Hydrochemical types and origins analysis of groundwater at the seismic monitoring stations in Liaoning Province
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摘要:
通过测试辽宁省15个地震监测站泉水或井水的氢、氧同位素组成及主要离子组分含量，讨论了泉水或井水的化学类型及其成因。测得泉水或井水的δD和δ18O值范围分别为−82.5‰—−54.4‰和−11.4‰—−7.3‰，表明所测泉水和井水的主要来源为大气降水。研究区低温泉水为低矿化度的Ca-SO4·HCO3型或Ca-HCO3·SO4型；而较高温度的花岗岩裂隙水中溶解了较多的钠硅酸盐矿物，水化学类型主要为Na-HCO3·SO4型；碳酸盐岩及含砾砂岩含水层分别分布于辽宁省西部及中部地区，水温略低于高温花岗岩裂隙水，水化学类型为Na·Ca-HCO3型。水中F −含量较高，且F −含量与温度、pH值、Na＋和
${{\rm HCO}_3^{-} }$ 的浓度呈正相关，表明泉水或井水的化学类型是深部富CO2流体及大气降水与花岗岩反应的结果。Abstract:The hydrochemical types and origins of underground waters collected from 15 seismic monitoring stations in Liaoning Province are discussed based on the isotope ratios of hydrogen and oxygen as well as ion concentrations. δD and δ18O values of underground water ranged from −82.5‰ to −54.4‰ and from −11.4 ‰ to −7.3‰, respectively, which indicates that the waters had a meteoric origin. Granite is widely distributed in the studied area. The cold spring waters were the type of Ca-SO4·HCO3 and Ca-HCO3·SO4, while the hot spring waters from fractured granite were mainly type of Na-HCO3·SO4 due to the dissolution of silicate minerals. The water samples with moderate temperature in the western and middle parts of Liaoning Province were the type of Na·Ca-HCO3, resulting from dissolution of silicate minerals and carbonate. The concentration of F − is positively correlated with temperature, pH, concentrations of Na＋ and HCO3 −, indicating reaction between the granite and the fluids enriched in CO2 .
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Keywords:
- groundwater /
- hot spring /
- hydrochemical types /
- isotope /
- factor analysis
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引言
地下水主要源于大气降水，其化学组成受构造活动、围岩性质及深部流体控制。在地震孕育和发生过程中，含水层受力状态改变、深部流体混入等，均会引起地下水化学组成发生变化（车用太，鱼金子，2006；Du et al，2008；张桂铭，刘文锋，2013；杜建国等，2018；钟骏等，2018）。水热活动与深大断裂及活动断裂密切相关，地热水可以沿断裂通道迅速运移。因此，通过监测捕获与地震活动有关的地下水地球化学异常，特别是地热水的地球化学异常，可以获取到地震前兆异常信息。地下水中的主量元素及稳定同位素是判别地下水来源、追踪水化学演化的基本手段（Capecchiacci et al，2015；Qi et al，2017；杜建国等，2018；钟骏等，2018）。近年来，更多的观测手段和方法应用于地下水来源及成分变化的研究，例如，对研究区地下水进行长时间连续观测，以获取地下水环境或来源信息的变化（Bagheri et al，2014；Gaagai et al，2017）。对地下水的监测表明，D和18O同位素、离子如Li＋，Na＋，
${\rm SO}^{2-}_4 $ 和Cl−等地球化学指标的异常与地震的发生呈现出较好的对应关系（Du et al，2008；陈志等，2014；Skelton et al，2014），例如：1998年亚达那MW6.2地震后Cokcapinar地区TR167号地下水的Na＋和Cl−浓度在震后一周内增长近两倍（Woith et al，2013）； 2012年10月及2013年4月在冰岛分别发生M5.5和M5.6地震，地震前后该地区地下水的δD，δ18O，Si，Na＋和Ca2＋浓度均出现了明显的高值异常（Skelton et al，2014）。因此，系统地分析无震时期地震台站水化学的离子浓度和同位素组成，获取流体地球化学背景数据，是判断地震流体地球化学异常的重要手段。辽宁省分布着多条活动断裂，如大型断裂带郯庐断裂带北段、朝阳—北票断裂、鸭绿江断裂和金州断裂。历史上该地区发生过多次中强地震，如1969年渤海MS7.4地震、1975年海城MS7.3地震。受岩浆及构造活动影响，区内温泉发育并沿断裂带分布。中国大陆地震流体监测网中许多地区的地下水已经有了系统的水化学分析资料，但是辽宁省地震监测水化学网点尚缺乏系统的水文地球化学调查。本文根据地下水的离子组分和同位素组成，拟对辽宁省不同地区地下水中离子组分的分布规律与成因进行讨论，以期达到完善地震流体测台站地下水化学背景资料的目的。
1. 地震地质概况
辽宁省大部分地区从构造上属于中朝准地台，喜山期运动形成了该区东西两侧隆起、中南部地区凹陷的构造格局（图1），地形地貌表现为辽东和辽西为山地丘陵，中部为辽河平原。研究区内地层发育较全，除个别地层缺失外，从太古界至新生界地层均有出露，各时期的侵入岩和火山岩发育，其中花岗岩占侵入岩的89.46%。辽宁省西部主要出露中上元古宙及中生界侏罗系、白垩系花岗岩及新时代的基性岩浆岩；中部盆地凹陷区为巨厚的第四系沉积，其下部为第三系碎屑岩；东部出露岩性较为古老，主要为太古界—元古界变质岩及火山岩，分布有少量的侏罗系及白垩系碎屑岩。
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图 1 辽宁省地震流体监测采样点分布图Figure 1. Distribution of the sampling points for seismic fluid monitoring in Liaoning Province区内构造活动频繁，已明确的活动断裂多达29条（雷清清等，2008），如图1所示，断裂主要走向为NE，NNE和EW向，少数NW向。北部分布有压扭性凌源—北票—沙河岩石层断裂及朝阳—北票断裂；西部由一系列印支—燕山期形成的NE−NNE向张扭性地壳断裂组成；中部辽河平原分布锦州—阜新断裂及NE向郯庐断裂带主干的北延部分；辽东分布有一系列NE−NNE向正断裂，包括金州断裂、鸭绿江断裂等，此处还有NW向海城河—大洋河活动断裂。
辽宁省境内构造运动频繁发生，火山活动强烈，有大量深部流体供给。省内地热资源丰富，已探明的地热田有35处，地下热水可开采量为1.1亿 m3/a。地热的分布主要受断裂构造控制，地下热水分布与地幔隆起程度有关（邱立军，2012）。热储层主要岩性为花岗岩，部分地区热储层岩性为砂岩及碳酸盐岩，温泉分布受EW，NE，NNE及少量NW向构造控制，其温度高低与循环速度及深度密不可分（张戈等，2004a，b；邱立军，2012）。
研究区内共发生两次MS≥7.0地震，分别为1969年渤海MS7.4地震和1975年海城MS7.3地震。近些年，辽宁地区地震活动较为活跃，2013年共发生两次MS≥5.0地震。采样期前后两年内（2014—2019年）研究区相对平静，未发生MS≥5.0地震，且在采样前后三个月内，未发生MS≥4.0地震。据世界上150多次中强地震水化学前兆统计，64%的异常出现在震前一个月内，14%出现在震前两个月内；我国MS5.0—6.0地震的水化前兆有50%出现在震前一个月内（张炜等，1988；徐玉华，1995）。对中国大陆188例MS≥5.0地震的统计表明，188例地震中共出现803项流体异常（包括水温、水位、气氡等指标），其中异常出现在地震发生前后两年内的异常数量占95.77% （简春林，2004）。因此本次采样结果可以作为较好的背景资料。
1. 地震地质概况
辽宁省大部分地区从构造上属于中朝准地台，喜山期运动形成了该区东西两侧隆起、中南部地区凹陷的构造格局（图1），地形地貌表现为辽东和辽西为山地丘陵，中部为辽河平原。研究区内地层发育较全，除个别地层缺失外，从太古界至新生界地层均有出露，各时期的侵入岩和火山岩发育，其中花岗岩占侵入岩的89.46%。辽宁省西部主要出露中上元古宙及中生界侏罗系、白垩系花岗岩及新时代的基性岩浆岩；中部盆地凹陷区为巨厚的第四系沉积，其下部为第三系碎屑岩；东部出露岩性较为古老，主要为太古界—元古界变质岩及火山岩，分布有少量的侏罗系及白垩系碎屑岩。
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图 1 辽宁省地震流体监测采样点分布图Figure 1. Distribution of the sampling points for seismic fluid monitoring in Liaoning Province区内构造活动频繁，已明确的活动断裂多达29条（雷清清等，2008），如图1所示，断裂主要走向为NE，NNE和EW向，少数NW向。北部分布有压扭性凌源—北票—沙河岩石层断裂及朝阳—北票断裂；西部由一系列印支—燕山期形成的NE−NNE向张扭性地壳断裂组成；中部辽河平原分布锦州—阜新断裂及NE向郯庐断裂带主干的北延部分；辽东分布有一系列NE−NNE向正断裂，包括金州断裂、鸭绿江断裂等，此处还有NW向海城河—大洋河活动断裂。
辽宁省境内构造运动频繁发生，火山活动强烈，有大量深部流体供给。省内地热资源丰富，已探明的地热田有35处，地下热水可开采量为1.1亿 m3/a。地热的分布主要受断裂构造控制，地下热水分布与地幔隆起程度有关（邱立军，2012）。热储层主要岩性为花岗岩，部分地区热储层岩性为砂岩及碳酸盐岩，温泉分布受EW，NE，NNE及少量NW向构造控制，其温度高低与循环速度及深度密不可分（张戈等，2004a，b；邱立军，2012）。
研究区内共发生两次MS≥7.0地震，分别为1969年渤海MS7.4地震和1975年海城MS7.3地震。近些年，辽宁地区地震活动较为活跃，2013年共发生两次MS≥5.0地震。采样期前后两年内（2014—2019年）研究区相对平静，未发生MS≥5.0地震，且在采样前后三个月内，未发生MS≥4.0地震。据世界上150多次中强地震水化学前兆统计，64%的异常出现在震前一个月内，14%出现在震前两个月内；我国MS5.0—6.0地震的水化前兆有50%出现在震前一个月内（张炜等，1988；徐玉华，1995）。对中国大陆188例MS≥5.0地震的统计表明，188例地震中共出现803项流体异常（包括水温、水位、气氡等指标），其中异常出现在地震发生前后两年内的异常数量占95.77% （简春林，2004）。因此本次采样结果可以作为较好的背景资料。
2. 样品采集与测试
2016年8月26日至9月2日在辽宁省15个地震监测站点采集了地下水样品（图1）。除岫岩市徐家堡冷泉（11号）为潜水外，其余水样均为承压水，采样点是位于断裂带附近的地震观测井或泉，水样常年温度变化幅度很小，化学成分较为稳定，其出露及化学组成与区内深大断裂、活动性断裂及地层岩性、岩浆活动密切相关。水样均采用50 mL的聚乙烯瓶采集，采样前用去离子水将采样瓶清洗两三次并在烘箱中烘干，采样时用所采集的水样润洗两三次后注满样品瓶，排除顶空，避免空气对水样的影响（孙凤霞等，2016）。
水样的水温、pH值和电导率于采样点现场测定，水化学成分在中国地震局地震预测研究所测定，采用滴定法测定
${\rm HCO}^{-}_3 $ 和${\rm CO}_3^{2-} $ 浓度，用Dionex ICS-900型离子色谱仪测定K＋，Na＋，Ca2＋，Mg2＋，${\rm SO}^{2-}_4 $ ，${\rm NO}^{-}_3 $ 和Cl−的浓度，测试结果的闭合度（ib）均小于10% （Chen et al，2014），测试分析结果符合误差要求，数据可靠。利用中国科学院水同位素与水岩反应实验室的Picarro L1102-i型液态水同位素质谱仪测定氢、氧同位素(δD和δ18O)组成，δ18O和δD使用V-SMOW作为标准，测试误差分别为±0.1‰和±0.5‰。2. 样品采集与测试
2016年8月26日至9月2日在辽宁省15个地震监测站点采集了地下水样品（图1）。除岫岩市徐家堡冷泉（11号）为潜水外，其余水样均为承压水，采样点是位于断裂带附近的地震观测井或泉，水样常年温度变化幅度很小，化学成分较为稳定，其出露及化学组成与区内深大断裂、活动性断裂及地层岩性、岩浆活动密切相关。水样均采用50 mL的聚乙烯瓶采集，采样前用去离子水将采样瓶清洗两三次并在烘箱中烘干，采样时用所采集的水样润洗两三次后注满样品瓶，排除顶空，避免空气对水样的影响（孙凤霞等，2016）。
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3. 结果与讨论
测试结果列于表1，可见：辽宁省地下水的水温为14.5 ℃—68 ℃；除11号样品pH值为6.64外，其它样品均呈碱性，介于7.47—8.89之间；总溶解固体（total dissolved solids，缩写为TDS）值在89.9—1 628.7 mg/L范围内，多数为淡水，1，2和8号样品为微咸水；水中阴离子以HCO3−及
${\rm SO}^{2-}_4 $ 为主，阳离子主要为Na＋及Ca2＋；δD值处于−82.5‰—−54.4‰范围内，δ18O值在介于−11.4‰—−7.3‰之间。表 1 辽宁省地震监测台站地下水样品物理化学参数Table 1. Physical and chemical parameters of the groundwater samples from the seismic observatories in Liaoning Province编
号采样
位置采样
水类型东经
/°北纬
/°水温
/℃pH值 离子浓度/（mg·L−1） δD δ18O 水化学类型 Li+ Na+ K+ Mg2+ Ca2+ F− Cl− Br− SO42− NO3− CO32− TDS HCO3− 1 五佰町 井 119.38 41.37 / 8.69 0.96 579.75 3.20 1.18 5.96 27.71 333.27 3.68 303.76 1.02 33.90 668.62 1 628.68 −85.37‰ −11.4‰ Na-HCO3·Cl 2 喀什 泉 119.39 41.39 48.0 8.83 0.50 403.41 5.48 2.41 11.52 15.99 150.80 0.29 301.92 1.58 − 448.05 1 117.93 −85.97‰ −11.3‰ Na-HCO3·SO4 3 药王庙 泉 120.15 40.80 34.9 8.04 0.34 92.36 14.06 16.66 44.30 5.88 43.33 0.12 37.10 − − 334.31 421.31 −82.49‰ −11.3‰ Na·Ca-HCO3 4 沈家台 井 120.87 41.41 28.1 8.19 0.34 72.09 10.43 20.06 48.55 4.63 18.33 − 42.08 − − 372.77 402.89 −70.56‰ −9.84‰ Na·Ca-HCO3 5 阜新 井 121.60 42.05 17.2 7.86 0.03 62.63 1.16 25.28 102.38 2.62 61.80 0.11 267.02 1.53 − 179.22 614.17 −67.65‰ −8.88‰ Ca·Na -SO4·HCO3 6 哈达呼哨 泉 121.69 42.27 16.4 7.86 − 12.25 1.01 5.93 62.96 0.27 15.15 − 80.81 79.14 − 62.04 288.52 −65.66‰ −8.38‰ Ca-SO4·HCO3 7 盘锦 井 122.02 41.18 23.0 7.47 − 78.64 2.51 15.86 50.21 0.21 28.15 0.39 0.18 − − 372.22 362.26 −69.73‰ −9.26‰ Na·Ca-HCO3 8 金州 泉 122.03 39.25 16.7 6.88 − 35.78 2.76 50.86 198.27 − 516.64 − 58.69 112.69 − 82.72 1 017.04 −54.39‰ −7.33‰ Ca·Mg-Cl 9 安波 泉 122.31 39.84 68.5 8.61 0.05 122.03 4.11 0.21 5.93 13.47 35.71 − 80.06 − 13.56 137.86 344.05 −61.98‰ −8.77‰ Na-HCO3·SO4 10 狄家堡 泉 123.11 40.24 40.1 8.6 0.03 63.84 2.79 0.08 5.26 10.12 10.01 − 38.89 1.43 23.73 31.02 171.69 −63.90‰ −9.02‰ Na-HCO3·SO4 11 徐家堡 泉 123.19 40.33 14.5 6.64 − 9.24 2.92 4.69 13.30 0.19 4.93 − 10.09 15.69 − 57.65 89.87 −58.12‰ −8.19‰ Ca·Na-HCO3 12 凤城 井 124.11 40.51 36.8 8.12 0.14 145.92 5.63 0.54 28.36 7.17 31.71 − 312.71 2.56 − 75.82 572.64 −66.43‰ −9.13‰ Na-SO4 13 汤池 泉 124.26 40.07 35.2 8.89 − 63.92 1.44 − 4.87 6.66 7.95 − 46.77 0.14 20.34 55.14 179.67 −61.24‰ −9.05‰ Na-HCO3·SO4 14 变电 泉 124.33 40.11 16.9 7.68 − 8.37 0.92 3.60 72.88 2.44 8.14 − 142.98 0.74 − 89.61 284.88 −56.81‰ −8.27‰ Ca-SO4·HCO3 15 宽甸 井 125.23 40.80 15.4 7.87 − 3.69 0.83 4.56 41.30 0.72 1.11 0.06 58.74 0.41 − 82.72 152.78 −68.16‰ −9.87‰ Ca-HCO3·SO4 注：“/”为未测数据，“−”为低出检测线数据。 3. 结果与讨论
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表 1 辽宁省地震监测台站地下水样品物理化学参数Table 1. Physical and chemical parameters of the groundwater samples from the seismic observatories in Liaoning Province编
号采样
位置采样
水类型东经
/°北纬
/°水温
/℃pH值 离子浓度/（mg·L−1） δD δ18O 水化学类型 Li+ Na+ K+ Mg2+ Ca2+ F− Cl− Br− SO42− NO3− CO32− TDS HCO3− 1 五佰町 井 119.38 41.37 / 8.69 0.96 579.75 3.20 1.18 5.96 27.71 333.27 3.68 303.76 1.02 33.90 668.62 1 628.68 −85.37‰ −11.4‰ Na-HCO3·Cl 2 喀什 泉 119.39 41.39 48.0 8.83 0.50 403.41 5.48 2.41 11.52 15.99 150.80 0.29 301.92 1.58 − 448.05 1 117.93 −85.97‰ −11.3‰ Na-HCO3·SO4 3 药王庙 泉 120.15 40.80 34.9 8.04 0.34 92.36 14.06 16.66 44.30 5.88 43.33 0.12 37.10 − − 334.31 421.31 −82.49‰ −11.3‰ Na·Ca-HCO3 4 沈家台 井 120.87 41.41 28.1 8.19 0.34 72.09 10.43 20.06 48.55 4.63 18.33 − 42.08 − − 372.77 402.89 −70.56‰ −9.84‰ Na·Ca-HCO3 5 阜新 井 121.60 42.05 17.2 7.86 0.03 62.63 1.16 25.28 102.38 2.62 61.80 0.11 267.02 1.53 − 179.22 614.17 −67.65‰ −8.88‰ Ca·Na -SO4·HCO3 6 哈达呼哨 泉 121.69 42.27 16.4 7.86 − 12.25 1.01 5.93 62.96 0.27 15.15 − 80.81 79.14 − 62.04 288.52 −65.66‰ −8.38‰ Ca-SO4·HCO3 7 盘锦 井 122.02 41.18 23.0 7.47 − 78.64 2.51 15.86 50.21 0.21 28.15 0.39 0.18 − − 372.22 362.26 −69.73‰ −9.26‰ Na·Ca-HCO3 8 金州 泉 122.03 39.25 16.7 6.88 − 35.78 2.76 50.86 198.27 − 516.64 − 58.69 112.69 − 82.72 1 017.04 −54.39‰ −7.33‰ Ca·Mg-Cl 9 安波 泉 122.31 39.84 68.5 8.61 0.05 122.03 4.11 0.21 5.93 13.47 35.71 − 80.06 − 13.56 137.86 344.05 −61.98‰ −8.77‰ Na-HCO3·SO4 10 狄家堡 泉 123.11 40.24 40.1 8.6 0.03 63.84 2.79 0.08 5.26 10.12 10.01 − 38.89 1.43 23.73 31.02 171.69 −63.90‰ −9.02‰ Na-HCO3·SO4 11 徐家堡 泉 123.19 40.33 14.5 6.64 − 9.24 2.92 4.69 13.30 0.19 4.93 − 10.09 15.69 − 57.65 89.87 −58.12‰ −8.19‰ Ca·Na-HCO3 12 凤城 井 124.11 40.51 36.8 8.12 0.14 145.92 5.63 0.54 28.36 7.17 31.71 − 312.71 2.56 − 75.82 572.64 −66.43‰ −9.13‰ Na-SO4 13 汤池 泉 124.26 40.07 35.2 8.89 − 63.92 1.44 − 4.87 6.66 7.95 − 46.77 0.14 20.34 55.14 179.67 −61.24‰ −9.05‰ Na-HCO3·SO4 14 变电 泉 124.33 40.11 16.9 7.68 − 8.37 0.92 3.60 72.88 2.44 8.14 − 142.98 0.74 − 89.61 284.88 −56.81‰ −8.27‰ Ca-SO4·HCO3 15 宽甸 井 125.23 40.80 15.4 7.87 − 3.69 0.83 4.56 41.30 0.72 1.11 0.06 58.74 0.41 − 82.72 152.78 −68.16‰ −9.87‰ Ca-HCO3·SO4 注：“/”为未测数据，“−”为低出检测线数据。 3.1 氢、氧同位素组成特征
地下水稳定同位素资料可以反映地下水的起源与形成过程、全球水的循环及分馏。全球大气降水（global meteoric water，缩写为GMW）的氢、氧同位素组成呈线性关系δD＝8δ18O＋10 （Craig，1961）。由于受地区内降水循环的影响及水补给源不同，氢、氧同位素发生漂移，偏离大气降水线（尹观，倪师军，2001；马致远等，2008）。据国际原子能机构全球降水同位素监测网络（global network of isotopes in precipitation，缩写为GNIP）中国锦州监测台1987—1989年的氢、氧同位素数据，获得辽宁地区的大气降水线（local meteoric water line，缩写为LMWL）方程：δD＝5.8δ18O−11.4，拟合度R2＝0.8。所采样品的氢、氧同位素组成位于区域大气降水线附近，表明该地区地下水主要源于大气降水，深部流体混入和水岩反应也产生一定影响（图2）。
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图 2 辽宁地震监测站点地下水的氢、氧同位素组成图解Figure 2. Plot of δD versus δ18O for ground waters from seismic monitoring station in Liaoning Province采自辽西山区的1，2和3号样品，其δD和δ18O范围分别为−86.0%—−82.5‰和−11.4‰—−11.3‰，比其它水样的氢、氧同位素组成（−70.6‰—−54.4‰，−9.9‰—−7.3‰）偏轻（表1，图2），水样中出现较贫重同位素可能由于高程效应引起。大气降水的同位素组成与高程存在负相关关系，即高程每增加100 m，δ18O值降低0.15‰—0.50‰。因此，1—3号泉水可能受到了沿辽宁省西部1 200 m以上海拔的山区的大气降水补给的影响（王瑞久，1985；马致远等，2008）。在辽宁中部凹陷及周边地区采集的4—7号样品和1、2号样品由于水的循环速度慢、滞留时间较长，发生了水岩反应，因此氧同位素偏重，偏离了大气降水线。辽宁东部采集的8—15号样品多为地下水天然出露，其δD值和δ18O值多位于大气降水线上，表明地下水循环深度较浅、循环速度快。
3.1 氢、氧同位素组成特征
地下水稳定同位素资料可以反映地下水的起源与形成过程、全球水的循环及分馏。全球大气降水（global meteoric water，缩写为GMW）的氢、氧同位素组成呈线性关系δD＝8δ18O＋10 （Craig，1961）。由于受地区内降水循环的影响及水补给源不同，氢、氧同位素发生漂移，偏离大气降水线（尹观，倪师军，2001；马致远等，2008）。据国际原子能机构全球降水同位素监测网络（global network of isotopes in precipitation，缩写为GNIP）中国锦州监测台1987—1989年的氢、氧同位素数据，获得辽宁地区的大气降水线（local meteoric water line，缩写为LMWL）方程：δD＝5.8δ18O−11.4，拟合度R2＝0.8。所采样品的氢、氧同位素组成位于区域大气降水线附近，表明该地区地下水主要源于大气降水，深部流体混入和水岩反应也产生一定影响（图2）。
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图 2 辽宁地震监测站点地下水的氢、氧同位素组成图解Figure 2. Plot of δD versus δ18O for ground waters from seismic monitoring station in Liaoning Province采自辽西山区的1，2和3号样品，其δD和δ18O范围分别为−86.0%—−82.5‰和−11.4‰—−11.3‰，比其它水样的氢、氧同位素组成（−70.6‰—−54.4‰，−9.9‰—−7.3‰）偏轻（表1，图2），水样中出现较贫重同位素可能由于高程效应引起。大气降水的同位素组成与高程存在负相关关系，即高程每增加100 m，δ18O值降低0.15‰—0.50‰。因此，1—3号泉水可能受到了沿辽宁省西部1 200 m以上海拔的山区的大气降水补给的影响（王瑞久，1985；马致远等，2008）。在辽宁中部凹陷及周边地区采集的4—7号样品和1、2号样品由于水的循环速度慢、滞留时间较长，发生了水岩反应，因此氧同位素偏重，偏离了大气降水线。辽宁东部采集的8—15号样品多为地下水天然出露，其δD值和δ18O值多位于大气降水线上，表明地下水循环深度较浅、循环速度快。
3.2 地下水主因子分析
因子分析是一种降低变量维数的方法。在水化学分析中，通常用来提取主要水化因子和识别主要的水文地球化学过程。其基本思想是根据相关性大小将变量分组，使同组内变量之间的相关性较高，不同组变量之间的相关性较低，从而对原始的变量因素进行提取和简化，使新变量既包含原始因素或数据的主要信息，又能更集中地、典型地显示出研究对象的特征（马虹，2006；何晓群，2007；秦兵，李俊霞，2012）。将泉水的水温，pH值，TDS，
${\rm CO}^{2-}_3 $ 及${\rm HCO}^{-}_3 $ 浓度等物理化学参数标准化后，利用SPSS软件计算各参数的相关系数r并进行基于主成分法的因子分析，结果列于表2和表3。为更好地解释各个因子的实际含义，将各因子荷载矩阵用最大方差法进行旋转，得到旋转因子载荷矩阵，并将载荷矩阵中各列按载荷系数大小排列，使在同一个公因子上具有较高载荷的变量排在一起。取方差贡献最大的4个因子作为主成分，这些主成分所表达的信息量占总信息量的89.72%，4个主因子（F1，F2，F3和F4）的贡献率分别为26.44%，24.66%，22.06%和16.57%。由于4个公因子的贡献率相近，且贡献率F4＜F3＜F2＜F1，因此，Na＋除对F4的载荷较大外，对公因子F2和F3也存在一定的载荷；此外，TDS对F4也有一定的影响。表 2 地下水各组分之间的相关系数Table 2. Correlation coefficient of chemical composition of groundwater${{\rm CO}^{2-}_3} $ ${{\rm HCO}^{-}_3} $ F− Cl− ${{\rm NO}^{-}_3} $ ${{\rm SO}^{-2-}_2} $ Li+ Na+ K+ Ca2+ Mg2+ 水温 pH TDS ${{\rm CO}^{2-}_3} $ 1.00 −0.38 0.47 −0.20 −0.22 −0.26 −0.24 −0.03 −0.19 −0.45 −0.40 0.52 0.58 −0.37 ${{\rm HCO}^{-}_3} $ 1.00 0.29 0.02 −0.31 0.13 0.78 0.62 0.60 −0.08 0.17 0.23 0.20 0.45 F− 1.00 −0.10 −0.42 0.41 0.58 0.79 0.30 −0.55 −0.45 0.91 0.80 0.30 Cl− 1.00 0.74 0.06 0.03 0.13 −0.02 0.79 0.80 −0.11 −0.35 0.75 ${{\rm NO}^{-}_3} $ 1.00 −0.16 −0.28 −0.26 −0.23 0.73 0.62 −0.37 −0.49 0.36 ${{\rm SO}^{-2-}_2} $ 1.00 0.36 0.61 −0.05 0.02 −0.13 0.19 0.30 0.58 Li+ 1.00 0.77 0.77 −0.23 −0.03 0.40 0.42 0.52 Na+ 1.00 0.31 −0.31 −0.20 0.61 0.53 0.67 K+ 1.00 −0.14 0.13 0.33 0.18 0.19 Ca2+ 1.00 0.91 −0.54 −0.58 0.50 Mg2+ 1.00 −0.41 −0.54 0.53 水温 1.00 0.73 0.15 pH 1.00 0.03 TDS 1.00 表 3 旋转因子载荷矩阵Table 3. Matrix of rotated factor loadingsF1 F2 F3 F4 Cl− 0.97 0.01 0.02 0.13 Mg2＋ 0.86 −0.35 0.19 -0.12 Ca2＋ 0.84 −0.45 −0.10 0.03 NO3- 0.81 −0.20 −0.27 −0.09 TDS 0.67 0.11 0.35 0.64 水温 −0.14 0.88 0.25 0.11 F− −0.17 0.86 0.27 0.36 CO32− −0.16 0.80 −0.37 −0.36 pH −0.36 0.78 0.14 0.21 HCO3− −0.02 −0.01 0.89 0.21 K＋ −0.01 0.12 0.89 −0.18 Li＋ −0.04 0.24 0.86 0.35 SO42− −0.03 0.07 0.01 0.95 Na＋ 0.00 0.48 0.48 0.68 贡献率 26.44 24.66 22.06 16.57 累计贡献率 26.44 51.09 73.15 89.72 *注：加粗数字表示各公因子所包含的主成分载荷值。 因子F1以Cl−，Mg2＋，Ca2＋，
${\rm NO}^{-}_3 $ 及TDS为主，方差极大旋转后贡献率为26.44%，反映了碳酸岩盐含水层地下水与污水的混合作用及阳离子交换作用。Ca2＋与Mg2＋相关性极高（r＝0.91），但Ca2＋和Mg2＋与pH值和水温均呈负相关，其中Ca2＋与pH值和水温的相关系数分别为−0.54，−0.58；Mg2＋与水温和pH值的相关系数分别为−0.41，−0.54。这显示出Ca2＋和Mg2＋来自于碳酸盐岩的溶解作用，碳酸盐岩溶解度随温度及pH值的升高而降低，同时，水温和PH值与TDS具有一定的相关性（r分别为0.5和0.53），表明区内存在较多碳酸盐类的溶解。HCO3−与Ca2＋和Mg2＋的相关性差是由于${\rm HCO}^{-}_3 $ 并非单一来源于碳酸盐岩的溶解，还有硅酸盐溶滤来源，并且在地下水循环过程中${\rm HCO}^{-}_3 $ 易被Cl−或${\rm SO}^{2-}_4 $ 替代，发生离子交换作用。Cl−与TDS的相关性最强（r＝0.75），也显示出随着循环深度的增加，TDS升高，Cl−所占比例升高。${\rm NO}^{-}_3 $ 与TDS相关性较弱（r=0.36），说明${\rm NO}^{-}_3 $ 并不是控制研究区矿化度的主要因素。受污染影响，${\rm NO}^{-}_3 $ 与Cl−，Mg2＋，Ca2＋及pH值的相关性较强。如6，8和11号样品受人为污染影响较大，pH值较低，${\rm NO}^{-}_3 $ 含量高，在核实地震水化学异常时值得注意。因子F2以水温，F−，
${\rm CO}^{2-}_3 $ ，pH值及Na＋为主，方差贡献率为24.66%，体现了碱性环境下氟的溶解作用。辽宁省水文调查表明，地下水受风化的花岗岩及其裂隙中充填的萤石矿脉影响，氟含量较高（乔晓霞等，2014）。含氟矿物是地下水中氟的天然来源，氟的溶解与水温、pH值密切相关（张威等，2004）。除5个样品的F− 浓度低于1 mg/L外，其它样品中F−浓度极高，范围为6.7—27.7 mg/L，平均浓度13.5 mg/L （表1），远超过我国 《生活饮用水卫生标准》（GB 5749—2006）中的规定（中华人民共和国卫生部，中国国家标准化管理委员会，2007）。 高氟泉水多见于高温花岗岩裂隙含水层，F−与Na＋和Li＋的相关性强（r分别为0.58和0.79），也表明F−浓度与花岗岩中硅酸盐矿物的溶解密切相关。F−与温度呈明显的正相关（r＝0.91），原因是温度升高会引起含氟矿物溶解度的增加。此外，随温度升高，F−的活性增强，促进岩石、土壤表面吸附态氟发生解吸附（范基姣等，2008；易春瑶等，2013；梁礼革等，2015）。F−与pH值的相关性极强（r＝0.8），这是由于随pH值增高，水中OH−浓度也增高，由于OH−与F−离子半径相近，因而可取代吸附在岩石上的F−，碱性条件也有利于含氟矿物如CaF2的溶解（孙红丽等，2015）。${\rm CO}^{2-}_3 $ 与pH值、水温及F−呈正相关，主要是由于高pH值的碱性环境有利于CO3 2−存在。因子F3以
${\rm HCO}^{-}_3 $ ，K＋，Li＋及Na＋为主，方差贡献率为22.06%。${\rm HCO}^{-}_3 $ ，K＋，Li＋，Na＋均存在于长石矿物中，辽宁地区温泉分布广泛，多沿燕山期花岗岩断裂带和花岗岩与围岩的接触带分布（李学礼等，2010）。因此地下热水多为花岗岩裂隙水，这一主因子代表了碱性花岗岩中长石矿物的溶解作用。因子F4以
${\rm SO}^{2-}_4 $ ，Na＋及TDS为主，方差贡献率为16.57%，代表了高温花岗岩裂隙水的深循环作用。地下水循环过程中硫酸盐的加入或深部含硫物质在高温氧化型热水中发生氧化作用，如地球深部的H2S、单质硫或黄铁矿在地表或近地表氧化，使水中${\rm SO}^{2-}_4 $ 含量升高，TDS增加，矿物溶解的${\rm HCO}^{-}_3 $ 含量降低，水中${\rm SO}^{2-}_4 $ 和Na＋呈正相关。四个公因子中：F1反映了碳酸盐岩的溶解、人类活动及阳离子交换作用；F2，F3和F4以高温热水在花岗岩断裂带的溶解作用为主导，其中，F2突出F−的溶解及与温度、pH值的密切联系，F3突出表现在碱性花岗岩溶解过程中离子的析出，F4则突出深循环过程中硫的加入。
3.2 地下水主因子分析
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表 2 地下水各组分之间的相关系数Table 2. Correlation coefficient of chemical composition of groundwater${{\rm CO}^{2-}_3} $ 
${{\rm HCO}^{-}_3} $ 
F− Cl− ${{\rm NO}^{-}_3} $ 
${{\rm SO}^{-2-}_2} $ 
Li+ Na+ K+ Ca2+ Mg2+ 水温 pH TDS ${{\rm CO}^{2-}_3} $ 
1.00 −0.38 0.47 −0.20 −0.22 −0.26 −0.24 −0.03 −0.19 −0.45 −0.40 0.52 0.58 −0.37 ${{\rm HCO}^{-}_3} $ 
1.00 0.29 0.02 −0.31 0.13 0.78 0.62 0.60 −0.08 0.17 0.23 0.20 0.45 F− 1.00 −0.10 −0.42 0.41 0.58 0.79 0.30 −0.55 −0.45 0.91 0.80 0.30 Cl− 1.00 0.74 0.06 0.03 0.13 −0.02 0.79 0.80 −0.11 −0.35 0.75 ${{\rm NO}^{-}_3} $ 
1.00 −0.16 −0.28 −0.26 −0.23 0.73 0.62 −0.37 −0.49 0.36 ${{\rm SO}^{-2-}_2} $ 
1.00 0.36 0.61 −0.05 0.02 −0.13 0.19 0.30 0.58 Li+ 1.00 0.77 0.77 −0.23 −0.03 0.40 0.42 0.52 Na+ 1.00 0.31 −0.31 −0.20 0.61 0.53 0.67 K+ 1.00 −0.14 0.13 0.33 0.18 0.19 Ca2+ 1.00 0.91 −0.54 −0.58 0.50 Mg2+ 1.00 −0.41 −0.54 0.53 水温 1.00 0.73 0.15 pH 1.00 0.03 TDS 1.00 表 3 旋转因子载荷矩阵Table 3. Matrix of rotated factor loadingsF1 F2 F3 F4 Cl− 0.97 0.01 0.02 0.13 Mg2＋ 0.86 −0.35 0.19 -0.12 Ca2＋ 0.84 −0.45 −0.10 0.03 NO3- 0.81 −0.20 −0.27 −0.09 TDS 0.67 0.11 0.35 0.64 水温 −0.14 0.88 0.25 0.11 F− −0.17 0.86 0.27 0.36 CO32− −0.16 0.80 −0.37 −0.36 pH −0.36 0.78 0.14 0.21 HCO3− −0.02 −0.01 0.89 0.21 K＋ −0.01 0.12 0.89 −0.18 Li＋ −0.04 0.24 0.86 0.35 SO42− −0.03 0.07 0.01 0.95 Na＋ 0.00 0.48 0.48 0.68 贡献率 26.44 24.66 22.06 16.57 累计贡献率 26.44 51.09 73.15 89.72 *注：加粗数字表示各公因子所包含的主成分载荷值。 This page contains the following errors:
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四个公因子中：F1反映了碳酸盐岩的溶解、人类活动及阳离子交换作用；F2，F3和F4以高温热水在花岗岩断裂带的溶解作用为主导，其中，F2突出F−的溶解及与温度、pH值的密切联系，F3突出表现在碱性花岗岩溶解过程中离子的析出，F4则突出深循环过程中硫的加入。
3.3 水化学类型及成因
研究区15个水样可分为9种水化学类型，分别为Na-HCO3·Cl，Na-HCO3·SO4，Na·Ca-HCO3，Ca·Na-SO4·HCO3，Ca-SO4·HCO3，Na·Ca-HCO3，Ca·Mg-Cl，Na-HCO3·SO4和Na-SO4型，各水化学类型在研究区均有分布。3，4和7号水样的水化学类型为Na·Ca-HCO3型，分布于辽宁省中部及周边地区；1，2，9，10和13号样品分布于辽宁省西部及南部地区，水化学组成相近，水化学类型主要为Na-HCO3·SO4型；辽宁省东部及西部地区低温花岗岩裂隙水（5，6，14和15号）的水化学组成相近，表明其具有相似的成因，水中Ca2＋及Mg2＋占阳离子的70%以上，阴离子以
${\rm SO}^{2-}_4 $ 为主（图3）；8，11和12号样品的水化学组分有别于其它样品，8号样品的水化学类型为Ca·Mg-Cl型，Cl−浓度占阴离子的80%以上，Mg2＋及Ca2＋占阳离子的90%以上，11号样品水化学类型为Ca·Na-HCO3型，12号样品的水化学类型为Na-SO4型。1，2，9，10，12和13号样品中除1号样品温度较低外，其它样品均为高温花岗岩裂隙水，温度范围为35.2 ℃—68.0 ℃。这些泉水的化学组成相近，1号样品的水化学类型为Na-HCO3·Cl型，2，9，10和13号样品的水化学类型为Na-HCO3·SO4型，12号样品的水化学类型为Na2SO4型（图3）。离子毫克当量浓度γ的比值能较好地反映地下水来源和循环过程（姜海宁等，2015）。这些泉水的毫克当量γ（Na＋）/γ（Cl−）＞ ＞1，表明Na＋的主要来源并非NaCl盐岩的溶解。水中主要离子组分为Na＋和
${\rm HCO}^{-}_3 $ ，因此其来源为钠长石等含钠硅酸盐的溶解，离子${\rm SO}^{2-}_4 $ 的来源是硫酸盐溶解或深部硫化物的氧化。1号和2号样品的TDS值较高，分别为1 628.7 mg/L和1 117.9 mg/L，氢、氧同位素组成也明显偏离了大气降水线，表明1号和2号样品的循环深度相对较大，滞留时间较长，水岩反应剧烈（尹观，倪师军，2001）。3，4和7号样品的水化学组成相近，分别采自碳酸盐岩与第三系含水层。沿朝阳—北票断裂采集3号和4号样品，该样品赋存于灰岩及白云质灰岩裂隙中；沿辽宁省中部下辽河凹陷盆地内部的盘锦监测井采集7号样品，采样点位于郯庐断裂带附近，含水层为第三系含砾砂岩。水样的温度介于23 ℃—34.5 ℃之间，矿化度为362.3—421.3 mg/L，水化学类型均为Na·Ca-HCO3型，这些水样的化学组分受沉积岩类溶解的影响，造成水中
${\rm HCO}^{-}_3 $ ，Ca2＋和Na＋浓度较高，Mg2＋与Ca2＋的相关性极高（表2）。在大洋河断裂与金州北关断裂之间采集的冷泉（11号）属地表暂时性流水。pH值为6.64，显弱酸性，
${\rm NO}^{-}_3 $ 浓度为15.69 mg/L，表明泉水受到一定程度的污染。水化学类型为Ca·Na-HCO3型，矿化度仅89.9 mg/L，该泉水水中离子组分主要源于表层松散沉积物的溶滤。5，6，14和15号属于低温花岗岩裂隙水，水化学组成相近，样品分别位于辽西金州—阜新断裂及辽东鸭绿江断裂上，温度为15.4℃—17.2℃。6，14，15号样品的矿化度较低，数值处于152.8—288.5 mg/L之间，由于温度较低，溶解的硅酸盐矿物极少，
${\rm HCO}^{-}_3 $ 和Na＋含量低，以地表或浅层溶滤的Ca2＋和${\rm HCO}^{-}_3 $ 为主，水化学类型为低矿化度的Ca-SO4·HCO3或Ca-HCO3·SO4型。5号水样矿化度较高，为614.2 mg/L，由于循环深度较大，地下水的滞留时间较长，因此溶解了较多的含钠硅酸盐矿物，水中Na＋和${\rm HCO}^{-}_3 $ 的浓度有所增长，但水中离子组分依旧以溶解的硫酸盐为主，水化学类型为Ca·Na-SO4·HCO3型。这些泉水中，低矿化度的11，14，15号样品中的氢、氧同位素组成均沿大气降水线分布，但5和6号样品δD和δ18O值由于受水岩反应及蒸发作用影响而偏离了大气降水线。8号样品采集自大连金州北关断裂，为低温的泥灰岩裂隙水，水化学类型为Ca·Mg-Cl型，矿化度为1 017.0 mg/L。该泉水补给来源明显区别于其它地区，为典型的混合来源地下水（Jeevanandam et al，2012；Rao et al，2013），地下水成分与碳酸盐岩的溶滤、阳离子交换作用及人类活动有关。受碳酸盐岩含水层的影响，阳离子以Ca2＋和Mg2＋为主；阴离子组成与其它水样差异极大，Cl−含量占阴离子的80%以上，
${\rm NO}^{-}_3 $ 浓度为112.7 mg/L，表明水样中混入了高盐度的污水。通常典型的油田水以高矿化度的Ca2＋和Cl−为主，当圈闭的CaCl2型油田水向上运移与浅层水发生混合作用时，水中离子以Ca2＋，Mg2＋和Cl−为主，因此污水来源有可能是油田注水的混入。对金州地区地下水的地球化学研究也显示，金州湾地区过多的工业污水及生活污水排放使该地区生化需氧量、活性磷酸盐、无机氮和化学需氧量的含量较高，污染趋于严重，地下水中氯离子与硬度显著相关（崔娜，刘晓黎，2004；崔娜，2011）。3.3 水化学类型及成因
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4. 结论
辽宁地区泉水主要来源于大气降水补给，氢、氧同位素组成均分布于大气降水线附近，同时受地理位置及水岩反应作用影响有所偏移。西部地区1，2，3号泉水的氢、氧同位素组成整体偏轻，由于西部高海拔山区大气降水补给。中部凹陷及东部地区受较低海拔地区大气降水补给，氢、氧同位素组成相近。辽中凹陷盆地及周边采集的4，5，6，7号泉水及辽西1和2号泉水水循环较慢，滞留时间长，导致氧同位素偏重，偏离了大气降水线。辽宁东部地下水循环速度快，氢、氧同位素组成位于大气降水线上。
研究区的水化学特征主要受地质作用控制，个别地区存在人为因素影响，四个公因子可以解释控制该区水化学组分的主要化学过程，分别代表了碳酸盐岩的溶滤、硅酸盐矿物的溶滤、高温热水中硫化物的氧化及人类活动的输入。地下水中F−含量明显超标，与温度、pH值，Li＋和Na＋的浓度显著相关，表明高温环境下碱性花岗岩中矿物的溶解是控制F−浓度的主要因素。
研究区辽中盆地两侧的辽东及辽西地区的监测站以花岗岩基岩裂隙水为主，高、低温地下水均有分布。高温热水受长石类矿物溶解及硫化物氧化影响，水化学类型以Na-HCO3·SO4为主；赋存于花岗岩裂隙中的低温冷泉溶解的化学组分较少，水化学类型为低矿化度的Ca-SO4·HCO3或Ca-HCO3·SO4型。Na·Ca-HCO3型中温泉水分布于辽中盆地及周边地区，含水层为碳酸盐岩或第三系含砾砂岩，水化学组成受碳酸盐岩及长石溶解的共同作用影响。金州地区地下水受到混合作用，水化学类型为Ca·Mg-Cl型，是矿物溶解、阳离子交换及人类活动综合作用的结果。
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辽宁省各地市地震局在野外考察采样过程中给予大量帮助，作者在此表示感谢。
4. 结论
辽宁地区泉水主要来源于大气降水补给，氢、氧同位素组成均分布于大气降水线附近，同时受地理位置及水岩反应作用影响有所偏移。西部地区1，2，3号泉水的氢、氧同位素组成整体偏轻，由于西部高海拔山区大气降水补给。中部凹陷及东部地区受较低海拔地区大气降水补给，氢、氧同位素组成相近。辽中凹陷盆地及周边采集的4，5，6，7号泉水及辽西1和2号泉水水循环较慢，滞留时间长，导致氧同位素偏重，偏离了大气降水线。辽宁东部地下水循环速度快，氢、氧同位素组成位于大气降水线上。
研究区的水化学特征主要受地质作用控制，个别地区存在人为因素影响，四个公因子可以解释控制该区水化学组分的主要化学过程，分别代表了碳酸盐岩的溶滤、硅酸盐矿物的溶滤、高温热水中硫化物的氧化及人类活动的输入。地下水中F−含量明显超标，与温度、pH值，Li＋和Na＋的浓度显著相关，表明高温环境下碱性花岗岩中矿物的溶解是控制F−浓度的主要因素。
研究区辽中盆地两侧的辽东及辽西地区的监测站以花岗岩基岩裂隙水为主，高、低温地下水均有分布。高温热水受长石类矿物溶解及硫化物氧化影响，水化学类型以Na-HCO3·SO4为主；赋存于花岗岩裂隙中的低温冷泉溶解的化学组分较少，水化学类型为低矿化度的Ca-SO4·HCO3或Ca-HCO3·SO4型。Na·Ca-HCO3型中温泉水分布于辽中盆地及周边地区，含水层为碳酸盐岩或第三系含砾砂岩，水化学组成受碳酸盐岩及长石溶解的共同作用影响。金州地区地下水受到混合作用，水化学类型为Ca·Mg-Cl型，是矿物溶解、阳离子交换及人类活动综合作用的结果。
区内所采集水样中，11号泉水为潜水，地下水化学组成受季节影响较大；6、8、11号样品受到人类活动的影响，
${\rm NO}^{-}_3 $ 含量较高，在核实地震水化学异常时，需考虑人类活动的影响。辽宁省各地市地震局在野外考察采样过程中给予大量帮助，作者在此表示感谢。
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图 1 辽宁省地震流体监测采样点分布图
Figure 1. Distribution of the sampling points for seismic fluid monitoring in Liaoning Province
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图 2 辽宁地震监测站点地下水的氢、氧同位素组成图解
Figure 2. Plot of δD versus δ18O for ground waters from seismic monitoring station in Liaoning Province
表 1 辽宁省地震监测台站地下水样品物理化学参数
Table 1 Physical and chemical parameters of the groundwater samples from the seismic observatories in Liaoning Province
编
号采样
位置采样
水类型东经
/°北纬
/°水温
/℃pH值 离子浓度/（mg·L−1） δD δ18O 水化学类型 Li+ Na+ K+ Mg2+ Ca2+ F− Cl− Br− SO42− NO3− CO32− TDS HCO3− 1 五佰町 井 119.38 41.37 / 8.69 0.96 579.75 3.20 1.18 5.96 27.71 333.27 3.68 303.76 1.02 33.90 668.62 1 628.68 −85.37‰ −11.4‰ Na-HCO3·Cl 2 喀什 泉 119.39 41.39 48.0 8.83 0.50 403.41 5.48 2.41 11.52 15.99 150.80 0.29 301.92 1.58 − 448.05 1 117.93 −85.97‰ −11.3‰ Na-HCO3·SO4 3 药王庙 泉 120.15 40.80 34.9 8.04 0.34 92.36 14.06 16.66 44.30 5.88 43.33 0.12 37.10 − − 334.31 421.31 −82.49‰ −11.3‰ Na·Ca-HCO3 4 沈家台 井 120.87 41.41 28.1 8.19 0.34 72.09 10.43 20.06 48.55 4.63 18.33 − 42.08 − − 372.77 402.89 −70.56‰ −9.84‰ Na·Ca-HCO3 5 阜新 井 121.60 42.05 17.2 7.86 0.03 62.63 1.16 25.28 102.38 2.62 61.80 0.11 267.02 1.53 − 179.22 614.17 −67.65‰ −8.88‰ Ca·Na -SO4·HCO3 6 哈达呼哨 泉 121.69 42.27 16.4 7.86 − 12.25 1.01 5.93 62.96 0.27 15.15 − 80.81 79.14 − 62.04 288.52 −65.66‰ −8.38‰ Ca-SO4·HCO3 7 盘锦 井 122.02 41.18 23.0 7.47 − 78.64 2.51 15.86 50.21 0.21 28.15 0.39 0.18 − − 372.22 362.26 −69.73‰ −9.26‰ Na·Ca-HCO3 8 金州 泉 122.03 39.25 16.7 6.88 − 35.78 2.76 50.86 198.27 − 516.64 − 58.69 112.69 − 82.72 1 017.04 −54.39‰ −7.33‰ Ca·Mg-Cl 9 安波 泉 122.31 39.84 68.5 8.61 0.05 122.03 4.11 0.21 5.93 13.47 35.71 − 80.06 − 13.56 137.86 344.05 −61.98‰ −8.77‰ Na-HCO3·SO4 10 狄家堡 泉 123.11 40.24 40.1 8.6 0.03 63.84 2.79 0.08 5.26 10.12 10.01 − 38.89 1.43 23.73 31.02 171.69 −63.90‰ −9.02‰ Na-HCO3·SO4 11 徐家堡 泉 123.19 40.33 14.5 6.64 − 9.24 2.92 4.69 13.30 0.19 4.93 − 10.09 15.69 − 57.65 89.87 −58.12‰ −8.19‰ Ca·Na-HCO3 12 凤城 井 124.11 40.51 36.8 8.12 0.14 145.92 5.63 0.54 28.36 7.17 31.71 − 312.71 2.56 − 75.82 572.64 −66.43‰ −9.13‰ Na-SO4 13 汤池 泉 124.26 40.07 35.2 8.89 − 63.92 1.44 − 4.87 6.66 7.95 − 46.77 0.14 20.34 55.14 179.67 −61.24‰ −9.05‰ Na-HCO3·SO4 14 变电 泉 124.33 40.11 16.9 7.68 − 8.37 0.92 3.60 72.88 2.44 8.14 − 142.98 0.74 − 89.61 284.88 −56.81‰ −8.27‰ Ca-SO4·HCO3 15 宽甸 井 125.23 40.80 15.4 7.87 − 3.69 0.83 4.56 41.30 0.72 1.11 0.06 58.74 0.41 − 82.72 152.78 −68.16‰ −9.87‰ Ca-HCO3·SO4 注：“/”为未测数据，“−”为低出检测线数据。 
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表 2 地下水各组分之间的相关系数
Table 2 Correlation coefficient of chemical composition of groundwater
${{\rm CO}^{2-}_3} $ ${{\rm HCO}^{-}_3} $ F− Cl− ${{\rm NO}^{-}_3} $ ${{\rm SO}^{-2-}_2} $ Li+ Na+ K+ Ca2+ Mg2+ 水温 pH TDS ${{\rm CO}^{2-}_3} $ 1.00 −0.38 0.47 −0.20 −0.22 −0.26 −0.24 −0.03 −0.19 −0.45 −0.40 0.52 0.58 −0.37 ${{\rm HCO}^{-}_3} $ 1.00 0.29 0.02 −0.31 0.13 0.78 0.62 0.60 −0.08 0.17 0.23 0.20 0.45 F− 1.00 −0.10 −0.42 0.41 0.58 0.79 0.30 −0.55 −0.45 0.91 0.80 0.30 Cl− 1.00 0.74 0.06 0.03 0.13 −0.02 0.79 0.80 −0.11 −0.35 0.75 ${{\rm NO}^{-}_3} $ 1.00 −0.16 −0.28 −0.26 −0.23 0.73 0.62 −0.37 −0.49 0.36 ${{\rm SO}^{-2-}_2} $ 1.00 0.36 0.61 −0.05 0.02 −0.13 0.19 0.30 0.58 Li+ 1.00 0.77 0.77 −0.23 −0.03 0.40 0.42 0.52 Na+ 1.00 0.31 −0.31 −0.20 0.61 0.53 0.67 K+ 1.00 −0.14 0.13 0.33 0.18 0.19 Ca2+ 1.00 0.91 −0.54 −0.58 0.50 Mg2+ 1.00 −0.41 −0.54 0.53 水温 1.00 0.73 0.15 pH 1.00 0.03 TDS 1.00
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表 3 旋转因子载荷矩阵
Table 3 Matrix of rotated factor loadings
F1 F2 F3 F4 Cl− 0.97 0.01 0.02 0.13 Mg2＋ 0.86 −0.35 0.19 -0.12 Ca2＋ 0.84 −0.45 −0.10 0.03 NO3- 0.81 −0.20 −0.27 −0.09 TDS 0.67 0.11 0.35 0.64 水温 −0.14 0.88 0.25 0.11 F− −0.17 0.86 0.27 0.36 CO32− −0.16 0.80 −0.37 −0.36 pH −0.36 0.78 0.14 0.21 HCO3− −0.02 −0.01 0.89 0.21 K＋ −0.01 0.12 0.89 −0.18 Li＋ −0.04 0.24 0.86 0.35 SO42− −0.03 0.07 0.01 0.95 Na＋ 0.00 0.48 0.48 0.68 贡献率 26.44 24.66 22.06 16.57 累计贡献率 26.44 51.09 73.15 89.72 *注：加粗数字表示各公因子所包含的主成分载荷值。
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