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摘要:
随着南水北调工程的实施及地下水压采工作的落实，华北平原局部地下水位逐步回升，然而地下水均衡要素变化趋势及其对生态环境的影响缺乏系统研究。以华北平原典型区域南水北调受水区保定平原为例，采用水均衡法计算地下水补给项和排泄项，应用因子分析法分析1975—2019年地下水均衡要素变化的原因，根据最优开采系数法计算地下水可采资源量和压采资源量，为研究区地下水资源的开发利用与调控奠定基础。结果表明：近40 a来，保定平原地下水补给量小于排泄量，总体呈负均衡状态，主要发生变化的地下水均衡要素有渠灌入渗、渠系渗漏、井灌回归、河道渗漏、降水入渗和人工开采；人类活动是影响地下水均衡要素变化的主要原因，其贡献率为77.20%；2011—2019年地下水储水量逐渐增多，此时地下水水位埋深增加速率减小、地下水水位降落漏斗面积逐渐减小、白洋淀湿地面积逐步恢复；保定平原地下水资源的最优开采系数为0.64，地下水可开采资源量和压采量的范围分别为8.89×108 ~11.35×108 m3/a和2.68×108~5.14×108 m3/a。研究成果可为相似地区地下水资源和生态环境可持续发展提供科学依据。
Abstract:With the implementation of the South-North Water Diversion Project and the implementation of groundwater suppression, the local groundwater levels in the North China Plain have gradually rebounded. However, there is a lack of systematic studies of the trends of groundwater balance elements and their impacts on the ecological environment. This paper takes the Baoding Plain, a typical area in the North China Plain, as an example, and uses the water balance method to calculate the groundwater recharge and discharge terms, applies the factor analysis method to analyze the causes of the changes in groundwater balance elements from 1975 to 2019, and calculates the amount of recoverable and suppressed groundwater resources by using the optimal exploitation coefficient method, which provides a basis for the development and utilization of groundwater resources in the study area. The results show that in the past 40 years, the groundwater recharge term was smaller than the discharge term in the Baoding Plain, which is in a negative equilibrium state, and the main change elements are canal irrigation infiltration, canal system seepage, well irrigation return, river seepage, rainfall infiltration and artificial exploitation. The main factor affecting the change of groundwater equilibrium elements is human activity, with a contribution rate of 77.2%. After the groundwater recharge and discharge imbalance is slowed down, the increase of groundwater level burial depth becomes smaller, the area of groundwater level depression cone gradually decreases, and the area of the Baiyangdian wetland gradually recovers. The optimal exploitation coefficient of groundwater resources in the Baoding Plain is determined to be 0.64, the exploitable groundwater resources range from 8.89×108 to 11.35×108 m3/a, and the amount of compression exploitation ranges from 2.68×108 to 5.14×108 m3/a. The research results can provide a scientific basis for the sustainable development of groundwater resources and ecological environment in similar areas.
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在干旱半干旱地区，地下水是淡水资源的主要来源[1-2]，约43%的消耗性灌溉用水来自于地下水[3]。此外，地下水供应全球约50%的饮用水和40%的工业用水，保障了许多地区经济社会的发展[4]。近些年来，受极端气候和人类活动的影响，地下水资源构成发生变化[5-6]，导致地下水补排失衡，造成了地下水位持续下降、地下水水位降落漏斗增加、含水层疏干等问题[7-8]。
地下水均衡要素分为补给项和排泄项，二者之间的数量关系影响着地下水资源储存量，表现为地下水水位的动态变化。自20世纪70年代以来，已有学者对地下水水位动态演变进行了系列研究，Wang等[9]研究发现，关中盆地降水量的减少和人工开采量的增加导致地下水水位持续下降。近几年，大量学者定量分析了气候变化和人类活动影响下地下水均衡要素的演变趋势[10-15]，结果表明，地下水均衡要素的变化主要受气候和人类活动的共同作用，其变化幅度因水文地质条件的差异而不同[16-18]。针对地下水均衡要素多元性和演化的复杂性，解析典型地区地下水均衡要素演化机制与驱动力显得尤为重要。
华北平原是我国最大的地下水水位降落漏斗区，地下水开采量较大，前人对该地区地下水的研究大多聚焦于地下水水位演变[19]、地下水水位动态特征类型[20-21]，以及水位变化所引起的地质环境问题[22]。如赵玉峰等[23]通过主成分分析法揭示了产业产值、耕地面积、有效灌溉面积等社会经济因素是京津冀西北地区地下水资源变化的主要原因；张福洋等[24]通过灰色关联分析法研究发现1975—2010年保定平原区的地下水水位总体为下降趋势，其主要影响因素是地下水开采；杨会峰等[19]在研究华北平原近40 a来的地下水水位变化特征的基础上，提出长期采补失衡形成的地下水水位降落漏斗仍需实施相关治理及修复措施；赵瑞科[25]研究发现由于近年来人类大量开采地下水，保定平原大部分地区的地下水资源承载力已接近饱和值；靳博文等[26]在分析地下水生态环境问题的基础上，提出了保定平原地下水生态水位埋深阈值，即从山前地带拒马河冲洪积扇群与漕河—瀑河冲洪积扇群、唐河—大沙河冲洪积扇群、冲积平原、冲湖积平原的地下水生态水位埋深范围分别为10～15 m、5～10 m、3～5 m、小于3 m。然而，针对华北平原地下水超采区综合治理后的地下水均衡要素变化解析研究比较薄弱。
因此，本文选择南水北调的受水区保定平原为研究对象，分析1975—2019年的地下水均衡要素变化特征及其生态效应，计算该区域地下水可开采资源量和压采量，为华北平原地下水资源开发利用和环境保护提供科学依据。
1. 研究区概况
研究区位于河北省保定平原，面积约10 994.6 km2；区内主要河流有漕河、府河、清水河、唐河等，根据研究区地貌单元及水文地质条件不同，划分了水文地质亚区，见图1。研究区属于温带半湿润半干旱大陆性季风气候[27]，多年平均气温为12.6 ℃，多年平均降雨量为550.9 mm，多年平均蒸发量为1728 mm，多年平均水资源总量为17.66×108 m3，其中，地下水资源量为16.13×108 m3[27]，占水资源总量的91.34%。
图 1. 研究区水文地质分区及河流水系图Figure 1. Hydrogeological zoning and river systems in the study area研究区山前地带第四系沉积物较薄，含水层岩性以粗砂和卵砾石为主，有利于大气降水入渗以及地下水的侧向径流。从山前到白洋淀，以粗颗粒为主的含水层岩性逐渐变细，具体岩性特征如图2所示。研究区松散沉积物自上而下划分为4个含水岩组，由于第Ⅰ含水岩组厚度较小，多未单独开采，且第Ⅰ含水岩组与第Ⅱ含水岩组之间水力联系密切，为统一的含水体，故浅层地下水主要由第Ⅱ含水岩组构成；第Ⅲ、Ⅳ含水岩组划分为深层地下水，其中第Ⅲ含水岩组为本区深层地下水的主要开采层，第Ⅳ含水岩组因水文地质条件差，且层位相对较深，开采强度不大。
地下水补给以降水入渗为主，其他补给来源有侧向流入、井灌回归、渠灌入渗、渠系渗漏、河道渗漏和白洋淀渗漏；地下水排泄以人工开采为主。本文中的地下水均衡要素是指与当地降水和地表水体有直接水力联系、参与水循环且可以逐年更新的浅层地下水资源。
2. 数据来源与研究方法
2.1 数据来源及数据处理
2.1.1 数据来源
气象水文资料、地下水资源实际开采量等数据来源于保定市水资源公报。文中计算各均衡要素所涉及到的降水入渗系数、灌溉回归系数、河道渗漏系数、含水层渗透系数来源于课题组的野外原位水文地质参数试验。水文地质参数分区主要参考了前人的研究成果[27]。耕地面积、节水灌溉面积等数据源自于保定市统计年鉴。
2.1.2 数据处理
选取资料较全的年份（1975、1985、2006、2011、2019年），根据已知年份的气象水文资料、农业用水资料和水文地质参数[27-28]，采用均衡要素计算公式[27]，分别计算得到研究区的降水入渗补给量、井灌回归量、渠灌入渗量、渠系渗漏量、河道渗漏量、白洋淀渗漏量、侧向流入量、侧向流出量、潜水蒸发量，计算结果如表1所示。
表 1. 研究区浅层地下水均衡要素及其占比Table 1. Shallow groundwater balance elements and percentage in the study area均衡要素 1975年 1985年 2006年 2011年 2019年 数量
/（108 m3）占比
/%数量
/（108 m3）占比
/%数量
/（108 m3）占比
/%数量
/（108 m3）占比
/%数量
/（108 m3）占比
/%补给项 降水入渗 14.66 72.87 16.95 78.69 9.13 67.35 13.56 69.96 10.83 76.33 井灌回归 2.49 12.38 2.06 9.56 1.66 12.22 1.59 8.22 0.47 3.31 渠灌入渗 0.18 0.89 0.15 0.70 0.22 1.62 0.10 0.49 0.02 0.14 渠系渗漏 0.46 2.29 0.39 1.81 0.55 4.03 0.26 1.32 0.05 0.35 河道渗漏 0.57 2.83 0.45 2.09 0.42 3.10 1.79 9.26 0.50 3.52 白洋淀渗漏 0.22 1.09 0.00 0.00 0.04 0.31 0.01 0.06 0.25 1.76 侧向流入 1.54 7.65 1.54 7.15 1.54 11.37 2.07 10.69 2.07 14.59 合计 20.12 100 21.54 100 13.56 100 19.38 100 14.19 100 排泄项 侧向流出 0.35 1.65 0.35 1.28 1.61 5.13 1.35 5.18 1.35 8.78 人工开采 20.70 97.36 27.10 98.02 29.74 94.87 24.71 94.82 14.03 91.22 潜水蒸发 0.21 0.99 0.19 0.70 合计 21.26 100 27.65 100 31.35 100 26.06 100 15.38 100 地下水储存量的
变化量−1.14 −6.11 −17.79 −6.68 −1.19 注：表中空白表示未测，其余表中空白同此解释。 | Show Table
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2.2 研究方法
2.2.1 水均衡法
根据已知地下水均衡要素数据，利用水均衡法计算地下水储存量的变化量，分析不同年份地下水均衡要素的变化。
ΔQ=Q补−Q排 (1) Q补=Q降水入渗+Q井灌回归+Q渠灌入渗+Q渠系渗漏+Q河道渗漏+Q白洋淀渗漏+Q侧向流入 (2) Q排=Q人工开采+Q侧向流出+Q潜水蒸发 (3) 其中，
ΔQ为 地下水储存量的变化量，式中所涉及的水均衡要素的单位均为108 m3·a−1。2.2.2 主因子分析法
主因子分析是在众多的因素中，从原始变量相关矩阵内部的依赖关系出发，把一些具有错综复杂关系的变量表示成少数的公共因子和仅对某一个变量有作用的特殊因子的线性组合。研究的关键是从数据中提取对变量起解释作用的少数公共因子[29]，具体步骤为：
（1）采用标准差法对1975、1985、2006、2011、2019年的数据进行标准化处理。
（2）对标准化的数据进行处理，得出其相关系数矩阵R，进行KMO（Kaiser-Meyer-Okin）和Bartlett球形统计量检验，当2组数据的KMO值小于等于0.5时，对其进行剔除，当检验2组数据KMO值均大于0.5，可进行因子分析。
（3）计算主成分特征值
λi ，方差贡献率ei=λi/∑λi 及累积贡献率Em=∑ei 。累积贡献率反映的是前n个主成分总的贡献率，Em 越大表明综合信息的能力越强。选取累积贡献率大于85%或者特征值大于1的因子作为主成分。（4）计算出1975—2019年的主因子载荷矩阵，根据主因子载荷矩阵确定出前n个主成分，根据特征向量及专业知识对其进行合理解释。
2.2.3 开采系数法
为了确定研究区地下水资源的压采量范围，根据水量平衡原理，地下水的压采量可表示为：
Q压采=Q实际开采−Q可采资源 (4) 式中：
Q压采 ——地下水资源的压采量/（108 m3·a−1）；Q实际开采 ——地下水资源的实际开采量/（108 m3·a−1）；Q可采资源 ——生态约束下的地下水可开采资源量/ （108 m3·a−1）。地下水的实际开采量已知，需要确定地下水可开采资源量。假设将地下水位控制在一个合理的区间，在这个区间内可达到地下水资源开发利用与生态环境协调发展，将该区间内的地下水水位设为生态水位，其对应的天然补给量为生态水位下的天然补给量。为了计算地下水可开采资源量，引入参数α 值，本文认为历史平均开采量与生态水位下的平均天然补给量的比值为开采系数
α ：α=Q历史平均开采量Q生态水位下的平均天然补给量 (5) 式中：
Q历史平均开采量 ——历史多年平均地下水开采资源量/ （108 m3），取1959—1982年多年平 均值；Q生态水位下的平均天然补给量 ——历史多年平均地下水天然 补给量/（108 m3）。当α≥1，表示天然补给量全部被开采；当α=0，表示天然补给量没有被开采；当0<α<1，表示部分天然补给量被开采。
根据水均衡原理，地下水可采资源量为：
Q可采资源=ΔQ补+ΔQ排+μFΔhΔt (6) 式中：
μFΔhΔt ——含水层储存量的变化量/（108 m3·a−1）。其中，
ΔQ补 是开采时袭夺的各种额外补给量，研究区内的ΔQ补 很小，不予考虑；ΔQ排 是含水系统因开采而减少的天然排泄量，也称为开采截取量，这部分水量的最大极限等于天然排泄量，在多年平均意义上接近于天然补给量[30]。因此，地下水资源可开采量可表示为：
Q可采资源=ΔQ排+μFΔhΔt=Q生态水位下的平均天然补给量的减少量+μFΔhΔt=αQ′生态水位下的天然补给量+μFΔhΔt (7) 式中：
Q′生态水位下的天然补给量 ——多年平均地下水资源天然 补给量/（108 m3），取1975— 2019年多年平均值。3. 结果
3.1 地下水均衡要素变化特征
根据水均衡法计算结果，典型年份1975年（枯水年）、1985年（丰水年）、2006年（枯水年）、2011年（丰水年）、2019年（平水年）研究区地下水储存变化量分别为−1.14×108，−6.11×108，−17.79×108，−6.68×108，−1.19×108 m3，均为负均衡状态。
从地下水资源补排项要素动态变化分析，补给量的整体变化趋势为先下降后上升，排泄量的总体变化趋势则为先上升后下降。各均衡要素情况如表1和表2所示，在补给项中，降水入渗、井灌回归和侧向流入的占比较大。1975—2019年，降水入渗呈现先上升后下降的变化趋势；井灌回归量持续下降，2019年相较于2011年，减小幅度最大，为70.50%；侧向流入量先增加后减少，2006年相较于1985年、2011年相较于2006年，增加幅度分别为0.13%、34.36%；其他各补给项要素变幅如表2所示。在排泄项中，人工开采占比最多，整体变化呈先上升后下降的趋势，1985年相较于1975年、2006年相较于1985年，人工开采量分别上升30.92%、9.74%，其中，2006年的人工开采量达到最大值（29.74×108 m3）；2011年相对于2006年、2019年相对于2011年人工开采量分别下降16.91%、43.22%。
表 2. 研究区浅层地下水均衡要素变化Table 2. Changes of groundwater balance elements of the shallow groundwater in the study area均衡要素 变幅/% 1975—1985 1985—2006 2006—2011 2011—2019 补
给
项降水入渗 15.62 −46.14 48.53 −20.14 井灌回归 −17.27 −19.54 −3.86 −70.50 渠灌入渗 −16.67 46.67 −56.73 −78.99 渠系渗漏 −15.22 40.00 −53.21 −80.43 河道渗漏 −21.05 −6.67 327.34 −72.14 白洋淀
渗漏−100.00 −72.00 2000.84 侧向流入 0.00 0.13 34.36 −0.09 排
泄
项侧向流出 1.29 353.99 −16.06 −0.07 人工开采 30.92 9.74 −16.91 −43.22 潜水蒸发 −7.90 −100.00 | Show TableDownLoad:
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3.2 均衡要素变化的驱动力识别
采用因子分析法分析地下水均衡要素变化的主导要素，1975—2019年影响补给项的主要驱动因子的特征值及贡献率如表3所示，主要驱动因子对应的载荷矩阵见表4。
表 3. 补给项主要驱动因子特征Table 3. Initial eigenvalue, contribution rate and cumulative contribution rate of the main driving factors of recharge items成分 初始特征值 贡献率/% 累积贡献率/% 成分1 3.818 54.54 54.54 成分2 1.587 22.66 77.20 成分3 1.162 16.60 93.80 | Show TableDownLoad:
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表 4. 补给项主要驱动因子载荷矩阵Table 4. Load matrix of the main driving factors of recharge items均衡要素 成分1 成分2 成分3 降水入渗 0.348 −0.064 0.935 井灌回归 0.906 −0.011 0.295 渠灌入渗 0.957 0.063 −0.309 渠系渗漏 0.957 0.068 −0.277 河道渗漏 −0.131 0.940 −0.039 白洋淀渗漏 −0.448 −0.751 −0.127 侧向流入 −0.919 0.355 0.105 | Show TableDownLoad:
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根据表3和表4可知，在地下水的补给项中，初始特征值大于1的有3个因子。第1个因子与井灌回归、渠灌入渗和渠系渗漏呈明显正相关，这些均衡要素均与农田灌溉密切相关，故该因子为农田灌溉因子，贡献率为54.54%。第2主因子为河道渗漏，贡献率为22.66%，即河道径流入渗量也是地下水补给量发生变化的关键要素。第3主因子是降水入渗，贡献率为16.60%，尽管降水入渗是地下水补给的重要来源，但近几十年来研究区大气降水基本稳定[31-32]，故该因子对地下水补给量变化的影响相对较小。3个因子累积贡献率达到93.80%。排泄项的要素只有3个，无需采用因子分析法，根据地下水排泄项变化的结果可得人工开采为主要因素。
4. 讨论
4.1 地下水均衡要素变化的水文生态效应
4.1.1 局部水循环加快
保定平原地下水均衡要素变化的正效应为局部水循环变快。降水入渗通过包气带补给地下水，参与大气水-土壤水-地下水“三水”转化过程[33]，除了入渗补给地下水的水量外，还有一部分形成了地表径流，通过河道渗漏补给地下水。受人类活动影响，当适量开采地下水时，会释放储水空间，加快包气带的入渗速率，从而加快整个水循环过程。
4.1.2 地下水水位埋深加大
1975—2019年，地下水各均衡要素变化的直接结果是地下水的总补给量不断减少，总排泄量不断增加，导致地下水水位埋深变大，地下水水位下降，如图3所示。如1975年整个研究区平均地下水水位埋深为5.02 m，1975—1985年地下水水位埋深增加的速率为0.494 m/a，到1985年，较原来的水位埋深增加98.4%；1985—2006年地下水水位埋深增速为0.539 m/a，增加的幅度为131.52%； 2006—2011年，水位埋深增速为0.502 m/a，增幅变为11.8%，呈现出缓慢加大的状态；2011—2019年，水位埋深增加速率为0.328 m/a，增幅为11%，增加幅度持续变小。
4.1.3 地下水水位降落漏斗
1975年研究区内地下水水位埋深大多介于0～20 m之间，研究区内形成了一亩泉漏斗和保定漏斗[17，34]，漏斗面积分别为50.0，43.5 km2；到2006年，研究区内多数区域地下水水位埋深为10～30 m，少数区域为40～50 m，白洋淀附近埋深较浅（5～10 m），一亩泉漏斗面积增加到180 km2。2006—2011年，研究区内各区域地下水水位埋深持续增加，大多数区域地下水水位埋深为20～30 m，最大地下水水位埋深达到40～50 m，白洋淀附近的地下水水位埋深也增加到10～15 m，一亩泉漏斗面积增加了28 km2（图4）。同时，从2000年开始，上游各大水库开始引水入市，2000—2006年年均引水量为1.14×108 m3；到2006年，人工开采地下水量减少2.04×108 m3，保定漏斗面积减小为25.25 km2；2006—2011年又减小了14.45 km2[35]。由于外调水源生态补水，研究区内地下水水位有小幅回升趋势，但区域内最大地下水水位埋深仍介于30～40 m之间，地下水水位降落漏斗依然存在。
4.1.4 白洋淀湿地面积逐步恢复
受地下水开采量变化的影响，当地下水开采量逐渐增大时，地下水位不断下降，白洋淀湖水位开始高于地下水位，白洋淀渗漏补给地下水，导致湖面面积减少和水位下降。1970—2019年白洋淀湿地面积及湖水位变化如图5所示，整体呈先急剧下降后缓慢上升的趋势，湿地面积整体萎缩了2.42%，湖面水位下降了1.28 m，降幅为16.39%。1970—1989年，地下水开采量不断增加，白洋淀湿地面积不断萎缩，湖水位逐渐下降，1980—1989年间甚至出现了干淀期，湿地面积萎缩了83.96%，水位下降了3.34 m，降幅为42.77%；1980—1989年湿地面积平均为16.2 km2，湖面水位标高平均为4.47 m；1990年后，随着白洋淀生态补水工程的实施，湿地面积逐步增加，水位也呈现回升趋势，2018年白洋淀湿地面积已经达到140 km2，水位上升到7.4 m。
4.2 地下水均衡要素演变驱动力分析
由主因子分析结果可知，影响保定平原地下水均衡变化的主要要素是井灌回归、渠系渗漏、河道渗漏、降水入渗和人工开采，根据各成分贡献率可知，人类活动的贡献率为77.20%，气候变化的贡献率为16.60%，人类活动的影响大于气候变化，这与前人对华北平原的研究结果相吻合[33，36-37]。前人对新疆玛纳斯地区地下水动态变化的研究表明，引起地下水均衡变化的主要要素是渠系渗漏、田间灌溉入渗、河道渗漏和地下水开采[10-12]，这些要素受人类活动主导。相似的研究结果说明，近些年在地下水均衡变化的过程中，人类活动为影响地下水均衡变化的主要诱因。
4.2.1 人类活动驱动下的地下水均衡要素演变分析
（1）渠道引水和防渗对渠系渗漏量的影响
1983—1987年白洋淀处于干淀期，为了缓解白洋淀干淀危机[38-39]，开始从山区内各大水库向白洋淀实施引水工程，经过多个干渠汇入白洋淀[40]，渠首引水量变化如图6所示，1981年引水量较少，为0.13×108 m3，1981年以后，引水量不断加大。1985—2006年，渠首引水量增加1.00×108 m3，渠系渗漏量增加0.16×108 m3；2006—2011年，渠首引水量减少0.53×108 m3，渠系渗漏量减少0.29×108 m3。2014年南水北调引水工程建成投入使用，虽然引水量增加为1.19×108 m3，但随着渠道防渗技术的提高，以及对渠道维护的加强，渠系水利用系数提高，渠道渗漏能力下降，渗漏补给地下水量减少为0.21×108 m3，渠系渗漏量的变化受渠首引水和渠道防渗的共同驱动。
图 6. 1980—2019年研究区内渠首引水量变化Figure 6. Changes of water diversion volume of the canal head in the study area from 1975 to 2019（2）河流径流变化对河道渗漏量的影响
不同水文站点的径流量变化趋势相同，整体均呈下降趋势，如图7所示。1975年各个水文站的径流量最大，新盖房水文站的年径流量达到了7.03×108 m3。1975—1985年，地方政府开始加固和扩建研究区上游各大、中型水库，导致上游来水量减少，各个水文站年径流量平均减少3.1×108 m3，河道年渗漏量减少0.12×108 m3。1990年后，白洋淀附近的主要河道开展整治工作，河道硬质化现象突出，多条河流出现了断流现象，各个水文站年径流量平均减少1.38×108 m3，河道年渗漏量减少0.03×108 m3。2010年以后，受白洋淀补水工程影响，上游来水量变大，河道径流量增加1.33×108 m3/a，河道渗漏量增加0.08×108 m3/a。
图 7. 1975—2019年研究区内不同水文站径流量变化Figure 7. Runoff variations of different hydrological stations in the study area from 1975 to 2019（3）耕地面积和节水灌溉面积对地下水开采量的影响
保定平原农业灌溉地下水水源占地下水开采量的80%以上，由图8、9可知，农业灌溉地下水开采量呈先上升后下降的趋势，耕地面积和节水灌溉面积变化趋势与地下水开采量具有较好的相关关系。1975—2019年耕地面积和节水灌溉面积变化如图8、图9所示，耕地面积整体呈现先上升后下降的趋势，1975年研究区内耕地面积为8 447.71 km2，1975—1985、1985—2006年耕地面积分别增加379.57，36.33 km2，增幅分别为4.49%、0.41%。地下水开采量在1975—2006年也持续增加，增加幅度与耕地面积增幅相差不大，两者变幅基本一致。2006—2011和2011—2019年耕地面积分别减少457.69，299.25 km2，减小幅度分别为5.16%、3.56%。20世纪90年代开始逐渐引入喷滴灌、低压灌溉、渠道防渗等节水灌溉技术[41]，节水灌溉面积不断增加。2006—2011、2011—2019年节水灌溉面积分别增加341.19，761.8 km2，增加幅度分别为10.43%、21.09%。因此20世纪90年代后，耕地面积减少和节水灌溉面积增加共同驱动地下水开采量的演变。
图 8. 研究区内耕地面积变化和节水灌溉面积变化Figure 8. Changes in arable land area and water-saving irrigation area in the study area4.2.2 降水变化驱动下的地下水均衡要素演变分析
由1975—2019年降水量可知，降水量整体呈下降趋势，但变幅不明显，如图10所示。1975—1985年降水量增加225.6 mm，降水入渗量增加2.29×108 m3。1995—2000年期间出现了干旱年份[32]，降水量开始减少。1985—2006年降水量减少225.5 mm，降水入渗补给地下水量减少7.82×108 m3。 2006—2011年降水量增加281.1 mm，降水入渗补给量增加4.43×108 m3。2011—2019年降水量减少127.3 mm，降水入渗补给量减少2.73×108 m3。受人工开采地下水的影响，地下水水位大幅度下降，包气带水分截流能力增强，导致降水入渗补给量变少。
4.3 基于生态的地下水资源开采调控
在自然因素和人为因素的共同作用下，地下水均衡要素发生了变化，引起了一系列的水文生态负效应，需对地下水开采进行合理调控。
1959—1982年间，地下水开采量较小、采补平衡、地下水与河水和白洋淀之间的转化关系基本保持天然状态；在此期间地下水开采量对研究区的地下水环境影响很小，生态格局未发生大的变化，地下水流场基本维持天然状态[26]。因此认为该时间段内的地下水水位为生态水位。
生态水位下的地下水开采资源量多年平均为9.94×108 m3（1959—1982年），地下水资源天然补给量多年平均为15.53×108 m3（1959—1982年）。利用式（5）计算得到开采系数α为0.64。1959—1982年期间地下水开采量对研究区的地下水环境影响很小，因此，在此期间地下水流场基本维持天然状态[26]，故认为该开采系数为维持保定平原地下水生态水位的最优开采系数。地下水资源天然补给量为9.94×108 m3/a（1975—2019年），结合式（7）得到研究区的可开采资源量为8.89×108～11.35×108 m3/a，即为生态约束下的地下水可开采量。2004年，保定市第二次水资源评价中计算得到的保定平原的地下水可开采量为15.34×108 m3。与前人评价结果相比，生态水位约束下的地下水可开采量偏小。
在地下水开采比较严重的区域，已形成较大的地下水水位降落漏斗，为了恢复该区域稳定的生态格局，地下水可采资源量只能达到计算结果的最小值；对于受人类活动影响较小且地下水资源较为丰富的区域，在维持生态格局稳定的前提下，地下水可采资源量可以达到计算结果的最大值。
2019年研究区实际开采量为14.03×108 m3，在实际开采情况的基础上，压采量为2.68×108～5.14×108 m3。根据各行政区的多年平均（1975—2019年）地下水天然补给量，利用式（7）计算得到各行政区的地下水资源量可开采范围，对比2019年各行政区的实际地下水开采量，通过式（4）计算得到各行政区的地下水压采量。计算结果如图11所示，定兴、清苑、定州是最需要进行地下水压采的地区，地下水资源的压采量为4000×104～5000×104 m3；其次是涿州；压采量较小的地区主要位于太行山前，压采量为500×104～1000×104 m3。
图 11. 研究区内各行政区地下水压采范围Figure 11. Groundwater compression exploitation scope of each administrative region in the study area对于农灌区，通过优化灌溉方式，压采地下水资源量，如在白洋淀附近地下水位相对较高的地区，采用先进的节水技术可合理利用地下水进行灌溉。对于地下水开采量接近可开采量的区域，或者开采地下水可能引发地质灾害或者生态损害的区域，划定地下水限采区[42]；根据水利部划定的禁采区，对于已发生严重的地面沉降、地裂缝等地质灾害区域，应当划为地下水禁采区，并杜绝利用地下水进行灌溉，可采用地表水以大水漫灌的方式进行灌溉，以促进地下水水位的恢复，涵养地下水源。
5. 结论
（1）自1975年以来，保定平原的地下水补给量小于排泄量，属于负均衡状态，地下水水位变化呈先急剧下降后缓慢上升趋势。通过因子分析法分析了1975—2019年补给项的变化，得出井灌回归、渠灌入渗和渠系渗漏的贡献率为54.54%，河道渗漏的贡献率为22.66%，降水入渗的贡献率为16.60%。排泄项的主要变化要素是人工开采。地下水均衡要素的变化造成研究区的地下水水位埋深持续增加，形成地下水水位降落漏斗。白洋淀湿地面积整体萎缩2.42%、水位整体下降1.28 m。
（2）生态补水工程的实施以及渠道防渗技术的提高使得1985—2019年的渠系渗漏量先增加后减少。河道以及上游水库的加固和维护导致1975—2006年的河道渗漏量不断减少。白洋淀生态补水工程实施后，2006—2019年的河道渗漏量逐渐增加。耕地面积的增加使得1975—2006年的地下水开采量不断增加。1990年以后，耕地面积的减少和节水灌溉面积的增加驱动地下水开采量不断变小。
（3）生态水位约束下的多年平均地下水可开采资源量为8.89×108～11.35×108 m3，在现有地下水资源量开采基础上，2019年的地下水资源压采量为2.68×108～5.14×108 m3。
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表 1 研究区浅层地下水均衡要素及其占比
Table 1. Shallow groundwater balance elements and percentage in the study area
均衡要素 1975年 1985年 2006年 2011年 2019年 数量
/（108 m3）占比
/%数量
/（108 m3）占比
/%数量
/（108 m3）占比
/%数量
/（108 m3）占比
/%数量
/（108 m3）占比
/%补给项 降水入渗 14.66 72.87 16.95 78.69 9.13 67.35 13.56 69.96 10.83 76.33 井灌回归 2.49 12.38 2.06 9.56 1.66 12.22 1.59 8.22 0.47 3.31 渠灌入渗 0.18 0.89 0.15 0.70 0.22 1.62 0.10 0.49 0.02 0.14 渠系渗漏 0.46 2.29 0.39 1.81 0.55 4.03 0.26 1.32 0.05 0.35 河道渗漏 0.57 2.83 0.45 2.09 0.42 3.10 1.79 9.26 0.50 3.52 白洋淀渗漏 0.22 1.09 0.00 0.00 0.04 0.31 0.01 0.06 0.25 1.76 侧向流入 1.54 7.65 1.54 7.15 1.54 11.37 2.07 10.69 2.07 14.59 合计 20.12 100 21.54 100 13.56 100 19.38 100 14.19 100 排泄项 侧向流出 0.35 1.65 0.35 1.28 1.61 5.13 1.35 5.18 1.35 8.78 人工开采 20.70 97.36 27.10 98.02 29.74 94.87 24.71 94.82 14.03 91.22 潜水蒸发 0.21 0.99 0.19 0.70 合计 21.26 100 27.65 100 31.35 100 26.06 100 15.38 100 地下水储存量的
变化量−1.14 −6.11 −17.79 −6.68 −1.19 注：表中空白表示未测，其余表中空白同此解释。
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表 2 研究区浅层地下水均衡要素变化
Table 2. Changes of groundwater balance elements of the shallow groundwater in the study area
均衡要素 变幅/% 1975—1985 1985—2006 2006—2011 2011—2019 补
给
项降水入渗 15.62 −46.14 48.53 −20.14 井灌回归 −17.27 −19.54 −3.86 −70.50 渠灌入渗 −16.67 46.67 −56.73 −78.99 渠系渗漏 −15.22 40.00 −53.21 −80.43 河道渗漏 −21.05 −6.67 327.34 −72.14 白洋淀
渗漏−100.00 −72.00 2000.84 侧向流入 0.00 0.13 34.36 −0.09 排
泄
项侧向流出 1.29 353.99 −16.06 −0.07 人工开采 30.92 9.74 −16.91 −43.22 潜水蒸发 −7.90 −100.00
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表 3 补给项主要驱动因子特征
Table 3. Initial eigenvalue, contribution rate and cumulative contribution rate of the main driving factors of recharge items
成分 初始特征值 贡献率/% 累积贡献率/% 成分1 3.818 54.54 54.54 成分2 1.587 22.66 77.20 成分3 1.162 16.60 93.80
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表 4 补给项主要驱动因子载荷矩阵
Table 4. Load matrix of the main driving factors of recharge items
均衡要素 成分1 成分2 成分3 降水入渗 0.348 −0.064 0.935 井灌回归 0.906 −0.011 0.295 渠灌入渗 0.957 0.063 −0.309 渠系渗漏 0.957 0.068 −0.277 河道渗漏 −0.131 0.940 −0.039 白洋淀渗漏 −0.448 −0.751 −0.127 侧向流入 −0.919 0.355 0.105
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1. 王丹，唐蕴. 拉萨市河谷平原区地下水位动态特征及影响因素. 地质通报. 2024(06): 971-983 . 
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