2023, Vol. 44
2. 新疆水文水资源工程技术研究中心, 乌鲁木齐 830052;
3. 新疆水利工程安全与水灾害防治重点实验室, 乌鲁木齐 830052;
4. 中国地质调查局水文地质环境地质调查中心, 保定 071051
, ZHOU Jin-long1,2,3
, ZHOU Yin-zhu4 , SUN Ying1,2,3 , HAN Shuang-bao4 , LU Han1,2,3
2. Xinjiang Hydrology and Water Resources Engineering Research Center, Urumqi 830052, China;
3. Xinjiang Key Laboratory of Hydraulic Engineering Security and Water Disasters Prevention, Urumqi 830052, China;
4. Center for Hydrogeology and Environmental Geology, China Geological Survey, Baoding 071051, China
地下水作为维系人类生存发展的重要供水水源, 对于保障城乡居民生活用水、工业生产用水和农业生产用水, 维护生态环境平衡等方面都起到不可或缺的作用[1].尤其是我国西北部地区, 地表水资源无法满足基本用水需求, 地下水则成为人类生存发展的重要保障.
地下水在水循环过程中的形成与演化受到水-岩相互作用[2, 3]、蒸发浓缩作用[4, 5]、离子交换作用[6]、混合作用[7, 8]和氧化还原作用[9]等自然因素以及城市化发展[10]、地下水超采[11]和土地利用[12, 13]等人为因素的影响.深入研究地下水化学特征及其形成演化过程, 不仅能够有效揭示区域地下水与环境的相互作用机制, 同时对干旱及半干旱地区的地下水资源管理、规划、保护及可持续开发和利用具有深远意义[14].我国在地下水化学特征及其演化规律方面已有较为系统的研究, Piper三线图[15]、Gibbs图[16]和离子比例关系[17]等方法是研究地下水水化学影响因素的主要方法.传统的水化学及数理统计方法难以定量解释地下水环境成因机制, 以主成分分析为主的多元统计模型为地下水污染源分析提供了一种更加方便快捷的方法[18, 19].
巴里坤-伊吾盆地(以下简称巴伊盆地)位于新疆维吾尔自治区(以下简称新疆)东部哈密市, 矿产资源丰富, 是新疆重要的煤炭开发基地.近年来, 由于地下水的持续开发与利用, 造成水位下降、地下水污染、生态环境退化和土地沙化等诸多问题[20].已有研究表明, 巴伊盆地地下水水质受到三氮、SO42-、F-、总硬度(TH)和溶解性总固体(TDS)等指标的影响较大, 地下水有关的环境问题日益突出[21].以往的研究多集中于地下水水质评价及水化学特征分析[22, 23], 对巴伊盆地地下水水化学成因及污染源分析方面的研究尚显不足, 本文综合运用数理统计、图解法和PCA-APCS-MLR模型对巴伊盆地平原区地下水水化学特征及成因和污染源进行分析, 旨在为区域地下水生态环境建设及完善地下水污染防控措施等方面提供理论依据.
1 研究区概况巴伊盆地位于新疆东北部地区, 天山北麓东段, 隶属于哈密市, 地理坐标为91°15′~96°07′E, 42°50′~45°06′N.盆地东北部与蒙古国接壤, 南接哈密市伊州区, 西毗昌吉回族自治州木垒哈萨克自治县.研究区总面积为5.71×104 km2, 平原区面积为2.23×104 km2.巴伊盆地属温带大陆性干旱气候, 降水量偏少, 蒸发量大, 日照时间长, 昼夜温差悬殊, 山地、盆地之间气候差异明显, 年平均气温3.8℃.山区多年平均降水量500 mm左右, 蒸发量1 100 mm左右; 平原区多年平均降水量30 mm左右, 蒸发量2 300 mm左右[24].
巴伊盆地地势整体东高西低, 最高海拔4 888 m、最低海拔400~500 m.地貌整体由山前向盆地中心缓倾, 沉积较厚, 主要为冲积物、洪积物和湖积物, 在河谷的下游形成冲积扇, 洪积物成带状分布于山前, 在局部区域侵蚀后形成谷地.区内主要地层为古生界、中生界和新生界, 其中新生界分布最广, 以第四系松散堆积物为主.含水层岩性主要为卵砾石、砂砾石和含砾中-细砂, 隔水层岩性为泥岩和泥砂岩.三塘湖盆地和淖毛湖盆地平原区广泛分布多层结构潜水-承压水, 上部第四系松散岩类孔隙潜水含水层岩性主要为砂砾石和含砾中粗砂, 下部碎屑岩类孔隙裂隙承压水含水层岩性主要为砂砾岩、砂岩和砾岩[25].
研究区山区地下水类型主要为基岩裂隙水和冻结层水, 平原区地下水类型主要为松散岩类孔隙水和碎屑岩类裂隙孔隙水(图 1).山区地下水主要由季节雪融水和降水入渗补给, 平原区地下水补给方式为河谷潜流、山前基岩裂隙水侧向补给、降水入渗补给和农田灌溉入渗补给等.地下水自山前向盆地中心径流, 排泄方式主要为人工开采、潜水蒸发和泉水溢出等[23].
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(a)水文地质及地下水取样点分布, (b)水文地质剖面; 改自文献[26] 图 1 区域水文地质及地下水取样点分布和水文地质剖面 Fig. 1 Hydrogeology and distribution of sampling sites and hydrogeological profile in the study area |
2022年7月29日至8月9日共采集巴伊盆地平原区地下水水样35组, 其中泉水4组、潜水20组、承压水11组.井深为5~140 m, 2个潜水水样位于基岩裂隙水区(吐葫芦乡取样点)和碎屑岩类裂隙孔隙水区(下马崖乡取样点), 1个承压水水样(三塘湖镇南部取样点)为碎屑岩类裂隙孔隙承压水, 其余均为第四系松散岩类孔隙水, 取样点分布如图 1所示.地下水样品采集严格按照《地下水环境监测技术规范》(HJ 164-2020)执行, 取样前用待取水样润洗取样瓶3次, 经薄膜密封后冷藏保存并尽快送检.水样检测包含: Ca2+、Mg2+、K+、Na+、Cl-、SO42-、HCO3-、TH、TDS、pH、耗氧量和氧化还原电位(Eh)等12项一般化学指标及F-和NO3-(以N计)等2项毒理学指标, 所有指标的测定均严格按照监测技术规范中推荐的分析方法执行.
2.2 研究方法为保证数据的可靠性, 分析前对所有测试结果进行阴阳离子平衡可靠性检验, 结果显示所有水样的阴阳离子平衡相对误差E均在±5%之间, 测试结果可靠.本文利用ArcGIS10.8、Origin2022、Surfer15和PHREEQC软件进行水化学特征分析, 利用SPSS软件采用PCA-APCS-MLR(绝对主成分得分多元线性回归)模型进行地下水污染源解析.
3 结果与讨论 3.1 地下水水化学特征研究区地下水化学指标统计见表 1, 水样中pH变化范围为7.18~8.49, 均值为7.82, 整体呈弱碱性; ρ(TDS)变化范围为184.3~2 309.2 mg ·L-1, 均值为511.4 mg ·L-1, 取样点中11.4%为微咸水, 其余均为淡水; TH变化范围为88.1~530.7 mg ·L-1, 均值为230.7 mg ·L-1, 取样点中软水、微硬水、硬水和极硬水, 分别占水样的25.7%、51.5%、17.1%和5.7%; 主要阳离子质量浓度大小顺序为：Na+>Ca2+>Mg2+>K+, 阴离子质量浓度大小顺序为：SO42->HCO3->Cl-; Eh变化范围为-71.5~1.2 mV, 除潜水中1个取样点为正值, 其余均为负值, 表明含水层整体处于还原环境中.地下水中潜水水化学指标变异程度整体大于泉水和承压水, Na+、Cl-、SO42-空间分布不均, 具有较强的变异性(变异系数>1), 其余指标变异程度相对较小, 变异系数介于0.01~1之间.
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表 1 地下水化学指标统计1) Table 1 Statistics of groundwater hydrochemical indices |
采用Durov图对地下水水化学特征进行分析(图 2), 研究区地下水化学类型共计9种, 以HCO3 ·SO4-Na ·Ca型(占比42.9%, 主要分布在三塘湖镇南部、大河镇、盐池镇和淖毛湖镇)、HCO3 ·SO4-Ca型(占比14.3%, 分布在奎苏镇北部、吐葫芦乡和苇子峡乡)和HCO3 ·Cl ·SO4-Na ·Ca型(占比14.3%, 分布在萨尔乔克乡、盐池镇和下马崖乡)地下水为主(图 3).泉水水化学类型主要为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型, 潜水水化学类型主要为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型和HCO3 ·SO4-Ca型, 承压水水化学类型主要为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型和HCO3 ·Cl ·SO4-Na ·Ca型.本次采样泉水主要位于淖毛湖镇北部和三塘湖镇南部, 该区域广泛赋存多层结构第四系孔隙潜水-碎屑岩类孔隙裂隙承压水, 泉水通过大气降水及地表径流等补给源下渗至地层深部, 以断层和裂隙提供良好的导水和输水通道排泄至地表; 区内泉水水化学类型和潜水水化学类型均为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型, 承压水水化学类型为HCO3 ·Cl ·SO4-Na ·Ca型, 上部孔隙潜水和下部碎屑岩类孔隙裂隙承压水间存在密切的水力联系, 由于隔水层分布的不连续性及断裂活动, 洪积平原中上部为潜水补给承压水, 下部为承压水越流补给潜水[25].沿地下水径流方向, 蒸发岩矿物的溶解作用使SO42-和Na+得到富集, 巴里坤盆地承压水由HCO3-Na ·Ca和HCO3-Ca型转变为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型.
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图 2 地下水Durov图 Fig. 2 Durov diagram of groundwater |
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图 3 土地利用及水化学类型分布 Fig. 3 Land use and hydrochemical type distribution |
土地利用类型可以直接反映人类活动对地下水化学成分的影响[27], 研究区多以草地及未利用地为主.草地中地下水取样点9个, 地下水化学类型为4种, 泉水为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型, 潜水主要为HCO3 ·SO4-Ca型和HCO3 ·SO4-Na ·Ca型, 承压水为HCO3 ·SO4-Ca型、HCO3-Na型和HCO3 ·SO4-Na ·Ca型; 城乡居民用地中取样点6个, 地下水化学类型为4种, 泉水为Cl ·SO4-Na ·Ca型、潜水为HCO3-Na ·Ca型和HCO3 ·SO4-Na ·Ca型, 承压水为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型和HCO3-Ca型; 耕地取样点10个, 地下水化学类型为5种, 潜水为HCO3 ·Cl ·SO4-Na ·Ca型和HCO3 ·SO4-Na ·Ca型, 承压水为HCO3-Na ·Ca型和HCO3 ·Cl ·SO4-Na ·Ca型; 未利用地取样点10个, 地下水化学类型为5种, 泉水为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型, 潜水为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型、HCO3 ·SO4-Ca型、Cl ·SO4-Na型、HCO3 ·Cl ·SO4-Na ·Ca型和Cl ·SO4-Na ·Ca型, 承压水为Cl ·SO4-Na ·Ca型.受地质环境等因素影响, 研究区未利用地中潜水水化学类型丰富, 承压水由于处于相对封闭环境水质不易受到感染, 水化学类型单一, 耕地及建设用地大量的地下水用水需求及水源污染等因素, 改变了原有的地下水环境使承压水受到相邻含水层的越流补给, 水化学类型逐渐丰富, 从侧面反映出研究区地下水环境除了受到原生地质条件影响外, 还受到人类活动因素影响.
3.2 水化学成因分析 3.2.1 地下水主要控制因素Gibbs图作为一种半对数坐标图, 可以较为直观地判别地下水中化学组分受到溶滤作用、蒸发-浓缩作用和大气降水作用的影响程度[28].以岩石风化作用为主导因素的样点分布在Gibbs图中部偏左侧, 受大气降水作用控制的样点分布在右下角, 受蒸发结晶作用控制的样点分布在右上角[29].研究区地下水样品大多集中在中间部分(图 4), 表明地下水中离子主要受到岩石风化溶解作用影响, 蒸发浓缩及大气降水作用对水化学组分的影响较小, 部分取样点在模型范围之外, 说明除了受到上述作用影响以外, 还可能受到地质环境、人类活动等其他因素的影响.
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图 4 地下水水化学Gibbs图 Fig. 4 Gibbs plots of groundwater hydrochemistry |
地下水中的离子成分主要是矿物溶解的产物, 其中分布最为广泛的K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-和HCO3-离子可以很大程度上决定地下水化学的基本特性.由于地下水与含水层矿物之间发生反应, 探讨含水层矿物的水-岩相互作用, 对了解地下水化学形成机制有着重要作用[30].研究区地下水中TDS与SO42-、Na+、Cl-、Ca2+、Mg2+、K+和HCO3-相关性依次减弱(图 5), 相关系数分别为0.99、0.978、0.978、0.813、0.609、0.529和-0.036, TDS与HCO3-呈负相关且显著性较小, 表明碳酸盐岩的风化溶解不是地下水中离子组分变化的主要因素.通常情况下, 硅酸盐岩和蒸发盐岩在风化溶解过程中会释放K+和Na+, Ca2+和Mg2+是碳酸盐岩及蒸发盐岩风化溶解的产物, Cl-和SO42-源于蒸发盐岩的风化溶解[31, 32], 取样点中SO42-和Cl-分别与Na+、Ca2+和Mg2+具有显著相关性, 表明水样中离子组分可能来源于硅酸盐岩和蒸发盐岩的风化溶解.研究区内岩盐、石膏和芒硝等蒸发盐岩矿产资源丰富, 进一步表明地下水的主要组分来源为蒸发盐岩的风化溶解[33].
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1.K+, 2. Na+, 3.Ca2+, 4.Mg2+, 5.Cl-, 6.SO42-, 7.HCO3-, 8.TDS, 9.TH, 10.pH, 11.NO3--N, 12.F-, 13.耗氧量 图 5 相关性分析及因子贡献 Fig. 5 Correlation Analysis and Factor Contribution |
不同的岩性在与地下水的相互作用过程中会对天然水化学成分造成差异, 水中主要离子的比例关系, 可在一定程度上反映岩石风化溶解对地下水化学组分的影响[34].利用SO42-+Cl-与HCO3-毫克当量比值关系可以判断碳酸盐岩和蒸发盐岩的溶解对离子组分的影响[35], 研究区45.0%的潜水取样点分布在(SO42-+Cl-)/HCO3-=1线上方[图 6(a)], 55.0%的潜水取样点分布在等值线下方, 说明潜水中离子可能受碳酸盐岩和蒸发盐岩溶解共同作用影响, 承压水中54.5%取样点均位于1 ∶1等值线上方, 45.5%的取样点在等值线下方, 说明承压水也受到碳酸盐岩和蒸发盐岩溶解共同作用影响, 泉水与潜水及承压水呈现相似规律; 进一步由Ca2++Mg2+与SO42-+HCO3-的比值关系可以判断离子组分受碳酸盐岩或蒸发盐岩及硅酸盐岩的溶解程度, 当地下水中离子主要来自方解石、白云石和石膏溶解时, 取样点应位于y=x直线附近[36].如图 6(b)所示, 地下水取样点中仅有2个潜水取样点位于1 ∶1等值线上方, 其余点均在等值线下方, 表明地下水中SO42-和HCO3-浓度过剩, 需要其他阳离子进行平衡[37], SO42-与Na+(r=0.967)和Ca2+(r=0.802)极显著相关, HCO3-与阳离子关系均不显著, 区内芒硝(Na2SO4 ·10H2 O)和石膏(CaSO4 ·2H2 O)矿物丰富, 这些蒸发盐岩的溶解成为硫酸盐离子的主要来源, 由此推断蒸发盐岩的风化溶解在地下水中占主导地位, 硅酸盐岩和碳酸盐岩的溶解作用较小.
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图 6 (SO42-+Cl-)与HCO3-和(Ca2++Mg2+)与(SO42-+HCO3-)离子比值关系 Fig. 6 Relationships between(SO42-+Cl-) and HCO3-, (Ca2++Mg2+) and(SO42-+HCO3-) |
Na+主要来源于蒸发盐岩风化及富钠矿物风化[38].如图 7(a)所示, 地下水取样点中仅有2个潜水取样点位于(Na++K+)/Cl-=1线下方, Na+浓度明显大于Cl-浓度.当Na+与Cl-比值关系接近于1时, 表示地下水中Na+主要来源于岩盐的溶解[39], 可见, 地下水中Na+除了受到岩盐的溶解外, 还可能受到富钠矿物及蒸发盐岩的溶解和阳离子交换等作用.
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图 7 (Na++K+)与Cl-和(Na++K+-Cl-)与(Ca2++Mg2+-SO42--HCO3-)离子比值关系 Fig. 7 Relationships between(Na++K+) and Cl-, (Na++K+-Cl-) and(Ca2++Mg2+-SO42--HCO3-) |
利用(Na++K+-Cl-)/(Ca2++Mg2+-SO42--HCO3-)的关系可以判断地下水受阳离子交换作用是否盛行[40, 41].如图 7(b)所示, 地下水取样点均分布在斜率-1的直线附近, 说明地下水中阳离子交换作用显著.按吸附能力的强弱顺序为：Ca2+>Mg2+>K+>Na+, 但地下水中阳离子的相对浓度与吸附能力呈现正相关性, 当离子浓度越大的时候, 其吸附能力也有所增强.研究区水样中离子平均当量浓度表现为Na+>Ca2+≫Mg2+≫K+, Ca2+的平均当量浓度是Mg2+的3.64倍, 说明地下水中的阳离子交换作用主要体现在Na+和Ca2+, 且大部分取样点Ca2+当量浓度大于Na+, Ca2+的强吸附力置换出了矿物表面的Na+.泉水、潜水和承压水分别分布在斜率为-1.134(R2=0.983)、-0.939 5(R2=0.975)和-0.944 4(R2=0.987)的直线附近, 表明从泉水至潜水至承压水阳离子交换作用逐渐加强.
3.2.2.2 饱和指数法为进一步了解地下水中可能的矿物相存在情况及溶解状态, 采用PHREEQC软件计算矿物的饱和指数(SI).当SI < 0时, 表明该矿物处于不饱和(溶解)状态; SI>0, 表示该矿物处于饱和(沉淀)状态; SI=0, 表示水溶液与矿物正好处于平衡状态[42], 但是由于水质分析以及矿物平衡常数和离子活度计算中的误差, 使矿物饱和指数存在不确定性, 因此在实际情况中, 一般认为当SI为-0.5~0.5时, 矿物相对水溶液处于平衡状态[43].由图 8可看出, 方解石、白云石、文石大部分饱和指数介于-0.5~0.5之间, 与TDS关系不显著, 平均饱和指数分别为0.40、0.34和0.25, 部分小于0的取样点位于巴里坤县奎苏镇及大河镇附近, 此区域地下水存在微弱的碳酸岩溶解作用, 泉水、潜水及承压水整体处于平衡状态; 石膏、硬石膏、岩盐的饱和指数整体随TDS的增大而增大, 平均饱和指数分别为-1.59、-1.90和-7.20, 取样点整体处于溶解状态, 石膏(R2分别为0.942、0.918和0.834)及硬石膏(R2分别为0.943、0.916和0.833)从泉水至潜水至承压水溶解作用逐渐减弱, 岩盐从泉水(R2=0.925)至潜水(R2=0.930)至承压水(R2=0.943)溶解作用逐渐增强.说明石膏、硬石膏和岩盐等蒸发盐岩的风化溶解是地下水中化学成分的主要控制因素, 与前文分析结果一致.
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图 8 TDS与SI关系 Fig. 8 Relationship between TDS and SI |
由3.1节和3.2节可知, 研究区地下水水化学特征除了受到原生地质条件、水-岩相互作用等因素影响外, 还受到人类活动因素影响, 为进一步确定地下水各污染源的影响程度, 采用SPSS进行PCA-APCS-MLR模型分析.以《地下水质量标准》(GB/T 14848-2017)为依据, 考虑检出率及超标情况双重因素, 本文选取K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-、TDS、TH、pH、NO3-、F-和耗氧量等13项指标进行污染源分析.为确定选取的指标是否适合做主成分分析, 对各指标实测值标准化处理后, 进行KMO-Bartlett球形检验, 显著性水平接近于0, 表明各指标变量之间具有较强的相关性, 满足检验标准, 可以进行主成分分析.本研究共提取4个公因子: F1(贡献率54.829%)、F2(贡献率16.099%)、F3(贡献率10.697%)和F4(贡献率7.250%), 累积方差贡献率为88.874%.
由成分矩阵结果可以看出(表 2), 主成分F1是影响区内地下水的主要因素, 与其关联度较高的指标有Na+、Ca2+、Cl-、SO42-、TDS、TH和F-, 贡献率分别为43.13%、37.66%、59.09%、66.85%、29.62%、33.11%和41.57%(图 9), TDS与其他指标均呈现正相关关系(图 5).平原区含水层颗粒物松散, 空隙发育, 有良好的径流条件, 由前文分析可知, 石膏(Ca2+、SO42-)、岩盐(Na+、Cl-)和芒硝(Na+、SO42-)等蒸发盐岩的风化溶解作用在地下水循环中占据主导因素, 同时地下水流动过程中矿物的溶解和富集, 影响着TDS和TH的变化, 因此将F1命名为溶滤-富集因子.
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表 2 公因子特征值和成分矩阵1) Table 2 Common factor eigenvalues and component matrix |
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图 9 各因子中指标源贡献率 Fig. 9 Contribution rate of index source in each factor |
主成分F2主要荷载为K+、NO3-和耗氧量, 贡献率分别为47.79%、70.88%和71.94%.耗氧量可间接反映水体受有机污染的程度, 地下水中有机物污染源主要来源于工业废水、废渣和渗滤液的不规范处理[44].研究区工业及农业活动频繁, 氮肥、钾肥等肥料及农药的大量使用, 通过灌溉水及大气降水入渗到地下水中, 造成地下水污染, 同时未经处理的人畜粪便及生活污水也会对地下水造成一定影响, 因此将F2命名为人类活动因子.
F3主要的影响指标为Mg2+和HCO3-, 贡献率分别为66.13%和54.09%.地下水中取样点ρ(CO2)变化范围为0~5.92mg ·L-1, 地层深源的CO2进入水后, 生成的H-与地层中有机质碳相结合生成烃类即碳氢化合物[45], 少部分HCO3-及Mg2+来自碳酸岩矿物的溶解, 由前文知白云石等矿物与水溶液整体处于平衡状态.可见, F3为原生地质因子.
F4主要荷载为pH, 贡献率为95.98%.研究区地下水整体处于弱碱性, pH与HCO3-表现为负相关, 地下水环境受到酸碱度的影响, 同时pH变异程度较小, 符合地下水环境天然形成规律.因此将F4命名为地质环境因子.
3.4 污染源空间分布分别对4个主成分在所有取样点的因子得分进行空间插值, 得出各成分在研究区内的分布特征及对地下水的影响程度(图 10), 因子得分越高的区域表示相应污染源在该区域的影响程度越高.
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图 10 F1、F2、F3和F4公因子空间分布 Fig. 10 Spatial distribution of F1, F2, F3, and F4 common factors |
F1主要影响区域为巴里坤县三塘湖镇北部、大红柳峡乡北部, 整体呈递增式带状分布.此区域前山区地带基岩裂隙水丰富, 地下水受到山前侧向补给及地表水入渗补给, 山前倾斜平原分布单一结构潜水, 呈片状分布, 孔隙发育, 透水性强, 含水层岩性主要为卵砾石和砂砾石; 远离山前, 沉积物逐渐变为砂砾石、砂和亚砂土互层, 厚度变薄[25]; 含水层空隙发育, 径流较强, 水力坡度至平原区逐渐变缓, 区内丰富的蒸发盐岩矿物在地下水径流过程中受到溶滤-富集的水文地球化学作用.
F2高值区主要分布在巴里坤县博尔羌吉镇南部、三塘湖镇南部及大河镇.该区域主要分布在城乡、工矿、居民用地及耕地范围, 人员密集, 周围有大量工业企业, 地下水开采程度高, 以农业灌溉为主, 水资源需求量大, 已造成了地下水位的持续下降, 与3.1节分析一致, 地下水开采及工农业和生活污水的不合理排放产生的水头差使地下水环境发生改变, 造成地下水的面源污染.
F3高值区主要分布在下马崖乡东部、苇子峡乡和大河镇, 白云石等碳酸盐岩矿物的原生地质条件是该区域地下水环境的主要因素, 由于HCO3-对pH具有一定调节作用且呈现负相关性, 部分F3低值区与F4高值区相对应.
F4主要影响区域为萨尔乔克乡及大红柳峡乡东部, 此区域的高值区也反映了pH的分布特征, 这种高值分布特征由补给区的差异性以及径流过程的复杂性决定[46], F4高值区位于巴里坤湖附近, 巴里坤湖滨属于盐碱地范围, 富含储量丰富的芒硝矿和盐田, 附近区域农业灌溉大量引用地表水及不合理开采利用地下水, 加剧了下游地下水浅埋带土壤次生盐渍化, 造成巴里坤湖周边盐渍化面积增大, 由于地表蒸发强烈, 水中的盐分不断在地表聚集, 盐渍化程度有逐渐加重的趋势[20], 受地表水入渗补给及复杂的径流过程影响, 使地下水环境趋于碱性.
4 结论(1) 研究区泉水以HCO3 ·SO4-Na ·Ca型地下水为主, 潜水以HCO3 ·SO4-Na ·Ca型、HCO3 ·SO4-Ca型地下水为主, 承压水水化学类型主要为HCO3 ·SO4-Na ·Ca型、HCO3 ·Cl ·SO4-Na ·Ca型; 与未利用地单一的承压水化学类型(Cl ·SO4-Na ·Ca型)相比, 耕地及城乡居民用地承压水化学类型逐渐丰富, 反映出人类活动对地下水的影响.
(2) 水-岩相互作用是地下水中离子组分的主要控制因素; 地下水中的优势离子Na+、Ca2+、Cl-和SO42-主要源于石膏、芒硝和岩盐等蒸发盐岩的矿物溶解作用, 从泉水至潜水至承压水阳离子交换作用逐渐加强, 石膏及硬石膏的风化溶解作用逐渐减弱、岩盐的溶滤作用逐渐加强.
(3) PCA-APCS-MLR模型结果显示研究区地下水环境主要受控于F1(溶滤-富集因子)、F2(人类活动因子)、F3(原生地质因子)和F4(地质环境因子)等4个因素影响, 贡献率分别为54.83%、16.1%、10.70%和7.25%; 三塘湖镇北部、大红柳峡乡地下水主要受到溶滤富集作用影响, 博尔羌吉镇南部、三塘湖镇南部及大河镇一带地下水受人类活动干扰较强.
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