水利工程硕士毕业论文10篇

本文是一篇水利工程论文，水利工程规划要解决的问题大体有以下几个方面：根据需要和可能确定各种治理和开发目标，按照当地的自然、经济和社会条件选择合理的工程规模，制定安全、经济、运用管理方便的工程布置方案。（以上内容来自百度百科）今天为大家推荐一篇水利工程论文，供大家参考。

 

 

第 1 章 绪论

 

1.1 研究背景与意义

水文模型是水文研究和水文计算的重要工具[1]。最初的水文模型是基于统计相关关系的系统模拟模型，随着山坡水文过程机理认识的深入，水文模型逐渐发展为过程机理性模型[2]，在空间变异性的描述上由集总式发展为分块式或分布式[3]。发展至今，可分为概念性模型和物理性模型两个主要分支。概念性模型中应用较为广泛的有水箱模型、萨克拉门托模型、新安江模型等[4]。这些模型以质量守恒方程为基础，以高度概化的宏观尺度经验方程来表征流域的水文过程，相应的参数是通过历史资料率定而来的，没有明确的物理意义。这也使得传统的概念性模型难以在下垫面变化和气候变异的条件下推广应用，更难以胜任缺资料地区的水文模拟。而物理性模型的构想源自 Freeze 和 Harlan[5]在 1969年提出的 FH69“蓝图”，试图建立一个具有严格物理基础、充分考虑空间变异性的理想水文模型，能同时考虑质量守恒原理和动量守恒原理，通过对控制水流运动的耦合偏微分方程组的数值求解，来模拟和预测流域的水文过程。以 FH69 蓝图为理论基础，许多分布式物理性水文模型、准物理性水文模型得到了很大的发展。然而，物理性水文模型中描述主要水文过程规律的方程，如描述土壤水运动的 Richards 方程[6]、描述坡面流的 Saint-Venant 方程组[7]等，都是基于微观点尺度或代表性单元体积尺度的非线性偏微分方程；而水文系统固有的多尺度时空异质性，以及随之产生的高度的不确定性，使方程的适用尺度与模型应用尺度无法匹配[8]。理论上，可以将模型的计算单元不断细分，直至每一个单元的各种输入条件都满足均质要求。但由于流域地形地貌特征和气象强迫的高度不均匀性，即使不考虑海量计算和巨大的数据要求，这种细分的过程也很可能是无限的，无法在实际中应用。因此，物理性分布式水文模型的过参数化、输入数据难以获得、需要巨大的计算能力、模型结果验证困难等问题[9]，实质上是现有的物理性模型仍未真正在应用尺度上把握水文过程物理机制的反映。利用遥感等空间技术和现代水文观测技术以完善模型输入、改进流域空间离散方式[10]以平衡计算量与精度等研究，虽然部分解决了物理性模型的应用问题，但水文尺度不匹配问题仍未解决[11]，成为限制物理性分布式水文模型发展的瓶颈。

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1.2 本构关系概念与方法

广义的本构关系（constitutive relationship）可以表述为“反映物质宏观性质的数学模型”。本构关系概念最先是在力学领域得到阐述，反映了物质或系统在某种外界作用下的响应特性。土力学、材料力学、结构力学等领域的本构关系是相应材料（包括连续介质和散粒体）或结构的宏观力学性能的综合反映，相应的本构方程与力学中的平衡方程、运动方程等基本方程和限制条件共同组成了完备可解的方程组；而在水文学领域中，为了研究流域的水文响应特性，在构建物理性流域水文模型时，除了流域水文过程必须满足的质量、动量、能量守恒方程等基本公理方程，以及反映流域几何特征的几何关系之外，还需要补充能够描述构成水文系统及其组分属性所特有的方程，才能在数学上得到闭合的方程组，并在一定的初始条件和边界条件下求解[13]。这种反映流域水文响应特性的方程，就是本构方程，具有尺度特征，往往是经验性、非线性的复杂行为。结合理论研究和实验结果，学者们在各个领域已经为不少物质或系统给出了具体的本构方程。如弹塑性力学中表征材料应力应变关系的胡克定律，明渠水流计算中表征沿程水头损失和流速关系的谢才公式，土壤水分运移计算中表征流速和水势梯度之间、基质势和土壤含水率之间关系的达西定律、土壤水分特征曲线等，以及热传导方程、理想气体状态方程、牛顿粘性定律、圣维南理想塑性定律等，都是在相应的研究尺度下获得的材料或系统所固有的本构关系。

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第 2 章 耦合多水动力过程的二维山坡产汇流数值模型

 

2.1 模型构建

由于已有的土壤水动力学模型多用于均匀的农田土壤，而山坡具有坡度、分层、土壤水力特性等区别于农田的特点，适用于山坡产流模拟的模型很少。为此，论文构建了耦合多水动力过程的二维山坡产汇流数值模型 THRM[70]（Tsinghua Hillslope Runoff Model Based on Multiple Hydrodynamic Process）。THRM 模型在已有的土壤水分运动一维和二维数值模型 TIVS[71, 72]基础上构建，为适应山坡水文计算进行了诸多改进，能够实现壤中流和坡面产流的耦合计算，并考虑再入渗（run-on）现象[73]的影响；选用渗流边界条件、增加梯度折减系数，增强模拟准确度和计算稳定性；将基岩地形和基岩渗透性的作用纳入模型计算中，能模拟山坡基岩在山坡产汇流过程中的作用，体现基岩渗漏在山坡尺度水量平衡中的重要作用；模型的土壤水分运动方程为 Richards 方程，其适用尺度与山坡的网格单元尺度一致，能从机理上对山坡径流过程进行基于过程的模拟；引入 Richards 方程求解的选择算法、实现线性方程组的并行求解，提高了模型的计算效率，使模型得以适应精细刻画山坡特性的需求；基于描述流体运动的方法的欧拉（Euler）方法，可以对坡面的土壤水分运动空间分布进行研究，探讨空间分布的时间变化与对应的流量状态的关系，能更好地对山坡水文响应的理论如填洼-溢出假设等进行验证。THRM 模型对山坡水文过程的反应更贴近实际情况，在地形、土壤等各实测参数的基础上，能够较准确地反映山坡水文过程的主要特征，能够适应精细刻画山坡特性的需求，而 Richards 方程在山坡网格厘米、分米级的计算尺度上可以认为是尺度协调的，因此，该模型可作为山坡数值模拟试验、分析升尺度规律的较好工具。

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2.2 模型验证与分析

选取美国 Panola 流域（Panola Mountain Research Watershed，简称 PMRW）的实验山坡[85]（以下简称 Panola 山坡）作为研究区域，以验证和分析模型对山坡水文响应的模拟。PMRW 位于美国佐治亚州佐治亚山麓，属于亚热带湿润气候，年平均气温16.3 ℃，年平均降雨量 1240 mm，降雨量在年内分布比较均匀。Panola 山坡位于PMRW 西侧，如图 2.2 黑圈所示，长约 48 m，宽约 28 m，平均坡度 13°，坡顶为部分出露岩层，坡底中段人工挖掘了深至基岩的 20 m 出流量测量沟槽。为了验证模型的有效性，选取 Panola 地区中等降雨量的典型降雨过程，2002年 2 月 6 日~2 月 7 日的场次降雨，该场次总降雨量为 58.9 mm，模拟时段为 2 月 6日~2月19日。由于主要考量场次降雨情况下的山坡水文响应特征，计算时段较短，且该降雨时段为冬季，地表蒸发和植被蒸腾量都很小，故在模型计算中将蒸散发作用忽略不计。根据实测地形划分网格，利用 Kriging 法由实测点数据获得全剖面各网格的土壤含水量值。模拟采用的其他参数，如基岩渗透性、土壤导水率等相关参数，均在实测数值基础上率定，如表2.1所示。计算采用10核Intel Xeon E7-4850中央处理器、64G 内存服务器，Ubuntu 系统。结果表明，各次模拟的水量平衡结果精度很高，但自由出流和渗流两种边界条件下流量过程线的表现有明显区别，如图 2.5 所示。

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第 3 章 山坡尺度降雨产流关系特征及控制机理 ....... 34

3.1 影响产流的山坡和气象表征因子筛选 ....... 34

3.2 基岩渗透性分析 ........ 38

3.3 山坡产流数值试验方案 .......... 41

3.4 山坡降雨产流关系的特征及发生机理 ....... 43

3.5 小结 ....... 48

第 4 章 山坡尺度降雨产流本构关系..... 50

4.1 降雨阈值随山坡表征因子的变化规律 ....... 50

4.2 产流系数随山坡表征因子的变化规律 ....... 61

4.3 山坡产流本构关系的实验观测验证 .... 69

4.4 小结 ....... 72

第 5 章 山坡-小流域产流升尺度规律 .......... 73

5.1 怀柔琉璃河实验流域 ....... 73

5.2 实验山坡模拟分析 .... 80

5.3 小流域径流成分与响应时间分析 ........ 82

5.4 山坡-小流域产流升尺度规律........ 92

5.5 小结 ....... 94

 

第 5 章 山坡-小流域产流升尺度规律

 

5.1 怀柔琉璃河实验流域

前述诸多学者利用现代观测手段广泛研究的几个实验山坡和小流域，如 Panola、MaiMai 等实验流域大多位于湿润地区，清华大学选择半干旱半湿润的华北土石山区——怀柔琉璃河建设实验流域，开展系统观测，可以较好补充不同地形地貌和气候条件下的实验流域数据，为山坡尺度本构关系的验证、小流域尺度产汇流规律的分析提供了条件。琉璃河是密云水库主要补给河流之一——白河的一条支流，流域地理位置如图5.1所示，行政上属于北京市怀柔区北部山区的琉璃庙镇。地理坐标经度116.45°~116.72°，纬度 40.49°~ 40.69°，是白河流域中游的子流域，流域总面积约 232.24km2，海拔在 238~1480 m 之间，平均坡度 17.4°。实验流域位于燕山脚下，属于燕山山脉与华北平原的过渡地带。主要土地利用类型为宽叶林（55.14%），针叶林（19.05%）和灌木（11%）。土壤以偏酸、偏砂性的淋溶褐土、褐土和碳酸褐土为主（83.71%），高山地带有棕壤分布（8.13%）。流域为半干旱半湿润的暖温带大陆性季风气候，全年平均气温为 6~10 ℃，1月平均气温为-12~-8 ℃，7 月平均气温为 20~24 ℃，平均日照时数 2865 小时，无霜期少于 170 天。多年平均降雨量为 645 mm，多集中于 6~8 月，占全年降水量的70%。

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结论

 

（1）建立了二维山坡水动力学模型 THRM，能够对坡面流、壤中流实现耦合计算，并可考虑再入渗（run-on）过程和基岩渗透的影响；通过数值求解的选择算法和线性方程组的并行求解，提高了模型的计算速度和稳定性；针对山坡水动力学过程模拟优化了模型的边界条件，引入渗流边界的梯度折减系数，使模型能够实现场次降雨山坡水文响应的精细模拟和较高的计算效率。

（2）针对山坡数值模拟的特征，分析显示山坡水文模拟的边界条件不同于农田土壤水分运动模拟，更适用于考虑梯度折减的渗流边界；数值计算对网格尺寸有较好的稳定性，但不规则地形下网格过大可能导致流量过程线退水段的细节变化；初始土壤含水率平均值的大小对山坡水文响应模拟有重要影响，但初始含水率的分布对水量平衡和流量过程并不敏感。

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参考文献（略）

 

 

第一章 绪 论

 

1.1 研究背景及意义

淡水资源匮乏是全世界面临的问题，淡水资源对于影响人类生存与发展占有极为特殊的地位，严重制约社会的可持续发展。我国水资源特点表现为年均降水量为 630mm，低于全球及亚洲陆面降水值；年均淡水总量为 2.7 万亿 m3（排名 4），而人均量仅有 0.23万 m3（排名 109）仅为世界均值的 25%；耕地水源占有值为 2.85 万 m3/hm2，为世界均值的 4/5[1]。但是我国是一个世界性的农业大国，由于我国农业相对落后，农业用水量的比重也相对很大，根据我国水利部 2001 年水资源公报的统计资料，全国用水总量的62.6%用于农业[2]。在农业生产过程中，97%采用地面灌溉，并且绝大多数地区仍沿用传统的地面灌溉的技术和方法，新型灌溉技术推广程度不高，农业灌溉用水有效利用率只有发达国家有效利用率的一半[3]。预计 2050 年，我国人数将增加到 16 亿，预计用水总量将增加到 0.8 万亿 m3，但总体而言，农业用水总量不可能有较大幅度的增加[4]。据统计，全球所吸取水量的 69%用于农业，2%用于工业，10%用于市政，如果水能够尤其是在农业应用中被更高效的利用，将会对缓解水资源的供应短缺产生积极的影响。我国微咸水资源较为丰富，具有以下特点：第一是分布范围广，并且在易发生干旱的北部地区为微咸水主要分布区；第二是可开发量大，资料显示，我国可利用的微咸水总量大约为 130 亿立方米，并且大多储在地表以下 10m 至 100m 这段区域[5]；第三是开发程度低，例如黄河片和海河片的微咸水开采率分别只有 1.7%、13.6%。对于我国北方而言，华北地区开发利用了可开采量的 28.6%；淮河流域尚未开发；华北平原有两万平方千米地下咸水面积，预估现今可开采的咸水资源有 10 亿立方米至 15 亿立方米。综上，在我国发展微咸水灌水模式具有独特优势。在微咸水资源富足的区域，尤其是在水资源紧缺的我国北部干旱半干旱区域，微咸水资源的合理有效的利用是缓解用水紧缺的一个良好方式。然而微咸水灌溉在满足农作物水分需求的同时，盐分摄入土壤不可避免，改变了土壤的物理和化学性质，使得微咸水灌溉具有水盐双重性，土壤存在盐渍化的趋势[6-9]，找到合理有效的方法控制作物根区的土壤盐分在合理范围内，是微咸水灌溉研究的重点。

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1.2 国内外研究现状和发展动态

农业用水紧缺的解决方式有：一是增加用水利用效率，发展省水高效型给水模式；二是要合理安全的利用二次水源像灌区回归水、城市排污等回收处理后的水，以及微咸水等水质不同的自然水资源。根据咸水含盐量的不同划分成不同类型的咸水，至于微咸水的分法国外有以下两种：第一种是盐分浓度为 1000ppm-3000ppm[10]；第二种是含盐量为 1/2~3/2 g/l 的水[3]。我国一般则认为矿化度在 2~5 g/l 区间内的水均为微咸水，微咸水灌溉便是代表此矿化度下的水进行作物耕作[11]。国外就微咸水水质基本参数、适宜浇灌的土质基本性状以及作物种类、田间灌溉管理等方面利用微咸水已经历了 100 多年，并在此期间进行了充分的探索研究。以色列是全球水资源不足的国家之一，微咸水利用处于世界先进水平，具体表现为以下几点：第一，它的海水淡化水平日渐提高，微咸水、咸水储备量充裕。第二，通过稀释等一系列的方法，有效利用矿化度较高的地下水作为喷灌、滴灌的水源，有关资料表明咸水适用于各种土壤质地，但对于重质地的土壤排水系统必不可少，板结问题时有发生。地处内盖夫沙漠的 Darom 中心的科研人员与 Volani 中心的科学家及基层农业推广人员合作，将地下 300m 深的微咸水（矿化度 EC=6.2ds/ml）抽到地面，将不同类型的作物、同种作物的不同生长期以及微咸水与淡水的不同配比混合进行灌溉试验，结果表明，合理的微咸水灌溉可以增加一些作物的抗逆能力，同时还可使某些农产品在外观和质量等方面有一定的优态[12]。

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第二章 材料与方法

 

2.1 试验区概况

本论文室内试验主要在山西省水利水电科学研究院节水高效示范基地内进行。该试验基地位于太原市小店区东南部薛店村东。小店区是太原市所辖六城区之一，位于市区东南部。该地区地势北高南低，平均海拔 763~780 米之间，以南部平川为主，东部地区为山区、丘陵地区。年平均气温 9.6℃，无霜期 170 天，年平均日照时数 2675.8 小时，年降水量 495 毫米左右。该地区属于汾河流域中游地区，地下水位偏高，灌溉水矿化度偏高且土壤盐渍化严重。本次试验的节水高效示范基地占地 100 亩。经过 7 年的建设，形成了果、蔬、农齐全，大田种植齐全，水、电、通讯设备全面齐备，管理科学完善的省内一流的农业科技示范园区。

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2.2 土壤参数及灌溉水质指标

试验区土壤属粘性土壤，0-110cm 土层根据土壤物理性质可分为四个土层。采用激光粒度仪来测定土壤的颗粒配比。各层土壤颗粒级配见表 2-1。咸淡水交替入渗试验设定控制因子为灌溉方式（2 个水平）和交替次序（4 个水平），以不交替的混合水样连续入渗为对照，咸淡水交替方案中咸水矿化度为 5.02g/l，淡水矿化度为 1.75g/l。不交替混合水样矿化度为 3.385g/l。总入渗量为 600ml，咸、淡水量相同，均为 300ml，目的是使其总盐量相等，有对照可比性。具体处理情况列于表 2-5 中。每个处理均重复 3 次。采用微咸水进行农田灌溉，在缓解农业用水不足的同时，土壤盐渍化等问题不容忽视。本文就是研究在连续、间歇、咸淡水交替灌溉条件下的微咸水灌溉土壤入渗特性及水盐分布，揭示微咸水连续、间歇、咸淡水交替入渗的入渗机理，阐明微咸水连续、间歇、咸淡水交替灌溉的土壤水盐分布特征，提出合理的灌水技术参数，为今后微咸水灌溉提供一些实验数据及参考。

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第三章 微咸水连续入渗特性研究...........13

3.1 入渗水矿化度对微咸水连续入渗土壤水分运动的影响 ......13

3.2 入渗水矿化度对微咸水连续入渗土壤盐分运动的影响 ......22

3.3 本章小结 ...........25

第四章 微咸水间歇入渗特性研究...........27

4.1 矿化度对微咸水间歇入渗土壤水分运动特性的影响 ..........27 

4.2 间歇入渗参数对微咸水间歇入渗土壤水分运动特性的影响 .....46

4.3 矿化度对微咸水间歇入渗土壤盐分分布的影响 ....54

4.4 间歇入渗参数对微咸水间歇入渗土壤盐分分布的影响 ......62

4.5 本章小结 ...........66

第五章交替供水条件下土壤入渗特性与水盐分布特征研究....69

5.1 交替入渗对土壤水分运动特性的影响 ......69

5.2 交替入渗对土壤盐分运动特性的影响 ......75

5.3 本章小结 ...........77

 

第五章 交替供水条件下土壤入渗特性与水盐分布特征研究

 

5.1 交替入渗对土壤水分运动特性的影响

图 5-1 显示，交替连续和咸淡水混合连续入渗fz 变化情况基本相同，fz 随 t递增而不断增加，开始时入渗速率很快，但入渗速率随t 增加呈递减趋势，即fz推进速度减缓，变化幅度减小，咸淡交替时，fz 有一定程度的突增。t 一定，fz随交替次数增加有一定程度递增。fz 一定，交替次数大的用时短。淡咸顺序下的湿润锋随次数的变化幅度大于咸淡顺序。图 5-3 表示不同咸淡交替顺序下连续入渗累积入渗量随时间的变化情况，在交替连续入渗刚开始，入渗速率很快，但入渗速率随t 增加呈递减趋势，即I 变化速度减缓，入渗量增加的幅度逐渐减弱，先咸水后淡水交替入渗时，在换水后，突增率较大，而在先淡水后咸水交替顺序下，入渗量突增变化不是很显著如表5-3 所示。t 一定，I 随交替次数增加而递增；先咸后淡的交替方式累积入渗量大于先淡后咸的交替方式如图 5-3 所示，可能是咸水入渗，增加了土壤含盐量，扩散双电层将降低土壤颗粒间的斥力，使土壤粒子的物理稳定性下降，有利于粒子絮凝，为团聚体形成创造条件，大孔隙数量随之增多，导水率有所提高。与湿润锋结果类似。

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结论

 

本论文结合了国内外土壤溶质运移理论以及试验研究成果，对于微咸水连续、间歇、交替灌溉进行了试验研究，得出的结论主要有以下几点：微咸水间歇入渗，相同净入渗时间下，周期数相对小一些，循环率小一些的湿润锋，累积入渗量大，本实验最佳入渗参数是：微咸水的最佳入渗参数为n=2，r=1/3。可以根据此数据来初步预测入渗水的最佳入渗参数。微咸水间歇、连续入渗相比在入渗前期，间歇入渗和连续入渗湿润锋、累积入渗量曲线基本重合，随后随着间歇入渗的停水阶段，间歇与连续fz 、I 曲线出现差异，间歇入渗fz 、 I 曲线高于连续入渗fz 、 I 曲线，并一直保持到最后，间歇入渗增加入渗效果显著。含水率在交替连续入渗中，交替顺序是主要影响因素，在交替间歇灌溉中，含水率分布较均匀。最后入渗的水质对于表层电导率影响较大。在淡咸顺序入渗下，连续与间歇入渗电导率均呈现两端积盐现象，咸淡顺序入渗下，连续入渗下 EC 整体趋于上升趋势，但在间歇入渗下呈现波浪上升情况。在相同灌溉顺序下，连续入渗表层 EC 大于间歇入渗表层 EC。本试验是在考虑交替供水方式，间歇、连续等灌溉方式的情况下，对于湿润锋、累积入渗量、含水率、含盐量进行测量比较，对于考虑不同作物的不同时段的对水量、盐分的需求采用合理的灌溉模式具有一定的指导作用。

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参考文献（略）

 

 

第一章 绪论

 

1.1 研究目的及意义

水资源短缺和氮肥的利用率不高对我国的农业发展有着重要的影响。我国农业用水浪费现象一直比较严重，且灌溉施肥后的降雨容易引起土壤氮素的淋溶损失，同时也会对地下水资源造成一定的污染，不利于水资源的可持续利用。因此，合理使用有限的水资源，有效提高水资源和氮肥利用率至关重要。由于农田中氮素的流失，导致地表和地下水中的硝态氮含量增加，从而引起地表水体的富营养化和地下水的污染；另外，土壤氮素硝化、反硝化损失还将引起大气中氮氧化物温室气体的增多，氨挥发会导致大气中氮的沉降，土壤中过量铵盐的存在则会使土壤质地变坏，同时在一定程度上促成酸雨的形成等，对大气环境构成一定的危害。从 90 年代开始，我国开始逐渐关注氮肥的不合理使用及氮污染的危害，并通过进行有效的氮肥管理措施和合理的灌溉方式，以及实现总氮的回收处理技术来提高肥料利用率。目前，有关土壤中氮的研究已经成为国内外研究的热点。研究表明，通过在农田水利中将灌溉和施肥有机结合起来，可有效提高土壤氮素的利用率。土壤温度影响着土壤中各种物理和化学过程，同时它还对土壤中各种微生物的活动存在着一定的影响。研究表明，土壤有机质的转化与温度的关系很大，热带地区温度高，土壤有机质分解快；寒温带温度低，土壤有机质分解慢[1-3]。植物的生长和发育会受到不同土壤温度的促进和抑制[4]。不同的土壤温度会对土壤有机质的分解速率产生不同的影响。有机质分解在南方高温地区比较快，而在北方的寒冷地区表现为相反的变化趋势。太阳辐射和大气循环因素的不断变化也会对土壤温度产生着一定的影响，土壤中的能量和大气中的能量进行着不断的交换和变化，同时促使着土壤温度也跟着表现为一定的规律性的变化趋势[5]。 李仁杰等[6]的研究结果可以发现：土壤表层的温度变化情况比较明显，即随着土壤深度的不断增加，当土壤深度一定的时候，土壤温度几乎不会随深度的变化而变化，稳定在一定的温度范围内；土壤地表的温度和外部室外的温度表现为相同的变化规律，有的时候则会出现一定的滞后情况。

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1.2 土壤水氮运移研究进展

土壤水分是指土壤表层至地下水潜水面以上土壤层中的水分。土壤水分作为作物吸收水分的主要来源，对农作物的生长发育有着至关重要的作用，是农作物进行各种生命活动的必须物质，有机物的各种物理和化学过程都离不开水在其中的参与。水可以使作物的体温始终维持在其生长发育需要的水平。假设农作物的细胞出现缺水现象，将会严重影响农作物的生长和发育，情况严重甚至会造成农作物的灭亡[21]。研究表明，农作物的根系对固态的有机物和无机物不能直接有效的去利用，必须得在水中发生溶解之后，再通过水分的运移输移送至农作物的根层活跃区[22]。我国在土壤水分运移方面的研究起步较晚，但取得的成就却是显著的。国内土壤水分研究多限于非饱和土壤水分运动。研究认为，土壤中水势梯度是土壤水分运动的驱动力[23]。从上世纪 80 年代中期开始，我国进行土壤水分异质性方面的研究，如雷志栋等进行了田间土壤水分入渗的空间分布研究，编制了非饱和土壤水一维流动的计算程序[24]。刘云鹏运用分形理论对不同土壤质地结构对土壤持水性能、水分运动影响进行了研究[25]。李笑吟等通过对土壤剖面水分动态的研究，得出剖面土壤水分呈上高下低的分布特征[26]。

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第二章 蓄水单坑水肥灌施室内试验设计

 

2.1 试验土样

山西省农科院果树研究所是本次试验所用土壤样品的来源地，该地区的土壤类型主要为褐土，其结构主要呈现为屑粒或碎块状，且具有比较好的耕性。土壤质地为砂壤土，本次试验所用土壤为砂质壤土，实验设置土壤容重为 1.47g/cm3，供试肥料为尿素分析纯，田间持水量为 0.32cm3/cm3，土壤初始含水率为 0.04。铵态氮的初始含量为 17.68 mg/kg，硝态氮的初始含量为 7.55mg/kg。土样需要经过晾晒、风干、碾碎、过筛、混合、搅拌等环节使土样充分均匀。

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2.2 试验方案

本试验条件下模拟的蓄水单坑灌施深度为 60cm，水室的初始灌水深度设置为50cm。考虑到所取太谷果树区的实际灌溉情况，结合试验研究的实际需要，将本次试验条件下的灌水量确定为 7L，灌施肥液浓度为 700mgN/L。试验土样容重为1.47g/cm3，以尿素作为本试验条件下的灌施肥料。本试验是单因素控制条件下的室内土箱模拟试验，分别以土壤温度和灌溉水温作为控制变量研究对土壤水氮运移规律进行研究。温度的选取是以所取土样田间实际灌溉情况作为参考依据，土壤温度设置 3 个温度水平，具体如下：20℃，25℃，30℃。灌溉水温设置 2 个温度水平，分别为 15℃和 20℃。不同土壤温度和灌溉水温条件下的试验周期均设置为 15 天，分别在灌后 1、5、10、15 天对模拟的试验土箱进行取样测定。

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2.3 试验装置

图 2-1 所示为蓄水单坑灌施条件下所用土箱示意图，根据室外田间实际蓄水坑的大小，模拟设计的试验土箱。⑴本试验土箱高度 100cm，半径为 60cm。水室的高为60cm，半径为 20cm。⑵试验过程中采用土钻从图示土箱的侧壁取样孔中取土，取样孔采用一定的规则均匀的分布在土箱的侧面，如图所示，从取样孔的空间分布上看，垂向和径向均每隔 10cm 分布一个取样孔，垂向最大延伸至 90cm,径向最大延伸至45cm。⑶本试验所用水室由有机玻璃粘和而成，在水室弧面上的一侧均匀的在分布着细小的孔眼，以模拟蓄水单坑灌下的土壤水分入渗过程。

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第三章不同土壤温度对土壤水氮运移规律的影响........26

3.1不同土壤温度对土壤水分运移规律的影响 .......26

3.2不同土壤温度对土壤氮素运移规律的影响........ 31

3.3 小结............ 37

第四章不同灌溉水温对土壤水氮运移规律的影响........ 41

4.1 一定土壤温度条件下不同灌溉水温.......... 41

4.1.1 湿润锋运移的影响......... 41

.1.2 再分布过程中土壤含水率分布的影响......... 42

4.1.3 含水率二维分布对比分析..... 45

4.2 一定土壤温度条件下不同灌溉水温...... 46

4. 3 小结.......... 51

第五章 结论与建议........ 54

5.1 结论............ 54

5.2 建议............ 55

 

第四章 蓄水单坑灌施条件下不同灌溉水温对土壤水氮运移规律的影响

 

灌施水温是农业水利灌溉中的一个重要影响因素，且土壤中尿素的水解作用，铵态氮的硝化和反硝化作用都受灌溉水温的影响，适宜的灌溉水温能够促进作为对氮肥的吸收和利用。因此，研究蓄水单坑灌施条件下，不同灌溉水温对土壤水氮运移规律的影响研究，对提高农作物的经济产量和土壤氮素的利用率具有重要的意义。本章具体研究如下几个方面：湿润锋动态，土壤含水率的分布，土壤铵态氮和硝态氮运移分布规律。在土壤温度为 30℃的条件下，灌溉水温设置 2 个水平：15℃，20℃。蓄水坑初始入渗水头为 50cm，灌水量为 7L，灌施肥液浓度为 700mg/L，土壤容重为 1.47g/cm3。从图中可以看出:①入渗初期湿润锋径向推进距离大于垂向推进距离，灌后5h 垂向推进距离增加开始明显。这是由于，水分在蓄水坑土体内入渗的初始阶段，主要受土壤基质势的作用；但是随着时间的不断延长，灌施肥液 5h 以后，土壤重力势的作用逐渐显现出来，土壤湿润锋逐渐向下推移。②不同灌溉水温条件下，随着土壤水分入渗时间的不断延长，湿润锋在垂直方向上推进速率逐渐加快，湿润锋在水平方向上推进速率逐渐减缓，重力势逐渐在蓄水坑土体水分的运移中占主导作用，土壤水势梯度逐渐变小，湿润锋在土体中的推进速率逐渐减缓，灌施肥液后不同时间的二维湿润锋边界形状近似呈“半椭圆状”。

………..

 

结论

 

本文是蓄水单坑灌施条件下水肥热运移规律研究试验，研究不同土壤温度（20，25，30℃）和不同灌溉水温（15，20℃）条件下水氮运移规律，得出如下结论:

1、蓄水单坑灌施不同土壤温度（20，25，30℃）和不同灌溉水温（15，20℃）条件下，土体湿润锋的动态差别不大。湿润体随着时间的推移，在空间上均以土壤水室为中心向外扩展，在土壤水分入渗的初期主要以水平推进为主，灌施肥液后 5h，在垂向距离上的推进逐渐明显起来。但在一定时刻土壤温度和灌溉水温不同的条件下，土壤湿润体的范围差别不大。通过对不同温度条件下土壤含水率，在空间分布上随时间的变化趋势，发现其运移规律基本一致。蓄水坑土体表层和底层土壤含水率较小，土壤水分主要集中在土箱水室附近的范围内。因此，不同土壤温度和灌溉水温对土壤含水率的空间分布影响不大。

2、蓄水单坑灌施不同土壤温度条件下，土壤铵态氮含量随着土壤温度的升高，达到最大值的时间逐渐缩短。20℃时灌后 10 天土壤铵态氮含量达到最大值，25℃和30℃时分别在灌施肥液后 5 天和 1 天达到最大值。随着时间的推移，土壤铵态氮含量在垂向分布上呈现先增大后减小的趋势，20—30℃范围内，随着土壤温度的升高，土壤铵态氮含量的变化幅度增大。不同土壤温度条件下土壤硝态氮含量，随着时间的延长逐渐增大，20—30℃范围内，随着土壤温度的不断升高，土壤硝态氮增加幅度逐渐变大。

3、蓄水单坑灌施不同灌溉水温条件下，灌施肥液后 1 天土壤铵态氮含量达到最大值，且 20℃下的土壤铵态氮峰值要大于 15℃下对应的峰值，之后随着时间的不断推移，其含量逐渐减小。15—20℃范围内，随着灌溉水温的升高，其减小幅度逐渐加快。不同灌溉水温条件下的土壤硝态氮含量，随着时间的延长不断增大，灌施肥液后15 天达到最大值，20℃条件下土壤硝态氮峰值要大于 15℃条件下所对应的峰值。

............

参考文献（略）

 

第一章 绪 论

 

1.1 研究背景和意义

我国水资源时空分布不均匀与紧缺问题严重制约着国民经济的发展。我国是农业大国，农业用水量占总用水量很大比例，且我国农业发展相对落后，灌溉水利用率低，水资源浪费严重，灌溉设备不完善，灌溉方式传统，因此，采用先进使用的灌溉技术和设备，发展节水灌溉提高水的利用率是当务之急。我国节水灌溉科技总体水平与世界先进水平差距大致体现在 6 个方面：1）基础理论：差距年限为 5 年左右，某些领域接近或达到世界先进水平；2）基础理论研究装备、手段：差距年限为 20-25 年左右；3）应用技术理论：差距年限为 3-5 年左右，达到世界先进水平；4）灌溉设备：差距年限为 20-25 年左右，某些领域处于国际领先；5）灌溉水管理，差距年限为 20-25 年左右，主要设备不匹配；6）节水灌溉综合技术：差距年限为 10-15 年左右，工程与措施结合上接近国际先进水平。根据我国国外中长期优惠贷款的投资政策，世行贷款发展农业项目重点选在我国中西部地区及水资源短缺地区。因此，争取世行贷款，实施好世行贷款节水灌溉二期项目，既有利于提高农田水利基础设施建设，更好地为农业服务，又有利于加快农业结构调整，激活农民发展农业产业的积极性，切实增加农民的收入。国内外实践证明：“解决干旱缺水问题的根本和行之有效的举措是建设节水型社会，增强节水意识，提高水资源有效利用率和效益”。十五届三中全会提出，水是战略性资源，必须倡导和长期坚持水资源可持续发展战略，节水灌溉这项措施，可以作为一项革命性措施来抓，即大力推广管道输水、喷灌、滴灌等高效节水灌溉技术，；建设高效节水灌溉示范区，发展高效节水灌溉；落实农业节水综合技术和管理措施，挖掘农业节水工程和非工程措施产生的潜力[1]。我们要针对国情，发展中国特色的节水灌溉模式。

………..

 

1.2 国内外研究现状及存在问题

对于项目的评价，主要经历了三个阶段：以古典经济学理论为基础的财务评价阶段；基于凯恩斯理论和福利经济学的社会费用效益分析方法（SCBA）阶段；综合评价方法阶段。早期公共项目经济评价采用“成本—效益”法，该方法是理论福利经济学的演变。凯恩斯理论引发政府干预宏观经济之后，项目评价向国民经济宏观层面延伸。1968 年后，OECD 和 UNIDO 提出“新方法论”，随后，H.Vander.Tak 和 L.Squire（1975）提出“S—V 法”，John.Hansen（1987）提出“UNIDO 准则法”。1970 年以后，经济、效率、效果的“3E”理论成为世界主流派别，但有学者质疑该理论的可行性。对此由“3E”向诊断、设计、发展的“3D”转变。“3E”、“3D””均围绕实施项目的组织展开。随着理论的发展，项目评估发展到包括技术、环境、社会等方面的综合评价范畴[17]。随着项目评价理论方法的不断发展，以及广泛开展项目评价实践以来，项目评价在项目管理的管理中发挥着越来越重要的作用。针对农业节水灌溉项目的评价，评价尺度经历了由大到小，由小到大的过程，评价结果经历了由单项到综合的过程。Ortega,J.F[18]深入研究了小尺度向大尺度转化的方法；FAO（1989）[19]提出节水灌溉项目的评价研究应由规范性向实证性、定性向定量转化；Charles M,Burtt(1988)[20]研制出灌溉系统综合评价的专用程序；随着评价工作的进展，指标不断增加。美国农业部除了喷灌均匀度、喷灌强度和水滴打击强度三大之外，提出了灌水均匀度指标、灌水效率等指标，且将反映土壤中水量分布的特性参数图形效作为评价指标之一，评价体系逐步完善。

………..

 

第二章 世行贷款节水灌溉二期项目概述

 

2.1 世行与中国的合作战略

基于世界银行与中国合作战略大背景下，世界银行在与中国的合作中，一直致力于减轻农村贫困，解决资源缺乏及环境问题，促进城乡社会经济和谐发展，这与中国的发展方向是一致的。中国政府在接受世行援助的同时，更广泛地借鉴其发展经验，共同致力于推动全球性发展问题。基于该合作战略，世行与中国政府主要在以下三个方面相互协作：

（1）通过一系列的知识转让活动改善经营环境，帮助加速市场经济转轨，推进金融体制改革，促进民营企业发展，强化公共部门治理。

（2）贷款支持农村发展、基础设施和社会领域，满足贫困人口、弱势群体以及欠发达地区的需要。

（3）通过贷款、政策支持和机构发展等方式促进可持续发展，涉及领域有水资源管理、小流域治理、污水处理、和可持续农村发展等。

世行贷款节水灌溉二期项目旨在节约水资源、提高农民收入、改善环境等目标，完全符合世界银行与中国的合作战略。同时也与国家“十一五”发展规划，以及水资源中长期发展计划中所提出的“在缺水地区所有的用水部门，特别是最大的用水部门，即农业灌溉部门强调实行最严格的水资源管理制度”是相一致的。

……….

 

2.2 项目实施的理念

20 世纪 90 年代以前，我国水资源管理模式为“供水管理”，水资源主管部门修建供水工程，按用水部门的需求给用水部门供水。90 年代后，水资源管理方式采用“需水管理”模式，根据水资源承载能力分配供水量以及用水部门依据供水量安排本部门的需水量，实行“总量控制、定额管理”[27]。世界银行在农业节水灌溉项目管理中提出了“真实节水”的理念。所谓“真实节水”即减少项目区水分腾发消耗（降低 ET），实现水资源可持续利用的目的[28]。“真是节水”可以理解为资源性节水，其含义有别于灌溉渠道防渗，采用先进灌水技术，提高灌溉水利用系数的传统概念。灌溉渗漏、流失水量等可以换种方式重新开发再利用；而腾发量难以采取经济易行的方法再回收利用，所以，也叫资源型节水量。该项目除引进“真实节水”概念外，还提出了节水灌溉项目 ET 管理模式，即采取工程-农业-管理-监测综合节水灌溉措施，把耗水量控制包括降雨在内的水资源许可范围内，以达到水资源供需平衡，实现可持续利用。所以，农业节水项目在考虑工程措施的的基础上，更要加强农业和管理措施，减少灌溉用水的渗漏流失，提高灌溉效率的同时，减少农业蒸腾蒸发量。

………..

 

第三章 山西世行贷款节水灌溉项目监测......17

3.1 监测评价总体设计原则 ............17

3.2 监测评价的目标与内容 ............18

3.3 项目监测评价技术路线 ............19

3.4 监测评价组织机构设置与管理 .......20

3.5 监测评价与数据信息传输流程 .......21

3.6 监测评价总体布局............. 22

3.7 基线调查........ 23

第四章 世行项目农业综合节水灌溉措施技术体系......... 25

4.1 水利工程节水与应对和减缓气候变化措施 ...... 26

4.2 农业节水与应对和减缓气候变化措施......... 26

4.3 管理节水与应对和减缓气候变化措施......... 28

4.4 管理节水与应对和减缓气候变化措施......... 33

第五章 山西世行节水灌溉监测和综合评价方法...... 35

5.1 节水灌溉项目监测内容............ 35

5.2 节水灌溉项目监测方案............ 36

5.3 节水灌溉综合评价方法研究........... 45

 

第六章 山西世行节水灌溉项目监测评价结果

 

6.1 工程背景

山西十年九旱，水资源贫乏，属于严重缺水地区。全省多年平均降水量 508.8mm；多年平均水资源总量为 123.8 亿 m3；人均水资源量为 381m3；是全国平均水平的 1/6，亩均水资源量为 180m3，是全国平均水平的 1/9；同时水资源开发利用条件较差，水利基础设施建设严重滞后于国民经济发展对水利的需求。世行节水灌溉二期项目国家计划向世界银行贷款 8000 万美元。其中山西省贷款额度为 3000 万美元，项目建设期 5 年。山西省项目区涉及晋中市和吕梁市的 5 个县（市、区）、6 个项目区、21 个乡镇、128 个行政村，发展和改善节水灌溉面积 10291hm2。晋中市位于山西省中东部，地处温带,多年平均降水量 484.5mm，年际变化较大，年内分配极不均匀。项目区包括榆社县和介休市，项目区位于晋中盆地和太行山腹部平川。榆社县位于太行山西，晋中东南部。本次规划项目区即为原云竹水库设计灌区，灌区位于云竹水库下游，直接从云竹水库引水。云竹水库灌区土地总面积 75km2，设计灌溉面积 2000 hm2，现状灌区基本是靠天吃饭，一般不灌溉。介休市位于山西省中南部,项目区有兴地灌区项目区和橡胶坝引水工程项目区。兴地灌区项目区土地总面积 59.4km2，设计灌溉面积 1180hm2；橡胶坝引水工程项目区土地总面积 20.20km2，设计灌溉面积 1334hm2，这两个项目区现状农业灌溉水源为地下水。

………..

 

结论

 

本文在分析总结国内外节水灌溉项目监测评价方法的基础上，基于世行贷款节水灌溉监测评价系统，采用层次分析法和集对分析法，结合山西工程实例，对项目进行了单项和综合评价，主要结论如下：

（1）基于四元联系数的集对分析模型，计算山西世行贷款节水灌溉二期工程综合评价中的不确定性因素，把集对分析联系数中的“异”分解为偏同异和偏反异，结合层次分析法将不同层次指标数据综合处理，进而得出综合评价结果为 3 级，评价等级对应“基本满意”。

（2）本文构建的山西世行贷款节水灌溉项目监测评价体系，对其他农业项目监测评价工作提供借鉴。世行不仅提供贷款，同时提供技术援助，在多年实践中有一套不断优化、不断完善的管理模式，对我国项目管理有很大的借鉴价值。我国积极利用外资增加对农业节水灌溉的投入，发展农业节水灌溉事业，学习和借鉴国外节水灌溉先进理念、先进技术及管理经验，对以后节水项目将起到示范作用。世行贷款基于 ET控制与管理的节水灌溉监测评价体系研究是世行贷款项目的特有安排，在国内没有现成的经验可循，本研究旨在通过山西省世行贷款节水灌溉二期工程项目监测评价体系的研究，以期为后续的农业综合开发项目建设及项目管理提供参考，并对利用世行贷款在其他行业的应用等起到规范作用。

（3）项目区水分生产率计算结果显示，各区域水分生产率离散系数为 0.41，介休水分生产率明显低于其他项目区，经分析，主要原因为种植结构单一。离石项目区种植结构为玉米 29%、瓜果 65%、蔬菜 6%；榆社项目区种植结构为玉米 70%、蔬菜 30%；而介休兴地和橡胶坝以小麦和玉米为主，种植结构单一，产值明显低于蔬菜和瓜果。所以，对种植结构进行调整，可以在很大程度上提高水分生产率和产值。

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参考文献（略）

 

第一章 绪 论

 

1.1 研究背景及目的

水是生命之源，也是城市生产生活不可或缺的自然资源，是城市社会经济发展中不可缺少的一环，也是综合国力的重要组成部分。由于水缺乏与水污染构成的水危机会严重制约经济和社会的进程。随着社会经济的发展，水资源的可持续发展问题已经成为全世界关注的热点问题[1]。中国水资源总量 28100 亿 m3，人均水资源却只有 2300 m3，相当于世界平均人均占有量的 1/ 4，公顷均占量的 4/ 5。中国水资源受季风影响，时空分布很不均匀，自然灾害时有发生[2]。太原市属于我国严重缺水的城市，地下水是太原市的主要供水水源，占总用水量的 80%。经济飞速的发展，加上水资源严重匮乏，水资源供需矛盾日益突出。目前太原市水资源总量 5.338 亿 m3，人均水资源占有量为 173m3，是我国人均水资源占有量的十六分之一，是世界人均水资源占有量的五十二分之一，不及联合国可持续发展委员会提出的生存起码需求标准 1000m3的五分之一[3]。解决好太原市水资源的可持续发展任务重大。太原市全市地下水总开采量中兰村泉域开采量占 46.6%[4]。多年来，由于城市经济的发展，用水量不断增加，泉域内各水源地一直处在超负荷运行状态。由于地下水的超采，导致地下水水质恶化、水位下降，原有的水文地质环境受到了不同程度的破坏[5]。作为山西省十九个重点岩溶大泉之一，兰泉复流再次被专家们提上议程。万家寨引黄工程一期可向太原市实现供水 40 万 m3,最终可实现向太原市供水 175 万 m3。引黄入并工程的投入使用，为兰村泉域地下水的合理调配以及可持续开发利用提供了有力的保障，为兰村实现复流提供了可能[6]。

……

 

1.2 国内外研究概况

近几年来，在对地下水进行定量评价的实践基础上，伴随地下水科学与计算机科学研究的不断深入，地下水数值模拟逐步形成且慢慢成熟，代替传统的模拟技术并成为研究地下水运动规律和定量评价地下水资源的主要手段[7]。1886 年，FHanm 把高等数学应用到地下水的运动中去，提出了等势面和流线等观念和理论[10]。1905 年，E 梅勒用解析法首先证明了预测泉水的流量的理论[8]。上世纪 40 年代，泰斯公式的出现，具有革命性的意义，创造性的提出了非稳定流概念及模型，为现代地下水数值计算模型展开了新的篇章，奠定了坚实的基础[10]。60 年代后，电子科技的发展带动技术的发展，接着地下水模拟可以运用到了更为复杂的水文地质条件的案例中，地下水资源评价因此上了一个新的台阶，更立体，更全面，新的二维、三维的模型层出不穷，在实践中一步步走向成熟和全面[11]。现代评价方法的基本过程如下：首先，降水、蒸发、地质条件、地下水位等观测资料和地质勘探数据用数理统计方法进行分析，找出补给和排泄的变化特征和趋势，以此预测之后的动态趋势。接着用数理方法建立地下水的数学数值模型。依据抽水试验的数据结果，人工开采具体情况和自然情况对数值模型进行矫正和调参。

……..

 

第二章 研究区概况

 

2.1 研究区地理位置与交通

兰村泉是省属重点岩溶保护大泉之一，出露于太原市西北 25 公里处上兰村汾河流入盆地的出口处，主要由冽石寒泉、大海子、小海子泉群组成。其冽石寒泉最为著名,是由大气降雨在泉域北、北西、北东部山区裸露溶岩区入渗，向盆地汇集，受太原盆地边山大断层一侧第四系弱透水层阻挡，岩溶地下水溢流地表而形成。泉域面积 2500km2，行政区域为太原市尖草坪区、阳曲县全境，杏花岭区大部分，迎泽区、古交市一少部分地区[13]（见图 2-1）。兰村泉域地处华北黄土高原地区，海拔大部分在 800m 以上。泉域东部、西部为基岩山区，其中灰岩裸露区面积 1360km2，灰岩浅埋区面积 481km2。中部地势相对平缓，为断裂凹陷地区，其中棋子山以南为盆地，海拔高程在 755～810m之间，面积为 169km2。兰村泉域交通方便。有柴村大桥沟通汾河两岸，铁路有北同蒲线纵贯南北，还有市郊太原～兰村～汾河二库～古交市～镇城底铁路交通、太原～桃杏的市郊铁路运输相连，原太高速公路、大同～运城高速公路在兰村泉域均有出入口，交通运输堪称方便。

……..

 

2.2 气象和水文

兰村泉域属北温带大陆性干旱、半干旱季风气候，总的特点是干旱、少雨、风多，多年平均气温 9.6 ℃，最高月平均气温 29.5℃，最低月平均气温－13℃，降雨多集中在七、八、九月，年平均降雨量为 494mm ，年平均蒸发量为 1806mm。本区风沙较大，冬、春季节以西北风为主，风速 2.5m/s ，夏季以东南风为主，风速 1.9m/s ，无霜期 172 天，冻结深度 74～106cm 。兰村泉域河流水系主要是黄河流域汾河水系，汾河发源于管涔山南麓雷鸣寺，经过静乐流入汾河水库，过古交从扫石进入兰村泉域，经过汾河二库、出兰村峡谷后折向南流，过兰村、三给出兰村泉域，在泉域内的总长度为 45.5km, 是兰村泉域主干河流。它的主要支流有柳林河、凌井河、泥屯河、杨兴河等。柳林河：由忻州地区流入太原市境内,在兰村泉域界内河流长度为 27km。凌井河：由阳曲县北小店乡石庄村发源，干流长 35.5km，流域面积 220km2，上游有少许净水，在凌井四周潜入河底。泥屯河：发源于阳曲县岔上乡赤泥社，干流全长 30km，流域面积 239km2，王满坪水库以上有净水流入库区，东青善以下终年有清水。杨兴河：发源于东部山区阳曲县阳兴乡水头村，干流长 36.5km，流域面积694km2，黄寨以下沿程地下水溢出地表现象不存在，至青龙镇附近有东北向支流向塔底河汇入，干流在阳曲镇以下转向西南流入汾河。

………

 

第三章 水文地质条件.........19

3.1 地下水埋藏条件........... 19

3.2 地下水补给、径流、排泄条件........ 22

3.3 地下水水化学特征............. 24

3.4 地下水动态特征........... 26

第四章 地下水开发利用现状及兰村泉复流条件分析..... 29

4.1 水资源量......... 29

4.2 水资源利用现状........... 29

4.3 大型企业用水情况.............. 30

4.4 兰村泉断流原因及复流条件分析........... 31

第五章 地下水水质评价及水质预测............ 37

5.1 地下水水质评价........ 37

5.2 地下水水质预测........ 41

 

第七章 地下水可持续开发利用与综合管理意见

 

7.1 地下水可持续开发利用与调控对策

兰村泉域水资源可持续开发利用，要制定一个好的规划，从单纯的水利工程规划发展为全面的水资源配置规划，由原来的“以需定供”转变为“以供定需”，开发水资源要全面考虑生态环境因素，使用中实行节水治污的具体措施，合理调整产业结构，实现水资源的优化配置[39]。一．做好开发利用规划工作太原市兰村泉域管理处负责兰村泉域的保护管理工作，地下水开发利用规划要在水资源综合考察和调查评价的基础上，会同太原市水务局、太原市环保局等有关部门编制，报太原市人民政府批准，并报山西省水利厅备案，经批准的规划是开发利用地下水的基本依据，必须严格执行，不允许擅自违背、盲目开发或过量开发。规划中，水资源的供应能力应根据泉域的水环境和水资源的承载能力确定，并制定节水和治污措施，做好水资源的优化配置。根据前面章节讨论，兰村泉域几大岩溶水源地均已严重超采，导致区域地下水水位下降、水质恶化、地面沉降等一系列生态环境问题，成为太原市国民经济发展的“瓶塞”。引黄入并工程的投入使用，为兰村泉域地下水的合理调配以及可持续开发利用提供了有力的保障。根据第六章计算结果，制定兰村泉域岩溶地下水开采初步规划方案如下：近期方案：引黄一期工程投入使用后，可向太原市供水 40.0 万 m3/日，届时可分别将兰村、三给、枣沟等岩溶水水源地的开采量压缩到 16.0 万 m3/d、3.0 万m3/d、7.5 万 m3/d 水平，以便减缓地下水水位的下降趋势。据计算，实施该方案后，三个岩溶水源地漏斗中心水位下降幅度将较现状开采条件分别减小 17.1%、25.5%和 35.2%。

……..

 

结论

 

（1）据调查，2008 年兰村泉域岩溶开采井 196 眼，岩溶水开采量 12225万 m3。

（2）兰村泉域岩溶地下水水化学类型是重碳酸钙镁型水，矿化度在 0.255～0.325g/L，水温为 14～17。C，水质良好。

（3）经计算（多年平均降水方案），在现状开采条件下（即开采量 3.77m3/s），兰村、三给、枣沟水源地最大水位降深分别为 13.29m、9.32m、16.58m；在规划开采条件下（即开采量 3.241 m3/s），兰村、三给、枣沟水源地最大水位降深分别为 11.03m、6.94m、10.74m。在规划开采条件下，三个岩溶水源地漏斗中心水位变幅比现状开采条件分别降低了 17.1%、25.5%和 35.2%。

（4）引黄工程的投入使用，可最大可能的对泉域岩溶地下水进行管理调节控制，让岩溶地下水水位可以逐渐回升。经计算可知，当三个水源地岩溶水开采量均下降 40%时，兰村、三给、枣沟水源地地下水水位的年平均回升值分别为0.98m、0.84m、1.25m；当地下水开采量减少 60%时，兰村、三给、枣沟水源地地下水水位的年平均回升值分别为 1.14m 、1.39m、1.56m；当地下水开采量减少 80%时，兰村、三给、枣沟水源地地下水水位的年平均回升值分别为 1.78m、1.62m、1.99m。

（5）岩溶水开发利用方案：引黄一期工程开始运行后，计划分别将兰村、三给、枣沟等岩溶水水源地三个水源地的开采量减少到 16.0 万 m3/d、3.0 万 m3/d、7.5 万 m3/d 水平，可以有效减慢地下水水位下降速度；引黄二期工程开始运行后，继续减少三个岩溶水源地地下水的开采量，尽可能地对泉域岩溶地下水进行保护和恢复，合理开发；当地下水水位恢复到一定水位之后，对城市工业农业和生活用水实际需求进行分析研究，然后可以适当的增加水源地地下水的开采利用量，以满足实际需求，需要注意的是，仍必须在允许开采范围内。

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参考文献（略）

 

 

第一章 绪论

 

1.1 研究背景及意义

地下水是我国城市生活和工农业生产的重要供水水源[1]。近年来，由于工业的迅猛发展以及城市化速度的加快，地下水资源出现了严重的危机[2]。一方面，地下水的过量开采，引发了一系列环境地质问题。我国几乎所有城市均开采地下水，西部地区和北方主要城市的地下水供水量超过总供水量的一半以上，尤其在部分城市和大部分农村地区，地下水几乎是唯一的供水水源[3]。随着社会经济的发展，我国地下水的开采量在逐年增加，据统计，20 世纪 80 年代以来，全国地下水开采量平均以每年 15.1亿 m3的速度增长[4]。由于对地下水的长期大量开采，导致地下水水位下降，局部地区出现了地下水降落漏斗、地面沉降、海水入侵、生态环境退化等环境地质问题。另一方面，地下水污染加剧。根据水利部发布的《2013 年中国水资源公报》，依据 1229 眼水质监测井的资料，水质适用于各种用途的Ⅰ～Ⅱ类监测井占评价监测井总数的2.4%；适合集中式生活饮用水水源及工农业用水的Ⅲ类监测井占 20.5%；适合除饮用外其他用途的Ⅳ～Ⅴ类监测井占 77.1%。评价结果表明，我国已经有超过一半的地下水受到严重污染，并且地下水中污染物的成分日趋复杂，污染程度逐年增加，部分地区的深层水被不同程度污染。总之，我国地下水资源日益紧张，地下水污染也越来越严重。岩溶水是地下水的重要组成部分，供给世界大约 25%的人口[5]。我国是世界上岩溶面积最大、分布最广的国家，岩溶水资源可开采量为 870.02 亿 m3/a[6]，占全国地下水资源总可开采量的 26.7%。山西省是我国北方岩溶分布面积最广的地区，在大面积碳酸盐岩区形成了众多岩溶泉及相应泉域。根据全省的岩溶泉水的原始流量的不完全统计，有256处大于0.01m3/s，103 处大于 0.05m3/s，86 处大于 0.1m3/s，18 处大于 1.0m3/s，原始总流量达 107.8m3/s，合 34 亿 m3/a[7]。岩溶含水层不仅是山西多数大中城市、煤矿的生产、生活供水水源，同时，山西省大部分岩溶泉出露带是著名的旅游景点，赋含着丰富的历史、文化内涵。

……….

 

1.2 国内外研究现状及存在问题

地下水脆弱性（Groundwater Vulnerability）首先是由法国人 Margat[8]于 1968 年提出的，随后其内涵不断丰富，其概念的发展分为两个阶段[2]。一是主要考虑含水层系统内部因素的定义阶段，即以 Margat 和 Albinet[9]（1970）定义的地下水脆弱性为代表，其表述为“在地表存在的污染物自然条件下通过扩散和渗滤进入地下水的可能性”；二是同时考虑含水层系统内部条件和系统外部影响的定义阶段，其代表性定义是美国国家科学研究委员会[10]（1993）提出的“地下水脆弱性是含水层上方某个位置的污染物到达地下水系统中特定位置的倾向和可能性”的定义，并且它将地下水脆弱性分为本质脆弱性和特殊脆弱性。此处将本质脆弱性（Intrinsic Vulnerability）表示地下水在自然条件下的易污染性，特殊脆弱性（Special Vulnerability）表示地下水由人类活动或特定污染物造成的易污染性。国内于上世纪 90 年代中期开始研究地下水脆弱性，初期用到的定义有“地下水的易污染性”、“防污性能”、“防污潜力”、“地下水污染敏感性”等。孙才志[11]（1999）首次提出“地下水系统脆弱性应包括水质和水量两个方面，在水质上表现为地下水污染问题，在水量上表现为水量变化引起的一系列水环境负效应问题”，提出水质和水量并重；2006 年国土资源部启动全国地下水脆弱性评价工作，中国地质调查局[12]提出地下水脆弱性的定义为“地下水系统对人类和（或）自然的敏感性，细分为本质脆弱性和特殊脆弱性”。

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第二章 神头泉域概况

 

2.1 自然地理概况

2.1.1 地理位置

神头泉域位于山西省的北部，行政区包括三个地市，分别为大同市、朔州市、忻州市，其中朔州市包括右玉县、平鲁区、山阴县、朔城区 4 个县区，大同市包括左云县 1 个县区，忻州市包括宁武县、神池县 2 个县区。总面积为 4756km2，其中大同市215km2，忻州市 1337km2，朔州市 3204km2。

 

2.1.2 地形地貌

泉域内三面环山，地形总体上是北、西、南面的地势高，东面的地势低且开阔。北部洪涛山海拔高程为 1947m，西南部管涔山主峰黑驼山海拔高程为 2147.3m，南部禅房山和翠屏山的高程均在 2100m 以上，区内盆地高程一般也在 1000m 以上，山区盆地的相对高差约为 1000m 左右。北部为基岩山区和黄土高原丘陵区，多被堆积物覆盖，西部和南部为缓坡丘陵区、丘陵沟壑区和边山地带基岩山区，属剥蚀堆积，东部为平原地形，系山前洪积倾斜平原和冲积平原。

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2.2 地质条件

神头泉域内分布的地层由老到新依次有寒武系（∈）、奥陶系（O）、石炭系（C）、二迭系（P）、三迭系（T）、侏罗系（J）、白垩系（K）、第三系（N）和第四系（Q），泉域地质情况见图 2-1。徐庄组：下部为页岩，该层页岩在区内的东北部为夹白云质灰岩、鲕状灰岩等，在西南部变为砂质页岩、薄层细砂岩；上部为中厚层状鲕状灰岩，向南相变为鲕状灰岩与石灰岩互层，局部地区鲕状灰岩中含海绿石，西北部为砂质页岩、细粉砂岩夹砂质白云岩。该地层由南东向北西碎屑物质增加，东北厚西南薄。张夏组：下部为薄—厚层鲕状灰岩、薄层状泥质灰岩，向南西相变为鲕状灰岩夹薄层状石灰岩或结晶灰岩；中部为薄层灰岩夹鲕状灰岩、页岩或薄层状白云质灰岩和竹叶状灰岩；上部为白云质鲕状灰岩或结晶鲕状灰岩，向南西相变为泥质条带鲕状灰岩、鲕状灰岩夹薄层石灰岩。该地层北东厚，南西薄。总厚度为 71.55～342.69m，分为崮山组、长山组、风山组，其中，崮山组的厚度为 8.50～117.81m；长山组的厚度为 6.89～16.81m；风山组的厚度为 56.16～208.07m。崮山组：下部为薄层状石灰岩夹竹叶状灰岩；上部主要为薄——中厚层状灰岩、泥质灰岩夹鲕状灰岩及竹叶状灰岩，向南西相变为页岩夹竹叶状灰岩及生物碎屑灰岩。该地层南厚北薄。长山组：下部为竹叶状灰岩；上部为薄——中厚层状灰岩、泥质灰岩、竹叶状灰岩，竹叶状灰岩在局部地区含海绿石。该地层较薄。风山组：下部主要为白云质灰岩、灰岩、泥质灰岩及页岩；上部为泥质灰岩、白云质灰岩夹竹叶状灰岩，其中有一层含海绿色的竹叶状灰岩。该地层岩性变化较大，西北厚、东南薄。

…….

 

第三章 神头泉域岩溶含水层水质脆弱性评价......... 19

3.1 评价方法选取 ............ 19

3.2 COP 法及应用 ............ 19

3.3 基于 COP 法的 TURSLI 模型构建及应用 ........ 36

3.4 评价结果对比及验证 ....... 46

3.5 本章小结 ............. 48

第四章 神头泉域岩溶含水层水量脆弱性评价......... 49

4.1 LMt 模型构建............. 49

4.2 基于 LMt 模型的水量脆弱性评价 ....... 52

4.3 本章小结 ............. 54

第五章 神头泉域岩溶水资源保护策略分析...... 55

5.1 神头泉域岩溶含水层脆弱性分析......... 55

5.2 神头泉域岩溶水资源保护策略 ..... 56

5.3 本章小结..............59

 

第五章 神头泉域岩溶水资源保护策略分析

 

5.1 神头泉域岩溶含水层脆弱性分析

1）水质脆弱性级别高的区域位于平鲁区北部和西部、山阴县南部、朔城区西部和东北部、神池县北部及宁武县东北部，这些地区属于灰岩裸露区、河道渗漏段及泉源区，天然保护能力很弱，易受人类活动的影响，占泉域总面积的 15.9%；

2）水质脆弱性级别中等的区域位于左云县南部、右玉县东部、平鲁区西北部和东南部、山阴县北部和东部、朔城区东北部、神池县西部的小部分地区和东北部及宁武县的大部分地区，这些地区地形坡度较陡，天然保护能力较强，人类活动较频繁，岩溶水水力梯度较小，占泉域总面积的 41.2%；

3）水质脆弱性级别低的区域位于左云县北部、右玉县西部、平鲁区少部分地区、山阴县中部、朔城区中部和南部、神池县北部和中部及宁武县东部和中部，这些地区天然保护能力强，人类活动较少，岩溶水水力梯度较大，占泉域总面积的 41.5%；

4）水质脆弱性级别非常低的区域位于平鲁区西南部和东部的少部分地区、山阴县西部的少部分地区、朔城区中部的少部分地区及宁武县东南部少部分地区，这些地区远离渗漏河道，人类活动很少，天然保护能力很强，占泉域总面积的 1.4%。

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结论

 

（1）本文结合神头泉域的实际情况，基于 COP 法的概念模型，构建了 TURSLI模型。运用 COP 法和 TURSLI 模型对神头泉域岩溶含水层水质脆弱性进行评价，将两种结果作对比及验证，表明 TURSLI 模型符合实际情况；构建了神头泉域岩溶含水层水量脆弱性评价模型 LMt 模型，对岩溶含水层水量脆弱性进行了评价。评价结果可作为神头泉域岩溶水保护的技术依据，例如产业结构调整、新建项目选址等。

（2）神头泉域岩溶水水质脆弱性级别高、中等、低、很低的区域分别占泉域总面积的 15.9%、41.2%、41.5%、1.4%。其中水质脆弱性级别高的区域位于平鲁区北部和西部、山阴县南部、朔城区西部和东北部、神池县北部及宁武县东北部，这些地区属于灰岩裸露区、河道渗漏段及泉源区，天然保护能力很弱，易受人类活动的影响，应作为严格保护区，禁止污染物进入，并且采取有效的保护措施，如泉源区环境整治、截污导流等。

（3）神头泉域岩溶水水量脆弱性级别高、中等、低、很低的区域分别占泉域总面积的 4.7%、48.3%、46.6%、0.5%。其中水量脆弱性级别高的区域位于平鲁区南部、朔城区中部和东北部以及宁武县东南部，这些地区属于泉源区、煤矿带压开采区且突水系数较大的区域，地表水不易补给到岩溶含水层，发生突水事故的危险性大，易受人类活动的影响，应作为严格保护区，限制岩溶水的开采，对突水危险性高的区域禁止煤炭开采，并且进行水源涵养等。

（4）由于岩溶含水层水量的增加会导致水中携带的污染物增多，水质和水量脆弱性级别有着一定的联系，在部分地区两者的脆弱性级别呈现相反的趋势。

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参考文献（略）

 

 

第一章 绪 论

 

1.1 我国水资源现状

随着人类社会的进步和发展，对水资源的需求量也在增加，特别是近十几年来，随着人口的快速增加，加上水环境的恶化、严重的水资源浪费以及人为的污染，使得世界范围内的水资源日趋缺乏。我国是一个人口众多的国家，虽然总的水资源量较为丰富，但人均水资源占有量仅为世界人均占有量的 1/4，所以说，我国是一个水资源非常匮乏的国家之一[1]。此外，我国的土地广阔，北方和南方的水资源分布不均匀，北方是地域性缺水，而南方是季节性缺水。特别是近几年来，城市人口增加，生态环境恶化，工业技术水平落后，造成了严重的水资源污染与浪费，使水资源更为短缺，已经成为国家经济建设发展的瓶颈。所以说，改变水资源现状刻不容缓，水处理技术有很多，膜分离技术作为新型的水处理技术已经被人们所利用，它具有污染小、能耗低、处理效果好等优点，已经成为 21 世纪科学发展的重要组成。

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1.2 正渗透膜技术及应用

渗透是一种人们早已利用的物理现象，早期人们发现经过盐风干的食物可以长期保存，是因为在高浓度盐的环境中，大多数的细菌、真菌和其他潜在的致病菌将会因脱水而死亡。通常情况下，渗透率的定义为：在不同渗透压的作用下，水通过具有选择性的半透膜，而截留水中的分子和离子。当前，渗透现象主要应用于水处理、食品加工、发电和控制药物的释放等方面的应用[2-6]。反渗透（RO）是一种发展比较成熟的技术，在外加压力的作用下，使水通过具有选择性的膜，而截留水中的杂质。但由于反渗透需要外部压力，因此能耗较大，再加上膜易污染，浓盐水排放等问题，限制了其在更多领域的发展。学者们也意识到了反渗透技术的局限性，可以说，反渗透技术已经发展到了顶峰[7]。随之提出了正渗透（FO）技术，正渗透是指水从低浓度溶液的一端，通过选择性半透膜，自发的转移到高浓度溶液的一端。正渗透利用的是不同溶液的浓度作为驱动液，使水能够透过膜，而截留水中大部分的分子或离子[8]。高浓度溶液的渗透压（π）提供动力，正渗透正是利用溶液之间的渗透压差作为驱动力。结果是：用原料液（Feed solution）来稀释驱动液（Draw solution）。当在渗透压高的溶液这一侧施加一个小于渗透压差的外压时，水仍然会从原料液的一侧流向驱动液一侧，这种过程叫做压力阻尼渗透(Pressure-retarded osmosis，PRO)[9]。为了更直接的表述：正渗透、压力阻尼渗透以及反渗透的渗透原理，我们定义 π 为渗透压差， P 为外加压力。在正渗透过程中， P=0；在压力阻尼渗透中， P＜ π；在反渗透中， P＞ π。

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第二章 醋酸纤维素正渗透膜的研制

 

2.1 引言

本章以醋酸纤维素（CA）作为膜材料，通过改变膜制备过程中的各种工艺参数，如醋酸纤维素的含量、溶剂的比例、添加剂的含量、筛网的目数以及凝固浴的温度等，制备了正渗透膜，并利用了原子力显微镜、扫描电子显微镜、膜性能评价系统对正渗透膜的形态结构以及性能进行测试。通过优化制备膜的工艺参数，确定了制备醋酸纤维素正渗透膜的最佳工艺参数。CA 的含量在制备膜过程中的是一个重要参数，对膜的性能和结构有着很大的影响。随着 CA 的含量增加，铸膜液的粘度增大，铸膜液的粘度对成膜过程中溶剂与非溶剂体系的传质速率有很大影响。当 CA 含量过大时，铸膜液粘度过大，降低了溶剂与非溶剂之间的传质速率，影响膜的性能；当 CA 含量过小时，铸膜液粘度太小，传质速率过快导致无法成膜。本章考察了 CA 的含量在 10 wt%~18 wt%范围内对膜性能的影响。在溶剂中加入添加剂以促进醋酸纤维素的分散性以及膜表面光滑度，常见的添加剂有醇类、酸类、脂类等。聚乙二醇分子体积小，在成膜过程中容易从膜孔中溶出，对膜的结构不会造成影响，并且聚乙二醇中的羟基能够调节传质速率，达到改善膜孔结构，提高水通量的目的。本章选用聚乙二醇 400 作为添加剂，考察了添加剂含量在 1 wt%~8wt%的范围内对膜性能的影响。本章采用相转化法制备了醋酸纤维素正渗透膜，凝固浴的温度是影响溶剂与非溶剂体系中传质速率的一个重要因素，对膜性能有着重要的影响。凝固浴的温度越高，传质速率越快，反之，传质速率越慢。如果凝固浴的温度过高，则使得传质速率过快，在膜表面形成致密的皮层，使膜的纯水通量急速下降。因此，本章选择凝固浴温度在 15 ℃~75 ℃范围内，考察凝固浴温度对膜性能的影响。

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2.2 实验部分

首先将醋酸纤维素（CA）放在电热鼓风干燥箱中干燥 24 h 以上，按一定比例将 N,N-二甲基甲酰胺（DMF）、丙酮、聚乙二醇（PEG400）加入 500ml 三口烧瓶中，均匀搅拌一段时间后加入一定量的醋酸纤维素，在室温下（25 ℃）连续搅拌 6 h，静置脱泡 12h 后，用玻璃棒在平整干燥的聚酯筛网上刮膜，通过玻璃棒两端的铁丝来控制膜的厚度，将刮好的膜静置 30 s 后，浸入一定温度的去离子水中凝胶，待膜完全与玻璃板脱离后取出，浸泡在去离子水中 24 h 后待测。保持 DMF 与丙酮的体积比为 1:0.6， PEG400 的质量分数为 4%，改变 CA 的含量配制不同醋酸纤维素含量的铸膜液，搅拌温度为 25 ℃，搅拌 6 h，静置脱泡 12 h 后，在目数为 120 目的聚酯筛网上刮膜，凝固浴温度为 60 ℃，所制备的醋酸纤维素正渗透膜在去离子水中浸泡 24 h 后，利用正渗透膜测试装置进行测试。观察了醋酸纤维素的含量对膜的纯水通量（见图 2.3）和反向盐通量（见图 2.4）的影响。

………

 

第三章 氧化石墨烯/醋酸纤维素共混正渗透膜的研制..........25

3.1 引言......25

3.2 实验部分..........26

3.3 实验结果与讨论....28

3.4 氧化石墨烯/醋酸纤维素共混正渗透膜的制备及结构表征.........31

3.5 本章小结..........32

第四章 纳米二氧化钛/醋酸纤维素共混正渗透膜的研制........33

4.1 引言......33

4.2 实验部分..........33

4.3 实验结果与讨论....36

4.4 纳米二氧化钛/醋酸纤维素共混正渗透膜的制备.......39

4.5 本章小结..........40

第五章 正渗透膜的耐污染实验研究.........41

5.1 引言......41

5.2 实验部分..........415.

5.3 实验结果与讨论....42

5.4 本章小结..........45

 

第六章 正渗透膜在海水淡化中的应用

 

6.1 引言

中国是一个人口稠密、水资源短缺的国家。在中国，淡水总量为 2.8×1012m3，但是人均水资源量仅为 2400 m3，仅占世界人均淡水资源量的 1/4，所以说海水淡化对中国尤为重要，尤其是在只占 13%的土地面积却养活了 40%人口总数的沿海地区。如今在中国应用的海水淡化技术主要有：反渗透、电渗析以及蒸馏等。例如：在天津的建立的一个蒸馏装置，一天可以产生 6000 t 纯水；在长岛的两套反渗透装置也已经完成投入使用，可以产生 200000 m3/d 的纯水[58]。但是反渗透需要外加压力，因而耗能相对较大，并且存在着分离膜易被污染、浓盐水排放对环境造成污染等问题，限制了其在更多领域的发展[59]。正渗透技术作为一项新型的海水淡化技术，已经逐步走入人们的视线。这项技术避免了反渗透过程中需要提供外压和浓盐水排放等问题，降低了海水淡化的经济成本。本章研究了第二、三、四章所制备的正渗透膜的海水淡化性能，利用葡萄糖作为驱动液，采集了渤海海水作为原料液，模拟了海水淡化的过程。

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结论

 

本文利用了相转化的方法制备了醋酸纤维素正渗透膜，为了增加膜的耐污染性，合成了氧化石墨烯和纳米二氧化钛这两种亲水性材料，并将其共混到醋酸纤维素正渗透膜中。随后，对改性前后的正渗透膜进行耐污染测试，对比了改性前后膜的纯水通量和亲水性。最后，将制备的正渗透膜用于模拟海水淡化过程，对比其在海水淡化过程中的性能。并得出以下结论：

1、制备了醋酸纤维素正渗透膜，并利用正渗透测试装置对制备的膜进行测试。当CA 含量为 16 wt%、DMF:丙酮的体积比为 1:0.6、PEG400 含量为 4 wt%、支撑层的目数为 120 目以及凝固浴温度为 60 ℃时，利用 1M NaCl 作为驱动液，去离子水作为原料液进行测试，得到膜的纯水通量可达到 15 L/m2•h 以上，反向盐通量控制在 7.5 g/m2•h 以下。

2、合成了氧化石墨烯（GO），制备了氧化石墨烯/醋酸纤维素共混正渗透膜。考察了 GO 的含量和共混温度对膜性能的影响。当 GO 的含量为 0.15 wt%、共混温度为 50 ℃时，所制备的正渗透膜性能最佳。利用 1M NaCl 作为驱动液，去离子水作为原料液，所制备的膜的纯水通量达到 16 L/m2•h 以上，反向盐通量控制在 7 g/m2•h 以下。

3、合成了混晶型纳米 TiO2，制备了纳米二氧化钛/醋酸纤维素共混正渗透膜。考察了纳米 TiO2的含量和共混温度对膜性能的影响。当纳米 TiO2的含量为 1.25 wt%、共混温度为 60 ℃时，所制备的正渗透膜性能最佳。利用 1M NaCl 作为驱动液，去离子水作为原料液，所制备的膜的纯水通量达到 10 L/m2•h 以上，反向盐通量控制在 5 g/m2•h 以下。

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参考文献（略）

 

 

第 1 章引言

 

1.1 研究背景及意义

华北地区是我国的政治文化中心，2006 年华北地区人口高达 2.83 亿，占全国总人口的 21.5%；农业灌溉面积达 3.38 亿亩，占全国灌溉总面积的 18.5%[1]。高度密集的人口和发达的工农业使得华北平原的水资源供需矛盾日益突出。2002 年华北地区水资源总量为 1.18193 1011m3，仅占全国水资源总量的 4.18%，人均水资源量为全国的 15.93%[2]。海河流域水资源开发利用程度高达 90%，，造成了很多严重的生态环境问题，如地下水漏斗、河道断流、水体污染等。北京作为海河流域的的特大城市，人均水资源量不足 200m3，低于全国平均水平的十分之一。密云水库位于北京市密云县，是华北地区最大的水库，从 1981 年开始专为北京市供水[3]，且生活用水比重逐年上升[4]。1997 年，官厅水库失去了饮用水供水功能[5]，密云水库成为北京市唯一的地表饮用水源，被称为“北京生命之水”。近几十年来，密云水库入库水量显著减少，从 1956 年到 2008 年以约 0.3 亿m3/年的速度在减少，对实现北京市水资源的可持续利用产生了重要的影响。气候变化和人类活动是密云水库入库径流减少的两个主要原因。其中人类活动主要包括人类活动引起的流域下垫面变化和人类活动对水资源的取用消耗两方面[6]。对山区流域而言，下垫面变化包括坡面变化和沟道变化。坡面变化主要体现于坡面土地利用\覆被的变化，沟道变化源于塘坝等的影响。气候变化和人类活动两种因素对径流变化的影响一直是人们关注的重点，但现有的研究仍存在很多不同的争论。使用统计模型和分布式的SWAT模型对近30年密云水库上游流域径流变化的归因进行分析，有利于加强该地区水资源的可持续利用，维护首都地区的用水安全。同时，以往研究多将重点放在径流总量的变化中，很少对径流的量级分布展开研究。SWAT 模型虽然可以模拟研究流域的日径流过程，但日径流尤其是枯水期日径流的模拟效果一般，难以准确反映径流量级分布的变化。而流量历时曲线是对径流量级分布简单而有效的描述，以流量历时曲线为切入点，研究密云水库上游各子流域流量分布的变化对综合了解密云水库降雨产流关系有重要意义。同时，在不同量级径流中，基流对供水和维持水生态安全起着重要作用，也是流域地下水系统和地表水交互的一种表现。对基流退水进行分析，研究表征流域蓄水特性的参数变化，可以为研究气候要素和土地利用变化对基流的定量影响奠定基础。

……..

 

1.2 研究现状

我国是世界上最缺水的国家之一，而自 20 世纪 80 年代以来，尤其是近 10 多年，我国的水资源形势愈发严峻。研究发现，在我国各大河流中，海河、黄河、闽江及珠江流域主要控制站的实测径流量均呈现出显著的减少趋势，其中海河流域观台站的实测径流减少甚至高达 78%[7]。气候变化和人类活动是影响流域水文循环的两大主要因素。近几十年来，气候变化已成为各国政府和研究人员重点关注的一个全球性问题之一[8]。根据 IPCC的一系列报告，全球地面气温在 20 世纪平均上升了 0.4℃~0.6℃[9]。近百年来，中国的气候也在变暖，总体变化趋势与北半球一致，全国气温上升了 0.4℃~0.5℃，尤其是北方地区，被认为是北半球增温型的一部分[10]。全国年降水量呈现减少的趋势，但西部降水量呈现增加的趋势[11]。全国各区中，华北的降水减少趋势最为明显，尤其是 1965 年以后，华北地区夏季降水显著减少，有明显的干旱化趋势，很多学者认为这种现象表现了一定的年代际变化特征[11]。目前，关于气候变化对水文水资源的影响主要集中在其对径流的影响研究上。对此，国内外展开了大量研究。Idso 等用区域水文建模的方法研究美国五大湖地区四个流域的径流变化，发现若降水减少 25%，气温增加 2℃，径流将减少 50%；若 CO2浓度加倍，干旱区径流将增加 40%~60%[12]。Chiew 等使用日尺度降雨径流模型研究澳大利亚 28 个流域对气候变化的响应，发现在澳大利亚这样的干旱地区，降水增加时，径流增加的百分率多为降水增加百分率的 5 倍多，而温度与降水相比，对径流变化的直接影响很小[13]。Mimikou 等在地中海地区的研究却认为，气温升高会对山区积雪产生巨大影响，从而导致冬季径流增加夏季径流减少，年平均径流大幅度减少；积雪的融化和积累是流域水量平衡对气候变化响应的重要影响因素[14]。沈大军等分别从水文系统的蒸发、降水、径流和土壤水分以及水资源系统的供水、需水和水资源管理等方面描述区域水文水资源对气候变化的响应[15]。

……..

 

第 2 章径流总量和分级变化规律

 

2.1 流域气候统计分析

分析各个雨量站降雨历时分布情况，如图 2. 4~图 2. 5 所示。图 2. 5 中，柱状图表示不同历时的降雨次数占所有降雨次数的比例。发现沿西北向东南连续多天的降雨所占比例变小，如独石口雨量站位于流域西北端，存在连续 10 天的降雨（其中有多天降雨不到 5mm）；而崎峰茶雨量站位于流域南部，密云水库西部，仅存在连续 4 天的降雨。密云水库流域 1980 年到 2008 年共有 5052 天下雨，相当于每年约有 174 天降雨，降雨天数时间变化如图 2. 6 所示，发现 2000 年后显著下降。日降雨量小于 5mm的天数有4279天，高达所有降雨天数的85%。只有15次降雨日降雨量大于35mm。不同量级降雨占总降雨比例如图 2. 7 所示，0~10mm 量级降雨贡献最大，占总降雨量的 63%。分析图 2. 9 可发现，密云水库流域年内潜在蒸散发呈“单峰”分布，峰值出现在 5 月份，高达 116mm。潜在蒸散发分布较降雨分布“矮胖”，年内分布较为均匀，1 月份到 5 月份增长较快，5 月份到 12 月份下降较缓慢。从 1956 年到 2008 年，1月份、2 月份、11 月份和 12 月份变化较为集中，4~7 月份变化幅度较大。潮河流域中，戴营子流域和下会子流域潜在蒸散发量相差不大。白河流域中，下堡子流域潜在蒸散发量最大，三道营子流域最小。

………

 

2.2流域土地利用变化分析

从上世纪 80 年代开始，为治理水土流失、保护水质，密云水库流域实施了大量的流域治理措施，改变了流域的土地利用和植被覆盖，使得流域产流的下垫面环境产生了较大的变化。1986 年密云水库流域土地利用图如图 2. 13~图 2. 14 所示，土地利用类型主要有林地、草地、耕地、水域、未利用土地和城乡工矿居民用地。其中林地面积最多，占总面积的 37.53%，草地面积次之，占总面积的 29.63%，耕地面积占总面积的 23.52%。各流域中，三道营子流域林地面积所占比例最大，高达 43.78%，下会子流域林地面积所占比例最少，为 36.03%，潮河流域林地面积所占比例要低于白河流域。下堡子流域耕地面积所占比例为各流域中最高，达 28.43%，戴营子流域耕地面积所占比例最低，为 16.26%。各流域草地面积所占比例近似，在29.19%~31.99%之间，戴营子流域草地面积所占比例最高。

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第 3 章径流变化归因分析........46 

3.1 SWAT 模型构建 .......... 46

3.2 SWAT 模型模拟结果 ......... 49

3.3 基于 SWAT 模型的流域产流分析 ......... 63

3.4 基于 SWAT 模型的流域径流变化归因分析 ....... 80

3.5 基于改进的 Budyko 曲线的流域径流变化归因分析........ 83 

3.6 径流变化归因分析结果汇总与比较 ...... 89 

3.7 人类取用水和塘坝建设对流域径流变化的影响估计 ...... 91

3.8 本章小结 ........ 92

第 4 章流域不同量级径流变化分析......94 

4.1 流域流量历时曲线变化分析 .... 94

4.2 流域基流退水分析和蓄水量参数变化 ......... 99

4.3 本章小结 ...... 107

第 5 章结论与展望....109

 

第 4 章流域不同量级径流变化分析

 

4.1 流域流量历时曲线变化分析

根据以上方程，利用实测数据计算得各子流域每一年的年平均径流量，为 1，以模拟序列和实测序列的纳什效率系数最接近 1 为目标函数，以 , 为决策变量，进行最优化求解，由此求出各水文站每一年的 , 参数。结果发现，该统计模型可以很好地模拟各流域的 FDC 曲线，NS 效率系数均在 0.9 以上，大部分在 0.95 以上，模拟的 FDC 和实测 FDC 对比如图 4.1 所示。因此该统计模型在密云水库流域具有较好的适用性，高流量模拟效果较低流量好。论文试图通过该模型研究密云水库各子流域气候变化和人类活动对径流FDC 变化的影响。作为两个统计模型参数，尚无明确的物理意义，论文尝试分析这几个参数的影响因素。进一步将该方法应用于某一年 FDC 曲线的模拟中，采用实测年均径流和前段时期, 的统计参数模拟 FDC 曲线，发现效果不好，参数 , 在年与年之间具有较大的变异性。即使是在年降雨相近的两年，年均径流 较为接近，而参数 , 可以相差很多，致使 FDC 曲线形状大不相同。综上，对于模拟较长时期的 FDC 曲线具有较好的稳定性，结合变化的年平均流量，仍能较好地模拟出 FDC 曲线的形状。这有利于研究无资料地区的径流分布。

………….

 

结论

 

密云水库作为北京市最重要的地表水水源地，对首都水安全和可持续发展具有重要的战略意义，研究表明人类活动和气候变化对区域水资源和水环境的影响越来越大。本研究以密云水库上游流域为研究区域，选择下堡、三道营、张家坟、戴营和下会 5 个水文站控制的子流域进行分析，基于统计分析和物理模型对近 30年环境变化下流域的水文情势演变进行分析，对流量分布的演变进行探讨。论文对各子流域 1980~2008 年的水文气象数据进行统计分析；结合不同时期的土地利用数据，分别应用以改进的 Budyko 曲线为基础的年水量平衡方法和气候弹性法，定量评价土地利用和气候变化对径流变化的贡献；基于构建的分布式水文模型SWAT，模拟各子流域 1980 年代、1990 年代和 2000 年代不同土地利用和气候变化情景下的流域径流量；使用统计模型对流域的流量历时曲线进行模拟，分析统计模型参数对土地利用变化和气候变化的响应；对各子流域的基流退水过程进行分析，研究表征流域蓄水特性的参数的变化。主要结果如下：对气候要素（降雨和潜在蒸散发）的统计分析表明：降雨峰值出现在 7 月份，6、7、8 月份降雨量占全年降雨量的 65%以上；1980~2008 年降雨呈先增加后减少的趋势，MK 检验显示无显著变化趋势；沿西北向东南长历时连续降雨变少，短历时降雨增加；日降雨多小于 5mm，占所有降雨天数的 85%，贡献量占 35%。潜在蒸散发峰值出现在 5 月份，1956~2008 年无显著变化趋势。以流域 4 期土地利用分布图为基础，分析流域土地利用变化度和土地利用空间转移矩阵，研究流域土地利用的空间分布变化趋势。研究表明：从 1986 年到 1995年，流域土地利用变化最快，以 4.85%的年变化速度变化，其中林地面积增加最多，从全流域的 38%增加到 66%，草地和耕地大幅度减少。到 2000 年，林地面积减少，从总面积的 66%减少到 49%；而草地和耕地则有所增加，分别从总面积的 16%和16%增加到 27%和 21%。从 2000 年到 2005 年流域土地利用组成较为稳定。所有子流域中下堡子流域土地利用变化最为剧烈。

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参考文献（略）

 

 

第一章 绪论

 

1.1 研究背景

我国是人口大国，水资源紧缺，从当前发展看，洪涝灾害、干旱缺水以及水生态环境恶化三大问题（尤其是水资源短缺问题），将越来越成为制约我国社会发展的重要因素。水资源的时间及空间的分布不均与现代社会经济发展对它的需要不相平衡，使得我国水资源的开发利用率很低。由于长期以来人类对河流的无节制开发，加之自然气候的变化（气候变干、降雨减少），导致目前我国越来越多的河流出现径流量减少、河流干涸等现象，一些河段已难逃消失的厄运。黄河是世界上最难治理的河流之一。水少沙多、水沙异源是黄河水沙的主要特征。黄河下游河道一直处于一种强烈的淤积抬高状态，每年河床平均要升高0.08m，现阶段下游河床一般要高出河堤两岸地面5m，最大处甚至高出10m 以上，形成“地上悬河”，被称之为“一级悬河”。随着多数水利工程的建设以及人类活动的加剧，20世纪中后期以来，黄河下游河道出现较大洪水漫滩的情况愈来愈少，致使主河槽以及堤根附近淤积厚度较小，从而使河道平滩水位高于主槽两侧滩地，形成了“槽高、滩低、堤根洼”的“二级悬河”。1986年以后，由于龙羊峡和刘家峡水库的建成投运，加上黄河流域工农业用水的增加以及降雨量减少等因素的影响，黄河下游来水来沙条件发生了显著的变化，径流量减少、流量过程调平、汛期和非汛期水量比例改变、洪水频次和洪峰流量降低，导致黄河下游河道主河槽严重淤积萎缩，平滩流量显著减小，由于主河槽的严重淤积和“二级悬河”局面的不断加剧，进一步增加了河道防洪的负担和河道治理的难度。

………..

 

1.2 研究现状

近年来，黄河存在日益严重的河槽淤积，“一、二级悬河”形势严峻，水污染加剧，水资源供需严重失衡等一系列问题，都反映出黄河的生存危机。所以很多学者，从各种不同方面对黄河流域进行了深入研究，得出了很多有价值的成果[1-13]，如贺振、贺俊平应用趋势分析方法、小波变换方法以及 MK 检验法等对黄河流域 1960-2012 年近 50 年极端降水的时空变化情况进行了研究分析；董安详、王劲松等对黄河流域 1928 年发生的特大旱灾的灾情以及成因进行了研究，结果显示导致大旱的重要原因是太平洋副热带高压以及台风暖气流分布情况等气候因素造成的；柳春，王守荣等应用 MK 检验、SVD 以及多元回归等多种方法对黄河流域 1961-2010 年蒸发量变化情况以及影响因素进行了分析；常军、王永光等利用 1961-2011 年 NCEP 资料和黄河流域 45 个水文站降水资料将海温变化对该流域降水的影响情况进行了研究；张荣飞、王建力等针对 SWAT 模型在黄河流域进行水量平衡的适用情况进行了探索研究，通过模拟和实测值进行对比，结果显示SWAT 模型可以在该流域有效使用；王劲松、李亿平等就黄河流域使用的多种干旱监测指数适用性进行了对比研究，不同具体区域应选择与之相适应的不同监测指数；石岚、徐丽娜对黄河中上游区段的降雨径流进行了模拟研究并进行了水利平衡分析，得出人为因素对径流的影响要大于气候因素影响以及在干旱情况下通过降雨形成的径流很有限的结论；吴傲、李天宏等以黄河干流和一些重要支流为对象，对其泥沙输移比与流域面积之间的关系进行了研究；刘勤、严昌荣等以黄河流域 1961-2012 年近 50 年 109 个气象站点的气象资料为研究对象，计算其蒸散量及敏感系数，探究其对气象要素的敏感性特征；曾燕、邱新法等选择黄河流域为对象，进行了蒸散量分布式模拟研究；王玉娟、王树东以黄河流域为对象，对该流域 20 世纪 50 年代以来植被的生态用水过程进行动态模拟研究，得出其时空结果生态用水差异情况；王国庆、张建云等黄河流域实测气候要素为研究对象，选择不同的 RCP 排放情景，分析了黄河流域气候变化趋势；姚宛艳，吴迪采用线性倾向估计、算数平均、以及华东平均等方法对黄河流域 1961-2010 年温度和降水实测资料的变化特征以及趋势进行了分析研究。

……….

 

第二章 研究内容、方法及技术路线

 

2.1 研究区域概况

黄河的源头在青海省玛多县境内，约古宗列是黄河发源地，其上游区域是从河源到内蒙托克托县境内的河口镇，河道长度大约为 2,157.4 英里，流域面积达到 43 万平方公里；黄河中游区域是从河口镇到河南郑州市的桃花峪区间段，河道长度大约为 1207公里，流域面积达到 35 万平方公里；黄河下游区域为桃花峪至黄河入海口，其流域面积仅仅 2.3 万平方公里，由于泥沙的大量淤积，致使河道一直处于抬高状态，河床比背河地面要高出 4 米左右，因而成为世界上著名的“地上悬河”。黄河流域支流众多，主要支流有渭河、汾河、无定河、大黑河、湟水、洮河、窟野河、大汶河、洛河、金堤河、沁河等。渭河流域面积有 13.48 万平方公里，是黄河的最大支流，年径流量达到 100.5 亿立方米，年输沙量多达 5.34 亿吨，是向黄河输送水沙最多；汾河是黄河流域的第二大支流，同时也是山西省的最大河流，其干流长 710 公里，流域面积达到 39471 平方公里，地跨 47 个县市，是山西省人口最多，经济最发达的区域；无定河是黄河中游右岸的一条水少沙多的支流，全长 490 公里，流域面积达到 30261平方公里，其平均年径流量为 15.26 亿立方米，而年输沙量达到 2.16 亿吨，输沙量仅次于渭河；大黑河位于黄河上游末端的一条大支流，干流长 236 公里，流域面积达到17673 平方公里，其流域周边土地平坦、肥沃，渠系纵横，是内蒙重要粮食基地之一。

……….

 

2.2 研究内容

黄河是世界上最难治理的河流之一。黄河比较突出问题是水少沙多，水沙的输运过程不协调。随着黄河流域人口的不断增加以及区域经济快速发展，用水量还要不断增加，河道生态用水将被大量占用，未来黄河的水沙关系依然会朝着不协调的方向发展，水沙关系的这种不协调导致的主河道萎缩、河道排洪能力降低以及河水水质污染等问题将会更加严重，因此研究黄河下游流域水沙变化特征及其影响因素有着重要的意义。本文在前人研究的基础上，对上述几方面的问题进行了研究，主要研究内容如下：

（1）论述了黄河水沙变化特征的研究背景和研究意义，并对黄河流域水沙变化情况以及小波分析在水文方面应用的研究现状进行了综述。

（2）确定本文的研究内容和技术路线，并对本文的研究方法、研究区域概况，基本资料等进行了具体介绍。

（3）以黄河下游沿程四个水文站(花园口站、高村站、艾山站和利津站)为对象，从时间和空间上对其年水沙变化以及汛期和非汛期水沙变化的趋势进行了对比分析研究。

（4）以黄河下游沿程四个水文站(花园口站、高村站、艾山站和利津站)为对象，从时间和空间上对其年水沙变化以及汛期和非汛期水沙变化的多时间尺度特征进行了对比分析研究。

………..

 

第三章 黄河下游水沙变化趋势分析..........17

3.1 全年水沙变化趋势分析....17

3.2 汛期水沙变化趋势分析....24

3.3 非汛期水沙变化趋势分析........29

3.4 小结 ...........34

第四章 黄河下游水沙变化多时间尺度特征......35

4.1 全年水沙多时间尺度特征 ....... 35

4.2 汛期水沙多时间尺度特征 ....... 41

4.3 非汛期水沙多时间尺度特征 ........... 47

4.4 小结与分析....... 53

4.4.1 本章小结....... 53

4.4.2 结果分析....... 53

第五章 黄河下游水沙序列突变情况诊断及成因分析..... 55

5.1 水沙突变情况诊断........... 55

5.2 黄河下游水沙突变成因分析 ........... 64

 

第五章 黄河下游水沙序列突变情况诊断及成因分析

 

5.1 水沙突变情况诊断

为方便找出花园口站水沙序列可能突变点的位置，需要作出单尺度下小波系数变化曲线，突变点的位置与时间尺度密切相关，由花园口站年径流小波系数实部以及小波方差图中可以看出在首要主要周期 21 年尺度下，径流序列的震荡能量最为强烈，周期性表现最为明显，而且贯穿全域，因此选择 21 年尺度下的小波系数作为突变点观测对象，结合图 5-1 可以看出花园口站径流序列 21 年尺度下小波系数实部曲线一共经历了 8 次丰枯循环交替变化，分别在 1958 年、1964 年、1971 年、1978 年、1985 年、1992 年、1999 年过零点，所以这 7 年是花园口站径流序列可能的突变点；由花园口站年输沙量小波系数实部以及小波方差图中可以看出在首要主要周期 19 年尺度下，输沙序列的震荡能量最为强烈，周期性表现最为明显，而且贯穿全域，因此选择 19 年尺度下的小波系数作为突变点观测对象，结合图 5-1 可以看出花园口站输沙序列 19 年尺度下小波系数实部曲线一共经历了 8 次丰枯循环交替变化，分别在 1960 年、1966 年、1972 年、1978年、1985 年、1992 年、1999 年过零点，所以这 7 年是花园口站输沙序列可能的突变点。为了确定突变点的真假性，下面结合 Yamamoto 检验法来作出真伪判断。本文所研究的花园站水沙序列是由 1950-2005 年的实测数据，n=56，选取两子序列 n1=n2=10，应用Yamamoto 检验法得出检验结果见图 5-2

………..

 

结论

 

本文应用了小波分析法、山本检验法、双累积曲线法等多种方法对对黄河下游花园口、高村、艾山、利津四站 1950—2005 年近 60 年来的实测年径流量、年输沙量变化特征及其影响因素做了比较全面的分析。研究结果表明：

1．1950-2005 年近 60 年以来，黄河下游径流量与输沙量整体都呈现减少趋势，且输沙量的减少速率要快于径流量。

2．通过小波多时间尺度分析得出，黄河下游 1950-2005 年近 60 年的径流量具有 5年、15 年、21 年左右的主要周期，其中 21 年为首要主周期；输沙量具有 7 年、15 年、20 年左右的主要周期，其中 20 年为首要主周期。两者的主要周期位置不完全一致。通过山本检验法检验得出黄河下游径流的突变点发生在 1971 年、1985 年；黄河下游输沙的突变点发生在 1978 年、1985 年、1999 年。

3．影响水沙变化的因素很多，主要包括自然和人为两方面因素。其中人类活动对黄河下游输沙量的减少作用明显，通过双累积曲线方法将人类活动对输沙量的影响情况作了定量估算，结果表明：由于人为因素（主要是各种水利工程建设以及水土保持工程的实施）的影响，20 世纪 80 年代以来，花园口站年均减沙量为 2.591 亿 t，高村站年均减沙量为 2.284 亿 t，艾山站年均减沙量为 1.124 亿 t，利津站年均减沙量为 0.941亿 t。

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参考文献（略）

 

 

第一章 绪论

 

1.1 研究背景及研究意义

在城镇化推进进程中，节约集约用地是保障用地需求的根本出路，要使有限的土地产出最大的经济效益、社会效益和生态效益，就要提高建设土地利用率[1]。在城市用地日益紧张的情况下，由此大量建筑工程修建在建筑密集或者交通密集的城市中心区域，而位于城区中心区域施工现场必然会受到更多因素影响，如场地周围分布的已建建筑、城市交通线路、各样的地下管线等。此外大量建筑工程修建在临湖、临河区域，而位于临水区域施工现场会受到地下水以及江河、湖泊等水力因素影响。在复杂多变的环境中施工，对基坑支护与基坑开挖提出了更加严格的要求，不仅要保证基坑支护结构及基坑的安全性，还要严格控制基坑开挖所引起的土体位移变形，以保证周围建筑物及管线的安全及正常使用[2]。基坑工程施工是整个建筑工程施工重要的阶段，决定了整个工程的能否正常进行，能否顺利完成。在整个施工的全过程中都会使基坑产生变形，而且基坑工程的变形具有时空效应。由于部分基坑支护属于临时结构，等施工结束支护需要进行拆除。因此若基坑支护投资太大不仅增加了施工成本而且造成不必要的浪费，但支护结构受力及变形等未达到设计要求又会容易造成工程事故。1994 年 10 月，湖北省市武汉市某大厦在基坑开挖过程中，导致基坑周围在建立交桥墩发生偏移，基坑南侧房屋局部下沉，部分开裂。事故原因分析：在施工过程中止水帷幕失效的情况下，继续开挖导致周围地下水携带大量泥沙涌入基坑，引起基坑周围土体下沉。1994 年 10 月，海南省海口市某综合楼基坑在基坑降水过程中，基坑北侧发生边坡坍塌，导致周围建筑物发生偏倾斜。事故原因分析:在未采取止水帷幕的情况下，基坑施工大规模深层降水和大规模开挖。此外，该工程临近海边，地下水十分丰富，基坑降水形成降水坡度很陡，造成周围建筑物不均匀沉降。

………

 

1.2 国内外研究现状

国内外专家学者在土体的动力响应问题及静载和动载下排桩支护受力与变形特性进行了大量研究，领域内研究成果显著。Eason[5]在考虑了不同的荷载作用分布形式，研究了在匀速移动荷载作用下弹性半空间土体的动力响应问题。Biot[6]在 1956 年提出空隙介质动力理论，之后把该理论推广到各向异性介质、饱和粘弹性介质和大变形等复杂情形。Makris[7]建立了 Winkler 模型考虑了桩顶在固定以及自由不同约束情况情况下，瑞利波作用下桩体动力响应问题。Grundmann[8]等人采用小波分解计算逆变换，分析了下成层空间体在简化车辆模型周期荷载作用下的动力响应问题。Valliappan[9]等人研究了平面饱和土体在简谐条形荷载作用下稳态响应问题。Lars Hall[10]建立三维空间立体模型，运用有限元法数值模拟了地面在列车荷载作用下的振动效应，模拟了在不同列车速度作用下，地面振动响应情况。得出在不同车速作用下，不同深度处应力和位移的衰减规律情况。章东强[11]等研究了在交通荷载作用下，引起临近结构建筑物的动力振动响应问题，并对引起振动效应的因素进行了分析研究。胡光云[12]以南京水游城深基坑工程背景，运用 Plaxis 有限元软件对深基坑北侧的开挖进行了数值模拟。对该深基坑工程的设计原则、支护结构型式、对施工变形控制的措施和周边敏感环境保护进行了探讨研究。

………

 

第二章 工程概况

 

2.1 基坑工程概况

南昌市地铁 1 号线是城市轨道交通线网中的骨干线，规划为昌北经济技术开发区至昌东瑶湖的奥体中心，线路全长约 28.747km。艾溪湖东站位于昌东高新经济开发区紫阳大道，创新一路与创新二路之间，江西现代职业技术学院西北侧。勘察场地离艾溪湖约 800m，艾溪湖南北长约 6km，湖面宽度约 700m，湖底平均标高 15.37m，最大水深约 2.6m，水域面积 6.7km2，最高控制水位 17.20m，与赣江南支相通，连接处建有鱼尾闸电排站，可随湖水涨落进行人工调节——分洪或排涝。沿紫阳大道地下管线密集。其中对车站影响较大的管线有：DN1500 雨、污合流管，埋深 2.80m；DN1500 雨、污合流管，埋深 2.71m；DN800 铸铁饮用水管，埋深为 1.94m；600*300 供电管，材质：铜，埋深 2.41m；DN300 的铸铁煤气管，埋深为1.13m；此处还有埋深较浅的给水管、电信、煤气等管线。本次勘察场地附近无明显的地表水体，拟建场地东侧有一人工渠道正在修筑整治，呈南北走向，人工渠宽 10～15m，渠深 4～5m，渠内无流水，暂为干渠。勘察内容为车站主体结构以及出入口、风亭等附属结构的详细勘察。初步设计资料：拟建车站呈东西走向，起始里程为 CK24+128.03，终点里程为 CK24+709.06，有效站台中心线里程 CK24+216.00。车站总长度 581.03m，标准段基坑底部标高为 8.2～9.1m，深度约 12.5m，扩大端基坑深度约 14.0m，基坑宽度 24.55m。车站主体基坑为两层三跨结构，支护结构采用钻孔灌注桩，采用明挖法施工。

…….

 

2.2 基坑工程地质条件

标准贯入试验一般在粘性土及细砂、中砂层中进行，标准贯入击数是确定砂土密实性、地基土承载力的重要指标。地铁车站拟建场地属冲积平原地貌，场地地势平缓，目前状态下没有发现发现有泥石流、滑坡、地面不均匀沉降等不良地质作用。但应注意车站基坑开挖、降水可能引发的地面变形与沉陷等不良工程问题。地下障碍物：拟建场地主基坑位于紫阳大道，创新一路与创新二路之间，经调查及钻探勘察，场地下无老旧建筑基础及其它地下障碍物；道路下地下管线主要为：分别为通信、电力管线，自来水管、雨水管、污水管等。软土震陷：本拟建场地及周边均不存在软土及饱和可液化土层，不存在软土震陷问题。浅层气：拟建场地浅部素填土基本以粉、粘粒为主，其下为 Q3沉积层，有机质含量极少。本次钻探勘察所有钻孔均未发现有浅层气溢出。渗透变形：勘察场地范围内分布的砂土有细砂、中砂、粗砂、砾砂、圆砾，呈中密状态，砾砂、圆砾层都位于于地下水位以下，在一定动水压力下，各类砂砾石层均具有产生流砂的可能。但本车站基坑底部位于地下水位以上，基坑开挖不会出现流砂、管涌等现象。

……….

 

第三章 临湖基坑排桩支护施工过程静力分析.......13

3.1 概述 ....... 13

3.2 有限元分析计算原理 ........... 14

3.3 本构模型 ....... 14

3.4 基坑有限元模型建立 ........... 17

3.5 基坑开挖施工工况 ....... 19

3.6 基坑施工过程数值模拟结果分析 ....... 19

3.7 本章小结 ....... 26

第四章 车辆荷载作用下临湖基坑排桩支护动力...........27

4.1 车辆荷载 ....... 27

4.2 车辆施加荷载模型 ....... 30

4.3 车辆荷载作用下临湖基坑支护结构动力响应分析 ........... 32

4.4 车辆荷载参数对支护结构动力响应影响 ........... 37

4.5 本章小结 ....... 41

第五章 临湖基坑开挖施工现场监控.......43

5.1 监控方案 ....... 43

5.2 监控内容分析 ....... 46

5.3 本章小结 ....... 50

 

第五章 临湖基坑开挖施工现场监控

 

由于基坑工程中的土体和结构的力学性质及复杂的工程地质条件，而在基坑支护结构设计及变形趋势预测时，往往对地质条件和支护结构进行了简化，与实际工程现场存在差异性，而且基坑工程存在着时空效应，以及其他的偶然因素如天气变化，施工条件变化等，使得实际工程情况与基坑支护在设计内力计算及变形预测存在较大差异。特别是如今对基坑的变形要求越来越严格，因此对基坑支护结构、基坑周围的土体和临近建筑物进行全面系统的监控十分必要。这样才能够全面了解基坑本身的安全性及对周围环境的影响，及时发现隐患处理隐患，调整设计、施工方法，确保基坑工程安全顺利进行。综上所述，对基坑现场监控数据进行分析总结，可以达到以下目的：

1.根据施工周边环境的检测数据，调整施工方案，实施动态施工管理；

2.及时发现施工时的不稳定因素，制定应对措施；

3.验证设计，指导施工。

……..

 

结论

 

本文以南昌地铁一号线艾溪湖东站基坑工程为研究对象，采用 MIDAS/GTS 有限元软件建立三维空间基坑支护模型。对不同开挖阶段的基坑支护结构变形情况，以及对基坑工程开挖结束后，交通荷载下基坑排桩支护受力与变形特性进行了模拟分析。对工程的现场监测的数据进行分析和总结。得到如下结论：

（1）以南昌地铁 1 号线艾溪湖东站基坑工程为背景，通过数值模拟的方法模拟了基坑施工过程中，并分析了排桩支护的受力与变形规律。1）随着开挖进行，在支护结构后一定范围内会出现水平位移较大区域，并随深度的增加而增大。第一开挖后支护桩的水平位移变形类似于悬臂梁的变形，桩顶位移最大，随着桩的深度增大，位移变小。随着支撑的施加，支撑结构对支护结构水平方向位移能起到明显约束作用。桩体的水平位移曲线呈弓形，桩身中间位移大桩顶和桩底位移小。当底板浇筑完成后，底板对支护桩起到一定的约束作用，桩体的水平位移有一定程度的减小。2）坑外会出现沉降现象，基坑底部会出现隆起现象。基坑底部底板浇筑对基坑的竖向位移起到明显的约束作用。3）在不同的施工工况下，三道支撑的轴力均为负值，说明三道支撑均处于受压的状态。在同一工况下，第二道支撑的轴力最大，第三道支撑次之，第一道支撑轴力最小。

（2）通过施加正弦波动荷载，运用 MIDAS/GTS 对加荷基坑模型施载进行时程分析，并选取最位移，最大位移速度、最大位移加速度为动力响应参数反映振动强烈大小，得到临湖基坑排桩支护在车辆荷载作用下的动力响应规律：1）时间上，车辆刚进入研究路段，就会对桩体产生振动效应，随车辆行驶距离研究桩距离越来越近，振动效应越强烈。当车辆行驶到基坑中间，即研究桩的位置，振动效应达到最大。车辆继续行驶，振动效应逐渐减小，当车辆驶离研究路段时仍然会对桩体有振动效应，振幅衰减较为缓慢，到达一定时刻后，振幅几乎为零。2）空间上，在同一时刻，在车辆荷载作用下，桩身位置及约束条件的不同，桩体的动态响应程度存在很大差异。在支撑的位置约束情况十分明显，振动程度很小。在桩深 2.4m 处振动程度较大。同时，桩体竖向振动幅度大于水平方向。

…………

参考文献（略）