一、模擬氫氧潛水實(shí)驗(yàn)過程中的安全措施研究（論文文獻(xiàn)綜述）
狄?guī)?顧靖華,柳初萌,羅瑞豪,張瑾[1]（2021）在《氦氧通訊的應(yīng)用發(fā)展研究》文中研究說明氦氧通訊器能將失真的氦語音轉(zhuǎn)化為正常語音,使?jié)撍畣T能及時(shí)接受指示和反饋潛水狀況,對于潛水員的水下個(gè)人防護(hù)具有重要的意義。本文通過對國內(nèi)外氦氧通訊的理論發(fā)展和產(chǎn)品進(jìn)行對比,分析了國內(nèi)在氦氧通訊領(lǐng)域全面落后的現(xiàn)狀,并對氦氧通訊發(fā)展趨勢進(jìn)行了展望。
延子軒[2]（2021）在《長河流域水化學(xué)特征及淺層地下水SO42-運(yùn)移規(guī)律研究》文中指出我國北方干旱半干干旱區(qū)域是水資源最為短缺的地區(qū)之一,是我國經(jīng)濟(jì)發(fā)展受到水資源制約較為嚴(yán)重的地區(qū)。近年來,由于氣候干旱、降雨減少、地下水開采量加大及煤炭開采等人類活動(dòng)加劇的影響,流域水資源的補(bǔ)、徑、排條件、水質(zhì)情況及水化學(xué)特征發(fā)生了顯著的變化,進(jìn)而引發(fā)了一系列的環(huán)境問題。因此,深入分析干旱半干旱區(qū)的水質(zhì)演化特征和水文地球化學(xué)過程具有一定的意義。本研究選取長河流域作為研究區(qū)域,結(jié)合研究區(qū)水文地質(zhì)條件及煤炭開采所帶來的影響,以水化學(xué)特征為主:線,以SO42-遷移擴(kuò)散規(guī)律為典型,綜合采用多元統(tǒng)計(jì)法、水化學(xué)分析法和數(shù)值模擬法,探究研究區(qū)地表水與地下水水文地球化學(xué)過程,闡述長河流域水化學(xué)特征及主要污染因子:通過明晰淺層地下水SO42-運(yùn)移規(guī)律,揭示研究區(qū)淺層地下水SO42-定量轉(zhuǎn)化關(guān)系,為研究區(qū)地表水治理和地下水開采與保護(hù)提供科學(xué)的依據(jù)。主要研究內(nèi)容及結(jié)果如下:（1）通過在研究區(qū)布點(diǎn)采樣對水質(zhì)進(jìn)行檢測分析,結(jié)果表明研究區(qū)煤礦開采量大的時(shí)期,地表水SO42-、氨氮（NH3-N）和重金屬物質(zhì)等濃度會(huì)隨之增加,同時(shí)豐水期水量較大與煤炭開采活動(dòng)的共同影響下,淺層地下水中溶解性固體（TDS）和SO42-濃度呈現(xiàn)上升趨勢;采用單因子指數(shù)法和PCA-RSR法分別對地表水和淺層地下水進(jìn)行水質(zhì)評價(jià),地表水水質(zhì)評價(jià)結(jié)果為劣V類,各項(xiàng)指標(biāo)均存在一定程度的超標(biāo),采煤廠密集處河段重金屬含量嚴(yán)重超標(biāo):淺層地下水水質(zhì)評價(jià)結(jié)果以Ⅲ,Ⅳ類水為主,中上游礦集區(qū)和下游化工廠分布區(qū)水質(zhì)結(jié)果為Ⅳ類水,主要污染物為TDS和硫酸鹽。（2）以豐、平和枯水期三個(gè)時(shí)期從時(shí)間角度分析地表水與地下水水文地球化學(xué)特征:地表水中,pH與TDS表現(xiàn)出沿程差異性,從相關(guān)性分析可知,TDS與Na+、K+、SO42-、HCO3-和Cl-均有顯著的正相關(guān)性,相關(guān)性最高的為HCO3-與TDS,相關(guān)系數(shù)大小達(dá)0.96,說明HCO3-是地表水TDS的主要來源。HCO3-與Na+、K+離子相關(guān),表明HCO3-離子來源于碳酸鹽。而SO42-與Ca2+不相關(guān),石膏不是SO42-的主要來源,SO42-來源于外界。由水化學(xué)法分析結(jié)果可知,地表水水化學(xué)類型為HCO3-Mg,主要受巖石風(fēng)化作用的控制:地下水中,淺層與中層地下水為偏酸性水,深層地下水表現(xiàn)為中性水,并且TDS含量低于地表水,主要與SO42-具有高度相關(guān)性,受到煤礦開采影響更深,各水期水化學(xué)類型主要為HCO3·CO3-Mg·Ca,水化學(xué)成分出現(xiàn)垂向差異性,隨著含水層深度的增加,陽離子濃度增加而陰離子濃度降低,受到水巖作用影響更大,且以含鈉硅酸鹽巖礦物的溶解作用為主。（3）通過對地表水與地下水所有水樣的聚類分析和主成分分析,將所有采集到的水樣劃分為3大類,結(jié)果表明:長河流域上游源頭地表水補(bǔ)給地下水,水化學(xué)類型為HCO3·CO3-Ca型,水體以碳酸鹽巖的風(fēng)化溶解作用影響為主;上游段其他區(qū)域水化學(xué)類型為HCO3·CO3-Ca·Na型,該段區(qū)域地下水補(bǔ)給地表水;長河流域中游段地下水補(bǔ)給地表水,水化學(xué)類型為HCO3·CO3-Ca,主要以碳酸鹽巖和硅酸鹽巖的風(fēng)化溶解作用影響為主;長河流域下游段地表水補(bǔ)給地下水,水體中各離子組分濃度均較低。結(jié)果可知地表水與地下水存在著一致性和差異性。（4）通過建立地下水流和SO42遷移擴(kuò)散模型,對研究區(qū)淺層地下水進(jìn)行水位與SO42-濃度的變化預(yù)測研究,結(jié)果可知:未來10年內(nèi),淺層地下水水位將會(huì)下降10m左右,5年后會(huì)下降超過水位限值,SO42-濃度會(huì)隨著淺層地下水流向自北向南擴(kuò)散15 km,污染面積將會(huì)是原來的3.2倍;依據(jù)淺層地下水水化學(xué)成分限值來設(shè)定SO42-3種不同的工況,結(jié)果表明,SO42-濃度在高于15 mg/L時(shí),未來10年含量會(huì)不斷累積;當(dāng)SO42-濃度在15 mg/L時(shí),未來10年含量基本保持不變;當(dāng)SO42-濃度小于15 mg/L時(shí),未來10年會(huì)出現(xiàn)下降趨勢,因此適當(dāng)減小煤炭開采量會(huì)在一定程度上抑制累積效應(yīng);結(jié)合相關(guān)性分析可知,淺層地下水SO42-與地表水SO42-、TDS和降雨表現(xiàn)為立方函數(shù)關(guān)系,通過收集資料可以估算出淺層地下水中SO42-含量。
王國帥[3]（2021）在《河套灌區(qū)不同地類間水鹽運(yùn)移規(guī)律及鹽分重分布研究》文中研究表明內(nèi)蒙古河套灌區(qū)是我國三個(gè)特大型灌區(qū)之一,隨著節(jié)水改造工程的實(shí)施,灌區(qū)引水量大幅度減少,引水量減少20%以上,排水量顯著減少50%左右。灌區(qū)土壤和地下水系統(tǒng)發(fā)生了巨大變化,灌溉帶來的鹽分無法排出灌區(qū),僅能在灌區(qū)內(nèi)部進(jìn)行再分配。河套灌區(qū)內(nèi)土地類型較多,且分布復(fù)雜,主要為耕地、非耕地（荒地）、沙丘與海子。灌區(qū)內(nèi)的鹽分除在土壤深層與地下水中儲(chǔ)存外,主要在這些地類間轉(zhuǎn)化,也是今后灌區(qū)土壤鹽分控制的主要場所。本文選取灌區(qū)典型地類（耕地-荒地-海子系統(tǒng)、沙丘-荒地-海子系統(tǒng)）為研究對象,對灌區(qū)不同地類水文過程和鹽分重分配機(jī)制進(jìn)行了系統(tǒng)的分析與研究。成果可為相近灌區(qū)鹽分控制與可持續(xù)發(fā)展提供理論支撐。（1）通過氫氧同位素二端元混合模型和水鹽平衡模型以及地質(zhì)統(tǒng)計(jì)學(xué)、溶質(zhì)動(dòng)力學(xué)理論揭示了耕地-荒地-海子系統(tǒng)中水分和鹽分的運(yùn)移關(guān)系和系統(tǒng)鹽分表觀平衡。研究發(fā)現(xiàn),在灌溉期,耕地地下水主要受灌溉水補(bǔ)給,占94%,其中渠系灌溉水通過地下側(cè)向徑流給耕地地下水貢獻(xiàn)76%,農(nóng)田灌溉水貢獻(xiàn)18%,降雨貢獻(xiàn)6%?；牡氐叵滤饕芨氐叵滤a(bǔ)給,占2/3以上,為71%,降雨占29%。而海子主要受降雨與荒地地下水補(bǔ)給,各占57%和43%。渠系灌溉水通過側(cè)向徑流貢獻(xiàn)給耕地地下水的水量基本全部遷移給荒地地下水。海子虧水631.2mm～706.3mm。耕地地下水鹽分平均增加861kg/hm2,耕地地下水遷移給荒地的平均鹽量為3232kg/hm2,荒地地下水遷移給海子的平均鹽量為3140kg/hm2。耕地1m土體鹽分通過灌溉期淋洗,積鹽率仍為56%,秋澆后,脫鹽率為44%,土壤深層（100cm）有輕微積鹽現(xiàn)象,積鹽為871kg/hm2;荒地1m土體積鹽率為58%,秋澆后,脫鹽率為62%,荒地鹽分在全年呈現(xiàn)輕微脫鹽趨勢,脫鹽3870 kg/hm2。（2）基于Hydrus＿1D模型模擬了耕地、荒地和海子邊界不同土層水分和鹽分的運(yùn)移特征。根據(jù)2018和2019年田間實(shí)測數(shù)據(jù)分別對模型進(jìn)行率定和驗(yàn)證,對耕地、荒地和海子邊界不同土層水分鹽分進(jìn)行了分析。結(jié)果表明,灌后第5天,耕地0-20cm和20-60cm土層含水量分別增加了27%～41%和14%～20%,60-100cm荒地土壤含水量增加了12%～15%,而海子邊界土壤含水量變化較小。灌后第87天,耕地0-60cm土層含水量下降幅度分別比荒地和海子邊界高11%～14%和24%～44%。在生育期內(nèi),耕地深層滲漏量為應(yīng)用水量的34%～40%。耕地、荒地和海子邊界的毛細(xì)上升量分別為其蒸散量的28%、36%～46%和67%～77%。耕地、荒地和海子邊界土壤表層積鹽分別為13%、37%和48%,深層土壤積鹽分別為34%、15%和13%。為控制鹽漬化,應(yīng)降低荒地和海子邊界表層的土壤鹽分含量和耕地深層土壤鹽分含量。耕地、荒地、海子邊界1m土層鹽分平均增加19%、27%和37%。海子邊界毛管上升的鹽分是荒地的3倍。（3）通過對沙丘-荒地-海子系統(tǒng)構(gòu)建水鹽均衡模型揭示了沙丘-荒地-海子系統(tǒng)中水分和鹽分的運(yùn)移關(guān)系。研究發(fā)現(xiàn),在生長期,沙丘地下水向海子方向運(yùn)移,在秋澆期和封凍初期,海子地下水向沙丘方向運(yùn)移,地下水鹽分動(dòng)態(tài)變化受地下水遷移路徑的影響。沙丘、沙丘-荒地交界和荒地地下水垂向補(bǔ)給土壤鹽量分別為648kg/hm2、575kg/hm2和357kg/hm2。沙丘地下水遷移給荒地-沙丘交界地下水的鹽量為481kg/hm2,荒地-沙丘交界地下水遷移給荒地地下水鹽量為222 kg/hm2,荒地地下水遷移給海子的鹽量為104 kg/hm2。（4）基于Hydrus＿1D模型模擬沙丘、荒地和沙丘-荒地交界不同土層水分和鹽分運(yùn)移特征。根據(jù)2017和2018年田間實(shí)測數(shù)據(jù)分別對模型進(jìn)行率定和驗(yàn)證,對沙丘、荒地和沙丘-荒地交界不同土層水分鹽分進(jìn)行了分析。研究發(fā)現(xiàn),沙丘-荒地交界和荒地可以維持土壤水分平衡,而沙丘在秋澆后期,仍虧水67～102mm?；牡仳v發(fā)量是沙丘的2倍,沙丘-荒地交界的介于二者之間,荒地地下水補(bǔ)給量為沙丘的3～5倍。沙丘、沙丘-荒地交界和荒地1m土體在生育期積鹽率分別為34%～51%、14%～17%和25%,秋澆后,沙丘、沙丘-荒地交界積鹽率分別為47%～59%和3～6%;荒地脫鹽率為0.7～5%,沙丘、沙丘-荒地交界全年處于積鹽狀態(tài),荒地在秋澆后處于輕微脫鹽狀態(tài)。
張韌[4]（2021）在《滏陽河流域邯鄲段淺層地下水化學(xué)特征及可更新能力評價(jià)》文中研究指明了解地下水水循環(huán)模式和可更新能力,對于區(qū)域地下水資源的合理分配和利用至關(guān)重要。論文對位于邯鄲地區(qū)的滏陽河流域淺層地下水進(jìn)行了水化學(xué)分析和可更新能力評價(jià),本文設(shè)計(jì)以三線圖、schoeller法以及Gibbs圖和離子比例圖、穩(wěn)定同位素等方法聯(lián)合分析滏陽河流域淺層地下水循環(huán)模式和水化學(xué)特征;以放射性同位素氚和碳14分別評價(jià)淺層地下水第Ⅰ含水巖組與第Ⅱ含水巖組的可更新能力,使用地下水年齡和更新速率兩個(gè)指標(biāo)共同評價(jià)。首先,結(jié)合常規(guī)離子水化學(xué)試驗(yàn)數(shù)據(jù),分析地表水和淺層地下水的演化過程。試驗(yàn)結(jié)果分析表明,淺層地下水離子主要來源為巖鹽與碳酸鹽巖溶解,徑流排泄過程中則主要受到蒸發(fā)作用與人類活動(dòng)影響,是淺層地下水可更新能力的評價(jià)的前提和必要驗(yàn)證條件。其次,本論文通過穩(wěn)定同位素試驗(yàn),結(jié)合以往資料驗(yàn)證流域淺層地下水補(bǔ)給來源與補(bǔ)給途徑,兼與常規(guī)離子分析結(jié)果相互印證,對流域淺層地下水補(bǔ)徑排特征及循環(huán)模式取得更加深入的認(rèn)識(shí)。最后,分別利用放射性同位素氚和碳14,對淺層地下水第Ⅰ含水巖組與第Ⅱ含水巖組可更新能力進(jìn)行定量評價(jià),并使用數(shù)值模擬方法來保證評價(jià)結(jié)果的有效性和準(zhǔn)確性。評價(jià)結(jié)果表明,總體沿徑流方向更新能力降低,局部地區(qū)受開采活動(dòng)等影響,更新能力變化明顯。根據(jù)本次評價(jià)結(jié)果,對流域淺層地下水的資源利用和環(huán)境保護(hù)提出建議。
陳耀軒[5]（2021）在《河水入滲過程中氮的生物地球化學(xué)作用與模擬研究 ——以第二松花江卡拉店傍河水源地為例》文中研究指明傍河地下水開采是一種重要的水資源開發(fā)利用方式,在激發(fā)河水補(bǔ)給以增大地下水補(bǔ)給資源量的同時(shí),通過岸濾作用可有效去除源于河水中有毒有害物質(zhì),提升地下水水質(zhì)。但由于河水和地下水存在明顯的物理和化學(xué)梯度,河水入滲過程中往往伴隨著復(fù)雜的生物地球化學(xué)過程。隨著河水中富營養(yǎng)化及氮污染日趨嚴(yán)重,傍河水源地地下水也面臨著潛在的氮污染風(fēng)險(xiǎn)。目前對于開采驅(qū)動(dòng)下河水入滲補(bǔ)給地下水過程中的水動(dòng)力、氧化還原和物質(zhì)通量等條件如何控制和影響氮生物地球化學(xué)作用的機(jī)制尚不完全清楚?；诖?論文依托國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目,以東北第二松花江卡拉店傍河水源地為典型研究區(qū),應(yīng)用原位監(jiān)測、環(huán)境同位素示蹤、分子生物學(xué)、室內(nèi)實(shí)驗(yàn)?zāi)M和數(shù)值模擬等手段,在調(diào)查分析江水入滲過程中水動(dòng)力條件和氧化還原分帶規(guī)律的基礎(chǔ)上,識(shí)別控制江水入滲過程中氮的生物地球化學(xué)作用及其微生物響應(yīng)規(guī)律。該項(xiàng)研究對于科學(xué)解釋傍河水源地地下水中NH4+富集成因、優(yōu)化設(shè)計(jì)水源地的開采方案與應(yīng)對突發(fā)河水氮污染事件下水源地水質(zhì)的應(yīng)急保護(hù)具有重要的科學(xué)意義和實(shí)際意義。通過本次研究,得到以下主要結(jié)論和認(rèn)識(shí):1、基于長序列的水位、氫氧穩(wěn)定同位素和水化學(xué)的動(dòng)態(tài)觀測資料發(fā)現(xiàn),受河床沉積物和含水介質(zhì)滲透性的各向異性所制約,江水入滲補(bǔ)給地下水過程中存在淺層入滲水流路徑和深層入滲水流路徑兩條典型地下水流路徑。根據(jù)水動(dòng)力條件,江水入滲水流路徑可劃分為江水強(qiáng)烈影響帶、江水中等影響帶與地下水開采影響帶。距離江岸200m范圍內(nèi),沿著江水入滲水流路徑形成了明顯的氧化還原分帶序列,依次為有氧呼吸/反硝化作用帶、Mn（IV）還原帶、Fe（III）還原帶與SO42-還原帶。受控于水動(dòng)力條件的季節(jié)性變化特征,上述氧化還原分帶也具有明顯的動(dòng)態(tài)變化規(guī)律。2、通過水化學(xué)和氮、碳同位素特征分析發(fā)現(xiàn),除受到江水和區(qū)域地下水補(bǔ)給的混合作用影響外,控制江水入滲過程中氮遷移和轉(zhuǎn)化的主要生物地球化學(xué)作用為吸附作用、反硝化作用、硝酸鹽異化還原為銨（DNRA）作用與有機(jī)氮的礦化作用。首次發(fā)現(xiàn)了豐水期江水入滲的近岸1.5～6m范圍為DNRA作用的活躍帶,DNRA作用是引起近岸江水強(qiáng)烈影響帶內(nèi)地下水中NH4+富集的重要原因。NO3-反硝化作用主要位于近岸10～20m范圍內(nèi),是近岸江水強(qiáng)烈影響帶內(nèi)地下水中NO3-衰減的最主要原因。分子生物學(xué)研究表明,硝化、反硝化、DNRA與有機(jī)氮的礦化的氮功能菌的群落結(jié)構(gòu)和多樣性對上述氮的生物地球化學(xué)反應(yīng)具有明顯的響應(yīng),各氮反應(yīng)功能菌與江水及地下水水化學(xué)呈現(xiàn)出較強(qiáng)的協(xié)同演化性。3、室內(nèi)實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明,含水介質(zhì)對NH4+的吸附表現(xiàn)為Langmuir吸附模型,NO3-反硝化作用符合一級反應(yīng)動(dòng)力學(xué)過程,DNRA作用和有機(jī)氮的礦化作用符合零級反應(yīng)動(dòng)力學(xué)過程。NO3-反硝化作用的環(huán)境適應(yīng)性強(qiáng)于DNRA作用,在溫度和碳負(fù)荷高的環(huán)境下DNRA作用對NO3-的競爭性更強(qiáng)。江水入滲過程中,微生物活性、水力梯度、有機(jī)碳和營養(yǎng)鹽含量顯著改變各異養(yǎng)型還原作用的作用速率,這些因素一方面可通過改變氧化還原分帶性的時(shí)空分布,影響了抑制項(xiàng)對NO3-還原的抑制性,另一方面可通過改變碳負(fù)荷改變反硝化作用與DNRA作用程度。4、典型入滲水流路徑上氮的反應(yīng)性遷移數(shù)值模擬結(jié)果表明,江水入滲過程中豐水期和枯水期內(nèi)DNRA作用對地下水中NO3-還原作用的貢獻(xiàn)率分別可達(dá)25%～30%和5%～10%,對近岸江水強(qiáng)烈影響帶地下水中NH4+富集的貢獻(xiàn)率分別可達(dá)40%和15%以上。含水介質(zhì)中有機(jī)氮的礦化作用豐水期和枯水期內(nèi)對NH4+富集的貢獻(xiàn)率可達(dá)75%和85%。
何錦[6]（2021）在《水平井開采條件下淺層地下咸水水鹽運(yùn)移規(guī)律與開發(fā)利用研究 ——以河北滄州地區(qū)為例》文中認(rèn)為水土資源緊缺已經(jīng)成為制約華北濱海地區(qū)經(jīng)濟(jì)發(fā)展的重要瓶頸之一,同時(shí)該地區(qū)擁有的大面積淺層地下咸水和鹽漬化土地卻處于閑置狀態(tài)。如何經(jīng)濟(jì)有效地改良鹽堿地以及開發(fā)利用淺層咸水資源,已經(jīng)成為解決當(dāng)?shù)赝了Y源危機(jī)和改善生態(tài)環(huán)境的重要課題。傳統(tǒng)意義上的排水降鹽方法有著工程量大,效率低下等諸多不足。隨著非開挖定向鉆進(jìn)技術(shù)的日趨成熟,由其衍生而來的水平井技術(shù)為濱海地區(qū)排水降鹽提供了一種新手段和方法。但如何確定水平井排水降鹽的工程參數(shù),評價(jià)其技術(shù)上和經(jīng)濟(jì)上的可行性,是推廣使用該方法,提高咸水開發(fā)利用效率的關(guān)鍵?；诖?本文以華北濱海平原為研究區(qū),以土壤鹽分及淺層咸水為研究對象,在查明研究區(qū)土壤鹽漬化特征和淺層地下水咸化成因基礎(chǔ)上,利用野外水平井開采試驗(yàn)和室內(nèi)數(shù)值模擬相結(jié)合的方法,研究水平井開采條件下淺部咸水含水層水鹽運(yùn)移規(guī)律,分析不同人工調(diào)控措施下淺層地下咸水淡化效率,評估利用水平井技術(shù)進(jìn)行鹽漬化改良和咸水開發(fā)的可行性,并提出適合于該地區(qū)的淺層咸水開發(fā)利用區(qū)劃。通過本次研究,具體取得了如下幾個(gè)方面成果:1.研究區(qū)土壤鹽漬化在空間上呈現(xiàn)明顯分帶特征。平面上距離海岸線越遠(yuǎn)鹽漬化程度越輕,垂向上土壤鹽分含量隨深度增加而明顯增大。從全區(qū)范圍來看,土壤鹽分與水位埋深和地下水中TDS關(guān)系密切。同時(shí),研究區(qū)淺層地下水水化學(xué)特征與土壤鹽漬化程度演變規(guī)律較一致。輕度鹽漬化地區(qū)地下水化學(xué)類型以硫酸-氯化物型為主,水質(zhì)類型為微咸水;地下水鹽分來源于當(dāng)?shù)睾Ｏ喑练e地層中礦物溶解;中-重度鹽漬化地區(qū)淺層地下水水化學(xué)類型以氯化物型為主,水質(zhì)類型為咸水,地下水中鹽分主要受海水入侵影響。2.通過野外水平井抽水試驗(yàn)發(fā)現(xiàn):單井抽水時(shí)其補(bǔ)給過程可分為三個(gè)階段。初始階段:水平井所排水量為井管內(nèi)儲(chǔ)水;過渡階段:所排水量主要為上部潛水補(bǔ)給水量;穩(wěn)定階段:所排水量的70%為承壓水補(bǔ)給,30%為潛水補(bǔ)給。此外,水平井抽水會(huì)形成“盆狀”降落漏斗,最大降深位置位于濾水管中部且與抽水點(diǎn)位置有關(guān),在長時(shí)間抽水下,試驗(yàn)區(qū)地下水流場有明顯改變,潛水及承壓水含水層水位明顯下降,鹽分也有一定程度的降低。3.非飽和帶水分?jǐn)?shù)值模擬結(jié)果表明:試驗(yàn)區(qū)地下水埋深對潛水補(bǔ)給量影響較大,兩者呈現(xiàn)非線性關(guān)系。不同水文年型下潛水補(bǔ)給量由負(fù)轉(zhuǎn)正的最小水位埋深在2-3m之間;結(jié)合實(shí)地調(diào)查結(jié)果,將水位埋深2.5m確定為當(dāng)?shù)厮骄潘蝶}的合理調(diào)控深度。除連續(xù)豐水年或抽水量極小情況外,連續(xù)排水和間隔排水均能有效降低試驗(yàn)區(qū)地下水位。當(dāng)單位排水量在1.0m3/d·m時(shí),單眼水平井控制距離為300-800m,三眼水平井控制距離為800-1800m。同時(shí)水平井控制距離與抽水強(qiáng)度、水平段埋深以及濾水管長度均有相關(guān)關(guān)系。除極端干旱氣象條件外,其他情景下水平井排水均能降低地下水中溶質(zhì)濃度,其中潛水鹽分相對淡化效率為4.25%～18.17%,淡化程度取決于淋濾水的入滲量和入滲水溶質(zhì)濃度;下部承壓水鹽分相對淡化效率為3.93%～8.13%,鹽分去除效率與水平井排水量有關(guān)。4.通過對水平井開采地下咸水的水文地質(zhì)條件、工程技術(shù)條件分析,水平井適宜在水位埋深在3-10m,含水層埋深在5-30m,巖性為粉土或含泥粉細(xì)砂等低滲透地層條件的區(qū)域內(nèi)使用;與傳統(tǒng)管井排水降鹽相比,可節(jié)約經(jīng)濟(jì)成本約19.2%。同時(shí),基于對研究區(qū)開采技術(shù)條件和咸水利用方式、適宜井型等條件的分析研判,對區(qū)內(nèi)淺層咸水開發(fā)利用方式進(jìn)行了區(qū)劃,共劃分了三類:（1）農(nóng)業(yè)灌溉分散開采區(qū);（2）農(nóng)業(yè)灌溉、小型咸水淡化開采利用區(qū);（3）工業(yè)用水、城市綠化和養(yǎng)殖等集中開采區(qū)。此項(xiàng)研究的成果對于豐富水平井滲流理論、完善排水降鹽技術(shù)方法以及合理開發(fā)利用淺層咸水資源都具有重要的實(shí)際意義。
杜鑫鈺[7]（2021）在《凍融作用下淺埋潛水蒸發(fā)規(guī)律的室內(nèi)試驗(yàn)研究》文中研究說明中國北方季節(jié)性凍土地區(qū)水資源短缺,冬春寒冷干燥,蒸發(fā)強(qiáng)烈。在季節(jié)性凍融作用下,淺埋潛水與土壤水轉(zhuǎn)化強(qiáng)烈,潛水蒸發(fā)過程較為復(fù)雜,易造成土壤鹽漬化等不良地質(zhì)環(huán)境問題。探索研究凍融作用和土壤物理特性對淺埋潛水蒸發(fā)的影響對于科學(xué)合理評價(jià)地下水資源和防治土壤鹽漬化具有一定的理論意義。本文通過室內(nèi)凍融試驗(yàn)裝置,進(jìn)行了潛水位埋深為1.0 m的室內(nèi)人為控制凍結(jié)氣溫的三種淺埋潛水蒸發(fā)凍融試驗(yàn),分析了土壤粒徑、土壤顆粒級配和不同層位的夾砂層對土壤溫度和潛水蒸發(fā)的影響,探討了累積潛水蒸發(fā)量與凍結(jié)時(shí)間和土壤顆粒級配的回歸關(guān)系。主要研究結(jié)論如下:（1）土壤粒徑對凍融土壤溫度和潛水蒸發(fā)影響顯著。-25℃恒溫凍結(jié)作用下,土壤溫度下降較快,潛水蒸發(fā)較快趨于穩(wěn)定。土壤粒徑越大,土壤溫度變化越快,但潛水蒸發(fā)量較小。凍結(jié)穩(wěn)定時(shí)（凍結(jié)第23 d）,粒徑為2.0-2.5 mm土柱0-30 cm的土壤溫度較粒徑為0.1-0.5 mm土柱低1.61～2.75℃,累積潛水蒸發(fā)量較0.1-0.5 mm土柱低30.66 mm。消融過程中,粒徑越大,土壤溫度升溫越快,粒徑為2.0-2.5 mm土柱0-30 cm的土壤溫度日均升幅為2.17～3.30℃,比粒徑為0.1-0.5 mm土柱高0.19～0.32℃。（2）土壤顆粒級配對凍融土壤溫度和潛水蒸發(fā)影響顯著。級配最良好的土柱（不均勻系數(shù)Cu=19.08,曲率系數(shù)Cc=2.80）0-30 cm的土壤溫度在慢速恒溫凍結(jié)穩(wěn)定時(shí)（凍結(jié)第62 d）降幅最大,為15.90～25.53℃;在消融過程中,土壤溫度升溫較快,日均升幅為1.65～2.61℃。級配最差的土柱（不均勻系數(shù)Cu=3.47,曲率系數(shù)Cc=1.35）0-30cm的土壤溫度在慢速恒溫凍結(jié)穩(wěn)定時(shí)降幅僅為14.21～23.79℃;在消融過程中,土壤溫度升溫較慢,日均升幅為1.46～2.37℃。在慢速恒溫凍結(jié)穩(wěn)定時(shí)（凍結(jié)第62 d）,級配最良好的土柱累積潛水蒸發(fā)量為54.17mm,較級配最差的土柱高34.14 mm。凍結(jié)0-26 d潛水蒸發(fā)量和凍結(jié)時(shí)間符合線性回歸關(guān)系,凍結(jié)27-62 d兩者符合冪函數(shù)回歸關(guān)系?；貧w系數(shù)隨顆粒級配良好程度的增加而增大,表明土壤顆粒級配愈良好,潛水蒸發(fā)速率越快。（3）-25℃恒溫凍結(jié)作用下,夾砂層距地表越近對土壤溫度和潛水蒸發(fā)的抑制作用越明顯。凍結(jié)穩(wěn)定時(shí)（凍結(jié)第23 d）,夾砂層距地表10 cm、20 cm、30 cm和40 cm的土柱0-50 cm的土壤溫度較均質(zhì)土柱分別高0.90～2.19℃、0.80～1.88℃、0.60～1.20℃和0.31～0.58℃,累積潛水蒸發(fā)量較均質(zhì)土柱分別減少53.7%、39.8%、30.8%和15.9%;消融過程中,土壤溫度日均增幅較均質(zhì)土柱分別低0.10～0.24、0.09～0.20、0.06～0.11和0.04～0.06℃。
夏輝[8]（2021）在《基于pH響應(yīng)的地下水污染CaO2納米靶向修復(fù)研究》文中研究說明地下水是自然界水圈的重要組成部分,是人類賴以生存和社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展珍貴的淡水資源戰(zhàn)略物資;但是,隨著工農(nóng)業(yè)的快速發(fā)展,人為不合理的開發(fā)利用等因素導(dǎo)致地下水遭受污染。地下水埋藏于地下復(fù)雜的地質(zhì)環(huán)境介質(zhì)中,具有流動(dòng)性、脆弱性、隱蔽性、動(dòng)態(tài)變化性等特點(diǎn),致使地下水污染修復(fù)專業(yè)技術(shù)要求高、工程難度大、成本高。近年來,納米技術(shù)的興起為地下水原位修復(fù)提供了新的技術(shù)支撐,納米級的修復(fù)藥劑可以在地下水-土介質(zhì)中進(jìn)行有效的遷移,從而為地下水污染高效低耗的原位修復(fù)提供了可能。在眾多的修復(fù)藥劑中,過氧化鈣（Ca O?）是一種具有p H響應(yīng)的特殊材料。在酸性條件下,Ca O?幾乎可以全部轉(zhuǎn)化為過氧化氫（H?O?）,在堿性條件下可以水解生成氧氣（O?）和氫氧化鈣（Ca（OH）?）。三種水解產(chǎn)物可分別應(yīng)用于化學(xué)法、生物法和物理法修復(fù)污染。當(dāng)Ca O?的粒徑縮小至納米級時(shí),由于納米效應(yīng)帶來的地下強(qiáng)遷移能力和強(qiáng)化學(xué)活性,使得nano-Ca O?可以迅速高效修復(fù)地下水污染。更重要的是,nano-Ca O?反應(yīng)產(chǎn)物為鈣鹽、屬于自然地下環(huán)境的主要成分,沒有二次污染。因此,nano-Ca O?在環(huán)境修復(fù)領(lǐng)域中有著良好的應(yīng)用前景。本文選取污染場地中常見的有機(jī)污染物硝基苯酚（PNP）和新興污染物三（2-氯乙基）磷酸酯（TCEP）,以及鎘、六價(jià)鉻重金屬等高關(guān)注度污染物作為研究目標(biāo),開展了基于納米Ca O?地下水污染靶向修復(fù)工作。研究總體技術(shù)路線為:場地污染背景刻畫→污染物測試方法開發(fā)→納米Ca O?技術(shù)應(yīng)用→理論預(yù)測與實(shí)驗(yàn)驗(yàn)證。其中“測試方法開發(fā)”解決了后續(xù)實(shí)驗(yàn)中納米顆粒對PNP測定干擾的問題;“技術(shù)應(yīng)用”中,首先利用普通Ca O?/Fe（II）類芬頓技術(shù)修復(fù)PNP污染,然后研制納米級Ca O?、并用于地下水中PNP和Cd2+復(fù)合污染的修復(fù);最后為解決納米顆粒團(tuán)聚問題,我們將聚合物殼聚糖和尤特奇EPO對Ca O?進(jìn)行了包裹,制備了兩種具有p H相應(yīng)性的“核殼”納米復(fù)合材料,分別為CS/Ca O?和EPO/Ca O?,并應(yīng)用于地下水污染修復(fù)。在地下水污染去除實(shí)驗(yàn)中,我們以“避光”條件模擬地下的低光環(huán)境,以“震蕩頻率”模擬地下水的流動(dòng)狀態(tài),并通過調(diào)整“p H”和添加“陰陽離子”的形式模擬地下水的水文地球化學(xué)條件,考察了地下水條件下的修復(fù)效果。為理解修復(fù)的內(nèi)在機(jī)理,我們還利用量子化學(xué)的密度泛函理論（DFT）,探討了nano-Ca O?降解新興污染物TCEP的可能機(jī)理,并通過實(shí)驗(yàn)驗(yàn)證了機(jī)理的合理性。本研究的主要成果如下:（1）采用“10%甲醇猝滅—5%鹽酸酸化—60℃中溫加熱—10 g/L抗壞血酸掩蔽”的預(yù)處理技術(shù),解決了納米氫氧化鐵干擾的問題,實(shí)現(xiàn)了在317 nm下準(zhǔn)確比色測定PNP濃度的目的,為后續(xù)實(shí)驗(yàn)提供了技術(shù)保障。（2）Ca O?和Fe（II）可以催化降解96%初始濃度為40 mg/L的污染物PNP。OH·是促使PNP降解的主因。除了HCO3-以外,地下水中Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Fe3+、Mn2+、SO42-、Cl-、NO3-等常規(guī)水化學(xué)條件不影響PNP的降解效果。初始p H和試劑用量是關(guān)鍵參數(shù),而震蕩頻率、溫度和光照條件是次要參數(shù),這說明Ca O?適用于地下水PNP污染修復(fù)。（3）合成納米Ca O?的粒徑小于50 nm,Ca O?的含量占比71%。納米Ca O?與Fe（II）聯(lián)合可以去除93%的PNP（初始濃度為40 mg/L）和99%的Cd2+（初始濃度為10 mg/L）。PNP去除機(jī)理是OH·的氧化,Cd2+去除機(jī)理是鐵氧體共沉淀。低p H值、高Fe2?的投放量、高震蕩頻率、高溫有利于PNP的降解,而高p H值、低Fe2?投放量,高Nano-Ca O?投放量、高震蕩頻率、高溫有利于Cd2+的沉淀去除;光照都兩者都沒有影響。地下水常規(guī)離子對復(fù)合污染的修復(fù)無影響,但是HCO3-和Mn2?對PNP的降解有負(fù)面影響,Fe3?,Ca2?,Mg2?等離子可與Cd2+產(chǎn)生沉淀競爭反應(yīng),對Cd2+的去除不利。（4）制備了兩種包裹型“核殼”結(jié)構(gòu)的復(fù)合材料,CS/Ca O?納米材料的粒徑介于100～200 nm之間、而EPO/Ca O?的粒徑介于200～300 nm之間。包裹材料既提高了材料的p H響應(yīng)能力,也解決了納米顆粒團(tuán)聚的問題。兩種材料對于重金屬Cr6+、Cd2+、Ni2+、Cu2+、Pb2+、Zn2+、As5+、Hg2+污染有著良好的修復(fù)效果,對10 mg/L初始濃度的污染水體去除率均達(dá)到95%以上。修復(fù)Cr6+污染地下水的機(jī)理為:在酸性體系中,外殼聚合物與質(zhì)子發(fā)生解離反應(yīng),釋放出內(nèi)核材料Ca O?→酸解產(chǎn)生H?O?→將Cr6+還原為Cr3+。p H和震蕩頻率對修復(fù)效果影響較大,溫度和光照條件無影響,高p H、大振蕩頻率有利于六價(jià)鉻的去除,反之則不利;地下水中HCO3-、Fe3?,Mn2?對修復(fù)Cr6+會(huì)產(chǎn)生不利影響。重金屬的修復(fù)機(jī)理則是沉淀去除。當(dāng)體系額外加入Fe（II）時(shí),鐵氧體共沉淀效應(yīng)會(huì)導(dǎo)致重金屬去除的更快,去除率也更高;而且Fe試劑會(huì)催化產(chǎn)生高能的OH·,可用于有機(jī)物污染的同步去除,研究發(fā)現(xiàn)40 mg/L的PNP的去除率接近100%。（5）最后,利用DFT方法探究了nano-Ca O?降解TCEP的產(chǎn)物及其產(chǎn)生路徑,合理解釋了OH·氧化降解TCEP的過程,對相關(guān)產(chǎn)物的形成機(jī)制提供了證據(jù);并且通過捕獲TCEP的降解產(chǎn)物實(shí)驗(yàn),印證了DFT理論推斷的正確性,實(shí)現(xiàn)了理論與實(shí)踐的結(jié)合。
向偉[9]（2021）在《基于穩(wěn)定同位素的黃土高原區(qū)域尺度土壤蒸發(fā)和地下水補(bǔ)給研究》文中研究表明黃土高原屬于典型的干旱和半干旱氣候,水資源相對匱乏,加之退耕還林還草工程等生態(tài)建設(shè)工程進(jìn)一步加劇區(qū)域水資源危機(jī),亟需深入認(rèn)識(shí)黃土高原的水循環(huán)過程以實(shí)現(xiàn)水資源的可持續(xù)利用與管理。黃土高原水循環(huán)過程具有獨(dú)特的空間分布格局,對水循環(huán)過程的研究多關(guān)注降水、徑流、土壤水分等環(huán)節(jié)或變量;然而,對土壤蒸發(fā)、地下水補(bǔ)給和植物蒸騰等環(huán)節(jié)的研究相對不足,特別是缺乏區(qū)域尺度宏觀規(guī)律的認(rèn)識(shí)。因此,本文以黃土高原水循環(huán)過程為切入點(diǎn),采用區(qū)域和點(diǎn)位尺度相結(jié)合的研究思路,對降水、深剖面土壤水和淺層地下水進(jìn)行系統(tǒng)、高空間分辨率的取樣,借助氫氧穩(wěn)定同位素示蹤技術(shù)的優(yōu)勢,重點(diǎn)探究了土壤蒸發(fā)和地下水補(bǔ)給兩個(gè)水文過程。在區(qū)域尺度上,分析了黃土高原降水、深層（2～10m）土壤水和淺層地下水氫氧穩(wěn)定同位素的空間分布特征及其影響因素;揭示了土壤蒸發(fā)的空間分布格局,并提出lc-excess方法對土壤蒸發(fā)損失率進(jìn)行了定量評估;探究了淺層地下水的補(bǔ)給來源,并提出lc-excess平衡方程對活塞流和優(yōu)勢流的相對貢獻(xiàn)比例進(jìn)行了劃分。在點(diǎn)位尺度上（長武塬區(qū)）,利用多種示蹤技術(shù)(δ18O、δ2H、3H、Cl-和NO3-)結(jié)合水量平衡、端元分析、貝葉斯模型、配對實(shí)驗(yàn)等方法定量探究了水循環(huán)過程以及農(nóng)地轉(zhuǎn)換為蘋果園后土壤蒸發(fā)和地下水補(bǔ)給的響應(yīng)規(guī)律。主要取得了如下結(jié)論:1.黃土高原降水δ18O值變化范圍較小（-9.8‰～-5.8‰）,東南部和西北部同位素值相對富集而中部偏貧化,但此空間分布格局與空間和氣象等環(huán)境變量相關(guān)性較差。在現(xiàn)有的降水同位素?cái)?shù)據(jù)產(chǎn)品中,僅降水同位素在線計(jì)算器（OIPC）能夠模擬該區(qū)域降水δ18O值的空間分布,且模擬精度有待提高。黃土高原深層土壤水δ18O值變化較?。?10.1‰～-6.7‰）,南部相對貧化而北部和西北部偏富集,此空間分布格局主要受年均降水量的影響。黃土高原淺層地下水δ18O值（-11.4‰～-5.9‰）無一致性的空間分布格局,與空間和氣象等環(huán)境變量相關(guān)性較差,但不同流域之間淺層地下水δ18O值變化明顯,受年均降水量的影響。2.黃土高原33個(gè)采樣點(diǎn)深層土壤水lc-excess值均偏負(fù)（土壤深度和空間位置）,表明深層土壤水同位素保留有因地表蒸發(fā)引起的同位素分餾信號。深層土壤水lc-excess值表明土壤蒸發(fā)從南到北、東南到西北均呈增大趨勢,與緯度、年均降水量、年均潛在蒸散量和干旱指數(shù)相關(guān)關(guān)系明顯,其中干旱指數(shù)能夠解釋64%的變異。以瑞利分餾模型為基礎(chǔ)推導(dǎo)了計(jì)算土壤蒸發(fā)損失率的新方法—lc-excess方法,計(jì)算出所有樣點(diǎn)的土壤蒸發(fā)損失率為11.3～23.9%,與全球其它相似氣候區(qū)的結(jié)果相近,但其代表的時(shí)間尺度更長,反映了過去數(shù)十年地表蒸發(fā)的平均狀況。3.黃土高原絕大部分地區(qū)淺層地下水δ18O值較降水量加權(quán)平均值貧化,且貧化程度在不同流域存在明顯差異,并與年均降水量呈顯著相關(guān),表明淺層地下水補(bǔ)給的季節(jié)性效應(yīng)及其空間分布格局受年均降水量影響。淺層地下水與降水的同位素關(guān)系表明淺層地下水接受當(dāng)?shù)亟邓a(bǔ)給但在補(bǔ)給過程中經(jīng)歷了不同程度的蒸發(fā)作用。淺層地下水與深層土壤水的lc-excess關(guān)系表明活塞流不是淺層地下水補(bǔ)給的唯一形式,可能存在降水以優(yōu)勢流方式的快速補(bǔ)給。以同位素質(zhì)量平衡為基礎(chǔ)推導(dǎo)了lc-excess平衡方程,成功對黃土高原區(qū)域尺度地下水補(bǔ)給中活塞流和優(yōu)勢流的相對貢獻(xiàn)比例進(jìn)行了劃分。結(jié)果顯示黃土高原大部分地區(qū)淺層地下水以活塞流補(bǔ)給為主,優(yōu)勢流補(bǔ)給僅在渭河和汾河流域部分地區(qū)較為明顯。影響活塞流和優(yōu)勢流相對貢獻(xiàn)比例的空間分布因素需要進(jìn)一步分析。4.長武黃土塬區(qū)日尺度大氣降水同位素值變化較大,同位素值貧化的降水通常發(fā)生在雨季（7～9月）,且多為大降水事件（≥30 mm/day）。2～6 m土層土壤水示蹤劑可以用于研究農(nóng)地轉(zhuǎn)化為蘋果園后對土壤水分平衡組分的影響,深層（≥6 m）土壤水示蹤劑反映了歷史時(shí)期農(nóng)地條件下的降水和蒸散發(fā)平衡關(guān)系,可以用于分析地下水補(bǔ)給機(jī)制。降水、深層土壤水和淺層地下水中的穩(wěn)定和放射性同位素、氯離子和硝酸根共同表明地下水補(bǔ)給中活塞流和優(yōu)勢流方式并存,且活塞流和優(yōu)勢流補(bǔ)給量分別占總補(bǔ)給量的45～62%和38～55%。農(nóng)地轉(zhuǎn)變?yōu)樘O果園后,土壤蒸發(fā)變化不顯著,但深層土壤儲(chǔ)水量明顯降低、植被蒸騰增加、活塞流補(bǔ)給量明顯減少,且當(dāng)樹齡超過15 yr時(shí)活塞流補(bǔ)給量基本為零。本文為后續(xù)利用水同位素技術(shù)解決黃土高原區(qū)域尺度水循環(huán)問題提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù),有助于將來刻畫水量平衡方程在區(qū)域尺度上的定量分布模式,可服務(wù)于黃土高原地下水資源數(shù)量和水質(zhì)的評估與可持續(xù)管理,并為眀析黃土高原植被變化背景下水循環(huán)過程的演變規(guī)律提供借鑒。
韓松濤[10]（2021）在《勐滿金礦900m水平采礦對溫泉的影響及礦坑涌水量預(yù)測》文中認(rèn)為Gold mine is a non renewable resource.Due to the improvement of living standards,people’s material life is getting better and better,and the demand for gold is also growing.But in the process of mining,there will be many problems.Thermal damage and mine water inflow are the important parts.The research on these two factors which have an important impact on mine mining is an important prerequisite for safe mining.Based on the"Mengman gold mine hydraulic environment detailed investigation"project,through the geological mapping,drilling and pumping experiments,water injection test,hot water chemical analysis and other methods to find out the hydrogeological conditions of Mengman gold mine.Through water quality detection and isotope detection of hot spring water samples from five hot spring points,namely,point D01,point D02,point D03,point D04 and point K01,this paper analyzes and studies the origin of hot spring,which is of great significance to the study of local geothermal origin and the guidance of mining area.The main understanding of this paper is as follows:1.The origin of hot springs is studied by H+,O-isotopes and other ions.The genetic model of hot spring can be summarized as follows:under the background of geothermal anomaly,atmospheric precipitation infiltrates into the deep underground along fault F2 through infiltration recharge,and then migrates upward along the fault fracture zone after being heated by underground heat flow,mixing with part of cold water near the surface and exposing to the surface in the form of hot spring.2.The permeability tensor is expressed by the degree of fracture development,and the relationship between the permeability tensors is positive linear,It shows that the permeability tensor in the study area is mainly three-dimensional flow.3.Water balance method,big well method and three-dimensional flow numerical method are used to predict the water inflow under the condition of 1015m platform mining.Then,by comparing with the measured water inflow,the calculation result of three-dimensional flow numerical method is the most accurate.Therefore,the three-dimensional flow numerical method is used to predict the water consumption of 900m platform in the mine.4.The influence of mining to 900m on hot spring is analyzed.
二、模擬氫氧潛水實(shí)驗(yàn)過程中的安全措施研究（論文開題報(bào)告）
（1）論文研究背景及目的
此處內(nèi)容要求：
首先簡單簡介論文所研究問題的基本概念和背景，再而簡單明了地指出論文所要研究解決的具體問題，并提出你的論文準(zhǔn)備的觀點(diǎn)或解決方法。
寫法范例：
本文主要提出一款精簡64位RISC處理器存儲(chǔ)管理單元結(jié)構(gòu)并詳細(xì)分析其設(shè)計(jì)過程。在該MMU結(jié)構(gòu)中,TLB采用叁個(gè)分離的TLB,TLB采用基于內(nèi)容查找的相聯(lián)存儲(chǔ)器并行查找,支持粗粒度為64KB和細(xì)粒度為4KB兩種頁面大小,采用多級分層頁表結(jié)構(gòu)映射地址空間,并詳細(xì)論述了四級頁表轉(zhuǎn)換過程,TLB結(jié)構(gòu)組織等。該MMU結(jié)構(gòu)將作為該處理器存儲(chǔ)系統(tǒng)實(shí)現(xiàn)的一個(gè)重要組成部分。
（2）本文研究方法
調(diào)查法：該方法是有目的、有系統(tǒng)的搜集有關(guān)研究對象的具體信息。
觀察法：用自己的感官和輔助工具直接觀察研究對象從而得到有關(guān)信息。
實(shí)驗(yàn)法：通過主支變革、控制研究對象來發(fā)現(xiàn)與確認(rèn)事物間的因果關(guān)系。
文獻(xiàn)研究法：通過調(diào)查文獻(xiàn)來獲得資料，從而全面的、正確的了解掌握研究方法。
實(shí)證研究法：依據(jù)現(xiàn)有的科學(xué)理論和實(shí)踐的需要提出設(shè)計(jì)。
定性分析法：對研究對象進(jìn)行“質(zhì)”的方面的研究，這個(gè)方法需要計(jì)算的數(shù)據(jù)較少。
定量分析法：通過具體的數(shù)字，使人們對研究對象的認(rèn)識(shí)進(jìn)一步精確化。
跨學(xué)科研究法：運(yùn)用多學(xué)科的理論、方法和成果從整體上對某一課題進(jìn)行研究。
功能分析法：這是社會(huì)科學(xué)用來分析社會(huì)現(xiàn)象的一種方法，從某一功能出發(fā)研究多個(gè)方面的影響。
模擬法：通過創(chuàng)設(shè)一個(gè)與原型相似的模型來間接研究原型某種特性的一種形容方法。
三、模擬氫氧潛水實(shí)驗(yàn)過程中的安全措施研究（論文提綱范文）
（1）氦氧通訊的應(yīng)用發(fā)展研究（論文提綱范文）
| 0 引言 |
| 1 國內(nèi)外氦氧通訊理論發(fā)展對比 |
| 2 氦氧通訊研發(fā)流程 |
| 2.1 理論矯正階段 |
| 2.2 氦氧通訊器樣機(jī)開發(fā)階段 |
| 2.3 陸基飽和潛水模擬艙群試驗(yàn)階段 |
| 2.4 ?；柡蜐撍囼?yàn)階段 |
| 3 國內(nèi)外氦氧通訊器開發(fā)現(xiàn)狀 |
| 3.1 國內(nèi)氦氧通訊器開發(fā)現(xiàn)狀 |
| 3.2 國外氦氧通訊器開發(fā)現(xiàn)狀 |
| 4 氦氧通訊現(xiàn)狀總結(jié)及發(fā)展趨勢展望 |
| 4.1 現(xiàn)狀總結(jié) |
| 4.2 發(fā)展趨勢展望 |
（2）長河流域水化學(xué)特征及淺層地下水SO42-運(yùn)移規(guī)律研究（論文提綱范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 緒論 |
| 1.1 研究背景與意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀 |
| 1.2.1 水文地球化學(xué)特征研究 |
| 1.2.2 煤炭開采對地下水影響研究 |
| 1.2.3 地下水溶質(zhì)運(yùn)移規(guī)律研究 |
| 1.3 研究內(nèi)容與技術(shù)路線 |
| 1.3.1 研究內(nèi)容 |
| 1.3.2 技術(shù)路線 |
| 2 研究區(qū)概況 |
| 2.1 自然地理概況 |
| 2.1.1 區(qū)域位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 氣象 |
| 2.1.4 河流水系 |
| 2.2 煤礦分布及特征概況 |
| 2.3 地下水特征概況 |
| 2.3.1 地下水賦存 |
| 2.3.2 地下水循環(huán) |
| 2.3.3 地下水動(dòng)態(tài)特征 |
| 3 樣品采集與方法 |
| 3.1 樣品采集 |
| 3.1.1 地表水采樣 |
| 3.1.2 地下水采樣 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 水化學(xué)特征分析法 |
| 3.2.2 多元統(tǒng)計(jì)分析法 |
| 3.2.3 數(shù)值模擬法 |
| 4 長河流域水質(zhì)現(xiàn)狀與污染評價(jià) |
| 4.1 水質(zhì)演化特征 |
| 4.1.1 地表水水質(zhì)時(shí)空變化 |
| 4.1.2 淺層地下水時(shí)空變化 |
| 4.2 水質(zhì)評價(jià) |
| 4.2.1 地表水水質(zhì)評價(jià) |
| 4.2.2 淺層地下水水質(zhì)評價(jià) |
| 4.3 小結(jié) |
| 5 地表水與地下水水化學(xué)特征及其轉(zhuǎn)化關(guān)系研究 |
| 5.1 地表水水化學(xué)特征 |
| 5.1.1 地表水水化學(xué)指標(biāo)的變化特征 |
| 5.1.2 地表水水化學(xué)類型 |
| 5.1.3 地表水水化學(xué)成因 |
| 5.2 地下水水化學(xué)特征 |
| 5.2.1 地下水水化學(xué)指標(biāo)的變化特征 |
| 5.2.2 地下水水化學(xué)類型 |
| 5.2.3 地下水水化學(xué)成因 |
| 5.3 地表水與地下水水化學(xué)轉(zhuǎn)化關(guān)系 |
| 5.3.1 地表水與地下水水化學(xué)特征的聚類分析 |
| 5.3.2 地表水與地下水水化學(xué)特征的主成分分析 |
| 5.3.3 地表水與地下水水化學(xué)特征結(jié)果討論 |
| 5.4 小結(jié) |
| 6 淺層地下水水位預(yù)測及SO_4~(2-)運(yùn)移規(guī)律研究 |
| 6.1 采煤與研究區(qū)淺層地下水水位與水質(zhì)的響應(yīng)關(guān)系 |
| 6.1.1 采煤對淺層地下水水位影響 |
| 6.1.2 采煤對淺層地下水水質(zhì)影響 |
| 6.2 淺層地下水水位預(yù)測 |
| 6.2.1 模擬范圍與邊界條件概化 |
| 6.2.2 淺層地下水?dāng)?shù)學(xué)模型 |
| 6.2.3 淺層地下水水位變化 |
| 6.3 淺層地下水SO_4~(2-)運(yùn)移規(guī)律 |
| 6.3.1 淺層地下水溶質(zhì)運(yùn)移模型 |
| 6.3.2 淺層地下水SO_4~(2-)擴(kuò)散趨勢 |
| 6.3.3 不同工況下SO_4~(2-)遷移變化 |
| 6.4 淺層地下水SO_4~(2-)離子與水質(zhì)水文因素的定量響應(yīng)關(guān)系 |
| 6.5 小結(jié) |
| 7 結(jié)論與展望 |
| 7.1 結(jié)論 |
| 7.2 展望 |
| 致謝 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 攻讀學(xué)位期間的主要研究成果 |
（3）河套灌區(qū)不同地類間水鹽運(yùn)移規(guī)律及鹽分重分布研究（論文提綱范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景和意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究進(jìn)展 |
| 1.2.1 氫氧同位素在不同水體的示蹤研究 |
| 1.2.2 地下水與土壤水鹽遷移研究 |
| 1.2.3 土壤鹽分空間變異與地下水埋深關(guān)系的研究 |
| 1.2.4 干旱區(qū)荒漠綠洲水分運(yùn)移研究 |
| 1.2.5 水鹽運(yùn)移模擬研究 |
| 1.2.6 存在的問題 |
| 1.3 研究內(nèi)容與方法 |
| 1.4 論文技術(shù)路線 |
| 2 研究區(qū)概況 |
| 2.1 河套灌區(qū)概況 |
| 2.1.1 氣候 |
| 2.1.2 土壤 |
| 2.1.3 引排水量 |
| 2.1.4 灌區(qū)年際地下水變化 |
| 2.1.5 灌區(qū)海子分布特征 |
| 2.2 試驗(yàn)區(qū)基本資料 |
| 2.2.1 耕地-荒地-海子系統(tǒng)試驗(yàn)區(qū) |
| 2.2.2 沙丘-荒地-海子系統(tǒng)試驗(yàn)區(qū) |
| 3 基于氫氧同位素耕地—荒地—海子系統(tǒng)水分運(yùn)移轉(zhuǎn)化 |
| 3.1 利用氫氧同位素研究不同水體的基本原理 |
| 3.1.1 穩(wěn)定同位素測試標(biāo)準(zhǔn)物 |
| 3.1.2 氫氧穩(wěn)定同位素分餾 |
| 3.1.3 氫氧穩(wěn)定同位素組分分析 |
| 3.2 試驗(yàn)方法 |
| 3.2.1 取樣方案 |
| 3.2.2 樣品采集 |
| 3.2.3 水位量測 |
| 3.3 試驗(yàn)設(shè)備及研究方法 |
| 3.3.1 試驗(yàn)裝置 |
| 3.3.2 研究方法 |
| 3.4 結(jié)論與分析 |
| 3.4.1 不同類型水分中δD和δ18O關(guān)系 |
| 3.4.2 不同類型水分特征分析 |
| 3.4.3 不同類型水分轉(zhuǎn)化比例 |
| 3.4.4 土壤剖面水分運(yùn)動(dòng) |
| 3.5 本章小節(jié) |
| 4 河套灌區(qū)耕地—荒地—海子間水鹽運(yùn)移規(guī)律及平衡分析 |
| 4.1 試驗(yàn)布設(shè)及數(shù)據(jù)采集 |
| 4.2 水鹽運(yùn)移模型構(gòu)建 |
| 4.2.1 耕地-荒地-海子系統(tǒng)水分平衡模型構(gòu)建 |
| 4.2.2 耕地-荒地-海子系統(tǒng)鹽分平衡模型構(gòu)建 |
| 4.3 結(jié)果與分析 |
| 4.3.1 耕地-荒地-海子系統(tǒng)不同時(shí)期地下水運(yùn)移特征 |
| 4.3.2 耕地-荒地-海子系統(tǒng)水分平衡分析 |
| 4.3.3 耕地-荒地-海子系統(tǒng)鹽分重分配 |
| 4.4 本章小結(jié) |
| 5 耕地-荒地-海子系統(tǒng)鹽分時(shí)空變化特征及地下水埋深對土壤鹽分影響 |
| 5.1 材料與方法 |
| 5.1.1 試驗(yàn)設(shè)計(jì)與取樣方案 |
| 5.1.2 研究方法 |
| 5.1.3 數(shù)據(jù)處理 |
| 5.2 結(jié)果與分析 |
| 5.2.1 耕地-荒地間典型土壤橫剖面鹽分時(shí)空變化特征 |
| 5.2.2 耕地-荒地不同土層鹽分時(shí)空變化及鹽分表觀分析 |
| 5.2.3 耕地地下水、荒地地下水和海子鹽分時(shí)空變化特征 |
| 5.2.4 地下水埋深對土壤鹽分的影響 |
| 5.2.5 荒地鹽分不同來源估算 |
| 5.3 討論 |
| 5.4 本章小結(jié) |
| 6 基于HYDRUS_1D模型對耕地-荒地-海子系統(tǒng)土壤水鹽運(yùn)移模擬與評估 |
| 6.1 土壤水鹽動(dòng)態(tài)模型 |
| 6.1.1 土壤水分運(yùn)移方程 |
| 6.1.2 土壤鹽分運(yùn)移方程 |
| 6.1.3 潛在蒸騰和蒸發(fā)速率的計(jì)算 |
| 6.2 模型構(gòu)建 |
| 6.2.1 模型離散化 |
| 6.2.2 初始條件及邊界條件 |
| 6.2.3 參數(shù)確定 |
| 6.2.4 模型率定與驗(yàn)證評價(jià)參數(shù) |
| 6.3 模型率定與驗(yàn)證 |
| 6.3.1 模型率定 |
| 6.3.2 模型檢驗(yàn) |
| 6.4 土壤水鹽動(dòng)態(tài)分析 |
| 6.4.1 典型時(shí)期土壤不同土層水分變化定量評估 |
| 6.4.2 典型時(shí)期土壤不同土層鹽分變化定量評估 |
| 6.5 水鹽平衡分析 |
| 6.6 討論 |
| 6.7 本章小結(jié) |
| 7 河套灌區(qū)沙丘-荒地-海子系統(tǒng)間水鹽運(yùn)移規(guī)律 |
| 7.1 研究方法 |
| 7.1.1 裘布依假設(shè) |
| 7.1.2 地下水波動(dòng)法 |
| 7.1.3 沙丘、荒地和海子水分平衡模型 |
| 7.1.4 沙丘-荒地-海子系統(tǒng)地下水鹽分遷移模型 |
| 7.2 結(jié)果與分析 |
| 7.2.1 沙丘-荒地-海子系統(tǒng)不同時(shí)期地下水運(yùn)移特征 |
| 7.2.2 沙丘-荒地-海子系統(tǒng)水分遷移分析 |
| 7.2.3 沙丘-荒地-海子系統(tǒng)鹽分遷移分析 |
| 7.3 討論 |
| 7.4 本章小結(jié) |
| 8 基于HYDRUS_1D模型對沙丘-荒地-海子系統(tǒng)水鹽運(yùn)移模擬與評估 |
| 8.1 土壤水鹽動(dòng)態(tài)模型 |
| 8.2 模型建立 |
| 8.2.1 模擬單元?jiǎng)澐?/td> |
| 8.2.2 初始條件和邊界條件 |
| 8.2.3 土壤參數(shù) |
| 8.2.4 模型率定與驗(yàn)證評價(jià)參數(shù) |
| 8.3 模型率定與驗(yàn)證 |
| 8.3.1 模型率定 |
| 8.3.2 模型驗(yàn)證 |
| 8.4 土壤水鹽動(dòng)態(tài) |
| 8.4.1 沙丘土壤水鹽動(dòng)態(tài) |
| 8.4.2 沙丘-荒地交界土壤水鹽動(dòng)態(tài) |
| 8.4.3 荒地土壤水鹽動(dòng)態(tài) |
| 8.5 水鹽平衡分析 |
| 8.5.1 沙丘水鹽平衡分析 |
| 8.5.2 沙丘-荒地交界水鹽平衡分析 |
| 8.5.3 荒地水鹽平衡分析 |
| 8.6 討論 |
| 8.7 本章小結(jié) |
| 9 結(jié)論與展望 |
| 9.1 主要結(jié)論 |
| 9.2 論文主要?jiǎng)?chuàng)新點(diǎn) |
| 9.3 研究的不足與展望 |
| 致謝 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 作者簡介 |
（4）滏陽河流域邯鄲段淺層地下水化學(xué)特征及可更新能力評價(jià)（論文提綱范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 緒論 |
| 1.1 選題依據(jù)及實(shí)際意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀 |
| 1.3 評價(jià)內(nèi)容及技術(shù)路線 |
| 第2章 評價(jià)區(qū)概況 |
| 2.1 自然地理位置 |
| 2.2 氣象條件 |
| 2.3 地質(zhì)條件 |
| 2.4 水文地質(zhì)條件 |
| 2.4.1 地下水補(bǔ)徑排條件 |
| 2.4.2 含水層分布條件 |
| 第3章 樣品采集與分析 |
| 3.1 樣品采集位置及方法 |
| 3.2 樣品測試結(jié)果 |
| 第4章 水化學(xué)和同位素特征 |
| 4.1 水化學(xué)類型劃分 |
| 4.2 水化學(xué)異常分析 |
| 4.3 水化學(xué)演化特征 |
| 4.4 水環(huán)境同位素特征 |
| 4.5 小結(jié) |
| 第5章 地下水可更新能力評價(jià) |
| 5.1 ~3H同位素測定潛水年齡 |
| 5.1.1 氚測淺層地下水年齡模型 |
| 5.1.2 大氣降水氚數(shù)據(jù)恢復(fù) |
| 5.1.3 評價(jià)區(qū)地下水年齡計(jì)算 |
| 5.2 ~(14)C同位素測定淺層地下水承壓水年齡 |
| 5.3 地下水更新速率 |
| 5.4 小結(jié) |
| 第6章 基于數(shù)值模擬的地下水可更新性評價(jià) |
| 6.1 水文地質(zhì)概況 |
| 6.1.1 模擬區(qū)范圍 |
| 6.1.2 模擬區(qū)含水層結(jié)構(gòu) |
| 6.2 數(shù)值模型的建立 |
| 6.2.1 數(shù)學(xué)模型 |
| 6.2.2 模型建立過程 |
| 6.3 地下水?dāng)?shù)值模型的識(shí)別與驗(yàn)證 |
| 6.4 評價(jià)區(qū)地下水流系統(tǒng) |
| 6.4.1 評價(jià)區(qū)地下水系統(tǒng)劃分 |
| 6.4.2 地下水年齡的數(shù)值模擬求解 |
| 6.5 小結(jié) |
| 第7章 結(jié)論及建議 |
| 7.1 結(jié)論與展望 |
| 7.2 建議 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 攻讀學(xué)位期間發(fā)表論文和參加科研情況 |
| 致謝 |
| 作者簡介與參加工作項(xiàng)目 |
（5）河水入滲過程中氮的生物地球化學(xué)作用與模擬研究 ——以第二松花江卡拉店傍河水源地為例（論文提綱范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 緒論 |
| 1.1 選題依據(jù) |
| 1.2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀 |
| 1.2.1 河水入滲過程的生物地球化學(xué)作用 |
| 1.2.2 地下水環(huán)境中氮的遷移轉(zhuǎn)化過程 |
| 1.2.3 河水入滲過程中氮生物地球化學(xué)作用 |
| 1.2.4 河水入滲過程中氮生物地球化學(xué)作用的主要研究方法 |
| 1.3 研究目標(biāo)和研究內(nèi)容 |
| 1.3.1 研究目標(biāo) |
| 1.3.2 研究內(nèi)容 |
| 1.4 技術(shù)路線 |
| 1.5 創(chuàng)新點(diǎn) |
| 第2章 研究區(qū)概況 |
| 2.1 自然地理概況 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 氣象條件 |
| 2.1.4 水文條件 |
| 2.2 地質(zhì)與水文地質(zhì)概況 |
| 2.2.1 地質(zhì)條件 |
| 2.2.2 水文地質(zhì)條件 |
| 2.3 地下水開發(fā)利用現(xiàn)狀 |
| 2.4 江水和地下水的水化學(xué)特征 |
| 第3章 樣品采集與測試 |
| 3.1 江水-地下水樣品采集與測試 |
| 3.1.1 監(jiān)測點(diǎn)的布置 |
| 3.1.2 監(jiān)測項(xiàng)目與監(jiān)測頻率 |
| 3.1.3 樣品采集與保存 |
| 3.1.4 樣品測試 |
| 3.2 河床沉積物、包氣帶和含水介質(zhì)樣品采集與測試 |
| 3.2.1 取樣點(diǎn)的布置 |
| 3.2.2 樣品的采集與保存 |
| 3.2.3 樣品測試 |
| 第4章 江水入滲過程中水動(dòng)力條件和氧化還原分帶規(guī)律 |
| 4.1 江水入滲過程中的水動(dòng)力特征 |
| 4.1.1 江水與地下水水位動(dòng)態(tài)變化 |
| 4.1.2 基于氫氧穩(wěn)定同位素的江水-地下水交換與補(bǔ)給特征的識(shí)別 |
| 4.2 江水入滲補(bǔ)給地下水環(huán)境性狀時(shí)空分布規(guī)律 |
| 4.2.1 江水中環(huán)境性狀的動(dòng)態(tài)變化特征 |
| 4.2.2 地下水中環(huán)境性狀的時(shí)空變化特征 |
| 4.3 江水入滲補(bǔ)給地下水過程中氧化還原敏感組分時(shí)空分布規(guī)律 |
| 4.3.1 江水中氧化還原敏感組分的時(shí)空分布特征 |
| 4.3.2 江水入滲過程中地下水氧化還原敏感組分含量的時(shí)空分布特征 |
| 4.4 江水入滲補(bǔ)給地下水過程中氧化還原分帶規(guī)律 |
| 4.4.1 氧化還原分帶指標(biāo)體系 |
| 4.4.2 江水入滲過程中地下水氧化還原分帶 |
| 4.4.3 江水入滲過程中地下水氧化還原分帶的季節(jié)性變化特征 |
| 4.5 本章小結(jié) |
| 第5章 江水入滲過程中氮的生物地球化學(xué)作用識(shí)別與微生物響應(yīng) |
| 5.1 基于水化學(xué)的江水入滲過程中氮的生物地球化學(xué)作用識(shí)別 |
| 5.1.1 江水入滲水流路徑地下水不同形態(tài)氮的時(shí)空分布特征 |
| 5.1.2 江水入滲過程中氮的生物地球化學(xué)作用 |
| 5.2 江水入滲中氮生物地球化學(xué)作用的同位素識(shí)別 |
| 5.2.1 江水入滲過程中地下水~(15)N_(NO3-)和~(18)O_(NO3-)分布特征 |
| 5.2.2 江水入滲過程中地下水~(13)C_(DIC)分布特征 |
| 5.2.3 基于穩(wěn)定同位素的氮生物地球化學(xué)作用識(shí)別 |
| 5.3 江水入滲過程中氮生物地球化學(xué)作用的微生物響應(yīng) |
| 5.3.1 氮主要生物地球化學(xué)作用的微生物響應(yīng)標(biāo)志 |
| 5.3.2 江水入滲過程中氮主要生物地球化學(xué)作用的微生物響應(yīng) |
| 5.3.3 江水入滲過程中微生物與地下水水化學(xué)的協(xié)同演化特征 |
| 5.4 本章小結(jié) |
| 第6章 江水入滲過程中氮生物地球化學(xué)過程實(shí)驗(yàn)?zāi)M |
| 6.1 靜態(tài)實(shí)驗(yàn) |
| 6.1.1 吸附作用 |
| 6.1.2 NO_3~-還原作用 |
| 6.1.3 含水介質(zhì)中有機(jī)氮的礦化作用 |
| 6.2 動(dòng)態(tài)實(shí)驗(yàn) |
| 6.2.1 實(shí)驗(yàn)?zāi)康呐c實(shí)驗(yàn)過程 |
| 6.2.2 江水入滲過程動(dòng)態(tài)模擬示蹤實(shí)驗(yàn)結(jié)果 |
| 6.2.3 江水入滲過程氮遷移與轉(zhuǎn)化動(dòng)態(tài)實(shí)驗(yàn)結(jié)果 |
| 6.2.4 江水入滲過程氮遷移與轉(zhuǎn)化的影響因素分析 |
| 6.3 本章小結(jié) |
| 第7章 江水入滲過程中氮生物地球化學(xué)過程數(shù)值模擬 |
| 7.1 水文地質(zhì)概念模型 |
| 7.1.1 模擬范圍 |
| 7.1.2 含水層概化 |
| 7.1.3 地下水氮的遷移與轉(zhuǎn)化概念模型 |
| 7.1.4 邊界條件的概化 |
| 7.2 江水入滲過程地下水流數(shù)值模擬 |
| 7.2.1 數(shù)學(xué)模型的建立 |
| 7.2.2 地下水流模型參數(shù)的選取 |
| 7.2.3 地下水流模型的識(shí)別與驗(yàn)證 |
| 7.3 江水入滲過程中氮反應(yīng)性遷移轉(zhuǎn)化模擬 |
| 7.3.1 數(shù)學(xué)模型的建立 |
| 7.3.2 反應(yīng)性遷移轉(zhuǎn)化模擬參數(shù)的選取 |
| 7.3.3 氮反應(yīng)性遷移轉(zhuǎn)化模型的識(shí)別與驗(yàn)證 |
| 7.4 江水入滲過程中氮的主要生物地球作用貢獻(xiàn)比 |
| 7.4.1 江水入滲過程中氮的生物地球化學(xué)作用與抑制項(xiàng)的關(guān)系 |
| 7.4.2 反硝化作用與DNRA作用對地下水NO_3~-還原作用的貢獻(xiàn)率 |
| 7.4.3 DNRA作用與有機(jī)氮的礦化作用對地下水NH_4~+富集的貢獻(xiàn)率 |
| 7.5 本章小結(jié) |
| 第8章 結(jié)論與展望 |
| 8.1 結(jié)論 |
| 8.2 展望 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 作者簡介及在學(xué)期間所取得的科研成果 |
| 致謝 |
（6）水平井開采條件下淺層地下咸水水鹽運(yùn)移規(guī)律與開發(fā)利用研究 ——以河北滄州地區(qū)為例（論文提綱范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 緒論 |
| 1.1 選題依據(jù)及意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀 |
| 1.3 研究目標(biāo)及內(nèi)容 |
| 1.4 研究方法與技術(shù)路線 |
| 1.5 創(chuàng)新點(diǎn) |
| 第二章 研究區(qū)概況 |
| 2.1 自然地理概況 |
| 2.2 氣象與水文 |
| 2.3 社會(huì)經(jīng)濟(jì)概況 |
| 2.4 區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造與第四系地質(zhì) |
| 2.5 區(qū)域水文地質(zhì)概況 |
| 2.6 淺層咸水利用程度 |
| 第三章 土壤-淺層地下水水鹽分布特征與咸水成因 |
| 3.1 樣品采集與測試 |
| 3.2 土壤鹽漬化特征 |
| 3.3 淺層咸水水化學(xué)特征 |
| 3.4 土壤鹽漬化影響因素分析 |
| 3.5 淺層咸水成因分析 |
| 3.6 土壤鹽漬化與水文地球化學(xué)特征關(guān)系 |
| 3.7 本章小結(jié) |
| 第四章 水平井開采條件下淺層地下咸水鹽分運(yùn)移研究 |
| 4.1 淺層水平井技術(shù) |
| 4.2 水平井開采試驗(yàn)場概況 |
| 4.3 水平井開采下的淺層咸水水鹽變化規(guī)律 |
| 4.4 本章小結(jié) |
| 第五章 水平井開采條件下淺層地下咸水水鹽運(yùn)移數(shù)值模擬與排鹽效果預(yù)測 |
| 5.1 非飽和帶水鹽運(yùn)移模擬及控制水位的確定 |
| 5.2 水平井開采條件下淺層咸水水分運(yùn)移預(yù)測 |
| 5.3 水平井開采條件下淺層咸水鹽分運(yùn)移預(yù)測 |
| 5.4 本章小結(jié) |
| 第六章 基于水平井技術(shù)的淺層地下咸水開發(fā)可行性分析及開發(fā)利用區(qū)劃 |
| 6.1 水平井開采淺層地下咸水的可行性分析 |
| 6.2 淺層地下咸水開發(fā)利用區(qū)劃 |
| 6.3 本章小結(jié) |
| 第七章 結(jié)論與建議 |
| 7.1 主要結(jié)論 |
| 7.2 存在問題及建議 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 作者簡介及在校期間所取得的科研成果 |
| 致謝 |
（7）凍融作用下淺埋潛水蒸發(fā)規(guī)律的室內(nèi)試驗(yàn)研究（論文提綱范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 緒論 |
| 1.1 目的與意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀 |
| 1.2.1 凍融土壤物理特性的研究 |
| 1.2.2 土壤水與地下水轉(zhuǎn)化的研究 |
| 1.2.3 凍融土壤水熱遷移研究 |
| 1.2.4 潛水蒸發(fā)研究 |
| 1.2.5 存在的問題及不足 |
| 1.3 研究內(nèi)容與技術(shù)路線 |
| 1.3.1 研究內(nèi)容 |
| 1.3.2 技術(shù)路線 |
| 第二章 試驗(yàn)設(shè)計(jì)與方法 |
| 2.1 試驗(yàn)設(shè)計(jì) |
| 2.1.1 試驗(yàn)裝置 |
| 2.1.2 試驗(yàn)方案 |
| 2.2 監(jiān)測項(xiàng)目 |
| 2.2.1 凍融氣溫和相對濕度 |
| 2.2.2 土壤剖面溫度 |
| 2.2.3 潛水蒸發(fā)量 |
| 第三章 土壤粒徑對凍融土壤溫度和潛水蒸發(fā)的影響 |
| 3.1 凍融氣溫和相對濕度 |
| 3.2 土壤粒徑對土壤溫度的影響 |
| 3.2.1 凍結(jié)過程中土壤剖面溫度變化特征 |
| 3.2.2 消融過程中土壤剖面溫度變化特征 |
| 3.3 土壤粒徑對淺埋潛水蒸發(fā)的影響 |
| 3.3.1 凍融土壤水分遷移過程和機(jī)理 |
| 3.3.2 累積潛水蒸發(fā)量 |
| 3.3.3 潛水蒸發(fā)速率 |
| 3.3.4 凍結(jié)氣溫負(fù)積溫對潛水蒸發(fā)量的影響 |
| 3.4 本章小結(jié) |
| 第四章 土壤顆粒級配對凍融土壤溫度和潛水蒸發(fā)的影響 |
| 4.1 凍融氣溫和相對濕度 |
| 4.2 土壤顆粒級配對土壤溫度的影響 |
| 4.2.1 凍結(jié)過程中土壤剖面溫度變化特征 |
| 4.2.2 消融過程中土壤剖面溫度變化特征 |
| 4.3 土壤顆粒級配對淺埋潛水蒸發(fā)的影響 |
| 4.3.1 累積潛水蒸發(fā)量 |
| 4.3.2 潛水蒸發(fā)速率 |
| 4.3.3 土壤顆粒級配對累積潛水蒸發(fā)量影響的定量關(guān)系分析 |
| 4.4 本章小結(jié) |
| 第五章 夾砂層對凍融土壤溫度和潛水蒸發(fā)的影響 |
| 5.1 凍融氣溫和相對濕度 |
| 5.2 夾砂層對土壤溫度的影響 |
| 5.2.1 凍結(jié)過程中土壤剖面溫度變化特征 |
| 5.2.2 消融過程中土壤剖面溫度變化特征 |
| 5.3 土壤夾砂層對淺埋潛水蒸發(fā)的影響 |
| 5.3.1 累積潛水蒸發(fā)量 |
| 5.3.2 潛水蒸發(fā)速率 |
| 5.4 本章小結(jié) |
| 第六章 結(jié)論與展望 |
| 6.1 結(jié)論 |
| 6.2 創(chuàng)新點(diǎn) |
| 6.3 展望及不足 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 攻讀學(xué)位期間取得的研究成果 |
| 致謝 |
（8）基于pH響應(yīng)的地下水污染CaO2納米靶向修復(fù)研究（論文提綱范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 緒論 |
| 1.1 立題依據(jù) |
| 1.1.1 課題來源 |
| 1.1.2 選題背景及研究意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究動(dòng)態(tài) |
| 1.2.1 我國地下水污染現(xiàn)狀 |
| 1.2.2 地下水修復(fù)技術(shù) |
| 1.2.3 “智能”生物響應(yīng)材料 |
| 1.2.4 環(huán)境修復(fù)“熱點(diǎn)”材料的研究動(dòng)態(tài) |
| 1.2.5 CaO_2在環(huán)境治理中的研究動(dòng)態(tài) |
| 1.2.6 納米CaO_2制備技術(shù) |
| 1.2.7 “靶向修復(fù)”技術(shù)應(yīng)用前景分析 |
| 1.3 研究目標(biāo)和內(nèi)容 |
| 1.3.1 研究目標(biāo) |
| 1.3.2 主要內(nèi)容 |
| 1.3.3 創(chuàng)新點(diǎn) |
| 1.4 研究方法與技術(shù) |
| 1.4.1 場地地下水污染問題概化 |
| 1.4.2 實(shí)驗(yàn)技術(shù)手段 |
| 1.4.3 研究技術(shù)思路 |
| 1.4.4 研究技術(shù)流程 |
| 第二章 納米Fe(OH)_3干擾下PNP測定方法 |
| 2.1 研究背景 |
| 2.2 實(shí)驗(yàn)材料 |
| 2.2.1 主要實(shí)驗(yàn)儀器 |
| 2.2.2 主要試劑 |
| 2.2.3 實(shí)驗(yàn)試劑的制備 |
| 2.3 實(shí)驗(yàn)方法 |
| 2.3.1 PNP工作曲線 |
| 2.3.2 Nano-Fe(OH)_3溶液 |
| 2.3.3 實(shí)驗(yàn)步驟 |
| 2.4 結(jié)果與討論 |
| 2.4.1 分析譜線選擇的研究 |
| 2.4.2 甲醇和抗壞血酸的作用 |
| 2.4.3 納米Fe(OH)_3膠體與共存在離子的影響 |
| 2.4.4 鹽酸和抗壞血酸用量的影響 |
| 2.4.5 溫度和時(shí)間的影響 |
| 2.4.6 方法準(zhǔn)確度與精密度 |
| 2.5 研究前景評述 |
| 2.5.1 環(huán)境效應(yīng) |
| 2.5.2 不足之處與展望 |
| 2.6 本章小結(jié) |
| 第三章 地下水PNP污染的CaO_2/Fe(Ⅱ)類芬頓修復(fù)機(jī)理 |
| 3.1 研究背景 |
| 3.2 實(shí)驗(yàn)材料 |
| 3.2.1 試劑材料 |
| 3.2.2 主要實(shí)驗(yàn)儀器 |
| 3.3 實(shí)驗(yàn)方法 |
| 3.3.1 降解實(shí)驗(yàn)過程 |
| 3.3.2 降解體系對水質(zhì)影響實(shí)驗(yàn) |
| 3.3.3 體系活性氧捕獲實(shí)驗(yàn) |
| 3.3.4 降解產(chǎn)物捕獲實(shí)驗(yàn) |
| 3.3.5 測試方法 |
| 3.3.6 數(shù)據(jù)分析 |
| 3.4 結(jié)果與討論 |
| 3.4.1 CaO_2/Fe(Ⅱ)體系對水質(zhì)影響 |
| 3.4.2 過氧化氫釋放規(guī)律 |
| 3.4.3 CaO_2/Fe(Ⅱ)降解PNP的內(nèi)在機(jī)理 |
| 3.4.4 CaO_2和Fe(Ⅱ)投放量 |
| 3.4.5 地下水化學(xué)條件 |
| 3.4.6 溶解態(tài)離子的變化 |
| 3.4.7 降解產(chǎn)物和降解路徑 |
| 3.5 地下水原位修復(fù)適用性評估 |
| 3.5.1 場地地下水污染概化 |
| 3.5.2 PNP污染地下水修復(fù)技術(shù)評估 |
| 3.5.3 原位修復(fù)效益評估 |
| 3.6 本章小結(jié) |
| 第四章 地下水PNP-Cd復(fù)合污染的pH響應(yīng)型納米CaO_2修復(fù)機(jī)理 |
| 4.1 研究背景 |
| 4.2 實(shí)驗(yàn)材料 |
| 4.2.1 試劑材料 |
| 4.2.2 主要實(shí)驗(yàn)儀器 |
| 4.3 實(shí)驗(yàn)方法 |
| 4.3.1 實(shí)驗(yàn)步驟 |
| 4.3.2 測試方法 |
| 4.3.3 材料表征 |
| 4.3.4 數(shù)據(jù)分析 |
| 4.4 結(jié)果與討論 |
| 4.4.1 納米過氧化鈣的制備 |
| 4.4.2 納米過氧化鈣的表征 |
| 4.4.3 Fe(Ⅱ)催化nano-CaO_2去除PNP和 Cd的性能研究 |
| 4.4.4 Nano-CaO_2/Fe2?體系中活性氧的研究 |
| 4.4.5 Fe(Ⅱ)和Nano-CaO_2投放量的影響 |
| 4.4.6 Nano-CaO_2的pH響應(yīng)性論證 |
| 4.4.7 地下水動(dòng)力、溫度和光照條件的影響 |
| 4.4.8 地下水水化學(xué)條件的影響 |
| 4.5 地下水原位修復(fù)適用性評估 |
| 4.5.1 場地地下水復(fù)合污染概化 |
| 4.5.2 PNP污染地下水修復(fù)技術(shù)評估 |
| 4.5.3 原位修復(fù)效益評估 |
| 4.6 本章小結(jié) |
| 第五章 基于pH響應(yīng)型納米CS/CaO_2的地下水Cr(Ⅵ)污染修復(fù) |
| 5.1 研究背景 |
| 5.2 實(shí)驗(yàn)材料 |
| 5.2.1 試劑材料 |
| 5.2.2 主要實(shí)驗(yàn)儀器 |
| 5.3 實(shí)驗(yàn)方法 |
| 5.3.1 實(shí)驗(yàn)步驟 |
| 5.3.2 測試方法 |
| 5.3.3 數(shù)據(jù)分析 |
| 5.4 結(jié)果與討論 |
| 5.4.1 納米過氧化鈣的表征 |
| 5.4.2 試劑添加順序?qū)铣尚Ч挠绊?/td> |
| 5.4.3 CS/CaO_2材料pH響應(yīng)性驗(yàn)證 |
| 5.4.4 技術(shù)應(yīng)用——地下水六價(jià)鉻污染修復(fù) |
| 5.4.5 技術(shù)應(yīng)用——地下水中對硝基苯酚的原位修復(fù) |
| 5.4.6 技術(shù)應(yīng)用——重金屬污染地下水的修復(fù) |
| 5.5 地下水原位修復(fù)適用性評估 |
| 5.5.1 六價(jià)鉻污染地下水修復(fù)技術(shù)評估 |
| 5.5.2 原位修復(fù)效益評估 |
| 5.6 本章小結(jié) |
| 第六章 基于pH響應(yīng)型納米EPO/CaO_2的地下水Cr(Ⅵ)污染修復(fù) |
| 6.1 研究背景 |
| 6.2 實(shí)驗(yàn)部分 |
| 6.2.1 試劑材料 |
| 6.2.2 主要實(shí)驗(yàn)儀器 |
| 6.3 實(shí)驗(yàn)方法 |
| 6.3.1 實(shí)驗(yàn)步驟 |
| 6.3.2 測試方法 |
| 6.3.3 數(shù)據(jù)分析 |
| 6.4 結(jié)果與討論 |
| 6.4.1 納米過氧化鈣的表征 |
| 6.4.2 EPO/CaO_2納米材料pH響應(yīng)性驗(yàn)證 |
| 6.4.3 技術(shù)應(yīng)用-修復(fù)六價(jià)鉻 |
| 6.4.4 技術(shù)應(yīng)用-地下水對硝基苯酚有機(jī)污染的原位修復(fù) |
| 6.4.5 技術(shù)應(yīng)用-重金屬污染地下水的修復(fù) |
| 6.5 地下水原位修復(fù)適用性評估 |
| 6.5.1 六價(jià)鉻污染地下水修復(fù)技術(shù)評估 |
| 6.5.2 原位修復(fù)效益評估 |
| 6.6 本章小結(jié) |
| 第七章 Nano-CaO_2/Fe(Ⅱ)降解TCEP的DFT預(yù)測與實(shí)驗(yàn)驗(yàn)證 |
| 7.1 研究背景 |
| 7.2 實(shí)驗(yàn)方法 |
| 7.2.1 AOPs降解TCEP環(huán)境學(xué)背景 |
| 7.2.2 模擬流程 |
| 7.2.3 DFT計(jì)算細(xì)節(jié) |
| 7.2.4 CaO_2/Fe(Ⅱ)降解TCEP的實(shí)驗(yàn)過程 |
| 7.3 結(jié)果與討論 |
| 7.3.1 HAP和 RAP反應(yīng)機(jī)理 |
| 7.3.2 后續(xù)轉(zhuǎn)化機(jī)理 |
| 7.3.3 AOPs中生成其它官能團(tuán)的可能機(jī)理 |
| 7.3.4 實(shí)驗(yàn)驗(yàn)證結(jié)果 |
| 7.4 本章小結(jié) |
| 第八章 研究結(jié)論與展望 |
| 8.1 研究結(jié)論 |
| 8.2 研究特色與創(chuàng)新點(diǎn) |
| 8.3 研究不足與展望 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 在學(xué)期間研究成果 |
| 致謝 |
（9）基于穩(wěn)定同位素的黃土高原區(qū)域尺度土壤蒸發(fā)和地下水補(bǔ)給研究（論文提綱范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 緒論 |
| 1.1 研究背景與意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究進(jìn)展 |
| 1.2.1 氫氧穩(wěn)定同位素技術(shù)及優(yōu)勢 |
| 1.2.2 氫氧穩(wěn)定同位素在土壤蒸發(fā)研究中的應(yīng)用 |
| 1.2.3 氫氧穩(wěn)定同位素在地下水補(bǔ)給研究中的應(yīng)用 |
| 1.2.4 同位素景觀圖譜法 |
| 1.2.5 黃土高原同位素水文學(xué)研究進(jìn)展 |
| 1.2.6 黃土高原地下水補(bǔ)給研究進(jìn)展 |
| 1.3 研究中存在的不足與科學(xué)問題 |
| 1.4 研究內(nèi)容與技術(shù)路線 |
| 1.4.1 研究內(nèi)容 |
| 1.4.2 技術(shù)路線 |
| 第二章 研究區(qū)域概況與研究方法 |
| 2.1 研究區(qū)域概況 |
| 2.1.1 黃土高原 |
| 2.1.2 黃土塬區(qū) |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 氣象數(shù)據(jù)處理 |
| 2.2.2 樣品采集與處理 |
| 2.2.3 氫氧穩(wěn)定同位素測定 |
| 2.2.4 放射性氚同位素測定 |
| 2.2.5 水化學(xué)特征測定 |
| 2.2.6 數(shù)據(jù)處理與統(tǒng)計(jì)分析 |
| 第三章 黃土高原不同水體氫氧穩(wěn)定同位素的空間分布特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 采樣點(diǎn)布設(shè) |
| 3.2.1 大氣降水 |
| 3.2.2 土壤水 |
| 3.2.3 淺層地下水 |
| 3.3 數(shù)據(jù)分析 |
| 3.4 結(jié)果與討論 |
| 3.4.1 降水氫氧穩(wěn)定同位素空間分布特征 |
| 3.4.2 土壤水氫氧穩(wěn)定同位素空間分布特征 |
| 3.4.3 淺層地下水氫氧穩(wěn)定同位素空間分布特征 |
| 3.5 本章小結(jié) |
| 第四章 黃土高原區(qū)域尺度土壤蒸發(fā)的空間格局及定量評估 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 采樣點(diǎn)布設(shè) |
| 4.3 土壤蒸發(fā)損失率評估方法 |
| 4.3.1 lc-excess法 |
| 4.3.2 Craig-Gordon模型 |
| 4.3.3 平衡分餾和瑞利分餾參數(shù) |
| 4.4 結(jié)果與討論 |
| 4.4.1 土壤水lc-excess剖面分布及水分運(yùn)移機(jī)制 |
| 4.4.2 黃土高原土壤蒸發(fā)的空間分布特征及其影響因素 |
| 4.4.3 黃土高原土壤蒸發(fā)損失率的評估及不確定性 |
| 4.4.4 土壤水lc-excess剖面的時(shí)間尺度及潛在應(yīng)用 |
| 4.4.5 lc-excess法的優(yōu)勢和局限性 |
| 4.5 本章小結(jié) |
| 第五章 黃土高原區(qū)域尺度淺層地下水補(bǔ)給特征分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 采樣點(diǎn)布設(shè) |
| 5.3 數(shù)據(jù)分析 |
| 5.3.1 降水與地下水同位素的比較 |
| 5.3.2 lc-excess平衡方程 |
| 5.4 結(jié)果與討論 |
| 5.4.1 黃土高原淺層地下水的基本理化性質(zhì) |
| 5.4.2 黃土高原淺層地下水的補(bǔ)給來源及季節(jié)性效應(yīng) |
| 5.4.3 黃土高原淺層地下水的補(bǔ)給方式及相對貢獻(xiàn)率 |
| 5.4.4 對地下水資源管理的啟示 |
| 5.5 本章小結(jié) |
| 第六章 長武塬區(qū)水循環(huán)過程及其對土地利用變化的響應(yīng) |
| 6.1 引言 |
| 6.2 研究區(qū)域概況 |
| 6.3 采樣點(diǎn)布設(shè) |
| 6.4 數(shù)據(jù)分析 |
| 6.4.1 補(bǔ)給方式定性分析 |
| 6.4.2 氯離子質(zhì)量平衡法 |
| 6.4.3 貝葉斯同位素混合模型 |
| 6.4.4 深根植被下地下水補(bǔ)給量 |
| 6.5 結(jié)果與討論 |
| 6.5.1 大氣降水氫氧穩(wěn)定同位素特征 |
| 6.5.2 土壤示蹤劑剖面分布及土層劃分 |
| 6.5.3 農(nóng)田和蘋果園土壤水穩(wěn)定同位素組成的比較 |
| 6.5.4 地下水補(bǔ)給方式的多種示蹤劑證據(jù) |
| 6.5.5 地下水補(bǔ)給量及補(bǔ)給方式的相對貢獻(xiàn) |
| 6.5.6 土地利用方式對土壤水分及潛在地下水補(bǔ)給的影響 |
| 6.5.7 長武塬區(qū)水循環(huán)過程及其對土地利用變化的響應(yīng) |
| 6.6 本章小結(jié) |
| 第七章 主要結(jié)論、創(chuàng)新點(diǎn)及有待進(jìn)一步研究的問題 |
| 7.1 主要結(jié)論 |
| 7.2 創(chuàng)新點(diǎn) |
| 7.3 有待進(jìn)一步研究的問題 |
| 附錄 |
| 附錄一 |
| 附錄二 |
| 附錄三 |
| 附錄四 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 致謝 |
| 作者簡介 |
（10）勐滿金礦900m水平采礦對溫泉的影響及礦坑涌水量預(yù)測（論文提綱范文）
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 選題依據(jù)及研究意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀 |
| 1.2.1 礦坑涌水量計(jì)算國內(nèi)外研究現(xiàn)狀 |
| 1.2.2 地?zé)釃鴥?nèi)外研究現(xiàn)狀 |
| 1.3 礦區(qū)以往地質(zhì)工作 |
| 1.4 研究內(nèi)容及技術(shù)路線 |
| 1.4.1 研究內(nèi)容 |
| 1.4.2 技術(shù)路線 |
| 1.5 工作量 |
| 1.6 創(chuàng)新點(diǎn) |
| 第二章 區(qū)域水文地質(zhì)條件 |
| 2.1 自然地理概況 |
| 2.1.1 交通位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 氣象水文 |
| 2.2 區(qū)域地質(zhì)概況 |
| 2.2.1 區(qū)域地層巖性 |
| 2.2.2 區(qū)域構(gòu)造 |
| 2.2.3 巖漿巖 |
| 2.3 區(qū)域水文地質(zhì)條件 |
| 2.3.1 含水層富水性劃分 |
| 2.3.2 區(qū)域含水層(組) |
| 2.3.3 斷層破碎帶的水文地質(zhì)特征 |
| 2.3.4 水文地質(zhì)單元及其補(bǔ)、徑、排特征 |
| 2.3.5 斷裂破碎帶裂隙水對研究區(qū)的影響 |
| 2.3.6 侵蝕基準(zhǔn)面的確定 |
| 第三章 礦區(qū)水文地質(zhì)條件 |
| 3.1 礦區(qū)地質(zhì)條件 |
| 3.1.1 地層 |
| 3.1.2 礦區(qū)地質(zhì)構(gòu)造 |
| 3.1.3 巖漿巖 |
| 3.1.4 變質(zhì)作用 |
| 3.2 礦區(qū)水文地質(zhì)條件 |
| 3.2.1 礦區(qū)含水層富水性劃分 |
| 3.2.2 區(qū)域含水層(組) |
| 3.2.3 礦區(qū)斷層破碎帶水文地質(zhì)特征 |
| 3.2.4 地下水系統(tǒng) |
| 3.2.5 礦區(qū)補(bǔ)徑排 |
| 3.3 滲透張量及滲透系數(shù)計(jì)算 |
| 3.4 給水度 |
| 第四章 熱泉成因分析 |
| 4.1 水化學(xué)特征 |
| 4.1.1 主要組分 |
| 4.1.2 水化學(xué)類型 |
| 4.2 同位素應(yīng)用 |
| 4.2.1 補(bǔ)給來源 |
| 4.2.2 補(bǔ)給區(qū)高程 |
| 4.3 地?zé)岢梢蚍治?/td> |
| 4.3.1 熱儲(chǔ)溫度 |
| 4.3.2 熱水年齡 |
| 4.3.3 循環(huán)深度 |
| 4.3.4 成因模型及成因分析 |
| 第五章 礦坑涌水量預(yù)測 |
| 5.1 水均衡法計(jì)算礦坑涌水量 |
| 5.1.1 計(jì)算公式 |
| 5.1.2 參數(shù)選擇 |
| 5.2 大井法計(jì)算礦坑涌水量 |
| 5.2.1 水文地質(zhì)概念模型 |
| 5.2.2 計(jì)算過程 |
| 5.2.3 計(jì)算公式選取 |
| 5.2.4 基礎(chǔ)數(shù)據(jù) |
| 5.3 二維流數(shù)值法礦坑涌水量預(yù)測 |
| 5.3.1 水文地質(zhì)概念模型 |
| 5.3.2 數(shù)學(xué)模型建立 |
| 5.3.3 數(shù)值模型建立 |
| 5.3.4 數(shù)值模型的校正 |
| 5.3.5 涌水量預(yù)測(1015m平臺(tái)) |
| 5.3.6 計(jì)算結(jié)果與誤差分析 |
| 5.3.7 900m平臺(tái)礦區(qū)涌水量預(yù)測 |
| 第六章 礦井開采對溫泉的影響 |
| 6.1 溫泉的流量影響 |
| 6.2 溫度變化 |
| 6.3 溫泉的冷熱混合比變化 |
| 6.4 影響結(jié)果 |
| 第七章 結(jié)論及展望 |
| 7.1 結(jié)論 |
| 7.2 展望 |
| 致謝 |
| 參考文獻(xiàn) |
| 附錄 |
| 附錄A 攻讀碩士期間發(fā)表的論文 |
| 附錄B 攻讀碩士期間參加的科研項(xiàng)目 |
四、模擬氫氧潛水實(shí)驗(yàn)過程中的安全措施研究（論文參考文獻(xiàn)）
- [1]氦氧通訊的應(yīng)用發(fā)展研究[J]. 狄?guī)?顧靖華,柳初萌,羅瑞豪,張瑾. 中國個(gè)體防護(hù)裝備, 2021(06)
- [2]長河流域水化學(xué)特征及淺層地下水SO42-運(yùn)移規(guī)律研究[D]. 延子軒. 西安理工大學(xué), 2021(01)
- [3]河套灌區(qū)不同地類間水鹽運(yùn)移規(guī)律及鹽分重分布研究[D]. 王國帥. 內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué), 2021(01)
- [4]滏陽河流域邯鄲段淺層地下水化學(xué)特征及可更新能力評價(jià)[D]. 張韌. 河北工程大學(xué), 2021(08)
- [5]河水入滲過程中氮的生物地球化學(xué)作用與模擬研究 ——以第二松花江卡拉店傍河水源地為例[D]. 陳耀軒. 吉林大學(xué), 2021(01)
- [6]水平井開采條件下淺層地下咸水水鹽運(yùn)移規(guī)律與開發(fā)利用研究 ——以河北滄州地區(qū)為例[D]. 何錦. 吉林大學(xué), 2021(01)
- [7]凍融作用下淺埋潛水蒸發(fā)規(guī)律的室內(nèi)試驗(yàn)研究[D]. 杜鑫鈺. 太原理工大學(xué), 2021
- [8]基于pH響應(yīng)的地下水污染CaO2納米靶向修復(fù)研究[D]. 夏輝. 沈陽大學(xué), 2021
- [9]基于穩(wěn)定同位素的黃土高原區(qū)域尺度土壤蒸發(fā)和地下水補(bǔ)給研究[D]. 向偉. 西北農(nóng)林科技大學(xué), 2021(01)
- [10]勐滿金礦900m水平采礦對溫泉的影響及礦坑涌水量預(yù)測[D]. 韓松濤. 昆明理工大學(xué), 2021(01)
標(biāo)簽：地下水監(jiān)測論文; 水質(zhì)檢測論文; 土壤檢測論文; 土壤改良論文; 土壤結(jié)構(gòu)論文;