開采背景下柴達木盆地東臺吉乃爾鹽湖氯化鋰礦床變化特征

韓 光，韓積斌，劉久波，侯獻華，陳金牛，曹毅章

（1.青海省柴達木綜合地質礦產勘查院，青海省柴達木盆地鹽湖資源勘探研究重點實驗室，青海格爾木816099；2中國科學院青海鹽湖研究所，中國科學院鹽湖資源綜合高效利用重點實驗室；3.青海省鹽湖地質與環境重點實驗室；4中國地質科學院礦產資源研究所，自然資源部鹽湖資源與環境重點實驗室）

鋰作為一種戰略資源，廣泛用于國防、航空、新能源汽車、醫療、電子通訊等領域［1-2］。 近年來，鋰成為市場需求增長最快的“高科技金屬”之一［1］。 在全球范圍內，可將鋰資源大致分為海水鋰、鹵水鋰和礦石鋰，海水中約有2300億t 鋰，是礦石鋰和鹵水鋰資源總量的數千倍，但海水中鋰含量很低，從目前的技術手段來看不具備經濟利用價值［3-4］。 目前，鋰鹽的生產主要靠鹵水鋰和礦石鋰兩種原材料， 二者資源總量為3190萬～5190萬t，鹵水鋰和礦石鋰分別約占62.6%和37.4%［2，4-5］，鹵水鋰資源主要分布在玻利維亞、智利、阿根廷和中國的青藏高原鹽湖中［5］。相對于礦石鋰， 鹵水鋰礦中的鋰都以溶解態形式存在，鹵水鋰的開采成本低，開采對環保壓力?。?］。 因此，從鹵水中提取鋰越來越受到國內外企業的青睞。

東臺吉乃爾鹽湖位于柴達木盆地中部， 是中國重要的鹵水鋰礦床之一［6-7］。 自2008年對礦區鹽湖鹵水進行開發利用以來， 每年從鹽湖中開采大量的鹵水用于生產鋰產品，年均采鹵量約為2.380×107t/a（企業提供）。 隨著氣候變化，礦區內年降雨量增多，為降低鹵水鋰礦床被洪水入侵的風險，2009年修建了防水攔壩，將礦區內唯一的一條河流（東臺吉乃爾河）進行截流，實行人工調控補給。然而，鹽湖水鹽均衡是一個動態過程， 過多或過少的水量補給都會對鹽湖礦床產生重大影響。 東臺吉乃爾鹽湖鋰資源開發利用10a 中，學者們更多的關注集中在鹵水鋰資源的分離和提取上， 而對于鹽湖資源開采前后是否對鹽湖鋰資源的分布、 品位產生影響以及開采前后水鹽均衡是否發生變化等方面的研究鮮有報道。 因此，筆者以東臺吉乃爾鹽湖為研究對象，對比研究區開采前（2002年）和開采后（2018年）的水文地質鉆孔資料和水化學分析數據， 深入分析開采前后鹽湖鹵水鋰礦床的動態變化特征。 本研究為可持續開發鹽湖鋰礦床具有十分重要的實際指導意義。

1 鹽湖礦區水文地質

東臺吉乃爾鹽湖礦區是一個封閉無外泄的化學沉積平原，呈西北-南東向展布，長約為30km，寬約為12km，面積約為350km2［8-9］。 東臺吉乃爾河是礦區內湖表鹵水的主要補給來源，2009年自礦區西部建立攔水壩，人工調控補給量為1.10×108m3/a［8-9］。根據地表出露及鉆孔揭露的地層顯示， 鹽湖礦區地層僅為中下更新統及其以上更新統地層， 其中中下更新統地層僅在礦區周邊有出露， 礦區內主要以上更新統及全新統地層為主［8］。 上更新統（Qp3）地層下部為湖相碎屑沉積，巖性為粉砂淤泥或粉砂黏土為主；地層上部為上更新統化學沉積地層在礦區中心區域分布較厚， 巖性主要為褐黃色-灰白色石鹽、芒硝石鹽、白鈉鎂礬等。全新統湖相碎屑沉積廣泛分布，出露地層集中在中心區西南部邊緣一帶，礦區鉆孔內均可見到，巖性主要為粉砂黏土；全新統湖相化學沉積廣泛分布于礦區中部，巖性主要為石鹽；全新統風積廣泛分布于湖盆四周，堆積物以細粉砂為主，組成礦物為石英、長石等。

礦區孔隙水分布于下部石鹽所夾的碎屑層中，分布連續性差，呈零星分布，含水層巖性以細砂、粉砂為主。 晶間潛水層分布于干鹽灘近地表及湖底較淺部位， 與湖水直接貫通， 含水層巖性主要以中細粒石鹽、含粉砂的石鹽和黏土石鹽為主；晶間承壓水層主要分布于礦區西南部的干鹽灘及湖水區以下較深部位， 承壓水層上段的含水層巖性主要為細粒石鹽為主，下段為粉砂石鹽及黏土石鹽［8］。

2 研究方法

2002年在礦區內鉆探50個鉆孔，共采集水樣65件，其中潛晶間鹵水29件、承壓鹵水36件；2018年在鹽湖礦區鉆探32個鉆孔，部分鉆孔采用“同深度、同孔位”原則，采集潛鹵水22件、晶間鹵水共37件。

孔隙度的測定： 給水度與濕度換算出同類型鹵水所占體積之和與試樣總體積之比即為孔隙度。 濕度的測定方法：將樣品在45℃烘干稱其質量獲取吸附水和部分化合水的質量，再與初始樣品質量之比即為樣品的濕度。 給水度的測定方法：將樣品分離至單晶狀態，加入同類型鹵水，反向法灌入的鹵水體積占試樣總體積之比即為給水度。

樣品離子濃度的測定在青海省柴達木綜合地質礦產勘查院測試中心完成， 其中K+、Na+、Li+、Ca2+采用原子吸收分光光度法測定（180-80型原子吸收分光光度計）；Mg2+采用EDTA 容量法測定；Cl-采用AgNO3容量法測定采用BaSO4重量法測定和H采用酸堿滴定法測定。

3 結果與討論

3.1 開采前后儲鹵層水化學組分變化特征

表1為開采前后鹵水水化學常量元素的質量濃度。

研究表明［10］，水體中Ca2+和Cl-濃度大小通常能夠反映水體演化方向，當水體中Ca2+濃度增大時，水體呈淡化趨勢，TDS 值減??； 當水體中Cl-濃度增大時，水體呈咸化趨勢，TDS 值增大。 通過表1中開采前后鹵水離子濃度的對比發現， 開采后潛鹵水中Ca2+濃度明顯減小和TDS 濃度明顯增大，Na+、K+、Cl-濃度無明顯變化； 開采后承壓鹵水中Ca2+、Cl-、Li+和TDS 濃度明顯減小和Na+濃度增大，K+和Mg2+濃度無明顯變化。 上述結果表明，開采和攔水壩截流造成潛鹵水進一步濃縮，承壓鹵水則表現為相對淡化趨勢，主要原因是由于在礦區西北部和西南部均挖有補給渠，受淡水補給的影響較大。榮光忠等［8］的研究也表明，承壓鹵水呈現的逆向變化特征說明承壓鹵水下段在礦床西南部可能與極少量地下徑流的間接補給有關。

圖1 開采前后鹵水礦層的K+、Na+/Mg2+/Cl-、-H2O 五元相圖

表1 開采前后鹵水水化學常量元素的質量濃度

圖1為開采前后鹵水礦層的K+、Na+/Mg2+/Cl-、五元相圖。 從圖1看出，開采前潛鹵水和承壓鹵水的水化學組分在五元體系25℃介穩相圖中體系點的位置位于軟鉀鎂礬和白鈉鎂礬過渡區，而開采后潛鹵水多數體系點位于白鈉鎂礬相區，零星點分布于瀉利鹽相區， 說明潛鹵水經過濃縮之后演化普遍進入鉀混鹽（白鈉鎂礬）的析出階段；相比潛鹵水，承壓鹵水在相圖中顯示無明顯變化，多數體系點位于軟鉀鎂礬和白鈉鎂礬過渡區， 與開采前在相圖中的位置基本一致。

3.2 開采前后LiCl 礦床變化特征

根據開采前后LiCl 濃度數據對比發現，開采前潛鹵水LiCl 礦床品位由西向東、由北至南呈遞增趨勢，潛鹵水中LiCl 濃度最大值為9042mg/L，最小值為1111mg/L； 開采后潛鹵水中LiCl 含量最大值為7672mg/L，最小值為790mg/L。 盡管開采后潛鹵水中LiCl 品位最大值和最小值有所降低，但整體來看礦區東南部潛鹵水中LiCl 品位較開采前提升，主要原因是開采導致潛鹵水無法及時得到補給造成鹵水濃縮；而礦區西北部較開采前呈降低趨勢，可能的原因是西北部鉆孔點離攔水壩較近， 潛鹵水可能接受鴨湖的入滲補給， 但宏觀上潛鹵水礦床品位分布依然為南高北低。

承壓鹵水LiCl 濃度數據變化表明，開采前LiCl質量濃度為3000～4500mg/L，最大值為7392mg/L，最小值為1772mg/L，LiCl 品位由南至北降低； 開采后LiCl 質量濃度為1079～5790mg/L，最大值為8470mg/L，最小值為389mg/L。通過對比發現，除了礦區西北部個別點出現異常外，其余鉆孔中LiCl 礦床品位都降低， 這一結果與上述承壓鹵水層相對淡化的結果相吻合。

從開采前后鹵水LiCl 礦層數據對比發現，開采前潛鹵水礦層的厚度為2～6m，最厚層為8.18m，厚度大于5m 的地段呈長條狀位于礦區東北部一帶，且分布連續穩定， 與湖盆北西-南東向構造線方向完全一致，開采后潛鹵水層厚度為0～2m，鹵水層厚度大幅下降，鹵水層分布范圍縮減，且分布在地勢較為低洼、不連續地段。 在礦區中部由于大量抽取地下鹵水，在抽鹵泵附近水位埋深降幅較大， 且水位難以恢復，說明在抽鹵泵附近由于抽取地下鹵水而形成較大的“降水漏斗”，從而將原有礦區分為不連續的南北礦區兩部分。 第一部分主要分布在東北部一帶，呈條帶狀分布，分布面積約為60km2，含水層最大厚度為2.44m，最小厚度為0.52m，平均厚度為1.29m；第二部分主要分布在東南部一帶，最大厚度為3.19m，最小厚度為0m，平均厚度為1.02m，分布面積約為16.94km2，主要是由于礦區南部為主采區，大量采鹵導致礦區水體的補給不均衡，從而造成南部礦區潛鹵水的水位下降更為明顯，分布面積較北礦區大大縮減。

開采前承壓鹵水礦層的分布面積為176km2［8］，分布形態似勺狀， 與開采前潛鹵水礦層基本重疊，承壓鹵水礦層的厚度最大達34.41m， 最小厚度為5.68m，平均厚度為17.0m，厚度最大地段分布在礦區西南部一帶， 展布方向與湖盆構造線方向一致。開采后承壓鹵水礦層的分布面積約為172.38km2，分布形態大部分與開采前承壓鹵水礦層相重疊，開采后承壓鹵水含水層厚度最大達34.99m，最小厚度為0.38m，平均厚度為11.22m，厚度以北西-南東向的中軸線為中心向東北部及西南部逐漸變薄， 與開采前承壓礦層的分布基本一致。 隨著承壓鹵水的大量抽取，導致礦區最大厚度中心點向礦區南部轉移，厚度也隨之減小。

3.3 開采前后LiCl 礦床水鹽均衡變化特征

鹽湖礦床形成的必要條件：1）充足的成鹽元素的物質來源；2）振蕩干旱的氣候條件；3）充足的水動力條件［9，11-12］。 因此，水體的補給與鹽類礦床形成之間存在必然的動態水-鹽均衡關系。

利用水均衡公式（1）［13］和鹽均衡公式（2）［13］計算開采前后LiCl 礦床的水鹽均衡量。表2為LiCl 礦區開采前后水鹽均衡計算結果。

式中：N、Nc分別為大氣降水入滲補給的水量和鹽量；P、Pc分別為地表水補給的水量和鹽量；K、Kc分別為開采的水量和鹽量；E 為湖表鹵水和晶間鹵水的蒸發量；G 為鹽類固液轉化量（固體鹽溶解為正，鹵水析出鹽為負）；ΔQ 和ΔQc分別為水及鹽的儲量變化值。

表2 LiCl 礦區開采前后水鹽均衡計算結果

1）大氣降水的水鹽補給量N、Nc。 實測資料顯示， 開采前礦區干鹽灘內潛鹵水平均水位埋深為0.10m，大氣降水平均入滲率為88%［8］，大氣平均年降水量為21.9mm/a，湖表鹵水面積為196.7km2，干鹽 灘 面 積 為78km2［8，10］，由 此 可 算 出 開 采 前 降 水 入滲補給量為5.8×106m3/a；假定大氣降水平均入滲率保持不變，開采后礦區內大氣平均降水量為118.5mm/a［14］。 盡管柴達木盆地受暖濕化氣候變化的影響而降水補給增多［15］，然而資源開發利用和湖水截流導致湖表鹵水趨于干涸， 干鹽灘面積擴大至274.7km2， 計算得出降水入滲補給量為2.9×107m3/a。研 究 表 明［11-12，16］，柴 達 木 盆 地 鹽 類 礦 物 的 物 質 來 源主要為蝕源區第三系巖石的風化淋濾， 而大氣降水補給的鹽量（Nc）的貢獻值很小，因此可以忽略不計。

2）地表水和地下水的補給水量P 及鹽量Pc。 東臺吉乃爾河是礦區唯一的地表水補給源，河流全長5km，平均河寬5m，根據多年觀測資料表明（1998—2002年），其年平均流量為3.24×108m3/a［8］；由鹽補給通量公式［17-18］和河水平均含鹽量1.75×10-3（質量分數）［8］，計算出開采前東臺吉乃爾河對LiCl 礦床年均補給鹽量為5.538×105t/a［8］。 δD、δ18O［19］和87Sr/86Sr［20］同位素研究表明， 那棱格勒河流域沖洪積平原河流對地下水側向徑流補給比例范圍為0.39%～12.4%，平均值為6.40%。 假定側向補給過程中的損失量為50%， 粗略得出東臺吉乃爾河地下水側向補給量為1.0×107m3/a。 根據地下水TDS 質量濃度（748mg/L）［19］，得出地下水的補給鹽量為7.8×103t/a。

開采后，由于攔洪壩的截流，人工調控年補給量為1.10×108m3/a；根據攔洪壩內蓄水池（鴨湖）內的鹽量（2.910g/L），得出年補給鹽量為3.201×105t/a。由于在開采鹽湖資源時， 除了對鹽湖礦區地下水流系統有較大影響外， 對沖洪積扇前緣的地下水流系統并沒有較大影響， 故認為地下水側向補給水量和鹽量補給與開采前一致。

3）開 采 水 量K 和 鹽 量Kc。 開 采 前K 和Kc為零。 自2002年至2018年，年均開采鹵水量達2.380×107t/a，累計開采鹽量達3.808×108t/a。

4）蒸發量E。 蒸發量包括湖水的蒸發量和晶間潛鹵水的蒸發量，利用公式（3）［8］計算出開采前湖水蒸發量（E湖）為3.38×108m3/a。

式中：A 為湖表鹵水的面積，km2；Ew為礦區淡水蒸發量，3102.4mm/a（80mm 蒸發皿）；α為80mm 蒸發皿換算為自然水體的系數（0.70～0.75），取0.72；ω 為蒸發系數，取0.77。

晶間潛鹵水的蒸發量與水位埋深有一定關系。研究表明［8］，隨著水位埋深加大蒸發量將逐漸減小，當水位埋深達到1.23m時基本停止蒸發。 東臺礦區晶間潛鹵水水位埋深為0.10m 左右，鹵水的平均密度為1.238g/cm3，利用公式（4）（5）計算出開采前晶間潛鹵水在地面的蒸發量（E0）為1206.21mm/a、晶間潛鹵水面蒸發量（E1）為93.09mm/a、礦區潛晶間鹵水蒸發量（E晶）為7.3×106m3/a。 利用公式（6）計算河水面蒸發量，得出開采前東臺吉乃爾河水蒸發量（E河）為5.6×105m3/a，礦區總的蒸發量E 為E湖+E晶+E河=3.46×108m3/a。

式中：φ 為鹵水與淡水的蒸發比；h 為晶間潛鹵水的水位埋深，m；h0為晶間潛鹵水的臨界蒸發深度，m；n為指數，研究表明當鹵水密度為1.24g/cm3時，鹵水與淡水的蒸發比φ 為0.54，當水位埋深h 為0.1m 時，指數n 取值為30.21［8］；L 為河流長度，m；b 為河流平均寬度，m。

表3為重孔位開采前后潛鹵水含水層水位變化情況。 從開采前后重孔位水位埋深結果可以看出，開采后含水層厚度和水位埋深降幅較大， 平均降幅分別為-3.67m 和-4.18m，說明水位下降大于1.23m，晶間潛鹵水的蒸發量可以忽略為零。同時，由于開采后湖面干涸，湖水的地面蒸發量為零。 主要蒸發作用發生在鴨湖和河流。 根據公式（3）求得E河為5.6×105m3/a，E鴨湖為4.11×108m3/a，其中鴨湖的實測面積為239km2。

表3 重孔位開采前后潛鹵水含水層水位變化情況

5）水及鹽的儲量變化值ΔQ 和ΔQc。開采前：利用公式（1）進一步計算得出ΔQ 為-6.0×106m3/a，表明開采前排泄水量大于補給水量， 水均衡表現為負均衡。 實測資料顯示，湖水的水位變化Δh湖=-0.087m，潛鹵水的水位變化Δh潛=-0.043m，承壓含水層水位無明顯變化，這一結果與水量負均衡一致。

實 測 資 料 顯 示［8］，潛鹵水的分布面 積S潛為176.0km2， 給水度μ 根據抽水實驗計算為0.2893。利用公式（7）［8，13］計算出實際補給變化 量 為-1.93×107m3/a，礦區水量儲量計算值與實際補給變化量之間的差值為-1.33×107m3/a，導致這一結果的可能原因：1）在蒸發量計算時湖水的面積采用2000年7月和2001年12月湖水調查的面積平均值，而河流長觀資料采用1999年3月的數據；2）水均衡計算過程中的參數或系數值采用了察爾汗鹽湖的實測資料或經驗值。

根據配鹽結果，潛鹵水的平均質量分數w1為29%，平均密度ρ1為1.238g/cm3，湖水平均含鹽質量分數w2為24%，平均密度ρ2為1.195g/cm3。利用公式（8）［8，13］計算得出礦區鹽量補給變化ΔQc為-5.694×106t/a。 總體上，開采前水量與鹽量補給與蒸發變化較小，基本處于水鹽均衡狀態。

式中：S承壓為承壓鹵水的分布面積，km2；ρ承壓為承壓鹵水密度，g/cm3；w承壓為承壓鹵水含鹽質量分數，%。

開采后：利用公式（1）計算得出開采后的水量變化ΔQ為-2.83×108m3/a，較開采前水量變化ΔQ值（-6.0×106m3/a）減少了2.77×108m3/a；開采后實測資料顯示，潛鹵水的水位變化Δh潛=-4.18m，潛鹵水的分布面積（S潛）為76.94km2，給水度（μ）根據抽水實驗計算為0.1659，潛鹵水平均密度為1.250g/cm3，平均含鹽質量分數為28.69%。 承壓鹵水的水位變化（Δh承壓）為-2.12m，承壓鹵水的分布面積（S承壓）為172.38km2，給水度（μ）根據抽水實驗計算為0.1115，承壓鹵水平均密度為1.241g/cm3， 平均含鹽質量分數為28.04%。 利用公式（8）計算得出鹽量補給變化為-3.331×107t/a，表明開采后鹽量補給變化較大，改變了水鹽均衡狀態， 使LiCl 礦床長期處于正均衡（鹽類礦物析出），導致含水層水位下降明顯，從而造成礦區潛鹵水礦層由于長期缺水而出現大面積“呆礦”而無法開采利用。

4 結論

通過對比東臺吉乃爾鹽湖LiCl 礦床開采前后的水文地質調查數據，得出以下結論。

1）開采前后LiCl礦床潛鹵水和承壓鹵水中元素變化明顯。 開采后潛鹵水進一步濃縮，演化普遍進入鉀混鹽（白鈉鎂礬）析出階段，鹵水中Ca2+濃度明顯減小和TDS 濃度明顯增大，礦床LiCl 品位較開采前增大；而承壓鹵水向相對淡化的方向演化，在相圖中位于軟鉀鎂礬和白鈉鎂礬過渡區，承壓鹵水中Ca2+、Cl-、Li+和TDS 濃度明顯減小和Na+濃度增大，礦床LiCl 品位較開采前降低。

2）開采前后LiCl 礦體發生明顯變化。 開采后潛鹵水層礦體厚度和面積大幅減小，開采后形成較大的“降水漏斗”形成不連續的南北礦層，改變了原有礦體條狀連續分布的特征。 開采后承壓鹵水礦體較開采前無明顯變化。

3）開采前后LiCl礦區水鹽均衡狀態發生較大變化。 開采前礦區水鹽狀態基本處于均衡特征，由于開采過程中水量補給小于鹵水開采量，破壞了原有的水鹽均衡狀態， 開采后水量變化ΔQ 和鹽量變化ΔQc分別為-2.83×108m3/a 和-3.331×107t/a。