什麼是水文地質物理模型

㈠ 水文地質條件一般是指什麼

通常把與地下水來有關的問源題稱為水文地質問題，把與地下水有關的地質條件稱為水文地質條件。
水文地質指自然界中地下水的各種變化和運動的現象。水文地質學是研究地下水的科學。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。隨著科學的發展和生產建設的需要，水文地質學又分為區域水文地質學、地下水動力學、水文地球化學、供水水文地質學、礦床水文地質學、土壤改良水文地質學等分支學科。近年來，水文地質學與地熱、地震、環境地質等方面的研究相互滲透，又形成了若干新領域。

㈡ 水文地質概念模型概化導則

地下水流模擬是一實用性很強的技術，解決現實問題是它的根本目的。因此，建專立的水文地屬質概念模型需與一定時期的科學技術水平以及研究區的水文地質調查研究程度相適應，能用於解決社會、經濟發展中所面臨的地下水模擬與管理問題。

水文地質概念模型概化導則按 GWI-C6 執行。

㈢ 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。

㈣ 什麼是水文地質環境

簡單地說就是地下水

水文地質指自然界中地下水的各種變化和運動的現象。水文地質學是研究地下水的科學。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。隨著科學的發展和生產建設的需要，水文地質學又分為區域水文地質學、地下水動力學、水文地球化學、供水水文地質學、礦床水文地質學、土壤改良水文地質學等分支學科。近年來，水文地質學與地熱、地震、環境地質等方面的研究相互滲透，又形成了若干新領域。 二、課程研究對象
1.概念
地下水（groundwater）：賦存並運移於地下岩土空隙中的水。含水岩土分為兩個帶，上部是包氣帶 ，即非飽和帶 ，在這里，除水以外，還有氣體；下部為飽水帶，即飽和帶，飽水帶岩土中的空隙充滿水。狹義的地下水是指飽水帶中的水。
2.地下水
利：①分布廣泛，便於就地開采使用；②潔凈、不易被污染，水質普遍較優；③不佔用地表空間；④動態比較穩定；⑤供水量受氣候變化影響較小，具有較大到調蓄能力等。
害：①不合理的灌溉可造成次生鹽鹼化；②過量開采，可造成：在沿海地區，海水入侵，水質惡化；地面沉降，使區內建築物失去穩定；不同含水層之間誘發水力聯系，產生水的混合作用，使水質惡化；岩溶區地面塌陷；③其它，如礦坑涌水、基礎及邊坡的穩定問題等。
功能：①資源（不難理解）；②生態環境因子；③災害因子（乾旱或洪水）；④地質營力（滑坡、泥石流等）；⑤信息載體（找礦等）。

㈤ 　地質-物理模型

物探是現時了解大面積上深部地質情況的唯一方法。但物探測出的是物理場的空間分布模式，有的方法也提供物理場隨時間的變化特點（如激發極化法中的異常的衰減率，電磁法中不同期信道中的測量結果，地震法中的時距曲線等），總之，都是物理場的信息。因此，物探並不提供地下地質情況的直接信息，即地下存在什麼岩石和地質構造等，根據物理場只能求物理場的物理解。為了用物探解決找礦中的問題，首先是要提出要解決的與特定找礦階段找礦有關的地質問題，然後將地質問題轉變為物理問題，再將物理問題的物理解轉為地質問題的地質解。實現上述兩個轉變的關鍵技術問題是建立地質-物理模型（或稱物理-地質模型）。下面敘述有關這兩方面的問題。

將地質問題轉變為物理問題，首先是要正確地提出找礦過程中要解決的地質問題，這些地質問題有可能轉變為物理問題。

例如尋找埋藏深度大的錫石硫化物錫礦床，在我國雲南個舊地區，可以提出兩種不同的地質問題：第一種是用物探方法在地面直接找礦；第二種是用物探方法研究隱伏地質構造，圈出找礦有利地段。從所能獲得的結果考慮，第一種地質問題不能轉化為物理問題，第二種地質問題則可能轉化為物理問題，故只能選擇第二種地質問題。

從地質上已知此類大型礦床賦存在隱伏花崗岩體凸起的附近，因此，找礦要解決的地質問題是了解地下花崗岩體頂面起伏情況。

將地質問題轉變為何種物理問題，決定於與地質問題有關的各種岩石的物理性質，在個舊，經過少數地段岩石標本測定，本區花崗岩的電阻率平均值在1500Ω·m左右，比上覆個舊灰岩的電阻率（在5000Ω·m以上）低得多。因此，了解地下花崗岩頂面起伏這個地質問題可轉變為測定高電阻介質下低電阻體上端界面埋深這樣一個物理問題。此外，岩體的密度也比灰岩的密度低，因此，上述地質問題也可轉變為測定低密度體上端界面的埋深的另一個物理問題。由於當時沒有高精度重力儀，故採用了電阻法，即選用了第一個物理問題^[8]。

根據電測深曲線（作了地形改正，即消除地形干擾的數據處理），假定測點附近花崗岩與灰岩接觸界面近於水平，即不同電阻層的界面近於水平，求出了低電阻體上界面的埋深近似值，即物理問題的物理解。然後，還是根據上述的岩石電阻率測定結果，將此低電阻體上界面的埋深解釋為地下花崗岩體上界面的埋深，求出地下花崗岩體上界面起伏情況，將物理場的物理解轉變為地質問題的地質解。在上述兩個轉變中，用了低電阻體模擬花崗岩體，水平電性層面模擬測深點附近花崗岩體與灰岩體的接觸界面。

在上述例子中曾指出，花崗岩體也可用低密度體模擬，即解決同一個地質問題，可用不同的物理模型作模擬。考慮到這個問題的重要性，舉一個例子詳細作說明。例如，要尋找一個產狀近於直立的斷層，已知的情況是：斷層兩側地層年代不一樣，地層中的構造線方向不一樣，而且斷層是有一定寬度的含水破碎帶。

根據工作經驗，最少可用三種物理模型模擬這個斷層。第一個模型是用低電阻體模型直接模擬斷層，這是因為斷層是一個含水的破碎帶，一般均為低電阻。第二個模型是用直立密度分界面模型間接模擬斷層，這是因為斷層兩側地層年代不同，因而其密度可能不相同，斷層面正好就是不同密度體的分界面。第三個模型是用沿構造線走向分布的磁性體模擬地層中沿構造分布的各種具磁性的岩脈或其他磁性體，這是因為沿構造線常有磁性岩脈侵入，在斷層處這些岩脈的走向將發生突變。

根據物性測定及野外初步了解情況，採用上述三個模型的條件均存在。這時，選用哪一個模型？根據我們的經驗，選擇模型的原則是：第一，選用異常分布范圍大的；第二，選用異常值大的；第三，選用異常信息量大的；第四，選用工作成本低、效率高的；第五，選用物探隊有的方法。

異常分布范圍大，測網稀些也不會漏掉異常，可以降低工作成本，加快工作速度；異常值大，容易與干擾區分開來，還可以降低觀測精度以降低成本和提高效率；異常的信息量大是指某種異常不是由多種不同的地質體所引起，而是只由所研究的地質體所引起；不同的物探方法成本及效率相差很大，主要考慮其解決問題的能力，一個成本高的方法若能同時解決幾個地質問題，用這個方法可能比用許多方法去分別解決地質問題好；最後，如果根據模型要選用的方法物探隊沒有，一時又無法引進，這種模型再好也不能選用。

在這里著重指出三點：

第一，從上述可以看出，解決一個斷層問題，可以對斷層本身進行模擬（斷層破碎帶為一低電阻體），也可以對與斷層有直接關系（斷層兩側地層密度不一樣）或間接關系（斷層兩側磁性岩脈走向不一樣）的地質體進行模擬，顯示了用物探解決地質問題的靈活性及巨大的可能性。

第二，進行物理模擬只有在了解岩石物性參數及地質情況的基礎上才能進行，不了解這些，就不知道應該用什麼模型去模擬待解決的地質問題。因此，模擬何種地質體，用什麼模型，就是用地球物理勘探找礦時要研究的主要問題。具體的研究內容應包括以下幾方面：

1.了解成礦過程作物理模擬的可能性及模擬方法。例如火山岩地區淺成低溫熱液金礦床是目前世界上金礦重要礦床類型之一，因此，許多國家的地質工作者都在研究淺成低溫熱液系統的物理模擬，解釋在這個系統上觀測到的物探異常以及根據具體的地質情況，尋找這種類型金礦的物探方法和研究用磁測監測與含金交代岩生成作用有關的地球化學過程。

2.研究在成礦過程中交代作用和蝕變作用所引起的岩石的物理性質的改變。這種改變是因為岩石中原有礦物成分某些礦物的消失和新礦物的產生，而新生的礦物與原有礦物物理性質不同。

例如在含金交代岩中，酸性侵入岩和噴出岩中最典型的交代作用是：鈉長石化、高嶺土化、明礬石化、粘土化、黃鐵細晶岩化、硅化、碳酸鹽化、黃鐵礦化、黑雲母化、電氣石化、青磐岩化、綠簾石化、綠泥石化、絹雲母化和雲英岩化。

明礬石化、黃鐵細晶岩化、青磐岩化、絹雲母化、硅化、黃鐵礦化、粘土化、高嶺土化、碳酸鹽化以及硅、鈦、鎂和硫的帶入會導致岩石磁化率的降低，而蛇紋石化、鈉長石化以及鋁和鈣的帶入會導致岩石磁化率的升高。

除了青磐岩化以外，鈉長石化、黃鐵細晶岩化、綠泥石化、粘土化、絹雲母化以及蝕變過程中形成硫化物和石墨，都會使岩石電阻率降低，而黑雲母化、碳酸鹽化、硅化和綠簾石化等將會使岩石電阻率增大。

在淺成低溫熱液環境中，與金礦化有關的粘土化將帶出鉀，明礬石化將帶入鉀；與金、銀礦化有關的絹雲母化和冰長石化將帶入鉀，帶出釷，有時也帶出鈾；與金、鈾礦化有關的冰長石、碳酸鹽化和硬石膏化將帶入鉀和鈾，帶出釷；與銅、金、鉛、鋅礦化有關的絹雲母化、冰長石化將帶入鉀，帶出釷；與金礦化有關的黃鐵細晶岩化、滑石菱鎂片岩化和黑雲母化將帶入鉀。

3.研究成礦過程中岩石物理狀態改變引起的物理性質的改變。例如岩石破碎引起密度和磁化率下降；如果破碎的岩石中充水，則電阻率下降，反之則上升。有些孔隙率高的岩石，如果孔隙被沉積的石英或方解石充填，孔隙度的減小將導致岩石密度上升。

4.研究成礦過程結束後的地質，這種作用可以分作三類。第一類是改變了礦體在空間分布情況，例如成礦後的斷層將礦化帶、礦體錯開等；第二類是改變了礦體中的礦物成分，如硫化物被氧化等；第三類是因礦體的存在而引起上覆地層中發生的一些特殊現象，例如在新的火山沉積岩下的硫化金屬礦床，鐵離子在礦體電場作用下遷移到沉積岩中，因氧化還原條件改變而以磁性鐵礦沉積，沉積時，受地磁場的作用在沉積岩中造成所謂磁記憶現象。

通過以上的研究工作，將有可能對地質體的模擬擴大到對地質過程的模擬。

第三，解決一個地質問題經常要用一個模型集合，而不是一個模型，特別是解決一個復雜的地質問題，要了解與其有關的多個地質體的情況，需要用多個單體模型組成一個模型集合。在很多情況下，為了避免物理解及地質解的多解性，即使研究一個地質體，也要使用多個單體模型去模擬。用模型集合模擬地質體意味著用綜合物探方法解決地質問題。這是提高物探異常信息量的重要途徑之一。

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 什麼是流域水文模型什麼是分布式流域水文模型

集總式水文模型(lumped
hydrologic
model),不考慮水文現象或要素空間分布,將整個流域做為一個回整體進行研究答的水文模型.集總式水文模型中的變數和參數通常採用平均值,使整個流域簡化為一個對象來處理.主要用於降水-徑流(rainfall-runoff)模擬.
由於參數合變數都取流域平均值,所以不能對某單個位置進行水文過程計算.通常模型參數不能實際測量到,必須通過校準才能獲得.
分布式水文模型是通過水循環的動力學機制來描述和模擬流域水文過程的數學模型，模型根據水介質移動的物理性質來確定模型參數，利於分析流域下墊面變化後的產匯流變化規律，與概念性模型相比，分布式水文模型以其具有明確物理意義的參數結構和對空間分異性的全面反映，可以更加准確詳盡的描述和反映流域內真實的水文過程。

㈧ 水文地質概念

下面這個看看.
根據和XX學之間的一般情況,把"是研究......的科學"這幾個字去掉,應該就可以用了~~~

水文地質學是研究地下水的數量和質量隨空間和時間變化的規律，以及合理利用地下水或防治其危害的學科。

在不同環境中地下水的埋藏、分布、運動和組成成分均不相同。查明上述各方面狀況，可為科學地利用或防治地下水提供根據。水文地質學對地下水的研究，著重自然歷史和地質環境的影響，同主要用水文循環和水量平衡原理研究地下水的地下水水文學關系密切，只是研究的側重點稍有不同。

水文地質學發展簡史

人們早在遠古時代就已打井取水。中國已知最古老的水井是距今約5700年的浙江餘姚河姆渡古文化遺址水井。古波斯時期在德黑蘭附近修建了坎兒井，最長達26公里，最深達150米。約公元前250年，在中國四川，為采地下鹵水開鑿了深達百米以上的自流井。中國漢代鑿龍首渠，是一種井、渠結合的取水建築物。在利用井泉的過程中，人們也探索了地下水的來源。法國帕利西、中國徐光啟和法國馬略特，先後指出了井泉水來源於大氣降水或河水入滲。馬略特還提出了含水層與隔水層的概念。

1855年，法國水力工程師達西，進行了水通過砂的滲透試驗，得出線性滲透定律，即著名的達西定律，奠定了水文地質學的基礎。1863年，法國裘布依以達西定律為基礎，提出計算潛水流的假設和地下水流向井的穩定流公式。1885年，英國的張伯倫確定了自流井出現的地質條件。奧地利福希海默在1885年制出了流網圖並開始應用映射法。

19世紀末20世紀初，對地下水起源又提出了一些新的學說。奧地利修斯於1902年提出了初生說。美國萊恩、戈登和俄國安德魯索夫在1908年分別提出在自然界中存在與沉積岩同時生成的沉積水。1912年德國凱爾哈克提出地下水和泉的分類，總結了地下水的埋藏特徵和排泄條件。美國邁因策爾於 1928年提出了承壓含水層的壓縮性和彈性。他們為水文地質學的形成作出了重要貢獻。

泰斯於1935年利用地下水非穩定流與熱傳導的相似性，得出了地下水流向水井的非穩定流公式即泰斯公式，把地下水定量計算推進到了一個新階段。20世紀中葉，蘇聯奧弗琴尼科夫和美國的懷特在水文地球化學方面作出了許多貢獻。到第二次世界大戰結束時，在地下水的賦存、運動、補給、排泄、起源以至化學成分變化、水量評價等方面，均有了較為系統的理論和研究方法。水文地質學已經發展成為一門成熟的學科了。

20世紀中葉以來，合理開發、科學管理與保護地下水資源的迫切性和有關的環境問題，越來越引起人們的重視。同時，人們對某些地下水運動過程有了新的認識。1946年起，雅可布和漢圖什等論述了孔隙承壓含水層的越流現象。英國博爾頓和美國的紐曼分別導出了潛水完整井非穩定流方程。

由於預測地下水運動過程的需要，促進了水文地質模擬技術的發展。20世紀30年代開展了實驗室物理模擬。40年代末發展起來的電網路模擬，到50～60年代在解決水文地質問題中得到應用。

由於電子計算機技術的發展，70～80年代，地下水數學模擬成為處理復雜的水文地質問題的主要手段。同時，同位素方法在確定地下水平均貯留時間，追蹤地下水流動等研究中得到應用。遙感技術及數學地質方法也被引進，用以解決水文地質問題。對於地下水中污染物的運移和開采地下水引起的環境變化，引起廣泛的重視。20世紀60年代以來，加拿大的托特提出了地下水流動系統理論，為水文地質學的發展開拓了新的發展前景。

水文地質學基本內容

水文地質學是從尋找和利用地下水源開始發展的，圍繞實際應用，逐漸開展了理論研究。目前已形成了一系列分支。

地下水動力學是研究地下水的運動規律，探討地下水量、水質和溫度傳輸的計算方法，進行水文地質定量模擬。這是水文地質學的重要基礎。

水文地球化學是水文地質學的另一個重要基礎。研究各種元素在地下水中的遷移和富集規律，利用這些規律探討地下水的形成和起源、地下水污染形成的機制和污染物在地下水中的遷移和變化、地下水與礦產形成和分布的關系，尋找金屬礦床、放射性礦床、石油和天然氣，研究礦水的形成和分布等。

供水水文地質學是為了確定供水水源而尋找地下水，通過勘察，查明含水層的分布規律、埋藏條件，進行水質與水量評價。合理開發利用並保護地下水資源，按含水系統進行科學管理。

礦床水文地質學是研究采礦時地下水湧入礦坑的條件，預測礦坑涌水量以及其他與采礦有關的水文地質問題。

農業水文地質學的內容主要包括兩方面，一方面為農田提供灌溉水源進行水文地質研究；另一方面為沼澤地和鹽鹼地的土壤改良，防治次生土壤鹽鹼化等問題進行水文地質論證。

地熱是一種新的能源，如何利用由地下熱水或熱蒸汽攜至地表的地熱能，用來取暖、溫室栽培或地熱發電等，以及地下熱水的形成、分布規律，以及勘察與開發方法等，是水文地熱學的研究內容。

區域水文地質學是研究地下水區域性分布和形成規律，以指導進一步水文地質勘察研究，為各種目的的經濟區劃提供水文地質依據。

古水文地質學是研究地質歷史時期地下水的形成、埋藏分布、循環和化學成分的變化等。據此，可以分析古代地下水的起源與形成機制，闡明與地下水有關的各種礦產的形成、保存與破壞條件。

地下水的形成和分布與地質環境有密切聯系。水文地質學以地質學為基礎，同時又與岩石學、構造地質學、地史學、地貌學、第四紀地質學、地球化學等學科關系密切。工程地質學是與水文地質學是同時相應發展起來的，因此兩者有不少內容相互交叉。

地下水積極參與水文循環，一個地區水循環的強度與頻率，往往決定著地下水的補給狀況。因此，水文地質學與水文學、氣象學、氣候學有密切關系，水文學的許多方法也可應用於水文地質學。地下水運動的研究，是以水力學、流體力學理論為基礎的，並應用各種數學方法和計算技術。

水文地質學的發展趨勢是：由主要研究天然狀態下的地下水，轉向更重視研究人類活動影響下的地下水；由局限於飽水帶的含水層，擴展到包氣帶及「隔水層」；由只研究地殼表層地下水，擴展到地球深層的水。

預計今後的水文地質研究，在下列方面將有突破：裂隙水與岩溶水運動機制和計算方法；地下水中污染物和溫度運移機制和計算方法；粘性土的滲透機制；包氣帶水鹽運移機制；水文地球化學和同位素水文地質學，地下水數學模型；地球深層水文地質。

㈨ 水文地質條件分析與物理模型建立

(一)水文地質條件分析

礦井涌水量是評價礦井水文地質條件的重要定量指標，是設計和生產部門制定採掘方案、確定排水能力和防治措施的重要依據。預測礦井涌水量的方法很多，包括:相關比擬法、解析法、水均衡法、數值法、電模擬法等。由於數值法能很好地模擬滲流區域不規則的邊界條件及含水層的非均質各向異性的特點，本次礦井涌水量預測以數值法為主，結合解析法綜合評價確定(蔡振宇等，2003)。

根據井田岩體地質結構分析，林南倉礦14煤層開采直接充水水源是煤12-煤14、煤14-K₃兩個砂岩裂隙含水層，間接充水含水層是奧灰含水層。對煤12-煤14含水層，從西一采區的開采情況看，其能夠得到很好的疏干。目前，西一采區該含水層水位為－250m左右(倉生5，243m，2004年3月;1997年水位約為－150m)，此含水層對煤14層的開采影響較小。煤14-K₃含水層僅有局部揭露，目前，該含水層水位－89.40m左右(倉生4，2004年12月)。此含水層屬中等富水的含水層，是煤14開採的直接充水含水層，故而將對煤14層安全開采造成一定的威脅。奧灰含水層與煤14底板之間的隔水層厚度118～148m，充水通道為垂向的導水斷層、裂隙或陷落柱，在－400水平煤14層底板承受奧灰水壓約4MPa。經計算，突水系數約為0.033MPa/m²，小於臨界突水系數0.06MPa/m²，在不存在構造(包括陷落柱)導水的情況下，對煤14的開采是安全的。但是，由於奧灰含水層水量、水壓都較大，回採中一旦突水就會造成重大水害，所以本次數值模擬以煤14K₃兩個砂岩裂隙含水層和奧灰含水層為目的層。

(二)滲流場分析

如果觀測孔空間網路布置合理，一次大型的天然或者人工水文地質試驗完全可以揭示出多層充水含水層組立體結構的整體滲流場分布特徵。礦區所做的人工水文地質試驗一般是抽水試驗。抽水試驗是反映地下水深流場特徵的一個重要手段，是以地下水井流理論為基礎，在實際井孔中抽水和觀測，從而研究井的涌水量與水位降深的關系，求得含水層的水文地質參數。天然水文地質試驗一般是指礦井突水，在突水期間，通過觀測各含水層水位觀測孔的水位變化情況，可以對含水層的富水性及各含水層的相互補給關系作出定性分析。流場分布不僅可以反映出內、外邊界的水力性質，而且可以揭示出同一充水含水層組不同塊段的滲透能力差異和不同充水含水層之間水力聯系的具體部位及密切程度。因此，滲流場研究對於正確建立礦井水文地質概念模型具有重要的實用價值。

林南倉礦的各含水層的抽(注)水試驗均屬於穩定流、單孔、分段進行抽(注)水試驗。抽(注)水試驗採用的計算公式如下

典型煤礦地下水運動及污染數值模擬:Feflow及Modflow應用

式中:k為滲透系數(m/d);Q為涌水量(m³/d);q為單位涌水量(L/s·m);M為含水層厚度(m);S為水位降深(m);R為影響半徑(m)。

經過計算，奧灰含水層和煤14-K₃含水層的鑽孔抽水結果見表5－12和表5－13。

表5－12 奧灰含水層5個鑽孔抽水試驗

表5－13 煤14-K₃含水層7個鑽孔抽水試驗

(三)歷史突水資料分析

根據礦井實際資料，林南倉礦的歷史突水資料見表5－14。

表5－14 研究區巷道主要突水點資料

研究區巷道主要突水點分布見圖5－4。

圖5－4 研究區巷道主要突水點分布圖

(四)水文地質概念模型的建立

模型是系統的縮影，而系統是兩個以上相互區別而又相互作用的要素(或子系統)之有機結合，具有特定功能且適應環境變化的綜合體。水文地質概念模型是地下水系統(地質實體)的綜合反映，更是建立地下水系統數學模型的基礎和依據。數學模型是水文地質概念模型的逼真，其成敗的關鍵在於水文地質概念模型概化地質實體的准確程度和精確程度，而概化不僅需要有正確的勘探方法，還要求有一定的勘探工程式控制制。數學模型、水文地質要領模型與水文地質勘探三者相互制約，並應統一在最佳的經濟技術條件前提下。本次主要以林南倉礦以前的抽水試驗作為水文地質概念模型、數學模型的建立以及礦井涌水量預測預報的基礎。

林南倉礦區是一個典型的向斜構造，是一個獨立的水文地質單元，與臨近礦井無水力聯系。補給水源主要為沖積層底部卵礫石層含水層和煤系基底奧陶系灰岩岩溶裂隙承壓含水層。由於沖積層底部卵礫石層含水層地下水的動、靜儲量十分豐富，與煤系各含水層均呈角度不整合接觸，不僅能順層正常補給各煤系含水層，而且也與奧灰含水層之間有著極為廣闊互補關系，致使奧灰含水層通過第四系含水層入滲補給煤系含水層。此外，由於林南倉井田地質構造比較發育，造成奧灰含水層通過斷層、侵入岩體等構造越流補給煤系含水層。為了保持系統的完整性，提高水文地質系統數值模擬和礦井涌水量計算的精度，把整個礦井看作一個完整的系統。

1.含水系統內部結構概化

煤14-K₃(Ⅱ)含水層以淺灰—深灰色細砂岩和中砂岩為主，其主要成分為石英和燧石。顆粒分選中等，磨圓度較好，多為泥質孔隙式膠結。岩石堅硬、緻密、裂隙發育，有方解石脈，最大裂隙寬度可達200mm(付石門盲巷頭見)。其次為鮞狀粘土岩及淺灰色粉砂岩。岩性堅硬、緻密，含大量黃鐵礦結核及植物化石。段內發育兩層石灰岩或鈣質粉砂岩，含腕足類、海百合類及焦葉貝類化石。細砂岩佔全段岩性的1/3以上，泥矽質膠結，岩石堅硬，裂隙發育，為主要含水段。本含水層屬中等含水的含水層。

該段岩層裂隙發育，斷裂構造復雜，使層間的連通性較好，可視為一個統一的含水系統，故將其概化為單層結構。由於模擬區構造條件、岩性結構和水動力條件有所變化，呈現出各向異性的特點。因此，區域含水層為非均質、各向異性含水層。

奧灰含水層上部為灰、灰白色石灰岩，質地不純，為隱晶質結構，夾有白雲質灰岩。中部為中厚層豹皮狀灰岩、蠕蟲狀石灰岩及灰色純石灰岩。下部以灰色紋帶狀葉斑狀薄層灰岩為主，夾深灰色豹皮狀石灰岩。底部為灰色同生角礫岩，總厚度600～800m。奧陶紀石灰岩在本區無出露，均為第四紀地層所覆蓋，其埋藏深度為100～400m。從鑽孔及水源井揭露情況看，該含水層在沖積層覆蓋區，灰岩在100m段內岩溶裂隙較為發育，水量充沛。深部煤系地層下的灰岩岩溶裂隙不發育，即使有岩溶裂隙，大部分被粘土岩充填，水量較小。該含水層距最小可採煤層最大厚度為130m，隔水岩柱厚50m。上部以粉砂岩為主，岩性緻密，高嶺土膠結;中部以細、中砂岩為主，泥質基底式膠結;底部為鋁土岩，岩石緻密，厚度大，隔水性好。從水文動態觀測資料分析，北翼為補給區，南翼為排泄區，含水層厚度50～80m，屬含水豐富的承壓含水層。

由於該段岩層裂隙發育、斷裂構造復雜，使層間的連通性較好，奧灰含水層視為一個統一的含水系統，故將其概化為單層結構。由於模擬區構造條件、岩性結構和水動力條件有所變化，呈現出各向異性的特點，因此，區域含水層為非均質、各向異性含水層。

2.邊界條件概化

為了保持本岩溶承壓水系統的完整性，提高系統數值模擬的精度，選取系統的自然邊界作為計算邊界。北部邊界作為沖積層入滲補給邊界，南部為排泄邊界。

3.輸入、輸出條件概化

本含水層系統的輸入、輸出條件主要表現為含水層隱伏露頭區沖積層水下滲補給，南部邊界及礦井排水構成自然排泄區。

4.裂隙水運動狀態概化

自然界一切現象都是在三維空間里發生的。本區岩溶水的運動也不例外，假定本區岩溶水運動滿足達西定律，則可採用連續滲流方程來描述岩溶水的運動。

㈩ 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。