水文地質概念模型怎麼寫

1. 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。

2. 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。

3. 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。

4. 地下水管理模型的建立步驟

地下水管理是一個廣義概念，從技術和經濟意義上來說，地下水管理是通過某些工程措施或技術手段把一個或幾個地下水流域（或地下水系統）的地下水和地表水聯合起來，在滿足一定的約束條件下，通過對決策變數的操作運行，使既定的管理目標達到最優，並確定出管理問題的最佳決策方案。這一整體過程可以通過管理模型的建立和運行來完成。因此，地下水管理模型的建立步驟應該包括管理問題的確定，基本資料的收集和分析，數學模型的建立和求解，管理方案的綜合評價，最佳決策方案的實施，以及反饋信息的監測和調控等。其具體步驟見圖10-1。

一、管理問題的確定

管理問題的確定包括以下幾方面。

（1）確定管理目標：根據管理問題和要達到的目的，概括出地下水管理目標，同時還要確定出與此目標相關聯的社會、經濟、環境、法律等因素的相互制約和限制條件。目標可以是一個或多個，也可以是多層次或包含多重含義。

（2）確定管理區范圍：管理區范圍的大小，原則上應該是一個完整的地下水系統或水文地質單元。但有時也要考慮地下水管理的行政劃分或特定管理需要來圈定管理區范圍。

（3）選定管理期限：地下水管理期限的長短，應根據管理目標、資料精度、地下水模型及計算方法誤差來選定。一般最長的管理期以不超過五年為佳。隨著地下水管理模型的運轉，管理區的社會、經濟、自然條件和人為作用等也在不斷變化，因此，管理模型必須在管理期內做定期的修正。當管理期需要延長時，則更需要對原有的管理模型進行全面檢查和修正，方可在延長期內繼續管理模型的運轉，以保證模型的精確度和可靠性。

圖10-1 地下水模型建立步驟框圖

二、基本資料的收集和分析

這是地下水管理的基礎，主要包括各種資料的收集和分析、整理及合理概化，並形成水文地質概念模型，以便為地下水管理提供可靠的信息。

三、數學模型的建立和求解

以水文地質概念模型為基礎，對地下水系統的特徵和運動規律作進一步研究，並建立地下水模擬模型，繼而對地下水系統進行動態預報和優化管理。

（一）建立地下水流狀態模擬和預報模型——地下水系統的模型化

建立地下水模擬模型並對地下水系統進行預報。模擬和預報模型可以對地下水水位、水量、水質運移規律及其變化特點等進行現狀模擬和預報。

（二）建立管理模型——地下水系統的最優化

運用系統分析原理，綜合考慮社會、環境、經濟、法律等因素，在地下水系統模擬與預報模型的基礎上，建立管理模型，求解並確定地下水資源開發利用的最優決策方案。

四、管理方案的綜合評價

通過地下水管理模型的建立、求解和結果分析，可以得到若干個地下水管理規劃的優化決策方案，或者是這些方案中的某幾個方案的組合。但是，要決定哪一個或哪幾個方案的組合是最合理可行的，則要從技術、經濟、環境、社會、法律等方面的效益上對各個決策方案進行綜合評價，論述其可行性，最終選定一個或幾個最為理想的，並且在經濟、環境和社會效益等幾個方面達到最佳的決策方案，使其納入地區整體水資源管理規劃范疇，以便為地區國民經濟建設服務。

五、決策方案的實施運行

要實現地下水管理規劃最佳決策的各種效益，就要對管理規劃方案進行實施和運行。在真正實施管理規劃方案時，要涉及到技術、經濟、社會、環境乃至法律和制度上的問題，而這些問題與管理區的工農業生產和人民生活有直接關系，所以在管理規劃實施過程中，必須與地方政府密切聯系，廣泛聽取當地人民的意見，積極爭取他們的重視和支持，使地下水管理規劃方案得以順利實施。

六、反饋信息的監測調控

為了防止和糾正地下水管理決策方案偏離既定的管理目標，需要及時了解地下水系統所處的狀態和變化情況。因此，在方案實施階段，要對地下水管理模型運轉結果進行監測，以便及時掌握各種反饋信息。地下水信息的捕捉方法，除了傳統的人工監測、記錄、采樣分析方法外，目前已有獲取、傳輸和處理地下水各種信息的自動或半自動化的成套設備，藉助於計算機，可使獲得的信息以文字、表格、圖形等各種方式加以顯示，並反饋給管理人員。這樣，就可以及時地對地下水管理規劃進行調整、補充、維護，使整個系統完善運行。

最後需要說明，以上地下水管理的基本工作步驟，僅是一般性論述，在具體應用時，還要根據具體情況有所側重，有所變化。

5. 新近系地熱地質概念模型

地熱流體系統的概念模型,是根據建模的要求和具體的水文地質和地熱地質條件,對系統的主要因素和狀態進行刻畫,確定所模擬的區域大小、含水層層數、維數、流體狀態、介質狀況、邊界條件和初始條件等。簡化或忽略與系統目的無關的某些系統要素和狀態,以便於數學描述。

(1)計算區范圍

館陶組熱儲層在濱海新區行政區范圍內普遍呈層狀分布,極少缺失。為了在數值模擬過程中更加合理地給定邊界,不應只考慮行政區界線。以濱海新區面積2270km²作為基礎,綜合熱儲構造單元的系統性和完整性等諸多因素來確定計算區范圍。

由於館陶組熱儲層在濱海新區普遍分布於黃驊坳陷內,位於濱海新區西側的滄縣隆起區大面積缺失,沿缺失區域形成自然隔水邊界。因此將該層適當向外擴展到缺失區形成的隔水邊界。其餘邊界則基本以濱海新區為界,定為自然流量邊界。擴展後該層計算區面積達到3722km²(圖5-12)。

圖5-12 新近系館陶組熱流體資源計算范圍圖

(2)館陶組(Ng)熱儲層結構概化

根據岩性特徵,將館陶組概化為NgⅠ,NgⅡ,NgⅢ,共3段。NgⅠ,NgⅢ兩層為地熱流體富集層段,各層由數個砂岩-泥岩沉積旋迴組成。中間NgⅡ作為弱透水層連通上下兩層,NgⅠ頂、NgⅢ底板作為隔水邊界處理。各分層底板埋深及立體透視圖見圖5-13。

(3)邊界條件分析

A.側向邊界

根據本區的地熱地質和熱流體開發利用特點:計算區熱儲層層狀結構,分布范圍廣闊,不是完整的水文地質單元。除了Ng西側邊界和部分缺失區域為隔水邊界,其他邊界均人為確定,邊界流入流出量難以准確計算。因此計算區除Ng隔水邊界,其他側向邊界均設為自然流量邊界(通用水頭邊界)。邊界流量由Modflow中的GHB子程序包處理。

B.垂向邊界

館陶組垂向邊界較為復雜,經綜合分析研究認為:該層頂底板作為隔水邊界處理。NgⅡ作為弱透水層連通上下兩層,滄東斷裂在垂向上應是連接該區域上下各熱儲層地熱流體的通道,濱海塘沽區、大港區的過量開采可導致其下部各熱儲層對該層有所補給,因此,沿滄東斷裂帶應考慮其他含水層的垂向補給。

圖5-13 館陶組柵格剖面示意圖

(4)熱流體流動特徵

從空間上看,熱儲層熱流體整體上以水平運動為主、垂向運動為輔,熱流體系統符合質量守恆定律和能量守恆定律;熱儲層分布廣、厚度大,在常溫常壓下流體運動符合達西定律;考慮上、下層之間的流量交換以及軟體的特點,熱流體運動可概化成空間三維流;系統的垂向運動主要是層間的越流,三維立體結構模型可以很好的解決越流問題;熱流體系統的流入、流出隨時間、空間變化,故熱流體為非穩定流;參數隨空間變化,體現了系統的非均質性,水平方向沒有明顯的方向性,所以參數概化成水平方向各向同性、垂直方向存在差異。為了准確模擬熱流體的補給量和上、下層之間的越流量,將計算區的熱流體作為三維非穩定流處理。

計算區館陶組多孔介質模型可概化成在空間上分為:上層熱流體儲層、中間弱透水層及下層熱流體儲層,共3層,熱儲層介質狀況為非均質、水平方向各向同性、垂直方向存在變異的空間三維結構、非穩定熱流體系統,此即為熱流體系統的地熱地質概念模型。

(5)實體模型的實現

通過收集區域鑽孔資料對地層進行分層。沒有鑽孔資料的空白區域利用物化探資料進行綜合分析確定,定出地層層位進行井點虛擬。利用所收集鑽孔資料建立實體模型。

A.收集鑽孔資料

收集各類鑽孔資料共176眼,有效鑽孔(有分層資料)60眼,其中地熱鑽孔34眼;石油鑽孔26眼。另外在空白區域和資料不足區域,通過分析整理物、化探等相關資料,模擬虛擬鑽孔27眼,具體資料見圖5-14。

B.鑽孔資料數據處理

對於數千平方千米的計算區面積,寥寥百十眼鑽孔數據顯然不能滿足精度要求。必須利用已有原始資料,結合物化探方法所取得的數據進行內插外推,對原始數據資料進行離散處理(圖5-15)。本次工作中主要利用克里格法(Kriging)對原始數據中的各熱儲層熱流體水位,厚度,頂、底板埋藏深度等進行內插外推、離散處理。克里格法是一項實用空間估計技術,是地質統計學的重要組成部分,也是地質統計學的核心,其適用條件是區域化變數存在空間相關性。

圖5-14 新近系館陶組分層鑽孔示意圖

圖5-15 Ng組地層數據離散插值圖

C.確定實體模型各層埋深和厚度

利用內插外推的各層數據,確定各點相應層位的埋深、厚度,繪制相應層位的等值線圖、剖面圖。

D.實體模型可視化

根據前面數據收集及處理結果,利用模型軟體繪制3D模型圖,實現模型3D可視化效果,建立熱儲層可視化3D模型 (圖5-16)。

6. 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。

7. 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。

8. 水文地球化學概念模型的建立

我們已經知道，無論是質量平衡模擬還是化學反應途徑模擬，都需要對研究區的地質、水文地質條件、含水介質的岩性和礦物成分有深入的認識，只有這樣，才能正確地確定地下水系統中所發生的化學反應，得出符合實際的模擬結果。水文地球化學概念模型實際上就是指模擬者在對研究區地質、水文地質條件進行深入研究的基礎上，為了合理地解釋地下水系統的化學成分特徵、E_h和pH條件等，對系統中所發生的水-岩-氣間的化學反應作出的合理概括。

下面以美國加利福尼亞沿海山脈帶中的含水層為例，來說明水文地球化學概念模型的建立方法。該含水層發育於海相泥岩斷裂帶中，自從其在一百萬年前隆起以來，一直在近地表的條件下遭受風化作用（圖6-4-1）。泥岩中的主要礦物是蛋白石、粘土礦物、長石和石英，次要礦物是未風化岩石中的黃鐵礦、方解石、菱鐵礦以及風化帶岩石中的氫氧化鐵、石膏和方解石。風化帶岩石中蝕變礦物（氫氧化鐵、石膏）的存在表明該系統是一個反應性體系。海相泥岩的反應性主要是由於在海底沉積環境下形成的含亞鐵礦物（黃鐵礦、菱鐵礦）而引起的，這些礦物在地表環境下是不穩定的。空氣及入滲水中的溶解氧將會與其反應形成氧化條件下的穩定礦物，氧化反應式分別為：

水文地球化學

反應（6-4-1）和（6-4-2）可解釋風化帶中為什麼存在氧化性鐵礦物（Fe（OH）₃），但不能說明石膏的形成。

黃鐵礦和菱鐵礦的氧化在水溶液中產生了大量的自由氫離子，如果沒有其他的反應中和這些氫離子的話，溶液將會呈現出強酸性。事實上，在酸性條件下，含水層中的方解石將通過下述的反應發生溶解：

水文地球化學

圖6-4-1 海相泥岩的礦物成分

方解石的溶解把Ca²⁺釋放到了水溶液中，同時的形成也降低了溶液中自由氫離子的活度，從而中和了黃鐵礦和菱鐵礦氧化對水溶液pH值的影響。只要含水層中有充足的方解石，地下水的酸度就不會降得很低。在石膏達到飽和狀態之前，溶液中由方解石溶解所形成的Ca²⁺和由黃鐵礦氧化所形成的的含量就會不斷增加，直至石膏達到過飽和狀態。這時，石膏將發生沉澱，其沉澱反應式為：

水文地球化學

在建立水文地球化學概念模型時，對引起其他化學過程的化學反應予以考慮是非常重要的。這些化學反應通常為不可逆反應，在時間和相關反應物充足的情況下，它們將持續地消耗含水層中的有關礦物。在本例中，黃鐵礦和菱鐵礦的氧化就是不可逆反應，因為在地表氧化條件下不可能形成黃鐵礦和菱鐵礦，它們是在含有大量有機物的海底還原條件下形成的。在地表條件下，只要有氧氣存在，這些礦物就是不穩定的，它們的氧化，促進了方解石的溶解，使得Ca²⁺和的濃度不斷增大，直至石膏發生沉澱。

風化帶裂隙中石膏和Fe（OH）₃的存在證明該概念模型是合理的，在風化帶的底部，含有氧氣的水與泥岩中的黃鐵礦和菱鐵礦直接接觸，氧化反應仍在繼續進行。風化帶的厚度主要取決於氧氣到達風化帶底部的速度、系統的還原容量以及氧化反應的持續時間。

在該概念模型中，首先發生了黃鐵礦和菱鐵礦的氧化，進而導致了方解石的溶解和石膏的沉澱。應明確的是，該概念模型主要適用於泥岩風化與未風化的接觸界帶上。由於風化帶中僅含有少量的殘留黃鐵礦和菱鐵礦，因此風化帶中的地下水受氧化還原反應的影響較小，但風化作用的產物對其的影響則較大。故需要建立風化帶的水文地球化學概念模型，用以解釋含水層上部的地球化學現象。

表6-4-3給出了風化帶中沿著地下水流動途徑兩個井中常量組分濃度的分析結果，其中上游井位於補給區附近，下游井距上游井約1.5 km。由表可見，隨著地下水徑流距離的增大，Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、Cl^-和的濃度顯著增加，但、Fe和水溶液的pH值則變化不大。風化帶的水文地球化學概念模型必須考慮濃度增大組分的源和濃度減小組分的匯，而且匯必須是沉澱速度足夠快的礦物，這樣它們才能對溶液中相關組分的濃度有控製作用。在該系統中已知的反應性礦物有方解石、石膏和Fe（OH）₃，除了方程式（6-4-3）和（6-4-4）中的平衡關系外，下述的反應可對溶液中Fe的濃度起控製作用：

表6-4-3 泥岩含水層中地下水的化學成分（mg/L）

水文地球化學

粘土礦物將通過下述的陽離子交換反應影響水溶液的化學成分：

水文地球化學

泥岩中的裂隙是地下水的主要流動通道，石膏和Fe（OH）₃作為風化作用的產物存在於其中。在岩石基質中含有方解石、粘土礦物和殘留的海水，這些海水可通過混合或擴散作用使地下水中Na⁺和Cl^-的含量增大。該系統的水文地球化學概念模型就建立在上述已知條件的基礎之上，其包含的化學和物理過程有：地下水與方解石、石膏和Fe（OH）₃的平衡反應，粘土礦物的陽離子交換反應，混合及擴散作用。根據這一概念模型，使用前述的質量平衡模擬方法便可計算出地下水從上游運動到下游過程中礦物的溶解或沉澱量。

9. 水文地質概念模型圖

水文地質概念模型不是單一的吧？

10. 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。