1 引言
同位素分析技術已成為現代水文地質學的研究方法之一，并已經大量成功地應用于地下水循環演化規律研究.例如，應用環境同位素在確定地下水來源及組成究地下水補徑排條件，揭示含水層之間的水力聯系和地表水與地下水的相互作用，以及示蹤地下水運動等諸多方面具有重要作用.
地下水的同位素組成主要取決于地下水的來源，不同來源水的同位素組成的差異及其含量的時空變化是應用環境同位素方法解決地下水補給循環特征的基礎.研究地下水循環規律時常用到的有穩定同位素(δ2H、δ18O、δ13C)和放射性同位素(3H、14C)等.地下水是古氣候信息的載體，應用地下水的同位素資料可以研究古氣溫的變化，計算地下水的形成年齡，確定地下水的補給期，反映區域地下水流動模式，以及對人類干擾的響應.
江蘇沿海平原東瀕黃海，《江蘇沿海地區發展規劃》于2009年被提升為國家戰略，該地區由此成為中國東部重要的經濟增長極，但也是江蘇省域水資源量最欠缺的地區，水質優良的深層地下水是本區經濟社會發展的重要支柱.在經濟發達的沿海地帶，由于缺乏對地下水形成演化規律的正確認識，過量抽取地下水，破壞了濱海地帶地下水的循環過程，導致江蘇沿海平原地下水資源衰減、地質環境惡化.根據2012年起開展的水文地質調查資料表明，江蘇沿海平原區主采層第Ⅲ、IV承壓水出現地下水位不斷降低、水質咸化、礦化度增高，以及誘發地面沉降與海水入侵等系列問題.目前，人們對高強度開發地下水條件下的沿海地區的水文演化問題缺乏系統認識，由于地下水開采引發的地質環境問題亟待解決：高強度開發地下水條件下水資源量和水質演變的過程與機理如何?高強度開發地下水導致含水層系統結構發生變異的機理與趨勢如何?區域地下水系統如何響應區域水循環的變化?
20 世紀60年代至今，針對江蘇省域開展的大量水文地質研究主要集中在長江南翼，在北翼的江蘇沿海平原研究薄弱.例如，李從先等(2000;2009)、哈承佑等(1990)先后對區域古地理背景和水文地質條件作過總結劃分.應用地下水的環境同位素(δ2D、δ18O、3H、14C)研究了地下水的循環過程及其形成年代.基于同位素δ2D、δ18O和水化學系數分析，開展過南通地區地下水補給源、水化學變化特征研究.針對深層地下水開發利用引發的系列環境地質問題，也有過簡單的成因分析.針對江蘇沿海平原開展的地下水演化循環過程研究工作，主要集中在淺層地下水，對深層地下水水文地質研究較為粗略.同時，深層地下水采集的同位素樣品種類數量少，以往研究中深井水樣大多為上下多層含水層的混合水，這就使得同位素及化學成分混雜不清，而無法進行細致的示蹤研究.
江蘇沿海平原是省域水資源脆弱帶，正確認識區域地下水水文化學演變過程是合理持續利用地下水資源的基礎.由于影響地下水同位素組成的因素很多，單一的同位素提供的信息有其局限性，聯合運用多種環境同位素提供的信息可相互應證，更能展現地下水循環演化過程的全貌.因此，本研究利用近期獲得的鉆孔剖面地層對比數據資料，系統地對水文地質鉆孔(深孔)進行取樣分析，以期準確標定研究區深層地下水含水層的環境同位素的指紋特征.同時，通過對區域地下水穩定同位素(δ2D、δ18O)和放射性同位素(3H、14C)組成的研究，探索江蘇沿海平原地區地下水補徑排條件、超采地下水引起的流場變化，以便為濱海含水層地下水資源合理開發利用、污染治理提供基礎資料和理論依據.
2 材料與方法
2.1 研究區概況
江蘇省洋口港區位于江蘇省的東部沿海，隸屬江蘇省南通市如東縣(圖 1)，東瀕黃海，地勢平坦，地面標高一般為1~5 m，地面微向東傾.研究區氣候溫和濕潤，屬濕潤的亞熱帶季風氣候區，四季分明，雨熱同季，無霜期長，具典型的海洋性氣候.年均氣溫14.8 ℃，一月份平均氣溫2.1 ℃，最低氣溫-10.6 ℃;七月份平均氣溫27.3 ℃，最高氣溫38.6 ℃.年平均降雨量1025 mm.
研究區位于揚子陸塊下揚子地塊北東部，地表為第四紀松散沉積物覆蓋.發育地層有上古生界中志留統-上泥盆統(S2-D3)、石炭系-二疊系(C-P)、中生界白堊系浦口組(K2p)、新生界古近系泰州組(E1t)、阜寧組(E1f)、三垛組(E2-3s)和新近系鹽城組(N1-2yc).
根據地下水賦存介質，松散巖類孔隙含水巖組為研究區主要含水巖組.根據地層的時代將含水層組由上到下分別為潛水、第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ承壓含水層組.考慮到研究區的潛水含水層和第Ⅰ、Ⅱ承壓含水層易于受到降水補給，水力聯系緊密，地下水徑流速度快，更新能力較強，將潛水含水層和Ⅰ、Ⅱ承壓含水層歸入淺層孔隙水含水系統.第 Ⅲ、Ⅳ承壓含水層是研究區地下水主采層，地下水徑流速度慢，更新能力弱，將Ⅲ、Ⅳ承壓含水層歸入深層孔隙水含水系統.
2.2 采樣測試分析
本研究采樣點大致沿地下水流向(自西向東)分布，針對本區地下水分層專門監測井進行取樣分析，分別采集地表水、潛水、承壓水，以第Ⅲ、Ⅳ承壓水為重點.于2014年10—11月采集深層地下水21件，其中，第Ⅲ承壓水同位素(δ2D、δ18O、3H、14C)14組，第Ⅳ承壓水7組;采集淺層地下水同位素(δ2D、δ18O)樣品7件;采集地表水同位素(δ2D、δ18O)樣品5件，其中，如泰運河河水樣品3件，入海口海水樣品2件.具體采樣位置見圖 1.
圖1 江蘇洋口港研究區位置及采樣點分布圖
氫氧同位素分析：樣品水分別采集在250 mL聚乙烯塑料瓶中，確保瓶內無氣泡后，用封口膠密封，常溫避光保存，送至國土資源部南京地質礦產研究所實驗室測試.用鋅還原法制備氫氣，供質譜氫同位素分析;用CO2-H2O平衡法制備供氧同位素分析的CO2氣體.氫、氧同位素分析是在 MAT 253質譜計上進行，相對V-SMOW標準.氫同位素分析精度為±2‰(1σ)，氧同位素分析精度為±0.1‰(1σ).放射性同位素3H樣品采集在1250 mL聚乙烯塑料瓶中，確保瓶內無氣泡后，用封口膠密封，常溫避光保存，分析測試由中國地質科學院巖溶地質研究所實驗室完成.利用Qnantulus1220 超低本液體閃爍譜儀測定氚含量.
14C測定：放射性同位素14C樣品采集后利用沉淀桶制備水樣，沉淀液存放在5 L聚乙烯塑料桶中，用封口膠密封，常溫避光保存，分析測試由中國地質科學院巖溶地質研究所實驗室完成.標準采用中國糖碳，14C半衰期采用5730 a，起始計年為 1950年，液閃儀(Quantulus-1220(LKB)測定.
18O、2H樣品測試都在2014年前完成，3H、14C測定樣品測試都在2015年5月前完成.為示蹤研究地下水的來源及建立地下水的循環模式，還收集了本地區相關的大氣降水的同位素資料.
統計分析以SPSS19.0為平臺進行相關分析、曲線擬合.趨勢線方程根據測試數據進行曲線擬合，評價擬合優度，求得線性方程.圖形以Arcgis 10、Coreldraw X4 為平臺制作.
3 測試結果及分析
3.1 氫氧同位素組成
3.1.1 研究區參考雨水線
根據全球大氣降水監測數據庫(GNIP)參考站點資料，綜合考慮參考站點與研究區地理位置、氣候分區、地形地貌的相似性，選擇南京站作為本區降水同位素的參考站點.根據GNIP南京站點1987—1992年的58個降水同位素數據，大氣降水穩定同位素δ18O值介于-11.83‰~-0.09‰之間，平均為-7.36‰，δD介于-83.5‰~17.9‰之間，平均為-44.89‰.根據南京站降水同位素的監測數據可以得到本區雨水線方程為: δD=8.49δ18O+17.71(N=58，R2=0.967，p<0.01)，與全球大氣雨水線(δD=8δ18O+10)、中國的雨水線方程(δD=7.9δ18O+8.2)相比，其斜率和截距偏高(圖 2).雨水氫氧同位素主要由氣候特點和地理位置決定的.南京地區離海洋較近，其降水主要受太平洋季風的影響，海洋水汽是其降水的主要來源.南京地區雨水線斜率、截距偏高反映了區域濕潤多雨的氣候特點.
圖2 研究區δD-δ18O分布圖
3.1.2 地表水、地下水的氫氧同位素組成
研究區采集的地表水、淺層地下水、深層地下水樣品的δ18O、δD、3H、14C值見表 1.
表1 江蘇洋口港地區地表水地下水δD、δ18O、3H、14C同位素測試數據表
河水是地下水的重要補給來源之一，討論地表水的變化特征及形成規律是進一步開展本區地下水形成演化規律研究的前提.如泰運河河水從馬塘鎮到入海口δD、δ18O的變化范圍分別為-50.45‰~-10.42‰、-7.18‰~-1.15‰，均值分別為-34.91‰、-4.57‰.地表水氫氧同位素空間差異明顯，表現出氫氧同位素沿河流流向富集.在 δD-δ18O關系圖中，河水的同位素組成均落在雨水線的右下方(距離雨水線較近)，并位于同一條直線上，說明河水沿著徑流方向受到海水影響而增大，并受到了一定的蒸發作用影響.
研究區地下水δ18O值介于-7.22‰~-3.25‰，均值為-5.43‰，δD值介于-55.31‰~-28.15‰，均值為-41.97‰.淺層地下水樣品的δ18O值介于-6.39‰~-3.91‰，均值為-5.03‰，δD值介于-42.83‰~-30.69‰，均值為-36.17‰;深層地下水樣品的δ18O值介于-7.22‰~-3.25‰，均值為-5.57‰，δD值介于-55.31‰~-28.15‰，均值為-43.90‰.淺層地下水沿徑流方向總體表現為沿程富集，淺層地下水樣品的δ18O、δD值普遍比深層地下水偏正.
結合采樣點的數據特征(表 1)和圖 2可見，地下水中的δD值和δ18O值及兩者之間的關系呈以下特征：①δD、δ18O值的變化區間均比大氣降水的相應值小得多;②δD、δ18O的均值均比大氣降水的相應值大;③表示深層地下水的點大都分布在當地降水線附近并靠近左下角，顯示古氣候效應;④潛水、第 Ⅲ、Ⅳ承壓水沿著主徑流方向由西至東，δD和δ18O值總體上增大;⑤在垂直方向上，隨著深度增加，δ18O和δD值逐漸降低.
以上諸特征聯合表明：①地下水主要來源于大氣降水的入滲補給;②大氣降水在補給地下水過程中，經歷了明顯的蒸發過程，淺層地下水與深層地下水在補給過程中經過不同程度的蒸發影響;③淺層地下水與深層地下水補給來源可能存在溫度差異，深層地下水的補給來源溫度較低;④沿徑流方向，補給地下水蒸發作用越趨強烈;⑤深、淺層地下水之間同位素組成的明顯差異表明深、淺層地下水之間的相互影響較微弱;⑥可看出同一地點各層位的氫氧同位素數據具有明顯的呈層性.
3.2 深層地下水氚分布特征及其指示意義
3.2.1 研究區大氣降水氚濃度的恢復
氚的半衰期為12.43 a，在水中以HTO形式存在，成為天然水的一部分而參加水循環，因此，成為追蹤各種水文地質作用的一種理想示蹤劑，特別是它的放射性計時性，使之成為測定地下水年齡的重要技術手段，并對于研究大氣降水入滲、現代滲入起源、地下水補給、賦存及運動具有重要意義.利用氚研究地下水的運動規律時，必然會遇到氚的輸入背景值問題.大氣降水中的氚有兩個來源：一是來源于大氣層上層宇宙射線形成的中子和氮原子的相互作用而形成的宇宙氚;二是來源于1952 年以來的熱核爆炸，1963年達到高峰.隨后由于國際公約對核試驗的限制，降水中氚濃度以指數形式遞減，21世紀初已恢復到自然水平.為查明大氣降水氚濃度的時空分布規律，國際原子能機構()和世界氣象組織(WMO)在世界各地建立了觀測站，而我國的背景值監測工作起步較晚，缺少1953—1978年20多年的系列觀測資料.由于實測資料不能滿足應用要求，因而需應用合適的數學方法對大氣降水的氚濃度進行恢復.目前應用的恢復方法主要有關秉鈞法、插值法、雙參考曲線法、人工神經網絡法、因子分析法等.本次研究基于應用因子分析法，建立了南京地區的全球大氣降水氚恢復曲線(圖 3)，以提供研究區降水氚的背景資料.
圖3 南京大氣降水氚濃度 1960—2010 年恢復曲線
3.2.2 研究區深層地下水氚濃度分析
根據南京地區降水氚恢復曲線，1963年南京地區大氣降水中的氚濃度可達1746 TU，60年代一般在200 TU以上，70年代一般在60~150 TU之間，80年代逐漸恢復到自然水平.根據不同時期形成的地下水的平均氚值，根據衰變定律，可推測到地下水各水體中氚的演化路徑.
江蘇洋口港地區深層承壓地下水中大部分氚含量為<2 TU(表 1)，均為低氚水，表明洋口港地區深層承壓地下水形成于地質歷史時期.研究區部分深井受到人為建井而引起上下含水層貫通進而引起越流補給而出現含氚水.洋口港南部三余鎮沿海地區第III承壓水氚含量為15.80 TU，根據衰變定律可以推斷，地下水混入了20世紀60年代降水.如東縣豐利鎮、掘港鎮部分深井氚含量為5~9 TU，可以推斷，混入了60—70年代初期降水.如東縣馬塘鎮是研究區水位降落中心，所測深井第III承壓水氚含量超過12 TU，可以推斷水位降落中心混入了60年代高氚含量降水.部分深井地下水出現高氚含量，應該視為超采地下水誘發的現代水補給.由于超采深層地下水，深層地下水水位遠低于淺層地下水水位，形成了較大的水位差，大氣降水與淺層水參與到深層水的循環中來，淺層水與深層水之間的水力聯系加強，水循環速率與氚值增大.
3.3 深層地下水放射性14C年齡分析
研究區深層承壓地下水的14C年齡的變化范圍為7410~26140 a，均值為18330 a(n=15)，其中，第III承壓水14C年齡的變化范圍為7410~26140 a，均值為17805 a;第Ⅳ承壓水14C年齡的變化范圍為16140~25890 a，均值為19775 a(n=4)(表 1).14C年齡在垂直方向上由淺部至深部逐漸增大;沿著地下水的流向自西向東，含水層埋深越大，地下水交替越差，14C年齡總體上逐漸增大.
分析發現，14C年齡與δ18O顯著負相關，相關系數為-0.901(n=15，p<0.01)，研究區地下水形成年齡越老，δ18O愈加偏負(圖 4)，這與區域第四紀氣候演變有著密切的關系.距今13000~60000 a 的玉木冰期，δ18O 值比現在平均低約10‰，我國東部沿海地區地下水樣品在全新世和晚更新世不同時期降水中δ18O 差值也大概在 2‰左右.據此可確定，研究區大部分深井地下水為末次冰期(大理冰期)的降水補給，只有極少部分深井為全新世早期的降水補給.
圖4 江蘇洋口港地區δ18O與14C年齡關系分析
研究區豐利鎮第III承壓水為咸水，14C測得的年齡小于10000 a，可能是全新世高溫期大陸鹽化作用的產物.
3.4 地下水來源演化研究
3.4.1 地下水補給來源分析
瑞利蒸餾過程影響著降水中的同位素組成，水在蒸發過程中重同位素傾向于保留在相對于水蒸氣分子來說活性較低的液態水中，使殘留溶液的δD、δ18O值偏正.在蒸發濃縮作用下，研究區淺層地下水礦化度普遍要比深層地下水高.淺層地下水主要來源于現代大氣降水的入滲補給，其蒸發作用要比深層地下水強烈得多，淺層地下水中的重同位素在較強的蒸發作用下相對富集，因此，δD、δ18O值偏正，而深層地下水中δD、δ18O值相對來說則偏負.沿海一帶淺層地下水δD、δ18O值普遍比中西部地區偏正，是由于沿海地區地下水受到一定程度δD、δ18O值偏正的現代海水影響.
地下水趨勢線(蒸發線)與當地雨水線的交點可以代表補給地下水時的源區降水氘氧同位素的平均組成.代表深層水補給源的B點位于淺層水補給源A點之下(圖 2)，表明深層地下水接受補給的降水δ18O、δD 值比淺層水偏負，推測深層地下水是在氣溫較低的條件下接受的降水補給.
大氣降水的年平均δ18O、δD 值與該區的地面平均氣溫正相關.中國的地面平均氣溫與現代大氣降水的δ值建立了如下關系式：
式中，t為地面平均氣溫(℃).
根據本次采樣的地下水氫氧穩定同位素資料，對深層含水組進行統計，根據求得的δ18O-δD關系式，通過求解方程從而獲得相應補給時期大氣降水的δ18O和δD值.然后代入式(1)和(2)，求出地下水補給期的地面平均氣溫.
根據氫氧穩定同位素資料，求得的淺層地下水、深層地下水的δ18O-δD關系式為：
δD=4.69δ18O-12.61(N=7，R2=0.928，p<0.01)
δD=6.19δ18O-9.42(N=21，R2=0.892，p<0.01)
通過求解方程從而獲得深層地下相應補給時期大氣降水的δ18O和δD值分別為-11.80‰和-82.46‰.代入公式(1)、(2)求得深層地下水補給期的地面平均氣溫介于3.4~4.1 ℃，比現代氣溫(14.8℃)低約11℃.
根據放射性同位素14C測年(表 1)，研究區深層含水系統的大部分地下水形成于15000~26000 a，處于晚更新世末期，該時期氣溫較低，降水δ18O、δD 值偏負.據此類比，可以判斷研究區深層地下水的補給源形成于末次冰期(大理冰期)盛期較寒冷的大氣降水淋濾補給.
3.4.2 地下水循環特征與可更新性
處于水循環系統中不同的水體，因成因不同而具富集程度不同的氫氧同位素.不同水體中的同位素濃度變化可示蹤其形成和運移方式，認識變化環境下的水循環規律及水體間的相互關系.從研究區地表水、淺層地下水、第III承壓水、第IV承壓水的δD、δ18O平均值來看，發現地表水的同位素均值最大、淺層地下水次之、深層地下水最小(表 2);沿著地表水-淺層地下水-深層地下水空間梯度，隨著地下水埋藏深度增加，水體中的δD、δ18O值總體上呈下降趨勢.地表水、淺層地下水沿徑流方向都表現為沿程富集，而且氫氧均值差異較小，表明它們之間的水體聯系較為緊密，淺層地下水以垂向流動為主.深、淺層地下水及第III承壓水、第IV承壓水之間同位素組成的明顯差異，表明深層地下水各水體之間的相互影響較微弱.
表2 江蘇洋口港地區各水體氫氧碳同位素分布
地下水δD、δ18O 值結合地下水埋深深度可以有效地標記地下水的徑流條件與更新狀況.第Ⅲ承壓水是研究區主要開采層位，根據水位監測資料，由于多年開采第Ⅲ承壓水，形成了以馬塘鎮為中心的水位降落漏斗，水位下降區范圍達698 km2，其中心水位埋深超過40 m(圖 5).
本次研究利用Arcgis的DEM模型作的δD、δ18O空間分布圖(圖 6)顯示，研究區第Ⅲ承壓水氘氧同位素的分布區域大致與降落漏斗分布一致.反映出隨著地下水位下降，開采的深部年老水且δD、δ18O值相對較小水的比例增加.研究區地形平坦，水力坡度非常小;深層含水層之間發育滲透系數較小的粘土類地層，因此，深層承壓地下水基本保持相對封閉狀態，以側向水平徑流為主，徑流滯緩，總體上處于封閉-半封閉狀態，可更新能力弱，具有不可再生資源的屬性.
圖6 江蘇洋口港地區第Ⅲ承壓水δD(a)與δ18O空間分布(b)
3.4.3 地下水的演化
江蘇洋口港地區天然地下水流動是自晚更新世末期以來，伴隨著冰退、海平面上升及海洋性氣候的變化而調整到目前的模式.距今約25000~15000 a的末次盛冰期，海平面低于現今約120m(張人權等，2013).由于不存在全新世地層，現在的深層含水層埋藏較淺，與大氣降水和地表水聯系密切，水循環交替積極，地下水流動速度快，補給條件好，降水及地表水的補給有足夠長的時間交替出含水層中老的地下水，使含水層中保存有距今30000~10000 a的地下水.在形成及徑流過程中，遭遇較強烈的蒸發作用和陽離子交換作用，具有氫氧穩定同位素值低，氚含量低的同位素特點.隨著全新世暖期的到來，海平面升高，排泄基準面抬升，伴隨著地層的沉積形成，地下水流動減緩，冰期的地下水未受海水入侵影響滯留于含水層之中而得以保存.
自 20 世紀 70 年代開始，研究區大量深層地下水開發利用，深層承壓地下水水位持續下降，水位降落漏斗產生并不斷擴展，地下水流動模式發生變化，淺層與深層地下水之間的水力聯系加強，部分地區含水層貫通引起越流補給而出現含氚水.根據馬塘鎮水位降落漏斗區的δ18O和δD同位素數據，應用二端元法計算漏斗區補給第Ⅲ承壓水的淺層地下水比例約為20%.具體參見污水寶商城資料或http://www.dongaorq.cn更多相關技術文檔。
4 結論
1)根據全球大氣降水監測數據庫建立研究區降水線方程為 δD=8.49δ18O+17.71(N=58，R2= 0.967，p<0.01).在δD-δ18O關系圖中，河水沿著徑流方向受到海水與蒸發作用的影響，表現出氘氧同位素的沿程富集.
2)研究區淺層地下水為現代氣候條件下的大氣降水補給.深部承壓含水層地下水的放射性14C年齡主要為15000~26000 a，其穩定同位素δ18O和δD值比現代地下水低，不含氚，是晚更新世末次冰期(大理冰期)的盛冰期降水入滲補給.
3)研究區地下水具有明顯的呈層性，層間聯系較差，不同含水層地下水中δD、δ18O空間差異明顯.淺層地下水徑流速度快，可更新能力較強.深層地下水開采的主要為儲存資源，自然狀態下，深層地下水不受現代降水影響，徑流緩慢，總體上處于封閉-半封閉狀態，可更新能力弱.
4)研究區天然地下水流動是自晚更新世末期以來，伴隨著冰退、海平面上升而調整到目前的模式.末次盛冰期以來的自然地理及地質發展史，決定著江蘇沿海平原第四系地下水流系統演變格局，現代人類活動加強了淺層與深層地下水之間的水力聯系，部分地區水位下降明顯，含水層貫通引起越流補給而出現含氚水.
