包气带,土壤包气带污染现状检测怎么采样

包气带的测试一般分为两种。
一是渗水试验：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，在研究大气降水、灌溉水、渠水等对地下水的补给时，常需要进行此种试验。试验时在试验层中开挖一个截面积约 0.3～0.5m2 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 10 cm 厚），当单位时间注入水量（即包气带岩层的渗透流量）保持稳定时，可根据达西渗透定律计算出包气带土层的渗透系数。目的是测定包气带渗透性能及防污性能。
二是土柱淋滤试验：试验土柱应在评价场地有代表性的包气带地层中采取。通过滤出水水质的测试，分析淋滤试验过程中污染物的迁移、累积等引起地下水水质变化的环境化学效应的机理。目的是模拟污水的渗入过程，研究污染物在包气带中的吸附、转化、自净机制，确定包气带的防护能力，为评价污水渗漏对地下水水质的影响提供依据。

包气带具备的对水质交换和天然净化的功能，备受环境学家的重视，通述利用污水经过砂质包气带下渗过程中经历的一系列物理、化学和生物化学作用，达到污水净化的目的，发展出污水快速渗滤土地处理和污水慢速渗滤土地处理方法。 污水快速渗滤土地处理对包气带有以下要求：厚度大于1.2 m；为渗透性较好的均质中细砂或细粉砂层，其中粘粒和粉粒含量小于10%。污水快速渗滤土地处理具有建设投资少、运行费用低、水处理效果好的特点，因此，备受各国的重视。目前，我国已广泛采用快速渗滤土地处理方法，来处理城市污水、啤酒工业废水中的COD、、NO3 -N等有害物质（汪民等，1993）。 近年来，中国地质大学钟佐燊教授等根据包气带天然生物降解原理，仿照包气带结构，人工构筑了包气带，建造出人工快速渗滤系统，用于处理城市污水。深圳、东莞等地，人工快速渗滤系统的实际运行表明，其对COD、BOD的降解率达到80%～90%，对悬浮物的去除率大于90%，对、NO3 -N的降解率大于80%，对重金属的去除率达到100%，出水达到国家二级排放标准，水处理效果极佳。该系统具有占地少，运行费用低，可随时调节生物化学反应的环境条件，污水处理量和去除率高于天然包气带的特点。总之，人工快速渗滤系统是一种高效、节能、运行费用很低的中小型污水处理系统，具有很高的社会和商业价值（何江涛等，2002，2003）。

包气带中水分的分布与运移是一个涉及岩土颗粒、空气和水分三相体系的复杂过程，并受重力、毛细力、分子吸附力、溶质渗透力及空气压力的综合控制。 在天然状态下，饱水带中任意一点的总水头(H)可以被表示为 普通水文地质学 式中:Z为位置水头(或重力水头);h为压力水头。 在包气带中，任一点的水头则为 普通水文地质学 式中:hc为毛细压力水头。 两个带中水头的测定方法和各种水头之间的关系如图 4 －19 所示毛细压力水头是含水量 ( θ) 的函数，即 普通水文地质学 图4－19 压力水头、重力水头和总水头 ( 水势) 的关系 饱水带中，任一特定的均质土层，渗透系数 ( K)是常数; 而在包气带中，K 随着含水量降低而变小故是含水量的函数，即 普通水文地质学 其原因是: ①含水量降低，实际过水断面随之减小; ②含水量降低，水流实际流动途径的弯曲程度增加; ③随着含水量降低，水流在更窄小的孔角通道及孔隙中流动，阻力也增加。 包气带水非饱和流，一般仍可用达西定律描述。延 Z 轴做一维垂直下渗运动时，其渗流速度 ( vZ) 可表示为 普通水文地质学 虽然，目前国内外一些研究者已通过室内实验和现场试验建立了一些包气带水分运移的一维、二维模型，但由于现场条件差异，监测仪器及其精度不同，计算的结果常不相同。因此，这方面的研究仍在不断进行，而且是未来水文地质研究的重要方向之一。 复习思考题 1.什么叫渗透?什么叫渗流和渗流场? 2.层流与紊流、稳定流与非稳定流各有何区别? 3.达西定律的公式形式有几种?公式中各符号的意义是什么?达西定律的意义是什么?它的应用范围如何? 4.什么叫渗透流速?什么叫实际流速?有何区别? 5.利用钻孔中给出的潜水位绘出下列两个剖面图(图4－20、图4－21)中地下水的水位线，并说明引起潜水位变化的原因。 图4－20 潜水示意剖面图 图4－21 潜水示意剖面图

地下水具有流动性，为了确定其水量，就必须研究地下水运动的基本规律。以往的研究多集中于多孔介质饱水带重力水的运动，但在解决地下水的补给、潜水蒸发以及污染质在包气带中的运移机理等实际问题时，却涉及到包气带水以至结合水的运动，因此包气带水的运动规律的研究，近年来也越来越受到学者们的关注。 地下水在孔隙岩石中的运动称为“渗流”（或渗透），渗流占据的空间称渗流场。地下水在松散岩石粒间孔隙和宽度不很大的裂隙中流动时，流速很慢，加之受到介质固相表面的吸力较大，故水的质点排列有序，多呈“层流”运动。在个别宽大的洞穴和裂隙中，水流速度较大，水流质点呈无秩序的互相混乱流动，则属于“紊流”运动。 水在渗流场内运动，当各个运动要素（水头压力、流速、流向）不随时间变化时，称为稳定流；当运动要素随时间变化时称为非稳定流。严格地讲，自然界中的地下水运动都属于非稳定流，但为了便于分析和运算，当上述运动要素变化微小时，也可看作为稳定流。 一、饱水带重力水运动的基本规律 有关饱水带重力水运动的第一个规律，是法国水力学家达西（H.Darcy）在1856年通过实验得到的。 达西通过圆筒砂柱的渗透实验装置（图3-4）得到了水头高度不变条件下，砂层的渗透流量（Q）与水力坡度（I）和过水断面（W）的关系式： 现代水文地质学 式中：Q——渗透流量（圆筒下端出口处测得的砂柱渗出水量）（L3·T-1）； W——过水断面面积（砂柱横断面）（L2）； L——渗透途径（上下游过水断面的距离）（L）； h——水头损失（h=H1-H2，即上、下过水断面的水头差）（L）； I——水力梯度（I=，即单位渗透途径上的水头损失值）； K——渗透系数（L·T-1）。 这就是科学家描述地下水运动规律的第一个定律——达西公式。达西公式是在它之后发展起来的整个水文地质定量计算的基础。 由于流量（Q）等于流速（V）和过水断面面积（W）的乘积，故用V×W代替（3-1）式中的Q，于是可得到达西公式的流速表达式： 现代水文地质学 式中的V称作渗透流速。渗透流速不是实际流速，而是假设水流通过包括砂粒与空隙在内的整个断面的流速。实际上水流只能从断面上的空隙通过，故在渗流量不变的情况下，实际流速要大于渗透流速，故渗透速度是一种虚拟的流速。 从达西定律V=KI可知，水力梯度是无因次的，故渗透系数K的因次与渗透速度V相同，一般采用m/d或cm/s为单位。令I=1，则V=K。因此可知渗透系数的物理含义是水力梯度等于1时的渗透流速。 图3-4 达西实验装置图 当水力梯度为定值时，渗透系数愈大，渗透流速就愈大；渗透系数愈小，渗透流速也愈小。由此可知，渗透系数是与岩石渗透性能有关的一个系数，即渗透系数愈大，岩石的透水能力愈强。松散岩石渗透系数变化范围可参见表3-2。 表3-2 松散岩石渗透系数经验值 达西以后的一些研究地下水运动的学者发现，达西定律主要适用于作层流运动的地下水，他们还指出达西公式中未考虑渗透水流的物理性质，而渗透系数的大小，不仅与岩石的空隙性质有关，而且也与液体本身的黏滞性、温度等物理性质有关。黏滞性愈大的液体运动时摩擦阻力越大，在同一种岩石中的渗透系数就越小。因此，在研究石油、热水和卤水的运动时，就必须考虑黏滞性、温度等对岩石渗透性的影响。 在达西之后不久，水力学家哲才（A.Chezy）也通过实验，得到了地下水在岩石较大空隙中运动、流速相当大时，呈紊流运动的地下水非线性渗透定律（即哲才定律）： 现代水文地质学 此时的渗透流速（V）与水力坡度（I）的平方根成正比。说明在相同渗透性的岩层中，同一水力坡度条件下，地下水作紊流运动时的阻力要比作层流运动时大。 二、结合水的运动规律 结合水的运动规律，也是通过粘性土的室内渗透实验得到的，根据实验，粘性土的渗透流速（V）与水力坡度（I）在直角坐标系中有图3-5所示的3种关系。 图3-5 粘性土渗透实验的各类V-I关系曲线 实验结果说明：只有当某些粘性土中孔隙较大、结合水占据孔隙空间的一小部分，而渗透运动以重力水为主时，水流运动符合达西定律（图3-5a）。在多数情况下，粘性土孔隙细小，结合水占据了孔隙的全部或大部分，必须施加一定水力梯度克服了结合水与孔壁岩石颗粒的静电引力后结合水才会发生运动（图3-5b），或者说，当施加水力梯度较小时，只有孔隙中抗剪强度较小的那一部分结合水发生运动，随着水力梯度增大，整个孔隙中的结合水才逐渐加入运动，此时的K值趋于定值（图3-5c）。此时结合水的运动规律，可用罗查（C.A.Poga）的近似式表达，即： 现代水文地质学 式中的I0称为起始水力梯度，即V-I曲线的直线段在I坐标上的截距。它说明结合水是一种非牛顿液体，是性质介于固体与液体之间的特殊液体，外力必须克服其抗剪强度方能使之运动。 三、包气带水的运动规律 由于包气带是一种由水、固体介质和空气组成的复杂三相体系，毛细水又同时受到毛细力和重力的双作用，因此包气带水的运动规律远较饱水带水的运动规律复杂。包气带水分分布和水头压力特征和饱水带完全不同（参见图3-6）。 首先，当包气带的土质均匀和水分分布稳定时，其含水量一般将随着远离潜水面而降低；其次，包气带水因有毛细引力的作用，故其水头压力为负值。其负压值随着远离潜水面而增大，故包气带内毛细压力水头（h）是含水量（W）的函数，即 图3-6 包气带水势分布图 现代水文地质学 此外，在包气带中含水量变化时，实际的过水断面也随之变化，水流实际流动的途径和阻力将会增加，因此其渗透系数（K）也将是土层含水量（W）的一个函数，即 现代水文地质学 目前多数学者认为，包气带水的非饱和流动，一般可概化为一维垂直下渗运动，仍应遵循达西定律，其流速Vz表达式为： 现代水文地质学 当降水在包气带内以活塞式下渗补给潜水时，如以地面为基准，忽略地表水层厚度，则任一时刻（t）的降水垂向渗透流速将为 现代水文地质学 式中：K——包气带的K值，由于活塞式下渗水流趋近饱和，故K为定值； z——活塞式下渗水流的前峰到达深度，即位置水头，为负值； he——下渗水流前峰处毛细压力水头，因压力指向下故为负值。 分析（3-8）式可知，当z很小时，下渗水流的水力梯度趋于无穷大，故入渗速度Vt很大；随着t增大，z变大，趋于零，则Vt=K，即入渗速度趋于定值。

为了进一步阐述上述模型的使用方法，本节将使用松散沉积层包气带防污性能评价模型以某区域为例进行防污性能评价的计算演示。 假设该区域范围内污染物的初始浓度为100μg/L，将穿透整个包气带到达地下水面时污染物的浓度为初始浓度的1%，即1μg/L作为浓度限制，通过计算污染物需要多少时间才会达到该限制浓度，直接按照耗费的时间长短作为该地区防污性能的评价标准。 以某地区的10个典型包气带钻孔为例依次进行研究，系统的介绍该模型的计算及评价方法。首先，根据松散沉积物命名表将10个包气带钻孔进行细致划分，标明各层的厚度，然后按照忽略薄夹层，合并相似层的原则，对相对阻滞系数相同、渗透系数相同或细小的夹层进行厚度合并与概化，统一为一个整体层位便于下步计算。10个钻孔的概化结果见表7.5～表7.14。 表7.5 某包气带A钻孔剖面岩性表 注:由于两层亚粘土之间夹有的砂层很薄，因此将其直接归入亚粘土中，不另外计算其层位的相对阻滞系数。 表7.6 某包气带B钻孔剖面岩性表 续表 注:由于粉砂与细砂的相对阻滞系数相同，因此将两层合并，夹在亚粘土中的细砂层与粗砂层较亚粘土层薄，因此与上下亚粘土层合并为一个整体，夹层不再做单独计算。 表7.7 某包气带C钻孔剖面岩性表 注:由于粉细砂与粗砂的相对阻滞系数相同，因此将两层合并，不做单独计算。 表7.8 某包气带D钻孔剖面岩性表 注:由于粉细砂与含砾中细砂的相对阻滞系数相同，因此将两层合并，不做单独计算。 表7.9 某包气带E钻孔剖面岩性表 表7.10 某包气带F钻孔剖面岩性表 注:由于淤泥与粘土的相对阻滞系数相同，因此将两层合并，不做单独计算。 表7.11 某包气带G钻孔剖面岩性表 表7.12 某包气带H钻孔剖面岩性表 表7.13 某包气带I钻孔剖面岩性表 表7.14 某包气带J钻孔剖面岩性表 注:由于亚粘土与粉砂亚粘土互层的渗透系数相同，因此将两层合并，不做单独计算。 根据表7.5～表7.14的岩性概化结果可进行下步计算，A～J剖面的数据都在表7.5～表7.14中列出。按照7.3.2中给出的计算方法，先对A剖面进行计算，设定初始浓度100μg/L，限制浓度为初始浓度的1%，即1μg/L，垂向深度单元数为111，将表7.5中列出的各种介质的阻滞系数Ri'代入非均质包气带的公式(7.3)中，得y=60，即需要60个时间单元使得到达地下水面的污染物浓度达到1μg/L，接下来要计算的是走完一个单元的具体时间，根据表7.5中列出的渗透系数及公式: T=t1+t2+t3+…+tn=L1/K1+L2/K2+L3/K3+…+Ln/Kn即 TA=(4/0.5+11/0.1+8/1+53/0.1+6/20+29/0.1)/365=2.6年，那么污染物在A剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yA×TA=60×2.6=156年。 按此步骤依次计算余下的9个钻孔，其中: 污染物在B剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yB×TB=56×2.43=136年。 污染物在C剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yC×TC=7×0.5=3.5年。 污染物在D剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yD×TD=27×1.14=30.9年。 污染物在E剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yE×TE=42×1.90=79.7年。 污染物在F剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yF×TF=14×0.89=12.4年。 污染物在G剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yG×TG=35×1.66=58年。 污染物在H剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yH×TH=29×2.15=56年。 污染物在I剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yI×TI=47×2.6=101年。 污染物在J剖面中累积浓度达到限制浓度所耗费的时间为:时间单元数yJ×TJ=13×0.77=10年。 通过计算发现，不同的剖面达到相同限制浓度所耗费的时间各有不同，计算结果见表7.15。 表7.15 10个包气带剖面防污性能评价结果 从表7.15中可以看出，同种污染物通过不同厚度、不同结构的包气带剖面所耗费的时间各有不同，且差异较大，污染物进入地下水的累积浓度达到1μg/L时所耗费的时间最少为10年，最多的可达到156年。据上节所述，包气带的厚度及结构对其防污性能都有着十分重要的影响，其中，包气带的厚度越厚，污染物进入地下水的途径就越长，去除污染物的容量就越大，地下水受到污染物威胁的可能性也就越弱;而包气带结构中阻滞能力较强的夹层有增强整个包气带防污性能的效力，夹层越厚，污染物到达地下水的浓度也越低，整个包气带的防污性能就越强。因此，下面就从该区域的包气带厚度及阻滞能力强的粘土、亚粘土层厚度出发，分析其对防污性能的影响及其影响的重要性。 图7.1 影响防污性能的因素分析图 图7.1分别绘制了剖面厚度及剖面中粘土、亚粘土厚度对防污性能的影响，从图7.1中可以看出，不管是整个剖面的厚度还是其中粘土、亚粘土层的厚度都与防污性能有着较好的正相关关系，拟合方程分别为y=0.497x+36.417，y=0.4965x+17.15，R2分别为0.8418和0.978。从拟合的相关系数不难发现，粘土、亚粘土层的厚度对包气带的防污性能影响高于整个包气带厚度所产生的影响，也就是包气带的结构对整个包气带的防污性能影响更为重要，且本研究建立的评价模型能很好地反映出结构差异造成的防污能力差异。粘土、亚粘土层的有机碳含量较高，且土壤质地较密集，孔隙度小，污染物通过该层所耗费的时间长，因此就有充足的时间在土壤中发生吸附作用，且含量较高的有机碳能吸附更多的污染物，进而降低污染物的浓度;而砂质土壤，它的孔隙度较大，污染物在该层的渗流速度较大，因此在该层停留的时间就越短，不能够很好地进行吸附反应，污染物的去除也不充分，致使污染物能较快地进入地下水，且进入地下水的浓度也较通过粘土层的高。由此可知，粘土、亚粘土是松散沉积层中防污性能最好的质地，其在包气带结构中占据的越多或者越靠近包气带的上部，阻滞污染物进入地下水的能力就越强，从而提高整个包气带介质的防污性能。总之，通过使用该评价模型计算结果可知，该松散沉积层内各包气带的防污性能由好至差的排序为:A＞B＞I＞E＞G＞H＞D＞F＞J＞C。 本章所讨论的松散沉积层细化包气带的评价体系仅仅是一种新思路的提出，在很多防污性能评价方法的研究中，研究者们都已认识到了包气带对地下水防污能力的影响，且在修正各种评价方法的时候都突出强调了包气带介质在地下水防污性能评价中的重要性。本研究建立的评价模型本着突出包气带介质重要性的前提，从结构上对包气带进行了更为细致的刻画，分析包气带结构的差异对地下水防污性能的贡献及影响。鉴于中国的地下水供水水源地大部分在松散沉积物区，故该评价方法主要是从松散沉积层的角度出发，地下水考虑的也仅是潜水含水层，根据这种思路构建的一套细化包气带的防污性能评价体系。实例计算是从以往的研究中选取了10 个较有代表性的钻孔资料，从钻孔的概化 ( 阻滞系数相同的层位可合并或将细小夹层与上下层位进行合并) 、参数的获取 ( 从给出的参数表中根据具体岩性名称查取各个层位的相对阻滞系数及渗透系数) 、计算 ( 根据所获取的参数计算污染物进入地下水所需的时间) 到最后的评价，对评价体系中的计算方法进行了一次有针对性及代表性的演示，遗憾的是，由于缺少实测资料而未能对该防污性能评价方法进行系统的验证。本研究提出的通过细化包气带的结构对地下水防污性能评价的方法虽然是一种尝试但还是有其实用价值的，它即能单独作为松散沉积层包气带结构的一种评价模式应用于其他的含水层评价中，也可作为某些防污性能评价方法的补充，尤其是评价污染物在包气带介质中垂向途径上的迁移。

4.2.1.1 评价指标体系 选取影响地下水固有脆弱性影响因素指标体系的原则是：指标具有代表性、系统性、简洁性、独立性、动态性、科学性、可操作性。 1）代表性：指标充分反映了研究区典型区域特征对地下水污染风险的影响。 2）系统性：地下水污染风险关系到地下水系统的各个方面。在构建评价指标体系时，应该全面系统地考虑地下水污染风险的各种影响因素，尽可能将这些因素的各个方面都纳入到评价指标体系中来，在保证评价指标没有重复意义基础上，保证其评价结果的可靠性。 3）独立性：系统的状态可以用多个指标来描述，但这些指标之间往往存在信息交叉，在构建指标体系过程中，应该在诸多交叉信息中，通过科学的剔除，选择具有代表性同时又相互相对独立性较强的指标参与评价过程，提高评价的准确性和科学性。 4）简洁性：影响地下水污染风险的各种潜在因素很多，要建立一个包含所有因素的庞大指标体系在实际应用中是很难实现的。一方面这些因素所包含的指标有一些很难取得，另一方面指标过多，它们之间的关系也错综复杂，并且它们之间还存在着协同和拮抗等作用。这就要求在进行地下水脆弱性评价时，应根据不同地区的情况具体问题具体分析，尽量找出影响地下水污染风险的主要因素，并且选取的指标不宜过多，否则会冲淡主要指标的作用。 5）动态性：不仅要考虑现状条件下影响地下水污染风险的因素，还要考虑地下水环境和地下水系统在自然或人类活动影响下发生变化情况时的影响因素。 6）科学性：指标体系应建立在一定的科学基础之上，体系中各指标概念的内涵和外延应明确，能够从各个侧面全面完整地反映和度量评价对象。 7）可操作性：指标的获取具有现实性，在我国现有统计制度存在或者通过实验和调研能够得到相应的数据资料（如统计年鉴、统计资料、抽样调查、典型调查或相应的内部资料等）。 4.2.1.2 地下水型水源地固有脆弱性评价指标体系 目前评价地下水脆弱性最常用的方法是DRASTIC模型。模型将地下水埋深D、净补给量R、含水层介质A、土壤带介质S、地形T、包气带介质I及水力传导系统C等7个水文地质参数组成评价指标体系。虽然DRASTIC模型可以较客观地评估不同地区的地下水本质脆弱性，但其前提是假设各地区的含水层都分别具有均一趋势。实际上由于各国各地区的地质、水文地质等条件不同，以及模型计算方法的缺陷，DRASTIC法存在一定的局限性，需要对模型进行一定的改进，使其具有更强的适用性，其中针对地表水域发育地区需要考虑河网的密度，而土地利用类型可以表征入渗污染物分布大致类型和状态，需要被引入到评价过程中，改进后的指标体系见表4.1所示。 （1）地下水埋深 地下水埋深即包气带厚度。包气带是污染物从地表进到含水层中的第一道屏障，包括土壤和土壤下方的包气带土层。土壤黏土矿物含量、有机质含量、含水量、土壤类型与分布、包气带介质、厚度、结构及区域分布特征等都是地下水脆弱性的影响因素。包气带厚度决定了污染物进入含水层所必经的路程长短，水位埋深越浅，污染物和包气带介质发生各种物理化学生物作用的机会和时间越少，因此，地下水脆弱性越高。 表4.1 地下水固有水脆弱性评价指标表 （2）垂向净补给量 垂向净补给量指单位面积内从地表垂直渗入地下水位的水量，是评价中最不容易确定的因素，补给水量不仅是污染物运移载体，而且对污染物起到一定的稀释作用。垂向净补给量对地下水脆弱性具有双重影响：当垂向净补给量大时，携带的污染物量多，同时污染物被稀释的可能性增大，所以这两种相反的作用和决定了垂向净补给量对地下水脆弱性的贡献。大部分研究中认为，研究区内的垂向净补给量没有大到可以产生稀释作用，所以一般采用简化的方法表示垂向净补给量对地下水脆弱性的影响，即垂向净补给量越大，污染物进入到地下水中的可能性越高，因此，地下水脆弱性越高。 垂向净补给量通常由降雨量、河流补给量、渠系渗流量、灌溉水和回灌水入渗量等各种补给源减去蒸散发量组成，这些物理量都存在着年内和年际变化，因此，垂向净补给量是随时间变化的物理量，地下水脆弱性也存在着动态变化。垂向净补给量可根据水均衡方程来估计，但结果精度不高。在降雨量占地下水补给量绝对优势的情况下，一般采用降雨补给入渗量代替垂向净补给量，用降雨量乘以降雨入渗系数获得降雨补给入渗量。 （3）地形坡度 地形坡度指地表面的倾斜程度，它可以控制污染物迁移或积累的过程。如果坡度较陡，污染物随降雨、灌溉水等载体而迁移，不易渗入地表以下，因此，地下水脆弱性较低；反之，则较高。 （4）土壤介质类型 土壤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。颗粒结构越细，介质越密实，孔隙度越小，渗透性就越差，防护能力越强，地下水脆弱性越低。 （5）包气带介质黏性土层厚度 黏性土层相比于其他介质更容易对污染物进行截滞、转化或积累，降低了对地下水环境污染的可能性。包气带中黏土层对污染物进入地下水起到极大的截污与阻碍作用，黏土层越厚，污染物到达含水层的时间越长，污染物接受稀释、降解的机会就越大，防污性能越好，地下水脆弱性越低。 （6）含水层介质渗透系数 岩石的颗粒越大，或是存在与含水层有密切水力联系的断裂构造（节理和断层），则含水层具有较高的渗透性，地下水脆弱性越高。在松散含水层中，渗透性取决于岩石颗粒类型和细颗粒物质含量；在裂隙或岩溶含水层中，渗透性取决于断层面和层理面的原生空隙和次生空隙的数量。断裂带的性质、产状、宽度、富水性及导水性等是影响地下水脆弱性的主要因素。此外，含水层厚度也决定了含水层对污染物的稀释能力。含水层厚度越大，对污染物的稀释作用越强，地下水脆弱性越低。 （7）土地利用类型 土地利用类型是区分土地利用空间地域组成单元的过程。这种空间地域单元是土地利用的地域组合单位，表现人类对土地利用、改造的方式和成果，反映土地的利用形式和功能。地下水系统对流域土地利用具有强烈的响应。 土地利用类型既可以作为地下水脆弱性的影响因素，也可以作为地下水污染风险的影响因素，但影响意义不同。土地利用类型对地下水污染风险的影响主要体现在不同土地类型对应的污染源特征以及污染物进入地下水的途径不同。例如，耕地的农作物上施用的化肥和农药入渗污染地下水，耕地面积越大，植物耕种的密度越大，则施用的化肥和农药就越多，则地下水污染风险越高；在地表水体与地下水的水力联系密切之处，地表水体的污染容易通过连续入渗方式对地下水污染风险产生影响。土地利用类型作为地下水脆弱性的影响因素，并不将其作为体现污染源种类或负荷的表征，而是作为影响污染物在土壤或包气带中迁移转化规律的体现。不同土地利用类型下的包气带中污染物的垂直入渗、微生物作用及污染物的净化过程会有明显的不同。 （8）河网密度 河网密度为单位面积内河道总长度。水系密布性与DEM的分辨率直接有关，当分辨率较低时，某些小河道就无法表达出来，反之，当分辨率较高，则就能将细小的河道表达出来。在地表水体与地下水有密切水力联系地区，地表水也是地下水的一个重要补给来源。地表水系发达地区的地下水不仅接受地表水体下渗的补给，而且也受到河流侧向相互补排的影响。此外，包气带土层也受到河网切割侵蚀的影响。一般认为，河网稀疏区域的地下水脆弱性低；河网密集区域的地下水脆弱性高。 4.2.1.3 地下水固有脆弱性评价方法 地下水脆弱性的研究程度较高，评价方法较为成熟，目前国内外已有的评价方法主要有迭置指数法、过程模拟法、统计方法、模糊数学方法以及各种方法的综合等，具体信息见表4.2。 表4.2 地下水脆弱性评价的主要方法表 其中，迭置指数法是通过选取的评价参数的分指数进行迭加形成一个反映脆弱性程度的综合指数，包括指标、权重、值域和分级。它又分为水文地质背景参数法（HCS）和参数系统法，后者又包括矩阵系统（MS）、标定系统（RS）和计点系统模型（PCSM）。它是通过对选取指标进行等级划分和赋值以及赋予权重，然后进行加权求和得到一个反映程度的综合指数，并通过对综合指数进行等级划分表征评价对象一种方法。 根据建立的指标体系，对模型中每个指标都分成几个区段，每个区段赋予1～10的评分。然后根据每个指标对脆弱性影响大小赋予相应权重（5，4，3，2，1，5和3），最后通过加权求和下式得到地下水脆弱性指数，记为DI，值越高，地下水脆弱性越高，反之脆弱性越低。 DI＝DRDW+RRRW+ARAW+SRSW+TRTW+IRIW+CRCW（4.1） 式中：下标R——指标值； W——指标的权重。 其中各个评价指标的分级标准和评分表如下表4.3所示： 表4.3 地下水脆弱性DRASTIC评价指标的分级标准和评分表 国内研究者根据不同地区自然属性特征和污染物特征提出了3～11个不等的指标，采用不同的方法对权重加以优化，然后借助GIS技术或模糊数学方法进行地下水脆弱性分区。

在无蒸发与下渗以及包气带由均质土组成的理想条件下，包气带内水分分布稳定，垂向含水量分布如图（4-2）所示。包气带上部一定深度内，由于均质土持有的孔角毛细水和薄膜水量稳定，含水量接近于常量。向下随着深度增加，土层中支持毛细水逐渐增加，含水量渐渐增大，到潜水面附近，支持毛细水占绝对优势，孔隙网络中完全被毛细水占据，含水量达到饱和，含水量达到饱和的地段称为毛细饱和带。 通常包气带由多层不同岩性的地层构成，粗颗粒地层的持水量较小，含水量较低；细颗粒地层持水量较大，含水量较高。粗颗粒地层对水作用的毛细负压小于细颗粒地层对水作用的负压，因此，粒度相差较大的地层交界面往往能有效地阻隔毛细水作用。包气带中重力势和毛细势同时并存，有时粒度差异造成的毛细负压差也会改变水在包气带中的渗流方向。在细颗粒土中，水在重力势作用下向下渗流，途中遇到粗颗粒透镜体或空洞时，由于粗颗粒透镜体或空洞的空隙大，对水作用的毛细负压远小于周围细颗粒地层的毛细负压，界面上存在较大毛细负压差，在其作用下，水流不会进入其中，而是绕过粗颗粒透镜体或空洞，继续向下渗流。许兆义（1993）曾用试验证明了这一现象。这就是为什么雨季时黄土层中的砾石透镜体和窑洞仍能保持干燥的重要原因。 图4-2 均质土包气带水分分布 降水被植物冠层截留等除损后，穿透到达地表，一部分转为地表径流，另一部分渗入包气带，当含水量达到持水度（田间持水度）后，多余的水才会向下渗流，进入潜水含水层。包气带中渗流分为饱和流动和非饱和流动两种形式。 饱和渗流多出现在河、渠底部的垂直入渗时，该处包气带厚度较大，河、渠渗漏水通过包气带直接补给地下水，水的渗流遵循达西定律。 大气降水入渗补给均质包气带时，在地表形成很薄的水层，湿润层与干层之间的湿润锋面在向下推进过程中，会在推进路径上滞留部分水分，使锋面含水量降低，锋面推进便暂时停止下来，进行第二次蓄水，待含水量超过持水度后，锋面又会向前推进，呈现活塞式下渗的特征。 大部分包气带结构是非均质的，是由不同直径孔隙组成的网络构成，水流总是选择渗透阻力最小的通道运移，当网络中存在阻力最小的通道时，部分水便会经过通道，直接下渗，进入潜水含水层中，这种入渗方式称为捷径式入渗。因此，捷径式入渗和活塞式入渗是水在包气带中运移的两种重要类型。 若不考虑土水势对渗流的影响，包气带中非饱和流动也可用达西定律来描述。垂直向下一维流动的渗流速度可用下式表示： 生态水文地质学 式中：VZ为渗流速度；K（W）为渗透系数与含水量的关系函数；H为水头高度；Z为包气带厚度。 在包气带中非饱和流动时，渗透系数K是含水量的函数，随含水量的降低迅速变小，而且水头压力也是含水量的函数。 包气带中水呈非饱和渗流时，水受到土水势的作用。土水势由基质势（由吸附和毛细作用引起）ψM、重力势ψG、溶质势ψS、压力势ψP、温度势ψC五个分势构成，因此，水的非饱和渗流过程十分复杂。为简化问题起见，认为溶质势、压力势、温度势对渗流影响很小，可忽略不计，土水势则有以下的表达式： 生态水文地质学 上述的简化是有条件的，因溶质势是由不同浓度溶液之间的渗透势引起的，通常水中溶质均匀分布，溶质势可忽略不计，但在植物根系附近，考虑到植物根系的吸水作用时，溶质势便显得重要，不能忽略；包气带中孔隙网络连通性好，水在运移过程中对孔隙中的气体无明显压缩的情况下，可以忽略压力势，但在考虑气体压缩对水运移的影响时，应将压力势考虑在内；包气带内地温差较小时，温度势很小，可以忽略，但若出现冻结或内外温差较大的情况，温度势则不容忽视。

通常冬季（12月至翌年2月）平均气温低，季节冻土发育深度较大的地区，有利于冷生湿润砂层的形成。在极为干旱的西北地区，气候干燥，形成冷生湿润砂层的气态水主要源自地下水，因此，地下水位埋深、包气带岩性结构以及地形地貌等因素都会对冷生湿润砂层的分布和发育产生影响。 地下水埋藏浅的地方气态水运移路径短，有利于冷生湿润砂层形成。地下水埋藏过深，气态水运移途径长，则不利于冷生湿润砂层生成。 包气带岩性、结构控制着气态水通量大小，孔隙较大，且均匀砂层（如风积沙）构成的包气带，气态水通量较大，有利于冷生湿润砂层形成；具砂层、粘性土互层结构的包气带，气态水运移通道不畅，水汽通量较小，对冷生湿润砂层形成不利。例如，在黑河下游地区，包气带岩性、结构和地下水埋深对冷生湿润砂层形成、分布有明显的控制作用。在地下水埋深大于6m的地区，或是具粘土夹层的包气带，含水量较低，冷生湿润砂层形成作用不明显，地表多为植被稀少的裸地；而地下水埋深2～4m的地区，由岩性单一的粉细砂组成的包气带中含水量较高，冷生湿润砂层发育，梭梭、白刺、骆驼刺等荒漠植物生长良好。 地形、地貌对冷生湿润砂层形成与分布有一定的影响。在半固定沙丘带，冬季，由于沙丘受冷临空面积比丘间洼地大许多，丘内地温较丘间洼地地温来得低，气态水在沙丘内凝结水量较多（图4-9A）；初春，季节冻土开始融冻，当丘间洼地季节冻土融化完毕，地温开始上升时，由于沙丘内储冷量较大，局部地温仍然很低，气态水便会从地温较高的丘间洼地向沙丘内地温低处凝结、聚集，使得沙丘内冷生湿润砂层能积累较多的水分（图4-9B）。在水分积累较多的沙丘上荒漠植被往往长势较好。 图4-9 沙丘中冷生湿润砂层形成示意图 冷生湿润砂层仅靠一层上覆的干燥多孔砂土作为屏障，防止水分散失，一旦失去它，高含水带内的水分将会因蒸发而迅速丧失殆尽，造成依附冷生湿润砂层生存的荒漠植被枯死。在额济纳旗风蚀作用强烈的地区，风蚀沟槽纵横，冷生湿润砂层的形成条件被破坏，随处可见枯死的红柳、梭梭等植物。另外，由于全球性气候变暖，季节性冻土厚度变小，则不利于冷生湿润砂层的生成，有可能影响到荒漠植被的生长。

包气带水，是指地表面与潜水面之间的地带称包气带，或非饱和带。存在于包气中的地下水称包气带水，它一般分为两种：一是土壤层内的结合水和毛细水，又称土壤水；一是局部隔水层上的重力水，又称上层滞水。降水入渗要通过包气带，才达到潜水面，补给潜水。潜水，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。潜水的自由水面称潜水面，潜水面相对于基准的高程称潜水位，地面至潜水面间的距离为潜水埋藏深度。潜水层以上没有连续的隔水层，潜水面可自由升降，不承压或仅局部承压，同时可直接得到降水和地表水通过包气带的下渗补给。潜水位易受当地气候影响而有季节性的变化。潜水是重要的供水水源，通常埋藏较浅，分布较广，开采方便。但易受污染，应注意保护。承压水，是指充满于上下两个隔水层之间的具有承压性质的地下水。当井（孔）凿穿上部隔水层时，井中水位的压力作用下会上升超过出含水层的顶面而稳定在一定的高度上。这种上升的地下水面称承压水面，它的标高称承压水位或测压水位。从承压水位到含水层顶板的距离称承压水头。当承压水位高出地面时，就能喷出地表形成自流水。承压水由于有稳定的上覆隔水层，不直接受降水和蒸发的影响，距补给区常较远，因此对气候变化的反应不及潜水灵敏，其水质水量和水位的变化也较小。承压水是良好的供水水源，但它对矿坑和地下工程施工常造成程度不同的危害。除上述的层间承压水外，还存在着脉状承压水。版权声明1.凡本网站注明“来源：中国环境修复网”字样的文字、图片合音视频作品，版权均属中国环境修复网所有。任何媒体、网站或个人在转载时必须注明“来源：中国环境修复网”。