焦作礦區(qū)淺層地下水氫氧同位素特征

焦作礦區(qū)淺層地下水氫氧同位素特征

焦作位于河南省北部。它是中國溫帶濕潤、半干旱大陸性季風(fēng)氣候區(qū)，年平均降水為538.8mm。全年降水主要集中在7—9月份,占全年降水量的70%,多年平均蒸發(fā)量為1701.5mm。均為降水量的3倍。礦井最大涌水量多出現(xiàn)在以上3個月。水害非常嚴(yán)重,成為中國著名的巖溶大水礦區(qū)之一,重、特大型突水事故一直頻繁發(fā)生。有文獻(xiàn)根據(jù)焦作礦井涌水量及其分布變化與北部山區(qū)降水狀況具有一致性的特點,認(rèn)為山區(qū)降水對礦井地下水進(jìn)行了補給。但到目前為止仍停留在上述定性的水文礦井地質(zhì)分析之上。也有學(xué)者基于礦區(qū)地下水化學(xué)組分?jǐn)?shù)據(jù)判別突水來源,取得一定的效果。但是,隨著礦井開采逐漸向深部延伸,地下水混合程度逐漸增高,導(dǎo)致判別效果不佳。國內(nèi)外運用環(huán)境同位素技術(shù)研究不同水體的形成、運移和混合等動態(tài)過程,從而確定地下水的起源,揭示水循環(huán)的主要機制,已取得了大量成果[6,7,8,9,10,11,12,13,14]。本文利用各種水體中環(huán)境同位素組成特征來區(qū)分煤礦區(qū)不同類型突水含水層補給來源,以獲得理論上確定的結(jié)論,為突水水源判斷奠定基礎(chǔ)。1一般研究區(qū)域和測試方法1.1礦區(qū)內(nèi)突水的來源焦作礦區(qū)內(nèi)主要的構(gòu)造為斷層構(gòu)造,對本區(qū)地下水的賦存及運動起著明顯的控制作用(圖1)。鳳凰嶺斷層北側(cè),巖石破碎巖溶發(fā)育,導(dǎo)水性強,沿斷層形成巖溶水強徑流帶。朱村斷層斷距大,斷層北側(cè)奧陶系灰?guī)r與南側(cè)煤系地層相接,一方面,使巖溶水運動受阻,而成為本區(qū)巖溶水的南邊界;另一方面,使斷層巖溶發(fā)育,地下水沿斷層北側(cè)向東運動,形成巖溶水強徑流帶。斷層構(gòu)造在礦區(qū)常常形成突水通道,造成淹井事故。礦區(qū)內(nèi)主要突水水源:第四系砂礫石孔隙水(簡稱第四系水)、煤層頂板砂巖裂隙水(簡稱砂巖水)、石炭系灰?guī)r裂隙水(簡稱石灰水)和奧陶系灰?guī)r裂隙水(簡稱奧灰水)。區(qū)內(nèi)丹河發(fā)源于山西境內(nèi),屬常年性河流。而山門河和西石河為季節(jié)性河流,經(jīng)常處于干涸狀態(tài)。1.2水樣及分析方法通過井下放水孔、長觀孔、及井下含水層、出水點采樣,包括第四系水樣、煤系砂巖水樣、奧陶系灰?guī)r水樣和石炭系灰?guī)r水樣。水樣在河海大學(xué)水文水資源與水利工程科學(xué)國家重點實驗室進(jìn)行測定,氫同位素采用鋅反應(yīng)法,氧同位素測定采用氧-二氧化碳平衡法,測定儀器為MAT253同位素質(zhì)譜儀,測定結(jié)果以相對于VSMOW標(biāo)準(zhǔn)的千分差表示,測定精度分別為±0.2‰和±0.1‰,通過低本底液閃儀Tri-Carb3170TR/SL測定放射性氚的含量。2結(jié)果與討論2.1地下水的蒸發(fā)作用及徑流路徑由于焦作地區(qū)與鄭州地區(qū)緊相鄰,在平原地區(qū)常年降雨量和氣溫變化相似。同時缺乏當(dāng)?shù)卮髿饨邓笑?8O和δD數(shù)據(jù)。因此,選用鄭州地區(qū)大氣降水線方程作為當(dāng)?shù)赜晁€(δ18O和δD數(shù)據(jù)來源國際原子能機構(gòu)網(wǎng)站):δD=6.75δ18O-2.74。該雨水線方程斜率(6.75)和截距(-2.74)都小于全球降水線。這是由于降水過程中雨滴的蒸發(fā)作用可導(dǎo)致雨水氫氧同位素的不平衡分餾,雨滴的蒸發(fā)作用明顯受飽和蒸汽壓的制約,溫度越高、空氣越干燥,蒸發(fā)作用就越強,可造成氫氧同位素的富集。焦作地區(qū)空氣干燥,年平均蒸發(fā)量遠(yuǎn)大于降雨量,所以,降水過程中雨滴的蒸發(fā)作用較強烈,導(dǎo)致斜率和截距都低于全球雨水線。δD-δ18O關(guān)系顯示(圖2),Group1中水體由淺層第四系水和湖水組成,具有富集重同位素的特征,主要受到強烈蒸發(fā)作用的緣故,其δ18O和δD回歸線方程為δD=4.56δ18O-15.54。該回歸線可作為當(dāng)?shù)卣舭l(fā)線,它與當(dāng)?shù)亟邓€的交點的δ18O和δD值與鄭州地區(qū)降水加權(quán)平均值(δ18O=-7.16%,δ2H=-52.65%)基本一致,說明淺層第四系水主要源于當(dāng)?shù)亟邓闹苯尤霛B補給。將礦區(qū)奧灰水和太灰水(深層地下水)作回歸線,該回歸線的方程為δD=3.76δ18O-31.77。與全球雨水線、當(dāng)?shù)赜晁€和蒸發(fā)線相關(guān)性不顯著,斜率和截距明顯偏低,說明其來源不一致。分析發(fā)現(xiàn),Group2組中泉水、煤層頂板砂巖水和山區(qū)河水基本上都對稱分布于這條回歸線上,且Group2組中水樣及該回歸線與當(dāng)?shù)亟邓€交點的δ2H和δ18O值均明顯低于鄭州地區(qū)大氣降水加權(quán)平均值。表明,Group2中地下水可能主要來自太行山區(qū)巖溶水補給。圖3顯示,沿地下水徑流路徑,從北部太行山區(qū)泉水—奧灰水—太灰水—砂巖水—第四系水,Cl-濃度和TDS含量有逐漸增加趨勢,反映了地下水離子濃度累積過程。奧灰水和太灰水的Cl-濃度和TDS含量略高于泉水,而明顯低于砂巖水和第四系水,說明山區(qū)巖溶水可能通過透水性強的石灰?guī)r裂隙迅速補給礦區(qū)奧灰水和太灰水,滯留時間短。奧灰水、太灰水與泉水的T值范圍在6~11TU,基本一致,也證明山區(qū)巖溶水補給礦區(qū)深層地下水歷經(jīng)時間短。在徑流補給過程中,地下水化學(xué)類型主要由Ca-MgHCO3型向Na-HCO3型過渡,Cl-和Na+逐漸富集特征明顯。泉水、奧灰水、石灰水、砂巖水和部分第四系水的δ18O值基本一致,都在很小的一個范圍波動(如圖方框內(nèi)水樣),這也說明了它們來源的一致性。2.2噴泉出露高程的線性關(guān)系與氧同位素高程利用大氣降水同位素高程效應(yīng)可以確定地下水的補給區(qū)和補給高程。從北部太行山區(qū)采集到的泉水的δ18O和泉水出露高程之間存在顯著的線性關(guān)系(圖4),表明泉水存在著明顯的氧同位素高程效應(yīng)。顯示的氧同位素高程效應(yīng)為-0.23‰/100m,有其中,h為泉水出露的高程。根據(jù)式(1)計算出礦區(qū)地下水(Group2中水樣)的補給高程主要在400~800m(圖5),上述高程區(qū)域為北部太行山區(qū)裸露型巖溶區(qū)。2.3地下水的補給、導(dǎo)率及tds含量在圖1中480電廠至后陳莊段,嚴(yán)重滲漏的丹河水的徑流、排泄區(qū)一直鮮有文獻(xiàn)報道。通過調(diào)查發(fā)現(xiàn),丹河滲漏水在朱村等西部礦區(qū)得到排泄。圖6顯示,在滲漏段,裸露的奧陶系灰?guī)r與河水及第四系含水層直接接觸,沒有隔水層。奧灰水水位明顯低于河水,兩者具備水力聯(lián)系的動力及地質(zhì)條件。沿丹河至朱村礦徑流路徑,地下水中Cl-,TDS和電導(dǎo)率逐漸升高,反映了水-巖相互作用的特征。電導(dǎo)率是水體中總?cè)芙怆x子濃度的總體反映,在一定程度上反映了水分在運移路徑和滯留時間的長短,在沒有與電導(dǎo)率較小的水體混合、氣體析出和溶解性固體沉淀的情況下,水體的電導(dǎo)率是逐漸升高的。以上說明,丹河滲漏水補給了西部礦區(qū)地下水。而東部礦區(qū)Cl-含量、電導(dǎo)率及TDS含量要明顯低于丹河水,說明丹河水與東部礦區(qū)地下水聯(lián)系較弱。從丹河滲漏段—西部礦區(qū)—東部礦區(qū),地下水δ18O值逐漸減小,表現(xiàn)了很強的規(guī)律性,說明礦區(qū)深層地下水還存在δ18O值較負(fù)的補給源,主要為北部太行山區(qū)地下水。根據(jù)穩(wěn)定同位素δ18O質(zhì)量守恒方程,利用地下水、丹河水?dāng)?shù)據(jù),采用下式估算,即式中,f為丹河水補給所占的比例;δ18Osa為地下水樣品中的δ18O濃度;δ18Oda為丹河水的δ18O濃度;δ18Ogr為北部太行山區(qū)地下水的δ18O濃度(泉水的δ18O平均值)。計算結(jié)果表明,西部礦區(qū)深層地下水量的70%來源于丹河滲漏水的補給,30%來源于北部太行山區(qū)巖溶水。這也是該礦區(qū)涌水量一直高于其它礦井的主要原因。朱村斷層連通了朱村礦與下游丹河段,這可能是丹河滲漏水補給西部礦區(qū)的主要路徑。2.4煤系水、儲灰水、d在特定的地質(zhì)條件下,比如D同位素貧化的煤層或18O富集的碳酸鹽巖含水層中,地下水經(jīng)歷水-巖相互作用能導(dǎo)致D或18O漂移。(1)圖7(a)顯示,方框內(nèi)的第四系水樣點以降水線為起點向右沿水平方向平移,即產(chǎn)生正向18O漂移,而δD值沿垂直方向平移,以降水線為終點,即發(fā)生D漂移。第四系水D漂移10‰左右,18O漂移范圍較小。(2)煤層頂板砂巖裂隙水18O值較為接近,而δD值在垂直方向變化特征顯著(圖7(b))。說明框中的煤系水發(fā)生了D漂移,而δ18O變化很小,沒發(fā)生18O漂移。(3)太灰水的δ18O值介于-8.71‰~-9.89‰,δD值介于-60.71‰~-71.12‰,同位素在δD-δ18O(圖7(c))上產(chǎn)生18O漂移同時也產(chǎn)生D漂移。18O漂移程度較低。(4)奧灰水的δ18O值介于-8.76‰~-9.37‰,δD值介于-60.89‰~-66.50‰,奧灰水與太灰水18O變化范圍基本一致,說明奧灰水與太灰水水力聯(lián)系緊密,產(chǎn)生輕微的18O漂移,而δD值變化范圍明顯弱于太灰水,產(chǎn)生一定的D漂移(圖7(d))。上述地下水氘氧同位素漂移分析表明,奧灰水、太灰水和第四系水的δD,18O的漂移程度相似,說明了該3類含水層可能存在緊密的水力聯(lián)系,而砂巖含水層D漂移程度最高,與其它含水層有明顯差別,說明該含水層與其它含水層水力聯(lián)系較弱。2.5煤系地層中主養(yǎng)老巖d工巖水環(huán)境特征深層地下水δD-δ18O回歸線方程(圖2)的斜率和截距低于其它水體,主要影響因素包括:(1)蒸發(fā)作用,由于山區(qū)溫度和空氣濕度平均低于平原地區(qū)。蒸發(fā)作用偏弱,18O和D分餾系數(shù)偏低,因此蒸發(fā)作用不是導(dǎo)致深層地下水偏離降水線的主要原因。(2)同位素漂移作用,根據(jù)上述分析,本礦區(qū)深層地下水18O漂移不明顯,與地下水徑流補給速度快、水-巖相互作用時間短及含水層溫度低一致。而D漂移特征比較明顯,尤其是煤系地層,太原組灰?guī)r含水層為煤層直接底板含水層,巖溶水通過碳酸巖裂隙構(gòu)成相對獨立的導(dǎo)水網(wǎng)絡(luò),地下水與各煤系地層充分接觸,由于煤為生物成因,在煤系地層中總是含有各種烴基類等含氫物質(zhì),而煤系地層又處于還原環(huán)境,氫同位素交換反應(yīng)更顯突出。煤層頂板砂巖水D漂移特征尤為明顯,可能由于該含水層封閉條件較好,地下水年齡長(氚值小于3TU,其中兩個水樣氚值低于檢測標(biāo)準(zhǔn)),發(fā)生SO42-的還原反應(yīng),SO42-含量劇集降低(平均SO42-濃度低于3mg/L),能產(chǎn)生大量的H2S,而H2S能迅速與水發(fā)生氫交換,產(chǎn)生明顯的D漂移。(3)古溶慮滲入水作用,礦區(qū)部分水樣點δ值偏低,在δD-δ18O圖上表現(xiàn)為18O和D漂移,隨著埋深的加大,古溶慮滲入水在漫長的地下水循環(huán)中受阻的概率加大,與現(xiàn)代地下水循環(huán)混合程度隨礦區(qū)的地理分布表現(xiàn)出不均勻性。3地下水的水量、水質(zhì)(1)地下水中C