近半个世纪以来,华北平原大量地下淡水的开采造成的最直接影响是地下水均衡要素的改变,主要包括地下水储存量,地下水入渗量和蒸散发。在评价盆地尺度内的可利用水资源量时,传统方法是利用径流量数据来表示降水和蒸散发之差,即大气降水对陆地水的补充量(Falkenmark等,1989),其前提条件是陆地水储存量是不变的。然而,这种假设存在的主要问题在于没有考虑气候变化及人类活动对水循环系统的改变(Taylor,2009)。华北平原多年持续、显著的地下水水位下降已经表明需水量和可用水量之间的不均衡。因此,地下水储存量,特别是其随时间的变化是水资源评价中不能忽略的问题。作为区域水均衡的重要组成部分,实际蒸散发的精确估算是正确评价区域水循环和优化水资源管理策略的重要方面(Song等,2010)。对于华北平原,农业灌溉占总地下水供水量的70%,并主要通过农田蒸散发消耗,准确估算区域蒸散发量是农业水资源管理和水资源可持续开发的基础。本章主要研究内容为利用地下水流模型对华北平原大规模地下水开发以来的地下水动态变化进行模拟,通过模型校正进行地下水开采对地下水储变量和地下水补给量的时空演变的分析,并对华北平原过去50年的蒸散发变化过程和影响因素进行探讨。
4.1 区域水均衡
假设相邻盆地间水量交换有限,盆地水均衡可表示为 (Zhang等,2001;Moiwo等,2011):
P =ET+R + \delta S (4-1)
式中P为降雨量;ET为蒸散发;R为净径流量(流出径流量-流入径流量);\delta S为水储存量变化量,包括土壤水储存量变化和地下水储存量变化。对于华北平原,地下水灌溉主要通过蒸散发消耗,来自降水入渗和灌溉回归的地下水补给量仅是一项内部交换量,已经包括在公式(4-1)中。 华北平原土地利用的改变和大规模的地表水和地下水开发已经引起地表径流的严重萎缩(邵爱军等,2010;Wu等,2011)。到80年代,大部分河流已经 干涸或者出现长期断流现象(Wu等,2011)。据此,公式(4-1)中的径流量可被忽略不计,可以定义为:
ET =P -\delta S (4-2)
式中,降水量为已知的观测量。计算得到地下水储存量变化量后便可计算蒸散发,反之亦然。
4.2 地下水储存量
地下水储存量的减少通常被认为是因为地下水开采量的增加(Theis,1940)。开采条件下地下水均衡可表示为(Zhou,2009):
(R \delta R)(D \delta D)P \delta S (4-3)
式中R为天然条件地下水补给;ΔR由于地下水开采增加的地下水补给;D天然排泄量;ΔD减小的排泄量;P地下水开采;ΔS地下水储存量变化。
地下水开采初期,地下水开采量绝大部分来自于地下水的储存量,随开采进行,地下水位下降,地下水补给量会有所增加,排泄量会有所减少。如果能够达到新的系统平衡点,地下水开采量与减少的自然排泄量和增加的补给量之和相抵消。大多数情况下,除非有明显的气候变化(降水量增加)和地表引水灌溉会引起补给增加外,地下水补给一般很难增加,可持续的地下水开采量主要来自地下水排泄量的减少(蒸散发、基流量的减少)(Johnston,1997)。如果地下水开采量超过天然排泄量的减少量和补给量的增加量,则地下水的储存量将持续减少。 计算地下水储存量变化最直接的方法是利用潜水位变化数据乘以含水层给水度(Konikow和Kendy,2005;McGuire,2009)。本论文中所用地下水位数据来自国家地下水观测网的179眼观测井的1993-2008年的月水位观测资料(http://www.cigem.gov.cn)。尽管观测井分布相对稀疏,选取观测井的代表性有待辨识,但是根据其计算的地下水储存量变化可以反映年内尺度的地下水储存量相对变化特征。 除地下水位观测资料外,收集了华北平原多期历史地下水位等值线图,包括:浅层含水层1959,1984,2001,2002年等水位线图 (数据来源:《华北平原可持续利用调查评价》,张兆吉等,2009),深层含水层1980,2001,2002,2003,2004 年等水位线图(数据来源:《华北平原可持续利用调查评价》,张兆吉等,
