研究区位于河北省与山东省交界处邯邢平原东部的临西、清河、馆陶及大名四县(以下称研究区或邯邢东部四县), 该区深浅层地下水分界线大致在200 m左右^[1]。2003年采样, 浅层地下水氚含量较高, 一般在15~30 TU, 最高达51.1 TU; 200~300 m深的井氚含量均大于18 TU, 共采样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种起源:天然氚和人工核爆氚。天然氚是在大气层上部形成, 经由大气降水进入到含水层中。天然氚的形成基本保持恒定, 因此大气降水中的氚浓度也比较稳定, 一般在5~10 TU。人工氚主要由核试验产生, 人工氚的输入使降雨中氚的含量大大增加, 在20世纪60年代初期, 北半球中纬度地区降雨中氚的含量往往要超过1000 TU^{[2, 3]}。浅层地下水如此高的氚含量, 只有核爆时期的氚才有这样的特征, 那么, 是什么样的水文地质条件才使得20世纪50— 60年代的水保存下来?深层水得不到降水的直接补给, 而且大范围内深井中的高值氚出现, 恐怕不能用单井混合来解释, 那么, 又是什么原因形成深井中高值氚呢?

研究区位于半干旱半湿润大陆性季风气候区, 多年平均气温13.4℃, 多年平均降雨量515.2 mm, 区内主要河流为卫河, 属季节性河流。

本区位于华北平原南部, 属掩埋古河道第四纪冲积平原区, 微地貌上属于漳卫河冲积平原亚区泛滥洼地小区, 地势由西南向东北倾斜, 研究区在构造上属于内黄断坳, 沧州-大名深断裂纵穿南北, 并在大名、故城处被东西向的临漳-魏县大断裂及无极-衡水大断裂切断。

地下水系统分区上属于古黄河地下水系统的内黄南— 冠县— 宁津古河道带, 该地下水系统西部与西北部以河道间带黏性土弱透水层同漳卫河地下水系统分开, 在目前情况下, 地下水流线与系统边界近于平行, 同邻区不发生或基本不发生水量交换。该区域浅层地下水从天然状态下(1959年)到人为条件下(1975年、1992年), 直到现状条件下(2010年), 其地下水水位标高虽然由30~40 m下降到10 m左右(黄海海平面), 但区域上的开采比较均衡, 未出现大的地下水水位降落漏斗, 地下水流场状态变化不大, 且水力坡度较小, 因此地下水交替缓慢, 这就使得核爆时期(高含量氚)的地下水能够滞留至今。

在清河、临西、大名县分别选了一组位置接近的浅、深层地下水样品, 其同位素组分对比关系见表1。由表1中可以看出, 清河、临西两县δ ¹⁸O深、浅层地下水的混合不明显, 但在大名县, δ ¹⁸O值相同, 都为9.2‰ , 并且深层水中δ ¹⁸O值高于相同水文地质条件的深层水点, 但不大于浅层水的δ ¹⁸O值; 深层地下水虽然有大于浅层水的水力坡度, 但地下水流向的上游, 地下水中氚含量却小得多, 基本在氚的检出限以下(< 3 TU), 因此, 深层地下水的高值氚不会来源于侧向补给, 而大气降水又不能直接补给深层地下水, 深层水中氚含量均较大, 并且大于相邻地下水系统的深层水氚含量, 因此初步判断此处的深层地下水接受浅层水的越流补给^[4]。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 浅、深层地下水同位素组分对比关系 Table1 The isotopic composition relations of shallow and deep groundwater 组号 点号 取样日期 井深/m 层位 δ 18O/‰ δ D/‰ T/TU 清河 03-14 2003-12-09 36.00 浅 -7.30 -66.00 37.60 03-13 2003-12-09 350.00 深 -10.20 -73.00 18.50 临西 03-16 2003-12-08 12.00 浅 -7.50 -64.00 51.10 03-17 2003-12-08 360.00 深 -10.30 -73.00 29.70 大名 03-28 2003-11-30 40.00 浅 -9.20 -70.00 22.10 03-27 2003-12-03 400.00 深 -9.20 -80.00 19.20

表1 浅、深层地下水同位素组分对比关系 Table1 The isotopic composition relations of shallow and deep groundwater

我们在研究区域内及区域外选取了不同层位不同年份的五组点的水化学资料进行比较, 每组3个点(地理位置比较接近), 分别为20世纪70年代深层水、现状年深层水和现状年浅层水(表2)。研究区内三组点(Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅲ ), 其矿化度值均为现状年浅层水最大, 20世纪70年代深层水最小, 而现状年深层水介于两者之间, 其他单项离子的含量也符合这种关系(K⁺+Na⁺除外)。若不考虑地下水自身地球化学作用, 那么该浓度的变化可以说明深、浅层地下水的混合作用, 即浅层地下水越流至深层地下水, 与深层地下水混合, 从而增加了深层地下水的矿化度和单项离子浓度。然而研究区外的两组点(Ⅳ 、Ⅴ )却不符合这种规律, 第Ⅳ 组点虽然有Ca²⁺、Mg²⁺、HC符合这种规律, 但其矿化度及单项离子中的K⁺+Na⁺、Cl^-、S均不符合; 第Ⅴ 组点中虽然矿化度符合这种规律, 但单项离子中的K⁺+Na⁺、Cl^-、S均不符合这种规律。并且, 就深层地下水而言, 现状年地下水矿化度较20世纪70年代的增量, 研究区内的大于研究区外的, 说明研究区内单位面积的越流量要大于研究区以外的。但地下水中化学成分的混合作用没有水中氢、氧同位素明显, 主这要是因为氢、氧同位素是水分子的组成部分, 只与自身放射性衰变有关, 而各离子仅仅是溶解于水中的物质, 与水温、围岩岩性等许多因素有关, 因此变化情况较复杂。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 不同年份浅、深层地下水化学组分对比(单位:mg/l) Table2 Comparison of the chemical composition of deep and shallow groundwater in different years 分组 点号 层位 年份 K++Na+ Ca2+ Mg2+ Cl- S HC 矿化度 大18 深 1973 137.1 13.6 12.6 39.7 63.4 319.7 586.1 Ⅰ 03-27 深 2003 161.2 15.2 13.6 59.6 69.2 361.2 680.0 03-28 浅 2003 138.4 91.4 107.9 165.9 177.7 676.1 1 357.4 清18-3 深 1976 239 6 8 58 86 388 785.0 Ⅱ 邢水6 深 2003 238.9 9.6 13.6 83.7 100.9 458.8 905.5 邢水4 浅 2003 124.3 117.8 83.6 158.8 200.8 583.3 1 268.6 临4-3 深 1975 193 8 13 81 71 377 743.0 Ⅲ 邢水3 深 2003 293.2 16 21.9 234 110.5 366.1 1 041.7 邢002 浅 2005 176.4 117 8.7 426.7 292 485.7 1 506.5 威106-2 深 1982 192.8 14.4 11.7 124.8 192.1 183.1 718.9 Ⅳ 邢04-014 深 2004 206.3 19.2 16 110.6 203.6 200.1 755.8 邢004 浅 2005 58.1 72.1 45.7 59.6 60.5 444.2 740.2 邱26 深 1972 223 16 23 106 169 356 893.0 Ⅴ 邯水11 深 2003 219.3 20.8 31.1 124.8 202.7 341.7 940.4 邢005 浅 2005 90.6 81 83.1 104.9 80.7 634.6 1074.9

表2 不同年份浅、深层地下水化学组分对比(单位:mg/l) Table2 Comparison of the chemical composition of deep and shallow groundwater in different years

出现不同含水层位间的越流, 应具备几个必要条件:有层位间的水头差, 相邻含水层间相对隔水连续性差, 且厚度小, 隔水能力低, 补给层位地下水水平方向的径流不畅。

20世纪70年代初以前, 也就是本区域地下水大量开采前, 浅、深层地下水水位相当, 均在25~45 m之间, 不同层位间的地下水基本不产生垂向的水量交换, 而此核爆氚的峰值就出现在这个时期(1963年左右)。浅层地下水多年动态水位变化基本与降水过程具有同步的趋势, 属于降水渗入补给-蒸发径流排泄类型, 深层地下水则以径流补给-顶托排泄与径流排泄为主。20世纪70年代中末期以来, 工农业生产的迅猛发展大大增强了对地下水特别是深层地下水的开采, 使地下水水位迅速下降, 到1992年, 深、浅层地下水的水位差已经相当明显, 清河、临西、大名浅层地下水水位差都在20 m以上, 馆陶县深、浅层地下水水位差也有近10 m, 地下水的补排类型变为径流、越流补给-开采、径流排泄为主。20世纪90年代以来, 深层地下水的开采量进一步加大, 到2005年, 临西、馆陶深、浅层地下水水位差在30 m左右, 清河地区甚至超过了50 m, 大名地区有所减少, 但也有近20 m的水位差(表3)。前文已经述及, 本区属于相对封闭的地下水系统, 浅层地下水与邻近系统基本不发生水量交换。区内浅层地下水的开采比较均衡, 没有产生大的地下水水位降落漏斗, 水力坡度变化较小, 一直保持在0.18‰ 左右, 地下水的水位径流缓慢。但垂向上深、浅层如此大的水位差值, 必然产生较大的水头压力, 使浅层水透过隔水层的薄弱环节, 向深层地下水越流。

表3

Table3

表3(Table3)

表3 不同年份浅、深层地下水位标高对比(单位:m) Table3 Comparison of the elevation of deep and shallow groundwater in different years 位置 层位 1959年 1975年 1992年 2005年 清河 浅层 26.5 25.2 18 12 深层 28 26 -6 -42 临西 浅层 30 28.5 21 16 深层 33 29 -4 -23 馆陶 浅层 40 36 27 20 深层 40 35 20 -6 大名 浅层 45 42 35 22 深层 44 40 15 5

表3 不同年份浅、深层地下水位标高对比(单位:m) Table3 Comparison of the elevation of deep and shallow groundwater in different years

邯邢东部四县第四纪地层自上而下可以划分为4个含水层组, 其中第一、第二含水组为浅层地下水, 第三、第四含水组为深层地下水。第一含水组底界面标高在0~-30 m之间, 南部大名与北部的清河底界较高, 一般在20~30 m之间, 临西附近较低, 一般在0~10 m之间, 含水层以粉细砂为主, 单层厚度在4 m之间。第二含水组底界面标高在-120~-220 m之间, 仍是南北高, 中部低, 临西附近在-200 m左右, 含水层岩性以细砂、粉细砂为主, 单层厚度为4~12 m。第三含水组底界面标高在-260~-340 m之间, 趋势与第一、第二含水组基本一致, 临西县附近较低, 标高为-320~-340 m, 含水层岩性仍以细砂、粉细砂为主, 单层厚3~8 m。第三含水组以下的第四纪地层为第四含水组, 含水层岩性以中细砂、细砂为主, 颗粒变粗, 单层厚4~12 m。咸水体在此区域广泛分布, 主要位于第二含水组, 顶板埋深10~50 m, 底界埋深160~200 m, 前面提到的浅层水主要指赋存于第一含水组的地下水, 深层水主要指咸水体以下的深层淡水。虽然第一含水组与第二含水组之间有10~12 m的亚黏土或亚砂土层相分隔, 第二含水组与第三含水组之间有15~20 m的粉土相分隔, 但隔水层均较薄。我们对邯郸、邢台东部四县及附近区域钻孔资料进行了统计(表4), 统计对象是300 m以浅黏性土层, 共统计9个钻孔点, 其中四县内5个点(Ⅲ 9点在系统边界附近), 四县外4个点小于1 m的黏性土层合并处理。从表4中可以看出, 四县以内区域, 黏性土层的层数为5~6层, 累计厚度均不超过100 m, 但四县以外区域, 无论是黏性土层层数还是累计厚度, 均大于四县以内, 即使同属一个地下水系统(阜9), 黏性土层的隔水性能也远比四县区域以内的要大。同时, 邯邢东部四县又位于黄河古河道带上, 地质历史时期的河流摆动, 构造的隆起剥失及凹陷沉积, 使得隔水层连续性很差, 在较大的水头压力下, 大量的浅层地下水可以经过相对隔水层位, 越流至深层地下水。

表4

Table4

表4(Table4)

表4 研究区与附近黏性土层特征对比 Table4 The clay feature of the study area and nearby 点号 位置 井深/m 层数 最大厚 度/m 累计厚 度/m 大18 大名 483.2 5 13 37.2 清2 清河 454.0 6 25 94.1 四县内 Ⅲ 10 临西 549.8 6 36 86.1 馆陶13号 馆陶 500.0 25 19 166.2 Ⅲ 9 临西 604.7 14 29 222.7 邱25 邱县 497.9 27 19 214.9 四县外 阜9 阜城县 550.0 16 22 141.4 威106-2 威县 349.1 33 27 214.8 宫2 南宫 309.2 13 15 80.9

表4 研究区与附近黏性土层特征对比 Table4 The clay feature of the study area and nearby

由于本区处于黄河故道, 不同的含水层位多次叠覆, 浅层地下水供应充足, 深层地下水早期基本未遭受扰动, 其水质没有明显变化; 近年来, 随着用水量的加大, 深层地下水开采量大大增加, 深层地下水水位标高下降速率远大于浅层地下水, 当深层地下水水位标高低于浅层地下水水位标高时, 深、浅层地下水之间的水量交换则变为浅层地下水越流补给深层地下水。

综上所述, 邯邢东部四县, 由于特殊的地质、水文地质条件, 使浅层地下水越流至深层地下水成为可能, 从而在深层地下水中出现了高值的氚含量。