三江平原地下水流场演化趋势及影响因素

2021-01-21刘伟朋崔虎群刘伟坡程旭学李志红

水文地质工程地质 2021年1期

刘伟朋，崔虎群，刘伟坡，程旭学，李志红

（中国地质调查局水文地质环境地质调查中心，河北保定 071051）

三江平原位于黑龙江东北部，由黑龙江、乌苏里江和松花江冲、洪积形成，土地肥沃，是我国重要的商品粮基地[1-2]。农田灌溉用水占地下水总开采量的90%以上。随着社会经济的发展和水稻种植面积的扩大，昔日“北大荒”变为今日“北大仓”。地下水的需求量显著增加，部分地区地下水位持续下降，有些专家提出防止该区成为“第二个华北平原”[3]。

近年来，已有不少学者对该地区的地下水动态进行了研究和预测[4-7]。赵永清等[8]提出三江平原地下水自开采以来（至2001年）平均总下降约4.0 m，每年下降速率约0.2～0.3 m；徐梦瑶等[9]认为三江平原形成西部、中部和东部3个地下水超采区；梁勇[10]认为地下水位下降较大的区域主要分布在同江市和抚远县，且5年累计降幅小于1 m；杨湘奎等[11-13]认为在松花江北部区域及建三江垦区部分农场存在超采区。刘东等[4,14]预测八五三农场地下水位未来4年平均年降幅约为0.9 m；梁勇[10]认为三江平原地区的地下水没有明显下降，仅是随着降水的丰平枯年份动态变化。综上，受数据量、资料和时间限制，三江平原超采区的分布位置不统一，未能确定超采区的范围及形态，由于对地下水动态的影响因素认识不同，预测的水位结果也是升降各异。

为落实中央领导关于东北地区地下水超采的重要批示，查清三江平原地下水流场现状及形成原因，2018年中国地质调查局把东北地区水文地质与水资源调查列入2019—2021年重点地质调查计划，2019年着力加强了三江平原地下水位统测及超采研究。笔者基于GIS 技术，对三江平原地区1 100余组地下水统测数据、国家地下水监测工程数据及地方水务局长期地下水动态观测数据进行插值及对比分析。查明了三江平原地下水的空间分布特征，首次高精度确定了超采区范围及形态，分析了其影响因素，为水资源的合理开发利用与保护提供了新视角，为国家及相关部门农业结构调整及水利基础设施建设发展决策，维护国家粮食安全的压舱石提供可靠数据支撑。

1 研究区概况

三江平原北起黑龙江、南至完达山、西邻小兴安岭、东抵乌苏里江，地形平坦，西部、南部地势较高，东部、东北部较低。本文研究区为三江平原的小三江平原区（图1），面积4.5×104km2。年均降水量为550 mm，蒸发量为（E601）700 mm[15]。

图1 研究区示意图Fig.1 Location of the study area

广大平原中部，自中生代以来始终处于以下沉为主的间歇性沉降运动中[16]，所以巨厚的新生界松散堆积，层层迭复，构成两级上迭阶地，与高低河漫滩组成平原区地貌的主体。平原区地层可概化为二元结构，上部浅地表地层为砂土、黏性土，下部为大厚度含砾中、粗砂。

三江平原农作物包括大豆、玉米等旱田作物，主要依靠雨水自然滋养，水田作物水稻种植需要人工灌溉，以抽取地下水为主。

2 资料来源与研究方法

本文数据源包括2019—2020年1 092个统测点2期地下水位3—4月份统测数据、44组国家地下水监测工程2019年数据、1980年72组地下水统测数据及建三江水务局提供1997—2019年地下水长期动态观测数据。

利用克里金插值法[17-19]，生成50 m×50 m的地下水位分布栅格图，将不同时期地下水位栅格图进行代数运算，生成不同年份水位变幅图，以获取年际的地下水位变化情况。

3 结果与分析

3.1 地下水流场时空分布特征

3.1.1 1980年地下水流场特征

20世纪80年代，三江平原以开垦旱田为主，水田面积很少。1986年水田面积5.7×103km2，占总平原区面积的10%，该时期地下水的开采量远低于可开采量，地下水流场基本处于天然状态。对收集到的72组1980年地下水位数据进行插值，绘制了天然流场状态下地下水位等值线图（图2a）。从图中可以看出1980年地下水整体流向为北东向、南北向，以北东向为主，最终排泄于乌苏里江和黑龙江流出区外。以松花江为界，北部地下水由西向东分别向南北两侧的松花江和黑龙江排泄；南部地下水由西、南山区向平原中心区径流，在富锦东侧区域分支，主干地下水继续向东流经建三江垦区流入乌苏里江，分支水流经富锦—街津口断面向北汇入黑龙江。在富锦东南侧，大兴—七星农场区域为沼泽湿地，水力梯度较小，地下水径流缓慢，地下水以蒸发排泄为主；其余地区地下水水力梯度较大，地下水以径流排泄为主。结合地面高程，1980年地下水位埋深在勤得利、八五九农场等山前一带和前哨农场台地区一般大于10 m，西部平原区小于5 m，东部建三江垦区一般为5～10 m。

图2 1980年和2019年地下水位等值线图Fig.2 Contour map of groundwater levels in 1980 and 2019

3.1.2 2019年地下水流场特征

2019年3—4月份，在水稻灌溉（泡田期）地下水开采前期，采用1985 国家高程基准测量了研究区1 092个机民井水位，利用克里金插值，绘制了地下水流场。图2（b）中可以看出，研究区内除沿黑龙江南岸一定范围内地下水向东北排泄于黑龙江外，区域地下水整体由西向东径流，最终排泄于乌苏里江流出区外。在建三江垦区西边界，地下水水力梯度明显增大，在前进、浓江、洪河农场中心区域地下水流平缓，41 m等值线近似闭合，外围地下水流网呈现由西北、西南、东北向中心区域汇流的特征，改变了天然流网的形态，形成了一定区域的地下水降落漏斗。目前，区域地下水位埋深在勤得利、八五九农场等山前一带和前哨农场台地区一般大于20 m，西部平原区小于5 m，东部建三江垦区一般为10～20 m。

3.1.3 1980—2019年地下水时空异变特征

（1）流场演化特征

与1980年地下水等水位线图对比分析发现，潜水面形态发生明显变化。在佳木斯至富锦段、洪河湿地至乌苏里江段地下水水力坡度较1980年小，说明受人工开采影响该段地下水径流排泄减少；在富锦东南侧大兴、七星农场等沼泽湿地区域，平缓潜水面区域消失并形成滑梯式潜水面，水力坡度向建三江垦区中心区域方向增加至0.44‰。同时沿富锦—街津山断面地下水流场发生逆转，说明在建三江垦区中部区域存在地下水超采。超采引起地下水流场、循环路径变化，地下水处于负均衡状态，在地下水自平衡调节过程中，边界水力梯度增大以加大对超采区地下水的侧向补给。

（2）水位埋深演化特征

利用栅格运算，生成2019年与1980年地下水位变幅图。由图3（a）可知，以建三江垦区西边界为界，地下水位埋深差异明显，建三江垦区地下水位累计降幅大于5 m的面积为1.17×104km2，其中在建三江垦区的创业、前进、洪河、浓江农场等中心区域地下水位降幅大于10 m的面积为3 400 km2；西部平原区及建三江垦区东部外围区域地下水位累计降幅1～5 m的面积为2.6×104km2。

（3）超采区地下水位演化态势及其形态特征

图3 1980—2019年（a）和2019—2020年（b）地下水位变幅图Fig.3 A map of changes in groundwater levels (a) from 1980 to 2019 and (b) from 2019 to 2020

为揭示三江平原建三江垦区降幅较大区域地下水年际动态变化特征，以建三江垦区中心区域的创业、前进及洪河3个农场的人工监测井点23 a（1997—2019年）地下水动态监测数据为基础（图1），编制了地下水位及水稻种植面积动态曲线（图4）。由图4可知，垦区水稻种植规模主要分为3个阶段：第一阶段（1997—2002年）水稻小规模种植，水稻田面积维持在1 467～2 000 km2，地下水开采以浅部土层弹性释水为主，漏斗区地下水位年均降幅0.59 m；第二阶段（2003—2012年），水稻种植快速扩张，水稻田面积由1 467 km2增加至6 694 km2，地下水开采以砂砾石层重力释水为主，漏斗区地下水位年均降幅0.41 m；第三阶段（2012—现在），水稻种植面积维持在约6 667 km2，漏斗区地下水位年均降幅0.29 m，趋于平缓。

根据《地下水超采区评价导则》（GB/T 34 968-2017）标准，地下水开采造成地下水水位呈持续下降趋势条件界定，对比20世纪80年代近似天然流场的地下水位，按照水位降深10 m，圈定漏斗中心区面积3 400 km2。平面范围为以七星农场、浓江农场、胜利农场为顶角，底边朝向东北、尖角朝向西南的“似三角形”，其底边长66 km、尖角高103 km。剖面形态为“平底锅”状，锅底到锅沿深5～6 m，锅底到地面深15～16 m。

3.1.4 2019—2020年地下水位时空异变特征

沿袭2019年统测点，2020年3—4月同期完成研究区水位统测工作，据佳木斯气象站观测数据，2019年降水量达858.1 mm，为69 a（1951—2019年）来最大值，保证率1.4%，是多年平均降水量549.4 mm的1.6倍，为典型丰水年。

图4 建三江垦区漏斗中心区地下水位多年动态曲线Fig.4 Multi-year dynamic curve of groundwater levels in the central area of the Jiansanjiang groundwater level funnel

对比分析2019年和2020年同期水位统测数据，绘制2019—2020年地下水位变幅图（图3b）。由图可知，除大兴农场，以建三江垦区边界为界，西部平原及建三江垦区外围区域地下水位上升，对比统测数据分析，集贤—友谊—宝清山前地段以及绥滨北部绥滨农场等地，升幅达1.5 m，松花江下游富锦至同江段两岸影响条带，地下水位上升幅度最大接近2 m，挠力河下游北岸地表水影响条带，地下水位上升幅度最大接近3 m，反映出该地区地下水位对丰水年的响应较明显，降水可有效增加补给地下水。东部建三江垦区大部分区域地下水位以下降为主，降幅在0.2～0.6 m，平均降幅0.3 m。对比20世纪80年代近似天然流场的地下水位，按照水位降深10 m，圈定2020年漏斗中心区，面积为3 518 km2，与2019年（漏斗中心区面积3 400 km2）相比，形态基本一致，面积增大118 km2。

3.2 原因分析

3.2.1 降水量影响分析

降水通过非饱和带垂向入渗进入含水层的过程属于地下水的直接补给，是大多数地区地下水资源的重要组成部分[20-21]。本文利用三江平原代表西、东部的2个气象站1951—2019年年降水量资料，绘制了全年降水量、多年平均值及线性趋势线（图5）。由图可以看出，佳木斯站的多年平均降水量略大于建三江站多年平均降水量，2009年以后，多数年降水量大于多年平均值，属于偏丰年；建三江雨量站自1999年以后，多数年降水量小于多年平均值，属于偏枯年。章光新等[22]多年季节性降雨分析，三江平原地区的佳木斯站、富锦站及抚远站各站的雨季（5—10月）降雨量呈显著下降趋势，旱季（11—翌年4月）都呈上升趋势，说明旱季降水量增加，雨季减少。三江平原的水稻种植季节正好在雨季，地下水开采是水稻种植的主要水源，因此，地下水的开采强度必然随气候干旱的加剧而增大，一旦雨、旱季地下水受地层影响补给不畅，无法满足采补平衡，地下水位必然连续下降。

3.2.2 降水入渗影响分析

（1）地层空间差异分析

图5 年降雨量变化特征曲线Fig.5 Characteristic curve of the annual precipitation change

三江平原近地表土层结构性质差异明显，具有“西砂、东黏”特点。受古地理环境和地质作用影响，三江平原近地表土层结构差异明显，土层性质截然不同。同江—富锦—宝清以西，近地表为砂土，厚度较小，透水性好，保水性差，雨水和地表水可直接下渗到地下水，地下水补给有利，工农业开采地下水未引起水位明显下降。说明其开采量与补给量处于平衡状态，即采补平衡。目前，砂土层结构区的地下水位埋深，依然保持在3～5 m；以东为黏土，厚度较大，3～20 m，且连续分布，透水性差，保水性好，阻碍雨水和地表水下渗[23-24]，不利于地下水补给，当地下水开采量超过其补给量时，必然形成地下水亏损，引起地下水位下降。这是建三江垦区地下水位下降10 m，形成地下水漏斗的基本原理。

（2）年内地下水时空动态分析

为揭示三江平原不同地层结构区地下水动态空间变化规律，选用三江平原东西向7个典型国家地下水监测点2019年1—10月逐天动态监测数据，动态监测点空间分布（图1），编制了三江平原地下水埋深动态变化曲线图（图6）。可以明显看出，以建三江垦区西部边界线为界，东部地区监测点地下水埋深介于15～25 m，西部地区地下水埋深介于0～10 m，东部地下水埋深年内动态变化幅度较西部地区明显偏小，结合区域地层分布特点，说明东部地区地层降水入渗系数较小，地下水受大气降水影响程度偏小，地下水补给量小于开采量，地下水位在丰水期处于波动下降状态。

图6 地下水埋深动态变化曲线Fig.6 Dynamic variation curve of groundwater depth

4—5月地下水集中开采期间，除山前监测点Ⅰ周围为旱田，地下水埋深动态保持相对稳定，其他监测点地下水埋深均呈不等幅度增大。地下水埋深增大幅度为0.57～6.03 m，西部平均增幅为3.19 m，最大增幅为6.03 m，东部平均增幅为0.67 m，最大增幅为0.72 m，西部地下水埋深增幅较东部整体偏大。

6—8月集中降雨期间，受降水入渗空间差异影响，西部地区地下水埋深波动呈减小趋势，东部地区呈平缓增大趋势（表1），可以看出，西部平均减小幅度为4.002 m，东部平均增大幅度为0.055 m。

表1 6—8月地下水埋深增大幅度Table1 Depth of groundwater increased significantly from June to August

9—10月，随着降水量的减少，西部地下水埋深呈平缓增大趋势，平均增幅为0.61 m；随着建三江垦区地下水开采量的减少及地下水侧向补给的影响，东部地下水埋深呈平缓减小趋势，平均减小0.16 m。

（3）年际地下水空间动态分析

在2019年特丰水年影响下，2020年同期地下水位除三江平原东部建三江垦区大面积区域外，其余地区地下水均回升并超过2019年同期水位，从区域分布上看，升幅大于0.5 m区域，主要分布在河流影响带地表水补给地下水区域和浅部砂土地层区域，地下水接受降水垂向入渗和河流侧向径流双向补给；在地下水回升0～0.5 m区域，主要分布在西部砂土地层受垂向入渗补给区和建三江垦区外围受侧向径流补给区；在建三江垦区超采区，垂向上受表层厚黏土层影响，降水垂向入渗受阻；平面上距河流侧向影响带较远，地下水侧向径流补给迟缓；加之地下水人工超采，因此，造成了即使在近70 a 一遇的特丰水年，该区地下水仍然无法实现以丰补欠自平衡状态，年际地下水位仍处于下降趋势。

3.3 水稻种植影响分析

自20世纪80年代，随着三江平原农业种植结构的不断调整，水稻种植面积由1986年的0.58×108km2发展到2018年的2.82×108km2，地下水开采量从1986年的5.99×108m3增加至2018年的8.55×109m³（据2017年水资源公报数据推算），2018年地下水开采量约为1986年的14倍。其中，建三江垦区从1996年后开始大面积种植水稻，当年种植960 km2，到2018年种植面积达6 787 km2，是三江平原最大的水稻连片种植区，约占三江平原水稻种植面积的36%，其中，93.2%（6 327 km2）为井灌水田。水资源实际利用量约为32.5×108m3，农业用水量3.24×109m3，占总用水量的99.7%；利用地下水2.824×109m3，占总用水量的88.49%。据文献[25]，当前建三江垦区地下水开采量超可开采量（11.08×108m3）的1.6倍。依据现状下降速率估算，目前建三江垦区每年超采地下水存储量5×108～1.0×109m³。因此，建三江垦区水稻的大面积连片种植，地下水超采是形成建三江垦区地下水位连续下降的主导因素。