河北典型壓采區地下水位時空變化特征及影響因素分析

關鍵詞：地下水位變化；壓采；跨流域調水；小波分析；市中圖分類號： TV211.1⁺2 文獻標志碼：A doi：10．3969 ／ j．issn．1000－1379．2025．06．013引用格式：郭曉帥，劉飛，甄品娜，等．河北典型壓采區地下水位時空變化特征及影響因素分析［J］．人民黃河，2025，47（6）：84－89，122．

Analysis of Spatiotemporal Variation Characteristics and Influencing Factors of Groundwater Levels in a Typical Area of Groundwater Control in Hebei Province

GUO Xiaoshuai1，2， LIU Fei1，2， ZHEN Pinna1，2， LIU Congli1，2， GUO Yanhui1，2， CHAI Hongli1，2 （1．School of Water Conservancy and Hydroelectric Power， Hebei University of Engineering， Handan ， China； 2．Hebei Key Laboratory of Intelligent Water Conservancy， Hebei University of Engineering， Handan ， China） Abstract：Identifying the variations and controlling factors of groundwater levels is very crucial to evaluate the effects of groundwater exploita? tion reduction （GWER）， and it is an important prerequisite for accurately predicting the evolution of groundwater levels in the area of GW? ER． This paper selected the eastern plain of Handan as the study area， which was a pilot area of GWER in Hebei Province． Wavelet analysis， statistics and GIS methods were jointly used to analyze the spatial?temporal variations and controlling factors of shallow groundwater （SGW） and deep confined groundwater （DGW） levels during the years from 2018 to 2021． The results show that the annual head fluctuation range of SGW is from 0．9 to 7.3m ， and the annual head fluctuation of DGW varies from 2．8 to 17.6m ． The water level reaches to the bottom in July and reaches to the peak in December． The water levels in most areas show a rising trend in both SGW （ and DGW （0.6-6.3m） ． The depression cone areas for SGW and DGW are enlarged in dry seasons （SGW is 347.9km² and DGW is 60.6km² ） and are reduced in wet seasons （（SGW is 91km² and DGW is 516.2km² ）． The water?level changes in SGW are closely related to precipitation， with a lag time of 141 to 224 days． The water diversion from the Yangtze River and the Yellow River， aiming to replace groundwater exploitation for industrial and domestic use as well as agricultural irrigation， has contributed to the reduction of groundwater pumping， and thereby boosted the recovery of water levels in this region．

Key words： groundwater level changes； groundwater exploitation reduction； inter?basin water diversion； wavelet analysis； Handan City

0 引言

河北省是我國水資源供需矛盾最突出的地區之一，人均水資源占有量僅為 335m³ ，不足全國的1/6^[1] 。 地下水是河北省的主要供水水源，全省 75% 以上的用水需求靠地下水支撐［2］，長期過量開采地下水形成了巨大的地下水位降落漏斗，并引發了地面沉降、咸淡水界面下移等環境地質問題，對水資源安全構成嚴重威脅［3－4］。 以 2014 年 12 月南水北調中線工程正式通水為契機，河北省在全國率先開展地下水超采綜合治理，通過采取關井壓采、替代水源、節水灌溉、中水利用等措施，逐步減少地下水超采量，以期實現采補平衡。 伴隨著跨流域調水和區域地下水開采量的大幅度壓減，河北平原地下水水動力場必然發生顯著變化。

因此，迫切需要探明壓采條件下地下水位的時空變化特征及其影響因素，為后續的地下水超采治理工作持續推進提供支撐。

針對地下水超采治理區的地下水位演變趨勢問題，相關學者開展了一些富有成效的研究。 楊會峰等［4］認為在地下水超采治理及南水北調協同作用下，2019—2020 年華北平原城鎮區水位上升明顯，但農業區水位仍呈下降趨勢，城鎮區和農業區水位變化差異逐漸增大。 曹文庚等［5］發現南水北調和引黃入冀工程在一定程度上替代了保定平原現有的地下水開采，大幅度壓減地下水開采量導致地下水位回升明顯。Ma 等［6］發現2015—2019 年引水工程和地下水壓采措施緩解了白洋淀流域平原區地下水位下降趨勢，并改變了該地區的地下水流動模式。 然而，對于壓采后市東部平原地下水位演變趨勢的認識仍相對有限，需加強這方面的研究工作。

20 世紀70 年代以前，市東部平原主要開采淺層地下水，且開采量較少［7］。 20 世紀 80 年代后，隨著社會經濟發展和用水量增加，地下水開采量不斷增加。 2014 年，全市抽取地下水 15 億 m³ 左右，超采地下水達 6 億 m³ ，地下水位降落漏斗、地面沉降等問題頻發［8］。 2014 年以后地下水開采量呈逐年減少趨勢，每年實現壓采地下水量 1．1 億～1．5 億 m^3[9] 。 伴隨壓采措施的持續施行，該區域地下水位呈現穩定回升態勢，地下水補徑排條件發生明顯變化，在河北省超采治理區中具有很好的代表性。 因此，本文以市東部平原為研究區，綜合運用小波分析、統計學、GIS 等方法，結合水位、降水量、開采量等多源數據深入探討了壓采條件下的地下水位時空變化特征及其影響因素，以期為河北省超采治理地區的水資源高效利用提供科學依據。

1 研究區概況與研究方法

1．1 研究區概況

市東部平原位于北緯 36^°00^′-37^°00^′ 、東經114^°00^′-115^°40^′ ，面積約 7587km² 。 研究區屬暖溫帶半濕潤大陸性季風氣候區［10］，多年平均降水量為548.9mm ，全年降水量的 60%～80% 集中在 7—9月［11］。 南水北調中線工程年均分配給市 3．52 億m³ 水量，主要用于城區生活、工業生產；引黃入冀補淀工程段主要由東風渠和老漳河組成，按冬 4 個月（即11 月至次年 2 月）調水，主要用于輸水干渠以東地區的農業灌溉［12－13］。 研究區主要土地利用類型為耕地和城鄉居民用地［見圖 1（a）］，其中耕地面積約為 5940km² ，城鄉居民用地面積約為 1568km² ，分別占研究區總面積的 78% 和 21% 。 2018—2021 年，研究區年平均地下水開采量為 7．7 億 m³ ，其中：淺層地下水開采量為 5．8 億 m³ ，深層承壓水開采量為 1．6 億m³ 。 農業灌溉是地下水主要用途，年平均開采量 6．4億 m³ ，其次為工業及生活用水，年平均開采量為0．8億 m³ 。

（a）監測井分布

圖 1 研究區監測井分布及水文地質剖面

Fig．1 Spatial Distribution of Groundwater Level Monitoring Wells and Hydrogeological Profile in the Study Area

第四系松散巖類孔隙含水層在研究區內廣泛分布，垂向上分為 4 個含水層，其中第Ⅰ、Ⅱ含水層組成淺層地下水，第Ⅲ、 N 含水層組成深層承壓水［14］。第Ⅰ含水層厚度為 10～40m ，含水層巖性以粉砂、細砂為主。 第Ⅱ含水層巖性以細砂為主，厚度為 20～50m ，底部埋深為 100～150m 。 第Ⅲ含水層巖性以中細砂為主，厚度為 20～60m ，底部埋深為 250～300m 。 第Ⅳ含水層巖性以中－細砂為主，底部埋深為 350～500m ，富水性較差［15］［見圖1（b）］。 淺層地下水主要接受大氣降水和地表水補給，水循環條件較好，以人工開采和蒸發為主要排泄方式；承壓含水層主要接受上部含水層越流補給和側向徑流補給，以側向徑流、垂向越流及人工開采為排泄途徑，水循環條件較差［16］。 研究區內淺層地下水位監測井共有63 口，監測井井深為 30～130m，2021 年平均水位埋深為 27.3m ；深層承壓水位監測井共有17 口，井深為 160～370m， 2021 年平均水位埋深為 53.6m 。

1．2 研究方法

降水是研究區淺層地下水主要補給來源之一［9］，定量研究降水與地下水位之間的相互作用對掌握地下水位變化規律具有重要意義［17］。 交叉小波變換能夠在時域和頻域上清晰地顯現兩個序列間的相關程度，可以較好地反映二者之間的相關關系隨震蕩頻率和時間后延的變化細節、局部特征和位相差異，有利于分析兩個時間序列相關震蕩的周期，且通過顯著性檢驗可以提高分析結果的可靠性［18］。 因此，本文采用交叉小波變換分析淺層地下水位與降水之間的關系。

兩個時間序列 x_n 和 y_n 的交叉小波變換被定義為W^X?W^Y 。 其交叉小波譜為 W^XY=W^XW^Y* ，其中 W^Y* 為 W^Y 的復共軛。 二者交叉小波功率譜密度定義為 ∣W^XY∣ ，值越大表示相關程度越高。 復數輻角 arg Ω_W^XY） 可以看作時頻空間中 x_n 和 之間的局部相對相位。 連續交叉小波功率譜的檢驗方法為：假定時間序列 χ_xn 和 y_n 的期望譜為紅色噪音譜 和 P_k^Y ，兩個時間序列的交叉小波功率譜理論分布表示為

式中： 分別為時間序列 x_n?y_n 的標準差， v 為自由度， 為置信度。

2 結果與分析

2．1 時間變化情況

2018—2021 年淺層地下水位變化情況見圖 2（a），地下水位年內動態變化大致表現為：1—2 月水位較為穩定，3—4 月因春灌而持續下降，至 6 月或 7 月出現年內最低水位，7—8 月因降水量增加而回升，10月左右達到年內最高水位，冬灌開始后水位呈小幅下降趨勢，并持續到年末，年內水位變幅為 0.9～7.3m ，水位動態與降水、開采量等密切相關。 年際變化情況為：永年、雞澤、邱縣、肥鄉、館陶、曲周、市區水位呈上升趨勢，上升幅度為 0.8～4.6m ，曲周縣上升幅度最大；臨漳、成安、魏縣水位呈下降趨勢，水位下降幅度為1.8～2.4m ，但下降速度有所減緩；2020—2021 年淺層地下水位下降速度較2018—2020年減緩 0.7～0.9m/a ，大名和廣平淺層地下水位呈穩定狀態，水位變幅為-0.2～0.2m 。

深層承壓水位變化情況見圖2（b），年內動態具體表現為：1—2 月水位較為穩定，3 月之后受農業灌溉開采影響而水位持續下降，多數區（縣）在 7 月左右水位降至年內最低值，隨后受淺層地下水的越流補給和側向補給影響，水位開始逐漸回升并達到穩定，部分區（縣）受冬灌影響在 10 月之后出現小幅度下降，并持續到年末。 深層承壓水位動態開采階段下降急速，回升緩慢，變幅較大，年內水位變化幅度為 2.8～17.6m 。年際變化情況為：永年、雞澤、曲周、肥鄉、館陶水位呈上升趨勢，水位上升幅度為 0.6～6.3m ；邱縣、臨漳、成安、魏縣水位呈下降趨勢，下降幅度為 0.8～1.9m 。

2．2 空間變化情況

研究區年內水位變化表現為：6—7 月降至最低水位，在 12 月左右達到最高水位。 因此，以 7 月為低水位期，12 月為高水位期，通過繪制地下水流場來直觀反映區域地下水變化情況，并進一步揭示區域地下水補徑排關系的變化。

2．2．1 淺層地下水流場變化情況

1）低水位期。 淺層地下水總體呈自西向東流動和由高水位區向漏斗中心流動［見圖 3（a）和（b）］。 2018年7 月，研究區平均地下水位為 22.1m ，最大值為66.6m ，最小值為 -4.6m ，而到2021 年7 月，平均地下水位為 21.2m ，最大值為 61.5m ，最小值為 -5.3m ，均有所減小。 2018 年7 月研究區北部漏斗面積為 358.9km² ，西南部漏斗面積為 689.6km² ，2021 年 7 月北部漏斗面積為 364.9km² ，西南部漏斗面積為 1 031.5km² 。 北部漏斗面積在該時段內較為穩定（增加 6.0km² ），表明北部地區達到采補平衡。 水位下降主要發生在西南部漏斗區，漏斗面積增加 341.9km² ，淺層地下水仍呈超采狀態。 東北部地區水位上升明顯，水丘（水位高值區域）面積明顯增加，水丘中心水位標高上升 3.4m ，表明淺層地下水位上升，這在一定程度上受引黃水的入滲補給作用影響［19］

2）高水位期。 高水位期地下水流動方向未發生變化［見圖 3（c） 和（ d）］。 2018 年 12 月，研究區平均地下水位為 22.7m ，最大值為 67.0m ，最小值為 -3.4m ，而到2021 年12 月，平均地下水位為 25.1m ，最大值為69.7m ，最小值為 -2.8m ，水位呈總體上升趨勢。 北部漏斗面積減少 68km² ，西南部漏斗面積減少 23km² ，東北部引黃工程沿線水丘面積持續擴大，水丘中心水位標高上升 6.2m ，東南部水位持續上升，上升幅度為0.7～7.4m 。

圖 3 2018—2021 年淺層地下水流場空間變化Fig．3 Spatial Variations of Shallow GroundwaterFlow Fields from 2018 to 2021

2．2．2 深層承壓水流場變化特征

1）低水位期。 深層承壓水流動方向總體表現為自西南向東北流動［圖 4（a）和（b）］，2018 年 7 月，研究區深層承壓水平均水位標高為 -11.8m ，最大值為 16.6m ，最小值為 -51.4m 。 2021 年 7 月平均水位標高為-13.0m ，最大值為 18.9m ，最小值為 -53.3m 。 水位變化總體呈現“西部升高、中東部降低” 趨勢，中東部降低區域主要集中于漏斗中心位置。 2018 年 7 月—2021 年7 月，深層承壓水漏斗面積由 805.9km² 增加到866.5km² ，這說明在此時段研究區西部深層承壓水補給項大于排泄項，中東部漏斗區域仍呈超采狀態。

圖 4 2018—2021 年深層承壓水流場空間變化Fig．4 Spatial Variations of Deep ConfinedGroundwater Flow Fields from 2018 to 2021

2）高水位期。 高水位期地下水流動方向未發生變化［圖 4（c）和（d）］，2018 年 12 月，深層承壓水平均水位標高為 -9.0m ，最大值為 18.1m ，最小值為-43.3m 。 2021 年12 月，平均水位標高為 -4.4m ，最大值為 25.7m ，最小值為 -37.1m ，總體呈升高趨勢。 中東部漏斗面積顯著減少，2018 年 12 月—2021 年 12 月，深層承壓水漏斗面積由 548.4km² 減少到 32.2km² ，減少了 516.2km² 。

總體來說，淺層地下水和深層承壓水漏斗面積均呈現“低水位期增加、高水位期減少” 趨勢，研究區水位回升主要發生在高水位期。

3 討論

3．1 降水對地下水位變化影響分析

2018—2021 年研究區降水量呈逐年增加趨勢，淺層地下水位有升有降。 為了明確降水對淺層地下水位變化的影響，在水位上升區和下降區各選取一個監測井用于分析淺層地下水位對降水的響應特征。 這兩個監測井分別是位于肥鄉區的北營監測井和位于魏縣的東樓底監測井（監測井位置見圖1）。 北營監測井淺層地下水位呈逐年上升趨勢，累計上升 3.5m ；東樓底監測井淺層地下水位呈逐年下降趨勢，累計下降 1.4m ［見圖 5（a）］。 兩個監測井水位能夠展現研究區2018—2021 年淺層地下水位變化情況，具有代表性。交叉小波變換結果見圖5（b）和圖 5（c），圖中：黑色粗實線包絡區域表示通過 95% 置信度的紅噪聲標準譜檢驗，細弧線區域表示小波影響錐（COI）內的有效譜值；箭頭方向表示相位角，箭頭向右表示降水和淺層地下水位同相位，箭頭向左表示二者反相位，箭頭向下表示淺層地下水位滯后降水 1／4 周期，箭頭向上表示淺層地下水位滯后降水3／4 周期。

從圖5（b）可以看出，降水與北營監測井淺層地下水位在12 個月左右的時間尺度上共振關系顯著，其高功率區分布連續且集中，并且在大部分時間段通過了95% 紅噪聲檢驗，進一步說明降水是影響研究區淺層地下水位變化的主要自然因素。 此外，利用 COI 之外通過顯著性檢驗的平均相位角差（交叉相位 ± 卷積誤差）來量化相位關系，進而分析兩個時間序列之間的時滯特征，該點位交叉相位 ± 卷積誤差為 2.43±0.18 ，通過換算可得地下水位相對于降水的滯后時間為 141± 11d 。

從圖5（c）可以看出，東樓底監測井水位與降水雖然在12 個月左右時間尺度上通過了紅噪聲檢驗，但是交叉小波功率譜能量較低，未表現出明顯的相關性，并且箭頭基本指向左上方，降水與地下水位為反相位，二者成負相關關系。 該結果說明，水位變化呈下降狀態的監測井在研究時段地下水位受降水影響非常微小。該點位交叉相位 ± 卷積誤差為 3.86±0.22 ，通過換算可得地下水位相對于降水的滯后時間為 224±13d 。

地下水位變化是地下水水量均衡變化的外部表現，即當補給大于排泄時水位呈上升狀態，反之則呈下降狀態。 北營監測井淺層地下水位呈上升狀態，即地下水補給量大于排泄量，降水補給量對淺層地下水的影響強于開采量，因此該點位淺層地下水位變化與降水相關性較強。 而東樓底監測井淺層地下水位呈下降狀態，即地下水排泄量大于補給量，開采量對淺層地下水的影響大于降水補給量，因此降水與淺層地下水位未表現出明顯相關性。 本研究得出降水影響地下水位的滯后時間為 141～224d ，對于同屬于暖溫帶半濕潤大陸性季風氣候區的河北省邢臺市來說，降水影響地下水位的滯后時間為 131～314d^[22] ，結果相差不大，這反映出處于同一氣候類型區的降水與地下水位年內動態變化的一致性［21］。

3．2 調水和壓采對地下水位變化影響分析

研究區地下水位變化是跨流域調水（南水北調中線和引黃入冀補淀）和壓采共同作用的結果。 南水北調中線工程主要提供研究區生活和工業用水。 2018—2021 年，研究區用于生活和工業的地下水總開采量減少 5 007 萬 m³ ，地表水利用量占比由 76% 增加到93% ，市區是南水北調中線工程的主要供水區域。以市區為例分析南水北調中線工程對研究區水位恢復的影響。 2018—2021 年市區用于工業和生活的地下水開采量減少1 942 萬 m³ ，地表水利用量占比由 82% 上升到 93% ，對應市區附近的水位平均回升 1.7m （見圖6）。 說明引江水通過置換工業和生活用水中的地下水部分，有效壓減了地下水的開采量，進而促使水位回升。

引黃入冀補淀段主要供水范圍為東風渠和老漳河以東的農耕區，主要滿足該地區的農業用水需求。以曲周縣為例，2018—2021 年曲周縣用于農業的地表水量占比上升 37% ，地下水開采量減少 3 699 萬 m³ ，對應該地區淺層地下水位回升 4.6m ，深層承壓水位回升 5.4m （見圖 6）。 這表明引黃水代替了原本用于農業灌溉的地下水，地下水開采量的減少和引黃干渠的側向入滲補給是該地區水位回升的主要原因。

2018—2021 年研究區淺層地下水開采量累計減少9 355 萬 m³ 。 大部分區（縣）地下水開采量變化與水位變化成明顯的負相關關系。 2020—2021 年永年區、肥鄉區淺層地下水開采量分別減少5 000 萬、2 380萬 m³ ，淺層地下水位分別回升 1.5，3.2m 。 2018—2021 年雞澤縣淺層地下水開采量減少 1 200 萬 m³ ，對應時段淺層地下水位上升 3.2m 。 2018—2021 年研究區深層承壓水的開采量累計減少 11 876 萬 m³ 。 從水位變化來看，館陶縣承壓水開采量呈逐年下降趨勢，累計減少297 萬 m³ ，對應深層承壓水位累計回升 1.3m 。2020—2021 年雞澤縣、肥鄉區承壓水開采量分別減少645 萬、130 萬 m³ ，對應的承壓水位回升 1.6，3.4m （見圖6）。 這表明壓采措施對研究區水位回升產生了積極作用。

4 結論

1）研究區地下水位年內變化主要受降水和開采量影響，具體表現為：1—3 月水位較為穩定，3—7 月水位隨著農業灌溉用水量增加逐漸下降，年內水位最低值一般出現在6—7 月，7—10 月灌溉期停止后水位逐漸回升，一般在10 月左右達到年內最高值，冬灌開始后水位又逐漸下降，淺層地下水位年內變幅為 0.9～ 7.3m ，深層承壓水位年內變幅為 2.8～17.6m 。 2018—

2021 年研究區地下水流向未發生明顯變化，總體表現為向漏斗中心的匯流。 壓采措施實施后，淺層地下水和深層承壓水水位呈現整體上升趨勢，淺層地下水上升幅度為 0.8～4.6m ，深層承壓水上升幅度為 0.6～6.3m 。空間上，淺層地下水和深層承壓水漏斗面積均呈現“低水位期增加、高水位期減少” 趨勢，其中淺層地下水位降落漏斗面積低水位期增加 347.9km² 、高水位期減少 r91.0km² ，深層承壓水位降落漏斗面積低水位期增加 60.6km² 、高水位期減少 516.2km² 。

2）淺層地下水位對降水的響應滯后時間為 141～ 224d 。 城鎮區地下水位變化主要受南水北調中線工程置換工業和生活用地下水開采量影響，引黃工程以東農灌區水位變化主要受引黃入冀補淀工程置換農業用地下水開采量和引黃干渠側向補給影響，其他區域則主要受壓采和降水影響。 總體來說，在河北省地下水超采綜合治理、跨流域調水等措施的綜合作用下，壓采區的地下水位正穩步恢復。

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【責任編輯 張 帥】