保定平原区地下水生态水位阈值的探讨

靳博文，王文科，段 磊，马稚桐，王 一，黄鑫慧

（1.长安大学水利与环境学院, 陕西 西安 710054；2.旱区地下水文与生态效应教育部重点实验室（长安大学）, 陕西 西安 710054）

近40年来，由于地下水位持续下降[1]，华北平原出现一系列生态环境负效应，如地下水降落漏斗[2]、地面沉降[3-4]、区域地下水文循环发生变化[5]以及河流生态基流无法得到有效保障[6]等，这些生态环境负效应的出现破坏了平原内原有的山水林田湖草格局。大量研究表明，地下水在维持河流生态基流[7-8]、湖泊湿地水域面积[9]、提供植被需水[10-11]、调节土壤含水量与含盐量、维持地质环境的稳定性等方面具有重要作用[12]，地下水位在一定程度上驱动着生态环境演化[13-15]，从恢复区域地下水生态环境格局的角度考虑，确定区域地下水生态水位是恢复地下水生态环境的重要抓手。目前关于生态水位的研究多集中在干旱半干旱地区[16]，其研究内容主要是基于满足植物生长需求[17-20]、消除土壤盐渍化[21-22]、协调地下水资源开发利用与表生生态环境之间的关系[23]进而提出最优地下水位。常见的方法有生态调查统计法[24]、数值模型法[25]、3S（GPS、RS 和GIS）法[26]；生态调查统计法实施起来易操作，所得数据直观，但野外调查工作量较大，耗时较多，不适宜进行大尺度研究；数值模型法理论性较强，适用于大尺度研究，且能够通过设立参数进行情景预测模拟，但模型建立过程涉及诸多要素，需要充足的数据支撑，且模型使用前需通过大量实地观测资料进行校核验证；3S 法适用于大尺度研究，处理结果直观，但该方法对遥感数据精度要求很高。综上所述，提出一种针对大尺度流域研究，能够联系实地情况、综合考虑多方面因素，计算操作简易、合理、结果可靠的地下水生态水位计算方法已成为生态环境治理修复的迫切需求和领域研究的热点方向。

本文以保定平原区为例，从环境地质与生态环境格局的角度出发，运用地下水位及生态环境的历史回归法、GIS 法确定研究区地下水生态水位阈值，通过差分网格计算法量化生态水位恢复，为保定平原区生态环境建设和水资源合理利用提供一定参考，对地下水生态水位阈值的确定也具有一定的借鉴意义。

1 研究区概况

保定平原区位于太行山东麓的华北平原区，西靠太行山，属山前倾斜平原，地势由西北向东南逐渐降低，地面高程大部分在5～26 m 之间，地面坡降一般小于2‰，根据地貌类型可进一步划分为山前冲洪积平原、冲积平原、冲湖积平原（图1）。山前冲洪积平原位于靠近太行山的西部地区，地面高程7～23 m；冲积平原位于南部边界及东南地区，地面高程5～17 m；冲湖积平原位于中东部地区，由近代河流冲积和湖沼沉积形成，地势较低，地面高程多为5～10 m。研究区属暖温带季风型大陆性半湿润半干旱气候，年平均气温12.7 ℃，水系发育，河渠纵横，主要河流包括南拒马河、唐河、萍河、漕河、瀑河等。区域地表出露第四系冲洪积松散地层，第四系以下的岩层包括新近系、古近系、奥陶系、寒武系、中上元古界、太古界等，堆积了巨厚的松散堆积物，为第四系松散岩类孔隙地下水的分布与赋存提供了良好的场所。

图1 研究区地理位置及计算单元划分Fig.1 Geographical location and calculation unit division of the study area

研究区浅层地下水属潜水-承压水，主要为第I、II 含水层组，自出山口至冲洪积扇群前缘，地下水由砾卵石、砂砾石组成的单一潜水含水层，向黏土和砂砾石及中砂组成的潜水-微承压水含水层过渡，厚10～50 m 不等，地下水补给、径流条件较好。靠近山前的北部拒马河冲洪积扇群（I1）、西部漕河—瀑河冲洪积扇群（I2）、南部唐河—大沙河冲洪积扇群（I3），是平原区第四系孔隙水的主要补给区，自山前至平原中部表现出良好的水文地质分带性（图2）。区域内地下水基本沿山前冲洪积扇展布方向自西向东径流，径流方向和梯度与地形倾斜方向和坡降基本一致，区域内地下水位在维持地质环境稳定、保障白洋淀水域面积与水生态安全、控制生态环境格局等方面发挥重要作用。

图2 研究区2—2’水文地质剖面图（据文献[28]修改）Fig.2 Hydrogeological profile of 2—2’ in the study area（modified from Ref.[28]）

2 数据来源及研究方法

本研究所用1959年浅层地下水位数据来源于《华北平原地下水可持续利用图集》[27]；1982年、2000年、2010年、2015年浅层地下水位数据与多年地下水降落漏斗数据均来源于《京津冀协同发展保定市平原区地质环境保障调查评价报告》[28]；2019年浅层地下水位数据来源于地下水位统测点实测数据；2005—2020年地下水位、降水量、地下水开采量数据均来自《保定市水资源公报（2005—2020年）》；地下水资源计算含水层给水度（μ）的取值和分区，主要参考文献[27-28]成果资料；保定平原区高程栅格数据来源于地理信息空间数据云网站，并运用河北省水文工程地质勘查院提供的区域内高程实测值进行校改。

为了后续能够针对不同区域提出适宜的地下水位恢复方案，依据含水层介质沉积相类型、地下水补给和径流条件的差异，将研究区划分为3 个水文地质大区与3 个水文地质亚区。在此基础上采用地下水位及生态环境的历史回归法对1959—2020年地下水位时空演化特征、地下水位演化生态效应及地下水与地表水补排关系演变进行分析，查明地下水位动态驱动力，确定地下水生态环境变异拐点，进而界定地下水生态水位阈值。把保定平原区2019年浅层地下水位作为现状水位，以确定的生态地下水位为标准，利用GIS 技术，结合生态补水量数学模型计算得到不同水文地质单元由现状水位恢复至地下水生态水位所需水量。其中，保定平原区生态补水量数学模型为：

式中：W生态—现状地下水位恢复至生态水位所需的水量/m3；

1012—单位换算系数；

μi—分区浅层含水层组给水度；

Fi—分区计算单元面积/m2；

ΔHi—分区计算单元内地下水生态水位降至现状地下水位的浅层含水层疏干厚度/m。

3 地下水生态水位的确定

3.1 地下水位动态特征

收集研究区内不同水文地质单元年际地下水位动态数据（图3），并选取贯穿地下水补给区—径流转化区—排泄区的2 个典型剖面进行年际地下水位动态观测（图4），从时空角度分析研究区近60年地下水位的动态特征。

图3 不同水文地质单元年际地下水位动态Fig.3 Annual groundwater level dynamics of different hydrogeological units

图4 研究区多年地下水位剖面图Fig.4 Groundwater level profile of the study area in some years

从时间角度来看，研究区内多年地下水位变化可以分为4 个阶段。20世纪50—60年代（天然稳定阶段），地下水受人为扰动影响小，地下水位呈天然动态稳定状态，此时各区域地下水位均处于历史最高值；全区域平均地下水位为17.5 m。1959—2000年（持续下降阶段），各区域地下水位持续下降，平均下降速率为0.38 m/a。2000—2008年（大幅骤降阶段），各区域地下水位大幅下降；全区域平均地下水位由2000年的4.05 m 下降至0.32 m。2008年至今（缓慢上升阶段），除漕河—瀑河冲洪积扇群（I2）地下水位开始上升外，其它区域地下水位呈下降趋势，平均下降速率为0.4 m/a，在上一阶段平均地下水位下降速率基础上减少约50%。

从空间角度来看，拒马河冲洪积扇群（I1）为研究区的地下水补给区，地下水补给充沛、径流通畅，1959—2000年地下水位下降速率最小，为0.1 m/a；在2000—2008年地下水位快速下降阶段，相比其余的水文地质单元，该区域地下水位下降速率最小，为0.22 m/a。据《保定经济统计年鉴》可知，研究区内漕河—瀑河冲洪积扇群（I2）为工业集中区，唐河—大沙河冲洪积扇群（I3）与冲积平原和冲湖积平原（II）为农业集中区。由于2005年后白洋淀出现死鱼事件，区域内大量不合规企业被关闭，漕河—瀑河冲洪积扇群（I2）区域工业用水量大幅降低，地下水位开始上升，2005—2020年，年均上升速率为1.47 m/a；唐河—大沙河冲洪积扇群（I3）、冲积平原与冲湖积平原（II）农灌用水需求量大，除2007—2008年、2013—2014年均出现短暂的上升，1959—2020年2 个区域内地下水位整体为持续下降趋势，地下水位下降速率分别为0.49 m/a 与0.52 m/a。

3.2 地下水位动态驱动力

3.2.1 气候条件

通过对研究区1991—2020年降水量与地下水位埋深数据资料进行系统整理，绘制得到研究区历年降水量与地下水位埋深图（图5）。经过分析可知除1993—1994年降水量出现快速回升外，其他年份研究区降水量整体呈先快速下降后不断波动缓慢上升的趋势，多年平均降水量约为500 mm/a。除1994—1995年地下水位埋深出现快速下降外，其他年份研究区地下水位埋深整体呈上升趋势，上升速率约为0.57 m/a。综合分析发现，除个别年份外，1991—2020年研究区随着降水量的减少，地下水位埋深逐渐增大；1994—2000年降水量下降速率最大，为86.63 mm/a，此时地下位埋深上升速率最大，为1.44 m/a；2000—2020年期间，降水量变化幅度较小，此时地下位埋深增长速率减缓。由此说明在一定程度上降水量与地下水位埋深之间变化趋势一致，两者之间存在一定的关联。

图5 历年降水量与地下水位埋深关系图Fig.5 Annual precipitations and groundwater level depths

3.2.2 人为影响

图6 为研究区2001—2020年地下水开采量与地下位埋深图，可以看出2001—2011年地下水开采量不断上下波动，2011—2020年地下水开采量呈现单一下降趋势。从整体上看，2001—2020年研究区地下水开采量呈下降趋势，综合研究区地下水位埋深分析可知，除2001—2002年外，2001—2014年地下水位埋深与地下水开采量变化趋势近乎一致，即随着地下水开采量减少，地下水位埋深减小。在2014—2020年期间随着开采量减少，地下水位埋深增加速率变小，由此表明地下水开采量的减少对地下水位的恢复具有一定的促进作用。

图6 2001—2020年地下水开采量与地下水位埋深图Fig.6 Groundwater exploitations and groundwater level depths from 2001 to 2020

3.3 地下水位演化生态效应

地下水与生态环境关系密切，地下水位的持续、快速下降会引发一系列生态环境问题，通过上节分析可知，研究区内强烈的人为地下水开采活动，叠加气候条件变化，造成地下水位持续下降，主要引起以下几方面的生态效应。

3.3.1 地下水降落漏斗

由于含水层岩性颗粒较细、厚度较小、水文地质条件差，随着地下水位持续下降，在平原东侧及中部形成了多个地下水降落漏斗。全区地下水降落漏斗总面积达到4 144.5 km2，占全区总面积的33.8%。选取位于不同水文地质单元的降落漏斗，结合所在区域地下水位动态，分析降落漏斗对地下水位变化的响应，结果如图7 所示。

图7 1959—2020年地下水位与降落漏斗演变趋势图Fig.7 Evolution trend of groundwater levels and groundwater depression cones from 1959 to 2020

一亩泉地下水降落漏斗位于漕河—瀑河冲洪积扇中部，含水层岩性以粗砂、砂砾石及砾卵石为主，厚10～40 m。1959年低水位期地下水平均水位为32 m，此时降落漏斗尚未出现；1965—1976年间气候偏于干旱，年平均降水量仅468 mm，地下水开采量增大，地下水位迅速下降至16.51 m，降落漏斗雏形出现；除1975—1982年地下水位出现微小回升外，1975—2005年，地下水位呈持续下降趋势，降落漏斗表现为持续扩大，至2005年漏斗面积增至180.01 km2；2005年至今，由于控制地下水开采方案的实施及年降水量的增加，漏斗区地下水位持续回升，漏斗面积整体呈现缩减趋势。高蠡清地下水降落漏斗位于本区东部冲洪积平原，地处扇间洼地，含水层颗粒细、厚度小，水文地质条件较差，除1975—1985年漏斗面积出现小幅度缩小外，1959—2020年随着地下水位降低，高蠡清降落漏斗呈不断扩大的趋势。综上分析可知，1959—2020年，随着漏斗中心地下水位下降，一亩泉降落漏斗与高蠡清降落漏斗的漏斗面积均呈增加趋势，漏斗面积与地下水位之间呈负相关，说明地下水位变化对降落漏斗的演化存在一定的影响。

3.3.2 地面沉降

地下水主要开采层至地面之间的多为黏土层与粉、细砂层互层，当抽水造成水位下降时，引起相邻黏性土层塑性释水压密，从而引起地面沉降。保定地区地面沉降量大于1 000 mm 的面积为313 km2，分布于高阳县以东，其中保定市地面沉降以保定市漏斗区为沉降中心，至2013年最大累计沉降量约为887 mm，沉降速率为27 mm/a。

3.3.3 含水层疏干

区域地下水位快速下降，使得包气带厚度逐年增加，最终导致含水层被疏干。研究区表现为中部白洋淀附近含水层疏干厚度较小，北部及南部地区疏干厚度较大[29]：1982—2015年，东北部地区及定州地区含水层疏干厚度大于15 m，南部的望都、清苑、高阳、蠡县和北部容城地区含水层疏干厚度5～10 m，其余的西部太行山前地带和白洋淀附近疏干厚度小于5 m，全区平均疏干厚度为7.13 m。

3.4 地下水与地表水补排关系演变

结合研究区水文地质特征，运用ArcGIS 软件对1959、1982、2000、2010、2015、2019年各年地下水水位资料进行处理，绘制得到多年地下水流场演化图（图8）。分析可知20世纪50—60年代，研究区尚未大规模开采地下水，其流场基本处于天然状态，地下水水位在该阶段高于淀区湖水位，且与白洋淀能够形成水量交换，主要以地下水补给白洋淀为主。1959—1982年，随着工农业的发展，地下水持续被大量开采，且气候趋于干旱，降水量较五六十年代削减约20%左右，地表水产流减少，加之上游地带水利设施的建设，维系地下水补给的河道水被截流，导致浅层地下水补给量减少，造成浅层地下水采补失衡，水位开始持续下降；在该阶段部分地下水水位低于淀区湖水位，与地表水转化关系发生转变，主要以白洋淀补给地下水为主。1982—2015年，研究区气候持续干旱，降水持续减少，平原区大部分河流流量减少乃至干枯，地下水天然补给量大幅减少；而地下水开采量逐年增加，浅层地下水采补失衡状况更趋严重，区域水位持续下降，地下水降落漏斗规模迅速发展扩大，地下水流场发生改变，受人工开采的控制，大面积抽水改变了白洋淀与地下水的补排关系，白洋淀上游地下水不再补给白洋淀，白洋淀开始补给地下水。2015年至今，由于实施地下水压采和生态补水，白洋淀周围地区地下水位有所上升，但白洋淀水位仍高于地下水位，以白洋淀以渗漏方式补给地下水为主。

图8 研究区多年地下水流场演化图（据文献[27-28]修改）Fig.8 Evolution of groundwater flow field in the study area in some years(modified from Ref.[27-28])

综上所述，研究区地下水生态格局在20世纪50—60年代为天然状态；1959—1982年间地下水开采量较小，对研究区地下水环境影响很小，在此期间地下水流场基本维持天然状态[30]，生态格局未发生较大的变化；1982年之后，日益增加的地下水开采改变了当地的水文循环过程，研究区的地下水流场受到破坏，生态格局发生变化，白洋淀出现干淀现象。1984—2005年地下水脆弱性各级面积变化速率远大于1959—1984年[31]，故选取1959年浅层地下水水位作为地下水生态水位上限，1982年水位为下限，由于缺少1959—1982年期间的水位资料，选取二者的平均值作为地下水生态水位，并将高程数据与生态水位数据进行差值运算得到生态地下水位埋深（图9）。

图9 研究区生态地下水位与埋深关系图Fig.9 Ecological groundwater levels and their depths

如图9 所示，当研究区由现状地下水位恢复至生态地下水位，表现为地下水流场与天然地下水流场相似，计算得出研究区内山前地带生态地下水位埋深为10～15 m；冲积平原中定州—望都范围为3～5 m，保定市为10～15 m，其余均为5～10 m；冲湖积平原环淀区域生态地下水位埋深小于3 m，其余区域为3～5 m。

廖梓龙等[32]基于各代表性监测井2001—2013年水位数据构建量化关系模型，研究得到河北省平原区浅层地下水位埋深阈值为1.93～27.06 m；盖美等[33]基于提高降雨入渗补给量，减小土壤盐渍化提出海河流域中部平原汛前控制生态水位埋深阈值为5～7 m；张长春等[34]研究表明，在华北中东部平原防治土壤盐碱化的合理地下水位埋深为2.0～2.5 m，有利于地下水获得最大补给的地下水位埋深为3～5 m，在山前平原有利于获得最大补给的埋深为10 m 左右。上述研究成果与本文的研究成果基本一致，因此本文提出的生态水位计算方法具有一定的合理性。

3.5 恢复地下水生态水位的需水量估算

运用ArcGIS 软件对现状水位-生态地下水位变幅与浅层含水层组给水度进行叠加分析（图10），通过计算得出保定平原区由现状地下水位恢复至生态地下水位需补水量共57.14×108m3（表1）。

表1 浅层地下水生态补水量计算结果Table 1 Calculation results of ecological recharge of shallow groundwater

图10 浅层地下水生态补水量计算分区Fig.10 Calculation division of ecological supplementary water capacity of shallow groundwater

4 结论

（1）20世纪50—60年代，研究区地下水生态格局维持着天然状态；1959—2000年，地下水位持续下降，漏斗雏形出现；2000—2008年，地下水位骤降，降落漏斗影响范围迅速扩张，地下水与地表水补排关系发生变化，上游地下水不再补给白洋淀，转由白洋淀补给地下水；2008年至今，由于控制地下水开采及大气降水增多，部分区域地下水位出现上升。

（2）自然降水是驱动研究区地下水位变化的重要驱动力，人工开采是地下水位变化的主导驱动力。

（3）研究区内山前地带生态地下水位埋深为10～15 m；冲积平原中定州—望都范围为3～5 m，保定市为10～15 m，其余均为5～10 m；冲湖积平原环淀区域生态地下水位埋深小于3 m，其余区域为3～5 m。由现状水位恢复至生态水位共需补水57.14×108m3，其中拒马河冲洪积扇群（I1）恢复至生态水位需补水2.37×108m3，漕河—瀑河冲洪积扇群（I2）需水量为5.50×108m3，唐河—大沙河冲洪积扇群（I3）为28.00×108m3，冲积平原与冲湖积平原（II）需水量为21.26×108m3。