地下工程賦存的地質環境有哪些

Ⅰ 地質體賦存環境條件改造

地質環境改造主要指的是改造地質工程中的地應力和地下水條件。地下水條件改造主要指地面防滲和地下水疏干，這是地質工程中防治地質災害的老問題，但近年來又有了發展，如為了提高岩體強度，大力降低地質體中含水量，而出現了負壓抽水技術。這一技術在邊坡加固和豎井施工中，愈來愈多地發揮作用。這方面的技術比較成熟，而經驗也比較多，故在這里不再詳談了。下面主要談談地應力改造技術問題。

地應力改造的基本原理可以用圖10-6說明。圖中斜線是代表岩體強度，圖中大莫爾圓是地質工程開挖後形成的應力狀態σ₁ 及σ₃。我們知道當莫爾圓位於地質體強度曲線下面時，則地質工程處於穩定狀態，當莫爾圓超出地質體強度曲線時，地質工程就處於不穩定狀態。為了保持地質工程穩定性，就是將地應力加以改造，使莫爾圓變小，使之位於地質體強度曲線下面，變不穩定地質體為穩定的地質體，提高地質工程穩定性。解決的辦法有提高σ₃ 和降低σ₁。圖10-6中a為提高σ₃ 後得到的莫爾圓，它位於地質體強度曲線下面，在改造後的應力條件下，地質工程顯然是處於穩定狀態；圖10-6中b為降低σ₁ 後形成新的應力狀態的莫爾圓，它也位於地質體強度曲線下面，經過地應力改造後，地質工程也處於穩定狀態，達到了地應力改造的目的。

圖10-6 地應力改造原理

地應力改造也有強化和弱化兩種。為了強化地質體而進行的地應力改造有三套方法。

圖10-7 提高作用於地質體上圍限應力的技術措施

第一套即增加σ₃，應力轉移及維持初始應力狀態。提高σ₃ 是改善地質體強度、提高地質工程穩定性的常用方法之一。為了提高σ₃，通常採用的技術有支護和錨固兩種（圖10-7）。從理論上來講支護是可以提高σ₃，但是很難做到支護結構與地質體構成緊密接觸，故在實際工作中支護往往發揮不了提高σ₃的作用。這里經常存在著假象，這種假象使地質工程中常常存在地質災害的隱患，故這種方法提高σ₃ 不如用錨固的辦法來得更可靠。為了改進這一缺點，可以採取對襯砌與地質體接觸面間灌漿的辦法進行補救。用錨固技術提高σ₃ 一種是砂漿錨桿，另一種是用預應力錨索。預埋錨桿是提高σ₃的很好辦法，近年來愈來愈受到重視。從概念上講，預應力錨索是提高σ₃的最好辦法，它可以根據設計施加所需要的圍限應力σ₃，可以實現人工控制。

第二套辦法為應力轉移法。這個方法在地下工程建築中可以發揮極大的作用。在高地應力地區地下工程破壞的主要方式為洞壁岩體切向應力過大引起洞壁破壞，我們可以採用減弱洞壁圍岩剛度或增加洞壁圍岩內部剛度的辦法使洞壁處切應力向洞壁圍岩內部轉移，減少洞壁圍岩表部的切向應力，也就是減少洞壁圍岩表層內應力差，提高洞壁圍岩穩定性。這兩套技術愈來愈受到重視，現在已經形成了切縫和鑽孔兩種減弱洞壁圍岩剛度的辦法（圖10-8），通過切縫或鑽孔可以使洞壁圍岩表部切向應力大大降低，而洞壁圍岩表部降低的應力轉移到圍岩內部，圍岩內部應力大大提高了。圖10-9為切縫後應力變化的計算結果，計算結果表明，原型時洞壁切向應力集中系數為2.36～2.5，切縫後應力集中系數降低為0.25～0.35，效果十分明顯。切縫技術僅適用於完整結構岩體，對碎裂結構岩體來說可能引起洞壁岩體連鎖破壞，而鑽孔技術則是對完整結構岩體和碎裂結構岩體都適用。鑽孔改造應力技術的技術參數設計是一個很復雜的問題。

圖10-8 洞壁切縫或鑽孔使洞壁圍岩內切向應力向圍岩內部轉移示意圖

（a）洞壁切縫；（b）洞壁鑽孔

圖10-9 切縫後洞壁切向應力變化

圖10-10 用硬包囊轉移洞壁應力模型

關於提高圍岩內部變形剛度使圍岩內應力向里轉移的辦法，現在僅僅是從原理上提出了一個技術方案，就是向地質體內部注射漿液在地質體內部形成硬包囊，提高地質體內部的剛度，使應力向內轉移（圖10-10）。這在目前來說還沒有實踐經驗，在技術上、經濟上可行性如何還有待於探討。

第三套辦法實際上是維持初始應力狀態的辦法。如圖10-11所示，這個辦法實際上是在未開挖之前在開挖線裡面預埋上錨桿，當預埋錨桿外面的地質體被開挖時，預埋錨桿限制地質體卸荷回彈，這就等於預埋錨桿對地質體施加一個圍限應力σ₃，實際上這是維持初始應力狀態的一種辦法。因為錨桿存在著彈性變形，所以預埋錨桿不能100%地維持初始應力狀態，經過預埋錨桿處理後的地質體內部的應力狀態要比初始狀態略低一些。這個方法在地質體改造中有很多用處，它可以用於限制高地應力地區壩基清基岩體開裂（圖10-12）、提高邊坡陡度（圖10-13）、限制地下洞室收斂變形等。

圖10-11 預埋錨桿維持初始地應力原理

a—開挖前預埋錨桿；b—開挖後預埋錨桿作用原理

圖10-12 用預應力錨桿限止高地應力地區壩基清基引起岩體開裂

圖10-13 用預埋錨桿減少邊坡開挖

a—原開挖方案；b—用預埋錨桿處理邊坡方案

上面談了地質體改造的一般原理和技術，在具體地質工程中究竟採用什麼方法和技術，應根據具體情況而定。有時採取對岩體材料、岩體結構改造為宜，有時採取對環境應力條件改造為宜，究竟採用哪一種辦法，將取決於技術可能性和經濟合理性。下面以地下工程為例再作些進一步的說明。

地下工程的破壞有的受岩體材料控制，有的是受岩體結構控制，有的是受環境應力控制。隨此，防治地下工程破壞的技術措施有時採用岩體材料改造，有時採用岩體結構改造，有時採用環境應力改造技術。當地下洞室組成岩體為塊裂結構岩體和板裂結構岩體時，為了保證地下洞室穩定性，首先應採取岩體結構改造技術對岩體結構進行改造。對塊裂結構岩體和板裂結構岩體的岩體結構的改造技術前面已經說過了，在此不再重復。如果岩體屬於完整結構和碎裂結構岩體時，首先應考慮採用地應力改造技術，局部地方可以考慮進行岩體結構改造。可用於地下洞室地質改造技術方案，一般來說，有如下一些。

（1）支護：支護作用是提高σ₃，它系藉助於限制洞壁圍岩開挖回彈變形形成σ₃，對洞壁圍岩施加σ₃。

（2）噴射混凝土：它的作用是癒合洞壁表層圍岩岩體裂縫，增加洞壁圍岩表層抗拉強度，它屬於一種柔性結構，允許洞壁圍岩產生一定量變形。

（3）錨固支撐環：它是由短錨桿構成的加固環，錨桿本身可以對洞壁圍岩施加σ₃，而錨固體形成的支撐環對其裡面的地質體又施加有附加的σ₃，這種技術對完整結構岩體和碎裂結構岩體都比較適用。

（4）預應力錨索：這種技術一方面具有對圍岩施加人工可控制的σ₃的作用，特別是對分割岩體的結構面施加σ₃ 最為有效，也對分離塊體具有牽引作用，它常用於塊裂結構岩體的加固處理。

（5）預埋錨桿維持初始應力技術：它可用於掌子面前方超前加固，因為施工比較麻煩，故不常用，而在邊坡工程中採用維持初始地應力狀態，提高邊坡角時會用到。

（6）卸載環：這是近年來興起的改變地下洞室穩定性的一項技術。可用切縫法和鑽孔法降低洞壁圍岩剛度，使洞壁處最大切向力向岩體內部轉移，減少洞壁圍岩表層主應力表差，即減小（σ₁-σ₃），提高洞壁穩定性。

這些技術究竟選用哪一種，在設計時應進行技術經濟論證。

高地應力地區地質工程問題除地下工程外，還有許多問題，如壩基問題、邊坡問題等。高地應力地區壩基承載力一般問題不大，而在壩基開挖清基的時候常常遇到一個麻煩。如1978年河南省正在施工的金剛台壩址，壩基由花崗岩組成，清基時清掉一層就又開裂一層，自動剝皮。這是高地應力作用的結果，當時沒有更好的解決辦法，只是建議他們不要再挖了，立即回澆混凝土，把它壓住，然後在壩基內進行固結灌漿處理。以現在的技術處理的話，看來採用預埋錨桿的辦法來防止它的開裂是比較好的。又如二灘電站壩基的地應力很高，將來壩基開挖過程中很可能也出現金剛台現象。我們建議用預埋錨桿辦法解決。如圖10-12所示，在壩基開挖前，在開挖深度線以下預埋上砂漿錨桿，在開挖後岩體產生回彈，使錨桿內產生拉應力，這樣就可以防止剝裂發生。錨桿設計要求必須保證錨桿的抗拉能力大於岩體的回彈力，這就要求合理地給出錨桿的直徑、間距、長度。我們國家許多地區都是高地應力地區，西南地區高山峽谷中修建電站肯定要出現這個問題。剝裂的深度與壩基尺寸有關。壩基越寬剝裂的深度越大，預埋錨桿的深度必須超過剝裂帶的厚度。

在高地應力地區開挖邊坡時也會遇到一些特殊問題，如金川露天礦曾產生巨大的傾倒變形，主要是開挖卸荷使板裂岩體內部產生鬆弛變形引起的。過去只把傾倒變形的原因歸結於岩體結構，這是對的，但這不是全部。產生傾倒變形還有一個原因，這就是開挖卸荷，卸掉水平向支撐的地應力，板裂岩體很容易產生向外錯動變形，反傾向邊坡就表現為傾倒變形。可以利用預埋錨桿進行防治。預埋錨桿的辦法實際上是維持開挖前的地應力狀態的一種辦法，利用這種辦法我們可以防止由於開挖引起地應力的變化而導致岩體破壞，保持岩體穩定。利用這個原理我們曾對漫灣電站溢洪道邊坡提出過這種建議，該邊坡原設計選定為40°邊坡角，邊坡開挖高度達120m，我們到現場看了以後，建議用預埋錨桿的辦法處理，將邊坡角放陡到80°，因為有一組傾向邊坡外的節理的傾角為80°，這樣邊坡高度就變為如圖10-13所示的30m左右了。這樣，作第一大大地減少了挖方量；第二減少了對環境的破壞；第三也減少了後期的維護工作，事實證明這是很經濟的一個辦法。

地質改造是正在興起的一項技術，地質工程建築愈來愈離不開這項技術，我們可以藉助這項技術，實現在復雜的地質條件下的地質工程建築，這是十分值得倡導和推廣的一項技術。

Ⅱ 土體賦存環境

土體作為一種地質體有其特有的賦存環境。土體是賦存於一定的地質環境中，它不是脫離地質環境而賦存於大氣中的。作為土體淺部也賦存於大氣環境中，但它仍沒有脫離開地質體的環境。作為地質體的一部分的土體總是賦存於一定的環境應力、環境水和氣體環境中，即土體賦存環境因素有3個：地應力、地下水和空氣。在研究土的固結曲線時人們早就發現土的固結曲線有如圖4-1所示的兩種類型，即正常固結曲線和超固結曲線。正常固結曲線是土體在連續沉積的條件下形成的產物，即土體在其形成過程中形成了自己的應力環境。正常固結土體中的應力系土體在自重作用和側脹作用下形成的，即土體中的垂直應力為其上覆土體質量。設土體自重為 γ，上覆土體厚度為 h，則土體中垂直應力為σ_z：

地質工程學原理

其側向或水平向應力為σ_h：

地質工程學原理

在土體中含水量較低時，低於4%～6%時土體處於一定的彈性狀態，則側向應力系數為

地質工程學原理

式中μ為泊桑比。當土體中含水量較高時，則土體處於一定的塑性狀態，這時形成土體的側向應力系數為

地質工程學原理

上述方法僅適用於正常固結的土體狀態。

圖4-1 原狀土固結曲線

關於超壓密狀態以下土體中的應力狀態比較復雜，目前仍假定與正常固結土體中應力計算方法相同，即：

地質工程學原理

式中γ′為超壓密狀態土體的自重。

地質工程學原理

其側壓力系數仍採用

地質工程學原理

圖4-2 黑城河No.2試坑黃土重度的變化

實際並不一定是這樣，超固結土體一般為上覆土體被剝蝕掉而殘存的土體，這種土體中有的可能殘存有較高水平應力。如圖4-2所示，上部新黃土中的應力可採用正常固結土體應力計算公式來估算，而其下部的老黃土顯然是經過剝蝕而殘存的。西北地區老黃土曾經歷過構造擠壓作用，產生過褶曲和斷裂，存在有大量的節理，而且節理多正交。這表明它曾經歷過構造應力作用，且中間主應力面為垂直的，最大和最小主應力為水平的，也就是說最大水平主應力曾經高於土體中的垂直應力。原生岩石有一個特點，即對地應力有記憶能力，因此歷史上經歷的地應力能被記憶下來。土體是否有這種能力，目前沒有研究。估計土體的記憶能力遠不如岩石強，但是還是會存在的，且土體密度越大，記憶能力可能越大。這里有一個問題，土體中含水量可能像溫度一樣具有退磁性能一樣，對土體中構造應力存在有退應力能力。至於能退掉多少，保留多少應該通過實際測量來確定。估計土體中還是可能存在一定量的殘余構造應力的，這個問題對在土體中建築地下工程和豎井工程具有重要影響。應該研究土體中應力測量問題，特別是對深埋地下工程和深挖豎井工程來說更為重要。因為淺層土體中構造應力很可能鬆弛掉，深層土體中地應力就不一定會全都鬆弛掉，很可能還保留一部分，且還存在各向異性。如果不了解這一點，而按正常固結土體中應力計算，很可能作出錯誤的設計結果，施工時將出現嚴重的塑性變形和塌方破壞事故（如大寨嶺隧道施工時曾產生大量收斂變形）。這是應該引起重視的一個問題。

土體中的水，包括重力水和吸附水兩部分。吸附水前面已經講了很多，這里就不討論了，下面重點討論重力水。土體賦存於重力水環境中時，由於水的浮力作用，土體中有效應力減小了。水的應力或者水的浮力可用下式表示，即：

地質工程學原理

式中：γ_w為土的濕重度，通常等於1；h為水深或水柱高，則處於水深為h的土體內有效應力σ₀為

地質工程學原理

由此，使水下的土體強度降低了，即

地質工程學原理

其減小量為

地質工程學原理

式中：φ_w及C_w為飽水土體抗剪強度參數。這就是土體中水的孔隙壓作用。因此在水下建築地質工程時，必須考慮孔隙壓效應。為改善土體強度常採用疏乾地下水的辦法，其原理就在於此。

重力水在其內部水動力差作用下，可由壓力高方向向壓力低方向運動，其運動速度v與水力坡降i和土體的滲透系數k有關，即

地質工程學原理

這是達西方程，進一步研究發現，這個方程對砂性土是合適的，而對粘性土就不一定合適。有人提出對粘性土來說不是線性，而是與有關iⁿ，即

地質工程學原理

可是目前地質工程實際中仍用線性方程。還有一個問題需要提一下，這就是比較緻密的粘性土，必須高於一定的水力坡降才能產生滲流運動。如圖4-3所示，I₀為起始滲流坡降，如此則達西方程應進行初始水力坡降改正。改正後的達西方程為

地質工程學原理

初始水力坡降可通過試驗求得。滲透法則也是土體力學三大法則之一。

作為土體賦存環境的第三個因素為空氣，土體上部總是或多或少的賦存於空氣之中。賦存於空氣內的土體內也含有水，是吸附水，常常以含水量來表示。空氣流動可減低土體的濕度，也可以增加土體的濕度。當土體內空氣濕度高於地表上的空氣濕度時，它可以通過蒸發使土體內濕度降低；如果土體內空氣濕度低於地表上空氣濕度時，又可通過水汽運移使土體內濕度增加。還有一種情況，特別在夏天空氣濕度較高土體溫度較低時，通過水汽凝結作用空氣中水分凝聚在土體表面，然後通過水膜轉移作用向土體內部運移，改變著土體濕度狀態。毛細管作用也可以改變土體濕度，地下水位以上的土體里有這種現象，這一帶仍屬於空氣帶。

圖4-3 土體滲透特性曲線

上述三種土體賦存狀態，地應力、地下水和空氣對地質工程建築有重要影響。在土體地質工程建築中，必須給予重視。

Ⅲ 地下水賦存條件

地下水賦存規律與地下水賦存狀態和地質體結構密切有關。上面已經談到，地下水按其賦存狀態可分為吸附水和自由水，吸附水可以改變岩體和土體的物理力學性質，自由水可以改變岩體和土體中的應力狀態。吸附水既可以來自滲透水的補給，又可以來自凝結水的轉移。滲透水補給比較好理解，如大氣降水滲入地下，經過水分轉移而轉變為吸附水，這種水運動主要靠分子吸引力作用。凝結水一般不受重視，它是空氣中的水分由於溫度差異則凝結在礦物顆粒表面，逐漸向里轉移，使岩體和土體的含水量增大。如果地質體原始濕度較低時，由於凝結水吸附結果，地質體表面含水量高，愈往裡面愈低。這種現象夏天在地下洞室的圍岩里表現得十分清楚。如在粘土岩中新開挖的地下洞室，開挖時岩體中含水量僅為2%～3%，而過一些日子後，由於凝結水作用，洞壁表面含水量可高達12%～14%，在深到5～6m處達5%～6%，而深到10m時則就等於原始含水量2%～3%了。這一結果表明，粘土岩的原位試驗結果，並不一定能代表實際岩體的力學性質，這一點要特別注意。相反，如果岩體和土體的原始含水量高，在夏天，在蒸發作用下岩體和土體表面含水量可以散失，而表層含水量可以低於裡面的含水量，表面部分可以低至2%～3%，向里逐漸增高，大約深至5～6m，就與原始含水量一致了。上述表明，地質體中的吸附水含量是可以變的。為了正確評價地質體的力學特性，必需認真地研究地質體中的含水量問題，不僅要研究它在空間上的變化，而且還要研究它在時間上的變化。

水文地質學中研究的地下水實際上指的是自由水，主要是重力水。重力水實際上就是狹義的地下水，故常把重力水泛稱為地下水。地下水在地質體中按流動方式來分，主要有三種類型：①孔隙水；②裂隙水；③管道水。在一個地區地質體常被隔水體分割成為幾個含水體，含水體和隔水體稱謂水文地質單元；含水體和隔水體的組合稱謂水文地質結構。根據地下水賦存、埋藏條件及運動規律，以地質體結構為基礎，可將地質體劃分為若干種水文地質結構類型，谷德振教授劃分為如下表所示的6種水文地質結構。

表6-3 水文地質結構類型

著者將表6-3所列的6種水文地質結構又可以歸並為4種：①統一含水體；②層狀含水體；③脈狀含水體；④管道含水體。

現將這4種水文地質結構的地質體地下水活動特徵簡述如下。

（1）統一含水體內的地下水特徵：這種水文地質結構主要見於沒有隔水體的河間地塊地質體中。它可以是孔隙統一含水體亦可以是裂隙統一含水體。其補給來源主要是靠大氣降水，其運動方式遵循達西法則，其運動速度受潛水面的水力坡降和地質體的滲透性控制。

（2）層狀含水體內的地下水特徵：它的特點是夾於隔水層之間。地下水補給、運行、排泄嚴格地受隔水層控制，多半是遠緣補給，順層運行，遠緣排泄。它可以由大氣降水補給，亦可由河湖補給，它可以排泄於河湖和統一含水體，亦可以以泉的方式溢出地表。這種含水體內的地下水有的為無壓水，多數為承壓水。在有多層層狀含水體時，在地下水勘察中要特別注意鑒別各個含水層的水是無壓，還是有壓，地下水水位測量十分重要，應該採用分層止水技術對各層地下水水位進行測量。

（3）脈狀含水體內的地下水特徵：它主要存在於切割隔水體的斷層破碎帶或結構面內，含水體狀況主要受斷層發育情況控制，也可以把它視為陡傾角產狀的層狀含水體。而這種層狀含水體可以有很多分支，成為脈狀含水體系。脈狀地下水系往往與統一含水體、層狀含水體相通，因而使他們成為脈狀地下水的補給、排泄場所。

（4）管道含水體內的地下水特徵：它主要發育於喀斯特化岩體內，是一種喀斯特水，它是由大氣降水補給，沿喀斯特管道流動，以喀斯特泉的方式排泄。這種地下水比較復雜，對厚層碳酸岩發育地區應該重視這種地下水活動。

還有一種概念需要說明一下，上面是以含水體和隔水體為單元研究了水文地質結構。我們知道，含水體必然是透水體，但是反過來，透水體不一定都是含水體，很多情況下是不含水的，但是地下水可以在它裡面變動（孫廣忠，1988）。著者在《岩體結構力學》裡面提出了岩體水力學結構的概念。這個概念是以透水體（層）和隔水體（層）為基本單元，劃分為岩體水力學結構。這種劃分對地質工程研究具有重要意義。著者分析了地質體透水和隔水特徵，提出了作為地下水活動通道的透水體有3種主要類型：

（1）孔隙透水體（層）；

（2）裂隙透水體（層）：①塊狀裂隙透水體；②層狀裂隙透水體；③脈狀裂隙透水體；

（3）管道透水體。

與此相應的隔水體也有3種主要類型：

（1）塊狀隔水體；

（2）夾層或帶狀隔水體；

（3）層狀隔水體。

層狀隔水體是連續的，有效的隔水體。夾層狀隔水體與帶狀隔水體在空間上常呈不均勻分布，常存在滲漏窗口或薄弱環節，在高水頭作用下常被擊穿而形成滲漏通道，這個問題在地質工程研究中要特別給予重視。

Ⅳ 地質環境條件

青島市地處山東半島西南端，東南瀕臨黃海，西、北與濰坊市、煙台市接壤，西南與日照市相鄰，位於東經119°པ″～120°57འ″，北緯35°34཈″～37°09༼″。轄七區(市南、市北、四方、李滄、嶗山、城陽、黃島)、5個縣級市(即墨、膠州、萊西、平度、膠南)。全市陸域總面積10654km²，海岸線全長730km。

在漫長的地質歷史時期，經過多種形式的地殼運動和地質營力的作用，形成了山地、丘陵、平原、河流、湖泊、海洋等不同的地貌形態，不同岩性地層經風化、剝蝕、搬運作用在不同的沉積環境下沉積，形成了不同的土壤，造就了該區特有的地質環境背景。

一、地形地貌

青島市地形總的特徵是南北兩翼隆起，東高西低，中部低陷。區內主要有三大山系:分別是東南的嶗山山脈，主峰海拔1132.7m，山勢陡峻，向西南綿延至青島市區，北至即墨市東北部，為山東省第三高峰;北部的大澤山山脈，主峰海拔736.7m;西南部的大、小珠山、鐵钁山等組成的膠南山群，主峰海拔724.9m。山系之間為膠萊盆地，地勢低平，海拔一般小於50m，第四系鬆散堆積物主要存在於各大小河谷之中。區內山丘面積4950km²，占陸地總面積的46.46%;平原窪地5620km²，佔52.75%;其他84km²，佔0.79%。

區內地貌按其成因類型及形態特徵可劃分為剝蝕構造地形、構造剝蝕地形、剝蝕堆積地形和堆積地形四類(圖12-1)。

二、氣象水文

1.氣象

青島市屬華北暖溫帶季風性大陸氣候，由於受海洋環境的影響和調節，具有較明顯的海洋性氣候特點，空氣濕潤，氣候溫和，雨量較多，四季分明，具有春遲、夏涼、秋爽、冬長的特徵。據青島市百年來氣象觀測資料統計，青島市多年平均降水量為677.95mm(1898～2002年)，1996～2002年平均降水量為647.8mm，降水特點是年內各季分配不均，汛期(6～9月)佔70%～76%，多集中於幾次暴雨，枯水期(3～5月)佔13.5%，平水期僅佔5.02%;年際間降水量變化懸殊，枯水年系列持續時間較長，最大值比最小值多近1000mm，比值一般在3～4倍;在地域上，從沿海至內陸呈遞減趨勢，在山區具垂向分帶性，自高向低遞減。2002年屬50年一遇的特枯年，年降水量僅為463.8mm。

圖12-1 青島市地貌類型圖

青島市多年平均蒸發量為1410mm，月平均最高值出現在5月份，為175mm，內陸蒸發量大於近海地區。

2.水文

青島市共有大小河流224條，流域面積大於100km²的有33條，按流域可分為大沽河、北膠萊河及沿海諸河三大水系。大沽河源於招遠市阜山，在萊西市道子泊村北500m處入境，流經萊西、平度、即墨、膠州各市和城陽區，於膠州市營房鎮碼頭村南入膠州灣，幹流全長179.9km，流域面積6131.3km²，青島市境內流域面積4850.7km²，占總面積的79.11%，主要支流有小沽河、洙河、五沽河、流浩河及南膠萊河等。北膠萊河源於平度市宅科鄉姚家村分水嶺北麓，沿平度市與高密市、昌邑市邊界自東南流向西北，於新河鎮大苗家出境入萊州灣，全長100km，流域面積3978.6km²，青島市境內流域面積1914.0km²，境內主要支流有澤河、龍王河、現河和白沙河等。沿海諸河獨流入海的較大河流有白沙河、城陽河(即墨境內稱墨水河)、洋河、王戈庄河(風河)、白馬-吉利河、周疃河(蓮陰河)等。

青島市現有大型水庫3座，中型水庫21座，其中較大水庫有:產芝水庫、尹府水庫、棘洪灘水庫、嶗山水庫等。

三、區域地質概況

1.地層岩性

青島市出露的地層除第四系鬆散地層以外，主要為中生代白堊系和古元古代變質岩系，第三系為隱伏地層。現簡述如下:

(1)古元古界(Pt)

主要出露荊山群(Pt₁J)及粉子山群(Pt₁F)。

荊山群主要分布於膠北隆起萊西南墅鎮、平度明村鎮及雲山鎮和膠南王台鎮等地。屬角閃麻粒岩-角閃岩相變質，主要岩性為大理岩、黑雲變粒岩、長石石英岩、淺粒岩、斜長角閃岩、透輝岩、石墨變粒岩、片麻岩等。

粉子山群主要分布於平度灰埠，屬高綠片岩相—低角閃岩相變質，岩性主要為黑雲變粒岩，斜長角閃岩、淺粒岩、長石石英岩、透閃大理岩等。

(2)中生界白堊系(K)

自老至新分為萊陽群(KL)、青山群(KQ)和王氏群(KW)，廣泛分布於本區中部台陷區。

萊陽群主要分布於膠州、膠南、即墨等地，為一套陸相粗碎屑—細碎屑的洪積相—河流相—河湖相沉積，由礫岩、砂岩、粉砂岩、長石砂岩及含礫中粒岩屑砂岩等組成。

青山群主要分布於膠州、河套、紅島、樓子疃—豐城一帶及萊西、靈山衛鎮等地，為一套陸相火山爆發相、溢流相的中基性—中性—酸性火山岩系，下部岩性為流紋質含角礫熔結凝灰岩、岩屑玻屑凝灰岩;中部岩性為安山岩、玄武安山岩夾安山質火山角礫岩、角礫集塊岩等;上部為玄武粗安岩夾砂礫岩。

王氏群主要分布於膠州市至上馬鎮以北直至古峴、萊西廣大地區，為一套陸相紫紅色碎屑岩間夾玄武岩沉積，下部岩性為鈣泥質粉砂岩夾鈣質細粒長石砂岩、細粒長石砂岩，上部為杏仁狀玄武岩、拉斑玄武岩及伊丁石化安山玄武岩。

(3)新生界

古近系五圖組主要隱伏於平度南大窪，由礫岩、砂岩、頁岩和泥質岩等組成。

第四系廣泛分布於現代河流兩側、山前、入海處及準平原地區，為更新—全新統沖積、洪積、沖洪積、殘坡積、海積、海陸交互堆積及人工堆積等鬆散堆積層。其中沖積和沖洪積層最具供水意義，主要分布於較大河流的中下游和山前地帶，厚度一般10～20m，最厚可達25～30m;多具雙層結構，上部為黏質砂土及砂質粘土，下部為不同粒徑的砂及砂礫石層，其中有泥質夾層，邊緣地帶有坡積層楔入，結構較為復雜。河流愈小，砂層愈薄，分選性差，相變大;上游為花崗岩分布區，砂層顆粒較粗;在河口附近及近海窪地，沖積層中常有海相沉積夾層，岩性為淤泥、淤泥質粘土、淤泥質砂等，厚度一般小於5m。

青島市的侵入岩主要發育有新元古代晉寧期、震旦期和中生代燕山晚期，可歸並為7個單元，主要分布在嶗山、大澤山及大、小珠山等地。

2.地質構造

青島市地處華北板塊南邊緣膠南-文威造山帶日照隆斷東北部的魯東隆起、膠萊坳斷2個Ⅲ級構造單元。區內主要構造形跡為褶皺構造、韌性剪切帶及脆性斷裂構造，其主體方位為北東東向，次為北東向和東西向。區內脆性斷裂構造具控水作用，其方向錯綜復雜，除部分繼承古老斷裂構造外，多形成於燕山晚期，為北西—南東向水平擠壓應力及垂向上隆所導致的水平壓力共同作用的結果，具多期活動的特點，可歸納為四組共軛斷裂構造體系:①近EW(75°～85°)與近SN(5°～10°);②NEE(55°～65°)與NNW(330°～340°);③NNE(20°～25°)與NWW(290°～300°);④NE(30°～45°)與NW(300°～320°)。其中北東東、北北東及北東向力學性質多屬壓扭性，與之對應的共軛斷裂多呈張性。

四、區域水文地質概況

1.含水岩組的劃分與地下水賦存條件

根據水文地質特徵的不同，青島市地下水可劃分為鬆散岩類孔隙水、碎屑岩類孔隙裂隙水、噴出岩類孔洞裂隙水、碳酸鹽岩類岩溶裂隙水及塊狀、層狀岩類裂隙水等幾個含水岩組，其中以鬆散岩類孔隙水含水岩組為主，供水能力較強。

鬆散岩類孔隙水含水岩組:主要分布於大沽河、白沙河—城陽河、白馬-吉利河、王戈庄河、洋河、周疃河、張村-李村河等大小河流中下遊河谷平原和大澤山西南側山前平原，含水岩組主要由第四系沖積、沖洪積層不同粒徑的砂及砂礫石組成，厚度一般5～15m，透水性強，水量豐富，單井出水量可達1000m³/d以上，水位埋深一般2～4m，水力性質基本屬於孔隙潛水，局部地段在高水位時具弱承壓性，其中大沽河、白沙河—城陽河為青島市重要供水水源地，其餘各流域為當地主要供水水源地。

碳酸鹽岩類岩溶裂隙水含水岩組:主要分布於平度、萊西，膠南王台也有少量分布，含水岩組為粉子山群中的大理岩，一般呈夾層或透鏡體產於其他變質岩中，質地不純，多為蛇紋石化大理岩、白雲石化大理岩、透輝石大理岩等。裂隙比較發育，深度一般限於100m以內，含較豐富的岩溶裂隙水，特別在構造及地貌條件有利地段，富水性尤強，單井出水量一般大於500m³/d，最大超過1000m³/d，水質良好。但因分布面積過小，供水局限性較大。

噴出岩類孔洞裂隙水含水岩組:主要分布於即墨、膠州、萊西、城陽境內，含水岩組為青山群和王氏群中的玄武岩類，孔洞和裂隙比較發育，深度一般為30～50m，富水性較強，單井出水量為500～1000m³/d，且水質良好，常含有益於人體的微量元素(如Sr、H₂SiO₃、Zn等)，可形成小的水源地為局部地區供水。

碎屑岩類孔隙裂隙水含水岩組:主要分布於膠州、即墨、萊西等地，含水岩組為白堊系萊陽群、王氏群砂岩、砂頁岩及凝灰質砂頁岩，由於其孔隙和裂隙均不發育，透水性、富水性均很弱，單井出水量一般小於50m³/d，供水意義不大。

塊狀、層狀岩類裂隙水含水岩組:主要分布於嶗山、大澤山及膠南大片地區，含水岩組為花崗岩、花崗閃長岩、片麻岩、變粒岩、片岩等。風化帶深度一般不超過30m，富水性弱，單井出水量小於30m³/d，局部構造裂隙密集帶比較富水，單井出水量可大於100m³/d，最大可達500m³/d，但分布極不均勻，僅能為局部供水。

2.地下水補給、徑流、排泄條件

青島市地下水主要為第四系鬆散岩類淺層孔隙水，局部為少量脈狀構造基岩裂隙水，大氣降水為其主要補給來源，地下水的運動方向與地形坡降、地表水系基本一致。大氣降水、地表水、地下水三者聯系密切，轉化關系明顯。

從區域水文地質分區來看，本區屬魯東低山丘陵水文地質大區(Ⅲ)，綜合考慮區內地質、構造、地貌、地下水特徵等因素，可分為3個水文地質亞區，即膠北低山丘陵水文地質亞區、膠萊盆地水文地質亞區、嶗山—膠南中低山丘陵水文地質亞區(圖12-2)。

(1)膠北低山丘陵水文地質亞區(Ⅲ₁)

主要分布於青島北部的平度、萊西境內，屬膠北隆起的西段，地貌形態為低山丘陵，由北向南地勢漸低。主要由燕山期花崗岩類和古老變質岩系組成，山間河谷中有第四系堆積，按岩性及地下水類型可進一步劃分為:①大澤山花崗岩類裂隙水小區;②平度—萊西變質岩岩溶裂隙水小區;③萊西變質岩裂隙水小區;④山間河谷第四系孔隙水小區。

(2)膠萊盆地水文地質亞區(Ⅲ₂)

主要分布於平度、萊西、膠州、即墨的大部地區，地質構造單元屬膠萊坳斷，地貌形態為河谷平原、山前平原和剝蝕平原，地層主要為第四系沖積、沖洪積層和白堊系碎屑岩類及火山岩類，由於地勢低平，有利於地下水積聚，且儲水條件較好，為青島市地下水最豐富的地區。該區除接受大氣降水的直接入滲補給外，還接受來自相鄰其他水文地質亞區的地表水和地下水的補給，特別是其中河谷平原、山前平原第四系孔隙水和玄武岩類孔洞裂隙水，含水層較厚，儲水空間較大，表層滲透性能較強，補給條件十分有利，成為本區地下水最富集的地段。該區地下水排泄方式主要為徑流、人工開采和蒸發，其中人工開采為地下水的主要排泄方式。徑流排泄一是通過北膠萊河向北排向萊州灣;二是匯集於大沽河向南排向膠州灣，但因地勢平緩，水力坡度小，徑流速度緩慢，排泄不暢。由於大量開采地下水，水位埋深加大，蒸發排泄量逐漸減少。

(3)膠南—嶗山中低山丘陵水文地質亞區(Ⅲ₃)

主要分布於膠南和嶗山，為膠南隆起的東北段，地貌形態為中低山和丘陵，地勢較高，坡度較陡，分別向北西膠萊盆地和東南沿海傾斜，岩性以燕山期花崗岩類為主，此外在若干河流的中下游第四系比較發育，形成大小不等的河谷平原。

膠北和膠南低山丘陵水文地質亞區的基岩裂隙水，大氣降水幾乎是其唯一的補給來源，但因山高坡陡和裂隙不甚發育，降水的大部分轉變為地表徑流匯集到海洋和膠萊盆地水文地質亞區，少量降水滲入到地下轉化為地下水，又以下降泉或地下徑流的形式很快向附近溝谷排泄，山間河谷溝溪成為匯集和排泄地下水的主要通道。由於裂隙發育深度淺，水力坡度大，地下水交替循環強烈。此區內較小的河谷平原區，如王戈庄河中下遊河谷平原區具有與膠萊盆地水文地質亞區相似的補、徑、排特徵，只有在地下水開發程度很低的地段，如白馬-吉利河中下遊河谷平原區，潛水蒸發才不可忽視。

3.地下水水化學特徵

青島市地下水在成因上以陸相溶濾水為主，近海窪地及河口地帶為海相、海陸交互相沉積水。自然狀態下其水化學特徵如下:本區外圍三面環海，降水、地表水、地下水、海水在轉化過程中，受海水蒸發影響，地下水中Cl^－含量較高;區內地表水、地下水分布大體一致，均從山丘經平原獨流入海，在徑流過程中，地層介質礦物成分比較穩定，可溶性較差，特定的環境使地下水化學特徵具明顯分帶性:從山丘→平原→海岸窪地，水化學類型由水質較優的HCO₃-Ca型→HCO₃·Cl-Ca或Ca·Mg、Ca·Na型→Cl·HCO₃-Na或Na·Ca型，礦化度由<0.5g/L→0.5～1.0g/L→>1g/L;區內受地球化學環境影響，局部有原生劣質水，如鈣質結核分布地帶高氟區，海岸帶及近海窪地、水封存地帶鹹水區等。

圖12-2 青島市水文地質分區圖

五、環境地質分區特徵

根據青島市地形地貌、氣象水文、地質、水文地質、植被土壤等諸因素對區域地質環境特徵的作用，可將青島市劃分為4個地質環境區(圖12-3)。

1.中低山—丘陵地質環境區

本區主要分布於嶗山、大小珠山、鐵钁山、大澤山及其餘脈丘陵地帶，其地貌成因類型屬剝蝕構造—構造剝蝕地貌，長期接受剝蝕切割作用，地面標高一般大於50m，切割深度不等，基底岩石主要由花崗岩類組成，次為砂頁岩、火山岩等，地表岩石裸露，溝谷地帶谷底堆積物較發育，但厚度不大。

嶗山岩體為燕山晚期嶗山花崗岩組成，切割深度大於500m;小珠山、大澤山一帶除花崗岩外，還有片岩、片麻岩、大理岩等，切割深度200～400m。中低山地帶花崗岩類岩石堅硬，山體陡峭，岩體裂隙不甚發育。由於地面坡度大，溝谷切割深，山高坡陡，大氣降水較大(除大澤山地區外均大於700mm)，強風化帶不發育，風化深度一般小於3m，降水絕大部分由地表呈洪流迅速排向下游，極少部分滲入地下，以泉或地下徑流排出，岩體富水性差。

中低山地帶植被較發育，主要為密林區和一般林區，人文活動稀少，人為污染物少，岩石風化作用及地下水的溶解作用均較弱，加之地下水交替強烈，雖然地下水富水性較差，但含鹽量低、水質好，在構造裂隙密集帶，多分布有礦泉水。

丘陵地帶主要為上述山體的余脈，地表多為岩石裸露，岩性為花崗岩、片麻岩、火山岩、砂頁岩等，山體陡峭—渾圓，岩體裂隙較發育，少部分有植被覆蓋，主要為一般林區和稀疏林區，大氣降水一般大於600mm，溝谷地段有薄層殘積層，大氣降水大部分呈洪流排向下游，部分通過裂隙或薄層覆蓋層(碎石土、砂土)滲入地下，滲入過程中過濾及凈化能力差。

丘陵地帶由於風化作用和人為活動等，水交替作用均比中低山區有利於水鹽化學作用，致使地下水中含鹽量高於低山區。在市區及城鎮附近，由於工業、生活污染源較多，污染對地下水水質起著控製作用，水中化學組分常出現異常，多項組分超標，礦化度可達1.0～1.5g/L，局部地段大於1.5g/L。

2.剝蝕準平原地質環境區

廣泛分布於膠萊盆地中的膠州、即墨、萊西境內，地貌成因類型為剝蝕準平原，地形呈較平緩的壟崗、坡地，相對高程小於20m，標高一般小於50m，岩性以中生代白堊系碎屑岩及火山岩為主，地勢較低窪處表層堆積有薄層殘坡積物，厚度一般小於5m，崗地部分多基岩裸露，其餘大部分為薄層殘坡積的碎石層、砂土、粉土類的耕植土層覆蓋，植被較發育，多以耕作地為主，土壤質地較差，表層過濾、凈化防護作用較差，大氣降水及污染物易滲入地下。

該區岩石裂隙發育，多為淺層風化裂隙及火山岩孔洞，由於粘土化使部分裂隙彌合充填，裂隙空間容量小，孔洞聯結性差，導致其富水性差，地下水埋藏較淺。由於地形起伏小，地表徑流較緩慢，水交替條件及動力條件略差，水鹽作用時間長，加之地表污染，地下水中含鹽量較高，礦化度一般0.5～1.0g/L。

3.沖、洪積平原地質環境區

分布於山前地帶及各河流中下遊河谷地帶，主要在大沽河中下游平原、白沙河—城陽河中下遊河間地塊、北膠萊河沖積平原、膠南王戈庄河、白馬-吉利河河谷平原等。地貌類型為山前沖洪積平原和河谷沖積平原，地形較平坦，微有起伏。堆積物主要為河流沖積、沖洪積形成的鬆散粉質粘土、粉土、中粗砂及砂礫石層，一般為雙層結構，上部為粉質粘土、粉土，下部為中粗砂、砂礫石層。下部為主要含水層位，厚度一般為5～15m，局部達25m，富水性較強，水位埋深一般為2～4m，最大達10m，包氣帶岩性以粉土、粉質粘土為主。

圖12-3 青島市地質環境分區圖

該區大氣降水除平度北膠萊河區為500mm左右外，其餘大部分地段為600mm左右，地表徑流較緩慢。區內植被較發育，以耕作地為主，土壤質地良好，表層土過濾、凈化能力較強。第四系孔隙水主要由大氣降水滲入補給，另有山前基岩裂隙水補給及河水滲入，地下水主要通過蒸發、開采和向下游徑流排泄。但該區是主要生產生活活動區，生活污染、工業污染及農業污染已超出「點狀污染」的范圍，構成了貫通的污染層(區)。該區地下水運動及交替緩慢，水與鬆散岩層充分接觸，相互間化學作用較強烈，加之污染物的參與及人為開採的影響，地下水中化學組分及濃度從上游山前地帶到下游濱海地帶變化較明顯，存在明顯的水化學分帶現象。地下水的礦化度由山前的0.5g/L到濱海的1.5g/L，在海水入侵嚴重地段可達3g/L以上。

4.濱海平原地質環境區

主要分布於濱海大河河口附近的條帶狀狹窄地段，地形平坦，地貌類型為濱海平原，堆積物多為粉細砂、粉土及海相淤泥構成，富水性差。地層是在海陸交互作用下形成的，地下水是海水與大陸淡水抗衡中形成的，水位埋藏淺。該區大氣降水一般大於700mm，多為散狀面流直接入海，少部分滲入補給地下水，土壤多為鹽鹼化或沼澤化，植被發育差，且多以耐鹽荒草為主。河口地帶常常是污染物集中排放及匯集地帶，污染嚴重，其他地帶多為鹽場，受海潮及下伏海相地層影響，本區地下水水質極差，化學成分極為復雜，水化學類型以Cl-Na型為主，礦化度一般大於3～5g/L，鹽場附近則大於10g/L。

Ⅳ 地質體賦存環境條件研究

地質體賦存環境條件有地應力、地下水、地溫。這些問題不弄清楚，地質工程建設和地質災害防治就要出問題。

地應力問題在地質工程工作中，已經開始被重視起來了，但是對地應力的規律目前還缺乏認識。地應力隨深度的變化目前還是作為線性規律看待，實際上不是，而是具有三帶性變化，即從地表向下首先是卸荷帶，其次是地應力集中帶，裡面才是正常地應力帶。關於這個規律不弄清楚，在地質工程建設中會遇到許多難處理的問題。一個地區的地應力的高低也是受地質構造控制的。目前地應力測量已經受到重視，但是測的結果是否可靠，經常有爭論，特別是關於地應力方向問題爭論很大，這個問題的解決必須依靠地質構造分析才能得到比較符合實際的結論。如十三陵抽水蓄能電站、大柳樹壩址的爭論，問題就在於不認識這個地區存在巨大的卸荷帶引起的，實際上是地應力問題。

地下水和地溫也是一樣，如果離開了地質構造控制觀點，常常也弄不清楚。如平頂山煤礦井下地溫很高，怎麼降溫，首先要弄清楚平頂山煤礦井下溫度為什麼那麼高。華北那麼多煤礦井下溫度都不高，趙各庄煤礦井下深1250m，井下溫度並不太高，這又是為什麼？這是地質構造和地下水控制的。因為華北煤礦底下都有一層奧灰水（奧陶紀石灰岩含水層），深部的地溫通過它進行調節，溫度上不來。平頂山煤礦底下沒有奧灰水，所以溫度很高。像這樣的環境你不清楚的話，盲目地去治，可能治不住。華北這些煤礦里的問題是突水，有承壓的奧灰水存在。突水的原因有兩個：一個是有承壓水；一個是采場底板有缺陷。許多提出突水課題研究方案丟掉了地質背景。突水從哪兒發生，不是一般意義上的導高，而是沿著底板岩體內的斷裂帶、陷落柱上來的。這些薄弱環節控制著能否產生突水，必須把這些薄弱環節查清了以後才能解決突水問題，還是地質構造控制。所以著者認為地質構造控制是地質工程基礎理論裡面最重要部分之一，這對於開展地質工程工作具有重要的指導意義。

Ⅵ 地質環境

【地質環境】是指與人類社會關系最密切的岩石圈表層所有組成部分，包括岩石、土壤、地下水、地質過程和現象等，相互聯系、相互作用，並積極與大氣、水、生物圈進行物質交換和能量流動的環境子系統。地質環境是有空間概念的，它的上限是岩石圈的表面，下限位置，決定於人類社會的科學技術發展水平，以及進入岩石圈內部的活動深度。

【地質資源環境】是指除礦產資源以外，在一定的技術經濟條件下，地質環境中對人類有用的一切物質。包括地下水、地質遺跡、地質地貌類景觀等。

【地質環境行政管理】是指國土資源管理部門及其工作人員，依據有關法律、法規，在國務院賦予的地質環境保護管理職能范圍內，採用法律、經濟、技術、行政、教育等手段或措施，對地質環境保護、治理活動中的社會公共事務進行的管理。通過管理，防止、控制和減輕地質環境向不利於人類生存活動方向發展，預防和治理各種地質因素與過程對人類生存、生產和生活的危害和破壞；鼓勵人類合理利用地質環境，達到既能發展經濟滿足人類需要，又不超出環境容許極限的目的。

【地質環境監督管理】是指國土資源管理部門承擔的對地質環境保護的職能，和開發利用的監督管理職責。主要包括區域地質環境、城市地質環境、礦山地質環境的保護和地質災害防治；組織監測、防治地質災害和保護地質遺跡；依法管理水文地質、工程地質、環境地質勘查和評價工作；監測、防止地下水的過量開采與污染；保護地質環境；認定具有重要價值的古生物化石產地、標准地質剖面等地質遺跡保護區等。

【區域地質環境監督管理】是指在自然地理單元或社會政治經濟單元劃定的地域內開展地質環境保護監督管理工作，其目的是努力使區域開發建設活動與資源合理利用、地質環境質量的保護和改善相適應，為區域可持續發展服務。

區域地質環境調查評價和預測是區域地質環境監督管理的基礎和前提。要全面了解區域社會經濟總體發展規劃，調查評價區域資源態勢，劃定區域地質環境功能區，判定區域主要環境地質問題，論證開發建設活動的可持續發展能力，進行地質環境預測與風險分析，確定區域地質環境容量和提出地質環境合理利用與防治方案。

區域地質環境監督管理工作，涉及面廣，綜合性強，服務層次高，它必須落實到區域規劃、建設、管理的全過程。建立區域地質環境管理體系包括：區域地質環境保護規劃、有關政策與法規、對策與措施、監測預報信息系統以及有關管理制度等。

【城市地質環境監督管理】城市地區國土開發強度最大，地質環境變化顯著。由於地質環境條件和人為不合理開發利用地質環境，環境地質問題突出，有的已構成地質災害，已成為城市發展的重要制約因素。

城市地質環境監督管理工作要貫穿於城市規劃、建設和管理的全過程中。從總體上看，要抓好6個重點工作：①城市區域地殼穩定性評價；②地基穩定性評價；③供水條件和水資源保護問題；④城市廢棄物外置的地質條件評價和監測；⑤地質景觀資源和建築材料的調查和評價；⑥城市地質災害的評價、監測和預測。

加強城市地質環境保護，首先要制定相應的城市地質環境管理配套法規，明確城市規劃要有地質環境合理開發利用區劃為依據；重大工程建設項目必須進行地質環境影響評價；城市發展規模的確定，必須充分考慮地質環境的可能容量及承載力；提出的地質環境問題及地質災害的整治意見以及預測、預報信息，有關部門要及時採取有效的治理和保護性措施。

【礦山地質環境監督管理】礦山地質環境的監督管理主要包括：①制定和完善礦山地質環境監督管理法規，依法進行監督管理；②根據礦業生產特點，制定礦山地質環境影響評價和管理辦法，要把地質環境的勘查、評價、治理、監督貫穿到礦山勘探、設計、建設、生產的全過程中；③對新建礦山要執行環境影響評價報告制度；防治污染和其他地質災害的措施，必須與主體工程同時設計、同時施工、同時投產；④採取措施，加強對礦山「三廢」的綜合開發利用，逐步實現尾礦、矸石及礦坑排水資源化；⑤建立礦山地質環境監測站網、預測預報工作，及時提出預防災害措施；⑥建立完善監督管理機構。

【地質災害防治管理】地質災害防治管理的基本內容主要包括以下幾個方面：①編制並組織實施地質災害防治規劃、計劃；②編制本行政區域的年度地質災害防災預案，劃定危險區並對其監督管理；③城市建設、工程項目建設，申請建設用之前必須進行地質災害危險性評估，評估結果由省級以上國土資源管理部門認定後，方可辦理建設用地審批手續；④組織開展地質災害監測、預報，制定治理方案並組織實施；⑤負責地質災害防治工程，承擔勘查、設計、施工、監理單位的監質管理；⑥進行地質災害責任鑒定和糾紛調處。

【地質遺跡】是指在地球演化的漫長地質歷史時期，由於各種內外動力地質作用，形成、發展並遺留下來的珍貴的、不可再生的地質自然遺產。被保護的地質遺跡是國家的寶貴財富，任何單位和個人不得破壞、挖掘、買賣或以其他形式轉讓。地質遺跡的保護是環境保護的一部分，應實行「積極保護、合理開發」的原則。國務院國土資源管理部門對全國地質遺跡保護實施監督管理。縣級以上人民政府國土資源管理部門在同級環境保護行政主管部門協助下，對本轄區的地質遺跡保護實施監督管理。

【地質遺跡保護】地質遺跡保護劃分為以下七類：

對追溯地質歷史具有重大科學研究價值的典型地層剖面、生物化石組合帶地層剖面、岩性岩相建造剖面及典型地質構造剖面和構造形跡；對地球演化和生物進化具有重要科學文化價值的古人類與古脊椎動物、微體古生物、古植物等化石與產地以及重要古生物活動遺跡；具有重大科學研究和觀賞價值的岩溶、丹霞、黃土、雅丹、花崗岩奇峰、石英砂岩、峰 林、火山、冰川、隕石、鳴沙、海岸等奇特地質景觀；具有特殊學科研究和觀念價值的岩石、礦物、寶玉石及其典型產地；有獨特醫療、保健作用或科學研究價值的溫泉、礦泉、礦泥、地下水活動痕跡以及有特殊地質意義的瀑布、湖泊、奇泉；具有科學研究意義的典型地震、地裂、塌陷、沉降、崩塌、滑坡、泥石流等地質災害遺跡；需要保護的其他地質遺跡。

【地質遺跡保護區分級】對具有國際、國內和區域性典型意義的地質遺跡，可建立國家級、省級、縣級地質遺跡保護區、地質遺跡保護段、地質遺跡保護點或地質公園，以下統稱地質遺跡保護區。

地質遺跡保護區的分級標准；

國家級：①能為一個大區域甚至全球演化過程中，某一重大地質歷史事件或演化階段提供重要地質證據的地質遺跡；②具有國際或國內大區域地層（構造）對比意義的典型剖面、化石及產地；③具有國際或國內典型地學意義的地質景觀或現象。

省級：①能為區域地質歷史演化階段提供重要地質證據的地質遺跡；②有區域地層（構造）對比意義的典型剖面、化石及產地；③在地學分區及分類上，具有代表性或較高歷史、文化、旅遊價值的地質景觀。

縣級：①在本縣的范圍內具有科學研究價值的典型剖面、化石及產地；②在小區域內具有特色的地質景觀或地質現象。

【地質公園及其分級】地質公園（Geopark）是指具有特殊的科學意義、稀有的自然屬性、優雅的美學觀賞價值，並具有一定規模和分布范圍的地質遺跡發育區。它融合自然景觀與人文景觀並具有生態、歷史和文化價值，是為人們提供具有較高科學品位的觀光游覽、度假休息、保健療養、科學教育、文化娛樂的場所。同時也是地質遺跡景觀和生態環境的重點保護區、地質科學研究與普及的基地。因此，地質公園是保護地質遺跡、向公眾普及地球科學知識和促進地方經濟可持續發展的一種重要形式。地質公園可劃分為三級，即國家級、省級和市級。

【古生物化石】是指人類史前地質歷史時期形成並賦存於地層中的生物遺體和活動遺跡，包括植物、無脊椎動物、脊椎動物等化石及其遺跡化石。它是地球歷史的鑒證，是研究生物起源和進化等的科學依據。古生物化石不同於文物，它是重要的地質遺跡，是我國寶貴的、不可再生的自然遺產。它具有綜合價值：①為國內乃至國際研究動植物生活習性、繁殖方式及當時的生態環境，提供十分珍貴的實物證據；②對研究地質時期古地理、古氣候、地球的演變、生物的進化等具有不可估量的價值；③探索研究地球生物的大批死亡、滅絕事件，提供罕見的實體及實地；④有些特殊、特形化石其本身或經加工具有極高的美學欣賞價值和收藏價值，因此，在一定意義上，它也是一種重要的地質旅遊資源和旅遊商品資源。

國家對下列古生物化石和古生物化石產地實行重點保護：①已經命名的古生物化石種屬的模式標本；②保存完整或者較完整的稀有的古脊椎動物化石；③國內稀有或者在生物進化及分類中具有特殊意義的化石；④大型的或者集中賦存的重要古生物化石產地。

【古生物化石採掘管理制度】古生物化石的採掘管理制度是國土資源部第13號令發布施行的《古生物化石管理辦法》的核心內容。考慮到古生物化石所具有的較強的專業性，《古生物化石管理辦法》建立了專家評審與事後備案相結合的古生物化石的採掘管理制度，即科研機構、高等院校為了科學研究、教學和科學普及的需要，在國家級古生物化石保護區內採掘古生物化石的，由國土資源部組織古生物化石專家評審；在省級古生物化石保護區採掘古生物化石或者在省級古生物化石保護區外採掘重點保護的古生物化石的，由省、自治區、直轄市人民政府國土資源管理部門組織古生物化石專家評審。同時要求其在採掘活動結束後30日內，要將採掘獲得的全部古生物化石清單報採掘所在地的縣級人民政府國土資源管理部門備案。

【古生物化石與文物的區別】化石不同於文物，主要在以下幾方面：

（1）在屬性上，古生物化石指地質時期由於地質作用形成並賦存於地層中的生物遺體和活動遺跡，包括植物、無脊椎動物、脊椎動物等化石及其遺跡化石。它們是經過漫長地質作用形成的、不可再生的自然遺產。而文物是人類生產、生活保留下來的遺物。

（2）古生物化石的時間跨度是「史前」的地質時期。而文物的時間跨度是指「人類歷史以來」。

（3）在保護方法上，由於古生物化石與文物自然屬性以及保存狀態的差異，古生物化石除了保護實體外，更側重於產地保護，如建立保護區等，提供科學家研究生物及生活及埋藏環境。而文物側重於實體保護和博物館保護。

（4）在科學研究范疇上，文物研究屬社會科學類，而古生物化石研究屬自然科學類，前者屬考古學，後者屬古生物學。

（5）在科學研究用途上，古生物化石是地球歷史演變和生物演化的重要鑒證，而文物是人類文明和社會發展的見證。

【古生物化石出入境管理制度】古生物化石的出入境管理是有效制止古生物化石流失國外的必要環節。為打擊各種走私販賣古生物化石的活動，國土資源部第13號令發布施行的《古生物化石管理辦法》規定，因科學研究、教學、科普展覽等，需將古生物化石運送出境的，由國土資源部發放出境證明；對臨時入境、復帶出境的古生物化石的查驗、復驗，由國土資源部指定的機構負責；查驗、復驗相符的，由國土資源部發放出境證明。

【地質環境監測網路】地質環境監測是有效實施地質環境保護與管理的重要基礎性工作。完善地質環境監測網路並保障其正常運行，提供優質服務，已成為一項十分必要而緊迫的基礎性、公益性工作。地質環境監測網路建設是以城市、重要經濟、重大工程區、礦山和地質災害威脅較嚴重的地區為重點，以地下水位、水質和地質災害為主要監測對象，以調查——規劃設計——調整建設——日常監測與維護——信息數據處理——綜合評價——信息管理與發布為主線，最終形成與氣象、水文、海洋、地震和環保具有同等地位的全國六大公益性監測網之一，實現全國地質環境的有效監控。

地質環境監測要實現地質災害與地下水監測並重；地下水資源與環境功能監測並重；地質災害專業監測與群測群防相結合。監測成果面向政府，為地質環境管理與保護服務，為國家重大決策提供基礎支持；面向社會，為防災減災提供信息服務，為社會經濟可持續發展提供保障；促進調查評價與監測相結合，調查評價為監測提供背景條件，監測為調查評價提供基礎支持，形成三大監測網路、2個信息系統：

三大監測網路：以國家級地質環境監測網路為龍頭，帶動形成全國地質環境3級監測體系：地下水環境監測網路；重要地區地質災害專業監測網路；地質災害易發區群測群防監測網路。

兩個信息系統：通過地質環境基礎資料庫、地下水環境監測資料庫、緩變性地質災害監測資料庫和突發性地質災害監測資料庫的建設、完善與集成，建立基於GIS的預警與輔助決策支持系統和基於網路的監測信息分級管理與發布系統。

Ⅶ 地質資源

組成地質環境的物質在現有社會、經濟和技術條件下能夠為社會經濟所利用的就轉化為地質資源。反過來說，地質資源是構成地質環境的重要組成部分。因此，在開發利用地質資源時，既要考慮社會經濟的需要，又要考慮對地質環境的影響。一般來說，地質資源包括礦產、土壤、地下水、地貌景觀等。

(一)礦產

礦產資源的形成與分布在很大程度上受制於地質環境的形成及演化過程。由於區域地質歷史、地殼運動、岩漿活動和沉積環境的差異，礦產資源在地質環境中的分布也是不均衡的。根據成因，岩石分為沉積岩、變質岩、岩漿岩三大類，在不同的岩石中往往會形成不同的礦產。例如，煤炭、石油、天然氣、石膏等一般形成於沉積岩中;石墨、大理岩等一般形成於變質岩中;鎢、錫等金屬礦產一般形成於岩漿岩中。受地質構造運動的影響，在地殼沉降地區往往形成煤炭、石油、石膏、岩鹽等沉積型礦產;在地殼岩層褶皺隆起的地區，往往形成多金屬礦產。礦產的形成還與古地理條件有關。例如，在古生代早期，陸地上還沒有出現植物，所以在此之前不可能形成大煤田。古生代後期、中生代的侏羅紀和新生代的第三紀，分別是地球上三次出現大規模森林時期，形成了地質史上三個重要的成煤期。

礦產資源是社會經濟發展的重要物質基礎，人們的生產和生活都離不開礦產資源。根據其用途，礦產資源大致可分為4類:能源礦產、金屬礦產、工業礦產和建材礦產。能源礦產主要包括煤、石油、天然氣、泥炭等由地質歷史上有機物堆積轉化而成的化石能源和鈾、地熱等。金屬礦產是國民經濟、國民日常生活、國防工業、高科技產業必需的基礎材料和戰略物資，可細分為黑色金屬、有色金屬、貴金屬、稀有金屬、稀土金屬、分散元素等。工業礦產是具有特殊的化學或物理特性而用於不同工業用途的非金屬礦物或岩石，包括螢石、鉀鹽、重晶石等。建材礦產可用於工程建設和建造建築物，包括水泥用灰岩、高嶺土、石材(大理岩、花崗岩、玄武岩、輝綠岩、安山岩、凝灰岩、板岩)等。

(二)土壤

地殼表層岩石遭受風化作用後，形成鬆散的殘積物。殘積物表層通常是生物活動的場所。生物在生命過程中分泌和產生大量的有機質，有機質與殘積物不斷發生物理化學反應，殘積物逐漸演變，最終形成了今天的土壤。決定成土作用和土壤類型的主要因素是氣候、植被和岩石風化產物的成分。由於自然界地質環境組成、氣候和植被的差異，不同地區形成了各種各樣的土壤。不管是森林土壤、草原土壤，還是水成土壤，其基本物質組成主要包括:礦物質、有機質、水分、空氣和生物(圖1-2)。

圖1-2 土壤的基本物質組成圖

土壤為植物的生長提供了物理支撐和所需的水分與養分。土壤是綠色植物初始生產力建造的基礎之一，它既是農業生物生長發育的出發點，又是基本生物組成的歸宿地。研究表明:土壤地質環境狀況對植物的生長有明顯的影響。土壤中某些地球化學元素的不足或過量，會嚴重影響一些植物的正常生長。例如，土壤中鹽分含量過多時，只能生長少數耐鹽的植物，而不能種植小麥、玉米等農作物;在土壤和水源缺乏鋅元素的地方，種植的豆類作物容易落花落果造成減產等。人們通過比較土壤中地球化學元素和礦物質含量與農作物需求，可以確定不同地區種植各種農作物的適宜性，從而調整農業種植區劃與布局，促進農業增產增收。為了擴大農作物種植面積，人們研究出了很多物理、化學或生物方法來改良土壤，改善土壤地質環境。

土壤是陸地水分循環的紐帶，是水文過程的調節器和緩沖器。降落到陸地表面的大氣降水，除一小部分為植物冠層截留外，到達地面的降水首先滲入土壤，超過土壤入滲能力的降水形成地表徑流，匯聚進入地表水體。滲入土壤的水分，一部分蓄存於土壤根系層中形成土壤水資源，供植物蒸騰蒸發;另一部分在重力作用下，繼續下滲補給地下水，成為地下水的主要補給來源。在地下水淺埋區，在毛細作用下地下水也可上升進入土壤根系層，補給土壤水分，供植物蒸騰蒸發。由此可見，土壤是接納降水的主要場所，在超過土壤接納能力後，降水轉化為地表水和地下水，土壤性質對大氣水、土壤水、地表水、地下水、植物水「五水」轉化具有重要影響。在農業生產中，人們往往通過深耕、秸稈還田、覆膜等措施改變土壤狀況，間接起到調控水分的作用。

土壤對人類活動過程中排放的污染物具有一定的自凈作用。進入土壤的污染物，在土壤微生物、土壤有機和無機膠體等自然因素的作用下，經過一系列的物理、化學和生物過程，可使污染物在土壤環境中的數量、濃度或毒性、活性降低^［16］，從而減輕污染物對經濟社會的負面影響。但是，土壤的自凈能力是有限的。隨著時間的推移，當進入的污染物數量和速度超過了土壤的凈化能力時，土壤地質環境的自然動態平衡就會遭到破壞，導致土壤正常功能失調，土壤質量下降。

(三)地下水

地下水賦存和運移於岩土空隙中，其形成受到地質環境的制約。影響地下水形成的主要因素包括地形地貌、岩石性質、地質構造等。地形地貌決定了地下水的空間分布和運移，岩石性質決定了地下水的貯存空間，地質構造則決定了具有貯水空間的岩土儲水能力。地形平坦的平原和盆地，鬆散沉積物厚，降水形成的地表徑流易於滲入地下補給地下水，所以一般來說平原和盆地中地下水分布廣泛而豐富。堅硬岩石中的地下水存在於各種內、外動力地質作用形成的裂隙之中，分布極不均勻。鬆散岩層中的地下水存在於鬆散岩土顆粒形成的孔隙之中，分布相對較為均勻。

地表以下岩土空隙中的水分，按照其賦存狀態可分為土壤水(包氣帶水)和地下水。土壤水是陸地植物蒸騰和土壤蒸發的基本水源，它在供給植物生長發育需水的同時，積極參與水分循環。地下水處於潛水面以下飽和區，在重力作用下緩慢流動。從整個水循環系統看，地表以下非飽和區和飽和區水分運移有著天然不可分割的聯系(圖1-3)，劉昌明等將二者統稱為地中水(Subsurface water)^［17］。根據水量的交換關系和聯系強弱，土壤水和地下水的相互作用大致可劃分為以下3種情形:①地下水埋深大於其極限埋深，土壤水和地下水之間為單向聯系，土壤水始終下滲補給地下水。地下水極限埋深系指地下水不能上升至土壤上層，由潛水面上移流量開始為零時的地下水埋深。②地下水埋深小於其極限埋深，大於土壤根區深度，土壤水和地下水之間為雙向聯系，二者間的水量交換頻繁，地下水中的鹽分易在土壤表層積累。淺埋深地下水對土壤剖面的含水量和水勢分布有很大影響，是土壤發生鹽漬化的重要原因，也是地表生態格局變化的影響因子之一。同時，這種情形也增加了地下水遭受污染的風險。土壤中化學物質變化與地下水鹽動態密切相關。③地下水埋深小於土壤根區深度，甚至有時潛水面高出地表，土壤水與地下水之間作用強烈，土壤飽和狀態和非飽和狀態交替頻繁，土壤中的化學和生物過程與地下水變化緊密相關。因地下水位過高而形成的濕地即屬於這種情形。

圖1-3 土壤水與地下水水分運移與轉化示意圖

地下水是水資源的重要組成部分。與地表水相比，地下水具有分布廣、水量相對穩定、水質好、不易受污染等特點，在供給工農業和居民生活用水、支撐經濟發展方面具有重要的作用。

作為重要的生態因子，地下水在維持生態系統方面具有無可替代的作用。地表水生態系統(河道基流、濕地、泉水等)、河岸生態系統和陸地非地帶性植被都需要地下水的補給和維持。在我國西北地區，天然綠洲往往需要地下水的支撐，地下水位的下降和水質的惡化會給綠洲生態系統帶來嚴重影響。丘明新等通過對烏魯木齊柴窩堡地區植被類型及其發育情況進行調查後發現:草甸草場植被發育的優劣與其所處生境的地下水位密切相關。苔草草甸在地下水埋深1.15m時，蘆葦草甸在地下水埋深1.12m時，植被均發育不良;芨芨草草甸在地下水埋深大於2m時植被衰退;蘆葦草甸在地下水埋深大於2m時植被發育很差^［18］。

地下水，尤其是深層承壓水，還具有平衡地下壓力、支撐上覆岩土體的作用。人工抽汲地下水時，伴隨著地下水從含水岩組中，尤其從那些厚層的半固結淤泥、粘土層中排出，在上覆岩土體的壓力下顆粒間的孔隙被壓縮，最終表現為地面沉降。由於人工大量開采深層承壓水，地下水位過度下降導致粘土層被壓縮，是很多地區發生地面沉降的主要原因。

(四)地貌景觀

地質環境是地貌景觀的基礎，而地貌景觀是地質環境在地表的外在表現，也是地質環境對人類活動影響最直接、最顯著的部分。地質環境與其他環境條件相互作用形成了某一區域的特色地貌景觀。在地球演化的漫長地質歷史時期，由於內外動力的地質作用，形成發展並遺留下來的不可再生的地質遺跡，有著極為重要的科學價值和觀賞價值。地質遺跡不僅為生物演化、人類生存發展歷史及尋找礦產資源提供了豐富的實證資料，還為人們提供了回歸自然、修養身心的娛樂場地。根據其形成原因與自然屬性，地質遺跡一般可分為以下5種類型:①有重要觀賞價值和重大科學研究價值的地質地貌景觀。②有重要學術價值的地質剖面和構造形跡。③有重要科學價值的古生物化石及其產地。④有特殊價值的礦物、岩石及其典型產地。⑤典型的地質災害遺跡^［19］。地質遺跡作為一種地質資源，越來越多地被人們開發利用，將其科學價值、觀賞價值和教育價值轉化為社會效益和經濟效益，在經濟社會中發揮了越來越大的作用。社會發展表明:人類文明愈是高度發展，地貌景觀在人們生活中的地位就愈加重要。

Ⅷ 地下水的賦存條件

一、岩石中的空隙類型

岩石中存在著相互聯通的空隙，是地下水得以在岩石中賦存的前提條件。岩石中的空隙按成因和空間形態可以分為孔隙、裂隙和洞穴三大類（圖3-1）。

圖3-1 岩石中的各種空隙

孔隙：指鬆散岩石顆粒或顆粒集合體之間的空隙。岩石中孔隙的多少，可用孔隙度表示。孔隙度是指一定體積岩石中，孔隙體積所佔的百分比。

裂隙：指已固結的堅硬岩石在各種內、外應力和風化營力作用下而形成的破裂面間隙。按間隙的成因又可把裂隙進一步分為成岩裂隙、構造裂隙和風化裂隙。

成岩裂隙：指岩漿岩在其流動過程和冷凝過程中以及沉積岩在其固結過程中產生的收縮裂隙或層理裂隙。其中玄武岩的冷凝柱狀裂隙含水性能最好。

構造裂隙：指堅硬岩石在構造應力作用下而形成的裂隙。這種裂隙具有不同的力學性質和方向性，一般延伸較大，可出現在任何一類岩石中，是基岩區地下水賦存的主要空間。

風化裂隙：指岩石在物理風化作用或重力作用下所形成的各種裂隙。主要分布在近地表的地溫季節變化帶內（一般＜20～30 m），隨著深度增加裂隙數量減少，寬度變小，直到消失。

洞穴：指岩石中存在的直徑較大（一般＞5 mm）的孔洞或管道空間。按其成因可分為碳酸鹽岩的溶蝕孔洞和火山熔岩孔洞。對於碳酸鹽岩石和其他可溶性岩石中的洞穴，人們很早以前就認識到它們是可溶性岩石被水流溶蝕的產物。

對於近幾十年才發現的某些基性火山熔岩中的洞穴和地下廊道的成因，目前尚有爭論，但多數人認為它們的形成與熔岩中大量揮發成分氣體的溢出和熔岩流不均勻的冷凝作用有關。

岩石中裂隙的多少可以用裂隙率表示，裂隙率是指裂隙體積與包括裂隙在內的岩石體積之比值。除這種體積裂隙率之外，還可用面裂隙率或線裂隙率來說明裂隙的發育強度。岩石中洞穴的多少，則可用「洞穴率」來表示，當為可溶性岩石時，又可稱為「岩溶率」，其物理概念和裂隙率相同。

二、岩石空隙中水的賦存形式

岩石中的水存在以下幾種形式。

（一）結合水

是指因靜電引力而吸附於岩石顆粒表面或裂隙面（通稱固相表面）的水。由於固相表面對水分子的引力大於水分子自身重力，故結合水不能在重力作用下運動。但是它可轉化為氣態水而移動，同時它對土壤中的鹽類有微弱溶解能力，距固相表面較遠的弱結合水，也可被植物根系吸收。

（二）毛細水

是指地下水面以上包氣帶土層的細小孔隙通道中，因毛細引力作用而貯存的水體，毛細水層的厚度視各種土層的粒度大小而定，顆粒越小，毛細上升高度越大。粗砂的最大毛細上升高度只有2～5 cm，中細砂12～70 cm，粉砂70～150 cm，黏性土則可達到200～400 cm，甚至更大。

在毛細水帶內，由於毛細引力的作用強度大於水的自身重力的作用，故毛細水在包氣帶中只能隨毛細管上下移動，而不能在水平方向發生移動，也不能從水井中取出，但是毛細水可以被植物吸收，對維持土壤層濕度有重要的意義。

（三）重力水

是指岩石空隙中，能在重力影響下自由運動的那一部分水。人們從井、泉中取出的水和礦山坑道中排出的水都屬於重力水，因此重力水和人類關系最密切，它是水文地質學研究的主要對象。

（四）氣態水和固態水

在一切未被飽和的堅硬岩石和鬆散土層的空隙中幾乎都存在著氣態水。只要空隙是連通的，氣態水便可隨著空氣流動而流動，或者從水汽壓力（絕對濕度）大的地方向水汽壓力小的地方遷移。氣態水可在一定溫度條件下與液態水相互轉化，兩者之間保持動態平衡。氣態水不能直接被人類利用，但是它對保持土壤層的濕度和凝結水的形成具有一定意義。

固態水是指當岩石中的溫度低於0℃時，在岩石空隙中以冰雪形式存在的水體。固態水集中分布於高緯度地區和高寒山區的凍土層中。固態水層的厚度決定於當地年平均大氣溫度和岩層中的地溫分布特徵。厚度可由數米到200～300 m。在多年凍土區的外圍和凍土層的頂、底部，固態水可季節性的轉化為液態水。

三、岩石的水理性質

岩石的水理性質是指岩石與水分儲存、釋放和透過能力有關的物理性質。它是確定岩層含水與隔水性能的依據。

（一）容水度

容水度指完全飽水岩石所含水的體積與岩石總體積之比值。可用小數或百分數表示。容水度在理論上與岩石的孔隙度相當。

（二）含水量

含水量是度量包氣帶岩石含水多少的指標。一般用岩石中所含水的重量與乾燥岩石重量之比值表示，也可用兩者的體積比值表示。

岩石容水度和體積含水量之差稱岩石的飽和差；岩石容水度和重量含水量之差一般稱岩石的飽和度。兩者都是指岩石孔隙被水充填的程度。

（三）持水度

持水度是指飽水岩石在重力作用下釋水後，岩石保持的水體積與岩石體積之比。此時，保留在岩石空隙中的水，包括了結合水和毛細水。由此可知，岩石持水度的大小，主要與岩石顆粒大小有關，顆粒越小的岩石，滯留的結合水和毛細水越多，故持水度越大，反之亦然。

（四）給水度

給水度是描述飽水岩石在重力作用下給出水能力的一個重要指標。而岩石給出水的多少，又與岩石中地下水位的下降深度有關，故給水度的定義是當地下水位下降一個單位深度時，單位水平面積岩石柱體，在重力作用下釋放出的水體積。給水度可用小數或百分數表示。給水度的大小主要與岩石中孔隙的大小和多少有關，對於粗粒的鬆散岩石和寬度較大的裂隙岩層，重力釋水時，滯留於岩石空隙中的結合水與毛細水很少，故給水度在數值上與容水度接近，亦接近於岩石孔隙度。而對於顆粒細小的黏性土，由於重力釋水時，有大量結合水和毛細水不能排出，故給水度遠遠小於它們的容水度和孔隙度。

（五）透水性

透水性是指岩石允許滲透水流通過的能力，而表徵岩石透水性的定量指標是滲透系數，關於滲透系數的概念我們將在地下水運動規律中進行詳述。

岩石的透水性主要決定於岩石空隙的大小。當孔隙直徑（或裂隙寬度）很小時，結合水所佔據的孔隙空間越大，實際滲流的過水斷面就越小；孔隙壁上結合水對重力水的摩擦阻力也越大，故透水性就明顯變弱。反之孔隙直徑越大，透水性則越強。此外，對於裂隙岩石來說，由於含水裂隙常常在某一方向上發育，因此在沿著裂隙方向和垂直裂隙方向上的透水性經常很不一致。

四、地下水的埋藏分布

（一）包氣帶和飽水帶

從地表到地下的含水岩層之間，按岩石中水的存在形式，可以地下水面為界分為兩個帶（圖3-2），地下水面以下的岩層空隙，全部被液態水（包括重力水和結合水）所充滿，故稱為飽水帶。飽水帶中水體呈連續分布，故能傳遞靜水壓力，在水頭差的作用下，從水頭高處向水頭低處運動，飽水帶是供水和排水的主要研究對象。

圖3-2 包氣帶與飽水帶

地下水面以上的岩層孔隙中部分或全部充滿空氣，並直接與大氣相通，故稱包氣帶。包氣帶的下部一般均存在一個與地下水面直接相連接的毛細水帶。在包氣帶頂部的土壤層內，由於土壤具團粒結構，富含有機質，故也保持有少量的毛細水和結合水，此帶厚度不大，一般稱為土壤水帶。土壤水帶和毛細水帶之間的中間地帶，則主要為結合水，並為氣態水上、下運動和飽水帶地下水蒸發排泄以及大氣降水入滲補給地下水的通道。

（二）透水層、含水層和隔水層

按照岩層是否飽水和是否具備透水和給出水的能力，從水文地質意義上可把岩層分為三類：透水層、含水層和隔水層。

透水層：是指具有水流透過能力，但不飽水的岩層。透水層一般都位於區域地下水面之上的包氣帶內。

含水層：是指具有水流透過能力，處於飽水狀態，又能在天然狀態下給出水的岩層。但對於裂隙岩層，飽水的裂隙含水帶並不一定與某個層位的岩層分布一致，且其分布狹小、產狀多呈傾斜狀態，故其以「含水帶」稱謂更為合適。

隔水層：是指水流不能透過也不能給出水的岩層。（如各種緻密的黏性土層，裂隙不發育且閉合的泥岩、頁岩、岩漿岩等）。但是自然界沒有絕對不透水的岩層，有些岩層在天然狀態下不透水也不能給出水，但當其壓力條件改變後，則可透水和給出水，對於這類透水和給水能力極弱的岩層可稱為相對隔水層。

五、地下水按埋藏條件的分類

地下水的分類，是制定地下水勘探、開采方法與資源評價和管理方案的基礎，因此一直為水文地質學家所重視。這里所說的地下水分類，是指對人類生活、生產和全球水循環有直接意義的飽水帶中的地下水進行的分類。目前通用的有兩種分類方案：

第一，是按地下水埋藏的含水介質類型的分類。分類的依據主要是含水介質的空隙類型，也間接考慮了含水介質所屬的岩石類型。按含水介質類型，可將地下水分為孔隙水、裂隙水及岩溶水三大類，還可進一步劃分出一些過渡類型，如孔隙-裂隙水，裂隙-岩溶水。鑒於近年所發現的熔岩孔洞水具有特殊的形成條件和產出條件，故可作為一種單獨類型列出。各類地下水對應的岩石類型和空隙類型如表3-1所表示。

表3-1 地下水的介質類型

第二，是地下水分類方案，主要是以地下水的埋藏條件為分類基礎，具體的說是以含水層在地質剖面中所處部位和含水層與隔水層的相互組成關系為分類依據。據此，可將地下水分為潛水和承壓水二大類（圖3-3）。

圖3-3 潛水、承壓水及上層滯水

潛水：指地表之下第一個區域性隔水層之上，具有自由水面的飽水岩層。潛水沒有隔水頂板，潛水面直接承受大氣壓力。從潛水面到隔水底板距離稱為潛水含水層厚度；潛水面到地表的距離為潛水埋藏深度；潛水面上各點的高程稱潛水位。

潛水的主要特徵是與大氣圈及地表水圈有緊密聯系，它積極地參與水循環活動，潛水水面隨著地形起伏而變化，其水位和水質運動受控於氣象、水文因素的影響。

當潛水面之上的包氣帶中具有局部性隔水層分布時，其隔水層之上也可能有重力水滯留，這種局部分布的潛水，通常被稱為上層滯水。

承壓水：指充滿於兩個隔水層之間的飽水岩層中的水。承壓含水層上部和下部的隔水層分別稱作隔水頂板和隔水底板。頂、底板之間的距離為承壓含水層的厚度。

承壓水的一個最主要特徵就是含水層中的水體具有高於大氣壓的壓力，即當鑽孔揭露承壓含水層時，含水層的水頭（測壓水位）將高出隔水頂板。當水頭壓力高於地表時，承壓水則可從鑽孔中自流噴出（一般稱自流水）。由於含水層上面有隔水層覆蓋，因此承壓水的水面是一個虛構的面。只有從揭穿含水層的鑽孔中才能測定出含水層的水位值。

承壓水的另一個特點是，由於它受到上部隔水層的限制，故與大氣圈、地表水圈的聯系相對較弱，氣候、水文等環境因素對它的影響相對較小。正因為如此，承壓水一般不易受到污染，水質較好，人們普遍樂於開發利用承壓水。但是由於承壓含水層埋藏較深，水流運動滯緩，一旦污染則很難治理。

承壓水和潛水的另一個主要區別是，在接受補給或進行排泄時，含水層本身對水量增減的反應完全不同。對於潛水，當獲得補給時，隨著水量增加，潛水水位相應抬高，含水層厚度隨之增大；當水量減少時，則水位下降，含水層厚度減小。承壓含水層則不同，當獲得的補給量增加時，由於含水層受到隔水頂底板的限制，故增加的水量只能通過水的壓密及岩石孔隙的擴大而貯存於含水層中，但由於壓力增加，含水層的測壓水頭會相應抬高；當水量減少時，承壓水位將下降，含水層中水體積將膨脹，岩石孔隙將相應收縮。

Ⅸ 環境地質條件有哪些

參照《礦區水文地質工程地質勘探規范》GB 12719-91做。
6.1.1 區域穩定性調查，收集礦區附近歷史地震資料，調查新構造活動情況，分析其是否有活動性斷裂的存在。
6.1.2 調查礦區所處社會環境（建築物的類型、密度）和自然地理環境（旅遊區、文物保護區、自然保護區等）。
6.1.3 勘探礦區調查內容
6.1.3.1 調查、收集地表水、地下水的環境背景值（污染起始值）或對照值。
6.1.3.2 對礦區開發影響范圍的滑坡，崩塌，山洪、泥石流等物理地質現象進行野外調查。
6.1.3.3 調查地質體中可能成為污染源的物質的賦存狀態、含量及分布規律。
6.1.3.4 當調查區有熱（氣）水時，應查明其分布、控制因素、水溫、流量，水中氣體及化學疽分，了解熱（氣）水補給、徑流、排泄條件。
6.1.3.5 當礦體埋深較大（垂深＞500 m）應在不同構造部位選擇代表性鑽孔進行地溫測量，確定恆溫帶深度、溫度及地溫梯度。
6.1.3.6 礦區放射性調查
a. 礦區發現有放射性元素，但確認無工業價值時，應對其影響安全生產和環境污染作出評價。
b. 在鈾礦區應對有水鑽孔和地下水露頭取樣，測試水中放射性元素含量，同位素比值和化學成分，水文地球化學指標，研究其在水平與垂向的分布規律。

Ⅹ 地下水賦存與分布特徵

（一）外圍沖洪積平原區

雖然外圍沖洪積平原（不包括塔里木河沖積平原）呈環狀分布於盆地邊緣，但無論天山南麓還是昆侖山北麓，從山前戈壁礫石帶到溢出帶下游的細土平原區，地下水的賦存與分布都具有相似的變化規律（圖2-1、圖2-2），其特徵在乾旱區具有典型性和代表性。

圖2-1天山南麓東卻勒塔格山山前水文地質結構圖

1－砂、細砂；2－亞砂、亞粘土；3－卵石、砂礫石；4－泥岩；5－礫岩；6－砂岩；7－推測斷層；8－潛水面

圖2-2昆侖山北麓葉爾羌河沖洪積平原水文地質剖面圖

山前戈壁礫石帶是單一潛水分布區，含水層主要為砂卵礫石，岩性單一，厚度大，接受補給條件好，富水性強，單井出水量為3000～5000m³/d。因地形坡降較大，地下水徑流條件良好。地下水的埋深在山前帶一般為50～100m，向下游逐漸變小。地下水的TDS多小於1g/L，但盆地東部及南緣少數小河流域因出山口河水水質較差，地下水的TDS在1～3g/L之間。從開發利用角度來看，戈壁礫石帶地下水賦存條件最好，是開發地下水資源的重要戰略遠景區，是工業供水大中型水源地的理想選擇區。

溢出帶及下游細土平原是沖洪積平原地下水的主要排泄區，含水層呈多層結構，上部為潛水，下部賦存一層或多層承壓水。潛水含水層以粉細砂為主，富水性各地不一，單井出水量多為100～1000m³/d。潛水的TDS在溢出帶附近一般為1～3g/L。向下游細土平原區，因蒸發作用強烈，加之地下徑流不暢，使水位埋藏較淺地區潛水的TDS迅速升高至3～10g/L，某些地區達到30～50g/L甚至更高，地表積鹽嚴重，形成大片鹽鹼化土地，重者成為不毛之地。與潛水形成鮮明對比的是，除盆地東緣及東南緣（孔雀河、車爾臣河流域下游等）外，其它地區細土平原下部承壓水的TDS多小於1g/L，含水層富水性也好於上部潛水，向下游徑流過程中TDS升高速度較慢，較深部的承壓含水層甚至能夠深入沙漠腹地百公里以上（據本書後面的研究推測）。

從戈壁礫石帶到細土平原區，地下水賦存、分布條件及水質等具有明顯的水平和垂直分帶規律，其變化是一個漸變過程，前述僅對典型地段進行了概略總結，詳細情況可參見文獻（蔡春芳等，1997；段永侯等，1964；樊自立，1977）及盆地周邊地區的水文地質普查報告。

（二）塔里木河沖積平原區

塔里木河沖積平原呈東西向帶狀分布於塔克拉瑪干沙漠與天山北麓沖洪積平原之間，地勢平坦，地形低窪，下部賦存潛水，下部含水層的分布特徵至今不詳。

從已有調查勘探資料來看，受汛期河水的補給，在河床下部及兩側形成了一定規模的淡水帶，地下水的TDS多在0.5～1.5g/L之間。淡水帶的深度一般在50～100m之間。因沿岸各處水文、地質及水文地質條件的差異，兩側淡化帶寬窄不一，塔中公路大橋附近僅450～600m，大西海子水庫及上游一帶在1～3km之間，水庫下遊河谷中水流甚少，故淡水帶無一定寬度，但河床底部均有淡水分布。淡水帶外圍潛水及下部承壓水的TDS迅速升高至5～10g/L。

（三）塔克拉瑪干沙漠區

由於勘探程度的限制，前人的工作成果中（李文鵬等，1995），根據地貌及地表景觀等特徵，大致以北緯40°為界，將沙漠分為南北兩大沉積區：北部為東西向塔里木幹流形成的古老和近現代的沖洪積泛濫平原，南部為發源於昆侖山北坡的諸多水系形成的古老或近現代沖積湖積細土平原。本次EH-4物探勘測資料表明，沙漠公路200km里程碑附近（北緯39°44＇）100～250m深度內存在兩個上下疊置的透鏡體狀相對高阻值帶（詳見後敘），明顯反映為古河道特徵。由此，在沙漠公路一線，筆者將上述沉積區界限向南推移到北緯39°44＇。

1.北部沉積區

北部沉積區地下水主要受古塔里木河水系和天山山前平原地下水補給的影響。多期古河道中一般賦存有條帶狀淡水體，礦化度小於2g/L。沿沙漠公路1000m深度內的EH-4物探勘測資料表明，除古河道外，淺部100～200m內地下水的TDS平均大於15g/L，深部800～1000m為5～6g/L。其它地區目前尚未發現淡水的存在。從肖塘附近供水井和探坑揭露的水位以及南部古河道區地表植被生長狀況分析，沙漠公路140km里程碑（北緯40°）以北潛水的埋深普遍大於10m，以南多小於10m，低窪處僅1～3m。

2.南部沉積區

塔中油田及廣大沙漠腹地均屬南部沉積區，地下水主要接受昆侖山山前平原地下水的側向徑流補給。民豐北凸起至麻扎塔格山以南的沙漠邊緣地帶，下部一般存在承壓水，它們是細土平原區較深部承壓含水層的延伸，在古河道埋藏較深的地區，其深入沙漠腹地的距離可能更遠。據GS₂、GS₃、KT₁及KT₂孔資料，塔中地區250m之上為相對單一的鬆散孔隙潛水，之下為粉細砂與薄層粘土、亞粘土互層的半承壓含水層，水頭略高於上部潛水。

整個沙漠區內，除因民豐北凸起、麻扎塔格山和喬格塔格山的阻水作用使其北側小范圍內水位埋深較大外^［16］，其它地區潛水的埋深主要受地形控制。在風蝕窪地或壟間窪地內，潛水位一般埋藏較淺（圖2-3），多為1～3m，最深不超過15m。

圖2-3塔中聯合站實測水文地質剖面（李文鵬等，1995）

根據沙漠區石油勘探臨時供水井（井深80～100m，管徑200mm）資料，潛水含水層的單井涌水量約500m³/d，富水性屬中等偏弱。GS_２、GS_３和KT_１孔揭露的250m以下第四紀半承壓含水層的單井涌水量在255～765m³/d之間，富水性也屬中等偏弱。KT₂孔揭露了第三紀上新世半承壓含水層，取水段深度787.5～826.79m，降深16.97m時，涌水量為227.52m³/d。可以看出，第三紀半承壓含水層的富水性明顯弱於第四紀潛水和半承壓水含水層。

表2-1塔中地區不同深度地下水的TDS（g/L）

沙漠區表層潛水TDS多在3～10g/L，在水平方向上無明顯的分帶規律，但存在明顯的相對淡化帶（圖2-4），表層潛水的TDS小於5g/L。從GS₂、GS₃、KT₁和KT₂孔揭露的不同深度地下水的TDS來看（表2-1），沙漠腹地第四紀含水層地下水具有上咸下淡的變化特點，至第三紀半承壓含水層，地下水的TDS來又略有升高。在沙漠公路沿線，物探勘測結果也基本反映出上述特點。因此，這一垂向變化特點基本代表了沙漠區的普遍規律。

圖2-4塔中四油田及南部地區表層潛水TDS分區圖（李文鵬等，1995）

另外，發源於昆侖山的諸河流，在沙漠內遺留下眾多的古河道，古河道附近砂層的顆粒往往較其它地方粗且均勻，試驗資料表明其透水性也優於其它地方，水質也較好。沙漠中現代季節過水的河床（如和田河、克里雅河）附近潛水埋藏較淺，水質也較好，為淡水和微鹹水，屬沖淡型潛水（中科院塔克拉瑪干沙漠綜合科學考察隊，1983）。其它小型河流如尼雅河、牙通古孜河、安迪爾河等在沙漠邊緣的消亡地帶也具有上述特徵。

總體來看，沙漠區地下水的埋藏、分布及水化學特徵與古沉積環境密切相關，而古河道帶是最有利於和最有可能賦存淡水或微鹹水的地區。

盆地內3000m深度以下407個油田水樣的分析測試結果表明（蔡春芳等，1997），各層系（寒武繫到第三系）油田水的TDS為22～320g/L，平均為152g/L，遠高於海水的鹽度35g/L，為鹵水級。其中塔中石炭系油田水的TDS最低，主要為22～120g/L，平均84g/L；第三系油田水最高，多為190～200mg/L。上述結果一方面排除了沙漠腹地存在深層淡水的可能，另一方面也說明深層地下水與淺部地下水（1000m之內）之間基本沒有聯系。因此，對沙漠地下水形成及演化的研究，主要限定在第四紀含水層內。