桂南地下熱水系統(tǒng)中氟的分布及遷移富集規(guī)律

朱明占，李俊霞，秦宏飛，謝先軍

(1．廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院，廣西南寧530023;2．中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)環(huán)境學(xué)院，湖北武漢430074)

桂南地下熱水系統(tǒng)中氟的分布及遷移富集規(guī)律

朱明占1，李俊霞2，秦宏飛2，謝先軍2

(1．廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院，廣西南寧530023;2．中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)環(huán)境學(xué)院，湖北武漢430074)

選取廣西桂南地區(qū)地下熱水系統(tǒng)為研究對象，利用氫氧同位素及鍶同位素研究手段，對研究區(qū)內(nèi)地下熱水中氟的空間分布規(guī)律及其控制因素進(jìn)行研究。結(jié)果表明:研究區(qū)內(nèi)地下熱水中氟含量變化范圍為＜0．01～17．93 mg/L，其中43%地下水樣品中氟含量超過飲用水氟骨癥臨界值1．5 mg/L，高氟地下熱水的主要水化學(xué)類型為Na-HCO3型，水體中氟含量與溫度呈明顯正相關(guān)性;地下熱水氫氧同位素特征顯示，研究區(qū)地下熱水的主要來源為大氣降水，同時受一定程度蒸發(fā)濃縮及水-巖作用影響，地下熱水鍶同位素特征顯示，研究區(qū)地下熱水水化學(xué)組成明顯受長石、云母等鋁硅酸鹽風(fēng)化及碳酸鹽巖溶解影響;對地下熱水水化學(xué)開展的因子分析結(jié)果顯示，研究區(qū)地下熱水系統(tǒng)中影響氟遷移釋放的主要因素為螢石的溶解與沉淀過程。

氟的分布;地下熱水系統(tǒng);氫氧與鍶同位素;遷移富集;桂南

我國地?zé)豳Y源十分豐富，主要有東南沿海水熱活動密集帶、膠東半島水熱活動密集帶、藏南-川西-滇西水熱活動密集帶和臺灣水熱活動密集帶，高溫地?zé)豳Y源僅分布在云南、西藏、臺灣等少數(shù)地區(qū)，而中低溫地?zé)豳Y源在全國30多個省、市和自治區(qū)均有分布。地下熱水由于經(jīng)歷了長期的水-巖相互作用，導(dǎo)致地?zé)崴胁糠治⒘吭氐暮靠赡艹^飲用水水質(zhì)標(biāo)準(zhǔn)或尾水排放標(biāo)準(zhǔn)，如F、B、As等［1］。

氟(F)是自然環(huán)境中廣泛存在的一種重要生命必需元素，與人體健康和動植物正常生長息息相關(guān)，當(dāng)人體缺氟時會引起齲齒、骨質(zhì)疏松等不良的生理變化，而攝入氟過量則會導(dǎo)致氟中毒。目前，地方性氟中毒在世界范圍內(nèi)廣泛存在且影響極大，引起了眾多國際組織和各國政府的高度重視［2］。氟等有害物質(zhì)不僅會危及動物及人體健康，其尾水排放還會造成水-土環(huán)境的污染，嚴(yán)重影響地?zé)崴睦煤烷_發(fā)［3-4］。地?zé)豳Y源不僅是一種水資源，也是一種清潔能源，能同時帶來經(jīng)濟(jì)效益、社會效應(yīng)和環(huán)境效益。廣西的地?zé)豳Y源較為豐富，但是區(qū)內(nèi)熱泉水化學(xué)特征和同位素地球化學(xué)特征的研究程度較低，至今鮮見研究報道。為此，本文針對廣西桂南地區(qū)地下熱水分布區(qū)開展了氟的空間分布及其水文地球化學(xué)特征研究，對于地?zé)豳Y源的開發(fā)利用及其環(huán)境效應(yīng)評價均具有重要意義。

1 研究區(qū)水文地質(zhì)條件

研究區(qū)位于廣西壯族自治區(qū)中南部，主要包括貴港市、玉林市、南寧市、欽州市、北海市、崇左市和防城港市。研究區(qū)地處低緯度帶，南瀕熱帶海洋，屬亞熱帶季風(fēng)氣候，太陽輻射量隨季節(jié)的變化而不同，夏季輻射好，大部分地區(qū)年日照時數(shù)超過1 800 h，其中潿洲高達(dá)2 250 h。區(qū)內(nèi)年平均氣溫在17．1～23．5℃之間，呈南高北低的趨勢，各地年降水量為1 250～1 760 mm，多集中在春夏兩季(3～8月)。

桂南地區(qū)位于云貴高原至東南沿海丘陵山地的過渡帶，屬于兩廣丘陵山地地區(qū)的西南部位，南臨南海北部灣海域，地形復(fù)雜，整體地勢由北向南傾斜，嶺谷相間，群山連綿，桂南以北多被高原、山地環(huán)繞，呈西北、東南高、中間低弧形山地狀。桂南地區(qū)地層發(fā)育齊全，漫長地史時期中歷經(jīng)多次構(gòu)造運動，地殼幾度升降，反復(fù)更替，地層自寒武系至第四系均有出露。桂南地區(qū)地?zé)豳Y源可以分為隆起山地對流板內(nèi)深循環(huán)型地?zé)豳Y源和沉積盆地傳導(dǎo)型地?zé)豳Y源，其中隆起山地地?zé)釁^(qū)進(jìn)一步劃分為博白-岑溪斷裂帶、靈山-藤縣斷裂帶和憑祥-大黎斷裂帶三個亞區(qū)，南寧盆地地?zé)釁^(qū)、橋圩盆地地?zé)釁^(qū)、合浦盆地地?zé)釁^(qū)、寧明盆地地?zé)釁^(qū)和上思盆地地?zé)釁^(qū)五個沉積盆地地?zé)醽唴^(qū)屬于沉積盆地傳導(dǎo)型地?zé)豳Y源。桂南地區(qū)地?zé)釤醿蓜澐譃榱严缎蛶顭醿?、裂隙型帶狀兼層狀熱儲、上部裂隙下部巖溶復(fù)合型層狀熱儲、巖溶型層狀熱儲層和孔隙裂隙型層狀熱儲五大類，見圖1。其中，裂隙型帶狀熱儲主要分布于中生代燕山期巖漿巖區(qū)，頻繁的巖漿活動溝通了地殼深部的熱源;裂隙型帶狀兼層狀熱儲是區(qū)內(nèi)隆起山地型地?zé)豳Y源的主要熱儲，主要分布于北北東向、北東東向、南北向、北東向、東西向等斷裂帶上，該區(qū)主要熱儲為孔隙裂隙型帶狀兼層狀熱儲，如陸川溫泉等;上部裂隙下部巖溶復(fù)合型層狀熱儲主要分布在橋圩盆地內(nèi);巖溶型層狀熱儲主要分布在研究區(qū)西北部崇左市，并零散分布于貴港及玉林地區(qū);孔隙裂隙型層狀熱儲主要分布在沉積盆地傳導(dǎo)型地?zé)釁^(qū)域的南寧盆地、合浦盆地、上思盆地、寧明盆地內(nèi)，屬于中、新生代斷陷盆地的一部分，主要熱儲層為第三系砂巖類。

桂南地區(qū)地下水系統(tǒng)有不同巖組和地下水類型，表現(xiàn)出連續(xù)的水動力系統(tǒng)和水化學(xué)系統(tǒng)。依據(jù)巖性組合具體可劃分為4種地下水類型:松散巖類孔隙水、紅層碎屑巖類裂隙水、碳酸鹽巖類巖溶水和基巖裂隙水。該地下水系統(tǒng)主要補(bǔ)給來源為大氣降雨入滲補(bǔ)給，河流補(bǔ)給，平原地段和盆地地段可能受到山區(qū)裂隙水的側(cè)向補(bǔ)給;排泄方式為人工開采、河流排泄、泉水排泄和蒸發(fā)作用。

圖1 研究區(qū)位置及采樣點分布圖Fig．1 Location of the study area and sampling sites of the geothermal water samples

2 樣品采集與分析

為了探究桂南地區(qū)地下熱水系統(tǒng)中氟的空間分布特征及其富集規(guī)律，研究小組于2013年8～9月及2014年3～4月完成了研究區(qū)地?zé)峋牡刭|(zhì)環(huán)境、溫泉的出露情況調(diào)查以及水樣的采集工作，共采集40組地下熱水樣和6組冷水樣，采樣點分布如圖1所示。水樣均采用50 mL聚乙烯瓶收集，用于常量和微量元素分析的水樣取樣前采樣瓶先用純凈水清洗3遍，后用所采水樣潤洗3遍。樣品采集過程中采用0．45 μm微孔濾膜過濾，并裝滿整個取樣瓶，避免瓶中產(chǎn)生氣泡。其中，用于陽離子和微量元素分析的水樣加入HNO3至pH＜2，用于陰離子測試的水樣未做酸化處理。另外，用于氫氧同位素分析的水樣經(jīng)0．45 μm的微孔濾膜過濾后直接裝入采樣瓶，需裝滿整個取樣瓶以防止產(chǎn)生氣泡。

采樣過程中，溫度(T)、pH值、電導(dǎo)率和氧化還原電位(Eh)在取樣現(xiàn)場進(jìn)行測定，堿度采用滴定法測定。水樣中主要陽離子Na+、K+、Ca2+、Mg2+采用 ICP-AES(IRIS INTRE II XSP，美國 Thermo Electron)儀器測定;主要陰離子采用 IC(DX-120)儀器測定;微量元素采用ICP-MS(AGLIENT 7500a)儀器測定;氫氧同位素采用Isotopic Water Analyzer(IWA-35-EP)儀器測定;鍶同位素采用TIMS儀器測定。水樣的水化學(xué)所有測試組分誤差均控制在5%以內(nèi);氫氧同位素結(jié)果以相對于VSMOW標(biāo)準(zhǔn)的千分差表示，測定精度分別為±0．2‰和±0．1‰。以上分析均在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室完成。

3 結(jié)果與討論

3．1 地下熱水水化學(xué)特征

桂南地區(qū)地下水樣品水化學(xué)組成特征及piper三線圖見表1。由表1和圖1可見:研究區(qū)地下水溫度變化范圍為26～83．4℃，中間值為41．5℃;地下水pH值變化范圍為5．95～8．77，一般為弱堿性環(huán)境;氧化還原電位變化范圍為－304．30～214．80 mV，中間值為81．00 mV，表明地下水系統(tǒng)(包括地下熱水系統(tǒng)，下同)從強(qiáng)還原環(huán)境演變至強(qiáng)氧化環(huán)境，但以弱氧化環(huán)境為主;TDS變化范圍較大，最高值可達(dá)1 529．0 mg/L;所有地下水樣品中(包括地下熱水，下同)主要陽離子組分為Na+及Ca2+，其含量變化范圍分別為0．81～284．80 mg/L、2．00～ 190．60 mg/L，主要陰離子組分為和其含量變化范圍分別為 3．90～231．00 mg/L、4．49～499．20 mg/L和15．69～1 063．34mg/ L;地下水主要水化學(xué)類型為SO4-HCO3-Ca、HCO3-Ca、HCO3-Na、SO4-HCO3-Na、HCO3-SO4-Na、Cl-Na和SO4-Na型(見圖2)。

表1 桂南地區(qū)地下水樣品的水化學(xué)組成特征Table 1 Statistic description of chemical compositions in all groundwater samples in southern Guangxi，China．

圖2 研究區(qū)地下水樣品的piper三線圖Fig．2 Piper diagram of the geothermal water samples of the study area

研究區(qū)地下熱水中氟含量的變化范圍為＜0．01～17．93 mg/L，平均值為3．27 mg/L，中間值為0．42 mg/L，其中43%地下水樣品中氟含量超過飲用水氟骨癥臨界值1．5 mg/L，而容縣熱水堡和峒中溫泉兩個地下熱水樣品中的氟濃度均超過16 mg/L;研究區(qū)地下熱水的含氟量呈現(xiàn)出中部向西南和東部增加的趨勢，出水溫度高于65℃的容縣熱水堡和峒中溫泉發(fā)現(xiàn)其氟富集程度均較高，說明地下水溫度與含氟量在一定程度上存在正相關(guān)關(guān)系。由圖2可見，高氟地下水的主要水化學(xué)類型為Na-HCO3型。

3．2 地下熱水同位素組成特征

3．2．1 氫氧同位素組成特征

桂南地區(qū)所有地下水樣品的同位素組成見表2。由表2可見，研究區(qū)地下水的δD和δ18O值分別介于－61．5‰～－29．0‰、－9．1‰～－4．0‰之間，平均值分別為－47．8‰和－7．1‰，其中地下熱水的δD和δ18O值變化范圍分別為－61．5～－37．1‰、－9．10～－5．72‰，地下冷水的δD和δ18O值變化范圍分別為－53．2～29．0‰、－7．7～－4．0‰，表明研究區(qū)地下熱水與地下冷水氫氧同位素組成相似。另外，從研究區(qū)地下熱水的δD與δ18O的關(guān)系圖可以看出(見圖3):研究區(qū)內(nèi)地下熱水水樣點均位于降水線附近，說明研究區(qū)地下熱水及地下冷水均主要接受大氣降水補(bǔ)給;此外，部分地下熱水水樣點落在大氣降水線的下方，說明研究區(qū)內(nèi)部分地下熱水受到不同程度的蒸發(fā)及濃縮作用［5-6］，該部分地下熱水氫氧同位素組成擬合曲線為δD=7．37δ18O+ 3．65，其位于大氣降水線下方;研究區(qū)高氟地下水與低氟地下水具有相似的氫氧同位素組成，表明兩者地下水來源相同。

表2 研究區(qū)所有地下水樣品的同位素組成Table 2 The isotope composition(H，O and Sr isotopes) in all the geothermal water samples of the study area

圖3 研究區(qū)地下熱水中δD與δ18O的關(guān)系圖Fig．3 Relationship of δD and δ18O compositions in the geothermal water samples of the study area

Dansgaard于1984首先提出了氘過量參數(shù)d的概念，并定義為:d=δD－8δ18O，d值的大小相當(dāng)于某地區(qū)大氣降水斜率(δD/δ18O)為8時的截距值。因此，某一地區(qū)的大氣降水的d值，實際上較為直接地反映出該地區(qū)與全球大氣降水蒸發(fā)、凝結(jié)的差異程度。大氣降水氘過量參數(shù)d值具有一個重要的特征，即當(dāng)一個地區(qū)大氣降水方程確定后，d值總是恒定在一個很小的區(qū)間范圍內(nèi)，不受高度、季節(jié)等因素的影響。對于地下水的d值，其演化主要受水體的物理化學(xué)性質(zhì)、停留時間、巖性、圍巖含氧情況等因素的影響，d值越小，地下水在含水層中滯留的時間越長，d值的梯度變化從某種程度來講也能反映地下水的流向。桂南地區(qū)地下熱水中d值介于9．3‰～12．8‰之間，接近大氣降水線，表現(xiàn)出典型的大氣降水補(bǔ)給，而地下熱水氧同位素特征表明，研究區(qū)地下熱水經(jīng)歷了較弱的水-巖相互作用。

3．2．2 鍶同位素組成特征

桂南地區(qū)地下熱水中87Sr/86Sr比值介于0．708～0．738之間，平均值為0．716，87Sr/86Sr比值的最大差值為0．03，其中87Sr/86Sr比值在0．708～0．713范圍內(nèi)的水樣占50%。研究區(qū)地下熱水中鍶同位素的空間分布特征見圖4。由圖4可見:從桂西南防城港市垌中鎮(zhèn)垌中溫泉至崇左市寧明縣花山溫泉一線，熱泉87Sr/86Sr比值逐漸減小，垌中溫泉中87Sr/86Sr比值為0．738;從崇左市寧明縣花山溫泉至東南方向玉林市北流溫場溫泉一線，熱泉87Sr/86Sr比值逐漸增大，北流溫場溫泉中87Sr/86Sr比值為0．737;研究區(qū)不同地方溫泉中87Sr/86Sr比值差異較大，說明地?zé)崴惓^(qū)大多分布在不同的地下水系統(tǒng)中。

圖4 研究區(qū)地下熱水中87S的/86Sr比值空間分布特征Fig．4 Contour line of87Sr/86Sr values in the geothermal water samples of the study area

已有文獻(xiàn)研究表明，我國南部地區(qū)碳酸鹽巖中87Sr/86Sr比值約為0．708，花崗巖中87Sr/86Sr比值普遍介于0．710～0．740［7］。在自然界中，放射性87Rb經(jīng)β衰變不斷地形成87Sr，所以影響87Sr/86Sr比值主要有兩個因素:一是礦物和巖石形成所經(jīng)歷的時間;二是礦物和巖石中Rb和Sr的含量，一般含Rb較豐富的長石、云母等礦物或巖石中87Sr/86Sr的比值較高［8-9］。由圖4可見:桂西南地區(qū)87Sr/86Sr比值較高，結(jié)合氘過量參數(shù)d值分析，該地區(qū)d值整體偏低，推測該地區(qū)水-巖相互作用較劇烈或者地?zé)崴鲃油緩捷^長，此外，該區(qū)域內(nèi)部分地區(qū)的地層為花崗巖，也有可能是導(dǎo)致87Sr/86Sr比值高的原因之一;桂東南地區(qū)主要地層為石灰?guī)r和砂巖，其87Sr/86Sr比值普遍略高于碳酸鹽巖中87Sr/86Sr的比值，且d值較小，推測該區(qū)域地?zé)崴芩?巖相互作用影響較大，其鍶除了來源于碳酸鹽巖的風(fēng)化或溶解，可能還源于硅酸鹽的水解作用，因為全球范圍內(nèi)硅酸鹽中87Sr/86Sr的比值一般介于0．716～0．720［10-11］。

4 地下熱水系統(tǒng)氟的水文地球化學(xué)行為特征

4．1 水文地球化學(xué)主控因子

為了進(jìn)一步研究桂南地區(qū)地下熱水中氟的富集特征，對研究區(qū)地下熱水樣品中的F－、溫度、pH值、和TDS這11個指標(biāo)進(jìn)行了主成分分析，其結(jié)果見表3。按照特征值大于1的原則共提取了4個公共因子，其特征值分別為3．466、3．215、1．694和1．287，其累計方差貢獻(xiàn)率為87．84%。由表3可見，F(xiàn)1的貢獻(xiàn)率為31．51%，主要包括和TDS 3個指標(biāo)，另外Na+、也占有一定的載荷，且均與F1呈正相關(guān)關(guān)系，說明F1主要指示研究區(qū)地下熱水的鹽分，TDS、HCO3－、K+的正載荷也反映出在一定程度上蒸發(fā)濃縮作用對地下熱水的影響。F2的貢獻(xiàn)率為29．23%，其中F－、溫度、pH值、Na+具有較高的正載荷，Ca2+、Mg2+表現(xiàn)出較高的負(fù)載荷，因此F2指示了含氟礦物的溶解，表明高溫、偏堿性富Na+地下水環(huán)境利于水體中氟的賦存，而高Ca2+、Mg2+地下水環(huán)境限制了水體中氟的富集。分析原因認(rèn)為:水溫越高，F(xiàn)－的活性越強(qiáng)，有利于呈吸附態(tài)氟從巖石及土壤表面解吸，以致水中氟含量增高［12］;當(dāng)?shù)叵聼崴疄樗嵝詴r，F(xiàn)－極易與水中的Al3+、Mg2+、Fe3+、Ca2+等陽離子形成穩(wěn)定的可溶性絡(luò)合物，以致水中F－含量減小，并且隨著pH值的降低，氟的絡(luò)合能力越來越強(qiáng);由于F－和OH－具有的離子半徑相當(dāng)，在堿性條件下，OH－可以取代被礦物吸附的F－，與Fe3+、Al3+等形成沉淀從水中析出，因而F－從絡(luò)合物中釋放到地下熱水系統(tǒng)中［13］;水體中Ca2+對氟富集程度主要受礦物溶解與沉淀控制，地下熱水中Ca2+主要來源于方解石、白云石、石膏和螢石等礦物的溶解，而其中螢石為水體中氟的主要來源，隨著水體中鈣濃度的降低，可促進(jìn)螢石的溶解，進(jìn)而使得水體中富集F－。F3的貢獻(xiàn)率為15．40%，SO4具有較高的正載荷，此外F－、溫度表現(xiàn)出一定的正載荷。F4代表Cl－，其貢獻(xiàn)率為11．70%。F3和F4分別指示地下熱水中不同的陰離子，指示意義不大。

表3 旋轉(zhuǎn)因子載荷矩陣Table 3 Rotated component matrix

4．2 氟遷移富集的水文地球化學(xué)過程

熱儲巖性與地下熱水中氟的含量有較大的關(guān)聯(lián)，研究區(qū)內(nèi)高氟(＞1．5 mg/L)地?zé)崴挥诨◢弾r地區(qū)，自然界最主要的含氟礦物螢石(CaF2)中氟含量可達(dá)48%，可作為氟礦物出現(xiàn)在花崗巖中，如前所述，水體中氫氧同位素及鍶同位素組成特征表明地下熱水系統(tǒng)中發(fā)生有熱水-花崗巖的相互作用以及花崗巖的風(fēng)化過程，此過程可造成氟的釋放及富集。本文運用PHREEQC計算地下熱水中部分礦物飽和指數(shù)，結(jié)果表明部分地?zé)崴形炇蠖嗵幱谖达柡蜖顟B(tài)，而方解石及白云石在大部分地下熱水水樣中均處于飽和狀態(tài)，則可能發(fā)生如下化學(xué)反應(yīng):

由于白云石及方解石處于過飽和狀態(tài)，地下熱水中Ca2+以兩者形式發(fā)生沉淀，使得地?zé)崴w中Ca2+濃度降低，進(jìn)而促進(jìn)螢石發(fā)生溶解過程，從而造成水體中F－濃度升高，形成水體中Ca2+與F－明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系，見圖5。可見，研究區(qū)地下熱水中螢石(CaF2)的溶解與沉淀對氟的遷移富集起著主要控制作用。

圖5 研究區(qū)地下熱水中Ca2+與F－的關(guān)系圖Fig．5 Correlation between Ca2+and F－concentrations in the geothermal water of the study area

5 結(jié) 論

本文針對廣西桂南地區(qū)地下熱水中氟富集的現(xiàn)象，選取該地區(qū)地下熱水系統(tǒng)作為研究對象，分析了地下熱水中氟含量、水化學(xué)組成、氫氧及鍶同位素組成特征，并深入研究了控制影響氟在地下熱水系統(tǒng)中遷移富集的主要因素，得到如下結(jié)論:

(1)研究區(qū)地下熱水中氟含量的變化范圍為＜0．01～17．93 mg/L，平均值為3．13 mg/L，中間值為0．42 mg/L，其中43%地下水樣品中氟含量超過飲用水氟骨癥臨界值1．5 mg/L。

(2)研究區(qū)地下熱水的理化性質(zhì)表明，地下熱水系統(tǒng)中氟含量同溫度呈明顯正相關(guān)性，Na-HCO3型水利于氟在地下熱水中發(fā)生富集。

(3)氫氧同位素研究結(jié)果表明，研究區(qū)地下熱水主要接受大氣降水補(bǔ)給，同時受一定程度蒸發(fā)濃縮作用影響;鍶同位素特征表明，地下熱水水化學(xué)組成主要受鋁硅酸鹽風(fēng)化及碳酸鹽溶解過程的影響。

(4)螢石的飽和性溶解與沉淀是控制廣西地下熱水系統(tǒng)中氟遷移富集的主要因素。

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Distribution，Migration and Enrichment of Fluoride in Geothermal Water in Southern Guangxi，China

ZHU Mingzhan1，LI Junxia2，QIN Hongfei2，XIE Xianjun2
(1．Guangxi Institute of Geological Survey，Nanning530023，China;2．School of Environmental Studies，China University of Geosciences，Wuhan430074，China)

This paper deeply studies the spatial distribution and the affecting factors of fluoride(F)in the geothermal water in Southern part of Guangxi Province by the isotopic study of hydrogen，oxygen and strontium．The results indicate that the F concentration of geothermal water ranges from ＜0．01 to 17．93 mg/L with 43%of water samples containing F above 1．5 mg/L，and the geothermal water containing high fluoride is dominated by the hydrochemical type of Na-HCO3．In addition，there is a significant positive correlation between F concentration and the temperature of geothermal water．The hydrogen and oxygen isotope compositions indicate that the geothermal water is mainly originated from the meteoric water and influenced by the water-rock interaction and evaporation concentration to some degree．The strontium isotope analysis suggests that the weathering of silicate and carbonate rock contributes to chemistry of the geothermal water．The factor analysis results of the hydrochemistry of the geothermal water demonstrate that the migration and release of F in geothermal water is governed by the precipitation and dissolution of fluorite．

distribution of fluoride;geothermal water system;isotope of hydrogen，oxygen and strontium;migration and enrichment;southern Guangxi

X523;P641．3

ADOI:10．13578/j．cnki．issn．1671-1556．2016．05．012

1671-1556(2016)05-0073-07

2016-04-02

2016-08-06

國家自然科學(xué)基金項目(41372254)

朱明占(1984—)，男，工程碩士，主要從事地下水污染與防治方面的研究工作。E-mail:gxtezmz@163．com