周生輝， 劉廷璽,2,3， 段利民,2,3， 冀 如， 劉小勇

（1.內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué)水利與土木建筑工程學(xué)院，內(nèi)蒙古 呼和浩特 010018；2.內(nèi)蒙古自治區(qū)水資源保護(hù)與利用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，內(nèi)蒙古 呼和浩特 010018；3.黃河流域內(nèi)蒙段水資源與水環(huán)境綜合治理協(xié)同創(chuàng)新中心，內(nèi)蒙古 呼和浩特 010018；4.烏蘭察布市水文勘測(cè)局，內(nèi)蒙古 烏蘭察布 012000）

獲取區(qū)域水文地質(zhì)參數(shù)最直接有效的方法通常采用抽水試驗(yàn)，利用抽水降深曲線計(jì)算相關(guān)的水文地質(zhì)參數(shù)［1］。由于主要求解的滲透系數(shù)取決于巖土介質(zhì)和流動(dòng)液體的性質(zhì)，對(duì)于自然界的地下水來(lái)說(shuō)，通常狀態(tài)下區(qū)域的滲透系數(shù)可近似看作巖層的透水性常數(shù)，基本不會(huì)發(fā)生較大差異，因此可以通過(guò)有限時(shí)間內(nèi)的單井抽水過(guò)程曲線測(cè)算，近似代表區(qū)域的含水層性質(zhì)［2］。但對(duì)于毛烏素沙地水循環(huán)交互最為劇烈的潛水含水層而言［3］，即使是區(qū)域地下水位變幅微弱的情況下，不同時(shí)間段的定流量抽水降深曲線也存在差異，而這種差異性又影響著我們對(duì)沙地水文地質(zhì)的定性研究和區(qū)域生態(tài)水資源的定量評(píng)價(jià)，所以對(duì)沙地潛水含水層不同時(shí)間段抽水降深的差異性分析具有現(xiàn)實(shí)意義。

抽水過(guò)程的水位降深曲線是原位測(cè)定和分析含水層水文地質(zhì)參數(shù)的重要?jiǎng)討B(tài)資料［4］。Li等［5］基于原位抽水和模擬試驗(yàn)對(duì)開(kāi)始抽水到水位恢復(fù)的全過(guò)程降深變化曲線進(jìn)行了研究，分析了抽水持續(xù)時(shí)間對(duì)水文地質(zhì)參數(shù)求解的影響；趙全升等［6］以潛水非完整井穩(wěn)定流抽水試驗(yàn)的兩個(gè)落程及水位恢復(fù)數(shù)據(jù)進(jìn)行計(jì)算，確定出了遼河三角洲濱海濕地潛水含水層的水文地質(zhì)參數(shù)；梁冰等［7］通過(guò)抽水、水位恢復(fù)和注水的水位降深過(guò)程求解了垃圾填埋場(chǎng)的水土特性；Pozdniakov等［8］利用供水井定期抽水所產(chǎn)生的水位周期波動(dòng)解析了區(qū)域含水層的滲透系數(shù)。然而，以上研究多基于對(duì)有限時(shí)間內(nèi)抽水降深的數(shù)據(jù)進(jìn)行測(cè)算，而對(duì)于需長(zhǎng)期觀測(cè)的變動(dòng)含水層，則缺乏多時(shí)段抽水降深變化差異的關(guān)注；同時(shí)，多數(shù)研究對(duì)于潛水含水層的抽水降深及水文參數(shù)還未作過(guò)多時(shí)段的詳細(xì)討論。為研究潛水含水層水文地質(zhì)參數(shù)的時(shí)空差異性問(wèn)題，本文對(duì)沙地潛水含水層不同時(shí)間段的多次抽水降深進(jìn)行了對(duì)比分析，并詳細(xì)討論了相關(guān)的影響因素。

本文利用海流兔河流域塔來(lái)烏蘇嘎查農(nóng)用灌溉井附近的每小時(shí)監(jiān)測(cè)記錄水位，來(lái)分析抽水降深在不同時(shí)段的差異性問(wèn)題，并擴(kuò)充至整體的流域潛水含水層為研究單元。通過(guò)流域上其他井位的監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，對(duì)相同初始水位下不同時(shí)間段的定流量抽水降深及水位恢復(fù)過(guò)程進(jìn)行了研究，揭示了毛烏素沙地流域第四系潛水含水層的時(shí)間差異性特征。

1 研究區(qū)概況和試驗(yàn)設(shè)計(jì)

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于毛烏素沙地中部的海流兔河流域，流域內(nèi)廣布的風(fēng)積沙和湖積沙，有利于大氣降水對(duì)地下水的入滲補(bǔ)給，大大降低了干旱氣候條件下的蒸發(fā)消耗，因而富集形成了巨厚的潛水含水層系統(tǒng)，是流域生產(chǎn)生活的主要水源［9］。流域整體處于鄂爾多斯盆地的伊陜斜坡之上，地形相對(duì)平緩，流域內(nèi)無(wú)較大的構(gòu)造斷裂帶，地質(zhì)結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單，潛水位埋深為0～50 m［10］。流域內(nèi)的海流兔河基本受地下水排泄補(bǔ)給，由北向南匯入無(wú)定河，與流域潛水含水層的整體地下水流向相同（圖1）。

圖1 海流兔河流域地理位置及上覆地質(zhì)背景Fig.1 Location and geological background of the Hailiutu River Basin

1.2 抽水試驗(yàn)設(shè)計(jì)

試驗(yàn)點(diǎn)布置在海流兔河流域的塔來(lái)烏蘇嘎查（38°17′43.26″N，108°56′37.74″E），區(qū)域地勢(shì)平緩，為典型的沙地地貌（圖1），周邊無(wú)較大的取水井。鉆孔資料揭示的地層結(jié)構(gòu)與抽水井、觀測(cè)井位置如圖2 所示。抽水選用灌溉井進(jìn)行，管井貫穿整個(gè)第四系含水層，孔徑357 mm，材質(zhì)為水泥套管，管壁及管底進(jìn)水，井深57 m，水泵放置在地下21～24 m 處；觀測(cè)井孔徑為150 mm，井深15 m，距抽水井6.2 m，內(nèi)置美國(guó)Onset 公司生產(chǎn)的自動(dòng)監(jiān)測(cè)水位計(jì)，觀測(cè)記錄頻率為1 h。文中的降雨氣象資料來(lái)源于中國(guó)氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)。

圖2 鉆孔地層柱狀圖與井結(jié)構(gòu)Fig.2 Borehole formation column chart and well structure

抽水試驗(yàn)采用定流量抽水，抽水流量為32 m3·h-1，抽水管道壓強(qiáng)為2.4 Mpa，非抽水期觀測(cè)孔的水位基本穩(wěn)定在埋深約2.14 m，共選取了4 個(gè)時(shí)間段觀測(cè)井記錄的抽水與水位恢復(fù)數(shù)據(jù)（圖3）。4 個(gè)抽水試驗(yàn)全程的時(shí)間段分別為：（1）2019 年7 月13 日18:00 至7 月16 日16:00（水位恢復(fù)約為24 h）；（2）2019年8月9日19:00至8月15日15:00（水位恢復(fù)約為23 h）；（3）2019年8月29日8:00至9月1日12:00（水位恢復(fù)約為16 h）；（4）2019年9月22日11:00至9月27日13:00（水位恢復(fù)約為18 h）。

圖3 觀測(cè)井水位變化過(guò)程Fig.3 Observed well water level change process

2 差異性分析

從塔來(lái)烏蘇觀測(cè)井水位的變化可以發(fā)現(xiàn)（圖3），歷次抽水結(jié)束后水位都恢復(fù)到了原有水平，因此抽水井周圍的潛水流初始厚度可視為定值；同時(shí)，相對(duì)于抽水試驗(yàn)的流速變化，自然狀態(tài)下平緩地區(qū)的地下水運(yùn)動(dòng)速率很小，而抽水導(dǎo)致的含水層釋水量變化遠(yuǎn)大于天然水力坡度的影響，一般可以將抽水試驗(yàn)的初始環(huán)境看作穩(wěn)定態(tài)處理［2］。綜上所述，該井多次的定流量抽水所造成的地下水位下降及停泵后的水位回升過(guò)程類似；同理，根據(jù)地下水位變化過(guò)程線求得的水文地質(zhì)參數(shù)也相同。但是，該觀測(cè)井所記錄的多次抽水降深卻存在一定的差異，似穩(wěn)態(tài)的最大降深僅在不同時(shí)間段存在一致性。因此，為系統(tǒng)全面地對(duì)比其差異性，探究造成這種差異的主要原因，本文較均勻地選取了4 次不同時(shí)間段的抽水過(guò)程，引入Bland-Altman 法從絕對(duì)偏移的角度討論了抽水全過(guò)程的差異性［11］，并基于傳統(tǒng)抽水試驗(yàn)的配線法和水位恢復(fù)法對(duì)該區(qū)域的導(dǎo)水系數(shù)進(jìn)行求解［12-13］。抽水過(guò)程分析所引入的Bland-Altman法可以定量評(píng)價(jià)兩組測(cè)量數(shù)據(jù)的一致性，主要是通過(guò)計(jì)算兩組數(shù)據(jù)對(duì)應(yīng)階段的差值和均值統(tǒng)計(jì)學(xué)關(guān)系，來(lái)分析兩組數(shù)據(jù)的過(guò)程性差異。

2.1 降水階段差異性分析

分析對(duì)比4次抽水的水位下降過(guò)程可以看出，7月13日與8月9日的觀測(cè)井水位下降過(guò)程曲線具有相似性，而8月29日與9月22日的下降過(guò)程也具有擬合度更高的相似性。根據(jù)Bland-Altman法對(duì)兩兩降深過(guò)程的分析得出，7月13日與8月9日抽水降深過(guò)程的95%一致性界限為（0.104，0.453），其中的標(biāo)準(zhǔn)差為0.089；8月29日與9月22日的95%一致性界限為（-0.014，0.254），標(biāo)準(zhǔn)差為0.068；7 月13 日與8月29日的95%一致性界限為（0.254，1.009），標(biāo)準(zhǔn)差為0.19；8 月9 日與9 月22 日的95%一致性界限為（0.460，1.189），標(biāo)準(zhǔn)差為0.18。根據(jù)標(biāo)準(zhǔn)差越小而過(guò)程曲線的一致性越強(qiáng)這一特性可以發(fā)現(xiàn)，前兩次和后兩次的抽水水位下降過(guò)程具有一致性，而前兩次和后兩次這兩組之間存在差異性。

為更加詳細(xì)地討論降深曲線差異對(duì)水文地質(zhì)參數(shù)求解的影響，利用Boulton模型的配線法求解導(dǎo)水系數(shù)。該配線過(guò)程采用的是加拿大滑鐵盧水文地質(zhì)公司開(kāi)發(fā)的Aquifer Test 軟件對(duì)水位降深值進(jìn)行Boulton模型配線擬合，參數(shù)在系統(tǒng)自動(dòng)擬合的基礎(chǔ)上，通過(guò)手動(dòng)調(diào)試到最佳擬合效果得到水文地質(zhì)參數(shù)［14］。從計(jì)算得出結(jié)果可以看出（表1），4次抽水配線法估算的導(dǎo)水系數(shù)平均值為4.38 m2·h-1，極差為0.85，給水度平均值為0.11，極差為0.13，參數(shù)的差異度與降深曲線所反映的規(guī)律一致，計(jì)算結(jié)果與流域其他研究者得到參數(shù)范圍一致［15-16］。

表1 配線法求參結(jié)果Tab.1 Results of parameters of water level recovery method

2.2 回水階段差異性分析

相較于人為的抽水降深求解參數(shù)，利用水位恢復(fù)數(shù)據(jù)更能體現(xiàn)自然狀態(tài)下的地下水流運(yùn)動(dòng)狀態(tài)［17］。根據(jù)4次抽水后的水位恢復(fù)過(guò)程可以發(fā)現(xiàn)，7月13日與8月9日的觀測(cè)井水位恢復(fù)到初始狀態(tài)的時(shí)間較長(zhǎng)，且兩者的水位恢復(fù)過(guò)程曲線具有相似性；8 月29 日與9 月22 日的恢復(fù)時(shí)間相對(duì)于前兩次較短，恢復(fù)過(guò)程也類似。根據(jù)Bland-Altman 法對(duì)兩兩水位恢復(fù)末端的過(guò)程分析表明：7月13日與8月9日回水過(guò)程的95%一致性界限為（-0.214，0.165），其中的標(biāo)準(zhǔn)差為0.097；8月29日與9月22日的95%一致性界限為（-0.108，0.117），標(biāo)準(zhǔn)差為0.057；7月13 日與8 月29 日的95%一致性界限為（-0.175，0.385），標(biāo)準(zhǔn)差為0.143；8 月9 日與9 月22 日的95%一致性界限為（-0.405，0.784），標(biāo)準(zhǔn)差為0.303。從標(biāo)準(zhǔn)差反映得到，前兩次和后兩次的水位恢復(fù)過(guò)程具有很強(qiáng)的一致性，而前后兩組間的差異性很大，這與降水階段差異性的結(jié)論相同。

恢復(fù)水位法是根據(jù)抽水井或觀測(cè)井的水位恢復(fù)資料確定含水層的導(dǎo)水系數(shù)，該方法是對(duì)停泵后水位恢復(fù)過(guò)程類似于直線段的部分求斜率［18］。利用4次抽水后的水位恢復(fù)數(shù)據(jù)，根據(jù)Neuman模型的恢復(fù)水位法得到的導(dǎo)水系數(shù)平均值為3.38 m2·h-1，極差為0.81（表2），計(jì)算得到的參數(shù)差異性與回水曲線的Bland-Altman 分析相同，基本和抽水配線法的變化差異一致。

表2 水位恢復(fù)法求參結(jié)果Tab.2 Results of parameters of water level recovery method

3 討論

傳統(tǒng)的抽水試驗(yàn)方法通常只能表示一個(gè)區(qū)域含水層參數(shù)的平均值，甚至在各向異性的非均質(zhì)含水層中，只能代表抽水井實(shí)際影響范圍內(nèi)的水文地質(zhì)特征［19］。在巖性單一，第四系細(xì)砂含水層抽水影響半徑為50～100 m的海流兔河流域，導(dǎo)致塔來(lái)烏蘇嘎查研究點(diǎn)抽水井初始水位相同時(shí)定流量抽水降深產(chǎn)生的差異，則可能與研究區(qū)的含水層厚度、區(qū)域水力坡度、尺度效應(yīng)和抽水前的降水補(bǔ)給影響有關(guān)［20-21］；同時(shí)，距塔來(lái)烏蘇嘎查抽水井5.5 km的井3，在同年7—9 月統(tǒng)測(cè)顯示出地下水埋深基本保持不變的現(xiàn)象，也表明研究點(diǎn)水文地質(zhì)參數(shù)的各向同性范圍可能更大，有必要擴(kuò)充空間尺度至第四系沙地潛水含水層，對(duì)抽水過(guò)程的差異性進(jìn)行分析。因此，本文以海流兔河流域整體含水層為研究范圍，對(duì)降深差異的相關(guān)因素進(jìn)行了系統(tǒng)分析，討論了其抽水降深的差異性原因，并對(duì)主要影響因素進(jìn)行了詳細(xì)闡述。

3.1 流域地下水位變化對(duì)降深的影響

由于抽水井附近監(jiān)測(cè)記錄的潛水流初始厚度保持不變，在流域上建立與塔來(lái)烏蘇嘎查研究點(diǎn)同緯度且沿河道對(duì)稱的監(jiān)測(cè)井5為空間對(duì)照組；同時(shí)，為研究上游水位變化對(duì)抽水井降深的影響，建立了自動(dòng)監(jiān)測(cè)井1（圖1）。根據(jù)井1和井5逐小時(shí)監(jiān)測(cè)記錄的地下水位可知（圖4），整個(gè)流域7—9 月的地下水位變幅僅在0.5 m 左右，相較于研究目標(biāo)含水層50 m 左右的厚度，該變化基本可以忽略［22-23］。井5記錄的地下水位變幅顯示，7 月13 日開(kāi)始抽水的相對(duì)地下水位為0.96 m，8月9日為1.25 m，8月29日為1.19 m，9月22日為1.34 m。上游井1的記錄數(shù)據(jù)顯示，7 月13 日開(kāi)始抽水的相對(duì)地下水位為1.46 m，8月9 日為1.51 m，8 月29 日為1.37 m，9 月22 日為1.62 m。通過(guò)兩井的相對(duì)地下水位對(duì)比發(fā)現(xiàn)，流域整體地下水位所反映的潛水含水層厚度變化與之前的抽水過(guò)程及水文地質(zhì)參數(shù)的差異性分析無(wú)明顯的相關(guān)性，因此，可以判斷流域整體潛水位變化不是影響抽水差異的直接因素，也說(shuō)明更大尺度的含水層厚度變化對(duì)短期的抽水試驗(yàn)范圍影響有限。

圖4 地下水位變幅和差值及降水量變化Fig.4 Variation and difference of groundwater level and precipitation

3.2 流域水力坡度對(duì)降深的影響

當(dāng)水面坡度不大時(shí)，可以近似地將地下水面當(dāng)作水平面來(lái)處理，但水力坡度所導(dǎo)致的地下水流對(duì)井的抽水過(guò)程仍存在一定范圍的影響［24］。為從流域范圍分析水力坡度的影響表征，對(duì)全流域進(jìn)行3維水文地質(zhì)建模后，通過(guò)同年非灌溉期統(tǒng)測(cè)的流域地下水位來(lái)分析水力坡度與抽水降深的聯(lián)系。根據(jù)地下水等水位線可知，海流兔河流域的地下水主流方向基本與海流兔河干流流向一致，地形坡度和河道下切是水力梯度產(chǎn)生的主要因素。上游井1和下游井5 的逐小時(shí)水位差值顯示，7 月13 日開(kāi)始抽水的地下水水位差為0.49 m，8 月9 日的水位差為0.26 m，8 月29 日的水位差為0.18 m，9 月22 日的水位差為0.28 m。由上下游的水位差變化說(shuō)明，流域整體的水力坡度變化與抽水降深并無(wú)顯著的相關(guān)性。同期，在7月26日和8月26日測(cè)量了抽水區(qū)域附近的井2和井4的地下水埋深（表3），發(fā)現(xiàn)7月26日和8月26日的兩井水位埋深差值相等，這也說(shuō)明抽水試驗(yàn)區(qū)域的水力坡度基本保持不變，抽水井附近區(qū)域的水力坡度并不是抽水降深差異的主控因素。綜合流域和區(qū)域尺度的水位差變化可以看出，水力坡度所產(chǎn)生的地下水流速對(duì)抽水降深的影響可直接忽略。

表3 地下水埋深及差值Tab.3 Groundwater burial depth and difference

3.3 流域地下水儲(chǔ)水量變化對(duì)降深的影響

水位和水力坡度變化都是基于單點(diǎn)測(cè)量的數(shù)據(jù)分析，而對(duì)于整體的面狀變化所產(chǎn)生的尺度效應(yīng)［25-26］對(duì)潛水含水層水文地質(zhì)參數(shù)求解的影響還缺乏研究。本文為分析大尺度數(shù)據(jù)對(duì)抽水降深的影響，采用GRACE 重力衛(wèi)星反演出的陸地水儲(chǔ)量來(lái)分析大尺度的變化效應(yīng)（數(shù)據(jù)來(lái)源于國(guó)家青藏高原科學(xué)數(shù)據(jù)中心）。陸地水儲(chǔ)量主要由土壤水儲(chǔ)量、地表水體儲(chǔ)水量、葉冠層儲(chǔ)水量、地下水水儲(chǔ)量組成［27］，而海流兔河流域地表植被稀疏，河網(wǎng)密度小，所以土壤水和地下水儲(chǔ)量主要決定了陸地水儲(chǔ)量的變化。受GRACE 產(chǎn)品空間分辨率影響，選取覆蓋研究區(qū)的網(wǎng)格數(shù)據(jù)（108°～109°E，37°～38°N，中心點(diǎn)為108°46′，38°27′），以2019 年7—9 月的陸地水儲(chǔ)量變化平均值作為研究區(qū)的陸地水儲(chǔ)量變化量，來(lái)分析地下水和土壤水儲(chǔ)量變化對(duì)抽水降深的影響。通過(guò)表4 的等效水高可以發(fā)現(xiàn)，陸地儲(chǔ)水量變化一直在逐月上升，說(shuō)明地下水和土壤水儲(chǔ)量也處于上升狀態(tài)，這與監(jiān)測(cè)記錄的流域地下水位上升及水力坡度減小過(guò)程相對(duì)應(yīng)。根據(jù)前文的差異性分析，抽水降深過(guò)程導(dǎo)致的水文地質(zhì)參數(shù)變化趨勢(shì)整體上具有時(shí)間一致性，由此可知土壤含水量的變化可能對(duì)抽水降深存在主導(dǎo)作用，但由于數(shù)據(jù)時(shí)間尺度問(wèn)題，流域地下水儲(chǔ)水量變化對(duì)抽水降深的影響不甚顯著［28］。

表4 海流兔河流域7—9月的陸地水儲(chǔ)量變化值Tab.4 Variation values of terrestrial water reserves in the Hailiutu River Basin from July to September

3.4 降水補(bǔ)給對(duì)降深的影響

降雨入滲補(bǔ)給是沙地潛水含水層的主要補(bǔ)給來(lái)源，由于包氣帶的制約，一般地下水補(bǔ)給總是滯后于降水事件［29-30］。監(jiān)測(cè)井水位變化表明（圖4），地下水位的上升與降水事件基本同時(shí)發(fā)生，而且兩者間存在明顯的滯后性響應(yīng)，雖然塔來(lái)烏蘇監(jiān)測(cè)井的水位在降水補(bǔ)給下無(wú)明顯變化，但區(qū)域降水必然補(bǔ)給了包氣帶，從而影響地下水位變化。根據(jù)流域附近的榆林站逐日降水顯示，7 月13 日開(kāi)始抽水的前3 d發(fā)生了有效連續(xù)降水，8月9日的前2 d有降水，8月29日的前5 d有降水，9月22日的前9 d存在連續(xù)有效降水。從圖5可以發(fā)現(xiàn)，抽水開(kāi)始前6 d的累計(jì)降雨量為：7月13日（94.1 mm）＆gt;8月9日（16.3 mm）＆gt;8月29日（12.2 mm）＆gt;9月22日（1.4 mm），其中8月9日抽水的前3 d 累計(jì)降雨量遠(yuǎn)大于其他3 次抽水，7月13 日和8 月9 日的前4 d 累計(jì)降雨量與其他2 次抽水的累計(jì)降雨最小差值超過(guò)了10 mm，7 月13 日和8月29日前5 d累計(jì)降雨量相差5.5 mm。通過(guò)對(duì)累計(jì)降水和水文地質(zhì)參數(shù)的對(duì)比表明：（1）有效連續(xù)降水距抽水開(kāi)始的時(shí)間與降深曲線及求解的導(dǎo)水系數(shù)存在明顯的相關(guān)性；（2）有效降水發(fā)生距抽水時(shí)間越近，同時(shí)段的抽水降深也越小，導(dǎo)水系數(shù)也越大；（3）距抽水開(kāi)始的前5 d累計(jì)降水量對(duì)抽水降深的差異具有決定性影響。

圖5 累計(jì)降雨氣泡圖Fig.5 Cumulative rainfall bubble diagram

結(jié)上所述，降水補(bǔ)給對(duì)降深的影響主要在于降水結(jié)束后，區(qū)域的降水入滲還在緩慢進(jìn)行，部分降水量還賦存在包氣帶內(nèi)，沒(méi)有完全補(bǔ)給地下水。隨后由于抽水導(dǎo)致的水位下降，包氣帶內(nèi)的穩(wěn)定持水性被破壞，大量富集在包氣帶內(nèi)的水開(kāi)始下滲補(bǔ)給飽和帶，導(dǎo)致距降水發(fā)生結(jié)束越近，沙地包氣帶的水量損耗就越小，對(duì)潛水的補(bǔ)給強(qiáng)度也就越大，從而使抽水降深過(guò)程產(chǎn)生了明顯的差異。

4 結(jié)論

通過(guò)對(duì)海流兔河流域多個(gè)地下水監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的水位及水力坡度和衛(wèi)星數(shù)據(jù)分析表明，潛水含水層在大尺度范圍內(nèi)的厚度、水動(dòng)力和地下水儲(chǔ)水量的變化，對(duì)松散第四系含水層的抽水降深基本沒(méi)有影響，空間尺度效應(yīng)對(duì)局地的抽水過(guò)程影響不大，賦存在沙地包氣帶的土壤水會(huì)導(dǎo)致水文地質(zhì)參數(shù)的計(jì)算結(jié)果存在差異。主要研究結(jié)論如下：

（1）通過(guò)引入Bland-Altman 法對(duì)4 次抽水降深過(guò)程曲線進(jìn)行了差異性評(píng)估，對(duì)兩兩抽水降深過(guò)程的對(duì)比得出7月13日和8月9日為一組的降深一致性強(qiáng)，8 月29 日和9 月22 日為一組的降深一致性更強(qiáng)，而7月13日、8月9日和8月29日、9月22日這兩組間存在明顯的差異。利用兩兩抽水過(guò)程分析的均值相對(duì)誤差，有效地定量判斷同一含水層的抽水降深過(guò)程差異性，以此來(lái)調(diào)整抽水試驗(yàn)。

（2）利用抽水井附近觀測(cè)井記錄的逐小時(shí)地下水位降深估算得到海流兔河流域及其周邊第四系砂質(zhì)含水層的導(dǎo)水系數(shù)變化范圍為4.00～4.66 m2·h-1，給水度變化范圍為0.07～0.13。受觀測(cè)井類型及數(shù)據(jù)記錄頻率和潛水含水層恢復(fù)時(shí)間的影響，Neuman模型恢復(fù)水位法得到的導(dǎo)水系數(shù)變化范圍為3.00～3.81 m2·h-1。

（3）沙地降水對(duì)包氣帶的補(bǔ)給是潛水含水層抽水試驗(yàn)存在差異的主要因素，且在有效降水結(jié)束后的4 d仍存在影響。因此對(duì)于水循環(huán)密切的松散潛水含水層抽水試驗(yàn)，求解其水文地質(zhì)參數(shù)時(shí)還要考慮降水對(duì)包氣帶含水量的垂向補(bǔ)給作用，抽水試驗(yàn)最好選取降水結(jié)束后的4～5 d進(jìn)行。