鞍山大孤山礦區地下水氫氧同位素特征及水源識別*

劉述棟 代俊杰 劉乾靈 謝鵬飛

（1.鞍鋼集團礦業公司大孤山鐵礦；2.中國地質大學（北京）工程技術學院）

鐵礦石作為我國最重要的工業原料之一，其開采量每年都在增加［1］，其中露天開采和地下巷道運輸是獲取礦石原料的主要方法［2］。然而長期的露天開挖不可避免地改變了礦區水文地質環境，開挖形成的降落漏斗導致礦區地下水源源不斷地流向礦坑，造成礦山安全生產隱患［3］。對于采礦活動，地下水的長期滲漏將導致高陡邊坡失穩、運輸巷道襯砌開裂、水質退化等問題［4］。因此，準確有效地識別礦山漏水水源是地下水管理和排水系統規劃的必要條件［5-6］。

自20 世紀50 年代以來，同位素技術得到了迅速的發展，并被廣泛地用于識別水源［7-8］。氫氧同位素（D、18O）是地下水中自然存在的環境示蹤劑，提供了含水層特征和地下水流動路徑的重要信息［9-11］，目前已有大量相關研究，如確定地下水補給高度［12］、估算不同水源混合比例［13］、確定地下水與地表水關系［14］、礦山開采地下水環境問題［7，15］。

大孤山鐵礦是一座巨大的露天開采礦山，邊坡和運輸巷道的開挖造成礦區多處漏水現象。為保證礦山正常開采，常年在礦坑坑底抽取積水，然而持續的抽水導致了礦區地下水位下降和河水斷流等生態問題。為了準確地識別漏水來源，本次研究通過現場調查、取樣分析礦區不同水體中氫氧同位素的組成特征，研究了礦區不同含水層之間的補給關系和水力聯系，最后根據礦區漏水同位素特征以及礦區地質構造，識別了礦坑邊坡以及地下運輸巷道的漏水來源，為提出合理的防治對策提供理論依據。

1 研究區概況

1.1 自然地理概況

鞍山大孤山礦區位于鞍山市東南12 km，該區屬暖溫帶季風氣候，四季分明，降水量多集中在7、8、9月，平均氣溫為8.8 ℃，蒸發強烈，多年平均蒸發量為1 058.5 mm。研究區地形主要由山區丘陵和山間大面積平原組成，位于南部、東部和北部的山脈將研究區圍繞成為盆地地形，總地勢東南高西北低。

研究區在南側和東側山區溝谷有河流發育，在礦坑西側匯集為大孤山小河。據有關資料，分別在2005 年8 月和2006 年9 月測量河床寬3～10 m，流量為0.418～0.589 m3/s。近年來，河流流量逐漸變小，特別在礦坑西側和南側附近甚至出現斷流現象，導致當地生態環境較差。該河流在流經大孤山鎮至下游區域時，由于北側山區地下水的補給，使得河流流量逐漸增加。

1.2 地質和水文地質

研究區出露地層由老至新為太古界鞍山群櫻桃園組、下元古界遼河群浪子山組、上元古界青白口系釣魚臺組及新生界第四系。研究區位于鞍山—本溪構造變形帶，該變形帶屬于郯廬斷裂中的次級斷裂，經歷了花崗巖侵入作用、韌性剪切變形構造、疊加運動構造為主的三期構造變形［16］，從太古代構造運動到新構造運動漫長的演化歷史中形成了現在復雜的構造格局。受該構造斷裂帶的影響，在礦區范圍內發育由數條平行或相互交匯復合斷層組成的寒嶺斷裂［17-18］。如圖1所示，礦區主要發育EW走向的斜交逆斷層和NE—NNE向的直交逆斷層（斷層F13、F15）［19］。

研究區地下水含水層由淺層的第四系孔隙水和深層的基巖裂隙水組成（圖1）。第四系孔隙水根據分布位置可分為殘坡積含水層和沖洪積含水層，其中殘坡積含水層位于溝谷及山麓地帶，富水性較弱；沖洪積含水層分布于礦區西部、西北部溝谷和大孤山小河兩岸地帶，巖性為亞黏土、亞砂土、砂及砂礫卵石，富水性較強。基巖裂隙水分布于由構造或風化形成的層狀和塊狀巖層中，其補給來源主要為大氣降水下滲或接受區域性地下徑流補給，主要巖石為太古代花崗巖、燕山期鉀長花崗巖組成，徑流條件好與差取決于淺層風化裂隙和深層構裂隙發育程度及連通程度。

2 材料與方法

2.1 樣品采集

2019 年4 月在研究區共采集50 個地下水、7 個河水、2 個池塘水和8 個礦區漏水水樣（圖1），其中地下水取樣包括22 個第四系孔隙水和28 個基巖裂隙水，礦區漏水水樣包括3 個礦坑漏水和8 個巷道漏水。地下水樣品是從不同深度的家用和農用水井中采集的，河水以及池塘水樣品采自于水面以下數厘米處，礦坑和巷道漏水水樣均采自不同位置漏水點。每個樣品都現場采用0.45 μm 濾膜進行過濾，并用過濾水沖洗采樣瓶（125 ml 高密度聚乙烯瓶）3 次，采樣結束后在現場立即用封口膜密封，以防止蒸發。

2.2 分析方法

將采集到的各樣品送往美國貝塔（BETA）實驗室進行檢測，利用鋅反分析法測定樣品中的氫同位素（δD），氧—二氧化碳平衡法測定樣品中氧同位素（δ18O）。測定結果通過校準，以維也納“標準平均海水”（V-SMOW）的千分差來表示：

式中，Ryp和Rbz分別代表樣品和標準樣中同位素成分的相對含量，即一種元素稀有的同位素與富含的同位素豐度的比值，其中氫同位素R(D)=D/H，氧同位素R(18O)=18O/16O，測定精度為±0.3‰。各采樣點數據如表1所示。

大氣降雨在補給地下水的過程中，由于蒸發凝結作用使水體中δD 和δ18O 存在線性關系，Craig［20］根據全球降雨資料統計得到δD 和δ18O 關系為δD=8δ18O+10‰，并將此關系定義為全球降雨線（GMWL）。由于不同地區具有緯度效應、大陸效應、高度效應、季節變化以及二次蒸發等特點，使得不同地區在降雨補給地下水的循環過程中，δD 和δ18O 的關系與GMWL 略有區別。因此，為了較準確研究礦區含水層之間的補給關系和水力聯系，以及識別漏水來源，確定地方降雨線（LMWL）是必要的［6］。相關研究表明［21-22］，我國東北地區大氣降水δD 與δ18O 關系為δD=7.20δ18O－2.39‰。據此可以根據各水體δD-δ18O分布與大氣降雨線的相對位置，了解大氣降雨補給地下水的循環過程。

降雨過程中由于溫度、相對濕度和風速等不同，以及在補給地下水的過程中由于不同程度的蒸發和冷凝作用，造成水體中D 和18O 分餾速率產生差異，W.Dansgaard［23］把這一關系的差異定義為氘盈余，即d=δD-8δ18O‰。d值是大氣降水的一個非常重要的綜合環境因素指標，可用于判斷樣品的來源特征［23］。本次研究各樣品的氘盈余值如表1～表6所示。

3 氫氧同位素特征

3.1 δD—δ18O關系分析

圖2 為本次所有采集樣品的δD—δ18O 關系圖。由圖可知，各樣品的氫氧同位素值基本落在GMWL和LMWL 附近，這表明本次研究所取樣品主要來自大氣降水補給。

根據不同水體樣品在圖中的分布位置，可將所有樣品分為5 組。其中A 組包含的5 個樣品分別位于礦南、東南山區位置，分布范圍較分散但高程相近，δD范圍為-73.37‰～-68.76‰，δ18O值為-10.68‰～-10.01‰，氫氧同位素較貧化，由表1 可知該組樣品的氘盈余值大于10‰，代表了研究區大氣降雨入滲補給地下水的氫氧同位素穩定范圍。

B 組包含了研究區大部分樣品，取樣位置主要位于山區丘陵到山前平原的過渡區域。由圖2可知，分布位置從GMWL 線左上方逐漸過渡到右下方，δD 范圍為-66.85‰～-60.64‰，δ18O 值為-9.78‰～-8.78‰，這說明研究區地下水在徑流過程中受蒸發影響，使δD 和δ18O 值逐漸富集，并且不同含水層樣品分布位置較接近，這說明研究區含水層之間水力聯系較緊密。另外，該組還包含了礦區巷道漏水取樣點J3、J5，分布位置與基巖裂隙水接近，說明其存在水力聯系。

除D014 點外，C 組樣品主要包含礦坑邊坡漏水、巷道漏水點（J4、J6、J7、J8）和部分礦坑附近地下水取樣點，取樣位置主要分布于研究區中部平原地區，該組代表了排泄區氫氧同位素的范圍。

D組和E組主要包括大部分河水取樣點和2個池塘取樣水，推測由于受蒸發影響，δD 和δ18O 表現出明顯的富集現象。特別是E 組池塘水樣，由表1 可知其氘盈余值出現負數，說明受蒸發作用較為強烈。

3.2 河水與地下水補給關系

如圖3 所示，研究區南側山區地下水取樣點（D010、D015）δ18O 值比較貧化，在沿地下水流動方向上δ18O 值逐漸增大，在流經中部平原地區時最為富集。而當流經研究區西側和北側時，由于山區地下水的補給，使得河岸兩側地下水中δ18O 值又逐漸降低。

沿大孤山小河所取水樣δ18O 值與河岸附近地下水具有相似的特征。具體來看，在南側山區河水取樣點（D012）δ18O 值相比其他河水表現出明顯貧化現象，通過對比附近地下水取樣點（D010、D015），推測山區溝谷地下水補給河水，使得河水有較低的同位素值。沿河流流向，河水的δ18O 逐漸增加，在鐵礦西側（D047 附近）δ18O 值較大，相對應的該區域地下水中δ18O也較富集，并且現場調查發現該區域河流流量明顯變小，甚至局部出現斷流現象，因此可知該區域地下水補給循環緩慢，蒸發作用強烈，導致地下水中同位素較為富集。

當河流流經下游階段時，河水水樣（D047、D053、D026、D035）δ18O 值出現穩定、降低再穩定的現象，這說明在該區域有低同位素的水源補給河水。對比地下水中δ18O的變化特征以及研究區地形可知，河水在D047～D053 出現平穩，主要是接受西部山區地下水的補給，在D053～D035 出現δ18O 值降低，是由于接受北側山區地下水的補給。

4 礦區漏水來源識別

4.1 地下運輸巷道漏水來源

如圖2所示，巷道內漏水點的氫氧同位素值分布范圍較廣，說明漏水來源復雜。其中巷道入口漏水點J1、J2 與河水D035、D047、D053、D046、D059（D 組）的氫氧同位素值接近，現場水質檢測結果顯示J1、J2點TDS 值分別為1 687 和1 620 mg/L，表現為受蒸發影響，由此推斷J1、J2 點補給來源為地表水。根據現場情況可知巷道入口漏水主要是入口旁池塘水下滲所致。

巷道漏水J3、J4、J5、J6、J7、J8 的氫氧同位素值比較接近，與位于礦區西側山區及平原地帶的井水取樣點D045、D049、D051、D052在同一范圍。結合研究區地質構造可知，橫穿礦區的寒嶺斷裂可能為巷道漏水提供了優勢滲流通道。由此推測地下運輸巷道漏水是由于斷層F13、F15 連通了礦區西側的沖洪積地下水和基巖裂隙含水層，使得研究區西側的山區地下水源源不斷地匯向礦坑方向，在開挖巷道臨空面和礦坑邊坡發生集中漏水。

4.2 礦坑邊坡漏水來源

礦坑西側邊坡漏水點K3氫氧同位素值與巷道漏水J4 基本相同（表3、表5、圖2），并且漏水位置與巷道漏水接近（圖1），由此推測礦坑西側漏水來源與巷道漏水一致。

礦坑南側邊坡漏水點K1、K2 與礦坑南側地下水D018、D042 分布位置接近（圖1），并由圖2 中可知礦坑南側邊坡漏水水樣的氫氧同位素值與附近地下水的相類似，這說明礦坑開挖形成的地下水降落漏斗導致礦坑南側地下水向礦坑方向進行滲漏。其中K1、K2所處位置相近，但兩者高程相差233.3 m，現場調查發現位于礦坑坡頂漏水點K2 向坑底漏水點K1補給，氫氧同位素特征表現為K1 較K2 貧化，而且K1漏水量較大，由此推測K1 除接受K2 補給外，還接受更加深層的地下水補給。

5 結論

（1）研究區取樣點δD—δ18O 分布在GMWL 和LMWL 附近，山區地下水取樣點氘盈余大于10‰，說明研究區地下水主要接受大氣降雨補給。

（2）除少量淺層地下水受蒸發影響外，不同含水層樣品分布位置較接近，說明研究區地下含水層之間水力聯系緊密。沿河流流向，山區地下水與河水具有相似的同位素變化特征，說明河水主要接受山區地下水的補給。

（3）巷道內漏水點的氫氧同位素值分布范圍較廣，其中巷道入口漏水J1、J2 同位素值接近地表水，根據現場情況推測為巷道入口池塘漏水所致，其余漏水和礦坑西側邊坡漏水主要來自礦區西側地下水的側向補給。礦坑南側邊坡2處漏水相互補給，漏水水源來自于礦南地下水。