工程地质学第五章Word下载.docx
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二、地下水的主要化学成分
1.主要离子及化合物
地下水中分布最广、含量最多的离子是钠离子（Na+）、钾离子（K+）、镁离子（Mg2+）、钙离子（Ca2+）、氯离子（Cl-）、硫酸根离子（
）、重碳酸根离子（
）六种，气体有二氧化碳（CO2），化合物有氧化铁（Fe2O3）等。
2.氢离子浓度
氢离子浓度是指水的酸碱度，用pH值表示。
。
根据pH值可将水分为五类，见表5-1。
3.矿化度
地下水中所含各种离子、分子和化合物的总量称为矿化度（degreeofmineralization），以g／L表示，它表示水的矿化程度。
通常以在105～l10℃下，将水蒸干后所得干涸残余物的含量来确定。
根据矿化度可将水分为五类，见表5-2。
矿化度与水的化学成分之间有密切的关系：
淡水与微咸水常以
为主要成分，称为重碳酸盐水；
咸水常以
为主要成分，称为硫酸盐水；
盐水与卤水则以
为主要成分，称为氯化物水。
4.硬度
水中
、
的总含量称为总硬度。
将水煮沸后，水中一部分Ca2+、Mg2+的重碳酸盐因失去CO2而生成碳酸盐沉淀下来，致使水中的Ca2+、Mg2+含量减少，由于煮沸而减少的这部分Ca2+、Mg2+的总含量称为暂时硬度。
其反应式为
（5-2）
（5-3）
总硬度与暂时硬度之差称为永久硬度，相当于煮沸时未发生碳酸盐沉淀的那部分Ca2+、Mg2+的含量。
我国采用的硬度表示法有两种：
一种是德国度，每一度相当于1L水中含有10mg的CaO或7.2mg的MgO；
另一种是1L水中Ca2+和Mg2+的毫摩尔数。
1毫摩尔硬度=2.8德国度。
根据硬度可将水分为五类，见表5-3。
5.气体
地下水中的主要气体成分有O2、N2、CO2和H2S。
一般情况下，每升地下水中气体含量只有几毫克到几十毫克。
地下水处在与大气较为隔绝的环境中，当存在有机质时，由于微生物的作用，
将还原成H2S。
6.胶体成分及有机质
以氮、氢、氧为主的有机质，经常以胶体的方式存在于地下水中。
大量有机质的存在，有利于还原作用的进行，从而使地下水的化学成分发生变化。
第三节地下水的类型及其特征
一、地下水分类
地下水分类概括起来主要有两种：
一种是根据地下水的某种单一的因素或某一种特征进行分类，如按硬度分类、按地下水起源分类等；
另一种是根据地下水的若干特征综合考虑进行分类，如按地下水埋藏条件分类。
1.地下水按起源的分类
地下水按起源可分为渗入水、凝结水、埋藏水和岩浆水四类。
（1）渗入水
渗人水由大气降水或地表水渗入岩石空隙而成。
（2）凝结水
单位体积空气实际所包含的气态水量以g／cm3为单位，称为空气的绝对湿度。
饱和湿度是随温度而变的，温度愈高，空气中所能容纳的气态水愈多，饱和湿度便愈大。
温度降低时，饱和湿度随之降低，形成凝结水。
（3）埋藏水
在封闭的地质构造中，各类沉积物将沉积时所包含的水分长期埋藏保存下来即形成埋藏水。
在高温影响下，它们又可从矿物中析出，成为自由状态的水，即再生水。
（4）岩浆水
岩浆水又称为初生水，是岩浆冷凝时析出的水。
2.地下水按埋藏条件和含水层性质的分类
（1）地下水按埋藏条件的分类
地下水按埋藏条件可分为包气带水（包括土壤水和上层滞水）、潜水、承压水（图5-1）。
（2）地下水按含水层性质的分类
地下水按含水层性质可分为孔隙水、裂隙水、岩溶水（或喀斯特水）。
根据上述两种分类，可组合成表5-4所列的几种类型的地下水，如孔隙潜水、裂隙承压水等。
二、各类地下水的特征
（一）包气带水
包气带水处于地表面以下的包气带岩土层中（图5-2）。
包气带水主要是土壤水和上层滞水。
1.土壤水
埋藏于包气带土壤中的水，称为土壤水，它主要以结合水和毛细水形式存在，靠大气降水的渗入、水汽的凝结及潜水由下而上的毛细作用补给。
大气降水向下渗入必须通过土壤层，这时渗入水的一部分保持在土壤层里，成为所谓的田间持水量（实际就是土壤层中最大悬挂毛细水量），多余的部分呈重力水向下补给潜水。
土壤水主要消耗于蒸发，水分的变化相当剧烈，受大气条件的控制。
当土壤层透水性不好，气候又潮湿多雨或地下水位接近地表时，易形成沼泽，称为沼泽水。
当地下水面埋藏不深，毛细管可达到地表时，由于土壤水分强烈蒸发，盐分不断积累于土壤表层，则形成土壤盐渍化。
2.上层滞水
（1）上层滞水含义
在包气带内局部隔水层上形成的饱和带水称为上层滞水（perchedgroundwater）。
上层滞水是一种局部的、暂时性的地下水。
当透水层中夹有不透水层或弱透水层的透镜体时，地表水便可下渗聚集于透镜体上，成为上层滞水
（2）上层滞水特征
上层滞水多位于距地表不深的地方，分布区与补给区一致，分布范围一般不大。
其分布范围和存在时间取决于隔水层的厚度和面积的大小。
由于上层滞水接近地表且分布范围有限，因此其水量受气候因素的影响很大，动态变化极不稳定。
（3）上层滞水与工程关系
上层滞水接近地表，可使地基土强度减弱。
在寒冷的北方地区，则易引起道路的冻胀和翻浆。
此外，由于其水位变化幅度较大，故常给工程的设计、施工带来困难。
（二）潜水
1.潜水的含义
自地表向下第一个连续稳定隔水层之上的含水层中，具有自由水面的重力水称为潜水（phreaticwater）（图5-3）。
潜水一般是存在于第四纪松散沉积物的孔隙中（孔隙潜水）及出露地表的基岩裂隙和溶洞中（裂隙潜水和岩溶潜水）。
潜水的自由水面称为潜水面；
潜水面的标高称为潜水位；
潜水面至地面的垂直距离称为潜水埋藏深度；
由潜水面往下到隔水层顶板之间充满重力水的部分称为含水层厚度（图5-3），它随潜水面的变化而变化。
2.潜水的特征
潜水的埋藏条件，决定了潜水具有以下特征：
（1）潜水通过包气带与地表相通，所以大气降水和地表水可直接渗入补给潜水，成为潜水的主要补给来源。
（2）潜水的埋藏深度和含水层的厚度受气候、地形和地质条件的影响，变化较大。
在强烈切割的山区，埋藏深度可达几十米甚至更深，含水层厚度差异也大；
而在平原地区，埋藏深度较浅，通常为数米至十余米，有时可为零，含水层厚度差异也小。
（3）潜水具有自由表面，在重力作用下，自水位较高处向水位较低处渗流，流动的快慢取决于含水层的渗透性能和潜水面的水力坡度。
潜水面的形状是潜水的重要特征之一。
它一方面反映外界因素对潜水的影响，另一方面也反映潜水的特点，如流向、水力坡度等。
一般情况下，潜水面不是水平的，而是向排泄区倾斜的曲面，起伏大体与地形一致，但较地形平缓。
一个地区的潜水，只有获得大气降水入渗补给，并有水文网切割，潜水排泄出地表时才能形成潜水分水岭（图5-3）。
潜水面的形状和坡度还受含水层岩性、厚度、隔水底板起伏的影响。
（4）潜水的排泄主要有垂直排泄和水平排泄两种方式。
在埋藏浅和气候干燥的条件下，潜水通过上覆岩层不断蒸发而排泄时，称为垂直排泄。
垂直排泄是平原地区与干旱地区潜水排泄的主要方式。
潜水以地下径流的方式补给相邻地区含水层，或出露于地表直接补给地表水时，称为水平排泄。
3.潜水面的表示方法
潜水面形状一般有两种表示方法。
（1）剖面图法，即在具有代表性的剖面线上，按一定比例尺绘制水文地质剖面图（图5-4b）。
在该图上不仅要表明含水层、隔水层的岩性及厚度的变化情况，以及各层的层位关系、构造特征等地质情况，还应将各水文地质点（钻孔、井、泉等）标于图上，并标出上述各点同一时期的水位，绘出潜水面的形状。
（2）等水位线图法，即绘制等水位线图。
等水位线图（contourmap）即潜水面的等高线图，就是潜水面上标高相等各点的连线图（图5-4a）。
它是以一定比例尺的地形等高线图作底图，按一定的水位间隔，将某一时间潜水位相同的各点连成不同高程的等水位线而构成。
根据潜水等水位线图，可以解决下列实际问题。
①确定潜水流向
潜水从水位高的地方向水位低的地方流动，形成潜水流。
在等水位线图上，垂直于等水位线的方向，即为潜水的流向，如图5-4a箭头所指的方向。
②计算潜水的水力坡度
在潜水流向上取两点的水位差除以两点问的距离，即为该段潜水的水力坡度（近似值）。
图5-4a上A、B两点的水位差为1m，AB段的距离为240m，则AB问水力坡度（
）的计算公式为
（5-5）
式中：
HA、HB分别为A、B点的水位，m；
LAB为A、B点的距离，m。
③确定潜水与地表水之间的关系
如果潜水流向指向河流，则潜水补给河水（图5-5a、c）；
如果潜水流向背向河流，则潜水接受河水补给（图5-5b）。
④确定潜水的埋藏深度
等水位线图应绘于附有地形等高线的图上。
某一点的地形标高与潜水位之差即为该点潜水的埋藏深度，如图5-4a所示，F点潜水的埋藏深度等于2m。
4.潜水与工程的关系
潜水的分布极广，与土木工程的关系也最为密切。
潜水对建筑物的稳定性和施工均有影响。
一方面，建筑物的地基最好选在潜水位深的地带或使基础浅埋，尽量避免水下施工；
另一方面，潜水对施工有危害，宜用排水、降低水位、隔离等措施处理。
（三）承压水
1.承压水的含义
充满于两个隔水层之间的含水层中承受水压力的地下水，称为承压水（confinedwater）。
其上部不透水层的底界面和下部不透水层的顶界面，分别称为隔水顶板和隔水底板。
隔水顶板和隔水底板分别构成承压含水层的顶、底界面。
2.承压水的埋藏类型
承压水的形式主要取决于地质构造。
形成承压水的地质构造主要是向斜构造和单斜构造。
（1）向斜构造
向斜构造是承压水形成和埋藏最有利的地方。
埋藏有承压水的向斜构造又称承压盆地或自流盆地。
一个完整的自流盆地一般可分为三个区，即补给区、承压区和排泄区（图5-6）。
①补给区：
含水层在自流盆地边缘出露于地表，它可接受大气降水和地表水的补给，所以称为承压水的补给区。
在补给区，由于含水层之上并无隔水层覆盖，故地下水具有与潜水相似的性质。
承压水压力水头的大小，在很大程度上决定于补给区出露地表的标高。
②承压区：
位于自流盆地的中部，是自流盆地的主体，分布面积较大。
这里，地下水由于承受水头压力，当钻孔打穿隔水层顶板时，地下水即沿钻孔上升至一定高度，这个高度称为承压水位。
承压水位至隔水层顶板底面的距离即为该处的压力水头。
承压区压力水头的大小各处不一，取决于含水层隔水顶板与承压水位间的高差，隔水顶板的相对位置越低，压力水头越高。
当水头高出地面高程时，水便沿钻孔涌出地表，这种压力水头称为正水头；
如果地面高程高于承压水位，则地下水只能上升到地面以下的一定高度，这种压力水头称为负水头（图5-6）。
地面标高与承压水位的差值称为地下水位埋深。
承压水位高于地表的地区称为自流区，在此区，凡钻到承压含水层的钻孔都形成自流井，承压水沿钻孔上升喷出地表。
将各点承压水位连成的面称为承压水面。
③排泄区：
与承压区相连，高程较低，常位于低洼地区。
承压水在此处或补给潜水含水层，或向流经其上的河流排泄，有时则直接出露地表形成泉水流走。
（2）单斜构造
埋藏有承压水的单斜构造称为承压斜地或自流斜地。
形成自流斜地的构造条件，可以是含水层下部被断层截断（图5-7），也可以是含水层下部在某一深度尖灭，即岩性发生变化（图5-8）。
承压斜地的透水层和隔水层相间分布时，地下水充满在两个隔水层之间的透水层中，形成承压水，这种情形常出现在倾斜的基岩中和第四纪松散堆积物组成的山前斜地中（图5-9）。
3.承压水的补给和排泄
承压水的上部由于有连续隔水层的覆盖，大气降水和地表水不能直接补给整个含水层，只有在含水层直接出露的补给区，方能接受大气降水或地表水的补给，所以承压水的分布区和补给区是不一致的，一般补给区远小于分布区。
另一方面，由于受隔水层的覆盖，所以受气候及其他水文因素的影响也较小，故其水量变化不大，且不易蒸发。
因此，地下水的动态也是比较稳定的。
在接受补给或进行排泄时，承压含水层对水量增减的反应与潜水含水层不同。
潜水获得补给时，随着水量增加，潜水位抬高，含水层厚度加大；
进行排泄时，水量减少，水位下降，含水层厚度变薄。
对于潜水来说，含水层中的水，不承受除大气压力以外的任何压力。
承压含水层则不同，由于隔水顶底板的限制，水充满于含水层中呈承压状态，上覆岩土层的压力方向向下，含水层骨架的承载力及含水层中水的浮托力方向向上，方向相反的力彼此相等，保持平衡。
当承压含水层接受补给时，水量增加，静水压力加大，含水层中的水对上覆岩土层的浮托力随之增大。
4.承压水的特征
承压水的特征包括如下几个方面。
（1）承压水的重要特征是不具自由水面，并承受一定的静水压力。
承压水承受的压力来自补给区的静水压力和上覆地层压力。
由于上覆地层压力是恒定的，故承压水压力的变化与补给区水位变化有关。
当接受补给，水位上升时，静水压力增大，水对上覆地层的浮托力随之增大，从而承压水头增大，承压水位上升；
反之，补给区水位下降，承压水位随之降低。
（2）承压含水层的分布区与补给区不一致，常常是补给区远小于分布区，一般只通过补给区接受补给。
（3）承压水的动态比较稳定，受气候影响较小。
（4）承压水不易受地面污染。
5.承压水面
承压水面即承压水的水压面，简称水压面。
它与潜水面不同，潜水面是实际存在的面，而承压水面是一个势面。
水压面的深度并不反映承压水的埋藏深度。
承压水面的形状在剖面上可以是倾斜直线，也可能是曲线型的。
承压水面在平面图上用承压水等水压线图表示。
所谓等水压线图就是承压水面上高程相等点的连线图（图5-10）。
如上所述，在承压区用钻孔揭露含水层时，承压水会上升到一定高度，承压水头系指从上覆隔水层顶板的底面到钻孑L中承压水位的垂直距离。
根据等水压线图可以确定承压含水层的下列重要指标：
（1）承压水位距地表的深度；
（2）承压水头的大小；
（3）承压水的流向。
6.承压水与工程的关系
规模大的承压含水层是很好的供水水源；
承压水存在建筑物地基内时，由于它的承压力，开挖基坑，可能使地基产生隆起和破坏。
三、不同岩土介质中的地下水
（一）孔隙水
孔隙水主要赋存于松散沉积物颗粒之间，是沉积物的组成部分。
1.洪积物中的孔隙水
洪流在出山口形成的洪积扇地貌反映了洪积物的沉积特征。
洪积物的沉积特征决定了其中的地下水具有明显的分带现象。
洪积扇顶部，十分有利于吸收降水及山区汇流的地表水，是洪积物中地下水的主要补给区。
此带地势高、潜水埋藏深、岩土层透水性好、地形坡降大、地下径流强烈、蒸发微弱、溶滤强烈，故形成低矿化度水，此带称为潜水深埋带或盐分溶滤带。
洪积扇中部，地形变缓，沉积物颗粒变细，岩层透水性变差，地下水径流受阻，潜水涌水而水位接近地表，形成泉和沼泽。
径流途径加长，蒸发加强，水的矿化度增高，此带称为溢出带或盐分过路带。
现代洪积扇的前缘即止于此带，向下即没人平原之中。
溢出带向下，潜水埋深又略增大，蒸发成为地下水的主要排泄方式，水的矿化度显著增大，在干旱地带土壤发生盐渍化，此带称为潜水下沉带或盐分堆积带。
2.冲积物中的孔隙水
冲积物是经常性流水形成的沉积物。
河流的上、中、下游沉积特征不同。
河流的上游处于山区，卵砾石等粗粒物质及上覆的粘性土构成阶地，赋存潜水。
雨季河水位常高于潜水位而补给后者，雨后潜水泄入河流。
枯水期河流流量，实际上是地下水的排泄量。
河流的下游处于平原地区，地面坡降变缓，河流流速变小，河流以堆积作用为主，致使河床淤积变浅。
古河道两侧岩性变细、地势变低、潜水埋深变浅、蒸发变强、矿化度增大，在干旱地区多造成土壤盐渍化。
3.湖积物中的孔隙水
湖积物属于静水沉积。
颗粒分选良好，层理细密，岸边沉积粗粒物质，向湖心逐渐过渡为粘性土。
4.滨海三角洲沉积物中的孔隙水
河流注入海洋后流速顿减，且因其脱离河道束缚而流散，随着流速远离河口而降低，沉积物的颗粒粒径也变细，最终形成酷似洪积扇的三角洲。
三角洲的形态结构可划分为三个部分：
河口附近主要是砂，表面平缓，为三角洲平台；
向外渐变为坡度较大的三角洲斜坡，主要由粉细砂组成，再向外为原始三角洲，沉积淤泥质粘土。
5.黄土中的孔隙水
在各类黄土地貌单元中，黄土塬的地下水源条件较好。
黄土梁、峁地区地形切割强烈，不利于降水入渗及地下水赋存，但梁、峁间的宽浅沟谷中经常赋存潜水，其水位埋深较浅，一般为十余米。
黄土中可溶盐含量高，且由于黄土分布区降水少，因此黄土中的地下水矿化度普遍较高。
（二）裂隙水
1.裂隙水的含义
埋藏于基岩裂隙中的地下水称为裂隙水（fissurewater）。
岩石裂隙的发育情况决定地下水的分布情况和能否富集。
岩层中的裂隙常具有一定的方向性，即在某些方向上，裂隙的张开程度和连通性比较好，因而其导水性强，水力联系好，常成为地下水的主要径流通道；
在另～些方向，裂隙闭合或连通性差，其导水性和水力联系也差，径流不通畅。
因而，裂隙岩石的导水性具有明显的各向异性。
2.裂隙水的埋藏类型
裂隙水是山区广泛分布的地下水的主要类型，根据埋藏情况，可将裂隙水划分为面状裂隙水、层问裂隙水和脉状裂隙水三种。
（1）面状裂隙水
面状裂隙水埋藏在各种基岩表层的风化裂隙中，又称风化裂隙水（图5-12）。
（2）层间裂隙水
埋藏在层状岩层的成岩裂隙和区域构造裂隙中的地下水称为层间裂隙水。
其分布与一般岩层的分布一致，因而常有一定的成层性。
在岩层出露的浅部，它可以形成潜水，当层间裂隙水被不透水层覆盖时，则形成承压水。
层问裂隙水在不同的部位和不同的方向上，因裂隙的密度、张开程度和连通性有差异，其透水性和涌水量也有较大的差别，具有不均一的特点。
层间裂隙水的水质，主要受含水层埋藏深度控制。
浅部的含水层，地下水处于积极交替带中，水质为
型；
向下水交替减弱，逐渐过渡为
到深部为
型，总矿化度随深度的增加而增高。
（3）脉状裂隙水
脉状裂隙水埋藏于构造裂隙中，主要特征包括：
①沿断裂带成脉状分布，长度和深度远比宽度为大，具有一定的方向性；
②可切穿不同时代、不同岩性的地层，并可通过不同的构造部位，因而导致含水带内地下水分布的不均匀性；
③地下水的补给源较远，循环深度较大，水量、水位较稳定，有些地段具有承压性（图5-13）。
3.裂隙水的富集条件
地下水富集区的形成，必须具备三个条件：
①有较多的储水空间；
②有充足的补给水源；
③有良好的汇水条件。
4.裂隙水与工程的关系
（1）建筑工程遇到裂隙水，会引起地区的地下水条件突然变化，发生涌水事故；
（2）裂隙水水量丰富，可作供水水源。
山西汾河某城东为裂隙承压水，水头很大，可直接装管利用。
（三）岩溶水
储存和运动于可溶性岩石的溶蚀洞隙中的地下水称为岩溶水（karstwater）。
岩溶水按埋藏条件，可以是潜水，也可以是承压水。
赋存和运动于可溶岩的溶隙中的地下水称为岩溶水。
根据岩溶水的埋藏条件可分为岩溶上层滞水、岩溶潜水及岩溶承压水。
（1）岩溶上层滞水：
在厚层灰岩的包气带中，常有局部非可溶的岩层存在，起着隔水作用，在其上部形成岩溶上层滞水。
（2）岩溶潜水：
在大面积出露的厚层灰岩地区，广泛分布着岩溶潜水。
岩溶潜水的动态变化很大，水位变化幅度可达数十米，水量变化可达几百吨。
这主要是受补给和径流条件影响，降雨季节水量很大，其他季节水量小，甚至干枯。
（3）岩溶承压水：
岩溶地层被覆盖或岩溶地层与砂页岩互层分布时，在一定的构造条件下，就能形成岩溶承压水。
岩溶承压水的补给主要取决于承压含水层的出露情况。
岩溶水的排泄多数靠导水断层，经常形成泉或泉群，也可补给其他地下水，岩溶承压水动态较稳定。
岩溶水的分布主要受岩溶作用规律的控制。
岩溶水排泄的最大特征是排泄集中和排泄量大，排泄方式是以暗河形式排人河流，或以泉的方式排出地表。
岩溶水的动态特征是径流集中和交替迅速，对大气降水反应敏感，水位和流量变化幅度大。
第四节地下水的运动及其涌水量计算
地下水在岩土体孔隙中的运动称为渗流。
地下水运动时，水质点有秩序地呈相互平行互不干扰的运动，称为层流；
水质点相互干扰而呈无秩序地运动，称为紊流。
一、线性渗透定律——达西定律
1856年，法国水力学家达西通过大量的试验，得到地下水线性渗透定律，即达西定律：
（5-6）
（5-7）
Q为单位时间内的渗透流量（出口处流量即为通过砂柱各断面的流量），m3／d；
为过水断面面积，m2；
H1为上游过水断面的水头，m；
H2为下游过水断面的水头，m；
L为渗透途径（上下游过水断面的距离），m；
I为水力坡度（即水头差除以渗透途径，其含义如图5-14）；
K为渗透系数，m／d。
从水力学已知，通过某一断面的流量（
）等于流速（
）与过水断面面积（
）的乘积，即
（5-8）
为渗透流速，m／d；
其他符号意义同前。
据此，达西定律也可以表达为另一种形式：
（5-9）
式中各符号意义同前。
水在砂土中流动时，达西公式是适用的，如试验所得图5-15中的曲线I所示。
但是在某些粘性土中，这个公式就不适用。
因为在粘性土中颗粒表面有不可忽视的结合水膜，因而阻塞或部分阻塞了水在孔隙的通过。
试验表明，只有当水力坡度（
）大于某一值（
）时，粘土才具有透水性（图5-15中的曲线Ⅱ）。
如果将曲线Ⅱ在横坐标上的截距用
表示（称为起始水力坡度），当
>
时，达西公式可适用。
1.渗透速度
式（5-6）中的过水断面，包括岩土颗粒占据的面图5-15砂土和粘性土的渗透规律积及孔隙所占据的面积，而水流实际通过的过水断面面积是孔隙实际过水的面积（
），即
（5-10）
n为有效孔隙度；
由此可知，
并非实际流速，而是假设通过包括骨架与空隙在内的整个断面（
）流动时，所具有的虚拟流速。
2.水力坡度
水力坡度为沿渗透途径
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