㈠ 對鐵礦儲量估算的時候，貧礦和富礦的體積是如何確定的
儲量估算的一般過程：
傳統的幾個圖形法儲量估算的一般過程是
1）確定礦床工業指標。
（就是確定是貧礦還是富礦，不同類型的金屬礦產值不一樣）
2）圈定礦體邊界或劃分資源/儲量估算塊段。
（劃出來貧礦還是富礦了，這里說的礦體和估算塊段都是指品位在工業指標之上的礦體，貧礦我們一般是不算的，當然也有算的時候）
二、礦體的厚度測定及平耐桐均厚度計算
礦體的厚度是根據礦體自然露頭、工程揭露的礦體厚度測量和地質編錄資料量取線上的礦體厚度值。
一般有算數平均法和控制長度加權平均法
㈡ 地熱流體可采資源量計算方法
地熱流體可采量計算常用方法如下:
1.解析解法
自從地下水非穩定運動理論問世以來,對求解地下水運動的解析方法有了很大的發展。解析方法是用數學上的積分方法或積分變換等方法直接求得數學模型的解,解是某計算點的精確解。計算公式的物理概念清楚,且將表徵地下水運動規律的各因素都包含在一個表達式之內,有利於分析各有關因素之間相互聯系與相互制約的內在規律及對地下水運動的影響,其計算步驟比較簡便,計算評價量相對較少,因此在生產實踐中得到廣泛應用。
首先將地熱田內熱儲層段進行概化,使其基本符合該地下水非穩定流計算的要求。一般採用泰斯公式,給出開采量和開采時間,計算地熱田內水位下降情況,控制合理水位降時的水量和時間便為地熱田內熱水可采資源量和可采年限。
解析解泰斯公式見式5-16:
沉積盆地型地熱田勘查開發與利用
式中:r為計算點距開采井的距離(m);t為開采井開采時間(d);S(r,t)為距開采井r處t時刻的壓力降深(m);Q為開采井開采量(m3/d);T為熱流體儲集層的導水系數(m2/d);u為井函數的自變數;W (u)為井函數或指數積分函數;S*為彈性釋水系數;K為熱流體儲集層的滲透系數(m/d);M為熱流體儲集層的厚度(m);k為滲透率(m2);ρ為介質的密度(kg/m3);g為重力加速度(m/s2)。
對於多井開採的情況,根據群井開採的疊加原理,某一點處的降深為
沉積盆地型地熱田勘查開發與利用
式中:ri為第i個開采井距計算點距離(m);n為開采井數;Qi為第i個開采井的采量(m2/d);ui為對應第i眼井的井函數自變數。
其他變數說明參見式(5 26)
對於多井開采,開采量呈階梯狀變化時的情況,則計算公式如下:
沉積盆地型地熱田勘查開發與利用
式中:Qi,j為第i開采井第j時段的采量;L為總時段數;ui,j為對應第i個開采井j時段的井函數自變數;tj為第j時段的開始時間(d)。
其他變數說明參見式5-16。
滲透系數與滲透率的求取:
水文地質學把岩石本身可以通過流體的能力稱為滲透系數(用K表示)。地熱、石油等則稱為滲透率(用Kd表示)。水文地質學是以常溫水為研究對象,其物理性質(容重、黏度)變化很小,可以忽略不計。而對地熱水等流體則不可忽視。
根據達西定律,通過多孔介質的流量Q與滲透系數K、水頭損失h,以及垂直於流向的滲透面積A成正比,與水流經的長度l成反比,即式5-19所示:
沉積盆地型地熱田勘查開發與利用
滲透率的物理意義是流體在孔隙介質中滲透時,當量的孔道截面積大小。通常把通過滲透面積A為1cm2、長度Δl為1cm的岩樣,壓差ΔP為1atm(101325Pa),液體黏度μ為1CP(1mPa·s),流量Q為1cm2/s的滲透能力作為多孔介質的滲透率,即式5-20所示:
沉積盆地型地熱田勘查開發與利用
滲透率的單位為m2,稱為達西。在實際應用中,多採用毫達西,即千分之一達西。
滲透系數的量綱為(長度/時間),滲透率的量綱為(長度)2。兩者的關系為式5-21所示:
沉積盆地型地熱田勘查開發與利用
式中:ρ為液體密度;g為重力加速度;μ為液體的黏度。
黏度μ和密度ρ可以通過查表得出,由此可以算出Kd或K(表5-7)。
表5-7 不同水溫情況下滲透率為1達西時與滲透系數換算表
滲透率可以通過試驗室試驗及抽水試驗取得。
2.補給量計演算法
首先將地熱田內熱儲層概化,使其基本符合穩定流計算要求,然後計算地熱田內水位下降到一定程度可獲得的徑流補給量,將其視為地熱水可采資源量,採用達西公式計算。該方法應基本掌握地熱水補排方向,可設立合理的徑流補給斷面。
3.類比法
與地熱地質條件相似的已采地熱田進行比擬,選取適當的比例系數,估算計算區地熱水可采資源量。
4.動態分析法
利用已有的動態觀測資料,分析地熱開采區內,地熱水開采量與水位下降的關系,概略確定每下降1m的熱水可采量,進而推測最大可能降深時的地熱水可采資源量及可采年限,以此作為地熱田地熱資源評價的依據。該方法適用於已開發利用的地熱田。該結果通常比較接近實際。
5.數值解法
在有動態監測資料的地熱田,根據各自不同的地熱地質條件選擇合適的數學模型,較准確的計算和評價其地熱資源,可據地熱田對開采量的需要和變化,隨時預測其水位變化趨勢,進而為地熱田的科學管理提供依據。
在地下水資源評價中,需要通過求解相應的數學模型得到水位的變化過程與水文地質參數等。數學模型是用來描述一個系統的結構、空間形式、邊界條件和系統內部運動狀態等的一組數學關系式。許多描述實際問題的數學模型往往歸結為求解一些很復雜的非線性偏微分方程,通常用經典的解析法處理是很困難的。一般的處理辦法是把偏微分方程轉化為線性代數方程組,然後求解,這屬於離散近似的計算方法,所要尋求的不是域內的連續函數而是域內各結點上函數的近似值。
地下水非穩定運動理論是以質量守恆性(連續性原理)與能量轉換性(達西定律)為基礎,對任何復雜的地下水流系統都可以建立其相應的數學模型,即支配地下水運動的偏微分方程及決定其解的初始條件與邊界條件。
但數學模型的求解常取決於地下水流系統中水文地質條件能夠概化的程度。一般來說,只有當滲流區域的幾何形狀比較簡單,是均質、各向同性的情況下才能獲得其解析解。但在實際應用中,所遇到的水文地質條件往往是比較復雜的,如滲流區域形狀不規則;含水層是非均質的,含水層的厚度隨時間、空間而變化,隔水底板起伏不平;地下水的補給源中包含有線性補給或局部的面狀(小區域)補給;排泄條件的復雜性與變化;含水層不同地段的各向異性;由於抽水而使含水層中部分區域由承壓水變成無壓水等。對於這樣的區域,採用解析法從理論上求解地下水流運動規律就十分困難,以至無法求解,或者即使得到解析表達式,也仍難於用常規的數學方法求解。如果不顧具體水文地質條件,而一味套用地下水流運動的解析公式必定會因實際問題的過度簡化而使所得的計算結果與實際不符,從而失去了實用價值。由於地下水流系統的復雜性,極大地制約了解析解的應用。對於復雜條件下的地下水運動問題,當前最有效的方法是採用數值計算方法。
20世紀60年代以來,隨著計算機技術的迅速發展,數值方法作為一種求解近似解的方法被廣泛用於地下水水位預報和資源評價中。數值方法是採用離散化的方法來求解數學模型,從而得到研究區域內有限個離散點上的未知函數值。離散化的方法是將研究區域劃分成為若干個較小的子區域或稱為單元,即化整為零,這些單元的集合體代表的研究區域,即又積零為整。雖然所得解為數值解(即是數值的集合,是數學模型的近似解),但是只要將單元大小和時段長短劃分得當,即對空間步長和時間步長取值合適,計算所得的數值解便可較好的逼近實際情況而滿足計算精度的要求。由於數值方法可以較好的反映復雜條件下的地下水流狀態,具有較高的模擬度,因此在理論和實際應用方面都發展的比較快。
盡管世界上相關模擬軟體多達數百個,但由於地下水系統的復雜性,到目前為止,還沒有任何一種模擬軟體能解決一切地下水問題。模擬者應根據自己所從事的研究領域及模擬任務選擇合適的軟體。目前模擬軟體GMS,Visual MODFLOW,Visual Groundwater,PHREEQC,HST3D和TNTmips都是比較流行的軟體。
模擬的關鍵是概念模型的建立和模型的校正與驗證。概念模型的建立是一個非常復雜的過程,即需要充分了解模擬區的地質、構造、水文地質、水文地球化學、岩石礦物、氣象、水文、地形地貌、工農業利用等一切與地下水的關系,在此基礎上,結合模擬的任務,才能建立一個比較合理可靠的概念模型。任何用於預測的模型都必須經過校正和驗證,未經校正和驗證的模型預測是不能被認可的。
數值法求解地下水流數學模型的基本步驟如下:
1)將研究區域按照某種規則進行剖分或稱離散化。剖分的原則和剖分後形成的子區域形狀取決於所採用的數值方法,從而將研究區域劃分為若干個子區域單元。對於非穩定流問題,尚需將計算時間也進行離散化,即將計算時間離散為若干個時段。
2)將每個小單元作為地下水的小均衡域,並定義特徵點上的各種物理量。
3)建立某一個時段內結點之間制約各種物理量的關系式,關系式一般表達為代數方程。
4)利用初始條件和邊界條件(即初邊值問題),建立在某一個劃分時段內邊界結點與內部結點的關系式。
5)求解上述3),4)所構成的代數方程組,就可求得某一計算時刻,研究區域上各離散點的水位H值,其集合{H}即是滲流區域上某一時刻地下水水位H的近似解,單元剖分的越小,{H}的模擬度就越高;
6)重復3)～5),可計算下一時刻的水頭{H}集合值。
由於建立代數方程組的方法不同,也就產生了各種不同的離散化方法,即不同的數值方法。地下水流計算常用的數值方法有有限差分法、有限單元法、有限體積法、邊界元法、有限分析法、配置法和特徵線法等。
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1鈥旈緳娼鍖;2鈥旀槍閭戝尯;3鈥旇埞钀ュ尯;4鈥斾赴婊″尯