露天矿区采煤水位下降和土壤重构对地下水补给的影响

孙 洁

（1.中煤科工集团西安研究院有限公司，陕西 西安710054；2.陕西省煤矿水害防治技术重点实验室，陕西 西安710077）

降水入渗补给既是水循环的关键环节，又是水均衡的关键要素，准确估算降水入渗补给量关系着地下水资源的开发和利用[1]。影响降水入渗补给的因素很多，主要包括气候变化（降水和蒸发）[2]、灌溉[3]、土地利用类型[4]、植被状况[5]及地下水埋深（包气带厚度）[6-8]等，不同因素组合下降水入渗系数的估算较为困难。我国东部草原区分布有大量的露天矿，大型露天矿开采导致地下水位下降，甚至第四系地下水出现完全干涸的情况；另一方面，露天矿外排土场是在原始地表上堆积形成的，掩盖了第四系水文观测孔[7]。以上2种情况导致无法正常的捕捉第四系地下水动态，使得传统的地下水补给量计算方法如地下水位波动法无法适用于高强度开采露天矿区。

目前国内外对降水入渗补给地下水的研究较多，Huo S[8]等人根据地中渗透仪和数值模拟的方法研究了华北平原地下水位下降背景下的降水入渗系数变化规律；束龙仓[9]等利用遥感技术对城市化影响下不同土地利用类型的大气降水入渗补给量进行分析；尹德超[10]等提出以流量衰减分析为基础的岩溶区次降水入渗补给系数计算方法。但是，以上研究大多关注农灌区及特殊地貌区，对地下水位动态捕捉难度大的露天矿区降水入渗研究较少[11]。针对东部草原区大型露天煤矿，采煤地下水位持续下降和土壤大面积重构形成了厚度更大、非均质性更强的包气带，极大的影响着矿区降水-土壤水-地下水的相互转化关系，当入渗量较低时，地下水资源量相对较小，土壤储水量较大，继而有利于依靠土壤水生长的草原植被。相反，不利于草原植被的生长。因此，弄清降水入渗对露天矿区地下水位下降和土壤重构的响应机制成为了草原露天矿区亟待解决的科学问题。

为此以位于呼伦贝尔草原的宝日希勒露天煤矿为研究区，利用野外采集的岩土样品在实验室进行颗粒分析及干密度测试，构建研究区典型包气带岩性结构剖面。根据当地历年降水、蒸发资料，利用数值模拟技术[12]探讨露天矿区采煤地下水位下降和土壤重构对降水入渗的影响。通过研究，为露天矿区地下水埋深较大条件下评价降水对地下水的补给提供简易有效的方法，并指导区域地下水资源开发和排土场土壤重构的实践。

1 研究区概况

宝日希勒露天煤矿位于呼伦贝尔市陈旗境内，属于陈旗煤田的重要组成部分，西北边界为莫尔格勒河，南边界为海拉尔河，北部及东北部与低山丘陵相接，其宏观地貌显示为略有起伏的高平原，多年平均降水量为327.76 mm，多年平均潜在蒸散发量为737.67 mm。区内地下水主要接受大气降水的补给，东北部边缘地带接受山区基岩裂隙水的侧向径流补给；地下水流向基本与地形保持一致，总体呈现由东北向西南径流的趋势，最终排泄于海拉尔河、莫勒格尔河及其下游湖裙带，受露天煤矿开采的影响，地下水局部向露天坑径流。区内地下水的主要排泄方式为蒸发及露天矿疏干排水。

根据研究区历次地质勘察资料及野外民井调查，得到研究区55口井的地下水位资料，研究区地下水流场如图1。

图1 研究区地下水流场Fig.1 The groundwater table in research area

从图1可以看出，研究区露天煤矿周边出现地下水降落漏斗，周边地下水位埋深普遍较大（部分第四系水井干涸），其余地下水埋深基本小于10 m，55口井的平均地下水埋深为10 m，因此，本次研究拟设置的地下水位埋深为10 m，该情景下研究降水入渗对浅层地下水的补给具有实际背景意义。

2 模型构建

2.1 典型包气带剖面构建

研究区包气带典型剖面示意图如图2。针对草原区，按照2个层段采样进行，分别为黑色腐殖土（0～50 cm）和黄土（＞50 cm），每层重复取样3个，共计12个典型剖面；针对排土场，排土场主要由大量的剥离物和排弃物堆积而成，上层0～50 cm为腐殖土；50 cm以下为沙砾石、亚沙土、亚黏土等组成的多层结构，土壤组成复杂。结合宝日希勒露天煤矿排土场现场施工工艺，将研究区排土场的土层概化为“腐殖土（0～50 cm）+黏土（50～70 cm）+中砂（>70 cm）”的理想模型，探求排土场重构条件下的土壤水运移及入渗系数。

图2 研究区典型包气带剖面示意图Fig.2 The typical vadose zone profile in research area

2.2 控制方程

无植被条件下，包气带土壤水分运移方程可用下式表示：

式中：C（h）为容水度，cm－1；h为土壤水压力水头，cm；t为时间，d；z为垂向坐标，cm；K（h）为包气带的渗透系数，cm/d。

V an-Genuchten-Mualem模型可以较好地描述包气带土壤水分特征和渗透系数曲线[13-14]：

式中：θs为饱和含水量，cm3/cm3；θr为残余含水量，cm3/cm3；Ks为饱和渗透系数，cm/d；m、n、α为相关土壤参数，其中m=1-1/n，n＞1；l为弯曲度参数，通常取0.5；Se为中间变量。

将草原区12个剖面的包气带岩土样品进行颗粒分析，草原区土壤颗粒分析曲线如图3。

由图3可以看出，草原区腐殖土和下覆黄土的颗粒分布特征差别不大，根据国际制土壤质地分类标准，都可命名为砂质黏壤土。由于根据土壤粒径分布、密度等指标采用物理-经验模型预测土水特征曲线参数基本上能够满足模型对精度的要求，而且已成为流域尺度研究中的一种方便可行的方法[15]，为此利用ROSSTA软件根据砂、粉、黏粒含量生成草原区腐殖土和黄土所对应的土壤水力参数。考虑到排土场重构土壤质地的高度不均质性，黏土和中砂的土壤水力学参数采用Carsel RF and Parrish RS的研究成果[16]，土水特征曲线参数见表1。

图3 草原区土壤颗粒分析曲线Fig.3 The sample grain size analytical curves in the undisturbed steppe

表1 土水特征曲线参数Table 1 Hydraulic parameters of the vadose zone

2.3 初始及边界条件

假设模拟的包气带剖面最初处于干燥状态，设定0.07 cm3/cm3，即约等于残余含水率。上边界的气象资料根据水文频率计算方法，对1950—2016年的降水量进行分析，选择平水年1970年的降水、蒸发作为上边界条件进行计算；同时，对计算出来的包气带含水率进行反复迭代，直至含水率出现稳定，此稳定含水率分布作为本次模拟计算的初始含水率。模型的上边界选取大气边界。选取本次研究深度（10 m处）的自由排水作为模拟计算的下边界，定义下边界处的土壤水流通量（渗漏量）为降水对地下水的“潜在”补给量[17]。因此，本次土壤水运动模拟的边界条件可总结为：

式中：θ0为初始含水率，cm3/cm3；q0（0，t）为净入渗速率，cm/d。

2.4 模型建立及设置

为减小初始条件对模拟结果的影响，针对1990—2016年长达27年的包气带土壤水运移及降水入渗进行模拟计算，将上文中的土壤水力学参数、1990—2016年的气象数据及土壤初始含水率输入模型中。其中，模拟的时间步长选取1 d，模拟的空间步长为5 cm。剖面上输出节点设置遵循以下原则：0～1 m水量交换最为频繁，每隔10 cm设置1个观测点；1～3 m水量交换较为频繁，每隔50 cm设置1个观测点；3 m以下水量交换不频繁，每隔100 cm设置1个观测点。

3 结果讨论

3.1 利用土壤水通量估算降水入渗系数

研究区降雨及蒸发量与模型下边界10 m处土壤水流通量随时间的变化特征如图4。

图4 降雨及蒸发量与模型下边界10 m处土壤水流通量随时间的变化特征Fig.4 Variation of annual precipitation,evaporation,and deep drainage over time

由图4可知，研究区降雨及蒸发量与土壤水流通量三者的多年平均值分别为20.38、357.36、203.85 mm。其中年际降水量从232.5～619.1 mm（变异系数为24.86%），土面蒸发量从145.82～323.57 mm（变异系数为21%），与之对应的底部土壤水通量从14.58～27.85 mm（变异系数为19%）。同时，可以看出土面蒸发量和降水量呈现出明显的正相关关系，但是，10 m处土壤水通量的峰值并不和降水量的峰值保持一致，滞后于降水量高达3年左右，表明草原区包气带岩性（砂质黏壤土）不利于降水的入渗。李娜等人研究了北京市大兴区厚包气带土壤水流通量变化特征，提出了利用土壤水流通量估算降水入渗系数的方法[17]，定义为：

式中：α为降水入渗系数；Fs为多年平均土壤水通量，m/a；P为多年平均降水量，m/a。

由于野外调查研究区55口井的平均地下水埋深为10 m左右，因此考虑将模型底部10 m处的土壤水通量视为降水对地下水的潜在补给量，则研究区多年平均土壤水通量除以降水量即可得到草原区的降水入渗系数为0.06，其值远小于西部荒漠区[18]。

为验证利用土壤水数值模拟方法计算降水入渗系数的准确性，利用露天矿区煤矿疏放水资料确定区域计算降水入渗系数。宝日希勒露天矿及周边煤矿已开采多年，形成了稳定的地下水降落漏斗。根据地下水动力学原理，地下水漏斗内排水量与该区域降水入渗量近似相等[19]，该区域地下水漏斗内排水量与降水量的比值即为高平原区的降水入渗系数。

式中：α为降水入渗系数；F为入渗面积，m2；X为研究区多年平均降雨量，m/a，QS为稳定疏排水量，m3。

根据内蒙古东部高平原降落漏斗的面积、多年平均降水量、稳定疏干排水量等参数计算出研究区的降水入渗系数为0.065，该计算结果和陈旗煤田水文地质调查报告研究结果基本一致，也印证了利用土壤水数值模拟方法计算降水入渗系数的准确性。高平原降落漏斗内稳定疏干排水量统计表见表2。

3.2 降水入渗对矿区地下水位下降的响应

草原区降水入渗系数随埋深的变化如图5。随着地下水埋深由0.5 m增加到2 m，降水入渗系数由0.11减小至0.06；当地下水埋深大于2 m时，降水入渗系数基本保持稳定。因此利用深度2 m处的土壤水流通量估算研究区的降水入渗系数具有较好的可行性。露天矿区大规模煤炭开采不可避免导致区域地下水位下降，部分观点认为入渗系数随着地下水埋深的增大呈减小趋势，即采煤地下水位下降一定程度上减少了降水对地下水的补给。由图5可知，地下水位下降对降水入渗补给地下水的影响是存在的，但是影响也是有限度的。入渗水分达到潜水极限蒸发深度以下，入渗系数与地下水埋深基本无关。地下水位的下降只是引发土壤水的入渗途径增长，从而导致降水通过包气带运移到潜水面的时间增大，但是对于地下水资源潜在的补给量影响较小。宝日希勒矿区采前地下水位埋深普遍大于2 m，因此可推断采煤水位下降对降水入渗补给地下水影响较小。

表2 高平原降落漏斗内稳定疏干排水量统计表Table 2 The stable dewatering quantity of groundwater depression cone

图5 草原区降水入渗系数随埋深的变化Fig.5 Precipitation infiltration coefficient of the soil profile in undisturbed steppe

3.3 排土场土壤重构对降水入渗的影响

当地下水位埋深大于2 m时，降水入渗和地下水位埋深基本无关。因此，排土场水分运移模型下边界设置为3 m，大于极限蒸发深度。排土场稳定含水率和入渗系数随土壤深度的变化规律如图6。图6（a）表示排土场土壤剖面深度和稳定含水率的关系，排土场50 cm以上含水率随土壤剖面深度的增加呈增大趋势，由于50 cm以下的土壤结构发生改变，含水率急剧减小并保持稳定。排土场土层结构为“腐殖土+黏土+中砂”时，50 cm以上的土壤含水率平均为0.208 cm3/cm3，远高于草原区，说明现有土壤重构模式对50 cm以上的含水率具有一定的促进作用；图6（b）反映了排土场降水入渗系数随土壤埋深的变化规律，排土场结构为“腐殖土+黏土+中砂”时，入渗系数接近0，远小于草原区的入渗系数0.06，说明宝日希勒露天矿排土场土壤重构效应缩减了降水对地下水的有效补给量。

图6 排土场稳定含水率和入渗系数随土壤深度的变化规律Fig.6 The soil water content and precipitation infiltration coefficient of the soil profile in refuse dump

露天矿区排土场重构导致草原局部发生地貌变化，并引发一系列的水文生态效应，研究旱区露天煤矿复垦土壤的水分运动特征是构造理想新土体的前提[20]。研究结果认为目前排土场“腐殖土+黏土+中砂”的土壤组合结构对50 cm以上腐殖土的水分具有一定的促进作用，但是对地下水的补给影响较大。在“腐殖土+黏土+中砂”的条件下，由于黏土的渗透性能较差，土壤水在黏土中向下运移受阻，导致黏土上部含水率较高，即黏土的“隔水效应”对土壤水分的运移起主控作用。

4结论

1）根据研究区地下水埋深，结合1990—2016年的气象资料，对降雨入渗条件下草原区包气带的土壤水流通量进行了数值模拟计算。模拟结果显示：自然降雨条件下10 m处土壤水分通量平均值为20.38 mm，降雨入渗系数为0.06，结果和利用矿区疏放水资料计算的降水入渗系数较为一致，验证了利用土壤水数值模拟估算降水入渗系数的准确性。

2）随着地下水埋深由0.5 m增加到2 m，降水入渗系数由0.11减小至0.06，当地下水埋深大于2 m时，降水入渗系数基本保持稳定，因此利用深度2 m处的土壤水流通量估算研究区的降水入渗系数具有较好的可行性；宝日希勒矿区采前地下水位埋深普遍大于2 m，因此可推断采煤水位下降对降水入渗补给地下水影响较小。

3）相比草原区，目前露天矿排土场“腐殖土+黏土+中砂”的模式，50 cm以上的土壤含水率平均为0.208 cm3/cm3，远高于原生草原区，说明现有土壤重构模式大大提高了50 cm以上土壤的含水率，对露天矿排土场的植被恢复有积极作用，但一定程度缩减了降水入渗系数，不利于地下水接受大气降水的入渗补给。