水文地質三維建模軟體有哪些
㈠ 水文地質問題與數學模型
一般認為，研究自然或社會現象主要有機理分析和統計分析兩種方法。前者用經典的數學工具分析現象的因果關系；後者以隨機數學為工具，通過大量觀測數據尋求統計規律，最後以某種數學關系或數學模式來描述。其中，建立數學模型對現象進行模擬預測是非常重要的。在水文地質學中，從裘布依、泰斯建立的公式，直到目前模擬地下水量、水質的三維流模型，都說明了數學模型方法是水文地質學中非常重要的技術方法。特別是近年來數字計算機的高度發展和數值分析技術的不斷完善，數學模型已廣泛地應用於水文地質學（林學鈺等，1995年）。
一、數學模型
所謂數學模型，就是為了某個特定目的，對現實世界的某一特定對象作出一些必要的簡述和假設，而後運用適當的數學工具得到的一個數學結構。它或者能解釋特定現象的現實形態，或者能預測對象的未來狀況，或者能提供處理對象的最優決策或控制。地下水數學模型，就是運用數學的語言和工具，對水文地質條件和水資源的信息進行概化、翻譯和歸納的結果。數學模型經過演繹、推斷，給出數學上的分析、預報、決策或控制，再經過解釋，回到實際應用中去。最後經過實踐檢驗，如果結果正確或基本正確，則可以用來指導實際；否則要重新考慮概化、歸納過程，並修改數學模型，如圖15-1所示。
圖15-1 水文地質問題與數學模型的關系
從目前實際應用來看，地下水數學模型主要分為3大類，即解析模型、數值模型和多元統計模型。解析模型是由描述地下水流的微分方程的各種解析解組成，如泰斯公式、裘布依公式等。解析模型僅適用於含水層相對均質，幾何形狀簡單，范圍較小和源匯項簡單的地下水流問題。在建立地下水解析模型時，研究區的地下水條件通常由具有直線邊界、有效寬度、厚度和長度的「模型含水層」來模擬。模型的解是利用具有平均水力性質的理想含水層，根據鏡像理論和一定的地下水流方程式求得。
對於不適合解析模型的復雜條件，則可利用數值模型，通過建立相應的偏微分方程求得數值解。要建立數值模型，首先要把具有連續參數的含水層系統離散為若干個剖分單元，對時間變數也進行同樣離散。然後利用有限差分原理、有限單元原理或者邊界單元原理形成一組線性代數方程組。而後，藉助於數字計算機對這組線性代數方程組進行數值求解。根據建立方程的原理不同，可以產生有限差分法、有限單元法和邊界單元法等不同的數值模型。
由於地下水系統是一個多變數系統，因此，一些多元統計模型也可以用於解決地下水流問題。運用多元統計分析方法處理各種水文地質觀測數據，對地下水的某些特徵或規律進行評價、預測和探求地下水化學成分的分布和變化規律等，都可得到一定的定量信息。例如，多元回歸分析可以定量地建立地下水系統中一個變數和另一個變數或另幾個變數之間的數學關系表達式，從而研究各變數之間的制約和關聯關系，並進行評價和預測。再如，因子分析模型或對應分析模型則是把地下水系統中一些具有錯綜復雜關系的因子，通過某種內在聯系歸結為數量較少的幾個綜合因子，進而分析地下水樣品和變數之間的分布和成因關系，以獲得規律性的信息。隨著科學技術的發展，近來又出現了一些新的地下水多元分析模型，如時間序列模型、灰色系統模型等。它們在地下水管理過程中都起到了一定的積極作用。
二、地下水數學模型的建立與應用
數學模型的建立步驟並沒有一定的模式，但大體上具有以下過程。
首先，要了解和掌握野外水文地質條件及各種現象、信息和統計數據等，明確建立模型的目的和要解決的實際問題；然後，對具體的水文地質條件進行概化，建立水文地質概念模型。這一過程是建立模型的關鍵，不同的概化可導致不同的模型。如果概化不合理或過分簡單，會導致模型的失敗或部分失敗；如果概化得過分詳細，試圖把復雜的實際現象的各個因素都考慮進去，可能很難甚至無法繼續下一步的工作。因此，在這一階段，要求建模者有豐富的水文地質理論和實踐經驗，以辨別問題的主要因素和次要因素，盡量將問題均勻化、線性化。
水文地質概念模型建立後，利用適當的數學工具建立各個量（常量和變數）之間的關系，如利用偏微分方程描述地下水的運動等。這是建立模型的第二步。這項工作常常需要具有比較寬闊的數學知識，如微積分、微分方程、線性代數、概率統計及規劃論等。
第三步是模型求解和參數識別。在模型應用之前，要對所建立的模型進行驗證。這對於模型的成敗也是非常重要的。在水資源研究中，在應用地下水模型進行評價和預測之前，必須利用地下水歷史資料來模擬驗證地下水模型的可靠性和可信度。
由於地下水系統的響應是受系統外部的脈沖激發而產生的，對於地下水水量模型來說，響應即地下水水位，脈沖即地下水補給量或開采量。因此，歷史上系統對脈沖的響應狀況也就體現在系統的歷史水位資料上。如果地下水模型能夠較好地模擬地下水系統原型，那麼模型就應該能夠再現歷史上地下水位及其變化情況，這就是模型驗證思想的基本出發點。
對地下水模型驗證來說，就是根據野外和室內試驗結果及區域水文地質調查資料給出一系列水文地質參數的上下限范圍值，利用其中一組系統的最好參數初值來確定系統對外部脈沖隨時間的響應情況。這種響應結果就是系統狀態變數的計算值，它可以表達為地下水位或水中鹽分濃度的變化。然後，將計算值與系統的已知歷史資料作對比，如果資料整理和建模工作進行得較為准確完備，那麼模型初次運行就會得到較好的擬合結果。但一般所建模型與實體之間都會存在一定的差異，因此，都需要對模型系數（如貯水系數、導水系數、入滲率、彌散度和彌散系數等）作合理的調整，並通過計算機重新計算，再將計算值與歷史資料作對比。在參數限定范圍內，這種調整和擬合過程經常要重復進行，直到計算結果與歷史資料擬合得很好為止。這里的「擬合得很好」，一般具有兩層含義：一是指各個觀測孔之間擬合得很好；二是指系統總體流場擬合得很好。實踐證明，過分強調模型的最終「擬合」而忽視了水文地質概念模型失真度的檢查是不正確的。在這方面記住錢伯林（Chamberlin，1899）的告誡是很重要的。他說：「數學分析的嚴密性給人們以深刻印象，以及給人以精確而細致的感覺，但這不應蒙蔽我們，使我們看不到制約整個過程的前提的缺陷。建立在不可靠前提下苦心完成的細致的數學過程，恐怕比任何別的欺騙手段都更為隱蔽和更為危險。」
地下水模型一旦經過校正和驗證，就可以用於評價和預報。通過研究地下水系統對各種輸入的響應規律，它可以對不同的地下水管理方案進行合理、綜合的評價。將地下水模型與最優化模型耦合起來，就可以對各個地下水管理方案做全面的經濟、生態和環境的評價。因此，利用模型技術，不僅可以選擇技術經濟最優的管理方案，而且可以滿足系統的各種約束條件。
在水文地質學中，數學模型技術起著非常重要的作用，所應用的數學模型種類也很多，如本書前面提到的解析模型、數值模型等，此外還有利用隨機數學理論、優化理論等建立的模型。由於模型種類繁多，這里我們僅介紹幾種模型方法。
㈡ 定義水文地質數學模型的定解條件有哪些
水文地質，地質學分支學科，指自然界中地下水的各種變化和運動的現象。回水文地質學是研究答地下水的科學。它主要是研究地下水的分布和形成規律，地下水的物理性質和化學成分，地下水資源及其合理利用，地下水對工程建設和礦山開採的不利影響及其防治等。
㈢ 三維水文地質建模的應用需求
地質體三維模擬與可視化軟體應能輔助地質人員進行地質數據分析、地質體模型構建、地質體可視化和各種地質應用分析。主要功能需求包括如下方面：
1.地質體三維模擬資料庫管理
能夠管理用於構建地質體三維模型的基礎地質數據（指由地質人員整理、分析形成的各種地質數據，如鑽孔數據、樣品數據、物探成果數據、地質圖紙數據、影像數據等）和地質模型數據（地質界面和地質體模型構建後所生成的結果數據，如DEM數據、地質體的幾何特徵數據和屬性特徵數據）。
要具備對基礎地質數據的錄入、查詢、坐標變換、統計分析、2D和3D顯示、導入和導出功能。要具備對三維地質模型數據的查詢、修改等功能。
2.基於表面的三維地質體建模
能夠為用戶提供一個進行基於表面的三維地質體建模的可視工作環境，根據經過預處理的地質模型基礎數據，具有自動生成各種地質界面的功能，並可進行人機交互編輯，依據這些經過多次修改的面能夠自動生成三維地質模型數據。
3.基於剖面的三維地質體建模
剖面圖是常見的地質數據形式。所以應能夠為用戶提供一個進行基於剖面的三維地質體建模的可視工作環境，根據經過預處理的地質模型基礎數據（鑽孔數據、剖面圖數據等），能互動式生成三維地質模型數據。
4.三維地質體屬性變化分析
礦體等地質體內部的屬性（如品位）在空間上是變化的，進行屬性變數的空間變化分析是地質工作者的一項重要任務。為了達到這一目的，可以對已建地質體幾何模型進行立方體、長方體等形式的剖分，進而構建屬性變數的空間變化模型，實現屬性變數的空間變化分析。
5.地質體的三維可視化和屬性查詢
地質模型是由地質體組成的。對所建立的一個地區的三維地質模型要能夠進行整體顯示和部分顯示。因為當整體顯示時，礦體的空間變化可能就難以觀察清楚，所以需要將一個礦體單獨顯示或將某幾個礦體組合顯示。
對於所顯示的地質體，要能夠通過滑鼠點擊後顯示出其有關相應的屬性信息，如斷層的產狀、長度等信息。
6.地形面和地質界面的可視化飛行
為清晰地展現不同面（如地表面）的空間分布狀態，採用飛行可視化技術，依據軟體實現飛行觀察。飛行的空間面對象主要包括地表面和地質界面，其中地表面飛行的對象是DEM和衛星影像合成的三維表面，地質界面飛行針對的是一個地下的空間界面，要求建立虛擬的地下環境。
7.選定范圍地質模型的生成功能
用戶可以在有效區域范圍內任意選定特定區域，系統能自動按垂向提取范圍內的地質體進行動態顯示。這個過程應根據人的視覺感受，通過針對數據對象的提取與運算，生成基於地質模型不同對象的三維顯示效果；通過對圖形觀察視角的不斷改變，顯示三維立體對象的不同側面，形成動態變化效果。
8.任意地質剖面生成
提供用戶觀察與X-Y平面垂直的任意剖面數據分布情況的功能，要求剖面將指定深度范圍內的剖面圖繪制出來。
9.等值線和等值面的生成
基於三維地質模型數據，繪制選定范圍內任一空間面的等值線（如煤層底板等高線）和等值面（如礦體內部等品位面），繪制結果可採用公共數據格式存儲。
10.地質體剖面面積、體積的計算和礦體儲量計算
能夠在所建立的三維地質模型的基礎上，方便地計算出地質體的剖面面積、地質體的體積和礦體的儲量。
11.基於地質模型的地下遨遊
為更好地顯示地下三維地質對象的空間關系，用戶可以以鑽洞的方式對地下進行遨遊。
12.地質制圖
在構建的三維地質模型的基礎上，可以派生出許多有用的地質分析數據，如等值線、等值面、任意方位和任意傾角的地質剖面，地質人員需要將這些分析數據以圖紙的形式表達出來，所以系統還需要具有制圖的功能。
㈣ 放水試驗數值模擬及預測礦井疏水量
水文地質計算分析是水文地質條件評價由定性上升至定量的過程，是定量評價含水層和隔水層水文地質性質的重要工作，也是充分利用各種勘探、試驗、檢測、監測資料深化對礦井水害條件認識的重要工作。目前通用且成熟先進的礦井水文地質計算方法是水文地質數值模擬技術。
（一）數值模擬方法的基本概念
水文地質中的數值模擬方法就是利用刻畫地下水系統空間結構和水力特徵的數學模型作為工具，以數字模擬方法為手段來定量分析、評價、預測地下水系統的水文地質條件、參數結構、行為規律及其在擾動條件下的變化與響應。
數值模擬方法較之解析法乃至其他評價方法來說，它能夠比較全面充分地刻畫含水層的內部結構特點和模擬處理比較復雜含水層系統邊界及其他一般解析方法難以處理的水文地質問題。可以說，無論多麼復雜的水文地質問題，只要能歸結為利用一組數學方程刻畫的數學問題之後，藉助於大型計算機這個現代科技手段，總可以用數值模擬方法獲得對問題的定量化解答。所以，數值模擬方法是目前水文地質計算中一種強有力的數學工具，它的推廣應用標志著水文地質條件定量計算與分析進入了新的發展階段。
（二）數值模擬基本過程
採用數值模擬方法定量模擬評價礦井水文地質條件基本上可分為六大步驟：認真分析和研究礦區地質與水文地質條件，在礦井水文地質條件分析的基礎上建立模擬計算域的水文地質概念模型；根據水文地質概念模型及其礦井採掘條件建立計算域的數學模型；根據模擬計算區域的水文地質結構特點採用合理的方法離散化模擬計算區域；依據模擬計算區及其相鄰區域的水文地質試驗資料或水文地質長期觀測資料校正（識別）計算區域的水文地質參數，以獲得礦井水文地質條件的預測預報數學模型；利用未參與水文地質參數識別的水文地質試驗或其他觀測資料驗證（檢驗）所建立的礦井水文地質條件預測預報數學模型；運行所建立的礦井水文地質條件預測預報數學模型進行礦井涌水量及其他水文地質條件的預測預報（模型運轉）。現分別敘述如下。
1.建立模擬計算區的水文地質概念模型
在礦區水文地質調查和專門水文地質勘探的基礎上，根據對模擬計算區域內水文地質條件的認識和分析，綱要性地概化出研究計算區的水文地質概念模型。水文地質概念模型既取決於研究計算區的具體水文地質條件，但又不完全等於該區的實際水文地質條件。它是實際水文地質條件的概化和功能綱要，礦井水文地質概念模型要求明確和概化的主要內容有：
（1）概化確定模擬計算區的范圍及邊界條件
根據礦井水文地質勘探資料和礦井採掘要求，在明確了礦井主要充水含水層和模擬計算的含水層後，根據礦井對水文地質評價的要求，首先應圈出模擬計算區的范圍。一般情況下，模擬計算區最好是一個具有自身補給、徑流和排泄的獨立的天然水文地質系統，它具有自然邊界，便於較為准確地利用其客觀真實的邊界條件，避免人為劃定邊界時在資料提供上述的困難和誤差。但在實際工作中，我們所關心或劃定的模擬計算區域常常不能完全利用上述自然邊界。這時就需要充分利用水文地質調查、勘探和長期觀測資料等通過深入系統的水文地質條件分析建立人為的模擬計算邊界。
在利用含水層自然邊界有困難或在模擬計算區邊界因勘探試驗和觀測資料缺乏，不足以建立較為精確的人為邊界時，常常將已確定的計算范圍適當地向外延伸設置一層緩沖帶，緩沖帶的寬度視具體的水文地質條件和評價要求而定，一般為2～3層計算單元的寬度。緩沖帶的邊界一般以定水頭邊界或隔水邊界處理為宜。這種方法實際上就是對無限邊界的概化處理。
在計算范圍明確規定後，就要對所有邊界的水文地質性質進行詳細的研究和確定。一般情況下，只要含水層與常年有水的湖泊、河流、水庫等地表水體有直接的水力聯系時，不管是地表水排泄地下水，還是補給地下水，只要兩者之間存在密切的水力聯系，均可處理為第一類邊界條件。但是，對於自由入滲的地表水體，則必須作為第二類邊界條件處理。
（2）概化模擬計算區域內含水層的內部結構特徵
通過對含水層結構類型、埋藏條件、導儲水空隙結構及水力特徵的分析研究，確定模擬計算區內含水層類型，如要明確所研究的目標含水層是承壓含水層、潛水含水層、半承壓含水層，或是承壓潛水含水層並存，在此基礎上要對含水層的空間分布狀態進行概化。對於承壓含水層來說，主要明確含水層厚度的變化規律及其在模擬計算區內厚度的分布，對於潛水含水層來說，主要是要明確含水層底板標高的變化規律及其在模擬計算區內底板標高的分布。其結果最好通過含水層等厚線圖或含水層底板等高線圖反映出來。含水層的滲透性（導水性）概化是根據含水層的滲透系數（或導水系數）及其主滲透方向和儲水系數在空間上的變化規律，進行均質化分區。所謂含水層水文地質參數的均質化分區就是根據對所模擬研究的含水層區域內地質與水文地質條件的分析，將研究區劃分為若干個亞區域，而且認為在每個亞區內含水層水文地質參數是相等的（含水層是均勻的）。實際上，絕對均質或各向同性的岩層是不存在的，均質性劃分也只是相對的，只要含水層的水文地質參數變化不大，則可相對地在亞區內視為均質。一般情況下，鬆散岩層中的孔隙含水層多屬於非均質各向同性，基岩裂隙或岩溶裂隙含水層則多屬於非均質各向異性含水層。
（3）概化模擬計算目標含水層的水力特徵
水力條件是驅動地下水運動的力源條件，不同的水力條件會形成不同的地下水運動形式。含水層水力特徵的概化主要包括三方面內容：一是滲流是否符合達西地下水流規律；二是含水層中的地下水流呈一維運動、平面二維運動還是空間三維運動；三是地下水水流運動是穩定流還是非穩定流。一般情況下，在鬆散沉積的孔隙含水層、構造裂隙含水層以及溶洞不大，均勻發育的裂隙岩溶含水層中，地下水流在小梯度水力驅動下多符合達西地下水流規律。只有在大溶洞和寬裂隙中的地下水在大梯度水力條件的驅動下才不符合達西水流規律。嚴格地講，在開采狀態下，地下水的運動都存在著三維流特徵，特別是在礦井排水形成區域地下水位降落漏斗附近以及大降深的疏放水井孔附近地下水的三維流特徵更加明顯。但是，在實際工作中，由於三維滲流場的水位資料難以取得，因此目前在實際模擬計算過程中，多數情況下將三維流問題按二維流近似處理，所引起的計算誤差基本上也能滿足礦井水文地質計算的要求。
（4）概化計算區域的初始水文地質條件
根據模擬計算區礦井水文地質定量評價的要求，選定模擬計算的初始時刻，求出模擬計算的初始流場（也就是計算起始的地下水流場）。模擬計算的初始條件包括計算區內的水力場，初始水文地質參數場，一類邊界的水位值，二類邊界的水力梯度值以及計算區內自然存在的地下水源、匯項。其中最常見的確定計算區內的水力場的方法就是根據區內觀測孔的水位資料，作出計算區在選定的初始時刻的等水位線圖，再根據等水位線圖最後求出所有剖分節點的水位。此外，也可通過計算機來模擬初始流場，即利用所選定的初始時刻以前時段的水位資料，來模擬計算出所選定的初始時刻的水位，這種方法只適用於被校正後的數學模型。否則模擬出來的初始流場可靠性也不大。一類邊界的初始水位及其源、匯項可根據實際觀測資料直接給定，二類邊界的初始水力梯度可根據邊界內外的水位觀測值通過等水位線分析或水力計算確定。計算區內初始參數亞區的劃分及其初始參數值一般根據含水層水文地質結構分析及其解析法所獲得的水文地質參數確定。
2.建立計算區刻畫地下水運動規律的數學模型
通過對上述概化後的水文地質概念模型的分析，就可建立計算區描述地下水運動的數學模型。實際上數學模型就是把水文地質概念模型的數學化，是用一組數學關系式來刻畫模擬計算區內實際地下水流在數量上和空間上的一種結構關系，它具有復制和再現實際地下水流運動狀態的能力。我們所談的數學模型主要是指由線性和非線性偏微分方程所表示的數學模型。對於一個實際的地下水系統來說，這樣的數學模型一般應包括描述計算區內地下水運動和均衡關系的微分方程和定解條件組成，定解條件中包含有邊界條件和初始條件。這樣的數學模型一般情況下很難通過常規的解析方法而獲得其精確解，通常都需藉助於現代化計算機，用數值方法對其進行求解以獲得其近似解。這就是數值模擬方法的來源。
地下水系統的數學模型根據研究的出發點和具體方法的不同，可分為以下幾種：線性模型和非線性模型、靜態模型與動態模型、集中參數模型與分布參數模型、確定型模型與隨機模型，等等。目前在礦井水文地質條件模擬預測中最常用的、最容易被一般水文地質技術人員所掌握的是確定型的分布參數模型。
3.數學模型數值求解的一般過程
（1）從空間和時間上離散計算域
當建立了刻畫地下水流特徵的數學模型之後，需要利用數值方法對模型進行求解，用於求解地下水流數學模型的方法較多，最常見的有有限單元法和有限差分法。無論是採用有限單元法還是有限差分法，都需要對模擬計算區域進行離散化剖分，剖分網格的形狀多種多樣，最常見的平面二維水流剖分網格有三角形和矩形，空間三維水流剖分網格有四面體和六面體，不管採用何種剖分方法，其解的收斂性與穩定性在很大程度上都取決於單元剖分的大小，為了保證解的收斂與穩定，剖分的單元一般不宜過大，特別是在水力坡度變化大的地方，單元應變小加密。對於非穩定流問題，還需要對模擬計算的時間段進行離散化，在水頭變化較快的時段內，時間步長應取的小些。在時段劃分上，一般原則是：在水頭變化快的時期，例如在疏排水的初期，時段步長應取得小些，劃分的時段應多些；在水頭變化緩慢的時期，例如在疏排水的中後期，時段步長可取得大些。一般情況下，有限差分法對時段步長的要求不像有限單元法那麼嚴格。
（2）校正（識別）計算區的數學模型
數學模型應是實際含水層及其水流特徵的復製品。根據水文地質模型所建立的數學模型，必須反映實際流場的特點，因此，在進行模擬預報之前，必須對數學模型進行校正，即校正其方程、參數以及邊界條件等是否能夠確切地反映計算區的實際水文地質條件。由此可見，校正模型實際上就是通過擬合實際觀測到的水文地質現象而反過來求得反映含水層水文地質條件的有關參數的過程。在數學上常稱之為反演問題或逆問題。
目前常用的識別數學模型所採用的方法大體可分為直接解法和間接解法兩大類。直接解法就是從含有水頭、水量和參數的偏微分方程或從已離散的線性方程組出發，把實際觀測的水頭代入，從中直接解出水量或參數的方法，即直接解逆問題。這類方法有數學規劃法、擬線性化法等。由於直接解法所需結點的水頭均應是實際觀測值，這在實際上很難辦到，所以該法應用較少。間接解法就是先給定一組參數或水量，代入已離散的方程，求解正問題，將計算值與實測值比較是否接近。在這個過程中，要不斷地去解正問題，不斷地比較計算值與實測值，最後求得最佳解。目前採用間接解法較為廣泛。間接解法又可分為兩種形式：一是人工調試計算參數，二是機器自動優選計算參數。人工調試就是人為給定未知量（參數或水量）進行正演計算，求得目標函數，並不斷地修改未知量，重復進行正演計算，直至求得的目標函數滿足誤差要求為止，這時的未知量即是所要求的參數或水量。人工調試方便、簡單，特別是在掌握計算區水文地質條件的基礎上，容易盡快達到誤差要求。機器調試是給定未知量的約束條件和參數自動尋優的數學方法，讓機器自動尋優，不斷地解正問題，求得目標函數達到極小值時的未知量，即是所要求的參數或水量。常用方法有單因素優選法、最優控製法等。
（3）數學模型的校驗
當通過參數反演獲得了數學模型的有關定量水文地質參數後，我們就獲得了用於礦井水文地質條件模擬預測的唯一確定的數學模型。為了在運行模型之前進一步確認模型的可靠性，可利用已知的水文地質觀測資料與模型運行的計算結果進行比較分析，以確認模型的正確性。如果校驗結果較好，則可利用模型進行礦井水文地質條件的預測分析，否則，尚需重新考核和校正數學模型。
（4）數學模型的運行與應用
經過識別和校驗後的數學模型，即可作為礦井水文地質條件和礦井涌水量預測預報的計算模型，可根據礦井開采條件、礦井水文地質要求進行多種問題的數值模擬計算。目前主要用於模擬預測不同條件下礦井疏降水量和疏降條件下的地下水流場。
4.數值方法的應用條件
雖然數值模擬方法在礦井水文地質條件定量分析和礦井涌水量預測方面有著明顯的優勢，但並不是在任何條件下都可得到很好的應用。數值模擬方法的成功應用必須建立在特定的條件之上。一般情況下，對一個礦區的礦井水文地質條件及其礦井涌水量進行數值模擬與預測時應具備下列基本條件：
1）必須有專門的地質與水文地質勘探資料嚴格控制礦井主要充水含水層（模擬的目標含水層）的空間賦存特徵，包括含水層的埋深、厚度、產狀、空間延展情況、結構類型（如含水層是單層的還是多層的）、頂底板岩層條件（有無天窗、缺失等），以及與主採煤層之間的位置關系。
2）要有專門的資料控制擬模擬的目標含水層的邊界條件。包括邊界的位置、物理結構、水文地質性質、可能出現的邊界隨時間變化（如分水嶺的移動、水位的動態變化、斷層受采礦擾動而發生活化等）、邊界外水體與邊界之間的關系等。
3）要有專門的水文地質試驗資料控制地下水的水動力學性質及其含水層的水文地質參數結構。包括地下水的流態（如層流還是紋流、一維流還是多維流、承壓水流還是無壓水流等）、含水層的滲透性能、越流條件、地下水水力梯度等。
4）要有大型群網觀測的抽放水試驗資料或具有區域性控製作用的地下水水力信息長期觀測資料。包括抽放水水量及其動態變化過程、抽放水過程中含水層水位及其變化過程、抽放水結束後地下水位回復程度及其回復過程。這些信息是進行水文地質條件反演和水文地質參數識別必不可少的信息。
5）其他影響含水層行為的相關信息。包括大氣降水及其時間分布、蒸發條件及其季節性變化、地表水系及其季節性變化、當地工農業用水及其開采情況、地表植被發育狀況等。這些因素會直接影響所建立的水文地質模型的准確性和真實性。
（三）超化礦水文地質計算的主要任務
1）分析處理L1-3灰岩放水試驗的水量、觀測孔水位資料，建立礦井疏水量預測預報的水文地質概念模型。
2）通過水文地質參數的反演計算，形成礦井目標充水含水層的定量水文地質參數場和礦井疏水量預測預報的水文地質數學定解模型。
3）計算預測礦井不同開采水平L1-3灰岩含水層的最大疏水量和最小疏水量，為建立礦井防排水系統提供依據。
4）計算預測礦井不同疏水條件下的地下水流場及其地下水位漏斗的擴展形態。
5）建立地下水疏降最優決策模型，提出最優疏水工程方案和疏水量時空分配方案。
（四）礦井水文地質計算方案
1）計算模型採用二維承壓水流數學模型。
2）計算方法採用有限元數值模擬技術。
3）計算所依據的基礎資料以井下放水試驗所獲得的所有可利用信息並結合歷史的勘探資料和礦井開采規劃資料。
4）計算程序為：水文地質概念模型的建立—水文地質條件模擬數學模型的建立—水文地質參數反演—礦井涌水量預測預報—疏水降壓孔的優化設計與計算。
㈤ 水文地質模型概化及其數值模擬模型
一、水文地質模型概化
（一）邊界條件
根據工作區區域地質、水文地質條件，以鬆散岩類孔隙水含水層為本次計算的目的層，將黑龍江、烏蘇里江、松花江、鴨蛋河、梧桐河、撓力河、七星河、別拉洪河及安邦河概化為一類水流邊界，即地下水與江河水位有較密切的水力聯系。平原與山地接觸地帶，地下水自山地向平原側向徑流的補給邊界，概化為二類水流邊界；而季節性積水的沼澤濕地為三類邊界。山地區（含區內的殘山丘陵區）及前第四系為隔水含水層，在計算模型中為不計算單元。邊界條件概化結果見圖4-1 。
圖4-1 三江平原邊界條件概化圖
（二）含水層參數分區
第四紀不同時期，工作區不同位置沉積了不同厚度與粒度的鬆散堆積物，使含水層在水平方向與垂直方向上均有分區性，根據工作區不同時期的岩相古地理特徵，將工作區的含水層參數分成6個區，見圖4-2～圖4-5。
二、數值模擬模型
將工作區地下水流系統概化為非均質各向同性、三維、非穩定流系統，用以下微分方程的定解問題描述：
三江平原地下水資源潛力與生態環境地質調查評價
式中：Ω為滲流區域，即工作區內有效計算單元所構成的區域，面積為39 415.68km2；Γ0為滲流區上邊界，即地下水的自由表面；Γ1為一類邊界，包括黑龍江、烏蘇里江、松花江、鴨蛋河、梧桐河、撓力河、外七星河、別拉洪河及安幫河等常年流水且與地下水有密切水力聯系的河流；Γ2為二類邊界，即除黑龍江、烏蘇里江以外的工作區邊界；Γ3為三類邊界，即工作區內季節性積水的沼澤濕地；h為含水層水位標高，m；h0為初始水位，m；h1為一類邊界江河水位，m；hs為三類邊界沼澤濕地水位，m；K為含水層滲透系數，m/d；S為地下水自由面以下含水層的儲水系數，m-1；μ為潛水含水層在潛水面上的重力給水度；ε為含水層源匯項，d-1；p為潛水面的蒸發和降水補給等源匯項；q2為二類邊界單位面積流量，m3/d；σ為沼澤濕地底部弱透水層的阻力系數，σ＝L/KS，L為弱透水層厚度，m，KS為弱透水層垂向滲透系數，m/d。
上述數學模擬模型應用三維模擬計算軟體進行求解計算。
㈥ 水文地質概念模型
一、基本模型
本區歷史上曾做過兩次地下水流數值模型（中國地質科學院水文地質環境地質研究所、甘肅省第二水文地質工程地質大隊，2000年6月；清華大學水利系水文水資源研究所與甘肅省水利水電勘測規劃設計研究院，2004年10月），兩次都是地下水二維流模型，且對研究區建立了三個模型分別模擬三個盆地。那麼，本研究如何設計模型?
如前所述，研究區諸盆地內，洪積扇頂部出山口河水滲漏補給後，地下水將以垂向為主地向下流動；洪積扇前緣地下水向泉口溢出也存在垂向分量；含水層之間弱透水層中的地下水也以垂向流動為主；本區所有的河流都是高度非完整的河流，非完整河底部的地下水也存在明顯的垂直流動；非完整抽水井附近的地下水流存在垂直流速分量，等等。因此，本區地下水流屬於三維流類型。
那麼，採用准三維流模型還是三維流模型呢?考慮到具體條件和建模目標——區域地下水資源評價與管理，實際含水系統的層數很多而模型分層又不宜過多，因此概化後的「弱透水層」中含有一定數量的砂層，即「弱透水層」是各向異性的。陳崇希等（2001）在蘇州市地面沉降模型研究中指出：「准三維流模型『誤差小於5%』的結論僅適用於弱透水層為各向同性介質；對於弱透水層的各向異性比為10時，誤差已超過27.7%，而且隨著弱透水層單位儲水系數的減小和模擬時間的延長，誤差還要增大，已存在超過30.5%的情況」。薛禹群（2003）也提出相似的定性見解。而本區概化的「弱透水層」滲透系數的各向異性比要遠遠地大於10，其誤差要明顯地增大。基於上述研究的成果，盡管三維流模型比准三維流模型的模擬工作量要大得多，本項目仍要採用三維流模型。這是本項研究與上述兩個模型設計上第一個重要差別。
另外，特別需要強調的是，本區的井孔中含一定數量的混合井孔，如果忽視它們的存在，將會導致模擬失真。因此，本項研究所建立的基本模型是含混合井孔的地下水三維不穩定流模型。
二、模型範圍及邊界條件
上面提到的兩個先期完成的模型都將北山山前戈壁前緣作為零流量邊界。本項研究考慮到北山仍得到降水入滲補給，且北山山前戈壁含水層組本身具有相當的地下水儲存功能，即有很高的調節儲量的能力，為此將模型範圍向北擴至北山地下水分水嶺處，即北山地下水分水嶺以南的北山山區均劃入模型內。此外，考慮到分隔玉門-踏實盆地和安西-敦煌盆地的北截山較為狹長，若作為隔水邊界處理則與實際條件不符；若作為弱透水邊界處理則難以給定邊界流量。為此，將北截山作為非均質的一個分區，將相鄰兩個盆地連成一個整體。玉門-踏實盆地與花海盆地之間原本存在數百米寬北石河沖積層的聯系帶，更不宜人為分隔成兩部分。如此，本項研究將三個盆地作為一個整體模型研究（圖5-1），其優點是顯而易見的，它既客觀地反映了諸盆地之間存在的水力聯系，又避免了給定人為邊界流量的困難。這是本項研究與上述兩個模型設計上第二個重要差別。
本項研究所建模型的總面積約為46140km2。根據前面對水文地質條件的論述，模型邊界條件的設置如下（見圖5-1）：
（一）北邊界
取北山地下水分水嶺為模型的北邊界，該邊界為零通量邊界。由於缺少地下水位資料，假定地下水分水嶺與地表分水嶺一致，其誤差對模型地區不致產生大的影響。
圖5-1 模型範圍及邊界條件圖
（二）南邊界
取南部寬灘山、南截山、火焰山和卡拉塔什塔格山山前基岩與第四系鬆散沉積物的分界線為模型的南邊界，該邊界為弱透水邊界。它反映南部祁連山區地下水對本研究區的補給。
（三）東邊界
取花海盆地和金塔盆地的地下水分水嶺處為模型的東邊界，該邊界為零通量邊界。
（四）西邊界
西邊界的設置是比較困難的。歷史上疏勒河是出甘肅省西界流入新疆的羅布泊，盡管疏勒河河水早已斷流，但估計地下水流仍向下游徑流。考慮到下游缺乏資料，包括含水系統的結構岩性和地下水位等基礎數據，我們取安西-敦煌盆地最西的一個觀測孔處（庫穆塔格沙漠的東界）為模型的西邊界。安西-敦煌盆地有部分地下水向西流入沙漠。該邊界在模型識別中作為第一類邊界，在模型預測中作為第二類邊界。
（五）上邊界
取潛水面為模型的上邊界。地下水通過該邊界接受河流、渠系、大氣降水（凝結水）及田間灌溉回歸水的入滲補給，並以蒸發蒸騰、泉水溢出的方式排泄。南陽鎮-雙塔水庫區段的疏勒河地下水與地表水直接聯系，取為第一類邊界。
（六）下邊界
因為下更新統（Qp1）為膠結砂礫岩，故取中更新統（Qp2）的底界為模型的底邊界，該邊界為零通量邊界。
㈦ 水文地質概念模型的同位素解釋
一、補給來源與機制
松嫩平原第四系孔隙潛水補給源為降水、山區和高平原側向徑流補給（圖5—31）。西部砂礫石台地為大氣降水和山區少量側向徑流，傾斜平原為砂礫石，降水入滲和大興安嶺山地河谷潛水補給，以及汛期河水補給。低平原潛水以降水補給為主，同時接受東部高平原潛水補給；烏裕爾河、雙陽河變為散流補給潛水，地下水的補給時期為近50 a來的補給。
圖5—27 松遼分水嶺邊界附近第四系承壓水的δ18O（‰）分布
圖5—28 松遼分水嶺邊界附近第四系承壓水的14C模型年齡（a）分布
圖5—29 松遼分水嶺邊界附近泰康組承壓水的14C模型年齡（a）分布
圖5—30 松遼分水嶺邊界附近大安組承壓水的14C模型年齡分布
圖5—31 松嫩平原地下水補給機制示意圖
北部訥謨爾河－科洛河地下水系統補給來源為當地降水與代表山區降水的地表水，地下水以垂直入滲補給為主，河流側滲為輔，其中當地降水補給占總補給的60%～73%。山區地表水補給占總補給的27%～40%。中部烏裕爾河－雙陽河地下水系統主要接受降水和地表水補給，地下水以垂直入滲補給為主；該系統北部高平原烏裕爾河附近補給來源為來小興安嶺山區降水通過地表河流補給，西南部低平原補給來源為當地降水。東部高平原呼蘭河－通肯河地下水系統和拉林河－阿什河地下水系統補給來源以當地降水垂直入滲補給為主。南部高平原第二松花江地下水系統補給來源為遠距離的長白山區降水，通過河流補給。北部山前傾斜平原和低平原的雅魯河－阿倫河－諾敏河地下水系統補給來源為西部山區降水，西南部山前傾斜平原和低平原霍林河－洮兒河－綽爾河地下水系統補給來源為距離較近的西部降水，地下水以垂直入滲補給為主。
第四系承壓水、新近系泰康組和大安組補給來源為西部山前和東部高平原地下徑流。第四系承壓含水層地下水多為近50 a來的補給，在吉林中部具有古補給的特徵。新近系泰康組和大安組除西部和北部地區有近期水補給外，其他地區為古補給，補給時期大於一萬年。第四系承壓含水層與上層潛水和下伏泰康組含水層之間水力聯系密切，大安組相對封閉性較好。除周邊山前平原和東部高平原附近發生現代補給外，泰康組和大安組含水層中的地下水多為古補給。
第四系承壓水通過西部山前扇形平原及北部和東北部高平原的弱透水邊界，接受側向潛水補給。在盆地北部、西部邊緣地帶，承壓含水層頂板變薄，局部缺失，且孔隙承壓水水位多低於上覆潛水水位，潛水以「天窗」形式向下補給承壓水，在嫩江與第二松花江匯合地帶，承壓水以頂托或越流形式向上補給河谷潛水。
新近系泰康組與上覆第四系承壓水和潛水有較好的水力聯系，在邊緣地帶與孔隙潛水接觸，通過強透水邊界可得到自上而下的直接或越流形式補給。在西部及西北部邊緣得到基岩裂隙水側向徑流補給。大部分地區，下伏的大安組、依安組承壓水水位高於該層承壓水水位，下伏承壓水自下而上的頂托和越流補給。該層承壓水徑流速度緩慢，由南北向中部徑流，在嫩江與松花江匯合地帶，以向上頂托或越流形式補給河谷潛水。
大安組承壓水主要接受北部、東部高平原孔隙潛水及西部丘陵山區基岩裂隙水側向徑流補給。地下水徑流緩慢，徑流方向總體上為由北向南，在嫩江與松花江匯合處，以越流形式向上補給上覆含水層。
高平原白堊系承壓水主要接受高平原孔隙潛水及丘陵山區基岩裂隙水的側向徑流補給，在局部地表出露地帶可直接或間接接受大氣降水的補給。地下水徑流比較緩慢，總體流向為北西—南東向。
二、地下水流動與邊界特徵
圖5—32 松嫩平原地下水流動模式
松嫩平原地下水流動主要存在局部地下水流和區域地下水流（圖5—32），局部地下水流系統存在於整個平原的淺部，主要形成於潛水含水層，由降水、灌溉水、地表水補給；在垂向入滲至含水層後，向排泄區流動，在某些低窪地帶溢出地表，循環深度一般為50 m，山前區可達100 m以下。區域地下水流存在於深部承壓含水層，地下水年齡老，為遠距離補給，補給來源為周邊降水和地表水的入滲補給；以側向水平徑流方式流向盆地中心運動，通過盆地中心承壓含水層向上越流補給潛水。總體來說，松嫩平原地下水流的總趨勢是由東部、北部和西部三面山區流入盆地，在第二松花江和嫩江匯流處形成松嫩盆地區域地下水的排泄中心。盆地地下水通過嫩江、第二松花江河谷第四系孔隙潛水排向松花江。
山前傾斜平原的砂礫石扇形地台地及白堊系統碎屑岩與大興安嶺山地基岩銜接，為弱透水補給邊界。高平原黃土狀土覆蓋區，白堊系碎屑岩及其風化帶直接與長白山地基岩接觸，為弱透水補給邊界。南部松遼邊界具有相對的隔水性，在天然狀態下可視為零通量邊界。
三、補給強度和地下水更新
松嫩平原地下水氚含量分布深度說明：山前平原現代地下水循環深度可達100m，平均補給強度126mm/a；中部低平原小於80m，平均補給強度60mm/a；東部和南部高平原現代地下水循環深度小於50 m，平均補給強度59 mm/a。這些地下水平均滯留時間小於50 a，更新性較好。
第四系承壓現代年齡地下水分布在林甸—齊齊哈爾以北、齊齊哈爾—泰來—白城以西的山前台地和乾安—肇州以東的高平原。這一地區為主要補給區，平均補給強度為6.2 mm/a，具有一定的更新能力，其餘地區14C模型年齡5～10 ka（BP），地下水更新性較差。
新近系泰康組現代年齡地下水分布在林甸—齊齊哈爾以北和乾安—前郭以東，現代補給僅發生在山前和接近東部高平原的局部地區，其餘地區地下水為古補給，低平原中部年齡8～15 ka（BP）；新近系大安組現代年齡的地下水分布在北部訥河、沿山前一帶以及與東部高平原相接地帶，為地下水的補給區，低平原中部年齡11～23 ka（BP）。對於該兩組含水層來說，現代補給僅發生在周邊地區，平均補給強度2.8 mm/a；低平原中部為古補給，這兩組含水層地下水流動緩慢，更新性較差。