水文地质学水均衡方程式计算题
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《水文地质学基础》期末考试试题六套卷
《水文地质学基础》试卷一班级学号姓名成绩一．填空题（30 分）1.从成因角度分析，粘性土空隙主要组成有、和（3 分）2.上升泉按其出露原因可分为：、和（3 分）3.地下水含水系统按岩石空隙特征可分为、和。
（3 分）4.由地下水蒸发排泄作用，形成土壤盐碱化的条件是、和。
（3 分）5.上层滞水是指分布在带中，局部之上，岩层空隙之中的水。
（4 分）6.导水断层具有独特的水文地质意义，它可以起到作用。
（3 分）7.控制岩溶发育最活跃最关键的因素是。
（2 分）8.水文循环按循环途径不同可分为和。
（2 分）9.地下含水系统的补给来源有：、、、和的补给。
（5 分）10.岩石中的空隙是地下水的和。
（2 分）二．是非判断题（每题 3 分，共15 分）1.地下水含水系统从外界获得盐分的过程也称补给。
（）2.承压水头是指井中静止水位到承压含水层顶板的距离。
（）3.当地下水位高于河水位时，地下水必然向河水排泄。
（）4.通常情况下，在洪积扇顶部打井，井打的越深，井中水位埋深也越大。
（）5.当地下水位埋深小于最大毛细上升高度时，水位埋深越大，给水度也越大。
（）三．选择题（每题3 分，共15 分）1．达西定律对下列条件适用（）A．层流、稳定流；B．层流、非稳定流；C．层流、稳定流和非稳定流；D．层流、紊流2.砂砾类松散岩石的透水性主要取决于（）A．孔隙度大小；B．排列方式；C．颗粒直径大小；D．结构3．地下水流网中流线与等势线（）A．正交；B．斜交；C．相交；D．平行4.渗入－径流型地下水循环的长期结果，使地下水向（）方向发展。
A．溶滤淡化； B.水质不变； C.溶滤咸化； D. A 或B。
5．在天然条件下，控制一个地区地下水动态的主要轮廓的影响因素是（）。
A 水文因素，B 气象因素，C 地质因素，D 人类活动四．根据图4-1 条件，回答下列问题。
（20 分）4.1在图中画出示意流网；（图中“ ”表示地下分水线）。
（5 分）观1甲乙. . . . . .. . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . 砂土. . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . .粘性土图4-14.2在甲、乙处各打一口井，要求井的深度不同，且甲井水位比乙井水位高。
水文地质学水化学分析计算题
计算其毫克当量百分数(通常将阴阳离子毫克当量总数各
作为100％来计)：
• 某阴离子的毫克当量百分数
•
该离子毫克当量／升 =×100％
阴离子毫克当量总数／ 升
• 例如，水中Cl-为0.83 meq／l，则其毫克当量百分数为：
•
0 . 83
•
38 . 05
×100％＝2.18％
• 式中，38.05为水阴离子毫克当量总量／升。
形成的。水中主要含HCO3-并且含较多Na+，这一型水多半是低矿化度的硬度 小、水质好。
• 第Ⅱ型水：HCO3-＜Ca2++Mg2+＜HCO3-+SO42-，硬度大于碱度。 • 从成因上讲，本型水与各种沉积岩有关，主要是混合水。大多属低矿化度和
中矿化度的河水。湖水和地下水属于这一类型（有SO42-硬度）。 • 第Ⅲ型水：HCO3-+SO42-＜Ca2++Mg2+或者为Cl-＞Na+。从成因上讲，这型水
也是混合水，由于离子交换使水的成分激烈地变化。
• 成因是天然水中的Na+ 被土壤底泥或含水层中的Ca2+或Mg2+所交换。大洋水、 海水、海湾水，残留水和许多高矿化度的地下水水属于此种类型（有氯化物 硬度）。
• 第Ⅳ型水：HCO3-=0，即本型水为酸性水。在重碳酸类水中不包 • 括此型，只有硫酸盐与氯化物类水中的Ca2+组与Mg2+组中才有这一型水。天
• 用同样的方法换算其他粒子，换算结果见表
• (2)计算分析误差 • 分析误差用下式计算：
• е＝ k a ×100％ k a
• 式中∑k:阳离子总含量，meq／l； • 式中∑a:阳离子总含量，meq／l。 • 将表的分析数据代入上式，则得：
水文学计算题答案
水文学计算题答案【篇一：水文学习题集与答案】txt>《水文学》习题集参考答案环能学院市政工程系北京建筑工程学院2010.12目录第一章绪论........................................................................................................ . (1)第二章水文学的一般概念与水文测试 (5)第三章水文统计基本原理与方法 (18)第四章年径流及洪、枯径流 (33)第五章降雨资料的收集与整理 (50)第六章小流域暴雨洪峰流量的计算 (54)第一章绪论一、填空题1. 水文现象是指（地球上的水受外部作用而产生的永无休止的运动形式）。
2. 水文学是研究自然界各种水体的（存在）（分布）（循环）（物理化学性质）及（环境因素）的变化规律，预测、预报各水文现象变化情势的一门水利学科。
3. 水文循环的重要环节有（降水）、（蒸发）、（渗流）和（径流）。
4. 按水文循环的规模和过程不同，水文循环可分为（大）循环和（小）循环。
5. 自然界中，海陆之间的水文循环称（大循环），海洋或陆面局部的水循环称（小循环）。
6. 工程水文学是水文学的一个重要分支，为（工程规划设计）、（施工建设）和（运行管理）提供水文依据的一门科学。
工程水文学的内容，根据在工程设计、施工、管理中的作用，基本可分为两个方面（水文分析与计算）和（水文预报）。
7. 水资源是水文循环使陆地一定区域内平均每年产生的淡水量，通常用（多年平均年降雨量）和（多年平均年径流量）描述。
8. 水文现象变化的基本规律可分为二个方面，它们是（成因规律）和（统计规律）。
根据水文现象变化的基本规律，水文计算的基本方法可分为（成因分析法）和（数理统计法）。
9. 水文现象具有时程变化的（周期性）与（随机性）的对立统一，地区分布的（相似性）与（特殊性）的对立统一。
二、选择题1. 水文现象的发生[ d ]。
水文学原理计算题
1、某平原流域，流域面积F=360km 2,其中水面面积为75.6 km 2，从有关水文手册中查得该流域的多年流域平均降水量P=1115.0mm ，多年平均陆面蒸发量E 陆=750.0mm ，多年平均水面蒸发量E 水=1040.0mm ，试求该流域的多年平均径流深为多少？解：（1）水面面积占全流域面积的比重为：75.60.21360= （2）计算流域的多年平均蒸发量0.2110.210.2110400.79750810.9E E E mm=+-=⨯+⨯=水陆（）（2）计算流域的多年平均径流深：由水量平衡原理1115.0810.9304.1R P E mm =-=-=2、某流域设有甲、乙、丙、丁4个雨量站（如下图），测得1996年5月一次降雨的各站降雨量如下表。
试在下图上绘制出泰森多边形，标出各雨量站代表的面积，并在下表中计算该次降雨的流域平均降雨量。
某流域1996年5月一次降雨流域平均雨量计算表解：某流域1996年5月一次降雨流域平均雨量计算表此次降雨的流域平均雨量为27.2mm。
=1400 mm，多年3、某闭合流域面积为A=1000 km2，流域多年平均降雨量x平均流量Q=20m3/s，问该流域多年平均蒸发量为多少？若在流域出口修一水库，=2000 由此增加的水面面积为100 km2，当地蒸发器观测的多年平均水面蒸发值Z0器mm，蒸发器折算系数为0.8，问建库后该流域的径流量是增加还是减少？建库后是多少？出库的多年平均流量Q解：多年平均蒸发量为769.28mm.建库后该流域的径流量是减少的。
建库后出库的多年平均流量Q=17.3658 m3/s。
4、下表是我国四条河流流域的水量平衡情况，通过分析计算并说明我国降水、蒸发、径流在地区上的分布特点。
式中:R——多年平均径流量；P——多年平均降水量；E——多年平均蒸发量。
多年平均径流系数：RPα=（2分）南向西北递减。
（4分）5已知某流域的1h10mm地面单位线如表1所列。
水量平衡方程
WUHEE
水面蒸发的观测
1. 器测法： 水文部门普遍采用
E601蒸发器。
每日8时观测一次， 得日蒸发量； 月蒸发量 年蒸发量
折算系数：K=E池/E器
WUHEE
2. 间接计算法
利用气象水文观测资料间接推算蒸发量：
水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量平 衡法、经验公式法等。
彭曼水面蒸发公式：
E
1
r
降水的形成与分类
（一）降水的形成 水汽、上升运动和冷却凝结三因素
（二）降水的分类 1. 对流雨
降雨强度大，历时短、雨区较小
WUHEE
地形雨
WUHEE
锋面雨
WUHEE
气旋雨 （1）温带气旋雨
WUHEE
（2）热带气旋雨
WUHEE
影响我国降水（暴雨）的主要天气系统
高空槽 锋面气旋 低涡 切变线 静止锋 锋区与降雨 副热带高压 热带风暴（台风）
WUHEE
散发或蒸腾：被植物根系吸收的水分，经由植物 的茎叶散逸到大气的过程。
水面蒸发
土壤蒸发 陆面蒸发
流域总蒸发或流域蒸散发
WUHEE
植物散发
蒸发率：单位时间内的蒸发量
充分供水、不充分供水两种情况
可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸 发量，即同一气象条件下可能达到的最 大蒸发率。
WUHபைடு நூலகம்E
（三）土壤水分分布特征
WUHEE
三、下渗
（一）下渗的物理过程
1. 渗湿阶段
分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。
非饱
和水
2. 渗漏阶段
流
毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。
3. 渗透阶段
水面蒸发的观测
1. 器测法： 水文部门普遍采用
E601蒸发器。
每日8时观测一次， 得日蒸发量； 月蒸发量 年蒸发量
折算系数：K=E池/E器
WUHEE
2. 间接计算法
利用气象水文观测资料间接推算蒸发量：
水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量平 衡法、经验公式法等。
彭曼水面蒸发公式：
E
1
r
降水的形成与分类
（一）降水的形成 水汽、上升运动和冷却凝结三因素
（二）降水的分类 1. 对流雨
降雨强度大，历时短、雨区较小
WUHEE
地形雨
WUHEE
锋面雨
WUHEE
气旋雨 （1）温带气旋雨
WUHEE
（2）热带气旋雨
WUHEE
影响我国降水（暴雨）的主要天气系统
高空槽 锋面气旋 低涡 切变线 静止锋 锋区与降雨 副热带高压 热带风暴（台风）
WUHEE
散发或蒸腾：被植物根系吸收的水分，经由植物 的茎叶散逸到大气的过程。
水面蒸发
土壤蒸发 陆面蒸发
流域总蒸发或流域蒸散发
WUHEE
植物散发
蒸发率：单位时间内的蒸发量
充分供水、不充分供水两种情况
可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸 发量，即同一气象条件下可能达到的最 大蒸发率。
WUHபைடு நூலகம்E
（三）土壤水分分布特征
WUHEE
三、下渗
（一）下渗的物理过程
1. 渗湿阶段
分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。
非饱
和水
2. 渗漏阶段
流
毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。
3. 渗透阶段
水资源平衡分析例题
水资源平衡分析例题
1. 通过引水工程干渠引水到项目区的支渠，设计流量均为0.5m3/S，供水
时间为28天。
W=8.64 QT=0.5×28×8.64=120.96万立方米。
式中W——河流可供水量（万m3）；Q——在设计保证率下的供水流量
（ m3/s）；T——引水时间，以天计算；86400——单位换算系数，表示一天的
3196.04 2050.15 1866.53 1399.90 1595.40 50 63 20.14 60 75 15.38 65 81 15.12 60 75 10.50 40 50 7.98
3. 项目区有新建囤水田44口，平均蓄水深约计为29.17hm2 Q囤=S×H
=29.17×10000×0.8/10000
=23.33万m3
式中：Q囤—囤水田供水量；S—用于灌溉的囤水田面积；H—囤水田水深。
4. 本次规划新建蓄水池19口，容积为100m3，复蓄水系数取2.0
秒数。
2. 山坪塘蓄水深为2.0-3.0m，经本次整治后，山坪塘水深取平均水深
2.5m，有效利用率取85%，复蓄水系数取1.5。项目区内现有山坪塘15座，
蓄水水面总面积约为4.09 hm2。 Q塘=S×H*85%*1.5
=4.09×10000×2.5×1.5×85%/10000
=13.04万m3
式中：Q塘—坑塘供水量；S—用于灌溉的山坪塘面积；H—山坪塘水深。
Q蓄=V×n×α =19×100×2/10000
=0.38万m3
式中：Q蓄—蓄水池供水量；V—蓄水池容量 ；n—蓄水池口数；α —复蓄水系 数。
表3.3.3-4 项目区作物需水量计算表 作物名称 种植面积 （亩） 净灌溉定额 （亩/m3） 毛灌溉定额 （亩/m3） 需水量 （万m3） 水稻 1818.32 290 363 66.01 小麦 油菜 玉米 红薯 花生 合计 —— —— —— 135.11
1. 通过引水工程干渠引水到项目区的支渠，设计流量均为0.5m3/S，供水
时间为28天。
W=8.64 QT=0.5×28×8.64=120.96万立方米。
式中W——河流可供水量（万m3）；Q——在设计保证率下的供水流量
（ m3/s）；T——引水时间，以天计算；86400——单位换算系数，表示一天的
3196.04 2050.15 1866.53 1399.90 1595.40 50 63 20.14 60 75 15.38 65 81 15.12 60 75 10.50 40 50 7.98
3. 项目区有新建囤水田44口，平均蓄水深约计为29.17hm2 Q囤=S×H
=29.17×10000×0.8/10000
=23.33万m3
式中：Q囤—囤水田供水量；S—用于灌溉的囤水田面积；H—囤水田水深。
4. 本次规划新建蓄水池19口，容积为100m3，复蓄水系数取2.0
秒数。
2. 山坪塘蓄水深为2.0-3.0m，经本次整治后，山坪塘水深取平均水深
2.5m，有效利用率取85%，复蓄水系数取1.5。项目区内现有山坪塘15座，
蓄水水面总面积约为4.09 hm2。 Q塘=S×H*85%*1.5
=4.09×10000×2.5×1.5×85%/10000
=13.04万m3
式中：Q塘—坑塘供水量；S—用于灌溉的山坪塘面积；H—山坪塘水深。
Q蓄=V×n×α =19×100×2/10000
=0.38万m3
式中：Q蓄—蓄水池供水量；V—蓄水池容量 ；n—蓄水池口数；α —复蓄水系 数。
表3.3.3-4 项目区作物需水量计算表 作物名称 种植面积 （亩） 净灌溉定额 （亩/m3） 毛灌溉定额 （亩/m3） 需水量 （万m3） 水稻 1818.32 290 363 66.01 小麦 油菜 玉米 红薯 花生 合计 —— —— —— 135.11
水文地质学基础复习题九及答案
水文地质学基础复习题九第九章地下水的动态与均衡一、名词解释1．地下水动态：在于环境相互作用下，含水层各要素（如水位、水量、水化学成分、水温）随时间的变化。
2．地下水均衡：某一时间段内某一地段内地下水水量（盐量、热量、能量）的收支状况。
3．均衡区：进行均衡计算所选定的区域。
4．均衡期：进行均衡计算的时间段。
5．正均衡：某一均衡区，在一定均衡期内，地下水水量（或盐量、热量）的收入大于支出，表现为地下水储存量（或盐储量、热储量）增加。
6．负均衡：某一均衡区，在一定均衡期内，地下水水量（或盐量、热量）的支出大于收入，表现为地下水的储存量（或盐储量、热储量）减少。
二、填空1．表征地下水动态要素有水位、水量、水化学成分、水温。
2．地下水要素之所以随时间发生变动，是含水层水量、盐量、热量、能量收支不平衡的结果。
3．降水的数量及其时间分布，影响潜水的补给，从而使潜水含水层水量增加，水位抬升，水质变淡。
4．气温、湿度、风速等影响着潜水的蒸发，使潜水水量变少，水位降低，水质变咸。
5．潜水动态受季节影响明显，雨季补给量大于排泄量，潜水位上升，旱季补给量小于排泄量，潜水位下降。
6．潜水动态可分为蒸发型、径流型及弱径流型三种类型。
三、判断题1．地下水位之所以随时间发生变动，是含水层水量收支不平衡的结果。
（√）2．潜水位的真变化是指并不反映潜水水量增减的潜水位变化。
（×）3．天然状态下，干旱半干旱地区的平原或盆地，地下水径流微弱，以蒸发排泄为主，地下水动态常为蒸发型动态。
（√）4．地表水体补给地下水而引起地下水位抬升时，随着远离河流，水位变幅增大。
（×）5．当潜水的储存量变化相同时，给水度愈小，水位变幅便愈大。
（√）6．河水引起潜水位变动时，含水层的透水性愈好，厚度愈大，含水层的给水度愈小，则波及范围愈远。
（√）四、简答题1．影响地下水动态的因素主要有哪几类？影响地下水动态的因素分为两类：一类是环境对含水层（含水系统）的信息输入，如降水、地表水对地下水的补给，人工开采或补给地下水，地应力对地下水的影响等；另一类则是变换输入信息的因素，主要涉及赋存地下水的地质地形条件。
高中地理 水量平衡公式在近年高考中体现
水量平衡公式在近年高考中体现一、水量平衡公式分析：水量平衡方程式可由水量的收支情况来制定：系统中输入的水(I)与输出的水(O)之差就是该系统内的蓄水量(△S)，其通式为：I-O=±△S 对于流域系统，其水量平衡方程式为：P-R-E=±△S式中流域蓄水量 (△S)为降水量(P)减去径流量(R)和蒸发量(E)之差。
由于流域多年平均蓄水量趋近于0，即△S ０外流区域水量平衡方程式为：多年平均降水量P＝多年平均入海径流量R＋多年平均实际蒸发量E即：P＝R+E由于内流区域：多年平均入海径流量R＝０则多年平均降水量P＝多年平均实际蒸发量E即：P＝E二、咸水湖与淡水湖的形成原因：内流区域形成的气候与地形条件：气候干旱、降水少、蒸发旺盛，降水量常小于蒸发量，地形较封闭，水流不畅，也没有多余的水分通过径流入海。
外流区域多出现在湿润、半湿润区，降水量多大于蒸发量，多余的水分通过径流出海。
我国东部季风区多为外流区域，西北内陆地区多形成外流区域，东部两块内流区为A鄂尔多斯内流区与B乌裕尔河内流区，形成原因是气候较为干旱、蒸发旺盛，地形较封闭，也没有多余的水分通过径流入海。
中国内外流区域分布图[2017•新课标Ⅰ卷]图2示意我国西北某闭合流域的剖面。
该流域气候较干，年均降水量仅为210毫米，但湖面年蒸发量可达2 000毫米，湖水浅，盐度饱3题。
和，水下已形成较厚盐层，据此完成1—1．盐湖面积多年稳定，表明该流域的多年平均实际蒸发量A．远大于2 000毫米B．约为2 000毫米C．约为210毫米D．远小于210毫米2．流域不同部位实际蒸发量差异显著，实际蒸发量最小的是A．坡面B．洪积扇C．河谷D．湖盆3．如果该流域大量种植耐旱植物，可能会导致A．湖盆蒸发量增多B．盐湖面积缩小C．湖水富营养化加重D．湖水盐度增大中国最大内陆淡水湖—新疆博斯腾湖，位于天山中段南缘及塔克拉玛干沙漠北缘，每年某个季节湖泊的水面昼化夜冻,在风和湖水的作用下出现了“推冰”自然奇观(图1),其中以湖区西岸大河口景区和南岸白鹭洲景区最为壮观。
水文地质学(附分析题答案)
水文地质学基础复习题一、名词解释径流：孔隙概念：某一体积岩土（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例。
结合水：分布在颗粒表面受静电引力大于重力，而不能在自身重力作用下发生运动的那部分水。
重力水：固体表面结合水层意外的水分子，时候重力影响大于固体表面的吸引力，在中立作用下运移。
毛细水：指的是地下水受土粒间孔隙的毛细作用上升的水分（毛细现象：在液体表面张力作用下，毛细管中水位上升一定高度的现象）容水度：岩土完全饱水时所能容纳的水的体积与岩土体积的比值。
给水度：地下水位下降单位体积时，释出水的体积和疏干体积的比值。
持水度：地下水位下降时，滞留于非饱和带中而不释出的水的体积与单位疏干体积的比值。
包气带：地下水面以上，未被水充满的岩层。
饱水带：地下水面以下。
饱水带中地下水存在形式：饱水带岩石空隙全部为液态水所充满。
含水层：定义：饱含水的透水层，或能够透过并给出相当数量水的岩层隔水层：不透水的岩层，或不能透过并给出一定水量的岩层。
潜水：赋存在地面以下，第一个区域性隔水层之上，而且有自由水面的水称作潜水。
承压水：充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水层中的水。
上层滞水：当包气带存在局部隔水层(弱透水层)时，局部隔水层(弱透水层)上会积聚具有自由水面的重力水，为上层滞水。
承压高度：稳定水位与个税顶板高程指尖的差值。
测压水位:如果在某处打井那么刚渗透出水的位置叫做初见水位层，此时停止挖掘如果该处地下水存在承压水或者上层滞水那么此后井中水位不断上升，到一定高度后便稳定下来，不再上升，此时该水面的高程称为稳定水位，也即该点处承压含水层的承压水位（也叫测压水位贮水系数：是指承压水测压水位下降或上升一个单位深度时单位水平面积含水层所释放或储存的水的体积.。
渗流场：发生渗流的区域（渗流区）水力梯度：沿渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值。
渗透系数：岩石渗透性能的定量指标，在数值上等于单位水力梯度条件下的渗流速度流网：在渗流场中某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线与流线组成的网格。
《水文地质学基础》期末考试资料
《⽔⽂地质学基础》期末考试资料计算题：1.根据下⾯某⼀地下⽔⽔样的⽔化学资料，试求以下问题：(1)试求该⽔样的矿化度。
(2)写出库尔洛夫试，并分析地下⽔化学类型。
2.某潜⽔⽔源地开采区为正⽅形，边长为15㎞，区域⾯积为225㎞2，多年平均降⽔量为600㎜／㎡，降⽔⼊渗系数为0.21，开采区西部和北部约160㎞2的地区，地下⽔埋深2~3m ，蒸发强度0.00005m 3/㎡·d ，其它区域⽆蒸发，南、西部为补给边界，单宽流量：5m 3/m ·d 和10m 3/m ·d ，北、东部为隔⽔边界，⽔源地开采为40万m 3/d ，潜⽔含⽔层平均⽔位80m ，含⽔为中粗粒砂，渗透系数为25m/d ，重⼒给⽔度为0.15，其下伏承压含⽔层侧压⽔位为90m ，两含⽔层间有⼀厚度为10m ，垂向渗透系数为0.0002m/d ，弱透⽔层（亚粘⼟）且有较密切⽔⼒联系。
（1）计算该⽔源地潜⽔含⽔层的补给量补，排泄量排；并进⾏⽔量均衡计算，确定该⽔源地是正还是负均衡。
（2）按⽬前⽔源地开采强度，计算该⽔源地潜⽔含⽔层年平均⽔位变化情况。
NW3达西定律、越流公式4.有效应⼒原理：＇，解释15.4中地下⽔引起的岩⼟体变形与位移如：地⾯沉降、滑坡1)孔隙⽔压⼒变化；＇2)地下⽔对岩⼟体不连续⾯的滑润3)地下⽔改变粘性⼟的强度4)地下⽔流引起的渗透变形⼀、⽔⽂地质学研究的是：地下⽔在与岩⽯圈、地幔、⽔圈、⼤⽓圈、⽣物圈和⼈类活动相互作⽤下，其⽔量在时间和空间上的变化，以及对各各个圈层产⽣的影响，从⽽服从于⼈与⾃然相互协调的可持续发展。
2.研究对象：地下⽔3.地下⽔圈：从地表到地幔带各圈层所构成的具有⼀定⽔⼒联系的统⼀的含⽔整体。
4.地下⽔的基本功能:1)宝贵的⾃然资源：a)供⽔⽔源：地下⽔分布⼴泛，变化稳定，⽔质良好，便于应⽤，是理想⽔源。
b)液体矿床：富含某些盐类和稀有元素具有⼯业和医疗使⽤价值，地下⽔热能的利⽤。
地下水资源评价期末作业
地下水资源评价大作业—有限差分法一、用均衡和达西公式建立河间地块地下水平衡方程，并求解1、用单元中心法建立5个计算网络（如图）。
2、建立单元流量均衡方程（达西公式）。
3、解单元流量均衡方程组（Excel，其中H0=11.15m，H6=10.15m），绘制迭代曲线。
４、求解地下水补给和排泄量，并分析误差产生的原因。
1，图一河间地块模型2，如上图，为一河间地块及其概化模型。
已知水文地质参数K ＝10m/d ；降雨量：445毫米/年；入渗系数：0.35；H0＝53.00－41.85＝11.15m ；H6＝52.00－41.85＝10.15m 。
建立概化模型，将该河间地块按照流线边界划分为五个小模块P1，P2，P3，P4，P5。
然后对五个模块分别计算。
(1) 对P1单元格研究，建立水均衡方程：左侧流入P1的水量：对于P1来说，K 为一定值，左侧过水断面为 ：，，得：右侧流出P1的水量 ： 对于P1来说，K 右侧过水断面为：，水力梯度：根据达西定律得：则单元P1的均衡方程为：（2）对P2单元格研究，建立水均衡方程：左侧流入P2的水量等于从P1右侧流出的水量 ：右侧流出P2单元格的水量：过水断面：水力梯度： 11Q 011cHF ∆=12Q 11212r c W Q Q ∆∆=-21Q 12Q 22Q根据达西定律得水量：P2的均衡方程为：（3）同理可得P3，P4，P5单元格的均衡方程如下：P3均衡方程：P4均衡方程：P5均衡方程：（4）确定相应的水温地质参数：K=10m/d ，降雨量445mm/n ，入渗系数：0.35；每天入渗量W=0.00043m/d ；H0＝53.00－41.85＝11.15m ；H6＝52.00－41.85＝10.15m ；将以上水文地质数据代入均衡方程式得到：P1均衡方程：P2均衡方程：P3均衡方程：P4均衡方程：P5均衡方程：改写以上五个均衡方程得：P1：P2： 22122r c W Q Q ∆∆=-0147.0)15.11(65.0))((013.011212=+---+h h h h h 0179.0))((013.0))((016.012122323=+-+--+h h h h h h h h 0096.0))((016.0))((02.023233434=+-+--+h h h h h h h h 0113.0))((02.0))((014.034344545=+-+--+h h h h h h h h 0203.0))((014.0)15.10(428.045455=+-+-+h h h h h 0147.0)15.11(65.0))((013.011212=+---+h h H H H 0179.0))((013.0))((016.012122323=+-+--+H h H H h H H HP3：P4：P5：计算上述五式的，得到水位迭代公式：)65.0013.0013.0/()39.7)(013.0(122121++++=H H H H H h)013.0029.0016.0/()179.0)(013.0)(016.0(1231123232H H H H H H H H H h ++++++=)016.0036.002.0/()096.0)(016.0)(02.0(2342234343H H H H H H H H H h ++++++=)02.0034.0014.0/()113.0)(02.0)(014.0(3453345454H H H H H H H H H h ++++++= )014.0014.0428.0/()203.0)(014.0344.4(454455H H H H H h +++++= 令计算个迭代初始水头为11.25，并代入以上方程，进行第一次迭代：30.11)65.015.11013.015.11013.0/()39.715.11)15.1115.11(013.0(1=+⨯+⨯+⨯+⨯=h427.1115.11013.015.1129.0015.11016.0/()179.015.113.22013.015.113.22016.0(2=⨯+⨯+⨯+⨯⨯+⨯⨯=h270.11)15.11016.015.1136.005.11102.0/()96.005.111.32216.0015.113.2202.0(3=⨯+⨯+⨯+⨯⨯+⨯⨯=h299.11)15.1102.015.1134.005.111014.0/()113.05.111.3222.0015.113.22014.0(4=⨯+⨯+⨯+⨯⨯+⨯⨯=h846.10)15.11014.015.11014.0428.0/()203.015.113.22014.0344.4(5=⨯+⨯++⨯⨯+=h以下进行循环迭代（用EXCEL 做）：可得如下数据。
水文地质勘查技术：水均衡法
水文地质勘查技术
——地下水资源量计算 水均衡法
水均衡法
一、基本原理 二、特点及适用条件 三、计算步骤 四、计算与评价
水均衡法：也称水量平衡法，它主要是研究某一地区（均衡区）在一定时间段（均衡期内） 地下水的补给量、储存量和消耗量之间的数量转化关系，通过平衡计算，评价地下水的允许开 采量。
一、基本原理
二、特点及适用条件
水均衡法的原理明确，计算公式简单，其成果要求可粗可精，所以 适应性强。在地下水补排条件简单，水均衡要素容易确定，开采后变 化不大的地区，用该法评价地下水资源的效果较好。
通常用水均衡法或其他方法来论证用解析公式计算的开采量。
三、计步骤
1、划分均衡区，确定均衡期，建立均衡方程 首先按边界划分均衡区，再按均衡要素大体一致的情况进一步分区，分别计算后，再加总。 （1）一级分区：通常以含水介质成因类型和地下水类型的组合作为一级分区依据，如在山前 冲洪扇地带，可分扇顶至中部的潜水区、扇中至扇缘的浅部潜水区及承压水区。 （2）二级分区：如果同一区内的水文地质条件还有较大差异，可以根据不同的定量指标划分 为若干区，分区指标通常是含水层导水系数、给水度、水位埋深、动态变同及包气带岩性等。 均衡期一般以年为单位，也可将旱季、雨季分开计算。 确定各分区的在均衡期内的均衡要素，建立均衡方程。 2、确定每个区的各项均衡要素值 （1）测定天然流场下各项补给量和消耗量，计算天然状态下是否均衡。 （2）再考虑开采条件下的补给增量和可能减少的消耗量，以此作为地下水的允许开采量。 Q允开 ≈ΔQ补+ΔQ消≈Q补+ΔQ补 = Q开补≈ Q补 3、计算与评价
四、计算与评价
将各项均衡要素值代入均衡式中，计算出补给与消耗的差值，检查地下 水储存量的变化量是否与之相符。
——地下水资源量计算 水均衡法
水均衡法
一、基本原理 二、特点及适用条件 三、计算步骤 四、计算与评价
水均衡法：也称水量平衡法，它主要是研究某一地区（均衡区）在一定时间段（均衡期内） 地下水的补给量、储存量和消耗量之间的数量转化关系，通过平衡计算，评价地下水的允许开 采量。
一、基本原理
二、特点及适用条件
水均衡法的原理明确，计算公式简单，其成果要求可粗可精，所以 适应性强。在地下水补排条件简单，水均衡要素容易确定，开采后变 化不大的地区，用该法评价地下水资源的效果较好。
通常用水均衡法或其他方法来论证用解析公式计算的开采量。
三、计步骤
1、划分均衡区，确定均衡期，建立均衡方程 首先按边界划分均衡区，再按均衡要素大体一致的情况进一步分区，分别计算后，再加总。 （1）一级分区：通常以含水介质成因类型和地下水类型的组合作为一级分区依据，如在山前 冲洪扇地带，可分扇顶至中部的潜水区、扇中至扇缘的浅部潜水区及承压水区。 （2）二级分区：如果同一区内的水文地质条件还有较大差异，可以根据不同的定量指标划分 为若干区，分区指标通常是含水层导水系数、给水度、水位埋深、动态变同及包气带岩性等。 均衡期一般以年为单位，也可将旱季、雨季分开计算。 确定各分区的在均衡期内的均衡要素，建立均衡方程。 2、确定每个区的各项均衡要素值 （1）测定天然流场下各项补给量和消耗量，计算天然状态下是否均衡。 （2）再考虑开采条件下的补给增量和可能减少的消耗量，以此作为地下水的允许开采量。 Q允开 ≈ΔQ补+ΔQ消≈Q补+ΔQ补 = Q开补≈ Q补 3、计算与评价
四、计算与评价
将各项均衡要素值代入均衡式中，计算出补给与消耗的差值，检查地下 水储存量的变化量是否与之相符。
第二章水量平衡
实际年蒸发程度的世界分布图 据估计，全球15%的水汽蒸发来自大陆（包 括内陆水），85%来自海洋。
全球年蒸发量分布图
（2）云（ cloud）
云是空中凝结物。不同高度、不同形态的云是水圈 水分循环的必经之路。
武夷山云海 庐山云雾线
降水的形成
（1）形成条件 ① e > > E f>100% ② 云滴要大，要能经历 从云到地面的下落过 程而不被蒸发掉。 ③ 足够数量凝结核
（二）流域水量平衡方程 若将通用公式应用于一个流域内，则称流域水量平衡方程。 流域有非闭合流域(开放流域)和闭合流域（封闭流域）之分。 若所研究的水量平衡区为非闭合流域（即流域的地下分水 线与地表分水线不相重合），则通用水量平衡方程式中的R1 ＝0，则其水量平衡方程式为：
………………………………………（5．2）
（2）不同纬度降水形成 • 低纬度——T >0，暖云降水（雨水）。 • 中、高纬度——常出现冰、水共存现象。常出 现二种降水方式（雨，雨雪共存或雨、冰雹共 存或冰雹或雪）
（3） 人工降水
概念——采用人工在云中播撒催化剂（干 冰或碘化银）方法促云产生的降水。 作用——弥补干季节庄稼、植物、地表水 等缺水 现象。
………………………………………（5.6）
把式（5．5）十式（5．6），即得全球水量平衡方程式 ： ……（5．7） 也即是全球的降水量 与蒸发量 相等 ： ……（5．8）
从全球水量平衡中可以看出，它具有如下几个特点 ：全球水量是平衡的；海洋蒸发量大于降水量，而陆上 蒸发量小于降水量；海洋是大气水和陆地水的主要来源 ；海洋气团在陆地降水中起主要作用。地球上的水量平 衡各要素值，见表5．1。
PER
……………………………（5．4）
水文学原理练习
一、水量平衡方程式的应用1、某水库1993年测得其入库年平均流量为110m 3/s ，出库年平均流量为120m 3/s ，区间来水年平均流量为20m 3/s ，总灌溉引水量为102m 3，库区水面平均面积为100km 2，测的年降水量为1100mm ，年水面蒸发量为1200mm ； （1）写出水库的水量平衡方程；（2）当年的水库的蓄水量是增加还是减少？试求出水库蓄量的变化量；（3）若水库1993年初的蓄水量为135*102m 3，求1994年初的水库蓄水量。
二、降水量资料分析1、用算术平均法求出浙江余英溪姜湾以上流域1958年6月29日次暴雨的流域平均降雨量，求出流域平均降雨量的累积过程（时间步长Δt=0.5小时）提示：先画出流域各站降水量累积线，取算术平均，得出流域降雨量累积过程。
资料：用表2-1和表2-2.2、用垂直平分法求上述流域58年6月29日次暴雨的流域平均降雨量，并绘制出时段长为半小时的降水量过程。
提示：先绘制出泰森多边形，用求积仪量出各多边形面积，并分别求出他们与流域面积之比f i /F ，再根据各站降水量累积线用公式F fx x ii/∑⋅=加权平均得出流域平均降雨量累积线，据此求流域平均降雨量及降雨量过程线。
资料：用图2-1及表2-2.3、绘制6月29日的次暴雨量线图，并用此图推求流域平均降雨量。
资料：用图2-24、根据上面（2）中所求的流域平均降雨量过程线，绘制平均强度历时曲线。
提示：先绘制出不同历时（0.5、1.0、1.5……小时）相应的最大平均强度，并绘制表格，再绘平均强度历时曲线。
5、已测得泉河沈邱站52-83年年降雨量（见表2-3），用滑动平均法（三年或五年）求其多年变化总趋势。
（编制计算机程序）6、表2-4为雨量站x 的年降水量及其周围十五个雨量站的平均年降水量，使用双累积曲线法检查x 站的资料一致性，倘若不一致则确定发生变化的年份，并作一致性修正，分别对不修正与修正的资料计算多年平均降雨量，比较其差别。
水文地质学水均衡方程式计算题
• 研究人类活动影响下的地下水均衡，可以帮助我 们定量评价人类活动对地下水动态的影响，预测 其水量水质变化趋势，并据此提出调控地下水动 态使之朝向对人类有利的方向发展的措施。 • 为了防治土壤次生盐渍化，克雷洛夫 (М ．М ．К р ы л о в )对苏联中亚某灌区进行 了潜水均衡研究，得出该区潜水均衡方程式为： • μ Δ h=X f +f1+f2 +Q t−Z u−Q r（8—10） • 式中： f1 、f2 ——分别为灌渠水及田面灌水 入渗补给潜水的水量； • Q t ——下伏承压含水层越流补给潜水的水量； • Q r ——通过排水沟排走的潜水水量； • 其余符号意义同前。
zc可忽略不u1wu2趋近于?研究人类活动影响下的地下水均衡可以帮助我们定量评价人类活动对地下水动态的影响预测其水量水质变化趋势并据此提出调控地下水动态使之朝向对人类有利的方向发展的措施
水文地质学水均衡方程式计算题
• 水均衡方程式 • 陆地上某一地区天然状态下总的水均衡。 • 其收入项（A）一般包括：大气降水量（X）、地表水流入 量（Y1 ）、地下水流入量（W1）、水汽凝结量（Z1）。 • 支出项（B）一般为：地表水流出量（Y2 ）、地下水流出 量(W2 )、蒸发量(Z 2 )。均衡期水的储存量变化为Δ ω 则 水 • 均衡方程式为： • A−B=Δ ω (8—1) • 即： (X+Y1+W1+Z1)−(Y2 +W2 +Z2)=Δ ω (8—2) • 或： X−(Y2−Y1)−(W2−W1)−(Z2−Z1)=Δ ω (8—3)
• 某水源地开采区为正方形，边长为15Km，区域面 积为225 Km2。多年平均降水量为740mm，降水入 渗系数为0.2，开采区西部和北部约180 Km2的地 区，地下水位埋深2-3m，蒸发强度为 0.00008 m3 / (m2•d)，其它区无蒸发，南部和西部为补给边 界，其单宽流量分别为5 m3 / (m•d)和10 m3 / (m•d)，北部和东部为隔水边界，水源地开采量为 每天700000 m3，进行均衡计算，确定该水源地是 正均衡还是负均衡。
水平衡计算
75%
35.1193565
0.12
灌溉回归水渗漏补给量 Q回=Q灌β Q回：灌溉回归水渗透补给量（万m3） 75.7 Q灌：年灌溉水量，项目区规划年灌溉保 证率50%、75%时年灌溉水量 757
侧向补给量W1=365•K•h含•∑（Li*J
W1：侧向补给量，m
3
K：含水层渗透系数，m/d，项目区含水 层主要为中砂层，渗透系数平均为 30m/d
河水入渗补给量
河水入渗补给量 l— — 井 群 H——河水水位至含水层底 h —— 供水井 群动 至 水 边 直 B——河水补给宽度（m） 板的高度（m） 水位高度（m） 线 距 离 （m） 2200 10 3.618053
降雨入渗补给量W=0.1KPF K降雨入渗补给系数，0.18 0.18
降雨入渗补给量W1=0.001α·P·A
3
W1：降雨入渗补给量，m
α：降雨入渗补给系数，根据项目区所 在区域气候及地下水埋深条件，平水年 取0.17，干旱年取0.12 0.17
50%
55.39220446
105.12
30
H 2 h Q BK (m 3 / d ) 2l
H 2 h Q BK (m 3 / d ) 2l
Q——河水入渗量（m3/d）
K——渗透系数（m/d）
13337.5
25
量W=0.1KPF P年降雨量（mm） 534.3
F降雨入渗补给面积（km2） 6.095
P：设计频率下降雨量， mm 534.3
A：地下水补给面积，m2
9143
479.9
9143
β β：灌溉水回归系数，0.1 0.1
W1=365•K•h含•∑（Li*Ji） Ji ：补给区对 应边 界的地下水力坡 h含：补给区地下水含水层 L ：补给区边界长度，m， 度，取项目区南侧 厚度， m，项目区所在区 i 、西侧水力坡度 项目区边界长约 0.0012 ，北侧、东 域含水层平均厚度20m； 侧水利坡度近似为 零 20 4000 0.0012
水文地质例题
某地区有一承压完整井，井半径r=0.21m ，过滤器长度L=35.82m ；含水层为砂卵石，厚度M=36.42m ；影响半径R=300m ，抽水试验结果为：s1=1.00m Q1=4500m3/d ；s2=1.75m Q2=7850m3/d ；s3=2.50m Q3=11250m3/d ；求K ？ 直接采用公式计算实例2某潜水完整井经稳定抽水试验后得如下水文参数：其中：H=75m ，R=600m ，ro=3m ，当第一次稳定抽水后So=20m ，Q=520m3/d ，求：（1）第二次抽水Q’=650m3/d 时的井中降深So’（2）r1=200m 时的观察井水位降深S1 、S1’Q=解：(1) Q1/Q2=(2H- s0) s0 / (2H- s0’ )s0’,将各组数据代入上式得：S0’=26.3m(2) 根据裘布依理论： K=将各组数据代入上式得：K=0.34m3/d又因为Q= 1.36k(2H-s1) s1/ lgR/r1将各组数据代入上式得：S1=3.69 m同理得：S1′=4.35 m实例3某承压完整井经稳定抽水试验后得如下水文参数：流量Q=380 m3/d ，井半径r0=0.5m ，井中降深So=5m ，含水层厚度M=2m ，补给半径R=45m 。
经第一次抽水稳定后再次加大抽水量，此时井中降深So’=15m,求：（1）再次稳定后流量Q’（2）r1=20m 时的观察井水位降S1 、S1’解： (1) Q1/Q2=So/ So’Q2= Q1×So’/So=380m3/d×15m/5m=1140m3/d(2) S1= So (lgR-lgr1)/ (lgR-lgr0)当抽水量为Q1.So=5 m 时, S1=5×（lg45-lg20）/（lg45-lg0.5）=0.9m当抽水量为Q2,So’=15 m 时, So’=15×（lg45-lg20）/（lg45-lg0.5）=2.7mm/d 65142)lg lg (3660.Ms r R-Q .K ==r R s s H k lg )2(36.1-00)2(36.1/lg 0s s H r R Q -r R s M K Q lg 73.2⨯⨯⨯=某承压含水层满足泰斯条件，为降低其地下水位需设计抽水量。
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• 以一个水文年为均衡期，经观测计算，求得均衡方程式各 项数值（单位为mm 水柱）为： • 31.0＝22.7+255.5+77.0+9.2-313.4-20.0 • 据此得出以下结论： • （1）潜水表现为正均衡，一年中潜水位上升620mm，增加 潜水储存量31mm（μ ＝0．05）。长此以往，潜水蒸发量 将不断增加，会产生土壤盐渍化。 • （2）破坏原有地下水均衡，导致潜水位抬升的主要因素 是灌溉水入渗，其中灌渠水入渗量占水量总收入的70％， 田面入渗水量占21％。 • （3）现有排水设施的排水能力（年排水量为20mm）太低， 不能有效地防止潜水位抬升。 • （4）为防止土壤次生盐渍化，必须采取以下措施：或减 少灌水入渗（衬砌渠道、控制灌水量），或加大排水能力， 或两者兼施，以消除每年31mm 的潜水储存量增加值。
水文地质学水均衡方程式计算题
• 水均衡方程式 • 陆地Байду номын сангаас某一地区天然状态下总的水均衡。 • 其收入项（A）一般包括：大气降水量（X）、地表水流入 量（Y1 ）、地下水流入量（W1）、水汽凝结量（Z1）。 • 支出项（B）一般为：地表水流出量（Y2 ）、地下水流出 量(W2 )、蒸发量(Z 2 )。均衡期水的储存量变化为Δ ω 则 水 • 均衡方程式为： • A−B=Δ ω (8—1) • 即： (X+Y1+W1+Z1)−(Y2 +W2 +Z2)=Δ ω (8—2) • 或： X−(Y2−Y1)−(W2−W1)−(Z2−Z1)=Δ ω (8—3)
• 某水源地开采区为正方形，边长为15Km，区域面 积为225 Km2。多年平均降水量为740mm，降水入 渗系数为0.2，开采区西部和北部约180 Km2的地 区，地下水位埋深2-3m，蒸发强度为 0.00008 m3 / (m2•d)，其它区无蒸发，南部和西部为补给边 界，其单宽流量分别为5 m3 / (m•d)和10 m3 / (m•d)，北部和东部为隔水边界，水源地开采量为 每天700000 m3，进行均衡计算，确定该水源地是 正均衡还是负均衡。
• 水储量变化Δ ω 中包括：地表水变化量(V )，包气带水 变化量（m），潜水变化量(μ Δ h )及承压水变化量 (μ eΔ h c )；此中，μ 为潜水含水层的给水度或饱和差， Δ h为均衡期潜水位变化值(上升用正号，下降用负号)； μ e 为承压含水层的弹性给水度，Δ hc 为承压水测压水 位变化值。据此，水均衡方程式可写成： • X−(Y2−Y1)−(W2−W1)−(Z2−Z1) =V+m+μ Δ h+μ eΔ h c (8—4) • 潜水的收入项( A )包括：降水入渗补给量(X f )，地表 水入渗补给量（Y f ），凝结水补给量(Z c )，上游断面 潜水流入量(W u1 )，下伏承压含水层越流补给潜水水量 (Q t ，如潜水向承压水越流排泄则列入支出项)。支出项 ( Z )包括：潜水蒸发量(Z u ，包括土面蒸发及叶面蒸 发)，潜水以泉或泄流形式排泄量(Q d )，下游断面潜水 流出量(W u2 )。
均衡期始末潜水储存量变化为μ Δ h (图)。则： A−B=μ Δ h (8－5) μ Δ h= （X f + Y f + Z c + W u1 + Q t ）−（Z + Q d + W u2 ）(8－6)
u
• 此为潜水均衡方程式的一般形式。一定条件下，某些均衡 项可取消。例如，通常凝结水补给很少， Z c 可忽略不 计；地下径流微弱的平原区，可认为W u1 、W u2 趋近于 零；无越流的情况下， Q t 不存在；地形切割微弱，径 流排泄不发育， Q d 可从方程中排除；去除以上各项后， 方程式简化为： • μ Δ h= X f + Y f −Z u (8—7) • 多年均衡条件下，μ Δ h = 0 ，则得： • X f + Y f = Z u (8—8) • 此即典型的干旱半干旱平原潜水均衡方程式。此式表示渗 入补给潜水的水量全部消耗于蒸发。 • 典型的湿润山区潜水均衡方程式为： • X f + Y f = Q d (8—9) • 即入渗补给的水量全部以径流形式排泄。
• 研究人类活动影响下的地下水均衡，可以帮助我 们定量评价人类活动对地下水动态的影响，预测 其水量水质变化趋势，并据此提出调控地下水动 态使之朝向对人类有利的方向发展的措施。 • 为了防治土壤次生盐渍化，克雷洛夫 (М ．М ．К р ы л о в )对苏联中亚某灌区进行 了潜水均衡研究，得出该区潜水均衡方程式为： • μ Δ h=X f +f1+f2 +Q t−Z u−Q r（8—10） • 式中： f1 、f2 ——分别为灌渠水及田面灌水 入渗补给潜水的水量； • Q t ——下伏承压含水层越流补给潜水的水量； • Q r ——通过排水沟排走的潜水水量； • 其余符号意义同前。