成蕭堯，毛 威，朱 焱，楊金忠

(武漢大學(xué) 水資源與水電工程科學(xué)國家重點實驗室，武漢 430072)

內(nèi)蒙古河套灌區(qū)是我國重要的糧油生產(chǎn)基地，其位于干旱少雨的西北高原，降雨量小、蒸發(fā)量大，屬于沒有引水灌溉就沒有農(nóng)業(yè)的地區(qū)。灌區(qū)2000-2013年多年平均引黃水量約45.1 億m3，占過境黃河水量的七分之一。但我國西北干旱地區(qū)面臨嚴(yán)峻的水資源形勢，河套灌區(qū)引黃水量將進一步受到限制。而引黃水是灌區(qū)地下水最大的補給來源，引水量的減少將導(dǎo)致灌區(qū)地下水位下降，這將對地表水體、生態(tài)環(huán)境、土壤鹽滯化過程等造成極其重要的影響。因此，探索節(jié)水條件下區(qū)域地下水動態(tài)變化規(guī)律，對于該地區(qū)農(nóng)業(yè)、社會經(jīng)濟可持續(xù)發(fā)展均具有極其重要的理論和現(xiàn)實意義。

目前，國內(nèi)外學(xué)者對河套灌區(qū)的研究主要集中在對節(jié)水灌溉工程技術(shù)和管理技術(shù)的研究[1-3]，并有部分學(xué)者研究了井渠結(jié)合灌溉模式對河套灌區(qū)地下水及地下水礦化度的影響[4-6]、灌溉入滲對地下水的補給規(guī)律[7]、河套灌區(qū)區(qū)域節(jié)水潛力[8-12]等。但目前對區(qū)域尺度的引水量與地下水埋深變化定量關(guān)系的研究較少。河套灌區(qū)的引黃水量將由現(xiàn)狀逐步減少到40 億m3，并進一步減少到36.4 億m3，在這種引黃水量條件下灌區(qū)的地下水埋深和排水量變化將直接影響到灌區(qū)的生態(tài)可持續(xù)發(fā)展。本文搜集河套灌區(qū)2000-2013年氣象資料、水文地質(zhì)資料、引水量、排水量、地下水埋深等資料，基于Saltmod構(gòu)建了灌區(qū)水均衡模型，采用2000-2008年數(shù)據(jù)對模型進行了率定，2009-2013年數(shù)據(jù)進行了驗證，并運用驗證后的Saltmod模型預(yù)測了引黃水量和降雨量減少時地下水動態(tài)的變化規(guī)律，以期為確定維持河套灌區(qū)可持續(xù)發(fā)展的引黃水量閾值提供參考。

1 Saltmod模型簡介

Saltmod模型是以水均衡原理為基礎(chǔ)而開發(fā)的模型，可用于模擬和預(yù)測地下水埋深、土壤水、排水量等動態(tài)變化過程[13,14]。其輸入數(shù)據(jù)主要包括灌區(qū)土壤特性、作物情況、氣象條件、灌溉水量等；其輸出數(shù)據(jù)主要包括排水量、地下水埋深等。目前，該模型已經(jīng)成功的運用于印度、土耳其、中國江蘇、內(nèi)蒙古等地的水鹽預(yù)測分析[15-18]。Saltmod模型可以根據(jù)作物生長情況、灌區(qū)的氣象條件等將一年分為1～4個模擬季度，每個季度的長短依據(jù)其持續(xù)的月份來確定。模型以季度為均衡時段進行水量均衡計算。

該模型在空間上將土壤沿垂向劃分為4個均衡體，分別為地表均衡體、根系層、過渡層、含水層。每個均衡體均有確定的水量均衡方程，由于本文研究區(qū)位于西北干旱地區(qū)，降雨量小，可認(rèn)為無地表徑流產(chǎn)生，因此，本文只考慮根系層、過渡層和含水層3個均衡體，如圖1所示，其均衡方程分別如公式(1)～(3)所示。

注：Era為根系層實際蒸發(fā)量；λi為地表均衡體向下入滲至根系層水量；λo為根系層向上入滲至地表均衡體水量；Lc為渠系水滲漏至過渡層水量；Rr為過渡層至根系層的毛管上升量；Lr為根系層向下入滲至過渡層水量；Gd為排水系統(tǒng)排水量；Gw為抽水井抽取水量；VR為含水層向上入滲至過渡層水量；VL為過渡層向下入滲至含水層水量；Gi為含水層水平流入水量；Go為含水層水平流出水量。

圖1 Saltmod模型各均衡體及水均衡項

根系層水量平衡方程為：

λi+Rr=λo+Era+Lr+ΔWf+ΔWr

(1)

式中：λi為地表均衡體入滲到根系層的水量，m；Rr為通過毛管作用上升到根系層的水量，m；λo為根系層向上滲出到地表均衡體的水量，m；Era為根系層實際的蒸發(fā)量，m；Lr是根系層入滲到過渡層的水量，m；ΔWf為根系層在田間持水率與凋萎系數(shù)之間的儲水變化量，m；ΔWr為根系層在田間持水率與飽和含水率之間的儲水變化量，m。

Rr與Lr為兩個相反的參數(shù)，不可同時存在，若Lr>0，則Rr=0，反之亦然。由于模型模擬時間一般較長，ΔWf的變化相對較小，可以忽略不計。

過渡層水量平衡方程為：

Lr+Lc+VR=Rr+VL+Gd+ΔWX

(2)

式中：Lc為灌溉渠系的輸水損失入滲到過渡層的水量，m；VR為含水層垂直向上入滲到過渡層的水量，m；VL為過渡層飽和部分垂直向下入滲到含水層的水量，m；Gd為人工的排水系統(tǒng)或暗管排出的水量，m；ΔWX為過渡層在田間持水率與凋萎系數(shù)之間的儲水變化量，m。

含水層水量平衡方程為：

Ci+VL=Go+VR+Gw+ΔWq

(3)

式中：Gi為含水層水平方向的流入水量，m；Go為含水層水平方向的水平流出水量，m；Gw為抽水井抽取水量，m；ΔWq為含水層儲水變化量，m。

2 研究區(qū)概況

本研究區(qū)域為內(nèi)蒙古自治區(qū)河套灌區(qū)，該灌區(qū)北依陰山山脈，南臨黃河，東至包頭市郊，西接烏蘭布和沙漠，地理坐標(biāo)為東經(jīng)100°～105°，北緯40°～42°(見圖2)。灌區(qū)地形平坦，西南高，東北低，海拔在1 007～1 050 m，東西長270 km，南北寬40～75 km，總面積1.073 萬km2，其中灌溉面積0.574 萬km2，是我國重要的糧油生產(chǎn)基地。河套灌區(qū)位于我國西北干旱、半干旱地區(qū)，屬于典型的溫帶大陸性氣候，冬長夏短、干燥多風(fēng)、晝夜溫差較大，灌區(qū)年平均氣溫6.9 ℃，多年平均降雨量約120～130 mm，多年平均蒸發(fā)量約2 400 mm，約為降雨量的10～20倍。灌區(qū)地下水主要以潛水為主，部分地區(qū)有半承壓水存在，潛水含水層主要是細(xì)砂和中細(xì)砂。灌區(qū)共有200多眼地下水觀測井，每5 d觀測一次，地下水觀測井分布見圖2。研究區(qū)屬于典型的入滲—蒸發(fā)型區(qū)域，黃河是灌區(qū)灌溉引水的主要來源，灌區(qū)潛水補給以渠道滲漏及田間灌溉入滲為主，山洪水和降水次之；潛水消耗主要是潛水蒸發(fā)，除此之外基本無其他排泄出路。

根據(jù)河套灌區(qū)的灌溉時間及氣象條件，將全年分為3個模擬季度：第1季度是每年的4-9月共6個月；第2季度是每年的10-11月共2個月；第3季度是每年的12月至次年的3月共4個月。河套灌區(qū)2000-2013年不同季度的引水量、參考作物騰發(fā)量、降雨量、地下水埋深見圖3。

圖2 河套灌區(qū)位置及地下水觀測井分布圖

圖3 河套灌區(qū)不同季度資料圖

3 模型率定與驗證

3.1 模型數(shù)據(jù)說明

本模型根據(jù)灌區(qū)已有的2000-2013年實測資料，選擇2000-2008年的實測數(shù)據(jù)進行模型的率定，2009-2013年的實測數(shù)據(jù)進行模型的驗證。根據(jù)每個季度的灌溉、蒸發(fā)實測資料將整個灌區(qū)劃分為兩種不同類型的土地，分別是灌溉用地和非灌溉用地，灌溉用地占灌區(qū)總面積的0.54，非灌溉用地占0.46。

根據(jù)地質(zhì)調(diào)查的鉆孔資料，將研究區(qū)域沿垂向上分為3層，第1層厚度為1 m，為根系層；第2層厚度為4 m，為過渡層；第3層厚度為95 m，為含水層。根系層和過渡層總孔隙度取為0.48，有效孔隙率取為0.07；含水層總孔隙度取為0.4，有效孔隙率取為0.1[19]。

初始地下水埋深取多年平均值2.07 m，毛管上升臨界深度取2.55 m。排水溝深度取為2.0 m，整個灌區(qū)渠系水利用率取為0.4，渠系水滲漏補給地下水系數(shù)取為0.710。不同類型土地的作物系數(shù)通過率定得到，第1季度灌溉用地作物系數(shù)取為0.744，非灌溉用地作物系數(shù)取為0.377；第2季度灌溉用地作物系數(shù)取為0.779，非灌溉用地作物系數(shù)取為0.519；第3季度灌溉用地和非灌溉用地作物系數(shù)均取為0.572。由于全灌區(qū)的側(cè)滲補給量與地下水開采量(工業(yè)生活及牲畜用水)基本持平，所以在計算過程中兩者均不予考慮。

3.2 模型率定

選定2000-2008年為率定期，通過對比模擬所得地下水埋深、排水量與實測值進行模型率定，采用RMSE(均方根誤差)和RE(相對誤差)兩個指標(biāo)來評判模擬結(jié)果，其計算公式如下：

(4)

(5)

式中：Ysim,i為模型計算值；Yobs,i為實測值；N為樣本數(shù)量。

率定期地下水埋深模擬值與實測值的對比結(jié)果如圖4所示，模型模擬的地下水埋深與實測值擬合較好，模擬初期第2季度地下水埋深與實測值差別較大，但后期結(jié)果較好。率定期模擬多年平均地下水埋深為2.059 m，實測多年平均地下水埋深為2.007 m，RE為2.6%，RMSE為0.052 m，可知多年平均模擬結(jié)果較好。各季度模擬值與實測值及其相對誤差與均方根誤差見表1，由表1可知，第1季度模擬地下水埋深均值為2.027 m，實測值為1.989 m，模擬值與實測值RE為1.9%，RMSE為0.038 m；第2季度模擬地下水埋深均值為1.919 m，實測值為1.585 m，模擬值與實測值RE為21.1%，RMSE為0.334 m；第3季度模擬地下水埋深均值為2.230 m，實測值為2.255 m，模擬值與實測值RE為1.1%，RMSE為0.025 m?？芍?季度和第3季度模擬值與實測值之間的誤差非常小，第2季度誤差偏大，但總體在可接受范圍內(nèi)。

圖4 率定期地下水埋深模擬值與實測值對比圖

表1 率定期地下水埋深模擬值與實測值及其相對誤差(RE)與均方根誤差(RMSE)

率定期年排水量模擬值與實測值及其相對誤差與均方根誤差見表2。由表2可知，排水量多年平均實測值為3.997 億m3，多年平均模擬值為4.661 億m3，兩者相對誤差RE為16.6%，RMSE為0.664 億m3，結(jié)果較好。

3.3 模型驗證

選定2009-2013年為驗證期，仍采用RMSE和RE兩個指標(biāo)來評判模擬結(jié)果。采用驗證期的地下水埋深和排水量來進行驗證。

表2 率定期排水量模擬值與實測值及其相對誤差(RE)與均方根誤差(RMSE)

驗證期地下水埋深模擬值與實測值的對比結(jié)果如圖5所示，由圖5可知，模型模擬地下水埋深與實測值在驗證期擬合較好。驗證期模擬多年平均地下水埋深為2.077 m，實測多年平均地下水埋深為2.179 m，RE為4.7 %，RMSE為0.103 m，可知多年平均模擬結(jié)果較好。各季度模擬值與實測值及其RE和RMSE見表3，由表3可知，第1季度模擬地下水埋深均值為2.052 m，實測值為2.135 m，模擬值與實測值RE為3.9%，RMSE為0.083 m；第2季度模擬地下水埋深均值為1.918 m，實測值為1.949 m，模擬值與實測值RE為1.6%，RMSE為0.031 m；第3季度模擬地下水埋深均值為2.260 m，實測值為2.344 m，模擬值與實測值RE為3.6%，RMSE為0.084 m?？芍?，不同季度多年平均地下水埋深模擬值與實測值的RE和RMSE均較小，可認(rèn)為各季度驗證結(jié)果較好。

驗證期年排水量模擬值與實測值及其相對誤差與均方根誤差見表4。由表4可知，驗證期排水量多年平均實測值為3.066 億m3，多年平均模擬值為4.565 億m3，兩者相對誤差RE為48.9%，均方根誤差RMSE為1.499 億m3，誤差偏大，但總體在可接受范圍內(nèi)。

表3 驗證期地下水埋深模擬值與實測值及其相對誤差(RE)與均方根誤差(RMSE)

圖5 驗證期地下水埋深模擬值與實測值對比圖

表4 驗證期排水量模擬值與實測值及其相對誤差(RE)與均方根誤差(RMSE)

年份模擬值/億m3實測/億m3RE/%RMSE/億m320004.8002.88266.51.91820014.5063.18341.61.32320024.5062.61972.11.88720034.5063.64923.50.85720044.5062.99850.31.508平均值4.5653.06648.91.499

綜上所述，在率定期和驗證期的地下水埋深、排水量模擬值與實測值吻合較好，RE及RMSE較小，說明經(jīng)過率定后的模型可以用于河套灌區(qū)的地下水埋深及排水量的模擬和預(yù)測。

4 節(jié)水條件下地下水動態(tài)分析

4.1 不同引水條件下地下水動態(tài)分析

本部分假設(shè)灌區(qū)在氣象條件、地質(zhì)條件基本不變，降雨量為2000-2013年多年平均降雨量的100%情況下，僅減小引黃水量，利用驗證后的Saltmod模型預(yù)測未來10年4種不同引黃水量(分別為45.1、42、40、36.4 億m3)條件下灌區(qū)地下水埋深、排水量的變化情況。不同季度的引水比例由實測數(shù)據(jù)的多年平均結(jié)果確定，第1季度占年引水總量的0.692，第2季度占年引水總量的0.308。

不同引水條件下河套灌區(qū)地下水埋深及排水量的預(yù)測結(jié)果見圖6。由圖6可知，地下水埋深和排水量都在第2年后達到相對穩(wěn)定的狀態(tài)。在現(xiàn)狀條件下，即引水量為45.1 億m3時，未來10年多年平均地下水埋深2.07 m，多年平均排水量4.645 億m3。隨著引水量的減少，未來10年多年平均地下水埋深整體呈逐漸增加的趨勢，但增幅較小，從2.07 m依次增加至2.08、2.09、2.11 m，較現(xiàn)狀依次增加0.01、0.02、0.04 m；排水量減少較為明顯，從4.645 億m3依次減少至3.814、3.241、2.281 億m3，較現(xiàn)狀依次減少0.831、1.404、2.364 億m3。

圖6 不同引水條件下地下水埋深及排水量預(yù)測圖

4.2 不同降雨條件下地下水動態(tài)分析

在引黃水量可控的條件下，對整個河套灌區(qū)地下水動態(tài)影響最大的不可控因素就是降雨量。在節(jié)水條件下，即引水量減少，灌區(qū)面臨極端氣候條件時地下水埋深的變化能否滿足農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的需要是一個具有現(xiàn)實意義的問題。本節(jié)將利用Saltmod模型預(yù)測引水量一定時，灌區(qū)在不同降雨量條件下的地下水埋深及排水量的變化情況。由于河套灌區(qū)引黃水量面臨政策性減少，在未來將由現(xiàn)狀引水量逐步減少至40 億m3，并進一步減少至36.4億m3。在此背景下，若灌區(qū)在面臨降雨減少等極端氣候時的地下水埋深能夠滿足灌區(qū)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的需要，則引水量為45.1和42 億m3時也將滿足，故本節(jié)僅考慮40和36.4 億m3這2種引水量與4種降雨量的組合情況?，F(xiàn)假設(shè)河套灌區(qū)每年的引黃水量分別穩(wěn)定在40和36.4 億m3，其他條件不變，利用Saltmod模型，預(yù)測降雨量分別為2000-2013年多年平均降雨量的100%、75%、50%、25%情況下地下水埋深和排水量的變化情況。不同降雨量情況下地下水埋深及排水量預(yù)測結(jié)果見圖7。由圖7可知，降雨量對地下水埋深和排水量影響較大，當(dāng)引水量為40 億m3時，100%、75%、50%、25%降雨情況下，地下水埋深分別為2.09、2.13、2.16、2.19 m，較現(xiàn)狀條件增幅為0.02～0.12 m；排水量分別為3.241、2.614、2.055、1.562 億m3，較現(xiàn)狀條件減幅為1.404～3.083 億m3。當(dāng)引水量為36.4 億m3時，100%、75%、50%、25%降雨情況下，地下水埋深分別為2.11、2.15、2.17、2.20 m，較現(xiàn)狀條件增幅為0.04～0.13 m；排水量分別為2.281、1.727、1.180、0.699 億m3，較現(xiàn)狀條件減幅為2.364～3.946 億m3?？芍?，在未來節(jié)水條件下，若遇到干旱天氣，灌區(qū)地下水埋深將明顯增加，灌區(qū)排水量低于現(xiàn)狀的50%，這將不利于灌區(qū)鹽分的排泄，增加灌區(qū)鹽漬化的風(fēng)險。

圖7 不同降雨量條件下地下水埋深及排水量預(yù)測圖

5 結(jié) 語

本文采用Saltmod模型，結(jié)合14年的實測資料，建立了內(nèi)蒙古河套灌區(qū)的地下水動態(tài)預(yù)測模型，并采用該模型模擬了在未來不同引水量與降雨情況下的灌區(qū)地下水埋深與排水量的動態(tài)變化過程，其主要結(jié)論有：

(1)經(jīng)過率定與驗證后的Saltmod模型可以較好地反應(yīng)灌區(qū)的地下水動態(tài)變化，可用于河套灌區(qū)未來節(jié)水情景下的地下水埋深、排水量等的預(yù)測和分析。

(2)現(xiàn)狀條件下河套灌區(qū)的地下水埋深與排水量基本處于穩(wěn)定狀態(tài)，未來10年多年平均地下水埋深2.07 m，多年平均排水量4.645億m3。在節(jié)水條件下，即引黃水量依次取為42、40、36.4 億m3時，未來10年多年平均地下水埋深依次增加0.01、0.02、0.04 m，排水量依次減少0.831、1.404、2.364 億m3。地下水埋深小幅增加，排水量減少明顯。

(3)節(jié)水條件下降雨量對灌區(qū)的地下水埋深和排水量有較大影響。在引黃水量減少為40、36.4 億m3時，降雨量依次取為現(xiàn)狀條件的100%、75%、50%、25%，地下水埋深較現(xiàn)狀條件增幅分別為0.02～0.12、0.04～0.13 m，排水量較現(xiàn)狀條件減幅分別為1.404～3.083、2.364～3.946 億m3。可見，在節(jié)水條件下，若遇干旱天氣，灌區(qū)地下水埋深將大幅加深，而排水量降幅超過現(xiàn)狀50%，不利于灌區(qū)鹽分排泄，灌區(qū)鹽漬化風(fēng)險加大。