工程地质模块五

模块5水010203地表流水地下水概述地下水的物理性质和化学成分PART

ONEPART

TWOPART

THREE04地下水的类型PART

FOUR目录CONTENTS05地下水运动的基本规律PART

FIVE06地下水对工程的影响PART

SIX01地表流水在大陆上有两种地表流水，一种是时有时无的、季节性和间歇性流水，如雨水及山洪急流，它们只在降水或积雪融化时产生，称为暂时流水；另一种是终年流动不息的，如河水、江水、海水等，称为长期流水。地表流水的地质作用主要包括侵蚀作用、搬运作用和沉积作用。5.1地表流水地表流水对坡面的洗刷作用以及对沟谷及河谷的冲刷作用，均不断地使原有地面遭到破坏，这种破坏称为侵蚀作用。侵蚀作用造成地面大量水土流失、冲沟发育，引起沟谷斜坡滑塌、河岸坍塌等各种不良地质现象和工程地质问题。山区公路或铁路多沿河流布设并修建在河谷斜坡和河流阶地上，因此，研究地表流水的侵蚀作用就显得十分重要。5.1地表流水地表流水把地面上被破坏的破碎物质带走，称为搬运作用。搬运作用使原本由破碎物质覆盖的新地面暴露了出来，为新地面的进一步破坏创造了条件。在搬运过程中，被搬运物质对沿途地面加剧了侵蚀。同时，搬运作用为沉积作用准备了物质条件。5.1地表流水当地表流水的流速降低时，部分物质不能被继续搬运而沉积下来，称为沉积作用。沉积作用是地表流水对地面的一种建设作用，形成某些最常见的第四纪沉积层。第四纪沉积层是指现代沉积的松散物质。从粒度成分看，它们包括块石、碎石、砾石、卵石、各种砂和黏性土。第四纪沉积层的生成年代最新，处于地壳的最表层。工程建筑如果修筑在广阔的平原上，它可能只会遇到第四纪沉积层而不会遇到岩石。在山区进行工程建筑，虽然经常会遇到岩石，但也不可能完全避开第四纪沉积层。5.1地表流水暂时流水是大气降水后短暂时间内在地表形成的流水，雨季是它发挥作用的主要时间，特别是强烈的集中暴雨后，它的作用特别显著，往往会造成较大灾害。5.1.1暂时流水的地质作用1.淋滤作用及残积层大气降水渗入地下的过程中，渗流水不但能把地表附近的细屑破碎物质带走，还能把周围岩石中易溶解的成分带走。经过渗流水的这些物理和化学作用后，地表附近的岩石逐渐失去其完整性和致密性，残留在原地的又不易溶解的松散物质则未被冲走，这个过程称为淋滤作用。5.1.1暂时流水的地质作用残留在原地的松散破碎物质成层地覆盖在地表，称为残积层。残积层向上逐渐过渡为土壤层，向下逐渐过渡为半风化岩石和新鲜基岩。残积层的碎屑物由地表向深处由细变粗是其最重要的特征。残积层不具有层理，粒度和成分受气候条件与母岩岩性控制。残积层的成分与母岩关系密切。花岗岩的残积物中常含有由长石分解的黏土矿物，而石英则破碎为细砂。石灰岩的残积物往往称为红黏土。碎屑沉积岩的残积物在外观上变化不大，仅恢复到其未固结前的松散状态。残积土的物质成分与下伏基岩成分密切相关，因为残积土就是下伏原岩经过风化淋滤之后残留下来的物质。残积层的厚度往往与地形条件有关，在陡坡和山顶部位常被侵蚀而厚度较小。平缓的斜坡和山谷低洼处因不易被侵蚀而厚度较大。5.1.1暂时流水的地质作用残积层表部土壤孔隙率大、压缩性高、强度低。特别是当残积土下伏基岩面倾斜、残积土中近于饱和状态或有水流动时，在残积土内开挖边坡，或在残积土上修建建筑物，均易发生残积土滑动。5.1.1暂时流水的地质作用2.洗刷作用及坡积层雨水降落到地面或覆盖地面的积雪融化时形成的地表水，其中的一部分被蒸发，另一部分渗入地下，剩下的部分在沿斜面流动时不断分散，形成无数股网状细小的流水，称为坡面细流。坡面细流从高处沿着斜坡向低处缓慢地流动，时而冲刷、时而沉积，不断地把坡面上的风化岩屑和黏土物质洗刷到山坡坡脚处，这个过程称为洗刷作用，在坡脚处形成的新的沉积层称为坡积层，如图所示。5.1.1暂时流水的地质作用可以看出，坡面细流的洗刷作用，一方面对山坡地貌起着逐渐变缓的作用，对坡面地貌形态的发展产生影响；另一方面伴随着产生松散堆积物，形成坡积层。坡面细流的洗刷作用的强度和规模，在一定的气候条件下与山坡的岩性、风化程度和坡面植被的覆盖程度有关，一般在缺少植物的土质山坡或风化严重的软弱岩质山坡上洗刷作用比较显著。5.1.1暂时流水的地质作用由坡面细流的洗刷作用形成的坡积层是山区线路勘测设计中经常遇到的第四纪陆相沉积物中的一个成因类型，它顺着坡面沿山坡的坡脚或山坡的凹坡呈缓倾斜裙状分布，在地貌上称为坡积裙。由于碎屑物质的来源、下伏地貌及堆积过程的不同，坡积层的厚度变化很大，就其本身来说，一般是中下部较厚，向山坡上部逐渐变薄以至尖灭。5.1.1暂时流水的地质作用坡积层可以分为山地坡积层和山麓平原坡积层两个亚组。山地坡积层一般以亚黏土夹碎石为主，而山麓平原坡积层则以亚黏土为主，夹有少量的碎石。在我国北方干旱、半干旱地区的山麓平原坡积物常具有黄土状土的某些特征。坡积层物质未经长途搬运，碎屑棱角明显，分选性差，通常都是天然孔隙度很高的含有棱角状的碎石和亚黏土。与残积层不同的是坡积层的组成物质经过了一定距离的搬运，由于间歇性的堆积，可能有一些不太明显的倾斜层理，同时与下伏基岩没有成因上的直接联系。5.1.1暂时流水的地质作用除下伏基岩顶面的坡度平缓外，坡积层多处于不稳定状态。实践证明，山区傍坡路线挖方边坡稳定性的破坏大部分是在坡积层中发生的。当坡积层的厚度较小时，其稳定程度首先取决于下伏岩层顶面的倾斜程度，当下伏地形或岩层顶面与坡积层的倾斜方向一致且坡度较陡时，尽管地面坡度很缓，也易发生滑动。山坡或河谷坡上的坡积层的滑动，经常是沿着下伏地面或基岩的顶面发生的。当坡积层与下伏基岩接触带有水渗入而变得软弱、湿润时，将显著降低坡积层与基岩顶面的摩阻力，更容易引发坡积层滑动。坡积层内的挖方边坡在久雨之后也容易产生塌方。由于坡积层的孔隙率一般都比较大，特别是在黏土颗粒含量高的坡积层中，雨季含水量的增加，不仅增大了其本身的重量，还使其抗剪强度随之降低，稳定性也随之大为降低。5.1.1暂时流水的地质作用3.冲刷作用及洪积层在山区由暂时性的暴雨或山坡上的积雪急剧消融所形成的坡面流水汇集于沟谷中，在较短时间内形成流量大、流速高的水流，称为山洪急流。山洪急流也常称为洪流。5.1.1暂时流水的地质作用洪流沿沟谷流动时，由于集中了大量的水流，沟底坡度大、流速快，因而拥有巨大的动能，对沟谷的岩石有很大的破坏力。洪流进行冲刷作用的同时把冲刷下来的碎屑物质带到山麓平原或沟谷口堆积下来，形成洪积层。洪流以其自身的水力和携带的砂石对沟底与沟壁进行冲击、磨蚀，这个过程称为洪流的冲刷作用。由洪流冲刷作用形成的沟底狭窄、两壁陡峭的沟谷称为冲沟。5.1.1暂时流水的地质作用（1）冲沟。若地表岩石或土比较疏松、裂隙发育，地面坡度较陡，再加上地面缺少植被覆盖，则该地区极易形成冲沟。在西北黄土高原地区，冲沟的形成和发展对线路工程的建筑条件有重要影响。冲沟使地形变得支离破碎，路线布局往往受到冲沟的控制，不仅增加路线长度和跨沟工程量、增大工程费用，而且经常由于冲沟的不断发展，截断路基，中断交通，或者由于洪积物掩埋道路，淤塞涵洞，影响正常交通。5.1.1暂时流水的地质作用冲沟的发展是以溯源侵蚀的方式由沟头向上逐渐延伸扩展的。在厚度很大的均质土分布地区，冲沟的发展大致可以分为以下四个阶段：①初始阶段。初始阶段也叫冲槽阶段。坡面径流局部汇流于凹坡，开始沿凹坡发生集中冲刷，形成不深的切沟。沟床的纵剖面与斜坡剖面基本一致，如图（a）所示。在此阶段，只要填平沟槽，调节坡面流水，使其不再汇注，种植草皮保护坡面，便可使冲沟不再发展。5.1.1暂时流水的地质作用②下切阶段。此阶段由于冲沟不断发展，沟槽汇水增大，沟头下切，沟壁坍塌，使冲沟不断向上延伸和逐渐加宽。此时的沟床纵剖面与斜坡已不一致，出现悬沟陡坎，如图（b）所示，在沟口平缓地带开始有洪积物堆积。在冲沟发育地带进行公路勘测时，路线应避免从处于下切阶段的冲沟顶部或靠近沟壁的地带通过。否则，除应进行一般性的防治外，为防止冲沟进一步发展而影响路基稳定，必须采取积极的工程防治措施，如加固沟头、铺砌沟底、设置跌水及加固沟壁等。5.1.1暂时流水的地质作用③平衡阶段。悬沟陡坎已经消失，沟床已下切拓宽，形成凹形的平缓的平衡剖面，冲刷逐渐削弱，沟底开始有洪积物沉积，如图（c）所示。在此阶段，应注意冲沟发生侧蚀和加固沟壁。④衰老阶段。衰老阶段也称休止阶段。此阶段沟头溯源侵蚀结束，沟床下切基本停止，沟底有洪积物堆积，并开始有植物生长，如图（d）所示。处于休止阶段的冲沟，除地形上的考虑外，对线路工程已无特殊的影响。5.1.1暂时流水的地质作用冲沟发展的上述阶段是指在厚层均质土层中（如黄土层中）冲沟发展的一般情况。发育在非均质土层，残积、坡积、洪积等松散堆积层中的冲沟，其发展情况除受堆积物的性质、结构和厚度的影响外，还受下伏地面的岩性和产状条件的影响，不一定能划分出上述四个阶段，也不一定会形成平衡剖面。因此，在实践中分析冲沟的发展情况，评价冲沟对建筑物可能产生的影响时，应结合冲沟的地质情况和所处的自然地理环境进行具体的分析。5.1.1暂时流水的地质作用（2）洪积层。洪积层是由山洪急流搬运的碎屑物质组成的。当山洪急流夹带大量的泥沙石块流出沟口后，由于沟床纵坡变缓，地形开阔，流速降低，搬运能力骤然降低，所以携带的石块、岩屑、沙砾等粗大的碎屑先在沟口堆积下来，较细的泥沙继续随水搬运，多堆积在沟口外围一带。5.1.1暂时流水的地质作用由于山洪急流的长期作用，在沟口一带会形成扇形展布的堆积体，这在地貌上称为洪积扇。洪积扇的规模逐年增大，有时与相邻沟谷形成的洪积扇连接起来，形成规模更大的洪积裙或洪积冲积平原，如图（a）所示，图片见下页。5.1.1暂时流水的地质作用洪积层主要分布在山麓坡脚的沟谷出口地带及山前平原，从地形上看，是有利于工程建筑的。根据洪积物在搬运和沉积过程中的某些特点，规模很大的洪积层一般可划分为三个工程地质条件不同的地段，如图（b）所示，图见下页。5.1.1暂时流水的地质作用①地段Ⅰ。地段Ⅰ为靠近山坡沟口的粗碎屑沉积地段，其孔隙大、透水性强、地下水埋藏深、压缩性小、承载力高，是良好的天然地基。②地段Ⅲ。地段Ⅲ为洪积层外围的细碎屑沉积地段，如果该地段在沉积过程中受到周期性的干燥，黏土颗粒会发生凝聚并析出可溶盐分，则洪积层的结构就比较坚固结实，承载力也比较高。③地段Ⅱ。地段Ⅱ为在上述两地段之间的过渡带，因为常有地下水溢出，故水文地质条件不良，从而对工程建筑不利。由上述情况可以看出，洪积层的工程地质性质是影响线路工程建筑条件的重要因素之一，但影响最大的还是山洪急流对路基的直接冲刷和洪积物掩埋路基、淤塞桥涵所造成的各类病害问题。5.1.1暂时流水的地质作用具有明显河床的常年或季节性水流称为河流。河流在地面上是沿着狭长的河谷流动的。谷底是河谷中的最低部分，一般地势比较平坦，分布有河床和河漫滩。常年有水流动的部分称为河床，又称河槽；河漫滩是河流洪水期淹没的河床以外的谷底部分，位于河床主槽的一侧或两侧，在洪水时被淹没，平水时出露。5.1.2河流的地质作用河水通过侵蚀、搬运和沉积作用形成河床，并使河床的形态不断发生变化；河床形态的变化反过来又会影响河水的流速场，从而促使河床发生新的变化，两者互相影响，互相作用。河水在流动的过程中消耗的能量主要表现在两个方面：一是克服阻碍流动的各种摩擦力，如河水与河床之间的摩擦力、河水水流本身的黏滞力等当河水沿着河床流动时，河水具有一定的动能E。E=12Qv2（5-1）式中，Q为河水的流量（m3/s）；v为河水的流速（m/s）。二是搬运水流中所携带的泥沙等物质。5.1.2河流的地质作用假设这方面所消耗的总能量为E′，则当E>E′时，多余的能量将会对河床产生侵蚀作用；当E=E′时，河水仅起着维持本身运动和搬运水流中泥沙的作用；当E<E′时，河水中所携带的物质将有一部分沉积下来，即产生沉积作用。河流的侵蚀、搬运和沉积作用在整条河流上同时进行，相互影响。在河流的不同段落上，三种作用进行的强度并不相同，以某一种作用为主。5.1.2河流的地质作用1.河流的侵蚀、搬运和沉积作用（1）河流的侵蚀作用。河水在流动的过程中不断加深和拓宽河床的作用称为河流的侵蚀作用。按其作用方式的不同，河流的侵蚀作用可分为化学溶蚀作用和机械侵蚀作用。化学溶蚀是指河水对组成河床的可溶性岩石不断地进行化学溶解，使之逐渐随水流失的过程。5.1.2河流的地质作用河流的溶蚀作用在石灰岩、白云岩等可溶性岩类分布地区比较显著。此外，如河水使其他岩石中的可溶性矿物发生溶解，使岩石的结构松散破坏，则有利于机械侵蚀作用的进行。机械侵蚀作用包括流动的河水对河床组成物质的直接冲蚀和夹带的砂石等固体物质对河床的磨蚀。机械侵蚀在河流的侵蚀作用中具有普遍意义，它是山区河流的一种主要侵蚀方式。按照河床不断加深和拓宽的发展过程，河流的侵蚀作用可分为下蚀作用和侧蚀作用。下蚀作用和侧蚀作用分别是河流侵蚀统一过程中相互制约、相互影响的两个方面，不过在河流的不同发展阶段，或同一条河流的不同部分，由于河水动力条件的差异，不仅下蚀和侧蚀所显示的优势会有明显的差异，而且河流的侵蚀和沉积优势也会有显著的差别。5.1.2河流的地质作用①下蚀作用。河水在流动过程中使河床逐渐下切加深的作用，称为河流的下蚀作用。河水夹带的固体物质对河床的机械破坏是使河流下蚀的主要因素，其作用强度取决于河水的流速和流量，同时，也与河床的岩性和地质构造有着密切的关系。5.1.2河流的地质作用河水的流速和流量越大，下蚀作用的能量越大。若组成河床的岩石坚硬且无构造破坏现象，则会抑制河水对河床的下切速度。若岩性松软或受到构造作用的破坏，则下蚀作用易于进行，河床下切过程加快。下蚀作用使河床不断加深，被切割成槽形凹地，形成河谷。在山区，河流下蚀作用强烈，可形成深而窄的峡谷。河流的侵蚀过程总是从河的下游逐渐向河源方向发展，这种溯源推进的侵蚀过程称为溯源侵蚀。分水岭不断遭到剥蚀切割、河流长度不断增加及河流的袭夺现象都是河流溯源侵蚀造成的。5.1.2河流的地质作用河流的下蚀作用并不是无止境地继续下去，而是有它自己的基准面的。河流下蚀作用消失的平面，称为侵蚀基准面。流入主流的支流，基本上以主流的水面为其侵蚀基准面；流入湖泊海洋的河流，则以湖面或者海平面为其侵蚀基准面。因为随着下蚀作用的发展，河流不断加深，河流的纵坡逐渐变缓，流速降低，侵蚀能量削弱，达到一定基准面后，河流的侵蚀作用会趋于消失。大陆上的河流绝大部分都流入海洋，而且海洋的水面也比较稳定，所以又把海平面称为基本侵蚀基准面。5.1.2河流的地质作用②侧蚀作用。河流夹带着泥沙、砾石，并以自身的动能和溶解力对河床两岸的岩石进行侵蚀，使河谷加宽的作用称为侧蚀作用。河流的中、下游及平原区的河流，河床的坡度较为平缓，侧蚀作用占主导地位。河水在运动过程中受到的横向环流的作用是促使河流产生侧蚀的经常性因素。此外，河水受支流或支沟排泄的洪积物及其他重力堆积物的障碍顶托，致使主流流向发生改变，引起对河岸产生局部冲刷，这也是一种在特殊条件下产生的河流侧蚀现象。5.1.2河流的地质作用虽然在天然河道上能形成横向环流的地方很多，但在河湾部分最为显著，如图（a）所示。5.1.2河流的地质作用当运动的河水进入河湾后，由于受离心力的作用，表层流束以很大的流速冲向凹岸，产生强烈冲刷，使凹岸岸壁不断坍塌后退，并将冲刷下来的碎屑物质由底层流束带向凸岸堆积下来，如图（b）所示。横向环流的作用使凹岸不断受到强烈冲刷，凸岸不断发生堆积，结果使河湾的曲率增大，并受纵向水流的影响使河湾逐渐向下游移动，从而导致河床发生平面摆动。这样天长日久，整个河床就因河水的侧蚀作用逐渐变宽。5.1.2河流的地质作用沿河布设的道路，由于河流的水位变化及侧蚀，路基往往发生水毁现象，特别是在河湾凹岸地段最为显著。因此，在确定路线的具体位置时，必须加以注意。由于在河湾部分横向环流作用明显加强，容易发生坍岸，并产生局部剧烈冲刷和堆积作用，河床容易发生平面摆动，因此对于桥梁建筑也是很不利的。5.1.2河流的地质作用在平原区，河流侧蚀的不断发展造成一个河湾接着一个河湾，并使河湾的曲率越来越大，河流的长度越来越长，结果使河床的比降逐渐减小，流速不断降低，侵蚀能量逐渐削弱，直至常水位时已无能量继续发生侧蚀。这时河流所特有的平面形态，称为蛇曲，如图（a）所示。有些处于蛇曲形态的河湾，彼此之间十分靠近，一旦流量增大，会截弯取直，流入新开拓的局部河道，而残留的原河湾的两端因逐渐淤塞而与原河道隔离，形成状似牛轭的静水湖泊，称为牛轭湖，如图（b）所示。最后，由于主要承受淤积，牛轭湖逐渐成为沼泽，以至消失。在山区，由于河床岩性以石质为主，因此河湾的发展过程极为缓慢。5.1.2河流的地质作用下蚀和侧蚀是河流侵蚀作用的两个密切联系的方面，在河流下蚀与侧蚀的共同作用下，河床被不断地加深和拓宽。由于河水具有紊流的性质，且以纵流与横向环流组合而成的螺旋状流束的方式流动的，因此流速快时，纵流占优势；流速慢时，横向环流占优势。5.1.2河流的地质作用一般在河流的上游，由于河床纵坡大，流速大，纵流占主导地位，从总体上说，以下蚀作用为主，河谷横断面呈Ｖ字形；在河流的中下游、平原区河流或处于老年期的河流，由于河湾增多，纵坡变小，流速降低，横向环流的作用相对增强，从这个意义上说，以侧蚀作用为主，河谷横断面呈Ｕ字形，谷底宽平；若下蚀作用与侧蚀作用等量进行，则河谷横断面多不对称。（2）河流的搬运作用。河流在流动过程中夹带沿途冲刷侵蚀下来的物质（泥沙、石块）离开原地的移动作用，称为搬运作用。河流的侵蚀和沉积作用在一定意义上都是通过搬运过程来实现的。河水搬运能量的大小取决于河水的流量和流速。在一定的流量条件下，流速是影响搬运能量的主要因素。5.1.2河流的地质作用流水搬运的方式可分为物理搬运和化学搬运。物理搬运的物质主要是泥沙石块，化学搬运的物质则是可溶解的盐类和胶体物质。根据流速、流量和泥沙石块大小的不同，物理搬运又可分为悬浮式、跳跃式和滚动式。悬浮式搬运的物质主要是颗粒细小的砂和黏性土，它们悬浮于水中或水面，顺流而下。悬浮式搬运是河流搬运的重要方式之一，它搬运的物质数量最大，如长江每年悬浮搬运量为2.58×108t。跳跃式搬运的物质一般为块石、卵石和粗砂，它们有时被急流、涡流卷入水中向前搬运，有时则被缓流推着沿河底滚动。5.1.2河流的地质作用滚动式搬运的主要物质是巨大的块石、砾石，它们只能在水流的强烈冲击下沿河底缓慢向下游滚动。化学搬运的距离最远，水中的各种离子和胶体颗粒多被搬运到湖、海盆地中，当条件适合时，会在湖、海盆地中沉积下来。在搬运过程中，被搬运物质与河床之间、被搬运物质之间，都会不断地发生摩擦、碰撞，从而使原来有棱角的岩屑、碎石逐渐被磨去棱角而呈浑圆状，成为在河床中常常见到的砾石、卵石和砂，它们都具有一定的磨圆度。5.1.2河流的地质作用（3）河流的沉积作用。河流在运动过程中，能量不断地损失，当河水夹带的泥沙、砾石等搬运物质超过了河水的搬运能力时，被搬运的物质便在重力的作用下逐渐沉积下来，称为沉积作用，河流的沉积物称为冲积物或冲积层。河流的沉积物全部是泥沙、砾石等机械碎屑物，而化学溶解的物质多在进入湖盆或海洋等特定的环境后才开始沉积。随着河流流速的逐渐减小，被夹带物质按其大小和重量陆续沉积在河床中，上游河床中的沉积物较粗大，越向下游走，沉积物颗粒越细小；从河床断面上看，流速逐渐减小时，粗大的颗粒先沉积下来，细小的颗粒后沉积、覆盖在粗大的颗粒之上，从而在垂直方向上显示出层理。冲积物的结构特点是具有良好的磨圆度和分选性，这是区别于其他成因沉积物的主要特征。5.1.2河流的地质作用①冲积物按其沉积环境的不同，可分为河床相冲积物、河漫滩相冲积物、牛轭湖相冲积物、蚀余堆积相冲积物与河口三角洲相冲积物。·河床相冲积物。河床相冲积物是在河床范围内形成的沉积物，主要为推移质，多由砂、砾、卵石组成，一般具有明显的斜层理。·河漫滩相冲积物。河漫滩相冲积物是在河漫滩范围内形成的沉积物，主要为悬浮质，多由亚砂土和亚黏土组成。5.1.2河流的地质作用·牛轭湖相冲积物。牛轭湖相冲积物是在牛轭湖范围内形成的沉积物，主要为静水沉积物，一般由含有机质的淤泥和泥炭组成，天然含水量很高，抗压、抗剪强度小，易压缩变形。5.1.2河流的地质作用·蚀余堆积相冲积物。蚀余堆积相冲积物常见于山区河流中，多为巨砾和大块石，可能来自河谷山坡的崩落岩块，也可能是河底的残余岩块。·河口三角洲相冲积物。河口三角洲相冲积物是在河流入海（湖）口范围内形成的沉积物，分水上和水下两部分。水上部分主要由河床和河漫滩冲积物组成，以黏土和细砂为主，一般呈层状或透镜体，含水量高，结构疏松，强度和稳定性差；水下部分主要由河流冲积物和海（湖）淤积物混合组成，呈倾斜产状。5.1.2河流的地质作用②冲积层按照河谷地貌形态分类，可分为山区河谷冲积层和平原河谷冲积层。·山区河谷冲积层。由于不同河段的岩性和地质构造不同，山区河谷常是峡谷（V形谷）和宽谷（U形谷）交替出现，也因为发展阶段不同，而有峡谷和宽谷之分。在峡谷中，由于谷底全被河床占据，因此冲积物只能在河床中形成。这种冲积物的主要类型为河床相，其结构比较复杂，常有透镜体及不规则的夹层，厚度很薄，甚至河床基岩裸露，没有冲积层。5.1.2河流的地质作用在宽谷中，谷底出现沿岸浅滩，造成河床和河滩的流速存在差异。随着浅滩的扩大，这种差异使得推移质的搬运只能在河床范围内进行，而在浅滩范围内产生悬浮质的沉积，结果就形成了河漫滩冲积层的二元结构，其底层是河床相推移质沉积物，上层是河漫滩相悬浮质沉积物，如图所示。5.1.2河流的地质作用1—河床相冲积物；2—河漫滩相冲积物；3—山坡坡积裙·平原河谷冲积层。平原河流的河谷一般塑造得很好，冲积物在这里得到最完全的发育，有河床相冲积物、河漫滩相冲积物、牛轭湖相冲积物和河口三角洲相冲积物，有时也有蚀余堆积物，其中最主要的是河床相冲积物与河漫滩相冲积物两种。具有发育完全的河漫滩相冲积物是平原河谷冲积层的重要特征。5.1.2河流的地质作用·平原河谷冲积层。平原河流的河谷一般塑造得很好，冲积物在这里得到最完全的发育，有河床相冲积物、河漫滩相冲积物、牛轭湖相冲积物和河口三角洲相冲积物，有时也有蚀余堆积物，其中最主要的是河床相冲积物与河漫滩相冲积物两种。具有发育完全的河漫滩相冲积物是平原河谷冲积层的重要特征。5.1.2河流的地质作用③从河流纵向延伸来看，由于不同地段流速降低的情况不同，各处形成的沉积层就具有不同的特点，基本可分为以下四大类型段。·当河流由山区进入平原时，流速骤然降低，大量物质沉积下来，形成冲积扇。冲积扇的形状和特征与前述洪积扇相似，但冲积扇的规模较大，冲积层的分选性及磨圆度更高。·在山区，河床纵坡陡、流速大，侵蚀能力较强，沉积作用较弱。河床冲积层多为巨砾、卵石和粗砂。冲积扇还常分布在大山的山麓地带，如果山麓地带的几个大冲积扇相互连接起来，则形成山前倾斜平原。在山前，由于河流沉积常与山洪急流沉积共同进行，因此山前倾斜平原也常称为冲积平原。5.1.2河流的地质作用·在河流的中、下游，则由细小颗粒的沉积物组成广大的冲积平原。冲积平原（如长江的江汉平原）也常分布有牛轭湖相沉积物。5.1.2河流的地质作用·在河流入海的河口处，流速几乎降到零，河流夹带的泥沙绝大部分都沉积下来。若河流沉积下来的泥沙大量被海流卷走，或河口处地壳下降的速度超过河流泥沙的沉积速度，则这些沉积物不能保留在河口或不能露出水面，这种河口则形成港湾。例如，我国的钱塘江河口处，由于海流和潮汐作用强烈，沉积物不能形成冲积层，因而成为港湾。更多的情况是在大河河口都能逐渐积累冲积层，它们在水面以下呈扇形分布，扇顶位于河口，扇缘则伸入海中，冲积层露出水面的部分形如一个其顶角指向河口的倒三角形，故称河口冲积层为三角洲，如图所示。5.1.2河流的地质作用④根据冲积层的形成过程，可知冲积层具有以下特征:·冲积层分布在河床、冲积扇、冲积平原或三角洲中，冲积层的成分非常复杂，河流汇水面积内的所有岩石和土都能成为河流冲积层的物质来源。与其他成因的第四纪沉积层相比，冲积层的分选性好、层理明显、磨圆度高。·山区河流沉积物较薄，颗粒较粗，承载力较高，易清除，地基条件较好。5.1.2河流的地质作用·由于冲积平原分布广，表面坡度比较平缓，因此多数大、中城市都坐落在冲积层上，道路也多选择在冲积层上通过。作为工程建筑物的地基，砂、卵石的承载力较高，黏性土较低。在冲积平原特别应当注意冲积层中两种不良沉积物，一种是软弱土层，如牛轭湖、沼泽地中的淤泥、泥炭等；另一种是容易发生流沙现象的细、粉砂层。5.1.2河流的地质作用·三角洲沉积物的含水量高，常呈饱和状态，承载力较低，但其最上层（俗称硬壳层）因长期干燥比较硬实，承载力较下面强，故可用作低层建筑物的天然地基。5.1.2河流的地质作用·冲积层中的砂、卵石、砾石常被选作建筑材料。厚度稳定、延续性好的砂（卵）石层是丰富的含水层，可以作为良好的供水水源。2.河流地质作用对工程的影响交通线路工程与河流的关系非常密切。线路跨越河流时必须架桥，桥梁墩台基础、桥梁位置的选择都应充分考虑河流地质作用。当公路、铁路沿河布设时，线路在河谷横断面上所处的位置架设，河谷斜坡和河流阶地上路基的稳定，也都与河流地质作用密切相关。5.1.2河流的地质作用架设桥梁时，首先，应选择在河流顺直地段过河，以避免在河曲处过河遭受侧蚀而危及一侧桥台的安全，应尽量使桥梁中线与河流垂直，以缩短桥梁长度。墩台位置确定之后，还必须准确地确定墩台基础的埋置深度，埋置深度太浅会因河流冲刷河底从而使基础暴露甚至被破坏，埋置过深将大大增加工程费用和延长工期。其次，墩台基础应当选择在强度足够的岩层上，对于岩性软弱的土层或地质构造不良的地带不宜设置墩台。对于沿河线路来说，一段线路位置的选择和路基在河谷断面上位置的选择，从工程地质要求来看，主要包括边坡和基底稳定两个方面。5.1.2河流的地质作用当线路沿峡谷行进时，路基多置于高陡的河谷斜坡上，经常会遇到崩塌、滑坡等边坡不良地质现象，这是山区交通线路的主要病害。5.1.2河流的地质作用当线路沿宽谷或山间盆地行进时，路基多置于河流阶地或较缓的河谷斜坡上，经常会遇到各种第四纪沉积层。线路在平原上行进时也常把路基置于冲积层上，此时常见的病害是受河流冲刷或路基基底含有软弱土层等。沿河公路、铁路在选线设计及施工过程中，首先必须经过认真细致的调查、勘探工作，查清河流地质作用的历史、现状及发展趋势。然后根据工作的需求对线路和沿路各建筑物的位置、结构构造及施工方法做出正确的判断，应该尽量避免天然的或由于修筑交通线路而引起的各种崩塌、滑坡、泥石流等不良地质现象。最后，当由于各种原因，局部线路不得不通过某些不良地质区时，应在详细调查研究的基础上提出切实可行的预防和整治措施。5.1.2河流的地质作用3.河流侵蚀、淤积作用的防治（1）不同类型河床的主流线与崩岸位置。当河流的主流线靠近河岸时，河岸土层会发生崩塌。由于河床类型的不同，主流线靠岸位置、崩岸的位置也不相同。在弯曲河床的上半段，主流线靠近凸岸上方，然后流入凹岸顶点；在弯曲河床的下半段，主流线靠向凹岸。所以弯曲河床凸岸边滩的上方、凹岸顶点的下方，常常都是崩岸部位，如图（a）所示。在顺直河床上，深槽与边滩往往呈犬牙状交错分布；在深槽处，主流线常常是靠近河岸的，成为顺直河床的崩岸部位，如图（b）所示。随着深槽的下移，崩岸的部位一般不固定。对于游荡河床，主流线也随着江心洲的变化在河床中动荡不定，崩塌部位也不固定。对于分汊河床，江心洲洲头常常处于主流顶冲的部位，如图（c）所示。以上这些地段常常是护岸工程重点守护的。图片见下页5.1.2河流的地质作用5.1.2河流的地质作用（2）防治措施。对于河流侧向侵蚀及因河道局部冲刷而造成的坍岸等灾害，一般采取护岸工程和约束水流等防治措施。①护岸工程。·直接加固岸坡。常在岸坡或浅滩地段植树、种草。·护岸工程。护岸工程有砌石护岸和抛石护岸两种，即在岸坡砌筑石块或抛石，以消减水流能量，保护岸坡不受水流的直接冲刷。抛石体水下边坡的坡度一般不宜超过1∶1，当流速较大时，可放缓至1∶3。石块应选择未风化、耐磨、遇水不崩解的岩石。5.1.2河流的地质作用②约束水流。·顺坝和丁坝。顺坝又称导流坝，丁坝又称半堤横坝。常将丁坝和顺坝布置在凹岸以约束水流，使主流线偏离受冲刷的凹岸。丁坝常斜向下游，夹角为60°～70°，它可使水流冲刷强度降低10%～15%，如图所示。·约束水流，防止淤积。束窄河道、封闭支流、截直河道、减小河流的输砂率等均可起到防止淤积的作用。也常采用顺坝、丁坝或两者组合，增加河道的比降和冲刷力，达到防止淤积的目的。5.1.2河流的地质作用海洋与陆地的接触带称为海岸带。海岸带自陆向海可分为海岸、潮间带和水下岸坡三部分。海岸是高潮线以上狭窄的陆上地带，它的陆向界线是波浪作用的上限。潮间带是高潮线与低潮线之间的地带，它在低潮时露出水面，在高潮时被水淹没。水下岸坡是低潮线以下直至波浪有效作用于海底的下限地带。波浪有效作用于海底的下限，一般相当于该海区波浪波长1/2的水深处，在近岸海区，约为30m水深的海底。1994年联合国以“海岸海洋”的概念取代了“海岸带”，作为海陆过渡的独立环境体系。5.1.3海岸海洋的地质作用1.海岸海洋的水动力特征（1）波浪作用。波浪是作用于海岸海洋最普遍、最重要的动力。波高越大，波能就越大，其对海岸的作用也就越大。深水区的波浪，其水质点在垂直断面内做圆周运动；当波浪接近岸边到达浅水区后，受到地形的影响，波浪将发生变形、破碎和折射现象。5.1.3海岸海洋的地质作用（2）潮汐作用。潮汐是海水在月球和太阳引潮力作用下所发生的周期性海面垂直涨落与海水的水平流动现象。但在习惯上称前者为潮汐，称后者为潮流。潮汐通过其引起的水面的升降和潮流对海岸海洋产生影响。在有潮海区，特别是在海岸平缓而潮差较大的地区，潮汐所引起的水面涨落可使波浪的作用范围扩大，同时使波浪对同一位置的作用时间缩短；在无潮海区，波浪长期地作用于一个狭窄的地带；在开阔的海岸地区，主要表现为搬运波浪掀起海底的泥沙；在海峡或河口，潮流流速较大，也能侵蚀海底和掀起泥沙，并可带动大量泥沙。5.1.3海岸海洋的地质作用（3）海流作用。海流是由盛行风向以及因海水温度和盐度不同产生的密度水平差异所引起的方向相对稳定的海水流动。风成海流的流速很小，一般仅为0.1～0.2m/s。强大的海流流速可达1m/s以上。由于近岸浅水区域的流速较小，因此风成海流只能搬运细粒泥沙。但沿岸地带常有激浪流、潮流和风成海流构成的综合性海流，这种海流对泥沙搬运和海岸地貌的塑造起着极大的作用。5.1.3海岸海洋的地质作用2.沿岸建筑物的防护措施护岸和护港有两方面的目的，一方面是保护岸坡、港口免遭冲刷，以保证岸边建筑物的安全，防止岸坡显著变形或破坏；另一方面是防止边岸、港口遭受淤积，以保证港湾设施及潮汐发电站等正常运行。根据其所依据的原则和作用对象的不同，可将防护措施分为以下两大类。5.1.3海岸海洋的地质作用（1）根据海岸侵蚀、堆积的规律设置某些水工建筑物，以改变波浪、岸流的作用方向，使之形成不利于冲刷或淤积的水动力条件。①破浪堤。破浪堤是设置在水下岸坡上、与岸线近于平行的水下长堤，如图所示，一般距离岸边30～50m，堤顶面在水面以下，深度与波浪的波高相近。这样的破浪堤会使波浪破碎，从而使其75%以上的能量消失。波浪还可将堤外的泥沙带入堤内，逐渐形成岸滩，保护岸坡免遭冲蚀。5.1.3海岸海洋的地质作用1—破浪堤；2—原底面；3—破浪堤修筑后淤积的泥沙②丁坝。丁坝为垂直于边岸的堤坝，如图所示，适宜在纵向沉积物丰富的岸段上采用。它可以截住一定数量的沉积物流，逐渐形成岸滩，保护岸坡不受冲刷。丁坝的长度和间距应根据岸区主导风浪方向与岸线方向的关系确定，既要减少丁坝的数量，又要保证不在两丁坝间的岸段上出现冲刷。5.1.3海岸海洋的地质作用(a)间距段完全充填（b）间距段有局部冲刷，海岸将破坏③防波堤。防波堤是一种防淤构筑物，它相当于一条人工的岸线或近岸岛屿屏障，利用纵向沉积物流的运动规律将泥沙截流在港湾之外。防波堤的具体布置应根据岸区主导风浪方向和岸线的形状特征采用不同的形式。5.1.3海岸海洋的地质作用（2）修建直接保护岸坡免遭冲刷的防护工程。①护岸墙。护岸墙是用木头、钢板或混凝土等材料构筑的垂直墙，如图所示，根据涌浪作用的特点，将护岸墙做成凹面时效果会更好。在设计护岸墙时应特别注意其地基条件的变化，对墙脚处冲刷的可能性和海滩情况的变化。5.1.3海岸海洋的地质作用②抛石或砌石护岸。抛石护岸设计要考虑的主要因素是选择石料尺寸，粗大的块石必须用一层或多层滤石层与土堤隔离。砌石护岸是一种古老的防护工程，施工时将块石规整地放置在岸坡上，用砂浆或沥青对块石加以胶结，如图所示。这种护岸形式具有柔性的特点，能够很好地适应岸坡的缓慢沉降。5.1.3海岸海洋的地质作用02地下水概述地下水是储存和运移于地下岩土空隙中的水，它与大气水、地表水有着密切的联系，它们同处于一个完整的水循环系统中，如图所示。5.2.1地下水的来源地表面的水（主要是海水）在太阳辐射热的作用下不断被蒸发形成水汽，水汽进入大气层变成大气水；大气水被大气环流输送到陆地上空，在适当的条件下凝结成固态水或液态水，以雨、雪等形式降落到地面，这其中的一部分沿地面流动形成地表径流，另一部分渗入地下形成地下径流，最后以河流或地下水的形式排泄到海洋中。5.2.1地下水的来源自然界中的水就是在蒸发、降水、径流、排泄的过程中相互转化，不断往复交替，从而形成了自然界的水循环。人们把发生在海洋与大气之间的水分循环过程，称为大循环；把仅发生在局部（如海洋或大陆内部）的水分循环过程，称为小循环。世界上的淡水资源就是由水循环而产生的。5.2.1地下水的来源可以看出，地下水的来源主要是降水或渗入地下的地表水，这种因渗透而形成的地下水称为渗入水。此外，还有岩土空隙中的水汽因温度降低而形成的凝结水；有从岩浆活动中分泌出来的水汽因冷凝而形成的初生水；有古代沉积物中封闭保存的埋藏水，但是，这些来源的地下水的量都是极其有限的。地下水按物理状态的不同可以分为气态水、液态水和固态水。上述各类型的水均是存在于岩土空隙之中的。其中，液态水又可以根据水分是否被岩土固体颗粒吸引住而分为结合水、毛细水和重力水三类。除此之外，还有存在于矿物内部的水，称为矿物结合水。5.2.2地下水的存在状态1.气态水气态水即以水蒸气状态存在于饱和岩土空隙中的水。气态水可以随空气的流动而运动，但即使空气不流动，它本身也可以发生迁移。气态水在一定的温度、压力条件下，会凝结而形成液态水。由于气态水在一地蒸发又在另一地凝结，因此对岩土中地下水的重新分布有一定的影响。5.2.2地下水的存在状态2.液态水（1）结合水。岩土固体颗粒的表面带有电荷，由于静电引力的作用使岩土颗粒表面吸引水分子。受到岩土表面的吸引力大于其自身重力的那部分水便是结合水5.2.2地下水的存在状态结合水的含量主要取决于岩土颗粒表面积的大小。岩土颗粒越细，其表面积越大，结合水的含量也就越多；颗粒粗时则相反。因此，对具有裂隙和溶隙的坚硬岩石来说，结合水的含量较小。最接近岩土颗粒表面的水称为强结合水，又称吸着水。由于强结合水在颗粒表面吸附得很牢固，使它不同于一般的液态水而接近于固态水，因此这种水不能被利用，也不能被植物吸收。结合水外层的水称为弱结合水，又称薄膜水。它一般不能被利用，但外层的水可以被植物吸收。5.2.2地下水的存在状态（2）毛细水。由于毛细作用保持在岩土毛细孔隙中的地下水称为毛细水。毛细水能够传递静水压力，并能在毛细作用下的孔隙中做垂直运动。当地下水埋藏较浅时，毛细水有时会引起土壤沼泽化和盐碱化，以及道路的冻胀和翻浆。毛细水从地下水面上升的最大高度称为毛细上升高度。它主要与孔隙的大小有关，孔隙越大，毛细上升高度越小；反之则越大。5.2.2地下水的存在状态（3）重力水。当岩土颗粒表面的水分子增厚到一定程度时，因为重力对水分子产生的影响将会超过颗粒表面对它的吸引力，故而形成重力水。5.2.2地下水的存在状态重力水中靠近岩土表面的那部分，一般呈层流状态，远离的部分转为紊流运动。重力水是开发利用地下水时的主要对象。3.固态水以固态形式存在于岩土空隙中的水称为固态水。除了存在于岩土空隙中的水，还有存在于矿物结晶内部及其间的水，即沸石水、结晶水与结构水。在多年冻结区和季节冻结区可以见到这种水。我国北方和青藏高原有多年冻结或季节冻结的情况。例如，方沸石中就含有沸石水，这种水在加热时可以从矿物中分离出来。5.2.2地下水的存在状态岩土的水理性质与岩土的空隙性和水在岩土空隙中的存在形式密切相关。当然，后两者也密切相关，其中空隙的大小具有决定性的意义，岩土空隙的大小控制了岩土空隙中水的存在形式，空隙大小和数量不同的岩土，容纳、保持、释出及透过水的能力也不同。把岩土与水作用过程中所表现出来的容水、持水、给水和透水的性能，称为岩土的水理性质，它是划分含水层与隔水层的重要依据。5.2.3岩土的水理性质1.客水性岩土能容纳一定水量的性能，称为岩土的客水性，在数量上以容水度来衡量。容水度是指岩土能容纳水的体积与岩土的总体积之比，即ωn=Vn/V0×100%(5-2）式中，ωn为岩土的容水度（%）；Vn为岩土的容水体积（m3）；V0为岩土的总体积（m3）。5.2.3岩土的水理性质容水度在数值上一般与孔隙度（裂隙率、岩溶率）相当。但当岩土中某些空隙不连通时，容水度会小于孔隙度，但对遇水膨胀的黏土来说，则恰好相反，其容水度大于原有的孔隙度。2.持水性岩土依靠分子引力和毛细力，在重力作用下仍能保持一定水量的性能，称为岩土的持水性。持水性在数量上以持水度Wm表示，即在重力作用下，岩土所能保持的水体积与岩土的总体积V0之比，即Wm=Vm/V0×100%（5-3）式中，Wm为岩土的持水度（%）；Vm为岩土所能保持的水体积（m3）。在重力作用下，岩石空隙中所能保持的是结合水和毛细水，岩石空隙表面面积越大，结合水的含量越高，持水度就越大。例如，黏土的持水度很大，和容水度相当。5.2.3岩土的水理性质3.给水性随着地下水位的下降，处于水位变动范围内的饱水岩石及毛细带中的水在重力作用下，有一部分能够从岩石空隙中释离出来。岩石的这种水文地质性质，称为给水性。定量评价给水性的大小时采用给水度，它是水文地质中重要的参数之一。地下水位下降一个单位深度，单位水平面积的岩石柱体中靠着重力作用释出的水体积即为给水度，以小数或百分数表示。影响岩石给水度的主要因素是空隙的大小、多少，尤其是空隙的大小。5.2.3岩土的水理性质例如，黏土孔隙度虽然很大，但给水度却接近于零；粗粒松散岩石及较大裂隙或溶隙，其给水度则接近于容水度。此外，地下水位的埋藏深度和水位的下降速度也会影响给水度，如果原来的地下水埋深小于毛细上升高度，则当水位下降时，会有一部分重力水转为毛细水，使给水度降低。5.2.3岩土的水理性质当水位下降速度很大时，水从空隙中的释离跟不上水位下降的速度，这种释水滞后的现象也会引起给水度的减小。只有在地下水埋深相当大而水位下降速度十分缓慢的条件下，才有可能达到理论上的最大给水度。均质松散岩石的给水度值如表所示。5.2.3岩土的水理性质岩石可透过水的性能称为透水性，衡量透水性的定量指标是渗透系数。岩石透水性的强弱，主要取决于岩石空隙的大小，同时也与空隙的形状、多少和连通程度有关，如图5-15和图5-16所示。松散沉积物的孔隙率变化较小，给水度的大小在很大程度上可以反映透水性的强弱。5.2.3岩土的水理性质图5-15理想圆管状空隙中重力水流速分布注：阴影部分代表结合水，箭头长度代表重力水质点的实际流速。图5-16岩石空隙通道注：阴影部分代表结合水，箭头长度代表重力水质点的实际流速。5.2.3岩土的水理性质饱水带岩土层按其透过和给出水的能力，可以分为含水层和隔水层。含水层是指能够透过并给出相当数量水的岩土层。因为自然界中完全不含水的岩土层并不存在，关键在于所含水的性质。空隙细小的岩土层（如致密黏土、裂隙闭合的页岩）含的全是结合水，结合水在通常条件下是不能移动的。隔水层则是不能透过并给出水，或者透过与给出水的数量是微不足道的岩土层。划分含水层和隔水层的标志并不是岩土层是否含水。这类岩土层实际上起着阻隔水透过的作用，所以是隔水层；而空隙较大的岩土层（如沙砾层、发育溶穴的可溶岩）主要含有重力水，在重力作用下能够透过和给出水，因此就构成了含水层。5.2.4含水层与隔水层隔水层与含水层的划分是相对的，自然界中没有不透水的岩层，只是透水性有强弱之分，我们把那些透水性小、含水少的岩层划为隔水层。另外，在一定条件下，隔水层与含水层可以互相转化。例如，在一般条件下，黏性土层，特别是不具有大孔隙的黏土层，由于饱含结合水，因此不能透水与给水，起着隔水层的作用。5.2.4含水层与隔水层但在较大水头差的作用下，由于部分结合水发生运动，黏土层便能透水，并给出一定数量的水，此时再把它当作完全的隔水层就不合适了。事实证明，黏土层往往在水力条件变化不大的情况下，就可以由隔水层转化为含水层，这种转化实际上是相当普遍的。对于这种兼具隔水与透水性能的岩层，被称为弱透水层。所谓的越流，很多情况下正是在这类岩层中发生的。5.2.4含水层与隔水层地下水的形成必须具备两个条件，一是要有水分来源，二是要有储存水的空间。它们均直接或间接受气象、水文、地质、地貌和人为因素的影响，概括起来有以下两个方面。1.自然地理条件在自然地理条件中，气象、水文、地质、地貌等对地下水影响最为显著。大气降水是地下水的主要补给来源，降水的多少直接影响一个地区地下水的丰富程度。5.2.5地下水的形成条件在湿润地区，降雨量大，地表水丰富，对地下水的补给量也大，一般地下水也比较丰富；在干旱地区，降雨量小，地表水贫乏，对地下水的补给有限，地下水量一般也较小。另外，干旱地区蒸发强烈，浅层地下水浓缩，再加上补给少，循环差，多形成高矿化度的地下水。地表水与地下水同处于自然界的水循环中，并且互相转化，两者有着密切的联系。除了降水能对地下水进行补给外，地表水也能对地下水起到补给作用，但主要集中在地表水分布区，如河流沿岸、湖泊的周边。有地表水的地区，地下水既可得到降水补给，又可得到地表水补给，所以水量比较丰富，水质较好。5.2.5地下水的形成条件在不同的地形地貌条件下，形成的地下水存在很大差异。沙漠地区尽管地面物质粗糙，水分易于下渗，但因为气候干旱，降水少，所以地下水很难得到补给，许多岩层是能透水而不含水的干岩层。地形平坦的平原和盆地，松散沉积物厚，地面坡度小，降水形成的地表径流流速慢，易于渗入地下，补给地下水，特别是降水多的沿海地带、平原和盆地中的地下水广而丰富。黄土高原的组成物质较细，且地面切割剧烈，不利于地下水的形成，又加上位于干旱半干旱气候区，地下水贫乏，是我国有名的贫水区。5.2.5地下水的形成条件山区地形陡峻，基岩出露，地下水主要存在于各种岩石的裂隙中，分布不均。降水因受海拔高度的影响而具有垂直分布的规律，故在高大山脉分布地区，降水充足，地表水和地下水均很丰富，特别在干旱地区，这一现象表现更为明显。5.2.5地下水的形成条件位于我国干旱区腹部的祁连山、昆仑山、天山等，山体高大，拦截了大气中的大量水汽，并有山岳冰川分布，成为干旱区中的“湿岛”，为周围地区提供了大量的地表径流，使位于山前的部分平原具有充足的地表水和地下水资源。2.地质条件影响地下水形成的地质条件主要是岩石性质和地质构造。岩石性质决定了地下水的储存空间，它是地下水形成的先决条件；地质构造则决定了具有储水空间的岩石能否将水储存住以及储存水量的多少等特性。5.2.5地下水的形成条件除了一些结晶致密的岩石外，绝大部分的岩石都具有一定的空隙。坚硬岩石中的地下水存在于各种内、外动力地质作用形成的裂隙之中，分布极不均匀；松散岩层中的地下水存在于松散岩土颗粒形成的孔隙之中，分布相对较为均匀。在一些构造发育、断层分布集中的地区，岩层破碎，各种裂隙密布，地下水以脉状、带状集中分布在大断层及其附近。在构造盆地，由于其基底是盆地式构造，其上往往沉积了巨厚的第四纪松散沉积物，再加上良好的汇水条件，因此多形成良好的承压含水层，蕴藏着丰富的自流水。5.2.5地下水的形成条件03地下水的物理性质和化学成分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。（2）颜色。纯水是无色的，而地下水的颜色取决于水中的化学成分及悬浮物。（1）温度。地下水的温度变化范围很大。地下水温度的差异主要受各地区地温条件的控制，通常随埋藏深度不同而异，埋藏越深，水温越高。（3）透明度。纯水是透明的，但当水中含有矿物质、机械混合物、有机质及胶体物质时，水的透明度就会改变，所含各种成分越多，透明度越差。5.3.1地下水的物理性质（4）嗅味。纯水无嗅、无味，但当水中含有某些气体或有机质时就会有某种气味。例如，水中含H2S时有臭鸡蛋味，含腐殖质时有霉味，等等。（5）口味。地下水的味道主要取决于水中的化学成分。（6）比重。地下水的比重取决于所含各种成分的含量。纯水比重为1，但当水中溶解的各种成分较多时可达1.2～1.3。5.3.1地下水的物理性质（7）导电性。导电性取决于所含电解质的数量与性质（各种离子的含量与离子价），离子含量越多、离子价越高，水的导电性越强；另外，水的导电性也受温度的影响。（8）放射性。地下水的放射性取决于其中所含放射性元素的数量。地下水均具有或强或弱的放射性，但一般极为微弱。当地下水沿着岩土体的孔隙、裂隙或溶隙渗流时，能溶解岩土中的可溶物质，而使其含有多种元素，这些元素是以离子、分子或气体状态存在的，其中以离子状态最多。（1）主要离子成分。地下水中的阳离子主要有H+、Na+、K+、NH4+、Ca2+、Mg2+、Fe3+和Fe2+等，阴离子主要有OH-、Cl-、SO42-、NO2-、NO3-、HCO3-、CO32-、SiO32-和PO43-等。一般情况下，在地下水化学成分中占主要地位的是Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-和HCO3-离子。它们是人们评价地下水化学成分的主要项目。5.3.2地下水的化学成分5.3.2地下水的化学成分（2）主要分子成分。地下水中的主要分子成分有Fe（OH）3、Al（OH）3和H2SiO3等。（3）主要气体成分。地下水中常见的气体有N2、O2、CO2、H2S。一般情况下，地下水的气体含量每升只有几毫克到几十毫克。04地下水的类型自然界某些地区地下水的化学成分中可以显示出数十种阴、阳离子结合的各种盐类（如苏联巴拉宾斯基盆地的地下水中共有65种盐类）。因此，在进行区域水文地质调查时，在积累了大量的水分析资料后，必须进行整理分类，以便阐明一个地区地下水化学成分的特征和变化规律。为此，人们根据不同原则和不同的实际用途对地下水提出了各种分类方案。下面介绍舒卡列夫分类和布罗德斯基分类。5.4.1地下水的化学分类1.舒卡列夫分类（1）分类原则。划分地下水的化学类型时，主要考虑6种主要离子（Cl-、SO42-、HCO3-、Ca2+、Mg2+、Na+）的含量及其矿化度。5.4.1地下水的化学分类分类命名时只考虑其中含量大于25％毫克当量的离子，并将阴、阳离子在不同状况下进行组合得出49种类型的水。每种类型的水以一个阿拉伯数字作为代号，见表5-2，表见下页5.4.1地下水的化学分类根据矿化度的不同又将每一类型的地下水划分为4组，即A组（矿化度小于1.5g/L）、B组（矿化度为1.5～10g/L）、C组（矿化度为10～40g/L）和D组（矿化度大于40g/L）。地下水的化学类型用阿拉伯数字（1~49）与字母（A、B、C或D）组合在一起的表达式来表达。舒卡列夫认为分类中的1，29和49号中的重碳酸钙水、硫酸钙水和氯化钠水是基本的水型，由岩石直接淋滤形成，其余部分是由水中盐类混合作用和阳离子交换作用形成的。5.4.1地下水的化学分类5.4.1地下水的化学分类（2）分类法的特点。①优点。简明易懂，各个水型基本上反映了地下水的形成过程。例如，1-A型，即低矿化的HCO3-Ca型水，其形成往往是溶滤作用的结果；又如49-D型，即高矿化的Cl-Na型水，其形成很可能与海相沉积有关。在实际工作中很少使用表5-2中的水类型代号，而是用其水类型命名。命名的方法是：阴离子在前，阳离子在后；含量大的在前，含量小的在后。②缺点。当含量超过25％毫克当量的阴离子（或阳离子）多于两种时，其主次关系在分类原则中未加考虑，这样就不能很好地反映水质形成过程的差异。例如，当Cl-和HCO3-的含量都超过25％毫克当量，而HCO3-含量居首位时说明为初期浓缩盐化的水，而若Cl-含量占首位，则说明为后期盐化水，或是受混合作用而淡化的矿化水。5.4.1地下水的化学分类25％毫克当量的界限是人为的，含量小于此值的离子有时对阐明地下水的形成过程也有一定的意义。因为划分出的49种水型是由组合方法得到的，所以其中有些水型（如17，18，19，20号水）在自然界中极为罕见。2.布罗德斯基分类（1）分类原则。划分地下水的化学类型时，主要考虑水中6种主要离子（

Cl-、SO42-、HCO3-、Ca2+、Mg2+、Na+）的含量及其矿化度。将含量最多和次多的各对阴、阳离子进行组合，可以得到36种地下水类型，见表5-3，表见下页。5.4.1地下水的化学分类并以毫克当量最多和次多的一对阴、阳离子进行命名，命名方法是：阴离子在前，阳离子在后；含量大者在前，含量小者在后。5.4.1地下水的化学分类（2）分类法的特点。①优点。该分类方法较简单，突出地显示了离子含量的主次关系，划分36种地下水时不是以人为界限为标准的。②缺点。当两种离子含量相差不大时，原可划为同一类型，但按布罗德斯基分类法，不论相差多少，均应划分为不同的类型，甚至可能因分析误差所造成的差别，也划分为不同类型的水。这种分类法适用于大面积、小比例尺的区域性水化学研究，在干旱地区、基岩山区和海滨地区效果较好。有时地下水中可能某一离子含量占绝对优势（95％），其余离子的含量很少，在阐明水化学成分特征和形成过程中意义不大，但按布罗德斯基分类却不考虑这些，而是一味强调表示出次要离子，使其主导规律模糊不清。5.4.1地下水的化学分类该分类法对水化学类型反映不够全面，一些主要阴离子（或阳离子）含量相差不大的水，在布罗德斯基分类中找不到恰当的位置。除上述两种表示方法以外还有派珀三线图解表示法，具体内容可参考相关资料。5.4.1地下水的化学分类地下水的埋藏条件决定了其与周围环境之间的关系。埋藏条件不同，自然因素的影响情况便不同，地下水的补给、径流和排泄的条件也会随之不同，在工农业生产及工程建设过程中所遇到的有关地下水方面的问题、计算方法及所采取的开发或防治的措施也不同。5.4.2地下水的埋藏类型5.4.2地下水的埋藏类型按埋藏条件，地下水可分为包气带水、潜水和承压水三种类型。后两者是我们主要的研究对象。这三种不同埋藏类型的地下水，既可赋存于松散的孔隙介质中，也可赋存于硬基岩的裂隙介质和岩溶介质之中。1.包气带水地表以下与地下水面以上，岩石空隙没有充满水，包含有空气，该带称为包气带。包气带中的水包括土壤水和上层滞水。（1）土壤水。土壤水是位于地表附近土壤层中的水，主要为结合水和毛细水。它主要靠降水入渗、水汽凝结及潜水补给。5.4.2地下水的埋藏类型大气降水向下渗透时必须通过土壤层，这时渗透水的一部分就保持在土壤层里，成为田间持水量（土壤层中最大悬挂毛细水含量），多余部分呈重力水下渗补给潜水。土壤水主要消耗于蒸发和植物蒸腾，由于土壤水的动态变化受气候的控制，因此季节变化明显。当潜水位浅时，土壤中的毛细水可以是支持毛细水，当气候干燥、地下水大量蒸发时，盐分会不断积累在土壤表面而使土壤盐渍化。5.4.2地下水的埋藏类型气候潮湿多雨，土壤透水性不良，潜水位接近地表的地区可以形成沼泽。当地下水位较深时，这部分毛细水多为悬挂毛细水。土壤水对供水无意义，但对植物生长有着重要作用。5.4.2地下水的埋藏类型（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。上层滞水的形成主要取决于包气带岩性的组合，以及地形和地质的构造特征。一般地形平坦、低凹或地质构造（平缓地层及向斜）有利汇集地下水的地区，地表岩石透水性好，包气带中又存在一定范围的隔水层，有补给水入渗时，就易形成上层滞水，如图所示。松散沉积层、裂隙岩层及可溶性岩层中都可能埋藏有上层滞水。但由于其水量不大且季节变化强烈，因此，一般在雨季水量大时，可作为小型供水水源，但到旱季因水量减少而干枯。上层滞水的补给区和分布区一致，接受降水或地表水入渗补给，以蒸发或间隔水底板边缘进行侧向散流排泄。上层滞水一般矿化度较低，由于直接与地表相通，故水质易受污染。5.4.2地下水的埋藏类型2.潜水（1）潜水的含义及其特征。地表以下第一个稳定隔水层以上具有自由水面的地下水称为潜水。潜水的自由水面称潜水面。潜水一般多储存在第四系松散沉积物中，也可以形成于裂隙或可溶性基岩中，形成裂隙潜水和岩溶潜水。5.4.2地下水的埋藏类型潜水面任意一点的高程，称为该点的潜水位H；潜水面至地面的铅直距离为潜水的埋藏深度T，自潜水面至隔水底板之间的垂直距离为含水层厚度H0，如图所示。5.4.2地下水的埋藏类型1—砂层；2—隔水层；3—含水层；4—潜水层；5—基准面；H0—含水层厚度；H—潜水位；T—潜水埋藏深度根据潜水的埋藏条件，潜水具有以下特征:①潜水具有自由水面。在重力作用下可以由水位高处向水位低处渗流，形成潜水径流。③潜水的动态（如水位、水量、水温、水质等随时间的变化）随季节不同而有明显变化。例如，雨季降水多，潜水补给充沛，使潜水面上升，含水层厚度增大，水量增加，埋藏深度变浅；而在枯水季节则相反。②潜水的分布区和补给区基本上是一致的。在一般情况下，大气降水、地面水都可通过包气带渗入直接补给潜水。④在潜水含水层之上因无连续隔水层覆盖，一般埋藏较浅，容易受到污染。5.4.2地下水的埋藏类型5.4.2地下水的埋藏类型（2）潜水面的形状。在自然界中，潜水面的形状因时因地而异，受地形、地质、气象、水文等各种自然因素和人为因素的影响。一般情况下，潜水面不是水平的，而是一个向着邻近洼地（如冲沟、河流、湖泊等）倾斜的曲面。只有当盆地或洼地中潜水集聚而潜水面呈水平状态时，才会形成潜水湖，如图所示。1—砂；2—含水砂；3—隔水层；4—潜水面1—砂；2—含水砂；3—隔水层；4—潜水面5.4.2地下水的埋藏类型潜水面的形状与地形存在一定程度的一致性，一般地面坡度越陡，潜水面的坡度就越大。但潜水面的坡度总是小于相应的地面坡度，其形状也比地形要平缓得多。当含水层的透水性和厚度沿渗流方向发生变化时，会引起潜水面形状的改变。在同一含水层中，当岩层透水性随渗流方向增强或含水层厚度增大时，潜水面的形状会趋于平缓，反之则变陡，如图所示。5.4.2地下水的埋藏类型(a)岩层透水性改变（b）含水层厚度改变（c）等水位线1—含水砂；2—含水砂石；3—隔水底板；4—流向5.4.2地下水的埋藏类型气象、水文因素会直接影响潜水面的变化，如大气降水或蒸发，可使潜水面上升或下降。在某些情况下，地面水体的变化也会引起潜水面形状的改变，如图所示。人为修建水库或渠道以及抽取或排除地下水，都会引起地下水位的升高或降低，改变潜水面的形状。5.4.2地下水的埋藏类型（3）潜水面的表示方法。为了清晰地表示潜水面的形状，常用以下两种图示方法，并且两种图示方法常配合使用。①剖面图。按一定比例尺，在具有代表性的剖面方向上，先根据地形绘制地形剖面图，然后根据钻孔、试坑和井、泉的地层柱状图资料绘制地质剖面图，最后画出剖面图上各井、孔等的潜水位，连出潜水面，即绘成潜水剖面图（也称水文地质剖面图），如图所示。该图可以反映出潜水面与地形、含水层岩性及厚度、隔水层底板等的变化关系。1—黏性土；2—砂；3—沙砾石；4—砂岩；5—页岩；6—石灰岩；7—地下水位5.4.2地下水的埋藏类型②等水位线图。在平面上潜水面的形状可以用潜水面等高线图来表示，此图称为潜水等水位线图，如图所示。其绘制方法与绘制地形等高线图基本相同，即根据在大致相同的时间内测得的潜水面各点（如井、泉、钻孔、试坑等）的水位资料，将水位标高相同的各点连接起来即可。1—地形等高线；2—等水位线；3—等埋深线；4—潜水流向；5—潜水埋藏深度为零区（沼泽区）；6—埋深0～2m区；7—埋深2～4m区；8—埋深大于4m区（4）潜水等水位线图的应用。潜水等水位线图一般在地形图上绘制。因为潜水面随季节时刻都在变化，所以等水位线图上要注明测定水位的日期。通过不同时期内等水位线图的对比，可以了解潜水的动态。5.4.2地下水的埋藏类型根据潜水等水位线图可以解决下列问题：①确定潜水的流向。因为潜水是沿着潜水面坡度最大的方向流动的，所以垂直等水位线从高水位指向低水位的方向，即为潜水的流向，常用箭头表示，如图5-24所示，见下图。5.4.2地下水的埋藏类型②确定潜水面的坡度。在潜水流向上任取两点得水位差与水的渗流路径之比，即为潜水的水力坡度。一般潜水的水力坡度很小，常为千分之几至百分之几。③确定潜水与河水的相互关系。在近河等水位线图上可以看出，潜水与河水有以下三种关系：5.4.2地下水的埋藏类型·潜水补给河水［见图5-24（a）］，潜水面倾向河流，多见于河流的中上游山区。·河水补给潜水［见图5-24（b）］，潜水面背向河流，多见于河流的下游，如黄河下游。·一岸为河水补给潜水，另一岸为潜水补给河水［见图5-24（c）］，即潜水面一岸背向河流，另一岸倾向河流，如某些山前地区的河流。④确定潜水的埋藏深度。某一地点的地面标高减去该点的水位标高，即为此点的潜水埋藏深度。根据各点的埋藏深度可进一步做出潜水埋藏深度图。⑤确定含水层的厚度。若在等水位线图上有隔水底板等高线，则可确定任一点的含水层厚度，其值等于潜水位标高减去隔水底板标高。5.4.2地下水的埋藏类型5.4.2地下水的埋藏类型⑥推断含水层透水性及厚度的变化。若潜水自透水性较弱的岩层流入透水性强的岩层，则潜水面的坡度将由陡变缓，等水位线由密变疏；相反，潜水面的坡度便会由缓变陡，等水位线由疏变密。潜水含水层岩性均匀，当流量一定时，含水层薄的地方水面坡度变陡，含水层厚的地方水面坡度变缓，相应的等水位线则密集或稀疏。⑦根据等水位线图的资料，还可以合理布置给水或排水建筑物的位置，一般应在平行等水位线（垂直于流向）和地下水汇流处开挖截水渠或打井。3.承压水（1）承压水及其特征。承压水是充满于两个稳定隔水层（或弱透水层）之间具有静水压力的重力水。当钻孔揭穿承压含水层的隔水顶板时，就会见到地下水，此时井孔中的水面高程称为初见水位。此后井中水位不断上升，到达一定高度后会稳定下来，不再上升，此时该水面的高程称为稳定水位，也即该点处承压含水层的承压水位（测压水位）。承压水含水层上部的隔水层，称为隔水顶板；下部的隔水层称为隔水底板；顶板与底板之间的垂直距离称为承压含水层的厚度M。承压含水层某一点，由隔水层顶界面到测压水位面的垂直距离称为该点处承压水的承压水头（静止水位高出含水层顶板的距离）。当测压水位面高于地面时，承压水头称为正水头H1，反之为负水头H2。当两个隔水层之间的含水层未被水充满时，称为层间无压水。5.4.2地下水的埋藏类型承压水的埋藏条件决定了它与潜水具有以下不同的特征：①承压水具有承压性能，其顶面为非自由水面。②承压水的分布区与补给区不一致。③承压水动态受气象、水文因素的季节性变化影响不显著。④承压水的厚度稳定不变，不受季节变化的影响。⑤承压水的水质不易受到污染。5.4.2地下水的埋藏类型（2）承压水的埋藏类型。承压水的形成主要取决于地质构造。在适宜的地质构造条件下，无论是孔隙水、裂隙水或岩溶水均能形成承压水。适宜形成承压水的蓄水构造（蓄水构造是指在地下水不断交替过程中能积蓄地下水的一种构造）大体可分为两类：一类是盆地或向斜蓄水构造，称为承压（或自流）盆地；另一类是单斜蓄水构造，称为承压（或自流）斜地。①承压盆地。按水文地质特征，承压盆地由补给区、承压区和排泄区三部分组成，如图所示。5.4.2地下水的埋藏类型1—含水层；2—隔水层；3—承压水位；4—承压水流方向;H1—正水头；H2—负水头·补给区。补给区一般位于盆地边缘地势较高处，含水层出露地表，可直接接受大气降水和地表水的入渗补给。·承压区。承压区一般位于盆地中部，分布范围广，地下水承受静水压力。·排泄区。排泄区一般位于盆地边缘的低洼地区，地下水常以上升泉的形式排泄于地表。5.4.2地下水的埋藏类型当承压盆地内有多层承压含水层时，每个含水层有不同的承压水位，如图所示，图片见下页。若蓄水构造与地形一致，称为正地形，此时下层的承压水位高于上层的承压水位；若蓄水构造与地形不一致，称为负地形，其下层的承压水位低于上层的承压水位。5.4.2地下水的埋藏类型若水位高低不同，会造成含水层之间通过弱透水层或断层发生水力联系，形成含水层之间的补给排泄关系。承压盆地的规模差异很大，四川盆地是典型的承压盆地。小型的承压盆地一般只有几平方千米。(a)正地形（b）负地形1—含水层；2—隔水层；3—承压水位；Ⅰ—上层承压水位；Ⅱ—下层承压水位5.4.2地下水的埋藏类型②承压斜地。承压斜地的形成情况有以下几种：·含水层被断层所截而形成的承压斜