Surface Water Storage7.1.1 Definiti

Surface Water Storage

7.1.1 Definition

Surface water storage includes water accumulated on the soil surface or underground, intercepted water, i.e. the rainfall quantity retained by vegetal coverage, and water retained in depressions (flooded plains, lakes, swamps, pools).


Figure 7.1. Surface storage [Musy, 2001]

On a temporal scale (hours ,season, year) and spatial scale (depression type) we can distinguish:

Small depressions that are filled with water when rain intensity is bigger than the soil absorption capacity. The total volume that can be retained in these depressions is called the surface retention capacity. After a shower water stocked in depressions flows into the soil. These depressions can have an important role in flood attenuation on a watershed.
Lakes, pools or flooded plains are natural or artificial surface water reservoirs that can store important amounts of water. They influence in hydrological balance through surface water - groundwater relations, favouring evaporation processes and slowing down river flow.
7.1.2 General characteristics of lakes

Limnology is the discipline that studies hydrological and biological phenomena in lakes, together with their environment. It also studies lakes' origins, morphology, physical and biological properties and hydrological balance.

The main morphological elements of lakes and pools are depth, length, size and shape of water surfaces, and also water volume. The study of the lakes' state requires the understanding of a certain number of physical characteristics such as:

volume;
useful volume (volume that can be exploited during a year);
surface;
maximum and average depth;
dimensions (length and width);
altitude;
orientation with regard to dominant winds;
Water plan level variations are an important factor. All lacustrine surfaces are submitted to level variations, evaporation and water flow. Inflows into a lake depend on seasons.

7.2 Subsurface Water Storage

This represents the portion of water that penetrates into the soil and stagnates for a short period of time or for many years.

7.2.1 Saturated / unsaturated zone

Saturated zone - is a system with two phases (solid and liquid) where all pores are filled with water.

Unsaturated zone - is a system with three phases (solid, liquid and gas) where only a part of the ground is filled with water.


Figure 7.2. Distinction between saturated and unsaturated zones [Musy, 2001]

The fundamental difference between saturated and unsaturated zones consists in different hydraulic conductivities.

It can be distinguished:

water from soil representing water from the unsaturated zone, and which is the transit bond between matter and substances. These processes are part of a continuous cycle soil-plants-atmosphere.
subsurface water level is influenced by rain percolation regime or irrigation water that crosses through the unsaturated zone.
7.2.1.1 Water from soil

Spatial and temporal variability of the liquid phase is emphasized by quantity and quality level. The evolution of quantity (volume) and quality (water composition) results from a dynamic transfer coupled with water properties and soil characteristics.

Characteristics of the soil liquid phase

The description of the liquid phase is based on the notion of soil humidity, this variation depending on soil structure and porosity. With reference to mass or volume, soil humidity can be expressed by:

θ
Volumic humidity is the ratio between water volume present in the soil on apparent soil volume. This varies between minimal values (residual humidity), and maximal values (saturation humidity). This principle is equal to effective porosity (defined as the ratio between void volume and total environment volume).
θr Residual humidity.
θs Saturation humidity.
Sw Saturation index is defined as the ratio between water volume and pore volume. The value of this ratio expresses the pore volume filled with water, and it varies between a residual minimum and 100%.
w Weight humidity represents the ratio between the water amount (mass) contained in a soil sample and the mass of the dry soil particles.
Spatial and temporal variability is described by hydric profiles that represent vertical distribution of soil humidity at given instants. The surface included between two successive hydric profiles in the interval t1 and t2 represents the volume of water stored or lost from the considered surface.


Figure 7.3. An example of hydric profiles at
time t1 and t2 [Musy and Soutter, 1991]

Subsurface water energetic state

Water dynamics results from the action of different force fields: gravity, capillarity, and absorption. The sum of internal, kinetic, and potential energy characterizes the energetic state of the subsurface water. The concept of total potential of liquid phase allows quantifying the energetic state of subsurface water, and describes the behaviour inside the system "soil - plants - atmosphere". In a general manner it can be written as the ratio of the sum of potential energies (pressure, gravity) on weight liquid unit and it can be expressed by the notion of hydraulic charge H.


(6.1)

where:
H hydraulic charge [m] is the pressure expressed by water equivalent height or the pressure exerted by a water column of same height
h pressure charge [m] is the ratio between the effective pressure of subsurface water and the air pressure
z gravity charge [m], is the water height above the reference plan
The distribution of pressure potential, gravity and total potential in soil is graphically represented by profiles of pressure charge, gravity and total charge.


Figure 7.4. Profiles of pressure charge, gravity charge and total charge
of a system in hydrostatic equilibrium [Musy, 2001]

Dynamics behaviour: Darcy's law

Darcy's law proposes calculation of the total water outflow as a yield between the constant of proportionality (hydraulic conductivity at saturation) and a gradient of hydraulic charge, depending on depth. Darcy's law can be written as following:


(6.2)

where:
q transition flux [mm/h]
H total hydraulic charge [m]
z depth below the soil surface [m]
Ks hydraulic conductivity at saturation [mm/h]
Two cases are distinguished:

in case of an unsaturated environment, hydraulic conductivity varies with soil humidity and water effective pressure, which is negative.
in case of a saturated environment, effective water pressure in soil is positive and depends on the depth of submersion below the free water surface.
Water stock estimation

The quantification of flux is achieved with hydric profiles, and is based on the continuity equation:


(6.3)

where:
Δθ humidity variation [m3/m3]= 100[%], positive or negative value
Δq transit flux variation [mm/h]
Δz depth variation [mm]
Δt time variation [h]
Two hydric profiles are taken into account, measured between t1 and t2, and between the altimetric cote z1 and z2. This results in the following equation:



(6.4)


(6.5)

(6.6)

where:
qz2, qz1 represent the average water flux throughout t1 and t2, and z1 and z2
Δt time interval throughout t1 and t2
(ΔS)z2-z1 surface throughout two hydric profiles and z1 and z2
ΔS stock variations between the altimetric level



Figure 7.5. Estimation of water stock in soil [Musy, 2001]

7.2.1.2 Subsurface water

An aquifer is a permeable geological pattern (soil or rock) with pores or communicating fissures large enough to allow water to circulate under the effect of gravity (sand, gravel, gritstone). The aquifer is therefore a groundwater reservoir.

Suspended and phreatic groundwater tables.

Suspended formations appear in aeration zones above local impermeable lentils of clay or marl; these groundwater tables are of shallow depth with volume variations depending on the air temperature and the rainfall atmospheric regime.

Different types of groundwater tables can be distinguished:

a free groundwater table is that in which the superior limit is the free surface.
a captive groundwater table (artesian) is created by rainfall infiltration into permeable rocks and accumulation between two impermeable layers. Usually water is under pressure. For this reason the hydrostatic level is above the captive groundwater table or even above ground level. Captive underground waters can be frequently found in isolated deposits. They have physical and chemical qualities that make them valuable for urban centre water supply.
A semi-captive groundwater table has a semi-permeable coverage.
A karstic groundwater table is formed in a region composed of carbonated and soluble rocks (CaCO3). Due to the solubility process, new fissures (which allow free water circulation through watershed) and caves (where water is stored) are created.
Subsurface water main characteristics

The aquifer can be characterized by the following indexes:

Effective porosity is the ratio between the "mobile" water volume at saturation (liberated under gravity effect) and total volume of environment. Generally it varies between 0.1 and 30%. The effective porosity is a parameter determined in the laboratory or on the field.
Storage coefficient is the ratio between the free or stored water volume of an aquifer and hydraulic charge variations. The storage coefficient is used to characterize the exploited water volume, and to regulate the groundwater storage in reservoir voids. For captive groundwater this coefficient is extremely low.
Hydraulic conductivity at saturation is a coefficient of Darcy's law and characterizes the effect of flow resistance under friction forces. It is determined in the laboratory or on the field.
Transmissivity is the product between hydraulic conductivity at saturation and the groundwater table's height.
Diffusion characterizes the reaction speed of a groundwater table when disturbed (stream level variation, aquifer level variation). It can be expressed by a ratio between transmissivity and storage coefficient.
Real and hypothetical flow speed, subsurface wa

ผลลัพธ์ (ไทย) 1:

เก็บน้ำผิวดิน7.1.1 นิยามเก็บผิวน้ำมีน้ำสะสมบนพื้นผิวดินหรือใต้ดิน ดักน้ำ เช่นปริมาณน้ำฝนปริมาณสะสมตามความครอบคลุมเกิด และน้ำสะสมในทราย (ที่ราบน้ำท่วม ทะเลสาบ หนอง สระว่ายน้ำ)รูปที่ 7.1 การ เก็บผิว [Musy, 2001]ในมาตราส่วนขมับ (ชั่วโมง ฤดูกาล ปี) และระดับพื้นที่ (โรคซึมเศร้าชนิด) เราสามารถแยกความแตกต่าง:ทรายขนาดเล็กที่เต็มไป ด้วยน้ำเมื่อความเข้มของฝนมากกว่ากำลังดูดซึมดิน ปริมาตรรวมที่สามารถเก็บไว้ในทรายเหล่านี้เรียกว่ากำลังรักษาผิว หลังจากอาบ น้ำเย็นในทรายไหลลงในดิน ทรายเหล่านี้ได้มีบทบาทสำคัญในอ่อนน้ำท่วมในลุ่มน้ำทะเลสาบ สระว่ายน้ำ หรือที่ราบน้ำท่วมเป็นอ่างเก็บน้ำผิวธรรมชาติ หรือเทียมที่สามารถเก็บยอดเงินที่สำคัญของน้ำ จะมีผลต่อสมดุลด้านชลศาสตร์ผ่านผิวน้ำ - ความสัมพันธ์น้ำบาดาล favouring กระบวนการระเหย และชะลอการไหลของแม่น้ำ7.1.2 ทั่วไปลักษณะของทะเลสาบชลธารวิทยามีวินัยที่ศึกษาปรากฏการณ์ทางชีวภาพ และอุทกวิทยาในทะเลสาบ ร่วมกับสภาพแวดล้อมของพวกเขา ก็ยังศึกษาของทะเลสาบต้นกำเนิด สัณฐานวิทยา คุณสมบัติทางกายภาพ และชีวภาพ และดุลอุทกวิทยาองค์ประกอบของหลักของทะเลสาบและสระว่ายน้ำมีความลึก ความยาว ขนาด และรูปร่างของพื้นผิวน้ำ และน้ำเสียงยัง การศึกษาของรัฐของทะเลสาบต้องเข้าใจเกี่ยวกับจำนวนของลักษณะทางกายภาพเช่น:ระดับเสียงประโยชน์เสียง (ระดับเสียงที่สามารถนำไปเป็นปี);ผิวความลึกสูงสุด และค่าเฉลี่ยขนาด (ความยาวและความกว้าง);สูงวางแนวตามลมหลักรูปแบบระดับแผนน้ำเป็นปัจจัยสำคัญ Lacustrine ผิวทั้งหมดจะถูกส่งไปเปลี่ยนแปลงระดับ ระเหย และกระแสน้ำ กระแสเข้าไปยังทะเลสาบขึ้นอยู่กับฤดูกาล7.2 เก็บน้ำ subsurfaceนี้หมายถึงส่วนของน้ำที่แทรกซึมเข้าไปในดิน และ stagnates สำหรับรอบระยะเวลาสั้น หรือหลายปี7.2.1 โซนที่อิ่มตัว / ในระดับที่สมโซนอิ่มตัว - เป็นระบบที่ มี 2 ขั้นตอน (ของแข็ง และของเหลว) ที่รูขุมขนทั้งหมดจะเต็มไป ด้วยน้ำโซนในระดับที่สม - เป็นระบบที่ มีขั้นตอนที่ 3 (ของแข็ง ของเหลว และก๊าซ) ที่เพียงส่วนหนึ่งของพื้นดินเต็มไป ด้วยน้ำรูปที่ 7.2 ความแตกต่างระหว่างโซนอิ่มตัว และในระดับที่สม [Musy, 2001]ความแตกต่างพื้นฐานระหว่างโซนที่อิ่มตัว และในระดับที่สมประกอบในไฮดรอลิกนำแตกต่างกันสามารถโดดเด่น: มันน้ำจากดินแทนน้ำจากเขตพื้นที่ในระดับที่สม และที่จะส่งต่อความผูกพันระหว่างสสารและสาร กระบวนการเหล่านี้เป็นส่วนหนึ่งของวงจรที่ต่อเนื่องดินพืชบรรยากาศระดับน้ำ subsurface ได้รับอิทธิพลจากฝน percolation ระบอบหรือชลประทานน้ำที่ตัดผ่านเขตพื้นที่ในระดับที่สม7.2.1.1 น้ำจากดินขมับ และปริภูมิความแปรผันของเฟสของเหลวจะถูกเน้น โดยระดับปริมาณและคุณภาพ วิวัฒนาการของปริมาณ (ปริมาตร) และคุณภาพ (ส่วนประกอบน้ำ) ผลลัพธ์จากการโอนย้ายแบบควบคู่กับคุณสมบัติของน้ำและลักษณะดินลักษณะของดินเฟสของเหลวคำอธิบายของเฟสของเหลวจะขึ้นอยู่กับแนวคิดของความชื้นดิน ความผันแปรนี้ขึ้นอยู่กับโครงสร้างดินและ porosity โดยอ้างอิงถึงมวลหรือปริมาตร สามารถแสดงความชื้นดินโดย:Θ ความชื้น volumic คือ อัตราส่วนระหว่างปริมาณน้ำในดินในปริมาณดินที่ชัดเจน นี้แตกต่างกันระหว่างค่าที่น้อยที่สุด (ความชื้นตกค้าง), และค่าสูงสุด (ความชื้นอิ่มตัว) หลักการนี้มีค่าเท่ากับ porosity ประสิทธิภาพ (กำหนดเป็นอัตราส่วนระหว่างปริมาตรโมฆะและสภาพแวดล้อมรวมปริมาตร)Θr ความชื้นตกค้างΘs ความชื้นอิ่มตัวดัชนีความเข้ม sw ถูกกำหนดเป็นอัตราส่วนระหว่างปริมาณน้ำและปริมาณรูขุมขน ค่าของอัตราส่วนนี้แสดงปริมาณรูขุมขนด้วยน้ำ และความแตกต่างระหว่างส่วนที่เหลือจากขั้นต่ำและ 100%w น้ำหนักความชื้นหมายถึงอัตราส่วนระหว่างจำนวนน้ำ (มวล) ที่มีอยู่ในตัวอย่างดินและมวลของอนุภาคดินแห้งสำหรับความผันผวนชั่วคราว และพื้นที่อธิบายไว้ โดย hydric ค่าที่แสดงถึงการกระจายตามแนวตั้งของความชื้นดินที่กำหนดให้บะหมี่กึ่งสำเร็จรูป พื้นผิวที่อยู่ระหว่างสองโปรไฟล์ hydric ต่อเนื่องในการช่วงเวลา t1 และ t2 แสดงปริมาตรน้ำเก็บ หรือหายไปจากพื้นผิวเป็นรูปที่ 7.3 การ ตัวอย่างของค่า hydric ที่ เวลา t1 และ t2 [Musy และ Soutter, 1991]น้ำ subsurface ปรับสถานะDynamics ผลลัพธ์จากการกระทำของแรงต้นน้ำ: แรงโน้มถ่วง capillarity และดูดซึม ผลรวมของพลังงานภายใน เดิม ๆ และอาจระบุลักษณะรัฐน้ำ subsurface มีพลัง แนวคิดของศักยภาพรวมของเฟสของเหลวให้ quantifying ปรับสถานะของ subsurface น้ำ และอธิบายพฤติกรรมภายในระบบ "ดิน -พืช - บรรยากาศ" ในลักษณะทั่วไป มันสามารถเขียนเป็นอัตราส่วนของผลรวมของพลังงานศักยภาพ (ความดัน แรงโน้มถ่วง) ในหน่วยน้ำหนักของเหลว และสามารถแสดง โดยคิดค่าบริการไฮดรอลิก H.(6.1)ที่ตั้ง: ค่าธรรมเนียมไฮดรอลิก H [m] จะดันแสดง โดยความสูงเทียบเท่าน้ำหรือแรงดันนั่นเอง โดยความสูงคอลัมน์น้ำ อัตราส่วนระหว่างความดันมีประสิทธิภาพ subsurface น้ำและความกดอากาศมีค่าความดัน h [m] ความสูงน้ำเหนือแผนอ้างอิงเป็นค่าแรงโน้มถ่วง z [m],ภาพแสดงการกระจายศักยภาพความดัน แรงโน้มถ่วง และศักยภาพทั้งหมดในดิน ด้วยส่วนกำหนดค่าของค่าแรงดัน แรงโน้มถ่วง และค่าธรรมเนียมรวมรูปที่ 7.4 การ ค่าความดัน แรงโน้มถ่วงค่าธรรมเนียม และค่าธรรมเนียมทั้งหมดของระบบในสภาวะสมดุลอุทกสถิต [Musy, 2001]พฤติกรรม dynamics: กฎหมายของ Darcyกฎหมายของ Darcy เสนอคำนวณกระแสน้ำรวมเป็นผลตอบแทนคงที่ของสัดส่วน (นำไฮดรอลิกที่ความเข้ม) และไล่ค่าไฮดรอลิก ขึ้นอยู่กับความลึก สามารถเขียนกฎหมายของ Darcy ดังต่อไปนี้:(6.2)ที่ตั้ง: q การเปลี่ยนฟลักซ์ [mm/h] H รวมค่าไฮดรอลิก [m] z ความลึกใต้ผิวดิน [m] Ks นำไฮดรอลิกที่ความเข้ม [mm/h]กรณีที่สองแตกต่าง:ในกรณีที่สภาพแวดล้อมในระดับที่สม ไฮโดรลิคนำไปจนกับดินน้ำและความชื้นมีผลความดัน ที่เป็นค่าลบในกรณีที่สภาพแวดล้อมอิ่มตัว แรงดันน้ำมีประสิทธิภาพในดินที่เป็นบวก และขึ้นอยู่กับความลึกของ submersion ใต้ผิวน้ำประเมินหุ้นน้ำนับของฟลักซ์ทำ ด้วยโพรไฟล์ hydric และตามสมการความต่อเนื่อง:(6.3)ที่ตั้ง: การเปลี่ยนแปลงความชื้นΔθ [m3/m3] = 100 [%], ค่าบวก หรือค่าลบ การเปลี่ยนแปลงไหลส่งต่อ Δq [mm/h] การเปลี่ยนแปลงความลึก Δz [mm] เปลี่ยนแปลงเวลา Δt [h]โปรไฟล์สอง hydric ถูกนำเข้าบัญชี วัด ระหว่าง t1 และ t2 และ ระหว่างโกตดิ altimetric z1 และ z2 ซึ่งผลลัพธ์ในสมการต่อไปนี้:(6.4)(6.5)(6.6)ที่ตั้ง: qz2, qz1 หมายถึงไหลน้ำเฉลี่ยตลอดทั้ง t1 และ t2 และ z1 และ z2 Δt ช่วงเวลา t1 และ t2 ผิว z2 z1 (ΔS) ทั้งสองส่วนกำหนดค่า hydric และ z1 และ z2 ความแตกต่างระหว่างระดับ altimetric ตลาดหลักทรัพย์ ΔS รูปที่ 7.5 การ ประเมินหุ้นน้ำในดิน [Musy, 2001]7.2.1.2 subsurface น้ำAquifer เป็นรูปแบบธรณีวิทยา permeable (ดินหรือหิน) กับรูขุมขน หรือการสื่อสาร fissures ใหญ่พอให้น้ำไหลเวียนภายใต้ผลของแรงโน้มถ่วง (ทราย กรวด gritstone) Aquifer เป็นดังนั้นอ่างเก็บน้ำเป็นน้ำบาดาลตารางน้ำระงับ และ phreaticระงับการก่อตัวปรากฏในโซน aeration เหนือ lentils ภายในการซึมผ่านของดินหรือ marl ตารางน้ำเหล่านี้มีความตื้นลึกด้วยรูปแบบของเสียงขึ้นอยู่กับอุณหภูมิอากาศและระบอบอากาศปริมาณน้ำฝนสามารถแตกต่าง: ตารางน้ำชนิดต่าง ๆตารางน้ำฟรีอยู่ที่ขีดจำกัดเหนือกว่าว่าผิวฟรีมีสร้างตารางภายในกิจการและน้ำ (บาดาล) โดยแทรกซึมฝนหิน permeable และสะสมระหว่างการซึมผ่านของชั้นสอง โดยปกติน้ำอยู่ภายใต้ความดัน ด้วยเหตุนี้ ระดับหยุดนิ่งเป็นอยู่ เหนือตารางภายในกิจการและน้ำบาดาล หรือแม้ เหนือระดับพื้นดิน น้ำใต้ดินภายในกิจการและสามารถจะพบในแยกฝากบ่อย มีคุณภาพทางกายภาพ และทางเคมีที่ทำให้พวกเขามีคุณค่าสำหรับศูนย์เมืองน้ำตารางน้ำบาดาลภายในกิจการและกึ่งมีความครอบคลุมกึ่ง permeableตารางน้ำบาดาล karstic จะเกิดขึ้นในภูมิภาคประกอบด้วยหินอัดลม และละลายน้ำได้ (CaCO3) เนื่องจากการละลาย fissures ใหม่ (ซึ่งช่วยให้การไหลเวียนของน้ำผ่านพื้นที่ลุ่มน้ำ) ถ้ำ (น้ำจะเก็บ) มีสร้างและลักษณะประปา subsurfaceสามารถเป็นลักษณะ aquifer ดัชนีต่อไปนี้:Porosity ประสิทธิภาพคือ อัตราส่วนระหว่างปริมาณน้ำ "มือถือ" ที่ความเข้ม (liberated ภายใต้แรงโน้มถ่วงมีผล) และรวมปริมาณของสิ่งแวดล้อม โดยทั่วไปมีความแตกต่างระหว่าง 0.1 ถึง 30% Porosity ประสิทธิภาพเป็นพารามิเตอร์ที่กำหนด ในห้องปฏิบัติการ หรือ ในฟิลด์เก็บสัมประสิทธิ์เป็นอัตราส่วนระหว่างปริมาณน้ำฟรี หรือเก็บ aquifer และเปลี่ยนแปลงค่าธรรมเนียมไฮดรอลิก ใช้สัมประสิทธิ์เก็บลักษณะของปริมาณน้ำที่สามารถ และควบคุมการเก็บน้ำในอ่างเก็บน้ำ voids สำหรับน้ำบาดาลภายในกิจการและ สัมประสิทธิ์นี้จะต่ำมากนำไฮดรอลิกที่ความเข้มเป็นสัมประสิทธิ์ของ Darcy กฎหมาย และระบุลักษณะของผลของการต้านทานการไหลภายใต้กองกำลังของแรงเสียดทาน มันจะถูกกำหนด ในห้องปฏิบัติการ หรือ ในฟิลด์Transmissivity เป็นผลิตภัณฑ์ระหว่างนำไฮดรอลิกที่ความเข้มและความสูงของตารางน้ำบาดาลความเร็วของปฏิกิริยาของตารางน้ำบาดาลเมื่อรบกวนระบุลักษณะแพร่ (กระแสปรับระดับ ปรับระดับ aquifer) มันสามารถแสดง โดยอัตราส่วนระหว่างสัมประสิทธิ์ transmissivity และเก็บความเร็วจริง และสมมุติกระแส subsurface wa

ผลลัพธ์ (ไทย) 3:

น้ำกระเป๋า

7.1.1 ความหมาย

น้ำกระเป๋ามีน้ำสะสมบนผิวดิน หรือใต้ดิน , ดักน้ำ เช่น ปริมาณฝนสะสม โดยความคุ้มครอง พืช และน้ำสะสมในทะเล ( น้ำท่วมที่ราบ ทะเลสาบ บึง สระ )


รูปที่ 7.1 . พื้นผิว Musy กระเป๋า [ 2001 ]

บนขมับมาตราส่วน ( รุ่นชั่วโมง , ,ปี ) และขนาดพื้นที่ ( ชนิดของภาวะซึมเศร้า ) เราสามารถแยกแยะ :

เล็กทะเลที่เต็มไปด้วยน้ำเมื่อฝนมากกว่าดินในการดูดซึมสูงสุด ปริมาณรวมที่สามารถเก็บไว้ในทะเลเหล่านี้เรียกว่าพื้นผิวความคงทนสูงสุด หลังจากอาบน้ำที่เลี้ยงในทะเลไหลลงดินทะเลเหล่านี้จะมีบทบาทสำคัญในการลดอุทกภัยในลุ่มน้ำ ทะเลสาบน้ําท่วมที่ราบ
, หรือธรรมชาติหรือเทียมพื้นผิวน้ำอ่างเก็บน้ำที่สามารถเก็บยอดเงินที่สำคัญของน้ำ อิทธิพลในสมดุลทางอุทกวิทยาน้ำผิวดินผ่านความสัมพันธ์ที่นิยมกระบวนการการระเหยและชะลอน้ำไหล .

การขอลักษณะทั่วไปของทะเลสาบชลธารวิทยาเป็นวินัยที่ศึกษาปรากฏการณ์ทางชีวภาพ และในทะเลสาบ ด้วยกันกับสภาพแวดล้อมของพวกเขา นอกจากนี้ยังศึกษาทะเลสาบ ' กำเนิด สัณฐานวิทยา สมบัติทางกายภาพและทางชีวภาพ และความสมดุลทางอุทกวิทยา .

ลักษณะองค์ประกอบหลักของทะเลสาบและสระว่ายน้ำมีความลึก ความยาว ขนาด และรูปร่างของพื้นผิวน้ำ และน้ำเสียงการศึกษาของทะเลสาบ ' รัฐต้องความเข้าใจของจํานวนคุณลักษณะทางกายภาพเช่นปริมาณ :

;
ประโยชน์ปริมาตร ( Volume ที่สามารถใช้ประโยชน์ในระหว่างปี ) ;
ผิวและความลึกเฉลี่ยสูงสุด ;
;
ขนาด ( ความยาวและความกว้าง )

; ความสูง ; ปฐมนิเทศเกี่ยวกับลม เด่น ;
รูปแบบระดับแผนน้ำเป็นปัจจัยสำคัญพื้นผิวทะเลสาบทั้งหมดจะส่งไปยังระดับรูปแบบ และการระเหยของน้ำไหล ไหลลงทะเลสาบขึ้นอยู่กับฤดูกาล

7.2 ดินน้ำกระเป๋า

นี้เป็นส่วนของน้ำที่แทรกซึมลงสู่ดิน และก็ไหลช้าสำหรับช่วงเวลาสั้น ๆหรือหลายปี

7.2.1 อิ่มตัวไม่อิ่มตัว

/ โซนเขตอิ่มตัว - เป็นระบบที่มีสองขั้นตอน ( ของแข็งและของเหลว ) ที่ทุกรูขุมขนที่เต็มไป ด้วยน้ำ

ชั้นไม่อิ่มตัว - เป็นระบบที่มีสามขั้นตอน ( ของแข็ง ของเหลว และก๊าซ ) ที่เป็นส่วนหนึ่งของพื้นดินที่เต็มไปด้วยน้ำ


รูปที่ 7.2 . ความแตกต่างระหว่างไขมันอิ่มตัวและไม่อิ่มตัว Musy โซน [ 2001 ]

,พื้นฐานความแตกต่างระหว่างไขมันอิ่มตัวและไม่อิ่มตัว ประกอบด้วยโซน conductivities ไฮดรอลิกแตกต่าง

มันสามารถแยกแยะ :

น้ำจากดินที่เป็นตัวแทนของน้ำจากชั้นไม่อิ่มตัว และการขนส่งซึ่งเป็นพันธะระหว่างสสารและสาร กระบวนการเหล่านี้เป็นส่วนหนึ่งของวัฏจักรต่อเนื่องดินพืช
บรรยากาศระดับน้ำใต้ดิน เป็นอิทธิพลจากฝนหรือน้ำชลประทานระบบการซึมที่ข้ามผ่าน เขตไม่อิ่มตัว .
7.2.1.1 น้ำจากดิน

ความแปรปรวนของพื้นที่และเวลาของเฟสของเหลว โดยเน้นปริมาณและคุณภาพระดับวิวัฒนาการของปริมาณ ( Volume ) และคุณภาพ ( ของน้ำ ) ผลจากแบบไดนามิกการคู่กับสมบัติของน้ำและลักษณะของดิน ลักษณะของดิน


เฟสของเหลวและรายละเอียดของเฟสของเหลวจะขึ้นอยู่กับความคิดของความชื้นในดิน ซึ่งการเปลี่ยนแปลงขึ้นอยู่กับโครงสร้างของดินและความพรุน มีการอ้างอิงถึงมวล หรือ ปริมาตรความชื้นในดินสามารถแสดง โดย :


volumic θความชื้น คือ อัตราส่วนระหว่างปริมาตรน้ำที่มีอยู่ในดิน บนดินแจ้งปริมาณ นี้จะแตกต่างกันระหว่างคุณค่าน้อยที่สุด ( ความชื้นตกค้าง ) และมีค่าสูงสุด ( ความชื้นอิ่มตัว ) หลักการนี้ก็เท่ากับไม่มีประสิทธิภาพ ( หมายถึง อัตราส่วนระหว่างปริมาณโมฆะและหมวดสิ่งแวดล้อมรวม ) θ r

เหลือความชื้นความชื้นอิ่มตัวθ S .
ดัชนีความอิ่มตัว SW หมายถึง อัตราส่วนระหว่างปริมาณน้ำและปริมาณน้ำ ค่าของอัตราส่วนนี้แสดงปริมาตรรูพรุนเต็มไป ด้วยน้ำ และมันแตกต่างกันระหว่างน้อยที่เหลือและ 100%
W น้ำหนักความชื้น หมายถึง อัตราส่วนระหว่างปริมาณน้ำ ( มวล ) ที่มีอยู่ในตัวอย่างดินและมวลของอนุภาคดินแห้ง
พื้นที่และเวลาการอธิบายโดย hydric โปรไฟล์ของการกระจายตามแนวตั้งของความชื้นในดินที่ได้รับ instants . พื้นผิวรวมระหว่างสองรูปแบบ hydric ต่อเนื่องในช่วงเวลา T1 และ T2 แทนปริมาณน้ำเก็บไว้ หรือ สูญหาย จากการพิจารณาผิว


รูปที่ 7.3 . ตัวอย่างของรูปแบบ hydric
T1 และ T2 ที่เวลา soutter Musy [ 1991 ]

,ดินน้ำแรง สภาพ

น้ำพลวัต ผลจากการกระทำที่แตกต่างกันของเขตข้อมูลบังคับแรงโน้มถ่วง , แคพิลลารีและการดูดซึม ผลรวมของพลังงานจลน์และพลังงานศักย์ภายใน ในลักษณะรัฐมีพลังของดินน้ำ แนวคิดของศักยภาพทั้งหมดของเฟสของเหลวช่วยให้ปริมาณของดินสภาพพลังน้ําและอธิบายถึงพฤติกรรมในระบบดิน - พืช - บรรยากาศ " ในลักษณะทั่วไปนั้นสามารถเขียนได้เป็น อัตราส่วนของผลรวมของพลังงานที่อาจเกิดขึ้น ( แรงโน้มถ่วงความดัน ) น้ำหนักของเหลวหน่วยและมันสามารถแสดงได้โดยความคิดของไฮดรอลิกคิดค่าชั่วโมง


( 6.1 ) :

ที่H [ M ] เป็นประจุไฮดรอลิกแรงดันสูงหรือแสดงออกโดยน้ำเท่ากับความดันนั่นเอง โดยน้ำของความสูงเดียวกัน
h [ M ] แรงดันชาร์จคือ อัตราส่วนระหว่างแรงดันที่มีประสิทธิภาพของดินน้ำอากาศและความดัน
Z แรงโน้มถ่วงค่าใช้จ่าย [ M ] , น้ำสูงเกินแผนอ้างอิง
การกระจายศักยภาพของความดันแรงโน้มถ่วงและรวมศักยภาพในดินเป็นกราฟิกที่แสดงโดยโปรไฟล์ของค่าความดันแรงโน้มถ่วง และรวมค่า


รูปที่ 7.4 . โปรไฟล์ของประจุแรงดัน ค่าแรงโน้มถ่วงและรวมค่าใช้จ่าย
ของระบบสมดุล hydrostatic Musy [ 2001 ]

พลวัตพฤติกรรม :

ดาร์ซี่เป็นกฎหมายกฎหมายของดาร์ซีนำเสนอการคำนวณการไหลออกของน้ำทั้งหมด รวมถึงผลผลิตระหว่างค่าคงที่ของสัดส่วน ( ไฮดรอลิไฟฟ้าที่อิ่มตัว ) และลาดชลศาสตร์ ค่าใช้จ่ายขึ้นอยู่กับความลึก กฎของดาร์ซีสามารถเขียนได้ดังนี้


( 6.2 )

:
Q เปลี่ยนฟลักซ์ [ มม. / H ]
h [ M ] รวมค่าไฮดรอลิก
Z ความลึกด้านล่างพื้นผิวดิน [ M ]
KS การนำชลศาสตร์ที่อิ่มตัว [ มม. / H ]
2 กรณีมีความโดดเด่น :

ในกรณีของสภาพแวดล้อมที่ไม่อิ่มตัวไฮดรอลิไฟฟ้าขึ้นอยู่กับความชื้นในดินและน้ำความดันที่มีประสิทธิภาพซึ่งเป็นลบ
กรณีอิ่มตัวสิ่งแวดล้อม แรงดันน้ำในดิน ผลเป็นบวก และขึ้นอยู่กับความลึกของการดำน้ำใต้น้ำฟรี น้ำสต็อกค่า

ส่วนปริมาณฟลักซ์ของโปรไฟล์ได้ด้วย hydric และขึ้นอยู่กับความต่อเนื่อง สมการ :


( 6.3 )

:
Δθความผันแปร [ ความชื้น m3 / m3 ] = 100 [ % ] , บวกหรือลบค่า
Δ Q ขนส่งไหลรูปแบบ [ / H ]
Δมม. ความลึกของ [ Z อืม ]
Δ t เวลาการเปลี่ยนแปลง [ H ]
2 hydric โปรไฟล์ เข้าบัญชีวัดระหว่าง T1 และ T2 และระหว่าง altimetric โกต Z1 กขึ้นและ .ผลนี้ในสมการดังนี้ ( 6.4 )






( 6.5 )

( 6.6 )

:
qz2 qz1 เป็นตัวแทน , ฟลักซ์น้ำเฉลี่ยตลอด T1 และ T2 และ Z1 T
Δกขึ้นและช่วงเวลาตลอด T1 และ T2
( Δ s ) z2-z1 พื้นผิวทั่ว สอง hydric โปรไฟล์และ Z1
Δกขึ้นและหุ้น s รูปแบบระหว่าง altimetric ระดับ



รูปที่ 7.5 . การประมาณค่าของน้ำในหุ้น Musy ดิน [ 2001 ]

7.2.1 .2 ดินน้ำ

ชั้นหินอุ้มน้ำเป็นซึมเข้าทางธรณีวิทยาแบบ ( ดินหรือหิน ) กับรูขุมขนหรือสื่อสาร fissures ขนาดใหญ่พอที่จะให้น้ำหมุนเวียนภายใต้อิทธิพลของแรงโน้มถ่วง ( ทราย , ลูกรัง , gritstone ) ชั้นน้ำบาดาล จึงเป็นแหล่ง ระงับและตารางน้ำบาดาล



phreatic .ระงับการก่อตัวขึ้นในโซนอากาศข้างบนถั่วผ่านท้องถิ่นหรือดินเหนียวดินสอพอง ; ตารางน้ำใต้ดินเหล่านี้มีตื้นลึกกับปริมาณการเปลี่ยนแปลงขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศ และปริมาณฝนบรรยากาศการปกครอง

ชนิดที่แตกต่างกันของตารางน้ำบาดาลสามารถแยกแยะ :

ตารางน้ำบาดาล ฟรีที่ที่ จำกัด ที่เหนือกว่า คือ พื้นผิวฟรี .
ตารางน้ำบาดาลไว้ ( อาจ ) จะถูกสร้างขึ้นโดยปริมาณน้ำฝนแทรกซึมเข้าไปในหิน permeable และสะสมระหว่างสองชั้นเข้มงวดมาก โดยปกติน้ำภายใต้แรงดัน ด้วยเหตุนี้ระดับอุทกสถิตอยู่เหนือตารางน้ำบาดาล เชลย หรือแม้แต่เหนือระดับพื้นดิน น้ำขังใต้ดินที่สามารถพบได้บ่อยในแยกเงินฝากพวกเขามีคุณภาพทางกายภาพและทางเคมีที่ทำให้พวกเขามีคุณค่าสำหรับศูนย์กลางเมืองน้ำประปา .
กึ่งตารางกึ่งขังน้ำใต้ดินซึมครอบคลุม .
ตารางน้ำบาดาล karstic จะเกิดขึ้นในภูมิภาค ประกอบด้วย อัดลม และละลายหิน ( CaCO3 ) เนื่องจากขั้นตอนการละลายfissures ใหม่ ( ซึ่งอนุญาตให้ไหลเวียนผ่านน้ำลุ่มน้ำ ) และถ้ำที่น้ำจะถูกเก็บไว้ ) จะถูกสร้างขึ้น ดินน้ำ ลักษณะสำคัญ

ชั้นน้ำสามารถโดดเด่นด้วยดัชนีต่อไปนี้ :

ที่มีรูพรุนเป็นอัตราส่วนระหว่าง " น้ำเคลื่อนที่ " ที่อิ่มตัว ( อิสระภายใต้แรงโน้มถ่วง Effect ) และปริมาณทั้งหมด ของสิ่งแวดล้อม โดยทั่วไปจะแตกต่างกันระหว่าง 01 และ 30 % รูพรุนที่มีประสิทธิภาพเป็นพารามิเตอร์ที่กำหนดในห้องปฏิบัติการหรือในนาม
สัมประสิทธิ์กระเป๋าคืออัตราส่วนระหว่างฟรีหรือเก็บไว้น้ำของชั้นหินอุ้มน้ำและการเปลี่ยนแปลงประจุไฮดรอลิก การจัดเก็บค่าใช้น้ำเพิ่มปริมาณสูง และควบคุมการจัดเก็บน้ำในอ่างเก็บน้ำ voids .น้ำฝนเป็นสัมประสิทธิ์นี้ต่ำมาก .
การนำชลศาสตร์ที่อิ่มตัวคือสัมประสิทธิ์ของกฎหมาย ดาร์ซี่ และลักษณะของผลของความต้านทานการไหลภายใต้แรงเสียดทาน มันถูกกำหนดในห้องปฏิบัติการหรือบนสนาม .
transmissivity เป็นผลิตภัณฑ์ระหว่างการนำชลศาสตร์ที่อิ่มตัวและความสูงของพื้นที่ตาราง .
การแพร่กระจาย characterizes ปฏิกิริยาความเร็วของตารางน้ำบาดาลเมื่อถูกรบกวน ( การเปลี่ยนแปลงระดับกระแสน้ำการเปลี่ยนแปลงระดับ ) มันสามารถแสดงได้โดยอัตราส่วนระหว่าง transmissivity และสัมประสิทธิ์กระเป๋า .
จริงสมมุติความเร็วการไหลใต้ผิวดิน .