蒲阳河流域地下水水化学及同位素特征

邓启军，李方红，李 伟，刘 昭，刘 蕴

(1.中国地质调查局水文地质环境地质调查中心, 河北 保定 071051；2.河北地质大学 水资源与环境学院,河北 石家庄 050031；3. 河北省水资源可持续利用与开发实验室, 河北 石家庄 050031)

蒲阳河流域地下水水化学及同位素特征

邓启军1，李方红2,3，李 伟1，刘 昭2,3，刘 蕴1

(1.中国地质调查局水文地质环境地质调查中心, 河北 保定 071051；2.河北地质大学 水资源与环境学院,河北 石家庄 050031；3. 河北省水资源可持续利用与开发实验室, 河北 石家庄 050031)

蒲阳河流域；地下水；水化学特征；氢氧同位素

华北地区干旱灾害十分严重，尤其太行山中北段的保定西部山区最易受干旱灾害的冲击，山前流域的地下水资源为缓解该区干旱灾害起到了十分重要的作用。国内外学者在研究岩溶水、干旱区地下水的形成及地下水与地表水的补排关系等过程中广泛使用水化学及同位素技术[1～4]。近些年国内学者在黑河流域、塔里木盆地、北京平原区及贵州岩溶山区等区域利用水化学及同位素开展了较细致地工作，对区域地下水水化学及同位素特征、地表水与地下水关系、地下水补给与更新等方面进行了研究，取得了一系列成果[5～10]。在研究区及其邻区多集中于水源地的氢氧同位素特征研究、以及在平原区进行潜水水化学特征的研究，研究成果较好地识别了浅层和深层地下水的特征，同时人类的开采活动影响着潜水的水质[11]。

因此对研究区山前流域的地下水水化学及同位素的研究，不仅可以揭示流域内地下水化学组分及同位素组分的基本特征及分布规律，也可查明地表水和地下水的补给关系，定性地估算地下水的滞留时间，为进一步流域内水资源的合理开发和利用提供理论依据。

1 研究区概况

1.1 自然地理概况

研究区顺平县地处太行山东麓，保定市西北部37 km处，总面积708 km2。顺平县西、北部为太行山区、半山区，地形陡峭，海拔100～524 m，东南部为山前冲洪积平原区，地势平坦，平均海拔50 m左右。

研究流域为大清河水系清水河流域的支流蒲阳河，古名蒲水，发源于县境内北部山区，上游有四条支流，汇合后经李思庄折向东流，经淋涧、小魏家庄，至西韩童村南汇入界河。干流长19 km，总流域面积162 km2，其中山区流域面积128 km2。

研究区属暖温带大陆性半干旱季风气候，区域内夏季炎热多雨，冬季寒冷少雪，干湿季节差异很大，最低气温-20.6 ℃，最高气温41.4 ℃，年平均气温12.5 ℃；多年平均蒸发量1 731.5 mm，据顺平县城气象站1979—2008年降水量观测资料，多年平均降水量537.5 mm。降水特征为年内降水分布不均，多集中在6—8月，占全区降水量73%。

1.2 地层岩性及地质构造

研究区属于中朝准地台-山西断隆与燕山台褶带接触部位，区内的主要构造为蒲阳河上游的安阳复向斜。出露的地层主要有：元古界蓟县系—长城系(Jxw-Chg)，岩性主要为灰白-深灰色厚层中细晶含燧石白云岩，出露于向斜两翼；古生界寒武—奥陶系(∈-O)，寒武系下统以紫红色页岩和泥岩为主,中统上部鲕状灰岩，上统竹叶状灰岩及白云岩，奥陶系仅出露中统，分为三组八段，每组由下而上主要岩性为泥晶白云岩夹石膏—灰岩—灰岩夹泥质白云岩。

第四系(Q)主要有上更新统及全更新统，广泛分布于山前及冲洪积平原交界处，多为冲积、冲洪积形成的碎屑堆积，岩性为粉土、粉质黏土，沿蒲阳河河道分布着稍厚全新统的砂砾石、粉土，厚度为10～40 m。

安阳复向斜总体呈NEE向，东侧扬起，并向NE方向发生偏转。其核部由寒武-奥陶系组成，由于沿轴向发育三条叠瓦状逆断层，形成一系列相间分布的背斜、向斜构造形态。向斜内断裂方向亦为NEE向，受断层影响，寒武、奥陶系地层在安阳向斜内反复出现，因其形成时代较晚，断裂破碎带及断裂影响带，胶结程度较差，透水性强，常具充水和导水性能。

1.3 水文地质条件

区内地下水类型为碳酸盐岩裂隙岩溶水和松散岩类孔隙水。裂隙岩溶水主要分布于安阳向斜及山前与冲洪积平原的交界地带，受地层岩性及构造影响，机井具体分布于断裂带的附近或是直接位于碳酸盐岩与碎屑岩交界处，NE方向分布，整体与断层方向一致。单井涌水量一般20～50 m3/h，局部可达60～80 m3/h，地下水埋深一般小于30 m。

松散岩类孔隙水则主要分布于蒲阳河的河谷地带以及下游冲洪积平原地带，含水层主要为中粗砂及砂砾石，单井涌水量50～80 m3/h，地下水埋深一般小于10 m。

由安阳向斜内大气降水入渗形成地下径流后，除了当地满足开采后，随地势由北向南汇流，经由李思庄出山口流出，分成两股，一股经淋涧沿蒲阳河道向下汇流，而另外一股则沿着下邑断层向西南汇流，调查显示，沿断层，地下水较为丰富。

研究区水文地质图及采样点位置图见图1。

图1 研究区水文地质图及采样点图Fig.1 Hydrogeological map of the study area and location of the sampling points

2 研究方法

氢氧稳定同位素送中国地质科学院岩溶地质研究所实验室进行测试。氢同位素测定采用锌反应法，氧同位素测定采用CO2-H2O平衡法，测定仪器为MAT253同位素质谱仪，测定结果以相对于VSMOW标准的千分差表示，测定精度分别为±2.0‰和±0.2‰。3H用QUNTULUS 1220液闪仪进行测试。数据处理及分析使用Aquachem、SPSS等软件。

3 研究区地下水水化学特征

3.1 水化学类型

3.2 地下水中离子相关性及来源分析

表2中显示研究区绝大多数天然水样品中文石、方解石和白云石等矿物处于饱和状态，其他矿物如石膏、硬石膏及萤石等处于不饱和状态；并且研究区水样多数落在方解石和白云石同时饱和或过饱和区域，可见地下水循环过程中流经碳酸盐地层发生了较为充分的水岩反应，地下水在循环过程中历经了石膏矿物溶解过程，但并未达到反应平衡。

图2 研究区地下水水化学Piper图Fig.2 The Piper diagram of groundwater in the study area

图3 研究区地下水与TDS和与关系图Fig.of groundwater in study area

编号类型硬石膏文石方解石白云石萤石石膏SY01岩溶水-2.290.320.460.93-2.43-2.07SY02岩溶水0.470.621.35-2.69SY03岩溶水-1.950.460.61.15-2.33-1.73SY04岩溶水-1.860.790.941.59-2.48-1.64SY06岩溶水-2.17-0.86-0.72-1.58-2.99-1.95SY07岩溶水-1.670.580.721.01-2.12-1.45SY10岩溶水-1.160.380.530.91-1.9-0.94SY11岩溶水-2.680.470.621.23-2.42-2.46SY13岩溶水-2.490.370.511-2.19-2.27SY15岩溶水-2.510.550.691.44-2.32-2.29SY16岩溶水-2.690.360.51.05-2.77-2.47SY17岩溶水-2.620.40.551.11-2.41-2.4SY19岩溶水-2.260.540.691.33-2.58-2.04SY21岩溶水-2.850.310.450.86-2.55-2.63SY22岩溶水-2.680.370.520.92-2.53-2.46SY23岩溶水0.290.440.73-2SY24岩溶水-2.570.580.721.26-2.22-2.35SY25岩溶水-2.70.460.61.11-2.38-2.48SY27孔隙水0.540.681.22-2.15SY28地表水-2.120.540.691.36-2.36-1.9

4 研究区地下水同位素特征

本次研究选取典型的地下水点，取样17件岩溶水样品做氢氧稳定同位素和氚同位素分析。

4.1 氢氧稳定同位素分析

研究区岩溶水δD、δ18O值范围分别为-68.2‰～-57.1‰和-8.73‰～-7.78‰，平均值分别为-63.3‰和-8.48‰，δD、δ18O值变化范围较大，显示有不同水源的补给。从δD和δ18O关系图中(图4)，对比全球大气降水线及石家庄地区大气降水线[12]，研究区地下水氢氧稳定同位素数据落在降水线附近右下方，主要接受大气降水的补给。与全球及石家庄地区大气降水线对比有一定偏移，表现出大气降水入渗地下过程中受到蒸发作用的影响。从氘过量参数d(d=δD-8δ18O)看出研究区地下水样品主要分布在0～10‰，部分d值接近于0，显示出地下水循环过程中历经了显著地水岩作用，一定程度上显示了地下水循环过程中与碳酸盐进行充分的水岩作用，由于未采集碳和硫同位素数据，利用氢氧稳定同位素数据不能精细刻画其水文地球化学过程。

图4 研究区地下水δD和δ18O关系图Fig.4 Relations of δD value versus δ18O value of groundwater in study area

从δD、δ18O随TDS图中(图5)可以看出，其值变化范围较大，可能与不同高程的水源补给地下水有关，从δD、δ18O与井深的关系不难看出，δD随井深的增大有逐渐增大的趋势，δ18O随井深增大变化趋势不明显，显示出随着地下水循环深度的增加，水岩作用明显增强，作用过程中表现出地下水δD富集，由于地下水温度较低，δ18O未出现显著地交换作用。

图5 研究区地下水δD、δ18O与TDS、井深含量关系图Fig.5 Relations of δD, δ18O versus TDS, depth of groundwater in study area

4.2 地下水年龄分析

3H是测定年轻地下水年龄的常用方法，适用于1952年以来补给的地下水。实际应用中，由于水动力混合和不同补给来源的地下水流的汇聚，导致不同年龄水组成混合体。同时，由于大气核试验停止和核爆氚的衰变，用氚估算地下水的平均滞留时间已经快失效，因此，氚常用来定性地估算地下水年龄的范围[12]。根据中国现有雨水氚分布情况(氚分析精度约为±1TU)，对当前(2010年前后)实测地下水氚数据可以做出定性年龄判断[13]。氚浓度在实验室检测精度以下，即3H<2TU，可认定该水样年龄较老，为1953年前补给；3H 2～4TU，该水样为老水有新水混入；3H 5～15TU，该水样为现代水(小于5～10年)；3H 15～30TU，该水样中存在一些核爆3H。

通过定性分析，研究区部分地下水为1953年前补给，即推测地下水年龄大于60年，主要有样点SY01、SY05、SY07、SY10、SY13及SY20，在流域上游及平原区均有分布，主要受到安阳向斜的控制；多数岩溶水的地下水年龄较复杂，从现代水到大于60年的水均有分布，显示出该类型地下水为不同高程、不同年代水的多种来源。

5 结论

(2)研究区地下水氢氧稳定同位素数据落在降水线附近右下方，主要接受大气降水的补给，与全球及石家庄地区大气降水线有一定偏移，表现出大气降水入渗地下过程中受到蒸发作用的影响；氘过量参数d主要分布在0～10‰，部分d值接近于0，显示出地下水循环过程中历经了显著地水岩作用；δ18O随井深增大变化趋势不明显，显示出随着地下水循环深度的增加，水岩作用明显增强，作用过程中表现出地下水δD富集，而δ18O未出现显著地交换作用。

(3)研究区部分地下水受到区内安阳向斜的控制，推测年龄大于60年，在流域上游及平原区均有分布；多数岩溶水的地下水年龄较复杂，从现代水到大于60年的水均有分布，显示出该类型地下水为不同高程、不同年代水的多种来源。

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The chemical and isotopes characteristic of groundwater in Puyang river basin

DENG Qijun1， LI Fanghong2,3， LI Wei1， LIU Zhao2,3， LIU Yun1

(1.CenterforHydrogeologyandEnvironmentalGeologySurvey,CGS,Baoding,Hebei071051,China;2.SchoolofWaterResources&Environment,HebeiGEOUniversity,Shijiazhuang,Hebei050031,China;3.HebeiProvinceKeyLaboratoryofSustainedUtilization&DevelopmentofWaterResources,Shijiazhuang,Hebei050031,China)

Puyang river basin; groundwater; hydrochemical characteristics; hydrogen and oxygen isotopes

10.16030/j.cnki.issn.1000-3665.2017.02.02

2016-10-08;

2017-01-04

中国地质调查局地质大调查项目(“沂蒙山革命老区1∶5万水文地质调查”(121201012000150003))；河北省水利科研项目(河北唐河流域河流水质演化及物源特征研究，石津灌区水资源优化配置)

邓启军(1985-)，男，工程师，主要从事地下水勘查、评价研究。 E-mail：dqjaaa@126.com

李伟(1970-)，男，教授级高级工程师，主要从事地下水勘查、评价研究。E-mail：ffsmuzili@sina.com

P641.3

A

1000-3665(2017)02-0008-07