0 引 言
神东煤炭基地是国家规划建设的14个大型煤炭基地之一，是我国已探明储量最大的煤田。其所属的神东矿区的原煤产量占全国的6%，对保障国家能源安全起着至关重要的作用。然而，神东矿区地处鄂尔多斯高原、毛乌素沙漠边缘与黄土高原的过渡地带，降水稀少，蒸发强烈，地下水资源极其缺乏。同时，煤炭资源开发对水文地质条件产生了一定程度的影响，造成含水层结构改变[1]，从而加剧了该地区水资源匮乏的程度。水资源短缺问题制约着矿区的发展和矿区人民生活水平的提高。矿区地下水保护与利用也成为了煤炭开发利用的核心问题[2-4]。与此同时，随着矿区开采规模的不断扩大，矿井水文地质条件也越来越复杂，煤矿水害问题日益严重，严重影响着生产安全[5]。因此，掌握矿区水文地质结构，查明煤炭开采对含水层的影响，总结其破坏和发展模式，从而在煤炭开采和水资源保护工作中做到有的放矢，对于神东矿区的经济社会和民生发展至关重要。
目前，神东矿区的水文地质条件的掌握已经较为充分。张茂省等[6]从分析水文地质条件入手，划分了陕北地区的地下水流系统，并从水资源保护的角度，将煤炭采区划分为非导水区、无水导水区、贫水导水区及富水导水区。马秀芬等[7]总结了包括神东矿区所属的鄂尔多斯盆地煤层与含水层的叠置关系，总结出4种含水层破坏模式。文献[5,8]根据最新标准并结合矿区实际情况，对矿区水文地质类型及水害类型进行了重新划分。许多学者也提出了诸多水资源保护和利用的建议[9-10]。
以往通常将煤层与含水层组合的叠置关系按照垂向叠置关系和水平向叠置关系分别研究[7,11-12]，从结构上探讨煤层和含水层的关系。对煤层和含水层共存关系的认识不应只是建立在垂向叠置关系的维度上，更应该注重其空间位置关系。笔者以神东矿区作为研究区，在细化煤层与含水层空间位置关系的基础上，尝试建立煤层与含水层空间组合关系模式，并总结出煤炭开采条件下含水层主要的破坏模式。尝试建立矿区空间结构形态，以期为矿区安全生产和地下水资源保护决策提供思路和方法。
1 研究区概况
1.1 气象水文
工作区依据地貌成因和形态特征可划分为河谷地貌、黄土地貌和风沙地貌3种地貌类型。属典型的北温带半干旱大陆性季风气候区，区内多年平均气温9.91 ℃，多年平均降水量437.2 mm，多年平均蒸发量2 065.1 mm，蒸发量为降雨量的4～5倍。
工作区河流主要属黄河水系，乌兰木伦河和?凎牛川为区内主干水系，二者在店塔附近汇合称窟野河。以乌兰木伦河和牛川为主干流，全区有大小河流近百条，多为季节性河流，暖季丰水，冷季枯水或干涸[13]。
1.2 地质背景
工作区位于鄂尔多斯盆地东北部，发育由三叠系上统瓦窑堡组、侏罗系下统富县组、中统延安组、直罗组、安定组，白垩系环河组、洛河组，新近系、第四系中更新统离石组、上更新统萨拉乌苏组、马兰组，全新统冲洪积层及毛乌素组风积砂层。
煤炭资源主要分布于延安组。延安组内发育煤层9～12层，主要可采煤层为6～9层。煤层埋藏一般较浅，以中厚煤层为主。含煤地层倾角平缓，总体倾向为南西方向。由于可采煤层数目多、煤层埋藏浅、上覆松散层厚度大等特点的存在，因而长壁开采引起次生环境地质问题的风险也较大[14-15]，水文地质简图如图1所示。
图1 水文地质简图
Fig.1 Hydrogeological map of study area
1.3 主要含水岩组
1.3.1 第四系松散岩类孔隙含水岩组
1)全新统毛乌素组风积砂层含水亚组(Q4m)。广泛分布于工作区西部、西北部风积砂滩地区，零星分布于全区。含水层厚度和埋藏条件均受到下伏地层及沙丘高度等因素的控制，一般0.5～10.0 m。地下水受到大气降水和凝结水补给。地下水动态条件受气候条件影响极大。单井涌水量一般10～100 m3/d，水位埋深0.3～2.0 m。
2)全新统河谷冲积物孔隙含水亚组(Q4al+pl)。分布于乌兰木伦河、牛川及较大支沟的河流堆积物形成的河漫滩和阶地，呈条带状分布，含水层厚度4～10 m，含水层水位埋深一般1～3 m[16]。单井涌水量10～100 m3/d。
3)更新统萨拉乌苏组孔隙含水亚组(Q3s)。多呈沟谷泉域分布，如考考赖泉域、柳根沟泉域等。泉域中心含水层岩性主要为粉细、中细砂、砂砾石层，沉积较厚，向周边递减变簿。考考赖沟为40 m[12]，柳根沟10～40 m，其他泉域5～20 m，渗透系数8～17 m/d。随着煤炭的大规模开采，泉域地下水位大幅下降，目前含水层厚度普遍小于10 m，水位埋深0.90～9.27 m，单井涌水量10～100 m3/d[17]。
1.3.2 新近系-白垩系碎屑岩类孔隙裂隙含水岩组
1)新近系上统砂砾岩孔隙裂隙含水亚组。该含水层主要分布于西北部的苏勒德霍洛、乌兰陶勒盖一带，厚度不稳定，变化较大，一般5～30 m。一般单井涌水量小于10 m3/d。补给来源主要是大气降水的垂直渗入，大多就地排泄，径流途径短，水交替活跃。水化学类型为HCO3-Ca，HCO3-Ca·Mg型水，TDS一般为0.25～0.38 g/L。
2)下白垩统环河组+洛河组(K1h+K1l)碎屑岩类孔隙裂隙含水亚组。主要分布在准格尔召乡-乌兰木伦河-补连塔矿西北边缘一线以北，为冲积扇和河流相棕色～紫红色砾岩、含砾砂岩、粗砂岩等组成的粗碎屑沉积[18]。所夹的厚度3～5 m的冲洪积砾岩层为主要富水区段，富水性中～强，单位涌水量0.066～1.16 L/(s·m)。
1.3.3 侏罗系-三叠系砂(砾)岩夹泥岩孔隙裂隙含水岩组
1)中侏罗统安定组-直罗组(J2a-J2z)碎屑岩裂隙含水亚组。主要出露于哈拉沟、母河沟及王渠一带，一般15～137 m，岩性为一套黄绿、灰黄色中粗粒砂岩，粉细砂岩及泥岩。含水层为其下部中粗粒砂岩，结构疏松，裂隙较发育[19]，单井涌水量1.85～3.00 m3，在神东矿区西部局部地区富水性强。
2)侏罗系延安组(J2y)碎屑岩类裂隙含水亚组。主要包括2种类型：①风化裂隙潜水。广布全区，地下水赋存于地表30 m以内的风化裂隙带中；②碎屑岩类裂隙承压水。主要含水层为J2y1-2细砂岩、粉砂岩裂隙。含水层富水程度取决于裂隙发育程度。富水部位位于牛川河谷的苏家壕一带，涌水量36.03 m3/d，其余地区富水程度均较差。
3)烧变岩裂隙含水层。分布特征：区内烧变岩分布范围广泛，总体沿乌兰木伦河、牛川及各大支沟展布。烧变岩含水层的地下水主要接受大气降水、地表水和萨拉乌苏组地下水补给，下伏隔水层为侏罗系延安组泥岩及粉细砂岩。裂隙、孔洞发育，裂隙率一般5%～30%， 裂隙一般宽3～50 mm，利于接受大气降水补给，也为地下水储运提供了有利的场所[20-21]。
4)三叠系瓦窑堡组(T3w)裂隙含水亚组。以细粒砂岩和中粒砂岩为主，部分地区层间裂隙发育。其中工作区北部地区富水性相对于该层来说较好，但单井涌水量也仅约0.015 L/(s·m)。
2 神东矿区内含水层-煤层组合模式
根据对神东矿区含水层、煤层、构造、地形地貌等条件的综合分析，总结出神东矿区内含水层-煤层的组合模式有以下几种，如图2所示。
2.1 冲洪积含水层-浅埋煤层模式
主要分布在河谷、规模较大的沟谷等发育一定厚度的
孔隙含水层的地区，如活鸡兔沟、呼和乌素沟等。一般煤层埋藏深度≤60 m。煤层与含水层间距一般≤ 25 m，二者之间主要为侏罗系或三叠系泥岩、砂质泥岩等组成的隔水层。含煤地层与含水层水力联系较弱。
2.2 泉域-浅埋煤层模式
这种模式主要分布在神东矿区的各泉域地区，泉域区一般在地形上为独立的小型盆地。萨拉乌苏组孔隙含水层覆盖于基岩之上，从盆地边缘向盆地中心含水层厚度逐渐增加。煤层埋藏深度一般小于80 m，倾角一般小于6°。萨拉乌苏组与煤层间一般为泥岩、砂质泥岩构成的隔水层和中粗砂岩构成的弱透水层互层，除部分地区风化裂隙较发育外，总体富水程度差。含水层与煤层之间的距离一般小于20 m。地下水依照地形在泉域中心地区进行汇集，因而一般地下水较丰富，单井涌水量一般100～500 m3/d，部分地区>1 000 m3/d。
2.3 沙漠滩地模式
该模式主要分布于神东矿区的西部及西南部毛乌素沙地边缘地区。含水层主要为风积砂层和下伏的萨拉乌苏组，单井涌水量100～500 m3/d；中更新统砂砾石层，单井涌水量100～300 m3/d。煤层埋藏深度一般100～120 m。垂向上，萨拉乌苏组与煤层间一般为泥岩、砂质泥岩构成的隔水层，总体富水程度差。含水层与煤层之间的距离一般小于40 m。水平向上，萨拉乌苏组厚度变化一般不大。尽管风积砂层受到风力影响而使得厚度变化较大，但变化的多为包气带厚度，饱水带厚度一般受到影响较小。
2.4 弱胶结砂岩-中-深埋煤层模式
1)下白垩统砂岩-深埋煤层模式。该模式主要分布于乌兰木伦河以西的白垩系分布区。含水层主要为毛乌素组+洛河组，部分地区还有萨拉乌苏组含水层分布。其中洛河组含砾砂岩、砂砾岩富水性较弱-较强，单井涌水量一般为36～240 m3/d。该模式下，煤层埋深一般大于120 m，部分地区可达408 m。煤层与含水层距离60～115 m。地下水径流方向多受地形影响。
2)中侏罗统砂岩-中-深埋煤层模式。主要分布于活鸡兔沟流域。含水层主要为安定组、直罗组+延安组含煤地层。安定组的岩性和水文地质结构与上覆白垩系洛河组较为类似，但富水性弱于洛河组。直罗组在神东矿区北部地区多以泥岩、砂质泥岩、泥质粉砂岩为主，起隔水作用。该模式下，含水层与顶部煤层距离一般小于30 m。地下水径流方向多受地形影响。
Q4m—毛乌素组；Q3s—萨拉乌苏组；K1l—白垩系洛河组；J2y—侏罗系延安组
图2 含水层与煤层的组合模式
Fig.2 Existence Models of aquifer and coal seam
2.5 延安组砂岩-浅埋煤层模式
神东矿区内，延安组通常不当作含水层来认识。但是部分地区由于风化裂隙发育，提供了一定的储水空间。而风化裂隙通常不是区域性发育，因此该模式在区域上呈岛状分布。由于延安组为含煤地层，因此煤层与含水层距离较小，甚至直接接触。
2.6 烧变岩-煤层同层模式
烧变岩一般沿河谷及较大规模的沟谷展布。烧变岩的烧结和烘烤影响范围一般会在自燃层位以上的10～35 m，含水层厚度大于煤层厚度。但是由于烧变岩孔隙裂隙发育程度好，地下水径流排泄迅速，因此烧变岩多为透水不含水或弱含水岩层。若烧变岩产状与地层产状相反，并且上部覆盖萨拉乌苏组砂层，则成为良好的储水空间。
3 含水层破坏模式及机理
结合煤层和含水层的组合模式，总结出5种含水层破坏模式。含水层破坏模式与前文提到的组合模式并非一一对应，有的组合模式有多种破坏模式。破坏模式的特点、破坏机理及典型区域详述如下(表1)。
3.1 破坏顶板中-强富水性孔隙含水层模式
冲洪积含水层-浅埋煤层模式、泉域-浅埋煤层模式和沙漠滩地模式均可能以这种模式受到破坏。
表1 神东矿区含水层破坏模式
Table 1 Aquifer destroyed model of Shendong Mining Area
组合模式破坏模式主要分布区域冲洪积含水层-浅埋煤层模式破坏顶板中-强富水性孔隙含水层模式乌兰木伦河、牛川、窟野河河谷及活鸡兔沟、大昌汉沟等较大沟谷泉域-浅埋煤层模式破坏顶板中-强富水性孔隙含水层模式破坏顶板风化裂隙含水层模式考考赖泉域、柳根沟泉域、活鸡兔沟泉域等沙漠滩地模式破坏顶板中-强富水性孔隙含水层模式破坏顶板向斜型蓄水构造模式神东矿区的西部及西南部毛乌素沙地边缘地区下白垩统砂岩-深埋煤层模式破坏顶板中-强富水性砂岩孔隙裂隙含水层模式乌兰木伦河流域西部白垩系覆盖区中侏罗统砂岩-中-深埋煤层模式破坏顶板中-强富水性砂岩孔隙裂隙含水层模式活鸡兔沟流域、白流兔沟流域等J2a+J2z及薄白垩系沉积区延安组砂岩-浅埋煤层模式破坏顶板风化裂隙含水层模式神东矿区中东部侏罗系延安组分布区烧变岩-煤层同层模式破坏烧变岩含水层模式烧变岩分布区
该模式主要有2种亚模式。①井采过程中，在工作面上方产生裂隙，形成地下水的渗流通道。由于均为浅埋煤层模式，因而导水裂隙带常常发育至含水层，使得地下水下渗进入采空区。一方面对地下水资源造成极大破坏，另一方面由于含水层与煤层之间的阻隔被导通，地下水成为矿井的充水水源[3]，极大地增加了矿井的安全隐患。活鸡兔沟两侧、双沟、敏盖兔沟流域含水层一般为这种破坏模式；②露天矿坑在建设过程中通常将上覆第四系完全剥离，从而完全破坏原有含水层，使得地下水涌入成为矿坑水，而后再被人为排出矿坑。补连沟、乌兰色太沟、考考赖沟等地一般为这种模式。
3.2 破坏顶板中-强富水性砂岩孔隙裂隙含水层模式
由于该模式主要破坏白垩系含水层，因此神东矿区的西北部地区白垩系覆盖区一般为这种模式，主要包括为下白垩统砂岩-深埋煤层模式和中侏罗统砂岩-中-深埋煤层模式。二者的区别在于含水层富水性不同。其中在神东矿区北部，下白垩统砂岩富水性好于中侏罗统砂岩。
白垩系洛河组及环河组富水程度差异较大。富水程度好的部分以胶结程度较差的砂岩为主，孔隙发育，渗透性好；富水程度较差的部分以泥岩或砂质泥岩为主，为弱透水层。且无论在水平向上还是垂向上，岩性均不连续发育，既无区域上统一的隔水层，也没有统一的单层富水层。在这种条件下，尽管破坏机理与第3.1节提到的模式相似，即采煤造成的导水裂隙带发展至含水层，造成地下水沿裂隙漏失；或是露天采动条件下，煤层顶板含水层被完全破坏，造成地下水资源损失。然而该模式同时又具有以下3个特点：①煤层与含水层距离较大，由于采煤“三带”发育具有不均一性，从而使得并非所有地区的导水裂隙均能发育至含水层，即相近位置、相同开采条件下，含水层结构破坏的程度可能不同；②由于富水段和贫水段在空间上不连续，因而相同煤炭开采条件下，甚至同一采区内导水裂隙揭露的白垩系富水程度都会存在差异；③由于含水层厚度大，因而一般不存在含水层被完全剥离的情况，因此含水层结构的破坏程度一般小于破坏顶板中-强富水性松散岩类孔隙含水层模式。
3.3 破坏顶板风化裂隙含水层模式
主要分布于延安组、富县组出露区，及泉域区。主要是泉域-浅埋煤层模式和延安组砂岩-浅埋煤层模式的破坏类型。由于延安组和富县组富水程度差，因而风化裂隙层就成为该地区地下水储存的主要空间。虽然总水量较小，但是这部分水资源对于居民分散供水具有很重要的意义。
该模式亦可根据采煤“上三带”发育程度分为2个亚类型：①煤炭开采过程中形成导水裂隙带若与风化裂隙含水层相连，则风化裂隙水则在重力的作用下向采空区渗漏(甚至渗流)。②若是冒落带直接发育至风化裂隙层，则相当于风化裂隙层发生严重破坏，甚至是风化裂隙带完全冒落，即含水层完全破坏而堆积在开采层，形成新的堆积体，地下水可以在堆积体裂隙中赋存，即直接成为矿坑水。
该模式与3.2节提到的破坏顶板中-强富水性砂岩孔隙裂隙含水层模式相比，主要存在以下2个不同：①含水层介质不同。相比下白垩统和中侏罗统(主要包括安定组和直罗组)砂岩孔隙裂隙地下水，延安组和富县组地下水为风化裂隙地下水。这就决定了其含水空间均质性更弱。②富水程度不同。延安组风化裂隙层富水性一般小于20 m3/d，富县组富水性更弱。
这种破坏模式下，由于风化裂隙发育在含煤地层，在地下水开采过程中产生的水动力条件下，矿坑水可能对地下水造成污染。在牛川东岸一带部分地区的破坏模式为该模式。
3.4 破坏顶板向斜型蓄水构造模式
在乌兰木伦河以西的风沙滩地区，侏罗系中统(主要为安定组和直罗组)与上覆萨拉乌苏组(或中更新统砂砾石层)形成小型向斜型蓄水构造，含水岩组综合富水性可达800 m3/d，富水程度好。含水层与煤层的空间组合关系为沙漠滩地模式。由于含水层与煤层之间直线距离较小(一般小于40 m)，因而导水裂隙带一般会揭穿含水层，发展至地表，造成地下水改变了原有径流方向，沿裂隙径流汇入采空区。若采空区位于向斜翼部地区(如位于窟野河流域和秃尾河流域分水岭周边的各矿井)，由于处于地下水径流的上游，因而充水水量相对较小；若处于向斜核部地区，即汇水中心，则可能会造成较大程度的水害。
3.5 破坏烧变岩含水层模式
这种模式出现在烧变岩发育地区。①一般来说，烧变岩与煤层是同层的关系。采煤产生的导水裂隙带发育至顶板含水层，使得烧变岩含水层无法得到补给而干涸。②在某些发育多层烧变岩的地区，也会形成煤层的顶板和底板含水层。当开采烧变岩以下的煤层时，导水裂隙带发育至含水层造成含水层疏干，地下水转变为矿井水。若位于地下水分水岭附近，采煤活动则会改变分水岭位置，袭夺分水岭另一侧地下水，使得烧变岩含水层地下水量发生变化。③由于烧变岩含水层多非承压含水层，因此多数情况下不会发生破坏底板含水层的情况。范立民的研究中，将以上3种情况归纳为：侧边采煤造成的补给源疏干；烧变岩下采煤的水资源漏失；地下水分水岭袭夺造成水资源量减少[21]。
4 结 论
通过对神东矿区煤层与含水层的空间组合模式进行分析，可以总结出煤炭开采对含水层的6种破坏模式。组合模式和破坏模式多具有对应关系。总结起来，可以得到以下结论：
1)神东矿区煤层和含水层的空间组合模式可以分为冲洪积含水层-浅埋煤层模式、泉域-浅埋煤层模式、沙漠滩地模式、弱胶结砂岩-中-深埋煤层模式、延安组砂岩-浅埋煤层模式及烧变岩-煤层同层模式等6种模式。每一种模式均有其主要分布区域。
2)神东矿区的主要含水层多分布于煤层以上，是煤层顶板的主要充水水源。区内多为顶板含水层破坏，神东矿区内煤炭开采对含水层结构的破坏总的来说可以分为顶板含水层剥离和导水裂隙带发育至含水层2种类型。
3)根据采煤条件、含水层介质和富水程度等条件的不同，将含水层的破坏模式分为破坏顶板中-强富水性孔隙含水层模式、破坏顶板中-强富水性砂岩孔隙裂隙含水层模式、破坏顶板风化裂隙含水层模式、破坏顶板向斜型蓄水构造模式和破坏烧变岩含水层模式等5种模式。
在实际工作中，可以通过套用组合模式和破坏模式的方法，达到快速判别煤炭开采对含水层破坏的方式和程度的目的。从而可以将复杂的问题进行分类，更好地指导后续工作。
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