含水特征（共8篇）
含水特征 篇1
0 引言
20世纪80年代以来，人们在野外地下水现场监测中发现，土壤和含水层中普遍存在着可移动的胶体。胶体由于其巨大的比表面积和较多的表面电荷，具有较高的吸附能量，污染物对胶体比对固相基质表面显示出更高的亲和性[1,2,3,4]，土壤和含水层中的胶体不但能象固相基质那样吸附污染物，而且还在适宜的条件下以类似于水相的速率长距离迁
移，使得移动性很弱的病毒、重金属及有机污染物等通过可移动的胶体在更大的范围内扩散，对地下水供水安全威胁更大[5,6,7,8]。传统理论对污染物在包气带和含水层中的迁移研究时，是把含水介质看作是一个两相系统，即液相-固相系统，认为胶体在含水介质中是不可动的，以此为前提，模型所预测的污染物迁移距离与实际情况不符，其研究的结果很难准确地描述污染物在地下环境中的迁移转化过程[1]。
土壤胶体主要包括无机胶体(矿质胶体)和有机胶体(腐殖质胶体)，其中土壤无机胶体包括土壤母质中矿物的残屑和矿物的风化产物，主要为层状硅酸盐(水云母、蒙脱石、蛭石、高岭土等)和氧化物。粘土矿物是一类颗粒十分细微的层状硅铝酸盐，具有巨大的比表面和双电层结构特征，因而具有较强的吸附性、离子交换性和膨胀性;非膨胀型高岭土和膨胀型蒙脱石是最常见的层状硅酸盐粘土矿物成分，但其结构组成和表面化学特征差别很大[9]。天津滨海浅层含水介质是以冲积的河床相和漫滩相细砂、粉细砂为主，其中夹有亚砂土和亚粘土，胶体含量很大。本文以粘土、蒙脱石及高岭土三种胶体为研究对象，通过自行设计的土柱装置研究不同种类胶体在饱水含水介质中的迁移-沉积和释放动态特征，研究结果对深入了解胶体在含水介质中的迁移-沉积行为和精确描述污染物在地下水环境中迁移转化规律，进而为合理制定土壤和含水层的污染防治措施有着重要的理论和实际意义。
1 试验材料和方法
1.1 含水介质
试验用土取自天津滨海地区具有代表性的砂土，风干后过0.36～0.6mm筛。用常规土工试验测得土粒密度(ρs)为2.62g/cm3，容重(ρb)为1.69g/cm3，孔隙度(n)为0.35;试验前将土样放入三角瓶中加去离子水振荡数次，以去除土中的胶体颗粒，制备无胶体土样;土样风干，备用。
1.2 胶体的分离和制备
分离胶体的方法是以Stocks定律为基础的，目前有虹吸法和离心机法两种方案，二者皆是国家标准(GB7872-87)。由于离心机法提取的胶体纯度偏低，因此本试验采用虹吸法制备胶体，具体方法如下:
称取100g粘土土样(蒙脱石和高岭土土样分别为0.3g和5g)放入1L烧杯中，加入去离子水600mL，搅拌均匀后置入超声波清洗槽分散处理30min后，静置48h，用虹吸法移走胶体悬浊液后再用0.8μm的醋酸纤维滤膜滤去制备过程中产生的固态杂质后，胶体溶液浓缩备用。
胶体标准曲线的绘制:移取0.5、1.0、2.0、4.0、5.0、6.0、和8.0mL已知浓度的胶体溶液于25mL比色管中，加水至10mL标线，均匀混合，测定其浊度。以浊度为横坐标，对应的胶体含量为纵坐标，绘制浊度与胶体含量之间的相关曲线，即标准曲线(图1)。
1.3 试验装置和方法
1.3.1 试验装置
实验装置是采用自己设计的试验仪器，主要由供液瓶、定水头装置、渗流柱和流出液测量系统组成。供液瓶是一个带进、出水口的玻璃瓶，容积一般为3L。定水头装置为具进水口和出水口的有机玻璃柱，定水柱上端边为泄水口，起到定水头的作用，使柱内水位一定;由于定水柱具有一定容积，在供水瓶供水不足时起到缓冲作用，使实验不至失败。定水柱由铁架台固定，铁架台可以调整水头高度。流出液测量系统由量筒、秒表和浊度仪等组成。渗流柱内径为3cm，长为10cm。
1.3.2 试验方法
(1)分段装填湿砂土，边装填边扎实，使土柱均匀。土体两端用玻璃珠作垫层，用尼龙网将测试土体与垫层分开，玻璃珠用1∶10的盐酸浸泡24h，之后置于超声波清洗数次，以去除表面杂质，烘干后备用。土柱装好后，水平放置，用胶皮管将土柱与定水头缓冲柱连接。
(2)首先用去离子水饱和土柱以驱替砂柱中的气体，当出水溶液浊度和电导率不再变化为止。
(3)沉积试验:分别用粘土胶体(110mg/L)、高岭土胶体(45mg/L)、蒙脱石胶体(50mg/L)的溶液淋滤土柱。试验过程中记录水头差、取样时间和流出液体积，测定出水溶液的胶体(浊度)。当出水胶体含量达到稳定时实验停止。
(4)释放试验:在沉积试验基础上，当出水胶体含量达到稳定时，用蒸馏水继续淋滤土柱;不同时间取样，测定出水溶液的浊度。同样当出水胶体含量达到稳定时实验停止。
2 结果与讨论
2.1 胶体在含水介质中的运移特征
从出水胶体的含量随孔隙体积的变化特征研究不同种类的胶体在含水介质中的迁移行为。本文以相对浓度C/C0为纵坐标，流过土柱水的孔隙体积数为横坐标，绘制穿透曲线(图2)，其中C为砂柱出水胶体浓度，C0为进水胶体浓度。1个孔隙体积数是指流过土柱的水量与土柱内含水介质的孔隙体积之比。值得一提的是，一般不应以时间为横坐标，因为不同试验含水介质的孔隙体积及流速不同，如以时间为横坐标，不同含水介质试验的穿透曲线可比性差。
可以看出，图2中三种胶体的穿透曲线均呈“S”型，其中的两个拐点将曲线分为“开始穿透”、“快速穿透”和“平稳穿透”三个阶段，反映了胶体在含水介质中迁移的特征:2个孔隙体积之前(第一个拐点)不同种类胶体的C/C0值均在0.10～0.24的范围，出水胶体含量增加缓慢;之后C/C0值迅速升高，出水胶体含量增加，蒙脱石、粘土及高岭土三种胶体分别在3.15、3.25和3.27个孔隙体积数达到第二个拐点;此后三者的C/C0值分别稳定在0.77～0.87、0.79～0.87和0.52～0.61。三种出水胶体的浓度都低于进水值，即C/C0值小于1，从比较三种胶体相对浓度C/C0的最大值来看，高岭土胶体在土柱中最不容易迁移。
2.2 含水介质中胶体沉积特征
由图2可以看出，胶体在土柱中并没有完全穿透，胶体在迁移过程中发生了沉积作用。为精确地描述胶体在含水介质迁移过程中的沉积特征，本文引入累积沉积量(SS)和沉积率(SI)的概念，其计算公式如下:
式中，Si—i孔隙体积数时胶体沉积量(mg);
C0—进水胶体含量(mg/L);
Ci—i孔隙体积数时出水胶体含量(mg/L);
Vi—i孔隙体积数时出水体积(L)。
由试验结果计算可得，粘土、蒙脱石和高岭土三种胶体在含水介质的累积沉积量分别为849.23mg、853.94mg和450.76mg，单位孔隙体积累积沉积量分别为91.43mg、87.14mg和47.65mg;粘土和蒙脱石总沉积率大小相近，分别为28.91%和30.94%，而高岭土胶体在含水介质中迁移的总沉积率为56.13%;可以看出胶体在含水介质中迁移过程，除对流-弥散作用外，沉积作用也非常明显，特别是高岭土胶体。
2.3 含水介质中胶体释放特征
由图2可知，胶体在含水介质中的释放过程中呈现出与沉积穿透曲线相反的衰减曲线，表现为释放开始胶体的相对浓度随孔隙体积数增加而减小，最后稳定在一定范围内。粘土胶体和高岭土胶体释放规律接近，均表现为释放开始时胶体相对浓度都随孔隙体积数的增大迅速降低，随后变化缓慢，最后趋于稳定，出现明显的“拖尾”现象;而蒙脱石胶体快速释放，直到最后几乎无胶体释放，没有出现“拖尾”现象。
粘土、蒙脱石和高岭土三种胶体的释放总量分别为349.35mg、229.58mg和349.46mg，分别占沉积量的41.14%、26.88%和77.53%(表1)，这表明沉积在固体颗粒表面的胶体不容易释放，特别是蒙脱石胶体。粘土、蒙脱石和高岭土三种胶体相对浓度的总变化率分别为0.084/孔隙体积、0.074/孔隙体积和0.052/孔隙体积，粘土胶体的释放速率大于蒙脱石和高岭土。
2.4 胶体运移-沉积机理探讨
液相中的胶体在含水介质颗粒表面的沉积作用是一个动力学过程，用沉积速率及沉积率表示，二者的大小取决于胶体的矿物组成及胶体和含水介质表面电荷相互作用的情况。粘土矿物是土壤中最活跃的组分之一，颗粒细小，表面积大且带电荷，可以通过静电效应或配位交换吸附粒子;由于粘土的层间离子具有可交换性，其性质和存在状态与层间电荷分布平衡和化学反应活性有关。蒙脱石是膨胀型硅酸盐粘土矿物，每个单位晶胞由两个硅氧四面体晶片夹着一层铝氧八面体晶片组成的三明治状结构，均以氧为巩固原子相连接的弱键相结合，晶胞平行叠置，具有膨胀晶格构造，属于2∶1型3层夹心结构，晶格内部高价的硅铝离子易被低价正离子置换，往往导致片层负电荷过剩而使晶体带有结构负电荷[10]。高岭土为非膨胀型粘土矿物，单体是由一片铝氧八面体和一片硅氧四面体通过共用的氧原子互相连接而形成的1∶1型薄层片状结构。高岭土性能比较稳定，几乎无晶格取代现象，晶胞中电荷基本是平衡的，晶层间阳离子极少，由于晶格边缘破坏了键的平衡，可引起少量阳离子交换，这种阳离子交换量是较低的。高岭土胶体的底面由于晶格缺陷而带负电荷的量较少;胶体边缘由于铝氧八面体和硅氧四面体层片的断裂，使铝氧基团和硅氧基团暴露在外，因而在酸性条件下粒子的边上带正电，在碱性条件下带负电[11]。
三种胶体在结构组成和表面化学特征的差异决定了各自在含水介质中不同的迁移-沉积行为。当粘土溶液淋滤砂柱时，胶体表面电势为零，粒度分布均匀，借助对流和布朗运动造成的自身扩散在含水介质中快速迁移;蒙脱石胶体由于其带有微量负电荷，胶体之间排斥作用以及与含水介质颗粒表面负电荷的空间排斥作用，极大地促进蒙脱石胶体在砂柱含水介质中迁移，5.5个孔隙体积前出水胶体C/C0值高于其它两种胶体;另一方面，属膨胀型粘土矿物的蒙脱石胶体随淋滤时间的延长，吸水逐渐膨胀引起含水介质相邻孔道发生阻塞而导致出水胶体含量递减。高岭土胶体溶液淋滤砂柱时，在2个孔隙体积前，含水介质孔道连通性好，流动通畅，受到扩散作用的驱动胶体快速迁移，其迁移特征与其它两种胶体相似(图2)，而高岭土胶体带有大量负电荷，双电层受压缩厚度减小，胶体之间的距离缩短，范氏引力作用加强，胶体与胶体之间以及胶体与固体颗粒之间碰撞频率增加，胶体将沉积在含水介质表面上;由于粒径大于含水介质孔隙直径的胶体被限制后沉积，使含水介质的孔隙堵塞、中断，之后粒径较小的胶体才能通过孔隙迁移出土柱。
3 结论
(1)三种胶体的穿透曲线均呈“S”型，分为“开始穿透”、“快速穿透”和“平稳穿透”三个阶段，但均未完全穿透;相比其它两种胶体，高岭土胶体在含水介质中最不容易迁移。
(2)沉积在含水介质固体颗粒表面的胶体释放规律表现为释放开始时胶体相对浓度都随孔隙体积数的增大迅速降低，随后变化缓慢，最后趋于稳定;在释放的最后阶段，粘土胶体和高岭土胶体出现了明显的“拖尾”现象;而蒙脱石胶体快速释放，直到最后几乎无胶体释放，没有出现“拖尾”现象。
(3)粘土、蒙脱石和高岭土三种胶体的总沉积率分别为28.91%、30.94%和56.13%，释放总量分别占沉积量的41.14%、26.88%和77.53%;沉积作用在胶体迁移过程中占主导地位;沉积在固体颗粒表面的胶体不容易完全释放，特别是蒙脱石胶体。
(4)胶体自身结构组成和表面化学特征的差异决定了不同种类胶体在含水介质中不同的迁移-沉积行为。
摘要：在进行粘土、高岭土和蒙脱石三种胶体在含水介质中沉积和释放试验的基础上,重点研究不同种类胶体在含水介质中迁移、沉积和释放的差异性,同时探讨了胶体的迁移-沉积机理。结果表明,相对于粘土胶体和蒙脱石胶体,高岭土胶体最不容易在含水介质中迁移。胶体开始释放浓度随孔隙体积数的增大迅速降低,随后变化缓慢,最后趋于稳定。粘土、蒙脱石和高岭土三种胶体的总沉积率分别为28.91%、30.94%和56.13%,释放总量分别占总沉积量的41.14%、26.88%和77.53%,表明沉积在含水介质固体颗粒表面的胶体不容易完全释放出来。胶体本身的结构组成与表面化学特征的差异和空间排斥效应很好地揭示了胶体不同的迁移-沉积特征。
关键词：含水介质,胶体,迁移-沉积,释放,空间排斥效应
秋季，提升肌肤含水度 篇2
玻尿酸
玻尿酸也称透明质酸，是护肤界最常见也最强大的保湿成分，更是皮肤和其他组织中本身就广泛存在的天然生物分子，因此具有极好的保湿作用和亲肤性，敏感度也很低。玻尿酸能把肌肤表层的水分吸到肌肤中来，并且吸收来的水分量可达到自身重量的数倍，因此短时间内就能看到补水效果，在国际上被称为最理想的天然保湿因子。因为本身价格不高，因此在很多平价护肤品中也能找到它的身影。
胶原蛋白
胶原蛋白是一种白色、不透明、无支链的纤维蛋白质，广泛地存在于人体的各种组织中，它起着支撑、修复、保护三重作用；可以说肌肤弹性基本靠它维持。它能使皮肤保水能力增加，提高肌肤的保湿效果，并且改善衰老状况。
甘油
甘油即丙三醇，它是一款很经典的保湿成分，一直到现在，我们都能在很多护肤产品中找到这款成分；它可以从空气中吸收水分，对于肌肤保湿非常有效。一般用于护肤品中的都是生物精化甘油，除具有保湿、保润功能外，还具有高活性、抗氧化等特殊功效。
荷荷巴油
这款油的优点是清爽、不黏腻、无味、亲肤性佳、易于渗透，又具备高保水性，基本能维持8个小时不减，在协助保湿效果上十分有效。不过因为主要作用仅限于保水，所以没有修复角质的功效。
角鲨烯
它属于不饱和脂肪酸的一种，因为我们的皮肤油脂中本就含有此成分，太过缺乏就会使皮肤表面干燥，它的亲肤性不输于荷荷巴油，质感却更滋润，但绝不会让肌肤觉得不透气，还有运送氧气供给细胞、促进细胞新陈代谢的功效，是一款非常好的补水保湿成分。
先补水后保湿，
肌肤才能真正水润
补水是直接给肌肤角质层细胞补充所需要的水分，让角质层变得饱满，从而起到滋润肌肤的作用。当角质层充满水分时，我们必须要防止这些水分蒸发，这也就是所谓的保湿。因此千万不要觉得精华有些黏稠之后就不需要使用乳霜了，因为精华的分子比较小，大多是无法像乳霜一样在肌肤表面形成一层保湿膜的，即使再饱满水润它也维持不了多久，精华和乳霜一定要各司其职才能真正提升肌肤的含水量。
补水保湿用这些
1. WETHERM温碧泉 明星复合水精华 149元
2. sisley希思黎 滋润化妆水 650元
3. ETUDE HOUSE伊蒂之屋 水满胶原清凝基底精华液 168元
4. Mamonde梦妆 水仙花沁透保湿乳 150元
5. ALPURE 瑞之萃 水盈活能锁水乳 680元
6. fresh馥蕾诗 睡莲滋润活颜面霜 440元
7. Curél花王珂润 润浸保湿滋养乳霜 188元
8. MARY KAY玫琳凯 滋润保湿乳霜 280元
9. EST?E LAUDER雅诗兰黛 特润修护肌透精华露 660元
根据肌肤类型，
找到适合自己的保湿方案
不同的肌肤类型，要使用的产品以及为肌肤的补水方案都完全不同，只有找到适合自己的那个菜，才能事半功倍。
干性肌肤
肌肤特点：相比其他类型肌肤，干性肌最需要精心呵护，因为它属于易衰型肌肤，特别容易产生小细纹，对于外界温度和湿度的反应最大，一不小心就会产生红肿、脱皮、瘙痒等敏感现象，所以到了秋天换季时，一定要未雨绸缪，以应不时之需。
保湿方案：避免清洁过度很重要，低泡型的洁面乳是最适合你的，秋冬的早上直接用清水洗脸就可以了；不要总是担心洗不干净，这种洁面后脸上有层膜的感觉其实是在帮你保留皮脂膜，有效锁住肌肤的水分。补水精华后的乳霜要选择质地厚重些的产品，含有一定油分的保湿霜才能更有效地帮助干性肌封存肌肤内的水分。
混合肌肤
肌肤特点：混合型肌肤多见于25岁-35岁之间的人群，T字下巴部位呈油性，眼周和两颊呈干性，肌肤状态不太稳定，有时很干燥，有时却皮脂分泌旺盛。因此，在选择护肤产品上很难对症下药，经常会出现投资失败的情况。
保湿方案：对于这类肌肤，一定要进行分区保养，干性和油性区域要区分对待才能真正满足肌肤的需求。选择两种不同的洁面，T区下巴使用清爽型，两颊使用温和型；洁面后，先用棉片蘸取控油型爽肤水在T区进行擦拭，然后再进行全脸的保湿程序；油脂偏重的保湿霜只涂抹在两颊，而T区使用轻薄的乳液即可。
油性肌肤
肌肤特点：这类肌肤通常油脂分泌旺盛：额头、鼻翼总是油光可鉴，并伴有毛孔粗大、黑头、粉刺，皮质厚硬不光滑、外观黯沉，而且特别容易吸收紫外线。油性肌肤最易犯的护理错误就是只注重清洁，忽略补水保湿，最终导致的结果就是，肌肤无法得到应有的水分，反而变得越来越油。
保湿方案：油性肌的清洁当然很重要，但是你要知道，在洗走脸上油脂和污垢的同时也带走了大量水分，所以适时为肌肤补水，让肌肤得到水油平衡才是正解。質地清爽又含有矿物质的保湿产品既能调理皮脂又有能促进保水能力的成分，非常适合油性肌，另外像玻尿酸这类天然保湿因子成分，因为吸收快又无异物感，是绝不会给油性肌肤过多负担的。
补水保湿用这些
1. HR赫莲娜 悦活新生修护眼膜（6对装） 920元
2. h2o+水芝澳 海洋水润晚安面膜 500元
3. Avène雅漾 修护洁面乳 218元
4. JVJQ瑾泉 水弹力.柔肤露（蜜雅型）138元
5. CAUDALIE欧缇丽 葡萄源舒缓保湿精华液 350元
6. freeplus 芙丽芳丝 润肤喷雾 160元
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7. boscia 平衡柔肤水 230元
8. LANC?ME兰蔻 水份缘舒缓柔肤啫口厘 490元
保湿小秘诀，提升肌肤水动力
掌握基本保湿护理的前提下，再熟知一些补水小秘诀，绝对会让你的秋季保湿效果事半功倍！
秘诀1 巧用保湿面膜
大家都知道，在泡澡等温度高湿度大的环境下会提高肌肤的吸收度，这个时候最适合敷面膜，但是要提醒大家的是，这个时候应该要使用乳霜状的水洗式面膜，而片状面膜的材质容易产生封闭性，对毛孔自身的代谢反而会造成负担。
秘诀2 保湿精华敷脸
在肌肤湿润的状态下，将保湿精华厚厚涂一层在脸上，然后再将浸满保湿水的纸膜敷在脸上，保持10-15分钟揭掉即可，其间要保持外层纸膜的湿润度，如果干了就要及時喷保湿喷雾。这样的方式能迅速改善肌肤干燥的状态，效果往往比保湿面膜要更好。
秘诀3 肌底液提高吸收度
很多女性都觉得肌底液是一款非常鸡肋的产品，但是它的质地和小分子却能很快地软化角质，在洁面后直接使用，能快速进入肌肤内部打通通道，帮助后续的补水保湿产品更好地被吸收渗透。
秘诀4 正确使用保湿喷雾
喷雾本身是一款非常好的补水产品，尤其是出门在外，干燥的空调间和补妆时都需要它的帮助。但是一定要注意喷雾上脸后30秒左右要尽快擦干，并且擦上保湿乳液，不然它会带走肌肤更多的水分，变得比之前更干燥。
秘诀5 洗脸水温有讲究
洗脸的水温不宜过高，高水温会破坏肌肤的皮脂膜，让肌肤变得越来越干燥，这点在秋冬尤其要注意。尽量单独洗脸，最好将水温保持在脸部感觉微凉会比较适合。
秘诀6 不要过度依赖吸油纸
很多油性肌肤都会频繁使用吸油纸，以达到去油效果，其实过度依赖吸油纸很容易刺激皮脂腺分泌更多的油脂，让肌肤变得水油失衡；一般，一天使用2-3张才是合理的。如果实在忍不住满面油光，可以用海绵蘸取粉饼或者散粉按压脸部肌肤来获得哑光效果。
内外兼修才可神形兼备
想要将肌肤含水度吸收力做到极致，除了做好护肤的每一个小细节之外，更要做到内外兼修，才能令肌肤真正展现并保持水润健康的年轻状态。
营造水润新环境
对于长期待在空调环境下的OL，肌肤会被干燥的环境带走大量水分，虽然我们无法改变整个办公室的环境，但是为自己的一方天地做一些小小的改变还是很方便的。当然买一个能放在桌上的小型加湿器是最方便的；除此之外，最简单的方法就是放一大碗水，碗口面积越大水分蒸发越快，加湿效果也就越好。
养成饮食睡眠好习惯
睡眠以及饮食对肌肤保养的重要性已经众所周知。一场好的睡眠之后，晨起的肌肤是饱满、红润的，并且能大大缓解肌肤的干燥问题。在饮食方面，尽量忌辛辣、油腻，雪梨、银耳、蹄花等食物可以经常食用，这些都是养颜的上佳之选。
补水保湿用这些
1. LA MER海蓝之谜 修护精萃液 1100元
2. CPB肌肤之钥 美肤面膜 900元
3. LANEIGE兰芝 夜间锁水修护面膜 230元
4. M·A·C魅可 海洋亮白保湿凝露 450元
5. BIODERMA贝德玛 舒妍修护面霜 288元
6. POLA BA碧艾赋颜晨光化妆水 1990元
7. COGI高姿 雪耳源萃保湿水 新品未定价
8. Neutrogena露得清 水活盈透深层保湿精华素 179元
含水特征 篇3
含水层富水性评价无论对于水资源评价还是矿井防治水均具有重要的理论和实际意义,我国学者从不同角度对含水层富水性评价开展了研究: 一方面,从地质、水文地质资料角度对含水层富水性进行分析[1~3]; 另一方面,利用物探方法对含水层富水性进行探查[4~6],均取得了较好的效果。
根据对宁东煤田影响浅部煤层开采的直罗组下段含水层长期研究,发现影响含水层富水性的因素主要包括沉积和构造特征两方面。沉积特征是含水层形成及地下水赋存最基本的控制因素,构造特征是后期含水层接受地应力被改变形态和水理性质的结果。以往对构造控水规律开展的研究较多[7,8], 但是对于沉积控水规律的研究尚处于起步阶段,本文采用灰色关联分析从沉积和构造特征两个方面对含水层富水性影响因素进行定量研究,为沉积控水规律研究及含水层富水性划分提供了依据。
1研究区概况及含水层富水性影响指标
研究区位于鄂尔多斯盆地西缘宁东煤田某矿井的首采区,研究区主采煤层为侏罗系延安组浅部的2煤,其开采过程中主要受到煤层顶板侏罗系直罗组下段含水层的威胁。直罗组下段含水层为一套辨状河相沉积,其厚度为9. 32 ~ 288. 66m,平均厚度98. 33m。岩性主要为灰绿、蓝灰、灰褐色夹紫斑的粗、中、细粒砂岩,夹少量的和粉砂岩和泥岩,局部含砾。根据水文地质钻孔抽水试验资料,单位涌水量为0. 00964 ~0. 2715L/s·m,渗透系数为0. 0617 ~ 0. 9557m / d,富水性弱—中等。为了有针对性的开展矿井防治水工作,需要划分直罗组下段含水层富水性分区,其首要工作就是要定量研究含水层富水性与其影响因素的相关关系。
根据前人对含水层富水性的研究,其中评价含水层富水性较为重要的指标包括含水层砂地比、含水层厚度、粗砂岩厚度、粗砂岩层数等。含水层砂地比即含水层中砂岩的百分含量,是划分沉积相的一个重要标志; 含水层厚度大则储水空间就大,富水性相对较好; 粗砂岩渗透性较好,是地下水的赋存空间和径流通道,厚度越大,地下水富集程度越高; 粗砂岩层数是限制含水层中构造裂隙的延展性和不同砂体之间的水力联系的重要因素。以上因素彼此作用,互相影响,如果含水层的砂地比较大, 则相应的砂岩和粗砂岩厚度较大,砂岩层数就会相应较少,这时含水层的富水性就会较大,反之亦然。
结合以往矿井防治水经验,构造控水规律往往较为明显,由于直罗组砂岩含水层为孔隙-裂隙含水层,地下水通常富集于构造较为发育的区域,含水层富水性与断层和褶皱的规模大小、密集程度和构造特征等有关。基于上述分析,选择断层和褶皱分维值作为评价指标,在对含水层构造特征进行量化研究时,采用了分维方法中的相似维理论。
综上所述,选取了研究区内水文地质钻孔Z1、 Z2、Z3、Z4和Z5,并将含水层砂地比、含水层厚度、粗砂岩厚度、粗砂岩层数、断层分维值和褶皱分维值作为含水层富水性的影响指标,分析各影响指标与含水层富水性之间的关联性。
2基于灰色关联度的含水层富水性分析
2.1灰色关联度及其分析步骤
灰色理论是我国学者邓聚龙教授首先提出并创立的一门学科[9],它是基于数学理论的系统工程学科。主要解决一些包含未知因素的特殊领域的问题,它广泛应用于农业、地质、气象等学科[10,11]。 灰色关联度分析法 ( Grey Relational Analysis) 是灰色系统分析方法的一种,主要根据因素之间发展趋势的相似或相异程度,即 “灰色关联度”作为衡量因素间关联程度的一种方法。
灰色关联分析的具体计算步骤如下:
第一步: 确定分析数列
反映系统行为特征的数据序列,称为参考数列。影响系统行为的因素组成的数据数列,称为比较数列。设参考数列为: x0= { x0( k) | k = 1,2,…, j} ; 设比较数列为: x1= { x1( k) | k = 1,2,…,j} ,x2= { x2( k) | k = 1,2,…,j} ,…,xi= { xi( k) | k = 1, 2,…,j} 。
第二步: 原始数据的无量纲化
原始数据无量纲化处理的具体转化方式如下:
式中,xij1为处理后 的数据; xij为原始数 据为原始数据的平均值;为标准差。
第三步: 计算关联系数
根据以下公式计算关联系数,式中 ρ 为分辨系数,通常取 ρ = 0. 5。
第四步: 计算关联度
关联度r0i作为比较数列与参考数列关联程度的数量表示,其计算公式如下:
第五步: 关联度排序
关联度按照大小排序,如果r0n< r0m,说明参考数列m比参考数列n与比较数列更为接近,对比较数列的影响更大。
2.2各评价指标与含水层富水性的关联度计算
由于研究区的矿井水文地质条件较为复杂,针对研究区内的直罗组下段含水层开展过水文地质补勘工作,利用Z1、Z2、Z3、Z4和Z5钻孔的取芯资料,并结合这5个水文钻孔的抽水试验成果,分析含水层砂地比、含水层厚度、粗砂岩厚度、粗砂岩层数、断层分维值和褶皱分维值与含水层富水性之间的相关程度。
原始数据来源于水文地质补勘中各水文钻孔的资料,首先对原始数据进行无量纲化处理,利用式 ( 1) 将原始数据进行转化,结果见表1。
图1 ~ 6为各钻孔单位涌水量与含水层砂地比、 含水层厚度、粗砂岩厚度、粗砂岩层数、断层分维值和褶皱分维值变化趋势图,从图中可以看出单位涌水量与含水层砂地比、含水层厚度和断层分维值的变化趋势较为一致,与粗砂岩厚度、粗砂岩层数和褶皱分维值在变化趋势上具有一定的差异。
将含水层砂地比、含水层厚度、粗砂岩厚度、 粗砂岩层数、断层分维值和褶皱分维值作为比较数列,根据式 ( 2) 计算各影响指标与钻孔单位涌水量的关联系数,ξ01~ ξ06分别为含水层富水性与含水层砂地比、含水层厚度、粗砂岩厚度、粗砂岩层数、断层分维值和褶皱分维值的关联系数,计算结果见表2。
利用式 ( 3) 计算各影响指标与含水层富水性的关联度: r01= 0. 588; r02= 0. 675; r03= 0. 495; r04= 0. 550; r05= 0. 753; r06= 0. 498,由此对关联度进行排序: r05> r02> r01> r04> r06> r03。
3结果分析
通过对含水层富水性与其各影响指标的灰色关联度计算,说明对含水层富水性影响由大到小依次为断层分维值、含水层厚度、含水层砂地比、砂岩层数、粗砂岩厚度和褶皱分维值。结合矿井实际情况分析,在断层附近以及含水层厚度较大的区域, 工作面涌水量往往较大; 同时含水层砂地比和砂岩层数也是影响工作面涌水量的重要因素,含水层砂岩含量越高,砂岩层数越少,工作面涌水量越大。 通过将含水层富水性与各影响指标相关程度的研究结果与矿井实际涌水量对比分析,说明研究结果符合客观实际情况,可以为下一步含水层富水性分区提供参考依据。
4结论
本文在研究构造对含水层富水性影响时,采用了分维的方法,对含水层的构造特征进行了量化研究,为评价构造特征与含水层富水性之间的关联度提供了基础资料。
经过灰色关联分析以及实际情况验证,说明影响含水层富水性的指标除了构造特征,还包括沉积特征,在含水层富水性分区时,应该考虑到含水层本质特征及其沉积条件。
含水特征 篇4
1材料与方法
1.1试验区概况
克里雅河流域位于塔克拉玛干沙漠南缘, 昆仑山中段北麓, 属于大陆性暖温带干旱沙漠气候, 四季分明, 温差较大, 降水稀少, 蒸发量大, 年平均气温12.4℃, 无霜期为200 d, 年均降水量为44.7 mm, 年平均蒸发量为2 498mm[4]。随着强烈的地表蒸发, 许多可溶性盐类随土壤毛细管上升至地表, 造成农田耕层盐渍化, 破坏了土壤的理化性能。试验区示意见图1。
1.2试验方法
新疆南疆地区2012年8—10月是盐渍地的反盐期, 连续采集反盐期的表层土壤, 深度分别为0~10 cm和1 0~30 cm。为了充分呈现出盐渍地土壤水分的分布特征, 选取的样点尽量分布在不同程度的盐渍地上。
土壤含水量的测定:把所取的土壤样本装入密封铝盒中, 进行室内土壤水分的测定, 采用烘干法烘干土壤, 烘干前后, 使用高精度电子天平梅特勒AL204称取铝盒前后的重量, 从而求算出土壤含水量。
2结果与分析
2.1土壤水分的空间分布
土壤水能够将地表水和地下水紧密联系在一起, 是物质传输和运移的重要载体, 也是衡量土壤肥力的主要因素之一[5,6,7,8], 在干旱区, 土壤水分状况能直接影响植被的生存状况, 对农业生产和生态环境都具有决定性的作用[9]。
研究区盐渍土壤分布广泛, 即使在绿洲覆盖的地区, 土壤也依然呈现轻度盐渍化现象。所采集的土壤样品均包含了轻度盐渍地、中度盐渍地和重度盐渍地等。绿洲覆盖区域以及靠近绿洲外围的土壤样品盐渍化程度较低, 土壤含水量明显高于裸露的盐渍地。将48个采样点的土壤含水量进行统计分析 (表1) 。
统计结果表明, 从轻度盐渍地、中度盐渍地到重度盐渍地, 土壤含水量差异较大, 且不同深度含水量也存在较明显的差异。表层土壤 (0~10 cm) 的含水量明显低于10~30 cm深度的土壤含水量, 且表层土壤含水量由于土壤盐渍化程度的不同而存在差异, 绿洲内部和外围的土壤含水量也存在明显差异。变异系数的能反映土壤水分的空间变异性大小和数据的离散程度, 通常认为, 0.01<变异系数<1.00, 属于中等变异性[10];峰度系数能够表明数据在中心的聚集程度, 该研究中土壤含水量的峰度系数均不为0, 所以不符合正态分布规律, 表层土壤的含水量峰度绝对值仅为0.383 5, 相对而言, 较为接近正态分布特征;偏度系数反映了所有样品土壤含水量分布形状, 度量了分布的偏斜程度和偏向, 表层土壤含水量呈现正偏的趋势, 且正偏较为显著, 而10~30 cm的土壤含水量只有非常轻微的负偏趋势[11,12]。
通过空间差值的方法, 可以更直观的看出土壤含水量的空间分布特征。研究区涉及范围较大, 具有较强的区域性, 且影响因素诸多, 采用克里格插值法效果较好[13,14]。运用SPSS和ARCGIS软件实现对表层土壤 (0~1 0cm) 以及1 0~30 cm的土壤含水量的空间差值分析 (图2、3) 。
0~1 0 cm表层土壤含水量与1 0~30 cm深度的土壤含水量的统计结果差异较大, 且分布趋势也有显著差异。0~10 cm土壤含水量分布趋势较为清晰, 西南方向含水量较大, 东北方向土壤含水量次之, 与实际研究区内各类地物类型的分布情况非常吻合。10~30 cm土壤含水量分布趋势则与地物覆被类型略有差异, 但外围盐渍地含水量的大小并没有明显的规律。河道周边含水量较大, 河道水分会产生水分下渗, 对较深层次土壤的含水量有所影响, 远离水域的土壤样品含水量略低与河道周边。
3结论与讨论
3.1讨论
0~1 0 cm深度, 植被覆盖区以及水域周边土壤含水量较大, 而远离河道的区域, 土壤的含水量也逐步降低, 同时, 盐渍化土壤的盐渍化程度不同, 其含水量也伴随着盐渍化程度的增加而降低。但是, 也存在个别表层土壤样品由于非常容易受到外界环境干扰, 而导致个别土壤样品含水量出现与整体土壤水分含量分布规律相悖的现象。
导致表层土壤和10~30 cm土壤含水量分布特征存在明显差异的原因主要有:①表层土壤含水量的大小与灌溉引流等人为因素, 以及降水、蒸散等自然因素密切相关, 容易受到外界因素的影响和干扰;②降水能够湿润一定深的土层, 却无法无限深入土层之中, 同时最表面的土壤水分蒸发最快, 也会导致不同土层深度的盐渍土含水量差异很大;③研究区处于克里雅河流域周边, 采样点有的靠近水域, 有的则远离水域, 盐渍化程度也存在差异, 8—10月处于返盐期, 盐分析出, 在土壤表层产生盐壳、盐结皮, 故而不同土壤样品的含水量差异很大;④植物的生长需要从土壤中获取水分, 植物根系的深度、蒸腾作用的强度、耐盐保水的能力以及采样点附近的植被覆盖度等因素均对土壤含水量大小有所影响。
3.2结论
通过分析土壤含水量的空间分布和光谱特征, 得到以下结论:
(1) 表层土壤 (0~10 cm) 的含水量明显低于10~30cm深度的土壤含水量, 且表层土壤含水量由于土壤盐渍化程度的不同而存在差异, 绿洲内部和外围的土壤含水量也存在明显差异。土壤含水量呈现中等变异性, 不符合正态分布规律, 表层土壤的含水量峰度绝对值仅为0.383 5;表层土壤含水量呈现正偏的趋势, 而10~30 cm的土壤含水量只有非常轻微的负偏趋势。
(2) 0~10 cm土壤含水量分布趋势清晰且与各类地物类型的分布情况非常吻合, 西南方向含水量较大, 东北方向土壤含水量次之。植被覆盖区以及水域周边土壤含水量较大, 含水量伴随距河道距离的增加而降低, 也伴随着盐渍化程度的增加而降低。而0~30 cm土壤含水量分布趋势则与地表地物分布情况差异较大, 绿洲外围盐渍地土壤的含水量大小没有显著的分布规律。
含水特征 篇5
矿区位于七台河东部,矿区范围:北自F1断层,南至F19断层,西自第9勘探线与龙西精查区相接,东至第19勘探线,走向长4.5公里,平均化碳斜宽5公里,深部以-600米标高为界,面积为22.5平方公里。已开采的矿体资源均在-350米标高以上,采区高吊,未开采的矿体资源主要分布于-350~-600米标高及F14号断层以北的大丰普终勘探区的矿体资源。矿体资源最低开采标高为-600米。矿区当地浸蚀基准面标高为204米,矿井最低排泄面标高为+5米。
1 水文地质条件分析
该河床标高为208.5米,最大流量为0.97立方米/秒,煤矿大部分矿井位于丘陵顶部区及丘陵斜坡区,局部位于河谷区。区内第四系地层总厚度约5~10米,其上分层为0.4~0.5米腐植土,中部为4~5.5米厚的粘土,淤泥层,发育较稳定连续,隔水性能良好。下分层为1~4米厚的砂砾含水层,发育极不稳定,呈透镜体状分布。最下部分为风化基岩和煤层露头。区内南部为茄子河上游支流立新河,为区内主要河流,季节性河流,该区最高洪水位标高在208~212米。区内地势北高南低,由于立新河对第四系地层的冲刷搬运,使河谷区沉积了大量泥沙,造成立新河下游二采区境内河水滞流,流速缓慢,但对河谷区矿井不构成直接威胁。该河流流经上一采区,二采区及五采区中部,新世纪以来,对立新河床进行了综合治理,治理后河谷区矿井生产安全得到保障,该河流斜交煤层露头通过本井田,对这几个采区具有一定的间接影响。
根据本区地形地貌及第四系地层分布特征,以及岩层的富水性,地下水的补给条件,排泄条件和动态特征的差异性,将本井田划分为两个水文地质区,即将上一采区,二采区及五采区划分为河谷水文地质区,将三采区,下一采区及六采区划分为丘陵山地水文地质区。
2 含水层分布规律和特征
由于岩层风化裂隙随深度增加而减小,岩层含水性随深度增加而减弱,岩层的富水性在同一深度条件下因岩性差异而不同,同一岩层含水性随深度增加而减小。根据岩层富水性规律对本区做如下含水层分带:
2.1 第四系裂隙含水带。发育深度为0~20米,目前已被疏干。
2.2 风化裂隙含水带。发育厚度约25~50米,该含水带属于强含水层,为目前本区主要含水层。
2.3 亚风化孔隙含水带。发育厚度约40~50米,岩层含水性较弱,随开采深度的增加而减小。
而根据岩性不同,裂隙的发育程度以及岩层的含水性不同,将本区划分为以下含水层,共发育12层含水性不同的岩层,根据岩层的含水性不同将该区含水层划分为:含水性较强、含水性中等及含水性较弱等类型。
2.4 立新河第四系孔隙含水层。
第四系含水层分布于立新河两侧,呈条带状分布,为生产矿井初期的主要充水源,根据抽水钻孔水孔资料表明,渗透系数为1.583米/日,单位确水量0.852公升/秒米,地下水化学类型为HCO3~CaNa中一酸性水。
2.5 侏罗系含煤地层裂隙含水层。
侏罗系含煤地层顶底板均由不同粒级的砂岩组成,对矿床的充水程度主要决定于岩层裂隙发育程度和补给条件,全矿井共发育以下含水性不同的岩层:
2.5.1 含水性较强的岩层:
白垩纪含水层为强含水层,分布本区东南部的丘陵斜坡区和河谷洼地,以角度不整合与煤系地层接触,厚度500米,岩性上部以粗砂岩为主,中部以细砂岩为主,下部以含砾粗砂岩为主,其漏水次数占总漏水次数的13.7%。
35煤层上部含水层为强含水层,分布于本区西南部河谷区南翼斜坡区一角,岩性较细,漏水次数占总漏水次数的4.3%。
67~73煤层间含水层为强含水层,分布于西部的北部边界附近的丘陵顶部区和东部的向背斜两翼,平均厚度100米,漏水次数占总漏水次数的12.8%。
2.5.2 含水性中等岩层:
65~67煤层间为中等含水层,分布于本区西部向背斜轴向两翼丘陵区至东部12线间的丘陵斜坡区,平均厚度70米,岩性较细,漏水次数占总漏水次数的10.3%,单位涌水量0.167~0.433公升/秒米,渗透系数0.285~0.823米/日。
73~88煤层间为中等含水层,分布于本区东部F35~F27号断层间的丘陵斜坡区,平均厚度74米,岩性以粗砂岩和含砾粗砂岩为主,裂隙率0.82条/米,漏水次数占总漏水次数的18.8%。
88~98煤层间为中等含水层,分布于东部73~88号层间斜层以北,平均厚度86米,岩性以粗砂岩为主,占全层的55%,裂隙率1.1条/米,漏水次数占总漏水次数的10.3%。
99~109煤层层间含水层,含水性中等,分布在F14断层附近的丘陵斜坡区,平均厚度50~70米岩性较粗,漏水次数占总漏水次数的9.8%。
2.5.3 含水性较弱的岩层:
(1)45~52煤层层间弱含水层,岩性以中粗砂岩为主,漏水次数占总漏水次数的30%。(2)54~61煤层层间弱含水层,岩性以中粗砂岩为主,漏水次数占总漏水次数的30%。(3)62~65煤层间弱含水层,分布于12线以西的褶皱区西翼的广大丘陵区和斜坡区,平均厚度48米,岩性以细砂岩为主,裂隙率1.16条/米,漏水次数占总漏水次数的3.4%,单位涌水量0.278公升/秒米,渗透系数0.388米/日。(4)98~99煤层间为弱含水层,分布于本区东北部边界附近的丘陵斜坡区,平均厚度25米,岩性较粗,漏水次数占总漏水次数的5.1%。(5)109~119煤层间为弱含水层,分布于本区北部边界F14断层附近丘陵斜坡区,平均厚度100米,岩性粗砂岩为主,漏水次数占总漏水次数的3.4%。
摘要：本文对七台河东部某矿区进行了水文地质条件综合分析。就含水层和隔水层的分布,对第四系裂隙含水带,风化裂隙含水带,亚风化孔隙含水带,立新河第四系孔隙含水层,侏罗系含煤地层裂隙含水层,含水性较强的岩层,含水性中等岩层,含水性较弱的岩层等进行了规律与特征分析。
含水特征 篇6
热模拟实验采用山东龙口矿区西北部的北皂煤矿新生代古近系低煤阶煤样, 该地层主要由钙质泥岩、泥岩、含油泥岩、油页岩、黏土岩、含砾砂岩及粗砂岩等软弱岩层组成, 煤层主要为腐植煤, 与油页岩、腐泥煤共生 (图1) 。研究的目的是在实验室内模拟地质体中油气生成的过程, 再现有机质在地质体中所经历的物理、化学演化过程, 揭示这一转化过程中各种组分的产出特征及其变化规律, 再现地质体中有机质热解演化过程, 了解煤系烃源岩成烃热演化特征和产物的地球化学特征。
1 样品与实验
采集山东龙口北皂煤矿四采区古近系煤样进行含水热模拟实验[5,6]。煤层形成于湖泊深水环境, 镜质组含量高, 常见结构腐殖体或结构镜质体, 可见年轮结构, 无结构镜质组分一般呈现不均匀状, 有各种菌类体出现, 发育细线状角质体, 偶尔可见孢子体。镜质体反射率 (Ro) 为0.47%, TOC为64.7%, Tmax为413℃, 属于低成熟煤样。
实验采用分温阶的方式对原样分别加温, 模拟产物未脱离反应体系, 属于封闭式体系 (图2) [7]。将样品粉碎至 (5~10) mm, 加样品质量的10%~20%的水一起放入反应釜, 密封后充入 (5~6) MPa的氮气, 放置待不漏后, 放出氮气并用真空泵抽空后再充氮气, 反复3~5次, 最后抽真空。加温达到设定温度后恒温24 h。反应完毕, 待釜内温度降至250℃时开始放气。热解气首先通过液氮冷却的液体接收管, 再通过冰水冷却的螺旋管, 最后用计量管计量热解气的体积并收集气体。
根据样品的演化特征和以往的模拟结果, 采用了250℃、275℃、300℃、325℃、350℃、400℃、450℃、500℃、550℃、600℃共10个温度点模拟从低成熟到过成熟的整个演化过程, 对每个温度点所产生的产物进行收集, 为避免轻烃的损失, 在分离液体接收管中的水和凝析油时, 采用二氯甲烷萃取, 萃取3次。二氯甲烷中的凝析油通过色谱法和重量法进行定量。高压釜盖、内壁和岩石表面附着的油状物用二氯甲烷冲洗, 二氯甲烷挥发后, 即得排出的轻油。模拟残样经氯仿抽提后即得残留油, 所得液态产物及抽提后的残渣用于各种项目的地化分析。
2 实验结果与讨论
2.1 镜质体反射率 (Ro) 演化特征
随着热模拟中热演化程度加强, 镜质体反射率Ro的值逐渐增大 (图3) 。北皂煤矿以腐植煤为主, 对不同温度段的残渣Ro值实测曲线可以看出, 该值的变化曲线可划分为两个曲线段, 在 (250~325) ℃较低温模拟阶段, Ro值相对较小, 均低于1.0%, 特征曲线斜率较小且变化不大。温度升至350℃以后, Ro值迅速增大、特征曲线斜率较大, 在与前期热模拟曲线的结合部出现了十分明确的拐点。拐点基本对应于有机质的产烃高峰区间的初始点 (即有机质进入降解生烃演化的下限值) 。Ro值演化至2.0%以上以后, 主要以生气为主[8]。
2.2 气态产物特征
气态产物主要包括烃类和非烃类两大部分。烃类主要有饱和烃和烯烃, 碳数可达5, 但也有少量重烃存在。饱和烃主要有甲烷、乙烷、丙烷、丁烷和戊烷等, 烯烃主要有乙烯、丙烯、丁烯及其异构体。非烃主要有CO2、H2、N2和CO。
热模拟产物的总烃产量总体上随温度的升高逐渐增大, 350℃之前模拟气的产量增加相对较慢, 350℃之后产气量增加相对较快。
从不同温度下气态产物的组成特征可以看出 (图4) , 烃类气体中的总烃含量总体上是随温度的升高逐渐升高, 从250℃的2.08%升高到500℃的58.22%, 但在500℃以后稍有下降, 600℃为52.7%。不同的组分随温度的升高呈现规律性的变化, 其中, 甲烷的含量相对较高, 并随着温度的升高, 甲烷含量迅速增加, 并在较高值保持浮动;重烃则随温度升高逐渐增大, 到400℃时达到最大, 而后随温度的升高逐渐减小, 这主要反映了较高温度时, 重烃大分子裂解成小分子, 从而也导致乙烷、丙烷等低碳数的烃滞后性的升高再减小。而烯烃产量少, 这与无水条件下出现大量的烯烃有明显区别, 主要是因为水的加入使产生的烯烃可以加氢饱和, 而无水条件下由于缺乏氢从而不能使烯键饱和[9—11]。非烃气体主要包括CO2、H2、CO、N2, 非烃气随温度的升高逐渐降低, 非烃总量从250℃的97.92%降低到500℃的最低含量41.78%, 但在500℃以后稍有升高, 600℃为47.29%。其中, CO2的含量一直很高, 但随着温度的升高有所下降, 低温时产物中非烃气除CO2含量相对较高外, H2含量也相对较高, 并随着温度的升高有所降低, 但是在温度达到350℃以后, H2含量又开始升高, 并且增加得较快, H2含量的这种变化可能也跟重烃的分解有关。
从上述演化特征可以看出, 煤在早期阶段其产气率相对较低, 且在气组分中烃类气体的含量小于10%, 可推断, 在早期热演化阶段, 碳数较高的重烃相对稳定, 不利于分解为低碳数的轻烃, 故其生成的烃量不大, 且煤本身具有一定的吸附能力, 同时生产大量非烃气, 如CO2, 但是随热演化程度的增大, 煤的产气量逐渐增大, 且烃类气体的含量明显增加, 使得烃气饱和于吸附量, 从煤中排出。
2.3 氯仿沥青“A”的演化特征
从图3可以看出, 不同温度下生成的可溶有机质氯仿沥青“A”随温度及Ro表现出先增大后减小的变化, 在早期阶段 (Ro<1.0%) , 煤从生油阶段开始, 生油量相对较少, 热模拟温度为250℃时, 氯仿沥青“A”为0.74%, 这说明, 煤开始的生油量相对较小, 之后随模拟温度升高, 氯仿沥青“A”逐渐增大, 到350℃时达到1.46%的最大值, 出现一个高峰, 此时Ro为1.0%, 正处在生油阶段, 之后氯仿沥青“A”呈现出大幅度降低的特点, Ro随着温度的升高逐渐增大, 进入生气阶段。温度达到600℃时, 氯仿沥青“A”变为0.08%, Ro达到3.13%。
根据煤在不同温度下模拟实验结果, 建立了煤在含水热演化中的生油模式 (图5) , 生油高峰对应的Ro为1%, 产油率为1.46%, 从煤的显微组分分析可知 (图6) , 煤主要由基质镜质体和壳质组组成。通过对单显微组分生烃模式的研究指出, 壳质组中的藻类体、孢子体等主生油峰在成熟阶段对应的Ro在0.85%~1.0%左右。结合该煤样的显微组分组成特点, 认为该煤的生油高峰主要是由其显微组分特点决定的, 生油主要是与壳质组生烃有关[12—14]。
2.4 生物标志化合物演化特征
饱和烃分析主要依据气相色谱分析原理[15]。
2.4.1 正构烷烃参数演化特征
通过热模拟实验发现, 从 (250~600) ℃, 正构烷烃轻重比 (n C21-/n C22+) 值和反映成熟度的指标奇偶优势 (OEP) 值在热演化过程中的变化主要有两个明显的特征 (图6) 。第一个特征是350℃以下, OEP值变化幅度不大, 呈波动上升趋势;n C21-/n C22+值降低并维持在低值, 变化显示高碳数增加。该温度段, Ro值变化不大, 说明该温度段热模拟实验产生的烃类气体主要来自原始分散的有机质。第二个明显的特征是, 在热模拟温度400℃时, n C21-/n C22+值从逐渐升高达到一个高值1.53后, 又逐渐降低, 至500℃降为最低值, 高碳数占优势, 而OEP值则升高, 表现出在高演化阶段成熟度反而降低的特征。这两个特征的出现, 可推断在刚开始升温的过程中, 轻烃随着温度的升高优先排出, 而后随着温度的持续升高, 如果给予足够高的温度, 长链烃类均可断裂生成小分子的气态烃, 从而使轻重比出现波动现象。而OEP一直在0.95~1.28的范围上下波动, 原因是在煤的整个裂解的过程中, 一直处于成熟—未成熟的波动中[16]。
2.4.2 类异戊二烯烷烃演化特征
热模拟250℃时, 姥鲛烷与植烷的比值 (简称姥植比, Pr/Ph) 为4.13, Pr/n C17为0.7和Ph/n C18为0.2。温度由250℃逐渐升至300℃时, Pr/Ph值有逐渐升高的趋势, 分布在4.13~7.58之间, 在300℃达最高值, 为7.58, 并有明显的姥鲛烷优势;300℃之后, Pr/Ph值开始降低, 但仍维持在3.67~7.58, 姥鲛烷仍处于优势, Pr/Ph在整个演化过程中均>3.5, 表明煤成油具有高的Pr/Ph特征, 反映出氧化条件下陆源有机质的输入, 这符合煤成油的一般特征, 但从演化过程来看, 该比值随成熟度的增大而有所减小, 姥鲛烷与正十七烷比值 (Pr/n C17) 和植烷与正十八烷比值 (Ph/n C18) 在300℃以后波动式下降, 说明成熟度增加。
煤层正构烷烃的碳数分布范围为C12~C33, OEP几乎均超过1, 煤岩的∑C21-/∑C21+为0.34~2.58, 具有高比例的Pr/Ph, 显示了较强的姥鲛烷优势, Pr/n C17值和Ph/n C18值范围分别0.28~1.66, 0.04~0.24, 整体呈降低的趋势, 表明这些样品中的有机质形成环境为氧化环境, 陆生生物 (尤其是高等生物) 输入丰富。
3 结论
通过对北皂煤矿低煤阶煤进行热模拟实验, 并分析了其热演化特征和产物的有机地球化学特征, 可以得到以下结论:
(1) 在热模拟的温度低于325℃时, 镜质组反射率增长幅度较小, 通常Ro<1.0%, TOC<75%, 氯仿沥青“A”逐渐增大。随着温度的升高, Ro值从0.47%~0.97%迅速增大到1.00%~3.73%, TOC值从64.7%~75.1%增大到75.9%~84.5%, 氯仿沥青“A”逐渐下降, 从1.46%减小到0.057%。结合煤的生油模式和显微组分, 可知煤的生油高峰对应的Ro为1%, 产油率为1.46%, 这是由显微组分特点决定的, 生油主要是与壳质组生烃有关。
(2) 热模拟产物的总烃产量总体上随温度的升高逐渐增大, 350℃之前模拟气的产量增加相对较慢, 350℃之后产气量增加相对较快, 这与重烃在温度较高情况下发生裂解有关。在早期热演化阶段, 碳数较高的重烃相对稳定, 不利于分解为低碳数的轻烃, 故其生成的烃量不大, 且煤本身具有一定的吸附能力, 同时生产大量CO2等非烃气, 随热演化程度的增大, 煤的产气量逐渐增大, 且烃类气体的含量明显增加, 使得烃气饱和于吸附量, 从煤中排出, 从而非烃含量也相对减少。由于模拟实验中水的加入, 使得饱和烃含量明显高于烯烃。
含水特征 篇7
渗透性是地下含水介质最为重要的水文地质要素,是评价含水层富水性最常用的水文地质参数之一。但是渗透性参数的获取和评估途径比较有限, 多以野外抽水试验为主要手段,需要耗费大量的人力与物力。由于抽水试验数量有限,所获取的渗透性数据也是点状分布的。现实情况是有的区域只有2 ~ 3次抽水试验数据,甚至1次抽水试验都没有而各类勘探孔及岩芯数量众多,如果在勘探阶段就能利用岩芯了解各类岩层介质的空隙特征,进而建立空隙与渗透性能的相关性,了解勘探区相关地层平面上或垂向上的岩层渗透性能分布规律,那必将为下一步工程规划提供重要参考。
已有大量研究［1］和野外实际条件均表明,含水介质的渗透性具有强烈的空间变异性。在此基础上, 众多学者对岩土介质自身的空间特征开展了逐步深入的研究,表明含水介质沉积物绝大多数是多孔介质,是高度空间变异的复杂系统,土壤、岩体等多孔介质的空隙结构是多层次自相似的混沌体,具有典型的分形特征。国外学者从20世纪80年代初开始将分形的思想引用到土壤多孔介质中,采用分形理论和方法计算了土壤各特性以及土壤中有机物和无机物含量的时空变异的分维,试图对其变异程度进行定量化,从而刻画其内在的规律与复杂性。国内学者多是对沉积物中元素含量分形研究或将分形理论用于研究污染物在多孔介质中迁移的空间变异性。 对含水介质沉积物特征和渗透性参数的相关性研究, 已有学者对孔隙介质含水层的沉积特征与水文地质条件关联机理进行了深入研究。也有学者利用井相资料建立测井相与地质相之间的相关关系,以界定含水层测井参数与水文地质参数的相关性。
本文将尝试借鉴多孔介质中应用较成熟的分形理论应用于基岩中砂岩含水层孔隙发育特征,进而探讨孔隙分形特征与其渗透性能的相关性。研究中将以开滦林南仓矿补勘阶段钻孔资料为实例,对理论假设进行验证。
1多孔介质分形特征与模型
砂岩的孔隙是无序分布的,其面积和体积均不是规则的,因为孔隙的几何形状是千奇百怪的。大量研究表明: 材料的孔隙几何和粒子几何从原子尺度到晶粒尺寸范围内均表现出分形特征。
1. 1分形数学基础
分形是指由各个部分组成的整体,每个部分以某种方式与整体相似。分形理论把维数视为分数, 研究空间维数不是整数的空间几何学则是分形几何学。常用描述分形空间的数学概念主要有［2］:
( 1) 空间。如果在基本集X中引进某些公理就称它为某类空间。只有建立了空间的概念,才能促使数学研究手段应用到抽象集合中去。常见的空间类型: 拓扑空间、测度空间、线性空间、度量空间、线性赋范空间、内积空间等。
( 2 ) 维数。维数是图形的基本不变量。 Poincare ( 1903) ,Urysohn ( 1929) 和Menger,Lebesgue都曾经给出过定义。从而形成目前普遍的维数定义: 描述空间中一个点的位置所需要的独立坐标数目或连续参数的最小数目。对此,欧式空间Rn都有恰当的维数n,并且任意空间的维数都是拓扑不变的,故称为拓扑维数DT,
r为分割一个集合对象的标度。
(3)Hausdorff测度。
设U是Rn中任意非空子集,U的直径定义为:
即在U中任意两点的最大距离定义为U的直径。如{Ui}是有序数列,有半径不超过覆盖XU∞i=1Ui的δ的集合组成(即对每个i,0<|Ui|<δ且XU∞i=1Ui),则{Ui}是X的δ-覆盖。
设,D为非负数,对定义
为了缩小计算误差将覆盖的{ Ui} 加细,即减小 δ ( δ→0) ,由公式( 1) 得:
由式(1)可见,随着δ减小HD(δ)增加,HD(δ)满足测定意义。HD(δ)极限值对任何子集存在,则称HD(δ)为X的D-维Hausdorff测度。
1. 2砂岩孔隙介质分形模型
作为典型的孔隙介质———砂岩,通过扫描电镜可以观察到,它是由具有可比尺寸的砂晶粒的随机堆积组成,其石英晶粒的直径一般只有几百个微米。这样的晶粒是在沉积过程中形成的,在与其它矿物质一起沉积和压实以后,在高压下固化形成具有多连通孔隙网络的刚性基。当砂岩的扫描电镜照片部分被放大后, 可以看到具有不规则形状的小量矿物在晶粒表面上扩展。事实上,大多数砂岩也是如此,包含许多这样的矿物质,这种现象称为随机矿物扩展。
根据研究资料表明,目前已有许多分形模型被用来模拟这种随机矿物扩展,进而分析材料的孔隙性质,如经典Koch曲线、Cantor集合和Sierpinski垫片分形模型。模型的生成元和构造方式见文献［3，4］,Koch曲线的Hausdorff维数Dk= log4 / log3 = 1. 2619; Cantor集合的Hausdorff维数Dc= 0. 6309。 Sierpinski集合的初始元可选择等边三角形和正方形,Sierpinski的自相似维数分别为DS= log3 / log2 = 1. 585 DS= log8 / log3 = 1. 8928。
上述几种模型均可以对SEM图像进行分形分析,计算它的分形维数和孔隙参数。
2实例研究砂岩孔隙结构分形特征
2. 1样品处理分析流程
在了解分形数学和模型的基础上,选择林南仓矿补勘孔仓生54号钻孔主砂岩含水层岩芯为研究实例,对砂岩孔隙结构的分形特征进行研究。各样本岩性及取样深度见表1。
本次研究砂岩孔隙结构分形特征,主要工作流程如下: 岩芯样品切片———磨样———无水乙醇中超声处理20min清除表面杂质———105℃下烘干3h去除水分———装入干净的样品袋,共制得9组样品。 样品处理好后,送中国矿业大学重点实验室进行扫描电镜下分析,选择300、500、700、1000放大倍率的SEM图像进行分析,经实际对比,最终确定利用1000放大倍率的SEM图像进行微观分形特征计算( 图1) 。
2. 2 Matlab对SEM图像的处理
2. 2. 1 SEM图像预处理
主要进行了以下三步处理。
( 1) 应用直方图均衡对图像灰度初步修正。
( 2) 减除背景对图像的影响。对图像实现开运算,开运算一般能平滑图像的轮廓,削弱狭窄的部分,去掉细的突出。
( 3) 中值滤波。是指把某一点( x,y) 为中心的小窗口内所有像素的灰度按从大到小的顺序排列,若窗口中的像素个数为奇数,则将中间值作为( x,y) 处的灰度值。中值滤波对去除噪声很有效, SEM图像预处理过程见图2。
2. 2. 2图像分割二值化处理
由于本次研究的SEM图像多呈现单峰直方图样,所以采用手动设定分割阀值对SEM图像进行二值化处理。主要采用大津法和迭代法对分割阀值进行程序化［5，6］,求取SEM图像的最佳分割门限即阀值,对图像进行二值化处理,处理后的效果见图3。
2. 2. 3数据统计与分析
数据统计与分析主要是对二值化图像后的孔隙进行参数统计与分析。利用MATLAB中bwlabel和regionprops函数对二值化后图像的孔隙进行标识和统计参数值。由这些参数值可以获得颗粒或孔隙的孔隙数、孔隙面积、孔径、方差、标准差等,得表2。
2. 2. 4 SEM图像计盒维数计算
考虑到研究对象是图像,是以二维形态真实存在的,故采用计盒维数［7，8］来测量孔隙的分形维数。
计盒维数DB有一系列等价的定义,通常近似计盒维数为:
式中,NδK为与F相交的 δK网立方体个数。
样本孔隙特征的基本参数和分形维数统计结果见表2。
3渗透率与分形特征参数关系
李留仁等人在文献[9~11]中基于多孔微观孔隙结构的分形特征、毛管模型和Posiseuille方程建立了计算分形多孔介质宏观参数(渗透率与孔隙度)的理论模型,给出了分形多孔介质渗透率与孔隙度之间的理论关系式。
采用测度与尺度的幂律关系,定义孔隙的分形特征为微观结构的分形特征,即假定孔隙结构是由不等径平行毛管束组成,根据分形理论,单位面积上半径大于r的毛细管总数N(r)与r呈幂律关系,即
式中,a为分形系数,D为分形维数。
将式(6)对r求导,得半径在r~r+dr之间的毛细管数为
假定多孔介质长度为L,面积为A,流体黏度为u,两端压力分别为P1和P2,根据Posiseuille方程,流量Q计算如下:
根据等流量原理得到分形多孔介质的绝对渗透率:
孔隙度:
由公式(9)和(10)可见,分形多孔介质的渗透率和孔隙度都是多孔介质分维数、分形系数和微观孔隙结构参数的函数;渗透率和孔隙度与分形系数成正比;同样的孔隙度,多孔介质分形维数、分形系数和微观孔隙结构参数不同,渗透率可存在很大的差异。
由式(9)和(10)也可知,渗透率与孔隙度之间严格说来很难找到一种解析关系。考虑到多孔介质中rmin/rmax一般很小,若忽略不计,则式(9)、(10)分别简化为:
因此得分形多孔介质孔隙度与渗透率新型关系模型为
微观孔隙结构的分形特征(分形维数和分形系数)确定后,可见分形多孔介质孔隙度与渗透率的关系为幂函数关系。
刘俊亮等在文献[11]中,通过喉道模型推出孔隙度、渗透率和结构分形维数Df的关系公式:
式中,N为孔数,r0为最小孔径,rm为最大孔径,λ=r0/rm,Df为分形维数,τ为多孔介质毛细管的平均曲直度。
由于本次研究的对象为砂岩孔隙SEM图像,r0可以近似为1像素,即λ=1/rm。SEM图像为平面图像,τ可以作为1来进行计算。则式(15)可以修正改写为:
4实例样本分形特征与渗透性关联
为探讨砂岩孔隙分形特征与渗透性之间的相关性,对已有样本的渗透率分别进行理论计算和实际测定,对比分析两种结果,可以反推分形特征与渗透性的关联性强弱。
表1中的样本处理完成后,送中国石油勘探开发研究院廊坊分院天然气成藏与开发实验室中测定孔隙度、渗透率。检测所使用的仪器是氦孔隙度仪、渗透率测定装置,其检测结果数据见表3。
之后,根据公式(14)和(16),利用表2中的孔隙微观特征参数对样本的孔隙度和渗透率进行计算,结果见表4。
根据公式(16)和样本数据分析,分形维数Df的增加,意味着固相分形体在空间占有率上的提高和固相中大尺寸孔隙数量的剧减,而多孔介质的渗透率与其孔隙率和孔隙的平均半径平方的乘积成正比,因此多孔介质的渗透率随Df的增加而降低。
对比表4理论计算值与实测值,总体误差在10%以下,可见根据孔隙微观分形特征参数计算的渗透率理论值与实测值很接近,说明微观分形特征与宏观渗透率之间确实存在关联性,依据分形特征建立的渗透率理论计算公式基本正确。
5结论
本文通过将煤矿典型砂岩含水层为对象,力图探讨砂岩介质微观分形特征和宏观渗透性能之间的关联性,对比分析理论和实测数据,得出以下结论:
(1)基岩砂岩含水层介质微观结构具有分形特征,可以用分形参数来统计和描述孔隙结构的特征。
(2)宏观渗透率与微观分形参数Df之间存在相关关系式,二者之间存在反相关关系。
(3)实测数据证明宏观渗透率与微观分形参数Df的理论关系式能够成立,为今后直接利用钻孔岩芯、通过微观分形特征推断宏观渗透性能提供了一种新的工作思路。
含水特征 篇8
矿井底板突水是困扰中国华北型煤田灰岩承压含水上开采主要的水文地质、工程地质问题, 其中煤层底板太原组灰岩含水层是华北型煤田底板突水防治的重点之一。随着开采深度的增加, 煤层底板灰岩含水层水压越来越大, 底板突水威胁逐渐增大。目前底板突水危险性评价理论和方法对煤矿底板突水预防起了积极的促进作用[1,2,3]。这些理论、方法侧重点在于突水机理的数学描述, 其成果的应用必须以查明水文地质条件为前提。然而岩溶承压含水层富水性规律不明确, 严重影响了预测理论和方法推广与应用。含水层裂隙发育的密度与裂隙的张开度与含水层富水性、渗透系数成相关关系[4]。文献[5-6]研究表明, 随着岩溶含水层埋深的增加, 围压增大, 岩溶裂隙发育的密度与裂隙的张开度都大为降低, 含水层渗透性减小。因此灰岩含水层富水性、渗透性与岩溶裂隙含水层埋深有密切关系。
淮北煤田太原组地层为海陆交互相沉积, 由灰岩、碎屑岩组成, 含14层灰岩, 分为上、中、下3个含水段, 上段一至四灰 (以下简称太灰上段) , 是威胁6、10煤开采的主要充水含水层段, 如图1所示。1988-10-24, 淮北煤田杨庄煤矿发生底板特大突水, 瞬时最大涌水量达3 153 m3/h, 造成该矿二水平被淹。近年来淮北煤田各矿区随着采深加大, 水压逐渐增高, 突水系数超过临界值, 导致大量太灰含水层上段煤炭资源无法开采。但是, 开采实践表明, 太灰上段含水层随着埋深增加, 富水性逐渐减弱, 呈现明显的高承压、弱富水特征。煤层底板突水危险性评价必须谨慎考虑太灰含水层富水性的影响。因此, 深入研究太灰上段含水层的富水性规律及其成因, 对评价底板突水危险性具有重要的参考意义。
2 淮北煤田闸河、临涣矿区水文地质条件
淮北煤田闸河矿区杨庄煤矿、朱庄煤矿主采山西组6煤, 采深200~600 m, 两矿为同一水文地质单元, 影响6煤开采的主要含水层为底板太灰水层、奥灰含水层。太原组灰岩埋藏条件为覆盖型, 第四系底部有一不稳定的隔水层, 可能导致部分埋藏较浅区域第四系水补给太灰。受断层的影响, 奥灰与太原组灰岩可能形成对接, 从而成为太原组灰岩含水层的补给源头。淮北煤田闸河、临涣矿区构造纲要图如图2所示。
由图2可知, 朱庄地堑形成本区的北部边界, 组成地堑构造的F1、F2断层落差60~250 m, 展布长度约10 km。1995年朱庄、杨庄矿联合放水试验水量达3 200 m3/h, 区外水位无变化, 证明F1、F2断层是闸河矿区北部稳定的隔水边界;闸河矿区西北部也是隔水边界:西北部以1~4灰隐伏露头和F5断层为界, 灰岩露头为第四底部粘土隔水层所覆盖, 从而阻断了大气降水、第四系水的补给, F5正断层落差100 m以上, 造成朱庄矿井田区下伏太灰上段与对盘煤系对接, 故视为阻水边界;闸河矿区东南部为补给边界:展布于东南部边界的青龙山逆断层, 造成太灰与奥灰对接而成为补给边界条件。
临涣矿区孙疃煤矿、杨柳煤矿位于淮北煤田中部, 童亭背斜的东翼, 主采煤层为山西组10煤, 采深约550~850 m, 影响10煤开采的主要含水层为底板太灰水层。该含水层为埋藏型, 第四系底部有稳定的隔水层阻断了第四系与太灰的联系。临涣矿区孙疃煤矿、杨柳煤矿北部有宿北断裂, 南部有板桥断裂、西部有丰口断裂, 东部有南坪断层, 这些大断层均为隔水边界, 临涣矿区形成了一个孤立的、较为封闭的断块;井田内次一级构造展布形迹主要受控于四周边界断层, 由于断层的阻隔与外围失去了水力联系。
3 淮北煤田太灰上段含水层富水性规律
3.1 闸河矿区太灰上段富水性特征
闸河矿区范围内先后有16个孔对太原组上段含水层进行了混合抽水试验, 其中朱庄D62、杨庄90观7、杨庄90观5等3个钻孔的单位涌水量q值在1.15~1.63 L/s·m之间, 如表1所示。
根据《煤矿防治水规定》, 当q值在1.0~5.0 L/s·m之间时, 即为强富水性含水层, 说明太灰上段具有富水性较强的特征。该抽水成果中q最小值0.050 L/s·m, 最大值1.63 L/s·m, 部分抽水孔的q值小于0.1 L/s·m, 说明该含水层属于弱含水层, 并具有典型的富水性不均一的特点。太原组上段混合抽水的q值有随抽水段埋深增加而有减少的趋势:埋深在200 m以上的太原组上段, q值在1.15~1.63 L/s·m之间;埋深在250~492 m之间的太原组上段q值在0.102~0.685 L/s·m之间;埋深在500 m以下的太原组上段q值为0.050~0.084 L/s·m之间。说明该矿区随着埋深的增加, 含水层富水性逐渐减弱。
3.2 临涣矿区太灰上段富水性特征
临涣矿区太灰上段混合抽水试验成果如表2所示。由表2可知, 孙疃井田太原组上段含水层q值在0.008~0.078 L/s·m之间, 渗透系数K值在0.015 2~0.142 0 m/d之间, 杨柳井田q值在0.008~0.042 L/s·m之间, 渗透系数K值在0.008 1~0.114 0 m/d之间。临涣矿区单位涌水量表明:临涣矿区太灰上段属于弱富水含水层, 并且随着埋深的降低, 渗透系数减小, 富水性逐渐减弱。孙疃煤矿在工作面准备期间, 分别在102采区回风上山及102采区二中车场施工了2组5个井下太灰放水孔, 其中3个孔水量不足2 m3/h, 最大放水量仅为7 m3/h。综上可知, 临涣矿区太灰上段富水性较弱, 岩溶裂隙不发育, 连通性差。
4 淮北矿区太灰上段含水层富水性变化规律成因
4.1 含水层补给差异
杨庄煤矿、朱庄煤矿东南部的青龙山逆断层, 造成奥灰与太灰对接而形成补给边界。奥灰裸露区接受大气降水补给进而补给太灰, 太灰与奥灰水质呈现相似或相同的水质特征。含水层具有从补给区到排减区具有较好的迳流条件, 地下水混合比较均匀。水质成份中含有NH4+离子, 标志着地下水在长期受大气降水从表土层下渗过程中, 将NH4+离子带入, 证明该区域第四系底部隔水层分布不稳定, 闸河矿区太灰含水层接受大气降水的补给。NH4+离子在太灰、奥灰水中的出现, 标志着地下水已被污染。因此, 闸河矿区太灰上段富水性较强的主要原因, 在于太灰含水层接受奥灰与大气降水的补给。
临涣矿区孙疃煤矿、杨柳煤矿受到宿北、丰口、板桥和南坪隔水断层的制约, 形成了一个孤立的、较为封闭的断块, 失去了与外围的水力联系。水质分析结果显示, 太灰水中的盐分含量较高, 矿化度越高, 说明两矿区处于太灰地下水的排泄区, 且含水层埋藏较深径流条件差水流流速慢, 水流补给不充分;太灰含水层水质与第四系含水层水质差异明显, 说明第四系底部隔水层直接覆于基岩之上, 且分布稳定, 阻碍了上部含水层与其联系, 补给水源少, 循环微弱。因此, 临涣矿区孙疃矿、杨柳煤矿太灰上段含水层富水性明显较弱。
4.2 含水层埋深对富水性的影响
岩体裂隙的张开度受应力场的影响, 使裂隙的渗透系数发生变化[7]。SNOW认为岩体中, 受自重应力的影响, 裂隙张开程度和埋深之间存在对应关系, 从而引起渗透性和埋深之间存在对应关系[8]。由表1、2可知, 闸河、临涣矿区太灰上段富水性随着埋深降低含水层富水性逐渐减弱, 水压增大, 存在负指数递减规律, 如图3、4、5所示。
经过非线性拟合, 得到含水层富水性q与埋深H之间的关系:
式中y0、A、t为拟合参数, 研究闸河矿区含水层富水性与埋深之间关系时, 其值分别为0.077 21 L/s·m、20.538 4 L/s·m和76.451 48 m, 研究临涣矿区含水层富水性与埋深之间的关系时, 其值分别为0.008 5 L/s·m、2.157 6E6 L/s·m和36.025 04 m。
经过非线性拟合, 得到含水层渗透系数K与埋深H之间的关系:
式中y0、A、t为拟合参数, 其值分别为0.027 83 L/s·m、9.506 03 L/s·m和132.381 51 m。
由图5可以看出, 太灰含水层埋深增大, 渗透系数呈负指数规律减小。随着埋深的加大, 含水层上覆地层自重应力增大, 裂隙发育变弱, 早期形成的含水层裂隙逐渐趋向于闭合, 深部岩溶发育较弱, 从而导致深部含水层渗透系数减小, 形成了闸河矿区浅部、深部富水性出现明显差异。临涣矿区相比闸河矿区含水层补给量较小, 则导致太灰上段含水层富水性更差。但是含水层随着埋深的增大, 水压逐渐增大的规律是不变的, 从而在深部形成“高承压、弱富水”水文地质环境, 井下放水试验正是“高承压、弱富水”水文地质条件的体现。因此, 深部的底板突水评价仅仅考虑突水系数是不科学、不准确的。弱-极弱富水性含水层静水量极小, 含水层渗透性差导致动补给量也小, 底板突水的危害则大大降低。
5 结论
(1) 淮北煤田闸河矿区太灰上段在浅部受到奥灰和第四系含水层强大补给, 是形成浅部富水性较强的主要原因之一;临涣矿区太灰含水层富水性弱, 原因在于含水层受到矿区周围隔水断层的控制, 水源补给不充分。
(2) 随着含水层埋深的增大, 受上覆岩层自重应力的影响, 岩溶裂隙发育变弱, 已经发育的岩溶裂隙趋向于闭合状态, 导致含水层渗透系数逐渐减小。因此闸河矿区太灰含水层虽然补给源相同, 但是深部富水性大大减弱, 形成同一含水层浅部、深部富水性具有明显差异, 含水层渗透系数与含水层埋深之间存在负指数函数关系。淮北煤田埋深与渗透系数的变化规律, 解释了含水层富水性随埋深变弱的成因, 揭示了“高承压、弱富水”的机理, 为岩溶含水层上煤层开采底板突水预测提供了参考依据。
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