0 引言
我国核电机组主要分布在东南沿海地区，近海核电厂与海岸线存在一定的距离，需要用排水管线对放射性液态流出物进行长距离的输送，排放至邻近受纳海域。定量计算排水管线泄漏及泄露核素通过地下水途径向海洋环境的释放通量，对核电厂的选址和安全评估具有重要意义。
长距离的排水管线途经侵蚀丘陵、冲积平原和海岸滩涂等不同地貌单元，地下水系统的补给、径流和排泄方式多样而复杂。要实现定量计算核素在地下水中的迁移和向海洋的释放通量，必须建立复杂地形地貌条件下的三维地下水水流模型，并耦合核素在地下水岩土介质中的吸附特性。
但是，国内的地下水模型多集中在平原区和盆地区[1-10]，真正能够刻画复杂地形地貌区地下水补给、径流和排泄的水流模型鲜有报道，通常采用两种方式简化处理。第一种方法是将各个含水层按整体考虑，得到统一的地下水流场。如：杜晓丽等[11]以三门核电厂为例，用Visual Modflow建立了第四系孔隙水和基岩裂隙水的二维地下水数值模型，并计算了3H、129I、106Ru、110mAg、60Co、90Sr、137Cs在地下水中的分布；王志玉等[12]用Visual Modflow建立了第四系、第三系孔隙水的三维地下水数值模型，并计算了某核电厂贮存罐破裂情景下3H的迁移、扩散行为，虽然是三维模型，但也是按统一的地下水流场简化，且不考虑地形地貌条件，该方法可能造成地下水水位线在丘陵冲沟上的“悬空”，或者是增加冲沟第四系松散孔隙地下水的水力梯度，造成污染物迁移过快。第二种方法是将第四系松散层与基岩的分界线作为边界，单独将冲沟或者河谷分割[13]，对研究松散孔隙地下水与碎屑岩裂隙地下水之间的转化并不适用。例如：吴乐等[14]采用GMS软件，建立了北京西山地区地下水流三维模型，其只考虑了山前冲洪积扇地区，而将基岩山区地下水作为侧向径流补给赋予模型；龚继文等[15]以重庆山区为例，用GMS软件构建了山区的三维水文地质模型，但是模型只概化了砂岩裂隙含水层和碳酸盐岩溶含水层，却没有耦合分布在冲沟与河漫滩的第四系松散孔隙含水层。
若不能用模型刻画复杂地形地貌条件下地下水的补给、径流和排泄关系，便无法准确计算核素通过地下水途径向海洋的释放通量，为此，前人开展了如下研究：陈根深等[16]构建了宜昌长江南岸侵蚀中低山峡谷地貌区的三维水文地质模型，并成功刻画了地层的剥蚀、倾向和断裂等；陈雄等[17]建立了能刻画苏北沿海三市的三维地下水模型，研究了开采量对各含水层的动态影像过程；C. Gmünder等[18]建立了瑞士北部山区深地质高放废物处置场的区域三维水文地质模型，介绍了在模型中精细概化地层剥蚀出露、断层等复杂地质构造[19]的方法，以及对地下水渗流场的影响；Luo等[20]采用近、远场三维嵌套模型，建立了瑞士北部山区6个中低放废物处置场的三维地下水数值模型，刻画了地下水系统的补给、径流和排泄特征，实现了在模型中概化构造及断层[21-23]，阐述了优先通道对核素迁移、扩散的影响。上述成果为建立复杂地形地貌条件下的三维地下水水流模型提供了新思路。
本文首先针对近海核电厂复杂地形地貌区构建三维地下水数值模型，然后结合静态吸附实验，获得放射性核素3H、90Sr、137Cs在地下水岩土介质中的分配系数(Kd)，最后计算核素通过地下水途径向海洋环境的释放通量。
1 研究区概况选取某近海核电厂为研究区，由于其距海岸线有一定距离，故布设长距离的排水管线，管线总长约为11.0 km。管线途经区域以侵蚀丘陵为主，地貌包括低丘、冲沟等。低丘海拔高程为20.0~38.1 m，冲沟切割深度为5.0~15.0 m，冲沟沟底平缓，见第四系冲洪积物和坡残积物。
该研究地区地层由老到新依次为志留系、泥盆系、第四系(图 1)。志留系连滩组(S1l)以石英粉砂岩、泥质页岩、细粒石英砂岩及粉砂质泥质页岩为主，出露于研究区北侧；泥盆系杨溪组(D1-2y)由砂砾岩、灰白色含砾石英砂岩、中细粒石英砂岩夹少量青灰色薄层状粉砂质泥岩组成，老虎头组(D1-2l)由深灰色薄层状粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩夹细粒长石石英砂岩组成，出露于研究区中部及东部；第四系包括湛江组(Q1z)、北海组(Q2b)、海相层(Qdm)、河流阶地冲积层(Qdal)和海相沉积层(Qem)，分布于河流两侧以及西、南部冲积平原，主要由粉砂质黏土、黏土质砂组成。
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| 图 1 研究区水文地质图 Fig. 1 Hydrogeological of the study area |
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研究区划分为3个水文地质单元，分别是高桥河(Ⅰ1)、大坝河(Ⅰ2)和名教河(Ⅰ3)水文地质单元。地下水类型划分为松散岩类孔隙水、碎屑岩类裂隙水和火山岩类孔洞裂隙水，见图 1。沿排水管线布置的水文地质剖面见图 2。
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| 图 2 研究区水文地质剖面图 Fig. 2 Hydrogeological profile of the study area |
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松散岩类孔隙水主要分布在河流两岸的冲积阶地及西部和南部的冲积平原，贮存于新生代海相层、河流冲积层、北海组和湛江组孔隙中。接受大气降水入渗与河流直接补给，丘陵坡脚地段接受基岩裂隙水补给。径流方向基本与地势一致，由丘陵流向沟谷、平原等地势低洼地带，或以潜流形式直接排泄于附近河流和近海。
碎屑岩类裂隙水主要分布于泥盆系、志留系中，以构造裂隙水为主，地下水常富集于碎屑岩层间裂隙及节理裂隙中。在裸露区接受大气降水补给，因为地形切割相对较深，地下水以垂直循环为主，赋存浅循环风化带网状裂隙水，径流方向与坡向一致，向附近沟谷和河流排泄，一部分转为地下潜流补给第四系松散岩类孔隙水。总体由北东流向南西排泄入海。
火山岩类孔洞裂隙水仅分布于区域南端，含水岩组为第四系下更新统玄武岩。地下水主要赋存于玄武岩气孔、孔洞和裂隙中，为孔洞裂隙水。
2 核素吸附特性实验放射性核素3H、90Sr、137Cs是核电厂产生的特征污染物。3H不受岩土介质吸附，属于不被吸附核素，迁移速度与地下水流速基本一致；90Sr、137Cs属于被吸附核素，迁移速度与吸附特性相关，因此，在实验室中采用静态批示法测定90Sr、137Cs在不同岩土介质中的分配系数(Kd)值。岩土介质包括志留系连滩组石英粉砂岩、粉砂质泥页岩，泥盆系老虎头组泥质粉砂岩，泥盆系杨溪组石英砂岩以及第四系粉砂质黏土、黏土质砂。
为了使Kd值的测定条件更加接近现场实际情况，实验介质均直接取自现场。称取1 g经过预处理的岩土样，放入15 mL的聚乙烯离心管中，加入9.7 mL地下水，摇匀、静置7 d后加入0.3 mL含放射性核素的溶液。每组实验包括3个平行样，待投入的放射性核素在水相和固相中达到平衡后，用离心机使固液分离，分别取出地下水和岩土样品测量核素的比活度，计算出Kd的值(表 1)。
| Kd /(L/kg) | |||||||||||||||||||||||||||||
| 岩性 | 90Sr | 137Cs | |||||||||||||||||||||||||||
| 粉砂质黏土 | 72 | 690 | |||||||||||||||||||||||||||
| 黏土质砂 | 56 | 520 | |||||||||||||||||||||||||||
| 泥质粉砂岩 | 61 | 94 | |||||||||||||||||||||||||||
| 石英粉砂岩 | 51 | 180 | |||||||||||||||||||||||||||
| 石英粉砂岩 | 32 | 81 | |||||||||||||||||||||||||||
| 粉砂质泥页岩 | 49 | 180 | |||||||||||||||||||||||||||
模型范围(ABCDE)横跨Ⅰ2和Ⅰ3两个水文地质单元(图 1)。西侧EA段是Ⅰ1和Ⅰ2水文地质单元的分界线，AB段是西海海岸线；东侧CD段距离厂址约5 km；北侧DE段距离厂址约5 km；南侧BC段距离厂址约15 km。总面积约147.6 km2。
3.2 地质模型实验获得核素在地下水岩土介质中的吸附特性后，关键在于刻画丘陵区地下水系统的补给、径流和排泄特征。模型中应尽可能真实地反映丘陵区的地形地质条件，因此需建立三维模型，在模型中刻画新生代松散层的分布特点，以及志留系连滩组、泥盆系老虎头组和杨溪组地层的出露、剥蚀及走向、倾向特点。
应用GOCAD软件建立三维地形地质模型(图 3a)，地形数据从1:1 000图上矢量化获取。模型自上而下划分为第四系、泥盆系和志留系。采用三角网格剖分，空间上剖分为5层，在排水管线区域加密，共产生节点682 220个，单元格1 160 976个(图 3b)。
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| 图 3 地质模型(a)及模型剖分(b)图 Fig. 3 Geological model(a)and model subdivision(b) |
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提取GOCAD地形地质模型的地面高程，地层顶、底板高程数据，导入地下水数值模拟软件FEFLOW，建立相应的三维水文地质模型(图 4)。
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| 图 4 水文地质模型 Fig. 4 Hydrogeological model |
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1) 模型边界概化
EA段是高桥河与大坝河水文地质单元的分界线，处理为零通量边界；AB段邻海，处理为定水头边界；DE段、BC段、CD段处理为流量边界。
2) 目标含水层概化
地下水主要赋存于松散岩类孔隙含水层、碎屑岩类裂隙含水层和火山岩类孔洞裂隙含水层。自上而下将含水层划分为5层，分别为：第四系松散岩类孔隙含水层(Layer 1)、泥盆系老虎头组碎屑岩类裂隙含水层(Layer 2)、泥盆系杨溪组碎屑岩类裂隙含水层(Layer 3)、志留系连滩组强风化碎屑岩类裂隙含水层(Layer 4)、志留系连滩组中等风化碎屑岩类裂隙含水层(Layer 5)。火山岩类孔洞裂隙含水层仅出露在模拟区西南端，零星分布在第四系。
3) 补径排条件
松散岩类孔隙水主要接受大气降水、大坝河与名教河的直接补给，丘陵坡脚地段接受基岩裂隙水补给。径流方向一般与地势一致，排泄方式多以民井抽取为主，主要用于生活用水，或以潜流形式直接排泄入海；其次以蒸发形式排泄。
碎屑岩类裂隙水和火山岩类孔洞裂隙水以大气降水为唯一补给源，地下水以垂直循环为主，赋存浅循环风化带网状裂隙水，具有埋藏浅、补给区与排泄区距离小、径流途径短、径流方向与坡向一致的特点。地下水多以流向附近沟谷和河流排泄，形成地下溢出带。除此之外，一部分转为地下潜流, 补给第四系松散岩类孔隙水。
研究区地下水水力坡降在丘陵地带较大，径流快，在沟谷、冲积平原地带较小，径流慢。主要顺地形流向地势低洼地带，地下水与地表水流向基本一致，总体由北东流向南西，最后汇入大海。
地下水系统符合质量守恒定律、能量守恒定律和达西定律；考虑污染物运移的特点，地下水运动概化成空间三维稳定流；参数随空间变化，体现了系统的非均质性。因此，整个模型概化成非均质各向异性、空间三维结构、稳定地下水流系统。
4) 参数选取
水文地质参数主要包括含水层x、y、z方向的主渗透系数Kxx、Kyy、Kzz，以及大气降水的补给入渗系数λ。水平方向渗透系数Kxx、Kyy的取值参考了厂址的19个抽水实验、19个压水实验和18个注水实验的成果数据，垂直方向的渗透系数Kzz取水平方向渗透系数的1/10(图 5)。多年平均降雨量为1 700 mm，λ参考经验值(表 2)。大坝河与名教河的入渗补给量根据途经区各地层的渗透系数分段计算，概化到水文地质模型中(图 6)。
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| 图 5 模型渗透系数及入渗量分区图 Fig. 5 Partition of permeability coefficients in the model |
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| 层位 | Kxx/(m/d) | Kyy/(m/d) | Kzz/(m/d) | λ |
| Layer 1 | 0.432~25.920 | 0.432~25.920 | 0.043 2~2.592 0 | 0.01 |
| Layer 2 | 0.052 | 0.052 | 0.005 2 | 0.18 |
| Layer 3 | 0.017 | 0.017 | 0.001 7 | — |
| Layer 4 | 0.086 | 0.086 | 0.008 6 | 0.18 |
| Layer 5 | 0.043 | 0.043 | 0.004 3 | — |
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| 图 6 模型入渗率分区图 Fig. 6 Partition of infiltration coefficients in the model |
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5) 模型识别与验证
模型的识别与验证是通过拟合实测地下水水位，识别水文地质参数、边界条件，使建立的模型更加符合研究区的水文地质条件，以便更精确地定量模拟区内地下水的补、径、排。
模型范围内共有149个民井，井深5.0~15.0 m，主要为第四系松散岩类孔隙水和全风化—强风化基岩裂隙水。利用149个民井的地下水水位检验模型的准确性，其分布见图 1。
将边界条件、参数等代入模型，以稳定流运行模型，计算得到研究区的地下水水位等值线(图 7)。由计算水位线分布可知，模型以图中红色虚线为界分为2个水文地质单元，虚线以西为大坝河水文地质单元，地下水总体由北东流向西南，局部由两侧丘陵向中部大坝河径流，排泄于大坝河；虚线以东为名教河水文地质单元，地下水总体流向由北向南，局部由两侧丘陵向中部名教河径流，排泄于名教河。与水文地质调查结果基本一致。
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| 图 7 模型地下水计算流场图 Fig. 7 Model of groundwater flow |
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149个民井分为第四系松散岩类孔隙水和全风化—强风化基岩裂隙水，根据井深、取水层位赋予模型相应的层位。
通过地下水水位以及水均衡计算，149个计算水位值与实测水位基本吻合(图 8)，实测水位与计算水位的判定系数R2为0.74，水均衡偏差为-0.06×104 m3/d(表 3)。所建立的水文地质模型以及边界条件、参数的选取基本上能反映丘陵区的地下水流动特性。
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| 图 8 计算水位与实测水位拟合图 Fig. 8 Fitting of groundwater level |
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| 104m3/d | |||||||||||||||||||||||||||||
| 补给项 | 补给量 | 排泄量 | 总计 | ||||||||||||||||||||||||||
| Dirichlet边界 | — | -13.69 | -13.69 | ||||||||||||||||||||||||||
| Neumann边界 | 44.29 | -35.03 | 9.26 | ||||||||||||||||||||||||||
| 井 | — | -1.04 | -1.04 | ||||||||||||||||||||||||||
| 降水 | 5.41 | — | 5.41 | ||||||||||||||||||||||||||
| 合计 | 49.70 | -49.76 | -0.06 | ||||||||||||||||||||||||||
核素向海洋环境的释放通量计算，需建立在核素迁移的溶质模型基础上，因此对三维地下水水流模型识别和验证后，加入对流—弥散模块，考虑吸附和衰变。其中：3H不受地下水岩土介质的吸附和阻滞作用，半衰期为12.3 a；90Sr、137Cs属于被吸附滞留的核素，半衰期分别为29.1、30.0 a。
弥散度(α)是影响核素迁移的一个关键参数，参考文献和经验值，新生代孔隙介质的纵向弥散度取值0.8 m，裂隙介质的纵向弥散度取值0.3 m，横向弥散度取纵向弥散度的1/10。假设排水管线全线泄漏的情景，参照《给水排水管道工程施工及验收规范》[24]中压力管道水压试验计算渗水量。排水管道采用DN 1 600 mm预应力钢筒混凝土管(PCCP管)，渗水量为5.6 L/(min·km)，核素放射性浓度均按1.0 Bq/L考虑, 据此可计算60 a后3H、90Sr、137Cs污染晕在空间的分布情况(图 9)及向海洋环境的释放通量。
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| a.3H; b. 90Sr; c. 137Cs 图 9 60 a后3H、90Sr和137Cs放射性浓度分布图 Fig. 9 Distribution of 3H、90Sr and 137Cs after 60 a |
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对于不被吸附的核素3H，迁移速度与地下水流速基本一致。在连续泄漏的情况下，地下水中的最大放射性浓度为0.285 0 Bq/L。大坝河入海处约在第10年时开始监测到3H，并随着时间的增加，向西海的释放通量逐渐增大；第20 000天时，通量达到最大值约526 Bq/d，释放总量为7.63×106 Bq。
4.2 90Sr、137Cs释放通量90Sr吸附性能相对较弱，60 a后0.000 1 Bq/L浓度线向西海方向最大迁移了约80 m，地下水中的最大放射性浓度为0.032 1 Bq/L。137Cs吸附能力较强，相当长的时间内被滞留在管线附近，地下水中的最大放射性浓度为6.840×10-3 Bq/L，向海洋环境释放通量均为0 Bq/d。
4.3 参数不确定性分析针对模型中的主要参数，如渗透系数、分配系数和弥散度，分析参数的不确定性对核素迁移计算结果的影响[25-26]。
渗透系数的大小直接影响地下水水流速度，进而影响核素迁移。本模型中渗透系数的取值主要来源于抽水实验、压水实验和注水实验的现场试验数据。渗透系数属于水动力参数，通过149个民井的实测水位识别与验证后，精度可以满足模型计算的要求。
分配系数反映了核素在岩土介质中的吸附特性，是决定核素迁移的另一个关键参数。目前，分配系数主要通过实验室测量的方法获得，为了更加接近实际情况，90Sr、137Cs的实验介质均直接取自现场，具有代表性。3H不受地下水岩土介质的吸附和阻滞作用，属于不被吸附的核素。
本次模型计算的弥散度主要参考文献和经验值，是最大的不确定性参数。90Sr和137Cs被吸附，滞留在管线附近。因此，选择3H对比、分析弥散度扩大至10倍(10α)和缩小至0.1倍(0.1α)对核素迁移计算结果的影响，结果见图 10。
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| 图 10 3H向收纳水域释放通量 Fig. 10 Releases flux of 3H into the sea |
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随着弥散度的增加，地下水中3H的最大放射性浓度逐渐减小。当弥散度缩小至0.1倍，最大放射性浓度为0.376 0 Bq/L，第20 000天时，通量达到530 Bq/d，释放总量为6.64×106 Bq；当弥散度扩大至10倍，最大放射性浓度为0.162 Bq/L，第20 000天时，通量达到573 Bq/d，释放总量为7.60×106 Bq，原因是更多的3H迁移到海岸线，增加了通量释放的面积。
5 结论与建议1) 丘陵区在冲沟、河谷阶地、山梁等不同的地貌单元组合下，地下水流场及水位线变得十分复杂，特别是横跨两个水文地质单元或存在分水岭的情况下，地下水主要顺地形流向地势低洼地带。地下水模型要刻画这种复杂的地下水流场，必须首先建立三维地形地质模型，概化地层的分布、剥蚀以及倾向等特征，再结合地下水数值模型才能得以实现。
2) 该方法通过结合静态吸附实验，将核素在地层介质中的分配系数与地下水水流模型耦合，建立丘陵地貌区近海核电站的核素迁移溶质模型，定量计算地下水中核素浓度随时间、空间的分布情况；通过统计临海边界的核素释放通量，计算事故情景下近海核电站排水管线泄漏向邻近受纳海域的核素排放总量，可避免因人为增加地下水的水力梯度而造成污染物迁移过快和释放通量失真的现象。
3) 由于裂隙分布的随机性，导致目前裂隙网络模型的应用受到限制；但是裂隙网络模型可能具有更加符合实际情况的优点，因此其仍应是今后研究的重点和方向。
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