同位素分析技术已成为现代水文地质学的研究方法之一，并已经大量成功地应用于地下水循环演化规律研究.例如，应用环境同位素在确定地下水来源及组成(王利书等，2013;杨丽芝等，2013;周慧芳等，2011; Bretzler et al., 2011; Carreira et al., 2014;Jiang et al., 2008; Jurado et al., 2013; Monjerezi et al., 2011)，研究地下水补径排条件(哈承佑等，1990; Jiang et al., 2008; Negrel et al., 2011;2012)，揭示含水层之间的水力联系和地表水与地下水的相互作用(丁悌平等，2013;王利书等，2013;章斌等，2013a; Carreira et al., 2014;Carucci et al., 2012; Lin et al., 2011; Moussa et al., 2011)，以及示踪地下水运动(章斌等，2013b;周慧芳等，2011; Bouragba et al., 2011; Bretzler et al., 2011; Hosono et al., 2011; Parker et al., 2012; Raidla et al., 2012; Siebert et al., 2012)等诸多方面具有重要作用.

地下水的同位素组成主要取决于地下水的来源，不同来源水的同位素组成的差异及其含量的时空变化是应用环境同位素方法解决地下水补给循环特征的基础.研究地下水循环规律时常用到的有稳定同位素(δ²H、δ¹⁸O、δ¹³C)和放射性同位素(³H、¹⁴C)等.地下水是古气候信息的载体，应用地下水的同位素资料可以研究古气温的变化，计算地下水的形成年龄，确定地下水的补给期，反映区域地下水流动模式，以及对人类干扰的响应(陈宗宇等，2010;哈承佑等，1990;刘峰等，2014;刘存富等，1997;赵继昌等，1993;郑淑惠等，1983).

江苏沿海平原东濒黄海，《江苏沿海地区发展规划》于2009年被提升为国家战略，该地区由此成为中国东部重要的经济增长极，但也是江苏省域水资源量最欠缺的地区，水质优良的深层地下水是本区经济社会发展的重要支柱.在经济发达的沿海地带，由于缺乏对地下水形成演化规律的正确认识，过量抽取地下水，破坏了滨海地带地下水的循环过程，导致江苏沿海平原地下水资源衰减、地质环境恶化(黄敬军等，2004;单卫华，2007;徐玉琳，2002;周慧芳等，2011).根据2012年起开展的水文地质调查资料表明，江苏沿海平原区主采层第Ⅲ、IV承压水出现地下水位不断降低、水质咸化、矿化度增高，以及诱发地面沉降与海水入侵等系列问题.目前，人们对高强度开发地下水条件下的沿海地区的水文演化问题缺乏系统认识，由于地下水开采引发的地质环境问题亟待解决：高强度开发地下水条件下水资源量和水质演变的过程与机理如何？高强度开发地下水导致含水层系统结构发生变异的机理与趋势如何？区域地下水系统如何响应区域水循环的变化？

20 世纪60年代至今，针对江苏省域开展的大量水文地质研究主要集中在长江南翼，在北翼的江苏沿海平原研究薄弱.例如，李从先等(2000；2009)、哈承佑等(1990)先后对区域古地理背景和水文地质条件作过总结划分.哈承佑等(1990)、赵继昌等(1993)应用地下水的环境同位素(δ²D、δ¹⁸O、³H、¹⁴C)研究了地下水的循环过程及其形成年代.周慧芳等(2011)基于同位素δ²D、δ¹⁸O和水化学系数分析，开展过南通地区地下水补给源、水化学变化特征研究.针对深层地下水开发利用引发的系列环境地质问题，也有过简单的成因分析(黄敬军等，2004;单卫华，2007;徐玉琳，2002).针对江苏沿海平原开展的地下水演化循环过程研究工作，主要集中在浅层地下水，对深层地下水水文地质研究较为粗略.同时，深层地下水采集的同位素样品种类数量少，以往研究中深井水样大多为上下多层含水层的混合水，这就使得同位素及化学成分混杂不清，而无法进行细致的示踪研究.

江苏沿海平原是省域水资源脆弱带，正确认识区域地下水水文化学演变过程是合理持续利用地下水资源的基础.由于影响地下水同位素组成的因素很多，单一的同位素提供的信息有其局限性，联合运用多种环境同位素提供的信息可相互应证，更能展现地下水循环演化过程的全貌.因此，本研究利用近期获得的钻孔剖面地层对比数据资料，系统地对水文地质钻孔(深孔)进行取样分析，以期准确标定研究区深层地下水含水层的环境同位素的指纹特征.同时，通过对区域地下水稳定同位素(δ²D、δ¹⁸O)和放射性同位素(³H、¹⁴C)组成的研究，探索江苏沿海平原地区地下水补径排条件、超采地下水引起的流场变化，以便为滨海含水层地下水资源合理开发利用、污染治理提供基础资料和理论依据.

江苏省洋口港区位于江苏省的东部沿海，隶属江苏省南通市如东县(图 1)，东濒黄海，地势平坦，地面标高一般为1~5 m，地面微向东倾.研究区气候温和湿润，属湿润的亚热带季风气候区，四季分明，雨热同季，无霜期长，具典型的海洋性气候.年均气温14.8 ℃，一月份平均气温2.1 ℃，最低气温-10.6 ℃；七月份平均气温27.3 ℃，最高气温38.6 ℃.年平均降雨量1025 mm.

研究区位于扬子陆块下扬子地块北东部，地表为第四纪松散沉积物覆盖.发育地层有上古生界中志留统-上泥盆统(S₂-D₃)、石炭系-二叠系(C-P)、中生界白垩系浦口组(K₂p)、新生界古近系泰州组(E₁t)、阜宁组(E₁f)、三垛组(E_2-3s)和新近系盐城组(N_1-2yc).

根据地下水赋存介质，松散岩类孔隙含水岩组为研究区主要含水岩组(哈承佑等，1990).根据地层的时代将含水层组由上到下分别为潜水、第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ承压含水层组.考虑到研究区的潜水含水层和第Ⅰ、Ⅱ承压含水层易于受到降水补给，水力联系紧密，地下水径流速度快，更新能力较强，将潜水含水层和Ⅰ、Ⅱ承压含水层归入浅层孔隙水含水系统.第 Ⅲ、Ⅳ承压含水层是研究区地下水主采层，地下水径流速度慢，更新能力弱，将Ⅲ、Ⅳ承压含水层归入深层孔隙水含水系统.

本研究采样点大致沿地下水流向(自西向东)分布，针对本区地下水分层专门监测井进行取样分析，分别采集地表水、潜水、承压水，以第Ⅲ、Ⅳ承压水为重点.于2014年10—11月采集深层地下水21件，其中，第Ⅲ承压水同位素(δ²D、δ¹⁸O、³H、¹⁴C)14组，第Ⅳ承压水7组；采集浅层地下水同位素(δ²D、δ¹⁸O)样品7件；采集地表水同位素(δ²D、δ¹⁸O)样品5件，其中，如泰运河河水样品3件，入海口海水样品2件.具体采样位置见图 1.

图1(Fig.1)

图1 江苏洋口港研究区位置及采样点分布图 Fig.1 Location of the study area and the distribution of sampling spots in Yoco Port，Jiangsu Province

氢氧同位素分析：样品水分别采集在250 mL聚乙烯塑料瓶中，确保瓶内无气泡后，用封口胶密封，常温避光保存，送至国土资源部南京地质矿产研究所实验室测试.用锌还原法制备氢气，供质谱氢同位素分析；用CO₂-H₂O平衡法制备供氧同位素分析的CO₂气体.氢、氧同位素分析是在 MAT 253质谱计上进行，相对V-SMOW标准.氢同位素分析精度为±2‰(1σ)，氧同位素分析精度为±0.1‰(1σ).放射性同位素³H样品采集在1250 mL聚乙烯塑料瓶中，确保瓶内无气泡后，用封口胶密封，常温避光保存，分析测试由中国地质科学院岩溶地质研究所实验室完成.利用Qnantulus1220 超低本液体闪烁谱仪测定氚含量.

¹⁴C测定：放射性同位素¹⁴C样品采集后利用沉淀桶制备水样，沉淀液存放在5 L聚乙烯塑料桶中，用封口胶密封，常温避光保存，分析测试由中国地质科学院岩溶地质研究所实验室完成.标准采用中国糖碳，¹⁴C半衰期采用5730 a，起始计年为 1950年，液闪仪(Quantulus-1220(LKB)测定.

¹⁸O、²H样品测试都在2014年前完成，³H、¹⁴C测定样品测试都在2015年5月前完成.为示踪研究地下水的来源及建立地下水的循环模式，还收集了本地区相关的大气降水的同位素资料(IAEA，2011).

统计分析以SPSS19.0为平台进行相关分析、曲线拟合.趋势线方程根据测试数据进行曲线拟合，评价拟合优度，求得线性方程.图形以Arcgis 10、Coreldraw X4 为平台制作.

根据全球大气降水监测数据库(GNIP)参考站点资料，综合考虑参考站点与研究区地理位置、气候分区、地形地貌的相似性，选择南京站作为本区降水同位素的参考站点.根据GNIP南京站点1987—1992年的58个降水同位素数据(IAEA，2011)，大气降水稳定同位素δ¹⁸O值介于-11.83‰~-0.09‰之间，平均为-7.36‰，δD介于-83.5‰~17.9‰之间，平均为-44.89‰.根据南京站降水同位素的监测数据可以得到本区雨水线方程为: δD=8.49δ¹⁸O+17.71(N=58，R²=0.967，p＜0.01)，与全球大气雨水线(δD=8δ¹⁸O+10)、中国的雨水线方程(δD=7.9δ¹⁸O+8.2)(郑淑惠等，1983)相比，其斜率和截距偏高(图 2).雨水氢氧同位素主要由气候特点和地理位置决定的.南京地区离海洋较近，其降水主要受太平洋季风的影响，海洋水汽是其降水的主要来源.南京地区雨水线斜率、截距偏高反映了区域湿润多雨的气候特点.

图2(Fig.2)

图2 研究区δD-δ18O分布图 Fig.2 Distribution of δD and δ18O in Yoco Port，Jiangsu Province

研究区采集的地表水、浅层地下水、深层地下水样品的δ¹⁸O、δD、³H、¹⁴C值见表 1.

表1(Table 1)

表1 江苏洋口港地区地表水地下水δD、δ18O、3H、14C同位素测试数据表 Table 1 δD、δ18O、3H and 14C isotope in surface water and groundwater in Yoco Port，Jiangsu Province

表1 江苏洋口港地区地表水地下水δD、δ18O、3H、14C同位素测试数据表 Table 1 δD、δ18O、3H and 14C isotope in surface water and groundwater in Yoco Port，Jiangsu Province 采样编号 地名 水体类型 地下水埋藏深度/m δD-VSMOW δ18O-VSMOW 3H/TU 14C测年/a S1 如东县马塘镇 河水 \ -50.45‰ -7.18‰ S2 如东县倔港镇 河水 \ -50.43‰ -6.98‰ S3 如东县大豫镇 河水 \ -28.35‰ -2.96‰ S4 如东县苴镇 海水 \ -6.32‰ -0.56‰ S5 南通市三余镇 海水 \ -14.52‰ -1.73‰ S6 如东县丰利镇 潜水 0~40 -38.67‰ -5.71‰ S7 如东县苴镇 潜水 0~40 -31.13‰ -4.40‰ S8 如东县丰利镇 第I承压水 40~120 -30.69‰ -3.91‰ S9 如东县苴镇 潜水 0~40 -33.37‰ -4.04‰ S10 如东县曹埠镇 潜水 0~40 -42.83‰ -6.39‰ S11 如东县曹埠镇 潜水 0~40 -37.90‰ -5.28‰ S12 如东县大豫镇 潜水 0~40 -38.63‰ -5.46‰ S13 如东县苴镇 第III承压水 230~300 -28.15‰ -3.25‰ ＜2 9370±80 S14 如东县苴镇 第III承压水 230~300 -28.20‰ -3.67‰ ＜2 7410±800 S15 如东县长沙镇 第III承压水 230~300 -36.58‰ -3.97‰ ＜2 11270±110 S16 如东县长沙镇 第III承压水 230~300 -44.90‰ -5.97‰ ＜2 26140±300 S17 如东县长沙镇 第III承压水 230~300 -46.25‰ -6.61‰ 2.47 22950±510 S18 如东县倔港镇 第IV承压水 350-450 -48.05‰ -6.40‰ 8.70 19540±180 S19 如东县丰利镇 第IV承压水 350-450 -48.80‰ -6.37‰ 6.94 22310±280 S20 如东县苴镇 第IV承压水 350-450 -52.76‰ -6.97‰ ＜2 25890±300 S21 如东县丰利镇 第IV承压水 350-450 -55.31‰ -7.22‰ 5.31 16900±230 S22 如东县马塘镇 第III承压水 230~300 -41.64‰ -4.54‰ 13.33 22490±170 S23 如东县马塘镇 第III承压水 230~300 -51.42‰ -5.96‰ 12.00 18600±170 S24 如东县马塘镇 第III承压水 230~300 -49.12‰ -6.38‰ ＜2 22150±250 S25 如东县大豫镇 第III承压水 230~300 -42.94‰ -5.25‰ ＜2 17940±140 S26 如东县大豫镇 第III承压水 230~300 -43.80‰ -5.52‰ ＜2 16100±100 S27 如东县倔港镇 第IV承压水 230~300 -50.33‰ -6.34‰ ＜2 18870±230 S28 如东县大豫镇 第IV承压水 350-450 -39.32‰ -5.13‰ ＜2 16140±130 S29 如东县大豫镇 第IV承压水 350-450 -45.13‰ -5.72‰ ＜2 18200±130 S30 南通市骑岸镇 第III承压水 230~300 -46.66‰ -6.48‰ ＜2 24880±260 S31 南通市骑岸镇 第III承压水 230~300 -40.79‰ -4.86‰ ＜2 20380±280 S32 如东县大豫镇 第III承压水 230~300 -39.92‰ -5.17‰ ＜2 17260±100 S33 南通市三余镇 第III承压水 230~300 -41.84‰ -5.25‰ 15.80 18490±340 注:14C半衰期为5730年.

河水是地下水的重要补给来源之一，讨论地表水的变化特征及形成规律是进一步开展本区地下水形成演化规律研究的前提.如泰运河河水从马塘镇到入海口δD、δ¹⁸O的变化范围分别为-50.45‰~-10.42‰、-7.18‰~-1.15‰，均值分别为-34.91‰、-4.57‰.地表水氢氧同位素空间差异明显，表现出氢氧同位素沿河流流向富集.在 δD-δ¹⁸O关系图中，河水的同位素组成均落在雨水线的右下方(距离雨水线较近)，并位于同一条直线上，说明河水沿着径流方向受到海水影响而增大，并受到了一定的蒸发作用影响.

研究区地下水δ¹⁸O值介于-7.22‰~-3.25‰，均值为-5.43‰，δD值介于-55.31‰~-28.15‰，均值为-41.97‰.浅层地下水样品的δ¹⁸O值介于-6.39‰~-3.91‰，均值为-5.03‰，δD值介于-42.83‰~-30.69‰，均值为-36.17‰；深层地下水样品的δ¹⁸O值介于-7.22‰~-3.25‰，均值为-5.57‰，δD值介于-55.31‰~-28.15‰，均值为-43.90‰.浅层地下水沿径流方向总体表现为沿程富集，浅层地下水样品的δ¹⁸O、δD值普遍比深层地下水偏正.

结合采样点的数据特征(表 1)和图 2可见，地下水中的δD值和δ¹⁸O值及两者之间的关系呈以下特征：①δD、δ¹⁸O值的变化区间均比大气降水的相应值小得多；②δD、δ¹⁸O的均值均比大气降水的相应值大；③表示深层地下水的点大都分布在当地降水线附近并靠近左下角，显示古气候效应；④潜水、第 Ⅲ、Ⅳ承压水沿着主径流方向由西至东，δD和δ¹⁸O值总体上增大；⑤在垂直方向上，随着深度增加，δ¹⁸O和δD值逐渐降低.

以上诸特征联合表明：①地下水主要来源于大气降水的入渗补给；②大气降水在补给地下水过程中，经历了明显的蒸发过程，浅层地下水与深层地下水在补给过程中经过不同程度的蒸发影响；③浅层地下水与深层地下水补给来源可能存在温度差异，深层地下水的补给来源温度较低；④沿径流方向，补给地下水蒸发作用越趋强烈；⑤深、浅层地下水之间同位素组成的明显差异表明深、浅层地下水之间的相互影响较微弱；⑥可看出同一地点各层位的氢氧同位素数据具有明显的呈层性.

氚的半衰期为12.43 a，在水中以HTO形式存在，成为天然水的一部分而参加水循环，因此，成为追踪各种水文地质作用的一种理想示踪剂，特别是它的放射性计时性，使之成为测定地下水年龄的重要技术手段，并对于研究大气降水入渗、现代渗入起源、地下水补给、赋存及运动具有重要意义(陈宗宇等，2010; Jiang et al., 2008; 刘峰等，2014; 袁瑞强等，2012; Lin et al., 2011).利用氚研究地下水的运动规律时，必然会遇到氚的输入背景值问题.大气降水中的氚有两个来源：一是来源于大气层上层宇宙射线形成的中子和氮原子的相互作用而形成的宇宙氚；二是来源于1952 年以来的热核爆炸，1963年达到高峰.随后由于国际公约对核试验的限制，降水中氚浓度以指数形式递减，21世纪初已恢复到自然水平.为查明大气降水氚浓度的时空分布规律，国际原子能机构()和世界气象组织(WMO)在世界各地建立了观测站，而我国的背景值监测工作起步较晚，缺少1953—1978年20多年的系列观测资料.由于实测资料不能满足应用要求，因而需应用合适的数学方法对大气降水的氚浓度进行恢复.目前应用的恢复方法主要有关秉钧法、插值法、双参考曲线法、人工神经网络法、因子分析法等(刘峰等，2014;袁瑞强等，2012;张兵等，2014;章艳红等，2011; Lin et al., 2011).本次研究基于章艳红等(2011)应用因子分析法，建立了南京地区的全球大气降水氚恢复曲线(图 3)，以提供研究区降水氚的背景资料.

图3(Fig.3)

图3 南京大气降水氚浓度 1960—2010 年恢复曲线(章艳红等，2011) Fig.3 The annual recovery of 3H concentrations through precipitation during 1960—2010 in Nanjing，China(Zhang et al., 2011)

根据南京地区降水氚恢复曲线，1963年南京地区大气降水中的氚浓度可达1746 TU，60年代一般在200 TU以上，70年代一般在60~150 TU之间，80年代逐渐恢复到自然水平.根据不同时期形成的地下水的平均氚值，根据衰变定律，可推测到地下水各水体中氚的演化路径.

江苏洋口港地区深层承压地下水中大部分氚含量为＜2 TU(表 1)，均为低氚水，表明洋口港地区深层承压地下水形成于地质历史时期.研究区部分深井受到人为建井而引起上下含水层贯通进而引起越流补给而出现含氚水.洋口港南部三余镇沿海地区第III承压水氚含量为15.80 TU，根据衰变定律可以推断，地下水混入了20世纪60年代降水.如东县丰利镇、掘港镇部分深井氚含量为5~9 TU，可以推断，混入了60—70年代初期降水.如东县马塘镇是研究区水位降落中心，所测深井第III承压水氚含量超过12 TU，可以推断水位降落中心混入了60年代高氚含量降水.部分深井地下水出现高氚含量，应该视为超采地下水诱发的现代水补给.由于超采深层地下水，深层地下水水位远低于浅层地下水水位，形成了较大的水位差，大气降水与浅层水参与到深层水的循环中来，浅层水与深层水之间的水力联系加强，水循环速率与氚值增大.

研究区深层承压地下水的¹⁴C年龄的变化范围为7410~26140 a，均值为18330 a(n=15)，其中，第III承压水¹⁴C年龄的变化范围为7410~26140 a，均值为17805 a；第Ⅳ承压水¹⁴C年龄的变化范围为16140~25890 a，均值为19775 a(n=4)(表 1).¹⁴C年龄在垂直方向上由浅部至深部逐渐增大；沿着地下水的流向自西向东，含水层埋深越大，地下水交替越差，¹⁴C年龄总体上逐渐增大.

分析发现，¹⁴C年龄与δ¹⁸O显著负相关，相关系数为-0.901(n=15，p＜0.01)，研究区地下水形成年龄越老，δ¹⁸O愈加偏负(图 4)，这与区域第四纪气候演变有着密切的关系.距今13000~60000 a 的玉木冰期(张人权等，2013；Liu et al., 2013)，δ¹⁸O 值比现在平均低约10‰，我国东部沿海地区地下水样品在全新世和晚更新世不同时期降水中δ¹⁸O 差值也大概在 2‰左右(Liu et al., 2012).据此可确定，研究区大部分深井地下水为末次冰期(大理冰期)的降水补给，只有极少部分深井为全新世早期的降水补给.

图4(Fig.4)

图4 江苏洋口港地区δ18O与14C年龄关系分析 Fig.4 Relationship of δ18O and 14C age in the groundwater of Yoco Port，Jiangsu Province

研究区丰利镇第III承压水为咸水，¹⁴C测得的年龄小于10000 a，可能是全新世高温期大陆盐化作用的产物(张人权等，2013).

瑞利蒸馏过程影响着降水中的同位素组成，水在蒸发过程中重同位素倾向于保留在相对于水蒸气分子来说活性较低的液态水中，使残留溶液的δD、δ¹⁸O值偏正.在蒸发浓缩作用下，研究区浅层地下水矿化度普遍要比深层地下水高.浅层地下水主要来源于现代大气降水的入渗补给，其蒸发作用要比深层地下水强烈得多，浅层地下水中的重同位素在较强的蒸发作用下相对富集，因此，δD、δ¹⁸O值偏正，而深层地下水中δD、δ¹⁸O值相对来说则偏负.沿海一带浅层地下水δD、δ¹⁸O值普遍比中西部地区偏正，是由于沿海地区地下水受到一定程度δD、δ¹⁸O值偏正的现代海水影响.

地下水趋势线(蒸发线)与当地雨水线的交点可以代表补给地下水时的源区降水氘氧同位素的平均组成.代表深层水补给源的B点位于浅层水补给源A点之下(图 2)，表明深层地下水接受补给的降水δ¹⁸O、δD 值比浅层水偏负，推测深层地下水是在气温较低的条件下接受的降水补给.

大气降水的年平均δ¹⁸O、δD 值与该区的地面平均气温正相关.中国的地面平均气温与现代大气降水的δ值建立了如下关系式(刘存富等，1997; 郑淑惠等，1983)：

根据本次采样的地下水氢氧稳定同位素资料，对深层含水组进行统计，根据求得的δ¹⁸O-δD关系式，通过求解方程从而获得相应补给时期大气降水的δ¹⁸O和δD值.然后代入式(1)和(2)，求出地下水补给期的地面平均气温.

根据氢氧稳定同位素资料，求得的浅层地下水、深层地下水的δ¹⁸O-δD关系式为：

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)

通过求解方程从而获得深层地下相应补给时期大气降水的δ¹⁸O和δD值分别为-11.80‰和-82.46‰.代入公式(1)、(2)求得深层地下水补给期的地面平均气温介于3.4~4.1 ℃，比现代气温(14.8℃)低约11℃.

根据放射性同位素¹⁴C测年(表 1)，研究区深层含水系统的大部分地下水形成于15000~26000 a，处于晚更新世末期，该时期气温较低，降水δ¹⁸O、δD 值偏负(张人权等，2013；Liu et al., 2013).据此类比，可以判断研究区深层地下水的补给源形成于末次冰期(大理冰期)盛期较寒冷的大气降水淋滤补给.

处于水循环系统中不同的水体，因成因不同而具富集程度不同的氢氧同位素.不同水体中的同位素浓度变化可示踪其形成和运移方式，认识变化环境下的水循环规律及水体间的相互关系(Carreira et al., 2014; Carucci et al., 2012; Liu et al., 2012; Lin et al., 2011).从研究区地表水、浅层地下水、第III承压水、第IV承压水的δD、δ¹⁸O平均值来看，发现地表水的同位素均值最大、浅层地下水次之、深层地下水最小(表 2)；沿着地表水-浅层地下水-深层地下水空间梯度，随着地下水埋藏深度增加，水体中的δD、δ¹⁸O值总体上呈下降趋势.地表水、浅层地下水沿径流方向都表现为沿程富集，而且氢氧均值差异较小，表明它们之间的水体联系较为紧密，浅层地下水以垂向流动为主.深、浅层地下水及第III承压水、第IV承压水之间同位素组成的明显差异，表明深层地下水各水体之间的相互影响较微弱.

表2(Table 2)

表2 江苏洋口港地区各水体氢氧碳同位素分布 Table 2 Distribution of H，O，C isotope compositions in water bodies of Yoco port，Jiangsu Province

表2 江苏洋口港地区各水体氢氧碳同位素分布 Table 2 Distribution of H，O，C isotope compositions in water bodies of Yoco port，Jiangsu Province 序号 水体类型 地下水埋藏深度/m δD δ18O 14C测年/a 均值 范围 均值 范围 均值 范围 1 地表水 \ -34.91‰ -50.45‰~-10.42‰ -4.57‰ -1.26‰~-6.99‰ 2 浅层地下水 0~120 -36.17‰ -42.83‰~-30.30‰ -5.03‰ -6.39‰~-3.91‰ 3 第III承压水 230~300 -41.59‰ -51.42‰~-28.15‰ -5.21‰ -6.61‰~-3.25‰ 17805 7410~26140 4 第IV承压水 350~450 -48.53‰ -55.31‰~-39.32‰ -6.31‰ -7.22‰~-5.13‰ 19775 16140~25890

地下水δD、δ¹⁸O 值结合地下水埋深深度可以有效地标记地下水的径流条件与更新状况(邓文平等，2013;袁瑞强等，2012;Liu et al., 2012).第Ⅲ承压水是研究区主要开采层位，根据水位监测资料，由于多年开采第Ⅲ承压水，形成了以马塘镇为中心的水位降落漏斗，水位下降区范围达698 km²，其中心水位埋深超过40 m(图 5).

图5(Fig.5)

图5 江苏洋口港地区第Ⅲ承压水水位埋深空间分布 Fig.5 Spatial distribution of groundwater level in the 3rd confined water in Yoco port，Jiangsu Province

本次研究利用Arcgis的DEM模型作的δD、δ¹⁸O空间分布图(图 6)显示，研究区第Ⅲ承压水氘氧同位素的分布区域大致与降落漏斗分布一致.反映出随着地下水位下降，开采的深部年老水且δD、δ¹⁸O值相对较小水的比例增加.研究区地形平坦，水力坡度非常小；深层含水层之间发育渗透系数较小的粘土类地层，因此，深层承压地下水基本保持相对封闭状态，以侧向水平径流为主，径流滞缓，总体上处于封闭-半封闭状态，可更新能力弱，具有不可再生资源的属性.

图6(Fig.6)

图6 江苏洋口港地区第Ⅲ承压水δD(a)与δ18O空间分布(b) Fig.6 Spatial distribution of δD(a) and δ18O(b)in the 3rd confined water in Yoco port，Jiangsu Province

江苏洋口港地区天然地下水流动是自晚更新世末期以来，伴随着冰退、海平面上升及海洋性气候的变化而调整到目前的模式.距今约25000~15000 a的末次盛冰期，海平面低于现今约120ｍ(张人权等，2013).由于不存在全新世地层，现在的深层含水层埋藏较浅，与大气降水和地表水联系密切，水循环交替积极，地下水流动速度快，补给条件好，降水及地表水的补给有足够长的时间交替出含水层中老的地下水，使含水层中保存有距今30000~10000 a的地下水.在形成及径流过程中，遭遇较强烈的蒸发作用和阳离子交换作用，具有氢氧稳定同位素值低，氚含量低的同位素特点.随着全新世暖期的到来，海平面升高，排泄基准面抬升，伴随着地层的沉积形成，地下水流动减缓，冰期的地下水未受海水入侵影响滞留于含水层之中而得以保存.

自 20 世纪 70 年代开始，研究区大量深层地下水开发利用，深层承压地下水水位持续下降，水位降落漏斗产生并不断扩展，地下水流动模式发生变化，浅层与深层地下水之间的水力联系加强，部分地区含水层贯通引起越流补给而出现含氚水.根据马塘镇水位降落漏斗区的δ¹⁸O和δD同位素数据，应用二端元法计算漏斗区补给第Ⅲ承压水的浅层地下水比例约为20%.

1)根据全球大气降水监测数据库建立研究区降水线方程为 δD=8.49δ¹⁸O+17.71(N=58，R²= 0.967，p＜0.01).在δD-δ¹⁸O关系图中，河水沿着径流方向受到海水与蒸发作用的影响，表现出氘氧同位素的沿程富集.

2)研究区浅层地下水为现代气候条件下的大气降水补给.深部承压含水层地下水的放射性¹⁴C年龄主要为15000~26000 a，其稳定同位素δ¹⁸O和δD值比现代地下水低，不含氚，是晚更新世末次冰期(大理冰期)的盛冰期降水入渗补给.

3)研究区地下水具有明显的呈层性，层间联系较差，不同含水层地下水中δD、δ¹⁸O空间差异明显.浅层地下水径流速度快，可更新能力较强.深层地下水开采的主要为储存资源，自然状态下，深层地下水不受现代降水影响，径流缓慢，总体上处于封闭-半封闭状态，可更新能力弱.

4)研究区天然地下水流动是自晚更新世末期以来，伴随着冰退、海平面上升而调整到目前的模式.末次盛冰期以来的自然地理及地质发展史，决定着江苏沿海平原第四系地下水流系统演变格局，现代人类活动加强了浅层与深层地下水之间的水力联系，部分地区水位下降明显，含水层贯通引起越流补给而出现含氚水.