神府南區直羅組含水層富水性研究*

方楚婧，楊澤元，范立民，馬雄德，孫 魁，郭人泰， 張奧奇，李 舒，劉勝祖

(1.長安大學 水利與環境學院，陜西 西安 710054；2.旱區地下水文與生態效應教育部重點實驗室，陜西 西安 710054；3.陜西省地下水與生態環境工程研究中心，陜西 西安 710054；4.中國礦業大學 礦業工程學院，江蘇 徐州 221116；5.陜西省地質環境監測總站 礦山地質災害成災機理與防控重點實驗室，陜西 西安 710054；6.西安科技大學 地質與環境學院，陜西 西安 710054)

陜北榆神府礦區錦界煤礦涌水量為4 900 m3/h，一度達到5 499 m3/h，是鄂爾多斯盆地涌水量最大的礦床；榆樹灣、石圪臺、檸條塔、紅柳林等煤礦初期涌水量為1 300 m3/h，后穩定至1 000 m3/h左右，且維持數月不減[1-2]。這些大涌水量礦床的形成機理及防治技術一直是礦井水文地質學界關注的焦點問題之一。早期學者們認為榆神府礦區薩拉烏蘇組、燒變巖地下水是礦井水的主要充水水源，但煤礦開采后薩拉烏蘇組、燒變巖地下水位下降并不明顯，因而需要從鄂爾多斯盆地地下水系統研究侏羅系砂巖含水層沉積演化及構造特征，識別地下水強徑流帶和局部富水區，揭示礦井較大涌水量形成機理[2-3]。

前人主要從宏觀和微觀兩個角度開展含水層富水性研究。在砂巖微觀孔隙尺寸劃分[4-8]與孔喉劃分[5,9]方面，比較典型的是謝爾蓋耶夫[10]的孔隙劃分和武超等[11]的孔喉劃分方案。結合經驗臨界孔隙度模型和等效介質理論Kuster-Toks?z方程，推導巖石的多孔可變臨界孔隙度模型，可用于多重孔隙儲層巖石物理建模和孔隙結構表征[12]。

在砂巖微觀孔隙結構類型對含水層富水性的影響方面，主要運用掃描電鏡、壓汞試驗、CT掃描、核磁共振、氣體吸附等測試技術對砂巖孔隙結構進行分類，從而探討其富水性。如王蘇健等[13]以檸條塔井田為例，研究發現砂巖孔隙結構Ⅰ類低排驅壓力型較Ⅱ類中排驅壓力型和Ⅲ類高排驅壓力型粗粒與中粒砂巖比例高，風化程度高，富水性強；直羅組富水性強于延安組；與楊鵬等[14]在錦界煤礦的研究成果一致。馮潔等[15]采用沉積微相劃分、灰色關聯分析、孔隙結構測試等方法，提出了陜北侏羅系直羅組和延安組砂巖含水層的沉積控水模式。

宏觀方面，從構造控水角度看，安定組—志丹群不整合面(志丹群砂巖)、延安組—直羅組不整合面(七里鎮砂巖)、延長組—延安組不整合面(寶塔砂巖)，是鄂爾多斯盆地侏羅紀煤田最重要的防治水關鍵層[16]。從含水層富水性的影響因素看，通過含水層富水性影響因素探討，構建其評價指標體系，采用綜合指數法對其富水性進行評價與分區。富水性評價指標體系主要包括脆塑性巖厚度比、巖石質量指標、富水結構指數、斷層、陷落柱、褶皺樞紐軸、風化影響指數、導水裂隙帶高度、單位涌水量、孔隙度、滲透率、孔隙結構分形特征等指標[17-23]。此外，也采用物探與鉆探方法相結合研究富水性[24-25]。

綜上所述，前人在微觀方面主要研究孔隙微觀結構對含水層富水性的影響，宏觀方面主要研究含水層富水性的影響因素與評價，但仍存在以下不足：微觀研究方面前人大多限于某個煤礦的少量樣品，區域研究不足；前人采用的孔隙和吼道劃分標準不統一；直羅組含水層富水機理研究有待深化。為此，本文針對神府南區直羅組砂巖的弱—中等富水性與煤礦開采實踐較大涌水量之間的矛盾，綜合采用普通薄片、鑄體薄片、壓汞試驗等測試技術，從微觀方面探討直羅組含水層的孔隙結構類型與富水性的關系；從宏觀方面分析沉積相、天窗、構造發育及巖石風化程度和巖層滲透性變異因素等對直羅組含水層富水性的影響，為陜北侏羅系煤層頂板水害防治提供參考。

1 研究區概況

研究區位于鄂爾多斯高原毛烏素沙地東南緣，神府礦區南部，隸屬神木縣管轄，面積約2 714.12 km2(圖1)。研究區總地勢中部高四周低，區內地貌類型分為湖群高平原區、風沙草灘區、蓋沙丘陵區以及河谷區。

研究區屬于中溫帶半干旱大陸性季風氣候，2005—2013年平均降雨量440.42 mm，平均蒸發量達1 945.409 mm。東西邊界分別發育窟野河和禿尾河，均為黃河的一級支流。

研究區含水層由新到老有第四系薩拉烏蘇組孔隙潛水含水層、白堊系下統洛河組基巖裂隙孔隙承壓含水層、侏羅系安定組—直羅組—延安組基巖裂隙含水層(表1)、風化基巖裂隙含水層及燒變巖含水層組成；弱透水層包括離石組、保德組。研究區直羅組砂體厚度在研究區中部最厚，厚度超過30 m，向西南或北東方向逐漸變薄(圖1)。

圖1 研究區位置圖

表1 直羅組含水層富水性特征表

2 直羅組含水層富水性分析

直羅組含水層富水性可從微觀和宏觀兩個角度加以分析。

2.1 微觀孔隙結構特征分析

按照巖石孔隙空間在地下水儲存和滲流過程中的作用可分為孔隙和孔隙吼道兩個基本單元[13]，孔隙決定了巖石的儲水能力，吼道決定了巖石中地下水的滲流。基于區內普通薄片、鑄體薄片和壓汞試驗結果，依據毛管壓力曲線形態和排驅壓力，將直羅組砂巖的微觀孔隙結構分成Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四類(表2、表3)。從表2、表3可知，Ⅰ類孔隙結構最大粒徑為1.35 mm，溶蝕孔—粒間孔，孔隙平均直徑70.57～301.97 μm，孔隙度平均值23.1%，滲透率均值為448.05×10-15m2，巖性為中砂巖、細砂巖，孔隙度與滲透率最大，富水性最強，樣品占比最高，約61.82%；Ⅱ類孔隙結構最大粒徑為0.75 mm，溶蝕孔—粒間孔、微孔，孔隙平均直徑36.72～89.87 μm，孔隙度平均值17.82%，滲透率均值為9.56×10-15m2，巖性為細砂巖、極細砂巖，孔隙度與滲透率均較大，富水性較強，樣品占比約14.55%；Ⅲ類孔隙結構最大粒徑為0.35 mm，微孔、溶蝕孔—粒間孔，孔隙平均直徑9.41～75.49 μm，孔隙度平均值11.56%，滲透率均值為0.33×10-15m2，巖性為細砂巖、極細砂巖、粉砂巖、泥巖，孔隙度與滲透率較小，富水性較弱，樣品占比約16.36%；Ⅳ類孔隙結構最大粒徑為0.25 mm，微孔，孔隙平均直徑5.74 μm，孔隙度平均值5.74%，滲透率均值為0.03×10-15m2，巖性為粉晶灰巖、粉砂巖、泥巖，孔隙度與滲透率最小，富水性最弱，樣品占比約7.27%。

基于表4的劃分標準，區內直羅組砂巖含水層的孔隙孔喉組合類型分別為：Ⅰ類中孔隙—大孔喉型，Ⅱ類中孔隙—中孔喉型，Ⅲ類中細孔隙—小孔喉型，Ⅳ類中細孔隙—小微孔喉型。對比鉆孔涌水量，相對來說，Ⅰ類孔隙結構富水性最強，Ⅱ類孔隙結構次之，Ⅲ類和Ⅳ類孔隙結構富水性最差。

根據壓汞試驗資料，去掉意義相近的參數，剔除相關性較強的指標，篩選出孔隙吼道直徑均值、面孔率、退汞效率、結構優度四個指標，分別研究其與物性參數孔隙度、滲透率之間的關系(圖2)。從圖2可以看出，孔隙吼道直徑均值、面孔率、退汞效率、結構優度與孔隙度、滲透率的相關性顯著，其相關關系依次減弱，這四個指標與滲透率的相關性強于孔隙度。孔隙度與孔隙吼道直徑均值、面孔率相關關系更為密切，與退汞效率、結構優度強相關，說明孔隙度主要受孔喉大小、孔隙及吼道面積所控制；滲透率與孔隙吼道直徑均值、面孔率強相關，與退汞效率、結構優度較強相關，說明滲透能力主要取決于孔喉大小、孔隙及吼道面積，還受孔喉連通性和孔喉分布集中程度的影響。

表2 直羅組含水層孔隙結構分類標準

表3 直羅組含水層孔隙結構類型綜合劃分部分結果

表4 孔隙孔喉分類標準表[10-11]

圖2 孔隙度、滲透率與孔隙特征參數之間的相關性分析

從圖3可以看出，隨著孔隙度增大，含水層滲透能力呈指數型顯著增強，表明除了孔隙度外，還受到孔喉連通性及分選性等其他因素的影響。

圖3 滲透率和孔隙度之間的相關關系

2.2 宏觀特征分析

主要分析沉積相、天窗、構造發育與風化程度、巖層滲透性變異四個因素對直羅組含水層富水性的影響。

2.2.1 沉積相

前人研究成果表明[3,26]，從垂向上看，直羅組下段為辮狀河沉積相，中段為辮狀河三角洲沉積，上段為曲流河與濱淺湖沉積相。辮狀河沉積相粒度粗，部分地段含有底礫巖和礫巖，砂巖厚度一般較大，橫向上的連續性好；辮狀河三角洲沉積，砂巖沉積層較厚，橫向上的連續性一般；曲流河與濱淺湖沉積相砂巖層相對較薄，大多以泥巖、粉砂巖、細砂巖沉積為主，橫向上的連續性差，因此，直羅組下段、中段較上段富水性強。從水平方向上看，直羅組含水層富水性差異較大。在同一沉積相內，河道巖性以礫巖、粗砂巖、中砂巖為主，因而河道沉積微相較河漫灘沉積微相富水性強[15]。

由此可見，沉積相和沉積微相是直羅組含水層富水性最主要的控制因素，影響了直羅組含水層的孔隙度和滲透率，從根本上決定了直羅組含水層的顆粒大小、組成、分選性、連通性、泥質含量等，從而最終決定了直羅組含水層富水性的強弱。

2.2.2 天窗

前人研究表明在15個水壓力下，粘土層滲透性的臨界破壞厚度為1.67 m[27]，將粘土層小于1.67 m厚的區域視為“天窗”區域。根據區內3 115個鉆孔資料對區內隔水層厚度進行插值，繪制天窗分布圖(圖1)。從圖1可知，天窗在禿尾河干流段呈大片連續分布，其次在禿尾河支流河則溝兩側呈孤立島狀分布，在考考烏素溝、常家溝、麻家塔溝南側呈零星點狀分布，為大氣降水、潛水入滲補給直羅組含水層提供了補給通道，為礦井充水提供了較豐富的間接充水水源。

由上述可知，天窗為直羅組含水層提供了較為豐富的補給來源，直羅組含水層以上的含水層中的水均可通過天窗補給直羅組含水層。

2.2.3 構造發育與風化程度

根據區內施工的11個鉆孔的柱狀圖資料可知，部分地段直羅組上部遭受剝蝕，直羅組與下伏延安組之間為平行不整合接觸關系[26]，SJ02、SJ09底部為礫巖，SJ03、SJ04、SJ06、SJ11底部含礫(七里鎮砂巖)，以粗砂巖和礫巖為主，遇水易呈松散狀，孔隙裂隙發育，說明直羅組底部富水性強；該平行不整合面導致直羅組底部與含煤巖系廣泛直接接觸，局部可以下蝕切穿延安組頂部2套可采煤層，形成下切幅度達25 m、寬度達26.5 km的大規模古河道沖刷無煤帶[28-30]，直接威脅煤炭安全生產。

SJ01～SJ03、SJ06～SJ08直羅組頂部發生不同程度風化，從直羅組頂部向下，風化程度從強風化逐漸變為微風化，其單位涌水量與基巖風化層厚度之間呈正相關關系，與基巖風化率之間呈顯著正相關關系(圖4)，表明隨著基巖風化率增大，直羅組含水層富水性增強，與前人研究成果一致[25]。延安組燒變巖與直羅組含水層直接接觸[31]，在煤礦開采過程中燒變巖水與直羅組含水層中水均成為礦井涌水來源。

圖4 直羅組鉆孔單位涌水量與基巖風化率相關關系

表6 J2z含水層中水的混合比例估算表

從區內部分鉆孔巖芯資料可知，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的底部和上部中細粒砂巖巖芯裂隙較發育，這也是影響直羅組含水層富水性的一個重要因素，增強了充水通道的連續性。

此外，在煤層開采條件下，通過導水裂隙帶，直羅組含水層的水能直接進入采煤工作面，引發頂板突水。

由此看來，直羅組基巖風化帶、直羅組與延安組地層之間的區域平行不整合面、裂隙發育和導水裂隙帶發育到直羅組等，都使得直羅組含水層的富水性變得異常復雜。

2.2.4 巖層滲透性變異

不同勘查階段或煤礦開采會使含水層滲透系數發生變異。如新疆大南湖五號井侏羅系西山窯組的Ⅲ-1弱膠結砂巖含水層從詳查—勘探—井筒疏降—抽水試驗各階段，滲透系數變化為1.64×10-4～0.306～0.506～4.33 m/d，單位涌水量為0.000 2～0.237 0～0.350 0～1.180 0 L/(s·m)[32]。在煤礦開采過程中，導水裂隙帶內頂板砂巖、泥巖滲透系數會增大，從原始狀態的2.8 m/d增大到4.1 m/d[33]。因此，巖層滲透性變異使得直羅組含水層富水性差異進一步增強。

從上述分析可知，直羅組含水層辮狀河和曲流河沉積相是其富水性大小的決定性控制因素；其次是天窗，為直羅組以上含水層中的水進入到直羅組含水層提供了直接的補給通道，使得宏觀上直羅組含水層與直羅組以淺的含水層之間聯系緊密，甚至在局部地區形成統一的含水層系統；第三是構造發育、巖石風化程度和巖層滲透性變異，加劇了直羅組含水層富水性的差異性和復雜性。這些影響因素的特定組合，可能導致局部強富水，直接威脅煤礦安全生產，因而需加強陜北煤礦區含隔水層三維空間展布研究。

3 結論

針對神府南區直羅組砂巖的弱—中等富水性與煤礦開采實踐較大涌水量之間的矛盾，本文采用普通薄片、鑄體薄片、壓汞試驗、水質測試等測試技術，基于鉆探和抽水試驗資料，從微觀和宏觀角度研究了直羅組含水層的富水性，獲得以下結論：

(1)基于普通薄片、鑄體薄片、壓汞試驗等測試技術分析了直羅組含水層孔隙結構類型與富水性的差異。根據孔隙、孔喉的大小分布及連通性，結合毛管壓力曲線，將研究區的孔隙結構劃分為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四種類型，對比鉆孔單位涌水量，從Ⅰ類到Ⅳ類孔隙結構，其富水性從中等富水逐漸變成弱富水。

(2)探討了直羅組含水層富水性的影響機理。沉積相、天窗、構造發育及巖石風化程度和巖層滲透性變異因素對直羅組含水層的富水性影響分析表明，直羅組含水層辮狀河和曲流河沉積相是其富水性大小的決定性控制因素；其次是天窗，為直羅組以上含水層中的水進入到直羅組含水層提供了直接的補給通道，使得宏觀上直羅組含水層與直羅組以淺的含水層之間水力聯系緊密，甚至在局部地區形成統一的含水層系統；第三是構造發育、巖石風化程度和巖層滲透性變異，加劇了直羅組含水層富水性的差異性和復雜性。這些影響因素的特定組合，可能導致局部強富水，直接威脅煤礦安全生產，因而需加強陜北煤礦區含隔水層三維空間展布研究。