地下水引起的环境灾害

地下水引起的环境灾害_地质与岩土力学基

情景12　地下水及相关的工程、环境地质问题

【学习目标】

1．了解地下水的意义、分布、来源。

2．了解地下水的物理、化学性质及化学侵蚀。

3．重点掌握地下水类型;熟悉潜水、承压水的形成条件及特征。

4．理解地下水的运动规律。

5．重点掌握与地下水有关的工程地质问题。

6．了解地下水与环境的有关问题。

【能力要求】

1．会分析潜水、承压水的形成条件及特征。

2．会分析工程建设中地下水对工程的不良影响。

3．能够分析和思考地下水的环境意义。

【必要的理论知识与资料】

12.1　地下水概述

地下水是陆地上重要的生态用水，与地表水和地上大气水分构成了大陆水系统;不同层次的水分复杂交换，呈现出自然的节律和动态平衡关系。由于人类生产生活的空间变化，需水用水的目的、目标多变，活动强度日益加大，人为的加速开采、不平衡开采和不均衡的、超额的灌溉、修建水库等使得自然状态下的地下水平衡被打破，于是形成了新的地下水系统和具有了新的特点。认识地下水的不断变化，认识地下水的改变对陆地的影响，对人们生产和生活普遍意义上的影响，就显得迫切和必须。一切的变化都有工程的参与，工程也必须接受变化的环境系统。地下水的变化对土建工程建设的反作用、后效应逐渐得到人们的重视，许多的土建工程后期暴露出的一些问题都与对地下水因子的忽视和认识不清有关。水利工程与地下水的关系最为直接，相互性更应该注意。充分了解地下水的各种规律和状态，研究、同时协调人类的发展需要，才能做出好的水利工程，才能建设、维护好生态和谐的地下水动态平衡系统。

在地球上，水的数量是巨大的，总体积有1.38×109km3。有97.2%的水分布在海洋里，陆地上的淡水只占2.53%。淡水是陆地生态系统的最重要控制因子。全球淡水的具体分布情况见表12－1。

表12－1　地球水圈中淡水的分布

通过上表我们可以看出地下水的储量和重要性。

地下水埋藏在地面以下的孔隙、裂隙和溶隙中。它可以呈各种物理状态存在，但大多呈液态。

12.1.1　地下水的来源

地下水有四种来源:渗透水、凝结水、原生水和沉积水。

(1)渗透水是大气降水、冰雪消融水、各种地表水通过土、岩的孔隙和裂隙向下渗透而形成的。大气降水是地下水的主要补给源，年降水量是影响降水补给地下水的决定因素之一。年降水量越大，则入渗补给含水层的比值越大，降雨强度、降雨时间、地形、植被发育情况等亦影响大气降水对含水层的补给量。地表水也是地下水的主要来源，河水补给量的大小与河床透水性、河水位与地下水位的高差等有关。

(2)凝结水是大气中的水蒸气在土或岩石孔隙中遇冷凝结成水滴渗入地下而成的，它是干旱或半干旱地区地下水的主要来源。

(3)原生水，即岩浆逸出水，是从岩浆中分离出来的气体化合而成的地下水。这种水数量很少。

(4)沉积水，又称埋藏水、封存水。在沉积过程中保存在沉积物空隙中间的水。它能在一定程度上反映沉积物形成时介质的条件。但在沉积以后的成岩过程中水的成分会逐渐改变。

12.1.2　地下水的形成条件

地下水是在一定自然条件下形成的，它的形成与岩土、地质构造、地貌、气候、人为因素等有关。

(1)地质条件。地下水的形成，必须具有一定的岩土性质和地质构造条件。

岩土的空隙性是形成地下水的先决条件，它主要指岩土中的孔隙和裂隙的大小、数量及连通情况。按照岩土透水性不同分为隔水层和透水层。一般把在常规水力梯度下，有一定给水度并具有透水性的饱水岩土层(体)称为含水层，如沉积层、砂岩层、砾岩层、石灰岩层等。在常规水力梯度下渗透性极差、给水度极小的岩土层称为隔水层或不透水层，如黏土层、页岩层、泥岩层等。能使水通过的岩层叫透水层。

地质构造对岩层的裂隙发育起着控制作用，因而也影响着岩石的透水性。地质构造发育地带，岩层透水性增强，常形成良好的蓄水空间，如致密的不透水层，当其位于褶曲轴附近时可因裂隙发育而强烈透水，断层破碎带是地下水流动的通道。地质构造同时还影响着透水层与隔水层的不同组合。

(2)气候条件。气候条件对地下水的形成有着重要的影响，如大气降水、地表径流、蒸发等方面的变化将影响到地下水的水量。

(3)地貌条件。不同的地貌部位对地下水的形成关系密切。一般在平原、山前区易于储存地下水，形成良好的含水层;在山区一般很难储存大量的地下水。

(4)人为因素。大量抽取地下水，会引起地下水位大幅下降;修建水库，可促使地下水位上升。

12.1.3　地下水循环

按照水循环的范围不同，水的循环可分为大循环和小循环。大循环是指在全球范围内水分从海洋表面蒸发，上升的水汽随气流运移到陆地上空，凝结成雨点降落到陆地表面，又以地表或地下径流的形式，最终流归海洋，再度受到蒸发。小循环是指从海洋表面蒸发，遇冷后又降落到海洋表面，或者水从陆地上的湖泊与河流表面、地面及植物叶面蒸发，遇冷又降落到地面以及渗入地下。地下水是整个自然界水循环的一部分。在降水量很小的干旱地区，空气中的水蒸气进入岩土的孔隙和裂隙中凝结成水滴，水滴在重力作用下向下流动，也可聚积成地下水;反向亦然。这样的循环与旺盛的水循环比较显得微弱和尺度小，但是它是干旱生态系统的维系保障。不同的地质地形区域都与天气气候系统建立起自己的地下水循环和平衡系统。

12.2　地下水的物理性质和化学性质

地下水由地表渗入地下的过程中，溶解了一些盐类和气体，下渗中不断与各种岩土相互作用，进一步溶滤岩土中的某些成分，如各种可溶盐类和细小颗粒，从而形成了一种成分复杂的动力溶液，并随着时间和空间的变化而变化。地下水的溶滤作用使得它的物理性质和化学性质不断变化，物理作用和化学作用也在同时改变着特点。

12.2.1　地下水的物理性质

(1)密度。地下水的密度取决于地下水中的其他物质成分含量。纯净时，密度1g/ cm3，而当溶有其他化学物质时，密度达1.2～1.3g/cm3。

(2)温度。地下水的温度受气温、地热控制，随深度增加而逐渐升高。在高寒地区，地表附近的地下水常年温度都在0℃以下。在西藏的羊八井地区．地下48m深处水温高达150℃左右。

(3)颜色。取决于地下水中的化学成分。一般情况下，地下水是无色的。当含硫化氢时呈翠绿色，并带臭鸡蛋气味;含Fe2O3的地下水呈褐红色;含氧化亚铁时呈浅蓝绿色;含腐殖质时呈带有萤光的浅黄色，具甜味。

(4)透明度。分为透明、微混浊、混浊、极混浊，常见的是无色透明的，当含有一定量的固体物质或悬浮杂质时，透朗度变差。

(5)气味和口味。气味取决于地下水中所含的挥发性物质(气体)与有机质，口味取决于水中所含的盐分和气体，如含有NaCl时有咸味、含MgCl2、MgSO4有苦味、含CO2清凉可口、含铁时带铁腥味、含有机质时具甜味、含有H2S具有臭鸡蛋味等等。

(6)放射性。一般情况下地下水的放射性极其微弱，不足以对人体构成危害。但个别区域的地下水会因放射性元素含量高、放射性强而对人体健康构成危害。

(7)导电性。取决于所含电解质的种类和数量，含的电解质越多时导电性越大。

12.2.2　地下水的化学成分及化学性质

地下水的化学成分是指地下水中的气体成分、阴阳离子、胶体和有机质等。地下水的化学成分可呈离子、分子、化合物和气体状态，而以离子状态者为最多。常见的离子有Cl－、HCOˉ、K+、Na+、Ca2+、Mg2+等七种。化合物有:Fe2O3、Al2O3、H2SiO3等;气体有: O2、N2、CO2、CH4、H2S等;还有有机质和细菌成分。

在工程建设中进行地下水的水质评价时，下列成分及化学性质具有重要的意义:

(1)地下水的钙镁离子浓度(硬度)。

是指水中Ca2+、Mg2+离子的含量。“硬度”是过去习惯沿用的名称，现已废除。现行法定名称为钙镁离子浓度(c=Ca2++Mg2+)。根据钙镁离子浓度，可将地下水分为5类，见表12－2。

表12－2　地下水硬度分类

在生活中，蔬菜和肉类在硬水中很难煮烂，硬水不易使肥皂起泡，硬水在锅炉中会形成锅垢而影响锅炉的正常工作。

(2)地下水的侵蚀性。

是指地下水中的一些化学成分与混凝土结构物中的某些化学物质发生化学反应，在混凝土内形成新的化合物，使混凝土体积膨胀、开裂破坏，或者溶解混凝土中的某些物质，使其结构破坏、强度降低的现象。

常见的地下水侵蚀作用有以下几种。

①氧化、水化侵蚀。当地下水中含有较多氧气时，会对混凝土结构物中的钢筋等金属材料进行腐蚀。

4Fe+3O2=2Fe2O3

Fe2O3+3H2O=2Fe(OH)3(胶体状态)

②酸性侵蚀。H+的含量决定了地下水的酸碱反应和酸碱程度。当pH=7时，地下水为中性;pH＞时为碱性;pH＜7时为酸性。当地下水呈酸性时，氢离子会对混凝土表面的碳酸钙硬层产生溶蚀:

CaCO3+H+=Ca2++HCO3－

③碳酸类侵蚀。CO2在地下水中可呈三种状态存在，即游离状态(气体)，重碳酸状态(HCO3－)，碳酸状态(CO32－)。当水中富含CO2时，会对混凝土中的氢氧化钙产生溶蚀:

Ca(OH)2+CO2=CaCO3↓+H2O

CaCO3+CO2+HO2Ca2++2HCO3－

⑤镁盐侵蚀。富含MgCl2的地下水与混凝土接触时会和混凝土中的Ca(OH)2反应，生成Mg(OH)2和溶于水的CaCl2，使混凝土中的钙质流失，结构破坏，强度降低。

12.3　地下水的基本类型

12.3.1　地下水分类

地下水本身非常复杂，影响因素多种多样，所以地下水的分类方法很多，常用两种分类法:一是按地下水的某一特征进行分类，如上节所述按硬度的分类;二是综合考虑地下水的若干个特征进行分类，如表12－3所列，按埋藏条件和含水层介质的分类法，这是目前比较普遍的分类法。按埋藏条件可将地下水分为包气带水、潜水、承压水(图12－1，12－2)，根据含水介质又可分为孔隙水、裂隙水、岩溶水(溶隙水)。

表12－3　地下水分类

图12－1　地下水的垂直分带

图12－2　潜水、承压水和上层滞水

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—上升泉;7—水井;H—承压水头;M—含水层厚度;井1—承压井;井2—自流井

12.3.2　各类地下水特征

12.3.2.1　包气带水

(1)土壤水。

埋藏在包气带土层中的水。主要以结合水和毛管水形式存在。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的补给。大气降水或灌溉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中，成为所谓的田间持水量(实际就是土壤层中最大悬挂毛管水量)，多余部分呈重力水下渗补给潜水。土壤水主要消耗于蒸发，水分变化相当剧烈，受大气条件的制约。当土壤层透水性很差，气候又潮湿多雨或地下水位接近地表时，易形成沼泽，称沼泽水。当地下水面埋藏不深，毛细水带可达到地表时，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。

上层滞水是存在于包气带中，局部隔水层之上的重力水。

上层滞水的特点是:分布范围有限，补给区与分布区一致;直接接受当地的大气降水或地表水补给，以蒸发或逐渐向下渗透的形式排泄;水量不大且随季节变化显著，雨季出现，旱季消失，极不稳定;水质变化亦大，一般较易污染。

上层滞水由于水量小且极不稳定，只能做临时性的水源。

在建筑工程中，上层滞水的存在乃是不利的因素。基坑开挖工程中经常遇到这种水，这种水可能突然涌入基坑，妨碍施工，应注意排除;但由于水量不大，易于处理。

12.3.2.2　潜水

(1)潜水的概念。

饱水带中第一个稳定隔水层之上、具有自由水面的含水层中的重力水，称为潜水。一般多贮存在第四纪松散沉积物中，也可形成于裂隙性或可溶性基岩中，其基本特点是与大气圈和地表水联系密切，积极参与水循环。

潜水的自由表面称潜水面，潜水面是一个大体与地形一致的曲面，潜水面上任意一点的标高称潜水位。潜水面到地表的铅直距离称潜水埋藏深度。潜水面到隔水底板的铅直距离称潜水含水层厚度。当大面积不透水底板向下凹陷，潜水面坡度近于零，潜水几乎静止不动时，称潜水湖;潜水在重力作用下从高处向低处流动时，称潜水流;在潜水流向上，任取两点的水位高差，除以该两点间的实际距离，即得潜水的水力坡度。

(2)潜水的主要特征。

①潜水具有自由水面，为无压水。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。

②潜水的分布区和补给区基本是一致的。在一般情况下，大气降水、地表水可通过包气带入渗直接补给潜水。

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。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，而在枯水季相反。

④在潜水含水层之上因无连续隔水层覆盖，一般埋藏较浅，因此容易受到污染。

(3)潜水等水位线图(图12－3)。

图12－3　潜水等水位线及埋藏深度图

1—地形等高线;2—等水位线;3—等埋深线;4—潜水流向;5—埋深为0m区(沼泽地); 6—埋深为0～2m区;7—埋深为2～4m区;8—埋深大于4m区

潜水面的形状可以用潜水等水位线图表示。潜水等水位线图就是潜水面的等高线图，其作图方法与地表地形等高线图作法相似，是在地形等高线图的基础上对地下潜水面的作图表达。由于潜水面是随时间变化的，在编图时必须在同一时间或较短时间内对测区内潜水水位进行观测，把每个观测点的地面位置准确地绘制在地形图上，并标注该点测得的潜水埋藏深度及算得的该点潜水水位标高，根据各测点的水位标高画出潜水等水位线图。可以把水井、泉等潜水出露点选作观测点，也可根据需要进行人工钻孔或开挖试坑到潜水面，保证测点有足够的数量和合理的分布。每张潜水等水位线图均应注明观测时间，不同时间可测得同一地区潜水面随时间变化的情况。

根据等水位线图可以了解以下情况:

①确定潜水的流向及水力坡度。垂直于等水位线且自高等水位线指向低等水位线的方向，即为流向。上图中箭头方向即为潜水流向。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，即此两点间的平均水力坡度。

②确定潜水与河水的相互关系。潜水与河水一般有如下三种关系:河岸两侧的等水位线与河流斜交，锐角都指向河流的上游，表明潜水补给河水，这种情况多见于河流的中、上游山区;等水位线与河流交的锐角在两岸都指向河流下游，表明河水补给两岸的潜水，这种情况多见于河流的下游;等水位线与河流斜交，表明一岸潜水补给河水，另一岸则相反，一般在山前地区的河流有这种情况(图12－4)。

图12－4　潜水与河水补给关系图

③确定潜水面埋藏深度。潜水面的埋藏深度等于该点的地形高程与潜水位之差。根据各点的埋藏深度值，可绘出潜水等埋深线。

④确定含水层厚度。当等水位线图上有隔水层顶板等高线时，同一测点的潜水水位与隔水层顶板高程之差即为含水层厚度。

另一种方法是以剖面图的形式表示，即在地质剖面图的基础上，绘制出有关水文地质特征的资料(如潜水位和含水层厚度等)。在水文地质剖面图上，潜水埋藏深度、含水层厚度、岩性及其变化、潜水面坡度、潜水与地表水的关系等都能清晰地表示出来。

(4)潜水的补给、径流和排泄。

①潜水的补给。

潜水含水层自外界获得水量的过程称潜水的补给。其补给来源有:大气降水的入渗、地表水的入渗、越流补给。在干旱气候条件下，凝结水也是潜水的重要补给来源。

②潜水的径流。

潜水由补给区流向排泄区的过程称潜水径流。影响径流的因素，主要是地形坡度、地面切割程度与含水层的透水性，如地形坡度陡、地面切割强烈、含水层透水性强，径流条件就好，反之则差。

③潜水的排泄。

潜水含水层失去水量的过程称水的排泄。在山区、丘陵区及山前地带潜水以泉或散流形式排泄于沟谷或溢出地表，这种排泄方式称水平排泄;在平原地区，潜水排泄主要消耗于蒸发，称为垂直排泄。垂直排泄只排泄水分，不排泄盐分，结果使潜水含盐量增加，矿化度升高，水质变差。人工抽水是水与盐分一起排泄。

潜水补给、径流和排泄的无限往复，组成了潜水的循环。潜水在循环过程中。其水量、水质都不同程度地得到更新置换，这种更新置换称水交替。水交替的强弱，取决于含水层透水性的强弱、地形陡缓和切割程度以及补给量的多少等。随着深度的增加，水交替也逐渐减弱。总之，潜水分布广泛。埋藏较浅。水量消耗容易得到补充、恢复，所以常是生活和工农业供水的重要水源。

12.3.2.3　承压水

(1)承压水及其特征。

充满于两个稳定隔水层之间，含水层中具有水头压力的地下水，称为承压水。上下隔水层顶、底板之间的距离为承压水含水层厚度，承压性是承压水的一个重要特征，承压水如果受地质构造影响或钻孔穿透隔水层时，地下水就会受到水头压力而自动上升，甚至喷出地表形成自流水。

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，才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。

承压水由于具有水头压力，所以它的排泄可以由补给区流向地势较低处，或者由地势较低处向上流至排泄区，以泉的形式出露地表，或者通过补给该区的潜水或地表水而排泄。

承压水比较稳定，水量变化不大，主要原因是承压水受隔水层的覆盖，所以它受气候及其他水文因素的影响较小，故其水质较好，水质稳定。而潜水的水质变化较大，且易受污染，对潜水的水源更应注意卫生保护。

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(即稳定水面的高程)叫承压水位或测压水位。承压水位如高出地面，则地下水可以溢出或喷出地表，所以通常又称承压水为自流水。承压水位与隔水层顶板的距离称为水头，水头高出地面者称为正水头，低于地面者称为负水头。承压水与潜水相比具有以下特征:

①承压水具有静水压力，承压水面(实际并不存在)是一个势面(水压面的深度不能反映承压水的埋藏深度)。

②承压水的补给区和承压区不一致。

③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。

④承压含水层的厚度稳定不变，不受季节变化的影响。

⑤水质不易受污染。

基岩地区承压水的埋藏类型，主要决定于地质构造，即在适宜的地质构造条件下，孔隙水、裂隙水和岩溶水均可形成承压水。最适宜形成承压水的地质构造，有向斜构造和单斜构造两类。

向斜储水构造又称为承压盆地，其规模差异很大，四川盆地是典型的承压盆地，小型的承压盆地一般面积只有几平方公里，它由明显的补给区、承压区和排泄区组成。

单斜储水构造又称为承压斜地，它的形成原因可以是由于含水层岩性发生相变或尖灭，也可以是由于含水层被断层所切(图12－5)。

图12－5　断层斜地与含水层尖灭构造斜地

(2)等水压线图(图12－6)。

图12－6　承压等水压线图

1—地形等高线;2—含水层顶板等高线;3—等水压线;4—地下水流向;5—承压水自溢区; 6—钻孔;7—自喷钻孔;8—含水层;9—隔水层;10—承压水位线;11—钻孔;12—自钻孔

等水压线图就是承压水面的等高线图，这是根据相近时间测定的各井孔的承压水位资料绘制的。如果在图中同时绘出含水层顶板及底板等高线，这样就和等水位线图一样，可以确定承压水的流向、计算水力坡度、确定承压水位和承压水含水层的埋深、明确水头的大小以及含水层的厚度等。

例如，根据上图可确定地面绝对高程、承压水位、含水层顶板绝对高程、含水层距地表深度(地面绝对高程减含水层顶板绝对高程)、稳定水位距地表深度(m)(地面绝对高程减承压水位)、水头(m)(承压水位减含水层顶板绝对高程)。

(3)承压水的补给、径流和排泄。

承压水的补给方式一般为:当承压水补给区直接出露于地表时，大气降水是主要的补给来源;当补给区位于河床或湖沼地带，地表水可以补给承压水;当补给区位于潜水含水层之下，潜水便直接排泄到承压含水层中。此外，在适宜的地形和地质构造条件下，承压水之间还可以互相补给。

承压水的排泄有如下形式:承压含水层排泄区裸露于地表时，承压水以泉的形式排泄并可能补给地表水;承压水位高于潜水位时，承压水排泄于潜水并成为潜水补给源;在某些地形或负地形条件下，承压水也可以形成向上或向下的排泄。

承压水的径流条件决定于地形、含水层透水性、地质构造及补给区与排泄区的承压水位差。承压含水层的富水性则同承压含水层的分布范围、深度、厚度、空隙率、补给来源等因素密切相关。一般情况下，若承压水分布广、埋藏浅、厚度大、空隙率高，水量就较丰富且稳定。

承压水径流条件的好坏及水交替的强弱，决定了水质的优劣及其开发利用的价值。

12.3.2.4　孔隙水

孔隙水主要储存于松散沉积物孔隙中，由于颗粒间孔隙分布均匀密集、相互连通，因此，其基本特征是分布均匀连续，多呈层状，具有统一水力联系的含水层。

(1)冲积层中的地下水。

冲积物(层)是经常性流水形成的沉积物，它分选性好，层理清晰。在河流上、中、下游或河漫滩、阶地的岩性结构、厚度各不相同，就决定了其中孔隙水的特征和差异。

①河流中、上游冲积层中的地下水。河流上游峡谷内冲积砂砾、卵石层分布范围狭窄，但透水性强、富水性好、水质优良，是良好的含水层。冲积层中的地下水位和水量随河水与季节的变化而变化。河流中游河谷两侧的低阶地，尤其是一级阶地与河漫滩，是富水区。

②河流下游平原冲积层中的地下水。冲积平原上，常埋藏有由颗粒较粗的冲积砂组成的古河道，其中贮存有水量丰富、水质良好且易于开采的浅层淡水。

河流下游平原的冲积层，常与不同时期和成因的其他砂砾石沉积组合成统一的、巨厚的砂砾——砂质含水岩系，构成规模大、水量多的地下水盆地，且具良好的水质，常成为不可多得的灌溉或供水水源地。

(2)洪积层中的地下水(图12－7)。

广泛分布于山间盆地和山前的平原地带，常呈扇状地形，故又称洪积扇。根据地下水埋深、径流条件及化学特征，可将洪积扇中的地下水大致分为三带。

A—只有潜水位区;B—潜水位与承压水位重合区;C—承压水位高于潜水位区

①深埋带。又称径流带，在顶部靠近山区，地形坡度较陡。粗砂砾石层堆积，有良好渗透性和径流条件，矿化度低，小于1g/L，为重碳酸盐性水，故又称地下水盐分溶滤带，埋深十几到几十米以上。

②溢出带。地形变缓，细纱、亚砂、亚粘土等交错沉积，渗透性变弱，径流受阻，形成壅水，出露成泉，矿化度增高，为重碳酸—硫酸盐型，故又称盐分过路带。

③下沉带。由粘土和粉砂夹层组成，岩层渗透性极弱、径流很缓慢，蒸发强烈，以垂直交替为主，由于河流排泄作用，地下水埋深比溢出带稍有加强，又称潜水下沉带。因地下水埋深仍很浅，在干旱、半干旱条件下，蒸发强烈进行，水的矿化度急剧增加(大于3g/L)为硫酸—氯化物或氯化物型水，地表形成盐渍化，又称盐分堆积带。

上述洪积层中的地下水分带规律，在我国北方，具有典型性。而南方多雨，缺少水质的明显分带性，多为低矿化度的重碳酸盐性水。

12.3.2.5　裂隙水

裂隙水是指贮存于基岩裂隙中的地下水。岩石中的裂隙的发育程度和力学性质影响着地下水的分布和富集。在裂隙发育地区，含水丰富;反之，含水甚少。所以在同一构造单元或同一地段内，富水性有很大变化，因而形成了裂隙水分布的不均一性。上述特征的存在，常使相距很近的钻孔，水量一方较另一方大数十倍，如福建漳州市，两钻孔相距仅20m，水量一方较另一方大65倍。

(1)裂隙水的划分。

裂隙水按其埋藏分布特征，可划分为面状裂隙水、层状裂隙水和脉状裂隙水。面状裂隙水又称风化裂隙水，贮存于山区或丘陵区的基岩风化带中，一般在浅部发育。层状裂隙水系贮存于成层的脆性岩层(如砂岩、硅质岩及玄武岩等)中。原生裂隙和构造裂隙构成的层状裂隙中的水，一般是承压水(玄武岩台地中的层状裂隙水是潜水)。脉状裂隙水亦称构造裂隙水，它贮存于断裂破碎带和火成岩体的侵入接触带中，岩脉的节理之中，脉状裂隙水具承压水的特点，含水一般均匀。

(2)裂隙水富集特点。

裂隙水的富集受诸多地质因素的影响，具体如下:①不同岩性的富水性不同。岩石(软、硬等)性质不同，影响着裂隙的发育程度，导致地下径流强弱差别和分布的贫富不均。②不同力学性质的结构面富水性不同，一般情况是，张性结构面富水性强，压性结构面富水性弱，扭性结构面居中。③不同构造部位的富水性不同。通常在背斜或向斜轴部、岩层挠曲部位、穹窿顶部等处的裂隙较其他部位的发育且具张性，往往是富水地段。此外，断裂多次活动部位，由于多次作用的叠加，岩石破碎，裂隙发育，有利裂隙水的富集和贮存。断裂构造新近活动的地方，也易于地下水富集。④不同地貌部位的富水性不同。地形地貌控制地下水的补给和汇水条件。洼地、盆地、沟谷低地汇水条件好，往往为富水的有利地带。

12.3.2.6　喀斯特水

储存和运动于可溶性岩石中的地下水称为岩溶水。岩溶水不仅是一种具有独特性质的地下水，同时也是一种地质营力。它在运动过程中，不断地与可溶性岩石发生作用，从而不断改变着自己的赋存和运动条件。

岩溶水可以是潜水，也可以是承压水。当岩溶含水层裸露于地表时，常形成潜水或局部具有承压性能;当岩溶含水层被不透水层覆盖，就可形成承压水。岩溶水的埋藏深度，在岩溶含水层下距地表不深处有隔水层时，则埋藏较浅;当隔水层埋藏很深时，岩溶水的埋藏深度受区域排水基准面和地质构造的控制，往往埋藏较深，地面常呈现严重缺水现象。

岩溶水与裂隙水的差别很大，其主要原因是由于它们的含水空间不同所造成的。岩溶水的特点，主要表现在以下三个方面。

(1)富水性在水平和垂直方向的变化显著。

在岩溶体内存在着含水和不含水体、强含水体和弱含水体、均匀含水体和集中渗流通道共存的特点。之所以形成这些特点是与岩溶发育程度、各种形态岩溶通道的方向性以及连通情况在不同方向上的差异有关。因此，在生产实践中，常常可以见到不同的地段，岩溶的富水差别很大，即使是同一地段，相距很近的两个钻孔，或者是同一钻孔不同的深度，富水性差别也很显著。

(2)水力联系的各向异性。

当岩溶化岩层的某一个方向岩溶发育比较强烈，通道系统发育比较完善，水力联系好时，这个方向就成为岩溶水运动的主要方向;在另一些方向上，由于岩溶裂隙微小，或因通道系统被其他物质所堵塞，致使水流不畅，水力联系差，因此，在岩溶含水层不同的方向上，透水性能差别很大，出现水力联系各向异性的特点。

(3)动态变化显著。

岩溶水的动态变化非常显著，尤其是岩溶潜水。其动态最显著的特点之一是变化幅度大，例如，水位的年变化幅度，一般可达数十米，流量的变化幅度可达数十倍，甚至数百倍。动态的特点之二是对大气的反应灵敏，有的在雨后一昼夜甚至几小时就出现峰值。

12.4　泉

12.4.1　泉的概念

有相当部分的地下水是以泉的形式出露和排泄的，泉是地下水的天然露头，是地下水排泄方式之一。

泉是在一定的地形、地质和水文地质条件下有机组合的产物。山区、丘陵区的沟谷中和山坡脚，泉的分布最为常见，在平原区很难找到。

泉的类型很多，但目前尚无统一的分类。下面介绍几种常见的分类。

根据补给泉的含水层性质，可分为:①上升泉。由承压含水层补给，地下水在静水压力作用下，由地下涌出地表成泉。上升泉的动态一般变化较小。②下降泉。由上层滞水或潜水含水层补给，地下水在重力作用下自由流出地表形成的泉。这种泉的涌水量随季节而变化。

根据泉出露的地质条件，可分为:①侵蚀泉。由于河谷和冲沟的切割，揭露潜水含水层而成的泉，称侵蚀下降泉;当河流和冲沟切穿了承压含水层顶板时，承压水便涌出地表，形成侵蚀上升泉。②接触泉。地下水由含水层和其下面的隔水层接触处流出成泉，称接触下降泉;在侵入体或岩脉与围岩接触处，常因冷凝收缩而产生裂隙，地下水沿此种接触带上升涌出地表成泉，称为接触上升泉。③溢出泉。岩石透水性变弱或为阻水结构阻挡，使地下水受阻而涌出地表，形成溢出下降泉。此种泉出口处地下水也为上升运动，应注意与上升泉区别。④断层泉。承压含水层被断层切割，当断层导水时，地下水便沿断层上升至地表成泉。这种泉常沿断层成线状分布(图12－8)。

图12－8　不同类型的泉

1—隔水层;2—透水层;3—地下水位;4—导水断层;5—下降泉;6—上升泉

除上述常见的泉之外，尚有个别的，特定条件下形成的特殊泉。如响泉、间歇泉、毒泉等。

12.4.2　研究泉的意义

泉的特征的研究可以反映地下水的一系列特征。如泉涌水量大小反映富水程度;泉出露高程代表地下水位的高程;泉水运动特征及动态，反映地下水的类型;泉的分布反映含水层补给和排泄区的位置;泉水化学特征代表含水层的水质特点;泉水温度可反映地下水的埋藏条件。此外，泉的出露特征还有助于判断地质构造等。尤其一些大泉，常是主要的甚至唯一的供水源地。有的泉群可成为旅游资源，如山西娘子关泉，山东济南的72泉群等。有许多泉含有矿物质及稀有元素，是重要的矿泉水资源，还有很多温泉具有重要的医疗价值。因而，泉的研究对国民经济的发展具有重要的实际意义。

12.5　地下水运动

12.5.1　地下水运动的基本形式

地下水在岩石的空隙中运动称为渗透。对于地下水流，假想其充满岩石颗粒骨架外的全部体积。我们把这种假想水流称为渗透水流，简称为渗流，其特点是水流通道曲折多变，流速缓慢。

地下水在岩石空隙中运动，按其形态可分为层流和紊流两种运动形式。所谓层流运动是指水质点呈相互平行的流线运动;紊流的水质点运动则是杂乱无章的。

根据地下水的运动要素(如水位、流速、流向)随时间变化与否，又可将其分为稳定流与非稳定流两类运动。稳定流运动各运动要素不随时间改变;运动要素随时间变化的水流运动则称为非稳定运动。严格地讲，自然界中的地下水流均属非稳定流。但为了计算简便，也可以将某些运动要素变化微小的渗流，近似地看做稳定流。

此外，如果地下水的流速大小和方向沿着流程保持不变，这样的流动称为均匀流;反之，则为非均匀流。

12.5.2　地下水运动的基本规律

12.5.2.1　达西线性渗透定律

1852—1856年，法国水利学家达西(HenriDarcy)通过大量试验发现了地下水运动的线性渗透定律，故称达西定律，其试验装置如图12－9所示。

图12－9　达西实验装置

1，2—导管;3—量杯;4，5—测压管

在用粒径为0.1～3mm的砂做了大量试验后，获得如下结论:单位时间内通过筒中砂的水流量Q与渗透长度L成反比，而与圆筒的过水断面面积A、上下两测压管的水头Δh成正比，即

式中　Q——渗透流量(m3/d);

　　　A——过水断面面积(圆筒横断面面积，m2);

　　　Δh——水头损失(测压管的水头差)(m);

　　　L——渗透长度(m);

　　　k——渗透系数(m/d)。

令比值Δh/L=J，称水力坡度，也就是渗透路程中单位长度上的水头损失。又因v=Q/ A，则式(12.1)可写为

式(12.2)表明，渗透流速v与水力坡度的一次方成正比，故达西定律又称线性渗透定律。当J=1时，v=k，说明渗透系数值等于单位水头梯度时的渗透流速。

实验表明，不是所有地下水的层流运动都服从达西定律，只有当雷诺数Re＜1时才符合达西定律。在自然界中，由于绝大多数地下水流动比较缓慢，其雷诺数一般都小于1，因此达西定律是地下水运动的基本定律。

12.5.2.2　地下水流向集水建筑物的运动

(1)概述。

水井是开采地下水的最基本形式之一，我们称之为集水建筑物(用以开采和疏干地下水的各种工程设施)。当水井穿过整个含水层而达到隔水底板时，称为完整井。如果仅穿入含水层部分厚度，则称为非完整井。开采潜水含水层的井称为潜水井，开采承压含水层的井称为承压水井(或自流井)。当承压水井内水位降深很大，以致动水位下降到含水层顶板以下，造成井附近承压水转化为非承压水时，则称为承压—潜水井。流向不同集水建筑物的水流形态是不同的，因此必须建立不同的计算公式。

(2)地下水向完整井的稳定流运动(图12－10)。

1863年法国水利学家裘布依首先应用线性渗透定律研究了均质含水层在等厚、广泛分布、隔水底板水平、天然的(抽水前)潜水面(亦为水平)即地下水处于稳定流的条件下，呈层流运动的缓变流流向完整井的流量方程式。

由抽水试验得知，抽水时潜水完整井周围潜水位逐渐下降，将形成一个以井孔为中心的漏斗状潜水面，即所谓的降落漏斗。

图12－10　潜水完整井抽水示意图

潜水向水井的渗流，如图所示，从平面上看，流向沿半径指向井轴，呈同心圆状。为此，围绕井轴取一过水断面，该断面距井的距离为x，该处过水断面的高度为y，这样，过水断面面积为A=2πxy，平面径向流的水力坡度为J=dy/dx。

当地下水流为层流时，服从线性渗透定律，该断面的过流量应为

Q=kAJ=k2πxy(dy/dx)

分离变量并积分得:

式中　Q——井的出水量(m3/d);

　　　k——渗透系数(m/d);

　　　H——含水层厚度(m);

　　　h——动水位(m);

　　　r——井的半径(m);

　　　R——影响半径(m)。

式(12.3)即为潜水完整井出水量公式，又称裘布依公式。

当进行抽水试验时，有时设有一个或两个观测孔，它们的流量公式，根据相应的积分上下限，整理后可得如下公式:

一个观测孔的流量公式为

两个观测孔的流量公式为

上两式中:h1、r1为1号观测井的动水位和该井的动水位距主井的距离;h2、r2为2号观测井和该井距主井的距离。

12.6　地下水与工程建设关系

工程设计和施工中，有关工程地点、位置摆放、边坡稳定性、隧道围岩稳定、漏水、基坑开挖深度、基础砌置深度，都必须研究有关地下水的问题。地基土中的水能降低土的承载力;基坑涌水不利于工程施工;地下水常常是滑坡、地面沉降和地面塌陷发生的主要原因;一些地下水含有不少侵蚀性物质，对混凝土产生化学侵蚀作用，使其结构破坏。工程上把与地下水有关的问题称为水文地质问题，把与地下水有关的地质条件称为水文地质条件。总之，地下水对工程建设影响很大，产生的问题多种多样，量大而普遍。

12.6.1　地下水位的变化

如地下水位上升，可引起浅基础地基承载力降低，在有地震砂土液化的地区会引起液化的加剧，同时易引起建筑物震陷加剧，岩土体产生变形、滑移、崩塌失稳等不良地质现象。另外，在寒冷地区会有地下水的冻胀影响。

就建筑物本身而言，若地下水位在基础底面以下压缩层内发生上升变化，水浸湿和软化岩土，从而使地基土的强度降低，压缩性增大，建筑物会产生过大沉降，导致严重变形。尤其是对结构不稳定的土(如湿陷性黄土、膨胀土等)这种现象更为严重，对设有地下室的建筑的防潮和防湿也均不利。

地下水位下降，往往会引起地表塌陷、地面沉降等。对建筑物本身而言，当地下水位在基础底面以下压缩层内下降时，岩土的自重压力增加，可能引起地基基础的附加沉降。如果土质不均匀或地下水位突然下降，也可能使建筑物产生变形破坏。

通常地下水位的变化往往是由于施工中抽水和排水引起，局部的抽水和排水，会产生基础底面下地下水位突然下降，建筑物(如邻近建筑物)发生变形，因此，施工场地应注意抽水和排水的影响。另外，在软土地区，大面积的抽水也可能引起地面下沉。此外，如果抽水井滤网和砂滤层的设计不合理或施工质量差，抽水时会将土层中的粘粒、粉粒、甚至细砂等细小土颗粒随同地下水一起带出地面、使周围地面土层很快产生不均匀沉降，造成地面建筑物和地下管线不同程度的损坏。

城市大面积抽取地下水，将造成大规模的地面沉降。前些年，天津市由于抽水使地面最大沉降速率高达262mm/a，最大沉降量达2.16m。

12.6.2　地下水的渗透产生流沙和潜蚀

12.6.2.1　流沙

流沙是砂土在渗透水流作用下产生的流动现象。这种情况的发生常是由于在地下水位以下开挖基坑、埋设地下管道、打井等工程活动而引起的，所以流沙是一种不良的工程地质现象，易产生在细砂、粉砂、粉质黏土等土中。形成流沙的原因:一是水力坡度较大，流速大，冲动细颗粒使之悬浮而成;二是由于土粒周围附着亲水胶体颗粒，饱水时胶体颗粒膨胀，在渗透水作用下悬浮流动。

流沙在工程施工中能造成大量的土体流动，致使地表塌陷或建筑物的地基破坏，会给施工带来很大困难，或直接影响工程建筑及附近建筑物的稳定，因此必须进行防治。

12.6.2.2　潜蚀

潜蚀是指渗透水流冲刷地基岩土层，并将细粒物质沿空隙迁移(机械潜蚀)或将土中可溶成分溶解(化学潜蚀)的现象。潜蚀通常分为机械潜蚀和化学潜蚀，这两种作用一般是同时进行的。在地基土层内如具有地下水的潜蚀作用时，将会破坏地基土的强度，形成空洞，产生地表塌陷，影响建筑工程的稳定。对潜蚀的处理可以采用堵截地表水流入土层、阻止地下水在土层中流动、设置反滤层、改造土的性质、减小地下水流速及水力坡度等措施。这些措施应根据当地地质条件分别或综合采用。

12.6.3　地下水的侵蚀性

地下水的侵蚀性主要体现为含有侵蚀性CO2或含有的地下水，会产生对混凝土、可溶性石材、管道以及金属材料的侵蚀危害。

工程建设中，深基础、地下洞室衬砌和边坡支挡建筑物等，都要长期与地下水相接触，地下水中各种化学成分与建筑物中的混凝土产生化学反应，使混凝土中某些物质被溶蚀，强度降低，结构遭到破坏，或者在混凝土中生成某些新的化合物，这些新化合物生成时体积膨胀，使混凝土开裂破坏。

地下水对混凝土的侵蚀主要有结晶型侵蚀、分解型侵蚀等类型。

12.6.3.1　结晶型侵蚀

12.6.3.2　分解型侵蚀

地下水中含有CO2，有时对建筑物基础混凝土具有侵蚀(腐蚀)性。当地下水中CO2含量较高时，水中的CO2与混凝土中微量成分Ca(OH)2完全反应后剩余的CO2就会与混凝土成分中CaCO3发生反应生成重碳酸钙Ca(HCO3)2，使混凝土遭到腐蚀。

12.6.4　基坑涌水现象

当工程基坑设计在承压含水层的顶板上部时，开挖基坑必然会减少承压水顶板隔水层的厚度，当隔水层变薄到一定程度经受不住承压水头压力作用时，承压水的水头压力将会顶裂、冲毁基坑底板向上突涌，从而出现基坑突涌现象。

基坑突涌不仅破坏了地基强度，给施工带来困难，而且给拟建工程留下安全隐患。

12.6.5　地下水的浮托作用

在地下水静水位作用下，建筑物基础的底面所受的均布向上的静水压力，称为地下水的浮托力。地下水位上升产生的浮托力对地下室防潮、防水及稳定性产生较大影响。

为了平衡地下水的浮托力，避免地下室或地下构筑物上浮，目前国内常采用抗拔桩或抗拔锚杆等抗浮设计。即先在基坑底面设置深孔抗拔桩，然后将深孔抗拔桩的上端嵌入建筑物基础底板以拉阻基础上浮。

12.6.6　路基翻浆

路基翻浆主要发生在季节性冰冻地区的春融时节，以及盐渍、沼泽等地区。因为地下水位高、排水不畅、路基土质不良、含水过多，经行车反复作用，路基会出现弹簧、裂缝、冒泥浆等现象。

根据导致路基翻浆的水类来源不同，翻浆可分为5类(表12－4)。根据翻浆高峰期路基、路面的变形破坏程度，翻浆又可分为3个等级(表12－5)。

表12－4　翻浆分类

续表

表12－5　翻浆分级

12.7　地下水引起的环境灾害

12.7.1　土壤盐碱化

土壤盐碱化又称土壤盐渍化或土壤盐化。土壤盐碱化是指土壤含盐量太高(超过0.3%)，从而使农作物低产或不能生长。由于蒸发等原因，土壤中可溶性盐类随水向表层移动并积累下来，可溶性盐(如石膏)含量超过0.1%或0.2%则大多数植物不能生长。土壤中盐分的主要来源是风化产物和含盐的地下水。灌溉水含盐和施用生理碱性肥料也可使土壤中盐分增加。土壤盐碱化后，土壤溶液的渗透压增大，土体通气性、透水性变差，养分有效性降低，植物不能正常生长。

通常情况下，地下水与表层土壤水维持一定的动态平衡，表层土壤中的离子含量相对稳定。气候干旱时，土壤蒸发量增大，土壤中的水分含量下降，引起地下水沿土壤毛细管上移，土壤中的盐分也随着水分同时运动。水分蒸发以后，盐分则在土壤表层积累，盐分离子达到一定高的浓度时，就发生土壤盐碱化。所以，绝大部分盐碱土分布在干旱、半干旱地区。不受人为影响、自然发生的土壤盐碱化称为原生盐碱化。由于人类活动引发的土壤盐碱化称为次生盐碱化。(盐:由于地表蒸发将盐分积累在土壤表面;渍:地下水位过高浸湿地面;碱:由于离子交换吸附作用使得土壤阳离子过高，土壤呈碱性。)

地下水位高是造成盐渍化的主要原因，如果灌排系统良好不会发生盐渍化，也就是说土壤的盐分是随水而来，随水而去。次生盐渍化又称“次生盐碱化”。指由于不合理的耕作灌溉而引起的土壤盐渍化过程。主要发生在干旱或半干旱地区地下水位较高、地下径流不畅、地下水中含有较多可溶性盐的冲积平原，如我国的华北平原、松辽平原、河套平原、渭河平原等。因受人为不合理措施的影响，使地下水抬升，在当地蒸发量大于降水量的条件下，使土壤表层盐分增加，引起土壤盐化。防治的关键在于控制地下水位，故应健全灌排系统，采取合理灌溉等农业技术措施，防止地下水位抬升和土壤返盐。

我国盐碱土主要有两种形成原因。一是蒸发量远远大于降水量，导致地下含盐地下水上升，水分蒸发完后，盐便会停留在土壤表面，在时间累积下，含盐量大大增加，形成盐碱土。二是海滨土壤，由于靠近海水，土壤受到海水的侵蚀，土壤逐渐盐碱化。

土壤盐渍化是历史自然灾害之一，也是当今世界灌溉农业中的一个严重问题。它是一定自然条件之下的产物，兼受人类活动的影响，可给农业生产带来毁灭性的破坏。目前，受盐化威胁严重的国家有印度、澳大利亚、巴基斯坦、叙利亚、约旦、美国、墨西哥及俄罗斯等国。据联合国调查资料，由于土地盐渍化已使全世界灌溉土地的生产力下降了大约4℅。由于灌溉管理不当，全世界累计已有2000万～2500万ha耕地丧失了生产力。目前，在约2亿ha的世界灌溉面积中，每年由于盐溃化而弃耕的土地可达20万～30万ha。由于干旱气候条件有利于盐分在土壤和水分中积累，气候干旱地区更易受到土壤盐化作用的威胁。我国也是受盐渍化危害严重的国家，仅北方旱区就有盐溃土近1亿亩，且其中一半左右尚未得到治理，有些经过改良效果尚不明显，土壤盐渍化已成为我国北方旱区灌溉农业中的严重问题。

12.7.2　地面沉降

地面沉降是指在自然和人为因素作用下，由于地壳表层土体压缩而导致区域性地面标高降低的一种环境地质现象，也叫区域性的总体下降运动。其特点是具有生成缓慢、持续时间长、影响范围广、成因机制复杂和防治难度大等，是一种对资源利用、环境保护、经济发展、城市建设和人民生活构成威胁的地质灾害。

以向下的垂直运动为主体，只有少量或基本上没有水平方向位移。其速度和沉降量值以及持续时间和范围均因具体诱发因素或地质环境的不同而异。目前国内外工程界所研究的地表沉降主要是指由抽取液体(以地下水为主，也包括油、气)所引起的区域性地面沉降，我国《岩土工程勘察规范》中规定为在较大面积内由于抽取地下水引起水位下降而造成的地面沉降现象。

地面沉降是世界范围较为普遍的地质灾害。据统计，目前世界上已有60多个国家和地区发生地面沉降，包括美国、中国、日本、墨西哥、意大利、泰国、英国、俄罗斯、委内瑞拉、荷兰、越南、匈牙利、德国、印度尼西亚、新西兰、比利时、南非等。其中，地面沉降比较明显的区域是墨西哥的墨西哥城，美国的长滩市和休斯敦，意大利的波河三角洲，英国的伦敦，德国北部沿海地区，匈牙利的布勒森，委内瑞拉的马拉开波湖周围，俄罗斯的莫斯科，泰国的曼谷，新西兰的怀拉基，越南的河内，印尼的雅加达，澳大利亚的特拉罗布谷，日本的东京、大阪等。

现有文献资料表明，较早记录地面沉降的是墨西哥城。1891年，墨西哥城就记录地面沉降现象，但当时地面沉降量不大，危害也不明显，当时并没有引起人们的足够重视。目前，平均沉降量达到0.3cm/a，最大累计沉降量超过7.5m，有的地区甚至超过15m。

美国于1922年最早在加州的萨克拉门托和圣华金流域发现沉降，1920—1969年地下水位下降达137m，累积地面沉降达2.6m，影响范围9100km2。至20世纪70年代初期，美国已有37个州因开采地下流体而产生不同程度的地面沉降现象;至1995年，美国50个州均有地面沉降发生。

上世纪70年代，曼谷开始发现地面沉降现象。1984年是曼谷地面沉降最为严重的时期，地下水水位降幅高达65m，曼谷东部地区的沉降速率一度达到每年12cm，地面沉降开始成为城市发展的严重威胁。

上海是我国地面沉降最严重城市之一。早在1921年就有关于地面沉降的报道。随着地下水开采量的增加，在1956—1959年问，沉降速率达到最大，为98mm/a，到1965年，累计最大沉降高达2.63m。累计沉降超过0.5m的地区有121km2。1963年后，采取了一些措施，沉降速率明显降低。1966年，市区出现了6.3mm的回弹。

随着世界经济的发展，地面沉降现象日益加剧，许多沿海城市出现标高地带低于当地平均海平面地带，直接或间接影响着居民的生存环境和生命财产的安全。地面沉降在分布上具有一定的规律性:一是在大江大河入海的三角洲地区;二是在松散地层(粘土和砂子)较厚且经济发达的平原地区，也容易产生地面沉降。

地面沉降成因主要包括开发利用地下流体资源(地下水、石油、天然气等)、开采固体矿产、岩溶塌陷、软土地区与工程建设有关的固结沉降等，此外还包括新构造运动、冻土融化等因素。

美国德克萨斯州等地由于碳氢化合物的开采诱发地面沉降。南斯拉夫吐斯拉城岩盐矿经过近100年的开采，盐水层水压力下降，地面最大沉降量达10m。波兰最大铜矿莱格纳卡产生超越开采区的巨大沉降槽，地面最大沉降量达0.8m。矿区采空塌陷分布在各矿区，以采煤塌陷最为突出。普遍的地热等资源的过度开采，城市建筑、重大工程造成地基土体发生缓慢变形。

地面沉降一个很大的危害就是出现地裂缝。地面沉降比较均匀时，其破坏性显得不那么强烈，而不均匀时，就容易出现地裂缝。地面沉降使墨西哥城的一些地下排污管道发生了倾斜变形，污水无法正常排出城市。另外，地面沉降对于城市建筑物、机场、铁路、高速公路、地下管线、排水沟渠等都造成了影响。对于曼谷来讲，地面沉降最大的威胁莫过于增加了洪水的风险，以及海水倒灌。曼谷城区本身地势就非常低洼，多年的地面沉降已使东部部分地区地表高度低于海平面1m左右，这种地势极易导致洪水发生。

在美国的SanJoaquin地区，从20世纪30年代至60年代40多年的时间内，发生了大面积的严重地面沉降，最大沉降达9m。而差异沉降给输水工程(灌溉排水系统，蒸汽管道)的维护和使用带来困难，成百上千的水井遭到破坏。地面沉降带来的直接和间接经济损失数以千万美元计，20世纪70年代初期，由于输水工程的建设，使得地下水开采量锐减，地面沉降问题基本解决。

从上述的沉降事例来看，地面沉降所带来的直接危害主要有:①城市河流排水排污系统高程和坡降的改变，导致排水排污系统减效失效，容易发生洪涝灾害;②公路铁路桥梁房屋建筑等的结构破坏;③沿海地区的海水侵入。

值得注意的是一些城市在经历了若干年的下沉之后，由于采取了诸如减少地下水开采，向地层中充水等措施，地下水位上升。随之又会带来一些问题，如地基承载力下降、粘土层回弹导致建筑物结构及桩基础损坏、建筑物的地下室浸水等。

【思考题与习题】

1.简述地下水的物理性质，它与我们生活有哪些关系?

2.地下水中包含哪些化学成分?

3.简述地下水的分类。

4.什么是潜水?潜水有哪些特征?

5.怎样表示潜水面的形状?等水位线图如何绘制?它有哪些用途?

6.潜水和承压水的补给、径流、排泄分别有何特点?

7.什么是承压水?承压水有哪些特征?

8.什么样的地质构造条件适宜储存承压水?试绘图并说明。

9.简述裂隙水的分布特征。

10.在岩溶分布区怎样寻找地下水?

11.什么是泉?泉有哪些类型?

12.写出达西定律的关系式，并指出各符号的意义及达西定律的适用范围。

13.写出地下水向潜水完整井运动的裘布依公式，并指出式中各符号的含义。

14.施工中地下水对工程有哪些不良影响?

15.不合理利用地下水会产生哪些问题?