地下工程赋存的地质环境有哪些

Ⅰ 地质体赋存环境条件改造

地质环境改造主要指的是改造地质工程中的地应力和地下水条件。地下水条件改造主要指地面防渗和地下水疏干，这是地质工程中防治地质灾害的老问题，但近年来又有了发展，如为了提高岩体强度，大力降低地质体中含水量，而出现了负压抽水技术。这一技术在边坡加固和竖井施工中，愈来愈多地发挥作用。这方面的技术比较成熟，而经验也比较多，故在这里不再详谈了。下面主要谈谈地应力改造技术问题。

地应力改造的基本原理可以用图10-6说明。图中斜线是代表岩体强度，图中大莫尔圆是地质工程开挖后形成的应力状态σ₁ 及σ₃。我们知道当莫尔圆位于地质体强度曲线下面时，则地质工程处于稳定状态，当莫尔圆超出地质体强度曲线时，地质工程就处于不稳定状态。为了保持地质工程稳定性，就是将地应力加以改造，使莫尔圆变小，使之位于地质体强度曲线下面，变不稳定地质体为稳定的地质体，提高地质工程稳定性。解决的办法有提高σ₃ 和降低σ₁。图10-6中a为提高σ₃ 后得到的莫尔圆，它位于地质体强度曲线下面，在改造后的应力条件下，地质工程显然是处于稳定状态；图10-6中b为降低σ₁ 后形成新的应力状态的莫尔圆，它也位于地质体强度曲线下面，经过地应力改造后，地质工程也处于稳定状态，达到了地应力改造的目的。

图10-6 地应力改造原理

地应力改造也有强化和弱化两种。为了强化地质体而进行的地应力改造有三套方法。

图10-7 提高作用于地质体上围限应力的技术措施

第一套即增加σ₃，应力转移及维持初始应力状态。提高σ₃ 是改善地质体强度、提高地质工程稳定性的常用方法之一。为了提高σ₃，通常采用的技术有支护和锚固两种（图10-7）。从理论上来讲支护是可以提高σ₃，但是很难做到支护结构与地质体构成紧密接触，故在实际工作中支护往往发挥不了提高σ₃的作用。这里经常存在着假象，这种假象使地质工程中常常存在地质灾害的隐患，故这种方法提高σ₃ 不如用锚固的办法来得更可靠。为了改进这一缺点，可以采取对衬砌与地质体接触面间灌浆的办法进行补救。用锚固技术提高σ₃ 一种是砂浆锚杆，另一种是用预应力锚索。预埋锚杆是提高σ₃的很好办法，近年来愈来愈受到重视。从概念上讲，预应力锚索是提高σ₃的最好办法，它可以根据设计施加所需要的围限应力σ₃，可以实现人工控制。

第二套办法为应力转移法。这个方法在地下工程建筑中可以发挥极大的作用。在高地应力地区地下工程破坏的主要方式为洞壁岩体切向应力过大引起洞壁破坏，我们可以采用减弱洞壁围岩刚度或增加洞壁围岩内部刚度的办法使洞壁处切应力向洞壁围岩内部转移，减少洞壁围岩表部的切向应力，也就是减少洞壁围岩表层内应力差，提高洞壁围岩稳定性。这两套技术愈来愈受到重视，现在已经形成了切缝和钻孔两种减弱洞壁围岩刚度的办法（图10-8），通过切缝或钻孔可以使洞壁围岩表部切向应力大大降低，而洞壁围岩表部降低的应力转移到围岩内部，围岩内部应力大大提高了。图10-9为切缝后应力变化的计算结果，计算结果表明，原型时洞壁切向应力集中系数为2.36～2.5，切缝后应力集中系数降低为0.25～0.35，效果十分明显。切缝技术仅适用于完整结构岩体，对碎裂结构岩体来说可能引起洞壁岩体连锁破坏，而钻孔技术则是对完整结构岩体和碎裂结构岩体都适用。钻孔改造应力技术的技术参数设计是一个很复杂的问题。

图10-8 洞壁切缝或钻孔使洞壁围岩内切向应力向围岩内部转移示意图

（a）洞壁切缝；（b）洞壁钻孔

图10-9 切缝后洞壁切向应力变化

图10-10 用硬包囊转移洞壁应力模型

关于提高围岩内部变形刚度使围岩内应力向里转移的办法，现在仅仅是从原理上提出了一个技术方案，就是向地质体内部注射浆液在地质体内部形成硬包囊，提高地质体内部的刚度，使应力向内转移（图10-10）。这在目前来说还没有实践经验，在技术上、经济上可行性如何还有待于探讨。

第三套办法实际上是维持初始应力状态的办法。如图10-11所示，这个办法实际上是在未开挖之前在开挖线里面预埋上锚杆，当预埋锚杆外面的地质体被开挖时，预埋锚杆限制地质体卸荷回弹，这就等于预埋锚杆对地质体施加一个围限应力σ₃，实际上这是维持初始应力状态的一种办法。因为锚杆存在着弹性变形，所以预埋锚杆不能100%地维持初始应力状态，经过预埋锚杆处理后的地质体内部的应力状态要比初始状态略低一些。这个方法在地质体改造中有很多用处，它可以用于限制高地应力地区坝基清基岩体开裂（图10-12）、提高边坡陡度（图10-13）、限制地下洞室收敛变形等。

图10-11 预埋锚杆维持初始地应力原理

a—开挖前预埋锚杆；b—开挖后预埋锚杆作用原理

图10-12 用预应力锚杆限止高地应力地区坝基清基引起岩体开裂

图10-13 用预埋锚杆减少边坡开挖

a—原开挖方案；b—用预埋锚杆处理边坡方案

上面谈了地质体改造的一般原理和技术，在具体地质工程中究竟采用什么方法和技术，应根据具体情况而定。有时采取对岩体材料、岩体结构改造为宜，有时采取对环境应力条件改造为宜，究竟采用哪一种办法，将取决于技术可能性和经济合理性。下面以地下工程为例再作些进一步的说明。

地下工程的破坏有的受岩体材料控制，有的是受岩体结构控制，有的是受环境应力控制。随此，防治地下工程破坏的技术措施有时采用岩体材料改造，有时采用岩体结构改造，有时采用环境应力改造技术。当地下洞室组成岩体为块裂结构岩体和板裂结构岩体时，为了保证地下洞室稳定性，首先应采取岩体结构改造技术对岩体结构进行改造。对块裂结构岩体和板裂结构岩体的岩体结构的改造技术前面已经说过了，在此不再重复。如果岩体属于完整结构和碎裂结构岩体时，首先应考虑采用地应力改造技术，局部地方可以考虑进行岩体结构改造。可用于地下洞室地质改造技术方案，一般来说，有如下一些。

（1）支护：支护作用是提高σ₃，它系借助于限制洞壁围岩开挖回弹变形形成σ₃，对洞壁围岩施加σ₃。

（2）喷射混凝土：它的作用是愈合洞壁表层围岩岩体裂缝，增加洞壁围岩表层抗拉强度，它属于一种柔性结构，允许洞壁围岩产生一定量变形。

（3）锚固支撑环：它是由短锚杆构成的加固环，锚杆本身可以对洞壁围岩施加σ₃，而锚固体形成的支撑环对其里面的地质体又施加有附加的σ₃，这种技术对完整结构岩体和碎裂结构岩体都比较适用。

（4）预应力锚索：这种技术一方面具有对围岩施加人工可控制的σ₃的作用，特别是对分割岩体的结构面施加σ₃ 最为有效，也对分离块体具有牵引作用，它常用于块裂结构岩体的加固处理。

（5）预埋锚杆维持初始应力技术：它可用于掌子面前方超前加固，因为施工比较麻烦，故不常用，而在边坡工程中采用维持初始地应力状态，提高边坡角时会用到。

（6）卸载环：这是近年来兴起的改变地下洞室稳定性的一项技术。可用切缝法和钻孔法降低洞壁围岩刚度，使洞壁处最大切向力向岩体内部转移，减少洞壁围岩表层主应力表差，即减小（σ₁-σ₃），提高洞壁稳定性。

这些技术究竟选用哪一种，在设计时应进行技术经济论证。

高地应力地区地质工程问题除地下工程外，还有许多问题，如坝基问题、边坡问题等。高地应力地区坝基承载力一般问题不大，而在坝基开挖清基的时候常常遇到一个麻烦。如1978年河南省正在施工的金刚台坝址，坝基由花岗岩组成，清基时清掉一层就又开裂一层，自动剥皮。这是高地应力作用的结果，当时没有更好的解决办法，只是建议他们不要再挖了，立即回浇混凝土，把它压住，然后在坝基内进行固结灌浆处理。以现在的技术处理的话，看来采用预埋锚杆的办法来防止它的开裂是比较好的。又如二滩电站坝基的地应力很高，将来坝基开挖过程中很可能也出现金刚台现象。我们建议用预埋锚杆办法解决。如图10-12所示，在坝基开挖前，在开挖深度线以下预埋上砂浆锚杆，在开挖后岩体产生回弹，使锚杆内产生拉应力，这样就可以防止剥裂发生。锚杆设计要求必须保证锚杆的抗拉能力大于岩体的回弹力，这就要求合理地给出锚杆的直径、间距、长度。我们国家许多地区都是高地应力地区，西南地区高山峡谷中修建电站肯定要出现这个问题。剥裂的深度与坝基尺寸有关。坝基越宽剥裂的深度越大，预埋锚杆的深度必须超过剥裂带的厚度。

在高地应力地区开挖边坡时也会遇到一些特殊问题，如金川露天矿曾产生巨大的倾倒变形，主要是开挖卸荷使板裂岩体内部产生松弛变形引起的。过去只把倾倒变形的原因归结于岩体结构，这是对的，但这不是全部。产生倾倒变形还有一个原因，这就是开挖卸荷，卸掉水平向支撑的地应力，板裂岩体很容易产生向外错动变形，反倾向边坡就表现为倾倒变形。可以利用预埋锚杆进行防治。预埋锚杆的办法实际上是维持开挖前的地应力状态的一种办法，利用这种办法我们可以防止由于开挖引起地应力的变化而导致岩体破坏，保持岩体稳定。利用这个原理我们曾对漫湾电站溢洪道边坡提出过这种建议，该边坡原设计选定为40°边坡角，边坡开挖高度达120m，我们到现场看了以后，建议用预埋锚杆的办法处理，将边坡角放陡到80°，因为有一组倾向边坡外的节理的倾角为80°，这样边坡高度就变为如图10-13所示的30m左右了。这样，作第一大大地减少了挖方量；第二减少了对环境的破坏；第三也减少了后期的维护工作，事实证明这是很经济的一个办法。

地质改造是正在兴起的一项技术，地质工程建筑愈来愈离不开这项技术，我们可以借助这项技术，实现在复杂的地质条件下的地质工程建筑，这是十分值得倡导和推广的一项技术。

Ⅱ 土体赋存环境

土体作为一种地质体有其特有的赋存环境。土体是赋存于一定的地质环境中，它不是脱离地质环境而赋存于大气中的。作为土体浅部也赋存于大气环境中，但它仍没有脱离开地质体的环境。作为地质体的一部分的土体总是赋存于一定的环境应力、环境水和气体环境中，即土体赋存环境因素有3个：地应力、地下水和空气。在研究土的固结曲线时人们早就发现土的固结曲线有如图4-1所示的两种类型，即正常固结曲线和超固结曲线。正常固结曲线是土体在连续沉积的条件下形成的产物，即土体在其形成过程中形成了自己的应力环境。正常固结土体中的应力系土体在自重作用和侧胀作用下形成的，即土体中的垂直应力为其上覆土体质量。设土体自重为 γ，上覆土体厚度为 h，则土体中垂直应力为σ_z：

地质工程学原理

其侧向或水平向应力为σ_h：

地质工程学原理

在土体中含水量较低时，低于4%～6%时土体处于一定的弹性状态，则侧向应力系数为

地质工程学原理

式中μ为泊桑比。当土体中含水量较高时，则土体处于一定的塑性状态，这时形成土体的侧向应力系数为

地质工程学原理

上述方法仅适用于正常固结的土体状态。

图4-1 原状土固结曲线

关于超压密状态以下土体中的应力状态比较复杂，目前仍假定与正常固结土体中应力计算方法相同，即：

地质工程学原理

式中γ′为超压密状态土体的自重。

地质工程学原理

其侧压力系数仍采用

地质工程学原理

图4-2 黑城河No.2试坑黄土重度的变化

实际并不一定是这样，超固结土体一般为上覆土体被剥蚀掉而残存的土体，这种土体中有的可能残存有较高水平应力。如图4-2所示，上部新黄土中的应力可采用正常固结土体应力计算公式来估算，而其下部的老黄土显然是经过剥蚀而残存的。西北地区老黄土曾经历过构造挤压作用，产生过褶曲和断裂，存在有大量的节理，而且节理多正交。这表明它曾经历过构造应力作用，且中间主应力面为垂直的，最大和最小主应力为水平的，也就是说最大水平主应力曾经高于土体中的垂直应力。原生岩石有一个特点，即对地应力有记忆能力，因此历史上经历的地应力能被记忆下来。土体是否有这种能力，目前没有研究。估计土体的记忆能力远不如岩石强，但是还是会存在的，且土体密度越大，记忆能力可能越大。这里有一个问题，土体中含水量可能像温度一样具有退磁性能一样，对土体中构造应力存在有退应力能力。至于能退掉多少，保留多少应该通过实际测量来确定。估计土体中还是可能存在一定量的残余构造应力的，这个问题对在土体中建筑地下工程和竖井工程具有重要影响。应该研究土体中应力测量问题，特别是对深埋地下工程和深挖竖井工程来说更为重要。因为浅层土体中构造应力很可能松弛掉，深层土体中地应力就不一定会全都松弛掉，很可能还保留一部分，且还存在各向异性。如果不了解这一点，而按正常固结土体中应力计算，很可能作出错误的设计结果，施工时将出现严重的塑性变形和塌方破坏事故（如大寨岭隧道施工时曾产生大量收敛变形）。这是应该引起重视的一个问题。

土体中的水，包括重力水和吸附水两部分。吸附水前面已经讲了很多，这里就不讨论了，下面重点讨论重力水。土体赋存于重力水环境中时，由于水的浮力作用，土体中有效应力减小了。水的应力或者水的浮力可用下式表示，即：

地质工程学原理

式中：γ_w为土的湿重度，通常等于1；h为水深或水柱高，则处于水深为h的土体内有效应力σ₀为

地质工程学原理

由此，使水下的土体强度降低了，即

地质工程学原理

其减小量为

地质工程学原理

式中：φ_w及C_w为饱水土体抗剪强度参数。这就是土体中水的孔隙压作用。因此在水下建筑地质工程时，必须考虑孔隙压效应。为改善土体强度常采用疏干地下水的办法，其原理就在于此。

重力水在其内部水动力差作用下，可由压力高方向向压力低方向运动，其运动速度v与水力坡降i和土体的渗透系数k有关，即

地质工程学原理

这是达西方程，进一步研究发现，这个方程对砂性土是合适的，而对粘性土就不一定合适。有人提出对粘性土来说不是线性，而是与有关iⁿ，即

地质工程学原理

可是目前地质工程实际中仍用线性方程。还有一个问题需要提一下，这就是比较致密的粘性土，必须高于一定的水力坡降才能产生渗流运动。如图4-3所示，I₀为起始渗流坡降，如此则达西方程应进行初始水力坡降改正。改正后的达西方程为

地质工程学原理

初始水力坡降可通过试验求得。渗透法则也是土体力学三大法则之一。

作为土体赋存环境的第三个因素为空气，土体上部总是或多或少的赋存于空气之中。赋存于空气内的土体内也含有水，是吸附水，常常以含水量来表示。空气流动可减低土体的湿度，也可以增加土体的湿度。当土体内空气湿度高于地表上的空气湿度时，它可以通过蒸发使土体内湿度降低；如果土体内空气湿度低于地表上空气湿度时，又可通过水汽运移使土体内湿度增加。还有一种情况，特别在夏天空气湿度较高土体温度较低时，通过水汽凝结作用空气中水分凝聚在土体表面，然后通过水膜转移作用向土体内部运移，改变着土体湿度状态。毛细管作用也可以改变土体湿度，地下水位以上的土体里有这种现象，这一带仍属于空气带。

图4-3 土体渗透特性曲线

上述三种土体赋存状态，地应力、地下水和空气对地质工程建筑有重要影响。在土体地质工程建筑中，必须给予重视。

Ⅲ 地下水赋存条件

地下水赋存规律与地下水赋存状态和地质体结构密切有关。上面已经谈到，地下水按其赋存状态可分为吸附水和自由水，吸附水可以改变岩体和土体的物理力学性质，自由水可以改变岩体和土体中的应力状态。吸附水既可以来自渗透水的补给，又可以来自凝结水的转移。渗透水补给比较好理解，如大气降水渗入地下，经过水分转移而转变为吸附水，这种水运动主要靠分子吸引力作用。凝结水一般不受重视，它是空气中的水分由于温度差异则凝结在矿物颗粒表面，逐渐向里转移，使岩体和土体的含水量增大。如果地质体原始湿度较低时，由于凝结水吸附结果，地质体表面含水量高，愈往里面愈低。这种现象夏天在地下洞室的围岩里表现得十分清楚。如在粘土岩中新开挖的地下洞室，开挖时岩体中含水量仅为2%～3%，而过一些日子后，由于凝结水作用，洞壁表面含水量可高达12%～14%，在深到5～6m处达5%～6%，而深到10m时则就等于原始含水量2%～3%了。这一结果表明，粘土岩的原位试验结果，并不一定能代表实际岩体的力学性质，这一点要特别注意。相反，如果岩体和土体的原始含水量高，在夏天，在蒸发作用下岩体和土体表面含水量可以散失，而表层含水量可以低于里面的含水量，表面部分可以低至2%～3%，向里逐渐增高，大约深至5～6m，就与原始含水量一致了。上述表明，地质体中的吸附水含量是可以变的。为了正确评价地质体的力学特性，必需认真地研究地质体中的含水量问题，不仅要研究它在空间上的变化，而且还要研究它在时间上的变化。

水文地质学中研究的地下水实际上指的是自由水，主要是重力水。重力水实际上就是狭义的地下水，故常把重力水泛称为地下水。地下水在地质体中按流动方式来分，主要有三种类型：①孔隙水；②裂隙水；③管道水。在一个地区地质体常被隔水体分割成为几个含水体，含水体和隔水体称谓水文地质单元；含水体和隔水体的组合称谓水文地质结构。根据地下水赋存、埋藏条件及运动规律，以地质体结构为基础，可将地质体划分为若干种水文地质结构类型，谷德振教授划分为如下表所示的6种水文地质结构。

表6-3 水文地质结构类型

著者将表6-3所列的6种水文地质结构又可以归并为4种：①统一含水体；②层状含水体；③脉状含水体；④管道含水体。

现将这4种水文地质结构的地质体地下水活动特征简述如下。

（1）统一含水体内的地下水特征：这种水文地质结构主要见于没有隔水体的河间地块地质体中。它可以是孔隙统一含水体亦可以是裂隙统一含水体。其补给来源主要是靠大气降水，其运动方式遵循达西法则，其运动速度受潜水面的水力坡降和地质体的渗透性控制。

（2）层状含水体内的地下水特征：它的特点是夹于隔水层之间。地下水补给、运行、排泄严格地受隔水层控制，多半是远缘补给，顺层运行，远缘排泄。它可以由大气降水补给，亦可由河湖补给，它可以排泄于河湖和统一含水体，亦可以以泉的方式溢出地表。这种含水体内的地下水有的为无压水，多数为承压水。在有多层层状含水体时，在地下水勘察中要特别注意鉴别各个含水层的水是无压，还是有压，地下水水位测量十分重要，应该采用分层止水技术对各层地下水水位进行测量。

（3）脉状含水体内的地下水特征：它主要存在于切割隔水体的断层破碎带或结构面内，含水体状况主要受断层发育情况控制，也可以把它视为陡倾角产状的层状含水体。而这种层状含水体可以有很多分支，成为脉状含水体系。脉状地下水系往往与统一含水体、层状含水体相通，因而使他们成为脉状地下水的补给、排泄场所。

（4）管道含水体内的地下水特征：它主要发育于喀斯特化岩体内，是一种喀斯特水，它是由大气降水补给，沿喀斯特管道流动，以喀斯特泉的方式排泄。这种地下水比较复杂，对厚层碳酸岩发育地区应该重视这种地下水活动。

还有一种概念需要说明一下，上面是以含水体和隔水体为单元研究了水文地质结构。我们知道，含水体必然是透水体，但是反过来，透水体不一定都是含水体，很多情况下是不含水的，但是地下水可以在它里面变动（孙广忠，1988）。著者在《岩体结构力学》里面提出了岩体水力学结构的概念。这个概念是以透水体（层）和隔水体（层）为基本单元，划分为岩体水力学结构。这种划分对地质工程研究具有重要意义。著者分析了地质体透水和隔水特征，提出了作为地下水活动通道的透水体有3种主要类型：

（1）孔隙透水体（层）；

（2）裂隙透水体（层）：①块状裂隙透水体；②层状裂隙透水体；③脉状裂隙透水体；

（3）管道透水体。

与此相应的隔水体也有3种主要类型：

（1）块状隔水体；

（2）夹层或带状隔水体；

（3）层状隔水体。

层状隔水体是连续的，有效的隔水体。夹层状隔水体与带状隔水体在空间上常呈不均匀分布，常存在渗漏窗口或薄弱环节，在高水头作用下常被击穿而形成渗漏通道，这个问题在地质工程研究中要特别给予重视。

Ⅳ 地质环境条件

青岛市地处山东半岛西南端，东南濒临黄海，西、北与潍坊市、烟台市接壤，西南与日照市相邻，位于东经119°པ″～120°57འ″，北纬35°34཈″～37°09༼″。辖七区(市南、市北、四方、李沧、崂山、城阳、黄岛)、5个县级市(即墨、胶州、莱西、平度、胶南)。全市陆域总面积10654km²，海岸线全长730km。

在漫长的地质历史时期，经过多种形式的地壳运动和地质营力的作用，形成了山地、丘陵、平原、河流、湖泊、海洋等不同的地貌形态，不同岩性地层经风化、剥蚀、搬运作用在不同的沉积环境下沉积，形成了不同的土壤，造就了该区特有的地质环境背景。

一、地形地貌

青岛市地形总的特征是南北两翼隆起，东高西低，中部低陷。区内主要有三大山系:分别是东南的崂山山脉，主峰海拔1132.7m，山势陡峻，向西南绵延至青岛市区，北至即墨市东北部，为山东省第三高峰;北部的大泽山山脉，主峰海拔736.7m;西南部的大、小珠山、铁镢山等组成的胶南山群，主峰海拔724.9m。山系之间为胶莱盆地，地势低平，海拔一般小于50m，第四系松散堆积物主要存在于各大小河谷之中。区内山丘面积4950km²，占陆地总面积的46.46%;平原洼地5620km²，占52.75%;其他84km²，占0.79%。

区内地貌按其成因类型及形态特征可划分为剥蚀构造地形、构造剥蚀地形、剥蚀堆积地形和堆积地形四类(图12-1)。

二、气象水文

1.气象

青岛市属华北暖温带季风性大陆气候，由于受海洋环境的影响和调节，具有较明显的海洋性气候特点，空气湿润，气候温和，雨量较多，四季分明，具有春迟、夏凉、秋爽、冬长的特征。据青岛市百年来气象观测资料统计，青岛市多年平均降水量为677.95mm(1898～2002年)，1996～2002年平均降水量为647.8mm，降水特点是年内各季分配不均，汛期(6～9月)占70%～76%，多集中于几次暴雨，枯水期(3～5月)占13.5%，平水期仅占5.02%;年际间降水量变化悬殊，枯水年系列持续时间较长，最大值比最小值多近1000mm，比值一般在3～4倍;在地域上，从沿海至内陆呈递减趋势，在山区具垂向分带性，自高向低递减。2002年属50年一遇的特枯年，年降水量仅为463.8mm。

图12-1 青岛市地貌类型图

青岛市多年平均蒸发量为1410mm，月平均最高值出现在5月份，为175mm，内陆蒸发量大于近海地区。

2.水文

青岛市共有大小河流224条，流域面积大于100km²的有33条，按流域可分为大沽河、北胶莱河及沿海诸河三大水系。大沽河源于招远市阜山，在莱西市道子泊村北500m处入境，流经莱西、平度、即墨、胶州各市和城阳区，于胶州市营房镇码头村南入胶州湾，干流全长179.9km，流域面积6131.3km²，青岛市境内流域面积4850.7km²，占总面积的79.11%，主要支流有小沽河、洙河、五沽河、流浩河及南胶莱河等。北胶莱河源于平度市宅科乡姚家村分水岭北麓，沿平度市与高密市、昌邑市边界自东南流向西北，于新河镇大苗家出境入莱州湾，全长100km，流域面积3978.6km²，青岛市境内流域面积1914.0km²，境内主要支流有泽河、龙王河、现河和白沙河等。沿海诸河独流入海的较大河流有白沙河、城阳河(即墨境内称墨水河)、洋河、王戈庄河(风河)、白马-吉利河、周疃河(莲阴河)等。

青岛市现有大型水库3座，中型水库21座，其中较大水库有:产芝水库、尹府水库、棘洪滩水库、崂山水库等。

三、区域地质概况

1.地层岩性

青岛市出露的地层除第四系松散地层以外，主要为中生代白垩系和古元古代变质岩系，第三系为隐伏地层。现简述如下:

(1)古元古界(Pt)

主要出露荆山群(Pt₁J)及粉子山群(Pt₁F)。

荆山群主要分布于胶北隆起莱西南墅镇、平度明村镇及云山镇和胶南王台镇等地。属角闪麻粒岩-角闪岩相变质，主要岩性为大理岩、黑云变粒岩、长石石英岩、浅粒岩、斜长角闪岩、透辉岩、石墨变粒岩、片麻岩等。

粉子山群主要分布于平度灰埠，属高绿片岩相—低角闪岩相变质，岩性主要为黑云变粒岩，斜长角闪岩、浅粒岩、长石石英岩、透闪大理岩等。

(2)中生界白垩系(K)

自老至新分为莱阳群(KL)、青山群(KQ)和王氏群(KW)，广泛分布于本区中部台陷区。

莱阳群主要分布于胶州、胶南、即墨等地，为一套陆相粗碎屑—细碎屑的洪积相—河流相—河湖相沉积，由砾岩、砂岩、粉砂岩、长石砂岩及含砾中粒岩屑砂岩等组成。

青山群主要分布于胶州、河套、红岛、楼子疃—丰城一带及莱西、灵山卫镇等地，为一套陆相火山爆发相、溢流相的中基性—中性—酸性火山岩系，下部岩性为流纹质含角砾熔结凝灰岩、岩屑玻屑凝灰岩;中部岩性为安山岩、玄武安山岩夹安山质火山角砾岩、角砾集块岩等;上部为玄武粗安岩夹砂砾岩。

王氏群主要分布于胶州市至上马镇以北直至古岘、莱西广大地区，为一套陆相紫红色碎屑岩间夹玄武岩沉积，下部岩性为钙泥质粉砂岩夹钙质细粒长石砂岩、细粒长石砂岩，上部为杏仁状玄武岩、拉斑玄武岩及伊丁石化安山玄武岩。

(3)新生界

古近系五图组主要隐伏于平度南大洼，由砾岩、砂岩、页岩和泥质岩等组成。

第四系广泛分布于现代河流两侧、山前、入海处及准平原地区，为更新—全新统冲积、洪积、冲洪积、残坡积、海积、海陆交互堆积及人工堆积等松散堆积层。其中冲积和冲洪积层最具供水意义，主要分布于较大河流的中下游和山前地带，厚度一般10～20m，最厚可达25～30m;多具双层结构，上部为黏质砂土及砂质粘土，下部为不同粒径的砂及砂砾石层，其中有泥质夹层，边缘地带有坡积层楔入，结构较为复杂。河流愈小，砂层愈薄，分选性差，相变大;上游为花岗岩分布区，砂层颗粒较粗;在河口附近及近海洼地，冲积层中常有海相沉积夹层，岩性为淤泥、淤泥质粘土、淤泥质砂等，厚度一般小于5m。

青岛市的侵入岩主要发育有新元古代晋宁期、震旦期和中生代燕山晚期，可归并为7个单元，主要分布在崂山、大泽山及大、小珠山等地。

2.地质构造

青岛市地处华北板块南边缘胶南-文威造山带日照隆断东北部的鲁东隆起、胶莱坳断2个Ⅲ级构造单元。区内主要构造形迹为褶皱构造、韧性剪切带及脆性断裂构造，其主体方位为北东东向，次为北东向和东西向。区内脆性断裂构造具控水作用，其方向错综复杂，除部分继承古老断裂构造外，多形成于燕山晚期，为北西—南东向水平挤压应力及垂向上隆所导致的水平压力共同作用的结果，具多期活动的特点，可归纳为四组共轭断裂构造体系:①近EW(75°～85°)与近SN(5°～10°);②NEE(55°～65°)与NNW(330°～340°);③NNE(20°～25°)与NWW(290°～300°);④NE(30°～45°)与NW(300°～320°)。其中北东东、北北东及北东向力学性质多属压扭性，与之对应的共轭断裂多呈张性。

四、区域水文地质概况

1.含水岩组的划分与地下水赋存条件

根据水文地质特征的不同，青岛市地下水可划分为松散岩类孔隙水、碎屑岩类孔隙裂隙水、喷出岩类孔洞裂隙水、碳酸盐岩类岩溶裂隙水及块状、层状岩类裂隙水等几个含水岩组，其中以松散岩类孔隙水含水岩组为主，供水能力较强。

松散岩类孔隙水含水岩组:主要分布于大沽河、白沙河—城阳河、白马-吉利河、王戈庄河、洋河、周疃河、张村-李村河等大小河流中下游河谷平原和大泽山西南侧山前平原，含水岩组主要由第四系冲积、冲洪积层不同粒径的砂及砂砾石组成，厚度一般5～15m，透水性强，水量丰富，单井出水量可达1000m³/d以上，水位埋深一般2～4m，水力性质基本属于孔隙潜水，局部地段在高水位时具弱承压性，其中大沽河、白沙河—城阳河为青岛市重要供水水源地，其余各流域为当地主要供水水源地。

碳酸盐岩类岩溶裂隙水含水岩组:主要分布于平度、莱西，胶南王台也有少量分布，含水岩组为粉子山群中的大理岩，一般呈夹层或透镜体产于其他变质岩中，质地不纯，多为蛇纹石化大理岩、白云石化大理岩、透辉石大理岩等。裂隙比较发育，深度一般限于100m以内，含较丰富的岩溶裂隙水，特别在构造及地貌条件有利地段，富水性尤强，单井出水量一般大于500m³/d，最大超过1000m³/d，水质良好。但因分布面积过小，供水局限性较大。

喷出岩类孔洞裂隙水含水岩组:主要分布于即墨、胶州、莱西、城阳境内，含水岩组为青山群和王氏群中的玄武岩类，孔洞和裂隙比较发育，深度一般为30～50m，富水性较强，单井出水量为500～1000m³/d，且水质良好，常含有益于人体的微量元素(如Sr、H₂SiO₃、Zn等)，可形成小的水源地为局部地区供水。

碎屑岩类孔隙裂隙水含水岩组:主要分布于胶州、即墨、莱西等地，含水岩组为白垩系莱阳群、王氏群砂岩、砂页岩及凝灰质砂页岩，由于其孔隙和裂隙均不发育，透水性、富水性均很弱，单井出水量一般小于50m³/d，供水意义不大。

块状、层状岩类裂隙水含水岩组:主要分布于崂山、大泽山及胶南大片地区，含水岩组为花岗岩、花岗闪长岩、片麻岩、变粒岩、片岩等。风化带深度一般不超过30m，富水性弱，单井出水量小于30m³/d，局部构造裂隙密集带比较富水，单井出水量可大于100m³/d，最大可达500m³/d，但分布极不均匀，仅能为局部供水。

2.地下水补给、径流、排泄条件

青岛市地下水主要为第四系松散岩类浅层孔隙水，局部为少量脉状构造基岩裂隙水，大气降水为其主要补给来源，地下水的运动方向与地形坡降、地表水系基本一致。大气降水、地表水、地下水三者联系密切，转化关系明显。

从区域水文地质分区来看，本区属鲁东低山丘陵水文地质大区(Ⅲ)，综合考虑区内地质、构造、地貌、地下水特征等因素，可分为3个水文地质亚区，即胶北低山丘陵水文地质亚区、胶莱盆地水文地质亚区、崂山—胶南中低山丘陵水文地质亚区(图12-2)。

(1)胶北低山丘陵水文地质亚区(Ⅲ₁)

主要分布于青岛北部的平度、莱西境内，属胶北隆起的西段，地貌形态为低山丘陵，由北向南地势渐低。主要由燕山期花岗岩类和古老变质岩系组成，山间河谷中有第四系堆积，按岩性及地下水类型可进一步划分为:①大泽山花岗岩类裂隙水小区;②平度—莱西变质岩岩溶裂隙水小区;③莱西变质岩裂隙水小区;④山间河谷第四系孔隙水小区。

(2)胶莱盆地水文地质亚区(Ⅲ₂)

主要分布于平度、莱西、胶州、即墨的大部地区，地质构造单元属胶莱坳断，地貌形态为河谷平原、山前平原和剥蚀平原，地层主要为第四系冲积、冲洪积层和白垩系碎屑岩类及火山岩类，由于地势低平，有利于地下水积聚，且储水条件较好，为青岛市地下水最丰富的地区。该区除接受大气降水的直接入渗补给外，还接受来自相邻其他水文地质亚区的地表水和地下水的补给，特别是其中河谷平原、山前平原第四系孔隙水和玄武岩类孔洞裂隙水，含水层较厚，储水空间较大，表层渗透性能较强，补给条件十分有利，成为本区地下水最富集的地段。该区地下水排泄方式主要为径流、人工开采和蒸发，其中人工开采为地下水的主要排泄方式。径流排泄一是通过北胶莱河向北排向莱州湾;二是汇集于大沽河向南排向胶州湾，但因地势平缓，水力坡度小，径流速度缓慢，排泄不畅。由于大量开采地下水，水位埋深加大，蒸发排泄量逐渐减少。

(3)胶南—崂山中低山丘陵水文地质亚区(Ⅲ₃)

主要分布于胶南和崂山，为胶南隆起的东北段，地貌形态为中低山和丘陵，地势较高，坡度较陡，分别向北西胶莱盆地和东南沿海倾斜，岩性以燕山期花岗岩类为主，此外在若干河流的中下游第四系比较发育，形成大小不等的河谷平原。

胶北和胶南低山丘陵水文地质亚区的基岩裂隙水，大气降水几乎是其唯一的补给来源，但因山高坡陡和裂隙不甚发育，降水的大部分转变为地表径流汇集到海洋和胶莱盆地水文地质亚区，少量降水渗入到地下转化为地下水，又以下降泉或地下径流的形式很快向附近沟谷排泄，山间河谷沟溪成为汇集和排泄地下水的主要通道。由于裂隙发育深度浅，水力坡度大，地下水交替循环强烈。此区内较小的河谷平原区，如王戈庄河中下游河谷平原区具有与胶莱盆地水文地质亚区相似的补、径、排特征，只有在地下水开发程度很低的地段，如白马-吉利河中下游河谷平原区，潜水蒸发才不可忽视。

3.地下水水化学特征

青岛市地下水在成因上以陆相溶滤水为主，近海洼地及河口地带为海相、海陆交互相沉积水。自然状态下其水化学特征如下:本区外围三面环海，降水、地表水、地下水、海水在转化过程中，受海水蒸发影响，地下水中Cl^－含量较高;区内地表水、地下水分布大体一致，均从山丘经平原独流入海，在径流过程中，地层介质矿物成分比较稳定，可溶性较差，特定的环境使地下水化学特征具明显分带性:从山丘→平原→海岸洼地，水化学类型由水质较优的HCO₃-Ca型→HCO₃·Cl-Ca或Ca·Mg、Ca·Na型→Cl·HCO₃-Na或Na·Ca型，矿化度由<0.5g/L→0.5～1.0g/L→>1g/L;区内受地球化学环境影响，局部有原生劣质水，如钙质结核分布地带高氟区，海岸带及近海洼地、水封存地带咸水区等。

图12-2 青岛市水文地质分区图

五、环境地质分区特征

根据青岛市地形地貌、气象水文、地质、水文地质、植被土壤等诸因素对区域地质环境特征的作用，可将青岛市划分为4个地质环境区(图12-3)。

1.中低山—丘陵地质环境区

本区主要分布于崂山、大小珠山、铁镢山、大泽山及其余脉丘陵地带，其地貌成因类型属剥蚀构造—构造剥蚀地貌，长期接受剥蚀切割作用，地面标高一般大于50m，切割深度不等，基底岩石主要由花岗岩类组成，次为砂页岩、火山岩等，地表岩石裸露，沟谷地带谷底堆积物较发育，但厚度不大。

崂山岩体为燕山晚期崂山花岗岩组成，切割深度大于500m;小珠山、大泽山一带除花岗岩外，还有片岩、片麻岩、大理岩等，切割深度200～400m。中低山地带花岗岩类岩石坚硬，山体陡峭，岩体裂隙不甚发育。由于地面坡度大，沟谷切割深，山高坡陡，大气降水较大(除大泽山地区外均大于700mm)，强风化带不发育，风化深度一般小于3m，降水绝大部分由地表呈洪流迅速排向下游，极少部分渗入地下，以泉或地下径流排出，岩体富水性差。

中低山地带植被较发育，主要为密林区和一般林区，人文活动稀少，人为污染物少，岩石风化作用及地下水的溶解作用均较弱，加之地下水交替强烈，虽然地下水富水性较差，但含盐量低、水质好，在构造裂隙密集带，多分布有矿泉水。

丘陵地带主要为上述山体的余脉，地表多为岩石裸露，岩性为花岗岩、片麻岩、火山岩、砂页岩等，山体陡峭—浑圆，岩体裂隙较发育，少部分有植被覆盖，主要为一般林区和稀疏林区，大气降水一般大于600mm，沟谷地段有薄层残积层，大气降水大部分呈洪流排向下游，部分通过裂隙或薄层覆盖层(碎石土、砂土)渗入地下，渗入过程中过滤及净化能力差。

丘陵地带由于风化作用和人为活动等，水交替作用均比中低山区有利于水盐化学作用，致使地下水中含盐量高于低山区。在市区及城镇附近，由于工业、生活污染源较多，污染对地下水水质起着控制作用，水中化学组分常出现异常，多项组分超标，矿化度可达1.0～1.5g/L，局部地段大于1.5g/L。

2.剥蚀准平原地质环境区

广泛分布于胶莱盆地中的胶州、即墨、莱西境内，地貌成因类型为剥蚀准平原，地形呈较平缓的垄岗、坡地，相对高程小于20m，标高一般小于50m，岩性以中生代白垩系碎屑岩及火山岩为主，地势较低洼处表层堆积有薄层残坡积物，厚度一般小于5m，岗地部分多基岩裸露，其余大部分为薄层残坡积的碎石层、砂土、粉土类的耕植土层覆盖，植被较发育，多以耕作地为主，土壤质地较差，表层过滤、净化防护作用较差，大气降水及污染物易渗入地下。

该区岩石裂隙发育，多为浅层风化裂隙及火山岩孔洞，由于粘土化使部分裂隙弥合充填，裂隙空间容量小，孔洞联结性差，导致其富水性差，地下水埋藏较浅。由于地形起伏小，地表径流较缓慢，水交替条件及动力条件略差，水盐作用时间长，加之地表污染，地下水中含盐量较高，矿化度一般0.5～1.0g/L。

3.冲、洪积平原地质环境区

分布于山前地带及各河流中下游河谷地带，主要在大沽河中下游平原、白沙河—城阳河中下游河间地块、北胶莱河冲积平原、胶南王戈庄河、白马-吉利河河谷平原等。地貌类型为山前冲洪积平原和河谷冲积平原，地形较平坦，微有起伏。堆积物主要为河流冲积、冲洪积形成的松散粉质粘土、粉土、中粗砂及砂砾石层，一般为双层结构，上部为粉质粘土、粉土，下部为中粗砂、砂砾石层。下部为主要含水层位，厚度一般为5～15m，局部达25m，富水性较强，水位埋深一般为2～4m，最大达10m，包气带岩性以粉土、粉质粘土为主。

图12-3 青岛市地质环境分区图

该区大气降水除平度北胶莱河区为500mm左右外，其余大部分地段为600mm左右，地表径流较缓慢。区内植被较发育，以耕作地为主，土壤质地良好，表层土过滤、净化能力较强。第四系孔隙水主要由大气降水渗入补给，另有山前基岩裂隙水补给及河水渗入，地下水主要通过蒸发、开采和向下游径流排泄。但该区是主要生产生活活动区，生活污染、工业污染及农业污染已超出“点状污染”的范围，构成了贯通的污染层(区)。该区地下水运动及交替缓慢，水与松散岩层充分接触，相互间化学作用较强烈，加之污染物的参与及人为开采的影响，地下水中化学组分及浓度从上游山前地带到下游滨海地带变化较明显，存在明显的水化学分带现象。地下水的矿化度由山前的0.5g/L到滨海的1.5g/L，在海水入侵严重地段可达3g/L以上。

4.滨海平原地质环境区

主要分布于滨海大河河口附近的条带状狭窄地段，地形平坦，地貌类型为滨海平原，堆积物多为粉细砂、粉土及海相淤泥构成，富水性差。地层是在海陆交互作用下形成的，地下水是海水与大陆淡水抗衡中形成的，水位埋藏浅。该区大气降水一般大于700mm，多为散状面流直接入海，少部分渗入补给地下水，土壤多为盐碱化或沼泽化，植被发育差，且多以耐盐荒草为主。河口地带常常是污染物集中排放及汇集地带，污染严重，其他地带多为盐场，受海潮及下伏海相地层影响，本区地下水水质极差，化学成分极为复杂，水化学类型以Cl-Na型为主，矿化度一般大于3～5g/L，盐场附近则大于10g/L。

Ⅳ 地质体赋存环境条件研究

地质体赋存环境条件有地应力、地下水、地温。这些问题不弄清楚，地质工程建设和地质灾害防治就要出问题。

地应力问题在地质工程工作中，已经开始被重视起来了，但是对地应力的规律目前还缺乏认识。地应力随深度的变化目前还是作为线性规律看待，实际上不是，而是具有三带性变化，即从地表向下首先是卸荷带，其次是地应力集中带，里面才是正常地应力带。关于这个规律不弄清楚，在地质工程建设中会遇到许多难处理的问题。一个地区的地应力的高低也是受地质构造控制的。目前地应力测量已经受到重视，但是测的结果是否可靠，经常有争论，特别是关于地应力方向问题争论很大，这个问题的解决必须依靠地质构造分析才能得到比较符合实际的结论。如十三陵抽水蓄能电站、大柳树坝址的争论，问题就在于不认识这个地区存在巨大的卸荷带引起的，实际上是地应力问题。

地下水和地温也是一样，如果离开了地质构造控制观点，常常也弄不清楚。如平顶山煤矿井下地温很高，怎么降温，首先要弄清楚平顶山煤矿井下温度为什么那么高。华北那么多煤矿井下温度都不高，赵各庄煤矿井下深1250m，井下温度并不太高，这又是为什么？这是地质构造和地下水控制的。因为华北煤矿底下都有一层奥灰水（奥陶纪石灰岩含水层），深部的地温通过它进行调节，温度上不来。平顶山煤矿底下没有奥灰水，所以温度很高。像这样的环境你不清楚的话，盲目地去治，可能治不住。华北这些煤矿里的问题是突水，有承压的奥灰水存在。突水的原因有两个：一个是有承压水；一个是采场底板有缺陷。许多提出突水课题研究方案丢掉了地质背景。突水从哪儿发生，不是一般意义上的导高，而是沿着底板岩体内的断裂带、陷落柱上来的。这些薄弱环节控制着能否产生突水，必须把这些薄弱环节查清了以后才能解决突水问题，还是地质构造控制。所以著者认为地质构造控制是地质工程基础理论里面最重要部分之一，这对于开展地质工程工作具有重要的指导意义。

Ⅵ 地质环境

【地质环境】是指与人类社会关系最密切的岩石圈表层所有组成部分，包括岩石、土壤、地下水、地质过程和现象等，相互联系、相互作用，并积极与大气、水、生物圈进行物质交换和能量流动的环境子系统。地质环境是有空间概念的，它的上限是岩石圈的表面，下限位置，决定于人类社会的科学技术发展水平，以及进入岩石圈内部的活动深度。

【地质资源环境】是指除矿产资源以外，在一定的技术经济条件下，地质环境中对人类有用的一切物质。包括地下水、地质遗迹、地质地貌类景观等。

【地质环境行政管理】是指国土资源管理部门及其工作人员，依据有关法律、法规，在国务院赋予的地质环境保护管理职能范围内，采用法律、经济、技术、行政、教育等手段或措施，对地质环境保护、治理活动中的社会公共事务进行的管理。通过管理，防止、控制和减轻地质环境向不利于人类生存活动方向发展，预防和治理各种地质因素与过程对人类生存、生产和生活的危害和破坏；鼓励人类合理利用地质环境，达到既能发展经济满足人类需要，又不超出环境容许极限的目的。

【地质环境监督管理】是指国土资源管理部门承担的对地质环境保护的职能，和开发利用的监督管理职责。主要包括区域地质环境、城市地质环境、矿山地质环境的保护和地质灾害防治；组织监测、防治地质灾害和保护地质遗迹；依法管理水文地质、工程地质、环境地质勘查和评价工作；监测、防止地下水的过量开采与污染；保护地质环境；认定具有重要价值的古生物化石产地、标准地质剖面等地质遗迹保护区等。

【区域地质环境监督管理】是指在自然地理单元或社会政治经济单元划定的地域内开展地质环境保护监督管理工作，其目的是努力使区域开发建设活动与资源合理利用、地质环境质量的保护和改善相适应，为区域可持续发展服务。

区域地质环境调查评价和预测是区域地质环境监督管理的基础和前提。要全面了解区域社会经济总体发展规划，调查评价区域资源态势，划定区域地质环境功能区，判定区域主要环境地质问题，论证开发建设活动的可持续发展能力，进行地质环境预测与风险分析，确定区域地质环境容量和提出地质环境合理利用与防治方案。

区域地质环境监督管理工作，涉及面广，综合性强，服务层次高，它必须落实到区域规划、建设、管理的全过程。建立区域地质环境管理体系包括：区域地质环境保护规划、有关政策与法规、对策与措施、监测预报信息系统以及有关管理制度等。

【城市地质环境监督管理】城市地区国土开发强度最大，地质环境变化显著。由于地质环境条件和人为不合理开发利用地质环境，环境地质问题突出，有的已构成地质灾害，已成为城市发展的重要制约因素。

城市地质环境监督管理工作要贯穿于城市规划、建设和管理的全过程中。从总体上看，要抓好6个重点工作：①城市区域地壳稳定性评价；②地基稳定性评价；③供水条件和水资源保护问题；④城市废弃物外置的地质条件评价和监测；⑤地质景观资源和建筑材料的调查和评价；⑥城市地质灾害的评价、监测和预测。

加强城市地质环境保护，首先要制定相应的城市地质环境管理配套法规，明确城市规划要有地质环境合理开发利用区划为依据；重大工程建设项目必须进行地质环境影响评价；城市发展规模的确定，必须充分考虑地质环境的可能容量及承载力；提出的地质环境问题及地质灾害的整治意见以及预测、预报信息，有关部门要及时采取有效的治理和保护性措施。

【矿山地质环境监督管理】矿山地质环境的监督管理主要包括：①制定和完善矿山地质环境监督管理法规，依法进行监督管理；②根据矿业生产特点，制定矿山地质环境影响评价和管理办法，要把地质环境的勘查、评价、治理、监督贯穿到矿山勘探、设计、建设、生产的全过程中；③对新建矿山要执行环境影响评价报告制度；防治污染和其他地质灾害的措施，必须与主体工程同时设计、同时施工、同时投产；④采取措施，加强对矿山“三废”的综合开发利用，逐步实现尾矿、矸石及矿坑排水资源化；⑤建立矿山地质环境监测站网、预测预报工作，及时提出预防灾害措施；⑥建立完善监督管理机构。

【地质灾害防治管理】地质灾害防治管理的基本内容主要包括以下几个方面：①编制并组织实施地质灾害防治规划、计划；②编制本行政区域的年度地质灾害防灾预案，划定危险区并对其监督管理；③城市建设、工程项目建设，申请建设用之前必须进行地质灾害危险性评估，评估结果由省级以上国土资源管理部门认定后，方可办理建设用地审批手续；④组织开展地质灾害监测、预报，制定治理方案并组织实施；⑤负责地质灾害防治工程，承担勘查、设计、施工、监理单位的监质管理；⑥进行地质灾害责任鉴定和纠纷调处。

【地质遗迹】是指在地球演化的漫长地质历史时期，由于各种内外动力地质作用，形成、发展并遗留下来的珍贵的、不可再生的地质自然遗产。被保护的地质遗迹是国家的宝贵财富，任何单位和个人不得破坏、挖掘、买卖或以其他形式转让。地质遗迹的保护是环境保护的一部分，应实行“积极保护、合理开发”的原则。国务院国土资源管理部门对全国地质遗迹保护实施监督管理。县级以上人民政府国土资源管理部门在同级环境保护行政主管部门协助下，对本辖区的地质遗迹保护实施监督管理。

【地质遗迹保护】地质遗迹保护划分为以下七类：

对追溯地质历史具有重大科学研究价值的典型地层剖面、生物化石组合带地层剖面、岩性岩相建造剖面及典型地质构造剖面和构造形迹；对地球演化和生物进化具有重要科学文化价值的古人类与古脊椎动物、微体古生物、古植物等化石与产地以及重要古生物活动遗迹；具有重大科学研究和观赏价值的岩溶、丹霞、黄土、雅丹、花岗岩奇峰、石英砂岩、峰 林、火山、冰川、陨石、鸣沙、海岸等奇特地质景观；具有特殊学科研究和观念价值的岩石、矿物、宝玉石及其典型产地；有独特医疗、保健作用或科学研究价值的温泉、矿泉、矿泥、地下水活动痕迹以及有特殊地质意义的瀑布、湖泊、奇泉；具有科学研究意义的典型地震、地裂、塌陷、沉降、崩塌、滑坡、泥石流等地质灾害遗迹；需要保护的其他地质遗迹。

【地质遗迹保护区分级】对具有国际、国内和区域性典型意义的地质遗迹，可建立国家级、省级、县级地质遗迹保护区、地质遗迹保护段、地质遗迹保护点或地质公园，以下统称地质遗迹保护区。

地质遗迹保护区的分级标准；

国家级：①能为一个大区域甚至全球演化过程中，某一重大地质历史事件或演化阶段提供重要地质证据的地质遗迹；②具有国际或国内大区域地层（构造）对比意义的典型剖面、化石及产地；③具有国际或国内典型地学意义的地质景观或现象。

省级：①能为区域地质历史演化阶段提供重要地质证据的地质遗迹；②有区域地层（构造）对比意义的典型剖面、化石及产地；③在地学分区及分类上，具有代表性或较高历史、文化、旅游价值的地质景观。

县级：①在本县的范围内具有科学研究价值的典型剖面、化石及产地；②在小区域内具有特色的地质景观或地质现象。

【地质公园及其分级】地质公园（Geopark）是指具有特殊的科学意义、稀有的自然属性、优雅的美学观赏价值，并具有一定规模和分布范围的地质遗迹发育区。它融合自然景观与人文景观并具有生态、历史和文化价值，是为人们提供具有较高科学品位的观光游览、度假休息、保健疗养、科学教育、文化娱乐的场所。同时也是地质遗迹景观和生态环境的重点保护区、地质科学研究与普及的基地。因此，地质公园是保护地质遗迹、向公众普及地球科学知识和促进地方经济可持续发展的一种重要形式。地质公园可划分为三级，即国家级、省级和市级。

【古生物化石】是指人类史前地质历史时期形成并赋存于地层中的生物遗体和活动遗迹，包括植物、无脊椎动物、脊椎动物等化石及其遗迹化石。它是地球历史的鉴证，是研究生物起源和进化等的科学依据。古生物化石不同于文物，它是重要的地质遗迹，是我国宝贵的、不可再生的自然遗产。它具有综合价值：①为国内乃至国际研究动植物生活习性、繁殖方式及当时的生态环境，提供十分珍贵的实物证据；②对研究地质时期古地理、古气候、地球的演变、生物的进化等具有不可估量的价值；③探索研究地球生物的大批死亡、灭绝事件，提供罕见的实体及实地；④有些特殊、特形化石其本身或经加工具有极高的美学欣赏价值和收藏价值，因此，在一定意义上，它也是一种重要的地质旅游资源和旅游商品资源。

国家对下列古生物化石和古生物化石产地实行重点保护：①已经命名的古生物化石种属的模式标本；②保存完整或者较完整的稀有的古脊椎动物化石；③国内稀有或者在生物进化及分类中具有特殊意义的化石；④大型的或者集中赋存的重要古生物化石产地。

【古生物化石采掘管理制度】古生物化石的采掘管理制度是国土资源部第13号令发布施行的《古生物化石管理办法》的核心内容。考虑到古生物化石所具有的较强的专业性，《古生物化石管理办法》建立了专家评审与事后备案相结合的古生物化石的采掘管理制度，即科研机构、高等院校为了科学研究、教学和科学普及的需要，在国家级古生物化石保护区内采掘古生物化石的，由国土资源部组织古生物化石专家评审；在省级古生物化石保护区采掘古生物化石或者在省级古生物化石保护区外采掘重点保护的古生物化石的，由省、自治区、直辖市人民政府国土资源管理部门组织古生物化石专家评审。同时要求其在采掘活动结束后30日内，要将采掘获得的全部古生物化石清单报采掘所在地的县级人民政府国土资源管理部门备案。

【古生物化石与文物的区别】化石不同于文物，主要在以下几方面：

（1）在属性上，古生物化石指地质时期由于地质作用形成并赋存于地层中的生物遗体和活动遗迹，包括植物、无脊椎动物、脊椎动物等化石及其遗迹化石。它们是经过漫长地质作用形成的、不可再生的自然遗产。而文物是人类生产、生活保留下来的遗物。

（2）古生物化石的时间跨度是“史前”的地质时期。而文物的时间跨度是指“人类历史以来”。

（3）在保护方法上，由于古生物化石与文物自然属性以及保存状态的差异，古生物化石除了保护实体外，更侧重于产地保护，如建立保护区等，提供科学家研究生物及生活及埋藏环境。而文物侧重于实体保护和博物馆保护。

（4）在科学研究范畴上，文物研究属社会科学类，而古生物化石研究属自然科学类，前者属考古学，后者属古生物学。

（5）在科学研究用途上，古生物化石是地球历史演变和生物演化的重要鉴证，而文物是人类文明和社会发展的见证。

【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国外的必要环节。为打击各种走私贩卖古生物化石的活动，国土资源部第13号令发布施行的《古生物化石管理办法》规定，因科学研究、教学、科普展览等，需将古生物化石运送出境的，由国土资源部发放出境证明；对临时入境、复带出境的古生物化石的查验、复验，由国土资源部指定的机构负责；查验、复验相符的，由国土资源部发放出境证明。

【地质环境监测网络】地质环境监测是有效实施地质环境保护与管理的重要基础性工作。完善地质环境监测网络并保障其正常运行，提供优质服务，已成为一项十分必要而紧迫的基础性、公益性工作。地质环境监测网络建设是以城市、重要经济、重大工程区、矿山和地质灾害威胁较严重的地区为重点，以地下水位、水质和地质灾害为主要监测对象，以调查——规划设计——调整建设——日常监测与维护——信息数据处理——综合评价——信息管理与发布为主线，最终形成与气象、水文、海洋、地震和环保具有同等地位的全国六大公益性监测网之一，实现全国地质环境的有效监控。

地质环境监测要实现地质灾害与地下水监测并重；地下水资源与环境功能监测并重；地质灾害专业监测与群测群防相结合。监测成果面向政府，为地质环境管理与保护服务，为国家重大决策提供基础支持；面向社会，为防灾减灾提供信息服务，为社会经济可持续发展提供保障；促进调查评价与监测相结合，调查评价为监测提供背景条件，监测为调查评价提供基础支持，形成三大监测网络、2个信息系统：

三大监测网络：以国家级地质环境监测网络为龙头，带动形成全国地质环境3级监测体系：地下水环境监测网络；重要地区地质灾害专业监测网络；地质灾害易发区群测群防监测网络。

两个信息系统：通过地质环境基础数据库、地下水环境监测数据库、缓变性地质灾害监测数据库和突发性地质灾害监测数据库的建设、完善与集成，建立基于GIS的预警与辅助决策支持系统和基于网络的监测信息分级管理与发布系统。

Ⅶ 地质资源

组成地质环境的物质在现有社会、经济和技术条件下能够为社会经济所利用的就转化为地质资源。反过来说，地质资源是构成地质环境的重要组成部分。因此，在开发利用地质资源时，既要考虑社会经济的需要，又要考虑对地质环境的影响。一般来说，地质资源包括矿产、土壤、地下水、地貌景观等。

(一)矿产

矿产资源的形成与分布在很大程度上受制于地质环境的形成及演化过程。由于区域地质历史、地壳运动、岩浆活动和沉积环境的差异，矿产资源在地质环境中的分布也是不均衡的。根据成因，岩石分为沉积岩、变质岩、岩浆岩三大类，在不同的岩石中往往会形成不同的矿产。例如，煤炭、石油、天然气、石膏等一般形成于沉积岩中;石墨、大理岩等一般形成于变质岩中;钨、锡等金属矿产一般形成于岩浆岩中。受地质构造运动的影响，在地壳沉降地区往往形成煤炭、石油、石膏、岩盐等沉积型矿产;在地壳岩层褶皱隆起的地区，往往形成多金属矿产。矿产的形成还与古地理条件有关。例如，在古生代早期，陆地上还没有出现植物，所以在此之前不可能形成大煤田。古生代后期、中生代的侏罗纪和新生代的第三纪，分别是地球上三次出现大规模森林时期，形成了地质史上三个重要的成煤期。

矿产资源是社会经济发展的重要物质基础，人们的生产和生活都离不开矿产资源。根据其用途，矿产资源大致可分为4类:能源矿产、金属矿产、工业矿产和建材矿产。能源矿产主要包括煤、石油、天然气、泥炭等由地质历史上有机物堆积转化而成的化石能源和铀、地热等。金属矿产是国民经济、国民日常生活、国防工业、高科技产业必需的基础材料和战略物资，可细分为黑色金属、有色金属、贵金属、稀有金属、稀土金属、分散元素等。工业矿产是具有特殊的化学或物理特性而用于不同工业用途的非金属矿物或岩石，包括萤石、钾盐、重晶石等。建材矿产可用于工程建设和建造建筑物，包括水泥用灰岩、高岭土、石材(大理岩、花岗岩、玄武岩、辉绿岩、安山岩、凝灰岩、板岩)等。

(二)土壤

地壳表层岩石遭受风化作用后，形成松散的残积物。残积物表层通常是生物活动的场所。生物在生命过程中分泌和产生大量的有机质，有机质与残积物不断发生物理化学反应，残积物逐渐演变，最终形成了今天的土壤。决定成土作用和土壤类型的主要因素是气候、植被和岩石风化产物的成分。由于自然界地质环境组成、气候和植被的差异，不同地区形成了各种各样的土壤。不管是森林土壤、草原土壤，还是水成土壤，其基本物质组成主要包括:矿物质、有机质、水分、空气和生物(图1-2)。

图1-2 土壤的基本物质组成图

土壤为植物的生长提供了物理支撑和所需的水分与养分。土壤是绿色植物初始生产力建造的基础之一，它既是农业生物生长发育的出发点，又是基本生物组成的归宿地。研究表明:土壤地质环境状况对植物的生长有明显的影响。土壤中某些地球化学元素的不足或过量，会严重影响一些植物的正常生长。例如，土壤中盐分含量过多时，只能生长少数耐盐的植物，而不能种植小麦、玉米等农作物;在土壤和水源缺乏锌元素的地方，种植的豆类作物容易落花落果造成减产等。人们通过比较土壤中地球化学元素和矿物质含量与农作物需求，可以确定不同地区种植各种农作物的适宜性，从而调整农业种植区划与布局，促进农业增产增收。为了扩大农作物种植面积，人们研究出了很多物理、化学或生物方法来改良土壤，改善土壤地质环境。

土壤是陆地水分循环的纽带，是水文过程的调节器和缓冲器。降落到陆地表面的大气降水，除一小部分为植物冠层截留外，到达地面的降水首先渗入土壤，超过土壤入渗能力的降水形成地表径流，汇聚进入地表水体。渗入土壤的水分，一部分蓄存于土壤根系层中形成土壤水资源，供植物蒸腾蒸发;另一部分在重力作用下，继续下渗补给地下水，成为地下水的主要补给来源。在地下水浅埋区，在毛细作用下地下水也可上升进入土壤根系层，补给土壤水分，供植物蒸腾蒸发。由此可见，土壤是接纳降水的主要场所，在超过土壤接纳能力后，降水转化为地表水和地下水，土壤性质对大气水、土壤水、地表水、地下水、植物水“五水”转化具有重要影响。在农业生产中，人们往往通过深耕、秸秆还田、覆膜等措施改变土壤状况，间接起到调控水分的作用。

土壤对人类活动过程中排放的污染物具有一定的自净作用。进入土壤的污染物，在土壤微生物、土壤有机和无机胶体等自然因素的作用下，经过一系列的物理、化学和生物过程，可使污染物在土壤环境中的数量、浓度或毒性、活性降低^［16］，从而减轻污染物对经济社会的负面影响。但是，土壤的自净能力是有限的。随着时间的推移，当进入的污染物数量和速度超过了土壤的净化能力时，土壤地质环境的自然动态平衡就会遭到破坏，导致土壤正常功能失调，土壤质量下降。

(三)地下水

地下水赋存和运移于岩土空隙中，其形成受到地质环境的制约。影响地下水形成的主要因素包括地形地貌、岩石性质、地质构造等。地形地貌决定了地下水的空间分布和运移，岩石性质决定了地下水的贮存空间，地质构造则决定了具有贮水空间的岩土储水能力。地形平坦的平原和盆地，松散沉积物厚，降水形成的地表径流易于渗入地下补给地下水，所以一般来说平原和盆地中地下水分布广泛而丰富。坚硬岩石中的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。松散岩层中的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。

地表以下岩土空隙中的水分，按照其赋存状态可分为土壤水(包气带水)和地下水。土壤水是陆地植物蒸腾和土壤蒸发的基本水源，它在供给植物生长发育需水的同时，积极参与水分循环。地下水处于潜水面以下饱和区，在重力作用下缓慢流动。从整个水循环系统看，地表以下非饱和区和饱和区水分运移有着天然不可分割的联系(图1-3)，刘昌明等将二者统称为地中水(Subsurface water)^［17］。根据水量的交换关系和联系强弱，土壤水和地下水的相互作用大致可划分为以下3种情形:①地下水埋深大于其极限埋深，土壤水和地下水之间为单向联系，土壤水始终下渗补给地下水。地下水极限埋深系指地下水不能上升至土壤上层，由潜水面上移流量开始为零时的地下水埋深。②地下水埋深小于其极限埋深，大于土壤根区深度，土壤水和地下水之间为双向联系，二者间的水量交换频繁，地下水中的盐分易在土壤表层积累。浅埋深地下水对土壤剖面的含水量和水势分布有很大影响，是土壤发生盐渍化的重要原因，也是地表生态格局变化的影响因子之一。同时，这种情形也增加了地下水遭受污染的风险。土壤中化学物质变化与地下水盐动态密切相关。③地下水埋深小于土壤根区深度，甚至有时潜水面高出地表，土壤水与地下水之间作用强烈，土壤饱和状态和非饱和状态交替频繁，土壤中的化学和生物过程与地下水变化紧密相关。因地下水位过高而形成的湿地即属于这种情形。

图1-3 土壤水与地下水水分运移与转化示意图

地下水是水资源的重要组成部分。与地表水相比，地下水具有分布广、水量相对稳定、水质好、不易受污染等特点，在供给工农业和居民生活用水、支撑经济发展方面具有重要的作用。

作为重要的生态因子，地下水在维持生态系统方面具有无可替代的作用。地表水生态系统(河道基流、湿地、泉水等)、河岸生态系统和陆地非地带性植被都需要地下水的补给和维持。在我国西北地区，天然绿洲往往需要地下水的支撑，地下水位的下降和水质的恶化会给绿洲生态系统带来严重影响。丘明新等通过对乌鲁木齐柴窝堡地区植被类型及其发育情况进行调查后发现:草甸草场植被发育的优劣与其所处生境的地下水位密切相关。苔草草甸在地下水埋深1.15m时，芦苇草甸在地下水埋深1.12m时，植被均发育不良;芨芨草草甸在地下水埋深大于2m时植被衰退;芦苇草甸在地下水埋深大于2m时植被发育很差^［18］。

地下水，尤其是深层承压水，还具有平衡地下压力、支撑上覆岩土体的作用。人工抽汲地下水时，伴随着地下水从含水岩组中，尤其从那些厚层的半固结淤泥、粘土层中排出，在上覆岩土体的压力下颗粒间的孔隙被压缩，最终表现为地面沉降。由于人工大量开采深层承压水，地下水位过度下降导致粘土层被压缩，是很多地区发生地面沉降的主要原因。

(四)地貌景观

地质环境是地貌景观的基础，而地貌景观是地质环境在地表的外在表现，也是地质环境对人类活动影响最直接、最显著的部分。地质环境与其他环境条件相互作用形成了某一区域的特色地貌景观。在地球演化的漫长地质历史时期，由于内外动力的地质作用，形成发展并遗留下来的不可再生的地质遗迹，有着极为重要的科学价值和观赏价值。地质遗迹不仅为生物演化、人类生存发展历史及寻找矿产资源提供了丰富的实证资料，还为人们提供了回归自然、修养身心的娱乐场地。根据其形成原因与自然属性，地质遗迹一般可分为以下5种类型:①有重要观赏价值和重大科学研究价值的地质地貌景观。②有重要学术价值的地质剖面和构造形迹。③有重要科学价值的古生物化石及其产地。④有特殊价值的矿物、岩石及其典型产地。⑤典型的地质灾害遗迹^［19］。地质遗迹作为一种地质资源，越来越多地被人们开发利用，将其科学价值、观赏价值和教育价值转化为社会效益和经济效益，在经济社会中发挥了越来越大的作用。社会发展表明:人类文明愈是高度发展，地貌景观在人们生活中的地位就愈加重要。

Ⅷ 地下水的赋存条件

一、岩石中的空隙类型

岩石中存在着相互联通的空隙，是地下水得以在岩石中赋存的前提条件。岩石中的空隙按成因和空间形态可以分为孔隙、裂隙和洞穴三大类（图3-1）。

图3-1 岩石中的各种空隙

孔隙：指松散岩石颗粒或颗粒集合体之间的空隙。岩石中孔隙的多少，可用孔隙度表示。孔隙度是指一定体积岩石中，孔隙体积所占的百分比。

裂隙：指已固结的坚硬岩石在各种内、外应力和风化营力作用下而形成的破裂面间隙。按间隙的成因又可把裂隙进一步分为成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。

成岩裂隙：指岩浆岩在其流动过程和冷凝过程中以及沉积岩在其固结过程中产生的收缩裂隙或层理裂隙。其中玄武岩的冷凝柱状裂隙含水性能最好。

构造裂隙：指坚硬岩石在构造应力作用下而形成的裂隙。这种裂隙具有不同的力学性质和方向性，一般延伸较大，可出现在任何一类岩石中，是基岩区地下水赋存的主要空间。

风化裂隙：指岩石在物理风化作用或重力作用下所形成的各种裂隙。主要分布在近地表的地温季节变化带内（一般＜20～30 m），随着深度增加裂隙数量减少，宽度变小，直到消失。

洞穴：指岩石中存在的直径较大（一般＞5 mm）的孔洞或管道空间。按其成因可分为碳酸盐岩的溶蚀孔洞和火山熔岩孔洞。对于碳酸盐岩石和其他可溶性岩石中的洞穴，人们很早以前就认识到它们是可溶性岩石被水流溶蚀的产物。

对于近几十年才发现的某些基性火山熔岩中的洞穴和地下廊道的成因，目前尚有争论，但多数人认为它们的形成与熔岩中大量挥发成分气体的溢出和熔岩流不均匀的冷凝作用有关。

岩石中裂隙的多少可以用裂隙率表示，裂隙率是指裂隙体积与包括裂隙在内的岩石体积之比值。除这种体积裂隙率之外，还可用面裂隙率或线裂隙率来说明裂隙的发育强度。岩石中洞穴的多少，则可用“洞穴率”来表示，当为可溶性岩石时，又可称为“岩溶率”，其物理概念和裂隙率相同。

二、岩石空隙中水的赋存形式

岩石中的水存在以下几种形式。

（一）结合水

是指因静电引力而吸附于岩石颗粒表面或裂隙面（通称固相表面）的水。由于固相表面对水分子的引力大于水分子自身重力，故结合水不能在重力作用下运动。但是它可转化为气态水而移动，同时它对土壤中的盐类有微弱溶解能力，距固相表面较远的弱结合水，也可被植物根系吸收。

（二）毛细水

是指地下水面以上包气带土层的细小孔隙通道中，因毛细引力作用而贮存的水体，毛细水层的厚度视各种土层的粒度大小而定，颗粒越小，毛细上升高度越大。粗砂的最大毛细上升高度只有2～5 cm，中细砂12～70 cm，粉砂70～150 cm，黏性土则可达到200～400 cm，甚至更大。

在毛细水带内，由于毛细引力的作用强度大于水的自身重力的作用，故毛细水在包气带中只能随毛细管上下移动，而不能在水平方向发生移动，也不能从水井中取出，但是毛细水可以被植物吸收，对维持土壤层湿度有重要的意义。

（三）重力水

是指岩石空隙中，能在重力影响下自由运动的那一部分水。人们从井、泉中取出的水和矿山坑道中排出的水都属于重力水，因此重力水和人类关系最密切，它是水文地质学研究的主要对象。

（四）气态水和固态水

在一切未被饱和的坚硬岩石和松散土层的空隙中几乎都存在着气态水。只要空隙是连通的，气态水便可随着空气流动而流动，或者从水汽压力（绝对湿度）大的地方向水汽压力小的地方迁移。气态水可在一定温度条件下与液态水相互转化，两者之间保持动态平衡。气态水不能直接被人类利用，但是它对保持土壤层的湿度和凝结水的形成具有一定意义。

固态水是指当岩石中的温度低于0℃时，在岩石空隙中以冰雪形式存在的水体。固态水集中分布于高纬度地区和高寒山区的冻土层中。固态水层的厚度决定于当地年平均大气温度和岩层中的地温分布特征。厚度可由数米到200～300 m。在多年冻土区的外围和冻土层的顶、底部，固态水可季节性的转化为液态水。

三、岩石的水理性质

岩石的水理性质是指岩石与水分储存、释放和透过能力有关的物理性质。它是确定岩层含水与隔水性能的依据。

（一）容水度

容水度指完全饱水岩石所含水的体积与岩石总体积之比值。可用小数或百分数表示。容水度在理论上与岩石的孔隙度相当。

（二）含水量

含水量是度量包气带岩石含水多少的指标。一般用岩石中所含水的重量与干燥岩石重量之比值表示，也可用两者的体积比值表示。

岩石容水度和体积含水量之差称岩石的饱和差；岩石容水度和重量含水量之差一般称岩石的饱和度。两者都是指岩石孔隙被水充填的程度。

（三）持水度

持水度是指饱水岩石在重力作用下释水后，岩石保持的水体积与岩石体积之比。此时，保留在岩石空隙中的水，包括了结合水和毛细水。由此可知，岩石持水度的大小，主要与岩石颗粒大小有关，颗粒越小的岩石，滞留的结合水和毛细水越多，故持水度越大，反之亦然。

（四）给水度

给水度是描述饱水岩石在重力作用下给出水能力的一个重要指标。而岩石给出水的多少，又与岩石中地下水位的下降深度有关，故给水度的定义是当地下水位下降一个单位深度时，单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释放出的水体积。给水度可用小数或百分数表示。给水度的大小主要与岩石中孔隙的大小和多少有关，对于粗粒的松散岩石和宽度较大的裂隙岩层，重力释水时，滞留于岩石空隙中的结合水与毛细水很少，故给水度在数值上与容水度接近，亦接近于岩石孔隙度。而对于颗粒细小的黏性土，由于重力释水时，有大量结合水和毛细水不能排出，故给水度远远小于它们的容水度和孔隙度。

（五）透水性

透水性是指岩石允许渗透水流通过的能力，而表征岩石透水性的定量指标是渗透系数，关于渗透系数的概念我们将在地下水运动规律中进行详述。

岩石的透水性主要决定于岩石空隙的大小。当孔隙直径（或裂隙宽度）很小时，结合水所占据的孔隙空间越大，实际渗流的过水断面就越小；孔隙壁上结合水对重力水的摩擦阻力也越大，故透水性就明显变弱。反之孔隙直径越大，透水性则越强。此外，对于裂隙岩石来说，由于含水裂隙常常在某一方向上发育，因此在沿着裂隙方向和垂直裂隙方向上的透水性经常很不一致。

四、地下水的埋藏分布

（一）包气带和饱水带

从地表到地下的含水岩层之间，按岩石中水的存在形式，可以地下水面为界分为两个带（图3-2），地下水面以下的岩层空隙，全部被液态水（包括重力水和结合水）所充满，故称为饱水带。饱水带中水体呈连续分布，故能传递静水压力，在水头差的作用下，从水头高处向水头低处运动，饱水带是供水和排水的主要研究对象。

图3-2 包气带与饱水带

地下水面以上的岩层孔隙中部分或全部充满空气，并直接与大气相通，故称包气带。包气带的下部一般均存在一个与地下水面直接相连接的毛细水带。在包气带顶部的土壤层内，由于土壤具团粒结构，富含有机质，故也保持有少量的毛细水和结合水，此带厚度不大，一般称为土壤水带。土壤水带和毛细水带之间的中间地带，则主要为结合水，并为气态水上、下运动和饱水带地下水蒸发排泄以及大气降水入渗补给地下水的通道。

（二）透水层、含水层和隔水层

按照岩层是否饱水和是否具备透水和给出水的能力，从水文地质意义上可把岩层分为三类：透水层、含水层和隔水层。

透水层：是指具有水流透过能力，但不饱水的岩层。透水层一般都位于区域地下水面之上的包气带内。

含水层：是指具有水流透过能力，处于饱水状态，又能在天然状态下给出水的岩层。但对于裂隙岩层，饱水的裂隙含水带并不一定与某个层位的岩层分布一致，且其分布狭小、产状多呈倾斜状态，故其以“含水带”称谓更为合适。

隔水层：是指水流不能透过也不能给出水的岩层。（如各种致密的黏性土层，裂隙不发育且闭合的泥岩、页岩、岩浆岩等）。但是自然界没有绝对不透水的岩层，有些岩层在天然状态下不透水也不能给出水，但当其压力条件改变后，则可透水和给出水，对于这类透水和给水能力极弱的岩层可称为相对隔水层。

五、地下水按埋藏条件的分类

地下水的分类，是制定地下水勘探、开采方法与资源评价和管理方案的基础，因此一直为水文地质学家所重视。这里所说的地下水分类，是指对人类生活、生产和全球水循环有直接意义的饱水带中的地下水进行的分类。目前通用的有两种分类方案：

第一，是按地下水埋藏的含水介质类型的分类。分类的依据主要是含水介质的空隙类型，也间接考虑了含水介质所属的岩石类型。按含水介质类型，可将地下水分为孔隙水、裂隙水及岩溶水三大类，还可进一步划分出一些过渡类型，如孔隙-裂隙水，裂隙-岩溶水。鉴于近年所发现的熔岩孔洞水具有特殊的形成条件和产出条件，故可作为一种单独类型列出。各类地下水对应的岩石类型和空隙类型如表3-1所表示。

表3-1 地下水的介质类型

第二，是地下水分类方案，主要是以地下水的埋藏条件为分类基础，具体的说是以含水层在地质剖面中所处部位和含水层与隔水层的相互组成关系为分类依据。据此，可将地下水分为潜水和承压水二大类（图3-3）。

图3-3 潜水、承压水及上层滞水

潜水：指地表之下第一个区域性隔水层之上，具有自由水面的饱水岩层。潜水没有隔水顶板，潜水面直接承受大气压力。从潜水面到隔水底板距离称为潜水含水层厚度；潜水面到地表的距离为潜水埋藏深度；潜水面上各点的高程称潜水位。

潜水的主要特征是与大气圈及地表水圈有紧密联系，它积极地参与水循环活动，潜水水面随着地形起伏而变化，其水位和水质运动受控于气象、水文因素的影响。

当潜水面之上的包气带中具有局部性隔水层分布时，其隔水层之上也可能有重力水滞留，这种局部分布的潜水，通常被称为上层滞水。

承压水：指充满于两个隔水层之间的饱水岩层中的水。承压含水层上部和下部的隔水层分别称作隔水顶板和隔水底板。顶、底板之间的距离为承压含水层的厚度。

承压水的一个最主要特征就是含水层中的水体具有高于大气压的压力，即当钻孔揭露承压含水层时，含水层的水头（测压水位）将高出隔水顶板。当水头压力高于地表时，承压水则可从钻孔中自流喷出（一般称自流水）。由于含水层上面有隔水层覆盖，因此承压水的水面是一个虚构的面。只有从揭穿含水层的钻孔中才能测定出含水层的水位值。

承压水的另一个特点是，由于它受到上部隔水层的限制，故与大气圈、地表水圈的联系相对较弱，气候、水文等环境因素对它的影响相对较小。正因为如此，承压水一般不易受到污染，水质较好，人们普遍乐于开发利用承压水。但是由于承压含水层埋藏较深，水流运动滞缓，一旦污染则很难治理。

承压水和潜水的另一个主要区别是，在接受补给或进行排泄时，含水层本身对水量增减的反应完全不同。对于潜水，当获得补给时，随着水量增加，潜水水位相应抬高，含水层厚度随之增大；当水量减少时，则水位下降，含水层厚度减小。承压含水层则不同，当获得的补给量增加时，由于含水层受到隔水顶底板的限制，故增加的水量只能通过水的压密及岩石孔隙的扩大而贮存于含水层中，但由于压力增加，含水层的测压水头会相应抬高；当水量减少时，承压水位将下降，含水层中水体积将膨胀，岩石孔隙将相应收缩。

Ⅸ 环境地质条件有哪些

参照《矿区水文地质工程地质勘探规范》GB 12719-91做。
6.1.1 区域稳定性调查，收集矿区附近历史地震资料，调查新构造活动情况，分析其是否有活动性断裂的存在。
6.1.2 调查矿区所处社会环境（建筑物的类型、密度）和自然地理环境（旅游区、文物保护区、自然保护区等）。
6.1.3 勘探矿区调查内容
6.1.3.1 调查、收集地表水、地下水的环境背景值（污染起始值）或对照值。
6.1.3.2 对矿区开发影响范围的滑坡，崩塌，山洪、泥石流等物理地质现象进行野外调查。
6.1.3.3 调查地质体中可能成为污染源的物质的赋存状态、含量及分布规律。
6.1.3.4 当调查区有热（气）水时，应查明其分布、控制因素、水温、流量，水中气体及化学疽分，了解热（气）水补给、径流、排泄条件。
6.1.3.5 当矿体埋深较大（垂深＞500 m）应在不同构造部位选择代表性钻孔进行地温测量，确定恒温带深度、温度及地温梯度。
6.1.3.6 矿区放射性调查
a. 矿区发现有放射性元素，但确认无工业价值时，应对其影响安全生产和环境污染作出评价。
b. 在铀矿区应对有水钻孔和地下水露头取样，测试水中放射性元素含量，同位素比值和化学成分，水文地球化学指标，研究其在水平与垂向的分布规律。

Ⅹ 地下水赋存与分布特征

（一）外围冲洪积平原区

虽然外围冲洪积平原（不包括塔里木河冲积平原）呈环状分布于盆地边缘，但无论天山南麓还是昆仑山北麓，从山前戈壁砾石带到溢出带下游的细土平原区，地下水的赋存与分布都具有相似的变化规律（图2-1、图2-2），其特征在干旱区具有典型性和代表性。

图2-1天山南麓东却勒塔格山山前水文地质结构图

1－砂、细砂；2－亚砂、亚粘土；3－卵石、砂砾石；4－泥岩；5－砾岩；6－砂岩；7－推测断层；8－潜水面

图2-2昆仑山北麓叶尔羌河冲洪积平原水文地质剖面图

山前戈壁砾石带是单一潜水分布区，含水层主要为砂卵砾石，岩性单一，厚度大，接受补给条件好，富水性强，单井出水量为3000～5000m³/d。因地形坡降较大，地下水径流条件良好。地下水的埋深在山前带一般为50～100m，向下游逐渐变小。地下水的TDS多小于1g/L，但盆地东部及南缘少数小河流域因出山口河水水质较差，地下水的TDS在1～3g/L之间。从开发利用角度来看，戈壁砾石带地下水赋存条件最好，是开发地下水资源的重要战略远景区，是工业供水大中型水源地的理想选择区。

溢出带及下游细土平原是冲洪积平原地下水的主要排泄区，含水层呈多层结构，上部为潜水，下部赋存一层或多层承压水。潜水含水层以粉细砂为主，富水性各地不一，单井出水量多为100～1000m³/d。潜水的TDS在溢出带附近一般为1～3g/L。向下游细土平原区，因蒸发作用强烈，加之地下径流不畅，使水位埋藏较浅地区潜水的TDS迅速升高至3～10g/L，某些地区达到30～50g/L甚至更高，地表积盐严重，形成大片盐碱化土地，重者成为不毛之地。与潜水形成鲜明对比的是，除盆地东缘及东南缘（孔雀河、车尔臣河流域下游等）外，其它地区细土平原下部承压水的TDS多小于1g/L，含水层富水性也好于上部潜水，向下游径流过程中TDS升高速度较慢，较深部的承压含水层甚至能够深入沙漠腹地百公里以上（据本书后面的研究推测）。

从戈壁砾石带到细土平原区，地下水赋存、分布条件及水质等具有明显的水平和垂直分带规律，其变化是一个渐变过程，前述仅对典型地段进行了概略总结，详细情况可参见文献（蔡春芳等，1997；段永侯等，1964；樊自立，1977）及盆地周边地区的水文地质普查报告。

（二）塔里木河冲积平原区

塔里木河冲积平原呈东西向带状分布于塔克拉玛干沙漠与天山北麓冲洪积平原之间，地势平坦，地形低洼，下部赋存潜水，下部含水层的分布特征至今不详。

从已有调查勘探资料来看，受汛期河水的补给，在河床下部及两侧形成了一定规模的淡水带，地下水的TDS多在0.5～1.5g/L之间。淡水带的深度一般在50～100m之间。因沿岸各处水文、地质及水文地质条件的差异，两侧淡化带宽窄不一，塔中公路大桥附近仅450～600m，大西海子水库及上游一带在1～3km之间，水库下游河谷中水流甚少，故淡水带无一定宽度，但河床底部均有淡水分布。淡水带外围潜水及下部承压水的TDS迅速升高至5～10g/L。

（三）塔克拉玛干沙漠区

由于勘探程度的限制，前人的工作成果中（李文鹏等，1995），根据地貌及地表景观等特征，大致以北纬40°为界，将沙漠分为南北两大沉积区：北部为东西向塔里木干流形成的古老和近现代的冲洪积泛滥平原，南部为发源于昆仑山北坡的诸多水系形成的古老或近现代冲积湖积细土平原。本次EH-4物探勘测资料表明，沙漠公路200km里程碑附近（北纬39°44＇）100～250m深度内存在两个上下叠置的透镜体状相对高阻值带（详见后叙），明显反映为古河道特征。由此，在沙漠公路一线，笔者将上述沉积区界限向南推移到北纬39°44＇。

1.北部沉积区

北部沉积区地下水主要受古塔里木河水系和天山山前平原地下水补给的影响。多期古河道中一般赋存有条带状淡水体，矿化度小于2g/L。沿沙漠公路1000m深度内的EH-4物探勘测资料表明，除古河道外，浅部100～200m内地下水的TDS平均大于15g/L，深部800～1000m为5～6g/L。其它地区目前尚未发现淡水的存在。从肖塘附近供水井和探坑揭露的水位以及南部古河道区地表植被生长状况分析，沙漠公路140km里程碑（北纬40°）以北潜水的埋深普遍大于10m，以南多小于10m，低洼处仅1～3m。

2.南部沉积区

塔中油田及广大沙漠腹地均属南部沉积区，地下水主要接受昆仑山山前平原地下水的侧向径流补给。民丰北凸起至麻扎塔格山以南的沙漠边缘地带，下部一般存在承压水，它们是细土平原区较深部承压含水层的延伸，在古河道埋藏较深的地区，其深入沙漠腹地的距离可能更远。据GS₂、GS₃、KT₁及KT₂孔资料，塔中地区250m之上为相对单一的松散孔隙潜水，之下为粉细砂与薄层粘土、亚粘土互层的半承压含水层，水头略高于上部潜水。

整个沙漠区内，除因民丰北凸起、麻扎塔格山和乔格塔格山的阻水作用使其北侧小范围内水位埋深较大外^［16］，其它地区潜水的埋深主要受地形控制。在风蚀洼地或垄间洼地内，潜水位一般埋藏较浅（图2-3），多为1～3m，最深不超过15m。

图2-3塔中联合站实测水文地质剖面（李文鹏等，1995）

根据沙漠区石油勘探临时供水井（井深80～100m，管径200mm）资料，潜水含水层的单井涌水量约500m³/d，富水性属中等偏弱。GS_２、GS_３和KT_１孔揭露的250m以下第四纪半承压含水层的单井涌水量在255～765m³/d之间，富水性也属中等偏弱。KT₂孔揭露了第三纪上新世半承压含水层，取水段深度787.5～826.79m，降深16.97m时，涌水量为227.52m³/d。可以看出，第三纪半承压含水层的富水性明显弱于第四纪潜水和半承压水含水层。

表2-1塔中地区不同深度地下水的TDS（g/L）

沙漠区表层潜水TDS多在3～10g/L，在水平方向上无明显的分带规律，但存在明显的相对淡化带（图2-4），表层潜水的TDS小于5g/L。从GS₂、GS₃、KT₁和KT₂孔揭露的不同深度地下水的TDS来看（表2-1），沙漠腹地第四纪含水层地下水具有上咸下淡的变化特点，至第三纪半承压含水层，地下水的TDS来又略有升高。在沙漠公路沿线，物探勘测结果也基本反映出上述特点。因此，这一垂向变化特点基本代表了沙漠区的普遍规律。

图2-4塔中四油田及南部地区表层潜水TDS分区图（李文鹏等，1995）

另外，发源于昆仑山的诸河流，在沙漠内遗留下众多的古河道，古河道附近砂层的颗粒往往较其它地方粗且均匀，试验资料表明其透水性也优于其它地方，水质也较好。沙漠中现代季节过水的河床（如和田河、克里雅河）附近潜水埋藏较浅，水质也较好，为淡水和微咸水，属冲淡型潜水（中科院塔克拉玛干沙漠综合科学考察队，1983）。其它小型河流如尼雅河、牙通古孜河、安迪尔河等在沙漠边缘的消亡地带也具有上述特征。

总体来看，沙漠区地下水的埋藏、分布及水化学特征与古沉积环境密切相关，而古河道带是最有利于和最有可能赋存淡水或微咸水的地区。

盆地内3000m深度以下407个油田水样的分析测试结果表明（蔡春芳等，1997），各层系（寒武系到第三系）油田水的TDS为22～320g/L，平均为152g/L，远高于海水的盐度35g/L，为卤水级。其中塔中石炭系油田水的TDS最低，主要为22～120g/L，平均84g/L；第三系油田水最高，多为190～200mg/L。上述结果一方面排除了沙漠腹地存在深层淡水的可能，另一方面也说明深层地下水与浅部地下水（1000m之内）之间基本没有联系。因此，对沙漠地下水形成及演化的研究，主要限定在第四纪含水层内。