灌溉退水是农田排出的径流，一般来说，只要农田产流汇入河道就肯定形成污染，因为会有相当一部分农药化肥随径流进入水体，我国化肥利用率比较低（有些严重的区域50%的化肥利用率都无法达到），所以风险也相对较大。
但是不代表小雨不产流就没有污染，举例来说，溶解态污染物例如最典型的硝氮具有很强的土壤穿透性，通过入渗也能汇入地下水进入河道，所以说这个问题必须要具体看待。
注意
灌溉回归水的水质与水源的水质比较，一般都有些变化，如有机质增加，溶解氧降低或溶有施入农田的化肥和农药等。干旱、半干旱地区有盐碱地存在的灌区，回归水的矿化度和pH值可能升高；湿润地区的冷浸田产生的回归水，还原性物质可能增多，pH值会降低。
灌溉回归水与渠首引水量的比值，常作为衡量灌区工程完善程度和灌区管理水平的一项指标。完善工程设施、健全管理制度，可减少回归水。
青岛市地下水资源的保护与开发利用途径
岩石矿物及化学成分是形成红层地下水无机化学组分的物质基础，红层通常含有较多的易溶盐，这些物质成分与水的作用决定着地下水的化学特征。此外，含水层的赋水空隙特征、埋藏分布状况，地下水的补给、径流、排泄条件、水文气象以及开采利用情况的变化等，通过影响水-岩物理化学作用发生的条件，均会对地下水水质产生一定的影响。
2.4.2.1 红层的岩石地球化学特征
红层多形成于封闭或半封闭、干热的内陆盆地中，地层岩性变化大，含盐地层发育。红层矿物成分主要有粘土类矿物、石英、方解石和白云石等，红层中较为广泛地存在含可溶盐夹层、可溶盐层和卤水含水层。含可溶盐夹层通常为含硬石膏、钙芒硝的泥岩，可溶盐层多为石盐矿层，常见的共生盐类矿物有石膏、硬石膏、钙芒硝、无水芒硝、天青石、方解石、白云石、光卤石、钾盐、杂卤石、天然碱等，盐矿层周围普遍发育盐上及盐侧溶滤卤水含水层。与红层同期由沉积作用形成的矿产还有砂页岩型铜矿和蓝石棉、赤铁矿以及少量油页岩矿点，局部地段富含铁矿。
红层地下水化学成分的形成、变化，主要是水与含水介质相互作用的结果。大气降水渗入地下后，经过一段时期的径流，通过对可溶性岩石及矿物的溶滤，其化学成分大多会发生明显的变化，这在有较多的层位含有可溶盐的红层中表现尤其突出。岩石矿物及化学成分对地下水化学成分的影响特别明显，是红层地下水的水质比其他类型的地下水更为复杂多变的根本原因。
盐泉是最直观的表现。盐泉是地下水与含盐岩矿相互作用后在地表的天然露头，野外调查采集的卤水大部分都是氯化物型岩盐溶滤水，其次为硫化物型岩盐溶滤水。盐泉的主要离子成分为Cl－、 、 及Na+、Ca2+、Mg2+，除混合型的深层卤水和变质作用的封存卤水之外，盐泉离子含量都能很好地反映埋藏在地下的固体盐组分。滇中地区经深部钻孔验证，Cl－、 型盐泉预示存在石盐、芒硝矿床，如安宁、者北硝盐矿； 型盐泉则可预示存在芒硝、石膏矿床，如禄劝撒营盘。思茅地区Cl－-Na+型盐泉的分布与盐矿关系十分密切，盐矿层周围普遍发育盐上及盐侧溶滤卤水层，由于这些卤水层形成时代新，有良好的循环空间，其化学成分多取决于所溶滤盐系的易溶组分。通过对云南中部若干盐泉的长期观测，除深循环盐泉外，其流量、浓度变化大都与降雨量密切相关，雨季流量大，浓度低，旱季相反，说明盐泉的来源比较浅。
红层地区的地球化学异常在地下水化学成分中的反映也是明显的例证。西南红层区均存在程度不同的Fe、Mn高异常。经区域地球化学调查，云南红层区Mn平均值为658.76×10－6，异常下限为1148.47×10－6，最大值为13968.00×10－6；Fe平均值为4.231×10－2，异常下限为7.307×10 －2，最大值为12.400×10 －2。红层区的Mn、Fe高异常，往往导致红层地下水的Fe、Mn超标。究其根本原因，这与红层形成的地质背景是密切关联的。西南地区广泛分布二叠系峨眉山玄武岩（Pe），在滇中地区玄武岩和变质岩处于红层沉积区的物源区，其Fe、Mn高异常化学背景必然带到红层中。在水 岩作用下，这种异常也就反映在地下水的水质中。
2.4.2.2 红层地下水的循环条件
可供开发利用的红层地下水，主要是循环周期在一个水文年内，受降水的季节变化影响明显的浅循环地下水。大气降水的渗入是红层地下水主要和普遍的补给源，地下水的循环途径及特征明显受地形地貌、构造和含水层埋藏条件的影响，进而也影响到了地下水的水质。
地形侵蚀切割程度和水文网密度对地下水循环有着重要的影响，地形切割愈深，沟谷愈发育，水力坡度愈大，地下水循环交替愈强烈。地下水补给区主要为含水层裸露的山地丘陵区，这些地区地下水交替迅速，大气降水渗入后，以三维径流为主顺地势降低的方向快速地向低洼处径流。途中部分地下水以悬挂泉及下降泉的形式，在弱透水层（带）顶面和沟谷中排泄，大部分则在盆地、谷地和洼地等低洼地区的边缘以泉的形式排泄，剩余部分沿断裂构造进行深远程径流排泄。这些地区的地下水由于长期快速循环交替，水质一般较好。当进入山前斜坡、平原或坝区后，地下水以二维扩散流为主，越靠近低洼地中心，随着含水层上覆盖层厚度的增大，地下水的循环交替速度趋于缓慢，特别是受较大面积的隔水层埋藏的含水层中，地下水循环交替微弱，水中逐渐积累了源于含水层岩石矿物的溶滤组分，如果存在含盐地层，水质往往极差。
地质构造通过控制地下水的赋存和运动而对水质产生影响。主要表现在构造破裂均有利于大气降水、地表水的补给和径流，对地下水水质的淡化能够起到明显的作用。例如：1991年，长沙黄花国际机场进行水源地勘查，勘查区内的控制性断裂长达几十千米，次级断裂也长达数千米，发育深度大，有利于地下水进行深循环和较长距离径流。沿断裂带白垩系上统戴家坪组（K2d2）地层的灰质砾岩中溶蚀裂隙及洞管较发育，储水及导水条件较好，有利于断裂两侧地下水的汇集。在断裂交汇部位约50m2范围内布置的7个钻孔，孔深134.02～229.54m，其中3个孔涌水量均在3000m3/d以上，最大的达到6817m3/d以上，水化学类型为 HCO3-Ca 型，矿化度200mg/L，pH 值7.2，水质良好（刘振忠等，1996）。云南省大姚县SK253管井深96.6m，位于北西向短轴屉型小向斜东南端核部，三面环山，形似“箕”状的低凹地区，地表岩层倾角22°，岩性均为泥灰岩。23.5～40.2m、51.0～57.0m、80.8～83.8m孔段岩心破碎，蜂窝状溶孔顺层面发育。84m以下岩心逐渐完整，溶孔逐渐变少。静止水位埋深21.6m，降深8.1m，涌水量只有86.4m3/d。由于向斜外围岩层陡立，含水层封闭条件好，主要含水层在70m以下，岩石中Fe元素背景值偏高，在地下封闭的还原环境下，Fe以二价铁的形式溶于水中，又得不到排泄，长期积累造成地下水中铁超标。
含水层的埋藏深度对地下水水质的影响也是明显的。刘光尧统计了四川盆地西部大量红层钻孔资料（表2.9），发现在构造作用影响不突出的地区，不同发育强度的裂隙带中由于水循环交替强度不同，其水化学类型也有明显的差异。随着含水层埋深的加大，裂隙发育程度逐渐减弱，地下水循环交替变缓， 含量变高，矿化度、硬度也随之增高（刘光尧，1981）。裂隙强发育带中溶解度较高的膏盐类矿物被溶蚀并形成的蜂窝状溶孔，而溶解度较低的碳酸钙发生沉淀，在溶孔中形成次生方解石结晶体。向地下深部，随着裂隙带发育程度减弱，地下水循环交替强度变缓，地层中的石膏仍呈薄层和团块状。
表2.9 成都东郊红层水化学特征表
在大厚度的含水层中，随着埋深的增大，水循环逐渐减弱，地下水中化学成分的浓度大多存在逐渐增高的趋势。云南白垩系上统江底河组（K2j）岩石化学成分中，石膏的百分含量在埋深0～12m 为零，至281～350m，变为19.32%～24.12%，同时地下水中Ca2+、Na+、 、 的含量也随着埋深增大而呈增高的趋势。云南楚雄盆地白垩系红层含水层中不同埋深地下水基本化学成分统计结果也反映出这一变化趋势（表2.10）。另据浙江金华盆地内140余个钻孔资料，岩心裂隙大多充填有次生石膏，且初见次生石膏的标高，由盆地边缘逐渐向中心升高，次生石膏充填带上、下段的水位、水量、水温、水质等都有明显的区别，次生石膏充填带下为微咸水，固形物含量800～2000mg/L，为SO4-Na型；次生石膏充填带上为淡水，固形物含量200～700mg/L，水质类型为 HCO3、SO4（SO4、HCO3）-Ca、Na、Mg型（朱运峰，1985）。
表2.10 楚雄盆地白垩系不同埋深地下水基本化学成分统计表 单位：mg /L
另外，应注意通常所说的红层地下水中的咸、淡水界面埋藏深度并不是一成不变的，而是随着含盐地层的空间展布以及地下水径流条件的改变而频繁变化的，不同的水文地质区段之间不存在区域上统一的咸淡水界面，而且变化的范围还比较大。在有的平原或平坝区，埋深浅的仅10～30m，甚至咸水就出露于地表。而滇中红层区山间盆地内，一般咸、淡水界面埋深大于100m，但在富含易溶盐的岩层分布区，在埋深较浅的部位，水质也极差，为卤水、咸水，不能饮用，含盐量高的可作盐矿开采，如云南省楚雄州大姚县的石羊盐矿和禄丰县的黑井盐矿等；四川盆地一般埋深50m左右，但深者可达200m；重庆西部咸、淡水界面埋深则为20～125m。
2.4.2.3 人为影响因素
人为影响因素对地下水水质的影响主要表现在对地下水循环条件的影响及污染两个方面。前者主要表现为输排地下水，改变地下水原始水动力场，加快水循环速度或增加地下水循环深度，也可能会促使淡水层与咸水沟通，导致淡水变咸或者咸水淡化。抽取地下水是人为加大地下水水力坡度、加快地下水径流速度或增加地下水循环深度的最常见的人为活动。在云南红层地区，随着抽水活动的长期进行，地下水中铁、锰、硫酸根的浓度会显著降低。譬如：云南省楚雄市智明小学示范井2004年2月成井时检测总铁、总锰含量分别为4.654mg/L和0.089mg/L。经过3年的开采，2006年4月复测时指标降为0.202mg/L和0.033mg/L。云南省大姚县钱湾村自流孔（S314），为石油部门于1985年所钻凿，竣工后一直自流，经过20余年的自流，地下水得到不断的循环更新，水质优于附近钱湾小学探采井，铁、锰、硫酸根的含量也明显低于附近的探采井。仓街中学探采井2006年1月24日成井时水中铁含量为2.054～2.154mg/L，开采3个月后复测，铁含量降低为0.618mg/L。
在大规模长期开采地下水的地区，可能改变地下水与地表水的补、排关系。如果原来为地下水向地表水排泄的，随着地下水水位下降，有可能变为地表水补给地下水，这在一定程度上增加了地下水的补给量，但如果地表水水质较差或污染较为严重，也同时会造成地下水的污染。
红层地区江河、湖泊、溪沟、水库、堰塘、稻田等地表水的渗入，对地下水具有一定的补给、调剂作用。随着人口的增长和农副业的发展，人类活动对地下水的影响日益严重。如：大牲畜存栏数不断增加，高密度水产养殖，以及化肥、农药的大量施用、农村生活污水、垃圾等污染物的随意排放，导致河水、库塘水、第四系浅层孔隙水污染逐年加重，也使红层风化裂隙水受到不同程度的污染。例如：云南省大姚县瓜子村 SK248、SK249钻孔位于村前谷地边缘新街河边，井位距离河水面20m左右，井深分别为35.0m、28.5m，揭露第四系粘土层厚2～3m，下伏为钙质泥岩与钙质粉砂岩互层，岩层走向与河谷直交，倾向下游，地表岩层倾角30°，水文地质结构有利于河水入渗补给地下水。该河水有机污染严重。钻孔水样分析结果：总硬度700.18mg/L，硝酸盐氮38.87mg/L～39.28mg/L，地下水已受到了污染。
2.4.2.4 红层地下水的水质变化规律
通过对红层地下水的水质概况、影响因素的分析，结合红层水文地质环境特征进行归纳总结，红层地下水的水质变化主要具有如下规律：
（1）红层地区的某些元素异常必然反映在地下水中。
由于红层地下水的水质与地层岩性关系密切。因此，非含盐地层分布区水质一般较好，而含盐地层分布区水质往往较差。
红层地区的地球化学异常在地下水的化学成分中都会得到明显的反映。通常，在内陆盆地干热气候条件下沉积形成的红层岩石中，均存在程度不同的Fe、Mn高异常。红层岩石中的Fe3O4、MnO2等物质，在水-岩作用下，重新进入地下水中，使之Fe、Mn含量也相应形成高异常。在盆地或洼地等处于封闭状态、半封闭或地下水径流滞缓的地区，以及深覆盖或深埋藏的含水层中，在还原环境条件下 Fe3+、Mn4+还原为低价状态以 Fe2+、Mn2+的形式溶于水中，从而使水中Fe、Mn含量增高。
（2）红层中含可溶盐夹层、可溶盐层、卤水的化学成分必然反映在自身和比邻含水层的地下水中。
当红层中的可溶盐夹层、可溶盐层、卤水与循环中的地下水发生水力联系时，这些盐类沉积物在地下水的溶滤和混合作用下，必然要进入到自身和比邻含水层的地下水中。在云南、四川、重庆、江西、湖南、浙江等红层地区施工的钻孔，时常会揭露到含石膏脉和斑点状石膏的泥质或粉砂质岩层，这时地下水水质就必然变差，通常是 离子浓度及矿化度超标。当地下有石盐矿层时，常常会形成Cl-Na型卤水。
（3）随地下水循环条件的改变而变化。
就平面分布而言，一般丘陵山区地势较高的地带地形切割强烈，由于长期淋滤，地层含盐分较低，加之地形坡度大，地下水径流速度快，循环交替积极，积存于水中的盐分少，矿化度低，多小于500mg/L，水质较好。山间盆地、宽谷、洼地底部等低洼地区，多为地下水的储存和排泄区，地下水循环交替较缓慢。如果地层中存在易溶盐分，地下水中往往滞留盐分较多，矿化度多大于500mg/L，少量超过1000mg/L。
从垂向上看，由地表向地下深部，地下水中的盐分含量呈增高的趋势。一般浅层地下水循环较快，水中矿物质成分含量相对较低，水化学指标良好。埋藏较深的地下水循环深度大、周期长、速度慢，岩层中易溶矿物充分溶于地下水中，逐渐累积，总硬度、 、Cl－等指标一般较高。红层地下水水质随深度的变化在山间盆地中反映较为明显，随着埋藏深度增大，地下水径流变得滞缓，很多离子浓度呈增高趋势。比如一般情况下，滇中红层区的山间盆地中埋深150m以上水质普遍较好，多为HCO3-Ca · Mg和HCO3· SO4-Ca型；埋深150m以下水质变差，变为SO4-Ca和Cl·SO4-Ca·Na型等，为矿化度高的微咸水，并有多项离子超标。
尚需注意，人为活动引起地下水水质的变化比较复杂，往往因地而异，随着人类活动影响因素的物理化学特征和强度而变化，其变化范围可能达到整个径流系统的边界。
袁西龙
（青岛地质工程勘察院，青岛266071）
作者简介：袁西龙（1964—），男，高级工程师，主要从事水文地质、环境地质和计算机技术应用研究。
摘要：山东省青岛市是一个水资源较贫乏的地区，地下水资源分布不均，本文通过对青岛市地下水资源的开发历史、现状，以及由于地下水资源的不合理开发引起的环境地质问题的发生、发展、动态变化、采取的治理对策等，总结地下水资源开发保护的一般规律，同时介绍海水入侵区地下水用于海洋水产养殖、城镇建筑区地下水用于地温空调等利用领域；以及在含水层透水性较差的裂隙水、含水层厚度较小的坡洪积区和花岗岩风化带增大单井出水量取水技术方法。
关键词：青岛市；地下水；开发利用；保护；地下水取水技术
青岛市地处山东半岛的西南部，东南濒黄海，周边与威海、烟台、潍坊接壤。青岛市是一个水资源较贫乏的地区，人均占有可利用水资源量为170m3，占全国人均水资源量的1/4；同时青岛市经济发展迅速，对水资源的需求也日益增加，增源与节流并重，是缓解青岛市供需矛盾的有效途径。
1 水文地质概况
青岛市地貌类型以低山丘陵、剥蚀-堆积准平原为主，并间有山间谷地、山前冲洪积平原，局部为中山（崂山）。根据不同地貌、水文地质特征将该区划分为三个水文地质区：①胶北低山丘陵水文地质区、②胶莱盆地水文地质区、③胶南-崂山中低山丘陵水文地质区（图1）。地下水类型有松散岩类孔隙水、碎屑岩类孔隙裂隙水、喷出岩类孔洞裂隙水、碳酸盐岩类裂隙岩溶水及块状、层状岩类裂隙水。①松散岩类孔隙水是青岛市集中供水的主要含水岩组，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，单井出水量可达1000m3/d以上，其中大沽河、白沙河-城阳河下游河谷平原地下水为青岛市重要供水水源地，其可采资源量分别为7951×104m3/a、2367.6×104m3/a。②碳酸盐岩类裂隙岩溶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，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，富水性强，单井出水量500～1000m3/d，水质良好。但因分布面积过小，供水局限性较大。③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，可形成小的水源地为局部地区供水。④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。⑤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。
图1 青岛市水文地质分区略图
2 地下水资源开发及主要环境地质问题
2.1 地下水资源开发历史与现状
青岛市地下水作为城镇集中供水水源始于1920年，白沙河-城阳河下游最先作为青岛市供水水源地，至新中国成立初期日供水能力达3.0×104m3/d；在20世纪70年代以前，受经济技术水平的制约，地下水资源的开采量增长缓慢，到70年代后期，工农业发展加快，地下水资源的开采量也迅速增加，地下水资源的采补出现了负均衡，水位持续下降，80年代中期，大沽河、白沙河-城阳河水源地等区段均出现地下水降落漏斗，相继产生了不同程度的海（咸）水，90年代后期，通过减少地下水开采量，修建海水入侵截渗墙、河道内修建橡胶滚水坝拦蓄地表水以增加地下水补给量等一系列措施，海水入侵得到了有效控制。青岛地区多年平均地下水可采资源量为6.3436×108m3/a，2002年天然补给资源量为5.0586×108m3，2002年地下水实际开采量6.1098×108m3，占总淡水供水量的54.17%，1989年开采量为历史最高值，达6.78×108m3，1999年开采量为近年最低值，为5.38×108m3。青岛地区多年开采实践基本反映了区内地下水的开采水平和调蓄能力，可看出青岛地区地下水资源开发利用程度较高，基本为采补平衡，但由于城乡布局差异和需水量不同，一些地区开采量过大，形成地下水降落漏斗，同时有些地区开采量较小，仅有少量用于农村居民生活用水，地下水资源还没有得到充分开发。
2.2 地下水资源开发有关的环境地质问题
2.2.1 海水入侵
自20世纪70年代后期至90年代初期，在多数富水地段地下水资源均出现超量开采，出现地下水降落漏斗，在各河流下游近海地段，均发生了不同程度的海水入侵。最严重的是在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）水入侵势头得到减缓，入侵面积略有退缩。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。目前青岛市海（咸）水入侵主要发生在大沽河下游、白沙河-城阳河下游、洋河下游、黄岛辛安、平度新河-灰埠一带，2002年6月各地入侵面积见表1。
表1 2002年6月青岛市海（咸）水入侵现状分布面积
2.2.2 水质污染
工业的快速发展，使城镇生活污水、工业废水的排放量加大，农业的发展，使农药、化肥的施用量也不断加大，在污水处理技术、设施、有关法律尚不完善的时期，河流遭到了严重的污染，而受污染河水补给地下水，造成地下水质的污染。区内地下水水质超标的指标主要有 矿化度、硬度、酚、锰等项，其中 超标现象较普遍，局部超标数十倍，典型的受污染地下水主要阴离子构成如图2所示，从图中可以看出 含量25%，已达到参加水化学类型定名的标准。
图2 大沽河水源地受污染地下水主要阴离子组成饼图
除工业废水污染外农业污染更是不可忽视，地下水 污染与农业面状污染关系密切，2000年青岛地区耕地面积为54.6万公顷，农药施用总量达7451吨，平均每公顷使用农药18.7公斤。化肥施用总量为34.2万吨，平均每公顷耕地施用化肥量为681.2公斤。这些化肥农药部分被作物吸收，部分分解或化合，剩余部分将随降雨补给到地下水中。长期过量和不合理施用化肥造成的主要环境问题表现在：一是通过地表径流污染水体，使河流、水库等水体富营养化；二是渗入地下造成地下水污染，导致硝酸盐超标；三是污染土壤，使土壤有机质降低，影响土壤的理化性状和肥力。
3 地下水资源保护及环境地质问题的治理对策
针对地下水资源开发过程中存在的问题，有关部门经过勘查、研究，提出并实施了相应的治理措施。
3.1 海水入侵的治理
3.1.1 地下截渗墙
为了保护大沽河水源地，增加大沽河水源地的可采资源量，经过1985～1986年的大沽河水源地供水水文地质勘察和1990年大沽河地下水库勘查工作，于1997～1998年由青岛市政府投资兴建了大沽河水源地小麻湾截渗墙工程，截渗墙全长14.2km，采用连续摆喷法，摆喷深度到达含水层底板，从而截断了墙下游海（咸）水的倒灌，使海（咸）水的入侵现象得到遏制，为更好地发挥好大沽河水源地的供水能力提供了工程措施保障。2001年又开展了白沙河下游兴建地下截渗墙的可行性研究工作。
3.1.2 河道下游修建橡胶滚水坝
白沙河-城阳河下游水源地在发生海水入侵的20世纪80年代，即开展了海水入侵的专项水文地质调查工作，其后在白沙河河道兴建了多处橡胶滚水坝，拦蓄河水，增加地下水补给量，并且相应调减地下水开采量，使地下水降落漏斗逐渐缩小，有效减缓了海水入侵的速度。另外大沽河、王戈庄河、洋河等河道上均修建有拦蓄河水的橡胶滚水坝，起到了对地下水的人工补源作用。
3.1.3 河道下游修建（防潮溯河倒灌）拦水闸
当风暴潮、大潮到来时，在河口未有阻水构筑物的情况下，海水会顺河上溯，并补给地下水，这也是造成海水入侵的另一原因，在海水顺河上溯严重的河口，选择适当位置兴建了拦水闸，既可阻挡海水，又可拦蓄淡水，增加地下淡水的补给量，对防止海水入侵也起到了重要的作用。另应禁止河床挖砂，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。
3.2 地下水污染的治理
3.2.1 通过立法手段建立水源地保护区
青岛市通过立法手段，颁布实施了《青岛市生活饮用水源环境保护条例》，条例规定已划定和公布的生活用水水源地受到法律的保护，并且明确禁止了排放、堆放、建设等有关的七种行为；首次公布的地下水源保护区有11处，分别有大沽河、即墨武旗埠、即墨东关、即墨东障、即墨马山、平度云山丈岭、胶州店子河、胶南巨洋河、城阳白沙河、胶州北关玄武岩区，保护区设有明确的地理界线和标志，使保护水源有了法律依据，对保护地下水源起到积极的作用。
3.2.2 污染源治理
自1998年开始，青岛市通过制订相关法规，重点对大沽河流域进行了污染源治理，对河道两岸27家重点废水超标排放企业进行限期治理，并对16家企业进行了关停并转，取缔小型采选矿点540个，目前，已建立日处理污水能力5×104m3/d的污水处理厂6座，在上述措施的治理下，大沽河、白沙河等河流水质有了明显好转，地下水污染程度减轻，但距根治污染、恢复地下水质尚有很大的距离。
4 不同水质的地下水资源应用于不同的产业或领域
4.1 海水入侵区地下咸水资源开发用于水产养殖
青岛市具有730 km的海岸线，海产品丰富，海洋水产养殖业发达，以往海洋水产养殖业主要利用海水，但海水随不同季节水温有较大的变化，水温对海产养殖特别是海产育苗有较大的影响，水温过低需要用锅炉加温，增大了建设投资与运行成本。在海岸线附近，均分布有宽度不等的原生或由人为因素诱发的海水入侵（咸水）带，近年来，海产养殖业开始打井开采近海岸线的地下咸水进行海产养殖，其恒定的水温、良好的水质比直接利用海水具有明显的优越性，这一技术得到了迅速的推广应用。
4.2 城镇或工业区内地下水资源开发用于地温空调
青岛市为了减少空气污染，取缔单位自备取暖锅炉，推广应用地温空调，采用浅层地下水作为热能水源，该区浅层地下水水温14℃左右，为长期稳定地利用，建设地温空调需施工2口水井，其中一口用于抽水，另一口用于注水，抽出的地下水经空调设备进行热能转换后，排出水的温度在7℃左右，并通过注水井回灌到含水层中，两口井保留一定间距，以使回灌到含水层中的较低温度的水能够充分吸收地温，再升温到14℃左右，达到循环利用的目的。
5 弱含水层增大单井出水量取水技术方法
青岛市除小范围的河谷、山前冲洪积平原区、大理岩岩溶富水区和玄武岩孔洞裂隙水富水区以外，大部分地区含水层或含水构造导水性差，普通井型很难取得满意的单井涌水量，这些地区虽然有较充足的补给资源，但受取水技术的限制，地下水资源开采利用程度低，在此类地区内有两种取水技术方法较成功地实现了增大单井出水量的目的，并且其建井成本较低，值得推广应用。
5.1 大口井开采基岩裂隙水
青岛市境内的大口井直径一般5～50m，井深一般10～15m，单井涌水量一般500～2000m3/d，主要在花岗岩、变质岩等裂隙水分布区内，成井方法一般为人工或机械露天开挖，然后进行石砌护壁；主要应用于农田灌溉，少量大口井也用于城镇集中供水，胶南市水厂在山前坡洪积平原区成功施工了一口直径50m大口井，用于城镇生活集中供水，日供水量2000～5000m3/d。大口井增大出数量的水文地质原理为：在其他条件不变的情况下大大增加了过水断面面积，从而增大了含水层流入井内的水量。大口井的主要优点是：能够在弱含水层内取出较多的地下水，提高单井用水量，便于开采与管理。主要缺点是：①水量随季节变化较大，特枯年水量减少；②由于井的口径较大，灰尘或其他杂物易随风落入井内而影响水质。改进方向：通过在井内回填砂砾石，制造人工含水层，在井底部埋设水平集水管，直接在集水管内抽取地下水。这样可达到两个目的：①易于管理，保障水质；②少占耕地，保护自然景观。
5.2 小径井群开采弱含水层孔隙水
小径井群取水方法是将多个小口径的井，通过一根连接水管（水平集水管）将其并联在一起，形成一个统一的出水口，采用真空对口抽水泵开采地下水。小口径井的直径一般为5～8cm，成井深度一般10～15m，水平间距一般不小于2m，小口径井的个数一般3～6个，视含水层导水性、拟开采的单井水量而定。该井型在平度市东北部山前、山间坡洪积平原地带农田灌溉应用较多，取得了较好的取水效果。
6 结语
青岛市地下水资源的开发经过了从无序到有序的历程，同时也经历了产生环境地质问题到治理环境地质问题、对地下水资源保护不够重视到立法保护的过程，取得了一些成功的经验，但对区内水文地质环境的恢复治理、达到地下水资源可持续开发利用的目标仍然任重道远。本文介绍的地下水资源的应用途径及取水技术方法，旨在行内能够继续对地下水资源的应用途径及弱含水层取水技术方面进行探讨，更好、更广泛地开发利用地下水这一可再生资源，为经济发展服务。
参考文献
郭秀岩，袁西龙.1999.黄河三角洲地区小径井群联合取水方法的应用研究.水文地质工程地质，（5）：19～23.
徐军祥，康凤新.2001.山东省地下水资源可持续开发利用研究.北京：海洋出版社.
张永波等.2001.水工环研究的现状与趋势.北京：地质出版社.
