地下水径流汇流计算 (1)
径流概念与计算
河网汇流过程：河网调蓄作用
三、径流度量方法
• 流量Q：单位时间内通过河流某一断面的水量。
单位m3/s
Q=A×V 式中：A为过水断面面积（m2）；
V为过水断面的平均流速（m/s）。 • 径流量W：一定时期内通过河流某一横断面的
谢才公式：v = CR ½ J 1/2 曼宁公式：v = 1/n R 2/3 J 1/2
水流流态的判别－－雷诺数（Reynolds）
Re = V×R/ 式中： v为流速，R为水力半径，
为运动粘滞系数。
对于明渠流而言，当Re<=500时为层流， 大于500时为紊流。
坡地汇流过程：壤中流和地下径流：它们属于多 孔介质中的水体流动，服从Darcy定律。
第6节 河川径流
一、基本概念
河系：河流水系的简称，它由干流和大大小小的支
流交汇而成。
河网密度：流域内河流的总长度与流域面积的
比值。单位：km/km2。
流域形状系数：
Rf
A L2
式中：A为流域面积（km2）；L为自流域出口至 最长河流的河源附近分水线按直线量取的流域 长度（km）。
•径流：由流域上降水所形成的、沿着流域地面和 地下向河川、湖泊、水库、洼地流动的水流。 •径流形成过程：从降水到达地面至水流从流域出 口断面流出的物理过程。
值。单位：m3/（s.km2）。
• 径流模数M
M＝Q/A
• 径流系数：某一时期内的径流深与相应的流域 平均降雨深的比值。取值范围为0～1。
三、影响径流的因素
1 气候因素 降水、蒸发、气温、风、湿度等。
2 流域下垫面因素 地理位置：如纬度、距海远近等。 地貌特征：山地、丘陵、盆地、平原等。
径流量的定义和计算公式
径流量的定义和计算公式在水文学中，径流量是指河流或河川流域中在一定时间内通过某一横截面的水量。
径流是由降雨或融雪引起的地表和地下水流向河流的过程。
径流量的计算对于水资源管理、防洪工程和生态环境保护具有重要意义。
本文将介绍径流量的定义和计算公式，以及一些影响径流量的因素。
一、径流量的定义。
径流量是指在一定时间内通过某一横截面的水量，通常用单位时间内通过的水量来表示。
径流量的计算通常以立方米每秒（m³/s）或毫米（mm）为单位。
在实际应用中，径流量是指在一个流域内所有径流过程的总和，包括地表径流和地下径流。
地表径流是指降雨或融雪后，未被土壤吸收和植被蒸发的水流向河流的过程。
地下径流是指降雨或融雪后，被土壤吸收并渗入地下水层，最终流向河流的过程。
径流量的计算需要考虑地表径流和地下径流的总和。
二、径流量的计算公式。
径流量的计算通常使用流域水文模型来进行。
流域水文模型是通过对降雨、蒸发、渗漏和地表径流等过程进行模拟，来估算径流量的工具。
常用的径流计算方法包括经验公式法、水文比例法、水文模拟法等。
1. 经验公式法。
经验公式法是根据历史水文数据和流域特征，通过经验公式来估算径流量。
常用的经验公式包括Nash模型、Soil Conservation Service（SCS）模型等。
这些经验公式是根据实测数据和统计分析得出的，可以用于不同流域的径流量估算。
2. 水文比例法。
水文比例法是根据流域的降雨量和蒸发量之间的比例关系，来估算径流量。
通常使用水文平衡方程来表示，即降雨量减去蒸发量和渗漏量，即为地表径流和地下径流的总和。
3. 水文模拟法。
水文模拟法是通过建立数学模型，对流域内的水文过程进行模拟，来估算径流量。
常用的水文模型包括Soil and Water Assessment Tool（SWAT）模型、Hydrological Simulation Program-FORTRAN（HSPF）模型等。
这些水文模型可以考虑降雨、蒸发、渗漏、地表径流和地下径流等过程，对径流量进行较为准确的估算。
工程地质地下水位计算公式
工程地质地下水位计算公式地下水位是指地下水面的高低位置，是地下水系统中一个重要的参数。
在工程地质领域中，地下水位的计算对于工程设计、施工和环境保护都具有重要意义。
因此，正确地计算地下水位对于工程地质工作者来说至关重要。
本文将介绍地下水位的计算公式及其应用。
地下水位的计算公式主要依赖于地下水的补给与排泄过程。
地下水的补给主要来自于降雨、河流、湖泊等地表水体的渗漏，以及地下水系统间的水平补给。
而地下水的排泄则主要通过地下水径流、蒸发和植被蒸腾等方式进行。
在工程地质中，我们通常使用以下公式来计算地下水位：G = R E P。
其中，G代表地下水位，R代表地下水的补给量，E代表地下水的排泄量，P 代表地下水的抽取量。
这个公式是一个简化的地下水位计算公式，它假设地下水系统处于稳定状态，即地下水的补给与排泄达到了平衡。
在实际工程中，我们还需要考虑地下水系统的非稳定性，以及地下水位受到人为活动的影响等因素。
在实际工程中，地下水位的计算还需要考虑到地下水系统的地质特征、水文地质条件、降雨量、地表水位等因素。
一般来说，我们可以通过以下公式来计算地下水位：G = (R E P) / K。
其中，K代表地下水的补给系数，它反映了地下水系统的渗流能力。
在不同的地质条件下，地下水的渗流能力会有所不同，因此K值也会有所变化。
通过对地下水系统进行水文地质勘察和分析，我们可以得到K值的估算，从而计算出地下水位。
除了上述的计算公式外，我们在工程地质中还需要考虑到地下水位的变化规律。
地下水位的变化受到季节、降雨、地表水位、地下水抽取等因素的影响。
因此，我们需要通过长期的地下水位观测数据，来分析地下水位的变化规律，从而更加准确地预测地下水位的变化趋势。
在工程实践中，正确地计算地下水位对于工程设计、施工和环境保护都具有重要意义。
例如，在地下水位较高的区域，需要采取防渗措施来保护工程的安全；在地下水位较低的区域，需要通过地下水补给措施来满足工程的用水需求。
工程水文学(第七章流域产汇流计算)
地下径流
@COPY RIGHT 扬大陈平
一、几个概念
1、汇流时间τ：流域各点的 地面净雨流达出口 断面所经历的时间。 2、流域最大汇流时间 流域上最远点的净雨流 到出口的历时。 3、等流时线：流域上汇流 时间相等点的连线。 4、等流时面积 f：相邻两条 等流时线之间的面积。
q(m3/s)
1
0
2
12
3
25
4
18
5
13
6
8
7
4
8
0
总计
80
检验：
二、单位线的基本假定
1、倍比假定：如果单位时段内，净雨不是一个单位而是 n个单位，则形成的流量过程是单位线的n倍。
@COPY RIGHT 扬大陈平
流量m3/s
△t
10mm
Qm
时间h
流量m3/s
19.7mm
Qm×19.7/10
k
△t
二、洪水过程
Q（t） Q （ Q（ s t） g t）
@COPY RIGHT 扬大陈平
查图方法：同一场暴雨要累加着查，查出的值累减。 降雨开始时： Pa=60mm
180
两时段降雨： P1=49mm
P2
109
P1 Pa R1 R2
P2=81mm
@COPY RIGHT 扬大陈平
三、径流（净雨）的划分
R Rs Rg
采用P~R相关图求的是总径流R，包括
1、简易降雨径流相关图（P + Pa ～ R 关系）
Im
水文学原理(十二 流域汇流)
Lmax: 从流域出口断面 沿流而上至流域分水
线的最长距离。
max
Lmax
10
1-3 流域调蓄作用(Watershed storage effects)
造成流域调蓄作用的物理原因有二：
•每一水滴汇到出口断面的路径不一 （地貌因素） •每一水滴汇到出口断面的速度不一 （动力学因素）
涨洪时, 由于I(t)dt > Q(t)dt, 时段dt内流域蓄水量必将增加. 落洪时, 由于I(t)dt≤ Q(t)dt, 时段dt内流域蓄水量必将减小.
1 流域汇流的路径
Watershed flow paths
2 流域汇流时间 Watershed flow time of concentration
3 径流成因公式 Formula for computing the discharge at the watershed outlet
4 流域调蓄作用
1) 平均流域汇流时间 (Average watershed flow time of concentration)
idAi AA
直接利用左式计算平均流域汇流时间几乎不 可能，但水文学家已证明流域滞时是与平均 流域汇流时间等价的。流域滞时是指净雨中 心与相应的出流过程形心之间的时差。
8
1-2 流域汇流时间(Watershed flow time of concentration)
15
2-1 引言(Introduction)
叠加性原理：
I (t) I1(t) I2 (t)
n i 1
I i ( t )
n
i1
Ii (t)
Q1 t Q2 t
n
Q t Q i t i1
水文地质勘查：地下水资源量评价——补给量计算
4.4地下水资源量评价——各种地下水补给量的计算一、各项补给量的计算地下水补给量应计算由地表水入渗、降水入渗、地下水径流的流入、越流补给等途径进入含水层（带）的水量，并按自然条件和开采条件下两种情况计算。
（一）水稻田的灌溉入渗补给量T F W Q 水田水稻φ=1 （4-9）式中 Q １——水稻生长期内降水和灌溉水的入渗补给总量，m 3/a ；φ——水稻平均稳定入渗率；水田F ——计算区内水稻田面积，亩；T ——水稻生长期，d （包括泡田期，不计晒田期）；水稻W ——水稻的灌水定额，m 3/（亩•a ），其取值可参照表4-10确定。
表4-10 按灌溉作物的种类确定水稻W 值（据农田灌溉水质标准，GB 5084-1992，参考）了水稻需水量试验，求得一系列水稻淹灌期水田渗漏量。
根据试验结果，结合各地的情况确定了φ值，具体取用值见表4-11。
表4-11 江苏省平原区渗透率φ取值表（据陆小明，2004）计算：e 11I Q Q =雨 （4-10） )-(1e 11I Q Q =灌 （4-11） 式中 雨1Q ——降雨入渗补给量，m 3/a ；灌1Q ——灌溉入渗补给量，m 3/a ；e I ——水稻生长期内灌溉有效雨量利用系数；1Q 意义同式（4-9）。
（二）旱地降水入渗补给量旱地旱地F P Q α=2 （4-12）式中 2Q ——旱地降水入渗补给量，m 3/a ；旱地P ——旱地面积上的降水量，mm/a ；α——降水入渗补给系数；旱地F ——旱地的面积，km 2。
（三）水稻田旱作期降水入渗补给量南方水稻田无论是单季稻还是双季稻都有一旱作期，此时的降水入渗补给量按旱地的入渗补给系数α计算。
水田田旱F P Q α=3（4-13） 式中 3Q ——水稻田旱作期降水入渗补给量，m 3/a ；田旱P ——水稻田旱作期雨量，由年雨量扣除早、晚稻生长期雨量求得，mm/a ；水田F ——水田面积，km 2；（四）水稻田旱作期灌溉入渗补给量南方水田旱作期灌溉，即小春灌溉，一般水田旱作期以种绿肥为多，亦有种大麦、小麦或豆类作物，其灌溉次数不多。
流域产流与汇流计算
标，点绘相关
。
图。
45
已知 Pa = 58mm P Pa+ ΣR R
ΣP 50 108 18 18
30 138 38 20
25 163 63 25
25 188 88 25
188 163 138 108
。
45
18 38 63 88
简化的降雨径流相关图
三、蓄满产流模型
流域内各点包气带的蓄水容量是不同的 。 以包气带达到田间持水量时的土壤含水量 Wm′为纵坐标，以流域内小于等于该 Wm′的 面积占全流域的面积比 a 为横坐标，所绘的 曲线称为流域蓄水容量曲线。
Q
Qt Qt+△t
0
Qtt Qt e Ktg
t
t +△t
t
地下水时段退水方程
确定Kg的方法
方法1：根据地下水退水曲线上每隔
△t的流量值Q（t）、Q（t+△t），可算出
Kg
t
lnQ (t)lnQ (tt)
取若干计算值的平均值作为流域的Kg。
方法2：根据退水方程
t
Qt Q0 e Kg
有
lnQt
t
P (mm)
K
Pa(mm)
6.25
60.3
0.944
计算说明
6.26
78.8
0.944
6.27
14.7
0.944
6.28
0.944
6月25日－26日总雨量很大，
100
6月27日Pa达Wm
100
Pa＝0.944（100＋14.7）= 108.3 >100 取100
6.29
0.944
94.4
Pa＝0.944×100＝94.4
工程水文学第四章产流及汇流计算
90 80 70 60 50 40 30 20 10 0
450 400 350
300
250 200 150 100 50 0
1 2 3 4
5
6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21
时段雨量直方图与累积雨量过程线
4.2.2 径流量
Q (m3/s)
W
t (h)
Q (m3/s)
Qi
n Qi Qi 1 3.6 t 3.6 Qi t 2 i 0 i 1 R F F n
Ｑ － 流量(m3／s)
Qi+1
Ｒ － 径流深(mm)
Δ t－ 计算时段(h)
F － 流域面积(km2)
△t
Q1
径流深计算
Qn t (h)
地面径流退水较快，而地下径流退水历时
流域蓄水容量曲线：纵坐标是全流域各点的W’m从小
到大排列的比重α。
4.3.2 蓄满产流 在湿润地区，由于雨量充沛，地下水位较高，包 气带通常不到几米，其下部经常保持在田间持水量， 上部则因蒸发而缺水。汛期包气带上部缺水极易为一 次降雨所蓄满。如果每次大雨后，流域平均蓄水量都 能达Wm，则产流量可由降雨量P减去降雨开始时的土 壤缺水量(Pa)求得。即雨量补足包气带缺水量后，全 部形成径流，这种产流方式叫做蓄满产流，并可以概 括成一个简单的数学模型： R = P – (Wm – W0)
6 6 6 6 6 7 7 7 26 27 28 29 30 1 2 3 20.2 21.9 6.8 78.8 14.7 0.944 0.944 0.944 0.944 0.944 0.932 0.932 0.932
Pa(m m)
某流域属湿润地区， wm=100mm，Em在5月份均值 5.6mm/d,6月份为6.8mm/d。推 求逐日Pa值。
地下水水文分析法
地下水径流模数计算方法步骤：
（1）计算地下水径流模数M 在区内选择某一暗河支流实测流量Qi（一般采用枯水期的径流量），并根据勘查资 料确定该支流补给面积Fi，则地下水径流模数M为：M = Qi/ Fi （2）计算允许开采量（可开采量） Q允开 =M *F 适用条件：应用该法时一定要注意水文地质条件的相似性。该法主要用于基岩山区 和岩溶区。
（4）根据每分组频 率、保证率计算结 果，绘制泉流量频 率、保证率曲线图 （如右下图）
（5）确定Q允开： 保证率50%时， Q允开=3.2L/s； 保证率95%时， Q允开=1.85L/s
总结：地下水水文分析法
一、岩溶管道截流总和法（泉流量总和法） 二、地下水径流模数法 三、流量过程线分割法（基流分割法） 四岩溶大泉的形式集中 排泄，整个含水层分布区域内，岩溶泉的流量加总，便 是该岩溶含水层地的地下水可开采量。 Q开 =∑Q泉i
二、地下水径流模数法
地下水径流模数M：是指单位时间、单位含水层分布面积上地下水径流量。单位： L/Km2.s或m3/Km2.s等。它说明一个地区以地下径流形式存在的地下水量的大小。
解： （1）整理观测数据，划分流量区间分组（以0.5L/s为一组，如1.5-2.0L/s，2.0-2.5L/s， 共分为17组。总观测次数为72次。 （2）计算每组的频率：如10.0-9.5L/s的频率N=2/72×100%=2.8% ，每组计算结果如表
（3）计算每组的累积频率（保证率）：如10.0-9.5L/s的保证率P=2/72×100%=2.8% ， 9.5-9.0L/s的保证率P=（2+2）/72×100%=5.6% , 每组计算结果如表
地下水径流汇流计算
二、地下径流的汇流计算在湿润地区的洪水过程中，地下径流的比重一般可达总径流量的20％-30％，甚至更多。
但地下径流的汇流速度远较地面径流为慢，因此地下径流过程较为平缓。
地下径流过程的推求可以采用地下线性水库演算法和概化三角形法。
(一)地下线性水库演算法，经地下水库调蓄后该法把地下径流过程看成是渗入地下的那部分净雨h下形成的(这里未考虑包气带对下渗量的滞蓄作用)。
可以认为地下水库的蓄量W下的关系为线性函数，再与水量平衡方程联解，即可求得地下径流与其出流量Q下过程。
方程组如下：式中——时段内进入地下水库的平均入流(m3/s)；Q下1,Q下2——时段始、末地下水库出流量(m3/s);W下1,W下2——时段始、末地下水库蓄水量(m3/s);K下——反映地下水汇流时间的常数，可根据地下水退水曲线制成W下~Q下。
线，其斜率即为K下又（7-73）式中f c——稳定下渗强度（mm/h）；t c——净雨历时（h）；Δt——计算时段长（h）；F——流域面积km2。
将式(7-79)代入式(7-78)解得（7-74）根据式(7-74)就可计算地下水汇流过程。
例7-6 某站流域面积F＝5290km2，根据资料分析得f c=1.35mm/h，K下=9.5 d=228h（由地下水退水曲线求得），试将1965年4月的一次地下净雨演算成地下径流的过程。
取计算时段Δt=6h，则由已知参数得：（7-75）取第一时段起始流量为零，可按上式逐时段计算地下径流过程。
见表7-16。
表7-16 地下径流汇流计算（二）概化三角形法上种演算方法较繁，而对设计洪水计算来讲，重点在洪峰部分，因此，采用简化法计算地下净雨形成的地下径流过程，对设计洪水过程的精度无多大影响，一般方法是将地下径流过程概化成三角形，即将地下径流总量按三角形分配。
地下径流过程的推求主要是确定其洪峰流量和峰现时刻，以及地下径流总历时。
洪峰流量可按三角形面积公式计算。
地下径流总量为W下=0.1∑h下﹒F（7-76）又可按下式计算根据三角形面积计算公式，W下（7-77）故（7-78）——地下径流总量(104m3)；式中W下∑h下——地下净雨总量（mm）；Q m下——地下径流洪峰流量(m3/s)T下—一地下径流过程总历时(s)；F——流域面积(km2)。
地下径流计算公式
地下径流计算公式
地下径流计算公式是指用来计算地表径流通过渗透进入地下水的公式。
地下径流是指降雨或融雪后，未能在地表上形成流水，而是沿着土壤孔隙进入地下水的水分。
地下径流的计算是水文学中重要的一部分，对水资源的管理和环境保护具有重要意义。
地下径流计算公式的推导和应用基于水文学原理和土壤特性。
其中，有几种常用的地下径流计算公式，如Nash公式、斯地奇-服戎公式和贝克公式等。
这些公式考虑了降雨量、土壤类型、土壤含水量、土壤透水性等因素对地下径流的影响。
以贝克公式为例，地下径流计算公式可以表示为：
Q = c × K × A × (P - I)
其中，
Q代表地下径流量（单位为体积/时间）；
c是地下径流系数，反映了土壤渗透性与排水条件的关系；
K是土壤渗透系数，表示单位时间单位面积上的降雨量渗入土壤中的能力；
A表示降雨面积（单位为面积）；
P是降雨量（单位为长度/时间）；
I是土壤最大蓄水能力，即土壤饱和水分量（单位为长度）。
根据具体的研究对象和研究区域，地下径流计算公式可能会有所不同。
因此，在实际应用中，我们需要结合具体情况选择合适的地下径流计算公式，并根据相关参数进行计算，以得出准确的地下径流量。
总之，地下径流计算公式是水文学中用于计算地表径流进入地下水的重要工具。
通过合理选择和应用计算公式，可以更好地理解和预测地下径流的产生和变化，从而为水资源管理和环境保护提供支持。
地下水径流模数法公式
地下水径流模数法公式嘿，大家好，今天我们聊聊一个听起来挺高大上的话题——地下水径流模数法公式。
别急，别被这些专业词吓到，我们一步步来，保证你听得懂，也能学到点实用的东西。
1. 地下水径流模数法是什么？1.1 概念大揭秘地下水径流模数法，听起来是不是有点像科学怪人的专利？其实，它是用来计算地下水流动的一个重要工具。
简而言之，它帮我们估算地下水通过某个区域的流量。
这就像你去超市买牛奶，超市要知道你买了多少瓶，它才会知道库存是不是需要补货。
地下水径流模数法也是如此，它告诉我们地下水的流量，确保我们对地下水资源有个清晰的了解。
1.2 公式的秘密说到公式，我们可以把它想象成一道魔法咒语。
这个公式就是：q = K cdot frac{Delta h{L 。
其中，( q ) 代表地下水流量，( K ) 是地下水的渗透系数，( Delta h ) 是水头差，( L ) 是流动距离。
简单来说，这个公式告诉我们，地下水流量是由渗透系数、水头差和流动距离决定的。
就像你用不同的力气推一辆车，车的移动距离就会不同。
这里的地下水流动也是一样的道理。
2. 地下水流量如何计算？2.1 步步为营首先，我们要了解每个参数的意思。
渗透系数( K ) 就像地下水的“润滑剂”，它决定了水流的顺畅程度。
如果渗透系数很高，那水流就很快；如果很低，那就慢得像蜗牛一样。
水头差 ( Delta h ) 则是水流动的“动力”，它代表了水的高度差。
最后，流动距离 ( L ) 就是水流动的“跑道”，跑得远当然水流量大。
2.2 实际操作拿一个实际例子来说明：假设我们要计算一个湖泊到地下水井的水流量。
如果湖泊和水井之间的距离是100米，湖泊的水位比水井高5米，地下水的渗透系数是0.02。
代入公式，就得到了地下水流量。
你可以用一个简单的计算器，就能算出这个值。
看起来是不是挺简单的？就像你在做一个美味的菜谱，只要按步骤来，就不会出错。
3. 地下水径流模数法的实际应用3.1 工程中的应用在实际工程中，地下水径流模数法是个大显身手的工具。
水文预报汇流计算表
870601号 单位线计
表8
180.0
160.0
870426号 直接径流单位线
140.0 120.0 100.0
80.0 60.0
表8 8704 26号 单位 线计 算表 修正
单位 线
40.0 20.0
0.0
0.0
0 2 4 6 8 10 12 14 16
时间t
时间 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
1410.0 1410.0 1203.0 958.0 877.0 588.0 246.0 202.0 175.0 156.0 137.0 118.0 108.0 103.0
-380.0 -62.5 183.2 283.5 199.8 301.6 357.3 165.9 85.7 51.1 38.0 32.5 23.8 17.0
表8 修正单位线 0 0.7 3 7 14 27 47 70 90 100 97 82 66 50 33 21 14 9 5 3 1 0.6 0 740.3 10.0 时间 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
870426号 单
150.0
单位线纵高
表8 880622号 直接径流单位线
表8
870426号 单位线计算表 Qs 净雨量 r 0.0 13.8 1.4 16.1 3.6 0.4 82.4 244.0 221.6 194.1 165.7 138.2 109.8 95.4 80.9 66.5 52.1 38.7 25.4 2.4
表8 单位线纵高q 修正单位线 0.0 0 11.5 11 55.6 54 158.4 140 113.0 125 106.4 99 87.9 80 73.6 65 57.4 50 51.7 40 43.0 30 35.2 20 27.1 12 19.9 7 12.4 3 0.0 0 853.2 11.6 736 10.0 时间 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 Qs 0.0 17.4 56.3 87.2 116.8 166.4 175.1 146.7 118.3 96.9 75.6 64.2 52.8 41.5 30.3 18.9 12.3 7.4 1.4
地下水涌水量的经验公式法
地下水涌水量的经验公式法一、涌水量与水位降深关系曲线法采用这种方法的基本条件，是预测地区与试验地区的水文地质条件基本相似，同时，要有三个或三个以上的稳定降深和阶梯流量抽水试验资料。
根据实践，应用上部水平排水或坑道放水试验资料预测深部水平涌水量，能取得很好效果。
同时也司用于水文地质条件相似的邻近矿区的矿坑涌水量计算。
这种方法与竖井涌水最计算经验公式法类似，也需将抽（放）水试验的Q=f（s）图形由曲线关系转换成直线关系，然后推算矿坑总涌水量。
为了易于确定变换后的直线关系，可将抽水试验的Q、S资料按表1的要求进行整理。
二、水文地质比拟法这种方法是用类似水文地质条件矿山地下水涌水量的实际资料，来推求设计矿山的涌水量。
多用于扩建或改建矿山。
对于新建矿山，若相邻地区有类似条件的矿山，亦可应用。
新设计的矿山与所比拟的矿山的地质、水文地质条件相似，是使用本方法预计目坑涌水量的基础。
因此，对相似水文地质条件的生产矿山，应作如下主要方面的调查：矿山地质、水文地质条件，坑道充水岩层的特征，坑道涌水量、水位降深与开采面积的关系等等。
一般常用的比拟法计算式见表2。
三、相关分析法（一）相关关系的概念相关分析是一种处理变量间的相关关系的数理统计方法。
变量之间的关系可分为两种类型，一是完全确定的关系，即函数关系；另一种类型是变量之间存在联系，但是又不能由一个或几个变量的数值精确地求出另一个特定变量的值，这类变量之间的关系称相关关系。
（二）顶计矿坑水童的步骤相关分析法是一种数理统计方法，它根据一系列的实测资料，研究影响矿坑涌水量因素之间的规律性的，所以必须要有相当数量的观测资料。
计算的步骤是在掌握矿坑涌水量主要的影响因素的基础上，确定相关线型。
如系曲线型，则需根据不同类型曲线用不同变数代换，化为直线，（具体作法见表3-5），求出回归方程式和相关系数。
当确定涌水量对某影响因素的回归方程后，只要将预计情况下的影响因素值代入回归方程，便可计算出预计的矿坑涌水量。
水文气象第六章产汇流分析(1)
➢若
We W m ,
I
E
(W
'
m
W
' 0
)
则入渗量中的一部分：I E (WeW0)
形成自由重力水 ，产生地下径流。
I E (W m W 0) R g
(6-2)
➢ 若 W e W m，则入渗量被储存在非饱和 土壤中（Rg=0）。
I E (We W0)
(6-3)
6.1.3 降雨产流的机理
两层蒸蒸发模 型 计算流域蒸发量
含水量
Wuumm 、、WWuu 分别为上层
最大和实际的蓄水量；
E
Wllmm 、Wll 分别为下层最
大和实际的蓄水量；
Wum Wu Wlm Wl
上层 下层
当 P +Wu > E0， Eu= E0 El = 0 E = Eu+ El = E0
(6-20)
当 P +Wu E0， Eu= P+Wu
及流域蓄水容量曲线参数 b ( W ’ =(1+b)W ）
mm
m
⑤ 降雨前的流域初始含水量W0(或Wu0，Wl0 )
由W00, Wmm及 PΔΔtt, EmmΔΔtt
按式(6-19) 求求
E tt
E00 Wmm
(6-2)
由式(6-2)代入式(6-1) ，得:
P E (W' W ') R R
(6-4)
m
0
sg
➢ 根据（6-4）可知，蓄满产流的特点： 0 包气带土壤含水量达到田间持水量（蓄水 容量）后，才产生地下径流 Rg；
4 径流量 R 中包括地面径流和地下径流，总 径流量为： R = Rs + Rg。
地下水位设计流量计算
地下水位设计流量计算
一、前言
地下水是目前供水的主要来源之一，对于水利工程的设计和施工中地下水的合理利用十分重要。
计算地下水位设计流量是在水利工程中经常涉及到的问题。
二、流量计算方法
1. 地下水位
地下水位是指岩土层中的自由水面。
地下水位的上升或下降是由于岩土层中实际渗透能力与渗入水量之间关系的变化而引起的。
通过观测可以测定地下水位的高低，但需要注意测量的时间、地点和深度等因素。
2. 流量计算公式
在计算地下水位设计流量时，最常用的公式为Darcy定律。
Darcy定律是利用渗透系数描述渗流速度的一种方法，表示为下面的公式：
Q = KIA
其中，Q是渗透流量，单位为m³/s；K是渗透系数，表示岩土
层单位面积上升1m水位所需的时间；I是水头坡度，单位为m/m；A是渗透截面积，表示岩土层的渗透能力。
3. 基本步骤
（1）确定渗透系数
根据岩土层的渗透性质确定渗透系数值，并考虑渗透系数的变
化情况。
（2）确定水头坡度
水头坡度是地下水流动的动力因素，应根据实际情况确定其值。
（3）计算渗透截面积
根据渗透系数、设计流量和水头坡度计算渗透截面积。
（4）计算地下水位设计流量
将计算的渗透截面积代入Darcy公式，计算地下水位设计流量。
三、总结
通过以上介绍，我们了解了地下水位设计流量计算的基本方法，对于水利工程建设中的地下水利用和保护具有指导意义。
在计算时
需注意考虑实际情况，准确确定各个参数值，保证计算得出的结果
真实可靠。
地下水量计算
地下水量计算原理二 水均衡法的计算原理对于一个均衡区，在任意时段t ∆内的补给量和消耗的水量之差，恒等于这个含水层中水体积的变化量。
th F Q Q ∆∆±=-μ消补 补Q 的项目有：降雨入渗雨渗Q ，河流入渗河渗Q ，地下水侧向河流流入Q ，越流补给越入Q ，灌溉入渗灌入Q 等。
消Q 的项目有：开采量开Q ，蒸发量蒸发Q ，地下水侧向流出流出Q ，越流流出越出Q ，泉水，溢流量等。
河流排泄量排泄Q开采量：是目前实际正在开采的水量或预计开采的水量。
开采量应小于允许开采量。
th FQ Q ∆∆+=μ补允许 这是要消耗一部分储存量，消耗储存量是有要求的，如30年内年下降不得超过10m 。
5.0=∆∆th F Q Q μ21+=补允许 保守的允许开采量： 补允许Q Q =三 均衡区，均衡期和均衡要素的确定划分均衡区：研究区域确定均衡期：一般取一个水文年；确定均衡要素：补Q 的项目有： 雨渗Q ， 侧入Q消Q 的项目有： 开Q ， 蒸发Q ， 河渗Q ， 侧出Q四 确定各项目均衡区要素值1 降雨入渗补给量⎪⎩⎪⎨⎧---⋅⋅=均衡区面积有效入渗系数降雨量雨渗F x F x Q λλ降雨量：由气象部门获得，本次取年平均降雨量600㎜；有效降雨入渗系数（指渗入到地下水面的水量除以降雨量）：与包气带岩性，厚度，含水量，降雨强度和降雨量密切相关；确定的方法：地中渗透仪法、分析潜水位动态法、人工降雨试验。
（本次直接给数据进行计算）由于地表岩性和包气带厚度不同，不同区有效入渗系数不同。
因此，对均衡区计算，本次评价分三区，分别为：河北区：这一区包气带岩性以红色粘土卵砾石为主，渗透性差，1.0=λ； 河谷区：这一区包气带岩性以卵砾石、砂砾石为主，且裸露于地表，渗入条件好，5.0=λ；河南区：这一区包气带岩性多以砂砾石为主，但表层有耕植土，入渗条件中等，20.025.0或=λ。
（1） 面积，从图上量测2 河流排泄量21Q Q Q -=河渗1Q —下游出均衡区断面流量；2Q —上游如均衡区断面流量；由于季节影响，河流流量是变化的，河渗Q 也是变化的。
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二、地下径流的汇流计算
在湿润地区的洪水过程中，地下径流的比重一般可达总径流量的20％-30％，甚至更多。
但地下径流的汇流速度远较地面径流为慢，因此地下径流过程较为平缓。
地下径流过程的推求可以采用地下线性水库演算法和概化三角形法。
(一)地下线性水库演算法
，经地下水库调蓄后该法把地下径流过程看成是渗入地下的那部分净雨h
下
形成的(这里未考虑包气带对下渗量的滞蓄作用)。
可以认为地下水库的蓄量W
下的关系为线性函数，再与水量平衡方程联解，即可求得地下径流与其出流量Q
下
过程。
方程组如下：
式中——时段内进入地下水库的平均入流(m3/s)；
Q下1,Q下2——时段始、末地下水库出流量(m3/s);
W下1,W下2——时段始、末地下水库蓄水量(m3/s);
K下——反映地下水汇流时间的常数，可根据地下水退水曲线制成W下~Q下。
线，其斜率即为K
下
又（7-73）
式中f c——稳定下渗强度（mm/h）；
t c——净雨历时（h）；
Δt——计算时段长（h）；
F——流域面积km2。
将式(7-79)代入式(7-78)解得
（7-74）
根据式(7-74)就可计算地下水汇流过程。
例7-6 某站流域面积F＝5290km2，根据资料分析得f c=1.35mm/h，K下=9.5 d=228h（由地下水退水曲线求得），试将1965年4月的一次地下净雨演算成地下径流的过程。
取计算时段Δt=6h，则由已知参数得：
（7-75）
取第一时段起始流量为零，可按上式逐时段计算地下径流过程。
见表7-16。
表7-16 地下径流汇流计算
（二）概化三角形法
上种演算方法较繁，而对设计洪水计算来讲，重点在洪峰部分，因此，采用简化法计算地下净雨形成的地下径流过程，对设计洪水过程的精度无多大影响，一般方法是将地下径流过程概化成三角形，即将地下径流总量按三角形分配。
地下径流过程的推求主要是确定其洪峰流量和峰现时刻，以及地下径流总历时。
洪峰流量可按三角形面积公式计算。
地下径流总量为
W下=0.1∑h下﹒F（7-76）
又可按下式计算
根据三角形面积计算公式，W
下
（7-77）故（7-78）——地下径流总量(104m3)；
式中W
下
∑h下——地下净雨总量（mm）；
Q m下——地下径流洪峰流量(m3/s)
T下—一地下径流过程总历时(s)；
F——流域面积(km2)。
地下径流的洪峰Q m下位于地面径流的终止点。
一般设地下径流过程总历时等于地面径流过程底长T面的2倍~3倍。