第四章 地下水环境影响评价.pdf
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1、目(内容结构)录第一节 水文地质基础知识.1一、自然界水循环.1二、地下水赋存条件.1三、含水层与隔水层.3四、蓄水构造.4五、含水层的埋藏条件.4六、地下水的补给、排泄与迳流.6七、地下水运动的基本定律.9第二节 地下水的理化性质与水质污染.10一、地下水的物理、化学性质.10二、地下水运移过程中的物理、化学作用.15三、地下水污染.16第三节地下水环境影响评价工作分级与技术要求.19一、评价工作分级.19二 评价工作技术要求.24第四节 地下水环境现状调查监测与评价.25一、基本要求.25二、污染源调查.26三、地质环境现状调查.27四、地下水环境现状监测.27五、环境水文地质勘察与试验.
2、30六、调查资料的研究与应用.34七、地下水环境质量现状评价.35第五节 地下水环境影响预测.40一、基本要求.40二、地下水环境影响分析.42三、I类建设项目环境影响预测.49四、II类建设项目环境影响预测.63第六节地下水环境影响评价.71一、评价原则.71二、评价范围.71三、评价方法.71四、评价要求.71第七节地下水环境保护措施与对策.72一、原则与要求.72二、保护措施与对策.73三、污染含水层的治理.74第八节地下水环境影响评价专题文件的编写要求.75一、环境影响评价工作方案一一地下水专题.75二、环境影响报告书一一地下水环境影响专题报告.75参 考 文 献.76第四章 地下水环
3、境影响评价第一节 水文地质基础知识一、自然界水循环地球上的水,以气态、液态、和固态三种形态存在于大气圈、水圈、岩石圈及生物圈中。地球上水的总量约为15亿kn?。其中绝大部分(约13.7亿kn?)储存于海洋中,河流湖泊中的 水约75.12万kn?,地面以下17km以内地下水的总量约为841.7万kn?淇中约有50%以上储存 于地面以下1 km的范围内。在太阳热能及重力作用下,地球上的水由水圈进入大气圈,经过岩石圈表层及生物圈再返 回水圈,如此循环不已。水循环的上限可达地面以上16km的高度,即大气的对流层,下限可 达地面以下平均2km左右的深度,即地壳中空隙比较发育的部分。二、地下水赋存条件(一
4、)岩石中的空隙地下水赋存于岩石空隙中,岩石空隙既是地下水的储容场所,又是地下水的运动通道。空 隙的多少、大小、连通情况及分布规律,决定着地下水分布与运动的特点。将空隙作为地下水的储容场所与运动通道研究时,可以分为三类,即:松散岩类中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙、易溶岩石中的溶穴与溶蚀裂隙。L孔隙松散岩类由大大小小的颗粒组成,在颗粒或颗粒的集合体之间存在着相互连通的空 隙,因是小孔状,称作孔隙。2.裂隙 固结的坚硬岩石,包括沉积岩、岩浆岩与变质岩。其中不存在或很少存在颗粒之间 的孔隙,岩石中主要存在各种成因的裂隙,即成岩裂隙、构造裂隙与风化裂隙。3.溶穴与溶蚀裂隙 易溶的沉积岩,如岩盐、石膏、石灰岩
5、、白云岩等,由于地下水对裂隙 面的溶蚀而成溶蚀裂隙,进一步溶蚀便形成空洞就是溶穴或称溶洞。衡量岩石中空隙发育程度的指标是空隙度,对应以上三种空隙分别称孔隙率、裂隙率和岩 溶率。虽然三者都是说的岩石中空隙所占整体岩石的体积比,但在实际意义上区别很大:松散 岩类空间上颗粒变化较小,而且通常是渐次递变的,因此,对某一类岩性所测得的孔隙率有较 好的代表性,可以适用于一个相当大的范围;坚硬岩石中的裂隙,受岩性及应力的控制,一般 发育很不均匀,某一处测得的裂隙率只能代表一个特定部位的情况,适用范围有限;岩溶发育 一般不均匀,利用现有的办法,实际上很难测得能够说明某一岩层岩溶发育程度的岩溶率。即 使求得了某
6、一岩层的平均岩溶率,也仍然不能代表真实的岩溶发育情况。因此,岩溶率的测定 方法及其意义,都不值得进一步探讨。岩石空隙的发育程度,实际上远比上面所讨论的复杂。例如:松散岩类固然主要发育孔隙,但某些粘性土失水干缩后可以产生裂隙,这些裂隙的水文地质意义往往超过其原有的孔隙;成 岩程度不高的沉积岩,往往既有裂隙又有孔隙;易溶岩在同一岩层的不同部位,由于溶蚀强度 不均一,有的部分主要发育裂隙,有的部分主要发育溶穴。因此,进行工作时必须从实际出发,分析空隙的形成原因及控制因素,弄清其发育规律。只有这样,才有利于分析地下水的储存与 运动条件。(二)岩石中水的存在形式岩石中存在着各种形式的水。存在于岩石空隙中
7、的有结合水、重力水及毛细水,另外还有 气态水和固态水。组成岩石的矿物中则有矿物结晶水。L结合水 松散岩类的颗粒表面及坚硬岩石的裂隙壁面均带有电荷,水分子受静电作用在固 体表面受到强大的吸力,排列较紧密,随着距离增大,吸力逐渐减弱,水分子排列渐为稀疏。受到固体表面的吸力大于其自身重力的那部分水便是结合水。结合水被束缚在固体表面,不能 在重力作用下自由运动。2.重力水距离固体表面更远的那部分水分子,重力影响大于固相表面的吸引力,因而能在 自身重力作用下自由运动,这部分水就是重力水。3.毛细水 松散岩类中细小孔隙通道可构成毛细管。在毛细力的作用下,地下水沿着细小孔 隙上升到一定高度,这种既受重力又受
8、毛细力作用的水,称为毛细水。毛细水广泛存在于地下 水面以上的包气带中。(三)与地下水储容、运移有关的岩石性质L空隙的大小当空隙足够大时,空隙中既有结合水又有重力水;微细的空隙,若颗粒间距 小于结合水厚度的两倍,空隙中便全部充满结合水,而不存在重力水。在粘性土的微细孔隙及基岩的闭合裂隙中,几乎全部充满着结合水。而砂砾石、具有宽大 张开裂隙及溶穴的岩层中,几乎全是重力水,结合水的量微不足道。2.容水度 即岩石中所能容纳的最大的水的体积与溶水岩石体积之比,以小数或百分数表 示。显然,在数值上溶水度与孔隙率、裂隙率、岩溶率相等。但是,对于膨胀性的粘土来说,充水后体积扩大,容水度可以大于孔隙度。3.持水
9、度 饱水岩石在重力作用下释水时,一部分水从空隙中流出,另一部分水以结合水、触点毛细水的形式保持于空隙中。持水度是指受重力影响释水后岩石仍能保持的水的体积与岩 石体积之比。岩石空隙比表面积越大,结合水含量就越大,持水度也越大。颗粒细小的粘性土比表面积 很大,有时其持水度可以等于容水度,即没有重力水给出;中、粗砂的持水度较小;具有宽大 张开裂隙与溶穴的岩石,持水度是微不足道的。4.给水度饱水岩石在重力作用下释出的水的体积与岩石体积之比。给水度在数值上等于容 水度减去持水度。粗颗粒大空隙的岩石给水度接近容水度;粘性土及微细裂隙的岩石的给水度 很小或等于零(见表4-1)。表4常见松散岩类的孔隙度与给水
10、度参考值岩石名称砾石粗砂中砂细砂亚粘土粘土泥炭孔隙度()4042475080给水度0.3-0.350.25-0.30.2-0.250.15-0.20.04-0.075.岩石的透水性及其影响因素岩石的透水性是指岩石允许水透过的能力。其定量指标是渗 透系数。渗透系数是反映岩石透水性的重要指标,它反映了水在岩石中流动所受阻力情况,与空隙类型、大小及水的粘滞阻力有关。表4-2给出了黄、淮、海平原地区渗透系数的经验值供 参考。表4-3为常见岩石透水程 度参照表。空隙大小及空隙多少 决定着岩石透水性的强弱,但两 者的影响并不相等,空隙大小经 常起决定性作用。对于松散岩类 来说,孔隙度变化较小,给水度 的大
11、小在很大程度上可以说明透 水性的好坏。三、含水层与隔水层含水层是指能够透过并给出 相当数量水的岩层。含水层不但 储存有水,而且水可以在其中运 移。隔水层则是不能透过和给出 水,或透过和给出水的数量很小 的岩层。划分含水层和隔水层的标志 并不在于岩层是否含水,关健在 于所含水的性质。空隙细小的岩 层,所含的几乎全是结合水。而 结合水在通常条件下是不能运动 的,这类岩层起着阻隔水通过的 作用,所以构成隔水层。空隙较 大的岩层,则含有重力水,在重 表4-2黄、淮、海平原地区渗透系数经验值一览表岩性渗透系数(m/d)岩性渗透系数(m/d)砂卵石80粉细砂5-8砂砾石40-50粉砂2-3粗砂20-30亚
12、砂土0.2中粗砂22亚砂-亚粘土0.1中砂20亚粘土0.02中细砂17粘土0.001细砂6-8表4-3岩石透水性参照表透水程度渗透系数(m/d)代表岩性强透水10卵石、砾石、粗砂、具溶洞的灰岩良透水10-1.0砂、裂隙岩石半透水1.0-0.01亚砂土、黄土、泥灰 岩、砂岩弱透水0.01-0.001亚粘土、粘土质砂岩不透水(隔水)0.001粘土、致密的结晶岩、泥质岩力作用下能透过和给出水,即构成含水层。含水层和隔水层的划分又是相对的,并不存在截然的界限。例如,粗砂层中的泥质粉砂夹 层,由于粗砂的透水和给水能力比泥质粉砂强,相对而言,后者可视为隔水层。而同样的泥质 粉砂若夹在粘土层中,由于其透水和
13、给水的能力比粘土强,又当视为含水层了。在一定条件下,含水层与隔水层可以互相转化。例如在正常条件下,粘性土层,特别是小 孔隙的粘土层,由于饱含结合水而不能透水与给水,起着隔水层的作用。但当孔隙足够大时,在较大的水头差作用下,部分结合水会发生运动,粘土层便能透水并给出一定数量的水。这种 现象实际上普遍存在着。对于这种兼具隔水与透水性能的岩层,可称为半含水一一半隔水层。所谓的越流渗透主要是在这类岩层中进行的。含水层只是个形象的名称,对松散岩土是比较合适的。因为松散岩土多呈层状,其间孔隙 的分布连续而均匀,因此赋存的地下水也呈连续均匀的层状分布。但对坚硬岩石中的裂隙及可 溶性岩石中的溶隙,由于空隙发育
14、的不均匀性,其中的地下水并非为层状分布,而只在岩层的 某些部位,有若干裂隙、溶隙发育且互相连通时,才分布有水。例如:当一条大的断层穿越不 同岩性的地层时,只有在断裂带中水的分布连续且比较均匀。又如在岩溶化的地层中,只有在 溶隙发育的部位才含有水,而并非整个岩层都含有水。因此,在这样一些情况下,将含水岩体 统称为“含水层”是不恰当的,通常就称其为含水系统。所谓系统,是针对地下水的赋存和运移 而言,即指岩体中在一定程度上和在一定范围内相互连通的空隙。在一个系统中的地下水,可 将其看成一个整体,具有统一的水力联系,即当这个系统的某些部位接受外界水补给时,整个 系统的水量就将增加;而当系统中任何一处向
15、外排水或人为取水时,则整个含水系统的水量将 减少。此外,当我们进行地下水资源评价或对地下水的运动、转化进行研究时,所注重的不仅仅 是地下水的分布状况,更重要的还有地下水的动态特征。因此,对地下水的分布和运动按系统 概念进行研究将更为全面和合理。从这个意义上说,赋存地下水的岩土,不论其空隙属性是裂 隙、溶隙或孔隙,都可称为地下水含水系统,包括孔隙含水系统、裂隙含水系统和岩溶含水系 统等。含水层的构成是由多种因素决定的,概括起来应具备下列条件:L要有储水空间构成含水层首先要有储水空间,也就是说应当具有孔隙、裂隙或溶隙等空 间。岩层的储水空间越大、数量越多、连通性越好,则透水性能就越好,重力水就越容
16、易入渗、流动。这种条件下有利于形成含水层。2.要有储存地下水的地质构造条件有利于地下水储存的地质构造条件是指,在透水性良好 的岩层下存在有隔水(不透水或弱透水)的岩层,以免重力水向下全部漏失;或在水流方向上 有隔水岩体阻挡,以滞存地下水。只有这样,才能使运动于空隙中的重力水,较长久的储存起 来,充满岩层空隙,形成含水层。3.具有良好的补给来源 岩层具备了良好的储水空间和构造条件,如果水源不足,仍不能成 为含水层,因为这种岩层在枯水期往往会干枯。只有当岩层有了充足的补给来源,对供水有一 定实际意义时,才能构成含水层。四、蓄水构造由含水层和隔水层相互结合而形成的能够积蓄地下水的地质构造称蓄水构造。
17、每个蓄水构 造中地下水的补给、迳流和排泄都是独立的。因此,蓄水构造也就是独立的水文地质单元。蓄水构造是从水文地质学观点研究地质构造得出的概念,目前已把这个概念运用在基岩山 区。而在松散岩层地区对蓄水构造的归纳和研究尚不成熟。在坚硬岩层分布区,主要有单斜蓄 水构造、背斜蓄水构造、向斜蓄水构造、断裂型蓄水构造、侵入接触型蓄水构造、岩溶型蓄水 构造等。在松散沉积物分布区,也有人根据沉积物的成因类型及其空间分布特征和水源条件划 分出:山前冲洪积型蓄水构造、河谷冲积型蓄水构造、湖盆沉积型蓄水构造、冰川沉积型蓄水 构造等。不同的蓄水构造对含水层的埋藏、地下水补给和水质、水量都有较大影响,所以在水文地 质调
18、查工作中,首先要把工作重点放在查明蓄水构造上,才能进而查清水文地质条件。五、含水层的埋藏条件L包气带 地表以下地下水面以上的岩土层,其空隙未被水充满,空隙中仍包含着部分空气,该岩土层即称为包气带。包气带水泛指贮存在包气带中的水,包括通称为土壤水的吸着水、薄 膜水、毛细水、气态水和过路的重力渗入水,以及由特定条件所形成的属于重力水状态的上层 滞水。上层滞水接近地表,补给区和分布区一致,可受当地大气降水及地表水的入渗补给,并 以蒸发的形式排泄。在雨季可获得补给并储存一定的水量;而在旱季则逐渐消失,甚至干涸,其动态变化显著。且由于自地表至上层滞水的补给途径很短,极易受污染。有时也将包气带水称之为非饱
19、和带水。包气带居于大气水、地表水和地下水相互转化、交 替的地带,包气带水是水转化的重要环节,研究包气带水的形成及运动规律,对于剖析水的转 化机制及掌握浅层地下水的补排、均衡和动态规律具有重要意义。研究包气带的厚度、结构、岩性、渗透性及污染物在包气带中的吸附与解吸、沉淀与溶解、机械过滤、化学反应等作用,对于研究污染物从地表转入地下水环境,评价预测建设工程对地下水的环境影响意义重大。包气带是地表物质进入地下含水层的必经之路,因而是地下水环境评价工作的重点研究对 象。2.包气带与饱水带 地下水自由水面以上部分为包气带,以下部分称作饱水带。在包气带中,岩石空隙没有充满液态水,近地表部分主要分布气态水及
20、结合水,靠近下部接近饱水带部位,由于毛细力的作用,重力水从地下水面上升到一定高度(毛细上升高度),形成毛细水带。包 气带中还有正在下渗的“过路”重力水以及被毛细力滞留在包气带上部的悬挂毛细水。饱水带中岩石空隙全部充满液态水,有重力水也有结合水,是开发利用与保护的主要对象。根据埋藏条件分为潜水和承压水。3.潜水 饱水带中第一个具有自由水面的含水层中的水称作潜水。潜水没有隔水顶板,或只 有局部的隔水顶板。潜水的水面为自由水面,称作潜水面。从潜水面到隔水底板的距离为潜水 含水层厚度。潜水面到地面的距离为潜水埋藏深度。由于潜水含水层上面一般不存在隔水层,直接与包气带相接,所以潜水在其全部分布范围 内都
21、可以通过包气带接受大气降水、地表水或灌溉同渗水的补给。潜水面不承压,在重力作用 下,通常由位置高的地方向位置低的地方流动,形成迳流。自然条件下潜水的排泄方式有两种:一种是向下游迳流,以泉、渗流等形式泄出地表或流入地表水体,这便是迳流排泄;另一种是 通过包气带或植物蒸发进入大气,称为蒸发排泄。人类取用地下水时,人工开采便成为第三种排泄方式。表4-4 某些松散岩石的最大毛细上升高度岩石名称最大毛细上升高度(cm)不同岩石的极限蒸发深度,在环境粗砂(粒径=0.5-1.0mm)2-4影响评价工作中经常遇到,表4-4中砂(粒径=0.25-0.5mm)12-35给出部分试验值供参考。细砂(粒径=0.1-0
22、.25mm)35-120潜水通过包气带与大气圈及地亚 砂 土120-250表水圈发生联系。所以,气象、水亚 粘 土300-350文因素的变动对其影响显著,丰水粘 土500-600季节或丰水年,潜水接受的补给量大于排泄量,潜水面上升,含水层厚度加大,埋藏深度变小。干旱季节排泄量大于补给量,潜 水面下降,含水层变薄,埋藏深度加大。因此,潜水的动态有明显的季节变化。潜水积极参与 循环,其资源易于补给恢复。潜水的水质变化很大,主要取决于气侯、地形及岩性条件。湿润气侯及切割强烈的地形,有利于潜水的迳流排泄而不利于蒸发排泄,往往形成含盐量不高的淡水。干旱气侯与低平地形 下,潜水以蒸发排泄为主,常形成含盐量
23、相对高的咸水。潜水容易受到污染,对潜水水源应注 意加强环境保护。一般情况下,潜水面不是水平的,而是一个向排泄区倾斜的曲面,起伏变化大体与地形一 致,但常较地形起伏缓和。潜水面上各点的高程称作潜水位。相等水位点的连线称等水位线。等水位线的法线方向是地下水的流向。4.承压水 充满于两个隔水层之间的含水层中的水叫做承压水。承压含水层上、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含水层厚度。承压水受到隔水层的限制,它与大气圈、地表水圈的联系很弱。当顶底板隔水性能良好时,它主要通过含水层出露地表的补给区(该地段地下水已转变为潜水)获得补给,并通过范围有 限的排泄区进行排泄。当顶底板为水
24、平隔水层时,它还可以通过半隔水层,从上部或下部的含 水层获得补给,或向上、下部含水层排泄。无论在哪种情况下,承压水参与水循环都不如潜水 那样积极。因此,气侯、水文因素的变化对承压水的影响较小,承压水动态比较稳定。承压水和潜水一样,很大程度上来源于现代渗入水(大气降水、地表水)。但是,由于承 压水的埋藏条件使其与外界的联系受到限制,一定条件下含水层中可以保留很古老的水,有时 甚至是与沉积物同时沉积下来的水(如在海相沉积物中保留下当时的海水,在湖相沉积物中保 留下当时的湖水等)。总的来说,承压水不象潜水那样容易补充恢复,但由于其含水层厚度一般 较大,往往具有良好的多年调节性。承压水的水质变化很大,
25、从淡水直到含盐量高的卤水都有。承压水的补给、迳流、排泄条 件越好,参加水循环越积极,水质就越接近入渗的大气降水及地表水,形成含盐量较低的淡水。补给、迳流、排泄条件越差,水循环越缓慢,水从岩层中溶出的盐分就越多,水的含盐量就越 高。有的承压含水层与外界几乎不发生联系,保留着经过浓缩的古海水,含盐量可以达到每升 数百克之多。承压水一般不易受到污染。但是,一旦污染后很难使其净化,因此在开发利用时应注意水 源的卫生保护。六、地下水的补给、排泄与迳流补给与排泄是含水层与外界发生联系的两个作用过程。补给与排泄方式及其强度,决定着 含水层内部的迳流以及水量与水质的变化。这些变化在空间上的表现就是地下水的分布
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