咸水入侵评价

从整体看，咸水入侵确定无疑，从图6-12可以看出，不同地段入侵幅度不同、速度不同，这是由于开采量变化、包气带（疏干层）厚度变化影响、浅部含水层的埋深不同、降水强度不同以及地表水的影响，不同地段入侵速度与趋势也不同。

根据1998年、2003年、2004年的物探资料与各时段的水质资料，经分析计算，以2000mg/L的矿化度等值线移动距离得出各断面各时段的入侵幅度、入侵速度（表6-14）。

表6-14 各断面不同时段实测咸淡水界线入侵幅度（m）、速度（m/a）表　Tab6-14 Measured advancing distance（m）and rate（m/a）of saline interface in different period of each section

①1980年咸淡水界面根据广饶县志记载和广饶县水利局资料以及1980年山东省地矿局第二水文地质队提交的1：10万《惠民地区农田供水水文地质勘察报告》确定。

1石村-何家-初家-西秦一线

由于：①小清河下游的拦蓄使水位抬高，改变了河水与潜水的补排关系；②预备河引黄；③广饶县开发区的建设——相应减少了农灌需水量，增加了中深层地下水的开采量等因素的影响。

这一线2003年、2004年的咸淡水界面与1998年相比，有小幅度的北退，这也是1998～2003年期间的咸水入侵总面积较小的主要原因。

2张庄-邵家-前燕王一线

向西南入侵较大，这是由于这一带地下水开采量较大、水力坡度小说明咸淡水联系密切，所以咸水入侵幅度较大。

3前燕王-肖家-赵家南西-北徐楼-北禹口一带

向南推进的速度较均匀，入侵趋势和方向比较明显。

4阎口-北孟一线

由于2004年淄河河道上游来水以及人工蓄水的影响，2004年咸淡水界面与1998年、2003年相比北退。

5段河-长行官庄一线

向南入侵的幅度较小，可能是由于南部泥河子的影响限制了入侵。

根据历史资料，对比水化学类型的变化情况，Cl-HCO3型水与HCO3-Cl型水的分界线已经南侵到石村-东南村-阎李-杨家庄-肖家-赵家南西-北徐楼-贾刘-北孟-段河-长行官庄一线，实际咸水入侵面积为3994km2。除了贾刘-北孟一带是由于2004年淄河蓄积了大量地表水、浅层地下水补给量较大，使咸淡水界面北退外，其余都是南侵的，入侵面积最大的发生在东南村—阎李—杨家庄一带。

2003年4月与2002年4月的500mg/L Cl-含量等值线相比，总体是南侵的，一般入侵幅度在25～100m之间。

咸水入侵的不同，主要是因为浅层含水层埋藏深度、开采强度、咸淡水水力联系密切程度以及地表水的影响等不同造成的。从理论上讲，在开采强度差别不大的情况下，咸淡水地层连通性较好，水力坡度就小，咸水入侵就快一些，反之亦反。总的看，1980～1998年，超采漏斗形成初期咸水入侵发展得较快，近期趋缓，这是这种缓变型地质灾害发展的一般规律。2004年入侵幅度较大，经过分析研究认为，一是由于降水量大，北部咸水区水位埋藏浅、补给地下水较快，水位上升也快，尤其是浅部咸水层，而本次的取样、测试、物探电测深工作都是在汛期末的9月份进行的，浅层咸水在这段时间内已经很快南侵了；南部井灌区地下水位埋藏深、包气带较厚，降水入渗补给地下水较慢，这样咸、淡水区水力坡度仍然较大，甚至超过了汛期前（如颜徐—巷道之间的水力坡度变化），咸水入侵加快。二是降水量大，淋溶了大量包气带中的易溶盐和早期咸水入侵时残留的可溶盐类并带入含水层中，使地下水矿化度增高。

水化学类型的变化范围无疑是咸水入侵的真正范围，也就是说 Cl—HCO3型水与HCO3—Cl型水的分界线才是咸水入侵的前锋（图6-14），它与Cl-含量等值线入侵幅度和速度是预测咸水入侵范围、计算累计咸水入侵面积的重要依据。

点源污染：如垃圾场渗滤液污染地下水；工矿企业等的废水池渗漏污染地下水；

面源污染：农业污染，如污水灌溉，化肥随降水、灌溉水入渗到地下水中；

受污染地表水水体（如河流）渗漏到地下水造成线状的地下水污染源

蔡建新

（天津京津塘地热科技开发有限公司）

1 地源热泵原理及其特点

11 地源热泵原理

地源热泵的原理与普通热泵原理相同，只是为热泵提供的热源是利用自然界中的水、土壤等能汇集地下热能，太阳能等的自然介质中存储的热源（图1）。

图1 热泵原理图

如果建筑附近有可利用的湖、海或水池，并且水温合适（10～20℃）利用地表水系统是最节能，最经济的。夏季冷凝器吸热后的冷却水经管道进湖、海或水池，利用温度较低的地表来散热；冬季吸收海、湖或池内水的热量，用作热泵的低温热源，经热泵汇集后升温传递给室内采暖。利用地表水的地源热泵系统，最适宜的区域是我国的黄河以南到长江、珠江流域的夏热冬冷地区。

地下水系统一般采用开放的循环系统。地下井水经热泵吸热后（冬季放热）向地下深井中放热（冬季吸热）。地下水系统适用于地下水丰富的地区。地下水的温度常年稳定，基本不受外界气温影响，可以让热泵机组高效运行。

对于地表水和地下水源缺乏以及地下水开采受限制的地区，土壤埋管系统将是最佳选择。将管道埋于地下浅层土壤中，循环水经水管与地下土壤进行热交换，夏季土壤作为热汇吸收热量，冬季作为热源为热泵机组提供热量。水平埋管通常用于浅层埋设，开控技术要求不高，但换热能力相对较小，占地面积大；垂直U型埋管换热能力强，可占相对较小土地面积。北方地区因冬季采暖需热量大，通常需采用垂直埋管方式。

12 地源热泵特点

121 地源热泵是清洁的可再生能源利用技术

地表浅层土壤和水体是一个巨大的太阳集热器，同时地球深部的热能也会通过地表向大气层散失。人类每年消耗的全部能量，只是地表吸收和散发的太阳能和地热能的极小的一部分。地表能量被利用后，可由太阳能和地球深部传导上来的热量很快平衡，不会对自然界的能量系统造成不良影响。因此浅层地表能量是一个取之不尽的可再生清洁能源库。

122 是高效节能的技术

热泵本身的制热效率就比较高。因为热泵产生的热主要不是因燃烧或电加热而直接产生的热量，而是从低温热源中转移过来的热量。我们可以通过一次能源利用率来说明热泵的高效率。

能源利用系数E为装置的制热量与消耗的初级能量的比值。

假设热泵消耗的能量是电，火力发电的效率为035，输配电的效率是095则热泵E值为：

E＝035∗095∗COP（COP为热泵的制热性系数）

表1 热泵供热时与传统的供热方式E值相当的COP值

现在高效热泵的COP都能达到35～4以上，因此，E＝035×095×4＝133。由此可以看出，热泵在利用一次能源（燃煤）的总体效率上，比效率最高的热电联产的效率还要高。

此外地源热泵的土壤换热器、地下水、地表水作为热源或热汇，冬季在制热运行时，地下水温比环境温度高，使水源热泵的蒸发温度，比其他类型比如风冷热泵的蒸发温度大大提高，且没有化霜操作，所以能效比提高很多，至少在40%以上；夏季制冷时由于地下水，地表水温度比环境气温低，冷凝压力降低，压缩机输入功率减小，使制冷性能比风冷或冷却塔式制冷机组有较大提高。大量测试数据表明，由此导致的机组效率提高，节能20%以上。风冷热泵效率低与地源热泵相比差距大。最节能的风冷空调能耗比也只有28。而地源热泵夏季空调时的最低能耗比也在4以上。

123 环境保护

地源热泵抽取地表水或地下水，并保证100%地下水回灌，甚至不抽取地下水（土壤换热器），对环境不产生破坏作用。热泵以电为驱动力，运行时不直接产生对环境的有害污染，而大规模火力发电则已有成熟的技术降低或治理污染物排放，（如果是水电或核电污染更低）。因此地源热泵系统具有相当好的环境保护效果。

124 一机多用运行稳定可靠

地源热泵系统可供暖、制冷和提供生活热水，对于同时需求供暖、供冷的建筑，地源热泵一套系统就可同时解决，节省了建筑的配套建设费用和配套设施占用面积。

另外地表水，地下水和浅层地温的变化范围远小于环境气温的变化范围，使地源热泵全年运行稳定，再配合热泵系统自动化程度高，保证了地源热泵采暖、空调系统比传统的采暖、空调系统具有更高的安全性。

125 应用市场广泛，适用性强

（1）我国绝大多数地域属于夏热冬冷的地区，对建筑采暖用热和空调用冷均可统一于地源热泵系统，尤其对于办公或商务建筑，基本都要求集中空调空调系统。采用地源热泵既解决了采暖又解决了空调，一举两得。

（2）建筑能耗所占能源消耗比例越来越大，发达国家比例达到40%～45%，我国已达到35%。而建筑能耗可以利用温度较低的低品质能量，因此将地源热泵系统在建筑采暖空调领域利用最具经济性、合理性。

2 工程应用案例

几年来，天津京津塘地热科技开发有限公司设计、施工了不少地源热泵空调项目。下面简单给大家介绍一下。

21 天津开发区海滨大道发展有限公司办公楼（2002年）

原始设计参数：建筑面积：2400m2；设计热负荷：189kW；设计冷负荷：236kW。

土壤换热器：设计孔深；100m；设计孔数：40。热泵机组：西亚特LWP900 1台；制冷：254kW；制热：339kW。

海滨大道有限公司机房

表2

22 中国华能集团小汤山培训中心（2005年）

中国华能集团小汤山培训中心原建筑面积10000m2；原采暖系统为地热井；原空调系统为冷却塔中央空调。新增加建筑面积：20000m2。原有地热井一眼，地热井的具体参数如下：地热井温度：65 ℃；最大水量为：80m3/h；原排水温度：40 ℃；最大热量：2326kW；北京地热水资源费：3元/m3。

因为如果地热井故障，会导致建筑停止供暖8～24小时。所以鉴于采暖安全性和经济性考虑，决定增加地源热泵作为新建筑的中央空调系统，和地热井的热源互为备用。并且可以考虑利用地热井采暖的成本如果太高，可以改为部分利用或全部利用地源热泵。

设计孔深；150m；设计孔数：200；热泵机组：克莱门特热泵2台PSRHH3002；制冷：1092kW，制热：1280kW。

23 塘沽凯华商业广场（2005年）

建筑面积4000m2，设计热负荷：240kW，设计冷负荷：320kW。土壤换热器：设计孔深为100m，设计孔数26个，桩埋管数量：3670m。热泵机组：西亚特LWP1200 1台，制冷343kW，制热452kW。

3 设计和工程中存在的问题

（1）关于地下水源开采—回灌和土壤换热器的比较：近几年来地源热泵的发展主要形式是地下水源开采—回灌形式的水源热泵系统。这种形式面临的最大问题是回灌问题。华北、华东地区的地下水位下降，地面沉降问题一直很严重，像天津、上海，多年来面临严重的地面沉降问题，天津有专门的地面沉降办公室，在利用向地下回灌来控制地面沉降的技术已经搞了很多年，积累了很多经验教训，也知道这种地层回灌难度有多大。天津水务部门一直没有开放对利用地下水源用作热泵低温热源或热汇的控制。

在天津地区地下咸水层浅，开凿竖井埋管时会连通咸淡水层，为防止水层连通，要采取必要的措施。并且天津市水利部门加强了对此工作的管理，实施行政许可管理。

采用竖直埋管的土壤换热器形式，不用开采和回灌地下水，没有破坏自然环境的担忧。另外的优点是系统运行更加稳定、安全，没有需要更新和维修潜水泵的烦恼。

（2）冬季避免采用防冻液介质。很多资料中介绍了防冻液的种类、性能等。但我认为在我国华北及以南区域，因为地下温度不是很低，只要设计足够的土壤换热器数量，可以在使用水作为介质的情况下满足需要。尽量不使用防冻液，避免使用不慎造成环境问题和因温度太低降低热泵效率。

（3）系统的管材质量必须保证合格，只能采用PE或PB管材。土壤换热器系统设计要保证水系统平衡，避免采用室外阀门调节的方式。

（4）关于竖直埋管埋设单U型或双U型管的问题，但从工程实践中看，我认为单U型管方式优于双U型管方式。该问题讨论比较复杂，要从土壤换热器的总体能量容量考虑。土壤换热器的总体能量容量还涉及到换热器的布局形状等问题。希望有机会再专门讨论该问题。

参考资料

［1］殷平地源热泵在中国现代空调2001

［2］汪集旸，马伟斌，龚宇烈编可再生能源丛书《地热利用技术》北京：化学工业出版社

［3］付祥钊主编夏热冬冷地区建筑节能技术北京：中国建筑工业出版社

［4］徐伟等译地源热泵工程技术指南北京：中国建筑工业出版社

海(咸)水入侵是指在人为因素影响下，海水(咸水)向内陆运移及弥散，导致淡水变咸的现象。其中，与现代海水直接发生水力联系或联系密切的称为海水入侵，是沿海地区地下水资源开发引起的特殊地质灾害;由封存或半封存的海相沉积中的咸水引起的则称咸水入侵。其原因是由于滨海地区地下水动力条件变化，引起海水或高矿化咸水向陆地淡水含水层运移而发生水体的侵入。

环胶州湾地区是人口高度集中和经济快速发展的地区，对淡水资源的过度需求导致超量开采，引起地下水水位持续大幅度下降，造成咸、淡水界面发生变化，海水向淡水含水层侵入，地下水矿化度增高、水质咸化;也有因改变耕作方式或沿海滩涂开发不当造成的海水入侵。

含咸水层地层对城市建筑物、构筑物腐蚀严重，建筑物、构筑物等的钢筋很快会被腐蚀掉，其地基被严重破坏，易导致建筑物的倾斜、不稳、抗震性能降低、倒塌等，对城市安全和居民生命安全造成巨大威胁。珠江三角洲区域曾发生建筑物地基被腐蚀导致大楼倒塌的事故。

411 海(咸)水入侵概况

环胶州湾地区入海河流下游至入海口处的地层分布为冲洪积层—海陆交互相沉积层—海相淤泥质层。区内海(咸)水入侵均起源于20世纪70年代，由于过量抽取地下水，使部分地区地下水水位低于海平面，水力坡度向内陆倾斜，造成海(咸)水入侵。最严重的是在20世纪80年代中期，海(咸)水入侵导致大批机井报废，粮田荒芜，水质恶化。90年代后，入侵区附近开采量大幅度减少，降水量较80年代增多，使地下水位有不同程度回升，部分漏斗平复，海(咸)水入侵势头得到遏制，入侵面积退缩。2002年为特枯年，部分地区地下水位持续下降，入侵面积又有所扩大。至今，海(咸)水入侵状况虽有所缓和，但仍较为严重。

412 海(咸)水入侵分布

通过充分收集、分析以往的调查监测资料，在遥感解译、物探验证的基础上，选择典型地段进行了海水入侵专门监测，工作手段有钻探、电测井、土壤易溶盐分析、地下水Cl－监测及水位监测。其中，Cl－化验分析采集样品约500个，利用化验结果分析海水入侵现状，得出最新的海水入侵区分布于城阳、胶州、黄岛等市(区)的滨海平原，地质灾害设防应以该范围为主(图41)。按照样品分析所得Cl－浓度，将环胶州湾地区分为非海水入侵区(［Cl－］﹤200mg/L)、轻度入侵区(［Cl－］=200～250mg/L)、较严重入侵区(［Cl－］=250～300mg/L)和严重入侵区(［Cl－］﹥300mg/L)。可以看出，海水入侵最严重的地区为沿海一带，尤其是河流入海口，向内地和河流两岸外逐渐减轻。

入侵区内地形低平，地面海拔高程小于10m，地层为第四系松散沉积层。根据所处地理位置的不同，可分为白沙河－城阳河下游、大沽河下游、洋河下游和黄岛辛安海水入侵区(表41)。表中数据从海岸线开始算起至Cl－浓度为250mg/L的范围，包括海岸盐田、虾池等。

表41 环胶州湾地区海(咸)水入侵现状分布面积

(1)大沽河下游

大沽河水源地南端和东南边缘有大片咸水区分布，面积超过100km2，海相淤泥质沉积层一直北延至即墨蓝村一带。自1981年开发大沽河水源地向青岛市应急供水开始，因疏干开采在李哥庄一带形成面积约100km2的地下水降落漏斗，中心最低水位为－818m，因而引起南端及东南边缘的咸水逐渐内侵。同时，在大沽河下游近海的南庄东风闸因管理不善，造成大潮时海水顺河上溯至何营庄附近，距离入海口长达12km以上，导致海水倒灌入渗。因地下水位较低，海水倒灌十分有利，致使水源地南端和沿河两岸地下水水质明显恶化，1988年与1981年相比，咸水入侵锋面向内推移约750m，影响水源地面积约3km2。1990年后，随引黄济青工程输水，地下水开采量减少，降水量也较20世纪80年代有所增多。1994年丰水期，漏斗平复后未再出现。1995年，咸水边界有所后退。1997年底，在小麻湾施工地下防渗帷幕墙工程，使咸水范围未再扩大。总体来看，该区Cl－浓度、矿化度均有下降趋势。本段海(咸)水入侵，迫使大沽河水源地李哥庄采区缩小开采范围，降低了供水能力，且使当地居民生活用水产生了困难。

图41 环胶州湾地区海水入侵分区

(2)白沙河－城阳河下游

该区是青岛近郊水源地，含水层为两河流的冲洪积层。20世纪60年代水质优良;70年代随地下水超量开采，地下水位逐渐下降，引发海水入侵。1984年，漏斗面积达到25km2，中心最低水位为－9m，成为青岛市海水入侵最早、危害最大的地区。80年代中期，海水入侵面积达85km2。1985年九号台风的影响使海水入侵有所缓和，之后又继续缓慢发展。1990年为丰水年，使形成20多年的漏斗平复，之后地下水开采量减少，地下水得以补偿，海水入侵区有所后退。2002年为特枯年，海水入侵区又有所扩大。海水入侵导致本区菜田不能种植，大路菜减产70%，粮田大幅减产甚至绝产，大批水井报废。

(3)洋河下游

该区以农业供水为主，只是在入海口处海水沿河道顶托上溯、倒灌引起海水入侵。目前入侵区粮田减产，水井报废。

(4)黄岛辛安

该区位于辛安河下游入海口附近，原为黄岛区水源地，与海岸距离最近处不足500m。20世纪80年代，因开采量大大超过天然补给量，水位下降较快，最低水位标高为－3m，导致海水入侵。自1986年开始，海水内侵600m左右。1986～1995年，开采量逐年减少，直至彻底停采。入侵导致土地盐渍化、农田受害、农村用水困难，现填海后改建为工业用地，供水以客水为主。

413 海(咸)水入侵治理措施

海(咸)水入侵给沿海一些地区的工农业生产、居民生活和城市建设安全带来相当大的危害和困难。为防止海水入侵进一步扩展，避免新的入侵发生，并使已经发生入侵的地区逐步得到治理，根据沿海地区的具体特点提出以下对策:

(1)地下水人工回灌

地下水人工回灌就是人工增加地下水补给量的方法，可利用本流域地表水(汛期河水、水库水)、客水、中水等在开采区回灌地下补给地下水，减少汛期地表径流泄入大海造成的水资源浪费，增加地下水补给量，平复漏斗;或者选择适宜地带开挖渗渠，引河水或二级处理污水回灌地下，在咸、淡水界面附近形成淡水帷幕，阻挡海水内侵。回灌的方式目前主要有回灌井、水坑、水沟及水平回灌廊道等。

(2)修筑地下截渗墙

为充分开发利用地下水资源，又不致引起海(咸)水入侵，可在咸、淡水交界附近修筑地下截渗墙，这样可以最大限度地动用地下水储存资源，待丰水期时予以补偿;但应注意径流、排泄关系的改变，防止出现新的“死水区”。

414 海(咸)水入侵设防建议

(1)合理开采地下水

超量开采地下水是造成海(咸)水入侵的主要和直接的原因，因此，合理开采地下水是防止海(咸)水入侵的重要措施。需据补给资源量决定开采量，可在一定期限内调用部分储存资源量，但应在短期设法尽快得到补偿;要避免长期超采，控制降落漏斗扩展，划定近海地带开采边界;严禁在入侵前缘与漏斗边缘之间过渡带超量、超深取水。

(2)加强河道管理，防止海水倒灌

可在海水顺河上溯严重的河口，选择适当位置建拦水闸，既可阻挡海水，又可拦蓄淡水，增加地下淡水的补给量。另外，应禁止河床挖砂，以免降低河床、导致海水上溯距离加大，防止覆盖层破坏而加大海水入渗速度。

(3)合理开发利用海岸滩涂

对海岸带资源开发，应统筹兼顾、因地制宜、科学开发、综合治理。如近海农田有水利条件的可选种稻田，引表水以淡压咸;其下游开发耐盐经济作物如芦苇等，或引进适宜混合水生长条件的养殖业，既防止了海水入侵又因势利导转害为益。

(4)慎用景观海水

“环湾保护、拥湾发展”总体概念规划提出了突出自然水体的城市风貌，在淡水资源不足的情况下，可以在适宜的区域采用海水建立自然水体。这一工程需要对地质环境条件进行调查，选定相关评价因子，进行适宜性评价;根据评价结果，对地基采取相应的防渗措施，避免因人为引进海水引发或加重海水入侵。

　　挪威海岸多峡湾、曲折和峭壁，风光独特旖旎，可就在这迷人的波光下面，却暗藏着无尽的玄机。　1893年6月，挪威探险家南森率领“福雷姆”号大帆船去北极探险。离开奥斯陆的航程开始时一帆风顺。几天以后，当进入巴伦支海时，大帆船却突然走不动了。此时，大西洋的季风依然徐徐地吹着，海面波光涟涟，帆船却像被“黏”在海水里一样，一动也不动。

“魔鬼!海怪!”一个老水手惊叫起来。一些有经验的水手判定他们肯定是遇到了“魔鬼的死水”，不祥和恐怖的气氛迅速笼罩了全船。

直到一阵强劲的西风吹来，“福雷姆”号才渐渐脱离了险境。

究竟是什么“魔鬼”在作怪

如今，海洋学家已经解开了挪威海岸的“死水”之谜――“密度跃层”和“内波”。

挪威海岸的峡湾大都与河流或冰川连接，有大量的淡水汇入海水。这就在海面上形成了一个密度较小的淡水层，淡水层的下面则是密度较大的咸水层，两层之间便有了一个密度变化，这就是“密度跃层”。由于密度相差悬殊，界面上的海水不再平静如初，会产生上下波动，这就是“内波”。

从字面上看，“内波”就是发生在水里的波动。“内波”的产生应具备两个条件：一是海水密度稳定分层；二是要有扰动能源，两者缺一不可。我们知道，海面与空气之间的密度不一样，加上风力的扰动作用，会导致海面上出现狂涛巨浪。在深层海水中，当海水因温度、盐度的变化出现密度分层后，受大气压力变化、地震等的影响以及船舶运动等外力的扰动，就可能在海水内部引发内波。

内波与海面波浪虽然都是液体波动，但它们各不相同。空气与水的密度相差近千倍，在海面形成的波浪，其波动最大值在海面，波动会随着海水深度的增加而减小，到达一定深度后就消失了。当海水密度上下分布不均匀，尤其是在海水中出现跃层，也就是两层海水的相对密度值大于01％时，在外力的扰动下，就会在两层海水界面上产生内波。由于海水的密度分布经常处于不均匀状态，因此海洋内波是一种比较普遍的现象。

内波具有极强的隐蔽性，它在海面之下，人们仅凭肉眼根本看不到。因此，即使海面波平如镜，海内却可能波涛汹涌。“福雷姆”号就是在水下遇上了内波，强大的波阻力自然会将它死死“黏”住，动弹不得。直到强风吹来，风帆的张力克服了内波阻力，帆船才能继续前进。水手们看不见内波，只能认为是“魔鬼的死水”在作祟。

内波还具有极强的随机性，其波高、波长、周期和能量范围都很大，目前观测到的世界上最大的内波波高达百米。有比较才会知道这有多么可怕，世界上破坏程度最严重的智利大地震海啸，波高只有25米，仅为最大内波波高的1/4。由此可见内波的破坏力之大。万幸的是，水面船舰受上层海水和大气的约束，即使碰上很高的内波也往往不会有灭顶之灾。但潜水艇可就没有那么幸运了，如果误入其中，巨大的内波足以把它撕碎。

1963年，美国海军的核潜艇“大鲨鱼”号在马萨诸塞州海岸外350千米处沉没，艇上129名船员全部遇难。事后经过对沉入海底、变成碎片的残骸的分析判断，潜艇失事的原因是在水中航行时，遇到了强烈的内波。

在1999年夏威夷国际内波研讨会上，还有科学家讨论这起发生在三十多年前的惨案。但直到2006年，美国迈阿密大学的研究人员才得到海面下30米以内内波的卫星合成孔径雷达图像，内波的真面目才真正显现出来。这意味着尽管内波破坏力惊人，但人类掌握甚至驾驭内波的日子也许不远了。

基于松散含水层所处的地貌单元、岩性成因类型和水文气象条件不同，其富水性具有较大的差异。因此，松散含水层按其沉积地质环境可分为以下几类。

(一)山前倾斜平原区地下松散含水层

在平原周边山麓地带，广泛分布冲洪积成因的扇形堆积物。它们是山区洪流集中流出山口后，因地形开阔、坡度骤降，而流速猛减，大量的推移质和悬移质堆积下来，在山前地带形成围绕山麓倾斜的扇形堆积体，这就是冲洪积扇。各个出山口(沟口)的扇与扇相连，在平面上宛如“衣裙”那样分布，就形成沿山麓分布的山前倾斜平原。其宽度从数百米到数千米甚至达到数十千米，纵向延伸数千米到数十千米，甚至一二百千米。其边缘既与中部冲积平原相衔接，但两者没有明显的分界线。在我国干旱或半干旱的北方，这种冲洪积扇特别发育，这是因为这些地区降水总是以暴雨形式出现，洪水流量大，冲刷能力强，再加上地表植被少，岩石风化强烈。

山前地带受现代构造运动的影响，通常是山区上升，平原下降。在山前地带堆积很厚的向平原倾斜的沉积物构成良好的含水介质，冲洪积扇上部粗粒物质(如砂砾、卵石)接收降水和地表水的渗入，由不透水或弱透水的基岩衬托而形成良好的蓄水条件。

从扇顶到边缘纵向变化的总规律是地形坡度由陡变缓，岩性由粗变细，沉积层次由少变多，径流条件由强变弱，水质由好变差。

(二)冲积平原区地下松散含水层

在大河下游一般都形成冲积平原，它是在地壳沉降时期，河水所携带的物质不断堆积而成的。沉降幅度大，堆积深厚;沉降幅度小，则堆积浅薄。对下降很大的平原又称沉降平原。如此深厚的松散沉积层，为地下水的贮存提供了巨大的空间。

冲积平原的沉积物以冲积物为主，有河床相(砂、砂砾石)、河漫滩相(细粒土)、牛轭湖相和湖沼相沉积(淤泥和淤泥质土)。粗粒的砂、砂砾石是冲积平原的透水介质;河漫滩相和湖沼相沉积物的透水性较差，给水性甚小，它们构成相对隔水层。

冲积平原地下水的形成和分布除受岩性和地形条件的控制外，还受水文、气候等因素的影响。平原河流冲积物的岩性特点是颗粒细小，即使靠近河槽部位也多为中、细砂或粉砂，再加上地形坡度平缓。因此，地下水埋藏浅，径流缓慢，而垂直交替在数量上占相当大的比重，在我国北方干旱和半干旱地区，甚至成为主要的天然排泄方式。这是平原地区地下水重要的动态特征。

在沉降幅度较大的平原，它的深部常有一些较老的沉积，如古代的洪积、冲积、冰积、湖积和海相沉积。洪积、冰积、冲积多为砂砾层，湖积和海积为淤泥质黏性土。河流发育过程中，又往往多次泛滥并改道以及冲积扇的重叠，使粗细沉积互相叠置，呈现多层结构，具有粗细相间的多次沉积韵律。在垂直剖面上，构成若干个层次的含水层，如图2-3所示［2，3］。

图2-3 黄淮平原水文地质剖面略图

除上部为潜水外，大部分含水层有承压性。其埋深愈大，承压水头愈高。在平面分布上，由于河流的改道，形成粗粒的河床相沉积物呈长带状分布，这些古河道带成为良好的富水带。但随着远离河床，沉积颗粒由粗粒土过渡为极细砂、粉砂，低洼的河间地段为湖沼相淤泥质沉积。岩性的这种分布导致近河地带透水性较强，接受河水和降水的补给，水量充沛，矿化度低，水质较好，为重碳酸盐型水;远离河流为碳酸-硫酸盐型和氯化物型水。

在沉降幅度较小、相对稳定的冲积平原，冲积层一般以二元结构为基本特点。下部为河床冲积物，透水性强，富水性好;上层较细，属河漫滩相。在气候湿润，补给充沛条件下，这些砂砾层常成为富水性良好的地下水含水层，其上部覆盖着厚层黏性土层。

(三)山间河谷区地下松散含水层

河流所流经的谷地，呈带状的地形，第四系松散沉积物发育的地区为河谷地区，包括谷坡、阶地、河漫滩和河床。河谷地区的沉积物:一是山麓地带坡积物;二是谷地内部山口的小型冲洪积堆沉积物;三是阶地、牛轭湖、古河道等沉积物;四是河床相和河漫滩相组合而成的二元结构沉积层，这是河谷主要堆积物。

河谷沉积物中砂砾石分选性较好，磨圆度高，孔隙度大，透水性强时就成为良好的透水介质，谷底一般是不透水的基岩，形成隔水层。这样，上部是透水介质，下部是隔水层，接纳降水和河水的补给后，即组合成含水层。一般情况下，河谷地下水埋藏不深，径流交替强烈，水质较好，其富水条件取决于集水面积、松散沉积物空间展布及其透水性大小等，这些条件在河谷的不同地段是不同的。因而河谷冲积层地下水可分成两类:上游河谷地下水和丘陵半山区河谷地下水。

上游山区河谷含水层薄，蓄水调节能力小，资源储存量的季节性变化大。地下水的开采，可选择河谷较窄处，开挖到基岩，筑坝截潜。但下伏基岩为透水岩层(如岩溶发育的石灰岩)则不利截取潜流。

丘陵或半山区河谷，河流坡降减小，河流侧向侵蚀加强，因而河流弯曲、河床加宽，形成宽广的河谷平原，堆积较厚的冲积物，在低阶地或河漫滩上有典型的二元结构或复杂的多元结构。二元结构的下部砂砾石层中有丰富的地下水且有微承压性，并与现代河道的砂砾石层有水力联系，因而在这些地方打井出水量较大，水质也好。一般高阶地富水性差，不易成为具有开采价值的水源地。

被现代沉积物掩埋的古河道往往是河谷局部富水地带。在古河道的地表上常留有踪迹，如串珠状小洼地，牛轭湖或喜水植物连续出现等，沿此线打井，一般可获得较大的水量。

(四)黄土区的地下水

黄土(包括黄土状土层)是第四纪形成的风成堆积物，我国黄土主要在黄河中游的山西、陕西、宁夏和甘肃及其邻近省区，连续延展，成为完整统一的地表覆盖层。一般厚度达数十米，陕西和陇东局部地区达150m。

黄土地下水的积聚和分布是与黄土岩性特征和地貌条件分不开的。黄土以粉砂颗粒(粒径为0005～005mm)为主，占土样总重量的60%以上，这种粒组所形成的孔隙极其微小。所以，黄土的透水性和给水性较弱，持水性较强。但在它的堆积过程中，有多次间断和成壤作用，土中富含的盐类易被溶解，从而在内部形成许多空洞和垂直裂隙，为地下水的蓄集和运移提供了有利条件。黄土的空洞和裂隙在垂直方向特别发育，而水平方向发育较差。这种性质有利于接受降水、灌溉水的渗入，从而在黄土中形成地下水。黄土岩性愈往下愈密实，孔隙随深度加大而减弱。在离石黄土(为黄土的主体层)的下部埋藏着多层土壤层和钙质结核层，透水性较弱，成为相对隔水层(弱透水层)，常可托住渗入水形成上层滞水和潜水。依据黄土地貌特点，黄土含水层中地下水可划分为黄土塬地下水和梁峁地下水两种类型。

(五)滨海平原地下松散含水层

我国滨海平原主要分布在渤海、黄海和东海的滨海地带，以及黄河、长江三角洲等地。它由平原河流所携带的冲积物和海相沉积物交互沉积而成。有时因细小的黏粒遇到海水中的盐分，发生凝聚作用而沉积。

滨海平原地下水最重要的特征是矿化度高，从平原到滨海的方向上，地下水矿化度由05～10g/L渐变为1～3g/L，甚至大于30g/L。总的趋势是咸水层厚度愈靠近海岸愈大。这是由于滨海地区地下水径流滞缓，盐分积聚和海水侵入影响的结果。含盐量过高的地下水不宜用于工农业生产，更不宜用于居民生活。

但是，在滨海平原深部往往有淡水体，主要有两种类型:一是冲淡型;二是封存型。冲淡型淡水体通常位于山间沟谷出口处及古河道上游，海相淤泥质亚黏土层覆盖在它的上部，全新世中期海侵时地下水咸化，后期受沟谷中地表水补给而冲淡，而其下游仍为咸水。另一种类型是封存型淡水体，陆相砂砾石淡水含水层位于古地形低洼处，后期又堆积了河湖相黏性土层，使之成为封存型承压含水层，海侵时由于上游灌入海水，一部分淡水被混合咸化，一部分淡水沿含水层被推向下游，这样就形成了淡水透镜体。其水化学类型系列由中心向外围为HCO3型、SO4型、Cl型。

滨海平原的表层，现代河流沿线，可能获得淡水补给，形成浅层河道带淡水(矿化度不大于1g/L)。因此，在这些地方的垂直剖面上构成了浅部淡水—浅中部咸水—深部淡水的多层次水文地质结构。

(六)多年冻土区地下松散含水层

气候寒冷的地带，冬季包气带及一部分饱水的岩石处于负温的冻结状态，这称为冻土。在年平均气温高于0℃的地方，冬季的冻土通常在夏季全部消融，这称为季节性冻土。冬季严寒，年平均气温低于0℃，冬季冻结深度大，而夏季的热量不足以融化全部冻结层，在这种情况下，地表以下一定深度，就会出现多年中经常处于负温状态的冻结层，这称为多年冻土(也有称为永久冻土)。年平均气温越低，多年冻土层越厚，呈现大面积连续分布的多年冻土，形成多年冻土连续分布区。年平均气温接近或略低于0℃的地方，多年冻土与融区共同存在，形成岛状多年冻土分布区。

多年冻土主要是在第四纪冰期的严寒气候下形成并保留下来的。随着现代气候趋向变暖，不少地方的冻土正处在逐年消退之中，冻结层变薄，多年冻土的分界线退向较为寒冷的高纬度区。

多年冻土区占地球陆地面积的20%～25%，主要分布于接近两极的高纬度地区，在中低纬度气候寒冷的高山高原地区也有发育。我国主要分布在青藏高原、东北大小兴安岭和西部高山地区。此外，我国还有大面积的季节性冻土地区。如大小兴安岭地区多年冻土分布的南界大体上相当于年平均气温0℃等值线及1月气温-24℃等值线。靠近南界为岛状多年冻土区，冻土层厚度数米到数十米;向北为连续多年冻土区，冻土层厚度最大可达100m左右。青藏高原的多年冻土是由于海拔上升气温下降所形成，这里平均海拔在4000m以上，年平均气温为-35～-7℃，所形成冻土层最厚可达80～120m。

多年冻土是一种特殊的含水结构，通常液相与固相共存，使得多年冻土区的水文地质条件复杂化。在冻土区，地下水的赋存和运动，不仅受地质结构的控制，而且还受多年冻土的影响。冻土层起着隔水作用，而这种“隔水层”在温度、矿化度等因素影响下，随时间和空间又可以发生变化。