水文地質中礦化度怎麼算

Ⅰ 按《礦井水文地質規程》中的公式計算

1.垂直導水（上下含水層越流導水）斷層

（1）正斷層上盤（下降盤）

按三種情況計算，然後進行比較，決定取捨，一般選取大數。

1）根據水壓在順煤層方向上的作用力，求煤柱寬度（圖9-4）：

河南省焦作煤田礦井水防治研究

式中：L——順層煤柱寬度（m）；

K——安全系數，一般取2，當對斷層位置、產狀控製程度不足，斷層充填不實，破碎帶較寬時，K值可適當增大，但不宜超過5；

M——煤層厚度或總采高（m）；

P——水頭壓力（kg/cm²）；

K_p——煤的抗張強度（kg/cm²）。

若煤層為傾斜時，可用下式換算成水平投影寬度（圖9-5）：

L_安＝L·cosα

式中：L_安——煤柱寬度的水平投影（m）；

L——順層煤柱寬度（m）；

α——煤層傾角。以下的計算中凡需將傾斜煤柱寬度換算成水平投影寬度時均用此式計算，不再重復。

圖9-4 煤層水平時煤柱寬度示意圖

圖9-5 煤層傾斜時煤柱寬度示意圖

2）根據水壓對煤層底板的作用力，求煤（岩）柱的寬度（圖9-6）：

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式中：H_安——安全防水煤（岩）柱厚度（m）；

P——防水煤（岩）柱承受的靜水壓力（kg/cm²）；

T_s——突水系數，一般取0.6～1.0；

C_p——礦壓破壞深度，一般8～15m，應選用本礦實測資料；

L——順層煤柱寬度（m）；

θ——斷層面與煤（岩）層面的夾角，當岩層水平時，或在走向剖面上，θ＝A，在上山方向θ＝A-α，在下山方向θ＝A+α，其中，A為斷層傾角；α為岩層傾角。

圖9-6 據水壓對底板的作用力求煤柱寬度圖

3）若採煤後的岩層移動過與煤層交角（e）小於斷層與岩層夾角（θ）時，應根據導水裂隙帶上限處的煤（岩）層隔水層厚度，計算煤柱寬度（圖9-7）。H_安的計算同上。

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式中：L——順層煤柱寬度（m）；

H_裂——導水裂隙帶高度（m）；

H_安——安全防水岩柱厚度（m）；

e——岩層移動邊與煤層夾角（岩層水平時或在走向剖面上e＝δ，斷層在上山方向時e＝γ-α；斷層在下山方向時e＝γ+α）；

θ——斷層面與煤（岩）層夾角（計算方法同上一公式）；

δ——走向岩層移動角；

γ——上山方向岩層移動角；

β——下山方向岩層移動角。

圖9-7 據岩層移動與煤層交角計算煤柱寬度圖

（2）正斷層下盤（上升盤）（圖9-8）

圖9-8 正斷層下盤防水煤柱寬度

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式中：L、L₁、L₂、L₃——順層防水煤柱寬度和分段寬度；

H_安——安全防水煤（岩）柱寬度（m）；

H_裂——導水裂隙帶高度（m）；

θ——斷層面與煤（岩）層夾角（計算方法同上一公式）；

e——岩層移動邊與煤（岩）層夾角（計算方法同上一公式）。

2.水平導水（接觸導水）斷層

（1）正斷層上盤

分兩種情況計算。

1）斷層落差大於50m時，對盤二灰和奧灰與本盤大煤和二煤接觸或接近，因此煤（岩）柱寬度要按垂直導水斷層上盤留設防水煤（岩）柱的方法計算。

2）斷層落差小於50m時，本盤大煤與對盤二灰相距20m以上，二煤雖然可能與二灰接觸，但其厚度較小，順層抗壓強度大，因此均可按如下方法計算：先計算設計采空區至對盤二灰和奧灰的安全防水煤（岩）柱厚度，再換算成順層煤柱寬度和其水平投影（圖9－9）。H_安的確定如前。

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當對盤二灰高於本盤二煤時（圖9-10），用下式計算：

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式中：L——順層煤柱寬度（m）；

H_安——安全防水煤（岩）柱厚度（m）；

h——計算的含水層與煤層間的層間距（m）；

θ——斷層面與煤（岩）層夾角（計算方法同上一公式）。

圖9-9 正斷層上盤防水煤柱寬度

圖9-10 對盤二灰高於本盤二煤時正斷層上盤防水煤柱寬度

（2）正斷層下盤

因為上盤的主要含水層距離變遠，主要須防止本盤灰岩通過斷層破碎帶突水，所以留設的煤柱寬度應使採掘活動不破壞斷層破碎帶，對落差10m以上的斷層，煤柱寬度不得小於20m。

Ⅱ 怎麼算水文地質參數

對靜止水位、動水位、恢復水位、流量、水溫、氣溫等項觀測，對抽水流量、水位降深及抽水延續時間進行現場檢查與整理，並繪制出各種規定的關系曲線。

Ⅲ 水文地質學

水文地質學的發展趨抄勢是：由主要研究天然狀態下的地下水，轉向更重視研究人類活動影響下的地下水；由局限於飽水帶的含水層，擴展到包氣帶及「隔水層」；由只研究地殼表層地下水，擴展到地球深層的水。預計今後的水文地質研究，在下列方面將有突破：裂隙水與岩溶水運動機制和計算方法；地下水中污染物和溫度運移機制和計算方法；粘性土的滲透機制；包氣帶水鹽運移機制；水文地球化學和同位素水文地質學，地下水數學模型；地球深層水文地質。

Ⅳ 礦化度怎麼計算

礦化量是指在一定時間內土壤礦化出來的無機礦物數量,一般用每千克土中氮的毫克數表示
比如說，氮的礦化度是指在一定時間內土壤礦化出來的無機氮數量,就是礦化氮/土壤總重。

Ⅳ 水質分析報告中 總礦化度是如何計算的

水的總礦化度為水中離子、分子和各種化合物的總含量、通常是以水烘乾後所得殘渣來確定，單位為g/L。
總礦化度=殘渣的質量（g）/水樣體積（L)
(g/L)

Ⅵ 水文地質的計算方法

1．應用的技術手段：⑴調查、鑽探、地球物理勘探和遙感技術；⑵各種觀測和試驗技術（水位、流量等的觀測；抽水試驗、示蹤試驗和彌散試驗等）；⑶各種地下水模擬技術（數值模擬用的較多）；⑷同位素技術等。
隨著科學技術水平的不斷提高，水文地質計算方法也不斷發展。水文地質計算方法大致有：解析解法，物理模擬法，數值解法，系統分析方法，概率統計方法等等。
解析解法
60年代以前，解含水層地下水的水頭和流量問題，多偏重於解析解法。如「地下水動力學」課程中所述，無論是以穩定流為基礎的裘布衣公式，還是以非穩定流為基礎的泰斯公式，它們的推導都有許多假設，在水文地質條件滿足這些假設時，當然沒有問題。但要解決大范圍的地下水系統計算時，由於水文地質條件的復雜性，解析解法就無能為力了。
物理模擬法
物理模擬有電模擬、水力模擬、粘滯流模擬、薄膜模擬等等，以電模擬應用較多。早在本世紀的20年代，蘇聯的巴甫洛夫斯基提出了電解液模擬(arn A)，它成為當時研究水工建築物地區滲捕問題的重要手段。以後叉發展到電阻網模擬，在50年代和60年代，R-C網路和R-R阿絡模擬也得到發展。60年代中期叉出現了與計算機結合在一起的混合機。
數值解法
60年代後期隨著電子計算機的發展，人們把數值模擬應用到水文地質計算中來。由於電模擬製作和參數調試都比數值法麻煩，所以應用更多的是數值解法。
在水文地質計算中應用的數值方法可大致歸納為5類。①有限差分法（簡稱有限差法）；②有限單元法（簡稱有限元法）；@邊界單元法（簡稱邊界元法）；④特徵線法}⑥有限分析法。
有限差分法從60年代初就開始應用於水文地質計算。最初多用正規網格和鬆弛解法，1968年引入交替方向豫式差分法，以後又引入強隱式法，1973年被推廣到變格距情況，蘭馬特f Lemard）於1D79年提出了上游加權有限攔分法。
有限單元法從1968年開始應用於水史地質計算，1 972年弓1八等參數有限單元法，1977年休延康(Huyakorn)和尼爾康卡(lxlilkuka)等提出了上風有限單元法。
有限差分法和有限單元法是水一_上地質汁箅中最常用的數值計算方法。
邊界單元法是70年代中期發展起來的一種新的數值方法。
有限分析法是80年代發展起來的『種新的數值計算方法。它也是一種區域離散方法，它是通過某種解析途徑進行離散化，得到一一組方程，然後求得每一結點的水頭近似值和進一步算出流量。
其它方法
系統分析方法，是結合數學模型及計算機技術米進行分析的一種方法，在地下水資源管理中得到迅速發展。許多國家，叮i在用此方法實行大規模和大范圍的河水調用，以達到地下水和河水資源瓦相調劑，統一運行。系統方法叮以根據所在地區的氣象、地質、地貌等自然地理條件與系統的關系以及經濟、政治等社會環境條件，根據需要與可能，為該系統確定—個最優解。
隨機模型也在地下水資源管理中廣泛應用。如時間序列分析，也開始應用於地下水計算中。隨著計算機科學的發展，將使更多更新的方法應用於實際生產中去。

Ⅶ 地下水總礦化度及化學成分表示式

地下水中所含各種離子、分子與化合物的總量稱為總溶解固體（總礦化版度），以每公升權中所含克數（g/L）表示。為了便於比較不同地下水的礦化程度，習慣上以105～110℃時將水蒸幹得到的乾涸殘余物總量表徵總礦化度，也可以將分析得到的所有陰陽離子含量相加，求得理論乾涸殘余物值。由於在蒸干時有一半的分解成H₂ O和CO₂ 而逸失，因而，陰陽離子含量相加時只取的一半。

為了簡明地反映水的化學特點，可採用庫爾洛夫式表示。將陰、陽離子分別標示在橫線上、下，按毫克當量百分數自大而小排列，小於10%的離子不予表示。橫線前面依次表示氣體成分、特殊成分及礦化度（以字母M為代號），均以g/L為單位。橫線後以字母t為代號表示攝氏溫度。如

生態水文地質學

Ⅷ 水文地質參數的計算、選取與分區

水文地質參數是表徵含水介質水文地質性能的數量指標，是地下水資源評價的重要基礎資料，主要包括含水介質的滲透系數(K)和導水系數(T)、承壓含水層的儲水系烽(μ^*)、潛水含水重力給水度(μ)及弱透水怪的越流系數(σ)等，還有表徵與岩土性質、水文氣象等因素的有關參數，如降水入滲系數(λ)、潛水蒸發強度(ε)、灌溉入滲補

給系數(β)等^[52～57]

9.3.2.1 水文地質參數的計算

研究區前人取得了許多水文地質參數，其中多孔抽水試驗取得的參數都是由專業勘查隊伍計算求得，計算方法規范(包括博爾頓配線法、雅各布直線法)，可以供本次研究直接利用。

(1)滲透系數的確定

研究區許多地段含水層為粉砂層、礫卵石層、含黏性土的礫卵石層組成的多層結構，滲透系數差異顯著，本次計算將多層結構視為一個含水層系統，水文地質參數取加權平均值。

1)穩定流抽水試驗。研究區地下水類型為鬆散岩類孔隙潛水，但在部分階地後緣地段具有微承壓性。所以，計算滲透系數時，前者用潛水井Dupuit公式，後者採用了承壓水井Dupuit公式。

單井抽水試驗計算參數所採用公式如下:

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:K為含水層滲透系數，m/d;H 為潛水含水層厚度，m;Q為抽水試驗涌水量，m³/d;S為抽水試驗水位降深，m;R為抽水試驗影響半徑，m;r為抽水試驗井半徑， m;M為承壓水含水層厚度，m。

2)非穩定流抽水試驗。抽水試驗條件符合泰斯假設條件，可藉助泰斯公式或雅柯布公式，用配線法、直線圖解法、水位恢復法等方法求K。當u≤0.01時，可利用雅柯布公式，通過在單對數紙上作實際資料的s-lgt關系曲線求得K。

(2)給水度的確定

1)多孔抽水試驗法。首先，將抽水試驗延續時間、水位降深、涌水量數據按主孔、觀測孔分別錄入計算機。

其次，利用GRAF4WIN軟體形成Q-T、S-T歷時曲線，形成S-T單對數曲線(圖9.20)，標定各孔直線段並延長至T軸，求出直線段斜率ΔS和截距T₀值。

再次，利用非穩定流直線法計算水文地質參數，其計算公式為

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

圖9.20 多孔抽水試驗直線法求參單對數曲線圖

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:T為含水層導水系數，m²/d;ΔS為單對數曲線(S-T)直線段斜率;Q為抽水試驗涌水量，m³/d;μ為含水層給水度(儲水系數);t0為單對數曲線(S-T)T軸截距， d;r為觀測井至抽水井距離，m。

最後，利用穩定流觀測孔資料校核水文地質參數，其公式

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:S₁、S₂為觀測孔;水位降深，m;r₁、r₂為相對應觀測孔至主孔距離，m。

(3)潛水位變動帶給水度的確定

利用地下水動態監測資料計算。由前人的資料得到研究區的潛水蒸發的極限深度為4.95m，研究區地下水位埋深大部分都處於潛水蒸發極限深度以下，阿維揚諾夫公式適用范圍有限。在枯水季節，可利用動態監測資料，採用均衡法計算變動帶給水度:

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:H₁、H₂、H₃為t時段前上、中、下游含水層厚度，m;m₁、m₂、m₃為t時段後上、中、下游含水層厚度，m;h₁、h₂、h₃為t時段前上、中、下游潛水位高程，m;L₁₂、L₂₃為中心孔至兩側孔距離，m;t為計算時段，d;ΔH₂為中心孔t時段水位變幅，m。

(4)大氣降水入滲系數的確定

利用動態監測資料，本次研究採用時段水位升幅法。計算公式如下:

λ=μ'Δh/P (9.19)

λ=μ'ΣΔh_汛/ΣP_汛 (9.20)

式中:μ'為水位變動帶給水度;Δh為時段水位升幅;ΣΔh_汛為汛期水位升幅總和;P為時段降水量;P_汛為汛期降水量。

以上各水文地質參數的計算結果詳見下節水文地質參數的選取與分區。

9.3.2.2 水文地質參數的選取與分區

通過上述研究與計算把取得的水文地質參數按類型進行了分區，分別編制大氣降水入滲系數分區圖和大氣降水入滲系數分區表(圖9.21，表9.8)、含水層給水度分區圖和含水層給水度分區表(圖9.22，表9.9)、含水層滲透系數分區圖和含水層滲透系數分區表(圖9.23，表9.10)、潛水位變動帶給水度分區圖和潛水位變動帶給水度分區表(圖9.24，表9.11)。農田灌溉水回滲系數採用地區經驗值。

表9.8 大氣降水入滲系數分區表

大氣降水入滲系數計算點39個，平均值為0.21，分區統計數值在0.15～0.29之間，低值分布在松花江二級階地，高值分布於溫德河與牤牛河的漫灘、階地中。江北化工區、老市區入滲系數偏小(圖9.21，表9.8)。

含水層給水度值162個，平均值為0.15，分區統計數值在0.10～0.24之間。白山區含水層中混有黏性土，其給水度值偏小，尤其是階地後緣，給水度僅為0.10;牤牛河沿岸、江北八家子一帶地下水豐富，含水層給水度值相對較高(圖9.22，表9.9)。

圖9.21 大氣降水入滲系數分區圖

表9.9 含水層給水度分區表

圖9.22 含水層給水度分區圖

表9.10 含水層滲透系數分區表

含水層滲透系數值162個，平均值為56m/d，分區統計數值在7～265m/d之間。含水層地下水滲透性能差異顯著，滲透系數最低值分布在白山、馮家屯、龍潭山附近的階地後緣，滲透系數較大的區域分布在牤牛河沿岸、江北八家子、哈達灣及江南的部分地段(圖9.23，表9.10)。

圖9.23 含水層滲透系數分區圖

潛水水位變動帶給水度值在0.05～0.15之間，數值較小是由於水位變動帶岩性多為粉土、粉質黏土與砂層互層，數值較大的區域地下水埋深大，水位變動帶岩性組成與含水層岩性接近，其給水度值接近含水層給水度值(圖9.24;表9.11)。

圖9.24 潛水位變動帶給水度分區圖

表9.11 潛水位變動帶給水度分區表

Ⅸ 水的總礦化度怎麼計算

總礦化度計算為每升中不計侵蝕性二氧化碳及游離二氧化碳，碳酸氫根按50%計，固體物質（鹽分）的總量。水在蒸發時部分離子被破壞，有機物被氧化，殘渣總量與離子總量並不一致。

礦化度的測定方法有重量法（GB 11901—89）、電導法、陰陽離子加和法、離子交換法、比重計法等。其中重量法含義明確，是較簡單、通用的方法。

(9)水文地質中礦化度怎麼算擴展閱讀

水質礦化度的測定基本原理

將水樣經過濾去除漂浮物及沉降性固體物（清水可以不用過濾）後，取一定量的水樣放入稱至恆重的蒸發皿內蒸干，並用過氧化氫去除有機物，然後在105～110℃下烘乾至恆重稱重，所得數據即可計算該水樣的水質礦化度（mg/L）。該水質礦化度的測定方法一般只適用於天然水的礦化度測定

水的礦化度指水中所含鹽類的數量。由於水中的各種鹽類一般是以離子的形式存在，所以水的礦化度也可以表示為水中各種陽離子的量和陰離子的量的和。一般用M表示。為了便於比較不同地下水的礦化程度，習慣上以105度到110攝氏度時將水蒸干所得的乾涸殘余物總量來表徵總礦化度。

Ⅹ 水文地質學計演算法

水文地質計演算法如靜儲量、動儲量、彈性儲量等都可用來進行地熱資源評價,但其計算結果應換算成熱量。該方法未考慮熱儲岩石的熱量,計算結果顯著偏小。