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库尔洛夫式在线计算与水化学分析工具
免费在线完成库尔洛夫式计算与地下水水化学分析：输入离子浓度后自动换算 meq/L 和毫克当量百分比，判定水化学类型与电荷平衡误差，并输出 Piper 三线图、主要离子等当量关系图和 Na-K-Mg 三角图；稳定同位素模块可绘制 δ¹⁸O–δD 关系图并估算补给高程。剖面校正和地层厚度模块按原 Excel 表的字段与计算关系实现，Excel 上传仅用于快速导入。
适用内容：库尔洛夫式计算、meq/L 换算、离子当量百分比、水化学类型判定、Piper 三线图在线绘制、Na-K-Mg 地热温标判读，以及 δ¹⁸O–δD 稳定同位素补给高程计算。全部计算在浏览器本地完成。
01
库尔洛夫式计算
主分析离子排列在前：Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl⁻、SO₄²⁻、HCO₃⁻；其他离子统一放在后面。所有浓度均以 mg/L 输入。
Piper 数据：仅取 Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺+K⁺、Cl⁻、SO₄²⁻、HCO₃⁻+CO₃²⁻，分别换算为 meq% 后绘图；其他离子仅参与库尔洛夫式、电荷平衡和矿化度计算。
| 样品 | 主要离子（mg/L） | 其他离子（mg/L） | 操作 | ||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Na⁺ | K⁺ | Ca²⁺ | Mg²⁺ | Cl⁻ | SO₄²⁻ | HCO₃⁻ | CO₃²⁻ | Fe²⁺ | Fe³⁺ | Al³⁺ | NH₄⁺ | F⁻ | NO₃⁻ | ||
从 Excel / 表格批量粘贴多组水样
推荐列顺序：样品、Na、K、Ca、Mg、Cl、SO4、HCO3、CO3、Fe2、Fe3、Al、NH4、F、NO3（mg/L）。后面的其他离子可以省略。
RESULT
库尔洛夫式计算结果
水化学类型按全部已输入离子的当量百分比判定：阳、阴离子分别以各自总 meq/L 为 100%，所有大于等于 25% 的离子均列入类型；不会因某一离子超过 50% 而省略其他达到或超过 25% 的离子。
| 样品 | 矿化度 M (g/L) | Σ阳离子 (meq/L) | Σ阴离子 (meq/L) | 平衡误差 | 水化学类型 | 库尔洛夫式（简式） |
|---|
ION %
各离子当量浓度及占比
每个离子的百分比均按其电荷类别分别计算：阳离子 meq/L ÷ Σ阳离子，阴离子 meq/L ÷ Σ阴离子。达到或超过 25% 的百分比会高亮，并参与“水化学类型”命名。
| 样品 | Na⁺ meq/L | Na⁺ %Σ阳离子 | K⁺ meq/L | K⁺ %Σ阳离子 | Ca²⁺ meq/L | Ca²⁺ %Σ阳离子 | Mg²⁺ meq/L | Mg²⁺ %Σ阳离子 | Cl⁻ meq/L | Cl⁻ %Σ阴离子 | SO₄²⁻ meq/L | SO₄²⁻ %Σ阴离子 | HCO₃⁻ meq/L | HCO₃⁻ %Σ阴离子 | CO₃²⁻ meq/L | CO₃²⁻ %Σ阴离子 | Fe²⁺ meq/L | Fe²⁺ %Σ阳离子 | Fe³⁺ meq/L | Fe³⁺ %Σ阳离子 | Al³⁺ meq/L | Al³⁺ %Σ阳离子 | NH₄⁺ meq/L | NH₄⁺ %Σ阳离子 | F⁻ meq/L | F⁻ %Σ阴离子 | NO₃⁻ meq/L | NO₃⁻ %Σ阴离子 |
|---|
PIPER
Piper 三线图
采用三角形—菱形标准布局、20% 网格、百分比刻度和多组样品图例；同一水样在三个投影区使用同一颜色与符号。
ION EQUILINE
主要离子等当量关系图与水–岩作用判读
依据库尔洛夫式输入数据自动换算为 meq/L，绘制 Na⁺+K⁺—Cl⁻ 与 Ca²⁺+Mg²⁺—HCO₃⁻+SO₄²⁻ 两组 1:1 等当量关系图，并按样品相对等当量线的位置给出机制提示。
判读原则：两幅图均采用当量浓度（meq/L），因此 1:1 线表示正、负离子电荷当量的化学计量对应关系，而不是 mg/L 的质量比。
① Na⁺+K⁺ 对 Cl⁻：接近 1:1 时，若 K⁺贡献较小，可视为岩盐（NaCl）等氯化物盐溶解的重要指示；位于线上方表示 Na⁺+K⁺ 相对过量，常与 Na/K 硅酸盐风化及/或阳离子交换释放 Na 有关；位于线下方则表示 Cl⁻ 相对过量，应考虑额外 Cl⁻ 来源及/或反向阳离子交换。由于经典判别多采用 Na⁺—Cl⁻，当 K⁺占比明显时需谨慎解释。
② Ca²⁺+Mg²⁺ 对 HCO₃⁻+SO₄²⁻：接近 1:1 时，符合方解石、白云石与石膏/硬石膏等矿物溶解的总体化学计量特征；位于线下方（HCO₃⁻+SO₄²⁻ 过量）常见于阳离子交换消耗 Ca/Mg，以及 Na/K 硅酸盐风化使 HCO₃⁻ 由 Na/K 配平；位于线上方（Ca²⁺+Mg²⁺ 过量）更常见于反向阳离子交换或 Ca/Mg 由 Cl⁻、NO₃⁻ 等其他阴离子配平。因此，“线上方=碳酸盐溶解、线下方=硅酸盐溶解”并不是普遍成立的唯一解释。
自动位置分类：网页为便于批量判读，将纵/横当量比 0.90–1.10 归为“1:1 线附近”；该 ±10% 阈值只是显示规则，不是文献规定的统一地球化学界线。实际结论应结合地层岩性、饱和指数、Cl⁻/Br⁻、SiO₂、离子交换指数及同位素等证据综合判断。
主要文献： Zhou, P., Li, M. & Lu, Y. (2017), Hydrochemistry and Isotope Hydrology for Groundwater Sustainability of the Coastal Multilayered Aquifer System (Zhanjiang, China), Geofluids, 2017:7080346， DOI: 10.1155/2017/7080346； Datta, P.S. & Tyagi, S.K. (1996), Major Ion Chemistry of Groundwater in Delhi Area: Chemical Weathering Processes and Groundwater Flow Regime, Journal of the Geological Society of India 47:179–188， DOI: 10.17491/jgsi/1996/470205； Cerling, T.E., Pederson, B.L. & von Damm, K.L. (1989), Sodium-calcium ion exchange in the weathering of shales: Implications for global weathering budgets, Geology 17:552–554， DOI: 10.1130/0091-7613(1989)017<0552:SCIEIT>2.3.CO;2； Fisher, R.S. & Mullican, W.F. (1997), Hydrochemical evolution of sodium-sulfate and sodium-chloride groundwater beneath the Northern Chihuahuan Desert, Trans-Pecos, Texas, USA, Hydrogeology Journal 5(2):4–16， DOI: 10.1007/s100400050102。
① Na⁺+K⁺ 对 Cl⁻：接近 1:1 时，若 K⁺贡献较小，可视为岩盐（NaCl）等氯化物盐溶解的重要指示；位于线上方表示 Na⁺+K⁺ 相对过量，常与 Na/K 硅酸盐风化及/或阳离子交换释放 Na 有关；位于线下方则表示 Cl⁻ 相对过量，应考虑额外 Cl⁻ 来源及/或反向阳离子交换。由于经典判别多采用 Na⁺—Cl⁻，当 K⁺占比明显时需谨慎解释。
② Ca²⁺+Mg²⁺ 对 HCO₃⁻+SO₄²⁻：接近 1:1 时，符合方解石、白云石与石膏/硬石膏等矿物溶解的总体化学计量特征；位于线下方（HCO₃⁻+SO₄²⁻ 过量）常见于阳离子交换消耗 Ca/Mg，以及 Na/K 硅酸盐风化使 HCO₃⁻ 由 Na/K 配平；位于线上方（Ca²⁺+Mg²⁺ 过量）更常见于反向阳离子交换或 Ca/Mg 由 Cl⁻、NO₃⁻ 等其他阴离子配平。因此，“线上方=碳酸盐溶解、线下方=硅酸盐溶解”并不是普遍成立的唯一解释。
自动位置分类：网页为便于批量判读，将纵/横当量比 0.90–1.10 归为“1:1 线附近”；该 ±10% 阈值只是显示规则，不是文献规定的统一地球化学界线。实际结论应结合地层岩性、饱和指数、Cl⁻/Br⁻、SiO₂、离子交换指数及同位素等证据综合判断。
主要文献： Zhou, P., Li, M. & Lu, Y. (2017), Hydrochemistry and Isotope Hydrology for Groundwater Sustainability of the Coastal Multilayered Aquifer System (Zhanjiang, China), Geofluids, 2017:7080346， DOI: 10.1155/2017/7080346； Datta, P.S. & Tyagi, S.K. (1996), Major Ion Chemistry of Groundwater in Delhi Area: Chemical Weathering Processes and Groundwater Flow Regime, Journal of the Geological Society of India 47:179–188， DOI: 10.17491/jgsi/1996/470205； Cerling, T.E., Pederson, B.L. & von Damm, K.L. (1989), Sodium-calcium ion exchange in the weathering of shales: Implications for global weathering budgets, Geology 17:552–554， DOI: 10.1130/0091-7613(1989)017<0552:SCIEIT>2.3.CO;2； Fisher, R.S. & Mullican, W.F. (1997), Hydrochemical evolution of sodium-sulfate and sodium-chloride groundwater beneath the Northern Chihuahuan Desert, Trans-Pecos, Texas, USA, Hydrogeology Journal 5(2):4–16， DOI: 10.1007/s100400050102。
INTERPRETATION
样品位置自动解释
表中“位置”仅描述相对 1:1 线的几何关系；“解释”给出与文献一致的优先机制及必要的非唯一性说明。
| 样品 | Cl⁻ (meq/L) | Na⁺+K⁺ (meq/L) | (Na+K)/Cl | 图①位置 | 图①解释 | HCO₃⁻+SO₄²⁻ (meq/L) | Ca²⁺+Mg²⁺ (meq/L) | (Ca+Mg)/(HCO₃+SO₄) | 图②位置 | 图②解释 |
|---|
Na-K-Mg
Na-K-Mg 三角图与理论热储温度
以 Na/1000、K/100、√Mg 的归一化值绘制 Giggenbach Na-K-Mg 三角图。根据样品所处平衡区间自动选择推荐温标：完全平衡区优先采用 Na-K 温标，局部平衡区优先采用 K-Mg 温标；非平衡区仅作定性识别，不直接给出推荐热储温度。
平衡曲线与温标：完全平衡线按
Na=457·K^0.37·Mg^0.315，平衡下限按 Na=100·K^0.37·Mg^0.315 自动生成；平衡曲线从 0 ℃开始绘制至 360 ℃，每 20 ℃保留一条等温虚线；温度文字从 0 ℃起每 40 ℃标注一次，最高显示至 320 ℃（不显示 360 ℃）。温度标注统一采用 Times New Roman。完全平衡区采用 Giggenbach Na-K 温标 T(℃)=1390/(log10(Na/K)+1.75)-273.15；局部平衡区采用 K-Mg 温标 T(℃)=4410/(14-log10(K²/Mg))-273.15。Na、K、Mg 均使用同一质量浓度单位（网页输入为 mg/L）。| 样品 | Na/1000 | K/100 | √Mg | 平衡区间 | 推荐计算公式 | Na-K 温标 (℃) | K-Mg 温标 (℃) | 理论热储温度 (℃) | 说明 |
|---|
非平衡区（immature water）的处理方法：
Na-K-Mg 图的“非平衡区”表示水—岩反应尚未达到适合阳离子温标的平衡状态，因此 不建议直接把 Na-K 或 K-Mg 的结果作为热储温度。
若有 SiO₂ 数据，可改用硅温标并与地质条件、混合过程及其他温标交叉验证：
石英（无蒸汽损失）
出处： Giggenbach, W.F. (1988), Geothermal solute equilibria. Derivation of Na-K-Mg-Ca geoindicators, Geochimica et Cosmochimica Acta 52:2749–2765, DOI: 10.1016/0016-7037(88)90143-3； Fournier, R.O. (1977), Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems, Geothermics 5:41–50, DOI: 10.1016/0375-6505(77)90007-4。
Tq(℃)=1309/(5.19-log10(SiO₂))-273.15；
玉髓 Tch(℃)=1032/(4.69-log10(SiO₂))-273.15，其中 SiO₂ 以 mg/L（或近似 ppm）计。
对明显混合水，还应结合硅-焓混合模型等方法，而不是强行从 Na-K-Mg 非平衡区读取热储温度。
出处： Giggenbach, W.F. (1988), Geothermal solute equilibria. Derivation of Na-K-Mg-Ca geoindicators, Geochimica et Cosmochimica Acta 52:2749–2765, DOI: 10.1016/0016-7037(88)90143-3； Fournier, R.O. (1977), Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems, Geothermics 5:41–50, DOI: 10.1016/0375-6505(77)90007-4。
混合水的计算方法：
对由深部热水与浅层冷水形成的二端元混合水，可优先采用 硅—焓（SiO₂–enthalpy）混合模型。设冷水混合比例为 X，则深部热水比例为 1−X，同时满足热量守恒和 SiO₂ 质量守恒：
整理后可分别得到：
其中 Hc、Hh、Hs 分别为浅层冷水、深部热水和地表混合泉水的比焓；Sic、Sih、Sis 分别为三者的 SiO₂ 浓度；X 为浅层冷水混合比例。实际求解时，通过改变假定的深部热水温度 Th，由水/蒸汽表取得 Hh(Th)，并由石英（或适用时玉髓）溶解度关系取得 Sih(Th)；当
简化的保守组分二端元混合：若某组分在混合过程中近似保守（常用 Cl⁻ 作为示踪量），则有
其中 Cc、Ch、Cs 分别为冷水、深部热水和混合水中该保守组分的浓度。该式可用于估算冷水混入比例，但只有在端元组成合理、且该组分未发生明显沉淀、吸附或挥发损失时才可靠。
沸腾或伴随蒸汽损失的混合水：单纯硅—焓模型可能不再适用，可采用 氯—焓（Cl–enthalpy）模型，基本二端元平衡关系为
其中 fh 为热水端元比例。对发生沸腾和蒸汽分离的样品，还需结合蒸汽损失线和水/蒸汽焓值进行校正，不能仅用上式直接替代完整的氯—焓图解。
适用条件：硅—焓模型主要适用于非沸腾的混合热泉，并要求深部热水的 SiO₂ 原始含量受石英（或适用矿物）溶解度控制、混合前后没有显著 SiO₂ 沉淀/再溶解，且混合后的导热冷却不显著；若存在明显沸腾、蒸汽逸失或多端元混合，应优先采用氯—焓图解及其他地球化学约束综合分析。
出处： Truesdell, A.H. & Fournier, R.O. (1977), Procedure for estimating the temperature of a hot-water component in a mixed water by using a plot of dissolved silica versus enthalpy, Journal of Research of the U.S. Geological Survey 5(1):49–52， USGS 原文； Fournier, R.O. (1977), Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems, Geothermics 5:41–50， DOI: 10.1016/0375-6505(77)90007-4； Fournier, R.O. (1979), Geochemical and hydrologic considerations and the use of enthalpy-chloride diagrams in the prediction of underground conditions in hot-spring systems, Journal of Volcanology and Geothermal Research 5:1–16， USGS 原文。
Hc·X + Hh·(1−X) = Hs
Sic·X + Sih·(1−X) = Sis
整理后可分别得到：
XH = (Hh−Hs)/(Hh−Hc)
XSi = (Sih−Sis)/(Sih−Sic)
其中 Hc、Hh、Hs 分别为浅层冷水、深部热水和地表混合泉水的比焓；Sic、Sih、Sis 分别为三者的 SiO₂ 浓度；X 为浅层冷水混合比例。实际求解时，通过改变假定的深部热水温度 Th，由水/蒸汽表取得 Hh(Th)，并由石英（或适用时玉髓）溶解度关系取得 Sih(Th)；当
XH ≈ XSi 时，对应的 Th 即为混合校正后的理论热储温度，深部热水比例为 1−X。
简化的保守组分二端元混合：若某组分在混合过程中近似保守（常用 Cl⁻ 作为示踪量），则有
Cs = Cc·X + Ch·(1−X)
X = (Ch−Cs)/(Ch−Cc)
其中 Cc、Ch、Cs 分别为冷水、深部热水和混合水中该保守组分的浓度。该式可用于估算冷水混入比例，但只有在端元组成合理、且该组分未发生明显沉淀、吸附或挥发损失时才可靠。
沸腾或伴随蒸汽损失的混合水：单纯硅—焓模型可能不再适用，可采用 氯—焓（Cl–enthalpy）模型，基本二端元平衡关系为
Hs = fh·Hh + (1−fh)·Hc
Cls = fh·Clh + (1−fh)·Clc
其中 fh 为热水端元比例。对发生沸腾和蒸汽分离的样品，还需结合蒸汽损失线和水/蒸汽焓值进行校正，不能仅用上式直接替代完整的氯—焓图解。
适用条件：硅—焓模型主要适用于非沸腾的混合热泉，并要求深部热水的 SiO₂ 原始含量受石英（或适用矿物）溶解度控制、混合前后没有显著 SiO₂ 沉淀/再溶解，且混合后的导热冷却不显著；若存在明显沸腾、蒸汽逸失或多端元混合，应优先采用氯—焓图解及其他地球化学约束综合分析。
出处： Truesdell, A.H. & Fournier, R.O. (1977), Procedure for estimating the temperature of a hot-water component in a mixed water by using a plot of dissolved silica versus enthalpy, Journal of Research of the U.S. Geological Survey 5(1):49–52， USGS 原文； Fournier, R.O. (1977), Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems, Geothermics 5:41–50， DOI: 10.1016/0375-6505(77)90007-4； Fournier, R.O. (1979), Geochemical and hydrologic considerations and the use of enthalpy-chloride diagrams in the prediction of underground conditions in hot-spring systems, Journal of Volcanology and Geothermal Research 5:1–16， USGS 原文。
02
氢氧稳定同位素与补给高程计算
输入水样 δ¹⁸O 和 δD（δ²H）值，绘制 δD–δ¹⁸O 关系图，计算 d-excess、相对选定大气降水线的偏移，并依据所选高程效应模型估算补给高程。δ 值单位均为 ‰，默认按 VSMOW 标度理解。
重要说明：δD–δ¹⁸O 大气降水线用于判断水样是否保持大气降水同位素关系；同位素—高程效应用于估算补给高程，两者不是同一个公式，因此本工具分开设置。补给高程优先使用研究区实测的局地降水同位素—高程关系；全国或全球经验关系只能作为区域尺度初步估算。
① δD–δ¹⁸O 关系图参考线
当前：δD = 7.48 × δ¹⁸O + 1.01
② 补给高程模型
δ¹⁸O = 8.892 − 0.041·Lon − 0.312·Lat − 0.002·H；反算 H (m)。适用范围来自 CHNIP 全国站点统计关系。
| 样品 | δ¹⁸O (‰) | δD / δ²H (‰) | 采样点高程 (m，可选) | 操作 |
|---|
从 Excel / 表格批量粘贴同位素数据
推荐列顺序：样品、δ¹⁸O、δD、采样点高程（高程可省略）。
δD–δ¹⁸O
氢氧稳定同位素关系图
样品采用空心圆标注并显示编号；参考线可在中国 CHNIP、中国常用全国线、GMWL 与当地自定义线之间切换；手机端图件会自动缩放适配屏幕。
RESULT
补给高程与补给特征判读
“补给源判读”提供学术版与简洁版两种表述。判读基于样品相对大气降水线的位置、d-excess 与估算补给高程，仅作为水文地球化学约束，不把单个点位偏移等同于唯一水源；最终结论应结合当地降水、河流/湖泊、雪融水端元及水文地质条件。
| 样品 | δ¹⁸O (‰) | δD (‰) | d-excess (‰) | 相对降水线偏移 Δ (‰) | 图上位置 | 补给源判读 | 估算补给高程 (m) | 相对采样点高差 (m) | 高程模型 | 说明 |
|---|
判读依据与文献：
1. Craig (1961) 给出的全球大气降水线为
2. Liu et al. (2014) 基于 2005–2010 年 CHNIP 928 组降水样品建立现代中国大气降水线
3. 中国同位素水文学文献中还广泛使用
4. Poage & Chamberlain (2001) 汇编全球山地研究，除部分特殊区外，δ¹⁸O 随高程升高的平均经验梯度约为 −0.28‰/100 m；它是梯度而不是绝对高程截距，因此计算绝对补给高程必须有当地参考点。DOI: 10.2475/ajs.301.1.1
5. Jasechko (2019) 的同位素水文地质综述指出，补给高程估算应优先建立当地降水同位素—高程关系；常用形式为
局地高程公式：自定义模型直接采用
自动判读阈值：网页默认把样品相对所选降水线的垂向残差 |Δ| ≤ 5‰ 归为“降水线附近”。该数值只是批量显示阈值，可在上方自行修改，并非文献规定的统一水文地球化学边界。
1. Craig (1961) 给出的全球大气降水线为
δD = 8δ¹⁸O + 10。水样接近大气降水线通常支持大气降水起源；明显沿较低斜率方向偏离并位于降水线下方，常见于入渗前/过程中蒸发或蒸发地表水混入。DOI: 10.1126/science.133.3465.1702
2. Liu et al. (2014) 基于 2005–2010 年 CHNIP 928 组降水样品建立现代中国大气降水线
δD = 7.48δ¹⁸O + 1.01，并给出全国空间回归 δ¹⁸O = 8.892 − 0.041Lon − 0.312Lat − 0.002Alt；全国平均 δ¹⁸O 高程梯度约 −0.13‰/100 m，青藏高原站点约 −0.30‰/100 m。DOI: 10.3402/tellusb.v66.22567
3. 中国同位素水文学文献中还广泛使用
δD = 7.9δ¹⁸O + 8.2 作为全国尺度参考关系；Zhang & Wang (2016) 对中国降水稳定同位素研究及区域大气降水线进行了综述。DOI: 10.1007/s11442-016-1307-y
4. Poage & Chamberlain (2001) 汇编全球山地研究，除部分特殊区外，δ¹⁸O 随高程升高的平均经验梯度约为 −0.28‰/100 m；它是梯度而不是绝对高程截距，因此计算绝对补给高程必须有当地参考点。DOI: 10.2475/ajs.301.1.1
5. Jasechko (2019) 的同位素水文地质综述指出，补给高程估算应优先建立当地降水同位素—高程关系；常用形式为
H = h + (δG − δP)/m。蒸发会使地下水偏离降水线并降低 d-excess，因此受明显蒸发影响的样品不宜直接用未校正的 δ¹⁸O 反算高程。DOI: 10.1029/2018RG000627
局地高程公式：自定义模型直接采用
δ = a·ALT + b，其中可选择 δD 或 δ¹⁸O，ALT 为海拔高度（Altitude，m），反算 ALT = (δ − b)/a。局地回归是补给高程估算的优先方案，使用时应同时报告回归样本范围、R²、季节/降水量加权方式及适用高程区间。
自动判读阈值：网页默认把样品相对所选降水线的垂向残差 |Δ| ≤ 5‰ 归为“降水线附近”。该数值只是批量显示阈值，可在上方自行修改，并非文献规定的统一水文地球化学边界。
03
地质—水文地质实测剖面校正表
字段和计算关系按原“剖面校正表打印”实现。输入导线号、X、Y 和地形图高程，其余列自动按原表公式计算。
原表公式：ΔX=Xᵢ−Xᵢ₋₁；ΔY=Yᵢ−Yᵢ₋₁；平距=√(ΔX²+ΔY²)；α=ROUND[DEGREES(ATAN(ΔX/ΔY)),0]；理论坡角=DEGREES[ATAN(高差/平距)]；β=ROUND(理论坡角,0)；校正斜距=ROUND[平距/cosβ,0]；校正高差=校正斜距·sinβ。剖面总方向 γ 按首末点坐标同法计算。
剖面总方向 γ：—累计平距：—累计校正高差：—
| 导线号 | X | Y | 方位角 α | 斜距 | ΔX | ΔY | 平距 | 累计平距 | 高程 | 高差 | 校正高差 | 累计高差 | 校正累计高差 | 理论坡角 | 坡度角 β | cosβ | 理论斜距 | 剖面总方向 γ | 操作 |
|---|
04
剖面地层厚度计算表
表头、输入项和中间计算列按原 Excel 表 A–V 列展开。导线方向、斜距、坡角、岩层产状、分层位置和分层代号均可直接在网页录入。
按原工作簿现有公式复现：γ=导线方向−岩层倾向；sinα、cosβ、cosγ、cosα、sinβ 自动计算；Y=sinα·cosβ·cosγ ± cosα·sinβ。原工作簿 T 列现有单元格计算实际采用 D=L·sinβ，网页按该现有公式保持一致；分层累计厚度按同一连续分层内 |D| 累加。
| 导线号 | 导线方向 | 导线斜距 | 累计斜距 | 分层位置 | 斜距（L） | 坡角（β） | 岩层产状 | 倾向与剖面线夹角 γ | Y=sinα·cosβ·cosγ ± cosα·sinβ | 真厚度 (m) D=L·Y | 分层代号 | 分层累计厚度 | 操作 | |||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 倾向 | 倾角 α | sinα | cosβ | cosγ | 积 | ± | cosα | sinβ | 积 | Y | ||||||||||||
📂 原始计算表下载
点击即可下载对应 Excel 原始计算表。