华南滨海火山岛地下水动态对海潮的响应特征

Response Characteristics of Groundwater Dynamics to Ocean Tide in Volcanic Island of South China

摘要

海潮是驱动地下水动态变化的动力基础，为探讨海潮对广东省硇洲岛地下水动态的影响，以地下水位和盐分作为主要指标，采用功率图谱分析地下水动态相对潮汐的频率特征，结合小波变换和互相关方法分析地下水动态的振幅和位相特征.结果表明：（1）硇洲岛海潮对地下水位的水平影响距离约为400~500 m.（2）离海距离、含水层特性是影响地下水对海潮响应的主要因素.（3）硇洲岛西北侧近海第四纪中砂层中存在海水进入地下淡水的通道，当含水层对海潮的水动力响应好且存在联系海水的通道时，海水盐分更易传输到地下淡水中.地下水动态对海潮的响应分析可以有效识别海潮的影响范围，从而为岛屿或近岸地下水咸化现象提供重要依据.

Abstract

Ocean tide is the dynamic basis driving the hydrodynamic changes of groundwater. In order to explore the influence of ocean tide on the groundwater dynamics in Naozhou Island, Guangdong Province, the groundwater level and salinity were used as the main indicators, and the frequency characteristics of groundwater dynamics relative to tides were analyzed by power spectrum. Moreover, the amplitude and phase of groundwater dynamics were analyzed by combining wavelet transform and cross-correlation methods. The results show follows: (1) The response of groundwater to tidal loading has a certain spatial range. The horizontal influence of ocean tide on the groundwater level in Naozhou Island is about 400-500 m. (2) The distance from the sea and the aquifer properties are the main factors affecting the hydrodynamic response to the tide. (3) The channel connecting groundwater and seawater in Naozhou Island is distributed in the Quaternary medium sand layer. When the aquifer has a good hydrodynamic response to the tide and good connectivity with seawater, the seawater salt is more easily transmitted to the groundwater. The response analysis of groundwater dynamics to ocean tides can identify the influence range of ocean tides effectively, providing an important basis for the salinity phenomenon of groundwater in the island or nearshore areas.

Graphical abstract

关键词

地下水 / 火山岛 / 功率谱分析 / 小波分析 / 互相关分析 / 水动力响应 / 水文地质.

Key words

groundwater / volcanic island / power spectrum analysis / wavelet analysis / cross⁃correlation analysis / hydrodynamic response / hydrogeology

0 引言

地下水是滨海地区重要的供水来源，海潮是驱动地下水动态变化的动力基础（Fang et al.， 2021）.海潮将对含水层骨架的压力传递给含水层介质，从而导致地下水位产生波动（Doan et al.， 2006）.此外，海水盐分随潮汐波动发生迁移，进而影响到地下水和海水交互作用的两个主要过程：海水入侵和海底地下水排泄（Abarca et al.， 2013；Fang et al.， 2021）.滨海地区陆续发现的地面沉降（骆祖江等，2024）、地下水质恶化（黄金瓯等，2021）等环境地质问题甚至会导致生态系统的退化，而地下水动态研究可为相关问题解决提供有效理论支持.

潮汐信号具有不同的周期性波动成分，如半日潮波、全日潮波、朔望‒方照潮波，其相对高频信号在传递过程中更易受到含水层的阻尼作用（Rotzoll et al.， 2008；Trglavcnik et al.， 2018）.含水层中水位和盐分随潮汐波动存在周期性的变化特征，Kim et al.（2005）发现地下水位和盐分波动中存在15.4 d和0.52 d周期，这与当地潮汐的周期类似.Robinson et al.（2007）指出朔望月周期内的潮汐强度会影响盐分分布，从大潮到小潮过渡期间，地下水与海水之间的动力交互减弱.实际上，地下水位、盐分对于外界荷载都有响应，但其对不同周期信号的响应程度不同（Lovrinović et al.， 2022），低频率波动信号主要控制盐分的运移，而高频率波动信号对水位的动力影响更显著（Rizzo et al.， 2020；Alcaraz et al.， 2021）.提取不同频段下水位和盐分的波动信号将为地下水对海潮的响应分析提供更加明确的指示.

关于滨海含水层对海潮响应的影响因素研究大多集中在：（1）波动信号的特性，如周期、振幅等；（2）地下水和海水间的联系，包括水动力影响范围、是否存在联系通道等；（3）含水层特性，如物理结构、水力性质等（Trglavcnik et al.， 2018）.潮汐向内陆含水层水平推进中，会导致地下水位波动振幅减少、滞后时间增加（Carr andvan Der Kamp， 1969；Kim et al.， 2005；Zhang， 2021）.潮汐沿垂直方向传递到不同深度含水层，动力混合强烈（Sheng et al.， 2020），能量衰减显著（Bakker， 2019）.此外，含水层岩性颗粒、渗透性等特性会使潮汐信号传递更加复杂（Cuello and Guarracino， 2020）.均质模型假设下地下水动态的响应规律已开展大量研究，而由于实际的水文地质环境具有空间异质特征，基于真实的地下水系统观测来分析影响地下水动态的主要因素却少有研究.

火山岛由海底火山喷发物堆积形成，一般面积较小，地势高峻，对地表水的拦蓄条件差，地下淡水资源有限且主要受海潮动力和降水分布的控制（Purnomo et al.， 2021）.华南沿海第四纪岩浆活动强烈，在多期次、多中心、间歇性火山喷发下，形成涠洲岛、斜阳岛、硇洲岛等数个古火山岛（赵焕庭，1988）.硇洲岛地处华南沿海，是中国面积最大的火山岛，地下水是其唯一的供水水源，20世纪初，岛内陆续发现浅层、部分中层地下水水质咸化，岛上居民的用水安全受到威胁.但学界大多仅通过地下水资源量（罗炜宇，2020）及地下水质的评估（曹基富等，2014；郑王琼，2017）来判定海水对地下水资源的影响，目前对于潮汐驱动下硇洲岛地下水动态的研究尚未进行，水动力方面的证据将为硇洲岛地下水咸化问题提供更全面的认识.为了探讨海潮在传递时对硇洲岛地下水位的周期、振幅、位相延迟方面的作用特征，以及地下水盐分在太阳日和朔望月周期内的传输特征，本文先布设高分辨率传感器以获取水位和电导序列，再采用功率谱分析识别地下水波动的主要频率，结合小波分析构建信号在不同频率域内的波动过程.此外，通过分析地下水对海潮的水动力响应、含水层介质的影响，来探讨影响硇洲岛地下水动态变化的主要因素.

1 数据采集与方法

1.1　研究区概况

硇洲岛是广东省唯一的火山岛，由玄武岩夹凝灰岩构成，多黑岩出露.该岛地处湛江市东南方向40 km，北傍东海岛，西依雷州湾，东临南海，面积为49.77 km²，人口密度为801人/km².全岛兼有热带和亚热带季风气候，同时受海洋气候调节，全年气候温和，雨季集中在5~6月和8~9月，此间降雨量约占全年的85%（郑王琼，2017）.岛上地貌以玄武岩台地为主，间有海蚀阶地、滨海狭窄平原和沿海滩地（罗炜宇，2020）.以硇洲岛的西北‒东南方向连线为界，界限以西地势较低，平均潮差小，分布淤泥质海滩，形成以红树林为主的植被群落.界限以东地势较高，平均潮差大，沿岸的砂质海岸种植着以木麻黄为主的防风固沙林.接近岛屿中心处，多为火山岩台地地形，最高点高程为 81.6 m，此处易受双侧潮流及潮汐的共同影响（图1）.

根据1∶20万雷州半岛区域水文地质普查报告，本区含水层主要由以火山口为中心的火山熔岩和赋水性良好的第四纪砂砾沉积层构成，前者分布于地表浅层，地下水类型为火山岩孔洞裂隙水，后者为前者所覆盖，地下水类型为松散岩类孔隙水.地下水可同时接受本岛和来自大陆深层地下水的补充，水量较丰富，人工开采、蒸发是地下水主要的排泄方式，侧向径流入海也可能是排泄途径（郑王琼，2017）.地下水按含水层埋藏深度、水力特征，又可分为浅层潜水及微承压水（埋藏深度一般<30 m）、中层承压水（30~200 m）、深层承压水（>200 m），浅层水和中层水、中层水和深层水之间分别有一个弱透水层，可作为相对隔水层（苏肇汉，1997）.

1.2　数据获取与分析

设置传感器采集硇洲岛地下观测井、海潮水位及电导数据，同步收集当地的气压及降水数据.监测水位和电导的设备为Solinst Levelogger 5 LTC地下水自动记录仪，水位记录的分辨率为0.000 6 m，误差为0.015 m，电导记录的分辨率为0.1 µS·cm^-1，误差为1 µS·cm^-1.监测气压的设备为CTD⁃Diver压力传感器，分辨率为0.01 m H₂O，误差为0.05 m H₂O.其中，将地下水自动记录仪分别放置于硇洲岛西南角海潮观测点（Ocean tide）及地下观测井W1~W4中，压力传感器则设置于地下观测井W3中.连续观测时间为2021年1月17日至3月12日，采样间隔设置为5分钟.采样期间的降水量资料来自国家气象科学数据中心（http：//data.cma.cn）的地面气象站逐时数据，此外利用国家海洋信息中心（http：//global-tide.nmdis.org.cn）的验潮站逐时潮高与实测潮汐水位进行验证对比.研究区的水文地质资料由湛江市水文局和广东省环境监测总站提供.气象站、观测点、验潮站的设置见 图1，选取的地下观测井的基本情况如表1所示.

由于地下水位传感器获得水柱压力时，包含了大气压力，须先前扣除气压以得到实际的水位波动数据.采集到的样本序列可视为随机信号，其周期成分可视为由不同频率的规则波叠加而成.根据Nyquist定律，当采样频率大于实际最高频率的2倍时（f_s\left(\mathrm{m}\mathrm{a}\mathrm{x}\right)>\mathrm{2}f\left(\mathrm{m}\mathrm{a}\mathrm{x}\right)），利用功率谱分析可得到序列中的能量随频率的分布情况，据此分析主要周期成分（McMillan et al.， 2019）.此外，由于功率谱分析适用于平稳随机过程，因此运算前需对实际的水位波动数据进行标准化处理.功率谱分析的计算公式如下（何平，2016）：

\widehat{s_p}\left(\omega \right)=\frac{\mathrm{1}}{N}{\left|X_N\left(\omega \right)\right|}^{\mathrm{2}}=\frac{\mathrm{1}}{N}{\left|{\sum }_{n=\mathrm{0}}^{N-\mathrm{1}}{x}_N\left(n\right){\mathrm{e}}^{-j\omega n}\right|}^{\mathrm{2}},(1)

式中：\widehat{s_p}\left(\omega \right)为采用周期图法得到的功率谱估计，x_N\left(n\right)样本序列，X_N\left(\omega \right) 为通过傅里叶变换得到的复数序列，N为样本序列长度，n=\left[\mathrm{0},N-\mathrm{1}\right].

基于傅里叶变换的功率谱分析对于非平稳信号的变换可能会丢失局部突变信息，而小波分析对局部突变信息有良好的表征能力，可以检测到非平稳信号中的瞬态特征并显示其频率成分（董长虹等，2004）.小波分析法是基于特定的小波基函数，对任意离散时间序列信号f\left(t\right)，通过Mallat算法进行分解和重构，从而提取出信号中多种时间尺度成分，具体步骤如下：（1）先通过下采样将样本的时间序列分解成n个细节分量R_{i}f\left(i=\mathrm{1,2},\mathrm{3},...,n\right)和1个近似信号P_{n}f；（2）再将不同的细节、近似信号进行上采样，重构得到不同频率范围内时间序列（Mallat，1989）.计算公式如下：

f\left(t\right)={\sum }_i^n{R}_{i}f\left(t\right)+P_{n}f\left(t\right),(2)

互相关分析主要用于描述两组数据的时间滞后效应及相关程度（李严等，2021）.先后输入长度均为N的两组离散样本序列\left\{x\left(n\right)\right\}、\left\{y\left(n\right)\right\}，假设这两组序列的时间延迟量为k，计算公式如下（何平，2016）.求出两组序列的互相关系数后，可绘制k与\widehat{r_{x,y}}的互相关图，其中\widehat{r_{x,y}}中最大互相关系数对应的横坐标d，表示\left\{y\left(n\right)\right\}滞后于\left\{x\left(n\right)\right\}的时间（d为负值代表滞后）.

\begin{array}{l}\widehat{r_{x,y}}\left(k\right)=\frac{\mathrm{1}}{N}{\sum }_{n=\mathrm{0}}^{N-k-\mathrm{1}}{x}_N^{*}\left(n\right)y_N\left(n+k\right),\mathrm{0}\le k\le \\ N-\mathrm{1}\end{array},（3）

式中：“*”表示复共轭，若两组序列为实过程，“*”可去掉.

本文中所用的统计分析算法均通过Matlab编程实现.

2 结果

2.1　地下水位波动的基本特征

W1、W2的水位波动形态与海潮相似，具有明显周期性，而W3、W4的波动形态没有明显的周期性（图2）.观察W1、W2的12 h、24 h、15 d的周期特征：（1）12 h的潮汐周期体现半日潮波的影响，主要包含1个相对高潮和低潮期，且相邻高潮、低潮对应的最大振幅不等.（2）相隔潮位对应的最大振幅基本相等，说明也存在24 h的潮汐周期，体现全日潮波的影响.（3）最高/最低水位每隔约15 d会再次出现，体现的则是朔望‒方照潮波的影响，在朔望潮或大潮（Spring tide， St）期间，潮差为极大值，在方照潮或小潮（Neap tide， Nt）期间，潮差为极小值.

大气降水会直接影响含水层中水量，从而引起地下观测井中的水位变化，W4的水位上升与降雨量存在良好正相关.气象站降水量资料如图2所示，观测期为枯水期，持续无雨近23 d后，W4 水位达最低值，2021年2月9日湛江市内出现强降雨，累计降水量达79.9 mm.此次降雨事件发生后，W4的水位呈明显上升趋势，水位最高变幅达6.0 m.

2.2　地下水的波动频率

功率谱分析给出海潮水位、大气压力、地下观测井W1~W4水位波动的主要频率，在相对高频 （T<33 h）范围内，W1、W2的主要峰频及峰能序列与海潮基本一致.W3、W4中谱峰的能量不突出，全日分潮对应峰频与气潮相似.潮汐由多个理论分潮组成，如太阴全日分潮O₁（25.82 h）和太阴半日分潮M₂（12.42 h），月球引力作用下O₁、M₂分潮对海潮波动的影响大，对气潮波动的影响较小，二者具有不同的潮汐波特征（Trefry and Bekele， 2004）.从图3可知：（1）W1、W2最高能量峰对应M₂分潮，体现以不规则半日潮为主的潮汐能量，符合雷州湾附近海域的潮汐特征（郑有任等，2012），全日分潮能量以O₁和K₁分潮为主，浅水分潮MK₃（8.18 h）、M₄ （6.21 h）、M₆（4.14 h）的能量峰也较明显，其水位波动频率的分布及能量同海潮类似，受海潮影响显著（图3a， 3c， 3d）.（2）W3、W4水位波动频率的能量较低，全日潮的能量大于半日潮，能量相对较大的能量峰与气潮谱峰中的ρ分潮对应（图3b， 3e， 3f）.

在相对高频（T<33 h）范围内，W1、W2电导波动信号的主要峰频比水位中对应峰频的能量密度低且谱峰不突出.从图4可知：（1）W1中的电导谱峰分布呈现山包状，W2的电导谱峰呈现不规则锯齿状且其形态与水位谱峰相似.（2）W1和W2在全日分潮（T≈24 h）、半日分潮（T≈12 h）处电导谱峰的平均能量相比对应的水位谱峰分别降低202 dB、173 dB.由于潮汐波直接通过含水层骨架将荷载传递到含水层，而盐分物质需要通过含水层孔隙传输给含水层，物质传输相比力的传递存在能量耗失和时间滞后，故W1、W2电导谱相比水位谱具有谱峰能量减弱、相邻谱峰分离度低、谱峰不突出的特点.

2.3　地下水位的振幅与位相

潮汐效率是地下水位波高与对应的海潮波高之比，根据表2中有效波高和位相延迟的结果，选择W1~W3与海潮在D7频段内有效波高，W4与海潮在D6频段内有效波高，计算出W1~W4的潮汐效率分别为13%、8%、3%、2%，对应的位相延迟分别为0.4 h、0.6 h、123.3 h、208.3 h，呈现出海潮在向岛内含水层传递过程中能量逐渐减弱、滞后时间逐渐增加的趋势.此外，潮汐波从W1至W2，向内陆推进416 m，其潮汐效率下降5%，时间滞后延长0.2 h.W4的潮汐效率低至2%，相对于海潮波动的滞后时间可达8 d.

2.4　近海地下水位与盐分的波动关系

根据2.1~2.3中结果，地下观测井W1、W2离海距离近，且具有类似海潮的频率和能量分布，潮汐效率较高，滞后时间较短，其地下水位对海潮有明显的水动力响应.将W1和W2地下水位、电导波动中的高频和低频成分进行提取，分别从太阳日内 （T<24 h）、朔望月（T<30 d）两类不同的时间周期来分析地下水盐分对海潮的水动力响应.

2.4.1　太阳日周期波动

重构W1、W2日周期性波动序列，其地下水电导和水位波动相对于海潮水位均表现出时间滞后，且电导波动与海潮水位的相关程度偏低.将海潮水位序列作为输入项，观测井的水位、电导分别作为输出项，利用互相关图分析海潮水位、地下水位、地下水电导的时间先后与相关性（图5）.水体中电导可作为盐度的指示，由于水体中存在可溶性离子盐，其离子成分越多，电导率越高.

从图5观察到：（1）W2中水位相对海潮滞后的时间为0.6 h，表现极高相关（\widehat{r_{x,y}}=\mathrm{0.97}），电导相对海潮滞后时间更长为48.3 h，表现中度相关（\widehat{r_{x,y}}=\mathrm{0.43}），二者时间差为48.3-0.6 = 47.7 h≈2.0 d.（2）W1水位与海潮的相关性极高（\widehat{r_{x,y}}=\mathrm{0.97}），但其电导与海潮水位的相关性低（\widehat{r_{x,y}}=\mathrm{0.30}），其相对于海水的滞后时间为19 d.体现出在同等传递范围下，潮汐能量传递到地下水盐分比水位的衰减更大，盐分的传输速率相比水压传递速率更低.

2.4.2　朔望月周期波动

在朔望月周期内，W1、W2中水位、电导呈现类似海潮的波动形态，W1中盐分远超过一般地下淡水，2021年2月22日至3月12日W1、W2水位和电导连续观测的波动变化如图6所示.从中观察到：（1）W1、W2水位和电导呈现约15 d的波动周期，大潮期间的水位和电导潮差总体相对小潮期间更大.（2）海水电导的波动范围为24.4~41.6 mS·cm^-1，平均值为35.0 mS·cm^-1，W1的地下水电导的波动范围为18.0~ 18.6 mS·cm^-1，平均值为18.3 mS·cm^-1，远超过正常地下淡水的电导1 000 µS·cm^-1，且约为海水电导的52%.（3）W2的地下水电导的波动范围为390.9~391.5 µS·cm^-1，平均值为391.2 µS·cm^-1.在此推测，W1距海岸线最近，其地下水动态可能易受到海水的长期影响，W2地下水中可溶解性离子盐总量基本稳定，暂未受到海水影响.

W1、W2在潮汐作用下，地下水盐分传输滞后于其地下水位波动，且朔望月内的潮差变化会引起地下水盐分的传输变化.从大潮和小潮期间W1、W2的地下水电导相对其水位波动的互相关图（图7）中观察到：（1）W1、W2地下水盐分相对其水位波动的滞后范围为1.4~11.8 h，且二者相关性在大小潮均较高（\widehat{r_{x,y}}>\mathrm{0.7}），远高于地下水盐分滞后于海潮波动的相关性（），说明潮汐对地下水位波动影响更大，且地下水盐分的输送主要受到地下水位波动的影响.（2）W1地下水盐分与其水位波动相关程度较高（\widehat{r_{\mathrm{S}\mathrm{t}}}=\mathrm{0.96}，\widehat{r_{\mathrm{N}\mathrm{t}}}=\mathrm{0.80}），W2地下水盐分与其水位波动相关程度略弱于W1（\widehat{r_{\mathrm{S}\mathrm{t}}}=\mathrm{0.91}，\widehat{r_{\mathrm{N}\mathrm{t}}}=\mathrm{0.72}）.（3）W1、W2在大潮期间地下水盐分滞后于其水位波动的时间均比小潮期间更短，分别提前1.4 h和5.4 h，且大潮期间地下水盐分与其水位的相关程度比小潮期间更高，与前人研究发现由于大潮期间海水潮差达到最大，地下水的水力梯度增加、区域的水力弥散作用增强，海水盐分更容易传输到地下淡水中的结果一致（Kim et al.，2005；Guarracino et al.，2012；Abarca et al.，2013；Fang et al.，2021）.

3 讨论

3.1　地下水位对海潮的响应

硇洲岛海潮对地下水位的水平影响范围约为400~500 m.当地下观测井距海岸线的水平距离不超过500 m，其水位的周期性波动明显，且水位功率谱的峰频分布类似海潮.前人研究发现，珠海市唐家镇海潮对浅层基岩裂隙水水位的影响可达1 000 m（付丛生等，2008），在黄河三角洲淤泥质海岸带，潮汐信号向浅层地下水传递的水平范围可达7 km（常茂祥等，2021）.本文研究区地下水对海潮响应范围相对较小，可能因为火山岛沉积物或火山岩的低渗透性会导致海潮压力在向井水位传递过程中受到抑制作用更强（Rotzoll et al.，2008；Poncela et al.，2022）.此外，由于潮汐能量在垂直方向上衰减更大，因此传递到浅层井后水位波动的能量相对深层井更弱（Bakker，2019），W3地下水位对海潮的水动力响应较弱.东南侧砂质海岸（W2附近）地势高、潮差较大，其附近海域的潮汐信号相对西北侧淤泥质海滩（W1附近）更强，且其观测井的深度相比W1超过62 m，但因离海水平距离的限制，其地下水位对海潮的水动力响应略弱于W1.

3.2　含水层介质的影响

在海潮的水平影响范围内，含水层的颗粒越细、渗透性越低，观测井中水位波动的振幅衰减越大、位相延迟越长.根据原位抽水实验资料，采用承压水完整井公式求解W1~W3的渗透系数分别为1.98 m/d、2.95 m/d、1.75 m/d.依据图8的钻孔岩性情况，W3上覆25 m粘土层，且下方夹有仅13 m的粉砂‒细砂含水层，W2含水层厚度为26 m，中砂占比15%，细砂占比85%，W1含水层厚度也为 26 m，中砂占比55%，细砂占比45%，其颗粒大小排序为p_w1>p_w2>p_w3.在承压井W1~W3中，W3含水层的颗粒最细、渗透性最低，因此潮汐信号在传递过程中受到阻尼、延缓作用较强，与前人研究中的规律一致（Carr and van Der Kamp，1969；Wheatcraft and Buddemeier，1981；Fadili et al.，2016）.

硇洲岛西北侧近海第四纪中砂层存在海水进入地下淡水的通道.W1地下水盐分已经明显受到海水的影响，附近1口民用水井深260 m，地下水中盐分含量低.第四系松散层、断裂破碎带、岩溶溶隙或溶洞等水文地质条件都可能造成地下水与海水的连通，从而打破地下水中盐分平衡（郭占荣和黄奕普，2003；Fadili et al.，2016）.相对于火山岛的承压含水层来说，珊瑚礁灰沙岛地下淡水主要漂浮于内渗海水之上的淡水透镜体中，上层淡水和下层海水因密度差异处于动力平衡状态，只要人为抽水时不将上层淡水抽走，其地下水中的盐分平衡便不会被打破（赵焕庭等，2014；Poncela et al.，2022）.而W2在海平面以下34 m处分布约30 m厚的玄武岩质层.中砂层位于海平面以下130 m，在中砂层和玄武质岩层之间夹有约44 m粘土层，其地下水与海水的连通性较弱，虽然其水质暂时不受海水的影响，但若未来地下水量开采过大导致附近含水层水量失衡，海水可能会影响其地下水中盐分含量.此外，W1中地下水盐分含量高导致海潮驱动其波动需要消耗较更多能量，故其电导谱图主要峰频的能量不突出，波形呈现光滑山包状（图4a），同理可说明W2中地下水盐分含量处于正常范围，其对海潮的水动力响应略强于W1地下水盐分（图5）.

4 结论

基于硇洲岛地下观测井W1~W4的水位波动趋势，采用功率谱图、小波分析、互相关等方法对地下水位、盐分波动特征进行联合分析，得到的主要结果及结论如下：

（1）硇洲岛海潮对地下水位的水平影响范围约为400~500 m.当地下观测井距海岸线的水平距离不超过500 m，其水位的周期性波动明显，且水位功率谱的峰频分布类似海潮，体现出附近海域以不规则半日潮为主的潮汐能量.潮汐波从W1至W2，向内陆推进416 m，其潮汐效率下降5%，时间滞后延长0.2 h.

（2）离海距离、含水层特性是影响地下水对海潮响应的主要因素.在海潮的水平影响范围内，含水层的颗粒越细、渗透性越低，观测井中水位波动的振幅衰减越大、位相延迟越长.此外，观测井的深度、研究区的地形及潮差对潮汐力的传递也会存在干扰.

（3）硇洲岛西北侧近海第四纪中砂层存在海水进入地下淡水的通道.W1明显受到海水的影响，其地下水盐分为海水盐分的52%，当其对海潮的水动力响应好且与海水的连通性好，海水中的盐分物质更易进入到地下淡水中.

通过地下水对海潮的响应可以识别海潮的影响范围，从而为滨海地区地下淡水的管理提供有效的支持，此外本文研究结果可为后续深入分析海岛或近海地下水的咸化现象提供重要的水动力依据.

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基金资助

国家自然科学基金项目(41977171)

国家自然科学基金项目(41771027)

广东省水利厅水利科技创新项目(2020⁃09)

广东省自然资源厅地下水资源调查监测评价项目(0835⁃210Z22803141)