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1、第 32 卷 第 18 期 农 业 工 程 学 报 Vol.32 No.18 2016 年 9月 Transactions of the Chinese Society of Agricultural Engineering Sep. 2016 1 基于遥感蒸散发的河套灌区旱排作用分析于 兵，蒋 磊，尚松浩（清华大学水沙科学与水利水电工程国家重点实验室，北京 100084） 摘 要： 干旱区灌区大量引水灌溉造成灌溉地地下水位明显高于非灌溉地，进而导致地下水、盐从灌溉地向非灌溉地的迁移（内排水）及盐分在非灌溉地的积累（旱排） 。为分析灌溉地与非灌溉地间的水、盐迁移，拟建立基于遥感蒸散发的灌溉地
2、-非灌溉地水、盐平衡模型，应用于内蒙古河套灌区中西部 4 县（旗、区） 。结果表明，研究区年均内排水量为 3.55 亿 m3，与排水沟排水量相当；灌溉地向非灌溉地的年均迁移盐量为 151.7 万 t，其中灌溉地年均脱盐 0.4 t/hm2，非灌溉地年均积盐 2.7 t/hm2。可见，内排水和旱排对于灌溉地土壤盐渍化控制具有重要作用，在灌区排水、排盐规划中应综合考虑排水工程系统与内排水、旱排的作用。 关键词： 遥感；蒸散发；模型；河套灌区；水盐均衡；内排水；旱排 doi： 10.11975/j.issn.1002-6819.2016.18.001 中图分类号： S276.7+9 文献标志码： A
3、 文章编号： 1002-6819(2016)-18-0001-08 于 兵，蒋 磊，尚松浩. 基于遥感蒸散发的河套灌区旱排作用分析J. 农业工程学报，2016，32(18)：18. doi： 10.11975/j.issn.1002-6819.2016.18.001 http:/www.tcsae.org Yu Bing, Jiang Lei, Shang Songhao. Dry drainage effect of Hetao irrigation district based on remote sensing evapotranspirationJ. Transactions of t
4、he Chinese Society of Agricultural Engineering (Transactions of the CSAE), 2016, 32(18): 1 8. (in Chinese with English abstract) doi： 10.11975/j.issn.1002-6819.2016.18.001 http:/www.tcsae.org 0 引 言在干旱半干旱地区，由于年均降水量远小于蒸散发量，天然降水无法满足作物需水要求，因而灌区需引入外来水进行灌溉。外来灌溉水引入不可避免地造成灌区地下水位上升，导致灌区内涝以及土壤盐渍化等严重问题1。 Ghass
5、emi 等2对全球范围内的土壤盐渍化面积及水资源量进行估算， 指出全球 2.3亿 hm2耕地中有 0.43亿 hm2存在由灌溉引起的严重盐渍化问题。 Wichelns 等3更是指出干旱区的农业生产已经受土壤盐渍化及内涝问题的影响达 2000 多年，这 2 个问题的存在严重威胁了灌区农业的可持续性。淋洗和人工排水是控制由灌溉引起的土壤盐渍化的 2 种主要方法，前者可以调控作物根区的盐分平衡，后者有助于排出灌溉地的淋洗盐分4。传统的人工排水工程由于经济耗费大和环境问题的限制并不容易实施，因而需要提出可以替代人工排水的方法以对灌区土壤盐渍化进行控制。 雷志栋等5在 1990 s 引入内排水及旱排的概
6、念， 其中平原绿洲的农田排泄在绿洲内部未开垦的沼泽洼地等的水量称为内排水；在内排水条件下，水分由于蒸发而消收稿日期： 2016-03-29 修订日期： 2016-08-10 基金项目：国家自然科学基金项目（ 51479090） ；国家科技支撑计划项目（ 2013BAB05B03） 作者简介：于 兵，女，辽宁铁岭人，博士生，主要从事农业水文水资源研究。北京 清华大学水沙科学与水利水电工程国家重点实验室， 100084。 Email：b- 通信作者：尚松浩，男，博士，副教授，博士生导师，主要从事农业水文水资源与生态用水研究。 北京 清华大学水沙科学与水利水电工程国家重点实验室， 100084。 E
7、mail： 。中国农业工程学会会员：尚松浩（ E041200158S） 耗，随内排水而排入沼泽洼地等的盐分便存积下来，这种排盐方式就称为旱排。通过建立以土壤水为中心的农区 -非农区水均衡模型对新疆叶尔羌平原绿洲的内排水及旱排作用进行初步分析，指出旱排在内陆干旱区是 1 种重要的排水方式，但要注意选好旱排地点6-7。一些国外学者也对旱排作用进行了分析， Khouri8指出若要旱排发挥有效的作用，则灌区较浅的地下水位和较高的蒸发能力是必要条件； Ghassemi 等2对巴基斯坦印度河流域的旱排作用进行分析研究，当耕地和洼地面积近似相等且区域地下水位在 1.5 m 左右时， 旱排作用可以实现耕地必要
8、的水盐平衡。 河套灌区地处中国典型的干旱地区，是中国最大的自流引黄灌区，也是中国重要的粮油生产基地。灌区总土地面积 111.9104hm2，现状灌溉面积 57.4104hm2。灌区内降水量少，多年平均降水量在 200 mm 左右；蒸发能力强，多年平均蒸发皿（直径 20 cm）蒸发量达2 200 mm，为降水量的 10 倍以上。地下水位受灌溉和气候的影响，季节性周期变化明显，年平均埋深在 1.52.0 m 之间9。河套灌区具备实现旱排的条件，旱排对于灌溉地盐分的合理控制具有重要作用。近年来国内一些学者开始对灌区的旱排作用进行研究，岳卫峰等10以灌区的义长灌域作为研究区域，利用非农区 -农区 -水
9、域的水盐运移及均衡模型对研究区域内的水盐转化进行定量分析，结果表明农区脱盐量的 75%随地下水迁移到了非农区，说明了灌区旱排的重要性；刘显泽等11也通过对义长灌域耕地和荒地土壤含盐量的分析得到旱排对于脱盐的重要性； 韩宇平12对宁夏青铜峡灌区农区 -非农区 -水域的水盐转化进行研究，得到盐荒地和水域的旱排能力对灌区排盐具有重要作用。 综合研究 农业工程学报（ http:/www.tcsae.org） 2016 年 2 尽管河套灌区的旱排研究已经取得一定进展，但是目前的研究大都采用经验系数法对潜水蒸发量和入渗补给量进行估算，再利用土壤水和地下水水量平衡模型得到灌区的地表蒸散发量及农区向非农区的地
10、下水迁移量10；或者根据 FAO 提供的作物系数法对灌区生长季的作物蒸散发量进行计算，忽略冻融期的蒸散发量，进而利用灌区分区水量平衡模型得到农区向非农区的地下水迁移量4； 还有学者利用水盐运移的动力学模型对田间尺度下的水盐运移进行模拟13。但由于潜水蒸发或作物蒸散发估算的不确定性，以及水动力模型应用于区域尺度的复杂性，灌区内排水及旱排作用需要进一步深入研究。 灌区水均衡模型的 1 个关键变量是不同下垫面类型的蒸散发。随着遥感技术及模型的发展，遥感蒸散发模型14已经在灌区耗水及用水效率评价中得到了广泛应用15-17。本文利用混合双源梯形遥感蒸散发模型HTEM14对灌区植被生长季的不同类型下垫面蒸
11、散发量进行计算，在年尺度下，利用分区土壤水量平衡模型即可得到比较准确的分区潜水蒸发量，从而避免了使用潜水蒸发系数计算的不确定性；利用分区总体水量平衡模型即可得到灌溉地向非灌溉地的地下水迁移量，可以避免利用地下水均衡模型计算时各入渗补给量计算的误差所带来的不确定性；进一步根据地下水迁移量的计算结果，结合地下水矿化度数据即可得到灌溉地向非灌溉地的盐分迁移量。根据上述得到的灌区水盐迁移的定量结果即可对灌区的旱排作用进行定量分析，为灌区的排水管理提供参考依据。 1 材料与方法 1.1 研究区概况 河套灌区的地理坐标为 10620 10919E， 40194118N，东西长约 270 km，南北宽达 4
12、0 75 km。本文选取的研究区域为河套灌区中西部的 4 个县（旗、区），自西向东分别为磴口县、杭锦后旗、临河区和五原县。研究区域内大部分为平原，海拔高程为 1 028 1 062 m；磴口县的西部为山区，海拔高度为 1 059 2 012 m。区域内大部分地区以灌溉地为主，主要包括农田和灌溉草地，其引水量占到整个灌区的 85%以上。根据寒区旱区科学数据中心（ http:/ 年 250 m250 m 的土地利用类型图（图 1），将包括研究区的土地利用类型共分为图 1 中所示的 11 类。 由图 1 可以看出，除磴口县的山地、戈壁和沙地分布比较集中外，其他区域的灌溉地和非灌溉地都是交叉分布的，因
13、而将非灌溉地分成两部分，一部分为磴口县集中分布的山地、戈壁和沙地，面积为 231 032 hm2；另一部分统称为盐荒地，包括研究区分散分布的林地、非灌溉类草地、盐碱地、沼泽、城乡用地和水体，面积为276 700 hm2；非灌溉地的总面积为 507 732 hm2。灌溉地包括农田和灌溉草地，面积为 481 619 hm2。综上可得，研究区的总面积为 989 351 hm2，其中灌溉地和非灌溉地分别占研究区总面积的 48.7%和 51.3%；除去山地、戈壁等，灌溉地和盐荒地的总面积为 758 319 hm2，其中灌溉地占 63.5%，盐荒地占 36.5%。 图 1 研究区土地利用及渠系分布图 Fi
14、g.1 Land use and canal system map for study area 1.2 水量平衡模型及其各分量计算方法 1.2.1 灌溉地、非灌溉地水量转化与消耗过程 构建河套灌区灌溉地非灌溉地水量平衡模型如图 2。 注：下标 A 和 NA 分别代表灌溉地和非灌溉地； ET 为作物耗水； P 为降水；IFIE 为进入田间引黄水； RFIE 为田间引黄水入渗补给； RWE 为井灌回归补给； LCH 为引黄水渠系损失； RCH 为渠系渗漏补给； RP 为降水入渗补给；GE 为浅水蒸发； DRA 为地表排水； GWE 为地下水； GDR 为地下排水； GI和 GO 为侧向流入和流出
15、； SW 和 GW 为土壤水和地下水蓄变量； GANA 为地下水迁移；下同。 Note: Subscripts A and NA represent agricultural and non-agricultural areas, respectively; ET is evapotranspiration; P is precipitation; IFIE is irrigation water from Yellow River to farmland; RFIE is infiltration from Yellow River irrigation water; RWE is wate
16、r from well irrigation into groundwater; LCH is channel loss of Yellow River water; RCH is water into groundwater through channel leakage; RP is infiltration of precipitation; GE is groundwater evaporation; DRA is surface drainage; GWE is groundwater abstraction for irrigation; GDR is groundwater dr
17、ainage; GI and GO is lateral groundwater inflow and outflow input and output; SW and GW is water storage change in soil water and groundwater; GANA is groundwater transfer; same below. 图 2 灌溉地 -非灌溉地水量平衡示意图 Fig.2 Schematic diagram of water balance in agricultural and non-agricultural areas 河套灌区内部水循环过
18、程十分复杂，每年的来水项除降水（ precipitation， P）外，还要引入大量黄河水进行地表灌溉，通过各级引水渠系输送到灌溉地，其中有一部分引黄水消耗于渠系损失（ LCH），而渠系损失的那部分水量又会通过渠系渗漏补给（ RCH）进入浅层地下水中。田间引水（ IFIE）除满足作物耗水（ ETA）外，有一部分水量会通过地表排水（ DRA）进入排水沟，也会有一部分水量通过田间入渗补给（ RFIE）进入浅层地下水中。田间入渗补给水量导致灌溉地的地下水位上升，且明显高于非灌溉地，因而产生地下水从灌溉地向非灌溉地的局部流动，这部分迁移的地下水量（ GANA）主要第 18 期 于 兵等：基于遥感蒸散发
19、的河套灌区旱排作用分析 3 用于满足非灌溉地的潜水蒸发作用。而浅层地下水的消耗项除潜水蒸发（ GE）外，还会有一部分水量通过排水沟排出（ GDR），由于河套灌区的灌溉地和盐荒地是交叉分布的，因而这部分地下排水量既有灌溉地也有盐荒地排出的。在少数井灌地区，还需开采地下水（ GWEA）进行井灌，这部分井灌水量还会有部分回补（ RWE）到浅层地下水中；而在城乡居民区，也需要开采部分地下水（ GWENA）供生产生活使用。 1.2.2 灌溉地-非灌溉地土壤水及总体水量平衡方程 1）灌溉地及非灌溉地土壤水量平衡 在年尺度上，忽略土壤水的蓄变量，灌溉地土壤水量平衡为 PA+IFIE+LCHA+GEA+GWE
20、A= ETA+DRA+RFIE+RCHA+RPA+RWE。 （ 1） 式中左侧项为灌溉地土壤水补给项，右侧项为灌溉地土壤水消耗项；下标 A 表示灌溉地； PA为灌溉地降水量；IFIE 为引黄灌水量； LCHA为灌溉地渠系损失量； GEA为灌溉地潜水蒸发量； GWEA为井灌量， ETA为灌溉地蒸散发量； RFIE 为田间引黄水入渗补给量； RCHA为灌溉地渠系渗漏补给量； RPA为灌溉地降水入渗补给量； RWE为井灌回归补给量。 非灌溉地土壤水量平衡方程为 PNA+LCHNA+GENA=ETNA+RCHNA+RPNA。（ 2） 式中左侧项为非灌溉地土壤水补给项，右侧项为非灌溉地土壤水消耗项；下标
21、 NA 表示非灌溉地；其中 PNA、LCHNA、 GENA分别为非灌溉地降水量、渠系损失量、潜水蒸发量； ETNA、 RCHNA、 RPNA分别为非灌溉地蒸散发量、渠系渗漏补给量、降水入渗补给量。 2）灌溉地及非灌溉地总体水量平衡 在年尺度上，忽略土壤水和地下水的蓄变量，灌溉地土壤水与地下水总体水量平衡方程为 PA+IFIE+LCHA+GIA= ETA+DRA+GDRA+GANA+GOA。 （ 3） 式中左侧项为灌溉地水量补给项，右侧项为灌溉地水量消耗项，其中 GDRA为灌溉地地下排水量， GANA 为灌溉地向非灌溉地地下水迁移量， GIA、 GOA分别为灌溉地地下水的侧向流入、流出量。 类似
22、地，非灌溉地总体水量平衡方程为 PNA+LCHNA+GANA+GINA= ETNA+GDRNA+GWENA+GONA。 （ 4） 式中左侧项为非灌溉地水量补给项，右侧项为灌溉地水量消耗项，其中 GDRNA为非灌溉地地下排水量， GWENA为城乡开采地下水量， GINA、 GONA分别为非灌溉地地下水的侧向流入、流出量。 1.2.3 主要水量平衡分量估算 由于本文的水量平衡计算时段为年，所以忽略土壤水蓄变量 SW 和地下水蓄变量 GW； 而且本文的研究区域大部分为平原，地下水的侧向流入和流出量 GI、 GO 较小，近似认为等于 0。根据内蒙古河套管理总局网站（ http:/ I、总排干排水量 D
23、、单位面积降水量，地下水开采量 GWE、地下水年均埋深 GWD、以及引水、排水及地下水矿化度（分别为 C1、 C2、 C3）作为水量平衡基础数据。并通过查阅相关文献18-20得到灌区的渠系水利用系数及各入渗补给系数，随着河套灌区节水改造工程的实施， 渠系水利用系数在 2006 2013 年间由 0.42 提高到 0.51。根据杨晓研究结果21， 2012 年灌区的总干渠、干渠、分干渠、支渠、斗渠及农渠的渠系水利用系数分别为 0.9405、 0.8241、 0.7892、 0.8976、 0.9284 和 0.9416。同时随着节水改造工程的实施，田间入渗补给系数也由0.25 下降到 0.20，
24、渠系入渗补给量占总引水量的 20%左右，降水入渗补给系数在 0.11 0.12 之间。其他各项根据如下各公式进行计算。 1） 利用排水和排盐量守恒方程对总排干排水量 D 进行区分22，分别得到地表排水 DRA 和地下排水 GDR，具体计算方程如下 C1DRA+C3GDR=C2D， （ 5） DRA+GDR=D。 （ 6） 2）采用混合双源遥感蒸散发 HTEM 模型以及 Terra卫星搭载的 MODIS（ moderate resolution imaging spectral radiometer）遥感影像对灌区生长季内（ 4 10 月）不同土地利用类型的地表蒸散发量进行估算。 HTEM 模型
25、利用植被指数 -地表温度梯形空间对植被和土壤的表面温度进行确定，并利用混合双源模式对有效净辐射进行组分间的分配，进而估算地表能量平衡公式中的各能量通量14。 3）对于灌区冻融期（ 11 月次年 3 月）的地表蒸发量的估算， 通过查阅文献23获得 2004年 11月 23日 2005年 3 月 23 日期间灌区地表蒸发的实测值 ET，并根据Penman-Monteith 公式对该时段内灌区的参考作物腾发量ET0进行计算， 通过比较分析得到灌区冻融期的 ETf和 ET0的关系如下 ETf=0.36ET0。 （ 7） 将灌区生长季和冻融期的地表蒸散发量相加即可得到灌区全年的地表蒸散发量。 4）灌区田
26、间引水量以及渠系损失量根据渠系水利用系数进行计算，计算方程如下 IFIE=I， （ 8） LCH=I(1)， （ 9） = 干 分干 支 斗 农 。 （ 10） 式中 为渠系水利用系数， 干 、 分干 、 支 、 斗 、 农 分别为干渠、分干渠、支渠、斗渠和农渠的渠系水利用系数。根据分级渠系水利用系数可以计算得到分级渠系损失量。 5）地下水入渗补给量则根据各经验性入渗补给系数进行确定，计算方程如下 RFIE=IFIE， （ 11） RCH=LCHm， （ 12） RP=P。 （ 13） 式中 、 m、 分别为田间、渠系及降水入渗补给系数。 6）灌溉地、非灌溉地水量平衡项分配：根据上述灌溉地 -
27、非灌溉地水量平衡方程（ 1）（ 4）可以发现，除田间引水量 IFIE、地表排水量 DRA 和井灌抽水 GWEA及回灌量 RWE 只存在于灌溉地中，城乡抽水 GWENA只农业工程学报（ http:/www.tcsae.org） 2016 年 4 存在于非灌溉地中，其余各水量平衡项均在灌溉地和非灌溉地中都存在，因而需要对这些水均衡项进行分配。根据遥感蒸散发模型计算得到地表蒸散发量即可直接区分为灌溉地 ETA和非灌溉地 ETNA。由于磴口县的沙地等区域与灌溉地的分布相对集中，因此渠系损失和排水沟排水量根据灌溉地和盐荒地的面积比进行分配9， 由于农渠只存在于灌溉地中，因而认为农渠的渠系损失只存在于灌溉
28、地中。 1.3 盐分平衡模型及各分量计算方法 盐随水来，盐随水去6。依据上述简化的灌溉地 -非灌溉地水量平衡模型，即可构建对应的盐分平衡模型，如图 3 所示。由于目前只能搜集得到引排水及地下水的矿化度，并不能够确定各入渗补给水的矿化度，因而只对灌溉地和非灌溉地的总体盐分平衡进行计算，并没有对土壤及地下水的盐分平衡分别进行计算。 图 3 灌溉地 -非灌溉地盐分平衡示意图 Fig.3 Schematic diagram of salt balance in agricultural and non-agricultural areas 由于研究区年均降水量较少，在忽略降水带入盐分的情况下，灌溉地和
29、非灌溉地总体盐分平衡方程为： 1）灌溉地总体盐分平衡方程 SA=(SIAf+SIAc)(SOAd+SOAg)St。 （ 14） 式中 SA 为灌溉地盐分变化量； SIAf为田间引入盐量；SIAc为灌溉地渠系渗漏带入盐量； SOAd为灌溉地地表排盐量； SOAg为灌溉地排水沟排盐量； St为地下水迁移盐量。 2）非灌溉地总体盐分平衡方程 SNA=St+SINAc(SONAe+SONAg)。 （ 15） 式中 SNA 为非灌溉地盐分变化量； SINAc为非灌溉地渠系渗漏带入盐量； SONAg为灌溉地排水沟排盐量， SONAe为地下水开采盐量。 在以上盐分平衡方程中，田间和渠系引入盐量为相应水量和引
30、水矿化度的乘积；地表排盐量为地表排水量和引水矿化度的乘积；排水沟排盐量为排水沟排水量和地下水矿化度的乘积；地下水开采盐量为用于工业生活而开采的地下水量与地下水矿化度的乘积。整个灌区总的排盐量也可根据总排干排水量和排水矿化度的乘积进行计算。 2 结果与分析 2.1 水量平衡计算结果 将遥感蒸散发 HTEM 模型计算得到的生长季蒸散发量与根据式（ 7）计算得到的冻融期蒸散发量相加得到灌区全年的分区地表蒸散发量，计算结果如图 4。从图 4 可以看出，研究区灌溉地的蒸散发量为 32.71 亿 m3（折合水深 679.1 mm），占灌区全年总蒸散发量的 62%，明显高于非灌溉地（蒸散发量 20.07 亿
31、 m3，折合水深395.3 mm）。整个灌区生长季的蒸散发量占灌区全年蒸散发量的比例达 90%，而冻融期蒸发量占 10%，但是冻融期的蒸散发量也不能够完全忽略。灌区 2006 2012 年全年蒸散发量的平均值为 52.78 亿 m3，换算为水深为534.0 mm，且年际波动较小；其中生长季的年均蒸散发量为 479.2 mm，冻融期的年均蒸散发量为 54.74 mm，即越冬期间的 5 个月中日均蒸散发量为 0.365 mm/d，该计算结果与李瑞平等24在 1995 1996年对内蒙冻融期地表蒸发量的实测值 0.322 mm/d 十分接近。 注：下标 A 和 NA 为灌区和非灌区；下标 g 和 f
32、 为生长季和冻融期； ET，蒸散发量。 Note: Subscripts A and NA are agricultural and non-agricultural areas, respectively; Subscripts g and f are growing season and frost period, respectively; ET, evapotranspiration. 图 4 研究区生长季和冻融期蒸散发量年际变化 Fig.4 Annual evapotranspiration variation of growing season and frost period i
33、n study area 根据式（ 8）式（ 13）及各经验入渗补给系数可分别计算得到渠系入渗补给量、田间入渗补给量及降水入渗补给量，计算结果如图 5。 图 5 研究区渠系、田间和降水入渗补给地下水量年际变化 Fig.5 Annual variation of canal, field and precipitation infiltration recharge to groundwater in study area 从图 5 可以看出，灌溉地和非灌溉地的降水入渗补给量比较接近。渠系渗漏补给量相差较大，其中灌溉地的渠系渗漏补给量占渠系渗漏补给量的 68%。研究区年均入渗补给总量为 13.0
34、7 亿 m3，其中渠系入渗补给量所占比例最大，为 57.4%，即年均渠系入渗补给量为 7.51 亿 m3；第 18 期 于 兵等：基于遥感蒸散发的河套灌区旱排作用分析 5 其次为田间入渗补给量，年均入渗补给 4.07 亿 m3，占灌区总入渗补给量的 31.1%；降水入渗补给量所占比例最小，仅为 11.4%，即年均降水入渗补给量为 1.50 亿 m3。从图5 还可以看出降水入渗补量的年际波动较大， 2009 年降水量最小，仅有 87.9 mm，降水入渗补给量也最小，只有0.43 亿 m3；而 2012 年降水量很大，高达 287.6 mm，导致降水入渗补给量也较大，为 3.41 亿 m3，约为
35、2009 年 8倍。而渠系和田间入渗补给量则主要受灌区净引水量的影响而变化。 结合收集到的灌区基础水量平衡资料，将全年地表蒸散发量和各入渗补给量分别代入灌溉地和非灌溉地土壤水量平衡模型中，得到分区潜水蒸发量。计算得到的灌溉地和非灌溉地 2006 2012 年的潜水蒸发量与灌区净来水和净引水的年际变化关系分布如图 6。 注： P+I-D 为净来水量； I-D 为净引水量 Note: P+I-D, Net water inflow; I-D, Net water diversion 图 6 研究区潜水蒸发量和净来水、净引水量年际变化 Fig.6 Annual variation of ground
36、water evaporation, net water inflow and net water diversion in study area 根据图 6 中的结果， 灌区年均潜水蒸发量为 13.48 亿 m3，换算为潜水蒸发深度为 136.2 mm，其中灌溉地和非灌溉所占比例相当，均为 50%，即灌溉地年均潜水蒸发量为6.69 亿 m3（折合水深 138.9 mm），非灌溉地年均潜水蒸发量为 6.79 亿 m3（折合水深 133.7 mm）。从年际变化趋势来看，灌溉地和非灌溉地的潜水蒸发量年际变化趋势一致，且与灌区净来水量（降水量与净来水量之和）的变化趋势明显相反，而与灌区净引水量的变化
37、趋势比较一致。 2008 和 2012 年灌区的潜水蒸发量比较小，分别为10.52 和 7.96 亿 m3， 对比这 2 a 灌区的年均地下水埋深较浅，分别为 1.83 和 1.87 m；净引水量较小，分别为 32.57和 26.31 亿 m3；而灌区净来水量却很大，分别高达 54.53和 54.77 亿 m3。以上结果与稳定蒸发条件下潜水蒸发随潜水埋深增加而减小的规律25不一致，其主要原因在于实际情况下降雨 /灌溉与蒸发交替进行，非稳定蒸发条件下的潜水蒸发除了与潜水埋深等因素有关外，还受到降水、灌溉入渗过程的影响26。在地下水埋深较浅的河套灌区，降水、灌溉量一方面会使地下水位升高，导致稳定蒸
38、发条件下的潜水蒸发量增加；另一方面，降水、灌溉入渗补给地下水会使净潜水蒸发量减小。以上 2 个方面的综合作用，使得降水、灌溉量较大时地下水位较浅，同时潜水蒸发量较小。 为了进一步分析灌区净来水量对潜水蒸发量定量影响程度，将净来水量作为因变量，灌溉地和非灌溉地的潜水蒸发量随其变化绘制为散点图（图 7）。从图 7 可以看出，灌区潜水蒸发量与净来水量成明显线性负相关关系，其中灌溉地的潜水蒸发量与净来水量之间的相关系数较高于非灌溉地。 图 7 研究区灌溉地和非灌溉地潜水蒸发量随净来水量变化 Fig.7 Change of groundwater evaporation in agricultural
39、area and non-agricultural area with net water inflow 将分区蒸散发量分别代入灌溉地和非灌溉地总体水量平衡模型中，计算得到灌溉地向非灌溉地的地下水迁移量的平均值（图 8）。 图 8 研究区灌溉地向非灌溉地的地下水迁移量和降水量、净引水量年际变化 Fig.8 Annual variation of groundwater flow from agricultural area to non-agricultural area, precipitation and net water diversion 从图 8 可以看出，灌溉地向非灌溉地的地下水
40、迁移量主要受灌区净引水量的影响， 且成正相关关系， 如 2009年灌区的净引水量最大，对应的地下水迁移量也最大。而地下水迁移量的大小基本与灌区降水量成负相关关系，如 2012 年灌区的降水量最大，对应的地下水迁移量却最小。 2006 2012 年灌区灌溉地向非 灌溉地的地下水迁移量（内排水量）年均值为 3.55 亿 m3，换算成水深为35.8 mm，占灌区年均净引水量的 10%。内排水量与与整个灌区通过排水系统排入乌梁素海的水量（年均 4.31 亿 m3）相当，在灌区排水中需要合理考虑内排水的作用。 为了具体量化地下水迁移量与引水量和降水量的相关关系，将其变化绘制成散点图（图 9）。根据图 9
41、，灌溉地向非灌溉地的地下水迁移量与灌区净引水量成线性正相关，相关系数为 0.65，即在灌区引水量较大时，灌农业工程学报（ http:/www.tcsae.org） 2016 年 6 溉地向非灌溉地的地下水迁移量较多，因为此时灌溉地的田间引水量较大，导致灌溉地的地下水位较高，促进了地下水向非灌溉地的迁移；与降水量成线性负相关，相关系数为 0.85，即在灌区降水量较大时，非灌溉地的地下水补给量相对较大，导致灌溉地、非灌溉地的地下水位差相对较小，阻碍了地下水的迁移。因此，若要控制灌溉地向非灌溉地的地下水迁移量的大小，则需合理调控灌区的引黄量。 图 9 研究区地下水迁移量随净引水量和降水量的变化 Fi
42、g.9 Change of groundwater transfer in agricultural area and non-agricultural area with net water diversion or precipitation 2.2 盐分平衡计算结果 根据灌区的引排水资料及上述灌溉地向非灌溉地的地下水迁移量计算结果，可计算得到灌区盐分平衡及地下水迁移盐量的计算结果如表 1。 从表 1 中可以看出灌区年均引入盐量为 244.9 万 t，年均排出盐量为 80.5 万 t，灌区年均积盐量为 164.4 万 t，这主要是由于灌区的排水引水比例过低造成，灌区年均排引比仅为 11.4
43、3%。而灌溉地通过地下水迁移到非灌溉地的盐量则高达 151.7 万 t，约占灌区年均引入盐量的62%。 将地下水迁移盐量分别代入灌溉地和非灌溉地的盐分平衡方程中，对灌溉地和非灌溉地的积盐、脱盐量进行计算，计算结果如图 10。由图 10 可知，灌区灌溉地处于脱盐的状态，年均脱盐量为 17.4 万 t，即灌溉地平均年均脱盐 0.4 t/hm2；而非灌溉地则处于积盐的状态，年均积盐量高达 137.1 万 t，即非灌溉地平均积盐 2.7 t/hm2。以上结果说明了灌溉地向非灌溉地盐分的迁移有效地缓解了灌溉地的积盐状况，这对作物的生长具有重要有利作用。从图 10 还可以看出灌区的排引比越大，则灌区的积盐
44、量越少。因此，通过修建灌区排水工程和大力发挥旱排作用都能够有效地缓解灌溉地土壤的盐渍化程度。 表 1 盐分平衡各分量及灌溉地向非灌溉地盐分迁移量 Table 1 Results of salt balance components and salt transfer between agricultural area and non-agricultural area 年份 Year 引水量 Water inflow/(108m3) 引水矿化度 Salt content of inflow water / (gL-1) 引盐量 Salt inflow /104t 排水量 Water disch
45、arge/(108m3) 排水矿化度Salt content of discharge water / (gL-1) 排盐量 Salt discharge /104t 地下水迁移量Groundwater transfer/ (108m3) 地下水 矿化度 Salt content of groundwater / (gL-1) 迁移盐量Salt transfer /104t 排引比 Discharge-inflow ratio/% 2006 年 40.02 0.65 260.2 3.30 2.17 71.6 3.61 4.63 167.0 8.25 2007 年 40.25 0.61 245.
46、1 3.94 1.78 70.2 3.52 4.23 149.1 9.80 2008 年 37.35 0.63 236.0 4.78 1.70 81.2 3.36 3.92 131.7 12.80 2009 年 43.55 0.74 322.3 3.61 2.01 72.5 4.84 4.46 216.1 8.28 2010 年 39.47 0.57 226.6 4.49 1.59 71.4 3.99 4.25 169.6 11.38 2011 年 37.04 0.60 223.0 3.86 2.16 83.1 4.62 4.17 192.7 10.41 2012 年 32.53 0.62 2
47、01.0 6.22 1.83 113.8 0.87 4.07 35.5 19.12 注： SA 为灌溉地脱盐量； SNA 为非灌溉地积盐量； D/I 为研究区排引比；GANA/I 为研究区地下水迁移比。 Note: SA, desalination content in agricultural area; SNA, cumulative salt content in non-agricultural area; D/I, drainage-diversion ratio; GANA/I, groundwater transfer-diversion ratio. 图 10 研究区灌溉地脱盐量、非灌溉地积盐量和排引比及地下水迁移比年际变