广东清远盆地地下水水文地球化学及流场特征

姜守俊，许兰芳，倪泽华，杨宏宇，涂世亮

广东省地质调查院，广东广州 510080

广东省清远市地势从西北向东南倾斜，主城区及其南部平坦开阔，三面皆山地丘陵，合围成清远盆地。近30年随着城镇化飞速发展，市辖区城镇建设用地面积从约30 km2增长到约220 km2（卢淑清,2012;刘梅,2019）。据多年清远市水资源公报数据，清新区和清城区年平均地下水用水量达到总用水量的7%。城镇化发展对地下水影响较为深远（Zhang F G et al.,2019），清远盆地地下水含水系统结构复杂，其中，清远盆地碳酸盐岩含水层面积约413 km2，占平原区总面积的45%，碳酸盐岩分布区溶洞、地下管道发育，极易使污染物随着地表水进入地下水系统（Jiang Y J et al.,2004;Lan J C et al.,2013;Lu L et al.,2022;王雨旸等,2022）。查明该地区岩溶地下水水循环演变规律对于寻求科学、合理的岩溶水开发和利用方案等具有重要现实意义。

目前，研究地下水补径排关系的方法主要有水文地球化学分析法（张秝湲等,2011;徐一萍等,2020）、同位素分析法（刘大刚等，2018;Liu C H et al.,2022）、示踪实验分析法（吕小凡等,2017）、水文地质剖面分析法（朱静静和周宏,2017）等。在盆地尺度范围内，地下水循环模式以分层嵌套流动系统的形式出现，即局部、中间和区域流动系统，以及由于地下水位周期性起伏形成的流量系统之间的滞留区（Tóth,1963），这一发现为区域地下水流理论发展奠定了基础（Tóth,2009a）。地下水作为水文循环重要组成部分和重要供水来源，其化学组分的水岩反应和运输都与自身循环密切相关（Ingebritsen et al.,2006）。地下水化学和岩石化学成分与化学平衡以及地下水循环速率和运移距离相关（Ingebritsen et al.,2006）。因此，停留时间或年龄决定了地下水许多地质过程类型和运移速率，包括地下水化学特征（Goode,1996）。在地质均匀流域中，由于停留时间和行进距离的差异，不同地下水系统中地下水盐度或矿化度存在较大的差异。一般来说，区域和中间流动系统盐度比局部流动系统高得多。在滞留区中长时间积累可能导致更高盐度（Tóth,1999）。因此，在孔隙度均匀饱和含水层中，地下水盐度或矿化度等指标可以一定程度上区分局部和区域流量边界（徐一萍等,2020）。

本文主要通过深部含水层的水文钻孔和地下水水质、氢氧同位素数据，查明地下水补给来源，研究清远盆地岩溶地下水的水文地球化学及流场特征。

1 研究区地质环境条件

研究区（清远盆地）位于北纬23°27'27''～23°49'20＂和东经112°43'47''～113°18'17＂。气候以亚热带季风性气侯为主，平均气温21.8 ℃，年平均降雨量1946 mm。行政区包括清远清新、清城区，清远盆地内主要河流为滨江、潖江及北江干流，属于珠江水系。

盆地周边低山丘陵地区地层岩性以寒武纪变质岩、泥盆纪碎屑岩和侏罗纪、白垩纪火成岩为主，平原区主要有第四纪松散层、寒武纪变质岩、泥盆纪碎屑岩和碳酸盐岩、白垩纪红层和侏罗纪火成岩（图1a）。地下水类型包括松散岩类孔隙水、变质岩裂隙水、一般碎屑岩裂隙水、岩溶水、红层孔隙裂隙水和火成岩裂隙水。根据研究需要，垂向上将盆地地下水系统划分为浅层、深层地下水系统。松散岩类孔隙水作为浅层地下水系统，广泛分布于盆地中部平原地区；红层孔隙裂隙水、一般碎屑岩裂隙水、火成岩裂隙水和岩溶水组成深层地下水系统。

盆地碳酸盐岩主要为泥盆系天子岭组（D3t）灰岩，局部地区溶洞发育，单个溶洞高度从0.2 m 至22.4 m不等。裸露型岩溶主要在清城区东城街东北部局部和洲心街道南部分布（图1a、1b），面积约12.9 km²，占岩溶总面积的3.12%；覆盖型岩溶分布于北江两岸清城区洲心街办、东城街办以南、清新区三坑-太和及龙塘镇冲积平原区，分布面积298.92 km²，占岩溶区总面积的72.37%，第四系覆盖层厚度2.10～68.10 m，以浅覆盖型为主；埋藏型岩溶分布于清城东城街办以北、洲心街办以南至龙塘镇、源潭镇、凤城街办-石角镇以西及清新区太平、三坑镇等地，与覆盖型岩溶区相连，上部多为滨海湖泊相、陆相、海陆交互相砂岩、泥岩、页岩等碎屑岩覆盖，常成为岩溶水隔水层，分布面积101.22 km²，占岩溶区总面积的24.51%，清城区一带埋藏型岩溶区钻孔揭露灰岩埋深1.8～77.5 m，上覆非可溶岩厚度0.70～56.6 m，岩溶发育，见洞率为50.50%。

2 样品采集与测试分析

2.1 样品采集与测试

为查明研究区地下水水文地球化学和流场特征，依托于“广东北江流域1∶25 万水文地质调查”项目，开展了不同层位地下水数据收集和地下水样品采集测试工作。从收集及采集测试相关数据中筛选出32个松散岩类孔隙水（图2a）和89个深层地下水样品进行水文地球化学特征分析（图2b）。其中，深层地下水按照水点类型分为钻孔62 个（非可溶岩钻孔16个，溶洞发育的可溶岩钻孔26个，溶洞不发育的可溶岩钻孔20 个），泉点27 个；按照地下水类型划分，岩溶水47 个（含泉点1 个），火成岩裂隙水24个，一般碎屑岩裂隙水15个，红层孔隙裂隙水3个。采集水样经过滤保存后送往广东省地质实验测试中心测试，测试指标主要有钠（Na+）、钾（K+）、钙（Ca2+）、镁（Mg2+）、氯离子（Cl-）、硫酸根（SO42-）、碳酸根（CO32-）、重碳酸根（HCO3-）、硝酸根（NO3-）、总溶解固体（TDS）等。其中，阳离子采用电感耦合等离子体发射光谱仪(型号：Optima 8300DV)测试，阴离子HCO3-、CO32-和Cl-采用滴定法测定，SO42-和NO3-采用紫外可见分光光度计（型号：UV-1700）比浊法测定，测试标准为DZ/T 0064-2021《地下水质量分析方法》（中华人民共和国自然资源部，2021）。

图2 清远盆地样品位置分布图Fig.2 Distribution of sampling sites in the Qingyuan Basin

选取清远盆地（北江干流、支流滨江）周边采集大气降水、地表水及地下水（井、泉和水文钻孔）等样品10 个，进行δD、δ18O 同位素以及3H 浓度测试（图2b）。大气降水样品取自清远市清新区太平镇北坑村西北300 m，地表水样品取自北江和滨江。地下水样品在钻孔中采集松散岩类孔隙水2组、基岩裂隙水2组；民井地下水采集样品3组。枯水期取样时间点设置优先采集工作行程上第一次大气降水；待大气降水充分进入地下水（一个月后）再取地下水和地表水；钻孔和相邻地表水取样时间相近。

氢氧同位素测试样品采集信息见表1。水样经过保存后送往中国地质调查局岩溶地质研究所进行测试，测试仪器为美国L2130-i高精度δD、δ18O水同位素分析仪，测试标准为中国地质调查局岩溶地质研究所测试中心新建非标方法QD-4-TWS-042-2018《水氢氧同位素组成测定激光光谱法》。测试结果以相对维也纳标准平均海洋水VSMOW 千分偏差值表示，δD、δ18O测试保证误差范围分别±1.0‰、±0.20‰。

表1 氢氧同位素测试样品采集信息Table 1 Information on the collected samples for hydrogen and oxygen isotopes testing

2.2 分析方法

根据舒卡列夫分类方法，确定各地下水样品水化学类型，利用Grapher18.0软件绘制其Piper三线图。

绘制Gibbs 图用于定性分析地下水中各种离子的起源机制（Gibbs,1970;龚亚兵等,2022）。纵坐标TDS 含量与横坐标Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)含量比值分布将天然水化学组分控制因素分为蒸发浓缩、岩石风化或大气降水作用等（Li P Y et al.,2013;Pu J B et al.,2015）。当主导过程为大气降水时，TDS 值较低，Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)高，样本数据在图的右下角。当主导作用为岩石风化作用时，TDS 值适中，Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)较低，样本数据位于图的中间区域。当主要过程为蒸发结晶时，TDS 值和Cl-/(Cl-+HCO3-)或Na+/(Na++Ca2+)皆较高，样本数据位于图的右上方（Gibbs,1970;Feth,1971）。

为了了解地下水与含水层之间的离子交换情况，计算了地下水样品的氯碱性指数CAI-1（Chloro-Alkaline index 1）。该指数通常采用下式计算：

式中γ为离子当量浓度（meq/L）。氯碱指标CAI-1 通常用于表征阳离子交换作用方向和强度（Schoeller,1967;Wu C et al.,2020;潘欢迎等,2021）。当CAI-1 为负值，指示低盐度地下水环境，而且氯碱不平衡，地下水中Mg2+和（或）Ca2+与含水介质表面Na+和（或）K+进行离子交换。当CAI-1 为正值，则阳离子交换以相反顺序发生。此外，该指数绝对值越大，地下水环境中阳离子交换反应越强烈（Wu C et al.,2020）。

为了量化水岩反应中18O同位素交换程度的衡量指标，计算了氘过量参数d 值（Dansgaard,1964；尹观等,2001；张保建等,2010）。

d过量值越小，表明地下补给路径越长，径流时间越长；地质环境越封闭，水岩反应也更加强烈。

另外，根据3H 浓度及半衰期计算出地下水滞留时间，即地下水年龄（顾慰祖等；2011）。地下水中含有大气来源放射性核素3H，当这些3H 随着降水进入地下水后，与空气隔绝并开始衰变，直到完全衰变消失为止。地下水中3H 含量仅受衰变规律影响，不与岩石介质发生交换。

3 清远盆地地下水水文地球化学及流场特征

3.1 清远盆地地下水补给来源

对采集的样品进行了δD、δ18O 和3H 含量分析，分析结果见表2。北江上游英德市宝晶宫溶洞区2011～2014 年大气降水数据（Duan W H et al.,2016）与本研究采集的测试数据相关系数R2=0.9818（图3），拟合北江流域大气降水线方程为δD＝8.61δ18O+14.95。拟合清远盆地地下水线方程为δD＝7.84δ18O+10.51（R2=0.9109）。清远盆地大气降水和地下水氢氧同位素组成分布在全球大气降水线附近（图3），表明大气降水是清远盆地地下水主要补给来源（郭政昇等,2017）。清远盆地地下水氢氧同位素组成分布于北江流域大气降水线右下方，表明地下水受到了较强烈的蒸发浓缩作用影响，地下水也可能受到了地表水缓慢入渗补给。

表2 样品氢氧同位素组成和3H含量Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic values and concentrations of3H for collected samples

图3 北江下游地区大气降水与地下水δ18O-SMOW和δD-SMOW关系图Fig.3 Plot of δ18O-SMOW versus δD-SMOW for atmospheric precipitation and groundwater in the lower reaches of the Beijiang River

3.2 清远盆地地下水水文地球化学特征与补径排的关系

清远盆地深层地下水样阴、阳离子和TDS 数据统计如表3所示。盆地大部分岩溶水以HCO3-Ca型水为主，少数岩溶地下水类型为HCO3-Ca·Mg、HCO3-Ca·Na 等（图4）。盆地周边低山丘陵地区水化学类型则以HCO3·Cl-Ca·Na（Mg）、HCO3·Cl-Na（Ca·Na）为主。北江、滨江下游河谷河流两岸、山间盆地及山前盆地松散岩区，地势低平，径流减缓。清新区太平—山塘部分地区及清城区东城街道，近岩溶层或隐伏岩溶层上覆松散岩类孔隙水水化学类型多为HCO3-Ca型（图5），表明这些地区潜水与岩溶水水力联系密切。

表3 清远盆地深层地下水化学组成（mg/L）统计Table 3 Chemical composition（mg/L）of deep groundwater in the Qingyuan Basin

图4 清远盆地深层地下水样Piper三线图Fig.4 Piper diagram of deep groundwater samples in the Qingyuan Basin

图5 清远盆地地下水化学类型分布图Fig.5 Distribution of groundwater water types in the Qingyuan Basin

在深层地下水Gibbs图（图6a）中，清远盆地火成岩裂隙水和碎屑岩裂隙水一半落在岩石风化控制区，一半落在大气降水控制区，表明这两类地下水水化学组分受到了岩石风化及大气降水影响。岩溶水和红层孔隙裂隙水主要集中在岩石风化控制区，少量点偏向大气降水控制区或区外，所有样品均明显偏离蒸发浓缩控制区，表明水岩相互作用是清远盆地岩溶水和红层孔隙裂隙水水化学组分主要控制因素，没有受到人类活动影响。如图6b 所示，岩溶层上覆松散岩类孔隙水也大部分落在岩石风化控制区，少量点落在大气降水控制区或区外。

图6 清远盆地深层地下水（a）和岩溶层上覆松散岩类孔隙水（b）Gibbs图Fig.6 Gibbs plot of deep groundwater(a)and the shallow groundwater above karst water aquifers(b)in the Qingyuan Basin

清城区洲心街道岩溶水钻孔点A110和岩溶层上覆松散岩类孔隙水点C0091 落在大气降水控制区，TDS分别为45.04 mg/L和37.00 mg/L（表4），除HCO3-外各阴、阳离子含量均不超过10 mg/L，表明该区域岩溶水受大气降水补给影响。碎屑岩裂隙水点Q0006、火成岩裂隙水点Q2581及清城区洲心—龙塘地区部分松散岩类孔隙水落在三大控制区外，其NO3-超过GB/T 14848-2017《地下水质量标准》（中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局和中国国家标准化管理委员会,2017）Ⅲ类水标准20 mg/L，NO3-主要来源于人类农业生产和生活污水排放（Huang G X et al.,2018;Zhang F G et al.,2019），表明这些地下水受到人类活动影响，样品不参与流场研究。

表4 Gibbs图部分地下水样品点统计Table 4 Information on the partial groundwater samples of Gibbs plot

由图7可知，清远盆地周边低山丘陵区基岩裂隙水样TDS 较小，平均值44.57 mg/L，表明地下水径流速度较快，水岩作用不充分，形成低TDS型地下水（窦妍，2010），水化学Gibbs 图中大部分一般碎屑岩裂隙水和火成岩裂隙水受到大气降水作用控制也佐证了这一观点。

图7 清远盆地岩溶水CAI-1（a）、深层地下水TDS（b)等值区域图和岩溶水流场图（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

盆地平原区以北江和滨江为界，北江北岸（Ⅰ区）、东南岸（Ⅱ区）、西南岸（Ⅲ区）和西北岸（Ⅳ区）区域呈现岩溶水水文地球化学特征分带趋势（图7）。清远盆地各分区岩溶水的平均CAI-1绝对值为0.06～0.87，平均TDS为116.00～414.00 mg/L（表5）。岩溶水在从补给区到排泄区渗流过程中，水化学类型主要为HCO3-Ca 型（图5），但阳离子交换反应强度和TDS呈现逐渐升高趋势，总体具有一定水文地球化学分带性特征（图7）。

表5 清远盆地岩溶水水文地球化学指数Table 5 Hydrogeochemical index of karst water in Qingyuan Basin

北江北岸（Ⅰ区）埋藏型和覆盖性岩溶约各占一半，裸露型岩溶零星分布。地下水受地形控制，低山丘陵地表水和地下水进入盆地后由北往南流动。在低山丘陵与山前平原接触地带，岩溶水CAI-1绝对值平均为0.07，TDS 平均为145.75 mg/L，这一地带为补给区（表5），水岩作用不充分。钻孔揭露山前平原以南至东城街办为埋藏型岩溶，上覆晚泥盆世-早石炭世帽子峰组（D3C1m）粉砂岩，区内断裂交错分布，溶洞发育，见洞率超过50%，岩溶水CAI-1绝对值较高，平均为0.40，TDS 平均值165.60 mg/L，表明随径流途径增加，TDS 逐步提高（Tóth,2009b），这一地带为径流区。东城街办以南至北江边一带为覆盖型岩溶层，岩溶水CAI-1 绝对值平均为0.24，TDS平均值233.50 mg/L，属于排泄区。

北江东南岸（Ⅱ区）岩溶发育复杂多变。裸露型岩溶主要分布在清城区洲心街道以西，呈条带或小块状展布（图1），岩石表面溶蚀现象发育，多形成溶蚀沟槽，地表水补给强烈。覆盖型岩溶零散分布，呈条带状展布在北江东岸，或小块状展布于洲心街道、龙塘镇和江口镇，上部多为粘土质砂砾石层，下伏地层以三叠系、石炭系、泥盆系灰岩、白云质灰岩、含炭质或泥质灰岩为主，岩溶发育。埋藏型岩溶主要分布在北江南岸洲心街道—龙塘镇、源潭镇以及横荷街道—石角镇以西，钻孔揭露上覆岩性为晚泥盆世-早石炭世帽子峰组（D3C1m）致密粉砂岩，下伏地层主要为泥盆系天子岭组（D3t）灰岩、炭质灰岩、泥质灰岩、角砾状灰岩，岩溶不发育，岩芯较完整，个别钻孔有溶洞发育。横荷街道以南至石角镇一带出露百足山组（K1b）、帽子峰组（D3C1m）致密粉砂岩，对洲心街道—龙塘镇岩溶地下水形成了阻挡（图7）。由于地形与地层岩性控制，龙塘镇地区岩溶水CAI-1 绝对值平均0.10，TDS 平均168.00 mg/L，这一地带为补给区。临近北江的覆盖型岩溶水CAI-1绝对值平均为0.87，TDS 平均值190.75 mg/L，表征这些地带为排泄区，随着径流途径增长，地下水径流强度减缓，水岩作用较充分（Liu C H et al.,2022）。

北江西南岸（Ⅲ区）清新区山塘—太平—三坑一带岩性为泥盆系天子岭组（D3t）灰岩。主要岩溶类型为覆盖型岩溶；其次为埋藏型岩溶，呈条带状分布在太平镇裸露基岩周围，上覆晚泥盆世-早石炭世帽子峰组（D3C1m）粉砂岩；裸露型岩溶在罗源镇零星分布。补给区岩溶水CAI-1 绝对值较低，平均为0.06，TDS 平均值116 mg/L，表明这一带径流速度较快，水岩作用不充分，总溶解固体含量较低。受地形控制，从盆地周边丘陵流向盆地的地表水和地下水补给覆盖型岩溶区，由于上覆帽子峰组（D3C1m）粉砂岩阻挡，岩溶水较少进入清新区太平镇-山塘镇中间腹地，而是沿着阻挡区向北东和南西方向流动。清新区太平镇-山塘镇一带中间腹地灰岩溶洞较少发育，钻孔ZK06岩溶水TDS为异常高值，为414.00 mg/L，CAI-1绝对值为0.38，水化学类型（HCO3-Ca·Mg）也与周边（HCO3-Ca 型）不一致（图5），表明此区可能为滞留区（Tóth,1999）。径流区岩溶水CAI-1绝对值平均为0.07，TDS平均值169.34 mg/L，排泄区岩溶水CAI-1 绝对值平均为0.39，平均TDS 为244.20 mg/L。从径流区到排泄区，径流速度逐渐减缓，TDS逐渐升高。

北江西北岸（Ⅳ区）清新区太和镇一带被滨江切分为东西两块，岩溶水流场分别受到滨江东、西岸岩溶水的影响，从补给区到排泄区，阳离子交换反应强度和TDS浓度逐渐增强。

3.3 清远盆地岩溶水同位素地球化学特征

清远盆地北江西南岸地下水流场相关结论也得到了同位素地球化学数据佐证。钻孔ZK02 和ZK06 岩溶水氢氧同位素测试相关性极好（R2=0.9993，图8），表明它们经历了相似的同位素分馏交换过程（水岩作用），但是分馏程度差异较大。

图8 岩溶水样品δ18O-SMOW和δD-SMOW的相关性Fig.8 Correlation of δ18O-SMOW and δD-SMOW of the karst water samples

与钻孔ZK02相比，清新区ZK06岩溶水d过量参数较小（表2），说明ZK06所在地质环境比ZK02更封闭，水岩作用更强烈。钻孔ZK06岩溶水氚浓度比ZK02 低（通过校正前3H 浓度进行比较），说明ZK06 岩溶水年龄比ZK02 老（顾慰祖等,2011）。钻探资料显示，钻孔ZK02 在27.60 m 处开始有地下溶洞发育，上覆砂层主要为第四系含水层，渗透性很好；ZK06 揭露岩石致密，未见裂隙溶洞发育，其上覆砂层为相对含水层，渗透性较好。与ZK02 相比，ZK06岩溶水具有水岩作用强烈、年龄偏老以及滞留时间长等特征，推测与该区域内含水层渗透性较差、地下水径流不畅相关。

深层地下水对浅层地下水越流补给也是浅层地下水年龄增大的原因之一。钻孔ZK02 松散岩类孔隙水年龄明显偏老，推测该钻孔深层岩溶水越流补给第四系砂层水，该点岩溶含水层和上层第四系含水层水力联系紧密。与钻孔ZK02 相比，钻孔ZK06 松散岩类孔隙水氚浓度（3.45 TU）与大气降水（4.03 TU）相近，属于新水，其氚浓度比ZK06 岩溶水和该钻孔周边松散岩类孔隙水（BJX1095-T、BJX1091-T、ZK02S-T）都高，表明钻孔ZK06 中第四系地下水与盆地周边松散岩类孔隙水水力联系较少，推测与帽子峰组岩层对山前地下水阻挡有关，佐证了北江西南岸（Ⅲ区）可能属于滞留区。

3.4 清远盆地岩溶水流场

根据水文地质调查成果，除少数点外，清新区太平-山塘-太和（Ⅲ区、Ⅳ区）和清城东城街道地区（Ⅰ区）岩溶地下水系统和浅层松散岩类孔隙水地下水化学类型特征总体一致；而北江东南岸岩溶区（Ⅱ区）上下两层地下水化学特征不同。上层第四系含水层易受到地表水及人类活动影响，导致其水化学特征与深层地下水含水层有较大差异。

根据以上地下水赋存、岩性变化、水文地球化学特征及氢氧同位素数据分析，刻画出了清远盆地岩溶水补给区—径流区—排泄区相对位置及深层岩溶水径流特征，在此基础上提出清远盆地岩溶地下水流场模型（图9）。

图9 清远盆地岩溶水流场概念模型Fig.9 Conceptual model of karst water flow field in the Qingyuan Basin

清远盆地岩溶水主要通过滨江和北江排泄，清远盆地岩溶水流场主要分为北江北岸（Ⅰ区）、东南岸（Ⅱ区）、西南岸（Ⅲ区）和西北岸（Ⅳ区）四个区块。从山前平原至平原腹地地表径流（滨江、北江）方向即为每个区岩溶水补给区至排泄区的径流方向。径流过程中径流速度逐渐减缓，其阳离子交换反应强度和矿化度呈现逐渐升高趋势，补给区—径流区—排泄区水文地球化学分带特征明显。另外，北江西南岸中部地带岩溶水TDS 存在异常高值，表明该地带可能为滞留区。

4 结论

（1）本文对清远盆地地下水赋存、岩性变化、水文地球化学特征（Gibbs 图和氯碱指标CAI-1）以及氢氧同位素数据进行分析，系统总结了清远盆地岩溶地下水流场特征。北江盆地地下水补给来源为大气降水和地表水。盆地内岩溶水水化学类型主要为HCO3-Ca 型地下水，盆地周边低山丘陵地区则以HCO3·Cl-Na（Ca·Na）、HCO3·Cl-Ca·Na（Mg）型地下水为主。

（2）根据地下水补给和径流范围、流场平面形态、埋藏条件等，将清远盆地地下水系统划分为四个区块：北江北岸、东南岸、西南岸和西北岸。这些地区岩溶水在从补给区至排泄区的径流过程中，阳离子交换反应强度和矿化度逐渐增强，表明径流速度逐渐减缓，补给区—径流区—排泄区水文地球化学分带特征非常明显。另外，北江西南岸中部地带TDS为异常高值，表明该地带可能存在滞留区。

（3）本文提高了清远盆地地下水流场特征的工作精度，建立了清远盆地岩溶水流场模型，为研究区地下水系统的进一步划分、地下水资源管理、地下水污染防治等提供基础地质依据。

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