新疆博阿斷裂附近地表水和地下水的水化學(xué)和同位素特征及水質(zhì)評價

楊明遠(yuǎn) ，趙佳怡 ，馬超 ，李鑫

（1. 新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘察開發(fā)局第二區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊，新疆 昌吉 831100；2. 中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北 石家莊 050061；3. 自然資源部地?zé)崤c干熱巖勘察開發(fā)技術(shù)創(chuàng)新中心，河北 正定 050800）

水資源緊缺一直是制約社會可持續(xù)發(fā)展的重要因素，尤其是中國西北干旱地區(qū)地下水資源匱乏，研究地下水的水文地球化學(xué)特征及水質(zhì)可為水資源的開發(fā)利用提供支持。

水文地球化學(xué)的研究最早起始于地下水勘探開發(fā)利用的水文地質(zhì)研究，自20世紀(jì)60、70年代起，水文地球化學(xué)在地下水監(jiān)測及分析中應(yīng)用越來越廣泛（沈照理，1985）。20世紀(jì)60年代，開始研究地下水在地殼中的作用（任福弘等，1993），召開了相應(yīng)的水文地球與生物地球化學(xué)研討會，研究水文地球化學(xué)相關(guān)問題。1992年《水文地球化學(xué)》將此研究分為理論與應(yīng)用兩部分，從地下水形成、遷移等理論問題和飲用、地?zé)崴?、礦水和模擬預(yù)測的應(yīng)用兩方面進(jìn)行論述（葉思源等，2002）。近期水文地球化學(xué)圍繞油田水、海底礦藏、地?zé)崴?、環(huán)境等方面進(jìn)行特定的分析，研究手段也不斷增加（馬致遠(yuǎn)等，2017；劉瑞平等，2019）。

新疆地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜多樣，地殼活動頻繁，地勢具有南高北低、西高東低少環(huán)山封閉盆地的特點(diǎn)，地?zé)豳Y源豐富，各熱水區(qū)帶的水熱活動強(qiáng)度自北而南逐漸增強(qiáng)，自西向東逐漸減弱（中國各省地?zé)豳Y源全解析，2020）。王書峰（1985）對新疆烏魯木齊河流域的水文地球化學(xué)進(jìn)行了初步研究，周金龍（2010）將新疆地下水劃分7個方面對其進(jìn)行整體分析研究，為新疆等西北干旱地區(qū)地下水資源與環(huán)境問題研究提供了可借鑒的方法和理念。顧新魯?shù)龋?015）對新疆地?zé)豳Y源成因類型及控?zé)崮Ｊ竭M(jìn)行了分析，將地?zé)岢梢蝾愋头譃閿嗔褬?gòu)造型、沉積盆地型和煤層自燃型，主要受區(qū)域斷裂構(gòu)造及次級構(gòu)造、大地?zé)崃鞅尘昂蜔嵩?、水源流體等因素的影響和控制。殷秀蘭等（2015）對烏魯木齊河流域北部的水文地球化學(xué)特征進(jìn)行了研究。蔣萬軍等（2016）、趙江濤等（2017）、雷米等（2020）分別對新疆吐—哈盆地、焉耆盆地平原區(qū)和昌吉州東部平原區(qū)的地下水行了水文地球化學(xué)分析，對地下水演化及分布特征進(jìn)行整體研究。

新疆地質(zhì)演化歷史復(fù)雜，博羅科努-阿其克庫都克斷裂（簡稱“博阿斷裂”）是超巖石圈斷裂，有長期和多期活動的特點(diǎn)，是良好的導(dǎo)熱導(dǎo)水通道及地下水容集通道，形成條件和巖性等都影響著其蓄水能力和地下水流場。因此，通過研究博阿斷裂附近的地表水及地下水的水化學(xué)等特征可判斷其對地下水演化、流場等影響?？傮w來看，針對新疆單一地區(qū)的水文地球化學(xué)分析相對較多，但缺乏針對整體構(gòu)造的不同分布位置的水的水文地球化學(xué)研究。新疆屬于西北干旱地區(qū)，水資源匱乏，通過研究博阿斷裂帶上泉水的水文地球化學(xué)特征可以更好分析斷裂構(gòu)造上對地下水化學(xué)演化、徑流的影響，為開發(fā)利用地下水及進(jìn)行水利工程建設(shè)等提供理論研究支撐。

1 研究區(qū)概況

博阿斷裂是一條巨大的NW向構(gòu)造，斷裂起始于哈薩克斯坦境內(nèi)沿阿拉胡西南側(cè)的阿拉套山山前，從阿拉山口由NW向SE進(jìn)入中國，在中國境內(nèi)長約為800 km（圖1；楊曉平等，2000）。博阿斷裂屬于超巖石圈斷裂（陳哲夫等，1997），屬準(zhǔn)噶爾-哈薩克斯坦古板塊與塔里木古板塊結(jié)合部位，次級斷裂及褶皺構(gòu)造十分發(fā)育，是褶皺山地斷裂型地?zé)豳Y源有利賦存地區(qū)，以密集的NWW向大型右行壓扭性斷裂為主體，為天山山脈主要控?zé)針?gòu)造。從該斷裂控制的地層和侵入巖體看，它具有長期和多期活動的特點(diǎn)，早古生代以前即已形成。中新生代以來，由于天山強(qiáng)烈隆起而導(dǎo)致斷裂重新活動，形成由南向北推擠的疊瓦狀斷裂帶，斷面向西南傾，傾角為50°～60°。沿斷裂發(fā)育破碎帶和動力變質(zhì)帶，其中片理、擠壓透鏡體長軸及小型褶皺曲軸面與主斷裂面成15°夾角，顯示斷裂的壓扭性質(zhì)（馮先岳，1997）。

圖1 天山地區(qū)主要活動斷裂及采樣點(diǎn)位置（楊曉平等，2000）Fig. 1 Main active faults in Tianshan area and sampling point location

研究區(qū)位于北天山優(yōu)地槽褶皺帶，西部位于依連哈比爾尕復(fù)背斜帶，受區(qū)域構(gòu)造控制，形成一系列NWW、SEE向壓性及壓扭性斷裂，NE—SW向和NW—SE向扭斷裂。置屬中山區(qū)地貌，山勢陡峻，溝谷縱橫交匯，河谷深切，呈“U”型谷。侵蝕作用強(qiáng)烈，溫泉出露部位地勢相對西高東低，南高北低，總體地勢是南高北低（陳鋒等，2016）。西部地區(qū)主要發(fā)育地層為中石炭統(tǒng)前峽亞組，由沉積作用、火山噴發(fā)作用形成的一套以淺海-濱海相正常沉積巖、火山碎屑沉積巖、火山碎屑巖建造，地層多呈單斜產(chǎn)出（陳首，2017）。中部位于昌吉市頭屯河水庫—三屯河努爾加水庫，地處天山北麓準(zhǔn)噶爾盆地南緣的頭屯河—三屯河沖洪積扇的山前傾斜平原上，地勢總趨勢西南高北東低，地表被兩河水系、沖溝侵蝕切割，切割深度自南向北逐漸變小。頭屯河發(fā)育有三至四級堆積階地，并有河漫灘發(fā)育，切割深度為25～35 m，河谷寬為400～600 m；三屯河發(fā)育有四級階地，切割深度為30～40 m，河岸寬為300～600 m，并有河漫灘發(fā)育。中部地區(qū)巖性單一，巖性為卵石、礫石、砂礫石、砂層等，結(jié)構(gòu)松散，透水性好。地形復(fù)雜，總體上呈西高東低，南高北低，海拔高程為1 095～1306 m，相對高差為275 m，山體地形走向以NW向的溝谷為主。受控于地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動、三屯河水系及頭屯河水系的徑流切割，以低山丘陵地貌為主，臺地地貌為次，局部地勢切割劇烈。東南地區(qū)位于烏魯木齊河流域，屬于天山北坡中段，準(zhǔn)噶爾盆地南緣，北部為傾斜平原，東望可見天山主峰博格達(dá)峰，南依天山中段天格爾峰，NW向準(zhǔn)噶爾盆地傾斜，區(qū)廣泛分布多層結(jié)構(gòu)的潛水、承壓水和深部自流水（周金龍，2010）。

2 取樣與檢測方法

在位于博阿斷裂帶的頭屯河水庫—三屯河努爾加水庫地區(qū)共采集地表水水樣3組，在同位于博阿斷裂帶的沙灣縣、呼圖壁縣及烏魯木齊市采集溫泉水樣6組。另外收集位于博阿斷裂帶的烏魯木齊河泉水水樣7組（表1；高朋等，2021）。

采集的泉水樣品進(jìn)行了水質(zhì)全分析，部分溫泉樣品進(jìn)行了氫氧同位素分析，水質(zhì)全分析根據(jù)中華人民共和國國家標(biāo)準(zhǔn)飲用天然礦泉水檢驗方法（GB/T8538-2008）檢測，其中陽離子使用的ICP方法進(jìn)行離子濃度檢測，陰離子使用離子色譜進(jìn)行分析，陰陽離子平衡誤差控制在3 %以內(nèi)。氫氧同位素利用波長掃描—光腔衰蕩光譜法在溫度23 ℃，濕度50 %情況下進(jìn)行檢測。本次樣品均由國土資源部地下水礦泉水及環(huán)境檢測中心（中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所）檢測完成。

3 結(jié)果分析與討論

3.1 水化學(xué)特征分析

（1）pH和TDS

研究區(qū)溫泉水、地表水和冷泉水的水化學(xué)特征有明顯的區(qū)別。從溫泉水、地表水到地下水，pH值逐漸降低，分別為8.82～9.92、8.01～8.58和7.6～7.97，且均大于7.5，為堿性水。溫泉水、地表水和冷泉水的TDS含量為77～3 633.91 mg/L，且從地表水、溫泉水到冷泉水，TDS含量逐漸降低。其中，溫泉水和冷泉水的TDS分別為304.75～553.73 mg/L和77～170 mg/L，均小于1g/L，為淡水。然而，地表水的TDS為1 338.64～3 633.91 mg/L，大于1 g/L或 3g/L，為微咸水和咸水。

（2）水化學(xué)特征及主要離子含量

不同類型水的主要離子含量和水化學(xué)類型有明顯的區(qū)別（張帆等，2023）。地表水中的各種主要離子含量都明顯要高于溫泉水和冷泉水，而且溫泉水和冷泉水中各個主要離子的相對含量大小趨勢并不存在一致性（圖2）。由piper三線圖（圖3）可知地表水的水化學(xué)類型主要為SO4—Na、Cl·SO4—Na和HCO3·SO4—Ca·Na型，Na+為主要的陽離子，其含量為332.22～1 081.49 mg/L，SO42-為主要的陰離子，其含量為537.86～198.26 mg/L。溫泉水的水化學(xué)類型為SO4·HCO3—Na/HCO3·SO4—Na和HCO3·Cl—Na型，Na+為主要的陽離子，其含量為100.89～163.12 mg/L，HCO3—為最主要的陰離子，其含量為23.19～48.83 mg/L，此外，SO42—和Cl—為溫泉水的主要陰離子，含量分別為15.36～158.44 mg/L和14.32～96.63 mg/L。冷泉水的水化學(xué)類型為SO4·HCO3—Mg·Ca、HCO3—Ca、HCO3—Mg·Ca和SO4·HCO3-Ca型，SO42—和HCO3—為主要的陰離子，含量分別在13.78～28.79 mg/L和46.75～169.47 mg/L，Ca2+和Mg2+為主要的陽離子，含量分別為21.87～50.18 mg/L和3.39-8.7 mg/L。此外，溫泉水的Ca2+和Mg2+含量要顯著小于地表水和冷泉水，含量僅分別為1.6～4.01mg/L和0.24～0.73 mg/L。同時，冷泉水的Na+和Cl—含量明顯偏低，分別為0.55～3.68 mg/L和3.42～9.4 mg/L。

圖2 研究區(qū)主要離子濃度圖Fig. 2 Major ion concentration in the study area

圖3 研究區(qū)piper三線圖Fig. 3 Piper map of the study area

（3）特征組分

筆者主要對NO3-、NH4+、F-和偏硅酸進(jìn)行討論。由于并未收集到冷泉水的特征組分的數(shù)據(jù)，因此只討論溫泉水和地表水中這些特征組分的含量特征。從圖4可以看到，溫泉水中的偏硅酸含量要顯著高于地表水，其在溫泉水和地表水中的含量分別為40.86～133.43 mg/L和16.75～37.66 mg/L。溫泉水的F-含量也要高于地表水，分別為2.43～10.97 mg/L和1.82～2.76 mg/L，并且DRT4和DRT5水樣的F-含量要顯著偏高分別為10.97 mg/L和9.67 mg/L。溫泉水中的NO3-含量顯著低于地表水，分別為0.14～5.74 mg/L和14.29～31.84 mg/L。然而，溫泉水的NH4+含量則明顯高于地表水，分別為0.39～5.7 mg/L和＜0.04～2.2 mg/L。

圖4 研究區(qū)特征組分濃度圖Fig. 4 Characteristic component concentration of study area

3.2 水文地球化學(xué)過程

地表水和地下水經(jīng)歷的不同的水-巖相互作用、混合作用、循環(huán)時間和路徑以及所處的氧化還原環(huán)境等因素都控制著水中的離子或元素的含量（張錫根，1988；張保健，2011；張未，2016； Wang et al.，2020）。因此，闡明地下水和地表水在循環(huán)過程中所經(jīng)歷的水文地球化學(xué)過程對了解地下水和地表水的化學(xué)組分的形成機(jī)理十分重要。

（1）蒸發(fā)作用

通過對河流、湖泊和雨水等樣本分析，Gibbs（1970）提出了地表水的3種離子來源：蒸發(fā)結(jié)晶、巖石風(fēng)化和降水（韓朝輝等，2023）。通過分析TDS vs. Na+/（Na++Ca2+）和TDS vs. Cl—/（Cl—+HCO3—）（圖5），可以發(fā)現(xiàn)地表水水樣點(diǎn)大部分位于蒸發(fā)結(jié)晶區(qū)域，冷泉位于巖石風(fēng)化區(qū)域，溫泉位于巖石風(fēng)化域和蒸發(fā)區(qū)域，說明研究區(qū)地表水受到了蒸發(fā)作用的強(qiáng)烈影響，冷泉和溫泉主要受到巖石風(fēng)化或水巖作用的影響。因此，地表水的主要離子含量與溫泉水和冷泉水相比顯著偏高。同時，地表水水樣點(diǎn)在TDS vs. Cl—/（Cl—+HCO3—）圖中位于Gibbs圖偏左，而在TDS vs. Na+/（Na++Ca2+）圖中位于Gibbs圖右側(cè)，這可能是由于Ca2+發(fā)生了沉淀導(dǎo)致了其含量的降低，或者Na+與Ca2+發(fā)生了陽離子交換反應(yīng)，導(dǎo)致Na+含量增加而Ca2+含量降低。

圖5 研究區(qū)Gibbs圖Fig. 5 Gibbs map of the study area

（2）礦物溶解與沉淀

一般來說，地下水和地表水中的溶解組分的含量主要來自圍巖的溶濾、大氣降水以及人類活動等（Lasaga et al.，1994; Xing et al.，2013），礦物的溶解和沉淀會導(dǎo)致水化學(xué)類型發(fā)生變化（Gao et al.，2022）。

運(yùn)用PHREEQC對溫泉水、地表水和冷泉水的部分礦物飽和指數(shù)（SI）進(jìn)行了模擬計算（圖6），發(fā)現(xiàn)硬石膏、螢石和石膏的SI值都＜0，且大部分都＜—1，說明研究區(qū)這些水中的硬石膏、螢石和石膏都處于溶解狀態(tài)。然而，方解石、白云石和文石的礦物飽和指數(shù)大部分為—1～1，表明研究區(qū)的這些水中的方解石、白云石和文石處于平衡和沉淀狀態(tài)，有發(fā)生沉淀的趨勢。同時，溫泉水中的方解石、白云石和文石基本上都＞0，處于沉淀狀態(tài)，這也解釋了其水樣點(diǎn)在（Na+K）vs.HCO3圖中位于1∶1直線上方的原因。這些礦物對地下水水文地球化學(xué)過程起了相當(dāng)重要的作用。

圖6 溫泉水（a）、地表水（b）和冷泉水（c）SI圖Fig. 6 SI map of (a) hot spring, (b) surface water and (c) cold spring

通過Ca2+與Mg2+的比值分析，可更好了解方解石與白云石的溶解與沉淀（Gao et al., 2020）。作研究區(qū)Ca2+vs. Mg2+圖（圖7）顯示，水樣基本落在1∶1直線的下方，說明研究區(qū)中方解石比白云巖更占優(yōu)勢。

圖7 研究區(qū)Ca2+ vs Mg2+離子關(guān)系圖Fig. 7 Diagram of Ca2+ vs Mg2+ relationship in the study area

（3）陽離子交替吸附

通過主要離子的毫克當(dāng)量數(shù)據(jù)點(diǎn)以及礦物溶解比直線可以揭示主要離子的主要來源。

從HCO3—vs.（Ca2++Mg2+）、（Ca2++Mg2+）vs.（SO42—+HCO3—）、HCO3—vs. Ca2+、Na+vs. Cl—以及（Na++K+）vs.HCO3—的主要離子關(guān)系圖（圖8）可以看出，地表水樣點(diǎn)分布都十分分散，表明地表水中的這些元素來自于多種礦物的溶解。溫泉水水樣點(diǎn)在HCO3—vs. （Ca2++Mg2+）、（Ca2++Mg2+）vs.（SO42—+HCO3—）、HCO3—vs. Ca2+圖中都位于1∶1直線下方，說明有其他的HCO3—來源，而在Na+vs. Cl—以及（Na++K+）vs. HCO3—圖位于1∶1直線上方，說明Na+有其他的來源。通常在非碳酸鹽巖熱儲中的地下熱水中，由于深部CO2的影響，長石類礦物會發(fā)生溶解，導(dǎo)致地下熱水中有較高含量的Na+和HCO3—，同時由于少量鈣長石的溶解，因此地下熱水中具有少量的Ca2+。同時，含Mg2+的礦物很少，因此Mg2+的含量很低，低于地下冷水和地表水?？梢杂萌缦禄瘜W(xué)方程式表示：

圖8 主要離子關(guān)系圖Fig. 8 Major ion relationship map

冷泉水樣點(diǎn)在（Ca2++Mg2+）vs.（SO42—+HCO3—）圖中剛好位于1∶1溶解比直線，這說明冷泉水中的Ca2+、Mg2+、SO42—和HCO3—主要來自于白云石、方解石以及石膏的溶解，可用如下化學(xué)方程式來表示：—vs. Ca2+以及SO4vs. Ca2+圖中都位于1∶1直線的上方，也說明了冷泉中這些元素的含量不止一種來源，表明離子交換作用對地下水化學(xué)成分影響較為強(qiáng)烈。

（4）氧化還原環(huán)境

NO3—和NH4+可以作為氧化還原環(huán)境的指示劑。在有氧條件下，亞硝酸細(xì)菌和硝酸細(xì)菌能夠?qū)H4+最終氧化成為NO3—，可用如下化學(xué)方程式來表達(dá)：

其數(shù)據(jù)點(diǎn)在HCO3—vs.（Ca2++Mg2+）、HCO3

通過上述特征組分含量的分析可以知道，地表水中的NO3-含量遠(yuǎn)大于溫泉水，但是其NH4+含量卻小于溫泉水，這說明地表水處于相對氧化的環(huán)境，促進(jìn)了NH4+在亞硝酸細(xì)菌和硝酸細(xì)菌的作用下，被氧化成為NO3—。地表水與空氣直接接觸，空氣中的O2可以溶解進(jìn)入地表水中，因而使得地表水處于氧化狀態(tài)。同時，這也說明了溫泉水處于相對的還原狀態(tài)或者較弱的氧化狀態(tài)，因此其NH4+含量要遠(yuǎn)高于地表水。溫泉水的循環(huán)路徑較長，在接受大氣降水補(bǔ)給之后，往往經(jīng)歷較長時間的深循環(huán)，在循環(huán)過程中水中的大氣降水中的O2就會消耗導(dǎo)致含量降低，如果沒有其他O2的補(bǔ)給來源，就會導(dǎo)致溫泉水處于相對還原或者弱氧化的環(huán)境，因而較少的NH4+被亞硝酸細(xì)菌和硝酸細(xì)菌的氧化成為NO3—。

3.3 氫氧同位素特征

（1） 補(bǔ)給來源

研究地下水氫氧同位素特征可以判斷地下水的起源（張帆等，2023；王新娟等，2023），確定地下水的補(bǔ)給條件、大氣降水與地表水和地下水的聯(lián)系程度，了解地下水的循環(huán)途徑（Song et al.，2017）。由于D和18O的蒸汽張力比較小，因此其在液相中富集，在氣相中貧化，從而導(dǎo)致不同的地下水循環(huán)氫氧同位素含量不同（張錫根，1988）。地下水中的δD的變化值除了少部分的混合作用的影響外，主要取決于補(bǔ)給溫度及補(bǔ)給高程，δ18O的變化則主要根據(jù)水-巖作用的交換程度和水、巖比值（Craig，1961）。

將水樣點(diǎn)的氫氧穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)和全球大氣降水線以及當(dāng)?shù)卮髿饨邓€繪制在同一張圖中（圖9），判斷水樣點(diǎn)與大氣降水線的相對位置，可以揭示研究區(qū)水的補(bǔ)給來源。其中全球大氣降水線：δD=8δ18O+10（倪高倩等，2016），新疆烏魯木齊大氣降水線：δD=7.215δ18O+4.5（李暉等，2009）。由于缺乏研究區(qū)地表水的氫氧穩(wěn)定同位素數(shù)據(jù)，因此只判斷研究區(qū)溫泉水和冷泉水的補(bǔ)給來源。

圖9 研究區(qū)樣品δD-δ18O關(guān)系圖Fig. 9 Study area samples δD-δ18O diagram

研究區(qū)溫泉水和冷泉水水樣點(diǎn)都落在大氣降水線附近，表明它們的主要補(bǔ)給來源為大氣降水。然而，溫泉水和冷泉水水樣點(diǎn)的分布位置有較大區(qū)別。溫泉水分布在全球大氣降水線和當(dāng)?shù)卮髿饨邓€的下方，且出現(xiàn)了“18O漂移”的現(xiàn)象，這主要是因為溫泉水與圍巖發(fā)生的水-巖相互作用導(dǎo)致溫泉水和圍巖發(fā)生了δ18O的交換，導(dǎo)致水中δ18O富集（Wang et al.，2019）。冷泉水有多數(shù)水樣點(diǎn)分布在全球大氣降水線和當(dāng)?shù)卮髿饨邓€的上方，這主要是因為發(fā)生了水汽再循環(huán)，導(dǎo)致冷泉水中的δD富集。

溫泉水相對于冷泉水表現(xiàn)出δ18O和δD貧化以及更高的溫度的特征，這說明溫泉水比冷泉水可能接受了更高的大氣降水補(bǔ)給，以及經(jīng)歷了更深的水循環(huán)，其在含水層中滯留的時間更長，徑流相對較長，水-巖相互作用程度更加強(qiáng)烈。

（2） 補(bǔ)給高程

通常來說，大氣降水的δD和δ18O與氣溫呈線性關(guān)系，高程效應(yīng)指的就是海拔越高，溫度越低，δD和δ18O值同時也降低（孫占學(xué)等，1992）。主要原因是由于高程的增加導(dǎo)致氣溫降低，水汽冷凝同位素分餾，雨滴蒸發(fā)減少，因此伴有山體迎面風(fēng)的雨量增加，形成了山體迎面風(fēng)的超前降雨區(qū)，從而隨著云團(tuán)上升，同位素含量減少，形成高程效應(yīng)（陳禮明，2019）。通過研究這種高程效應(yīng)，可根據(jù)氫氧同位素推測地下水補(bǔ)給高程。根據(jù)資料可知地下水補(bǔ)給高程公式：

式中：δG為樣品中δD的值；δP為大氣降水中δD的值；k為大氣降水中δD的高程梯度；h為取樣點(diǎn)高程（m）。根據(jù)李學(xué)禮等（2000）推理得出研究區(qū)大氣降水的同位素成分，大氣降水δD值為—44.61，高程梯度為—0.046‰/100 m。

根據(jù)計算公式得到研究區(qū)溫泉水補(bǔ)給高程為3 064～4 161 m，冷泉補(bǔ)給高程為2 874～3 943 m（表2），南部天山山脈海拔3 800～4 200 m以上為常年積雪和現(xiàn)代冰川作用帶，研究區(qū)補(bǔ)給高程與附近山體融雪線高程較為一致，說明研究區(qū)泉水點(diǎn)的主要來源是周圍山脈的大氣降水與冰川融雪，通過斷裂，徑流、排泄等過程到達(dá)研究區(qū)，經(jīng)過靜水壓力等作用下上升至地表形成泉水。

表2 研究區(qū)補(bǔ)給高程表Tab. 2 Recharge elevation in the study area

3.4 水質(zhì)評價

F值評分法是中國水質(zhì)評價最常用的一種方法，適用于化學(xué)指標(biāo)分級明顯、無超標(biāo)或多項指標(biāo)均超標(biāo)等各類情況（王一凡等，2014）。利用F值評分法對研究區(qū)的溫泉水和地表水的水質(zhì)進(jìn)行評價。具體步驟如下（孟春芳等，2015）：

（1）首先對各個離子進(jìn)行單項組分評價，得到單項組分評價分值（表3）。

表3 地下水質(zhì)量評分表Tab. 3 Groundwater quality scoring table

（2）根據(jù)公式計算綜合評價分值F：

（3）根據(jù)綜合評分值F確定水質(zhì)分級（表4）。

表4 地下水質(zhì)量分級表Tab. 4 Groundwater quality classification table

采用pH、TDS、Cl—、SO42—、NO3—、NO2—、NH4+、F等8種離子指標(biāo)進(jìn)行水質(zhì)分析，結(jié)果見表5。

表5 研究區(qū)水質(zhì)F分值法評價結(jié)果表Tab. 5 Evaluation results of F-score method for water quality in the study area

根據(jù)表5發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)溫泉水和地表水的水質(zhì)都大于7.2，屬于V類水，水質(zhì)均屬于極差等級，且地表水的水質(zhì)要比溫泉水更差。通過前面的分析可知，溫泉水循環(huán)深度較深，循環(huán)路徑較長，因此其水-巖相互作用時間較長，導(dǎo)致其水質(zhì)很差。地表水則由于強(qiáng)烈的蒸發(fā)濃縮作用，導(dǎo)致其離子和元素的含量很高，因此水質(zhì)很差。同時，人類活動對地表水產(chǎn)生的污染可能也是導(dǎo)致地表水F值很高、水質(zhì)較差的原因。

4 結(jié)論

（1）研究區(qū)不同類型的地表水和地下水的水化學(xué)類型有很大的區(qū)別。地表水的水化學(xué)類型主要為SO4-Na、Cl·SO4-Na和HCO3·SO4-Ca·Na型。溫泉水的水化學(xué)類型為SO4·HCO3-Na/HCO3·SO4-Na和HCO3·Cl-Na型。冷泉水的水化學(xué)類型為SO4·HCO3-Mg·Ca、HCO3-Ca、HCO3-Mg·Ca和SO4·HCO3-Ca型。

（2）研究區(qū)地表水和地下水主要離子都主要來源于圍巖的溶濾或風(fēng)化，且地表水中主要離子的含量受到了強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用的影響。研究區(qū)冷泉水中Ca2+、Mg2+、HCO3—和SO42—主要來源于白云石、方解石和石膏的溶解。溫泉水中的Na+、Ca2+、K+和HCO3—主要來源于長石類礦物的溶解。地表水中的主要離子則較復(fù)雜，具有多種來源。溫泉水和地表水中的NO—3和NH4+的相對含量主要受到了氧化還原環(huán)境的影響，而且地表水中很高的NO3—含量又受到了蒸發(fā)作用的影響。

（3）研究區(qū)的溫泉水和冷泉水的補(bǔ)給來源都主要為大氣降水。由于水-巖相互作用，溫泉水表現(xiàn)出了明顯的“18O漂移”現(xiàn)象，而冷泉水的氫氧穩(wěn)定同位素受到了水汽再循環(huán)的影響。溫泉水和冷泉水的補(bǔ)給高程分別為3 064～4 161 m和2 874～3 943 m。

（4）研究區(qū)的溫泉水和地表水的水質(zhì)極差，都屬于V類水，不適合直接飲用。