姜先橋，尚琳群，王永強，劉 煜，韓 沖，陳英杰

(河北省環(huán)境地質(zhì)勘查院,河北 石家莊 050021)

0 引 言

研究區(qū)位于河北省與山東省交界處邯邢平原東部的臨西、清河、館陶及大名四縣(以下稱研究區(qū)或邯邢東部四縣)，該區(qū)深淺層地下水分界線大致在200 m左右[1]。2003年采樣，淺層地下水氚含量較高，一般在15～30 TU，最高達51.1 TU；200～300 m深的井氚含量均大于18 TU，共采樣5井，有3井氚含量在30 TU左右。天然地下水中的氚主要有2種起源：天然氚和人工核爆氚。天然氚是在大氣層上部形成，經(jīng)由大氣降水進入到含水層中。天然氚的形成基本保持恒定，因此大氣降水中的氚濃度也比較穩(wěn)定，一般在5～10 TU。人工氚主要由核試驗產(chǎn)生，人工氚的輸入使降雨中氚的含量大大增加，在20世紀60年代初期，北半球中緯度地區(qū)降雨中氚的含量往往要超過1000 TU[2-3]。淺層地下水如此高的氚含量，只有核爆時期的氚才有這樣的特征，那么，是什么樣的水文地質(zhì)條件才使得20世紀50—60年代的水保存下來？深層水得不到降水的直接補給，而且大范圍內(nèi)深井中的高值氚出現(xiàn)，恐怕不能用單井混合來解釋，那么，又是什么原因形成深井中高值氚呢？

1 自然背景

研究區(qū)位于半干旱半濕潤大陸性季風(fēng)氣候區(qū)，多年平均氣溫13.4℃，多年平均降雨量515.2 mm，區(qū)內(nèi)主要河流為衛(wèi)河，屬季節(jié)性河流。

本區(qū)位于華北平原南部，屬掩埋古河道第四紀沖積平原區(qū)，微地貌上屬于漳衛(wèi)河沖積平原亞區(qū)泛濫洼地小區(qū)，地勢由西南向東北傾斜，研究區(qū)在構(gòu)造上屬于內(nèi)黃斷坳，滄州-大名深斷裂縱穿南北，并在大名、故城處被東西向的臨漳-魏縣大斷裂及無極-衡水大斷裂切斷。

地下水系統(tǒng)分區(qū)上屬于古黃河地下水系統(tǒng)的內(nèi)黃南—冠縣—寧津古河道帶，該地下水系統(tǒng)西部與西北部以河道間帶黏性土弱透水層同漳衛(wèi)河地下水系統(tǒng)分開，在目前情況下，地下水流線與系統(tǒng)邊界近于平行，同鄰區(qū)不發(fā)生或基本不發(fā)生水量交換。該區(qū)域淺層地下水從天然狀態(tài)下(1959年)到人為條件下(1975年、1992年)，直到現(xiàn)狀條件下(2010年)，其地下水水位標高雖然由30～40 m下降到10 m左右(黃海海平面)，但區(qū)域上的開采比較均衡，未出現(xiàn)大的地下水水位降落漏斗，地下水流場狀態(tài)變化不大，且水力坡度較小，因此地下水交替緩慢，這就使得核爆時期(高含量氚)的地下水能夠滯留至今。

2 樣品同位素含量

在清河、臨西、大名縣分別選了一組位置接近的淺、深層地下水樣品，其同位素組分對比關(guān)系見表1。由表1中可以看出，清河、臨西兩縣δ18O深、淺層地下水的混合不明顯，但在大名縣，δ18O值相同，都為9.2‰，并且深層水中δ18O值高于相同水文地質(zhì)條件的深層水點，但不大于淺層水的δ18O值；深層地下水雖然有大于淺層水的水力坡度，但地下水流向的上游，地下水中氚含量卻小得多，基本在氚的檢出限以下(<3 TU)，因此，深層地下水的高值氚不會來源于側(cè)向補給，而大氣降水又不能直接補給深層地下水，深層水中氚含量均較大，并且大于相鄰地下水系統(tǒng)的深層水氚含量，因此初步判斷此處的深層地下水接受淺層水的越流補給[4]。

3 研究區(qū)水化學(xué)特征

表1 淺、深層地下水同位素組分對比關(guān)系

表2 不同年份淺、深層地下水化學(xué)組分對比

4 不同層位間地下水越流條件分析

出現(xiàn)不同含水層位間的越流，應(yīng)具備幾個必要條件：有層位間的水頭差，相鄰含水層間相對隔水連續(xù)性差，且厚度小，隔水能力低，補給層位地下水水平方向的徑流不暢。

20世紀70年代初以前，也就是本區(qū)域地下水大量開采前，淺、深層地下水水位相當(dāng)，均在25～45 m之間，不同層位間的地下水基本不產(chǎn)生垂向的水量交換，而此核爆氚的峰值就出現(xiàn)在這個時期(1963年左右)。淺層地下水多年動態(tài)水位變化基本與降水過程具有同步的趨勢，屬于降水滲入補給-蒸發(fā)徑流排泄類型，深層地下水則以徑流補給-頂托排泄與徑流排泄為主。20世紀70年代中末期以來，工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的迅猛發(fā)展大大增強了對地下水特別是深層地下水的開采，使地下水水位迅速下降，到1992年，深、淺層地下水的水位差已經(jīng)相當(dāng)明顯，清河、臨西、大名淺層地下水水位差都在20 m以上，館陶縣深、淺層地下水水位差也有近10 m，地下水的補排類型變?yōu)閺搅?、越流補給-開采、徑流排泄為主。20世紀90年代以來，深層地下水的開采量進一步加大，到2005年，臨西、館陶深、淺層地下水水位差在30 m左右，清河地區(qū)甚至超過了50 m，大名地區(qū)有所減少，但也有近20 m的水位差(表3)。前文已經(jīng)述及，本區(qū)屬于相對封閉的地下水系統(tǒng)，淺層地下水與鄰近系統(tǒng)基本不發(fā)生水量交換。區(qū)內(nèi)淺層地下水的開采比較均衡，沒有產(chǎn)生大的地下水水位降落漏斗，水力坡度變化較小，一直保持在0.18‰左右，地下水的水位徑流緩慢。但垂向上深、淺層如此大的水位差值，必然產(chǎn)生較大的水頭壓力，使淺層水透過隔水層的薄弱環(huán)節(jié)，向深層地下水越流。

表3 不同年份淺、深層地下水位標高對比

邯邢東部四縣第四紀地層自上而下可以劃分為4個含水層組，其中第一、第二含水組為淺層地下水，第三、第四含水組為深層地下水。第一含水組底界面標高在0～-30 m之間，南部大名與北部的清河底界較高，一般在20～30 m之間，臨西附近較低，一般在0～10 m之間，含水層以粉細砂為主，單層厚度在4 m之間。第二含水組底界面標高在-120～-220 m之間，仍是南北高，中部低，臨西附近在-200 m左右，含水層巖性以細砂、粉細砂為主，單層厚度為4～12 m。第三含水組底界面標高在-260～-340 m之間，趨勢與第一、第二含水組基本一致，臨西縣附近較低，標高為-320～-340 m，含水層巖性仍以細砂、粉細砂為主，單層厚3～8 m。第三含水組以下的第四紀地層為第四含水組，含水層巖性以中細砂、細砂為主，顆粒變粗，單層厚4～12 m。咸水體在此區(qū)域廣泛分布，主要位于第二含水組，頂板埋深10～50 m，底界埋深160～200 m，前面提到的淺層水主要指賦存于第一含水組的地下水，深層水主要指咸水體以下的深層淡水。雖然第一含水組與第二含水組之間有10～12 m的亞黏土或亞砂土層相分隔，第二含水組與第三含水組之間有15～20 m的粉土相分隔，但隔水層均較薄。我們對邯鄲、邢臺東部四縣及附近區(qū)域鉆孔資料進行了統(tǒng)計(表4)，統(tǒng)計對象是300 m以淺黏性土層，共統(tǒng)計9個鉆孔點，其中四縣內(nèi)5個點(Ⅲ9點在系統(tǒng)邊界附近)，四縣外4個點小于1 m的黏性土層合并處理。從表4中可以看出，四縣以內(nèi)區(qū)域，黏性土層的層數(shù)為5～6層，累計厚度均不超過100 m，但四縣以外區(qū)域，無論是黏性土層層數(shù)還是累計厚度，均大于四縣以內(nèi)，即使同屬一個地下水系統(tǒng)(阜9)，黏性土層的隔水性能也遠比四縣區(qū)域以內(nèi)的要大。同時，邯邢東部四縣又位于黃河古河道帶上，地質(zhì)歷史時期的河流擺動，構(gòu)造的隆起剝失及凹陷沉積，使得隔水層連續(xù)性很差，在較大的水頭壓力下，大量的淺層地下水可以經(jīng)過相對隔水層位，越流至深層地下水。

表4 研究區(qū)與附近黏性土層特征對比

5 討 論

由于本區(qū)處于黃河故道，不同的含水層位多次疊覆，淺層地下水供應(yīng)充足，深層地下水早期基本未遭受擾動，其水質(zhì)沒有明顯變化；近年來，隨著用水量的加大，深層地下水開采量大大增加，深層地下水水位標高下降速率遠大于淺層地下水，當(dāng)深層地下水水位標高低于淺層地下水水位標高時，深、淺層地下水之間的水量交換則變?yōu)闇\層地下水越流補給深層地下水。

綜上所述，邯邢東部四縣，由于特殊的地質(zhì)、水文地質(zhì)條件，使淺層地下水越流至深層地下水成為可能，從而在深層地下水中出現(xiàn)了高值的氚含量。

參考文獻：

[1] 陳望和,尚琳群，王永強，等.河北地下水[M].北京：地震出版社，1999.

[2] 錢會,尚琳群，王永強，等.水文地球化學(xué)[M].北京：地質(zhì)出版社，2005.

[3] 王恒純.同位素水文地質(zhì)概論[M].北京：地質(zhì)出版社，1990.

[4] 劉存富,王佩儀,周煉.河北平原地下水氫、氧、碳、氯同位素組成的環(huán)境意義[J].地學(xué)前緣，1997,4(1/2): 267-274.