什么是水文地质物理模型

❶ 定义水文地质数学模型的定解条件有哪些

水文地质，地质学分支学科，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。

❷ 流域水文模型的类型有哪些原理

1. 水文模型是模拟水文现象而建立的实体结构和数据结构，是对实际水文现象过程的概化。对水文学来说，模型是描述一种现象转换为另一种现象的工具。

2. 流域水文模型（流域模型）是以一个数学模型来模拟流域降雨—径流形成过程或融雪—径流形成过程，即定量分析从降水、蒸发、融雪、截流、下渗、填洼、径流成分划分、坡地汇流和河槽汇流到形成流域出口断面的径流过程线的全过程。

3. 流域水文模型可分为实体模型和数据模型：

   实体模型：将自然界发生的真实水文过程按一定比尺缩小到实验室或试验场进行模型试验，模型和原型的区别在于比尺不同，两者的物理过程本质是相同的。因此，实体模型是保持同一物理本质的。

   数据模型：对水文现象进行模拟而建立的数学结构称作为数学模型。

4. 常见的水文模型有：新安江流域模型；萨克拉门托(Sacramento)模型；水箱(Tank)模型。

❸ 　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。

❹ 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整体进行研究的水文模型.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。

❺ 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。

❻ 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。

❼ 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。

❽ 　水文地质模型概化及其数值模拟模型

一、水文地质模型概化

（一）边界条件

根据工作区区域地质、水文地质条件，以松散岩类孔隙水含水层为本次计算的目的层，将黑龙江、乌苏里江、松花江、鸭蛋河、梧桐河、挠力河、七星河、别拉洪河及安邦河概化为一类水流边界，即地下水与江河水位有较密切的水力联系。平原与山地接触地带，地下水自山地向平原侧向径流的补给边界，概化为二类水流边界；而季节性积水的沼泽湿地为三类边界。山地区（含区内的残山丘陵区）及前第四系为隔水含水层，在计算模型中为不计算单元。边界条件概化结果见图4-1 。

图4-1 三江平原边界条件概化图

（二）含水层参数分区

第四纪不同时期，工作区不同位置沉积了不同厚度与粒度的松散堆积物，使含水层在水平方向与垂直方向上均有分区性，根据工作区不同时期的岩相古地理特征，将工作区的含水层参数分成6个区，见图4-2～图4-5。

二、数值模拟模型

将工作区地下水流系统概化为非均质各向同性、三维、非稳定流系统，用以下微分方程的定解问题描述：

三江平原地下水资源潜力与生态环境地质调查评价

式中：Ω为渗流区域，即工作区内有效计算单元所构成的区域，面积为39 415.68km²；Γ₀为渗流区上边界，即地下水的自由表面；Γ₁为一类边界，包括黑龙江、乌苏里江、松花江、鸭蛋河、梧桐河、挠力河、外七星河、别拉洪河及安帮河等常年流水且与地下水有密切水力联系的河流；Γ₂为二类边界，即除黑龙江、乌苏里江以外的工作区边界；Γ₃为三类边界，即工作区内季节性积水的沼泽湿地；h为含水层水位标高，m；h₀为初始水位，m；h₁为一类边界江河水位，m；h_s为三类边界沼泽湿地水位，m；K为含水层渗透系数，m/d；S为地下水自由面以下含水层的储水系数，m^-1；μ为潜水含水层在潜水面上的重力给水度；ε为含水层源汇项，d^-1；p为潜水面的蒸发和降水补给等源汇项；q₂为二类边界单位面积流量，m³/d；σ为沼泽湿地底部弱透水层的阻力系数，σ＝L/K_S，L为弱透水层厚度，m，K_S为弱透水层垂向渗透系数，m/d。

上述数学模拟模型应用三维模拟计算软件进行求解计算。