田苗壮，罗 勇，崔文君，雷坤超，田 芳，杨 艳
（北京市地质环境监测所，北京 100195）
地面沉降已是世界范围内城市所面临的一种缓变形地质灾害，其影响范围广，危害大、不可逆[1]。目前，世界上已超过150个国家和地区面临地面沉降灾害问题，中国已经有21个省份，90余个城市面临地面沉降灾害影响[2-4]。长期过量开采地下水，造成的地面沉降持续发展，并影响和制约着城市发展和安全运行[5]。北京是以地下水开采作为供水水源的特大城市之一，地面沉降影响已有60余年，长期地下水开采占全市供水量的50%～70%，地下水超采导致地下水位持续下降，地面沉降日趋严重。现阶段，北京平原区已形成南北两大区，7个沉降中心，影响范围占平原区总面积的2/3[6-7]，水资源短缺造成供需矛盾的日益突出，使地下水长期处于过量开采状态，区域地下水位下降，降落漏斗的不断扩大，地面沉降愈发严重[8-11]。根据历史监测数据表明，2012年平原区最大沉降速率已达到历史最大值159.6 mm，地面沉降大于10 mm面积达2996 km2，大于100 mm面积达161 km2。伴随着南水北调中线工程北京段全线贯通，有效缓解了北京水资源短缺问题，北京市逐步开展自备井置换、地下水禁限采、生态补水，区域地下水位显著回升，地面沉降发展缓减，甚至在部分地区“回弹”。地面沉降由快速发展阶段转变成逐步减缓和快速减缓阶段，使地面沉降防控由被动转变为主动。
以往研究表明，超采地下水是地面沉降快速发展主要诱因[12-14]。南水进京后，北京市开展多种控沉措施，使不同含水层组地下水位明显回升[15-16]。部分地区持续开展地下水回补，地下水停采等工作，区域沉降速率、沉降面积持续减缓[17-19]。因此，研究南水进京后北京平原区空间立体三维形变特征，进一步明确完善地下水科学调控，为全国地面沉降防控提供指导与借鉴。
本文利用北京平原区已建成的地面沉降立体化监测网络（地面沉降监测站网、水准监测网、GPS测量网、InSAR监测网和区域地下水监测网）多年积累的成果，进行空地一体化实时监测，从平面特征分析南水进京后平原区地面沉降和地下水漏斗变化，在此基础上利用天竺、八仙庄、王四营和张家湾4个监测站分析不同含水层组水位回升条件下土层沉降形变特征，探讨了南水进京后北京平原区地面沉降变化新特征。
北京市是由五大水系（大清河水系、永定河水系、北运河水系、潮白河水系、蓟运河水系）所构成的冲、洪（湖）积平原[20]。冲洪积扇顶部岩性主要以砂、砾石、卵石为主，黏土层较薄，中下部地层主要为黏性土，同时由于颗粒逐渐变细，砂、砂砾石、与黏性土层交错出现[21]。北京平原区含水层系统由西北向东南从单一结构逐渐过度到多层结构，垂向上可划分为4个含水层组，第一含水层组（潜水）全新统（Q4），第二含水层组（浅层承压水）上更新统（Q3），第三含水层组（中深层承压水）中更新统（Q2），第四含水层组（深层承压水）下更新统（Q1）；
底板埋深约为小于50 m、80～120 m、180 m、260～300 m；
对应上述水文地质条件，北京平原区可划分为3个压缩层组；
第一压缩层组（Q4+Q3），第二压缩层组（Q2），第三压缩层组（Q1），底板埋深依次为100 m、150～180 m、260～300 m[20-22]（图1）。
图1 北京平原区第四系厚度图Fig.1 Quaternary thickness of Beijing plain area
北京地面沉降形成与发展过程可划分为形成、发展、扩展与快速发展和逐步减缓五个阶段[23]。1950～1970年，地面沉降处于形成阶段，控制在几毫米，此时地下水处于采补平衡阶段；
1970～1980年，地面沉降处于发展阶段，形成大郊亭与来广营沉降中心，地下水开采逐渐增加，与形成阶段相比开采量增长两倍多。1980～1999年，地面沉降处于扩展阶段，形成东八里庄－大郊亭、来广营、沙河－八仙庄、榆垡－礼贤和平各庄五个沉降中心，超采范围逐步向远郊区县扩展，约占平原区的70%多，累计沉降量大于50 mm范围面积达2815 km2；
1999～2014年地面沉降处于快速发展阶段，开采层位逐步转向深层，地下水严重超采，由2000年的27.08亿 m3降至21.20 m3，地下水供应量仍占全市用水的2/3左右，超采区面积达到北京平原区的90%多[13]；
年度最大沉降速率达156 mm/a，沉降速率差达到4倍多，从1975～2010年地下水漏斗与沉降中心变化中，地下水漏斗面积由250 km2增长至1280 km2，漏斗中心水位埋深也由23 m增长至44 m[24-25]。从北京平原区水准测量网和地下水动态监测网获得的地下水漏斗与地面沉降分布可看出，1999年与2010年地下水漏斗变化与1955-2010年累计地面沉降变化基本一致（图2），从1999年到2010年地下水漏斗持续向顺义和朝阳南部扩展，沉降范围逐渐向东、东北、西北扩展。历史发展趋势表明，北京平原区地下水开采强度和范围与地面沉降速率和分布特征密切吻合。
图2 1999年与2010主要开采层地下水漏斗对比与地面沉降等值线（1955-2010年）分布Fig.2 Comparison of groundwater funnels in main mining layers in 1999 and 2010 and distribution map of land subsidence contour (1955-2010)
3.1 用水格局新变化
2014年南水北调工程全面通水，北京地区供水水源结构发生相应变化。根据《北京市水资源公报》2014～2020年度供水量结构显示（图3），南水进京后，地表水供水量2014～2018年由8.5亿m3减少至3.0亿m3，2019～2020年略有增长；
地下水供水量由19.6亿m3（2014年）逐步降至13.5亿m3（2020年），全年用水总量占比由2014年的52%下降至2020年的39%，压采地下水超过6.1亿m3；
再生水由8.6亿m3（2014年）逐步增至11.5亿m3（2020年），南水北调水源保持在每年6亿～9亿m3输送，用水格局的改变对地下水位回升和地面沉降防治工作提供了契机。
图3 2014-2020年北京供水结构Fig.3 2014-2020 Beijing water supply structure
3.2 区域地面沉降变化
结合南水进京后北京用水格局的改变以及地面沉降连续观测数据显示，北京平原区地面沉降发育程度与南水进京前相比整体减缓趋势较明显，部分地区发生回弹现象，其中怀柔、顺义和昌平区域在潮白河地下水回补影响，回弹面积达853 km2，丰台、海淀和朝阳部分区域在永定河地下水回补影响和市政自来水管网覆盖范围内，回弹面积达569 km2（图4），平原区年沉降速率大于50 mm的区域面积与2014年同期相比减小547 km2。地面沉降发育严重的东部金盏—楼梓庄—朝阳农场一带和三间房—丁家围—黑庄户—通州城区一带两大沉降区，2014年域以40 mm等值线连成一片，减缓至金盏、朝阳农场和黑庄户独立连成片，沉降面积从458.42 km2减缓至36.52 km2。北部海淀西小营—上庄沉降区和南部榆垡—礼贤沉降区在南水进京后时间发展过程中沉降速率和沉降面积也随之减小。
图4 2021年北京市地面沉降速率Fig.4 Land subsidence rate in Beijing in 2021
3.3 中心沉降速率变化
2006～2021年北京地面沉降主要7个沉降中心变化（图5），由此可以看出，沉降中心总体趋势呈快速上升到缓慢下降再到快速下降趋势三个趋势，与地面沉降发展过程保持一致。2012年中心沉降速率达到历史最大后，7个沉降中心速率逐步减缓，2017年以后南水利用效果逐步显现，沉降中心速率呈快速减缓趋势。其中东部朝阳金盏、黑庄户、三间房和通州城区沉降中心最大沉降速率140～160 mm/a（2012年），南水进京后金盏沉降中心速率至80 mm/a以内，黑庄户、三间房和通州城区沉降中心减缓至20～30 mm/a（2021年）；
北部昌平八仙庄和海淀西小营沉降中心最大沉降速率110～130 mm/a（2012年），随后呈近线性减缓，2021年昌平八仙庄速中心沉降速率为小于10 mm/a，海淀西小营中心沉降速率小于20 mm/a。相对上述两地区，南部大兴榆垡—礼贤沉降中心南水进京后沉降速率减缓较小，近年来依然保持在40～60 mm/a。上述结果表明，目前北京平原区东部和北部处于沉降快速减缓时期，而南部大兴—礼县沉降中心处于缓慢减缓期。
图5 北京地面沉降中心变化速率Fig.5 The rate of change of the ground subsidence center in Beijing
结合上述区域沉降发展变化与沉降中心沉降变化规律看，目前东部和北部处于快速减缓期，在用水格局的改变条件下，南水替代地下水的同时，持续开展潮白河与永定河地下水回补工作，部分区域发生回弹现象，有效的控制地面沉降快速发展，而朝阳金盏、黑庄户和大兴沉降中心，未被地下水回补影响和南水替代，中心沉降速率依然较大。
3.4 地下水漏斗与沉降变化
上述历史趋势与现阶段用水格局的变化表明，地下水开采强度和范围是影响地面沉降分布的主要因素，随着用水格局的改变，地下水开采强度随之减小，南水代替地下水开采后，地面沉降与地下水漏斗范围也逐年减小。以2014和2021年北京平原区地下水漏斗与2021年沉降分布为例（图6a），第一含水层漏斗范围面积与2014年相比减小569 km2，虽然第一含水层在冲积扇上部，地层结构较为单一，区域不产生沉降或部分地区沉降较小，但随着漏斗范围的减小，部分地区已开始发生回弹现象，随着潮白河地下水回补的影响，回弹范围也逐渐向平原区冲洪积扇中下游地区扩散。在平原区冲洪积扇中部和下部地区（图6b～图6d），如昌平八仙庄、顺义天竺、朝阳金盏、黑庄户、通州一带，由粉砂与黏土、粉质黏土互层的多层含水层结构交互，2021年地下水漏斗与第二、三、四含水层与2021年沉降分布高度吻合，地下水漏斗范围相继减小的情况下地面沉降速率与范围也随之减缓。但第三、四含水层地下水开采强度与沉降贡献量较大。
图6 2014与2021年不同层位含水层地下水开采漏斗与沉降区（2021年）分布对比（a：第一含水层；
b：第二含水层；
c：第三含水层；
d：第四含水层）Fig.6 Distribution comparison of groundwater extraction funnels and subsidence zones in different aquifers in 2014 and 2021
3.5 地下水分层动态变化
地面沉降与地下水漏斗的变化，使不同埋深含水层水位也出现了不同程度的变化，通过天竺、八仙庄、王四营和张家湾地面沉降监测站不同压缩层组所对应的地下水动态长序列数据发现，4个监测站地下水位均在2017年以后明显回升（图7）。
第一压缩层组所对应的地下水位动态曲线可看出，天竺站（图7a）D3-6（观测层位28～31 m）2010～2017地下水位表现出季节性反复升降，2017～2021年水位呈快速回升趋势；
八仙庄站（图7b）D4-6（观测层位14～23 m）2010～2021年水位表现出季节性缓慢上升趋势；
王四营站（图7c）D1-4（观测层位24～46 m）和张家湾站（图7d）D6-4（观测层位34～48 m）水位表现出持续稳定13 m和11 m上下波动。
第二压缩层组所对应的地下水位动态曲线可看出，四个监测站总体呈先下降后上升趋势。天竺站D3-3（观测层位120～147 m）、八仙庄站D4-5（观测层位60～107 m）和相邻的D4-4（观测层位147～195 m）、王四营站D1-3（观测层位66～94 m）在2017年以前地下水位随着季节性波动逐年下降，2017年以后水位快速回升（图7a-c）；
张家湾站D6-3（观测层位89～127 m）2017年以后水位表现出季节性波动小幅回升趋势（图7d）。
第三压缩层组所对应的地下水位动态与第二压缩层组所对应的地下水位动态基本相似，总体呈先下降后上升趋势。天竺站D3-2（观测层位210～251 m）、八仙庄站D4-3（观测层位211～235 m）和王四营站D1-1（观测层位161～182 m）2017年以后表现出季节性波动水位快速回升，升幅达11.2 m、9.6 m、10.4 m；
张家湾站D6-2（观测层位154～192 m）和D6-1（观测层位258～308 m）2017年以后水位表现出季节性波动小幅回升，升幅达3.4 m和3.9 m。
3.6 形变量与水位变化
上述4个监测站不同深度地下水位动态在2017年以后水位呈上升趋势的同时，使各个土层的有效应力逐渐减小，沉降贡献相应出现不同程度的减缓和回弹。选取监测站有代表性的土体形变特征进行分析。
天竺站第一压缩层组分层标（F3-10）监测层位（2～35 m）变形量和水位关系表现为（图8a），2010～2012年形变曲线向右发展，说明土体保持压缩特性，以塑性变形特征为主，2012～2019年形变曲线出现回滞环，但形变曲线向右发展，说明在上述周期内土体存在弹塑性形变特征，2019年至今形变曲线持续向左发展，土体持续发生回弹，说明土体表现出弹性形变特征。八仙庄站第一压缩层组分层标（F4-10）监测层位（2～24 m）变形量和水位关系表现为（图8b），水位持续保持稳定的情况下（图7b，观测层位24～46 m），土体表现出持续压缩与回弹，并出现回滞环，说明现阶段残余形变量较小，土体在上述周期表现出弹性形变特征。
图7 北京地面沉降监测站分层地下水动态Fig.7 Layered groundwater dynamics at land subsidence monitoring station in Beijing
图8 第一压缩层组分层标土体形变与水位关系Fig.8 Relationship between soil deformation and water level of the first compression layer group
第二压缩层组变形量和水位关系表现为，天竺站分层标（F3-5）监测层位（102～117 m）（图9a），压缩曲线持续向右发展，整体表现出塑性形变特征，2017年以后，水位快速回升时（图7a，观测层位120～147 m），土体压缩速率减缓，但形变滞后，说明土层表现出残余形变量较大的塑性变形，同时还包含随时间发展过程的蠕变变形特征。王四营站分层标（F1-3）监测层位（66～94 m）（图9b），2010～2016年，压缩曲线持续向右，土体持续压缩，表现出塑性形变特征，并且存在滞后性。2017年以后，水位快速回升时（图7c，观测层位66～94 m），土层压缩明显减缓，并出现回弹现象，说明土体在上述周期表现出弹性形变特征。
图9 第二压缩层组分层标土体形变与水位关系Fig.9 The relationship between soil deformation and water level in the second compression layer group
第三压缩层组变形量和水位关系表现为，王四营站分层标（F1-2）监测层位（94～148 m）（图10a），2017年以前形变曲线随地下水位周期性波动持续由发展，土体形变持续快速压缩，2017年以后水位快速回升时(图7c，观测层位161～182 m)，土层持续压缩，但压缩速率明显减缓，土层残余形变仍然较大，说明土层存在较大塑性变形，并随着时间的发展还存在蠕变变形特征。张家湾站F6-3监测层位（126～193 m，图10b），2019年以前形变虚线始终向右发展，土体持续压缩，土体表现出较大的塑性形变特征，2019年以后随着地下水回升（图7d，观测层位154～192 m），土体压缩持续减缓，形变曲线出现回滞环。土体在地下水回升的影响条件下表现出弹性变形特征。
图10 第三压缩层组分层标土体形变与水位关系Fig.10 The relationship between soil deformation and water level in the third compression layer group
（1）南水进京后北京平原区地面沉降呈逐步减缓和快速减缓阶段，区域上从南北两大区，7个沉降中心减缓成各自独立沉降区。整体上，海淀山后、朝阳金盏、黑庄户和大兴礼贤沉降区逐步向中心收缩，昌平八仙庄、顺义北部和通州城区沉降区逐步消失。中心沉降速率除朝阳金盏和大兴榆垡-礼贤沉降速率较大，其余沉降中心速率均减缓至30 mm以内。
（2）用水结构的转变使地下水位逐步回升，降落漏斗范围由扩展转变为收缩，沉降速率快速减缓。平原区地下水漏斗范围和沉降分布区高度吻合，地下水回升使地面沉降快速减缓。
（3）垂向上，在地下水回升影响条件下，第一、二、三压缩层持续减缓，部分层位发生回弹。天竺和和八仙庄站第一压缩层表现出弹性形变特征，第二压缩层天竺站表现出塑性变形特征和蠕变变形特征，王四营站表现出弹性形变特征。第三压缩层王四营站表现出塑性形变特征和蠕变变形特征，张家湾站表现出弹性变形特征。
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