水文地质中矿化度怎么算

Ⅰ 按《矿井水文地质规程》中的公式计算

1.垂直导水（上下含水层越流导水）断层

（1）正断层上盘（下降盘）

按三种情况计算，然后进行比较，决定取舍，一般选取大数。

1）根据水压在顺煤层方向上的作用力，求煤柱宽度（图9-4）：

河南省焦作煤田矿井水防治研究

式中：L——顺层煤柱宽度（m）；

K——安全系数，一般取2，当对断层位置、产状控制程度不足，断层充填不实，破碎带较宽时，K值可适当增大，但不宜超过5；

M——煤层厚度或总采高（m）；

P——水头压力（kg/cm²）；

K_p——煤的抗张强度（kg/cm²）。

若煤层为倾斜时，可用下式换算成水平投影宽度（图9-5）：

L_安＝L·cosα

式中：L_安——煤柱宽度的水平投影（m）；

L——顺层煤柱宽度（m）；

α——煤层倾角。以下的计算中凡需将倾斜煤柱宽度换算成水平投影宽度时均用此式计算，不再重复。

图9-4 煤层水平时煤柱宽度示意图

图9-5 煤层倾斜时煤柱宽度示意图

2）根据水压对煤层底板的作用力，求煤（岩）柱的宽度（图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）柱承受的静水压力（kg/cm²）；

T_s——突水系数，一般取0.6～1.0；

C_p——矿压破坏深度，一般8～15m，应选用本矿实测资料；

L——顺层煤柱宽度（m）；

θ——断层面与煤（岩）层面的夹角，当岩层水平时，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为断层倾角；α为岩层倾角。

图9-6 据水压对底板的作用力求煤柱宽度图

3）若采煤后的岩层移动过与煤层交角（e）小于断层与岩层夹角（θ）时，应根据导水裂隙带上限处的煤（岩）层隔水层厚度，计算煤柱宽度（图9-7）。H_安的计算同上。

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式中：L——顺层煤柱宽度（m）；

H_裂——导水裂隙带高度（m）；

H_安——安全防水岩柱厚度（m）；

e——岩层移动边与煤层夹角（岩层水平时或在走向剖面上e＝δ，断层在上山方向时e＝γ-α；断层在下山方向时e＝γ+α）；

θ——断层面与煤（岩）层夹角（计算方法同上一公式）；

δ——走向岩层移动角；

γ——上山方向岩层移动角；

β——下山方向岩层移动角。

图9-7 据岩层移动与煤层交角计算煤柱宽度图

（2）正断层下盘（上升盘）（图9-8）

图9-8 正断层下盘防水煤柱宽度

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式中：L、L₁、L₂、L₃——顺层防水煤柱宽度和分段宽度；

H_安——安全防水煤（岩）柱宽度（m）；

H_裂——导水裂隙带高度（m）；

θ——断层面与煤（岩）层夹角（计算方法同上一公式）；

e——岩层移动边与煤（岩）层夹角（计算方法同上一公式）。

2.水平导水（接触导水）断层

（1）正断层上盘

分两种情况计算。

1）断层落差大于50m时，对盘二灰和奥灰与本盘大煤和二煤接触或接近，因此煤（岩）柱宽度要按垂直导水断层上盘留设防水煤（岩）柱的方法计算。

2）断层落差小于50m时，本盘大煤与对盘二灰相距20m以上，二煤虽然可能与二灰接触，但其厚度较小，顺层抗压强度大，因此均可按如下方法计算：先计算设计采空区至对盘二灰和奥灰的安全防水煤（岩）柱厚度，再换算成顺层煤柱宽度和其水平投影（图9－9）。H_安的确定如前。

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当对盘二灰高于本盘二煤时（图9-10），用下式计算：

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式中：L——顺层煤柱宽度（m）；

H_安——安全防水煤（岩）柱厚度（m）；

h——计算的含水层与煤层间的层间距（m）；

θ——断层面与煤（岩）层夹角（计算方法同上一公式）。

图9-9 正断层上盘防水煤柱宽度

图9-10 对盘二灰高于本盘二煤时正断层上盘防水煤柱宽度

（2）正断层下盘

因为上盘的主要含水层距离变远，主要须防止本盘灰岩通过断层破碎带突水，所以留设的煤柱宽度应使采掘活动不破坏断层破碎带，对落差10m以上的断层，煤柱宽度不得小于20m。

Ⅱ 怎么算水文地质参数

对静止水位、动水位、恢复水位、流量、水温、气温等项观测，对抽水流量、水位降深及抽水延续时间进行现场检查与整理，并绘制出各种规定的关系曲线。

Ⅲ 水文地质学

水文地质学的发展趋抄势是：由主要研究天然状态下的地下水，转向更重视研究人类活动影响下的地下水；由局限于饱水带的含水层，扩展到包气带及“隔水层”；由只研究地壳表层地下水，扩展到地球深层的水。预计今后的水文地质研究，在下列方面将有突破：裂隙水与岩溶水运动机制和计算方法；地下水中污染物和温度运移机制和计算方法；粘性土的渗透机制；包气带水盐运移机制；水文地球化学和同位素水文地质学，地下水数学模型；地球深层水文地质。

Ⅳ 矿化度怎么计算

矿化量是指在一定时间内土壤矿化出来的无机矿物数量,一般用每千克土中氮的毫克数表示
比如说，氮的矿化度是指在一定时间内土壤矿化出来的无机氮数量,就是矿化氮/土壤总重。

Ⅳ 水质分析报告中 总矿化度是如何计算的

水的总矿化度为水中离子、分子和各种化合物的总含量、通常是以水烘干后所得残渣来确定，单位为g/L。
总矿化度=残渣的质量（g）/水样体积（L)
(g/L)

Ⅵ 水文地质的计算方法

1．应用的技术手段：⑴调查、钻探、地球物理勘探和遥感技术；⑵各种观测和试验技术（水位、流量等的观测；抽水试验、示踪试验和弥散试验等）；⑶各种地下水模拟技术（数值模拟用的较多）；⑷同位素技术等。
随着科学技术水平的不断提高，水文地质计算方法也不断发展。水文地质计算方法大致有：解析解法，物理模拟法，数值解法，系统分析方法，概率统计方法等等。
解析解法
60年代以前，解含水层地下水的水头和流量问题，多偏重于解析解法。如“地下水动力学”课程中所述，无论是以稳定流为基础的裘布衣公式，还是以非稳定流为基础的泰斯公式，它们的推导都有许多假设，在水文地质条件满足这些假设时，当然没有问题。但要解决大范围的地下水系统计算时，由于水文地质条件的复杂性，解析解法就无能为力了。
物理模拟法
物理模拟有电模拟、水力模拟、粘滞流模拟、薄膜模拟等等，以电模拟应用较多。早在本世纪的20年代，苏联的巴甫洛夫斯基提出了电解液模拟(arn A)，它成为当时研究水工建筑物地区渗捕问题的重要手段。以后叉发展到电阻网模拟，在50年代和60年代，R-C网络和R-R阿络模拟也得到发展。60年代中期叉出现了与计算机结合在一起的混合机。
数值解法
60年代后期随着电子计算机的发展，人们把数值模拟应用到水文地质计算中来。由于电模拟制作和参数调试都比数值法麻烦，所以应用更多的是数值解法。
在水文地质计算中应用的数值方法可大致归纳为5类。①有限差分法（简称有限差法）；②有限单元法（简称有限元法）；@边界单元法（简称边界元法）；④特征线法}⑥有限分析法。
有限差分法从60年代初就开始应用于水文地质计算。最初多用正规网格和松弛解法，1968年引入交替方向豫式差分法，以后又引入强隐式法，1973年被推广到变格距情况，兰马特f Lemard）于1D79年提出了上游加权有限拦分法。
有限单元法从1968年开始应用于水史地质计算，1 972年弓1八等参数有限单元法，1977年休延康(Huyakorn)和尼尔康卡(lxlilkuka)等提出了上风有限单元法。
有限差分法和有限单元法是水一_上地质汁箅中最常用的数值计算方法。
边界单元法是70年代中期发展起来的一种新的数值方法。
有限分析法是80年代发展起来的‘种新的数值计算方法。它也是一种区域离散方法，它是通过某种解析途径进行离散化，得到一一组方程，然后求得每一结点的水头近似值和进一步算出流量。
其它方法
系统分析方法，是结合数学模型及计算机技术米进行分析的一种方法，在地下水资源管理中得到迅速发展。许多国家，叮i在用此方法实行大规模和大范围的河水调用，以达到地下水和河水资源瓦相调剂，统一运行。系统方法叮以根据所在地区的气象、地质、地貌等自然地理条件与系统的关系以及经济、政治等社会环境条件，根据需要与可能，为该系统确定—个最优解。
随机模型也在地下水资源管理中广泛应用。如时间序列分析，也开始应用于地下水计算中。随着计算机科学的发展，将使更多更新的方法应用于实际生产中去。

Ⅶ 地下水总矿化度及化学成分表示式

地下水中所含各种离子、分子与化合物的总量称为总溶解固体（总矿化版度），以每公升权中所含克数（g/L）表示。为了便于比较不同地下水的矿化程度，习惯上以105～110℃时将水蒸干得到的干涸残余物总量表征总矿化度，也可以将分析得到的所有阴阳离子含量相加，求得理论干涸残余物值。由于在蒸干时有一半的分解成H₂ O和CO₂ 而逸失，因而，阴阳离子含量相加时只取的一半。

为了简明地反映水的化学特点，可采用库尔洛夫式表示。将阴、阳离子分别标示在横线上、下，按毫克当量百分数自大而小排列，小于10%的离子不予表示。横线前面依次表示气体成分、特殊成分及矿化度（以字母M为代号），均以g/L为单位。横线后以字母t为代号表示摄氏温度。如

生态水文地质学

Ⅷ 水文地质参数的计算、选取与分区

水文地质参数是表征含水介质水文地质性能的数量指标，是地下水资源评价的重要基础资料，主要包括含水介质的渗透系数(K)和导水系数(T)、承压含水层的储水系烽(μ^*)、潜水含水重力给水度(μ)及弱透水怪的越流系数(σ)等，还有表征与岩土性质、水文气象等因素的有关参数，如降水入渗系数(λ)、潜水蒸发强度(ε)、灌溉入渗补

给系数(β)等^[52～57]

9.3.2.1 水文地质参数的计算

研究区前人取得了许多水文地质参数，其中多孔抽水试验取得的参数都是由专业勘查队伍计算求得，计算方法规范(包括博尔顿配线法、雅各布直线法)，可以供本次研究直接利用。

(1)渗透系数的确定

研究区许多地段含水层为粉砂层、砾卵石层、含黏性土的砾卵石层组成的多层结构，渗透系数差异显著，本次计算将多层结构视为一个含水层系统，水文地质参数取加权平均值。

1)稳定流抽水试验。研究区地下水类型为松散岩类孔隙潜水，但在部分阶地后缘地段具有微承压性。所以，计算渗透系数时，前者用潜水井Dupuit公式，后者采用了承压水井Dupuit公式。

单井抽水试验计算参数所采用公式如下:

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

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式中:K为含水层渗透系数，m/d;H 为潜水含水层厚度，m;Q为抽水试验涌水量，m³/d;S为抽水试验水位降深，m;R为抽水试验影响半径，m;r为抽水试验井半径， m;M为承压水含水层厚度，m。

2)非稳定流抽水试验。抽水试验条件符合泰斯假设条件，可借助泰斯公式或雅柯布公式，用配线法、直线图解法、水位恢复法等方法求K。当u≤0.01时，可利用雅柯布公式，通过在单对数纸上作实际资料的s-lgt关系曲线求得K。

(2)给水度的确定

1)多孔抽水试验法。首先，将抽水试验延续时间、水位降深、涌水量数据按主孔、观测孔分别录入计算机。

其次，利用GRAF4WIN软件形成Q-T、S-T历时曲线，形成S-T单对数曲线(图9.20)，标定各孔直线段并延长至T轴，求出直线段斜率ΔS和截距T₀值。

再次，利用非稳定流直线法计算水文地质参数，其计算公式为

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

图9.20 多孔抽水试验直线法求参单对数曲线图

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

式中:T为含水层导水系数，m²/d;ΔS为单对数曲线(S-T)直线段斜率;Q为抽水试验涌水量，m³/d;μ为含水层给水度(储水系数);t0为单对数曲线(S-T)T轴截距， d;r为观测井至抽水井距离，m。

最后，利用稳定流观测孔资料校核水文地质参数，其公式

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

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式中:S₁、S₂为观测孔;水位降深，m;r₁、r₂为相对应观测孔至主孔距离，m。

(3)潜水位变动带给水度的确定

利用地下水动态监测资料计算。由前人的资料得到研究区的潜水蒸发的极限深度为4.95m，研究区地下水位埋深大部分都处于潜水蒸发极限深度以下，阿维扬诺夫公式适用范围有限。在枯水季节，可利用动态监测资料，采用均衡法计算变动带给水度:

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究

式中:H₁、H₂、H₃为t时段前上、中、下游含水层厚度，m;m₁、m₂、m₃为t时段后上、中、下游含水层厚度，m;h₁、h₂、h₃为t时段前上、中、下游潜水位高程，m;L₁₂、L₂₃为中心孔至两侧孔距离，m;t为计算时段，d;ΔH₂为中心孔t时段水位变幅，m。

(4)大气降水入渗系数的确定

利用动态监测资料，本次研究采用时段水位升幅法。计算公式如下:

λ=μ'Δh/P (9.19)

λ=μ'ΣΔh_汛/ΣP_汛 (9.20)

式中:μ'为水位变动带给水度;Δh为时段水位升幅;ΣΔh_汛为汛期水位升幅总和;P为时段降水量;P_汛为汛期降水量。

以上各水文地质参数的计算结果详见下节水文地质参数的选取与分区。

9.3.2.2 水文地质参数的选取与分区

通过上述研究与计算把取得的水文地质参数按类型进行了分区，分别编制大气降水入渗系数分区图和大气降水入渗系数分区表(图9.21，表9.8)、含水层给水度分区图和含水层给水度分区表(图9.22，表9.9)、含水层渗透系数分区图和含水层渗透系数分区表(图9.23，表9.10)、潜水位变动带给水度分区图和潜水位变动带给水度分区表(图9.24，表9.11)。农田灌溉水回渗系数采用地区经验值。

表9.8 大气降水入渗系数分区表

大气降水入渗系数计算点39个，平均值为0.21，分区统计数值在0.15～0.29之间，低值分布在松花江二级阶地，高值分布于温德河与牤牛河的漫滩、阶地中。江北化工区、老市区入渗系数偏小(图9.21，表9.8)。

含水层给水度值162个，平均值为0.15，分区统计数值在0.10～0.24之间。白山区含水层中混有黏性土，其给水度值偏小，尤其是阶地后缘，给水度仅为0.10;牤牛河沿岸、江北八家子一带地下水丰富，含水层给水度值相对较高(图9.22，表9.9)。

图9.21 大气降水入渗系数分区图

表9.9 含水层给水度分区表

图9.22 含水层给水度分区图

表9.10 含水层渗透系数分区表

含水层渗透系数值162个，平均值为56m/d，分区统计数值在7～265m/d之间。含水层地下水渗透性能差异显著，渗透系数最低值分布在白山、冯家屯、龙潭山附近的阶地后缘，渗透系数较大的区域分布在牤牛河沿岸、江北八家子、哈达湾及江南的部分地段(图9.23，表9.10)。

图9.23 含水层渗透系数分区图

潜水水位变动带给水度值在0.05～0.15之间，数值较小是由于水位变动带岩性多为粉土、粉质黏土与砂层互层，数值较大的区域地下水埋深大，水位变动带岩性组成与含水层岩性接近，其给水度值接近含水层给水度值(图9.24;表9.11)。

图9.24 潜水位变动带给水度分区图

表9.11 潜水位变动带给水度分区表

Ⅸ 水的总矿化度怎么计算

总矿化度计算为每升中不计侵蚀性二氧化碳及游离二氧化碳，碳酸氢根按50%计，固体物质（盐分）的总量。水在蒸发时部分离子被破坏，有机物被氧化，残渣总量与离子总量并不一致。

矿化度的测定方法有重量法（GB 11901—89）、电导法、阴阳离子加和法、离子交换法、比重计法等。其中重量法含义明确，是较简单、通用的方法。

(9)水文地质中矿化度怎么算扩展阅读

水质矿化度的测定基本原理

将水样经过滤去除漂浮物及沉降性固体物（清水可以不用过滤）后，取一定量的水样放入称至恒重的蒸发皿内蒸干，并用过氧化氢去除有机物，然后在105～110℃下烘干至恒重称重，所得数据即可计算该水样的水质矿化度（mg/L）。该水质矿化度的测定方法一般只适用于天然水的矿化度测定

水的矿化度指水中所含盐类的数量。由于水中的各种盐类一般是以离子的形式存在，所以水的矿化度也可以表示为水中各种阳离子的量和阴离子的量的和。一般用M表示。为了便于比较不同地下水的矿化程度，习惯上以105度到110摄氏度时将水蒸干所得的干涸残余物总量来表征总矿化度。

Ⅹ 水文地质学计算法

水文地质计算法如静储量、动储量、弹性储量等都可用来进行地热资源评价,但其计算结果应换算成热量。该方法未考虑热储岩石的热量,计算结果显著偏小。