基于环境稳定同位素法分析煤矿开采对岩溶水的影响量

张建友，张 鑫，高旭波，李成城

（1.山西水资源研究所有限公司，山西 太原 030001；2.中国地质大学（武汉） 环境学院，湖北 武汉 430074）

山西作为国家新型综合能源与制造业基地，1949年以来全省范围内对煤炭资源进行了大规模、高强度开采，造成岩溶大泉衰减，甚至干枯断流。 我国目前存在煤矿开采破坏岩溶泉域系统方面的研究空白，无法定量评估煤矿开采对岩溶水的影响量，管理部门在缺乏依据的情况下，无法要求煤矿企业开展岩溶泉域系统生态修复工作。 环境同位素法作为研究地下水系统水文地球化学过程的有效手段，不仅可以探究地下水的起源、形成、埋藏条件、水质变化等，而且可以判定地下水的补给来源、补给强度、地下水与地表水之间的联系［1-4］。 笔者以太原西山某煤矿为例，采用硫、锶和氢氧同位素分析法，揭示影响地下水中这些同位素演化的主要水-岩相互作用和矿坑水对岩溶地下水的影响，定量评估煤矿开采对岩溶水的影响量。

1 研究区概况

研究区位于山西省太原市古交市、吕梁山东翼，属中低山区，区内地形切割强烈。 全区地势西南高、东北低，最高处海拔为1 400 m，最低处海拔为970 m。 研究区属暖温带半干旱大陆性季风气候区，多年平均降水量为419.4 mm，降水年内分布极不均匀，主要集中在7—9 月。 多年平均蒸发能力1 871.8 mm。 多年平均气温8.1 ℃，极端最高气温39.4 ℃，极端最低气温-25.5 ℃。

某煤矿位于古交市，1988 年原国家计划委员会批准原煤生产能力为400 万t／a，煤矿于1997 年年底建成并开始试生产，2002 年10 月正式投产。 2017 年经山西省煤炭工业厅重新核定，原煤生产能力为450 万t／a，井田面积为73.3 km2，开采标高为540 ～950 m。1998—2017 年累计生产原煤6 070.6 万t，累计矿井排水量为3 154.4 万m3，煤富水系数为0.52 m3／t。 2017年原煤产量为306.7 万t，矿井排水量为214.1 万m3，其中矿坑排水量为124.0 万m3、裂隙水排水量为59.4万m3，井下水位观测井漏失岩溶地下水量为30.7 万m3，煤富水系数为0.698 m3／t。

煤矿井田位于晋祠泉域古交市岩溶水径流区，分布有背斜、向斜、断层等地质构造，位于西部的鲜则沟背斜和元家山向斜都为压性结构面，导水性弱，水力联系差；位于北部的风坪岭断层岩溶透水性较差，地下水流动缓慢；位于东部的古交断层两侧水位相差20 m，岩溶水由北东向西南缓慢流动。 按照成因、岩性和地下水赋存特征可把井田内地下水划分为松散岩类孔隙含水层组、碎屑岩类裂隙含水层组和碳酸盐岩类裂隙岩溶含水层组。 松散岩类孔隙水分布于原平河河谷及其一级阶地，岩性主要为冲、洪积作用堆积的砂砾石、中粗砂等，厚度20～30 m；碎屑岩类裂隙水主要分布于西山山区及太原断陷盆地，二叠系的砂、泥岩互层至上石炭统山西组地层含风化裂隙潜水和层间裂隙承压水；碳酸盐岩类裂隙岩溶水在整个研究区均有分布，含水层主要为中奥陶统石灰岩，其次为泥灰岩夹石膏层。其中碳酸盐岩类裂隙岩溶地下水流场总体呈现向北突起的弧形，岩溶水位为925 ～950 m。 井田内8 号煤层为现状主采煤层，底板标高为540～860 m，低于岩溶水位90～385 m，均为岩溶水带压开采区。

2 样品采集和测试

在对研究区水文地质条件详细调查的基础上，按照补给区、径流区和排泄区顺序采集地下水（含岩溶水、裂隙水和矿坑水）和地表水。 共采集10 组地下水样品和1 组地表水样品（S1），其中：在补给—径流区（矿区上游）采集4 组岩溶水样品（Y1、Y2、Y3、Y4），在矿区采集1 组矿坑水样品（K1）和1 组裂隙水样品（L1），在径流—排泄区（矿区下游）采集4 组裂隙水样品（L2、L3、L4、L5，即西山裂隙水），采样点分布见图1。 地下水样品采集时，所有水样均在现场用0.45 μm的滤膜过滤后装入聚乙烯瓶。 滤膜提前在实验室用3%的稀硝酸浸泡24 h，再用去离子水多次冲洗，备用。水位、水量、水温、pH 值、碱度、电导率、浑浊度、色、臭和味、肉眼可见物等指标现场完成监测。 野外样品采集后在4 ℃条件下冷藏，在一周内完成主要离子和同位素检测工作。 主要阴离子采用离子色谱仪测定；水样氢氧同位素（δD 和δ18O）采用水同位素分析仪测定，分析误差为δD＜0.5‰，δ18O＜0.1‰；水样硫同位素（δ34S）采用元素分析仪-稳定同位素比值质谱仪（EAIRMS）测定；锶同位素（87Sr／86Sr）采用多接收电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）测定。

图1 研究区范围及采样点分布

3 矿坑水稳定同位素特征分析

3.1 氢氧同位素特征

蒸发过程中，轻的水分子H162 O 比包含有重同位素的分子（即H2H16O 或H182 O）更为活跃。 因此，从海面蒸发的水蒸气比海水中的δ18O 少12‰～15‰、比δD少80‰～120‰。 受同位素分馏作用影响，大气降水中δ18O、δD 含量由降水形成时的温度控制。 通过对地下水中δ18O 和δD 的关系与当地大气降水线进行对比，可以分析得出地下水的补给来源［5-6］。

为了研究矿区裂隙水和矿坑水的稳定同位素特征，对矿区水（矿坑水和裂隙水）和矿区上游岩溶水氢氧同位素进行分析。 全球大气降水线方程为δD ＝7.9δ18O＋8.2［7］，太 原 地 区 大 气 降 水 线 方程 为δD ＝6.42δ18O-4.66［8］。 由图2 可以看出，所采水样基本落在太原地区大气降水线附近或下方，说明研究区含水层有统一的补给来源，都来自大气降水补给，而δD 和δ18O 值不同说明受蒸发作用影响不同。 同时可以看出，矿区裂隙水δD 和δ18O 值与部分岩溶水的值接近，说明矿区裂隙水和岩溶水均受到较强的水岩作用或外源地表水的入渗补给。 矿坑水落在了太原地区大气降水线附近，表明其补给来源主要为大气降水。

图2 不同水体氘（δD）和氧（δ18O）同位素组成

3.2 硫同位素特征

图3 不同水体SO24- 质量浓度与δ34S 的关系

3.3 锶同位素特征分析

Sr 同位素不会因物理、化学风化和生物过程而发生分馏。 也就是说，水体中溶解的Sr 同位素在地下水演化过程中，不会因衰变而发生变化，也不会因Sr 从水体中分离（矿物沉淀或离子交换）而发生87Sr 或86Sr的变化。 不同来源水体的化学及同位素特征不同，其演化主要受下列条件影响：水体在岩层中滞留和迁移时间（速度）、初始水成分、水流路径的曲折程度、水体间的混合作用、所流经区域矿物成分特征及其与水体反应情况。 因此Sr 同位素常被用于示踪地下水的水岩相互作用程度等。 硅酸盐风化来源的87Sr／86Sr值为0.714～0.715，碳酸盐风化来源的87Sr／86Sr 值为0.710 2～0.710 8。 同时研究发现，奥陶统纯灰岩的87Sr／86Sr 值为0.708 40～0.709 94，黄铁矿的87Sr／86Sr值为0.714 00～0.721 20［1，12］。

为了研究矿区地下水与矿坑水的Sr 同位素特征，对部分水样的Sr 同位素进行分析，得到87Sr／86Sr 值与Sr 的关系见图4。 从图4 可以看出，矿区附近岩溶水Sr质量浓度、87Sr／86Sr 值分别为0.2～1.1 mg／L、0.710 92～0.711 79。 西 山 裂 隙 水87Sr／86Sr 比 值 为0.713 15 ～0.715 32，明显高于岩溶水的。 矿区矿坑水87Sr／86Sr 值与裂隙水的接近且高于矿区裂隙水的，同时接近黄铁矿中的值，可能受裂隙水补给和黄铁矿溶解影响。 矿区裂隙水的87Sr／86Sr值低于西山裂隙水的，接近岩溶水的，同时Sr 质量浓度较大，初步判断其受到岩溶水补给的同时，还受地表水等其他来源水补给。

图4 矿区地下水87Sr／ 86Sr 与Sr 质量浓度的关系

4 应用锶同位素分析岩溶水影响量

在分析计算岩溶水影响量时，利用质量守恒定律和同位素守恒定律计算岩溶水在矿区裂隙水和矿坑水中的混合比例。 假定地下水中某一同位素组分的浓度、质量分别为C、N，根据质量守恒定律和同位素守恒定律可得

式中：P为岩溶水的混合流量；My为矿区上游岩溶水锶同位素组成；Mh为黄铁矿的锶同位素组成；M为可能受到岩溶水影响的锶同位素组成。

图5 矿区地下水87Sr／ 86Sr 与δ34S 的关系

矿区矿坑水和裂隙水中岩溶水的混合比例计算结果为，矿坑水中岩溶水（含地表水）混合比例约为51%，裂隙水中岩溶水（含地表水）的混合比例约为60%。 矿坑排水量为124 万m3／a，裂隙水排水量为59.4 万m3／a，据此可以计算出矿坑水中岩溶地下水量为63.2 万m3／a，裂隙水中岩溶地下水量为35.6 万m3／a，加上井下观测井漏失的岩溶地下水量30.7 万m3／a，岩溶地下水影响量为129.5 万m3／a。

5 结 语

通过稳定同位素法分析计算，太原市西山某煤矿矿坑水中岩溶水（含地表水）的比例为51%，裂隙水中岩溶水（含地表水）的比例为60%，计算煤矿开采影响岩溶地下水量为129.5 万m3／a。 值得注意的是，利用Sr 同位素分析矿坑水与岩溶水的混合比例，可能受混合

比例中岩溶水包含地表水等其他因素影响。 为此，建议作为半定量的评估手段，分析研究煤矿开采对岩溶地下水的影响量，为生态修复与岩溶泉域保护提供科技支撑。