水文地球化学特征

水文地球化学特征（共12篇）

水文地球化学特征 篇1

摘要：文章对桂林新寨花岗岩地区水质资料进行研究, 采用Piper图进行水化学分类及特征分析, 结果表明该区水化学类型为HCO3-Ca型。并利用PHREEQC对桂林新寨花岗岩地下水物种形成及饱和指数进行了模拟, 根据模拟计算的饱和指数说明了该区地下水的溶解平衡状态。

关键词：花岗岩,地下水,水化学,饱和指数,桂林新寨

(一) 引言

桂林新寨花岗岩地区地下水处在复杂的地理环境中, 由于复杂的水-岩土-气-有机物间的相互作用, 存在着吸附交换、氧化还原、沉淀溶解、生物降解等诸多地球化学或生物化学反应, 内部也在不断发生各种络合反应。目前国内外推行利用地球化学模式PHREEQC模拟地下水组分形成、饱和指数等研究, 解决了传统的水文地球化学方法对于多组分多反应过程的定量研究困难。

(二) 研究区地质概况

桂林新寨花岗岩体侵入于寒武—奥陶地层中, 泥盆系沉积其上, 为加里东期侵入岩, 浅成相呈岩株形式产出。在岩体的周围发育着印支期和燕山期的SN向褶皱和断裂构造带, 其中大境—沙子断裂靠近新寨岩体西侧, 栗木—恭城断裂分布在新寨岩体东侧。产状主要有15º∠58º、153º∠77º、13º∠75º、97º∠74º、178º∠82º, 印支、燕山期的断裂, 多呈弧形展布, 具有压扭性质, 影响着新寨岩体的断层裂隙的分布以及晚期岩脉的侵入, 这一特定的地形、地质、构造条件, 控制了该区含水层的空间分布规律、地下水的运动、循环条件以及富水状况和泉水的产出特征。

桂林新寨花岗岩岩性主要为中细粒斑状角闪黑云母花岗岩, 少部分为中—细粒花岗闪长岩、细粒黑云母花岗岩。岩体中有细粒花岗岩脉、斜长花岗斑岩脉、石英闪长玢岩脉、石英和重晶石脉等岩脉。

(三) 研究区数据和分析方法

研究区分析资料为桂林新寨、仁木寨、磨刀石、白石底地区的水化学数据, 详见表一, 首先对桂林新寨地下水进行科学、系统取样, 分析测试有关水化学参数, 再利用PHREEQC水化学模拟软件, Piper三线图示等方法, 全面系统地研究地下水水化学特征。

(四) 桂林新寨花岗岩地区水文地球化学特征

组成花岗岩区地下水的化学物质主要通过水与花岗岩间的交换, 发生水解作用, 以及花岗岩在地表经水、CO2、生物等营力作用下发生风化, 一部分可溶组分随降水下渗进入到地下水中。水解作用为非全等溶解, K+、Na+、Ca2+、Mg2+、HCO3-进入水中, 而且形成铝硅酸盐残余物。花岗岩风化可将大气或土壤中的CO2转变为重碳酸根离子, 释放出K+、Na+、Ca2+、Mg2+, 最后沉积为碳酸盐岩。因此, 对大气而言, 花岗岩风化作用是净碳汇过程。此过程主要是长石、黑云母和水的相互作用。以钙长石为例, 化学反应式如下:CaAl2Si2O8 (钙长石) +2CO2+3H2O+→Al2Si2O5 (HO) 2 (高岭土) +Ca2++2HCO3-

1. 研究区水化学piper图

运用国际上通用的水化学分类方法, 计算主要阳离子 (K+、Na+、Ca2+、Mg2+) 和阴离子 (Cl-、SO42-、HCO3-) 的毫克当量百分数, 使毫克当量百分数大于25%的离子参与水化学类型的分类。绘出研究区各样点的水文化学类型图 (图1) 。

从piper图可以看到, 研究区五个样点均处于菱形图左侧, 水化学特征总体上表现为碱土金属离子超过碱金属离子, 弱酸根大于强酸根, 碳酸岩硬度大于50%, 研究区五个点总溶解固体为13.97～66.14mg/l, TDS变化较大。从三角图中可以看出, 研究区阴离子和阳离子均落在左下角, 阳离子三角图显示研究区Ca2+均较丰富, 含量百分比为24.76%～50.40%, Na+、K+偏少, 分别占20.53%～30.08%和2%～13.35%, 据此可初步判断钙长石风化较为显著, 钠长石和钾长石风化作用相对不强, 钠、钾离子比钙离子较为容易流失, 所以经过长期风化后溶滤出的钠、钾离子含量比较低, 而且深循环的钾长石、钠长石风化影响因素较多, 如钾长石、钠长石矿物活性大, 易被溶滤, 造成后期可溶离子偏低, 并且受到溶解度的限制, K+易被植物吸收, 故K+含量远小于Na+。Mg2+稍低于钙离子, 占20.75%～44.64%, 原因是桂林新寨花岗岩中Mg2+的来源有限, 而且黑云母风化程度较低, 研究区水中Mg2+被植物所吸收以及水中胶体物质的吸附, 故含量低于Ca2+。阴离子三角图中HCO3-+CO32-占绝对优势, 含量为62.72%～89.76%, 主要是地下水循环时间长, 水岩作用充分, 因此析出的Ca2+较多、消耗较多的CO2、形成的HCO3-+CO32-更多、被粘土矿物吸附的碱金属也更多, 同时进一步说明了K+、Na+偏少的原因。SO42-只占0.00%～15.87%, 除云母风化作用不强烈外, 也因土壤的吸收降解、胶体物质的阴离子吸附以及研究区的地理位置和气候特点所决定。研究区位于距市区较远的地方, 很少受到市区污染源的影响, 因此进入本区地下水的SO42-量不大。Cl-占7.66%～21.41%, 因花岗岩矿物风化不产生Cl-, 故可推断其来源于大气降水和生物作用。总体看来, 研究区和平村水化学类型为HCO3-Ca·Na型, 白石底河水化学类型为HCO3-Ca·Mg型, 仁木寨泉水化学类型为HCO3-Ca·Na型, 新寨泉水化学类型为HCO3-Na·Mg型, 磨刀石泉水化学类型为HCO3-Ca型。

2. 根据HPREEQC模拟分析饱和指数

根据饱和指数SI可以判断水岩气这一水文地球化学系统化学元素不断发生相的转化和变化的规律, 即用来衡量地下水运移中发生矿物溶解或沉淀的趋势, 利用PHREEQC软件对研究区内含水层水样点的饱和状态进行了研究, 结果如表所示。

从研究区地下水中矿物饱和指数SI值模拟结果可以看出, 研究区地下水只有玉髓和钾长石处于相对溶解平衡的状态, 钙-蒙脱石、高岭石、伊利石过饱和与它们的溶解度小有直接关系, 说明这些矿物的沉淀速率与其溶解速率相比, 沉淀速率太慢, 同时它们又是长石、云母等硅酸盐的风化的产物, 可知长石风化强烈, 与水的相互作用完全。当pH>7.4和TDS>600mg/L时, Ca2+才与HCO3-生成碳酸钙, 发生沉淀, 研究区pH和TDS与达到沉淀的要求相差甚远, 故饱和指数模拟结果显示方解石处于不饱和状态, 水对方解石仍然具有侵蚀性。其它矿物相均未达到饱和, 甚至大多矿物表现出上万倍未饱和, 即水-岩之间还远未达到离子平衡状态, 溶解作用仍在进行, 也进一步说明了研究区地下水的低TDS特点, 从研究区四个样点比较可以看出, 饱和指数相差无几, 表明地下水运动畅通, 循环交替条件好, 而且地下水与岩石矿物的化学反应多是非常缓慢的, 所以要达到饱和状态也需要在长时间的地下运动过程中实现, 地下水若与某种矿物达到饱和状态, 必将限制该矿物的继续溶解, 因此地下水与矿物的状态在漫长的时间里应为平衡状态, 过饱和的现象很少出现。同时, 饱和指数结果说明研究区地下水以溶解作用为主。图2为主要矿物饱和指数柱状图。

(五) 结论

桂林新寨花岗岩地区水化学类型主要为HCO3-Ca、HCO3-Ca·Na、HCO3-Ca·Mg型。水中以Ca2+、Na+、Mg2+、K+、HCO3-、Cl-、SO42-为主要离子, Ca2+和HCO3-含量远高于K+、Na+、Mg2+和Cl-、SO42-。桂林新寨地区温度高、降水丰沛、降水稀释效应强于高温促进的水岩作用强度, 地下水交替、排泄条件好, 可溶性组分不易聚集, 故而其离子含量偏低, 决定了桂林新寨地区含水层地下水低TDS的特点。

PHREEQC模拟计算结果表明桂林新寨花岗岩地下水只有玉髓和钾长石处于相对溶解平衡的状态, 钙-蒙脱石、高岭石、伊利石过饱和与它们的溶解度小有直接关系, 说明这些矿物的沉淀速率与其溶解速率相比, 沉淀速率太慢, 同时它们又是长石、云母等硅酸盐的风化的产物, 可知长石风化强烈, 与水的相互作用完全。其它矿物相均未达到饱和, 即水-岩之间还远未达到离子平衡状态, 溶解作用仍在进行。

水化学特征显示研究区地下水化学组分的来源及含量主要是水岩相互作用的结果, 即硅酸盐矿物的分解和水解等化学风化, 其次是大气降水下渗以及受岩性的控制和地形、地貌对水交替强度的影响, 而人类活动、气候及植被等的作用亦不容忽视。

花岗岩的风化作用同时参与了短时间尺度和长时间尺度的全球碳循环, 其风化过程中需要大气和土壤中的CO2促进反应进行, 结果使水中HCO3-含量增多, 最终形成碳酸盐沉淀, 说明其风化过程对大气而言是一个净碳汇过程。花岗岩风化对碳循环影响的程度不可忽视, 对于全球碳循环研究以及全球变化研究具有重要意义。

参考文献

[1]沈照理, 王焰新.水-岩相互作用研究的回顾与展望[J].地球科学——中国地质大学学报, 2002, 27 (2) :127-133.

[2]刘玉, 刘德深, 沈立成.云南维西花岗岩地区水文地球化学特征及形成机制研究[J].地球化学, 2007, 36 (2) :161-170

[3]刘玉, 刘德深, 沈立成.花岗岩地区碳汇计算及影响因素研究[J].地球化学, 2008, 37 (3) :281-289.

[4]Deutsch W J.Groundwater Geochemistry Fundamentals and Applicatoins to Contamination[M].Boca Raton:Lewis publishers, 1977, 3, 73.

[5]王凤生, 田兆成.吉林省松嫩平原土壤盐渍化过程的地下水作用[J].吉林地质, 2002, 21 (2) :79-88.

水文地球化学特征 篇2

(20重庆文综卷)下图是我国某盆地的局部地形剖面示意图，②、③、④区域形成绿洲。读图完成11题。

11.该区域河流水文特征是

A.夏季流量小 B.补给以降水为主

C.水量向下游增大 D.径流年际变化小

D 信息中提到绿洲，应该为我国西北内陆干旱区，该区域河流是以高山的冰雪融水补给为主，夏季流量大，越向下游流量越少，流量的大小主要取决于温度，因此径流年际变化小。

(北京文综)读下图，完成下列问题。

说明图中河流特征及其成因。

答案

特征：多内流河和时令河，河流短小，流量季节变化大，有结冰期。

成因：深居内陆，降水量少，蒸发量大。以高山冰雪融水和山地降水补给为主，受气温、降水变化影响。

材料 巢湖位于安徽省中部，是我国五大淡水湖之一，近年来，巢湖的水环境日趋恶化，下面是巢湖及其周边地区示意图。

结合所学知识，分析巢湖流域河流的主要水文特征。

答案

河流径流量大;径流量季节变化较大;汛期主要在夏季，汛期较长;河流流速较慢;无结冰期。

阅读下列图文材料，回答问题.

材料一东北三江平原地区简图(图1)

材料二挠力河两水文站径流年内分配(图2)

(1)描述三江平原沼泽径流变化特点，并分析原因。(13分)

(2)判断挠力河流域宝清站和菜咀子站的位置关系(上游、下游)，并说明依据。(9分)

(3)结合所学知识，说出该地区农业发展主要限制性因素及生态环境问题。(10分)

解析 (1)径流变化特点从径流量与时间(月份)对应关系角度思考。分析原因从河流补给量大小角度思考。(2)判断水文站相对位置，要考虑两者洪峰出现时间早晚和洪峰值大小。一般崦言，相距不远的水文站受湖泊、沼泽调节后的水文站洪峰出现时间滞后、洪峰值较小。

答案

(1)特点：有两次汛期;流量季节变化大(4分)

原因：第一次汛期(春汛)一般出现在4～5月，主要是季节性积雪融水形成的径流(3分)。(随后，由于补给减少，径流量不断降低，干旱年份甚至断流。)第二次汛期出现在8～10月份，主要是雨季来临，径流回升(3分)。随后，11月下旬开始封冻，地表径流消失(3分)。

(2)位置关系：宝清站位于菜咀子站的上游。(3分) 判断依据：沼泽具有调洪功能，因大量洪水在河漫滩沼泽中散漫和蓄储，菜咀子站的洪峰流量比宝清站大(3分);且菜咀子站的洪峰时间比宝清站滞后。(3分)

(3)主要限制性因素:纬度较高，热量不足;(2分) 生态环境问题：湿地破坏;黑土流失;生物多样性减少;旱涝灾害加剧。(每点2分，答出4点得8分)

(20分)(四川文综卷II，)阅读分析资料，结合所学知识，完成下列各题。

黄河源出巴颜喀拉山，于山东垦利县境入海。其干流全长5464千米，流域面积75万平方千米。黄河养育着中华民族，黄河流域是中华文明的发源地之一。

黄河是中国历史上决口、改道最多的河流。春秋以前，黄河下游流经河北平原入海，河道无所约束，漫流改徙无定，时常多股河道并存。战国时期，黄河下游两岸筑堤，河道逐渐稳定。由于中游植被破坏，水土流失严重，“河水浊重，号为一石水而六斗泥”。汉文帝时黄河下游出现大规模决口。东汉初年，王景治河，随地势高低，裁弯取直，修筑堤防，开辟了一条新的河道。其后，北方游牧民族入居黄河中游，大片土地由耕转牧，水土流失相对减缓。至唐末，8间黄河下游河道相对稳定。

北宋初年，随着黄河下游河道逐渐淤高，出现悬河，“高民屋殆逾文”。1128年，宋东京留守杜充为阻止金兵南下，于李固渡扒开河堤。黄河决口，东京豫东北、鲁西南地区，汇泗入淮。此后七百多年间，黄河不再进入河北平原，夺淮入海，多次决口、改道，改变了黄淮平原的原有水系。水患遍及黄淮平原，洪水吞没大片土地，夺去千百万人的生命和财产。洪水过后形成的许多沙丘和沙垅，吞噬大量农田、房屋，淤没城市，淤塞运河，阻塞交通。明清时期，黄淮平原“农业生产日趋衰落，成为全国贫困地区之一”。

——摘编自邹逸麟《中国历史地理概论》

(1)据《河防一览》记载，黄河平时“沙居其六”，伏汛时“水居其二”，试说明原因。

(2)自开封以下的黄河河段向东北流入渤海，与南下夺淮入海相比会新增一种水患。指出该水患的名称并说明其发生的季节与原因。

参考答案：(1)汛期，黄河补给以降雨为主，(2分)(此时)降雨的强度大(降雨集中)，冲刷(水土流失)强烈，泥沙含量大。(3分)平时，(伏汛以外)，降雨较少，(2分)地下水补给河流比重加大，泥沙量较少。(3分)

(2)凌汛(冰凌洪灾)。(2分)季节：冬初(入冬)与初春(开春);(2分)原因：河流自南向北流，就是较温暖地区向较冷地区流，冬初下游已冻结，上游未冻;(3分)初春上游已解冻但下游尚冻结。(此两种情况下)上游的河水(与冰块)壅塞河道可导致溃堤(形成危害)。(3分)

A文首高考题答案 河流流量季节变化较大，有春汛和夏汛，有结冰期，含沙量较小。

地理试题有哪些新特点?传递了哪些改革信号?

地理：

紧扣新时代主题，突出核心素养考查

“高考地理试题情境设计联系实际，贴近考生认知水平，反映时代主旋律，弘扬社会正能量。”教育部考试中心高考命题专家认为，地理考题注重通过人地关系，传递人与环境之间的和谐之美，培养可持续发展观，促进高考的思想教育和价值引领作用得到进一步强化、凸显。

“今年的地理试题很有意思，以全国Ⅰ卷为例，两个关于河流的主题，既有通过总体情境创设考查考生理性综合分析能力的试题，又有具体到黑龙江乌裕尔河一条河流的情境，来考查考生的高阶思维和人地协调观。”华东师范大学地理科学学院特聘教授、地理特级教师戴申卫认为，今年地理试题总体质量很高，有很强的代入感，既有利于考查考生多方面的核心素养，又有利于推动高中地理学科教学的积极转变。

教育部考试中心高考命题专家介绍说，今年地理试题结合学科实际，通过精心选择反映国家经济社会发展、科学技术进步的典型案例设计情境，深入挖掘其中的地理内涵，将社会主义核心价值观、家国情怀、全球视野、合作共赢等观念融入地理能力的考查，使地理试题不仅成为选拔的有效手段，也成为开阔考生地理视野的重要途径。

无论是全国Ⅰ卷第36题依托中俄亚马尔液化天然气项目创设情境，还是全国Ⅱ卷文综第43题、全国Ⅲ卷文综第3至5题涉及的乡村振兴战略，结合产业扶贫，提升农民就业、创业能力等精准扶贫举措设置问题，都是对考生“用地理的眼光”观察时事、认识世界、提升区域可持续发展分析能力的考查。

戴申卫坦言，对地理实践力等核心素养的考查并不容易，今年的地理试题恰恰覆盖了这些方面。

“出题的很多背景材料都取材于现实中的动态性、两难性的劣构问题，有效避免了以往基于良构问题而带来的高分低能现象。”戴申卫说。

思想政治：

聚焦立德树人，助力思想政治素质提升

“今年的试题具有时代性、引领性和方向性等突出的学科特征。”看过今年高考文综思想政治试题后，辽宁大连经济技术开发区第八高级中学特级教师崔慧娟说。

崔慧娟举例说，全国Ⅱ卷第40题我国杂交水稻的研发推广如何增强我们的文化自信，全国Ⅲ卷第38题人工智能对中国制造的影响，全国Ⅰ卷第39题宪法修改如何体现我国社会主义民主政治，全国Ⅰ卷第40题就如何发扬小岗村的创新精神提出建议等问题设计，突出考查了学生的政治认同、科学精神、法治意识和公共参与的学科核心素养，以及中国特色社会主义道路自信、理论自信、制度自信和文化自信等价值取向。

教育部考试中心高考命题专家介绍，今年高考思想政治命题强调以习近平新时代中国特色社会主义思想为指导，推动考试内容改革，助力解决“培养什么人、怎样培养人以及为谁培养人”这一根本问题。

记者注意到，文科综合全国Ⅱ卷第39题，以党的十九大报告和新修订的党章有关“党的领导是中国特色社会主义最本质的特征”的重大论断为材料，要求学生分析为什么要“坚持党对一切工作的领导”，引导学生领悟坚持党的领导的历史逻辑、政治逻辑、实践逻辑。

教育部考试中心高考命题专家表示，今年高考思想政治命题工作，注重落实立德树人的根本任务，强调把考试内容和素质教育的要求统一起来，全面深化高考内容改革，助力提升学生的思想政治素质。

“高考不仅是人才选拔的试金石，同时也是人才培养的风向标。”崔慧娟说，今年是教育部普通高中版课程标准制定实施后的首次高考，对教与学具有重要的导向作用，并将对新高考、新课标和新课程的渐次落地实施产生积极的推动作用。

历史：

激扬家国情怀，传承时代精神

“如何体现新时代素质教育的定位，如何在坚持立德树人的前提下拓展高考的功能，是人们对20高考文综试题的普遍期待。”山东济宁市第一中学正高级历史教师李成顺说，年高考文综Ⅰ卷的历史试题，细细品味给人以耳目一新的感觉。

李成顺举例说，全国Ⅰ卷历史试题第41题的3段历史材料，通过乡约制度和村民自治把古代、近代、现代中国贯穿起来，通过解答该题，考生既可以了解古代中国对道德教化的重视，也可以理解近现代民主在中国乡村发展的历程。

“考试本身就是教育，考试是进行传统文化教育，实现立德树人的重要手段。”李成顺注意到，纵观全国Ⅰ卷历史试题的选择题和非选择题，没有一道题目是在考查对史实简单的再认再现，而是通过提供新材料、新情境，考查对历史材料的解读和论从史出的能力，“教师教和学生学必须打破教材的束缚，把单纯的学习知识转移到知识学习、能力培养并重上来，注重对历史思维品质的培养”。

北京去年成为第二批高考综合改革的试点省份，20入学的高一新生将于实行新高考“3+3模式”。中国人民大学附属中学历史特级教师李晓风认为，北京卷文综历史试题与前几年相比风格统一、过渡平稳。

“创新方面主要集中在非选择题第37题。”李晓风说，这道题第1问5选2作答，第3问是开放性试题，表现出了更强的灵活性，为此后历史学科等级性考试提供了探索经验。

教育部考试中心高考命题专家认为，历史试题重点考查核心价值、必备知识、关键能力和学科素养，体现高考内容改革对“助推改变应试教育，提升学生综合素质”的积极作用，实现高考选拔德才兼备人才、促进学生全面发展的素质教育要求。

水文地球化学特征 篇3

关键词：煤矿井；水文地质；类型

一、水文地质划分存在问题

1、矿井涌水量提高，在矿井开采过程中随着时间推移，开采重点也随着开采不断延伸逐渐发生变化，旧的生产区域不存在生产活动，需要对于新生产区域开采，对涌水量提高问题及时解决。国家新标准针对整个矿井问题，提出了一定指标，对于导致整个矿井开采过程要进行合理规划设计，增加新生产区域防治水文工作，在实际水文地质划分过程中，要根据矿井实际情况对于矿井指标进行合理评估，运用合格生产模式。

2、根据数据统计分析煤矿事故水害，事故大多都是由于老空透水引起，矿井水文地质划分非常注重指标分布，煤矿开采发展经历了非常长时间，发展过程中煤矿占有比例非常少会受到技术限制，很难保证区域没有老空水问题，水文地质划分要特别注重水问题。大部分矿井周围的给水量和分布位置都不是很明确，这就增加了防治水工作难度，实际工作中对于矿井水分大多都是采用模式描述，定性分析过程中很难根据判定矿井水文地质类型，如果存在一定矿井安全问题要进行及时处理问题。

二、煤层划分分析

1、如果同一个矿井内部煤层存在非常多水文地质条件不一致问题，就要对于煤层进行矿井水位地质划分，通常煤矿井水文条件和主要煤矿井相比，进行水文条件地质划分时候，要合理进行地质区分，开采煤矿井会受到构造运动影响，对于水文地质条件要进行细致研究。

2、开采受水灾害影响程度定性分析，开采受水害影响是矿井水文地质类型划分过程一项非常重要指标，结果要根据个人情况丰富程度判断，对于同一个矿井，不同人判断不同，需要进行合理矿井水文地质类型依据分析。矿井突水频率界限没有一个规定标准，需要对于划分标准定性指标分析，对于矿井实际情况了解，对于水文地质条件确定分析。

3、矿井水文地质类型划分过程中，要全面搜索集矿井建设发展中水文条件资料，然后进行合理分析，科学系统整理，对于矿床勘探进行综合性分析，矿井地质类型划分合理标准，采取就高不就低原则，通常指标就是一个矿井水文地质类型，要根据国家给定标准对于矿井全面客观分析评估，做出科学、合理和正确矿井水文地质类型分析，更好服务于矿井生产中。我国煤矿开采事业发展起步非常早，历史非常悠久，矿井水文地质类型划分标准需要不断改进，实际划分过程中要结合实际情况进行划分，充分考虑到各种实际问题情况，方便对于生产实际水文地质类型规划设计，保证煤矿井开采生产安全合理。

4、根据全国调查统计，煤矿组织开展水文地质类型划分主要由北京、江苏、湖北和新疆四个省，煤矿划分主要属于兼并重组和长期停产工作中，水文地质类型非常复杂，全国每年实际排水量可以达到71亿平方米，煤矿排水量每年超过2亿平方米。矿井正常涌水量和最大涌水量存在很大差距，大气降水、地表水和井下需要良好沟通，南方雨季涌水量非常高，必须具备足够排水设施，不然就造成掩井问题，如果发生极端气候问题，最好要停产，暴雨之后经过对于隐患排查，要及时恢复生产。

三、防治水机构和人员设备保障分析

1、根据统计全国目前已经成立煤矿防治水机构有一千多个，共有防治水专业技术人员一千七百多名，都是持证放水工配备，具有专门探放水钻机，根据不同聚煤区矿井水文地质类型划分特点，需要充分考虑到矿井水安全生产问题，我国主要煤矿区可以分为六个区域。突水系数评价是一个煤矿带压开采重要手段，从全国矿区看，不同矿区临界突水系数不同，需要引起注意的是不同地质条件和隔水层系数值，根据不同采煤方法，涉及水头高度和隔水层的，要及时考虑地下水导水高度因素，突水系数需要很好保证煤层安全开采，要对于煤矿生产足够重视。

2、正常开采活动需要对于含水层富水性进行及时了解，在煤层开采过程中要及时处理好水文地质环境问题，不断增大涌水量，还要对于坑下进行调查，充分考虑冲水来源，从煤层进行分析，涌水量产量和采空区域扩大，主要会受到降水量影响，根据每年降雨量时间对于涌水量情况进行基本稳定分析，观测数据及时统计数据，最大限度提高涌水量，增加涌水水源。

3、计算结果要结合开采平均值，计算富水系数，对于矿井实际生产及时指导，矿井开采要运用正常模式，计算出矿井涌水量，还要考虑到开采后煤层覆含水疏干作用问题，对于煤层浅埋区域含水层水性及时分析，不断提高涌水量含量，推进各级生产部门工作，采取有效措施推动开采工作进行。煤矿区专门地质工作部门，水文地质勘察工作严重滞后，需要不断提高煤炭能源开采水平，快速发展煤炭工业形式，制定煤炭开采经济发展新模式，最大程度提高矿井煤层受水灾威胁程度，进行矿井水文地质类型合理划分工作。

4、水灾会直接威胁煤炭资源，我国受水灾威胁煤炭储量占据27%，大量煤炭资源导致煤矿无法开采，会直接影响到煤矿生产，根据数据统计华北地区受到煤层地板岩浆承压水影响的煤炭储量占据160亿吨，东部地区含水量非常丰富，为了更好确保煤炭生产安全，不得不留足够安全煤炭，对于水灾造成煤炭安全生产问题，随着开采技术提高，开采深度增加，需要不断解决问题。

结论：

从全国范围对于中国主要煤矿采集区域进行水文地质类型认识，从宏观对煤矿赋存整体规律掌握，为未来中国煤矿过渡低迷开采水文地质调查及时指导，通过总结多年来经验，对于全国煤炭开采、生产和统计进行数据分析。从全国范围内对于煤矿分布、涌水量和类型复杂富水系数等方面总结，不断推动我国煤矿开采水平。

参考文献：

[1]武强，赵苏启，孙文洁等.中国煤矿水文地质类型划分与特征分析[J].煤炭学报，2013，38（6）.

[2]李勋千，任素贞.我国煤矿井水文地质类型划分研究[J].煤炭学报，1992，（2）：89-96.

水文地球化学特征 篇4

本文从水文地球化学特征角度出发, 对奥灰含水层补径排条件进行分析, 详细划分了井田范围内奥灰含水层富水段。同时, 在综合奥灰含水层多年水质演变规律条件下, 分析得出矿井开采对含水层水质影响, 为今后奥陶系灰岩含水层水害防治和矿区供水提供依据。

1 研究区概况

1.1 自然地理概况

桑树坪煤矿位于渭北石炭二叠纪煤田韩城矿区北部, 行政区划隶属陕西省韩城市桑树坪镇管辖, 矿井东以黄河为界与山西省河津市相望, 其北、西、南均为人为边界。矿井目前主采二叠系山西组3号煤及石炭系太原组11号煤。井田地形的总体趋势为西北高、向东南方向逐渐降低。区内沟谷及其两侧附近, 基岩大片裸露于地表, 山腰及山顶多为广厚的黄土所覆盖, 具有典型的渭北黄土高原的地貌景观。区域属大陆性半干旱气候区, 年平均降水量552.6mm, 主要集中在7—9月, 年平均蒸发量为1 922.0~1 929.7 mm。区内对矿井开采影响最大的水系为黄河, 经该井田的东部, 自北向南穿越全部新老地层;其次为凿开河, 横穿整个井田, 由西北向东南于禹门口附近汇入黄河。

1.2 地质概况

桑树坪煤矿位于鄂尔多斯盆地东部, 井田范围内出露地层由老到新依次为:奥陶系中统马家沟组 (O2m2) 、峰峰组 (O2f) , 石炭系中统本溪组 (C2b) 、上统太原组 (C3t) , 二叠系下统山西组 (P1sh) 、下石盒子组 (P1x) , 上统上石盒子组 (P2sh) 、石千峰组 (P2s) 及第四系 (Q) 。

韩城矿区位于鄂尔多斯地块东南缘渭北隆起东段, 呈北东向延展的宽带状, 东南翘起, 西北倾伏, 地层总体向北西方向倾斜。构造变动南强北弱, 东强西弱, 主要构造变形带集中在矿区东南边缘地带 (图1、图2) 。桑树坪煤矿大中型构造比较简单, 基本构造形态为一走向NNE、倾向NWW、沿走向与倾向有波状起伏的单斜构造, 地层倾角一般在8°。井田内大中型断裂不发育, 自建矿、勘探以来, 未发现落差大于10 m的断层, 仅揭露部分小断层。

1.3 矿井水文地质条件

根据前期勘探资料, 可将该区含水层划分为:第四系砂砾层孔隙潜水中等含水层组 (H1) 、二叠系砂岩层裂隙承压弱含水层组 (H2) 、石炭系砂岩 (灰岩) 裂隙承压极弱含水层组 (H3) 和奥陶系石灰岩溶隙溶洞承压强含水层组 (H4) 。其中, 对开采11号煤威胁最大的为底部奥陶系石灰岩含水层组, 区内平均厚度达470 m, 水压较高, 是造成矿井突水的主要充水水源。

2 奥灰含水层水文地球化学条件分析

2.1 奥灰含水层地层划分

奥陶系石灰岩为一套碳酸盐岩, 井田内总厚度约470.74 m, 由较纯的碳酸盐岩与不纯的碳酸盐岩相间组合而成。较纯的碳酸盐岩往往形成强岩溶裂隙含水层段, 不纯的碳酸盐岩形成相对隔水层段, 从而形成复杂的含水岩系。井田内奥灰岩地层划分为9个含水性能不同的含 (隔) 水层段 (表1) 。

注:*处为泥灰岩、白云质灰岩。

2.2 岩溶发育程度及分布规律

桑树坪井田内共施工揭露奥灰岩的钻孔14个, 揭露奥灰岩厚度最小的31.78 m (32号孔) , 最大的257.21 m (125号孔) 。奥灰岩钻孔中除112、125号孔岩溶较发育外, 其余各孔仅在个别地段有蜂窝状、网格状小溶孔及溶蚀现象 (表2) 。

m

综合125号孔和其他钻孔揭露溶洞的情况, 在垂直方向上, 岩溶比较集中发育在+320~+345 m、+355~+395 m、+405~+415 m三个高程带, 但+300~+450 m的高程范围内, 仍有岩溶发育, 如+260~+280 m、+210~+230 m、+100 m高程以下岩溶有减弱的趋势。

从平面分布情况看, 靠近黄河河床部分岩溶较为发育。表现为由东到西岩溶发育逐渐减弱。

2.3 奥灰含水层水质特征

根据以往的奥灰水水质分析资料, 桑树坪井田奥灰水的水质具有以下特点:

(1) 强含水段奥灰水水质属SO42--Cl--Na+-Ca2+型或Cl--SO42--Na+-Ca2+型, 矿化度为1.17~1.67g/L;弱含水段水质属HCO3--SO42--Na+-Ca2+型, 矿化度小于1.00 g/L。两者水质类型对比见表3。

(2) 在空间横向上, 由黄河河谷向井田内部, 奥灰水的矿化度逐渐升高, 水质也发生明显的变化 (表4) ;垂向上, 在+200 m标高以上, 其水质无显著变化, 但在+200 m标高以下, Cl-、SO42-及Na+、Ca2+含量剧增, 由SO42--HCO3--Na+-Mg2+型变为Cl--SO2-4-HCO3--Na+-Ca2+。

(3) 在时间上, 奥灰水的水质也有一定的变化规律。在桑树坪井田施工的125号抽水试验孔, 抽水前期奥灰水的矿化度较小, 随后慢慢增大, 当增大到一定的程度后, 矿化度又逐渐变小。

(4) 井田范围内奥灰含水整体矿化度偏高, 硬度大, 主要水化学类型为SO42--HCO3--Na+-Mg2+型, 与韩城水文地质单元内其他地区奥灰水的水质有明显的区别 (表5) 。

综合含水层赋存条件和长期积累的水化学特征[1,2], 判断得出井田范围内奥陶系灰岩含水层水文地质特征:

(1) 奥陶系峰峰组可根据地层岩性、岩溶发育情况、水质分析结果, 将其划分为“三组八段”, 各段富水性差异较大, 部分层位之间水力联系弱。

(2) 从黄河河床到井田内部, 奥灰含水层岩溶发育逐渐减少, 含水层矿化度增大, 水质类型逐渐由HCO3--Na+-Mg2+向SO42--HCO3--Na+-Mg2+型过渡[3]。其中Ca2+含量升高, HCO3-含量降低, 井田内部表现出深埋藏、径流缓慢的水文地球化学特征;同时, 含水层垂向+200 m标高以下水质类型差异较大, 表现出地下水滞留特征。

3 奥灰含水层水化学演化规律

3.1 矿井开采及突水情况

桑树坪煤矿于1973年建设, 1977年12月26日建成投产, 已经有近40年的开采历史。1975年8月—1978年10月施工井筒及大巷揭露奥灰岩地层相继突水8次, 层位均为O2f2, 之后1982年发生突水一次 (表6) 。同时, 1982年3月选定五号井底水泵房北头施工取水孔, 用于煤矿生活用水, 水量223m3/h。2011年发生奧灰突水事故, 波及桑树坪煤矿, 造成淹井。

3.2 奥灰含水层水化学演变

桑树坪煤矿在建井过程及生产过程中, 相继施工的奥灰水供水水源井125号钻孔、五号井底取水孔、1#报废斜井地面取水井, 水质基本达到生活用水标准。2011年8月7日因周边小矿超层越界发生奥灰突水, 造成桑树坪矿淹井。对突水点及过水通道实施封堵。矿井恢复后, 五号井底取水孔、1#报废斜井地面取水井、井下奥灰突水点水质明显变差, 指标超出生活用水标准3倍以上, 而125#水源井水质没有明显变化[4,5,6] (表7—表9) 。

注:分析日期分别为19840906, 20121211, 20130804。

上述数据显示:五号井底水泵房北头取水井水质类型由1984年的SO4Cl-Ca Na变为2012年的Cl SO4-Na Ca;280运输石门7#点水质类型由1988年的SO4HCO3-Ca Mg (Na) 变为2012年的Cl SO4-Na Ca, 水质类型均发生了明显的变化。125号孔水质未发生明显变化。

注:分析日期为19880412, 19880913, 19890828, 20121211与20130720。

注:分析日期分别为19840906, 19841108, 20121211。

3.3 奥灰含水层水质变化成因分析

(1) 煤矿开采, 尤其是深部11号煤开采, 造成大量奥灰出水点改变了奥陶系灰岩含水层地下水流场, 造成局部区域补径排条件的改变, 从而进一步造成水质变化。

(2) 2011年8月7日突水事故处理完毕之后, 五号井底水泵房北头取水井和280运输石门7#点水质发生明显变化, 主要表现为矿化度升高, 硬度增大, 表现出老空积水的特征[7]。揭露出重大突水事故造成局部地区与老空区导通, 奥灰含水层补径排条件发生较为明显的变化[8]。

4 结论

(1) 通过对桑树坪矿井范围内奥灰含水层赋存特征、岩溶发育情况、水质分析, 综合得出奥灰含水层为“巨厚非均质、各向异性”灰岩岩溶裂隙含水层, 在水平和垂向上水文地球化学特征存在较大差异。

(2) 通过对不同区域与不同深度含水层水质进行分析, 可以判定奥陶系灰岩含水层补给、径流、排泄条件, 为深入研究“巨厚非均质、各向异性”灰岩含水层提供了良好的思路。

(3) 矿井开采过程中发生的突水事故会使得一定范围内含水层补径排条件发生改变, 通过对地下水化学场变化规律研究, 有助于掌握重大突水事故发生后含水层水文地质条件变化规律, 为矿井防治水和矿区供水提供依据。

参考文献

[1]岳梅, 赵峰华, 任德贻.煤矿酸性水水化学特征及其环境地球化学信息研究[J].煤田地质与勘探, 2004 (3) :46-49.

[2]颜玉坤, 黄芳友, 蔡学斌.任楼煤矿地下水系统的水化学特征[J].西部探矿工程, 2004 (10) :89-91.

[3]张乐中, 曹海东.利用水化学特征识别桑树坪煤矿突水水源[J].煤田地质与勘探, 2013 (4) :42-45.

[4]陈陆望, 殷晓曦, 刘鑫, 等.华北隐伏型煤矿地下水水化学演化多元统计分析[J].煤田地质与勘探, 2013 (6) :43-48.

[5]李栋臣.白庙煤矿主要含水层水化学特征及突水水源的识别[J].中国岩溶, 1995 (4) :295-304.

[6]吴基文, 徐胜平, 翟晓荣, 等.淮北桃园煤矿北八采区煤系砂岩水水化学特征及其水源判别[J].中国安全生产科学技术, 2015 (1) :84-90.

[7]赵益晨, 郭国强.双柳煤矿充水含水层水化学特征及涌水水源识别技术[J].地下水, 2012 (1) :48-50.

莱茵河水文特征 篇5

阿尔卑斯山莱茵河(即瑞士境内的莱茵河上游)具有阿尔卑斯型(即高山型)特点∶坡度很陡，流量大(流域面积降水量的80%)，严冬显然水量最小，春季由于融雪水位很高，初夏由于夏季暴雨而水位最高。

莱茵河水变化可由康斯坦茨湖调节，但是由于与阿勒河合流，变化又有所增加。康斯坦茨湖收纳高原溪流和莱茵河的水并起到过滤作用。阿勒河平均水量比莱茵河还大。

莱茵河自巴塞尔以下，来自高原的支流，海拔高的春季水量最大，海拔低的.冬季水量最大，正日益增强其调节莱茵河流量不平衡的作用。因此，在科隆观测，莱茵河从平均流量的平均偏离度很微小，河水有利航运。

水文地球化学特征 篇6

关键词：金华北山洞穴；理化特性；气候响应

1 研究背景

石钟乳等洞穴化学沉积物作为高分辨率的古气候记录载体，具有极高的研究价值。第四纪各地气候变化这个全球变化是一个备受关注的重要课题。而洞穴化学沉积物中所包含的气象信息，均会在洞穴滴水中有所体现，两者具有一定的耦合现象。

目前，国内对此研究进展总体来说较好。举例来说，刘明秀等人发现滴水的溶解有机碳和荧光强度以每年4～6月最强，并与洞穴上覆植被条件呈正相关等[1]。然而，目前许多研究在利用洞穴沉积物进行古气候重建的过程中出现了岩溶次生沉积记录与环境的不一致现象。本文在研究石笋微层记录的气候信号及微层形成机理时，通过研究巖溶水动力学地球化学过程来分析石笋的唯一来源——洞穴滴水来探讨其包含的气候环境信息。

1.1 洞穴沉积物的古气候意义

钟乳石和石笋测年轮测得很准，其同位素变化反映了当时大气降水的同位素成分，是古气候研究中的重要指标。因为在钟乳石和石笋中形成的每一层水滴中都含有当时年代的环境成分，反映出当时的化学环境。

滴水和土壤是洞穴沉积物形成的主要物质来源。其中，滴水更是物质载体和动力来源，是气候信号的终端和洞穴沉积物形成的始端，具有重要气象学意义。

滴水地球化学一直是国内外岩溶专家关注的热点，其原因不仅在于它可以反映滴水水动力过程及其运移路径，还在于滴水沉积形成的石笋中微量元素含量及其相互比值的变化可作为古气候、古环境良好的代用指标 [2]。

2 研究区概况、材料与方法

2.1 研究区概况

金华双龙溶洞群（29°12′19″N，119°37′10″E）位于浙中丘陵盆地和浙西中山丘陵的交接部金华北山山地上，属龙门山脉。气候属于亚热带季风气候。年平均气温约17℃ ，7月平均温度29℃，1月平均温度4.8℃；降水丰沛，多年平均降水量1414.3mm，但年际变化幅度大，季节分布不均。

2.2 洞穴滴水观测点

为了研究北山洞穴滴水的水化学特性和地球化学空间时间变异，在结合北山洞穴的具体环境的基础上，同时也考虑到外界环境对洞内环境的影响，选取了离洞口较远，封闭条件好，偏离旅游线路并且滴水量、积水量较大的16个点作为观测点（表1），观测时间为2014年1月至2014年6月。

2.3 观测内容与分析方法

大气环境状况、洞穴环境及滴水监测是主要的观测内容。本文监测了金华双龙洞2014年1月至6月大气状况。

洞穴环境主要是洞温和水温的观测，滴水监测主要包括滴水速率的监测和水样的采集。与去年相比，今年降水相对较去年少一些。

3 结果与讨论

3.1 洞穴滴水水物理特征

水的主要物理性质包括温度、颜色、透明度等，不同地下水的性质不相同。

经过从2014年1～6月的观测，发现双龙洞、二仙洞与桃源洞都具有无色透明、无臭无味的物理性质。此外由于滴水的温度取决于洞穴环境温度，而洞穴环境温度则和当地全年平均气温密切相关。根据对洞穴温度、水温度6个月连续观测，发现洞穴温度基本保持在20 ℃～0 ℃，可推断三个溶洞洞内水温均属冷水。

图1显示了2014年1～6月这几个月的降水量的变化及1#、5#、7#、11#这四个点的滴水速率变化。这四点的滴率变化趋势存在明显差异。有研究表明，滴速滞后降雨在 10 天之内，日降雨 50mm 以上的滞后期小于7天；雨季、旱季滴速滞后期基本相同，无季节差别；全年滴速、滴量响应存在明显季节不同。[3]

而根据本研究对双龙洞2014年1月至6月的滴水监测数据，基本浮动在50滴/分至100滴/分之间，湿季的数据与以前的研究相似，但干季数据明显比文献资料多，这可能与双龙洞地区降水较多有关。

1#点位于双龙洞洞口，为常年滴水点，滴率对外界环境的响应迅速，基本不存在滞后，初步判断1#滴率响应机制为快速响应型。而7#与11#点滴率的变化较大气降水的变化响应具有间断性，分析后可推断，7#与11#滴率响应机制为间断响应型。

由此可见，不同洞穴滴水点之间的滴率变化在时间与空间上均存在很大差异，反映不同石笋所存在的不同的沉积模式。因此，在介绍石笋记录时，需要考虑滴水对洞外降雨的响应模式。

3.2 洞穴滴水水化学参数

本文主要对Ca2+浓度、Mg2+浓度、Mg/ Ca值、HCO3-、SO42-、Cl-浓度进行监测（图2）。

Ca2+浓度随着季节变化，并与降水量、外界气温有一定相关性。根据1～3月离子浓度与降水量、气温响应关系，发现旱季钙离子含量低、变幅小，雨季反之。气温下降，钙离子含量上升，反之下降，表现出一定逆相关关系。

Mg2+浓度也随着季节变化，并与外界气温有一定相关性。根据对数据的整理分析，2月到6月，气温逐渐升高，对应滴水点Mg2+ 浓度总体变化趋势下降，但是到了6月份底开始，某些滴水点的Mg2+ 浓度又有所回升，究其原因，Mg2+浓度不仅取决于土壤和下伏基岩的组成和性质，还受旱季岩溶水中Mg2+滞留时间决定。

滴水Mg/Ca值介于0.01-0.05之间，季节性变化明显，2014年1月、5月出现峰值、3、6月出现低谷，结合2014年1～6月的每月降水量关系，发现降水量较少时，Mg/Ca值较大，当降水量较多时，Mg/Ca值较小。不同滴水点对气候响应程度不同，这可能与滴水点滴水来源有关。由图8可以看出7#、11#对气候反应较为明显，而1#对气候响应不明显，数值稳定，但降水量突然增加时，出现了Mg/Ca值明显下降。对于滞后响应型滴水点，补给水的在蓄水层的滞留时间以及新老水的混合程度共同影响着滴水Mg/Ca值。结合每月滴率数据，发现在滴率及其响应降水较慢的滴水点的Mg/Ca值明显高于滴率及其响应降水较快的滴水点。由此可看出，滴水Ca、Mg离子的变化受滴水补给通道以及补给类型对其变化过程也产生重要影响。

滴水中HCO3-含量通常受CO2含量的控制，也即受植被发育和降雨（水-气-岩三相相互作用）的控制。以1#点为例，随着降雨量增加，滴水HCO3-减小。但个别月份出现了降雨量增加，滴水HCO3-同比增加的情况。可能与该点补给水的运移快慢有关，这些月份滴水滴率升高幅度较大（可能由管道上溢流引起），稀释作用明显，滴水HCO3-浓度偏低。另外，由图7可以看出，HCO3-对温度的响应不大。

同时，可发现SO42-低值稳定，高值变化幅度较大，而且不同滴水点SO42-浓度值及其变化差异显著。雨季滴水点的滴水SO42-浓度随滴率的升高明显增加，滴率降低后，其SO42-浓度也出现了明显降低，观测期间呈不断增加的趋势，蓄水池，即雨季大裂隙流的储存直接影响了其后旱季滴水水化学成分。滴水SO42-对气候的响应也较为明显，1 ～3月，降水呈现总体上升趋势， SO42-浓度总体表现为上升，并产生一定滞后现象。3 ～6月，1#、7#和11#点SO42-浓度对降水的反应较为明显和迅速，属于快速响应型滴水，季节性较明显，而11#点滴率对降水的反应则较不明显，两种反应关系之间存在一定差异，表现对气候的不同反应程度。

4 小结

通过对双龙洞2014年1～6月各种水体理化特性分析，初步得出如下结论：

（1）通过对双龙洞各观测点的水化学成分分析，可知水的阳离子主要为Ca2+，阴离子以HCO3-为主，因此双龙洞水域主要属于HCO3-一Ca2+型。

（2）洞穴滴水滴率、Ca2+、Mg2+、HCO3-、SO42-、Cl-、Mg/Ca比值对气候均有一定的响应。降水量增加时，Ca2+、Mg2+、SO42-、含量均有不同程度的上升，而HCO3-、 Cl-含量则表现出不同程度下降。温度升高，Mg2+含量有所下降。但是，在温度较低而且降水较少的1月份，Mg/Ca比值呈现高值。

（3）离子浓度、滴水速率和降水量之间存在一定的连锁响应，降水量增加时，滴水速率增加，SO42-含量增加。

参考文献：

[1]刘明秀，王世杰，李延宇.洞穴次生化学沉积物环境代替指标形成的地球化学动力学研究.矿物岩石地球化学通报[J].2006，25（z1）：39-41

[2]班鳳梅.洞穴滴水地球化学变化特征及其与土壤过程的联系——以北京石花洞为例（D）.南京：南京农业大学，2007

呼和浩特市水文特征 篇7

关键词：水文特征,流域,水资源量

呼和浩特市行政区位于内蒙古自治区中部, 地理位置东经110°30′—112°18′, 北纬39°35′—41°23′, 东西向宽约150km, 南北向长约165km, 土地总面积17224km2。行政区划全市由四个城区及土默特左旗、托克托县、和林格尔县、清水河县、武川县五个农业旗县组成。

1 自然地理概况

1.1地形地貌

本区位于阴山山脉东段, 北连内蒙古高原、南以黄河为界, 地貌由山地、丘陵和平原组成。山地面积4826km2, 占总面积28%, 丘陵7492km2, 占43.5%, 平原4907km2, 占28.5%。山地和丘陵构成本区地貌主体。本区地貌可划分为三个大单元:北部包括土默特左旗, 赛罕区北部及武川县, 是以大青山为主脉的中低山、低山丘陵波状丘陵区;东及东南和林县、清水河县境内是蛮汉山、吕梁山脉北部山地为主脉的低山黄土丘陵沟壑区;中部托克托县及土默特左旗、市区大部是断陷盆地, 土默川平原区。总的地形是北高南低, 东高西低, 海拔高程940～2280m间。

1.2气候、地质、土壤、植被

本区深居内陆, 冬季受蒙古高压控制, 夏季受太平洋副高压控制, 属温带大陆性气候, 从水分带分布看属半干旱区。气候的特点是:冬季寒长、夏季温热、温差大、无霜期短、光热充足、风多、多旱有涝。受阴山影响, 大青山以北武川地区, 气候大陆性较南部显著。本区 (旗县所在地) 年均气温:武川2.5℃, 大青山以南5.6～7.0℃;年内月平均气温低于0℃的月份:武川5个月, 大青山以南大部分为4个月。年最低月平均温度, 武川-16.4℃, 大青山地区为12～14.3℃。夏季月均气温 (6-8月) 20～27.5℃。年均月较差12～14.2℃。无霜期:武川、清水河平均118天, 其他旗县129～155天。年光照时数2880～3011小时, 有利于作物生长, 干物质积累。年降水量348～418mm, 托县、武川偏少, 湿润度0.3～0.6间, 属旱作农业区, 6～9月降水量占全年74～80%, 雨热同期, 作物生长期雨量少, 旱情经常发生, 汛期多雨, 又易发生洪涝灾害。本区冬季多大风, 8级以上大风, 在武川年均45天, 大青山以南地区年均20余天, 常造成农业灾害。

流域地质构造北及东部为阴山台拱, 大青山、蛮汉山隆褶, 中部为鄂尔多斯中台拗河套新断陷, 东南部为山西台拱背斜, 西与鄂尔多斯台向斜连接。地层有太古界、元古界、古生界、中生界、新生界, 其中古生界、中生界、新生界面积较大。中生界上统大青山群, 岩性为沙砾岩、砂岩、粉细砂岩、页岩, 白垩系下段岩性为灰绿、棕红泥质粗沙岩、含砾砂岩、沙砾岩, 上段岩性为灰、灰黑泥岩、砂质泥岩, 灰白、橘黄砂砾岩、砂岩互层夹灰质泥页岩、褐煤层, 新生界第三系中新统玄武岩, 第三系上新统岩性为橘红色泥岩、砂质泥岩、中灰砂岩及砾岩, 第四系各期岩层, 盖层广覆马兰期黄土及全新世坡积、冲洪积物。

1.3河流水系

本市河流分属黄河及内陆河水系。注入黄河的一级支流有大黑河、红河、杨家川三条。内陆河水系有:艾不盖河支流巴拉干河, 塔布河及支流中后河、耗赖河, 均居于流域上游。河流特点是水量集中于汛期, 清水流量较少;洪水暴涨暴落、峰大量小、含沙量多、时令性强, 大多为山溪性河流。

2 水文特征

2.1 降水

呼和浩特地区降水量大部分地区在150～450mm之间, 平均年降水量为275.4mm。地区分布总的趋势为:南部多于北部, 山地多于平原, 山地迎风坡多于背风坡。阴山山前因面临海洋气流来向, 降水量达400～500mm, 其他地区降水量不足300mm。

降水量年内分配极不均匀, 年际变化也大。降水多集中在夏季6、7、8三个月, 大部分地区超过200mm, 最多达350mm以上, 约占全年总量的70%～80%。由于降水过于集中, 夏季和夏秋之交极易造成水灾和内涝, 与此相反, 冬春少雨雪, 大部分地区在55mm以下, 约为全年总量的20%～30%, 春旱严重。各地最多年与最少年降水量的比值均在2.5倍以上, 有的地方竟达6倍。现以实测资料为例, 呼和浩特市已出现的最大年降水量1959年为929.2mm, 最小年降水量1965年为155.1mm, 两者相差6倍左右。年降水量变差系数Cv, 其分布趋势与年降水量分别相反, 降水量愈大变差系数愈小, 降水量愈小变差系数愈大。一般平均值在0.2～0.3之间。

2.2 蒸发

由于大陆性气候所决定, 呼和浩特市地区蒸发量较大, 多年陆地水面蒸发量1600 ～ 2500mm, 蒸发量与降水量分布规律相反, 蒸发量大于降水量的3～5倍。黄河上游地区根据西二道河、店上村、陈梨夭站观测资料统计 , 年平均蒸发量为:1081.7mm。最大日蒸发量为:21.4mm, 发生在2000年;黄河中游地区从挡阳桥观测资料看, 年平均蒸发量为:1844.8mm, 最大日蒸发量为:23.2mm, 发生在2001年。

2.3 洪水

呼和浩特河流洪水主要集中在汛期, 黄河干流水系河流也有凌汛发生。一般3月中旬至5月中旬, 为凌汛洪水发生季节, 6～10月为暴雨洪水发生季节。黄河干流水系洪水多在7月下旬至9月下旬, 其频率在85%以上, 季节性河流则多在6月上旬至9月中旬。各支流洪水过程多为单峰型, 而北部山区河流由于受到多雷暴雨的影响, 洪水过程为尖馊型, 洪水历时短, 突发性强, 强度大, 笼罩面积小。黄河流域上游地区实测到的最大流量2190m3/s , 发生在美岱水文站, 发生日期1958年;黄河流域中游地区实测到的最大流量5830m3/s , 发生在清水河县小庙子乡放牛沟水文站, 发生日期1969年8月1日。

2.4泥沙

呼和浩特地区面积较大, 由于各流域土壤、植被及降水情况的不同, 因此各河流的含沙量也大小不一。南部山区由于植被覆盖差, 易形成暴雨洪水, 水土流失严重, 含水量较大, 实测最大断面平均含水量在100kg/m3以上, 侵蚀模数在7000～10000t/km2。北部大青山山区及后山为700～3000t/km2。

2.5径流

径流不均, 洪水主要来源于大气降水, 但由于下垫面的不同, 在地区分布上差异很大。洪水时暴涨暴落、峰大量小、含沙量大、时令性强, 多为山溪性河流。径流系数的大小, 决定于当地降水、蒸发、土壤、植被、地貌等因素, 呼和浩特大青山一带径流系数约为0.10～0.15, 其他地区在0.10以下。 各站径流量大部集中在7、8、9三个月, 其中以8月份较多, 占年径流量的30%左右, 6～9月占年径流量的70%。

2.6 地下水

呼和浩特地区水文地质构造上, 位于河套断陷自流水盆地之东段, 在构造形态上呈北深南浅不对称的萁状向斜盆地, 含水层早水平方向上具有明显的山前平原的水文地质分带性, 由大青山山前扇裙带向冲洪积平原过渡, 含水层颗粒变细, 厚度变薄, 富水性变小, 水位变浅, 水质相应矿化。地下水由扇裙带单一潜水变为分层的半承压水和承压水。在垂直方向上由于中更新定淤漏层的分离, 形成了浅层水和深层水两大含水层。根据地下水资料分析, 本地区浅层地下水动态属于渗入-逐流型, 渗入-开采型的动态特征, 深层水除在断裂带附近以越流形式补给浅层水进行排泄外, 人工开采是主要的排泄途径。

由于浅层地下水受降水、蒸发、人工开采的影响, 地下水水位相应的下降, 2011年我市浅层地下水年末平均埋深值为7.39m, 与去年同期平均埋深值 (7.56) m相比上升0.17m, 整个区域年际变幅下降区的面积大于上升区的面积, 上升区的面积达178.0km2, 而下降区的面积为2086.0km2, 稳定区的面积由去年的1533.6km2, 缩小到1290.0km2。2011年末的监测分析结果表明, 我市平原区地下水埋深1～2m的面积为349.6km2, 占井网控制面积9.8%, 埋深在2～4m的面积为1790.3km2, 占井网控制面积的50.4%, 埋深在4～8m的面积为527.6km2, 占井网控制面积的23.3%, 埋深在8—12米的面积为396.1km2 , 占井网控制面积的11.1%, 埋深大于12米的面积为190.4km2, 占井网控制面积的5.4%。

呼市平原区地下水埋深浅, 地下水温受气温影响较大, 一般气温高、水温也高, 反之则低。夏季为10～19℃, 春秋季为6～8℃, 冬季为1～6℃。与往年一样, 呼市地区地下水水温呈现出夏季高, 春秋略高, 冬季低的特征。呼市平原区地下水水质变化较大, 水化成分复杂, 地下水PH值在7.0～8.6之间, 总硬度平水期5.10～38.5mg当量/L之间, 枯水期在12.4～223mg当量/升之间, 因我市平原区地下水动态方向是由东北向西南方向径流, 表现在地下水矿化度由东北向西南逐渐增大, 地下水埋深由东北向西南逐渐变浅, 反映出地下水矿化度在水平方向由东北向西南由小变大。在山前与平原交接地带, 地下水运动形式为渗入径流型, 水质较好, 矿化度较小, 一般在0.5～0.8g/L之间;呼市中部, 三两、永圣域一带, 地下水运动形式为渗入一开采型。矿化度为1～2g/L左右, 在土左旗哈素海附近, 托县伍什家西部西大疙达、祝乐沁、大岱一带, 地下水埋深较浅, 地下水运动形式为渗入—蒸发型, 矿化度达到4～6g/L左右, 水质较差, 严重影响人畜饮水, 是我们改水治碱的重要地段。

呼和浩特市地区由于一些河流穿越境内, 地表水资源可利用量为境内及境外上游来水可被利用的部分, 平原区位于河流下游, 地下水资源计入境外上游地表水体和地下水体 (侧向) 在境内的补给。根据境内各河流流域特点, 计算全市水资源总量 (地表水、地下自产) 为11.54亿m3, 其中地表水资源量为3.99亿m3, 地下水资源量为10.01亿m3, 地表水与地下水重复计算量为2.46亿m3。

从地下水的监测结果看, 呼和浩特市城区范围内的浅层地下水已受到不同程度的污染, 有些测井点硝酸盐氮、亚硝酸盐氮、挥发酚、细菌总数、大肠菌数等污染指标超过饮用水标准几倍到几十倍, 基本不能饮用。

水文特征对水生植物的影响 篇8

1 水位对水生植物的影响

在自然生境中,水位很少保持不变,面对这种动态条件,植物通常会产生形态可塑性以及改变地下生物量和地上生物量的分配方式确保生存。对于整个群落而言,水位变动产生的影响也很显著。水深及水位波动主要在以下几方面对水生植物产生影响。

1.1 形态可塑性

以无性繁殖为主的水生植物,尤其是具有较遗传延展性的个体,能够通过形态可塑性来适应水深在时空上较大的变化。如在深水里,蓖齿眼子菜(Potamogeton peczinatus)的生活型从原来的毛刷型变为聚合型[4]。这种形态可塑性是有利的,能够增强植物的功能[5]。各种生活型植物对于水深的变动呈现不同的形态可塑性。挺水植物对水位梯度的可塑性,主要包括生长形态、繁殖和生物量分配模式的改变。形态方面,主要包括叶柄伸长、异型叶的产生,茎长、茎数、茎直径、匍匐茎直径和匍匐茎等级的改变[6,7,8]。如芦苇(Phragmites australis)幼苗在淹没状态下其节间距会增长。这种增长有2个可能的机制,由于向周围水体释放的截短而导致乙烯浓度升高的或是由于溶氧减少导致乙烯产生增高的一种协调[9]。在淹没期间,部分淹水植物所有的被淹没的叶子都会衰老,只有末端的叶子会偶尔幸存。繁殖的变化主要包括花期、花序长度、花瓣宽度以及繁殖器官干重等的改变。如芦苇在水位下降后其种子有很高的萌发率[9]。浮叶根生植物的形态可塑性主要表现在叶和花。如水位上升,浮叶植物荇菜(Nymphoides peltatum)的叶柄迅速伸长,但是支撑叶片的叶柄和茎变得更脆弱[10]。浮叶植物菱(Trapa bispinosa)有相对发达的根系统,在一定范围内的水位变动下,菱仍能固定在底泥中,而且幼叶能通过叶柄的伸长维持在表面[11]。水位的升高导致花以及芽苞被水淹,无法形成种子,水位降低并不会影响花和果实的产生。沉水植物的形态可塑性也很显著,如苦草(Vallisneria spiralis)在深水中具有较高的株高,叶更长更薄,因为在光强较弱的深水中合成单位干物质需要更多叶面积去获得光资源。而在水较浅时,光强太大会抑制其生长,叶子变成紫红色来调节对所需光资源的摄取[12]。

1.2 生物量

水位对植物产生的另一个显著影响是改变其生物量,如Hudon等(2005)研究水位波动对St.Lawrence River的水生植被的影响发现:总地上干重(B=挺水植物+沉水植物地面干重)随着深度(Z)而减少。

但是,对于不同生活型的植物而言,水深影响其生物量的机理是不一样的。水深直接地影响挺水植物群落的生物量[14],通过减小光照强度间接地影响沉水植物群落生物量[15]。对于同种植物,水位的变动能改变地下生物量和地上生物量的分配比例。挺水植物随着水位的增加,茎重在整株生物量中的比例上升,地下部分比例就会降低[10,16],分配到根和根状茎的生物量降低,在风浪的作用下更容易被连根拔起。

1.3 物种多样性

在沿岸带,通常水生植物生物多样性很高,其原因之一是水位波动使得沿岸带一直处于干扰状态[17]。根据中度干扰法则,适度的干扰有利于物种多样性的提高。水位波动引起湿地种子库的再生也是重要原因,而且这种作用与洪涝和干旱发生的频率以及持续时间相关[18]。水位的短期变动和长期变动,特别是水位下降,通过建立和破坏低多样性集群的外来物种入侵,从而影响物种多样性。水位下降是多种植物成功萌发和存活的先决条件,为适应浅水生活的物种建立创造了机会[19],也能支持新的外来物种的成功入侵。水位下降会阻止优势种控制整个群落,从而增加物种多样性。然而,在高水位条件下,很多湿地植物种的根茎萌发受抑制,降低了物种的多样性;如莱茵河畔在河流低泄量期间,夏季特大洪水会引起水生植物物种多样性减少[20]。可见高水位和低水位对物种多样性的影响是不同的,相对于高水位,低水位的作用更显著而且有利。

水位波动可看作是一个干扰因子,水生植物物种多样性在适度的水位波动下达到峰值。增大水位波动的幅度能提高植被丰度,但是大幅度的水位波动导致的湖泊水位上升会使不耐淹植物种的消失,如很多沼生植物种;而大幅度的水位波动导致的湖泊水位大幅度下降,会导致能在深水里生存的干涸敏感物种的消失。水位波动对不同生活型植物的分布和物种多样性有不同的影响[21]。Geest等(2005)研究认为,不管是小幅度还是大幅度的水位波动,浮叶植物和挺水植物的物种丰度都会下降,然而沉水植物物种只是在小幅度波动下减少[22]。另外,在水位会经历下降的湖泊,沉水植物丰度更高,在浮叶植物和挺水植物中没发现这种现象。

1.4 物种分布

水深决定了水生植物的分布格局。Spence(1982)研究发现西班牙西北部的2个小型浅水湖泊,优势物种的排列与占据位置与水深有关[23]。挺水植物可以在永久被水淹没的情况下生存,其分布宽度和范围由最大洪水水位和最低水位决定,上限可以高出最高水位线,分布下限可以达到最低水位线以下l m左右。挺水植物并不受年度内的水位下降的影响,只有在持续多年的水位下降情况下,挺水植物才会向下坡方向移动。Coops等(1996)发现芦苇的分布随着水位增加而降低,在芦苇生长季节里,水位的适度降低可为芦苇提供稳定的生长和发育环境[10]。沉水植物地下部分生物量可忽略不计到地下结构,因此不能在干涸带生存,持续的高水位也会对沉水植物产生灾难性的影响,Havens等(2004)对美国佛州的Okeechobee湖进行的长期跟踪发现,20世纪90年代多年持续的高水位使该湖的沉水植物几乎殆尽[21]。浮叶植物可以生长在比挺水种所承受的最大深度更深的水域。显然各种生活型沿着水深梯度分布有显著差异,这种显著差异也是与植物本身的结构与特性相关的。

1.5 群落演替

水位波动是水生植被群落演替的重要决定因素,特别是水位下降至底泥暴露对群落演替有强烈的影响[24]。水位的波动引起北美水生植被的循环演替[17]。Geest等(2005)也研究发现,幼龄湖泊群落优势种为干旱耐受种,如轮藻属植物。在老龄湖泊则变为干旱敏感种,如黄睡莲[22]。没有水文条件的变动或其他干扰,群落里的很多物种会变得很不正常[19],相同的物种组合一直主导整个群落[21]。可见水位波动对植物群落是有利并且不可或缺的。

2 流速对水生植物的影响

在流动水体中,水流对水生植物个体、种群到群落结构都有重要影响,主要有以下几个方面。

2.1 个体以及种群水平上的影响

2.1.1 新陈代谢。

水体流动能有利于水环境中氧气、二氧化碳、营养物的供给与交换,另一方面,大多数水生植物的生长受到光限制,快速的水流能显著增加底泥的悬浮作用。这更加减少沉水植物的可利用光。总的来说,水体流动条件下,水生植物同化作用率有增加,而呼吸速率也会明显增加。Westlake(1967)研究表明,在很低的流速范围内(0~0.01m/s),沉水植物光合作用率与流速呈正比例关系;但当流速超过这一范围时或水体处于静置状态时,沉水植物的光合作用又受到明显抑制[25]。Madsen(2001)研究不同水流条件对8种沉水植物的生长影响,结果表明:当水体流速从0.010m/s增加至0.086 m/s时,这些沉水植物的净光合作用率均呈现显著下降趋势[26]。因此,水体流动对水生植物的新陈代谢既有正面影响,也有负面影响。

2.1.2 生长。

水流运动对水生植物产生拉伸、搅动、拖曳作用会直接影响其生长,Dawson等(1984)将野外条件下,沉水植物受到的作用力采用如下公式表达[27]:

式中,F为水流对沉水植物的作用力(N);v为水体流速(m/s);B为每株沉水植物生物量净重(kg);k、m、n均为根据不同沉水植物类型及不同生长阶段等因素所确定的计算参数。

对大多数沉水植物种来说,改变形态或保护基部可以减少这种拉力[28],如水菜花(Ottelia eordata)生长在静水中有典型的浮水叶,而在流水中浮水叶的消失可以减少水流的冲刷作用。马来眼子菜(Potamogeion malaianus)群落在流水中,其茎叶均较生静水者为长,而且根系粗壮发达,固着能力很强。这些形态的改变能帮助其更好地适应流水生境。

然而,相比于沉水植物,挺水植物却是通过其茎的分布特征来克服或减小这种拉力。因为挺水植物大多数物种比较刚硬,这对在流水中尽可能地减少拉曳是一种优势[29]。挺水植物具有稳固的结构的生长型,如薄刀片样的叶形,能够减少对茎的拉曳,这些特性能增加挺水植物忍耐快速水流的能力[30]。在快速水流中,挺水植物的茎聚集成丛以减少水流对挺水植物的拉力,Asaeda等(2005)研究表明,菰(Zizania caduciflora)、香蒲(Typha orientalis)等在快速的水流中其茎单个成簇或分株集群生长,而在缓慢或静止水体中随机分布[31]。水生植物在水流所产生的拉拽力下改变其形态,这也是植物减少水流所产生的物理伤害的一种适应。

2.1.3 繁殖传播。

在河流中有很多水生植物,但是能在激流生境中生长的只有极少数种类,而且往往只有很稀疏的盖度。在流水和静水中的同样物种出现不同的生长形态,在流水中的物种通常具有以下特征:较小的叶,更短的叶柄,较短的节,少量的浮叶,缺少或只有少量花[32]。如苦草在静水或近平静水中才开花,在流水中不开花[33]。由于在激流态中花的缺乏,生长于河流中的植物有性繁殖的几率很小,这极有可能是河流中的多种或多类被子植物没有进化的一个重要原因。大型水生植物侵入空旷的生境,有性繁殖是其中的主要过程,因此在流水中水生植物的入侵过程变得很难。

通常,水生植物以水为主要媒介,随波逐流,广布各地。其中漂浮植物最明显,其他生活型主要通过种子、果实、植株、断体、根茎、珠芽、石芽、冬芽等漂浮水面随水流传播。植物种子有一系列特性使其能够适应漂浮水面,如蓼科、苋科的种子和被叶连在一起,降低了种子的比重;有些种子为海绵质的中果皮环抱,如柳叶菜科的丁香蓼(Ludwigia prostrata)均可轻浮水面[33]。水流大,生根在泥中的浮叶植物也能整株被冲走。水生植物的这种特性使得其很容易随水流漂流入江河,生根繁殖,可见水流是有利于水生植物的繁殖传播。

2.2 对水生植物群落结构与分布的影响

水流影响着水生植物的生长和分布。流速增大也会影响植物对光的吸收利用,快速的水流能显著增加底泥沉积物的再悬浮,这更加减少固着生长的沉水植物的可利用光照;另外,过大的水流不利于沉水植物的固着,能显著影响水生植物在特定生境中的入侵或生存。水体流速的改变对沉水植物生物量以及群落组成都有很明显的影响,较高的水体流速会从生理特性上限制某一区域沉水植物拓殖、生长的能力。Madsen(2001)与Biggs(1996)等将水流对生长期沉水植物的影响进行了概括,低流速(<0.1 m/s),生物量较高,物种多样性丰富;中流速(0.1~0.9 m/s)生物量较低,物种多样性较少;高流速(>0.9 m/s),沉水植物衰减,水生附着物、苔藓类植物增加[26,34,35]。

可见,不同流速对沉水植物产生不同的影响。与沉水植物不同的是,对于水深和水流状态的响应,挺水植物物种呈现出明显的带状分布,这跟不同种植物特性的有关。对于漂浮植物群落而言,常受风力和水流影响,移动位置,亦可流入其他群落,或自其他群落流出,因此其组成不稳定。对于挺水植物来说,在生长期流速变化很小的河流,在(0~0.90m/s)范围内,增加流速能显著减少生物量以及物种多样性,但是有利于坚韧茎(茎可伸展,或韧性很强,或两者兼有)的植物生长[36]。然而,对于在生长季节规律性地发生洪水或急流的河流,水流如何影响水生植物知道的还很少,尽管对这方面的研究已经展开。

3 展望

从水位和水流两方面综述了对水生植物的影响相关研究。湖泊水位变动、水流的影响可涵盖从植物个体到种群和群落分布这一连续过程。水位对水生植物的影响主要表现为形态可塑性、生物量、物种多样性、物种分布、群落演替等变化,各方面的影响并不完全独立的,而是内在相关。如对生物量的影响也在某种程度上反映了植物分布的影响。对于各种植物而言,都存在一个适宜的水位,但目前尚无法建立水位与所有水生植物间的关系模型。水位波动是影响湖泊水生植物的一种重要扰动因子。从植被演替的角度分析,水生植物需要外界在一定范围内的、有周期性的扰动,以维系其群落发展。目前现存的湖泊水生植物群落也同样是经历了长期的扰动适应后而形成的,具有特有的结构和功能及时空分布。在流动水体的植物群落组成与结构还受水流、波浪等水体运动的影响,水体运动所产生的机械力对植物生长繁殖具有着直接或间接的多方面影响,水生植物本身也会产生一些形态可塑性来减少机械力的物理伤害,这一过程与机制极为复杂。目前水流对沉水植物的影响已经有很多相关报道,但水流对挺水植物,特别是浮叶根生植物的影响机制还比较少见。虽然已经开展了一些相关研究,但能够指导实践的定量成果还非常少。

水文地球化学特征 篇9

传统的观点认为海流是风生的, 既然是这样, 那么黑潮的这些流动特征就应该是风作用的结果。那么本文就分析一下是否是这样。如果海流的转弯是风吹动形成的, 海流转弯后的方向应指向风的方向, 海流的流幅也应和风的流幅相等, 但是海流转弯后的方向向南, 风的方向是向西, 不符:风的流幅是几千公里, 海流的流幅也应是几千公里, 但实际上海流的流幅是七, 八十公里, 也不符。还有, 风作用影响的深度是30米以上的表层, 黑潮的厚度可达7, 8百米深, 当风使表层海流改变方向后, 下层海流由于受风的影响小, 因此将按惯性前进, 这将使表层和深层海流发生分离, 使海流变得七零八落。实际上无论黑潮怎样弯曲, 始终保持窄幅, 急流状态, 没出现凌乱状态, 黑潮的上下层始终作为一个流束流动, 没发现上下层分离现象。也同样说明海流弯曲和风无关。那又是什么造成黑潮弯曲的呢?

近些年来, 出现了新的观点, 认为是海洋锋面里的溶解氧造成黑潮弯曲的。所谓锋面是两种水的交界面, 水温梯度很大。锋面的分布呈狭长的带状, 宽度2~3公里, 长度达上千公里, 锋面紧贴着黑潮的北部边缘, 同黑潮一起流动和弯曲, 也就是说锋面沿着黑潮的左侧边缘分布。锋面处的海洋生物非常密集。看见过海洋锋面的人曾这样描述:海洋锋的水面上不停地冒着白沫, 到处是跃出水面的鱼儿, 鱼儿在水中成群结队地游弋, 天空中不计其数的海鸟在锋面上空盘旋, 并且不断地向水面下俯冲抓鱼。锋面上到处都是带纹和激潮, 空气中充斥着轰鸣般的叫声。海面上呈现出一片沸腾的景象。通过这种景象可以推断出, 锋面是海洋上生物最密集的地方, 事实上世界上最大的几个海洋渔场确实都在锋面处。锋面上的生物之所以这样密集是因为有大量营养盐从海底上浮到锋面, 营养盐被浮游植物所吸收, 浮游植物大量繁殖, 从而为浮游动物和鱼儿提供食物的结果。浮游植物可通过光合作用释放氧气, 浮游植物的大量繁殖必然使锋面处的海水中的溶解氧含量大大增加, 含量可高达7.5升/每立方米。溶解氧从字面上理解好像是氧气溶解在水里, 实际上不是。氧气是单质分子, 在水中不会电离, 更不会发生化学反应, 所以溶解氧在水中仍以气体的方式占据水中的空间, 应该称溶解氧为氧气泡更合适。这些氧气泡的体积非常小, 直径只有1微米的几十分之一, 所以在水中所受到的浮力非常小, 不足以克服水分子之间的张力而上浮, 因此氧气泡同周围水体保持相对静止状态, 不上浮, 就好像溶解在水中一样。但包含这些氧气泡的水体变轻了, 密度下降。

黑潮水中的溶解氧的含量是4.5升/每立方米, 相对于锋面水的溶解氧含量之差是3升/每立方米, 也就是两种水的密度之差是3‰, 再加上动物呼吸释放的气泡及海鸟带入水中的空气泡, 密度差将大于3‰。海水是极易流动的液体。当两种不同密度的海水相遇时, 必然是轻的上浮, 重的下沉。密度小的锋面水要上浮到黑潮水上方, 密度大的黑潮水要下沉到锋面水的下方, 黑潮水下沉到锋面的下方后必然要沿水平方向向锋面一侧扩展, 这样才能做到锋面水在上, 黑潮水在下。锋面水中溶解氧含量最高的层位是在水深200米深处以上, 200米深处以下溶解氧少, 这是因为浮游植物只能在200米深度以上的真光层释放氧气。因此锋面处水深200米以上水层是密度最小的水层, 所以黑潮水下潜的深度是200米, 就不再下沉而是水平向左扩展, 巧合的是寒流的南部边缘也位于锋面的下方200米深处, 那么黑潮水向左扩展的结果必然会和寒流相遇, 亲密接触。黑潮水在200米深处水温是15℃, 寒流的水温是1~2℃, 两者的温差这样大, 相遇必然会产生强烈的反应, 寒流受热后, 密度减小上浮, 黑潮水被冷却密度增大, 于是黑潮水继续下沉, 由于黑潮水的盐度大于周围任何一处海水的盐度, 所以随着黑潮水的下沉, 水温不断降低, 于是黑潮水就能沉到大洋底部。

由于贴近黑潮锋处的黑潮水下沉到大洋底部, 因此这部分黑潮水原来所占据的位置就出现了空缺, 就好像这个位置变成了洼坑一样, 那必然要有其他地方的海水流过来填补这一空缺。如果填补空缺的是当地表层水, 由于当地表层水的盐度低于当地深层水的盐度, 因此当地表层水无论怎样冷却都不能沉入大洋深处, 于是黑潮水下潜→下沉这一过程将终止。因此说填补空缺的不是当地表层水。那么只有后续来的黑潮水填补这一空缺, 下沉过程才可以持续下去。由于锋面处的浮游植物能源源不断地释放溶解氧, 因此锋面水的低密度状态可不停地持续下去, 于是黑潮水在锋面处能源源不断下潜→下沉, 因此黑潮水被源源不断吸引到锋面处, 然后沉入大洋底部, 就好像锋面处出现了一条长长的很深的裂隙。锋面处稍偏向右侧的黑潮水会继续前进流到下一站, 在下一处锋面, 完成前述的同样过程:下潜→下沉, 以此类推。

用上述观点先解释黑潮弯曲的机制看是否可行。前面说过200米深处以上都有大量的溶解氧, 200米深处溶解氧的气压力是20个大气压, 溶解氧伴随着锋面水的上浮, 气体压力不断降低, 溶解氧的体积不断膨胀, 溶解氧上升到表面时能膨胀20倍, 溶解氧的膨胀必将导致海水体积的膨胀。由于水平面是平的, 海水又是不可压缩的, 因此水体膨胀既不能向上也不能向下只能水平膨胀, 同时由于整个锋面都在膨胀, 水体向下游或向上游的膨胀力就互相抵消了, 因此膨胀只能向锋面的两侧膨胀, 即向黑潮一侧膨胀, 会挤压黑潮向黑潮一侧退却, 因此黑潮的下游相对于上游会向右转弯, 即向南弯曲。黑潮转弯向南去以后, 锋面下的寒流水被不断消耗, 上浮, 流量变得越来越少, 最后用光。黑潮水的流量还剩很多, 那需要有新的锋面去把剩余的黑潮水沉入洋底。要建立锋面必须要有寒流, 这时离日本海岸较远的第二支寒流最南端只到达北纬38°, 而此时黑潮已到达北纬34°, 因此黑潮必须掉头向北, 才能到达下一段锋面, 于是黑潮的流线轨迹出现向南突出弯曲的形状, 即象蛇爬行。

寒流可以到达日本海, 黄海以及西太平洋上北纬37°~40°之间的广大海区, 这些海区黑潮也能到达, 即这些地区适合寒暖流交汇, 而且这些海区的底层也有营养盐, 因此具备了形成海洋锋面的全部条件。这些海区的锋面同样能吸引部分黑潮水流过来, 但这些海区又不是黑潮主流流经的区域, 因此黑潮只好分出若干个支流流向这些海区, 才能满足这些海区的锋面对黑潮的需求, 这就是黑潮为什么有很多支流的原因。

摘要：本文论述了风是不是海流弯曲的因素, 及黑潮在寒暖流交汇处沉降的方式, 又分析了锋面的溶解氧通过改变海水密度是如何使黑潮弯曲流动的。

贵州某矿区开采水文地质特征分析 篇10

贵州某煤矿为扩能煤矿, 矿井设计生产能力45万t/a, 面积2.125 5km2。采用走向长壁后退式采煤方法, 放炮落煤回采工艺, 全部垮落法管理顶板。矿区以侵蚀溶蚀型中山地貌为主, 地势北高南低。矿区冲沟发育, 山脊与沟谷交替展布, 岩石风化程度高。贵州是全国煤矿水文地质类型复杂和极复杂矿井数量最多的省份之一, 在煤矿开采过程中, 各种充水水源通过各种充水通道在不同充水程度的影响下进入矿井[1,2], 因此在矿井开采前, 查明区内水文地质条件, 对矿区水文地质特征及充水因素分析, 为矿区水文地质工作提供有力的地质依据, 同时也为处在同一水文地质单元相似矿区周缘煤矿的矿井充水、突水灾害相供技术指导, 保障煤矿安全生产。

2 含煤地层岩性特征

龙潭组 (P3l) 为矿区内主要含煤地层, 由西北至东南条带状出露于矿区中南部, 为一套海陆交互相沉积。根据其岩性组合可划分为下、上二段:

下段 (P3l1) :由灰一深灰色粉砂岩、细砂岩、粉砂质泥岩、泥岩及煤层组成, 含煤4~17层, 一般11层左右, 其中可采煤层3层, 分别为4、5、7号煤层, 底部为3.86~7.36m厚的凝灰岩与峨嵋山玄武岩分界。厚度176.68~201.52m, 平均198.42m。

上段 (P3l2) :由灰色、紫灰色、灰黄色薄至中厚层状泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥质灰岩、灰岩、泥岩及煤层组成。含煤2~7层, 一般4层左右, 其中可采煤层2层, 即1、3号煤层。厚度36.55~60.83m, 平均47.73m。

3 地质构造

矿区构造单元属扬子准地台黔北台隆遵义断拱毕节北东向构造变形区。区内未见较大断裂构造。野马川向斜, 轴向从西向东由北83°西转向东南向, 轴线向北突出呈弧形, 长50km, 宽2~8km, 轴部出露地层多为三叠系下统永宁镇组。南西翼地层倾角13~48°。北东翼地层倾角平缓, 一般为10~35°, 西端及中部断裂较发育。矿区内煤层倾角西20°, 东25°。

4 矿区水文地质特征

4.1 地下水类型

4.1.1 岩溶裂隙水:

含水层位为三叠系下统永宁镇组 (T1yn) , 岩性主要为灰色薄至中厚层状泥质灰岩、灰岩组成。含岩溶裂隙、管道水, 富水性强。

4.1.2 基岩裂隙水:

主要赋存于飞仙关组 (T1f) 、龙潭组 (P3l) 的砂岩、泥岩及峨眉山玄武岩组 (P3β) 的玄武岩中。飞仙关组 (T1f) 、龙潭组 (P3l) 在地表浅部强风化带的风化节理裂隙发育, 地下水赋存于节理裂隙中, 而在强风化带下部基岩中, 含水岩组由含水层 (砂岩、灰岩、泥质灰岩) 与隔水层 (粉砂岩及粘土岩) 相间组成, 岩组含水性极其微弱, 为弱含水层, 可视为相对隔水层。峨眉山玄武岩组 (P3β) 的地表浅部强风化带风化裂隙发育, 可赋存地下水, 但越往深部含水性越差, 富水性越弱, 是较好的隔水层。

4.1.3 松散岩类孔隙水:

主要赋存于第四系 (Q) 坡残积、冲洪积物中, 岩性为含碎块石、粘土, 厚度0~15m, 含孔隙水, 受季节影响明显, 动态变化较大, 局部地段的第四系孔隙水对煤矿开采有影响。

4.2 含水岩组及其富水性

4.2.1 松散岩类含水岩组

第四系 (Q) 为弱含水层, 主要为坡残积、冲洪积物等, 分布于缓坡、沟谷及低洼地带, 厚度为0~15m不等, 含孔隙水, 受季节影响明显, 动态变化较大。

4.2.2 碳酸盐岩岩溶裂隙水含水岩组

为区内的三叠系下统永宁镇组 (T1yn) , 出露于矿区外北部向斜轴部, 由灰色薄至中厚层状泥质灰岩、灰岩组成。该层含岩溶裂隙、管道水, 含水较丰富, 富水性强。地下水的水质类型为HCO3—Ca型, 矿化物0.137g/l, p H值7.09。

4.2.3 基岩裂隙水含水岩组

为区内的二叠系上统峨嵋山玄武岩组 (P3β) 、龙潭组 (P3l) , 三叠系下统飞仙关组 (T1f) 。

飞仙关组 (T1f) :出露于极广, 岩性为粉砂岩、泥质粉砂岩、细砂岩等。厚度397.59~492.23m, 一般437.20m。出露于矿区北部大部分地区, 山高坡陡, 局部形成陡崖。矿区无泉点出露。该层含基岩裂隙水, 富水性弱。

龙潭组 (P3l) :出露于矿区南部及边缘, 为矿区内含煤地层, 岩性为灰-深灰色粉砂岩、细砂岩、粉砂质泥岩、泥岩, 夹泥岩及煤层, 厚度176.68~201.52m, 平均198.42m。一般表层透水而不含水, 深部含裂隙潜水或裂隙层间水, 富水性较弱。为煤层直接充水含水层。

峨眉山玄武岩组 (P3β) :岩性为深灰色、墨绿色、灰绿色玄武岩, 厚度>400m。含少量基岩裂隙水, 富水性弱。为相对隔水层。

4.3 地下水补给、迳流与排泄

矿区内的地下水主要靠大气降水补给, 次为老窑积水。大气降水一部分蒸发回到大气层, 另一部分通过裂隙下渗补给地下水。地下水的流向受岩性、构造的控制, 总体流向为北西向。

5 充水因素分析

5.1 大气降水

矿区内大气降水是矿井充水主要因素, 含煤地层裸露, 直接受大气降水补给, 其充水强度和降水的强度及持续时间有着密切联系, 一般沿风化裂隙或开采后形成塌陷和地裂缝渗入矿井, 裂隙发育地段矿井充水会有所增加。

5.2 地下水

矿井直接充水含水层为飞仙关组和龙潭组, 其富水性较弱, 充水的力度和强度与降雨的大小、强度和持续时间有关, 也与该层的水文地质特征及上覆地层的风化裂隙发育程度密切相关, 对此, 矿井开采时应注意气象及上覆地层裂隙的变化, 做好疏排水工作。

5.3 地表水

矿区位于野马川向斜南翼西段, 汇水面积大, 冲沟接受雨季较大面积大气降水汇入, 水量较大, 冲沟附近的网状、脉状裂隙密集, 与煤层风氧化带直接接触, 矿井沿冲沟一带开采煤层时, 冲沟水可能沿风氧化带、裂隙等渗入或突入矿井, 为矿井开采的直接充水水源。

5.4 老窑及老采空区积水

矿区老窑开采普遍, 主要开采1、5号煤层, 一般沿煤层斜井开拓, 独眼井居多, 开采深度30~100m, 水平距离200m左右。老窑积水是不可忽视的地下水体, 其巷道越长, 废弃时间越长, 所积水量越大, 区内老窑较多, 具有一定的连通性, 一旦被穿透, 便可造成突发性的透水事故, 应引起高度重视。注意老窑积水的防治工作, 留设足够的防水煤柱。

6 结论

通过该矿区水文地质特征以及充水因素分析, 为矿区今后水文地质工作勘查重点指出方向, 在防治水害的同时, 注意矿井水的综合利用, 除弊兴利, 实现排供结合, 保护矿区地下水资源和环境。

参考文献

[1]吴涛, 司庆超, 王济洲.煤矿酸性矿井水的危害及其主要防治技术[J].山东煤炭科技, 2010 (5) :179-180.

水文地球化学特征 篇11

关键词：地球物理勘查方法；水文地质；应用

1、地球物理勘查方法的勘查依据

地球物理勘查方法在水文地质的应用当中，需要对地下岩层在物理上的差异性进行勘查与分析，正因为有这些差异性的存在，地球物理勘查方法可以有效的探明地下岩层的水文地质条件。在水文地质的实际应用当中，需要借助一系列的地球物理勘查测试仪器来监测地下岩层以及水体各方面的物理与特征变化，从而对地下岩层的岩性、结构以及岩层含水性能等多方面的变化进行分析与推测。在勘查的过程中主要的勘查依據主要有以下三方面：

第一、地下岩层含水量。地下岩层的水资源含有丰富的矿物质，存在一定的矿化度，并且有较好的导电性，能较大的影响地下岩石的视电阻率值。例如当测试仪器勘查到的是厚层石灰岩并且是无水的状态，仪器上显示的ps值往往高于500?·m，远高于水地段。

第二、地下岩层的磁性。岩石之间由于含有不同种类和数量的金属元素，在磁性方面会有较大的差别，例如绝大多数的岩浆岩含有丰富的金属元素，然而拥有较强的磁性；反之，较多的沉积岩缺少金属元素，导致其磁性较弱。因此，当磁性的测试仪器在这两种岩石过渡时，仪器表会有明显的磁力差异波动。

第三、地下岩层的放射性强度与热辐射强度。对地下岩层之间不同类型的岩石，会有不同强度的放射性和热辐射，特别在富水和贫水的岩石之间，会表现出较为明显的差异性。一般来说，断裂两侧贫水岩石地带的辐射温度要高于断裂富水的岩石地带，平均在7～11℃之间。

2、地球物理勘查方法在水文地质中的应用

地球物理勘查方法在水文地质的应用中使用的勘查方法主要分为两类：一是地面物探方法；另一个是地球物理测井。运用地球物理勘查方法中的这两种方法可以解决水文地质勘查绝大部分问题。

2.1地面物探方法

勘查地下水资源。大多数的物探方法是对地下岩石、裂隙与空洞的物理性质进行勘查，从而间接判断出地下岩层是否存在含水层或富水带。在水文地质的应用方面，较多应用在物理性质有明显差异性，并能稳定、强烈显示的，不易受到环境与人为因素干扰方面的地下岩石。地面物探方法在水文地质工程中常运用的有以下几种方法。

（1）自然电场法。是指利用地下岩石或矿石的氧化还原、地下水渗透、扩散与岩石颗粒间的吸附等作用而形成的自然电场进行水文地质勘查的方法。因为天然存在的电场与地下水资源在岩层间隙、裂缝时的渗透以及离子运动、吸附等作用有关。所以，可在地面监测地下水的电场变化状况，从而勘查出地下水的埋藏深度、位置分布以及运动状态。这种方法有利于勘查古河道以及表面岩层是否存在含水破碎带，从而推断河床、水库、及堤坝的渗漏位置和方向，判断使用什么半径的抽水钻孔。

（2） 激发极化法。是通过分析断开供电极的电流后所形成的地下岩石与水资源的放电电场衰减特点，从而勘查出地下水的一种方法。衰减度与衰减时可科学的推测是否存在地下水以及反映地下水放电电场的衰减特点。衰减时是指地下水放电电场的电位差下降到一定数值所用的时间。衰减度能体现出极化电场的衰减速度。由于地下岩层中存在水分子偶极矩增大的含水带，并且普遍的地下水放电电场的衰减速度慢，会造成衰减度与衰减时的数值相差较大。日常中使用较多的是激发极化测深法，主要用于勘查地下岩层的岩层状态与分布位置是否存在地下水或者较大的溶洞含水带，从而推测地下水分布的深度。因为激发极化形成的极化电场值较小，所以不适用于岩层厚于80m和工业分布密集的区域。这种方法的缺点在于电源较重、工作效率低与成本高。

（3） 交变电磁场法。是通过监测岩层、矿物以及地下水的良导性、介电性以及导磁性在物理空间与时间分布特点上的差异性，从而勘查出隐藏的地质体与地下水。电磁法是近代最新研究出的一种物探方法。在生产的过程中，实际使用的方法主要有频率测深法、甚低频电磁法、地质雷达法等。甚低频法能有效的确定岩石和地下水等物质的低阻体；地质雷达能有效并较高的分辨出岩石和地下水等物质的物理特征，如形状、体积及其分布空间。

（4） 放射性探测法。放射性元素广泛分布在岩石和水中，主要的放射性元素有铀、镭、氡、钍和钾。自然界中的放射性元素在衰变的过程中会释放出α、β、γ射线。水文地质勘查时，可借助核辐射探测仪器来监测这些射线的强度。必须指出的是，目前所探测的射线主要由氡元素放出的，是主要的勘查对象，其他元素放出的射线所起到的作用较小。放射性探测法对勘查基岩地下水十分适用。

2.2地球物理测井法

地球物理测井法可以有效的测定水文地质参数和确定含水层，是对钻孔剖面的地下岩性分层，并结合钻探取芯以及水文地质勘查资料进行深入分析，从而推测地下含水层、咸淡水的分界部位、岩溶发育带以及测定水文地质参数等。物探测井在无芯钻进或当钻进取芯不足的情况，是必不可少的勘查方法。地球物理测井方法勘查水文地质的精度远高于地面物探方法。在某些情况下，这种方法中的钻孔对确定地下岩层的岩层分界部位与出水裂隙带的准确性以及勘查精度会高于钻探取芯。

3、结语

水文地质在对地下岩层的勘查过程中，地球物理勘查方法必不可少，其有利于科学的分析和推测地下岩层的水资源以及后期的总体规划和建设。因此，我们必须要深入的了解地球物理勘查方法，并应用到水文地质的勘查当中。

参考文献：

[1]吕英. 《物探方法在水文地质详查中的应用》 [J].山西水利科技，2012

[2]崔建设.《水文地质物探方法研究》[J].华章，2012

水文地球化学特征 篇12

论文以库鲁木都克河新建引水工程为背景,通过历史资料收集和实地勘察,确定了该河区径流的基本特征,分析了径流的分布及其历史年内、年际径流量变化,并根据参证站的实测数据研究了该新建工程场址的设计年径流和年内分配,为该河流引水工程的设计与施工提供水文资料[1,2]。

1 依托工程概述

库鲁木都克村依达良位于吐古买提盆地北部,具有大面积的细土平原,由于干旱缺水,形成大片的细土白板地,土壤日益贫瘠,土地生产力逐年减退。因此在该乡最大限度地合理开发利用库鲁木都克河的水资源,满足已开发的万亩人工草料基地和耕地及天然草场的灌溉用水需求,对改善农牧业生产条件,促进畜牧业生产发展,并使当地的牧民早日脱贫致富具有重要意义。基于上述背景,需修建库鲁木都克河的引水工程,将河道的地表及地下水量通过独立的引水干渠将水输入下游灌区,充分利用库鲁木都克河的水资源。

本工程所处为山间盆地中温带荒漠气候,冬季寒冷,夏季凉爽且降水较多。在进行引水工程建设前,需对河流区域内的径流特征做详细分析,明确径流的分布特点和随时间演化规律,掌握径流及其分布的基本参数,为科学合理修建引水工程提供技术资料。

在本次库鲁木都克河的水文分析时,选用布古孜河阿俄水文站作为参证站,对工程场址所需的各水文要素进行分析计算,为工程场址设计年径流的计算提供依据。

2 径流特征

通过相关调查资料和水文观测数据,对工程区域内的径流组成、径流量年内分配和径流量年际变化分析如下。

2.1 径流的组成

库鲁木都克河为常流水河流,上游也无冰川和永久积雪分布,水量主要来自于地下水和暴雨补给,地下水是库鲁木都克河径流的主要补给来源。由于河床由圆状和次棱角状的漂石、卵石、砾石、砂组成,结构疏散,透水性强,河水和地下水转换较频繁。根据邻近的布古孜河资料分析,地下水补给量占年径流的77.6%,其余为雨水和季节性积雪融水补给。

2.2 径流量的年内分配

库鲁木都克河的径流以地下水补给为主,由于地下水所占比重大,年际和年内变化较平稳,四季分配较均匀。根据邻近的布古孜河资料分析,布古孜河8月的径流量最大,占比达到12.6%;夏季径流量占年径流量的30.8%,为4个季度的最大值,连续最大4个月径流量占年径流量的41.3%,出现在5月—8月。多年平均最大月径流量是最小月径流量的1.95倍。总体径流量分布较为平稳。布古孜河多年平均径流年内分配见表1。

2.3 径流量的年际分配

根据布古孜河1957年—1992年的实测径流数据显示:多年平均年径流量0.979 1×108m3,最大年径流量为1966年的2.019×108m3,最小年径流量为1985年的0.744 2×108m3,最大年径流与最小年径流量的比值为2.71,年径流量的变差系数Cv为0.23,说明其径流年际变化很小,总体平稳。

3 基于参证站的径流分析

本河域最近的水文观测站为阿俄水文站,为国家基本水文站点,有1957年—1992年的年径流量实测参数,测站以上河段无水利设施,其流域气候条件和下垫面因素也基本稳定,资料系列具有一致性。对1992年后的资料通过相似站点的相关性分析后,发现其相关系数仅为0.6,相关性不强不进行插补展延,采用阿俄水文站资料进行分析,以反映区域多年年径流量的变化趋势。

3.1 参证站代表性分析验证

为确定阿俄水文站观测资料的代表性,对不同长度径流的系列统计参数和年径流量模比系数进行了分析验证,统计显示:当系列长度在30 a以上时,相对多年平均值而言,年径流均值的波动幅度-1.01%~0.06%之间,Cv值相对误差在0.49%~4.74%之间,统计参数估计值较稳定。年径流量模比系数的差积曲线和累积曲线如图1所示。图中可看出:36 a径流系列中,1957年—1965年为平、枯水年群,1966年—1992年为1个完整的周期过程,这个周期包含了1966年—1972年的丰水年群;1973年—1992年为减水过程中,包含有平水和枯水年群,表明阿俄水文站的年径流量系列具有较完整的丰、平、枯变化周期过程,其样本系列代表性是好的。累积曲线随着时间的增长,变幅逐渐减少,当系列长度达到30 a以上时,模比系数累积平均过程线收敛于1,并在其附近小幅振荡,表明随着系列长度的增加,年径流量系列均值稳定性增强。

3.2 参证站设计年径流量计算

根据阿俄水文站36 a实测年径流量资料进行频率计算,理论频率曲线采用P—Ⅲ型曲线,频率计算均值采用年径流量的算术平均值,Cv、Cs值(Cs为偏差系数;Cv为变差系数)采用适线法调整确定,在适线时,主要考虑平、枯水年的点据,得到参证站不同保证率的设计年径流量。

3.3 工程场地设计年径流量计算

因参证站与设计站在同一水文气候区内两者具有相似的径流形成规律,可采用水文比拟方法确定设计年径流量,确定方法有基于参证站集水面积比拟方法和集水面积与流域平均高程比拟方法。

3.3.1 参证站集水面积比拟方法

利用流域面积比值进行设计径流多年平均径流量的估算,采用参证站阿俄水文站设计年径流量成果推算出的不同设计频率年径流量模数,乘以库鲁木都克河引水渠首以上流域面积,便可推算库鲁木都克河拟新建引水渠首处不同频率设计年径流量。阿俄站集水面积2 112 km2,多年平均径流量为1.089×108m3;库鲁木都克河拟新建引水渠首处控制集水面积160.8 km2,估算工程场址多年平均径流量为0.082 9×108m3。

3.3.2 集水面积与流域平均高程比拟

采用水文比拟法利用其集水面积比并采用流域平均高程比进行修正的方法来推求天然来水条件下库鲁木都克河拟新建引水渠首处设计年径流量。计算公式为:

式(1)中,W设、W参分别为设计断面、参证站设计年径流量,×108m3;F设、F参分别为设计断面、参证站集水面积,km2;H设、H参分别为设计断面及参证站以上流域平均高程,m。式(1)中流域平均高程采用1:5×104地形图量算。设计断面以上流域平均高程H设为3 456 m,参证站以上流域平均高程H参为2 597m;设计断面集水面积为160.8 km2,参证站集水面积为2 112 km2。从不同频率设计年径流量可看出考虑高程的修正结果要显著大于不考虑的预测结果。

3.4 设计年径流及年内分配

采用同倍比法,以缩放比乘以章节2.3中典型年的各月径流量分布比率,可得到库鲁木都克河拟建引水渠首处计算断面设计保证率为25%、50%、75%、90%和多年平均的设计年径流年内分配。

4 结语

以库鲁木都克河新建引水工程为背景,通过类似河流的径流资料分析,确定了该区域内的径流组成和径流量年内和年间分布规律。并通过水文参证站的实测数据,确定了该新建工程场址的设计年径流量,并综合年径流量的年内分配规律得到准确分布数值,这些为库鲁木都克河引水工程的设计与施工提供水文资料。

参考文献

[1]尹正杰,黄薇,陈进.水库径流调节对水文干旱的影响分析[J].水文,2009(2):41-44.