南水进京后典型区域地下水与地面沉降新动态

程凌鹏 范子训 王新惠 毕然 罗勇 杨锋

摘要：将地下水超采严重但受南水回灌影响的潮白河地下水库中心区、地面沉降发育但目前已实施地下水压限采行动的顺义天竺和朝阳王四营3个典型地区作为研究对象，定量分析了南水北调进京后典型地区地下水位和地面沉降的动态变化，在此基础上初步分析了南水进京后不同地区产生不同地质环境效应的内在机制。结果表明：潮白河地下水库中心区对南水回灌的响应快，回灌期内中心区地下水位上升快，但停止回灌补给后其水位下降，目前仍是地下水降落漏斗中心区；顺义天竺沉降敏感区，2015年、2016年潜水水位未呈现明显下降趋势，各层承压水水位平均下降幅度约1m，地面沉降速率减小为34mm/a；朝阳王四营地区潜水水位2006-2016年总体保持在同一水平，各层承压水水位2015年、2016年仍呈下降趋势，其中浅层承压水水位变幅小于0.5m，深层承压水水位变幅约为1.0 m，该地区地面沉降发展速率由64mm（2014年）减小为55mm（2016年）。

关键词：南水进京：地下水：水位：地面沉降

中图分类号：P642. 26； TV68

文献栎志码：A

doi： 10.3969/j.issn.1000-1379.2018.07.018

南水北调中线工程是举世瞩目的大型跨流域调水工程之一，是我国近代水利工程建设的丰碑之作。近半个世纪以来，围绕该工程建设、效益以及环境影响等方面开展的研究及取得的成果不计其数。就跨流域调水工程对受水区地质环境的影响以及对控制或减缓地面沉降的作用而言，地下水环境（水位、水质、流场等）的变化是研究者关注的焦点，研究成果的广度和深度堪称一流。如研究者采用定性分析、试验模拟、数值模拟等方法对受水区地下水环境的变化进行了不同程度的研究，其成果在推动地下水环境研究进步、为南水北调工程建设管理和决策服务中起到了不可替代的作用。相对而言，在控制和减缓受水区地面沉降方面研究的广度和深度要弱一些，一方面地面沉降的发育有其特殊的地质环境条件，另一方面地下水对地面沉降的作用机制比较复杂。有效应力原理可以很好地解释地下水位下降引发土层压缩而形成地面沉降的现象，但对于地下水位恢复上升后，已经固结压缩的土层在结构、应力和变形上的反映和作用机制无法解释。因此，目前关于地下水位上升后地面沉降发展规律的研究多集中在定性分析判断、水位与沉降监测系列数据的相关分析和以此为基础的模拟预测等方面。

南水北调中线工程的全线贯通为研究华北平原沉降区地下水位上升与地面沉降的关系及机制提供了良好契机。笔者从南水进京后两年来北京平原典型受水区和沉降区地下水与地面沉降的动态变化人手，初步分析了不同区域的地质环境效应，以期为南水北调工程对区域地面沉降的控制作用研究、南水进京后地质环境效应的动态监测与评估机制建立，以及南水北调工程综合效益研究等奠定基础。

1南水进京引起的水变化

截至2017年9月底，南水北调中线工程运行已近3a，累计向北京市输水27.2亿m^3。南水进京后北京市供水水源结构发生了显著变化，主要表现为当地地表水和地下水供水量减少、再生水和外调水供水量明显增加，见表1。与2014年相比，南水北调工程运行2a后的2016年，当地地表水供水量由8.5亿m^3减少到2.9亿m^3，地表水供水比例由23%减少到7%；当地地下水开采量由19.6亿m^3减少到17.5亿m^3，地下水供水比例由52%减少到45%；再生水供水量由8.6億m^3增加到10.0亿m^3，其供水量占比由23%增加到26%；外调水资源量由0.8亿m^3增加到8.4亿m^3，占当年全市总供水量的22%。

伴随着南水进京和供水水源结构变化的是北京市稳步推进当地地下水压限采行动计划，以实现地下水超采区生态地质环境的休养生息和地面沉降有效控制的长期目标。2014年11月，北京市水务部门正式启动了白备井置换工作，东部、南部供生活饮用的白备井最先关停：2015年完成了105家单位共157眼白备井置换，涉及东城、西城、朝阳、海淀、丰台、石景山、昌平及大兴8个区，置换地下水开采量1600万m^3；2016年完成160家单位白备井置换任务，置换地下水开采量1400万m^3，平原区地面沉降发育区全部规划为地下水禁采区。2015年9月起，位于潮白河冲洪积扇中上部的怀柔应急水源地实现了12a来首次热备涵养，开采量由26.5万m^3/d减少为10万m^3/d，同一地区的潮白河怀河应急水源地（开采量10万m^3/d）和潮白河绿化水源地（开采量5万m^3/d）全部停止开采。2015年、2016年，北京市水源地共计压减开采地下水量近1.2亿m^3。

本文选择潮白河地下水库中心区、顺义天竺和朝阳王四营地面沉降区3个典型地下水压限采区作为研究对象，分析南水进京后2a（2015-2016年）内这些区域地下水和地面沉降的变化状况，进而探讨南水北调工程的地质环境效应。

2典型区地质环境简况

潮白河地下水库中心区指位于北京市东北部、潮白河冲洪积扇中上部的地下水降落漏斗中心区，包括牛栏山以北、庙城一小罗山以南以及木林镇以东的平原区，面积约80km^2。该区域有怀柔应急水源地、水源八厂水源地、潮白河怀河应急水源地等多个水源地，开采井120眼左右，南水进京前的日开采量达70万m^3/d，地下水位年均降幅约2.5m，2014年潜水水位埋深南部牛栏山地区为35～ 45m，北京庙城一王各庄村为25～30m。区内第四系含水层岩组自上而下可分为3层，分别赋存潜水、浅层承压水和深层承压水，含水岩组厚度由北向南增大，累计厚度最大约70m，底板埋深在170m以上。

顺义天竺镇位于北京市平原区东北部，地处温榆河与潮白河冲洪积扇下部，是顺义迭凹陷的核心地带，第四系沉积层总厚度达500m，是北京地区典型的地面沉降发育区。根据北京市区域地面沉降监测和研究成果，该地区第四系地层中可压缩土层（中一高等压缩性的黏性土层）总厚度为150～220m，深度100m以内的可压缩土层厚度达60～70m。王四营地区同为典型的地面沉降发育区，位于北京市平原区中东部、温榆河冲洪积扇中下部，区域构造处于坨里一丰台迭凹陷与黄村迭凸起的交界地带，第四系沉积地层总厚度约200m，深度100m以内的可压缩土层厚度为70～80m。天竺和王四营两个地面沉降监测站第四系地下水与土层沉降分层监测深度范围内的地层结构见图1。

3典型区地下水新动态

3.1潮白河地下水库中心区

潮白河地下水库中心区在2015年8-11月接受南水北调来水，通过天然河道的人渗补给，地下水位在短时期内快速回升。根据文献，此次累计补水量为3379.16万m^3，日补给量约45万m^3，补水引起的库区地下水动力场影响范围最大约23.4km^2，回灌补给期地下水位的最大升幅约14.0m，升幅最大处为水源八厂水源地中心开采区；回灌结束后，河道中心区地下水位开始回落，其外围地下水位在一段时间内仍处于上升状态，2016年1-2月达到最高，之后开始回落，反映了地下水压力白回补中心向外围逐渐消散衰减的一般性规律；2016年6月12日，即实施回灌补给约8个月后，库区中心回灌区地下水位比回灌前的初始水位高约6.3m，而外围影响区地下水位相比初始水位高约2.0m。

对比2014-2016年北京市平原区地下水位发现，潮白河地下水库中心区近3a来的最高地下水位为35m，最低地下水位均在-10m以下。2015年度相比2014年度，漏斗中心区（-10m等水位线闭合区）相对向东北部潮白河一线，即水源八厂水源地一带偏移，而2016年度相比2015年度，漏斗中心区西部即牛栏山以西区域明显向东收缩。总体来说，从浅层地下水位的长期动态观测结果看，南水进京后，潮白河地下水库中心区中北部地区浅层地下水位的年动态变幅约为Im，地下水位持续下降的势头有所控制；南部牛栏山地区仍是漏斗中心区，地下水位最低，其平面影响范围在2016年度略有减小。

地下水位的动态变化反映了区域水资源量的动态变化。南水进京后2a（2015-2016年），除了在2015年实施了短期河道回灌补给地下水外，潮白河地下水库中心区基本处于自然修复状态，地下水位及资源量的动态变化与天然补给量和人工开采量密切相关。根据《北京市水资源公报》，2014年潮白河地下水库中心区涉及的密云区、怀柔区和顺义区年降水量为400～500mm，低于其多年平均降水量；2015年，密云区、怀柔区降水量近600mm，顺义区最大为705mm；2016年，该区域年降水量均在650mm左右。按人渗系数法概略估算，潮白河地下水库中心区在2015-2016年的平均大气降水人渗补给量约为1300万m^3/a（人渗系数取0.25，中心区面积按80km^2计，年平均降水量按650mm计）。

从历年《北京市水资源公报》公布的数据可以看出，2015年、2016年潮白河流域地下水资源量相比十多年来年均地下水资源量（2.92亿m^3）略有增长，2a总增长量为3600万m^3，见表2。

就开采量而言，由前述潮白河地下水库中心区的水源地压限采行动可知，南水北调进京后，区内集中开采的几个水源地总压采规模达31.5万m^3/d，2015年、2016年压采总量达1.2亿m^3。

3.2顺义天竺地区

天竺地面沉降监测站建有地下水位动态监测井6眼，最深监测层位为245.0～308.0m，最浅监测层位为27.2～31.3m，监测的地下水包括潜水、浅层承压水和深层承压水。天竺地面沉降监测站分层水位特征参数见表3。

多年分层监测数據（见图2）表明，天竺地面沉降区潜水水位在2008年以前基本稳定，平均约为8m；2008-2011年总体呈微下降趋势，累计降幅约1.4m；2012-2014年总体呈上升趋势，累计升幅3.2m，2014年水位最高，为9.8m；与2014年相比，南水进京后的2015-2016年沉降区潜水水位总体呈下降趋势，累计降幅约2.0m，与监测初始期（2005年）的水位基本持平；与2015年相比，2016年该区潜水水位相对上升0.4m。

由图2可以看出，天竺地面沉降区中深层与深层承压水水位在2011年以前呈直线下降趋势，平均下降速率分别为1.10m/a和1.90m/a，水位分别降至-11m和-15m左右；2011-2016年，该区深层承压水水位呈现先上升（2014年以前）、后下降（2015-2016年）的变化趋势，最大水位动态变幅约1m；中深层承压水水位总体仍呈下降趋势，但下降速率明显变小，平均约为0.45m/a。与2014年相比，2015年200m深以内的各层承压水水位均有小幅上升，升幅为0.3～0.8m；与2015年相比，2016年各层承压水水位均下降，降幅最大的为浅层承压水（D3-5监测标），相对降幅约3.8m，最深部的承压水水位降幅最小，约0.7m，且200m深以内的各层承压水水位降幅相对大于更深部承压水的。

3.3朝阳王四营地区

王四营地面沉降监测站设5眼地下水位监测井，最深监测层位为159.7～182.8m，最浅监测层位为9.2～14.7m，监测层位包括潜水和多层承压水。该监测站的分层水位特征参数见表4。

多年监测数据（见图3）表明，王四营地区潜水水位近10a来基本稳定在20m左右；浅层承压水水位在2009年以前基本稳定在0.1m左有，2009年以后水位开始下降，至2016年累计降幅7.2m左右，年平均降幅约0.9m，其中2012年以后该层水位下降速率相对之前略有减小，基本稳定在0.7m/a；中深层承压水水位自监测以来一直保持下降趋势，其中2009年以前下降速率相对较小，为1.4m/a，2009-2016年平均下降速率为1.5m/a，相对较大；深层承压水水位多年变化趋势总体与中深层承压水的一致，10a来水位累计下降18.0m，平均下降速率为1.8m/a，目前水位约为-25.0m。

就南水进京后2a而言，除潜水外，该地区各层承压水水位相比2014年均为下降，相对降幅最大的为深层承压水（Dl-1），2a的降幅相差不大，均为约1.0m；降幅最小的为浅层承压水（Dl-3），2016年降幅不足0.1m，2015年降幅为0.3 m；2015年、2016年潜水水位表现为微上升，但升幅均小于0.1m，可以认为基本与2014年持平。

4典型区地面沉降新动态

4.1天竺地面沉降区

顺义天竺镇位于北京平原区最大的承压水位降落漏斗—天竺—通州降落漏斗范围内，区域地面沉降的时空发展与该地区地下水位动态变化密切相关。20世纪七八十年代中期，该地区地下水位平均下降速率为0.7m/a，地面沉降处于初步形成和缓慢发展阶段，累计沉降量仅100mm；20世纪80年代中后期至21世纪初期，该区域地面沉降处于相对快速发展时期，特别是20世纪90年代后期全市进入枯水期后，该区域地下水开采力度加大，1998-2003年地下水位下降速率为2.2m/a，同期的地面沉降速率为33～42mm/a，到2005年最大累计沉降量近500mm。

2005年以后，该地区承压水水位继续下降，但年均下降速率明显减小（<2.0m/a），同期地面沉降发展速率仍保持在一个相对较高的水平，见图4。2006-2016年，天竺地区地面沉降速率为31～43mm/a，属中速发展时期，多年平均沉降速率为37mm/a，累计地面沉降量为483mm。与2014年相比，2015-2016年天竺地区的地面沉降速率有所减小，2014年、2015年、2016的沉降量分别为40、31、34mm。

4.2王四营地面沉降区

王四营为东八里庄一大郊亭沉降区向东、向南扩展的影响区域，该区域地面沉降最早发现于20世纪50年代。1983年以前，该沉降中心区位于王四营西北部的东八里庄—大郊亭一线，年沉降量最大为81mm，平均沉降速率为30mm/a，最大累计沉降量达590mm，此时的地面沉降速率大，但其平面扩展和影响范围相对较小，距离沉降中心约4km的王四营地区累计沉降量不足100mm。20世纪80年代以后，北京东郊地下水开采量减小，该地区地面沉降速率明显减小，1987-1999年，该区域沉降中心的年平均沉降速率仅5.7mm/a，王四营地区累计沉降量小于250mm；1999-2005年，该区域沉降中心逐渐向东偏移，大郊亭一三间房一带沉降发展最快，王四营地区的年沉降速率有所增大，7a的累计沉降量为50～100mm。

近10a来，该地区各层承压水水位均呈持续下降趋势，地面沉降相应地处于快速发展阶段。历年地面沉降量变化曲线（见图5）表明，2006年以来王四营地区年沉降量最小约20.0mm（2007年），最大年沉降量为66.7mm（2013年），2013年以后年沉降量有所减小，2015年、2016年的沉降量基本持平，平均为55.0mm，相比2014年的64.0mm略有减小。至2016年年底，王四营地区累计地面沉降量为548mm。

5南水进京后的地质环境效应分析

南水进京不仅提高了北京地区的供水保证率，而且通过供水水源结构的变化，从根本上促进了当地地下水地质环境的变化。对于潮白河地下水库中心区，库区地层以粗颗粒的砂、卵砾石为主，可压缩的黏性土层相对较薄，地下水接受大气降水补给、人工回灌补给的条件较好，南水进京后该地区地下水资源量略有增长，浅层地下水位回升较明显。特别是在人工回灌补给期，库区地下水降落漏斗中心水位上升快且升幅大，随时间推移水压力逐渐向周边扩散，中心水位降低、周边水位缓慢上涨。但目前该地区总体上仍为平原区东北部的地下水超采和水位降落漏斗中心，其地质环境的恢复与改善有待继续关注。

对于地面沉降易发的平原区东北部（天竺）和东南部（王四营），南水进京主要导致这些地区部分地下水源白备井被置换，但目前置换的水资源量小，区域内潜水以及各层承压水水位的动态变化趋势未发生明显改变，对地面沉降贡献较大的各深层承压水水位总体仍呈持续下降趋势，因此这些地区地面沉降目前仍处于相对较快速的发展时期，且东南部地区比东北部地区沉降速率大。

6结论与建议

通过对典型地区地下水和地面沉降动态变化的定量分析，得出以下结论：

（1）潮白河冲洪积扇中上部地区多年地下水超采形成了较大的地下储蓄空间，南水北调来水通过河床回灌补给地下水的短期效果明显，水位恢复快，但持续时间短、回灌量小，该地区目前仍为地下水降落漏斗中心。

（2）平原区北部地面沉降敏感区——顺义天竺，南水北调进京2a来，潜水水位未呈现明显下降趋势：各层承压水水位下降趋势较明显，平均动态变幅约1m，且总体上200 m深度以内的承压水水位下降趋势略大于更深层承压水的。2a来该区域地面沉降有减缓趋势，年沉降速率由40mm/a（2014年）减小为34mm/a（2016年）。

（3）平原区东部地面沉降敏感区——朝阳王四营，南水进京后潜水水位未发生明显变化：浅层承压水水位变幅小于0.5m，深层承压水水位变幅约为1.0m。该地区地面沉降发展速率明显减小，由2014年的64mm/a减小为2015年、2016年的55mm/a。

从控制地面沉降的角度来看，南水进京2a来，北京平原区北部和东部地面沉降典型发育区的沉降速率有所减缓。南水进京对北京地区地质环境的影响是一个长期持续的作用过程，不同的地质条件将产生不同的响应，其影响作用机制值得进一步探索研究，为此建议：

（1）建立南水北調工程地质环境效应监测评估机制，加强对直接受水区、水源置换区、地下水压限采区等典型区域地质环境的动态监测和跟踪评估，为水资源的可持续利用、优化配置以及地质环境的科学保护提供依据。

（2）加强南水进京后北京市地下水库中心区、地面沉降易发区、固体污染物填埋区等环境敏感区地质作用效应的研究，为地下水环境保护、有效控制地面沉降和保障城市地质环境安全等提供科学支持。

（3）以地质环境效应的动态监测为基础，开展北京市南水北调工程生态地质环境效益的动态跟踪研究和评价。