河套灌區(qū)耕地-荒地-海子間水鹽運(yùn)移規(guī)律及平衡分析

王國帥，史海濱，李仙岳，鄭 倩，郭珈瑋，王維剛

（內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué) 水利與土木建筑工程學(xué)院，內(nèi)蒙古 呼和浩特 010018）

1 研究背景

內(nèi)蒙古河套灌區(qū)是中國三大一首自流引水灌區(qū)之一[1]，為無灌溉則無農(nóng)業(yè)地區(qū)[2]。隨著節(jié)水改造工程的實施，河套灌區(qū)年均引水量擬從52億m3減至40億m3[3]，將造成進(jìn)入灌區(qū)的鹽分無法有效排出灌區(qū)[4]。岳衛(wèi)峰等[5]指出進(jìn)入義長灌域的鹽分多于排出灌域的鹽分，灌域處于積鹽狀態(tài)。因此滯留在灌區(qū)內(nèi)的鹽分只能在灌區(qū)內(nèi)部進(jìn)行再分配[6-7]。

河套灌區(qū)水鹽運(yùn)移研究在國內(nèi)外已經(jīng)有很多，但多集中于農(nóng)田尺度以及區(qū)域尺度[8-11]。任東陽等[12]通過建立水平衡方程，揭示了典型灌排單元農(nóng)田水量和鹽量轉(zhuǎn)化關(guān)系，但是未對農(nóng)田和非農(nóng)田地下水遷移轉(zhuǎn)化量進(jìn)行分析。岳衛(wèi)峰等[13]建立了農(nóng)區(qū)、非農(nóng)區(qū)和水域的模型，揭示了農(nóng)區(qū)向非農(nóng)區(qū)地下水遷移量，以及農(nóng)區(qū)向水域的遷移量。Mao等[14]通過利用SaltMod模型，指出鹽分將在井灌區(qū)域的根系處和在渠灌區(qū)未被灌溉的土地積累，且在蓄水層的鹽分將會從渠灌區(qū)向井灌區(qū)遷移，但沒有指出在渠灌條件下，灌溉土地和無灌溉土地地下水鹽分遷移量。Kool等[15]通過建立三維飽和-非飽和溶質(zhì)模型（Kool模型）對試驗區(qū)（9308 m2）投放的殺蟲劑和溴化物進(jìn)行了模擬，揭示了兩種物質(zhì)在地下水中的遷移變化過程。Zhu等[16]重構(gòu)擬三維飽和-非飽和溶質(zhì)運(yùn)移模型（WSMS_Q3D），模擬了同樣的算例，通過與Kool模擬值和實測值相比較，（WSMS_Q3D）模型模擬精度較高，并把模型應(yīng)用到河套灌區(qū)的永聯(lián)灌域來模擬地下水變化和鹽分變化。以上研究均沒有系統(tǒng)指出耕地與荒地和水域間地下水轉(zhuǎn)化的水量和鹽量。

河套灌區(qū)中耕地面積57.4 萬hm2，鹽荒地面積20.90 萬hm2，水域面積為1.3 萬hm2[17]。灌區(qū)中存在許多小型湖泊（海子）[18-19]，耕荒地交錯且荒地分布于耕地間隙和沙丘、湖泊周圍[12，20]。由于氣候干旱，降雨補(bǔ)給十分有限，灌區(qū)內(nèi)的海子（小湖泊）主要依靠灌溉回歸水補(bǔ)給。耕地—荒地—海子間存在著密切的水力聯(lián)系[19]。灌區(qū)耕地—荒地—海子間的水鹽動態(tài)關(guān)系是目前灌區(qū)主要的水鹽運(yùn)移形式，但機(jī)理尚不清晰。針對這些問題，基于田間系統(tǒng)觀測數(shù)據(jù)，構(gòu)建耕地—荒地—海子間水量和鹽量平衡模型探討河套灌區(qū)耕地、荒地和海子間水鹽運(yùn)移過程，對于灌區(qū)水鹽控制和可持續(xù)發(fā)展具有重要意義。

2 材料與方法

2.1 研究區(qū)概況研究區(qū)位于內(nèi)蒙古河套灌區(qū)解放閘灌域張連生海子（40°54′36.24″N，107°15′59.07″E；高程1035 m），試驗區(qū)耕荒地面積大約8 hm2，海子面積51.2 hm2，耕地、荒地和海子相鄰（圖1）。該試驗地多年平均氣溫7.5 ℃，無霜期130～150 d。研究區(qū)RTK 結(jié)果顯示，農(nóng)田最大地面高差為15 cm，農(nóng)田平均比荒地高45 cm，試驗區(qū)地下水埋深在作物生育期變化分別為：耕地100～220 cm；荒地120～190 cm；海子邊界50～150 cm（圖2），年平均地下水埋深138 cm。降雨集中在6—8月（圖2），2017年與2018年作物生育期降雨量為53.4 mm 與113.4 mm（圖2）。研究區(qū)主要作物為葵花和玉米，玉米5月初開始種植10月初收獲，生育期165 d，葵花6月初開始種植10月初收獲，生育期128 d。研究區(qū)200 cm 土層土壤質(zhì)地主要為沙土、沙壤土（表1）。

圖1 試驗布置圖

表1 研究區(qū)典型樣點土壤物理特性

2.2 試驗布置與數(shù)據(jù)采集

2.2.1 地下水觀測 在研究區(qū)共布設(shè)17 眼地下水觀測井，其中重點觀測井7 眼，一般觀測井10 眼。

圖2 2017年和2018年3個典型觀測點地下水埋深動態(tài)

重點觀測井安裝地下水自動傳感器（CTD-10，美國Meter公司），用EM50采集器每1 h記錄1次地下水水位和鹽分。一般觀測井每隔7 d測1次地下水埋深，每隔10 d取水樣測試地下水鹽分。選取3個重點觀測點A（耕地），B（荒地）和C（海子邊界）（圖1），其水位變化如圖2所示，水位波動變化基本一致。

2.2.2 土壤監(jiān)測 研究區(qū)土壤一般觀測點共63個，土樣點間距50 m，土壤取樣深度為100 cm，每隔20 cm為1層，共5層。每隔10 d取土樣，灌水前后加密取樣。用烘干法測土壤含水率，用電導(dǎo)率儀（DDS-307A，上海佑科儀器公司）測定土水比1∶5的土壤浸提液。另外設(shè)置土壤重點觀測點7個，土壤取樣深度為200 cm，每隔20 cm為1 層。在重點觀測點安裝土壤自動傳感器（5TE，美國Meter 公司），測土壤水分、鹽分和溫度，用EM50采集器記錄數(shù)據(jù)。

2.2.3 水量量測和水樣收集 用梯形量水堰量測灌水量，用直徑20 cm蒸發(fā)皿測蒸發(fā)量，收集降雨、灌溉水和每隔10 d取海子水樣1次，每次收集3個重復(fù)，用電導(dǎo)率儀（DDS-307A）測定其電導(dǎo)率及礦化度。水樣礦化度與EC間轉(zhuǎn)化關(guān)系為：TDS（g/L）=0.69EC（ms/cm）。

2.2.4 研究區(qū)土壤物理性質(zhì) 研究區(qū)重點觀測點（圖1）0～200 cm 土層通過環(huán)刀法分別測定土壤容重和飽和導(dǎo)水率，并采用干法粒度儀（HELOS＆RODOS，德國新帕泰克公司）測定各點土壤粒徑級配。根據(jù)測定結(jié)果（表1），樣點A（耕地）土壤質(zhì)地較為均勻，0～200 cm 土層土壤質(zhì)地為沙壤土；樣點B（荒地）土壤質(zhì)地可分為兩層，0～80 cm 土層土壤質(zhì)地為沙壤土，80～200 cm 土層土壤質(zhì)地為沙土；樣點C（海子邊界）土壤質(zhì)地可分為兩層，0～20 cm 土層土壤質(zhì)地為沙壤土，20～200 cm 土層土壤質(zhì)地為沙土?；谕寥蕾|(zhì)地和土壤持水特性，通過Hydrus模型的神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)計算子模塊確定VG參數(shù)[21]（表1）。

2.3 耕地、荒地和海子水分平衡模型對研究區(qū)建立水平衡方程（圖3），在耕地土壤水平衡計算中參數(shù)包括地表騰發(fā)量、灌水量、降雨量、地下水交換量和土壤非飽和帶和地下水儲水量的變化量以及渠系滲透量，在耕地上考慮地下水的側(cè)向補(bǔ)給和排泄是相同的。最終對研究區(qū)耕地建立的總體水平衡方程如下：

圖3 耕地、荒地和海子系統(tǒng)水鹽平衡模型示意圖

式中：ETC為耕地騰發(fā)量；P為降雨量；I為灌水量；D為排水溝排水量；ΔSC為生育期內(nèi)耕地土壤非飽和帶及地下儲水量的增量（負(fù)值代表儲水量減?。?；Qqs為渠系滲透量；m為灌溉定額；η為灌溉水利用系數(shù)。其中P和I由自動觀測儀器測量，區(qū)域內(nèi)沒有排水溝D忽略不計，本文只考慮引入耕地凈灌水量；ΔSC和ET需根據(jù)實測數(shù)據(jù)確定。

由于荒地?zé)o灌溉，所以I=0，渠系也較遠(yuǎn)，Qqs=0，荒地建立的水平衡方程如下：

式中：ETS為荒地騰發(fā)量；P為降雨量；SS為每次灌溉后荒地地下水儲量增量的累加之和；ΔSS為生育期內(nèi)荒地土壤非飽和帶及地下儲水量的增量（負(fù)值代表儲水量減?。?。

同理，海子邊界建立的水平衡方程如下：

式中：ETh為海子邊界騰發(fā)量；P為降雨量；Sl每次灌溉后海子邊界地下水儲量的增量；ΔSh為生育期內(nèi)海子邊界土壤非飽和帶及地下儲水量的增量（負(fù)值代表儲水量減?。?/p>

海子水平衡方程計算中參數(shù)包括降雨量、地下水補(bǔ)給量和蒸發(fā)量，最終對海子建立的水平衡方程如下：

式中：ΔWW為海子水分變化量；P為降雨量；Dsg為海子地下水補(bǔ)給量；E0為Φ20 蒸發(fā)皿的蒸發(fā)量。該地區(qū)Φ20蒸發(fā)皿的折算系數(shù)值0.59[3，16]。

ΔS為某時段內(nèi)土壤非飽和帶及地下儲水量的增量，其計算方程為[5]：

式中：θg,s和θg分別為某一時段末地下水位土壤剖面飽和含水率和實際含水率；Sy為給水度；ΔH為地下水的變化量； Δθ為非飽和帶（水位變動區(qū)以上）土壤含水量的增量；L為非飽和區(qū)厚度。Sophocleous 等[22]指出在地下水埋深較淺地區(qū)，由于包氣帶水分變化和地下水波動密切相關(guān)，因此ΔS的計算可不單獨(dú)考慮包氣帶含水率變化，而采用統(tǒng)一的給水度（Sy）概念：地下水位下降單位水頭時，從地下水位延伸到地面的單位面積土柱在重力作用下所釋放出的體積。

為了估算給水度，Crosbie等[23]在van Genuchten模型參數(shù)的基礎(chǔ)上建立了給水度方程：

式中：θs為飽和含水量；θr為殘余含水量；Zi為初始地下水埋深；Zf為時段末地下水埋深；α和n為van Genuchten模型參數(shù)（表1）。

2.4 耕地、荒地和海子地下水遷移量推求

式中：Dcg為耕地地下水補(bǔ)給荒地地下水的水量；Qc為灌溉水和渠道滲漏補(bǔ)給耕地地下水的水量；Sc為耕地地下水增量；ΔHc為每次灌水后耕地地下水上升高度；Syc為耕地土壤給水度。

式中：Dsg為荒地地下水補(bǔ)給海子的水量；Ss為荒地地下水增量；ΔHs為每次灌水后荒地地下水上升高度；Sys為荒地土壤給水度。

式中：Sl為海子邊界水量增量；Syl為海子邊界土壤給水度；ΔHl為每次灌水后海子邊界地下水上升高度。

2.5 耕地、荒地和海子地下水遷移率計算耕地地下水遷移率（μc）為耕地地下水補(bǔ)給荒地地下水水量與灌溉和渠系滲漏補(bǔ)給耕地地下水的總水量的比值：

荒地地下水遷移率（μs）為荒地地下水補(bǔ)給海子的水量與耕地地下水補(bǔ)給荒地地下水的水量的比值：

2.6 鹽分平衡模型研究區(qū)耕地引黃河水進(jìn)行灌溉，黃河水礦化度為0.5～0.67 g/L，鹽分隨灌溉水進(jìn)入耕地，鹽分一部分滯留在耕地土壤中，一部分主要隨地下水遷移到荒地地下水和海子中。由于降雨和蒸發(fā)的礦化度極小，在本文中忽略不計。

忽略植物吸鹽量，研究區(qū)耕地鹽分平衡方程為：

式中：ΔSC為耕地鹽分變化量；Sy為耕地引入的鹽量；Scbs為耕地補(bǔ)給荒地的鹽量。上述各變量單位均為g/m2。

耕地總進(jìn)鹽量：

式中：Vy為引入耕地的灌溉水量；Cy為灌溉水礦化度。耕地地下水鹽分增加量Scg：

式中：Qci為第i次灌水補(bǔ)給耕地地下水的水量；Cci為第i次灌水耕地地下水濃度。

耕地地下水遷移給荒地的鹽量Scbs：

式中：Dcgj為第j次灌水耕地地下水補(bǔ)給給荒地地下水的水量；Ccj為第j次灌水耕地地下水濃度。

荒地地下水遷移給海子的鹽量Ssbl：

式中：Dsgm為第m次灌水荒地地下水補(bǔ)給海子的水量；Csm為第m次灌水荒地地下水濃度。i=j=m∈(1，2，3，4，·· ·，N)，i、j、m為灌水次數(shù)。

2.7 地下水鹽分遷移率耕地地下水鹽分遷移率（ωc）為耕地地下水補(bǔ)給荒地地下水鹽量與灌溉和渠系滲漏補(bǔ)給耕地地下水的總鹽量的比值：

荒地地下水鹽分遷移率（ωs）為荒地地下水補(bǔ)給海子的鹽量與耕地地下水補(bǔ)給荒地地下水鹽量的比值。

3 結(jié)果與分析

3.1 在灌溉期和非灌溉期地下水遷移方向基于Surfer軟件Grid Vector Map，地下水水位等值線如圖4所示，根據(jù)地下水水位變化圖確定地下水運(yùn)移方向。2017年和2018年為平水年，以2018年為例，研究區(qū)灌水時間分別在5月24日，6月21日和7月4日陸續(xù)灌水而第2、3水灌水間隔較短，所以在這3個時間節(jié)點前后加密繪制圖像來反映地下水水位變化。7月15日以后每隔一個月進(jìn)行地下水水位變化分析。

圖4 地下水運(yùn)移方向

在灌水期，耕地地下水受到灌溉水的補(bǔ)給，地下水水位上升，與未灌溉的荒地和海子形成水位差，地下水發(fā)生遷移。以圖4（d）為例，地下水水位最大值為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，由于作物生長和土壤蒸發(fā)，地下水水位均降低，而耕地地下水較荒地地下水埋深較深（圖2），耕地地下水消耗較小，荒地地下水和海子水分消耗較大[24]，耕地、荒地和海子形成水位差。以圖4（f）為例，試驗區(qū)地下水高程最大值為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約是非灌溉期水力梯度的2倍，所以在整個作物生育期，試驗區(qū)地下水運(yùn)移方向為耕地向荒地向海子方向運(yùn)移。

表2 不同時期地下水運(yùn)移參數(shù)

3.2 水分平衡計算

3.2.1 給水度Sy和土壤非飽和帶及地下儲水量的增量ΔS根據(jù)式（7）確定給水度Sy，ΔS根據(jù)式（6）確定，參數(shù)與結(jié)果見表3和表4。耕地Sy變化范圍為0.05～0.06；荒地Sy變化范圍為0.22～0.25；海子邊界Sy變化范圍為0.21～0.27。張蔚榛等[25]研究發(fā)現(xiàn)粉砂壤土的給水度變化范圍在0.04～0.06之間，蔡美娟等[26]得到沙土給水度為0.15、0.26、0.263和0.274，說明本文計算出的給水度值與實際相符。在2017年和2018年整個生育期，耕地、荒地和海子邊界ΔS分別平均減少了35.05、138.2和195.7 mm。耕地ΔS值比荒地和海子邊界ΔS值較小，因為耕地受灌溉水作用，灌溉水彌補(bǔ)了土壤水和地下水的消耗[27]。而荒地和海子邊界沒有灌溉，且地下水埋深較淺，在蒸發(fā)及側(cè)向徑流作用下，使二者土壤水和地下水消耗較大。在作物生育期，耕地、荒地和海子均處于水分消耗狀態(tài)。

表3 2017年研究區(qū)典型樣點Sy和ΔS 計算

表4 2018年研究區(qū)典型樣點Sy和ΔS 計算

3.2.2 地下水遷移量 試驗區(qū)由耕地、荒地和海子3種地貌類型組成，土體垂直方向由地表水、土壤水和地下水3個部分組成[28]。試驗區(qū)灌溉水主要在耕地進(jìn)行轉(zhuǎn)化和消耗，灌溉水通過入滲補(bǔ)給耕地地下水，通過蒸騰作用消耗灌溉水[29]。在灌溉期，耕地地下水垂直補(bǔ)給遠(yuǎn)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，地下水從耕地向荒地和海子水平方向遷移（圖4）。計算結(jié)果表明（表5）：2017年和2018年耕地地下水向荒地遷移率的平均值分別為78.75%和79%；荒地地下水向海子遷移率的平均值分別為44.3%和46.3%。兩者的兩年平均遷移率相近，地下水遷移較為穩(wěn)定。由于耕地面積較荒地面積大，灌水量多，入滲到耕地地下水的水量較多，耕地地下水遷移率比荒地地下水遷移率多30%。

表5 作物生育期研究區(qū)地下水遷移量計算

3.2.3 耕地、荒地和海子騰發(fā)量 根據(jù)水平衡式（1—13）計算得試驗區(qū)2017年和2018年5—9月耕地（A）、荒地（B）和海子邊界（C）的ET見表6所示。2017年較2018年耕地ET值高115.6 mm，因為2017年為干旱年，氣候干旱，降雨量少，為了保證作物正常生長，試驗區(qū)共灌溉4次，耕地灌水量543 mm，造成ET消耗水分較多。由于2018年降雨量比2017年降雨量高60 mm，2018年海子邊界ET比2017年海子邊界ET高大約20 mm。耕地ET平均值比荒地和海子邊界的分別高32%和29.15%。2017年比2018年灌水量多157 mm，造成荒地地下水補(bǔ)給海子水量多38 mm（表7）。地下水補(bǔ)給是海子的主要補(bǔ)給源，可以緩解海子水分的消耗，但還是無法避免海子水分虧缺，海子虧水631.2～706.3 mm。如果沒有水分補(bǔ)給，海子將會面臨干涸危險。

3.3 鹽分平衡計算根據(jù)式（16—22）計算得在2017年作物生育期，耕地地下水鹽分向荒地的遷移率為79%；荒地地下水鹽分向海子的遷移率為110%。2017耕地地下水遷移給荒地鹽量全部遷移給了海子，同時對荒地地下水還有淡化作用。2018年作物生育期，耕地地下水鹽分向荒地的遷移率為79%；荒地地下水鹽分向海子的遷移率為95%（表8），由于2018年比2017年灌水量少157 mm，荒地地下水補(bǔ)給海子的水量較少，耕地地下水補(bǔ)給荒地地下水鹽分沒有完全排給海子。耕地地下水鹽分平均增加861.45 kg/（hm2/a），耕地地下水遷移給荒地的平均鹽量為3231.9 kg/（hm2/a），荒地地下水遷移給海子的平均鹽量為3139.7 kg/（hm2/a）（表9）。

表6 研究區(qū)典型樣點騰發(fā)量計算 （單位：mm）

表7 研究區(qū)海子水量變化 （單位：mm）

表8 研究區(qū)鹽分遷移量計算

表9 研究區(qū)鹽分積累量

4 結(jié)論

（1）在作物生育期，地下水運(yùn)移方向為耕地向荒地向海子；耕地地下水向荒地的遷移率為78.75%～79%；荒地地下水向海子的遷移率為44.3%～46.3%。

（2）研究區(qū)耕地、荒地和海子邊界給水度Sy分別為0.05～0.06、0.22～0.25和0.21～0.27；在作物生育期，土壤非飽和帶及地下儲水量ΔS分別平均減少了35.05、138.2和195.7 mm，耕地、荒地和海子均處于水分消耗狀態(tài)。

（3）在作物生育期，耕地ET 平均值比荒地和海子邊界的分別高32%和29.15%，年海子虧水631.2～706.3 mm，如果沒有足夠的水分補(bǔ)給，海子將會面臨干涸危險。

（4）在作物生育期，耕地地下水鹽分平均增加861.45 kg/（hm2/a），耕地地下水遷移給荒地的平均鹽量為3231.9 kg/（hm2/a），荒地地下水遷移給海子的平均鹽量為3139.7 kg/（hm2/a）。