什么是水文地质物理模型

㈠ 水文地质条件一般是指什么

通常把与地下水来有关的问源题称为水文地质问题，把与地下水有关的地质条件称为水文地质条件。
水文地质指自然界中地下水的各种变化和运动的现象。水文地质学是研究地下水的科学。它主要是研究地下水的分布和形成规律，地下水的物理性质和化学成分，地下水资源及其合理利用，地下水对工程建设和矿山开采的不利影响及其防治等。随着科学的发展和生产建设的需要，水文地质学又分为区域水文地质学、地下水动力学、水文地球化学、供水水文地质学、矿床水文地质学、土壤改良水文地质学等分支学科。近年来，水文地质学与地热、地震、环境地质等方面的研究相互渗透，又形成了若干新领域。

㈡ 水文地质概念模型概化导则

地下水流模拟是一实用性很强的技术，解决现实问题是它的根本目的。因此，建专立的水文地属质概念模型需与一定时期的科学技术水平以及研究区的水文地质调查研究程度相适应，能用于解决社会、经济发展中所面临的地下水模拟与管理问题。

水文地质概念模型概化导则按 GWI-C6 执行。

㈢ 水文地质问题与数学模型

一般认为，研究自然或社会现象主要有机理分析和统计分析两种方法。前者用经典的数学工具分析现象的因果关系；后者以随机数学为工具，通过大量观测数据寻求统计规律，最后以某种数学关系或数学模式来描述。其中，建立数学模型对现象进行模拟预测是非常重要的。在水文地质学中，从裘布依、泰斯建立的公式，直到目前模拟地下水量、水质的三维流模型，都说明了数学模型方法是水文地质学中非常重要的技术方法。特别是近年来数字计算机的高度发展和数值分析技术的不断完善，数学模型已广泛地应用于水文地质学（林学钰等，1995年）。

一、数学模型

所谓数学模型，就是为了某个特定目的，对现实世界的某一特定对象作出一些必要的简述和假设，而后运用适当的数学工具得到的一个数学结构。它或者能解释特定现象的现实形态，或者能预测对象的未来状况，或者能提供处理对象的最优决策或控制。地下水数学模型，就是运用数学的语言和工具，对水文地质条件和水资源的信息进行概化、翻译和归纳的结果。数学模型经过演绎、推断，给出数学上的分析、预报、决策或控制，再经过解释，回到实际应用中去。最后经过实践检验，如果结果正确或基本正确，则可以用来指导实际；否则要重新考虑概化、归纳过程，并修改数学模型，如图15-1所示。

图15-1 水文地质问题与数学模型的关系

从目前实际应用来看，地下水数学模型主要分为3大类，即解析模型、数值模型和多元统计模型。解析模型是由描述地下水流的微分方程的各种解析解组成，如泰斯公式、裘布依公式等。解析模型仅适用于含水层相对均质，几何形状简单，范围较小和源汇项简单的地下水流问题。在建立地下水解析模型时，研究区的地下水条件通常由具有直线边界、有效宽度、厚度和长度的“模型含水层”来模拟。模型的解是利用具有平均水力性质的理想含水层，根据镜像理论和一定的地下水流方程式求得。

对于不适合解析模型的复杂条件，则可利用数值模型，通过建立相应的偏微分方程求得数值解。要建立数值模型，首先要把具有连续参数的含水层系统离散为若干个剖分单元，对时间变量也进行同样离散。然后利用有限差分原理、有限单元原理或者边界单元原理形成一组线性代数方程组。而后，借助于数字计算机对这组线性代数方程组进行数值求解。根据建立方程的原理不同，可以产生有限差分法、有限单元法和边界单元法等不同的数值模型。

由于地下水系统是一个多变量系统，因此，一些多元统计模型也可以用于解决地下水流问题。运用多元统计分析方法处理各种水文地质观测数据，对地下水的某些特征或规律进行评价、预测和探求地下水化学成分的分布和变化规律等，都可得到一定的定量信息。例如，多元回归分析可以定量地建立地下水系统中一个变量和另一个变量或另几个变量之间的数学关系表达式，从而研究各变量之间的制约和关联关系，并进行评价和预测。再如，因子分析模型或对应分析模型则是把地下水系统中一些具有错综复杂关系的因子，通过某种内在联系归结为数量较少的几个综合因子，进而分析地下水样品和变量之间的分布和成因关系，以获得规律性的信息。随着科学技术的发展，近来又出现了一些新的地下水多元分析模型，如时间序列模型、灰色系统模型等。它们在地下水管理过程中都起到了一定的积极作用。

二、地下水数学模型的建立与应用

数学模型的建立步骤并没有一定的模式，但大体上具有以下过程。

首先，要了解和掌握野外水文地质条件及各种现象、信息和统计数据等，明确建立模型的目的和要解决的实际问题；然后，对具体的水文地质条件进行概化，建立水文地质概念模型。这一过程是建立模型的关键，不同的概化可导致不同的模型。如果概化不合理或过分简单，会导致模型的失败或部分失败；如果概化得过分详细，试图把复杂的实际现象的各个因素都考虑进去，可能很难甚至无法继续下一步的工作。因此，在这一阶段，要求建模者有丰富的水文地质理论和实践经验，以辨别问题的主要因素和次要因素，尽量将问题均匀化、线性化。

水文地质概念模型建立后，利用适当的数学工具建立各个量（常量和变量）之间的关系，如利用偏微分方程描述地下水的运动等。这是建立模型的第二步。这项工作常常需要具有比较宽阔的数学知识，如微积分、微分方程、线性代数、概率统计及规划论等。

第三步是模型求解和参数识别。在模型应用之前，要对所建立的模型进行验证。这对于模型的成败也是非常重要的。在水资源研究中，在应用地下水模型进行评价和预测之前，必须利用地下水历史资料来模拟验证地下水模型的可靠性和可信度。

由于地下水系统的响应是受系统外部的脉冲激发而产生的，对于地下水水量模型来说，响应即地下水水位，脉冲即地下水补给量或开采量。因此，历史上系统对脉冲的响应状况也就体现在系统的历史水位资料上。如果地下水模型能够较好地模拟地下水系统原型，那么模型就应该能够再现历史上地下水位及其变化情况，这就是模型验证思想的基本出发点。

对地下水模型验证来说，就是根据野外和室内试验结果及区域水文地质调查资料给出一系列水文地质参数的上下限范围值，利用其中一组系统的最好参数初值来确定系统对外部脉冲随时间的响应情况。这种响应结果就是系统状态变量的计算值，它可以表达为地下水位或水中盐分浓度的变化。然后，将计算值与系统的已知历史资料作对比，如果资料整理和建模工作进行得较为准确完备，那么模型初次运行就会得到较好的拟合结果。但一般所建模型与实体之间都会存在一定的差异，因此，都需要对模型系数（如贮水系数、导水系数、入渗率、弥散度和弥散系数等）作合理的调整，并通过计算机重新计算，再将计算值与历史资料作对比。在参数限定范围内，这种调整和拟合过程经常要重复进行，直到计算结果与历史资料拟合得很好为止。这里的“拟合得很好”，一般具有两层含义：一是指各个观测孔之间拟合得很好；二是指系统总体流场拟合得很好。实践证明，过分强调模型的最终“拟合”而忽视了水文地质概念模型失真度的检查是不正确的。在这方面记住钱伯林（Chamberlin，1899）的告诫是很重要的。他说：“数学分析的严密性给人们以深刻印象，以及给人以精确而细致的感觉，但这不应蒙蔽我们，使我们看不到制约整个过程的前提的缺陷。建立在不可靠前提下苦心完成的细致的数学过程，恐怕比任何别的欺骗手段都更为隐蔽和更为危险。”

地下水模型一旦经过校正和验证，就可以用于评价和预报。通过研究地下水系统对各种输入的响应规律，它可以对不同的地下水管理方案进行合理、综合的评价。将地下水模型与最优化模型耦合起来，就可以对各个地下水管理方案做全面的经济、生态和环境的评价。因此，利用模型技术，不仅可以选择技术经济最优的管理方案，而且可以满足系统的各种约束条件。

在水文地质学中，数学模型技术起着非常重要的作用，所应用的数学模型种类也很多，如本书前面提到的解析模型、数值模型等，此外还有利用随机数学理论、优化理论等建立的模型。由于模型种类繁多，这里我们仅介绍几种模型方法。

㈣ 什么是水文地质环境

简单地说就是地下水

水文地质指自然界中地下水的各种变化和运动的现象。水文地质学是研究地下水的科学。它主要是研究地下水的分布和形成规律，地下水的物理性质和化学成分，地下水资源及其合理利用，地下水对工程建设和矿山开采的不利影响及其防治等。随着科学的发展和生产建设的需要，水文地质学又分为区域水文地质学、地下水动力学、水文地球化学、供水水文地质学、矿床水文地质学、土壤改良水文地质学等分支学科。近年来，水文地质学与地热、地震、环境地质等方面的研究相互渗透，又形成了若干新领域。 二、课程研究对象
1.概念
地下水（groundwater）：赋存并运移于地下岩土空隙中的水。含水岩土分为两个带，上部是包气带 ，即非饱和带 ，在这里，除水以外，还有气体；下部为饱水带，即饱和带，饱水带岩土中的空隙充满水。狭义的地下水是指饱水带中的水。
2.地下水
利：①分布广泛，便于就地开采使用；②洁净、不易被污染，水质普遍较优；③不占用地表空间；④动态比较稳定；⑤供水量受气候变化影响较小，具有较大到调蓄能力等。
害：①不合理的灌溉可造成次生盐碱化；②过量开采，可造成：在沿海地区，海水入侵，水质恶化；地面沉降，使区内建筑物失去稳定；不同含水层之间诱发水力联系，产生水的混合作用，使水质恶化；岩溶区地面塌陷；③其它，如矿坑涌水、基础及边坡的稳定问题等。
功能：①资源（不难理解）；②生态环境因子；③灾害因子（干旱或洪水）；④地质营力（滑坡、泥石流等）；⑤信息载体（找矿等）。

㈤ 　地质-物理模型

物探是现时了解大面积上深部地质情况的唯一方法。但物探测出的是物理场的空间分布模式，有的方法也提供物理场随时间的变化特点（如激发极化法中的异常的衰减率，电磁法中不同期信道中的测量结果，地震法中的时距曲线等），总之，都是物理场的信息。因此，物探并不提供地下地质情况的直接信息，即地下存在什么岩石和地质构造等，根据物理场只能求物理场的物理解。为了用物探解决找矿中的问题，首先是要提出要解决的与特定找矿阶段找矿有关的地质问题，然后将地质问题转变为物理问题，再将物理问题的物理解转为地质问题的地质解。实现上述两个转变的关键技术问题是建立地质-物理模型（或称物理-地质模型）。下面叙述有关这两方面的问题。

将地质问题转变为物理问题，首先是要正确地提出找矿过程中要解决的地质问题，这些地质问题有可能转变为物理问题。

例如寻找埋藏深度大的锡石硫化物锡矿床，在我国云南个旧地区，可以提出两种不同的地质问题：第一种是用物探方法在地面直接找矿；第二种是用物探方法研究隐伏地质构造，圈出找矿有利地段。从所能获得的结果考虑，第一种地质问题不能转化为物理问题，第二种地质问题则可能转化为物理问题，故只能选择第二种地质问题。

从地质上已知此类大型矿床赋存在隐伏花岗岩体凸起的附近，因此，找矿要解决的地质问题是了解地下花岗岩体顶面起伏情况。

将地质问题转变为何种物理问题，决定于与地质问题有关的各种岩石的物理性质，在个旧，经过少数地段岩石标本测定，本区花岗岩的电阻率平均值在1500Ω·m左右，比上覆个旧灰岩的电阻率（在5000Ω·m以上）低得多。因此，了解地下花岗岩顶面起伏这个地质问题可转变为测定高电阻介质下低电阻体上端界面埋深这样一个物理问题。此外，岩体的密度也比灰岩的密度低，因此，上述地质问题也可转变为测定低密度体上端界面的埋深的另一个物理问题。由于当时没有高精度重力仪，故采用了电阻法，即选用了第一个物理问题^[8]。

根据电测深曲线（作了地形改正，即消除地形干扰的数据处理），假定测点附近花岗岩与灰岩接触界面近于水平，即不同电阻层的界面近于水平，求出了低电阻体上界面的埋深近似值，即物理问题的物理解。然后，还是根据上述的岩石电阻率测定结果，将此低电阻体上界面的埋深解释为地下花岗岩体上界面的埋深，求出地下花岗岩体上界面起伏情况，将物理场的物理解转变为地质问题的地质解。在上述两个转变中，用了低电阻体模拟花岗岩体，水平电性层面模拟测深点附近花岗岩体与灰岩体的接触界面。

在上述例子中曾指出，花岗岩体也可用低密度体模拟，即解决同一个地质问题，可用不同的物理模型作模拟。考虑到这个问题的重要性，举一个例子详细作说明。例如，要寻找一个产状近于直立的断层，已知的情况是：断层两侧地层年代不一样，地层中的构造线方向不一样，而且断层是有一定宽度的含水破碎带。

根据工作经验，最少可用三种物理模型模拟这个断层。第一个模型是用低电阻体模型直接模拟断层，这是因为断层是一个含水的破碎带，一般均为低电阻。第二个模型是用直立密度分界面模型间接模拟断层，这是因为断层两侧地层年代不同，因而其密度可能不相同，断层面正好就是不同密度体的分界面。第三个模型是用沿构造线走向分布的磁性体模拟地层中沿构造分布的各种具磁性的岩脉或其他磁性体，这是因为沿构造线常有磁性岩脉侵入，在断层处这些岩脉的走向将发生突变。

根据物性测定及野外初步了解情况，采用上述三个模型的条件均存在。这时，选用哪一个模型？根据我们的经验，选择模型的原则是：第一，选用异常分布范围大的；第二，选用异常值大的；第三，选用异常信息量大的；第四，选用工作成本低、效率高的；第五，选用物探队有的方法。

异常分布范围大，测网稀些也不会漏掉异常，可以降低工作成本，加快工作速度；异常值大，容易与干扰区分开来，还可以降低观测精度以降低成本和提高效率；异常的信息量大是指某种异常不是由多种不同的地质体所引起，而是只由所研究的地质体所引起；不同的物探方法成本及效率相差很大，主要考虑其解决问题的能力，一个成本高的方法若能同时解决几个地质问题，用这个方法可能比用许多方法去分别解决地质问题好；最后，如果根据模型要选用的方法物探队没有，一时又无法引进，这种模型再好也不能选用。

在这里着重指出三点：

第一，从上述可以看出，解决一个断层问题，可以对断层本身进行模拟（断层破碎带为一低电阻体），也可以对与断层有直接关系（断层两侧地层密度不一样）或间接关系（断层两侧磁性岩脉走向不一样）的地质体进行模拟，显示了用物探解决地质问题的灵活性及巨大的可能性。

第二，进行物理模拟只有在了解岩石物性参数及地质情况的基础上才能进行，不了解这些，就不知道应该用什么模型去模拟待解决的地质问题。因此，模拟何种地质体，用什么模型，就是用地球物理勘探找矿时要研究的主要问题。具体的研究内容应包括以下几方面：

1.了解成矿过程作物理模拟的可能性及模拟方法。例如火山岩地区浅成低温热液金矿床是目前世界上金矿重要矿床类型之一，因此，许多国家的地质工作者都在研究浅成低温热液系统的物理模拟，解释在这个系统上观测到的物探异常以及根据具体的地质情况，寻找这种类型金矿的物探方法和研究用磁测监测与含金交代岩生成作用有关的地球化学过程。

2.研究在成矿过程中交代作用和蚀变作用所引起的岩石的物理性质的改变。这种改变是因为岩石中原有矿物成分某些矿物的消失和新矿物的产生，而新生的矿物与原有矿物物理性质不同。

例如在含金交代岩中，酸性侵入岩和喷出岩中最典型的交代作用是：钠长石化、高岭土化、明矾石化、粘土化、黄铁细晶岩化、硅化、碳酸盐化、黄铁矿化、黑云母化、电气石化、青磐岩化、绿帘石化、绿泥石化、绢云母化和云英岩化。

明矾石化、黄铁细晶岩化、青磐岩化、绢云母化、硅化、黄铁矿化、粘土化、高岭土化、碳酸盐化以及硅、钛、镁和硫的带入会导致岩石磁化率的降低，而蛇纹石化、钠长石化以及铝和钙的带入会导致岩石磁化率的升高。

除了青磐岩化以外，钠长石化、黄铁细晶岩化、绿泥石化、粘土化、绢云母化以及蚀变过程中形成硫化物和石墨，都会使岩石电阻率降低，而黑云母化、碳酸盐化、硅化和绿帘石化等将会使岩石电阻率增大。

在浅成低温热液环境中，与金矿化有关的粘土化将带出钾，明矾石化将带入钾；与金、银矿化有关的绢云母化和冰长石化将带入钾，带出钍，有时也带出铀；与金、铀矿化有关的冰长石、碳酸盐化和硬石膏化将带入钾和铀，带出钍；与铜、金、铅、锌矿化有关的绢云母化、冰长石化将带入钾，带出钍；与金矿化有关的黄铁细晶岩化、滑石菱镁片岩化和黑云母化将带入钾。

3.研究成矿过程中岩石物理状态改变引起的物理性质的改变。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，则电阻率下降，反之则上升。有些孔隙率高的岩石，如果孔隙被沉积的石英或方解石充填，孔隙度的减小将导致岩石密度上升。

4.研究成矿过程结束后的地质，这种作用可以分作三类。第一类是改变了矿体在空间分布情况，例如成矿后的断层将矿化带、矿体错开等；第二类是改变了矿体中的矿物成分，如硫化物被氧化等；第三类是因矿体的存在而引起上覆地层中发生的一些特殊现象，例如在新的火山沉积岩下的硫化金属矿床，铁离子在矿体电场作用下迁移到沉积岩中，因氧化还原条件改变而以磁性铁矿沉积，沉积时，受地磁场的作用在沉积岩中造成所谓磁记忆现象。

通过以上的研究工作，将有可能对地质体的模拟扩大到对地质过程的模拟。

第三，解决一个地质问题经常要用一个模型集合，而不是一个模型，特别是解决一个复杂的地质问题，要了解与其有关的多个地质体的情况，需要用多个单体模型组成一个模型集合。在很多情况下，为了避免物理解及地质解的多解性，即使研究一个地质体，也要使用多个单体模型去模拟。用模型集合模拟地质体意味着用综合物探方法解决地质问题。这是提高物探异常信息量的重要途径之一。

㈥ 水文地质概念模型

一、基本模型

本区历史上曾做过两次地下水流数值模型（中国地质科学院水文地质环境地质研究所、甘肃省第二水文地质工程地质大队，2000年6月；清华大学水利系水文水资源研究所与甘肃省水利水电勘测规划设计研究院，2004年10月），两次都是地下水二维流模型，且对研究区建立了三个模型分别模拟三个盆地。那么，本研究如何设计模型?

如前所述，研究区诸盆地内，洪积扇顶部出山口河水渗漏补给后，地下水将以垂向为主地向下流动；洪积扇前缘地下水向泉口溢出也存在垂向分量；含水层之间弱透水层中的地下水也以垂向流动为主；本区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显的垂直流动；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，本区地下水流属于三维流类型。

那么，采用准三维流模型还是三维流模型呢?考虑到具体条件和建模目标——区域地下水资源评价与管理，实际含水系统的层数很多而模型分层又不宜过多，因此概化后的“弱透水层”中含有一定数量的砂层，即“弱透水层”是各向异性的。陈崇希等（2001）在苏州市地面沉降模型研究中指出：“准三维流模型‘误差小于5%’的结论仅适用于弱透水层为各向同性介质；对于弱透水层的各向异性比为10时，误差已超过27.7%，而且随着弱透水层单位储水系数的减小和模拟时间的延长，误差还要增大，已存在超过30.5%的情况”。薛禹群（2003）也提出相似的定性见解。而本区概化的“弱透水层”渗透系数的各向异性比要远远地大于10，其误差要明显地增大。基于上述研究的成果，尽管三维流模型比准三维流模型的模拟工作量要大得多，本项目仍要采用三维流模型。这是本项研究与上述两个模型设计上第一个重要差别。

另外，特别需要强调的是，本区的井孔中含一定数量的混合井孔，如果忽视它们的存在，将会导致模拟失真。因此，本项研究所建立的基本模型是含混合井孔的地下水三维不稳定流模型。

二、模型范围及边界条件

上面提到的两个先期完成的模型都将北山山前戈壁前缘作为零流量边界。本项研究考虑到北山仍得到降水入渗补给，且北山山前戈壁含水层组本身具有相当的地下水储存功能，即有很高的调节储量的能力，为此将模型范围向北扩至北山地下水分水岭处，即北山地下水分水岭以南的北山山区均划入模型内。此外，考虑到分隔玉门-踏实盆地和安西-敦煌盆地的北截山较为狭长，若作为隔水边界处理则与实际条件不符；若作为弱透水边界处理则难以给定边界流量。为此，将北截山作为非均质的一个分区，将相邻两个盆地连成一个整体。玉门-踏实盆地与花海盆地之间原本存在数百米宽北石河冲积层的联系带，更不宜人为分隔成两部分。如此，本项研究将三个盆地作为一个整体模型研究（图5-1），其优点是显而易见的，它既客观地反映了诸盆地之间存在的水力联系，又避免了给定人为边界流量的困难。这是本项研究与上述两个模型设计上第二个重要差别。

本项研究所建模型的总面积约为46140km²。根据前面对水文地质条件的论述，模型边界条件的设置如下（见图5-1）：

（一）北边界

取北山地下水分水岭为模型的北边界，该边界为零通量边界。由于缺少地下水位资料，假定地下水分水岭与地表分水岭一致，其误差对模型地区不致产生大的影响。

图5-1 模型范围及边界条件图

（二）南边界

取南部宽滩山、南截山、火焰山和卡拉塔什塔格山山前基岩与第四系松散沉积物的分界线为模型的南边界，该边界为弱透水边界。它反映南部祁连山区地下水对本研究区的补给。

（三）东边界

取花海盆地和金塔盆地的地下水分水岭处为模型的东边界，该边界为零通量边界。

（四）西边界

西边界的设置是比较困难的。历史上疏勒河是出甘肃省西界流入新疆的罗布泊，尽管疏勒河河水早已断流，但估计地下水流仍向下游径流。考虑到下游缺乏资料，包括含水系统的结构岩性和地下水位等基础数据，我们取安西-敦煌盆地最西的一个观测孔处（库穆塔格沙漠的东界）为模型的西边界。安西-敦煌盆地有部分地下水向西流入沙漠。该边界在模型识别中作为第一类边界，在模型预测中作为第二类边界。

（五）上边界

取潜水面为模型的上边界。地下水通过该边界接受河流、渠系、大气降水（凝结水）及田间灌溉回归水的入渗补给，并以蒸发蒸腾、泉水溢出的方式排泄。南阳镇-双塔水库区段的疏勒河地下水与地表水直接联系，取为第一类边界。

（六）下边界

因为下更新统（Qp₁）为胶结砂砾岩，故取中更新统（Qp₂）的底界为模型的底边界，该边界为零通量边界。

㈦ 什么是流域水文模型什么是分布式流域水文模型

集总式水文模型(lumped
hydrologic
model),不考虑水文现象或要素空间分布,将整个流域做为一个回整体进行研究答的水文模型.集总式水文模型中的变量和参数通常采用平均值,使整个流域简化为一个对象来处理.主要用于降水-径流(rainfall-runoff)模拟.
由于参数合变量都取流域平均值,所以不能对某单个位置进行水文过程计算.通常模型参数不能实际测量到,必须通过校准才能获得.
分布式水文模型是通过水循环的动力学机制来描述和模拟流域水文过程的数学模型，模型根据水介质移动的物理性质来确定模型参数，利于分析流域下垫面变化后的产汇流变化规律，与概念性模型相比，分布式水文模型以其具有明确物理意义的参数结构和对空间分异性的全面反映，可以更加准确详尽的描述和反映流域内真实的水文过程。

㈧ 水文地质概念

下面这个看看.
根据和XX学之间的一般情况,把"是研究......的科学"这几个字去掉,应该就可以用了~~~

水文地质学是研究地下水的数量和质量随空间和时间变化的规律，以及合理利用地下水或防治其危害的学科。

在不同环境中地下水的埋藏、分布、运动和组成成分均不相同。查明上述各方面状况，可为科学地利用或防治地下水提供根据。水文地质学对地下水的研究，着重自然历史和地质环境的影响，同主要用水文循环和水量平衡原理研究地下水的地下水水文学关系密切，只是研究的侧重点稍有不同。

水文地质学发展简史

人们早在远古时代就已打井取水。中国已知最古老的水井是距今约5700年的浙江余姚河姆渡古文化遗址水井。古波斯时期在德黑兰附近修建了坎儿井，最长达26公里，最深达150米。约公元前250年，在中国四川，为采地下卤水开凿了深达百米以上的自流井。中国汉代凿龙首渠，是一种井、渠结合的取水建筑物。在利用井泉的过程中，人们也探索了地下水的来源。法国帕利西、中国徐光启和法国马略特，先后指出了井泉水来源于大气降水或河水入渗。马略特还提出了含水层与隔水层的概念。

1855年，法国水力工程师达西，进行了水通过砂的渗透试验，得出线性渗透定律，即著名的达西定律，奠定了水文地质学的基础。1863年，法国裘布依以达西定律为基础，提出计算潜水流的假设和地下水流向井的稳定流公式。1885年，英国的张伯伦确定了自流井出现的地质条件。奥地利福希海默在1885年制出了流网图并开始应用映射法。

19世纪末20世纪初，对地下水起源又提出了一些新的学说。奥地利修斯于1902年提出了初生说。美国莱恩、戈登和俄国安德鲁索夫在1908年分别提出在自然界中存在与沉积岩同时生成的沉积水。1912年德国凯尔哈克提出地下水和泉的分类，总结了地下水的埋藏特征和排泄条件。美国迈因策尔于 1928年提出了承压含水层的压缩性和弹性。他们为水文地质学的形成作出了重要贡献。

泰斯于1935年利用地下水非稳定流与热传导的相似性，得出了地下水流向水井的非稳定流公式即泰斯公式，把地下水定量计算推进到了一个新阶段。20世纪中叶，苏联奥弗琴尼科夫和美国的怀特在水文地球化学方面作出了许多贡献。到第二次世界大战结束时，在地下水的赋存、运动、补给、排泄、起源以至化学成分变化、水量评价等方面，均有了较为系统的理论和研究方法。水文地质学已经发展成为一门成熟的学科了。

20世纪中叶以来，合理开发、科学管理与保护地下水资源的迫切性和有关的环境问题，越来越引起人们的重视。同时，人们对某些地下水运动过程有了新的认识。1946年起，雅可布和汉图什等论述了孔隙承压含水层的越流现象。英国博尔顿和美国的纽曼分别导出了潜水完整井非稳定流方程。

由于预测地下水运动过程的需要，促进了水文地质模拟技术的发展。20世纪30年代开展了实验室物理模拟。40年代末发展起来的电网络模拟，到50～60年代在解决水文地质问题中得到应用。

由于电子计算机技术的发展，70～80年代，地下水数学模拟成为处理复杂的水文地质问题的主要手段。同时，同位素方法在确定地下水平均贮留时间，追踪地下水流动等研究中得到应用。遥感技术及数学地质方法也被引进，用以解决水文地质问题。对于地下水中污染物的运移和开采地下水引起的环境变化，引起广泛的重视。20世纪60年代以来，加拿大的托特提出了地下水流动系统理论，为水文地质学的发展开拓了新的发展前景。

水文地质学基本内容

水文地质学是从寻找和利用地下水源开始发展的，围绕实际应用，逐渐开展了理论研究。目前已形成了一系列分支。

地下水动力学是研究地下水的运动规律，探讨地下水量、水质和温度传输的计算方法，进行水文地质定量模拟。这是水文地质学的重要基础。

水文地球化学是水文地质学的另一个重要基础。研究各种元素在地下水中的迁移和富集规律，利用这些规律探讨地下水的形成和起源、地下水污染形成的机制和污染物在地下水中的迁移和变化、地下水与矿产形成和分布的关系，寻找金属矿床、放射性矿床、石油和天然气，研究矿水的形成和分布等。

供水水文地质学是为了确定供水水源而寻找地下水，通过勘察，查明含水层的分布规律、埋藏条件，进行水质与水量评价。合理开发利用并保护地下水资源，按含水系统进行科学管理。

矿床水文地质学是研究采矿时地下水涌入矿坑的条件，预测矿坑涌水量以及其他与采矿有关的水文地质问题。

农业水文地质学的内容主要包括两方面，一方面为农田提供灌溉水源进行水文地质研究；另一方面为沼泽地和盐碱地的土壤改良，防治次生土壤盐碱化等问题进行水文地质论证。

地热是一种新的能源，如何利用由地下热水或热蒸汽携至地表的地热能，用来取暖、温室栽培或地热发电等，以及地下热水的形成、分布规律，以及勘察与开发方法等，是水文地热学的研究内容。

区域水文地质学是研究地下水区域性分布和形成规律，以指导进一步水文地质勘察研究，为各种目的的经济区划提供水文地质依据。

古水文地质学是研究地质历史时期地下水的形成、埋藏分布、循环和化学成分的变化等。据此，可以分析古代地下水的起源与形成机制，阐明与地下水有关的各种矿产的形成、保存与破坏条件。

地下水的形成和分布与地质环境有密切联系。水文地质学以地质学为基础，同时又与岩石学、构造地质学、地史学、地貌学、第四纪地质学、地球化学等学科关系密切。工程地质学是与水文地质学是同时相应发展起来的，因此两者有不少内容相互交叉。

地下水积极参与水文循环，一个地区水循环的强度与频率，往往决定着地下水的补给状况。因此，水文地质学与水文学、气象学、气候学有密切关系，水文学的许多方法也可应用于水文地质学。地下水运动的研究，是以水力学、流体力学理论为基础的，并应用各种数学方法和计算技术。

水文地质学的发展趋势是：由主要研究天然状态下的地下水，转向更重视研究人类活动影响下的地下水；由局限于饱水带的含水层，扩展到包气带及“隔水层”；由只研究地壳表层地下水，扩展到地球深层的水。

预计今后的水文地质研究，在下列方面将有突破：裂隙水与岩溶水运动机制和计算方法；地下水中污染物和温度运移机制和计算方法；粘性土的渗透机制；包气带水盐运移机制；水文地球化学和同位素水文地质学，地下水数学模型；地球深层水文地质。

㈨ 水文地质条件分析与物理模型建立

(一)水文地质条件分析

矿井涌水量是评价矿井水文地质条件的重要定量指标，是设计和生产部门制定采掘方案、确定排水能力和防治措施的重要依据。预测矿井涌水量的方法很多，包括:相关比拟法、解析法、水均衡法、数值法、电模拟法等。由于数值法能很好地模拟渗流区域不规则的边界条件及含水层的非均质各向异性的特点，本次矿井涌水量预测以数值法为主，结合解析法综合评价确定(蔡振宇等，2003)。

根据井田岩体地质结构分析，林南仓矿14煤层开采直接充水水源是煤12-煤14、煤14-K₃两个砂岩裂隙含水层，间接充水含水层是奥灰含水层。对煤12-煤14含水层，从西一采区的开采情况看，其能够得到很好的疏干。目前，西一采区该含水层水位为－250m左右(仓生5，243m，2004年3月;1997年水位约为－150m)，此含水层对煤14层的开采影响较小。煤14-K₃含水层仅有局部揭露，目前，该含水层水位－89.40m左右(仓生4，2004年12月)。此含水层属中等富水的含水层，是煤14开采的直接充水含水层，故而将对煤14层安全开采造成一定的威胁。奥灰含水层与煤14底板之间的隔水层厚度118～148m，充水通道为垂向的导水断层、裂隙或陷落柱，在－400水平煤14层底板承受奥灰水压约4MPa。经计算，突水系数约为0.033MPa/m²，小于临界突水系数0.06MPa/m²，在不存在构造(包括陷落柱)导水的情况下，对煤14的开采是安全的。但是，由于奥灰含水层水量、水压都较大，回采中一旦突水就会造成重大水害，所以本次数值模拟以煤14K₃两个砂岩裂隙含水层和奥灰含水层为目的层。

(二)渗流场分析

如果观测孔空间网络布置合理，一次大型的天然或者人工水文地质试验完全可以揭示出多层充水含水层组立体结构的整体渗流场分布特征。矿区所做的人工水文地质试验一般是抽水试验。抽水试验是反映地下水深流场特征的一个重要手段，是以地下水井流理论为基础，在实际井孔中抽水和观测，从而研究井的涌水量与水位降深的关系，求得含水层的水文地质参数。天然水文地质试验一般是指矿井突水，在突水期间，通过观测各含水层水位观测孔的水位变化情况，可以对含水层的富水性及各含水层的相互补给关系作出定性分析。流场分布不仅可以反映出内、外边界的水力性质，而且可以揭示出同一充水含水层组不同块段的渗透能力差异和不同充水含水层之间水力联系的具体部位及密切程度。因此，渗流场研究对于正确建立矿井水文地质概念模型具有重要的实用价值。

林南仓矿的各含水层的抽(注)水试验均属于稳定流、单孔、分段进行抽(注)水试验。抽(注)水试验采用的计算公式如下

典型煤矿地下水运动及污染数值模拟:Feflow及Modflow应用

式中:k为渗透系数(m/d);Q为涌水量(m³/d);q为单位涌水量(L/s·m);M为含水层厚度(m);S为水位降深(m);R为影响半径(m)。

经过计算，奥灰含水层和煤14-K₃含水层的钻孔抽水结果见表5－12和表5－13。

表5－12 奥灰含水层5个钻孔抽水试验

表5－13 煤14-K₃含水层7个钻孔抽水试验

(三)历史突水资料分析

根据矿井实际资料，林南仓矿的历史突水资料见表5－14。

表5－14 研究区巷道主要突水点资料

研究区巷道主要突水点分布见图5－4。

图5－4 研究区巷道主要突水点分布图

(四)水文地质概念模型的建立

模型是系统的缩影，而系统是两个以上相互区别而又相互作用的要素(或子系统)之有机结合，具有特定功能且适应环境变化的综合体。水文地质概念模型是地下水系统(地质实体)的综合反映，更是建立地下水系统数学模型的基础和依据。数学模型是水文地质概念模型的逼真，其成败的关键在于水文地质概念模型概化地质实体的准确程度和精确程度，而概化不仅需要有正确的勘探方法，还要求有一定的勘探工程控制。数学模型、水文地质要领模型与水文地质勘探三者相互制约，并应统一在最佳的经济技术条件前提下。本次主要以林南仓矿以前的抽水试验作为水文地质概念模型、数学模型的建立以及矿井涌水量预测预报的基础。

林南仓矿区是一个典型的向斜构造，是一个独立的水文地质单元，与临近矿井无水力联系。补给水源主要为冲积层底部卵砾石层含水层和煤系基底奥陶系灰岩岩溶裂隙承压含水层。由于冲积层底部卵砾石层含水层地下水的动、静储量十分丰富，与煤系各含水层均呈角度不整合接触，不仅能顺层正常补给各煤系含水层，而且也与奥灰含水层之间有着极为广阔互补关系，致使奥灰含水层通过第四系含水层入渗补给煤系含水层。此外，由于林南仓井田地质构造比较发育，造成奥灰含水层通过断层、侵入岩体等构造越流补给煤系含水层。为了保持系统的完整性，提高水文地质系统数值模拟和矿井涌水量计算的精度，把整个矿井看作一个完整的系统。

1.含水系统内部结构概化

煤14-K₃(Ⅱ)含水层以浅灰—深灰色细砂岩和中砂岩为主，其主要成分为石英和燧石。颗粒分选中等，磨圆度较好，多为泥质孔隙式胶结。岩石坚硬、致密、裂隙发育，有方解石脉，最大裂隙宽度可达200mm(付石门盲巷头见)。其次为鲕状粘土岩及浅灰色粉砂岩。岩性坚硬、致密，含大量黄铁矿结核及植物化石。段内发育两层石灰岩或钙质粉砂岩，含腕足类、海百合类及焦叶贝类化石。细砂岩占全段岩性的1/3以上，泥矽质胶结，岩石坚硬，裂隙发育，为主要含水段。本含水层属中等含水的含水层。

该段岩层裂隙发育，断裂构造复杂，使层间的连通性较好，可视为一个统一的含水系统，故将其概化为单层结构。由于模拟区构造条件、岩性结构和水动力条件有所变化，呈现出各向异性的特点。因此，区域含水层为非均质、各向异性含水层。

奥灰含水层上部为灰、灰白色石灰岩，质地不纯，为隐晶质结构，夹有白云质灰岩。中部为中厚层豹皮状灰岩、蠕虫状石灰岩及灰色纯石灰岩。下部以灰色纹带状叶斑状薄层灰岩为主，夹深灰色豹皮状石灰岩。底部为灰色同生角砾岩，总厚度600～800m。奥陶纪石灰岩在本区无出露，均为第四纪地层所覆盖，其埋藏深度为100～400m。从钻孔及水源井揭露情况看，该含水层在冲积层覆盖区，灰岩在100m段内岩溶裂隙较为发育，水量充沛。深部煤系地层下的灰岩岩溶裂隙不发育，即使有岩溶裂隙，大部分被粘土岩充填，水量较小。该含水层距最小可采煤层最大厚度为130m，隔水岩柱厚50m。上部以粉砂岩为主，岩性致密，高岭土胶结;中部以细、中砂岩为主，泥质基底式胶结;底部为铝土岩，岩石致密，厚度大，隔水性好。从水文动态观测资料分析，北翼为补给区，南翼为排泄区，含水层厚度50～80m，属含水丰富的承压含水层。

由于该段岩层裂隙发育、断裂构造复杂，使层间的连通性较好，奥灰含水层视为一个统一的含水系统，故将其概化为单层结构。由于模拟区构造条件、岩性结构和水动力条件有所变化，呈现出各向异性的特点，因此，区域含水层为非均质、各向异性含水层。

2.边界条件概化

为了保持本岩溶承压水系统的完整性，提高系统数值模拟的精度，选取系统的自然边界作为计算边界。北部边界作为冲积层入渗补给边界，南部为排泄边界。

3.输入、输出条件概化

本含水层系统的输入、输出条件主要表现为含水层隐伏露头区冲积层水下渗补给，南部边界及矿井排水构成自然排泄区。

4.裂隙水运动状态概化

自然界一切现象都是在三维空间里发生的。本区岩溶水的运动也不例外，假定本区岩溶水运动满足达西定律，则可采用连续渗流方程来描述岩溶水的运动。

㈩ 水文地质概念模型的同位素解释

一、补给来源与机制

松嫩平原第四系孔隙潜水补给源为降水、山区和高平原侧向径流补给（图5—31）。西部砂砾石台地为大气降水和山区少量侧向径流，倾斜平原为砂砾石，降水入渗和大兴安岭山地河谷潜水补给，以及汛期河水补给。低平原潜水以降水补给为主，同时接受东部高平原潜水补给；乌裕尔河、双阳河变为散流补给潜水，地下水的补给时期为近50 a来的补给。

图5—27 松辽分水岭边界附近第四系承压水的δ¹⁸O（‰）分布

图5—28 松辽分水岭边界附近第四系承压水的¹⁴C模型年龄（a）分布

图5—29 松辽分水岭边界附近泰康组承压水的¹⁴C模型年龄（a）分布

图5—30 松辽分水岭边界附近大安组承压水的¹⁴C模型年龄分布

图5—31 松嫩平原地下水补给机制示意图

北部讷谟尔河－科洛河地下水系统补给来源为当地降水与代表山区降水的地表水，地下水以垂直入渗补给为主，河流侧渗为辅，其中当地降水补给占总补给的60%～73%。山区地表水补给占总补给的27%～40%。中部乌裕尔河－双阳河地下水系统主要接受降水和地表水补给，地下水以垂直入渗补给为主；该系统北部高平原乌裕尔河附近补给来源为来小兴安岭山区降水通过地表河流补给，西南部低平原补给来源为当地降水。东部高平原呼兰河－通肯河地下水系统和拉林河－阿什河地下水系统补给来源以当地降水垂直入渗补给为主。南部高平原第二松花江地下水系统补给来源为远距离的长白山区降水，通过河流补给。北部山前倾斜平原和低平原的雅鲁河－阿伦河－诺敏河地下水系统补给来源为西部山区降水，西南部山前倾斜平原和低平原霍林河－洮儿河－绰尔河地下水系统补给来源为距离较近的西部降水，地下水以垂直入渗补给为主。

第四系承压水、新近系泰康组和大安组补给来源为西部山前和东部高平原地下径流。第四系承压含水层地下水多为近50 a来的补给，在吉林中部具有古补给的特征。新近系泰康组和大安组除西部和北部地区有近期水补给外，其他地区为古补给，补给时期大于一万年。第四系承压含水层与上层潜水和下伏泰康组含水层之间水力联系密切，大安组相对封闭性较好。除周边山前平原和东部高平原附近发生现代补给外，泰康组和大安组含水层中的地下水多为古补给。

第四系承压水通过西部山前扇形平原及北部和东北部高平原的弱透水边界，接受侧向潜水补给。在盆地北部、西部边缘地带，承压含水层顶板变薄，局部缺失，且孔隙承压水水位多低于上覆潜水水位，潜水以“天窗”形式向下补给承压水，在嫩江与第二松花江汇合地带，承压水以顶托或越流形式向上补给河谷潜水。

新近系泰康组与上覆第四系承压水和潜水有较好的水力联系，在边缘地带与孔隙潜水接触，通过强透水边界可得到自上而下的直接或越流形式补给。在西部及西北部边缘得到基岩裂隙水侧向径流补给。大部分地区，下伏的大安组、依安组承压水水位高于该层承压水水位，下伏承压水自下而上的顶托和越流补给。该层承压水径流速度缓慢，由南北向中部径流，在嫩江与松花江汇合地带，以向上顶托或越流形式补给河谷潜水。

大安组承压水主要接受北部、东部高平原孔隙潜水及西部丘陵山区基岩裂隙水侧向径流补给。地下水径流缓慢，径流方向总体上为由北向南，在嫩江与松花江汇合处，以越流形式向上补给上覆含水层。

高平原白垩系承压水主要接受高平原孔隙潜水及丘陵山区基岩裂隙水的侧向径流补给，在局部地表出露地带可直接或间接接受大气降水的补给。地下水径流比较缓慢，总体流向为北西—南东向。

二、地下水流动与边界特征

图5—32 松嫩平原地下水流动模式

松嫩平原地下水流动主要存在局部地下水流和区域地下水流（图5—32），局部地下水流系统存在于整个平原的浅部，主要形成于潜水含水层，由降水、灌溉水、地表水补给；在垂向入渗至含水层后，向排泄区流动，在某些低洼地带溢出地表，循环深度一般为50 m，山前区可达100 m以下。区域地下水流存在于深部承压含水层，地下水年龄老，为远距离补给，补给来源为周边降水和地表水的入渗补给；以侧向水平径流方式流向盆地中心运动，通过盆地中心承压含水层向上越流补给潜水。总体来说，松嫩平原地下水流的总趋势是由东部、北部和西部三面山区流入盆地，在第二松花江和嫩江汇流处形成松嫩盆地区域地下水的排泄中心。盆地地下水通过嫩江、第二松花江河谷第四系孔隙潜水排向松花江。

山前倾斜平原的砂砾石扇形地台地及白垩系统碎屑岩与大兴安岭山地基岩衔接，为弱透水补给边界。高平原黄土状土覆盖区，白垩系碎屑岩及其风化带直接与长白山地基岩接触，为弱透水补给边界。南部松辽边界具有相对的隔水性，在天然状态下可视为零通量边界。

三、补给强度和地下水更新

松嫩平原地下水氚含量分布深度说明：山前平原现代地下水循环深度可达100m，平均补给强度126mm/a；中部低平原小于80m，平均补给强度60mm/a；东部和南部高平原现代地下水循环深度小于50 m，平均补给强度59 mm/a。这些地下水平均滞留时间小于50 a，更新性较好。

第四系承压现代年龄地下水分布在林甸—齐齐哈尔以北、齐齐哈尔—泰来—白城以西的山前台地和乾安—肇州以东的高平原。这一地区为主要补给区，平均补给强度为6.2 mm/a，具有一定的更新能力，其余地区¹⁴C模型年龄5～10 ka（BP），地下水更新性较差。

新近系泰康组现代年龄地下水分布在林甸—齐齐哈尔以北和乾安—前郭以东，现代补给仅发生在山前和接近东部高平原的局部地区，其余地区地下水为古补给，低平原中部年龄8～15 ka（BP）；新近系大安组现代年龄的地下水分布在北部讷河、沿山前一带以及与东部高平原相接地带，为地下水的补给区，低平原中部年龄11～23 ka（BP）。对于该两组含水层来说，现代补给仅发生在周边地区，平均补给强度2.8 mm/a；低平原中部为古补给，这两组含水层地下水流动缓慢，更新性较差。