水位預測演算法
㈠ 預測方案中井內水位的計算
解析法計算出的井水位降深值是井壁水位降深，井內水位降深值還應把按式（6-1-1）或（6-1-2）計算出的井損值加上。
有限元法計算出的節點水位（是該節點小均衡域的平均水位）減去用Prickett公式計算出的校正降深（即內阻）後得出的也是井壁水位，再用井壁水位減去按式（6-1-1）或（6-1-2）計算出的井損值才得出井內水位值。
㈡ 地下水水位預測統計模型
地下水水位是影響土壤鹽分動態最為活躍、最為直接的因素，因而進行土壤鹽分動態的預測必然涉及地下水水位的預測，同時地下水水位又是土壤水鹽運移數學模型的下邊界條件，因此進行土壤鹽分動態的預測，首先要對地下水位作出相應的預測。根據實際觀測資料，地下水位動態規律在年內主要隨季節的變化而變化。一般來說，春夏季地下水位較高，埋深較小，秋冬季地下水位較低，埋深較大。但是夏季，當水面蒸發量大於降水量時，地下水水位常常較低，埋深較大（圖2.6.1）。
圖2.6.1是寅陽監測斷面地下水位埋深與降水量、水面蒸發量關系圖，從圖可見三個測點的地下水位埋深通常在1m上下波動，波動幅度的大小與降水量和水面蒸發量的大小密切相關。蒸發量與降水量相比，當蒸發量大於降水量時，地下水位明顯地下降，埋深增大，特別是持續出現蒸發量大於降水量的情況下，地下水位將大幅度下降；當降水量大於蒸發量時，地下水位上升，埋深減小。就整個監測斷面來看，三個測點的地下水位隨時間的升降變化趨勢具有非常的一致性，且各測點間地下水位的動態變幅相差不大。其他兩個監測斷面地下水位的動態變化規律與寅陽斷面地下水位的動態變化規律相似。由於河口地區地處濱海，地下水位埋藏較淺，通常在1m左右，毛細作用強烈，因此，隨著季節的變化，氣象因素成為影響地下水位動態的主要因素，也就是說地下水位的升降變化主要受降水和蒸發控制，降水是地下水接收補給的主要來源，蒸發是地下水向外排泄的主要去路，地下水以垂直運動為主。根據（1997～1999年）觀測和收集到的地下水位埋深與氣象等數據，結合影響地下水位動態的主要因素進行多元回歸，結果表明地下水位埋深與降水量和水面蒸發量相關顯著，地下水水位埋深隨降水量的增加而減小，隨水面蒸發量的增加而增大，這種制約關系與實際情況是完全吻合的。各監測斷面地下水位預測統計模型見第二章表2.2.1至表2.2.3。
圖2.6.1 寅陽監測斷面地下水水位埋深與降水量、水面蒸發量關系
㈢ 基坑降水水位計算理論
影響基坑降水水位的因素主要有以下幾方面：
（1）基坑所處位置的地層條件，這由一系列的水文地質參數來體現如滲透系數、給水度、越流補給系數等。
（2）降水井群的數目、布置、設計等，這是基坑地段水位變化的直接和主要原因，也是基坑降水工程中的可控因素。
（3）基坑降水與附近的地表水體聯系，以及其他側向補、徑、排條件，可概化為基坑的水文邊界條件，邊界的性質和特徵不僅影響抽水過程中水位下降的速度、幅度、漏斗的形態，而且決定著基坑降水達到穩定所需的時間或能否達到穩定，特殊的是基坑降水還會遇到需要處理隔滲帷幕這樣的邊界條件。
（4）自然、氣候和其他的人為影響因素，地下水位自身會隨季節周期性變化，或者基坑附近還存在其它的降水工程等。
典型的降水水位預測主要有解析模型、統計模型和數值模型，具體如下：
（1）解析模型
解析模型是利用地下水運動的原理，結合實際問題的邊界條件和初值條件進行適當的簡化後，求解解析表達式，得到問題的精確解。
現有的基坑降水設計實際做法基本也是採用解析模型。具體的做法：首先，對基坑地段進行降水工程勘察，取得必要的水文參數；然後，依據基坑穩定、施工的要求結合地層特點確定降水范圍、水位降深要求等；最後，採用「大井法」等方法計算所需總涌水量，進行適當的井型選擇、設計、布井、試算，至抽水井群中受干擾最小的井滿足降深要求，最終確定降水方案。所謂的「大井法」是供水生產實踐中產生的。由於實際井分布面積、布局形狀是多變的，形成了井位分布的復雜平面形狀，當這些分布面積不規則的井抽水後，在外圍逐漸形成一個統一的降落漏斗，將形狀不規則的布井概化成一個理想的「大井」，再將不規則井系統所佔的面積視為一個理想「大井」的面積，於是整個井系統的出水量就相當於理想「大井」的出水量（周健，1995）。在基坑降水工程中，對於窄長基坑一般不採用「大井法」估算基坑涌水量。
（2）統計模型
統計模型一般是建立在大量的統計資料的基礎上的，可以是多項式或某種函數形式，主要參數大多為回歸求得的系數，預測模型較為簡單，方便使用，但預測精度較低。
（3）數值模型
數值模型是近些年來發展較快的一種基坑降水水位預測方法，常用的有有限元法、邊界元法等，往往和解析模型的計算結果相互驗證、對比使用。
㈣ 水位監測預警系統能解決哪些問題
水位監測報警系統基於智能視頻分析，自動對視頻圖像信息進行分析識別，無需人工干預；對水面監控區域中的水位進行檢測，以最快、最佳的方式進行預警，有效的協助管理人員處理，並最大限度地降低誤報和漏報現象；同時還可查看現場錄像，方便事後管理查詢。智能視頻分析系統內置智能演算法，能排除氣候與環境因素的干擾，有效彌補人工監控的不足，減少視頻監控系統整體的誤報率和漏報率。
2.實時識別報警
基於智能視頻分析和深度學習神經網路技術對監控區域內的湖泊水面水位實時識別預警，報警信息可顯示在監控客戶端界面，也可將報警信息推送到移動端。
3.全天候運行 穩定可靠
智能視頻監控系統可對監控畫面進行7×24不間斷的分析，大大提高了視頻資源的利用率，減少人工監控的工作強度。
4.告警存儲功能
對監控區域內湖泊水面的水位實時識別預警，並將報警信息存儲到伺服器資料庫中，包括時間、地點、快照、視頻等。水位監測報警系統: 水位監測報警器使用5V低壓直流電源（也可以用3節5號電池代替）就可以對5~15厘米的水位進行監測，用LED顯示和數碼管顯示水位，並可以對不再此范圍內的水位發出報警。主要採用CD4066、74LS86、74LS32、CD4511晶元，再加上數碼管、蜂鳴器、發光二極體、電阻這些器件組成一個簡單而靈敏的監測報警電路，操作簡單，接通電源即可工作。因為大部分電路採用數字電路，所以本水位監測報警器還具有耗能低、准確性高的特點。
㈤ 求演算法算出水位
1000斤=500千克=500立方米
水位高度h=500立方米/（長170m*寬150m）
㈥ 吳淞口水位的計算方法
我國的水文計算中的水位是以上海吳淞口標尺為0為標準的；但是陸地上的標高是以黃海高程標尺點為0為標準的.
㈦ 請教如何計算某河道20年、50年一遇的洪水位
百年一遇洪水，實際上是指發生概率為1%的洪水，那麼百年一遇洪水是怎麼計算的呢？這篇，我們將為大家介紹。
百年一遇既然是概率，那第一步我們需要收集足夠多的實測數據。表現在洪水上呢，就是足夠多年份的洪水數據調查。這些數據資料大多數來自於水文站每日的實測數據，但是最後我們所選取的一般是一年中洪水量最大的值作為一年的代表。在沒有記錄的年代，我們一般是依靠當事人的回憶或者洪痕記號來估算洪水量。下圖左側就是連續實測洪水記錄，右側是不連續記錄。
當我們有了實測的洪水數據之後，我們需要對這些數據由大到小排序。即下表中1、2列數據變為3、4列數據。
接著就要計算經驗頻率。總的數據年份是n年，當年的數據序列為m則當年的洪水頻率p=m/(n+1)。比如上圖1956-1975年共20年數據，而1961年洪水數據最大排序為第一即m=1，經公式計算得到p=4.76%。按照這種演算法我們可以得到所有數據的出現概率。
㈧ 地下水水位預報
地下水位預報是將規劃的地下水開采量和預測的地下水源匯項水量加入經過識別和檢驗的數值模型，通過數值模型的運算得到未來某一時刻的地下水位空間變化特徵，即利用數值模型預測出預報年份的地下水位變化。由於模型精度有限，水位預測結果僅作為未來地下水位變化的一種趨勢。
一、預報方案的確定
根據預測的2010年和2020年需水量開采地下水進行水位預報。根據現狀開采量和預測的2010年和2020年的需水量，計算得到從2004年到2010年的全區用水量年增長率為6.07%，從2010年到2020年增長率為2.64%，地下水的開采量按相應的比例增加。各地下水系統預測開采量見表7—6。
表7—6 預測地下水開采量一覽表
二、地下水位預報的條件及源匯項的確定
（一）地下水位預報的初始條件和預報時段
以2004年10月（枯水末期）的潛水、承壓水等水位線圖作為地下水位預報的初始流場。根據國民經濟發展的遠景規劃，地下水位預報期限近期為5 a，即2005～2010年；遠期為15 a，即2010～2020年的水位。
（二）地下水位預報的邊界條件
對於潛水含水層邊界和承壓含水層邊界，選取具有長期水位動態觀測資料的結點井，按地下水位與年降水量的相關方程或地下水位隨時間（年際）變化的回歸方程進行預報時段內各年份水位值預測，其相關系數均在0.75以上。水位預測邊界結點井之間的節點預測年份水位值，則按插值方法確定。
（三）預報時段內各種源匯項水量的預測與處理
潛水和承壓水水位預報時段內的源匯項量，按多年平均值在各月內的分配進入模型，開采量按前述的預報方案分別給定分區、分層的數量值。
三、地下水位預報結果分析
在保證現狀開采量的情況下，將每個井群的開采量每年按6.07%（2010年前）和2.64%（2010年以後）的比率幅度增加，到2010年地下水開采量達到79.3429×108m3,2020年達到100.2953× 108m3，基本達到可開采量的水平。水位預測結果見圖7—30至圖7—33。
隨著開采量的增加，全區潛水位普遍緩慢下降，2010年以前潛水水位下降幅度一般小於3 m，沒有出現潛水含水層被疏干現象；到2020年潛水和承壓水流場的整體形態和地下水流均不同程度地發生了變化，在個別地區出現了較大的水位降深，地下水位下降幅度一般在3～6 m，局部可達到6～10 m，其中榆樹市東部、鐵力、海倫等黃土台地區因含水層厚度小，出現局部疏干現象。
第四系承壓水水位整體變化較大，水位下降幅度各地不一，低平原區承壓水位下降幅度不大，多數小於3 m，長嶺一帶、扶余松拉河間地塊、哈爾濱、綏化、鐵力等承壓水盆地的承壓水位下降幅度較大，一般在3～6 m，局部大於6 rn，主要城鎮開采量較大的地段出現地下水位下降漏斗。
按照預測的需水量開采地下水，應注意在開采強度大的地區潛水開采井的合理布局，防止潛水位下降幅度過大，將潛水位埋深控制在某一個合理的范疇。這樣既可以減少潛水的蒸發量，又可以減輕土壤鹽漬化，並且能夠保障生態需水。潛水位下降過大，會導致地表植被生長受到影響，或導致地表土壤沙化加重。第四系承壓水位出現呈整體下降的趨勢，說明承壓含水層的水量均衡處於負均衡狀態，因此應對該地區承壓水進行合理規劃，加強管理。
綜上所述，到2020年地下水開采量基本達到地下水可開采資源，比較符合區內地下水開發利用實際情況，並沒有導致地下水水位的大規模持續下降，因此可以作為本區地下水的開采方案。
圖7—30 2010年潛水水位預測圖
圖7—31 2020年潛水水位預測圖
圖7—32 2010年第四系承壓水水位預測圖
圖7—33 2020年第四系承壓水水位預測圖
㈨ 開采後的地下水水位如何預測
開采前需要做不少工作，嚴謹地來應當做水文地質調查，搜集開采區第水文地質條件信息，尤其是氣象、含水層、地下水補給條件、水位、水頭，地下水變幅等等。
㈩ 地下水水量演化預測
為了分析研究區地下水水量的演化趨勢，並使該區域地下水資源能夠進一步統一合理的調度管理，本次研究建立了該區的地下水水量模型，在對模型進行識別和驗證之後，對不同開采方案下地下水位的變化進行了預測預報。
10.2.2.1 水文地質概念模型
(1)計算區范圍
研究區在豐潤區中北部，北部邊界為到七樹庄鎮，南部邊界為到三女河鄉，西部邊界為到燕子河鄉，東部邊界為到豐潤鎮，地理坐標為東經117°52'～118°14'，北緯39°43'～39°51'，面積為429.1km2。研究區位於一個比較完整的地下水系統內，包括石各庄鎮、燕子河鄉及三女河鄉、新莊子鄉的北邊部分地區、豐潤鎮西邊部分地區、七樹庄鎮及白官屯鎮大部分地區。在垂向上，由於裂隙、岩溶發育不普遍，斷裂在分布上也有其局限性，基岩的地下水豐富程度遠不及第四系地下水，而且在深度110m左右有一穩定的相對隔水層(厚度3～4m的亞黏土層)，所以本次垂向計算范圍上起潛水面，下至-110m深度的第四系孔隙潛水。
(2)含水層
本次研究的含水層包括第四系鬆散沉積物孔隙含水層，包括第四繫上更新統、中更新統、下更新統的砂層和卵礫石層，主要分布在東部，由北向南厚度和埋深變大。研究區主要含水介質為卵礫石層，單層厚度可達60m，且分布穩定，構成系統地下水最主要的儲存和運移場所。在各含水層組之間缺乏穩定連續的隔水層，加上打井混合開采各含水層間水力聯系密切，具有統一的地下水流場。系統東北部，含水層顆粒粗單位涌水量可達100m3/(h·m)，滲透系數為260～300m/d。向西南顆粒漸細，釋水與導水能力漸弱，近西南邊界地段，單位涌水量為15～20m3/(h·m)，滲透系數為10～25m/d。因此，將含水層概化為單層非均質各向同性含水層。
(3)邊界條件
1)側向邊界。北部為薊縣系白雲岩，地下水位觀測資料表明，山麓地帶岩溶裂隙潛水與第四系孔隙水之間水力聯系甚微，故視其與第四系的分界線為隔水邊界;東西兩側西北部沙流河鎮及東北部還鄉河出山口垂直於地下水流線方向的斷面，為補給邊界。西南部為透出邊界。其餘邊界順流線方向的為隔水邊界。
2)垂向邊界。頂部，系統通過包氣帶接受大氣降水、農業灌溉回滲、河流入滲等補給，作為透水邊界。底部，在深淺含水組之間有一穩定的相對隔水層(厚度3～4m的亞黏土層)，深度在110m左右，視為隔水邊界。
(4)源匯項的確定
地下水系統的補給包括大氣降水入滲、井灌回滲、地表水灌溉滲漏、渠系滲漏、河流滲漏及地下水側向徑流補給。地下水系統的排泄包括地下水開采、潛水蒸發及側向徑流排泄。地下水總體流向由東北向西南。由於水力坡度較小，含水層厚度變化不大，將其視為平面二維非穩定流地下潛水系統。系統內的開采井概化為點井，在剖分時放在節點上進行處理。參照前面地下水資源計算的成果確定2010年10月～2011年9月地下水系統源匯項(表10.23)。
表10.23 源匯項統計表
(5)參數分區及參數初值
1)參數分區。根據含水層成因時代、岩性特徵、岩石的水理性質進行分區，劃分為17個參數分區(圖10.18)。
圖10.18 含水層參數分區圖
2)參數初值。根據前人研究成果及本次有關研究成果，通過綜合分析確定，區內井灌回滲系數為0.16、渠系利用系數為0.71、渠系滲漏系數為0.50和白官屯灌區的田間灌溉入滲系數為0.16，其他參數初值見表10.24。
表10.24 研究區各分區參數初值表
10.2.2.2 地下水流數學模型
(1)數學模型的建立
根據前面所述的水文地質概念模型，研究區地下水流數學模擬的數值模型可概化為非均質各向同性的潛水的非穩定流模型，其地下水的數學模型如下:
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為潛水含水層滲透系數，m/d;h、h0、h1、H0、H 為地下水位、初始水位、一類邊界點的水位、潛水初始水位、潛水水位(高程);B為含水層底板標高，m;ε為含水層的源匯項;μ為含水層給水度;q為二類邊界單寬流量，m3/h·m;x、y為坐標;t為時間;Ω為研究區范圍;n-為邊界上的內法線;qn為單位流量在垂直Г上的分量;Г1、Г2為一類及二類流量邊界。
(2)數學模型的求解方法選擇
地下水模擬系統(Groundwater Modeling System 簡稱 GMS)，是美國 Brigham Young University的環境模型研究試驗室和美國軍隊排水工程試驗工作站在綜合Modflow、FEMWATER、MT3DMS等已有地下水模型的基礎上開發出的三維地下水流數值模擬的圖形界面軟體[57～60]。GMS軟體具有良好的使用界面，強大的前處理、後處理功能及優良的三維可視效果。GMS軟體是一個集各類軟體於一體的，不僅具有地下水流模擬、地下水溶質運移模擬的功能，其在實現水文地質結構可視化方面功能亦同樣突出。
本次計算採用三維地下水流數值模擬系統軟體GMS6.0進行求解。在研究區域Ω上採用矩形剖分和線性插值，應用迦遼金有限差分法將上述數學模型離散為有限單元方程組，編製程序然後求解。同時應用軟體對計算區進行單元自動剖分和數據的自動採集，包括各結點的含水層頂板、底板高程，水位等數據，在確保計算精度的基礎上，有效地提高了工作效率。
(3)空間離散
研究區面積為429.1km2，採用GMS6.0進行自動矩形剖分，剖分單元12846個，每個單元格為180m×185.556m，面積為0.0334km2(圖10.19)。
圖10.19 研究區網格剖分圖
(4)時間離散
在綜合分析原始資料的基礎上，選定2010年10月～2011年9月為模型識別期，以月為應力期共劃分11個應力期，每期分6個時間步長。依據統測資料確定2010年10月31號研究區地下含水層的初始流場(圖10.20)。
圖10.20 研究區地下含水層的初始流場圖
10.2.2.3 模型的識別和驗證
(1)模型的識別
通過模型校正可以深化對研究區水文地質條件的認識，確定出能夠反映地下水系統實際情況的水文地質參數，從而為正確地對未來條件下地下水系統的滲流狀態進行預測奠定基礎。在綜合分析原始資料的基礎上，選擇2010年10月～2011年5月為模型識別期，該時段為枯水期，源匯項相對較少，但是流場特徵也可以較好的反映出含水層系統的特徵，以2010年10月31號研究區的地下流場為模型的初始流場進行擬合(圖10.21)。
圖10.21 研究區含水層識別期流場擬合圖
在研究區地下水水位與實測水位擬合校正過程中，以實際觀測孔的監測資料作為模型識別的依據。對模型擬合誤差進行統計，表明水位擬合相對誤差小於10%的節點占已知水位節點數的85%以上，從研究區含水層流場擬合圖上看出，計算水位與實測水位等值線的整體擬合程度良好，模擬結果基本符合實際觀測情況，模型具有較高的可信度。
(2)模型的驗證
為了檢驗模型的「模擬」程度，利用2002年1月到2011年9月的長時間序列地下水位統測資料對模型進行檢驗，通過不斷的調整修改後，得到驗證後的各分區參數值(表10.25)及研究區含水層驗證期流場擬合圖(圖10.22)。
表10.25 滲透系數和給水度分區初值表
圖10.22 研究區含水層驗證期流場擬合圖
模型擬合誤差進行統計分析，表明水位擬合相對誤差小於10%的節點占已知水位節點數的74%以上。說明研究區含水層結構、邊界條件的概化、水文地質參數的選取是合理的，所建立的數學模型能比較真實地反映出研究區地下水系統特徵，可以利用該模型對地下水位的變化進行預測預報。
10.2.2.4 地下水開采預測
利用已建立的地下水系統模擬模型，通過以下三個預報方案對地下水位的動態變化進行預測預報。
第一方案:未來地下水開采按照2011年開采現狀條件，預測2020年的地下水位。
第二方案:參考豐潤區社會發展情況，按照農業開采量減少10%，工業及生活開采量增加20%，預測2020年的地下水位。
第三方案:按照農業開采量減少10%，工業及生活開采量增加20%的基礎上，在豐潤區石各庄鎮建立開采量5萬m3/d的唐山市後備水源地，預測2020年的地下水位。
各預報方案的補排量計算統計結果見表10.26。
表10.26 各預報方案補排量對比表
(1)第一方案
2011年地下水開采量為3.4787億m3，假設未來都以2011年的開采量開采，得到2020年地下水位的預測圖(圖10.23)。
圖10.23 第一方案2020年地下水位預測圖
從圖10.23可知，到2020年研究區潛水地下水位呈整體下降趨勢，約3m，地下水水量均衡處於負均衡狀態，對該地區的地下水資源應加強規劃管理。
(2)第二方案
按照農業開采量減少10%，工業及生活開采量增加20%，假設未來都以3.6279億m3/a地下水開采量開采，得出2020年的地下水位預測圖(圖10.24)。
圖10.24 第二方案2020年地下水位預測圖
從圖10.24可知，到2020年研究區潛水地下水位呈整體下降趨勢，約3m左右，地下水水量均衡處於負均衡狀態，由於地下水位下降在豐潤鎮南部開始出現水位下降漏斗的趨勢。如果以第二方案開采，將會對漏斗周邊地區的地下水環境產生影響，所以應合理規劃地下水資源，經濟生態環境和諧發展。
(3)第三方案
按照農業開采量減少10%，工業及生活開采量增加20%的基礎上，在豐潤區石各庄鎮建立開采量5萬m3/d的唐山市後備水源地，假設未來都以3.8104億m3/a地下水開采量開采，得到2020年的地下水位預測圖(圖10.25)。
圖10.25 第三方案2020年地下水位預測圖
從圖10.25可知，到2020年研究區潛水地下水位呈整體下降趨勢，約5m左右，地下水水量均衡處於負均衡狀態，由於地下水位下降在豐潤鎮南部開始呈現水位下降漏斗。如果以第三方案開采，將會對漏斗周邊地區的地下水環境產生影響，損壞地下水系統循環利用，應結合利用周邊的地表棄水進行人工回灌補充地下水資源。