天津市西青區地下水位是多少，天津南開地下水位是多少挖五米深的溝會出現大量地下水嗎

來源：整理時間：2023-01-15 09:55:45 編輯：天津生活手機版

1，天津南開地下水位是多少挖五米深的溝會出現大量地下水嗎

　　先別說沒水，有水的話也不能引用吧，更何況現在一些郊縣的水井少的打20米，多的40米，所以說這事兒沒譜！

天津南開地下水位是多少挖五米深的溝會出現大量地下水嗎

2，天津市地下水位于地表下多少米

天津地下水位較淺，大概在1.5----2.5米，以后隨著時間和用水量增大可能會越來越深。數據參考來自：天津地質工程勘查院

天津市地下水位于地表下多少米

3，地下水一般在多少米的地下

地下水一般在20～30m左右，如果要取用飲用水，需要更深的井，一般為100～150m的深井。在有足夠的水的地方，一般10到30米，還有水，淺井，那里的水是不夠玩幾百米甚至上百米，突破的層，這是深井，深井水的質量是好的，但鉆井成本高，一般水質足夠的當地家庭水幾米可以打水。中國民間長期習用的是圓形筒井，直徑多為1～2米，深度一般為數米到20～30米，施工時人可直接下入井筒中挖掘土石，這種井只宜于開采淺層地下水。相關如下：為了開采深部地下水，發展了口徑較小而深度相當大的管井，打管井需要專門的打井機械和采用比較復雜的工藝。早在公元前250年，在中國現今的四川省﹐就在堅硬巖石中大量開鑿深達數十米乃至百米以上的井﹐開采地下鹵水煮鹽。打井揭露存有鹵水的承壓含水層后，地下水往往從井中自行流出，這種井便是自流井，中國四川省自流井的地名即由此而得。

地下水一般在多少米的地下

4，地下水功能評價結果

（一）地下水資源功能狀況華北平原地下水的資源功能強的區域主要分布于太行山、燕山山前地帶和沿黃河地帶，如平谷—順義—豐臺—房山—定興山前地帶、定州—安國—無極—新樂一帶、獲嘉—原陽縣—黃河及長垣—臺前—東阿的沿黃地帶（圖8-30）。該區淺層地下水系統的再生性、調節性、可用性和占有性都強，水質良好，是建立集中供水水源地的可選地區。華北平原地下水的資源功能較強區，主要分布在冀東平原的灤縣—唐山—豐潤縣的山前沖洪積扇群、玉田縣與薊縣以南—定坻以北、順義以西、平谷南—通州—大興—涿州—雄縣—高陽—深澤—石家莊一帶、武陟—輝縣市山前沖洪扇群、淇縣東淇河沖洪積一帶和封丘縣—濮陽縣—范縣陳莊—臺前縣馬樓-東阿劉集—東阿牛角店—齊河以北—齊河表白寺—濟陽仁風一帶（圖8-30）。該區淺層地下水系統的再生性、調節性、可用性和占有性較好，水質較好，為地下水適度可開采區。華北平原地下水的資源功能一般區，主要分布在華北平原北部、西南和南部大部分地區，北部的三河—香河—寶坻—武清區—豐南—灤南—昌黎一帶；西南的邢臺—邯鄲—大名—浚縣—衛輝—濮陽—陽谷—聊城—惠民—濱州一帶（圖8-30）。淺層地下水再生性、調節性、可用性和占有性一般，水質一般，需合理利用區內各種水資源，為地下水可調節開采區。華北平原地下水的資源功能較弱區，主要分布在中東部平原，包括樂亭—唐海—寧河—天津—任丘—肅寧及其以南地帶（圖8-30）。該區淺層地下水系統的再生性、調節性、可用性和占有性較弱，為地下水不宜開采區。圖8-30 華北平原地下水資源功能分布圖華北平原地下水的資源功能弱區，主要分布在東部濱海平原的咸水區，自北往南沿漢沽—塘沽—大港—黃驊—河口區均為資源功能弱的區域。在海興—海口一帶，是保持濕地景觀而應禁止開采地下水區域（圖8-30）。該區淺層地下水再生性、調節性、恢復性和占有性弱，地下水水質差，為地下水不宜開采區。（二）地下水生態功能狀況在華北平原地下水生態功能評價中，綜合考慮了湖沼環境（包括濕地）、天然植被、土地沙化等因素，評價結果如圖8-31所示。圖8-31 華北平原地下水生態功能分布圖華北平原地下水的生態功能強區，主要分布在東部沿海的濕地分布區，如沿海北部唐海縣、沿海南部海口區一帶（圖8-31）。該區地下水系統景觀環境維持性、水環境關聯性、植被環境維持性和土地環境關聯性均強，生態環境變化與地下水系統變化之間存在密切關系，地下水開發利用可能會引起嚴重的因果性生態環境問題。華北平原地下水的生態功能較強區，主要分布于渤海灣一帶，自河口區沿海岸線往北至塘沽區以南的狹長地帶，以及北部唐海縣以北地帶（圖8-31）。該區地下水系統的景觀環境維持性、水環境關聯性、植被環境維持性和土地環境關聯性均較強。生態環境變化與地下水系統變化之間存在較密切關系，地下水開發利用可能會引起嚴重的因果性生態環境問題，應控制地下水位埋深，防止土壤次生鹽漬化發生。華北平原地下水的生態功能一般區，主要分布于廊坊以北、太行山山前平原的東南部及東部平原，包括三河—香河、在泊頭—冀州—巨鹿—廣平—臨漳一帶、在渤海灣一帶的河口區西南—沾化縣東北—無棣縣水灣鎮—沾化縣東北—海興縣—黃驊市—塘沽區—漢沽區的條狀地帶（圖8-31）。該區地下水系統景觀環境維持性、水環境關聯性、植被環境維持性和土地環境關聯性均一般，地下水生態環境變化與地下水系統變化之間存在一定關系，地下水開發利用可能會引起較明顯的因果性生態環境問題。華北平原地下水的生態功能較弱區，在華北平原分布面積較大，主要分布于太行山前平原、燕山山前平原、東部的濱州市杜店鎮—新濱城—利津鹽窩—陳莊—沾化北—無棣—鹽山—滄州—寧河一帶（圖8-31）。該區地下水系統景觀環境維持性、水環境關聯性、植被環境維持性和土地環境關聯性均較弱。生態環境變化與地下水系統變化之間關系較弱，地下水開發利用不會引起較明顯的因果性生態環境問題。華北平原地下水的生態功能弱區，主要分布于北京和天津市區及其周圍，以及南部的安陽—南樂一線以南的廣大地區（圖8-31）。該區地下水系統的景觀環境維持性、水環境關聯性、植被環境維持性和土地環境關聯性弱，生態環境變化與地下水系統變化之間不存在密切關系，地下水開發利用不會引起因果性生態環境問題。（三）地下水地質環境功能狀況華北平原地下水的地質環境功能評價中，主要考慮了地面沉降、地下水質量與地下水位的關聯度、地下水補給變率與水位變差關系等幾個方面的因素，評價結果如圖8-32所示。華北平原地下水的地質環境功能強區，在華北中東部平原大范圍分布，如天津市的武清區—西青區—津南區—塘沽區以南—任丘東—大城—青縣—滄州—黃驊一帶，寧河—漢沽區一帶，衡水以南的冀州-棗強-武邑一帶（圖8-32）。該區地質環境變化與地下水系統變化之間存在密切關系，地下水開發利用可能會引起嚴重的因果性環境地質問題，應禁止開采，保護地質環境。華北平原地下水的地質環境功能較強區，分布在地質環境功能強的區域以北，如唐海縣—天津市北辰區—廊坊—固安—霸州，渤海灣南部的海興—河口—濱州也屬于地質環境功能較強的區域（圖8-32）。該區地質環境變化與地下水系統變化之間存在較密切關系，地下水開發利用可能會引起較嚴重的因果性環境地質問題，不宜開采地下水，涵養地質環境。華北平原地下水的地質環境功能一般區，分布在冀東平原的樂亭—灤南一帶、北京市東部的順義—通州以及平谷一帶、中部白洋淀周圍、南部東光—吳橋—固城—南宮—大名，以及沿黃河的東阿—齊河—濟陽一帶（圖8-32）。該區地下水地質環境功能一般，地質環境變化與地下水系統變化之間存在一定關系，地下水開發利用可能會引起較明顯的因果性環境地質問題，為地下水的調節開采區。華北平原地下水的地質環境功能較弱區，主要分布于西部太行山前平原區、華北平原東北部，南部的滑縣—濮陽—聊城—禹城—慶云—寧津區域，其他地區也有零星分布（圖8-32）。地下水地質環境變化與地下水系統變化之間關系較弱，地下水開發利用不會引起較明顯的因果性生態環境問題，為適度利用區。華北平原地下水的地質環境功能弱區，主要分布在華北平原北部和南部，北部集中在天津北部；南部主要集中在除濮陽以外的河南境內（圖8-32）。地下水地質環境變化與地下水系統變化之間不存在密切關系，地下水開發利用不會引起因果性生態環境問題，為規劃利用區。圖8-32 華北平原地下水地質環境功能分布圖（四）地下水綜合功能狀況華北平原地下水綜合功能可持續性強區，主要分布在靠近山前的潮白河沖洪積扇孔隙水區、太行山前的沙河-磁河沖洪積扇孔隙淡水區、沿黃河補給影響帶與引黃灌區（圖833）。該區地下水系統的資源功能由一般到強，生態功能弱，地質環境功能較弱到一般，地下水綜合功能強，可規模開發利用地下水。華北平原地下水綜合功能可持續性較強區，主要分布在靠近太行山前的拒馬河、瀑河、漕河、唐界河、滏陽河、漳衛河沖洪積扇孔隙淡水區；薊運河沖洪積扇孔隙淡水區；此外，在華北平原南部的邯鄲—臨漳—滑縣—衛輝—封丘—濮陽—南樂；沿黃河的東阿—齊河一帶；其他地區也有零星分布（圖8-33）。該區地下水系統的資源功能一般到強，生態功能較弱，地質環境功能較弱到一般，地下水綜合功能較強，可規劃利用地下水。圖8-33 華北平原地下水綜合功能可持續性分布圖華北平原地下水綜合功能可持續性一般區，集中分布在北部和中部平原，北部主要在廊坊以東，三河—天津市的武清區—豐南—灤南—昌黎；中部平原除衡水市周圍、武城—德州一帶以及東部沿海地帶以外，其余地區均為地下水可持續性一般的區域（圖8-33）。該區地下水的資源功能較弱到一般，生態功能弱—強，地質環境功能較弱到一般，地下水各功能之間已經出現不和諧問題，地下水的生態功能或地質環境功能已發生問題，地下水綜合功能一般，不宜大規模開采地下水。華北平原地下水綜合功能可持續性較弱區，主要分布在唐海南部的灤河沖積海積孔隙水咸水區、豐南南部的潮白河薊運河沖積海積孔隙水咸水區、廊坊—永清—天津市北辰區—寧河—靜海—大城、黃驊—滄州—南皮—海興、沾化—河口區一帶沿海地區（圖8-33）。該區地下水的資源功能和生態功能都較弱，地質環境功能較強，地下水各功能之間已經存在明顯不和諧問題，地下水地質環境功能已經發生嚴重問題，地下水綜合功能較弱，應限制開采地下水。華北平原地下水綜合功能可持續性弱區，主要分布在渤海灣沿岸地帶，如天津漢沽區、往南的塘沽區—大港區、大城—青縣西部的子牙河古河道帶有咸水區、海興以東-河口以北地帶（圖8-33）。該區地下水的資源功能弱、生態功能強、地質環境功能強，地下水各功能之間已經存在嚴重不和諧問題，地下水的生態功能或地質環境功能已經發生災害性問題，地下水綜合功能弱，應嚴格限制或禁止開采地下水。

5，地下水相關的土地環境演變

1.淺層地下水的適量擴大開采，促進了鹽堿地土壤改良淺層地下水開發使地下水位下降，特別是在地下水位埋藏比較淺的鹽漬化地區，水位的降低，促進了鹽堿地的土壤改良，同時減少地下水蒸發量。據資料，新疆建設兵團五家渠灌區，20世紀50年代開墾初期地下水位較淺，但隨著土地大面積的開發，大量引入地表水灌溉和洗鹽，造成地下水位迅速上升，土壤次生鹽漬化面積急增（232km2）。1963年實行豎井排灌后，加大了淺層地下水的開發量，至80年代地下水位普遍下降到3m以下，次生鹽漬化面積減少為100km2。另一方面，豎井排灌前，全灌區878km2耕地中，有678km2的耕地因缺水而棄耕，實行了豎井排灌后，到1988年地下水開采增加到1.4×108m3/a，678km2棄耕地全部收復。據新疆水利廳1954～1979年資料，實行豎井排灌后，僅地下水位埋深0～3m 區內就減少地下水有效蒸發量（0.48～0.56）×108m3/a，轉化為有效資源量。青海柴達木盆地內分布大面積咸鹵水—微咸水區，相對應的土壤含鹽量高，鹽堿地發育，嚴重影響了農作物生長與農民的收入。20世紀60年代以來開展了多項鹽漬土的改良治理水文地質工作，采用井排進行治理，增大了淺層地下水人工開采量，加快了淺層地下水的循環交替，使地下水位下降從而降低了地下水的蒸發排泄量，再通過灌溉洗鹽降低了土壤積鹽程度及土壤含鹽量，使鹽堿耕地得以改良，促進了土壤環境良性發展，農作物產量增加，農民收入得到了提高。河北平原在20世紀80年代以前，地下（微）咸水開采量很小，咸水埋藏淺，水、土中鹽分多，直接導致旱、澇、鹽、堿災害的發生。20世紀80年代以后，隨著經濟的發展，地下（微）咸水的開采量逐漸增大，水位不斷下降，減少或避免了咸水的蒸發，土壤中含鹽量通過降水和田間水淋濾不斷降低，改造了大片鹽堿地，農業產量成倍增加。河北省鹽堿地面積在20世紀60年代曾達到2300萬畝，到70年代減少到1770萬畝，80年代為1428萬畝，據1995年統計資料，鹽堿地只有350萬畝，鹽化程度變輕。另外，咸水水位下降有利于加強淺層地下水的垂直交替作用，促進咸水的淡化，增加可用水資源量，使淺層地下水處于良性的循環狀態。2.區域地下水位下降，土地沙漠化趨勢加重在土地沙漠化的形成過程中，人為因素在某些地域起到了促進和加劇的作用，這與人類過度墾荒、不合理地開發利用水資源有直接關系。地表水在上游的截奪和對地下水的大量開采引起地表徑流銳減、地下水位持續下降，沙質土壤中水分減少，土壤退化，植被枯萎，導致土地沙化趨勢加重。疏勒河流域自從雙塔水庫修建以后，河流下游水量減少甚至斷流，綠洲萎縮或整體消亡，河道變為流動沙丘。目前，長沙嶺沙漠每年以2m的速度向西移動，僅1990年以來北橋子被沙埋壓田林就達799.5畝。花海盆地20世紀50年代至今沙丘前移50～80m，雙塔—鎖陽城、安西黃墩子農場一帶已演化為嚴重沙化地。據TM片解譯和對有關資料的對比分析，80年代疏勒河區內沙漠化土地總面積3039.59km2，90年代3066.12km2（表6-6），增加26.59km2，增幅不大，但不同類型的沙漠化土地不同時期在各盆地的分布面積變化較大。90年代與80年代相比，全區沙地面積一直處于增長狀態，玉門踏實、花海盆地增幅分別為38.9%、64.2%，安敦盆地基本不變；玉踏、花海盆地鹽堿沙地面積增大，增幅分別為39.8%、13.5%，安西敦煌盆地減少，降幅10%。表6-6 疏勒河流域沙漠化土地不同時期面積統計表（遙感解譯）（程旭學等，2009）銀川平原1987年、1997年及2004年豐水期的三期衛星影像數據解譯成果表明：近20年來，銀川平原土地沙化面積總體呈減弱趨勢（表6-7），尤其是自1997年至今土地沙漠化面積減少了43.2%，但其總體分布范圍的變化不明顯。其中潛在沙化及輕度沙化區的面積及分布范圍動態變化較小，而嚴重沙化及中度沙化區的分布面積呈明顯縮小的趨勢。1987年銀川平原土地沙化總面積為1794.26km2，占銀川平原土地總面積的25.42%。其中潛在沙化土地、輕度沙化區、中度沙化區、嚴重沙化區分別占沙化土地面積的62.15%、16.26%、14.60%和7.0%；1997年各級沙化土地的分布范圍與1987年相比，輕度沙化區面積明顯增大，但中度沙化區分布面積明顯減小；2004年各級沙化土地的分布范圍與1997年相比變化不大，但其分布面積明顯減小，尤其是在銀川市南郊植物園及北部南梁農場等地沙化土地面積大幅減少。表6-7 各時段沙化土地面積統計表（單位：hm2）（吳學華等，2009）松嫩平原近20年來沙化土地總面積擴大，局部地段有所減少。沙地面積變化情況是中度、重度沙地增多，尤其是中度沙化面積增加較多，而輕度沙化面積有所減少。在過去的15年里，土地沙化面積增加了87931hm2，比1986年增長了6.43%，平均每年增加5862hm2，年平均增長 0.43%。其中，輕度沙化面積減少 1615hm2，比 1986年減少了0.28%；中度沙化面積增加72730hm2，比1986年增加了10.26 %；重度沙化面積增加了16816hm2，比1986年增加了20.20%（圖6-6）。不同地貌沙地變化情況是低平原和山前傾斜平原中度與輕度沙化增加較快，高平原沙地呈現減少的趨勢。其中通榆縣、杜爾伯特蒙古族自治縣、長嶺縣、前郭縣及內蒙古境內原沙化比較嚴重的地區變化不大，肇東市和肇州縣沙化面積有所減少，大慶、齊齊哈爾、泰來及肇源縣沙地面積增加較多，增加的沙地主要是中度和輕度沙地。圖6-6 松嫩平原土地沙化程度面積（據趙海卿等，2009）3.灌區引水灌溉，導致地下水的強烈蒸發，土壤次生鹽漬化程度逐漸加重由于農業灌溉大量用水，導致灌區地下水的強烈蒸發，水中的鹽分不斷在地表聚集，加之大量開采微咸水進行灌溉，加重了土壤鹽漬化程度。根據遙感解譯結果，準噶爾盆地鹽漬化耕地面積從20世紀70年代后由3100km2增加到5600km2，鹽漬化耕地面積占耕地總面積的比例從18.37%增加到23.7%；人工綠洲生態系統中鹽漬化耕地面積及荒漠生態系統中鹽質荒漠的面積也逐漸增加；總的鹽漬化面積從0.71×104km2增加到1.7×104km2，占盆地總面積比例從2.6%增加到4.3%（圖6-7）。圖6-7 準噶爾盆地鹽漬化面積變化（據諶天德等，2009）根據遙感解譯結果，疏勒河流域玉門踏實盆地鹽漬化土地面積 20世紀 70年代397.95km2（表6-8），80年代445.14km2，90年代479.28km2，90年代比70年代增加了81.33km2，增幅20.4%，增加的主要為玉門踏實盆地濕地萎縮并轉化為鹽漬化土地；花海盆地80年代鹽漬化土地面積235.24km2，90年代240.37km2，相對穩定，與當地鹽漬土改良有關。安西敦煌盆地80年代鹽漬化土地面積579.57km2，90年代609.14km2，90年代比80年代增加了29.57km2，增幅5.3%，增加的主要為玉門關以西的濕地萎縮并轉化為鹽漬化土地。全區80年代鹽漬化土地面積1259.95km2，90年代1328.79km2，90年代比80年代增加19.59km2，增幅5.4%。表6-8 疏勒河流域鹽漬化土地20世紀不同時期面積統計表（遙感解譯）（程旭學等，2009）西遼河平原1980年和2000年兩期土地鹽漬化的遙感調查解譯結果表明，內蒙古部分鹽漬化土地面積增加了26248hm2。其中，中度鹽漬化和重度鹽漬化面積有所增加，輕度鹽漬化面積有所減少，遼寧部分鹽漬化土地面積增加了18878.60hm2，吉林部分鹽漬化土地面積減少了3609.57hm2，中度鹽漬化面積有所減少，重度鹽漬化面積有所增加。松嫩平原1950年以前鹽堿化面積并不大，程度也比較低，多以斑塊狀散布在低平原上。據1986年和2001年兩期遙感影像解譯的土地鹽漬化結果顯示：在此15年里，松嫩平原鹽化土壤面積共增加了21.71×104hm2，比1986年增長了21.04 %。其中輕度鹽漬化土地增加了0.88×104hm2，較1986年增加了2.44%；中度鹽漬化土地增加3.83×104hm2，增加了9.55%；重度鹽漬化土地增加最快，面積增加了17×104hm2，比1986年增長了63.04%（圖6-8）。其中引渠灌溉抬升了潛水水位導致土壤發生了鹽堿化是主要原因之一，1986年至2001年，區內水田面積增加了47.64×104hm2，增長了107.3%。圖6-8 松嫩平原鹽漬化程度變化（據趙海卿等，2009）4.地下水過量開采導致地層巖土力學平衡破壞而產生變形，引發地面持續沉降等地質災害地面沉降是各種因素綜合作用的結果，但是沉降量的大小直接與地下水開采量有關。開采地下水只是形成地面沉降的外部條件，而產生地面沉降的內在因素與地質結構密切相關，同時受地層中粘性土厚度的控制，局部地段可能與石油、天然氣的開采有關。我國北方地面沉降比較嚴重的是華北平原，山西盆地和松嫩平原等局部地區也有發生。據有關部門監測，1965～1975年，河北平原地面沉降僅發生在12個水位下降漏斗中心地帶；1975～1979年，隨著地下水的大規模開采，地面沉降的范圍有所擴大，已涉及滄州、保定、衡水、任丘、南宮、霸州、大城、曲周、唐海、晉州等水位下降漏斗區。1979～1983年，累計地面沉降量大于500mm 面積達到29km2，滄州、保定、任丘、霸州等沉降中心的平均沉降速率達7.8～47.3mm/a。1983～1989年，隨著地下水位下降速率的加快，地面沉降的速率也開始加快，范圍進一步擴大，累計地面沉降量大于500mm的面積達到508km2，沉降速率增大到23.4～76.5mm/a。進入90年代以來，由于人為控制，開采減少，部分地區深層地下水位的下降速率開始減緩，但地面沉降仍在發展（圖6-9）。1999年河北平原地面沉降大于 200mm 的面積達 42120km2，大于 300mm 的面積達18718km2，大于 500mm 的面積達 6430km2，主要沉降中心的地面沉降速率為 34.9～131.5mm/a。河北平原地面沉降均分布于地下水集中開采區，沉降的產生和發展過程與地下水的開采過程基本保持同步且略為滯后，其分布范圍與地下水水位下降漏斗基本一致。地面沉降量與地下水水位下降幅度呈正相關。圖6-9 典型監測點地面沉降歷時曲線圖（據張兆吉等，2009）天津市寶坻斷裂以南的廣大平原區均有不同程度的地面沉降，面積 8798.12km2，其中累計沉降量超過1000mm的面積達4080.48km2，并形成了市區、塘沽區、漢沽區及海河下游地區等幾個沉降中心。這一大范圍的沉降區域已與臨近的河北省地面沉降區連成一片，構成華北平原地面沉降區的一部分。多年來，隨著深層水的大量開采，地下水位持續下降，市區形成河北大街、北站外、河東大王莊和大直沽-陳塘莊四個沉降中心，至1985年四個沉降中心累計沉降量分別為 2.39m、2.34m、2.37m和2.25m，年沉降速率平均約100mm。為治理地面沉降，市政府自1986年始至1997年已實施四期三年控沉計劃，1998年為第五期實施計劃的第一年。市區地下水開采量已由1985年的1×108m3/a左右減至1998年的0.24×108m3/a，地下水開采強度由27.4m3/a·km2減至5.29m3/a·km2，地面沉降明顯減緩，局部地區偶有回彈；至2002年，累計沉降量最大的地區為：北運河、子牙河及新開河交匯地區，有連續歷史資料記載的累計沉降量大于2.5m 的面積為3.2km2，大于2.0m 的面積約50km2。中環線內累計沉降值已大于1.5m。近年來，外環線以外地帶沉降量呈增大趨勢，西青區楊柳青鎮2002年平均沉降值57mm，濱海地區已形成塘沽、漢沽、大港及海河下游等地面沉降漏斗中心。塘沽沉降中心位于上海道河北路，1959～2002年43年累計沉降3.18m，已低于平均海水面0.85m，上海道河北路一帶低于海平面的面積約8km2。漢沽區沉降中心位于寨上及河西一帶，已有9km2的地區低于平均海水面，20 余km2面積的標高接近海平面。至 2002年大港區最大累計沉降量為1.3m，海河下游累計沉降量已達1.9m。另外，值得注意的是，天津經濟技術開發區以20～30mm/a的速度沉降；2002年天津港沉降值 16mm；防潮堤在塘沽段沉降值21mm，漢沽段42mm，大港段17mm。此外，靜海縣東北部和武清楊村鎮累計地面沉降量均超過1m。引灤入津工程實施后，天津市區、塘沽區地下水開采量大幅減小，第Ⅱ、Ⅲ含水組水位回升，地面沉降量大幅減小；漢沽區、大港區地下水開采量增加的趨勢也得到一定的扼制，地面沉降量保持相對穩定。由于武清區、西青區、津南區地下水開采量仍較大，并且保持持續增大的趨勢，逐漸變成了新的地面沉降漏斗，1990～1999年間武清縣楊村年平均沉降量超過110mm/a，西青區辛口鎮部分地區年平均沉降量超過90mm/a。截至1999年，北京市地面沉降區分布呈南北兩個大區（北京市地質礦產勘查開發局，2008），沉降量大于50mm的面積為2815km2，大于100mm的面積為1826km2。北區主要分布于城區東南的朝陽區、通州區以西、昌平區以南、順義區的西南部，沉降大于50mm的面積約1851km2。主要包括東八里莊—大郊亭、來廣營、昌平沙河—八仙莊及順義平各莊四個沉降區，沉降中心區最大累計沉降量接近850mm。該區東部還零星分布著一些面積小的沉降區，如順義區的北務、通州區的徐辛莊、新河等地，沉降量已達到了100mm。南區主要分布于大興區南部的榆垡、禮賢一帶，沉降的大于50mm面積約964km2。北京地面沉降大致分為以下四個階段：1）1955～1973年為地面沉降形成階段，地面沉降中心發生在東八里莊紡織工業區至酒仙橋電子工業區一帶。1955～1966年東郊東八里莊紡織工業區地面累計沉降量為58mm，年平均沉降速率為4.8mm/a。酒仙橋電子工業區地面累計沉降量為30mm，年平均沉降速率為2.5mm/a。1966～1973年沉降范圍擴展，沉降量大于50mm面積為400km2，來廣營開始出現沉降，年均沉降量為16.0mm/a，東八里莊—大郊亭年均沉降速率增加到了28.2mm/a。2）1973～1983年為地面沉降發展階段，特點是沉降速度高，沉降范圍相對集中。七十年代初隨著地下水開采量增加，水位急速大幅度下降，地面沉降快速發展。據1983年5月測量資料，東郊地面沉降區沉降量大于50mm面積達600km2，其中，地面累計沉降量大于100mm的面積為190km2，在大郊亭和來廣營地區形成了似亞鈴狀的南、北兩個地面沉降中心。據東郊的內燃機總廠內雙陶1號水準點測量資料，1955～1983年，該點地面累計沉降量為590mm，年平均沉降速率為31mm/a。在1979年至1980年個別地面水準監測點的沉降量甚至達到81mm。3）1983～1999年為地面沉降擴展階段，老沉降區的沉降速率減緩，但沉降面積卻在迅速擴大成為這一時期的特點。北京東郊的內燃機總廠內雙陶1號地面水準點1987年地面累計沉降量達665mm，1999年地面累計沉降量達722mm，是北京市地面沉降量最大的水準點，1987～1999年平均沉降速率為5.7mm/a，沉降速率逐步減小。來廣營沉降區1987～1999年平均沉降速率為19.8mm/a，沉降保持高速發展。北京城市邊緣地帶及遠郊區（如通州城關、順義天竺、昌平沙河鎮、大興榆垡鎮等地區）地下水開采量不斷增加，超采區范圍繼續擴大。超采范圍的擴大不僅形成了許多新的地下水降落漏斗區，而且使沉降范圍進一步擴展。新形成的沙河—八仙莊沉降區、大興禮賢—榆垡沉降區和順義平各莊沉降區1987～1999年平均沉降速率分別為29.6mm/a、24.2mm/a和19.2mm/a，均呈現出高速發展的態勢。4）1999年至今，北京地面沉降處于快速發展階段，沉降范圍逐漸擴大，沉降中心的累計沉降量增加。圖6-10 太原市沉降中心分布概圖（據韓穎等，2009）太原市地面沉降自20世紀50年代末發現，至80年代沉降加劇。沉降區北起上蘭鎮，南至劉家堡鄉郝村，西抵西鎮，東達榆次西河堡村；南北長約39km，東西寬約15km，沉降面積為548km2（圖6-10），到2000年范圍已達548km2，最大沉降區位于吳家堡，達2815mm，年沉降率63.97mm/a；最大沉降速率達405m/a。經過調查分析相關資料，太原市四個地面沉降區的分布與該區四個水位降落漏斗的分布與變化相吻合。根據太原市地面沉降歷史演變特征，可劃分出三個沉降階段：①沉降中心初步形成階段（1956～1980年），② 沉降快速發展階段（1981～1989年），③ 沉降急劇擴張階段（1990～2000年）。在1965年之前，區內無明顯地面沉降現象；1965～1970年之間，太原市盆地地面緩慢下沉，沉降速率甚小；到1971～1980年間，盆地進入不均勻沉降時期，在此期間吳家堡沉降中心首先形成；1981～1989年為太原市地面沉降的快速發展階段，此期間盆地地面快速下沉，西張、萬柏林、下元3個沉降中心接連形成，吳家堡沉降中心進一步發展，其沉降量、沉降規模、沉降速率仍然為區內最大；1990～2000年間，市內地面沉降發展至急劇擴張階段，4個沉降中心的面積均大規模擴張，沉降區呈現出向榆次方向擴張的趨勢。對太原市的地下水開采歷史進行分析，可以發現該區的地下水開采歷史與地面沉降演變歷史非常相似。1949～1959年，太原市的地下水開發利用以邊山巖溶水開采為主，孔隙水開采量不足4×104m3/d；1960～1970年，太原市的孔隙水開發利用也僅限于開采淺層水及部分中層水，自備井不足百眼，以 1965年為例，開采量僅32.93×104m3/d。以上兩個階段對應于市內地面沉降的緩慢下沉階段。1971～1981年，太原市孔隙水開采進入超采階段，以1981年為例，孔隙水開采量為127×104m3/d，在此期間，區內孔隙地下水位大幅度下降，區域性降落漏斗開始形成，上部承壓含水層基本被疏干—這一時期對應于地面沉降的不均勻下沉階段。1982～2002年，出于工農業生產與居民生活的需要，太原市孔隙水開采量仍然居高不下，同時，由于上部承壓含水層被疏干，開采深度也大大增加—這一時期對應于地面沉降的快速發展和急劇擴張階段。此外，長期的大規模孔隙水開采使太原市內形成了4個大的水位下降漏斗中心，在地理位置上恰好分別對應于區內的4個沉降中心。由此可見，太原市地面沉降應是由于不合理開采（超采）地下水而引起孔隙水壓力下降，土體骨架所承擔的有效應力增加，從而使粘性土層釋水壓密，產生塑性變形，最終引發地面沉降。大同盆地的地面沉降開始于20世紀70年代，直到80年代初，地面沉降量顯著增加。在此后的10年中，隨著地下水開采量逐年增加，地面沉降速率呈現出逐年加快的特點。1988～1993年監測到平均沉降速率為17～23mm/a，其中心一直處在城西區的時莊—西韓嶺和制藥廠一帶，5年累計最大沉降量達124mm，地面沉降波及面積達160km2。近年來，抽水量持續上升，該市地面沉降已進入沉降加速階段。地下水開采與地面沉降密切相關，已有的漏斗將逐漸擴展形成一個波及全市區有多處下降中心的大漏斗，主要包括城西漏斗、城南漏斗、城北古店—白馬城漏斗和御河鐵路橋漏斗（圖6-11）。哈爾濱市區長期超采地下水，使地下水類型由承壓含水層轉為非承壓含水層，地下水位低于含水層頂板10～18m，單井涌水量衰減30%～50%；漏斗中心地面沉降達63.82mm。大慶油田長期超采地下水，導致形成了5560km2的地下水位降落漏斗，漏斗中心地面最大沉降量曾達到99mm。圖6-11 大同市地面沉降與地下水降落漏斗平面分布圖（據韓穎等，2009）1—地下水降落漏斗封閉等值線（m）；2—地面沉降等值線（mm）；3—地下水位等降深線（m）；4—地裂縫