水文特征指标

水文特征指标（共8篇）

水文特征指标 篇1

0 引言

流域洪水预报是防洪减灾中一项重要的非工程措施,直接为防洪调度、防汛抢险等提供服务,为防灾减灾决策的制定提供科学依据。由于流域水文循环是多种要素相互作用、影响的复杂过程,在当前的技术水平条件下严格的水文循环规律还难以完全掌握,因此需要通过建立水文模型近似地模拟实际的流域水文循环过程[1,2,3]。

对于应用模型进行水文模拟的流域而言,下垫面因子和影响流域降雨径流形成的气象因子在空间上的分布都是不均匀的,用于流域水文模拟的任何计算方法或模型,其自身都不可能产生出信息来,只能从数据中提取信息,而数据的获取处理,准确和可靠性等问题一直是困扰模型推广应用的重要因素[4]。20世纪90年代以来,流域水文模拟的研究方法产生了根本性的改变,其中1个趋势就是遥感技术与水文模型的结合应用。土地利用、覆被是流域水文模拟的重要信息,此类信息不仅可以直接确定某些水文模型参数,而且显著影响了有关水文特征指标的提取效果。因此,合理、准确的土地利用分类体系可以直接或辅助确定水文模型参数。由于应用目的和领域的不同,目前尚未形成全球性、通用的土地利用分类体系。

应用MODIS遥感数据和定量化的遥感技术,以西江流域为研究区域,确立以流域水文模拟为研究目的和应用需要的土地利用分类体系,并在此基础上提取水文特征指标(流域不透水面积、叶面积指数和地表蒸散发),进而直接或辅助确定水文模型中的相关参数,使得模型参数的物理意义更加明确取值范围更加合理,模型参数率定的难度和不确定性减小,流域水文模型的可靠性提高,为无资料地区的参数率定提供有效的技术手段。

1 土地利用分类体系

土地利用、覆被是遥感应用中比较成熟的领域,以往的研究通常侧重于从国土资源利用,地面地物调查和变化监测的角度对土地利用类型进行划分,很少从水文模型应用、流域水文模拟的角度分类。

以美国地质调查局和我国国土资源部的土地分类体系的研究为基础:前者是美国地质调查局(USGS)于1976年基于Landsat遥感影像制定的土地分类系统,前2级比较适合于中、低空间分辨率的卫星遥感影像,后2级适合于高空间分辨率航空遥感或卫星遥感影像,此分类系统将土地利用类型分为城市或城区、农业、草地、森林地、水面、湿地、荒漠、苔原和永久性冰面覆盖9个1级类别,各个类别下又逐次细化;后者是国土资源部于2002年正式颁布的全国土地利用分类体系,在全国各个领域试行,该分类体系将土地利用和覆被类型分为3个1级地类、15个2级地类、71个3级地类。

利用MODIS数据作为研究区域土地利用、覆被分类的遥感资料,经过预处理后的MODIS影像的空间分辨率为250 m,受到空间分辨率的限制,地物的可解译性有限;同时,以适用于流域水文模拟为主要目的,从模型应用和角度对部分2级地类进行有效的综合。因此,同时参照上述2种土地利用分类体系的1级和2级地类,最终将西江流域土地利用和覆被类型分为水体、森林、疏林灌木、裸地、耕地、草地6类。

融合多种信息的特征集是构建决策树自动分类模型的基础,建立遥感影像解译参考标准并选取各类地物训练样区和样本,根据决策树分类流程,采用分类回归树(Classification and Regression TreeCART)的决策树算法,建立土地利用、覆被的决策树自动分类模型,从水文模型模拟的角度对研究区域进行土地利用分类,为后续水文特征指标的提取提供准确、合理的土地利用和覆被信息,并以此作为研究的基础。

2 水文特征指标提取

基于已经确立的西江流域土地利用分类体系和分类结果,以预处理后的MODIS遥感数据为基础,通过确定地表、植被、蒸散发等参数,提取影响水量平衡和水文过程的水文特征指标,利用这些特征指标可以在模拟中简化模型的参数,明确参数的物理意义,减小参数率定的难度和不确定性。

2.1 不透水面积IMP的提取

当流域经历一场降雨时,根据降雨强度和历时,流域的透水面上将先后产生地面、壤中和地下径流,而流域的不透水面积上只产生地面径流,因此需要在流域透水和不透水面积上采用不同的径流计算方法进行流域产流计算。

采用空间分辨率为250 m的MODIS L1B数据作为提取流域不透水面积比IMP的遥感资料,其空间分辨率较先前学者所采用的1 km遥感影像数据大大提高。根据不透水面积比IMP的物理含义,建立各个子流域IMP的计算公式:

式中:AW为子流域内的水体面积;AB为子流域内的裸地面积;A为子流域的总面积。

2.2 叶面积指数LAI的提取

目前,通过遥感资料提取叶面积指数LAI,再通过相关关系反演流域平均腐殖质厚度L腐[5,6],进而确定相应的水文模型参数,已经成为流域水文模拟可行的技术手段。

国内学者根据NDVI反演LAI所采用的参数[6,7]均引自参考文献,并不是研究区域地面状况的真实反映。现对参数确定方法进行改进,采用提供上述参数的MODIS产品数据MOD13A和MOD15A,通过统计分析确定Si B2[8]模型参数。运用Si B2的方法,利用MODIS产品数据反演西江流域各个月份的叶面积指数值,然后对全年12个月份的LAI进行平均,以便综合反映研究区域的叶面积指数分布情况。

2.3 蒸散发ET的提取

蒸散发是水量平衡的重要组成部分,作为流域水文模型的重要输入而成为流域水文模型的关键环节。

蒸散发与土地利用、覆被类型紧密联系,对蒸散发进行准确计算所需的相关参数的确定,直接与研究区域的土地利用分类体系相关,以MODIS遥感数据为基础,首先对参与估算蒸散发的相关参数(植被覆盖度、地表温度、地表反照率、冠层反照率、最小气孔阻抗、粗糙高度、植被高度、零平面位移、最大叶面宽度等)进行反演,然后采用地表能量平衡算法(SEBAL)[9]模型估算研究区域的日蒸散发,通过时间尺度转换即采用积分关系法进行瞬时蒸散发至日蒸散发的扩展,最后将日蒸散发及一些相关的气象数据通过时间尺度扩展可得月蒸散发。

3 流域水文模拟

采用新安江模型,通过水文特征指标直接或经由物理公式间接确定部分模型参数,并选取若干小流域进行水文模拟,以研究此方法的适用和可靠性。

3.1 研究区概况

西江为珠江流域的第1大水系,干流自西向东流经云南、贵州、广西、广东4省(自治区),由南盘江、洪水河、黔江、浔江及西江等河段所组成,全长2 075 km,河道平均坡降0.58‰。流域面积353 120 km2,占珠江流域总面积的77.83%。西江流域幅地辽阔,地势西北高东南低,具有高原、盆地、丘陵、平原等多种地形。年降雨量1 343.0~2 331.1 mm,分布明显呈由东向西逐步减少,年内分配不均,地区分布差异和年际变化较大。洪水特性差异较大、时空分布较复杂;每年4~9月为汛期,枯水期一般为10月~次年3月。西江水情具有峰高量大、来势猛、高水持续时间长的特点。

3.2 水文特征指标与新安江模型参数

1)不透水面积与产流参数IMP。不透水面积与新安江模型产流参数具有相同的定义,即为不透水面积占整个小流域总面积的百分比。因此,西江流域各小流域的IMP值如表1所示,无论是日模型还是次洪模型均无需率定。

2)叶面积指数与水源划分参数。根据研究得出,叶面积指数LAI与土壤腐殖质土层的厚度L腐具有很好的幂指数模型拟合关系,相关公式如下:

式中:SM是自由水蓄水容量;θs是饱和持水量;θƒ是田间持水量,θs和θƒ来自土壤的物理特性;L腐一般在0~0.3 m之间。

根据水文特征指标LAI确定L腐,进而通过式(2)求得各小流域SM值如表2所示,作为模型参数SM的输入,无需率定确定。

3)蒸散发。通过遥感反演研究区域的蒸散发,是面上而不是单点的观测数据,因此更能全面地反映流域蒸散发的时空分布差异。假定遥感反演的蒸散发为研究区域的标准蒸散发,输入模型进行水文模拟。

3.3 小流域水文模拟

选取西江流域中的若干典型小流域,将上述方法确定的部分模型参数(IMP,SM)和流域蒸散发值直接代入模型,进行了小流域的水文模拟,西江流域各小流域新安江模型的参数如表3所示。2002年西江流域各小流域日模型模拟结果如表4所示,2002年西江流域各小流域次洪模型模拟结果如表5所示。

注:“峰现时差/h”中的“+”表示洪峰滞后,“-”表示洪峰提前。

从小流域各场次洪水模拟可得出,水文特征指标确定相关模型参数,对各场次洪模拟的结果均较为理想。

4 结论

本文以西江流域为例,以MODIS影像为遥感数据源,从水文模型应用角度确立适用于流域水文模拟的土地利用分类体系,并在该体系的基础上提取有关水文特征指标,进行基于水文特征指标的流域水文模拟研究,减小模型参数率定的难度和不确定性,为无或少资料地区的流域水文模拟提供可行的技术方案,为日益完善的数字流域水文模型的研制提供理论基础。

参考文献

[1]詹道江,叶守泽.工程水文学[M].北京:水利电力出版社,2000:68-70.

[2]阿博特,雷夫斯加德.分布式水文模型[M].郝芳华,王玲译.郑州:黄河水利出版社,2003:115-116.

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[4]蔡玉林.多源遥感数据应用于鄱阳湖水环境研究[D].北京:中国科学院遥感应用研究所,2006.

[5]赵英时.遥感应用分析原理与方法[M].北京:科学出版社,2004:167-168.

[6]夏希.基于地理学的流域水文模型参数推求研究[D].南京:河海大学,2008.

[7]袁飞.考虑植被影响的水文过程模拟研究[D].南京:河海大学,2006.

[8]Sellers P.J.,Los S.O.,Tucher C.J.,et al.A revised land surfaceparameterization(SiB2)for atmospheic GCMs.Part II:the generation of global?elds of terrestrial biophysical parameters from satellite data[J].J.Climate,1996(9):706-737.

[9]李红军,雷玉平,郑力.SEBAL模型及其在区域蒸散研究中的应用[J].遥感技术与应用,2005,20(3):321-324.

水文特征指标 篇2

河流的水系特征与水文特征都取决于流域内的地形、气候和人类活动。人类活动是通过改变下垫面而产生影响的.，例如：人类砍伐植被会导致地表径流增加，河流水位陡涨陡落，含沙量变大，(泥沙)淤积河道，河床抬升;植树种草会减少地表径流，河流水位涨落幅度变小，含沙量变小。

硬化路面(水泥路面)会增加地表径流，河流水位陡涨陡落;铺设渗水砖会减少地表径流，增加地下径流，河流水位涨落幅度变小。修水库可以调节河流的流量，使下游水位平稳，减少下游河流泥沙含量。围湖造田会使湖泊调节作用减弱，水位陡涨陡落。

呼和浩特市水文特征 篇3

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。

901铀矿床水文地质特征 篇4

关键词：901铀矿床,矿床地质条件,矿床水文地质特征

1矿床地质条件

矿床赋存于秦岭纬向构造带南亚带状元碑大断裂 (F1) 与牌坊坝—青岗树断裂 (F2) 组成的入字型构造夹持部位。

(1) 地层

主要是中上志留系磨坝组, 地层走向为近东西向, 总的倾向北, 倾角67°~75°。从老到新分七个岩性段 (区内仅四个岩性段) (图1) 。第一岩性段 (S2—3m1)

分布在本区东南部, 为蠕虫状、条带状、绢云母石英片岩, 厚350m, 平均伽玛强度12.89 n.c/h.kg。

第二岩性段 (S2—3m2)

分布于南部, 横贯全区, 主要为钙质片岩、薄层结晶灰岩, 夹炭质石英片岩, 厚200~600m, 平均伽玛强度13.28 n.c/h.kg, 该层发现有层间破碎带, 被炭质、铁质、高岭土、水铝英石等充填, 常形成点状淋积型矿化, 如3号异常带。

第三岩性段 (S2—3m3)

分布本区中部, 为901矿床主要含矿层位, 以炭质绢云母石英片岩为主, 厚570m, 平均伽玛强度17.65 n.c/h.kg, 与下伏第二岩性段呈整合接触与上覆第四岩性段呈断层接触。

矿化岩性为方解黑云母石英片岩、黑云母阳起石片岩、富炭石英岩或含硅石灰等。矿化层东部多北倾, 西部多南倾, 倾角65°~75°。

第四岩性段 (S2—3m4)

分布在本区北部, 主要由炭硅质板岩, 炭质石英片岩与富炭片岩组成, 平均伽玛强度14.42n.c/h.kg。

(2) 构造

主要构造属于区域性的东西向层间挤压带, 多呈压扭性。

(1) 断裂:主要有F3分布在矿床南部, 在第二岩性段地层中, 位于钙质片岩与灰岩接触处, 赋存有较多的淋积型铀矿化。

F2分布在矿床北部。西段与东段在第四岩性段地层中, 中段矿床部位分布在第三与第四岩性段地层接触处。

(2) 褶皱:坎子闪长岩体位于向斜 (或背斜) 轴部。褶皱北翼, 有一号带, 南翼有五号带, 两条带相同之处皆属方解黑云母石英片岩, 不同之处褶皱北翼陡, 向南倾;南翼缓, 向北倾。北翼矿化厚度大呈似层状分布, 南翼厚度小呈透镜状分布。

(3) 火成岩

矿床中主要为闪长岩 (δa) , 多顺层侵入, 出露面积占矿床总面积40%, 计260余条, 以坎子闪长岩脉规模最大, 长1850m, 出露宽100~280m, 深部变薄甚至尖灭。产状变化较大, 北盘向南倾, 倾角陡, 530m标高以下又拐向北倾。

(4) 围岩蚀变

主要表现在闪长岩中蚀变。形成阳起石化, 黑云母及绿泥石化。在矿化层中表现不明显。

2矿床水文地质

(1) 水文地质条件概述

本区属凉亚热带湿润季风气候, 据县气象站二〇〇五年二月年至二〇〇八年观测资料, 年降水量652.1~902.8毫米, 平均799.2毫米, 蒸发量大于降水量;年平均气温13.4℃, 最高37.7℃, 最低-11.2℃, 最大年温差46.8℃;相对湿度月平均58%~89%, 年平均69.8%~71%;最大风速20米/秒;初霜期十月下旬至十一月上旬, 年无霜期253~268天, 初冻期元月上旬, 解冻期三月中下旬, 冻土年最大深度6~8厘米。全年降水多集中于7~9月。

本区属中低山构造剥蚀地形。切割中等, 沟谷发育。自南而北流向的龙洞沟、小龙洞沟和自北而南流向的瓦子沟、后沟、二道沟汇集于自东而西横贯矿区中部的三道沟溪流中, 入八渡河, 再汇入嘉陵江中, 地表水主要由大气降水补给, 旱季很小, 雨季显著增加, 尤其暴雨时节流量猛增百倍到千倍。唯有小龙洞沟因受矿区南部大理岩岩溶地下水的补给, 流量较稳定, 且雨季水质也不甚浑浊。地表溪流冬季不结冰、地表河溪长期观测资料 (见图2) 。

矿区地下水较微弱。由于构造不甚发育, 岩石的含水性主要受岩石性质和风化裂隙发育程度控制。矿区西部中泥盆系大理岩裂隙和岩溶发育, 有较丰富的岩溶水, 是该区自南而北流向的溪流的主要的地下水补给源, 小龙洞溪流之源就是该层的泉水, 龙洞沟也有该层出露泉水补给。出露于该含水层的泉流量0.1~50升/秒, 最大时可达100升/秒。

分布于矿区南侧的中上志留系磨坝组第二岩性段的含炭灰岩赋存裂隙潜水和岩溶水, 但因厚度小, 岩溶不甚发育, 且不够均匀, 富水性次于前者。依据钻孔测井资料含水裂隙发育下限在652.67米高程之上, 其下可视为相对隔水层。

区内各类片岩仅其上部存在风化裂隙、层理存在上层滞水和裂隙潜水, 但由于裂隙宽度不大, 主要沿层理片理发育, 粘土质充填物较多, 因而透水性不好, 富水性也差。沟谷中出露的泉水较少, 流量为0.010~0.025升/秒, 补给来源于大气降水, 排泄于地表水中, 因而受气象要素控制明显, 往往旱季干枯, 雨季增加较大。中上志留系磨坝组第三岩性段抽水资料表明, 钻孔单位涌水量0.0015升/秒.米, 涌水钻孔的涌水量0.019~0.040升/秒, 渗透系数K=0.01557米/昼夜 (水位恢复法为K=0.0352米/昼夜) 。区内广泛分布的黑云母闪长岩及各类脉岩, 风化裂隙发育深度受地形控制明显, 山脊最大, 沟谷最小, 为10~110米, 裂隙宽度一般为1~2毫米, 且多被方解石及石英脉充填, 裂隙发育不均匀, 在风化裂隙带内, 存在上层滞水或裂隙潜水及具承压性的裂隙脉状水, 单位涌水量0.00354~0.01454升/秒, 渗透系数K=0.04437~0.06013米/昼夜。唯有靠近二道沟位于冲沟上部的ZK554, 在雨季抽水, 单位涌水量为0.664~0.812升/秒.米, 渗透系数K=1.001~1.03米/昼夜。

沿沟谷及坡底分布的第四系松散堆积层, 分选性差, 砾石空间多为亚砂土、亚黏土充填, 透水性不好, 厚度2~5米, 最大18米, 仅在河谷两侧存在上层滞水和孔隙潜水, 泉流量0.020~0.100升/秒。

区内断裂不甚发育, 数条近东西向的断层皆闭合, 规模小, 未见明显的含水构造和导水通道。呈东西向分布的三号矿化带为较大的构造破碎带, 地表成砂糖状, 上部发育孔隙潜水, 经钻探深部未发现承压水存在。

区内地下水补给来源于大气降水, 水质受岩石成份控制明显, 大理岩和灰岩以HCO3-Ca型水为主, PH=7.5~8.2, 矿化度0.07~0.13克/升, 各类片岩以HCO3-Ca、Mg及HCO3-SO4-Ca、Mg型水为主, PH=6.89~8.2, 矿化度0.07~0.16克/升, 黑云母闪长岩以HCO3、SO4-Ca、Na型水为主, PH=7.2~8.0, 矿化度0.08~0.12克/升。

(2) 矿床水文地质条件

1、矿床含水性微弱, 属简单类型, 据钻孔简易观测、水文物探测井和坑道编录资料, 含矿岩层方解黑云母石英片岩和区内各类片岩含水性相似, 仅存在上部的微弱风化裂隙潜水或上层滞水。矿层上下盘的黑云母闪长岩、透闪绿泥石片岩和炭质绢云母石英片岩仅上部含微弱风化裂隙潜水、上层滞水或不均匀的裂隙脉状水。流经矿床的二道沟, 经抽水试验 (降落漏斗超越河床) 和测井资料看出, 地表水和地下水水力联系不大, 二道沟河距矿层50~100米, 由于闪长岩裂隙多为闭合, 可视为较稳定的隔水墙, 对矿床不会造成充水危险。

从矿床综合水文地质剖面略图 (图3) 看出, 二道沟以东地段地形较平缓, 地下水面亦较平缓, 水力坡度0.147~0.278, 钻孔单位涌水量0.00146升/秒.米。二道沟以西地段地形较陡, 地下水面亦较陡, 水力坡度0.25~0.556, 钻孔单位涌水量0.010升/秒.米, 为对比, 据抽水孔进行的恢复水位观测及盐化电导测井, 并利用其资料进行渗透系数计算。由于钻孔揭露含水层主要为风化裂隙潜水, 且大部皆揭及含水层底板, 因此钻孔参数计算采用潜水完整井公式。

采区地下水水位在二道沟部位年变化幅度0.56~0.75米。涌水钻孔涌水量年变化幅度为0.020~0.054升/秒。采区内构造少见, 唯有矿化带中的炭硅质角砾岩为构造破碎带, 以方解石和硅质细脉胶结, 往往又充填炭质, 较为致密, 因而孔隙性小, 除个别部位和与闪长岩的接触带微含水外, 大部分为不透水不含水。

综上所述, 采区地下水赋存在非均质风化裂隙之中, 厚度不大, 含水微弱, 地下水补给来源于大气降水, 排泄于地表水中, 地表溪流和地下水力联系不大。

2、采区内地下水的化学成分较为简单。据钻孔和坑道资料, 矿层以HCO3–Ca和HCO3、SO4—Ca型水为主, 矿化度0.2~0.4克/升, 个别为1.1克/升和0.08克/升, PH=6.57-8.0, 个别4.35和8.8, 钻孔PH值略高于坑道。围岩闪长岩中水质以HCO3-Ca、Na和以HCO3–Ca、Mg型水为主, 矿化度0.08~0.12克/升, PH=7.2~8.0, 二道沟口钻孔Cl-含量增加可能系人为污染所致 (工区生活区下游) (图4) 。

3、采区地下水PH值匀大于5.2 (依昆明冶金设计院推荐之表中的酸性侵蚀标准) , 故对水泥无酸性侵蚀。采区HCO3-离子毫克当量数均大于0.4, 故地下水也无溶出型侵蚀。经采用下式计算:

得采区地下水PHs=5.1-6.5

因采区地下水PH>PHs, 故亦无碳酸型侵蚀。

4、采区地下水放射性元素含量较低, 据地表1/2000—1/5000详查统计结果, 地下水中铀含量:

平均值:0.22μg/l

偏高值:0.31μg/l

增高值:0.42μg/l

异常值:0.59μg/l

铀异常晕大致沿矿化带呈近东西向展布, 地下水氡浓度很低, 一般3.7~23.68Bq/l, 未作数理统计。钻孔排水定深取样结果, 地下水中铀含量n×10-7~2×1 0-5g/l, 地下水中氡浓度4.5~5 0 7.68Bq/l, 较地表高。

参考文献

水文特征指标 篇5

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。

西北漫流区水文特征及桥涵布设 篇6

我国西北地区大部分铁路线如兰新线、 包兰线、南疆线、干武线、精伊霍线以及青藏铁路等都不同程度地存在山前戈壁漫流水害问题, 其中兰新线是受漫流危害最严重的铁路干线, 尤其以高台漫流最为典型。

山前连续冲积锥漫流也称为山前戈壁漫流, 是我国西北地区特有的一种山前区河流。 这类漫流的特征是在山麓地带存在毗连的许多小山口, 由于洪水携带物长期作用在各山口堆积形成连续成群的冲积锥, 在冲积锥上还未切割出固定的沟槽, 形成摆动不定的漫溢分支, 河床为粒径较粗的卵石或碎石, 河床纵坡较陡。 在连续冲积锥以下, 由于沟槽相互交错成网状交织, 水系错综复杂, 水流紊乱, 再往下游明显沟槽逐渐消失, 形成长大宽展的漫流地带。 地质多为砾石及细粒卵石, 地面纵坡稍缓, 水流中夹带大量泥沙和细颗粒石块。 再往下游地面纵坡变缓, 泥沙逐渐沉积, 形成荒漠或草原, 有的已经开辟为耕地, 这种地带往往没有明显的沟槽和水流痕迹, 平时无水, 呈干旱景象, 容易被误认为不受山洪影响, 遇较大暴雨, 山洪骤至, 则遍地漫流。 在漫流末端地形极为平坦, 漫流洪水有的被阻滞于农田、沙漠上游边缘地带, 形成一片洼地滞洪区;有的尾水逐渐潜入地下, 于下游低洼盆地处流出, 地面形成沼泽或盐碱地。

2 流域特点和水文特征

2.1 河岸稳定性及河槽变形特点

1) 两岸不受约束, 岸线极不稳定。

2) 河槽形态、 位置极不稳定, 主流在洪水漫溢范围内摆动不定。

3) 自然冲淤严重, 河床面逐年淤高。

4) 集中冲刷明显, 冲深并不大。

2.2 河段平面外形

1) 河段呈冲积扩散状, 大体顺直或微弯。

2) 河床宽浅, 汊道交织, 多呈网羽状。

3) 通常分不出河槽和边滩。

2.3 断面及地质特征

1) 断面呈锯齿状, 中间高两边低。

2) 岸槽高差较小。

3) 河岸与河床组成接近, 河床质多为卵砾石。

2.4 水文特征

1) 洪水流向常与河段总方向一致, 水流散乱漫流。

2) 同一横断面上水面很不平顺, 自然涌高很大。

2.5 河段区别要点

冲积漫流性河段地貌大致具有冲积扇体特征, 河床面逐年淤高较游荡性河段明显, 洪水股流按总趋势在较高的沟槽中通过。

3 漫流区线路选线

在山麓连续冲积锥及其下游边缘部分, 洪水流速很大而且挟带大量泥沙石块, 破坏力强, 线路经过这一带时, 容易堵塞桥孔, 冲毁路基, 中断行车, 危害极大, 线路选线尽可能绕避该区域。

在漫流的下游边缘地带, 洪水时水浅流缓, 形成一片宽阔的洼地滞洪区, 部分水流自然消失, 部分水流漫向低处或引为灌溉水源, 无冲刷破坏能力, 但当线路直接穿越这一地带时, 天然水面宽度和停滞水流面积都要受到挤压, 使水流集中, 水位逼高, 由于排泄无出路或不畅达, 也会对路基造成淹没的病害。

基于以上考虑, 在漫流地区线路选线时应注意以下几点:

1) 不可避免要通过洪积扇时尽可能选择在上游狭窄河段通过。

2) 尽量避绕连续冲积锥、网状交织或分支漫溢的长大严重漫流地段。

3) 在漫流地段下游如有农田地带时, 线路宜选在农田地带的上方边缘或农田地带的下游边缘通过。

4) 在下游洼地滞洪地区, 线路应选在地势较高, 洪水不致淹没地段通过。

4 兰新线马营河大桥典型病害分析

4.1 概况

马营河属西北地区内陆河流, 河流出山口后经古洪积扇流向沙漠, 兰新线穿越马营河洪积扇的腹地—马营河中游扩散河段。 桥址处河流呈喇叭状敞开, 河床宽浅, 主流曲折游荡, 水头较低, 这是由于出山口的水流尤其雨季洪流随着河道的散开河床纵坡变缓, 洪水携带搬运能力减弱, 容易淤积造成主流经常改道的结果。

马营河大桥位于兰新线k665+711 处, 桥长189.9m, 为11-16m钢筋混凝土梁桥, 建成于1956年。 桥下净空2.72m, 由于在桥位处河床宽度达5km, 河床纵坡22‰, 为控制摆动不定的河流, 在桥梁上游两侧设有长达2km的束水导流堤, 以使水流集中由桥下通过。

在马营河铁路桥上游4km为G312 马营河公路大桥, 该桥为8-22m预应力混凝土梁桥, 桥址处河槽明显, 河岸稳定, 冲淤平衡, 自建成以来一直使用良好, 无大的病害。

4.2 马营河大桥病害情况

从现场调查和工务段台账资料来看, 马营河桥的病害主要为洪水翻越、下切陶刷、冲毁导流堤及路基、冲毁桥下铺砌和桥下淤积等, 见表1。

4.3 马营河大桥病害原因分析

1) 自然因素: 河流出山口后, 由于河槽逐渐加宽, 纵坡变缓, 洪水携带物沿程停积, 形成泥石流的堆积漫流区—山前洪积扇, 导致水流改道及河床淤积, 造成水流改道。

2) 人为因素:由于受当时对漫流区选线认识不足和客观条件尤其是国家财力的影响, 力求线路短直, 压缩桥高、桥长以节省投资而将线路位置选在冲洪积扇的沉积区通过, 桥下预留净空太低, 使得铁路建成后病害不断。

5 漫流区水文计算

由于漫流地区特殊的地形条件和水流特性, 水文计算的关键是洪峰塌缓系数、流量分配系数和流量加强系数的确定, 下面就重点介绍相关系数的确定。

5.1 洪峰流量塌缓系数的确定

洪水出山口后, 由于下游河段的调蓄和阻力作用, 以及洪水沿程渗漏, 使洪水波逐渐展平致使洪峰塌缓, 塌缓后洪峰流经下游断面的流量将削减, 洪峰塌缓系数与转用河段距山口距离、河段糙率系数和河段扩散情况等有关。 洪峰塌缓系数可根据下游河段某一断面处的历史洪水流量与山口处同期历史洪水流量之比确定。 即:

其中:α 为洪峰塌缓系数;

∑Q (历史) n为线路处各断面历史洪水流量总和;

∑Q (历史) 总为同期对应沟口处历史洪水流量。

上述流量具体根据典型流域形态调查确定。 在形态调查难以实现时, 可根据地形、河床质等因素, 结合经验确定洪峰塌缓系数。

5.2 流量分配系数的确定

流量分配系数是漫流区水文计算的重要参数, 是合理确定设计流量分配, 进行桥涵布设和确定桥涵孔径大小的重要依据。 分配系数是随着河道变迁、流量改变而变化的系数, 因此各沟槽的分配系数应根据断面上游各沟槽的变迁情况, 结合该河段内的历史最大流量确定。 具体通过形态调查按下列公式计算。

式中:β——流量分配系数;

∑Q (历史) n——线路处各断面历史洪水流量;

∑Q (历史) 总——同期对应沟口处历史洪水流量。

5.3 洪峰流量加强系数的确定

流量加强系数是漫流区流量计算的一大特征, 由于河槽摆动、游荡、变迁, 每次洪水通过各个河槽的分配系数都不相同 (即使在不同的年代发生相同频率的洪水流量时, 通过某个沟槽的洪水流量也不同) , 因此采用将总流量加大的办法来满足在发生百年洪水时某个沟槽可能出现的最大流量是目前解决这一问题的主要方法。 《桥渡水文》中给出了缺乏天然河道实测资料时的流量加强系数 γ 参考表2。

5.4 各沟槽处设计流量的计算

根据山口处百年设计流量Q1% (山 口 ) , 考虑洪峰流量塌缓系数 α、 各沟槽流量分配系数 β 及流量加强系数 γ, 计算出桥址处各沟槽的设计流量Q1% (n) 。 即:Q1% (n) =Q1% (山口) xαxβxγ

6 漫流区桥涵布设

6.1 漫流区桥涵布设总体思路

1) 当线路通过漫流地区时, 应进行水系测绘调查, 结合航测遥感图片和小比例尺军用地图, 根据地形条件、洪水主流位置及其可能摆动的趋势, 采取分散与小集中相结合的原则布置沿线桥涵。 对于较大的集中水流应分别设置桥涵, 不宜强行改沟合并, 也不宜强行改移主流位置而将桥涵设于地势低洼或路基较高处。

2) 当线路通过不受上游山洪影响而且无明显沟槽的平坦戈壁滩、草原、沼泽、盐碱地等地区时, 如当地的暴雨能形成径流, 在天然情况下水流分散成片, 一经筑路拦截水流集中后仍能危害路基。 因此桥涵布置不宜过稀, 应采取分片泄洪的原则, 结合水流出路在地形低洼处设置桥涵。

3) 当线路通过漫流下游洼地滞洪地区的洼地边缘时, 应根据水流分布及洼地积水情况设置桥涵;当线路必须通过洼地以内时, 应设置必要的桥涵, 以沟通两侧水流和平衡两侧积水水位, 同时要合理设置路堤高度。

6.2 漫流区桥涵设计

1) 桥长的确定:设计桥长不仅要考虑泄洪, 还要考虑输沙通畅。 过分压缩河槽的排洪、输沙宽度, 除了可能大量增加调治水流、 固岸保桥的调治建筑物外, 还可能造成上游雍水, 使上游河床产生泥沙沉积, 河床升高, 更加增大桥位上游河段的不稳定性, 其结果反过来又危害桥梁的安全。相反, 不必要地增加桥长, 除增加投资外, 桥长过长对于稳定河道也是不利的。泥沙的淤积将促使洪水主流更加曲折摆动, 河道也越容易迁徙不定。

在冲积漫流河段桥长的设计使其等于或略小于河槽基本宽度是比较适宜的; 一河多桥应按各桥最大雍水高度基本相等的原则进行桥长调整。

2) 桥下净空:在冲积漫流河段、扩散河段上修建桥梁, 无论桥梁布置、桥孔大小、桥下净空以及导流建筑物设置等难以正确解决。 洪水时桥下通过大量泥沙的情况下, 河床逐年於高是一个复杂而危害性很大的问题。目前没有好的办法, 只有根据经验预留一定的桥下净空。 铁路工程设计技术手册 《桥渡水文》中桥下净空高度参考值见表3。

3) 导流设施:在冲积漫流河段修建桥梁, 基本上设置了人字形封闭导流堤。经过多年水害整治经验, 导治设施的设置应遵从以下原则:单侧封闭导流堤不宜超过500m, 片面强调长桥短堤会造成经济上不必要的浪费;同时较长的封闭导流堤安全性较差, 当坝前冲刷深度大于3.5~4.0m且坝体较长时, 相应工程量及施工难度会明显增加, 适当增加桥长, 缩短坝体的长度和高度, 使坝前冲刷深度控制在3.0~3.5m以内为宜, 尽可能提高桥梁防护工程的安全性。

7 结语

漫流地区水流紊乱, 串流现象严重, 水文情况十分复杂, 桥涵布置和设计流量的确定不仅要重视理论计算, 更应该重视外业调查。 漫流区水文勘察必须深入现场, 充分利用航空照片和小比例军用图与实地调查相结合的方法, 对漫流区地形、地貌、河槽变迁、摆动和历史洪水位进行全面调查和实测, 通过理论计算合理确定线路走向、线路高程、路基防护高度、桥涵位置、桥涵孔跨以及导流建筑物的布设。

摘要：山前戈壁漫流是我国西北地区特有的一种山前区河流形态, 通过对漫流区流域特点和水文特征分析以及典型病害原因分析, 对漫流区水文计算方法和铁路桥涵布设提出了建议, 对该地区工程设置和水文计算有一定的借鉴和参考价值。

关键词：漫流区,水文,桥涵布设

参考文献

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[2]TB10017-99, 铁路工程水文勘测设计规范[S].

[3]钱伟平.从兰新铁路马营河大桥的淤积病害谈宽浅河漫流地区的铁路选线[J].广东公路交通, 2006增刊36-38.

水文特征指标 篇7

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.

对某矿井水文地质勘察特征的探讨 篇8

某矿井田南北长约6km, 东西宽约3.2km, 面积约为19km2。井田为一走向近南北、南部略转向南东、向西倾的单斜构造, 属二叠系山西组、石盒子组煤系, 含可采煤层6层, 总厚约10.1m, 其中81, 82煤为主采煤层的较稳定煤层, 厚约7.5m。矿井初步设计生产能力为90万t/a。

井田煤系地层隐伏于巨厚的新生界冲积层之下, 在可采煤层露头上方, 松散层厚度一般在400m左右, 最深可达450m, 受古地形所控制, 总体上呈自东向西逐渐增厚的趋势。由于第四纪底部含水层直接覆盖于煤系露头之上, 而且分布范围变化大, 故对其水文地质特征的研究, 以及对各含水层的赋水性评价将直接关系到矿井的安全高效生产, 同时对水体类型的划分和防水煤柱的合理留设等问题起着指导作用。

2 水文地质特征

2.1 含水、隔水层

勘探资料揭示, 矿井田松散层两极厚度约为378.8~445.4m, 平均厚约为404.28m, 按其岩性组合及区域资料对比, 自上而下可分为4个含水层 (组) 和3个隔水层 (组) 共7个部分, 分别简称为一含、二含、三含、四含, 一隔、二隔和三隔。一含为潜水一弱承压含水层。底界埋深平均34左右, 主要以浅黄色细砂、粉砂及黏土质砂层为主, 夹2~3层薄层状砂质黏土, 其中含水砂层均厚约20.8m。一隔底界埋深平均为48m, 由浅黄色及棕黄色黏土及砂质黏土组成, 夹粉细砂, 富含钙质结核;隔水层均厚10右, 分布稳定, 隔水性能较好。二含为承压含水层。底界埋深平均91m左右, 由浅黄色细砂、粉砂夹砂质黏土组成, 其中含水层均厚21m, 但砂层单层厚度小, 变化大。二隔底界埋深平均121m, 由棕黄灰、黄色砂质黏土及黏土组成, 夹细砂和黏土质砂;隔水层均厚22.7m, 分布稳定, 隔水性能好。三含为承压含水层。底界埋深平均269.7m, 由深黄至棕黄色中砂、细砂、粉砂及黏土质砂组成, 含水层均厚100.6m;该含水层 (组) 可分为上下两段, 中间被一厚黏土层隔开, 其上段砂层厚度一般大于50m, 含水丰富, 而下段砂层较上段薄且泥质含量高, 一般厚为20~40m, 含水性稍差。三隔底界埋深平均403m, 由灰绿、棕红色黏土、砂质黏土及钙质黏土组成;隔水层均厚为93.9m。四含直接覆盖在煤系地层上, 其岩性较复杂, 多由半固结及固结状砾石和黏土质砂组成, 其厚度变化主要受古地形控制, 约在0~11.35m内, 平均厚为3.43m, 分布极不稳定。

2.2 水文地质特征

根据勘探抽水资料, 松散层各含水层水文地质特征参数见表1。

由表1分析可知, 松散层一含富水性属中等, 二含富水性属弱一中等, 三含下段比上段的含水性差, 而四含的富水性较弱。

2.3 松散层含水层之间的水力联系

在自然条件下, 一含地下水, 其上部为潜水, 下部属弱承压水, 两者之间的水力联系密切, 其主要补给来源为大气降水入渗, 以及少量蓄水入渗及地下水侧向径流等。其主要排泄途径是以人工开采和蒸发等垂直排泄方式为主。二、三含水层 (组) 均属多层结构的承压含水层, 以区域层间径流补给为主, 但在一隔局部变薄地段隔水层具有弱透水性, 从而构成了一、二含水层 (组) 间的越流补给关系。且三含存在城市供水, 水位会持续下降。处于半封闭状态, 主要补给来自有限的侧向补给和弱透水层的压密释水。四含上部有隔水性良好的三隔存在, 致使四含与上部各含水层无水力联系。由于四含相对不发育, 含水层厚度薄, 分布不稳定, 但在局部地段又直接覆盖在煤系地层和太原组及奥陶系石灰岩上, 四含水不仅与煤系砂岩裂隙水有一定的水力联系, 而且还是沟通基岩各含水层 (段) 地下水的通道。

2.4 水环境质量特征

根据矿井地下水的现状, 结合水质分析资料, 采用水环境综合指数评价法对松散层各含水层环境水文特征加以分析。在此采用N.L.Nemlvow (尼梅罗) 指数公式计算地下水环境质量系数:

式中:I为综合污染指数;Pi地下水污染物i的污染指数, Pi=Ci/Coi;Ci为污染物i的实测浓度, mg/L;Coi为地下水中污染物的对照值 (按国家生活饮用水卫生标准) ;maxP为污染因子的最大分指数;aveP为各污染因子的平均指数。Pi表示某项所造成的相对污染情况, 其值大于1, 为已造成污染, 水需要加以适当处理;其比值越小, 说明水质越好。maxPi (或aveP) 值越大, 水质污染越严重。选取对水环境产生主要影响的几种污染因子:总固形物、总硬度、COD, CL-, SO42-, F-, 得出的具体评价结果见表2。

一含地下水是农村饮用和灌溉用水的主要水源, 评价结果均符合生活饮用水标准, 反映出受污染程度较轻。但随着矿区开采的进行, 应加强对浅层地下水的管理和合理利用, 以避免矿井生产给水源带来的污染。深层三、四含水层与地表水的水力联系微弱, 受入为活动因素的影响较小。由于区内各含水层埋藏较深, 处于较封闭状态, 补、排、径流各方面条件较差, 因此从部分采样分析来看, 矿化度、总硬度及一些离子含量都偏高。其主要是受沉积环境及地下水缓慢径流补给不畅所造成的。

3 三隔与四含的隔水、含水性分析

3.1 三隔特征分析

三隔在本区层 (组) 厚度大, 分布稳定, 黏土多为厚层状, 可塑性好, 塑性指数为l8.24~35.47, 膨胀性强, 该层 (组) 为矿井内重要的隔水层, 使其上部的地表水及一至三含水与下部四含及煤系砂岩裂隙水无直接水力联系。但其底部存在泥灰岩层分布, 其厚度不等, 在穿过新地层的钻孔中, 有46个钻孔见泥灰岩层, 全井田对该层控制密度为2.4个/km2, 其钻孔控制程度较高。从整个矿井来看, 泥灰岩层厚0-32.3m, 平均为l0.59m, 局部直接沉积在煤系古地表之上, 沉积厚度与岩性受到古地形控制。全区泥灰岩层厚度总体变化趋势为南厚北薄, 东薄西厚。在6~12号勘探线沉积分布相对较厚, 对泥灰岩分析后得到的具体分布状况见图1。泥灰岩层的岩石学特征, 主要根据钻探取芯观测, 对岩石鉴定, 并结合测井资料进行分析研究, 确定为灰色至灰白色, 呈岩块体, 钙质、泥质胶结, 局部纯度高, 溶蚀现象明显, 为化学沉积的产物。

受工程量的限制, 勘探精查阶段未能对泥灰岩层进行专门的抽水试验与评价工作, 单从钻探时泥浆消耗量观测来看, 仅有13, 83, 84, 94, 95等5个钻孔发生漏水现象, 漏水孔率为11%。可以认为是局部泥灰岩层存在岩溶裂隙发育特性。

3.2 四含特征分析

根据精查资料分析, 勘探区内共有24个钻孔揭露四含, 该层位直接覆盖在煤系地层上方, 厚度变化相对较大。其中在4号勘探线和l0号勘探线间局部地段呈透镜状分布, 总体上从西北向东南逐渐增厚。根据勘探取芯观测, 四含的岩性特征较为复杂, 总体上以砾石或黏土夹砾石为主, 其组成大致分为 (1) 角砾石层:由大岩块组成, 块径为2~20cm, 岩块之间充填黏土;岩块岩性组合简单, 多以棱角状、次棱角状的紫红色中细砂岩为主, 硅质胶结, 坚硬。 (2) 含岩块砾石层:由大小不等岩屑组成, 块径2~10cm, 分选性差, 砾石之间充填黏土;砾石以紫红色细砂岩为主, 其次为石英砾石、杂色岩屑。 (3) 黏土夹砾石:砾石粒径较小, 一般为2~5cm, 黏土含量占20%~50%, 局部砂质黏土, 砾石一般为紫红色细砂岩, 形状不规则。 (4) 硬砂岩:又称砂岩盘, 呈固结状, 硅质胶结, 坚硬。 (5) 黏土质砂:浅黄色, 局部较密实, 以粉细砂为主。精查阶段仅对四含做过1次抽水试验, 未对底砾石层进行物理力学试验, 但从l07孔抽水资料分析, 其赋水性不强。

3.3 存在的问题

目前, 勘探阶段将泥灰岩层作为三隔底部进行划分, 实际上其局部溶蚀现象较为发育, 笔者认为应将其与底含水层合并作为同一岩层划分为四含更为合理。其一, 从水文地质特征上分析, 两者均具有含水和贮水的可能性, 而且两者均有与煤系地层接触区, 对煤矿开采过程中矿井充水影响较大;其二, 两者合并后累计厚度约为5.5~24.7m, 分布范围更广, 主要集中在8号~l2号勘探线, 从生产角度考虑利于进行抽水试验等专项研究, 可全面评价底部含水层的赋水性特征;其三, 利于四含长观孔的水位动态观测, 分析其水位动态变化过程, 为煤矿安全生产提供丰富的水文资料。

4 结束语