關中平原灌區地下水電導率時間變化特征分析

劉 剛, 李占斌, 徐國策, 楊媛媛, 成玉婷, 姚京威

(1.西安理工大學 西北旱區生態水利工程國家重點實驗室培育基地, 西安 710048;2.陜西省引漢濟渭工程建設有限公司, 西安 710010;3.中國科學院 水利部 水土保持研究所 黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室, 陜西 楊凌 712100)

土壤鹽漬化是指土壤底層或地下水的鹽分通過毛管水上升到地表，最終積累在表層土壤中的過程。土壤鹽漬化會增大土壤溶液的滲透壓，降低土體的通氣性、透水性和養分有效性，使植物不能正常生長。土壤鹽漬化是干旱半干旱區土地退化的主要形式之一，近年來，因灌溉引起的土壤次生鹽漬化問題逐步影響著我國干旱、半干旱地區生態環境發展[1-2]，日益引起人們的重視。灌溉農業約占世界糧食生產的1/3，而且其比重正在不斷增大[3]。土壤鹽漬化對氣候、土壤、地形和水文地質等自然條件非常敏感，數據統計表明，每年全球約有1 000萬hm2土地因鹽漬化而不能耕種而最終棄耕撂荒[4]。土壤鹽漬化作為一個世界性的生態問題，得到了國內外眾多學者的極大關注，并從其分布、成因、危害、預防及其評價技術方法等方面進行了深入研究[5-6]。地理信息技術和遙感技術也在土壤鹽漬化識別和監測中得到了廣泛應用[7]。

Vachaud等[8]在1985年首次提出了土壤水分時間穩定性的概念，即土壤水分的空間格局隨時間相對穩定的現象。時間穩定性概念最有用的應用之一是能夠找出可靠代表整個研究區平均水分含量的采樣位置，這與多點隨機采樣相比降低了時間和勞動力成本，因此受到了極大關注,如Gao[9]和Gao[10]等通過研究土壤水分在時間上的穩定性規律，對土壤含水量和不同土層深度土壤儲水量進行了估算。鑒于此，一些學者將時間上的穩定性引入對土壤中離子的分析研究，如Douaik等[11]研究了匈牙利東部土壤中鹽分空間格局，結果發現高鹽點和低鹽點的時間穩定性強弱存在差異；Castrignanò等[12]研究了土壤鈉離子的時間穩定性；徐國策等[13]研究了洛惠渠地下水電導率的時間穩定性和周期性，認為通過選取代表性位置點進行監測，可以有效反映研究區地下水電導率的變化。

近年來，洛惠渠灌區存在的不合理灌溉和種植使土壤鹽漬化面積不斷擴大，可耕地面積逐年萎縮，已對該區糧食安全產生了巨大威脅[14]。劉海波[15]、張霞[16]、李瑛[17]等研究表明，洛惠渠灌區地下水位變化受降水和灌溉為主的多重因素影響，地下水電導率與水位變化存在緊密聯系。由于地下可溶性鹽層影響，灌區地下水電導率整體呈現出與水位相反的變化趨勢。因此，通過研究洛惠渠灌區地下水電導率時間穩定性以及選取該區地下水電導率代表性位點，可以對洛惠渠灌區地下水的平均電導率快速進行評估，這對合理安排灌溉制度具有重要的指導意義。

1 研究區概況

洛惠渠灌區地處陜西省關中平原的東部地區(109°43′—110°19′E，34°36′—35°02′N)，是陜西省重要的糧食產區，主要種植作物是小麥、玉米、棉花和果樹等[14-16]。該區面積約750 km2，屬于溫帶大陸性半干旱氣候區，氣候干燥，年均氣溫為13.5℃。該區海拔高度為329～533.5 m，年均蒸發量和降雨量分別為1 690 mm和480 mm，年均淺地下水埋深為4～12 m。降雨和引水灌溉作為主要來源，為灌區地下水提供了大量補充，塬區潛水和微承壓水也是灌區地下水補給的重要來源。灌區從澄城縣狀頭村引水，通過3條干渠進行灌溉，灌溉范圍主要包括大荔、蒲城等渭洛河階地耕地。灌區地形大致為西北高、東南低，由于地形限制和影響，灌區地下水也呈現西北到東南的流向，并主要通過洛西和洛東排水系統進行溝排，部分匯入大荔縣朝邑的鹽湖，部分流入黃河灘。灌區地下水的可溶性鹽類主要來源于地下40～50 m 以下的古湖沉積物中，在蒸散發作用驅動下，可溶鹽隨著地下水不斷上升，潛水礦化度增高，這對引水灌溉極為不利。該研究涉及的觀測井的位置分布如圖1所示。

圖1 洛惠渠灌區觀測井點分布

2 研究方法

2.1 數據采集

通過實地考察，從洛惠渠灌區現有觀測井中確定了51個觀測井作為地下水特征監測點位，水樣取至水面下2 m處，利用哈西HQ30d三參數分析儀測量水溫和電導率，采用GPS記錄采樣點位置。觀測自2004年開始，共持續觀測7 a，18次。

2.2 樣品測定與分析方法

相對差分法和Spearman秩相關系數法被用來鑒定地下水電導率的時間穩定性[14]。

(1)

(2)

(3)

式中：m為測定的次數。

MRD和SDRD可作為判斷一個監測點是否具有代表性的指標。一般認為，MRD值處于±0.05范圍內時可認為趨于0值[18]。確定位置點時間穩定性有兩個必要條件：一是該樣點的MRD值應處于±0.05之間，其次是SDRD值較小[10]。

Spearman秩相關系數法，即主要利用基于非參數Spearman秩的相關系數(rs)來進行鑒定:

(4)

式中：Rij為在位置點i在時間j的觀測值的秩；Rik為在不同時間k相同位置點i進行觀測而得到的值的秩；n為觀測點的總數。

rs值處于±1之間，rs>0和rs<0分別表示正負相關，越遠離0，時間穩定性說明越好，時間穩定性越差則越接近于0[14]。

3 結果與分析

3.1 地下水電導率的時間變化特征

51個位置井點在2004—2010年共監測18次，監測的地下水電導率特征值如表1所示。天然水的電導率，如飲用水或地表水，通常為0.01～0.1 S/m。18個時間點下51個井點地下水平均電導率的變化范圍為0.28～0.36 S/m，均大于飲用水的電導率范圍。根據對地表水和地下水管理鹽水電導率分類辦法，電導率為<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對應的類別分別是純水、微含鹽水、中含鹽水、高含鹽水、極高含鹽水、鹵水[19]。由此判斷，其中微含鹽水的井點有21個，中含鹽水的井點有30個。表1表明51個井點地下水電導率最小值變化范圍為0.08～0.11 S/m，最大值變化范圍為0.79～1.00 S/m，相同監測時期各站點電導率平均值最小值為0.28 S/m，最大值為0.36 S/m。此外，比較發現，34#和36#井點地下水電導率為最小值和最大值的頻度最大。據此判斷，51個井點的地下水電導率均為中等變異，變異系數的變化范圍為61%～72%。地下水電導率最小值、最大值和平均值的變異系數分別為8%，7%和6%，均為弱變異。此外，51個井點在整個監測期間的電導率平均值和變異系數均未呈現增大的趨勢。

表1 51個井點地下水電導率在不同時間的統計特征

3.2 典型位置點的地下水電導率變化特征

根據對18個不同時間點下51個井點地下水電導率統計特征的分析，分別選擇了能代表地下水電導率最大值、最小值和平均值的井點進行了典型分析，7個井點在整個監測期間的地下水電導率變化特征見表2。19#，26#和36#井點代表地下水電導率高值位置點，其在整個監測期間的地下水電導率最大值和最小值差異最大，標準差也最大。2#和40#井點的電導率均值接近整個研究區地下水的電導率均值，其標準差相對較小。4#和34#井點代表地下水電導率低值位置點，其標準差最小。由此可以看出，地下水電導率隨時間呈現出一定的變化，電導率值越大，其值隨時間的變化也相對越大。

表2 監測期典型井點的地下水電導率變化特征 S/m

3.3 地下水電導率時間穩定性分析

由表3可以看出，rs最小值出現在2004年8月，除了2004年8月，幾乎所有的rs值均大于0.90。rs的變化范圍為0.81～0.98，其值均接近于1，而且，Spearman秩相關系數值水平極顯著相關(p<0.01)，這表明51個井點的地下水電導率時間穩定性較強，且整個監測期間也表現出時空上的強穩定格局。

表3 不同時間的地下水電導率Spearman秩相關系數

注：A到D對應時間點分別是2004年的1月、3月、6月、8月，E到H對應的時間點為2005年的3月、5月、8月、9月，I到J分別對應時間點為2006年的3月和8月，K對應時間點為2007年的3月,L和M分別對應時間點為2008年的3月和9月，N，O和P分別對應時間點為2009年的3月、9月、12月，Q和R分別對應時間點為2010年的3月和9月；相關系數均極顯著相關(p<0.01)。

3.4 地下水電導率代表性位置點識別

北洛河灌區地下水電導率平均相對差分在時間上的均值(MRD)及其相應的標準差(SDRD)見圖2。MRD 和SDRD的變化范圍分別為-0.65～1.89，0.04～0.25。MRD值呈現出相對較大的變化。具體來說，19#，26#和36#井點的MRD值較大，4#和34#井點的MRD值較小，這與表1中的地下水電導率最大值及最小值井點相一致。灌溉、補給源的不穩定，再加上井水和補給源之間的電導率差異是引起MRD值較大變化的主要原因。分析相對差分結果可以看出，19#，26#和36#井點的地下水電導率值較高且一直高于區域地下水電導率的平均值，而也有部分井點(4#和34#)卻表現出總是低于區域地下水電導率平均值的現象。2#，8#，29#和40#井點的MRD值均在±0.05范圍內，其SDRD值分別為0.07,0.11,0.09，0.10，但是2#井點的MRD值最小，滿足了成為代表性位置點的另一必要條件。因此，洛惠渠灌區平均地下水電導率的代表性位置點為2#井點，這與其他學者研究結果基本一致[13]。究其原因，這可能與2#井點靠近支渠，抽水次數少，補給源多樣且主要補給源較為穩定有關。

注：豎線代表±1標準差，標黑的為代表性位置點。

圖2地下水電導率平均相對差分

3.5 地下水平均電導率的預測分析

地下水平均電導率實際值與預測值的差異見圖3，地下水平均電導率的實際值是通過計算18個時間點下51個井點地下水電導率的平均值得到；預測值為洛惠渠灌區平均地下水電導率代表性位置點2#井點在18個時間點下的測定值。由圖3可以看出，基于2#井點的電導率預測值與研究區地下水平均電導率的實際值差異不大，18個時間點下預測值和實際值的殘差平方和僅為0.008，標準差最大值為0.03。這表明可以通過2#井點的地下水電導率變化，用以代表研究區地下水平均電導率實際值。

圖3 地下水平均電導率實際值與預測值的差異

4 結 論

洛惠渠灌區地下水主要是微含鹽水和中含鹽水，選擇低含鹽量的井點進行灌區農業灌溉有利于降低土壤鹽堿化的風險。51個井點的地下水電導率變異系數的范圍為61%～72%，變化不大，且均屬于中等變異。同時，隨時間的變化，地下水電導率值越大的井點，越表現出變化相對越大的現象和特征。地下水電導率空間格局具有很強的時間穩定性，51個井點地下水電導率在18個時間點的Spearman秩相關系數值均在p<0.01水平極顯著相關。2#井點可以作為洛惠渠灌區地下水平均電導率的代表性位置點，且基于2#井點的電導率預測值與研究區地下水平均電導率的實際值差異不大，故可以應用于指導灌區的合理灌溉。

總之，基于洛惠渠灌區地下水的電導率在時間上的穩定性，通過確定地下水電導率代表性位置及該點平均電導率可以快速有效地監測該區地下水平均電導率變化，從而為確定灌溉時間提供科學指導。