钱营孜煤矿位于宿州市西南，其中心位置距宿州市约15 km，行政区划隶属宿州市和淮北市濉溪县。钱营孜煤矿附近的交通位置图如 图1 所示。地理坐标：东径116˚51'00"~117˚00'00"；北纬33˚27'00"~33˚32'30"。区内地势平坦，地面标高+18.885~+24.720 m，一般在+23 m左右，地势大致呈西北高，东南低的趋势。淮河支流——浍河在本矿中部流过，年平均水位：祁县闸上游水位标高+17.22 m，下游+16.07 m；年平均流量：上游的临涣7.85 m³/s。此外，区内人工渠道纵横，农田灌溉网路密集。

本区属季风暖温带半湿润性气候，主要气候特征为季风明显、四季分明、气候温和、春温多变、夏热多雨、秋高气爽、冬寒干燥、光照充足、无霜期较长。

淮北煤田构造位置处于华北板块东南缘，豫淮坳陷带的东部，徐宿弧形推覆构造的中南部。水文地质条件受四周大的断层及徐宿弧形推覆构造次一级构造的制约，差异比较大。钱营孜煤矿位于宿县矿区的西南部，东起双堆断层、DF₂₀₀断层，西至南坪断层，南以27勘探线和F₂₂断层为界，北至3₂煤层−1200 m等高线地面投影线。

本次共收集研究区内19组砂岩裂隙水水样。采样前将采样桶用去离子水润洗3遍，采样时用所采水样将采样桶涮3遍。样品采集后，于24小时内送至实验室，经0.45 μm滤膜抽滤后保存在4℃冰箱中待测。

水样中的pH、TDS使用便携式仪器(OHAUS)测试，Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺则通过ISC-600离子色谱仪，取1.3 mL甲基磺酸加入至1000 mL的容量瓶为阳离子淋洗液，阴离子Cl⁻，和 ${\text{SO}}_4^{2-}$含量通过ICS-900离子色谱仪进行测试，采用超纯水淋洗，硬度和 ${\text{HCO}}_3^{-}$含量通过酸碱滴定法测定。在所有样品测试前，用标准样品测试仪器的稳定性，并设置平行样品，平行样品的相对偏差小于5%。

本文采用数理统计和Piper三线图分析含水层主要离子的水化学特征；利用Gibbs图解法、离子比值分析法分析影响砂岩裂隙水水化学的形成作用。其中，描述性统计由Excel完成，Piper图、Gibbs图和离子比值分析图由Origin 2024和CorelDRAW完成。

钱营孜煤矿砂岩裂隙水水样主要离子浓度、TDS和pH值平均值统计结果见 表1 。

由 表1 可知：pH为7.95~10.27，平均值为8.68，表明水质呈弱碱性。TDS值介于935.42 mg/L~4645.00 mg/L之间，平均值为2999.88 mg/L，水样TDS值较高，表明地下水类型为咸水。阳离子质量浓度平均值由大到小依次为Na⁺ + K⁺ > Ca²⁺ > Mg²⁺，表明阳离子以Na⁺ + K⁺为主，Ca²⁺的质量浓度范围为0.40 mg/L~53.59 mg/L，Mg²⁺离子质量浓度范围为1.42 mg/L~24.60 mg/L。阴离子质量浓度平均值由大到小依次为 ${\text{SO}}_4^{2-}$ > ${\text{HCO}}_3^{-}$ > Cl⁻，阴离子中 ${\text{SO}}_4^{2-}$为相对优势离子。从数据离散型分析，标准差与平均值的比值为变异系数，其反应数据在单位均值上的离散程度；地下水指标变异系数越大，在水化学组成中越不稳定，可以反映不同地下水化学成分的形成。TDS值变异系数小于1，说明钱营孜煤矿砂岩裂隙水中的这些指标处于相对稳定的状态；pH变异系数小于0.1，说明其空间变异性相对较小，含量相对稳定；只有Mg²⁺的变异系数大于1，说明在砂岩裂隙水中只有Mg²⁺含量处于较不稳定的状态，容易随着环境因素的改变而改变 [11] 。

Piper三线图是一种常用于水化学分析的图表，它能够帮助理解和比较水样的化学成分以及更好的分析水化学的类型 [12] 。钱营孜煤矿砂岩裂隙水水样Piper三线图如 图2 所示。

由 图2 可知：砂岩裂隙水水样中主要离子中碱金属离子(Na⁺ + K⁺)占比的大于80%，高于碱土金属离子(Ca²⁺、Mg²⁺)，占绝对优势； ${\text{SO}}_4^{2-}$、 ${\text{HCO}}_3^{-}$的占比高于Cl⁻；主要水化学类型为 ${\text{SO}}_4^{2-}\cdot {\text{HCO}}_3^{-}$-Na + K型。Ca²⁺、Mg²⁺和Cl⁻质量浓度总体上相对较低，有极少数水样Cl⁻质量浓度较高。

由 图2(a) 可知：水样全部落在分区2，表明水化学特征为碱金属离子大于碱土金属离子；由 图2(b) 可知：绝大部分水样的水化学特征为强酸根大于弱酸根，只有极少数水样的水化学特征为弱酸根大于强酸根；由 图2(c) 可知：大部分水样分布在分区7内，表明水样的水化学特征为非碳酸盐碱硬度大于50%，所以此部分水样以碱金属离子、强酸为主，极少数水样分布在分区8内，表明水样的水化学特征为碳酸盐碱硬度大于50%，所以此部分水样以碱土金属离子、弱酸为主。

吉布斯图可以确定控制水化学的主要机制，用于研究水化学组成与气候或地质特性之间的关系。吉布斯图中控制水化学的机制可以分为三个区域：蒸发浓缩、岩石风化和大气降水 [13] 。

研究区水样的Gibbs图如 图3 所示， 图3(a) 从TDS含量与Na⁺/(Na⁺ + Ca²⁺)的关系判断，研究区水样的TDS含量在1000 mg/L到10,000 mg/L之间，Na⁺/(Na⁺ + Ca²⁺)的比值没有明显变化，范围介于0.961到0.999，整体上主要集中在蒸发浓缩区。 图3(b) 从TDS与Cl⁻/(Cl⁻ + ${\text{HCO}}_3^{-}$)比值均小于0.5，且随着TDS含量的增高，Cl⁻/(Cl⁻ + ${\text{HCO}}_3^{-}$)比值有变大趋势，从岩石风化区转向蒸发浓缩区。这表明研究区地下水水化学组成主要受蒸发浓缩等水岩相互作用过程的控制，受岩石风化作用微弱且几乎不受大气降水的控制。

通过对地下水各离子含量的比值分析，可以研究地下水化学的组成探讨水文地球化学问题。离子比值图见 图4 。

岩盐溶解产生的Na⁺/Cl⁻的比值为1，说明地下水化学成分主要由岩盐的风化和溶滤溶解作用形成；高于该比值，表明Na⁺可能存在其他来源，如其他钠盐的溶解 [14] [15] 。

由 图4(a) 可以得出：砂岩裂隙水的所有水样位于Na⁺/Cl⁻ = 1基准线以下，说明Na⁺不仅来源于岩盐的溶解，还存在其他来源，如硅酸盐的溶解，或者裂隙水中发生了阳离子交替吸附作用：阳离子交替吸附作用使岩土颗粒中的Na⁺置换水中的Ca²⁺和Mg²⁺，从而导致水中的Na⁺浓度升高。由此得出研究区砂岩裂隙水的Na⁺除来源于岩盐的溶解之外，还存在其他来源，如阳离子交替吸附作用。

若地下水中Ca²⁺ + Mg²⁺/ ${\text{SO}}_4^{2-}{\text{+HCO}}_3^{-}$ = 1，则Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于碳酸盐(如方解石、白云石)和硫酸盐(如石膏、硬石膏)矿物的溶解。然而， 图4(b) 中很明显可以得出砂岩裂隙水所有水样Ca²⁺ + Mg²⁺/ ${\text{SO}}_4^{2-}$ + ${\text{HCO}}_3^{-}$的比值均远小于1，说明水样中Ca²⁺和Mg²⁺相对 ${\text{SO}}_4^{2-}$和 ${\text{HCO}}_3^{-}$含量低，这种情况可能是多种因素导致的：① 裂隙水中Ca²⁺和Mg²⁺来源有限；② 地层中存在大量的S²⁻氧化导致 ${\text{SO}}_4^{2-}$增加；③ 煤系中硅酸盐矿物的风化导致 ${\text{HCO}}_3^{-}$增加；④ 阳离子交替吸附作用，矿井水中的Ca²⁺ + Mg²⁺与吸附在矿物表面的Na⁺发生阳离子交替吸附作用，进一步导致地下水中的Ca²⁺ + Mg²⁺的浓度降低，同时证明了 图4(a) 中所述的阳离子交替吸附作用存在的合理性。

此外，硫酸盐矿物的溶解是地下水中离子的重要来源，因此(Ca²⁺ + Mg²⁺)/ ${\text{SO}}_4^{2-}$经常被用于探讨地下水中Ca²⁺、Mg²⁺和 ${\text{SO}}_4^{2-}$的来源。从 图4(c) 中可以看出水样基本位于(Ca²⁺ + Mg²⁺)/ ${\text{SO}}_4^{2-}$ = 1基准线以上，说明水样中 ${\text{SO}}_4^{2-}$的主要来源不仅来源于硫酸盐的溶解，还有其他来源。

若地下水(Ca²⁺ + Mg²⁺)/( ${\text{HCO}}_3^{-}$) = 1，则水中的Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于碳酸盐的溶解。对于本次研究水样，如 图4(d) ，Ca²⁺和Mg²⁺含量远小于 ${\text{HCO}}_3^{-}$含量，进一步证实了含水层中硅酸盐风化的贡献。

根据上述离子比值分析法可知：裂隙水离子主要来源于硫酸盐矿物的溶解、硅酸盐的风化。