《工程地质》第五章 地下水hh

第五章地下水一、地下水的基本概念二、地下水的分类三、地下水运动和动态四、不同含水介质中的地下水五、岩溶地球上的水以不同的物质状态（固态、液态、气态）存在于地球大气圈、生物圈、水圈和岩石圈中。通常把大气圈中的水降落到地面称为大气降水；地表上的江河、湖泊、海洋中的水称为地表水；而把埋藏在地表以下岩（土）体的孔隙、裂隙、溶隙中的水称为地下水。一、地下水的基本概念１.岩土的空隙及地下水的存在形式随着岩石性质和受力作用的不同，岩土体中各种空隙的形状、多少及其连通与分布具有很大的差别，它们对地下水的分布和运动具有重要影响。根据岩土空隙的成因不同，可把空隙分为孔隙、裂隙和溶隙三大类。

地球上水的分布（1）孔隙松散岩土由大小不等的颗粒组成，颗粒或颗粒集合体之间的空隙，呈小孔状，称为孔隙。岩土中孔隙的发育程度常用孔隙度来表示，它是影响地下水储存能力的重要因素。（2）裂隙坚硬岩石（沉积岩、岩浆岩和变质岩）颗粒之间基本上不存在孔隙，仅存在由于地壳运动及其它内外地质营力作用下岩石破裂变形产生的空隙，称之为裂隙。岩石的裂隙一般呈裂缝状，其长度、宽度、数量、分布及连通性等空间上差异很大，与孔隙相比，裂隙具有明显的不均匀性。（3）溶隙可溶岩（盐岩、硬石膏、石膏、石灰岩、白云岩等）中的各种裂隙，由于地下水流长期溶蚀而形成的空隙称为溶隙，这种地质现象称岩溶（喀斯特）。

岩石中的空隙：孔隙、裂隙和溶隙（a）分选好，孔隙率高的沉积物；（b）分选差，孔隙率低的沉积物；（c）砾石组成的沉积物，砾石本身也是多孔的，因而整个沉积物的孔隙率很高；（d）沉积物分选好，但颗粒间有胶结物沉积，所以孔隙率低；（e）由溶蚀作用形成的多孔岩石；（f）由断裂形成的多孔岩石下一页岩石的空隙性（４）地下水的存在形式地下水有气态、液态和固态三种形式。根据水在空隙中的物理状态，水与岩石颗粒的相互作用等特征，可将地下水存在的形式分为五种，即：气态水、结合水、重力水、毛细水、固态水。其中主要的是岩土中的毛细水和重力水，因为这两种水对地下水的工程特性有很大的作用。（二）水在岩石中的存在形式

（1）气态水：气态水式指贮存运移于非饱和的岩石的孔隙中的地下水。

（2）液态水：分为强结合水、弱结合水、毛细水和重力水。

强结合水：又称吸着水，颗粒表面吸着的水份，其厚度相当于几个～近百个水分子的厚度。其特征是其内部的压力相当与10000个大气压，密度平均为2.0g/cm3

左右，不能流动，也不能利用。加热到105～110℃才可转化为气态水而移动。

弱结合水：又称薄膜水，颗粒表面吸着的相对外一点的水份。其厚度相当于几百～几千个水分子的厚度。其特征是不能流动，也不能利用，但外层的水份可被植物吸收。下一页

毛细水：岩土中的细小空隙（直径小于1mm的孔隙和宽度小于0.25mm的裂隙）称毛细空隙，在其中的水份称为毛细水。其特征是毛细水同时受重力和毛细力（表面张力）的作用，毛细水可传递静水压力，可利用，可被植物吸收。毛细水上升的高度受毛细直径的控制。

重力水：空隙全部被水份所饱和时，完全在重力作用下运动的水。（3）固态水：主要存在于地表附近，因温度低而使水分固结成冰。（4）矿物水：主要是指存在于结晶矿物内部的水。下一页岩土的水理性质是指岩石与水作用时所具有的特征，主要有容水性、持水性、给水性和透水性。1）容水性

岩土的容水性是指岩土所能容纳一定水量的能力。容水性用容水度来表示，容水度是指岩土空隙完全被水充满时的含水量，可表示为岩土所能容纳的水的体积与岩土体积之比。2）持水性

岩土的持水性指在重力作用下，岩土依靠分子力和毛细力，能够保持一定液态水的能力。

常用持水度来表示，持水度是指受重力作用时岩土仍能保持的水的体积与岩土体积之比。

２.岩土的水理性质3）给水性岩土的给水性指岩土中保持的水在重力作用下能够自由流出一定数量水的能力，用给水度表示。给水度是指岩土给出的水量与岩土体积之比值。给水度在数值上等于容水度减去持水度。４）透水性指岩土能使水下渗、通过的性能。通常用渗透系数表示。空隙的大小和多少决定着岩土透水性的好坏，但两者的影响并不相等，空隙大小经常起主要作用。透水层指可以透水，渗透系数较大的地层，但(目前)不一定含水。

岩土透水性分级下一页３.含水层与隔水层根据岩石赋留地下水的相对状况分出含水层和隔水层。在重力作用下能够给出并且通过相当数量水的饱水岩层或土层称含水层。含水层必须有良好的透水性能，同时又必须有一定的地质构造条件和地形条件，使地下水聚集和储存起来。此外，含水层必须有一定的补给水量。隔水层是指在常压条件下，由于重力作用不能给出并通过相当数量水的岩层或土层。通常由黏土、粉质黏土和页岩、泥灰岩等透水性能差的岩石组成的岩层构成隔水层。隔水层对地下水的运动起着阻碍作用

。

含水层的形成条件(1)、岩层具有容纳重力水的空隙。(2)、地下水汇集贮存的地质构造，解决能否存得住水的问题。(3)、具有充足的补给来源。含水层分类根据含水层的空隙类型把含水层分为：(1)、孔隙含水层：(2)、裂隙含水层：(3)、岩溶含水层：下一页４.包气带及饱水带５.降水转变通道６.地下水的运移７.地下水的特征（1）７.地下水的特征（2）下一页（五）地下水的物理性质和化学性质1、物理性质

温度、颜色、透明度、嗅、味、比重、导电性及放射性等。2、地下水的化学成分(1)、气体成分：氧、氮(源与大气)、H2S(还原环境SO4-2+2C+2H2O→H2S+2HCO3-)、CO2（有机质发酵、大气）。(2)、主要离子成分：Cl、SO4、HCO3、Na、K、Ca、Mg。一般含盐量低的水以Mg、Ca、HCO3为主，含盐量中等的水以SO4、Na、Ca为主，含盐量高的水以Cl、Na为主。(3)、地下水的胶体成分：Al2O3、SiO2、Fe2O3胶体。(4)、有机成分和细菌成分：主要有生物活动产生。3、地下水的主要化学性质指标

(1)、总矿化度：水中各种离子、分子与化合物成分的总量称为总矿化度。习惯上以105～110℃时将水蒸干所得的干涸(he)残余物值表示总矿化度。按矿化度的大小，将其分为：见表4—4。

表4—4地下水按矿化度的分类下一页类别矿化度（g/l）淡水＜1微咸水（弱矿化水）1～3咸水（中等矿化水）3～10盐水（高矿化水）10～50卤水＞50(2)、地下水的酸碱性：强酸性（＜5）、弱酸性（5～7）、中性（7～9）、强酸性（＞9）。(3)、水的硬度：①总硬度：水中所含Ca、Mg离子的总量。

②暂时硬度：水煮沸后沉淀部分的Ca、Mg离子总量。

③永久硬度：加热后仍然留在水中Ca、Mg离子总量。1毫克当量/升=2.8德国度。根据水的硬度大小分为：极软水（＜4.2°）、软水（4.2～8.4°）、微硬水（8.4～16.8°）、硬水（16.8～25.2）、极硬水（＞25.2）。下一页(4)、水的侵蚀性：地下水对金属的腐蚀作用及对混凝土的侵蚀作用。主要是水中的侵蚀性CO2和H离子例如：CaCO3＋H2O＋CO2＝Ca(HCO3)2Fe＋2HCl＝FeCl2＋H2↑4、水质分析概述

①、简分析为了了解区域地下水化学成分的一般特征及变化规律，常采用简分析。其分析项目包括：需要定量分析的有：HCO3、SO4、Cl、Ca、Mg、Na+K、PH及干涸残余物，只需定性分析的有NH4、NO2、Fe、Fe、H2S、CO2。下一页②、全分析全分析一般包括如下项目：HCO3、SO4、Cl、CO3、NO2、NO3、Ca、Mg、Na、K、NH4、Fe、Fe、SiO2、H2S、游离CO2、侵蚀CO2、溶解O2、PH、总硬度、永久硬度、暂时硬度、耗氧量、干涸残余物等。上述的项目可根据需要作相应的增减。

③、专门性分析

根据工作需要而定。例在水源调查时，需进行有毒成分的分析如As、Pb、P、有害有机物及大肠杆菌等。

下一页二、地下水的分类及其基本类型

（一）地下水的分类1、地下水按含水层性质分类地下水按含水层性质可分为①孔隙含水层：含水层的空隙为孔隙。即孔隙含水层。②裂隙含水层：含水层的空隙为裂隙。③岩溶含水层：含水层的空隙为溶隙。2、按地下水的埋藏条件的分类

地下水的埋葬条件是指含水层的空间分布状态及其环境的总称。包括含水层的岩性、产状、厚度、分布以及与上下覆岩层的关系等。根据其埋藏条件把地下水分为：包气带水、潜水、承压水。下一页下一页（二）包气带水地表以下未饱和带（包气带）中液态地下水称包气带水。主要可分为两类，即土壤水和上层滞水。1、土壤水埋葬于包气带土壤层中水，称为包气带水。主要以结合水和毛细水的形式存在。靠大气降水的入渗，水蒸气的凝结及潜水由下而上毛细作用的补给。土壤水主要消耗于蒸发，水份变化相当剧烈，受大气条件控制。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附近时，易形成沼泽，称沼泽水。当地下水面埋藏不深，毛细带可达到地表。2、上层滞水上层滞水是存在于包气带中，局部隔水层之上的重力水。包气带水是存在于包气带中以各种形式出现的水，它是一种局部的、暂时性的地下水。其中既有分子水、结合水、毛细水等非重力水，也有属于下渗的水流和存在于包气带中局部隔水层上的重力水（又称上层滞水）。包气带水的特征是：完全依靠大气降水或地表水流直接下渗补给，因而多位于距地表不深的地方，以蒸发或逐渐下渗的形式排泄；分布范围有限；补给区与分布区一致；水量随季节变化，雨季出现，旱季消失，极不稳定。

上层滞水和潜水（三）潜水

潜水是埋藏于饱水带中地表以下第一个具有自由水面的含水层中的重力水。一般多贮存在第四系松散沉积物中，也可形成于裂隙性或可溶性基岩中。基本特征是与大气圈和地表水联系密切，积极参与水循环。潜水面的表示方法①潜水等水位线图：根据潜水等水位线图可以确定：潜水水力坡降、潜水与河水的补给关系、潜水埋藏深度、含水层厚度（有隔水层底板等高线）等。②水文地质剖面图：水文地质剖面图是从侧面反映潜水埋藏深度、含水层厚度、岩性及其变化。下一页潜水的主要特征1)潜水面以上无稳定的隔水层存在，大气降水和地表水可直接渗入补给，成为潜水的主要补给来源。因此，在大多数的情况下潜水的分布区与补给区是一致的，因而某些气象、水文要素的变化能很快影响潜水的变化，潜水的水质也易于受到污染。2)潜水自水位较高处向水位较低处渗流。在山脊地带潜水位的最高处可形成潜水分水岭。潜水面的形状是因时因地而异的，它受地形地质、气象水文等自然因素控制，并常与地形有一定程度的一致性。

潜水埋藏特征示意图潜水等水位线图潜水面常以潜水等水位线图表示，其绘制方法与绘制地形等高线图一样。将研究地区的很多潜水人工露头（钻孔、探井、水井）和天然露头（泉等）的水位同时测定，绘在地形图上，连接水位等高的各点即是等水位线图。该图的用途如下：A.确定潜水的流向及水力坡度。垂直于等水位线，自高等水位线指向低等水位线的方向即为流向。在流动方向上，取任意两点的水位高差，除以两点间在平面上的实际距离，即为此两点间的平均水力坡度。

B.确定潜水与河水的相互关系。如果潜水流向指向河流，则潜水补给河水；如果潜水流向背向河流，则潜水接受河水补给。C.确定潜水面埋藏深度。潜水面的埋藏深度等于该点的地形标高减潜水位。根据各点的埋藏深度值，可绘出潜水等埋深线。D.确定含水层厚度。当等水位线图上有隔水层底板等高线时，同一测点的潜水水位与隔水层底板标高之差即为含水层厚度。E.确定给水和排水工程的位置。水井应布置在地下水流汇集的地方，排水沟（截水沟）应布置在垂直水流的方向上。

潜水的补给、径流和排泄潜水含水层从外界获得水量的过程称补给。潜水的最大补给源是大气降水入渗。其次是地表水的补给，通过弱透水层补给潜水，这种补给称为越流补给。另外，在干燥气候条件下，凝结水则是潜水的重要补给来源。潜水由补给区流向排泄区的过程称径流。影响潜水径流的因素，主要是地形坡度与切割程度和含水层的透水性。潜水含水层失去水量的过程称排泄。排泄过程中水质也可随之发生变化。潜水的排泄概括起来有两种方式：水平排泄和垂直排泄，又称垂直交替、水平交替。下一页（四）承压水承压水的概念承压水含水构造

向斜盆地型含水构造（又称承压盆地或自流盆地)单斜型含水构造（又称承压斜地或自流斜地）承压水的补给、径流和排泄承压水面及其表示方法

等水压线图:根据等水压线图可确定承压水的流向、水力坡降，具地形和隔水顶板等高线时，可确定承压水的埋藏深度和承压水头。下一页承压水及其特征a.承压水是指充满在两个隔水层之间的含水层中，具有承压性质的地下水。由于隔水顶板的存在，能明显地分出补给区、承压区和排泄区三部分。b.补给区大多是含水层出露地表的部分，比承压区和排泄区的位置为高；承压区是隔水顶板以下，被水充满的含水层部分；排泄区为承压水流出地表或流向潜水的地段。c.承压区中地下水承受静水压力，当钻孔打穿隔水顶板时所见的水位，称为初见水位。随后，地下水上升到含水层顶板以上某一高度稳定不变，这时的水位叫承压水位。d.承压水位与隔水层顶板的距离称为水头，由于承压水的补给区和承压区不一致，故承压水的水位、水量、水质及水温等，受气象水文因素的影响较小。

1--隔水层；2—透水层；3—饱水部分；4—潜水位；5—承压水侧压水位；6—泉（上升泉）；7—水井，实线表示井壁不进水；a—上层滞水；b—潜水;c—承压水下一页等水压线图等水压线图就是承压水面的等高线图。它是根据观测点的承压水为绘制的，加之同一图中绘制的含水层顶板及底板等高线，可从图中确定：承压水的流向，并可计算水力梯度；承压水位的埋深；承压含水层的埋深；水头的大小及含水层的厚度等孔隙水孔隙水是储存和运动于岩土体孔隙中的地下水，多呈均匀而连续的层状分布。岩石的孔隙情况决定了孔隙水的存在条件和特征，因为岩石孔隙的大小和多少，关系到岩石的透水性并直接影响到岩石中地下水含量，以及地下水在岩石中的运动条件和地下水的水质。一般情况下，岩土的颗粒大而均匀，则含水层孔隙大、透水性好，地下水水量大、运动快、水质好；反之，则含水层孔隙小、透水性差，地下水运动慢、水质差、水量也小。孔隙水多分布于第四系松散沉积层和坚硬基岩的风化壳中。

裂隙水裂隙水是指储存和运动于岩层裂隙中的地下水。岩石的裂隙按成因可分为风化裂隙、成岩裂隙和构造裂隙三种类型，相应地也将裂隙水分为风化裂隙水、成岩裂隙水和构造裂隙水。１）风化裂隙水(面状裂隙水）是指分布在岩石风化裂隙中的地下水，多数为层状裂隙水。风化裂隙是由岩石的风化作用形成的，无一定方向，延伸短，发育密集而均匀，彼此连通，因此在一定范围内形成的地下水也是相互连通的水体，具有统一的水面，多属潜水。风化裂隙水多分布于出露基岩的表层，其下新鲜的基岩为含水层的下限。水平方向透水性均匀，垂直方向随深度而减弱。

风化裂隙水示意图成岩裂隙水成岩裂隙水常赋存于具有成岩裂隙的岩层中。成岩裂隙为岩石在形成过程中所产生的空隙，一般常见于岩浆岩中。成岩裂隙水多呈层状，在一定范围内相互连通。3）构造裂隙水分布于构造裂隙中的地下水就称为构造裂隙水。按岩石中裂隙分布的产状，可将构造裂隙水分为层状裂隙水和脉状裂隙水两类。当构造应力分布比较均匀且强度足够时，则在岩体中形成比较密集均匀且相互连通的张开性构造裂隙，赋存层状构造裂隙水。当构造应力分布相当不均匀时，岩体中张开性构造裂隙分布不连续，互不沟通，则赋存脉状构造裂隙水。

岩溶水岩溶水又称喀斯特水是指储存和运动于可溶性岩层溶隙、溶穴中的地下水。岩溶的发育特点决定了岩溶水的特征。岩溶水在空间的分布变化很大，甚至比裂隙水更不均匀。有的地方地下水汇集于溶洞孔道中，形成地下水很丰富的地区；而另一些地方水可沿溶洞孔隙流走，形成在一定范围内严重缺水的现象。岩溶水具有水量大、运动快、在垂直和水平方向上分布不均匀的特性，其动态变化受气候影响显著。岩溶水系统8.降深漏斗及井的有效性自流与非自流井地下水分类表埋藏条件含水层性质

孔隙水

裂隙水

岩溶水包气带水土壤水上层滞水

地表裂隙岩体中季节性存在的水

垂直入渗带中的水

潜水各种成因的松散沉积物中水基岩上部裂隙中的水

裸露的岩溶化岩层中的水

承压水松散沉积物构成的承压盆地和承压斜地中的水构造盆地、向斜或单斜构造中的层状裂隙水，断裂破碎带中的深部水

构造盆地、向斜或单斜岩溶岩层中的水

（五）泉泉是地下水的天然露头，是地下水排泄的主要方式之一。因此，它是反映岩层富水性和地下水的分布、类型、补给、径流、排泄条件和变化的一个重要标志。按照泉的含水层性质，可将泉分为上升泉及下降泉两大类。（1）上升泉由承压含水层补给，水流在压力作用下呈上升运动。（2）下降泉由潜水或上层滞水补给，水流作下降运动。根据泉的出露条件又可分为：侵蚀泉、接触泉、溢出泉和断层泉四类。返回1）侵蚀泉是沟谷切割到含水层时形成的，含水层若为潜水则形成侵蚀下降泉；若为承压水时则形成侵蚀上升泉。2）接触泉是地下水自含水层和其下面隔水层的接触处涌出地表，或在侵入体与围岩接触带，地下水沿裂隙上升至地表形成的。3）溢出泉是指地下水在运动过程中，由于前方岩层的透水性急剧变弱，水流受阻而溢出地表形成的泉。4）断层泉是承压水沿导水断层上升，在地面标高低于承压水位处，涌出地表形成的。这类泉常沿断层呈线状分布。泉水的形成敦煌月芽泉济南泉水的形成间隙泉地下水对工程的影响1.潜水位上升引起的工程地质问题(1)潜水位上升后，由于毛细水作用可能导致土壤次生沼泽化、盐渍化，改变岩土体物理力学性质，增强岩土和地下水对建筑材料的腐蚀。在寒冷地区，可助长岩土体的冻胀破坏；(2)潜水位上升后，原来干燥的岩土被水饱和、软化，降低岩土抗剪强度，可能诱发斜坡、岸边岩土体产生变形、滑移、崩塌失稳等不良地质现象；(3)崩解性岩土、湿陷性黄土、盐渍岩土等遇水后，可能产生崩解、湿陷、软化，其岩土结构破坏、强度降低、压缩性增大。而膨胀性岩土遇水后则产生膨胀破坏；(4)潜水位上升，可能使洞室淹没，还可能使建筑物基础上浮，危及安全。2.地下水位下降引起的工程地质问题(1)地表塌陷岩溶发育地区，由于地下水位下降时改变了水动力条件，在断裂带、褶皱轴部、溶蚀洼地、河床两侧以及一些土层较薄而土颗粒较粗的地段，产生塌陷。(2)地面沉降地下水位下降诱发地面沉降的现象可以用有效应力原理加以解释。地下水位的下降减小了土中的孔隙水压力，从而增加了土颗粒间的有效应力，有效应力的增加要引起土的压缩。许多大城市过量抽取地下水致使区域地下水位下降从而引发地面沉降，就是这个原因。(3)海(咸)水入侵近海地区的潜水或承压含水层往往与海水相连，在天然状态下，陆地的地下淡水向海洋排泄，含水层保持较高的水头，淡水与海水保持某种动态平衡，因而陆地淡水含水层能阻止海水入侵。如果大量开发陆地地下淡水，引起大面积地下水位下降，可能导致海水向地下水含水层入侵，使淡水水质变坏。(4)地裂缝的产生与复活近年来，在我国很多地区发现地裂缝，西安是地裂缝发育最严重的城市。据分析这是地下水位大面积大幅度下降而诱发的。(5)地下水源枯竭、水质恶化盲目开采地下水，当开采量大于补给量时，地下水资源会逐渐减少，以致枯竭，造成泉水断流、井水枯干、地下水中有害离子量增多、矿化度增高。3.地下水的渗透破坏(1)潜蚀渗透水流在一定水力坡度(即地下水水力坡度大于岩土产生潜蚀破坏的临界水力坡度)条件下产生较大的动水压力，冲刷、挟走细小颗粒或溶蚀岩土体，使岩土体中孔隙不断增大，甚至形成洞穴，导致岩土体结构松动或破坏，以致产生地表裂隙、塌陷，影响工程的稳定。(2)流砂流砂是指松散细小颗粒土被地下水饱和后，在动水压力即水头差的作用下，产生的悬浮流动现象。流砂多发生在颗粒级配均匀的粉细砂中，有时在粉土中也会产生流砂。(3)管涌地基土在具有某种渗透速度的渗透水流作用下，其细小颗粒被冲走，岩土的孔隙逐渐增大，慢慢形成一种能穿越地基的细管状渗流通路，从而掏空地基或坝体，使地基或斜坡变形、失稳，此现象称为管涌。4.地下水的浮托作用当建筑物基础底面位于地下水位以下时，地下水对基础底面产生静水压力，即产生浮托力。如果基础位于粉土、砂土、碎石土和节理裂隙发育的岩石地基上，则按地下水位100％计算浮托力；如果基础位于节理裂隙不发育的岩石地基上，则按地下水位50％计算浮托力；如果基础位于粘性土地基上，其浮托力较难确切地确定，应结合地区的实际经验考虑。5.承压水对基坑的作用当深基坑下部有承压含水层存在，开挖基坑会减小含水层上覆隔水层的厚度，在隔水层厚度减小到一定程度时，承压水的水头压力能顶裂或冲毁基坑底板，造成突涌现象。基坑突涌将会破坏地基强度，并给施工带来很大困难。6.地下水对钢筋混凝土的腐蚀硅酸盐水泥遇水硬化，并且形成Ca(OH)2、水化硅酸钙CaOSiO2·12H2O、水化铝酸钙CaOAl2O3•6H2O等，这些物质往往会受到地下水的腐蚀。①结晶类腐蚀如果地下水中离子的含量超过规定值，那么离子将与混凝土中的Ca(OH)2起反应，生成二水石膏结晶体CaSO4·2H2O，这种石膏再与水化铝酸钙CaOAl2O3·6H2O发生化学反应，生成水化硫铝酸钙，这是一种铝和钙的复合硫酸盐，习惯上称为水泥杆菌。由于水泥杆菌结合了许多的结晶水，因而其体积比化合前增大很多，约为原体积的221.86％，于是在混凝土中产生很大的内应力，使混凝土的结构遭受破坏。②分解类腐蚀地下水中含有CO2，CO2与混凝土中的Ca(OH)2作用，生成碳酸钙沉淀。由于CaCO3不溶于水，它可填充混凝土的孔隙，在混凝土周围形成一层保护膜，能防止Ca(OH)2的分解。但是，当地下水中CO2的含量超过一定数值，而离子的含量过低，则超量的CO2再与CaCO3反应，生成重碳酸钙Ca(HCO3)2并溶于水。所以，当地下水中CO2的含量超过平衡时所需的数量时，混凝土中的CaCO3就被溶解而受腐蚀，这就是分解类腐蚀。地下水的酸度过大，即pH值小于某一数值，那么混凝土中的Ca(OH)2也要分解，特别是当反应生成物为易溶于水的氯化物时，对混凝土的分解腐蚀很强烈。③结晶分解复合类腐蚀当地下水中NH4—，NO3—，Cl—和Mg2+离子的含量超过一定数量时，与混凝土中的Ca(OH)2发生反应，Ca(OH)2与镁盐作用的生成物中，除Mg(OH)2不易溶解外，CaCl2则易溶于水，并随之流失；硬石膏CaSO4一方面与混凝土中的水化铝酸钙反应生成水泥杆菌；另一方面，硬石膏遇水生成二水石膏。二水石膏在结晶时，体积膨胀，破坏混凝土的结构。地下水对混凝土建筑物的腐蚀是一项复杂的物理化学过程，在一定的工程地质与水文地质条件下，对建筑材料的耐久性影响很大。三、地下水运动和动态（一）地下水运动基本定律1、达西定律达西定律又称线性渗透定律，即流量或流速与水力坡降成正比。Q=K·I·F其中Q—流量（m3/s）；V—流速（m/s）；I—水力坡降，等于单位长度上的水位下降，即I=(H1-H2)/L，如图4—14；K—渗透系数（m/s）；F—过水断面面积（m3）。下一页达西：HenryDarcy1803年生于法国的Dijon，土壤或多孔介质中流体力学之父，卓越的工程师，1856年建立了DarcyLow，达西定律广泛应用于流体力学中，水文地质学认为达西定律的发表是奠定本学科的基础，两年后，也就是1858在Dijon逝世。关于他的工作，他的侄子写了这样一段话：Myuncledevotedhisshortlife,firsttobringingintobeingthewishthatrightlyoccupiedtheimaginationofthepeopleofDijonforcenturies,ofprovidingthetownwithpurewater,thentothepursuitoflonganddelicateexperimentsontheflowofwaterinpipesandopenchannels,whichhavecorrectedandcompletedthescienceofhydraulics.2、地下水向完整井的运动潜水完整井Ｋ＝0.732Ｑｌｇ（Ｒ/ｒ0）/（2Ｈ—Ｓ）Ｓ承压水完整井Ｋ＝0.366Ｑｌｇ（Ｒ/ｒ0）/ＭＳ潜水含水层可用库萨金（КусакинИ·П·）公式Ｒ＝2Ｓ（ＨＫ）1/2

承压水含水层可用集哈尔特（W·Sihardt）公式Ｒ＝10Ｓ（Ｋ）1/2

式中Ｓ—水位降深（ｍ）；Ｈ—潜水含水层厚度（ｍ）；Ｋ—渗透系数（ｍ/ｄ）（二）地下水动态与均衡1、地下水动态与均衡的概念地下水的水位、水量、水温、水化学成分在各种因素的综合影响下，随时间有规律变化的过程，称为地下水的动态。在一定时间内，某地段地下水量和盐分含量的补给和消耗之间的数量关系，称为地下水的均衡。一些概念：均衡期、均衡区、正均衡、负均衡2、影响地下水动态的因素内因：主要是地下水的埋藏条件外因：也就是地下水的补给、径流、排泄条件。气候因素、地表水因素、人为因素、其他因素：如土壤、生物等。3、地下水的动态类型①入渗—蒸发型动态：干旱、半干旱的平原及山间盆地。补给以降雨或地表水入渗补给为主，潜水埋藏不深，水平径流微弱，排泄以蒸发为主。具此类动态的潜水称大陆盐化潜水。这种地区水质逐渐盐化，常出现土壤的盐碱化。②入渗—径流型动态：主要出现在山区及山前地带。潜水埋藏较深，蒸发微弱，排泄以水平径流为主。从长远看水质趋于淡化。③入渗—蒸发、径流型动态：主要出现在湿润气候条件下的平原地区。4、地下水的均衡方程地下水均衡方程是表示一个均衡区在均衡期内地下水的总补给量与总排泄量之差等于地下水的变化量。对于潜水有μΔｈ＝（Ｗc＋Ｘf＋Ｙf＋Ｚc＋Ｑt）—（Ｗo＋Ｗe＋Ｑd）式中Ｗc—潜水从邻区流入补给量；Ｘf—降雨入渗补给量；Ｙf—地表水体入渗补给量；Ｚc—凝结水补给量；Ｑt—潜水越流补给量（正值）或排泄量（负值）；Ｗo—潜水流出排泄量；Ｗe—潜水蒸发量；Ｑd—潜水向地表的排泄量；μΔｈ—地下水的变化量；μ—潜水水位变化带的给水度；Δｈ—潜水水位变化。四、不同含水介质中的地下水（一）冲积层中的地下水(1)、丘陵山区冲积层中的地下水山区上游峡谷内冲积砂砾、卵石层，分布范围狭窄，厚度不大，但透水性强，富水性好，水质也好，与河水的联系密切，是良好的含水层。山区中游河谷两侧阶地发育。一般高阶地为贫水区；而低阶地尤其是Ⅰ级阶地和河漫滩，则是现代冲积层，一般为富水区。(2)、河流下游平原冲积层中的地下水①冲积平原上，常埋藏有颗粒较粗的冲积砂层，规模不等的古河道带。②常与不同时期、不同成因的其他砂砾石沉积组合成统一的、巨厚砂砾—砂质含水层。这种结构又称双层结构。③下游平原，由于地势低平，表层常有广泛的沼泽分布。沼泽水不适合于饮用。④下游平原接近滨海地带，常有咸水层存在，尤其是浅层的咸水层，是造成土壤盐碱化的根源。下一页河流中上游阶地中的潜水1—基岩；2—砂砾；3—亚砂土；4—潜水位；5—地表是水水位；6—地下水流向7—降水补给；Ⅰ—低阶地；Ⅱ—高阶地下一页黄河下游岸边水文地质剖面亚粘土；2—粉砂；3—细砂；4—潜水位；5—地下水流向下一页黄河冲积平原水文地质示意剖面砂；2—亚粘土及亚砂土；3—粘土；4—潜水位；5—地下水流向；6—降水主要补给区；7—蒸发排泄（5—7箭头愈长，强度越大）下一页（二）洪积层中的地下水1、砂砾石带：位于洪积扇上部的砂砾石带，直接接受大气降水和地表水的渗入补给，含水层厚度大、透水性强、径流条件好，水交替剧烈，蒸发作用弱，以溶滤作用为主，多为潜水，水质良好，矿化度一般低于1g/l，以HCO3-型水为主。此带地下水埋藏较深，有的达100m。故又叫做潜水深埋带或盐分溶滤带。2、粗、细沉积交替过渡带：此带位于洪积扇的中部，砂砾石带以下。地形坡度变缓，含水层岩性逐渐变细，主要由砂砾、细砂过渡为亚砂土和亚粘土交错沉积，透水性变弱，径流受阻，地下水埋藏深度变浅。在适宜地段常以泉或沼泽的形式出露地表，故又称潜水溢出带。在干旱地区，由于蒸发作用强烈，故地下水的矿化度增高，水化学类型为SO4——HCO3或HCO3—SO4型水，现代洪积扇的前缘即止于此带，向下即没入平原之中。下一页3、垂直交替带：位于溢出带以下，地势变平，岩性变细，主要由粘性土和砂石层沉积组成，并常与冲积和湖积物形成堆积平原。地下水的排泄以蒸发为主，径流缓慢，水以垂直交替作用为主，故叫做潜水垂直交替带。由于河流的排泄作用，地下水的埋藏深度比溢出带稍有加深，故又称潜水下沉带。该带径流条件差，毛细上升常能到达地表，蒸发强烈，水份主要为垂直交替。矿化度高，易形成土壤的盐碱化。下一页洪积扇水文地质示意剖面下一页（三）黄土中的地下水

黄土分布区，发育有黄土塬、黄土梁、黄土峁与沟谷相间的独特地貌景观。“塬”为黄土覆盖厚，分布面积广的高平地（又称黄土平台）；“梁”为长条形垅岗；“峁”为浑圆形小丘。黄土是不同地貌单元上的第四系风积、洪积、冲积等多种成因的沉积物。是一种非均质的含裂隙孔隙水的含水层。黄土以粉土颗粒为主，并具有垂直发育的裂隙及孔洞、根观、虫穴等，故黄土又称大孔土。黄土在垂直方向的渗透性较强。具有湿陷性。大气降水的垂直下渗和洪水、河水的入渗补给，是黄土层中地下水的主要补给来源。因此，近河边富水。下一页黄土层中常夹有钙质结核层，当其厚度大、分布广时，则可形成相对隔水层，其上有一定富水程度的上层滞水，是可贵的供水水源。平坦地形中的洼地，如黄土源中的相对低洼地段。黄土层中的钙质结核层及黄土下伏基岩侵蚀面的凹陷部位。黄土覆盖层下的其他成因的沉积物和基岩中的地下水。下一页（四）沙漠中的地下水干旱缺水是沙漠地区的特点，但在特定的条件下，沙漠下面可埋藏有丰富的地下水。①地表水的入渗：主要是河水和洪水的入渗，分布于现代河流两侧或处于洪水泛滥影响地区。②大气降水的入渗：沙漠地区在夏季有一定的降雨量，以及冬春积雪的融化，皆能称为风沙潜水的补给源。③凝结水的补给：④沙丘下伏含水层自下而上的补给：下一页根据上述特征，沙漠地区潜水分布和埋藏可分为以下几种情况：①河流两侧的潜水：沙漠内往往有少数河流。河流附近的河漫滩和低阶地中的潜水，受河水影响大，埋藏浅，矿化度低。②湖盆边缘的潜水：沙漠地区的低洼地带，有少量的湖泊分布，并可干涸。在湖泊的边缘可埋藏有低矿化度的潜水。③沙丘间洼地潜水：如横跨甘肃、宁夏的腾格里沙漠，风成砂一般5～50米，沙丘间洼地潜水有的地方埋深小于3米，民井涌水量0.09～0.41l/s，矿化度小于1g/l。下一页（五）非可溶性基岩中的地下水—裂隙水

基岩地下水：是指埋藏于第四纪以前的坚硬、半坚硬岩石中的地下水。根据含水