降水及人类活动对北京市平原区地下水位变化影响分析

梁灵君，刘翠珠

(北京市水文总站，北京 100089)

地下水作为水资源的一种重要储存形式，在保障生活供水、支持经济社会发展和维护生态平衡等方面起到十分重要的作用。而地下水位动态变化直接反映地下水资源量随时间和空间的变化，研究地下水变化有助于评价地下水资源储量和区域用水结构以及水资源合理开发利用与管理。随着气候变化和人类活动对地下水资源在时间和空间上产生影响的日益加剧，对地下水水位埋深动态变化的研究逐渐引起国内外学者的关注。目前，主要的研究方法为数值模型法和数理统计法，Yihdego等[1]利用多元线性回归水文分析法模拟了典型监测地点的地下水位动态；Remi等[2]利用Mann-Kendall评估了半干旱地区地下水短期和长期动态变化趋势；李小龙等[3]采用三维地下水数值模拟方法研究了玛纳斯河流域地下水水位动态变化及水量平衡规律；杨依天等[4]基于逐步回归方法分析了潮河上游地下水位变化和影响因素；杨滢嘉等[5]运用相关性分析法、普通kriging插值法研究弥河流域平原区地下水埋深时空的动态变化及分布特征；张文鸽等[6]采用五点三次平滑方法分析了河套灌区年际与年内地下水埋深变异规律。

北京市属资源型缺水的特大型城市[7]，地下水作为重要的基础资源和战略资源[8]，是北京市常规供水的主要供水水源，平原区大规模开发利用地下水已有约40年的历史[9]。在20世纪70年代以前，北京市平原区地下水开采基本处于均衡状态，随着城市社会经济发展开始过量开采地下水，2000年左右，地下水开采量约占全市总供水量的2/3以上。2014年末，南水北调江水进京，在一定程度上缓解了水资源供需紧张的状况，但地下水仍占全市总供水量的50%左右[10]。多年高强度开采地下水使得地下水位持续下降，局部地区超采严重，引发了水质恶化、地面沉降等资源与生态环境问题[11-12]，影响了区域可持续发展。近年来，通过实施地下水压采及生态补水[13-16]等措施，地下水位持续下降的趋势基本得到遏制。为了地下水资源的科学管理，确保地下水战略储备功能，本文借鉴国内外分析方法，选取1981年—2020年北京市平原区地下水有关资料，采用数理统计法研究地下水位变化特征及影响因素，为地下水超采综合治理和水资源涵养修复提供借鉴。

1 研究区概况

北京市位于华北平原的西北边缘(图1)，西部为山区，地下水分布以岩溶裂隙水为主，东南是向渤海缓倾的平原，平原区主要为第4系松散孔隙水含水层及岩溶水含水层。根据平原区多年地下水监测资料分析，近年来水位有所回升，但平均地下水位总体呈下降态势，最大地下水埋深为2015年的25.75 m。北京市位于永定河冲洪积扇地形的中上部，全市面积约为16 410 km2，其中，平原区面积为6 900 km2(含延庆盆地)。北京市属暖温带、半湿润季风气候区，多年平均降水量为569 mm，平均蒸发量为1 562 mm(20 cm蒸发皿)，属海河流域，由西向东依次为大清河、永定河、北运河、潮白河、蓟运河5大水系，河流流量年际变化较大，部分河段目前已断流。

图1 北京市地形图Fig.1 Topographic Map of Beijing City

2 资料和方法

2.1 资料

为研究北京市平原区不同年代地下水位变化特征和主要影响因素，根据监测井资料可靠性并兼顾均匀分布的原则，筛选出121眼地下水长观孔作为北京市平原区代表性观测井(图2)。选取1981年—2020年共40年地下水埋深监测数据分析地下水位动态变化，同时，选取研究区内121个雨量站的同期降水资料做对比分析，并结合地表径流、地下水开采、外调水及生态补水等情况进行地下水位变化的影响因素分析，其资料源自历年的北京市水资源公报数据。

图2 研究区范围及监测井分布Fig.2 Study Area and Distribution of Monitoring Wells

2.2 研究方法

2.2.1 Mann-Kendall检验法

Mann-Kendall检验法(以下简称M-K方法)是一种广泛应用于水文、气象时间序列分析的非参数检验方法，可用来检验系列趋势的显著性和突变[5, 17-18]。在M-K趋势检验中，统计量为正值表示增加趋势，M-K用于序列突变检验时，统计变量UFk为如式(1)。

(1)

其中：sk——样本正符号累积数；

E(sk)——样本均值；

Var(sk)——样本方差。

将序列按时间逆序排列计算变量UBk，两统计序列构成的曲线分别记为UF和UB，两条曲线出现交点且在置信区间内即为突变点。

2.2.2 累积距平法

累积距平法是一种通过曲线反映序列变化趋势的非线性统计方法，从累积距平曲线的起伏可以判断系列的演变趋势及变化，并根据累积距平曲线的转点判断其突变点。时间序列x在t时刻的累积距平值如式(2)。

(2)

其中：ILP——序列累积距平值；

3 结果与讨论

3.1 降水量与地下水埋深突变特征

应用M-K法和累积距平法进行降水量与地下水埋深趋势及突变分析(图3)。M-K法的分析结果如图3(a)和3(c)所示，降水量和地下水埋深系列分别通过了95%、99%的置信度检验，地下水埋深下降趋势显著，降水量呈弱下降趋势。降水量序列呈高低起伏的变化趋势，突变点较多，也反映了年代的丰枯变化特点，其中一个突变点为1998年，与累积距平法分析的突变年份一致，如图3(b)所示。M-K法分析的地下水埋深突变年份为2001年，同样运用距平累积法进行分析[图3(d)]，确定突变年份为2001年。因地下水埋深不仅受开采影响，也与包气带增厚导致降水对地下水补给产生滞后效应有关[19-20]。综合两种方法的分析结果，地下水埋深在2000年前后发生突变，因此，按不同年代和不同水平年进行地下水埋深的年际和年内分析更能反映其变化特征。

图3 研究区降水量、地下水埋深变化趋势及变异点识别Fig.3 Variation Trend and Variation Point Identification of Precipitation and Groundwater Depth in the Study Area

3.2 地下水埋深动态变化特征

3.2.1 年际变化

地下水位多年动态可直接反映研究区地下水补排条件的变化，1981年—2020年降水量与地下水埋深变化过程如图4所示，埋深从1981年的9.01 m下降到2020年的22.03 m，年均下降0.33 m。地下水埋深变化可分为4个时期：(1)1981年—1998年为波动下降期，在1998年之前，丰水年埋深上升，枯水年下降，埋深年均下降0.15 m；(2)1999年—2007年为地下水位剧烈下降期，1999年以后遭遇连续枯水年，年均降水量仅为450 mm，补给减少以及地下水开采加大，造成埋深大幅度下降，年均下降达1.36 m；(3)2008年—2015年为下降趋缓期，2008年后降水量较枯水期增加，且开展外调水及多水源开发利用工作，开采量减少，年均下降0.37 m，下降趋势明显趋缓，其中，2012年降水量较大，地下水埋深波动回升；(4)2016年—2020年为止降回升期，因受连续丰水年和南水北调江水进京、地下水压采及生态补水等因素影响，5年累计回升3.72 m，年均回升0.74 m。

图4 1981年—2020年降水量与地下水埋深变化Fig.4 Variation of Precipitation and Groundwater Depth during 1981 to 2020

3.2.2 年内变化

通过年降水量频率计算，选取丰(2008年)、平(2010年)、枯(2005年)不同水平年，分析地下水埋深年内变化情况。由图5可知，在丰、平、枯水年内地下水埋深变化趋势基本一致。1月—2月，地下水主要接受侧向补给，开采量相对较小，水位处于稳定恢复期，达到年内最高；3月—6月，降水补给较少，受农灌用水增加影响，水位持续下降，5月—6月水位达到年内最低值；7月—9月，降水集中，地下水位逐渐上升；10月—11月，降水和径流补给减少，水位小幅下降；12月地下水缓慢恢复。因此，北京市平原区地下水埋深年内动态总体以降水入渗-开采动态型为主，不同水平年降水量差异导致年内埋深回升幅度不同，降水量越多回升幅度越大，降水量越小，年内水位受地下水开采影响越明显。

图5 研究区内丰、平、枯年份地下水埋深年内变化过程Fig.5 Annual Variation Process of Groundwater Depth in Wet, Normal and Dry Years in Study Area

3.2.3 空间变化

为进一步了解北京市平原区地下水位增幅情况，基于ArcGIS绘制了1990年代、2001年—2010年、2011年—2020年年均地下水位回升图和2016年—2020年水位变幅图(图6)。由图6可知，1991年—2000年，平原区小部分区域地下水位年均上升仅在0.5 m之内，主要分布在延庆、昌平西部、房山南部等地，面积为944 km2；2001年—2010年，平原区地下水位年均上升0.5 m以内的地区主要位于延庆、朝阳东南部以及房山等少部区域，上升区面积仅占平原区总面积的9%，比1991年—2000年上升区域面积减少29%，说明地下水埋深总体呈下降趋势。而平原区东南和西南局部区域水位上升，主要因所在的北运河和大清河水系有较充足的径流补给，且延庆盆地地下水位总体变化不大，略有回升，主要与永定河上游河道及官厅水库补给有关；2011年—2020年，平原区地下水位上升区域面积为4 480 km2，占平原区总面积的65%，其中，上升超过1 m的地区主要集中在平谷、密怀顺和水源3厂等水源地所在区域，水位上升除受降水增加及地表水系补给影响外，还与水源地压采和区域生态补水等因素有关；2016年—2020年，地下水位回升范围达到平原区总面积的78%，回升超过10 m的区域主要位于平谷和密怀顺水源地以及西山山前部分区域，地下水回升范围广，回升幅度较为显著。

图6 不同时期研究区地下水水位上升幅度Fig.6 Rising Range of Groundwater Level in Study Area in Different Periods

4 影响因素分析

4.1 自然因素

影响地下水动态变化的自然因素主要是降水量、蒸发量及径流量等[21]，因北京市平原区地下埋深超过20 m，蒸发对地下水的影响微弱[22]，故本次分析不考虑该因素影响。

降水是地下水补给的最重要来源，同时，其形成的地表径流也间接地影响地下水资源。由全市降水量和径流量变化(图4、图7)可知，全市降水、径流连丰连枯时有发生，径流量总体呈明显减少趋势，2001年—2020年年均径流量(6.90亿m3)比1981年—2000年年均径流量(14.2亿m3)减小106%，其中2001年—2010年年均径流为4.96亿m3，仅为多年平均径流量(10.6亿m3)的47%。80年代初期降水偏枯，降水及径流补给量较小，综合开采因素导致地下水位开始下降；1985年—1998年，连续降水偏丰，径流量较大，地下水的采补出现了新一轮的动态平衡，说明区域地下水资源具有较强的调节能力和可恢复性；2016年—2020年降水量偏丰，径流量(11.8亿m3)明显增加，为枯水段(1999年—2007年)径流量(5.13亿m3)的2.3倍，但因地下水位下降使得包气带增厚，降水和径流对地下水的入渗补给量大大减少。

图7 北京市1981年—2020年地表径流变化Fig.7 Variation of Surface Runoff in Beijing City during 1981 to 2020

4.2 人为因素

人类活动是影响地下水位变化的关键因素，主要有地下水开采、外流域调水和生态补水等。

4.2.1 地下水开采

20世纪60—70年代，北京市平原区地下水补排关系基本上处于均衡状态；80年代初期，地下水开采量增加到23亿m3/a，地下水资源量开始亏损(图8)；90年代，地下水开采量相对稳定，较80年代略有增加，累计亏损量增大；1999年后连续枯水年，地表水可利用量减少，为保障城市供水安全；2003年起陆续建设了怀柔、平谷等5个应急水源地，地下水开采量增大，地下水位剧烈下降，造成地下水储量严重亏损，1999年—2011年年均亏损4.83亿m3，是1981年—2020年均亏损量的2.9倍。长期地下水超采使2015年超采区面积增加为1995年的2.5倍。2014年底南水北调水进京后，地下水开采量逐年减少，到2020年开采量降至13.5亿m3，仅为多年平均的58%，地下水位止降回升，可见开采是地下水位下降的最主要因素。

注：累计储变量为与1980年相比亏损的储量 图8 1981年—2020年地下水开采量与储变量变化Fig.8 Variation of Groundwater Exploitation and Storage Variables during 1981 to 2020

4.2.2 外流域调水

因本地水资源难以满足社会经济及日常生活的用水需求，2003年开始从山西省和河北省调水，减少了地下水的开采量，但水资源供需依然存在缺口，2008年从河北省黄壁庄等4座水库向北京市应急供水，截至2013年，累计应急供水15.2亿m3(图9)，地下水位下降幅度得到缓解。2014年底，南水北调中线工程正式向北京市供水，到2020年末累计调水量已达60.68亿m3，极大地调整了北京市的供水结构，置换部分地下水源，怀柔、平谷等应急水源地仅维持热备状态，累计压减地下水开采量约7亿m3，增加了水资源战略储备。

图9 2008年—2020年外调水量Fig.9 Water Transfer during 2008 to 2020

4.2.3 生态补水

近年利用南水北调水和本地地表水向水源地累计生态补水7.20亿m3，使密怀顺水源地周边地下水位平均回升0.86 m[8]。引黄河水对永定河(北京市段)河道共补水5.87亿m3，河水入渗使得永定河平原段沿线周边地下水位平均回升3.54 m，其中，门头沟陈家庄监测井水位回升超过20 m，玉泉山周边的海淀北坞监测井回升3.18 m(图10)。

图10 陈家庄和北坞监测井埋深变化线Fig.10 Variation Line of Groundwater Depth in Chenjiazhuang and Beiwu Monitoring Wells

因此，区域降水、外流域调水以及生态补水等为地下水位下降的负相关因素；开采是影响地下水下降的正相关因素。近年来，通过实施地下水压采，积极开展自备井与南水北调水源置换和超采区治理工作，增加地下水回补，实行最严格的地下水管控，强化地下水取水过程监管和用途管制。通过多措并举，有效压减涵养了地下水资源，加之降水量偏丰，人为因素与降水因素叠加，2016年后地下水埋深多年持续下降趋势得到抑制，连续5年回升，全市平原区地下水资源储量比2015年增加21亿m3，维系了地下战略水源的健康。

虽然北京市平原区地下水位持续下降的趋势得到了一定缓解，但地下水储量历史亏空较大，尤其是密怀顺、西郊等水源地。因此，需落实最严格水资源管理制度，研究制定无替代水源地区地下水超采控制方案，以不超采、动态平衡为目标，提出区域地下水水量、水位的科学管控指标。通过采取节水、用水结构调整等措施，强化再生水及雨洪资源利用，多渠道增加水源补给，压减地下水超采量。同时，通过优化水资源配置和调度，实施多源头、多工程、干支流联调的生态补水，实现藏水于地、涵养地下水，地表和地下协同修复等目标，逐步实现地下水采补平衡，降低流域和区域水资源开发强度，建设西郊、密怀顺等地下蓄水区，增强水资源战略储备，为促进经济社会可持续发展提供水安全保障。

5 结论与建议

(1)通过M-K法和累积距平法进行趋势及突变分析发现，降水量呈弱下降趋势，地下水埋深下降趋势显著，年均下降0.33 m。降水量突变点为1998年，受包气带增厚导致降水对地下水补给产生滞后效应影响，地下水埋深在2000年左右发生突变。分析结果客观地反映了北京40年的降水和地下水埋深变化特征，其研究方法可为其他地区不同水文要素的分析提供借鉴和参考。

(2)地下水埋深动态变化可分为1981年—1998年波动下降期、1999年—2007年地下水位剧烈下降期、2008年—2015年下降趋缓期和2016年—2020年止降回升期4个时期。其中，2016年—2020年因受连续丰水年、南水北调江水进京及生态补水等因素影响，地下水位回升3.72 m，年均回升0.74 m。地下水位动态变化主要受降水和地表径流补给、生产生活开采以及外流域调水和生态补水等因素影响，其中，地下水超采是影响地下水位下降的最主要因素。

(3)地下水开采应以地下水动态采补平衡为目标，增强地下水战略储备。同时，地下水位的回升，可能对城市安全运行带来一定风险，需加强地下控高水位和预警研究。