1956—2016年新疆平原區(qū)地下水資源量變化及其影響因素分析

吳 彬,杜明亮,穆振俠,高 凡,沈蕊芯

(新疆農(nóng)業(yè)大學水利與土木工程學院,新疆 烏魯木齊 830052)

隨著全球氣候變化加劇、人類活動加強,水循環(huán)、生態(tài)水文過程、水資源情勢發(fā)生了一定的變化[1-2]。地下水是水循環(huán)的重要環(huán)節(jié)、生態(tài)環(huán)境的重要支撐及水資源的重要組成部分。變化環(huán)境下地下水位、地下水資源量發(fā)生了顯著的變化,對供水安全、生態(tài)安全帶來嚴重挑戰(zhàn)[3]。Russo和Lall[4]研究了深層地下水枯竭以及對氣候誘發(fā)的抽水變異性響應,發(fā)現(xiàn)深層地下水位對氣候變化的響應時間尺度不足1 a；le Brocque等[5]研究了1989—2015年澳大利亞昆士蘭南部地下水位變化,認為在高灌區(qū)地下水資源量呈明顯的衰減趨勢；陳飛等[6]對中國60余年來地下水資源的演變規(guī)律與影響因素進行了系統(tǒng)分析,認為全國地下水資源量總體穩(wěn)定,地下水資源區(qū)域演變趨勢差異明顯,特別是西北諸河區(qū)地下水補給排泄關系嚴重失衡；以新疆為代表的西北地區(qū)氣候正由暖干型向暖濕型轉(zhuǎn)變[7-8],導致降水量明顯增加,冰川加速融化[9],地表水資源量增加趨勢明顯[10]。地表水資源量增加,地下水資源量是否也相應增加,目前并不清楚,相關研究成果較少。

本文采用自20世紀80年代以來水利部門開展的3次地下水資源調(diào)查評價成果,以及水資源公報、水利統(tǒng)計匯編等資料,系統(tǒng)梳理1956—2016年來影響平原區(qū)地下水資源量的降水、徑流等自然因素,以及水利工程建設、灌溉面積、灌溉方式等人類活動因素的變化,通過1956—1979年、1980—2000年、2001—2016年不同時間序列的地下水補給量與資源量的比較,探討變化環(huán)境下新疆平原區(qū)地下水資源量演變規(guī)律,把握地下水資源的新情勢、新變化,為服務新疆經(jīng)濟社會發(fā)展與生態(tài)文明建設提供依據(jù)。

1 研究區(qū)概況與數(shù)據(jù)來源

1.1 研究區(qū)概況

新疆位于歐亞大陸中部,遠離海洋,深居內(nèi)陸,形成了“三山夾兩盆”的地貌輪廓和典型的大陸性干旱氣候(圖1)。多年平均年降水量157.7 mm,多年平均氣溫10.3 ℃,水面蒸發(fā)量800～2 200 mm。絕大多數(shù)河流屬于內(nèi)陸河,多為融雪和降水補給,大部分流程短、水量小。年徑流量大于10億m3以上的河流有18條,其年徑流量占年總徑流量的59.8%。河流徑流量季節(jié)變化大,年內(nèi)分配極不均勻。

圖1 新疆地形與水系Fig.1 Terrain and river system map of Xinjiang

新疆地下水的埋藏與分布受水文、氣象、地形地貌、區(qū)域地質(zhì)構造等因素控制。山丘區(qū)地下水主要賦存在基巖裂隙中,以泉水或泄流的形式排向河谷,形成地表水徑流(基流)；平原區(qū)地下水主要埋藏在第四紀松散堆積物中,分布在準噶爾盆地、塔里木盆地、一些山間盆地及伊犁谷地。各河流出山口由大小不等的沖洪積扇組成,含水層顆粒粗大,地下水徑流強,是單一結構的潛水富集區(qū)。在沖洪積扇以下的沖洪積平原和湖積平原區(qū),含水層顆粒變細,是多層結構的潛水-承壓含水層,上部潛水已咸化,下部承壓水水質(zhì)相對較好。

平原區(qū)地下水主要來自地表水體轉(zhuǎn)化補給、山前側向補給和降雨入滲補給。河流出山口后,一方面通過河道大量滲漏補給地下水,一方面引入灌區(qū),通過渠系滲漏、田間入滲補給地下水。平原區(qū)降雨量較小,在地下水淺埋區(qū),可入滲補給地下水。山丘區(qū)地下水,一方面通過河谷潛流進入平原區(qū),另一方面通過接觸邊界側向流入平原區(qū)。在沖洪積扇邊緣,地下水徑流受阻,在低洼處或溝谷處,以泉水的形式排泄,或通過泄流的形式排入河道；在淺埋帶,地下水通過潛水蒸發(fā)排泄。當前人工開采是地下水的主要排泄方式。

1.2 數(shù)據(jù)來源

本文所指的地下水資源量,是指與當?shù)亟邓偷乇硭w有直接水力聯(lián)系、參與水循環(huán)且可以逐年更新的動態(tài)水量,即淺層地下水資源量。

新疆平原區(qū)總面積91.07萬km2,地下水資源評價計算面積48.59萬km2(不包括荒漠區(qū)和水域面積),地下水資源量評價類型區(qū)分為內(nèi)陸盆地平原區(qū)和山間平原區(qū),地下水均衡單元為水資源三級區(qū)套縣級行政區(qū)。每個地下水均衡單元內(nèi)按包氣帶巖性、地下水埋深、土地利用類型、灌溉方式等分區(qū)采用不同的水文地質(zhì)參數(shù)進行計算。

本文只采用匯總至全疆的成果,第一次、第二次、第三次地下水資源評價(以下簡稱“歷次評價”)資料系列分別為1956—1979年、1980—2000年、2001—2016年。文中1956—2016年系列降水量、徑流量數(shù)據(jù)引自第三次水資源評價項目地表水資源評價專題；1949—2016年系列的灌溉面積、水庫、渠道、機井、地表引水量、地下水開采量數(shù)據(jù)引自《新疆通志:水利志》、水資源公報和水利統(tǒng)計資料匯編。在分析地下水補給量、補給結構變化時,將1956—1979年作為基準期,將1980—2000年和2001—2016年作為對比期,同時分析地下水資源量變化原因,以揭示氣候變化和人類活動擾動等對新疆平原區(qū)地下水資源量的影響。

2 地下水補給量及動態(tài)變化

平原區(qū)地下水補給量包括天然補給量、地表水體轉(zhuǎn)化補給量和井灌回歸補給量,各項補給量之和為總補給量。其中,天然補給量包括降水入滲和山前側向補給量,地表水體轉(zhuǎn)化補給量包括河道滲漏、渠道滲漏、渠灌田間入滲和庫塘滲漏補給量。

2.1 地下水補給量變化

1956—2016年新疆平原區(qū)地下水補給量評價成果見表1?？梢钥闯?1956—1979年、1980—2000年、2001—2016年地下水多年平均總補給量依次為372.56億m3、340.77億m3、341.97億m3。第二次評價比第一次評價減少了31.79億m3,減幅8.53%；第三次評價比第二次評價增加了1.20億m3,增幅0.35%。

表1 1956—2016年新疆平原區(qū)地下水補給量及動態(tài)變化 Table 1 Groundwater recharge and dynamic changes in Xinjiang plain area from 1956 to 2016

從各補給項動態(tài)變化分析,歷次評價的天然補給量先減少后增加。其中,降水入滲補給量略呈增加趨勢,增加量1.00億m3,增幅8.18%；山前側向補給量先減少4.47億m3,后增加1.41億m3,減幅較大(-12.10%),增幅不大(+4.33%)。地表水體轉(zhuǎn)化補給量呈減少趨勢。其中,河道滲漏補給量先減少后增加,變化量14.40～14.90億m3、變幅較大(-10.36%～11.96%)；渠系滲漏補給量大幅遞減,先后減少了31.51億m3和22.39億m3,減幅分別為23.61%和21.96%；渠灌田間入滲補給量(含斗、農(nóng)渠)先增加了14.36億m3,增幅為36.02%,后減少了1.37億m3,減幅為2.52%；庫塘滲漏補給量略增加,先后增加了0.18億m3和2.07億m3,增幅分別為2.08%和23.41%。井灌回歸補給量呈增加趨勢,增加量分別為3.05億m3和5.48億m3,增幅分別為126.03%和100.18%。

2.2 地下水補給結構變化

1956—2016年新疆平原區(qū)地下水補給結構動態(tài)變化見表2?？梢钥闯?平原區(qū)地下水補給量中,天然補給量占比13.19%～14.09%,地表水體轉(zhuǎn)化補給量占比82.71%～86.15%,井灌回歸量占比0.66%～3.20%。歷次評價的天然補給量占比呈略增加趨勢；地表水體轉(zhuǎn)化補給量占比總體呈略減少趨勢,其內(nèi)部結構變化較大，其中，河道滲漏補給量占比先減少后增大,渠系滲漏補給量占比持續(xù)減少,渠灌田間入滲補給量占比先增大后基本穩(wěn)定,庫塘滲漏補給量占比略增大；井灌回歸補給量占比持續(xù)增大。

表2 1956—2016年新疆平原區(qū)地下水補給結構及動態(tài)變化 %Table 2 Groundwater recharge structure and dynamic changes in Xinjiang plain area from 1956 to 2016

3 影響因素及動態(tài)變化分析

影響地下水資源量的因素可分為自然因素與人為因素,自然因素主要為降水和徑流,人為因素包括水利工程建設、灌溉面積和灌溉方式變化等。

3.1 自然因素變化

(1)降水量的變化。根據(jù)1956—2016年新疆年均降水量系列資料分析,近60 a新疆降水量呈增加趨勢(見圖2(a)),并以1986年為界呈明顯的波動變化，1986年以前以偏少為主，1986年以后轉(zhuǎn)為顯著偏多。1956—1979年、1980—2000年、2001—2016年3個系列對應的平均年降水量依次為139.5 mm、160.9 mm、181.0 mm,先后增加了21.4 mm和20.1 mm,增幅顯著。

圖2 1956—2016年新疆年均降水量與河川徑流量變化過程線Fig.2 Variation of annual average precipitation and river runoff from 1956 to 2016 in Xinjiang

(2)河川徑流量的變化。河川徑流量變化主要受氣溫和降水影響。氣溫升高,促進高山區(qū)冰川消融,增加了冰雪融水對河流的補給作用；降水增加,增大了流域內(nèi)非冰雪區(qū)的產(chǎn)流能力。近60 a新疆河川徑流總量總體呈增加趨勢，1956—1986年處于偏枯狀態(tài)，1987—2016年總體處于偏豐狀態(tài)(見圖2(b))。1956—1979年、1980—2000年、2001—2016年3個系列對應的平均河川徑流量依次為845.4億m3、862.1億m3、958.3億m3,先后增加16.7億m3和96.2億m3,增幅顯著。

3.2 人為因素變化

(1)水庫建設的發(fā)展變化。1949年前,新疆有3座水庫,庫容約0.3億m3。1950—1957年是水庫建設的初期階段,建成水庫29座,庫容3.97億m3；1958—1965年是水庫建設大發(fā)展時期,建成水庫110座,庫容17.39億m3；1965—1975年期間,建成水庫142座,庫容20.53億m3；1976—1985年,不但對原有的水庫進行了除險加固,還新建成204座,新增庫容15.68億m3。1980年以前,建設的主要是平原水庫,1980年以后,開始建設山區(qū)水庫。20世紀八九十年代水庫總庫容在50億～60億m3之間,增加不多；2008年后,隨著幾座山區(qū)大型水庫的建成,庫容成倍增加,截至2016年,水庫庫容為165.67億m3(見圖3(a)),占河川流徑流量的18.81%。

(2)渠道建設的發(fā)展變化。1949年全疆灌溉渠道1 657條,長3.3萬km,渠系水利用系數(shù)0.25。1949年后,改建舊渠道,興建引、輸水配套工程,至1980年,全疆各級渠道總長20.64萬km,其中防滲渠道長1.96萬km,渠系水利用系數(shù)0.42；1995年,全疆渠道總長30.65萬km,其中防滲渠道長6.35萬km；至2000年,全疆渠道總長23.08萬km,其中防滲渠道長9.30萬km,渠系水利用系數(shù)0.54；2016年,全疆渠道總長26.71萬km,其中防滲渠道長10.75萬km,渠系水利用系數(shù)0.67(見圖3(b))。1995年以前,渠道長度快速增加；1995年以后,由于地下水開采,部分地表水灌區(qū)變?yōu)榫鄥^(qū),導致渠道廢棄,渠道長度開始減少,但渠道防滲率一直在提高,增長速率放緩。

圖3 1949—2016年新疆水庫庫容和數(shù)量、渠道和防滲渠道長度變化曲線Fig.3 Variation of reservoir capacity,quantity,channel length and seepage control length from 1949 to 2016 in Xinjiang

(3)灌溉面積和灌溉方式的變化。新疆灌溉面積發(fā)展大致可分為5個階段:1949年灌溉面積112.11萬hm2,1965年擴大到292.13萬hm2,這一時期是灌溉面積快速發(fā)展時期；1967—1978年是灌溉面積徘徊倒退時期；1978—1995年,灌溉面積緩慢增長；1996年開始,灌溉面積又快速增長,由1996年的406.73萬hm2,增長到2010年的619.33萬hm2；2014年以后嚴格控制,灌溉面積略減少,2016年為599.97萬hm2(見圖4(a))。

歷史上,新疆農(nóng)田灌溉一直采用大水漫灌、串灌和淹灌的方法。1955年以后,推廣畦灌、溝灌等常規(guī)節(jié)水灌溉技術,但進展緩慢。1978年以后,逐步改進灌溉方法和灌水技術,到1985年全疆實行小畦灌、小塊灌、細流溝灌、溝植溝灌、溝灌和隔溝灌等的灌區(qū)面積約200萬hm2,占農(nóng)田灌溉面積的60%左右。根據(jù)勾仲芳和米孟恩[11]的研究,常規(guī)溝、畦灌比大水漫灌節(jié)水20%～50%。2000年以后,推廣先進的噴、滴灌技術,高效節(jié)水灌溉面積快速發(fā)展,2016年達到270.47萬hm2(見圖4(a)),占總灌溉面積的54.43%。先進的噴、滴灌技術比溝、畦灌節(jié)水40%～70%。節(jié)水灌溉技術的推廣,提高了田間水利用系數(shù),減少了田間入滲補給量。

渠系水利用系數(shù)持續(xù)提高,田間水利用系數(shù)階段性提高,故灌溉水利用系數(shù)一直在提高(圖4(b))。1949年灌溉水利用系數(shù)在0.2左右,1980年達到0.3左右,至2000年達到0.4左右。根據(jù)周和平等[12]研究,1999—2011年新疆灌溉水利用系數(shù)從0.399提高到0.499。根據(jù)新疆灌溉年報,2016年的灌溉水利用系數(shù)為0.535。1980—2000年,灌溉水利用系數(shù)每年提高0.005,自2001年以來,灌溉水利用系數(shù)每年提高0.01左右。

圖4 1949—2019年新疆平原區(qū)灌溉面積與灌溉水利用系數(shù)變化過程Fig.4 Variation of irrigation area and irrigation water utilization coefficient from 1949 to 2016 in Xinjiang

(4)地表引水量和地下水開采量變化。1949年新疆地表引水量約200億m3,隨著水利工程的建設,引水量一直快速增長,至1980年達到424.06億m3；80年代初至90年代中期,灌溉面積增長緩慢,渠系防滲率提高較快,地表引水量基本保持穩(wěn)定；90年代后期,隨著灌溉面積的再次擴張,地表引水量又開始增大,至2012年達到最大值477.87億m3；2014年以后,實行最嚴格水資源管理制度,控制用水總量,地表引水量開始下降,2016年為445.91億m3(見圖5(a))。

歷史上,新疆利用坎兒井開采地下水,1949年坎兒井出流量約4.0億m3。1951—1973年學習打井技術,先后嘗試竹弓鑿井、火箭錐打井、沖擊鉆打井等技術,至1973年建成配套機電井3 662眼；1973—1985年是機井建設發(fā)展階段,鑿井技術日趨成熟,建成一批地下水源地,至1985年,全疆成井數(shù)27 015眼,地下水開采量31.85億m3；自20世紀80年代以來,機井數(shù)量與地下水開采量快速增長,至2014年全疆機井數(shù)量22.22萬眼,開采地下水131.35億m3；2014年以后嚴格控制,地下水開采量開始下降,2016年地下水開采量為118.57億m3(見圖5(b))。

圖5 1949—2016年新疆平原區(qū)地表引水量與地下水開采量變化過程 Fig.5 Variation of surface water diversion and groundwater exploitation from 1949 to 2016 in Xinjiang

(5)地下水埋深的變化。新疆平原區(qū)地下水埋深經(jīng)歷了先減小后增大的過程(見表3),20世紀五六十年代,大量引水灌溉,導致灌區(qū)地下水位上升；20世紀70年代以后,采取排水措施,地下水位基本得到控制；2000年以后,由于大規(guī)模開采地下水和推廣田間節(jié)水灌溉技術,地下水位下降。據(jù)2000年與2016年新疆地下水埋深分布面積統(tǒng)計,2016年地下水埋深小于1.0 m的面積減少55.66%,埋深1.0～3.0 m的面積減少44.76%,埋深3.0～6.0 m的面積增加15.48%,埋深大于6.0 m的面積減少2.21%。地下水淺埋區(qū)面積變小,地下水埋深總體增大。

表3 新疆平原區(qū)地下水埋深面積統(tǒng)計及變化分析Table 3 Statistics and change analysis of groundwater depth in 2000 and 2016 in Xinjiang plain area

4 地下水資源量變化原因分析

地下水資源量變化是自然因素與人為因素共同作用的結果,不同因素對地下水各補給項的影響程度不同。氣候變化影響降水量與徑流量,既影響平原區(qū)地下水天然補給量,也影響地表水體轉(zhuǎn)化補給量。人類活動改變了下墊面條件和地表水空間分布格局,主要影響平原區(qū)地表水體轉(zhuǎn)化補給量。

4.1 天然補給量變化原因分析

影響降水入滲補給量的主要因素包括有效降水量、地下水埋深和包氣帶巖性。有效降水量受氣候變化影響；平原灌區(qū)地下水埋深主要受灌區(qū)引水和人工開采地下水影響；包氣帶巖性可以看作是不變的。降水量增大,降水入滲補給量應該增大；地下水埋深增大,降水入滲補給量應減少。歷次評價的降水入滲補給量呈略增加趨勢,說明降水量的影響略大于地下水埋深的影響。根據(jù)各分析單元2001—2016年逐年的降水量(P)、降水入滲補給量(Pr),建立P—Pr關系方程,并根據(jù)各分析單元1956—2000年逐年降水量,從P—Pr曲線方程中計算相應年份的降水入滲補給量,形成1956—2016年系列降水入滲補給量(見圖6(a))?？梢钥闯?平原區(qū)降水入滲補給量呈略微增加的趨勢,與降水量變化趨勢一致，與表1中歷次評價結果一致。

圖6 1956—2016年新疆平原區(qū)降水入滲補給量與山前側向補給量變化過程線Fig.6 Variation of precipitation infiltration in plain area and lateral flow in front of the mountain from 1956 to 2016 in Xinjiang plain

山前側向補給量是沿山丘區(qū)與平原區(qū)界線流入平原區(qū)的地下水補給量,包括河床潛流和基巖裂隙水。河床潛流量受河道過水量影響,河道過水量受天然徑流量、山區(qū)水庫調(diào)蓄、渠道引水影響。河道天然徑流量、山區(qū)水庫調(diào)蓄量和渠道引水量均呈增加趨勢,但河道天然徑流增加更多,故河道過水量增加,河床潛流量應呈增加趨勢?；鶐r裂隙水主要受山丘區(qū)降水量影響,降水量增加,基巖裂隙水也應增加。采用1956—2016年系列降水量變化率乘以山丘區(qū)多年平均側向流出量(即平原區(qū)山前側向補給量),計算得1956—2016年系列的山前側向補給量?？傮w上來看,山前側向補給量略呈上升趨勢(見圖6(b)),與山區(qū)降水量變化趨勢基本一致,與歷次評價的山前側向補給量變化趨勢不一致,主要原因是第一次評價的山前側向補給量偏大。

4.2 地表水體轉(zhuǎn)化補給量變化原因分析

(1)水均衡分析。進入平原區(qū)的地表水量,一部分轉(zhuǎn)化補給地下水,大部分蒸發(fā)消耗,還有一部分流出區(qū)外。出區(qū)水量分布在特定的幾個流域,而且在下游,對地表水體轉(zhuǎn)化補給量影響較小。地表水體轉(zhuǎn)化補給量變化主要與地表來水量與耗水量的變化有關。新疆山丘區(qū)是水資源形成區(qū),平原區(qū)是水資源的耗散區(qū),平原區(qū)地表來水量基本等于河川徑流量。據(jù)前節(jié)分析,歷次評價的河川徑流量呈增加趨勢,即地表來水量增加。隨灌溉面積擴大,灌溉用水量增加,農(nóng)田灌溉耗水量也增加；隨田間節(jié)水灌溉技術的推廣,單次灌水量減少,灌溉水深層滲漏量減少,農(nóng)田灌溉耗水率增大。平原區(qū)地表來水量增加、農(nóng)田灌溉耗水量也增加,但耗水量的增加量大于地表來水量的增加量,故地下水滲漏補給量減少。

(2)地表水體轉(zhuǎn)化補給量各組成分析。本文未收集到1956—1979年地表引水量系列數(shù)據(jù),故僅針對1980—2000年、2001—2016年平均值分析地表水體轉(zhuǎn)化補給量組成變化。

平原區(qū)河道滲漏補給量主要受河道過水量影響,河道過水量主要受上斷面徑流量與引水量影響。與1980—2000年相比,2001—2016年上斷面徑流量、地表引水量都在增加,但上斷面徑流量的增加量(82.89億m3)大于地表引水量的增加量(25.36億m3),故平原區(qū)河道過水量增加62.72億m3,河道滲漏補給量相應增加14.90億m3,見表4。

表4 新疆平原區(qū)河道和渠系(干支)滲漏補給量變化原因分析Table 4 Analysis of variation causes of river leakage and canal system (main branch)seepage in Xinjiang plain area

渠系滲漏補給量只計算到干渠、支渠兩級,渠系滲漏補給量與渠道引水量、渠系水利用系數(shù)、地下水埋深、包氣帶巖性有關。與1980—2000年相比,2001—2016年平均渠道引水量增加,渠系水利用系數(shù)從0.59提高到0.65。渠道引水量增加,渠系滲漏補給量應增加；渠系水利用系數(shù)提高,渠系滲漏補給量應減少。因渠系水利用系數(shù)提高的影響大于渠道引水量增加的影響,故渠道損失水量減少,渠系滲漏補給量隨之減少(表4)。另外,地下水埋深增大,也會使渠系滲漏補給量減少。

渠灌田間入滲補給量包括斗農(nóng)渠滲漏補給量與田間入滲補給量,與進地水量、斗農(nóng)渠防滲、灌溉方式、地下水埋深及包氣帶巖性有關。與1980—2000年相比,2001—2016年平均斗農(nóng)渠進水量增大,斗農(nóng)渠水利用系數(shù)從0.66提高到0.82(見表5)。同理,斗農(nóng)渠水利用系數(shù)提高的影響大于其引水量增加的影響,故斗農(nóng)渠滲漏補給量減少；進入田間的水量增加,但隨著田間節(jié)水灌溉技術的推廣，田間水利用系數(shù)由0.86提高到0.89,畝均用水量減少,節(jié)約的水量又用于擴大灌溉面積,總體耗水量增加,故田間入滲補給量總體增加不多；兩項合計,渠灌田間入滲補給量略減少。

表5 新疆平原區(qū)渠灌田間入滲補給量變化原因分析Table 5 Analysis of variation causes in field infiltration in Xinjiang plain area

庫塘滲漏是指平原水庫的滲漏量,包括庫盤滲漏和壩基滲漏。庫塘滲漏主要與水庫庫容、庫盤巖性及壩基防滲有關。與1980—2000年相比,2001—2016年平原水庫庫容略增加,故庫塘滲漏補給量略增加。

4.3 地下水資源量變化及原因分析

地下水總補給量扣除井灌回歸補給量后,即為地下水資源量。新疆平原區(qū)1956—1979年、1980—2000年、2001—2016年地下水多年平均資源量依次為370.14億m3、335.30億m3和331.02億m3,呈減少趨勢。第二次評價比第一次評價減少34.84億m3,減幅9.41%；第三次評價比第二次評價減少了4.28億m3,減幅1.28%(表6)。據(jù)《全國水資源調(diào)查評價技術細則》,要求重點評價礦化度M≤2 g/L的地下水資源量。礦化度M≤2 g/L分區(qū)的地下水資源量評價,是在滿足地下水均衡差標準后,對分析單元內(nèi)的完整計算單元,直接采用各項補給量計算成果；對分析單元內(nèi)的不完整計算單元,可根據(jù)各項補給量模數(shù),采用面積加權法計算其各項補給量。第一次地下水資源評價并沒有計算礦化度M≤2 g/L的地下水資源量。根據(jù)第二、三次評價成果,新疆平原區(qū)1980—2000年、2001—2016年礦化度M≤2 g/L的地下水資源量分別為304.94億m3和281.81億m3,第三次評價比第二次評價減少23.13億m3,減幅7.59%。減幅較大的原因主要是第三次評價的礦化度M≤2 g/L分區(qū)面積減少了,這與樣品采集數(shù)量與評價精度有關。

表6 新疆平原區(qū)地下水資源量變化原因分析Table 6 Analysis of variation causes groundwater resource in Xinjiang plain area

平原區(qū)地下水資源量的變化是各項補給量變化的綜合反應,各補給量占比不同、增減幅度不同,對地下水資源量的影響不同。天然補給量占比小,總體變化不大,對地下水資源量影響小。地表水體轉(zhuǎn)化補給量占比大,變幅大,對地下水資源量影響大。地表水體轉(zhuǎn)化補給量中,河道滲漏量占比大,變幅大,對地下水資源量影響較大；渠系滲漏補給量占比大,減幅大,導致地下水資源呈減少趨勢；渠灌田間入滲補給量、庫塘滲漏補給量占比小,變幅小,對地下水資源量影響小。從地下水補給結構分析,渠系滲漏補給量大幅減少,導致了地下水資源量的減少。從水均衡來分析,平原區(qū)農(nóng)田灌溉耗水量增大,是地下水資源量減少的根本原因。同時,由于歷次評價工作精度不同,評價成果存在著人為誤差,也是影響地下水資源量變化的因素之一。

據(jù)預測,至2030年,西北氣候持續(xù)暖濕化[13],地表水資源量還會增加。當前實施最嚴格水資源管理制度,控制用水總量,提高用水效率。在灌溉面積不擴大、甚至退減灌溉面積政策的驅(qū)動下,新疆平原區(qū)地下水資源量變化趨勢會由減少轉(zhuǎn)為穩(wěn)定,甚至增加。

5 結 論

依據(jù)水資源調(diào)查評價成果資料及水利統(tǒng)計資料,開展新疆平原區(qū)地下水資源量變化研究,得到以下主要結論:

(1)1956—2016年新疆年均降水量、河川徑流量均顯著增加,而地下水資源量并沒有增加,反而呈減少趨勢。

(2)1956—2016年新疆平原區(qū)地下水補給結構中,天然補給量基本穩(wěn)定,地表水體轉(zhuǎn)化補給量呈持續(xù)減少趨勢,其中,河道滲漏補給量先減少后增加,渠系滲漏補給量持續(xù)大幅遞減,渠灌田間入滲補給量先增加后略減少,庫塘滲漏補給量略增加。渠系滲漏補給量的減少量大于河道滲漏補給量的增加量,使地下水資源量總體減少。

(3)1956—2016年灌溉面積不斷擴大,農(nóng)田灌溉耗水量增大是新疆平原區(qū)地下水資源量減少的根本原因。同時,地表水資源量增加,減輕了地下水資源量衰減的幅度。