过量开采地下水致使地下水水位下降，使得地下松散层固结压缩，导致一定范围内地表高程降低(郭海朋等，2017)，即为地下水开采型地面沉降，其危害包括沉降区积水、地面建筑开裂破坏、地下管道受损、路基下沉、滨海地区抵御风暴潮能力降低等(秦同春等，2018)，在世界许多国家和地区已产生严重影响(狄胜同等，2020)。中国以华北平原、汾渭盆地和长江三角洲尤为典型。华北中东部平原深层漏斗范围2019年是2014年面积的2.2倍，累计地面沉降量大于1000 mm的面积呈逐年增大趋势(李文鹏等，2021)。对地面沉降进行监测是调整地下水水位、精准施策、支撑防治的重要手段。华北平原通过基岩标、分层标及开采井地下水水位监测(狄胜同等，2020；李慧，2020；代鹏等，2022；刘贺等，2022)，发现随着地下水水位的下降，不同埋深的地层层位对地面沉降总量的贡献不同，压缩量集中在区域地下水主要开采层位或相邻弱透水层。郭海朋等(2021)应用分层标和地下水动态监测数据，分析了华北平原不同层位地面沉降贡献率；盛登宝等(2017)利用流固耦合模型模拟了地下水开采与地面沉降的时空效应变化，提出了有效避免地面沉降的单日最大地下水开采量；杨丽萍等(2016)利用地下水开采量、地下水动态、地面沉降量等监测数据，模拟了不同地下水开采方案下地面沉降量的发展趋势；田芳等(2017)发现，累计地面沉降量大于50 mm的区域主要分布在冲洪积扇顶部细颗粒多层结构区，粗颗粒单层结构含水层地下水水位下降并未出现明显的地面沉降。

三江平原是中国重要的商品粮生产基地，随着农业灌溉对地下水需求的快速增加，自20世纪80年代以来地下水水位呈持续下降态势。三江平原是否会成为第二个地下水资源与环境问题严重的华北平原，一时引发社会各界高度关注，地下水超采是否引发地面沉降也是亟待回答的问题。而该区专业监测工作未曾系统开展，相关研究仅限于地下水水位与地面沉降相关性的模型预测(赵子龙，2015)，难以及时定量准确回应社会关切。因此，2019—2021年在三江平原水文地质调查中，首次实施了全域地下水水位高精度统一观测，并在确定的水位下降区建三江地区开展二等地面水准测量同步观测(盛登宝等，2017；刘伟朋等，2021)。本文对地表形变及其特征进行了分析、评估和预测，以期为预防地面沉降提供参考。

1.   研究区地质背景

三江平原位于中国黑龙江省东北部。研究区为小三江平原区，面积4.5×10⁴ km²。区内地表水系发育，西部、南部为山，北界、东界为江，总体地势平缓，由西向东逐渐降低。受古地理沉积环境影响，同江—富锦—宝清以西地表岩性为砂性土，厚1~4 m，透水性好，地下水对大气降水和地表水补给响应敏感；以东为粘土，厚度3~20 m，连续分布，透水性差，不利于大气降水和地表水入渗补给，地下水以侧向径流补给为主。第四系上更新统、中更新统、下更新统孔隙含水层成层叠加，无区域性隔水层，从而形成统一的大厚度含水系统(图 1)。区域含水层以砂砾石为主，厚度一般为100~200 m，最大310 m，单井涌水量超过5000 m³/d。东部建三江前进坳陷区，第四系厚度为120~300 m，地层岩性以冲洪积砂砾石为主，单井涌水量大于5000 m³/d；受佳木斯隆起和富锦隆起构造影响，同江—富锦—友谊—宝清一带含水层厚度逐渐变薄，第四系厚度均小于120 m，单井涌水量3000~5000 m³/d；萝北—佳木斯—别拉洪河一线以南至山前地区，受基底控制，含水层变薄，一般为40~100 m，单井涌水量1000~3000 m³/d。含水层下伏广泛分布的古近系—新近系泥岩或基底完整基岩，构成相对隔水边界。

图  1  三江平原第四系含水层结构空间分布图

Figure  1.  Spatial distribution of Quaternary aquifer structure in Sanjiang Plain

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20世纪80年代，该区地下水流场基本处于天然状态，地下水自南西流向北东，最终通过黑龙江、乌苏里江干流及河谷潜流流出盆地。自1997年三江平原实施“以稻治涝，以稻富民”政策以来，水稻种植规模不断扩张，地下水开采量持续增加，在东部建三江这一水稻集中种植区形成地下水降落漏斗，较20世纪80年代，地下水埋深累计下降5~12 m，地下水最大埋深增至19.88 m(中国地质调查局水文地质环境地质调查中心，2021)。

2.   资料来源与研究方法

根据三江平原地下水统测结果，较1980年水位下降10 m的范围划定为漏斗区，2019—2021年漏斗范围由3400 km²增大至3669 km²，呈现向北东方向扩展的趋势。为精准掌握漏斗区地表形变量，科学研判漏斗区是否引起地面沉降，沿漏斗形态主方向选取地下水水位降幅最大的地区布设“Y”字形水准测量剖面(图 2)，定量分析漏斗变化对地表形变量的影响。测量仪器选用徕卡公司DNA03型电子水准仪，采用二等水准测量方法对监测点进行沉降监测，点距1 km，剖面长度50 km，监测频率为1次/a，监测周期3a，即2019—2021年。

图  2  沉降监测点与地下水等水位线空间关系(2021年3—4月)

Figure  2.  Spatial relationship between settlement monitoring point and groundwater level

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在测区内选取建三江前进火车站站前广场中心花园内通讯塔底部稳固螺丝作为固定基点，点号为BM1。采用黑龙江省卫星定位连续运行综合服务系统(HLJCORS)对固定基点BM1进行数据采集，获得大地高程，利用区内《黑龙江省地下水监测站点土建工程Ⅱ标段(2017)监测井》项目成果，对所测数据进行高程拟合，解算出固定基点85高程。将BM1引测至测区监测点S04及S05上并进行往返测量，形成闭合水准路线；计算出的闭合水准闭合差(0.9 mm)、每千米水准测量全中误差(0.62 mm)，分别小于《国家一、二等水准测量规范》(GB/T 40112—2021)限差±6.9 mm和±2.0 mm，满足二等水准精度要求。

对获取的地面高程数据，结合历史和同期地下水流场变化，从时间和空间上分析了3年地面形变及其特征，并结合不同年份地下水流场变化，采用水文地质条件分析与比拟法对影响地面形变的因素进行系统分析，并进行了地面形变预测和危险性评估。

3.   结果与讨论

3.1   地面形变监测结果

2019—2021年水准测量高程结果表明(表 1)，地面高程累计变化量为+2.2~-18.0 mm，平均变化量-9.2 mm，年平均变化量-4.6 mm。三期(2021年相对2020年)和二期(2020年相对2019年)变化量对比，50个点中10个点下沉变形量增大、31个点下沉变形量减小、9个点抬升。

表  1  2019—2021年50个观测点地面形变

Table  1.  List of ground deformation at 50 observation points from 2019 to 2021

点号	变化量/mm			点号	变化量/mm			点号	变化量/mm
	二期	三期	累计		二期	三期	累计		二期	三期	累计
S01	-1.0	-5.4	-6.4	S18	-5.1	-2.0	-7.1	S35	-4.8	-5.2	-10.0
S02	-2.6	-0.2	-2.8	S19	-5.3	-5.8	-11.1	S36	-5.9	-5.1	-11.0
S03	-2.0	-5.1	-7.1	S20	-6.7	-2.6	-9.3	S37	-7.5	-5.6	-13.1
S04	-1.5	-1.1	-2.6	S21	-6.8	-3.1	-9.9	S38	-6.4	-4.6	-11.0
S05	-2.9	-4.9	-7.8	S22	-7.1	-3.0	-10.1	S39	-10.1	-2.7	-12.8
S06	-3.0	-4.4	-7.4	S23	-7.8	-2.5	-10.3	S40	-10.4	-1.6	-12.0
S07	-3.1	+5.3	+2.2	S24	-9.0	-4.2	-13.2	S41	-9.2	-4.1	-13.3
S08	-3.3	+0.6	-2.7	S25	-8.1	-3.7	-11.8	S42	-5.9	-4.2	-10.1
S09	-3.3	+4.5	+1.2	S26	-5.0	-5.5	-10.5	S43	-5.8	-3.3	-9.1
S10	-1.2	-9.6	-10.8	S27	-7.8	-1.9	-9.7	S44	-0.6	-4.1	-4.7
S11	-7.5	+2.2	-5.3	S28	-6.6	-0.4	-7.0	S45	-7.2	-4.0	-11.2
S12	-6.3	+3.0	-3.3	S29	-6.7	-1.5	-8.2	S46	-7.1	-5.4	-12.5
S13	-10.6	+1.4	-9.2	S30	-7.8	-2.3	-10.1	S47	-7.4	-3.6	-11.0
S14	-8.7	+2.4	-6.3	S31	-5.7	-2.4	-8.1	S48	-7.6	-6.7	-14.3
S15	-6.5	-2.4	-8.9	S32	-9.0	-6.5	-15.5	S49	-7.9	-7.0	-14.9
S16	-6.7	+0.5	-6.2	S33	-6.7	-8.6	-15.3	S50	-6.3	-11.7	-18.0
S17	-6.5	-5.0	-11.5	S34	-10.5	+3.9	-6.6	平均	-6.2	-3.0	-9.2
注：“+”表示上升，“－”表示下沉

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3.2   地面形变特征分析

从空间上看，与地下水水位等值线平行或小角度相交的北东方向纵剖面除个别点抬升(S7为+2.2 mm、S9为+1.2 mm)外，沉降量为-2.6~-15.5 mm，一般小于10 mm；而与地下水水位等值线垂直相交的近东西方向横剖面地面形变量为-4.7~-18.0 mm，一般大于10 mm，且有向地下水水位降落漏斗中心方向增加的趋势，但总体上形变量较小(图 2—图 4)。

图  3  北东方向纵剖面地面形变累计变化量曲线

Figure  3.  Curve of cumulative variation of ground deformation in the northeast longitudinal section

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图  4  东西方向横剖面地面形变累计变化量曲线

Figure  4.  Curve of cumulative variation of ground deformation in east-west cross section

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从时间分析，第二期测量结果显示监测点均不同幅度沉降，最小沉降量为-0.6 mm(S44)，最大沉降量为-10.6 mm(S13)，平均沉降量为-6.2 mm。第三期监测点地表形变量波动相对平缓、变化较小，变化量+5.3~-11.7 mm，平均变化量为-3.0 mm；其中有9个点出现抬升现象，其中最大抬升量为5.3 mm。两期相比，地面沉降量稳定中有减缓的趋势。

建三江地区测得的3a地面沉降量最大18 mm、年平均沉降速率4.6 mm/a，对照《地质灾害危险性评估规范》(GB/T 40112—2021)地面沉降发育程度分级(表 2)，该区地面沉降发育程度为弱发育；借鉴天津市地面沉降危险性分级(王国良等，2007)(表 3)，沉降速率小于30 mm/a时，地面沉降危险性等级为小。

表  2  地面沉降发育程度分级

Table  2.  Grading table of development degree of land subsidence

因素	发育程度
	强	中等	弱
近五年平均沉降速率/(mm·a-1)	≥30	10~30	≤10
累积沉降量/mm	≥800	300~800	≤300
注：上述2项因素满足一项即可，并按由强至弱顺序确定

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表  3  天津市地面沉降危险性分级

Table  3.  Risk classification of land subsidence in Tianjin

地面沉降速率/mm·a-1	危险性分级
0~30	小
30~50	中等
>50	大

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3.3   影响地面形变因素分析

3.3.1   地下水超采与区域地下水水位下降

建三江地区水稻种植规模可以分为3个阶段。第一阶段(1997—2002年)小规模种植(14.7×10⁴~20×10⁴ hm²)，地下水开采主要造成含水层弹性释水，地下水水位年均降幅0.59 m/a；第二阶段(2003—2012年)，种植面积快速扩张(66.93×10⁴ hm²)，地下水开采主要造成含水层重力疏干释水，地下水水位平均降幅0.41 m/a；第三阶段(2012至今)，种植面积基本稳定，降水量相对平均值而言较大(2019年、2020年丰水年)。如前所述，由于一定厚度粘性土阻隔而垂向入渗量较小，但水力坡度的增加使得西部侧向补给增大，从而地下水水位年均降幅趋于平缓，为0.32 m/a(图 5)。

图  5  建三江地区水稻播种面积、降雨量与3月地下水水位关系曲线

Figure  5.  Relationship curve between rice planting area, rainfall and groundwater level in March in Jiansanjiang Reclamation area

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20世纪80年代，三江平原地下水水位埋深总体介于3~5 m之间，截至2021年，西部地区地下水埋深基本保持不变；东部建三江地区近年来灌溉定额为3900~4800 m³/hm²，由于地下水持续过量开采(近期年超采量5×10⁸ m³/a)，地下水水位较20世纪80年代累计下降5~12 m，地下水埋深达10~20 m，最大埋深为19.88 m，大部分地区地下水水位降至粘土层底界以下，地下水类型由承压—半承压水转变为潜水。近年来，随着水稻种植规模趋于稳定，地下水开采量基本保持不变。2021年青龙山灌区一期工程投产运行，实现有效灌溉面积14.7×10⁴ hm²，置换地下水2.03×10⁸ m³，漏斗中心区地下水水位下降趋势有所减缓。2021年，建三江地区地下水埋深平均15.4 m，地下水水位较2020年平均下降0.30 m，疏干的含水层厚度小，决定了地面沉降幅度低和速率缓。

3.3.2   地下水水位下降区“上粘下砂”的地层结构

地下水水位下降导致含水层压力水头下降，意味着孔隙水压力减小，而垂向总应力不变，原来由水所承受的应力一部分转嫁到地层骨架上，引起有效应力增加，使土体压密，导致地面沉降；其中粘性土层是主要贡献层，塑性变形且难以恢复，砂层为弹性变形且大部分可以恢复。

据华北平原研究成果，该地区由多个第四系含水层和隔水层(弱透水层)构成，可以概化为Q₁—Q₄四个含水岩组，各层底界埋深不同地区各异，引起地面沉降的主要压缩层随地下水开采层位的变化而不同。天津平原地面沉降主要贡献层来自300 m以下地层(郭海朋等，2017)；山东省德州市德城区运河街道办事处800 m深井水位埋深155 m，当地分层标相对高程监测数据表明，0~60 m、60~300 m、300~500 m地层沉降速率分别为2 mm/a、20 mm/a、19 mm/a，分别占总沉降量的4%、50%、46%，即60~500 m是地面沉降的主要贡献层位(盛登宝等，2017)。邢一飞(2017)通过河北沧州沉降中心多年累计沉降量与地下水水位回归分析，建立了幂函数关系方程S=2.7304e^0.0651h(式中S为累计沉降量，h为水位下降值)，发现水位下降在40 m埋深以浅时，土体水位变化所引起的有效应力增加与土体前期固结应力相差不大，土体压缩量增长缓慢且较小(杨丽萍等，2016)。

与华北平原地层结构、地下水埋深不同，建三江地区第四系松散层是“上粘下砂”结构，上部粘土层厚3~15 m，平均10 m左右，下部为大厚度单一砂砾石含水层，厚100~200 m，目前开采期水位埋深最大为19.88 m，水位下降最大幅度15 m左右；虽然水位降至粘土层底界以下，但其自重压力较小，粘性土压密释水过程中，孔隙度减小，压缩量也逐渐减小，释水压缩已经历一定时期，砂层压密因疏干层厚度小而幅度有限，因此总体地面沉降量小。借鉴上述方程，水位下降按最大水位埋深19.88 m计算，累计地面沉降量小于10 mm。该区2021年地面水准测量与2019年相比，形变量为+2.2~-18 mm，虽然与计算值有所差异，但综合比拟上述华北平原诸成果，总体上可以推断建三江地区多年累计地面沉降量较小。

3.3.3   地面形变发展趋势预测

根据三江平原区域水文地质条件，建立了三江平原地下水流数值模型。西部、南部边界以弱透水边界为主，江、河出山口概化为强透水边界；黑龙江、乌苏里江年径流量大且水面宽阔，概化为给定水头边界；潜水含水层自由水面作为研究区的上边界，接受外界的补给，同时向外界排泄；不同含水层通过越流进行水量交换；模型底部边界为新近系砂质泥岩、花岗岩基底，概化为隔水边界。根据三江平原区域水文地质条件及地下水开发利用现状，结合收集的400个钻孔资料，建立水文地质结构模型，垂向上模型概化为2层，平面上网格剖分大小为1000 m×1000 m，模型识别验证期2a。根据开采量监测资料，地下水开采量与年降水量、地表水置换地下水工程密切相关，为此设置2种情景进行预测，一是维持现状地下水开采条件，地下水开采量为2019—2021年平均值，降水量采用2000—2019年平均值，预测未来40a地下水流场演化趋势，计算地下水流场达到似稳定状态时的地下水水位最低阈值；二是青龙山灌区等“两水一湖”工程实施后，预测未来20a建三江地下水漏斗演化趋势，降水量采用多年平均值，以2021年青龙山灌区渠首引水量5.78×10⁸ m³，灌溉面积达12.47×10⁴ hm²水稻田为条件。根据情景一预测结果，在维持现状地下水开采条件下，地下水降落漏斗中心水位在2040年前后将达到新的平衡，较2021年下降6 m左右，水位埋深在25 m左右呈波动式稳定状态；根据情景二预测结果，地下水降落漏斗中心水位在2038年前后将达到新的平衡，较2021年下降5.6 m左右，水位埋深在24.4 m左右呈波动式稳定状态。基于上述不同深度地层层位对地面沉降量贡献的研究结论，模型预测地下水水位下降幅度为6 m左右，考虑引江水量增加以置换地下水，认为一定时期内地面沉降发育程度仍保持弱发育等级，危险性小，造成明显地面沉降的可能性小。

4.   结论

通过二等水准测量、地面形变特征与影响因素分析，对三江平原建三江地下水水位下降区地面形变问题进行系统研究，得出如下结论。

(1) 三江平原地下水水位降落漏斗区两年累计地面形变量为-10 mm左右，最大为-18 mm。该区域“上粘下砂”二元岩性结构，平均水位降深小(约10 m)，疏干地层厚度有限且位于上部和浅部，决定了地面沉降量较小，地质灾害发育程度弱、危险性小，预测出现明显地面沉降的可能性小。

(2) 鉴于项目的周期性，地面形变数据仅为3a 2期，监测时间有限，为进一步掌握地面沉降的发展趋势并进行防治，建议对地下水水位和地面形变持续进行定期同步观测；同时注意研究土层自重压密固结及平原区前进凹陷构造活动对地面沉降的影响。