基于氚同位素的安陽河中下游流域地下水更新能力研究

黃先貴，平建華，禹 言，朱亞強(qiáng)，張 敏

(1.鄭州大學(xué)水利科學(xué)與工程學(xué)院，河南 鄭州 450001；2.鄭州大學(xué)地?zé)崤c生態(tài)地質(zhì)研究中心，河南 鄭州 450001；3.河南省鞏義市水利局，河南 鞏義 451200)

0 引 言

安陽河中下游流域發(fā)育典型的山前沖洪積扇，安陽市區(qū)位于其中部，扇區(qū)地下水是工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)及生活的重要水源。2001—2015年地下水多年平均供水量1.5×108m3，占總供水量的51.2%[1]。自1985年以來，由于長期不合理的地下水開采，在市區(qū)一帶形成降落漏斗，引發(fā)了一系列地質(zhì)環(huán)境問題[2-3]。自2015年以來，由于南水北調(diào)中線工程供水，一定程度上緩解了水資源供需矛盾[4]。因此，研究該地區(qū)地下水更新能力對(duì)合理開發(fā)利用與科學(xué)管理地下水資源具有重要的實(shí)際意義。

地下水更新速率是評(píng)價(jià)地下水系統(tǒng)更新能力的直接指標(biāo)，地下水年齡既是研究地下水系統(tǒng)補(bǔ)排機(jī)制的重要手段，又是評(píng)價(jià)其可持續(xù)開發(fā)利用的重要指標(biāo)之一[5]。測定地下水年齡的示蹤劑包括天然源與人工源示蹤劑，放射性與非放射性示蹤劑。不同的示蹤劑適用于不同的水文地質(zhì)條件，反映不同年齡段。前人關(guān)于示蹤劑的特性、取樣和檢測等有比較系統(tǒng)的總結(jié)[6-9]。目前，大氣核爆試驗(yàn)產(chǎn)生的氚同位素濃度(氚值)峰已經(jīng)衰退。全球大部分地區(qū)大氣降水氚值已經(jīng)接近自然水平，并呈小幅度波動(dòng)的非單調(diào)性變化，這一現(xiàn)象會(huì)導(dǎo)致氚測定現(xiàn)代地下水年齡出現(xiàn)多解[10]。

環(huán)境示蹤劑測年常使用集中參數(shù)模型(LPMs, lumped parameter models)。LPMs起源于化學(xué)工程，在20世紀(jì)50—70年代在水文學(xué)中獲得發(fā)展，建立了活塞流模型(PFM)、全混模型 (EMM)等；在20世紀(jì)80年代由Zuber和Maloszewski引入地下水研究，并對(duì)其應(yīng)用做了詳細(xì)的論述；LPMs模型需要研究區(qū)大氣降水氚值作為輸入項(xiàng)，所需參數(shù)最少，對(duì)于研究缺乏詳細(xì)資料的地下水系統(tǒng)是最有效的方法，因此應(yīng)用最為廣泛[11-13]。目前開發(fā)了許多LPMs計(jì)算機(jī)程序:FLOWPC (Maloszewski和Zuber, 1996), TRACER (Bayari, 2002), TracerLPM (Jurgens等, 2012)等[12]。

安陽河中下游流域沒有大氣降水氚值監(jiān)測數(shù)據(jù)，需要重建。重建方法有吳秉鈞法[14]、插值法[15]、多元統(tǒng)計(jì)學(xué)方法[16]、插值-相關(guān)法[17]、人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)法[18]、因子分析法[19-21]、借助穩(wěn)定同位素綜合分析[22]等。2011年葉淑君等基于Doney模型和國際原子能機(jī)構(gòu)(IAEA)全球大氣降水同位素監(jiān)測數(shù)據(jù)庫(GNIP)(1960—2005年)，利用因子分析法對(duì)模型進(jìn)行改進(jìn)，建立了1960—2005年全球大氣降水氚濃度恢復(fù)模型(MGMTP)，在2018年又提出了改進(jìn)并擴(kuò)展至2014年[20-21]。

1987年邵益生利用氚同位素計(jì)算了安陽河上游小南海泉巖溶水系統(tǒng)平均滯留時(shí)間與含水層參數(shù)[23]，2012年張坤基于D與18O對(duì)其補(bǔ)給、徑流與排泄做了分析[24]，但均未涉及安陽河沖洪積扇區(qū)。2006年趙云章等分析了包括安陽河中下游流域在內(nèi)的豫北平原地下水14C特征[25]，2010年苗晉祥基于D、T、13C、14C、18O研究了其淺層地下水的形成[26]，2013年Dong等基于CFC與氘盈余方法評(píng)價(jià)了河南平原淺層地下水年齡與循環(huán)速率[27]，但研究區(qū)內(nèi)取樣均較少。 2012年仝曉霞基于D與18O對(duì)安陽河中下游流域地下水補(bǔ)給來源做了相關(guān)分析[28]，2019年張敏等應(yīng)用D與18O同位素與水化學(xué)結(jié)合分析了該區(qū)域地表水與地下水相互作用[29]，但沒有基于放射性同位素的更新能力進(jìn)行分析。

本文的研究經(jīng)實(shí)地水文和水文地質(zhì)調(diào)查，采集了安陽河中下游流域大氣降水、河水與地下水樣，通過重建該區(qū)域大氣降水氚值，應(yīng)用LPMs模型計(jì)算地下水年齡；利用Le Gal La Shalle等[37]提出的計(jì)算含水層多年平均更新速率方法估算潛水與泉水更新速率。基于計(jì)算結(jié)果，分析和評(píng)價(jià)了安陽河中下游流域地下水的更新能力。

1 研究區(qū)概況

安陽河是衛(wèi)河一級(jí)支流，屬海河流域，發(fā)源于河南林州林慮山東麓，干流自林州姚村、清泉村起，至內(nèi)黃縣范羊口入衛(wèi)河，全長162 km，流域面積1 920 km2[30]。上游河段穿過林州盆地，在橫水鎮(zhèn)進(jìn)入丘陵區(qū)直至出山口(彰武水庫)；以下為中下游，有支流粉紅江、梨園溝等(圖1)。當(dāng)前安陽河沖洪積扇大部分在安陽河流域外，但在地質(zhì)歷史時(shí)期安陽河在扇內(nèi)游蕩，攜帶巖石碎屑等堆積形成沖洪積扇，為完整的水文地質(zhì)單元(圖1)。本次調(diào)查取樣集中在市區(qū)，因此研究區(qū)包括安陽河中下游流域毗鄰地區(qū)。

圖1 研究區(qū)水文地質(zhì)及采樣點(diǎn)分布略圖[33]Fig.1 Sampling site distributions and the hydrogeological outline map of the study area

研究區(qū)地處半干旱溫帶大陸性季風(fēng)氣候區(qū)，多年平均氣溫13.4 ℃，水面蒸發(fā)量(E601)1 075 mm，多年平均降水量574 mm[31]。2016年7月發(fā)生了安陽“7·19”特大暴雨，屬突破歷史極值的特大暴雨，安陽縣新大堰等雨量站1 h最大降雨量達(dá)100 mm，林州市多地雨量站24 h最大降雨量達(dá)到667～738 mm，超千年一遇[32]。

安陽河流域位于太行山復(fù)背斜東翼，為巨型單斜構(gòu)造。巖層走向近南北，傾向東南，控制地下水流向總體為自西向東。小南海泉域位于太行山隆起與華北平原沉降帶，中間是自西向東階梯式逐級(jí)降落的構(gòu)造斷塊，地形為以灰?guī)r為主的低山丘陵，溶隙裂隙發(fā)育[31]。受區(qū)域大斷裂的控制，巖溶水多富集在溶隙發(fā)育的強(qiáng)徑流帶，集中排泄于河谷低洼處并形成小南海泉(下降泉)，由西部山區(qū)與林州盆地地下水通過深部強(qiáng)徑流帶補(bǔ)給[31]。安陽河出山口至南水北調(diào)渠為沖洪積扇后緣，三面環(huán)丘陵崗地向東敞開，至京廣鐵路一帶沖洪積扇南北兩側(cè)夾剝蝕崗丘(馬投澗鄉(xiāng)和上營村崗丘)。京廣鐵路以東為沖洪積扇中部至扇前緣，扇前緣向東南延展至寶蓮寺鎮(zhèn)—洪水河—茶坡溝—白壁，并與衛(wèi)河流域的沖洪積平原接壤。大致以南水北調(diào)渠為界，西部為山區(qū)，東部高程小于100 m，為平原區(qū)(圖1)。南北兩側(cè)崗地主要由新近系(N)泥巖、礫巖及第四系(Q4)冰磧泥質(zhì)礫石組成，富水性弱，賦存孔隙潛水或承壓水。扇后緣地面為薄層粉土，有利于大氣降水入滲與地表水滲漏。地下水類型為孔隙潛水，含水介質(zhì)由上更新統(tǒng)(Q3)砂礫石、卵石組成，透水性良好，厚度8.0～13.0 m，為沖洪積扇地下水的主要補(bǔ)給區(qū)[1,29]。南水北調(diào)渠以東至京港澳高速路，洪水河以北為沖洪積扇主體。由于城市化影響，除安陽河河床沿線外，大氣降水入滲補(bǔ)給地下水較弱。沖洪積扇中部地下水以承壓水為主，主要供給工業(yè)與生活用水。含水層主要由卵礫石與中粗砂層組成，厚度9.0～40.0 m，隔水頂、底板多由黏土或亞黏土組成，且連續(xù)性較差[29](圖2)。沖洪積扇北部韓陵鄉(xiāng)一帶為黏土，粉質(zhì)黏土組成崗地，含水介質(zhì)主要為薄層含泥卵礫石，富水性較差。扇前緣地下水類型以承壓水為主，含水介質(zhì)多為中砂、細(xì)砂、砂卵石，呈多層狀，厚4～14 m[1,29]。安陽河現(xiàn)代河道位于沖洪積扇偏北部，已經(jīng)偏離古河道，在沖洪積扇體內(nèi)河道不斷發(fā)生變化，體現(xiàn)山前沖洪積扇河水補(bǔ)給地下水的特征[29]。

圖2 安陽市南流寺—三官廟水文地質(zhì)剖面Fig.2 Hydrogeological profile of the Nanliusi-Sanguanmiao section in Anyang

2 樣品采集與測試

分別于2016年8月(雨季)與2017年1月(旱季)開展了兩期水樣采集，部分樣點(diǎn)僅一期采樣(圖1)。地表水由上游至下游采自主河道；地下水取樣由扇后緣至沖洪積平原，取自常年開采井，抽水30分鐘后采集；泉水于泉口處取樣；記錄每個(gè)采樣點(diǎn)及周圍環(huán)境。地下水樣均取自淺層含水層系統(tǒng)，底板埋深為40～160 m[26-27]。水樣用500 mL聚乙烯瓶盛裝，采樣前采樣瓶用采樣水清洗至少5次，水樣盡量裝滿采樣瓶并用保鮮膜密封，置于零上低溫環(huán)境保存，7日之內(nèi)送往中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所檢測。氚測試儀器為超本底液體閃爍譜儀(Quantulus1220)，檢測極限1 TU，精確度±0.5 TU。

3 計(jì)算方法與結(jié)果

3.1 氚測年多解問題解決方案

針對(duì)氚測年多解問題，本研究使用TracerLPM計(jì)算。TracerLPM可設(shè)置不同年齡區(qū)間，調(diào)用Excel規(guī)劃求解工具，尋找給定年齡區(qū)間內(nèi)與實(shí)測氚值最接近的年齡值[34]，求得各區(qū)間最優(yōu)解。年齡區(qū)間參考前人相關(guān)研究成果確定。2006年趙云章等研究結(jié)果顯示安陽市區(qū)淺層地下水14C年齡小于1 ka，市區(qū)以西小于200 a[25]。據(jù)苗晉祥2010年測試的安陽市區(qū)淺層地下水氚值3～10 TU，14C濃度45～70 pmc(1 pmc=0.002 26 Bq/g)，年齡50 a左右；南水北調(diào)渠以西氚值大于15 TU，14C濃度大于90 pmc，年齡不超過40 a[26]。2009年CFCs取樣分析結(jié)果表明安陽河扇后緣與扇中部淺層地下水年齡均小于30 a，至扇前緣年齡30～40 a[27]。由此認(rèn)為市區(qū)淺層地下水年齡區(qū)間為40～50 a，至京港澳高速路帶及以東則大于50 a。對(duì)于小南海泉，結(jié)合邵益生與張坤研究成果[23,32]設(shè)置10～20 a和20～30 a區(qū)間，獲得兩個(gè)解；對(duì)潛水樣，增設(shè)0～10 a，獲得3個(gè)解；根據(jù)具體水文地質(zhì)條件確定最終解。

3.2 大氣降水氚值重建

本研究應(yīng)用MGMTP模型重建研究區(qū)大氣降水氚值:

cp(t)=b+f1cp(t,1)+f2cp(t,2)+ε

(1)

其中：cp(t)全球任一站點(diǎn)年平均氚值；b為常數(shù)項(xiàng),代表回歸擬合數(shù)據(jù)均值；ε隨機(jī)誤差；cp(t,1)和cp(t,2)為公共因子得分(TU)，反映全球大氣降水氚值分布；f1和f2為常數(shù)項(xiàng)，公共因子得分的回歸系數(shù)。本文采用葉淑君等給出的1960—2014年公共因子得分和全球代表性站點(diǎn)的常數(shù)項(xiàng)[21]，并由香港與渥太華站按緯度線性相關(guān)插值獲得研究區(qū)常數(shù)項(xiàng)值，恢復(fù)1960—2014年大氣降水氚值；再與渥太華站同期數(shù)據(jù)進(jìn)行相關(guān)分析，據(jù)相關(guān)方程外延得1953—1959年和2015、2016年大氣降水氚值，如表1和圖3所示。渥太華站資料在IAEA網(wǎng)站[35]獲?。?017年研究區(qū)實(shí)測氚值為11.00 TU。

表1 研究區(qū)大氣降水量及其重建氚值

圖3 研究區(qū)大氣降水重建氚值與2016年殘余量計(jì)算值Fig.3 Reconstructed 3H concentration of atmospheric precipitation in the study area and its remains in 2016

3.3 氚測年

將地下水系統(tǒng)視為黑箱模型，其信息傳遞符合線性關(guān)系，內(nèi)部結(jié)構(gòu)可概化為線性時(shí)不變集合參數(shù)系統(tǒng)，系統(tǒng)任意時(shí)刻的響應(yīng)是該時(shí)刻及其以前所有響應(yīng)的疊加。在穩(wěn)定流條件下，考慮放射性衰變，用褶積公式表示，即LPMs[6]:

(2)

其中：Cout、Cin分別為示蹤劑輸出、輸入濃度；t為日歷時(shí)間；τ為示蹤劑滯留時(shí)間，a；f(τ)為系統(tǒng)響應(yīng)權(quán)函數(shù)；λ為放射性核素衰變系數(shù)(λ氚=0.056 26 a-1)。

依據(jù)權(quán)函數(shù)可分為不同的模型。PFM假定地下水在含水層中的流動(dòng)類似于活塞運(yùn)動(dòng)，相鄰輸入水體之間不發(fā)生混合，輸出水體的年齡是其在系統(tǒng)中的平均傳輸時(shí)間。其權(quán)函數(shù)為狄克拉函數(shù)(δ)，f(τ)=δ(t-τ)，代入(2)式得PFM[36]:

Cout(t)=Cin(t-τ)e-λτ

(3)

(4)

研究區(qū)1953—2017年大氣降水氚值作為輸入函數(shù)，承壓水采用PFM，泉水、潛水采用EMM。

3.4 更新速率估算

地下水更新速率定義為地下水系統(tǒng)接收補(bǔ)給水體積與整個(gè)系統(tǒng)水體積的比值[10]。Le Gal La Shalle 等提出了基于氚和14C計(jì)算非承壓含水層系統(tǒng)更新速率的方法[37]。

假設(shè)含水層歷年的補(bǔ)給是連續(xù)的，補(bǔ)給水與含水層水體完全混合，則該含水層歷年氚值由下式計(jì)算:

Tgw(i)=(1-Ri)Tgw(i-1)e-λ+RiT0(i)

(5)

其中：Tgw(i)為第i年含水層水體氚值；Ri為第i年更新速率；T0(i)為第i年補(bǔ)給水體氚值。i自1953年起。1952年補(bǔ)給水體氚值由下式計(jì)算:

Tgw1952=T0/(λ/R+1)

(6)

其中：T0為大氣核爆試驗(yàn)之前大氣降水氚值，假設(shè)為常數(shù)，研究區(qū)取10 TU[38]；R為多年平均更新速率。

假設(shè)R與大氣降水量呈線性關(guān)系，那么Ri與R有關(guān)系式:

Ri=RPi/Pm

(7)

其中：Pi為第i年降水量；Pm為多年平均降水量。

在干旱與半干旱地區(qū)這種關(guān)系并不完全適用，考慮補(bǔ)給發(fā)生的臨界降水量(Pt)，則Ri有關(guān)系式:

Ri=R(Pi-Pt)/(Pm-Pt)

(8)

研究區(qū)大氣降水氚值作為補(bǔ)給水體氚值。將研究區(qū)1956—2017年最小降水量(257.74 mm)作為臨界降水量，平均降水量(564.85 mm)作為多年平均降水量，1953—1955年則采用平均降水量，計(jì)算潛水與泉水樣多年平均更新速率(更新速率)。采用試錯(cuò)法計(jì)算，假設(shè)一系列R(0.1%～90.0%)進(jìn)行迭代計(jì)算至取樣年份，獲得(R,Tgw2016)、(R,Tgw2017)系列(圖4)，再根據(jù)實(shí)測氚值匹配多年平均更新速率[39]。由于歷年補(bǔ)給水氚值的非單調(diào)性，導(dǎo)致計(jì)算結(jié)果非單調(diào)而出現(xiàn)多解(圖4)，需結(jié)合水文地質(zhì)條件確定最終解(表2)。

圖4 更新速率計(jì)算輸出Fig.4 Output of renewal rate calculation

4 討 論

4.1 泉水、潛水和地表水的補(bǔ)給與更新能力

據(jù)兩期調(diào)查泉水樣點(diǎn)受2016年“7·19”大暴雨影響，水量變化明顯，同時(shí)雨季地表水氚值與當(dāng)年大氣降水(9.06 TU)接近，表明雨季泉水與地表水均接收了“7·19”大暴雨補(bǔ)給(表2)。以2016年為標(biāo)準(zhǔn)計(jì)算1953—2015年氚值殘余量(圖3)，可見泉水與潛水補(bǔ)給來源包括氚值峰以后的大氣降水，年齡為3.8～23.4 a，表明其補(bǔ)給源是近20多年來大氣降水，更新能力較強(qiáng)。旱季安陽河上游以巖溶裂隙水排泄補(bǔ)給為主，以橫水鎮(zhèn)樣(1號(hào))代表上游來水(em1)；小南海泉樣(10號(hào)、11號(hào))代表泉域區(qū)間補(bǔ)給水體(em2)；彰武水庫壩下樣(3號(hào))代表兩者混合水體(m)，三者氚值(T)與各端元所占比例(f)滿足以下關(guān)系式[40]:

表2 泉水、潛水氚值年齡及更新速率和地表水氚值

fem1=(Tm-Tem2)/(Tem1-Tem2)

(9)

fem1+fem2=1

(10)

其中：fem1、fem2為端元所占比例，Tem1、Tem2為 端元氚值，Tm為混合水體氚值。

計(jì)算得橫水鎮(zhèn)至出山口之間巖溶裂隙水補(bǔ)給河水的比例為25%。安陽河支流粉紅江上游雙泉水庫壩下(2號(hào))旱季氚值(5.8 TU)較低，匯入安陽河后，河水(4號(hào))氚值(9.7 TU)接近大氣降水，表明粉紅江流量較小，對(duì)主流域影響有限。至沖洪積平原(7號(hào)、9號(hào))氚值降低，可能是河岸潛水排泄補(bǔ)給河水所致。

潛水為大氣降水與河水入滲補(bǔ)給，由于補(bǔ)給徑流不同，其氚值、年齡與更新速率存在差異?？拷群缶?14號(hào))含水介質(zhì)為粗顆粒卵礫石，地表巖性透水性較好，具有良好的補(bǔ)給徑流條件。更新速率(9.6%)與2010年估算值(6.0%～8.0%)接近，年齡與更新速率均指示較強(qiáng)的更新能力[26]。扇中部(26號(hào))為潛水含水層，巖性為砂礫石。兩期采樣氚值均最高(雨季11.7 TU，旱季9.5 TU)，年齡較小(5 a)，更新速率估算值(58%)與實(shí)際水文地質(zhì)條件不符，可能是受2016年“7·19”特大暴雨影響，發(fā)生暴雨漫灌導(dǎo)致。沖洪積平原(44號(hào))為羑河傍河取水井，存在羑河長期穩(wěn)定補(bǔ)給源，含水介質(zhì)為砂礫石夾雜淤泥，徑流條件相對(duì)較差，年齡最大(23.4 a)。洪水河上游馬投澗崗丘傍河取水井(17號(hào))，更新速率較大，年齡最小(3.8 a),旱季氚值(7.3 TU)與河水(7.2 TU)近似相等，可確定兩者之間的水力聯(lián)系緊密。馬投澗崗丘(16號(hào))雨季氚值最小(6.4 TU)，井深10.7 m。含水層為新近系泥巖，泥質(zhì)礫巖，崗丘表層為較厚致密黃土，大氣降水入滲補(bǔ)給與地下水徑流均較緩慢，年齡較大(11.9 a)，更新速率較小(1.3%)。

1987年小南海泉巖溶水系統(tǒng)平均氚值為38.4 TU，平均滯留時(shí)間為30 a，為核爆時(shí)期大氣降水補(bǔ)給[23]。與本研究的兩期采樣氚值對(duì)比，顯示泉水系統(tǒng)已完成至少一次更新，更新周期小于31 a。小南海泉安陽河左岸10號(hào)樣更新周期為27.7 a，右岸11號(hào)樣更新周期為52.6 a，故小南海泉巖溶水系統(tǒng)更新速率取3.6%作為代表值?；?971—2016年流量資料研究表明:泉流量呈明顯的下降趨勢(shì)，未來還將持續(xù)減少。主要原因是人為因素(紅旗渠引水量減少，林州市工農(nóng)業(yè)開采水量增加，以及寺灣礦與四礦煤礦開采等)和氣候干暖化[40-41]。張坤2012年基于氫氧穩(wěn)定同位素研究表明，黑玉煤礦礦井排水形成巖溶水新的排泄點(diǎn)[24]。開采活動(dòng)改變巖溶水系統(tǒng)的補(bǔ)給、徑流、排泄路徑與強(qiáng)度，導(dǎo)致小南海泉水量與年齡發(fā)生變化。

4.2 承壓水的補(bǔ)給和更新能力

總體上，承壓水的氚值雨季高于旱季(表3)。由扇中部(雨季7～11 TU，旱季6～9 TU)到京港澳高速路地帶(雨季4～9 TU，旱季3～6 TU)，至扇前緣(雨季1～6 TU，旱季1～5 TU)氚值逐漸減小(圖5)。氚年齡總體自扇中部向扇前緣增大，扇中部集中在40～50 a之間，京港澳高速路地帶為47～60 a,至扇前緣為現(xiàn)代與次現(xiàn)代地下水的混合水(圖6)。2016年12月(旱季)與2017年7月(雨季)實(shí)際監(jiān)測的地下水水頭均自扇中部向扇前緣降低(圖7)，表明扇后緣為補(bǔ)給區(qū)，地下水總體自扇中部向扇前緣徑流，承壓性逐漸增強(qiáng)，流速逐漸減緩，更新能力減弱。地下水的補(bǔ)給來源主要為大氣降水[28]，據(jù)2016年氚值殘余量(圖3)，現(xiàn)代大氣降水(1952年以來)氚值是可檢出的，所以把可檢出氚值的地下水判定為現(xiàn)代地下水，并受現(xiàn)代大氣降水補(bǔ)給[25,42]?，F(xiàn)代地下水界線在扇前緣南東部寶蓮寺鎮(zhèn)與東部永和鄉(xiāng)、瓦店鄉(xiāng)一帶，東部界線與補(bǔ)給區(qū)(扇后緣)距離約32.7 km，1952年至2016年歷時(shí)64 a，估算得扇區(qū)承壓水平均運(yùn)移速率511 m/a。

圖6 承壓水年齡等值線Fig.6 Age contours of confined groundwater

圖7 承壓水水頭等值線Fig.7 Hydraulic head contours of confined groundwater

表3 承壓水氚值及年齡

圖5 承壓水氚值等值線Fig.5 Contours of 3H concentration of confined groundwater

以2016年算起，大氣核試驗(yàn)發(fā)生在40～65 a前(1951—1976年)，峰值發(fā)生在53 a前(1963年)[43]，在2016年殘余量仍高達(dá)97.5 TU(圖3)，但檢測到的氚值均不超過20 TU。分析其原因：(1)降水入滲補(bǔ)給地下水過程受諸多因素影響，導(dǎo)致降水與補(bǔ)給水體間氚值的不確定性；(2)地下水系統(tǒng)中會(huì)發(fā)生水動(dòng)力彌散，導(dǎo)致氚值非均勻分布；(3)開采井中可能多個(gè)含水層取水，造成淺層與深層地下水相互混合。扇中部與扇前緣含氚地下水的分布范圍較大，存在年齡高值或低值中心，反映穩(wěn)定的多層含水層結(jié)構(gòu)(圖2)。扇中部含氚地下水深度可達(dá)120 m；扇前緣，南東部寶蓮寺鎮(zhèn)與東部白壁鎮(zhèn)一帶約為100 m和80 m。剝蝕崗丘取樣(21號(hào)與33號(hào))井深超過250 m和100 m，沖洪積平原取樣(45號(hào))井深大于100 m，雨季與旱季氚值均低于檢測極限(<1 TU)，年齡大于64 a，具有深層較老地下水特性，為次現(xiàn)代大氣降水或更老的地下水補(bǔ)給[44]，更新能力極弱。據(jù)地質(zhì)條件推斷，剝蝕崗丘(21號(hào)與33號(hào))地下水補(bǔ)給源可能來自西部背斜巖層溶隙裂隙水，沖洪積平原(45號(hào))受扇中部承壓水側(cè)向補(bǔ)給。這一規(guī)律與應(yīng)用穩(wěn)定同位素與水化學(xué)研究的結(jié)果[29]一致。

5 結(jié) 論

(1)雨季安陽河河水與小南海泉均接收了2016年“7·19”大暴雨補(bǔ)給；潛水樣與小南海泉接收近20多年來大氣降水補(bǔ)給。旱季安陽河上游橫水鎮(zhèn)至彰武水庫河段接收巖溶裂隙水補(bǔ)給，占比約25%；中下游受河岸潛水排泄補(bǔ)給，同時(shí)下滲補(bǔ)給地下水。潛水受局部水文地質(zhì)條件控制，補(bǔ)給徑流不同，年齡(3.8～23.4 a)與更新速率(1.3%～17.8%)分布范圍較廣。小南海泉巖溶水系統(tǒng)平均滯留時(shí)間為23 a，更新速率為3.6%，更新周期為27.7 a。

(2)安陽河沖洪積扇扇后緣為河水補(bǔ)給地下水的主要地段，扇中部至京港澳高速路地帶承壓水均為現(xiàn)代地下水，年齡40～60 a，受現(xiàn)代大氣降水補(bǔ)給。扇前緣，南東部寶蓮寺鎮(zhèn)與東部永和鄉(xiāng)、瓦店鄉(xiāng)一帶為現(xiàn)代與次現(xiàn)代地下水的混合水，年齡大于60 a。沖洪積平原地區(qū)承壓水為老地下水，受扇中部承壓水側(cè)向徑流補(bǔ)給。剝蝕崗丘承壓水為深層老地下水，補(bǔ)給源應(yīng)來自西部溶隙裂隙水，更新能力極弱。