基于環境穩定同位素法分析煤礦開采對巖溶水的影響量

張建友，張 鑫，高旭波，李成城

（1.山西水資源研究所有限公司，山西 太原 030001；2.中國地質大學（武漢） 環境學院，湖北 武漢 430074）

山西作為國家新型綜合能源與制造業基地，1949年以來全省范圍內對煤炭資源進行了大規模、高強度開采，造成巖溶大泉衰減，甚至干枯斷流。 我國目前存在煤礦開采破壞巖溶泉域系統方面的研究空白，無法定量評估煤礦開采對巖溶水的影響量，管理部門在缺乏依據的情況下，無法要求煤礦企業開展巖溶泉域系統生態修復工作。 環境同位素法作為研究地下水系統水文地球化學過程的有效手段，不僅可以探究地下水的起源、形成、埋藏條件、水質變化等，而且可以判定地下水的補給來源、補給強度、地下水與地表水之間的聯系［1-4］。 筆者以太原西山某煤礦為例，采用硫、鍶和氫氧同位素分析法，揭示影響地下水中這些同位素演化的主要水-巖相互作用和礦坑水對巖溶地下水的影響，定量評估煤礦開采對巖溶水的影響量。

1 研究區概況

研究區位于山西省太原市古交市、呂梁山東翼，屬中低山區，區內地形切割強烈。 全區地勢西南高、東北低，最高處海拔為1 400 m，最低處海拔為970 m。 研究區屬暖溫帶半干旱大陸性季風氣候區，多年平均降水量為419.4 mm，降水年內分布極不均勻，主要集中在7—9 月。 多年平均蒸發能力1 871.8 mm。 多年平均氣溫8.1 ℃，極端最高氣溫39.4 ℃，極端最低氣溫-25.5 ℃。

某煤礦位于古交市，1988 年原國家計劃委員會批準原煤生產能力為400 萬t／a，煤礦于1997 年年底建成并開始試生產，2002 年10 月正式投產。 2017 年經山西省煤炭工業廳重新核定，原煤生產能力為450 萬t／a，井田面積為73.3 km2，開采標高為540 ～950 m。1998—2017 年累計生產原煤6 070.6 萬t，累計礦井排水量為3 154.4 萬m3，煤富水系數為0.52 m3／t。 2017年原煤產量為306.7 萬t，礦井排水量為214.1 萬m3，其中礦坑排水量為124.0 萬m3、裂隙水排水量為59.4萬m3，井下水位觀測井漏失巖溶地下水量為30.7 萬m3，煤富水系數為0.698 m3／t。

煤礦井田位于晉祠泉域古交市巖溶水徑流區，分布有背斜、向斜、斷層等地質構造，位于西部的鮮則溝背斜和元家山向斜都為壓性結構面，導水性弱，水力聯系差；位于北部的風坪嶺斷層巖溶透水性較差，地下水流動緩慢；位于東部的古交斷層兩側水位相差20 m，巖溶水由北東向西南緩慢流動。 按照成因、巖性和地下水賦存特征可把井田內地下水劃分為松散巖類孔隙含水層組、碎屑巖類裂隙含水層組和碳酸鹽巖類裂隙巖溶含水層組。 松散巖類孔隙水分布于原平河河谷及其一級階地，巖性主要為沖、洪積作用堆積的砂礫石、中粗砂等，厚度20～30 m；碎屑巖類裂隙水主要分布于西山山區及太原斷陷盆地，二疊系的砂、泥巖互層至上石炭統山西組地層含風化裂隙潛水和層間裂隙承壓水；碳酸鹽巖類裂隙巖溶水在整個研究區均有分布，含水層主要為中奧陶統石灰巖，其次為泥灰巖夾石膏層。其中碳酸鹽巖類裂隙巖溶地下水流場總體呈現向北突起的弧形，巖溶水位為925 ～950 m。 井田內8 號煤層為現狀主采煤層，底板標高為540～860 m，低于巖溶水位90～385 m，均為巖溶水帶壓開采區。

2 樣品采集和測試

在對研究區水文地質條件詳細調查的基礎上，按照補給區、徑流區和排泄區順序采集地下水（含巖溶水、裂隙水和礦坑水）和地表水。 共采集10 組地下水樣品和1 組地表水樣品（S1），其中：在補給—徑流區（礦區上游）采集4 組巖溶水樣品（Y1、Y2、Y3、Y4），在礦區采集1 組礦坑水樣品（K1）和1 組裂隙水樣品（L1），在徑流—排泄區（礦區下游）采集4 組裂隙水樣品（L2、L3、L4、L5，即西山裂隙水），采樣點分布見圖1。 地下水樣品采集時，所有水樣均在現場用0.45 μm的濾膜過濾后裝入聚乙烯瓶。 濾膜提前在實驗室用3%的稀硝酸浸泡24 h，再用去離子水多次沖洗，備用。水位、水量、水溫、pH 值、堿度、電導率、渾濁度、色、臭和味、肉眼可見物等指標現場完成監測。 野外樣品采集后在4 ℃條件下冷藏，在一周內完成主要離子和同位素檢測工作。 主要陰離子采用離子色譜儀測定；水樣氫氧同位素（δD 和δ18O）采用水同位素分析儀測定，分析誤差為δD＜0.5‰，δ18O＜0.1‰；水樣硫同位素（δ34S）采用元素分析儀-穩定同位素比值質譜儀（EAIRMS）測定；鍶同位素（87Sr／86Sr）采用多接收電感耦合等離子體質譜儀（MC-ICP-MS）測定。

圖1 研究區范圍及采樣點分布

3 礦坑水穩定同位素特征分析

3.1 氫氧同位素特征

蒸發過程中，輕的水分子H162 O 比包含有重同位素的分子（即H2H16O 或H182 O）更為活躍。 因此，從海面蒸發的水蒸氣比海水中的δ18O 少12‰～15‰、比δD少80‰～120‰。 受同位素分餾作用影響，大氣降水中δ18O、δD 含量由降水形成時的溫度控制。 通過對地下水中δ18O 和δD 的關系與當地大氣降水線進行對比，可以分析得出地下水的補給來源［5-6］。

為了研究礦區裂隙水和礦坑水的穩定同位素特征，對礦區水（礦坑水和裂隙水）和礦區上游巖溶水氫氧同位素進行分析。 全球大氣降水線方程為δD ＝7.9δ18O＋8.2［7］，太 原 地 區 大 氣 降 水 線 方程 為δD ＝6.42δ18O-4.66［8］。 由圖2 可以看出，所采水樣基本落在太原地區大氣降水線附近或下方，說明研究區含水層有統一的補給來源，都來自大氣降水補給，而δD 和δ18O 值不同說明受蒸發作用影響不同。 同時可以看出，礦區裂隙水δD 和δ18O 值與部分巖溶水的值接近，說明礦區裂隙水和巖溶水均受到較強的水巖作用或外源地表水的入滲補給。 礦坑水落在了太原地區大氣降水線附近，表明其補給來源主要為大氣降水。

圖2 不同水體氘（δD）和氧（δ18O）同位素組成

3.2 硫同位素特征

圖3 不同水體SO24- 質量濃度與δ34S 的關系

3.3 鍶同位素特征分析

Sr 同位素不會因物理、化學風化和生物過程而發生分餾。 也就是說，水體中溶解的Sr 同位素在地下水演化過程中，不會因衰變而發生變化，也不會因Sr 從水體中分離（礦物沉淀或離子交換）而發生87Sr 或86Sr的變化。 不同來源水體的化學及同位素特征不同，其演化主要受下列條件影響：水體在巖層中滯留和遷移時間（速度）、初始水成分、水流路徑的曲折程度、水體間的混合作用、所流經區域礦物成分特征及其與水體反應情況。 因此Sr 同位素常被用于示蹤地下水的水巖相互作用程度等。 硅酸鹽風化來源的87Sr／86Sr值為0.714～0.715，碳酸鹽風化來源的87Sr／86Sr 值為0.710 2～0.710 8。 同時研究發現，奧陶統純灰巖的87Sr／86Sr 值為0.708 40～0.709 94，黃鐵礦的87Sr／86Sr值為0.714 00～0.721 20［1，12］。

為了研究礦區地下水與礦坑水的Sr 同位素特征，對部分水樣的Sr 同位素進行分析，得到87Sr／86Sr 值與Sr 的關系見圖4。 從圖4 可以看出，礦區附近巖溶水Sr質量濃度、87Sr／86Sr 值分別為0.2～1.1 mg／L、0.710 92～0.711 79。 西 山 裂 隙 水87Sr／86Sr 比 值 為0.713 15 ～0.715 32，明顯高于巖溶水的。 礦區礦坑水87Sr／86Sr 值與裂隙水的接近且高于礦區裂隙水的，同時接近黃鐵礦中的值，可能受裂隙水補給和黃鐵礦溶解影響。 礦區裂隙水的87Sr／86Sr值低于西山裂隙水的，接近巖溶水的，同時Sr 質量濃度較大，初步判斷其受到巖溶水補給的同時，還受地表水等其他來源水補給。

圖4 礦區地下水87Sr／ 86Sr 與Sr 質量濃度的關系

4 應用鍶同位素分析巖溶水影響量

在分析計算巖溶水影響量時，利用質量守恒定律和同位素守恒定律計算巖溶水在礦區裂隙水和礦坑水中的混合比例。 假定地下水中某一同位素組分的濃度、質量分別為C、N，根據質量守恒定律和同位素守恒定律可得

式中：P為巖溶水的混合流量；My為礦區上游巖溶水鍶同位素組成；Mh為黃鐵礦的鍶同位素組成；M為可能受到巖溶水影響的鍶同位素組成。

圖5 礦區地下水87Sr／ 86Sr 與δ34S 的關系

礦區礦坑水和裂隙水中巖溶水的混合比例計算結果為，礦坑水中巖溶水（含地表水）混合比例約為51%，裂隙水中巖溶水（含地表水）的混合比例約為60%。 礦坑排水量為124 萬m3／a，裂隙水排水量為59.4 萬m3／a，據此可以計算出礦坑水中巖溶地下水量為63.2 萬m3／a，裂隙水中巖溶地下水量為35.6 萬m3／a，加上井下觀測井漏失的巖溶地下水量30.7 萬m3／a，巖溶地下水影響量為129.5 萬m3／a。

5 結 語

通過穩定同位素法分析計算，太原市西山某煤礦礦坑水中巖溶水（含地表水）的比例為51%，裂隙水中巖溶水（含地表水）的比例為60%，計算煤礦開采影響巖溶地下水量為129.5 萬m3／a。 值得注意的是，利用Sr 同位素分析礦坑水與巖溶水的混合比例，可能受混合

比例中巖溶水包含地表水等其他因素影響。 為此，建議作為半定量的評估手段，分析研究煤礦開采對巖溶地下水的影響量，為生態修復與巖溶泉域保護提供科技支撐。