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地下水的地质作用

一、地下水的贮存

（一）岩土中的空隙

1、孔隙

松散岩土(如粘土、砂土、砾石等)中颗粒或颗粒集合体之间存在的空隙，称为孔隙。

岩石中孔隙体积的多少直接影响储容地下水的能力大小。孔隙体积的多少可用孔隙度(n)表示。孔隙度是孔隙体积(Vn)与包括孔隙在内的岩石总体积(V)的比值，用小数或百分数表示，即：

或

孔隙度的大小主要取决于岩土的密实程度及分选性。此外，颗粒形状和胶结程度对孔隙度也有影响。岩石越疏松、分选性越好，孔隙度越大。相反，岩石越紧密图)或分选性越差，孔隙度越小。孔隙若被胶结物充填，则孔隙度变小。

几种典型松散岩土的孔隙度的参考值

名称砾石粗砂细砂亚粘土粘土泥炭

孔隙度（％）274042475080

2、裂隙

固结的坚硬岩石受地壳运动及其它内外地质营力作用的影响产生的空隙，称为裂隙。

裂隙发育程度除与岩石受力条件有关外，还与岩性有关，坚脆的岩石裂隙发育，透水性好，质软具塑性的岩石裂隙不发育，透水性差。

裂隙的多少用裂隙率(Kt)表示，裂隙率是裂

隙体积(Vt)与包括裂隙体积在内的岩石总体积

的比值，用小数或百分数表示：

几中岩石裂隙的参考值

岩石名称玄武岩岩溶化砂岩石灰岩页岩裂隙致密

石灰岩白云岩结晶岩结晶岩

裂隙率

5～205～505～100～200～30～150～5（％）

3、溶隙

可溶岩(石灰岩、白云岩等)中的裂隙经地下水长期溶蚀而形成的空隙称溶隙。

溶隙的发育程度用溶隙率(K k)表示，溶隙率

(K k )是溶隙的体积(V k )与包括溶隙在内的岩石

总体积(V)的比值，用小

数或百分数表示：

研究岩石的空隙时，不仅要研究空隙的多少，还要研究空隙的大小、空隙间的连通性和分布规律。松散土孔隙的大小和分布都比较均匀，且连通性好，所以，孔隙度可表征一定范围内孔隙的发育情况，岩石裂隙无论其宽度、长度和连通性差异都很大，分布也不均匀，因此，裂隙率只能代表被测定范围内裂隙的发育程度；溶隙大小相差悬殊，分布很不均匀，连通性更差，所以，溶隙率的代表性更差。

（二）岩土中水的存在形式

1、气态水

气态水，即水蒸气，存在于未饱和的岩土空隙中。岩土中的气态水可由大气中的气态水进人地下形成，也可由地下液态水蒸发而成。气态水有极大的活动性，可随空气流动而流动，也可由绝对湿度大的部位向绝对湿度小的部位运移。在一定温度与压力条件下与液态水可相互转化，保持动态平衡。

2、强结合水

强结合水，又称吸着水，是岩土中最接近岩土颗粒表面或岩石裂隙壁表面的水，其厚度一般是几个水分子的厚度。吸着水溶解盐类的能力弱，不导电，很难冻结，具有极大的粘滞性、弹性和抗剪强度。这种水不能利用也不能被植物吸收。

3 、弱结合水

弱结合水，又称薄膜水，在强结合水的外层，受到颗粒表面或裂隙表面引力显著减弱的那部分水，厚度相当于几十～几百个水分子的厚度。由于引力减弱，水分子排列不规则，但密度仍较大，其抗减强度、粘滞性及弹性都高于液态水，溶解盐类的能力较低。一般不能利用，但外层水可被植物吸收。

4、毛细水

由于毛细作用保持在岩土毛细孔隙(d<1mm)或毛细裂隙（w<0. 25mm）中的地下水称毛细水。毛细水受重力和毛细力作用作垂直

运动，可以传递静水压力，也能被植物吸收。当地下水埋深较浅时，毛细水能引起土壤沼泽化和盐渍化，对冻胀和翻浆等也有重大影响。

5、重力水

岩石颗粒表面的水分子增厚到一定程度时，重力对其影响将超过颗粒表面对它的吸引力，这些水分子则在重力作用下向下运动，形成重力水。在饱和的岩土空隙中的水，除结合水外都是重力水。重力水在重力作用下可以在岩土空隙中自由流动，又称自由水。通常所说的地下水，主要是重力水。重力水可传递静水压力，能产生浮托力和孔隙水压力。流动的重力水在运动过程中还会产生动水压力，同时具有溶解能力，对岩石产生化学溶蚀，导致岩石的成分及结构的破坏。

6、固态水

当气温下降到0℃以下时，岩土空隙中的水就转化为固态水——冰。经常造成周期性的冻胀、融沉等，从而使地面建筑物失稳和破坏。在我国东北及高山、高原的某些地区，地下水常以固态形式存在。

二、岩石的水理性质

岩石与水有关的性质，称为岩石的水理性质，它与岩石的性质、空隙的大小、空隙的连通性等密切相关。

1、容水性：在岩土的空隙中能够容纳一定水量的性能称容水性。容水性常用容水度表示。其数值是岩土中容纳的水的体积与岩土总体积之比。

式中：c—岩土的容水度（以百分数表示）；

v—岩土中所容纳水的体积；

w—岩土的总体积。

当岩土空隙被水充满时，水的体积就等于空隙的体积，此时容水度在数量上等于孔隙度或裂隙率。根据容水度大小可以把岩土分为三类：

(1)容水的：粘土、泥炭、粉质粘土、砂、砾石等；

(2)微容水的：泥灰岩、黄土、粘土质砂岩、粉土等；

(3)不容水的：结晶岩类（岩浆岩及类似的岩石）。

2、持水性：饱水的岩石在重力作用下释水时，由于分子引力与表面张力的作用，在岩土空隙中保持—定水量的性能称持水性。持水性用持水度表示，即释水后的水体积与岩土总体积的比。

式中：Sr—岩土的持水度；

Wr—释水后的水的体积；

v—岩土的总体积。

根据持水度大小也可将岩土分为三类：

(1)强持水的：泥炭、粘土、粉质粘土等；

(2)弱持水的：泥灰岩、粉土、细砂等；

(3)不持水的：卵石、砾石、粗砂等。

3、给水性：饱和的岩土在重力作用下，能够自由排出一定水量的性能称给水性。给水性用给水度表示，其值为能自由排出的水的体积与岩土总体积之比。

式中：Sy—岩土的给水度；

Wy—在重力作用下饱水岩石排出的水的体积；

v—岩土的总体积。

岩土的给水度与岩石的颗粒大小、形状、排列方式、压实程度等有关，一般情况下，土的给水度的平均值：

土的名称砾石粗砂中砂细砂极细砂粉土粉质粘

土

给水度30～3525～3020～2515～2010～157～104～7

容水度、持水度与给水度三者之间有密切关系，给水度应等于容

水度成去持水度，即：

4、透水性：岩土允许水透过的性能，称为透水性。通常用渗透系数(K)来表示其大小。渗透系数是与岩土性质和渗透液体的物理性质有关的

常数，渗透系数的单位与渗透速度相同，即cm/m，m/h，m/d。常见岩土的渗透系数K：

根据透水性大小可以把岩土分为三类：

(1)透水的：砾石、卵石、砂、裂隙或岩溶发育的岩石；

(2)半透水的：黄土、粉土、粉质粘土等；

(3)不透水的：粘土、泥岩、页岩及裂隙不发育的坚硬岩石。

二、地下水的物理性质和化学成分

（一）地下水的物理性质

地下水的物理性质包括温度、颜色、透明度、嗅味、口味、比重、导电性及放射性等。

1、温度：埋藏深度不同的地下水，有不同的温度变化规律，主要受气温和地温影响。按照地下水的温度不同，可把地下水分为：

2、颜色：地下水一般是无色的，但溶有某些化学成分或悬浮物、胶体物质时，可显示出不同颜色：

3、透明度：纯净的水是透明的，但由于水中含有其它固体悬浮物或胶体物质时，透明度会降低。根据透明程度不同，可将地下水分为：

透明的：无悬浮物及胶体，60㎝可见3㎜粗线；

微浊的：含少量悬浮物，30～60㎝水深可见3㎜粗线；

浑浊的：有较多悬浮物，半透明，<30㎝水深可见3mm粗线；

极浊的：有大量悬浮物或胶体，似乳状，水深很小时也不能看清3㎜粗线。

4、嗅味：地下水通常无嗅味，当含有一些气体或有机质时会出现特殊的嗅味。如，水中含H2S时有臭蛋味，含腐殖质时有霉味等。有些嗅味在低温时较轻、在温度升高后则加重。

5、口味：纯水无味，当含有某些化学成分时，会呈现出特殊的味觉，如：

6、比重：地下水比重取决于所含各种成分的含量，纯水比重为1，水中溶解的各种成分较多时可达1.2～1.3。

7、导电性：地下水的导电性取决于电解质的数量。

8、放射性：地下水的放射性是由于地下水中的放射性元素类引起的，其放射性强弱取决于放射性元素的数量。

三、地下水的物理性质和化学成分

（二）地下水的化学成分及化学性质

1、地下水的化学成分

地下水的化学成分是指纯水及其所含的各种离子、化合物和气体，与流经的岩土性质和成分、地下水的补给条件和气候等有密切关系。

(1)离子：H+、Na+、K+、NH4+、Mg2+、Ca2+、Fe2+、Fe3+、Mn2+等阳离和0H-、Cl-、HCO3-、NO2-、NO3-、SO42-、CO32 -、SiO32-、PO43-等阴离子；

(2)化合物：Fe2O3、Al2O31、H2SiO3等，多以沉淀物或胶体形式存在；

(3)气体：N2、O2、CO2、CH4、H2S及放射性气体等。

2、地下水的化学性质

(1)总矿化度：地下水中所含各种离子、分子及化合物的总量称总矿化度。可用单位体积的地下水烘干后称得的残渣重量来表示，单位g/l。按照总矿化度的大小可分为：

(2)酸碱性：地下水的酸碱性是指水中氢离子的浓度，可用pH 表示。水中氢离子浓度的负对数值称为水的pH，(即pH＝—lg[H+])根据pH值大小，可将地下水分为：

(3)硬度：地下水的硬度是指水中钙、镁离子的含量。一般用度(°)表示。硬度1°相当于每升水中含CaO 10mg或MgO 7.2mg。按硬度的大小可分为：

四、地下水的基本类型

（一）不同埋藏条件下的地下水

1、上层滞水：是指埋藏在地面以下包气带岩土层中的水。它主要包括土壤水、沼泽水及局部隔水层上的重力水。其特征：

(1)存在于包气带中，受气候影响大，季节性明显，雨季水量多，旱季水量少，甚至干涸。

(2)水量小，易受污染，一般不能被取出利用，但对农作物和植物有重大影响。

(3)常引起土质边坡滑坍、黄土路基的沉陷、路基冻胀等病害。

2、潜水：

潜水：埋藏在地面以下、第一个稳定隔水层以上的饱水带中重力水。潜水的自由水面称潜水面；潜水面至地表的距离，称为潜水的埋藏深度；潜水面的高程称为潜水位；潜水面到隔水底板的垂直距离称为潜水层厚度。潜水的特征：

(1)潜水的分布范围与补给区一致：与包气带相接，在其全部的分布范围内都可以接受补给，受气候条件影响，季节性变化明显，水质易受污染。

(2)潜水的自由表面只承受大气压力，通常在重力作用下，由水位高的地方向水位低的地方径流(径流条件的好环，受地形切割程度、岩层的渗透性等因素制约，切割越强烈、地面坡度越大，径流的条件就越好)。

(3)分布在地表附近的各种岩土里：第四纪沉积层、坚硬的沉积岩、岩浆岩、变质岩的裂隙及洞穴中。

(4)补给来源：主要是大气降水，另外还有地表水、深层地下水及凝结水。

(5)排泄：

·水平排泄：补给河流或深层地下水中。如山区、河流中上游地区。

·垂直排泄：通过蒸发，返回到大气中。如平原、河流下游地区、干旱气候区。

潜水面的形状及其表示方法

(1)形状

潜水面的形状在一般情况下，不是水平的，而是一个倾向于排泄区的一个曲面，起伏与地形一致，但比较平缓。

潜水面的形状还受水文网的影响，在地表水体附近，当潜水面高于地表水面时，地表水体排泄潜水，潜水面向地表水体倾斜；当潜水面低于地表水面时，地表水补给潜水，潜水面向地表水方向逐渐抬升。

含水层的导水性也能影响潜水面的形状，如果在潜水流动方向上，含水层的渗透性或厚度增大时，潜水面的坡度相对变缓，反之则变陡。

(2)图示方法

水文地质剖面图：按一定比例尺，在其具有代表性的剖面上进行绘制的表示出水位、含水层的厚度、隔水层的高程、岩性变化及各层层关系等要素的地质图件。

潜水等水位线图：(潜水面的等高线图)，作图的方法与地形等高线作法相似，而且是在地形图的基础上作出来的。图中所表示的内容：

①确定潜水流动的方向：潜水的流向与潜水等水位线相垂直，并由高水位向低水位流动。

②确定水力坡度：水力坡度是两点潜水位高度与两点的水平距离之比。水力坡度直接影响着两点间的潜水平均流速。

③确定潜水与河水的关系：

④确定潜水的埋藏深度：用同一点地形高度减去该点水位高度。

⑤分析推断含水层岩性或厚度变化。

3、承压水：埋藏并充满在两个隔水层之间含水层中，并具有一定压力的重力水，称为承压水。其上部隔水层称为隔水顶板，下部隔水层称为隔水底板，顶底板之间的距离称为含水层厚度。其特征：

(1)不具有一定的自由水面，承受一定的静水压力；

(2)分布区与补给区不一致，补给区小于分布区，它的补给一般可由大气降水、地表水、潜水或其它层位的承压水；

(3)动态比较稳定，受气候影响较小，其排泄一般以泉的形式进行排泄；

(4)不易受污染，可以做供水水源；

(5)水头压力能引起基坑突涌、破坏坑底的稳定性。

图示方法： 水文地质剖面图、

水头压等水压线图。

等水压线图：承压水面上，高程相

等的点的连线图，等水压线图上也必

须附有地形等高线。通过等水压线图

我们可以了解：

(1)判断承压水的流向：由高压区和

低压区径流；

(2)计算水力坡度：两点的水头差与

水平距离的比；

(3)：可以确定初见水位、承压区的

埋深及承压水头的大小等。

储水构造：承压水的形成取决于地质构造，也受到地形和岩性的明显控制。各种地质构造中的透水层，

在有充足水源补充的情况

下，一般可形成承压水。储存承压水的地质构造称为储水构造，常见的有自流盆地和自流斜地。

(1)自流盆地：储存承压水的向斜构造，称为自流盆地。

(2)自流斜地：储存承压水的单斜构造，称为自流斜地。

（二）不同含水空隙中的地下水

1、孔隙水：在孔隙含水层中储存和运动的地下水，这类含水层多为松散的第四纪沉积物。其特点：

水量在空间分布上相对均匀，连续性好，一般呈层状分布，同一含水层中的孔隙水具有密切的水力联系，具有统一的地下水面。

2、裂隙水：在裂隙含水层中储存和运动的地下水，这类含水层主要由裂隙岩石构成，可分为风化裂隙水、成岩裂隙水、构造裂隙水。其特点：

地下水的分布和富集受岩石中裂隙的发育程度和力学性质影响；富水性变化大，不同地构造部位和地貌部位其富水性也不同；裂隙水特别是富水优势断裂带兼具储水空间、集水廊道及导水通道的功能，对地下工程建设危害较大。

3、岩溶水：埋藏在可溶岩裂隙、溶洞及暗河中的地下水。其特点：

空间分布变化大；与大气降水关系密切；排泄集中、量大。在工程建筑物地基内有岩溶水的活动，不仅在施工中会有突然涌水事故的发生，而且对建筑物的稳定性也会有较大的影响。

五、地下水对工程的影响

(一)地基沉降

在松散沉积层中进行深基础施工时，往往需要人工降低地下水位。若降水不当，会使周围地基土层产生固结沉降。

(二)流砂

1、概念：流砂是地下水自下而上渗流时土产生流动的现象。