采煤對小保當井田地下水資源影響數值模擬研究*

楊 征,雷方超,薛曉強,喬永力,徐 裴,李 慧

(1.陜西小保當礦業有限公司,陜西 榆林 719302;2.西安科技大學 地質與環境學院,陜西 西安 710054)

0 引言

地下水是聯結地質環境與生態環境的重要紐帶,具有非常重要的資源功能和生態功能[1-2]。煤礦開采不可避免地會對區域地下水流場、水資源量及水化學特征造成影響,尤其是水位下降引起的地下水降落漏斗、地面沉降及地裂縫等環境水文地質問題給煤礦安全生產、水源地保護及區域植被生態帶來了較大威脅[3-5]。

煤炭開采及地下水相關研究是礦井水害防治和生態及地質環境保護的研究基礎,基于煤炭作為基礎能源的現實狀況,國內外學者對煤炭開采對地下水資源的影響進行了一系列研究。MEREDITH等[6]運用同位素地球化學模型定量分析了地下水對河流的貢獻,得出與煤層氣和煤礦開采有關的地下水排水會導致地下水對河流補給量減少;SREEKANTH J等[7]基于地下水數值模擬模型研究了澳大利亞大自流河水文地質盆地下深層煤炭資源開發對地下水的潛影響,發現在 5 km尺度以上單個采煤點造成的地下水位下降不顯著,最大水位降深僅為0.2 m;范立民等[8]探討榆神府礦區高強度煤層開采對地下水的影響,認為礦區地下水位下降的主要原因是高強度煤層開采導致的,而導水裂隙帶和含水層特征是控制地下水位變幅和影響范圍的關鍵;董震雨等[9]以杭來灣煤礦為例,識別分析煤礦開采對榆溪河地下水資源的影響,結果表明杭來灣井田首采區對地下水資源量破壞較大,但對地下水質影響較小;趙春虎、虎維岳等[10-11]以蒙陜礦區為研究對象,探究了煤炭開采對地下水系統的擾動機制,并對擾動程度進行了定量評價,認為西部礦區煤炭開采活動對水文地質結構的擾動而導致水動力要素的響應是區域地下水環境演變的根本原因;此外,陳維池、武強、侯恩科等[12-16]分別基于地下水循環及采煤覆巖破壞對煤層開采影響下地下水資源及其賦存條件的變化規律進行研究。

榆神礦區是陜北能源基地的核心組成部分,礦區內小保當井田內含有臭柏保護區、居民點、水源地等重要的環境保護目標,并且區內地下水資源匱乏,生態環境脆弱,地質環境對于地下水有很強的依賴性。筆者以小保當煤礦為研究對象,基于地下水流數值模型定量和定性分析采煤排水過程對區域地下水位動態及水資源量的影響,以期為礦區煤水協調開采、煤炭開采影響下地下水環境及植被生態環境保護提供科學依據和技術借鑒。

1 水文地質概況

小保當井田位于陜北黃土高原榆神礦區Ⅲ期規劃區東北部,毛烏素沙漠東南緣,如圖1所示。大部分地域被第四系風積半固定沙丘和固定沙丘所覆蓋,以風蝕風積沙漠丘陵地貌為主,地形總的趨勢為西南部高東北部低。井田主要含水層可劃分為第四系上更新統薩拉烏蘇組孔隙潛水含水層、風化基巖基巖孔隙裂隙承壓水含水層、侏羅系中統安定組、直羅組、延安組基巖裂隙承壓水含水層。其中松散層孔隙潛水含水層和風化基巖裂隙承壓含水層是井田范圍內的主要含水層,主要隔水層為新近系保德組紅土,如圖2所示。

圖1 小保當井田位置

禿尾河流域和榆溪河流域的分水嶺在井田范圍內由西北向東南展布,分水嶺以西為榆溪河的支流五道河流域,分水嶺以東為禿尾河流域。分水嶺東部地下水由西南向東北方向徑流,并在下游黑龍溝轉化為地表水排泄;分水嶺以西潛水總體由東南向西北方向徑流,沿隔水界面向低凹帶匯集,在井田外圍向榆溪河的支流五道河轉化為地表水排泄。補給區與排泄區的地形高差大,補給區地下水垂直入滲后向徑流區運移時,水力坡度大;至徑流排泄區,水力坡度變緩。

2 水文地質概念模型

2.1 模擬范圍和邊界條件概化

小保當井田除井田內分水嶺外井田周圍無明顯天然水文邊界,考慮井田及周邊的地形地貌、水文地質條件以及潛水含水層的流場分布情況等綜合因素確定模擬區邊界,模擬區東西最長達36.8 km,南北最寬達29.8 km,總面積約為650.57 km2。

潛水含水層邊界條件劃分如圖3所示,邊界類型劃分如下:CD邊界為禿尾河及其支流,概化為河流邊界;DE邊界近似沿一條流線布置,概化為零流量邊界;EF邊界為排泄邊界,將其概化為General Head定水頭邊界;FG邊界與等水頭線近似正交,將其概化為零流量邊界;GA邊界評價區地下水存在著不同程度的徑流排泄,將其概化為二類排泄流量邊界;ABC邊界近似沿一條流線布設,將其概化為零流量邊界。對于承壓含水層,根據模擬區承壓含水層的初始流場圖,大部分邊界均存在著不同程度的對地下水的徑流排泄,均概化為二類流量邊界。

2.2 含水層概化

根據模擬區地層、巖性、含水孔隙特征、滲透系數及埋藏條件,在垂向上將模擬區地下水系統概化為10層,如圖4所示。①第四系孔隙潛水含水層;②新近系保德組紅土隔水層;③侏羅系中統安定組風化基巖基巖裂隙承壓水含水層;④侏羅系中統安定組基巖裂隙承壓水含水層;⑤侏羅系中統直羅組泥巖粉砂巖弱透水層;⑥侏羅系中統直羅組基巖裂隙承壓水含水層;⑦侏羅系中統延安組泥巖粉砂巖弱透水層;⑧2-2煤層以上侏羅系中統延安組基巖裂隙承壓水含水層;⑨侏羅系中統延安組2-2煤層含水層;⑩2-2煤層以下侏羅系中統延安組基巖裂隙承壓水含水層(煤層向下取50 m)。

2.3 地下水流數學模型

根據模擬區水文地質條件概化和含、隔水層巖性特征,將模擬區地下水流確定為一個非均質、各向同性、空間三維結構、非穩定滲流,其數學模型表達式為

式中,U為滲流區域;H(x,y,z,t)為含水層水位標高,L;K為含水層的滲透系數,LT-1;Ss為含水層的單位釋水率;μ為潛水含水層的重力給水度;W1為作用在潛水面的各源匯項,L3T-1L-2;H0(x,y,z)為含水層的初始水位,L;Γj為模擬區的邊界;j為不同的分段邊界;q(x,y,z,t)為流量邊界的單寬流量,L2T-1L-1;n為模擬區邊界面的法線方向;K′,b′分別為河流底部的垂向滲透系數和厚度,LT-1,L;H1為河流的水位高程,L。

3 模型的識別、驗證及參數確定

3.1 模型的識別和驗證

模型采用2018年5月統測地下水流場作為初始流場,選用2018年5月—2018年10月水位監測數據對模型進行識別,通過不斷調整水位地質參數和邊界參數,使計算結果和地質條件的分析相結合,以取得最佳擬合效果。選用2018年11月—2019年4月地下水觀測資料進行模型驗證,模型識別期和驗證期典型觀測孔實測水位和計算水位動態歷時曲線擬合效果如圖5所示。模型識別期觀測孔最大模擬誤差為0.416 m,最小值為0.039 m;在模型驗證期平均模擬誤差最大值為0.338 m,最小值為0.051 m。模擬誤差均值均小于0.5 m,說明所建數值模型的模擬精度較高,能夠較精確地反映模擬區地下水流的水動力學過程,能夠滿足數值模型的可靠性和仿真性,也能夠用于對模擬區地下水流運動過程的預測。

圖5 模型識別/驗證期觀測孔水位動態擬合曲線

3.2 水文地質參數

根據對模擬區抽水試驗成果(包括滲透系數、儲水系數、給水度及單位涌水量等)、含水層分布規律、流場特征及地質條件的差異性等因素的綜合分析,通過模型識別與驗證,確定模擬區的參數與分區,潛水含水層參數分區如圖6所示,保德組紅土弱透水層與風化基巖層、安定組、直羅組、延安組、2-2煤層等含水層均未進行參數分區,整個含水層均按一個參數區設置,各分區參數值見表1。

表1 模擬區分區及參數值一覽

圖6 潛水含水層參數分區

4 采煤對地下水影響預測

4.1 地下水位影響預測

小保當二號井田11、12盤區2-2煤層厚度較大且分布較為均勻,回采率較高,按照“遠粗近細”的原則,重點預測小保當二號井田11、12盤區煤層開采對地下水的影響。根據井田開采方案及回采接續資料計算,11盤區5 a內采完,12盤區6～10 a內采完;研究區內2-2煤層導水裂隙帶發育高度按采厚30倍計算,導水裂隙帶發育高度范圍內,巖層垂向滲透系數增大,按其水平滲透系數的10倍設置。

模擬區第5 a末、10 a末潛水水位及降深等值線如圖7所示,風化基巖含水層流場及水位降深如圖8所示。

圖7 模型預測期潛水水位/降深等值線

圖8 模型預測期風化基巖地下水水位/降深等值線

從5 a末和10 a末的潛水流場圖看,除了在二號井11、12盤區范圍及附近一定區域內,二者等水位線形態略有差別外,其他區域內二者等水位線幾乎一致,表明潛水水位下降主要發生在上述2個盤區范圍及附近。開采第5 a末潛水位下降幅度為0.08～0.93 m,平均降深0.43 m,10 a末水位降深0.1～1.01 m,平均水位降深0.39 m。由潛水降深場等值線圖可知,第5 a末11盤區降深等值線以11盤區為中心向外擴散,由于地下水襲奪作用,周圍一號井井田和二號井13盤區水位也出現了不同程度的下降,10 a末潛水降落漏斗中心位于11、12盤區分界線附近,最大降深1.01 m,11盤區部分區域水位出現回升。

對于風化基巖含水層,第5 a末與10 a末流場均形成了降落漏斗,比較第5 a、第10 a末風化基巖的流場圖可以發現,第5 a末的降落漏斗覆蓋了二號井11盤區與12盤區;而第10 a末的漏斗則只出現在12盤區,11盤區在第5 a末生成的漏斗則因水位恢復,與上游的1 290 m等水位線連成一片。第5 a末風化基巖含水層水位下降幅度為0.3～3.21 m,由降深場可以看出,5 a末降深主要出現在二號井11盤區,降深等值線以11盤區為中心向外展開,1.0 m的等降深線向二號井12、13、14盤區和一號井擴展。第10 a末降深場圖表明,因11盤區開采結束,風化基巖水位降深中心已經轉移至12盤區,漏斗中心最大降深4.03 m,平均降深2.1 m。11盤區的風化基巖水位因礦井排水結束及激發的側向徑流補給增量降深呈減小趨勢。

綜上,采煤引起區內潛水含水層和風化基巖含水層水位呈下降趨勢,但降幅較小。地下水位下降幅度呈先增大后減小的趨勢,主要因為隨著開采時間的進行,激發了補給增量(襲奪了周圍側向徑流及河流排泄量),同時導水裂隙帶受充填物的彌合作用使得其導水能力下降。

4.2 第四系地下水量影響預測

根據小保當井田地質勘探結果,研究區煤層回采后導水裂縫帶發育高度不會貫穿安定組隔水層和紅土隔水層,因此研究區礦井涌水量主要由直接充水含水層的地下水和第四系潛水的越流量組成,確定礦井涌水量中第四系地下水的占比情況對于礦井水害防治及采煤對地下水資源的影響程度具有重要意義。各預測時段煤層開采對第四系含水量的影響預測結果見表2。

表2 采煤對第四系含水層水量的影響預測

由表2可知,11、12盤區開采完后淺層地下水的最大漏失量為54.4萬m3/a,占礦井涌水量的比例為23.0%。

5 結論

(1)構建小保當井田地下水流數值模型,并基于長觀孔地下水位監測數據對模型進行了識別和驗證,結果表明所建立的數值模擬模型可以較為客觀的反映研究區的實際水文地質條件。

(2)根據數值模擬預測地下水流場及水資源量評價結果,煤層開采使得區內潛水含水層及風化基巖含水層出現不同程度的下降,但由于保德組紅土隔水層的存在,且煤層開采后導水裂隙帶只發育在侏羅系基巖裂隙承壓含水層中,潛水含水層的水位下降幅度和范圍相比于風化裂隙含水層都比較小。

(3)隨著開采的進行,潛水含水層及風化基巖含水層降深等值線影響范圍不斷擴大,但平均降深出現回升,說明開采對地下水補給增量的激發補償作用較為明顯,開采后期導水裂隙帶的壓實作用對減緩地下水位下降也有一定作用。