2025, Vol. 46
2. 河北工程大学河北省智慧水利重点实验室, 邯郸 056038
2. Hebei Key Laboratory of Intelligent Water Conservancy, Hebei University of Engineering, Handan 056038, China
河北省属典型资源性缺水省份, 长期的地下水超采已造成了大面积的地下水降落漏斗、河道干涸和地下水污染等生态环境问题[1], 直接威胁到该地区水资源安全、粮食安全和生态安全[2, 3]. 为缓解日益严重的地下水危机, 2014年河北省在全国率先开展地下水超采综合治理, 通过南水北调和引黄入冀补淀等跨流域调水工程、水源置换、自备井关停及农业节水等一系列措施, 逐步实现地下水采补平衡. 截至2020年底, 河北省累计压减地下水超采量43.5亿m3, 地下水水位下降趋势得到了有效遏制, 部分地下水水位出现不同程度回升[4]. 伴随着水动力条件的变化, 地下水水化学特征也将发生相应的改变[5]. 因此, 迫切需要查明压采条件下地下水的水化学变化特征及其控制因素.
相关学者围绕华北平原压采条件下的地下水水化学变化特征开展了一些富有成效的研究. 随着地下水超采治理工作的推进, 地下水水质可能向两个方向发展, 一种是向有利于人们利用的方向转化, 即污染程度减轻、离子浓度减小和矿化度减小. 如Zhao等[6]运用Piper三线图和Gibbs图等方法, 指出外调水有效减轻了白洋淀附近地下水的开采压力, 并通过地表水、浅层地下水和深层地下水之间的相互作用改善了地下水水质. Wang等[7]认为随着南水北调影响下滹沱河超采区地下水开采量的减少, 其地下水中K+、Ca2+、Mg2+、Cl-和HCO3-等离子的浓度显著降低, 地下水水化学类型发生变化. 曹文庚等[8]发现在南水北调供水及压采后, 水位恢复对地下水漏斗区域水质改善产生了一定的积极作用. 另一种则向不利于人们利用的方向转化, 即污染物增加、离子浓度变高和矿化度增加[9]. Zheng等[10]研究发现伴随着地下水减采和再生水的回补, 潮白河浅层地下水水位下降趋势得到有效缓解, 但溶解性总固体和氯化物总量有所增加. 陈佳琦[11]发现衡水市东部漏斗区压采后浅层地下水TDS整体增大, 淡水区面积缩小, 咸水区面积增大. 总的来说, 关于河北压采条件下地下水水化学变化的研究仍然相对有限, 尚不明晰大规模减采后地下水水质的变化程度如何, 其变化趋势为恶化还是好转, 亟需加强这方面的研究工作.
邯郸东部平原作为河北省地下水超采综合治理首批试点区域, 随着南水北调中线工程、引黄入冀补淀工程通水和地下水压采工作的深入推进, 其供水水源结构发生显著变化. 一方面, 引江水置换部分原本用于城镇生活和工业用水的地下水开采量；另一方面, 引黄水置换部分原本用于农业灌溉的地下水开采量. 近年来, 该区域地下水开采量显著下降, 地下水水位大多呈现稳定回升态势[12], 在超采治理区中具有较好的代表性. 因此, 本文选取压采效果显著的邯郸东部平原作为研究区域, 开展压采条件下地下水水化学变化特征及控制因素研究, 以期为河北省压采区的水资源合理开发利用及水环境保护提供有力支撑.
1 材料与方法 1.1 研究区概况邯郸东部平原地处华北平原中部, 太行山东麓, 南部与河南省相邻, 北接邢台市, 地处东经114°17′~115°28′, 北纬36°03′~36°58′之间, 包括14个县（区）, 总面积7 587 km2, 约占邯郸市总面积的63%[13]. 区内地势较为平坦, 自西南向东北倾斜, 地面坡度为0.2‰~0.4‰, 属暖温带半湿润大陆性季风气候区, 四季分明. 降水量年内和年际变化大, 多年平均降水量548.9 mm, 年内降水时空分布不均, 70%的降水集中在7~9月[14]. 区内主要河流有漳卫河水系的漳河和卫河等, 子牙河水系的滏阳河等, 黑龙港水系的老漳河等. 区内主要分布第四纪地层, 由老至新依次为：下更新统、中更新统、上更新统和全新统. 地下水类型为第四系松散岩类孔隙水, 富水性由强到弱不等, 富水性变化较大[图 1（a）]. 含水岩组厚度为10~560 m, 垂向上分为4个含水层组, 第Ⅰ含水层厚度在10~50 m之间, 底部埋深为20~50 m左右；第Ⅱ含水层厚度在20~50 m之间, 底部埋深为110~170 m；第Ⅲ含水层厚度在20~60 m之间, 底部埋深为250~310 m；第Ⅳ含水层底部埋深为350~560 m之间[15]. 按照目前地下水的开采深度及含水层的开启程度, 将含水层组合并为浅层地下水和深层承压水, 其中第Ⅰ、Ⅱ含水层组局部之间没有连续稳定的隔水层, 地下水联系密切, 所以将第Ⅰ、Ⅱ含水层组称为浅层地下水；第Ⅲ含水层组与上面第Ⅱ含水层组之间分布有稳定隔水层, 所以把第Ⅲ、Ⅳ含水层组合称为深层承压水[16] [图 1（b）]. 含水层矿物主要为碳酸盐岩（白云石、方解石）、石膏以及长石（钠长石、钾长石）等[17]. 研究区地下水的天然流向为：自西南流向东北. 在人工开采影响下, 形成了多个局部地下水流系统, 主要呈现以降落漏斗为中心, 向其汇流. 浅层地下水主要接受河渠渗漏、大气降水入渗、灌溉水回渗以及侧向流入补给, 排泄方式为蒸发、人工开采以及向下渗漏. 深层承压水接受浅层地下水的垂向越流补给以及山前侧向径流补给, 其主要排泄依靠人工开采以及侧向径流流出[9].
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水文地质剖面修改自许长青[18]的研究 图 1 研究区地下水取样点分布和水文地质剖面 Fig. 1 Groundwater sampling site distribution and hydrogeological profile in the study area |
为分析开采作用对研究区地下水水化学变化的影响, 同时尽可能地排除降水因素的干扰, 本研究于春灌末期月份进行采样, 此时, 研究区正处于降水的枯水月份, 降水对地下水水化学的影响可以忽略. 依托现有地下水监测网络, 沿地下水流向布置采样剖面线, 采样剖面需穿过地下水降落漏斗区, 平面上控制了全区, 垂向上兼顾了潜水和承压水. 共采集了87组水样, 其中58组水样的井深处于15~120 m之间, 可划分为浅层地下水；29组水样的井深位于150~500 m范围内, 可划分为深层承压水. 采样点空间分布情况见图 1（a）. 其中, 15个样本位于浅层地下水漏斗区, 代表了强烈的人为因素的影响. 采样前, 利用GPS定位采样点, 抽水3~5 min以采集新鲜水样, 再利用哈希HQ40d双通道输入多参数数字化分析仪现场测定pH、溶解氧（DO）、水温（T）和电导率（EC）, 最后用50 mL和100 mL聚乙烯塑料瓶各取水样一瓶, 用胶带封口带回实验室于4℃冰箱保存, 并在一周内完成分析测试.
K+、Na+、Ca2+和Mg2+等阳离子浓度采用Optima 5300 DV型电感耦合等离子体原子发射光谱仪分析；Cl-、SO42-和NO3-等阴离子浓度采用Dionex-2500型离子色谱仪测定；采用滴定法测定HCO3-. 采用离子平衡检验方法, 阴阳离子平衡的相对误差小于±10%的数据可靠[19].
1.3 数据分析方法采用Excel 2016对原始数据进行整理计算, 运用SPSS对地下水水化学指标进行数理统计, 开展相关性分析, 利用Origin 2021绘制Piper三线图、Gibbs图和主要离子关系图分析研究区地下水水化学类型和各离子来源, 使用ArcGIS 10.2软件的反距离权重插值方法分析地下水溶解性总固体（TDS）的空间分布特征, 利用SPSS进行绝对主成分-多元线性回归受体模型（APCS-MLR）分析, 并量化识别各主控因子的贡献率.
阳离子交换作用可以用氯碱指数（chloro-alkaline indices, CAI）分析, 两个判断指标分别为CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ[式（1）和式（2）].
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绝对因子分析-多元线性回归受体模型是由Thurston等于1985年提出, 其基本原理是在因子分析的基础上将其各组分得分转化为绝对主成分因子得分APCS, 再利用多元线性回归（MLR）计算各变量对共性因子的贡献率. 其具体计算过程如下[20, 21].
将原始数据标准化：
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式中, Zij为标准化后的浓度值；cij为各组分实测浓度值；cj和δj分别为实测浓度的平均值和标准偏差.
引入浓度为0的人为样本进行标准化：
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将地下水各实测水化学组分得分减去引入浓度为零的样本得分即为APCS.
将APCS作为自变量, 水化学组分实测浓度为因变量进行多元线性回归分析, 得到各组分对主成分的贡献率：
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(5) |
式中, cj为指标j的浓度, b0j为指标j多元回归的常数项, bmj·APCSm为cj中第m种来源对其平均贡献. 所有样本的bmj·APCSm平均值为源的平均贡献.
2 结果与分析 2.1 地下水水化学统计特征研究区地下水水化学参数的统计结果如表 1所示. 浅层地下水和深层承压水pH平均值分别为7.9和8.2, 总体上呈弱碱性. 浅层地下水中Na+、K+、Cl-、SO42-和NO3-变异系数介于1.0~1.7, 深层承压水中Cl-和SO42-的变异系数大于1, 表明这些离子空间异质性明显, 局部富集程度较高. 邯郸东部平原浅层地下水总体表现为微咸水, ρ（TDS）范围在289.4~7 518.3 mg·L-1之间, 均值为1 720.8 mg·L-1. 深层承压水总体表现为淡水, ρ（TDS）范围在271.5~2 878.7 mg·L-1之间, 均值为953.1 mg·L-1.
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表 1 地下水水化学统计特征1） Table 1 Statistical characteristics of groundwater hydrochemistry |
地下水中阳离子以Na+为主, 浓度平均值表现为：Na+ > Ca2+ > Mg2+ > K+, 阴离子以HCO3-为主, 浓度平均值表现为：HCO3- > SO42- > Cl- > NO3-（表 1）. 浅层地下水和深层承压水ρ（NO3-）均值分别为28.1 mg·L-1和10.5 mg·L-1, 其中33%浅层地下水的ρ（NO3-）明显高于地下水质量标准Ⅲ类标准（20 mg·L-1）, 表明浅层地下水局部受到了不同程度的硝酸盐污染.
2.2 地下水水化学类型Piper三线图可以通过离子比例关系直观表征水化学组成特征[22, 23]. 大部分浅层地下水样品位于阳离子图的B和D区、阴离子图的B和E区（图 2）, 表明区内浅层地下水水化学类型为HCO3·Cl-Na型、Cl·SO4-Na型、Cl·SO4-Ca·Mg型和HCO3-Ca·Mg, 分别占28%、24%、24%和22%. 区内深层承压水水化学主要以Cl·SO4-Na型为主, 占45%, 其次为HCO3-Ca·Mg型和HCO3·Cl-Na型, 分别占28%和17%. 可以看出, 浅层地下水和深层承压水的水化学类型相似, 但其矿化度和主要离子浓度均存在显著差异. 浅层地下水ρ（TDS）均值（1 720.8 mg·L-1）接近深层承压水ρ（TDS）均值（953.1 mg·L-1）的两倍, 表明压采条件下的地下水水质仍然表现为“上咸下淡”的垂向分布特征[24].
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图 2 地下水水化学Piper三线图 Fig. 2 Piper diagram of groundwater hydrochemistry |
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[25, 26]. 通过绘制Gibbs图可得, 绝大部分地下水样本分布在中上部, 矿化度和离子比均较高, 说明研究区地下水水化学组分同时受到岩石风化和蒸发浓缩双重作用的影响, 而大气降水作用对其影响不大. 图 3（a）可以看出, 一半以上的浅层地下水样品处于蒸发浓缩型控制区域.蒸发过程可使地下水盐度和Na+与Ca2+的相对比例升高, 同时阳离子交换也能导致Na+增加和Ca2+减少[27]. 大部分深层承压水样品落在岩石风化控制区域中, 说明水岩相互作用是控制深层承压水演化的主要自然机制. 此外, 随着Cl-/（Cl-+HCO3-）的增加, 浅层地下水TDS也呈升高趋势, 可归因为蒸发结晶、含氯矿物的风化溶解及人为原因的综合影响[28, 29].
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图 3 研究区地下水Gibbs图 Fig. 3 Gibbs diagram of groundwater in the study area |
地下水水化学指标之间的相关性分析常用于揭示离子间的来源关系[30, 31]. 根据皮尔逊相关性分析结果（图 4）, 浅层地下水Na+、Cl-和SO42-两两之间呈明显的相关性, 说明这3个离子可能具有一致的来源, 推测可能来源于芒硝、岩盐等蒸发岩矿物的溶解或受人类活动的影响[32]. 深层承压水Mg2+和Ca2+、Mg2+和SO42-及Ca2+和SO42-之间的相关性系数分别为0.75、0.88及0.75, 说明这3种离子可能来源于石膏和白云石等矿物的溶解[33]. 此外, 不论浅层还是深层承压水, Na+和Cl-相关系数均达到0.78以上, 说明Na+和Cl-可能来源于岩盐的风化溶解[34].
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（a）浅层地下水, （b）深层承压水；*表示P < 0.05, 在0.05水平（双侧）上显著相关, **表示P < 0.01, 在0.01水平（双侧）上显著相关 图 4 水化学指标间的Pearson相关矩阵 Fig. 4 Pearson correlation matrix between hydrochemical indexes |
地下水水化学组分的来源与成因可以通过离子比值关系来确定[32, 35]. 由图 5（a）可以发现部分浅层地下水与深层承压水样品分布在1∶1线附近, 说明盐岩溶解是地下水Na+和Cl-的重要来源. 大部分地下水样本点位于1∶1溶解线下方, 表明地下水可能存在芒硝和长石等其他含钠的蒸发岩与硅酸盐矿物的溶解. 由图 5（b）可以看出, 地下水采样点主要分布在1∶1线附近, 说明石膏的溶解是Ca2+和SO42-的主要来源. 少部分样品散落在1∶1线下方, 这表明芒硝的溶解可能对地下水离子组成也有所贡献. 此外, 正向阳离子交换也可能导致地下水中Na+增加, Ca2+减少. 含水层系统中离子是否由碳酸盐岩溶解控制可根据N（HCO3-）与N（Ca2++Mg2+）的散点图判断[36, 37]. 图 5（c）显示, 大多数浅层地下水和深层承压水样品分散在1∶1平衡线下方, N（Ca2++Mg2+）过剩可能受反向离子交换和石膏等蒸发岩矿物的影响. 地下水中的Ca2+和Mg2+主要来自碳酸盐或蒸发岩的溶解, 图 5（d）显示, 大多数采样点分布在1∶1线附近或者上方, 且由于研究区含水层系统中普遍存在碳酸盐岩和蒸发岩矿物, 说明浅层地下水和深层承压水中的Ca2+、Mg2+、HCO3-和SO42-可能来源于碳酸盐岩（白云石、方解石）和蒸发岩（石膏）溶解[38]. 此外, 正向阳离子交换作用也会导致N（HCO3-+SO42-）大于N（Ca2++Mg2+）, 致使散点偏于1∶1线上方.
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图 5 地下水主要离子比例关系及氯碱指数 Fig. 5 Proportional relationship of main ions in groundwater and chlor-alkali index |
若氯碱指数CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ均为负值, 则地下水系统发生正向阳离子交换作用；若CAI-Ⅰ和CAI-Ⅱ均为正值, 则地下水系统发生反向离子交换作用[39]. 图 5（e）显示, 85%的浅层地下水样本CAI值小于0, 15%的样本CAI值大于0；93%的深层承压水样本CAI值小于0, 7%的样本CAI值大于0, 说明地下水系统中的正向阳离子交换作用远远强于反向离子交换.
此外, 阳离子交换也可以使用N（HCO3-+SO42--Ca2+-Mg2+）与N（Na++K+-C1-）关系图来反映, 比值越靠近1∶1线表示发生的阳离子交替吸附作用越强烈. 由图 5（f）可以看出, 少量样本点N（Na++K+-C1-）小于0, 其余大部分样本点N（Na++K+-C1-）大于0, 说明少数地区发生了反向离子交换, 绝大多数地区发生正向阳离子交换. 综上所述, 研究区地下水主要发生了正向阳离子交换作用, 使得地下水中Na+增加, Ca2+和Mg2+减少, 与氯碱指数分析结果一致. 此外, 从浅层地下水到深层承压水的阳离子交换作用呈现增强趋势.
3.1.2 人为因素考虑到华北平原第四系地下水水质具有上咸下淡的垂向分布特征[24], 本文重点关注微咸水和咸水为主的浅层地下水水质的变化特征. 通过对比压采前后浅层地下水TDS空间分布（图 6）, 可以发现浅层地下水ρ（TDS）超过3 g·L-1的区域面积明显减少. 压采前, 咸水[ρ（TDS） > 3 g·L-1]区域面积为872 km2, 占研究区面积的12%；压采后, 咸水区域面积减少到310 km2, 仅占总面积的4%. 由此可见, 地下水压采后咸水面积显著减少. 微咸水[1 g·L-1 < ρ（TDS） < 3 g·L-1]区域可划分为两个部分, 即黄色区域[2 g·L-1 < ρ（TDS） < 3 g·L-1]和浅绿色区域[1 g·L-1 < ρ（TDS） < 2 g·L-1]. 黄色区域面积由压采前的872 km2增加到1 249 km2, 面积占比由12%增加至17%. 浅绿色区域的面积由3 269 km2增加至3 383 km2, 占比由43%升高至45%. 总的来说, 微咸水区分布面积由4 141 km2增加至4 632 km2. 推测黄色和浅绿色区域面积显著增加原因可能是由于咸水向微咸水转化引起的. 淡水[ρ（TDS） < 1 g·L-1]区域的面积由2 574 km2增加至2 645 km2, 占比由34%升高至35%. 综上所述, 压采条件下, 浅层地下水水质发生了一系列积极的转变, 总体表现为：咸水向微咸水转化, 淡水分布面积有所增加.
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压采前浅层地下水TDS空间分布图修改自龙秋波[50]的研究 图 6 压采前后浅层地下水TDS的空间分布及2018~2020年浅层地下水开采量 Fig. 6 Spatial distribution of shallow groundwater TDS before and after groundwater exploitation reduction and exploitation amount of shallow groundwater from 2018 to 2020 |
跨流域调水增加受水区地下水补给的同时, 还通过水源置换方式减少了地下水开采量[40], 水循环过程的变化势必影响地下水水质的演化方向[41]. 南水北调中线工程总干渠承担自丹江口向河南、河北、北京和天津等四省市常年输水任务[42], 以解决城市工业和生活用水. 从2018~2020年用水量变化来看[图7（a）和7（b）], 除肥乡区和永年区外, 其余各区县用于工业和生活的地下水开采量均有不同程度地减少, 地表水使用量占比增加. 其中, 邯郸市区工业和生活用水地下水开采量由2018年的2 904万m3减少至2020年的1 449万m3, 占工业和生活用水总量的比例由18%下降到10%. 结合浅层地下水TDS变化情况来看（图 6）, 推测市区水质明显好转与南水北调置换部分原本用于城镇生活和工业用水的地下水开采量有关.
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图 7 2018~2020年各县水资源利用情况 Fig. 7 Utilization of water resources in counties from 2018 to 2020 |
引黄入冀补淀工程主要任务是为沿线地区回补地下水, 缓解沿线农业灌溉缺水及地下水超采状况[43]. 河北省多年平均引黄水量6.2亿m3（引水时段为冬4月）[44], 受引黄水置换农业灌溉水源影响, 其受水区域农业用水地下水开采量均有不同程度降低, 以曲周县最为显著. 结合其农业用水结构变化情况来看[图 7（c）], 曲周县农业用水地下水开采量由2018年的6 000万m3减少至2020年的4 371万m3, 占该县农业用水总量的比例由66%下降到50%. 该县农业用水地表水使用量由3 050万m3增加至4 444万m3, 占比同期上升了17%. 此外, 曲周县2018~2020年间工业和生活用水地下水开采量几乎保持稳定. 在农业用水地下水开采量显著降低的影响下, 曲周县淡水区面积较压采前增多了27 km2, 微咸水区面积较压采前增多了230 km2, 咸水区面积较压采前减少了257 km2. 由此推断, 曲周县水质好转可能是地下水压采和引黄水沿线生态补水共同作用的结果.
3.2 地下水水化学组分来源定量评估以《地下水质量标准》（GB/T 14848-2017）为依据, 对研究区内87组地下水水样的10项指标（TDS、EC、Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-和NO3-）进行因子分析. 对数据进行了KMO-Bartlett球形检验, 其显著性水平接近0, 数据满足因子分析的检验标准. 根据公共因子特征值大于1进行提取筛选, 旋转方法采用最大方差法, 浅层地下水和深层承压水均提取到3个主成分因子, 累计方差贡献率分别达90%和87%, 基本解释了研究区地下水水化学的大部分信息. 在主成分分析的基础上, 利用APCS-MLR模型分析了各因子对区内地下水主要离子的贡献率. 根据APCS-MLR受体模型分析结果, 建立了地下水主要离子实测结果与预测结果之间的线性函数关系, 并选择了Ca2+和SO42-进行拟合曲线的绘制（图 8）. 线性拟合结果显示, 浅层地下水和深层承压水10项指标的R2值均超过0.78, 其中最大值可达0.99（TDS）. 此外, 各水样点的实测值与预测值之间的比值接近1, 表明APCS-MLR受体模型分析研究区浅层地下水和深层承压水的水化学来源的结果是可靠的[45].
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图 8 研究区地下水预测浓度和实测离子浓度关系 Fig. 8 Relationship between predicted concentration and measured ion concentration of groundwater |
主成分因子F1作为研究区浅层地下水的主控因素, 其因子贡献率为57%, 主要载荷为TDS、EC、SO42-、Mg2+、Cl-和Na+（表 2）. 由离子来源可知, 盐岩（Na+、Cl-）和芒硝（Na+、SO42-）等蒸发盐岩和碳酸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EC的变化, 故F1可定为基于盐度的溶滤-富集因子. 主成分因子F2的贡献率为17%, 主要载荷为NO3-和Ca2+（表 2）. NO3-与土壤有机氮的转化和化肥的施用有关, 研究区是我国重要的粮食产区, 氮肥[可能是Ca（NO3）2]的大量使用, 通过灌溉水及大气降水淋滤作用入渗到地下水中, 造成局部地下水硝酸盐污染. 故F2主要反映农业生产活动造成的面源污染问题, 可定为农业活动因子. 主成分因子F3的贡献率为16%, 主要载荷为HCO3-和K+（表 2）. K+一般被认为来源于天然矿物, 其在黏土矿物上的吸附是一个地质过程[46]. 地下水中的HCO3-主要来源于如方解石和白云石等碳酸盐岩矿物的风化溶解, 当地下水处于碱性或偏碱性环境时, 会促使HCO3-转化为CO32-. 推测该因子可能与钾长石风化等涉及碱度的地球化学过程有关, 故F3可定为基于碱度的地质因子. 除上述来源外, 各地下水水质参数的未识别源的贡献率为3%~53%, 对HCO3-（53%）、K+（39%）、Ca2+（39%）、Na+（21%）和SO42-（20%）的贡献最大（图 9）. 引江水水化学类型为HCO3-Ca·Mg型[47], 且已有研究表明浅层地下水中的Na+、Mg2+和SO42-含量变化可能与地下水压采有关[48], 综上所述, 未知来源可能是地下水压采和引江水共同影响的结果.
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表 2 水化学组分主成分载荷值 Table 2 Principal component load value of hydrochemical components |
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图 9 不同来源对地下水主要离子贡献率 Fig. 9 Contribution rate of main ions from different sources to groundwater |
深层承压水水化学提取的3个主成分表现出与浅层地下水相似的规律（表 2）. 主成分因子F1对TDS、EC、SO42-、Mg2+、Cl-、Na+和Ca2+有较高的正载荷, 表明深层承压水主成分F1主要受水岩相互作用影响；主成分因子F2对HCO3-有较强的负载荷, 对K+有中等正载荷, 推测该因子可能受碳酸盐岩和硅酸盐岩的风化溶解影响；主成分因子F3对NO3-有较强的载荷, 推测原因可能为浅层地下水的污染组分通过优先流路径迁移到了深层[49, 50]. 整体上, 基于盐度的溶滤-富集因子、基于碱度的地质因子、污染物迁移因子和未知源对深层承压水的贡献率分别为61%、15%、11%和13%（图 9）.
4 结论（1）邯郸东部平原浅层地下水水化学类型主要有HCO3·Cl-Na型、Cl·SO4-Na型、Cl·SO4-Ca·Mg型和HCO3-Ca·Mg型, 深层承压水水化学主要以Cl·SO4-Na型为主. 压采区地下水水质总体表现为“上咸下淡”的垂向分布特征. 地下水化学组分主要受岩石风化溶滤、阳离子交换和农业施肥、地下水压采及跨流域调水等人为因素的共同影响, 浅层地下水也受到蒸发作用的少量影响.
（2）南水北调中线和引黄入冀补淀工程增加受水区地下水补给的同时, 还通过水源置换方式减少了地下水开采量. 地下水的压采间接改善了浅层地下水的水质, 总体表现为：咸水向微咸水转化, 淡水分布面积有所增加. 上述综合作用影响下, 压采区浅层地下水的咸水区面积减少了562 km2, 淡水区分布面积增加了71 km2.
（3）APCS-MLR受体模型分析结果表明, 基于盐度的溶滤-富集因子和基于碱度的地质因子对浅层地下水的贡献率分别为57%和16%、深层承压水为61%和15%. 农业活动因子对浅层地下水的贡献率为17%, 污染物迁移因子对深层承压水的贡献率为11%.
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