2015年环境影响评价师《技术方法》第三章第三节

 　　2015年环境影响评价工程师考试正备考中，国和网校编辑整理了2015年环境影响评价师《技术方法》第三章第三节，供广大学员参考学习!

　　地下水环境现状调查与评价

　　地下水是水资源的重要组成部分，在保障我国城乡居民生活、支撑社会经济发展、维持生态平衡等方面具有十分重要的作用。

　　一、地质学的一些基本概念

　　地球自形成以来，经历了约46亿年的演化过程，进行过错综复杂的物理、化学 变化。在距今200万?300万年前，才开始有了人类出现。人类为了生存和发展，一 直在努力适应和改变周围的环境。利用坚硬岩石作为用具和工具，从矿石中提取的铜、 铁等金属，对人类社会的历史产生了划时代的影响。随着社会生产力的发展，人类活动对地球的影响越来越大，地质环境对人类的制约作用也越来越明显。如何合理有效 地利用地球资源、维护人类生存的环境，已成为当今世界所共同关注的问题。

　　1. 地质的概念

　　地质是指地球的物质组成、内部构造、外部特征，以及各层圈之间的相互作用 和演变过程。

　　2. 矿物和岩石

　　在地球的化学成分中，铁的含量最高(35%)，其他元素依次为氧(30%)、 硅(15%)、镁(13%)等。如果按地壳中所含元素计算，氧最多(46%)，其他 依次为硅(28%)、铝(8%)、铁(6%)、镁(4%)等。这些元素多形成化合物, 少量为单质，它们的天然存在形式即为矿物。

　　矿物具有确定的或在一定范围内变化的化学成分和物理特征。矿物在地壳中常 以集合的形态存在，这种集合体可以由一种，也可以由多种矿物组成，这在地质学中被称为岩石。由此可见，地质学中所说的岩石不仅指我们日常所理解的“石头”， 还包括地球表面的松散沉积物——土壤。岩石的特征用岩性来表示。所谓岩性，是 指反映岩石特征的一些属性，包括颜色、成分、结构、构造、胶结物质、胶结类型、 特殊矿物等。

　　3. 地质构造

　　地球表层的岩层和岩体，在形成过程中及形成以后，都会受到各种地质作用力 的影响，有的大体上保持了形成时的原始状态，有的则产生了形变。它们具有复杂的空间组合形态，即各种地质构造。断裂和褶皱是地质构造的两种最基本形式。

　　4. 地层与地层层序律

　　地层是以成层的岩石为主体，在长期的地球演化过程中在地球表面低凹处形成 的构造，是地质历史的重要纪录。狭义的地层专指己固结的成层的岩石，也包括尚 未固结成岩的松散沉积物。依照沉积的先后，早形成的地层居下，晚形成的地层在

　　上，这是地层层序关系的基本原理，称为地层层序律。

　　二、水文学的一些基本概念

　　1. 水量平衡

　　所谓水量平衡，是指任意选择的区域(或水体)，在任意时段内，其收入的水 量与支出的水量之间差额必等于该时段区域(或水体)内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说收支平衡。水量平衡概念是建立在现今的宇宙背景下。地球 上的总水量接近于一个常数，自然界的水循环持续不断，并具有相对稳定性这一客 观的现实基础之上的。

　　从本质上说，水量平衡是质量守恒原理在水循环过程中的具体体现，也是地球 上水循环能够持续不断进行下去的基本前提。一旦水量平衡失控，水循环中某一环节就要发生断裂，整个水循环亦将不复存在。反之，如果自然界根本不存在水循环 现象，亦就无所谓平衡了。因而，两者密切不可分。水循环是地球上客观存在的自 然现象，水量平衡是水循环内在的规律。

　　2. 蒸发

　　在常温下水由液态变为气态进入大气的过程称为蒸发。空气中的水汽主要来自 地表水、地下水、土壤和植物的蒸发。有了蒸发作用，水循环才得以不断进行。

　　水面蒸发的速度和数量取决于许多因素(气温、气压、湿度、风速等)，其中 主要决定于气温和绝对湿度的对比关系。气温决定了空气的饱和水汽含量，而绝对湿度则是该温度下空气中实有的水汽含量，该两水汽含量之差称为饱和差。蒸发速 度或强度与饱和差成正比，即饱和差愈大，蒸发速度也愈大。

　　风速是影响水面蒸发的另一重要因素。蒸发的水汽容易积聚在水面上而妨碍进 一步蒸发，风将水面蒸发出来的水汽不断吹走，蒸发加快，因此，风速愈大，蒸发就愈强烈。

　　蒸发包括水面蒸发、土面蒸发、叶面蒸发等。通常用水面蒸发量的大小表征一个 地区蒸发的强度。气象部门常用蒸发皿(直径数十分米的圆皿)测定某一时期内蒸发水量，以蒸发的水柱高度毫米数表示蒸发量，如北京的多年平均年蒸发量为1 102 mm。

　　必须注意，气象部门提供的蒸发量是指水面蒸发量，只能说明蒸发的相对强度， 而不代表实际的蒸发水量。因为通常一个地区不全是水面，并且，用小直径的蒸发皿测得的蒸发量比实际的水面蒸发量要偏大许多。

　　3. 降水

　　当空气中水汽含量达饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或固态 形式降落到地面，这就是降水。空气冷却是导致水汽凝结的主要条件。暖湿气团由于各种原因变冷就可以产生降水。其中最常见的是锋面降水。当暖湿气团与冷气团 相遇时，在两者接触的锋面上，水汽大量凝结形成降水。气象部门用雨量计测定降

　　水量，以某一地区某一时期的降水总量平铺于地面得到的水层高度毫米数表示。

　　降水是水循环的主要环节之一，一个地区降水量的大小，决定了该地区水资源 的丰富程度，对地下水资源的形成具有重要影响。

　　以上介绍了主要气象要素的基本概念，这些气象要素的变化决定了大气的物理 状态。在一定地区一定时间内，各种气象因素综合影响所决定的大气物理状态称为天气。而某一区域天气的平均状态(用气象要素多年平均值表征)，称为该地区的 气候。无论是变化迅速的气象要素，还是变化缓慢的气候因素，对于自然界水文循环过程，以至地下水的时空分布都具有重要影响。

　　4. 下渗

　　下渗又称入渗，是指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。它不仅影响土壤水 和地下水的动态，直接决定壤中流和地下径流的生成，而且影响河川径流的组成。下渗强度指的是单位面积上单位时间内渗入土壤中水量，用下渗率/表示，常用毫 米/分或毫米/小时计。在超渗产流地区，只有当降水强度超过下渗率时才能产生径 流。可见，下渗是将地表水与地下水、土壤水联系起来的纽带，是径流形成过程、水循环过程的重要环节。

　　在天然条件下，下渗过程往往呈现不稳定和不连续性形成这种情况的原因是多 方面的，归纳起来主要有以下四个方面。

　　(1) 土壤特性的影响。土壤特性对下渗的影响，主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。其中透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。一般 来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。

　　(2) 降水特性的影响。降水特性包括降水强度、历时、降水时程分配及降水空间分布等。其中降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量，在降水强度/小于下渗率/的条件下，降水全部渗入土壤，下渗过程受降水过程制约。在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。尤其是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸 露的土壤，由于强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔隙中，从而可能减少下渗率。 此外，降水的时程分布对下渗也有一定的影响，如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇性下渗量。

　　(3) 流域植被、地形条件的影响。通常有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。而地 面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度和汇流时间。在相同的条件下，地 面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小。

　　(4) 人类活动的影响。人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有抑制的一面。例如，各种坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增 大下渗量。反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土流失，从而减少 下渗量。在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、有目的的增加下渗

　　水量;反之在低洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划有目的控制下渗，控制地下 水的活动。从这意义上说，人们研究水的入渗规律，正是为了有计划、有目的控制入渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。

　　5. 径流

　　径流是水文循环的重要环节和水均衡的基本要素，系指降落到地表的降水在重 力作用下沿地表或地下流动的水流。因此，径流可分为地表径流和地下径流，两者具有密切联系，并经常相互转化。据统计，全球大陆地区_平均有47 000 km3的水量通过径流返回海洋，约占陆地降水量的40%。这部分水量大体上是人类可利用的淡水资源。

　　地表径流和地下径流均有按系统分布的特点。汇注于某一干流的全部河流的总 体构成一个地表径流系统，称为水系。一个水系的全部集水区域，称为该水系的流域。流域范围内的降水均通过各级支流汇注于干流。相邻两个流域之间地形最高点 的连线即为分水线，又称分水岭。这些概念同样可用于地下水，但地下水的系统不 像地表水系那样明显和易于识别，具有自己的一些特点。

　　在水文学中常用流量、径流总量、径流深度、径流模数和径流系数等特征值说 明地表径流。水文地质学中有时也釆用相应的特征值来表征地下径流。

　　流量(0):系指单位时间内通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。Q流量等于过水断面面积F与通过该断面的平均流速F的乘积，艮P:

　　Q=VXF

　　径流总量(F):系指某一时段/内，通过河流某一断面的总水量，单位为m3。 可由下式求得：

　　W=QXt

　　径流模数(M):系指单位流域面积F (km2)上平均产生的流量，以US • km2 为单位，计算式为：

　　M=Q/FX\03

　　径流深度(y):系指计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积 上所得到的平均水层厚度，单位为mm，计算式为：

　　Y=W/FX\03

　　径流系数(ah为同一时段内流域面积上的径流深度y(mm)与降水量尤(mm) 的比值KAT,以小数或百分数表示。

　　6. 水文循环

　　水文循环是发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的水循环， 水文循环的速度较快，途径较短，转换交替比较迅速。

　　水文循环是在太阳辐射和重力共同作用下，以蒸发、降水和径流等方式周而复 始进行的。平均每年有577 000km3的水通过蒸发进入大气，通过降水又返回海洋

　　和陆地。

　　地表水、包气带水及饱水带中浅层水通过蒸发和植物蒸腾而变为水蒸气进入大气圈。水汽随风飘移，在适宜条件下形成降水。落到陆地的降水，部分汇集于江河 湖沼形成地表水，部分渗入地下。渗入地下的水，部分滞留于包气带中(其中的土 壤水为植物提供了生长所需的水分)，其余部分渗入饱水带岩石空隙之中，成为地 下水。地表水与地下水有的重新蒸发返回大气圈，有的通过地表径流或地下径流返回海洋。水文循环的过程参见图3-17中的7?10及图3-18。

　　水文循环分为小循环与大循环。海洋与大陆之间的水分交换为大循环。海洋或 大陆内部的水分交换称为小循环。通过调节小循环条件，加强小循环的频率和强度，可以改善局部性的干旱气候。目前人力仍无法改变大循环条件。

　　地壳浅表部水分如此往复不已地循环转化，乃是维持生命繁衍与人类社会发展的必要前提。一方面，水通过不断转化而水质得以净化;另一方面，水通过不断循 环水量得以更新再生。水作为资源不断更新再生，可以保证在其再生速度水平上的 永续利用。大气水总量虽然小，但是循环更新一次只要8天，每年平均更换约45 次。河水的更新期是16天。海洋水全部更新一次需要2 500年(中国大百科全书•大气科学•海洋科学•水文科学，1987)。地下水根据其不同埋藏条件，更新的周期 由几个月到若干万年不等。

　　三、地下水的基本知识

　　1. 地下水的概念

　　地下水是指以各种形式埋藏在地壳空隙中的水，包括包气带和饱水带中的水。 地下水也是参于自然界水循环过程中处于地下隐伏径流阶段的循环水。

　　地下水是储存和运动于岩石和土壤空隙中的水，那么地下水必然要受到地质条件 的控制。地质条件包括岩石性质、空隙类型与连通性、地质地貌特征、地质历史等。

　　地下水环境是地质环境的组成部分，它是指地下水的物理性质、化学成分和贮存空间及其由于自然地质作用和人类工程——经济活动作用下所形成的状态总和。

　　2. 地下水的埋藏条件

　　岩石和土体空隙既是地下水的储存场所，又是运移通道。空隙的大小、多少、 连通性、充填程度及其分布规律决定着地下水埋藏条件。根据成因可把空隙区分为孔隙、裂隙与溶隙三种，并可把岩层划分为孔隙岩层(松散沉积物、砂岩等)、裂隙岩层(非可溶性的坚硬岩层)与可溶岩层(可溶性的坚硬岩石)。孔隙岩层中的 空隙分布比裂隙可溶岩层均匀，溶隙一般比孔隙、裂隙岩层中的空隙规模大。这三 种空隙的大小分别以孔隙度、裂隙率与岩溶率表示，即某一体积岩石中孔隙、裂隙 和溶隙体积与岩石总体积之比，以百分数表示。

　　岩石空隙中存在着各种形式的水，按其物理性质可分为气态水、吸着水、薄膜 水、毛细水、重力水和固态水。此外，还有存在于矿物晶体内部及其间的沸石水、结晶水与结构水。水文地质学所研究的主要对象是饱和带的重力水，即在重力作用支配下运动的地下水。

　　岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。空隙的多少、大小、形状、连通情况 和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。将岩石空隙作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。

　　(1) 孔隙。松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。 孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石(包括孔隙在内)中孔 隙体积所占的比例。

　　由于多孔介质中并非所有的孔隙都是连通的，于是人们提出了有效孔隙度的概 念。有效孔隙度为重力水流动的孔隙体积(不包括结合水占据的空间)与岩石体积 之比。显然，有效孔隙度小于孔隙度。

　　松散岩石中的孔隙分布于颗粒之间，连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔 隙通道的大小和多少都很接近。赋存于其中的地下水分布与流动都比较均勻。

　　(2) 裂隙。固结的坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般不存在或只保留一部分颗粒之间的孔隙，而主要发育各种应力作用下岩石破裂变形产生的裂 隙。按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。

　　成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩(岩衆岩)或固结干缩(沉积岩) 而产生的。岩浆岩中成岩裂隙比较发育，尤以玄武岩中柱状节理最有意义。构造裂隙是岩石在构造变动中受力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊(由隐蔽的 节理到大断层)，分布不均一。风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。

　　裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率(K)是裂隙体积(R)与包括裂隙在内的 岩石体积(K)的比值，即或(V/F) 100%。除了这种体积裂隙率，还 可用面裂隙率或线裂隙率说明裂隙的多少。野外研究裂隙时，应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况等，因为这些都对地下水的运动具有重要影响。

　　坚硬基岩的裂隙是宽窄不等，长度有限的线状缝隙，往往具有一定的方向性。只有当不同方向的裂隙相互穿切连通时，才在某一范围内构成彼此连通的裂隙网 络。裂隙的连通性远较孔隙为差。因此，赋存于裂隙基岩中的地下水相互联系较差。 分布与流动往往是不均匀的。

　　(3) 溶穴。可溶的沉积岩，如岩盐、石膏、石灰岩和白云岩等，在地下水溶蚀 下会产生空洞，这种空隙称为溶穴(隙)。溶穴的体积(Vk)与包括溶穴在内的岩 石体积(F)的比值即为岩溶率(&),即尤k=Fk/F或A：k= ( Vk/V) 100%。

　　溶的规模悬殊，大的溶洞可宽达数十米，高数十乃至百余米，长达几至几十 公里，而小的溶孔直径仅几毫米。岩溶发育带岩溶率可达百分之几十，而其附近岩 石的岩溶率几乎为零。

　　可溶岩石的溶穴是一部分原有裂隙与原生孔缝溶蚀扩大而成的，空隙大小悬殊 且分布极不均匀。因此，赋存于可溶岩石中的地下水分布与流动通常极不均匀。

　　3.包气带和饱水带

　　地表以下一定深度，岩石中的空隙被重力水所充满，形成地下水面。地表与潜 水面之间的地带称为包气带;地下水面以下，土层或岩层的空隙全部被水充满的地带称为饱水带(图3-19)。在包气带中，空隙壁面吸附有结合水，细小空隙中含有毛细水，未被液态水占据的空隙包含空气及气态水，空隙中的水超过吸附力和毛细 力所能支持的量时，空隙中的水便以过重力水的形式向下运动。上述以各种形式存 在于包气带中的水统称为包气带水。包气带水来源于大气降水的入渗，地表水体的渗漏，由地下水面通过毛细上升输送的水，以及地下水蒸发形成的气态水

　　4.含水层、隔水层与弱透水层

　　岩石中含有各种状态的地下水，由于各类岩石的水力性质不同，可将各类岩石层划分为含水层、隔水层和弱透水层。

　　含水层：指能够给出并透过相当数量重力水的岩层或土层。构成含水层的条件，一是岩石中要有空隙存在，并充满足够数量的重力水;二是这些重力水能够在岩石

　　空隙中自由运动。

　　含水层一般分为承压含水层、潜水含水层。承压含水层是指充满于上下两个隔 水层之间的地下水，其承受压力大于大气压力。潜水含水层是指地表以下，第一个稳定隔水层以上具有自由水面的地下水。在承压含水层强抽水形成的漏斗区域，或 地形切割严重的区域，有时承压水水头下降至承压含水层的隔水顶板之下，这部分 承压水就变成了无压水，通常将这样的含水层称为无压一承压含水层。

　　隔水层：指不能给出并透过水的岩层、土层，如黏土、致密的岩层等。

　　含水层和隔水层是相对概念，有些岩层也给出与透过一定数量的水，介于含水 层与隔水层之间，于是有人提出了弱透水层(弱含水层)的概念。

　　弱透水层(弱含水层)：所谓弱透水层是指那些渗透性相当差的岩层，在一般的供排水中它们所能提供的水量微不足道，似乎可以看作隔水层;但是，在发生越流时，由于驱动水流的水力梯度大且发生渗透的过水断面很大(等于弱透水层分布 范围)，因此，相邻含水层通过弱透水层交换的水量相当大，这时把它称作隔水层就不合适了。松散沉积物中的黏性土，坚硬基岩中裂隙稀少而狭小的岩层(如砂质页岩、泥质粉砂岩等)都可以归入弱透水层之列。

　　严格地说，自然界中并不存在绝对不发生渗透的岩层，只不过某些岩层(如缺少裂隙的致密结晶岩)的渗透性特别低罢了。从这个角度说，岩层之是否透水(即 地下水在其中是否发生具有实际意义的运移)还取决于时间尺度。当我们所研究的某些水文地质过程涉及的时间尺度相当长时，任何岩层都可视为可渗透的。诺曼与 威瑟斯庞(Neuman and Witherspoon, 1969)曾经指出，有5个含水层被4个弱透 水层所阻隔，当在含水层3中抽水时，短期内相邻的含水层2与4的水位均未变动 (图3-20)。图中所示a的范围构成一个有水力联系的单元。但当抽水持续时，最终影响将波及图中b所示范围，这时5个含水层与4个弱透水层构成一个发生统一水力联系的单元。这个例子虽然涉及的是弱透水层，但对典型的隔水层同样适用。

　　1. 地下水形成条件

　　指参与现代水循环的地下水补给、径流、排泄条件而言，不涉及讨论地下水首 次形成的地下水起源问题。地下水的形成必须具备两个条件，一是有水分来源，二是要有贮存水的空间。它们均直接或间接受气象、水文、地质、地貌和人类活动的 影响。

　　(1) 自然地理条件。气象、水文、地质、地貌等对地下水影响最为显著。大气 降水是地下水的主要补给来源，降水的多寡直接影响到一个地区地下水的丰富程度。在湿润地区，降雨量大，地表水丰富，对地下水的补给量也大，一般地下水也 比较丰富;在于旱地区，降雨量小，地表水贫乏，对地下水的补给有限，地下水量 一般较小。另外，干旱地区蒸发强烈，浅层地下水浓缩，再加上补给少，循环差， 多形成高矿化度的地下水。

　　地表水与地下水同处于自然界的水循环中，并且互相转化，两者有着密切的联系。

　　除了降水对地下水的补给外，地表水对地下水也能起到补给作用，但主要集中在地表水分布区，如河流沿岸、湖泊的周边。所以有地表水的地区地下水既可得到 降水补给，又可得到地表水补给，所以水量比较丰富，水质一般也好。

　　在不同的地形地貌条件下，形成的地下水存在很大差异。

　　地形平坦的平原和盆地区，松散沉积物厚，地面坡度小，降水形成的地表径流 流速慢，易于渗入地下，补给地下水，特别是降水多的沿海地带和南方，平原和盆 地中地下水广而丰富。

　　在沙漠地区尽管地面物质粗糙，水分易于下渗，但因为气候干旱，降水少，地 下水很难得到补给，许多岩层是能透水而不含水的干岩层。

　　黄土高原，组成物质较细，且地面切割剧烈，不利于地下水的形成，又加上位 于干旱半干旱气候区，地下水贫乏，是中国有名的贫水区。

　　山区地形陡峻，基岩出露，地下水主要存在于各种岩石的裂隙中，分布不均。由于降水受海拔高度的影响，具有垂直分布规律，在高大山脉分布地区，降水充足, 地表水和地下水均很丰富，特别在干旱地区，这一现象表现更为明显。位于中国干旱区腹部的祁连山、昆仑山、天山等，山体高大，拦截了大气中的大量水汽，并有山岳冰川分布，成为干旱区中的“湿岛”，为周围地区提供大量的地表径流，使位于山前的部分平原具有充足的地表水和地下水资源。

　　(2)地质条件。影响地下水形成的地质条件，主要是岩石性质和地质构造。岩

　　石性质决定了地下水的贮存空间，它是地下水形成的先决条件;地质构造则决定了 具有贮水空间的岩石，能否将水储存住以及储存水量的多少等特性。

　　除了一些结晶致密的岩石外，绝大部分岩石都具有一定的空隙。坚硬岩石中地 下水存在于各种内、外动力地质作用形成的裂隙之中，分布极不均匀;松散岩层中，地下水存在于松散岩土颗粒形成的孔隙之中，分布相对较为均匀。在一些构造发育、 断层分布集中的地区，岩层破碎，各种裂隙密布，地下水以脉状、带状集中分布在 大断层及其附近。在构造盆地，由于基底是盆地式构造，其上往往沉积了巨厚的第四纪松散沉积物，再加上良好的汇水条件，多形成良好的承压含水层，蕴藏着丰富 的自流水。

　　(1) 人类活动对地下水的影响。随着社会的发展，人类对水资源的需求越来越大。统计资料表明，水资源的需求量是与社会进步和生活水平的提高成正比。美国、 英国等发达国家的人平均年用水量远高于发展中国家。近年来，人类活动对地下水 的影响范围和强度都在不断加强，人类对地下水的幵釆量不断增加，导致地下水位下降，引起一些大中城市地面沉降;沿海地区海水入侵地下水含水层;内陆平原地 下水位下降，地表植被衰退，土地荒漠化等。人类为调节径流，大力兴修水利，改 变了地下水的补给、径流和排泄条件，破坏了天然状态下的地下水平衡，如措施不当，则会产生土壤次生盐溃化，破坏生态平衡，促使环境恶化。此外，人类生产和 生活排放的污水和废料，进入地下含水层，造成地下水污染。

　　人类采取有计划的措施对地下水进行合理而科学的开发和保护，则对促进地下 水的循环，改善地下水条件非常有益。如在一些引客水灌区，适当控制地表水灌溉量，增加地下水开釆，可降低地下水位，防治土壤盐碱化。在一些因开釆过量而导 致地下水位大幅度下降，引起地面沉降的城市，采用人工回灌方法，可提高地下水 水位，控制地面沉降。在一些地质条件合适的地方，可将地表水引入地下，将水贮存在地下含水层中，增加地下水水量，形成“地下水库”，在需要时抽取引用。

　　6.地下水的分类

　　地下水存在于岩石、土层的空隙之中。岩石、土层的空隙既是地下水的储存场 所，又是地下水的渗透通道，空隙的多少、大小及其分布规律，决定着地下水分布与渗透的特点。地下水根据其物理力学性质可分为毛细水和重力水。根据含水介质 (空隙)类型，可分为孔隙水、裂隙水和岩溶水三类;根据埋藏条件可分为包气带 水、潜水和承压水(图3-21);将二者组合可分为9类地下水(表3-15)。

　　(1)毛细水与重力水。毛细水指在岩土细小的孔隙和裂隙中，受毛细作用控制 的水，它是岩土中三相界面上毛细力作用的结果。

　　重力水指存在于岩石颗粒之间，结合水层之外，不受颗粒静电引力的影响，可在重力作用下运动的水。一般所指的地下水如井水、泉水、基坑水等都是重力水， 它具有液态水的一般特征。污染物进入地下水后，可随地下水的运动而迁移，并在

　　地下水中产生溶解与沉淀、吸附与解吸、降解与转化等物理化学过程。

埋藏条件	含水介质类型
	孔隙水	裂隙水	岩溶水
包气带水	土壤水 局部黏性土隔水层上 季节性存在的重力水 (上层滞水）过路及悬留 毛细水及重力水	裂隙岩层浅部季节性存在 的重力水及毛细水	裸露岩溶化层上部岩溶通道 中季节性存在的重力水
潜水	各类松散沉积物浅部的水	裸露与地表的各类裂隙岩 层中的水	裸露于地表的岩溶化岩层中 的水
承压水	山间盆地及平原松散沉积 物深部的水	组成构造盆地、向斜构造 或单斜断块的被掩覆的各 类裂隙岩层中的水	组成构造盆地、向斜构造或 单斜断块的被掩覆的岩溶化 岩层中的水

　　(1) 孔隙水、裂隙水及岩溶水。

　　(2) 包气带水、潜水与承压水。

　　①包气带水指处于地表面以下潜水位以上的包气带岩土层中的水，包括土壤 水、沼泽水、上层滞水以及基岩风化壳(黏土裂隙)中季节性存在的水。主要特征是受气候控制，水量季节性变化明显，雨季水量多，旱季水量少，甚至干涸。

　　②潜水指地表以下，第一个稳定隔水层以上具有自由水面的地下水。潜水没 有隔水顶板，或只有局部的隔水顶板。潜水的表面为自由水面，称作潜水面;从潜水面到隔水底板的距离为潜水含水层的厚度。潜水面到地面的距离为潜水埋藏深 度。潜水含水层厚度与潜水面潜藏深度随潜水面的升降而发生相应的变化。如图3- 22所示。

　　潜水主要分布在地表各种岩、土里，多数存在于第四纪松散沉积层中，坚硬的 沉积岩、岩浆岩和变质岩的裂隙及洞穴中也有潜水分布。潜水面随时间而变化，其 形状则随地形的不同而异，也和含水层的透水性及隔水层底板形状有关。

　　潜水的自由表面，承受大气压力，并受气候条件影响，因而季节性变化明显：春、夏季多雨，水位上升;冬季少雨，水位下降。水温随季节变化而有规律的变化; 水质易受地面建设项目影响。

　　③承压水是指充满于上下两个隔水层之间的地下水，其承受压力大于大气压力。承压水不具自由水面，并承受一定的静水压力，承压水位是虚拟水位，称为水头。承压含水层的分布区与补给区不一致，常常是补给区远小于分布区，一般只通 过补给区接受补给(图3-23)。承压的动态比较稳定，受气候影响较小。水质不易受地面建设影响。

　　1. 地下水的补给、径流和排泄

　　地下水作为水圈的重要组成部分，一方面积极地参与了全球的水循环过程，另 一方面在一定的环境条件下，一定区域范围内的地下水自身通过不断地获得补给、产生径流而后排泄等环节，发生周而复始的运动，形成相对独立的地下水循环系统。

　　(1)地下水的补给。含水层中的地下水自外界获得水量补充的作用称为补给。 地下水的主要补给来源有：降水入渗补给、地表水补给、凝结水补给、来自其他含水层的补给以及人工补给等。

　　①降水入渗补给。大气降水是地下水最主要的补给来源。降水的入渗过程是 在分子力、毛细管力以及重力的综合作用下进行的。地下水自降水获得的补给量除了与降水本身的强度、降水总量等有关外，还与土层蓄水能力有关。只有降水入渗 量超过土层的蓄水能力，多余的降水才能补给潜水。在地下水埋藏较深的地方，这 一过程需要很长时间才能完成。

　　②地表水入渗补给。地表上的江河、湖泊、水库以及海洋，皆可成为地下水 的补给水源。

　　河流对于地下水的补给，主要取决于河水位与地下水位的相对关系、河床的透

　　水性能、河床的周界和高水位持续时间的长短。

　　③含水层的补给。含水层补给分为两种情况，一种是同一含水层通过侧向排 泄补给下游含水层;另一种是两个含水层之间的补给。两个含水层之间的补给有两个条件：一是两个含水层具有水头差，二是含水层之间具有水力联系通道。两个含 水层之间可通过天窗、导水断裂、弱透水层越流、不整合接触面等途径补给。

　　④地下水的人工补给。人工补给也是地下水的重要补给来源。人工补给可区 分为以下几类情况，一类是人类修建水库、渠道，引水灌溉农田，从而补给地下水;另一类则是人类为了有效地保护和改善地下水资源、改善水质、控制地下漏斗以及 地面沉降现象的出现，而釆取的一种有计划、有同的的人工回灌。城市工矿企业排 放工业废水以及城镇生活污水排放，因渗漏而补给地下水，经常使地下水遭到污染，是一种特殊的人工补给。

　　含水层(含水系统)从外界获得水量的区域称为地下水补给区。对于潜水含水 层，补给区与含水层的分布区一致;对于承压含水层，裂隙水、岩溶水的基岩裸露区，山前冲洪积扇的单层砂卵砾石层的分布区都属于补给区。

　　(2)地下水的径流。地下水由补给区流向排泄区的过程称为径流，是连接补给与排泄两个作用的中间环节。径流的强弱影响着含水层的水量与水质。径流强度可 用地下水的平均渗透速度衡量。含水层透水性好，地形高差大、切割强烈、大气降 水补给量丰沛地区的地下径流强度大。同一含水层的不同部位径流强度也有差异。

　　①地下水径流方向与径流强度。地下水的径流方向与地表上河川径流总是沿 着固定的河床汇流不同，呈现复杂多变的特点，具体形式则视沿程的地形，含水层的条件而定。当含水层分布面积广，大致水平时，地下径流可呈平面式的运动;在 山前洪积扇中的地下水则呈现放射式的流动，具有分散多方向的特点;在带状分布 的向斜、单斜含水层中的地下水，如遇断层或横沟切割，则可形成纵向或横向的径流。但这种复杂多变性，总离不开地下水从补给区向排泄区汇集，并沿着路径中阻 力最小方向前进，即自势能高处向势能较低处运动，反映在平面上，地下水流方向， 总是垂直于等水位线的方向。

　　地下水的径流强度与地下水的流动速度基本上与含水层的透水性，补给区与排 泄区之间水力坡度成正比，对承压水来说，还与蓄水构造的开启与封闭程度有关。

　　地下径流强度不仅沿程上有差别，在垂直方向上也不同，一般规律是从地表向 下随着深度增加，地下径流强度逐渐减弱，至侵蚀基准面，地下水基本处于停滞状

　　②地下水径流类型。地下水是通过补给、径流与排泄3个环节来实现交替循环的。根据水的交替循环途径的不同，可区分为垂向交替、侧向交替和混合交替。 其中垂向交替以内陆盆地为最典型，自降水或地表水入渗得到补给，而后以蒸发方 式垂直排泄，径流过程微弱;侧向交替类型的补给来源多样，地下水的交替基本上在水平方向上进行，径流比较发育;混合交替是介于上述两类之间的过渡类型，自 然界中实际交替现象，大都属这一类。

　　畅流型：畅流型的地下水流线近于平行，水力坡度较大，侧向交替占绝对优势，补给排泄条件良好，径流通畅，地下水交替积极，因而水的矿化度低，水质好。

　　汇流型：汇流型地下水的流线呈汇集状，水力坡度常由小变大。对于汇流型潜 水盆地，其水交替属混合型，边缘以侧向为主，中间部位垂向交替所占的比重增大。 对于承压水则属侧向水交替。汇流型的地下水一般交替积极，常形成可资利用的地下水资源。

　　散流型：散流型的特点是流线呈放射状，水力坡度由大变小，呈现集中补给， 分散排泄。水交替属混合型，以侧向为主，径流交替沿途由强变弱，形成水化学水 平分带规律，通常干旱地区山前洪积扇中的潜水，是此类型的代表。

　　缓流型：缓流型地下水面近于水平，水力坡度小，水流缓慢，水交替微弱，属 于以垂向交替为主的混合型，通常矿化度较高，水质欠佳。沉降平原中的孔隙水及排水不良的自流水盆地，是此类的代表。

　　滞流型：滞流型的水力坡度趋近于零，径流停滞。对于潜水表现为渗入补给和蒸发排泄，属垂向交替;对于承压水可以有垂直越流补给与排泄。某些平原地区局 部洼地中封闭的潜水盆地和无排泄口的自流盆地，可作为此类代表。某些封闭良好 的承压水，水分交替停止，多成为盐卤水、油田水。

　　在自然条件下，地下径流类型复杂多变，往往出现多种组合类型。

　　地下水径流区是指地下水从补给区到排泄区的中间区域。对于潜水含水层，径 流区与补给区是一致的。

　　③泄流排泄。地下水通过地下途径直接排入河道或其他地表水体，称为泄流 排泄。泄流只在地下水位高于地表水位的情况下发生，泄流量的大小，取决于含水 层的透水性能、河床切穿含水层的面积，以及地下水位与地表水位之间的高差。地下水位与河水水位相差越大，含水层透水性越好，河床切割的含水层面积越大，则 排泄量也越大。地表水与地下水之间的补排关系复杂，有转化交替现象，主要取决 于区域气候、地质构造条件及水文网发育情况。

　　④向含水层排泄。同一含水层通过侧向排泄补给下游含水层;两个含水层之间可通过天窗、导水断裂、弱透水层越流、不整合接触面等途径排泄。

　　⑤人工排泄。指人工开釆对地下水的排泄，包括各类水井、地下集水廊道取 水、地下矿产开发过程中的矿坑排水等。

　　过量的人工排泄是引起地下水环境问题的主要因素。

　　(3)地下水的排泄。地下水的排泄指地下水失去水量的过程。其排泄方式有点 状排泄(泉)、线状排泄(向河流泄流)及面状排泄(蒸发)、向含水层排泄和人工 排泄，在排泄过程中，地下水的水量、水质及水位均相应的发生变化。其中蒸发排 泄仅消耗水分，盐分仍留在地下水中，所以蒸发排泄强烈地区的地下水，水的矿化 度比较高。

　　①泉排泄。泉是地下水的天然露头，是含水层或含水通道出露地表发生地下 水涌出的现象。通常山区及山前地带泉水出露较多，这是与这些地区流水切割作用比较强烈、蓄水构造类型多样及断层切割比较普遍等因素的影响有关。

　　②蒸发排泄。潜水蒸发是浅层地下水消耗的重要途径，潜水蒸发主要是通过 包气带岩土水分蒸发和植物的蒸腾来完成的。其蒸发的强度、蒸发量的大小与气象条件、潜水埋藏深度及包气带的岩性有关。气候愈干燥，相对湿度愈小，岩土中水 分蒸发便愈强烈，而且蒸发作用可深入岩土几米乃至几十米的深处。这种排泄不但 消耗水量，而且往往造成水的浓缩，导致地下水矿化的增高，水化学类型改变及土壤盐碱化。

　　1. 水文地质单元

　　水文地质单元是指根据水文地质条件的差异性(包括地质结构、岩石性质、含 水层和隔水层的产状、分布及其在地表的出露情况、地形地貌、气象和水文因素等)而划分的若干个区域，是一个具有一定边界和统一的补给、径流、排泄条件的地下 水分布的区域。

　　有时，地表流域与水文地质单元是重合的，地表分水岭就是水文地质单元的边 界。从这个意义上说，可以简单地把水文地质单元理解为“埋藏”在地下的流域。

　　2. 地下水系统

　　地下水系统包括两个方面：地下水含水系统和地下水流动系统。

　　地下水含水系统是指由隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水 岩系。显然，一个含水系统往往由若干含水层和相对隔水层(弱透水层)组成。然而，其中的相对隔水层并不影响含水系统中的地下水呈现统一水力联系。

　　地下水流动系统是指由源到汇的流面群构成的，具有统一时空演变过程的地下 水体。

　　3. 地下水的动态与均衡

　　在各种天然和人为因素影响下，地下水的水位、水量、流速、水温、水质等随 时间变化的现象，称为地下水动态。研究地下水动态是为了预测地下水的变化规律, 以便釆取相应的水文地质措施，并有助于查明含水层的补给和排泄关系，含水层之间及其与地表水体的水力联系，以了解地下水的资源状况。地下水量均衡是指地下 水的补给量与排泄量之间的相互关系，主要研究潜水的水量均衡。而地下水化学成 分的增加量与减少量之间的相互关系，则称为地下水的盐均衡。

　　均衡是地下水动态变化的内在原因，动态则是地下水均衡的外部表现。地下水动态反映了地下水要素随时间变化的状况，为了合理利用地下水或有效防范其危 害，必须掌握地下水动态。地下水动态与均衡的分析，可以帮助我们查清地下水的

　　补给与排泄，阐明其资源条件，确定含水层之间以及含水层与地表水体的关系。

　　地下水动态影响因素有：

　　(1) 气象(气候)因素：气象(气候)因素对潜水动态影响最为普遍。降水的 数量及其时间分布，影响潜水的补给，从而使潜水含水层水量增加，水位抬升，水 质变淡。气温、湿度、风速等与其他条件结合，影响着潜水的蒸发排泄，使潜水水量变少，水位降低，水质变咸。

　　(2) 水文因素：地表水体补给地下水而引起地下水位抬升时，随着远离河流， 水位变幅减小，发生变化的时间滞后。

　　(3) 地质因素：当降水补给地下水时，包气带厚度与岩性控制着地下水位对降水的响应。河水引起潜水位变动时，含水层的透水性愈好，厚度愈大，含水层的给 水度愈小，则波及范围愈远。对于承压含水层，从补给区向承压区传递降水补给影 响时，含水层的渗透性愈好，厚度愈大，给水度愈小，则波及的范围愈大。承压含 水层的水位变动还可以由于固体潮、地震等引起。

　　(4) 人为因素：钻孔釆水、矿坑或渠道排水通过改变地下水的排泄去路影响地下水的动态;修建水库、利用地表水灌溉等通过改变地下水的补给来源而使地下水 动态发生变化。

　　4. 地下水降落漏斗

　　在开釆地下水时，会在围绕开采中心的一定区域，形成漏斗状的地下水水位(水 头下降区)，称为地下水降落漏斗。地下水降落漏斗在潜水含水层中表现为漏斗状 的地下水水面凹面，在承压含水层中表现为抽象的漏斗状水头下降区域，承压含水层中不存在水面凹面。地下水降落漏斗区的地下水等水位线往往呈不规则同心圆状 或椭圆状。

　　地下水资源为可更新资源，可开釆利用的水量主要是当年或一定水文周期内地 下水的补给量。一个地区或一个流域在各种天然补给与消耗因素的综合影响下，地下水保持相对稳定状态。如平原地区浅层地下水直接受大气降水和地表水补给，其 补给量与潜水蒸发和地下径流排泄之间，在相当时期内处于平衡状态。由于地下水 过量开采，地下水收支平衡遭到破坏，地下水位持续下降，形成区域性地下水降落漏斗。我国华北地区由于多年干旱和地下水严重超采，已经形成了区域性地下水降 落漏斗。世界许多大城市如莫斯科、伦敦、巴黎等的地下水位下降都在几十米以上。

　　5. 地下水化学性质

　　地下水溶有各种不同的离子、分子、化合物以及气体，是一种成分复杂的水溶 液。氯化物和碱金属、碱土金属的硫酸盐和碳酸盐属于最易溶解的化合物，Na、K、 Ca、Mg、Cl、S042_和110)3_等成为地下水中的主要组分。它们的不同组合决定了地下水的化学类型。此外，还有某些数量较少的次要组分，它们在地壳中分布不 广，或者分布量广但其溶解性能很低。如N02—、NCV、NH4+、Br-、I-、F、Li、

　　Sr等;还包括以胶体状态存在于水中的物质，如Fe、AK Si02和有机化合物以及 气体物质。地下水中主要气体成分是N、0、CO、CH、H2S,有时还有放射性起源 的气体(如Rn)及惰性气体(He、Ar等)。根据这些气体成分可判明地下水赋存的水文地球化学环境。地下水中含量甚微的稀有组分是各种金属元素——Pt、Co、 Ni、Cu、In、Sn、Mo以及分散在地壳中的其他元素。

　　地下水中的有机物质种类很多，包括生物排泄和生物残骸分解产生的有机质， 也有构成水生生物机体的有机质。有机质可能是随废水进入地下水的各种废弃物分解的产物，它们是各种细菌繁殖的良好媒介。

　　1. 水文地质图

　　水文地质图是反映某地区的地下水分布、埋藏、形成、转化及其动态特征的地 质图件，主要表示地下水类型、性质及其储量分布状况等，它是某地区水文地质调查、勘查研究成果的主要表示形式。水文地质图按其表示的内容和应用目的，可概 括为综合性水文地质图、专门性水文地质图和水文地质要素图三类。

　　(1) 综合性水文地质图。

　　反映某一区域内总的水文地质规律的为综合性水文地质图。以区域内的地质、 地形、气候和水文等因素的内在联系为基础，综合反映地下水的埋藏、分布、水质、水量、动态变化等特征，以及区域内地下水的补给、径流、排泄等条件。综合性水 文地质图的比例尺常小于1 : 10万。

　　(2) 专门性水文地质图。

　　为某项具体目的而编制的为专门性水文地质图。如地下水开采条件图、供水水 文地质图、土壤改良水文地质图等。这类图的内容以水文地质规律为基础，同时又考虑应用目的的经济技术条件。专门性水文地质图多釆用大于1 : 10万的比例尺。

　　(3) 水文地质要素图。

　　表示某一方面水文地质要素的为水文地质图。例如，水文地质柱状图、地下水 等水位线图、地下水水化学类型图、地下水污染程度图等。

　　①水文地质柱状图是指将水文钻孔揭示的地层按其时代顺序、接触关系及各层 位的厚度大小编制的图件。编制水文地质柱状图所需的资料是在野外地质工作中取得的，并附有简要说明。图中标明有钻孔口径、深度、套管位置、地层时代、地层 名称、地层代号、厚度、岩性和接触关系等信息，它含有含水层位置、厚度、岩性、 渗透性，隔水层的位置、岩性和厚度等水文地质信息。

　　②地下水等水位线图就是潜水水位或承压水水头标高相等的各点的连线图。 在专业水文地质图中，等水位线图既含有地下水人工露头(钻孔、探井、水井)和 天然露头(泉、沼泽)信息，还可能含有地层岩性、含水层富水性、地面标志物等信息。等水位线图主要有以下用途：

　　♦确定地下水流向：在等水位线图上，垂直于等水位线的方向，即为地下水

　　的流向。

　　♦计算地下水的水力坡度。

　　♦确定潜水与地表水之间的关系：如果潜水流向指向河流，则潜水补给河水; 如果潜水流向背向河流，则潜水接受河水补给。

　　♦确定潜水的埋藏深度：某一点的地形等高线标高与潜水等水位线标高之差 即为该点潜水的埋藏深度。

　　♦确定泉或沼泽的位置：在潜水等水位线与地形等高线高程相等处，潜水出 露，即是泉或沼泽的位置。

　　♦推断给水层的岩性或厚度的变化：在地形坡度变化不大的情况下，若等水 位线由密变疏，表明含水层透水性变好或含水层变厚;相反，则说明含水层透水性变差或厚度变小。

　　♦确定富水带位置：在含水层厚度大、渗透性好、地下水流汇集的地方即为 地下水富集区。

　　14.常用的水文地质参数

　　(1)孔隙度与有效孔隙度。

　　松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔 隙。岩石中孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石(包括孔隙在内)中孔隙体积所占 的比例。

　　若以〃表示岩石的孔隙度，F表示包括孔隙在内的岩石体积，表示岩石中孔 隙的体积，贝IJ:

　　n = &xlOO% (3-24)

　　V

　　孔隙度是一个比值，可用小数或百分数表示。

　　孔隙度的大小主要取决于分选程度及颗粒排列情况，另外颗粒形状及胶结充填 情况也影响孔隙度。对于黏性土，结构及次生孔隙常是影响孔隙度的重要因素。岩石孔隙是地下水储存场所和运动通道。孔隙的多少、大小、形状、连通情况和分布 规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。

　　表3-16列出自然界中主要松散岩石孔隙度的参考数值。

　　表3-16主要松散岩石孔隙度的参考数值

岩石名称	砾石	砂	粉砂	黏土
孔隙度变化区间	25% ?40%	25% ?50%	35% ?50%	40% ?70%

　　由于多孔介质中并非所有的孔隙都是连通的，于是人们提出了有效孔隙度的概

　　念。有效孔隙度为重力水流动的孔隙体积(不包括结合水占据的空间)与岩石体积之比。显然，有效孔隙度小于孔隙度。

　　(2)给水度与贮水系数。

　　若使潜水地下水面下降，则下降范围内饱水岩石及相应的支持毛细水带中的 水，将因重力作用而下移并部分地从原先赋存的空隙中释出。我们把地下水位下降 一个单位深度，从地下水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释出的水的体积，称为给水度，用//表示。

　　对于均质的松散岩石，给水度的大小与岩性、初始地下水位埋藏深度以及地下水位下降速率等因素有关。表3-17给出了常见松散岩石的给水度。

　　表3-17常见松散岩石的给水度

岩性	最大	最小	平均
黏土	5	0	2
亚黏土	12	3	7
粉砂	19	3	18
细砂	28	10	21
中砂	32	15	26
粗砂	35	20	27
砾砂	35	20	25
细砾	35	21	25
中砾	26	13	23
粗砾	26	12	21

　　对于承压含水层，我们可以比照潜水含水层给水度定义其贮水系数。

　　承压含水层的贮水系数(S)是指其测压水位下降(或上升)一个单位深度， 单位水平面积含水层释出(或储存)的水的体积。

　　我们可以看出，在形式上，潜水含水层的给水度与承压含水层的贮水系数非常 相似，但是在释出(或储存)水的机理方面是很不相同的。水位下降时潜水含水层所释出的水来自部分空隙的排水。而测压水位下降时承压含水层所释出的水来自含 水层体积的膨胀及含水介质的压密(从而与承压含水层厚度有关)。显然，测压水 位下降时承压含水层以此种形式释出的水，远较潜水含水层水位下降时释出的为 小。承压含水层的贮水系数一般为0.005?0.000 05 (Freez and Cherry, 1979)，常 较潜水含水层小1?3个数量级。由此不难理解，开采承压含水层往往会形成大面积测压水位大幅度下降。

　　(3)渗透系数。

　　岩石的透水性是指岩石允许水透过的能力。表征岩石透水性的定量指标是渗透

　　系数，一般釆用m/d或cm/s为单位。

　　渗透系数又称水力传导系数。在各向同性介质中，它定义为单位水力梯度下的 单位流量，表示流体通过孔隙骨架的难易程度。在各向异性介质中，渗透系数以张量形式表示。渗透系数愈大，岩石透水性愈强。

　　渗透系数尤是综合反映岩石渗透能力的一个指标。影响渗透系数大小的因素很多，主要取决于介质颗粒的形状、大小、不均匀系数和水的黏滞性等。不过，在 实际工作中，由于不同地区地下水的黏性差别并不大，在研究地下水流动规律时， 常常可以忽略地下水的黏性，即认为渗透系数只与含水层介质的性质有关，使得问题简单化。要建立计算渗透系数欠的精确理论公式比较困难，通常可通过试验方法 (包括实验室测定法和现场测定法)或经验估算法来确定尤值。表3-18给出了松散 岩石渗透系数的参考值。

　　表3-18松散岩石渗透系数的参考值

松散岩石名称	渗透系数/ (m/d)	松散岩石名称	渗透系数/ (m/d)
亚黏土	0.001 ?0.1	中砂	5.0 ?20.0
亚砂土	0.1 ?0.5	粗砂	20.0 ?50.0
粉砂	0.5 ?1.0	碌石	50.0 ?150.0
细砂	1.0 ?5.0	卵石	100 ?500.0

　　四、地下水环境现状调查

　　1.调查的目的与任务

　　地下水环境现状调查目的是查明天然及人为条件下地下水的形成、赋存和运移 特征，地下水水量、水质的变化规律，为地下水环境现状评价、地下水环境影响预测、开发利用与保护、环境水文地质问题的防治提供所需的资料。

　　地下水环境现状调查应查明地下水系统的结构、边界、水动力系统及水化学系 统的特征，具体需查明下面五个基本问题：

　　(1) 水文地质条件。包括地下水的赋存条件，查明含水介质的特征及埋藏分布情况;地下水的补给、径流、排泄条件。查明地下水的运动特征及水质、水量变化 规律。

　　(2) 地下水的水质特征。不仅要查明地下水的化学成分，还要查明地下水化学成分的形成条件及影响因素。

　　(3) 地下水污染源分布。查明与建设项目污染特征相关的污染源分布。

　　(4) 环境水文地质问题。原生环境水文地质问题调查，包括天然劣质水分布状 况，以及由此引发的地方性疾病等环境问题;地下水开釆过程中水质、水量、水位的变化情况，以及引起的环境水文地质问题。

　　(5)地下水开发利用状况。查明分散、集中式地下水开发利用规模、数量、位置等，并收集集中式饮用水水源地水源保护区划分资料。

　　地下水环境现状调查是一项复杂而重要的工作，其复杂性是由地下水自身特征 所确定的。地下水赋存、运动在地下岩石的空隙中，既受地质环境制约又受水循环系统控制，影响因素复杂多变，因此地下水环境现状调查需要采用种类繁多的调查 方法，除釆用地质调查方法之外，还要应用各种调查水资源的方法，调查工作十分 复杂。

　　2.调查方法和内容

　　地下水由于其埋藏于地下，其调查方法要更复杂。除需要釆用一些地表水环境 调查方法外，因地下水与地质环境关系密切，还要釆用一些地质调查的技术方法。最基本的调查方法有：地下水环境地面调查(又称水文地质测绘)、钻探、物探、 野外试验、室内分析、检测、模拟试验及地下水动态均衡研究等。随着现代科学技 术的发展，不断产生新的地下水环境现状调查技术方法，包括航卫片解译技术、地理信息系统(GIS)技术、同位素技术、直接寻找地下水的物探方法及测定水文地 质

　　五、地下水环境地面调查

　　调查内容一般包括：地下水露头调查、水文气象调查、植被调查及与地下水有 关的环境地质问题的调查。

　　1.地下水露头的调查

　　地下水露头的调查是整个地下水环境地面调查的核心，是认识和寻找地下水直 接可靠的方法。地下水露头的种类有：①地下水的天然露头，包括泉、地下水溢出 带、.某些沼泽湿地、岩溶区的暗河出口及岩溶洞穴等;②地下水的人工露头，包括 水井、钻孔、矿山井巷及地下开挖工程等。

　　在地下水露头的调查中，应用最多的是水井(钻孔)和泉。

　　(1)泉的调查研究。泉是地下水的天然露头，泉水的出流表明地下水的存在。 泉的调查研究内容有：

　　①查明泉水出露的地质条件(特别是出露的地层层位和构造部位)、补给的含水层，确定泉的成因类型和出露的高程;

　　②观测泉水的流量、涌势及其高度，水质和泉水的动态特征，现场测定泉水的物理特性，包括水温、沉淀物、色、味及有无气体逸出等;

　　③泉水的开发利用状况及居民长期饮用后的反映;

　　④对矿泉和温泉，在研究前述各项内容的基础上，应查明其含有的特殊组分、出露条件及与周围地下水的关系，并对其开发利用的可能性做出评价。

　　通过对泉水出露条件和补给水源的分析，可帮助确定区内的含水层层位，即有 哪几个含水层或含水带。据泉的出露标高，可确定地下水的埋藏条件。泉的流量、 涌势、水质及其动态，在很大程度上代表着含水层(带)的富水性、水质和动态变化规律，并在一定程度上反映出地下水是承压水还是潜水。据泉水的出露条件，还 可判别某些地质或水文地质条件，如断层、侵入体接触带或某种构造界面的存在， 或区内存在多个地下水系统等。

　　(2)水井(钻孔)的调查。调查水井比调查泉的意义更大。调查水井能可靠地 帮助确定含水层的埋深、厚度、出水段岩性和构造特征，反映出含水层的类型，调查水井还能帮助我们确定含水层的富水性、水质和动态特征。水井(钻孔)的调查内容有：

　　①调查和收集水井(孔)的地质剖面和开凿时的水文地质观测记录资料;

　　②记录井(孔)所处的地形、地貌、地质环境及其附近的卫生防护情况;

　　③测量井孔的水位埋深、井深、出水量、水质、水温及其动态特征;

　　④查明井孔的出水层位，补给、径流、排泄特征，使用年限，水井结构等。

　　在泉、井调查中，都应取水样，测定其化学成分。需要时，应在井孔中进行抽

　　水试验等，以取得必需的参数。

　　2.地表水的调查

　　在自然界中，地表水和地下水是地球大陆上水循环最重要的两个组成部分。

　　两者之间一般存在相互转化的关系。只有查明两者的相互转化关系，才能正确 评价地表水和地下水的资源量，避免重复和夸大;才能了解地下水水质的形成和遭受污染的原因;才能正确制订区域水资源的开发利用和环境保护的措施。

　　对于地表水，除了调查研究地表水体的类型、水系分布、所处地貌单元和地质 构造位置外，还要进一步调查以下内容：

　　(1) 查明地表水与周围地下水的水位在空间、时间上的变化特征。

　　(2) 观测地表水的流速及流量，研究地表水与地下水之间量的转化性质，即地表水补给地下水地段或排泄地下水地段的位置;在各段的上、下游测定地表水流量， 以确定其补排量及预测补排量的变化。

　　(3) 结合岩性结构、水位及其动态，确定两者间的补排形式，常见的有：

　　①集中补给(注入式)，常见于岩溶地区[图3-24 (a)];②直接渗透补给，常见 于冲洪积扇上部的渠道两侧[图3-24 (b)];③间接渗透补给，常见于冲洪积扇中部的河谷阶地图[3-24 (c)];④越流补给，常见于丘陵岗地的河谷地区[图3-24 (d)， 为越流补给形式之一]。从时间上考虑，则常将补给(或排泄)分为常年、季节和 暂时性三种方式。

　　(4) 分析、对比地表水与地下水的物理性质与化学成分，查明它们的水质特征及两者间的变化关系。

　　1. 气象资料调查

　　气象资料调查主要是降水量、蒸发量的调查。

　　降水是地下水资源的主要来源。降水量是指在一定时间段内降落在一定面积上 的水体积，一般用降水深度表示，即将降水的总体积除以对应的面积，以毫米(mm) 为单位。降水量资料应到雨量站收集。降水资料序列长度的选定，既要考虑调查区大多数测站的观测系列的长短，避免过多的插补，又要考虑观测系统的代表性和一 致性。在分析降水的时间变化规律时，应采用尽可能长的资料序列。调查区面积比 较大时，雨量站应在面上均匀分布;在降水量变化梯度大的地区，选用的雨量站应加密，以满足分区计算要求，所釆用降水资料也应为整编和审查的成果。

　　因蒸发面的性质不同，蒸发可分为水面蒸发、土面蒸发和植物散发，三者统称蒸发或蒸散发。水面蒸发通常是在气象站用特别的器皿直接观测获得水分损失量， 称为蒸发量或蒸发率，以日、月或年为时段，以毫米(mm)为单位。调查区内实 际水面蒸发量较气象站蒸发器皿测出的蒸发量要小，需要进行折算，折算系数与蒸 发皿的直径有关，各个地区也有所差异，收集水位蒸发资料要说明蒸发皿的型号， 查阅有关手册确定折算系数。

　　2. 不同地区地下水环境地面调查的任务和内容

　　(1)平原区地下水资源地面调查。平原区包括山前冲洪积扇地区、河谷平原区 及滨海平原区。

　　①调查任务。平原区地下水资源地面调查的主要任务是在区域地貌类型、第 四纪地质及新构造特征调查的基础上，查明主要含水层的岩性、埋藏条件、分布规 律，地下水类型，含水层的富水性及水化学成分，咸淡水的空间分布规律等;调查研究地下水补给、径流、排泄条件，不同含水层之间的水力联系，第四系含水层与 下伏基岩含水层之间的关系，地表水系的分布及其水文特征，地表水与地下水的补 排关系;研究地下水动态变化特征，调查地下水集中开釆区和井灌区的开釆量与地 下水的动态关系，研究大量釆、排地下水形成地下水下降漏斗的原因及其发展趋势; 同时还要调查特殊的水文地质问题，如盐碱化、沼泽化、特殊水质、地方病及水质 污染的形成条件、分布规律和防治措施，在具备回灌条件的地区，应开展人工回灌 条件的研究，还应开展开发利用地下水引起的生态和环境问题的调查。

　　②调查内容。

　　a) 山前冲洪积扇地区。山前冲洪积扇地区一般含水层埋藏浅、厚度大，水量 丰富、水质好，易于开发利用，是工农业供水的重点地区。应重点研究山前冲洪积 扇、河谷阶地、山前冰水台地、坡积洪积扇、掩埋冲洪积扇等的结构及其水文地质 条件。同时，对邻近山区(补给区)的水文地质条件、山区与平原区的交接关系及地下水的补给关系进行必要的调查研究。

　　这类地区应详细研究下列内容：冲洪积扇的分布范围，扇前、后缘及两侧标高 和地面坡度变化;通过观察天然剖面和人工露头，配合物探、钻探，研究组成冲洪积扇的第四纪堆积物的物质来源、地层结构和岩性特点，确定由冲积扇顶部到前缘的岩性变化，研究与实测典型露头剖面，结合钻孔对地层岩性进行详细分析对比; 冲洪积扇不同部位含水层的岩性、厚度、埋深、富水性和水质变化情况，从扇顶到 前缘方向地下水由潜水区过渡到承压水区，自流水区的分带规律;地下水溢出带的分布范围，溢出泉流量及总溢出量;寻找埋藏冲积扇并研究其水文地质特征、埋藏 条件、分布规律，同时也要研究扇间区的水文地质条件。

　　在山前河谷地区，应注意调查河谷形态、阶地结构及其富水性。应研究河谷阶 地分布范围、河谷类型(上叠、内叠)、阶地性质(侵蚀、堆积、基底)、阶地的级 数及其绝对和相对标高、河谷断面形态、支流冲沟发育情况及其切割深度;各级阶 地的地层结构、岩性成分、厚度及岩性变化，地下水的补给及排泄条件，河水与地下水的补给关系。

　　b) 河谷平原区。在河谷平原区，分布有不同河流交互堆积及由河道变迁形成的古河道堆积，某些地区还有海相堆积和冰水堆积，一般第四纪厚度大，含水层次 多，水质复杂。应重点研究下述内容：不同河流堆积物的特征及其分布，含水介质的富水性，水化学成分及分布规律;古河道带及古湖泊堆积物的分布、埋深及水文 地质条件;海相、陆相地层的埋藏与分布及相互间的接触关系;微地貌形态、水质、 水位埋深对盐碱化、沼泽化形成的影响。

　　通过地貌调查，查阅历史记载(县志)，了解河道变迁的时代与范围，釆用物

　　探方法确定古河道带的分布范围、埋藏深度及岩性变化，并与机井的有关资料进行对比。对古湖泊堆积物，应通过岩性、岩相、湖积层动植物化石、基底构造和新构 造运动的研究及实验工作了解湖积层形成的古地理环境及分布范围。

　　对盐碱化地区，应初步了解盐碱化的发育程度、分布范围及其成因，为土壤改 良提供水文地质资料。另外，应注意调查地下水的埋藏深度、水化学类型和矿化度及其与土壤盐碱化的关系，了解地下水位临界深度。选择典型地段逐层釆取土样， 了解盐类垂直分布与变化规律，盐碱化与微地貌和地表水的分布关系。

　　对沼泽化地区，应了解沼泽化的分布与成因，为保护利用沼泽化地区提供水文地质资料。

　　c) 滨海平原区。对滨海平原地区应调查海岸地貌、海岸变迁及现代海岸的升降变化;海相沉积物的岩性、颜色、厚度及其分布范围;通过对各含水层的抽水试 验及水质分析，研究水质在垂直和水平方向上的变化，确定淡水含水层的富水段及 其分布范围以及咸、淡水分布界线。在咸水区，要着重研究咸淡水界面埋深，淡水层的埋藏条件与水量，淡水和咸水产生水力联系的可能性，为咸水的改造和利用提供资料。

　　(2)基岩丘陵区地下水资源地面调查。

　　①调查任务。

　　a) 查明地层岩性、构造、地貌等因素对区域水文地质条件的影响，着重分析 研究控制地下水形成、分布的主导因素和条件;划分含水层、组、带及地下水的类型，并研究各类地下水的形成、富集、补给、径流、排泄条件及水质状况;访问和 搜集有重大供水意义的井(孔)、泉和受季节影响较大的地下水动态资料。

　　b) 查明基岩自流水盆地和自流水斜地的水文地质条件;断裂、构造裂隙及岩 体、岩脉与围岩接触带富水性的一般规律;具有一定供水意义的风化带中地下水的一般分布规律和水文地质条件。

　　c) 第四系发育的河谷平原、山间盆地等松散砂砾石含水层的一般水文地质条件。

　　d) 查明区域水化学的一般特征，初步了解热矿水成因、分布及其开发利用条件。

　　e) 了解地方病与环境地质的关系，了解由于水质污染而引起的“污染病”的 状况和致病原因。有“三废”排出的工矿区和大量使用农药、化肥的地区，应调查和搜集由于地下水和地表水遭受污染而引起“污染病”的状况，水中有毒成分含量、 污染途径和污染质来源等资料。对浅层地下水更应注意污染问题的调查。

　　f) 初步了解矿区水文地质条件和以水利工程地质为主的区域工程地质条件。

　　②调查内容。一般基岩丘陵山区，地下水受岩性、构造、地貌等多种因素影 响，分布极不均匀。地质构造往往是控制地下水的主导因素，大的构造体系控制着区域地下水的分布规律，局部水文地质条件则受次一级低序次构造所制约。在调查 中必须运用由特殊到一般，由一般到特殊的工作方法，即由低序次的富水构造着手，

　　找出控制地下水的高序次构造，据此预测低序次构造的富水性。

　　在分清构造体系及其生成序次的基础上，对典型的断裂构造，应查明其力学性 质、断层规模、产状要素、胶结和充填程度、岩脉与岩体活动和蚀变破碎情况、后期构造作用、被切割岩石的力学性质、裂隙发育程度及地下水活动痕迹等。

　　(1) 岩溶地区地下水资源地面调查。调查岩溶含水层分布，研究地层、构造、 岩脉与岩溶水的关系。调查地表有规律分布的各种岩溶形态，如串珠状洼地、干谷、漏斗、溶井、落水洞、塌陷等;各种岩溶水点，如岩溶泉、地下河出口、出水洞等 是调查的重点;测定空间位置、水位、流量、流速、水质，调查补给范围、补给来 源。对岩溶水点的水位和流量，应力求获得最枯时期资料，并访问雨季动态变化。岩溶水地区地表水与地下水间相互转化的速度较快，特别是裸露、半裸露型及一些 浅覆盖地区，地表河水流量变化较大，应研究其伏流情况，对流量变化显著的河流， 应分段测定其流量，常年有水的河流宜在枯季测流，间歇性河流可在雨季测流。要调查研究岩溶地下水系统补给、径流与排泄特征。不同类型岩溶地区，地下水环境 现状调查的要求各有侧重。裸露地区主要查明岩溶发育特点及岩溶水点的详细情 况。在我国南方岩溶地区，尤其要查清地下暗河的分布、补给面积、流量与水质等状况。在覆盖型岩溶地区，要调查主要地下通道的位置及埋藏情况，查明岩溶强烈 发育带，勾绘出强径流带及富水地段，评价其水质、水量。埋藏型地区，要获得各 岩溶含水层组的埋深、厚度、水量、水质等初步资料。

　　(2) 黄土地区地下水资源地面调查。我国北方分布着54万km2的黄土(包括 黄土台塬、黄土丘陵和河谷平原一丘间谷盆区)，厚度由数十米至数百米。黄土地区 土质疏松、沟谷深切、地形破碎、水土易于流失，地表缺水严重，多呈半干旱景观。

　　黄土地区的地下水资源地面调查侧重调查黄土地区的地貌特征。黄土区的地貌 往往反映基底构造轮廓及下伏地层的分布与发育情况，控制地下水的赋存、运移。注意调查黄土台塬(包括呈阶梯状的台塬)、黄土丘陵(梁、峁、沟壑)、山前洪积扇(裙)和河谷阶地的形态等，收集黄土层中溶蚀、湿陷、沟谷切割密度及深度等 数据，观察了解黄土地区水土流失及植被与地下水的关系等。通过对井、孔、泉水 的研究，确定黄土层中的含水层位，分析地下水的赋存条件和分布规律。研究黄土地区的水文地球化学特征，了解地方病与水土、地貌的关系。研究合理开发黄土地 区地下水的方案，并推测可能出现的环境地质问题。

　　(3) 沙漠地区地下水资源地面调查。我国西北地区分布有大片沙漠地带，年降水量仅50?100mm,蒸发强烈，该区地下水环境现状调查的主要目的是解决当地 生活、生产和治理沙漠用水而寻找地下水源，因此，要对所有地下水露头(钻孔、 井、泉、湿地等)进行观测。在查清从边缘山地到沙漠内部，松散沉积物形成特征 的基础上，查明砂丘覆盖的淡水层和近代河道两侧淡水层的分布及其水文地质条件，重点调查古河道、潜蚀洼地和微地貌(沙丘、草滩、湖岸、天然堤等)的分布 及其与地下水淡水层或透镜体的分布关系，注意可能汇水的冲洪积扇、冲湖积层的 分布特征，寻找被掩埋的冲洪积扇、古河道带及冰水堆积物;调查山地与戈壁带的接触条件和地下水溢出带，查明地下水的补给来源、运动规律及排泄特点;研究地 下水的化学成分，植物生长与地下水化学成分的关系，从山前到腹地的地下水化学 成分的变化规律;还要注意研究古气候特征，可指导寻找现代沙漠之下的地下水。

　　(6)冻土地区地下水资源地面调查。

　　我国东北部和西部高寒山区分布有多年冻土区，区内年平均气温在0°C以下，地壳表层常年被冻结或夏季表层融冻但下部仍冻结。冻结层内的地下水主要呈固态 存在，冻结层下为液态地下水，但在冻结层内也常分布有融冻区。

　　在该类地区进行地下水调查，除对地貌、地层岩性、构造条件进行一般性研究 之外，应重点调查多年大面积冻结层的深度，片状冻结与岛状冻结层的分布规律及其特征;融冻期融冻层的厚度，常年积雪区范围、积雪量和融雪量，地表水体的分 布、水位、流量等。查明河流融区、湖泊融区、构造融区的形成原因、发育特点、 分布范围及融区内含水层的埋藏条件，水质、水量、地下水与地表水的水力联系。冰锥、冰丘是多年冻土区地下水露头的特殊表现形式，应做详细调查。在现代冰川 区，要研究其运动规律及冰川地貌，查明冰水堆积、冰缘地貌的分布规律，其沉积 物的类型，地下水的埋藏特征。还要查明冻土区水化学的水平与垂直变化规律。

　　1.地下水污染调查

　　地下水污染调查是地下水污染研究的基础和出发点。其主要目的是：①探测 与识别地下污染物•，②测定污染物的浓度;③查明污染物在地下水系统中的运移 特性;④确定地下水的流向和速度，查明主径流向及控制污染物运移的因素，定量描述控制地下水流动和污染物运移的水文地质参数。场地调查获得的水文地质信 息对水文地球化学调查、数值模拟和治理技术至关重要。 丨

　　(1)初步场地勘察及初始评估。

　　这一阶段包括已有资料的搜集整理和现场踏勘。该阶段的目的是：

　　♦描述场地的基本地质特征及对已搜集整理资料信息进行验证;

　　♦搜集当地的水文资料，包括降雨和地表排水;

　　♦搜集有关污染源和污染特性的资料;

　　♦初步确定地下水系统概念模型;

　　①搜集前人资料。

　　a)污染现场历史资料。

　　有关过去及现在土地使用情况的资料可以指示在污染现场的地下水环境中可能 存在哪些污染物。

　　在第一阶段调查中最关键的资料涉及以下几个方面。

　　al.已知污染物或可能存在的污染物的性质。

　　对可能存在的污染物的物理化学性质及其赋存与接触特性进行鉴定非常重要。 另外，有关土壤、空气、水等污染迁移介质的环境管理标准也是必需的资料。

　　a2.污染物的来源或可能来源。

　　废物处置活动是污染物的来源之一。此外，用火车或卡车运输大批化学物质或 石油产品时常常发生不可控制的溢出问题(如石化炼油厂的油品装卸区)，这会对 地表环境造成严重的积累性污染。虽然某些由废物处置活动及处置设备造成的污染 可被很容易地发现，但其他的可能的污染来源就只可能从报告中寻找证据了，如对 污染物或污泥的不正确处置，对废旧化学用品的不适当处置等。

　　a3.污染程度。

　　已知或不明污染物的污染程度由下列因素决定：地下水环境中污染物的含量、 物理化学性质、赋存状态及地下水系统的特征。

　　b) 地质与水文地质资料。

　　前人的现场调查报告可以提供有关地形、岩土体和填埋材料的厚度及分布、含 水层的分布、基岩高程、岩性、厚度、区域地质条件、构造特征(例如基岩中的断层)等方面的资料。土壤类型对于推测地层的水文地质性质，如水力传导系数等也 是很有用的。航空图片可以为评价地质条件及地表排水特征提供重要信息，取水井 的地质柱状图则有助于对水井附近的地质情况进行解释。

　　任何污染现场的水文地质条件都对地下水和污染物在地下的运移起着极其重要 的作用。在第一阶段调查中，应以搜集与总结有关地质情况的资料为出发点。污染物的排泄区、地下水位、地下水大致流向及地表排水方式均为这一阶段应了解的。

　　c) 水文资料。

　　调查内容包括地表水的位置、流动情况、水质以及与地下水的水力联系方式等。 有关地表水来源及流向的资料大多可由地形图中获得，更详细的情况则可在专门的水资源报告中找到。

　　如果可能的话，已有资料还应包括场地水文地质平面图、剖面图及初步的概念 模型。

　　②初步现场踏勘。在资料搜集完成以后，必须进行初步现场踏勘，以证实从 资料分析中得出的结论。需携带以下物件：所有相关的平面图、剖面图及航空图件;用于近地表勘察的铁铲及手工钻;用于釆集地表水或泉水的釆样瓶。在这一阶段， 应完成以下重要的踏勘任务：

　　a) 检查欲用钻探设备的场地可进入性。观察现场地形及周边环境，以确定是 否可进行地质测量以及现场是否可容纳钻孔设备;

　　b) 对现场的后勤工作进行考察，以确定是否方便清洗钻孔及获得可供钻探使

　　用的清洁水;

　　C)对现场的地质条件进行考察，以确定区域地质条件与基岩位置同背景资料是否一致;

　　d) 观察现场地形、排水情况及植被分布，确定钻井液排放位置;

　　e) 查明导致污染的化学废物的性质，特别是其活动性及暴露程度;

　　f) 确定研究区域内监测设备的状况，特别是它们的置放条件、深度及地下水 水位;

　　g) 对现场气候进行研究，以获得降雨量及气温方面的资料。

　　调查已有资料没有记录的场地周围近期变化情况(如新建筑)。可以通过分析 不同时期的不同航空图片，来了解土地利用的历史变化情况。

　　根据场地的复杂程度和已有资料的情况，初步建立起一个场地水文地质概念模 型。该模型应包括以下要素：

　　a) 现场邻近地区的地质条件概念模型。应根据水力学性质来划分不同的地层， 并指出不同地层对地下水流动系统的重要性及它们对地下水环境中污染物运移的潜在控制能力。

　　b) 区域及局部的地下水流动系统与地表水之间的水力联系。概念模型将确定 现场周边地区的地下水系统与地表水系统的相互补给、排泄关系及区域地下水流动系统与局部地下水流动系统之间的相互关系。画出地下水流动系统示意图，即使这 样一个初步的模型可能随着调查工作的深入，会有很大的修改，在踏勘后建立这样 的概念模型有助于从一开始就带着系统的观点整体把握场地的水文地质特征。

　　c) 确定人类活动对地下水流动及污染物运移的影响。例如，埋藏管道、地下 设施、下水道及与它们相关的粗粒回填土都会为非水相液体及地下水的流动创造条件。现场周围的抽水井也会改变水力梯度及地下水流场。

　　d) 确定污染物运移途径及优势流的通道。这些通道包括水力梯度很高的地层 及岩石与土壤中的裂隙。

　　e) 确定污染物的性质。在概念模型中加入污染物的性质是非常重要的，这样 可以确保污染物的产生与迁移成为现场监测与调查过程的中心。

　　f) 确定污染物的可能受体，以评价环境影响程度受体可能包括人、植物、动 物及水生生物。

　　在第一阶段调查中，整理和评价己有的背景资料并进行野外考察是非常必要 的。工作计划应考虑现场的特殊物理特征。例如，低渗透性岩层将使较深处的含水层免受附近地表污染物的影响，但钻探技术使用不当可能会破坏这些条件，使污染 进一步扩大至深部。在一定的地质环境中，某些勘察技术将会比另外一些更为适用， 地质条件对勘察方法的选择起着极其重要的作用。

　　在确定工作计划时，现场污染物的特殊性质也应被考虑进去。这些需考虑的因

　　素包括：

　　a) 现场勘察方法的适宜性，即应避免使污染进一步恶化;

　　b) 在进行现场调查时所使用的地球物理技术的适宜性;

　　c) 污染物与监测孔材料的相容性;

　　d) 安置钻孔、监测孔与取样技术的适宜性。

　　(2)野外调查与监测。

　　第二阶段调查的主要目的是：划分并刻画主要的含水层，确定地下水流向，形 成一个仿真度较高的地下水系统概念模型，能够刻画主要含水层并绘制出场地附近地下水流场图，定性评价地下水脆弱性，并识别污染物可能的运移途径。

　　第二阶段调查包括对现场特征的勘察及地下水监测孔的安装。在搜集有关现场 特征的资料时可釆用许多不同的勘察技术。实际的现场调查包括直接方法和间接方法。直接方法包括钻探、土壤釆样、土工试验等，间接方法则包括航片、卫片、探 地雷达、电法等。调查者应该有机地结合直接方法与间接方法，以有效地获得全面 的现场特征方面的资料。 ’

　　①野外调查。

　　在污染现场进行土壤釆样的目的是为了确定有害物质的浓度是否达到了足以影 响环境和人类健康的水平。具体来说，土壤釆样可用于以下目的：确定土壤是否受到污染;与背景水平相对照，确定污染物是否存在及其浓度大小;确定污染物的浓 度及其空间分布特征。

　　土壤大多复杂、易变，这就需要在调查时综合釆用多种釆样方法和监测手段。 在研究污染土壤的性质时，野外与室内实验都是必要的。野外实验可提供有关土壤性质、地下水流动条件、污染物迁移等方面的资料。对于那些较缺乏有关地下详细 信息的研究场地，可考虑使用地表物探技术来获取场地的一些地层信息。这些调查 结果和已有的地质资料一起使用，有助于确定地层岩性。这些岩性特征在钻井过程中可进一步被检验，也有助于确定钻井测试深度。通过这些钻井测试可确定基岩或 低渗透性沉积物这类含水层边界的位置。同样，使用地表物探可探测被掩埋的废弃 容器(如金属罐和桶)。这些调查对于确定潜在污染源的位置及指导监测孔的定位， 以避免在钻井过程中穿破被掩埋的废弃容器，是十分重要的。

　　地球物理技术可用来较好地了解地下条件及描述污染的程度。地球物理技术包 括探地雷达(GPR)、电磁法(EM)、电法与地震法等。这些技术的具体原理和应 用详见下一章。对于任何地球物理技术来说，在某一污染现场的研究中取得成功未 必表明它在其他现场就一定会取得成功。

　　理解这一点是非常重要的。一个专业人员在接手地球物理勘察项目以前，应了 解每一种地球物理技术所存在的缺陷。

　　.一旦知道了场地的地质特征，钻探测试就可以开始了，这些钻探测试可以用来

　　对地层进行更为精确地描述。钻探工作是为了了解场地主要的含水层。描述这些含 水层是评价污染物从污染源迁移的风险和确定潜在的迁移途径的基础。要详细记录在钻探过程中揭露的岩层。所选用的钻探及取样方法不仅取决于场地条件和设想的 地质情况，也取决于所需样品的类型和钻孔的最终使用情况。

　　第二阶段初步钻探和沉积物取样需提供以下信息：每组主要地层单元的相对位 置和厚度，每个单元的物理描述，沉积物或岩石类型(地质描述)，矿物组成，粒径分布，塑性，主要孔隙(裂隙)和渗透性，次要孔隙(裂隙)的迹象，饱水度。

　　为了搜集这些资料，岩土体的取样必须在钻孔中间隔进行。如果对水文地质分 层性了解甚少，就必须至少从一个钻孔中取一个相对连续的、未扰动的完整岩芯。检查岩芯样品之后，就可以确定以后所有的钻孔中在什么深度段获取主要含水层的 样品。

　　在第二阶段所获取的部分样品将被用于第三阶段的实验分析。岩芯应及时密 封，保存在相对凉爽的地方，最好在4°C条件下冷藏，以避免暴露大气后土样发生 物理化学性质上的变化。除了取岩芯样之外，应对岩芯进行编录和地球物理记录。

　　在布置钻孔时应考虑几个因素。特定的地表过程，如溪流，可对地下水流场造 成局部影响，使对地下水流动模式的解释产生困难。应使初始钻孔远离这些地貌单元。另外，污染源有时与人工的回填堆(比如许多垃圾填埋场)有关，不能把初始 钻孔布置在这些地方。

　　钻孔深浅应根据场地而定，但是一般应到达低渗透性岩层的底部边界，如果没有有关地层渗透性信息时，钻孔应到达基岩。水文地质人员应当判断钻孔是否应进 入基岩。这取决于基岩的水力传导性、埋深以及作为含水层的重要性。如果上伏地 层为很厚的低渗透性物质(比如黏土或冰积物)，就应限制钻孔深度，以确保深部 的渗透性较大的含水层不因钻探过程中地表污染物进入钻孔而受到影响。

　　如果低渗透性沉积物存在裂隙，一般钻井应加深，这与沉积物为块状或无裂隙 的情况不同。

　　总体来说，在每个含水层中至少应安装一个测压管，如果含水层比较厚(> 15m), 就应考虑使用两个测压管。监测并记录监测孔在安装后测压水位恢复情况。在渗透 性较好的沉积物(比如砂和砾石)中，水头恢复很快;而在低渗透性沉积物中，水头需数星期甚至数月才能完全恢复达到平衡状态。

　　下一步，从水头完全得到恢复的监测孔中读取水头数据，并绘出水位平面图。然后进行插值，绘制等水头线图，从图中可以得出地下水的流动方向。对于每个渗 透性较好的含水层应分别绘制等水位线图。同时应注意，为了把监测孔的水头与监 测网中其他监测孔的水头联系起来，必须使用水准仪准确测定每个监测孔的参照点 (如套管顶部)的高程。

　　②监测孔设计。

　　监测孔可用来釆集地下水水样和获取水位资料。监测孔的各个设计要素必须以 不改变水样的水质为前提。对场地污染物化学性质与地质构造的了解，在钻进技术 和成井材料的选择方面起着主要的作用。

　　a) 井径。监测孔的直径大小一般取决于获取地下水水样的设备(提桶、水泵 等)的尺寸。在高渗透性的岩层中，含水层有能力提供大量的地下水。然而，在严重缺水区修建监测孔时，如果井的直径非常大，在低渗透性岩层中大量抽取地下水 将会产生严重的问题。此外，当地下水被有害液体废物污染时，抽取地下水进行 处理需要大口径孔。因此，从安全和处理费用的角度来看，都应尽量使监测阶段抽取的地下水量最小化。出于以上原因，监测孔成井技术规程规定井径的标准通常为50_。如果监测工作完成后，还需要继续进行地下水及污染土壤的处理时，可以将大口径的监测孔用作抽水井，以抽取被污染地下水进行处理。另外，由于大 口径井具有更高的强度，它们常被用于深井监测或后续的连续监测。

　　b) 套管与过滤器材料。监测孔成井材料的类型对于所釆集的水样水质有明显 的影响。因而成井材料应不吸收或过滤水样中的化学组分，且不应影响水样的代表性。

　　c) 过滤器长度及埋置深度。监测孔过滤器的长度及其在地下的埋置深度取决 于：污染物在饱水带与包气带的性质和监测目的。当对某一用作供水源地的含水层进行监测时，在整个含水岩层的厚度范围内都应安置过滤器。然而，当需要在 某一具体的深度区间内取样时，通常釆用多个垂向监测点即定深取样的方式。当 地下水的饱水带厚度太大以致利用长过滤器都不足以进行监测时，这项技术也是非常必要的。

　　特别需引起注意的是，轻质非水相液体，即密度小于水的液体污染物，将会漂 浮在地下水面之上。当对这类漂浮污染物进行监测时，过滤器的长度必须扩展到整个地下水饱水带，以便这些轻质液体能够进入监测孔中。过滤器的长度与位置必须 与地下水位及其变化幅度相对应。

　　③监测孔的位置。

　　在一个监测过程中，监测孔的位置和该监测过程的目的密切相关。大多数的溶 解性化合物在包气带以垂直运动为迁移方式，一旦到达饱水带以后，就将随着地下水的流动做水平运动。

　　图3-25表示了一种典型的监测孔布置方式。“A”井为背景监测孔，位于现场 中地形足够高的地方，这用来确保水井周围土壤中的充填物不会对水力传导系数造 成任何影响。“B”井则位于现场中可以探测到污染物迁移的地方，该井也用来验证 污染治理措施的有效性。为了阻止污染物向监测孔套管的垂向迁移，该监测孔必须 小心施工并加以密封。“C”井位于现场下坡度的地方，应尽可能地及时探测地下水 水质的变化情况。“D”井位于现场的两侧。

　　图3-25典型监测孔布设

　　场地的地质条件、水文地质条件、污染物性质及勘察区域的范围都是确定监测孔的数目及布置方式的因素。当然，场地的地质条件与水文地质条件越复杂，污染 物的运动情况也越复杂。勘察区域的范围越大，监测孔的数目应越多。

　　地下水污染调查最终提交的资料至少包括以下部分：说明场地水文地质条件的 剖面图;每个主要含水层的水位等值线图;表示地下水侧向和垂向流动的剖面图;所有测定方法得出的水位和物理参数值列表;总结污染物运移的主要途径;总结可 能影响污染物运移的附加场地条件。

　　2.其他环境水文地质问题调查

　　(1) 土地盐渍化调查。

　　①土地盐渍化基本特征调查。了解盐溃化土壤的区域类型，查明盐渍化土壤的分布范围、面积;查明不同类型盐渍化土壤母质的岩性成分、结构特征，表层土 壤粒度组成、渗透性、含盐量及其组分;查明包气带及潜水含水层有关的岩土水理 性质，重点是潜水的埋藏条件、分布特征、补径排条件，潜水水化学成分与性质和土壤溶液的酸碱度;确定土地盐渍化性质与程度，并分析其发展趋势。

　　②分析控制土壤盐渍化的自然因素和人为因素。了解气象、水文、地貌、地 质、水文地质等自然因素以及农田灌溉、水库渗漏等人为因素在土壤盐溃化形成过程中的作用。

　　③了解土地盐渍化的危害性和对生态环境的影响，并分析其发展趋势。

　　(2) 土地沼泽化调查。

　　①土地沼泽化基本特征调查。查明沼泽化土地的分布范围、面积与历史变化; 查明泥炭沼泽地泥炭层和潜育沼泽地土层的特征及潜育化发育情况;了解包括植物、农作物的种类与生长情况和优势动物种群。

　　②查明沼泽水的输入、输出、水位与水深、水质、水流方式、淹水持续时间

　　和淹水频率等水文条件与地下水主要赋存层位、补径排条件和水化学特征及其动态 变化等水文地质特征;根据沼泽的形成条件，确定沼泽的成因类型。

　　③分析沼泽化的演化趋势及其对生态环境的正负效应。

　　(3) 海水入侵调查。

　　①了解海水入侵的地质环境背景。包括区域地貌形态、岩性结构及组合、地 质构造、海岸性质、海滨与入海河口变迀、地表水文、潮汐和气候气象特点等。

　　②查明咸、淡水层的岩性结构，含水介质及其特征，地下水水质咸化程度(cr、 Br和矿化度等)及其特征，地下水位动态变化，以及潮汐对地下水动态的影响，咸水体的空间分布范围(距海岸带的距离、面积)及咸水体与淡水体的接触关系， 地下水、地表水与海水之间的水力联系、补排关系和海水入侵通道。

　　③分析控制海水入侵的自然因素和人为因素。了解海平面上升、潮汐等自然 因素和抽、排地下水等人为因素与海水入侵的关系。

　　④查明海水入侵的途径，了解海水入侵的历史及变化规律。根据水化学分析 成果，进行海水入侵程度分区，分析海水入侵发展趋势。

　　⑤了解海水入侵对土地资源、地下水资源和生态环境等的危害及趋势。

　　⑥了解海水入侵的勘查、监测、工程治理措施及效果。

　　(4) 地下水天然劣质水调查。

　　①查明地下水水质现状，按《生活饮用水卫生标准》(GB 5749—2006)和《地下水水质标准》(GB/T 14848—93)评价地下水质量，并分析其发展趋势。

　　②查明地下水天然水质不良地段的分布、含水层位及其特征，主要超标物质 成份、含量及时空分布，并研究分析其形成原因。

　　③了解地下水天然水质不良带来的危害，目前的防治措施及效果。

　　(5) 土壤污染调查。

　　①查明土壤污染现状，按《土壤环境质量标准》(GB 15618—1995)评价土壤 环境质量，或按土壤环境背景值进行评价。

　　②基本查明土地利用情况与土壤特征;了解当地植物与农作物、经济作物种 类、分布及生长情况与土壤质量的关系。

　　③查明工业、农业、污水灌溉等污染源类型、分布、数量和污染途径。

　　④分析土壤污染发展趋势，了解污染带来的危害，目前的防治措施及效果。

　　七、环境水文地质试验

　　环境水文地质试验是地下水环境现状调查中不可缺少的重要手段，许多水文地 质资料皆需通过环境水文地质试验才能获得。环境水文地质试验的种类很多，下面以野外抽水试验为主，其他几项试验为辅予以介绍。

　　1. 抽水试验的目的和任务

　　抽水试验是通过从钻孔或水井中抽水，定量评价含水层富水性，测定含水层水 文地质参数和判断某些水文地质条件的一种野外试验工作方法。

　　随着水文地质勘察阶段由浅入深，抽水试验在各个勘察阶段中都占有重要的比 重。其成果质量直接影响着对调查区水文地质条件的认识和水文地质计算成果的精确程度。在整个勘察费用中，抽水试验的费用仅次于钻探工作费用;有时，整个钻 探工程主要是为了抽水试验而进行。

　　抽水试验的目的、任务是:、

　　(1) 直接测定含水层的富水程度和评价井(孔)的出水能力;

　　(2) 抽水试验是确定含水层水文地质参数(K、T，ju, //，«)的主要方法;

　　(3) 抽水试验可为取水工程设计提供所需的水文地质数据，如单井出水量、单位出水量、井间干扰系数等，并可根据水位降深和涌水量选择水泵型号;

　　(4) 通过抽水试验，可直接评价水源地的可(允许)开采量;

　　(5) 可以通过抽水试验查明某些其他手段难以查明的水文地质条件，如地表水 与地下水之间及含水层之间的水力联系，以及边界性质和强径流带位置等。

　　2. 抽水试验的分类和各种抽水试验方法的主要用途

　　按抽水试验所依据的井流公式原理和主要的目的与任务，可将抽水试验划分为 表3-19所示的各种类型。由表3-19所示的各种单一抽水试验类型，又可组合成多种综合性的抽水试验类型。如表3-19中的I类和II类抽水试验，可组合成稳定流 单孔抽水试验和稳定流多孔干扰抽水试验，非稳定流单孔抽水试验和非稳定流多孔干扰抽水试验等。

　　一般应根据地下水环境现状调查工作的目的和任务确定抽水试验类型。比如， 在区域性地下水环境现状调查及专门性地下水环境现状调查的初始阶段，抽水试验的目的主要是获取含水层具代表性的水文地质参数和富水性指标(如钻孔的单位涌 水量或某一降深条件下的涌水量)，故一般选用单孔抽水试验即可。当只需要取得 含水层渗透系数和涌水量时，一般多选用稳定流抽水试验;当需要获得渗透系数、导水系数、释水系数及越流系数等更多的水文地质参数时，则须选用非稳定流的抽 水试验方法。进行抽水试验时，一般不必开凿专门的水位观测孔，但为提高所求参 数的精度和了解抽水流场特征，应尽量用更多已有的水井作为试验的水位观测孔。当己有观测孔不能满足要求时，则需开凿专门水位观测孔。

　　在专门性地下水环境现状调查的详勘阶段，为获得开采孔群(组)设计所需水 文地质参数(如影响半径、井间干扰系数等)和水源地允许开采量(或矿区排水量) 时，则须选用多孔干扰抽水试验。当设计幵釆量(或排水量)远小于地下水补给量时，可选用稳定流的抽水试验方法;反之，则选用非稳定流的抽水试验方法。

　　抽水试验类型

　　亚类

　　主要用途

　　(1) 确定水文地质参数欠、H(r)、R;

　　(2) 确定水井的曲线类型;

　　①判断含水层类型及水文地质条件;

　　②下推设计降深时的开采量

　　I -1稳定流抽 水试验

　　-2-1定流量非稳定流 抽水试验

　　(1) 确定水文地质参数//、//、K：imf (越流 系数)、T、a, B (越流因素)、\/a (延迟指 数);

　　(2) 预测在某一抽水量条件下，抽水流场内 任一时刻任一点的水位下降值

　　-2非稳定流 抽水试验

　　1-2-2定降深非稳定流 抽水试验

　　II-1-1无观测孔 的单孔抽水试验

　　同I

　　II-1-2带观测孔 的单孔抽水试验 (带观测孔的多 孔抽水试验;带 观测孔的孔组抽 水试验)

　　(1) 提高水文地质参数的计算精度;

　　①提高水位观测精度;

　　②避开抽水孔三维流影响

　　(2) 准确求解水文地质参数;

　　(3) 了解某一方向上水力坡度的变化，从而 认识某些水文地质条件

　　按有无

　　水位观

　　测孔

　　II-1单孔抽水

　　试验

　　II -2-1 一般干扰 抽水试验

　　(1) 求取水工程干扰出水量;

　　(2) 求井间干扰系数和合理井距

　　II-2干扰抽水 试验

　　(1) 求水源地允许开釆量;

　　(2) 暴露和查明水文地质条件;

　　(3) 建立地下水流(开釆条件下)模拟模型

　　II-2-2大型群孔 干扰抽水试验

　　III按抽水 试验的含 水层数目

　　III-1分层抽水试验

　　III-2混合抽水试验

　　单独求取含水层的水文地质参数

　　求多个含水层综合的水文地质参数

　　3.抽水孔和观测孔的布置要求

　　(1)抽水孔(主孔)的布置要求

　　①布置抽水孔的主要依据是抽水试验的任务和目的，目的和任务不同，其布 置原则也各异：a)为求取水文地质参数的抽水孔，一般应远离含水层的透水、隔 水边界，布置在含水层的导水及储水性质、补给条件、厚度和岩性条件等有代表性 的地方;b)对于探釆结合的抽水井(包括供水详勘阶段的抽水井)，要求布置在含 水层(带)富水性较好或计划布置生产水井的位置上，以便为将来生产孔的设计提 供可靠信息;c)欲查明含水层边界性质、边界补给量的抽水孔，应布置在靠近边 界的地方，以便观测到边界两侧明显的水位差异或查明两侧的水力联系程度。

　　表3-19抽水试验分类方法

　　②在布置带观测孔的抽水井时，要考虑尽量利用已有水井作为抽水时的水位 观测孔。

　　③抽水孔附近不应有其他正在使用的生产水井或其他与地下水有联系的排灌 工程。

　　④抽水井附近应有较好的排水条件，即抽出的水能无渗漏地排到抽水孔影响 半径区以外，特别应注意抽水量很大的群孔抽水的排水问题。

　　(2)水位观测孔的布置要求

　　①布置抽水试验水位观测孔的意义

　　a) 利用观测孔的水位观测数据，可以提高井流公式所计算出的水文地质参数 的精度。这是因为：观测孔中的水位不受抽水孔水跃值和抽水孔附近三维流的影响，能更真实地代表含水层中的水位;观测孔中的水位，由于不存在抽水主孔“抽水冲 击”的影响，水位波动小，水位观测数据精度较高;利用观测孔水位数据参与井流公式的计算，可避开因Aa值选值不当给参数计算精度造成的影响。

　　b) 利用观测孔的水位，可用多种作图方法求解稳定流和非稳定流的水文地质 参数。

　　c) 利用观测孔水位，可绘制出抽水的人工流场图(等水位线或下降漏斗)，可 分析判明含水层的边界位置与性质、补给方向、补给来源及强径流带位置等水文地 质条件。大型孔群抽水试验渗流场的时空特征，可作为建立地下水流数值模拟模型的基础。

　　②水位观测孔布置的原则

　　不同目的的抽水试验，其水位观测孔布置的原则是不同的。

　　a)为求取含水层水文地质参数的观测孔，一般应和抽水主孔组成观测线，所求水文地质参数应具有代表性。因此，要求通过水位观测孔观测所得到的地下水位 降落曲线，对于整个抽水流场来说，应具有代表性。一般应根据抽水时可能形成的 水位降落漏斗的特点来确定观测线的位置。

　　第一，均质各向同性、水力坡度较小的含水层，其抽水降落漏斗的平面形状 为圆形，即在通过抽水孔的各个方向上，水力坡度基本相等，但一般上游侧水力坡度小于下游侧水力坡度，故在与地下水流向;垂直方向上布置一条观测线即可[图 3-26 (a)]。

　　第二，均质各向同性、水力坡度较大的含水层，其抽水降落漏斗形状为椭圆形， 下游一侧的水力坡度远较上游一侧大，故除垂直地下水流向布置一条观测线外，尚应在上、下游方向上各布置一条水位观测线[图3-26 (b)]。

　　第三，均质各向异性的含水层，抽水水位降落漏斗常沿着含水层储、导水性质 好的方向发展(延伸)，该方向水力坡度较小;储、导水性差的方向为漏斗短轴， 水力坡度较大。因此，抽水时的水位观测线应沿着不同储、导水性质的方向布置，

　　以分别取得不同方向的水文地质参数。

　　第四，对观测线上观测孔数FI的布置要求。观测孔数目：只为求参数，l个即 可;为提高参数的精度则需2个以上，如欲绘制漏斗剖面，则需2?3个。观测孔距主孔距离：a.按抽水漏斗水面坡度变化规律，愈近主孔距离应愈小，愈远离主 孔距离应愈大;b.为避开抽水孔三维流的影响，第一个观测孔距主孔的距离一般应约等于含水层的厚度(至少应大于10 m); c.最远的观测孔，要求观测到的水位降深应大于20 cm; d.相邻观测孔距离，亦应保证两孔的水位差必须大于20 cm。

　　图3-26抽水试验水位观测线布置示意图

　　1 一地下水天然流向;2—水位观测线;3—抽水时的等水位线;4一抽水主孔;5—水位观测孔

　　b)当抽水试验的目的在于查明含水层的边界性质和位置时，观测线应通过主 孔、垂直于欲查明的边界布置，并应在边界两侧附近均布置观测孔。

　　C)对欲建立地下水水流数值模拟模型的大型抽水试验，应将观测孔比较均匀地布置在计算区域内，以便能控制整个流场的变化和边界上的水位和流量，应在每个参数分区内都布置观测孔，便于流场拟合。

　　d)当抽水试验的目的在于查明垂向含水层之间的水力联系时，则应在同一观测线上布置分层的水位观测孔。

　　6.渗水试验

　　渗水试验是一种在野外现场测定包气带土层垂向渗透系数的简易方法，在研究 地面入渗对地下水的补给时，常需进行此种试验。

　　试验方法：在试验层中开挖一个截面积为0.3?0.5 m2的方形或圆形试坑，不 断将水注入坑中，并使坑底的水层厚度保持一定(一般为10cm厚，图3-27)，当

　　图3-27试坑渗水试验示意图

　　单位时间注入水量(即包气带岩层的渗透流量)保持稳定时，则可根据达西渗透定 律计算出包气带土层的渗透系数(K)，艮P:

　　(3-25)

　　K 二 VII 二^~

　　WI

　　式中：Q——稳定渗透流量，即注入水量，m3/d;

　　V——渗透水流速度，m/d;

　　W——渗水坑的底面积，m2;

　　I——垂向水力坡度。

　　(3-26)

　　卜A+Z + /

　　I

　　式中：Hk——包气带土层的毛细上升高度，可测定或用经验数据，cm;

　　Z——渗水坑内水层厚度，cm;

　　I——水从坑底向下渗入的深度，可通过实验前在试坑外侧、试验后在坑中钻孔取土样测定其不同深度的含水量变化，经对比后确定，cm。

　　由于Z/k、/、Z均为已知，故可计算出水力坡度/值。但在通常情况下，当 渗入水到达潜水面后，凡则等于零。又因Z远远小于/，故水力坡度值近似等于

　　1 (7^1),于是式(3-25)变为:

　　K=^- = V (3-27)

　　W

　　式(3-27)说明，在上述基本合理的假定条件下，包气带土层的垂向渗透系数 (K)，实际上就等于试坑底单位面积上的渗透流量(单位面积注入水量)，也等于渗

　　入水在包气带土层中的渗透速度(F)。一般要求在试验现场及时绘制出F随时间的过程曲线(图3-28)，其稳定后的F值(即图中的6)即为’包气带土层的渗透系 数⑷。

　　由于直接从试坑中渗水，未考虑注入水向试坑以外土层中侧向渗入的影响(使 渗透断面加大，单位面积入渗量增加)，故所求得的K值常常偏大。为克服此种侧 品渗水的影响，目前多采用如图3-29所示的双环渗水试验装置，内外环间水体下 渗所形成的环状水围幕即可阻止内环水的侧向渗透。

　　V77Z^PZ^777

　　V77

　　8

　　2

　　T

　　图3-28渗透速度与时间关系 曲线图(据查依林)

　　图3-29双环法试坑渗水试验装置图 I—内环(直径0.25 m) ; 2一外环(直径0.5 m) 3—自动补充水瓶;4一水量标尺

　　渗水试验方法的最大缺陷是，水体下渗时常常不能完全排出岩层中的空气，这对试验结果必然产生影响。

　　八、水文地质参数

　　水文地质参数是表征岩土水文地质性能大小的数量指标，是地下水资源评价的 重要基础资料，主要包括含水层的渗透系数和导水系数、承压含水层贮水系数、潜 水含水层的给水度、弱透水层的越流系数及含水介质的水动力弥散系数。

　　确定这些水文地质参数的方法可以概括为两类：一类是用水文地质试验法(如 野外现场抽水试验、注水试验、渗水试验及室内渗压试验、达西试验、弥散试验等)， 这种方法可以在较短的时间内求出含水层参数而得到广泛应用;另一类是利用地下 水动态观测资料来确定，是一种比较经济的水文地质参数测定方法，并且测定参数 的范围比前者更为广泛，可以求出一些用抽水试验不能求得的一些参数。

　　1.给水度

　　给水度是表征潜水含水层给水能力和储蓄水量能力的一个指标，在数值上等于 单位面积的潜水含水层柱体，当潜水位下降一个单位时，在重力作用下自由排出的

　　水量体积和相应的潜水含水层体积的比值。

　　给水度不仅和包气带的岩性有关，而且随排水时间、潜水埋深、水位变化幅度及水质的变化而变化。各种岩性给水度经验值见表3-20。

　　表3-20各中岩性给水度经验值

岩性	给水度	岩性	给水度
黏土	0.02 ?0.035	细砂	0.08 ?0.11
亚黏土	0.03 ?0.045	中细砂	0.085 ?0.12
亚砂土	0.035 ?0.06	中砂	0.09 ?0.13
黄土状亚黏土	0.02 ?0.05	中粗砂	0.10 ?0.15
黄土状亚砂土	0.03 ?0.06	粗砂	0.11 ?0.15
粉砂	0.06 ?0.08	黏土胶结的砂岩	0.02-0.03
粉细砂	0.07 ?0.010	裂隙灰岩	0.008 ?0.10

　　岩土性质对给水度的影响，主要有三个方面，即岩土的矿物成分，颗粒大小、 级配及分选程度，空隙情况。不同的矿物成分对水分子的吸附力不同，吸附力与给水度成反比;岩土颗粒从两个方面影响给水度，一是吸附的水量不同，颗粒小的吸 附水量多，相应的给水度就小，颗粒粗的吸附水量少，给水度则大;二是颗粒大小、 级配及分选程度决定了空隙大小，级配愈不均匀，给水度就愈小，反之，级配均匀， 给水度愈大。

　　不同水质的水，其黏滞性及与岩土颗粒的相互作用力的大小是不相同的。黏滞性大的给水性弱;黏滞性小的给水性强。同时水中所含化学成分的种类及含量的多 少，与水温的高低关系密切。水温愈高，水中溶解的物质愈多，含量愈大;反之亦 然。另外，水温常常受气温的影响，因此水温与气温也往往影响给水度的大小。

　　潜水变幅带给水度受毛细管水上升高度的影响很明显。潜水位在毛细管水上升 高度范围内，土层重力疏干排水过程完成后，土中除保持结合水、孔角毛细管水、悬挂毛细管水外，而且还有毛细管上升水，即土层在重力水疏干过程结束后，实际 持水量大于其最大的田间持水量。地下水埋深愈浅，保持在其中的毛细管上升水量 就多，则给水度愈小;地下水埋深愈大，在变幅带内的毛细管上升水就保持得愈小, 则给水度相应增大。当地下水埋深等于或大于毛细管水最大上升高度后，毛细管上升水才不影响给水度的大小，其值才趋于稳定。

　　2.渗透系数和导水系数

　　渗透系数又称水力传导系数，是描述介质渗透能力的重要水文地质参数。根据 达西公式，渗透系数代表当水力坡度为1时，水在介质中的渗流速度，单位是m/d 或cm/s。渗透系数大小与介质的结构(颗粒大小、排列、空隙充填等)和水的物理性质(液体的黏滞性、容重等)有关。

　　导水系数即含水层的渗透系数与其厚度的乘积。其理论意义为水力梯度为1 时，通过含水层的单宽流量，常用单位是m2/d。导水系数只适用于平面二维流和一 维流，而在三维流及剖面二维流中无意义。

　　利用抽水试验资料求取含水层的渗透系数及导水系数方法视具体的抽水试验情 况而定，下面就各种情况下的计算公式加以简述，其原理及具体计算步骤可参考地 下水动力学相关教材。

　　(1)单孔稳定流抽水试验抽水孔水位下降资料求渗透系数。

　　①当0?s (或AA2)关系曲线呈直线时：

　　a) 承压水完整孔：

　　K = -^—ln- (3-28)

　　2ns M r

　　b) 潜水完整孔：

　　K =——(3-29) ti(H2 -h2) r

　　式中：K一渗透系数，m/d;

　　Q-出水量，m3/d;

　　S——一水位下降值，m;

　　M一承压水含水层的厚度，m;

　　H自然情况下潜水含水层的厚度，^

　　h潜水含水层在抽水试验时的厚度，

　　r——抽水孔过滤器的半径，m;

　　R一影响半径，m。

　　®^s/Q (或A/z2/0)?2关系曲线呈直线时，可采用作图截距法计算。

　　(2)单孔稳定流抽水试验观测孔水位下降资料求渗透系数。

　　当利用观测孔中的水位下降资料计算渗透系数时，若观测孔中的值s (或A//2) 在s (或AA2)?lgr关系曲线上连成直线，可釆用下列公式：

　　①承压水完整孔：

　　K = ^ ln^ (3-30)

　　2nM(sl -s2) rx

　　②潜水完整孔：

　　K =——^~「.lnl (3-31)

　　7c(AA] — A/^2) rx

　　式中：Sl——在s?lgr关系曲线的直线段上任意两点的纵坐标值，m;

　　Ah,2, Ah22——在A炉?lgr关系曲线的直线段上任意两点的纵坐标值，m2;

　　rP Sl——在s (或M2)?lgr关系曲线上纵坐标为?，52 (或A&2、 Ah22)的两点至抽水孔的距离，m。

　　1. 水动力弥散系数

　　在研究地下水溶质运移问题中，水动力弥散系数是一个很重要的参数。水动力 弥散系数是表征在一定流速下，多孔介质对某种污染物质弥散能力的参数，它在宏 观上反映了多孔介质中地下水流动过程和空隙结构特征对溶质运移过程的影响。水动力弥散系数是一个与流速及多孔介质有关的张量，即使几何上均质，且有均匀的 水力传导系数的多孔介质，就弥散而论，仍然是有方向性的，即使在各向同性介质 中，沿水流方向的纵向弥散和与水流方向垂直的横向弥散不同。一般地说，水动力弥散系数包括机械弥散系数与分子扩散系数。当地下水流速较大以至于可以忽略分 子扩散系数，同时假设弥散系数与孔隙平均流速呈线性关系，这样可先求出弥散系 数再除以孔隙平均流速便可获取弥散度。

　　2. 贮水率和贮水系数

　　贮水率和贮水系数是含水层中的重要水文地质参数，它们表明含水层中弹性贮 存水量的变化和承压水头(潜水含水层中为潜水水头)相应变化之间的关系。

　　贮水率表示当含水层水头变化一个单位时，从单位体积含水层中，应水体积膨胀(或压缩)以及介质骨架的压缩(或伸长)而释放(或贮存)的弹性水量，用从 表示，它是描述地下水三维非稳定流或剖面二维流中的水文地质参数。

　　贮水系数表示当含水层水头变化一个单位时，从底面积为一个单位、髙等于含 水层厚度的柱体中所释放(或贮存)的水量，用^表示。潜水层水层的贮水系数等于贮水率与含水层的厚度之积再加上给水度，潜水贮水系数所释放(贮存)的水量包括两部分，一部分是含水层由于压力变化所释放(贮存)的弹性水量，二是水头变化一个单位时所疏干(贮存)含水层的重力水量，这一部分水量正好等于含水层的给水度，由于潜水含水层的弹性变形很小，近似可用给水度代替贮水系数。承压 含水层的贮水系数等于其贮水率与含水层厚度之积，它所释放(或贮存)的水量完 全是弹性水量，承压含水层的贮水系数也称为弹性贮水系数。

　　贮水系数是没有量纲的参数，其确定方法是通过野外非稳定流抽水试验，用 配线法、直线图解法及水位恢复等方法进行推求，具体步骤详见地下水动力学相关书籍。

　　3. 越流系数和越流因素

　　表示越流特性的水文地质参数是越流系数和越流因素。越流补给量的大小与弱 透水层的渗透系数f及厚度y有关，即f愈大愈小，则越流补给的能力就愈大。 当地下水的主要开釆含水层底顶板均为弱透水层时，开釆层和相邻的其他含水层有水力联系时，越流是开采层地下水的重要补给来源。

　　越流系数C7表示当抽水含水层和供给越流的非抽水含水层之间的水头差为一个

　　单位时，单位时间内通过两含水层之间弱透水层的单位面积的水量。显然，当其他条件相同时，越流系数越大，通过的水量就愈多。

　　越流因素5或称阻越系数，其值为主含水层的导水系数和弱透水层的越流系数 的倒数的乘积的平方根。可用下式表示：

　　(3-32)

　　式中：T——抽水含水层的导水系数，m2/d; bf——弱透水层的厚度，m;

　　K'——弱透水层的渗透系数，m/d;

　　B——越流因素，m。

　　弱透水层的渗透性愈小，厚度愈大，则越流因素5越大，越流量愈小。自然界 越流因素的值变化很大，可以从只有几米到几千米。对于一个完全不透水的覆盖岩 层来说，越流因素S为无穷大，而越流系数C7为零。越流因素和越流系数的测定 方法也是野外抽水实验，可参考地下水动力学等相关书籍。

　　6.降水入渗补给系数

　　(1) 基本概念。

　　降水是自然界水分循环中最活跃的因子之一，是地下水资源形成的重要组成部 分。地下水可恢复资源的多寡是与降水入渗补给量密切相关的。但是，降落到地面的水分不能直接到达潜水面，因为在地面和潜水面中间隔着一个包气带，入渗的水 必须在包气带中向下运移才能到达潜水面。

　　降水入渗补给系数^是指降水渗入量与降水总量的比值，a值的大小取决于地 表土层的岩性和土层结构、地形坡度、植被覆盖以及降水量的大小和降水形式等，一般情况下，地表土层的岩性对a值的影响最显著。降水入渗系数可分为次降水入渗补给系数、年降水入渗补给系数、多年平均降水入渗补给系数，它随着时间和空 间的变化而变化。

　　降水入渗系数是一个无量纲系数，其值变化于0?1,表3-21为水利电力部水 文局综合各流域片的分析成果，列出了不同岩性在不同降水量年份条件下的平均年降水入渗补给系数的取值范围。

　　(2) 降水入渗补给系数的确定方法。

　　常用地下水位动态资料计算降水入渗补给系数。这种方法适用于地下水位埋藏 深度较小的平原区。我国北方平原区地形平缓，地下径流微弱，地下水从降水获得 补给，消耗于蒸发和开釆。在一次降雨的短时间内，水平排泄和蒸发消耗都很小，可以忽略不计。

　　表3-21不同岩性和降水量的平均年降水入渗补给系数值

P年/mm	岩性
	黏土	亚黏土	亚砂土	粉细砂	砂卵烁石
50	0 ?0.02	0.01 ?0.05	0.02 ?0.07	0.05—0.11	0.08 ?0.12
100	0.01 ?0.03	0.02—0.06	0.04 ?0.09	0.07 ?0.13	0.10 ?0.15
200	0.03 ?0.05	0,04 ?0.10	0.07 ?0.13	0.10 ?0.17	0.15 ?0.21
400	0.05-0.11	0.08 ?0.15	0.12 ?0.20	0.15—0.23	0.22-0.30
600	0.08 ?0.14	0.11-0.20	0.15-0.24	0.20—0.29	0.26 ?0.36
800	0.09-0.15	0.13-0.23	0.17?0.26	0.22—0.31	0.28 ?0.38
1 000	0.08 ?0.15	0.14 ?0.23	0.18-0.26	0.22 ?0.31	0.28 ?0.38
1 200	0.07 ?0.14	0.13 ?0.21	0.17 ?0.25	0.21 ?0.29	0.27-0.37
1 500	0.06 ?0.12	0.11 ?0.18	0.15-0.22
1 800	0.05 ?0.10	0.09 ?0.15	0.13 ?0.19

　　a = jU(hmax -h±lsh.t)lX (3-33)

　　•一次降水入渗系数;

　　一降水后观测孔中的最大水柱尚度，m;

　　-降水前观测孔中的水柱高度，m;

　　一临近降水前，地下水水位的天然平均降(升)速，m/d;

　　观测孔水柱高度从A变到Amax的时间，山 -t日内降水总量，m。

　　根据降水过程前后的地下水位观测资料计算潜水含水层的一次降水入渗系数， 可釆用下式近似计算降水入渗补给系数：

　　式中：(X-

　　t —

　　X -

　　这种方法的适用条件是几乎没有水平排泄的潜水。在水力坡度大、地下径流强 烈的地区，降水入渗补给量不完全反映在潜水面的上升中，而有一部分水从水平方向排泄掉了，则会导致计算的降水入渗系数值偏小。如果是承压水，水位的上升不是由于当地水量的增加，而是由于压力的变化，以上情况本方法不适用。

　　7.潜水蒸发系数

　　潜水蒸发是指潜水在土壤水势作用下运移至包气带并蒸发成为水汽的现象。在 潜水埋深较小的地区，潜水蒸发是潜水的主要排泄途径，直接影响到潜水位的消退。 单位时间的潜水蒸发量成为潜水蒸发强度，潜水蒸发强度的变化既受潜水埋深的制 约，又受气象、土壤、植被等因素的影响。

　　潜水蒸发系数是平原地区三水转化关系及水资源评价的一个重要参数。潜水蒸

　　发系数是指潜水蒸发量与水面蒸发量的比值。潜水蒸发量受气象因素影响，并和潜水埋深、包气带岩性、地表植被覆盖情况有关。潜水蒸发与水面蒸发在蒸发动力条 件等方面，具有相似之处，用如下公式表达，艮p:

　　E = CEq (3-34)

　　式中：E------ 潜水蒸发量，mm/d;

　　E0----- 水面蒸发量，mm/d;

　　C——潜水蒸发系数。

　　表3-22所列不同岩性、不同埋深及不同水面蒸发强度条件下的潜水蒸发系数 值。潜水蒸发系数是估算潜水蒸发量的重要参数。20世纪70年代，我国主要根据 潜水动态资料釆用经验公式计算潜水蒸发系数值，但是这样存在问题，如怎样选择计算公式、蒸发时段如何确定、退水段有侧向排泄时怎样分析等。所以，近年来国 内倾向于采用均衡场地中渗透仪实测值。

　　表3-22潜水蒸发系数C值表

地区	年水面蒸发量/ mm	包气带岩性	地下水埋深/m
			0.5	1.0	1.5	2.0
黑龙江流域季 节冻土区	600?I 200	亚黏土		0.01 ? 0.15	0.08 ? 0.12	0.06 ? 0.09
		亚砂土	0.21 ? 0.26	0.16 ? 0.21	0.13 ? 0.17	0.08 ? 0.14
		粉细砂	0.23 ? 0.37	0.18 ? 0.31	0.14 ? 0.26	0.10 ? 0.20
内陆河流域严 重干旱区	1 200?2 500	亚黏土	0.22 ? 0.37	0.09 ? 0.20	0.04 ? 0.10	0.02 ? 0.04
		亚砂土	0.26 ? 0.48	0.19 ? 0.37	0.15 ? 0.26	0.08 ? 0.17
其他地区	800?1 400	亚黏土	0.40 ? 0.52	0.16 ? 0.27	0.08 ? 0.14	0.04 ? 0.08
		亚砂土	0.54 ? 0.62	0.38 ? 0.48	0.26 ? 0.35	0.16 ? 0.23
		粉细砂	0.50左右	0.07左右	0.02左右	0.01左右
黑龙江流域季 节冻土区	600?1 200	亚黏土	0.04 ? 0.08	0.03 ? 0.06	0.02 ? 0.04	0.01 ? 0.03
		亚砂土	0.05 ? 0.11	0.04 ? 0.09	0.03 ? 0.08	0.03 ? 0.07
		粉细砂	0.06 ? 0.15	0.03 ? 0.10	0.01 ? 0.07	0.01 ? 0.05

地区	年水面蒸发量/ mm	包气带岩性	地下水埋深/m
			0.5	1.0	1.5	2.0
内陆河流域严 重干旱区	1 200?2 500	亚黏土	0.02 ? 0.03	0.01 ? 0.02	0.01 ? 0.02	0.01 ? 0.02
		亚砂土	0.05 ? 0.10	0.03 ? 0.07	0.02 ? 0.05	0.01 ? 0.03
其他地区	800?1 400	亚黏土	0.03 ? 0.05	0.02 ? 0.03	0.02 ? 0.03	0.01 ? 0.02
		亚砂土	0.09 ? 0.15	0.05 ? 0.09	0.03 ? 0.06	0.01 ? 0.03
		粉细砂
*引自水利电力部水文局，中国H		下水资源。

　　九、地下水质量评价方法

　　充分利用现状调查所获得的野外调查、试验与室内实验资料进行综合分析，对 地下水环境质量现状进行评价，给出评价结果。

　　地下水质量单组分评价，按照《地下水质量标准》(GB/T 14848—93)所列指 标，划分为五类，代号与类别代号相同，不同类别标准值相同时，从优不从劣。例 如挥发性酚，I类和II类标准值均为0.001 mg/L,如水质分析的结果为0.001 mg/L， 则应定为I类，而不应定为II类。

　　地下水质量评价以地下水水质调查分析资料或水质监测资料为基础，可采用标 准指数法、污染指数法和综合评价方法。

　　1.标准指数法

　　地下水质量分类指标限值按《地下水质量标准》(GB/T 14848—93)执行。

　　(1) 对评价标准为定值的水质参数，其标准指数法公式为：

　　P=^- (3-35)

　　Si

　　式中：卩丨——标准指数;

　　q——水质参数i的监测浓度值;

　　Sr.水质参数i的标准浓度值。

　　(2) 对于评价标准为区间值的水质参数(如pH值)，其标准指数式为：

　　TOzP^l pH,•彡7 时 (3-36)

　　PH 7.0 —PHsd P 1

　　pPE = PH/ 7 0 pH,. >7 时 (3-37)

　　PH pHsu-7.0 P 丨

　　式中：PpH——pH,的标准指数; pH,——/点实测pH值; pHsu——标准中pH值的上限值; pHsd——标准中pH值的下限值。

　　评价时，标准指数>1,表明该水质参数已超过了规定的水质标准，指数值越 大，超标越严重。

　　2. 污染指数法

　　对照项目所在地区地下水的背景值或对照值，对地下水污染现状进行评价。方法与标准指数法相同。

　　(1) 对于对照值为定值的水质参数，其污染指数法公式为：

　　P{=^ (3-38)

　　$

　　式中：P,——污染指数;

　　q——水质参数i的监测浓度值;

　　^——水质参数/的对照值浓度值。

　　(2) 对于地下水污染对照值为区间值的水质参数(如pH值)，其污染指数式

　　为：

　　7.0- pHt.

　　7.0- pHsd

　　_ pH, -7.0 = pHsu-7.0

　　(3-39)

　　pH, >7 时

　　(3-40)

　　式中：

　　pH,-

　　•pH,的污染指数; d点实测pH值;

　　-地下水污染对照值中pH值的上限值; 一地下水污染对照值中pH值的下限值。

　　P^-sd

　　评价时，污染指数>1，表明该水质因子已受到污染，指数值越大，污染越 严重。

　　3.综合评价方法

　　地下水质量综合评价在单因子指数法的基础上按照以下几个步骤进行：

　　(1) 对各单项组分进行评价，划分各组分所属质量类别。

　　(2) 对各类别按照表3-23所列规定确定各组分分值

　　表3-23各类别单项组分评价分值

　　类别IIIIIIIVV

　　Fi013610

　　(3) 按照下列公式计算Z7值与i7值。

　　F = ^ ： (3-41)

　　F = -X/^ (3-42)

　　n ,=i

　　式中：——各单项组分评分值;

　　F——各单项组分评分值的平均值;

　　FMax——各单项组分评分值的最大值; n——项数。

　　(4) 根据F值，按照表3-24所列规定确定地下水质量级别，再将细菌学评价 指标类别注在级别定名之后，如“优良(11类)”“较好(III类)”。

　　表3-24地下水质量级别判定F值

　　类别优良良好较好较差极差

　　FF<0.80.8^F<2.52.5 灯<4.254.25^F<7.2F彡12

　　在使用两次以上的水质分析资料进行评价时，可分别进行地下水质量评价，也 可根据具体情况，使用全年平均值或多年平均值，或分别使用多年的枯水期、丰水 期平均值进行评价。

　　十、地下水防护性能

　　1.包气带防护性能

　　(1)包气带的渗透特性。包气带指地面以下、潜水面以上与大气相通的地带。有时人们也把包气带称为非饱和带，但是这两个概念的含义不完全相同。非饱和带一般不包括潜水面之上的毛细上升带和季节性饱和带。

　　地下水面以上是包气带，以下是饱水带。按水分分布特点，包气带可分成3个 带：①近地面段为毛细管悬着水带。这个带同大气有强烈的水分交换，水分的增

　　加、减少或消失，同降雨的下渗、土壤的蒸发和植物的散发有关。水分的垂直分布 随时间而变化。②毛细管支持水带。在地下水面以上由毛细水上升而形成，在这一带中土壤的含水量自下而上逐渐减少，这个带的深度随地下水位的升降而变化。

　　③介于上述两个带之间的中间包气带。当地下水位深时，中间包气带一般水量较 小、变化慢，垂直方向水分分布均匀。当地下水位浅时，毛细管悬着水带同毛细管支持水带连接起来，中间包气带随之消失。

　　包气带是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交换的地带，它是岩土 颗粒、水、空气三者同时存在的一个复杂系统。包气带具有吸收水分、保持水分和传递水分的能力。包气带还是地表污染物渗入地下水的主要途径。污染物在包气带 中发生复杂的物理、化学和生物过程，包括机械过滤、溶解和沉淀、吸附和解吸、 氧化和还原等物理化学过程;有机污染物在一定的温度、pH值和包气带中的微生 物作用下，还可能发生生物降解作用。

　　包气带对污染物具有阻隔和消减作用，是地下水环境保护的一个重要屏障。因 此，包气带是地下水环境影响评价中需要考虑的一个重要因素。

　　(2) 包气带防护性能的概念。包气带防护性能指包气带的土壤、岩石、水、气系统抵御污染物污染地下水的能力，分为固有和特殊防污染性能两种。固有防污染 性能是指在一定的地质条件和水文地质条件下，防止人类活动产生的各种污染物污 染地下水的能力，它与包气带地质条件和包气带水文地质条件有关，与污染物性质 无关。特殊防污染性能是指防止某种或某类污染物污染地下水的能力，它与污染物性质及其在地下水环境中的迁移能力有关。

　　(3) 包气带防护性能评价

　　在地下水环境影响评价过程中，按照包气带的岩性、厚度和渗透系数，结合建设项目的污染物排放的连续丨性，确定包气带的防护性能级别。包气带的防护性能分 为弱、中、强三类，分类标^见表3-25。

　　表3-25包气带的防污性能分类标准

分类	包气带岩土的渗透性能
弱	黏性土单层厚度Mb< 1.0 m或包气带岩层饱和渗透系数尤>10_4 cm/s,并且建设项 目场地和废水排放区域内黏性土层不连续
中	黏性土单层厚度1.0 m彡Mb彡2.0 m,并且包气带岩层饱和渗透系数10—7 cm/s^K^ 10一4cm/s,同时建设项目场地和废水排放区域黏性土层分布较连续
强	黏性土单层厚度Mb>2.0m，并且包气带岩层饱和渗透系数尤<10—7cm/S，同时在 建设项目场地和废水排放区域黏性土层分布连续、稳定

　　2.地下水脆弱性影响因素

　　地下水脆弱性是指污染物自顶部含水层以上某一位置到达地下水系统中某一特

　　定位置的趋势和可能性。

　　地下水的脆弱性主要取决于地下水埋深、净补给量、含水层介质、土壤介质、地形坡度、包气带影响、水力传导系数七个因子。

　　(1) 地下水埋深。地下水埋深是指地表至潜水位的深度或地表至承压含水层顶部(即隔水层顶板底部)的深度，它是一个很重要的因子，因为它决定污染物到达含水层前要迁移的深度，它有助于确定污染物与周围介质接触的时间。一般来说， 地下水埋深越大，污染物迁移的时间越长，污染物衰减的机会越多。此外，地下水 埋深越大，污染物受空气中氧的氧化机会也越多。

　　(2) 净补给量。补给水使污染物垂直迁移至潜水并在含水层中水平迁移，并控制着污染物在包气带和含水层中的弥散和稀释。在潜水含水层地区，垂直补给快， 比承压含水层易受污染;在承压含水层地区，由于隔水层渗透性差，污染物迁移滞 后，对承压含水层的污染起到一定的保护作用。在承压含水层向上补给上部潜水含水层地区，承压含水层受污染的机会极少。补给水是淋滤、传输固体和液体污染物 的主要载体，入渗水越多，由补给水带给潜水含水层的污染物越多。补给水量足够 大而引起污染物稀释时，污染可能性不再增加而是降低。此外，净补给量中包括灌溉补给的来源。

　　(3) 含水层介质。含水层介质既控制污染物渗流途径和渗流长度，也控制污染物衰减作用(像吸附、各种反应和弥散等)可利用的时间及污染物与含水层介质接 触的有效面积。污染物渗透途径和渗流长度强烈受含水层介质性质的影响。一般来 说，含水层中介质颗粒越大、裂隙或溶隙越多，渗透性越好，污染物的衰减能力越低，防污性能越差。

　　(4) 土壤介质。土壤介质是指包气带顶部具有生物活动特征的部分，它明显影响渗入地下的补给量，所以也明显影响污染物垂直进入包气带的能力。在土壤带很厚的地方，入渗、生物降解、吸附和挥发等污染物衰减作用十分明显。一般来说， 土壤防污性能明显受土壤中的黏土类型、黏土胀缩性和颗粒大小的影响，黏土胀缩 性小、颗粒小的，防污性能好。此外，有机质也可能是一个重要因素。

　　(5) 地形坡度。地形坡度控制污染物是产生地表径流还是渗入地下。施用的杀虫剂和除草剂是否易于积累某一地区，地形坡度因素特别重要。地形坡度<2%地区， 因为不会产生地表径流，污染物入渗的机会多;相反，地形坡度>18%地区，地表 径流大，入渗小，地下水受污染的可能性也小。

　　(6) 包气带影响。包气带指的是潜水位以上非饱水带，这个严格的定义可用于 所有的潜水含水层。但在评价承压含水层时，包气带影响既包括以上所述的包气带也包括承压含水层以上的饱水带。承压水的隔水层是包气带中最重要的影响最大的 介质。包气带介质的类型决定着土壤层以下、水位以上地段内污染物衰减的性质。 生物降解、中和、机械过滤、化学反应、挥发和弥散是包气带内可能发生的所有作用，生物降解和挥发通常随深度而降低。介质类型控制着渗透途径和渗流长度，并 影响污染物衰减和与介质接触时间。

　　(7)水力传导系数。在一定的水力梯度下水力传导系数控制着地下水的流速， 同时也控制着污染物离开污染源场地的速度。水力传导系数受含水层中的粒间孔 隙、裂隙、层间裂隙等所产生的空隙的数量和连通性控制。水力传导系数越高，防污性能越差，因为污染物能快速离开污染物进入含水层的位置。