灌区水位（精选4篇）
灌区水位 篇1
黑河是我国第二大内陆河,流经青海、甘肃、内蒙古三省(区)。黑河中游地区土地资源丰富,用水便利,光热条件好,灌溉农业活动历史悠久,近年来,中游地区扩大了灌溉面积,农业生产开始开采地下水,引起了地下水位下降,影响了黑河中游地下水系统的补排关系,对中游地下水资源时空变异性产生了影响,给黑河水资源管理带来很大困难。选择甘州、临泽、高台三县(区)的13个灌区进行研究,探讨黑河中游灌区地下水时空变异特性。
1水文地质特征
黑河中游地区,地形由祁连山区,合黎山、龙首山,走廊平原区组成,受山体的构造控制,在走廊平原形成了若干个相对独立的构造盆地。
黑河中游地下水系统在山前戈壁带接受降水和出山河水入渗补给,在向下游径流过程中逐渐分化为浅层局部地下水流和深层区域地下水流,区域地下水流继续向下游水平流动,在细土平原带通过越流、人工开采的形式排泄。由于受地形、岩性和构造控制,由山前到细土带,形成多个局部地下水径流系统,系统在向下游径流的过程中不断接受河流的渗漏补给,在溢出带以泉的形式排泄。细土平原局部地下水流系统,接受河流侧渗和农田灌溉入渗补给,地下水以垂向运动为主,通过河床溢流、开采、蒸发蒸腾等形式排泄。
2地下水变化分析
黑河中游灌区地下水开采量呈逐年增加的趋势,2003年地下水开采量为4.52亿m3,2012年黑河中游地区地下水灌溉面积8.12万hm2,地下水开采量为6.09m3。
(l)年际变化。根据黑干流河中游地区1981-2011年地下水位资料,选取观测数据连续性较好的42眼进行统计分析。
以1981年各观测井的地下水位为基准,与各观测井的地下水位做差值计算,分析中游地区地下水位的变化情况。观测井地下水位动态的平均状况如图1所示。可以看出,1981- 2011年中游地区的平均地下水位总体上呈下降趋势,甘州区地下水位下降幅度较大。
(2)年内变化。中游地下水的年内高水位出现在2-3月份,5月份以后,随着夏灌期用水高峰出现,河水不能满足要求, 灌区开始开采地下水,8月进入汛期后,地下水得到补给,地下水位开始回升。10月份以后,冬灌期农业开采地下水量不大, 地下水位继续回升,至次年3月进入春灌期,地下水开采量增加,地下水位进入第二阶段下降期图2为张掖农场地下水位观测站不同年代年内水位变化情况,地下水位呈下降态势。
(3)不同年代水位分析。1984-2011年研究区水位总体呈下降趋势,下降速率空间分布不均,不同地带地下水下降幅度不同,呈现出空间上的非均一性,除张掖城区周围水位出现小幅度回升之外,其他地区潜水位均呈现下降趋势,降幅最小的地带出现在张掖市区和黑河干流周围。造成这种水位下降分布的原因是由于出山河水被灌溉渠道直接引向下游灌区,山前洪积扇河道过水量减少,地下水补给相应减少,因此,这一带地下水位大幅下降,而在细土平原区,尽管从源区来的侧向径流补给减少,但由于存在灌溉入渗水对地下水补给使得水位下降幅度较小,只有在纯井灌区,地下水位降幅才较为明显。
20世纪90年代,张掖盆地潜水位开始出现下降,位于张掖走廊和临泽走廊冲洪积扇上部地区潜水位降幅较大,降幅最小的地区位于张掖至高台段的泉水溢出带以下的黑河干流周围, 在高台县东部局部地区潜水位有小幅上升。
本世纪以来,张掖盆地潜水位下降幅度趋缓,局部地区开始出现地下水位回升,呈现出相同的河道渗漏补给地下水特征。
3区域地下水变化分析
(1)甘州区。甘州区观测井1981年以来地下水位变化如图,地下水位呈下降趋势,自2000年实施黑河干流水量统一调度和黑河近期治理工程以来,随着河道渗漏、灌区引水量的减少,地下水位下降加快。
甘州区2004年以前水位总体呈下降趋势,对多年水位埋深年均值分析表明,山丹桥、董家当铺、流泉、下安、火车站、谢家湾、瓦窑等测井水位2002年以前呈下降趋势,2002年开始明显上升,均呈现先下降 → 抬升 → 稳定态势。其中,南关上升幅度最大,上升幅度达3.99m;其次为下崖子测井,上升幅度1.31m。
地下水位动态变化反映了气候、人为灌排活动及水文地质等因素综合作用。其变化也是区域地下水资源丰欠的直观反映。因此,研究区内部分观测井地下水位在短期内大幅度上升是地下水资源均衡状况发生明显改变的缘故。
水量调度实施后,夏季灌溉期地下水位降低,因为该区地表径流不足以维持灌溉需要,对地下水的抽取量增加,抽取地下水量高于灌溉回归水的补给量,导致地下水位的显著下降, 随着灌溉期结束,地下水位受补给影响,呈现上升态势。中游灌溉用水主要集中在灌溉期的6-9月,10月以后回补明显, 说明地下水补给较好。由地下水水位年内变化过程看,水位上升期与河道过水时间相对应,这说明在河道下渗量对地下水的补给作用下使得沿河地下水位上升,导致向黑河排泄的地下水径流受阻,引起黑河一定范围内地下水位回升。
从时空变化分析来看,位于黑河中上游靠近干流和张掖市城区的南关测井水位首先上升,其次是位于城区下游的流泉、 下安、谢家湾测井开始同步上升,之后是下崖子、盈科干渠测井附近逐渐上升,王其闸、大满测井水位基本保持不变。可以看出,水位上升基本上呈现出由干流附近向两旁、由城区靠近干流上游地区向周边地区逐渐推进的变化特征,距离越近,地下水埋深抬升越明显。同时,这也表明水位上升与干流河水补给地下水以及城区引用河水补给地下水有着密切的关系。
(2)临泽县。地下水观测井埋深变化情况见图4。在1984 -2008年地下水位下降速度缓慢,属于基本稳定范围,2008年以来地下水位维持稳定。在所监测的地下水观测井中,以土桥观测井的地下水埋深较大;其余观测井地下水埋深基本在4.0m以内变化,均呈现先下降→抬升→稳定态势。
2000年黑河调水实施以来,临泽县地下水变化幅度相对较小,表现为夏、秋两季节变化量大,冬、春两季相对较小。从地域分布来看,位于梨园河灌区的小屯8号、华强测井地水埋深抬升幅度较大,位于小屯乡政府附近,靠近梨园河左岸,与梨园河汇入黑河干流入口处距离较近,受黑河干流河道径流补给影响较大;位于板桥灌区的土桥测井、平川灌区的17号测井、鸭暖灌区的张湾测井、廖泉灌区的湾子、上庄测井均处于黑河干流河道两侧,距离较近。可以看出,水位上升基本上呈现出由干流附近向两旁逐渐推进的变化特征,距离越近,地下水埋深抬升越明显。同时,这也表明水位上升与干流河水补给地下水有着密切的关系。
(3)高台县。地下水观测井埋深变化情况见图5。1984- 1999年高台县各灌区地下水观测井变幅较小,下降速度极其缓慢,属于基本稳定区。2000-2011年,定平、台子寺地下水位下降速度有所增加。河西、罗成观测井2001-2011年地下水位维持稳定上升。
在所监测的地下水观测井中,以果园桥观测井的地下水埋深较大,埋深达到3.44m;其余观测井地下水埋深基本在2.50 m以内变化,均呈现先下降→抬升→稳定态势,7-9月份地下水位下降明显,回补也明显。
2000年黑河调水实施以来,高台县地下水变化幅度低于甘州区,高于临泽县,以夏、秋两季节变化量大,冬、春两季相对较小。从上述测井的地域分布来看,位于友联灌区的果园桥、龚家墩水库地下水埋深基本处于稳定状态,抬升幅度很小,两处测井均位于黑河干流河道两侧,距离较近,与干流河水补给关系密切;位于罗城灌区的罗城测井地下水埋深基本处于稳定状态,而河西测井抬升幅度较大,两处测井均位于黑河干流河道两侧,从距离上来看,河西测井距离干流河道更近,而且位于河道沟汊中间,与干流河水补给关系更为密切。可以看出,水位上升基本上呈现出由干流附近向两旁逐渐推进的变化特征,距离越近,地下水埋深抬升越明显。同时,这也表明水位上升与干流河水补给地下水有着密切的关系。
4水位埋深空间变化非均一性
1981-2011年,研究区潜水水位埋深对气候变化和人类活动的响应呈现出空间上的非均一性。除张掖城区周围潜水水位出现小幅度回升之外,其他地区潜水位均呈现下降趋势。
20世纪70-90年代,黑河干流先后在干流和各支流出山口建成了一大批蓄水、引水工程,并进行了干支斗渠的高标准防渗衬砌。蓄水、引水工程几乎控制了全部的河川出山径流量,从而使出山河水的分配格局发生了重大改变,同时,干支斗渠防渗衬砌标准的提高也使得渠系利用率发生较大变化。黑河中游其地下水主要接受出山河水及渠道引灌水的垂向入渗补给,入渗补给量占地下水总补给量的80%以上,河渠水入渗条件的较大变化会对地下水补给量产生大的影响。
中游灌区含水层岩性为砂砾石和砂层,透水性较好,水位呈现出与灌溉、开采期相应的地下水动态过程,随着黑河出山径流量的增加,河床过水时间有较大增加,下泄水量也相应增加,使地下水补给量增大,引发沿河地下水位上升。根据研究区地下水补给、径流、排泄条件及其循环更新能力,将研究区划分为3个地下水资源利用分区和5个亚区,见图6。
(1)张掖-临泽地下水资源利用区(A)。该区地下水主要接受黑河和梨园河渗漏补给,由于两河都为常年性河流,流量大,径流途径长,地下水资源丰富,是研究区地下水开发利用条件最好的地带。根据地卜水循环更新能力和开采条件,可将该区细分为3个地下水资源利用亚区。
1细土带地下水控制利用亚区(A1):该区位于盆地边缘, 水循环条件相对较差,地下水更新速率小于1.5%/a。该区也是地下水向河流的主要排泄带,河水中地下水排泄量占80%以上,因此,应适当控制地下水开采量,农田灌溉可以利用上游引泉剩余量,辅以适当井灌。
2细土带地下水开发利用亚区(A2):该区为研究区主要的人工绿洲带,水资源利用以农田灌溉为主。该区的水资源优势是靠近溢出带,有大量的泉水可供利用,此外,这一带地下水循环条件相对较好,更新速率为1.5~2.0%/a,地下水位理深5 ~10m,开采条件较好。因此,为保证黑河下游水量,应充分利用泉水量,泉灌和井灌相结合,尽量少用或不用地表水。此外, 该区深层地下水的循环更新能力也较强,更新速率在0.5~ 2.0%/a,具有一定的开发潜力,可以适量开采。
3洪积扇中部地下水开发利用亚区(A3):该区地下水循环交替积极,更新能力强,年均更新速率大于2.0%/a;含水层富水性好,地下水埋深(10~50m),具有良好的开采条件,特别是张掖城与临泽县城之间的地带,更新速率大于2.5%/a,含水层厚度大,是建立集中供水水源地的良好地段。这一带地下水是该区边缘溢出带泉的主要补给源,是下游泉灌农业的水资源涵养区,因此,应充分考虑地下水开采对泉流量的影响,合理确定该区地下水可利用量。
(2)高台地下水控制利用区(B)。该区为张掖盆地地下水的集中排泄区,除靠近河道的地段存在汛期河水补给外,其他地段基本没有当地补给,地下水主要靠上游径流补给,水循环条件较差,更新速率在0.5~1.5%/a,不宜大规模开采,应采用地表水为主、地下水为辅的灌溉模式。在靠近河道地段可适度增加地下水开采。
(3)高台———正义峡地下水资源控制利用区(C)。该区距补给区远,水循环条件极差,地下水更新速率小于0.5%/a。考虑到这一带处于地下水径流的末段,且地下水向黑河的排泄量很小,主要靠蒸发排泄,因此,可以适当开采地下水,夺取蒸发损失量,以满足用水需求。但是,应充分考虑生态需水量的要求,严格控制地下水开采规模。
5地下水变化对灌溉面积的响应
研究区内灌溉面积与地下水之间存在着密切的关系,根据调查,2012年研究区内地下水灌溉面积比2000年增加了2.39万hm2。同时,区内总地下水开采量6.09亿m3,较2000年区内地下水开采量增加了1.59亿m3。
灌溉面积除盈科灌区减少160hm2外,其他灌区均呈增加趋势。其中大满灌区和友联灌区灌溉面积扩张最为显著,分别从2000年的2.38和2.46万hm2增加到2011年的2.84和2.90万hm2。其次为梨园河灌区和西浚灌区,面积分别增加了2 960和2 253hm2。盈科灌区灌溉面积的减少一是由于城市化发展迅速,使大量耕地转变为城镇用地;二是由于湿地保护工程的实施,使得部分耕地转变为水域。据统计,在2000- 2011年期间,盈科灌区耕地转变为城镇用地和耕地转为水域滩地的面积分别为1 200和353hm2。
研究区地下水位总体呈现下降趋势,灌溉面积扩大的其他区域,其地下水位大多表现出不同程度的下降;同时,在研究区内部分地下水上升的区域亦有扩耕现象。这说明地下水开采量变化与灌溉面积变化之间存在着一定的对应关系,但是区内灌溉面积增加与地下水位下降在空间上并非简单的对应关系。
6结语
地下水位和土地利用的时空变化具有密切的相关性,由于农业灌溉发展,中游地区对地下水开采、对地表环境的开发利用以及灌溉等活动,使得浅层地下水径流场的水文循环发生改变,造成黑河中游灌区地下水位降深低,引起水循环要素、过程、水文情势发生变化,影响到地下水的补、排关系,对中游灌区地下水系统产生较大影响。
黑河中游两岸灌区,其水位埋深小于3m,含水层厚度大, 地下水资源量丰富,这些灌区在春季和夏季灌溉应尽量开采地下水,在缓解用水高峰水资源供需矛盾的同时,也减少地下水浅埋带的无效蒸发损失。如盈科、鸭暖灌区,因为其处于黑河地下水溢出带,地下水资源丰富,地下水埋深浅便于开发利用。
盈科、西浚、鸭暖、寥泉等灌区属开采潜力较大的灌区,其中盈科灌区可增加开采量0.55亿m3;梨园河、板桥属开采潜力中等的灌区;上三属开采潜力较小的灌区;大满、沙河属采补基本平衡的灌区;罗城、平川、友联、六坝属开采潜力严重不足的灌区。
经分析,甘州区、临泽县和高台县的地下水开采量分别为3.14、0.92和1.08亿m3,总开采量为5.14亿m3,既能够保证研究区地下水位持续稳定,又能保证灌区灌溉用水。
参考文献
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灌区水位 篇2
关键词：引黄灌区,地下水位,动态变化,M-K趋势检验
引黄灌区地下水补给除降水外,引黄灌溉水入渗也是一种非常重要的补给来源。济南引黄灌区位于黄河下游北岸,鲁北黄泛平原南部,引黄控制面积约26万hm2,包括邢家渡、田山、陈孟圈、胡家岸等大中型引黄灌区10余处[1]。在灌区的发展过程中,由于外部环境因素和人工开采的影响,灌区地下水系统循环条件发生了很大变化。而地下水又与生态环境相连,地下水位的变化可引起诸如土壤水盐运动状态、地下水质、植被群落以及生态需水量等生态环境效应[2]。因此,对灌区地下水位动态及趋势进行研究,对于区域生态环境、地下水、地表水合理利用以及农业社会的可持续发展有着极为重要的意义[3,4]。本文以邢家渡灌区为例,利用灌区1986-2013年地下水埋深、降水量和引黄灌溉资料,分析灌区内地下水位动态变化和趋势,为水渠系工程建设、生态环境保护和防治灌区区域性地下水位下降提供科学依据。
1 数据资料与研究方法
1.1 数据资料
地下水动态观测井网是地下水动态研究的基础。选择济南引黄灌区邢家渡典型灌区,综合考虑观测井在该流域的代表性以及资料的完整性与可靠性,结合灌区的水文地质条件及实际情况,选取18眼监测井1986-2013年28年的5日地下水位资料,观测井的位置按网格法布置,以及同时段内相邻气象站点的降水资料和各分灌区管理处提供的灌溉资料。
1.2 研究方法
数据分析主要用SPSS软件,绘图主要用origin和matlab软件。
地下水位趋势检验采用Mann-Kendall检验法(以下简称M-K方法)。M-K方法通常用来检验趋势的显著性,在水文气象趋势检验分析中得到广泛的应用[5,6,7]。M-K统计检验如下:
设样本序列为H0为X1,X2,…,Xn,n为时间序列的长度,定义统计量:
其中:
式中:Xj、Xk分别为j、k年的相应测量值,且k>j;S为正太分布,均值为0;Var(S)为S的为方差,t为任意给定结点的范围。
当n>10时,Zc收敛于标准正态分布,S标准化公式为
双边检验趋势中,在给定的在双边的趋势检验中,在给定的α置信水平上,若Zc≥Z1-α/2,原假设H0不成立,即在α置信水平上,时间序列数据存在明显的上升或下降趋势,Zc为正上升趋势,为负下降趋势,|Zc|≥1.28,1.64,2.32时,分别是信度为90%,95%,99%的显著检验。
样本序列为H0为X1,X2,…,Xn,n为时间序列的长度,Sk表示第i个样本Xi≥Xj(1≤j≤i)的累计数,定义统计量:
在时间序列随机独立的假设下,Sk的均值和方差分别为:
将Sk标准化:
其中,UF1=0给定显著性水平α,若|UFk|>Uα,序列存在明显的趋势变化。所有UFk组成一条曲线。将此方法引用到反序列,把反序列Xn,Xn-1,…,X1表示为X1′,X2′,…,Xn′。表示第i个样本大于Xj(i≤j≤n)的累计数。当i′=n+1-i时,,反序列的UBk带入公式(4)、(5)求得。
给定显著性水平α=0.05,如果|UF|>α,表示序列有明显变化趋势。曲线中UF或UB的值大于0,则表示地下水位序列呈下降(加深)趋势,小于0则上升(变浅)趋势。当它们值超过临界线时,表明上升或下降趋势显著。如果UF和UB两条曲线出现交点,且交点在临界值之间,那么交点对应的值便是突变的开始。
2 地下水位变化特征
2.1 地下水位年际变化特征
邢家渡引黄灌区1986-2013年地下水年均埋深与年际降水总量、年际引黄总量年序列变化特征如图1所示。
由图1和表1可见,济南邢家渡引黄灌区多年平均地下水埋深范围为1.4~2.6m,1986-2013年28年来地下水位波动变化,其变化曲线走势主要受年际降水总量和引黄灌溉总量影响,降水量和引黄灌溉水量较高的年份,地下水位较高,反之亦然。1986-1995年地下水位整体波动上升,年际降水量波动较大,水面蒸发量由1 187mm波动增加为1 351mm,说明1986-1995年引黄量不仅弥补某些年份降水的不足且盈余补充地下水。1996-2013年地下水位整体波动下降,1996-2013年相比1986-1995年平均降水量由547.6mm增加为586.5mm,水面蒸发量由1 283.2mm减少为1 100.7mm,同时邢家渡灌区,引黄取水许可量由1995年的2.90亿m3依次减少为2000年1.81亿m3、2005年的1.65亿m3和2010年的1.29亿m3,相应的灌溉应水量比例减少,说明虽然降水量增加和蒸发量的减少,引黄灌溉总量的减少是导致地下水位持续减少的主要原因,此外,引水渠系的完善和节水灌溉的实施,使灌溉水利用系数由原来的0.45提高到目前0.58,在减少了引水利用浪费的同时,导致灌区地下水补给量下降。
2.2 地下水位年内变化特征
邢家渡引黄灌区对多年月均地下水埋深、降水量、引黄量年内变化情况如图2所示。
由图2可以看出,灌区年内地下水位变化出现两个峰值,主峰值出现在8月份,说明地下水位主要受降水量的影响,6-8月份是灌区主要降水期,占全年降水量的70%,降水下渗补给地下水,使地下水位达到全年最高;次峰值出现在5月份,主要是受引黄量的影响,由于春季小麦返青、拔节、灌浆期需水量较大,而在此期间降水量较小,因此灌区引黄灌溉主要集中在3-5月份,占全年引黄水量的61%。由于灌区土壤质地以壤土、沙壤土为主,透水性较好,春灌剩余水量能快速补给地下水,致使地下水位明显升高。在11月份到次年2月份期间,灌区降水量和引黄量均较低,地下水缺乏足够的补给来源,地下水位达到全年最低。
3 地下水位年际变化和季节变化趋势分析和参数统计特征
为了进一步了解地下水位年序列和季节序列变化趋势,采用M-K趋势分析和参数统计方法进行分析,结果如图3和表2所示。
图3(a)中地下水位M-K趋势分析表明:从多年平均序列来看,地下水位存在较明显上升和下降趋势,如1990-1996年地下水位波动上升明显,显著水平均超过0.05临界线(U0.05=1.96);2000-2013年地下水位波动下降,尤其是2011年以来地下水位下降明显,显著水平超过0.05临界线。自2000年以来,济南引黄灌区引黄量明显较少,加上受黄河上游小浪底水库调水调沙的影响,黄河河床遭受严重冲刷,使引黄闸前水位多年来无法满足正常引水条件,致使灌区引水困难,地下水补给量减少导致地下水位明显下降。
综合图3(b)~3(e)和表2可以看出:灌区平均地下水位冬季最低,夏季最高。春季(3、4、5月)地下水埋深变化范围1.53~2.10 m,地下水位有上升趋势但不明显(显著水平小于0.05);夏季(6、7、8月)地下水埋深变化范围0.51~2.45m,受降雨量变化的影响,地下水位变化波动大,有升有降。秋季(9、10、11月)地下水埋深变化范围1.75~2.74 m,近十年来年地下水位下降趋势明显,显著水平超过0.05;冬季(1、2、12月)地下水埋深变化范围2.02~2.93 m,2006年以来地下水位下降趋势明显,显著水平超过0.05。
济南引黄灌区农业种植作物主要是小麦、玉米、棉花等。根据作物生长特点,灌区灌溉需水主要集中在每年3-5月和8-10月份,需水量分别占全年总需水量的61.0%和24.8%。据资料,济南引黄灌区2002-2013年3-5月和8-10月份引黄量分别占全年总引黄量的69.0%和12.6%。春季加之地下水位略有上升,说明地面有盈余水补给地下水,可见引黄量能够满足全灌区农业用水需求,而8-10月份灌区为缓解玉米成熟前旱情或冬小麦播种造墒用水量较大,引黄供水远远不能满足实际需水量,需要大量开采地下水进行灌溉,使得秋季地下水位明显下降,近8~10年春、夏季地表来水对地下水的补给、储备不足,秋、冬季需开采地下水灌溉,导致近些年年均地下水位持续下,今后应适当增加秋季引黄量,缓解水资源供需矛盾。
4 结语
本文利用济南引黄灌区1986-2013年28年的观测资料,采用M-K趋势检验的方法,对灌区地下水位动态变化特征及趋势分析进行了分析,主要结论有。
(1)近二十年济南引黄灌区地下水位年际变化趋势主要受年际引黄总量的影响,2002-2013年地下水位波动下降且达到年序列最低;多年月均地下水位变化出现两个峰值,主峰值主要受汛期降水的影响,次峰值主要受春季引黄灌溉的影响。
(2)对地下水位多年序列和季节序列进行M-K趋势和参数特征分析,1988-1999年地下水位呈上升趋势,1990-1996年上升趋势显著,显著性水平超过0.05临界线,2000-2013年地下水位呈下降趋势,主要原因是2000年以来,济南引黄灌区引黄量明显较少,加上受黄河上游小浪底水库调水调沙的影响,灌区引水困难,地下水补给量减少导致地下水位明显下降。
(3)1986-2013年春季和夏季地下水水位变化趋势不明显,波动不大,而秋季在2003-2013和冬季在2006-2013年近8~10年内地下水位出现较明显下降趋势,秋季、冬季和年均水位持续下降,这是因为近些年秋季灌区引黄供水长期满足不了实际需水量,且雨量减少,需要大量开采地下水进行灌溉,而春、夏季地表来水对地下水的补给不足,加之秋、冬季需开采地下水灌溉,导致年均地下水位持续下降,今后应适当增加秋季引黄量,缓解水资源供需矛盾。
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灌区水位 篇3
一、测站分布
根据灌区节水改造工程要求，在总干、天桥支、五干、干支渠 (一干、二干、三干、四干、总一支、总二支、一干一支、四干一支、电站渠) 安装12台WFH-2型水位计，形成6个测站，站点设在渠首及总干渠各分水口闸房内。组网采用无线超短波，每个遥测站由WFH-2型水位计、避雷器、遥测终站机、超短波电台、天线、蓄电池、太阳能电池板组成;中心站设在水管处，实现了有人看管、少人值守的自动远程监测和现场监控的管理模式。
二、WFH-2型水位计
㈠仪器特点浮子传感：仪器结构简单，性能稳定，工作可靠使用及维修方便;测井结构：井径小，可采用工业管材，因而投资和建造费用低、施工周期短，此特点适合利用原量水堰堰井;机械编码：不需电源工作，故无电源投资和掉电、雷击之虞;格雷码制：不存在单值性误差，读数无模糊区;结构设计：积木化、标准化、通用化，便于装配、检修;关键器件：择优进口国际名牌产品，性能稳定，工作可靠。
㈡仪器结构与工作原理WFH-2型全量机械编码水位传感器，由水位传感部分和轴角编码器部分组成。水位传感部分以浮子传感水位，测井中变化的水位使浮子上升或下降, 浮子借悬索将水位升降的直线运动传送给水位轮, 使水位轮产生圆周运动, 带动轴角编码器旋转将水位模拟量A编码转换为相应的数字量D, 以开关量的形式并行输出。有线远传采用多芯电缆连接显示部分;无线远传则通过数传仪、电台将信号输出。
三、技术要点
在灌区改造中充分利用干支渠已有量水堰，堰井安装无水质要求的WFH-2型细井式遥测水位计，减少建井投资。在管理处控制中心实现远程遥测，将各干渠的水位情况实时、准确地传到中心站，通过管理软件达到供水总量控制和定额管理，现场在闸房内可看到实时流量，这样不论刮风下雨，还是夜朗星稀，在现场极短的时间内将渠道水量调整到预期值。
四、主要功能
将总干、天桥支、五干和干支渠(一干、二干、三干、四干、总干一支、总干二支、四干一支、电站渠)的水位数据，用超短波通讯方式，自动、准确、实时地传到灌区管理处中心站，中心站根据收到的各类数据通过计算机软件作出各种报表、图形、资料，对整个灌区水量调配做出优化方案和调度决策，同时可随时提供实时累计水量数据，为总量控制和定额管理提供一手材料、数据。中心站也可将灌区灌溉情况通过网络方式直接上传至上级水利主管单位。
五、系统特点
灌区遥测水位作为少人值守站，能全天候工作，具有良好的防雷能力;遥测水位站具备自检能力，对本站的电压和信道设备进行自动监测，在现场发送指令，进行实时水位监测，极大地方便了干口调水工作人员;中心站能随时接收各遥测水位站的水位数据，并且印打、显示全汉化图形、报表，量水实时动态显示;在一定条件下，可向省、市有关部门发送灌区水量数据，传递水文信息;系统体制为自报式体制，当水位发生一个计量单位变化时，即水位变化1cm，遥测站实时自动采集这些数据，按一定时间间隔(可人工设定)，定时自动报数据，即测即发，实时性强，过程连续;系统供电，遥测站全部采用太阳能电池板充、蓄电池供电的直流供电方式。中心站采用大容量UPS和交流电供电，遥测站保证连续30d阴雨正常工作，中心站在市电停电4h正常工作;由于在设计中水位计安装在已有量水堰井中，继承和发展了传统的观测方式，用水户具有广泛的认可性，所以极具使用性。
六、系统软件
应用软件：接收实时测量数据、处理实时水量数据、数据传输纠错、站号出错判别、增减测站、流量累计数、参数的设置。
供水管理：水量调配方案、流量显示、时段测站、来数次数显示、时段测站来报码显示、测站工作状态显示。
数据库管理：对处理后的数据结果库进行修改，测站水位等数据表的修改，数据备份、定期硬盘备份。
报警系统：流量越限告警、电压告警等。
数据查询：历史流量查询。
图形：灌区背景图、各测点实时水位及对应流量等。
报表：水量日报表、水量月报表、轮次供水量表、渠道配水进度表。
建立测站原始来报码数据库和处理结果数据库：两库要相对独立，分别建立各测站水位数据表、各测站故障时间数据表。
七、结论
灌区水位 篇4
新疆是我国典型的干旱区, 自2000年以来, 新疆生产建设兵团大面积推广膜下滴灌节水技术。膜下滴灌是将地膜栽培技术与世界最先进的滴灌技术有机结合, 将过去水浇地变为水浇作物的一场变革, 随着膜下滴灌技术大面积的实施, 新的水文生态问题必将产生。因此, 需要对灌区的水资源进行科学管理, 避免地下水位过高或过低, 因此, 寻求合理的灌溉模式、控制地下水位、防止次生盐渍化的发生及调节灌区水平衡具有重要的理论意义和实用价值。本文以干旱区典型的内陆河流域玛纳斯河流域十户滩灌区为例, 利用Processing Modflow模型模拟不同灌溉制度对地下水位的影响, 分析灌区在不同配水方案下地下水位的变化规律。以利于合理灌溉, 减少次生盐渍化的发生, 提高干旱区绿洲生态系统稳定性。
1 研究区概况
研究区选自亚欧大陆中心, 新疆天山北坡玛河流域绿洲平原十户滩镇, 地跨东经85°12′~86°12′, 北纬44°31′~44°46′, 总面积221km2。由东南-西北向玛纳斯河呈带状分布 (图1) 。整个灌区地形东南高, 西北低, 地面坡降为1/500~1/700。西北边缘区随风向形成有固定或半固定沙丘, 部分条田分布其中。
研究区域及试验点分布见图1。研究区年平均气温6~7℃, 最高气温在7月, 最热月温度在24~26℃, 最冷月温度在-18~-19.5℃;年降水量平均值140~180mm, 降水多集中在4-5月, 5月份降水量最大;多年平均蒸发量为1 521.43mm, 蒸发主要集中在4-9月, 约占全年蒸发量的88%。由于灌区近50年大量引蓄灌溉, 造成地下水位上升, 导致次生盐渍化等一系列生态环境问题。
2 模型构建
2.1 模型原理
Processing Modflow是以Modflow为基础研制开发的模拟地下水运动和溶质运移的计算软件, 除了拥有Modflow所具有的一系列子程序包外, 还拥有其他类似软件所没有的Interbed-Storage Package, 使得它能够在水流模拟的基础上模拟由于抽取地下水引起的含水层和弱透水层的压缩量。
最近几年Modflow在国内得到了广泛应用[14,15,16,17,18], 本研究利用Processing Modflow在研究区地下水数值模拟模型的基础上, 对灌区在不同配水方案下2011-2015年地下水动态进行模拟, 分析灌区在不同配水方案下地下水位及地下水流场的变化规律。研究区农田灌溉时间、灌溉次数、渠灌量、地下水位等统计资料是在对2000-2011年十户滩镇水利中心实际统计资料的基础上, 综合分析确定的。
本研究设定以下3种灌溉方案对灌区地下水动态进行模拟分析。
方案一, 现状灌溉模式。假定未来研究区灌溉模式不变, 采用当前的膜下滴灌节水灌溉, 灌溉定额为350m3, 计算条件参照2011年确定, 对2011-2015年共5年的地下水位变化情况进行数值模拟。
方案二, 传统灌溉模式。假定研究区全部采用传统的沟灌灌溉模式, 灌溉定额为450m3, 其他参数与方案一保持一致, 对2011-2015年共5年的地下水位变化情况进行数值模拟。
方案三, 高效节水灌溉模式。假定农业节水灌溉水平进一步提高。研究区农业节水灌溉技术水平进一步提高, 单位农业需水量比现状年降低, 灌溉定额为300m3, 其他参数与方案一保持一致, 对2011-2015年共5年的地下水位变化情况进行数值模拟。
2.2 模型的建立
根据概念模型, 运用Processing MODFLOW建立数值模型对研究区进行模拟。研究区地下水流为非均质、各向同性、三维非稳定流, 其数学模型可用下式来描述:
式中:h为含水层水位, L;kx、ky、kz为主轴方向渗透系数, LT-1;S为含水层的储水率, L-1;ε为含水层的源汇项, LT-1;h0为含水层的初始水位, L;h1为含水层一类边界地下水位, L;kn是面法方向上的渗透系数, LT-1;q (x, y, z, t) 为含水层二类边界上单位面积的流量, LT-1。
2.3 模型参数的设定
本文将研究区域离散为400m×400m的正方形网格, 研究区共划分为73行, 64列, 3层, 上层为潜水位, 下层为不透水层, 图中灰色部分全部为有效计算单元, 共14 016个单元, 其余部分为无效单元 (见图2) 。
模型模拟时间为2000年1月至2008年1月, 并通过实测数据进行模型的率定。初始水头直接关系到模拟结果的准确性, 本文初始水头根据研究区内5个观测井的实际观测值, 利用Modflow插值模块Field Interpolator对每一个单元赋初始水头值。研究区地下水动态为灌溉蒸发型, 2000-2008年间地下水位变化不大, 年内有较强的周期性。垂直补给主要是降雨入渗补给、灌溉入渗补给和少量渠道入渗补给。根据十户滩镇水利中心对研究区作物的种植面积、作物生长日期、降雨情况、灌溉次数、渠灌量、井灌量、抽水次数、抽水时间和地下水开采量等统计资料, 综合分析确定各应力期源汇项参数。
2.4 模型校正
本文通过对所建的模型进行人工手动校正和PEST自动校正相结合的方式反复校正, 其中水文地质参数主要通过PEST自动校正来完成[19], 源汇项利用人工校正。经过与实测数据的反复对比, 确定水文地质参数。
在模型校正过程中通过反复调整各参数实现模型计算值与观测值较好的拟合, 通过PEST自动校正可以得知水平水力传导度 (Kh) 和给水度 (Sy) 为十户滩镇数值模型的敏感因素。通过多次调整水平水力传导度和给水度等参数, 得到水平水力传导度和给水度的校正结果 (见表1) 。
2.5 模型评价
完成模型的校正结果后, 需要对校正结果进行评价, 判断校正后的模型是否能够真实反映实际情况。校正结果的优劣通过散点图比较来对模型进行评价。
通过各观测井水位模拟值和观测值的散点图, 可以看出两者有较好的线性相关性。图3为2号、3号、5号、7号、9号观测井水位实测水位值和模拟值散点图比较。可以看出, 观测井水位实测水位值和模拟值的变化趋势有较好的线性相关性, 而且实测水位值和模拟值比较均匀地分布在45°线附近 (见图3) 。
3 结果与分析
3.1 灌区地下水流场的变化
自20世纪50年代以来, 新疆地区大面积的开垦扩张土地, 导致河流补给灌溉不能满足生产的需要, 从而大规模进行钻井开采地下水用于灌溉, 对地下水流场产生较大影响。根据设定的3种灌溉方案, 利用Processing Modflow数值模型模拟2011年及2015年地下水位等值线和地下水位流场的变化。以2011年模拟结果为基准年, 由图4模拟结果可以看出基准年地下水位总体上从东南向西北流动, 整个灌区东南部水位标高最高, 说明整个灌区地下水开采和补给情况相对均一, 目前的开采情况没有对地下水造成大的改变。由图5~图7可以看出, 灌区采用不同灌溉量进行灌溉后, 地下水流场总体上位依然是从东南向西北流动。从地下水位等高线变化来看, 不同的灌溉模式会带来地下水位的变化, 但并没有影响地下水流场的主体趋势, 采用方案二进行灌溉后, 东南部地下水位高程高于368m的区域明显加大, 地下水位明显上升。说明方案二传统灌溉模式, 灌溉定额达到450m3/hm2, 整个灌区处于地下水位高程有增加趋势。
3.2 灌区地下水位的变化
地下水位的深浅是土壤产生次生盐渍化的主要原因。在本研究中, 采用方案一, 2015年研究区地下水位与基准年相比有不同幅度的下降, 但下降幅度不大 (见图8) , 东南部少部分区域下降达0.2m以上, 其他地区的地下水位下降在0.14~0.2m之间, 整个灌区平均下降0.16m, 最多下降0.23m。采用方案二, 整个灌区地下水位较基准年有不同幅度的上升, 西北部部分地区和西南部部分地区地下水位上升达到1.4m以上, 其余地区上升幅度在0.6~1.4m之间, 整个灌区平均上升1.42m, 最高上升2.2m。方案三模拟结果与基准年比较可知, 整个灌区有不同幅度的下降, 大部分地区下降达到0.2m以上, 西北部和东南部大部分地区下降幅度达到了0.3m以上, 其中降幅最多为0.9m, 整个灌区地下水位平均下降0.35m。
新疆干旱区采取大面积的膜下滴灌技术, 在现在灌溉用水量不变的情况下, 既能在保证作物用水需求的基础上, 又能有效节约干旱区水资源, 进而能够有效降低灌区地下水位, 减少潜水无效蒸发, 减少潜水及土壤中的可溶性盐随潜水的蒸发向地表聚集, 具有防止灌区土壤次生盐渍化的作用。
4 结语
本研究建立了基于Processing Modflow的滴灌条件下灌区地下水位数学模型, 从评价结果上看, 地下水位的模拟值与实测值拟合较好, 说明Processing Modflow的模拟结果可以用来提供干旱区绿洲灌区地下水变化信息, 但要想精确模拟地下水动态变化过程, 还需精确的测定模型所需参数, 从而准确地评价灌区水平衡过程, 为灌区水资源综合管理提供决策支持。
研究区大面积膜下滴灌能够显著降低灌区地下水位。其中, 现状灌溉模式 (350m3/hm2) 、传统灌溉模式 (450m3/hm2) 和高效节水灌溉模式 (300m3/hm2) 到2015年与基准年相比地下水位都有一定程度的波动, 灌区内地下水位变化的最大值分别为下降0.23m、上升2.2m和下降0.9m。说明膜下滴灌技术既能在保证作物用水需求的基础上, 又能有效节约干旱区地下水资源;进而能够有效降低灌区地下水位, 减少潜水无效蒸发, 减少潜水及土壤中的可溶性盐随潜水的蒸发向地表聚集, 具有防止灌区土壤次生盐渍化的作用。
本研究进一步分析几种灌溉方案对地下水位的影响, 其中方案一采用现状年灌溉量, 整个灌区地下水位在未来一段时间呈现缓慢下降趋势, 有利于减少盐分的表聚, 对减轻土壤次生盐渍化有积极的作用。采用方案二, 到2015年研究区地下水位与基准年相比有不同幅度的上升, 这是由于整个灌区灌溉量较多。但是目前大面积膜下滴灌条件下, 灌区排碱渠等排水设施都已取消, 排水不畅, 灌排比不当造成的地下水位上升, 这种方案明显不利于减轻土壤的次生盐渍化。方案三模拟结果与基准年比较可知, 随着节水技术水平的进一步提高, 灌溉用水量的降低, 减少了灌溉水对地下水的渗漏补给, 整个灌区地下水位下降明显。
本研究用Processing Modflow模拟地表水不同灌溉量对灌区地下水位的动态变化, 没有考虑灌区地上部植被对水资源的利用, 为进一步提高模型模拟精度, 今后将建立地下水数值模拟辅助软件, 既能模拟地下水运移与平衡, 又综合考虑地上部分植被或作物的生长, 具有优化功能, 达到灌区农业高产及地下水位安全。
摘要：随着新疆膜下滴灌技术大面积的实施, 荒废了原有的排水系统, 改变流域的水文生态过程, 为寻求合理的灌溉制度, 控制地下水位, 防止土壤次生盐渍化, 合理调节灌区水资源, 利用Processing Modflow数值模拟干旱区玛纳斯河流域不同灌溉模式对灌区地下水位的影响, 分析不同配水方案下灌区地下水流场及水位的变化。结果表明:模型模拟值与实测值拟合效果比较理想, 该模型能够反映灌区尺度地下水的实际情况。现状灌溉模式 (350m3/hm2) 、传统灌溉模式 (450m3/hm2) 和高效节水灌溉模式 (300m3/hm2) 条件下灌区地下水流场趋势基本一致, 均呈现从东南向西北流动。而地下水位的最大值分别比基准年下降0.23m、上升2.2m和下降0.9m。采用大面积膜下滴灌节水模式能够显著降低灌区地下水位, 防止灌区地下水位抬升引起土壤次生盐渍化的发生。