2025, Vol. 46
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，天津 300304
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, Tianjin 300304, China
水资源的开发利用制约着社会发展和农业生产[1]. 在我国西北地区, 地下水是主要的饮用水源和农业灌溉水源[2], 同时对生态平衡也发挥着举足轻重的作用[3]. 随着农业生产[4]、城市化[5]和工业化[6]进程加快, 加速了对地下水的开采, 引发了一系列生态环境问题, 如植被退化[7]、地面沉降[8]等. 新疆维吾尔自治区（简称“新疆”）由于经济发展, 地下水超采严重[9]. 为缓解新疆地下水超采问题, 2018年新疆水利厅颁布了《新疆地下水超采区划定报告》, 其中划定吐鲁番市禁采区面积11 km2, 分布在吐鲁番市高昌区城区；吐鲁番市鄯善超采区面积2 463 km2, 分布在吐鲁番市高昌区、鄯善县平原区灌区. 地下水超采治理后, 地下水开采量由2016年的7.99×108 m3·a-1减少至2022年的6.48×108 m3·a-1, 地下水开采量变化直接表现为地下水水位波动, 由于地下水水位的波动改变了含水层环境, 进而影响地下水质量[10]. 基于此背景, 本文分析地下水超采治理前后对地下水化学及来源的影响.
地下水在流动过程中, 会与周围岩土发生水岩相互作用[11]和阳离子交换作用[12]等自然因素影响, 同时也会受到农业生产[13]和工业生产[14]等人为因素的影响. Piper图[15]、Gibbs图[16]、端元图[17]和离子比值关系[18]等是分析地下水化学较为经典的研究方法, 可以较好地解析地下水化学变化规律. 针对地下水来源解析方法主要包括PMF（正定矩阵因子分析）模型[19]、PCA（主成分分析法）[20]和APCS-MLR（绝对主成分分析-多元线性回归）模型[21]等. PMF模型对数据量要求较多, 无法分析非浓度水质指标（例如pH）；PCA方法简单且适用性较高, 但仅能定性解析[22]. 而APCS-MLR模型相较于PMF模型和PCA, 在数据量要求、非浓度水质指标处理和定量解析方面具有显著优势, 相较而言APCS-MLR模型适用性更高.
高昌区隶属新疆吐鲁番市, 属于典型的大陆性暖温带荒漠气候, 日照充足, 热量丰富但又极端干燥, 独特气候孕育了“瓜果之乡”的美誉. 地下水作为高昌区的主要水源, 长期开采地下水, 导致地下水水位下降[23]、地下水污染[24]和坎儿井水量减少甚至干枯[25]. 以往研究多集中在地下水水化学特征[26]和水质评价[27], 而对地下水化学变化规律及来源解析方面研究较少, 对地下水超采治理前后地下水化学变化规律及来源解析更是寥寥无几. 因此, 本研究以地下水超采治理为背景, 综合运用数理统计法、水化学图解法, 对8组潜水水样（2016年3组、2023年5组）和22组承压水水样（2016年9组、2023年13组）进行分析, 运用氢氧同位素（δD和δ18O）对2023年16组水样进行地下水补给来源分析；运用APCS-MLR模型量化2023年18组地下水水化学组分来源, 综合分析地下水超采治理前后对地下水化学变化规律及来源解析的影响, 以期为研究区地下水超采治理和水资源科学管理提供支撑.
1 材料与方法 1.1 研究区概况高昌区地处天山支脉博格达峰南麓、吐鲁番盆地中部, 东与鄯善县接壤, 西与托克逊县毗邻, 南抵库鲁克塔格山和巴音郭楞蒙古自治州尉犁县相接, 北隔天山与乌鲁木齐市、吉木萨尔县、奇台县相邻, 全区总面积1.36×104 km2. 高昌区气候属于暖温带大陆性干旱荒漠气候, 全年平均气温13.9℃, 高于35℃的炎热日有100 d以上, 是气候最热的地方；夏季历史最高气温50.3℃, 最高地表温度88℃；全年日照时数3 200 h, 10℃以上有效积温5 300℃以上, 无霜期长达280~300 d, 年平均降雨量仅16.4 mm, 蒸发量高达3 000 mm以上.
高昌区山地面积占23%, 平原面积占77%（其中戈壁面积占60%）. 高昌区自然环境十分特殊, 整体呈北高南低. 北部博格达峰山顶终年积雪, 是主要的水源区. 火焰山横亘中央, 把全区分成山北、山南两部分. 艾丁湖位于南部, 低于海平面154 m, 是全国陆地最低的地方. 城区海拔为34 m.
高昌区构造形态北部以东西向线形不对称的褶皱为主, 南部以断块构造为特征, 其间以断陷构造形成山间洼地. 第四系的沉积厚度为5~200 m, 为地下水的赋存提供了空间. 受中部盐山、火焰山新近系、侏罗系泥岩的阻隔, 盆地内沉积着数十米至几百米的第四系砂卵砾石、砂砾石、砂和黏性土层[图 1（b）]. 区内管辖大河沿河、塔尔郎河、煤窑沟河、黑沟河和恰勒坎沟河. 区内平原区地下水主要为松散孔隙水[图 1（c）]. 地下水主要接受北部博格达山区的大气降雨、冰雪融水汇集的地表水和地下水补给, 径流方向总体上由北向南. 排泄方式主要是通过人工开采排泄和南部地下水的侧向径流排泄. 高昌区的地下水位动态类型主要有径流型和径流-开采型[28].
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改自文献[29]；（a）土地利用（2020）及地下水取样点分布, （b）水文地质剖面, （c）水文地质 图 1 区域地下水取样点分布及水文地质 Fig. 1 Distribution of regional groundwater sampling points and hydrogeology |
2016年7月（低水位期）采集样品12组（潜水样3组、承压水样9组）, 2023年7月采集样品18组（潜水样5组、承压水样13组）, 水样可一定程度上反映出生活和农业活动区的地下水化学特征[图 1（a）]. 取样井先抽水30 min, 待水流稳定后再取样. 阳离子取样容器采用200 mL聚乙烯瓶, 采样前用所取水样润洗3遍取样瓶, 水样经0.45 μm滤头过滤至阳离子取样瓶中, 加入硝酸酸化至pH < 2；阴离子取样容器为1.5 L容量瓶, 取样瓶用所取水样润洗3次再取样, 取样后使用封口膜对瓶口进行密封, 冷藏保护.
新疆地矿局第二水文工程地质大队完成主要离子检测工作, 采用多参水质检测仪（HANNA, HI9828）原位检测pH, Ca2+、Mg2+和TH（总硬度, 以CaCO3计）采用乙二胺四乙酸二钠滴定法检测, TDS（溶解性总固体）采用干燥-比重法检测, Na+和K+采用火焰原子吸收分光光度法检测, HCO3-采用酸碱滴定法检测, SO42-采用硫酸钡比浊法检测, Cl-采用硝酸银容量法检测, NO3-采用紫外分光光度法检测, F-采用离子选择电极法检测, 耗氧量采用酸性高锰酸钾滴定法检测. 中国科学院新疆生态与地理研究所完成氢氧同位素测定, 氢氧同位素（δD和δ18O）采用液态水同位素分析仪（DEL-100）检测. 阴阳离子电荷平衡误差绝对值均在10%以内[30], 表明数据可靠.
1.3 数据统计与分析本文采用ArcGIS 10.8绘制研究区概况图；采用Grapher 11绘制Piper三线图；采用Origin 2021绘制Gibbs图、端元图和离子比值关系图；借助SPSS 26平台, 采用APCS-MLR模型对地下水化学组分进行成因机制解析.
2 结果与分析 2.1 地下水化学特征潜水：从表 1可以看出, 研究区2016年和2023年潜水pH平均值分别为7.66和8.19, 呈现出微弱的碱性趋势. ρ（TH）分别为96.73 mg·L-1和344.93 mg·L-1, 呈现出软水到硬水的变化. ρ（TDS）分别为203.00 mg·L-1和632.63 mg·L-1, 呈现出咸化的趋势. 2016年潜水中阳离子主要为Na+和Ca2+, 其浓度排序为：Na+ > Ca2+ > Mg2+ > K+；阴离子主要为HCO3-和Cl-, 其浓度排序为：HCO3- > Cl- > SO42-. 而在2023年的潜水中, 阳离子主要以Ca2+和Na+为主, 其浓度排序为：Ca2+ > Na+ > Mg2+ > K+；阴离子主要为Cl-, 其浓度排序为：Cl- > SO42- > HCO3-. 各水化学指标变异系数均小于1, 表明整体变异程度较小.
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表 1 研究区地下水主要水化学指标统计值1） Table 1 Statistics of main hydrochemical indicators of groundwater in the research area |
承压水：研究区2016年和2023年承压水pH平均值分别为7.43和8.28, 同样呈现出微弱的碱性趋势. ρ（TH）分别为377.19 mg·L-1和340.82 mg·L-1, 呈下降趋势；ρ（TDS）分别为707.90 mg·L-1和800.29 mg·L-1, 呈现出咸化趋势. 2016年承压水中阳离子主要是Ca2+和Na+, 其浓度排序为：Ca2+ > Na+ > Mg2+ > K+；阴离子主要是SO42-和Cl-, 其浓度排序为：SO42- > Cl- > HCO3-. 而在2023年承压水中, 阳离子主要是Na+和Ca2+为主, 其浓度排序为：Na+ > Ca2+ > Mg2+ > K+；阴离子主要是SO42-和Cl-, 其浓度排序为：SO42- > Cl- > HCO3-. Mg2+和Cl-在2016年与2023年承压水中变异系数均为最高且大于1, 体现了较强的空间变异性. 承压水变异系数整体都大于潜水变异系数, 这可能与高昌区目前主要开采承压水有关.
潜水和承压水阳离子浓度的变化可能反映了地下水动力条件的变化. 2016年潜水中Na+浓度高于Ca2+, 这可能与当时开采潜水较多有关, 导致当时潜水水流动较为活跃, 有利于Na+的优先运移. 而2023年潜水中, Ca2+浓度超过了Na+, 可能意味着潜水水流动减缓, 使得Ca2+有更多时间在水岩相互作用中被释放到潜水中. 承压水的变化与潜水的变化恰恰相反, 2016年承压水中, Ca2+浓度高于Na+, 可能意味着当时承压水水流动减缓, 使得Ca2+有更多时间在水岩相互作用中被释放到承压水中, 而2023年承压水中, Na+浓度超过了Ca2+, 这可能与目前主要开采承压水有关, 导致当时承压水水流动较为活跃, 有利于Na+的优先运移.
研究区地下水超采管理后, 虽然对地下水的开采量进行了限制, 但并未完全停止. 相较于承压水, 潜水埋深较浅且分布面积较小, 开采量较小, 循环速度较慢, 受人为因素等影响, 使潜水中离子浓度升高, TH与TDS呈现出上升的趋势. pH与HCO3-均表现为负相关关系（P=0.05）, pH变异系数均较小, 说明地下水环境受到酸碱度的影响, 符合地下水天然形成规律[31].
Piper图常用来分析水文地球化学特征[15], 由图 2可知, 研究区内地下水水化学类型复杂, 2016年潜水无优势水化学类型, 承压水水化学类型主要为HCO3·SO4-Na·Ca型（20%）；2023年潜水水化学类型主要为Cl-Na·Ca型（33%）, 承压水水化学类型主要为HCO3·SO4-Na·Ca型（31%）. 研究区2016年和2023年地下水水化学类型呈现出相同特征, 位于火焰山与盐山缺口处的含水层主要是砂砾石, 地下水受西部和北部山区河流的入渗补给, 所受补给相对较强, 地下水径流条件也较好, 使得此地带地下水化学类型主要呈现为HCO3·SO4型. 缺口地带以东区域同时位于火焰山南侧, 受火焰山阻挡, 地下水接受北部补给较小, 地下水化学类型主要呈现为Cl·SO4型.
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图 2 研究区地下水化学Piper三线图 Fig. 2 Piper diagram of groundwater hydrochemistry in the research area |
δD和δ18O同位素的组成可以反映地下水的补给来源[32]. 由表 2可知, 研究区2023年潜水和承压水中δD和δ18O分布较为集中. 5组潜水δD分布范围为-66.88‰ ~ -62.42‰, 平均值为-65.50‰；δ18O分布范围为-10.19‰~-9.73‰, 平均值为-9.97‰. 11组承压水δD分布范围为-71.30‰~-62.42‰, 平均值为-67.18‰；δ18O分布范围为-10.50‰~-9.39‰, 平均值为-10.07‰. 研究区潜水和承压水取样点大多分布在当地大气降水线（LMWL：δD = 8 δ18O+15）[33]附近, 向右稍微偏移, 呈线性分布（图 3）, 表明大气降水是地下水的主要补给来源. 潜水蒸发线为δD = 6.05 δ18O-5.13, 承压水蒸发线为δD = 7.48 δ18O+8.27, 潜水和承压水蒸发线斜率和截距均小于当地大气降水线, 说明地下水受到蒸发作用的影响, 这可能与研究区干旱气候特征有关. 潜水蒸发线斜率和截距均小于承压水蒸发线, 说明潜水受到蒸发作用比承压水更强.
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表 2 地下水δD和δ18O统计值 Table 2 Statistical values of groundwater δD and δ18O |
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图 3 研究区地下水δD和δ18O值关系 Fig. 3 Relations between δD and δ18O values of groundwater in the research area |
氘盈余参数d（d = δD-8δ18O）可以表示地下水体受到蒸发作用的大小, d值越小, 蒸发作用越强烈[34]. 研究区潜水氘盈余参数范围为13.43‰~15.16‰, 平均值为14.30‰；承压水氘盈余参数范围为11.10‰~16.32‰, 平均值为13.30‰, 盈余值较低, 这可能与研究区降水量少和蒸发量高有关[35].
结合水文地质剖面[图 1（b）]进一步分析受蒸发作用的影响, 潜水取样点主要位于TW-NC与TW-SC之间, 含水层中有较厚的砂砾石层和中粗砂层, 潜水埋深虽然相对较浅, 但潜水蒸发作用较弱；而承压水取样点主要位于TW-CS与TW-SS之间, 含水层由砂砾石层和中粗砂层过渡为黏土层和砂土层, 随着黏土夹层数增多, 使得承压水几乎不受蒸发影响.
3 讨论 3.1 地下水离子主要来源及成因 3.1.1 岩石风化作用Gibbs在1970年提出Gibbs模型[16], 此模型划分了3类水化学控制机制, 分别是蒸发结晶、岩石风化和大气降水[36], 可以直观地判断地下水水化学的控制机制. Cl-是自然界中最为稳定的元素, 因此在此分析中主要以Cl-/（Cl-+HCO3-）为主[21]. 由图 4可知, 研究区的地下水化学特性主要受到岩石风化的影响, 而蒸发结晶和大气降水作用对其影响相对较小. 部分样点却分散在模型之外, 原因可能是研究区主要位于农灌区, 人为的干扰对其影响较大.
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图 4 研究区地下水Gibbs图 Fig. 4 Gibbs diagram of groundwater in the research area |
利用HCO3-/Na+、Mg2+/Na+和Ca2+/Na+量浓度比值关系来判断水体受碳酸盐岩、硅酸盐岩和蒸发盐岩矿物风化的控制机制[37]. 由图 5可知, 研究区地下水取样点主要分布在硅酸盐岩和蒸发盐岩端元, 说明研究区含水层中发生的水岩作用主要受硅酸盐岩和蒸发盐岩控制, 受碳酸盐岩影响较小. 与2016年相比, 2023年部分承压水受到蒸发盐岩风化的影响增强, 而潜水受到蒸发盐岩风化的影响减弱.
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图 5 研究区地下水HCO3-/Na+、Mg2+/Na+和Ca2+/Na+关系 Fig. 5 Relationship between HCO3-/Na+, Mg2+/Na+, and Ca2+/Na+ in the groundwater in the research area |
水岩作用是一种复杂的自然过程. 这个过程通常在长时间内缓慢进行, 并导致岩石的化学风化和矿物的溶解[38]. 含水层中发生水岩相互作用会释放出不同的离子, 不同的可溶性盐岩发生溶解会释放出不同的水化学组分, 这些离子组分具有一定的比例关系[39]. 这种比例关系常用来解析地下水化学组分受岩石风化作用的影响.
利用Na++K+与Cl-毫克当量比值关系可以判断硅酸盐岩和蒸发盐岩的溶解对离子组分的影响[40]. 由图 6（a）可知, 2016年66.7%的潜水位于1∶1等值线上方, 表明在2016年潜水主要受到蒸发盐岩溶解的影响；2023年潜水的分布情况发生了变化, 80.0%分布在1∶1等值线下方, 表明2023年潜水主要受硅酸盐岩溶解的影响. 2016年66.7%承压水和2023年76.9%承压水位于1∶1等值线上方, 表明承压水主要受到蒸发盐岩溶解的影响. 在右上角的取样点位于艾丁湖附近, 这可能由于艾丁湖是吐鲁番盆地最低点, 离子富集导致了这一现象. 2016年至2023年, 潜水受蒸发盐岩溶解作用减小, 受硅酸盐岩溶解作用增强；承压水受蒸发盐岩作用增强, 这与3.1.1节的分析结果一致.
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图 6 研究区地下水中主要离子比值关系 Fig. 6 Main ion ratio relationship in groundwater in the research area |
利用Ca2++Mg2+与HCO3-+SO42-毫克当量比值关系可以判断碳酸盐岩和蒸发盐岩溶解对离子组分的影响[41]. 由图 6（b）可知, 2016年66.7%潜水位于1∶1等值线下方, 表明2016年潜水主要受到硅酸盐岩及蒸发盐岩的溶解影响；2023年80.0%潜水位于1∶1等值线上面, 表明2023年潜水主要受到碳酸盐岩的溶解影响, 这可能是受阳离子交换影响. 2016年和2023年承压水主要分布在1∶1等值线下方, 表明承压水主要受到硅酸盐岩及蒸发盐岩的溶解影响；2016年33.3%承压水位于在1∶1等值线上方, 2023年7.7%承压水位于在1∶1等值线上方, 表明承压水受碳酸盐溶解作用减弱, 受硅酸盐岩及蒸发盐岩溶解作用增强, 这与3.1.1节的分析结果一致.
利用SO42++Cl-与HCO3-毫克当量比值关系可以判断蒸发盐岩和碳酸盐岩溶解对离子组分的影响[42]. 由图 6（c）可知, 2016年66.7%潜水和66.7%承压水位于1∶1等值线上方, 表明2016年主要受蒸发盐岩溶解, 少部分受到碳酸盐岩溶解影响. 2023年所有取样点位于1∶1等值线上方, 表明2023年主要受的蒸发盐岩溶解影响. 与2016年相比蒸发盐岩溶解作用在地下水中变得越来越显著, 进一步说明碳酸盐溶解作用在减弱.
利用Ca2+与Mg2+毫克当量比值关系可以判断方解石、白云石和硅酸盐岩对离子组分的影响[43]. 由图 6（d）可知, 潜水取样点均位于2∶1之上, 表明潜水主要受硅酸盐岩的溶解影响. 承压水取样点中有59.1%位于2∶1之上, 36.4%位于1∶1与2∶1之间, 4.5%位于1∶1之下, 表明承压水也主要受硅酸盐岩溶解影响, 部分受碳酸盐岩溶解影响. 2016年承压水受到白云石、方解石和硅酸盐岩溶解的影响依次增强, 2023年承压水受到方解石和硅酸盐岩溶解的影响依次增强, 逐渐影响倾向受硅酸盐岩溶解影响, 进一步说明相比碳酸盐岩研究区主要受硅酸盐岩溶解影响.
3.2 阳离子交换在岩石和地下水长期相互作用的过程中, 岩石表面所携带的负电荷可以吸附地下水中的阳离子, 从而将原先所携带的阳离子释放到地下水中, 即发生阳离子交替吸附作用[44]. 利用Ca2++Mg2+-HCO3--SO42-与Na++K+-Cl-毫克当量比值关系可以判断是否发生阳离子交换作用[45]. 由图 7（a）可知, 研究区取样点分布在y=-x附近, 表明研究区发生了阳离子交换作用.
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图 7 研究区（Ca2++Mg2+-HCO3--SO42-）与（Na++K+-Cl-）和CAI-Ⅱ与CAI-Ⅰ关系 Fig. 7 Relationships diagram of (Ca2++Mg2+-HCO3--SO42-) vs. (Na++K+-Cl-) and CAI-Ⅱ vs. CAI-Ⅰ in the research area |
采用氯碱指数进一步分析阳离子交换作用的强度与方向. CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ[式（1）]的数值可以反映地下水中阳离子交换作用的方向和强度. 在反向阳离子交换作用中, 水中的Na+和K+会与周围的岩石中的Ca2+和Mg2+进行交换, 导致地下水中的离子浓度发生变化；反之则发生正向阳离子交换作用[46]. 由图 7（b）可知, 2016年潜水主要以反向阳离子交换为主, 2023年则主要以正向阳离子交换为主；2016年和2023年承压水主要以反向阳离子交换为主.
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(1) |
利用NO3-/Na+和Cl-/Na+（毫克当量比值, 下同）来判断地下水受人为活动的影响[47]. 由图 8（a）可知, 研究区域内所有的取样点均靠近人类活动端元. 表明地下水中的NO3-和Cl-受人类活动因素影响较大, 硅酸盐岩和蒸发盐岩贡献较低. 利用NO3-与Cl-的关系来判断硝酸盐的来源, 当硝酸盐来源于农业生产时, 呈正相关；当硝酸盐来源于人畜粪便和生活污水时, 呈负相关[48]. 由图 8（b）可知, NO3-与Cl-的关系为正相关, 因此判断：NO3-可能主要来源于农业生产中化肥农药和农家肥的使用. 这与研究区有大量耕地相互验证.
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图 8 研究区NO3-/Na+与Cl-/Na+和NO3-与Cl-关系 Fig. 8 Relationships diagram of NO3-/Na+ vs. Cl-/Na+ and NO3- vs. Cl- in the research area |
APCS-MLR模型是一种广泛应用于环境科学领域的模型[31]. 为进一步探究研究区地下水化学组分来源, 对2023年数据采用APCS-MLR模型进行分析. 对各指标进行KMO-Bartlett球形检验, KMO值为0.61, 显著性接近0, 说明可以进行因子分析. 共提取3个公因子F1（贡献率为58.41%）、F2（贡献率为18.12%）和F3（贡献率为9.12%）, 累计方差贡献率为85.65%, 结果如表 3和图 9.
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表 3 公因子特征值和成分矩阵1） Table 3 Common factor eigenvalues and component matrix |
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1.K+, 2.Na+, 3.Ca2+, 4.Mg2+, 5.Cl-, 6.SO42-, 7.HCO3-, 8.TDS, 9.TH, 10.NO3-, 11.pH, 12.高锰酸盐指数, 13.F- 图 9 各因子指标贡献率 Fig. 9 Contribution rate of each factor index |
由成分矩阵表可以看出（表 3）, F1主要荷载为Ca2+、Mg2+、SO42-、HCO3-、TH和NO3-, 贡献率分别为28.12%、20.76%、28.01%、34.85%、24.46%和24.10%. 研究区域内主要分布着中粗砂和细砂, 这些地层具有良好的渗透性能, 有利于地下水的流动和补给. 研究区地下水超采严重, 形成了人工氧化环境[49], 地下水在流动过程中与蒸发盐岩和硅酸盐岩发生水岩相互作用, 导致蒸发盐岩和硅酸盐岩溶解, 从而使Ca2+、Mg2+和SO42-离子成分增加. TH随Ca2+和Mg2+离子增加而增加. 研究区长期的使用农家肥和化肥进行农业耕作, 致使大量的硝酸盐储存在包气带中, 部分补给到地下水中[50], 造成地下水中NO3-离子成分增加. 因此将F1命名为溶滤-富集因子.
F2主要荷载为Na+、Cl-和F-, 贡献率分别为3.78%、1.54%和0.73%. ρ（Cl-）最大值为1 013.00 mg·L-1, 位于艾丁湖乡, 超过《地下水质量标准》（GB 14848-2017）的Ⅴ类标准限值；其余Cl-超过《地下水质量标准》（GB 14848-2017）的Ⅲ类标准限值的区域都位于耕地附近. 同样, 超过地下水三类指标的Na+区域也位于艾丁湖乡, Na+和Cl-的相关性为0.936（P=0.01）, 可能来源于盐岩溶解或生活污水[51]. F-在pH为7.5~10.2的碱性水环境中较为稳定而积累[52], 研究区强烈的蒸发作用使包气带中的含氟量增大[53], 随着农业灌溉用水的下渗, 地下水中F-离子成分增加. 因此F2命名为农业活动-原生背景因子.
F3主要荷载为高锰酸盐指数, 贡献率为92.61%. 地下水中的高锰酸盐指数主要来源于生活污水及工业废水中的有机物, 尤其是涉及与石油加工相关化工生产过程[54]. 研究区内分布有煤矿、油田和气田, 在油田地面钻井泥浆坑、反水渗坑中的含油污水和落地油易补给到地下水中[55], 因此F3命名为工业活动因子.
4 结论（1）地下水超采管理后高昌区南部绿洲区地下水中潜水和承压水pH平均值呈现上升趋势, 呈弱碱性. 潜水中TH和TDS呈上升趋势；承压水中TH和TDS呈下降趋势. 潜水优势阳离子由Na+变化为Ca2+, 阴离子由HCO3-变化为SO42-；承压水优势阳离子由Ca2+变化为Na+, 优势阴离子为SO42-不变, 优势阳离子的交替与地下水动力条件变化有关. 潜水和承压水的主要补给源均为大气降水.
（2）Gibbs图、端元图和离子比值关系表明, 研究区内地下水水化学组分主要受到岩石风化作用和阳离子交换作用的影响；Na+、Ca2+、Mg2+主要来源于蒸发盐岩和硅酸盐岩的溶解；NO3-主要来源于农用化肥、人畜粪便和生活污水.
（3）APCS-MLR模型提取了3个影响研究区地下水化学的主要因素, 分别是溶滤-富集因子（F1）、农业活动-原生背景因子（F2）和工业活动因子（F3）, 贡献率分别为58.41%、18.12%和9.12%.
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