華北平原地下水脆弱性評(píng)價(jià)

1、華北平原地下水年齡校正郭嬌石建省王偉中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所 ,河北石家莊 050803摘 要 地下水 14 c年齡一般指地下水和土壤 co 隔絕至今的年代 。地下水測(cè)年在地下水水文學(xué)中占有特殊的位2置 ,地下水測(cè)年可以用來確定補(bǔ)給區(qū) ,估算地下水流速度 、流量 、補(bǔ)給速率 、水力傳導(dǎo)系數(shù)和有效孔隙度 ,而且年齡數(shù)據(jù)還可以用來完善地下水流模型 。本研究選擇華北平原為重點(diǎn)研究區(qū) ,利用地下水中的同位素和化學(xué)組分的測(cè) 試結(jié)果 ,應(yīng)用水文地球化學(xué)及同位素水文學(xué)等相關(guān)知識(shí) ,通過六種傳統(tǒng)模型和反向質(zhì)量平衡模型 (n etpa th )對(duì)華 北平原地下水年齡進(jìn)行校正 。根據(jù)年齡校正結(jié)果 ,分

2、析了深層地下水的年齡變化特點(diǎn) ,確定了水流路徑上發(fā)生的水文地球化學(xué)反應(yīng) ,并認(rèn)識(shí)到華北平原深層地下水資源具有不可再生資源的屬性 。關(guān)鍵詞 地下水 ,年齡校正 ,傳統(tǒng)模型 ,水流路徑 ,反向質(zhì)量平衡模型 , n etpa th ,華北平原a ge c orrec t ion of the groun dwa ter in nor th c h ina p la inguo j iaosh i j ian sheng wan g w e iinstitu te of hyd rogeology and environm en ta l geology, cags , s h ijiazhuang,

3、 h ebei 050803a b stra c t the groundwa te r 14 c age gene ra lly refe rs to the yea rs since the iso la tion of groundwa te r from so il ga s co . r a22d iom e tric 14 c da ting of groundwa te r po sse sse s a sp ec ia l po sition in groundwa te r hyd ro logy becau se of eno rmou s po ten tia l re2

4、 wa rd s affo rded by the age da ta. the age da ta can be u sed to loca te the recha rge a rea and e stim a te such p a ram e te rs a s groundwa te r flow d irec tion s and ve loc itie s, fluxe s, recha rge ra te s, hyd rau lic conduc tivitie s and effec tive po ro sitie s. b e side s, any add ition

5、a l con stra in ts de rived from 14 c da ta can imp rove flow mode ls ba sed on the hyd rau lic da ta a lone. w ith the no rth ch ina p la in a s a key study a rea, the au tho rs, u sing the m ea su ring and te sting re su lts of iso top ic and chem ica l compo sition s in groundwa te r, ca rried ou

6、 t age co rrec tion stud ie s on the ba sis of the know ledge of hyd rogeochem istry and iso top ic hyd roge2 o logy. the groundwa te r age of the no rth ch ina p la in wa s co rrec ted w ith six trad itiona l mode ls and the inve rse m a ss2ba lance mode l (n etpa th ). the re su lts can be u sed t

7、o ana lyze the age va ria tion of groundwa te r in deep confined aqu ife rs and dec ide the hyd rogeochem ica l reac tion s a long the flow p a th. it is he ld tha t groundwa te r in the deep confined aqu ife r benea th the cen2tra l and litto ra l p la in is a non renewab le re sou rce.flow p a th,

8、 inve rse m a ss2ba lance mode l, n etpa th , no rthkey word s groundwa te r, age co rrec tion, trad itiona l mode l,ch ina p la in眾所周知 ,華北平原是我國(guó)三大平原之一 ,也是我國(guó)政治 、經(jīng)濟(jì)和文化的中心區(qū)域及重要的工農(nóng)業(yè) 基地 。華北平原近 40 年來大規(guī)模地下水開采已引發(fā)了諸如地表沉降 、海水入侵 、水質(zhì)惡化等一系列嚴(yán)重的環(huán)境問題 , 不利于當(dāng)?shù)亟?jīng)濟(jì)可持續(xù)發(fā)展 (范鵬 飛 , 1998 ) ,因此 , 本文通 過測(cè) 定 地下 水年 齡 來推 算地下水循環(huán)速度

9、,進(jìn)一步認(rèn)識(shí)了深層地下水資源的屬性 ,從而為確定開采強(qiáng)度及合理規(guī)劃開發(fā)方案提 供了重要依據(jù) ,對(duì)保持該地區(qū)的水資源可持續(xù)利用具有重要意義 。1 研究區(qū)概況本文由國(guó)土資源部項(xiàng)目 (編號(hào) : 2005d ib3j068 )資助 。責(zé)任編輯 : 劉志強(qiáng) ;收稿日期 : 2006 206 230;改回日期 : 2006 212 220。第一作者簡(jiǎn)介 : 郭嬌 ,女 , 1981 年生 ,碩士 ,研究方向?yàn)榄h(huán)境地質(zhì) ; 通訊地址 : 050803 , 河北省石家莊市新華區(qū)石崗大街 406 號(hào) ; e2m ail: guo2jiao1220 sina. com。(q4 ) ,厚度約 60 m。從山前到濱海

10、 ,含水層沉積物粒度由山前砂礫石變?yōu)闉I海平原的細(xì)砂 ; 山前為淡 水區(qū) ,自中部平原向沿海廣泛分布咸水 。第 含水組是淺部承壓水 ,屬于上更新統(tǒng)地層(q3 ) ,厚度 60 m 左右 , 底界深度一般為 120 170 m。含水層由砂礫石 、中砂和細(xì)砂組成 ,與第一含水 層組相似 ,從中部平原到濱海平原 ,地下水為咸水 ,礦化度 > 2 g /l。第 含水組是承壓含水層 ,屬于中更新統(tǒng)地層(q2 ) ,厚度大于 90 m。含水層巖性以含礫中粗砂 、中砂和細(xì)砂為主 ,底界埋深一般為 170 350 m , 但該組在山前地帶底界埋深小于 100 m ,以礫卵石為 主 ,中部和沿海平原含水層埋

11、深大于 170 m ,巖性以中細(xì)砂 、細(xì) 砂 為 主 。地 下 水 類 型 從 山 前 到 渤 海 為hco3 2n a2ca、c l2hco3 2n a和 c l2n a 型 ,礦化度 0. 3 0. 5 g /l。單位涌水量 50 m3 / h·m。第 含水組是深層承壓含水層 ,埋深 350 m 以 下 ,屬于早更新統(tǒng)地層 (q1 ) ,厚度 50 60 m。山前平原地區(qū)埋深小于 300 m ,由膠結(jié)砂礫及薄層風(fēng)化 砂組成 ,厚度 20 40 m ,單位涌水量 5 10 m3 / h ·m ,地下水礦化度小于 1 g /l; 中部平原含水層以中細(xì)砂 、細(xì)砂為主 ,埋深大

12、于 350 m ,一般厚度為 10 30 m ,單位涌水量 2 3 m3 / h ·m; 沿海平原含水層 由細(xì)砂 、粉砂組成 ,厚度 20 m 左右 ,中部和沿海地下圖 1 研究區(qū)位置及地理分區(qū)f ig. 1 loca tion and geograp h ic d ivision of the study a reai2山前平原 ; 2中部平原 ; 2濱海平原i2p iedmon t p la in; ii2cen tra l p la in; 2litto ra l p la in1. 1 自然地理概況研究區(qū)西起太行山 ,東臨渤海 ,北依燕山 ,南到黃河 。該區(qū)氣候?qū)僦芯暥却箨懶?/p>

13、半干旱季風(fēng)氣候 , 多年平均氣溫 10 14 ,極端最高氣溫 45. 8 ,極 端最低氣溫 - 28. 2 ,氣溫年差變化 27 32 。年 平均降水量 500 600 mm ,年降水分配不均 ,其中 68月份降水量占全年總降水量的 60 %以上 。年均蒸發(fā)量 1100 1800 mm。根據(jù)本區(qū)的地貌成因 ,華 北平原分為三個(gè)自然環(huán)境區(qū) :山前洪積扇平原區(qū) ,中 部沖積扇 沖積平原區(qū) ,濱海三角洲平原區(qū) (圖 1 ) 。1. 2 水文地質(zhì)概況1. 2. 1 第四系含水層空間結(jié)構(gòu)及地下水循環(huán)特征第四系含水層由沖洪積扇 、湖相沉積物組成 ,根據(jù)巖性特征 、沉積年代 、含水層和隔水層分布以及水 動(dòng)力

14、條件 ,將其劃分為四個(gè)含水組 (含水層組 至) ,分別對(duì)應(yīng)于全新世到更新世地層 (q4 q1 ) ,該 水文地質(zhì)剖面從西到東橫穿平原 (圖 2 ) 。本文所研究的目標(biāo)含水層為深層承壓水 ,包括第三和第四含 水層組 。第 含 水 組 為 潛 水 含 水 層 , 屬 于 全 新 統(tǒng) 地 層水的礦化 度 分別 為 015 115 g /l、115 2. 0 g /l。第三和第四含水層組為目前主要的開采層 。112. 2 地下水系統(tǒng)分布特征前人 (張宗祜等 , 1997 , 2000 ) 的研究表明華北 平原地下水是一個(gè)統(tǒng)一連續(xù)的水流系統(tǒng) ,它包括兩 個(gè)特征不同的子系統(tǒng) , 即淺部地下水循環(huán)系統(tǒng)和深

15、部地下水循環(huán)系 統(tǒng) 。淺 層 地下 水的 補(bǔ) 給是 大氣 降水 、河渠回滲等垂向補(bǔ)給 ,主要排泄途徑是開采和天 然蒸發(fā) 。天然條件下 ,深層承壓水的補(bǔ)給區(qū)為山前傾斜平原 ,主要補(bǔ)給來源是出露區(qū)降水入滲 ,其次是 山區(qū)基巖裂隙水的側(cè)向補(bǔ)給 ,中部平原上游是地下水徑流區(qū) ,由于深層承壓水水頭高于淺層地下水 ,存 在向上的越流 ;中部平原下游及沿海平原是主要排 泄區(qū) ,地下水更新緩慢 ?？傮w說來 ,地下水是以活塞流的方式從西部山前平原向東部沿海平原運(yùn)動(dòng) 。2 華北平原深層地下水 14 c年齡校正2. 1 樣品的采集和測(cè)試本區(qū)研究程度較高 ,積累了大量的水文地質(zhì)和398地球?qū)W報(bào)2007 年圖 2 華北

16、平原水文地質(zhì)剖面圖f ig. 2 h yd rogeo logica l sec tion of the no rth ch ina p la in1 2亞粘土 ; 2 2砂礫石 ; 3 2砂層 ; 4 2粘土 ; 5 2第三系 ; 6 2淡水和咸水界線1 2c layey so il; 2 2sandy grave l; 3 2sand laye r; 4 2c lay; 5 2te rtiary; 6 2bounda ry be tween fre sh wa te r and sa lt wa te r水化學(xué) 、同位素資料 ,為本次研究工作提供了強(qiáng)大的數(shù)據(jù)支持 。在充分分析已有資料的基礎(chǔ)

17、上 ,重點(diǎn)對(duì) 第四系深層承壓水樣品進(jìn)行分析 ,樣品是沿著流動(dòng) 途徑從深層承壓含水層的 36個(gè)井中于 1999 年 8 月采集的 ,采樣點(diǎn)分布位置見圖 3。多數(shù)水井在采樣前幾個(gè)星期已經(jīng)連續(xù)進(jìn)行抽水 ,少部分水井在采樣前抽水半個(gè)小時(shí)以上 ,排除井筒中的水 。溫度 、ph、堿度等參數(shù)在現(xiàn)場(chǎng)測(cè)定 ,化學(xué)和同位素分析是由國(guó)土資源部環(huán)境地質(zhì)開放研究實(shí)驗(yàn)室和國(guó)土資源部水 文地質(zhì)專業(yè)測(cè)試中心完成 。穩(wěn)定同位素樣品采集在015 l 的玻璃瓶中 , 18 o /16 o 比值采用 co 平衡方法2測(cè)定 , d /h 比值采用鋅還原法測(cè)定 , 13 c /12 c 用質(zhì)譜儀 測(cè) 定 , 13 c、d 和 18 o

18、的 測(cè) 試 精 度 分 別 為±0. 2 、±110 和 ±011 。放射性氚及氫氧 穩(wěn) 定同位素樣品采集 1 l 置于玻璃瓶中 ,放射性碳樣 品的采集是在 120 l 水中加入 n aoh 使 ph 值大于12 ,然后加入過量的 b ac l2 以 b aco3 的沉淀形式獲 得 。14 c是將樣品轉(zhuǎn)化成苯后通 過液 體 閃爍 計(jì)數(shù) 器來 測(cè)定 ,并以現(xiàn)代碳百分?jǐn)?shù) ( pm c )形式給出 。氚是圖 3 研究區(qū)及采樣點(diǎn)位置3 loca tion of the study a rea, show ing samp ling site s1 2取樣點(diǎn) ; 2 2深層

19、地下水開發(fā)前 ( 1959 )的等水頭線(據(jù)張宗祜等 , 2000 ) ; 3 2自流水區(qū)f ig.1 2samp ling po in t; 2 2wa te r head con tou r befo re deep groundwa te rexp lo ita tion ( from zhang e t a l. , 2000 ) ; 3 2a rte sian wa te r a rea表 1 華北平原地下水同位素測(cè)試結(jié)果ta b le 1 the iso tope com po s it ion of groun dwa ter in nor th c h ina p la in1

20、8 o / 14 c /pm c3 h / tu13 c / pdb分區(qū)采樣點(diǎn)深度 /md / 36313029323327252826504070 -150110150200265251310- 9. 25- 8. 287. 73- 8. 86- 9. 4- 9. 23- 8. 94- 9. 71- 8. 95- 64. 40- 62. 70- 63. 89- 67. 18- 68. 90- 66. 6069. 37- 70. 18- 65. 68-81. 58 ±0. 84111. 07 ±0. 7059. 05 ±0. 5662. 31 ±0. 9

21、666. 16 ±0. 9563. 87 ±0. 7062. 4 ±0. 8456. 30 ±4. 424. 50 ±0. 4637. 37 ±0. 4228. 232. 326. 56. 447. 744. 31. 11. 1< 1. 0- 7. 61- 6. 98- 6. 58- 7. 14- 7. 6- 7. 12- 7. 45- 9. 30- 7. 3- 9. 36山前平原243534232221201817141312111089161935015030031034038033028030028030031032030

22、0345370400380- 11. 01- 10. 42- 11. 58- 11. 14- 10. 77- 10. 78- 10. 49- 10. 76- 10. 76- 10. 55- 10. 29- 10. 48- 10. 52- 10. 38- 10. 05- 10. 16- 10. 65- 10. 45- 73. 78- 79. 30- 79. 2771. 63- 84. 93- 82. 49- 78. 05- 72. 98- 75. 99- 82. 77- 82. 4- 82. 05- 80. 44- 76. 8- 79. 21- 70. 04- 80. 01- 71. 9118.

23、 40 ±0. 4231. 35 ±0. 536. 66 ±0. 2416. 42 ±0. 4010. 93 ±0. 2710. 22 ±0. 2812. 84 ±0. 3815. 25 ±0. 3512. 23 ±0. 2411. 65 ±0. 276. 85 ±0. 1711. 10 ±0. 499. 94 ±0. 1713. 47 ±0. 3318. 38 ±1. 27. 12 ±0. 1713. 56 ±0. 388.

24、 03 ±0. 131. 1< 1. 01. 11. 2< 1. 0< 1. 0< 1. 0< 1. 0< 1. 0< 1. 0< 1. 0< 1. 0< 1. 01. 13. 11. 6< 1. 0< 1. 0- 9. 83- 9. 26- 12. 39- 8. 72- 9. 85- 9. 32- 10. 76- 8. 93- 8. 93- 5. 50- 8. 54- 8. 83- 9. 06- 9. 76- 12. 46- 11. 83- 9. 36- 9. 36中部平原 15 370 - 10. 71 -

25、80. 1 6. 29 ±0. 19 < 1. 0 - 10. 64 765432360350378380412. 4437- 10. 21- 10. 02- 10. 09- 9. 58- 9. 57- 9. 87- 81. 16- 78. 16- 78. 45- 72. 03- 79. 66- 74. 297. 25 ±0. 2410. 33 ±0. 2211. 10 ±0. 2618. 52 ±1. 0810. 26 ±0. 3714. 08 ±0. 205. 16. 06. 95. 01. 64. 5- 11.

26、11- 10. 53- 12. 50- 8. 22- 11. 77- 8. 71濱海平原 1 500 - 9. 39 - 76. 81 2. 44 ±0. 17 < 1. 0 - 12. 39 在樣品電解富集后 ,通過低本底液體計(jì)數(shù)器來測(cè)定 ,并以氚單位 ( tu ) 形式給出 , 誤差是 ±1 tu。 c l是 利用滴定法測(cè)定 , 以 m g /l 給出 。樣品的測(cè)試結(jié)果(陳宗宇 , 2001 )見表 1和表 2。 本研究中利用了大量前人的研究成果 ,包括已經(jīng)公開發(fā)表和中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研 究所以前工作積累的數(shù)據(jù) 。2. 2 14 c 含量區(qū)域分布特征對(duì)

27、地下水中 14 c含量分布的討論以 1999年采集 的樣品分析數(shù)據(jù)為主 ,同時(shí)參考和引用前人發(fā)表的數(shù)據(jù) ,總體特征是沿流線隨著深度和距補(bǔ)給區(qū)距離的增加而減小 。第一含水層組埋深小于 50 m , 14 c 現(xiàn)代碳百分 數(shù) 80 % 90 % ;第二含水層組埋深 60170 m ,地下水 14 c為 10 % 62 % ; 第三含水層組深度 170 350m , 14 c含量 4 % 56 % ; 第四含水層組地下水深度 在 350 m 以下 , 14 c 含量 2 % 18 % 。深層承壓水總的趨勢(shì)是 : 地下水埋深越大 ,其 14c現(xiàn)代碳百分?jǐn)?shù)越低 。另外 , 地下水 14 c 百分?jǐn)?shù)距 補(bǔ)

28、給區(qū)距離增 加 也有 減小 的 趨勢(shì) 。14 c含量 低值 區(qū)400地 球 學(xué) 報(bào)2007 年表 2 華北平原地下水的水化學(xué)測(cè)試結(jié)果ta b le 2 the chem ica l com po s it ion of groun dwa ter in nor th c h ina p la inso4hco3no3h2 sio3kn acam gc lfb ri溫度/ 編號(hào)ph/m g·l - 11234567891011121314151617181920212223242527282930313233344. 23. 73. 73. 82. 83. 12. 72. 62. 32

29、. 921. 61. 51. 51. 71. 71. 71. 72. 81. 93. 83. 824. 1321. 51. 62. 31. 71. 11. 21. 5497. 2507. 3485538. 3362415. 1344. 9346. 9290. 7342. 9210. 7178. 6138. 8136. 3168. 4210. 7180177. 9428. 8218. 2138170. 4174. 1183. 27218. 518. 227. 328. 927. 16. 86. 2116. 312. 9717. 8418. 8920. 2712. 1613. 3813. 7810

30、. 549. 7330. 8113. 786. 494. 056. 494. 868. 7610. 958. 9221. 088. 9253. 1154. 3221. 0839. 083054. 7361. 62103. 78109. 46123. 2452. 756. 763. 654. 1825. 8214. 2121. 159. 8412. 0515. 256. 157. 8730. 9810. 082. 70. 982. 460. 984. 035. 566. 1539. 595. 4131. 9735. 6511. 5619. 4715. 2520. 6617. 9528. 6227

31、. 7934. 9218. 222. 621. 23432. 9522. 7530. 9514. 6326. 7380. 6240. 1298. 9161. 7302. 2119. 2105. 490. 765. 3125. 8128. 296. 38122. 5404. 3134. 8168. 3200. 9161. 7187. 915. 717. 9721. 2465. 341. 4947. 46. 537. 8418193. 9184. 1131. 3232. 2141. 2153. 2198. 2103. 3153. 9194. 4128. 6117. 381. 4112100. 81

32、64146. 3142. 4193. 4158198. 7267. 6125201. 135. 955. 166. 6101123. 5138. 87. 669. 3432. 8329. 5360241387. 5277. 6300. 8335. 6314. 3335. 6341. 7263. 6146. 4140. 3143. 4144169162. 3161. 7466. 8213. 6103. 794. 6111. 1112. 3265. 4201. 4198. 3241271. 5289. 8227242. 9228. 80. 370. 320. 30. 960. 30. 550. 3

33、20. 30. 30. 30. 30. 30. 30. 30. 390. 30. 30. 30. 30. 37. 257. 391. 711. 394. 550. 530. 322. 7125. 1842. 047. 188. 438. 962. 234. 11. 983. 432. 942. 995. 572. 562. 95. 043. 831. 070. 861. 130. 760. 851. 611. 242. 451. 30. 370. 370. 90. 250. 340. 490. 370. 270. 190. 190. 140. 020. 41. 061. 40. 62. 20.

34、 460. 20. 460. 460. 20. 460. 10. 10. 10. 10. 360. 10. 10. 10. 560. 10. 10. 10. 160. 120. 10. 10. 10. 20. 10. 10. 10. 10. 10. 390. 490. 40. 810. 220. 290. 10. 180. 140. 0590. 0390. 0120. 00540. 0160. 00820. 0270. 0240. 0250. 290. 030. 00120. 00410. 0160. 00220. 0020. 00060. 0010. 00080. 00330. 00050.

35、 00050. 00050. 001224. 8418. 4625. 5318. 8817. 2217. 9716. 8117. 1416. 3919. 7917. 6314. 6515. 6515. 9818. 9613. 4116. 2314. 2416. 3115. 7318. 4617. 3915. 518. 3825. 9224. 6820. 5322. 1118. 7119. 7122. 1920. 6218. 213421. 725. 5242224. 52123201818. 818. 92420. 531. 8182218. 51920. 523. 1222120. 521.

36、 3131313. 513121413307. 97. 87. 97. 8887. 8887. 77. 98. 28. 28. 28. 28. 1887. 77. 97. 77. 7887. 47. 37. 37. 47. 47. 27. 37. 37. 5 35 1. 5 25. 1 32. 03 14. 75 1. 63 10. 8 216. 6 0. 33 0. 2 0. 1 0. 0008 25. 92 12 7. 5 在棗強(qiáng) 、河間 、滄州一帶 ,表明深層地下水由西 、西南向東及東北方向流動(dòng) 。2. 3 傳統(tǒng)方法校正華北平原地下水 14 c 年齡應(yīng)用 地 下 水 中 放 射 性 碳

37、同 位 素 (張 人 權(quán) 等 ,1983 )進(jìn)行測(cè)年的方法 , 自 m unn ich 1957 年的早期 工作以來 ,經(jīng)過不斷探索 ,目前已有較完善的理論基 礎(chǔ)并建立了各種模型以適應(yīng)不同的地質(zhì)背景和水文 地質(zhì) 背 景 , 使 得 這 一 方 法 能 普 遍 采 用 (王 恒 純 ,1991 ) 。該方法主要是應(yīng)用地下水中的溶解無機(jī)碳d ic (d isso lved ino rgan ic ca rbon ) 作 為 示 蹤 劑 , 通 過 測(cè)定溶解無機(jī)碳中 14 c 的濃度并應(yīng)用 14 c 放射性衰變?cè)韥硗茢嗟叵滤挲g 。一般認(rèn)為地下水中的無14機(jī)碳與土壤 co2 隔絕后便停止了與外界

38、c的交換 ,所以地下水 14 c年齡一般指地下水和土壤 co 隔絕2至今的年代 。地下水中的 d ic 可能 來 自補(bǔ) 給區(qū) 大氣 co2 、固體 碳酸 鹽的 溶 解 、微 生 物 對(duì) 溶 解 有 機(jī) 碳(doc )的降解等多種地球化學(xué)過程 。 地下水中大多數(shù)碳起源于包氣帶中的氣相 co2的溶解 , 但是 , 這種大氣起源的 co2 常常由于在地 下水補(bǔ)給中碳酸巖礦物的溶解而稀釋 。傳統(tǒng)的對(duì)地 下水初始 濃 度 的 校 正 模 型 主 要 有 以 下 六 種 : voge l ( 1 9 6 7 , 1 9 7 0 ) ; tam e rs ( 1 9 6 7 , 1 9 7 5 ) ; pe

39、a rson等表 3 地下水 14 c 的模型校正年齡一覽表the 14 c m ode l correc t ion a ge of groun dwa terta b le 314 c/ pm c視年齡/ ab. p.vogel/ ab. p.tam e rs/ ab. p.pea rson/ ab. p.gonfian tine/ ab. p.mook/ ab. p.fon te s/ ab. p.位置no.33323130292827262563. 8766. 16111. 0759. 0562. 3124. 5062. 4037. 3756. 303673. 83385. 1mode

40、 rn4316. 73876. 411525. 63864. 681374707. 52342. 02053. 3mode rn2985. 02544. 610193. 82532. 867933375. 8mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn6675. 8mode rn mode rn mode rnmode rn mode rn mode rn mode rn mode rn1438. 1mode rn mode rn mode rnmodern modern modern modern modern5734. 1modern2770900. 3m

41、ode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rnmode rnmode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rnmode rn山 前 平 原3534242322212019181716151413121110931. 3518. 406. 6616. 4210. 9310. 2212. 848. 0315. 2512. 2313. 566. 2911. 656. 8511. 109. 9413. 477. 129505. 32240013871

42、. 814804. 818139. 818690. 216820. 120666. 415410. 517218. 916373. 02286417617. 121968. 818013. 418917. 916427. 621652. 08173. 52105612540. 113473. 016808. 117358. 515488. 319334. 714078. 815887. 215041. 22152016285. 320637. 116681. 617586. 115095. 820320. 34481. 5172568405. 79340. 912797. 013336. 61

43、1379. 515298. 59947. 211754. 910895. 31726212135. 316488. 012530. 813484. 211051. 516199. 01366. 7165956222. 86173. 910507. 410604. 69911. 812615. 96770. 28783. 07751. 5158045209. 513167. 09485. 210600. 48720. 015520. 65662. 71949210518. 710469. 814803. 414900. 614207. 716911. 911066. 213079. 012047

44、. 4159939505. 517462. 913781. 114896. 313015. 919816. 6mode rn17186mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn mode rn13113. 6mode rn172255649. 86260. 310293. 011582. 58522. 84049. 67271. 29356. 07865. 1160935126. 614968. 910981. 86

45、768. 23687. 513077. 4中 部 平 原 8 18. 38 13880. 7 12549. 0 8429. 3 8174. 5 12470. 4 7940. 0 6493. 8 7654327. 2510. 3311. 1018. 5210. 2614. 0821503. 818602. 518013. 413818. 618658. 216064. 620172. 017270. 716681. 612486. 817326. 514732. 916094. 213185. 112564. 58403. 713216. 310651. 414857. 811517. 1123

46、33. 44703. 812485. 17424. 319153. 715813. 116629. 38999. 716781. 111720. 37936. 5mode rn12230. 4mode rn9370. 4mode rn11728. 78447. 811238. 5mode rnmode rnmode rn濱 海 平 原 1 2. 44 30690 29346 25209 24889 26693 23212 25714 ( 1967 ) ; mook ( 1972 , 1976 ) ; fon te 等 ( 1979 ) 。這些方法的原理和計(jì)算方法在核技術(shù)在水文學(xué)中的應(yīng) 用指南

47、(李大通 , 1990 )中有專門介紹 。對(duì)于華北平原地下水的 14 c 測(cè)試數(shù)據(jù) , 采用 不同的模型計(jì)算 14 c 年齡 ,表 3 是計(jì)算結(jié)果 。其中 ,第1、15、26、34號(hào)樣品的 14 c年齡校正結(jié)果是引用陳宗 宇博士的計(jì)算結(jié)果 。由表 3 可看出 ,山前平原地下 水滯留時(shí)間小于 10 ka,中部平原地下水滯留時(shí)間在1215420164 kab. p. 之間 ,濱海平原地下水滯留時(shí) 間在 1219429135 kab. p. 之間 。14 c 校正年齡表現(xiàn)為由山前至濱海呈年輕 年老變化 ,中部平原區(qū)地下水年齡較老 , 垂向上 14 c 校正 年齡 則 隨深 度增 加 而變老 。各種模

48、型計(jì)算出的 14 c 年齡存在一定差 異 , 其原因是由 于 各 種 模 型 考 慮 的 化 學(xué) 反 應(yīng) 不 同 , 除 了mook ( 1972 , 1976 )模型 ,其它模型的年齡基本相近 。mook模型對(duì)于年齡較老的樣品 ,年齡偏低 ,這可能是由于該模型對(duì)于 13 c 值的變化非常敏感 。voge l( 1967 , 1970 ) 方法計(jì)算的年齡偏老 , 可 以認(rèn) 為是 地 下水 14 c年齡的上限 , pea rson 等 ( 1967 )模型給出的402地 球?qū)W 報(bào)2007 年年齡相對(duì)偏小 , 而 tam e rs ( 1967 , 1975 ) 模 型 年齡 和gonfian t

49、ine模型年齡比較接近 , 并且接近于各種模 型年齡的平均值 ,可以認(rèn)為代表了地下水的真實(shí)年齡 。利用簡(jiǎn)單的公式進(jìn)行 14 c 年齡校正不僅計(jì)算簡(jiǎn) 單 、易行 ,而且還可以容易地比較不同模型的年齡校 正結(jié)果 。但傳統(tǒng)校正模型都是建立在以下前提上 :僅考慮兩種碳源 (土壤 co2 和含水層介質(zhì)中碳酸 鹽礦物 ) ; 僅考慮了一些典型的無機(jī)地球化學(xué)反 應(yīng) ,如地表 co2 的溶解 、碳酸鹽礦物的溶解和沉淀 反應(yīng) 。顯而易見 ,這些前提并不能完全代表一個(gè)具 體含水層地下水所處的水文地質(zhì)條件及水文地球化 學(xué)作用過程 。在地下水補(bǔ)給過程中和在不同的含水 層中 (張光輝等 , 2000 ) , 由于地下水

50、賦存條件的不 同可能就會(huì)產(chǎn)生不同的水文地球化學(xué)反應(yīng)和同位素 傳輸反應(yīng) ,從而影響地下水初始 14 c濃度的確定 。利用年齡校正公式對(duì)地下水年齡進(jìn)行校正 ,只 考慮了單一的化學(xué)反應(yīng) ,而實(shí)際上地下水中存在許 多化學(xué)反應(yīng) ,因此 ,計(jì)算所得的結(jié)果是令人懷疑的 , 同時(shí)也易造成年齡計(jì)算結(jié)果的不確定性和使用上的 混亂 。針對(duì)傳統(tǒng)模型存在的這些缺點(diǎn) ,下面就用聯(lián) 合考慮同位素混合和地下水化學(xué)演化的 n etpa th (n et geochem ica l reac tion s a long the flow pa th ) 模 型對(duì)地下水年齡進(jìn)行校正 。2. 4netpa th校正華北平原地下水年齡

51、2. 4. 1 起點(diǎn)和終點(diǎn)的確定如圖 3 ,所選的水流路徑是 aa ,并把水流路徑在其轉(zhuǎn)折點(diǎn)處分成兩段 ,根據(jù)圖中的等水位線得知 地下水流向由 a 到 a ,模型中所選的起點(diǎn)應(yīng)位于終 點(diǎn)水的上游 。為了 完整 考慮 本 區(qū)地 下水 的 年齡 特 點(diǎn) ,起點(diǎn)應(yīng)盡量靠近研究區(qū)的邊界 。 30 號(hào)采樣點(diǎn)最 靠近研究區(qū)的邊界 ,而且符合 13 c 值變化規(guī)律 ,因 此 ,選用 30號(hào)采樣點(diǎn)作為起始點(diǎn) , 23 號(hào)采樣點(diǎn)是第 一段水流路徑的排泄處 ,且 13 c 值沒有出現(xiàn)異常變 化 ,所以 , 23 號(hào)采樣點(diǎn)可以作為第一段水流路徑的 終點(diǎn) ; 對(duì)于 第二 段 水流 路徑 , 4 號(hào)采 樣點(diǎn) 在 其 排 泄 區(qū) ,但由于其 13 c 值突然增大 ,說明從 3 號(hào)到 4 號(hào) 采樣點(diǎn)的水流路徑上 ,又發(fā)生了一個(gè)新的水文地球 化學(xué)反應(yīng) , 3號(hào)和 4 號(hào)采樣點(diǎn)不在同一水流路徑上 。 因此 ,選 4 號(hào)采樣點(diǎn)作為終點(diǎn)不合適 ,而應(yīng)選用 3 號(hào) 采樣點(diǎn)作為第二段水流路徑的終點(diǎn) 。2. 4. 2 變量和相的確定華北平原在長(zhǎng)期沉