海河平原区地下水累计可恢复超采量评价

刘 蓉，赵 勇，何 鑫，白 林，张晓辉，王 浩

(1.天津大学 水利工程仿真与安全国家重点实验室，天津 300072；2.中国水利水电科学研究院 流域水循环模拟与调控国家重点实验室，北京 100038；3.长安大学 地质工程与测绘学院，陕西 西安 710054；4.河北省水利规划设计研究院有限公司，河北 石家庄 050011)

1 研究背景

海河平原区是我国乃至世界上地下水超采非常严重的区域之一，产生了大范围河湖萎缩、大面积地下水漏斗和地面沉降、以及海水入侵等问题[1-3]。南水北调东、中线通水以来，国家开展了一系列地下水超采综合治理行动，包括南水北调受水区地下水压采、河北省地下水超采综合治理试点、外调水生态补水、地下水禁限采区划定与管理、华北地区地下水超采综合治理行动等方案，海河平原区地下水严重超采的形势得到初步缓解。采补平衡是海河平原区地下水超采治理的近期目标，在采补平衡基础上逐步修复，最终目标是恢复到生态健康地下水位。在河湖生态复苏和南水北调后续工程规划的重要时点，客观评价海河平原区深浅层地下水超采量和可恢复的累计超采量具有重要意义和支撑作用。

地下水超采指在一定时段内，开采量超过区域地下水补给能力，造成地下水位呈持续下降，破坏了地下水系统原有的资源、生态及地质环境等功能，引发地面沉降、土地沙化、海水入侵等生态地质环境问题[4-5]。基于上述定义，地下水超采量是指“开采量”超过引起超采的“临界开采量”后发生的地下水开采量。开展地下水超采评价是合理开发利用地下水的基础性工作，现阶段超采评价工作侧重于地下水超采区的划定和评价[3]。地下水超采量评价对地下水开发利用具有重要意义：(1)对现状地下水开发利用健康状况的定量化诊断，可为地下水合理开发利用提供数据支撑[3，6]；(2)超采量评价尤其是累计可恢复超采量评价，既梳理了地下水开发利用造成的地下水资源量亏空，也是确定需要回补水量的重要依据；(3)对于南水北调受水区，地下水超采量评价可作为规划调水规模的重要基础参数之一。

根据地下水埋藏条件可将地下水超采划分为浅层和深层地下水超采。关于浅层地下水超采量评价，现有方法具体可分为4类，但都存在不同的局限性：(1)可开采量法[4，7]，最直观简单，但受限于开采量、可开采量统计数据的准确性，其中地下水可采量，从定义到具体计算都是人为性很强的量，容易因统计渠道和口径等偏差造成较大误差，且使用多年平均可开采量进行评价，忽略了水文随机性，也会造成较大误差。(2)数值模拟法[8-11]，通过建立区域地下水模型，评价地下水资源量和开采量。该方法比可开采量法相对可靠，但地下水流建模难，涉及参数众多，对基础数据要求较高。(3)GRACE卫星反演法[12-15]，利用GRACE卫星数据反演地下水储量变化是遥感技术在地下水资源管理中的创新。但该方法数据精度较低，仅适用于大尺度范围的评价，且难以分离深层和浅层地下水超采量，同时受限于数据时间尺度不能复盘较早时期的超采情况。(4)水位动态法[10，16](疏干体积法)，地下水位下降即发生超采，根据浅层地下水位下降造成的地下水储量亏空估算超采量。该方法虽然受限于区域地下水位监测密度和给水度准确性，但随着地下水位监测井布置密度和监测精度逐步提高，水文地质参数的试验研究越来越多，该方法评价精度也越来越高。因此相比于前几种方法，水位动态法可认为是现阶段最便捷可靠的浅层地下水超采量评价方法。

关于深层地下水超采量评价，现有研究分为两类：(1)从水资源管理角度，现行《最严格水资源管理制度》[17]中提到“深层承压地下水原则上只能作为应急和战略储备资源”，深层地下水资源被定义为不可开采资源，开采即超采，该观点一般基于开采量统计资料评价深层超采量。该方法未考虑深层地下水资源属性，对深层地下水超采量评价不够客观。(2)从水资源属性角度，认为深层开采有部分水量来源于侧向径流补给和浅层越流补给[18-21]，这两部分水资源属性为可更新的补给资源量，应当作为深层地下水允许开采量，该观点多采用模型模拟法、地面沉降体积估算法[22-24]等对深层超采量进行评价。以上两种观点从不同角度出发，所得超采量评价结果差异很大。其次，现有评价方法均未考虑伴随深层地下水开采发生的不可恢复储量损失，这对地下水超采评价至关重要。

针对以往地下水超采量评价中存在的主要问题，本研究改进了浅层水位动态法，并提出深层地下水超采量评价新方法，以识别可恢复和不可恢复超采量。基于新的评价方法，对海河平原区过去60多年的浅层和深层累计超采量进行评价，并分离出可恢复累计超采量，旨在为研究区地下水超采综合治理和地下水回补提供更为可靠的数据支撑。

2 数据和方法

2.1 研究方法

2.1.1 浅层地下水超采量 地下水位下降是地下水超采的最直观反应，水位波动变化的幅度可以反映地下水超采程度，本研究采用水位动态法进行浅层地下水超采量评价。地下水开采造成的地下水位下降、地下水储量减少超过一定限度时，将使地下水系统的资源、生态、环境等功能遭到破坏，并引发一系列不良影响，如地表-地下水循环转化关系失衡、海水入侵、地面沉降等生态环境问题，即为地下水超采。因此，适度的地下水位下降并不意味着一定发生超采，只要保障地下水位在合理范围内波动变化(不对生态地质环境造成影响)，开采就不应被认为是超采。目前已有学者通过建立地下水生态地质环境约束的临界水位埋深来判断区域是否发生地下水超采[25]。

显然，虽造成水位下降但对生态地质环境未产生明显影响甚至有利(如盐渍化防治)的开采量不应被认为是超采量，但实际工作中使用的传统水位动态法单纯以评价期内的起止水位差来计算超采量，存在不合理之处。基于以上分析，根据水位计算浅层地下水超采量应重新定义为：当浅层地下水埋深下降超过生态健康临界埋深以下后，年际间浅层地下水位下降造成地下水储存量的减少为地下水超采量。因此研究区浅层地下水超采量可根据下式计算：

(1)

式中：u为浅层地下水给水度；H1为起始阶段地下水埋深；H2为结束时地下水埋深；H生为生态健康临界埋深；F为计算单元面积。其中，生态健康临界埋深各个区域生态问题和水文地质条件各不相同，尚无统一的评定标准，需要结合实际情况具体考虑。

2.1.2 深层地下水超采量

(1)深层地下水开采量构成及属性。深层地下水开采量Q主要由以下构成(见图1)：

图1 深层地下水开采量构成

Q=Q越+Q侧+Q弹性+Q非弹性

(2)

式中：Q越为来自浅层地下水(潜水含水层)的越流补给量；Q侧为侧向径流补给量；Q弹性为深层含水层系统的弹性压密释水量，来自承压含水层(主要由砂性土构成)的弹性压密释水；Q非弹性为深层含水层系统的非弹性压密释水量，来自弱透水层(黏土夹层)的非弹性压密释水。

根据资源属性，Q越和Q侧开采的是可更新的补给资源量。其中越流补给量虽然袭夺的是浅层地下水，会造成浅层地下水位下降，根据改进水位动态法已被计算为浅层超采量，在深层超采量中不再做重复计算。Q弹性和Q非弹性消耗的是深层地下水储存资源量，当深层地下水位回升时，Q弹性消耗的储存资源量会得到恢复，而Q非弹性不能恢复。

(2)深层地下水超采量。根据深层地下水开采量构成属性，深层地下水超采量指开采的储存资源量，即深层含水层系统的弹性和非弹性压密释水量Q弹性和Q非弹性。深层含水层系统的压密释水引发地面沉降，对于地面沉降主要由地下水开采引起的区域，其地面沉降体积约等于深层承压含水层系统压缩释水量体积[23]，因此可根据监测到的地面沉降量估算深层地下水超采量，即：

Q深超=V沉=M×F

(3)

式中：V沉为地面沉降体积；M为地面沉降量。

(3)深层地下水不可恢复超采量。弱透水层主要由黏性土构成，压缩性较大，以塑性变形为主且变形较大，未来难以恢复。因此，来自弱透水层的非弹性压密释水量Q非弹性为不可恢复超采量，是深层地下水储量和地下水库容的永久性损失，严重影响深层地下水供水保障能力，查明该部分不可恢复的超采量对于水资源管理有重要意义。考虑深层含水层系统压密释水过程中水文地质参数不断变化，研究建立了一维非线性压密释水模型模拟压密释水过程[22，26]。

含水层系统的压密释水过程是含水层骨架所受有效应力变化的过程。当深层地下水开采发生后，承压水位开始下降，孔隙水压力减小，即孔隙水所能分担的应力减小，这部分应力将转移到土体骨架，使有效应力增加，从而压缩多孔介质，引起含水层压密释水，地面发生沉降。含水层系统的地质构造十分复杂，为了便于研究，将复杂的地层结构概化为一个多层含水层系统(图2)。

图2 多层含水层系统压密释水概念模型

弱透水层的非弹性压密释水量伴随承压水位的下降产生，可根据下式计算：

Q非弹性=Skv×Δh×F

(4)

式中：Skv为非弹性释水系数；Δh为承压水位的变化，m。

Skv为表示弱透水层压密释水能力的参数，与土体的厚度、孔隙度、有效应力等相关，根据如下经验公式[27]计算：

(5)

式中：Sskv为非弹性储水率；Cc为非弹性压缩指数；rw为水的容重，kN/m3；b为弱透水层厚度，m；σ′为由颗粒骨架承担的有效应力；e为孔隙比。

随着有效应力的变化，弱透水层压缩变形，导致多孔介质孔隙度减小，带来的直接影响是弱透水层厚度、孔隙比等含水层参数的变化。核心参数变化根据下式[27-28]计算：

(6)

(7)

式中：Δb为弱透水层厚度变化，m；b0为弱透水层初始厚度，m；Δσ′为有效应力变化量；Δe为孔隙比变化；e0为初始孔隙比。

若假设总应力σ不变，式(7)中有效应力的变化Δσ′为孔隙水压力的变化，即：

Δσ′=rwΔh

(8)

2.1.3 可恢复超采量 超采量分为可恢复超采量和不可恢复超采量两类，根据地下水资源属性，浅层地下水超采量和深层地下水弹性压密释水量为可恢复超采量，而深层地下水非弹性压密释水量属于不可恢复超采量。因此，可恢复超采量可根据下式进行计算：

Q可恢复=Q浅超+Q深超-Q非弹性

(9)

2.2 数据材料

2.2.1 研究区概况 海河平原区包括海河水系、滦河水系、徒骇马颊河水系三大水系，具体可分为8个三级区(①滦河及冀东沿海诸河；②北四河下游平原；③大清河淀西平原；④大清河淀东平原；⑤子牙河平原；⑥漳卫河平原；⑦黑龙港及运东平原；⑧徒骇马颊河平原，见图3)。研究区属于温带东亚季风气候，多年平均降水量为535 mm。该地区地下水主要赋存于由冲洪积、河湖积、海积等多种类型松散沉积物交错叠置的第四系含水组，自上而下可划分为4个含水组(含水组Ⅰ至Ⅳ)，一般将山前平原第Ⅰ和第Ⅱ含水组、中部和滨海平原的第Ⅰ含水组称为浅层含水层系统，将其余含水组称为深层含水层系统[18]。研究区北部和西部山前平原区含水层沉积颗粒较粗，容易接受大气降水与山区侧向径流补给，含水组富水性较好，地下水利用以浅层地下水开采为主；中部平原区及东部沿海地区浅层地下水矿化度较高，咸水顶界埋深较大，主要以深层地下水开采为主。

图3 研究区地理位置

2.2.2 主要数据源 本研究将评价有地下水开采记录以来的累计浅层和深层超采量，研究所需数据及其来源如表1所示。

表1 各研究方法所需数据及来源

(1)研究区浅层地下水开发利用自1960年以后逐渐增多，本研究将1959年浅层地下水位作为改进水位动态法浅层地下水超采量计算的基准水位。

(2)深层地下水的大规模开发利用较浅层地下水晚，本研究以1970年作为深层超采量计算起始时间，1970年以前深层地下水开采忽略不计。

(3)给水度主要受地下水水位变动带的岩性及层次结构的影响，同时埋深大小也会对同一岩性给水度造成影响，给水度不仅在空间上发生变化，而且不同时期给水度也会发生变化。给水度的确定大概分为4种：①室内模拟试验及筒测法；②动态长观井资料反演法；③小区域地下水量均衡法；④在单一含水层给水度基础上，结合钻孔资料确定综合给水度。受限于以上方法所需研究资料和数据缺失，本研究仅考虑了给水度空间变化，暂未考虑时间上的变化，但考虑平均法则，研究采用了研究周期的中间阶段1984—2003年水位变动带的给水度计算总研究周期超采量。

(4)海河平原区与地下水位相关的生态问题较为复杂，垂向上相互叠加，纵向上变化多端。已有研究[29]综合考虑了盐渍化、城镇建筑物安全、含水层调蓄能力、地表水体健康、海水入侵、植被健康、地下水入渗补给能力等7种生态问题对地下水位的需求，并绘制了海河平原区生态健康地下水位恢复目标的上限埋深和下限埋深空间分布图，本研究引用该研究成果的水位下限埋深作为生态健康临界埋深(图4(b))。

图4 海河平原区浅层给水度及生态健康临界埋深

(5)在非弹性压密释水量的模拟计算中，研究将海河平原区深层水区域划分为26 868个2 km×2 km网格，对每个网格进行单独的模拟计算。以15 d为变化步长，将1970—2019年弱透水层压密释水过程划分为1176个过程。承压水位作为控制变量输入模型，为简化计算，对1970—2019年的承压水位变化进行匀速处理。模型采用循环迭代法计算，输入初始参数计算后得到新的参数，作为下一次运算的初始参数，如此循环往复直至运算结束。模型借助Python软件编程运算。

3 结果分析

3.1 浅层地下水超采量依据研究整理的1980、1985、1990、1995、1998—2019年浅层地下水开采量数据，绘制浅层地下水开采量变化图(见图5(a))，缺失年份参考降雨量及相邻年份开采量数据进行插值。1980—2019年，海河平原区浅层地下水累计开采量为5215亿m3，开采量整体呈现先增加后减少趋势，2019年开采量为132.9亿m3，较年开采量最多的年份(2001年)减少了35.9亿m3。将单位面积开采量大小定义为开采强度，1980—2019年海河平原区各三级区累计开采量和开采强度分布如图5(b)所示(图中：①滦河及冀东沿海诸河，②北四河下游平原，③大清河淀西平原，④大清河淀东平原，⑤子牙河平原，⑥漳卫河平原，⑦黑龙港及运东平原，⑧徒骇马颊河平原，下同)，大清河淀西平原累计开采量和累计开采强度均最大，累计开采强度为8.5 m3/m2；漳卫河平原虽然累计开采量较小，但开采强度仅低于大清河淀西平原，为6.6 m3/m2。

图5 1980—2019年海河平原区浅层地下水开采量

1959—2019年的浅层地下水位变差图如图6(a)所示，山前平原洪冲积扇缘一带浅层地下水位下降最为严重，形成“高蠡清-肃宁”“宁柏隆漏斗”“雄县霸州”等一连串浅层漏斗，地下水位降幅从山前平原向东部滨海平原逐渐减小，整个平原区地下水位平均下降约11.5 m。

图6 研究区1959—2019年浅层地下水水位差及累计超采强度

基于改进水位动态法计算的浅层地下水超采量结果如图7所示。2005年以前浅层地下水位数据只有1959、1984、2003共3期，根据水位差估算1959—1984、1984—2003年平原区浅层地下水多年平均超采量分别为10.4亿m3/a、18.5亿m3/a。2003—2019年，浅层地下水超采量整体呈下降趋势，多年平均超采量为16.1亿m3/a，其中2008、2010、2012、2018年海河平原区降水充沛，浅层地下水水位较上一年有所回升，整体表现为未超采(图7(a))。1959—2019年，整个海河平原区浅层地下水累计超采量为868.5亿m3，其中子牙河和大清河淀西平原累计超采量最大，滦河及冀东沿海诸河、北四河下游平原累计超采量较小。

图7 1959—2019年海河平原区浅层地下水超采量

为更直观表述超采量的空间分布，将单位面积超采量大小定义为超采强度。1959—2019年，海河流域平原区浅层地下水累计超采强度分布如图6(b)所示，累计超采强度的分布与浅层地下水位降落漏斗分布基本一致，整个平原区平均超采强度为0.67 m3/m2，累计超采强度大于2 m3/m2的面积主要分布在石家庄、邢台、保定一带，这些区域大多含水层沉积颗粒较粗、富水性好，地下水利用以浅层地下水开采为主。各三级区的超采强度如图7(b)所示，其中，子牙河、大清河淀西平原等平原区累计超采强度最大，而滦河及冀东沿海诸河、北四河下游、大清河淀东平原等中东部沿海地区由于浅层地下水矿化度较高，浅层水开发利用较少，该区域浅层地下水超采很小，累计超采强度大多小于0.5 m3/m2，天津、沧州等沿海地区浅层基本不超采。

3.2 深层地下水超采量1970—2019年，根据年鉴统计数据及文献资料记载，海河平原区累计深层地下水开采量约为1640亿m3，1970年以前深层地下水开采量很小忽略不计。年开采量整体呈先增加后减小趋势(图8(a))，2019年研究区深层地下水年开采量已下降至约23亿m3，相比年开采量最大时期(2002年)下降了三分之二。1970—2019年海河平原区各三级区深层累计开采量和平均开采强度分布如图8(b)所示，黑龙港及运东平原累计开采量和累计开采强度最大，累计开采强度为1.94 m3/m2。

图8 1970—2019年海河平原区深层地下水开采量

截至2019年，海河平原区累计地面沉降量分布如图9(a)所示，通过计算地面沉降体积估算深层地下水累计超采量为756.1亿m3，累计深层地下水超采量空间分布与地面沉降量一致，天津—沧州—衡水—邢台一带已形成明显的沉降漏斗，深层地下水超采严重。各三级区深层累计超采量和超采强度分布如图10(a)所示，黑龙港、大清河淀东平原深层地下水累计超采量最大，分别为221.9亿m3和177.4亿m3，共占总累计超采量52.8%，其中大清河淀东平原超采强度最大；漳卫河、滦河及冀东沿海诸河、大清河淀西平原的累计超采量和超采强度较小。

图9 1970—2019年海河平原区深层地下水超采强度空间分布

图10 1970—2019年海河平原区各三级区深层地下水超采量

根据建立的一维非线性压密释水模型[22]模拟结果，1970—2019年研究区累计非弹性压密释水量即深层累计不可恢复超采量分布如图9(b)所示，其空间分布与地面沉降分布较为一致，天津—沧州—衡水一带累计非弹性压密释水量较大，每平方米非弹性释水量最大可达1.2 m3。通过统计分析可得，海河平原区累计不可恢复超采量为558.0亿m3，其中各三级区累计不可恢复超采量和超采强度分布如图10(b)，分布情况与累计超采量也较为一致。

对比深层地下水开采量、超采量、不可恢复超采量结果，深层地下水累计超采量占总开采量46.1%，不可恢复的超采量占总开采量34.0%，不可恢复超采量占总超采量73.7%。未来若严格控制地下水开采，使承压水位恢复到初始水位，约198.1亿m3的深层地下水储量(占总超采量26.3%)可以恢复，剩余558.0亿m3的超采量不仅是地下水储存资源量的永久性损失，也是地下水储存空间的永久性减少，深刻影响京津冀地区长远水资源安全保障能力，科学管控不可恢复超采量能够防止地下水供水保障能力遭到持续破坏。

3.3 累计可恢复超采量截至2019年，海河平原区累计可恢复超采量为1066.6亿m3，平均超采强度为0.89 m3/m2，累计可恢复超采强度空间分布及各三级区累计可恢复超采情况如图11所示。其可恢复超采量主要由浅层地下水超采量构成，分布与浅层超采量较为相似，尤其是浅层超采严重的山前平原一带，但不同的是东西部平原区累计可恢复超采量差距较小、空间分布更均衡。总体来看，子牙河和大清河淀西平原累计可恢复超采量和超采强度均最大，超采量分别为337.2亿m3、206.8亿m3；大清河淀东平原虽然浅层累计超采量较小，但其累计可恢复超采量为115.6亿m3，仅次于大清河淀西平原；滦河及冀东沿海诸河可恢复超采量和超采强度均最大，超采量仅为28.3亿m3。

图11 1959—2019年海河平原区可恢复超采量

综合浅层、深层、可恢复超采量评价结果，截至2019年，海河平原区累计超采量构成如图12所示，深、浅层累计超采量总计1624.6亿m3，其中浅层累计超采量为868.5亿m3(占比53.5%)，深层累计超采量为756.1亿m3(占比46.5%)。海河平原区累计不可恢复超采量为558.0亿m3，占总累计超采量34.3%，累计可恢复超采量为1066.6亿m3，占总累计超采量65.7%。累计可恢复超采量中浅层可恢复的超采量为868.5亿m3(占比81.4%)，深层超采量为198.1亿m3(占比18.6%)。

注：越流补给量与侧向径流量所占比例参考文献[18，20]确定；弹性压密释水量依据本研究建立的一维非线性压密释水模型[22]模拟

海河平原区的深、浅层和可恢复、不可恢复累计超采超采量的空间分布具有较强的空间异质性，其中各三级区深、浅层地下水累计超采量占比如图13(a)所示。漳卫河、大清河淀西、子牙河平原浅层超采量大于深层；大清河淀东、黑龙港及运东、北四河下游平原则是以超采深层为主；徒骇马颊河、滦河及冀东沿海诸河平原深层和浅层超采量占比基本一致。各三级区可恢复、不可恢复累计超采量占比如图13(b)所示。可恢复超采量大于不可恢复的共计6个三级平原区，包括大清河淀西、漳卫河、子牙河、滦河及冀东沿海诸河、徒骇马颊河大清河淀东；黑龙港及运东平原和北四河下游平原则不可恢复超采量更大。根据以上分析，海河平原区的深、浅层和可恢复、不可恢复累计超采超采量的空间分布具有较强的空间异质性，可结合不同区域超采情况进行分区治理。

图13 各三级区累计超采量构成比例

4 讨论

(1)传统水位动态法会产生“假超采”。传统水位动态法(疏干体积法)单纯以评价期内的起止水位差计算浅层地下水超采量，包含未对生态环境产生危害甚至有益影响的水位下降量。将基于改进水位动态法(简称“改进法”)的计算结果与“传统法”进行对比(表2)。“改进法”与“传统法”计算的浅层累计超采量在空间分布上较为一致，但“传统法”比“改进法”计算结果偏大，累计超采量多269.1亿m3，多年平均超采量多4.5亿m3/a。“传统法”未考虑生态环境的水位需求，其多计算的269.1亿m3超采量对于维持地下水生态健康是有利的或者无明显危害，是一种“假超采”，对实际浅层超采量评价不够客观。

表2 传统水位动态法与改进水位动态法计算结果比较 单位：亿m3

(2)水文随机性对浅层超采量评价的影响。与浅层开采量年际变化(图5(a))相比，基于改进水位动态法计算的浅层逐年超采量(图7(a))具有明显的波动变化。超采量年际变化主要由以下原因造成：开采量的趋势性变化；水文周期的随机性变化；地下水补给条件的改变，包括形成的深厚包气带、显著衰减的河道渗漏补给和地下侧向流入补给等；深层地下水的越流袭夺等。其中，降雨量的随机性变化是造成超采量剧烈波动的主要原因，进行超采量评价时需考虑水文随机性的影响，不能单纯认为“年超量多或少”就意味着“年开采量多或少”。本研究主要是对浅层累计超采量进行评价，且评价周期为1959—2019年，时间序列较长，水文随机性对评价结果影响较小。

(3)深层地下水开采量不等于超采量，但开采即发生超采。在山前平原深层-浅层地下水交互剧烈的地带，深层地下水越流补给量和侧向补给量巨大，地质危害较小，该区域深层水资源存在一定可利用量。对于其它地区，虽然深层地下水存在一定补给，开采量并不全部是超采量，但开采的发生却是超采行为。考虑越流补给量与侧向径流补给量可恢复更新的资源属性，深层地下水超采量应只包括动用储存资源量的弹性压密释水量和非弹性压密释水量。然而，构成深层地下水开采量的各项来源是同时发生的，因此只要有开采行为就有超采的发生，尤其是不可恢复超采量的发生。综上，在对已发生的深层地下水超采量进行评价时，应考虑深层地下水部分可恢复性以及补给资源量，才能对实际发生的超采量有更准确认识；但在水资源管理和深层地下水开发利用时，应考虑深层地下水不可恢复性，严格限制深层地下水开采，原则上只能将深层地下水作为应急和战略储备水源。

(4)进一步完善超采评价方法体系与地下水计量监测。随着超采治理工作的推进和大量实践经验的积累，现行的超采评价方法体系仍存在许多问题需进一步完善。依据本研究内容和结果，建议对现行的超采评价方法和守则做如下改进：①改进评价方法，引入临界地下水位对浅层超采量进行评价；②细化超采定义，尤其是对深层超采量和超采行为的定义进行区分；③完善评价指标，将不可恢复超采量纳入深层地下水超采评价指标。除本研究所涉及的内容，还有开采系数法使用年均地下水实际开采量忽略了评价期内降水丰枯变化、“引发问题法”中使用的地面沉降分类标准与自然资源部门使用的标准不一致等问题需要进一步改善。

计量监测是提高超采评价准确性和地下水有效管理的最重要途径，包括动态水位与开采水量两方面的计量。地下水位的监测通过观测井直接获得，现阶段地下水位一方面监测井布置密度不够，另一方面分属水利部、自然资源部的监测井以及地方井尚未得到有效整合，为监测数据的有效利用带来阻碍，建议未来能进一步提高监测井密度，并以流域为中心，将所有监测井整合到统一平台。对于地下水开采量的计量，海河流域地下水开采井数量约150万眼，单井计量显然是不现实，需要直接计量、以电折水、遥感监测等多手段结合，实现地下水取用量的有效监测。

(5)海河平原区地下水回补水量目标。阶段超采综合治理的目标是实现区域内地下水采补平衡，未来地下水超采综合治理工作不仅是要控制地下水不发生超采，更重要的是对地下水亏空量进行回补[35]，弥补地下水开发利用的历史欠账，使地下水位恢复到一个健康稳定的范围。“增补减排”是实现地下水修复的重要途经，一方面在现有超采治理经验基础上继续通过实施调整种植结构、挖掘农业节水潜力等措施降低农业用水强度，更重要的是增加南水北调等外调水量，保障用水需求、填补地下水亏空。本研究计算的累计可恢复超采量评价结果可作为研究区地下水回补水量目标以及南水北调规划调水需求的重要数据支撑。根据研究区累计超采量的评价结果，未来海河平原区浅层地下水需要回补恢复的水量为868.5亿m3，深层地下水可通过越流和侧向补给恢复的水量为198.6亿m3，地下水总共通过回补可恢复的水量为1066.6亿m3。

5 结论

为客观准确认识海河平原区地下水超采量，以及为地下水超采综合治理提供定量支撑，研究对现有地下水超采量评价方法存在的一些问题进行改进，提出新的评价方法，评价研究区过去60多年的浅层和深层累计超采量，分离出可恢复累计超采量。形成以下认识和结论：(1)对传统水位动态法进行改进，提出以生态健康临界地下水位作为改进水位动态法计算浅层超采量的临界水位。海河平原区1959—2019年累计浅层超采量为868.5亿m3，浅层超采量整体呈现先增加后减小的趋势，其中子牙河平原和大清河淀西平原超采量最大。(2)分析了深层地下水开采量构成属性，认为深层地下水超采量不等于开采量，但超采伴随开采发生，并提出不可恢复超采量概念。基于地面沉降法计算1970—2019年深层地下水累计超采量为756.1亿m3，通过建立的一维非线性压密释水模型模拟结果，得到累计不可恢复超采量为557.5亿m3。研究区黑龙港和大清河淀东平原深层地下水超采最严重。(3)截至2019年，海河平原区累计超采量为1624.6亿m3，可恢复的地下水超采量为1066.6亿m3，其中浅层地下水为868.5亿m3，深层地下水为198.6亿m3。