地下水环境影响评价培训教材.docx

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 30
六、调查资料的研究与应用 33
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 41
三、Ⅰ类建设项目环境影响预测 48
四、Ⅱ类建设项目环境影响预测 62
第六节 地下水环境影响评价 70
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 72
三、污染含水层的治理 73
第八节 地下水环境影响评价专题文件的编写要求 74
一、环境影响评价工作方案——地下水专题 74
二、环境影响报告书——地下水环境影响专题报告 75
参 考 文 献 76

第四章 地下水环境影响评价
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km3。其中绝大部分（约13.7亿km3）储存于海洋中,河流湖泊中的水约75.12万km3,地面以下17km以内地下水的总量约为841.7万km3,其中约有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）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。
1.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、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。
1.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
1.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4-1 常见松散岩类的孔隙度与给水度参考值[3]
岩石名称
砾石
粗砂
中砂
细砂
亚粘土
粘土
泥炭
孔隙度（%）

40

42
47
50
80
给水度
0.3-0.35
0.25-0.3
0.2-0.25
0.15-0.2
0.04-0.07

5.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，给水度的大小在很大程度上可以说明透水性的好坏。
表4-2 黄、淮、海平原地区渗透系数经验值一览表[3]
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

三、含水层与隔水层
表4-3 岩石透水性参照表[3]
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

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——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：
1.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。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
1.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。
表4-4 某些松散岩石的最大毛细上升高度[3]
岩石名称
最大毛细上升高度（cm）
粗砂（粒径=0.5-1.0mm）
2-4
中砂（粒径=0.25-0.5mm）
12-35
细砂（粒径=0.1-0.25mm）
35-120
亚 砂 土
120-250
亚 粘 土
300-350
粘 土
500-600

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可以通过包气带接受大气降水、地表水或灌溉回渗水的补给。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。 不同岩石的极限蒸发深度，在环境影响评价工作中经常遇到，表4-4给出部分试验值供参考。
潜水通过包气带与大气圈及地表水圈发生联系。所以，气象、水文因素的变动对其影响显著，丰水季节或丰水年，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，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，在时间上的表现便是地下水的动态，而从补给与排泄的数量关系研究含水层水量及盐量的增减，便是地下水的均衡。只有对地下水的补给、迳流、排泄过程建立起清晰的概念，才有可能正确的分析与评价地下水资源，采取有效的兴利防害措施。
（一）地下水的补给
含水层自外界获得水量的作用过程称作补给。地下水的补给来源主要有：大气降水、地表水和灌溉回渗水。近年来，地下水的人工补给，已经成为一种不可忽视的补给来源。
1.大气降水的补给 大气降水通过岩层空隙渗入补给地下水。降雨初期，雨量较小时，先在包气带中形成结合水、悬挂毛细水，而不能进入含水层形成补给作用。随着雨量加大结合水和悬挂毛细水达到极限，在重力作用下继续下渗进入含水层，引起水位升高，形成补给作用。
大气降水是地下水最普遍的补给来源。对一个独立流域来说，地表迳流也是流域内的大气降水转化来的，因此，降水量的大小对一个地区地下水的补给来源起着控制作用。
影响降水补给的因素主要有：降水强度、包气带岩性与厚度、地形坡度、植被发育情况等。
降水强度（mm/h）超出包气带的入渗速率，部分降水便形成地表迳流，补给地下水的部分所占比例相应减少。降水强度小而连续时间不长时，入渗的水先湿润包气带，而后又蒸发返回大气圈，不利于补给地下水。绵绵细雨对地下水的补给最为有利。
包气带的透水性越好，降水转为地下水的份额越大。反之，包气带透水不良，降水中的相当一部分便转为地表迳流。包气带土质越是粘重、厚度越大，滞留的入渗水越多，对地下水的补给越不利。
地形坡度越大，坡流急促，入渗时段缩短，不利于水的下渗。反之，若地形平缓，坡流缓慢，入渗时段延长，转为地下水的部分就越多。但要注意，只有当降水强度超过包气带的入渗速率形成表流时，地形坡度才能影响降水的入渗。
植被有利于降水对地下水的补给。一方面，植被阻滞了地表径流。另一方面，林下土壤有机质多，结构性好，树下根系使表土透水性增强，落叶又保护土壤结构免遭雨滴的破坏。
所有上述作用中，最关键、最主要的是降水量和包气带的岩性与厚度。
图4-1 地表水与地下水的补给关系
2.地表水的补给 地表水包括河流、湖泊、水库、海洋等，都可补给地下水。环评工作中常见的以河流为主，故仅以河流为例进行分析。河流与地下水之间的补给，取决于河水位与地下水位的关系，这种关系沿着河流纵断面有所变化。见图4-1：a、山区河流深切，河水位常低于地下水位，起排泄地下水的作用；b、进入山前，堆积作用加强，河床位置抬高，地下水埋深增大，经常是河水补给地下水;c、冲积平原上部，河水位与地下水位接近，汛期河水补给地下水，非汛期地下水补给河水；d、到了冲积平原中下部，由于强烈的堆积作用，多形成所谓的“地上河”，因此经常是河水补给地下水。
河流补给地下水时，补给量的大小取决于下列因素：河床以下地层的透水性、河流与地下水有联系部分的长度及河床湿周（浸水周界），河水位与地下水位高差，以及河床过水时间的长短。
河床透水性对补给地下水影响很大。岩溶发育地区往往整条河流转入地下。由砂砾石组成的山前冲洪积扇上缘，地表水呈辐射状、散流状，渗漏量相当大。但接近中下游，当河床与下伏含水层之间存在隔水层时，尽管河水很多，对地下水补给却明显减少。河道愈是宽广、河水位愈高，河床湿周便愈长，愈有利于对地下水的补给。
图 4-2 河水补给引起地下水位抬高
我国北方的河流大多是间歇性的，每年仅在汛期的一、二个月有水。汛前，河床以下的包气带含水不足，初汛来临 ，河水浸湿包气带，并垂直下渗（图4-2）。开始，河水与地下水并不相连，下渗水使地下水面凸起（图4-2a）；随着地下水位提高，地表水与地下水联成一体，被抬高的地下水面向外扩展，河水渗漏量变小（图4-2b）；河水断流后，地下水位逐渐趋平，使一定范围内地下水位普遍抬高（图4-2c）。应当注意，河水的渗漏量有一部分是消耗于补充包气带湿度的，当河流过水时间不长，且河床由细粒物质组成时，这部分水可占相当大的比例。这种情况下，不能简单地把河水渗漏当作补给地下水的量。
地表水对地下水的补给与大气降水不同：后者是面状补给，普遍而均匀，前者是线状（带状）补给，局限于地表水体的周边。地表水体附近的地下水，既接受降水补给，又接受地表水的补给，经开采后与地表水的水位差加大，可使地下水得到更多的（增加）补给量。因此，河流附近的地下水一般比较丰富。
潜水和承压含水层接受降水和地表水补给的条件不同。潜水在整个含水层分布面积上都能直接接受补给。承压水则仅在含水层出露于地表，或与地表连通处（在此处已转化为潜水）方能获得补给。因此，地质构造与地形的配合关系，对承压含水层的补给影响极大。
（二）地下水的排泄
含水层失去水量的过程称作排泄。在排泄过程中，含水层的水质也发生相应变化。地下水的排泄方式是多样的，可通过“泉”作点状排泄，通过向河水泄流作线状排泄，通过蒸发消耗作面状排泄。此外，一个含水层的水可向另一个含水层排泄。此时对后者来说，也是从前者获得补给。开发利用地下水或用井孔、渠道排除地下水，都属于地下水的人工排泄。
蒸发排泄仅消耗地下水量，盐分仍留在地下水中，故此种排泄方式会使地下水矿化度升高，水质发生变化。其它种类的排泄，均属于迳流排泄，盐分随同水分一起排走，一般不引起水质变化。
（三）地下水的迳流
地下水由补给区流向排泄区的过程称作迳流。迳流是连接补给与排泄的中间环节，通过迳流，含水层中的水、盐由补给区输送到排泄区，迳流的强弱影响着含水层的水量与水质。
除某些构造封闭的自流盆地及地势十分平坦地区的潜水外，地下水都处于不断的迳流过程中。
地下水的迳流方向是环评工作中应该注意的问题。最简单情况下，含水层中地下水自一个集中的补给区流向集中的排泄区，具有单一迳流方向。地下水的迳流方向总体上受地势控制，从上游流向下游。局部受地形控制从高处流向低处。控制地下水流动方向的根本因素是水位和水位差，在水头作用下地下水从高水位流向低水位。例如在山前冲洪积扇的水源地附近一定范围内，地下水的流向并不都是背向山区流向平原，而是向着取水构筑物（水井）流动，因为井水位低于周边地下水位。
七、地下水运动的基本定律
地下水可以在饱水的岩层中或非饱水的岩层中运动。以往的研究多集中于饱水带重力水的运动，而对包气带水、结合水的运动规律尚没有成熟公认的研究成果。在此也仅就饱水带重力水稳定水流的运动规律略加介绍。
（一）渗流的基本概念
地下水在岩石空隙（孔隙、裂隙及溶隙）中的运动称为渗透。由于岩石的空隙形状、大小和连通程度的变化，地下水在这些空隙中的运动是十分复杂的。要掌握地下水在每个实际空隙通道中的流动特征是不可能的，也是不必要的。实际研究工作中，常用一种假想的水流去代替岩石空隙中的实际水流。这种假想的水流，一方面认为它是连续地充满整个岩石空间（包括空隙和岩石骨架所占的空间），就好象没有岩石骨架存在的地表水流一样。另一方面，它要符合以下条件：
1.假想水流通过任一断面必须等于真正水流通过同一断面的流量；
2.假想水流在任一断面的水头必须等于真正水流在同一断面的水头；
3.假想水流在运动中所受的阻力必须等于真正水流所受的阻力。
满足上述假想条件的水流，通常称为渗透水流，或简称渗流。发生渗流的区域称为渗流场或迳流场。这样通过对假想水流的研究，可以掌握真实水流运动的规律。
由于岩石的空隙在一般情况下都很细小，因而地下水在流动过程中受到的阻力是很大的。所以地下水渗流速度远比地表水流速小。通常地表水的流速都以“米/秒”来度量，因为其流速常在每秒一到数米之间。而地下水由于渗流速度缓慢，其渗流速度常用“米/日”来度量，因为地下水的渗流速度常在每天零点几米至几十米之间。
水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速等）不随时间改变时，称为稳定流。运动要素随时间变化的水流运动，称为非稳定流。严格的讲，自然界地下水都属于非稳定流，但是为了便于分析 和计算，也可以将某些运动要素变化比较小的渗流，近似地看作稳定流。
（二）线性渗透定律——达西定律
线性渗透定律揭示了地下水径流运动时的基本规律，是法国水力学家达西1852～1853年在实验室中，对水在砂中的渗透进行大型实验后建立的,所以称为达西定律。
基本模式:
Q=Kω=KωI （4-1）
式中:
Q——渗透流量（m3/d）；
ω——过水断面面积（m2）；
Δh——水头损失,亦即上下游水头差（m）；
L——渗流长度（m）；
I——水力梯（坡）度，单位渗流长度上的水头损失（无量纲）；
K——渗透系数（m/d）。
从水力学知，通过某一断面的流量Q等于流速V与过水断面面积ω的乘积，即：
Q=ωV (4-2)
据此，达西定律也可表达为：
V=K I (4-3)
式中V称作渗流速度（m/d），其余各项意义同前。渗流速度（V）、渗透系数（K）和水力坡度（I），在基本渗流理论中有重要意义，应予了解。
1.渗流速度（V） 由渗流的基本概念知，V并非渗流的实际流速，而是假想水流通过包括“骨架”与孔隙在内的整个断面ω流动时所具有的虚拟流速。可知虚拟流速总是小于实际流速。
2.水力梯度（I） 为沿水流方向单位渗透途径长度上的水头差。地下水在岩层空隙中运动时，为了克服阻力消耗机械能而出现水头损失。所以，水力梯度可以理解为水流通过单位长度渗透途径，为克服阻力所耗失的能量。确定水力梯度时，水头差Δh必须与渗流长度L相对应。
3.渗透系数（K） 是反映岩石透水性能的指标，其数值是水力梯度I=1时的渗透速度。渗透速度的大小不仅与岩石的孔隙性有关，而且还与渗透液体的粘滞性等物理性质有关。一般认为水的物理性质变化不大，影响可以忽略，而把渗透系数看成单纯说明岩石渗透性能的参数。对于不同地区的不同岩石，渗透系数是不同的。
绝大多数情况下，可以认为地下水的运动基本符合线性渗透定律。因此，达西定律适用范围很广，它不仅是水文地质定量计算的基础，还是定性分析各种水文过程的重要依据。深入掌握达西定律的物理意义，灵活的用它来分析问题，是地下水研究工作者应当具备的基本能力。
第二节 地下水的理化性质与水质污染
水量和水质是地下水的两大要素。研究地下水水量，主要是分析地下水的补给、径流和排泄过程，分析地下水运动的机理及其与外界的交换关系，使人们能在数量上研究并掌握地下水的运动规律。在自然界中地下水长期埋藏在岩石和土壤的空隙中，在与周围介质的相互作用下，不断溶解与它相接触的岩石和土壤中的盐类，从而成为地下水的化学成分。人类活动对地下水的化学成分有着特别重要的影响，工业三废和城市废水的排放、农药化肥的施用、矿业开发等都会改变地下水的化学成分，使地下水受到污染。地下水埋藏在地表以下，运动速度很小，污染物在地下水中的扩散很慢，更由于地下水系统的复杂性，地下水污染的发生、发展检测十分困难。研究表明，几乎所有含水层的污染都是在供水井受到污染时才被发现，而在这时，地下水污染已既成事实，采取防治措施为时已晚。为更有效地保护地下水环境，深入了解和研究地下水的化学成分及其形成、发展和运移过程，研究污染地下水的主要污染源及形成地下水污染的地质条件，对污染物的运移进行预测、预报是必要的。
一、地下水的物理、化学性质
（一）地下水的物理性质
地下水的物理性质包括颜色、透明度、气味、味道、温度、密度、导电性和放射性等。
1.颜色 地下水一般是无色的，但由于化学成分的含量不同，以及悬浮杂质的存在而常常呈现出各种颜色（见表4-5）。
表4-5 地下水的颜色与水中存在物质的关系[4]
存在物质
硬水
低铁
高铁
硫化氢
锰的化合物
腐殖酸盐
颜色
浅蓝
淡灰
锈色
翠绿
暗红
暗黄或灰黑
表4-6 地下水透明度分级[4]
分级
野外鉴别特征
透明的
无悬浮物及胶体，60cm水深可见3mm的粗线
微浊的
有少量悬浮物,30-60cm水深可见3mm的粗线
浑浊的
有较多的悬浮物,半透明状,小于30cm深可见3mm的粗线
极浊的
有大量悬浮物或胶体,似乳状,水深很浅也不能清楚看
见3mm的粗线

2.透明度 常见的地下水多是透明的，但其中如含有一些固体和胶体悬浮物时，则地下水的透明度有所改变。为了测定透明度可将水样倒入一高60cm带有放水嘴和刻度的玻璃管中,把管底放在四号铅字(专用铅字)的上面,打开放水嘴放水,一直到能清楚地看到管底的铅字为止,读出管底到水面的高度。根据这种观测方法可以把水的透明度划为四级（见表4-6）。
3.气味 一般地下水是无味的，当其中含有某种气体成分和有机物质时，产生一定的气味。如地下水含有硫化氢气体时则有臭鸡蛋味。有机物质使地下水有鱼腥味。
4.味道 地下水的味道取决于它的化学成分及溶解的气体（见表4-7）。
存在
物质
NaCl
Na2SO4
MgCl2及MgSO4
大量有机物
铁盐
腐殖质
H2S与碳酸气同时存在
CO2.CaHCO3和MgHCO3
味道
咸味
涩味
苦味
甜味
墨水味
沼泽味
酸味
可口
表4-7 地下水味道与所含物质的关系[4]
5.温度 地下水的埋藏深度不同，温度变化规律也不同。近地表的地下水水温受气温的影响，具有周期性变化的特征。在常温层以上，水温产生季节性变化；在常温层中，地下水温度变化很小，一般不超过0.1oC；而在常温层以下,地下水温则随深度的增加而逐渐升高。其变化规律决定于一个地区的地热增温级。地热增温级是指在常温层以下，温度每升高1.0oC所需增加的深度。地热增温级一般为3oC/100m。在不同地区,地下水温度差异很大。地下水的温度差异可分为如下几类（见表4-8）。
一般情况下，鲁西北平原地区的常温层在地表下14-16m，其温度相当于常年平均气温。通常情况下，20-200m的井水温度在17-20oC之间。
表4-8 地下水温度分级
类别
非常冷的水
极冷的水
冷水
温水
热水
极热水
沸腾水
温度
＜0
0-4
4-20
20-37
37-42
42-100
＞100
（二）地下水的化学性质
地下水中溶解的化学成分，常以离子、化合物、分子以及游离气体状态存在。地下水中常见的化学成分有以下几种：
离子成分中阳离子有氢（H+）、钾（K+）、钠（Na+）、镁（Mg2+）、钙（Ca2+）、铵（NH4+）、二价铁（Fe2+）、三价铁（Fe3+）、锰（Mn2+）等；阴离子有氢氧根（OH-）、氯根（Cl-）、硫酸根（SO42-）、亚硝酸根（NO2-）、硝酸根（NO3-）、重碳酸根（HCO3-）、碳酸根（CO3-）、硅酸根（SiO32-）及磷酸根（PO43-）等。
以未离解的化合物分子状态存在的有三氧化二铁（Fe2O3）、三氧化二铝（Al2O3）及硅酸（H2SiO3）等。
溶解的气体有二氧化碳（CO2）、氧（O2）、氮（N2）、甲烷（CH4）、硫化氢（H2S）及氡（Rn）等。
上述组分中以Cl-、SO42-、HCO3-、K+、Na+、Ca2+、Mg2+最常见、含量最多。
地下水中可能出现各种微量元素。在不同地区由于基岩、土壤成分和地下水补给、径流关系的差异，微量元素的种类和数量分布不尽相同。在水中含量少于10mg/L的元素称为微量元素或微量成分（个别情况下水中微量元素的含量可以高于此值）。地下水中的微量元素有溴（Br）、碘（I）、氟（F）、硼（B）、磷（P）、铅（Pb）、锌（Zn）、锂（Li）、铷（Rb）、锶（Sr）、钡（Ba）、砷（As）、钼（Mo）、铜（Cu）、钴（Co）、镍（Ni）、银（Ag）、铍（Be）、汞（Hg）、锑（Sb）、铋（Bi）、钨（W）、铬（Cr）等。这些微量元素在天然地下水中一般含量很小。大部分元素迁移性能弱，分布不广。一系列因素阻碍了微量元素在含水介质中的积累和迁移。水中的阴离子OH-和CO32-能与重金属离子形成难溶的化合物。粘土矿物和各种有机质对微量元素具有很大的吸附性。
1.氯离子 氯离子几乎存在于所有地下水中。其含量的变化范围很大，由每升水中数毫克至数百克不等。氯离子的主要来源有两大类，即无机来源和有机来源。无机来源包括岩盐矿床和其他氯化沉积物的溶解和海相沉积物中埋藏的海水。另外，氯在火山喷溢时亦被带到地表。有机来源包括生活和工农业废水、动物及人类排泄物等。除上述来源外，含Cl-的大气降水也是氯离子的一个重要来源。
氯离子具有很强的迁移性能，它不形成难溶的矿物，不被胶体吸附，也不被生物聚集。氯化钠、镁、钙盐的溶解度很大，因而地下水中氯离子的分布很广。
2.硫酸根离子 硫酸根离子同样具有很好的迁移性，仅次于氯离子。天然水中SO42-的含量由于Ca2+的存在而受到限制,因为它们能形成溶解度很小的CaSO4沉淀。当水中的Ca2+不多时，每升水中的SO42-可达数十克。硫酸根离子是天然水中的重要离子，地表水和浅层地下水中均含有SO4