姜守俊，許蘭芳，倪澤華，楊宏宇，涂世亮

廣東省地質(zhì)調(diào)查院，廣東廣州 510080

廣東省清遠(yuǎn)市地勢(shì)從西北向東南傾斜，主城區(qū)及其南部平坦開(kāi)闊，三面皆山地丘陵，合圍成清遠(yuǎn)盆地。近30年隨著城鎮(zhèn)化飛速發(fā)展，市轄區(qū)城鎮(zhèn)建設(shè)用地面積從約30 km2增長(zhǎng)到約220 km2（盧淑清,2012;劉梅,2019）。據(jù)多年清遠(yuǎn)市水資源公報(bào)數(shù)據(jù)，清新區(qū)和清城區(qū)年平均地下水用水量達(dá)到總用水量的7%。城鎮(zhèn)化發(fā)展對(duì)地下水影響較為深遠(yuǎn)（Zhang F G et al.,2019），清遠(yuǎn)盆地地下水含水系統(tǒng)結(jié)構(gòu)復(fù)雜，其中，清遠(yuǎn)盆地碳酸鹽巖含水層面積約413 km2，占平原區(qū)總面積的45%，碳酸鹽巖分布區(qū)溶洞、地下管道發(fā)育，極易使污染物隨著地表水進(jìn)入地下水系統(tǒng)（Jiang Y J et al.,2004;Lan J C et al.,2013;Lu L et al.,2022;王雨旸等,2022）。查明該地區(qū)巖溶地下水水循環(huán)演變規(guī)律對(duì)于尋求科學(xué)、合理的巖溶水開(kāi)發(fā)和利用方案等具有重要現(xiàn)實(shí)意義。

目前，研究地下水補(bǔ)徑排關(guān)系的方法主要有水文地球化學(xué)分析法（張秝湲等,2011;徐一萍等,2020）、同位素分析法（劉大剛等，2018;Liu C H et al.,2022）、示蹤實(shí)驗(yàn)分析法（呂小凡等,2017）、水文地質(zhì)剖面分析法（朱靜靜和周宏,2017）等。在盆地尺度范圍內(nèi)，地下水循環(huán)模式以分層嵌套流動(dòng)系統(tǒng)的形式出現(xiàn)，即局部、中間和區(qū)域流動(dòng)系統(tǒng)，以及由于地下水位周期性起伏形成的流量系統(tǒng)之間的滯留區(qū)（Tóth,1963），這一發(fā)現(xiàn)為區(qū)域地下水流理論發(fā)展奠定了基礎(chǔ)（Tóth,2009a）。地下水作為水文循環(huán)重要組成部分和重要供水來(lái)源，其化學(xué)組分的水巖反應(yīng)和運(yùn)輸都與自身循環(huán)密切相關(guān)（Ingebritsen et al.,2006）。地下水化學(xué)和巖石化學(xué)成分與化學(xué)平衡以及地下水循環(huán)速率和運(yùn)移距離相關(guān)（Ingebritsen et al.,2006）。因此，停留時(shí)間或年齡決定了地下水許多地質(zhì)過(guò)程類(lèi)型和運(yùn)移速率，包括地下水化學(xué)特征（Goode,1996）。在地質(zhì)均勻流域中，由于停留時(shí)間和行進(jìn)距離的差異，不同地下水系統(tǒng)中地下水鹽度或礦化度存在較大的差異。一般來(lái)說(shuō)，區(qū)域和中間流動(dòng)系統(tǒng)鹽度比局部流動(dòng)系統(tǒng)高得多。在滯留區(qū)中長(zhǎng)時(shí)間積累可能導(dǎo)致更高鹽度（Tóth,1999）。因此，在孔隙度均勻飽和含水層中，地下水鹽度或礦化度等指標(biāo)可以一定程度上區(qū)分局部和區(qū)域流量邊界（徐一萍等,2020）。

本文主要通過(guò)深部含水層的水文鉆孔和地下水水質(zhì)、氫氧同位素?cái)?shù)據(jù)，查明地下水補(bǔ)給來(lái)源，研究清遠(yuǎn)盆地巖溶地下水的水文地球化學(xué)及流場(chǎng)特征。

1 研究區(qū)地質(zhì)環(huán)境條件

研究區(qū)（清遠(yuǎn)盆地）位于北緯23°27'27''～23°49'20＂和東經(jīng)112°43'47''～113°18'17＂。氣候以亞熱帶季風(fēng)性氣侯為主，平均氣溫21.8 ℃，年平均降雨量1946 mm。行政區(qū)包括清遠(yuǎn)清新、清城區(qū)，清遠(yuǎn)盆地內(nèi)主要河流為濱江、潖江及北江干流，屬于珠江水系。

盆地周邊低山丘陵地區(qū)地層巖性以寒武紀(jì)變質(zhì)巖、泥盆紀(jì)碎屑巖和侏羅紀(jì)、白堊紀(jì)火成巖為主，平原區(qū)主要有第四紀(jì)松散層、寒武紀(jì)變質(zhì)巖、泥盆紀(jì)碎屑巖和碳酸鹽巖、白堊紀(jì)紅層和侏羅紀(jì)火成巖（圖1a）。地下水類(lèi)型包括松散巖類(lèi)孔隙水、變質(zhì)巖裂隙水、一般碎屑巖裂隙水、巖溶水、紅層孔隙裂隙水和火成巖裂隙水。根據(jù)研究需要，垂向上將盆地地下水系統(tǒng)劃分為淺層、深層地下水系統(tǒng)。松散巖類(lèi)孔隙水作為淺層地下水系統(tǒng)，廣泛分布于盆地中部平原地區(qū)；紅層孔隙裂隙水、一般碎屑巖裂隙水、火成巖裂隙水和巖溶水組成深層地下水系統(tǒng)。

盆地碳酸鹽巖主要為泥盆系天子嶺組（D3t）灰?guī)r，局部地區(qū)溶洞發(fā)育，單個(gè)溶洞高度從0.2 m 至22.4 m不等。裸露型巖溶主要在清城區(qū)東城街東北部局部和洲心街道南部分布（圖1a、1b），面積約12.9 km2，占巖溶總面積的3.12%；覆蓋型巖溶分布于北江兩岸清城區(qū)洲心街辦、東城街辦以南、清新區(qū)三坑-太和及龍?zhí)伶?zhèn)沖積平原區(qū)，分布面積298.92 km2，占巖溶區(qū)總面積的72.37%，第四系覆蓋層厚度2.10～68.10 m，以淺覆蓋型為主；埋藏型巖溶分布于清城東城街辦以北、洲心街辦以南至龍?zhí)伶?zhèn)、源潭鎮(zhèn)、鳳城街辦-石角鎮(zhèn)以西及清新區(qū)太平、三坑鎮(zhèn)等地，與覆蓋型巖溶區(qū)相連，上部多為濱海湖泊相、陸相、海陸交互相砂巖、泥巖、頁(yè)巖等碎屑巖覆蓋，常成為巖溶水隔水層，分布面積101.22 km2，占巖溶區(qū)總面積的24.51%，清城區(qū)一帶埋藏型巖溶區(qū)鉆孔揭露灰?guī)r埋深1.8～77.5 m，上覆非可溶巖厚度0.70～56.6 m，巖溶發(fā)育，見(jiàn)洞率為50.50%。

2 樣品采集與測(cè)試分析

2.1 樣品采集與測(cè)試

為查明研究區(qū)地下水水文地球化學(xué)和流場(chǎng)特征，依托于“廣東北江流域1∶25 萬(wàn)水文地質(zhì)調(diào)查”項(xiàng)目，開(kāi)展了不同層位地下水?dāng)?shù)據(jù)收集和地下水樣品采集測(cè)試工作。從收集及采集測(cè)試相關(guān)數(shù)據(jù)中篩選出32個(gè)松散巖類(lèi)孔隙水（圖2a）和89個(gè)深層地下水樣品進(jìn)行水文地球化學(xué)特征分析（圖2b）。其中，深層地下水按照水點(diǎn)類(lèi)型分為鉆孔62 個(gè)（非可溶巖鉆孔16個(gè)，溶洞發(fā)育的可溶巖鉆孔26個(gè)，溶洞不發(fā)育的可溶巖鉆孔20 個(gè)），泉點(diǎn)27 個(gè)；按照地下水類(lèi)型劃分，巖溶水47 個(gè)（含泉點(diǎn)1 個(gè)），火成巖裂隙水24個(gè)，一般碎屑巖裂隙水15個(gè)，紅層孔隙裂隙水3個(gè)。采集水樣經(jīng)過(guò)濾保存后送往廣東省地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心測(cè)試，測(cè)試指標(biāo)主要有鈉（Na+）、鉀（K+）、鈣（Ca2+）、鎂（Mg2+）、氯離子（Cl-）、硫酸根（SO42-）、碳酸根（CO32-）、重碳酸根（HCO3-）、硝酸根（NO3-）、總?cè)芙夤腆w（TDS）等。其中，陽(yáng)離子采用電感耦合等離子體發(fā)射光譜儀(型號(hào)：Optima 8300DV)測(cè)試，陰離子HCO3-、CO32-和Cl-采用滴定法測(cè)定，SO42-和NO3-采用紫外可見(jiàn)分光光度計(jì)（型號(hào)：UV-1700）比濁法測(cè)定，測(cè)試標(biāo)準(zhǔn)為DZ/T 0064-2021《地下水質(zhì)量分析方法》（中華人民共和國(guó)自然資源部，2021）。

圖2 清遠(yuǎn)盆地樣品位置分布圖Fig.2 Distribution of sampling sites in the Qingyuan Basin

選取清遠(yuǎn)盆地（北江干流、支流濱江）周邊采集大氣降水、地表水及地下水（井、泉和水文鉆孔）等樣品10 個(gè)，進(jìn)行δD、δ18O 同位素以及3H 濃度測(cè)試（圖2b）。大氣降水樣品取自清遠(yuǎn)市清新區(qū)太平鎮(zhèn)北坑村西北300 m，地表水樣品取自北江和濱江。地下水樣品在鉆孔中采集松散巖類(lèi)孔隙水2組、基巖裂隙水2組；民井地下水采集樣品3組?？菟谌訒r(shí)間點(diǎn)設(shè)置優(yōu)先采集工作行程上第一次大氣降水；待大氣降水充分進(jìn)入地下水（一個(gè)月后）再取地下水和地表水；鉆孔和相鄰地表水取樣時(shí)間相近。

氫氧同位素測(cè)試樣品采集信息見(jiàn)表1。水樣經(jīng)過(guò)保存后送往中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局巖溶地質(zhì)研究所進(jìn)行測(cè)試，測(cè)試儀器為美國(guó)L2130-i高精度δD、δ18O水同位素分析儀，測(cè)試標(biāo)準(zhǔn)為中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局巖溶地質(zhì)研究所測(cè)試中心新建非標(biāo)方法QD-4-TWS-042-2018《水氫氧同位素組成測(cè)定激光光譜法》。測(cè)試結(jié)果以相對(duì)維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水VSMOW 千分偏差值表示，δD、δ18O測(cè)試保證誤差范圍分別±1.0‰、±0.20‰。

表1 氫氧同位素測(cè)試樣品采集信息Table 1 Information on the collected samples for hydrogen and oxygen isotopes testing

2.2 分析方法

根據(jù)舒卡列夫分類(lèi)方法，確定各地下水樣品水化學(xué)類(lèi)型，利用Grapher18.0軟件繪制其Piper三線(xiàn)圖。

繪制Gibbs 圖用于定性分析地下水中各種離子的起源機(jī)制（Gibbs,1970;龔亞兵等,2022）?？v坐標(biāo)TDS 含量與橫坐標(biāo)Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)含量比值分布將天然水化學(xué)組分控制因素分為蒸發(fā)濃縮、巖石風(fēng)化或大氣降水作用等（Li P Y et al.,2013;Pu J B et al.,2015）。當(dāng)主導(dǎo)過(guò)程為大氣降水時(shí)，TDS 值較低，Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)高，樣本數(shù)據(jù)在圖的右下角。當(dāng)主導(dǎo)作用為巖石風(fēng)化作用時(shí)，TDS 值適中，Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)較低，樣本數(shù)據(jù)位于圖的中間區(qū)域。當(dāng)主要過(guò)程為蒸發(fā)結(jié)晶時(shí)，TDS 值和Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)皆較高，樣本數(shù)據(jù)位于圖的右上方（Gibbs,1970;Feth,1971）。

為了了解地下水與含水層之間的離子交換情況，計(jì)算了地下水樣品的氯堿性指數(shù)CAI-1（Chloro-Alkaline index 1）。該指數(shù)通常采用下式計(jì)算：

式中γ為離子當(dāng)量濃度（meq/L）。氯堿指標(biāo)CAI-1 通常用于表征陽(yáng)離子交換作用方向和強(qiáng)度（Schoeller,1967;Wu C et al.,2020;潘歡迎等,2021）。當(dāng)CAI-1 為負(fù)值，指示低鹽度地下水環(huán)境，而且氯堿不平衡，地下水中Mg2+和（或）Ca2+與含水介質(zhì)表面Na+和（或）K+進(jìn)行離子交換。當(dāng)CAI-1 為正值，則陽(yáng)離子交換以相反順序發(fā)生。此外，該指數(shù)絕對(duì)值越大，地下水環(huán)境中陽(yáng)離子交換反應(yīng)越強(qiáng)烈（Wu C et al.,2020）。

為了量化水巖反應(yīng)中18O同位素交換程度的衡量指標(biāo)，計(jì)算了氘過(guò)量參數(shù)d 值（Dansgaard,1964；尹觀(guān)等,2001；張保建等,2010）。

d過(guò)量值越小，表明地下補(bǔ)給路徑越長(zhǎng)，徑流時(shí)間越長(zhǎng)；地質(zhì)環(huán)境越封閉，水巖反應(yīng)也更加強(qiáng)烈。

另外，根據(jù)3H 濃度及半衰期計(jì)算出地下水滯留時(shí)間，即地下水年齡（顧慰祖等；2011）。地下水中含有大氣來(lái)源放射性核素3H，當(dāng)這些3H 隨著降水進(jìn)入地下水后，與空氣隔絕并開(kāi)始衰變，直到完全衰變消失為止。地下水中3H 含量?jī)H受衰變規(guī)律影響，不與巖石介質(zhì)發(fā)生交換。

3 清遠(yuǎn)盆地地下水水文地球化學(xué)及流場(chǎng)特征

3.1 清遠(yuǎn)盆地地下水補(bǔ)給來(lái)源

對(duì)采集的樣品進(jìn)行了δD、δ18O 和3H 含量分析，分析結(jié)果見(jiàn)表2。北江上游英德市寶晶宮溶洞區(qū)2011～2014 年大氣降水?dāng)?shù)據(jù)（Duan W H et al.,2016）與本研究采集的測(cè)試數(shù)據(jù)相關(guān)系數(shù)R2=0.9818（圖3），擬合北江流域大氣降水線(xiàn)方程為δD＝8.61δ18O+14.95。擬合清遠(yuǎn)盆地地下水線(xiàn)方程為δD＝7.84δ18O+10.51（R2=0.9109）。清遠(yuǎn)盆地大氣降水和地下水氫氧同位素組成分布在全球大氣降水線(xiàn)附近（圖3），表明大氣降水是清遠(yuǎn)盆地地下水主要補(bǔ)給來(lái)源（郭政昇等,2017）。清遠(yuǎn)盆地地下水氫氧同位素組成分布于北江流域大氣降水線(xiàn)右下方，表明地下水受到了較強(qiáng)烈的蒸發(fā)濃縮作用影響，地下水也可能受到了地表水緩慢入滲補(bǔ)給。

表2 樣品氫氧同位素組成和3H含量Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic values and concentrations of3H for collected samples

圖3 北江下游地區(qū)大氣降水與地下水δ18O-SMOW和δD-SMOW關(guān)系圖Fig.3 Plot of δ18O-SMOW versus δD-SMOW for atmospheric precipitation and groundwater in the lower reaches of the Beijiang River

3.2 清遠(yuǎn)盆地地下水水文地球化學(xué)特征與補(bǔ)徑排的關(guān)系

清遠(yuǎn)盆地深層地下水樣陰、陽(yáng)離子和TDS 數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)如表3所示。盆地大部分巖溶水以HCO3-Ca型水為主，少數(shù)巖溶地下水類(lèi)型為HCO3-Ca·Mg、HCO3-Ca·Na 等（圖4）。盆地周邊低山丘陵地區(qū)水化學(xué)類(lèi)型則以HCO3·Cl-Ca·Na（Mg）、HCO3·Cl-Na（Ca·Na）為主。北江、濱江下游河谷河流兩岸、山間盆地及山前盆地松散巖區(qū)，地勢(shì)低平，徑流減緩。清新區(qū)太平—山塘部分地區(qū)及清城區(qū)東城街道，近巖溶層或隱伏巖溶層上覆松散巖類(lèi)孔隙水水化學(xué)類(lèi)型多為HCO3-Ca型（圖5），表明這些地區(qū)潛水與巖溶水水力聯(lián)系密切。

表3 清遠(yuǎn)盆地深層地下水化學(xué)組成（mg/L）統(tǒng)計(jì)Table 3 Chemical composition（mg/L）of deep groundwater in the Qingyuan Basin

圖4 清遠(yuǎn)盆地深層地下水樣Piper三線(xiàn)圖Fig.4 Piper diagram of deep groundwater samples in the Qingyuan Basin

圖5 清遠(yuǎn)盆地地下水化學(xué)類(lèi)型分布圖Fig.5 Distribution of groundwater water types in the Qingyuan Basin

在深層地下水Gibbs圖（圖6a）中，清遠(yuǎn)盆地火成巖裂隙水和碎屑巖裂隙水一半落在巖石風(fēng)化控制區(qū)，一半落在大氣降水控制區(qū)，表明這兩類(lèi)地下水水化學(xué)組分受到了巖石風(fēng)化及大氣降水影響。巖溶水和紅層孔隙裂隙水主要集中在巖石風(fēng)化控制區(qū)，少量點(diǎn)偏向大氣降水控制區(qū)或區(qū)外，所有樣品均明顯偏離蒸發(fā)濃縮控制區(qū)，表明水巖相互作用是清遠(yuǎn)盆地巖溶水和紅層孔隙裂隙水水化學(xué)組分主要控制因素，沒(méi)有受到人類(lèi)活動(dòng)影響。如圖6b 所示，巖溶層上覆松散巖類(lèi)孔隙水也大部分落在巖石風(fēng)化控制區(qū)，少量點(diǎn)落在大氣降水控制區(qū)或區(qū)外。

圖6 清遠(yuǎn)盆地深層地下水（a）和巖溶層上覆松散巖類(lèi)孔隙水（b）Gibbs圖Fig.6 Gibbs plot of deep groundwater(a)and the shallow groundwater above karst water aquifers(b)in the Qingyuan Basin

清城區(qū)洲心街道巖溶水鉆孔點(diǎn)A110和巖溶層上覆松散巖類(lèi)孔隙水點(diǎn)C0091 落在大氣降水控制區(qū)，TDS分別為45.04 mg/L和37.00 mg/L（表4），除HCO3-外各陰、陽(yáng)離子含量均不超過(guò)10 mg/L，表明該區(qū)域巖溶水受大氣降水補(bǔ)給影響。碎屑巖裂隙水點(diǎn)Q0006、火成巖裂隙水點(diǎn)Q2581及清城區(qū)洲心—龍?zhí)恋貐^(qū)部分松散巖類(lèi)孔隙水落在三大控制區(qū)外，其N(xiāo)O3-超過(guò)GB/T 14848-2017《地下水質(zhì)量標(biāo)準(zhǔn)》（中華人民共和國(guó)國(guó)家質(zhì)量監(jiān)督檢驗(yàn)檢疫總局和中國(guó)國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)化管理委員會(huì),2017）Ⅲ類(lèi)水標(biāo)準(zhǔn)20 mg/L，NO3-主要來(lái)源于人類(lèi)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和生活污水排放（Huang G X et al.,2018;Zhang F G et al.,2019），表明這些地下水受到人類(lèi)活動(dòng)影響，樣品不參與流場(chǎng)研究。

表4 Gibbs圖部分地下水樣品點(diǎn)統(tǒng)計(jì)Table 4 Information on the partial groundwater samples of Gibbs plot

由圖7可知，清遠(yuǎn)盆地周邊低山丘陵區(qū)基巖裂隙水樣TDS 較小，平均值44.57 mg/L，表明地下水徑流速度較快，水巖作用不充分，形成低TDS型地下水（竇妍，2010），水化學(xué)Gibbs 圖中大部分一般碎屑巖裂隙水和火成巖裂隙水受到大氣降水作用控制也佐證了這一觀(guān)點(diǎn)。

圖7 清遠(yuǎn)盆地巖溶水CAI-1（a）、深層地下水TDS（b)等值區(qū)域圖和巖溶水流場(chǎng)圖（c）Fig.7 Choroplethic maps of CAI-1 of karst water(a),TDS of deep groundwater(b)and diagram of karst water flow field(c)in the Qingyuan Basin

盆地平原區(qū)以北江和濱江為界，北江北岸（Ⅰ區(qū)）、東南岸（Ⅱ區(qū)）、西南岸（Ⅲ區(qū)）和西北岸（Ⅳ區(qū)）區(qū)域呈現(xiàn)巖溶水水文地球化學(xué)特征分帶趨勢(shì)（圖7）。清遠(yuǎn)盆地各分區(qū)巖溶水的平均CAI-1絕對(duì)值為0.06～0.87，平均TDS為116.00～414.00 mg/L（表5）。巖溶水在從補(bǔ)給區(qū)到排泄區(qū)滲流過(guò)程中，水化學(xué)類(lèi)型主要為HCO3-Ca 型（圖5），但陽(yáng)離子交換反應(yīng)強(qiáng)度和TDS呈現(xiàn)逐漸升高趨勢(shì)，總體具有一定水文地球化學(xué)分帶性特征（圖7）。

表5 清遠(yuǎn)盆地巖溶水水文地球化學(xué)指數(shù)Table 5 Hydrogeochemical index of karst water in Qingyuan Basin

北江北岸（Ⅰ區(qū)）埋藏型和覆蓋性巖溶約各占一半，裸露型巖溶零星分布。地下水受地形控制，低山丘陵地表水和地下水進(jìn)入盆地后由北往南流動(dòng)。在低山丘陵與山前平原接觸地帶，巖溶水CAI-1絕對(duì)值平均為0.07，TDS 平均為145.75 mg/L，這一地帶為補(bǔ)給區(qū)（表5），水巖作用不充分。鉆孔揭露山前平原以南至東城街辦為埋藏型巖溶，上覆晚泥盆世-早石炭世帽子峰組（D3C1m）粉砂巖，區(qū)內(nèi)斷裂交錯(cuò)分布，溶洞發(fā)育，見(jiàn)洞率超過(guò)50%，巖溶水CAI-1絕對(duì)值較高，平均為0.40，TDS 平均值165.60 mg/L，表明隨徑流途徑增加，TDS 逐步提高（Tóth,2009b），這一地帶為徑流區(qū)。東城街辦以南至北江邊一帶為覆蓋型巖溶層，巖溶水CAI-1 絕對(duì)值平均為0.24，TDS平均值233.50 mg/L，屬于排泄區(qū)。

北江東南岸（Ⅱ區(qū)）巖溶發(fā)育復(fù)雜多變。裸露型巖溶主要分布在清城區(qū)洲心街道以西，呈條帶或小塊狀展布（圖1），巖石表面溶蝕現(xiàn)象發(fā)育，多形成溶蝕溝槽，地表水補(bǔ)給強(qiáng)烈。覆蓋型巖溶零散分布，呈條帶狀展布在北江東岸，或小塊狀展布于洲心街道、龍?zhí)伶?zhèn)和江口鎮(zhèn)，上部多為粘土質(zhì)砂礫石層，下伏地層以三疊系、石炭系、泥盆系灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r、含炭質(zhì)或泥質(zhì)灰?guī)r為主，巖溶發(fā)育。埋藏型巖溶主要分布在北江南岸洲心街道—龍?zhí)伶?zhèn)、源潭鎮(zhèn)以及橫荷街道—石角鎮(zhèn)以西，鉆孔揭露上覆巖性為晚泥盆世-早石炭世帽子峰組（D3C1m）致密粉砂巖，下伏地層主要為泥盆系天子嶺組（D3t）灰?guī)r、炭質(zhì)灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r、角礫狀灰?guī)r，巖溶不發(fā)育，巖芯較完整，個(gè)別鉆孔有溶洞發(fā)育。橫荷街道以南至石角鎮(zhèn)一帶出露百足山組（K1b）、帽子峰組（D3C1m）致密粉砂巖，對(duì)洲心街道—龍?zhí)伶?zhèn)巖溶地下水形成了阻擋（圖7）。由于地形與地層巖性控制，龍?zhí)伶?zhèn)地區(qū)巖溶水CAI-1 絕對(duì)值平均0.10，TDS 平均168.00 mg/L，這一地帶為補(bǔ)給區(qū)。臨近北江的覆蓋型巖溶水CAI-1絕對(duì)值平均為0.87，TDS 平均值190.75 mg/L，表征這些地帶為排泄區(qū)，隨著徑流途徑增長(zhǎng)，地下水徑流強(qiáng)度減緩，水巖作用較充分（Liu C H et al.,2022）。

北江西南岸（Ⅲ區(qū)）清新區(qū)山塘—太平—三坑一帶巖性為泥盆系天子嶺組（D3t）灰?guī)r。主要巖溶類(lèi)型為覆蓋型巖溶；其次為埋藏型巖溶，呈條帶狀分布在太平鎮(zhèn)裸露基巖周?chē)?，上覆晚泥盆?早石炭世帽子峰組（D3C1m）粉砂巖；裸露型巖溶在羅源鎮(zhèn)零星分布。補(bǔ)給區(qū)巖溶水CAI-1 絕對(duì)值較低，平均為0.06，TDS 平均值116 mg/L，表明這一帶徑流速度較快，水巖作用不充分，總?cè)芙夤腆w含量較低。受地形控制，從盆地周邊丘陵流向盆地的地表水和地下水補(bǔ)給覆蓋型巖溶區(qū)，由于上覆帽子峰組（D3C1m）粉砂巖阻擋，巖溶水較少進(jìn)入清新區(qū)太平鎮(zhèn)-山塘鎮(zhèn)中間腹地，而是沿著阻擋區(qū)向北東和南西方向流動(dòng)。清新區(qū)太平鎮(zhèn)-山塘鎮(zhèn)一帶中間腹地灰?guī)r溶洞較少發(fā)育，鉆孔ZK06巖溶水TDS為異常高值，為414.00 mg/L，CAI-1絕對(duì)值為0.38，水化學(xué)類(lèi)型（HCO3-Ca·Mg）也與周邊（HCO3-Ca 型）不一致（圖5），表明此區(qū)可能為滯留區(qū)（Tóth,1999）。徑流區(qū)巖溶水CAI-1絕對(duì)值平均為0.07，TDS平均值169.34 mg/L，排泄區(qū)巖溶水CAI-1 絕對(duì)值平均為0.39，平均TDS 為244.20 mg/L。從徑流區(qū)到排泄區(qū)，徑流速度逐漸減緩，TDS逐漸升高。

北江西北岸（Ⅳ區(qū)）清新區(qū)太和鎮(zhèn)一帶被濱江切分為東西兩塊，巖溶水流場(chǎng)分別受到濱江東、西岸巖溶水的影響，從補(bǔ)給區(qū)到排泄區(qū)，陽(yáng)離子交換反應(yīng)強(qiáng)度和TDS濃度逐漸增強(qiáng)。

3.3 清遠(yuǎn)盆地巖溶水同位素地球化學(xué)特征

清遠(yuǎn)盆地北江西南岸地下水流場(chǎng)相關(guān)結(jié)論也得到了同位素地球化學(xué)數(shù)據(jù)佐證。鉆孔ZK02 和ZK06 巖溶水氫氧同位素測(cè)試相關(guān)性極好（R2=0.9993，圖8），表明它們經(jīng)歷了相似的同位素分餾交換過(guò)程（水巖作用），但是分餾程度差異較大。

圖8 巖溶水樣品δ18O-SMOW和δD-SMOW的相關(guān)性Fig.8 Correlation of δ18O-SMOW and δD-SMOW of the karst water samples

與鉆孔ZK02相比，清新區(qū)ZK06巖溶水d過(guò)量參數(shù)較小（表2），說(shuō)明ZK06所在地質(zhì)環(huán)境比ZK02更封閉，水巖作用更強(qiáng)烈。鉆孔ZK06巖溶水氚濃度比ZK02 低（通過(guò)校正前3H 濃度進(jìn)行比較），說(shuō)明ZK06 巖溶水年齡比ZK02 老（顧慰祖等,2011）。鉆探資料顯示，鉆孔ZK02 在27.60 m 處開(kāi)始有地下溶洞發(fā)育，上覆砂層主要為第四系含水層，滲透性很好；ZK06 揭露巖石致密，未見(jiàn)裂隙溶洞發(fā)育，其上覆砂層為相對(duì)含水層，滲透性較好。與ZK02 相比，ZK06巖溶水具有水巖作用強(qiáng)烈、年齡偏老以及滯留時(shí)間長(zhǎng)等特征，推測(cè)與該區(qū)域內(nèi)含水層滲透性較差、地下水徑流不暢相關(guān)。

深層地下水對(duì)淺層地下水越流補(bǔ)給也是淺層地下水年齡增大的原因之一。鉆孔ZK02 松散巖類(lèi)孔隙水年齡明顯偏老，推測(cè)該鉆孔深層巖溶水越流補(bǔ)給第四系砂層水，該點(diǎn)巖溶含水層和上層第四系含水層水力聯(lián)系緊密。與鉆孔ZK02 相比，鉆孔ZK06 松散巖類(lèi)孔隙水氚濃度（3.45 TU）與大氣降水（4.03 TU）相近，屬于新水，其氚濃度比ZK06 巖溶水和該鉆孔周邊松散巖類(lèi)孔隙水（BJX1095-T、BJX1091-T、ZK02S-T）都高，表明鉆孔ZK06 中第四系地下水與盆地周邊松散巖類(lèi)孔隙水水力聯(lián)系較少，推測(cè)與帽子峰組巖層對(duì)山前地下水阻擋有關(guān)，佐證了北江西南岸（Ⅲ區(qū)）可能屬于滯留區(qū)。

3.4 清遠(yuǎn)盆地巖溶水流場(chǎng)

根據(jù)水文地質(zhì)調(diào)查成果，除少數(shù)點(diǎn)外，清新區(qū)太平-山塘-太和（Ⅲ區(qū)、Ⅳ區(qū)）和清城東城街道地區(qū)（Ⅰ區(qū)）巖溶地下水系統(tǒng)和淺層松散巖類(lèi)孔隙水地下水化學(xué)類(lèi)型特征總體一致；而北江東南岸巖溶區(qū)（Ⅱ區(qū)）上下兩層地下水化學(xué)特征不同。上層第四系含水層易受到地表水及人類(lèi)活動(dòng)影響，導(dǎo)致其水化學(xué)特征與深層地下水含水層有較大差異。

根據(jù)以上地下水賦存、巖性變化、水文地球化學(xué)特征及氫氧同位素?cái)?shù)據(jù)分析，刻畫(huà)出了清遠(yuǎn)盆地巖溶水補(bǔ)給區(qū)—徑流區(qū)—排泄區(qū)相對(duì)位置及深層巖溶水徑流特征，在此基礎(chǔ)上提出清遠(yuǎn)盆地巖溶地下水流場(chǎng)模型（圖9）。

圖9 清遠(yuǎn)盆地巖溶水流場(chǎng)概念模型Fig.9 Conceptual model of karst water flow field in the Qingyuan Basin

清遠(yuǎn)盆地巖溶水主要通過(guò)濱江和北江排泄，清遠(yuǎn)盆地巖溶水流場(chǎng)主要分為北江北岸（Ⅰ區(qū)）、東南岸（Ⅱ區(qū)）、西南岸（Ⅲ區(qū)）和西北岸（Ⅳ區(qū)）四個(gè)區(qū)塊。從山前平原至平原腹地地表徑流（濱江、北江）方向即為每個(gè)區(qū)巖溶水補(bǔ)給區(qū)至排泄區(qū)的徑流方向。徑流過(guò)程中徑流速度逐漸減緩，其陽(yáng)離子交換反應(yīng)強(qiáng)度和礦化度呈現(xiàn)逐漸升高趨勢(shì)，補(bǔ)給區(qū)—徑流區(qū)—排泄區(qū)水文地球化學(xué)分帶特征明顯。另外，北江西南岸中部地帶巖溶水TDS 存在異常高值，表明該地帶可能為滯留區(qū)。

4 結(jié)論

（1）本文對(duì)清遠(yuǎn)盆地地下水賦存、巖性變化、水文地球化學(xué)特征（Gibbs 圖和氯堿指標(biāo)CAI-1）以及氫氧同位素?cái)?shù)據(jù)進(jìn)行分析，系統(tǒng)總結(jié)了清遠(yuǎn)盆地巖溶地下水流場(chǎng)特征。北江盆地地下水補(bǔ)給來(lái)源為大氣降水和地表水。盆地內(nèi)巖溶水水化學(xué)類(lèi)型主要為HCO3-Ca 型地下水，盆地周邊低山丘陵地區(qū)則以HCO3·Cl-Na（Ca·Na）、HCO3·Cl-Ca·Na（Mg）型地下水為主。

（2）根據(jù)地下水補(bǔ)給和徑流范圍、流場(chǎng)平面形態(tài)、埋藏條件等，將清遠(yuǎn)盆地地下水系統(tǒng)劃分為四個(gè)區(qū)塊：北江北岸、東南岸、西南岸和西北岸。這些地區(qū)巖溶水在從補(bǔ)給區(qū)至排泄區(qū)的徑流過(guò)程中，陽(yáng)離子交換反應(yīng)強(qiáng)度和礦化度逐漸增強(qiáng)，表明徑流速度逐漸減緩，補(bǔ)給區(qū)—徑流區(qū)—排泄區(qū)水文地球化學(xué)分帶特征非常明顯。另外，北江西南岸中部地帶TDS為異常高值，表明該地帶可能存在滯留區(qū)。

（3）本文提高了清遠(yuǎn)盆地地下水流場(chǎng)特征的工作精度，建立了清遠(yuǎn)盆地巖溶水流場(chǎng)模型，為研究區(qū)地下水系統(tǒng)的進(jìn)一步劃分、地下水資源管理、地下水污染防治等提供基礎(chǔ)地質(zhì)依據(jù)。

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