武汉市地处东秦岭-大别山造山带与下扬子板块的交接处，是印支碰撞造山运动的产物，秦岭-桐柏-大别造山带的南缘为勉略缝合带^[12-14]，如图 1所示，缝合带两边板块的相对运动控制着武汉市区域的沉积作用、岩浆活动、构造运动以及地貌演化。

图  1  武汉市区域地质图与中心城区岩性分布图

Figure 1.  Regional Geological Map and Lithologic Distribution Map of Central District in Wuhan

武汉市的地貌形态可归纳为3大类型，即剥蚀残丘、剥蚀堆积垅岗、堆积平原，如图 1所示。其中，剥蚀残丘面积占比18.1%；堆积垅岗面积占比42.6%；平原面积占比39.3%^[7]。残丘的岩性主要由志留系砂页岩、泥盆系石英砂岩、二叠系硅质岩等组成，高程大于100 m，相对高差为40~60 m，呈近南北向的冲沟发育。发育较广泛的湖泊堆积平原高程小于100 m，相对高差小于20 m，主要由第四系下更新统砂、砂砾石、粉质粘土、淤泥质粉质粘土等组成，呈半固结状，基底由白垩-下第三系泥质粉砂岩等组成。

残丘、垅岗的走向为近东西向，反映了下扬子北缘受南北向挤压的构造背景。喜马拉雅运动以来，西高东低的地貌形成了长江河道，与汉江交汇于地势低洼的中心城区，低洼地的岩性分布以堆积平原为主。在长江和汉水的支流两岸形成条带状或弯月状不对称的河流堆积平原，沉积巨厚的第四系冲积粘性土、粉土、砂及砾卵石层。如图 1所示，残丘和垅岗为区域基岩隆起部分，常见岩石有砂岩、泥岩、砾岩、硅质岩、灰岩等。

受全新世中晚期云梦泽地区地壳隆起的影响^[15]，武汉市域内形成众多形状各异、汊道狭长钩串、自然载弯的残积湖、构造湖、冲积湖等^[16-17]，如图 2所示。市辖区现有166个湖泊，277座水库，水域面积占比25%^[7]。

图  2  武汉市中心城区地貌略图

Figure 2.  Geomorphological Sketch of Wuhan Central District

随着武汉市进入快速发展期，区内湖泊数量锐减，水面面积和库容同步缩小。如城市中心的沙湖面积从1987年的8.3 km²减少到2016年的2.3 km²，湖泊萎缩72.3%。据1987―2016年的资料统计^[7]表明，南湖面积从1987年的15.4 km²减少到2016年的7.1 km²，湖泊萎缩53.9%。当汛期暴雨过程频发时，往往会爆发城市内涝。

水面面积的减少造成武汉市抗洪灾能力永久性退化。城市水体的锐减削弱了对极端气候的调节功能。然而，武汉市特有的地貌与沉积环境是可以利用的潜在资源，巨厚的堆积平原是隐伏的"海绵体"，但这种资源一直被忽视。本文利用InSAR技术监测城市地表的形变量，揭示"海绵体"的动态特征。

InSAR的工作原理是基于对地表形变影像的干涉^[18]，公式如下：

式中$ , ∆\varphi $是两次观测的相位差；$ ∆R $是雷达目标的测距；$ \alpha $为大气效应；t为地形畸变产生的视角差；$ \lambda $为波长；N为测量噪声。通过去噪、地形和大气校正后，可以提取地表的形变信息。

基于Sentinel-1A卫星TOPS (terrain observation with progressive scans)模式获得武汉市中心城区(114°6.42′E~114°36′E，30°23.52′N~30°42′N)在2015-04-11—2016-04-29期间的多期宽幅叠加影像^[18]，提取武汉市近1年的形变信息。利用城市110个测量控制点高程信息^[18]，控制精度达到6 mm/a。城市的主要形变为沉降，也有明显的抬升过程。如图 3所示，1年的InSAR影像能够观测到武汉市中心城区的地表形变。平均10 mm/a的形变量级与全球许多超大城市的观测结果相似^[19-20]。由于城市人口密度增加、人为开发利用和地下水过度开采与补给不足导致地面出现下沉。

图  3  武汉市中心城区地表形变InSAR观测影像

Figure 3.  InSAR Observation Image of Surface Deformation in Wuhan Central District

本文就武汉市地面抬升现象，研究雨水与地面升降的相关性，揭示城市洪涝导致地面抬升以及对近地表环境的影响。所有基点均布置于武汉市区的各类地貌基岩体上，保障了基站的区域代表性和高程测量精度^[21-22]，通过110个城市地面基点观测点数据，获得中心城区的地面沉降数据，再与长江水面进行对比分析^[18]，研究水面变化与地表形变的相关性。在1年的观测期间内，可见武汉市城市地面出现明显的抬升现象，上升幅度达到18 mm，地面抬升呈现非常规则的条带分布，最大的抬升点全部集中于湖泊或湿地。

通过回归分析地表高程观测站点的垂向形变数据和长江水面高程数据，获得地表形变量y(单位mm)与水面高程x(单位m)，统计结果^[18]显示，两者存在很好的线性关系，公式如下：

其均方差为6.02 mm/a，确保了地表形变测量数据的高精度和高可靠性。

式(2)反映了全部基准点的统计稳态结果，如果要保持地表的高程不变，江面高程应高于1.3 m左右。本文选择的江面高程数据是以d为单位的时间序列，而在2015-04―2016-04观测期内，Sentinel-1A TOPS提供了15幅多期次的宽影像，也形成了时间序列，可与江面高程数据进行时间序列的对比分析。

为了研究地表形变与江面水面高程的关系，选择靠近水文观测井及附近的6个观测点，如图 3所示。6个观测点编号从PS1到PS6，江面高程用WL标示，对比结果如图 4所示。由监测结果可见地面呈现周期性起伏，江面也呈现周期性起伏，两者存在时间相位的同步特征。当江面水面处于高位时，地面抬升；反之，当江面水面降低时，同步发生地面沉降。值得指出的是，PS2观测点的上升幅度大于其他观测点，这是因为该观测点附近地表建设相对较少，有利于土壤水的渗流运动。

图  4  观测点(PS1-PS6)地表垂直形变与长江水位变化(WL)时间序列

Figure 4.  Time Series of Vertical Surface Deformation at Observation Points (PS1-PS6) and Water Level Change (WL) of the Yangtze River

4月―9月是多雨季节，雨水充沛，江面起伏大，地面起伏也大，期间两次江面抬升引起短期的地面抬升，如图 4所示。4月―7月最大起伏量达8 mm。8月地面沉降，江水水面较低。9月―3月是旱季，降雨量较少，江面在低高度下起伏，地面也呈现低幅度的起伏，沉降量多于上升量。

长江武汉段的水位除了受季节、降雨的影响外，还受到上游流量的影响。图 4中，7月上旬的最高水位是上游洪峰所致。2015-09-04 8：00—2015-09-05 8：00降雨过程累计雨量分布图如图 5所示，在观测时间段内有一次最大的降雨过程。在市区长江以北形成强降雨区，累计平均降雨量超过100 mm。本轮强降雨滞后洪峰期近2个月，没有在城区形成任何洪涝灾情。本轮强降雨也引起了江面的次高峰涨幅，明显低于7月洪水引起的江水水面涨幅，地面上升幅度呈现次高峰特征。说明武汉市地面抬升与江面高程变化同步，其内因是上游来水和辖区降雨量的共同作用。

图  5  累计降雨量分布图(2015-09-04 8:00—2015-09-05 8:00)

Figure 5.  Accumulated Rainfall Distribution Map During the Observation Period from 2015-09-04 8:00 to 2015-09-05 8:00

受上游水流水量、湖泊库容大小、排水量等多因素的影响，降雨量与长江水面高程并不呈现简单的线性关系。长江水面的起伏与降雨量密切相关，降雨会抬升长江水面的高度。当降雨量峰值与上游来水的洪峰同步时，叠加效应会引起长江水面高于警戒水位，易产生城市洪涝灾情；当降雨量峰值与上游来水的洪峰不同步时，长江水面不会高于警戒高度。显然，强降雨峰值期与洪峰期错开时，可保证武汉市免于洪涝灾情威胁。

图 4观测到的地表形变以地面沉降为主，也有明显的地面抬升。地面起伏与江面升降、降雨存在关联性。因此，有必要讨论一下地表形变的机理，特别是地面抬升的机理。

监测城市地面沉降的方法较多，常见的方法包括水准测量、GPS技术、InSAR等^{[6-8, 18]}。研究结果表明，高度城市化过程中人工过量采水和城市漏斗是导致武汉市出现大部分沉降区的人为因素，这些人为致因具有全球城市化的共性。控制人为因素的影响能大大减少地面沉降。

现代监测技术都能发现明显的城市地面抬升现象^{[6-8, 18]}，并与地面下沉的幅度相当。但是，城市地面抬升现象常常被忽视，地面上升的因素有多方面。

1) 构造因素

古地理环境研究表明，武汉市5 000年前的洪水水位比现在的洪水水位低20 m左右，说明全新世中晚期以来，武汉市地壳持续上升的过程明显。碳14年代检测结果^[23]表明，武汉市区域构造引起的地表抬升速率为0.5 mm/a。这种地表抬升其实是地块区域性的稳定抬升。对于这种整体性的稳定上升运动，InSAR技术无法鉴别出来，也不是本文的研究重点，后续将不予讨论。

2) 洪积作用

长江在中游存在严重的泥沙淤积问题^[24]，每年有1.24亿吨泥沙沉积于中游河湖中。长江中游的泥沙，淤大于冲，总体而言是沉积加厚，尤其是长江干流以武汉市为中心的螺山-武汉-黄石段以及洞庭湖区和鄱阳湖区，淤积导致武汉段及上游江段的水位抬高，堤外滩及洪水位与构造沉降的堤内平原间的高差不断增大，也增加了筑堤防洪的压力^[24-25]。城市洪涝产生的洪积作用将上游及本地泥沙引向湖区甚至干流，泥沙淤积速度远大于河流正常的沉积作用。

3) 人工填湖

武汉市人工填湖的历史源于筑坝防洪。构筑江堤防止两江改道，在地势相对高的地方建设防洪设施，分块治水。武汉市后期人工填湖则是满足粮食需求，在20世纪80年代以前，围湖造田将湿地变为耕地。80年代以后，城市化进程加快，房地产开发导致湖泊面积快速减少，2000年以后，湖泊加速萎缩^{[7, 26-27]}。表 1为武汉市中心城区近30年的湖泊面积变化，可见沙湖和南湖的面积变化较快。

人工填湖导致的地面抬升会导致湖泊环境快速毁灭。随着城市基础设施和居民房屋的建设需求，填湖进程加快，湿地面积快速减少。洪积作用以及人工填湖均集中于湖泊或附近低洼地区，较易识别。

4) 土壤水物化膨胀

土壤的水物化膨胀效应是本文关注的重点。图 3所示的蓝色区域为上升区，主要是土壤水物理膨胀和化学膨胀造成的。如前所述，武汉市广泛分布的冲积平原主要由第四系粉质粘土、淤泥质粉质粘土等组成。土壤富含大量的孔隙水，在干湿过程中会产生物理膨胀和化学膨胀效应。

土壤水物理膨胀效应是土壤中的粘粒容积随含水量的变化而改变^[28-30]，同时也改变了土壤容重。物理膨胀效应通常用土壤胀缩特征曲线描述^[31]，这种特征曲线的本质是将土壤含水量与土壤机械特性进行关联分析。实验研究表明，土壤胀缩特征曲线随土壤矿物质成分、孔隙度等因素的变化呈现较大的差异，而三直线模型^[32]可以描述大部分土壤在滞留、正常、结构区段土壤胀缩的物理性质，如下所示：

式中，$ {v}_{i} $为比容积(cm³·g^-1)；U为质量含水量(g·g^-1)；i=1，2，3为土壤胀缩的3个阶段，依次为滞留、正常、结构。土壤胀缩包括水平和垂向形变，当观测方向为垂向形变时，Bronswijk^[33]定义了几何参数r_s描述体积和高度的变化关系，如下所示：

式中，V_s和z_s分别为土柱饱和时的体积和高度；V_j和z_j分别是第j次测定的土柱体积和高度。式(4)说明土壤容量的改变取决于垂向形变，当土壤垂直形变远大于水平形变时，r_s=1.0。结合式(3)和式(4)，水容量的改变可简化为：

式中，$ ∆U $和$ ∆z $分别为土壤含水量的改变量与垂向形变量；$ \gamma $为常数。土壤膨胀模型试验结果^[28-33]确实反映了孔隙介质中土壤水的改变是土壤垂向形变的主因，也就是土壤胀缩的主因，土壤颗粒视为刚性。

土壤水化学膨胀效应是因为粘土中可交换的阳离子在水中分解形成扩散双电层，带负电的片状结构因静电斥力自行分开而引起粘土膨胀^[34-35]。脱水过程刚好相反，双电层消失，脱水紧缩。粘土沉积物中的阳离子含量、结合水含量、表面水化力、渗透水化力和毛细管作用等是制约粘土水化膨胀的多种因素^[34]。调查发现，武汉市所有湖泊底泥中的阳离子丰富，重金属含量污染严重，市区内湖泊沉积物的重金属含量普遍高于郊区湖泊^[35]，说明湖泊重金属的污染是人文活动所致^[36]。

相对而言，土壤水的物理胀缩效应比化学胀缩效应更易于量化土壤水的改变量，只要监测到土壤的垂向形变，就能估计土壤水的改变量。当降雨量超越了土壤水的饱和状态时，土壤就不发生膨胀。最大洪水时的土壤水可以近似为极限膨胀情况。洪水与暴雨是导致武汉市土壤水增加的变量。当部分暴雨被土壤吸收形成土壤水，这个过程就是城市土壤的海绵特征，表明城市土壤具备天然的抗洪能力。

2013-07-06—2013-07-07，武汉市遭受特大暴雨袭击^[37]。如图 6(a)所示，中心城区的累计总降雨量超过1.6亿m³。全市平均降雨量超过210.9 mm，局部降雨量达到317.2 mm(江夏区)，为自1951年建站以来最大降雨量。

图  6  武汉市两次特大暴雨累计降雨量

Figure 6.  Cumulative Rainfalls of Two Extremely Heavy Rainstorms in Wuhan

武汉市经历了1998年的特大洪灾后，城市江堤虽然都得到了修缮与加固，避免了江堤溃坝，但依然无法防止2013年的特大洪水内涝。长时间的暴雨与上游洪水叠加，使得中心城区的降雨量相当于1.5个东湖水体，超出了现存湖泊的极限库容^[38]。

2016-07-05—2016-07-06，暴雨再次侵袭了武汉市区域，如图 6(b)所示。全市平均降雨量为228.6 mm，局部降雨量达到277.6 mm(蔡甸区)，超过2013年的平均降雨量。持续暴雨的降雨量突破了有史以来持续性周降雨量的最大值，适逢长江百年未遇的大洪水侵袭，2016-06-30 20：00—2016-07-06 20：00，市区国家站记录的本轮强降雨过程平均累计降雨量达584.8 mm，远远超出武汉市现有排水设施的抽排能力，全市出现多处渍水点，政府启动城区排渍橙色预警。

继1998年武汉市抗洪之后，国家将整治长江作为一项国策实施，形成《对1998年长江洪水的认识和今后工作的建议》^[39]，提出大力加强排涝能力。虽然武汉市正在进行海绵城市建设，改善近地表水环境，但武汉市的抗洪能力仍有待加强。

武汉市的抗洪能力包括3个方面^[40-42]：湖泊水容能力(W₁)、抽排能力(W₂)、海绵城市水容能力(W₃)。按中心城区600 km²的面积和25%的湿地面积估计24 h的降雨量。

1) 湖泊水容能力

这个容量相当于250 mm的降雨量。

2) 抽排能力

据武汉市水务系统信息，武汉现有向外抽排能力达970 m³/s，则：

相当于1天就可排出600 km²面积140 mm的降水。

3) 海绵城市水容能力

湖泊水容能力(W₁)和抽排能力(W₂)达到390 mm。目前，武汉市海绵城市建设目标为10%的降雨滞留，按300 mm降雨量、10%的滞蓄能力计算，则：

海绵抗洪能力仅为30 mm，合计W₁、W₂、W₃ 3项的抗洪能力约为420 mm。在这3项抗洪能力中，海绵抗洪能力相对较弱，湿地的抗洪能力排第一位。显然，湖泊水容是防止洪涝最有效的办法。研究表明^[38]，武汉市60年以来湖泊数量锐减，对比如表 2所示。正是因为水体锐减，造成无力抗拒2016年的特大洪涝。正常情况下，60年前的水容量足以应对500 mm的强降雨。

面对武汉市的暴雨灾害，一方面城市水体面积的扩容十分有限，另一方面武汉市特有的地貌与沉积环境优势被忽视。巨厚的堆积平原是隐伏的海绵体，可以将灾害性质的雨洪转变为水资源，结合城市地面上升的信息可以估计海绵体的水容能力。

海绵城市建设将灾害性质的暴雨资源化利用是一种极好的策略。式(8)反映了当前海绵城市建设的目标和抗洪能力，但这种能力被严重低估。

图 3说明，在江湖湿地等平原地域多为沉降区，丧失了水容能力。而剥蚀残丘和堆积垅岗均是地面上升区，土壤处于不饱和状态，以15%孔隙度、不饱和度50%、面积占比60%、地层厚度10 m为基础，估计土壤水容能力为：

显然，式(9)估计的水容量是式(8)估计的100多倍，相对于吸收4 500 mm的降雨量。即使是利用1 m厚的土壤海绵体功能，也有吸收450 mm降雨量的能力；如果土壤厚度增加，水容量将进一步增加。因此，土壤孔隙具有抗洪的巨大潜力，未来的抗洪方向之一是聚焦于开发和利用这种潜力。

城市洪水无疑是一种自然灾害，但是将雨洪转化为资源，促进人与自然和谐，是国家不断提倡的战略目标^[43-45]。武汉市历史的治水模式主要是控制洪水，将洪水挡于城外；引导和管理洪水是将洪水资源化的有效举措。目前，洪水资源化的研究与建议主要是增加蓄洪水库、深挖蓄水湖泊、改善水库和湖泊的调蓄功能等^[46-48]，这不仅能够利用蓄滞洪区，又能促进土壤的生态平衡。

地表形变的观测结果表明，城市土壤圈具有很强的蓄水特性，地面上升区表明城市土壤呈现明显的"饥渴"状态，通过扩展城市地面的海绵特征，以最大限度地蓄水。而增强城市土壤圈的海绵特征就是要增强地面的渗水性，如增加绿地、植被、多孔隙路面等。

城市的地表形变通常关注地面沉降的原因，而城市地面的上升趋势以及隐含的信息往往被忽视。本文基于2015-04―2016-04 InSAR数据和110个基准点信息发现，武汉市中心城区的形变速率为-82~18 mm/a，下降幅度大于上升幅度。

本文研究表明，城市土壤圈大部分上升区的土壤呈现为不饱和或"饥渴"状态，城市的最大垂向形变量可达到18 mm/a，反映了雨水滞留膨胀的极限情况；未达到极限状态的"饥渴"土壤具有吸收雨水的潜力，这意味着城市的雨洪可以进行资源化利用。此外，地面上升呈现带状分布，也揭示了雨水的径流方向，有利于雨水系统的收集与抗洪作用。