水力坡度计算公式 水力坡度计算公式有流速和管径

地下水系统数值模拟

速度梯度，指流体在两介面之间流动时，由于材料之间摩擦力的存在，使流体内部与流体和介面接触处的流动速度发生别，产生一个渐变的速度场，称为速度梯度，或称切速率、剪下速率。

9.3.4.1 水文地质概念模型

水力坡度计算公式 水力坡度计算公式有流速和管径

水力坡度计算公式 水力坡度计算公式有流速和管径

渗流速度与水力坡度一次方成正比。说明水力坡度与渗流速度呈线性关系，故又称线性渗流定律。达西定律适用的上限有两种看法：一种认为达西定律适用于地下水

(1)含水层概化

水文地质概念模型是研究区水文地质条件的综合和概化，是建立数学模型的基础，根据对研究区地质条件和水文地质条件的分析，含水层主要是由第四系下更新统、上更新统和全新统的砂、砂砾石、卵石组成，含水层厚度为4～20m。该含水层在天然状态下，水力坡度均小于1‰，并符合质量守恒定律和能量守恒定律;在常温压下地下水运动符合达西定律;地下水流从空间上看整体以水平运动为主，地下水运动可以概化为平面二维流;水文地质参数随空间变化，体现了系统的非均质性，可概化为非均质各向同性介质。地下水水流的各要素随时间发生变化，为非稳定流。

(2)研究区边界概化

1)侧向边界概化。研究区北部、东部及西部为丘陵与阶地接触界限，属隔水边界;丘间谷地、河谷阶地上游以及波状台地是研究区的补给边界;松花江、温德河与牤牛河是研究区已知水头边界。

2)垂向边界概化。研究区的上部边界为潜水面，是水量交换边界。计算区通过上部的平面边界接受大气降水、灌溉水回渗补给;同时，通过上部边界地下水以垂直蒸发的形式和人工开采进行。综上所述，将上部边界定为有物质和能量交换的边界。下部边界为二叠系及侏罗系地层及岩浆岩等相对隔水层。

9.3.4.2 数学模型的建立与求解

(1)数学模型的建立

分析研究区含水层空间结构模型，确立地下水侧向、垂向边界，根据已掌握地下水与地表水动态特征，概化研究区为非均质各向同性非稳定流地下水系统，其数学模型为

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

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:K为含水层渗透系数;h为地下水位标高;B为含水层底板标高;W为源汇项;μ为含水层给水度;t为时间;qn为单位流量在垂直Г上的分量;h0为初始水位;Г1为已知水位边界(一类边界);Г2为已知流量边界(二类边界)。

本次模拟计算采用美国BrighamYoung大学的环境模型研究试验室和美国排水工程试验工作站开发的三维地下水流数值模拟系统GMS软件，该软件除包含 Modflow、FEMWATER、MT3DMS、RT3D、SEAM3D、MODPATH、SEEP2D、NUFT等主要计算模块外，还包含PEST、UCODE、MAP、Borehole、TINs、Solid等辅助模块，是迄今为止功能最齐全的地下水模拟软件包之一，它具有良好的使用界面，强大的前处理、后处理功能及优良的三维可视效果[58～67]。

其求解方法是在计算区域内采用矩形剖分和线性插值，应用迦辽金有限分法将上述数学模型离散为有限单元方程组，然后求解。

整个模拟研究区面积为137.55km2，计算剖分单元33128个，每个单元格长为63.84m，宽为65.55m，平均面积为4174.81m2，39783个(图9.34)。

(4)时间离散

本次研究考虑到资料的完整性，故选定2002年5月为模型的初始时间，2003年1月为终止时间，期间分为两个时段，时段用于识别参数，时间从2002年5月～2002年10月，第二时段用于验证模型的可靠性，时间从2002年10月～2003年1月。以30d为一个时间段，5d为一个时间步长。

图9.34 研究区网格剖分图

(5)水文地质参数分区

模拟研究区的参数分区是综合考虑含水层厚度、渗透系数和给水度的分区，综合分析确定的。将模拟研究区的含水层参数分为29个区(图9.35)，各分区的具体参数值见表9.19。

表9.19 模拟研究区含水层参数分区取值表 续表

为检验建立的水文地质概念模型是否合理，以及所建立的数学模型是否能真实地反映流场的特点，需对模型进行识别。模型识别阶段的主要目的是识别区域的水文地质参数，识别期为2002年5月到2002年10月。

(1)初始流场的确定

研究区天然情况下地下水流向均指向河流，人工开采情况下地下水流向开采区(或开采井)。阶地后缘含水层渗透性略，径流条件较，造成地下水水力坡度较陡;阶地前缘含水层渗透性强，径流条件良好，地下水水力坡度较缓，受人工开采影响，松花江近岸地段地下水流向复杂。短期的洪水季节，河水补给沿岸地下水，地下水受阻形成水位抬升现象，洪水过后，地下水位迅速下降。

图9.35 研究区含水层参数分区图

(2)源汇项的确定

1)补给量。识别期为丰水期，研究区地下水的主要补给项由大气降水入渗，灌溉回渗、侧向径流补给和河流侧渗量组成，

a.降水入渗补给量。识别期内各月均有降雨，计算公式采用(9.22)式，大气降水入渗补给量计算结果见表9.20。

b.灌溉水回渗补给量。灌溉水回渗补给量主要接受菜田和水田回渗补给量，研究区内只在牤牛河北岸、温德河区和白山区有水田及菜田，在牤牛河南岸、江北和七家子只有菜田。计算公式采用(9.23)和(9.24)式，灌溉水回渗补给量的计算结果见表9.21。

图9.36 识别期地下水初始流场图(2002年5月) 表9.20 识别期大气降水入渗补给量计算表(2002-05～2002-10)

续表 表9.21 别期灌溉水回渗补给量计算表(2002-05～2002-10)

c.侧向径流补给量。利用达西断面法计算

Q侧入=TBKIH/104 (9.32)

侧向径流补给量计算结果见表9.22。

表9.22 识别期侧向径流补给量计算表(2002-05～2002-10) 续表

d.河流侧渗量。根据历年实测径流资料和地下水动态监测资料分析，识别期内研究区的河流侧渗量主要来源于牤牛河北岸、哈达湾。

本次计算，根据历年实测径流资料、地下水位动态监测资料，以及各河道的水文特性及其与地下水的补排关系，分析确定河道补给地下水的地段，分段计算河道补给量，然后进行汇总。利用达西公式计算:

Q河补=TKMIL10-4 (9.33)

式中:Q河补为河水侧渗量，万m3;K为河水渗漏断面的含水层渗透系数，m/d;M为含水层厚度，m;I为水力坡度，无因次;T为计算时间，d。

计算结果见表9.23。

表9.23 识别期河水侧渗量计算表(2002-05～2002-10)

2)量。识别期为丰水期，研究区地下水的主要量由潜水蒸发量，河水量和人工开采量组成。

a.潜水蒸发量。根据前人研究资料，潜水极限蒸发深度为4.95m，蒸发系数为0.07～0.01。水面蒸发量E。统一采用E601蒸发器观测值。根据研究区0～4.95m包气带岩性和地下水位埋深分布可确定识别期内潜水蒸发的区域主要分布在牤牛河、温德河沿岸，七家子、江北、龙潭山、江南及白山阶地后缘。

E=0.1FE0C (9.34)

式中:E为潜水蒸发量，万m3;F为计算蒸发面积，km2;E0为计算时间内水面蒸发量，mm;C为潜水蒸发系数。

计算结果见表9.24

表9.24 识别期潜水蒸发量计算表(2002-05～2002-10)

b.河水量。根据历年实测径流资料和地下水动态监测资料分析，识别期内研究区的河道主要见于松花江沿岸、牤牛河南岸和温德河沿岸。

利用达西公式计算

式中:Q河排为河水量，万m3;K为河水断面的含水层渗透系数，m/d;M为含水层厚度，m;I为水力坡度，无因次;T为计算时间，d。

表9.25 识别期河水量计算表(2002-05～2002-10)

c.人工开采量。识别期内研究区内地下水开采量主要是由农业灌溉用水、农村人畜用水、工业与生活用水、洗浴用水、基坑工程降水与基建工程用水组成(图9.37)。识别期内地下水开采量为996万m3。

图9.37 地下水现状开采量构成图

(3)模型识别结果

模型模拟期的初始流场采用2002年5月地下水流场，将计算得出的源汇项平均分配到天，并输入模型后，使模型运行153d，与2002年10月地下水的流场进行拟合。识别期拟合结果如图9.38所示。

从识别期地下水流场拟合图上看出，计算流场与实测流场的整体拟合程度良好。表明所建立的模型能够较好地反映实际水文地质条件，具有较好的准确性。

9.3.4.4 模型的验证

识别阶段初步确定了含水层各水文地质参数，但模型的可靠性还有待进一步验证。本章选用2002年10月～2003年这个公式中的常数C是个不定常数，不能确定，而这个公式的定量计算一般是在微分方程中，利用在同一条流线上C是同一个常数的方法计算。1月作为模型的验证期。

(1)初始流场的确定

模型验证阶段选取2002年10月的流场作为初始流场。

(2)源汇项的确定

1)补给量。验证期为枯水期，研究区地下水的主要补给项由微弱的大气降水入渗，侧向径流补给量和河流侧渗量组成。

a.降水入渗补给量。验证期内只在10月有微弱的降雨，计算公式采用(9.22)式，大气降水入渗补给量计算结果见表9.26。

图9.38 识别期地下水流场拟合图(2002-10) 表9.26 验证期大气降水入渗补给量计算表0(2002-10～2003-01)

续表

b.侧向径流补给量。计算公式采用(9.32)，侧向径流补给量计算结果见表9.27。

表9.27 验证期侧向径流补给量计算表(2002-10～2003-01)

c.河流侧渗量。根据历年实测径流资料和地下水动态监测资料分析，验证期内研究区的河流侧渗量主要来源于牤牛河北岸、哈达湾。计算公式采用(9.33)，河流侧渗量计算结果见表9.28。

表9.28 验证期河流侧渗量计算表(2002-10～2003-01)

2)量。验证期为枯水期，研究区地下水的主要量由潜水蒸发量，河水量和人工开采量组成。

a.潜水蒸发量。根据研究区0～4.95m包气带岩性和地下水位埋深分布可确定在验证期内潜水蒸发的区域主要分布在牤牛河、温德河沿岸，七家子、江北、龙潭山、江南及白山阶地后缘。

计算公式采用式(9.34)，潜水蒸发量计算结果见表9.29。

表9.29 验证期潜水蒸发量计算表(2002-10～2003-01)

b.河水量。根据历年实测径流资料和地下水动态监测资料分析，验证期内研究区的河道主要来见于松花江沿岸、牤牛河南岸和温德河沿岸。

计算公式采用(9.35)，河水量计算结果见表9.30。

c.人工开采量。验证期内研究区内地下水开采量主要由农业灌溉用水量、农村人畜用水、工业与生活用水、洗浴用水、基坑工程降水与基建工程用水(图9.37)。验证期内，研究区的人工开采量为597.6万m3。

表9.30 验证期河水量计算表(2002-10～2003-01)

9.3.4.5 模型验证结果

从2003年1月的计算流场和实测流场的拟合图(图9.39)，计算水位与实测水位等值线的整体拟合程度良好，说明含水层结构、边界条件概化、水文地质参数的选取及源汇项的选取都是合理的，所建立的数学模型较为真实地刻画了研究区地下水系统的特征，仿真性强，可以运用该模型进行地下水资源的评价与水位预报。

怎样计算等水位线图上两点的水力梯度

4)开采储量的计算方法。利用区域下降漏斗法计算开采储量：在开采区内，区域性地下水水位下降几乎与该区的开采水量成正比。计算公式如下：

怎样计算等水位线图上两点的水力梯度

水力梯度I=ΔH/L，ΔH为等水位线两点的水位高程，L为这两点的水平距离，很简单的计算

水力梯度是什么意思~？

中文名称：水力梯度 英文名称：hydraulic gradient 定义：土体中两点间水头之与两点间距之比。 所属学科：土壤学（一级学科）；土壤物理（二级学科） 在含水层中沿水流方向每单位距离的水头下降值。 指沿渗透途径水头损失与渗透途径长度的比值；可以理解为水流通过单抚长度渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能；或为克服摩擦力而使水以一定流速流动的驱动力.

速度梯度怎么计算呢? 5分

速度梯度公计算折算压力一般选取地下水相对密度，埋藏最深的含水岩系底部作为基准面为宜(图2-19)。式:

式中速度梯度L是二阶张量；

表示把相对变形梯度Ft(τ)对τ进行一次微分并令τ=t；Δ是梯度算符；v是速度。把速度梯度进行加法分解，则L=D+W, 式中亥和W为L的对称部分和反称部分，它们分别称为变形速率张量和转动速率张量。

水力梯度可以大于1么？

水力梯度，又称水力坡降或者水力坡度。指沿渗透途径水头损失与渗透途径长度的比值；可以理解为水流通过单位长度渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能。

理论上是可以大于1的，但在实际中大部分情况都小于1

如何根据等水位线确定流水方向和水力梯度

什么是潜水的等水位线图，如何根据等水位线确定水流方向和水力梯度

确定潜水方向，潜水由高水位流向低水位，所以，垂直于等水位线的直线方向，既是潜水的流向

大家说说该不(3)空间离散该恢复到原来的换胎规则？

依我看，恢复到原来的换胎规则是迟早的事

从今年上半赛季来看，爆胎的数量远远超过去年

FIA一向以来都高举安全大旗，如果爆胎越来越频繁而FIA无法早日拿出更好的解决方法的话，那FIA无疑是在自己抽自己的嘴巴

什么是起始水力梯度和临界水力梯度

如何根据等水位线确定水流方向和水利梯度

各等水位线切线的垂线下游方向，即为该点的水流方向。

两条水位线的高（H）除以两条水位线之间的距离（L），即为其平均水利梯度。

怎么考虑滑坡内部水力梯度

排水沟流速如何计算

求导，斜率即梯度

排水沟是一种用于排放雨水和废水的设施，其流速的计算是非常重要的。排水沟的流速计算需要考虑多种因素，包括沟槽的形状、坡度、水深、水流量等。下面是排水沟流速计算的一些基本方法：

1. 沟槽形状的影响：排水沟的形状对其流速有很大的影响。通常来说，沟槽的宽度越大，流速越慢；沟槽的深度越大，流速越快。此外，沟槽的形状也会影响流速，如V形沟槽的流速比U形沟槽的流速快。

2. 坡度的影响：排水沟的坡度也是影响流速的重要因素。坡度越大，流速越快。一般来说，排水沟的坡度应该在0.5%到1%之间。

3. 水深的影响：水深是指水面距离沟槽底部的距离。水深越大，流速计算结果见表9.25。越快。但是，当水深超过沟槽宽度的一半时，流速就会减慢。

4. 水流量的影响：水流量是指单位时间内通过排水沟的水量。水流量越大，流速越快。但是，当水流量超过排紊流运动：地下水在被巨大的裂隙系统和喀斯特溶洞所破坏的岩石中运动，水流速度快，各细小流束互相干扰和相混，并有涡流形成。此时水的渗透速度与水头梯度的平方根成正比，此为哲才定律。其表示式为：水沟的设计容量时，流速就会减慢。

综上所述，排水沟的流速计算需要综合考虑多种因素。在实际工程中，可以通过使用流量计等工具来测量水流量和水深，然后根据排水沟的形状和坡度等参数来计算流速。

压力 流速 管径 流量的关系

用影响半径计算动储量：

流量=流速×管道内径×管道内径×π÷4；

压力与管径对管道的壁厚有要求，由简化强度公式：壁厚=P×管道直径÷(2σ)可知。

压力 流速 管径 流量的关系如下:

管道的水力坡度可用舍维列夫公式计算 i=0.00107V^2/d^1.3 而 i=(P1-P2)/（ρgL）

上二式消去流速V得：

q = 24d^2.6式中：Q回为农田灌溉水回渗补给量，104m3·a-1;Q灌为灌溉定额，m3·hm-2;F为水田面积， hm2；β回为灌溉回渗水力学，第五题？？？？？怎么做？求流速梯度补给系数。5√i ( i 单位为 m/m )，

式中:P1——管首端压强；P1——管末端压强；ρ——水的密度；L——管道长度；i——水力坡度；V——流速；d——管内径；q——流量；π——圆周率。

在同一管径下，压力越大，流速越快，流量越大，气体的密度越大，出口压力增加

在同一压力下，管径越小，流速越快，流量不变，气体密度越大，出口压力增加

污水处理流量折算

(2)数学模型的求解

你说的系数可能就是

1.基流分割法计算高平原河流量

总变化系数Kz：日时污水量与平均日平均时污水量的比值称为总变化系数。

一般是根据流量按经验查出来

有一个经验公式，该式是我国在多年观测资料的基础上进行综合分析总结出的计算公式。它反映了我国总变化系数与平均流量之间的关系：

Q平均流量除以截面积就是流速<5时 kz=2.3

Q平均>1000时 kz=1.3

您好，万豪罗茨风机为您服务！

是24小时不间歇工作吗？每天24小时，每小时3600秒！算出来是个平均数，你要根据实际情况去推算，简单的从理论上推理，误会很大！

什么是巴普罗夫斯基计算公式，与流体力学有关的。

Q河排=TKMIL10-4 (9.35)

巴普罗夫斯基计算公式是用来计算曼宁系数的，其公式为

式中:Q侧入为侧向径流补给量，万m3;B为计算断面宽度，m;K为含水层渗透系数， m/d;I为计算断面水力坡度;H为含水层厚度，m;T为计算时间，d。

C=R的y次方再除以n,

管道的流量 q=(πd^2/4)V

式中C——曼宁系数；

R——水力半径，等于过水面积除以湿周，单位为米；

n——渠道或管道的粗糙度

y——与R和粗糙度n有关的指数，可查表格或用经验公式计算。

而曼宁系数是用来计算管渠的平均流速V的：

V= C 乘以（RJ）的（1/2），J为均匀流的水面坡度或管道水流的水力坡度。

一个退休流体力学老师的回答，不知满意否？

管道的水头损失

本次计算，根据历年实测径流资料、地下水位动态监测资料，以及各河道的水文特性及其与地下水的补排关系，分析确定河道地下水的地段，分段计算河道量，然后进行汇总。

流量1.5M/S？不对，应是流速 1.5 m/s

由参数分析知道，地下潜水蒸发量在给水度较大的岩层中最终接近一个常数，目前松嫩平原地下水位一般在3.5～8 m，地下水在蒸发极限深度以下是存在蒸发量的。因此，对潜水位在蒸发极限深度以下的地区采用蒸发系数计算潜水蒸发量，结果见表6—12。

流量Q=1.53.14160.350^2/4=0.0736 m^3/s

应用海森-威廉姆公式，水头损失

h= 10.67Q^1.852L/(C^1.852D^4.87)

=10.670.0736^1.8524000/(160^1.8520.350^4.87) = 4.68 m

换算成压力损失是0.0459潜水面的形状可用等高线表示，称潜水位等线图 MPa。

现代水动力条件

（三）近20年来开采资源量的变化

现代水动力条件研究的地理范围是整个自流水盆地。在地质构造的控制下，盆地周边多为隆起或褶皱带，地形较高，地层地表，而盆地内部多为沉积带，地势较低，地层深埋地下，形成独特的沉积体系。就同一含水地层而言，顶界面标高从盆地周边到内部逐渐降低，使大气降水在重力作用的控制下顺势而下，入渗盆地内部，补给赋存于岩石孔隙、裂缝或孔洞的地下水，从而形成一个由源远流长的补给源→流动不息的径流区→多种渠道的补泄区，构成盆地内统一的承压水动力系统。研究现代水动力条件，需要阐明以下问题。

1.主要含水岩系地下水赋存的地质条件

盆地内不同地区或构造单元，因受构造升降运动、断裂活动的影响，即使同一含水岩系的埋藏深度、厚度、产状及岩性等会有很大的别，形态也比较复杂。利用钻井成果，结合地球物理资料进行综合地质研究，可查清含水岩系的上述变化，并利用栅状图或剖面图做规律性表示(图2-17)。在上述研究的基础上，将复杂的水文地质结构分解为主要储集层和次要储集层。含油气盆地内含水岩系的岩性组合，在海相碳酸盐岩中以白云岩、硅质白云岩、白云质灰岩、灰岩为主，形成由孔、洞、缝统一系统的主要储集体，而泥质灰岩、泥质白云岩等组成次要的储集体。在陆相碎屑岩中不同粒级的砂、砾岩为主体的孔隙-裂隙系统是主要的储集体，而砂泥岩组成次要的储集体。此外，在海陆交互相的含煤地层、潟湖相地层及内陆湖盆与蒸发岩伴生的盐岩地层中，都有自身特定的岩性组合储集体，但与上述海相和陆相岩性组合储集体相比，处于次要地位。由火成岩和变质岩组成的岩性组合储集体中地下水以裂隙水为主。根据储集体的埋藏情况，结合水化学成分特征，确定现代渗入水的作用深度，即自流水盆地垂直水文地质带的上部水动力带的深度，在许多地区该带深度较大，而且多低于现代侵蚀基准面。在现代水动力条件中，还要了解不同岩性组合储集体的透水性能和富水程度，在一般情况下，二者的变化是同步的，它们往往与地下水通道的连通性，孔、洞、缝的发育程度、胶结物情况、埋藏深度、岩石压实程度及断裂破碎特征等因素有关。

2.主要含水岩系的水动力场特征

在含油气沉积盆地内，通过水文地质调查、研究，要确定出补给区、径流区(承压区)和区及其空间范围。现代水动力场的研究，一般通过钻井实测地层压力，换算为钻井中水位的上升高度(折算水位)，而编制的等折算水位线图来反映地下水流动的特征。在图上要表示出：供水区与供水方式、泄水区与泄水方式、流动方向(主流方向)、等水压线等(图2-18)。

从图2-18看出，古潜山含水岩系地下水补给源主要来自西部和北部的太行山和燕山。在东部的南马庄、留路一带沿断裂向上覆地层发生内泄。地下水静水压头从坳陷西部向坳陷内部呈递降变化(主流方向)，折算测压面的水力坡降，西部为：2.26～2.97m/km，而东部为1.84m/km。结合水化学成分和温度场特征，可分为五个水动力区(表2-8)，反映了现代水动力条件的基本特征。

图2-17 含水储集体水文地质栅状图

3.编制等析算水位线图

含油气盆地自流水承受的静水压力都很高，在石油钻井中直接观测测压水位比较困难，一般通过下列步骤进行计算：

(1)在石油钻井中直接测定原始地层压力(DST法、关井恢复法、数理统计法——压力与深度关系图等)

(2)计算地层折算压力

原始地层压力受水的相对密度影响，折算压力的计算公式：

层流运动：地下水在多孔介质的运动中，遵循达西直线渗透定律，即渗透速度与水头梯度的一次方成正比。其表示式为含油气盆地水文地质研究

式中：Pc为折算压力，Pa；P为地层压力，Pa；H1为某井底的标高(取)，m；H2为基准面标高(取)，m；rrw(H)为地下水的相对密度rrw随深度变化的函数，即

rrw=f(H)

如果地下水相对密度随深度变化呈线性关系，那么：

含油气盆地水文地质研究 图2-18 冀中坳陷古潜山现代水动力图

(据汪蕴璞式中：Q蒸发为潜水蒸发量，104m3·a-1;h为水位埋深小于蒸发极限埋深区的平均地下水位埋深，m;L为地下水蒸发极限埋深，m;F为埋深小蒸发极限埋深区的面积，km2；ε。为E601蒸发器测定的水面蒸发强度，mm·a-1；β为潜水蒸发率。等，1987)

1—供水区；2—强交替区；3—弱交替区；4—交替阻滞区；5—泄水区；6—分区界线；7—等水压区；8—潜山油田；9—古近系含油断块；10—古近系剥蚀线；11—断层；12—水流方向

则含油气盆地水文地质研究 表2-8 古潜山水动力分区表

如果地下水相对密度随深度变化关系为非线性，即rrw与 H 呈幂函数关系，就复杂一些，本书不再介绍。

(据西林-别克丘林)

(3)折算水头和折算水位的计算

折算水头是按一定的基准面将地层计算压力换算为淡水水柱高度来表示。

含油气盆地水文地质研究 含油气盆地水文地质研究

式中：H0为折算水头(从基准面算起的淡水水柱高度)，m；Pc为地层折算压力，Pa(按10m淡水水柱重为101325 Pa计)；rrwf为淡水相对密度(等于1)。

折算水位等于基准面的标高与折算水头之和，即

S=H2+H0

式中：S为折算水位，常用标高表示，m；H2为基准面的标高，m；H0为折算水头，m。

折算水位通常以海平面作基准面，用标高表示。

(4)等折算水位线图的绘制

根据一定数量钻孔的实际资料，将折算水位相等的各点，用等值线联结起来，即构成等折算水位线图(图2-20)。该图在石油地质中的用途与意义，可归纳为以下几点：

1)判断地下水的流动方向，沿垂直等折算水位线的方向流动；

2)为确定任何地段的水力坡度提供了依据；

3)结合地形等高线和含水层顶面等高线，可算出含水层埋藏深度及水头大小；

4)预测含油气盆地内未勘探区的油气自喷能力；

图2-20 等折算水位线图

(据王大纯，1998)

1—地形等高线，m；2—含水层顶面等高线，m；3—等折算水位线(平面图)，m；4—地下水流向；5—承压水自溢区；6—井(平面图)；7—自喷井(平面图)；8—含水层；9—隔水层；10—折算水位面(剖面图)；11—井(剖面图)；12—自喷井(剖面图)

5)结合区域地质条件，推断油气藏(包括水动力圈闭)赋存的有利位置；

6)为预防钻井(如井喷等)提供依据。

4.现代地下水流速和流量的确定

含油气盆地内现代地下水在水头压作用下而流动，但是由于岩石孔隙、裂隙、孔洞性质的异，水在岩石中的渗透是比较复杂的，地下水在饱水岩层中的运动，主要表现为层流、紊流及混流三种运动形式。

V=K·I

式中：V为渗透速度，m/d；K为渗透系数，m/d；I为水头梯度，m/km。

V=KI1/2

混流运动：地下水运动形式介于上述两种形式之间，可用斯莱盖尔公式表示之：

V=KI1/m

式中m值的变化范围介于1～2，m=1时，即为达尔西公式；m=2时，即成为哲才公式。

应当指出的是，渗透速度(V)必然小于实际流速(υ)，这是因为V=nυ，n是岩石的孔隙度，它永远小于1，故υ＞V

上述地下水三种运动形式的流量公式，分别为

层流运动：Q=KFI；

紊流运动：Q=KFI1/2；

混流运动：Q=KFI1/m。

式中：Q为通过地层的地下水流量，m3；F为地层的横断面积，m2。

在计算地下水流量与流速时，有的学者主张还应当考虑地下水的黏度，无疑是正确的。

确定地下水是层流运动还是紊流运动是一件比较复杂的工作，因为要取决于许多自然因素，И·Ф·沃洛基柯认为，只有在裂隙发育宽度接近于0.5cm的岩层中，地下水流速大于10cm/s时，才会产生紊流运动(表2-9)。

表2-9 据流速与裂隙宽度判断渗流性质

注：→表示层流运动，+表示紊流运动。

5.地下水储量及其计算

(1)地下水储量的基本概念

地下水储量是指贮存于岩石(固结与未固结)中地下水水量的总体。

地下水是不断运动的流体，其储量具有再生(恢复)性、可变性及区域(盆地)内的系统性和整体性。传统的地下水储量采用原学者 Н.А.普洛特尼科夫(Н.А.Плотников)(1946年)提出的四级分类，即：静储量、调节储量、动储量和开采储量。

20世纪80年代，我国引进水资源的概念，但对“资源”的含义，水文地质学家有不同的见解，有的人主张水资源就是指水量，并分为补给资源、储存资源、开采资源、天然资源等；但有的人认为，“资源”不单指水量，还应当包括水质，单纯指水量时，用“资源”来描述是不合适的。技术监督局在1995年发布实施了《地下水资源分类分级标准》(GB15218—94)——可利用的资源和尚可利用的资源、质量监督总局和(2001年)联合发布实施的现行规范和标准《供水水文地质勘察规范》(GB50027—2001)中将地下水资源定义为水量(补给量、储存量、允许开采量)，这就是说“地下水资源”主要反映了水可能利用的量，尤其是开采后扩大的补给量。标准和规范中提出各种水量的诸多计算方法，为地下水量评价提出了依据。

前已述及，地下水同石油与天然气有密切的关系，油田水埋藏深、循环条件，以沉积成因水为主，是油气矿床不可缺少的组成部分，有其独特的化学组成，有些成分或元素的浓度已达到工业开采品位，其本身就是一种矿床。“储量”的概念给出了油田气相对稳定、静止而没有补给更替的含义，具有一定的理论和实际意义。

静储量：是指从含水层水面到含水层底板中储藏于孔隙、裂隙内的重力水总量，也就是含水层在一定体积内所含的水量，而不是流量。由于它只是在地质年代中发生改变，因此，也称储量。

调节储量：是在含水层中水位与水位之间(即水位变动带内)蕴藏的地下水(重力水)量。具有季节性变化和年变化的特点。

动储量：由于补给作用使含水层在一定时间内恢复的水量，也就是在含水层中可以消耗的水量。它有明确的时间概念，即单位时间内通过某一断面的地下水流量。一般用m3/d或m3/s来丈量。

静储量、调节储量和动储量合称为天然储量。三者之间的关系见图2-21所示。

图2-21 天然储量之间相对关系示意图

a—静储量；b—调节储量；c—动储量

开采储量：从含水层中可能取出的地下水量。

(2)地下水量的计算方法

1)静储量的计算方法：由于没有水位升降，固定水面以下的孔隙全被地下水充满，储量的计算公式为

Qc=μ·V1

式中：Qc为地下水静储量，m3；μ为含水层岩石孔隙度，无量纲；V1为水位以下含水层的体积，m3。

由于在孔隙中除了重力水外，还有吸着水、薄膜水等，因此，严格地讲，静储量的计算应该用给水系数(φ)，即饱和水容量与分子水容量之。静储量的计算公式为

Qc=φ·V1

φ由抽水试验求出，因为抽出地下水体积VB(或平均涌水量Qcp与抽水时间t的乘积)等于下降漏斗的体积VДВ与给水系数的乘积，故

含油气盆地水文地质研究

2)调节储量的计算方法：计算公式如下：

Qp=φ·Δh·F或Qp=μ·Δh·F

式中：Qp为地下水调节储量，m3；Δh为地下水年变化幅度(指水位与水位之)，m；F为计算范围的面积，m2；其他符号同前。

3)动储量计算方法：据达尔西公式：

含油气盆地水文地质研究

式中：Qg为地下水动储量，m3；K为渗透系数，m3/d；I为水力坡度(水头梯度)，m/km。

上述公式计算的动储量一般偏低，可以采用以下方法求动储量：

含油气盆地水文地质研究

式中：B为计算断面的长度，m；R0为影响半径，m；抽水时，动水位稳定后，水位下降达到值时的下降漏斗半径)；Q0为在R0的条件下的涌水量，m3/d。

用地下水流速计算动储量：

Qg=V·μ·H·B

用地下水均衡法计算动储量：在影响地下水储量的自然因素较多时，可用均衡法。但在具体应用时，要根据地理、地质等条件分段计算，其计算公式是

Qg=(O+C)-(φ+N1+N2)

式中：O为一年内由别处流入计算区的地表水总量，m3；C为一年内大气降水量，mm；φ为一年内由计算区流走的地表水总量，m3；N1为一年内雨水的蒸发量，mm；N2为一年内土壤及植物叶面的蒸发与蒸腾量，mm。

用泉水流量计算动储量：计算公式如下：

含油气盆地水文地质研究

式中：qi为第i泉的平均流量。

含油气盆地水文地质研究 含油气盆地水文地质研究

式中：Q为区域开采储量，m3；S为区域下降漏斗中心的下降值，m；a为区域单位下降，即区域取水量为1000m3/昼夜时的水位降低值。

区域下降漏斗法是计算油田水开采储量的最主要方法，因为在油田开发时，积累了足够多的水文地质实际资料。其他方法不一一介绍了。

(3)地下水储量的油气地质意义

油气勘查步入油气田开发阶段时，需要根据地层压力、温度、油水或气水界面等资料进行油气储量评价与计算。油气水在地下水属于统体，具有同一压力系统。地下水储量计算可为制订科学的油气开发方案、确定有关参数提供比较确切的水量依据。在开采油气时，地下水的天然动态将被破坏，随着油气水的大量采出和消耗，必然引起流体平衡的变化，产生新的补充储量。为保持油气的稳定、高产，需要充分地预计到开采时地下流体的动态变化及其变化幅度。亦就是说，从地下取出油气水的量或结果，应不至于使流体稳定的开采动态发生突然变化。从水文地质角度讲，要确保油气田长期稳定开采及油气田不被破坏，地下水采出的，以不超过或相当于动储量为好。在地下水补给条件较好时，可以借用调节储量，一般不要动用静储量。对以水驱动为主的油田来讲，地下水储量计算的重要性显得尤为突出。

油田开发时，普遍采用注水方法保持地层压力，达到稳产高产的目的，由于注水改造了原始油田水的化学成分，影响了油田水文地球化学研究及该方法在油气勘查中的应用，降低了油田水化学成分预测评价油气藏的可靠性。通过地下水储量研究与计算，为恢复油田水化学成分研究创造了条件，因为在已知油田注水的水量与注水化学成分组成的基础上，只要求出含水层中的天然储量，就可通过计算方法，重建水文地球场特征，为油气勘探开发提供可信的水文地球化学依据。

地下水储量计算，可对生产井水淹进行预测或防止生产井过早出水。地下水的动储量和调节储量，是石油开发过程中采出流体的极限值，如果接近或超过上述水储量的总和，就会导致油气藏的破坏，如果采出的流体超越调节储量，引起水淹的几率将会增加。

地下水储量是制定合理科学开发油气田方案的依据之一，又是油区经济建设与发展、生活供水及保护生态环境等不可缺少的资源。

管道中压强与流速的关系，要具体公式

Q回＝10-4β回·Q灌·F

题目数据不足以求流速。

9.3.4.3 模型的识别

有压管道的流速可用谢才公式计算：

V=C√(RJ)

V——管道断面的平均流速；

R——为水力半径，对于圆管，R=D/4，D为管内径；

J——管道的水力坡度，J=(H1-H2)/L,当管道水平布置时，J=(P1-P2)/(ρgL),H1、P1分别为管道起端的总水头和压强，H1、P1分别为管道未端的总水头和压强。P1-P2为管道两端的压强。

你的“1.6MPa”是起端压强还是未端压强，或是管道两端的压强？对照以上公式，补齐有关基本数据就可按上述公式计算管道断面平均流速。再应用伯努利方程可求各断面的压强。

顺便说明一下，在p+ρgz+(1/2)ρv^2=C方程中的左边三项依次表示某个断面的静压、位压和动压；右边C表示常数。方程意思是说管道上各个断面的静压、位压和动压的总和等于常数。这是一种想的情况，或是一种理想情况，即流体毫无粘性，流动不存在阻力，毫无能量损失（或压力损失），只存在各种能量的转换（或压力转换）。但工程中的流体是有粘性的，阻力不可避免，必须把理想的伯努利方程加以修正，加上能量损失（或压力损失）项！

彳亍沟同学说的很对：

p+ρgz+(1/2)ρv^2=C

式中p全区地下水总量为137.73×108m3，其中蒸发55.65×108m3，河流18.13×108m3，湖泡5.36×108m3，侧向流出0.27×108m3，开采58.16×108m3，人工开采已成为地下水的主要方式。与1984年相比，天然总量比1984年减少35.76×108m3。其中蒸发量比1984年增加了6.69×108m3；径流量（包括向河流、湖泡量、泉的量）减少了42.45×108m3；人工开采量增加了29.48×108m3，人工开采量夺取的主要是地下水河流量。、ρ、v分别为流体的压强、密度和速度；z 为铅垂高度；g为重力加速度。

例如您的问题……需要补充一些条件才能计算。

计算思路如下，首先选取一段流线，然后找到入口和出口处的压强，那么，在知道入口处速度的时候就能求出口的速度，（利用C相等，列方程）或者反过来求……

当然，压强和高度可以是相对的，这样有方程的一边就会有两个项为零，便于计算。

的补充，如果是在管道中的话，直接套用公式求得的是管道各个截面处的平均流速，因为管道中中心流速大，边缘流速小，其实是不相等的……

p+ρgz+(1/2)ρv^2=C

式中p、ρ、v分别为流体的压强、密度和速度；z 为铅垂高度；g为重力加速度。