第十九章第六节知识资料地下水（一）

朽木易折，金石可镂。千里之行，始于足下。第页/共页第六节地下水地下水是埋藏在地表以下岩、土体空隙中各种状态的水，它是地球上水体的重要组成部分。地下水与大气降水、地表水之间的不断互相转化，构整天然界的水循环。地下水是重要的天然资源，也是地质环境组成部分之一。地下水对工程建造物会产生许多危害，例如，降低地基土的承载力，引起地面塌陷、岩溶、滑坡等不良地质病害。因此对地下水的研究异常重要。一、渗透定律地下水在岩土空隙中的流动称为渗流（渗透）。因为地下水在岩土的空隙中的运动极其复杂，在工程实践中需要对地下水流加以简化，用假想的模型代替真切的水流，即不考虑渗流途径的迂回蜿蜒，只考虑主流流向；不考虑岩层的颗粒骨架，假想水流弥漫空隙和颗粒骨架占有的所有空间。为了使这种假想的水流能准确反映真切水流情况，必须符合：对同一过水断面，假想水流的流量等于通过该断面的真切水流的流量；作用于随意面积上的假想水流的压力等于真切水流的压力；假想水流在随意体积内所受的阻力和真切水流所受的阻力相同。地下水在岩土空隙中渗流时，水的质点作有序、互不混杂的流动，称层流运动。水的质点作无序、互相混杂的流动，称紊流运动。水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、流向等）不随时光改变时称为稳定流，运动要素随时光改变时称为非稳定流。（一）线性渗透定律（达西定律）1856年，法国水利学家达西通过大量的实验，取得线性渗透定律。实验是在装有砂的圆筒中举行的（见图19-34）。水由筒的上端参加，流经砂柱，由下端流出。上游用溢水设备控制水位，使实验过程中的水头一直保持不变。在圆筒的上下端各设一根侧压管，分离测定上下两个过水断面的水头，下端出口处设管嘴以测定流量。按照实验结果得到下列关系式Q=kWI(19-5)式中及图中：Q一一渗流量（出口处流量，即单位时光内通过砂柱各过水断面的渗流量）(m3/d或cm3/s)；W一一过水断面面积（相当于砂柱横断面面积）（m2或cm2）；h一一水头损失(h=H1-H2，即上下游过水断面的水头差)(m或cm)；L一一渗流距离（上下游过水断面的距离）(m或cm)；k——渗透系数(m/d或cm/s)；I——水力坡度（相当于h/L，即水头差除以渗流距离），表示水头的变化特征。由水力学知，通过某一断面的流量Q等于流速v与过水断面面积W的乘积，即Q=Wv(19-6)式中：v——渗流速度(m/d)。据此，达西定律可表示如下v=k·I(19-7)式(19-7)表明，渗流速度与水力坡度的一次方成正比，故达西定律又称为线性渗透定律。在天然条件下，地下水的实际流速很小，绝大多数情况下，地下水运动符合线性渗透定律，因此达西定律的适用范围很广。它不仅是水文地质定量计算的基础，还是定性分析各种水文地质过程的重要根据，。但在岩石的洞穴及大裂隙中的地下水运动多属于非层流运动。（二）非线性渗透定律（哲才定律）当地下水在宽大的空隙中以相当快的速度运动时，展示紊流运动。此时，渗透顺从哲才定律(19-8)式中：k--紊流时的含水层渗透系数。式(19-8)表明渗透速度与水力坡度的1/2次方成正比。二、地下水的赋存、补给、径流、排泄逻辑(一)地下水的赋存1．地下水的赋存形式水在地表以下岩土空隙中以各种不同的形式存在着。按其物理力学性质的不同，可分为气态水、吸着水、薄膜水、毛细管水、重力水、固态水等。(1)气态水。它和空气一起充填在非饱和的岩土孔隙中。它可由湿度相对大的地方向湿度相对小的地方移动。岩土温度降低到露点时，气态水便凝结成液态水。(2)吸着水。被分子力吸附在岩土颗粒周围形成极薄的水膜称为吸着水。其吸附力可超过一万个大气压力，故又称为强结合水。该水的密度比普通水大一倍左右，可以抗剪切，但不传递静水压力，-78℃时仍不结冰。在外界土压力作用下，吸着水不能移动，但当超过105℃时，才干将吸着水排除。黏性土仅含吸着水时展示为固体状态。砂土也可含有极微量的吸着水。(3)薄膜水。受分子力的作用包围在吸着水外面的一薄层水称为薄膜水，也称为弱结合水。其厚度大于吸着水的厚度。薄膜水在外界土压力下可以变形，可以由膜相对厚处向薄处移动，其抗剪强度较小，因蒸发薄膜水可由土中逸出地表。黏性土和黏土质岩石的一系列物理力学性质都与薄膜水有关。(4)毛细管水（非结合水）。因为毛细管力支持充填在岩土毛细孔隙和毛细裂隙中的水称为毛细管水。它同时受毛细管力和重力的作用，当毛细管力大于水的重力时，毛细管水就升高。因此，地下水面以上普遍形成一层毛细管水带。毛细管水能垂直上下运动，能传递静水压力。(5)重力水。在重力作用下，能在岩土孔隙中运动的水称为重力水，即常称的地下水。它不受分子力的影响，可以传递静水压力。重力水又称为自由水。(6)固态水。指常压下当岩土体温度低于零度时，岩土孔隙中的液态水（甚至气态水）凝结成的冰（冰夹层、冰锥、冰晶体等），称为固态水。固态水在土中起到胶结作用，形成冻土，提高了土的强度。但解冻后土的强度往往低于冻结前的强度。因为岩土孔隙中的液态水改变为固态水时其体积膨胀，使土的孔隙增大，结构变得松散，故解冻后的土压缩性增大，其强度降低。2．岩土的水理性质岩土的水理性质是指与地下水的赋存和运移有关的岩土性质。主要包括含水性、给水性和透水性。(1)表示含水性的主意是采用容水度和持水度。容水度是指岩土空隙彻低被水弥漫时的含水量，即岩土空隙中所能容纳的最大的水的体积与岩土体积之比，以小数或百分数表示。持水度是指在重力作用下，岩土体空隙中所保持的水的体积与岩土体积之比。(2)给水性是指饱和岩土体在重力作用下，能自由排出一定水量的性能，用排水度（排出水的体积与岩土体积之比）表示。(3)透水性是指岩土体允许水透过的性能，用渗透系数表示。（二）地下水的补给、径流、排泄逻辑1．地下水的补给地下水的补给是指含水层自外界获得水量的作用过程。其补给来源主要有大气降水、地表水、含水层之间补给及人工补给等。。(1)大气降水补给。大气降水补给是地下水的主要补给来源。但大气降水补给地下水的数量与降水性质、植物笼罩、地形、地质构造、包气带厚度及岩石的透水性等密切相关。普通来说，时光短的暴雨对补给地下水不利，而连绵细雨能大量补给地下水。(2)地表水的补给。当地表水的水位高于地下水位时，地表水补给地下水。(3)含水层之间补给。深部与浅层含水层之间的隔水层若受断裂构造的影响，使地下含水层发生水力联系时，或隔水层为弱透水层时，地下水便会由水位高的含水层流向低水位的含水层。(4)人工补给。如灌溉水、工业及生活废水排入地下，专门人工主意增强地下水量的补给等。2．地下水的径流地下水由补给区流向排泄区的过程叫径流。地下水的径流包括径流方向、径流速度、径流量。其中径流方向和径流速度取决于补给区与排泄区的相对位置与高差。含水层的补给条件越好、透水性越强，则径流条件越好。普通山区地势陡峻，地下水的水力坡度比平原大，所以地下水的径流条件优于平原。径流条件好的含水层的水质较好。地下水的埋藏条件决定地下水的径流类型，潜水属于无压流动，承压水属于有压流动。3．地下水的排泄地下水的排泄方式有蒸发、以泉的形式溢出或直接排入地表水、含水层之间排泄及人工排泄等。蒸发排泄与地下水的埋深、气候条件、岩性有关。在干旱、半干旱地区地下水蒸发强烈，常是地下水排泄的主要形式。泉是地下水的天然露头，又是地下水排泄的主要方式之一。按照补给含水层的性质可将泉水分为升高泉和下降泉两类。升高泉排泄承压水，下降泉排泄潜水。当地下水位高于河水位时，地下水可泄入河流。当两个含水层之间发生水力联系时，地下水可从一个含水层排泄到另一个含水层。抽取地下水作生活供水、基坑排水等为人工排泄地下水。三、地下水埋藏分类地下水按埋藏条件可分为包气带水、潜水和承压水三种类型，按含水层的空隙性质又可分为孔隙水、裂隙水、岩溶水，见表19-11。地下水分类表表19-11地下水亚类水头的朴给区与分的基本类型孔隙水裂隙水岩溶水性质布区的关系动态特征成因包气带水土壤水、局部隔水层上的上层滞水、多年冻土带水、沼泽水基岩风化壳（黏土裂隙）中时节性存在的水垂直渗入带中时节性及常常性存在的水无压水补给区与分布区一致受时节变化影响，普通为暂时性水基本上是渗入形成，局部凝结形成续上表地下水亚类水头的补给区与分的基本类型孔隙水裂隙水岩溶水性质布区的关系动态特征成因潜水坡积、洪积、冲积、湖积、冰碛和冰水沉积物中的水，当常常出露或临近地表时，成为沼泽水、沙漠和海滨沙丘水基岩上部裂隙、破碎带中的水裸露岩融化岩层中的水常常为无压水补给区与分布区一致受气象因素变化影响显然，普通水位升降决定地表水的渗入和蒸发是渗入形成承压水松散沉积物构成的向斜和盆地——自流盆地中的水、松散沉积物构成的单斜和山前平原——自流斜地中的水构造盆地、向斜、单斜岩层中层状裂隙水、构造断裂带及不规矩裂隙中的深部水构造盆地或向斜、单斜岩融化岩层中的水承压水补给区与分布区不一致受气候影响不显然、稳定，水位的升降决定于水压的传递渗入和构造形成（一）包气带水包气带水处于地表面以下、潜水位以上的包气带岩土层中，主要靠大气降水和地表水的补给，与大气圈关系密切，易蒸发或逐渐下渗到潜水中举行排泄。包气带水的主要特征是受气候控制，时节性显然，变化大，雨季水量多，旱季水量少，甚至干涸。包气带水对工程建造有一定影响。（二）潜水潜水是埋藏在地表以下第一个延续稳定的隔水层以上，具有自由水面的重力水。如图19-35所示。普通存在于第四系松散堆积物的孔隙中，形成孔隙水，也可以充填于基岩的裂隙和溶洞中，形成裂隙潜水和岩溶潜水。潜水的补给来源主要是大气降水、地表水、深层地下水及凝结水。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。在大多数情况下潜水的补给区和分布区是一致的，因而某些水文要素的变化能很快影响潜水的变化，潜水的水质也易受到污染。潜水的自由水面称潜水面。潜水面上的任一高程称该点的潜水位。普通情况下，潜水面是一个倾斜面，在重力作用下，总是由水位高处向水位低处流动，形成潜水的径流。其流速取决于潜水面的坡度和岩土空隙的大小。潜水面的形状主要受地形控制，基本与地形一致，但比地形平缓。另外，潜水面的形状也与含水层的透水性及隔水层底板的形状有关。在潜水流动的方向上，含水层的透水性增强或含水层厚度增大的地方，潜水面就变得平缓。隔水层底板隆起处，潜水厚度减小。潜水面常以潜水等水位线图来表示，如图19-36所示。潜水等水位线图是绘制在地形图上的，表示潜水面上标高相等各点的连线图。利用潜水等水位线图可以决定潜水的流向、潜水的埋藏深度、潜水与地表水的关系、计算潜水的水力坡度、决定泉和沼泽的位置、判断含水层的透水性好坏、含水层厚度变化，并可决定给水和排水工程的位置等。潜水流向——垂直于等水位线，由高等水位线指向低等水位线的方向。潜水的水力坡度——在流动方向上，取随意两点的水位高差，除以该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。潜水的埋藏深度——某一点的地形标高与该点潜水位之差。按照各点的埋藏深度值，可绘制潜水埋藏等深线图(见图19-36)。潜水的排泄有三种方式：以泉的形式出露地表、直接排入地表水和通过蒸发逸人大气。此外，在一定条件下，还可通过透水通道或弱透水层向邻近的承压含水层排泄。潜水的补给、径流和排泄的无限往复组成了潜水的循环。（三）泵压水地表以下弥漫两个稳定隔水层之间具有承压性质的重力水称为承压水。其上的隔水层称承压顶板，下面的隔水层称为承压底板。因为隔水层顶板的存在，普通能显然地分出补给区、承压区和排泄区。补给区大多是含水层出露地表部分，位置比承压区和排泄区高。承压区是隔水层顶板以下被水弥漫的含水层部分，排泄区为承压水流出地表或流向潜水的部分。当打穿顶板时，所见水位称初见水位，若地下水位升高到含水层顶板以上某一高度稳定不变时的水位称承压水位，若承压水位高出地表，水便溢出或喷出，称其为自流水。承压水位与隔水顶板之间的距离称为水头。因为承压水的补给区和排泄区不一致，故承压水的水位、水质、水量及水温等受水文气象因素的影响较小。基岩地区的承压水的形成主要决定于地质构造条件，即在相宜的条件下，孔隙水、裂隙水和岩溶水均可形成承压水。最相宜形成承压水的构造是向斜盆地（见图19-37）和单斜构造(见图19-38)。向斜储水构造又称承压盆地，它有显然的补给区、径流区和排泄区。单斜储水构造又称承压斜地，其形成是含水层岩性发生相变或尖灭，或含水层被断层所切。承压水位面是一个势面，承受一定的静水压力。这个面可以与地面极不吻合。承压水面在平面图上用承压水等水压线图表示。该图是承压水面上高程相等各点的连线图，如图19-39所示。图上应附有地形等高线和顶板等高线。从该图上可判断承压水的流向、承压水位埋藏深度、承压水头的大小等。承压水的主要补给取决于埋藏条件。若承压含水层的补给区出露在地表时，补给来源多为大气降水的入渗；若补给区位于河床或湖沼地带时，则主要补给来源是地表水体；倘若承压水位低于潜水位时，潜水可以通过断裂带或弱透水层的“天窗”等通道补给承压水。承压水的径流条件主要取决于补给区和排泄区的高差、两者的距离及含水层的透水性，异常是构造的开