水文地质中的p什么含义

Ⅰ 水文地质概念

下面这个看看.
根据和XX学之间的一般情况,把"是研究......的科学"这几个字去掉,应该就可以用了~~~

水文地质学是研究地下水的数量和质量随空间和时间变化的规律，以及合理利用地下水或防治其危害的学科。

在不同环境中地下水的埋藏、分布、运动和组成成分均不相同。查明上述各方面状况，可为科学地利用或防治地下水提供根据。水文地质学对地下水的研究，着重自然历史和地质环境的影响，同主要用水文循环和水量平衡原理研究地下水的地下水水文学关系密切，只是研究的侧重点稍有不同。

水文地质学发展简史

人们早在远古时代就已打井取水。中国已知最古老的水井是距今约5700年的浙江余姚河姆渡古文化遗址水井。古波斯时期在德黑兰附近修建了坎儿井，最长达26公里，最深达150米。约公元前250年，在中国四川，为采地下卤水开凿了深达百米以上的自流井。中国汉代凿龙首渠，是一种井、渠结合的取水建筑物。在利用井泉的过程中，人们也探索了地下水的来源。法国帕利西、中国徐光启和法国马略特，先后指出了井泉水来源于大气降水或河水入渗。马略特还提出了含水层与隔水层的概念。

1855年，法国水力工程师达西，进行了水通过砂的渗透试验，得出线性渗透定律，即著名的达西定律，奠定了水文地质学的基础。1863年，法国裘布依以达西定律为基础，提出计算潜水流的假设和地下水流向井的稳定流公式。1885年，英国的张伯伦确定了自流井出现的地质条件。奥地利福希海默在1885年制出了流网图并开始应用映射法。

19世纪末20世纪初，对地下水起源又提出了一些新的学说。奥地利修斯于1902年提出了初生说。美国莱恩、戈登和俄国安德鲁索夫在1908年分别提出在自然界中存在与沉积岩同时生成的沉积水。1912年德国凯尔哈克提出地下水和泉的分类，总结了地下水的埋藏特征和排泄条件。美国迈因策尔于 1928年提出了承压含水层的压缩性和弹性。他们为水文地质学的形成作出了重要贡献。

泰斯于1935年利用地下水非稳定流与热传导的相似性，得出了地下水流向水井的非稳定流公式即泰斯公式，把地下水定量计算推进到了一个新阶段。20世纪中叶，苏联奥弗琴尼科夫和美国的怀特在水文地球化学方面作出了许多贡献。到第二次世界大战结束时，在地下水的赋存、运动、补给、排泄、起源以至化学成分变化、水量评价等方面，均有了较为系统的理论和研究方法。水文地质学已经发展成为一门成熟的学科了。

20世纪中叶以来，合理开发、科学管理与保护地下水资源的迫切性和有关的环境问题，越来越引起人们的重视。同时，人们对某些地下水运动过程有了新的认识。1946年起，雅可布和汉图什等论述了孔隙承压含水层的越流现象。英国博尔顿和美国的纽曼分别导出了潜水完整井非稳定流方程。

由于预测地下水运动过程的需要，促进了水文地质模拟技术的发展。20世纪30年代开展了实验室物理模拟。40年代末发展起来的电网络模拟，到50～60年代在解决水文地质问题中得到应用。

由于电子计算机技术的发展，70～80年代，地下水数学模拟成为处理复杂的水文地质问题的主要手段。同时，同位素方法在确定地下水平均贮留时间，追踪地下水流动等研究中得到应用。遥感技术及数学地质方法也被引进，用以解决水文地质问题。对于地下水中污染物的运移和开采地下水引起的环境变化，引起广泛的重视。20世纪60年代以来，加拿大的托特提出了地下水流动系统理论，为水文地质学的发展开拓了新的发展前景。

水文地质学基本内容

水文地质学是从寻找和利用地下水源开始发展的，围绕实际应用，逐渐开展了理论研究。目前已形成了一系列分支。

地下水动力学是研究地下水的运动规律，探讨地下水量、水质和温度传输的计算方法，进行水文地质定量模拟。这是水文地质学的重要基础。

水文地球化学是水文地质学的另一个重要基础。研究各种元素在地下水中的迁移和富集规律，利用这些规律探讨地下水的形成和起源、地下水污染形成的机制和污染物在地下水中的迁移和变化、地下水与矿产形成和分布的关系，寻找金属矿床、放射性矿床、石油和天然气，研究矿水的形成和分布等。

供水水文地质学是为了确定供水水源而寻找地下水，通过勘察，查明含水层的分布规律、埋藏条件，进行水质与水量评价。合理开发利用并保护地下水资源，按含水系统进行科学管理。

矿床水文地质学是研究采矿时地下水涌入矿坑的条件，预测矿坑涌水量以及其他与采矿有关的水文地质问题。

农业水文地质学的内容主要包括两方面，一方面为农田提供灌溉水源进行水文地质研究；另一方面为沼泽地和盐碱地的土壤改良，防治次生土壤盐碱化等问题进行水文地质论证。

地热是一种新的能源，如何利用由地下热水或热蒸汽携至地表的地热能，用来取暖、温室栽培或地热发电等，以及地下热水的形成、分布规律，以及勘察与开发方法等，是水文地热学的研究内容。

区域水文地质学是研究地下水区域性分布和形成规律，以指导进一步水文地质勘察研究，为各种目的的经济区划提供水文地质依据。

古水文地质学是研究地质历史时期地下水的形成、埋藏分布、循环和化学成分的变化等。据此，可以分析古代地下水的起源与形成机制，阐明与地下水有关的各种矿产的形成、保存与破坏条件。

地下水的形成和分布与地质环境有密切联系。水文地质学以地质学为基础，同时又与岩石学、构造地质学、地史学、地貌学、第四纪地质学、地球化学等学科关系密切。工程地质学是与水文地质学是同时相应发展起来的，因此两者有不少内容相互交叉。

地下水积极参与水文循环，一个地区水循环的强度与频率，往往决定着地下水的补给状况。因此，水文地质学与水文学、气象学、气候学有密切关系，水文学的许多方法也可应用于水文地质学。地下水运动的研究，是以水力学、流体力学理论为基础的，并应用各种数学方法和计算技术。

水文地质学的发展趋势是：由主要研究天然状态下的地下水，转向更重视研究人类活动影响下的地下水；由局限于饱水带的含水层，扩展到包气带及“隔水层”；由只研究地壳表层地下水，扩展到地球深层的水。

预计今后的水文地质研究，在下列方面将有突破：裂隙水与岩溶水运动机制和计算方法；地下水中污染物和温度运移机制和计算方法；粘性土的渗透机制；包气带水盐运移机制；水文地球化学和同位素水文地质学，地下水数学模型；地球深层水文地质。

Ⅱ 水文地质区带的含义与应用

水文地质区带是指沉积盆地内地下水的水动力条件与水化学成分沿着径流方向呈有序的变化，在纵向上不同含水岩系之间存在着蛛丝马迹的相互联系过程。这就是说：从供水区到泄水区，从地表到地壳深处，按照水动力和水化学的综合特征，可划分出若干个有区别又有联系的水文地质单元。

我国石油水文地质工作者在研究水文地质区带时，主要沿用以下学者的观点和方法：

1.B.A.苏林的水文地质区带的划分方法

苏林认为，地下水或多或少的都与地表水有一定的联系，将联系的程度定义为“水文地质开启程度”，并用来作为划分水文地质区带的基础。开启程度决定于：含水层顶板的岩石性质，越厚越不透水，含水层与地表水隔离越好；含水层供水区和泄水区之间的距离和相对高差，它控制着水的循环强度；岩相变化情况，透水岩石的尖灭与相变情况；侵蚀窗的存在，使含水层与地表水发生了联系，或出现上升泉；含水层埋藏深度，埋藏越深，地表水与地下水联系越弱。实际上水文地质开启程度主要决定于地质构造，自然地理条件及岩石性质。

根据上述综合因素，划分三个水文地质区带：

1)水自由交替带：与地表水或大气降水有密切联系；含水岩系裸露地表或被透水性好的岩层所覆盖(无隔水顶板)；位于当地侵蚀基准面以上，有的虽然位于当地侵蚀基准面以下，但本身透水性好；供水区与泄水区的高差大；水化学成分与地表水接近，以Na₂SO₄型水为主，在遭受冲刷的地区，当岩层中有长石矿物时，多为NaHCO₃型水，相反在岩石溶滤作用很弱或受氯化物盐渍的地区，出现矿化度略高的MgCl₂型水。

2)水交替停止带：岩层透水性能力差，或由于岩相变化，致使与地面隔离；远离供水区，也无泄水区，即没有侵蚀窗。也不存在使地下水流回地面去的通道或断层，水沿地层运动的速度很慢；矿化度较高，以CaCl₂型水为主。

3)水交替阻滞带：介于上述两带之间，为它们的过渡带。另外，如果供水区和泄水区之间的距离很大，或者透水性能不太好时，则属于这一类型。本带上部多为Na₂SO₄型水，下部为MgCl₂型水；中间为过渡阶段；在还原条件下，由于有机质的演化作用(烃类气体与石油的形成)，硫酸盐可被还原形成NaHCO₃型水；就矿化度而言，介于自由交替带和交替停止带之间。

2.M.A.格塔联斯基的水文地质区带的划分方法

主要依据地下水的流速、水型特征及矿化度高低，划分以下四个区带：

1)水自由交替带：位于局部侵蚀基准面以上；地下水运动速度很快；常属Na₂SO₄型水和NaHCO₃型水；矿化度小于2 毫克当量/100 克；在断裂破碎带附近，由于深部地下水上涌，出现其他类型的水型，周边岩石的性质也会引起水型的改变。

2)水交替缓慢带：位于局部侵蚀基准面以下；地下水运动速度较快；可出现多种水的类型；矿化度在2～50毫克当量/100 克之间；主要受局部地方性的水文地质开启程度和岩石性质的影响。

3)水交替阻滞带：位于上带的下部，地下水运动速度不大，大多属于CaCl₂水型，而MgCl₂型水较少，仅在局部具有大量石膏化的剖面上或开启程度良好的地段，可见到高矿化度的Na₂SO₄型水；矿化度在50～250毫克当量/100克之间。

4)水交替停止带：包括沉积岩层剖面上最深的部分；矿化度高，大于250毫克当量/100克，均为CaCl₂型水；此带的厚度大，底部都为结晶基岩的侵蚀表面或基岩的裂隙部分，地下水运动速度极慢，已毫无意义，但仍在垂直方向上沿构造裂隙与断裂进行运动。

3.K.B.费拉托夫水化学垂直分带的理论

费拉托夫根据地下水矿化度、水化学类型、盐类成分及有关比值等随着埋藏深度增加而有规律变化的特点指出：

1)在任何一个盆地内，地下水的总矿化度均随深度增高，与发展的性质和年代无关。

2)在任何一个封闭的盆地内，在地下水循环基准以下，水化学成分的改变与岩石成分的关系逐渐消失。

3)循环基准面——即通过该构造水文切割纲最低侵蚀线的一个弯曲面，它把地下水分为两带，上带叫做循环和淋滤带，下带叫做水的类型分异和形成带。

4)在地壳垂直剖面上，自上而下，地下水类型的改变是重碳酸盐水—硫酸盐水—氯化物水，而阳离子分带性表现得不显著。

5)地下水循环基准面以上的水，没有明显的分带性。

6)盆地愈古老，岩石的透水性愈好，则水化学垂直分带现象愈明显。

为研究水化学的垂直分带，他首先研究了垂直方向上各岩层的水力联系，认为地下水绝不是相互隔绝的，而是保持着经常的、紧密的、静水力学的渗透和水化学联系。

费拉托夫在研究地下水溶液性质的基础上，提出了水化学垂直分带规律是由溶液的饱和极限和比重引起的理论，有一定的依据。自然界中大气和岩浆的分异都与比重有关，所以地球表面为矽铝层，向下为矽镁层，地球内部为铁镍核心。

上述学者关于水文地质区带的划分，在油气水文地质勘查实践中得到广泛地应用，对我国油田水研究产生一定的影响。

Ⅲ p是什么意思

主要看你在什么情景下使用这个P了。 一般来说， 在物理学中，p 是物理学名词，电回流在单位时间内做的功叫做电功率答。是用来表示消耗电能的快慢的物理量，用P表示，它的单位是瓦特（Watt），简称瓦，符号是W。 在地理学中，p是地质符号。

LES分T，P，H. T = Tom Boy = 男性化的女同志 （后来T又分为TomBoy.TomGirl；Tomgirl(TG)意思是T也是女人，穿体闲装的短发的都得体现出女人的曲线美，一眼就能看出是女人。给别人看出你做女人的自信。Tomboy(TB)意思是穿男装，头发剪得像男人。

Ⅳ 水文地质参数变化

一、太原盆地水文地质参数计算

水文地质参数的选取直接影响着地下水资源计算量的大小和可信度，研究水文地质参数具有十分重要的意义。本次相关的水文地质参数主要有降水入渗补给地下水系数（α）、潜水蒸发极限深度（L）、蒸发强度（ε）、灌溉回渗地下水系数（β）、疏干给水度（μ）、导水系数（T）、弹性储水系数（s）、渗透系数（K）、河流渗漏补给系数、渠系渗漏补给系数等。

（一）降水入渗补给地下水系数（α）

影响降水对地下水的补给量的因素很多，主要有地形、包气带岩性及结构、地下水位埋深、降水特征及土壤前期含水量等。

降水入渗补给系数为降水入渗补给地下水量与降水量之比值。年降水入渗补给系数为年内所有场次降水对地下水入渗补给量总和与年降水总量的比值，其表达式为:

山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价

式中:α年是年降水入渗补给系数；pri是场次降水入渗补给量，mm；P是年降水量，mm；n是年降水场次数。

用长期动态观测孔求取年降水入渗系数的计算方法:

山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价

式中:_μ∑Δh_次是年内各次降水入渗补给地下水量之和；P_年是年降水量；Δh_次是某次降水引起的地下水位升幅值。

根据动态资料分析计算，在前人试验的基础上，综合考虑各方面的因素，给出盆地区降水入渗补给地下水系数（详见第四章）。

（二）地下水蒸发极限深度（L）、蒸发强度（ε）

蒸发极限深度就是指浅层水停止蒸发或蒸发量相当微弱时，浅层水位埋深值。蒸发强度就是在极限蒸发深度以上，单位时间浅层水的蒸发量。

影响地下水蒸发的主要因素是地下水位埋深、包气带岩性和水面蒸发强度等。

理论上，当水位埋深处于蒸发极限深度时，地下水在无补给、无开采的条件下，动态曲线近于平直。

地下水蒸发极限深度（L）

蒸发极限深度通常采用迭代法、试算法和经验公式计算（L），公式如下:

迭代法:

试算法:

经验公式法:

式中:ΔT₁、ΔT₂为计算时段，d；H₁、H₂、H₃为时段内水位埋深，m；Z₁、Z₂为时段内水面蒸发强度，m/d；

经计算，太原盆地孔隙水区不同岩性的蒸发极限深度依包气带岩性不同分别为:亚砂、亚粘土互层为3.5m，亚砂土为4.0m，粉细砂、亚砂土互层为4.5m。

地下水蒸发强度

计算公式:

式中:Z₀是液面蒸发强度，mm/d；ΔH是浅层水降落间段的平均水位埋深，mm；Z是蒸发强度，mm/d。

由本区浅层水水位埋深图（详见第四章）可看出，水位埋深小于4m的区域在北部太原市和南部平遥、介休一带，根据上式计算太原、平遥、介休等地的地下水蒸发强度见表3-1。

表3-1 太原盆地孔隙水区地下水蒸发强度

（三）灌溉回渗地下水系数（β）

是指田间灌溉补给地下水的量与灌溉总量的比值。影响灌溉回渗系数和因素主要有岩性、水位埋深、土壤含水率、灌溉定额等多种。

计算公式:

式中:μ是给水度；Δh是由灌溉引起的地下水位平均升高值，m；Q是灌溉水量，m³；F是面积，m²。

本次工作在盆地太原市小店区郜村、汾阳市贾家庄镇东马寨村和榆次市杨盘等3个地方布置了3组灌溉入渗试验，地表岩性郜村为粉质粘土、东马寨上部为粉质粘土，下部为粉土，杨盘为粉土，化验室给水度试验结果分别为0.195、0.11、0.143。郜村在37m×37m的面积上布置10眼观测孔，水位埋深1.2～1.3m，累计灌溉水量160m³，10个孔平均水位上升值为0.1912m，根据上式计算得灌溉入渗地下水系数为0.32；东马寨村水位埋深1.95～2.44m，在26m×26m的面积上布置10眼观测孔，灌溉水量60m³，观测孔平均水位上升值为0.465m，计算得灌溉入渗地下水系数为0.58；杨盘布3个观测孔，水位埋深5.76～6.01m，灌溉面积100m²，灌溉水量100m³，平均水位上升高度为0.27m，计算得灌溉入渗系数为0.039。

从以上试验数据可以看出，不同水位埋深、不同岩性地区灌溉入渗系数有很大区别。综合考虑各种因素，灌溉回渗地下水系数选用值见表3-2。

表3-2 灌溉回渗地下水系数

（四）弹性贮水系数S、导水系数T、给水度μ、渗透系数K

盆地区大部分地区都进行过1∶5万比例尺的农田供水水文地质勘查，做过大量单孔和多孔抽水试验，本次在文水文倚、汾阳等5地分别作了5组抽水试验，用非稳定流公式，降深-时间半对数法计算结果如下:文倚导水系数T＝1983.59～2181.95m²/d，渗透系数K＝32.19～35.4m/d，弹性贮水系数S＝1.79×10^-3；汾阳县贾家庄镇东马寨村抽水试验求得导水系数T＝325.84～376.5m²/d，渗透系数K＝5.65～6.53m/d。结合以往本区的工作成果，给出太原盆地浅层孔隙潜水和中深层孔隙承压水水文地质参数，详见参数分区图3-13和参数分区表3-3。

表3-3 太原盆地中深层孔隙承压水及浅层孔隙潜水参数分区

图3-13 太原盆地参数计算分区图

二、大同盆地水文地质参数计算

由本区浅层水2004年水位埋深图可看出，水位埋深小于4m的区域主要分布于盆地中部冲积平原区，盆地南部怀仁、山阴、应县、朔州分布面积较大。根据计算和以往试验资料，本区蒸发强度确定值见下表（表3-4）。

表3-4 大同盆地孔隙水区地下水蒸发强度

据“山西省雁同小经济区水资源评价、供需平衡研究报告”中搜集的本区灌溉回渗试验数据取得不同水位埋深、不同岩性、不同灌溉定额的灌溉回渗系数，灌溉回渗系数选定值见表3-5。

盆地区大部分地区都进行过1/5万比例尺的农田供水水文地质勘查，做过大量单孔和多孔抽水试验。本次工作搜集本区以往抽水试验孔117个，本次在大同县党留庄乡、怀仁县金沙滩镇、怀仁县新发村、怀仁县榆林村、山阴县张庄乡、朔州市城区沙塄乡等6地分别作了6组抽水试验，采用AquiferTest计算程序，非稳定流方法计算，本次抽水孔具体情况和计算结果见表3-6和表3-7 。

表3-5 灌溉回渗地下水系数

表3-6 大同盆地本次抽水试验数据统计

表3-7 大同盆地本次抽水试验计算成果表

结合以往本区的工作成果，给出大同盆地浅层孔隙潜水和中深层孔隙承压水水文地质参数，详见参数分区图3-14、图3-15和参数分区表3-8、表3-9 。

图3-14 大同盆地降水入渗系数分区图

图3-15 大同盆地浅层、中深层孔隙水参数分区图

表3-8 大同盆地浅层孔隙潜水参数分区表

续表

表3-9 大同盆地中深层孔隙承压水参数分区

三、忻州盆地

忻州盆地地下水资源较为丰富，开采条件优越，20世纪70年代之前地下水开采规模较小；70年代初至80年代末随着农业灌溉的普及，工业生产的发展和城市规模的扩大，地下水开采量迅速增加。开采对象以浅层水为主，造成浅层水水位普遍有所下降（但下降幅度不大）。从20世纪90年代至今，虽然地下水开采量具有逐年增大的趋势，但增加幅度较小，且中层井数量逐渐增多，形成了浅层水、中层水混合开采的新模式，地下水位总体处于动态平衡状态。受地下水人工开采的影响，降水入渗系数及导水系数等水文地质参数发生了一定程度的变化。

区内降水入渗系数的变化除了与年降水量及降水特征有关外，主要与浅层地下水位埋深关系较为密切。已有资料表明，在山前倾斜平原区，浅层水位埋深一般大于7m，因水位下降使降水入渗系数发生了不同程度的减小。在冲积平原区浅层水位埋深一般小于7m，水位下降的结果引起了降水入渗系数有所增大。不同地貌单元降水入渗系数的变化见第五章。

从20世纪70年代以来，区内含水层的导水系数发生了较为明显的减小，主要体现在因浅层地下水位下降，使浅层含水层上部处于疏干状态，含水层厚度减小，直接导到导水系数减小。因浅层水水位下降幅度不同，导水系数减小的程度也存在差异，从本次地下水侧向补给量计算断面附近的井孔资料分析，含水层厚度一般减小了3～6m，导水系数由70年代中期的60～250m²/d，减少到目前的50～200m²/d左右。

忻州盆地给水度根据不同地貌单元含水层岩性、分选性及富水性综合确定见表3-10及图3-16 。

表3-10 忻州盆地浅层含水层给水度分区

图3-16 忻州盆地给水度分区图

四、临汾盆地

经过搜集以往资料，调查和计算确定临汾盆地降水入渗系数见表3-11。临汾盆地渗透系数及给水度分区见图3-17，表3-12。

表3-11 临汾盆地平原区降水入渗系数统计

图3-17 研究区渗透系数及给水度分区图

表3-12 临汾盆地参数分区表

五、运城盆地

运城盆地地下水长观网建站年代较远，积累了大量的地下水位监测资料，且经过多次的地质、水文地质勘察、地下水资源评价工作，取得了大量的降水入渗值，参考前人综合成果，结合目前包气带岩性、地下水位埋深，给出运城盆地降水入渗补给系数，见表3-13。

表3-13 运城盆地平原区降水入渗系数统计

渠系有效利用系数除受岩性、地下水埋深影响外，还与渠道衬砌程度有关。修正系数r为实际入渗补给地下水量与渠系损失水量Q_损的比值，是反映渠道在输水过程中消耗于湿润土壤和侵润带蒸散损失量的一个参数，它受渠道输水时间、渠床土质及有无衬砌、地下水埋深等因素的影响。一般通过渠道放水试验获得。本次评价主要参考运城市水利局相关试验成果，见表3-14。

表3-14 运城盆地万亩以上灌区η、r、m值统计

灌溉回归补给系数β值与岩性、植被、地下水埋深及灌溉定额有关，一般通过灌溉入渗试验求得，本次评价主要参照运城市水利部门资料综合确定，详见表3-15。

表3-15 运城盆地灌溉回归系数β取值

河道渗漏补给系数是河道渗漏补给地下水量与河道来水量的比值。其值大小与河床下垫面岩性、流量、地下水位埋深及渗漏段长度有关。运城盆地沿中条山前发育数条季节性河流，河床下垫面主要为砂卵砾石，当洪雨季节，地表河床水位远高于地下水位，为地表水的入渗造就了十分便利的条件。根据河道渗漏资料，可建立如下数学模型:

山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价

式中:m_河是河道渗漏补给系数；A是计算系数，A＝（1-λ）×（1-φ）^L，φ是单位千米损失率；L是河道渗漏长，km，Q径是河道来水量，m³/s。

据运城市水利部门研究成果，A值约为0.090。

含水层的渗透系数主要由野外抽水试验通过稳定流及非稳定流计算公式求得，各勘探部门在运城盆地先后进行过各种勘察，进行了大量的抽水试验工作，积累了丰富的资料，参考本次抽水试验成果对以往参数进行了修正，取值结果见表3-16 。

表3-16 运城盆地松散岩类K值选定表

降雨入渗补给系数在同岩性、同降雨量情况下，随地下水位埋深的增大，降雨入渗补给系数会达到一个最大值之后趋于减少或变为常数。运城盆地北部的峨嵋台塬及闻喜北塬，其地下水位埋藏深，地表主要以黄土类为主，降水入渗主要依靠黄土垂直节理裂隙及“流海缝”以“活塞式”注入地下，多年来其降水入渗系数基本为常量，经用动态分析法计算其降水入渗系数在0.108～0.11间；在盆地中部的冲湖积平原区，其地表岩性主要以Qp₃＋Qh冲湖积相的亚砂土、亚粘土、粉细砂为主，由于开采强烈，区域水位严重下降，地表数米至几十米内均为饱气带，为降水入渗准备了调蓄空间，加强了降水向地下水的转化。根据盆地地下水长观孔资料及次降雨资料，计算出盆地冲湖积平原地带，降水入渗系数在0.1～0.162之间，总体上上游大于下游。而在东部及南部的山前倾斜平原区，地下水位埋深一般大于5m、乃至几十米，地表岩性大多为亚砂土及亚粘土，尤其是在一些沟口附近，从地表往下几十米范围内为干砂卵砾石，一般降雨基本上不产生地表径流，这无疑加大了降水的转化。据相关资料计算，降水入渗系数高达0.21～0.30。因过去所做的工作不系统，没有对降雨入渗系数进行系统分类，不便比较，但根据运城盆地饱气带岩性、地下水变动情况，除峨嵋台塬及黄土丘陵区变化不大外，其他地区降雨入渗系数无疑有增大趋势。

盆地内抽水井的含水层，大多为数个含水层混合开采。现根据本次抽水计算值，对历次研究成果中的K值加以修正，得出运城盆地各个地貌单元的渗透系数。总体来说，黄河岸边低阶地区K值最大为11.3～14.6m/d，中条山山前倾斜平原次之，为5.45～6.12m/d，最次为闻喜北垣K＝1.10m/d左右。

根据地貌单元、含水层岩性、地下水水力特征及各参数特征，将运城盆地划分为10个参数分区，见表3-17及图3-18。

表3-17 运城盆地水文地质参数分区

六、长治盆地

根据水文地质条件，长治盆地参数分区见图3-19，表3-18 。

图3-18 运城盆地水文地质参数分区表

图3-19 长治盆地参数分区图

表3-18 长治盆地浅层孔隙潜水参数分区

（一）降水入渗补给系数变化

根据《太原市地下水资源评价报告》研究成果，盆地区亚砂土、极细砂、细砂的降水入渗系数随着地下水位埋深的增大而增大，当水位埋深超过一定值以后，降水入渗系数开始趋于稳定；降水量越大，降水入渗系数在相同的岩性和地下水位埋深条件下也越大。对于亚砂土、极细砂、细砂在相同水位埋深和降水情况下，细砂的降水入渗系数>极细砂的>亚砂土的。总体来说，颗粒越粗，降水入渗系数也越大。

α随降水量的变化，非饱和带在降水入渗补给地下水过程中起调节作用，降水入渗补给过程要滞后于降水过程，其滞后时间的长短、特征与非饱和带的重力水蓄水库容关系密切，地下水埋深越大，其蓄水库容也越大，调节能力也越强，滞后现象也越明显。

在亚砂土、极细砂和细砂3种岩性中，降水量相等时，降水入渗系数从大到小的顺序为细砂、极细砂、亚砂土。场次降水量的影响表现为α次先是随着降水量的增大而变大，当降水量超过一定数值后，α次反而呈减少趋势，这个降水量即是最佳降水量。α年与α次有相同的规律性，从入渗机制分析，α年也存在最佳年降水量。

当地下水埋深为零时，降水入渗补给系数亦为零，然后随埋深的增加由小变大；当地下水埋深到达某一定值时，降水入渗补给系数达到最大值即最佳降水入渗补给系数，并由此随埋深的增加由大到小，到达一定的埋深时，趋于定值。地下水埋深对降水入渗补给系数的影响，可从3方面来说明。

埋深反映了蓄水库容的大小。当埋深为零时，即蓄水库容为零，这时无论降水量多大，均无入渗补给的可能。当埋深增加时，地下水库得到了降水入渗补给量，此时降水入渗补给系数大于零，降水入渗补给系数随埋深的增加而增大。当地下水达到最佳埋深时，其对应的降水入渗补给系数为最佳降水入渗补给系数，原因是由于条件一致的地区中的依次降水，其入渗补给量随地下水埋深的变化必存在一个最大值。当地下水埋深较小时，由于地下水蓄水库容较小，形成蓄满产流，不能使降水全部入渗；当地下水埋深再增大时，则损失较最佳埋深为大，故降水入渗补给系数随埋深的增加而减小。对于不同级别的降水量，α最大值出现的地下水位埋深区域也不同。最佳埋深与岩性和降水量有关。

地下水埋深在某种程度上反映了土壤水分的多少。土壤水垂直分布大体可概化为3种状况。第1种情况是地下水埋深较小，毛管上升水总能到达地表；第2种情况是地下水埋深较大时，毛管上升水无法到达地表；第3种情况是地下水埋深介于两者之间，在此埋深内，由于地下水位是升降变化，毛管上升水有时达到地表，有时达不到地表。这3种情况将对降水入渗补给量有不同的影响。第1种情况，降水一开始，水即可通过毛管在重力作用下迅速向下移动，地下水位在降水开始后很快上升。第2种情况，降水首先应满足土壤缺水的需要，而后在重力作用下通过空隙下渗补给地下水。其渗漏途径较第1种情况长，入渗方式也有差异。

图3-20 渗透系数与深度关系图

不同地下水位埋深条件对降水入渗补给系数取值的影响。盆地太谷均衡实验场的水分势能实验最大深度为8.2m，有观测点41个。多年资料的分析结果表明，土壤水分势能变化从地面往下可分为3个变化带———剧烈变化带、交替变化带和稳定带，剧烈变化带埋深为0～1.1m，土壤水分势能变幅大于200×133Pa；交替变化带埋深1.1～3.6m，土壤水分势能变幅大于（100～200）×133Pa之间；埋深3.6m以下为稳定带，其土壤水分势能变幅小于100×133Pa，其中埋深在4.5～5.0m以下的稳定特性更为明显，其土壤水分势能的变幅一般不超过50×133Pa，其土壤水分全年为下渗状态。表明埋深在5.0m以下为稳定入渗补给，反映在降水入渗补给系数上随埋深增加，α_年将趋于稳定，故当埋深大于5.0m时，α_年值可取定值，不再随埋深而变化。原因是地下水埋深已到达或超过地下水极限埋深，损失趋于定值，水分不向上运动，必然向下运动，故形成了降水入渗补给系数随地下水埋深变化的稳定值。

（二）渗透系数变化

孔隙含水介质的渗透能力不仅取决于粒径大小、颗粒级配、胶结程度，还与其埋深有关。同一岩性的孔隙含水介质，随着深度的增加，介质被压密，渗透系数会减小。

根据河北平原山前冲洪积扇扇顶区数百个钻孔资料的统计，各种含水介质的渗透系数随埋深增加呈指数衰减，部分深层不同岩性渗透系数随埋深的变化规律参考下述经验公式:

岩性为卵砾石时，渗透系数与埋深关系式:

K＝K₀e^-0.0131h R＝0.877

岩性为砂砾石时，渗透系数与埋深关系式:

K＝K₀e^-0.0116h R＝0.869

岩性为中粗砂时，渗透系数与埋深关系式:

K＝K₀e^-0.0057h R＝0.896

K为埋深处的渗透系数；K₀为地表浅层的渗透系数；h为埋深；R为相关系数。

因此，对于同一种岩性，其渗透系数大小与深度有关（图3-20）。

Ⅳ 学习水文地质学有什么意义

研究各种元素在地下水中的迁移和富集规律，利用这些规律探讨地下水的形专成和起源、属地下水污染形成的机制和污染物在地下水中的迁移和变化、地下水与矿产形成和分布的关系，寻找金属矿床、放射性矿床、石油和天然气，研究矿水的形成和分布等。合理开发利用并保护地下水资源，按含水系统进行科学管理。为农田提供灌溉水源进行水文地质研究,为沼泽地和盐碱地的土壤改良，防治次生土壤盐碱化等问题进行水文地质论证。

Ⅵ 水文计算中p是什么，水文计算中p是什么知识

水文计算中的P有两个意思：

1. 表示降水量，即precipitation,单位是mm；

2. 表示设计频率，以百分数计。
   

Ⅶ 地质中的p，k，j代表什么地层

是表示那个时代形成的地层，P表示二叠系，即二叠纪形成的地层；K表示白垩系，即白垩纪形成的地层；J表示侏罗系，即侏罗纪纪形成的地层，另外早一点的还有OSDCT

Ⅷ 水文地质基本知识

(一)地下水的形成和分类

1.地下水的形成

自然界中的水以气态,液态和固态的形式存在于大气圈、水圈和岩石圈中。大气水、地表水和地下水并不是彼此孤立存在的,它们之间实际处于不断运动,相互转化的过程之中,这一过程称为自然界中的水循环(图1-12)。按其循环范围和途径的不同,分为大循环和小循环。

地下水的形成就是水的循环过程中水通过渗透和水汽的凝结作用而形成的。由大气降水和地表水渗入地下形成的地下水称为渗入水。其方式是大气降水通过岩石的空隙向下渗入形成地下水,地表水是通过岩土空隙在地表水柱压力和毛细力作用下渗入地下形成地下水。此外,在大气中含有的水汽和岩石空隙中的水汽在温度降低达到饱和时,就开始凝结成水滴,当水滴汇聚起来就成为地下水。我们把水汽凝结而形成的地下水称为凝结水。而且我们还得出这样的结论:地下水的来源主要来自大气降水的渗入,地下水是水资源的重要组成部分,虽然能不断得到补给,但它并非取之不尽用之不竭,如果不合理使用,水资源储量将会减少乃至出现枯竭。

图1-12 自然界中水的循环示意图

①含水层;②隔水层;③大循环;④小循环

2.地下水的分类

地下水按含水层性质分为孔隙水、裂隙水和岩溶水三类。

(1)孔隙水

埋藏在孔隙岩层中的地下水称为孔隙水。孔隙水广泛分布于第四系松散沉积物中,如洪积、冲积、坡积、风积和海相沉积等岩层中。在坚硬和半坚硬的岩石中也有少量分布。孔隙水由于存在于岩土的孔隙中,因此孔隙的分布、大小、形状、排列等,直接影响着孔隙水,这也就取决于松散沉积物的岩性、分布等特点。孔隙水具有如下特点:

1)孔隙水存在于岩土孔隙中,因此各种类型的具有孔隙的松散沉积物,都可以赋存孔隙潜水或孔隙承压水。因此掌握沉积物的沉积规律、特征,是寻找该含水层和初步评价含水层以及选择供水施工工艺和供水结构设计的重要依据。

2)松散岩土孔隙发育,分布密集且均匀,相互连通,呈层状分布,具有统一的水动力联系,所以孔隙水一般呈层流运动。很少见到透水性突变等特征。

3)由于松散沉积物具有不同的成因类型,它们所分布的地貌也不同,因此可形成不同类型的孔隙水,它们的均匀性也各有差异。

4)孔隙水的补给来源主要是大气降水,在特定条件下,地表水也可成为重要的补给来源之一,在条件适宜的地方,深部裂隙水或岩溶水也可补给孔隙水。

5)孔隙水一般常存在于地壳表层,多以潜水形式出现,这对水源地勘察和供水井施工带来便利,同时对采矿带来一定的影响。

(2)裂隙水

埋藏和运动于基岩裂隙中的地下水称为裂隙水。基岩的裂隙是地下水的储藏和运动的场所,裂隙的发育程度和联通性直接影响着裂隙水的分布和富集。因此,研究基岩的裂隙具有重要而实际的意义。基岩裂隙按其成因可分为成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙三种类型。裂隙水的埋藏和分布很不均匀,主要受地质构造、岩性及地貌等因素的控制。按埋藏条件和含水层产状,可将裂隙水分为三种类型;面状裂隙水、层状裂隙水和脉状裂隙水。

1)面状裂隙水:赋存于各种基岩表部的风化裂隙中,某些巨大的交叉断裂带也属这一类。这种裂隙水上部一般没有连续分布的隔水层,具有潜水的特征。风化裂隙广泛分布,均匀密集,彼此连通构成面状分布的网状裂隙体系,因而构成统一水动力系统,具有统一的水面,属面状裂隙水或似层状裂隙水。

2)层状裂隙水:是指聚集于成岩裂隙及区域构造裂隙中的水。其埋藏和分布常有一定的呈层性,这种水称为层状裂隙水。由于各种裂隙交织相通,构成了具有统一地下水水面的网状系统,因此,其埋藏和分布常具成层性。

3)脉状裂隙水(带状裂隙水):是指埋藏和运动于构造断裂带或岩浆侵入接触带的水,常呈带状或脉状分布。这种水由于受断裂影响,往往补给源较远,循环深度大,水量、水位较稳定。一般具有统一的地下水力联系,有些地段可具承压性。是良好的供水水源。脉状裂隙水对矿床的开采、钻探及地下洞穴工程,常常造成巨大的困难和威胁,有时可突然造成涌水事故。

(3)岩溶水

贮存和运动于岩溶中的地下水称为岩溶水。岩溶水的分布较孔隙水和裂隙水有更大的不均匀性。它主要发育在石灰岩地区。由于水流对可溶性岩石(石灰岩、白云岩、石膏、钾盐、石盐等)以化学溶蚀为主,机械破碎为辅的一种特殊的地质作用,产生了特殊的地质现象(如石芽、溶沟、溶洞、石林、峰林、地下暗河等),将这种作用称为岩溶作用,将这种现象称为岩溶现象或岩溶形态,将这种地表岩溶现象,称为地表岩溶。由此可见,地下岩溶是岩溶水贮存和运动的场所。因而它与孔隙水、裂隙水相比,具有独特的埋藏、分布和运动条件。岩溶含水层水量往往比较丰富,常可作大型供水水源。

在岩溶地区采矿和勘探时,要仔细研究岩溶的发育规律,以防造成损失。

地下水也可按埋藏条件,分为上层滞水、潜水和承压水三类。

1)上层滞水。存在于包气带中局部隔水层上面的重力水叫作上层滞水(图1-13)。一般分布不广,是降水或地表水下渗时,被局部隔水层或弱透水层所阻而存积起来的地下水。这种水与季节和气候有直接联系。湿润季节或雨后出现,干旱季节或雨后不久即消失。补给区与分布区相一致。上层滞水一般只能作小型或暂时性供水水源。由于它距地表近,易被污染,如作饮用时要加以注意。防范水质污染。

图1-13 上层滞水和潜水示意图

aa'—地面;bb'—潜水面;cc'—隔水层面;OO'—基准面;h₁—潜水埋藏深度;h—含水层高度;H—潜水位

2)潜水。埋藏在地表以下第一个稳定的隔水层以上,具有自由水面的重力水。潜水的自由水现称为潜水面如图1-13所示;潜水面至地表的距离称为潜水的埋藏深度(h₁);潜水面上任一点的标高(H)称为潜水位;潜水面至隔水板顶面的距离称为含水厚度(h)。潜水的基本特点是:潜水面上部,一般无稳定隔水层存在,因此潜水具有自由的水面,不承受静水压力属无压水。在重力作用下,潜水由较高处向低处流动;通常大气降水、地表水经过包气带直接渗入而补给潜水,所以大多数情况下,潜水的分布区就是补给区,二者完全一致;潜水动态(水位、水质、水量等)受气候影响随季节性变化。如雨季,降水充沛,潜水获得补给量较多,致使潜水面上升,埋藏深度变小。因而呈现季节性变化;由于潜水埋藏较浅,易污染,易于取用。常为民用水源及工农业供水水源。

3)承压水。充满于两个隔水层之间的地下水叫作承压水(图1-14)。当这种含水层未被水充满时,其性质与潜水相似,称为无压层间水。由于承压水具有隔水顶板,因而它具有与潜水不同的特点,承压水的特点是:承压水具有承压性能,当钻孔揭穿到含水层后,在静水压力作用下,初见水位与稳定水位不一致,稳定水位高于初见水位。当水能溢出地表时,可形成自流,这种水头称正水头。如果承压水头不能流出地表,这种水头称负水头;承压水分布区与补给区不一致,且往往补给区小于承压区,因承压水具有隔水顶板,使承压含水层不能自隔水顶板上部的地表直接接受补给。补给区往往处于承压区一侧,位于地形较高的含水层出露的位置。排泄区位于地形较补给区低的位置;承压水自补给区流入承压区再向低处排泄,故承压水的水量、水质、水温等受气候影响较小,随季节变化不大,且显得稳定;承压水受地表污染少,它是最具战略价值的水源地。

图1-14 承压盆地构造图

a—补给区;b—承压区;c—排泄区1—隔水层;2—含水层;3—喷水钻孔;4—不自喷钻孔;5—地下水流向;6—静止水位;7—泉;H—承压水头厚度(m);M—含水层厚度(m)

(二)含水层及水文地质单元

1.含水层

地壳中的岩层有的含水,有的不含水,有的虽然含水(结合水、毛细水)但不能透水。我们把不透水且不含水的岩土层称为隔水层。透水的而又饱含重力水的岩土层称为含水层。

作为含水层必须是具备下列基本条件。

(1)岩层要有储存地下水的空间

岩土层要能含水,首先是在岩土层中必须要有储存地下水的空间(空隙),外部的水才能进入岩土层把水储存起来,并能在其中运动,才有可能成为含水层。由此可知,岩层具有空隙是含水层形成的先决条件,也是确定含水层存在的重要标志。

(2)要有储存地下水的地质条件

岩层有了空隙,虽然是含水层形成的首要条件,但它不是唯一的条件。同时,必须是具备一定的有利于地下水聚集和储存的地质条件,才能构成含水层。

(3)要有一定的补给水量

有了容水的空隙岩土层和有利蓄水的地质条件,并不一定有丰富的地下水,还必须具备充足的补给水量,才能使具有一定地质条件的空隙岩土层有水而构成含水层。有一定的补给水量不仅是形成含水层的一个重要条件,更重要的是关系到含水层水量的多少及其保证程度的一个主要因素。

2.水文地质单元

由水文地质要素(补给区、排泄区、含水层、隔水层等)组一个统一而完整的水文地质结构(单位),称为水文地质单元。一个水文地质单元可包括若干个蓄水构造,或者只有一个蓄水构造。研究水文地质单元才能揭示地下水的产生和发展变化规律,才能确切地认识、保护和合理地开发利用地下水资源。

补给区是指地下水接受水源补给的地区。它一般位于地形的相对高处或相对于排泄区的高处。

排泄区是指排泄地下水的地段,它一般处于地形的相对低处。河流、泉、某些断层都可以成为地下水的排泄通道。

Ⅸ 地质学中cal.aB.P.是什么意思

是calibration（校准） before present的缩写，现在基准一般以1950为基准
指校正前多少年