摘要
北京地区地下水过度开采引起的环境地质问题日益受到关注。2010年以来,北京实施了地下水压采、限采、生态补水等积极措施来缓解严重的地下水超采问题。为进一步分析2010年以来多项水资源管理措施的实施对区域地下水和地面沉降的影响,本文基于长序列监测数据,分析2010~2020年间区域地下水动态演化特征,量化不同措施对地下水水位下降减速的贡献,研究地下水水位回升条件下土层变形特征。结果表明:① 2010~2020年,平原区地下水水位下降速度减缓,在冲积平原大部分地区地下水水位仍持续下降,在冲积扇扇顶、扇中、扇缘及冲积平原的部分地区地下水水位出现大幅抬升现象。② 潮白河冲积扇顶、扇中和扇缘处地下水水位大幅抬升主要受潮白河生态补水影响;地下水压、限采是其他区域地下水水位大幅抬升的主要原因;生活用水的增加是导致冲积平原地区地下水水位持续下降的主要原因。③ 监测时段内第三和第四含水层组为主要沉降层,年沉降速率为11.07~12.80 mm/a;第一、二含水层地层出现少量回弹,最大累计回弹量为5.6 mm。④ 水位抬升导致土体发生剪切膨胀,在此过程中地层存在两种变形模式,一种是与地下水水位变化同步的弹性变形,另一种是滞后于地下水水位变化的残余变形。本文研究成果为掌握不同水资源管理措施的效果,开展区域地下水资源管理及地面沉降精准防控提供有效技术支持。
Abstract
There is a growing concern regarding the environmental geological problems resulting from the over-exploitation of groundwater in the Beijing area. In response to this, active measures such as groundwater mining restrictions and artificial recharge have been implemented since 2010 to address the severe groundwater shortage in Beijing. To further analyze the impact of the implementation of various water management measures on regional groundwater and land subsidence since 2010, this paper analyzes the dynamic evolution characteristics of regional groundwater during the period of 2010~2020. It utilizes long-term monitoring data, quantifies the contribution of various measures in decelerating the decline of groundwater levels, and investigates the deformation characteristics of soil layers under groundwater level recovery. The results show that: ① From 2010 to 2020, the rate of decline of groundwater levels in the plains slowed down. However, groundwater levels continue to decline in most areas of the alluvial plains, while experiencing a significant rise in the root fan, middle fans, fan margins, and some areas of the alluvial plains. ② In the Chaobai River basin, the significant rise in groundwater levels at the root, middle, and margins of the alluvial fan can be attributed to the artificial recharge of the Chaobai River; groundwater extraction restrictions are the main factors contributing to the significant rise in groundwater levels in other areas of the Beijing Plain; and the continuous decline in groundwater levels in the alluvial plain is primarily driven by the increase in domestic water use. ③ From 2010 to 2020, the third and fourth aquifer groups exhibit the most significant deformation layers, with deformation rates ranging from 11.07 to 12.80 mm/a. On the other hand, the first and second aquifer layers show rebound, with a maximum cumulative rebound of 5.6 mm. ④ The dilation of soil caused by the rise of groundwater levels results in two types of deformation in the soil layers. The first type is elastic deformation, which occurs synchronously with the change in groundwater level. The second type is residual deformation, which lags behind the change in groundwater level. The results of this paper provide valuable technical support for understanding the effectiveness of different water management measures. These insights can contribute to the development of regional groundwater resource management strategies and the accurate prevention and control of subsidence.
Keywords
气候变化和人口增长导致的水危机已经成为全球的一个突出问题(Famiglietti,2014)。由于对淡水的巨大需求和有限的地表水资源,许多国家大量使用地下水。当前,地下水已经成为全球特别是在半干旱地区的重要水资源,占全球总用水量的33%(Famiglietti,2014)。由于地下水的过度开采,一些地区的地下水储量持续消耗,如美国加州中央谷地(3.1 km3/a)(Famiglietti et al.,2011)、中东北部地区(13 km3/a)(Voss et al.,2013)、印度西北部(17.7 km3/a)(Rodell et al.,2009)以及中国华北平原(8.3 km3/a)(Feng Wei et al.,2013)。长期不科学的地下水开采导致含水层组发生塑性变形并叠加至地表发生地面沉降(Gerardo et al.,2021)。地面沉降发展是一个缓慢而渐进的过程,世界上许多国家和城市的地表每年以数十~数百毫米的速度下沉(Mehdi et al.,2021)。据不完全统计,全世界有34个国家约100多个地区已经发生地面沉降,约19%的人口正遭受着地面沉降带来的威胁(Gerardo et al.,2021)。地面沉降造成的影响包括:① 由于含水层压缩而造成的含水层系统储水能力降低(Gerardo et al.,2021);② 地面差异性沉降导致地表应力积累并释放形成地裂缝(Zhao Long et al.,2021);③ 地表下沉增大了相对海平面上升值,导致海岸线后退(Shirzaei et al.,2021);④ 地层压缩导致沉积物中有机/无机组分发生释放并进入含水层,打破含水层水岩平衡状态,改变地下水水质(Smith et al.,2018)。
北京地区水资源严重短缺,为了支持北京的经济发展,20世纪50年代开始抽取地下水,到20世纪60年代,地下水开采量已达到10×108 m3/a;由于城市人口的迅速扩张,总开采量在20世纪80年代不断增加,达到28×108 m3/a;20世纪90年代,地下水资源开始得到降水的补充,开采量稳定在26×108 m3/a。然而,自1999年以来,受历史上最长的连续干旱年的影响,每年的地下水开采量一直超过预估的自然补给率,地下水储存不足的情况非常严重。截至2011年底,地下水资源的总缺口达98.86×108 m3(张安京等,2008;Lei Kunchao et al.,2022)。地下水持续开采导致地面沉降快速发育,除导致北京出现大范围井管抬升外(赵龙等,2018),还诱发多条地表裂缝发育,严重威胁着京沈城际、首都国际机场的运营安全(刘明坤,2015;Gao Mingliang et al.,2019)。自2010年以来,北京市政府公布了多条恢复地下水资源和缓解地面沉降的政策,如2012年的《最严格水资源管理制度》,2013年的《北京市地面沉降防治规划(2012—2020年)》,2016年的《北京市十三五地质灾害防治规划》,以及2018年的《北京市地面沉降防治工作方案》。自2010年开始地下水开采量占全市总供水量比例不断下降。截至2013年,该比例降至55%;截至2020年,该比例降至33%(北京市水务局,2020)。
以往文献重点关注南水北调中线调水工程运行阶段中地下水水位动态和地面沉降特征(Lyu Mingyuan et al.,2020; Zhang Xiao et al.,2022; Lei Kunchao et al.,2022),通过使用数值模拟、InSAR及机器学习等手段揭示了南水利用的短期效应,包括对地下水环境改变(Long Di et al.,2020; Zhang Xiao et al.,2022)、地面沉降发育模式(Chen Beibei et al.,2020; Zhu Lin et al.,2020; Du Zheyuan et al.,2021)、土体变形特征及各参数的演变等(Lei Kunchao et al.,2022;田苗壮等,2022)。但缺少对其他水资源管理政策实施阶段的地下水和地面沉降特征的研究,缺乏政策实施全过程中地下水水位及地面沉降演变的全面系统分析。本文利用2010~2020年地面沉降和地下水水位监测数据,揭示监测时段内地下水水位和地面沉降演化特征,探讨地下水水位变化过程中的主要驱动因素及地下水变幅与地面沉降的关系,可为区域水资源管理及地面沉降防控提供技术支持。
1 地质概况
北京地区位于华北平原的西北部,北京平原区占北京地区总面积的39%,约为6400 km2。北京平原区的第四系形成于拒马河、永定河等五大水系的联合冲积作用(蔡向民等,2016),以温榆河为界,东部为潮白河冲积扇,西部为永定河冲积扇。全新世以来受构造运动的影响,永定河由北向南的迁移,表现出冲积扇的移动叠加(图1a)。发育于冲积扇区的地层,第四系厚度约为20~40 m(张安京等,2008),其岩性主要为单层的砂、砾石。在冲积平原区,沉积物的厚度增加,土体颗粒逐渐由粗变细,砂、砾石和黏性土层交替出现(张安京等,2008)。
受第四系分布影响,北京平原区的含水层系统从单层结构过渡到多层结构。在冲积扇扇顶地区,为砂卵砾石单层结构,砂卵砾石埋藏浅。含水层类型为潜水,单井出水量(降深5 m时)一般大于5000 m3/d。冲积扇的扇中地区,为砂卵砾石与黏性土双层结构,地下水为承压水,单井出水量一般可达3000~5000 m3/d。冲积扇扇缘及冲积平原区,含水层结构逐渐过渡到多层结构,颗粒由砂卵石逐渐过渡到粗砂、中砂、细砂、粉细砂为主,单井出水量由1500~3000 m3/d过渡到500~1500 m3/d,含水层类型为承压水(张安京等,2008)。
北京平原区在垂向上可以分为四个主要含水层组:第一含水层组为第四纪全新世(Q4)冲洪积层,其底部的深度为50 m;第二含水层组为第四纪晚更新世(Q3)冲洪积层,其底部的深度位于80~120 m;第三含水层组为第四纪中更新世(Q2)冲积地层,其岩性主要为中粗砂,部分为砾石,底部深度约为180 m;第四含水层组为早更新世(Q1)冲积地层,具有多层结构,以中粗砂和砾石为主,其底部边界为260~300 m(图1b、c)。
2 地下水时序演化特征
2.1 区域地下水水位演化
为揭示北京平原区地下水水位动态演化特征,本文对北京平原区地下水监测网数据进行处理并计算获取了2003~2020年平均地下水水位埋深(图2)。2003~2009年,地下水水位快速下降,累计降幅达6.09 m,该阶段降水量偏少,处于长期干旱。该段内,地下水作为主要用水水源,年均开采量达到26×108~27×108 m3。2010~2014年,降水量逐渐增大,地表水得到降水补给,地下水开采量减少,年均开采量降至24×108 m3,地下水水位下降速率减缓,地下水水位累计降幅0.74 m,下降速率仅为0.4 m/a;在南水进京后,随着地下水压、限采及潮白河生态补水的开展,地下水开采量进一步减少,年均开采量降至15.03×108 m3。2015~2020年间地下水水位出现回升,其中2015~2017年地下水水位出现小幅度回升,2018~2020年间地下水水位出现大幅度回升。
Fig.1Distribution map of alluvial fan in Beijing Plain area (modified after Cai Xiangmin et al., 2016)
(a)—冲积扇分布图;(b)—潮白河流域水文地质剖面图;(c)—永定河流域水文地质剖面图;图1b和图1c中Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ分别代表第二含水层组、第三含水层组、第四含水层组,第一含水层组位于承压水等水压线以上至自由水面以下
(a) —distribution map of alluvial fan; (b) —hydrogeological cross-section of Chaobai River basin; (c) —hydrogeological cross-section of Yongding River basin; in the Fig.1b and Fig.1c, I, II and III represent the second aquifer, the third aquifer and the fourth aquifer respectively; the first aquifer is located between the isopressure line of the confined water and the free water level
2.2 典型地区地下水水位变化特征
上述分析表明,2010年为北京平原区地下水水位转折点,2010年后地下水水位动态进入全新阶段。为进一步分析该阶段内地下水水位变化特征,本文选择永定河冲积扇和潮白河冲积扇作为研究对象,选取38眼水井监测结果(图3),对地下水水位数据进行处理并计算获取月平均水位,基于四层地下水长序列监测数据分析新阶段内地下水水位空间变化特征。
潮白河冲积扇第一含水层地下水变化趋势如图4a~d所示,2015年前,地下水水位呈周期性波动,年内水位变化与降水量有较强相关性,降水量增大,地下水水位上升,降水量降低,地下水水位下降。2015年后,冲积扇扇顶、扇中和扇缘处地下水水位变化与降水量关系减弱,尤其在2019~2020年间,降水量减少,但地下水水位持续上升(图4a~c),这可能与潮白河生态补水的实施有关(田苗壮等,2022)。有趣的是,地下水水位监测数据显示,在2018年,地下水水位增幅突然加大,最大增幅位于扇中处,达3.93 m,且地下水水位增幅大的水井均位于潮白河沿线。分析认为,地下水水位突然上升,主要是因为潮白河河道对地下水的回补量的突然增大,该年度累计补水量接近3×108 m3,超过2016年回补量的10倍(图2)。
图2北京平原区地下水平均水位、潮白河生态补水、降水和地下水开采时序变化图
Fig.2Time series of the groundwater level, artificial recharge in Chaobai River, rainfall, and groundwater exploitation in Beijing Plain
图中地下水开采量和潮白河生态补水数据来源于北京市水务局(2020)❶;地下水平均水位数据来源于北京市水文地质工程地质大队(2020)❷;降水数据来自北京市气象局内部资料
Pumping data and water division data were derived from Beijing Water Authority (2020)❶; groundwater level data were derived from Beijing Hydrogeology and Engineering Geology (2020)❷; the precipitation data were derived from internal information of Beijing Meteorological Bureau
永定河冲积扇第一含水层水位变化趋势与潮白河冲积扇有显著不同(图5a~d),在冲积扇扇顶处地下水呈周期性波动,年内水位变化与降水量有较强相关性,年际间2012年水位达到最大值,在降水量较少的2013年和2014年,水位显著下降,降幅达2.3 m(图5a)。而在冲积扇扇中和扇缘处的地下水水位周期性波动与降水存在显著的滞后性,且水位变化幅度逐渐减小(图5b、c)。分析认为,在上述地区,地层主要是砂卵砾石层与黏性土互层,一般为双层到多层结构,相比于单层砂卵砾石结构,降雨入渗补给能力减弱,降水过后,水位出现上升,但上升速率较慢,升幅较小,且存在明显的滞后现象(周涛等,2016)。在冲积平原地区地下水水位波动与降水量具有一定关系,尤其在降水量偏少的2013年和2014年,地下水水位显著下降,这可能与农业灌溉开采地下水导致地下水水位下降有关(Zhang Xiao et al.,2022)(图5d)。
潮白河冲积扇扇缘处水位监测数据显示,第二含水层地下水水位变化趋势存在转折点,2016年之前水位持续下降,2016年之后水位由降转升(图4e)。但在冲积平原区,位于朝阳农场地区F9监测井显示,2010~2017年水位仍然持续下降,累计降幅达9.75 m,直到2018年水位变化才由降转升(图4f)。然而在通州西集F10监测井显示,地下水水位呈波动变化趋势,水位变幅较小(图4f)。永定河冲积扇扇缘处第二含水层地下水井水位监测数据显示,2016年前,地下水水位持续下降,年均降幅为0.56 m,2016年后水位由降转升,升幅达1.26 m/a(图5e)。监测井数据显示,2010~2018年冲积平原区地下水水位持续下降,降幅为0.95 m/a,2018年后水位由降转升(图5f)。
潮白河冲积扇第三含水层水位变化与第二含水层相似,冲积扇扇缘处2016年为地下水水位转折点,2016年地下水水位由降转升,最大升幅达18 m(图4g)。位于冲积平原处的S6水井监测数据显示2018年为地下水水位转折点,2018~2020年最大升幅为6.2 m。但位于冲积平原处S5监测井显示,该层地下水水位持续下降,2010~2020年间降幅达13 m(图4h)。永定河冲积扇扇缘处监测井显示,2010~2016年水位持续下降,到2016年水位降至最低点,随后水位出现上升,2017~2020年间累计上升12 m(图5g)。永定河冲积平原第三含水层水位变化均存在由持续下降转为上升的趋势,但变化趋势拐点出现的时间有较大差异由中部向南部拐点出现时间不断推后,分别为2016年(S2)、2017年(S3)和2019年(S4)。上升速率逐渐减小由1.6 m/a降至0.7 m/a(图5h)。
图3潮白河和永定河冲积扇地下水水位监测井位置
Fig.3Location of monitoring wells in the alluvial fan of the Chaobai River and the Yongding River
(a)—第一含水层;(b)—第二含水层;(c)—第三含水层;(d)—第四含水层
(a) —first aquifer; (b) —second aquifer; (c) —third aquifer; (d) —fourth aquifer
图42010~2020年潮白河冲积扇地下水水位变化特征(a~j)(地下水监测井位置参见图3)
Fig.4Groundwater level changes in Chaobai River alluvial fan between 2010 and 2020 (a~j) (the location of observation wells is shown in Fig.3)
潮白河冲积扇第四含水层监测井监测结果显示,潮白河冲积扇扇缘地区地下水水位出现由降转升现象,靠近潮白河生态补水区的T7监测井在2015年地下水出现上升,截止2020年累计回升达22.4 m,远离潮白河生态补水区的监测井T6,2010~2019年内地下水水位持续下降,累计降幅达到16.2 m。在2020年地下水水位出现上升,升幅达11.6 m(图4i)。冲积平原地区地下水水位呈持续下降趋势,年均降幅1.7~3.5 m,其中朝阳农场地区T5井地下水水位降幅最大,累计降幅达35 m(图4j),表明该地区第四层地下水仍在超量开采。永定河冲积平原北部地区监测井T1显示,地下水水位在2010~2018年间持续下降,累计降幅达8.3 m,2019年水位出现回升(图5i)。永定河冲积平原中部地区T2水位井显示,地下水水位同样出现由降转升趋势,但出现时间明显早于北部地区。位于最南部榆垡地区的T3地下水水位监测井中水位仍呈持续下降趋势,累计降幅达6.6 m(图5i),表明该地区该层地下水仍处于超采阶段。
上述分析表明,空间上第一含水层地下水水位变化主要与降水和潮白河生态补水有关,冲积扇扇中、扇缘处第二、三和四含水层地下水均存在由降转升的趋势,冲积平原大部分地区第二和第三含水层地下水水位出现回升现象,第四含水层地下水水位持续下降。
2.3 地下水水位变化驱动因素
大量研究结果表明,研究区地下水水位变化主要受降水量变化、外调水利用(用水替代和潮白河生态补水)和地下水开采的影响(Du Zheyuan et al.,2021;Zhang Xiao et al.,2022)。为进一步分析不同区域地下水水位上升和地下水水位持续下降的驱动因素,本文收集了2010~2020年间研究区内降水量、潮白河生态补水、农业用水、工业用水和生活用水量数据(图6),利用灰色关联度分析方法,量化了地下水压、限采政策(农业和工业用水减少)、潮白河生态补水及人口增长(生活用水增长)对地下水水位变化的贡献,本节所使用的地下水水位为所属区域的地下水水位均值。
图52010~2020年永定河冲积扇地下水水位变化特征(a~i)(地下水监测井位置参见图3)
Fig.5Groundwater level changes in Yongding River alluvial fan between 2010 and 2020 (a~i)
图62010~2020年北京的供水和用水的变化情况
Fig.6Variations of water supply and water use in Beijing from 2010 to 2020
图中生活用水、农业用水、工业用水和潮白河生态补水数据来源于北京市水务局(2020)❶
Pumping data and water division data were derived from Beijing Water Authority (2020) ❶
灰色关联分析经常用于求解复杂系统(Xiao Xiaocong et al.,2012),该方法还可以有效地用于衡量多个因素间的关联程度(Patel et al.,2014)。计算公式如下:
(1)
(2)
式中,ρ为分辨系数,一般在0~1之间,通常取0.5;Δmin是第二级小差,Δmax两级最大差,Δ0i为各比较数列Xi曲线上的每一个点与母序列X0曲线上的每一个点的绝对差值;ri为子序列xi对母序列x0的灰关联度。
各区域计算结果如表1所示,潮白河冲积扇扇缘区的地下水水位上升与潮白河生态补水量的关联度最大,说明潮白河生态补水是该区域地下水水位上升的主要原因。潮白河冲积平原中上部,各层地下水水位上升与农业开采量的关联度最大。2015年以来农业开采量不断压减,由6.5×108 m3压减降至3.2×108 m3,表明农业用水压采是区域地下水水位上升的主要原因。潮白河冲积平原部分地区含水层地下水水位仍在持续下降,关联分析结果显示,该下降与生活用水增加关联度最大,表明生活用水增加仍然是该区域地下水水位下降的主要原因。
表1潮白河流域和永定河冲积扇灰色关联度分析结果
Table1The result of grey relational analysis in the Chaobai River and the Yongding River alluvial fans

注:*表示地下水水位上升期;**表示地下水水位持续下降期。
永定河冲积扇扇缘区及冲积平原中部各层地下水水位均出现上升趋势,关联结果显示,地下水水位上升与工业用水开采量减少有较强的关联度,表明工业用水压采对区域地下水水位上升具有驱动作用。冲积平原南部地下水水位仍持续下降,水位下降与生活用水增加有显著相关性。表明该区域生活用水仍然需要开采大量地下水。
上述分析结果显示,潮白河生态补水对减缓地下水水位下降具有积极影响,通过对地下水的补给,使得地下水储量增加、地下水水位上升。该分析结果与Zhu Lin et al.(2020)研究结果一致。但是我们研究发现潮白河生态补水仅对冲积扇扇缘处地下水水位动态具有积极影响,但在冲积平原地区农业用水的压采对地下水水位动态的影响远大于潮白河生态补水。表明监测时段内,潮白河生态补水对地下水水位动态影响有限,仅通过生态补水难于从根本上解决地下水资源短缺问题。因此,针对北京地区地下水现状仍需要地下水压采和减采等被动和间接手段与生态补水主动防治手段相结合,来遏制地下水水位快速下降。
此外,我们发现在冲积平原大部分地区仍存在深层地下水水位快速下降,分析结果表明,生活用水增加为这些区域水位下降的主要驱动因素,调查发现,这些区域均为城市供水管网未覆盖区,区内仍大量使用自备井作为供水水源。例如在地下水水位快速下降的朝阳地区,每个村级单元仍同时开采5~6眼自备井(月平均供水量为8×104~12×104 m3)用于当地居民供水。
3 地下水水位变化对地面沉降的影响
3.1 各含水层组变形特征
根据地层沉积规律,结合地面沉降空间分布特征,我们选取了分布于潮白河流域的一个地面沉降监测站(F1)及永定河流域的三个地面沉降监测站(F2、F3、F4),揭示冲积平原不同区域土体变化特征。地面沉降监测站包括分层标和分层地下水水位监测,本文使用的监测数据来自北京市地质环境监测所,分层标标孔监测设备使用的是德国GHD200型液压水准仪,量程为200 mm,监测孔每12 h采集1次监测数据,分层地下水水位监测设备使用北京中科光大自动化技术有限公司ZKGD2000-M型地下水自动监测仪,监测频次为12 h/次。
F1监测站位于潮白河冲积扇扇缘处,该区域地层为黏土、砂砾石二元结构,钻孔岩性统计300 m地层中砂层累计厚度约为130 m,占比接近45%。基于长序列监测数据,F1监测站2010~2020年总沉降量333.4 mm,第一、二、三和四含水层组沉降占比分别为4.12%、24.34%、35.01%和36.53%。其中第四含水层组沉降占比最大,为主要沉降贡献层,年均沉降速率为11.07 mm/a。该监测站地层2016年首次出现回弹,累计回弹量为5.01 mm,回弹层位集中在第一、二和三含水层组,其中第一含水层组回弹量最大为2.3 mm。
F2监测站位于永定河冲积扇扇缘处,第四系厚度为185 m,仅发育第一、第二和第三,三个含水层组。该区域地层为黏土、砂砾石二元结构,其中砂层累计厚度为68.5 m,占比为37%。监测数据显示,2010~2020年间,累计沉降量为487.1 mm,第三含水层组为主要沉降贡献层,沉降占比为71.9%。2018年地层首次出现回弹,累计回弹量为4 mm,回弹层位发生在第一和第二含水层组,其中第二含水层组回弹量最大为2.3 mm。
F3监测站位于永定河冲积平原中部,第四系厚度为460 m。地层岩性主要由黏土和细砂组成,监测深度内细砂累计厚度达136.2 m,占比达到53%。监测时段内,地层总沉降量为220.4 mm,第一、二、三和四含水层组沉降占比分别为10.6%、3.1%、29.01%和57.23%。其中第四含水层组沉降占比最大,为主要沉降贡献层,年均沉降速率11.5 mm/a。该监测站地层2011年首次出现回弹,累计回弹量为5.6 mm,回弹层位集中在第一和第二含水层组,其中第一含水层组回弹量最大为3.3 mm。
F4监测站位于永定河冲积平原南部,该区域地层为黏土、细砂二元结构,其中砂层累计厚度为48.55 m,占比为24%。监测数据显示,2010~2020年间,累计沉降量为388.5 mm,第四含水层组为主要沉降贡献层,年均沉降速率为12.8 mm/a,沉降占比为36.3%,其余含水层组占比分别为23.8%(第一含水层组)、20.7%(第二含水层组)和19.2%(第三含水层组)。监测时段内未出现地层回弹现象。
上述结果表明,监测时段内,含水层组地层均发生了不同程度的沉降,其中第三和第四含水层组为主要沉降层。仅有部分含水层组的地层发生回弹,累计回弹量远低于沉降量。通过对比各年度监测数据,我们发现尽管第三和第四含水层组为主要沉降层,但2015年后,两含水层组年沉降量在不断减小,例如F1监测站中第四含水层组沉降量由39.48 mm(2014年)减少至5.197 mm(2020年);F3监测中第四含水层组沉降量由10.27 mm(2014年)减少至2.27 mm(2020年)。除此之外,依然有监测站的含水层组沉降量出现增加趋势。例如F4监测中第四含水层组沉降量由10.56 mm(2014年)增加到12.92 mm(2020年)。地层的这种变化可能与一种可变化的应力驱动有关。
大量研究表明,长期大范围的地下水开采是区域地面沉降发育的主要诱发因素(狄胜同等,2020;杜东等,2022)。公式(3)显示,针对一个完整的含水层系统,在上覆荷载不变的情况下,土体骨架承受的有效应力大小完全取决于孔隙水压力的变化;孔隙水压力增大,则土体骨架承受的有效应力相对减小;孔隙水压力降低,则土体骨架承受的有效应力相对增大。
(3)
式中,σt为作用在土中任意平面上受到的总应力(自重应力和附加应力);σef为土体骨架承受的有效压力;H为位置水头;h为地下水水位;rw为水的重度。
根据公式(3),有效应力随地下水水位变化而变化,因此,随着地下水的下降与回升,有效应力随之进行增大和减小的变化。由于土体为弹塑性材料体,当有效压力增大的时候,土体颗粒/孔隙会产生压缩;当压力减小的时候,土体会发生弹性回弹。因此地层压缩回弹,可能与地下水水位动态有关。
3.2 土体对地下水水位变动的响应
为进一步分析地下水水位动态对土体变形的影响,根据地层压缩变形规律,选取了F1、F3和F4站第四含水层组和F2站第三含水层组作为典型层位,绘制了地下水-地面沉降关系曲线分析土体变形与该层地下水水位变化之间的关系。结果如图8所示,当地下水水位整体呈下降趋势时,土体表现为持续压缩变形,且地下水水位与土体变形表现出显著正相关关系。各层位相关系数分别为:F1监测站第四含水层组为0.86(2010~2017年)(图8a1);F2监测站第三含水层组为0.93(2010~2016年)(图8b1)F3监测站第四含水层组达0.94(2010~2018年)(图8c1);F4监测站第四含水层组0.78(2010~2020年)(图8d1)。同时发现,当含水层出现地下水水位回升时,相应层位土体仅表现出压缩减缓无明显回弹趋势,有较大残余压缩量。当地下水水位回升时,地下水水位变化与土体变形相关关系显著减小,分别降至0.12(F1监测站第四含水层组)、0.34(F2监测站第三含水层组)和0.11(F3监测站第四含水层组)。岩性统计结果显示,典型层位中黏性土占比均超过60%,因此,上述现象可能与黏性土层具有很强滞后性有关,黏性土层通常具有低渗透性,渗透系数比含水层小3~5个数量级(雷坤超等,2022),低渗透性导致水位的变化在黏性土层中出现滞后。
图7北京平原区地面沉降监测站分层标监测成果统计
Fig.7Statistics of layered monitoring results of land subsidence monitoring stations in Beijing Plain
(a)—F1站;(b)—F2站;(c)—F3站;(d)—F4站;监测站位置参见图1;图中负值表示回弹
(a) —F1 station; (b) —F2 station; (c) —F3 station; (d) —F4 station; the location of stations is shown in Fig.1; negative values in all figures indicate soil rebound, while positive values indicate soil compaction
4 讨论
4.1 南水利用对地下水水位动态的影响
2010~2020年地下水水位动态进入新的阶段,地下水水位下降速率减缓且在大部分地区出现地下水水位回升现象,降水量增加及水资源管理政策的调整是形成地下水新动态的主要原因。浅层地下水及地表水对降雨量的变化较为敏感,当降水量增加时地表水和冲积扇扇顶、扇中和扇缘处浅层地下水水位会显著上升。地表水可以用于缓冲干旱对人类用水的影响,当地表水水位增加时,可以减少对地下水的开采利用(Long Di et al.,2020)。南水利用支持了水资源管理政策的调整,截止2020年,北京累计接受了来自丹江口水库地表水共60×108 m3,其中68%用于北京城区自来水水厂,为公共自来水厂提供替代水源。支持了实施关闭自备井政策,并大幅减少了应急水资源的开采(Du Zheyuan et al.,2021)。监测数据显示,位于怀柔水源地的地下水水位自2015年开始出现回升,浅层地下水回升幅度达到9 m。深层地下水水位上升幅度达到11 m(王树芳等,2019)。资料显示,约有20%的南水用于开展有针对性的地下水补充工作,通过大中型水库来实施河流的生态恢复(Du Zheyuan et al.,2021)。我们分析发现在潮白河冲积扇扇缘区地下水水位上升的主要驱动为地下水回补,随着回补量增加及回补时间延长,四个含水层组地下水水位均出现不同程度回升。但地下水回补的影响范围仍然有限。位于冲积平原的地下水水位动态受地下水回补的影响显著减小,地下水禁、限采等被动和间接手段是驱动该区域地下水水位上升的主要原因。
图8北京平原区典型监测站分层沉降与地下水水位变幅关系(a~d)
Fig.8Relationship between subsidence and groundwater level in different depth in typical station of Beijing Plain (a~d)
(a)—F1站第四层含水层组;(b)—F2站第三层含水层组;(c)—F3站第四层含水层组;(d)—F4站第四层含水层组
(a) —indicate the change in the fourth aquifer system; (b) —indicate the change in the third aquifer system; (c) —indicate the change in the fourth aquifer system; (d) —indicate the change in the fourth aquifer system
虽然南水利用有助于缓解地下水水位的持续下降,促进了地下水水位的恢复和地下水资源的可持续性,但引水不能作为水资源短缺城市的简单解决方案,引水工程的不确定性仍然是我们需要考虑的重点。受气候因素影响,南水工程供给区丹江口水库近年来平均取水量减少了17%(Zhao Yong et al.,2020)。因此,气候变化仍可能导致水源区干旱。学者研究认为,预计未来50年内受水区和水源区同时发生干旱的可能性越来越大(Liu Xiaomang et al.,2015),这将给水资源管理者带来新的挑战。
4.2 地层回弹模式
上述分析表明,2015年之后永定河冲积扇和潮白河冲积扇大部分地区地下水水位出现显著上升。根据公式(3),有效应力随地下水水位变化而变化,当地下水水位下降时,有效应力减小。为进一步揭示土体回弹机制,我们引入土力学理论,如图9所示,水位上升时,σ1和σ3同时减小,导致莫尔圆向左移动,当莫尔-库仑强度包线与莫尔圆相交时,将发生剪切破坏。在剪切应力作用下,土体的体积应变增加,发生剪切膨胀。剪切膨胀伴随着屈服强度和应变的减弱,土体颗粒发生重新排列,导致土层出现回弹。

图9北京平原区地下水回升条件下土体应力状态
Fig.9Stress of soil under groundwater rising in Beijing Plain
但监测数据显示,地面沉降高速发育的冲洪积扇扇缘和冲积平原两个部位对地下水水位回升具有不同响应。地层回弹大致可归纳成两种变形模式,模式1:主要发生在冲积扇扇缘部位,当地下水水位上升时,含水层的变形随着地下水水位的变化密切相关。以F1监测站第一含水层为例,细砂和中粗砂层累计厚度占比超过80%。该层地下水水位呈明显的季节性周期波动,从2010年至2017年,年均水位保持相对稳定,土层表现出基本同步的回弹压缩,年残余变形量约为0.6 mm/a。从2018年至2020年,该层地下水水位持续回升,2020年平均水位相对于2017年升高10 m。在水位抬升初期,土层即表现为回弹,2017年的压缩量为1.3 mm,2018年回弹量为1.4 mm,此后每年均呈回弹状态,表现出明显的弹性变形特征(图10)。模式2:主要发生在冲积平原,当水位上升时,地层中黏塑性压缩并没有停止,地层中存在黏塑性压缩与弹性和黏弹性回弹的竞争,研究认为这种现象主要与地层中非弹性储水率比弹性储水率大1~2个数量级有关(罗跃等,2015;雷坤超,2024),根据土体变形量计算公式,当水位下降超过前期最低水位时,地层变形计算主要基于非弹性储水率和水位降深值,而当水位上升时地层变形计算基于弹性储水率和水位上升值。当非弹性储水率大于弹性储水率时,会导致相同水位变幅条件下,地层回弹量远小于地层压缩量,地层中存在残余变形。因此,该种模式下含水层组并不会随着地下水水位的上升而迅速反弹。
5 结论和建议
本文利用长序列监测数据,分析了近10年来北京平原区地下水水位动态特征、探讨了地下水动态变化的驱动因素及其对地面沉降的减缓效应。研究结果对进一步掌握水资源管理政策实施全过程中地下水和地面沉降状况,评估水资源政策实施效果具有重要意义。
(1)北京平原区的地下水水位动态进入新阶段,地下水水位下降速率减缓,并以2015年为节点,地下水水位由降转升。2015~2020年间,冲积扇扇顶、扇中和扇缘地区第一至第四含水层地下水逐渐上升,冲积平原第一和第二含水层地下水水位也出现不同程度上升,但部分地区第三和第四含水层水位仍持续下降。
(2)量化了地下水压、限采政策(农业和工业用水减少)、潮白河生态补水及人口增长(生活用水增长)对地下水水位上升区和地下水水位持续下降区的贡献。研究区地下水水位上升区内,潮白河冲积扇扇缘地区,地下水水位上升受潮白河生态补水因素影响显著,潮白河冲积平原和永定河冲积扇扇缘、冲积平原区域地下水水位上升受地下水压、限采政策影响显著。研究区地下水水位持续下降区内,地下水水位受生活用水开采影响较大。
图10F1监测站地层岩性占比(a)及变形特征(b、c)
Fig.10Proportion of lithology (a) and deformation characteristics (b, c) in F1 station
(3)监测时段内,第三和第四含水层组为主要沉降层。仅有部分含水层组的地层发生回弹,累计回弹量远低于沉降量。地面沉降的发生发展与地下水水位变化密切相关。地下水水位下降阶段,相应层位土体持续压缩,地下水水位动态与土体压缩存在显著相关关系,相关性超过80%,地下水水位上升阶段,孔隙水压力增大导致的剪切膨胀作用可能是土体发生回弹的主要原因。土层回弹存在两种模式:① 土体变形同步于地下水水位变化,土层呈现弹性变形特征;② 土体变形滞后于地下水水位变化,土体表现出压缩减缓无明显回弹趋势,该现象主要与土体中非弹性储水率大于弹性储水率有关。
(4)南水北调进京后,给北京市带来新的水源,一定程度上缓解了北京地区水资源供需矛盾,使得北京平原区长期超采地下水的局面得到逆转,地下水资源得到有效涵养,平原区地下位出现止跌回升,地面沉降发展趋势得到缓解。但随着地下水持续回升,其可能带来一些环境的负面效应,例如在建筑密集区地下水水位上升可能导致地基土强度降低、抗浮设防水位升高;在垃圾填埋区地下水水位上升可能导致固体废弃物发生浸泡,产生垃圾浸出液污染地浅层地下水;在裸露地区可能会导致潜水蒸发量增大,土壤次生盐渍化发生。建议加强地下水位监测与分析工作,开展地下水位控高预警系统建设和地下水科学利用研究,预防不良影响和次生灾害的发生,同时制定相应的应急预案,确保北京城市安全运行。
注释
❶ 北京市水务局.2020.北京市水资源公报.
❷ 北京市水文地质工程地质大队.2020.北京市地下水环境监测网运行2020年度成果报告.