限行流速法(关于限行的规定)

中央空调冷冻水管管径怎么求，啊是假定流速法？

.流量.流速求管径。一般流速多大管多少流速都是有固定的百度有

等摩擦法和假定流速法有何异同

鸿业暖通8.0中，水管的水力计算采用的是控制流速和控制比摩阻两种方法。

风管的水力计算采用的是假定流速法、静压复得法、阻力平衡法三种方法。

水力计算的方法在鸿业中，可以进行自行选择。

风管水力计算有哪些方法？风管系统设计步骤

风系统的水力计算

建筑各层空调送风系统的水力计算过程（假定流速法）如下

 根据风管布置平面图确定最不利管路[7]，最不利管路一般为管线最长或局部阻件最多的管路。

 确定各管段内的合理流速

在输送一定量空气的情况下，增大空气流速可是风管断面积减小，制作风管所消耗的材料、建设费用等将降低，但却增大空调系统的运行费用；减少风速则可降低空气的动力消耗，节省空调系统的运行费用、降低噪声，但却增加风管制作费用。因此必须根据风管系统的建设费用、运行费用和气流噪声等因素进行技术经济比较，确定合理的经济流速

 根据各风管的风量和选择的经济流速确定各管道的断面尺寸，并计算沿程阻力和局部阻力。

a. 沿程阻力计算：

（4--1）

式中： pm------单位管长沿程阻力系数

l-------风管长度

b. 算局部阻力损失：

（4--2）

式中： ξ——局部阻力系数；

ν——风管内局部压力损失发生处的空气流速，m/s；

ρ——空气密度，kg/m3；

空调风系统中产生局部阻力的配件，主要包括空气进口、弯管、变径管、三（四）通管、风量调节阀和空气出口等。根据具体情况，选择相适应的局部阻力系数来计算局部阻力损失。由风管布置图，确定管段上的局部阻件类型和数量。

90o弯头，阻力系数ξ1 = 0.25；渐扩管，ξ2 = 0.07；阀门，ξ3 = 0.52；分叉三（四）通，ξ4 = 0.247。

地下水均衡要素的测定方法

地下水均衡研究的主要工作是测定各均衡要素，这里以潜水均衡要素的测定为例，说明测定地下水均衡要素的常用方法。

（一）潜水储存量变化量（μΔh）的测定方法

潜水储存量变化量（μΔh）是潜水位变化值Δh与水位变动带岩层的给水度（或饱和差）μ的乘积。潜水位变化值Δh一般由观测孔直接观测确定。因此，确定潜水储存量变化量的关键就是测定给水度（或饱和差）μ值。确定给水度μ的常用方法简述如下。

1.实验室测定

对于松散岩层，一般可取原状土样，在实验室用给水度仪测定给水度μ值，即先让试样筒饱水，而后再释水（退水），则试样的给水度μ=试样释水体积（V水）/试样体积（V土）。本方法的优点是成本低，测试简便，缺点是试样体积小，代表性差。

2.根据抽水前后包气带土层天然湿度的变化确定给水度μ值

对包气带分段（段长为ΔZi），分段测定其天然湿度，据包气带中非饱和水流的运移和分布规律可知，抽水前包气带内土层的天然湿度分布应如图6-2中的oacd线所示，然后抽水，使潜水面下降（下降值为Δh），再次测定整个深度内土层的天然湿度值。由图6-2可知，抽水后，潜水面由A下降到B（下降值为Δh），故毛细水带将下移，由aa′段下移至bb′段，此时的土层天然湿度分布线则变为图6-2中的oabd。对比抽水前后的两条湿度分布线可知，由于抽水水位下降，水位变动带将会给出一定量的水，按水均衡原理，抽水前后所测包气带内湿度之差，应等于潜水位下降Δh 时包气带（主要是毛细水带）所给出之水量，此值即μΔh，除以Δh即为给水度μ，即按下式计算给水度μ：

专门水文地质学

式中：ΔZi为包气带天然湿度测定分段长度（m）；W1i、W2i为抽水前后 ΔZi段内的土层天然湿度（%）；n为取样个数；Δh为抽水产生的潜水面下降值（m）。

图6-2 抽水前后包气带湿度分布示意图

Wh—持水度；Zo—湿度变动带；oacd—抽水前天然湿度线；oabd—抽水后天然湿度线；ac、bd—毛细水带湿度分布示意线

土层的天然湿度，可采取原状土样在实验室测定，或利用中子水分仪在钻孔中直接测定土层的含水率确定。

该种方法能测定天然状态下含水层的给水度μ值，但取样较多，计算结果有一定误差。

3.抽水试验法

该法可分为非稳定流抽水试验法、稳定流抽水试验法、疏干漏斗法和投指示剂的稳定流抽水法。详见地下水动力学和有关书籍。

4.根据潜水水位动态观测资料用有限差分法计算给水度μ值

（1）潜水为单向流动时的有限差分方程。如果潜水为单向流动，含水层均质各向同性，隔水底板倾斜，可沿地下水流向按一定间距布置3个地下水位动态观测孔（图6-3），然后根据水位动态观测资料，按有限差分方程计算给水度μ值。下面建立计算μ值的有限差分方程。

取单位宽度及m（1、2 号孔中点）、n（2、3 号孔中点）两个断面之间的地段（图6-3中阴影部分）作为均衡区，任一t时刻，通过两断面的单宽流量为：

专门水文地质学

专门水文地质学

设单位时间单位面积上的渗入补给量与垂向排泄量为W，则均衡地段内的补给及消耗量（Q）为：

专门水文地质学

在Δt时段（t至t+1时刻）含水层水体积的变化量（Δω）为：

专门水文地质学

根据水均衡原理，则有：（qm-qn）Δt+QΔt=Δω

将有关量的计算式代入上式并整理，则得到单向流动、隔水底板倾斜条件下，计算给水度μ的有限差分方程：

专门水文地质学

式中：μ为含水层给水度；K为渗透系数（m/d）；H1，t、H2，t、H3，t为1、2、3号孔t时刻水位（m）；h1，t、h2，t、h3，t为1、2、3号孔t时刻含水层厚度（m）；ΔH2为Δt时段2号孔水位变幅（m）；W为垂向补给与排泄综合强度（m/d）；L1，2为1、2号孔间距（m）；L2，3为2，3号孔间距（m）。

如果隔水底板水平，且观测孔孔距相等，则有：H1，t=h1，t，H2，t=h2，t，H3，t=h3，t，L1，2=L2，3=Δx，此种情况下，根据（6-5）式，计算给水度的有限差分方程为：

专门水文地质学

式中：Δh2为Δt时段内2号孔水位变幅；Δx为观测孔间距；其余符号意义同前。

（2）潜水为二维流时的有限差分方程

图6-3 单向流动隔水底板倾斜时μ值计算图

图6-4 二维水流μ值计算示意图

如果潜水为二维流，呈“十”字形布置5个观测孔（图6-4），当含水层均质、隔水底板水平时，仍可按上述方法得出计算给水度μ的有限差分方程如下：

专门水文地质学

式中各符号意义同前。

在上述式中，W值通常未知，但可选择W近乎常数的两个时段（2个Δt），写出两个计算式，解出W和μ值。如果μ已知，用以上有限差分方程同样可求出W值。

此法的优点在于能确定较大范围内的给水度μ值，可用于基岩和地下水深埋区，对不同边界适应性较强。由于W通常是未知的，常用W≈0时的资料，但此时平原区的Δh较小，计算的相对误差较大。

5.其他方法

测定或计算给水度的方法除上述方法外，还有渗流槽模拟法、野外原位测试法、水量平衡法、经验公式法、相关分析法、数值法等，不再赘述。

在基岩裂隙、岩溶地区，也可用裂隙率或岩溶率近似代替给水度。一般，对于一个较大的非均质地区，应先划出相对均质地段分别测定给水度μ，然后再计算其平均值。

（二）降水渗入补给量（xf）及蒸发量（Z′2）的确定

1.地中渗透仪测定法

地中渗透仪的结构和装置如图6-5所示。整个仪器由左侧地中渗透计及右侧给水观测装置构成。地中渗透计圆筒内上部盛装均衡地段标准土层，供渗入蒸发用，下部为砂砾、滤网组成的滤层。给水观测部分由供水用的有刻度的马利奥特瓶和维持水位的调控筒（管）及量筒（接渗瓶）组成，两部分以导水管联结，构成统一的连通管路。

图6-5 地中渗透仪结构图

（据河北省地质局水文地质观测总站）

1—入渗（蒸发）皿；2—导水管；3—地下观测室；4—室边排水沟；5—原状土样；6—皿内水位；7—过滤层；8—过滤管；9—检查管；10—防沉底座；11—支架；12—测压管；13—马利奥特瓶；14—水位调控管；15—接渗瓶；16—加水管；17—出水管；18—通气管；19—接渗管；20—截门；21—防水墙

其工作原理是：用时，先向调控筒（管）注水，把水面控制在所需埋深。当渗透计圆筒中的土柱接受降水渗入补给时，水位抬高，补给水通过连通管2进入调控筒（管）14，并通过接渗管流入量筒（接渗瓶）15内，由量筒（接渗瓶）可直接读出补给水量；当土柱中的水面因蒸发消耗而下降时，与之连通的调控筒（管）中的水位也随之下降，马氏给水瓶将自动给水于下部调控筒，使其保持原水位，则从马氏瓶中给出的水量即是潜水蒸发消耗量。测定凝结水补给量时，应在地中渗透计圆筒上方加顶棚，以防止降水渗入。

若安置几组地中渗透仪，可分别测定不同岩性、不同水位埋深的降水渗入补给量和蒸发量，此法只适用于松散岩层。本方法的缺陷是很难如实模拟天然的入渗补给条件。

2.潜水水位动态资料计算法

在地下径流滞缓、水位埋藏不深的平原区，降水入渗补给和蒸发消耗是引起天然潜水位上升或下降的最主要影响因素。因此，在无人工开采等干扰因素的情况下，根据天然潜水位的上升幅度或下降值（Δh），以及水位变动带的给水度（μ），可求得降水入渗补给量xf和蒸发量（Z′2）：

xf=μ·Δh （Δh为水位上升值） （6-8）

（Z′2）=μ·Δh （Δh为水位下降值） （6-9）

对于大气降水入渗补给量，多数情况下是用降水入渗系数法计算。降水入渗系数（α）是降水入渗补给量（xf）和降水量（x）之比。一般是根据某次降水量（xi）引起的潜水位上升幅度（Δhi）和水位变动带给水度（μ）近似计算（忽略潜水的水平径流）：

专门水文地质学

根据不同降水强度的次降水量算得的降水入渗系数，取其平均值（或加权平均值），再乘以全年的有效降水量（即有入渗补给意义的次降水量之和），即得到年降水入渗补给量：xf=α·x。

3.泉流量总和法

在某些丘陵山区（特别是干旱半干旱的岩溶区），降水往往是地下水的唯一补给来源，泉水几乎是于是唯一的排泄方式，如果忽略地下水的蒸发量和储存量的变化量，泉水的年流量总和近似等于泉域年降水入渗补给量，即降水入渗补给量xf=

Q泉i（Q泉i为某一泉水的流量）。因此，取其泉水年总流量与该泉域内大气降水总量的比值，即为该泉域的大气降水入渗系数（α），如果再将该泉域的α值用到地质、水文地质条件类似的更大区域，即可得到大区域的降水入渗补给量。

4.潜水蒸发量的经验公式计算法

目前，国内外计算潜水蒸发量时，使用最广泛的经验公式是以下阿维扬诺夫公式：

专门水文地质学

式中：ε为潜水蒸发强度（m/d）；μ为潜水位变动带的给水度；

为由蒸发造成的潜水面降速（m/d）；ε0为水面蒸发强度（m/d）；h为潜水埋深（m）；L为极限蒸发深度，即蒸发量趋于零时的水位埋深（m）；n为与土质有关的蒸发指数，一般取值为1～3。

由式（6-11）可知，潜水的蒸发强度（ε）小于水面蒸发强度（ε0），且随水位埋深（h）的增大而减小，水位埋深达到或大于极限蒸发深度（L）时，潜水蒸发强度为零。公式中，ε0、h均可实际测定，L可实际测定或用经验数据，n值多为1。用该法计算时，应选用无地表水渗漏、无灌溉影响和无地下水开采干扰的地区和时段。

5.零通量面法

零通量面是指由水分通量为零的点所构成的面，它是岩土水分蒸发影响的下限标志，该面以上水分向上运移，消耗于蒸发、蒸腾，该面以下的水分缓慢下降，最后补给潜水。故零通量面可以作为测算陆面蒸发、蒸腾量和地下水入渗补给量的分界面。零通量面法是根据包气带水量均衡原理和非饱和流扩散式运动理论建立起来的计算降水入渗补给量的方法。使用该方法时，须用钻孔中子水分仪测得Δt时段内的包气带土壤含水率（θ）剖面，则零通量以下包气带剖面水分储存量的减少量，即为降水入渗补给量，详见有关书籍。该种方法精度较高，成本较低，可多处设点观测，故应用较多。

（三）地下水径流量（W1，W2）的确定

地下水径流的流入量（W1）和流出量（W2）的测算方法相同。

地下水径流量的计算，一般是在查明地下水流向和含水层厚度的基础上，根据求得的渗透系数或地下水实际流速，选用相应的地下水动力学公式计算其过水断面上的径流量。

（1）解析法。解析法就是选择相应地下水动力学公式来计算均衡区流进和流出的地下水量。一般是在靠近均衡区流进、流出边界附近，沿流线布置钻孔，测定水位、含水层厚度、渗透系数等，即可用相应的地下水动力学公式进行计算。

（2）断面法。当地下水流向已知时，可垂直地下水流向布置计算断面，并求得计算断面上含水层厚度（h），渗透系数（k），水力坡度（I），断面宽度（L），按达西定律计算过水断面的径流量（Q）：

Q=k·I·h·L （6-12）

当计算断面上含水层的渗透系数（k）、厚度（h）和水力坡度（I）有变化时，可用分段计算求和法，算出整个断面的地下水总径流量（Q）：

专门水文地质学

式中：i=1，2……n，为各计算分段的编号，ki、Ii、hi、Li为各分段的渗透系数、水力坡度、含水层厚度、断面长度。

如果地下水流向、水力坡度、含水层渗透系数等参数未知，可以按济姆三角法布孔，即大约成正三角布置三个钻孔，如图6-6，这样可以最有效的取得含水层厚度、水位、地下水流向和水力坡度等资料，又可在其中任一孔作抽水试验确定渗透系数（k），从而可计算出地下水单宽流量和地下水径流量W1或W2。如要求精度高，可在抽水孔任一边加一观测孔4。其中，地下水水力坡度按下式确定：

专门水文地质学

式中：I为地下水水力坡度；I′为三角形边线上地下水水力坡度；α为地下水流向与边线夹角。

如果计算的过水断面宽度大，又为非均质，可按非均质情况，沿总的断面方向布置若干组济姆三角形，分段计算径流量（图6-7），计算公式仍为（6-13）式。

（3）实际流速法。如果已测得过水断面上地下水实际流速（μ），可用下式计算地下水径流量（Q）：

Q=μ·n·h·L （6-15）

式中：μ为地下水实际流速（m/d）；n为断面平均孔隙度；h为含水层厚度（m）；L为过水断面宽度（m）。同理，当计算断面上L、μ、n、h变化大时，也可采用分段计算再求和的方法计算地下径流量（Q）：

专门水文地质学

以上计算方法，原理虽较简单，但要投入较多的勘探及试验工程量，因此，在地下水深埋区，特别是基岩山区，确定地下水径流量往往较困难。

图6-6 济姆三角法钻孔布置图

图6-7 济姆三角法测定地下径流量工程量布置示意图

（四）地表水对地下水的入渗补给量（yf）的确定

1.测流法

测流法就是在有渗漏的河、渠段的上、下游断面上实测河、渠流量，其流量减少的差值，即为河、渠水对地下水的入渗补给量。同理，如为地下水向地表水泄流时，也可用此法测定地下水对地表水的补给量。测定河、渠流量的方法主要有堰测法、浮标法和流速仪法。

测流段最好没有支流和支渠流入或流出，测流断面应布置在有代表性的河段，最好布置在漏失段的起止处或均衡区边界上。如测流段有人工开采量，亦应予以扣除。当水面很宽时，还应扣除水面蒸发量。本方法多在中、小河的中、枯季节使用。

某一河段单位长度渗漏量可按下式计算：

专门水文地质学

式中：yf′i为某一河段单位长度渗漏量；y1、y2为上、下游测流断面流量；l为上、下游测流断面的距离。对变化稳定的河段，则可由上式计算出整个河段（长为L）的渗漏量：

yfi=yf′i×L （6-18）

如果在某个均衡期，对不同河段（m个）测流多次（n次），则均衡区各河河流的渗漏量总和（yf）为：

专门水文地质学

式中：yf为均衡期、均衡区内各河段渗漏量总和，以水层厚度（mm）表示；yi，j、yi′，j为j河段第i次测定的上、下游断面流量；m为河段数；n为测流次数；lj、Lj分别为j河段上、下游断面之间河段长度和j河渗漏段长度；Δti为测流间隔时间；F为均衡区面积。

2.地中渗透计法

对宽度不大的小型渠道，可在渠道中线的一侧渠底下埋设渗透箱（图6-8），汇集垂直下渗的渠水，并通过渠旁试坑中的水箱，直接测出渠道单位长度一侧入渗水量（即渠道单位长度渗漏量的一半）。具体做法是在渠旁挖一试坑，在试坑中向渠底开挖上平、下斜宽度为1m的平硐，然后把填满砂砾的渗透箱装入。可定时打开渗透计（箱）的开关测量渠道的渗漏量，但应注意此量是渠道单位长度渗漏的一半。由于渗透箱入渗水的渗透途径短，测得的入渗水量偏大。

图6-8 渠道水渗透计装置示意图

1—渠道中线；2—渗透箱；3—开关；4—渗量水箱

3.地下水动力学计算法

如果已知河（渠）水位及含水层厚度、渗透系数，可用地下水动力学公式计算出河（渠）水对地下水的补给量。

（五）越流补给量（E）

如果承压含水层对潜水含水层有越流补给或含水层间有越流补给，则应确定越流补给量。一般是先取得两个含水层的水位资料，通过非稳定流抽水试验测定越流系数

，按下式计算越流补给量（E）：

专门水文地质学

式中：E为越流补给量（mm）；H为承压水测压水位（m）；h为潜水位（m）；

为越流系数（1/d）；Δt为计算时段（d）。

（六）潜水溢出或泄流量（WS）的测定

潜水溢出或泄流量是均衡地段内流出地表的潜水量。流出形式一般为泉、泉群、地下河等。一般用堰测法直接测定，并求出均衡期内的平均流量，最后换算成水层厚度（mm）。