水文地質條件概化
❶ 水文地質評價
4.2.1地下水系統劃分及其特徵
在東營市轄區地表下數百米以內到處分布有多層系統結構的粉砂、淤泥和粘土，除土壤水帶以外，地下水充填在多層系統沉積物的孔隙中，地下水在砂層中的運移要相對比在淤泥和粘土中運移通暢得多，高滲透性層稱為含水層，反之稱為隔水層。轄區內地下淺部數百米的地質特徵變化不大，相反地下水的鹽化程度和地下水的起源卻變化很大，因而這種特徵被用來作為概化地下水系統的標准（圖4-2，圖4-3，圖4-4）。
總體上，地下水可以劃分為以下系統：①小清河南淺層地下淡水；②三角洲沿黃河地帶淺層地下淡水；③中深層地下淡水；④深層地下淡水；⑤淺層地下鹵水；⑥深層地下鹵水；⑦地下微鹹水和鹹水（圖4-5）。
小清河南地下淡水系統位干東營市轄區南部山前平原，其餘地下水系統均位於三角洲地區，且在淺部分布多為微鹹水和鹹水，各系統特徵論述如下：
1.小清河南淺層地下淡水
沖洪積扇平原水文地質區，分布於石村—顏徐—稻庄—西劉橋一線以南以西地區（基本以小清河為界），面積460km2，主要為淡水，僅北部有少量微鹹水和鹹水分布。淺層地下水含水介質主要為全新統和中更新統沖積洪積物，屬沖洪積扇型賦存模式，具有較典型的沖洪積扇型水文地質特徵。在一般情況下，40～50m左右深度內，無穩定的隔水層存在，形成潛水和微承壓水。60m以下，往往具有幾十米厚的粘性土隔水層，與中深層孔隙承壓水水力聯系較微弱。
2.三角洲沿黃河地帶淺層地下淡水
三角洲沖海積物主要呈近於水平層狀分布，全新世之前的沉積環境為淺海環境，然而淺部卻是以強烈的沖積作用為主。由泛濫平原和決口扇形地組成的現今黃河河床帶和古河床帶導致了岩相的突變。形成了相對高滲透性的淺部砂體，河水的不斷滲入形成了一些淺層地下淡水透鏡體，它們漂浮在微鹹水或鹹水體之上，隨著時間的推移，這些淡水透鏡體的體積可能會增大或縮小，甚至消失。
3.中深層地下淡水
中深層地下淡水系統系指，含水層頂板埋深大於60m，底板埋深180～370m。孔隙承壓淡水分布於官莊—陳橋—王屋—廣北農場一線以南，含水介質為中更新統和下更新統沖洪積物。在古村—廣饒—稻庄以南為全淡結構。該線以北為上咸下淡結構。小清河一帶上部鹹水底界埋深120m左右，向北逐漸加深。
圖4-2水文地質條件示意圖
圖4-3淺層水文地質剖面示意圖
圖4-4深層水文地質剖面示意圖
中深層承壓淡水含水層岩性，南部以粉細砂、細砂為主，局部有中粗砂，含水層厚40～50m，單井出水量一般大於1000m3/d。向北含水層顆粒由粗變細，含水層厚度由大變小。北部含水層岩性以粉細砂為主，含水層厚10～30m，單井出水量500～1000m3/d（局部地區單井出水量小於500m3/d）。
4.深層地下淡水
深層孔隙裂隙承壓水含水岩組含水層頂板埋深大於180～370m。含水介質為上新統明化鎮組上段碎屑岩類。孔隙裂隙承壓淡水分布於前劉—郝家—史口鎮—勝利電廠—廣利聯合站一線以南，該線以北在目前勘探深度（600m）內無承壓淡水。承壓淡水含水層岩性以中砂、中細砂及粉細砂為主，呈固結及半固結狀態，由南向北顆粒逐漸變細。南部砂層累計厚40～50m，單井出水量一般大於1000m3/d。北部支脈河以北砂層累計厚度小於30m，單井出水量一般小於500m3/d。深層孔隙裂隙承壓水與中深層孔隙承壓水之間有厚達30餘米的連續性較好的粉質粘土、粘土隔水層，二者之間水力聯系微弱。
5.淺層地下鹵水
沿渤海1855年以前的海岸線展布，賦存於第四系更新統海積沖積和海積地層中的地下水，其礦化度（TDS）高於50g/dm3，形成了淺層地下鹵水帶。鹵水是由埋藏海水蒸發濃縮而成，呈帶狀分布，寬度10～20km不等。東營市內面積為432km2，包括廣饒縣東北部、東營區東南部的一部分。一般埋藏於10～40m深的粉砂層中，厚3～10m，最厚30m，形成於8萬～10萬年前。在鹵水層之間，一般有弱隔水層，局部略具承壓性。淺層鹵水儲量豐實，易采，單井產量大，最大可達250m3/d，礦化度40～80g/dm3，最高116g/dm3，水化學類型為Cl-Na水，是東營市鹵水的主要開采區。據測算，東營市淺層鹵水儲量9.6×108m3。
6.深層地下鹵水
深層鹵水是古鹵水與鹽岩或石油地質構造有關的封閉型高礦化鹵水，屬原生鹵水。主要賦存在東營市東營凹陷深部2500～3000m處，以東營西城為中心，面積為700km2的第三系中。而且在鹵水下部3000～4000m處，面積為600km2，還埋藏有豐富質純的膏鹽、岩鹽礦層，為鹽鹵開發利用提供了豐富的資源條件。分布范圍東起辛鎮，北至勝利村，南至六戶—現河—郝家一線，西到利津窪子。該區18口井鑽遇岩鹽層，其中8口井己穿岩鹽層，埋深3000～4000m，平均厚度440m以上，最厚達1000m余。而在岩鹽層上部，普遍存在高濃度鹵水。據60口井統計，鹵水單層厚度一般在4m以上，有的厚達30m。坨深1井、東風10井等自噴出的鹵水總礦化度200g/dm3左右，深層鹵水的形成與地質構造條件、古地理環境、古水文地質條件有關。估算深層鹵水儲量達35×108m3。東營深層鹵水除含豐富的氯化鈉外，更重要的是含有較高的碘、溴、鋰、鉀、銫、硼、銣等微量元素。尤其是碘、溴、鋰、鈣工業品位已達到國家單獨開采和綜合利用的標准。
圖4-5地下水系統劃分剖面示意圖
7.地下微鹹水和鹹水
除全淡水區外，其他地區均有厚薄不等的微鹹水和鹹水分布，是黃河三角洲地區含水量最大的水體，含水層厚度自南向北增厚，到廣饒縣卧佛庄—丁屋—廣北農場一線以北在200m以淺已無地下淡水分布，微鹹水與鹹水連為一體，整個鹹水體呈一楔形插入南部淡水體中，而最終尖滅於全淡水區。礦化度20～40g/dm3，為氯化物硫酸鹽型水。在淡水與鹹水之間，由於上游淡水體的補給和混合作用，存在著微鹹水。總之，微鹹水和鹹水分布面積及體積巨大，漂浮在其上的地下淡水透鏡體不可比擬。
4.2.2地下淡水（微鹹水）補給、徑流、排泄條件及動態特徵
1.淺層淡水（微鹹水）補給、徑流、排泄條件及動態特徵
小清河南淺層地下淡水系統，主要接受大氣降水入滲補給、河渠側滲補給和田間灌溉回歸水的補給為主，還有區外從南向北的地下水側向徑流補給。補給量的大小，受控於降水量、降水強度、地下水埋深以及包氣帶岩性、地形、地貌等因素。淺層地下水主要從南向北徑流，人工開采是主要排泄方式。在廣饒南部井灌區由於目前淺層地下水大量開采形成了大面積區域下降漏斗。根據地下水0m等水位線，1997年漏斗面積為321km2。由於地下水力坡度加大，水位埋深增加，不但改變了淺層地下水天然流場，而且使淺層地下水垂向補給，大部分消耗在包氣帶地層中，減少了淺層地下水垂向補給量。同時，又是造成鹹水向南入侵的一個重要因素。沖洪積扇水文地質區，在石村—稻庄一線以北的淺層微鹹水區，水位埋深一般在2～5m，地下水以垂直運動為主。排泄方式主要為蒸發。地下水動態與當地氣象、水文密切相關，屬氣象—蒸發型。石村—稻庄一線以南的淺層淡水區，因大量超采，目前已形成區域下降漏斗，漏斗中心水位埋深30.25m，地下水由四周向漏斗中心水平徑流運動。主要接受大氣降水和周邊徑流補給。地下水動態為氣象—開采型。動態特徵主要受降水和人工開采量控制。年內，地下水動態變化的一般特徵是4～6月為地下水位下降期。由於春灌和降水少以及枯水期的農業大量開采，地下水位大幅下降。7～9月降水多，農業開采減少，地下水位回升，8月或9月出現一個小峰值。10～12月，降水少，小麥冬灌，水位波狀下降。1～3月較長時間無農業開采，地下水位上升。2月或3月地下水位達到年內最高值。
小清河以北，古黃河三角洲和近代黃河三角洲區，淺層孔隙潛水僅部分地區分布有淺層淡水和微鹹水。淺層淡水和微鹹水主要以大氣降水、黃河側滲補給、渠系入滲補給為主。根據同位素地下水年齡鑒定，大氣降水的補給主要是近40年的大氣降水補給為主。地下水的徑流，總的來說，以現代黃河河床為地下分水嶺，向黃河兩側方向及黃河下遊方向呈扇狀徑流。在近代黃河三角洲亞區，主要沿古河道帶和故道帶向北徑流。蒸發是地下水的主要排泄方式，有部分人工開采。淺層淡水和微鹹水以垂向運動為主。地下水動態主要受大氣降水、地表水、渠系入滲的影響。其動態特徵與氣象、水文等因素有關。地下水動態特徵主要為氣象—蒸發型。一般年內變化分幾個階段，每年3～4月春灌開始，地下水位開始升高，出現一個小峰值。5～6月，為枯水期，水位下降，6月底達到最低值。7～9月為豐水期，水位上升，8月水位達到最高值。10月至次年2月為調整期。
2.中深層地下淡水補給、徑流、排泄條件
在支脈河以南地區，中深層孔隙承壓淡水主要接受山前沖洪積扇由南向北的側向徑流補給。由於中深層承壓水含水層間均具有較穩定較連續且厚度較大的粘性土隔水層，因此含水層間水力聯系微弱，越流補給量較小。人工開采是主要的排泄方式。目前中深層孔隙承壓水已形成廣饒—石村為中心的一個南北向下降漏斗，根據-14m等水位線，1996年中深層水漏斗面積255km2。形成漏斗東西兩側中深層孔隙承壓水向漏斗中心方向徑流、補給。
中深層孔隙承壓淡水主要受區外側向徑流補給，以水平運動為主，徑流滯緩，其動態特徵與當地氣象水文條件等季節性變化無關，主要與開采區的開采強度有關。地下水動態特徵屬徑流—開采型。
支脈河以南地區中深層承壓水因人工大量開采，區內形成以廣饒縣城—石村為中心的南北向區域下降漏斗，改變了地下水天然流場，形成了漏斗周邊向漏斗中心補給。地下水以水平徑流運動為主。地下水動態特徵，年內高水位出現在3月，5～6月水位最低，7～9月水位又逐漸抬升。地下水位總體是下降趨勢。
3.深層地下淡水補給、徑流、排泄條件
深層地下淡水主要接受山前沖洪積扇平原側向徑流補給。由南向北徑流。人工開采是主要排泄方式。深層孔隙裂隙承壓淡水補給條件差，水平徑流滯緩，水交替作用微弱。牛庄地區，按-25m等水位線，1996年深層水降落漏斗面積為233km2。草橋地區，按-20m等水位線，1996年深層水降落漏斗面積為121km2。形成漏斗周邊向中心的徑流補給。深層孔隙裂隙承壓淡水的運動主要以水平運動為主。受人工開采強度控制。其地下水動態特徵為徑流—開采型。
目前已形成以草橋、牛庄為中心的區域下降漏斗，形成漏斗周邊向漏斗中心的補給，人工開采是主要的排泄方式。地下水動態主要受人工開采強度控制，年內2月份水位最高，5～6月水位最低，多年呈下降趨勢。
4.2.3水資源開發利用現狀、未來需水量及可供水量分析
1.水資源開發利用現狀
全市年均供水量（1991～1996年）141243×104m3，其中地表水131036×104m3，佔92.8%；地下水10207×104m3，佔7.2%。地表水供水量主要是黃河引、提水工程供水量，但引水時間與引水量大小與黃河季節來水量及當地降雨量密切相關，一般相機而供，多水多供，少水少供。1991～1996年東營市年均引黃河水量129822×104m3，佔全市年均供水量的92%，佔地表水年均供水量的99%。如表4-3。
表4-3東營市1991～1996年實際供水量統計表單位：104m3/a
註：各縣、區的供水量均含油田。
地下水供水受降雨量影響較大，降雨量大則農業開采量小，反之則開采量大。1991～1996年淺層地下水年均供水量8048×104m3，約佔地下水供水量的78.8%。中深層地下水年均供水量2159×104m3，佔地下水供水量的21.2%。東營市地下水年均超采2500×104m3。
按用途分，工業用水17918.6×104m3/a，佔12.7%，城鎮生活用水2962.9×104m3/a，佔2.1%，農業用水99632.2×104m3/a，佔70.5%，畜、牧、漁業用水3104×104m3/a，佔2.2%，農村生活用水4645.0×104m3/a，佔3.3%，其他用水12980.3×104m3/a，佔9.2%。
2.未來需水量
預測的需水量涉及對工農業發展的估計和用水定額等未定因素。東營市水利局按工業、農業灌溉、林牧副魚、城鎮和農村居民生活用水，對黃河三角洲地區需水量進行了預測分析，劃分高低兩個方案。如表4-4。
表4-4黃河三角洲地區需水量預測表單位：104m3
3.可供水量分析
東營市可供水源包括當地地表水、黃河客水和地下淡水、微鹹水。由於區內地表水受污染嚴重，水質較差，可利用量很小，近期不作為可利用量考慮。黃河客水可供水量分析考慮引黃時有4個限制條件：①汛期黃河來水量大於5000m3/s不能引。②含砂量大於30kg/m3不能引。③冰凌期引水天數按70%計。④由於渠道的限制，實際引水量較設計引水量小，僅為270m3/s，即為設計值的60%。以此推求黃河水資源可供水量（見表4-5）。
表4-5現狀工程條件下水資源可供水量表單位：104m3
根據東營市需水量預測和可供水量的計算及分析結果，分別按不同保證率時的高、低方案進行水資源供需平衡分析，2000年在保證率為95%時，高方案缺水88597萬m3/a，低方案及75%、50%保證率時均不缺水；2010年在保證率為95%時，高方案缺水293782萬m3/a，低方案缺水102025萬m3/a；在保證率為75%時，高方案缺水134134萬m3/a，低方案及50%保證率時均不缺水。
❷ 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。
❸ 水文地質條件概化
1.模擬計算的區域
太原市東山地區岩溶地下水系統屬於蘭村泉域地下水系統，但由於受自然條件和地質構造的控制，其又具有相對獨立的岩溶地下水系統。東山煤礦位於該地下水系統內，為了對東山岩溶地下水資源量做出正確的評價和正確認識煤礦排水對地下水水源地的影響，以及合理管理東山岩溶地下水，計算區域盡可能以天然邊界為界。因此，其范圍北起官帽山、石嶺關、系舟山一線，南至北營-西沙溝一線及北磚井-杜家山斷裂帶止。北東部為柳林尖山-坪里-黑石窯一線。東部由黑石窯向西南到黃嶺。東南部由黃嶺向西南方向延伸，沿東山背斜東南翼到班寺山，再向南經罕山至南部與北磚井-杜家山斷裂帶相接。西部邊界北起棋子山，向南沿東山邊山斷裂帶到北磚井-杜家山斷裂帶，模擬計算區域面積1651km2。
2.含水層結構概化
計算區內的含水岩組主要是寒武系、奧陶系碳酸鹽岩組成含水層。第四系含水岩組在區內零星分布，且水量極少，難以構成供水水源，計算時忽略不計。石炭系、二疊系砂頁岩含水岩組由於其底部有較厚的隔水層，與岩溶地下水難以形成面上的水量交換，其水量交換僅通過斷層進行線或點交換，這種水量交換可通過點源或線源處理。因此，本次研究的含水層由寒武系、奧陶系碳酸鹽岩組成，碳酸鹽岩含水層在裸露區為潛水含水層，隱伏區為承壓含水層。
碳酸鹽岩含水層，由於其岩性不同，所處的地質構造單元不同，以及地下水徑流條件的差異，區內岩溶發育的程度也不同，因此，研究區內不同地段含水層的滲透性能也不同，含水層為非均質含水層。其非均質性用含水層參數（T、μ）分區概化處理。根據勘探試驗獲得的含水層參數值作成參數分區圖，給出各區的參數均值作為數值計算的初值，經過模型調試和識別，最終將試驗參數系統轉化為模型參數系統。
碳酸鹽岩含水層的水平尺度遠比它們的厚度大得多，因此計算時忽略各含水層內部的垂直滲流分量，按平面二維流處理。
3.邊界條件概化
研究區邊界見圖6-7。
圖6-7 東山岩溶水文地質邊界圖
（1）北部邊界條件：東山岩溶地下水的北部邊界可分為東、西兩段。東段在區域北部的系舟山北東向構造帶，在小五台西北部有老地層出露，並伴有太古宙晚期花崗岩，北部東段為阻水邊界。西段在官帽山、石嶺關東西向構造帶一線，其底部頁岩組成了北部隔水邊界。因此，北部邊界為區域阻水邊界。
（2）北東部邊界條件：東北部邊界在柳林尖山、坪里、泉子、黑石窯一線，這一帶是地表分水嶺，此處地表分水嶺和地下分水嶺一致。這一帶水文地質邊界為可變動邊界。
（3）東部邊界條件：東部邊界條件由北東至南西共分4段。
第一段：以北興道寺家坪斷裂帶為主體，包括黑石窯斷層、陽坪旺背斜，向西南為溫家山逆沖斷層。該帶出露地層為寒武系灰岩，同時與斷裂帶平行的還有一組喜馬拉雅期岩脈侵入體。很明顯，寒武系底部泥頁岩和侵入體岩牆組成了地下水邊界屏障，該帶為阻水邊界。
第二段：黃嶺以西至大威山一線，長約8km，這一帶為冶元-黃嶺緯向構造帶。地表出露地層為奧陶系中統石灰岩，標高1200m以上。寒武系有一部分在地下水位以下，雖然寒武系底部有泥頁岩起阻水作用，但泥頁岩上部的碳酸鹽岩仍然導水，因而這一帶邊界為二類弱導水邊界。
第三段：東山背斜軸部隆起和郭家莊斷層帶，這一帶地表在班寺廟、塹壑、罕山一線。東山背斜的軸部奧陶系地層隆起，核部出露地層為下奧陶系冶里組、亮甲山組和中奧陶統下馬家溝組。東山背斜的東側與壽陽盆地接壤處為郭家莊斷層，斷距為200～400m。構造決定了該段邊界為阻水邊界。
第四段：東界最靠南的一部分邊界，長約7km，這一段由於受東山背斜傾伏端影響，北東向的斷裂十分發育，斷距不大。並且北北東向斷層與觀家峪東西斷裂帶相互交錯切割、地層支離破碎，提供了地下水運移通道。這一段邊界為透水邊界。
（4）西部邊界條件：西部邊界分為三段。
西部邊界北段，在棋子山地壘南北向構造線一帶。棋子山地壘兩側斷裂帶斷距也在600m以上，棋子山地壘本身寬度在4～5km左右，按地層厚度推算，地壘下部寒武系頁岩與兩側盆地中的石灰岩接觸，起隔水作用。因此該邊界為阻水邊界。
西部邊界中段，北起棋子山地壘南傾伏端，南止於三給地壘北緣斷裂帶，南北長約7km，棋子山地壘南端被北東向斷裂切截，地壘於青龍鎮至陽曲鎮一帶逐漸消失。隔水邊界變為導水通道。因此由棋子山南至三給地壘這一帶西部邊界為導水邊界。
西部邊界南段，從三給地壘南緣算起到東山南邊界的北磚井-杜家山斷裂為止的一段邊界。該邊界是太原盆地與東山的分界線。這一邊界靠北的一部分以東山奧陶系岩溶含水層與盆地基底煤系地層碎屑岩接觸為主，個別地段為奧灰岩與盆地鬆散層接觸。這種接觸關系加上斷階式構造，鑄成了弧形斷裂帶的弱透水性質，這一帶的邊界條件為二類弱透水邊界。靠南的一部分邊界因盆地基底加深，沖積層顯著變厚，東山前山基岩地層逐漸深入到地層深部，導水性能明顯減弱，導水渠道受阻，為阻水邊界。
（5）南部邊界條件：東山岩溶地下水南部邊界在北磚井-杜家山斷裂帶一線。北磚井-杜家山斷裂帶由兩條互相平行的斷層組成，其靠外的一條西段斷距700m左右，顯然此段斷層是阻水的。斷裂東段與北北東向斷裂和觀家峪東西斷裂帶相復合，岩層破碎，裂隙發育，有利於地下水流動，同時此處灰岩埋深較淺，岩溶發育。故本段為二類導水邊界。
4.源匯項處理
（1）大氣降水入滲補給量：碳酸鹽岩含水層裸露區和半覆蓋區均接受大氣降水入滲補給。降水入滲補給條件的不均勻性用入滲分區概化處理。依據有關降水入滲資料，並參考包氣帶岩性、潛水位埋深、地形、植被等因素，做出全區降水入滲系數分區圖，分別給出各區降水入滲系數平均值，加在模型對應的剖分網格單元上。根據各區面積、降水量、降水入滲系數來計算降水入滲補給量。
東山岩溶地區包氣帶厚度大，當降雨量較小時，難以補給地下水，所以當月降雨量小於20mm時，不計入有效降雨量，其扣除率為9.13%。
（2）地下水開采量：研究區內地下水開采比較集中，主要有棗溝水源地、觀孟前水源地、以及其它零星的抽水井，剖分時盡可能將抽水井落在節點上，其開采量按實際調查的各單井逐月開采量加在與井位對應的網格節點上。
（3）突水量：東山煤礦楊家峪礦六斜坡突水點位於F12斷層上，出水口為一點，故將突水作為點源處理，突水量按實際測量的逐月開采量加在與突水點對應的網格節點上。
（4）河流滲漏處理：區內河流均為季節性短暫流水，有水時間短，所以河流的入滲與降水入滲一同考慮在內。
5.水文地質概念模型
經過對水文地質條件概化處理，計算區水文地質概念模型是由非均質各向同性的裂隙岩溶含水層組成的具有二類邊界平面二維滲流的潛水過渡到承壓水含水層。
❹ 水文地質條件概化
1.模擬計算的區域
鄭州礦區岩溶地下水系統受自然條件和地質構造控制，具有獨立的水文地質單元，東西向牛店斷層將礦區分為南北兩部分，由於牛店斷層的阻隔，形成了兩個相對獨立的次級水文地質單元。本次研究主要以煤礦較集中的北部單元為主。計算的區域盡可能以天然邊界為界。其范圍為：西部以分水嶺為界，地上分水嶺與地下分水嶺一致，位於五指嶺斷層-塔水磨-屈峪一線；北部以滎密背斜為界，位於梵村-邢村-水磨村一線；南部以牛店斷層為界；東部以岩溶發育下限為界，位於西湖垌-張溝-煤窯溝-崔崗一線。計算面積約為552km2。
2.含水層的概化
（1）含水層結構概化：計算區域的含水層主要為寒武系和奧陶系碳酸鹽岩組成的含水層。第四系含水岩組在區內零星分布，且水量極少，難以構成供水水源，並對煤炭開采威脅不大，計算時忽略不計。因石炭系中統本溪組以泥岩為主，與下伏馬家溝組灰岩成平行不整合接觸，因此，石炭系、二疊系砂頁岩含水岩組由於其底部有較厚的隔水層，與岩溶地下水難以形成面上的水量交換，其水量交換僅通過斷層進行線或點交換，這種水量交換可通過點源或線源處理。故本次研究的含水層由寒武系、奧陶系碳酸鹽岩組成，碳酸鹽岩含水層在裸露區為潛水含水層，隱伏區為承壓含水層。
碳酸鹽岩含水層，由於其岩性不同，所處的地質構造單元不同，以及地下水徑流條件的差異，區內岩溶發育的程度也不同，因此，研究區內不同地段含水層的滲透性能也不同，含水層為非均質含水層。其非均質性用含水層參數（T、μ）分區概化處理。根據勘探試驗獲得的含水層參數值作成參數分區圖，給出各區的參數均值作為數值計算的初值，經過模型調試和識別，最終將試驗參數系統轉化為模型參數系統。
（2）邊界條件的概化：主要以自然邊界為隔水邊界。
東部邊界：以奧灰埋深600m一線為界，由於600m以下岩溶不發育，概化為隔水邊界。
西部邊界：以老變質岩、前寒武系與寒武奧陶系地層的接觸帶為分界線，由於老變質岩和前寒武系地層的富水性與寒武奧陶系地層相比小的多，可忽略不計，所以該邊界可概化為零流量邊界。
南部邊界：以牛店斷層為界，其南盤下降，北盤上升，牛店斷層東段最大落差達600m，奧陶系地層與石炭二疊系地層對接，西段落差小，有水量交換，故牛店斷層東段概化為隔水邊界，西段概化為弱透水邊界。
北部邊界：以滎密背斜為界，由於軸部隆起，該背斜軸部地層由元古界老變質岩地層組成，所以該邊界概化為隔水邊界。
3.匯源項的處理
（1）大氣降水入滲補給量：碳酸鹽岩含水層裸露區和半覆蓋區均接受大氣降水入滲補給。降水入滲補給條件的不均勻性用入滲分區概化處理。依據有關降水入滲資料，並參考包氣帶岩性、潛水位埋深、地形、植被等因素，做出全區降水入滲系數分區圖，分別給出各區降水入滲系數平均值，加在模型對應的剖分網格單元上。根據各區面積、降水量、降水入滲系數來計算降水入滲補給量。
鄭州礦區岩溶地區包氣帶厚度大，當降雨量較小時，難以補給地下水，所以當月降雨量小於20mm時，不計入有效降雨量。
（2）地下水開采量：研究區內地下水開采比較集中，主要有新密市水廠、礦務局水廠以及各礦排水和其他零星的抽水井，剖分時盡可能將抽水井落在節點上，其開采量按實際調查的各單井逐月開采量加在與井位對應的網格節點上。
（3）河流滲漏量的處理：該區水系不發育，僅在計算區西部有雙洎河穿過，該河為季節性短暫流水，有水時間短，所以河流滲漏量與降水一同考慮在內。
4.水文地質概念模型
經過對水文地質條件的各種概化處理，計算區域水文地質概念模型為非均質各向同性的灰岩含水層組成的具有二類邊界條件無越流的平面二維滲流潛水過渡到承壓水的含水層。
❺ 水文地質 邊界條件
邊界條件是滲流區邊界所處的條件,用以表示水頭 H(或滲流量 q)在滲流區邊界上所應 滿足的條件,也就是滲流區內水流與其周圍環境相互制約的關系.
(1) 第一類邊界條件(Dirichlet 條件):如果在某一部分邊界(設為 Sl 或Γ1)上,各點在每 一時刻的水頭都是已知的,則這部分邊界就稱為第一類邊界或給定水頭的邊界,給定水頭邊界不一定就是定水頭邊界. 可以作為第一類邊界條件來處理的情況: ① 河流或湖泊切割含水層,兩者有直接水力聯系時,這部分邊界就可以作為第一類邊界 處理.在沒有充分依據的情況下,不要隨意把某段邊界確定為定水頭邊界,以免造成很大誤 差. ② 區域內部的抽水井,注水井或疏干巷道也可以作為給定水頭的內邊界來處理.此時, 水頭通常是按某種要求事先給定.給定水頭邊界不一定是定水頭邊界. ③ 排泄地下水的溢出帶,沖溝或排水渠的邊界也可近似看作給定水頭邊界.
(2)第二類邊界條件(Neumam 條件): 當知道某一部分邊界(設為 S2 或Γ2)單位面積(二維空間為單位寬度)上流入(流出時用負值)的流量 q 時,稱為第二類邊界或給定流量的邊界. 常見的這類邊界條件: ① 隔水邊界(流線,分水嶺) ② 抽水井或注水井 ③ 補給或排泄地下水的河渠邊界上,如已知補給量.
(3)第三類邊界條件:某邊界上 H 和 H + αH = β n 又稱混合邊界條件, α , β 為已知函數. 邊界為弱透水層(滲透系數為 K1,厚度或寬度為 m1) 浸潤曲線的邊界條件: H K =q n c2 當浸潤曲線下降時,從浸潤曲線邊界流入滲流區的單位面積流量 q 為: H * q= cos θ t 式中, 為給水度, θ 為浸潤曲線外法線與鉛垂線間的夾角。
❻ 水文地質參數變化
一、太原盆地水文地質參數計算
水文地質參數的選取直接影響著地下水資源計算量的大小和可信度，研究水文地質參數具有十分重要的意義。本次相關的水文地質參數主要有降水入滲補給地下水系數（α）、潛水蒸發極限深度（L）、蒸發強度（ε）、灌溉回滲地下水系數（β）、疏干給水度（μ）、導水系數（T）、彈性儲水系數（s）、滲透系數（K）、河流滲漏補給系數、渠系滲漏補給系數等。
（一）降水入滲補給地下水系數（α）
影響降水對地下水的補給量的因素很多，主要有地形、包氣帶岩性及結構、地下水位埋深、降水特徵及土壤前期含水量等。
降水入滲補給系數為降水入滲補給地下水量與降水量之比值。年降水入滲補給系數為年內所有場次降水對地下水入滲補給量總和與年降水總量的比值，其表達式為:
山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價
式中:α年是年降水入滲補給系數；pri是場次降水入滲補給量，mm；P是年降水量，mm；n是年降水場次數。
用長期動態觀測孔求取年降水入滲系數的計算方法:
山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價
式中:μ∑Δh次是年內各次降水入滲補給地下水量之和；P年是年降水量；Δh次是某次降水引起的地下水位升幅值。
根據動態資料分析計算，在前人試驗的基礎上，綜合考慮各方面的因素，給出盆地區降水入滲補給地下水系數（詳見第四章）。
（二）地下水蒸發極限深度（L）、蒸發強度（ε）
蒸發極限深度就是指淺層水停止蒸發或蒸發量相當微弱時，淺層水位埋深值。蒸發強度就是在極限蒸發深度以上，單位時間淺層水的蒸發量。
影響地下水蒸發的主要因素是地下水位埋深、包氣帶岩性和水面蒸發強度等。
理論上，當水位埋深處於蒸發極限深度時，地下水在無補給、無開採的條件下，動態曲線近於平直。
地下水蒸發極限深度（L）
蒸發極限深度通常採用迭代法、試演算法和經驗公式計算（L），公式如下:
迭代法:
試演算法:
經驗公式法:
式中:ΔT1、ΔT2為計算時段，d；H1、H2、H3為時段內水位埋深，m；Z1、Z2為時段內水面蒸發強度，m/d；
經計算，太原盆地孔隙水區不同岩性的蒸發極限深度依包氣帶岩性不同分別為:亞砂、亞粘土互層為3.5m，亞砂土為4.0m，粉細砂、亞砂土互層為4.5m。
地下水蒸發強度
計算公式:
式中:Z0是液面蒸發強度，mm/d；ΔH是淺層水降落間段的平均水位埋深，mm；Z是蒸發強度，mm/d。
由本區淺層水水位埋深圖（詳見第四章）可看出，水位埋深小於4m的區域在北部太原市和南部平遙、介休一帶，根據上式計算太原、平遙、介休等地的地下水蒸發強度見表3-1。
表3-1 太原盆地孔隙水區地下水蒸發強度
（三）灌溉回滲地下水系數（β）
是指田間灌溉補給地下水的量與灌溉總量的比值。影響灌溉回滲系數和因素主要有岩性、水位埋深、土壤含水率、灌溉定額等多種。
計算公式:
式中:μ是給水度；Δh是由灌溉引起的地下水位平均升高值，m；Q是灌溉水量，m3；F是面積，m2。
本次工作在盆地太原市小店區郜村、汾陽市賈家莊鎮東馬寨村和榆次市楊盤等3個地方布置了3組灌溉入滲試驗，地表岩性郜村為粉質粘土、東馬寨上部為粉質粘土，下部為粉土，楊盤為粉土，化驗室給水度試驗結果分別為0.195、0.11、0.143。郜村在37m×37m的面積上布置10眼觀測孔，水位埋深1.2～1.3m，累計灌溉水量160m3，10個孔平均水位上升值為0.1912m，根據上式計算得灌溉入滲地下水系數為0.32；東馬寨村水位埋深1.95～2.44m，在26m×26m的面積上布置10眼觀測孔，灌溉水量60m3，觀測孔平均水位上升值為0.465m，計算得灌溉入滲地下水系數為0.58；楊盤布3個觀測孔，水位埋深5.76～6.01m，灌溉面積100m2，灌溉水量100m3，平均水位上升高度為0.27m，計算得灌溉入滲系數為0.039。
從以上試驗數據可以看出，不同水位埋深、不同岩性地區灌溉入滲系數有很大區別。綜合考慮各種因素，灌溉回滲地下水系數選用值見表3-2。
表3-2 灌溉回滲地下水系數
（四）彈性貯水系數S、導水系數T、給水度μ、滲透系數K
盆地區大部分地區都進行過1∶5萬比例尺的農田供水水文地質勘查，做過大量單孔和多孔抽水試驗，本次在文水文倚、汾陽等5地分別作了5組抽水試驗，用非穩定流公式，降深-時間半對數法計算結果如下:文倚導水系數T＝1983.59～2181.95m2/d，滲透系數K＝32.19～35.4m/d，彈性貯水系數S＝1.79×10-3；汾陽縣賈家莊鎮東馬寨村抽水試驗求得導水系數T＝325.84～376.5m2/d，滲透系數K＝5.65～6.53m/d。結合以往本區的工作成果，給出太原盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數，詳見參數分區圖3-13和參數分區表3-3。
表3-3 太原盆地中深層孔隙承壓水及淺層孔隙潛水參數分區
圖3-13 太原盆地參數計算分區圖
二、大同盆地水文地質參數計算
由本區淺層水2004年水位埋深圖可看出，水位埋深小於4m的區域主要分布於盆地中部沖積平原區，盆地南部懷仁、山陰、應縣、朔州分布面積較大。根據計算和以往試驗資料，本區蒸發強度確定值見下表（表3-4）。
表3-4 大同盆地孔隙水區地下水蒸發強度
據「山西省雁同小經濟區水資源評價、供需平衡研究報告」中搜集的本區灌溉回滲試驗數據取得不同水位埋深、不同岩性、不同灌溉定額的灌溉回滲系數，灌溉回滲系數選定值見表3-5。
盆地區大部分地區都進行過1/5萬比例尺的農田供水水文地質勘查，做過大量單孔和多孔抽水試驗。本次工作搜集本區以往抽水試驗孔117個，本次在大同縣黨留庄鄉、懷仁縣金沙灘鎮、懷仁縣新發村、懷仁縣榆林村、山陰縣張庄鄉、朔州市城區沙塄鄉等6地分別作了6組抽水試驗，採用AquiferTest計算程序，非穩定流方法計算，本次抽水孔具體情況和計算結果見表3-6和表3-7 。
表3-5 灌溉回滲地下水系數
表3-6 大同盆地本次抽水試驗數據統計
表3-7 大同盆地本次抽水試驗計算成果表
結合以往本區的工作成果，給出大同盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數，詳見參數分區圖3-14、圖3-15和參數分區表3-8、表3-9 。
圖3-14 大同盆地降水入滲系數分區圖
圖3-15 大同盆地淺層、中深層孔隙水參數分區圖
表3-8 大同盆地淺層孔隙潛水參數分區表
續表
表3-9 大同盆地中深層孔隙承壓水參數分區
三、忻州盆地
忻州盆地地下水資源較為豐富，開采條件優越，20世紀70年代之前地下水開采規模較小；70年代初至80年代末隨著農業灌溉的普及，工業生產的發展和城市規模的擴大，地下水開采量迅速增加。開采對象以淺層水為主，造成淺層水水位普遍有所下降（但下降幅度不大）。從20世紀90年代至今，雖然地下水開采量具有逐年增大的趨勢，但增加幅度較小，且中層井數量逐漸增多，形成了淺層水、中層水混合開採的新模式，地下水位總體處於動態平衡狀態。受地下水人工開採的影響，降水入滲系數及導水系數等水文地質參數發生了一定程度的變化。
區內降水入滲系數的變化除了與年降水量及降水特徵有關外，主要與淺層地下水位埋深關系較為密切。已有資料表明，在山前傾斜平原區，淺層水位埋深一般大於7m，因水位下降使降水入滲系數發生了不同程度的減小。在沖積平原區淺層水位埋深一般小於7m，水位下降的結果引起了降水入滲系數有所增大。不同地貌單元降水入滲系數的變化見第五章。
從20世紀70年代以來，區內含水層的導水系數發生了較為明顯的減小，主要體現在因淺層地下水位下降，使淺層含水層上部處於疏干狀態，含水層厚度減小，直接導到導水系數減小。因淺層水水位下降幅度不同，導水系數減小的程度也存在差異，從本次地下水側向補給量計算斷面附近的井孔資料分析，含水層厚度一般減小了3～6m，導水系數由70年代中期的60～250m2/d，減少到目前的50～200m2/d左右。
忻州盆地給水度根據不同地貌單元含水層岩性、分選性及富水性綜合確定見表3-10及圖3-16 。
表3-10 忻州盆地淺層含水層給水度分區
圖3-16 忻州盆地給水度分區圖
四、臨汾盆地
經過搜集以往資料，調查和計算確定臨汾盆地降水入滲系數見表3-11。臨汾盆地滲透系數及給水度分區見圖3-17，表3-12。
表3-11 臨汾盆地平原區降水入滲系數統計
圖3-17 研究區滲透系數及給水度分區圖
表3-12 臨汾盆地參數分區表
五、運城盆地
運城盆地地下水長觀網建站年代較遠，積累了大量的地下水位監測資料，且經過多次的地質、水文地質勘察、地下水資源評價工作，取得了大量的降水入滲值，參考前人綜合成果，結合目前包氣帶岩性、地下水位埋深，給出運城盆地降水入滲補給系數，見表3-13。
表3-13 運城盆地平原區降水入滲系數統計
渠系有效利用系數除受岩性、地下水埋深影響外，還與渠道襯砌程度有關。修正系數r為實際入滲補給地下水量與渠系損失水量Q損的比值，是反映渠道在輸水過程中消耗於濕潤土壤和侵潤帶蒸散損失量的一個參數，它受渠道輸水時間、渠床土質及有無襯砌、地下水埋深等因素的影響。一般通過渠道放水試驗獲得。本次評價主要參考運城市水利局相關試驗成果，見表3-14。
表3-14 運城盆地萬畝以上灌區η、r、m值統計
灌溉回歸補給系數β值與岩性、植被、地下水埋深及灌溉定額有關，一般通過灌溉入滲試驗求得，本次評價主要參照運城市水利部門資料綜合確定，詳見表3-15。
表3-15 運城盆地灌溉回歸系數β取值
河道滲漏補給系數是河道滲漏補給地下水量與河道來水量的比值。其值大小與河床下墊面岩性、流量、地下水位埋深及滲漏段長度有關。運城盆地沿中條山前發育數條季節性河流，河床下墊面主要為砂卵礫石，當洪雨季節，地表河床水位遠高於地下水位，為地表水的入滲造就了十分便利的條件。根據河道滲漏資料，可建立如下數學模型:
山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價
式中:m河是河道滲漏補給系數；A是計算系數，A＝（1-λ）×（1-φ）L，φ是單位千米損失率；L是河道滲漏長，km，Q徑是河道來水量，m3/s。
據運城市水利部門研究成果，A值約為0.090。
含水層的滲透系數主要由野外抽水試驗通過穩定流及非穩定流計算公式求得，各勘探部門在運城盆地先後進行過各種勘察，進行了大量的抽水試驗工作，積累了豐富的資料，參考本次抽水試驗成果對以往參數進行了修正，取值結果見表3-16 。
表3-16 運城盆地鬆散岩類K值選定表
降雨入滲補給系數在同岩性、同降雨量情況下，隨地下水位埋深的增大，降雨入滲補給系數會達到一個最大值之後趨於減少或變為常數。運城盆地北部的峨嵋台塬及聞喜北塬，其地下水位埋藏深，地表主要以黃土類為主，降水入滲主要依靠黃土垂直節理裂隙及「流海縫」以「活塞式」注入地下，多年來其降水入滲系數基本為常量，經用動態分析法計算其降水入滲系數在0.108～0.11間；在盆地中部的沖湖積平原區，其地表岩性主要以Qp3＋Qh沖湖積相的亞砂土、亞粘土、粉細砂為主，由於開采強烈，區域水位嚴重下降，地表數米至幾十米內均為飽氣帶，為降水入滲准備了調蓄空間，加強了降水向地下水的轉化。根據盆地地下水長觀孔資料及次降雨資料，計算出盆地沖湖積平原地帶，降水入滲系數在0.1～0.162之間，總體上上游大於下游。而在東部及南部的山前傾斜平原區，地下水位埋深一般大於5m、乃至幾十米，地表岩性大多為亞砂土及亞粘土，尤其是在一些溝口附近，從地表往下幾十米范圍內為干砂卵礫石，一般降雨基本上不產生地表徑流，這無疑加大了降水的轉化。據相關資料計算，降水入滲系數高達0.21～0.30。因過去所做的工作不系統，沒有對降雨入滲系數進行系統分類，不便比較，但根據運城盆地飽氣帶岩性、地下水變動情況，除峨嵋台塬及黃土丘陵區變化不大外，其他地區降雨入滲系數無疑有增大趨勢。
盆地內抽水井的含水層，大多為數個含水層混合開采。現根據本次抽水計算值，對歷次研究成果中的K值加以修正，得出運城盆地各個地貌單元的滲透系數。總體來說，黃河岸邊低階地區K值最大為11.3～14.6m/d，中條山山前傾斜平原次之，為5.45～6.12m/d，最次為聞喜北垣K＝1.10m/d左右。
根據地貌單元、含水層岩性、地下水水力特徵及各參數特徵，將運城盆地劃分為10個參數分區，見表3-17及圖3-18。
表3-17 運城盆地水文地質參數分區
六、長治盆地
根據水文地質條件，長治盆地參數分區見圖3-19，表3-18 。
圖3-18 運城盆地水文地質參數分區表
圖3-19 長治盆地參數分區圖
表3-18 長治盆地淺層孔隙潛水參數分區
（一）降水入滲補給系數變化
根據《太原市地下水資源評價報告》研究成果，盆地區亞砂土、極細砂、細砂的降水入滲系數隨著地下水位埋深的增大而增大，當水位埋深超過一定值以後，降水入滲系數開始趨於穩定；降水量越大，降水入滲系數在相同的岩性和地下水位埋深條件下也越大。對於亞砂土、極細砂、細砂在相同水位埋深和降水情況下，細砂的降水入滲系數>極細砂的>亞砂土的。總體來說，顆粒越粗，降水入滲系數也越大。
α隨降水量的變化，非飽和帶在降水入滲補給地下水過程中起調節作用，降水入滲補給過程要滯後於降水過程，其滯後時間的長短、特徵與非飽和帶的重力水蓄水庫容關系密切，地下水埋深越大，其蓄水庫容也越大，調節能力也越強，滯後現象也越明顯。
在亞砂土、極細砂和細砂3種岩性中，降水量相等時，降水入滲系數從大到小的順序為細砂、極細砂、亞砂土。場次降水量的影響表現為α次先是隨著降水量的增大而變大，當降水量超過一定數值後，α次反而呈減少趨勢，這個降水量即是最佳降水量。α年與α次有相同的規律性，從入滲機制分析，α年也存在最佳年降水量。
當地下水埋深為零時，降水入滲補給系數亦為零，然後隨埋深的增加由小變大；當地下水埋深到達某一定值時，降水入滲補給系數達到最大值即最佳降水入滲補給系數，並由此隨埋深的增加由大到小，到達一定的埋深時，趨於定值。地下水埋深對降水入滲補給系數的影響，可從3方面來說明。
埋深反映了蓄水庫容的大小。當埋深為零時，即蓄水庫容為零，這時無論降水量多大，均無入滲補給的可能。當埋深增加時，地下水庫得到了降水入滲補給量，此時降水入滲補給系數大於零，降水入滲補給系數隨埋深的增加而增大。當地下水達到最佳埋深時，其對應的降水入滲補給系數為最佳降水入滲補給系數，原因是由於條件一致的地區中的依次降水，其入滲補給量隨地下水埋深的變化必存在一個最大值。當地下水埋深較小時，由於地下水蓄水庫容較小，形成蓄滿產流，不能使降水全部入滲；當地下水埋深再增大時，則損失較最佳埋深為大，故降水入滲補給系數隨埋深的增加而減小。對於不同級別的降水量，α最大值出現的地下水位埋深區域也不同。最佳埋深與岩性和降水量有關。
地下水埋深在某種程度上反映了土壤水分的多少。土壤水垂直分布大體可概化為3種狀況。第1種情況是地下水埋深較小，毛管上升水總能到達地表；第2種情況是地下水埋深較大時，毛管上升水無法到達地表；第3種情況是地下水埋深介於兩者之間，在此埋深內，由於地下水位是升降變化，毛管上升水有時達到地表，有時達不到地表。這3種情況將對降水入滲補給量有不同的影響。第1種情況，降水一開始，水即可通過毛管在重力作用下迅速向下移動，地下水位在降水開始後很快上升。第2種情況，降水首先應滿足土壤缺水的需要，而後在重力作用下通過空隙下滲補給地下水。其滲漏途徑較第1種情況長，入滲方式也有差異。
圖3-20 滲透系數與深度關系圖
不同地下水位埋深條件對降水入滲補給系數取值的影響。盆地太谷均衡實驗場的水分勢能實驗最大深度為8.2m，有觀測點41個。多年資料的分析結果表明，土壤水分勢能變化從地面往下可分為3個變化帶———劇烈變化帶、交替變化帶和穩定帶，劇烈變化帶埋深為0～1.1m，土壤水分勢能變幅大於200×133Pa；交替變化帶埋深1.1～3.6m，土壤水分勢能變幅大於（100～200）×133Pa之間；埋深3.6m以下為穩定帶，其土壤水分勢能變幅小於100×133Pa，其中埋深在4.5～5.0m以下的穩定特性更為明顯，其土壤水分勢能的變幅一般不超過50×133Pa，其土壤水分全年為下滲狀態。表明埋深在5.0m以下為穩定入滲補給，反映在降水入滲補給系數上隨埋深增加，α年將趨於穩定，故當埋深大於5.0m時，α年值可取定值，不再隨埋深而變化。原因是地下水埋深已到達或超過地下水極限埋深，損失趨於定值，水分不向上運動，必然向下運動，故形成了降水入滲補給系數隨地下水埋深變化的穩定值。
（二）滲透系數變化
孔隙含水介質的滲透能力不僅取決於粒徑大小、顆粒級配、膠結程度，還與其埋深有關。同一岩性的孔隙含水介質，隨著深度的增加，介質被壓密，滲透系數會減小。
根據河北平原山前沖洪積扇扇頂區數百個鑽孔資料的統計，各種含水介質的滲透系數隨埋深增加呈指數衰減，部分深層不同岩性滲透系數隨埋深的變化規律參考下述經驗公式:
岩性為卵礫石時，滲透系數與埋深關系式:
K＝K0e-0.0131h R＝0.877
岩性為砂礫石時，滲透系數與埋深關系式:
K＝K0e-0.0116h R＝0.869
岩性為中粗砂時，滲透系數與埋深關系式:
K＝K0e-0.0057h R＝0.896
K為埋深處的滲透系數；K0為地表淺層的滲透系數；h為埋深；R為相關系數。
因此，對於同一種岩性，其滲透系數大小與深度有關（圖3-20）。
❼ 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。
❽ 水文地質條件的概化
根據本區地層、岩性、含水空隙特徵及埋藏條件等，將礦區地層劃分為5個含水層和4個隔水層。
(一)模型概化的主要含水層
1.寒武繫上統灰岩岩溶裂隙承壓含水層
寒武繫上統岩性為灰白色白雲質灰岩和白雲岩夾薄層泥岩，區內有7個鑽孔揭露該層段，揭露最大厚度137.01m，未見漏水鑽孔。該層段上距二1煤層80m左右，岩溶裂隙發育，為含水豐富但不均一的強含水層，水質類型為HCO3-Ca·Mg型水，為二1煤層底板間接充水含水層。其間本溪組鋁土質泥岩和太原組中段砂泥岩隔水層阻隔了寒武繫上統的白雲質灰岩、白雲岩與太原組下段灰岩含水層、上段灰岩含水層間的水力聯系。但在斷層地段，多層含水層相互溝通。當井巷工程接近或揭露該層段時，將會導致礦井涌水量大幅增加，是造成礦井災難性水患的主要因素。
2.石炭繫上統太原組下段灰岩裂隙岩溶承壓含水層
由6層深灰色灰岩(L1-6)組成，L6上距二1煤層42m。其間太原組中段砂泥質岩段隔水層阻隔了其與太原組上段灰岩含水層間的水力聯系，是二1煤層底板間接充水含水層。區內揭露該層段鑽孔12個，厚10.88m(3091孔)～27.4m(Ⅰ號水文孔)，一般厚度15m。其中L1～L4最穩定，厚13.50m，佔全層厚度的90%。裂隙發育但不均一，充填方解石，有2個鑽孔在該層段發生漏水，占揭露鑽孔的20%。
據CK2孔抽水試驗，水位埋深23.86m，靜止水位標高+140.19m，單位涌水量0.777L/s·m，滲透系數3.95m/d，水化學類型HCO3-Ca·Mg，礦化度0.332～0.365g/L。2001年10月該含水層最大涌水量770m3/h，經注漿堵水後穩定在450m3/h，說明該含水層有一定的補給來源，導、富水性較強。
3.石炭繫上統太原組上段灰岩裂隙岩溶承壓含水層
主要由L7～L115層深灰色隱晶質石灰岩組成，夾砂質泥岩和細粒砂岩，含薄煤6層(一14～一19)，其中L10和L11不穩定，頂部為灰黑色緻密狀菱鐵質泥岩;L8，L9層位穩定並常常合層，裂隙多被方解石充填。該段厚20.00～37.00m，一般厚度27m。礦區內18個鑽孔揭穿全層，有5孔漏水，占揭露該含水層鑽孔的28%，礦井揭露的最大裂隙寬度近0.5m。
據CK9孔與3008孔抽水試驗，該含水層靜止水位埋深4.75～11.20m，標高+141.78～+148.92m，單位涌水量0.000847～0.0263L/s·m，滲透系數為0.062～0.18m/d，水質類型為HCO3-Ca·Mg或HCO3·SO4-K+Na·Ca·Mg，礦化度0.359～0.404g/L。該層上距二1煤層一般12～16m，富水性弱，導水性弱—中等，是二1煤層底板直接充水含水層。充水形式以裂隙涌水為主，出水點的初始水量較大，如1972年1月主石門北和1975年1月東大巷水閘門里底板裂隙涌水量達350m3/h和164m3/h，但衰減很快。又如13041采面－240m水平，2003年9月井下出水點水量17m3/h左右，出水狀態顯示壓力很小，說明該含水層的補給來源不足，以靜儲量為主，對礦井生產開采有一定影響。
4.二疊系山西組二1煤層頂板砂岩裂隙承壓含水層
由大占、香炭和砂鍋窯砂岩組成，岩性為灰、灰白色中粒、中粗粒石英砂岩。全區揭露32孔，以崗王村附近和3091～CK6一線的東南為最厚，如3024孔為43.73m，CK6孔和3107孔附近則超過45m，而3102孔附近最薄，只有11.27～21.88m，一般厚度30～35m。裂隙不發育，礦區內該層段共有7個鑽孔漏水，占揭露本段鑽孔的22%，其中有2孔(3056，3073孔)為全漏失，說明該層段富水性也不夠均一，是二1煤層頂板直接充水含水層。井下開拓回採過程中主要以滴、淋水的形式向礦坑充水，水量小，易於疏排，對礦井生產影響不大。
5.第三、四系砂、卵含水層
第三、四系由北向南、自西向東厚度逐漸增大，最大厚度621.50m;小武庄—李庄一帶最薄，3107孔只有34m，一般為120～170m。根據岩性和富水程度，分為3段。
(1)底部含水段:厚度約35m，以含鈣質結核的砂質粘土為主，夾2～4層粉粗砂和砂礫。單層厚度2～5m，呈弱固結狀，為富水性弱的孔隙承壓水。
(2)中部隔水段:平均厚度55m，以砂質粘土、粘土為主，夾3～5層細砂和砂礫。單層厚度2～3m，多呈弱固結狀，隔水性較好。
(3)上部含水段:埋深在10m以下，厚約40m，為砂質粘土夾細—中砂和砂礫2～4層。單層厚度2～5m。除頂部含鈣質結核的砂礫比較穩定外，其餘皆呈透鏡體狀發育。35m以淺鬆散，以深呈半固結狀。農田用水多取之該層，水量比較充沛，且東部富水性強於西部，為富水性中等的孔隙水。
據CK1孔與Ⅰ、Ⅱ號孔抽水試驗資料，靜止水位埋深1.96～16.39m，標高+126.93～+131.81m，單位涌水量0.0101～0.264L/s·m，滲透系數為0.182～1.6325m/d，水質類型為HCO3-Ca·Mg和HCO3-K+Na·Ca·Mg型水，礦化度0.359～0.404g/L，顯示其富水性弱—中等，導水性較強。當地居民生產、生活用水也多從該含水層中汲取。
(二)模型概化的隔水層
1.石炭系中統本溪組鋁土質泥岩隔水層
灰白色、紫紅色鋁土岩、鋁土質泥岩，其層位穩定，厚度5～29m，一般10m左右，是寒武繫上統灰岩岩溶裂隙承壓含水層與石炭繫上統太原組下段灰岩裂隙岩溶承壓含水層間的隔水層，在無構造破壞的情況下隔水性能良好。
2.石炭系太原組中段砂泥質岩段隔水層
主要由灰—深灰色砂質泥岩、泥岩、細粒砂岩和薄煤層等組成，夾兩層不穩定石灰岩(L5～L6)，含薄煤7層(一7～一13)。中部為灰色中粒砂岩，含雲母片，俗稱胡石砂岩。該段厚12～31m，一般厚20m，層位穩定，為太原組上、下段灰岩含水層間的隔水層段，正常情況下能起到良好的隔水作用。但在斷層帶和褶曲軸部，受裂隙影響該層有效隔水層厚度減小，隔水性能將大大弱化或失去隔水作用。
3.二1煤層底板砂泥岩隔水層
二1煤層底板至L8或L9灰岩間為深灰色砂質泥岩、炭質泥岩組成，一般厚度為12～16m，具有一定隔水能力。斷層或褶曲軸部附近其完整性和強度變差，隔水能力相應降低，要注意底鼓突水隱患。
4.二疊系石盒子組砂泥質岩段隔水層
該層段在礦區內距二1煤層較遠，其間有厚度較大的砂泥岩互層地層，厚度一般大於300m，隔水性能好，是二1煤層頂板含水層與第三、四系砂、卵石含水層間的相對隔水層。
❾ 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。
❿ 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。