神府南区直罗组含水层富水性研究*

方楚婧，杨泽元，范立民，马雄德，孙 魁，郭人泰， 张奥奇，李 舒，刘胜祖

(1.长安大学 水利与环境学院，陕西 西安 710054；2.旱区地下水文与生态效应教育部重点实验室，陕西 西安 710054；3.陕西省地下水与生态环境工程研究中心，陕西 西安 710054；4.中国矿业大学 矿业工程学院，江苏 徐州 221116；5.陕西省地质环境监测总站 矿山地质灾害成灾机理与防控重点实验室，陕西 西安 710054；6.西安科技大学 地质与环境学院，陕西 西安 710054)

陕北榆神府矿区锦界煤矿涌水量为4 900 m3/h，一度达到5 499 m3/h，是鄂尔多斯盆地涌水量最大的矿床；榆树湾、石圪台、柠条塔、红柳林等煤矿初期涌水量为1 300 m3/h，后稳定至1 000 m3/h左右，且维持数月不减[1-2]。这些大涌水量矿床的形成机理及防治技术一直是矿井水文地质学界关注的焦点问题之一。早期学者们认为榆神府矿区萨拉乌苏组、烧变岩地下水是矿井水的主要充水水源，但煤矿开采后萨拉乌苏组、烧变岩地下水位下降并不明显，因而需要从鄂尔多斯盆地地下水系统研究侏罗系砂岩含水层沉积演化及构造特征，识别地下水强径流带和局部富水区，揭示矿井较大涌水量形成机理[2-3]。

前人主要从宏观和微观两个角度开展含水层富水性研究。在砂岩微观孔隙尺寸划分[4-8]与孔喉划分[5,9]方面，比较典型的是谢尔盖耶夫[10]的孔隙划分和武超等[11]的孔喉划分方案。结合经验临界孔隙度模型和等效介质理论Kuster-Toksöz方程，推导岩石的多孔可变临界孔隙度模型，可用于多重孔隙储层岩石物理建模和孔隙结构表征[12]。

在砂岩微观孔隙结构类型对含水层富水性的影响方面，主要运用扫描电镜、压汞试验、CT扫描、核磁共振、气体吸附等测试技术对砂岩孔隙结构进行分类，从而探讨其富水性。如王苏健等[13]以柠条塔井田为例，研究发现砂岩孔隙结构Ⅰ类低排驱压力型较Ⅱ类中排驱压力型和Ⅲ类高排驱压力型粗粒与中粒砂岩比例高，风化程度高，富水性强；直罗组富水性强于延安组；与杨鹏等[14]在锦界煤矿的研究成果一致。冯洁等[15]采用沉积微相划分、灰色关联分析、孔隙结构测试等方法，提出了陕北侏罗系直罗组和延安组砂岩含水层的沉积控水模式。

宏观方面，从构造控水角度看，安定组—志丹群不整合面(志丹群砂岩)、延安组—直罗组不整合面(七里镇砂岩)、延长组—延安组不整合面(宝塔砂岩)，是鄂尔多斯盆地侏罗纪煤田最重要的防治水关键层[16]。从含水层富水性的影响因素看，通过含水层富水性影响因素探讨，构建其评价指标体系，采用综合指数法对其富水性进行评价与分区。富水性评价指标体系主要包括脆塑性岩厚度比、岩石质量指标、富水结构指数、断层、陷落柱、褶皱枢纽轴、风化影响指数、导水裂隙带高度、单位涌水量、孔隙度、渗透率、孔隙结构分形特征等指标[17-23]。此外，也采用物探与钻探方法相结合研究富水性[24-25]。

综上所述，前人在微观方面主要研究孔隙微观结构对含水层富水性的影响，宏观方面主要研究含水层富水性的影响因素与评价，但仍存在以下不足：微观研究方面前人大多限于某个煤矿的少量样品，区域研究不足；前人采用的孔隙和吼道划分标准不统一；直罗组含水层富水机理研究有待深化。为此，本文针对神府南区直罗组砂岩的弱—中等富水性与煤矿开采实践较大涌水量之间的矛盾，综合采用普通薄片、铸体薄片、压汞试验等测试技术，从微观方面探讨直罗组含水层的孔隙结构类型与富水性的关系；从宏观方面分析沉积相、天窗、构造发育及岩石风化程度和岩层渗透性变异因素等对直罗组含水层富水性的影响，为陕北侏罗系煤层顶板水害防治提供参考。

1 研究区概况

研究区位于鄂尔多斯高原毛乌素沙地东南缘，神府矿区南部，隶属神木县管辖，面积约2 714.12 km2(图1)。研究区总地势中部高四周低，区内地貌类型分为湖群高平原区、风沙草滩区、盖沙丘陵区以及河谷区。

研究区属于中温带半干旱大陆性季风气候，2005—2013年平均降雨量440.42 mm，平均蒸发量达1 945.409 mm。东西边界分别发育窟野河和秃尾河，均为黄河的一级支流。

研究区含水层由新到老有第四系萨拉乌苏组孔隙潜水含水层、白垩系下统洛河组基岩裂隙孔隙承压含水层、侏罗系安定组—直罗组—延安组基岩裂隙含水层(表1)、风化基岩裂隙含水层及烧变岩含水层组成；弱透水层包括离石组、保德组。研究区直罗组砂体厚度在研究区中部最厚，厚度超过30 m，向西南或北东方向逐渐变薄(图1)。

图1 研究区位置图

表1 直罗组含水层富水性特征表

2 直罗组含水层富水性分析

直罗组含水层富水性可从微观和宏观两个角度加以分析。

2.1 微观孔隙结构特征分析

按照岩石孔隙空间在地下水储存和渗流过程中的作用可分为孔隙和孔隙吼道两个基本单元[13]，孔隙决定了岩石的储水能力，吼道决定了岩石中地下水的渗流。基于区内普通薄片、铸体薄片和压汞试验结果，依据毛管压力曲线形态和排驱压力，将直罗组砂岩的微观孔隙结构分成Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四类(表2、表3)。从表2、表3可知，Ⅰ类孔隙结构最大粒径为1.35 mm，溶蚀孔—粒间孔，孔隙平均直径70.57～301.97 μm，孔隙度平均值23.1%，渗透率均值为448.05×10-15m2，岩性为中砂岩、细砂岩，孔隙度与渗透率最大，富水性最强，样品占比最高，约61.82%；Ⅱ类孔隙结构最大粒径为0.75 mm，溶蚀孔—粒间孔、微孔，孔隙平均直径36.72～89.87 μm，孔隙度平均值17.82%，渗透率均值为9.56×10-15m2，岩性为细砂岩、极细砂岩，孔隙度与渗透率均较大，富水性较强，样品占比约14.55%；Ⅲ类孔隙结构最大粒径为0.35 mm，微孔、溶蚀孔—粒间孔，孔隙平均直径9.41～75.49 μm，孔隙度平均值11.56%，渗透率均值为0.33×10-15m2，岩性为细砂岩、极细砂岩、粉砂岩、泥岩，孔隙度与渗透率较小，富水性较弱，样品占比约16.36%；Ⅳ类孔隙结构最大粒径为0.25 mm，微孔，孔隙平均直径5.74 μm，孔隙度平均值5.74%，渗透率均值为0.03×10-15m2，岩性为粉晶灰岩、粉砂岩、泥岩，孔隙度与渗透率最小，富水性最弱，样品占比约7.27%。

基于表4的划分标准，区内直罗组砂岩含水层的孔隙孔喉组合类型分别为：Ⅰ类中孔隙—大孔喉型，Ⅱ类中孔隙—中孔喉型，Ⅲ类中细孔隙—小孔喉型，Ⅳ类中细孔隙—小微孔喉型。对比钻孔涌水量，相对来说，Ⅰ类孔隙结构富水性最强，Ⅱ类孔隙结构次之，Ⅲ类和Ⅳ类孔隙结构富水性最差。

根据压汞试验资料，去掉意义相近的参数，剔除相关性较强的指标，筛选出孔隙吼道直径均值、面孔率、退汞效率、结构优度四个指标，分别研究其与物性参数孔隙度、渗透率之间的关系(图2)。从图2可以看出，孔隙吼道直径均值、面孔率、退汞效率、结构优度与孔隙度、渗透率的相关性显著，其相关关系依次减弱，这四个指标与渗透率的相关性强于孔隙度。孔隙度与孔隙吼道直径均值、面孔率相关关系更为密切，与退汞效率、结构优度强相关，说明孔隙度主要受孔喉大小、孔隙及吼道面积所控制；渗透率与孔隙吼道直径均值、面孔率强相关，与退汞效率、结构优度较强相关，说明渗透能力主要取决于孔喉大小、孔隙及吼道面积，还受孔喉连通性和孔喉分布集中程度的影响。

表2 直罗组含水层孔隙结构分类标准

表3 直罗组含水层孔隙结构类型综合划分部分结果

表4 孔隙孔喉分类标准表[10-11]

图2 孔隙度、渗透率与孔隙特征参数之间的相关性分析

从图3可以看出，随着孔隙度增大，含水层渗透能力呈指数型显著增强，表明除了孔隙度外，还受到孔喉连通性及分选性等其他因素的影响。

图3 渗透率和孔隙度之间的相关关系

2.2 宏观特征分析

主要分析沉积相、天窗、构造发育与风化程度、岩层渗透性变异四个因素对直罗组含水层富水性的影响。

2.2.1 沉积相

前人研究成果表明[3,26]，从垂向上看，直罗组下段为辫状河沉积相，中段为辫状河三角洲沉积，上段为曲流河与滨浅湖沉积相。辫状河沉积相粒度粗，部分地段含有底砾岩和砾岩，砂岩厚度一般较大，横向上的连续性好；辫状河三角洲沉积，砂岩沉积层较厚，横向上的连续性一般；曲流河与滨浅湖沉积相砂岩层相对较薄，大多以泥岩、粉砂岩、细砂岩沉积为主，横向上的连续性差，因此，直罗组下段、中段较上段富水性强。从水平方向上看，直罗组含水层富水性差异较大。在同一沉积相内，河道岩性以砾岩、粗砂岩、中砂岩为主，因而河道沉积微相较河漫滩沉积微相富水性强[15]。

由此可见，沉积相和沉积微相是直罗组含水层富水性最主要的控制因素，影响了直罗组含水层的孔隙度和渗透率，从根本上决定了直罗组含水层的颗粒大小、组成、分选性、连通性、泥质含量等，从而最终决定了直罗组含水层富水性的强弱。

2.2.2 天窗

前人研究表明在15个水压力下，粘土层渗透性的临界破坏厚度为1.67 m[27]，将粘土层小于1.67 m厚的区域视为“天窗”区域。根据区内3 115个钻孔资料对区内隔水层厚度进行插值，绘制天窗分布图(图1)。从图1可知，天窗在秃尾河干流段呈大片连续分布，其次在秃尾河支流河则沟两侧呈孤立岛状分布，在考考乌素沟、常家沟、麻家塔沟南侧呈零星点状分布，为大气降水、潜水入渗补给直罗组含水层提供了补给通道，为矿井充水提供了较丰富的间接充水水源。

由上述可知，天窗为直罗组含水层提供了较为丰富的补给来源，直罗组含水层以上的含水层中的水均可通过天窗补给直罗组含水层。

2.2.3 构造发育与风化程度

根据区内施工的11个钻孔的柱状图资料可知，部分地段直罗组上部遭受剥蚀，直罗组与下伏延安组之间为平行不整合接触关系[26]，SJ02、SJ09底部为砾岩，SJ03、SJ04、SJ06、SJ11底部含砾(七里镇砂岩)，以粗砂岩和砾岩为主，遇水易呈松散状，孔隙裂隙发育，说明直罗组底部富水性强；该平行不整合面导致直罗组底部与含煤岩系广泛直接接触，局部可以下蚀切穿延安组顶部2套可采煤层，形成下切幅度达25 m、宽度达26.5 km的大规模古河道冲刷无煤带[28-30]，直接威胁煤炭安全生产。

SJ01～SJ03、SJ06～SJ08直罗组顶部发生不同程度风化，从直罗组顶部向下，风化程度从强风化逐渐变为微风化，其单位涌水量与基岩风化层厚度之间呈正相关关系，与基岩风化率之间呈显著正相关关系(图4)，表明随着基岩风化率增大，直罗组含水层富水性增强，与前人研究成果一致[25]。延安组烧变岩与直罗组含水层直接接触[31]，在煤矿开采过程中烧变岩水与直罗组含水层中水均成为矿井涌水来源。

图4 直罗组钻孔单位涌水量与基岩风化率相关关系

表6 J2z含水层中水的混合比例估算表

从区内部分钻孔岩芯资料可知，SJ01的中部、SJ03的底部和中上部、SJ06的底部、SJ07的底部和中上部、SJ08的底部和上部中细粒砂岩岩芯裂隙较发育，这也是影响直罗组含水层富水性的一个重要因素，增强了充水通道的连续性。

此外，在煤层开采条件下，通过导水裂隙带，直罗组含水层的水能直接进入采煤工作面，引发顶板突水。

由此看来，直罗组基岩风化带、直罗组与延安组地层之间的区域平行不整合面、裂隙发育和导水裂隙带发育到直罗组等，都使得直罗组含水层的富水性变得异常复杂。

2.2.4 岩层渗透性变异

不同勘查阶段或煤矿开采会使含水层渗透系数发生变异。如新疆大南湖五号井侏罗系西山窑组的Ⅲ-1弱胶结砂岩含水层从详查—勘探—井筒疏降—抽水试验各阶段，渗透系数变化为1.64×10-4～0.306～0.506～4.33 m/d，单位涌水量为0.000 2～0.237 0～0.350 0～1.180 0 L/(s·m)[32]。在煤矿开采过程中，导水裂隙带内顶板砂岩、泥岩渗透系数会增大，从原始状态的2.8 m/d增大到4.1 m/d[33]。因此，岩层渗透性变异使得直罗组含水层富水性差异进一步增强。

从上述分析可知，直罗组含水层辫状河和曲流河沉积相是其富水性大小的决定性控制因素；其次是天窗，为直罗组以上含水层中的水进入到直罗组含水层提供了直接的补给通道，使得宏观上直罗组含水层与直罗组以浅的含水层之间联系紧密，甚至在局部地区形成统一的含水层系统；第三是构造发育、岩石风化程度和岩层渗透性变异，加剧了直罗组含水层富水性的差异性和复杂性。这些影响因素的特定组合，可能导致局部强富水，直接威胁煤矿安全生产，因而需加强陕北煤矿区含隔水层三维空间展布研究。

3 结论

针对神府南区直罗组砂岩的弱—中等富水性与煤矿开采实践较大涌水量之间的矛盾，本文采用普通薄片、铸体薄片、压汞试验、水质测试等测试技术，基于钻探和抽水试验资料，从微观和宏观角度研究了直罗组含水层的富水性，获得以下结论：

(1)基于普通薄片、铸体薄片、压汞试验等测试技术分析了直罗组含水层孔隙结构类型与富水性的差异。根据孔隙、孔喉的大小分布及连通性，结合毛管压力曲线，将研究区的孔隙结构划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四种类型，对比钻孔单位涌水量，从Ⅰ类到Ⅳ类孔隙结构，其富水性从中等富水逐渐变成弱富水。

(2)探讨了直罗组含水层富水性的影响机理。沉积相、天窗、构造发育及岩石风化程度和岩层渗透性变异因素对直罗组含水层的富水性影响分析表明，直罗组含水层辫状河和曲流河沉积相是其富水性大小的决定性控制因素；其次是天窗，为直罗组以上含水层中的水进入到直罗组含水层提供了直接的补给通道，使得宏观上直罗组含水层与直罗组以浅的含水层之间水力联系紧密，甚至在局部地区形成统一的含水层系统；第三是构造发育、岩石风化程度和岩层渗透性变异，加剧了直罗组含水层富水性的差异性和复杂性。这些影响因素的特定组合，可能导致局部强富水，直接威胁煤矿安全生产，因而需加强陕北煤矿区含隔水层三维空间展布研究。