The buffer value of groundwater with stochastic surface water supplies
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1990
... 河水与地下水相互作用是高寒干旱区水体及其溶质迁移转化的重要途径,具体分析该相互关系并计算交互通量是研究水资源循环演化的基本要求,也是地区水资源评估的难点[1 -3 ] . ...
Interactions between groundwater and surface water: The state of the science
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2002
... 格尔木河发源于昆仑山脉,地表和地下径流在自上而下流动过程中频繁转化,水循环过程复杂,是研究地表水-地下水转化关系的理想场所.近来,在气候变化和人类活动影响下,该地区水资源大量开采,地下水咸化,有效的水资源评估和管理对当地生产生活具有重要意义.有学者[21 -26 ] 使用水化学、氢氧同位素和数值模拟方法研究该地区地表水环境特征和地下水演化规律.但是,已有研究对南部昆仑山区关注较少,并且,河水与地下水作为密切联系的邻接水体,需要从两水统一体的角度来分析其相互关系[2 ] .因此,本文使用222 Rn示踪剂,通过野外实地测量河水和地下水222 Rn浓度及断面流量,分析格尔木河径流过程中222 Rn浓度的时空变化和地下水补给特征,并使用质量平衡方程计算河水与地下水交互通量,以期为该流域地表水-地下水相互关系研究提供新的尝试,为当地水资源高效开发利用和河流生态恢复提供理论参考. ...
Measuring methods for groundwater-surface water interactions: a review
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2006
... 河水与地下水相互作用是高寒干旱区水体及其溶质迁移转化的重要途径,具体分析该相互关系并计算交互通量是研究水资源循环演化的基本要求,也是地区水资源评估的难点[1 -3 ] . ...
Quantifying groundwater discharge to a small perennial stream in southern Ontario, Canada
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1998
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
Measured river leakages using conventional stream flow techniques: the case of Souhegan River, New Hampshire, USA
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2009
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
Interactions between surface water and groundwater in Chabagou Catchment using hydrogen and oxygen isotopes
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2009
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
基于氢氧同位素的岔巴沟流域地表水-地下水转化关系研究
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2009
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
A study of isotope hydrology in shallow groundwater and stream water in the Xilin River basin
2009
锡林河流域地表水和浅层地下水的稳定同位素研究
2009
Isotopic, chemical characteristics and transforming relationship between surface water and groundwater in the Xiaochangma River basin
2012
小昌马河流域地表水-地下水同位素与水化学特征及转化关系
2012
A geochemical and stable isotope investigation of groundwater/surface-water interactions in the Velenje basin, Slovenia
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2014
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
Estimating groundwater discharge to rivers from river chemistry surveys
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2013
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... [10 ,13 ].222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... [10 -11 ,13 -14 ]、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... 不同水体222 Rn浓度测量结果见表1 ,从统计结果可以看出,所有河水样品222 Rn浓度的平均值为701.18 Bq·m-3 ,地下水样品222 Rn浓度的平均值为22 735.87 Bq·m-3 ,二者相差数十倍,与前人研究结果一致[10 -11 ] .地下水接受周围地层释放的222 Rn,辐射衰变输出远小于释放输入,形成较高的222 Rn浓度.河水中的222 Rn主要来自地下水补给,河床沉积物和河水悬移颗粒释放量很小,222 Rn随地下水补给进入河水,河水中的222 Rn因自然衰变而减少,同时在河水波动过程中向大气逸散,因此,当地下水补给终止时,河水222 Rn浓度迅速降低[10 ,13 ] .根据此原理,当河水222 Rn浓度上升时,推测该河段存在地下水补给. ...
... [10 ,13 ].根据此原理,当河水222 Rn浓度上升时,推测该河段存在地下水补给. ...
Investigating the spatio-temporal variability in groundwater and surface water interactions: A multi-technique approach
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2013
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... -11 ,13 -14 ]、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... 不同水体222 Rn浓度测量结果见表1 ,从统计结果可以看出,所有河水样品222 Rn浓度的平均值为701.18 Bq·m-3 ,地下水样品222 Rn浓度的平均值为22 735.87 Bq·m-3 ,二者相差数十倍,与前人研究结果一致[10 -11 ] .地下水接受周围地层释放的222 Rn,辐射衰变输出远小于释放输入,形成较高的222 Rn浓度.河水中的222 Rn主要来自地下水补给,河床沉积物和河水悬移颗粒释放量很小,222 Rn随地下水补给进入河水,河水中的222 Rn因自然衰变而减少,同时在河水波动过程中向大气逸散,因此,当地下水补给终止时,河水222 Rn浓度迅速降低[10 ,13 ] .根据此原理,当河水222 Rn浓度上升时,推测该河段存在地下水补给. ...
... 地下水222 Rn浓度介于6 050~39 350 Bq·m-3 ,平均值为22 735.87 Bq·m-3 ,其中5月和8月地下水222 Rn浓度平均值分别为22 464.58 Bq·m-3 和23 031.82 Bq·m-3 ,无显著差异(表1 ).相比于时间变化,地下水222 Rn浓度的空间差异更为显著.图5 展示了井水和泉水222 Rn浓度,河东地区样点少,且222 Rn浓度明显较低,河西林地地下水222 Rn浓度高于其他地区,尤其林地向西靠近农场的地区222 Rn浓度最高,河西农场地下水222 Rn浓度较低.地下水222 Rn浓度大小与地层岩性和构造条件有关,同时受含水层溶解条件影响,探明其形成机制需要更多的地质资料[35 -37 ] .在河水与地下水相互作用研究中,最重要的是准确获取进入河流的地下水222 Rn浓度,提高定量计算的准确度[11 ] . ...
Exposures from the uranium series with emphasis on radon and its daughters
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1984
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
Quantifying groundwater discharge to Cockburn River, southeastern Australia, using dissolved gas tracers 222 Rn and SF6
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2006
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... ,13 -14 ]、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... 河水蒸发作用和悬移颗粒的222 Rn释放对某一河段范围内222 Rn的质量平衡影响较小[13 ,17 ] ,因此,假设其作用可以忽略.考虑河水中222 Rn的辐射衰变和向大气逸散的影响,设α 为河水中222 Rn的总流失系数,其计算公式如下: ...
... 不同水体222 Rn浓度测量结果见表1 ,从统计结果可以看出,所有河水样品222 Rn浓度的平均值为701.18 Bq·m-3 ,地下水样品222 Rn浓度的平均值为22 735.87 Bq·m-3 ,二者相差数十倍,与前人研究结果一致[10 -11 ] .地下水接受周围地层释放的222 Rn,辐射衰变输出远小于释放输入,形成较高的222 Rn浓度.河水中的222 Rn主要来自地下水补给,河床沉积物和河水悬移颗粒释放量很小,222 Rn随地下水补给进入河水,河水中的222 Rn因自然衰变而减少,同时在河水波动过程中向大气逸散,因此,当地下水补给终止时,河水222 Rn浓度迅速降低[10 ,13 ] .根据此原理,当河水222 Rn浓度上升时,推测该河段存在地下水补给. ...
Determining natural groundwater influx to a tropical river using radon, chlorofluorocarbons and ionic environmental tracers
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2003
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
Some limitations in using 222 Rn to assess river-groundwater interactions: the case of Castel di Sangro alluvial plain (central Italy)
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2008
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... 基于质量守恒原理,针对不同补给情形建立河水中222 Rn在上下游之间的质量平衡方程[15 ,17 ,33 -34 ] . ...
Chemical and isotopic assessment of surface water-shallow groundwater interaction in the arid Grande River basin, North-Central Chile
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2016
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
Using new mass balance methods to estimate gross surface water and groundwater exchange with naturally occurring tracer 222 Rn in data poor regions: a case study in northwest China
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2015
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
... 河水蒸发作用和悬移颗粒的222 Rn释放对某一河段范围内222 Rn的质量平衡影响较小[13 ,17 ] ,因此,假设其作用可以忽略.考虑河水中222 Rn的辐射衰变和向大气逸散的影响,设α 为河水中222 Rn的总流失系数,其计算公式如下: ...
... 基于质量守恒原理,针对不同补给情形建立河水中222 Rn在上下游之间的质量平衡方程[15 ,17 ,33 -34 ] . ...
... 使用质量平衡方程计算3个河段(S1、S2、S3)河水与地下水的交互通量(图5 ),所需参数见表2 ,地下水222 Rn浓度Cg 使用河流附近5 km范围内7个采样点的平均值,河水流速、深度、水温使用上下游两个断面处的平均值,河段长度通过Google Earth测量.计算的前提是根据已知参数判断河水与地下水的转化关系,通常认为[17 ] :若C d >C u ,Q d >Q u ,则地下水补给河水,使用式(3) ;若C d <C u ,Q d <Q u ,则河水补给地下水,使用式(4) ;若C d >C u ,Q d <Q u 或C d <C u ,Q d >Q u ,则河水与地下水双向转化,使用式(5) .该判断方法并非严格的充分条件推断,仅适用于C u 和C d 及Q u 和Q d 相差较大的情形,当现实测量结果相差较小时,需结合其他参数进一步分析,避免计算结果异常.计算3个河段5月与8月河水和地下水交互通量选用的公式见表2 . ...
Groundwater-surface water interactions derived by hydrochemical and isotopic (222 Rn, deuterium, oxygen-18) tracers in the Nomhon area, Qaidam basin, NW China
1
2018
... 110~130 km之间的溢出带地区河水222 Rn浓度上升至平均676 Bq·m-3 ,向下至细土平原,下降至平均249.5 Bq·m-3 ,表明地下水补给在溢出带上升,至细土平原下降.这一变化与地形起伏密切相关,冲洪积扇前缘溢出带靠近盆地内部,地势趋缓,地下水位抬升补给河水,细土平原地下水位随地形起伏波动,地下水对河水的补给相对减少[30 ] .该结果与赵丹等在诺木洪河测得的222 Rn浓度变化特征具有相似性,两地区同属高寒干旱区山盆系统,径流补给特征具有一致性[18 ] .溢出带和细土平原222 Rn浓度略低于山区河段. ...
Evaluation of groundwater discharge into surface water by using Radon-222 in the Source Area of the Yellow River, Qinghai-Tibet Plateau
2018
A study of the spatial variation in groundwater discharge to river using 222 Rn in the lower reaches of the Malian River
1
2018
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
基于222 Rn的马莲河下游地下水补给河水空间差异特征研究
1
2018
... 19世纪以来,各国学者不断从直接或间接多种角度出发探究河水与地下水相互作用.Cey等[4 ] 和Harte等[5 ] 使用断面测流法分析径流补给关系,计算净交互通量.得益于化学离子和同位素技术的发展,越来越多的学者使用水化学离子、EC、氢氧同位素等示踪剂分析河水与地下水补给关系,并根据质量守恒原理计算交互通量[6 -9 ] .该方法的应用基础是示踪剂在地表水与地下水中的浓度差异,通过河水中示踪剂浓度变化推断补给关系,河水与地下水中222 Rn同位素2~3个数量级的差异使其在两水相互关系研究中具有一定优势[10 -11 ] .222 Rn是地层中的238 U衰变产生的226 Ra辐射衰变的产物,它由地层进入地下水,使地下水中222 Rn浓度极高,根据联合国上世纪70年代调查结果,全球地下水平均222 Rn浓度约1.8×105 Bq·m-3[12 ] .同时,222 Rn作为一种放射性同位素,其半衰期为3.8 d,由于辐射衰变和向大气逸散,河水中222 Rn含量很少,当某一河段出现地下水补给时,河水222 Rn浓度明显上升,地下水补给停止后,河水222 Rn浓度迅速下降[10 ,13 ] .222 Rn示踪剂被应用于澳大利亚[10 -11 ,13 -14 ] 、欧洲[15 ] 、南美洲[16 ] 、中国[17 -20 ] 等地区的流域水循环研究. ...
The study on water environment geochemistry in Golmud River watershed
1
2000
... 格尔木河发源于昆仑山脉,地表和地下径流在自上而下流动过程中频繁转化,水循环过程复杂,是研究地表水-地下水转化关系的理想场所.近来,在气候变化和人类活动影响下,该地区水资源大量开采,地下水咸化,有效的水资源评估和管理对当地生产生活具有重要意义.有学者[21 -26 ] 使用水化学、氢氧同位素和数值模拟方法研究该地区地表水环境特征和地下水演化规律.但是,已有研究对南部昆仑山区关注较少,并且,河水与地下水作为密切联系的邻接水体,需要从两水统一体的角度来分析其相互关系[2 ] .因此,本文使用222 Rn示踪剂,通过野外实地测量河水和地下水222 Rn浓度及断面流量,分析格尔木河径流过程中222 Rn浓度的时空变化和地下水补给特征,并使用质量平衡方程计算河水与地下水交互通量,以期为该流域地表水-地下水相互关系研究提供新的尝试,为当地水资源高效开发利用和河流生态恢复提供理论参考. ...
格尔木河流域水环境地球化学研究
1
2000
... 格尔木河发源于昆仑山脉,地表和地下径流在自上而下流动过程中频繁转化,水循环过程复杂,是研究地表水-地下水转化关系的理想场所.近来,在气候变化和人类活动影响下,该地区水资源大量开采,地下水咸化,有效的水资源评估和管理对当地生产生活具有重要意义.有学者[21 -26 ] 使用水化学、氢氧同位素和数值模拟方法研究该地区地表水环境特征和地下水演化规律.但是,已有研究对南部昆仑山区关注较少,并且,河水与地下水作为密切联系的邻接水体,需要从两水统一体的角度来分析其相互关系[2 ] .因此,本文使用222 Rn示踪剂,通过野外实地测量河水和地下水222 Rn浓度及断面流量,分析格尔木河径流过程中222 Rn浓度的时空变化和地下水补给特征,并使用质量平衡方程计算河水与地下水交互通量,以期为该流域地表水-地下水相互关系研究提供新的尝试,为当地水资源高效开发利用和河流生态恢复提供理论参考. ...
The conversion between surface water and ground water and the rational exploitation in Geermu basin
1
2006
... 由表3 可知,5月S1河段同时存在河水与地下水之间的双向转化,其中河水渗漏速率为92.03×10-5 m3 ·s-1 ·m-1 ,地下水补给速率为8.82×10-5 m3 ·s-1 ·m-1 ,二者相差约10倍,全河段累积河水渗漏通量为3.87 m3 ·s-1 ,地下水补给通量为0.37 m3 ·s-1 ,河水与地下水净交互通量为3.5 m3 ·s-1 .该河段位于冲洪积平原前缘溢出带,地下水以下降泉形式溢出地表,进入已有河流或形成泉集河.上述计算得到的地下水补给通量体现了溢出带的水循环特征,另一方面,该河段平均每公里的地下水补给量为0.088 m3 ·s-1 ,低于无上游来水的泉集河0.13 m3 ·s-1 的补给速率[22 ] ,表明两者在同一溢出带的补给特征存在差异.此外,较大的河水渗漏通量表明在溢出带这一地下水集中出露的地区,河水渗漏依然是区域水循环中重要的一环.由于溢出带沿冲洪积扇前缘呈东西向带状分布,结合野外调查,泉眼在这一带状区域内错落散布,因此,从纵向河段分析时,部分非泉水出露的区间上仍然存在持续河水渗漏.S2河段以地下水补给河水为主,补给速率为2.11×10-5 m3 ·s-1 ·m-1 ,较S1河段明显降低,累积地下水补给通量为0.14 m3 ·s-1 ,该河段地下水对河水的补给强度减弱,无明显河水渗漏,河水与地下水相互转化的频繁程度降低.S3河段再次出现河水与地下水双向转化,河水渗漏速率和地下水补给速率分别为47.1×10-5 和4.69×10-5 m3 ·s-1 ·m-1 ,累积河水渗漏通量和地下水补给通量分别为1.37 m3 ·s-1 和0.14 m3 ·s-1 ,河水与地下水净交互通量为1.23 m3 ·s-1 .表明河水在下游细土平原流动过程中由于地下水位升降变化,二者的交互作用也存在方向转换,但作用强度低于溢出带地区,此外,该河段的河水渗漏通量依然大于地下水补给通量. ...
格尔木河流域地表水与地下水相互转换关系及其合理开发利用研究
1
2006
... 由表3 可知,5月S1河段同时存在河水与地下水之间的双向转化,其中河水渗漏速率为92.03×10-5 m3 ·s-1 ·m-1 ,地下水补给速率为8.82×10-5 m3 ·s-1 ·m-1 ,二者相差约10倍,全河段累积河水渗漏通量为3.87 m3 ·s-1 ,地下水补给通量为0.37 m3 ·s-1 ,河水与地下水净交互通量为3.5 m3 ·s-1 .该河段位于冲洪积平原前缘溢出带,地下水以下降泉形式溢出地表,进入已有河流或形成泉集河.上述计算得到的地下水补给通量体现了溢出带的水循环特征,另一方面,该河段平均每公里的地下水补给量为0.088 m3 ·s-1 ,低于无上游来水的泉集河0.13 m3 ·s-1 的补给速率[22 ] ,表明两者在同一溢出带的补给特征存在差异.此外,较大的河水渗漏通量表明在溢出带这一地下水集中出露的地区,河水渗漏依然是区域水循环中重要的一环.由于溢出带沿冲洪积扇前缘呈东西向带状分布,结合野外调查,泉眼在这一带状区域内错落散布,因此,从纵向河段分析时,部分非泉水出露的区间上仍然存在持续河水渗漏.S2河段以地下水补给河水为主,补给速率为2.11×10-5 m3 ·s-1 ·m-1 ,较S1河段明显降低,累积地下水补给通量为0.14 m3 ·s-1 ,该河段地下水对河水的补给强度减弱,无明显河水渗漏,河水与地下水相互转化的频繁程度降低.S3河段再次出现河水与地下水双向转化,河水渗漏速率和地下水补给速率分别为47.1×10-5 和4.69×10-5 m3 ·s-1 ·m-1 ,累积河水渗漏通量和地下水补给通量分别为1.37 m3 ·s-1 和0.14 m3 ·s-1 ,河水与地下水净交互通量为1.23 m3 ·s-1 .表明河水在下游细土平原流动过程中由于地下水位升降变化,二者的交互作用也存在方向转换,但作用强度低于溢出带地区,此外,该河段的河水渗漏通量依然大于地下水补给通量. ...
Isotopic and hydrochemical characteristics of groundwater in the Golmud River basin
2007
格尔木河流域平原区地下水同位素及水化学特征
2007
The groundwater system and resources in piedmont plain of Golmud River basin in Qinghai Province
4
2013
... 格尔木河位于柴达木盆地南部,地理位置为94°28′55″~95°17′41″ E,35°56′07″~37°05′11″ N,海拔2 600~3 400 m(
图1 ).该地区深居大陆腹地,又受青藏高原山脉阻挡,形成了典型的高原内陆高寒干旱气候,日照充足,昼夜温差大,干旱少雨,蒸发强烈.多年平均气温为6.2 ℃,多年平均降水量为46.6 mm,月平均最高温度和月平均最大降水量均出现在7月(分别为18.8 ℃和13.7 mm),月平均最低温度出现在1月(-8 ℃),月平均最小降水量出现在2月,为0.6 mm.多年平均蒸发量为2 320.8 mm.以上气候数据由格尔木气象站1989—2018年的日数据计算得到.
图1 研究区自然地理环境及采样点分布[24 ,27 ] Map showing the geographical environment and sampling sites in the study area[24 ,27 ] Fig.1 ![]()
格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
... [
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格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
... 格尔木河河水222 Rn浓度沿流程自上而下先降后升,不同地貌单元之间存在显著差异(图3 ).70 km之内的山区河段河水222 Rn浓度平均948.72 Bq·m-3 ,高于其他河段,结合箱线图,5月和8月中位数分别为607和475 Bq·m-3 ,均向下四分位数偏斜,箱体较长,异常值偏离很远,222 Rn浓度波动较大.该河段河流径流量小,且接受基岩裂隙水排泄补给,又有东西向断裂分布,地下水补给与断层222 Rn释放综合作用,导致河水222 Rn浓度升高[24 ] .相比于中下游河段,山区河段河水222 Rn浓度波动最大,一方面与密集分布的断层有关,另一方面反映地下水补给变化,与基岩裂隙水不均匀性、随机性分布特征一致.第一个采样点至第二个采样点,222 Rn浓度由1 105 Bq·m-3 迅速下降至250 Bq·m-3 ,除地下水补给和断层分布变化影响外,还与该河段另一较大河流的汇入有关,第二个采样点处河水水量明显增加,流速快,水质浑浊.60 km处河水222 Rn浓度出现异常值,最高超过5 000 Bq·m-3 .此处有断层经过,地层222 Rn从裂隙逸出,进入河水,此外,该河段位于大干沟水库和小干沟水库之间,水库蓄水导致流量减少,222 Rn的进入更容易引起河水222 Rn浓度的大幅提升. ...
... 前人在2011—2012年通过测流得到格尔木河地下水补给量为2.6092 m3 ·s-1[24 ] ,本文选取的S1~S2河段是格尔木河的一段,计算得到的平均0.49 m3 ·s-1 的地下水补给量相对较少.这表明格尔木河地下水补给量随时间动态变化,后续研究中可积累更多测量资料以揭示其变化规律. ...
青海省格尔木河流域山前平原区地下水系统及地下水资源评价
4
2013
... 格尔木河位于柴达木盆地南部,地理位置为94°28′55″~95°17′41″ E,35°56′07″~37°05′11″ N,海拔2 600~3 400 m(
图1 ).该地区深居大陆腹地,又受青藏高原山脉阻挡,形成了典型的高原内陆高寒干旱气候,日照充足,昼夜温差大,干旱少雨,蒸发强烈.多年平均气温为6.2 ℃,多年平均降水量为46.6 mm,月平均最高温度和月平均最大降水量均出现在7月(分别为18.8 ℃和13.7 mm),月平均最低温度出现在1月(-8 ℃),月平均最小降水量出现在2月,为0.6 mm.多年平均蒸发量为2 320.8 mm.以上气候数据由格尔木气象站1989—2018年的日数据计算得到.
图1 研究区自然地理环境及采样点分布[24 ,27 ] Map showing the geographical environment and sampling sites in the study area[24 ,27 ] Fig.1 ![]()
格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
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格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
... 格尔木河河水222 Rn浓度沿流程自上而下先降后升,不同地貌单元之间存在显著差异(图3 ).70 km之内的山区河段河水222 Rn浓度平均948.72 Bq·m-3 ,高于其他河段,结合箱线图,5月和8月中位数分别为607和475 Bq·m-3 ,均向下四分位数偏斜,箱体较长,异常值偏离很远,222 Rn浓度波动较大.该河段河流径流量小,且接受基岩裂隙水排泄补给,又有东西向断裂分布,地下水补给与断层222 Rn释放综合作用,导致河水222 Rn浓度升高[24 ] .相比于中下游河段,山区河段河水222 Rn浓度波动最大,一方面与密集分布的断层有关,另一方面反映地下水补给变化,与基岩裂隙水不均匀性、随机性分布特征一致.第一个采样点至第二个采样点,222 Rn浓度由1 105 Bq·m-3 迅速下降至250 Bq·m-3 ,除地下水补给和断层分布变化影响外,还与该河段另一较大河流的汇入有关,第二个采样点处河水水量明显增加,流速快,水质浑浊.60 km处河水222 Rn浓度出现异常值,最高超过5 000 Bq·m-3 .此处有断层经过,地层222 Rn从裂隙逸出,进入河水,此外,该河段位于大干沟水库和小干沟水库之间,水库蓄水导致流量减少,222 Rn的进入更容易引起河水222 Rn浓度的大幅提升. ...
... 前人在2011—2012年通过测流得到格尔木河地下水补给量为2.6092 m3 ·s-1[24 ] ,本文选取的S1~S2河段是格尔木河的一段,计算得到的平均0.49 m3 ·s-1 的地下水补给量相对较少.这表明格尔木河地下水补给量随时间动态变化,后续研究中可积累更多测量资料以揭示其变化规律. ...
Study on dynamic of groundwater in alluvial-pluvial fan zone in front of mountain of Golmud River basin
2014
Groundwater table dynamics in Golmud piedmont plain of Qinghai Province
1
2016
... 格尔木河发源于昆仑山脉,地表和地下径流在自上而下流动过程中频繁转化,水循环过程复杂,是研究地表水-地下水转化关系的理想场所.近来,在气候变化和人类活动影响下,该地区水资源大量开采,地下水咸化,有效的水资源评估和管理对当地生产生活具有重要意义.有学者[21 -26 ] 使用水化学、氢氧同位素和数值模拟方法研究该地区地表水环境特征和地下水演化规律.但是,已有研究对南部昆仑山区关注较少,并且,河水与地下水作为密切联系的邻接水体,需要从两水统一体的角度来分析其相互关系[2 ] .因此,本文使用222 Rn示踪剂,通过野外实地测量河水和地下水222 Rn浓度及断面流量,分析格尔木河径流过程中222 Rn浓度的时空变化和地下水补给特征,并使用质量平衡方程计算河水与地下水交互通量,以期为该流域地表水-地下水相互关系研究提供新的尝试,为当地水资源高效开发利用和河流生态恢复提供理论参考. ...
青海省格尔木山前平原区地下水动态特征分析
1
2016
... 格尔木河发源于昆仑山脉,地表和地下径流在自上而下流动过程中频繁转化,水循环过程复杂,是研究地表水-地下水转化关系的理想场所.近来,在气候变化和人类活动影响下,该地区水资源大量开采,地下水咸化,有效的水资源评估和管理对当地生产生活具有重要意义.有学者[21 -26 ] 使用水化学、氢氧同位素和数值模拟方法研究该地区地表水环境特征和地下水演化规律.但是,已有研究对南部昆仑山区关注较少,并且,河水与地下水作为密切联系的邻接水体,需要从两水统一体的角度来分析其相互关系[2 ] .因此,本文使用222 Rn示踪剂,通过野外实地测量河水和地下水222 Rn浓度及断面流量,分析格尔木河径流过程中222 Rn浓度的时空变化和地下水补给特征,并使用质量平衡方程计算河水与地下水交互通量,以期为该流域地表水-地下水相互关系研究提供新的尝试,为当地水资源高效开发利用和河流生态恢复提供理论参考. ...
2
2008
... 格尔木河位于柴达木盆地南部,地理位置为94°28′55″~95°17′41″ E,35°56′07″~37°05′11″ N,海拔2 600~3 400 m(
图1 ).该地区深居大陆腹地,又受青藏高原山脉阻挡,形成了典型的高原内陆高寒干旱气候,日照充足,昼夜温差大,干旱少雨,蒸发强烈.多年平均气温为6.2 ℃,多年平均降水量为46.6 mm,月平均最高温度和月平均最大降水量均出现在7月(分别为18.8 ℃和13.7 mm),月平均最低温度出现在1月(-8 ℃),月平均最小降水量出现在2月,为0.6 mm.多年平均蒸发量为2 320.8 mm.以上气候数据由格尔木气象站1989—2018年的日数据计算得到.
图1 研究区自然地理环境及采样点分布[24 ,27 ] Map showing the geographical environment and sampling sites in the study area[24 ,27 ] Fig.1 ![]()
格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
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格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
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2008
... 格尔木河位于柴达木盆地南部,地理位置为94°28′55″~95°17′41″ E,35°56′07″~37°05′11″ N,海拔2 600~3 400 m(
图1 ).该地区深居大陆腹地,又受青藏高原山脉阻挡,形成了典型的高原内陆高寒干旱气候,日照充足,昼夜温差大,干旱少雨,蒸发强烈.多年平均气温为6.2 ℃,多年平均降水量为46.6 mm,月平均最高温度和月平均最大降水量均出现在7月(分别为18.8 ℃和13.7 mm),月平均最低温度出现在1月(-8 ℃),月平均最小降水量出现在2月,为0.6 mm.多年平均蒸发量为2 320.8 mm.以上气候数据由格尔木气象站1989—2018年的日数据计算得到.
图1 研究区自然地理环境及采样点分布[24 ,27 ] Map showing the geographical environment and sampling sites in the study area[24 ,27 ] Fig.1 ![]()
格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
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格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
Groundwater circulation patterns and its change trend in sourthern Qaidam basin, northwest China
3
2018
... 格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
... 该地区具有西北内陆典型山盆系统的水文地质结构(
图2 ),盆地内部覆盖面积广大的第四纪沉积,沉积物颗粒自南向北由粗变细,含水层结构呈带状分异.南部昆仑山区高山降水较充沛,山地降水和冰雪融水成为地下径流的主要来源
[29 ] .山前冲洪积扇沉积物厚度增大,质地松散,岩性以砂砾卵石为主,潜水层沿地势倾斜分布,并接受格尔木河下渗补给.向北经冲洪积扇前缘至细土平原,沉积物颗粒逐步细化,转变为砂、亚砂土、亚黏土组成的多层结构,形成潜水和多层承压水组合分布的含水层系统,地下水矿化度增加,水化学类型为Cl·HCO
3 -Na·Mg或Cl·SO
4 -Na·Ca,该区域地形趋向平坦,水力坡度减小,地下水抬升溢出地表,形成数量众多的泉集河.盆地中部为盐湖平原,受和缓地形影响,地下水水平运动缓慢,隔水层变薄,地下水垂直运动发达,由于潜水层埋深较浅,地下水大量蒸发排泄,导致水体矿化度极高,水化学类型以Cl-Na为主
[30 ] .
图2 研究区水文地质剖面示意图[28 ] A hydrogeological profile through Golmud City[28 ] Fig.2 ![]()
2 材料与方法 2.1 采样与测试 2019年5月和8月两次在格尔木河流域选取河水和地下水共59个样点采集样品,其中包括35个河水样点和24个地下水样点,地下水包括井水和泉水(图1 ).河水取样尽可能靠近中心河道的动态水流,在河水表面以下约10 cm处取样,井水样品来自正在抽水灌溉的水井,均已持续抽水3 h以上,泉水样品则尽可能靠近泉眼,水泡上升,泉水溢出的地方[31 ] .每个河水样点采集两个样品,地下水样点采集一个样品,以手持GPS(eTrex 309X,GARMIN)记录样点位置,采样前用样品水清洗250 mL样品瓶,测量水温(℃),取水过程中保证水流缓慢流入样品瓶,减少气体逸散.每个样品均在一小时内使用RAD7测氡仪及其水氡配件测量222 Rn浓度.同一天内,先测河水样品,后测地下水样品,测量之前使外界空气在设备中充分循环,尽可能清除残留氡气影响,并将内部相对湿度降到5%以下,每个样品循环计数4个周期,持续20 min(RAD H2 O User manual). ...
... [
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Fig.2 ![]()
2 材料与方法 2.1 采样与测试 2019年5月和8月两次在格尔木河流域选取河水和地下水共59个样点采集样品,其中包括35个河水样点和24个地下水样点,地下水包括井水和泉水(图1 ).河水取样尽可能靠近中心河道的动态水流,在河水表面以下约10 cm处取样,井水样品来自正在抽水灌溉的水井,均已持续抽水3 h以上,泉水样品则尽可能靠近泉眼,水泡上升,泉水溢出的地方[31 ] .每个河水样点采集两个样品,地下水样点采集一个样品,以手持GPS(eTrex 309X,GARMIN)记录样点位置,采样前用样品水清洗250 mL样品瓶,测量水温(℃),取水过程中保证水流缓慢流入样品瓶,减少气体逸散.每个样品均在一小时内使用RAD7测氡仪及其水氡配件测量222 Rn浓度.同一天内,先测河水样品,后测地下水样品,测量之前使外界空气在设备中充分循环,尽可能清除残留氡气影响,并将内部相对湿度降到5%以下,每个样品循环计数4个周期,持续20 min(RAD H2 O User manual). ...
柴达木盆地南缘地下水循环演化模式及其变化趋势研究
3
2018
... 格尔木河是柴达木盆地第二大河,发源于昆仑山脉东段北坡,主要由西支昆仑河、东支雪水河汇合而成.自源头至格尔木市区,河流总长378.5 km,1959—2014年格尔木水文站多年平均径流量为6.90×108 m3 ·a-1[28 ] .河流与地下水水力联系密切,山前冲洪积扇地区河水下渗,补给地下水,至冲洪积扇前缘溢出带,地下水溢出补给河水,同时形成多条泉集河,其中数条在下游与格尔木河汇合,向北一起注入达布逊湖. ...
... 该地区具有西北内陆典型山盆系统的水文地质结构(
图2 ),盆地内部覆盖面积广大的第四纪沉积,沉积物颗粒自南向北由粗变细,含水层结构呈带状分异.南部昆仑山区高山降水较充沛,山地降水和冰雪融水成为地下径流的主要来源
[29 ] .山前冲洪积扇沉积物厚度增大,质地松散,岩性以砂砾卵石为主,潜水层沿地势倾斜分布,并接受格尔木河下渗补给.向北经冲洪积扇前缘至细土平原,沉积物颗粒逐步细化,转变为砂、亚砂土、亚黏土组成的多层结构,形成潜水和多层承压水组合分布的含水层系统,地下水矿化度增加,水化学类型为Cl·HCO
3 -Na·Mg或Cl·SO
4 -Na·Ca,该区域地形趋向平坦,水力坡度减小,地下水抬升溢出地表,形成数量众多的泉集河.盆地中部为盐湖平原,受和缓地形影响,地下水水平运动缓慢,隔水层变薄,地下水垂直运动发达,由于潜水层埋深较浅,地下水大量蒸发排泄,导致水体矿化度极高,水化学类型以Cl-Na为主
[30 ] .
图2 研究区水文地质剖面示意图[28 ] A hydrogeological profile through Golmud City[28 ] Fig.2 ![]()
2 材料与方法 2.1 采样与测试 2019年5月和8月两次在格尔木河流域选取河水和地下水共59个样点采集样品,其中包括35个河水样点和24个地下水样点,地下水包括井水和泉水(图1 ).河水取样尽可能靠近中心河道的动态水流,在河水表面以下约10 cm处取样,井水样品来自正在抽水灌溉的水井,均已持续抽水3 h以上,泉水样品则尽可能靠近泉眼,水泡上升,泉水溢出的地方[31 ] .每个河水样点采集两个样品,地下水样点采集一个样品,以手持GPS(eTrex 309X,GARMIN)记录样点位置,采样前用样品水清洗250 mL样品瓶,测量水温(℃),取水过程中保证水流缓慢流入样品瓶,减少气体逸散.每个样品均在一小时内使用RAD7测氡仪及其水氡配件测量222 Rn浓度.同一天内,先测河水样品,后测地下水样品,测量之前使外界空气在设备中充分循环,尽可能清除残留氡气影响,并将内部相对湿度降到5%以下,每个样品循环计数4个周期,持续20 min(RAD H2 O User manual). ...
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Fig.2 ![]()
2 材料与方法 2.1 采样与测试 2019年5月和8月两次在格尔木河流域选取河水和地下水共59个样点采集样品,其中包括35个河水样点和24个地下水样点,地下水包括井水和泉水(图1 ).河水取样尽可能靠近中心河道的动态水流,在河水表面以下约10 cm处取样,井水样品来自正在抽水灌溉的水井,均已持续抽水3 h以上,泉水样品则尽可能靠近泉眼,水泡上升,泉水溢出的地方[31 ] .每个河水样点采集两个样品,地下水样点采集一个样品,以手持GPS(eTrex 309X,GARMIN)记录样点位置,采样前用样品水清洗250 mL样品瓶,测量水温(℃),取水过程中保证水流缓慢流入样品瓶,减少气体逸散.每个样品均在一小时内使用RAD7测氡仪及其水氡配件测量222 Rn浓度.同一天内,先测河水样品,后测地下水样品,测量之前使外界空气在设备中充分循环,尽可能清除残留氡气影响,并将内部相对湿度降到5%以下,每个样品循环计数4个周期,持续20 min(RAD H2 O User manual). ...
Hydrogeological status of Qaidam basin
1
1957
... 该地区具有西北内陆典型山盆系统的水文地质结构(图2 ),盆地内部覆盖面积广大的第四纪沉积,沉积物颗粒自南向北由粗变细,含水层结构呈带状分异.南部昆仑山区高山降水较充沛,山地降水和冰雪融水成为地下径流的主要来源[29 ] .山前冲洪积扇沉积物厚度增大,质地松散,岩性以砂砾卵石为主,潜水层沿地势倾斜分布,并接受格尔木河下渗补给.向北经冲洪积扇前缘至细土平原,沉积物颗粒逐步细化,转变为砂、亚砂土、亚黏土组成的多层结构,形成潜水和多层承压水组合分布的含水层系统,地下水矿化度增加,水化学类型为Cl·HCO3 -Na·Mg或Cl·SO4 -Na·Ca,该区域地形趋向平坦,水力坡度减小,地下水抬升溢出地表,形成数量众多的泉集河.盆地中部为盐湖平原,受和缓地形影响,地下水水平运动缓慢,隔水层变薄,地下水垂直运动发达,由于潜水层埋深较浅,地下水大量蒸发排泄,导致水体矿化度极高,水化学类型以Cl-Na为主[30 ] . ...
柴达木盆地的水文地质条件
1
1957
... 该地区具有西北内陆典型山盆系统的水文地质结构(图2 ),盆地内部覆盖面积广大的第四纪沉积,沉积物颗粒自南向北由粗变细,含水层结构呈带状分异.南部昆仑山区高山降水较充沛,山地降水和冰雪融水成为地下径流的主要来源[29 ] .山前冲洪积扇沉积物厚度增大,质地松散,岩性以砂砾卵石为主,潜水层沿地势倾斜分布,并接受格尔木河下渗补给.向北经冲洪积扇前缘至细土平原,沉积物颗粒逐步细化,转变为砂、亚砂土、亚黏土组成的多层结构,形成潜水和多层承压水组合分布的含水层系统,地下水矿化度增加,水化学类型为Cl·HCO3 -Na·Mg或Cl·SO4 -Na·Ca,该区域地形趋向平坦,水力坡度减小,地下水抬升溢出地表,形成数量众多的泉集河.盆地中部为盐湖平原,受和缓地形影响,地下水水平运动缓慢,隔水层变薄,地下水垂直运动发达,由于潜水层埋深较浅,地下水大量蒸发排泄,导致水体矿化度极高,水化学类型以Cl-Na为主[30 ] . ...
3
1995
... 该地区具有西北内陆典型山盆系统的水文地质结构(图2 ),盆地内部覆盖面积广大的第四纪沉积,沉积物颗粒自南向北由粗变细,含水层结构呈带状分异.南部昆仑山区高山降水较充沛,山地降水和冰雪融水成为地下径流的主要来源[29 ] .山前冲洪积扇沉积物厚度增大,质地松散,岩性以砂砾卵石为主,潜水层沿地势倾斜分布,并接受格尔木河下渗补给.向北经冲洪积扇前缘至细土平原,沉积物颗粒逐步细化,转变为砂、亚砂土、亚黏土组成的多层结构,形成潜水和多层承压水组合分布的含水层系统,地下水矿化度增加,水化学类型为Cl·HCO3 -Na·Mg或Cl·SO4 -Na·Ca,该区域地形趋向平坦,水力坡度减小,地下水抬升溢出地表,形成数量众多的泉集河.盆地中部为盐湖平原,受和缓地形影响,地下水水平运动缓慢,隔水层变薄,地下水垂直运动发达,由于潜水层埋深较浅,地下水大量蒸发排泄,导致水体矿化度极高,水化学类型以Cl-Na为主[30 ] . ...
... 山前冲洪积扇地带的河水222 Rn浓度平均76.71 Bq·m-3 ,明显低于其他河段,中位数小于100 Bq·m-3 ,变化范围小,但存在异常值.河流经出山口流出山谷,在该地区形成冲洪积平原,河水渗漏补给含水层[30 ] ,因此地下水向河水的输入量极少,河水222 Rn浓度很低. ...
... 110~130 km之间的溢出带地区河水222 Rn浓度上升至平均676 Bq·m-3 ,向下至细土平原,下降至平均249.5 Bq·m-3 ,表明地下水补给在溢出带上升,至细土平原下降.这一变化与地形起伏密切相关,冲洪积扇前缘溢出带靠近盆地内部,地势趋缓,地下水位抬升补给河水,细土平原地下水位随地形起伏波动,地下水对河水的补给相对减少[30 ] .该结果与赵丹等在诺木洪河测得的222 Rn浓度变化特征具有相似性,两地区同属高寒干旱区山盆系统,径流补给特征具有一致性[18 ] .溢出带和细土平原222 Rn浓度略低于山区河段. ...
3
1995
... 该地区具有西北内陆典型山盆系统的水文地质结构(图2 ),盆地内部覆盖面积广大的第四纪沉积,沉积物颗粒自南向北由粗变细,含水层结构呈带状分异.南部昆仑山区高山降水较充沛,山地降水和冰雪融水成为地下径流的主要来源[29 ] .山前冲洪积扇沉积物厚度增大,质地松散,岩性以砂砾卵石为主,潜水层沿地势倾斜分布,并接受格尔木河下渗补给.向北经冲洪积扇前缘至细土平原,沉积物颗粒逐步细化,转变为砂、亚砂土、亚黏土组成的多层结构,形成潜水和多层承压水组合分布的含水层系统,地下水矿化度增加,水化学类型为Cl·HCO3 -Na·Mg或Cl·SO4 -Na·Ca,该区域地形趋向平坦,水力坡度减小,地下水抬升溢出地表,形成数量众多的泉集河.盆地中部为盐湖平原,受和缓地形影响,地下水水平运动缓慢,隔水层变薄,地下水垂直运动发达,由于潜水层埋深较浅,地下水大量蒸发排泄,导致水体矿化度极高,水化学类型以Cl-Na为主[30 ] . ...
... 山前冲洪积扇地带的河水222 Rn浓度平均76.71 Bq·m-3 ,明显低于其他河段,中位数小于100 Bq·m-3 ,变化范围小,但存在异常值.河流经出山口流出山谷,在该地区形成冲洪积平原,河水渗漏补给含水层[30 ] ,因此地下水向河水的输入量极少,河水222 Rn浓度很低. ...
... 110~130 km之间的溢出带地区河水222 Rn浓度上升至平均676 Bq·m-3 ,向下至细土平原,下降至平均249.5 Bq·m-3 ,表明地下水补给在溢出带上升,至细土平原下降.这一变化与地形起伏密切相关,冲洪积扇前缘溢出带靠近盆地内部,地势趋缓,地下水位抬升补给河水,细土平原地下水位随地形起伏波动,地下水对河水的补给相对减少[30 ] .该结果与赵丹等在诺木洪河测得的222 Rn浓度变化特征具有相似性,两地区同属高寒干旱区山盆系统,径流补给特征具有一致性[18 ] .溢出带和细土平原222 Rn浓度略低于山区河段. ...
Water sampling and laboratory treatment
1
2000
... 2019年5月和8月两次在格尔木河流域选取河水和地下水共59个样点采集样品,其中包括35个河水样点和24个地下水样点,地下水包括井水和泉水(图1 ).河水取样尽可能靠近中心河道的动态水流,在河水表面以下约10 cm处取样,井水样品来自正在抽水灌溉的水井,均已持续抽水3 h以上,泉水样品则尽可能靠近泉眼,水泡上升,泉水溢出的地方[31 ] .每个河水样点采集两个样品,地下水样点采集一个样品,以手持GPS(eTrex 309X,GARMIN)记录样点位置,采样前用样品水清洗250 mL样品瓶,测量水温(℃),取水过程中保证水流缓慢流入样品瓶,减少气体逸散.每个样品均在一小时内使用RAD7测氡仪及其水氡配件测量222 Rn浓度.同一天内,先测河水样品,后测地下水样品,测量之前使外界空气在设备中充分循环,尽可能清除残留氡气影响,并将内部相对湿度降到5%以下,每个样品循环计数4个周期,持续20 min(RAD H2 O User manual). ...
Surface radon measurements in the North Pacific Ocean station Papa
1
1974
... 式中:D 为222 Rn的分子扩散系数(cm2 ·s-1 );v 为河水流速(m·s-1 );h 为河水深度(m);λ为辐射衰变常数(2.08×10-6 s-1 ).参数D 与水的温度T (℃)有关,计算公式为[32 ] : ...
Significance of liquid-film coefficients in gas absorption
1
1951
... 基于质量守恒原理,针对不同补给情形建立河水中222 Rn在上下游之间的质量平衡方程[15 ,17 ,33 -34 ] . ...
Mechanism of reaeration in natural streams
1
1958
... 基于质量守恒原理,针对不同补给情形建立河水中222 Rn在上下游之间的质量平衡方程[15 ,17 ,33 -34 ] . ...
Hydrogeochemical distribution of uranium and radon in east-central Minnesota
1
1982
... 地下水222 Rn浓度介于6 050~39 350 Bq·m-3 ,平均值为22 735.87 Bq·m-3 ,其中5月和8月地下水222 Rn浓度平均值分别为22 464.58 Bq·m-3 和23 031.82 Bq·m-3 ,无显著差异(表1 ).相比于时间变化,地下水222 Rn浓度的空间差异更为显著.图5 展示了井水和泉水222 Rn浓度,河东地区样点少,且222 Rn浓度明显较低,河西林地地下水222 Rn浓度高于其他地区,尤其林地向西靠近农场的地区222 Rn浓度最高,河西农场地下水222 Rn浓度较低.地下水222 Rn浓度大小与地层岩性和构造条件有关,同时受含水层溶解条件影响,探明其形成机制需要更多的地质资料[35 -37 ] .在河水与地下水相互作用研究中,最重要的是准确获取进入河流的地下水222 Rn浓度,提高定量计算的准确度[11 ] . ...
State of disequilibrium between 238 U, 234 U, 226 Ra and 222 Rn in groundwater from bedrock
1981
Radium, thorium and radioactive lead isotopes in groundwaters’ application to the in situ determination of adsorption-desorption
1
1982
... 地下水222 Rn浓度介于6 050~39 350 Bq·m-3 ,平均值为22 735.87 Bq·m-3 ,其中5月和8月地下水222 Rn浓度平均值分别为22 464.58 Bq·m-3 和23 031.82 Bq·m-3 ,无显著差异(表1 ).相比于时间变化,地下水222 Rn浓度的空间差异更为显著.图5 展示了井水和泉水222 Rn浓度,河东地区样点少,且222 Rn浓度明显较低,河西林地地下水222 Rn浓度高于其他地区,尤其林地向西靠近农场的地区222 Rn浓度最高,河西农场地下水222 Rn浓度较低.地下水222 Rn浓度大小与地层岩性和构造条件有关,同时受含水层溶解条件影响,探明其形成机制需要更多的地质资料[35 -37 ] .在河水与地下水相互作用研究中,最重要的是准确获取进入河流的地下水222 Rn浓度,提高定量计算的准确度[11 ] . ...