第二章岩石中的空隙与水分.docx

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第二章岩石中的空隙与水分

第二章岩石中的空隙和水分

业已知道，自地表到下地幔带都有水分存在，然而与人类关系最为直接的乃是地球浅部的地下水。

这些水赋存在于地壳表层十五公里左右范围的空隙之中。

尤其是2公里以内，这种空隙发育比较普遍，所以有人形象的说：

地壳表层犹如饱含水的海绵。

一、岩石中的空隙——岩石中大小不等、形状不一的空间。

岩石中的空隙是存在于岩石中那些大小不等，形状各异的空间，它们是地下水存储的场所和运动的通道。

因此这些空隙的多少、大小、形状、连通情况和分布情况。

对地下水分布有着严格的控制作用。

*岩石的空隙性——岩石空隙的形状、大小、多少、连通情况和分布特点。

在水文地质学中岩石的空隙可分为三大类：

1岩石的孔隙；

2硬岩石的裂隙；

3可溶岩石中的溶穴。

1、孔隙——松散岩石中颗粒或颗粒集合体之间的空隙。

松散堆积物和某些胶结不好的基岩，系由大大小小的颗粒构成，颗粒之间的空

隙相互连通且呈孔状，故称为孔隙。

显然，岩石中空隙较多，储存地下水的能力越大。

空隙体积的多少以空隙度（n）表示。

空隙度（n）—包括孔隙在内的某一体积的岩石中，孔隙体积Vn所占的比例。

n　＝Vn／V　　　　n　＝Vn／V　·１００％　

　空隙比（L）—岩石中孔隙的体积Vn与固体颗粒体积Vs的比值。

即：

ξ=Vn/Vs或ξ=Vn/Vs·１００％　

∵　V=Vn+Vs∴Vs=V—Vn

∵n　＝Vn／V　∴Vn＝n·V

∵ξ＝Vn/Vs＝（n·V）/（V—Vn）＝nV／V—Vn＝nV／V（１－n）＝n/（n－1）

即：

ξ=n/（1—n）

孔隙度大小是衡量岩石储容地下水能力大小的中要参数，二者为正比关系。

*松散岩石孔隙度的大小主要取决于：

①颗粒的分选程度（均匀程度）；Nd1=40%混Nd2=50%则N（混）=40%×50%=20%

②颗粒的排列方式；立方体排列疏松N可达47.64%；四面体排列较紧密，N=25.95；与粒径无关。

③颗粒形状及胶结充填情况。

若颗粒之间发生一定的胶结或充填，胶结物、充填物占去部分空间，当然n就

降低了。

自然界松散岩石颗粒分选程度和磨圆度既达不到等粒圆球程度，也达不到立方体和四方体的排列方式，而呈过渡状态。

所以它的孔隙度介于中间状态。

由表2-1可见，岩石颗粒越细，则其孔隙度越大，即孔隙度大小与颗粒直径成反比。

所以黏土的孔隙度最大，并且往往比理论的最大孔隙度还要大，因为黏粒带电荷，沉积时互相聚合，构成颗粒集合体，并形成比黏粒直径还大的结构孔隙。

加：

松散岩石肉眼鉴定

松散岩石分类（按颗粒直径d）

漂砾、块石d＞200mm大于罐头瓶

卵石、碎石20~200玻璃球~罐头瓶

砾石、石屑2~20大米~玻璃球（鹌鹑蛋）

砂（粗、中、细）0.05~2大米~小米~粗玉米面

粉砂（土）0.005~0.05细玉米面

黏土＜0.005特粉

混合类：

砂黏（砂质黏土）主要是黏土，但含少量砂。

黏砂（黏质砂土）主要是砂，但含少量黏粒。

孔隙大小对地下水的运动影响很大。

一般情况下，颗粒大，孔隙大，水运动畅通。

但对水流运动影响更大的是孔喉——孔隙通道最细小的部分。

不管孔隙直径多大，水流都要通过孔喉，所以孔喉的大小是影响水流运动的最主要因素。

由于自然界松散岩石颗粒总达不到同大等圆的程度，大孔隙中总或多或少地被细小颗粒所充填，所以孔隙大小取决于实际组成孔隙的细小颗粒直径。

排列方式也影响孔隙大小，立方体大，四方体小。

孔隙度大小对地下水储容能力影响很大，一般n大，储水多。

但孔隙大小和孔隙度大小具有不同的意义，如黏土孔隙小，孔隙度大，储水较多而流不出，水运动难。

2、裂隙—坚硬岩石中由破裂变形而产生的裂缝式空隙。

裂隙是在各种地质应力作用下变形破裂而形成的，按裂隙成因分为：

成岩裂隙—岩石在成岩过程中产生的裂隙。

构造裂隙—岩石在构造运动中受力破裂所产生的裂隙。

风化裂隙—岩石在风化作用下破坏而产生的裂隙。

裂隙的多少以裂隙率表征，以此数值反映岩石中裂隙的多少。

*体积裂隙率—岩石中裂隙的体积与包括裂隙在内的岩石总体积之比。

（小数或百分数）

面积裂隙率—单位面积的岩石上，裂隙面积所占的比例。

线裂隙率—在垂直于裂隙方向上单位长度内裂隙所占的比例。

由于自然界岩石裂隙发育极不均匀，所以在实地测量岩石的裂隙率时要多测些点，以统计平均值给出，才具有代表性。

研究裂隙，主要研究其发育方向、密度、延伸长度、充填情况等以及发育密度，发育程度等。

3、溶穴—可溶岩石在地下水作用下产生的空洞。

溶穴的多少以岩溶率表征。

*岩溶率—溶穴的体积与包括溶穴在内的岩石体积的比值。

溶穴的大小相差悬殊，分布极不均匀。

大者为溶洞，可达数十米上百米，长可延伸几十公里；小者为溶孔。

岩溶发育带上，岩溶率可高达百分之几十，而此带以外的地段岩溶率可能为零。

上述三种空隙的发育，在自然界的许多情况下是相互制约而共同伴生的。

如坚硬的灰岩，可在构造力作用下产生构造裂隙，而后地下水又活动其间而发生溶蚀作用。

将这些构造裂隙开拓为溶蚀裂隙，进而扩为溶洞。

松散岩石中固然多孔隙，但有时黏土干缩会产生裂隙，这些裂隙的水文地质意义往往超过其原有的孔隙。

固结程度不高的沉积岩，往往既有孔隙又有裂隙。

岩石中的空隙是地下水赋存场所和运移通道。

但这些空隙必须是以一定方式连接起来构成空隙网络，才能成为具有水文地质意义的储容空间和地下水流运动的通道。

否则，孤立的空隙意义不大。

不同类型的岩石，所形成的空隙网络其特点是不一样的。

*松散岩层中空隙发育的一般特点：

连通性好，分布均匀,各向同性。

所以分布其中的地下水的多少和运动状态都是比较均匀的。

*坚硬岩石中裂隙发育的一般特点：

宽窄不等，长度不一，分布不均，方向性强，连通性差。

只有在不同方向的裂隙相互穿插切割沟通而形成网络，才有利于地下水的存储和运动。

裂隙水分布严格接受裂隙发育特点控制而不均匀。

*可溶岩中溶穴发育的一般特点：

大小悬殊，分布极不均匀。

所以赋存其中的地下水受控于溶穴发育特点而极不均匀。

存在不同岩石中的地下水，其分布特点无不受控于介质分布状况。

不同的含水介质，其空隙特征各异，其中的地下水也表现出不同的赋存特征。

*按含水岩层的空隙类型可将地下水划分为三种类型：

（松散岩石）空隙水

（坚硬基岩）裂隙水

（可溶岩石）岩溶水

二、岩石中水的存在形式（水在岩石中有各种存在形式）

岩石中的水：

*A.岩石空隙中的水：

*⑴按水的物理状态分为：

①气态水；②液态水；③固态水。

*⑵按水的受力状态分为：

①结合水：

分为：

强结合水（吸着水）；弱结合水（薄膜水）。

②毛细水。

③重力水。

B.岩石“骨架”中的水：

①沸石水—在矿物结晶格架之间空隙中的水（结合不牢固）。

②结晶水—在矿物结晶格架之上的水（结合较牢固）。

③结构水—在矿物结晶格架之中的水（结合牢固）。

*1、结合水__在静电引力作用固相表面吸附的水。

松散岩石颗粒表面和坚硬岩石裂隙面均带电荷。

由于水分子是偶极分子，在

静电引力作用下，一部分水分子就被吸附在固相表面，形成结合水。

因此，结合水不能在重力的作用下运动，呈现固体的性质，具有一定抗剪强度。

根据水分子与固体表面的距离大小，或者说根据水分子受固相表吸引力的大

小，结合水分为强结合水和弱结合水。

强结合水离固相表面最近，所受引力很大，被紧紧吸在固相表面，故又称为吸着水。

吸着水分子排列紧密、整齐，平均密度为2g/cm3，具有抗剪能力，不能流动，但可转化为气态水而转移，溶解盐的能力很低。

如用水洗手后，甩不干，但可用毛巾檫去，也可蒸发干燥。

弱结合水距固相表面稍远，水分子排列也有一定规则，厚度较吸着水大，形成一层水膜，故称之为薄膜水。

薄膜水具较大的密度和一定的抗剪能力，溶解盐的能力仍较低，但可被植物吸收。

一般情况下不能流动，只有在施加的外力大于其抗剪能力时，外层水分子才开始流动。

但当两个包裹着薄膜水的颗粒接触时厚膜的水可向薄膜移动，直至二等厚为止。

2、*重力水—（岩石空隙中）能在自身重力作用下而运动的水。

重力水广泛分布在地壳岩石的空隙之中，其数量最多，与人的关系最为密切，是水文地质学研究的主要对象。

重力水处在薄膜水以外，固体对它的吸引力小于其本身的重力了，在重力作用下可以自由流动了，故称之为重力水。

人们从井、泉中取出的水都是重力水。

3、毛细水—赋存在地下水面以上毛细空隙中的水。

将一根很细的玻璃管插入水中，管内水面就会上升到一定高度而停下来，这就是发生在气、液、固三相表面上的毛细现象。

当将玻璃管提起来，其中的水并不流出。

自然界岩石中的空隙相连，会构成毛细管一般般的通道，在毛细力的作用下地下水就会沿着这些通道上升到一定高度，停留在这些毛细通道中。

若干这样的含毛细水的通道一起构成毛细水带。

其中的毛细水下面受有地下水的支持，故称之为支持毛细水。

毛细水同时受毛细力和重力作用，在二者平衡的高度停下来。

毛细水停下来的位置与地下水面间的距离叫做毛细水上升高度。

毛细水上升高度大小与孔隙颗粒大小有关。

一般：

颗粒粗孔隙大，毛细水上升高度小；颗粒细孔隙小，毛细水上升高度大。

在耕作区，要把地下水位控制在毛细上升高度以下，以防止地表积盐，使土壤盐碱化。

毛细水可以传递静水压力，也可被植物吸收。

如果细粒物质与粗粒物质交互成层时，由于毛细通道上下弯液面毛细力作用，毛细水会脱离地下水面而保留在细粒土层中，这种毛细水叫做悬挂毛细水。

松散岩石颗粒间的接触点上可悬留一些水，称为触角毛细水或孔角毛细水。

4、气态水—（未饱和岩石空隙中）以气态形式存在的水。

未饱和岩石空隙中的水，可以来自地下液态水的蒸发，也可以由大气中水汽进入岩石空隙而成。

气态水可随空气运动。

即使在空气不流动的情况下，也能从水汽压力（绝对湿度）大的地方向小的地方迁移。

气态水与液态水在一定温度、压力条件下互相转化，二者保持动态平衡。

如在干燥的沙漠上，放一块玻璃板或金属板，夜间气温迅速降低，空气的饱和差减小，下面温度较高的沙中的水汽就会向空气迁移，在板面凝结成液态水。

5、固态水—冰。

它是以固体形式存在的水。

在摄氏温标零度以下，岩石空隙中的液态水就会变为固态水。

我国北方冬季寒冷，在一定深度上水份固结，形成冻土。

在青藏高原等高寒地区，地下水多年不化，而成为多年冻土。

地下水由液态变为固态，或由固态变为液态，都伴随着体积的变化，从而可引起地表变形。

6、矿物中的水—沸石水、结晶水、结构水。

①沸石水—在矿物结晶格架之间空隙中的水（以水分子形式存在，结合不牢固，稍加热甚至常温下也可逸散）。

②结晶水—在矿物结晶格架之上的水（以水分子形式存在，结合较紧密，加热时才可逸出）。

③结构水—在矿物结晶格架之中的水（以氢离子和氢氧根离子形式存在，结合非常紧密，高温才可逸出）。

三、***岩石的水文地质性质—与水的储容和运移有关的岩石的性质。

包括：

容水性、持水性、给水性、透水性，它们相应的量度指标分别为容水度、持水度、给水度、渗透系数。

自然界岩石中空隙的大小、多少及连通程度与其水文地质性质密切相关，尤其空隙的大小具有决定的意义。

在一个足够大的空隙里，由隙壁向外依次分布着强结合水、弱结合水、重力水。

空隙越大重力水所占比例越大；反之，结合水所占比例愈大。

当空隙直径小于结合水厚度的二倍时，则空隙全被结合水占据，重力水就无法存在了。

由此可知，孔隙微小的粘性土层和闭合的基岩裂隙中，几乎只含结合水，重力水则微乎其微。

而砂砾石和具宽大裂隙或溶穴的岩石中，重力水所占比例就相当大，结合水则微不足道。

因此，岩石空隙的大小、多少成为控制其容纳、保持、给出及透过水的能力的决定因素。

1、*容水性—岩石能容纳一定水量的性质。

*容水度—饱水岩石中所容纳水的体积与包括空隙在内的岩石总体积之比。

（小数或百分数）

一般情况下，岩石的容水度在数值上与其孔隙度、裂隙率、岩溶率相等。

即有多少空隙就能容纳多少水。

但对于膨胀性黏土，由于充水后体积会增大，容水度可大于孔隙度。

*持水性—饱水岩石在重力作用下释水以后，其中仍能保持一定水量的性能。

*持水度—饱水岩石在重力作用下自由释水以后仍保持下的水的体积与岩石总体积之比。

（小数或百分数）

（书中：

地下水位下降一个单位深度，单位水平面积的岩石柱体反抗重力而保持在岩石空隙中的水量称为持水度）想一下，*饱水岩石在重力作用下自由释水以后被滞留在岩石空隙中而不能流出的那部分水是哪几种类型的水呢？

主要是：

结合水、孔角毛细水和一部分悬挂毛细水。

松散岩石的持水度与其颗粒或空隙大小密切相关，也可以说与固体颗粒的比表面积有关（正比）。

黏土颗粒细小，分散程度高，比表面积大，所形成孔隙小，其中所含结合水比例较大，而结合水不能自由释出，当然其持水度就大了，有时黏土的持水度与其容水度相等，即在重力作用下完全不会释水。

砂的持水度较小。

由砾石、大裂隙、溶穴构的岩石持水度甚微。

3、*给水性—地下水位下降时饱水岩石在重力作用能够释出一定水量的性质。

*给水度—地下水位下降一个单位深度时，单位水平面积的岩石柱体在重力作用下所释出水的体积。

（小数或百分数）　　

岩石的给水度与岩石的空隙性（空隙的大小、多少）、地下水初始水位埋深和地下水位下降速率有关。

粗粒的松散岩石和裂隙、溶穴较大的坚硬岩石，重力释水以后，由于空隙较大，固体比表面积较小，滞留在空隙中的结合水、孔角毛细水很少，即持水度很小，其给水度大小与容水度数值相当。

而细粒黏土，具有很大的比表面积和很大的孔隙度，但其孔隙很小。

这些微小的孔隙几乎被结合水全部充填占据，所以持水度甚大而给水度很小（白分之几）。

当地下水初始水位埋深较浅，小于毛细水上升高度时（毛细水带不全），地下水位下降时，将有一部分重力水转化为毛细水而保留在地下水面以上，从而使给水度偏小。

如果地下水位下降速率较快，岩石释水作用还没彻底完成，此时的给水度测量值也偏小。

4、*透水性—岩石允许水透过的性质。

●渗透系数（K），是用以表征地下水在岩石空隙中运动畅通程度的定量指

标，它具有速度的量纲（L/T）。

K值的大小反映了地下水在介质中运动的快慢或难易程度，是一个水资源定量评价的十分重要的水文地质参数。

后面将单独设章深入讨论。

这里只讨论：

影响岩石透水性大小的因素。

①空隙大小对透水性的影响（正比）

为了分析水在空隙介质中的运动情况，我们将大、中、小三种孔隙通道概化为直径分别为大、中、小的三种园管。

根据水利学原理，水在园管中作层流运动时，管中心点的最大流速与园管直径的平方成正比。

管壁表面分布着一层结合水，其余部分为重力水。

由于结合水在寻常条件下不能运动，结合水与重力水之间又存在磨擦力，这种摩擦力阻止着重力水的运动。

所以二者的接触面上水流速度近于零，向园管中心方向，随着水质点与管壁距离变大流速加大，到中心部位获最大流速。

管中心的最大流速与园管直径的平方成正比，管壁处水流速度趋于零，管中心流速最大。

并且大管的流速大于小管的流速；管径越小所获得的最大流速也越小，当管径小于结合水膜厚度的二倍时，管中全被结合水占据，就不能透水了。

对于空隙岩石，空隙越大，透水性越强；空隙越小，透水性越差；当管空隙小于二倍结合水膜厚度的时，

一般不透水。

②空隙的多少对岩石透水性的影响

为说明这个问题，我们来讨论两种孔隙度相同，而空隙大小不同的等体积岩石的透水性。

现将孔隙通道概化为过水园管，设大孔隙通道为一支园管，半径r=4。

因为n大=n小，所以小孔隙通道岩石应有四支r=2的园管。

由于大园管横截面积与四支小园管横截面积之和相等，即F大=4F小、，所以通水时，流速大者其透水性强。

由于园管中心点的最大流速与园管直径的平方成正比，所以大园管表征的大空隙岩石的透水能力强。

可见：

孔隙度相同时，孔隙越少，透水性越强；孔隙越多，透水性越差。

所以，自然界由粗颗粒构成的岩石，其孔隙尺度较大，单位体积岩石中孔隙数量较少，透水性较强；相应的由细颗粒组成的粘性土，其孔隙尺度较小，单位体积岩石中孔隙数量较多，透水性较差，甚至不透水。

③岩石颗粒的分选性（颗粒的均匀程度）对岩石透水性的影响

然而自然界含水岩石的孔隙通道并非园管，而是一个孔径变化多样，形状非常复杂的孔隙系统。

并且大孔隙中会有小颗粒充填，阻碍了水的运动。

尤如一根变径的水管，决定过水量大小的既不是粗径也不是平均管径，而是水管细径部位。

显然，孔隙岩石中水流运动影响最大的是最小的孔径部位，即孔吼大小。

粗大的颗粒固然可以形成较大的孔隙，但如果同时混入较小的颗粒，小颗粒充填在大孔隙之中，阻滞了水的流动，从而降低了岩石的透水性。

因此认为：

*岩石颗粒的分选性（均匀性）制约着空隙的大小，从而成为影响岩石透水性的主要因素。

影响岩石透水性的因素除上述颗粒的大小、多少、分选性以外，还有：

岩石中空隙的延伸方向、连通程度、充填情况及空隙的形状、裂隙面粗糙度等因素。

5、含水量—松散岩石中所保存水分的数量。

①*重量含水量（Wg）—岩石孔隙中所含水的重量Gw与干燥岩石重量Gs之比。

Wg=Gw/Gs×100%

②体积含水量（Wv）—岩石孔隙所含水的体积Vw与包括空隙在内的岩石体积V之比。

Wv=Vw/V×100%

当水的容重r=1时，岩石中含水的重量与体积在数值上相等，即：

Gw=Vw,据重量含水量与体积含水量的表达式，得：

Wg×Gs=Wv×V,方程两边同除以岩石体积V,得：

Wg×Gs/V=Wv×V/V，其中V/V=1，Gs/V=ro（岩石的干容重），则：

Wv=Wg×ro————重量含水量与体积含水量之间的关系式。

***四、有效应力原理与松散岩石压密

**1、太沙基有效应力原理

有效应力原理用于分析地下水位变动时，岩石所受压力的变化及由此而引起的松散岩石（砂性土、粘性土）的固结压密问题。

为分析方便，我们取饱水砂层中一个水平单元面积ABCD作为平衡研究单元。

该单元上的总应力P是其上部地层和水的重量之和。

此总应力P由砂层骨架（固体颗粒）和水共同承担。

水所分担的压应力相当于孔隙水压力u,则：

u=rwhrw—水的容重

h—ABCD平面上水头高度（水层厚度）

孔隙水压力u可认为是对ABCD平面的上浮力，即对上覆地层的浮托力。

所以，上覆地层的应力被浮托力抵消一部分，其余者由砂层骨架分担。

由于水的浮托力存在，上覆地层实际作用在骨架上的应力称为有效应力PZ。

ABCD平面在上述总应力P、有效应力PZ、水的浮托力u的共同作用下，处于平衡状态，即：

P=Pz+u或Pz=P—u这便是著名的太沙基有效应力原理。

**太沙基有效应力原理—作用在饱水岩层中任一平面上的总应力等于有效应力与孔隙水压力之和。

或：

作用在饱水岩层中任一平面上的有效应力等于总应力减去孔隙水压力之差。

**2、地下水位下降引起的岩土压密

由于抽吸地下水等原因，使地下水位降低了△h，则孔隙水压力（浮托力）减小△u，然而此时平衡单元ABCD所受的总应力P可认为没有改变（虽然水位降低了△h，但△h的水柱所产生的压应力与上覆地层的压应力相比，是很小的，故近似的认为P没变）。

由于水的浮托力的减小，原先由水所承担的与△u对应的那一部分总应力△PZ，必然要转嫁给砂层骨架承担，才能保持ABCD单元的平衡。

因此，有效应力PZ必然要增加△PZ。

即：

PZ+△PZ=P—（u—△u）

砂层通过颗粒的接触点承受压力，有效应力增加，颗粒接触面积加大，岩石颗粒将发生位移，排列更加紧密，孔隙度降低，则砂层被压密。

此时，砂层中的水也因减压而稍有膨胀。

砂会由于地下水位下降，孔隙水压力减小而被压密，其体积减小，表现为地面高程损失—地面沉降。

此时，如果由于某种原因地下水获得补充，水位恢复，即孔隙水压力恢复，砂层的体积基本上可以恢复原状。

因为砂砾类岩土在受力时基本上发生弹性形变。

即：

对砂性土类来说，水压降低，颗粒压密，体积减小；水压升高，颗粒“放松”，体积增大，弹而复原。

但是，如果这种由水位降低而引起的地层压密现象发生在粘性土层中，由于粘性土释水压密时，其结构压密变形后将不会反弹，其变形是不可逆的。

即使水位再升高到原来位置，粘性土基本上保持其压密状态，其体积不会复原。

我们称这种现象为塑性变形。

一般，地面沉降这种地质环境灾害的发生，其主要原因就是地下水位下降引起土层（尤其粘性土层）压密变形而损失地面高程所致。

所以，一旦成灾，一般不易恢复，对环境是一种永久的伤害。

地下水位下降，松散岩石被压密，其孔隙度、给水度、透水性等性质都会变小，含水层的水文地质特征就会改变。