桓台县地下水水位动态变化特征及影响因素分析

张瑜轩，王兴菊，张衍福，张晴晴，刘 凯，傅 桐

（1.山东大学土建与水利学院，济南 250061；2.山东省水利综合事业服务中心，济南 250014；3.北京水务咨询有限公司，北京 100038.）

0 引 言

地下水作为水资源的重要组成部分，具有分布广泛、易于开采的特性，对良好生态环境的维持极其重要。地下水的开发利用在社会发展和经济建设中发挥着不可替代的作用。然而地下水的过度开采不仅会诱发生态环境问题，甚至还会对人类的生产生活产生严重危害［1，2］。

近几来，众多研究者对地下水水位变化的原因进行了分析，吴彬等［3］通过分析地下水资源量及其影响因素的动态变化，揭示了降水、径流等自然因素及灌溉面积等人类活动因素的变化对新疆平原区地下水资源量的影响。刘伟朋［4］等应用多种分析及运算等方法，对三江平原地下水流场随时间和空间演变的规律进行了研究，确定了地下水流场演变受不同因素的影响。平建华［5］等根据不同水体同位素特征的差异对黄河下游不同地区地下水的补给来源进行了分析，定性的确定了不同地区黄河水对地下水补给的范围。肖长来等［6］分别采用地表水水量均衡法和地下水水量均衡法对地表水向地下水的转换量进行了分析计算，将地表水向地下水转化的影响因素归纳为地层岩性、上游来水量、降水量、地下水开采量。陈彬鑫［7］等分析了灌区地下水埋深年内变化过程，并通过线性回归分析法确定了不同时间段地下水埋深的主要影响因素。陈雪英［8］研究了浅层地下水埋深和蓄水量之间的变化，分析了径流量、开采量及降水量与浅层地下水蓄水量变化之间的关系。陈建峰［9］基于地下水监测数据，对大同市地下水水位动态变化特征和地下漏斗区现状进行了研究。

桓台县地下水开采比较严重，地下水位下降趋势比较明显，地下水漏斗面积不断增加。本文利用地下水监测井及现场试验数据，对桓台县地下水位进行时空动态变化分析，阐明地下水位时空变化特征，明确影响地下水位变化的主要原因，分析降水量、开采量及河流补给等因素对不同区域的影响。为提高区域地下水资源的综合利用效率及减缓地下水漏斗的形成提供参考依据。

1 研究区概况及数据来源

1.1 研究区概况

桓台县位于山东北部平原与中部山区的结合区域，整体地势呈现为北低南高，从西南向东北方向缓倾。桓台县属于温带季风气候，多年平均降雨量约为586.4 mm。由于对地下水资源的过度利用，地下水位下降明显并形成了地下水漏斗。为此，桓台县政府采取了相关措施连通区域河网水系，形成了“3 横4纵1湿地”的水网格局。

桓台县地下水含水层主要为碳酸盐类岩溶水与松散岩类孔隙水两大部分，其中孔隙水含水层作为桓台县主要的地下水供水层，其分布区域较大，岩溶水含水层分布的区域较小。故文章仅对孔隙水含水层内地下水进行研究。

1.2 数据来源

降水量数据由当地管理部门提供，河流入渗补给数据来源于现场试验。地下水位数据为县内十八眼地下水位测量井（见图1）的监测数据，监测井基本情况详见表1。

图1 桓台县十八眼地下水位测量井位置Fig.1 Location of 18 underground water level monitoring Wells in Huantai County

表1 桓台县地下水位监测井一览表Tab.1 List of groundwater level monitoring Wells in Huantai County

2 地下水位时空分布和动态演化特征

2.1 地下水位年际变化特征

（1）桓台县1982-2018年地下水水位总体变化。受降水分配的不均性及补给排泄等因素影响，桓台县不同区域地下水位的多年变化趋势不同，总体呈现下降趋势，年际间变化比较明显，年均最小值与最大值相差6.4 m，如图2所示。

图2 桓台县1982-2018年地下水水位变化过程曲线Fig.2 Groundwater level change process curve from 1982 to 2018 in Huantai County

1982-1984年，地下水水位逐年增加，1984年年均水位到达最大值7.29 m；1984-1993年，地下水水位呈现迅速下降的趋势；1994-1996年，地下水位逐年上升；1996年后地下水水位继续呈现快速下降的趋势，并在2002年时达到地下水位历年最小值0.89 m；2003-2018年，地下水水位逐渐回升。经计算其多年平均地下水水位为3.73 m，其线性倾向率为-0.12 m/a。

（2）趋势检验与突变。采用M-K 法［10］对1982-2018年桓台县地下水水位进行趋势检验，检验值为-4.64，通过99%的M-K显著性检验，结果表明年地下水水位呈现显著下降趋势。

桓台县1982-2018年地下水水位突变诊断曲线如图3所示，其中UF、UK分别为M-K 统计值正向序列和逆向序列［11］，确定显著性水平α=0.05，则置信区间临界线为±1.96。由图3中UF曲线可知，桓台县地下水水位在近37年内有先下降后上升的趋势，虽在1988年UF、UB曲线相交但未通过临界线，所以年际地下水水位并未发生明显突变。

图3 1982-2018年地下水水位突变诊断曲线Fig.3 Diagnostic curve of abrupt change of groundwater level from 1982 to 2018

（3）不同区域地下水水位年际变化特征。桓台县北部、东南部、西部与中部区域的地下水位年际变化如图4所示。

图4 桓台县不同区域地下水位年际变化Fig.4 Interannual variation of groundwater level in different regions of Huantai County

由图4可知，桓台县北部地下水位变化波动较小，整体呈现下降趋势；其他区域地下水位较低，受降雨及农业灌溉用水量影响波动较大。与1982年相比，2019年东南部和中部地下水位分别下降了18.91 m 和6.37 m，其中东南部1982-2003年下降速率较大，年均最大变幅为26.77 m，中部呈现波浪式下降趋势；西部地下水位相对较高，1982-1995年地下水位缓慢下降，年均下降速率为0.32 m/a，1995-2010年开始缓慢上升，年均上升速率为0.52 m/a，2010年以后在7.5 m左右波动，趋于稳定。

2.2 地下水位的年内变化特征

典型区域多年平均地下水位年内变化如图5所示。通过分析可知，北部和西部地下水位年内变化较小，变幅在0.43～0.93 m 之间，东南部与中部地区地下水位年内变化较大，变幅在1.98～2.78 m 之间。年内地下水位均呈现双峰型变化趋势。1-3月份由于径流作用地下水位开始逐渐上升，3月初出现年内的第一次峰值，3-6月份小麦等农作物生长需水量较大，浇灌农作物开采较多的地下水造成地下水水位逐渐下降［12，13］，7月份出现年内的最低值。汛期到来后，随着农灌用水量减少以及地下水补给量增加的影响，7-9月份地下水位开始快速回升，在9月份出现第二次峰值，随后地下水位趋于稳定。

图5 桓台县不同区域地下水位年内变化图Fig.5 Annual variation of groundwater level in different areas of Huantai County

2.3 地下水水位的空间变化特征

因18眼地下水监测井处的地表高程不同，监测的地下水位相差较大，不能直观反映地下水位状况，故采用地下水埋深分析地下水位空间变化［14］。采用插值拟合法对1982年、2003年和2018年桓台县地下水埋深的空间分布规律进行拟合，如图6所示。

由图6可知，1982年桓台县地下水位埋深南北相差较小，中部和南部地下水埋深均在10 m左右，北部由于离小清河较近且地势较低，地下水受到河流及降水汇流补给，埋深相对较浅常期维持在5 m 以内［见图6（a）］；2003年地下水位总体达到峰值，空间分布相差较大，南北相差26 m 左右，从北向南逐渐变大，在以索镇和果里镇为主要地区的桓台县东南部出现漏斗区，年均地下水埋深达到35 m 以上［见图6（b）］；2018年地下水埋深逐渐回升，南北相差15 m左右，南北差距有所减小，虽然局部地区地下水埋深较大（＞20 m），但地下水埋深总体呈现减小的趋势且漏斗区范围减小［见图6（c）］。

图6 桓台县不同年份地下水埋深的空间分布规律Fig.6 Spatial distribution of groundwater depth in Huantai County in different years

3 地下水水位变化影响因素分析

3.1 地下水水位动态变化主要影响因素

1982-2003年，桓台县地下水水位快速下降的原因主要为工业、农业用水量增多，且该段时期内当地居民及政府对地下水的开采不合理，造成地下水过度开采，地下水水位逐年下降。从2003年到2018年地下水水位逐渐回升，主要因为2003-2005年持续丰水年，降水对地下水补给效果比较明显；2008年后随着引黄工程新城水库供水规模不断扩大，地下水的开采强度有所降低，地下水水位逐渐转为上涨趋势。

由于桓台县地势南高北低，地表径流和地下水均由南向北汇集，北部地下水受河流和地表径流补给量多，地下水埋深常年在5 m以下，且北部地下水开采量少，所以地下水水位波动较小。而南部距离河流较远且地势较高，地下水接受河流和地表径流补给量少，且开采量较大，故水位波动较大。因此，确定地下水开采、降水补给和河流补给是导致地下水位变化的主要原因。

3.2 降水量对地下水水位的影响分析

（1）地下水水位与降水量的相关性分析。桓台县地下水主要依靠降水进行补给。采用1989-2018年的地下水埋深和降水量数据，绘制降水量和地下水埋深之间的年际变化趋势图，如图7所示。

图7 1989-2018年地下水埋深和降水量变化特征Fig.7 Interannual variation of precipitation and groundwater depth during 1989-2018

利用皮尔森相关系数法对降水量和地下水埋深之间的相关关系进行计算分析，相关系数计算公式［15］如公式（1）所示。相关性随相关系数绝对值的增大而增强。根据相关系数的大小去判定变量之间的相关强度，0.8～1.0 表明极强相关，0.6～0.8表明强相关，0.4～0.6 表明中等程度相关，0.2～0.4 表明弱相关，0～0.2表明极弱相关或无相关。

计算的降水量和地下水埋深两者之间的相关系数为-0.26，表明两者之间呈弱负相关。所处的位置不同，降水量对地下水埋深的影响程度也有所不同［16］，不同位置监测点测量的地下水埋深和降水量之间的相关系数变化情况见图8。

图8 降水量与地下水埋深之间的相关系数变化图Fig.8 Graph of change of correlation coefficient between groundwater depth and precipitation

由图8可知，西北部地下水埋深和年降水量之间的相关系数为-0.56，表明西北部的降水量和地下水位之间有较明显的正相关性；而南部地区相关系数为-0.02，表明地下水位与降水量相关关系较小。其主要原因为南高北低的地势，降雨后水流由南向北汇集，导致西北部的地下水得到的降水补给较多。

（2）地下水水位对降水的响应。选取2009年降水量与地下水水位数据绘制变化曲线如图9所示。

由图9（b）可知，1-2月份农作物灌溉较少，且无降雨，地下水水位缓慢回升并逐渐达到稳定的状态，主要是因为上次降雨对地下水补给具有滞后效应；2月8日降水后地下水获得补给，地下水位开始上升，2月18日到3月5日之间没有降雨，但地下水位持续上升，表明地下水位与降雨之间存在滞后现象；3-4月春灌地下水开采量较大，虽降雨增加但地下水位开始下降，7-9月汛期，降水量迅速增加，地下水受到补给，水位开始上升；由图9（c）可知，12月份灌溉用地下水少，12月7日前26天无降水，地下水水位受上次降水入渗影响极小，基本保持稳定，12月7日降水后，地下水位开始上升，后续两场降水使得地下水水位持续上升至12月底，结果表明地下水位回升与降雨之间存在着滞后效应。

图9 2009年地下水位和降水量的变化趋势Fig.9 Change trend of groundwater level and precipitation in 2009

3.3 开采量对地下水位的影响分析

2007-2017年地下水开采量与地下水埋深之间的年际变化如图10所示。采用Pearson 计算的两者之间的相关系数为0.008，表明相关性极弱；开采量与各个监测井监测的地下水埋深之间的相关系数变化如图11所示。

图10 2007-2017年开采量与埋深年际变化图Fig.10 Interannual variation of exploitation and depth from 2007 to 2017

图11 地下水埋深与开采量的相关系数变化图Fig.11 Graph of change of correlation coefficient the between depth and exploitation

由图11可知，桓台县东南部地区开采量对地下水位影响较大，若要治理漏斗区，需要适当减少东南部区域的地下水开采量。

3.4 河流补给对地下水水位的影响分析

为探究河流补给对地下水位的影响，利用修正后的竖管测算法通过现场试验的方式测算典型河床沉积物渗透系数，如图12所示。测量筒内装有水位传感器，利用4 个不相同试验筒的水位变化数据，测算试验期间的日蒸发量与降水量，并推算不同水位下典型河床沉积物的侧向和垂直方向渗透系数。

图12 试验测算筒布置简图Fig.12 Layout diagram of test cylinder

对河床沉积物垂直方向渗透系数利用修正的竖管法测算，其计算公式［17］为：

式中：Lv为测量筒内沉积物厚度；h1、h2表示试验筒内不同时刻t1与t2代表的水深值。

采用公式（3）将试验数据拟合成水深随时间变化的曲线，如图13所示。

图13 4个测量筒内水深与时间变化曲线Fig.13 Curves of water depth with time in four measuring cylinders

式中：K是沉积物渗透系数；Lv代表试验筒内河床沉积物的高度；h1、h2代表试验筒内不同时刻t1与t2表示的水深；E代表试验筒内日均蒸发量。

由图可知，1号试验筒内的河道岸坡土壤渗透速率与另外3个试验筒相差较多，计算渗透系数为0.087，与粉砂土渗透系数经验取值相符合。2 号试验筒和3 号试验筒测算河床沉积物的垂直方向渗透速度，渗透速率较稳定。3 号筒试验数据经曲线拟合后得到垂向渗透系数为0.000 7。4号试验筒的水深变化包含河床沉积物侧向渗透和垂直方向渗透，变化趋势较明显，经曲线拟合计算的河床侧向渗透系数为0.004，为垂直方向渗透系数的6倍。试验结果表明河流侧向渗透系数比垂向渗透系数大且受水深影响更明显。

4 结 论

（1）地下水位年际与年内变化特征。桓台县地下水水位整体呈现显著下降趋势，线性倾向率为-0.12 m/a，年际间变化比较明显，年均最小值与最大值相差6.4 m；地下水水位在不同区域的年内与年际变化特点不同：北部年际变化较小，年均最大值和最小值相差0.98 m，东南部变化较大，最大值和最小值相差26.77 m；东南部与中部地区地下水位年内变化较大，变幅在1.98～2.78 m之间，呈双峰型波动，3月份水位最高，7月份最低。

（2）地下水位空间尺度上变化特征。1982-2003年桓台县地下水位埋深逐步变大，2003年达到最大值且南北埋深差异较明显，地下水埋深从北向南逐渐变大，东南部部分地区形成了大范围的地下水漏斗区域，年均地下水埋深超过35 m；2003-2018年地下水埋深总体呈现减小的趋势且漏斗区范围有所减小，南北地下水埋深差距也逐步缩小。

（3）不同影响因素对地下水位的影响。地下水开采、降水补给和河流补给是导致地下水位变化的主要原因。降水补给量对西北部的地下水水位影响比较明显，相关系数为0.56，而南部地区受降雨影响较小，相关系数为0.02；不同区域的地下水埋深受开采量影响程度不同，东南部地下水水位与开采量相关性大，相关系数为0.9，西北部相关系数为0；河流补给地下水主要通过河床沉积物侧向渗透的方式，渗透系数为0.004，且河流水位的高低对河道渗透系数有较大影响。