蘇北平原隱伏玄武巖地下水研究

陳建生，韓莉文，馬芬艷

(1.河海大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，江蘇 南京 210098； 2.河海大學(xué)土木與交通學(xué)院，江蘇 南京 210098)

蘇北平原靠近海岸線，地勢低平，陸域面積3.25萬km2，海岸線長954 km，地理位置為117.5°E～122°E、32.5°N～35.5°N，按地貌形態(tài)可分為石質(zhì)山地、山前沖積平原、黃泛平原、海積平原、古瀉湖洼地平原和長江三角洲平原[1]。江蘇沿海地區(qū)處于北亞熱帶向南暖溫帶過渡區(qū)域，屬海洋性氣候，冬季偏干旱，夏季偏濕熱，受季風(fēng)降水及江淮梅雨影響顯著，年均降水量為900～1 500 mm，南部雨量偏多，年平均氣溫13～15℃[2]。該地區(qū)常住人口達(dá)到2 000萬，雖然區(qū)內(nèi)地表水資源豐富，河網(wǎng)密布，但地表水污染嚴(yán)重，除了長江之外，地表水水質(zhì)都在Ⅳ類以上，不適合作為飲用水水源。水質(zhì)性缺水成為制約江蘇沿海地區(qū)發(fā)展的主要問題。

20世紀(jì)50年代，蘇北平原地下水開采井?dāng)?shù)量極少，主要為供水試點(diǎn)和保留的勘探孔，年開采量不足10萬m3，承壓水呈自流狀態(tài)[1]。承壓水在越流向地表補(bǔ)給的過程中大量的鹽分被帶到地表，在沖洪積平原地表沉積形成了鹽堿地，造成玉米、小麥等農(nóng)作物產(chǎn)量降低[3]。20世紀(jì)60年代初，江蘇沿海地區(qū)深層水水位僅2 m左右，局部自流。20世紀(jì)70年代以后，由于大量抽取地下水，承壓水水位下降，局部地區(qū)形成漏斗，而20世紀(jì)80年代中后期承壓水水位已下降至40 m左右[4]。大量抽取地下水后含水層的補(bǔ)徑排關(guān)系發(fā)生了根本的改變，承壓水水位與潛水水位下降的最大幅度分別超過40 m與5 m，含有大量鹽堿及污染物的地表水直接入滲到潛水與承壓水中，大部分潛水已經(jīng)遭受了來自地表水的污染，而污染正在向承壓水發(fā)展[5]。地表水入滲造成鹽堿地消失，農(nóng)作物產(chǎn)量大幅度提高，但與此同時，地表的鹽分被帶入含水層中污染了地下水[6]。

蘇北平原深層承壓水的來源存在爭議。一種觀點(diǎn)認(rèn)為，深部承壓水的補(bǔ)給源來自于長江、淮河、沂沭河等河流的側(cè)向補(bǔ)給，不同承壓層的補(bǔ)給周期在1.5萬～4萬a之間，下層年齡大于上層[1，7]；第二種觀點(diǎn)認(rèn)為，淺層和深層地下水都受到當(dāng)?shù)卮髿饨邓难a(bǔ)給，主要補(bǔ)給來源有大氣降水、河渠入滲、農(nóng)業(yè)灌溉回滲、側(cè)向徑流和越流補(bǔ)給，由中西部內(nèi)陸補(bǔ)給東部沿海，并受到深大斷裂帶的控制[8]，但淺層地下水和深層地下水屬于不同的地下水循環(huán)系統(tǒng)；第三種觀點(diǎn)認(rèn)為，承壓水主要來自于隱伏火山及火山周邊的斷裂帶，屬于新生代玄武巖地下水，玄武巖中的熔巖隧道與孔洞形成導(dǎo)水通道，地下水接受現(xiàn)代降水補(bǔ)給，補(bǔ)給源區(qū)為西部高原地區(qū)，外源水經(jīng)歷了跨流域的深循環(huán)徑流過程[9-10]。

蘇北平原地下水是當(dāng)?shù)鼐用裰匾娘嬘盟?，地下水資源補(bǔ)給、徑流與排泄方式關(guān)系到居民生活質(zhì)量與經(jīng)濟(jì)的可持續(xù)發(fā)展。本文通過分析蘇北平原及周邊地區(qū)的水文地質(zhì)條件，地表水、地下水中的氫氧同位素、氚及水化學(xué)性質(zhì)，結(jié)合水文學(xué)、水力學(xué)及地質(zhì)構(gòu)造，對研究區(qū)地下水的補(bǔ)給源進(jìn)行了深入分析，并根據(jù)對研究區(qū)發(fā)現(xiàn)的優(yōu)質(zhì)礦泉水偏硅酸來源的溯源，揭示蘇北平原地下水的補(bǔ)徑排方式。

1 研究區(qū)水文地質(zhì)概況

蘇北平原位于長江三角洲北翼，其南北以蘇南隆起和魯蘇地塊為界，西至郯廬斷裂，東與南黃海南部凹陷相接[11]。新生代海相火山噴發(fā)產(chǎn)生的玄武巖覆蓋在沉積層之下[12]，成為隱伏火山區(qū)，后因地處下游，河流泥沙淤積形成沖積平原[13]。研究區(qū)內(nèi)斷裂帶發(fā)育，分布有響水—淮陰—盱眙斷裂帶，郯廬深大斷裂帶，如東—揚(yáng)州斷裂和金壇—如皋斷裂等，這些深大斷裂帶控制了第三紀(jì)晚期及以后的沉積作用，進(jìn)而控制了地下水含水系統(tǒng)的分布[14]。地下水含水系統(tǒng)主要以松散巖類孔隙水為主，根據(jù)含水層的時代成因、含水介質(zhì)特征、水力性質(zhì)、水理性質(zhì)和地下水循環(huán)深度，可將研究區(qū)內(nèi)上新世—第四紀(jì)含水系統(tǒng)自上而下劃分為淺層含水系統(tǒng)和深層含水系統(tǒng)。

新生代以來，由長江、淮河、新沂河等帶來的泥沙淤積形成沖積平原。在松散沉積物中賦存了多層咸、淡水體，不同水體和含水層間的水體補(bǔ)排關(guān)系十分復(fù)雜。由于上游平原的淤積是通過河床與湖泊的淤積實(shí)現(xiàn)的，河床淤積呈現(xiàn)條帶狀分布，湖泊沉積表現(xiàn)為透鏡體分布，粗顆粒意味著河流或湖泊中的水流流速較快，構(gòu)成弱透水層的細(xì)顆粒沉積更多發(fā)生在湖泊中。研究區(qū)河網(wǎng)、斷裂帶及抽水條件下地下水補(bǔ)給關(guān)系見圖1。

圖1 研究區(qū)河網(wǎng)、斷裂帶及抽水條件下地下水補(bǔ)給關(guān)系Fig.1 Relationship between river network, fault zone and groundwater recharge under pumping condition in northern Jiangsu coastal research area

2 樣 品 采 集

采集蘇北平原中淮安和連云港地區(qū)的深層地下水，分析了氫氧同位素及偏硅酸、鍶等基本水化學(xué)成分并統(tǒng)計(jì)了前人在該地區(qū)有關(guān)地表水和淺層地下水的分析結(jié)果、南通地區(qū)地下水分析結(jié)果以及鹽城等地區(qū)的同位素分析成果[1]。采樣點(diǎn)分布見圖2(圖中部分采樣點(diǎn)數(shù)據(jù)來自于張巖等[15]的研究成果)。

圖2 蘇北平原地貌及深層地下水采樣點(diǎn)分布Fig.2 Distribution of coastal geomorphology and deep groundwater sampling sites in Subei Plain

3 結(jié)果與分析

3.1 氫氧同位素特征

鹽城地區(qū)承壓水中的氫氧同位素關(guān)系點(diǎn)落在相對較為集中的區(qū)間，只有少數(shù)點(diǎn)落在全球雨水線(GMWL)上或附近，大部分關(guān)系點(diǎn)位于GMWL之下，見圖3。蘇北平原河流只有少數(shù)點(diǎn)落在河水的蒸發(fā)線EL1(δD=4.24δ18O-17.11，R2=0.96)上，淮安和連云港地區(qū)承壓水的氫氧同位素關(guān)系點(diǎn)均沒有落在GMWL上，地下水可能來自于湖泊或河流的滲漏補(bǔ)給。南通地區(qū)的承壓水除個別點(diǎn)外，也都落在GMWL之下，而且離散程度較高。蘇北平原深層承壓水都相對地表水貧化，且大多落于當(dāng)?shù)卣舭l(fā)線下方，表明深層承壓水不是當(dāng)?shù)氐乇硭聺B形成。

圖3 蘇北平原主要補(bǔ)給源區(qū)地下水的氫氧同位素關(guān)系Fig.3 Deuterium-oxygen isotope relationships of groundwater in the main recharge source areas of Subei Plain

3.2 地下水氚含量特征

對淮安、連云港和南通地區(qū)的河水、潛水、承壓水的氫氧同位素與氚進(jìn)行了測量，共分析了45個氚值，淮安、連云港地區(qū)河水中的氚值為8.3 TU，地下水中的氚在6.5 TU與4.4 TU之間，平均值為5.5 TU。此外，收集整理了前人[1,7，16-21]的氚數(shù)據(jù)用以對比(表1)。揚(yáng)州、泰州、南通地區(qū)潛水與承壓水的氚含量在0.03～23 TU之間，平均值為6.4 TU[21]，其中靖江與南通第Ⅲ承壓含水層水中的氚分別達(dá)到了23 TU與22.3 TU。除南通以外其他地區(qū)的氚值在深層地下水、淺層地下水和地表水的平均值分別為5.44 TU、6.3 TU、8.3 TU，深層地下水中氚的最大值為6.49 TU，最小值為4.43 TU。

表1 揚(yáng)州、泰州地區(qū)地下水中的氚與14C

3.3 水體中偏硅酸含量分析

水體中離子主要來源于水與巖石礦物的反應(yīng)，其分布特征反映了一個地區(qū)水與地質(zhì)的相互關(guān)系，形象展示了水體的循環(huán)過程。蘇北平原河水、潛水與承壓水的偏硅酸箱線圖見圖4。通過對樣品中偏硅酸的檢測與統(tǒng)計(jì)分析，發(fā)現(xiàn)偏硅酸質(zhì)量濃度在不同類型水體中的變化較大，在深井中最大，淺井次之，地表水中最小。在不同水體中質(zhì)量濃度分布較分散，深井中偏硅酸質(zhì)量濃度平均為62.13 mg/L，變化范圍在35.80～81.56 mg/L之間；淺井中平均為24.65 mg/L，整體質(zhì)量濃度在5.83～69.77 mg/L之間；地表水偏硅酸平均質(zhì)量濃度為2.45 mg/L，在0.00～9.03 mg/L范圍內(nèi)。

圖4 蘇北平原河水、潛水與承壓水的偏硅酸含量Fig.4 Metasilicic acid content of river water, phreatic water and confined water in Subei Plain

4 討 論

4.1 “古水”來源爭議

蘇北平原地下水被確定為1.6萬～4萬a古水的證據(jù)來自于14C，利用14C測定地下水年齡需滿足兩個前提條件：一是通過地表水入滲而溶解在水中的含碳化合物隨著水分子同步運(yùn)動；二是進(jìn)入地下水的含碳化合物濃度和補(bǔ)給源區(qū)是已知的。滿足這兩個條件，14C的測年結(jié)果才能相對準(zhǔn)確。如果地下水中的CO2與碳酸鹽等進(jìn)行了水巖相互作用，水巖反應(yīng)將礦物中的C溶解到地下水中，只有參加水巖反應(yīng)的CO2是來自于大氣才可能通過13C進(jìn)行校正。如果CO2來自于地球深部，測年結(jié)果就會出現(xiàn)較大的誤差。Vogel[16]認(rèn)為，最初進(jìn)入地下水的14C/C計(jì)數(shù)率在80～90 pMC之間。水中含碳化合物的含量很少，因此，當(dāng)有未知碳源混入時，14C的定年結(jié)果就不再可靠。雖然14C定年方法在國內(nèi)外考古界的應(yīng)用取得了很大的成功，但利用該方法測定我國地下水年齡的研究卻存在很大爭議[17-18]。我國北方地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動復(fù)雜，斷裂帶系統(tǒng)發(fā)育，埋藏在地球深部的CO2通過斷裂帶系統(tǒng)排放，并混入地下水系統(tǒng)中，成為地下水的未知碳源。

蘇北平原內(nèi)存在黃橋、紀(jì)一和丁莊垛3個主要的CO2氣田，CO2含量在90%以上[9]。其中黃橋氣田的儲量大約為200億m3，是我國儲量最大、質(zhì)量最好的CO2氣田[19]。由于西太平洋板塊俯沖插入東亞板塊之下的地幔巖漿中，俯沖板塊中的碳酸鹽巖在高溫下分解出CO2，在中國東部形成了碳庫，碳庫中的CO2通過斷裂帶進(jìn)入地下水中，如如東—揚(yáng)州斷裂和金壇—如皋斷裂等，這些深大斷裂帶控制了第三紀(jì)晚期及以后的沉積作用。來自碳庫中的CO2幾乎不含14C，見圖5。巖層深部的CO2混入地下水后，總C增加了，14C/C的比值發(fā)生了變化，所以，根據(jù)14C/C比值計(jì)算地下水的年齡嚴(yán)重偏大，蘇北平原地下水不符合14C定年條件[20]。

圖5 蘇北平原不滿足14C定年條件概念示意圖Fig.5 Diagram of the concept of not meeting 14C dating conditions in Subei Plain

李云[21]測定了蘇北平原揚(yáng)靖泰潛水與承壓水中的14C與氚，所有的地下水中都有氚，表明地下水接受現(xiàn)代水的補(bǔ)給，最大的氚值達(dá)22.43 TU，高出南京地區(qū)同期大氣降水中的氚值1倍以上。蘇北平原地下水氚值大于南京地區(qū)降水中的氚值的點(diǎn)有6個，高氚值顯然是來自核試驗(yàn)，對應(yīng)1963年的峰值(數(shù)據(jù)來源于 International Atomic Energy Agency )，由此估算地下水的年齡約為40 a。其他承壓水的氚值小于6 TU，年齡大于40 a。

如皋第Ⅲ承壓含水層水14C/C的計(jì)數(shù)率為1.64 pMC，氚值為22.43 TU，根據(jù)14C與氚得到地下水的年齡分別為4萬a與40 a。由于氚(3H)是H的同位素，H在水中屬于多數(shù)元素，由巖層深部帶來的H量與水中H量相比很小，幾乎對氚的測定沒有影響。而水中的C屬于少量元素，容易受到巖層深部CO2的影響。14C/C比值的減小是由于地下水中CO2混入的結(jié)果，所以，蘇北平原地下水來自古水的結(jié)論是不可靠的，而氚值是可信的，即承壓水接受現(xiàn)代水的補(bǔ)給[10]。

4.2 側(cè)向徑流

自20世紀(jì)80年代起，隨著社會經(jīng)濟(jì)的快速發(fā)展，蘇北平原對水資源的需求量與日俱增。由于沿海地區(qū)位于河網(wǎng)的末端，工業(yè)廢水、化肥、農(nóng)藥與生活污水等排泄到河流中，大部分河水屬于不能用的劣Ⅴ類水，深層承壓水成為蘇北平原的主要水資源。大量開采深層承壓水已經(jīng)形成了水位降落漏斗，并引起地面沉降[20]。2005年以來，蘇北平原深層承壓水的開采量逐年減少，從2005年的2.03億m3減少至2013年的1.56億m3左右[22]。限采措施實(shí)施后，各承壓層的水位出現(xiàn)了不同程度的上升并趨于穩(wěn)定，表明地下水存在現(xiàn)代水的補(bǔ)給。

Ling等[23-30]先后嘗試用建立數(shù)學(xué)模型的方法來研究蘇北平原地下水資源及地下水環(huán)境的問題。通過模型反演各承壓層與弱透水層的滲透系數(shù)、側(cè)向補(bǔ)給量與越流補(bǔ)給量等，通過數(shù)學(xué)模型預(yù)測地下水流場的變化趨勢。但是，通過模型得到的弱透水層滲透系數(shù)與承壓層的滲透系數(shù)相差4～7個數(shù)量級。實(shí)驗(yàn)室測試結(jié)果表明，承壓層細(xì)沙的滲透系數(shù)在10 m/d左右，而相對隔水的弱透水層的亞黏土滲透系數(shù)在0.1 m/d左右，二者之間相差只有2個數(shù)量級。蘇北平原屬于沖洪積層與淤積層，無論是承壓層還是弱透水層，沉積物都來自于河流帶來的泥沙淤積，沉積層顆粒的粒徑與流速有關(guān)，流速較大的沉積顆粒粒徑相對較大，而流速緩慢則沉積顆粒較小，并含有大量的黏粒。但無論如何，透水層與弱透水層的滲透系數(shù)不可能相差4～7個數(shù)量級。模型反演得到的弱透水層的滲透系數(shù)明顯小于實(shí)際情況。

圖6 研究區(qū)承壓水等水位線(單位：m)Fig.6 Contour line of confined water in study area(unit:m)

蘇北平原地下水水質(zhì)與水量的數(shù)學(xué)模型都假設(shè)承壓水來自于側(cè)向補(bǔ)給，承壓水的補(bǔ)給源被認(rèn)為是西部山區(qū)的降水或河流入滲，地表水對承壓水基本沒有補(bǔ)給，而深部基巖是隔水的底板。當(dāng)承壓水低于海平面，海水會進(jìn)入承壓層中，數(shù)學(xué)模型將臨海一側(cè)設(shè)置為隔水邊界不符合實(shí)際情況。通過等水位線可以確定承壓水的流動方向。承壓水水位形成降落漏斗后，周邊的地下水向漏斗中匯集，承壓水水位低于海水位40 m。在20世紀(jì)60年代之前，承壓水水位高于地表水水位，承壓水向南海排泄。于是，當(dāng)承壓水水位低于海平面，海水也應(yīng)該通過排泄層向沿海大陸入侵，但實(shí)際上，海水入侵事件沒有發(fā)生，而且在沿海地區(qū)仍然存在大量的上升泉，上升泉距離海邊3 km，沿著一條水溝分布，每隔幾米到十幾米一個，見圖6。上升泉的TDS約25 g/L，低于海水35 g/L。通過承壓水的等水位線分布可以看出，在海安、建湖等地區(qū)存在地下水分水嶺，承壓水接受垂向補(bǔ)給，然后向漏斗中排泄。

4.3 新生代玄武巖與斷裂帶地下水補(bǔ)給

玄武巖地下水的研究始于20世紀(jì)20年代。新生代玄武巖地下水屬于一種特殊類型，其補(bǔ)給、徑流與排泄方式完全不同于孔隙水、裂隙水與巖溶水；玄武巖地下水大都屬于HCO3-Mg或HCO3-Ca+HCO3-N型水，偏硅酸質(zhì)量濃度一般都在25 mg/L以上。玄武巖地下水的儲水與導(dǎo)水構(gòu)造是以熔巖隧道與孔洞為主、次生構(gòu)造裂隙與風(fēng)化裂隙為輔的熔巖裂隙孔洞水[16]。玄武巖地下水廣泛分布在海南島、雷州半島、云南騰沖、長白山、五大連池、盱眙、南京等新生代火山巖地區(qū)，已經(jīng)揭露的熔巖隧道高0.3～5.8 m，寬0.4～41 m，隧道內(nèi)部拱頂多為半圓形、弧形，隧道有的是單條的，有的分叉合并頻繁，還有上下兩層雙層結(jié)構(gòu)的，地下水從熔巖隧道中流出。松花江上游二道白河源頭是天池瀑布，向北流行4 km后，穿過4 km長的熔巖隧道[31]。玄武巖熔巖隧道周邊存在氣孔構(gòu)造，氣孔形狀一般為近圓形至不規(guī)則形，通過鏡下觀測，確定90%以上的孔洞、孔隙與微氣孔、微孔隙是相互連通的，且均與熔巖隧道連通[32]。低黏性的堿性玄武質(zhì)熔巖在冷卻過程中形成了連續(xù)的收縮縫，最終演變成管道型的導(dǎo)水通道[33-34]。在大面積新生代玄武巖臺地分布地區(qū)，往往出現(xiàn)較大和特大的泉水，泉水在枯水季節(jié)的絕對流量仍然很大[35]。

新生代玄武巖分布在我國的東部地區(qū)，新近紀(jì)期間，蘇北地區(qū)發(fā)生了早晚兩期火山巖噴發(fā)，屬于加山—六合火山群，盱眙東部的揚(yáng)州、泰州、鹽城、漣水等火山玄武巖是同期噴發(fā)的。由于火山噴發(fā)都發(fā)生在海底，稱為新生代隱伏火山群，見圖1[36]，由于火山群的巖性均為玄武巖，所以這些地區(qū)的巖層稱為新生代隱伏火山玄武巖，盱眙、六合等蘇北地區(qū)均有分布，這些區(qū)域地下水水質(zhì)好，富水性強(qiáng)[37]。新生代隱伏火山玄武巖地下水豐富，而且水中的偏硅酸與鍶的含量達(dá)到了礦泉水標(biāo)準(zhǔn)，礦物質(zhì)含量極高，是湯溝、高溝等白酒的釀酒用水[38]。鹽城北部一帶承壓水水位較高，該地區(qū)在新生代300萬～500萬a前曾經(jīng)發(fā)生了玄武巖噴發(fā)，屬于隱伏火山地區(qū)，顯然，承壓水接受隱伏火山玄武巖地下水的補(bǔ)給。根據(jù)蘇北平原隱伏火山地區(qū)深層地下水中偏硅酸高的特征推斷，地下水應(yīng)該來自于玄武巖中的熔巖隧道與孔洞。位于隱伏火山附近承壓水的氫氧同位素關(guān)系點(diǎn)分布在相對集中的范圍內(nèi)，表明地下水的補(bǔ)給源區(qū)比較穩(wěn)定，而且應(yīng)該來自較為集中的導(dǎo)水通道。蘇北平原隱伏火山地區(qū)深層地下水氫氧同位素關(guān)系對比分析確定，地下水的補(bǔ)給源區(qū)可能位于云貴高原一帶[9]。

圖7 地下分水嶺導(dǎo)水構(gòu)造涌水補(bǔ)給承壓水概念圖Fig.7 Concept diagram of confined water recharge by water gushing from underground watershed diversion structure

在連云港、鹽城與南通地區(qū)存在3個規(guī)模較大的水位降落漏斗，在大型漏斗之間存在水位較高的區(qū)域，高水位地區(qū)分布著斷裂帶或新生代隱伏火山玄武巖，根據(jù)地下水流場確定承壓水應(yīng)該來自于斷裂帶和新生代隱伏火山玄武巖。如，第Ⅲ承壓含水層抽水量大的地區(qū)分布在鹽城與南通，漏斗水位高程分別為-30 m與-25 m，而在抽水量相對較大的鹽城東北地區(qū)承壓水水位始終保持在0 m附近，存在東西向與斷裂帶分布重合的地下水分水嶺，深層地下水從斷裂構(gòu)造中涌入承壓層，并通過越流補(bǔ)給方式向地表流動。由于斷裂帶上部地層的水壓力很高，所以，雖然大量抽水但水壓力降低幅度不大，仍然通過越流補(bǔ)給上部承壓水層及潛水層。

漏斗地區(qū)下伏基巖中沒有導(dǎo)水構(gòu)造，抽水后承壓水水位降低，來自斷裂帶的涌水向低壓漏斗區(qū)流動，見圖7。對于漏斗區(qū)而言，如果抽水量大于水平補(bǔ)給量，承壓水水位繼續(xù)降低；當(dāng)抽水量與補(bǔ)給量達(dá)到相對平衡，水位將保持穩(wěn)定。所以在遠(yuǎn)離斷裂帶的地區(qū)承壓層之間形成了水位差，潛水層與各承壓層之間的越流補(bǔ)給關(guān)系發(fā)生了變化，第Ⅰ承壓含水層與第Ⅱ承壓含水層水位高于第Ⅲ承壓含水層水位，形成了向下的越流補(bǔ)給。漣水與灌南一帶抽水量相對較小，但第Ⅲ承壓含水層最大漏斗水位高程達(dá)-40 m，水位較高的地區(qū)下伏地層為新生代隱伏火山玄武巖，地下水的補(bǔ)給應(yīng)該來自于玄武巖地下水。

5 結(jié) 語

水化學(xué)分析顯示，研究區(qū)地表水、淺層地下水的主要化學(xué)成分特征與深層地下水有很大不同，深層地下水表現(xiàn)出明顯的硅酸鹽巖參與水巖反應(yīng)的特征，地下水中含有大量偏硅酸和豐富的礦物質(zhì)，地下水流經(jīng)的主要巖層屬于硅酸鹽富集而碳酸鹽較少的巖層。水化學(xué)與水位變化特征都支持地下水來自于深部垂向補(bǔ)給方式的結(jié)論?？紤]到研究區(qū)下伏新生代隱伏火山玄武巖，推斷玄武巖地下水可能是研究區(qū)深層地下水的主要補(bǔ)給源，地下水的導(dǎo)水通道位于火山巖中。蘇北平原深層地下水既不是孔隙水，也不是裂隙水與巖溶水，而屬于新生代隱伏火山玄武巖地下水。

蘇北平原深部地層中存在CO2氣藏，從氣藏中釋放的CO2混入地下水中，造成水中重碳酸根濃度增大，死碳混入地下水后不滿足14C定年條件，所以，前人采用14C定年的結(jié)果偏大。蘇北平原地下水中探測到明顯的氚，表明地下水接受現(xiàn)代水補(bǔ)給，地下水中的氚來自于核試驗(yàn)，深層地下水為現(xiàn)代水補(bǔ)給。承壓水的年齡集中，在空間上的分步范圍也很小，流速穩(wěn)定，由此推斷研究區(qū)深層地下水主要來自于垂向補(bǔ)給。