关中平原灌区地下水电导率时间变化特征分析

刘 刚, 李占斌, 徐国策, 杨媛媛, 成玉婷, 姚京威

(1.西安理工大学 西北旱区生态水利工程国家重点实验室培育基地, 西安 710048;2.陕西省引汉济渭工程建设有限公司, 西安 710010;3.中国科学院 水利部 水土保持研究所 黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室, 陕西 杨凌 712100)

土壤盐渍化是指土壤底层或地下水的盐分通过毛管水上升到地表，最终积累在表层土壤中的过程。土壤盐渍化会增大土壤溶液的渗透压，降低土体的通气性、透水性和养分有效性，使植物不能正常生长。土壤盐渍化是干旱半干旱区土地退化的主要形式之一，近年来，因灌溉引起的土壤次生盐渍化问题逐步影响着我国干旱、半干旱地区生态环境发展[1-2]，日益引起人们的重视。灌溉农业约占世界粮食生产的1/3，而且其比重正在不断增大[3]。土壤盐渍化对气候、土壤、地形和水文地质等自然条件非常敏感，数据统计表明，每年全球约有1 000万hm2土地因盐渍化而不能耕种而最终弃耕撂荒[4]。土壤盐渍化作为一个世界性的生态问题，得到了国内外众多学者的极大关注，并从其分布、成因、危害、预防及其评价技术方法等方面进行了深入研究[5-6]。地理信息技术和遥感技术也在土壤盐渍化识别和监测中得到了广泛应用[7]。

Vachaud等[8]在1985年首次提出了土壤水分时间稳定性的概念，即土壤水分的空间格局随时间相对稳定的现象。时间稳定性概念最有用的应用之一是能够找出可靠代表整个研究区平均水分含量的采样位置，这与多点随机采样相比降低了时间和劳动力成本，因此受到了极大关注,如Gao[9]和Gao[10]等通过研究土壤水分在时间上的稳定性规律，对土壤含水量和不同土层深度土壤储水量进行了估算。鉴于此，一些学者将时间上的稳定性引入对土壤中离子的分析研究，如Douaik等[11]研究了匈牙利东部土壤中盐分空间格局，结果发现高盐点和低盐点的时间稳定性强弱存在差异；Castrignanò等[12]研究了土壤钠离子的时间稳定性；徐国策等[13]研究了洛惠渠地下水电导率的时间稳定性和周期性，认为通过选取代表性位置点进行监测，可以有效反映研究区地下水电导率的变化。

近年来，洛惠渠灌区存在的不合理灌溉和种植使土壤盐渍化面积不断扩大，可耕地面积逐年萎缩，已对该区粮食安全产生了巨大威胁[14]。刘海波[15]、张霞[16]、李瑛[17]等研究表明，洛惠渠灌区地下水位变化受降水和灌溉为主的多重因素影响，地下水电导率与水位变化存在紧密联系。由于地下可溶性盐层影响，灌区地下水电导率整体呈现出与水位相反的变化趋势。因此，通过研究洛惠渠灌区地下水电导率时间稳定性以及选取该区地下水电导率代表性位点，可以对洛惠渠灌区地下水的平均电导率快速进行评估，这对合理安排灌溉制度具有重要的指导意义。

1 研究区概况

洛惠渠灌区地处陕西省关中平原的东部地区(109°43′—110°19′E，34°36′—35°02′N)，是陕西省重要的粮食产区，主要种植作物是小麦、玉米、棉花和果树等[14-16]。该区面积约750 km2，属于温带大陆性半干旱气候区，气候干燥，年均气温为13.5℃。该区海拔高度为329～533.5 m，年均蒸发量和降雨量分别为1 690 mm和480 mm，年均浅地下水埋深为4～12 m。降雨和引水灌溉作为主要来源，为灌区地下水提供了大量补充，塬区潜水和微承压水也是灌区地下水补给的重要来源。灌区从澄城县状头村引水，通过3条干渠进行灌溉，灌溉范围主要包括大荔、蒲城等渭洛河阶地耕地。灌区地形大致为西北高、东南低，由于地形限制和影响，灌区地下水也呈现西北到东南的流向，并主要通过洛西和洛东排水系统进行沟排，部分汇入大荔县朝邑的盐湖，部分流入黄河滩。灌区地下水的可溶性盐类主要来源于地下40～50 m 以下的古湖沉积物中，在蒸散发作用驱动下，可溶盐随着地下水不断上升，潜水矿化度增高，这对引水灌溉极为不利。该研究涉及的观测井的位置分布如图1所示。

图1 洛惠渠灌区观测井点分布

2 研究方法

2.1 数据采集

通过实地考察，从洛惠渠灌区现有观测井中确定了51个观测井作为地下水特征监测点位，水样取至水面下2 m处，利用哈西HQ30d三参数分析仪测量水温和电导率，采用GPS记录采样点位置。观测自2004年开始，共持续观测7 a，18次。

2.2 样品测定与分析方法

相对差分法和Spearman秩相关系数法被用来鉴定地下水电导率的时间稳定性[14]。

(1)

(2)

(3)

式中：m为测定的次数。

MRD和SDRD可作为判断一个监测点是否具有代表性的指标。一般认为，MRD值处于±0.05范围内时可认为趋于0值[18]。确定位置点时间稳定性有两个必要条件：一是该样点的MRD值应处于±0.05之间，其次是SDRD值较小[10]。

Spearman秩相关系数法，即主要利用基于非参数Spearman秩的相关系数(rs)来进行鉴定:

(4)

式中：Rij为在位置点i在时间j的观测值的秩；Rik为在不同时间k相同位置点i进行观测而得到的值的秩；n为观测点的总数。

rs值处于±1之间，rs>0和rs<0分别表示正负相关，越远离0，时间稳定性说明越好，时间稳定性越差则越接近于0[14]。

3 结果与分析

3.1 地下水电导率的时间变化特征

51个位置井点在2004—2010年共监测18次，监测的地下水电导率特征值如表1所示。天然水的电导率，如饮用水或地表水，通常为0.01～0.1 S/m。18个时间点下51个井点地下水平均电导率的变化范围为0.28～0.36 S/m，均大于饮用水的电导率范围。根据对地表水和地下水管理盐水电导率分类办法，电导率为<0.07 S/m，0.07～0.2 S/m，0.2～1.0 S/m，1.0～2.0 S/m，2.0～4.5 S/m和>4.5 S/m对应的类别分别是纯水、微含盐水、中含盐水、高含盐水、极高含盐水、卤水[19]。由此判断，其中微含盐水的井点有21个，中含盐水的井点有30个。表1表明51个井点地下水电导率最小值变化范围为0.08～0.11 S/m，最大值变化范围为0.79～1.00 S/m，相同监测时期各站点电导率平均值最小值为0.28 S/m，最大值为0.36 S/m。此外，比较发现，34#和36#井点地下水电导率为最小值和最大值的频度最大。据此判断，51个井点的地下水电导率均为中等变异，变异系数的变化范围为61%～72%。地下水电导率最小值、最大值和平均值的变异系数分别为8%，7%和6%，均为弱变异。此外，51个井点在整个监测期间的电导率平均值和变异系数均未呈现增大的趋势。

表1 51个井点地下水电导率在不同时间的统计特征

3.2 典型位置点的地下水电导率变化特征

根据对18个不同时间点下51个井点地下水电导率统计特征的分析，分别选择了能代表地下水电导率最大值、最小值和平均值的井点进行了典型分析，7个井点在整个监测期间的地下水电导率变化特征见表2。19#，26#和36#井点代表地下水电导率高值位置点，其在整个监测期间的地下水电导率最大值和最小值差异最大，标准差也最大。2#和40#井点的电导率均值接近整个研究区地下水的电导率均值，其标准差相对较小。4#和34#井点代表地下水电导率低值位置点，其标准差最小。由此可以看出，地下水电导率随时间呈现出一定的变化，电导率值越大，其值随时间的变化也相对越大。

表2 监测期典型井点的地下水电导率变化特征 S/m

3.3 地下水电导率时间稳定性分析

由表3可以看出，rs最小值出现在2004年8月，除了2004年8月，几乎所有的rs值均大于0.90。rs的变化范围为0.81～0.98，其值均接近于1，而且，Spearman秩相关系数值水平极显著相关(p<0.01)，这表明51个井点的地下水电导率时间稳定性较强，且整个监测期间也表现出时空上的强稳定格局。

表3 不同时间的地下水电导率Spearman秩相关系数

注：A到D对应时间点分别是2004年的1月、3月、6月、8月，E到H对应的时间点为2005年的3月、5月、8月、9月，I到J分别对应时间点为2006年的3月和8月，K对应时间点为2007年的3月,L和M分别对应时间点为2008年的3月和9月，N，O和P分别对应时间点为2009年的3月、9月、12月，Q和R分别对应时间点为2010年的3月和9月；相关系数均极显著相关(p<0.01)。

3.4 地下水电导率代表性位置点识别

北洛河灌区地下水电导率平均相对差分在时间上的均值(MRD)及其相应的标准差(SDRD)见图2。MRD 和SDRD的变化范围分别为-0.65～1.89，0.04～0.25。MRD值呈现出相对较大的变化。具体来说，19#，26#和36#井点的MRD值较大，4#和34#井点的MRD值较小，这与表1中的地下水电导率最大值及最小值井点相一致。灌溉、补给源的不稳定，再加上井水和补给源之间的电导率差异是引起MRD值较大变化的主要原因。分析相对差分结果可以看出，19#，26#和36#井点的地下水电导率值较高且一直高于区域地下水电导率的平均值，而也有部分井点(4#和34#)却表现出总是低于区域地下水电导率平均值的现象。2#，8#，29#和40#井点的MRD值均在±0.05范围内，其SDRD值分别为0.07,0.11,0.09，0.10，但是2#井点的MRD值最小，满足了成为代表性位置点的另一必要条件。因此，洛惠渠灌区平均地下水电导率的代表性位置点为2#井点，这与其他学者研究结果基本一致[13]。究其原因，这可能与2#井点靠近支渠，抽水次数少，补给源多样且主要补给源较为稳定有关。

注：竖线代表±1标准差，标黑的为代表性位置点。

图2地下水电导率平均相对差分

3.5 地下水平均电导率的预测分析

地下水平均电导率实际值与预测值的差异见图3，地下水平均电导率的实际值是通过计算18个时间点下51个井点地下水电导率的平均值得到；预测值为洛惠渠灌区平均地下水电导率代表性位置点2#井点在18个时间点下的测定值。由图3可以看出，基于2#井点的电导率预测值与研究区地下水平均电导率的实际值差异不大，18个时间点下预测值和实际值的残差平方和仅为0.008，标准差最大值为0.03。这表明可以通过2#井点的地下水电导率变化，用以代表研究区地下水平均电导率实际值。

图3 地下水平均电导率实际值与预测值的差异

4 结 论

洛惠渠灌区地下水主要是微含盐水和中含盐水，选择低含盐量的井点进行灌区农业灌溉有利于降低土壤盐碱化的风险。51个井点的地下水电导率变异系数的范围为61%～72%，变化不大，且均属于中等变异。同时，随时间的变化，地下水电导率值越大的井点，越表现出变化相对越大的现象和特征。地下水电导率空间格局具有很强的时间稳定性，51个井点地下水电导率在18个时间点的Spearman秩相关系数值均在p<0.01水平极显著相关。2#井点可以作为洛惠渠灌区地下水平均电导率的代表性位置点，且基于2#井点的电导率预测值与研究区地下水平均电导率的实际值差异不大，故可以应用于指导灌区的合理灌溉。

总之，基于洛惠渠灌区地下水的电导率在时间上的稳定性，通过确定地下水电导率代表性位置及该点平均电导率可以快速有效地监测该区地下水平均电导率变化，从而为确定灌溉时间提供科学指导。