。大規(guī)模、高強(qiáng)度開采西部埋藏淺、厚度大的煤炭資源時(shí)，較少顧及水資源承載力，存在水資源破壞、地表植被死亡等嚴(yán)重問題[1-2]。薩拉烏蘇組沙層潛水是西部礦區(qū)具有大范圍供水及生態(tài)意義的珍貴地下水資源，也是井下水害的重要充水水源[3-4]。因此，研究煤炭開采過程中薩拉烏蘇組沙層潛水水位的響應(yīng)，對(duì)實(shí)現(xiàn)煤炭安全開采與生態(tài)環(huán)境保護(hù)并舉具有重要理論與現(xiàn)實(shí)意義。

西部礦區(qū)煤炭開采頂板突水、地表水資源破壞及次生災(zāi)害不斷出現(xiàn)，已有大量學(xué)者對(duì)突水災(zāi)害及潛水漏失進(jìn)行研究[5-8]。20世紀(jì)末，葉貴鈞等在《我國西部侏羅紀(jì)煤田(榆神府礦區(qū))保水采煤及地質(zhì)環(huán)境綜合研究》中提出“保水采煤”概念[9]。李文平等對(duì)榆神府礦區(qū)保水采煤工程地質(zhì)條件進(jìn)行分區(qū)，按照水文工程地質(zhì)特性將研究區(qū)分為“砂-基”、“土-基”、“砂-土-基”、“基巖”及“燒變巖”五類，并初步給出了保水采煤技術(shù)措施[10]?！吧?基”型礦區(qū)內(nèi)潛水含水層直覆于基巖之上，呈砂層-基巖的巖層結(jié)構(gòu)，缺失關(guān)鍵隔水土層，采動(dòng)可能導(dǎo)致潛水的嚴(yán)重漏失[11]。文獻(xiàn)[12]針對(duì)“砂-基”型淺埋煤層，指出：保水采煤是含水結(jié)構(gòu)不受到破壞，或雖受一定影響，但一定時(shí)間后含水層水位仍可恢復(fù)，流失量應(yīng)保證最低水位不嚴(yán)重影響地表生態(tài)。

文獻(xiàn)[13]在對(duì)禿尾河流域沙漠植被的長(zhǎng)期觀測(cè)研究表明：潛水水位埋深與植被密切相關(guān)，1.5～5m為最佳地下水位埋深，當(dāng)潛水位埋深較大時(shí)，生態(tài)環(huán)境將進(jìn)一步惡化。范利民等綜合水文地質(zhì)結(jié)構(gòu)、開采條件與采動(dòng)響應(yīng)總結(jié)了保水采煤的科學(xué)內(nèi)涵，認(rèn)為保水采煤目標(biāo)是保護(hù)地下含水層結(jié)構(gòu)與地表河流流量穩(wěn)定[14]。 文獻(xiàn)[15]指出我國西部淺埋煤層保水開采的核心理念是保護(hù)生態(tài)水位。 文獻(xiàn)[16]團(tuán)隊(duì)提出了綠色開采理論，并將水資源保護(hù)性開采技術(shù)作為理論的核心技術(shù)之一?！吧?基”型工程地質(zhì)結(jié)構(gòu)條件下潛埋煤炭資源的開采容易造成地表砂層潛水水位的下降，把握礦區(qū)水文地質(zhì)空間結(jié)構(gòu)，研究開采過程中潛水水位響應(yīng)，是采煤保水技術(shù)制定、實(shí)施的重要基礎(chǔ)。

本文以典型“砂-基”型轉(zhuǎn)龍灣礦區(qū)為例，基于地質(zhì)勘查、室內(nèi)外試驗(yàn)等，分析了含隔水層水文工程地質(zhì)條件及其空間賦存結(jié)構(gòu)，利用Visual Modflow建立了三維水文地質(zhì)數(shù)值模型，研究了煤層開采的條件下直覆于基巖的潛水含水層的水位變化。研究成果對(duì)西部“砂-基”型礦區(qū)保水采煤與生態(tài)地質(zhì)環(huán)境保護(hù)具有重要意義。

1 研究區(qū)概況

轉(zhuǎn)龍灣礦區(qū)位于內(nèi)蒙古鄂爾多斯市伊金霍洛旗東北部(E 110°00′～110°07′，N 39°30′～39°37′)。礦區(qū)東西長(zhǎng)10.0km，南北寬5.6km，面積約43.5km2。該區(qū)海拔1 183～1 405m，地形相對(duì)高差較大，主要為風(fēng)積、沙漠地貌；年平均降水量359.6mm，年平均蒸發(fā)量2 485.2mm，屬干旱-半干旱氣候。植被以沙柳、沙蒿為主，地表生態(tài)環(huán)境脆弱。大地構(gòu)造單元屬華北地臺(tái)鄂爾多斯地臺(tái)向斜東勝凸起之南部，構(gòu)造簡(jiǎn)單。目前主要開采延安組2-3煤層，煤層傾角1°～3°，平均厚度4.4m，平均埋深190.2m。

礦區(qū)內(nèi)大部分為第四系砂層所覆蓋，較少出露基巖。地表河流主要包括西南部烏蘭木倫河與東南公涅爾蓋溝。沉積地層由老及新依次為：三疊系上統(tǒng)延長(zhǎng)組，侏羅系中、下統(tǒng)延安組，中統(tǒng)直羅組和安定組，白堊系下統(tǒng)伊金霍洛組，第四系上更新統(tǒng)薩拉烏蘇組和全新統(tǒng)地層。缺失N2紅土與Q2黃土隔水土層，為典型的“砂-基”型地質(zhì)結(jié)構(gòu)。

2 含隔水層水文地質(zhì)特征

2.1 含隔水層空間賦存結(jié)構(gòu)

根據(jù)水文地質(zhì)特征，將2-3煤層頂板劃分三個(gè)含、隔水層組，分別為第四系砂層潛水含水組、基巖裂隙承壓含水層組與基巖泥質(zhì)相對(duì)隔水層組。其中，基巖含水層組與基巖泥質(zhì)相對(duì)隔水層組交互賦存，含隔水層空間結(jié)構(gòu)如圖1所示。

圖1 含隔水層空間結(jié)構(gòu)示意圖

具體特征分述如下：

2)基巖裂隙承壓含水層組。該組由侏羅系中統(tǒng)安定組、直羅組與延安組裂隙承壓含水層組成，一般可分為4～8層，巖性以中、粗粒砂巖為主，是2-3煤層開采的直接充水含水層組。含水層組厚度受地形與剝蝕強(qiáng)度控制，平均厚度50m左右。但富水性一般較弱且不均一性強(qiáng)，由淺至深呈逐漸減小的趨勢(shì)。含水層組靜止相對(duì)水位+7.95 ～ 42.58m，水位標(biāo)高+1 234.234～1 271.45m，單位涌水量0.002～0.090L/(s·m)，滲透系數(shù)0.002～0.019m/d。

3)基巖泥質(zhì)相對(duì)隔水層組。該組主要由粉砂質(zhì)泥巖、泥巖、泥質(zhì)粉砂巖等巖性巖層組成，單位涌水量小于0.001L/(s·m)的巖層組成。自第四系底板至延安組底板之間共劃分7個(gè)隔水層，總厚12.20～93.54m，隔水層整體呈由北西向南東變薄的趨勢(shì)。西部煤層開采覆巖導(dǎo)水裂縫帶高度較大(一般20～30倍采厚)，采動(dòng)條件下該組巖層(大部分或全部)隔水能力降低甚至喪失，導(dǎo)水裂縫帶上部基巖相對(duì)隔水層的厚度是評(píng)價(jià)潛水漏失的重要參量。

2.2 地下水補(bǔ)徑排條件

第四系砂層潛水主要接受大氣降水下滲補(bǔ)給，次為區(qū)域潛水含水層側(cè)向補(bǔ)給?；鶐r承壓水主要接受區(qū)域側(cè)向徑流補(bǔ)給及潛水垂向滲流與越流補(bǔ)給。潛水一般沿基巖相對(duì)隔水層傾向自井田東北向西南方向徑流或垂直巖層層面向下滲流。基巖承壓水主要順巖層傾向方向往深部徑流運(yùn)移。潛水主要以泉或者滲流(垂向或側(cè)向)的形式進(jìn)行排泄，蒸發(fā)、蒸騰與人工開采也是主要排泄形式?；鶐r承壓水主要在溝谷切割部位以泉的形式排泄，人工開采強(qiáng)度低。井田的地表水、地下水有著密切的聯(lián)系，烏蘭木倫河及公捏爾蓋溝與潛水互為補(bǔ)給。煤礦開采排水后，將形成人工流場(chǎng)，地下水的徑流條件也會(huì)隨之改變。

3 水文地質(zhì)數(shù)值模型

3.1 數(shù)值模型基礎(chǔ)

由于基巖裂隙承壓含水層富水性較差且本文主要研究潛水水位的變化，因此將含水層結(jié)構(gòu)概化為單層潛水含水層并將地下水含水系統(tǒng)模型概化為非均質(zhì)各向同性介質(zhì)中的三維非穩(wěn)定流。研究區(qū)北部高地接受更北端高處區(qū)域的側(cè)向地下徑流補(bǔ)給，北部?jī)梢矸謩e為烏蘭木倫河與公涅爾蓋溝的上游，將其概化為補(bǔ)給邊界。東、西、南三面為烏蘭木倫河與公涅爾蓋溝環(huán)繞包圍，河流外研究區(qū)邊界沿地下分水嶺劃分，作為隔水邊界。

根據(jù)已概化的非均質(zhì)、各向異性三維非穩(wěn)定流模型，在不考慮地下水密度變化的條件下，建立如下水文地質(zhì)數(shù)學(xué)模型[17]

(1)

式中：Kx，Ky，Kz為潛水含水層在x，y，z方向上滲透系數(shù) ，m·d-1；h為潛水含水層厚度，m；t為模擬時(shí)間，d；R為研究區(qū)降雨強(qiáng)度，m·d-1；E為研究區(qū)蒸發(fā)強(qiáng)度，m·d-1；μ為潛水含水層重力給水度；H0為初始時(shí)刻的研究區(qū)水位標(biāo)高，m；Ω為研究區(qū)范圍；Γ1為研究區(qū)北部基巖邊界；Γ2為研究區(qū)河流邊界。

3.2 數(shù)值模型構(gòu)建

考慮界條件、 參數(shù)分區(qū)特征，在不規(guī)則區(qū)加密，建立了包括14 400個(gè)單元格的數(shù)值模型。 基于129個(gè)鉆孔數(shù)據(jù)，采用kriging插值方法，生成連續(xù)地層面高程。將2015年設(shè)為數(shù)值模擬啟動(dòng)時(shí)間，模型校驗(yàn)期為1年(365d)，模型預(yù)測(cè)期設(shè)5年(2 020d)，自動(dòng)控制時(shí)間步長(zhǎng)，初始時(shí)間步長(zhǎng)10天。根據(jù)模擬區(qū)內(nèi)30個(gè)水文觀測(cè)孔水位數(shù)據(jù)，得到初始水位等值線圖，獲得研究區(qū)地下水的初始空間分布及運(yùn)移特征。在分析含水層巖性、構(gòu)造分布、抽注水試驗(yàn)中地下水降落漏斗的形態(tài)及擴(kuò)展特征，以及相同距離水位觀測(cè)孔地下水水位降深的變化規(guī)律的基礎(chǔ)上，將研究區(qū)含水層的水文地質(zhì)參數(shù)分為4個(gè)子區(qū)，如圖2所示。

西、南以烏蘭木倫河為界，北為高海拔基巖山區(qū)(侏羅、白堊系砂巖廣泛出露)，東為公涅爾蓋溝及其西側(cè)分水嶺，東南部為河谷沖擊匯流區(qū)(被沖積層和風(fēng)積層所覆蓋)。結(jié)合地下水動(dòng)態(tài)特征，將模型地層概化為非均質(zhì)性含水層，分為4個(gè)子區(qū)域，各分區(qū)參數(shù)如表1所示。

圖2 模型水文地質(zhì)分區(qū)

分區(qū)Kx=Ky/(m·d-1)Kz/(m·d-1)Sy #110.4241.042 40.3 #20.8090.080 90.2 #30.026 50.002 650.15 #40.006 70.000 670.1

研究區(qū)流域與周邊環(huán)境的水文循環(huán)十分活躍。在本次模擬模型中，由于地下抽注水試驗(yàn)周期較短，抽注水試驗(yàn)期內(nèi)的水體變化效果對(duì)總體水量及流場(chǎng)分布影響不大，因此僅作為校驗(yàn)與日常水位觀測(cè)井，以驗(yàn)證地下水?dāng)?shù)值模擬的相似性。

3.3 數(shù)值模型的識(shí)別檢驗(yàn)

本文從流場(chǎng)擬合、水位分析與敏感性分析三個(gè)方面進(jìn)行數(shù)值模型的識(shí)別檢驗(yàn)。

(1)流場(chǎng)擬合。采取試算和參數(shù)反演相結(jié)合方法，通過改變水文地質(zhì)參數(shù)試算，盡量減小各觀測(cè)點(diǎn)水頭的計(jì)算和觀測(cè)值誤差。通過優(yōu)化迭代，進(jìn)行參數(shù)自動(dòng)調(diào)整。選取2015年4月2日～2016年4月2日作為模型識(shí)別期，以2015年4月2日的地下水流場(chǎng)作為模型的初始流場(chǎng)(見圖3)。通過多次的代入計(jì)算和參數(shù)調(diào)試，地下水流場(chǎng)和觀測(cè)井水位的計(jì)算值和觀測(cè)值(實(shí)際流場(chǎng))最終達(dá)到較好的擬合效果(見圖4)。

圖3 水文地質(zhì)模型初始水頭

實(shí)際水頭/m圖4 模型穩(wěn)態(tài)檢驗(yàn)效果

(2)水位分析。為驗(yàn)證識(shí)別擬合所得參數(shù)的準(zhǔn)確性與可靠性，對(duì)模型進(jìn)一步進(jìn)行分析與驗(yàn)證。將識(shí)別后的2016年4月2日的計(jì)算流場(chǎng)作為初始流場(chǎng)，利用2016年5～7月份所得的地下水監(jiān)測(cè)資料作為模型檢驗(yàn)的依據(jù)。圖5為檢驗(yàn)期末S2觀測(cè)井水位與模擬水位的對(duì)比擬合圖。擬合結(jié)果表明：水位計(jì)算值與觀測(cè)值擬合狀況良好，流場(chǎng)的流向大致相同，證明識(shí)別后的水文地質(zhì)參數(shù)符合實(shí)際情況。

圖5 S2觀測(cè)孔水位與模擬水位對(duì)比

(3)敏感性分析。為分析模型中參數(shù)的敏感性，對(duì)各參數(shù)的數(shù)值進(jìn)行了上下調(diào)整50%并對(duì)地下水水位進(jìn)行分析[18]，圖6為參數(shù)調(diào)整時(shí)鉆孔水位相應(yīng)變化。不發(fā)生滲透性突變的條件下，降雨邊界是水位的主要控制因素。河流的滲水功能既與導(dǎo)水介質(zhì)息息相關(guān)，又和河床內(nèi)的河流流量有莫大關(guān)系。水平方向的滲透系數(shù)變化對(duì)于模型的影響要大于豎直方向上的參數(shù)變化。給水度變化對(duì)模型幾乎沒有影響。

圖6 模型單因素參數(shù)敏感性分析

4 開采潛水水位響應(yīng)

地下煤炭資源開采是造成潛水水位的最重要的因素。根本原因是采動(dòng)條件下覆巖裂隙的發(fā)育導(dǎo)致隔水巖層的滲透性增加、隔水層能力喪失[19]。計(jì)算煤層采動(dòng)導(dǎo)水裂縫帶的發(fā)育高度，分析殘余隔水層厚度的分布規(guī)律是研究開采潛水水位響應(yīng)的前提。根據(jù)“兩帶”探測(cè)成果，研究區(qū)導(dǎo)水裂縫帶的發(fā)育高度約為煤層開采厚度的20倍。本文根據(jù)這一裂采比，計(jì)算得到研究區(qū)煤層開采后導(dǎo)水裂縫帶的發(fā)育高度為78.0～110.0m。根據(jù)采前隔水層空間分布特征，分析了殘余隔水層分布厚度，具體如圖7所示。

圖7 采后殘余保護(hù)層厚度

由圖7可知，在煤層滿采條件下231采區(qū)南端采空區(qū)上部殘余基巖隔水層厚度不足，局部區(qū)域?qū)芽p帶發(fā)育到基巖面以上，即圖中“破壞區(qū)”，潛水將發(fā)生嚴(yán)重滲漏。

研究區(qū)2-3煤層頂板多為砂巖，強(qiáng)度中硬。據(jù)參考文獻(xiàn)[20]，防水安全煤巖柱保護(hù)層厚度應(yīng)達(dá)到3倍采厚。假設(shè)殘余保護(hù)層厚度大于3倍采厚的區(qū)域具有良好的隔水效果，將圖7中的保護(hù)層厚度不足區(qū)域作為潛水漏失的條件設(shè)置區(qū)。同時(shí)以2016年為模型預(yù)測(cè)計(jì)算的初始年份，將研究區(qū)多年平均降水量以及2016年各類均衡要素統(tǒng)計(jì)結(jié)果作為模型補(bǔ)給項(xiàng)和排泄項(xiàng)計(jì)算依據(jù)，進(jìn)行5年后的地下水水位狀況進(jìn)行預(yù)測(cè)，預(yù)測(cè)結(jié)果如圖8所示。

圖8 采動(dòng)破壞后地下水位標(biāo)高

由圖8可知，采動(dòng)對(duì)于上游高海拔基巖地區(qū)的地下水賦存影響較小。這是由于在一定時(shí)間范圍內(nèi)，該部分區(qū)域仍然能夠接受由相鄰區(qū)域含水層及河流上游足夠的側(cè)向水量補(bǔ)給。中游烏蘭木倫河及公涅爾蓋溝河谷段由于上游水體運(yùn)移變化也較小。而在23101采區(qū)山前沖積扇地區(qū)，周邊地下水補(bǔ)給量不足以彌合因煤層采動(dòng)而產(chǎn)生的滲漏損失，本區(qū)域地下水位降幅較大且趨于相同(圖8底部區(qū)域)，以破壞區(qū)為中心的區(qū)域水位降低最多40m，水位標(biāo)高近至潛水含水層底板。地下水位的長(zhǎng)期劇烈下降對(duì)于河流正常流動(dòng)和對(duì)下游地下水補(bǔ)給有顯著影響。

5 結(jié)論

(1)在研究含隔水層空間結(jié)構(gòu)與地下水補(bǔ)徑排條件的基礎(chǔ)上，基于129個(gè)鉆孔數(shù)據(jù)，建立了非均質(zhì)、各向異性三維非穩(wěn)定流模型，并概化為4個(gè)分區(qū)。

(2)地下水流場(chǎng)和水位的計(jì)算值與實(shí)際值吻合度較高。降雨邊界是水位的主要控制因素；水平方向的滲透系數(shù)變化對(duì)于模型的影響要大于豎直方向；給水度變化對(duì)模型幾影響不大。從流場(chǎng)擬合、水位分析與敏感性分析三個(gè)方面識(shí)別檢驗(yàn)了數(shù)值模型的有效性。

(3)煤層開采導(dǎo)水裂縫帶的發(fā)育高度為78.0～110.0m，滿采條件下231采區(qū)南端采空區(qū)上部殘余基巖隔水層厚度不足，局部區(qū)域?qū)芽p帶發(fā)育到基巖面以上。

(4)受煤層開采影響，高海拔基巖地區(qū)與河谷段水位變化較?。?31采區(qū)山前沖積扇區(qū)域水位下降明顯，最大超過40m且近潛水含水層底板。地下水位的長(zhǎng)期劇烈下降對(duì)于河流正常流動(dòng)和對(duì)下游地下水補(bǔ)給有顯著影響。