陳陸望，殷曉曦，陳園平

（1.合肥工業(yè)大學資源與環(huán)境工程學院，安徽 合肥 230009；2.中國科學技術(shù)大學地球和空間科學學院，安徽 合肥 230026）

0 引言

地下水穩(wěn)定同位素成分被認為是地下水的“指紋”，記錄了大量綜合反映地下水系統(tǒng)地球化學過程以及聯(lián)系各環(huán)節(jié)成分特點的環(huán)境信息，在分析地下水來源、運移和混合等動態(tài)過程的研究中發(fā)揮著日益重要的作用［1，2］。特別是D 和18O，在沒有高溫的水－巖作用和強烈的蒸發(fā)條件下是保守和穩(wěn)定的，是示蹤地下水真實動力過程的最理想的環(huán)境同位素。我國華北隱伏型煤礦區(qū)水文地質(zhì)條件極為復雜，是存在不同程度水力聯(lián)系的若干充水含水層組成的復雜地下水系統(tǒng)［3］。在礦區(qū)開采進程中，無論是礦井的正常充水，還是以防治水害為目的的人為疏放水或采動裂隙充水，都會不同程度地影響或破壞含水層，使礦區(qū)地下水系統(tǒng)水循環(huán)模式發(fā)生改變，為煤礦突水的準確預測預報以及礦區(qū)水資源保護與利用增加了不確定因素。采用氫氧穩(wěn)定同位素示蹤技術(shù)，分析開采擾動影響下礦區(qū)地下水循環(huán)規(guī)律將是一次有益的嘗試。國內(nèi)外關于地表水或淺層地下水氫氧穩(wěn)定同位素研究成果十分豐富［4－6］，但對煤礦區(qū)深部地下水氫氧穩(wěn)定同位素的研究不多，對多層深部地下水開展氫氧穩(wěn)定同位素對比研究則更少，其中一個關鍵制約因素是難以采集不同類型深部地下水水樣（埋深300m 以下）［7，8］。然而，煤礦區(qū)具有采取300m以下乃至千余米的各類深部地下水水樣的獨到優(yōu)勢，為研究深部地下水氫氧穩(wěn)定同位素組成及地下水循環(huán)提供了可能。

實際上，煤礦開采進程中，準確預測開采充水類型與充水量是有效防治煤礦突水事故和礦區(qū)水資源保護與利用的關鍵，摸清礦區(qū)主要充水含水層的補給、徑流與排泄及含水層間水力學聯(lián)系是前提。本文以淮北煤田宿（縣）－臨（渙）礦區(qū)為研究示范，采用氫氧穩(wěn)定同位素示蹤技術(shù)，分析礦區(qū)地下水的循環(huán)過程、補給來源，開展地下水補給端元混合比例計算等，為礦區(qū)突水的預測預報與地下水資源的保護與利用奠定基礎。

1 研究區(qū)地質(zhì)背景

安徽省淮北煤田宿（縣）－臨（渙）礦區(qū)屬于洪沖積平原，地勢平坦開闊，由西北向東南傾斜，海拔高度20～40m，自然坡降1／7 500～1／10 000。礦區(qū)內(nèi)主要河流自西向東匯入淮河，主要有渦河、澮河、沱河、濉河、新汴河等。根據(jù)宿州市氣象資料，礦區(qū)年均溫為14～15℃，年均降水量為750～900mm，年均蒸發(fā)量為700～850mm。研究區(qū)蓋層為第三系和第四系松散層，厚度180～400m，與下伏煤系地層成角度不整合接觸；基底由太古代和早元古代深、中深變質(zhì)巖系及中元古代淺變質(zhì)巖系組成；蓋層是穩(wěn)定地臺型沉積，有上元古界青白口系至古生界二疊系；中生代侏羅系、白堊系和老第三系主要分布在斷陷盆地內(nèi)；區(qū)內(nèi)缺失晚奧陶系至下石炭系和三疊系地層。宿－臨礦區(qū)地質(zhì)及礦井分布見圖1內(nèi)方框所圍限的范圍。礦區(qū)從上而下可分為新生界松散層第四系含水層（簡稱“四含”，由含水層沉積環(huán)境與基巖面控制，埋深300m左右，弱—中等富水）、二疊系煤系砂巖裂隙含水層（簡稱“煤系”，與各開采煤層埋深有關，按開采煤層可分為不同的含水組，弱富水）、石炭系太原組巖溶含水層（簡稱“太灰”，埋深600m左右，一般劃分為14～15含水組，中等富水）及奧陶系巖溶含水層（簡稱“奧灰”，埋深900m左右，勘探不詳，中等—強富水）（圖1）。松散層以大氣降水補給為主，水平徑流補給次之，松散含水層之間存在不同程度的越流補給。松散層水向淮北平原中部徑流與排泄，其下四含直接覆蓋于煤系地層之上，是煤礦開采過程中向工作面充水的主要水源，其通道主要是采動裂隙以及導水斷層等。煤系在淺部接受四含水補給，區(qū)域?qū)娱g補給微弱，處于半封閉的水文地質(zhì)環(huán)境，為礦井的直接充水水源，其通道主要是砂巖裂隙與斷層破碎帶等。太灰和奧灰在淮北煤田北部灰?guī)r裸露區(qū)接受大氣降水補給，向南部平原地區(qū)徑流與排泄，但在采動過程中遇到巖溶陷落柱或?qū)當鄬訒r，有可能導通含水層大量涌入礦井。由于受采動影響，礦區(qū)主要充水含水層四含、煤系、太灰與奧灰地下水水位呈逐年下降趨勢，已在采礦密集區(qū)形成一定規(guī)模的水位降落漏斗。

圖1 宿－臨礦區(qū)區(qū)域地質(zhì)及礦井分布Fig.1 Diagram of regional geology and mine distribution in Su－Lin Mining District

2 取樣與測試

2002年2月至2011年6月，在宿－臨礦區(qū)各礦井上下水文鉆孔及井下出水點等處從上而下取四含、煤系、太灰新鮮水樣共79個（取樣點分布見圖1，奧灰地下水樣點少，暫不討論），所有水樣不加任何保護試劑處理。測定的指標有氫氧穩(wěn)定同位素D、18O及總?cè)芙夤腆wTDS等，測試結(jié)果如表1所示。采用鈾還原法和水－二氧化碳平衡法制備H2與特定CO2，使用MAT－253穩(wěn)定同位素氣體質(zhì)譜儀分別對水中D與18O進行質(zhì)譜測定，測得D與18O的結(jié)果為“標準平均海洋水（SMOW）”千分偏差：δ‰＝1 000×［（R樣品／R標準）－1］，式中R 為 D與1H的比或18O與16O的比。測得的δ18O的精度為±0.1‰、δD 的精度為±0.01‰。測試水樣中的Na＋＋K＋、Ca2＋、Mg2＋、HCO－3、Cl－、等，并將其中陰陽離子含量的總和減去的一半即為TDS。

表1 宿－臨礦區(qū)地下水水樣測試結(jié)果Table 1 Testing result of groundwater samples in Su－Lin Mining District

3 礦區(qū)地下水循環(huán)過程示蹤

圖2 礦區(qū)地下水δD、δ18 O與TDS關系Fig.2 Relationship betweenδD，δ18 O and TDS of groundwater in Su－Lin Mining District

地下水運移咸化是物理化學平衡等因素影響下各離子遷移轉(zhuǎn)化的結(jié)果，地下水中宏量離子在此過程中顯得尤為重要［9］?？?cè)芙夤腆wTDS主要是宏量離子在水中累積的綜合反映，是地下水咸化的主要指標［10］。地下水一般遵循沿徑流方向TDS有逐漸增大的趨勢，在含水層補給區(qū)TDS最小，排泄區(qū)TDS最大。圖2a與圖2b分別表示宿－臨礦區(qū)主要充水含水層地下水中δ18O、δD與TDS的關系，可以看出，當TDS小于1 000mg／L時，地下水氫氧穩(wěn)定同位素δ值隨著TDS的增大而減小，尤其是四含與太灰地下水表現(xiàn)明顯。當TDS大于1 000mg／L時，主要充水含水層的水樣點氫氧穩(wěn)定同位素δ值在礦區(qū)地下水平均值（δ18O＝－9.0‰，δD＝－69.0‰）上下波動。礦區(qū)含水層開采擾動后長期充水，含水層原有地下水循環(huán)已打破，在補給區(qū)水力交替速度加快，礦區(qū)地表水體（如湖水、河水及淺層地下水等，受地面蒸發(fā)影響顯著，δ值偏高，但TDS較低［10］）補給含水層，在徑流方向上逐漸與原來含水層地下水發(fā)生混合，導致δ值降低，但沿徑流方向TDS增大。當?shù)叵滤\移至徑流區(qū)或排泄區(qū)后，地下水的混合作用對δ值影響微乎其微，但地下水運移過程中溶濾與溶解作用繼續(xù)發(fā)生，沿徑流方向TDS仍然有增大的趨勢。

4 礦區(qū)地下水補給來源示蹤

把宿－臨礦區(qū)79個水樣點氫氧穩(wěn)定同位素δ值描繪在δD－δ18O坐標系中（圖3），圖3中實線代表區(qū)域大氣降水線（LMWL）；花線表示區(qū)域地表水蒸發(fā)線（LEL）；虛線表示礦區(qū)地下水線。區(qū)域大氣降水線與區(qū)域地表水蒸發(fā)線的交點（δ18O＝－7.8‰，δD＝－53.0‰）即為礦區(qū)大氣降水δD和δ18O的年平均值［5］。礦區(qū)31.2%的地下水樣點落在區(qū)域大氣降水線上或附近，98.7%的水樣點落在蒸發(fā)線以下，83.5%的水樣點δ值小于礦區(qū)大氣降水的年均值。

圖3 礦區(qū)主要充水含水層水樣點δD與δ18 O的關系Fig.3 Relationship betweenδD andδ18 O of water sample points of major inrush aquifer in Su－Lin Mining District

如果礦區(qū)地下水樣點δD與δ18O小于礦區(qū)大氣降水年均值，推測主要原因：一是大氣降水對地下水直接但不均勻入滲補給造成的（春、冬季降水中的δD、δ18O低，由于降雨連續(xù)、雨量適中，對地下水的補給量相對較大；秋、夏季降水中的δD、δ18O高，由于降雨持續(xù)時間短、雨量較大，地表徑流為主的排泄相對減小了對地下水的補給比例）。二是古地下水的混合作用（目前同位素方法研究的古地下水主要是指第四紀以來由于冰期或間冰期的氣候變化，使得其氫氧穩(wěn)定同位素組成有別于現(xiàn)代地下水，古地下水δ值低［4，11］）。如果礦區(qū)地下水樣點δD與δ18O大于礦區(qū)大氣降水年均值，推測主要原因是大氣降水滯留于地表或土壤層產(chǎn)生不同程度的蒸發(fā)效應后的滯留入滲補給造成的。

礦區(qū)四含、煤系與太灰構(gòu)成了具有一定程度水力聯(lián)系的地下水系統(tǒng)，接受大氣降水的補給程度與補給機理有所差別。據(jù)圖3可知：太灰水線斜率與區(qū)域大氣降水線基本相等，說明太灰的補給受控于大氣降水的直接入滲；煤系水線斜率與區(qū)域地表水蒸發(fā)線斜率基本相等，說明煤系的補給受控于大氣降水的滯留入滲補給；四含水線斜率介于區(qū)域大氣降水線與區(qū)域地表水蒸發(fā)線斜率之間，四含的補給受控于大氣降水的直接入滲和滯留入滲。礦區(qū)地下水線分別與區(qū)域大氣降水線和區(qū)域地表水蒸發(fā)線相交，在區(qū)域地表水蒸發(fā)線上的交點δ值偏大，在區(qū)域大氣降水線上的交點δ值偏小。由此看出，影響礦區(qū)地下水氫氧穩(wěn)定同位素組成特征的因素除了大氣降水直接入滲補給和滯留入滲補給外，古地下水的混合作用不容忽視。

5 地下水補給來源混合比例示蹤

5.1 線性端元混合比例計算模型

因地下水氫氧穩(wěn)定同位素成分在低溫條件下（＜60℃）不會與巖石相互作用而發(fā)生改變［11，12］，故利用二端元與三端元線性混合比例計算模型即可估算各端元的混合比例，模型如下（n＝2，3）［12，13］：

式中：δD、δ18O為混合水氫氧穩(wěn)定同位素組成；（δD）1，…，（δD）n和（δ18O）1，…，（δ18O）n分別為各端元氫氧穩(wěn)定同位素組成；X1，…，Xn為各端元的混合比例。

根據(jù)宿－臨礦區(qū)地下水補給來源示蹤結(jié)果，且礦區(qū)大氣降水直接入滲水和滯留入滲水以及古地下水往往具有不同的氫氧穩(wěn)定同位素特征，可把大氣降水直接入滲水、滯留入滲水以及古地下水分別看作混合比例計算模型的3個端元，對模型中的n取3。

5.2 礦區(qū)地下水混合特征及其應用

宿－臨礦區(qū)四含水δ18O值介于－9.95‰～－6.96‰之間，均值－8.31‰；δD 值介于－85.7‰～－52.2‰之間，均值－64.89‰。煤系水δ18O值介于－10.2‰～－8.55‰之間，均值－9.25‰；δD值介于－87.4‰～－60.9‰之間，均值－68.5‰。太灰水δ18O值介于－10.43‰～－5.52‰之間，均值－8.59‰；δD值介于－92.6‰～－51.1‰之間，均值－66.0‰。將礦區(qū)上述不同含水層79個地下水樣按氫氧穩(wěn)定同位素δ值點繪于δD－δ18O散點圖中，如圖4所示。根據(jù)圖4中所有水樣散點的分布特征，確定△ABC。基于地下水線性端元混合比例計算模型以及礦區(qū)地下水補給過程與補給來源的示蹤成果，定性確定△ABC中的A代表低δ值的古地下水，B代表大氣降水產(chǎn)生蒸發(fā)效應后高δ值的滯留入滲水，C代表大氣降水未經(jīng)地面蒸發(fā)效應的中等δ值的直接入滲水。

圖4 礦區(qū)地下水線性端元確定與混合比例計算Fig.4 Determination of linear endmembers and calculation of mixing ratio of groundwater in Su－Lin Mining District

礦區(qū)開采主要充水含水層中的太灰水以淮北煤田北部灰?guī)r露頭山區(qū)大氣降水的直接入滲補給為主，四含水以淮北煤田厚松散層大氣降水的滯留入滲補給為主，煤系水除了上部與其角度不整合的四含水補給外，發(fā)生了不同程度的古地下水混合［4］。然而，圖4中四含、煤系、太灰水樣點在△ABC內(nèi)并不各自具有相對獨立的積聚區(qū)。礦區(qū)在采動及長期充水影響下，原地下水循環(huán)已打破，各含水層間水力聯(lián)系更為密切，地下水混合明顯［14］。根據(jù)礦區(qū)地下水δD－δ18O散點圖分布及線性端元混合比例計算模型，四含水樣點較為靠近“BC”線，含水層中滯留入滲水稍占優(yōu)；太灰水樣點較為靠近“AC”線，含水層中直接入滲水稍占優(yōu)；煤系水水樣點較為靠近“AC”線，含水層中具有一定程度的古地下水混合。從整個礦區(qū)水樣點分布及其在△ABC中的積聚規(guī)律看，四含、煤系與太灰氫氧穩(wěn)定同位素組成特征并不明顯。因此，僅僅依據(jù)簡單的氫氧穩(wěn)定同位素組成以及線性單元混合比例值的大小，無法確定煤礦采動過程中井下出水點究竟來自哪一含水層。但是，在摸清礦區(qū)主要充水含水層水循環(huán)背景的前提下，通過井下出水水樣點氫氧穩(wěn)定同位素組成的動態(tài)變化以及線性端元混合比例的變化趨勢，從定量角度推測煤礦采動過程中的充水來源，并有針對性地采取措施防止突水事故的發(fā)生，從而有效保護地下水資源。

2011年7月26日礦區(qū)境內(nèi)的許疃煤礦3222工作面開切眼大量充水，切眼施工被迫停止。按時間順序，3222工作面切眼水樣點（圖4箭頭所示）氫氧穩(wěn)定同位素組成及其線性端元混合比例計算結(jié)果見表2。根據(jù)計算結(jié)果可知，隨著時間的延續(xù)，3222工作面切眼充水線性端元中古地下水與滯留入滲水比例逐漸增加，直接入滲水比例逐漸減少，不可能為太灰水，推測3222工作面切眼充水主要為開采煤層上部四含水的混入所致。根據(jù)上述研究成果，礦方采取了煤層頂板灌漿等保水開采技術(shù)與措施，迅速阻止了3222工作面切眼繼續(xù)充水，且有效保護了礦區(qū)地下水資源。

表2 許疃井田3222工作面切眼充水水樣氫氧穩(wěn)定同位素組成及補給端元比例Table 2 Composition of hydrogen and oxygen stable isotope and proportion of recharge endmembers of water samples of 3222 working face in Xutuan Mine

6 結(jié)論

宿－臨礦區(qū)在開采擾動后井下長時間充水影響下，地下含水層的補給區(qū)徑流方向上δ值降低，但TDS增大。當?shù)叵滤\移至含水層的徑流區(qū)或排泄區(qū)后，地下水混合作用對δ值影響微乎其微，但TDS仍然有增大的趨勢。

根據(jù)大氣降水氫氧穩(wěn)定同位素組成特征與自然地理效應分析，礦區(qū)地下水形成的主要原因為大氣降水的直接入滲、大氣降水的滯留入滲及古地下水的混合，3個地下水形成的主因構(gòu)成了礦區(qū)地下水形成的線性端元。

僅僅依據(jù)簡單的氫氧穩(wěn)定同位素組成以及線性端元混合比例的大小，無法確定煤礦開采過程中井下出水點究竟來自哪一含水層。但是，在摸清礦區(qū)主要充水含水層水循環(huán)背景的前提下，通過井下出水水樣點氫氧穩(wěn)定同位素組成的動態(tài)變化，確定線性端元混合比例的變化趨勢，從定量角度推測煤礦開采過程中的充水來源，從而有針對性采取措施防止突水事故的發(fā)生，有效保護地下水資源。

［1］ 郭范，上官志冠，夏進.穩(wěn)定同位素和元素組成判斷潛水和雨后地表徑流水的構(gòu)成［J］.地球化學，1994，23（1）：42－49.

［2］ 張應華，仵彥卿，蘇建平.額濟納盆地地下水補給機理研究［J］.中國沙漠，2006，26（1）：96－102.

［3］ QIAO X J，LI G M，LI M，et al.Influence of coal mining on regional karst groundwater system：A case study in West Mountain area of Taiyuan City，northern China［J］.Environmental Earth Sciences，2011，64：1525－1535.

［4］ 陳陸望，桂和榮.礦區(qū)地下水水文地球化學演化與識別［M］.北京：地質(zhì)出版社，2007.

［5］ 王恒純.同位素水文地質(zhì)概論［M］.北京：地質(zhì)出版社，1991.

［6］ LEYBOURNE M I，CLARK I D，GOODFELLOW W D.Stableisotope geochemistry of ground and surface waters associated with undisturbed massive sulfide deposits；constraints on origin of waters and water－rock reactions［J］.Chemical Geology，2006，231：300－325.

［7］ 桂和榮，陳陸望，宋曉梅.皖北礦區(qū)地下水中氫氧穩(wěn)定同位素的漂移特征［J］.哈爾濱工業(yè)大學學報，2005，37（1）：111－114.

［8］ 段玉成，黑磊，解光新.環(huán)境同位素在邢臺煤礦放水試驗中的應用［J］.煤田地質(zhì)與勘探，1994，22（1）：33－37.

［9］ 陳陸望，桂和榮，殷曉曦，等.深層地下水18O與2H組成特征及水流場［J］.中國礦業(yè)大學學報，2008，37（6）：861－866.

［10］ 李向全，余秋生，侯新偉，等.寧南清水河盆地地下水循環(huán)特征與苦咸水成因［J］.水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2006，33（1）：46－51.

［11］ PETITTA M，MUGNOZZA G S，BARBIERI M，et al.Hydrodynamic and isotopic investigations for evaluating the mechanisms and amount of groundwater seepage through a rockslide dam［J］.Hydrological Processes，2010，24：3510－3520.

［12］ 錢會，馬致遠.水文地球化學［M］.北京：地質(zhì)出版社，2005.

［13］ 章斌，郭占榮，高愛國，等.用氫氧穩(wěn)定同位素評價閩江河口區(qū)地下水輸入［J］.水科學進展，2012，23（4）：530－539.

［14］ 劉鵬飛，劉少玉，靳盛海，等.多層抽水試驗地下水位動態(tài)與同位素淺析——以衡水試驗為例［J］.地理與地理信息科學，2012，28（3）：87－92.