基于地統(tǒng)計(jì)分析的河套灌區(qū)地下水埋深與 礦化度時(shí)空變異規(guī)律研究

姚 玲，楊 洋，孫貫芳，朱 焱，楊金忠

（武漢大學(xué) 水資源與水電工程科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，武漢 430072）

0 引 言

灌區(qū)土壤水分和鹽分是制約作物生長(zhǎng)與灌區(qū)長(zhǎng)久發(fā)展的2 個(gè)重要因素，土壤鹽分不僅受到灌溉制度、種植結(jié)構(gòu)、降雨蒸發(fā)等因素的影響，還與地下水的埋深以及地下水礦化度密切相關(guān)[1]。河套灌區(qū)作為一首制引黃灌區(qū)，隨著近年來(lái)引黃灌溉水量的減少以及灌區(qū)節(jié)水改造配套工程的實(shí)施，灌區(qū)原有的水文循環(huán)規(guī)律隨之改變，農(nóng)田水鹽的動(dòng)態(tài)平衡也發(fā)生變化[2-4]。地下水是灌區(qū)水鹽大環(huán)境的重要組成成分，地下水在灌溉水和降雨的入滲補(bǔ)給下，其埋深和礦化度均會(huì)發(fā)生變化，地下水流動(dòng)過(guò)程中與含水層介質(zhì)會(huì)發(fā)生一系列的地球化學(xué)反應(yīng)，影響著其化學(xué)組成和變化[5]，而土壤鹽漬化與地下水文密切相關(guān)，因此，地下水埋深與地下水礦化度研究是灌區(qū)水鹽大環(huán)境研究中不可或缺的一部分，其對(duì)灌區(qū)土壤鹽漬化的改善，水資源的合理開發(fā)利用和管理及其有關(guān)的生態(tài)環(huán)境保護(hù)和建設(shè)都具有一定的現(xiàn)實(shí)意義[6-7]。

目前，針對(duì)河套灌區(qū)的地下水研究多以短時(shí)間或田間尺度地下水變化特征為研究重點(diǎn)[8]，而利用大空間尺度、長(zhǎng)時(shí)間序列的地下水埋深和礦化度數(shù)據(jù)分析其時(shí)空變化規(guī)律以及相互關(guān)系的研究較少。因此，本文借助前人的地統(tǒng)計(jì)學(xué)方法，以土壤鹽漬化情況嚴(yán)重的河套灌區(qū)為研究區(qū)，從長(zhǎng)時(shí)間序列分析灌區(qū)地下水埋深和礦化度的時(shí)空變化特征，為灌區(qū)地下水埋深和地下水礦化度之間的關(guān)系提供理論依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

河套灌區(qū)是我國(guó)三大特大型灌區(qū)之一，位于內(nèi)蒙古自治區(qū)的西部，地理坐標(biāo)為東經(jīng)106°20′—109°19′，北緯40°15′—41°18′，東西長(zhǎng)250 km，南北寬50 km，總土地面積1.94×109m2。灌區(qū)自西向東由烏蘭布和灌域、解放閘灌域、永濟(jì)灌域、義長(zhǎng)灌域、烏拉特灌域組成[9]。灌區(qū)具體地理位置如圖1 所示。灌區(qū)地處干旱、半干旱、半荒漠草原地帶，年平均降水量為130～215 mm，自西向東遞增。各地區(qū)蒸發(fā)能力極強(qiáng)，蒸發(fā)量與降雨量之比可達(dá)11～16 倍。河套灌區(qū)含水層水平方向上的分布規(guī)律為：由于坳陷深度自東向西、由南向北遞增，含水層厚度沿此方向增厚。地下水以潛水為主，潛水含水層由細(xì)沙和中細(xì)沙組成。少量半承壓水存在于地勢(shì)低洼，黏質(zhì)土覆蓋層厚度較大的地區(qū)。灌區(qū)潛水主要來(lái)源于田間灌溉入滲及渠道滲漏，其次是山洪水和降水。

圖1 河套灌區(qū)地理位置 Fig.1 Location map of Hetao Irrigation District

1.2 數(shù)據(jù)采集

河套灌區(qū)5 個(gè)灌域共有215 個(gè)地下水埋深觀測(cè)點(diǎn)，取樣時(shí)間為1998—2017 年，地下水埋深數(shù)據(jù)每5 d采集1 次，分別是在每個(gè)月的1、6、11、16、21、26日，1 年共采集72 批水樣。灌區(qū)5 個(gè)灌域共有117個(gè)地下水礦化度觀測(cè)點(diǎn)，取樣時(shí)間為1998—2017 年，每年采集7 批次水樣，分別是在1、3、5、7、9、10、11 月。

1.3 研究方法

本文在研究地下水埋深，礦化度的空間變異性時(shí)主要采用了地統(tǒng)計(jì)學(xué)的方法，半變異函數(shù)是地統(tǒng)計(jì)學(xué)的基本工具，是一個(gè)關(guān)于數(shù)據(jù)點(diǎn)的半變異值與數(shù)據(jù)點(diǎn)間距離的函數(shù)，公式為：

式中：h 為滯后距，或稱步長(zhǎng)、距離段；E 表示數(shù)學(xué)期望，Z(x)為在位置x 處的變量值，Z(x,h)為在與位置x 偏離h 處的變量值。隨著距離段的變化，可計(jì)算出一系列的變異函數(shù)值。以h 為橫坐標(biāo)，V(h)為縱坐標(biāo)作圖，便得到了變異函數(shù)圖。從計(jì)算公式可見，變異函數(shù)實(shí)際上是一個(gè)協(xié)方差函數(shù)，是同一個(gè)變量在一定相隔距離上差值平方的期望值，差值越小，說(shuō)明在此距離段上該變量值的相關(guān)性越好；反之亦然。

式（1）是較為嚴(yán)格的數(shù)字定義，同時(shí)適用于空間上連續(xù)分布的變量。但在實(shí)際工作中，采樣點(diǎn)常常是離散的，為此將式（1）改寫為；

式中:N(h)為距離等于h 的點(diǎn)對(duì)數(shù);Z(xi)為點(diǎn)xi處變量的實(shí)測(cè)值；Z(xi+h)為與點(diǎn)xi偏離h 處變量的實(shí)測(cè)值。式（2）被稱為實(shí)驗(yàn)變異函數(shù)。根據(jù)實(shí)驗(yàn)變差函數(shù)圖的特征，需要將實(shí)驗(yàn)變差函數(shù)擬合成相應(yīng)的理論變差函數(shù)模型，本次研究多為指數(shù)函數(shù)和球面函數(shù)模型：

指數(shù)函數(shù)模型：

球面函數(shù)模型：

式中：C0為塊金值；[C0+C]為基臺(tái)值；a 為變程。塊金值C0表示隨機(jī)變異的大小，基臺(tái)值[C0+C]是半變異函數(shù)達(dá)到的極限值。塊金值與基臺(tái)值的比值[C0/C0+C]稱為塊金系數(shù)，反映了隨機(jī)變異占總變異的大小，一般認(rèn)為塊金系數(shù)<0.25 時(shí)，空間相關(guān)性強(qiáng)；塊金系數(shù)在0.25～0.75 時(shí)，空間相關(guān)性中等；塊金系數(shù)>0.75 時(shí)，空間相關(guān)性弱。變程a 表示具有相似性質(zhì)斑塊的空間連續(xù)性范圍，變程以內(nèi)，空間變量具有空間自相關(guān)性或空間依賴性，變程以外則不存在空間依賴性[10-11]。

模型擬合的精度采用決定系數(shù)R2和殘差平方和RSS 來(lái)判斷，殘差平方和RSS 越小、決定系數(shù)R2越大，說(shuō)明理論模型對(duì)實(shí)驗(yàn)半變異函數(shù)的擬合效果越好[12]。

2 結(jié)果與分析

2.1 地下水埋深和礦化度地統(tǒng)計(jì)特征

地下水埋深和礦化度按照每5 年（即1998—2002年、2003—2007 年、2008—2012 年、2013—2017 年）分4 個(gè)階段進(jìn)行研究。計(jì)算其埋深和礦化度的統(tǒng)計(jì)特征值如表1 所示，變異系數(shù)小于0.1 為弱變異性，0.1～1為中等變異性，大于1 為強(qiáng)變異性[13]。在4 個(gè)研究階段，地下水埋深的平均值分別為1.99、2.23、2.27、2.47 m，變異系數(shù)分別為62.31%、73.54%、83.62%、89.88%，處在中等變異程度，數(shù)據(jù)的平均值和變異系數(shù)逐漸增大，說(shuō)明灌區(qū)地下水埋深及其空間變異性逐漸增大。地下水礦化度的平均值分別為4 114.65、4 279.31、4 100.30、3 814.23 mg/L，變異系數(shù)分別為98.78%、134.47%、125.81%、122.40%，呈強(qiáng)變異性，數(shù)據(jù)的平均值和變異系數(shù)均先增大后減小，說(shuō)明灌區(qū)地下水礦化度及其空間變異性呈現(xiàn)先增大后減小的趨勢(shì)，地下水礦化度存在較多異常值，異常高值可能是由于生物富集或局部的土壤有機(jī)質(zhì)，或者是局部施肥、污染等人工因素造成。

地統(tǒng)計(jì)學(xué)中半變異函數(shù)的成立必須建立在本征假設(shè)或二階平穩(wěn)假設(shè)基礎(chǔ)上，這就要求樣本點(diǎn)的觀測(cè)值必須符合正態(tài)分布或近似正態(tài)分布[14]。呈現(xiàn)正態(tài)分布的數(shù)據(jù)其偏度系數(shù)和峰度系數(shù)均應(yīng)接近于0，由表1 可知樣本數(shù)據(jù)并不符合正態(tài)分布，因?yàn)樵加^測(cè)數(shù)據(jù)中的特異值相對(duì)較多，利用ArcGIS 地統(tǒng)計(jì)模塊中的探索數(shù)據(jù)功能，結(jié)合域處理法及數(shù)據(jù)直方圖對(duì)特異值進(jìn)行篩選，域處理法是將數(shù)據(jù)的平均值m加減3 倍的標(biāo)準(zhǔn)差σ 作為界限，將大于或小于[m±3σ]的數(shù)據(jù)視為特異值[15]。

特異值的存在影響了半變異函數(shù)擬合的精度[16]，對(duì)于分析地下水埋深及礦化度的空間相關(guān)性有一定干擾，故在保持?jǐn)?shù)據(jù)真實(shí)性的情況下，剔除了少數(shù)特異值。對(duì)剔除特異值之后的數(shù)據(jù)進(jìn)行對(duì)數(shù)轉(zhuǎn)換，轉(zhuǎn)換之后的數(shù)據(jù)，偏度接近于0，峰度接近于0，說(shuō)明轉(zhuǎn)換后的數(shù)據(jù)基本接近于正態(tài)分布，可以用于半變異函數(shù)的擬合。

表1 地下水埋深和礦化度參數(shù)特征統(tǒng)計(jì)表 Table 1 Statistics eigenvalue of groundwater depth and salinity parameters

利用GS+軟件，采用全灌區(qū)去除特異值后的198個(gè)經(jīng)過(guò)對(duì)數(shù)轉(zhuǎn)換后的地下水埋深數(shù)據(jù)和108 個(gè)地下水礦化度數(shù)據(jù)，選取不同的半變異函數(shù)模型對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行擬合，各階段埋深及礦化度數(shù)據(jù)的最優(yōu)擬合模型及相關(guān)參數(shù)匯總?cè)绫? 所示，半變異函數(shù)模型如圖2、圖3 所示。

表2 地下水埋深和礦化度最優(yōu)擬合模型及參數(shù)表 Table 2 The optimal fitting model and parameters of groundwater depth and salinity

4 個(gè)研究階段埋深的最優(yōu)擬合模型均為指數(shù)模型，塊金系數(shù)均小于0.25，說(shuō)明灌區(qū)地下水埋深的空間相關(guān)性較強(qiáng)，影響地下水埋深變化主要為灌區(qū)的環(huán)境因素。從1998—2017 年變程逐漸增大，說(shuō)明灌區(qū)地下水埋深的空間自相關(guān)性距離變長(zhǎng)、空間連續(xù)性變強(qiáng)。有3 個(gè)研究階段地下水礦化度的最優(yōu)擬合模型均為指數(shù)函數(shù)，僅2008—2012 年為球面函數(shù)，由塊金系數(shù)可以看出灌區(qū)1998—2007 年地下水礦化度空間相關(guān)性較強(qiáng)，而2008—2017 年地下水礦化度在空間上呈中等相關(guān)性。2008—2017 年塊金系數(shù)的增大說(shuō)明灌區(qū)地下水礦化度的空間結(jié)構(gòu)性變差，受人為因素影響造成的隨機(jī)變異性增強(qiáng)。變程逐年增大，說(shuō)明灌區(qū)地下水礦化度空間自相關(guān)性距離逐漸增大，空間連續(xù)性逐漸增強(qiáng)，地下水礦化度在空間上分布的均勻性增強(qiáng)。在4 個(gè)研究階段，地下水礦化度的塊金系數(shù)皆大于地下水埋深的塊金系數(shù)，由于地下水埋深受到地形、地貌、氣候等大尺度因子影響，因而其隨機(jī)變異較小，空間相關(guān)性較為強(qiáng)烈，而地下水礦化度受到土壤性質(zhì)、降水、灌溉、施肥等小尺度因子影響，隨機(jī)變異性較強(qiáng)，空間相關(guān)性沒有地下水埋深那么強(qiáng)烈。

2003—2017 年各地下水埋深觀測(cè)點(diǎn)的空間相關(guān)距離在15 000～117 400 m 之間，大于實(shí)際采樣距離的均值13 947 m，各地下水礦化度觀測(cè)點(diǎn)的空間相關(guān)距離在21 600～45 300 m 之間，大于實(shí)際采樣距離的均值18 063 m，故各取樣點(diǎn)均在空間變異范圍內(nèi)，具有代表性。1998—2002 年的地下水埋深的變程為10 200 m，地下水礦化度的變程為17 100 m，小于各自的采樣距離均值，說(shuō)明試驗(yàn)采樣間距較大，為了達(dá)到反映埋深和礦化度空間結(jié)構(gòu)的目的，需要增加采樣數(shù)，減小采樣距離[17]。模型擬合殘差極小，且決定系數(shù)在0.556～0.934 之間，均為顯著水平，表明所選模型可以較準(zhǔn)確地描述其空間結(jié)構(gòu)特征。

圖2 地下水埋深數(shù)據(jù)半變異函數(shù)模型 Fig.2 Semi-variogram model of groundwater depth data

圖3 地下水礦化度數(shù)據(jù)半變異函數(shù)模型 Fig.3 Semi-variogram model of groundwater salinity data

2.2 地下水埋深和礦化度空間分布

運(yùn)用ArcGIS 軟件地統(tǒng)計(jì)模塊的普通克里金插值法對(duì)灌區(qū)4 個(gè)研究階段的地下水埋深和礦化度進(jìn)行插值如圖4、圖5 所示。統(tǒng)計(jì)不同階段不同埋深區(qū)間、不同礦化度區(qū)間的面積所占比例如圖6 所示。灌區(qū)地下水埋深在4 個(gè)研究階段逐漸增大，埋深在1.5～2 m的低值區(qū)域面積從76.5%降低到33.6%，埋深>3 m的高值區(qū)域面積所占比例從0.6%升高到8.2%。地下水礦化度處于2 000～4 000 mg/L 中等水平的區(qū)域面積較大，1998—2017 年灌區(qū)地下水礦化度較低值區(qū)域（<2 000 mg/L）的面積逐漸擴(kuò)大，所占比例從9.4%上升到22.74%后又降低到18.53%，礦化度高值區(qū)域（>5 000 mg/L）面積從2003 年以后逐年減少，所占比例從18.58%降低至13.14%。

在空間分布上，灌區(qū)西南部沿黃河附近埋深相對(duì)較淺，基本在2 m 以下，而西北部和東北部沿狼山山前相對(duì)較深，部分區(qū)域埋深可達(dá)10 m 以上，空間分布表現(xiàn)出明顯的條帶狀和局部斑塊狀的格局。結(jié)合圖1 中灌區(qū)機(jī)電井的分布，可以看出機(jī)電井分布區(qū)域與地下水埋深高值區(qū)域的分布相似，機(jī)電井多為解決由于2003 年干旱導(dǎo)致農(nóng)業(yè)灌溉水不足問題，作為農(nóng)田灌溉的取水井，隨地下水不斷被開采利用，在義長(zhǎng)灌域西南部和西北部以及烏拉特灌域三湖河地區(qū)地下水埋深在2003—2017 年呈現(xiàn)逐漸增大趨勢(shì)。解放閘灌域和永濟(jì)灌域中北部、義長(zhǎng)灌域中部、烏拉特灌域西部無(wú)機(jī)電井覆蓋，因此這些區(qū)域地下水埋深無(wú)明顯增大趨勢(shì)，依舊保持在<2.5 m 的較淺水平。

地下水礦化度空間方向上的分布規(guī)律受地貌、古地理和構(gòu)造條件的控制，由于河套灌區(qū)整體地勢(shì)西南高（高程為1 042 m），西北、東南相對(duì)較低（高程為1 034、1018 m），灌區(qū)地下水水平遷移主要是由西南向西北和東南，地下水埋深逐漸變淺，蒸發(fā)濃縮作用加劇，地下水礦化度升高，因此礦化度較高的區(qū)域分布在灌區(qū)西北部和東南部地區(qū)，西南及中部局部地區(qū)地下水礦化度較低。礦化度的空間分布還受到地下水徑流的強(qiáng)烈影響，在灌區(qū)西南部，地下水受地形影響，水力梯度較大，水循環(huán)交替作用強(qiáng)烈，因此礦化度較小。灌區(qū)東部，地形變緩，地下水徑流相對(duì)緩慢，地下水離子組分沿水流路徑逐漸富集，礦化度增大。第一含水層組下段在烏拉特灌域的西部一帶底板隆起，巖層厚度較小，阻礙了地下水的流動(dòng)，導(dǎo)致該地地下水埋深較淺，在常年土壤蒸發(fā)強(qiáng)烈條件下，土壤鹽堿化嚴(yán)重，地下水礦化度較高。

圖4 地下水埋深空間分布圖 Fig.4 Spatial distribution of groundwater depth

圖5 地下水礦化度空間分布圖 Fig.5 Spatial distribution of groundwater salinity

圖6 不同階段不同地下水埋深和礦化度區(qū)間面積占比圖 Fig.6 Area proportion of different groundwater depth and salinity interval in different stages

2.3 地下水埋深和礦化度的關(guān)系

地下水埋深影響著地下水總量和土壤鹽分的變化，而地下水礦化度也受地下水總量和土壤鹽分的影響，因此地下水礦化度的變化與地下水埋深的變化之間必然存在一定的聯(lián)系。經(jīng)過(guò)比較圖4 和圖5 地下水埋深和礦化度的空間分布圖可以明顯看出：地下水礦化度較高的區(qū)域地下水埋深相應(yīng)的較?。ㄈ鐖D4、圖5 中的西北部及東南部），地下水礦化度相對(duì)較低的區(qū)域地下水埋深相應(yīng)較大（如圖4、圖5 中西南部及東北部分區(qū)域），尤其體現(xiàn)在灌區(qū)南部永濟(jì)灌域左下方的區(qū)域，礦化度低值與埋深高值呈現(xiàn)鮮明的對(duì)比。

利用ArcGIS 中的柵格分割功能，將典型年2002年（降雨量和引黃灌溉水量均處于多年平均水平）的地下水埋深和礦化度空間插值圖像分割成48 個(gè)區(qū)域，每個(gè)區(qū)域埋深和礦化度的平均值見圖7，在絕大多數(shù)區(qū)域（編號(hào)1-8，11-16，20-24，30-37，40-48）地下水埋深和礦化度呈現(xiàn)一高一低的分布。地下水中的離子組分主要來(lái)源于土壤中被灌溉和降雨所淋洗的鹽分，還有部分來(lái)源于灌溉水中的鹽分以及地下水中巖石礦物的風(fēng)化溶解。灌溉水量以及降雨量的大小很大程度上決定了地下水中離子量的多少也即礦化度的大小，同時(shí)，灌溉水量及降雨量的多少也決定了其對(duì)地下水的補(bǔ)給程度，影響著地下水位的變化。因此灌溉量較大的地區(qū)通過(guò)灌溉淋洗到地下水的離子量大，礦化度相應(yīng)較大，而由于灌溉水的入滲補(bǔ)給，地下水位升高，埋深相應(yīng)地較小；河套灌區(qū)目前的井灌區(qū)主要分布在狼山山前和三河湖地區(qū)（狼山山前區(qū)域編號(hào)為22、31、32；三河湖區(qū)域編號(hào)為19）由于抽取地下水灌溉要求地下水礦化度相對(duì)較小，且地下水的利用會(huì)導(dǎo)致這些地區(qū)埋深的增大，因此這些地區(qū)地下水埋深大，礦化度小。

圖7 不同分割區(qū)域地下水埋深和礦化度均值圖 Fig.7 Average groundwater depth and salinity in different segmentation areas

2.4 降雨和灌溉對(duì)地下水埋深和礦化度的影響

河套灌區(qū)1998—2017 年的年降雨量及灌溉水量如圖8 所示。選取降雨量較小的2005 年作為枯水年（年降雨量為77 mm），降雨量較大的2012 年為豐水年（年降雨量為285 mm），通過(guò)對(duì)比枯水年與豐水年地下水礦化度與埋深的分布情況，分析降雨對(duì)地下水埋深和礦化度的影響。2005 年和2012 年地下水埋深和礦化度的空間分布如圖9 所示。不同地下水埋深區(qū)間面積所占比例如表3 所示。不同地下水礦化度區(qū)間面積所占比例如表4 所示。結(jié)合圖表可知，相比2005年，2012 年地下水埋深高值區(qū)域面積有所減小，低值及中值區(qū)域面積顯著增大；地下水礦化度高值區(qū)域面積明顯縮小，低值區(qū)域面積明顯增大。埋深<1.6 m的低值區(qū)域面積所占比例從2005 年的2.6%增加到2012 年的11.6%，埋深處于1.6～2.0 m 的較低值區(qū)間面積所占比例從2005 年的57.41%增加到2012 年的62.73%，埋深處于2.0～2.5 m 的較高值區(qū)間的面積所占比例從2005 年的34.37%減少到2012 年的19.6%。礦化度<2 000 mg/L 的低值區(qū)間面積所占比例從2005年的12.51%增加到2012 年的31.82%，礦化度>5 000 mg/L 的高值區(qū)間面積所占比例從2005 年的20.2%減少到2012 年的11.35%。

豐水年大量的降雨對(duì)灌區(qū)整體地下水的補(bǔ)給作用，導(dǎo)致了地下水位的上升，地下水得到淡化，盡管降雨過(guò)程對(duì)土壤鹽分也有一定的淋洗作用，但降雨所覆蓋面積為整個(gè)灌區(qū)的耕作及未耕作區(qū)域，因此對(duì)于地下水的淡化作用強(qiáng)于依靠灌溉水對(duì)土壤鹽分淋洗而造成的地下水礦化度上升作用。而枯水年降雨量稀少，相應(yīng)地引黃灌溉水增加，在引黃灌溉水對(duì)耕作土壤的淋洗過(guò)程中，土壤中的鹽分隨之下滲到地下水中，使地下水礦化度增大。

圖8 1998—2017 年河套灌區(qū)年降雨量及灌溉水量 Fig.8 Annual rainfall and irrigation amount in Hetao Irrigated District from1998—2017

表3 枯水年與豐水年不同地下水埋深區(qū)間面積占比 Table 3 Area proportion of different groundwater depth interval in dry year and wet year %

表4 枯水年與豐水年不同地下水礦化度區(qū)間面積占比 Table 4 Area proportion of different groundwater interval salinity in dry year and wet year %

圖9 枯水年與豐水年地下水埋深和礦化度空間分布圖 Fig.9 Spatial distribution of groundwater depth and salinity in dry year and wet year

灌區(qū)典型觀測(cè)點(diǎn)地下水埋深和礦化度的年內(nèi)變化趨勢(shì)如圖10 所示。選取平水年2002 年（年降雨量為162 mm）不同月份（3、7、11 月）分析灌溉對(duì)地下水埋深和礦化度的影響，不同月份地下水埋深和地下水礦化度空間分布如圖11 所示。統(tǒng)計(jì)灌區(qū)不同地下水埋深區(qū)間面積占比如表5 所示，不同地下水礦化度區(qū)間面積占比如表6 所示。結(jié)合圖表可知，地下水埋深在年內(nèi)的變化規(guī)律十分明顯，埋深低值區(qū)域（<1.4 m）面積從3—7 月增長(zhǎng)了13.73%，從7—11月增長(zhǎng)了39.81%，埋深較高值區(qū)域（2.4～3 m）面積則從3 月的36.97%減小至11 月的3.08%。礦化度低值區(qū)域（<2 000 mg/L）的面積從3 月的23.02%減小到11 月的21.25%，礦化度處于2 000～3 000 mg/L的區(qū)域面積從3 月的26.32%增加到11 月的29.38%，礦化度較高值區(qū)域（3000～5 000 mg/L）和高值區(qū)域（>5 000 mg/L）的面積從3—7 月再到12 月僅有微小波動(dòng)。

圖10 典型觀測(cè)點(diǎn)地下水埋深和礦化度年內(nèi)變化 Fig.10 Annual variation of groundwater depth and salinity at typical observation sites

圖11 典型年不同灌溉期地下水埋深和礦化度空間分布圖 Fig.11 Spatial distribution of groundwater depth and salinity in different irrigation periods in typical year

表5 典型年不同灌溉期不同地下水埋深區(qū)間面積占比 Table 5 Area proportion of different groundwaterdepth interval in different irrigation periods in typical year %

表6 典型年不同灌溉期不同地下水礦化度區(qū)間面積占比 Table 6 Area proportion of different groundwatersalinity interval in different irrigation periods in typical year %

3 月為土壤封凍期末，地下水埋深處于全年最小時(shí)段，4 月底5 月初春灌開始，灌區(qū)引入大量的黃河水灌溉，這些引黃水通過(guò)渠系和田間入滲補(bǔ)給地下水，作物生育期內(nèi)水分蒸騰作用強(qiáng)烈，灌區(qū)處于灌溉-補(bǔ)給-蒸發(fā)的循環(huán)過(guò)程中，鹽分通過(guò)蒸騰作用聚集在土壤與淺層地下水中，因此7 月地下水埋深減小，地下水礦化度增大；9—10 月灌區(qū)進(jìn)行大面積秋澆，秋澆的形式主要是在已收割作物的土地上進(jìn)行大水漫灌，起到?jīng)_鹽保墑的作用，沒有作物吸收水分，因此在短時(shí)間內(nèi)地下水得到大量補(bǔ)給，地下水埋深顯著減小，土壤中的鹽分被淋洗到地下水中，但由于灌溉水對(duì)地下水整體的補(bǔ)給淡化作用，地下水礦化度相較于7 月并未呈明顯增大。

3 討 論

河套灌區(qū)地下水埋深逐年下降，為保證作物的正常生長(zhǎng)以及灌區(qū)生態(tài)環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展，地下水埋深的下降應(yīng)控制在一定范圍內(nèi)；河套灌區(qū)地下水礦化度先增大后減小，地下水在2010—2017 年有輕微的淡化趨勢(shì)。地下水埋深在年內(nèi)的變化規(guī)律十分明顯，而地下水礦化度年內(nèi)變化規(guī)律不明顯，且特異值較多，因地下水礦化度受地形、地貌、包氣帶巖性、地下水的徑流和氣候以及地下水埋深多重條件的控制，雖然蒸發(fā)作用及灌溉水的溶濾作用對(duì)地下水礦化度的影響為主導(dǎo)作用，但其變化受外界局部環(huán)境干擾較大，外界污染物對(duì)地下水質(zhì)也會(huì)產(chǎn)生直接影響，因此地下水礦化度的年際變化與年內(nèi)變化趨勢(shì)甚微。

降雨和灌溉水入滲均會(huì)補(bǔ)充地下水量，因此會(huì)導(dǎo)致地下水埋深的減小，然而對(duì)于礦化度的影響比對(duì)地下水埋深的影響更為復(fù)雜，一方面，降雨和灌溉入滲的水量會(huì)對(duì)地下水起到淡化的作用，從而使得地下水礦化度減?。涣硪环矫?，在降雨和灌溉水入滲的過(guò)程中，會(huì)將土壤中的鹽分淋洗到淺層地下水中，從而導(dǎo)致地下水礦化度增大，因此降雨和入滲究竟會(huì)造成地下水礦化度的增大還是減小還需要綜合考慮降雨量、灌溉入滲水量的大小以及對(duì)土壤鹽分淋洗量的大小。

地下水礦化度較高的區(qū)域地下水埋深相對(duì)較小，這與前人的研究結(jié)果一致[18]，利用地下水埋深與礦化度之間的這種響應(yīng)關(guān)系，可以根據(jù)地下水埋深的空間變化情況來(lái)預(yù)估地下水礦化度的空間變化，從而合理調(diào)控灌區(qū)地下水位，控制地下水礦化度和土壤鹽漬化程度。

4 結(jié) 論

1）1998—2017 年灌區(qū)地下水埋深及其空間變異性逐漸增大，灌區(qū)地下水礦化度及其空間變異性先增大后減小。灌區(qū)地下水埋深及礦化度的塊金系數(shù)均較小，影響其變化的主要為環(huán)境因素而非人為因素。

2）灌區(qū)西南部沿黃河附近地下水埋深相對(duì)較淺，基本在2 m 以下，西北部和東北部沿狼山山前地下水埋深相對(duì)較深，部分區(qū)域地下水埋深可達(dá)10 m 以上，機(jī)電井的分布與地下水埋深高值區(qū)域的分布相似。礦化度較高的區(qū)域分布在灌區(qū)西北部和東南部地區(qū)，西南及中部局部地區(qū)地下水礦化度較低。

3）地下水礦化度較高的區(qū)域地下水埋深相對(duì)較小，地下水礦化度相對(duì)較低的區(qū)域地下水埋深相對(duì)較大。

4）豐水年大量的降雨對(duì)灌區(qū)整體地下水的補(bǔ)給作用，使得豐水年地下水埋深較淺，地下水得到淡化從而使其礦化度減小。在一年的周期內(nèi)，從3 月（春灌前），7 月（春灌后秋澆前）到11 月（秋澆后）地下水埋深逐漸減小，地下水礦化度7 月最大。