地下水作为水资源的一个重要组成，其分布广泛，水质良好，便于应用，是理想的饮用水源，也是生活、工业和农业用水的重要供水水源^[1]，是维持社会可持续发展和生态环境系统稳定的基本要素^[2]. 水化学评价是合理开发利用和保护水资源的一项基本工作，开展区域地下水水化学特征及控制因素的研究，对于地下水的污染防治、开发利用和保护具有重要的现实意义^[3].

当前国内外学者研究地下水水化学特征及控制因素的主要方法包括野外调查、室内统计分析和水文地球化学模拟^[4]，Adams等^[5]综合运用描述性分析、相关矩阵和因子分析等数理统计方法研究裂隙岩含水层中地下水的水文化学过程，认为影响地下水水化学的主要过程是盐渍化、矿物沉淀和溶解、阳离子交换和人类活动；孙斌^[6]在鄂尔多斯白垩系盆地都思兔河地下水系统中运用多元统计方法研究地下水水化学空间分布规律；Kaur等^[7]结合水化学特征和离子比值方法研究印度北部帕尼帕特地区地下水水化学控制因素，认为含水层岩石风化和人类活动是影响该区地下水化学组分的主控因素；章光新等^[8]通过描述性统计、相关性分析、离子比例分析和Piper三角图示法等，在松嫩平原研究发现，区域地下水质的变化主要受风化溶滤、蒸发浓缩和阳离子交换的影响；魏世博等^[9]采用数理统计、离子比例分析以及水文地球化学模拟等手段，分析了额济纳平原第四系及北部白垩系地下水的水文地球化学特征，探讨其演化模式.

多年来，安固里淖流域地下水研究主要集中于水资源量及其开发方向^{[10, 11]}，综合研究区域地下水水化学特征及水质情况相对较少，金爱芳等^[12]对整个坝上地区进行了地下水水化学特征和成因机制分析，但具体针对安固里淖流域所取样点数过少难以概括整个流域情况；吴庭雯等^{[13, 14]}分析了该流域地下水水化学特征并评价其水质，表明流域补给区水化学类型以HCO₃-Ca型为主，受土地利用类型影响，部分地点硝酸盐超标严重；何锦等^{[15, 16]}对张北县玄武岩地下水进行研究，指出硅铝酸盐的风化溶解离子来源的主要途径，溶滤作用、阳离子交换和农业活动是主要控制因素，并分析了玄武岩偏硅酸矿泉水化学特征的成因，认为其与独特的玄武岩地质构造和特定水文地球化学过程有关. 研究区已有研究仅限于对安固里淖流域玄武岩地下水进行研究，或仅对水化学特征进行了分析，对区域地下水水质组成及控制因素的综合研究尚显不足. 本文以安固里淖流域不同类型地下水为研究对象，结合野外地质调查，综合运用如舒卡列夫分类、Piper三线图、Gibbs模型和离子比值等经典水文地球化学研究方法以及多元统计分析、相关分析和因子分析等数理统计分析^[17~22]，识别流域地下水水化学特征及其演化主要的控制因素，旨在为该地区不同类型地下水的环境保护以及合理利用提供科学依据.

1 研究区概况 1.1 自然地理

安固里淖流域地处张家口市坝上地区（图 1），总面积约3 495 km²，总体地势东南高、北西低，主要地貌有构造剥蚀熔岩台地、构造剥蚀丘陵和侵蚀堆积河谷平原^[23]；研究区为典型的半干旱大陆性气候，全年多风沙、干旱少雨，据安固里淖流域地区近50 a来（1971~2017年）的气象资料可知，该区年均降雨量为386 mm，降水主要集中在5~9月，多年平均气温3.6 ℃，年均蒸发量1 736.3 mm；研究区属内陆河流域，无境外水量补给，大部分河流源于坝头山区，多呈南北、东西走向，补给来源为地下水及大气降水，天然条件下地表水最终汇入安固里淖和黄盖淖蒸发排泄，以安固里河为典型代表；该区地下水资源的形成主要靠流域内有限的大气降水补给，水生态环境脆弱. 2000年以来，由于坝上地区将错季蔬菜种植作为主要产业，这导致灌溉面积急剧增加，进而加剧了地下水的抽取和水位的持续下降^{[24, 25]}. 据张北县2015~2018年水资源公报显示，全县每年地下水用水量占总用水量的92%以上，为应对水资源量减少、湖淖萎缩干涸和地下水位下降等一系列水生态环境问题，张北县政府采取一系列地下水超采综合治理措施，并取得了一定成效.

1.2 地质与水文地质条件

安固里淖流域含水层的分布极不均匀，含水介质也较多，按其地层时代及地下水的赋存条件划分为三大类含水岩组：第四系孔隙含水岩组，新近系玄武岩孔洞裂隙含水岩组以及岩浆岩、变质岩及碎屑岩类裂隙含水岩组. 其中第四系孔隙含水岩组广泛分布于区域内波状平原及低山丘陵沟谷；新近系玄武岩孔洞裂隙含水岩组由多次喷发叠置堆积的汉诺坝组玄武岩组成，主要分布于流域西南部；碎屑岩类孔隙、裂隙含水岩组包括新近系砂砾岩孔隙、裂隙含水岩组以及侏罗系火山碎屑岩、碎屑熔岩含水岩组，岩浆岩、变质岩类裂隙含水岩组主要为古元古代红旗营子群变质岩基底以及各个时代的火成岩侵入体，广泛分布在流域东北部.

研究区地下水依地形、构造及人类活动等，自南部坝头山地玄武岩或花岗岩出露的补给区经山前斜地流向下游内陆河流湖泊，与地表河流流向一致. 部分地下水受构造影响在熔岩台地以泉的形式分散排泄. 地下水主要由大气降水入渗补给，排泄方式以人工开采和蒸发为主，地下水剖面示意见图 2.

2 材料与方法 2.1 采样点分布

本研究依托地质调查项目，于2019年9~11月、2020年5~8月和2021年5~9月在安固里淖流域及其周边共采集水样品一次175组，其中地表水11组（含1组雨水），第四系孔隙水（简称“第四系地下水”）43组，玄武岩孔裂隙水及其混合地下水（简称“玄武岩地下水”）77组，其他基岩裂隙水（含砂砾岩、碎屑岩、花岗岩裂隙水及其混合水等，简称“其他基岩地下水”）44组，各采样点分布见图 1.

2.2 样品采集与测试分析

此次水样采自研究区的机民井、地表河流及泉水等，采样点涵盖研究区所有地下水类型，其中研究区无稳定隔水层，地下水均为潜水. 采样现场使用便携式水质参数仪（哈希HQ2200）测定水温、pH值、溶解氧和电导率等参数. 采样前先用样品水将采样瓶（聚氯乙烯瓶）反复冲洗3次，每处样品采集3瓶，其中1瓶通过0.45 μm滤膜过滤样品水并加硝酸使其酸化至pH<2，用于测试阳离子；其余2瓶不加保护剂分别用于测试阴离子及备用，3瓶均使用封口膜进行密封，低温避光保存并及时送实验室测试. 水化学的分析工作由青岛地质工程勘察中心实验室及中国地质调查局水文地质环境地质调查中心实验室测试完成，其中K⁺、Na⁺、Ca²⁺和Mg²⁺ 的浓度采用火焰原子吸收光谱法（德国耶拿公司contrAA300型号）测定，相对标准偏差分别为0.21%、0.44%、0.43%及0.76%；HCO₃^-的浓度采用酸碱滴定分析法；TDS采样烘干法进行测定；Cl^-、SO₄^2-、F^-和NO₃^-的浓度采用离子色谱仪（瑞士万通公司883型号）测定，相对标准偏差各为0.61%、0.39%、0.27%及2%；分析结果均以V-SMOW标准表示.

2.3 研究方法

运用SPSS及Origin软件分别对样品测试数据进行统计分析、绘制Piper水化学三线图、Gibbs图、主要离子关系图以及因子载荷图，基于ArcGIS 10.7软件绘制因子得分图，对研究区水化学类型特征、主要离子来源、地下水补给来源及地下水主要控制因素等进行分析.

3 结果与讨论 3.1 水化学组成特征

本次所采水样测试结果见表 1. 研究区内除雨水pH=3.4外，其余174个水样品pH介于6.3~9.6之间，平均值为8.2，整体地下水呈弱碱性，pH值的空间变异系数最小，为5.7%. 全区水样ρ（TDS）变化范围为110.0~6 721.0 mg·L^-1，平均值为780.1 mg·L^-1，其中地表水均值为708.7 mg·L^-1，3种地下水类型中TDS均值由大到小为：929.7 mg·L^-1（其他基岩孔裂隙水）>863.4 mg·L^-1（第四系孔隙水）>657.4 mg·L^-1（玄武岩孔裂隙水），此次地下水样品TDS值整体均值高于金爱芳等^[5]所测得的坝上9个监测井地下水均值518.6 mg·L^-1，分析与本次采集样品的机民井包含浅井及混合井较多有关.

从表 1各宏量组分来看，3种地下水类型中阴阳离子具有相似的特征：该区地下水优势阴阳离子分别为HCO₃^-和Na⁺，主要阴离子质量浓度均值由大到小为：HCO₃^->Cl^->SO₄^2->NO₃^-，主要阳离子质量浓度均值由大到小为：Na⁺>Ca²⁺>Mg²⁺>K⁺，玄武岩孔裂隙地下水中TDS、Na⁺、Cl^-和F^- 等的质量浓度均值较其他类型地下水低.

从变异系数来看，不同类型地下水pH均值大于8.0，变异系数最小，表明研究区整体为一个相对均质的弱碱性环境，这与金爱芳等^[5]在坝上地区得出的结论是一致的. 3种类型地下水水样中的HCO₃^-均值较大，变异系数值较小，表明该离子绝对质量浓度大，质量浓度在流域范围内差别不大. 地表水中质量浓度较低的NO₃^-离子呈现较高的变异系数，表明其受自然或人为影响在地表河流中出现局部富集现象，Na⁺作为质量浓度最高的阳离子也显示出较大的变异系数，反映出其在地表水中绝对值大，质量浓度变化大，是随环境因素变化的敏感因子.

3.2 水化学类型

通过绘制Piper三线图，可研究水体的水化学组分特征以及水化学演化规律^{[18, 26]}. 图 3为研究区水化学三线图（以毫克当量计，下同），图 3（a）以不同采样时间区分采样点，图 3（b）以不同地下水类型区分采样点，由图 3（a）可知，不同时期取样点在其中分布范围大致相近，表明取样时间对样品分析结果影响不大. 由图 3（b）可知，研究区地下水水化学类型较为复杂多样，单独分析阳离子多落在A、B和D区，表明阳离子类型以Ca²⁺型、Na⁺+K⁺及混合型为主，其中玄武岩地下水以Ca²⁺型为多，第四系地下水则以混合型为多；单独从阴离子的角度分析，样点多落在E区，整体以HCO₃^-型为主，且以玄武岩和第四系地下水居多，其他基岩地下水在E和B区均有分布；因所采样品广泛分布在流域的不同位置，区域地下水水化学类型较为多样，整体以HCO₃-Ca·Mg型为主，同时存在Cl·SO₄-Ca·Mg型和Cl-Na型等，其中玄武岩地下水和第四系地下水主要为HCO₃-Ca·Mg型，HCO₃-Ca·Mg型和Cl·SO₄-Ca·Mg型是其他基岩地下水的主要类型，以溶蚀溶滤作用为主的水岩作用是HCO₃-Ca·Mg型水的主要成因^[4]. 该区地表水与地下水在图上投点分布范围大体一致，表明二者水化学类型相近，指示地表水与地下水在径流过程中水力联系密切，相互转化频繁.

3.3 地下水主要离子来源及成因

地下水中不同化学成分质量浓度的比例关系会因不同成因和环境条件而呈现差异，这些比例关系可以是组分间的直接比值，也可以是某一组分与其他多个组分的关系，故地下水的成因和化学成分的来源或形成机制可由这些比例关系推断 ^[27].

3.3.1 地下水主要离子来源分析 3.3.1.1 水岩模型分析

将Gibbs图应用在地下水水化学组分的研究中，可以宏观地反映水中主要离子的控制因素，定性判断水化学组成来源^[28~32]. 由研究区地下水水化学Gibbs图可知（图 4）：区内不同种类地下水具有相似的分布规律，表明其间联系紧密，地下水样品点大部分落于图中部岩石风化控制区域或向右上方偏移至蒸发浓缩控制区域，表明岩石风化作用在控制该区地下水的离子组成方面起主要作用，同时受蒸发结晶作用控制，且所有样品远离降水作用控制区域，说明受降水影响不大，结合当地气候特征，其较低的年降水量和较高的蒸发量佐证蒸发对其控制因素远大于降水控制作用. 同时也存在部分样点落于曲线外部右侧区间，以上点Na⁺/[Na⁺+Ca²⁺）值均处在0.6~1.0之间，结合当地地质地貌特征分析，以上点沿地下水流向分布在地势相对较低的几条主要地表河流中下游沟谷周边，且部分点位于TDS高值区，土地利用类型以水浇地为主，表明地下水水化学特征还受人为、地质环境和地形植被等其他因素影响.

通过绘制HCO₃^-/Na⁺、Mg²⁺/Na⁺与Ca²⁺/Na⁺关系，定性研究蒸发盐岩、硅酸盐岩和碳酸盐岩风化溶解作用对地下水水质的影响^{[33, 34]}. 研究区不同类型地下水样品集中分布于硅酸盐岩和碳酸盐岩控制端元中间且更靠近硅酸盐岩区域，存在部分水样偏向蒸发盐岩区域（图 5），可知硅酸盐岩矿物经岩石风化作用对研究区地下水主要离子有显著影响，而碳酸盐岩与蒸发盐岩风化起次要作用，这与研究区地处岩浆岩与变质岩区有关，其中大量分布的含硅酸盐玄武岩为硅酸盐溶解提供丰富物质基础，地下水中主要离子为Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃^-也表明流域硅酸盐岩风化溶蚀是控制区域地下水水化学特征的主要因素. 这与王大纯等^[27]关于铝硅酸盐矿物的风化溶解是岩浆岩与变质岩地区HCO₃^-首要来源的说法相符合，方程式如下：

(1)

(2)

3.3.1.2 阳离子交替吸附作用

阳离子交替吸附作用是地下水水化学成分形成的重要作用之一，通过绘制（Ca²⁺+Mg²⁺-HCO₃^--SO₄^2-）与（Na⁺+K⁺-Cl^-）关系，可以反映阳离子交换作用的发生^[35~38].（Na⁺+K⁺-Cl^-）表示除岩盐、钾盐溶解外引起的（Na⁺+K⁺）的含量变化，（Ca²⁺+Mg²⁺-HCO₃^--SO₄^2-）表示除去白云石、方解石及石膏溶解以外其他原因所导致的（Ca²⁺+Mg²⁺）的含量变化^{[39, 40]}. 由图 6可知，研究区第四系地下水样品、玄武岩地下水样品和其他基岩地下水样品线性拟合斜率分别为-0.80（R²=0.84）、-1.11（R²=0.77）和-0.87（R²=0.72），呈负相关关系，样品点总体上沿着斜率为-1的标准线分布，表明研究区不同类型地下水均存在一定程度的阳离子交换作用.

通过计算碱交换指数，特别是氯碱指数（CAI），可以进一步分析地下水与其宿主环境之间的阳离子交换过程^[41]. 氯碱指数用以下方程计算：

(3)

(4)

当地下水中Na⁺和K⁺与岩土中Ca²⁺和Mg²⁺交换时，即为正向阳离子交换作用，以上指数均为正值；反之，当岩土中Na⁺和K⁺与地下水中的Ca²⁺和Mg²⁺进行交换，指数显示负值，表明反向阳离子交换作用的发生，氯碱指数的绝对值越大，表征其离子交换程度越高^[42]. 该区地下水样品显示其氯碱指数均为负值的样品整体占比为69.5%（图 7），其中第四系地下水、玄武岩地下水和其他基岩地下水占比分别为62.8%、70.1%和75%，表明该区以发生反向阳离子交换作用为主，且以其他基岩地下水最为显著.

3.3.1.3 人类活动

NO₃^-和SO₄^2-等为带有明显人类活动影响特征的离子. 农业上含硝酸盐化肥的使用以及生活污水的排放是安固里淖流域地下水中的NO₃^-主要来源^[14]，而工业矿业活动和大气沉降以及硫化矿物的溶解则是地下水中的SO₄^2-的主要来源^[15]，Ca²⁺来源则较为单一，主要来自于硅酸、碳酸盐类沉积物或岩浆岩变质岩中含钙矿物的溶解^{[15, 43]}，因此可用（SO₄^2-/Ca²⁺）与（NO₃^-/Ca²⁺）的关系来分析地下水中主要离子受人类活动的影响程度. 从图 8可以看出：3种地下水类型样品整体均趋向于两个方向分布，其一是（NO₃^-/Ca²⁺）高而（SO₄^2-/Ca²⁺）低，这表示地下水可能受到农业活动或城市生活污水影响，以第四系地下水最为明显；另一个方向是（SO₄^2-/Ca²⁺）高而（NO₃^-/Ca²⁺）低的样点[见图 8（b）椭圆所圈范围]，以玄武岩地下水（样品编号34、105、120、145）和其他基岩地下水（32、46、103、105、112、178、180、182）最为明显，这表示地下水可能受到工业活动的影响，由图 1这些点主要集中于公会镇-馒头营乡一带且在察北管理区也有分布，该区为流域的径流排泄区，是当地主要乡镇分布区，人口集中且分布有厂房.

3.3.1.4 其他离子来源控制因素分析

（1）（Na⁺+K⁺）/Cl^-关系  （Na⁺+K⁺）与Cl^-的毫克当量比值可以反映Na⁺和K⁺的来源，当（Na⁺+K⁺）/Cl^-大于1时，说明地下水中Na⁺和K⁺来源于岩盐的溶解，小于1时来源于硅酸盐的溶解^{[44, 45]}. 从图 9（a）中可以看出，各类型地下水样品离子围绕1∶1比值线两侧均有分布，说明Na⁺和K⁺来源于硅酸盐的溶解作用，也有部分来源于岩盐的溶解.

（2）（Mg²⁺+Ca²⁺）/（HCO₃^-+SO₄^2-）关系  （Mg²⁺+Ca²⁺）/（HCO₃^-+SO₄^2-）可以用来分析影响地下水中Mg²⁺和Ca²⁺来源的碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩的溶解比例^[46]. 从图 9（b）中可以看出，几个类型地下水样品离子围绕1∶1比值线两侧均有分布，对于落在线下方的水样，表明Ca²⁺和Mg²⁺不足以平衡（HCO₃^-+SO₄^2-），即发生了钙镁硅酸盐岩或蒸发盐岩的溶解^[47]，而落在线上方的水样说明地下水中Mg²⁺和Ca²⁺也来源于碳酸盐岩的溶解.

（3）（SO₄^2-+Cl^-）/HCO₃^-关系  前人用（SO₄^2-+Cl^-）/HCO₃^-来分析蒸发盐岩和碳酸盐岩的溶解对地下水中离子组分的影响^[48]. 如图 9（c）可知，第四系地下水、其他基岩地下水和玄武岩地下水样品落在1∶1线下的比例分别为39.5%、61.4%和66.2%，表明第四系地下水离子来源以蒸发盐岩溶解为主，碳酸盐岩为辅，其他基岩地下水和玄武岩地下水离子组分也来源于碳酸盐岩溶解和少量的蒸发盐岩溶解.

（4）（Ca²⁺+Mg²⁺）/HCO₃^-和SO₄^2-/HCO₃^-关系  地下水中碳酸盐岩溶解受硫酸、碳酸参与程度可以通过（Ca²⁺+Mg²⁺）/HCO₃^-与SO₄^2-/HCO₃^-关系来判断^[49]. 由图 9（d）可以看出，地下水样品多高于石膏溶解线，主要分布在两个端元中间并偏向H₂CO₃溶解碳酸盐岩部分，表明就碳酸盐岩而言，碳酸对其溶解是地下水中Ca²⁺、Mg²⁺及HCO₃^-的主要来源，H₂SO₄对其溶解也有部分影响，而石膏类矿物的溶解这一来源极少.

（5）HCO₃^-与Ca²⁺和Mg²⁺关系  由图9（e）和9（f）可见，相较于HCO₃^-与Ca²⁺，HCO₃^-与Mg²⁺呈现较好的相关性，高浓度HCO₃^-及其与Mg²⁺正相关性可以表明地下水中的部分HCO₃^-与Mg²⁺共同起源于碳酸盐岩的溶解^{[50, 51]}.

（6）Mg²⁺与Ca²⁺比值  在碳酸盐岩风化过程中，Mg²⁺与Ca²⁺比值能够反映方解石和白云石的溶解对地下水主要化学成分的贡献^[50]. 通常当其比值接近于1时，代表仅有白云石溶解^[52]，见公式（5）；仅方解石溶解时，Mg²⁺与Ca²⁺比值等于0，见公式（6）；当两者均等参与溶解时，Mg²⁺与Ca²⁺比值等于0.5，见公式（7），碳酸盐岩矿物方解石和白云石的相对含量控制着Mg²⁺与Ca²⁺的比值变化^[53]. 在图 9（g）中，几乎大部分样品点落在斜率0.5以上，表明以白云石为主混合方解石是区内参与碳酸岩溶解的主要矿物组成，不同类型地下水采样点Mg²⁺与Ca²⁺比值落在斜率1以下的占比由大到小分别为：玄武岩地下水（77.9%）>第四系地下水（74.4%）>其他基岩地下水（68.2%），说明该类溶解作用在玄武岩地下水较其他类型地下水中发生得更为显著，以上样品的阳离子质量浓度均值由大到小为80.6 mg·L^-1（Ca²⁺）>62.8 mg·L^-1（Na⁺）>35.2 mg·L^-1（Mg²⁺），且不同类型地下水均符合此规律. 值得注意的是部分样品点位于斜率1之上，指示Mg²⁺增多Ca²⁺减少，以上样品的地下水中阳离子质量浓度均值由大到小为341.3 mg·L^-1（Na⁺）>93.4 mg·L^-1（Mg²⁺）>50.9 mg·L^-1（Ca²⁺），样点主要分布在流域径流排泄处，且不同类型地下水均符合此规律，推测沿径流途径，地下水不断溶解硅酸盐岩和碳酸盐岩中的Ca²⁺和Mg²⁺使其逐渐增多，吸附亲和力相对较强的Ca²⁺与岩石中Na⁺发生了交换作用，从而出现Na⁺显著增多Ca²⁺减少的现象.

(5)

(6)

(7)

3.3.2 地下水水化学控制因素分析

在水文地球化学中，皮尔逊相关分析常被用来分析各个组分的关系，结合因子分析可通过降维的方式进一步提取对地下水水化学形成起主导作用的因子，从而阐释控制地下水水化学特征的关键因素及其影响程度^[54~57].

3.3.2.1 相关性分析

以地下水样品中TDS、K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl^-、SO₄^2-、HCO₃^-和NO₃^-等9项指标为代表，其相关关系分析结果及使用最大方差法进行因子旋转后的载荷见图 10. 从中可知，Na⁺、Mg²⁺、Cl^-、SO₄^2-和HCO₃^-与TDS均存在显著正相关性P<0.001，其间相关系数均在0.66，表明该5种离子为TDS的主要组成离子，特别地，TDS与Na⁺、Mg²⁺、Cl^-和SO₄^2-间的相关系数全部在0.92以上，相关关系最为显著，表明其对TDS影响最大；SO₄^2-与Na⁺、Cl^-和Mg²⁺相关系数在0.84以上，存在显著正相关关系P<0.001，表明四者有共同来源，其主要来源于钠长石等硅酸盐岩与沉积岩中所含石膏或其他硫酸盐岩与氯化物的溶解和岩浆岩中含硅酸镁硅酸铁等的黏土矿物的溶解^{[27, 58]}.

3.3.2.2 因子分析

对研究区第四系地下水、玄武岩地下水和其他基岩地下水分别进行因子分析，其变量经Bartlett球形度检验得出KMO值分别为0.614、0.658和0.438，显著性水平接近0，对其进行因子分析，选取特征值大于1的F1、F2两个公因子，其对应不同地下水类型的旋转因子载荷矩阵见表 2. 利用反距离插值法（IDW），研究了流域不同类型地下水样点的公因子得分，从而描述了这些因子在区内的空间分布特征（图 11）.

对第四系地下水、玄武岩地下水和其他基岩地下水进行因子分析可知，前2个公因子特征值大于1，分别解释了全部方差的81.32%、84.83%和77.39%，说明提取的F1、F2两个公因子能够代表研究区地下水9个水化学指标的主体信息，地下水样点各因子得分在研究区内的空间分布特征如图 11.

研究区首控因子F1对第四系地下水、玄武岩地下水和其他基岩地下水的方差贡献率分别为65.14%、66.93%和58.38%，按因子载荷可知，F1中Na⁺、TDS、Cl^-、SO₄^2-和Mg²⁺等5个因子载荷均在0.8以上且均为正相关关系，各变量间相关性强. 对于Na⁺、TDS、Cl^-和SO₄^2-等指标的化学性质是随着水岩时间增加而累积，可以指示径流途径长短. 研究区上游大量出露玄武岩类硅酸盐岩矿物、碳酸盐岩矿物以及岩浆岩类含黏土矿物，为Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺和HCO₃^-等离子提供丰富的物质来源，随着地下水径流途径变长，其溶解的离子不断累积，同时发生Ca²⁺-Na⁺离子交替等影响水化学成分的作用，在排泄区经过蒸发浓缩作用，最终形成以Na⁺、Cl^-和SO₄^2-等溶解度大以及Mg²⁺、HCO₃^-等原始地层含量高的离子为主的高TDS地下水. 从图11（a）、11（c）和11（e）可以看出，不同类型地下水F1高值区均分布在流域北部黄盖淖-安固里淖一带的蒸发排泄区，表明F1值也代表蒸发浓缩作用，故F1代表溶滤和蒸发浓缩作用因子，且3种地下水F1得分差异不大.

次要因子F2对第四系地下水、玄武岩地下水和其他基岩地下水的方差贡献率分别为16.18%、17.90%和19.01%，由因子载荷大小可见F2与NO₃^-的相关性较大，而NO₃^-和Ca²⁺离子载荷在F1中载荷小于其他组分表明其浓度并非完全累积的结果. 硝酸盐污染是安固里淖流域最突出的水质问题，其来源主要为农业化肥和人畜生活用水排放^[14]. 从图 11（b）可知，第四系地下水F2高值区与吴庭雯等^[14]在研究区绘制的7月初硝酸盐浓度超标区域分布范围相一致，包括流域南部花岗岩台地补给区、中部及北部流域径流排泄区，补给区地势高、台地剥蚀强烈，上覆第四系较薄，地下水易受污染，位于流域中部的张北县城西南部集中种植蔬菜出现F2相对高值，北部馒头营乡-二泉井乡一带村中及水浇地较为密集分布，F2高值在此呈面状分布；玄武岩地下水F2高值区[图 11（d）]与何锦等^[15]绘制的地下水硝酸盐浓度分布相对应，除在南部玄武岩台地处点状出现外，主要集中出现于张北县西部-馒头营乡西部-公会镇东部一带，该区为玄武岩埋藏区，上覆第四系松散岩类，同样为当地水浇地分布密集区域，可知F2代表人类活动影响. F2与Ca²⁺也有一定相关性，高值区内出露含有斜长石等含钙矿物的橄榄玄武岩以及含钙铝硅酸盐斜长石矿物的花岗岩等，此类矿物的风化溶解为地下水中的Ca²⁺提供物质来源，经风化溶解进入地下水累积且尚未经Na⁺离子交替而出现相对高值. 玄武岩地下水和第四系地下水F2因子得分最高值分别为6.35和3.89，表明F2对玄武岩地下水影响更显著，判断玄武岩相较于其他岩石为地下水提高了更多的Ca²⁺元素或玄武岩地下水水质更易受到人类活动影响. 综上，F2代表的是人类活动影响和原生地质环境因子.

由于其他基岩地下水KMO统计量小于0.6，认为其不适合进行因子分析，仅将其因子得分展示如图 11（e）和图 11（f），具体不再讨论.

4 结论

（1）本研究区地下水整体呈弱碱性，阴阳离子浓度顺序依次为：HCO₃^->Cl^->SO₄^2->NO₃^-，Na⁺>Ca²⁺>Mg²⁺>K⁺，优势阴阳离子分别为HCO₃^-和Na⁺，其中HCO₃^-绝对值大，相对质量浓度变化小，Na⁺绝对值大，质量浓度变化大. 全区地下水样ρ（TDS）均值为784.4 mg·L^-1，3种地下水类型中TDS均值由大到小为：929.7 mg·L^-1（其他基岩孔裂隙水）>863.4 mg·L^-1（第四系孔隙水）>657.4 mg·L^-1（玄武岩孔裂隙水）. 3种类型地下水水化学类型相似，以HCO₃-Ca·Mg型为主，同时存在Cl·SO₄-Ca·Mg型和Cl-Na型等类型.

（2）本研究区3种地下水类型中离子组成主控因素均为岩石风化作用，同时受蒸发浓缩作用控制；硅酸盐岩矿物风化溶解对3种地下水离子组成影响最大，碳酸盐岩、蒸发盐岩也为地下水物质组成提供部分来源；研究区存在一定程度的反向阳离子交换作用，以其他基岩地下水最为显著；人类活动一定程度上影响该区地下水水化学离子组成，其中工业活动对径流排泄区的部分玄武岩地下水和其他基岩地下水的影响较大；3种地下水中的Na⁺、K⁺和Cl^-主要来源于硅酸盐岩和蒸发盐岩，HCO₃^-、Ca²⁺和Mg²⁺的主要来源是钙镁硅酸盐岩或蒸发盐岩的溶解及以白云岩为主混合方解石参与的碳酸盐岩溶解.

（3）据皮尔逊相关分析及因子分析可知：溶滤及蒸发浓缩作用因子与人类活动影响及原生地质环境因子共同作用，控制研究区地下水水化学特征的形成，二者对第四系地下水、玄武岩地下水和其他基岩地下水累计贡献率分别为81.32%、84.83%和77.39%. 首控因子F1对地下水水化学特征影响最大，且对3种地下水类型影响程度相近，F2对玄武岩地下水影响更为显著. 研究区3种地下水类型整体呈现相近的水化学特征及控制因素，指示其在径流过程中联系密切，循环转化频繁. 建议当地在地下水资源开发和作物种植方面能统筹规划，南部基岩山区退耕还林，避免玄武岩及其他基岩地下水水质受到人类活动影响；中部硝酸盐超标的水浇地区域进一步推广滴灌施肥等控肥技术，减轻土壤和地下水硝酸盐污染；适当开采北部F1高值区内矿化度较高的不同类型地下水用于城镇景观用水，降低地下水水位，缓解蒸发浓缩导致的地下水矿化度过高现象.

致谢: 感谢徐蓉桢与吕琳在论文写作中提供的指导和帮助