一、平原地区降雨入渗补给地下水的模拟试验研究方法（论文文献综述）
霍思远[1]（2015）在《潜水位下降对入渗补给的影响研究 ——以华北平原为例》文中研究说明地下水补给是水文循环的关键环节,正确认识地下水补给规律、准确评价地下水补给量是合理评价、管理和利用地下水资源的基础。入渗补给是地下水补给的重要形式,是平原区浅层地下水的主要补给方式,其主要影响因素包括降水特征、灌溉情况、地形植被特征以及包气带特征等,其中包气带是调节入渗补给的枢纽,其固、液、气三相并存的复杂背景是导致入渗补给过程及机理复杂、入渗补给量评价不确定的主要原因。华北平原是我国地下水开发利用程度最高的地区之一,近几十年来,地下水开采强度不断增大且长期处于超采状态,导致潜水面持续下降形成了厚度更大、非均质性更为复杂的包气带,这为华北平原地下水入渗补给研究增加了新的不确定因素。因此,深入分析入渗补给影响因素的作用机理,揭示潜水位下降条件下的入渗补给变化规律,对于阐明华北平原入渗补给特征及时空差异,准确评价入渗补给速率具有重要意义。本文在广泛收集资料,深入分析国内外研究现状的基础上,通过地中渗透仪入渗试验、人工溴示踪、温度示踪、变饱和数值模拟等手段开展了以下研究工作：（1）探讨了补给量随埋深变化的垂向分带性、有效补给、补给响应改变、水位下降非稳定阶段的补给评价等入渗补给关键问题。提出以包气带调蓄为出发点的潜水位下降影响入渗补给问题分析思路。（2）以决定入渗补给量的表层包气带水均衡为切入点,采用多种方法对比分析潜水位下降条件下的补给量变化规律；分析降雨灌溉、潜水蒸发、地表径流等均衡项的变化特征和形成机理及其对补给量的影响。（3）考虑包气带岩性及组合特征,概化构成实际复杂包气带的典型岩性结构,分析包气带岩性、水力参数、非均质夹层和包气带透镜体等因素对于入渗补给规律的影响,揭示不同典型包气带结构条件下的入渗补给过程。（4）根据华北平原山前、中部、滨海平原三个典型区沉积特征及水位动态资料,基于前人建立的场地尺度地质结构模型构建二维变饱和数值模型,从空间尺度对比三个典型区的补给特征差异,从时间尺度分析各典型区不同时期的补给规律及变化。通过上述研究取得如下主要成果或认识：（1）潜水位下降影响入渗补给的问题分析思路潜水位下降条件下的入渗补给变化体现在补给量变化和补给响应滞后两个方面。补给量取决于极限蒸发深度以上的包气带水均衡,因此潜水位下降对于补给量的影响具有垂向分带性特征,水位埋深小于极限蒸发深度时,补给量随水位埋深增加明显减小,有效补给（入渗补给与蒸发的差值）逐渐增大,蒸发作用会使有效补给减少但仅影响极限蒸发深度以上的包气带,因此水位埋深大于极限蒸发深度时,补给量趋于稳定。潜水位下降对补给响应的影响体现为补给过程曲线的变化,水位埋深越大,包气带“削峰填谷”的滤波作用使补给过程曲线更为滞后、平缓。基于潜水位下降影响入渗补给的分带性特征,提出以包气带调蓄为基础、以极限蒸发深度为界面的问题分析思路,即极限蒸发深度以上的潜水位下降问题侧重于包气带入渗量调蓄,应将包气带厚度及岩性结构变化及水均衡项作为变量来评价补给量变化规律；对于极限蒸发深度以下的潜水位下降则以补给响应调节为重点,以包气带厚度、岩性、非均质性等因素为变量,将补给过程曲线特征（包括：补给峰值、补给滞后时间、补给时长等）作为评价指标来分析补给响应的变化。（2）潜水位下降条件下的表层包气带水均衡变化规律降雨、灌溉、地表径流、蒸腾蒸发和下渗是构成极限蒸发深度以上包气带水均衡的主要均衡项。通过对比、验证多种方法（地中渗透仪、人工溴示踪、数值模拟）得到的结果,确定场地尺度入渗试验中土壤极限蒸发深度位于2.4m-3.0m之间,当潜水面处于极限蒸发深度以上时,水位下降使蒸发作用引起的包气带水分亏缺增加,导致入渗补给量减少。以多层介质的热传导解析方程为基础的非饱和带温度示踪法可以处理包气带空间变异性对温度示踪的影响,然而时间上的非稳定性仍然是导致评价结果偏差较大的主要因素,利用深厚包气带中含水率稳定带信息是非饱和带温度示踪应用的方向。潜水蒸发是水位埋深较浅的区域排泄区的地下水主要消耗项,随着地中渗透仪水位埋深增加,潜水蒸发作用逐渐减弱直至消失（水位埋深大于3m）,其变化规律可以指示极限蒸发深度位置,同时决定潜水含水层的有效补给量；利用人工溴示踪法揭示潜水蒸发规律具有一定的理论可行性,评价旱季的潜水蒸发强度或人为阻绝入渗水流以控制溴离子随水流向上单向运移是保证评价结果合理的关键。降雨、灌溉是表层包气带水均衡的主要补给项,其与水位埋深并不相关,但决定了入渗补给量的大小。降雨的年际和季节性差异是导致补给量变化的重要因素,以衡水地区为例,研究区近60年年降水量差异明显（262.8-934.5mm,变差系数0.28）,年入渗补给量与降水量显着正相关,枯水年份降水入渗补给量为30mm/a,丰水年入渗补给量为120-150mm/a；多年平均降水入渗补给量为66.6mm/a,平均降水入渗补给系数为0.13；农业灌溉增加了地表输入水量,导致入渗补给量随灌溉量增加而增加；小麦底墒水及玉米灌溉对应入渗补给系数较大,表明实验田灌溉量偏大,实际条件下应基于当年降水情况适时确定合理的灌水定额及灌溉次数。地表径流是包气带表层水均衡的重要排泄项,其决定了降雨经过地表入渗进入包气带的净水量,次降雨特征及包气带岩性是影响地表径流的主要因素,次降雨强度与土壤饱和渗透系数的相对大小决定了地表径流的形成及径流量的大小,水位埋深对地表径流的影响并不显着。（3）包气带岩性结构影响下的入渗补给规律实际复杂包气带均由均质、透镜体非均质和层状非均质三种岩性结构模式随机组合、叠加所构成。对于均质包气带,较细的岩性会阻碍地表水流入渗,形成地表径流,岩性越细,补给过程越滞后,补给速率趋于稳定。土壤水力参数是对土壤岩性的定量表达,线性敏感性分析表明饱和含水率θs、表征土壤孔隙分布尺寸的形状系数n、饱和渗透系数Ks对于入渗补给影响的敏感性较高,n、Ks与补给量和补给响应呈正相关关系,实际条件下,θs和Ks受土壤孔隙度影响同时发生变化,土壤孔隙度越小,θs和Ks越小,渗透性越差；n以及土壤进气值（土壤由饱和态转变为非饱和态的临界值）的倒数a对于极限蒸发深度的影响较为显着。合理的参数敏感性分析需结合土壤参数代表的物理意义来开展。包气带中透镜体会改变水流入渗路径：低渗透性透镜体阻碍水流垂向入渗、产生上层滞水并在透镜体两侧形成速度较快的绕流,高渗透性透镜体是入渗的优势通道,水流会优先穿过透镜体补给潜水含水层。入渗路径的改变导致了潜水面处的补给过程曲线发生变化。包气带中非均质夹层的渗透性、数量及厚度是影响入渗补给过程的主要因素：低渗透性夹层会阻碍水流入渗,滞后补给过程；高渗透性夹层有利于水流入渗,使补给过程提前；夹层埋深及组合形式对补给过程曲线的影响不大。包气带中透镜体及夹层的埋深与极限蒸发深度的相对关系是决定潜在补给量大小的主要因素：当埋深小于极限蒸发深度时,低渗透性透镜体、夹层会增大蒸发量,减小潜在补给量；高渗透性透镜体、夹层则相对减小蒸发,增加潜在补给量。当处于极限蒸发深度以下时,透镜体宽度比及厚度、夹层厚度及组合形式不会影响潜在补给量。埋深较浅的高渗透性透镜体、夹层会增大表层土壤的渗透性,阻碍地表径流的形成从而增加地表入渗量。（4）华北平原典型区入渗补给变化近50年来,水位的差异下降加之互异的沉积条件导致华北平原各典型区（山前平原、中部平原、滨海平原）呈现出不同的补给特征：20世纪60年代,山前平原已经处于极限蒸发深度以下的补给量稳定带,水位的急剧下降主要导致补给响应时间发生改变,降水及灌溉则是影响补给量的主要因素,水位埋深较浅时年降雨量与年补给量显着正相关,水位下降一方面会导致补给滞后,另一方面山前平原包气带的透镜体结构会使次降雨补给过程由单一峰值向多峰值转变。中部平原及滨海平原近50年处于潜水面由补给量变化带向稳定带转变的过程,水位下降使潜水蒸发作用逐渐减弱（局部地区潜水蒸发消失）,有效补给增加,仅从补给量的角度来看,其对于地下水资源的更新具有积极意义。主要创新点：（1）提出以极限蒸发深度为界面、分别侧重包气带入渗量调蓄（潜水位处于极限蒸发深度以上）和补给响应调节（潜水位处于极限蒸发深度以下）的潜水位下降影响入渗补给问题分析思路,用于揭示入渗补给变化规律,指导入渗补给量评价;（2）提出“有效补给”概念,丰富对地下水浅埋区入渗补给意义的认识；（3）探讨华北平原多种典型包气带结构对入渗补给的影响,揭示其近50年入渗补给特征的时空差异。
李培月[2]（2014）在《人类活动影响下地下水环境研究 ——以宁夏卫宁平原为例》文中研究表明地下水是水资源的重要组成部分，在干旱半干旱地区居民生产生活中起着举足轻重的作用。近年来，在全球气候变化的大背景下，城市化、工业化进程加快，人类活动对地下水环境的影响不断加强。在自然因素和人类活动的双重影响下，部分地区出现了地下水蒸发浓缩作用加强、地下水水质恶化、地下水污染地表水、地下水超采严重、地下水位持续下降、土地荒漠化、地面沉降和地裂缝等地下水环境问题，已成为经济社会可持续发展的重要制约因素之一。《全国地下水污染防治规划（2011—2020年）》与《环境影响评价技术导则—地下水环境》的颁布实施，标志着地下水环境研究已提升为国家战略性研究课题。本文以宁夏卫宁平原为例，开展人类活动影响下地下水环境研究，选题对于地下水合理开发利用和地下水环境保护具有重要的理论意义和实际应用价值。在广泛查阅国内外文献的基础上，依托国家自然科学基金、宁夏环保专项、长安大学博士生助研项目，通过大量室内外试验、统计模拟及理论推导与分析，得到了以下创新性成果：（1）发展了地下水环境的定义，扩展了内涵，将地下水环境看作是一个同时具有自然属性和社会属性的概念，一切与地下水直接和间接相关的自然作用和社会作用均应归到地下水环境的研究范畴之内。将人类对地下水环境的影响归纳为三个方面：过量开采或排泄地下水、过量补充地下水和污染地下水；两种类型：直接影响和间接影响。影响地下水环境的各种因素相互交织在一起，进一步加大了人类活动影响下地下水环境研究的复杂性。人类活动影响下的地下水环境研究是一个综合性的、多学科的、复杂的研究领域，需要综合利用多种研究方法和多学科理论。（2）针对卫宁平原，构建了一套充分考虑人类活动影响下的地下水环境研究理论与方法体系。该方法体系包括了地下水环境调查评价、地下水环境试验、地下水环境预测、地下水环境监测、地下水环境保护与管理五个子系统。介绍了地下水环境研究的主要方法手段，并强调了监测和管理的重要性，有利于推动地下水环境的保护与管理的发展。（3）深化了径向收敛流弥散的研究，并将该理论创造性地应用于卫宁平原不同含水层岩性、不同地貌单元的野外试验。径向收敛流弥散试验可以同时确定水文地质参数和弥散参数，而且还具有试验成功率高、避免含水层人为污染和试验费用低等优点，值得在地下水环境研究中推广。（4）首次在卫宁平原展开了系统的水文地球化学、同位素、数值模拟和监测体系建设等研究。在研究中，综合运用了多种先进技术与方法，突出了人类活动影响下地下水环境研究的多学科交叉的特点。（5）论述了人类活动影响下地下水环境研究所面临的挑战和带来的机遇。人类活动影响下的地下水环境研究是一项机遇与挑战并存的研究课题，具有复杂性、长期性和不确定性，对专业技术人员能力、合作与数据共享机制和先进技术手段都提出了挑战，但同时也给多学科交叉发展、地下水环境基础理论研究和地下水科学基础教育等方面带来了发展的机遇。
田辉[3]（2020）在《基于SWAT与Visual Modflow的海伦市水资源模拟与合理配置研究》文中指出海伦市位于松嫩平原东北部,是我国重要的商品粮基地、贫困县和革命老区。1980年以来,随着人口增长和经济发展,地下水资源被高强度开发,生态地质环境受到了破坏,诸如水土污染、黑土流失等问题呈现出日益加重的变化趋势,已成为严重制约着经济社会的发展重要因素。海伦市地表水较为发育,近些年由于化肥、农药的使用、养殖及生活垃圾处理不当,导致地表水质量下降,影响了粮食安全与供水安全。因此,开展通肯河上游海伦地区水文、水资源研究工作,查明流域水资源数量与质量、水环境质量、及水生态相关的环境地质问题,提出水资源开发利用优化配置方案,为生态环境恢复与保护、饮水保障工程的实施提供科学依据。本研究以干旱-半干旱区典型农业区通肯河流域上游海伦市为研究对象,在分析研究区水文气象要素时、空分布特征的基础上,重点考虑气候变化和人类活动趋势下水资源的变化,构建通肯河流域上游地表水-地下水耦合模型,定量分析地表水与地下水的转化过程,计算流域生态环境需水量,构建基于水质、水量、生态需水量的水资源合理配置新模式,为流域水资源的高效开发利用与保护提供技术支撑。本次研究获得主要结果如下:（1）结合GIS（Geographical Information System）技术,利用SWAT（Soil and Water Assessment Tool）模型实现通肯河流域上游海伦市地表径流过程的模拟。充分利用水文气象、土地利用、土壤数据,建立土壤属性数据库,以DEM数字高程模型为基础,利用ArcSWAT软件完成河网生成、子流域划分、流域边界的确定、水文响应单元生成,构建了流域地表水模型。利用2008年1月-2009年12月径流数据对模型校准,2010年1月-2016年12月径流值对模型验证。R2为0.895,ENS为0.87,表明模型能够真实反映研究区径流的实际变化趋势。（2）根据地表水循环与地下水补、径、排条件,构建了海伦市SWAT-Visual MODFLOW的耦合模型。通过深入分析通肯河流域水文地质资料,查明海伦市地下水赋存规律,利用Visual MODFLOW Flex6.1软件构建了研究区地下水数值模型。利用11个地下水长观井的水位数据对模型进行调参后,相关系数可达0.99,水位残差控制在0.84m,所建模型能够真实反映研究区地下水运动情况。运用ArcGIS软件,实现了SWAT与Visual MODFLOW最小计算单元之间数据的融合。（3）考虑气候变化的影响,利用SWAT模型实现了通肯河流域上游2030年地表径流的预测、预报。R/S法计算出的Hurst指数结果显示降雨在时间序列具有状态相反性。小波法分析显示年降水量存在4-5a、10-15a、17-23a、25-35a的变化周期,其中,4-5a的震荡明显,贯穿整个观测期。通肯河流域2010年-2030年平均径流量为3.1513×108m3/a。其中,2017年-2030年平均径流量为3.2215×108m3/a;2025年-2030年平均径流量为平均径流量为3.0552×108m3/a。由于受气候变化,特别是降雨量的影响,地表径流量明显偏少。地表水水质分析结果显示,海伦市地表水水质在Ⅱ类至Ⅴ类不等,丰水期水质优良,枯水期水质不佳。（4）考虑气候变化和人类活动的影响,利用耦合模型实现了通肯河上游2025年和2030年地下水水量和水质的预测、预报。通肯河流域2025年地下水水资源流入总量为38430.85×104m3,其中,地下水的储存量9368.82×104m3,河流的渗漏（补给地下水）2252.30×104m3,降雨的入渗补给量为26811.07×104m3;地下水的开采量为13028.31×104m3（农业灌溉10960.95×104m3,集中开采量2067.36×104m3）,地下水的排泄量为6942.30×104m3,蒸发量（潜水蒸发）为18462.06×104m3。通肯河流域2030年地下水水资源流入总量为37609.60×104m3,其中,地下水的储存量8272.36×104m3,河流的渗漏（补给地下水）2281.61×104m3,降雨的入渗补给量为27055.99×104m3;地下水的开采量为12992.90×104m3（农业灌溉10990.98×104m3,集中供水2001.92×104m3）,地下水的排泄量为6468.53.30×104m3,蒸发量（潜水蒸发）18149.26×104m3。较2025年,地下水资源量变化不大,主要由于气象条件和人类开采量变化不大所致。根据农业区的特点,选择受人类活动影响较大的硝酸根（NO3-）、亚硝酸根（NO2-）、铵根（NH4+）、氯离子（Cl-）四种典型离子,进行典型离子运移模拟。根据模拟结果,到2025年底,四种典型离子高浓度异常区域面积有不同程度的扩大,在剖面视图下,垂向方向运移明显,并且贯穿整个承压含水层,浓度范围的面积有所扩大。农业施肥水和生活污水渗漏,是区域地下水水质变化的主要诱因。（5）分析了影响通肯河流域上游海伦市生态环境需水量的因素,建立生态环境需水量计算模型框架。根据所建立的数学模型,对通肯河流域上游区海伦市生态环境需水量进行了分析与计算,得到了海伦市陆地生态环境需水量的数值为0.3431×108m3;海伦市河流生态环境需水量的数值为1.8881×108m3;海伦市湿地、水库生态环境需水量的数值为0.1211×108m3;海伦市生态环境需水量的数值为2.3523×108m3。所建数学模型简单、实用,能够满足通肯河流域生态环境需水量的定量分析与研究。（6）水资源合理配置研究:根据海伦市现有耕地面积、人口规模发展趋势、农业现代化发展、生态环境状况,以水资源可持续利用为目标,兼顾经济效益、社会效益、效率合理性、开发利用效率、生态环境效益等准则,利用灰色预测和多目标规划模型,对海伦市水资源进行合理配置研究。结果显示,基于SWAT-Visual Modflow Flex模型和灰色模型对流域水资源的预测结果,2025年水资源配置结果最优,其次为2020年水资源配置结果。
吴庆华[4]（2013）在《基于土壤水入渗补给的优先流定量研究》文中指出河北平原是我国最大的农业生产基地之一,属于严重缺水地区。水资源相当缺乏,地下水为主要水源。农业灌溉用水约占总淡水资源开发利用量的72%。目前地下水过度开采已造成了一系列的环境问题,如地下水位下降与降落漏斗扩大、咸淡水界面下移和地面沉降等。造成此问题的根源是缺乏对该地区地下水资源科学合理开采利用与管理,其中土壤水入渗补给地下水是其最核心的科学问题之一。然而目前对土壤入渗补给地下水的认识主要采用活塞均匀入渗理论,与田间实际情况存在很大差异。田间优先流现象普遍存在,是土壤水入渗补给的主要形式。本文从优先流定义本质出发,分析了不同时间与空间尺度下土壤水入渗补给中优先流激发机制及其定量研究。以中科院栾城试验场土壤水动态长期观测资料、人工示踪剂试验、田间染色试验、室内扰动与原状土柱对比实验以及数值模拟研究为基础,对优先流现象激发机制进行了研究,定量评价了土壤水入渗补给过程中优先流程度。本次研究取得如下主要成果：（1）优先流现象普遍存在。植物根系与蚯蚓孔洞等优先流通道发育,随深度变化呈指数衰减。优先流主要发生在降雨或灌溉过程中,优先流和基质流分别占整个十壤水入渗补给68.9%和31.1%。总体上,土壤水优先流程度随降雨量或灌溉量和土壤初始含水量增加而增加,但其增加幅度有限。（2）多区模型认为示踪剂浓度剖面分布是土壤孔隙结构特征对土壤水流作用的结果。栾城和衡水研究区地下水入渗补给量分别为124.3和13.7nmyr-1,而利用传统方法评价结果分别为103.3和0.0mmyr-1,提高了评价精度。对于无溶质峰值的示踪区,多区模型具有较好的适用性。栾城和衡水地区优先流入渗补给量分别为36.05和0.32mmyr-1,其优先流程度分别为28.7和2.3%。秸秆覆盖抑制降雨或灌溉水入渗补给地下水,降低了优先流程度。植被有利于土壤水入渗和优先流形成。优先流程度主要由十壤结构控制,而不是入渗补给总量。（3）田间染色试验结果表明：优先流具有三维空间变异性。染色百分比总体上随深度增加而减小,其范围为28.2～41.7%,平均值为34.1%。优先流以蚯蚓孔洞大孔隙为主,植物根孔隙不具备明显的优先流导水作用。亮蓝浓度剖面区域明显小于Br-浓度剖面,使通过亮蓝浓度剖面获得的入渗补给量偏小2.69-24.74%。增加入渗量有利于优先流激发,但对优先流程度增加幅度有限。提高土壤初始含水量能有效抑制优先流发育。（4）饱和导水率实验结果表明：原状土柱饱和导水率明显高于扰动土柱1-3个数量级。土壤大孔隙结构越发育,其饱和导水率相差越大。原状土柱优先流程平均值为87.6%。（5）室内十柱实验结果表明：原状土柱优先流现象明显,优先流程度为73.00～99.99%。总体上土柱出流速率随灌溉强度减小而减小。在整个土柱剖面范围内,扰动土柱剖面的染色百分比为10～20%；原状土柱剖面的平均染色百分比分别为40.37～74.90%,且优先流程度随染色百分比增加而增加。在灌溉条件下,随深度变化的染色面积百分比的变异系数可以指示原状土柱优先流发育程度,即变异系数越低,其优先流程度越高,但对扰动土柱不适用。（6）采用HYDURS-1D对栾城田间长序列土壤水动态试验进行数值模拟结果表明：总体上,入渗补给速率具有年际变化规律,在雨季达到最大,然后缓慢减小。年均入渗补给量为220mmyr-1,由优先流引起的入渗补给量为211mmyr-1,占96.3%。（7）室内原状土柱实验的数值模拟结果表明：原状土柱优先流程度很高,平均值为98.7%。优先流激发情况与降雨/灌溉和初始含水量等条件有关,导致不同条件下模型中土壤水力参数发生变化。因此,室内原状土柱的优先流反演模型参数仅能适用与灌溉条件相同或相近的田间,对于相差较大的田间条件则不适用。（8）研究成果对地下水资源评估、农业节水与地下水污染风险评价具有重要指导意义。该成果提高了对土壤水入渗补给机制的认识,从非均匀流角度修订了以传统示踪法为主的地下水入渗评价方法。采取秸秆覆盖与间歇性灌溉方式、减少单次灌溉量即增加灌溉量次数和增加十壤翻耕深度与频率均能抑制优先流发育,促进耕作层涵养水分能力,提高降雨或灌溉水利用效率,降低地下水污染风险。
赵贵章[5]（2011）在《鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水—地下水转化机理研究》文中研究表明鄂尔多斯盆地风沙滩地区能源丰富,水资源短缺,地下水是主要的供水水源。由于该区降雨稀少,蒸发强烈,生态环境脆弱,随着经济发展与能源开发,水资源供需与生态环境之间的矛盾日益尖锐,因而急需加强地下水资源开发与社会经济和生态环境协调发展的研究,其核心是研究降雨（蒸发）-包气带水-地下水转化机理,为经济发展和能源基地建设与开发提供水资源保障,为地下水资源可持续开发利用提供科学依据。本文以“降雨（蒸发）-包气带水-地下水”转化过程为主线,采用原位试验与室内物理模拟试验和数值模拟相结合研究方法,通过试验观测包气带中负压、含水率、温度和气压等状态变量,分析其变化规律及相关关系,构建水动力场、气动力场和温度场耦合模型,揭示包气带水分运移和界面的动力学过程,分析气体、温度在包气带中变化规律以及对水分运移的影响程度,探索包气带-地下水转化机理,定量模拟降雨（蒸发）-包气带水-地下水转化过程,为评价地下水资源量提供科学依据,丰富和发展地下水的理论和方法。本文在大量试验和理论探索的基础上,取得了以下主要结论：一、分析研究区的地下水循环规律,认为垂向交替模式是该区主要的循环模式,包气带是该循环模式补给与排泄的主要通道。该循环模式的主要补给源为大气降水,占总补给量96.01%；排泄以蒸发为主,占总排泄量62.56%；根据补给与排泄特征不同,将垂向交替模式划分为降水补给-地表水排泄、降水-地表水补给、降水补给-潜水蒸发和降水-田间灌溉补给四种转化模式。二、根据原位试验场综合剖面试验区的试验数据和数值模拟结果认为,包气带岩性不同,包气带水分运移规律不同。包气带岩性为风积沙时,对降雨入渗最为有利；包气带岩性为风化砂岩时,0.3m以上呈蒸发状态；包气带岩性颗粒较细时,对降雨入渗不利,地表土壤蒸发强烈。包气带岩性结构越复杂,降雨入渗机理越复杂；当包气带剖面为岩性为单一介质时,水分运移机理较简单。在当地气候条件下,对包气带起关键影响作用的是地面以下1m以内包气带岩性结构,入渗速率有风积沙>风化砂岩>砂质壤土,而表土蒸发潜力则相反。同时风积沙的持水能力弱,蒸发能力小,入渗速率快等特点,是本区地下水相对丰富的主要原因。三、通过室内物理模拟试验和包气带水汽热耦合模型分析温度对包气带水分运移规律和潜水蒸发规律的影响。揭示了干旱半干旱典型地区包气带水分迁移转化的动力学过程,建立了等温和非等温条件下包气带水分运移模型模拟水分转化的动力学过程。通过理论与试验分析表明,当地表温度超过25℃时,在研究包气带水分运移和地下水的蒸发排泄时忽略温度的影响将会产生较大的误差；确立了地表温度25℃作为温度影响包气带水分的阈值这一关键指标；确立了研究区在地下水位埋深小于70cm时,当降低地下水位时,在地表将会引起热岛效应这一命题。四、通过包气带水气二相砂槽模型试验和数值模拟分析气体在包气带中运移规律以及阻滞入渗水分机理。揭示了干旱半干旱地区降雨条件下包气带中气体对水分入渗的阻滞作用,主要表现为三个方面：1、入渗水分造成包气带中气体压力增加,导致非饱和渗透系数减少；2、增加入渗水分的响应时间。通过理论与实验模拟研究表明,当降雨量大于6mm/d时,在研究包气带水分运移和地下水补给时忽略气体的影响将会产生较大误差。确定了降雨量6mm/d作为气体影响包气带水分运移的阈值。3、包气带中气体在入渗水流推动下气压达到某一较大值将会冲破上覆水层由地表逃逸,气体主要以垂向运动为主。但气体随着湿润峰的推移向下运移至潜水面处,由于受到潜水面的阻滞作用,气体存在着明显的水平运移。根据试验和数值模拟结果,依据降雨条件下水气二相之间的驱替关系以及剖面气压的变化特征,将包气带中气体划分为三个区：气压稳定区I；气压变动区II；气压缓增区III。五、根据原位试验数据和室内物理模拟数据,分析土-气界面和土-水界面和地下水界面的动力学过程。确定了水面蒸发量、土面蒸发量以及其之间关系；分析水面蒸发与温度之间在升温期呈现线性关系,在降温期呈现正指数关系；六、包气带介质的特性参数测定,包括水分特征参数、热传导系数。设计了非等温等压包气带参数测定仪,测定试验介质的水分特征参数和饱和渗透系数。设计了“稳态法测定土壤介质的热传导率”实验方法,得到了介质热传导率随含水率的变化关系,建立了表示二者关系新的模型KT（θ）=KTs-KTs-KTr/α+（1-α）exp（βθ）,模型中提出饱和热传导系数和残余热传导系数的概念,并对其可靠性、求解方法及敏感性进行了分析和验证。七、根据原位试验与数值模拟结果,分析降雨入渗系数与包气带厚度之间的关系,得到以下认识：（1）相同包气带厚度条件下降雨入渗系数从大到小的顺序为：风积沙>萨拉乌苏组>风化砂岩>砂质壤土；（2）当包气带岩性结构为上覆风积沙时,则有利于降雨入渗,故其降雨入渗系数较大,而当包气带岩性结为上覆砂质壤土时,降雨入渗系数较小,不利于水分入渗。研究潜水埋深的变化及岩性的不同对潜水蒸发排泄地下水的影响可知,随着埋深增大,潜水蒸发量减少,到达极限埋深则蒸发量趋近于零,区内几种岩性的极限埋深规律为壤土（1.6m）>淤泥质砂（1m）>风化砂岩（0.8m）>风积沙（0.5m）。八、完善地下水可再生性和地下水可再生资源的概念以及其内涵,分析了地下水可再生资源量的特征和影响因素；提出一新的思路评价地下水可再生性。基于地下水可再生资源量特征及影响因素,并根据鄂尔多斯盆地具体情况,建立了鄂尔多斯盆地地下水可再生性评价指标体系,以及评价方法的确定。根据地下水可再生资源量计算方法,计算出典型区苏北淖流域一般水文年的地下水可再生资源量为958.02万m3/a,95%频率年的地下水可再生资源量为896.63万m3/a。最后根据地下水可再生能力强弱绘制了鄂尔多斯盆地苏北淖流域地下水可再生性评价图。
温汉辉[6]（2013）在《雷州半岛地下水循环规律及合理开发利用研究》文中提出雷州半岛地区是广东省历史性干旱缺水最严重的区域之一,同时也是地下水水量比较丰富的地区。但该地区的一些地质环境问题（如海水入侵、岩溶塌陷、地面沉降等）凸显出了地下水资源未得到合理开发利用的弊端,因此,开展雷州半岛地区地下水赋存条件、地下水动态特征、地下水循环规律、及地下水资源合理开发利用的研究,对于有效开发雷州半岛地区地下水资源、保护地下水环境具有十分重要的实际意义和理论意义。本文通过收集整理雷州半岛地区基础地质、水文地质及地下水动态监测资料,以地下水系统思想为指导,以水文地质学、地下水动力学理论为基础,采用三维地质建模技术、地下水数值模拟技术和同位素技术,对雷州半岛地下水系统结构、地下水补径排特征、地下水循环规律和地下水资源开发利用及其相关的火山口对含水层结构的影响、对地下水循环规律的影响以及研究区自流井、泉等问题进行综合研究,取得了以下主要成果及认识：1、根据收集的有效钻孔2327个及地质图和剖面图,结合岩相古地理,研究了雷州半岛火山口对研究区地层结构和含水层结构的影响,建立了雷州半岛三维含水层结构模型。该地区含水层分布特征是：浅层含水岩组由埋深30-50m以内的松散岩类孔隙水和火山岩孔洞裂隙水组成,除沿海部分地区缺失或咸水区外广泛分布于全区。中层含水岩组广泛分布全区,仅在玄武岩台地地区随火山岩深度的增加而变薄或缺失,雷北主要为湛江组砂岩,至雷南由于湛江组变薄而逐渐过渡为下洋组上段第二岩组。深层含水岩组几乎遍布全区,仅在西北角及东北角由于基岩埋深浅而缺失,雷北由下洋组下段组成,至需南过渡为下洋组上段第一岩组及部分第二岩组。火山口及火山岩对研究区含水层结构具有重要的控制作用,主要体现在火山口将浅中深三个含水层贯通,使之具有很好的水力联系。2、基于雷州半岛地下水动态观测资料及地下水开发利用状况,结合含水层结构特征,对地下水循环规律及流场特征进行了研究,分析了火山口对地下水循环规律的影响。结果表明,雷州半岛地下水循环及其流场变化主要特征是：（1）浅层水因埋藏浅,易接受大气降雨及地表水体的入渗补给,且未集中开采,迄今未形成区域降落漏斗,流场的形态受地形地貌控制,等水位线与地形等高线形状相似,地下水总体由西北向东南迳流,南部石峁岭火山锥形成局部地下水高水头区,使地下水以石峁岭为中心向四周流动。地下水位仅有季节性波动,年变化幅度一般为2到3m,地下水水位均高于海平面,因此目前基本没有发生严重的海水入侵。（2）中层承压水流场特征是：平面上地下水总体由西北向东南方向流动；垂向上,由于火山口贯通浅中深三个含水岩组,使中层含水岩组接受浅层地下水补给；受人工开集中大量开采影响,水位总体持续下降,已形成多个中心的区域降落漏斗,水位下降2m线圈闭面积达1946km2,漏斗中心水位高程为-21.95m,近海地段除太平地段高于海平面2到5m,东山、东简一带接近海平面之外,其余地区水位均低于海平面。（3）深层承压水流场特征是：中层地下水流场受地形地貌控制比浅中层地下水受地形地貌约束程度小得多,在垂向上受火山口和断层控制,接受中层含水层补给。自二十世纪七十年代起集中开采,水位总体逐年下降,下降速率大；水位埋深2m等值线圈闭面积已达2315km2,漏斗中心水位标高-19.68m,埋深达到25m。不同层位地下水位变化总的规律是由浅至深,变化幅度逐渐增大,降落漏斗面积增大。3、研究了自流井、泉的数值模拟方法。在对自流井、泉的水动力性质进行分析基础上,总结了自流井与泉流数值模拟的特点,分析了自流井与泉的数值模拟的主要难点,提出了相应的解决方案。通过物理模拟试验,发现管道内的实际渗透系数与理想公式计算得到的渗透系数相差1-2个数量级,从而为渗流-管流模型进行自流井、泉数值模拟时的参数选取提供重要参考依据。4、结合雷州半岛地区水文、气象、及各种测试分析资料和地下水动态资料,根据雷州半岛地区地下水系统自流井、泉等特殊的水文地质条件,对MODFLOW程序进行了修改,建立了基于渗流-管流理论的地下水数值模型,更加合理地刻画了自流井、泉等水文地质要素,对雷州半岛地区地下水资源量进行了计算评价。5、选择石峁岭典型火山口区,建立了地下水示踪剂迁移数值模型,计算了火山口地区地下水补径排时间。结果表明第一含水层的地下水年龄比第二含水层的地下水年龄要小,与同位素结果相吻合,其主要原因是在第一含水层与第二含水层之间有一个隔水层,而且隔水层的厚度较大。同时MODPATH表明第一含水层的流线的捕获时间都是1到2年左右,而第二含水层的地下水捕获时间是6年左右,地下水年龄明显比第一含水层的要大。6、根据雷州半岛地区地下水开发现状和潜在需求,设计了两种开发方案,利用所建立数值的模型,对开采方案进行了预测对比。按2010年开采水平,增加20%开采,如果都安排在赤坎、霞山、坡头水源地开采,那么就在2015年后会出现超采现象,所以在规划开采量布局时,除了上述3个水源地按照计算的开采外,欠缺部分按排在铺仔、太平水源地开采补充,并扩大地表水供水能力作为地下水不足部分的补充。如果在2015年及2020年分别在铺仔、东海岛及太平三个水源地开采地下水送到市区或就地工业用水,将会形成次级漏斗中心,同时产生水位迭加,三个水源地的预测水位降迭加,三个水源地的预测水位降2015年铺仔为14.88m、东山为9.37m、太平为13.25m；2020年预测水位下降幅度不大,铺仔为15.63m、东山为10.25m、太平为14.30m。论文主要特色及创新点：（1）根据研究区地下水系统自流井、泉的能够要素特征,采用渗流-管流模型刻画自流井和泉,并修改了MODFLOW程序,实现了对自流井、泉以及混合开采（或注水）井的模拟。（2）揭示了火山口对地下水循环特征的影响和控制作用,建立了火山口示踪剂迁移数值模型,计算了火山口附近地下水循环时间。（3）通过物理模拟试验,发现管道内的实际渗透系数与理想公式计算得到的渗透系数相差1-2个数量级,从而为渗流-管流模型进行自流井、泉数值模拟时的参数选取提供重要参考依据。问题及建议：边界条件的确定也是数值模拟中的难点之一。在数值模型的建立过程中,中、深层侧向边界在海域中的位置难以确定,对于水流模型,可以采用等效边界,但溶质运移模型,等效边界就存在明显不足。建议在以后的工作中,如能收集到研究区的边界资料或有专门的调查研究项目,尽可能对边界条件进行更为准确的刻画。
林丹[7]（2014）在《包气带变化及其对地下水补给的影响》文中研究指明地下水是华北平原的主要供水水源,主要接受降雨入渗补给。近几十年来,由于工农业及居民用水的双重作用,长期超采地下水（尤其是山前地带）导致浅层含水层水位埋深增大,出现大面积降落漏斗,引起包气带厚度增大,进而使得垂向入渗补给过程变得更为复杂。华北平原是我国重要的棉粮基地,农业用水占总用水量的70%以上。很多地区农业用水浪费严重,灌溉水量超过作物需求,导致灌溉回水成为该地区垂向入渗补给的重要组成部分。地下水补给研究在国内外干旱-半干旱地区（包括华北平原）已开展过很多,但包气带变化条件下入渗补给的复杂过程及补给评价的不确定性依然是我们面临的难题或挑战。准确合理地评价华北平原垂向入渗补给,对制定地下水合理开发利用方案和合理的灌溉制度、寻找灌溉-开采的平衡点、防止地下水位继续下降、保护该地区的地下水资源具有重要意义；同时,获得的补给速率可以为今后华北平原区域地下水模拟提供输入数据。为此,本文以包气带水文学、溶质运移理论等为支撑,在搜集研究区前人研究数据及研究结果的基础上,综合采用野外调查、室内外实验、分析测试等方法研究因长期超采引起的包气带变化及其对补给的影响,主要包括以下三部分内容：（1）通过一组长达7个月的非饱和-饱和带场地灌溉示踪实验,利用Tecplot软件将监测数据进行三维可视化,定性分析野外包气带中水流和溶质运移规律；同时根据时间矩分析法定量分析水分及溶质在三维非均质包气带中的入渗及运移规律。（2）选取因长期超采地下水的华北山前平原（石家庄地区）和中部平原（衡水地区）作为研究区开展地下水垂向入渗补给研究,综合利用质量平衡法、人工溴示踪法、非饱和达西法和一维非饱和流数值模型评价研究区垂向入渗补给,同时收集前人的研究结果作对比分析,并将各种方法评价的结果进行相互验证,以提高补给评价的可信度。（3）综合以上补给评价结果,讨论包气带变化（厚度增大、结构变化）和外界因素变化（土地利用、极端气候）对垂向补给的影响。通过上述研究得到以下主要结论：（1）非饱和-饱和带非均质场地灌溉示踪实验在低渗透性透镜体存在的非均质介质中,相对稳定的氯离子会产生明显的绕流现象；而氚的绕流现象不明显,即水流基本保持活塞流下移；但当示踪剂（氯离子）连续输入时间较短时,示踪剂向下运移规律并不能真实反映水流的真实运移特征。分析各控制点的穿透曲线可以得出,由于氯离子的轻微吸附作用使得氯离子峰值到达时间要比氚晚；上部低渗透性透镜体的存在对下部控制点的穿透时间影响不大,即上部低渗透性透镜体的存在对潜在补给的评价影响较小,故采用人工示踪剂评价潜在补给比较可信。分析淋洗曲线知若场地存在较多低渗透性透镜体,会使得氯离子的回收率偏低,导致利用氯离子质量平衡法计算的潜在补给速率比实际情况偏低。从整体上看,若非均质场地中高渗透性孔隙介质连通性较强,水分及溶质基本以活塞流形式下移。（2）多方法对比评价地下水垂向补给采用离子质量平衡法评价石家庄地区的垂向入渗补给得：F-、Cl和S042-适用于不灌溉林地的入渗补给评价,其补给速率依次为16.9、18.8和19.4mm/a。当考虑灌溉水输入,C1-适用于灌溉农田,评价得出灌溉农田区的补给速率为87.8-155.9mm/a。通过不同土地利用类型地区开展人工溴示踪实验得到：石家庄地区冬小麦-夏玉米农田的补给速率为54.5-466.4mm/a（其中2个点位的计算时段为雨季导致补给速率偏大）、果园的补给速率为110.1-564.3mm/a、树林的补给速率为0-20.5mm/a、平均补给系数为0.173；衡水地区冬小麦-夏玉米农田的补给速率为28.9-164.8mm/a、果园的补给速率为11.9-114.6mm/a、棉花地的补给速率为87.3-186.3mm/a、树林的补给速率为0-32.2mm/a,平均补给系数为0.100。在测试河北正定试验场包气带深部增厚区土壤水力参数的基础上,用非饱和达西法计算得包气带8.0-21.0m埋深范围内入渗补给速率为25-240mm/a。采用Hydrus1D软件并选取质量平衡法和达西法所涉及的钻孔资料建立模型,根据模型运行结果计算得到的补给速率、补给系数与场地实验评价的结果非常相似,证明一维非饱和数值模拟评价补给的可靠性。其中灌溉冬小麦-夏玉米轮作农田的补给速率、补给系数分别为48-89mm/a、0.053-0.096,不灌溉杨树林的补给速率、补给系数分别为12.3mm/a、0.024,不灌溉天然杂草试验场的补给速率、补给系数分别为83.4mm/a、0.165。本文采用氯离子质量平衡法得到的山前平原灌溉农田补给速率为65.9-126.8mm/a;采用人工溴示踪法得到的山前平原灌溉农田补给速率为54.5-466.4mm/a,中部平原灌溉农田补给速率介于11.9-238.8mm/a;采用一维非饱和流数值模拟计算的山前平原灌溉农田补给速率介于48.0-89.0mm/a。同时收集得到前人补给评价结果也大多介于此范围内,故本文的研究结果总体比较可信。（3）垂向入渗补给的影响因素①包气带变化对入渗补给的影响当包气带厚度在5m与10m之间时,石家庄地区冬小麦-夏玉米灌溉农田中三个钻孔根据质量平衡法计算的补给速率均比较稳定,没有太大的波动,即包气带厚度达到一定深度后,厚度继续增加,补给速率会保持稳定状态。根据人工溴示踪实验结果知华北平原山前平原和中部平原的平均补给系数分别为0.173、0.100。而山前平原多粉土、粘土,中部平原多砂壤土、壤土,说明岩性越粗,补给速率越大,反之亦然。因浅层水位持续下降,深部包气带砂性土发生一定的压密作用,使得土壤水力特性发生改变,即土体释水能力降低,进而影响到垂向入渗补给。此外,水位波动下降,若某-深度历史水位下降速率越慢,其土壤释水能力会更差,即水位下降速率大小对垂向入渗补给也有一定的影响。②外界因素对入渗补给的影响根据离子质量平衡法得出,对比灌溉冬小麦-夏玉米农田（DH01）和不灌溉杨树林（DH02）,不同离子评价的补给,都显示DH01的补给速率要大于DH02,表明灌溉在一定程度上加大了水分入渗速率,即会增大补给速率。通过野外人工溴示踪实验,得出研究区内灌溉是产生垂向补给的主要来源,灌溉量越大,地下水补给速率也越大。研究区灌溉量普遍偏大,冬小麦-夏玉米轮作的方式在一定程度上减小了输入水量对地下水补给速率的影响；制定合理的灌溉制度,使降雨和灌溉水基本满足冬小麦-夏玉米等作物生长所需,不过度灌溉和开采,才能避免水位下降过快,在一定程度上保护地下水。基于一维非饱和流数值模拟模型,改变土地利用类型、保持其他模型输入条件一致,对比其对入渗补给的影响,模型中在冬小麦、夏玉米、棉花、天然杂草、杨树林的生长期间灌溉水量分别为260、130、130、0、0mm。结果显示,当只种植冬小麦时,补给速率最大；当冬小麦-夏玉米轮作时,其补给速率略小；当土地利用为天然杂草时,补给速率最小；综合分析得出当土地利用为研究区最常见的冬小麦-夏玉米轮作时,对地下水储存最不利。此外,还研究讨论了1960年至2010年期间的历史极端气候条件（降雨、气温）对补给的影响。结果表明,日最大降雨量对补给速率的影响要比持续多天降雨量大；即使持续降雨天数达到极端大值,若在此期间日最大降雨量较小或者该极端值所在年份的年降雨量很小,都不能影响到补给速率；极端高温或者极端低温对补给速率影响不大。主要创新点：（1）通过非饱和-饱和场地示踪实验,揭示非均质包气带三维水分及溶质运移规律；（2）基于质量平衡法,综合利用Cr、F、SO42等天然示踪剂评价垂向补给,多方法相互验证,提高评价结果的可靠性；（3）揭示了包气带厚度增大和结构变化对地下水补给的影响。
靳晓辉[8]（2019）在《灌溉方式变化对半干旱农牧交错带地下水的影响研究》文中进行了进一步梳理地下水是半干旱农牧交错带经济发展和生态安全的关键,天然情况下降雨入渗是其主要的补给方式。近几十年灌溉农业发展迅速,半干旱农牧交错带成为我国重要的农业开发区,灌溉条件下地下水的补给主要来自降雨与灌溉回归水。随着灌区的发展以及灌溉技术的推广,膜下滴灌在西辽河平原得到了规模化的实施,对于普遍以地面灌为主的西辽河平原地区,推广膜下滴灌后将对降雨入渗和回归水量都产生重大影响,改变入渗补给临界埋深。一方面基本不会产生灌溉回归水,导致地下水的采补平衡水位上升,另一方面对降雨入渗补给地下水这一关键水文过程产生影响,进一步影响地下水的采补平衡水位,形成新的临界埋深,给区域水资源的合理开发利用带来新问题,对区域的水资源管理产生根本性的影响。因此揭示灌溉方式改变对降雨入渗补给地下水过程及地下水临界埋深的影响成为当前半干旱农牧交错带地下水科学管理面临的关键问题,同时对保障半干旱农牧交错带的地下水安全和水资源的可持续开发利用具有重要的现实意义。基于上述问题,本文通过在半干旱农牧交错带典型区西辽河平原设置田间原位观测、深层土壤取样、地下水埋深动态观测以及北京大兴人工控制降雨观测试验等多角度对比分析灌溉方式由传统地面灌改为膜下滴灌后对土壤水运动及水分入渗的影响。并在试验的基础上,利用土壤水动力学模型分析不同次降雨情景下膜下滴灌和地面灌降雨入渗的差异,此外还结合研究区内的降雨、灌溉及蒸散发等综合情况,模拟作物（玉米）生育期以及完整年内膜下滴灌和地面灌两种灌溉方式下的水分入渗差异。基于以上试验和模拟,通过改进地面灌条件下的降雨入渗补给地下水临界埋深计算模型,提出膜下滴灌方式下降雨入渗补给地下水临界埋深的机理和计算方法,定量计算灌溉方式改变后地下水临界埋深的改变,提出灌溉方式改变后保障农灌区地下水安全的控制性临界水位,并以此为管理目标探索膜下滴灌推广的适宜面积。形成的主要结论如下:（1）根据田间原位观测分析结果,膜下滴灌对于土壤含水量的影响可按照玉米的生长情况划分为以下两个阶段。一是覆膜苗期阶段:膜下滴灌的土壤初始含水量要比地面灌高5.8%,覆膜保墒明显提高土壤含水量。二是主要生长阶段:膜下滴灌提供相对更好的生长环境,玉米生长消耗水分导致其土壤水分亏缺大于渗量和入渗深度两个指标来体现。天然降雨情况下,综合两处试验点数据,膜下滴灌的次降雨有效入渗量小于地面灌,二者相差5.9%,即与地面灌相比,膜下滴灌的实施会减少降雨有效入渗量。就降雨入渗深度而言,单次降雨量在30mm左右时,入渗深度基本在2m以内,当雨量超过40mm后,两种灌溉方式下的降雨入渗深度基本都能达到2m,根据不同时刻入渗深度的大小比较关系趋势,地面灌的入渗深度将首先达到2m。（2）通过深层土壤（4-5m）取样分析表明,地面灌方式下土壤水分入渗深度可以达到5m或者更深,而膜下滴灌方式下土壤水分入渗深度较少能达到4m。通过监测井井水位动态数据得到,在汛前至汛后稳定阶段内,在灌溉、降水、蒸发等多种因素共同影响的条件下,地面灌区域降雨入渗补给和灌溉回归水补给地下水明显,井水位出现抬升现象,而膜下滴灌区域的井水位则处于下降趋势。玉米主要生长阶段内,大降雨事件对地面灌区域的地下水具有一定的补给作用,而膜下滴灌区域的地下水则基本接受不到降雨入渗的补给。（3）人工降雨条件下,入渗水量分析结果表明,降雨过程中膜下滴灌垄沟位置土壤水分增幅最大,地面灌次之,膜中位置增幅最小。降雨结束后垄沟位置水分消退明显,地面灌水分变化平缓。时间变化上垄沟位置水分最早增加,且水分在各深度间运移时间最短,地面灌次之,膜中位置存在明显延迟。结合两种灌溉方式下雨后不同时间的入渗深度,刻画出膜下滴灌方式下降雨的二维入渗形式,展现随雨量的增加和入渗的持续,波状曲面入渗逐渐坦化并趋于平面的入渗特征。（4）通过次降雨及完整年两种灌溉方式的水分入渗模拟,得出了不同土壤含水量情况下两种灌溉方式的入渗深度差异,综合西辽河平原降雨年内分布及作物生长情况,灌溉方式改变后入渗深度的变化趋势多属作物主要生长阶段模拟结果的范畴,即膜下滴灌的入渗深度都小于地面灌入渗深度;结合完整年模拟的水分通量和入渗深度结果,完整年入渗过程可分为入渗波动阶段、入渗显着阶段和入渗稳定阶段,膜下滴灌最终的入渗深度比地面灌小1.3m。（5）根据田间原位观测试验及人工降雨试验得到的两种灌溉方式在入渗过程、有效入渗量及土壤含水量上的差别,建立了膜下滴灌方式下降雨入渗补给地下临界埋深的计算方法,得到膜下滴灌方式下入渗补给地下水的临界埋深范围介于5.1～8.0m,则灌溉方式由传统地面灌改为膜下滴灌后地下水埋深的管理目标应该有所收紧。以此临界埋深为控制条件,引入开采强度法将膜下滴灌区域概化为开采区,根据开采强度和最大允许降深算得半干旱农牧交错带内膜下滴灌单片推广的面积宜控制在15万亩左右,以保障降雨对地下水的补给,维护区域的地下水安全。
宋浩[9]（2019）在《基于稳定同位素的新疆灌区田间灌溉入渗补给研究》文中提出新疆维吾尔自治区位于我国西北干旱地区,降雨量稀少且蒸发强烈,为了满足农作物生长需求,干旱地区的农业灌区经常使用地下水进行灌溉,而不合理开发利用地下水资源往往会导致众多环境问题,为了提高地下水资源的利用效率,迫切需要探究新疆灌区土壤水在包气带中的入渗运移特征。包气带作为地表水和地下水的关键联结带,对于包气带水分运动的研究一直是地下水科学界的热点问题,氢氧稳定同位素能够随水分运动,并且可以表征水分入渗、蒸发等过程,所以近年来稳定同位素技术已经成为研究包气带水分运移转化的重要手段。本文以新疆地区的霍城县灌区（伊犁河谷）和沙湾县灌区（玛纳斯河流域）作为试验区,为了研究不同岩性条件以及农作物类型对包气带水分迁移规律的影响,按照不同立地条件选取裸土区、荒漠区、农田区（按种植不同农作物,农田区可以分为玉米田、棉花田）作为试验点,野外试验与室内实验相结合,采用稳定同位素技术和数值模型方法,对不同田间土壤水的入渗运移和蒸发规律进行了分析,并在此基础上利用稳定同位素质量守恒法、水量守恒法、定位通量法和数值模型法计算了各个试验点灌溉入渗补给系数,主要取得了以下成果:（1）试验监测得灌溉前后黏土剖面含水率最大,细砂剖面氢氧稳定同位素较富集。根据总水头曲线得知裸土区、玉米田和棉花田分别在40cm、38cm、30cm处形成零通量面,并且零通量面以上同位素分馏效果明显,下部同位素较稳定;荒漠区在40cm处形成零通量面,但荒漠区在零通量面上下分馏效果都比较明显,表明在蒸发条件下,细砂剖面同位素分馏能力强于黏土剖面。（2）根据不同试验点的土壤蒸发线(δD和δ18O相关关系)得知裸土区的蒸发能力最强（蒸发线斜率为1.58）,其次是荒漠区、棉花田、玉米田,造成此现象的原因是裸土区具有天然剖面,并得出结论相比于岩性来说,温度梯度对土壤蒸发能力的影响更大,而裸土区18O漂移大的原因可能是土壤颗粒对重分子的吸引力更大。（3）对比不同灌溉水源,地表水灌溉时土壤水中氢氧稳定同位素富集程度强于地下水灌溉,并计算得裸土区（地下水灌溉）灌溉水混合比例为29.3%,棉花田（地表水灌溉）灌溉水混合比例为40.5%。对比不同岩性剖面,细砂剖面土壤水中稳定同位素分馏能力强于黏土剖面。对比玉米田与棉花田得知,玉米田在距地表30cm以上土壤含水率均小于棉花田,而40cm以下玉米田含水率均大于棉花区,表明玉米田作物需水量大于棉花田。（4）利用不同方法对田间灌溉补给系数进行了估算,计算结果为:裸土区在灌溉后12天的灌溉入渗补给系数为0.290.31,玉米田在灌溉后13天的灌溉入渗补给系数为0.370.39,荒漠区在灌溉后10天的灌溉入渗补给系数为0.260.27,棉花田在灌溉后11天的灌溉入渗补给系数为0.340.40,利用数值模型方法计算得第二次灌溉入渗补给系数为0.39左右,进一步表明高水量、高频率的农田灌溉会使灌溉水入渗至深层土壤而使农作物无法充分吸收利用,造成地表水或地下水资源的浪费。
汪丙国[10]（2008）在《地下水补给评价方法研究 ——以华北平原为例》文中认为地下水补给评价是地下水资源评价的重要组成部分,准确评价地下水的补给量或补给资源是分析水文循环规律、合理制定水资源规划和地下水可持续开采方案的基础,对于实现当地经济社会的可持续发展具有重要的战略意义,特别是干旱、半干旱的水资源短缺地区。近几十年来,受自然和人为因素的影响,华北平原气象、水文、土地利用、灌溉条件等都发生了较大的变化,地下水补给受这些因素的影响随之而变化。如用于计算降雨或灌溉入渗补给的主要参数降雨入渗系数和灌溉入渗系数一般都只考虑了包气带岩性和地下水位埋深两个因素,很少考虑土地利用类型、节水措施的变化。因此,探讨节水措施（如灌溉方式、秸秆覆盖等）以及土地利用方式对地下水补给的影响也就显得尤其重要;对环境条件（如水位埋深、灌溉、土地利用、气象等）变化情况下,如何适时动态评价地下水补给也是一个迫切需要解决的问题。另外,地下水侧向补给量的计算一般采用达西断面法求取,计算中需要水力坡度、水力传导度、含水层分布等参数,而这些参数求取困难而且具有很大的不确定性,因此如何解决这些参数的不确定性问题,并力求在评价方法上有所突破,以提高评价的可靠性,也就显得异常重要。目前地下水补给评价方法很多,鉴于不同的研究对象（包气带、饱水带）,评价方法不同,而不同评价方法适用的时空尺度、范围以及可靠性不同,如何根据研究问题的需要,选择合适的方法进行地下水补给评价就显得特别重要。因此,迫切需要探讨不同评价方法的适用性,建立不同评价方法评价的时空尺度、范围以及可靠性档案,为地下水的补给评价提供可靠的理论和方法保障。因此,选择可信度高的评价方法准确评价地下水的补给量,对于揭示地下水补给的时空变化规律,完善地下水资源评价的理论与方法,具有重要的理论与现实意义。鉴于地下水补给和评价方法的不确定性,本文通过在华北平原选择典型区开展地下水补给评价的综合试验,尝试利用地下水天然流速测井技术,开展盆地孔隙水系统的山前侧向补给量评价,多通道获取包气带、饱水带水分时空变化信息,综合采用天然环境氯离子示踪方法、人工氚溴联合示踪技术、土壤水分通量法、多模块集中参数模型（EARTH）以及饱和——非饱和水流数值模型（HYDRUS-ID）等多通道方法评价地下水垂向入渗补给强度,揭示了地下水补给的时空变化规律,提出适合研究需要可信度高的地下水补给评价方法。主要结论如下:1.利用地下水天然流速测井技术测得鹿泉—灵寿46km的山前地带含水层渗透流速为0.11-1.16m/d,鹿泉—灵寿46.2km实际测流断面的侧向补给量为5073.19×104m3/a,其中鹿泉市境内测段的侧向补给量为3555.61×104m3/a,该结果与鹿泉市水利局1992年采用达西断面法的计算结果（3972.9×104m3/a）基本吻合。表明,同位素流速测井技术在提供地下水流速、流向、含水层分布等信息基础上,采用“流速断面法”计算山前地下水侧向补给量,方法可行,结果可信。采用“流速断面法”无需水力梯度和水力传导度等参数,可以克服获取参数的困难以及参数的不确定性问题,提高了地下水侧向补给量评价的可信度,是对山前地下水侧向补给量评价方法的重要补充,在水资源调查评价中具重要实际意义。2.采用运用天然环境氯离子质量平衡方法求得鹿泉和栾城多年平均大气降水垂向入渗补给强度分别为63.7mm/a和60.8mm/a,分别占多年平均降雨量的12.3%和12.5%;运用氯离子累积法计算的鹿泉和栾城多年平均大气降水垂向入渗补给强度分别为45.19mm/a和45.46mm/a,其值相对于氯离子质量平衡法偏小。该方法在河北平原山前地带水位埋深大的淡水区应用较好,在浅层咸水分布区、盐渍化地区、受灌溉（或施肥）影响的地区以及地下水水位埋深小的地区应用受到限制。3.应用人工氚、溴示踪方法评价了研究区不同灌溉方案、不同包气带岩性、不同土地利用方式以及秸秆覆盖状况等条件下的地下水垂向入渗补给强度（0.00-1.05mm/d,均值0.35mm/d）和综合入渗补给系数（0.0-42.5%,均值15.9%）,揭示了地下水垂向入渗补给的时空变化规律,主要表现为:一般畦灌农田的入渗补给强度（0.29-0.65mm/d）大于不灌溉荒地（0.15-0.32mm/d）:一般畦灌农田（0.42-0.58mm/d）大于节水喷灌农田（0.17-0.23mm/d）,不灌溉荒地（0.22-0.32mm/d）大于节水喷灌农田;不盖秸秆灌溉农田（0.56-0.80mm/d）大于覆盖秸秆灌溉农田（0.44-0.60mm/d）;菜地（0.70mm/d）大于冬小麦-夏玉米田（0.38mm/d）:花生地（0.51mm/d）大于桃园（0.43mm/d）。氚溴示踪结果对比分析表明,溴的计算的补给量相对于氚平均高23%,这可能是由于“阴离子排斥效应”所致。该方法相对于历史示踪剂具有定时、定位和定量投放的优点,可以克服土壤根系、大空隙流和耕作的影响。但由于该法没有考虑优先流的入渗补给,评价结果可能偏小,在优先流补给占较大份额时,该方法的精度降低,其使用受到限制。该方法在地下水位埋深较大的地区应用效果好,但在潜水位浅埋的地区应用受限,有必要开展地下水位浅埋区的示踪试验,探讨运用示踪技术定量确定潜水补给与蒸发的可能性。4.运用土壤水分通量法确定了不同水位埋深条件下不同土壤水分调控下的地下水垂向补给量,研究结果表明在大水位埋深条件下,覆盖秸秆麦田的地下水垂向入渗补给量比不盖秸秆的小,土壤水腾发量和消耗量也比不覆盖的小,说明秸秆覆盖不利于大气降水、灌溉水的入渗补给,但可以保持土壤水分,抑制土壤水分蒸发;在小水位埋深条件下,降水或灌溉量小（约45mm）时,基本不产生入渗补给,采用该法计算的精度和可靠性大大降低,研究还表明秸秆或膜覆盖可显着减少潜水蒸发量和土壤水腾发量,充分利用土壤水,揭示了其土壤水分调控机理;并对该法计算的入渗补给强度和氚示踪法进行了对比,评价结果基本一致,二者可以相互印证。5.综合运用气象、土壤水和地下水动态观测资料,建立了集中参数模型（EARTH）模型,对典型区地下水补给量和补给过程进行了模拟,进一步揭示了地下水补给的时空变化规律,研究表明从山前到滨海,年入渗补给量和综合入渗补给系数呈递减趋势,年降雨和灌溉量是影响年入渗补给量的决定性因子。根据模拟结果,通过逐步回归分析方法,找出了不同水位埋深下影响地下水补给量（或根层渗漏量）的控制因子,并建立了地下水补给量（或根层渗漏量）与相关因子的响应关系模型。研究表明:在大水位埋深条件下,潜在腾发量（ETp）、降雨量（P）、地下水位（H）和灌溉量（I）是影响地下水入渗补给量（Rd）的主要控制因子,其响应关系可用Rd=1.754-0.065ETp-0.005P-0.045H-0.002I来表示,降雨量和灌溉量是影响根层渗漏量(Rp的主要控制因子,其响应关系可用Rp=0.287+0.463P+0.224I来表示:在小水位埋深条件下,土壤储水量（S）、灌溉量和地下水位是影响地下水入渗补给量的主要控制因子,其响应关系可用Rd=14.142+0.029S-0.0161-0.068H来表示,对于根层渗漏量,所有变量均为控制因子,其响应关系可用Rp=-8.34+0.222P+0.081I+0.021S-0.152H-0.059ETp来表示。6.运用一维变饱和水流数值模拟模型（HYDRUS-ID）确定的典型区地下水垂向补给强度和综合入渗补给系数分别为:鹿泉258.22 mm/a（31.1%）、栾城215.25 mm/a（23.4%）、衡水47.95 mm/a（9.4%）、德州220.35 mm/a（20.0%）、沧州209.34 mm/a（24.5%）,这与EARTH模型所揭示的规律基本一致。对比有无灌溉条件下地下水入渗补给量的模拟结果,结果表明:无灌溉条件下地下水补给明显减小,灌溉入渗补给占降水和灌溉总入渗补给的13.86-41.68%,鹿泉典型区最大,达41.68%,说明目前的灌水定额（一般为750-900m3/ha）过大,灌水定额宜控制在450-675m3/ha,基本上不产生灌溉渗漏,可以达到节水的目的。7.对不同评价方法的评价结果进行了对比,分析了不同评价方法的适用条件和局限性,提出要根据研究目标、气候条件、不同评价方法的评价范围和时空尺度、精度和可靠性以及时间和经济因素等方面来优选合适的地下水补给评价方法,在此基础上,结合华北平原对不同评价方法在区域的应用进行了探讨。本文创新点体现在:（1）运用同位素测井技术确定山前地下水侧向补给量,可以克服获取水力梯度、水力传导度等参数的困难以及参数的不确定性问题,提高了地下水侧向补给量评价的可信度,是对山前地下水侧向补给量评价方法的重要补充,在水资源调查评价中具重要实际意义:（2）综合运用天然环境氯离子示踪技术、人工氚溴联合示踪技术、土壤水分通量法、多模块集中参数模型和非饱和流数值模型等方法确定了华北平原典型区的地下水垂向入渗补给强度,多种方法相互印证,这在方法上是一种创新;（3）通过人工氚、溴示踪试验,发现溴计算的补给强度比氚平均高23%,这为溴作为示踪剂进行地下水补给评价提供了较为可靠的保证;（4）揭示了不同水位埋深条件下秸秆或膜覆盖对土壤水分的调控机理;（5）提出了不同水位埋深条件下影响地下水补给量（或根层渗漏量）的控制因子,并建立了地下水补给量（或根层渗漏量）与相关因子的响应关系模型。
二、平原地区降雨入渗补给地下水的模拟试验研究方法（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、平原地区降雨入渗补给地下水的模拟试验研究方法（论文提纲范文）
（1）潜水位下降对入渗补给的影响研究 ——以华北平原为例（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 研究背景及意义 |
| §1.2 研究进展及存在问题 |
| 1.2.1 入渗补给影响因素研究 |
| 1.2.2 入渗补给量评价方法 |
| 1.2.3 华北平原入渗补给研究 |
| 1.2.4 存在问题 |
| §1.3 研究目标 |
| §1.4 研究内容与思路 |
| 第二章 研究区概况及研究方法 |
| §2.1 研究区概况 |
| §2.2 基于地中渗透仪的入渗试验 |
| 2.2.1 试验场概况 |
| 2.2.2 改进后的地中渗透仪介绍 |
| 2.2.3 试验方案设计 |
| §2.3 人工溴示踪试验 |
| 2.3.1 人工溴示踪法原理 |
| 2.3.2 溴示踪方案设计 |
| §2.4 温度示踪法原理 |
| §2.5 变饱和水流数值模型及模拟方案介绍 |
| 2.5.1 模型介绍 |
| 2.5.2 数学模型 |
| 2.5.3 边界条件及初始条件 |
| 2.5.4 模拟方案设计 |
| 第三章 潜水位下降影响入渗补给剖析 |
| §3.1 一维均质潜水位下降模型构建 |
| §3.2 水位下降影响补给的几个关键问题 |
| 3.2.1 补给量随埋深变化的垂向分带性 |
| 3.2.2 有效补给概念 |
| 3.2.3 补给响应问题 |
| 3.2.4 水位下降非稳定阶段分析 |
| §3.3 潜水位下降影响入渗补给问题分析思路 |
| §3.4 小结 |
| 第四章 潜水位下降条件下的包气带表层水均衡变化 |
| §4.1 补给量 |
| 4.1.1 基于地中渗透仪的入渗补给评价 |
| 4.1.2 溴示踪法评价入渗补给 |
| 4.1.3 基于变饱和水流模型的补给量评价 |
| 4.1.4 基于温度示踪法的入渗速率评价 |
| §4.2 潜水蒸发 |
| 4.2.1 基于地中渗透仪及数值模拟的潜水蒸发评价 |
| 4.2.2 溴示踪法对于潜水蒸发的指示意义 |
| §4.3 降水灌溉对表层水均衡的影响 |
| 4.3.1 典型区概况 |
| 4.3.2 模型介绍 |
| 4.3.3 结果及讨论 |
| §4.4 地表径流 |
| 4.4.1 模型设计 |
| 4.4.2 模拟结果 |
| §4.5 小结 |
| 第五章 包气带岩性结构影响下的入渗补给规律 |
| §5.1 包气带岩性对地下水补给的影响 |
| 5.1.1 模型构建 |
| 5.1.2 岩性差异分析 |
| 5.1.3 土壤水力参数敏感性分析 |
| 5.1.4 实例分析 |
| §5.2 包气带透镜体对地下水补给的影响 |
| 5.2.1 模型设计 |
| 5.2.2 模拟结果 |
| §5.3 层状非均质包气带结构对地下水补给的影响 |
| 5.3.1 模型概述 |
| 5.3.2 模拟结果 |
| §5.4 小结 |
| 第六章 华北平原典型区补给变化探讨 |
| §6.1 场地尺度的地质结构模型介绍及数值模型构建 |
| §6.2 典型区补给特征及变化规律 |
| §6.3 小结 |
| 第七章 结语 |
| §7.1 主要结论 |
| §7.2 论文创新点 |
| §7.3 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（2）人类活动影响下地下水环境研究 ——以宁夏卫宁平原为例（论文提纲范文）
| 附件 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究的目的和意义 |
| 1.2 国内外研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 存在的问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 创新点 |
| 1.5 小结 |
| 第二章 地下水环境及地下水环境研究 |
| 2.1 地下水环境 |
| 2.2 人类活动对地下水环境的影响 |
| 2.3 人类活动导致的地下水环境问题 |
| 2.3.1 地下水污染 |
| 2.3.2 地下水污染引起的地表水污染 |
| 2.3.3 土壤次生盐渍化 |
| 2.3.4 地下水超采引起的地下水位持续下降 |
| 2.3.5 地下水超采引起的其它生态地质环境问题 |
| 2.4 人类活动影响下地下水环境研究主要方法 |
| 2.4.1 水文地球化学理论与方法 |
| 2.4.2 环境同位素技术 |
| 2.4.3 数值模拟 |
| 2.4.4 3S 技术 |
| 2.4.5 现场与实验室试验（实验） |
| 2.4.6 地下水监测 |
| 2.5 人类活动影响下地下水环境研究的理论与方法体系 |
| 2.6 小结 |
| 第三章 人类活动影响下地下水形成条件的演变 |
| 3.1 卫宁平原概况 |
| 3.1.1 地理位置 |
| 3.1.2 气象水文 |
| 3.1.3 地形地貌 |
| 3.1.4 水文地质条件 |
| 3.1.5 地下水开发利用现状 |
| 3.1.6 地下水水质现状 |
| 3.1.7 卫宁平原地下水环境问题 |
| 3.2 卫宁平原引黄灌区的开发与环境演化 |
| 3.3 人类活动影响下卫宁平原地下水形成条件的演变 |
| 3.3.1 地下含水系统和水流系统的演变 |
| 3.3.2 地下水补给源的变化 |
| 3.3.3 地下水排泄途径的变化 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 人类活动影响下地下水化学的形成、分布与演化 |
| 4.1 卫宁平原地下水水化学特征 |
| 4.1.1 基本统计分析 |
| 4.1.2 主要组分的空间变化 |
| 4.1.3 水化学类型 |
| 4.1.4 地下水流向上的水化学变化 |
| 4.2 卫宁平原地下水化学形成机制 |
| 4.2.1 Gibbs 地下水化学形成机制 |
| 4.2.2 离子来源的相关性分析 |
| 4.2.3 地下水水质多元统计分析 |
| 4.3 卫宁平原地下水水化学影响因素 |
| 4.3.1 地质与水文地质条件 |
| 4.3.2 补给水成分的影响 |
| 4.3.3 溶滤作用 |
| 4.3.4 岩石风化作用 |
| 4.3.5 阳离子交换作用 |
| 4.3.6 蒸发浓缩作用 |
| 4.3.7 人类活动影响 |
| 4.4 人类活动对地下水环境影响的同位素证据 |
| 4.4.1 同位素取样与分析 |
| 4.4.2 氢氧稳定同位素特征及其对人类活动的指示 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 地下水环境试验研究：径向收敛流弥散试验 |
| 5.1 概述 |
| 5.2 径向收敛流弥散理论 |
| 5.2.1 径向收敛流溶质运移模型 |
| 5.2.2 模型的解 |
| 5.3 径向收敛流弥散试验方法及其参数求解 |
| 5.3.1 试验方法 |
| 5.3.2 弥散参数求解方法 |
| 5.4 卫宁平原野外弥散 |
| 5.4.1 试验过程介绍 |
| 5.4.2 参数求解 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 人类活动对地下水环境的影响预测 |
| 6.1 概述 |
| 6.2 地下水流模型 |
| 6.2.1 水文地质概念模型 |
| 6.2.2 数学模型 |
| 6.2.3 几何模型 |
| 6.2.4 模型设计 |
| 6.2.5 模型求解 |
| 6.2.6 模型校正与验证 |
| 6.3 地下水水质模型 |
| 6.3.1 水质概念模型 |
| 6.3.2 水质数学模型 |
| 6.3.3 水质模型设计 |
| 6.3.4 水质模型求解 |
| 6.3.5 模型校正与验证 |
| 6.4 卫宁平原区域地下水位变化趋势 |
| 6.5 美利纸业速生林基地灌溉对地下水环境的影响预测 |
| 6.5.1 美利纸业速生林基地灌溉 |
| 6.5.2 速生林基地灌溉对地下水位的影响 |
| 6.5.3 速生林基地灌溉对地下水质的影响 |
| 6.5.4 速生林基地灌溉对地下水环境的影响预测 |
| 6.5.5 应对速生林基地灌溉的地下水环境保护措施 |
| 6.6 高阶地灌溉对地下水环境的影响预测 |
| 6.6.1 高阶地灌溉对地下水位的影响 |
| 6.6.2 应对土壤次生盐渍化的工程措施 |
| 6.6.3 南山台子高阶地灌溉诱发盐渍化的防治对策与建议 |
| 6.7 小结 |
| 第七章 人类活动影响下的地下水环境监测体系建设 |
| 7.1 概述 |
| 7.2 卫宁平原地下水监测现状及存在问题 |
| 7.3 地下水监测指标及监测频率 |
| 7.4 地下水监测井设计 |
| 7.4.1 监测井布设的原则 |
| 7.4.2 监测井优化布设 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 人类活动影响下的地下水环境研究：机遇与挑战 |
| 8.1 研究所面临的挑战 |
| 8.1.1 研究的复杂性 |
| 8.1.2 研究的长期性 |
| 8.1.3 研究的不确定性 |
| 8.1.4 对专业技术人员能力的挑战 |
| 8.1.5 对合作及数据共享机制的挑战 |
| 8.1.6 对先进技术手段的挑战 |
| 8.2 研究所带来的机遇 |
| 8.2.1 促进多学科交叉发展 |
| 8.2.2 促进地下水环境基础理论的研究 |
| 8.2.3 促进地下水监测与数据共享 |
| 8.2.4 促进新技术、新方法和新手段的发展 |
| 8.2.5 促进地下水科学基础教育的发展 |
| 8.3 需重点研究的领域 |
| 8.3.1 人类活动影响下区域地下水形成与演化规律研究 |
| 8.3.2 人类活动影响下的地下水可持续利用与科学管理研究 |
| 8.3.3 人类活动影响下的地下水环境监测研究 |
| 8.3.4 人类活动对地下水化学的影响及其反馈机制 |
| 8.3.5 人类活动影响下水文地球化学模拟 |
| 8.3.6 多组分反应性溶质运移机理与模拟研究 |
| 8.3.7 利用同位素技术甄别人类活动对地下水环境的影响 |
| 8.3.8 地下水污染修复研究 |
| 8.3.9 地下水区域环境背景值研究 |
| 8.3.10 人类活动影响下地下水环境研究的理论与方法研究 |
| 8.4 小结 |
| 结论与建议 |
| 结论 |
| 建议 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录1 熵权 TOPSIS 水质评价法 |
| 附录2 地下水水质综合评价结果 |
| 附录3 灌溉水水质评价结果 |
| 附录4 径向收敛流弥散试验标准曲线 VB 计算程序 |
| 攻读学位期间取得的成果 |
| 学术论文 |
| 第一作者/通讯作者 |
| 第二作者及其它 |
| Book Reviews |
| 参编的教材 |
| 参加的学术会议 |
| 科研项目 |
| 主持的项目 |
| 参加的项目 |
| 荣誉与奖励 |
| 致谢 |
（3）基于SWAT与Visual Modflow的海伦市水资源模拟与合理配置研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地表水文模型研究 |
| 1.2.2 地下水数值模拟研究 |
| 1.2.3 地表水-地下水耦合模拟 |
| 1.2.4 生态环境需水量 |
| 1.2.5 水资源合理配置 |
| 1.2.6 存在的问题与不足 |
| 1.3 研究内容与研究方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法与技术路线 |
| 1.4 科学问题及创新点 |
| 1.4.1 科学问题 |
| 1.4.2 创新点 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.1.1 交通位置 |
| 2.1.2 社会经济概况 |
| 2.2 气象水文条件 |
| 2.2.1 气象 |
| 2.2.2 水文 |
| 2.3 地形地貌 |
| 2.4 地质概况 |
| 2.2.1 古生界 |
| 2.2.2 中生界 |
| 2.2.3 新生界 |
| 2.2.4 侵入岩 |
| 2.2.5 构造 |
| 2.5 水文地质条件 |
| 2.5.1 地下水形成与分布 |
| 2.5.2 地下水类型及含水层 |
| 2.5.3 地下水的补、径、排条件 |
| 2.5.4 地下水动态特征 |
| 2.5.5 地下水水化学 |
| 2.6 水资源开发利用 |
| 2.6.1 水利工程 |
| 2.6.2 现状供水量 |
| 2.6.3 现状用水量 |
| 2.7 地表水水质现状 |
| 2.7.1 样品采集 |
| 2.7.2 水质评价 |
| 2.8 地下水水质现状 |
| 2.8.1 样品采集 |
| 2.8.2 水质评价 |
| 2.9 本章小结 |
| 第3章 基于SWAT的海伦市地表水径流模拟 |
| 3.1 模拟理论与运算过程 |
| 3.1.1 地表径流 |
| 3.1.2 蒸散发量 |
| 3.1.3 土壤水分运移 |
| 3.1.4 地下水 |
| 3.1.5 河道汇流 |
| 3.2 数据库构建 |
| 3.2.1 DEM高程数据 |
| 3.2.2 土地利用类型数据 |
| 3.2.3 土壤类型数据 |
| 3.2.4 气象资料 |
| 3.3 模型建立与运行 |
| 3.3.1 子流域 |
| 3.3.2 水文响应单元 |
| 3.3.3 模型运行 |
| 3.4 结果分析 |
| 3.4.1 模型的验证 |
| 3.4.2 模拟结果 |
| 3.4.3 各乡镇地表水资源量 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 地表水-地下水耦合模型 |
| 4.1 模型简介与耦合原理 |
| 4.1.1 模型简介 |
| 4.1.2 耦合原理 |
| 4.2 水文地质概念模型 |
| 4.2.1 含水层概化 |
| 4.2.2 边界条件概化 |
| 4.3 数学模型及其离散 |
| 4.3.1 数学模型 |
| 4.3.2 模型的离散 |
| 4.4 参数分区与初始条件 |
| 4.4.1 渗透系数分区 |
| 4.4.2 初始水头 |
| 4.5 源汇项输入 |
| 4.5.1 地下水的补给 |
| 4.5.2 地下水的排泄 |
| 4.6 模型的识别与验证 |
| 4.6.1 模型的识别 |
| 4.6.2 模型的验证 |
| 4.7 模型计算结果 |
| 4.7.1 海伦市地下水资源量 |
| 4.7.2 各乡镇地下水资源量 |
| 4.8 本章小结 |
| 第5章 流域水文过程模拟与预报 |
| 5.1 研究方法 |
| 5.1.1 R/S法(重标极差法) |
| 5.1.2 Morlet(小波法) |
| 5.1.3 降雨量分析与延展 |
| 5.1.4 测站降雨量分析与计算 |
| 5.2 2030年地表径流模拟与预报 |
| 5.2.1 通肯河流域 |
| 5.2.2 扎音河流域 |
| 5.2.3 海伦河流域 |
| 5.2.4 克音河流域 |
| 5.2.5 三道乌龙沟 |
| 5.3 各乡镇地表径流量 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 地下水的模拟与预报 |
| 6.1 地下水水量、水位预报 |
| 6.1.1 2025年地下水水量、水位预报 |
| 6.1.2 2025年各乡镇地下水资源量 |
| 6.1.3 2030年地下水水量、水位预报 |
| 6.1.4 2030年各乡镇地下水资源量 |
| 6.2 地下水水质预报 |
| 6.2.1 地下水取样 |
| 6.2.2 溶质运移数学模型 |
| 6.2.3 典型离子模拟与预测 |
| 6.3 本章小结 |
| 第7章 水资源供需平衡分析 |
| 7.1 供水量分析 |
| 7.1.1 供水量现状分析 |
| 7.1.2 地表水供水能力预测 |
| 7.1.3 地下水供水能力 |
| 7.2 需水量分析 |
| 7.2.1 现状用水量 |
| 7.2.2 生态环境需水量 |
| 7.2.3 生态环境需水量(W_E)计算结果 |
| 7.2.4 需水量预测 |
| 7.3 水资源供需平衡分析 |
| 7.4 本章小结 |
| 第8章 水资源合理配置 |
| 8.1 遵循的原则 |
| 8.2 研究方法 |
| 8.2.1 目标函数 |
| 8.2.2 约束条件 |
| 8.3 灰色模型对水资源的预测 |
| 8.3.1 模型建立 |
| 8.3.2 模型的求解 |
| 8.4 水资源合理配置 |
| 8.4.1 合理配置评价指标体系 |
| 8.4.2 熵权法确定权重 |
| 8.4.3 多目标智能灰靶决策模型 |
| 8.4.4 评价结果 |
| 8.4.5 乡镇水资源配置结果 |
| 8.5 本章小结 |
| 第9章 结论与展望 |
| 9.1 结论 |
| 9.2 存在问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介及博士研究生期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（4）基于土壤水入渗补给的优先流定量研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 选题背景及其意义 |
| 第二节 国内外研究的现状 |
| 第三节 项目来源 |
| 第四节 研究内容与技术路线 |
| 本章小结 |
| 第二章 研究区概况 |
| 第一节 栾城研究区概况 |
| 第二节 衡水研究区概况 |
| 本章小结 |
| 第三章 试(实)验设计 |
| 第一节 土壤水动态试验 |
| 第二节 示踪试验 |
| 第三节 田间染色试验 |
| 第四节 室内土柱实验 |
| 本章小结 |
| 第四章 降雨-灌溉过程中优先流定量评价 |
| 第一节 田间优先流现象普遍存在 |
| 第二节 优先流程度定量化 |
| 第三节 优先流程度与土壤表层初始含水量关系 |
| 第四节 优先流程度与降雨或灌溉量关系 |
| 本章小结 |
| 第五章 人工示踪方法评价地下水入渗补给中优先流程度 |
| 第一节 地下水入渗补给评价原理 |
| 第二节 地下水入渗补给量评价 |
| 第三节 优先流程度评价 |
| 本章小结 |
| 第六章 田间染色示踪方法评价优先流程度 |
| 第一节 图像校正 |
| 第二节 优先流空间分布特征 |
| 第三节 大孔隙优先流程度定量评价 |
| 本章小结 |
| 第七章 室内土柱物理模拟方法评价优先流程度 |
| 第一节 实验土柱概况 |
| 第二节 实验结果分析 |
| 本章小结 |
| 第八章 数值模拟方法评价优先流程度 |
| 第一节 土壤水动态试验模拟 |
| 第二节 室内实验模拟 |
| 本章小结 |
| 结论与建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
（5）鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水—地下水转化机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 包气带水分运移 |
| 1.2.2 界面动力学 |
| 1.2.3 参数变异性 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究内容、研究方法及技术路线 |
| 1.3.1 研究目的 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 学术思想 |
| 1.3.4 技术路线与研究方法 |
| 1.4 主要创新点 |
| 第二章 包气带水分运移基础理论 |
| 2.1 包气带水的形态和能态 |
| 2.1.1 包气带水的形态 |
| 2.1.2 包气带水的能态 |
| 2.2 包气带水分运移和热传导的基本方程 |
| 2.2.1 基本定律 |
| 2.2.2 包气带水分运移的基本方程 |
| 2.2.3 包气带中热传导的基本方程 |
| 2.3 包气带水汽热耦合模型的基本方程 |
| 2.3.1 包气带水汽热耦合模型的基本方程 |
| 2.3.2 定解条件 |
| 2.4 模型的求解 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 包气带水分运移的影响因素 |
| 3.1 地表立地条件 |
| 3.1.1 地形地貌 |
| 3.1.2 气象因素 |
| 3.2 包气带岩性结构 |
| 3.3 包气带状态变量 |
| 3.3.1 包气带剖面温度 |
| 3.3.2 包气带孔隙中气体 |
| 3.4 植被 |
| 3.5 地下水埋深 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 鄂尔多斯盆地风沙滩地区地下水循环规律 |
| 4.1 自然地理概况 |
| 4.1.1 研究区范围 |
| 4.1.2 地形地貌 |
| 4.1.3 气象水文 |
| 4.2 区域水文地质条件 |
| 4.2.1 区域水文地质特征 |
| 4.2.2 包气带岩性结构特征 |
| 4.3 地下水补径排条件 |
| 4.3.1 地下水补给 |
| 4.3.2 地下水径流 |
| 4.3.3 地下水排泄 |
| 4.4 浅层地下水循环 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水分运移的试验 |
| 5.1 试验方法概述 |
| 5.2 室内物理模拟 |
| 5.2.1 蒸发条件下包气带水汽热运移的试验研究 |
| 5.2.2 降雨条件下包气带水气二相运移的试验研究 |
| 5.3 原位试验 |
| 5.3.1 原位试验场简介 |
| 5.3.2 原位试验场综合剖面试验原理 |
| 5.3.3 原位试验场综合剖面试验设计 |
| 5.4 包气带特征参数测定 |
| 5.4.1 试验介质的物理特性 |
| 5.4.2 包气带水分特征参数的试验研究 |
| 5.4.3 包气带热特征参数的试验研究 |
| 5.4.4 包气带水气二相参数的确定 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水分运移动特征 |
| 6.1 原位剖面包气带渗流特征 |
| 6.1.1 原位剖面的包气带岩性结构特征 |
| 6.1.2 上粗下细包气带岩性结构的渗流特征 |
| 6.1.3 上细下粗包气带岩性结构的渗流特征 |
| 6.1.4 包气带水分运移的基本类型 |
| 6.1.5 不同类型岩性结构包气带水分分带特征 |
| 6.1.6 不同岩性结构含水率变规律 |
| 6.2 不同激励条件下包气带水分运移规律 |
| 6.2.1 蒸发条件下包气带水汽热运移的试验结果分析 |
| 6.2.2 降雨条件下包气带水气二相运移的试验结果分析 |
| 6.3 包气带水-地下水转化规律 |
| 6.3.1 降雨入渗补给地下水规律 |
| 6.3.2 潜水蒸发规律 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 鄂尔多斯盆地风沙滩地区界面动力学 |
| 7.1 界面动力学类型及研究方法 |
| 7.1.1 界面动力学类型 |
| 7.1.2 研究方法综述 |
| 7.2 土-气界面动力学 |
| 7.2.1 土-气界面动力学过程 |
| 7.2.2 土面蒸发量确定 |
| 7.2.3 土面入渗量 |
| 7.3 水-气界面动力学 |
| 7.3.1 水面蒸发动力学 |
| 7.3.2 水面蒸发量 |
| 7.3.3 水面蒸发与土面蒸发之间对比分析 |
| 7.4 地下水界面动力学 |
| 7.4.1 地下水界面动力学过程 |
| 7.4.2 影响地下水界面的因素 |
| 7.5 本章小结 |
| 第八章 鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水分运移的动力学 |
| 8.1 水文地质概念模型 |
| 8.1.1 包气带水分运移垂向一维水文地质概念模型 |
| 8.1.2 包气带水分运移剖面二维水文地质概念模型 |
| 8.2 包气带水分运移的动力学模型 |
| 8.2.1 等温条件下水分转化的数学模型 |
| 8.2.2 非等温条件下包气带水分运移的数学模型 |
| 8.3 等温条件下包气带水分运移的数值模拟 |
| 8.3.1 模型的识别与验证 |
| 8.3.2 不同岩性结构包气带水分运移规律研究 |
| 8.3.3 不同降雨条件下包气带水气二相运移规律分析 |
| 8.4 非等温条件下包气带水分运移的数值模拟 |
| 8.4.1 模型的识别和验证 |
| 8.4.2 边界问题的确定 |
| 8.4.3 不同温度梯度条件下包气带水汽热运移规律 |
| 8.5 包气带水-地下水转化规律研究 |
| 8.5.1 降雨入渗规律 |
| 8.5.2 潜水蒸发规律 |
| 8.6 本章小结 |
| 第九章 鄂尔多斯盆地风沙滩地区地下水可再生资源量评价 |
| 9.1 地下水可再生资源概念及内涵 |
| 9.1.1 地下水可再生资源概念 |
| 9.1.2 地下水可再生资源特征 |
| 9.1.3 地下水可再生资源的影响因素 |
| 9.2 地下水可再生性评价方法 |
| 9.2.1 地下水可再生性评价总体思路 |
| 9.2.2 指标体系建立及评价方法确定 |
| 9.3 地下水可再生性评价 |
| 9.3.1 研究区基本水文地质条件 |
| 9.3.2 评价基本单元构建 |
| 9.3.3 评价结果 |
| 9.4 地下水可再生资源量评价 |
| 9.4.1 气象资料分析 |
| 9.4.2 地下水可再生性评价 |
| 9.4.3 地下水可再生资源量月变化规律 |
| 9.4.4 不同地貌单元地下水再生资源量变化规律 |
| 9.5 本章小结 |
| 总结与展望 |
| 结论 |
| 研究展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（6）雷州半岛地下水循环规律及合理开发利用研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 目录 |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 问题的提出及研究目的意义 |
| 1.1.1 问题的提出 |
| 1.1.2 研究目的和意义 |
| §1.2 国内外研究综述 |
| 1.2.1 国内外研究现状 |
| 1.2.2 存在问题 |
| §1.3 研究目标、内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 拟解决的关键问题 |
| 1.3.4 研究方法及技术路线 |
| §1.4 论文结构 |
| 第二章 自然地理及区域地质条件概况 |
| §2.1 自然地理条件 |
| 2.1.1 交通位置 |
| 2.1.2 地形、地貌 |
| 2.1.3 气象、水文 |
| 2.1.4 社会经济 |
| §2.2 区域地质概况 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 岩石 |
| 2.2.3 构造 |
| §2.3 研究区水文地质条件 |
| 2.3.1 地下水类型划分及含水岩组 |
| 2.3.2 地下水赋存条件及赋水性特征 |
| 2.3.3 地下水动态特征 |
| 第三章 火山岩对地下水循环规律的影响 |
| §3.1 雷州半岛地下水循环规律分析 |
| 3.1.1 地下水补径排规律 |
| 3.1.2 同位素指示的地下水循环特征 |
| §3.2 火山活动对含水层结构的控制作用 |
| 3.2.1 雷州半岛火山岩分布概况 |
| 3.2.2 火山活动对含水层结构的影响 |
| 3.2.3 雷州半岛含水层结构模型 |
| §3.3 火山岩对地下水流动系统的控制作用 |
| 3.3.1 火山岩对地下水补给的影响 |
| 3.3.2 火山岩对地下水径流的影响 |
| 3.3.3 火山岩对地下水排泄的影响 |
| §3.4 地下水循环模式 |
| 第四章 自流井、泉数值模拟方法研究 |
| §4.1 渗流-管流等效系数试验模拟研究 |
| §4.2 自流井的数值模拟 |
| 4.2.1 自流井的水力学特征及数学模型 |
| 4.2.2 自流井模拟程序 |
| §4.3 泉的数值模拟方法 |
| 4.3.1 泉流的水力学特征及数学模型 |
| 4.3.2 泉流量动态模拟程序 |
| 第五章 雷州半岛地下水数值模拟研究 |
| §5.1 雷州半岛地区地下水概念模型 |
| 5.1.1 模型范围和边界位置 |
| 5.1.2 边界条件概化 |
| 5.1.3 含水层分层概化 |
| 5.1.4 源汇要素概化 |
| §5.2 地下水流及海水入侵数学模型与数值方法 |
| 5.2.1 数学模型 |
| 5.2.2 数值方法 |
| §5.3 雷州半岛地下水数值模型 |
| 5.3.1 模拟软件 |
| 5.3.2 网格剖分 |
| 5.3.3 边界条件 |
| 5.3.4 初始水头的形成 |
| 5.3.5 参数分区 |
| 5.3.6 源汇项 |
| 5.3.7 模型识别与校正 |
| §5.4 典型火山口附近地下水年龄模拟 |
| 5.4.1 雷州半岛火山的分布情况 |
| 5.4.2 雷州半岛地下水年龄数值模拟研究 |
| §5.5 地下水资源量 |
| 5.5.1 水均衡计算资源量 |
| 5.5.2 数值方法评价地下水资源量 |
| 第六章 雷州半岛地下水合理开发利用研究 |
| §6.1 雷州半岛地区地下水开发利用方案设计 |
| 6.1.1 开采方案设计原则 |
| 6.1.2 开发方案设计及模拟预测评价 |
| §6.2 地下水开发利用与地质环境保护 |
| 6.2.1 区域水位降落漏斗风险分析 |
| 6.2.2 地面沉降数值模拟及风险分析 |
| 6.2.3 海水入侵风险分析 |
| §6.3 湛江市地下水资源保护对策建议 |
| 第七章 结论与建议 |
| §7.1 主要成果及认识 |
| §7.2 论文特色及创新点 |
| §7.3 存在问题及建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）包气带变化及其对地下水补给的影响（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 选题依据与意义 |
| §1.2 研究方向国内外研究现状 |
| 1.2.1 包气带水分溶质入渗研究 |
| 1.2.2 包气带变化对入渗补给的影响 |
| 1.2.3 入渗补给评价方法 |
| 1.2.4 气候变化或人类活动对补给变化的影响 |
| 1.2.5 华北平原垂向补给研究进展 |
| §1.3 存在的问题 |
| §1.4 研究内容与方法 |
| 1.4.1 研究目的 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 研究思路与技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| §2.1 灌溉试验场地简介 |
| §2.2 石家庄研究区概况 |
| 2.2.1 自然地理条件 |
| 2.2.2 水文地质条件 |
| 2.2.3 土壤类型及植被 |
| §2.3 衡水研究区概况 |
| 2.3.1 自然地理条件 |
| 2.3.2 水文地质条件 |
| 2.3.3 土壤类型及植被 |
| 第三章 灌溉示踪实验 |
| §3.1 实验设计 |
| §3.2 时间矩分析方法 |
| §3.3 结果与讨论 |
| 3.3.1 示踪剂的三维空间分布 |
| 3.3.2 穿透曲线分析 |
| §3.4 本章小结 |
| 第四章 质量平衡法评价补给 |
| §4.1 方法原理 |
| §4.2 钻孔点位介绍 |
| 4.2.1 野外样品采集 |
| 4.2.2 室内样品分析 |
| §4.3 实验结果 |
| 4.3.1 离子浓度及含水率结果 |
| 4.3.2 灌溉回水的敏感性分析 |
| 4.3.3 离子来源分析 |
| 4.3.4 垂向补给评价 |
| §4.4 本章小结 |
| 第五章 人工溴示踪法评价补给 |
| §5.1 方法原理 |
| 5.1.1 野外溴示踪实验 |
| 5.1.2 数据分析 |
| §5.2 实验点介绍 |
| 5.2.1 实验点基本情况 |
| 5.2.2 野外样品采集 |
| 5.2.3 室内土样分析 |
| §5.3 实验结果 |
| 5.3.1 废弃及异常实验点 |
| 5.3.2 补给速率及补给系数计算 |
| §5.4 本章小结 |
| 第六章 达西法评价补给 |
| §6.1 方法原理 |
| §6.2 取样点介绍 |
| §6.3 入渗补给评价 |
| 6.3.1 水分特征参数 |
| 6.3.2 入渗补给速率 |
| §6.4 本章小结 |
| 第七章 一维非饱和流数值模拟评价补给 |
| §7.1 Hydrus模型介绍 |
| 7.1.1 土壤水分运移数学模型 |
| 7.1.2 潜在蒸腾量计算T_p |
| §7.2 初始模型建立 |
| 7.2.1 模型初始条件及输入参数 |
| 7.2.2 模型运行结果 |
| §7.3 本章小结 |
| 第八章 多方法对比及补给影响因素探讨 |
| §8.1 多方法补给评价结果对比 |
| §8.2 质量平衡法探讨补给影响因素 |
| 8.2.1 包气带厚度变化引起补给变化 |
| 8.2.2 土地利用不同对补给的影响 |
| §8.3 人工溴示踪法探讨补给影响因素 |
| 8.3.1 灌溉对水分下移的影响 |
| 8.3.2 不同灌溉量对补给的影响 |
| 8.3.3 冬小麦-夏玉米轮作农田对补给的影响 |
| 8.3.4 不同土地利用类型补给差异 |
| 8.3.5 山前平原与中部平原补给差异 |
| §8.4 达西法探讨补给影响因素 |
| 8.4.1 土样水分特征曲线 |
| 8.4.2 入渗补给速率差异 |
| §8.5 Hydrus 1D模型探讨补给影响因素 |
| 8.5.1 土地利用改变对补给的影响 |
| 8.5.2 气候改变对补给的影响 |
| §8.6 补给影响因素小结 |
| 8.6.1 包气带变化对入渗补给的影响 |
| 8.6.2 外界因素变化对入渗补给的影响 |
| 第九章 结论与展望 |
| §9.1 主要结论 |
| 9.1.1 非饱和-饱和带非均质场地灌溉示踪实验 |
| 9.1.2 多方法对比评价地下水垂向补给 |
| 9.1.3 垂向入渗补给的影响因素 |
| §9.2 创新与展望 |
| 9.2.1 创新性 |
| 9.2.2 研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（8）灌溉方式变化对半干旱农牧交错带地下水的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 变化环境下地下水研究 |
| 1.2.2 灌溉对地下水影响研究 |
| 1.2.3 半干旱农牧交错带地下水研究 |
| 1.3 研究思路与主要内容 |
| 1.4 拟解决的关键问题 |
| 第二章 灌溉方式改变对半干旱农牧交错带地下水作用机理 |
| 2.1 半干旱农牧交错带水文特征及变化 |
| 2.1.1 水文特征分析 |
| 2.1.2 人为干扰下水文特征变化 |
| 2.1.3 地下水补排平衡分析 |
| 2.1.4 西辽河平原概况 |
| 2.1.5 灌溉方式的变化 |
| 2.2 灌溉方式改变对地下水影响 |
| 2.2.1 地面灌溉条件下地下水形成及入渗机理分析 |
| 2.2.2 膜下滴灌条件下地下水形成及入渗机理变化 |
| 2.3 小结 |
| 第三章 不同灌溉条件下降雨入渗观测与分析 |
| 3.1 田间原位试验观测降雨入渗分析 |
| 3.1.1 试验设计与布设 |
| 3.1.2 数据观测结果 |
| 3.1.3 观测结果分析 |
| 3.2 人工降雨观测入渗分析 |
| 3.2.1 试验方案设计 |
| 3.2.2 数据观测结果 |
| 3.2.3 观测结果分析 |
| 3.3 不同灌溉条件下地下水埋深动态响应 |
| 3.3.1 不同特征时段埋深动态变化 |
| 3.3.2 不同灌溉条件下地下水动态特征 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 灌溉方式变化对水分入渗影响模拟 |
| 4.1 灌溉方式变化对入渗初始条件的影响 |
| 4.1.1 地表条件改变 |
| 4.1.2 土壤含水量变化 |
| 4.2 灌溉方式变化对次降雨入渗深度的影响模拟 |
| 4.2.1 不同灌溉方式降雨入渗模拟 |
| 4.2.2 土壤含水量相同条件下降雨入渗深度差异 |
| 4.2.3 覆膜苗期阶段降雨入渗深度差异 |
| 4.2.4 玉米主要生长期降雨入渗深度差异 |
| 4.3 灌溉方式变化对水分入渗影响的全年模拟 |
| 4.3.1 模拟条件设置 |
| 4.3.2 模拟结果评价 |
| 4.3.3 生育期水分通量及入渗深度差异 |
| 4.3.4 完整年水分通量及入渗深度差异 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 膜下滴灌降雨入渗补给地下水机理构建及应用 |
| 5.1 地面灌降雨入渗补给地下水临界埋深计算 |
| 5.1.1 基本假设 |
| 5.1.2 计算原理及方法 |
| 5.2 膜下滴灌降雨入渗补给地下水机理构建 |
| 5.2.1 机理构建 |
| 5.2.2 计算过程及方法 |
| 5.3 灌溉方式改变后地下水管理对策 |
| 5.3.1 灌溉方式改变后地下水管理 |
| 5.3.2 膜下滴灌布设的合理性分析 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 研究成果 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间发表的论文 |
| 攻读博士学位期间参与的科研项目 |
| 致谢 |
（9）基于稳定同位素的新疆灌区田间灌溉入渗补给研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 田间灌溉入渗试验研究现状 |
| 1.2.2 稳定同位素方法指示包气带水分运移规律研究现状 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法和技术路线 |
| 1.3.3 论文创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地形地貌 |
| 2.3 气候特征 |
| 2.4 地层岩性 |
| 2.5 水文地质条件 |
| 第三章 试验设计及理论方法 |
| 3.1 试验方案设计 |
| 3.1.1 试验目的 |
| 3.1.2 试验场介绍及方案设计 |
| 3.1.3 试验监测项目 |
| 3.2 基础理论方法介绍 |
| 3.2.1 氢氧稳定同位素分馏效应 |
| 3.2.2 同位素质量守恒法及水量平衡法 |
| 3.2.3 定位通量法的基本原理 |
| 3.2.4 数值模型法 |
| 第四章 灌溉条件下水分运移规律与氢氧稳定同位素指示特征 |
| 4.1 灌溉条件下包气带土壤水动态变化特征 |
| 4.2 灌溉条件下氢氧稳定同位素指示包气带土壤水入渗特征 |
| 4.3 蒸发条件下包气带中氢氧稳定同位素分馏特征 |
| 4.3.1 蒸发条件下稳定同位素变化规律 |
| 4.3.2 不同田间土壤剖面D/~(18)O变化规律 |
| 4.3.3 土壤剖面稳定同位素分馏特征分析 |
| 4.4 包气带氢氧稳定同位素影响因素识别 |
| 4.4.1 灌溉水源对包气带中δD和δ~(18)O的影响特征分析 |
| 4.4.2 岩性结构对包气带中δD和δ~(18)O的影响特征分析 |
| 4.4.3 不同田间土壤水稳定同位素变化特征分析 |
| 第五章 同位素与其他方法估算入渗补给量 |
| 5.1 同位素质量守恒法估算灌溉入渗补给量 |
| 5.2 其他方法估算灌溉入渗补给量 |
| 5.2.1 水量守恒法估算灌溉入渗补给量 |
| 5.2.2 定位通量法估算灌溉入渗补给量 |
| 5.2.3 数值模型方法估算灌溉入渗补给量 |
| 5.3 同位素方法与其他方法计算结果对比 |
| 结论和建议 |
| 结论 |
| 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（10）地下水补给评价方法研究 ——以华北平原为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究目的和意义 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 示踪法 |
| 1.3.2 物理方法 |
| 1.3.3 模拟模型 |
| 1.4 存在的问题 |
| 1.5 研究内容、研究思路和技术路线 |
| 1.5.1 研究内容 |
| 1.5.2 研究思路和技术路线 |
| 第二章 研究区及典型区基本情况 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 自然地理条件 |
| 2.1.2 气象水文概况 |
| 2.1.3 地质概况 |
| 2.1.4 水文地质概况 |
| 2.2 典型区及试验基本情况 |
| 2.2.1 鹿泉典型区 |
| 2.2.2 栾城典型区 |
| 2.2.3 辛集典型区 |
| 2.2.4 深州典型区 |
| 2.2.5 衡水典型区 |
| 2.2.6 德州典型区 |
| 2.2.7 沧州典型区 |
| 第三章 同位素测井技术确定山前地下水侧向补给量 |
| 3.1 概述 |
| 3.2 地下水流速测井技术原理 |
| 3.3 地下水流速测井野外试验 |
| 3.3.1 测流断面基本概况 |
| 3.3.2 测井的确定 |
| 3.3.3 测井步骤 |
| 3.4 山前地下水侧向补给量评价 |
| 3.4.1 计算含水层渗透流速 |
| 3.4.2 计算山前地下水侧向补给量 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 运用化学示踪技术评价地下水垂向入渗补给量 |
| 4.1 天然环境氯离子示踪法 |
| 4.1.1 天然环境氯离子示踪原理及方法 |
| 4.1.2 氯离子取样及结果分析 |
| 4.1.3 氯离子示踪小结 |
| 4.2 人工氚和溴示踪 |
| 4.2.1 人工氚和溴的示踪原理 |
| 4.2.2 试验方案 |
| 4.2.3 结论及分析 |
| 4.2.4 方法讨论 |
| 4.2.5 人工氚溴示踪小结 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 运用土壤水分通量方法评价地下水垂向入渗补给量 |
| 5.1 基本原理 |
| 5.2 方法应用 |
| 5.2.1 栾城典型区 |
| 5.2.2 衡水典型区 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 基于 EARTH模型的地下水垂向入渗补给量评价 |
| 6.1 多模块集中参数模型原理 |
| 6.2 模型输入数据及参数 |
| 6.3 典型区垂向入渗补给量评价 |
| 6.3.1 模型参数确定 |
| 6.3.2 典型区模拟及结果分析 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 基于数值模拟的地下水垂向入渗补给量评价 |
| 7.1 数学模型及求解 |
| 7.2 模型参数及其确定 |
| 7.2.1 水分特征曲线 |
| 7.2.2 非饱和水力传导度 |
| 7.2.3 潜在蒸腾、蒸发量 |
| 7.2.4 根系吸水项 |
| 7.3 典型区数值模拟 |
| 7.3.1 参数反演 |
| 7.3.2 典型区灌溉农田地下水补给量数值模拟 |
| 7.4 结果分析 |
| 7.5 本章小结 |
| 第八章 地下水补给评价方法的选择及区域应用探讨 |
| 8.1 不同评价方法评价结果的比较 |
| 8.2 地下水补给评价方法的选择 |
| 8.2.1 地下水补给评价方法的适用性探讨 |
| 8.2.2 地下水补给评价方法的选择 |
| 8.3 地下水补给评价方法在区域应用的探讨 |
| 第九章 结论及建议 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 特色和不足之处 |
| 9.2.1 研究特色 |
| 9.2.2 不足之处 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、平原地区降雨入渗补给地下水的模拟试验研究方法（论文参考文献）
- [1]潜水位下降对入渗补给的影响研究 ——以华北平原为例[D]. 霍思远. 中国地质大学, 2015(01)
- [2]人类活动影响下地下水环境研究 ——以宁夏卫宁平原为例[D]. 李培月. 长安大学, 2014(02)
- [3]基于SWAT与Visual Modflow的海伦市水资源模拟与合理配置研究[D]. 田辉. 吉林大学, 2020(01)
- [4]基于土壤水入渗补给的优先流定量研究[D]. 吴庆华. 中国地质科学院, 2013(10)
- [5]鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水—地下水转化机理研究[D]. 赵贵章. 长安大学, 2011(05)
- [6]雷州半岛地下水循环规律及合理开发利用研究[D]. 温汉辉. 中国地质大学, 2013(01)
- [7]包气带变化及其对地下水补给的影响[D]. 林丹. 中国地质大学, 2014(02)
- [8]灌溉方式变化对半干旱农牧交错带地下水的影响研究[D]. 靳晓辉. 中国水利水电科学研究院, 2019(08)
- [9]基于稳定同位素的新疆灌区田间灌溉入渗补给研究[D]. 宋浩. 长安大学, 2019(01)
- [10]地下水补给评价方法研究 ——以华北平原为例[D]. 汪丙国. 中国地质大学, 2008(10)