3) impact on runoff
对径流影响
5) radius of influence
影响半径
1.
Estimation of radius of influence of pumping landfill gas;
垃圾填埋气体抽排影响半径的预测
2.
The result shows that with the same AS pressure and airflow rate,the greater the AS well depth,the greater the radius of influence(ROI),but the air distribution concen.
实验结果表明:在相同曝气压力和流量下,曝气深度越大,影响半径越大,但影响区内的气流分布越稀疏;相反,曝气深度越小,则曝气影响半径越小,但在影响区内空气流线分布越密。
3.
Related parameters in rechecking formula to the dewatering of foundation pit have been discussed,the selection of related parameter should consider the radius of influence of pumping we.
干扰群井基坑降水设计中,对基坑内水位降深的复核是关键的一步,它关系到降水井布置的合理性、影响到降水井的数量及基坑降水的成败,该文针对基坑内地下水位复核公式中相关参数的选取进行了分析,探讨了具体参数取值的合理性问题,认为相关参数的选取应该考虑到抽水井的影响半径,公式中的基坑涌水量应该为抽水井影响半径范围内所有抽水井的出水量,分析了参数的使用条件,并结合实际情况提出了改进建议,新参数的取值方法更符合实际情况。
6) influence radius
影响半径
1.
In this article,authors verify theoretically the rationality of an incomplete penetration well,optimize and analysis two key parameters of gushing water amount calculation,influence radius and penetration coefficients,and provide a calculation method.
从理论上论证了非完整井的合理性 ,对涌水量计算的 2个关键参数———影响半径和渗透系数进行设计优化分析 ,给出计算方
2.
The generalized large well method is not applicable when the influence radius doesn t exit and the complicated hydrogeological condition is not fit to the condition of Dupuit well-flow formula.
但是当水文地质条件复杂,不能引用影响半径时,就不符合裘布依井流公式的适用条件,也就不能再用大井法计算排水量;同时,对于施工复杂的特大型深基坑工程,仅简单地进行均匀布井或非均匀布井,不能预测降水的非稳定过程,且并不一定能保证降水的效果。
3.
The main parameters of well points selection and emerging volume, including infiltrate coefficient, precipitation depth, influence radius, velocity of flow etc are analyzed in this paper.
本文对降水井点选择和涌水量计算的关键参数如 :土质渗透系数、降水深度、抽水影响半径等进行了讨论 ,分析了井点设计中需注意的问
补充资料：冰川融水径流
冰川冰和冰川表面雪融水汇入河道形成的径流。多数为季节性径流，少数大冰川末端为常年性径流，是寒冷地区的重要水资源。
形成 由0℃的冰转为0℃的液态水需要消耗的热量为335焦耳/厘米3。其热源主要来自太阳辐射,其次是冰面与近地面层大气湍流交换热和水汽凝结释放热。大陆性冰川的热量收支中，太阳辐射平衡值占80～90％以上，乱流交换热值占不到10％,凝结释放热值约占5％。海洋性冰川的热量收支中，太阳辐射平衡值仅约占60％，而乱流交换热值约占30％，凝结释放热值约占10％。
冰川融水径流多为季节性径流。在北半球每年春季融雪时，山区河流开始出现春汛（4～6月初）（冰面才开始消融，径流十分微小。6～8月为冰面的强烈消融期，形成大量径流。径流一部分沿冰面向河道下泄，一部分渗入冰内，通过冰下河道注入河流。冰内和冰下河道主要发育于冰温较高的海洋性冰川和大陆性的大山谷冰川的下段，如欧洲的阿尔卑斯山、北美的阿拉斯加以及中国西藏东南部、天山、喀喇昆仑山、喜马拉雅山等大冰川区。小规模的大陆性冰川则以冰面径流为主。冰面消融的情况通常用消融深度(A)表示，即以气温每增高1℃，冰川每日的消融深度计算。公式是：
A=cΣT
或A=φ(T+b)m
式中c为度、日因子；ΣT为累积正气温;φ为地理参数；T为夏季平均气温；b、m为系数。
不同地区的冰川,由于太阳辐射量等条件的不同,冰面的消融深度也不同。如在中国，西藏东南部的海洋性冰川的消融深度最大，约5000～6000毫米/年,大致向西、西北方向递减，祁连山东部冰川约1200毫米/年,祁连山西部冰川减为600～700毫米/年，天山东段冰川为700毫米/年,帕米尔、珠穆朗玛峰地区冰川为500～600毫米/年。
特征 冰川融水径流的特征明显。①日变化大。如天山乌鲁木齐河源Ⅰ号冰川水文断面的最低水位出现在8时左右，最高水位出现在17～18时,径流量的峰、谷之间的最大差比可达1:10以上，这是其他径流很少见到的现象。②季节变化大。由于冰川消融深度受气温变化的制约，冰川融水的流量峰谷与气温峰谷是相对应的，但流量峰谷滞后于气温峰谷。在冬季，小规模的大陆性冰川无论是冰面或冰内都无径流。而海洋性冰川因冰层内处于压力融点,冰内、冰下河道相当发育,冬季一般不断流。春、夏两季为冰川消融期，在北半球大陆性冰川一般为5～9月，海洋性冰川则为4～10月,因此冰川融水径流高度集中于6～8月，约占年径流总量的70～90％。③年际变化大。冰川融水径流与一般河流径流的年际变化呈相反趋势:在高温干旱年份冰川融水径流为丰水年,因为高温干旱,冰川消融强烈,冰川支出量大于积累量。在低温湿润年份，冰川融水径流量则变小，因为低温湿润，冰川消融减弱，冰川的积累量大于支出量。因此，冰川融水径流对河川的补给作用，一方面加剧了河川径流年内分配的不均匀性，另一方面又缩小了河川径流的年际变化。得到冰川融水径流补给的河流，具有干旱年不缺水、多雨年河流水量小的特点，缓和了河流丰枯水年水量的变化。如中国天山西段台兰河，由于有冰雪径流的补给，在降水量比常年少19.6％的1962年，河水径流量却比常年大23.2％；在降水量比常年大46.5％的1971年，河水径流量却比常年小9.9％。④大陆性冰川的冰川融水径流模数明显地小于海洋性冰川。冰川融水径流模数是指单位时间内单位面积的冰川融水径流强度，以升/秒·平方公里 (1/sec·km2)表示。大陆性冰川海拔高，气候干冷、降水稀少，冰川融水径流的单位面积流量小；海洋性冰川海拔与纬度较低，气候温和，降水充沛，其冰川融水径流的单位面积流量大。如属于大陆性冰川的帕米尔冰川融水径流模数为15～50升/秒·平方公里，西藏东南部的海洋性冰川为110～190升/秒·平方公里。 径流模数还具有垂直地带性分布特点，随着海拔高度的增高而递增（见图）。高寒冰川作用区是径流的高值区，因此中国西部山岳冰川是河流重要的源泉。如冰川融水径流对河川的补给比量在青藏高原腹地占30～40％，有的可达50％以上。
形成 由0℃的冰转为0℃的液态水需要消耗的热量为335焦耳/厘米3。其热源主要来自太阳辐射,其次是冰面与近地面层大气湍流交换热和水汽凝结释放热。大陆性冰川的热量收支中，太阳辐射平衡值占80～90％以上，乱流交换热值占不到10％,凝结释放热值约占5％。海洋性冰川的热量收支中，太阳辐射平衡值仅约占60％，而乱流交换热值约占30％，凝结释放热值约占10％。
冰川融水径流多为季节性径流。在北半球每年春季融雪时，山区河流开始出现春汛（4～6月初）（冰面才开始消融，径流十分微小。6～8月为冰面的强烈消融期，形成大量径流。径流一部分沿冰面向河道下泄，一部分渗入冰内，通过冰下河道注入河流。冰内和冰下河道主要发育于冰温较高的海洋性冰川和大陆性的大山谷冰川的下段，如欧洲的阿尔卑斯山、北美的阿拉斯加以及中国西藏东南部、天山、喀喇昆仑山、喜马拉雅山等大冰川区。小规模的大陆性冰川则以冰面径流为主。冰面消融的情况通常用消融深度(A)表示，即以气温每增高1℃，冰川每日的消融深度计算。公式是：
或
式中c为度、日因子；ΣT为累积正气温;φ为地理参数；T为夏季平均气温；b、m为系数。
不同地区的冰川,由于太阳辐射量等条件的不同,冰面的消融深度也不同。如在中国，西藏东南部的海洋性冰川的消融深度最大，约5000～6000毫米/年,大致向西、西北方向递减，祁连山东部冰川约1200毫米/年,祁连山西部冰川减为600～700毫米/年，天山东段冰川为700毫米/年,帕米尔、珠穆朗玛峰地区冰川为500～600毫米/年。
特征 冰川融水径流的特征明显。①日变化大。如天山乌鲁木齐河源Ⅰ号冰川水文断面的最低水位出现在8时左右，最高水位出现在17～18时,径流量的峰、谷之间的最大差比可达1:10以上，这是其他径流很少见到的现象。②季节变化大。由于冰川消融深度受气温变化的制约，冰川融水的流量峰谷与气温峰谷是相对应的，但流量峰谷滞后于气温峰谷。在冬季，小规模的大陆性冰川无论是冰面或冰内都无径流。而海洋性冰川因冰层内处于压力融点,冰内、冰下河道相当发育,冬季一般不断流。春、夏两季为冰川消融期，在北半球大陆性冰川一般为5～9月，海洋性冰川则为4～10月,因此冰川融水径流高度集中于6～8月，约占年径流总量的70～90％。③年际变化大。冰川融水径流与一般河流径流的年际变化呈相反趋势:在高温干旱年份冰川融水径流为丰水年,因为高温干旱,冰川消融强烈,冰川支出量大于积累量。在低温湿润年份，冰川融水径流量则变小，因为低温湿润，冰川消融减弱，冰川的积累量大于支出量。因此，冰川融水径流对河川的补给作用，一方面加剧了河川径流年内分配的不均匀性，另一方面又缩小了河川径流的年际变化。得到冰川融水径流补给的河流，具有干旱年不缺水、多雨年河流水量小的特点，缓和了河流丰枯水年水量的变化。如中国天山西段台兰河，由于有冰雪径流的补给，在降水量比常年少19.6％的1962年，河水径流量却比常年大23.2％；在降水量比常年大46.5％的1971年，河水径流量却比常年小9.9％。④大陆性冰川的冰川融水径流模数明显地小于海洋性冰川。冰川融水径流模数是指单位时间内单位面积的冰川融水径流强度，以升/秒·平方公里 (1/sec·km2)表示。大陆性冰川海拔高，气候干冷、降水稀少，冰川融水径流的单位面积流量小；海洋性冰川海拔与纬度较低，气候温和，降水充沛，其冰川融水径流的单位面积流量大。如属于大陆性冰川的帕米尔冰川融水径流模数为15～50升/秒·平方公里，西藏东南部的海洋性冰川为110～190升/秒·平方公里。 径流模数还具有垂直地带性分布特点，随着海拔高度的增高而递增（见图）。高寒冰川作用区是径流的高值区，因此中国西部山岳冰川是河流重要的源泉。如冰川融水径流对河川的补给比量在青藏高原腹地占30～40％，有的可达50％以上。
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参考词条