示踪探测库坝区隐伏的相对强渗流部位的方法，可分为人工示踪法和天然示踪法两种。所谓人工示踪法探测的基本原理，就是将某种示踪同位素（如131I、NaCl、荧光黄等）投入测孔的某部位，其浓度在测孔周围的分布将随地下水的运动而趋不均一性，以水平流而言沿流向方向的浓度大，而沿补给方向的浓度则低。这样，通过人工同位素浓度变化过程的测定，可以求得相应深处、相邻孔位地下水流的有关参数，如流速及流向等。所谓天然示踪法探测的基本原理，就是认为坝址区不同部位水体由于所处的环境等因素的不同，因而具有不同的水质特征。这样，通过测量不同部位水体固有的若干水质指标，并分析之间的相似性以及差异性程度，判定库坝区可能隐伏的相对强渗流部位。水体的温度和电导率即是其中的两个相对敏感的指标。以温度而言，库水的温度一般随水深而变化，其变幅随水深而趋于减小；岸坡浅层地下水因埋深小而反映出水温的明显的季节性变化，但较深部的地下水温随时间的变化比较小。这样，通过不同部位（如绕坝区、坝前及坝基部位等）以及不同深处水温的测量，有助于分析不同水体的补给源以及之间的水力联系程度，进而有助于判定相对强渗流通道的具体部位及其可能的展布形态。同样，库坝区不同部位环境水的电导率的测量也起到相似的作用。某部位水体的电导率的大小反映了水体中含盐量的多少。当其有着不同的补给源时，则有着不同的电导率；而补给源相同但径流条件不同时，也将有着不同的电导率。一般而言，径流滞缓（此标志着水—岩系列间具有较长的相互作用的时间），水的电导率就高；而径流迅速（如在张性断裂带部位），水的电导率就比较低，即与补给源之间的差异比较小。诚然，与渗流接触的岩石的性质（如可溶性物质成分含量的高低）也将影响到水的电导率。若同时进行环境水的温度和电导率的测量，可起到相互印证的作用。

需要指出的是，应用人工示踪法和天然示踪法探测库坝区隐伏的相对强渗流部位包括多个步骤，如观测点网的设计、示踪指标的选择及其观测、数据的采集及其解释等（刘光尧，1996）。为获得较为客观的探测成果，务必充分考虑研究区具体的地质环境特征以及水文地质条件。

下面以一工程实例说明应用示踪法探测库坝区隐伏相对强渗流部位的有效性（宋汉周等，1996）。

新安江水电站大坝为宽缝混凝土重力坝，位于一近SN向的峡谷中。坝址右岸及部分坝基（1～5 号坝段）出露泥盆系上统西湖组地层，岩性为石英砂岩、含砾石英砂岩及石英砂岩夹页岩，产状为走向NE30°～50°，倾向SE，倾角60°～80°。从区域地质构造而言，坝址位于一倒转背斜的反常翼上，该背斜轴向NE55°～65°，轴面倾向SE，倾角60°。这种区域地质构造背景决定了坝址区地质构造发育。其中，以西湖组地层中断裂构造尤为发育。即有如下4组：①层面裂隙，走向NE20°～40°，倾向SE，倾角50°～80°，裂隙面上常见磨光面或擦痕；②横张裂隙，走向NW40°～60°，倾向NE或SW，倾角75°～80°，裂隙壁张开，充填砂灰黏土；③剪切裂隙，走向NE30°～80°，倾向NW，倾角30°～50°，常见微观位移以及破碎现象，延伸性好；④卸荷裂隙，走向近SN，倾向河床，倾角10°～30°，常见有黏土充填。上述4 组裂隙大多互相切割，使区内岩体成为块状，从而为大气降水入渗补给岸坡地下水以及库水的侧向绕渗提供了渗径或通道。水电站投入运行以来，发现右坝肩1～5 号坝段基础幕后排水量比较大，其中2～3 号坝段排水量相对更大一些。曾于2号坝段1 号排水廊道内向右岸坡布置了5 个扇形排水孔，一段时间日平均排水量达15m3，约占整个坝基排水量的16%。因此，引起了有关方面对于右坝肩岸坡是否存在库水的绕坝渗流以及由此可能引发的岩体渗透稳定性（如页岩夹层的软泥化）问题的关注。基于这样的考虑，采用了人工示踪法和天然示踪法进行了探测。

经过对右岸绕坝区共23 个绕渗孔的系统测量，获得了大量的实测数据。通过对这些实测数据的统计处理和分析（见表3.3.1），可以把右岸绕坝区基岩裂隙水在垂直方向上分为如下3 个分层。

第Ⅰ含水分层：高程100m以上，为网状裂隙水；

第Ⅱ含水分层：高程60～100m之间，为网、脉状裂隙水；

第Ⅲ含水分层：高程60m以下，为脉状裂隙水。

表3.3.1　右岸绕坝区各含水分层地下水的电导率、温度等统计特征

注　分式＝平均值；ΔE，ΔT 分别表示均值之差。

将右坝肩岸坡基岩裂隙水进行分层的划分，具有如下方面的依据。

（1）根据注水流实测资料。在示踪法探测过程中，通过人工向孔内注水，形成了以测孔为中心具有一定侧向范围的人工流场。借助于探测仪器，可以观测到该测孔一定深处裂隙岩体的吸水量，显然其大小与该部位岩体的破碎程度成正比。根据表3.3.1，第Ⅰ含水分层在注水条件下单位深度吸水量（Uv）相对最大；第Ⅱ含水分层的Uv 值相对小一些；而第Ⅲ含水分层的Uv 值最小，其平均值为第Ⅰ含水分层的43.67%，为Ⅱ含水分层的54.05%，表明深部含水介质的渗透性已明显弱于上复含水介质。

实际上，上述第Ⅲ含水分层Uv 值的平均值仅为3 处实测值的统计值，因而反映深部地下水已明显具有带状分布的特征，此一般由张性断裂带构成，而其他部位已较为完整，注水条件下的吸水量已甚小。

（2）根据电导率实测资料。某部位地下水的电导率的大小及其变化可以从一个侧面反映其补给源特征以及一定范围内的渗流特征。根据表3.3.1，第Ⅰ与第Ⅱ含水分层的电导率的变化具有以下两个特点。①在同一时期，地下水的电导率值随埋深而增大。如7 月测得的第Ⅰ含水分层电导率的平均值为44.21μs/cm，而同时期第Ⅱ含水分层的相应物理量增至69.66μs/cm，此一方面表明第Ⅰ含水分层介质的渗透性较强，另一方面亦表明大气降水（其电导值一般比较低）是该含水分层的主要补给源。而第Ⅱ含水分层的补给源除了大气降水补给（它以“点状链式”的形式通过第Ⅰ含水分层发生越流补给），还可能获得上游库水的绕坝补给。②在不同时期，同一含水分层中地下水的电导率值具有明显的变化。如第Ⅰ含水分层于7 月测得的平均电导值仅为44.21 μs/cm，而在同年12月则达68.43μs/cm，ΔE＝68.43－44.21＝24.22μs/cm。导致这种差异性的原因在于，冬季一般降雨量少，因而该含水分层的补给量比之夏季相应减少。这样，含水分层的厚度变薄，水力坡降减缓，因而地下水流速亦减缓。而径流的缓慢则标志着水—岩系列间具有较长的相互作用的时间，由此可导致水的电导值增大。下伏第Ⅱ含水分层的变化亦具有相似的变化特征，但在同样的时段之间，该含水分层的平均电导率之差（ΔE＝79.49－69.66＝9.83μs/cm）比较小。由此从一个侧面反映，上游库水是该含水分层的主要补给源之一，因为库水的电导率随时间的变化相对要小得多。

第Ⅲ含水分层的电导值比较高，此反映深部地下水流已变得滞缓。

（3）根据温度实测资料。地下水温及其变化是所处地质以及水文地质环境的反映。根据表3.3.1，各含水分层之间的水温差异比较明显，但各含水分层于夏季的水温普遍高于冬季。后者表明，气温对接近地表乃至一定深处地下水温的变化有一定的影响。但从冬季的水温变化（即水温随埋深增加而升高）以及不同季节间同一含水分层之间的水温差异可以得出：第Ⅰ含水分层的水温具有相对明显的季节性变化，表明该含水分层的水文地质环境处于相对开启的状态；而随着埋深的增加，地下水温受气温的影响逐渐减弱，即较深部含水分层的水文地质环境已趋于相对封闭的状态。

（4）根据垂向流实测资料。裂隙介质渗透性的各向异性决定了垂向流的存在。根据实测资料统计，第Ⅱ含水分层中相对普遍地存在向下的垂向流，共有13 处测得该流速分量，占所测孔位的52.63%；第Ⅰ含水分层中出现该流速分量仅有4 处，占所测孔位的23.50%；而第Ⅲ含水分层中似不存在该流速分量。由此表明，在第Ⅰ与第Ⅱ含水分层之间存在不一致的地下水位，即第Ⅱ含水分层的水位（实际上为测压水位）低于上复第Ⅰ含水分层之水位。这种“双重水位”现象在右坝肩上游及靠近坝肩帷幕体一带很普遍。

综上所述可见，右岸绕坝区垂向上第Ⅰ、第Ⅱ及第Ⅲ含水分层（分别位于浅层、较深部以及深部）在注水流、垂向流、电导值以及水温等物理指标方面存在明显的差异性，表明各含水分层与环境之间有着不同的水体补、排关系。(www.daowen.com)

第Ⅰ含水分层埋深浅，底部高程大于100m，故水文地质环境开启程度比较好。反映在：水温受气温影响明显而呈季节性变化；水的电导值低，大气降水是其主要补给源。区内历年地下水位动态资料为此提供了旁证。如位于坝肩帷幕体下游的23 号孔年水位变幅18.14m，位于其上游的22 号孔达24.06m，而位于幕后的3 号孔竟达37.50m，这些水位变幅已大于相应时段的库水位变幅。该含水分层中地下水的排泄有两种：一是在地形低洼处以小股的悬状水流呈间歇性溢出，此主要出现在雨季；二是通过断裂构造“越流”补给下伏含水分层。从广义上讲，上述第I含水分层具有上层滞水的性质，即具有动态变化大、受外界影响敏感；但由于其底部高程高于或相当于正常库水位，故认为该含水分层地下水与库水绕坝渗流关系不大。

第Ⅱ含水分层位于第Ⅰ分层之下，高程在60～100m之间，其水文地质环境开启程度已明显减弱。其补给源有两个：一是来自上复浅层地下水的“越流补给”，示踪法测得的第I 含水分层中的向下垂向流以及“双种水位”现象（见表3.3.2）即是证据；另一个补给源就是坝前库水。作为后者的证据，一是该含水分层的测压水位普遍低于同期库水位（103m），这是库水发生绕坝渗流的必要的水动力条件；二是在若干绕渗孔中测得流向指向下游的水流分量，此可作为库水发生绕坝渗流的相对直接的证据。该含水分层中地下水的排泄亦有两种：一是在坝后地形低洼处溢出，或在某个人工集水点处流出，如分别位于9 号、10号绕渗孔附近的2 个出水点。据调查，这2 个出水点常年流水、且水量稳定，此一方面表明该含水分层介质具有较好的调节功能，另一方面也表明该含水分层有着相对稳定的补给源。另一种排泄方式就是作为岸坡部位部分坝段（如2～3 号坝段）基础地下水的补给源。根据多年的坝基排水量资料，总排水量逐年趋于减小，但2～3 号坝段排水量仍比较大、且保持了稳定。这里认为，2～3 号坝段基础持续稳定的排水量主要来自绕坝区第Ⅱ含水分层地下水的侧向补给；因而也认为第Ⅱ含水分层地下水与库水绕坝渗流关系比较密切。

第Ⅲ含水分层埋深大，高程小于60m，其水文地质环境开启程度趋于封闭状态，动态变化小可视为区域水流系统的一部分。作为其补给源，主要来自区外向区内的侧向补给；其次，少量为上部第Ⅱ含水分层的越流补给。其排泄主要是在具有区域性水流的梯度驱使下侧向流出区外。

表3.3.2　绕坝区“双重水位”实测资料统计　单位：m

在很厚的非岩溶层状岩体中存在“双重水位”现象，这是由介质渗透性的各向异性所决定的。层状岩体渗透性在剖面上一般具有：在浅部，渗透系数值垂层大于顺层；而在深部，则有渗透系数值顺层大于垂层，并由此导致深部测压水位低于浅层水位。一定条件下，顺层渗透系数大，表明侧向径流条件好，这是库水发生绕坝渗流的有利条件。“双重水位”之差值的大小反映了剖面上不同含水层（或含水分层）之间在补、径、排条件之间的差异性、水文地质环境开启程度的变化性以及含水介质的渗透性分布在垂直方向上的不连续性。

综上分析表明，上游库水通过右岸的绕坝渗流是存在的，且主要出现于较深部第Ⅱ含水分层中。在该含水分层中，出现了低于正常库水位的测压水位（表3.3.2），这是库水补给该含水分层、进而形成绕坝渗流的必要的水力条件。流向实测资料反映，在该含水分层于坝肩帷幕体上游，地下水流向从NE→SW，显示库水是其补给源；而于坝肩帷幕体后，地下水流向则由NW→SE。

关于区内绕坝渗流形式具有以下两种：一是面状流（或散流）；二是带状流（或脉状流）。显然，前一种渗流形式具有一定的分布范围但渗流强度不大；后一种渗流形式则显示分布范围有限但渗流强度相对比较大，因而是需要重点探测的对象。

至此，基于上述示踪法探测资料、地下水动态观测资料，并结合区内具体的地质及水文地质条件，认为右岸绕坝区存在如下3 条主渗流通道，其平面分布特征见图3.3.3，并作如下分述。

图3.3.3　右岸绕坝渗流平面示意图

（1）库水→20号→22 号→12 号→11 号→5 号→7 号→9 号。作为依据，具有以下3 个方面：①深部测压水位低于当时库水位。如1993 年11 月底库水位103m，绕渗孔20 号、22 号及12 号孔中测压水位分别为100.65m、100.30m及100.00m，其余各孔（11 号，5 号，7号及9 号孔）水位依次低于前一个孔的水位，从而形成了上游库水向坝肩帷幕体接头处运移（即由NE76°→SW256°）、绕过坝肩帷幕体并在其后向9 号孔及其附近的出水点运移的水力梯度，其剖面分布形态见图3.3.4。②流向实测资料反映了该主渗流通道的大致位置。在坝肩帷幕体上游，主流向为250°～260°，高程在85～100m之间；在12号孔位，主流向明显由SW 转向SE150°左右，主渗流部位高程在98～100m之间（该钻孔钻至98m 高程处多次掉钻，表明岩体破碎）；在11 号孔位，主流向为120°～130°，主渗流部位高程在91～98m 之间；在5 号孔位，主流向为140°～150°，主渗流部位高程在69～78m之间；在7 号孔位，主流向呈近EW向（94°左右），主渗流层位在高程61～67m之间，并最终运移至9号孔及其邻近出水点一带。③注水条件下不同部位岩体吸水量的大小反映出岩体渗透性的差异。在上述由主流向揭示的主渗流部位其注水流值均大于上、下相邻层位。如20 号孔高程85～96m之间，Uv＝66.8m/h；22 号孔高程87～100m之间，Uv＝98m/h；12号孔高程97～100m之间，Uv＝37.3m/h等。从而表明，在上述主渗流部位岩体均要相对破碎一些，以致具有较强的水力传导性。

图3.3.4　第1 条主要渗流通道的水力梯度变化特征

（2）库水→2号→11 号→5 号→7号→9 号。由图3.3.3 知，2号孔位于坝肩上游，在与库水体之间布置有1 号、25 号及20 号等3 个孔。由于后3 个孔内的较深部测压水位均低于2号孔，故可排除库水沿22 号孔，或沿25 号→1号孔方向渗流至2号孔位的可能。据此认为，库水很可能沿SW255°左右的方向运移至2号孔位置，并通过坝肩帷幕体的防渗薄弱部位而与上述第1 条主渗流通道交汇，并继续向下游方向运移。有关证据反映在以下4个方面。①沿此水流方向，深部测压水位依次递减。②2 号及11 号孔的测压水位分别为101.30m和99.30m，两孔距离约20m，其间的水力梯度（0.1）小表明在这2个孔之间存在相对通畅的渗流通道。而由坝肩帷幕检查孔的分段压水试验证实，位于上述2个孔之间的帷幕体存在防渗缺陷。③流向实测资料反映，2 号孔位高程100m 以下渗流主方向呈近N→S向，而与坝肩帷幕体呈大角度相交，此可作为库水向2号孔运移并通过帷幕体的防渗缺陷部位向下游运移的一个直接证据。④根据右坝肩帷幕体延伸部位若干基本孔和检查孔的灌浆试验及压水试验资料，位于帷幕体部位高程在84～110m之间的单位吸水量比较大。即在上述高程之间，单位吸水量ω≥0.0105L/（min·m·m）的试段相对普遍，最大值达1.115L/（min·m·m），反映该部位岩体比较破碎。而在位于上述2 号与11 号孔之间的34 号基本孔位，于高程99.45～93.52m之间ω＝0.0149L/（min·m·m）；高程在93.52～88.00m 之间，ω＝0.0223L/（min·m·m）。可见，位于这两个孔之间的岩体也呈现了相对的破碎。

（3）库水→25 号→2号→3 号坝段。该主渗流通道的判定亦具有如下4 个方面的依据。①25 号孔距离上游库水体较近，孔口高程109.75m，稍高于丰水期库水位。在平水期（库水位为103m）测得该孔测压水位94.79m，而低于相邻绕渗孔水位。可见，25 号孔位为地下水位低槽区，并且同时接受库水补给。②在注水条件下，25 号孔不同深处岩体普遍出现吸水现象，其平均值达8.53m/h而为绕坝区相应层位相同物理量的2.23 倍。此标志着该部位岩体相对破碎，因而是形成地下水位低槽区的有利条件。③25 号孔中水流的垂向流分量Uv 及其递减现象都比较明显。如在高程92m处，Uv＝2.2m/h；在高程78m处，Uv＝1.0 m/h。测孔中水流垂向流分量明显，表明一定深处岩体破碎而吸水量大；不同高程间Uv 值的明显递减，表明相应层位间水流的侧向流分量比较大。④流向实测资料反映，25 号孔位渗流主方向为SE向，即向2～3号坝段运移。如在高程76～77m之间，测得流向为154.1°。

综上所述反映，右岸绕坝区存在3 条主渗流通道。其中，前两条主渗流通道在坝肩帷幕体后（约在11 号绕渗孔位）交汇，进而形成一主渗流水系并向9 号孔及其附近的出水点一带运移；后一条主渗流通道是库水向2～3 号坝段运移的重要路径之一。因其渗径短，水力梯度大，故应是防渗的重点。