保定平原區(qū)地下水生態(tài)水位閾值的探討

靳博文，王文科，段 磊，馬稚桐，王 一，黃鑫慧

（1.長安大學(xué)水利與環(huán)境學(xué)院, 陜西 西安 710054；2.旱區(qū)地下水文與生態(tài)效應(yīng)教育部重點(diǎn)實(shí)驗室（長安大學(xué)）, 陜西 西安 710054）

近40年來，由于地下水位持續(xù)下降[1]，華北平原出現(xiàn)一系列生態(tài)環(huán)境負(fù)效應(yīng)，如地下水降落漏斗[2]、地面沉降[3-4]、區(qū)域地下水文循環(huán)發(fā)生變化[5]以及河流生態(tài)基流無法得到有效保障[6]等，這些生態(tài)環(huán)境負(fù)效應(yīng)的出現(xiàn)破壞了平原內(nèi)原有的山水林田湖草格局。大量研究表明，地下水在維持河流生態(tài)基流[7-8]、湖泊濕地水域面積[9]、提供植被需水[10-11]、調(diào)節(jié)土壤含水量與含鹽量、維持地質(zhì)環(huán)境的穩(wěn)定性等方面具有重要作用[12]，地下水位在一定程度上驅(qū)動著生態(tài)環(huán)境演化[13-15]，從恢復(fù)區(qū)域地下水生態(tài)環(huán)境格局的角度考慮，確定區(qū)域地下水生態(tài)水位是恢復(fù)地下水生態(tài)環(huán)境的重要抓手。目前關(guān)于生態(tài)水位的研究多集中在干旱半干旱地區(qū)[16]，其研究內(nèi)容主要是基于滿足植物生長需求[17-20]、消除土壤鹽漬化[21-22]、協(xié)調(diào)地下水資源開發(fā)利用與表生生態(tài)環(huán)境之間的關(guān)系[23]進(jìn)而提出最優(yōu)地下水位。常見的方法有生態(tài)調(diào)查統(tǒng)計法[24]、數(shù)值模型法[25]、3S（GPS、RS 和GIS）法[26]；生態(tài)調(diào)查統(tǒng)計法實(shí)施起來易操作，所得數(shù)據(jù)直觀，但野外調(diào)查工作量較大，耗時較多，不適宜進(jìn)行大尺度研究；數(shù)值模型法理論性較強(qiáng)，適用于大尺度研究，且能夠通過設(shè)立參數(shù)進(jìn)行情景預(yù)測模擬，但模型建立過程涉及諸多要素，需要充足的數(shù)據(jù)支撐，且模型使用前需通過大量實(shí)地觀測資料進(jìn)行校核驗證；3S 法適用于大尺度研究，處理結(jié)果直觀，但該方法對遙感數(shù)據(jù)精度要求很高。綜上所述，提出一種針對大尺度流域研究，能夠聯(lián)系實(shí)地情況、綜合考慮多方面因素，計算操作簡易、合理、結(jié)果可靠的地下水生態(tài)水位計算方法已成為生態(tài)環(huán)境治理修復(fù)的迫切需求和領(lǐng)域研究的熱點(diǎn)方向。

本文以保定平原區(qū)為例，從環(huán)境地質(zhì)與生態(tài)環(huán)境格局的角度出發(fā)，運(yùn)用地下水位及生態(tài)環(huán)境的歷史回歸法、GIS 法確定研究區(qū)地下水生態(tài)水位閾值，通過差分網(wǎng)格計算法量化生態(tài)水位恢復(fù)，為保定平原區(qū)生態(tài)環(huán)境建設(shè)和水資源合理利用提供一定參考，對地下水生態(tài)水位閾值的確定也具有一定的借鑒意義。

1 研究區(qū)概況

保定平原區(qū)位于太行山東麓的華北平原區(qū)，西靠太行山，屬山前傾斜平原，地勢由西北向東南逐漸降低，地面高程大部分在5～26 m 之間，地面坡降一般小于2‰，根據(jù)地貌類型可進(jìn)一步劃分為山前沖洪積平原、沖積平原、沖湖積平原（圖1）。山前沖洪積平原位于靠近太行山的西部地區(qū)，地面高程7～23 m；沖積平原位于南部邊界及東南地區(qū)，地面高程5～17 m；沖湖積平原位于中東部地區(qū)，由近代河流沖積和湖沼沉積形成，地勢較低，地面高程多為5～10 m。研究區(qū)屬暖溫帶季風(fēng)型大陸性半濕潤半干旱氣候，年平均氣溫12.7 ℃，水系發(fā)育，河渠縱橫，主要河流包括南拒馬河、唐河、萍河、漕河、瀑河等。區(qū)域地表出露第四系沖洪積松散地層，第四系以下的巖層包括新近系、古近系、奧陶系、寒武系、中上元古界、太古界等，堆積了巨厚的松散堆積物，為第四系松散巖類孔隙地下水的分布與賦存提供了良好的場所。

圖1 研究區(qū)地理位置及計算單元劃分Fig.1 Geographical location and calculation unit division of the study area

研究區(qū)淺層地下水屬潛水-承壓水，主要為第I、II 含水層組，自出山口至沖洪積扇群前緣，地下水由礫卵石、砂礫石組成的單一潛水含水層，向黏土和砂礫石及中砂組成的潛水-微承壓水含水層過渡，厚10～50 m 不等，地下水補(bǔ)給、徑流條件較好?？拷角暗谋辈烤荞R河沖洪積扇群（I1）、西部漕河—瀑河沖洪積扇群（I2）、南部唐河—大沙河沖洪積扇群（I3），是平原區(qū)第四系孔隙水的主要補(bǔ)給區(qū)，自山前至平原中部表現(xiàn)出良好的水文地質(zhì)分帶性（圖2）。區(qū)域內(nèi)地下水基本沿山前沖洪積扇展布方向自西向東徑流，徑流方向和梯度與地形傾斜方向和坡降基本一致，區(qū)域內(nèi)地下水位在維持地質(zhì)環(huán)境穩(wěn)定、保障白洋淀水域面積與水生態(tài)安全、控制生態(tài)環(huán)境格局等方面發(fā)揮重要作用。

圖2 研究區(qū)2—2’水文地質(zhì)剖面圖（據(jù)文獻(xiàn)[28]修改）Fig.2 Hydrogeological profile of 2—2’ in the study area（modified from Ref.[28]）

2 數(shù)據(jù)來源及研究方法

本研究所用1959年淺層地下水位數(shù)據(jù)來源于《華北平原地下水可持續(xù)利用圖集》[27]；1982年、2000年、2010年、2015年淺層地下水位數(shù)據(jù)與多年地下水降落漏斗數(shù)據(jù)均來源于《京津冀協(xié)同發(fā)展保定市平原區(qū)地質(zhì)環(huán)境保障調(diào)查評價報告》[28]；2019年淺層地下水位數(shù)據(jù)來源于地下水位統(tǒng)測點(diǎn)實(shí)測數(shù)據(jù)；2005—2020年地下水位、降水量、地下水開采量數(shù)據(jù)均來自《保定市水資源公報（2005—2020年）》；地下水資源計算含水層給水度（μ）的取值和分區(qū)，主要參考文獻(xiàn)[27-28]成果資料；保定平原區(qū)高程柵格數(shù)據(jù)來源于地理信息空間數(shù)據(jù)云網(wǎng)站，并運(yùn)用河北省水文工程地質(zhì)勘查院提供的區(qū)域內(nèi)高程實(shí)測值進(jìn)行校改。

為了后續(xù)能夠針對不同區(qū)域提出適宜的地下水位恢復(fù)方案，依據(jù)含水層介質(zhì)沉積相類型、地下水補(bǔ)給和徑流條件的差異，將研究區(qū)劃分為3 個水文地質(zhì)大區(qū)與3 個水文地質(zhì)亞區(qū)。在此基礎(chǔ)上采用地下水位及生態(tài)環(huán)境的歷史回歸法對1959—2020年地下水位時空演化特征、地下水位演化生態(tài)效應(yīng)及地下水與地表水補(bǔ)排關(guān)系演變進(jìn)行分析，查明地下水位動態(tài)驅(qū)動力，確定地下水生態(tài)環(huán)境變異拐點(diǎn)，進(jìn)而界定地下水生態(tài)水位閾值。把保定平原區(qū)2019年淺層地下水位作為現(xiàn)狀水位，以確定的生態(tài)地下水位為標(biāo)準(zhǔn)，利用GIS 技術(shù)，結(jié)合生態(tài)補(bǔ)水量數(shù)學(xué)模型計算得到不同水文地質(zhì)單元由現(xiàn)狀水位恢復(fù)至地下水生態(tài)水位所需水量。其中，保定平原區(qū)生態(tài)補(bǔ)水量數(shù)學(xué)模型為：

式中：W生態(tài)—現(xiàn)狀地下水位恢復(fù)至生態(tài)水位所需的水量/m3；

1012—單位換算系數(shù)；

μi—分區(qū)淺層含水層組給水度；

Fi—分區(qū)計算單元面積/m2；

ΔHi—分區(qū)計算單元內(nèi)地下水生態(tài)水位降至現(xiàn)狀地下水位的淺層含水層疏干厚度/m。

3 地下水生態(tài)水位的確定

3.1 地下水位動態(tài)特征

收集研究區(qū)內(nèi)不同水文地質(zhì)單元年際地下水位動態(tài)數(shù)據(jù)（圖3），并選取貫穿地下水補(bǔ)給區(qū)—徑流轉(zhuǎn)化區(qū)—排泄區(qū)的2 個典型剖面進(jìn)行年際地下水位動態(tài)觀測（圖4），從時空角度分析研究區(qū)近60年地下水位的動態(tài)特征。

圖3 不同水文地質(zhì)單元年際地下水位動態(tài)Fig.3 Annual groundwater level dynamics of different hydrogeological units

圖4 研究區(qū)多年地下水位剖面圖Fig.4 Groundwater level profile of the study area in some years

從時間角度來看，研究區(qū)內(nèi)多年地下水位變化可以分為4 個階段。20世紀(jì)50—60年代（天然穩(wěn)定階段），地下水受人為擾動影響小，地下水位呈天然動態(tài)穩(wěn)定狀態(tài)，此時各區(qū)域地下水位均處于歷史最高值；全區(qū)域平均地下水位為17.5 m。1959—2000年（持續(xù)下降階段），各區(qū)域地下水位持續(xù)下降，平均下降速率為0.38 m/a。2000—2008年（大幅驟降階段），各區(qū)域地下水位大幅下降；全區(qū)域平均地下水位由2000年的4.05 m 下降至0.32 m。2008年至今（緩慢上升階段），除漕河—瀑河沖洪積扇群（I2）地下水位開始上升外，其它區(qū)域地下水位呈下降趨勢，平均下降速率為0.4 m/a，在上一階段平均地下水位下降速率基礎(chǔ)上減少約50%。

從空間角度來看，拒馬河沖洪積扇群（I1）為研究區(qū)的地下水補(bǔ)給區(qū)，地下水補(bǔ)給充沛、徑流通暢，1959—2000年地下水位下降速率最小，為0.1 m/a；在2000—2008年地下水位快速下降階段，相比其余的水文地質(zhì)單元，該區(qū)域地下水位下降速率最小，為0.22 m/a。據(jù)《保定經(jīng)濟(jì)統(tǒng)計年鑒》可知，研究區(qū)內(nèi)漕河—瀑河沖洪積扇群（I2）為工業(yè)集中區(qū)，唐河—大沙河沖洪積扇群（I3）與沖積平原和沖湖積平原（II）為農(nóng)業(yè)集中區(qū)。由于2005年后白洋淀出現(xiàn)死魚事件，區(qū)域內(nèi)大量不合規(guī)企業(yè)被關(guān)閉，漕河—瀑河沖洪積扇群（I2）區(qū)域工業(yè)用水量大幅降低，地下水位開始上升，2005—2020年，年均上升速率為1.47 m/a；唐河—大沙河沖洪積扇群（I3）、沖積平原與沖湖積平原（II）農(nóng)灌用水需求量大，除2007—2008年、2013—2014年均出現(xiàn)短暫的上升，1959—2020年2 個區(qū)域內(nèi)地下水位整體為持續(xù)下降趨勢，地下水位下降速率分別為0.49 m/a 與0.52 m/a。

3.2 地下水位動態(tài)驅(qū)動力

3.2.1 氣候條件

通過對研究區(qū)1991—2020年降水量與地下水位埋深數(shù)據(jù)資料進(jìn)行系統(tǒng)整理，繪制得到研究區(qū)歷年降水量與地下水位埋深圖（圖5）。經(jīng)過分析可知除1993—1994年降水量出現(xiàn)快速回升外，其他年份研究區(qū)降水量整體呈先快速下降后不斷波動緩慢上升的趨勢，多年平均降水量約為500 mm/a。除1994—1995年地下水位埋深出現(xiàn)快速下降外，其他年份研究區(qū)地下水位埋深整體呈上升趨勢，上升速率約為0.57 m/a。綜合分析發(fā)現(xiàn)，除個別年份外，1991—2020年研究區(qū)隨著降水量的減少，地下水位埋深逐漸增大；1994—2000年降水量下降速率最大，為86.63 mm/a，此時地下位埋深上升速率最大，為1.44 m/a；2000—2020年期間，降水量變化幅度較小，此時地下位埋深增長速率減緩。由此說明在一定程度上降水量與地下水位埋深之間變化趨勢一致，兩者之間存在一定的關(guān)聯(lián)。

圖5 歷年降水量與地下水位埋深關(guān)系圖Fig.5 Annual precipitations and groundwater level depths

3.2.2 人為影響

圖6 為研究區(qū)2001—2020年地下水開采量與地下位埋深圖，可以看出2001—2011年地下水開采量不斷上下波動，2011—2020年地下水開采量呈現(xiàn)單一下降趨勢。從整體上看，2001—2020年研究區(qū)地下水開采量呈下降趨勢，綜合研究區(qū)地下水位埋深分析可知，除2001—2002年外，2001—2014年地下水位埋深與地下水開采量變化趨勢近乎一致，即隨著地下水開采量減少，地下水位埋深減小。在2014—2020年期間隨著開采量減少，地下水位埋深增加速率變小，由此表明地下水開采量的減少對地下水位的恢復(fù)具有一定的促進(jìn)作用。

圖6 2001—2020年地下水開采量與地下水位埋深圖Fig.6 Groundwater exploitations and groundwater level depths from 2001 to 2020

3.3 地下水位演化生態(tài)效應(yīng)

地下水與生態(tài)環(huán)境關(guān)系密切，地下水位的持續(xù)、快速下降會引發(fā)一系列生態(tài)環(huán)境問題，通過上節(jié)分析可知，研究區(qū)內(nèi)強(qiáng)烈的人為地下水開采活動，疊加氣候條件變化，造成地下水位持續(xù)下降，主要引起以下幾方面的生態(tài)效應(yīng)。

3.3.1 地下水降落漏斗

由于含水層巖性顆粒較細(xì)、厚度較小、水文地質(zhì)條件差，隨著地下水位持續(xù)下降，在平原東側(cè)及中部形成了多個地下水降落漏斗。全區(qū)地下水降落漏斗總面積達(dá)到4 144.5 km2，占全區(qū)總面積的33.8%。選取位于不同水文地質(zhì)單元的降落漏斗，結(jié)合所在區(qū)域地下水位動態(tài)，分析降落漏斗對地下水位變化的響應(yīng)，結(jié)果如圖7 所示。

圖7 1959—2020年地下水位與降落漏斗演變趨勢圖Fig.7 Evolution trend of groundwater levels and groundwater depression cones from 1959 to 2020

一畝泉地下水降落漏斗位于漕河—瀑河沖洪積扇中部，含水層巖性以粗砂、砂礫石及礫卵石為主，厚10～40 m。1959年低水位期地下水平均水位為32 m，此時降落漏斗尚未出現(xiàn)；1965—1976年間氣候偏于干旱，年平均降水量僅468 mm，地下水開采量增大，地下水位迅速下降至16.51 m，降落漏斗雛形出現(xiàn)；除1975—1982年地下水位出現(xiàn)微小回升外，1975—2005年，地下水位呈持續(xù)下降趨勢，降落漏斗表現(xiàn)為持續(xù)擴(kuò)大，至2005年漏斗面積增至180.01 km2；2005年至今，由于控制地下水開采方案的實(shí)施及年降水量的增加，漏斗區(qū)地下水位持續(xù)回升，漏斗面積整體呈現(xiàn)縮減趨勢。高蠡清地下水降落漏斗位于本區(qū)東部沖洪積平原，地處扇間洼地，含水層顆粒細(xì)、厚度小，水文地質(zhì)條件較差，除1975—1985年漏斗面積出現(xiàn)小幅度縮小外，1959—2020年隨著地下水位降低，高蠡清降落漏斗呈不斷擴(kuò)大的趨勢。綜上分析可知，1959—2020年，隨著漏斗中心地下水位下降，一畝泉降落漏斗與高蠡清降落漏斗的漏斗面積均呈增加趨勢，漏斗面積與地下水位之間呈負(fù)相關(guān)，說明地下水位變化對降落漏斗的演化存在一定的影響。

3.3.2 地面沉降

地下水主要開采層至地面之間的多為黏土層與粉、細(xì)砂層互層，當(dāng)抽水造成水位下降時，引起相鄰黏性土層塑性釋水壓密，從而引起地面沉降。保定地區(qū)地面沉降量大于1 000 mm 的面積為313 km2，分布于高陽縣以東，其中保定市地面沉降以保定市漏斗區(qū)為沉降中心，至2013年最大累計沉降量約為887 mm，沉降速率為27 mm/a。

3.3.3 含水層疏干

區(qū)域地下水位快速下降，使得包氣帶厚度逐年增加，最終導(dǎo)致含水層被疏干。研究區(qū)表現(xiàn)為中部白洋淀附近含水層疏干厚度較小，北部及南部地區(qū)疏干厚度較大[29]：1982—2015年，東北部地區(qū)及定州地區(qū)含水層疏干厚度大于15 m，南部的望都、清苑、高陽、蠡縣和北部容城地區(qū)含水層疏干厚度5～10 m，其余的西部太行山前地帶和白洋淀附近疏干厚度小于5 m，全區(qū)平均疏干厚度為7.13 m。

3.4 地下水與地表水補(bǔ)排關(guān)系演變

結(jié)合研究區(qū)水文地質(zhì)特征，運(yùn)用ArcGIS 軟件對1959、1982、2000、2010、2015、2019年各年地下水水位資料進(jìn)行處理，繪制得到多年地下水流場演化圖（圖8）。分析可知20世紀(jì)50—60年代，研究區(qū)尚未大規(guī)模開采地下水，其流場基本處于天然狀態(tài)，地下水水位在該階段高于淀區(qū)湖水位，且與白洋淀能夠形成水量交換，主要以地下水補(bǔ)給白洋淀為主。1959—1982年，隨著工農(nóng)業(yè)的發(fā)展，地下水持續(xù)被大量開采，且氣候趨于干旱，降水量較五六十年代削減約20%左右，地表水產(chǎn)流減少，加之上游地帶水利設(shè)施的建設(shè)，維系地下水補(bǔ)給的河道水被截流，導(dǎo)致淺層地下水補(bǔ)給量減少，造成淺層地下水采補(bǔ)失衡，水位開始持續(xù)下降；在該階段部分地下水水位低于淀區(qū)湖水位，與地表水轉(zhuǎn)化關(guān)系發(fā)生轉(zhuǎn)變，主要以白洋淀補(bǔ)給地下水為主。1982—2015年，研究區(qū)氣候持續(xù)干旱，降水持續(xù)減少，平原區(qū)大部分河流流量減少乃至干枯，地下水天然補(bǔ)給量大幅減少；而地下水開采量逐年增加，淺層地下水采補(bǔ)失衡狀況更趨嚴(yán)重，區(qū)域水位持續(xù)下降，地下水降落漏斗規(guī)模迅速發(fā)展擴(kuò)大，地下水流場發(fā)生改變，受人工開采的控制，大面積抽水改變了白洋淀與地下水的補(bǔ)排關(guān)系，白洋淀上游地下水不再補(bǔ)給白洋淀，白洋淀開始補(bǔ)給地下水。2015年至今，由于實(shí)施地下水壓采和生態(tài)補(bǔ)水，白洋淀周圍地區(qū)地下水位有所上升，但白洋淀水位仍高于地下水位，以白洋淀以滲漏方式補(bǔ)給地下水為主。

圖8 研究區(qū)多年地下水流場演化圖（據(jù)文獻(xiàn)[27-28]修改）Fig.8 Evolution of groundwater flow field in the study area in some years(modified from Ref.[27-28])

綜上所述，研究區(qū)地下水生態(tài)格局在20世紀(jì)50—60年代為天然狀態(tài)；1959—1982年間地下水開采量較小，對研究區(qū)地下水環(huán)境影響很小，在此期間地下水流場基本維持天然狀態(tài)[30]，生態(tài)格局未發(fā)生較大的變化；1982年之后，日益增加的地下水開采改變了當(dāng)?shù)氐乃难h(huán)過程，研究區(qū)的地下水流場受到破壞，生態(tài)格局發(fā)生變化，白洋淀出現(xiàn)干淀現(xiàn)象。1984—2005年地下水脆弱性各級面積變化速率遠(yuǎn)大于1959—1984年[31]，故選取1959年淺層地下水水位作為地下水生態(tài)水位上限，1982年水位為下限，由于缺少1959—1982年期間的水位資料，選取二者的平均值作為地下水生態(tài)水位，并將高程數(shù)據(jù)與生態(tài)水位數(shù)據(jù)進(jìn)行差值運(yùn)算得到生態(tài)地下水位埋深（圖9）。

圖9 研究區(qū)生態(tài)地下水位與埋深關(guān)系圖Fig.9 Ecological groundwater levels and their depths

如圖9 所示，當(dāng)研究區(qū)由現(xiàn)狀地下水位恢復(fù)至生態(tài)地下水位，表現(xiàn)為地下水流場與天然地下水流場相似，計算得出研究區(qū)內(nèi)山前地帶生態(tài)地下水位埋深為10～15 m；沖積平原中定州—望都范圍為3～5 m，保定市為10～15 m，其余均為5～10 m；沖湖積平原環(huán)淀區(qū)域生態(tài)地下水位埋深小于3 m，其余區(qū)域為3～5 m。

廖梓龍等[32]基于各代表性監(jiān)測井2001—2013年水位數(shù)據(jù)構(gòu)建量化關(guān)系模型，研究得到河北省平原區(qū)淺層地下水位埋深閾值為1.93～27.06 m；蓋美等[33]基于提高降雨入滲補(bǔ)給量，減小土壤鹽漬化提出海河流域中部平原汛前控制生態(tài)水位埋深閾值為5～7 m；張長春等[34]研究表明，在華北中東部平原防治土壤鹽堿化的合理地下水位埋深為2.0～2.5 m，有利于地下水獲得最大補(bǔ)給的地下水位埋深為3～5 m，在山前平原有利于獲得最大補(bǔ)給的埋深為10 m 左右。上述研究成果與本文的研究成果基本一致，因此本文提出的生態(tài)水位計算方法具有一定的合理性。

3.5 恢復(fù)地下水生態(tài)水位的需水量估算

運(yùn)用ArcGIS 軟件對現(xiàn)狀水位-生態(tài)地下水位變幅與淺層含水層組給水度進(jìn)行疊加分析（圖10），通過計算得出保定平原區(qū)由現(xiàn)狀地下水位恢復(fù)至生態(tài)地下水位需補(bǔ)水量共57.14×108m3（表1）。

表1 淺層地下水生態(tài)補(bǔ)水量計算結(jié)果Table 1 Calculation results of ecological recharge of shallow groundwater

圖10 淺層地下水生態(tài)補(bǔ)水量計算分區(qū)Fig.10 Calculation division of ecological supplementary water capacity of shallow groundwater

4 結(jié)論

（1）20世紀(jì)50—60年代，研究區(qū)地下水生態(tài)格局維持著天然狀態(tài)；1959—2000年，地下水位持續(xù)下降，漏斗雛形出現(xiàn)；2000—2008年，地下水位驟降，降落漏斗影響范圍迅速擴(kuò)張，地下水與地表水補(bǔ)排關(guān)系發(fā)生變化，上游地下水不再補(bǔ)給白洋淀，轉(zhuǎn)由白洋淀補(bǔ)給地下水；2008年至今，由于控制地下水開采及大氣降水增多，部分區(qū)域地下水位出現(xiàn)上升。

（2）自然降水是驅(qū)動研究區(qū)地下水位變化的重要驅(qū)動力，人工開采是地下水位變化的主導(dǎo)驅(qū)動力。

（3）研究區(qū)內(nèi)山前地帶生態(tài)地下水位埋深為10～15 m；沖積平原中定州—望都范圍為3～5 m，保定市為10～15 m，其余均為5～10 m；沖湖積平原環(huán)淀區(qū)域生態(tài)地下水位埋深小于3 m，其余區(qū)域為3～5 m。由現(xiàn)狀水位恢復(fù)至生態(tài)水位共需補(bǔ)水57.14×108m3，其中拒馬河沖洪積扇群（I1）恢復(fù)至生態(tài)水位需補(bǔ)水2.37×108m3，漕河—瀑河沖洪積扇群（I2）需水量為5.50×108m3，唐河—大沙河沖洪積扇群（I3）為28.00×108m3，沖積平原與沖湖積平原（II）需水量為21.26×108m3。