2. 河北省高校生态环境地质应用技术研发中心, 石家庄 050031;
3. 河北省水资源可持续利用与开发重点实验室, 石家庄 050031;
4. 河北省水资源可持续利用与产业结构化协同创新中心, 石家庄 050031;
5. 河北省地质资源环境监测与保护重点实验室, 石家庄 050031
2. Hebei Center for Ecological and Environmental Geology Research, Shijiazhuang 050031, China;
3. Hebei Province Key Laboratory of Sustained Utilization & Development of Water Resources, Shijiazhuang 050031, China;
4. Hebei Province Collaborative Innovation Center for Sustainable Utilization of Water Resources and Optimization of Industrial Structure, Shijiazhuang 050031, China;
5. Hebei Key Laboratory of Geological Resources and Environment Monitoring and Protection, Shijiazhuang 050031, China
0 引言
华北平原是我国三大平原之一，人口稠密，而水资源极度匮乏，水资源仅占到全国的1%[1]。藁城区位于华北平原西北部，紧邻河北省省会石家庄市市区，浅层地下水超采严重，地下水开采量占其总用水量的80%以上。长期以来大规模开发利用地下水，导致地下水水位大幅下降，严重制约了当地生态环境的健康发展以及农业的可持续发展[2]。地下水超采不仅在我国华北平原，还是在国外一些地区如美国大平原奥加拉拉、南非、印度干河谷等地，都是较严峻的问题。
近年来，国内外众多学者对地下水超采问题进行了研究：Wang等[3]利用水化学调查和小波分析等综合方法评估了气候变化和人类活动对关中盆地地下水系统和流域基流的影响；Zhang等[4]通过对华北平原过去60 a的气候变化趋势和极端气候特征，讨论了地下水对气候变化的响应特征；Fan等[5]通过GM(1，1)模型研究了拉萨市地下水动态变化，并得出人类活动导致了拉萨市地下水水位的下降；Patil等[6]采用Visual MODFLOW Flex软件对Hiranyakeshi流域建模，测量和评估了地下水资源，并定量分析了气候变化对地下水水位的影响；Lasagna等[7]通过相关性分析研究了意大利皮埃蒙特平原地下水对气候变化以及其他因素的响应；冯慧敏[8]采用了小波变换和模糊矩阵分析了石家庄地区地下水流场的演变和主要驱动因素；许月卿[9]通过建立投影寻踪回归模型，定量评价了各因素对京津冀以南河北平原地下水位的影响；史入宇等[10]通过开采系数法把藁城区划分为浅层地下水严重超采区，并对藁城地下水适宜水位展开了讨论；李雪等[11]通过对人类活动和气候条件的定量研究，通过主成分分析法得出逐渐加剧的人类活动是导致京津冀平原地下水水位持续下降的主要因素，其次是气候条件变化；赵自阳等[12]通过主成分分析与因子分析研究了宁夏水资源承载力；闫佰忠等[13]利用多变量LSTM神经网络，建立了泰安市岱岳区一水井地下水位预测模型。通过上述分析可知，众多学者在研究气候变化和人类活动与地下水关系时，利用了相关性分析、主成分分析或者是投影寻踪回归技术，但这些方法是建立在气候因素、人类活动与地下水位埋深有显著相关性的基础之上，对于相关性不显著的地区，这些方法并不适用。
本文以石家庄藁城区为研究区，首先通过P-Ⅲ型曲线确定降水序列的丰、平、枯年份，分析不同降水量情况下地下水埋深变化规律，再运用地下水开采潜力系数法和灰色关联度法对人工开采和地下水埋深的关系进行研究；以期解决气候因素、人工开采与地下水位变化相关性不显著问题，探讨气候变化和人类活动对藁城区地下水埋深变化的影响。
1 研究区概况藁城区位于河北省石家庄市中东部，地理坐标37°51′00″N—38°18′44″N，114°38′45″E—114°58′47″E，总面积836 km2，全区总人口约77.5万人。该区属于温暖带半湿润大陆性季风气候，多年平均降水量445.8 mm。境内河流属于海河流域子牙河及大清河水系，过境河流主要有滹沱河与磁河(图 1)。
|
| 图 1 石家庄市藁城区位置图(a)及水文地质图(b) Fig. 1 Location map(a)and hydrogeological map(b)of Gaocheng District in Shijiazhuang City |
|
|
藁城区地处太行山东麓滹沱河冲洪积平原，总地势西高东低，呈阶梯状展布，形成典型的山前倾斜平原地貌。区内第四系发育较为齐全，厚度由山前向东部逐渐变厚，最厚处达到了400 m左右。第四系地层由下到上依次为下更新统(Q1)、中更新统(Q2)、上更新统(Q3)和全新统(Q4)。藁城区主要开采松散岩类孔隙水，其为赋存于第四系及新近系顶部砂层、砾卵石层中的孔隙水，由于开采导致地下水埋深增大，浅层含水层厚度变薄，市区范围内包气带厚度达到50 m以上。区内浅层含水层组的分布规律为：水平方向上，浅层含水层由西向东，厚度由厚变薄，粒度由粗变细，层次由少变多，单层厚度变薄，包气带所含砂砾变少，富水性随之变弱，隔水层分布与含水层分布相反；垂直方向上，上部及下部砂层粒度较细，厚度较小，中部砂层粒度粗大，而且砂层厚度也比较大。依据含水层与弱透水层的分布状况与水动力条件的垂向变化，从开采利用的角度出发，将藁城区第四系划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ4个含水组，浅层含水组由第Ⅰ和第Ⅱ含水组组成，富水性中等，单位涌水量10~50 m3/(h·m)(图 1)。
藁城区地下水径流总体趋势为西北向东南流，水力坡度为1.70‰~1.88‰，地下水主要接受大气降水和侧向径流补给，排泄形式主要是人工开采和向南部、东部径流排泄，农业灌溉主要利用浅层地下水，用水量较大，区内浅层地下水埋深一般大于30 m。
2 数据来源和研究方法 2.1 数据来源本文的地下水位埋深数据采用了藁城区水务局在区内布设的监测井18 a数据资料；降水量、人工开采量等均来自石家庄市2001—2018年石家庄市水资源公报。
2.2 研究方法 2.2.1 P-Ⅲ型曲线首先利用藁城区近33 a的降水资料绘制P-Ⅲ型曲线，划分出降水偏丰年(降水保证率＜25%)、平水年(降水保证率25%~50%)、枯水年(降水保证率≥50%)[14]；再根据降水量和地下水埋深在时间序列的变化特征阐明不同降水年份下地下水埋深变化的特征。
2.2.2 地下水开采潜力系数法基于地下水可开采量和地下水现状开采量的关系[15]，利用地下水开采潜力系数法计算开采程度。地下水开采潜力系数法公式为
(1) 式中：P为地下水开采潜力系数；Qi为地下水可开采量，m3；Qj为地下水现状开采量[16]，m3。依据地下水开采潜力系数可以对地下水的潜力进行分级评价，结果见表 1。
该方法是以变量的数据序列为依据，用数学方法研究变量间的几何对应关系，如果序列曲线的几何形状越接近，则它们的灰色关联度越大，反之越小。即关联度最大的其评价对象最好。因此可以利用关联序对评价对象进行排序，再进行比较[18]。具体步骤如下：
1) 先根据分析目的确定分析指标体系，收集数据；再确定参考数据列和比较数据列，其中参考数据列反映系统的行为特征，比较数据列由影响系统的因素组成。
2) 对指标数据进行无量纲化处理。因为各个因素的含义都不一样，量纲也不相同，不方便比较，或者在比较时很难得到正确的结论。本文采用均值化法，即先求出各个序列的平均值，再用平均值除以对应的原始数据，得到均值化序列[19]。
3) 计算关联系数。参考序列记为{X0(k)}，比较序列记为{Xi(k)}，计算公式为
(2) 式中：ξi(k)为第i个因素第k个指标的关联系数，i=1，2，…，m，k=1，2，…，n，其中m为被评价对象的个数，n为指标的个数；ρ为分辨率，取值0.5；
关联度记作γi，计算公式为
(3) 式中，n为比较序列的长度，即指标个数。
4) 根据观察对象的关联序进行排序，得出分析结果，其可反映各个比较序列相对于参考序列的优劣关系。
3 结果分析 3.1 地下水埋深动态变化根据藁城区观测井资料绘制地下水位埋深年均值动态变化图(图 2)。由图 2可知，藁城区地下水埋深变化分为2个阶段：2001—2016年地下水埋深不断增大，从27.05 m增长到42.58 m，平均每年约增加1.00 m，其中2015—2016年埋深增幅达到最大，年增加量为2.77 m；2016年以后，地下水埋深开始减小，2018年地下水埋深为40.80 m，两年内共恢复了1.78 m，但仍大于2015年地下水埋深39.81 m。
|
| 图 2 藁城区年平均地下水埋深动态变化 Fig. 2 Dynamic changes of annual average groundwater depth in Gaocheng District |
|
|
图 3为藁城区2005年、2010年、2015年地下水水埋深分区图。由图 3可知：1)藁城区北部的增村镇与西关镇是地下水埋深相对较浅的区域，2005年处于20.00~25.00 m，2010年增加了5.00 m，达到了25.00~30.00 m，在2015年增加到了30.00~35.00 m；藁城区南部的贾市庄镇是地下水埋深相对较深的区域，2005年为30.00~40.00 m，2010年为35.00~45.00 m，在2015年为45.00~50.00 m。2)不同时期下，滹沱河北部的地下水埋深要普遍小于南部的地下水埋深，藁城区的南部是地下水埋深变幅最大，也是地下水开采程度最高的区域，地下水埋深呈现出北部埋深小、南部埋深大的特征。
|
| 图 3 2005(a)、2010(b)和2015(c)年藁城区地下水埋深分区变幅图 Fig. 3 Variation of groundwater depth in Gaocheng District in 2005(a), 2010(b) and 2015(c) |
|
|
依据P-Ⅲ型频率曲线得出降水保证率为25% 时降水量为557.9 mm(丰水年)，降水保证率为50%时的降水量为422.9 mm(枯水年)。图 4为丰、平、枯水年降水量与地下水埋深关系，图 5为降水量变化对地下水埋深变幅影响。由图 4、5可知：随着降水量的增大，藁城区地下水埋深的增长呈现减缓的趋势。
|
| 图 4 藁城区丰、平、枯水年降水量与地下水埋深关系 Fig. 4 Relationship between precipitation and groundwater depth in high, normal, low flow years of Gaocheng Distriot |
|
|
|
| 图 5 藁城区降水量变化对地下水埋深变幅影响 Fig. 5 Influence of precipitation change on the variation of groundwater depth in Gaocheng District |
|
|
除个别极端情况外，在降水量偏枯年份，藁城区地下水埋深变幅基本在0.80~1.50 m之间，经计算得知，连续枯水年份2001—2002，2005—2006，2014—2015年地下水埋深的增长速率分别为1.34、1.13和1.34 m/a。
在平水年份，地下水埋深的增长速率相比枯水年份有明显下降，缩小到0.30~1.20 m/a之间。连续平水年份2003—2004年地下水埋深的增长速率为1.13 m/a，相比于2001—2002枯水年，地下水埋深增长速率减少了0.21 m/a。
在丰水年份，除2016年地下水埋深增幅最大，地下水埋深增加速率在0.30~1.10 m/a之间。在丰水年份2008、2011、2013年，地下水埋深增长速率分别为0.40、1.03和0.34 m/a。
图 6为连续枯-平水年和连续丰-平水年地下水埋深变化特征图。由图 6可知：在3月份，随着春灌的开始，地下水埋深开始增加，6—7月份埋深达到最大值；7—8月份汛期来临，降水量迅速增加，地下水受到补给，埋深开始降低。在连续枯水年，主灌期(3—6月)的开采量远大于非主灌期(7—10月)的降水入渗补给量，地下水埋深持续增加，主灌期的地下水埋深增加速率为cm/d级，非主灌期的地下水埋深减少速率为mm/d级；在连续平水年，主灌期的开采量仍远大于非主灌期的降水入渗补给量，主灌期的地下水埋深增加速率为cm/d级，非主灌期的地下水埋深减少速率为mm/d级。
|
| a连续枯-平水年(2001—2004年)；b连续丰-平水年(2011—2013年)。 图 6 藁城区降水月尺度变化对地下水埋深的影响 Fig. 6 Influence of monthly preciptiation changes on groundwater depth in Gaocheng District |
|
|
在连续丰-平水年，主灌期的开采量仍大于非主灌期的降水入渗补给量，地下水埋深持续增长，主灌期的地下水埋深增加速率为cm/d级，非主灌期的地下水埋深减少速率为mm/d级。
3.3 开采变化对地下水埋深的影响依据地下水开采潜力系数法，绘制出藁城区地下水开采程度评价表(表 2)。由表 2可知，2005—2009年藁城区地下水可开采量为0.549 5~1.188 6亿m3/a，现开采量为2.137 1~3.461 6亿m3/a，开采潜力系数为0.16~0.44；2011—2014年藁城区地下水可开采量为1.099 3~1.463 6亿m3/a，现开采量为2.842 2~3.055 5亿m3/a，可开采潜力系数为0.37~0.48；2015—2018年藁城区地下水可开采量为0.883 0~2.429 0亿m3/a，现开采量为2.336 6~3.129 3亿m3/a，可开采潜力系数为0.28~0.63。藁城区地下水一直处于严重超采阶段，在2018年才有所缓解，已无开采潜力。
| 年份 | 可开采量/(亿m3/a) | 现开采量/(亿m3/a) | 开采潜力系数 | 超采程度 (根据潜力系数) |
| 2005 | 0.753 7 | 2.137 1 | 0.35 | 严重超采 |
| 2006 | 0.549 5 | 3.461 6 | 0.16 | 严重超采 |
| 2009 | 1.188 6 | 2.722 0 | 0.44 | 严重超采 |
| 2011 | 1.165 4 | 2.842 2 | 0.41 | 严重超采 |
| 2012 | 1.099 3 | 2.960 0 | 0.37 | 严重超采 |
| 2014 | 1.463 6 | 3.055 5 | 0.48 | 严重超采 |
| 2015 | 0.883 0 | 3.129 3 | 0.28 | 严重超采 |
| 2016 | 2.429 0 | 2.668 7 | 0.54 | 严重超采 |
| 2017 | 1.268 3 | 2.336 6 | 0.54 | 严重超采 |
| 2018 | 1.584 4 | 2.460 5 | 0.63 | 超采 |
图 7为藁城区地下水埋深与人工开采量和降水入渗补给量关系图。由图 7可知：藁城区降水入渗补给量呈现高低交替的情况，在2008、2013、2016年呈现较高值，在2001、2006、2014、2015年呈现较低值；人工开采量由2001年的3.166 5亿m3，减小到2005年的2.137 1亿m3，2006—2007年增加到3.500 0亿m3，2008—2015年除2013年有小幅下降外，总体呈增长趋势，由2008年的2.291 0亿m3增加到2015年的3.129 3亿m3，2016—2017年减小到2.336 6亿m3，2018年有小幅回升，为2.460 5亿m3；地下水埋深整体呈现增长的趋势，但2016年地下水埋深由增大变为减小，可见人工开采量的减小对地下水埋深的恢复有一定的促进作用。
|
| 图 7 藁城区地下水埋深与人工开采量和降水入渗补给量关系 Fig. 7 Relationship between groundwater depth, artificial exploitation and rainfall infiltration recharge in Gaocheng District |
|
|
依据公式(2)(3)可计算出藁城区地下水埋深与降水入渗补给量和人工开采量的关联系数分别为0.61和0.74，可见地下水埋深与人工开采量的关联程度更高，所以相较于降水入渗补给量，人工开采量对地下水埋深变化的影响更大。
藁城区农业灌溉用水是浅层地下水开采的主要用水环节，经过多年数据计算，农业开采量约占人工开采量的80%，工业用水占13%，生活用水占7%。可见，农业地下水开采是影响浅层地下水位埋深的关键因素。
为进一步探寻藁城区地下水埋深变化的主导因素，以2001—2018年藁城区累计超采量为横坐标，地下水埋深累计增加值为纵坐标建立相关关系图(图 8)，可得出，地下水埋深累计增加值与累计超采量关系密切，这与藁城区浅层地下水一直处于超采状态有关。超采量每增加1.000 0亿m3，藁城区地下水埋深累计增加0.45 m。由此可见，降水是藁城区地下水埋深的重要影响因素，而人工开采量是主导因素。
|
| 图 8 地下水超采量与地下水埋深关系 Fig. 8 Relationship between groundwater over exploitation and groundwater depth |
|
|
采用2005—2018年地下水补给量、地下水水位数据，利用逐年水量平衡分析法并考虑地下水的“以丰补欠”原则，核算了多年情况下藁城区地下水的允许开采资源量。水量平衡分析法公式为
式中：ΔH为地下水蓄变量；Qm为地下水总补给量；Qn为地下水总排泄量。
计算2005—2018年藁城区Qm，结合每个年份的水位变化值，反求Qn。当多年情况下ΔH为0时，即地下水处于采-补平衡状态，此时的Qn即为地下水允许开采资源量。通过计算得出多年情况下藁城区地下水允许开采资源量为1.450 0亿m3。
4 结论1) 藁城区地下水埋深在2001—2016年逐渐增大，2016—2018年趋于减小，其中2016年为转折点；在空间上藁城区地下水埋深呈现出北部埋深小、南部埋深大的特征，北部水位埋深较同期南部水位埋深要浅5~10 m。
2) 降水是驱动藁城区地下水埋深变化的重要因素。在枯水年，地下水埋深变幅基本在0.80~1.50 m之间，在平水年，地下水埋深增加速率在0.30~1.20 m/a之间，在丰水年，地下水埋深增加速率在0.30~1.10 m/a之间。主灌期(3—6月)的地下水埋深增加速率均为cm/d级，非主灌期(7—10月)的地下水埋深减少速率均为mm/d级。
3) 人工开采是驱动藁城区地下水埋深变化的主导因素，而农业开采占到人工开采的80%。依据地下水开采潜力系数法，藁城区一直处于严重超采状态；地下水累计超采量每增加1亿m3，地下水埋深增加0.45 m。多年情况下藁城区地下水允许开采量为1.45亿m3。
| [1] |
孟素花, 费宇红, 张兆吉, 等. 华北平原地下水脆弱性评价[J]. 中国地质, 2011, 38(6): 1607-1613. Meng Suhua, Fei Yuhong, Zhang Zhaoji, et al. Groundwater Vulnerability Assessment of North China Plain[J]. Geology in China, 2011, 38(6): 1607-1613. DOI:10.3969/j.issn.1000-3657.2011.06.021 |
| [2] |
张光辉, 费宇红, 刘克岩, 等. 南水北调中线石家庄受水区地下水修复潜力及水位变化[J]. 地质通报, 2007, 26(5): 583-589. Zhang Ganghui, Fei Yuhong, Liu Keyan, et al. Groundwater Potential Recovery and Water Level Variation in the Shijiazhuang Water-Receiving Area at the Central Line of the South-to-North Water Transfer Project, China[J]. Geological Bulletin of China, 2007, 26(5): 583-589. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2007.05.011 |
| [3] |
Wang W K, Zhang Z Y, Duan L, et al. Response of the Groundwater System in the Guanzhong Basin (Central China) to Climate Change and Human Activities[J]. Hydrogeology Journal, 2018, 26(5): 1429-1441. DOI:10.1007/s10040-018-1757-7 |
| [4] |
Zhang Y, Wang J C, Jing J H, et al. Response of Groundwater to Climate Change Under Extreme Climate Conditions in North China Plain[J]. Journal of Earth Science, 2014, 25(3): 612-618. DOI:10.1007/s12583-014-0443-5 |
| [5] |
Fan J H, Liu Q, Zhang Y, et al. Dynamic Variations and Influencing Factors of Groundwater Levels in Lhasa City[J]. Wuhan University Journal of Natural Sciences, 2005(4): 665-673. |
| [6] |
Patil N S, Chetan N L, Nataraja M, et al. Climate Change Scenarios and Its Effect on Groundwater Level in the Hiranyakeshi Watershed[J]. Groundwater for Sustainable Development, 2020, 10: 100323. DOI:10.1016/j.gsd.2019.100323 |
| [7] |
Lasagna M, Mancini S, Luca D A. Groundwater Hydrodynamic Behaviors Based on Water Table Levels to Identify Natural and Anthropic Controlling Factors in the Piedmont Plain (Italy)[J]. Science of the Total Environment, 2020, 716: 137051. DOI:10.1016/j.scitotenv.2020.137051 |
| [8] |
冯慧敏. 石家庄平原区地下水流场演变特征与尺度效应[D]. 北京: 中国地质科学院, 2015. Feng Huimin. Groundwater Flow Field Evolution Characteristic and Size Effect of Shijiazhuang Plain[D]. Beijing: Chinese Academy of Geological Sciences, 2015. |
| [9] |
许月卿. 京津以南河北平原地下水位下降驱动因子的定量评估[J]. 地理科学进展, 2003, 22(5): 490-498. Xu Yueqing. Evaluation of Groundwater Level Drawdown Driving Forces in the Hebei Plain to the South of Beijing and Tianjin[J]. Progress in Geography, 2003, 22(5): 490-498. DOI:10.3969/j.issn.1007-6301.2003.05.007 |
| [10] |
史入宇, 崔亚莉, 赵婕, 等. 滹沱河地区地下水适宜水位研究[J]. 水文地质工程地质, 2013, 40(2): 36-41. Shi Ruyu, Cui Yali, Zhao Jie, et al. A Study of the Suitable Groundwater Level of the Hutuo River Area[J]. Hydrogeology & Engineering Geology, 2013, 40(2): 36-41. |
| [11] |
李雪, 叶思源, 宋凡, 等. 京津冀平原区地下水水位变化主导因素的定量识别研究[J]. 水文, 2018, 38(1): 21-27. Li Xue, Ye Siyuan, Song Fan, et al. Quantitative Identification of Major Factors Affecting Groundwater Change in Beijing-Tianjin-Hebei Plain[J]. Journal of China Hydrology, 2018, 38(1): 21-27. DOI:10.3969/j.issn.1000-0852.2018.01.004 |
| [12] |
赵自阳, 李王成, 王霞, 等. 基于主成分分析和因子分析的宁夏水资源承载力研究[J]. 水文, 2017, 37(2): 64-72. Zhao Ziyang, Li Wangcheng, Wang Xia, et al. Study on Water Resources Carrying Capacity in Ningxia Based on Principal Component Analysis and Factor Analysis[J]. Journal of China Hydrology, 2017, 37(2): 64-72. DOI:10.3969/j.issn.1000-0852.2017.02.012 |
| [13] |
闫佰忠, 孙剑, 王昕洲, 等. 基于多变量LSTM神经网络的地下水水位预测[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2020, 50(1): 208-216. Yan Baizhong, Sun Jian, Wang Xinzhou, et al. Multivariable LSTM Neural Network Model for Groundwater Levels Prediction[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2020, 50(1): 208-216. |
| [14] |
王电龙, 冯慧敏, 田言亮, 等. 降水和开采变化对滹滏农业区地下水流场影响特征与机制[J]. 海河水利, 2017(2): 20-24. Wang Dianlong, Feng Huimin, Tian Yanliang, et al. Characteristics and Mechanism of Precipitation and Groundwater Exploitation Influence on Groundwater Flow Filed in Agricultural Field Hufu[J]. Haihe Water Resources, 2017(2): 20-24. DOI:10.3969/j.issn.1004-7328.2017.02.008 |
| [15] |
石建省, 王昭, 张兆吉, 等. 华北平原深层地下水超采程度计算与分析[J]. 地学前缘, 2010, 17(6): 215-220. Shi Jiansheng, Wang Zhao, Zhang Zhaoji, et al. Assessment of Over-Exploitation of Deep Groundwater in the North China Plain[J]. Earth Science Frontiers, 2010, 17(6): 215-220. |
| [16] |
中国地质调查局. GWI-D4地下水潜力评价技术要求[M]. 北京: 地质出版社, 2004: 57-62. China Geological Survey. GWI-D4 Groundwater Potential Evaluation Technical Requirements[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2004: 57-62. |
| [17] |
张兆吉, 费宇红. 华北平原地下水可持续利用调查评价[M]. 北京: 地质出版社, 2009: 361. Zhang Zhaoji, Fei Yuhong. Investigation and Evaluation on Sustainable Utilization of Groundwater in the North China Plain[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2009: 361. |
| [18] |
赵晓芬. 灰色系统理论概述[J]. 吉林省教育学院学报, 2011, 27(3): 152-154. Zhao Xiaofen. Summary of Grey System Theory[J]. Journal of Educational Institute of Jilin Province, 2011, 27(3): 152-154. |
| [19] |
李宝玉. 吉林市区地下水位动态变化研究[D]. 长春: 吉林大学, 2020. Li Baoyu. Study on Dynamic Change of Groundwater Level in Jilin City[D]. Changchun: Jilin University, 2020. |