Evolution and coupling of “seepage field and chemical field” under regional grouting disturbance
-
摘要:
在淮北煤田普遍采用地面定向钻高压注浆技术治理煤系底板岩溶水害。注浆后渗流场补径排路径发生变化，且注浆实施中注浆高压以及浆液析水会在一定时期内改变受注目标含水层地下水渗流场和化学场的分布特征。以淮北煤田桃园煤矿为研究对象，利用Feflow软件，构建了区域注浆扰动下目标层渗流场与化学场（简称“双场”）演化模型，探讨了“双场”耦合机制，选择受环境影响较小的Cl−为模拟因子，开展了“双场”耦合作用下溶质运移影响因素分析，在此基础上构建了区域注浆扰动下溶质扩散预测模型。研究结果表明：识别验证后渗流场模型中，模拟水位与实测水位误差小于3 m的点占71.9%，模拟效果较好；识别验证后化学场模型中，Ⅱ4采区溶质运移模拟效果较好，Ⅱ1采区模拟值偏低约14.4 mg/L，误差约为实际值的6.6%，低于10%，总体模拟效果较好。渗透系数相对较大的Ⅱ4采区和Ⅱ2采区Cl−较容易运移扩散；而渗透系数较小的Ⅱ1采区岩石致密，渗透性较差，模型运行50 a期间，其基本以“滞水”状态存在。基于注浆扰动下Ⅱ4采区局部渗流场演化特征，认为溶质运移主要受渗透系数、弥散度、水力梯度、渗透流速、注浆时间、浆液相对密度等参数控制，并发现在注浆结束后18～22 a Cl−质量浓度达到峰值，随后Cl−质量浓度开始降低，约在40 a后达到区域注浆之前的平衡状态。基于多次设参运行获得数据，建立了“双场”耦合作用下溶质扩散的预测模型，误差率小于10%的数据占比达81.4%，说明所建立的溶质扩散预测模型基本可靠。研究可为区域注浆扰动下受注目标含水层水环境演化研究以及煤矿水害预测预警提供科学依据，具有重要的理论和实践意义。
-
关键词:
- 区域注浆扰动 /
- 渗流场−化学场耦合模型 /
- 溶质运移 /
- 数值模拟 /
- 底板水害
Abstract:In Huaibei coalfield, the technology of ground directional drilling and high-pressure grouting is widely used to control the karst water disaster of coal measures floor. After grouting, the filling and drainage path of the seepage field changes, and the grouting high pressure and the slurry water will change the distribution characteristics of the groundwater seepage field and chemical field of the injected target aquifer in a certain period of time. Taking Taoyuan Coal Mine in Huaibei Coalfield as the research object, the evolution model of seepage field and chemical field (referred to as “double field”) of the target layer under regional grouting disturbance is built by using the software of Feflow, the coupling mechanism of “double field” is discussed, and the Cl− which is less affected by the environment is selected as the simulation factor, and the analysis of the factors affecting solute transport under the “double field” coupling effect is carried out. On this basis, the mathematical model of solute diffusion under regional grouting disturbance is constructed. The results show that in the seepage field model after identification and verification, 71.9% of the points where the error between the simulated water level and the measured water level is less than 3m, and the simulation effect is good; Among the identified and verified chemical field models, the simulation effect of solute transport in mining area II4 is good, and the simulation value in mining area II1 is about 14.4 mg/L lower, with an error of about 6.6% of the actual value, less than 10%. The overall simulation effect is good. The Cl− in mining area II4 and II2 with relatively high permeability coefficient is easy to migrate and diffuse, while the rock in mining area II1 with low permeability coefficient is dense and has poor permeability. During the 50 years of model operation, it basically exists in the state of “stagnant water”. Based on the evolution characteristics of local seepage field in II4 mining area under grouting disturbance, it is considered that solute transport is mainly controlled by permeability coefficient, dispersion, hydraulic gradient, seepage velocity, grouting time, slurry specific gravity and other parameters. It is found that the concentration of Cl− reaches a peak within 18−22 years after the completion of grouting, and then begins to decrease, and reaching the equilibrium state before regional grouting approximately 40 years later. Based on the data obtained from multiple parameter setting operations, a mathematical model of solute diffusion under the “double field” coupling is established. The data with error rate less than 10% accounts for 81.4%, which indicates that the established mathematical model of solute diffusion is basically reliable. This study can provide scientific basis for the study of the water environment evolution of the injected target aquifer under the regional grouting disturbance and the prediction and early warning of coal mine water disasters, and has important theoretical and practical significance.
-
0. 引 言
我国东部煤系赋存区地质构造及水文地质条件较为复杂，是世界上煤矿水害最为严重的区域之一。随着浅部易采煤炭资源逐渐枯竭，深部煤炭资源将成为我国煤矿开采的主攻方向。深部资源开采面临高地压、高水压、高地温等问题，地质及水文地质条件复杂。随着深部煤炭资源的开发强度逐渐增大，面临的水害问题也愈加严重。据初步统计，全国重点煤矿中受水害威胁的矿井占47.5%[1-4]。
从煤矿水害事故统计分析看，华北煤田95%以上的特大型淹井事故均因底板岩溶水突水所致。如桃园矿2013年的“2•3”奥灰突水事故，最大突水量29000 m3/h，死亡1人[5-6]。
长期以来，底板岩溶水害防治一直是华北煤田煤矿防治水的重点。特别是煤矿向深部延伸开采，高地压、高水压、高地温条件下，岩溶水突水威胁更大。目前，在淮北煤田普遍采用地面定向钻高压注浆技术，对太原群上组第三层薄层灰岩（简称“三灰”）进行区域性加固改造，在增加底板隔水层厚度和强度的同时，对穿过三灰岩溶裂隙及导水通道（如导水断层等）进行有效封堵[7-9]。
底板区域注浆工程实施中，注浆高压以及浆液析水会在一定时期内改变地下水流场的分布特征。多采区及多工作面区域高压注浆改造三灰，补径排路径遭到人为干扰，使太灰水及与之有水力联系的含水层渗流场发生变化。渗流场的变化必然会造成水化学场的改变。同时浆液析出水水量大（室内试验可知，煤矿常用浆液相对密度1.2～1.4，析水率为56%～25%）；pH值通常为10～12，甚至更高，地下水经强碱性水泥浆液碱性作用后，必然造成含水层的水化学组成变化。大规模区域注浆，对地下水化学场和渗流场如何影响？耦合作用怎样？这些均是亟待解决的科学问题。
在矿区地下水化学场−渗流场（简称“双场”）耦合研究方面，已有研究主要立足于特征离子和长观孔水位变化[10-11]。近年来，有大量文献报道了利用TDS、同位素等分析流场特征[12-14]。许多软件（如GMS、Feflow、Visual MODFLOW等）在模拟采动影响下地下水流场演变方面发挥了重要作用[15-18]。目前，关于渗流场与化学场耦合作用研究，基本都是基于原生自然环境下进行，关于人为防治水工程、突水灾害等扰动下的相关研究少有涉猎，特别是关于目前常用的地面定向钻高压注浆扰动下的“双场”耦合相关研究较少。
Feflow软件较适用于裂隙介质三维地下水模拟，且能对断层加密剖分，更适用于矿区地下水模拟[19]。笔者基于Feflow软件，以桃园煤矿为研究对象，建立渗流场和溶质运移化学场模型，探讨“双场”耦合作用下溶质扩散影响因素并预测注浆结束后溶质浓度演变趋势，为煤矿开展区域注浆影响下矿井水害的水化学预警奠定基础，为煤矿有效开展水害防治提供科学依据，具有重要的理论和实践意义。
1. 研究区概况
淮北煤田桃园煤矿位于安徽省北部，区内地势平坦，无基岩出露，均为厚层松散层所覆盖。其构造位置位于宿南向斜西翼、宿南背斜东翼，基底为奥陶系和寒武系地层，构造地质及水文地质条件复杂（图1a）。矿井被F2断层切割分成南、北两块，并且以F2断层为界，地层走向发生变化，F2断层以北为北北西，以南为北北东。矿井总体为一走向近南北、倾向东的单斜构造。其中太灰含水层在矿井南部广大地区和北部接受补给，向中北部F2断层附近Ⅱ4采区径流排泄（图1b）。
矿井主要充水水源为煤层顶底板砂岩裂隙水、底板太原组灰岩水、奥陶系灰岩水。其中，太原组灰岩含水层发育11层薄层灰岩，三灰、四灰较厚，岩溶发育，富水性较强，是太灰水防控的重点。为消除水害威胁，桃园煤矿对物探、钻探和水文地质试验查明有垂向导水构造的区域，采取地面定向顺层钻孔对太原组三灰进行区域注浆改造（图1c），变含水层为隔水层，同时阻断三灰与其下伏灰岩尤其是奥灰之间的水力联系[20]。
针对10号煤层水害防治，桃园煤矿从2014年底开始，分别针对Ⅱ1、Ⅱ2及Ⅱ4采区的多个工作面进行注浆改造，至2020年5月底板区域注浆工程全部结束，治理区主要分布在矿井中部和南部，并相互衔接（图1c）。区域注浆面积总计4587459 m2，注浆量共计798052 t。
2. 注浆扰动下“双场”演化分析
在全面分析桃园井田地质与水文地质条件的基础上，对客观地质体科学概化，首先利用Feflow软件建立渗流场模型，此基础上选定较为稳定的Cl−为模拟因子，建立溶质运移化学场模型，经识别验证后得到注浆扰动下含水层相关参数信息，并对模型的可靠性进行评价，为“双场”耦合作用研究奠定基础。
2.1 地质模型概化
由于部分太灰水水位观测孔分布在井田西侧，超出井田范围，为更好利用观测孔水位进行识别验证，在桃园矿井范围的基础上将模型范围向西延伸约150 m，至虚线范围处。
从空间上看，研究区太灰水流整体上以水平运动为主、垂向运动为辅，地下水运动符合达西定律；考虑含水层之间的流量交换，灰岩水运动可以概化为空间三维流；灰岩水系统的垂向运动是含水层间构造裂隙导水造成水头差异引起的；地下水系统的输入输出随时间、空间变化，故地下水为非稳定流；参数随空间变化，体现了系统的非均质性，所以含水介质概化为非均质各向异性介质[21]。
桃园煤矿与西部钱营孜煤矿、南部祁南煤矿处于同一个水文地质单元上，相互间有一定的水力联系，则桃园井田边界概化为流量边界，侧向流量随时间和位置的不同有所变化。灰岩含水层垂向边界包括1灰顶板和4灰底板，概化为隔水边界。
综上，概化的地质模型如图2所示。
2.2 渗流场演化模拟
太灰水渗流为三维非稳定流，可用Feflow软件建立注浆扰动下太灰水渗流场模型。该承压含水层运动方程如下：
$$ \left\{\begin{array}{l}\dfrac{\partial }{\partial x}\left({k}_{xx}\dfrac{\partial h}{\partial x}\right)+\dfrac{\partial }{\partial y}\left({k}_{yy}\dfrac{\partial h}{\partial y}\right)+\dfrac{\partial }{\partial {\textit{z}} }\left({k}_{ {\textit{z}} {\textit{z}} }\dfrac{\partial h}{\partial {\textit{z}} }\right)\\ +\omega =S\dfrac{\partial H}{\partial t} \qquad \left(x,y, {\textit{z}} \right)\in \varOmega ,t\geqslant 0\\ {\left.h\left(x,y, {\textit{z}} ,t\right)\right|}_{t=0}={h}_{0} \qquad \left(x,y, {\textit{z}} \right)\in \varOmega ,t\geqslant 0\\ \left.{K}_{n}\dfrac{\partial h}{\partial \stackrel-{n}}\right|{\tau }_{2}=q\left(x,y, {\textit{z}} , t\right) \qquad \left(x,y, {\textit{z}} \right)\in {\tau }_{2},t\geqslant 0\\ \left.\dfrac{\partial h}{\partial \stackrel-{n}}\right|{\tau }_{4}=0 \qquad \left(x,y, {\textit{z}} \right)\in {\tau }_{4},t\geqslant 0\end{array}\right. $$ (1) 式中：
$\varOmega $ 为灰岩水渗流区域；h为含水层的水位，m；Kxx、Kyy、Kzz为含水层沿x、y、z方向的渗透系数，m/d；Kn为边界面法向渗透系数，m/d；S为承压含水层贮水率，m−1；ω为含水层的源汇项代数和，d−1； H0为含水层的初始水位分布，m；${\tau _2} $ 为渗流区域的侧向边界；${\tau _4} $ 为渗流区域的下边界，即承压含水层底部的隔水边界；$ \stackrel{-}{n} $ 为边界面法线方向；q（x，y，z，t）为定义为侧向边界的单宽流量，m2/（d·m），流入为正，流出为负，隔水边界为0[22]。模型网格剖分采用三角剖分，剖分数量10000个，且对F2断层加密剖分。经网格剖分后，构建三维地质结构体，顶板标高−604.3～−1252.2 m，底板埋深−646.6～−1271.4 m，矿井北部地层相对较厚（图3，因概念模型向西延伸，图中顶板埋深浅至−260.7 m）。
![]()
图 3 模拟区网格剖分及三维地质结构体Figure 3. Mesh generation and three-dimensional geological structure of simulation area统筹考虑注浆扰动下长观孔水位数据、井下放水孔水压、矿井涌水量、水文地质参数获取时间、后期水样测试等信息，太灰水渗流模型模拟时间选定为2021年1月至2021年12月（注浆结束后）。经多次调参，获得验证后渗流场模型。调整后参数见表1，调参后模型如图4所示。
表 1 注浆期间验证后水文地质参数Table 1. Hydrogeological parameters after verification during grouting采区 模型参数/(m·d−1) 通过水文地质
孔或放水试验
获知/(m·d−1)Kxx Kyy Kzz 北八 1.1 0.11 0.11 1.17～2.003 F2断层 0.05 0.005 0.005 0.0044 98-3 0.001 0.0001 0.0001 0.67 Ⅱ4西 2.45 0.245 0.245 2.07～2.73，
平均2.45Ⅱ4东 0.03 0.003 0.003 0.0323 Ⅱ2西 1.8 0.18 0.18 平均2.17 Ⅱ2东 0.002 0.0002 0.0002 0.000029 Ⅱ1右翼西 0.01 0.001 0.001 0.00466～0.0134 Ⅱ1右翼东 0.003 0.0003 0.0003 Ⅱ1左翼 0.03 0.0003 0.0003 0.000274～0.00218 南三 0.002 0.0002 0.0002 — 注浆区域 0.0001 0.0001 0.0001 0.000046～0.002，
平均0.00029注浆后初始水位（图4a）显示，矿井南部水位较高，多处于−110～−140 m之间；向北至矿井中部Ⅱ4、Ⅱ2采区水位变化较大，总体向Ⅱ4采区西北部径流排泄；矿井北部，水位较低，但变化不大。模型运行365 d后，2021年12月实际水位特征（图4b）与2021年1月的初始水位相近，期间太灰长观孔（98−观3、2019−探3、2017−观1、2014−观1）水位值波动不大。
图5显示，各太灰水位长观孔模拟水位与实测水位变化趋势基本一致，相对来讲中北部的98−3太灰长观孔水位变化与实际水位差距最大（推测此处水文地质条件复杂，模型刻画不够精细），2014−观1和2019−探3模拟效果最好。通过对检测孔各月水位实测与模拟值统计结果显示，差值范围在|0−1|、|1−3|、>|3| m的点分别占到38.6%、33.3%以及28.1%，总体来看，误差小于3 m的点占到了71.9%，表明模拟取得了良好的效果。
![]()
图 5 注浆后太灰长观孔中实际水位与模拟水位历时演化Figure 5. Temporal evolution of actual water level and simulated water level in long view hole after grouting2.3 化学场演化模拟
基于线性弥散定律和溶质质量守恒定律，建立水动力弥散方程，采用对流弥散方程计算溶质在三维地下水流中的迁移，控制方程如下：
$$ \left\{\begin{array}{l}\dfrac{\partial \left(\theta c\right)}{\partial t} = \dfrac{\partial }{\partial {x}_{i}}\left(\theta {D}_{ij}\dfrac{\partial c}{\partial {x}_{j}}\right)-\dfrac{\partial }{\partial {x}_{i}}\left({q}_{i}c\right)+{q}_{{\rm{s}}}{c}_{{\rm{s}}} + \displaystyle \sum\limits_{n=1}^{N}{R}_{{\rm{k}}}\\ {\left.c\left(x,y, {\textit{z}} ,t\right)\right|}_{t=0}={c}_{0}\left(x,y, {\textit{z}} \right)\quad\left(x,y, {\textit{z}} \right)\in D\\ \\ {\left.c\left(x,y, {\textit{z}} ,t\right)\right|}_{{{\tau }}_{1}}={c}_{1}\left(x,y, {\textit{z}} \right)\quad\left(x,y, {\textit{z}} \right)\in {\tau }_{1}\\ {\left.{D}_{ij}\dfrac{\partial c}{\partial {x}_{j}}\right|}_{{\tau }_{2}}=-{q}_{2}\left(x,y, {\textit{z}} ,t\right)\quad\left(x,y, {\textit{z}} \right)\in {\tau }_{2}\\ {\left.\left(c{v}_{i}-{D}_{ij}\dfrac{\partial c}{\partial {x}_{j}}\right)\right|}_{{\tau }_{3}}=-{q}_{3}\left(x,y, {\textit{z}} ,t\right)\quad\left(x,y, {\textit{z}} \right)\in {\tau }_{3}\end{array}\right. $$ (2) 式中：c为选定溶质的质量浓度，mg/L；θ为灰岩含水层孔隙率；t 为时间；qi为达西流速，m/d；qs为源汇项或者流出项的体积通量值，d−1；cs为源汇项或者流出项的质量浓度，mg/L；Rk为表示各种反应的特定术语；Dij为水动力弥散系数张量，m2/d；c0为初始浓度，mg/L；τ1为定浓度边界条件；τ2为弥散通量边界条件；τ3为定溶质通量边界[22]。
基于桃园煤矿区域注浆实况及水岩作用分析可知，地下水常规离子中Cl−和
${\rm{NO}}_3^-$ 是地下水环境中比较稳定的常规离子。原含水层中$ {\rm{NO}}_3^- $ 含量较低，可近似为0，浆液析出水中$ {\rm{NO}}_3^- $ 稳定，如若注浆后地下水检测到$ {\rm{NO}}_3^- $ ，则说明受到浆液析出水的混合影响，但是由于$ {\rm{NO}}_3^- $ 质量浓度总体较低，实测浓度及模型结果等误差可能较大，所以此处选择地下水中含量较高且比较稳定的Cl−，作为本次模拟使用的溶质[23]。基于已建立渗流场模型，参数设置主要涉及灰岩含水层孔隙率、溶质初始浓度、边界条件和水动力弥散系数，其中含水层孔隙率和边界条件根据实际注浆工况，分别设为时间的函数。当渗流场确定后，水动力弥散系数取决于3个介质参数，分别是有效扩散系数Dd、纵向弥散度αL、横向弥散度αT[24]。溶质运移模拟期设为2015年1月至2021年11月（2021年最后一次水样采集时间是2021年11月，为便于模拟值与实测值的验证，此处模拟期截止至2021年11月），基于定期定点（图2）取样测试的Cl−含量，识别验证后主要参数见表2，设溶质运移模型分别运行1 a（365 d，至2015年12月，此时仅Ⅱ2采区有注浆）、3 a（1085 d，至2017年12月，此时Ⅱ2、Ⅱ4采区注浆已结束）、7 a（2525 d，至2021年11月，所有注浆均已结束），运行结果如图6所示。
表 2 溶质运移模型相关参数Table 2. Relevant parameters of solute transport model分区 Kxx/
(m·d−1)Kyy/
(m·d−1)Kzz/
(m·d−1)孔隙率 纵向
弥散度/m横向
弥散度/m注浆
时间/d注浆起始
时间/d注入浆液
流量/(m3·d−1)放水孔
流量/(m3·d−1)北八 1.1 0.11 0.11 0.3 10 1 — — — 3 ~ 10 F2断层 0.05 0.005 0.005 0.3 — — — 98-3区 0.001 0.0001 0.0001 0.3 — — — Ⅱ4西 2.45 0.245 0.245 0.3 — — — Ⅱ4东 0.03 0.003 0.003 0.3 — — — Ⅱ2西 1.8 0.18 0.18 0.3 — — — Ⅱ2东 0.002 0.0002 0.0002 0.3 — — — Ⅱ1右翼西 0.01 0.001 0.001 0.15 — — — Ⅱ1右翼东 0.003 0.0003 0.0003 0.15 — — — Ⅱ1左翼 0.003 0.0003 0.0003 0.15 — — — 南三采区 0.002 0.0002 0.0002 0.15 — — — Ⅱ4注
浆区注前 2.45 0.245 0.245 0.3 10 1 5 635 251.04 注后 0.0001 0.0001 0.0001 0.015 5 0.5 Ⅱ2注
浆区注前 1.8 0.18 0.18 0.3 10 1 5 155 67.7 注后 0.0001 0.0001 0.0001 0.015 5 0.5 Ⅱ1右注
浆区注前 0.01 0.001 0.001 0.15 10 1 5 1625 17.3 注后 0.0001 0.0001 0.0001 0.015 5 0.5 Ⅱ1左注
浆区注前 0.003 0.0003 0.0003 0.15 10 1 5 1415 6.5 注后 0.0001 0.0001 0.0001 0.015 5 0.5 运行1 a后（图6a），Ⅱ2采区南部径流相对强烈地区溶质运移速度较快，浓度变化较大；运行3 a后（图6b），Ⅱ2、Ⅱ4注浆区周边溶质扩散均较明显，且Ⅱ4注浆区西侧及东侧均为径流排泄区（东侧是Ⅱ6大巷抽放水所致），溶质扩散更为明显。运行7 a后（图6c），Ⅱ2、Ⅱ4注浆区溶质扩散均较明显，且西侧溶质运移更为明显，溶质质量浓度变化较大，主要是由于两采区西部渗透系数较大，地下水流动性较好。虽然Ⅱ4注浆区注浆时间较晚，但其溶质扩散更为明显，首先由于两采区东部渗透性差异，Ⅱ4采区东部渗透系数为Ⅱ2采区东部的15倍（Ⅱ4采区东部渗透系数0.03，Ⅱ2采区东部为0.002）；然后Ⅱ4采区东部Ⅱ6大巷放水量较大，其它采区放水量相对较少。Ⅱ1采区相对注浆时间较晚，且渗透系数较小，则溶质运移较慢。
继续运行至50 a（图6d），结果显示，Ⅱ4采区Cl−已均匀运移扩散开来，Ⅱ2采区Cl−也已基本扩散，与周边色阶差异不大，而Ⅱ1注浆区Cl−与周边色差较明显，主要由于Ⅱ4、Ⅱ2采区渗透系数较大，而Ⅱ1采区岩石致密，渗透性较差，浆液析出水基本以“滞水”状态存在。
模型运行期间，各监测点水位如图7所示，其中太灰长观孔监测点水位，已通过前述渗流场模型验证；R开头图例均表示水样采集点处水位，无水位监测数据。由图7可以看出，Ⅱ4、Ⅱ2采区注浆时，注浆工作面内监测点（如R27检41孔、R28 Ⅱ 1029老空水、R8-10Ⅱ 1042轨道、R12北二灰岩、R29Ⅱ 1027底抽巷）灰岩水位上升明显。注浆区周边监测点（如Ⅱ4采区东部R13-21Ⅱ 6大巷检50孔、Ⅱ2采区东部R11Ⅱ 1026泄水巷、Ⅱ1采区西部南大巷放水孔等）以及距离较远的太灰水位长观孔水位（如995-观1、98-观3等）受注浆扰动不够明显，其中太灰98-观3水位波动主要是由于开采期间，不定量抽水引起的水位正常波动。注浆结束后即进入开采期，随巷道内灰岩放水量增加，太灰含水层下降致安全水位。
![]()
图 7 模型运行期间部分监测点太灰水位动态变化Figure 7. Dynamic change of limestone water level in Taiyuan Formation at some monitoring points during model operation通过2021年每隔1个月采集的太灰水样中Cl−质量浓度验证可知（图8），5次采集的Ⅱ4采区Ⅱ6大巷检50孔太灰水Cl−实测质量浓度为254.7～271.5 mg/L，平均267.5 mg/L，而模拟所得Cl−质量浓度为256.3～279.9 mg/L，平均269.6 mg/L，模拟期内随时间增加，Cl−质量浓度呈降低趋势；5次采集的Ⅱ 4采区Ⅱ 6大巷补检6孔太灰水中Cl−实测质量浓度为220.1～270.8 mg/L，平均256.3 mg/L，而模拟所得Cl−质量浓度为243.6～286.2 mg/L，平均260.4 mg/L，模拟期内随时间增加，Cl−质量浓度呈降低趋势；Ⅱ 1采区南三煤眼太灰水中Cl−实测质量浓度为209.8～231.4 mg/L，平均218.5 mg/L，该模拟期内Cl−模拟质量浓度为203.7～204.3 mg/L，平均204.1 mg/L，模拟期内随时间增加，质量浓度呈降低趋势，但降低较慢。综上，Ⅱ 4采区溶质运移模拟效果较好，Ⅱ 1采区模拟浓度偏低约14.4 mg/L，误差约为实际值的6.6%，仍低于10%，总体上模拟效果较好。其中，中北部的Ⅱ 4采区Cl−质量浓度多高于南部的Ⅱ 1采区，主要由于桃园煤矿南部太灰水水位较高，多处于补给径流区，中北部水位较低，处于排泄区，而沿地下水补给、径流、排泄路径，地下水中溶解固体物质总量呈增大趋势。
![]()
图 8 溶质运移模拟值与实测值验证分析Figure 8. Verification analysis of simulated and measured values of solute transport自2021年每隔一个月取桃园煤矿太灰水样，因井下采样条件有限，每次取样地点稍有不同。其中自2022年以来涉及Ⅱ4采区Ⅱ6大巷补检6孔、检50孔及Ⅱ1采区南三煤眼太灰水中Cl−实测质量浓度见表3，可知水质监测点实测值与模拟值基本相近，进一步证明了构建模型的正确性。
表 3 2022年以来相关水质监测点Cl–实测质量浓度Table 3. Measured concentration of Cl– at relevant water quality monitoring sites since 2022取样日期（年−月） 取样点 $\rho ({\rm{Cl}}^{-})$/（mg·L–1） $\rho ({\rm{Cl}}^{-})$平均值/（mg·L–1） 2022−01 补检6 220.1 220.1 2022−01 检50号 268.4 266.1 2022−03 255.4 2022−05 266.4 2023−03 274.0 2022−03 南三
煤眼204.5 213.9 2022−05 219.5 2022−08 217.8 模型运行期间，各监测点Cl−质量浓度动态变化如图9所示，其中太灰长观孔Cl−质量浓度无实测数据；R开头的监测点表示水样采集处Cl−质量浓度，部分时间节点处浓度已通过验证。可以看出注浆时，Ⅱ4、Ⅱ2采区注浆工作面内监测点Cl−质量浓度瞬时增加（如R27、R8-10、R29、R12），变化明显，随时间增加Cl−质量浓度逐渐降低。随与注浆区距离的增大，监测点Cl−质量浓度瞬时动态响应减弱（如R7、R11、R30等）。距离注浆区较远处，Cl−质量浓度瞬时响应不明显（如R1-6、R8-10、98-观3、2014-观1等），且短期内随时间增加，质量浓度变化不明显。
![]()
图 9 模型运行期间部分监测点处Cl−质量浓度变化Figure 9. Changes of Cl− concentration at some monitoring points during model operation3. 注浆扰动下“双场”耦合作用分析
注浆扰动下地下水环境的演化是由渗流场与化学场耦合作用引起的。为此，在上述渗流场与化学场演化分析基础上，进一步研究地下水渗流路径上溶质演化及其渗透系数、孔隙率等水力参数的影响机制，进而构建区域注浆扰动下基于“双场”耦合作用的溶质扩散预测模型。
3.1 渗流路径上溶质演化
以注浆扰动下Ⅱ 4采区为例（图10），模型运行初期（图10a），渗流较强区域位于Ⅱ 4采区西部，向西北方向径流排泄；随着Ⅱ 4采区Ⅱ 6大巷排水增加，Ⅱ 4采区太灰水径流方向逐渐由向西变为向东（图10b），注浆期间（第635～639天）太灰水由注浆区向周边径流排泄（图10c），特别向东西两侧及西北部排泄较多（西部渗透系数大于东部）；注浆后短期内，太灰水仍是由注浆区向东西两侧特别是西侧径流排泄，由于注浆区渗透系数减小，随时间增加，径流强度减弱（图10d）；随时间延长，Ⅱ 6大巷排水增加，Ⅱ 4采区西部太灰水径流方向逐渐由注浆区向西部排泄，变为由西部向东部排泄，但强度较弱（图10e），只要Ⅱ 6大巷持续排水，Ⅱ 4采区西部接受补给向东部径流排泄的局部流场特征便会保持下去（图10f为Ⅱ 4采区注浆后约5 a时间）。
![]()
图 10 模型运行过程中Ⅱ 4采区局部“双场”演化（箭头代表径流的方向和强度）Figure 10. Local “dual field” evolution in Ⅱ 4 mining area during model operation (Arrows represent the direction and intensity of runoff)图10中D1-D5及X1-X6分别为注浆区东部和西部径流路径，基于Ⅱ 4采区局部流场演化分析，分别选择注浆后1～5 a两路径处Cl−质量浓度进行分析，具体如图11所示。可以看出，Ⅱ 4采区东部D1-D5路径上，补给区D1-D3 Cl−质量浓度较高，注浆结束约2 a后，D1-D3处Cl−质量浓度开始明显下降，且D1下降最明显，随时间运移，下降幅度减小；D4-D5径流排泄处Cl−质量浓度逐渐增加，且位于Ⅱ6大巷径流排泄处的D5监测点增加较快，随时间延长，D4增加幅度逐渐加大，即径流排泄区Cl−质量浓度均逐渐增大，且排泄区Cl−质量浓度最大。
![]()
图 11 两径流路径上监测点Cl−质量浓度Figure 11. Cl− concentration at monitoring points on two runoff pathsⅡ 4采区西部X1～X6路径上，补给区X1、X2 Cl−质量浓度较高，而X2处Cl−质量浓度下降较快，主要是由于其西部未注浆区渗透系数相对较大，渗流相对较强，随时间延长，Cl−下降变缓，并逐渐稳定；随径流路线延长，X3～X6监测点Cl−质量浓度依次增加，但随时间延长，其变化趋势特点不同，主要是由于期间径流排泄路线有所变化而致。
由此可知，随渗流场补径排路径发生变化，溶质浓度也会相应发生变化，一般情况下沿补径排路径，溶质浓度呈增大趋势。
3.2 溶质运移与水力参数的关系
基于该溶质运移模型，将某一参数按一定倍数调整，其它参数不变，运行模型，观察监测点处溶质质量浓度，进而研究相关参数对溶质运移的影响机理。
根据前述分析，溶质运移影响因素主要包括地层渗透系数、孔隙率、弥散度、水力梯度等。下面以矿井中部的Ⅱ 4采区Ⅱ 6大巷检50孔（图2中R13-21）和矿井南部的Ⅱ 1采区南三煤眼（图2中R1-6）为例，予以阐述。
1）渗透系数。图12a显示，当Ⅱ4采区东部和Ⅱ1采区西部渗透系数在0.003～0.075 m/d变化时，R13-21点Cl−质量浓度为167.3～288.0 mg/L，R1-6点Cl−质量浓度为197.4～206.7 mg/L。即随渗透系数的增加，监测点溶质浓度均增加，但是不同监测点增加幅度不一样，其中R13-21点浓度增加较为明显。图12b为模型运行至2021年底多个监测点多个时间节点处Cl−质量浓度统计结果（下同），可以看出，渗透系数较小时（小于0.01 m/d），Cl−质量浓度变化幅度较大，说明此时Cl−运移受渗透系数影响较大；而当渗透系数大于0.1 m/d时，Cl−质量浓度受渗透系数影响较小，但是随渗透系数增加，Cl−质量浓度变化幅度增大。即当渗透系数大于0.1 m/d时，随渗透系数增加，Cl−运移受渗透系数影响逐渐增大。
![]()
图 12 渗透系数对溶质运移的影响Figure 12. Influence of permeability coefficient on solute transport2）孔隙率。图13a显示，当Ⅱ4采区东部和Ⅱ1采区西部渗透系数在0.03～0.75 m/d变化时，R13-21点Cl−质量浓度为368.0～192.8 mg/L，R1-6点Cl−质量浓度为207.5～158.3 mg/L。即随孔隙率的增加，监测点溶质浓度均减小，但是减小幅度不一样，R13-21点Cl−质量浓度减小较快，R1-6点Cl−质量浓度减小较慢。即在其他条件相同时，随孔隙率增加，注入的浆液储存于流经岩石的量增多，结果使向前运移扩散的量减少，造成距离注浆区稍远的监测点Cl−浓度减小。图13b显示，孔隙率较小时（小于0.15），Cl−质量浓度变化范围较大，此时Cl−运移受孔隙率影响较大。总体上随孔隙率增大，Cl−质量浓度变化范围越来越小，即对Cl−运移影响越小。
3）弥散度。图14a显示，当Ⅱ4采区东部和Ⅱ1采区西部弥散度在5～125 m之间变化时，R13-21点Cl−质量浓度为189.1～294.1 mg/L，R1-6点Cl−质量浓度为195.3～208.7 mg/L。即随弥散度的增加，监测点溶质浓度均增加，不同监测点增加幅度不一样，R13-21点浓度增加较为明显，R1-6点浓度增加不够明显。图14b显示，随矿井范围内弥散度同步增大，其对Cl−质量浓度的影响逐渐增大。
4）达西流速和水力梯度。模型运行期间地下水渗透流速可以监测得到，而某监测点渗透系数是一定的，根据达西定律公式v=ki，可获得水力梯度[25]。以R13-21（Ⅱ4采区东部检50孔）为例，期间渗透流速为0.0045～0.0056 m/d（图15a），渗透流速与水力梯度同步变化，经换算水力梯度为0.145～0.190（图15b）。图15a、15b、15c显示，注浆后一定时间内随水力梯度和渗透流速的增加，Cl−质量浓度增加（281.07～411.48 mg/L）。另外，随时间运移，不同监测点Cl−质量浓度变化不同，但总的变化趋势基本一致，先增大后减小。不同地点增大幅度不同，浓度峰值出现的时间也不同，一般在注浆后18～22 a的时间内Cl−质量浓度达到峰值，随后Cl−质量浓度开始降低，即该区注浆的影响作用开始减弱，约在40 a后达到平衡状态。就R13-21监测点而言，从开始注浆至2033年间（约注浆后18 a内），区域注浆对桃园井田化学场的影响呈增加趋势，2033年后（区域注浆结束18 a后），其影响逐渐减弱。图15c中R23-26监测点Cl−质量浓度先降低再增大，主要是由于前期抽放水影响大于注浆扰动影响所致；注浆后约10 a开始，注浆扰动影响大于抽放水。图15d也可以看出，由于抽放水影响，R23-26监测点水力梯度变化较大。
![]()
图 15 达西流速和水力梯度对溶质运移的影响Figure 15. Effects of Darcy flow rate and hydraulic gradient on solute transport浆液相对密度对溶质运移也有一定的影响。比重不同，浆液析出水Cl−质量浓度也不同。室内浆液析水试验可知，相对密度1.2、1.3、1.4、1.5、1.6的浆液，其析出水Cl−质量浓度分别为395.2、439.3、496.5、501.6、513.1 mg/L，模型中注入浓度分别输入不同比重浆液Cl−质量浓度，运行至2021年12月（图16，以Ⅱ4采区东部检50孔监测点为例）。可以看出，随浆液相对密度增加，监测点Cl−质量浓度增加。2021年在Ⅱ4采区东部检50孔所取的6个太灰水测试结果显示，Cl−质量浓度为224.8～290.7 mg/L，平均为253.4 mg/L，在相应模拟应力期（2021年）的Cl−质量浓度范围内（247.0～266.1 mg/L）。
3.3 “双场”耦合作用下溶质扩散预测模型
通过上述分析可知，某监测点溶质质量浓度除与渗透系数、孔隙率、弥散度、水力梯度、注入溶质浓度等参数有关外，还与注浆时间、与注浆点距离等参数有关。基于验证后模型多次设参运行所获取的约690组数据，借助SPSS软件拟合分析，建立了溶质扩散预测模型，以期预测分析区域注浆扰动情况：
$$ {C}{(\rm{Cl}^-)} = 57.326 \times \sqrt[2.702]{\frac{{C}_{z} {k}^{0.48} {I}^{0.84} {\alpha }_{T} {\mathrm{ln}(t/365)}^{2.929}}{n {d}^{2.840}}}+{C}_{0} $$ 式中：
${C}{{{(\rm{Cl}}}^{-})}$ 为预测某监测点Cl−质量浓度，mg/L；$ {C}_{z} $ 为注浆区所注入浆液析出水中Cl−质量浓度，mg/L；$ k $ 为监测点处地层渗透系数，m/d；$ I $ 为监测点处水力梯度，无量纲；$ {\alpha }_{T} $ 为监测点处横向弥散度，m；t为注浆结束后时间，a；n为监测点处孔隙率，无量纲；d为监测点距注浆区的距离，m；$ {C}_{0} $ 为监测点处Cl−初始质量浓度，mg/L。该模型将渗流场模型涉及参数（渗透系数）、溶质运移化学场模型涉及参数（孔隙率、弥散度、水力梯度等）与注浆工况（注入浓度、注浆时间等）集合在一起，可以预测得出注浆扰动下某监测点溶质浓度。该模型变异系数分析（表4）显示，决定系数R2为0.807，接近于1，可知其拟合效果较好。
表 4 变异系数分析Table 4. Analysis of variance来源 平方和 自由度 均方 回归 36953748.147 8 4619218.518 残差 330222.493 683 483.488 未校正总数 37283970.640 691 校正后总数 1706633.256 690 R2 = 1 − (残差平方和) / (校正平方和) = 0.807 4. 结 论
1）验证后的注浆扰动下太灰含水层渗流场模型和溶质运移模型，其模拟值与实测值相差均较小，模拟效果均较好。
2）溶质运移主要受渗透系数、弥散度、水力梯度、渗透流速、注浆时间、浆液比重等参数控制，并发现在注浆后18～22 a内Cl−质量浓度达到峰值，随后Cl−质量浓度降低，约在40 a后达到平衡状态。
3）建立的“双场”耦合作用下溶质扩散预测模型，误差率小于10%的数据达81.4%，说明所建立的预测模型基本可靠。
研究具有较好的理论与实践意义，可为区域注浆扰动下受注目标含水层水环境演化研究及煤矿水害预测预警提供科学依据。
-
![]()
图 3 模拟区网格剖分及三维地质结构体
Figure 3. Mesh generation and three-dimensional geological structure of simulation area
![]()
图 5 注浆后太灰长观孔中实际水位与模拟水位历时演化
Figure 5. Temporal evolution of actual water level and simulated water level in long view hole after grouting
![]()
图 7 模型运行期间部分监测点太灰水位动态变化
Figure 7. Dynamic change of limestone water level in Taiyuan Formation at some monitoring points during model operation
![]()
图 8 溶质运移模拟值与实测值验证分析
Figure 8. Verification analysis of simulated and measured values of solute transport
![]()
图 9 模型运行期间部分监测点处Cl−质量浓度变化
Figure 9. Changes of Cl− concentration at some monitoring points during model operation
![]()
图 10 模型运行过程中Ⅱ 4采区局部“双场”演化（箭头代表径流的方向和强度）
Figure 10. Local “dual field” evolution in Ⅱ 4 mining area during model operation (Arrows represent the direction and intensity of runoff)
![]()
图 11 两径流路径上监测点Cl−质量浓度
Figure 11. Cl− concentration at monitoring points on two runoff paths
![]()
图 12 渗透系数对溶质运移的影响
Figure 12. Influence of permeability coefficient on solute transport
![]()
图 15 达西流速和水力梯度对溶质运移的影响
Figure 15. Effects of Darcy flow rate and hydraulic gradient on solute transport
表 1 注浆期间验证后水文地质参数
Table 1 Hydrogeological parameters after verification during grouting
采区 模型参数/(m·d−1) 通过水文地质
孔或放水试验
获知/(m·d−1)Kxx Kyy Kzz 北八 1.1 0.11 0.11 1.17～2.003 F2断层 0.05 0.005 0.005 0.0044 98-3 0.001 0.0001 0.0001 0.67 Ⅱ4西 2.45 0.245 0.245 2.07～2.73，
平均2.45Ⅱ4东 0.03 0.003 0.003 0.0323 Ⅱ2西 1.8 0.18 0.18 平均2.17 Ⅱ2东 0.002 0.0002 0.0002 0.000029 Ⅱ1右翼西 0.01 0.001 0.001 0.00466～0.0134 Ⅱ1右翼东 0.003 0.0003 0.0003 Ⅱ1左翼 0.03 0.0003 0.0003 0.000274～0.00218 南三 0.002 0.0002 0.0002 — 注浆区域 0.0001 0.0001 0.0001 0.000046～0.002，
平均0.00029
下载: 导出CSV
表 2 溶质运移模型相关参数
Table 2 Relevant parameters of solute transport model
分区 Kxx/
(m·d−1)Kyy/
(m·d−1)Kzz/
(m·d−1)孔隙率 纵向
弥散度/m横向
弥散度/m注浆
时间/d注浆起始
时间/d注入浆液
流量/(m3·d−1)放水孔
流量/(m3·d−1)北八 1.1 0.11 0.11 0.3 10 1 — — — 3 ~ 10 F2断层 0.05 0.005 0.005 0.3 — — — 98-3区 0.001 0.0001 0.0001 0.3 — — — Ⅱ4西 2.45 0.245 0.245 0.3 — — — Ⅱ4东 0.03 0.003 0.003 0.3 — — — Ⅱ2西 1.8 0.18 0.18 0.3 — — — Ⅱ2东 0.002 0.0002 0.0002 0.3 — — — Ⅱ1右翼西 0.01 0.001 0.001 0.15 — — — Ⅱ1右翼东 0.003 0.0003 0.0003 0.15 — — — Ⅱ1左翼 0.003 0.0003 0.0003 0.15 — — — 南三采区 0.002 0.0002 0.0002 0.15 — — — Ⅱ4注
浆区注前 2.45 0.245 0.245 0.3 10 1 5 635 251.04 注后 0.0001 0.0001 0.0001 0.015 5 0.5 Ⅱ2注
浆区注前 1.8 0.18 0.18 0.3 10 1 5 155 67.7 注后 0.0001 0.0001 0.0001 0.015 5 0.5 Ⅱ1右注
浆区注前 0.01 0.001 0.001 0.15 10 1 5 1625 17.3 注后 0.0001 0.0001 0.0001 0.015 5 0.5 Ⅱ1左注
浆区注前 0.003 0.0003 0.0003 0.15 10 1 5 1415 6.5 注后 0.0001 0.0001 0.0001 0.015 5 0.5
下载: 导出CSV
表 3 2022年以来相关水质监测点Cl–实测质量浓度
Table 3 Measured concentration of Cl– at relevant water quality monitoring sites since 2022
取样日期（年−月） 取样点 $\rho ({\rm{Cl}}^{-})$/（mg·L–1） $\rho ({\rm{Cl}}^{-})$平均值/（mg·L–1） 2022−01 补检6 220.1 220.1 2022−01 检50号 268.4 266.1 2022−03 255.4 2022−05 266.4 2023−03 274.0 2022−03 南三
煤眼204.5 213.9 2022−05 219.5 2022−08 217.8
下载: 导出CSV
表 4 变异系数分析
Table 4 Analysis of variance
来源 平方和 自由度 均方 回归 36953748.147 8 4619218.518 残差 330222.493 683 483.488 未校正总数 37283970.640 691 校正后总数 1706633.256 690 R2 = 1 − (残差平方和) / (校正平方和) = 0.807
下载: 导出CSV
-
[1] 武 强. 我国矿井水防控与资源化利用的研究进展、问题和展望[J]. 煤炭学报,2014,39(5):795−805. WU Qiang. Progress, problems and prospects of prevention and control technology of mine water and reutilization in China[J]. Journal of China Coal Society,2014,39(5):795−805.
[2] 曾一凡,刘晓秀,武 强,等. 双碳背景下“煤−水−热”正效协同共采理论与技术构想[J]. 煤炭学报,2023,48(2):538−550. ZENG Yifan,LIU Xiaoxiu,WU Qiang,et al. Theory and technical conception of coal-water-thermal positive synergistic co-extraction under the dual carbon background[J]. Journal of China Coal Society,2023,48(2):538−550.
[3] GUI H R,LIN M L. Types of water hazards in China coal mines and regional characteristics[J]. Natural Hazards,2016,84:1501−1512.
[4] 郭 艳,桂和荣,魏久传,等. 注浆工程扰动下煤系水砂岩含水层水岩作用机理—以桃园煤矿为例[J]. 煤田地质与勘探,2021,49(1):226−232. GUO Yan,GUI Herong,WEI Jiuchuan,et al. Mechanism of water rock interaction in coal measure sandstone aquifer disturbed by grouting engineering: a case study of taoyuan coalmine[J]. Coal Geology & Exploration,2021,49(1):226−232.
[5] GUO Y,WEI J C,GUI H R,et al. Evaluation of changes in groundwater quality caused by a water inrush event in Taoyuan coal mine, China[J]. Environmental Earth Sciences,2020,79(24):528. doi: 10.1007/s12665-020-09243-5
[6] 郭 艳. 煤矿区域注浆扰动下地下水水文地球化学演化与识别—以淮北煤田桃园煤矿为例[D]. 青岛: 山东科技大学, 2022. GUO Yan. Hydrogeochemical evolution and identification of groundwater under regional grouting disturbance in coal mine—taking Taoyuan coal mine in Huaibei coalfield as an example[D]. Qingdao: Shandong University of Science and Technology, 2022.
[7] 沈 冰. 基于定向钻进的高承压底板水害防治研究[J]. 煤炭技术,2018,37(11):174−176. SHEN Bing. Research on water inrush prevention of high pressure floor mine based on directional drilling[J]. Coal Technology,2018,37(11):174−176.
[8] 郑士田. 两淮煤田煤层底板灰岩水害区域超前探查治理技术[J]. 煤田地质与勘探,2018,46(4):142−146,153. ZHENG Shitian. Advanced exploration and control technology of limestone water hazard in coal seam floor in Huainan and Huaibei coalfields[J]. Coal Geology & Exploration,2018,46(4):142−146,153.
[9] 郑士田. 地面顺层孔探注成套技术在底板高压岩溶水害治理中的应用[J]. 中国煤炭地质,2018,30(8):53−57. ZHENG Shitian. Application of complete set of surface bedding borehole exploration and grouting technology on floor high pressure karst water hazard governance[J]. Coal Geology of China,2018,30(8):53−57.
[10] 胡雨柔. 某铅锌矿区水文地质特征与地下水中锌离子运移特征研究[D]. 成都: 成都理工大学, 2018. HU Yurou. The research of hydrogeological characteristics and zinc ionmigration features in groundwater of a Lead-Zinc mining area[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology, 2018.
[11] 杨 军,孙兆军,王 旭. 龟裂碱土地下水埋深、矿化度和盐分离子年内时空变化特征研究[J]. 节水灌溉,2016,247(3):45−48, 51. YANG Jun,SUN Zhaojun,WANG Xu. Analysis of annual spatial and temporal variation characteristics of groundwater depth, salinity and salt ions of crack alkaline land[J]. Water Saving Irrigation,2016,247(3):45−48, 51.
[12] 张保建,张 克,高宗军,等. 鄂尔多斯盆地侏罗系地下水系统及矿井防治水对策[J]. 煤炭科学技术,2016,44(3):122−128. ZHANG Baojian,ZHANG Ke,GAO Zongjun,et al. Jurassic underground water system in Ordos Basin and mine water prevention and control countermeasures[J]. Coal Science and Technology,2016,44(3):122−128.
[13] 韩鹏飞,王旭升,蒋小伟,等. 氢氧同位素在地下水流系统的重分布: 从高程效应到深度效应[J]. 水文地质工程地质,2023,50(2):1−12. HAN Pengfei,WANG Xusheng,JIANG Xiaowei,et al. Redistribution of hydrogen and oxygen isotopes in groundwater flow system: from elevation effect to depth effect[J]. Hydrogeology & Engineering Geology,2023,50(2):1−12.
[14] 许 蓬,王 明. 环境同位素技术在判定矿井含水层间水力联系的应用[J]. 煤炭科学技术,2018,46(S1):227−230. XU Peng,WANG Ming. Application of environmental isotopes technology in determining hydraulic connection between mine aquifer[J]. Coal Science and Technology,2018,46(S1):227−230.
[15] 刘建国,许光照,马学礼,等. 不同模拟软件在地下水环评中的应用对比研究[J]. 环境科学与技术,2018,41(S1):359−362. LIU Jianguo,XU Guangzhao,MA Xueli,et al. Study on comparative application of different simulation software in groundwater environmental impact[J]. Environmental Science & Technology,2018,41(S1):359−362.
[16] 范立民,马万超,常波峰,等. 榆神府矿区地下水水化学特征及形成机理[J]. 煤炭科学技术,2023,51(1):383−394. FAN Limin,MA Wanchao,CHANG Bofeng,et al. Hydrochemical characteristics and formation mechanism of groundwater in Yushenfu mining area[J]. Coal Science and Technology,2023,51(1):383−394.
[17] 吕情绪, 狄军贞, 李 果, 等.高强度采矿活动对地下水影响的数值模拟研究[J/OL].煤炭科学技术:1-7[2023-03-12]. https://doi.org/10.13199/j.cnki.cst.2021-0721 LYU Qingxu, DI Junzhen, LI Guo, et al. Numerical simulation study on the impact of high intensity mining activities on groundwater[J]. Coal Science and Technology:1-7[2023-03-12].https://doi.org/10.13199/j.cnki.cst.2021-0721
[18] 曾一凡,梅傲霜,武 强,等. 基于水化学场与水动力场示踪模拟耦合的矿井涌(突)水水源判识[J]. 煤炭学报,2022,47(12):4482−4494. ZENG Yifan,MEI Aoshuang,WU Qiang,et al. Source discrimination of mine water inflow or inrush using hydrochemicafield and hydrodynamic field tracer simulation coupling[J]. Journal of China Coal Society,2022,47(12):4482−4494.
[19] 胡 健,张祥达,魏志诚. 基于FEFLOW在地下水数值模拟中的应用综述[J]. 地下水,2020,42(1):9−13. doi: 10.19807/j.cnki.DXS.2020-01-003 HU Jian,ZHANG Xiangda,WEI Zhicheng. Literature review of the groundwater numerical simulation method based on the application of feFLOW[J]. Ground water,2020,42(1):9−13. doi: 10.19807/j.cnki.DXS.2020-01-003
[20] 郭 艳, 桂和荣, 魏久传, 等. 区域注浆影响下煤层底板太原组灰岩水水文地球化学演化规律[J/OL]. 煤炭学报: 1-14[2023-03-12]. http://kns.cnki.net/kcms/detail/11.2190.TD.20230222.0917.002.html GUO Yan, GUI Herong, WEI Jiuchuan, et al. Hydrogeochemical evolution law of Taiyuan Formation limestone water under coal seam floor caused by the influence of regional grouting[J/OL]. Journal of China Coal Society: 1-14[2023-03-12]. http://kns.cnki.net/kcms/detail/11.2190.TD.20230222.0917.002.html
[21] 林 坜. 大区域地下水流模拟研究及FEFLOW的建模方法[D]. 北京: 中国地质大学, 2006. LIN Mu. Characteristics of large regional groundwater modeling and the applied FEFLOW technique－a case study of North China Plain[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2006.
[22] 冯源升. 多场耦合作用下隧址区垃圾渗滤液运移规律及其对围岩稳定性的影响[D]. 重庆: 重庆大学, 2019. FENG Yuansheng. The migration law of landfill leachate in the tunnel area multi-field coupling and its influence on the stability of surrounding rock[D]. Chongqing: Chongqing University, 2019.
[23] 赵春虎,杨 建,王世东,等. 矿井水深层回灌过程量质耦合模拟分析[J]. 煤田地质与勘探,2021,49(5):36−44. doi: 10.3969/j.issn.1001-1986.2021.05.007 ZHAO Chunhu,YANG Jian,WANG Shidong,et al. Coupling simulation of groundwater dynamics and solute transfer in the process of deep reinjection of mine water[J]. Coal Geology & Exploration,2021,49(5):36−44. doi: 10.3969/j.issn.1001-1986.2021.05.007
[24] 张兴昊,林丹彤,胡黎明. 基于等效孔隙网络模型的水动力弥散数值模拟[J]. 清华大学学报(自然科学版),2022,62(12):1906−1914. ZHANG Xinghao,LIN Dantong,HU Liming. Numerical simulations of hydrodynamicdispersion based on an equivalentpore network model[J]. Journal of Tsinghua University(Science and Technology),2022,62(12):1906−1914.
[25] 张人权, 梁 杏, 靳孟贵, 等. 水文地质学基础[M]. 6版. 北京: 地质出版社, 2011: 59−65. -
期刊类型引用(3)
1. 聂继生，曹伟，薛飞洋. 工作面钻孔充水通道分析与识别实践研究. 能源与环保. 2025(01): 81-89 . 
百度学术
2. 翟明磊，白海波. 基于浆液–岩体耦合效应的裂隙注浆扩散机制研究. 煤炭科学技术. 2024(07): 158-167 . 本站查看
3. 郭艳，桂和荣，魏久传，庞迎春，胡满聪，郭祥东，洪荒，聂锋，崔亚利，叶爽. 区域注浆影响下煤层底板太原组灰岩水水文地球化学演化规律. 煤炭学报. 2023(08): 3204-3217 . 百度学术
其他类型引用(1)
计量
- 文章访问数: 171
- HTML全文浏览量: 46
- PDF下载量: 88
- 被引次数: 4
