河套灌区耕地-荒地-海子间水盐运移规律及平衡分析

2019-02-26王国帅史海滨李仙岳郭珈玮王维刚

水利学报 2019年12期

王国帅，史海滨，李仙岳，郑倩，郭珈玮，王维刚

（内蒙古农业大学水利与土木建筑工程学院，内蒙古呼和浩特 010018）

1 研究背景

内蒙古河套灌区是中国三大一首自流引水灌区之一[1]，为无灌溉则无农业地区[2]。随着节水改造工程的实施，河套灌区年均引水量拟从52亿m3减至40亿m3[3]，将造成进入灌区的盐分无法有效排出灌区[4]。岳卫峰等[5]指出进入义长灌域的盐分多于排出灌域的盐分，灌域处于积盐状态。因此滞留在灌区内的盐分只能在灌区内部进行再分配[6-7]。

河套灌区水盐运移研究在国内外已经有很多，但多集中于农田尺度以及区域尺度[8-11]。任东阳等[12]通过建立水平衡方程，揭示了典型灌排单元农田水量和盐量转化关系，但是未对农田和非农田地下水迁移转化量进行分析。岳卫峰等[13]建立了农区、非农区和水域的模型，揭示了农区向非农区地下水迁移量，以及农区向水域的迁移量。Mao等[14]通过利用SaltMod模型，指出盐分将在井灌区域的根系处和在渠灌区未被灌溉的土地积累，且在蓄水层的盐分将会从渠灌区向井灌区迁移，但没有指出在渠灌条件下，灌溉土地和无灌溉土地地下水盐分迁移量。Kool等[15]通过建立三维饱和-非饱和溶质模型（Kool模型）对试验区（9308 m2）投放的杀虫剂和溴化物进行了模拟，揭示了两种物质在地下水中的迁移变化过程。Zhu等[16]重构拟三维饱和-非饱和溶质运移模型（WSMS_Q3D），模拟了同样的算例，通过与Kool模拟值和实测值相比较，（WSMS_Q3D）模型模拟精度较高，并把模型应用到河套灌区的永联灌域来模拟地下水变化和盐分变化。以上研究均没有系统指出耕地与荒地和水域间地下水转化的水量和盐量。

河套灌区中耕地面积57.4 万hm2，盐荒地面积20.90 万hm2，水域面积为1.3 万hm2[17]。灌区中存在许多小型湖泊（海子）[18-19]，耕荒地交错且荒地分布于耕地间隙和沙丘、湖泊周围[12，20]。由于气候干旱，降雨补给十分有限，灌区内的海子（小湖泊）主要依靠灌溉回归水补给。耕地—荒地—海子间存在着密切的水力联系[19]。灌区耕地—荒地—海子间的水盐动态关系是目前灌区主要的水盐运移形式，但机理尚不清晰。针对这些问题，基于田间系统观测数据，构建耕地—荒地—海子间水量和盐量平衡模型探讨河套灌区耕地、荒地和海子间水盐运移过程，对于灌区水盐控制和可持续发展具有重要意义。

2 材料与方法

2.1 研究区概况研究区位于内蒙古河套灌区解放闸灌域张连生海子（40°54′36.24″N，107°15′59.07″E；高程1035 m），试验区耕荒地面积大约8 hm2，海子面积51.2 hm2，耕地、荒地和海子相邻（图1）。该试验地多年平均气温7.5 ℃，无霜期130～150 d。研究区RTK 结果显示，农田最大地面高差为15 cm，农田平均比荒地高45 cm，试验区地下水埋深在作物生育期变化分别为：耕地100～220 cm；荒地120～190 cm；海子边界50～150 cm（图2），年平均地下水埋深138 cm。降雨集中在6—8月（图2），2017年与2018年作物生育期降雨量为53.4 mm 与113.4 mm（图2）。研究区主要作物为葵花和玉米，玉米5月初开始种植10月初收获，生育期165 d，葵花6月初开始种植10月初收获，生育期128 d。研究区200 cm 土层土壤质地主要为沙土、沙壤土（表1）。

图1 试验布置图

表1 研究区典型样点土壤物理特性

2.2 试验布置与数据采集

2.2.1 地下水观测在研究区共布设17 眼地下水观测井，其中重点观测井7 眼，一般观测井10 眼。

图2 2017年和2018年3个典型观测点地下水埋深动态

重点观测井安装地下水自动传感器（CTD-10，美国Meter公司），用EM50采集器每1 h记录1次地下水水位和盐分。一般观测井每隔7 d测1次地下水埋深，每隔10 d取水样测试地下水盐分。选取3个重点观测点A（耕地），B（荒地）和C（海子边界）（图1），其水位变化如图2所示，水位波动变化基本一致。

2.2.2 土壤监测研究区土壤一般观测点共63个，土样点间距50 m，土壤取样深度为100 cm，每隔20 cm为1层，共5层。每隔10 d取土样，灌水前后加密取样。用烘干法测土壤含水率，用电导率仪（DDS-307A，上海佑科仪器公司）测定土水比1∶5的土壤浸提液。另外设置土壤重点观测点7个，土壤取样深度为200 cm，每隔20 cm为1 层。在重点观测点安装土壤自动传感器（5TE，美国Meter 公司），测土壤水分、盐分和温度，用EM50采集器记录数据。

2.2.3 水量量测和水样收集用梯形量水堰量测灌水量，用直径20 cm蒸发皿测蒸发量，收集降雨、灌溉水和每隔10 d取海子水样1次，每次收集3个重复，用电导率仪（DDS-307A）测定其电导率及矿化度。水样矿化度与EC间转化关系为：TDS（g/L）=0.69EC（ms/cm）。

2.2.4 研究区土壤物理性质研究区重点观测点（图1）0～200 cm 土层通过环刀法分别测定土壤容重和饱和导水率，并采用干法粒度仪（HELOS＆RODOS，德国新帕泰克公司）测定各点土壤粒径级配。根据测定结果（表1），样点A（耕地）土壤质地较为均匀，0～200 cm 土层土壤质地为沙壤土；样点B（荒地）土壤质地可分为两层，0～80 cm 土层土壤质地为沙壤土，80～200 cm 土层土壤质地为沙土；样点C（海子边界）土壤质地可分为两层，0～20 cm 土层土壤质地为沙壤土，20～200 cm 土层土壤质地为沙土。基于土壤质地和土壤持水特性，通过Hydrus模型的神经网络计算子模块确定VG参数[21]（表1）。

2.3 耕地、荒地和海子水分平衡模型对研究区建立水平衡方程（图3），在耕地土壤水平衡计算中参数包括地表腾发量、灌水量、降雨量、地下水交换量和土壤非饱和带和地下水储水量的变化量以及渠系渗透量，在耕地上考虑地下水的侧向补给和排泄是相同的。最终对研究区耕地建立的总体水平衡方程如下：

图3 耕地、荒地和海子系统水盐平衡模型示意图

式中：ETC为耕地腾发量；P为降雨量；I为灌水量；D为排水沟排水量；ΔSC为生育期内耕地土壤非饱和带及地下储水量的增量（负值代表储水量减小）；Qqs为渠系渗透量；m为灌溉定额；η为灌溉水利用系数。其中P和I由自动观测仪器测量，区域内没有排水沟D忽略不计，本文只考虑引入耕地净灌水量；ΔSC和ET需根据实测数据确定。

由于荒地无灌溉，所以I=0，渠系也较远，Qqs=0，荒地建立的水平衡方程如下：

式中：ETS为荒地腾发量；P为降雨量；SS为每次灌溉后荒地地下水储量增量的累加之和；ΔSS为生育期内荒地土壤非饱和带及地下储水量的增量（负值代表储水量减小）。

同理，海子边界建立的水平衡方程如下：

式中：ETh为海子边界腾发量；P为降雨量；Sl每次灌溉后海子边界地下水储量的增量；ΔSh为生育期内海子边界土壤非饱和带及地下储水量的增量（负值代表储水量减小）。

海子水平衡方程计算中参数包括降雨量、地下水补给量和蒸发量，最终对海子建立的水平衡方程如下：

式中：ΔWW为海子水分变化量；P为降雨量；Dsg为海子地下水补给量；E0为Φ20 蒸发皿的蒸发量。该地区Φ20蒸发皿的折算系数值0.59[3，16]。

ΔS为某时段内土壤非饱和带及地下储水量的增量，其计算方程为[5]：

式中：θg,s和θg分别为某一时段末地下水位土壤剖面饱和含水率和实际含水率；Sy为给水度；ΔH为地下水的变化量； Δθ为非饱和带（水位变动区以上）土壤含水量的增量；L为非饱和区厚度。Sophocleous 等[22]指出在地下水埋深较浅地区，由于包气带水分变化和地下水波动密切相关，因此ΔS的计算可不单独考虑包气带含水率变化，而采用统一的给水度（Sy）概念：地下水位下降单位水头时，从地下水位延伸到地面的单位面积土柱在重力作用下所释放出的体积。

为了估算给水度，Crosbie等[23]在van Genuchten模型参数的基础上建立了给水度方程：

式中：θs为饱和含水量；θr为残余含水量；Zi为初始地下水埋深；Zf为时段末地下水埋深；α和n为van Genuchten模型参数（表1）。

2.4 耕地、荒地和海子地下水迁移量推求

式中：Dcg为耕地地下水补给荒地地下水的水量；Qc为灌溉水和渠道渗漏补给耕地地下水的水量；Sc为耕地地下水增量；ΔHc为每次灌水后耕地地下水上升高度；Syc为耕地土壤给水度。

式中：Dsg为荒地地下水补给海子的水量；Ss为荒地地下水增量；ΔHs为每次灌水后荒地地下水上升高度；Sys为荒地土壤给水度。

式中：Sl为海子边界水量增量；Syl为海子边界土壤给水度；ΔHl为每次灌水后海子边界地下水上升高度。

2.5 耕地、荒地和海子地下水迁移率计算耕地地下水迁移率（μc）为耕地地下水补给荒地地下水水量与灌溉和渠系渗漏补给耕地地下水的总水量的比值：

荒地地下水迁移率（μs）为荒地地下水补给海子的水量与耕地地下水补给荒地地下水的水量的比值：

2.6 盐分平衡模型研究区耕地引黄河水进行灌溉，黄河水矿化度为0.5～0.67 g/L，盐分随灌溉水进入耕地，盐分一部分滞留在耕地土壤中，一部分主要随地下水迁移到荒地地下水和海子中。由于降雨和蒸发的矿化度极小，在本文中忽略不计。

忽略植物吸盐量，研究区耕地盐分平衡方程为：

式中：ΔSC为耕地盐分变化量；Sy为耕地引入的盐量；Scbs为耕地补给荒地的盐量。上述各变量单位均为g/m2。

耕地总进盐量：

式中：Vy为引入耕地的灌溉水量；Cy为灌溉水矿化度。耕地地下水盐分增加量Scg：

式中：Qci为第i次灌水补给耕地地下水的水量；Cci为第i次灌水耕地地下水浓度。

耕地地下水迁移给荒地的盐量Scbs：

式中：Dcgj为第j次灌水耕地地下水补给给荒地地下水的水量；Ccj为第j次灌水耕地地下水浓度。

荒地地下水迁移给海子的盐量Ssbl：

式中：Dsgm为第m次灌水荒地地下水补给海子的水量；Csm为第m次灌水荒地地下水浓度。i=j=m∈(1，2，3，4，·· ·，N)，i、j、m为灌水次数。

2.7 地下水盐分迁移率耕地地下水盐分迁移率（ωc）为耕地地下水补给荒地地下水盐量与灌溉和渠系渗漏补给耕地地下水的总盐量的比值：

荒地地下水盐分迁移率（ωs）为荒地地下水补给海子的盐量与耕地地下水补给荒地地下水盐量的比值。

3 结果与分析

3.1 在灌溉期和非灌溉期地下水迁移方向基于Surfer软件Grid Vector Map，地下水水位等值线如图4所示，根据地下水水位变化图确定地下水运移方向。2017年和2018年为平水年，以2018年为例，研究区灌水时间分别在5月24日，6月21日和7月4日陆续灌水而第2、3水灌水间隔较短，所以在这3个时间节点前后加密绘制图像来反映地下水水位变化。7月15日以后每隔一个月进行地下水水位变化分析。

图4 地下水运移方向

在灌水期，耕地地下水受到灌溉水的补给，地下水水位上升，与未灌溉的荒地和海子形成水位差，地下水发生迁移。以图4（d）为例，地下水水位最大值为1033.40 m，最小值1032.50 m，水位差0.90 m，水力梯度0.0045（表2）。在非灌水期，由于作物生长和土壤蒸发，地下水水位均降低，而耕地地下水较荒地地下水埋深较深（图2），耕地地下水消耗较小，荒地地下水和海子水分消耗较大[24]，耕地、荒地和海子形成水位差。以图4（f）为例，试验区地下水高程最大值为1032.70 m，最小值1032.16 m，水位差0.54 m，水力梯度0.0027（表2），灌溉期的水力梯度大约是非灌溉期水力梯度的2倍，所以在整个作物生育期，试验区地下水运移方向为耕地向荒地向海子方向运移。

表2 不同时期地下水运移参数

3.2 水分平衡计算

3.2.1 给水度Sy和土壤非饱和带及地下储水量的增量ΔS根据式（7）确定给水度Sy，ΔS根据式（6）确定，参数与结果见表3和表4。耕地Sy变化范围为0.05～0.06；荒地Sy变化范围为0.22～0.25；海子边界Sy变化范围为0.21～0.27。张蔚榛等[25]研究发现粉砂壤土的给水度变化范围在0.04～0.06之间，蔡美娟等[26]得到沙土给水度为0.15、0.26、0.263和0.274，说明本文计算出的给水度值与实际相符。在2017年和2018年整个生育期，耕地、荒地和海子边界ΔS分别平均减少了35.05、138.2和195.7 mm。耕地ΔS值比荒地和海子边界ΔS值较小，因为耕地受灌溉水作用，灌溉水弥补了土壤水和地下水的消耗[27]。而荒地和海子边界没有灌溉，且地下水埋深较浅，在蒸发及侧向径流作用下，使二者土壤水和地下水消耗较大。在作物生育期，耕地、荒地和海子均处于水分消耗状态。

表3 2017年研究区典型样点Sy和ΔS 计算

表4 2018年研究区典型样点Sy和ΔS 计算

3.2.2 地下水迁移量试验区由耕地、荒地和海子3种地貌类型组成，土体垂直方向由地表水、土壤水和地下水3个部分组成[28]。试验区灌溉水主要在耕地进行转化和消耗，灌溉水通过入渗补给耕地地下水，通过蒸腾作用消耗灌溉水[29]。在灌溉期，耕地地下水垂直补给远大于地下水的消耗，所以耕地地下水水位高于荒地地下水和海子水位，地下水从耕地向荒地和海子水平方向迁移（图4）。计算结果表明（表5）：2017年和2018年耕地地下水向荒地迁移率的平均值分别为78.75%和79%；荒地地下水向海子迁移率的平均值分别为44.3%和46.3%。两者的两年平均迁移率相近，地下水迁移较为稳定。由于耕地面积较荒地面积大，灌水量多，入渗到耕地地下水的水量较多，耕地地下水迁移率比荒地地下水迁移率多30%。

表5 作物生育期研究区地下水迁移量计算

3.2.3 耕地、荒地和海子腾发量根据水平衡式（1—13）计算得试验区2017年和2018年5—9月耕地（A）、荒地（B）和海子边界（C）的ET见表6所示。2017年较2018年耕地ET值高115.6 mm，因为2017年为干旱年，气候干旱，降雨量少，为了保证作物正常生长，试验区共灌溉4次，耕地灌水量543 mm，造成ET消耗水分较多。由于2018年降雨量比2017年降雨量高60 mm，2018年海子边界ET比2017年海子边界ET高大约20 mm。耕地ET平均值比荒地和海子边界的分别高32%和29.15%。2017年比2018年灌水量多157 mm，造成荒地地下水补给海子水量多38 mm（表7）。地下水补给是海子的主要补给源，可以缓解海子水分的消耗，但还是无法避免海子水分亏缺，海子亏水631.2～706.3 mm。如果没有水分补给，海子将会面临干涸危险。

3.3 盐分平衡计算根据式（16—22）计算得在2017年作物生育期，耕地地下水盐分向荒地的迁移率为79%；荒地地下水盐分向海子的迁移率为110%。2017耕地地下水迁移给荒地盐量全部迁移给了海子，同时对荒地地下水还有淡化作用。2018年作物生育期，耕地地下水盐分向荒地的迁移率为79%；荒地地下水盐分向海子的迁移率为95%（表8），由于2018年比2017年灌水量少157 mm，荒地地下水补给海子的水量较少，耕地地下水补给荒地地下水盐分没有完全排给海子。耕地地下水盐分平均增加861.45 kg/（hm2/a），耕地地下水迁移给荒地的平均盐量为3231.9 kg/（hm2/a），荒地地下水迁移给海子的平均盐量为3139.7 kg/（hm2/a）（表9）。