淺埋薄基巖煤層開采對潛水含水層的影響及定量評價

秦紅正

(中煤科工集團北京華宇工程有限公司，北京 100120)

0 引言

榆神府礦區(qū)主要開采侏羅紀煤層，其厚度大、埋藏淺、開采強度高，表土層下普遍存在以非膠結(jié)沙土、砂礫為骨架組成的松散含水層，開采導水裂縫帶發(fā)育至上部松散含水層對該含水層地下水的運移及賦存特征產(chǎn)生較大影響，甚至會引發(fā)后果嚴重的突水潰砂災(zāi)害[1-3]。同時，該含水層是研究區(qū)唯一具有供水意義和重要生態(tài)價值的含水層，地下水和表生植被生態(tài)聯(lián)系緊密[4-5]，開采導致地下水水位下降，進而加劇了礦區(qū)脆弱的生態(tài)環(huán)境現(xiàn)狀[6]。因此，開展淺埋薄基巖煤層開采對潛水含水層的影響規(guī)律研究對區(qū)域煤炭資源開發(fā)與地下水資源保護具有重要意義。

在研究內(nèi)容上，周進生等[7]認為受煤炭開采影響，地下水由采煤前的橫向運動變?yōu)榈V坑排水的垂向運動；顧大釗等[8]分析了超大工作面開采對地下水的影響，認為基巖越薄開采對地下水的影響越大；范立民等[9]認為榆神府礦區(qū)71.5%的地下水位明顯下降區(qū)(下降幅度大于8 m)是由高強度煤炭開采導致。在研究方法上，目前被普遍接受的地下水量評價方法主要包括解析法[10]、數(shù)值法[11]、水均衡法[12]、開采試驗法[13]和相關(guān)分析法[14]。其中，由于數(shù)值法可以評估復(fù)雜的地質(zhì)和邊界條件下的地下水資源量，并能預(yù)測不同開采時段的地下水流場變化特征，故目前得到廣泛應(yīng)用[7,11,15]。本文以榆神礦區(qū)的涼水井煤礦為例，利用Visual Modflow模擬軟件分析淺埋薄基巖煤層開采對潛水含水層的影響規(guī)律，以期為煤礦的地下水資源與生態(tài)環(huán)境保護提供科學依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

涼水井煤礦位于榆神礦區(qū)二期規(guī)劃區(qū)的北部，為典型的半干旱大陸性氣候，多年平均降水量423.3 mm，多年平均蒸發(fā)量1 694.7 mm，平均蒸發(fā)量約是降水量的4倍。井田西部為風積沙丘地貌，東部為黃土溝壑梁峁地貌，地形標高在1 100～1 326.40 m之間。煤礦中部東西向分水嶺將地表水劃分為南北流域，南部邊界西溝流量256.80 L/s，北部邊界麻家塔河流量528.75 L/s，均為長年性河流。目前該礦開采4-2煤層，可采厚度0.8～4.65 m，平均厚度3.25 m，煤層埋藏較淺(平均100 m)，基巖薄(約28 m)，具有淺埋薄基巖煤層的典型特征。4-2煤層上部含水層自上而下分別為薩拉烏蘇組松散含水層、直羅組風化基巖含水層和延安組基巖裂隙含水層，隔水層為離石組黃土層和保德組紅土層。目前礦井正常涌水量維持在520 m3/h左右，期間最大涌水量678.38 m3/h。

2 模型構(gòu)建

2.1 非飽和帶地下水流模型

研究區(qū)的主要地貌類型為風積沙，透水性好，降雨入滲補給量占地下水總補給量的78.5%[16]，因此準確的估算研究區(qū)降水入滲系數(shù)對評估礦井地下水資源量具有重要的意義。本文采集了井田范圍內(nèi)平均分布的10個剖面的風積沙樣品(每個剖面采集深度為150 cm，采集間隔為30 cm，單個剖面采集5個樣品)，并在室內(nèi)進行顆粒分析。由于室內(nèi)顆粒分析結(jié)果差別不大，因此對顆粒分析結(jié)果取平均值并利用ROSSTA軟件根據(jù)砂、粉、黏粒含量生成風積沙所對應(yīng)的土壤水力參數(shù)，詳見表1。

表1 風積沙的顆粒組成及水力參數(shù)

裸土條件下，一維非飽和土壤水運動的控制方程為：

式中：C(h)為容水度，cm-1；h為土壤水壓力水頭，cm；t為時間，d；z為垂向坐標，cm，向上為正；K(h)為非飽和滲透系數(shù)，cm/d。

文中采用van-Genuchten-Mualem模型描述土壤水分特征曲線和滲透系數(shù)曲線[17]：

式中：θs為飽和含水量，cm3/cm3；θr為殘余含水量，cm3/cm3；Ks為飽和滲透系數(shù)，cm/d；m、n及α為相關(guān)土壤參數(shù)，其中m=1-1/n，n>1；l為彎曲度參數(shù)，通常取0.5。

在此基礎(chǔ)上，利用HYDRUS模擬技術(shù)分析長時間尺度的降水-土壤水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系，并提出利用采用土壤水流通量估算降水入滲系數(shù)[18]，定義為：

α=Fs/P

式中：α為降水入滲系數(shù)；Fs為平均土壤水通量，mm；P為平均降水量，mm。

2.2 飽和帶地下水流模型

由于巖性空間分布、構(gòu)造條件和水動力條件存在差異性，致使研究區(qū)風積沙、薩拉烏蘇組孔隙含水層與下伏基巖裂隙含水層及層間相對隔水層在空間表現(xiàn)出明顯的非均質(zhì)特征，因此將其概化為非均質(zhì)各向異性含水層，充分體現(xiàn)了模型三維刻畫的優(yōu)點[19]。依據(jù)上述水文地質(zhì)概念模型，建立研究區(qū)地下水非穩(wěn)定流數(shù)學模型為：

式中：D為滲流區(qū)域；H為含水層水位標高，m；K為含水層的滲透系數(shù)，m/d；Ss為自由水面以下含水層儲水率，1/d；μ為潛水含水層在潛水面上的重力給水度；W為潛水面的降水補給量、河流滲漏補給量、田間水補給量、蒸發(fā)排泄量等強度的綜合(補給為正，排泄為負)，m2/(d·m2)；H0(x,y,z)為含水層的初始水位分布，m；Г1為研究區(qū)第一類邊界(含模型內(nèi)部邊界：指井田導水裂縫帶發(fā)育的邊界范圍)；Гj為研究區(qū)第二類邊界；qj(x,y,z,t)為二類邊界的單寬流量，m2/(d·m2)；n為滲流區(qū)邊界的法線方向；Qi為第i口井的抽水量，m3/d；δi為第i口井的狄拉克函數(shù)；δi=δ(x-xi，y-yi)，(xi，yi)為第i口井的坐標；

如圖1所示，涼水煤礦位于相對獨立的麻家塔河流域和西溝流域分水嶺上，根據(jù)煤礦地形地貌與流域特征，模型以煤礦南部的西溝和北部的麻家塔河為河流邊界(常年性河流)，煤礦地下水系統(tǒng)受地形地貌控制，地下水沿分水嶺向南北兩側(cè)流動，東西兩側(cè)地下水徑流微弱，模型定義為零通量邊界，穩(wěn)定流模擬的流場為其初始流場。

在垂向上按含水層巖性剖分為第四系松散孔隙含水層組(含全新統(tǒng)風積沙、薩拉烏蘇組松散地層)、相對隔水層(離石組、保德組紅土地層)、砂巖裂隙含水層(直羅組、延安組基巖裂隙含水層與最上可采4-2煤層共4個模擬分層，其中頂部孔隙含水層(Q)接受大氣降水的補給，其中井田的水文地質(zhì)參數(shù)如表2所示。

表2 井田水文地質(zhì)參數(shù)一覽表

3 結(jié)果分析

3.1 降水入滲系數(shù)獲取

研究區(qū)地下水埋深和土壤水流通量的關(guān)系如圖2所示，可以看出土壤水流通量隨著埋深的增大呈現(xiàn)出先減小，后保持穩(wěn)定的指數(shù)變化趨勢。當?shù)叵滤裆钣?0 cm增加到250 cm時，土壤水流通量由0.16 cm顯著減小到0.11 cm，當?shù)叵滤裆畲笥?00 cm時，土壤水流通量隨地下水位埋深的增大基本不發(fā)生變化。因此在西部風沙區(qū)，利用300 cm處土壤水的水流通量估算降水入滲系數(shù)具有可行性，計算結(jié)果顯示風積沙的降水入滲系數(shù)高達0.53。

3.2 采煤對地下水均衡和流場的影響

圖3反映了實測流場與穩(wěn)定流計算流場的宏觀形態(tài)基本一致。從圖4可以看出，實測涌水量和模擬涌水量的變化趨勢也基本一致，反映出本次所構(gòu)建的水文地質(zhì)模型與實際水文地質(zhì)條件相符，具有較高的模擬精度，可用來預(yù)測煤炭開采條件下的地下水運移特征。4-2煤層未開采前，研究范圍內(nèi)表現(xiàn)出大氣降水和地下水補給地表水的三水轉(zhuǎn)化特征，地下水流場與地形保持一致，東西向地下水水力坡度約為0.4%，南北向水力坡度約為2.5%，地下水流動特征受地形地貌控制明顯，地下水整體沿地表分水嶺向兩側(cè)的麻家塔河和西溝流動，麻家塔河和西溝分別為井田的地下水主要排泄點。

如圖5所示，4-2煤層未開采前，研究范圍內(nèi)地下水資源總量為5.16×104m3/d(平水年)。其中降水補給為4.29×104m3/d，約占95%，側(cè)向補給為0.24×104m3/d，占比僅為5%，可見大氣降水是研究區(qū)地下水補給的主要來源。同時，地下水向河流的排泄是主要的排泄形式(4.03×104m3/d)，約占78%，蒸發(fā)排泄次之(1.14×104m3/d)，約占22%，由于模擬區(qū)水文地質(zhì)單元較為完整、獨立，地下水向區(qū)外側(cè)向排泄量基本為0。

涼水井煤礦主要開采4-2煤層，由于研究區(qū)煤層埋深較淺，采掘擾動形成的導水裂隙帶直接發(fā)育至松散含水層底部，松散含水層地下水沿導水裂隙直接進入采掘空間，導致含水層被迅速疏干，基本形成以采掘范圍為中心的干涸區(qū)域。以2016年為例，已回采區(qū)段頂部的含水層均被疏干，但是由于井田位于西溝與麻家塔河流域分水嶺處，已采掘的421盤區(qū)位于西溝流域內(nèi)，因此以已采掘的范圍為邊界，在井田南部形成最大為170 m左右的水位降深，而在井田北部麻家塔河流域的水位變化不明顯，詳見圖6。

研究區(qū)大氣降水是地下水補給的主要來源(約為95%)，圖7a反映出模擬期井田地下水水均衡總量受大氣降水控制明顯，隨著年降雨量動態(tài)變化，地下水補給與排泄量協(xié)同變化。以2015、2016年為例，2015年降雨量為410 mm，井田地下水補給量為5.39×104m3/d，2016年降雨量達到583 mm，井田地下水補給量增加至7.49×104m3/d。如圖7b所示，未采掘前地下水向河流等地表水體的排泄是主要排泄形式，約占78%，蒸發(fā)排泄次之，約占22%；由于礦井開采，地下水形成新的排泄形式-礦井水，以2016年為例，礦井水占比為34.09%，河流排泄、蒸發(fā)排泄占比減少至53.07%(原78%)、12.84%(原22%)，由此可見，礦井水主要襲奪了地下水向地表水體排泄量和蒸發(fā)排泄量。

3.3 采煤地下水量的損失程度分析

趙春虎等[20]提出近地表松散含水層(風積沙、薩拉烏蘇組含水層)地下水漏失量(Ql)與采掘前地下水排泄總量(Qd)的比值來表征采煤地下水量的損失程度指標Eq，如下式：

Eq=Ql/Qd

式中Ql為礦井水中松散層的漏失水量；Qd為采掘前地下水排泄總量；Eq為地下水損失指標。Eq一般小于1，其值越大表征礦井水對松散層地下水資源襲奪量越大，采掘破壞程度越強烈?；跀?shù)值模擬結(jié)果，涼水井煤礦采煤對潛水含水層損傷的擾動程度高達27%。

4 結(jié)論

(1)研究區(qū)土壤水流通量隨著埋深的增大呈現(xiàn)出先減小，后保持穩(wěn)定的指數(shù)變化趨勢。當埋深大于3 m時，土壤水流通量隨地下水位埋深的增大基本不發(fā)生變化，因此在西部風沙區(qū)可利用3 m處土壤水的水流通量估算降水入滲系數(shù)，計算結(jié)果顯示風積沙的降水入滲系數(shù)高達0.53。

(2)研究區(qū)地下水資源總量約為5.16×104m3/d，其中大氣降水補給為4.29×104m3/d，約占95%，是研究區(qū)地下水補給的主要來源。同時，地下水向河流的排泄是主要的排泄形式(4.03×104m3/d)，約占78%。

(3)受煤炭開采影響，礦井水成為地下水排泄的重要組成部分。以2016年為例，礦井水占比為34.09%，河流排泄和蒸發(fā)占比分別減少至53.07%(原78%)、12.84%(原22%)。提出利用潛水含水層地下水漏失量Ql與采前地下水排泄總量Qd的比值來表征地下水量的損失程度Eq(Eq=Ql/Qd)，認為采煤對潛水含水層的擾動程度高達27%。