廣東清遠盆地地下水水文地球化學及流場特征

姜守俊，許蘭芳，倪澤華，楊宏宇，涂世亮

廣東省地質調查院，廣東廣州 510080

廣東省清遠市地勢從西北向東南傾斜，主城區及其南部平坦開闊，三面皆山地丘陵，合圍成清遠盆地。近30年隨著城鎮化飛速發展，市轄區城鎮建設用地面積從約30 km2增長到約220 km2（盧淑清,2012;劉梅,2019）。據多年清遠市水資源公報數據，清新區和清城區年平均地下水用水量達到總用水量的7%。城鎮化發展對地下水影響較為深遠（Zhang F G et al.,2019），清遠盆地地下水含水系統結構復雜，其中，清遠盆地碳酸鹽巖含水層面積約413 km2，占平原區總面積的45%，碳酸鹽巖分布區溶洞、地下管道發育，極易使污染物隨著地表水進入地下水系統（Jiang Y J et al.,2004;Lan J C et al.,2013;Lu L et al.,2022;王雨旸等,2022）。查明該地區巖溶地下水水循環演變規律對于尋求科學、合理的巖溶水開發和利用方案等具有重要現實意義。

目前，研究地下水補徑排關系的方法主要有水文地球化學分析法（張秝湲等,2011;徐一萍等,2020）、同位素分析法（劉大剛等，2018;Liu C H et al.,2022）、示蹤實驗分析法（呂小凡等,2017）、水文地質剖面分析法（朱靜靜和周宏,2017）等。在盆地尺度范圍內，地下水循環模式以分層嵌套流動系統的形式出現，即局部、中間和區域流動系統，以及由于地下水位周期性起伏形成的流量系統之間的滯留區（Tóth,1963），這一發現為區域地下水流理論發展奠定了基礎（Tóth,2009a）。地下水作為水文循環重要組成部分和重要供水來源，其化學組分的水巖反應和運輸都與自身循環密切相關（Ingebritsen et al.,2006）。地下水化學和巖石化學成分與化學平衡以及地下水循環速率和運移距離相關（Ingebritsen et al.,2006）。因此，停留時間或年齡決定了地下水許多地質過程類型和運移速率，包括地下水化學特征（Goode,1996）。在地質均勻流域中，由于停留時間和行進距離的差異，不同地下水系統中地下水鹽度或礦化度存在較大的差異。一般來說，區域和中間流動系統鹽度比局部流動系統高得多。在滯留區中長時間積累可能導致更高鹽度（Tóth,1999）。因此，在孔隙度均勻飽和含水層中，地下水鹽度或礦化度等指標可以一定程度上區分局部和區域流量邊界（徐一萍等,2020）。

本文主要通過深部含水層的水文鉆孔和地下水水質、氫氧同位素數據，查明地下水補給來源，研究清遠盆地巖溶地下水的水文地球化學及流場特征。

1 研究區地質環境條件

研究區（清遠盆地）位于北緯23°27'27''～23°49'20＂和東經112°43'47''～113°18'17＂。氣候以亞熱帶季風性氣侯為主，平均氣溫21.8 ℃，年平均降雨量1946 mm。行政區包括清遠清新、清城區，清遠盆地內主要河流為濱江、潖江及北江干流，屬于珠江水系。

盆地周邊低山丘陵地區地層巖性以寒武紀變質巖、泥盆紀碎屑巖和侏羅紀、白堊紀火成巖為主，平原區主要有第四紀松散層、寒武紀變質巖、泥盆紀碎屑巖和碳酸鹽巖、白堊紀紅層和侏羅紀火成巖（圖1a）。地下水類型包括松散巖類孔隙水、變質巖裂隙水、一般碎屑巖裂隙水、巖溶水、紅層孔隙裂隙水和火成巖裂隙水。根據研究需要，垂向上將盆地地下水系統劃分為淺層、深層地下水系統。松散巖類孔隙水作為淺層地下水系統，廣泛分布于盆地中部平原地區；紅層孔隙裂隙水、一般碎屑巖裂隙水、火成巖裂隙水和巖溶水組成深層地下水系統。

盆地碳酸鹽巖主要為泥盆系天子嶺組（D3t）灰巖，局部地區溶洞發育，單個溶洞高度從0.2 m 至22.4 m不等。裸露型巖溶主要在清城區東城街東北部局部和洲心街道南部分布（圖1a、1b），面積約12.9 km2，占巖溶總面積的3.12%；覆蓋型巖溶分布于北江兩岸清城區洲心街辦、東城街辦以南、清新區三坑-太和及龍塘鎮沖積平原區，分布面積298.92 km2，占巖溶區總面積的72.37%，第四系覆蓋層厚度2.10～68.10 m，以淺覆蓋型為主；埋藏型巖溶分布于清城東城街辦以北、洲心街辦以南至龍塘鎮、源潭鎮、鳳城街辦-石角鎮以西及清新區太平、三坑鎮等地，與覆蓋型巖溶區相連，上部多為濱海湖泊相、陸相、海陸交互相砂巖、泥巖、頁巖等碎屑巖覆蓋，常成為巖溶水隔水層，分布面積101.22 km2，占巖溶區總面積的24.51%，清城區一帶埋藏型巖溶區鉆孔揭露灰巖埋深1.8～77.5 m，上覆非可溶巖厚度0.70～56.6 m，巖溶發育，見洞率為50.50%。

2 樣品采集與測試分析

2.1 樣品采集與測試

為查明研究區地下水水文地球化學和流場特征，依托于“廣東北江流域1∶25 萬水文地質調查”項目，開展了不同層位地下水數據收集和地下水樣品采集測試工作。從收集及采集測試相關數據中篩選出32個松散巖類孔隙水（圖2a）和89個深層地下水樣品進行水文地球化學特征分析（圖2b）。其中，深層地下水按照水點類型分為鉆孔62 個（非可溶巖鉆孔16個，溶洞發育的可溶巖鉆孔26個，溶洞不發育的可溶巖鉆孔20 個），泉點27 個；按照地下水類型劃分，巖溶水47 個（含泉點1 個），火成巖裂隙水24個，一般碎屑巖裂隙水15個，紅層孔隙裂隙水3個。采集水樣經過濾保存后送往廣東省地質實驗測試中心測試，測試指標主要有鈉（Na+）、鉀（K+）、鈣（Ca2+）、鎂（Mg2+）、氯離子（Cl-）、硫酸根（SO42-）、碳酸根（CO32-）、重碳酸根（HCO3-）、硝酸根（NO3-）、總溶解固體（TDS）等。其中，陽離子采用電感耦合等離子體發射光譜儀(型號：Optima 8300DV)測試，陰離子HCO3-、CO32-和Cl-采用滴定法測定，SO42-和NO3-采用紫外可見分光光度計（型號：UV-1700）比濁法測定，測試標準為DZ/T 0064-2021《地下水質量分析方法》（中華人民共和國自然資源部，2021）。

圖2 清遠盆地樣品位置分布圖Fig.2 Distribution of sampling sites in the Qingyuan Basin

選取清遠盆地（北江干流、支流濱江）周邊采集大氣降水、地表水及地下水（井、泉和水文鉆孔）等樣品10 個，進行δD、δ18O 同位素以及3H 濃度測試（圖2b）。大氣降水樣品取自清遠市清新區太平鎮北坑村西北300 m，地表水樣品取自北江和濱江。地下水樣品在鉆孔中采集松散巖類孔隙水2組、基巖裂隙水2組；民井地下水采集樣品3組?？菟谌訒r間點設置優先采集工作行程上第一次大氣降水；待大氣降水充分進入地下水（一個月后）再取地下水和地表水；鉆孔和相鄰地表水取樣時間相近。

氫氧同位素測試樣品采集信息見表1。水樣經過保存后送往中國地質調查局巖溶地質研究所進行測試，測試儀器為美國L2130-i高精度δD、δ18O水同位素分析儀，測試標準為中國地質調查局巖溶地質研究所測試中心新建非標方法QD-4-TWS-042-2018《水氫氧同位素組成測定激光光譜法》。測試結果以相對維也納標準平均海洋水VSMOW 千分偏差值表示，δD、δ18O測試保證誤差范圍分別±1.0‰、±0.20‰。

表1 氫氧同位素測試樣品采集信息Table 1 Information on the collected samples for hydrogen and oxygen isotopes testing

2.2 分析方法

根據舒卡列夫分類方法，確定各地下水樣品水化學類型，利用Grapher18.0軟件繪制其Piper三線圖。

繪制Gibbs 圖用于定性分析地下水中各種離子的起源機制（Gibbs,1970;龔亞兵等,2022）?？v坐標TDS 含量與橫坐標Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)含量比值分布將天然水化學組分控制因素分為蒸發濃縮、巖石風化或大氣降水作用等（Li P Y et al.,2013;Pu J B et al.,2015）。當主導過程為大氣降水時，TDS 值較低，Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)高，樣本數據在圖的右下角。當主導作用為巖石風化作用時，TDS 值適中，Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)較低，樣本數據位于圖的中間區域。當主要過程為蒸發結晶時，TDS 值和Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)皆較高，樣本數據位于圖的右上方（Gibbs,1970;Feth,1971）。

為了了解地下水與含水層之間的離子交換情況，計算了地下水樣品的氯堿性指數CAI-1（Chloro-Alkaline index 1）。該指數通常采用下式計算：

式中γ為離子當量濃度（meq/L）。氯堿指標CAI-1 通常用于表征陽離子交換作用方向和強度（Schoeller,1967;Wu C et al.,2020;潘歡迎等,2021）。當CAI-1 為負值，指示低鹽度地下水環境，而且氯堿不平衡，地下水中Mg2+和（或）Ca2+與含水介質表面Na+和（或）K+進行離子交換。當CAI-1 為正值，則陽離子交換以相反順序發生。此外，該指數絕對值越大，地下水環境中陽離子交換反應越強烈（Wu C et al.,2020）。

為了量化水巖反應中18O同位素交換程度的衡量指標，計算了氘過量參數d 值（Dansgaard,1964；尹觀等,2001；張保建等,2010）。

d過量值越小，表明地下補給路徑越長，徑流時間越長；地質環境越封閉，水巖反應也更加強烈。

另外，根據3H 濃度及半衰期計算出地下水滯留時間，即地下水年齡（顧慰祖等；2011）。地下水中含有大氣來源放射性核素3H，當這些3H 隨著降水進入地下水后，與空氣隔絕并開始衰變，直到完全衰變消失為止。地下水中3H 含量僅受衰變規律影響，不與巖石介質發生交換。

3 清遠盆地地下水水文地球化學及流場特征

3.1 清遠盆地地下水補給來源

對采集的樣品進行了δD、δ18O 和3H 含量分析，分析結果見表2。北江上游英德市寶晶宮溶洞區2011～2014 年大氣降水數據（Duan W H et al.,2016）與本研究采集的測試數據相關系數R2=0.9818（圖3），擬合北江流域大氣降水線方程為δD＝8.61δ18O+14.95。擬合清遠盆地地下水線方程為δD＝7.84δ18O+10.51（R2=0.9109）。清遠盆地大氣降水和地下水氫氧同位素組成分布在全球大氣降水線附近（圖3），表明大氣降水是清遠盆地地下水主要補給來源（郭政昇等,2017）。清遠盆地地下水氫氧同位素組成分布于北江流域大氣降水線右下方，表明地下水受到了較強烈的蒸發濃縮作用影響，地下水也可能受到了地表水緩慢入滲補給。

表2 樣品氫氧同位素組成和3H含量Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic values and concentrations of3H for collected samples

圖3 北江下游地區大氣降水與地下水δ18O-SMOW和δD-SMOW關系圖Fig.3 Plot of δ18O-SMOW versus δD-SMOW for atmospheric precipitation and groundwater in the lower reaches of the Beijiang River

3.2 清遠盆地地下水水文地球化學特征與補徑排的關系

清遠盆地深層地下水樣陰、陽離子和TDS 數據統計如表3所示。盆地大部分巖溶水以HCO3-Ca型水為主，少數巖溶地下水類型為HCO3-Ca·Mg、HCO3-Ca·Na 等（圖4）。盆地周邊低山丘陵地區水化學類型則以HCO3·Cl-Ca·Na（Mg）、HCO3·Cl-Na（Ca·Na）為主。北江、濱江下游河谷河流兩岸、山間盆地及山前盆地松散巖區，地勢低平，徑流減緩。清新區太平—山塘部分地區及清城區東城街道，近巖溶層或隱伏巖溶層上覆松散巖類孔隙水水化學類型多為HCO3-Ca型（圖5），表明這些地區潛水與巖溶水水力聯系密切。

表3 清遠盆地深層地下水化學組成（mg/L）統計Table 3 Chemical composition（mg/L）of deep groundwater in the Qingyuan Basin

圖4 清遠盆地深層地下水樣Piper三線圖Fig.4 Piper diagram of deep groundwater samples in the Qingyuan Basin

圖5 清遠盆地地下水化學類型分布圖Fig.5 Distribution of groundwater water types in the Qingyuan Basin

在深層地下水Gibbs圖（圖6a）中，清遠盆地火成巖裂隙水和碎屑巖裂隙水一半落在巖石風化控制區，一半落在大氣降水控制區，表明這兩類地下水水化學組分受到了巖石風化及大氣降水影響。巖溶水和紅層孔隙裂隙水主要集中在巖石風化控制區，少量點偏向大氣降水控制區或區外，所有樣品均明顯偏離蒸發濃縮控制區，表明水巖相互作用是清遠盆地巖溶水和紅層孔隙裂隙水水化學組分主要控制因素，沒有受到人類活動影響。如圖6b 所示，巖溶層上覆松散巖類孔隙水也大部分落在巖石風化控制區，少量點落在大氣降水控制區或區外。

圖6 清遠盆地深層地下水（a）和巖溶層上覆松散巖類孔隙水（b）Gibbs圖Fig.6 Gibbs plot of deep groundwater(a)and the shallow groundwater above karst water aquifers(b)in the Qingyuan Basin

清城區洲心街道巖溶水鉆孔點A110和巖溶層上覆松散巖類孔隙水點C0091 落在大氣降水控制區，TDS分別為45.04 mg/L和37.00 mg/L（表4），除HCO3-外各陰、陽離子含量均不超過10 mg/L，表明該區域巖溶水受大氣降水補給影響。碎屑巖裂隙水點Q0006、火成巖裂隙水點Q2581及清城區洲心—龍塘地區部分松散巖類孔隙水落在三大控制區外，其NO3-超過GB/T 14848-2017《地下水質量標準》（中華人民共和國國家質量監督檢驗檢疫總局和中國國家標準化管理委員會,2017）Ⅲ類水標準20 mg/L，NO3-主要來源于人類農業生產和生活污水排放（Huang G X et al.,2018;Zhang F G et al.,2019），表明這些地下水受到人類活動影響，樣品不參與流場研究。

表4 Gibbs圖部分地下水樣品點統計Table 4 Information on the partial groundwater samples of Gibbs plot

由圖7可知，清遠盆地周邊低山丘陵區基巖裂隙水樣TDS 較小，平均值44.57 mg/L，表明地下水徑流速度較快，水巖作用不充分，形成低TDS型地下水（竇妍，2010），水化學Gibbs 圖中大部分一般碎屑巖裂隙水和火成巖裂隙水受到大氣降水作用控制也佐證了這一觀點。

圖7 清遠盆地巖溶水CAI-1（a）、深層地下水TDS（b)等值區域圖和巖溶水流場圖（c）Fig.7 Choroplethic maps of CAI-1 of karst water(a),TDS of deep groundwater(b)and diagram of karst water flow field(c)in the Qingyuan Basin

盆地平原區以北江和濱江為界，北江北岸（Ⅰ區）、東南岸（Ⅱ區）、西南岸（Ⅲ區）和西北岸（Ⅳ區）區域呈現巖溶水水文地球化學特征分帶趨勢（圖7）。清遠盆地各分區巖溶水的平均CAI-1絕對值為0.06～0.87，平均TDS為116.00～414.00 mg/L（表5）。巖溶水在從補給區到排泄區滲流過程中，水化學類型主要為HCO3-Ca 型（圖5），但陽離子交換反應強度和TDS呈現逐漸升高趨勢，總體具有一定水文地球化學分帶性特征（圖7）。

表5 清遠盆地巖溶水水文地球化學指數Table 5 Hydrogeochemical index of karst water in Qingyuan Basin

北江北岸（Ⅰ區）埋藏型和覆蓋性巖溶約各占一半，裸露型巖溶零星分布。地下水受地形控制，低山丘陵地表水和地下水進入盆地后由北往南流動。在低山丘陵與山前平原接觸地帶，巖溶水CAI-1絕對值平均為0.07，TDS 平均為145.75 mg/L，這一地帶為補給區（表5），水巖作用不充分。鉆孔揭露山前平原以南至東城街辦為埋藏型巖溶，上覆晚泥盆世-早石炭世帽子峰組（D3C1m）粉砂巖，區內斷裂交錯分布，溶洞發育，見洞率超過50%，巖溶水CAI-1絕對值較高，平均為0.40，TDS 平均值165.60 mg/L，表明隨徑流途徑增加，TDS 逐步提高（Tóth,2009b），這一地帶為徑流區。東城街辦以南至北江邊一帶為覆蓋型巖溶層，巖溶水CAI-1 絕對值平均為0.24，TDS平均值233.50 mg/L，屬于排泄區。

北江東南岸（Ⅱ區）巖溶發育復雜多變。裸露型巖溶主要分布在清城區洲心街道以西，呈條帶或小塊狀展布（圖1），巖石表面溶蝕現象發育，多形成溶蝕溝槽，地表水補給強烈。覆蓋型巖溶零散分布，呈條帶狀展布在北江東岸，或小塊狀展布于洲心街道、龍塘鎮和江口鎮，上部多為粘土質砂礫石層，下伏地層以三疊系、石炭系、泥盆系灰巖、白云質灰巖、含炭質或泥質灰巖為主，巖溶發育。埋藏型巖溶主要分布在北江南岸洲心街道—龍塘鎮、源潭鎮以及橫荷街道—石角鎮以西，鉆孔揭露上覆巖性為晚泥盆世-早石炭世帽子峰組（D3C1m）致密粉砂巖，下伏地層主要為泥盆系天子嶺組（D3t）灰巖、炭質灰巖、泥質灰巖、角礫狀灰巖，巖溶不發育，巖芯較完整，個別鉆孔有溶洞發育。橫荷街道以南至石角鎮一帶出露百足山組（K1b）、帽子峰組（D3C1m）致密粉砂巖，對洲心街道—龍塘鎮巖溶地下水形成了阻擋（圖7）。由于地形與地層巖性控制，龍塘鎮地區巖溶水CAI-1 絕對值平均0.10，TDS 平均168.00 mg/L，這一地帶為補給區。臨近北江的覆蓋型巖溶水CAI-1絕對值平均為0.87，TDS 平均值190.75 mg/L，表征這些地帶為排泄區，隨著徑流途徑增長，地下水徑流強度減緩，水巖作用較充分（Liu C H et al.,2022）。

北江西南岸（Ⅲ區）清新區山塘—太平—三坑一帶巖性為泥盆系天子嶺組（D3t）灰巖。主要巖溶類型為覆蓋型巖溶；其次為埋藏型巖溶，呈條帶狀分布在太平鎮裸露基巖周圍，上覆晚泥盆世-早石炭世帽子峰組（D3C1m）粉砂巖；裸露型巖溶在羅源鎮零星分布。補給區巖溶水CAI-1 絕對值較低，平均為0.06，TDS 平均值116 mg/L，表明這一帶徑流速度較快，水巖作用不充分，總溶解固體含量較低。受地形控制，從盆地周邊丘陵流向盆地的地表水和地下水補給覆蓋型巖溶區，由于上覆帽子峰組（D3C1m）粉砂巖阻擋，巖溶水較少進入清新區太平鎮-山塘鎮中間腹地，而是沿著阻擋區向北東和南西方向流動。清新區太平鎮-山塘鎮一帶中間腹地灰巖溶洞較少發育，鉆孔ZK06巖溶水TDS為異常高值，為414.00 mg/L，CAI-1絕對值為0.38，水化學類型（HCO3-Ca·Mg）也與周邊（HCO3-Ca 型）不一致（圖5），表明此區可能為滯留區（Tóth,1999）。徑流區巖溶水CAI-1絕對值平均為0.07，TDS平均值169.34 mg/L，排泄區巖溶水CAI-1 絕對值平均為0.39，平均TDS 為244.20 mg/L。從徑流區到排泄區，徑流速度逐漸減緩，TDS逐漸升高。

北江西北岸（Ⅳ區）清新區太和鎮一帶被濱江切分為東西兩塊，巖溶水流場分別受到濱江東、西岸巖溶水的影響，從補給區到排泄區，陽離子交換反應強度和TDS濃度逐漸增強。

3.3 清遠盆地巖溶水同位素地球化學特征

清遠盆地北江西南岸地下水流場相關結論也得到了同位素地球化學數據佐證。鉆孔ZK02 和ZK06 巖溶水氫氧同位素測試相關性極好（R2=0.9993，圖8），表明它們經歷了相似的同位素分餾交換過程（水巖作用），但是分餾程度差異較大。

圖8 巖溶水樣品δ18O-SMOW和δD-SMOW的相關性Fig.8 Correlation of δ18O-SMOW and δD-SMOW of the karst water samples

與鉆孔ZK02相比，清新區ZK06巖溶水d過量參數較?。ū?），說明ZK06所在地質環境比ZK02更封閉，水巖作用更強烈。鉆孔ZK06巖溶水氚濃度比ZK02 低（通過校正前3H 濃度進行比較），說明ZK06 巖溶水年齡比ZK02 老（顧慰祖等,2011）。鉆探資料顯示，鉆孔ZK02 在27.60 m 處開始有地下溶洞發育，上覆砂層主要為第四系含水層，滲透性很好；ZK06 揭露巖石致密，未見裂隙溶洞發育，其上覆砂層為相對含水層，滲透性較好。與ZK02 相比，ZK06巖溶水具有水巖作用強烈、年齡偏老以及滯留時間長等特征，推測與該區域內含水層滲透性較差、地下水徑流不暢相關。

深層地下水對淺層地下水越流補給也是淺層地下水年齡增大的原因之一。鉆孔ZK02 松散巖類孔隙水年齡明顯偏老，推測該鉆孔深層巖溶水越流補給第四系砂層水，該點巖溶含水層和上層第四系含水層水力聯系緊密。與鉆孔ZK02 相比，鉆孔ZK06 松散巖類孔隙水氚濃度（3.45 TU）與大氣降水（4.03 TU）相近，屬于新水，其氚濃度比ZK06 巖溶水和該鉆孔周邊松散巖類孔隙水（BJX1095-T、BJX1091-T、ZK02S-T）都高，表明鉆孔ZK06 中第四系地下水與盆地周邊松散巖類孔隙水水力聯系較少，推測與帽子峰組巖層對山前地下水阻擋有關，佐證了北江西南岸（Ⅲ區）可能屬于滯留區。

3.4 清遠盆地巖溶水流場

根據水文地質調查成果，除少數點外，清新區太平-山塘-太和（Ⅲ區、Ⅳ區）和清城東城街道地區（Ⅰ區）巖溶地下水系統和淺層松散巖類孔隙水地下水化學類型特征總體一致；而北江東南岸巖溶區（Ⅱ區）上下兩層地下水化學特征不同。上層第四系含水層易受到地表水及人類活動影響，導致其水化學特征與深層地下水含水層有較大差異。

根據以上地下水賦存、巖性變化、水文地球化學特征及氫氧同位素數據分析，刻畫出了清遠盆地巖溶水補給區—徑流區—排泄區相對位置及深層巖溶水徑流特征，在此基礎上提出清遠盆地巖溶地下水流場模型（圖9）。

圖9 清遠盆地巖溶水流場概念模型Fig.9 Conceptual model of karst water flow field in the Qingyuan Basin

清遠盆地巖溶水主要通過濱江和北江排泄，清遠盆地巖溶水流場主要分為北江北岸（Ⅰ區）、東南岸（Ⅱ區）、西南岸（Ⅲ區）和西北岸（Ⅳ區）四個區塊。從山前平原至平原腹地地表徑流（濱江、北江）方向即為每個區巖溶水補給區至排泄區的徑流方向。徑流過程中徑流速度逐漸減緩，其陽離子交換反應強度和礦化度呈現逐漸升高趨勢，補給區—徑流區—排泄區水文地球化學分帶特征明顯。另外，北江西南岸中部地帶巖溶水TDS 存在異常高值，表明該地帶可能為滯留區。

4 結論

（1）本文對清遠盆地地下水賦存、巖性變化、水文地球化學特征（Gibbs 圖和氯堿指標CAI-1）以及氫氧同位素數據進行分析，系統總結了清遠盆地巖溶地下水流場特征。北江盆地地下水補給來源為大氣降水和地表水。盆地內巖溶水水化學類型主要為HCO3-Ca 型地下水，盆地周邊低山丘陵地區則以HCO3·Cl-Na（Ca·Na）、HCO3·Cl-Ca·Na（Mg）型地下水為主。

（2）根據地下水補給和徑流范圍、流場平面形態、埋藏條件等，將清遠盆地地下水系統劃分為四個區塊：北江北岸、東南岸、西南岸和西北岸。這些地區巖溶水在從補給區至排泄區的徑流過程中，陽離子交換反應強度和礦化度逐漸增強，表明徑流速度逐漸減緩，補給區—徑流區—排泄區水文地球化學分帶特征非常明顯。另外，北江西南岸中部地帶TDS為異常高值，表明該地帶可能存在滯留區。

（3）本文提高了清遠盆地地下水流場特征的工作精度，建立了清遠盆地巖溶水流場模型，為研究區地下水系統的進一步劃分、地下水資源管理、地下水污染防治等提供基礎地質依據。

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