研究区位于山东省中南部，柴汶河上游，主要包括泰安市新泰市、临沂市蒙阴县及淄博市沂源县，包括新泰幅、新汶幅两个1∶5万标准图幅，极值坐标：东经117°30′—118°00′，北纬35°50′—36°00′，面积840 km²（图1）。区内地势整体上东高西低、南北高中间低，北部为新甫山凸起、南部为蒙山凸起，中部为蒙阴凹陷，形成“两凸夹一凹”的构造格局^[7-9]。

研究区属暖温带季风大陆性气候，四季分明。多年平均气温13.6 ℃，多年平均降水量为744.4 mm。其主要特点为：降水量年内分配不均，主要集中在6—9月份，降水量年际变化较大，降水具有连丰、连枯交替出现的特点。

区内发育主要河流为柴汶河，发源于沂源县西南部牛栏峪一带，东流至周科峪西折向西南流，经新泰、宁阳县境至大汶口入主流牟汶河。其支流主要有东周河、西周河、平阳河、迈莱河等，均由北向南汇入柴汶河形成柴汶河上游流域。

研究区地处新汶盆地岩溶水系统，在东北部及西南侧为泰山岩群及古生界组成的低山丘陵，盆地腹部为中新生界所覆盖^[10-11]。

新汶盆地两侧侵入岩区为地下水的间接补给区，山前一带第四系直接覆盖在古近系砾岩和侵入岩之上。地下水接受大气降水补给后，自分水岭沿地形坡向向盆地腹地运动，多呈表流渲泄。盆地腹部及柴汶河附近为各类地下水的汇集中心，地下水富集。奥陶系裂隙岩溶水向谷底径流，因地层或构造因素阻水出露成泉，部分顶托补给上覆岩层地下水，形成该谷地裂隙岩溶水的承压排泄区。

区内地下水补给来源主要为大气降水，其次为地表水下渗补给；地下水开采方式主要为人工开采。

本次样品采集点主要布设在蓄水构造、区域水文地质条件变化较大及人类工程活动较为剧烈的地区，同时结合工作区水文地质特征，在各类型地下水的补径排区均进行了布设。2019年5月采集地下水全分析样品91件，其中松散岩类孔隙水28件、碎屑岩类孔隙裂隙水13件、碳酸盐岩类裂隙岩溶水21件、岩浆岩变质岩类裂隙水29件，样品测试由具有检测资质的山东省地矿工程勘察院实验室完成。

为查明工作区内不同类型地下水的来源及径流循环特征，本次共采集同位素样品20件，其中松散岩类孔隙水4件，碳酸盐岩类裂隙岩溶水4件，岩浆岩变质岩类裂隙水4件，碎屑岩类孔隙裂隙水1件，泉水1件，河水3件，水库水3件，雨水1件。全部样品在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行分析，D和O¹⁸采用MAT-253 气体同位素质谱计，TC/EA法测定，³H同位素采用Quantulus1220-003低本底液闪仪进行检测,测定的结果以相对维也纳标准海水的千分差表示。

数理统计分析的结果可以反映研究区内最近一段时间内地下水化学成分的基本状况。因此，对地下水水样的pH值、常规离子SO₄^2-等水化学参数进行统计特征值分析（表1）。由表1可知，研究区地下水中Ca²⁺为最主要的阳离子，其次为Na⁺、Mg²⁺，其离子的平均含量为158.59、34.95、26.06 mg·L⁻¹。阳离子中Na⁺含量的变化范围为3.02—184.70 mg·L⁻¹，变异系数为81%，变化最大，Ca²⁺含量的变化范围是30.06—492.78 mg·L⁻¹，变异系数为54%，变化最小；地下水中${\rm{HCO}}_3^{-} $为最主要的阴离子，其次为${\rm{SO}}_4^{2-} $、Cl⁻，其离子含量平均值分别为263.78、182.12、63.15 mg·L⁻¹。阴离子中Cl⁻含量的变化范围为6.03—300.64 mg·L⁻¹，变异系数为84%，变化最大，${\rm{HCO}}_3^{-} $含量的变化范围为32.57—602.48 mg·L⁻¹，变异系数为44%，变化最小。根据数理统计结果可知，${\rm{NO}}_3^{-} $在空间分布上的变异性较大，变异系数为85%，为各离子中的最大者，说明其受水文气象、地形地貌、水文地质条件及人类活动等因素的影响较大；${\rm{HCO}}_3^{-} $、Ca²⁺的变异系数相对较小，说明其在研究区地下水中的含量比较稳定，受外界因素的影响不大。

Piper三线图是一种对水进行分类的图示方法，可以表明水体的总的化学性质和主要的例子组成变化特征^[12-14]。从研究区地下水Piper图（图2）可以看出，区内阴、阳离子分布较为集中，阳离子以Ca²⁺、Mg²⁺为主；阴离子以${\rm{HCO}}_3^{-} $、${\rm{SO}}_4^{2-} $为主。

受地形地貌、地理位置、地层岩性与人类活动等因素影响，不同类型地下水水化学类型不尽相同。松散盐类孔隙水水化学类型主要以HCO₃·SO₄-Ca为主，局部为HCO₃-Ca和SO₄-Ca型；碳酸盐岩类裂隙岩溶水水化学类型以HCO₃·SO₄-Ca型为主，局部为HCO₃-Ca、HCO₃·SO₄-Ca·Mg、SO₄-Ca·Mg型；碎屑岩类孔隙裂隙水水化学类型以HCO₃·SO₄-Ca和HCO₃-Ca型为主；岩浆岩变质岩类裂隙水水化学类型主要为SO₄-Ca、HCO₃-Ca、HCO₃·SO₄-Ca型。与90年代开展的1∶20万水文地质调查结果相比，区内水化学类型明显增多，且多呈现局部点状分布特征。

Gibbs图将天然水体的化学形成机制分为蒸发浓缩机制、岩石风化机制和降水作用机制3种，运用Gibbs图可以用来分析区内地下水化学组分影响机制^[15-17]。从图3可以看出，区内取样点大多数分布在岩石风化区域，表明地下水中的主要成分来源于水与岩土的相互作用，水体中的矿物质保持一定程度的均衡，水岩相互作用对地下水化学组分影响较大。TDS介于222—2145 mg·L⁻¹之间，平均值为713.6 mg·L⁻¹，Cl^－/(Cl^－+${\rm{HCO}}_3^{-} $)范围在0.02—0.47之间，平均值为0.19，Na⁺ /(Na⁺ +Ca²⁺)范围在0.02—0.51之间，均值为0.18。

地下水中主要离子毫克当量比值在一定程度上可以反应不同岩石风化对主要化学组分来源的影响程度^[18-19]。

当γ(Na⁺+K⁺)/γCl^－大于1时，表明Na⁺、K⁺离子主要来源于岩盐的风化溶解；当γ(Na⁺+K⁺)/γCl^－小于1或接近于1时，表明Na⁺、K⁺离子主要来源于硅酸盐的风化溶解^[20-22]。从图4（a）可以看出，区内不同类型取样点分布在γ(Na⁺+K⁺)/γCl^－=1线两侧，说明地下水中Na⁺和K⁺离子来源于岩盐溶解和硅酸溶解的共同作用。

当γ(Ca²⁺+Mg²⁺)/γ(${\rm{HCO}}_3^{-} $+${\rm{SO}}_4^{2-} $)大于1时，表明地下水中Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于碳酸盐岩的溶解，当γ(Ca²⁺+Mg²⁺)/γ(${\rm{HCO}}_3^{-} $+${\rm{SO}}_4^{2-} $)小于1时，表明地下水中Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于蒸发岩或钙镁硅酸盐岩的风化溶解^[20-22]。从图4（b）可以看出，区内取样点绝大多数位于γ(Ca²⁺+Mg²⁺)/γ(${\rm{HCO}}_3^{-} $+${\rm{SO}}_4^{2-} $)=1线上侧，说明工作区地下水中Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于碳酸盐岩的溶解作用；仅个别碎屑岩类孔隙裂隙水点位于线下侧，与硅酸盐岩和蒸发岩的溶解有关。

当γ(${\rm{SO}}_4^{2-} $+Cl^－)/γ${\rm{HCO}}_3^{-} $大于1时，地下水中化学成分主要是来自蒸发岩的溶解；当小于1时，则说明主要来自碳酸盐的溶解^[20-22]。从图4（c）可以看出，区内取样点分布在γ(${\rm{SO}}_4^{2-} $+Cl^－)/γ${\rm{HCO}}_3^{-} $=1线上下两侧，说明地下水中离子来源受蒸发岩和碳酸盐岩溶解的共同作用，也与图4（a）结果相对应。

当γ(Na⁺-Cl^－)（meq·L⁻¹）与γ(Ca²⁺+Mg²⁺)-γ(${\rm{SO}}_4^{2-} $+${\rm{HCO}}_3^{-} $)（meq·L⁻¹）在图中呈负相关关系，随着Na⁺含量的增加Ca²⁺+Mg²⁺含量减少或${\rm{SO}}_4^{2-} $+${\rm{HCO}}_3^{-} $含量升高，表明地下水中发生了阳离子交换作用^[20-22]。从图4（d）可以看出，研究区松散盐类孔隙水取样点斜率为−0.3235，R²=0.3664；碎屑岩类孔隙裂隙水取样点斜率为−0.8041，R²=0.945；碳酸盐岩类裂隙岩溶水取样点斜率为−0.3907，R²=0.8683；岩浆岩变质岩类裂隙水取样点斜率为−0.3793，R²=0.7785。区内仅碎屑岩类孔隙裂隙水斜率靠近−1，其余类型地下水斜率均远离−1，说明碎屑岩类孔隙裂隙水阳离子交换作用较强，而其余类型地下水阳离子交换作用较弱。

研究区内矿产资源丰富，新汶—小协一带煤矿开采历史悠久；北部山区开采建筑花岗岩、长石等；南部碳酸盐岩山区开采石灰石、白云石等；中部平原区多分布工业园区与大面积农业种植区。矿产资源开采、大量化肥农业使用、地表污水灌溉及工业污水、生活污水不合理排放等因素均对地下水化学成分带来了不同程度影响。东部低山丘陵区为柴汶河各支流的发源地，同时也是区内主要的果树种植区，大量使用的化肥和农药不能被植物及时吸收利用或不能被土壤胶体吸附，就会随下渗的土壤水迁移入渗，导致地下水中${\rm{NO}}_3^{-} $等离子含量增加；盆地腹部中${\rm{SO}}_4^{2-} $主要来源于工业园区和采矿行业产生的废水、废渣淋滤液的入渗，另外化石燃料燃烧产生的SO₂与水作用形成含有硫酸的降水，渗入地下后也会导致${\rm{SO}}_4^{2-} $含量升高。生活垃圾、污水处理不当，造成了区内地表水、土壤中离子含量增加，溶滤下渗后进入地下水，导致地下水中离子含量升高。

本次统计了不同类型地下水δD和δ¹⁸O值（表2），可看出研究区内各水体的δD和δ¹⁸O值差异明显，其中河流、水库水的δD和δ¹⁸O值相对偏正，与大气降水值较为接近，而碳酸盐岩类裂隙岩溶水与岩浆岩变质岩类裂隙水中δD和δ¹⁸O值相对偏负，地表水有较明显的蒸发浓缩作用。

根据当地的大气降水环境同位素数据，绘制了区内的大气降水线。D-δ¹⁸O相关性图（图5）可知，大部分地表水点落在大气降水线附近，说明主要是大气降水起源；柴汶河支流的东周河、西周河和金斗水库处δD和δ¹⁸O值相对偏正，与区域大气降水及各地表水体δD和δ¹⁸O值差异明显，表明该地区地表水可能混入了其他来源的水体。东周水库、光明水库及柴汶河流出图幅处，δD和δ¹⁸O值相对上游偏负，略向右偏移，表明该处地表水主要接受当地雨水补给，有轻微的蒸发效应，越向下游地区蒸发效应越显著。不同类型地下水大部分落在在大气降水线附近，表明地下水主要补给源为大气降水，松散盐类孔隙水偏离大气降水线不明显，表明其地下水循环更新速度较快，受蒸发作用影响不明显；岩浆岩变质岩类裂隙水δD和δ¹⁸O值相较本次雨水值偏负，表明其接受海拔较高地区雨水补给，同位素初始浓度较低；碳酸盐岩类裂隙岩溶水δD和δ¹⁸O值位于大气降水线附近，略有偏移，其主要补给为大气降水，同时还接受侧向径流补给。

³H同位素一般用来定性区分核爆前后补给的地下水，含水层中核爆³H的存在是确定近期补给地下水的标记^[23]。利用地下水中的³H含量可以很好区分1952年前后补给的地下水，1952年以前补给的地下水不含³H，即如果地下水的³H含量小于1 TU，则为1952年以前补给的地下水；如果³H大于1 TU，说明相当一部分来自1952年以后的补给^[24]。

从表3可以看出，区内不同水体³H值均在3—10之间，表明其补给来源主要是近10年内的新水，水循环速度较快，以浅部径流为主^[25]。根据³H值与取样深度关系图（图6）可以看出，随着取样深度的增加³H值呈减小的趋势；取样深度在40 m以浅的地下水³H值明显高于取样深度大于80 m的地下水。XWZK02、XWJ189、XWJ80点的³H值均小于3，取样深度均大于150 m，表明地下水受深部循环影响，老水有新水混入。

（1）研究区地下水整体偏中性、弱碱性，其中阳离子以Ca²⁺为主，其次为Na⁺、Mg²⁺；阴离子以${\rm{HCO}}_3^{-} $为主，其次为${\rm{SO}}_4^{2-} $、Cl⁻。${\rm{NO}}_3^{-} $在空间分布上变异性较大，受水文气象、地形地貌、水文地质条件及人类活动等因素影响较大；${\rm{HCO}}_3^{-} $、Ca²⁺变异系数相对较小，说明其含量比较稳定，受其他因素的影响不大。

（2）区内地下水水化学类型多样，共有11种。主要以HCO₃·SO₄-Ca、HCO₃-Ca、SO₄-Ca型为主，局部分布HCO₃·Cl·SO₄-Ca、HCO₃·SO₄-Ca·Mg、SO₄ -Ca·Mg型等，多呈点状分布。不同类型地下水类型略有差异。

（3）根据Gibbs图可知，地下水中主要离子组分受水岩相互作用明显；地下水各离子来源主要为碳酸盐岩和硅酸盐岩的溶解，其中以碳酸盐岩溶解为主；地下水中阳离子交换作用较弱。

（4）区内不同水体主要补给来源为大气降水，松散岩类孔隙水循环更新速度较快，受蒸发作用影响不明显；岩浆岩变质岩类裂隙水接受高海拔地区的雨水补给，同位素初始浓度较低；碳酸盐岩类裂隙岩溶水主要接受大气降水补给，同时还接受侧向径流补给。

（5）区内不同水体³H值均在3—10之间，表明其补给来源主要是近10年内的新水，水循环速度整体较快，以浅部径流为主。