李向全，張春潮，侯新偉

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院 水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所,河北 石家莊 050061; 2.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 中國地質(zhì)科學(xué)院,北京 100083; 3.自然資源部地下水科學(xué)與工程重點實驗室,河北 石家莊 050061)

晉東大型煤炭基地位于山西省東南部，是我國無煙煤最大的供應(yīng)基地，屬國家規(guī)劃建設(shè)的14個大型煤炭基地之一[1]，煤炭產(chǎn)量占全國的1/4以上，對保障國家能源安全起著重要的基礎(chǔ)支撐作用。該區(qū)地處北方半干旱區(qū)，水資源相對短缺，生態(tài)環(huán)境脆弱。同時也屬北方巖溶區(qū)，分布有多個大型巖溶泉域，如娘子關(guān)泉、辛安泉域、三姑泉域和延河泉域等。由于煤炭資源的長期大規(guī)模開采，區(qū)域含水層結(jié)構(gòu)和地下水資源遭到嚴(yán)重破壞，引發(fā)了區(qū)域地下水位下降、淺部含水層疏干、巖溶大泉衰減等一系列環(huán)境地質(zhì)問題。作為山西省第2巖溶大泉的辛安泉域，自20世紀(jì)60年代至今，泉群由170余個泉點[2]縮減為現(xiàn)在的10余處，泉流量由20世紀(jì)60年代的平均流量11.46 m3/s衰減為近年來(2011—2017年)的3.44 m3/s，巖溶地下水位與20世紀(jì)70年代相比最大下降幅度達(dá)30 m。眾多學(xué)者針對煤炭開采對區(qū)域含水層、地下水資源及地下水環(huán)境的影響、保水采煤等方面開展了大量的研究工作[3-6]。錢鳴高和許家林[7]提出煤炭開采改變了巖層的平衡狀態(tài)，由此引發(fā)嚴(yán)重的環(huán)境問題，并研究了巖層運動對采動裂隙的形成、地下水的破壞及地表沉陷等方面的影響。范立民[8]通過研究1994年與2015年毛烏素沙漠與黃土高原接壤區(qū)泉數(shù)量、流量差異，認(rèn)為混合入滲補(bǔ)給泉點受含隔水層結(jié)構(gòu)損壞和側(cè)向補(bǔ)給截斷影響大量消失是近20 a泉點大量衰減的主要原因。顧大釗和張建民[9]利用高精度四維多屬性探測技術(shù)研究了煤炭開采對覆巖裂隙發(fā)育、滲透性和含水性的影響，發(fā)現(xiàn)覆巖結(jié)構(gòu)破壞后具自修復(fù)趨勢，使地下水逐步形成為開放的多層滲流結(jié)構(gòu)。冀瑞君等[10]研究了神府礦區(qū)采煤對窟野河流域地下水循環(huán)的影響，采煤破壞了潛水含水層下黏土層的隔水性，使得含水盆地匯水面積減小，泉流量減小或干枯，同時一部分地下水轉(zhuǎn)化為了礦井水。徐智敏等[11]以西部礦區(qū)疆哈密煤田大南湖礦區(qū)為例，系統(tǒng)研究了頂板采動導(dǎo)水裂隙的發(fā)育與演化過程、發(fā)育高度與形態(tài)特征、滲透性演化規(guī)律。李濤等[12]研究了西南巖溶山區(qū)煤炭開采使得潛水位下降、植被退化、水土流失及石漠化加劇等一系列問題。郭小銘、代革聯(lián)、楊澤元等[13-15]研究了西部黃隴煤田、陜北煤炭基地采煤對含水層滲流規(guī)律、流場變化及水分運移的影響。翟麗娟[16]根據(jù)巖溶水補(bǔ)徑排條件、煤層分布與巖溶水補(bǔ)給區(qū)的關(guān)系，將華北型煤田采煤對含水層的影響劃分為直接、間接和混合影響型3種類型。已有研究主要集中在西部礦區(qū)、陜北煤炭基地、西南巖溶山區(qū)，而對山西大型煤炭基地煤炭開采對地下水，尤其是巖溶地下水與巖溶大泉的影響缺乏研究。研究區(qū)內(nèi)已有研究主要集中在巖溶地下水水質(zhì)評價、大泉流量變化特征與巖溶水資源保護(hù)等方面的研究[17-20]，缺乏煤炭開采對含水層的影響及巖溶大泉衰減機(jī)制的綜合研究。綜上，探討山西煤炭基地采煤對地下水循環(huán)及巖溶大泉的影響，具有重要的理論意義和實際意義。

筆者在前期研究基礎(chǔ)上，選擇晉東煤炭基地辛安泉域為典型研究區(qū)，綜合應(yīng)用近70 a來巖溶大泉流量、河水徑流量、礦井涌水量、降雨量等動態(tài)監(jiān)測資料，系統(tǒng)分析煤炭開采對巖溶大泉流量、巖溶地下水位、地表徑流量和地下水循環(huán)的影響，揭示不同階段巖溶大泉衰減機(jī)制及主要影響因素。成果可為基地煤炭資源和地下水資源合理開發(fā)利用、地質(zhì)環(huán)境保護(hù)與修復(fù)提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況與水文地質(zhì)條件

1.1 研究區(qū)概況

辛安泉域位于山西省東南部、太行山中段西側(cè)，行政區(qū)包括長治市(除沁源縣)的12個縣市區(qū)及晉中市的榆社縣，泉域總面積為10 950 km2(圖1)，碳酸鹽巖裸露區(qū)面積為2 200 km2[20-21]。

辛安泉群出露于長治市的潞城、平順、黎城3縣(市)交界處的濁漳河河谷，目前泉點僅在南流村—北耽車鄉(xiāng)一帶出露，泉水出露標(biāo)高580～630 m，2017年泉水平均流量為3.6 m3/s。泉域內(nèi)水系屬海河水系，濁漳河為其主要河流，自襄垣以上分濁漳南源、西源和北源三大支流，全長超過200 km[22]。

區(qū)內(nèi)四季變化顯著，多年平均氣溫為10.9 ℃。多年平均降雨量為566.74 mm，總體呈下降趨勢，最大年降水量1 010.4 mm，最小年降水量265.7 mm。區(qū)內(nèi)年均蒸發(fā)量1 678.7 mm，年最大蒸發(fā)量1 810.4 mm，年最小蒸發(fā)量為1 372.1 mm。

1.2 水文地質(zhì)條件

辛安泉域地下水類型包括松散巖類孔隙水、碎屑巖類裂隙水和碳酸鹽巖類裂隙巖溶水。區(qū)域含水層及水文地質(zhì)特征如圖2所示。

松散巖類孔隙水主要賦存于長治盆地、襄垣盆地和黎城盆地，含水層為第四系全新統(tǒng)和中更新統(tǒng)砂、砂礫石層。富水區(qū)主要分布于濁漳河及部分支流河谷、河漫灘、一級階地處及局部黃土臺地。降雨入滲補(bǔ)給是孔隙水的主要補(bǔ)給來源，此外還接受河流入滲、灌溉水入滲及基巖山區(qū)側(cè)向徑流補(bǔ)給。

碎屑巖類裂隙水主要賦存于三疊系、二疊系和石炭系地層中，區(qū)內(nèi)以三疊系二馬營組、劉家溝組以及二疊系石盒子組砂巖為主要含水層，廣泛分布于長子縣、屯留縣以西及襄垣縣以北，主要接受大氣降水補(bǔ)給。由于各類巖層的裂隙發(fā)育程度及裂隙在平面上分布的不均一性，使之富水性亦不均勻，有泉點出露，局部承壓自流。

碳酸鹽巖裂隙巖溶水是區(qū)內(nèi)重要的地下水類型和供水水源，主要含水層為中奧陶統(tǒng)灰?guī)r和寒武系鮞粒灰?guī)r。在泉域東部及東北部碳酸鹽巖裸露區(qū)，巖溶地下水的補(bǔ)給來源主要為大氣降水入滲補(bǔ)給及地表水滲漏補(bǔ)給;在長治、襄垣、黎城盆地等碳酸鹽巖埋藏區(qū)，巖溶地下水的補(bǔ)給來源主要為地表水滲漏補(bǔ)給、孔隙水及裂隙水通過文王山地壘、二崗地壘等構(gòu)造處或巖溶天窗的越流補(bǔ)給。晉獲斷褶帶以西，巖溶水由南、西、北向潞城市匯流，晉獲斷褶帶以東，巖溶水由北、南向下游排泄帶匯流。主徑流帶有3條，位于襄垣—黃碾—潞城濁漳河河谷、長治—潞城盆地、壺關(guān)至潞城山間盆地以及下游辛安泉鎮(zhèn)—北耽車濁漳河河谷。屯留以西為巖溶水徑流滯緩區(qū)。濁漳河下游南流—北耽車鄉(xiāng)一帶為泉群主要排泄帶，主要泉群有王曲泉群、灣里泉群、實會泉群及北耽車泉群。

2 煤炭開采及礦井水文地質(zhì)特征

辛安泉域現(xiàn)有煤礦122座，主要含煤地層為石炭系太原組和二疊系山西組，煤系地層總厚度139～180 m，可采煤層為3號、9號和15號，目前主采煤層為3號煤。原煤產(chǎn)量自1976年后快速增加，年增長0.008億t;自2002年后原煤產(chǎn)量急劇增加，年增長0.047億t，2017年原煤產(chǎn)量達(dá)0.91億t(圖3)。

圖3 辛安泉域內(nèi)原煤產(chǎn)量Fig.3 Raw coal output of Xin’an spring area

區(qū)內(nèi)煤田地質(zhì)構(gòu)造條件簡單，煤層傾角平緩，埋藏深度自西向東逐漸增加，屯留縣、鮑店鎮(zhèn)以西埋藏深度達(dá)500 m以上。煤層主要分布在長治和襄垣盆地以西，以東為碳酸鹽巖裸露區(qū)，局部覆蓋薄層第四系。煤系地層自東向西上覆含水層由第四系含水層逐漸過渡為二疊系石盒子組含水層，下伏含水層主要為奧陶系峰峰組含水層，煤層間含水層主要為石炭系太原組和二疊系山西組含水層。石炭系含水層與奧陶系含水層中間存在本溪組泥巖隔水層，區(qū)域上穩(wěn)定分布。

區(qū)內(nèi)礦井涌水量最大為39.89萬m3/d，正常涌水量為24.37萬m3/d。3號煤層的直接充水含水層為頂板砂巖裂隙含水層，受導(dǎo)水裂隙帶的影響，可溝通下石盒子組砂巖裂隙含水層，使其成為充水含水層，該含水巖組補(bǔ)給條件差，補(bǔ)給來源少，涌水量較小。15號煤層的直接充水含水層為K2灰?guī)r裂隙巖溶含水層，并可溝通上部裂隙含水層，但總體而言，石炭系裂隙及巖溶裂隙含水層富水性較好，涌水量較大。目前開采煤層以3號煤層為主，15號煤層開采主要位于礦區(qū)東部。15號煤層與奧陶系峰峰組含水層之間垂向距離在100 m以上，中間所夾峰峰組地層巖溶不發(fā)育，峰峰組頂部存在本溪組泥巖隔水層。因此，區(qū)內(nèi)礦井充水受奧陶系含水層影響較小。

3 采煤對區(qū)域水環(huán)境的影響

區(qū)內(nèi)采空區(qū)面積達(dá)188.28 km2，占泉域面積為1.72%。煤炭產(chǎn)量2002年與1976年相比增加了7倍，2017年與2002年相比增加了近2倍。高強(qiáng)度的煤炭開采，使得采空區(qū)煤層頂板發(fā)生垮落，導(dǎo)致部分地區(qū)孔隙水和裂隙水水位下降，甚至被疏干，同時影響巖溶水系統(tǒng)[23]。

3.1 采煤對河流徑流量和基流量的影響

除大氣降水外，地表水滲漏是區(qū)內(nèi)巖溶地下水的主要補(bǔ)給來源之一，因此選擇濁漳河石梁站進(jìn)行地表徑流量和基流量演變過程研究。該站位于濁漳河下游(圖1)，河流徑流量能夠代表辛安泉域地表水總體特征，也是除巖溶水外的地下水集中排泄帶。

1956—2016年泉域內(nèi)濁漳河徑流量總體呈下降趨勢(圖4)，徑流量下降速率為0.77×108m3/(10 a)。根據(jù)徑流量變化特征，可細(xì)分為1956—1976年、1977—2002年、2003—2016年3個階段進(jìn)行統(tǒng)計分析，結(jié)果見表1。天然徑流量第1階段與第2階段相比減少幅度達(dá)50.48%，表現(xiàn)為地表徑流量大幅衰減的變化特征。第3階段比第1階段下降了38.2%，比第2階段上升了24.9%，表現(xiàn)為地表徑流量緩慢恢復(fù)上升的變化特征。

圖4 地表徑流量和基流量動態(tài)變化曲線Fig.4 Dynamic change of surface runoff and base flow

表1 各時間序列基流量與徑流量特征Table 1 Characteristics of base flow and runoff in each stage

選取年枯水月份(3個月)徑流量的平均值，采用直線平切的方法對基流量進(jìn)行了計算，結(jié)果見表1。3個階段基流量所占天然徑流量的比例均值分別為32%,38%和45%，表現(xiàn)為上升趨勢。

地表徑流量和基流量與大氣降水關(guān)系密切，但第2階段與第1階段相比，降雨量減小幅度僅為15.8%，而徑流量和基流量分別減小了38.2%和57.6%。因此，采煤對地表徑流量和基流量影響較大。主要影響途徑有:① 受采煤影響，3號和15號煤層開采導(dǎo)水裂隙帶發(fā)育高度分別為75～112 m和68～153 m，裂隙溝通主要含水層，甚至直達(dá)地表，使得區(qū)域裂隙水和孔隙水水位下降，局部呈疏干狀態(tài)，造成地下水向河流的排泄量減少;② 大氣降水沿導(dǎo)水裂隙帶快速入滲至地下，減少了地面徑流的產(chǎn)生;③ 局部地表水沿導(dǎo)水裂隙帶向采空區(qū)及地面沉陷區(qū)匯流。

第3階段與第2階段相比地表徑流量有所恢復(fù)，是因為隨著采礦活動向西擴(kuò)展，煤層埋深加大，開采深度加大，導(dǎo)水裂隙帶影響范圍有限，對地表水的形成基本不會產(chǎn)生影響。第3階段與第2階段相比基流量所占比例有所增加，說明地下徑流條件發(fā)生明顯改變，分析其原因，主要是該階段煤炭開采量劇增，開采活動導(dǎo)致煤層上覆含水層地下水漏失，大量裂隙地下水匯入礦坑，而后排入地表水中，轉(zhuǎn)化為基流量，使得河流中地下水占比明顯增加。

3.2 采煤對巖溶地下水位的影響

為研究采煤活動對巖溶地下水位的影響，選取4個巖溶地下水水位動態(tài)監(jiān)測點，分析1972—2017年序列巖溶地下水位動態(tài)變化特征(圖5)。動態(tài)監(jiān)測點信息見表2。

圖5 巖溶地下水監(jiān)測井水位動態(tài)變化曲線Fig.5 Dynamic change of karst groundwater level

表2 巖溶地下水水位動態(tài)監(jiān)測點信息Table 2 Dynamic monitoring wells of karst groundwater level

根據(jù)巖溶水動態(tài)監(jiān)測資料分析，除留村監(jiān)測井外其他3個井的地下水位動態(tài)特征基本一致。從烈士陵園巖溶井水位動態(tài)來看，1972—2017年巖溶水位下降了29.8 m，年降幅為0.66 m。1976年以前煤炭開采初期，巖溶地下水位變化不大，水位標(biāo)高為665～666.2 m。1976—2003年，巖溶地下水位由666.2 m降至641.0 m，降幅達(dá)25.2 m，年降幅為0.93 m，呈快速下降趨勢，該階段煤炭產(chǎn)量和礦井涌水量大幅增加。而巖溶地下水開采量顯著增加為1987年，泉域下游2個重要的供水井群山西化肥廠和長治市自來水先后開始供水。因此，與巖溶地下水開采相比，煤炭開采是巖溶水位下降的主要因素。

主要影響途徑有:① 如第3.1節(jié)中所述，采煤導(dǎo)致河川徑流量減小，使得地表水在流經(jīng)河床與巖溶地層直接接觸的滲漏段時，漏失量減小，導(dǎo)致其對巖溶水的補(bǔ)給量減少;② 孔隙水和裂隙水位的大幅下降，局部甚至疏干，使得上覆含水層通過巖溶“天窗”向巖溶水的補(bǔ)給量減少。因此，區(qū)內(nèi)采煤對巖溶地下水的影響主要為減少其補(bǔ)給量，屬間接影響。

受2003年豐水年影響，2004—2007年巖溶地下水位略有回升，回升幅度為6.0 m，隨后下降至2013年的636.9 m。2004—2013年巖溶水位下降4.1 m，年降幅0.41 m;2013—2018年巖溶水位下降1.8 m，年降幅0.36 m。侯堡和地委2個巖溶水井水位與烈士陵園監(jiān)測井表現(xiàn)為相似的動態(tài)變化特征。留村巖溶水井位于碳酸鹽巖裸露區(qū)，受氣象因素影響較大，波動起伏較大，水位動態(tài)呈局部巖溶水動態(tài)特征。

3.3 采煤對巖溶大泉流量的影響

巖溶大泉動態(tài)是反映北方巖溶區(qū)煤炭基地地質(zhì)環(huán)境演變的重要標(biāo)志性指標(biāo)。經(jīng)調(diào)查分析，辛安泉流量總體呈下降趨勢(圖6)。1956—2017年總共62 a間，大泉流量由14.4 m3/s下降到3.6 m3/s，衰減幅度達(dá)75%。為揭示巖溶大泉衰減機(jī)制，選取礦井涌水量、巖溶地下水開采量和大氣降水作為辛安泉流量衰減的主要影響因子，進(jìn)行多元相關(guān)性分析(表3)，確定不同階段巖溶大泉衰減的主要影響因素。

表3 各階段辛安泉流量衰減因子相關(guān)性Table 3 Correlation among factors of Xin’an spring flow attenuation in each stage

1956—1976年，大泉流量為8.87～16.03 m3/s，平均流量為11.81 m3/s(圖6)。大泉流量波動與降雨量波動趨勢一致，流量保持整體穩(wěn)定，為波動穩(wěn)定期。這一時期，泉域內(nèi)巖溶水零星開采，區(qū)內(nèi)煤炭開采處于初期階段，礦井涌水量為0.35×108m3/a(0.11 m3/s)，開采規(guī)模較小，含水層結(jié)構(gòu)無明顯破壞，地下水徑流循環(huán)條件沒有發(fā)生改變，巖溶大泉流量動態(tài)主要受大氣降水的影響，大泉動態(tài)滯后于大氣降水的時間約為1 a。相關(guān)性分析表明，辛安泉流量滑動1 a數(shù)據(jù)與大氣降水量之間為正相關(guān)，擬合系數(shù)為0.225，顯著大于煤炭開采擬合系數(shù)，說明該階段泉流量波動主要受大氣降水控制。

圖6 辛安泉流量動態(tài)變化及主控因子Fig.6 Dynamic change of Xin’an spring flow and dominating factors

1977—2002年，區(qū)內(nèi)煤炭產(chǎn)量和巖溶水開采量快速增加。煤炭產(chǎn)量由0.05億t/a增至0.34億t/a，礦井涌水量由0.77×108m3/a增至5.44×108m3/a(1.73 m3/s)。該階段煤炭開采主要位于礦區(qū)東部，3號及15號煤層埋藏淺，煤炭開采區(qū)處于巖溶水補(bǔ)給徑流區(qū)，開采活動對上覆孔隙水和裂隙水含水層破壞明顯，裂隙水、孔隙水及地表徑流沿導(dǎo)水裂隙帶向采空區(qū)匯集，導(dǎo)致巖溶水的補(bǔ)給量減少。山西化肥廠和長治市自來水2個重要水源地于1987年開始供水，巖溶水開采量大幅增加。巖溶水補(bǔ)給量的減小和開采量的增加，使得巖溶大泉流量響應(yīng)迅速，由13.97 m3/s減少至4.64 m3/s，衰減幅度達(dá)66.79%，年衰減量為0.37 m3/s，泉流量呈快速衰減趨勢，為快速下降期。相關(guān)性分析表明，該階段辛安泉流量與礦井涌水量和巖溶水開采具有較好的負(fù)相關(guān)關(guān)系，擬合系數(shù)分別為0.791和0.713。因此，該階段泉流量的快速下降主要受煤炭開采和巖溶水開采主控。

2003—2017年，煤炭產(chǎn)量急劇增加，增幅達(dá)208.5%，礦井涌水量由4.72×108m3/a增至15.15×108m3/a(4.80 m3/s)，而泉流量則表現(xiàn)為由6.63 m3/s衰減為3.6 m3/s，衰減幅度為45.7%，年衰減量為0.21 m3/s，泉流量衰減速率減緩，為緩慢下降期。與上一階段相比，煤炭產(chǎn)量急劇增加，而泉流量衰減速率漸緩，這主要是因為該階段采煤活動逐步向西擴(kuò)展，煤層埋深增大，煤炭開采區(qū)屬巖溶水深埋滯緩區(qū)，遠(yuǎn)離巖溶水主徑流帶，開采活動僅對導(dǎo)水裂隙帶影響范圍內(nèi)的上覆裂隙含水層產(chǎn)生破壞，對巖溶水的影響程度較上階段明顯減弱，故巖溶水衰減趨勢減緩。相關(guān)性分析表明，該階段泉流量與礦井涌水量呈良好的負(fù)相關(guān)性，擬合系數(shù)為0.853;與巖溶水開采及降雨量變化相關(guān)性不明顯。因此，該階段泉流量緩慢下降受煤炭開采主控。

4 水源混合比例的同位素計算

4.1 氘氧同位素特征

為進(jìn)一步研究采煤驅(qū)動下辛安泉域地下水演變特征，本次應(yīng)用δD～δ18O同位素技術(shù)方法分析辛安泉域地下水起源，揭示地表水與地下水(孔隙水、裂隙水、巖溶水和礦井水)相互轉(zhuǎn)化關(guān)系，了解水資源構(gòu)成。共采取水樣337組，其中地表水13組、孔隙水115組、裂隙水88組、礦井水5組、巖溶水91組及雨水25組，同位素測試結(jié)果以V-SMOW作為參考標(biāo)準(zhǔn)。依據(jù)水樣δD～δ18O同位素關(guān)系(圖7)，研究區(qū)內(nèi)地下水可劃分淺層地下水、中深層地下水和深層地下水3種類型。

圖7 地表水和地下水氘氧關(guān)系Fig.7 Hydrogen and oxygen isotopes of surface water and groundwater

淺層地下水主要代表泉域孔隙水、淺層裂隙水和淺層巖溶水。其主要特點是同位素特征值較高，δD值介于-66‰～-46‰，δ18O值介于-9.1‰～-5‰，為現(xiàn)代大氣降水補(bǔ)給形成，與地表水存在直接相互轉(zhuǎn)化關(guān)系。自上游補(bǔ)給區(qū)至下游排泄帶，淺層地下水與地表水的經(jīng)歷多次相互轉(zhuǎn)化過程，在河流上游山區(qū)，地表水主要接受基巖裂隙水的補(bǔ)給;流經(jīng)第四系盆地，地表水又通過滲漏區(qū)段補(bǔ)給孔隙水和巖溶水;至下游排泄帶，地表水主要接受巖溶地下水的排泄補(bǔ)給。在煤礦區(qū)，煤層上覆裂隙含水層地下水通過導(dǎo)水裂縫帶向采空區(qū)匯集，經(jīng)礦坑排水向河水排泄。

中深層地下水主要代表泉域深部巖溶水、中深層裂隙水和少部深層孔隙水。其主要特點是同位素特征值中等，δD值介于-76‰～-66‰，δ18O值介于-10.7‰～-8.4‰，由現(xiàn)代大氣降水補(bǔ)給形成，相比淺層水，補(bǔ)給徑流緩慢，與地表水無直接轉(zhuǎn)化關(guān)系，孔隙水、裂隙水與巖溶水之間存在轉(zhuǎn)化關(guān)系，在第四系沉積物與碳酸鹽巖接觸區(qū)段，孔隙水通過越流補(bǔ)給巖溶水，通過構(gòu)造裂隙和斷裂通道裂隙水和巖溶水互為轉(zhuǎn)化。

深層地下水主要代表西部滯流區(qū)深部裂隙水。其主要特點是同位素特征值極低，δD值介于-84‰～-77‰，δ18O值介于-11.4‰～-10.4‰，埋藏深，形成時間久遠(yuǎn)，多為古水，循環(huán)滯緩，與其他類型水無明顯交換關(guān)系。

4.2 多元水混合比例計算方法

兩元水混合比例計算公式為

δMD=f1δ1D+f2δ2D

δMO=f1δ1O+f2δ2O

1=f1+f2

三元水混合比例計算公式為

δMD=f1δ1D+f2δ2D+f3δ3D

δMO=f1δ1O+f2δ2O+f3δ3O

1=f1+f2+f3

式中，δMD，δMO為混合水的氘氧同位素;δ1D，δ1O，δ2D，δ2O，δ3D，δ3O為三元水各端元的氘氧同位素;f1,f2,f3為三元水各占的比例。

4.3 地表水水源構(gòu)成

根據(jù)地下水與地表水混合特征，應(yīng)用同位素方法進(jìn)一步定量分析研究區(qū)地表水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系(圖8)，與基流切割分析結(jié)果相互驗證。沿地表水分布做混合線，選取混合線右上角的地表水端元、左下角降雨線附近的地下水端元，進(jìn)行混合比例計算，采用兩元水混合比例計算公式。

圖8 地表水混合模式Fig.8 Mixed mode of surface water

計算結(jié)果表明(2017年數(shù)據(jù))，自上游濁漳北源至下游濁漳河(石梁站以上)① ～④ 區(qū)段(表4)，所計算的河水中地下水所占的比例分別為93%,76%,66%和41%，說明從上游至下游河水中地下水所占比例逐漸下降。至巖溶水排泄帶上游，地下水所占比例為41%，這與基流切割所計算的比例相近(2016年基流量比例為43%)。

表4 地表水中地下水所占比例Table 4 Groundwater proportion in surface water

需要說明的是，開展計算分析的石梁站點位于排泄帶上游，下游為泉域巖溶水集中排泄帶，因此在石梁站以上巖溶水對地表水貢獻(xiàn)微弱。近年來，孔隙地下水水位雖有波動，但無明顯上升趨勢，故孔隙水并不會影響基流量的大小。所以計算站點河水中地下水主要為裂隙含水層地下水。

同位素定量分析結(jié)果進(jìn)一步證實自2002年以來受煤炭開采影響，裂隙水疏排量加大，在地表水中比例構(gòu)成加大。

4.4 礦井水水源構(gòu)成

區(qū)內(nèi)采煤所排放的地下水主要為煤炭開采過程中的礦坑排水及煤層氣開采過程中的排水。礦井水氘氧同位素分布如圖7所示，所在位置如圖1所示。

煤層氣排水M3,M4為開采二疊系山西組3號煤層中的煤層氣過程中所排放的地下水，氘氧同位素值低，具有深部地下水的特征，與深部裂隙水分布一致，與其他水源無明顯聯(lián)系。因此，煤層氣M3,M4排水水源構(gòu)成為深部裂隙水。

經(jīng)分析，煤層氣排水M5為開采二疊系山西組3號煤層中的煤層氣過程中所排放的地下水，3號煤層及下部15號煤層均未進(jìn)行開采，故該地下水不存在巖溶水來源的可能。煤層氣排水M5的氘氧同位素為-59.0‰和-7.9‰，該點周邊孔隙水氘氧同位素范圍為-70‰～-67‰和-9.5‰～-9.0‰;裂隙水為-72.0‰～-70‰和-10‰～-9.0‰;當(dāng)期雨水為-17‰和-4.0‰。經(jīng)裂隙水、孔隙水和雨水三元混合比例計算(圖9)，有2種混合模式:① 裂隙水占比為78%，雨水占比為22%;② 孔隙水占比84%，雨水占比為16%。第1種混合模式可能性較大。

圖9 煤層氣排水M5的混合模式Fig.9 Mixed mode of CBM drainage M5

礦坑水M1為二疊系山西組3號煤層開采過程中的礦坑排水，下部15號煤層未進(jìn)行開采，故該礦坑水不存在巖溶水來源的可能。礦坑水M1的氘氧同位素為-76‰和-10‰，該點周邊孔隙水氘氧同位素范圍為-64‰～-61‰和-8.5‰～-7.5‰;裂隙水為-82‰～-80‰和-11.2‰～-10.8‰;當(dāng)期雨水為-45‰和-7.2‰。經(jīng)裂隙水、孔隙水和雨水三元混合比例計算(圖10(a))，僅存在一種混合模式，即裂隙水和孔隙水的混合，裂隙水比例為55.6%～75.8%，孔隙水比例為24.2%～44.4%。

圖10 礦坑水M1,M2的混合模式Fig.10 Mixed mode of coal imnging drainage M1,M2

礦坑水M2為石炭系太原組15號煤層開采過程中的礦坑排水，存在有巖溶水來源的可能;該點表層僅有薄層第四系覆蓋，無孔隙地下水分布。礦坑水M2的氘氧同位素為-67.0‰和-8.8‰，該點周邊裂隙水為-68‰～-66‰和-9.0‰～-8.5‰;巖溶水為-73‰～-71‰和-10.0‰～-9.5‰;當(dāng)期雨水為-45.0‰和-7.2‰。經(jīng)裂隙水、巖溶水和雨水三元混合比例計算(圖10(b))，存在2種混合模式:① 裂隙水和雨水的混合，裂隙水比例為95.6%，雨水比例為4.4%;② 裂隙水、巖溶水和雨水的混合，裂隙水所占比例為62.1%～75.0%，巖溶水為22.3%～34.5%，雨水為2.7%～3.4%。

可見，礦井水的水源構(gòu)成主要為裂隙水，其次為孔隙水，雨水和巖溶水所占比例較小，即采礦活動主要破壞裂隙水和孔隙水含水層，使得裂隙水和孔隙水位大幅下降，甚至疏干，而對巖溶水含水層的破壞較小。

4.5 巖溶水水源構(gòu)成

除大氣降水外，巖溶地下水受地表水滲漏及孔隙水的越流補(bǔ)給影響顯著，同位素特征表現(xiàn)為氘氧同位素值明顯偏高。選取典型地表水滲漏段和第四系巖溶“天窗”越流段進(jìn)行多元水混合計算。結(jié)果表明，在襄垣縣西營鎮(zhèn)、上遙鎮(zhèn)西社村、北耽車鄉(xiāng)赤壁村、史回鄉(xiāng)馬池溝村等河流滲漏段，地表水補(bǔ)給所占比例可達(dá)63.7%～84.5%;在文王山地壘、二崗地壘等構(gòu)造部位，河水及孔隙水補(bǔ)給占比達(dá)20%左右;在第四系與奧陶系灰?guī)r直接接觸部位，孔隙水通過巖溶“天窗”越流補(bǔ)給占比達(dá)41.6%～66.7%。

可見，地表水滲漏與孔隙水的越流補(bǔ)給，是巖溶水的重要補(bǔ)給來源。受煤炭開采影響，地表徑流量的減小、孔隙水位的下降，均會引起巖溶水的補(bǔ)給量減小，造成巖溶地下水位的下降及巖溶大泉流量的衰減。

5 采煤條件下地下水循環(huán)模式構(gòu)建

結(jié)合辛安泉域水文地質(zhì)條件及區(qū)域水流系統(tǒng)，構(gòu)建了煤炭開采條件下的辛安泉域地下水循環(huán)模式，可劃分為采煤影響下的局部地下水流系統(tǒng)、淺部地下水流系統(tǒng)和深部地下水流系統(tǒng)(圖11)，循環(huán)模式剖面A—A′的位置如圖1所示。

圖11 辛安泉域地下水循環(huán)模式Fig.11 Cyclic pattern of groundwater in Xin’an karst water system

局部地下水流系統(tǒng)主要為采煤影響區(qū)水流系統(tǒng)，煤炭開采直接影響上覆孔隙水及裂隙水含水層，間接影響下伏巖溶水含水層。煤炭開采之前，孔隙水流動主要受地形控制，向河流排泄;裂隙水流動主要受地層及巖層傾向控制，多以泉點形式排泄。受采礦活動影響，礦區(qū)范圍內(nèi)“三帶”發(fā)育，孔隙地下水和裂隙地下水通過導(dǎo)水裂縫帶向采空區(qū)徑流，導(dǎo)致部分孔隙水疏干、裂隙水位大幅下降及部分裂隙泉點干涸。第四系沉陷區(qū)因受黏土隔水底板的影響，地下水雖未疏干，但卻形成了新的匯流中心，區(qū)域上為地下水位低值點。采空區(qū)內(nèi)地下水主要由裂隙及孔隙地下水匯流補(bǔ)給、大氣降水入滲補(bǔ)給及局部地表水滲漏補(bǔ)給，水質(zhì)普遍較差，高硫煤礦區(qū)往往形成酸性礦坑水，pH值多小于6.0，溶解性總固體多大于1 000 mg/L，水化學(xué)類型以SO4·HCO3—Ca·Mg型(S·H—C·M)水為主。

淺部地下水流系統(tǒng)主要為山地和盆地的孔隙水、淺層裂隙水及淺層巖溶水系統(tǒng)。地下水主要接受大氣降水與地表水補(bǔ)給。地下水徑流方向受地形地貌、風(fēng)化裂隙帶發(fā)育條件、巖層傾向及構(gòu)造的控制，以附近河谷為排泄基準(zhǔn)面，向河谷徑流排泄。地下水徑流距離短，循環(huán)積極，TDS普遍較低，一般為200～400 mg/L，水化學(xué)類型以HCO3—Ca(Ca·Mg)型為主。

深部地下水流系統(tǒng)主要為區(qū)域巖溶水系統(tǒng)。地下水補(bǔ)徑排條件主要受區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造、地層巖性等因素的影響。地下水主要接收巖溶裸露區(qū)的大氣降水入滲補(bǔ)給，以及覆蓋區(qū)的上覆含水層的越流補(bǔ)給，巖溶水主徑流帶為地下水主要徑流通道，以巖溶大泉為主要排泄方式向下游集中排泄。含水層埋藏深，地下水徑流距離遠(yuǎn)，巖溶水動態(tài)穩(wěn)定，徑流帶處巖溶水TDS一般為300～600 mg/L，水化學(xué)類型以HCO3—Ca·Mg,HCO3·SO4—Ca·Mg型水為主;深埋滯緩區(qū)巖溶地下水循環(huán)緩慢，TDS含量高，一般大于1 000 mg/L，最高可達(dá)1 900 mg/L，水化學(xué)類型以SO4·HCO3—Ca·Mg型水為主。

6 結(jié) 論

(1)辛安泉域巖溶大泉流量和巖溶地下水位總體呈下降趨勢，均呈階段性變化特征。1956—1976年、1977—2002年和2003—2017年3個階段表現(xiàn)為波動穩(wěn)定、快速下降和緩慢下降狀態(tài)?？焖傧陆惦A段，巖溶大泉衰減幅度達(dá)66.79%，年衰減量為0.37 m3/s;巖溶地下水位降幅達(dá)25.2 m，年降幅為0.93 m。

(2)采煤與礦井涌水量快速增長期，嚴(yán)重破壞了巖溶水徑流區(qū)上覆含水層結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致巖溶水補(bǔ)給量減小，使得巖溶大泉流量和地下水位表現(xiàn)為快速下降。采煤與礦井涌水量急劇增加期，采煤活動向西擴(kuò)展，開采深度逐步加大，且西部為巖溶水深埋滯緩區(qū)，深部采煤活動對巖溶水補(bǔ)給條件無明顯影響，使得巖溶大泉流量和地下水位表現(xiàn)為緩慢下降。

(3)相關(guān)性分析表明，區(qū)內(nèi)巖溶大泉衰減和巖溶地下水位下降的主控因素為:在采煤初期，主要受大氣降水控制;采煤增長期，受煤炭開采和巖溶地下水開采的控制;采煤劇增期，受煤炭開采主控。

(4)水源混合的同位素計算結(jié)果表明，采煤活動使得裂隙水疏排量增大，進(jìn)而轉(zhuǎn)化為基流量，使得基流量占比增大。礦井水的水源構(gòu)成主要為裂隙水，其次為孔隙水，即煤炭開采對裂隙水和孔隙水含水層破壞較大，而對巖溶水含水層影響較小。地表水滲漏及孔隙水越流是巖溶水重要的補(bǔ)給來源，采煤直接影響地表徑流量和孔隙水含水層，進(jìn)而間接影響巖溶地下水位和巖溶大泉流量。

(5)構(gòu)建了采煤驅(qū)動下的地下水循環(huán)模式，可劃分為淺部地下水流系統(tǒng)、深部地下水流系統(tǒng)以及局部地下水流系統(tǒng)3個層級。局部地下水流系統(tǒng)主要受采煤影響，改變了裂隙水和孔隙水原有的循環(huán)模式，表現(xiàn)為地下水向采空區(qū)集中排泄，形成新的匯流中心。