“蓝天难见，繁星无影，河水断流，地下水超采，地面沉降”这是北京当前面临的几个较为突出的生态环境问题。由于长期的开发建设，北京自然生态系统资源环境已明显处于超负荷状态。特别是城市坐落的广大平原区，地面沉降已经成为影响城市发展建设、人民生产生活，制约经济发展突出的地质灾害。监测统计表明，2014 年，北京市平原区年沉降量大于 10mm 的区域面积达 2583km²，最大年沉降量 144.2mm，区域平均沉降速率 17.5mm/a^①②③。根据地面沉降区的环境地质背景和沉降产生的地质成因，可划分为 3 种沉降地质模式，即三角洲模式、断陷盆地模式和冲积平原模式^[1-3]。目前，国内外对于前 2种模式，尤其是沿海三角洲模式研究较多，如意大利的 Po· River 三角洲，英国的伦敦等^[4-6]。相对于前 2 种沉降模式而言，北京冲洪积平原的地面沉降有其特殊性，具体表现在：①北京平原是由永定河、潮白河 、温榆河 、大石河 、蓟运河等几大河流冲 、洪（湖）积作用形成，在成土物源、展布方式、物质组成、结构特征、物理力学性质等方面具有独特性；② 人类活动和基底构造格架综合影响，导致了地面沉降成因及发生机理的复杂性；③多处水源地长期持续超采；④动静荷载交织叠加。

①贾三满, 赵守生, 罗勇, 等. 北京市地面沉降调查报告. 北京市水文 地质工程地质大队, 2002.

②罗勇, 周毅, 田芳, 等. 北京市地面沉降监测年度报告(2014 年). 北 京市水文地质工程地质大队, 2015.

③贾三满, 罗勇, 周毅, 等. 北京地面沉降监测年度报告(2012 年度). 北京市水文地质工程地质大队, 2012.

针对北京冲洪积平原的地面沉降灾害，北京市分别于 2004 年和 2008 年完成地面沉降监测网站预警预报系统（一期）和（二期）工程的建设，形成了基本覆盖全市平原地面沉降区的监测网络，实现了地面沉降实时联网监测。本文利用北京地面沉降监测网络多年的监测成果，从沉降的平面分布特征和垂向上地层压缩、不同深度土体释水变形特征等方面分析了地面沉降特征，并以此为基础对北京冲洪积平原区地面沉降的主控因素进行了研究。

1.   地面沉降发育历史及现状

北京地区地面沉降专门测量始于 2004 年，之前的沉降数据主要是由测绘部门建立的“高程基准网”定期开展水准测量获得，复测周期较长，一般为 5 年一测，年沉降数据为多年平均值。从沉降发育历史看，北京平原地面沉降先后经历了形成阶段（1955—1973 年）、发展阶段（1973—1983 年）、扩展阶段（1983—1999），以及目前所处的快速发展阶段^[7-8]（1999—现今）（表 1）。从发育现状看，2014 年地面沉降主要发生在平原区东部朝阳金盏、三间房、黑庄户及通州城区一带，平原区北部海淀上庄、昌平八仙庄到顺义后沙峪一带及平原区南部的大兴小马坊—榆垡一带。其中平原区东部的沉降区域，以年沉降量100mm 为分界形成两大沉降区域，一片区域位于朝阳金盏—楼梓庄一带，区内最大沉降量 142mm，另一片区域位于朝阳王四营—三间房—通州城区一带，区内最大沉降量 144.2mm，为年度最大沉降量。两大沉降区域又以 90mm 的年沉降量连成一片，形成平原区东部的主要沉降区，该地区为北京市地面沉降最显著的地区。平原区北部，海淀上庄（西小营）、昌平八仙庄及燕丹一带，以及顺义西马各庄、李桥等局部地区，区内年沉降量均大于 50mm，其中海淀上庄（西小营）地区近 3 年平均沉降速率大于 100mm/a，为平原区北部沉降发展最迅速的地区。 平原区南部，沉降分为礼贤—小马坊和榆垡南部两片区域，其中，礼贤—小马坊为南部主要沉降中心区，区内年最大沉降速率达 55.9mm/a。

表  1  北京市地面沉降发展历史概况

Table  1.  The history of land subsidence in Beijing

发展时期	时间/年	沉降面积/km2		沉降速率/（mm· a-1）	沉降区	累计最大沉降量/mm
		≥50mm	≥100mm
形成阶段	1955—1966	局部	--	4.8	东八里庄	58
				2.5	酒仙桥	30
	1966—1973	400	--	28.2	东八里庄—大郊亭	230
				16	来广营	126
发展阶段	1973—1983	600	190	30.2	东八里庄—大郊亭	590
				18.1	来广营	367
扩展阶段	1983—1987	1557	860	15.5	东八里庄—大郊亭	652
				15	来广营	367
				33.7	昌平沙河—八仙庄	303
				34.5	大兴礼贤—榆垡	298
				5.3	东八里庄—大郊亭	722
				19.8	来广营	565
	1987—1999	2815	1826	29.6	昌平沙河—八仙庄	688
				24.2	大兴礼贤—榆垡	661
				19.2	顺义平各庄	250
快速发展阶段	1999—2014	4341	4002	134.1	三间房	1494
				91.7	通州城区	1153
				144.2	黑庄户	1424
				94.5	昌平沙河—八仙庄	1585
				142	朝阳金盏	1624
				85	海淀上庄	745
				55.9	大兴榆垡—礼贤	1245

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2.   平原区地面沉降特征

北京平原是中国北方典型的山前缓倾斜冲洪积平原，其地面沉降发育受到地层结构、地质构造、 地下水源地分布等多重因素的影响和制约，具有特殊性和复杂性。因此，从平面分布和垂向发育 2 个方面入手，能更全面地分析北京地面沉降。

2.1   平面分布特征

以 1955—2012 年累计沉降量大于 200mm 的区域为界，可以将平原沉降区划分为南、北两大沉降区。其中北部沉降区主要分布在平原区的东部和北部，面积较大，主要包含昌平区八仙庄、海淀上庄、朝阳金盏、三间房、黑庄户、通州城区 6 个沉降中心；南部沉降区面积较小，主要分布在平原区南部的大兴榆垡—小马坊一带（图 1）。

图  1  北京平原区累计地面沉降分区（1955—2012 年）

Figure  1.  The cumulative land subsidence contour map of Beijing plain (1955-2012)

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2.2   垂向发育特征

垂向上沉积的不同时代的第四纪地层厚度、压缩性、变形特征等特点，共同决定地面沉降的贡献量的大小。按地层时代和物理力学性质，对北京地区的第四纪地层进行垂向划分^[9-11]。共分为 3 个大压缩层组及 2 个小压缩层^④。其具体特征如下。

④田芳, 周毅, 罗勇, 等. 北京地面沉降区地质结构及压缩层组划分 研究. 北京市水文地质工程地质大队, 2009.

（1） 第一压缩层组（Ⅰ）：主要地层时代为全新世和晚更新世，厚度较小，对应层位的地下水开采量很小，年平均水位基本不变。土体的压缩变形与地下水位变化相关性较差。

（2） 第二压缩层组（Ⅱ）：主要地层时代为中更新世，总厚度较大。对应的含水层是平原区农业、生活及工业用水的主要开采层之一，大部分地区的水位整体上持续下降，部分地区水位近2 年有所回升。土体的压缩变形与地下水位变化的相关性较好，以较快的速度持续压缩。

（3） 第三压缩层组（Ⅲ）：主要地层时代为早更新世，其压缩层又分为上、下2 段：上段（Ⅲ₁）总厚度较大，对应的含水层已经成为部分地区生活及工业用水的主要开采层，地下水位变化因地而异；下段（Ⅲ₂）硬塑-坚硬，压缩性最低，总厚度也较大，对应的含水层开采程度不高，但受到上部含水层集中开采的影响，水位整体呈持续下降。分别在南、北两大沉降区内选取大兴榆垡和顺义天竺2 个地面沉降站作为分层监测典型代表。其中榆垡站区域上位于廊固凹陷内榆垡镇西南，该地区第四系沉积厚度400m 左右，地层岩性以粘性土、粉土为主，占总厚度的85%，是南部沉降发育的典型区域。顺义天竺站区域上位于后沙峪凹陷内，第四系厚度达500 余米，沉积物颗粒较细，岩性以粘性土、粉土、粉砂、中细砂为主，占总厚度的 70%以上，为北部沉降发育的典型区域 ^[12-15]。

2.2.1   南部沉降区分层沉降特征

从榆垡地面沉降站 2008—2014 年长序列的监测数据（图 2）可以看出，初期（2008—2009 年）沉降主要发生在浅部 2~53m，沉降贡献率 74.42%，其后该层位沉降量逐渐减小 ，沉降贡献率下降至23.21%。深部地层 205m 以下和 116~170m 这 2 个监测层位沉降变化趋势与浅部地层相反，初期沉降贡献率 10.64%，其后沉降量开始增大，沉降贡献率也上升至 52.46%。从压缩层组看，第一压缩层和第三压缩层沉降量较大，这与榆垡地区地层以细颗粒粘性土为主的结构特点密切相关。尤其在 50m 以上 ，细颗粒的粘性土占比为 83.9% ，占比仅为 16.1% 的含水层也为颗粒较细的粉砂和粉细砂组成。100~200m 地层中,粘性土占比也高达 83.3%^[16]。 受地下水开采层位加深影响，近 6 年榆垡地区的深部地下水位平均下降速率为 0.82m/a，远大于浅部的 0.25m/a。 这是近年深部地层年沉降量逐渐增加，浅部地层沉降量逐渐减小的主因。

图  2  榆垡地面沉降站分层监测成果（2008—2014 年）

Figure  2.  Land subsidence monitoring results of Yufa station (2008-2014)

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从压缩层土体变形特征分析，自 2008 年起，浅部地下水在相对稳定范围内反复升降，后期呈上升趋势，沉降速率由大变小；深部则呈周期性的往复升降，总体呈下降趋势，沉降速率由小变大。相应土体在水位反复升降过程中，加卸荷作用下表现为持续快速压缩，土体表现为塑性变形，地层在水位回升时，压缩曲线始终向右方发展，意味着土体持续压缩，但存在明显的变形滞后，说明其变形不仅包含塑性变形，还存在蠕变变形（图 3）。

图  3  榆垡站浅—深典型压缩层土体变形特征

a—浅部地层（埋深2~27m）土体变形随时间变化关系及相应含水层水位周期变化；b—浅部地层（埋深2~27m） 土体累计变形与含水层水位变化关系曲线；c—深部地层（埋深116~170m）土体变形随时间变化关系及相应 含水层水位周期变化；d—深部地层（埋深116~170m）土体累计变形与含水层水位变化关系曲线

Figure  3.  Shallow and deep soil deformation characteristics of Yufa station

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综合分析，以榆垡为代表的南部沉降区特征：①第一压缩层总沉降贡献率（42%）大于第二压缩层（21%）和第三压缩层（36%）；②受地下水开采层位下降影响，浅部地层沉降速率减小，深部地层沉降速率增加；③压缩层土体变形特征以塑性变形为主，包含蠕变变形，浅部地层前期快速压缩，后期水位回升，压缩速度减缓，深部地层一直持续快速压缩。

2.2.2   北部沉降区分层沉降特征

从天竺地面沉降站 2008—2014 年长序列的监测数据（图 4）可以看出，浅部地层（小于 50m）总沉降量仅占 6%。沉降量最大的地层集中在 102~117m 之间，沉降多年平均贡献率 27%；其次是 65~82m 和 219~239m。总体上大于 100m 地层的总沉降贡献率为 68%，沉降主要集中在第二压缩层和第三压缩层，第一压缩层沉降很小。从统计的天竺近年水位变化情况对比看，浅部地下水位相对稳定，年平均降幅 0.4m，浅部沉降量波动平缓且量值很小。深部地下水位下降幅度较大，年平均降幅 2.1m，沉降量较大。

图  4  天竺地面沉降站分层监测成果（2008—2014 年）

Figure  4.  Land subsidence monitoring results of Tianzhu station (2008-2014)

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从压缩层土体变形特征分析，浅部（图 5-a）地下水位周期性的往复升降，2011 年以后呈上升趋势，相应土体在水位反复升降过程中，受反复加卸荷作用地层反复压缩和回弹，并出现回滞环（图 5-b），该段地层弹性变形特征明显。深部（图 5-c、图 d） 地下水位周期性地往复升降，总体呈下降趋势，沉降一直以较快速率发展。相应土体为持续快速压缩，土层变形与水位变化几乎同步，蠕变变形较小，土体以塑型变形为主。

综合分析，以天竺为代表的北部沉降区特征：①第二压缩层总沉降贡献率为 65%、第三压缩层（32%）远大于第一压缩层（3%）；②受地下水位变化影响，浅部沉降量也波动平缓且量值很小，沉降量较大；③压缩层土体变形为浅部以弹性变形为主，深部以塑性变形为主，包含蠕变变形。

图  5  天竺站浅-深部典型压缩层土体变形特征

a—浅部地层（埋深2~35m）土体变形随时间变化关系及相应含水层水位周期变化；b—浅部地层 （埋深2~35m）土体累计变形与含水层水位变化关系曲线；c—深部地层（埋深102~117m） 土体变形随时间变化关系及相应含水层水位周期变化；d—深部地层 （埋深102~117m）土体累计变形与含水层水位变化关系曲线

Figure  5.  Shallow and deep soil deformation characteristics of Tianzhu station

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3.   地面沉降发育主控因素

新构造运动形成的基底格架、冲洪积环境下可压缩地层的分布、地下水开采造成的漏斗区共同控制了北京平原的沉降分布，然而在垂向地层上，沉降主要与不同时代地层的可压缩性、地下水位下降、土体物理力学性质及固结程度息息相关。

3.1   构造运动的控制作用

3.1.1   新构造运动

北京平原主体根据构造运动及第四纪沉积物分布特征和古地貌发育，可将平原区划分为山前隆起地块区 、微隆起地块区及第四系凹陷区 ^[17] 。 区域地质构造运动的影响表现为 ：山区相对上升，而平原区缓慢下降^[18-19] ，沉积了较厚的第四纪地层。据北京平原区大地水准测量资料分析，在不同的地质构造单元 ，地面水准标高有升有降 。在 1982 年北京地震地质会战中，指出南口-孙河断裂西南侧从昌平区沙河镇，经朝阳区太阳宫至双桥地带 ，地面缓慢下沉 ，根据验证钻孔资料及地形变观测资料 ，1969—1977 年上盘持续下降 6mm，平均变位速度 0.75m/ka，且有继续增加的趋势^[20] 。监测资料显示，高丽营地裂缝 2014 年垂向上的变化量为 24.14mm（图 6），高丽营地裂缝的主控因素为黄庄 -高丽营断裂的活动 ，两者间具有相同的发展趋势。因此，高丽营地裂缝的活动也反映出构造运动对地面沉降具有一定的影响。

图  6  水准测量地裂缝两侧不同距离累计垂直 变化量曲线年度对比

Figure  6.  The level measurement results of ground fissure

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3.1.2   基底格架与沉降分布的关系

从沉降的平面分布看，北部沉降区绝大部分位于北京凹陷内（图 7），且北京凹陷边界断裂活动性从西南向北东扩展，沉积物不断向北东向超覆^[21-22]。从近年沉降分布范围变化关系看，沉降逐渐向凹陷的北东方向扩展，但受冲洪积扇上部单一砂卵砾石的地层条件控制，扩展范围有限。其次，沉降整体也向北西、南东方向扩张。

南部沉降区整体范围位于大兴隆起及南部廊固凹陷，其中沉降中心区域位于廊固凹陷内。从近年沉降分布范围变化看，整体向北西方向扩展，但范围很小。

图  7  平原区断裂构造与沉降（累计沉降量大于300mm）分布范围变化关系

Figure  7.  The relationship between the faults and the land subsidence of plain area (cumulative land subsidence value＞300mm)

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3.2   地层结构对沉降分布的控制作用

3.2.1   冲洪积地层分布特点与压缩层厚度

北京平原冲洪积扇上部主要为巨厚的砂卵砾石层，该区域是北京市的重要应急水源地，但受地层结构影响，其区域地下水开采并不会产生地面沉降。在冲洪积扇中下部、冲积平原地区，由于新构造运动的影响，使之接受巨厚的沉积物，岩性也逐渐过渡为砂、砂砾石、粘性土层相互交错出现。这种地层岩性及其组合特征决定了地面沉降的分布范围。

冲洪积平原中下部的土体类型为第四系上更新统冲洪积、中更新统冲积、冲湖积、下更新统冲湖积的多层砂、多层砾石与多层粘性土，以粘性土为主。其中既有颗粒较粗，富水性好的砂砾石层，也有颗粒较细，压缩性较高的粘性土层，同时具备地下水开采层和地面沉降压缩层 2 个条件。粘性土释水压缩性高，在地下水超量开采、地下水位下降的情况下，会发生明显的地面沉降。通过对地下水位变化、地层结构和沉降量的综合对比，发现相同的水位降幅，粘性土厚度越大，沉降量也越大，持续的沉降时间越长。可压缩粘性土厚度较大且地下水位下降较快的西小营、八仙庄、金盏、通州城区、黑庄户、南部的小马坊等地区，与南、北两大沉降区和 7 个沉降中心高度吻合，地层结构对沉降分布控制作用明显。

3.2.2   土体物理力学性质与固结程度

分析土体物理力学性质是研究土层压缩的重要内容。可以根据土层物理力学性质计算土体固结状态。

据北京沉降监测站土工试验资料统计，北部沉降区中更新统以上地层（80~164m）为正常固结，以下地层（180~300m）为超固结。而东部张家湾和南部榆垡地区全新统—中更新统（120m 以浅）地层为欠固结-正常固结，120m 以下地层为正常固结。北京东部平原区 100m 以上土层在自重压力状态下，次固结系数大部分为 7.79×10^-4~9.49×10^-4，次固结性很低，对地面沉降的贡献量相当轻微^⑤。

⑤贾三满, 周毅, 杨艳, 等. 北京地面沉降对城市建设的影响调研. 北 京市水文地质工程地质大队, 2006.

3.3   地下水开采对沉降分布的控制

3.3.1   地下水漏斗与沉降关系

大量研究表明，过量抽取地下水是诱发地面沉降的主要因素^[23-26] 。以 2012 年北京平原区地下水降落漏斗与沉降分布为例（图 8-a），在冲洪积扇的上部 ，如潮白河冲洪积扇上部 ，牛栏山一带和永定河冲洪积扇的昆明湖一带，由于地层为单一的砂卵砾石层结构，即使形成了降落漏斗也并不产生沉降 ，而在冲洪积扇中部 、下部（图 8-b~图 d），如八仙庄 、管庄 、通州一带 ，则由于粘性土和砂层交互，在地下水漏斗形成后出现了显著的地面沉降。其次，沉降严重区域与各地下水开采层形成的降落漏斗基本吻合 。 其中 ，第二含水层 、第三含水层与沉降分布吻合度最高 ，分析原因为 ，第二含水层 、第三含水层地下水开采层位正好与沉降贡献量最大的第二、第三压缩层相对应，充分说明地下水开采是控制沉降分布的主控因素之一。

图  8  不同层位含水层地下水开采漏斗与沉降区(1955—2012 年)分布对比

a—第一含水层地下水漏斗与沉降区（2012 年）分布对比；b—第二含水层地下水漏斗 与沉降区（2012 年）分布对比；c—第三含水层地下水漏斗与沉降区（2012 年） 分布对比；d—第四含水层地下水漏斗与沉降区（2012 年）分布对比

Figure  8.  Comparison of groundwater exploitation in different aquifers with land subsidence area (1955-2012)

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3.3.2   地下水位变化与沉降关系

通过对比监测站含水层地下水位动态和分层地面沉降变化规律，可以看出，地面沉降的变化趋势与地下水动态变化具有较好的一致性，地下水位在周期性升降过程中呈持续下降，地面沉降量也持续增加；沉降速率变化与地下水周期性升降趋势吻合，水位上升则沉降速率减缓，水位下降则沉降速率增加。如图 9 所示，天竺地面沉降站内分层地面沉降与对应层位的水位标高、水位变幅及水位波动具有较好的相关关系。从站内地下水位动态变化（D3-4 孔）与同层位沉降监测标孔（F3-7）的监测曲线可以看出，随着水位周期性下降，地面沉降一直呈持续发展状态；同时，沉降在水位周期性升降变化过程中表现出 2 种变化规律：①水位上升，持续时间较长，地面沉降速率减缓；②水位下降，持续时间较短，地面沉降速率增加。

图  9  天竺地面沉降站内沉降变化与地下水动态变化关系曲线

Figure  9.  The relationship between land subsidence and groundwater level in Tianzhu station

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4.   结论

（1） 北京平原区的地面沉降先后经历了形成、 发展、扩展和快速发展阶段，从区域上构成了南、北两大片区，形成了 7 个沉降中心。整体上，北部沉降区不断向海淀山后、顺义北部、朝阳东部及通州东部、南部扩展。南部沉降区北扩明显。

（2） 垂向上，南部沉降区第一压缩层为沉降主贡献层，沉降占比 42%，受地下水开采层位下降影响，浅部地层沉降速率减小，深部地层沉降速率增加。压缩层土体变形特征为塑性变形包含蠕变变形；北部沉降区第二压缩层为沉降主贡献层，沉降占比 65%，受地下水位变化影响，浅部沉降量波动平缓且量值很小，深部沉降量较大。压缩层土体变形为浅部以弹性变形为主，深部以塑性变形为主，包含蠕变变形。

（3） 沉降受构造作用及基底格架控制。北部沉降区绝大部分形成于北京凹陷内，近年沉降逐渐向凹陷的北东方向扩展，但受冲洪积扇上部单一砂卵砾石的地层条件控制，扩展范围有限。其次，沉降整体也向北西、南东方向扩张。

（4） 地层结构是产生地面沉降的基础，即一定厚度可压缩的细颗粒粘土、砂粘土的存在是产生地面沉降的物质基础。但平原区北部和南部特征不同，北部位于山前靠近冲洪积扇的中上部，地层主要由冲洪积作用形成，而南部位于扇的中下部，且多处存在湖积、风积物。

（5） 持续的地下水过量超采使地下水位持续下降，漏斗持续扩展是区域地面沉降的外在驱动力，伴随着城市掘取地下水资源的量愈来愈大，人类改造和破坏地下含水层结构的外来营力也在以几何倍数增长。地下水漏斗的扩展和沉降中心的分布高度吻合。地下水的开采仍然推动和加速着地面沉降的发展。