肖 霄，閆佰忠，肖長(zhǎng)來(lái)，董小輝

(1.吉林大學(xué)環(huán)境與資源學(xué)院，長(zhǎng)春 130021；2.白城市水資源管理中心，吉林 白城 137000)

地下水作為水循環(huán)過(guò)程中的重要環(huán)節(jié)，受水文氣象和人類(lèi)活動(dòng)等因素的影響。相對(duì)于天然條件下的地下水自然流場(chǎng)狀態(tài)，地下水流場(chǎng)更多呈現(xiàn)出“天然-人工”二元的狀態(tài)[1,2]。近些年來(lái)，隨著工農(nóng)業(yè)的發(fā)展，地下水的開(kāi)采量越來(lái)越大，很多地區(qū)地下水流場(chǎng)呈現(xiàn)出異變的現(xiàn)象。這種異變現(xiàn)象多表現(xiàn)為地下水降落漏斗和逆向流動(dòng)等[3]，并且這種異變現(xiàn)象嚴(yán)重制約著地下水資源的優(yōu)化配置，甚而影響社會(huì)經(jīng)濟(jì)的發(fā)展。目前，如何認(rèn)識(shí)在人類(lèi)活動(dòng)等多方面因素影響下地下水流場(chǎng)的變化已經(jīng)成為地下水資源管理和保護(hù)的關(guān)鍵問(wèn)題，并且它的研究對(duì)于遏制地下水位降落漏斗不斷擴(kuò)大趨勢(shì)和科學(xué)調(diào)控人工開(kāi)采量，實(shí)現(xiàn)人與自然和諧發(fā)展具有重要意義。

近些年來(lái)，國(guó)內(nèi)外學(xué)者在這方面做了很多工作。Ahmadi 和Sedghamiz[4]利用地統(tǒng)計(jì)學(xué)方法分析了達(dá)勒布平原區(qū)的地下水位時(shí)空變化特征。Uyan和Cay[5]同樣用地統(tǒng)計(jì)學(xué)方法分析了科尼亞(土耳其)的地下水位時(shí)空變化特征。Rajmohan等[6]利用統(tǒng)計(jì)學(xué)方法分析了地下水位和降水量之間的相關(guān)關(guān)系，認(rèn)為地下水位和降水量存在著較好的相關(guān)性。Lee等[7]利用線性回歸方法、Mann-Kendall檢驗(yàn)和Sen's檢驗(yàn)分析了氣候變化對(duì)地下水的影響，認(rèn)為氣候的變化影響降水量的變化，進(jìn)而影響地下水位。王平和Pozdniakov[8]利用統(tǒng)計(jì)學(xué)方法分析了日蒸散發(fā)量對(duì)地下水位的影響。Chaudhuri 和Ale[9]利用統(tǒng)計(jì)學(xué)方法(箱圖、相關(guān)分析和層次聚類(lèi)分析)和地理空間技術(shù)方法分析了德克薩斯州1930-2010年地下水位的趨勢(shì)，并探討了土壤類(lèi)型、土地使用類(lèi)型和水資源利用現(xiàn)狀對(duì)地下水位的影響。我國(guó)也有類(lèi)似的研究，張光輝等[10]利用關(guān)聯(lián)分析方法探討了滹沱河流域平原區(qū)地下水流場(chǎng)異變以及原因，認(rèn)為降水量變化是重要影響因素，而開(kāi)采量是地下水流場(chǎng)異變的主導(dǎo)因素。王電龍等[11]利用小波變換和相關(guān)分析方法探討了降水和開(kāi)采變化對(duì)石家莊地下水流場(chǎng)的影響程度，認(rèn)為平均地下水位埋深隨降水量增大呈冪函數(shù)遞減趨勢(shì)，并且人工開(kāi)采活動(dòng)與降水量變化存在耦合作用。馮慧敏等[12]考慮了氣候和開(kāi)采等因素，利用小波變換及模糊矩陣分析了石家莊地區(qū)地下水流場(chǎng)的演變和驅(qū)動(dòng)因素?？梢哉J(rèn)為地統(tǒng)計(jì)學(xué)等數(shù)學(xué)方法能夠很好地分析地下水流場(chǎng)的時(shí)空演變規(guī)律，并且氣候、土地利用和人工開(kāi)采等因素對(duì)地下水位有較大的影響。但前人研究更多地集中在單因素影響下地下水位的變化，在考慮多因素的研究中，一般都忽略了研究區(qū)的地質(zhì)、水文地質(zhì)情況，并沒(méi)有考慮包氣帶和含水層巖性的透水性能，而是直接分析氣候因素等對(duì)地下水位的影響，這勢(shì)必會(huì)對(duì)結(jié)果產(chǎn)生一定的影響。

本研究收集了長(zhǎng)嶺縣1980-2005年50眼地下水監(jiān)測(cè)井5日地下水位數(shù)據(jù)，以及降水量、蒸發(fā)量和開(kāi)采量數(shù)據(jù)資料，利用地統(tǒng)計(jì)學(xué)等數(shù)學(xué)方法繪制地下水流場(chǎng)并分析地下水流場(chǎng)的時(shí)空變化特征，并在充分考慮研究區(qū)地質(zhì)、水文地質(zhì)的情況下，利用因子關(guān)聯(lián)分析和因子貢獻(xiàn)度方法探討降水、蒸發(fā)和人工開(kāi)采對(duì)地下水流場(chǎng)時(shí)空變化的影響。旨在完善當(dāng)?shù)氐叵滤鲌?chǎng)變化機(jī)制，為地下水資源的開(kāi)發(fā)、利用和保護(hù)提供依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

長(zhǎng)嶺縣位于吉林省西部，松原市西南部，東經(jīng)123°06′～124°45′，北緯43°59′～44°42′，全縣面積5 728.43 km2。屬中溫帶大陸性季風(fēng)氣候，多年平均降水量為446.93 mm，多集中在6-8月，占全年降水量的72%，多年平均蒸發(fā)量為1 545.75 mm。境內(nèi)無(wú)河流，地勢(shì)平坦，由東南向西北傾斜，海拔145～270 m。地貌類(lèi)型分為剝蝕堆積型淺丘狀臺(tái)地(東部)、堆積型沖積微波狀低平原(中部)和堆積型風(fēng)積沖積起伏沙地(西部)。

研究區(qū)沉積地層由老到新分屬白堊紀(jì)(K)、上第三紀(jì)(N)、第四紀(jì)(Q)。3個(gè)地貌分區(qū)地下水類(lèi)型分別為：東部淺丘狀臺(tái)地，含水層由第三紀(jì)至第四紀(jì)砂礫石組成，中間沒(méi)有穩(wěn)定的隔水層，地表覆蓋薄層黃土狀砂黏土。中部低平原，由東向西含水層由單層變多層，厚度由薄變厚，埋藏深度由淺變深。潛水含水層由第四紀(jì)沖洪積細(xì)砂、粉細(xì)砂組成。承壓水含水層由上第三紀(jì)至第四紀(jì)砂礫石組成，與上部潛水含水層之間的黏土隔水層較薄(5～6 m)，越流作用強(qiáng)。西部起伏沙地，潛水含水層由第四紀(jì)沖洪積細(xì)砂、粉細(xì)砂組成，徑流條件差。承壓水含水層由第四紀(jì)大青溝組粉細(xì)砂和白土山組砂礫石組成，與上部潛水含水層之間的黏土層較厚(20～60 m)，越流作用較弱。根據(jù)地貌類(lèi)型、包氣帶和含水層特征，研究區(qū)可劃分為4個(gè)水均衡計(jì)算亞區(qū)。其中Ⅰ屬于東部高平原亞區(qū)，Ⅱ?qū)儆谥胁康推皆瓉唴^(qū)，Ⅲ屬于西部起伏沙地，Ⅳ屬于西遼河平原亞區(qū)(見(jiàn)圖1)。長(zhǎng)嶺縣人工開(kāi)采層位為第四系下更新統(tǒng)白土山組(Q1b)，本次研究地下水含水層位為第四系下更新統(tǒng)含水層，而東部高平原(Ⅰ區(qū))無(wú)此含水層。因此，研究范圍僅為Ⅱ區(qū)、Ⅲ區(qū)和Ⅳ區(qū)(見(jiàn)圖1)。各區(qū)水文地質(zhì)參數(shù)見(jiàn)表1。長(zhǎng)嶺縣具有地下水監(jiān)測(cè)井50眼，其中普通基本監(jiān)測(cè)井42眼，重點(diǎn)基本監(jiān)測(cè)井8眼(見(jiàn)圖1)，地下水補(bǔ)給項(xiàng)為大氣降水補(bǔ)給和側(cè)向徑流補(bǔ)給，排泄項(xiàng)為蒸發(fā)排泄、側(cè)向徑流排泄和人工開(kāi)采。多年情況下，側(cè)向徑流流入和流出對(duì)地下水的影響較小，因此地下水主要影響因子為降水、蒸發(fā)和人工開(kāi)采。

表1 研究區(qū)各分區(qū)水文地質(zhì)參數(shù)Tab.1 Hydrogeological parameters of in partition area of the study area

圖1 研究區(qū)分區(qū)和監(jiān)測(cè)井分布Fig.1 Partition of study area and distribution of the monitoring wells

2 數(shù)據(jù)來(lái)源與研究方法

2.1 數(shù)據(jù)來(lái)源

長(zhǎng)嶺縣地下水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)網(wǎng)始建于1980年，并在1998年進(jìn)行了井網(wǎng)的優(yōu)化調(diào)整，地下水監(jiān)測(cè)井為50眼，普通監(jiān)測(cè)井42眼，重點(diǎn)監(jiān)測(cè)井8眼。地下水位監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)為5日監(jiān)測(cè)序列。本文所用1980-2005年地下水位監(jiān)測(cè)序列為5日監(jiān)測(cè)序列平均值，氣象數(shù)據(jù)(降水量和蒸發(fā)量)為長(zhǎng)嶺站1980-2005年月監(jiān)測(cè)序列(來(lái)源于中國(guó)氣象科學(xué)數(shù)據(jù)共享服務(wù)網(wǎng))，人工開(kāi)采資料來(lái)源于1980-2005年長(zhǎng)嶺縣地下水動(dòng)態(tài)報(bào)告(來(lái)源于長(zhǎng)嶺縣水資源辦公室)。

2.2 研究方法

(1)克里金方法。研究區(qū)地下水流場(chǎng)空間分布采用克里金方法插值得出?？死锝鸱椒ㄊ且钥臻g自相關(guān)性為基礎(chǔ)，利用原始數(shù)據(jù)和半方差函數(shù)的結(jié)構(gòu)性，對(duì)區(qū)域變量的未知采樣點(diǎn)進(jìn)行無(wú)偏估計(jì)的插值方法[13]。該方法較為成熟，其計(jì)算過(guò)程不做詳細(xì)贅述。

(2)因子關(guān)聯(lián)分析。在得出研究區(qū)地下水位時(shí)空變化特征的基礎(chǔ)上，利用因子關(guān)聯(lián)方法分析降水、蒸發(fā)、人工開(kāi)采和地下水位的關(guān)聯(lián)程度。設(shè)有m個(gè)與參考數(shù)列(X0)有一定關(guān)聯(lián)作用的比較數(shù)列(X1,X2,…,Xm)，同時(shí)它們至少有N個(gè)同期的動(dòng)態(tài)觀測(cè)值，即：參考數(shù)列{X0(i)}，i=1，2，…，N；比較數(shù)列{Xk(i)}，k=1，2，…，m；i=1，2，…，N。關(guān)聯(lián)系數(shù)ξk(i)見(jiàn)公式(1)。

(1)

式中：ξk(i)為第k條比較曲線Xk與參考曲線X0在i時(shí)刻的關(guān)聯(lián)系數(shù)，0≤ξk≤1；ξk越接近與1，說(shuō)明它們的關(guān)聯(lián)性越好；Δmin(i)、Δmax(i)為m條比較曲線在區(qū)間[1，N]、i時(shí)刻與參考曲線距離的最小值和最大值，即Δmin(i)=min|X0(i)-Xk(i)|，k=1，2，…，m；Δmax(i)=max|X0(i)-Xk(i)|，k=1，2，…，m；Δk(i)為i時(shí)刻第k條比較曲線與參考曲線的距離，即Δk(i)=|X0(i)-Xk(i)|，k=1，2，…，m；ζ為分辨系數(shù)，在0到1之間選取，其大小不影響各時(shí)刻關(guān)聯(lián)系數(shù)的序，一般取0.5。

關(guān)聯(lián)度γk見(jiàn)公式(2)。

(2)

(3)因子貢獻(xiàn)度分析。在得出每個(gè)因子和地下水位關(guān)聯(lián)程度的基礎(chǔ)上，利用因子貢獻(xiàn)度方法分析降水和人工開(kāi)采對(duì)地下水位的貢獻(xiàn)程度。因子貢獻(xiàn)度分析是建立在水量平衡的基礎(chǔ)上，對(duì)于地下水蓄水變量∑Qst為地下水總補(bǔ)給量∑Qre和排泄量∑Qdi之差。由地下水位動(dòng)態(tài)計(jì)算模型可知，地下水位位移由地下水補(bǔ)給量、排泄量、給水度和面積控制，見(jiàn)公式(3)。

(3)

式中：ΔH為地下水位位移；μ為水位變幅帶含水層給水度；F為研究區(qū)面積。

由式(3)可以看出，補(bǔ)給項(xiàng)使地下水位產(chǎn)生的總位移為∑Qre(μF)，排泄項(xiàng)使地下水位產(chǎn)生的總位移為-∑Qdi/(μF)，地下水位總移動(dòng)路程為(∑Qre+∑Qdi)/(μF)。于是，補(bǔ)給項(xiàng)∑Qre和排泄項(xiàng)∑Qdi對(duì)地下水位總移動(dòng)路程的貢獻(xiàn)度可分別用公式(4)、(5)計(jì)算，其中補(bǔ)給項(xiàng)使地下水位上升為正貢獻(xiàn)度，排泄項(xiàng)使地下水位下降為負(fù)貢獻(xiàn)度。

(4)

(5)

式中：α、β分別為總補(bǔ)給量、總排泄量對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度。

因此，各補(bǔ)給及排泄分項(xiàng)對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度可分別用公式(6)、(7)計(jì)算。

(6)

(7)

式中：i為補(bǔ)給因子的序號(hào)，Qi為第i項(xiàng)補(bǔ)給因子的補(bǔ)給分量，ai為第i項(xiàng)補(bǔ)給因子的貢獻(xiàn)度；j為排泄因子的序號(hào)，Qj為第j項(xiàng)排泄因子的排泄分量，aj為第j項(xiàng)排泄因子的貢獻(xiàn)度。

3 結(jié)果與分析

3.1 地下水位時(shí)空特征

研究區(qū)天然狀態(tài)下地下水流場(chǎng)的流向，是自東南向西北運(yùn)動(dòng)。1980年地下水流場(chǎng)呈現(xiàn)出整體東南高西北低的特征，地下水位平均值為189.44 m，最大值為220.00 m，地下水位埋深平均值為4.06 m。地下水位最大值分布在長(zhǎng)嶺縣城-腰坨子鄉(xiāng)-前進(jìn)鄉(xiāng)-利發(fā)盛鎮(zhèn)-海清鄉(xiāng)-流水鎮(zhèn)所包圍的“環(huán)形”區(qū)域內(nèi)(見(jiàn)圖1和圖2)。1985年地下水流場(chǎng)空間分布特征與1980年相似，地下水位平均值為188.44 m，最大值為216.00 m，地下水位埋深平均值為4.06 m，相對(duì)于1980年地下水位平均值減小1.00 m，平均降速為0.17 m/a。1990年地下水流場(chǎng)空間分布特征相對(duì)于1980年和1985年有了很大的變化，研究區(qū)西北部地下水流場(chǎng)由向西方向轉(zhuǎn)為向西北方向；東南部地下水位“環(huán)形”高值區(qū)范圍縮小，高值區(qū)僅分布在東南角的前進(jìn)鄉(xiāng)。1990年地下水位平均值為184.90 m，相對(duì)于1980和1985年分別減小了4.54和3.54 m，平均降速為0.41和0.59 m/a。總體上，1980-1990年，地下水位整體降幅為4.00～5.00 m，地下水流場(chǎng)在西北部和東南部均發(fā)生了異變現(xiàn)象。1995年地下水流場(chǎng)空間分布特征與1990年相似，但西北部地下水位有小幅回升，東南部地下水位呈下降趨勢(shì)，地下水位平均值為181.26 m，相對(duì)于1980、1985和1990年地下水位分別下降了8.18、7.18和3.64 m，平均降速分別為0.51、0.54和0.61 m/a，可以看出水位降速呈現(xiàn)增大的趨勢(shì)。2000年地下水流場(chǎng)空間分布特征與1990和1995年相似，但是地下水位整體上有大幅度的下降，地下水位平均值為173.86 m，相對(duì)于1980、1985、1990和1995年地下水位分別下降了15.58、14.85、11.04和7.40 m，平均降速分別為0.74、0.92、1.00和1.23 m/a，可見(jiàn)地下水位降速也呈現(xiàn)出增大的趨勢(shì)。2005年地下水流場(chǎng)空間分布特征與2000年相似，但地下水位有所回升，地下水位平均值為180.41 m，相對(duì)于2000年地下水平均水位升高了6.55 m，平均增速為1.09 m/a；相對(duì)于1980、1985、1990和1995年地下水位分別下降了9.03、8.03、4.41和0.85 m。通過(guò)上述分析可以得出，1980-2005年地下水位先降低后增加，2000年為轉(zhuǎn)折點(diǎn)，并且地下水流場(chǎng)在西北部和東南部均出現(xiàn)異變現(xiàn)象。

圖2 研究區(qū)地下水流場(chǎng)時(shí)空特征Fig.2 Spatial-temporal characteristics of groundwater flow field in the study area

3.2 因子關(guān)聯(lián)分析

利用表1中水文地質(zhì)參數(shù)，降水入滲系數(shù)平均值為0.15，潛水蒸發(fā)系數(shù)平均值為0.031，將降水量和蒸發(fā)量分別乘以相應(yīng)的入滲系數(shù)和蒸發(fā)系數(shù)，然后做差轉(zhuǎn)換為實(shí)際補(bǔ)給量(降水量乘以降水入滲系數(shù)-蒸發(fā)量乘以蒸發(fā)系數(shù))。選取上述“環(huán)形”區(qū)域內(nèi)22號(hào)井(見(jiàn)圖1)和區(qū)域地下水的平均水位序列，首先繪制平均水位序列與實(shí)際補(bǔ)給量和人工開(kāi)采量的關(guān)系曲線(見(jiàn)圖3和圖4)，闡述其特征；其次，將數(shù)據(jù)標(biāo)準(zhǔn)化(人工開(kāi)采量為逆向因子，先取其倒數(shù)再標(biāo)準(zhǔn)化)后利用因子關(guān)聯(lián)方法[公式(1)和(2)]分析1980-2005年22號(hào)井和區(qū)域地下水平均水位與實(shí)際補(bǔ)給量和人工開(kāi)采量的關(guān)聯(lián)程度(見(jiàn)表2)。由圖3和圖4得出，22號(hào)井和區(qū)域地下水平均水位整體呈現(xiàn)下降的趨勢(shì)，但在1980-1985年地下水平均水位出現(xiàn)波動(dòng)，2000年達(dá)到最低值，分別為199.98和173.86 m。1980-2005年實(shí)際補(bǔ)給量呈現(xiàn)出高低交替的特征，但在1982、1993和2000年出現(xiàn)較低值，在1983、1990和1994年出現(xiàn)較高值。1980-2005年人工開(kāi)采量呈現(xiàn)出增加的趨勢(shì)，在2000年達(dá)到最大值為10 067.28 萬(wàn)m3，2000年后，人工開(kāi)采量減小?？梢?jiàn)人工開(kāi)采量的減小對(duì)于地下水恢復(fù)有促進(jìn)作用，6 000～7 000萬(wàn)m3開(kāi)采量對(duì)于研究區(qū)是合理的。

圖3 22號(hào)井地下水位與實(shí)際補(bǔ)給量、人工開(kāi)采量關(guān)系曲線Fig.3 Relation curve of groundwater level and actual recharge, artificial exploitation of No.22 well

圖4 區(qū)域平均地下水位與實(shí)際補(bǔ)給量、人工開(kāi)采量關(guān)系曲線Fig.4 Relation curve of region average groundwater level and actual recharge, artificial exploitation

表2為1980-2005年各時(shí)期22號(hào)井和研究區(qū)地下水平均水位與實(shí)際補(bǔ)給量和人工開(kāi)采量的關(guān)聯(lián)程度。由表2可以得出，1980-2005年22號(hào)井和研究區(qū)地下水平均水位和實(shí)際補(bǔ)給量及人工開(kāi)采量具有較好的關(guān)聯(lián)性，關(guān)聯(lián)系數(shù)分別為0.57、0.78、0.61和0.63，可見(jiàn)人工開(kāi)采量對(duì)地下水位的影響程度稍大。但每個(gè)時(shí)間段呈現(xiàn)的規(guī)律不同，在20世紀(jì)80年代，實(shí)際補(bǔ)給量和人工開(kāi)采量對(duì)地下水位的影響程度相當(dāng)；90年代，人工開(kāi)采量對(duì)地下水位的影響程度較大，22號(hào)井的關(guān)聯(lián)系數(shù)達(dá)到0.94?？梢?jiàn)，氣象條件(降水量和蒸發(fā)量)是地下水流場(chǎng)異變的重要因素，而人工開(kāi)采量是主導(dǎo)因素。

表2 1980-2005年22號(hào)井和區(qū)域地下水平均水位與實(shí)際補(bǔ)給量和人工開(kāi)采量的關(guān)聯(lián)度Tab.2 Relational degrees of groundwater level and actual recharge, artificial exploitation of No.22 well and study area in 1980-2005 years

3.3 因子貢獻(xiàn)度分析

利用1980-2005年長(zhǎng)嶺縣降水、蒸發(fā)、人工開(kāi)采資料以及表1中各區(qū)水文地質(zhì)參數(shù)計(jì)算地下水的補(bǔ)給量和排泄量，進(jìn)而計(jì)算降水量和人工開(kāi)采量對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)程度 (見(jiàn)圖5)。由圖5可以得出，1980-2005年降水對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度呈現(xiàn)下降的趨勢(shì)，人工開(kāi)采對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度呈現(xiàn)出增加的趨勢(shì)，1990年為轉(zhuǎn)折點(diǎn)，2000年為極值點(diǎn)。1980-1990年，降水對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度呈現(xiàn)波動(dòng)的特征，而人工開(kāi)采對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度呈現(xiàn)緩慢增加的趨勢(shì)，二者對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度相當(dāng)；1990年之后，降水對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度減小，而人工開(kāi)采對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度進(jìn)一步增加，人工開(kāi)采對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度大于降水對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度，特別是在2000年達(dá)到極值，貢獻(xiàn)度值分別為0.32和0.83。這是因?yàn)樵?000年，人工開(kāi)采量達(dá)到最大值為10 067.28 萬(wàn)m3，而降水量為歷年最低值為201.90 mm。在2000年之后，隨著人工開(kāi)采量的減小，降水量的增加，人工開(kāi)采對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度隨之減小，降水對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度增加?？梢?jiàn)降水和人工開(kāi)采對(duì)地下水變動(dòng)的貢獻(xiàn)度呈現(xiàn)相反的規(guī)律?？傊?990年之前，地下水位的變動(dòng)主要由于氣象因素影響，1990年之后主要由人工開(kāi)采影響。在人工開(kāi)采減小的情況下，降水對(duì)地下水變動(dòng)的貢獻(xiàn)度隨之增加。

圖5 1980-2005年降水量和人工開(kāi)采量 對(duì)地下水位變動(dòng)的貢獻(xiàn)度Fig.5 Contribution degrees to groundwater level of precipitation and artificial exploitation

4 結(jié) 語(yǔ)

(1)1980-2005年地下水位呈現(xiàn)出整體東南高西北低的特征，地下水位先降低后增加，2000年為轉(zhuǎn)折點(diǎn)。地下水流場(chǎng)經(jīng)歷了3個(gè)階段：20世紀(jì)80年代地下水流場(chǎng)處于補(bǔ)給-開(kāi)采基本均衡期，地下水位高值區(qū)分布在長(zhǎng)嶺縣城-腰坨子鄉(xiāng)-前進(jìn)鄉(xiāng)-利發(fā)盛鎮(zhèn)-海清鄉(xiāng)-流水鎮(zhèn)所包圍的“環(huán)形”區(qū)域內(nèi)；90年代地下水流場(chǎng)處于補(bǔ)給-開(kāi)采嚴(yán)重超采負(fù)均衡期，地下水流場(chǎng)在西北部和東南部均出現(xiàn)異變現(xiàn)象；2000年之后，地下水流場(chǎng)有所回升。人工開(kāi)采量的減小對(duì)于地下水恢復(fù)有促進(jìn)作用，6 000～7 000萬(wàn)m3開(kāi)采量對(duì)于研究區(qū)是合理的。

(2)1980-2005年研究區(qū)實(shí)際補(bǔ)給量、人工開(kāi)采量和地下水位具有較好的關(guān)聯(lián)性，并且人工開(kāi)采量對(duì)地下水位的影響程度稍大。但每個(gè)時(shí)間段呈現(xiàn)的規(guī)律不同，在20世紀(jì)80年代，實(shí)際補(bǔ)給量和人工開(kāi)采量對(duì)地下水位的影響程度相當(dāng)；90年代，人工開(kāi)采量對(duì)地下水位的影響程度較大。因子貢獻(xiàn)度分析也得出相似的結(jié)果。

(3)氣象因素(降水量和蒸發(fā)量)是研究區(qū)地下水流場(chǎng)異變的重要因素，而人工開(kāi)采量是主導(dǎo)因素。該研究結(jié)果對(duì)于當(dāng)?shù)氐叵滤Y源合理開(kāi)采、優(yōu)化配置有較好的指導(dǎo)意義。

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