水是生命之源, 尤其在生态脆弱的西北内陆干旱盆地, 地下水更是必不可少^[1]. 金塔盆地位于甘肃省西北部黑河流域中下游, 东西两侧分布有黑河灌区和鸳鸯池灌区, 地下水是当地工业农业及居民生活用水的重要供水水源. 地下水组分可以指示地下水的径流路径, 反映地下水流特征, 查明研究区地下水化学特征及形成机制可为区域地下水资源合理开发利用以及综合管理提供重要依据^{[2, 3]}. 前人研究发现地下水化学特征及演化规律与周围环境密切相关, 主要受水文地质条件、水岩相互作用等自然环境和生活污水及地下水超采等人类活动等影响^{[4 ~ 7]}. Yidana等^[8]和Pazand等^[9]对内陆盆地开展地球化学研究, 认为地下水演化的主要控制因素包括：可溶盐溶解和离子交换作用、人类活动、硅酸盐矿物风化及蒸发作用等. 有学者在黑河流域就地下水化学演化规律开展了相关研究. 文献[10 ~ 12]对酒泉-嘉峪关流域到金塔流域的水化学特征进行研究, 认为浅层地下水化学特征随着地下水流路径由HCO₃^-占主导过渡到以SO₄^2-占主导, 径流过程中发生了方解石沉淀及白云石、石膏和盐岩溶解. 吴玺等^[13]分析了金塔盆地鼎新谷地浅层地下水化学组分主要受岩石风化和蒸发浓缩作用控制, 并伴有一定的阳离子交换作用. 王文祥等^[14]通过黑河中游盆地两个典型剖面的水化学和同位素特征揭示了溶滤作用是流域补给区和径流区地下水TDS升高的主要原因, 而蒸发对排泄区地下水咸化影响更大. 对地下水化学特征及控制因素的研究, 目前较为成熟的方法为水文地球化学理论与多元统计分析方法相结合, 分析其控制因素及成因来源^{[15, 16]}.

鸳鸯池灌区位于金塔盆地西侧, 地下水是当地居民生活及农业灌溉的主要供水水源, 随着工农业的发展, 地下水开采增加导致地下水位下降, 金塔县以北鸳鸯池灌区含水层逐渐变薄, 浅表地下水蒸发强烈, TDS增高, 水质变差, 地下水资源合理分配及用水安全等问题显得尤为突出^{[17, 18]}. 目前针对金塔盆地鸳鸯池灌区地下水研究较少, 已有研究多是作为金塔盆地或北大河流域的一部分来分析浅层地下水资源和水化学特征, 缺乏鸳鸯池灌区地下水质组成及控制因素深入研究. 本文以金塔盆地鸳鸯池灌区地下水为研究对象, 重点对浅层孔隙水开展水化学分析, 并采取少量中深层样品开展垂向特征及与浅层水化学特征对比分析, 进一步结合当地地质和水文地质条件, 确定研究区内地下水的补给特征, 识别地下水主要组分物质来源和判断发生水岩作用过程, 以期为金塔鸳鸯池灌区生态环境建设等提供基础依据.

1 研究区概况

金塔盆地位于黑河流域中下游, 南起金塔南山, 北至马鬃山, 西侧与花海盆地相邻以分水岭为界, 东侧与巴丹吉林沙漠相连. 金塔盆地鸳鸯池灌区位于金塔盆地西部的南北两山之间扇形平原区, 区内沙丘农田交错相间分布^[18]. 鸳鸯池灌区隶属金塔县, 主要包括：金塔镇、城关镇、中东镇、东坝镇、羊井子湾乡、三合乡、古城乡、西坝乡、大庄子乡及生地湾农场等（图 1）.

金塔盆地深处西北内陆腹地, 冬季寒冷, 夏季炎热, 降雨稀少, 蒸发强烈, 属温带荒漠气候向暖湿气候过渡交替带. 本区多年平均气温为9.1℃, 最高气温为40.5℃, 最低气温为-29.6℃, 多年平均降雨量为68 mm, 多年平均蒸发量为2 538.6 mm. 区内过境河流为发源于祁连山中段的北大河下游段, 北大河从酒泉城北侧流下后进入鸳鸯池水库, 再经解放村水库、板滩水库调蓄后供金塔盆地农业灌溉和人畜生活用水^[18]. 金塔盆地为断陷类型盆地, 边缘分布有巨大断裂, 以新第三系为基底, 上部覆盖有厚度较小的第四系沉积物, 受基底断块升降运动控制, 盆地内部为北大河冲洪积扇形平原和风积地貌. 区内金塔县城以南第四系岩性以砂卵砾石为主, 颗粒较粗, 向北含水层颗粒变细, 第四系岩性为砂砾石、中粗砂与粉质粘土互层, 根据钻探资料, 地层中的矿物以正长石、斜长石、石英、云母为主, 成分以硅铝酸盐为主. 研究区内自南向北含水层类型由潜水过渡到上部潜水下部承压水的多层结构, 如谭家湾村附近存在两层较稳定隔水层, 根据含水层类型和埋藏深度可将孔隙水大致分为浅层（埋藏深度 < 100~120 m）、中层（埋藏深度约介于120~220 m）和深层（埋藏深度约介于220~310 m）（图 2）. 区内潜水位埋深5~10 m, 地下水整体由西南向东北方向径流^{[10, 19]}.

2 材料与方法 2.1 采样点分布

为研究金塔盆地鸳鸯池灌区地下水水化学特征及成因, 2017~2018年共采集浅层孔隙水样品201组, 中深层孔隙水5组, 采样点分布位置如图 1. 本研究采样工作充分考虑该区水文地质条件、城镇分布和地质地貌条件, 所采集样品尽量能代表鸳鸯池灌区的地下水特征.

2.2 样品采集与测试分析

地下水样品取自研究区的机民井和农业灌溉井, 浅层孔隙水取样井深为10~120 m, 水位埋深5~30 m；中深层孔隙水取样井深为180~310 m. 浅层孔隙水采样过程采用潜水泵抽水, 中深层孔隙水采样过程采用封隔分层抽水技术利用潜水泵抽水, 采样前洗井大于30 min, 以实现获取能够真实代表研究区地下水水化学特征的水样. 样品采集时用水样冲洗采样瓶3次后装入水样, 每个采样点均采集3瓶水样, 一瓶水样经过滤并加硝酸保护用于进行阳离子测试, 另外两瓶用于阴离子和稳定同位素的测定, 水样均使用封口胶密封, 避光保存并及时送样. 水化学样品和氘氧同位素样品分别由甘肃省地矿局水文地质工程地质勘察院实验室和中国地质调查局水文地质环境地质调查中心实验室进行测试. 水中Na⁺、K⁺、Ca²⁺和Mg²⁺的浓度采用电感耦合等离子体发射光谱仪（iCAP7000型）测定, 水中Cl^-、SO₄^2-和NO₃^-的浓度采用离子色谱仪（IC-8628型）测定, HCO₃^-采用酸碱滴定法测试, pH采用玻璃电极法测定, 总硬度（以CaCO₃计）和溶解性总固体（TDS）分别采用乙二胺四乙酸二钠滴定法和重量法测定, 氘氧同位素样品采用Picarro质谱仪测试, δD和δ¹⁸O测量精度分别为0.1‰和0.025‰, 分析结果以VSMOW标准表示.

3 结果与讨论 3.1 水化学组成特征

所采集水样均为金塔盆地鸳鸯池灌区第四系孔隙水, 测试结果见表 1. 研究区内浅层孔隙水pH介于7.23~8.91之间, 均值为7.82, 整体上属于弱碱性水, pH值变异系数最小, 为4.22%, 表明pH值在空间上分布均匀, 空间变异性较小；NO₃^-、Cl^-和Na⁺变异系数大, 属强变异；K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺和SO₄^2-变异系数范围在67.17%~97.47%之间, 为中等变异；HCO₃^-变异系数34.07%, 属低等变异；ρ（TDS）介于328.4~12 400.0 mg·L^-1, 均值为2 116.61 mg·L^-1, 总硬度介于157.6~6 004.0 mg·L^-1, 均值为1 215.10 mg·L^-1, 水质较差, 表明受蒸发浓缩影响较大, TDS和总硬度变异系数较为接近, 均属中等变异, 说明空间分布特征也较为一致. 中深层孔隙水pH介于8.1~8.8之间, 均值为8.47, 较浅层孔隙水大, 属弱碱性水；ρ（TDS）介于339.0~493.8 mg·L^-1, 均值为398.66 mg·L^-1, 总硬度介于218.7~295.7 mg·L^-1, 均值为265.4 mg·L^-1, 整体水质较好.

浅层孔隙水中阴离子以SO₄^2-为主, 阳离子以Mg²⁺和Na⁺为主, 其中ρ（SO₄^2-）均值为1 086.37 mg·L^-1, ρ（Mg²⁺）均值为221.25 mg·L^-1, ρ（Na⁺）均值为238.61 mg·L^-1；主要阴离子浓度存在SO₄^2- > HCO₃^- > Cl^-的关系, 而阳离子浓度表现为：Na⁺ > Mg^{2 +} > Ca^{2 +} > K⁺（表 1）, 其中SO₄^2-的浓度占较明显优势, SO₄^2-占阴离子总量的比例为20.1%~79.95%, 平均值为58.9%. 中深层孔隙水中阴离子以HCO₃^-和SO₄^2-为主, 阳离子以Mg²⁺为主, 其中ρ（HCO₃^-）均值为198.68 mg·L^-1, ρ（SO₄^2-）均值为131.80 mg·L^-1, ρ（Mg²⁺）均值为43.52 mg·L^-1；主要阴离子浓度存在HCO₃^- > SO₄^2- > Cl^-的关系, 而阳离子浓度表现为：Mg²⁺ > Ca²⁺ > Na⁺ > K⁺（表 1）, 其中K⁺和Cl^-的占比明显较小, 均不足10%.

从金塔县南部解放水库附近沿地下水径流方向选取9个浅层孔隙水采样点（图 1）, 依据这9个地下水样品水化学特征来判断各项指标从上游到下游的空间演化特征. TDS、SO₄^2-、Cl^-、Mg²⁺、Ca²⁺和Na⁺等浓度从上游到下游呈明显增加趋势, HCO₃^-和K⁺浓度从上游到下游没有明显变化, NO₃^-整体上浓度较低, 呈两端低中间高的分布情况（图 3）. 其中主要水化学离子与TDS浓度沿径流路径不断增加, 是研究区地下水在径流过程中持续发生水岩相互作用使矿物不断溶解所致^[20].

采用研究区内3个分层勘探孔不同层段采取的8组地下水样点（浅层3个、中层2个和深层3个）来分析不同深度地下水样品的水化学特征变化情况, Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺和SO₄^2-与TDS浓度随着井深增加呈明显减小趋势, K⁺、Cl^-和HCO₃^-浓度整体上占比较小, 也呈现出随井深增加小幅度波动减小趋势（图 4）. 研究区中深层孔隙水主要离子和TDS浓度明显低于浅层孔隙水, 侧面反映了区内埋深较浅的区域受到较强的蒸发浓缩作用^[21].

3.2 水化学类型

利用Piper三线图可以分析地下水化学组分特征及演化规律^{[22, 23]}. 由图 5可知金塔盆地鸳鸯池灌区浅层孔隙水水化学类型较为多样, 阳离子主要以Mg²⁺为主, 阴离子以SO₄^2-为主, 从金塔县城南部扇形平原的顶部至北部前缘, 阳离子由Mg²⁺逐渐向Na⁺变化, 阴离子由HCO₃^-和SO₄^2-逐渐向SO₄^2-和Cl^-变化, 水化学类型由HCO₃·SO₄-Mg型和SO₄·HCO₃-Mg型逐渐向SO₄-Mg·Na型演化, 随着地下水在径流过程中持续发生水岩相互作用加上北部山前浅埋区强烈的蒸发作用, 出现SO₄·Cl-Na·Mg型水, ρ（TDS）也由小于1 g·L^-1过渡到1~3 g·L^-1, 北部山前浅埋区ρ（TDS）大于5 g·L^-1. 中深层孔隙水阳离子以Mg²⁺为主, 阴离子以HCO₃^-和SO₄^2-为主, 水化学类型主要为HCO₃·SO₄-Mg型, ρ（TDS）小于1 g·L^-1.

3.3 水化学组分控制因素 3.3.1 地下水水化学主要离子来源分析

（1）水岩模型

大气降水、气温及地表岩性等多种因素共同影响着地下水中离子含量等特征, 同时也与水体所处的区域水文地质环境等因素相关^[24]. 通常采用Gibbs图来研究水岩作用对地下水化学的影响, 主要离子来源控制作用分为3个类型：蒸发结晶作用、大气降水作用和岩石风化作用^{[25, 26]}. 通过绘制Gibbs图对金塔盆地鸳鸯池灌区地下水样品进行分析, 区内浅层孔隙水近95%地下水样品点落于ρ（TDS）为500~10 000 mg·L^-1这一区间, 部分浅层孔隙水样品Cl^-/（Cl^-+HCO₃^-）小于0.5, 落在岩石风化作用控制区, 部分浅层孔隙水样品Cl^- /（Cl^-+HCO₃^-）大于0.5, 表现为逐渐延伸至蒸发浓缩作用控制区；大多数浅层孔隙水样品中Na⁺ /（Na⁺+Ca²⁺）大于0.5（图 6）, 说明该区浅层孔隙水的主要离子组成主要受岩石风化作用和蒸发浓缩作用控制；所采集浅层孔隙水样点均远离“大气降水”控制区, 表明大气降水作用对研究区内浅层孔隙水主要离子组成贡献较小. 中深层孔隙水样品ρ（TDS）均小于500 mg·L^-1, 在图 6中多数样品落在岩石风化控制区, 说明区内中深层孔隙水主要离子组成主要受岩石风化作用控制, 少量样品出现Na⁺/（Na⁺+Ca²⁺）大于0.5, 说明除了受到岩石风化作用影响外, 还可能受到地质环境等其他因素的影响. 图 6揭示了蒸发浓缩作用对研究区浅层孔隙水水化学特征影响显著. 浅层孔隙水TDS明显高于中深层地下水, 从侧面也反映出研究区浅层孔隙水受蒸发浓缩作用强烈.

地下水中Ca²⁺/Na⁺、Mg²⁺/Na⁺和HCO₃^-/Na⁺（量浓度比值关系）常用来研究地下水中离子成因^{[22, 24]}. 由图 7可知, 区内浅层和中深层孔隙水样品点集中分布在硅酸盐岩控制端元附近, 少部分样点分别向两端的硅酸盐岩和蒸发盐岩方向延伸, 表明硅酸盐矿物在岩石风化过程中起主要影响作用, 而碳酸盐岩和蒸发盐岩在岩石风化过程也有一定的贡献.

（2）阳离子交换作用

在地下水与地层岩土长期接触的相互作用过程中, 阳离子交换吸附作用对地下水化学成分的形成和演变起到重要的作用^[27], 通常用（Ca²⁺+Mg²⁺-SO₄^2--HCO₃^-）与（Na⁺+K⁺-Cl^-）的毫克当量浓度比值关系来反映, 若发生阳离子交换作用, 两者比值在-1左右^{[28, 29]}. 金塔盆地鸳鸯池灌区地下水中（Ca²⁺+Mg²⁺-SO₄^2--HCO₃^-）与（Na⁺+K⁺-Cl^-）有着较强的相关关系（R² = 0.90）, 且比值接近于-1（图 8）, 说明研究区内地下水中存在一定的阳离子交换作用.

为了进一步分析阳离子交替吸附的方向和强度, 可采用氯碱指数（CAI）进行分析^{[30 ~ 32]}, 通常当地下水中Ca²⁺和Mg²⁺与含水层颗粒表面吸附的Na⁺和K⁺进行交换时, 即发生正向阳离子交换作用, CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ均为负值, 反之, 其CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ值将会为正值^[33]. 如图 9所示, 92%的地下水样点氯碱指数为负值, 说明研究区地下水中主要发生正向阳离子交换作用, 使地下水中Na⁺和K⁺浓度升高, Ca²⁺和Mg²⁺浓度降低.

(1)

(2)

（3）地下水水化学主要离子来源分析

离子之间的比例关系常用来揭示地下水中离子来源和水文地球化学过程^{[32, 34]}. 利用Na⁺+K⁺与Cl^-比值关系（毫克当量, 下同）可判断水体中的Na⁺与K⁺的主要来源, 盐岩溶解产生Na⁺+K⁺与Cl^-比值为1, 而硅酸盐岩风化产生的Na⁺+K⁺与Cl^-比值大于1^{[32, 35]}. 由图 10（a）可以看出, 区内孔隙水样点绝大多数落在岩盐溶解线上方, 且大部分水样点大幅度偏离（Na⁺+K⁺）/Cl^- = 1线, 说明研究区地下水除受岩盐溶解作用影响外, 还受硅酸盐风化作用的强烈影响.

天然水体中的Ca²⁺和Mg²⁺主要来自碳酸盐岩和硅酸盐岩的风化及蒸发盐岩（石膏）的溶解, 因此地下水中Ca²⁺、Mg²⁺、HCO₃^-和SO₄^2-的来源通常采用Ca²⁺+Mg²⁺与HCO₃^-+SO₄^2-比值关系来分析. 若地下水中HCO₃^-、SO₄^2-、Ca²⁺和Mg²⁺全部来自碳酸盐岩风化及蒸发盐岩（石膏）矿物溶解作用, 地下水样点（Ca²⁺+Mg²⁺）/（HCO₃^-+SO₄^2-）将沿着1∶1线分布^[36]. 如图 10（b）大部分地下水样点沿着1∶1线分布, 说明区内地下水中HCO₃^-、SO₄^2-、Ca²⁺和Mg²⁺主要来源于碳酸盐和蒸发岩的风化, 另有少部分地下水样点分布在1∶1线下方, 还需要有Na⁺、K⁺等阳离子来平衡阴离子, 说明区内还同时发生正向阳离子交换作用^[34]. 通过进一步使用PHREEQC软件对地下水中主要矿物的饱和指数（SI）进行计算, 由图 11可知地下水中石膏和岩盐的SI值与TDS呈明显正相关关系, 尤其在ρ（TDS）小于3 000 mg·L^-1范围相关性极为显著[图 11（a）], SI值均小于零, 处于未饱和状态, 仍具有一定的溶解能力；而地下水中白云石和方解石饱和指数均大于零, 表明碳酸盐岩类矿物在地下水中处于饱和状态并发生沉淀反应析出.

通常可采用Mg²⁺/Ca²⁺与HCO₃^-比值模型来分析碳酸盐岩矿物方解石和白云石风化溶解对水体中主要物质组成的贡献关系^[30], 当水中仅白云石溶解时Mg²⁺/Ca²⁺ = 1, 仅方解石溶解时Mg²⁺/Ca²⁺ = 0, 两者同时参与溶解时, Mg²⁺/Ca²⁺ = 0.5^[37]. 在图 10（c）中, 区内浅层和中深层孔隙水采样点全部分布在0.5比值以上, 说明白云石是区内参与碳酸盐岩溶解的主要矿物组分.

（Ca²⁺+Mg²⁺）/HCO₃^-与SO₄^2-/HCO₃^-常用来分析碳酸、硫酸参与地下水碳酸盐岩溶解情况. 仅有碳酸参与碳酸盐岩溶解时, （Ca²⁺+Mg²⁺）/HCO₃^- = 1, SO₄^2-/HCO₃^- = 0；仅有硫酸参与碳酸盐岩溶解时, SO₄^2-/HCO₃^- = 1, （Ca²⁺+Mg²⁺）/HCO₃^- = 2^{[38, 39]}. 如图 10（d）中, 区内大部分采样点位于（Ca²⁺+Mg²⁺）/HCO₃^- = 2的上方且沿石膏溶解线分布, 说明在碳酸和硫酸参与碳酸盐岩矿物溶解中, 硫酸作用明显多于碳酸作用.

（4）地下水补给来源分析

氘氧同位素是识别地下水来源的有效手段之一^{[40 ~ 42]}. 本研究利用氘氧稳定同位素信息对鸳鸯池灌区地下水补给来源开展分析. 当地大气降水线LMWL：δD = 6.763δ¹⁸O-4.501‰引自张掖站观测数据. 由图 12看出, 金塔盆地鸳鸯池灌区地下水氘氧同位素相关性较好, 但大部分取样点落在当地降水线左上方且偏离较远, 表明金塔盆地鸳鸯池灌区地下水直接接受大气降水补给较少. 进一步以δD为特征值对鸳鸯池灌区地下水来源进行分析, 鸳鸯池水库的δD值为-61.47‰, 鸳鸯池灌区地下水取样δD平均值为-58.82‰, 两者数值接近, 表明地表水与地下水之间存在密切水力联系, 符合水循环规律^[19].

3.3.2 地下水化学控制分析

皮尔逊相关分析和因子分析相结合常用于研究变量间的关系, 并进一步提取相关变量以解释地下水化学特征的控制因素及影响程度^{[43 ~ 46]}. 本研究选取TDS、K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl^-、SO₄^2-、HCO₃^-和NO₃^-等9项指标对金塔盆地鸳鸯池灌区浅层孔隙水中主要离子之间相关关系进行分析（中深层孔隙水样本总量少, 不适宜开展相关分析）, 结果见图 13. 相关性分析显示TDS与Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl^-和SO₄^2-都存在显著正相关关系（P < 0.01）, 相关系数均在0.75以上, 说明这些离子是TDS的主要来源, 特别是Na⁺、Mg²⁺和SO₄^2-相关系数均大于0.95, 说明这些离子对TDS的贡献较大；SO₄^2-与Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺和Cl^-存在显著正相关关系（P < 0.01）, 相关系数均在0.75以上, 说明这6种离子可能有共同的来源, 主要来源于如钠长石、钾长石等硅酸盐岩和石膏、芒硝、岩盐等蒸发盐的溶解^[47]. 因子分析前对实测数据进行标准化处理, 然后进行KMO-Bartlett球形检验, 结果显示KMO值为0.737, 显著性水平接近于0, 满足检验标准, 可以开展因子分析. 本研究基于特征值大于1的筛选要求, 识别出影响金塔盆地浅层孔隙水水质演化的2个主成分因子F1和F2, 累计方差贡献率为88.53%, 能较好地反映研究区浅层孔隙水水化学数据信息. 进一步对201组浅层孔隙水样点的公因子的因子得分采用反距离加权插值法（IDW）进行空间分析, 各公因子在区内空间分布规律如图 14.

F1方差贡献率为71.46%, 是研究区内浅层孔隙水水化学组分的主要影响因素, 与Ca²⁺、Mg²⁺、K⁺、Na⁺、Cl^-、SO₄^2-和TDS相关性最大. 研究区内硅酸盐（钾长石、钠长石及云母等）和蒸发盐（石膏等）类矿物丰富^[48], 且地下水循环中硅酸盐和蒸发盐岩的风化溶解起主要控制作用, 在地下水径流过程中TDS值会随着地下水的溶滤和蒸发不断增大, Na⁺、K⁺、Cl^-和SO₄^2-离子在径流过程中由于溶解度大逐渐成为地下水中主要组分. Ca²⁺和Mg²⁺因子载荷较高推测是由于区内白云石在碳酸盐岩溶解中贡献较大. 因此, F1代表溶滤和蒸发浓缩作用. 从图 14（a）的F1得分空间分布来看, F1得分较高区域主要集中在鸳鸯池灌区扇形平原北部. 研究区第四系浅层孔隙水由金塔县城南部径流携带易溶组分向东北方向运动, 径流过程中不断发生溶滤作用, 至扇形平原北部地下水埋深较浅区域, 蒸发作用进一步导致北部山前地下水离子富集.

F2方差贡献率为17.07%, 与NO₃^-和HCO₃^-的正相关性最大. NO₃^-可间接反映水体受人类活动影响程度^[44], 研究区内农业活动频繁, 含氮化肥、农药以及未经处理的人畜粪便、生活污水等会对地下水造成一定影响, 从F2得分空间分布来看[图 14（b）], 得分较高区域主要集中在金塔县城周边及主要乡镇人口密集地区, 总体上向四周逐渐降低, 从南向北呈递减趋势. 地下水中的HCO₃^-主要来源于碳酸盐岩矿物的风化溶解, 是由于F2得分高值区发生着碳酸盐岩溶解作用. 因此F2代表人类活动影响和碳酸盐矿物风化溶解作用.

4 结论

（1）金塔盆地鸳鸯池灌区浅层孔隙水阳离子以Na⁺和Mg²⁺为主, 两者占阳离子总量的74%以上, 阴离子以SO₄^2-为主, 占阴离子总量的58%以上；ρ（TDS）变化范围为328.4~12 400.0 mg·L^-1, 均值为2 116.61 mg·L^-1. 中深层孔隙水阳离子以Mg²⁺为主, 阴离子以HCO₃^-和SO₄^2-为主；ρ（TDS）均值为398.66 mg·L^-1, 明显小于浅层孔隙水. 研究区地下水pH介于7.23~8.91之间, 整体上属于弱碱性水.

（2）金塔盆地鸳鸯池灌区浅层孔隙水水化学类型主要为HCO₃·SO₄-Mg型、SO₄·HCO₃-Mg型、SO₄-Mg·Na型和SO₄·Cl-Na·Mg型, 地下水水化学组分主要受岩石风化与蒸发浓缩作用共同控制, 主要离子来源于硅酸盐和碳酸盐矿物风化溶解, 其中Na⁺、K⁺主要来源于硅酸盐岩的溶解, SO₄^2-、HCO₃^-、Mg²⁺和Ca²⁺主要来源于白云岩等碳酸盐岩风化及硫酸盐溶解, 且地下水中普遍发生了正向阳离子交换作用；中深层孔隙水水化学类型主要为HCO₃·SO₄-Mg型, 地下水化学组分主要受岩石风化作用控制.

（3）相关分析和因子分析结果显示金塔盆地鸳鸯池灌区浅层孔隙水水化学特征主要有两个控制因素：F1（溶滤和蒸发浓缩作用）和F2（人类活动影响和碳酸盐岩溶解作用）贡献率分别为71.46%和17.07%.

致谢: 感谢何锦、徐蓉桢和周殷竹博士对本论文写作过程中提供的宝贵建议和指导.