地下水的渗透破坏

时间：2022-01-28 理论教育版权反馈

【摘要】：地下水是工程地质分析、评价和地质灾害防治中的一个极其重要的影响因素。重力水是地下水存在的最主要的形式，毛细水和重力水都是对土木工程有重大影响的液态水。地下水是由渗透作用和凝结作用形成的。地下水面以上,称为包气带；地下水面以下，称为饱水带。此外，地下水还会对工程建筑材料如钢筋混凝土等产生腐蚀作用，使结构物遭到破坏。工程中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。

地下水的渗透破坏_工程地质

地下水是工程地质分析、评价和地质灾害防治中的一个极其重要的影响因素。地下水是指埋藏在地表以下土层及岩石空隙中各种状态的水，它是地球上水体的重要组成部分。岩土的空隙包括松散沉积物中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙和可溶性岩石中的溶隙。孔隙大小和分布比较均匀，连通性好；裂隙分布不均匀，长度和宽度差异很大；溶隙大小相差悬殊，分布不均匀且连通性更差。

岩土空隙中的水，除了因岩土颗粒表面带有电荷而吸引一部分结合水以外，储存在岩土空隙中的地下水有气态、液态和固态3种，但以液态为主。当水量少时，水分子受静电引力作用被吸附在碎屑颗粒和岩石的表面，称为吸着水（强结合水）；薄层状吸着水的厚度超过几百个水分子直径时，则为薄膜水（弱结合水）。吸着水和薄膜水因受静电引力作用，不能自由移动。当水将岩土空隙填满时，如果空隙较小，则水受表面张力作用，可沿空隙上升形成毛细水；如果空隙较大，水的重力大于表面张力，则水受重力的支配从高处向下渗流，形成重力水。重力水是地下水存在的最主要的形式，毛细水和重力水都是对土木工程有重大影响的液态水。

地下水是由渗透作用和凝结作用形成的。地下水在重力作用下不停地运动着，运动特性主要取决于岩土的透水性。岩土的透水性又和岩土中空隙的大小、数量和连通程度有着密切的关系，特别是空隙的大小具有决定性意义。岩土按其透水性的强弱分为透水的、半透水的和不透水的3类。透水的（有时包括半透水的）岩土层称为透水层。能透过并能给出相当数量水的岩土层称为含水层。不能透过并给出水，或者透过和给出水的数量微不足道的岩土层，称为隔水层。地表以下一定深度内存在着地下水面。地下水面以上,称为包气带；地下水面以下，称为饱水带。

地下水是一种重要的矿产资源，其分布很广，与人们的生产、生活和工程活动的关系也很密切。它一方面是饮用、灌溉和工业供水的重要水源之一，是宝贵的天然资源。但另一方面，它与土石相互作用，会使土体和岩体的强度和稳定性降低，产生各种不良的自然地质现象和工程地质现象，如滑坡、岩溶、潜蚀、地基沉陷、道路冻胀和翻浆等，给工程的施工和正常使用造成危害。在公路工程的设计和施工中，当考虑路基及隧道围岩的强度与稳定性、桥梁基础的埋深、施工开挖中的涌水等问题时，均需研究地下水的问题，研究地下水的埋藏条件、类型及其活动规律，以便采取相应的措施，保证结构物的稳定和正常使用。此外，地下水还会对工程建筑材料如钢筋混凝土等产生腐蚀作用，使结构物遭到破坏。工程中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。因此，掌握地下水及其地质作用特点，对于解决工程水文地质问题、对人类生活和经济建设都具有重要意义。

“地下水”这一名词有广义和狭义之分。广义的地下水是指赋存于地面以下岩土空隙中的水，包气带和饱水带中所有赋存于空隙中的水均属于广义的地下水。狭义的地下水仅指赋存于饱水带岩土空隙中的水。通常，在工程地质勘察报告的水文地质条件中所提到的地下水是指狭义的地下水。但是越来越多的研究表明，包气带和饱水带是不可分割的统一整体，现代水文地质学正处于由研究狭义地下水向研究广义地下水的转变之中。同时，考虑地下水在土木工程实践中的具体作用，我们从广义地下水角度进行分类。

地下水的分类方法有多种，并可根据不同的分类目的、不同的分类原则与分类标准，可以区分为多种类型体系。如按地下水的起源和形成，可分为渗入水、凝结水、埋藏水、岩浆水；按地下水的力学性质，可分为结合水、毛细水和重力水；按地下水的化学成分的不同，又有多种分类。但从地下水的赋存特征对其水量、水质时空的分布影响来说，特别重视按埋藏条件（赋存部位）和含水介质类型（赋存空间）的分类方法。所谓埋藏条件是指含水层在地质剖面中所处的及受隔水层限制的情况，据此可以将地下水分为包气带水（包括土壤水和上层滞水）、潜水和承压水；按照含水介质类型，将地下水分为孔隙水、裂隙水和岩溶水。见表4-1。

表4-1　地下水分类表

1）包气带水

包气带（不饱和带）是指地表向下至较稳定的地下水面（潜水面）之间的土层或岩层，该地下水面以下称为饱水带，见图4-1。包气带水是指地下潜水面以上包气带中的水。包气带水主要有土壤水和上层滞水。

图4-1　包气带和饱水带

（1）土壤水

土壤水是包气带土壤孔隙中存在的和土壤颗粒吸附的各种形态水分的总称。有固态水、气态水和液态水3种，主要以结合水和毛细水形式存在。土壤水主要来源于降雨、降雪、灌溉水及潜水补给，主要消耗于蒸发和植物根系的吸收。土壤水的增长、消退和动态变化与降水、蒸发、散发和径流有密切的关系，受气候条件控制。

（2）上层滞水

在包气带局部隔水层上积聚的具有自由水面的重力水称为上层滞水。上层滞水是一种局部的、暂时性的地下水，主要由雨水、融雪水等渗入时被局部隔水层阻滞而形成，消耗于蒸发及沿隔水层边缘下渗。上层滞水多分布于接近地表的包气带内，主要是靠大气降水和地表水下渗补给，分布区与补给区一致，其分布范围小，水量有限。分布范围和存在时间取决于隔水层的厚度和面积的大小，如果隔水层厚度小、面积小，则上层滞水分布范围较小，存在时间也较短；反之，如果隔水层厚度大、面积大，则上层滞水分布范围较大，存在时间也较长。由于接近地表和分布局限，上层滞水的季节性变化剧烈，动态变化不稳定，雨季水量增加，水位升高，会有一部分水向隔水层边缘流去补给潜水；旱季水量减少甚至完全消失，水位迅速降低，甚至可能全部蒸发和下渗到潜水中。上层滞水分布面积小，水量也小，季节变化大，容易受到污染，只能用作小型或暂时性供水水源；从供水角度看意义不大，但从工程地质角度看，上层滞水常常是引起土质边坡滑坍、黄土路基沉陷、路基冻胀等病害的重要因素，给工程设计和施工带来困难。

2）潜水

饱水带中自地表向下第一个连续稳定的隔水层之上的含水层中，具有自由水面的重力水，称为潜水，见图4-2。潜水的自由水面称为潜水面，潜水的标高称为潜水水位，潜水面至地面的垂直距离称为潜水埋藏深度，由潜水面往下到隔水层顶板之间充满重力水的部分称为含水层厚度。潜水的主要特征如下：

（1）潜水的分布及潜水面的特征

潜水分布极广，主要存在于第四纪松散沉积物的孔隙中，在第四纪以前的某些松散沉积物及基岩的裂隙、空洞中也有分布。

潜水的自由水面称为潜水面，潜水的标高称为潜水位；地面至潜水面的垂直距离称为潜水的埋藏深度；潜水面往下至隔水层顶板之间的岩层称为潜水含水层，两者之间的距离称为含水层厚度。潜水面上任意两点的水位差与该两点的渗透距离之比称为潜水流水力坡度。

图4-2　潜水埋藏示意图

潜水在重力作用下自水位高处向水位低处流动，形成潜水流。如遇大面积的不透水底板呈下凹状态，潜水面坡度近于零，潜水几乎静止不动，可形成潜水湖。潜水面的形状是潜水外在的表征，它一方面反映外界因素对潜水的影响，另一方面又可反映潜水本身的流向、水力坡度以及含水层厚度等一系列特性。潜水面虽然是一个自由水面，但由于受到埋藏地区的地表地形、含水层厚度、岩土层透水性以及人工抽水等因素的制约，可以呈现倾斜、抛物线形和水平等多种形状。总体上说，潜水面随地形条件变化，上下起伏，形成向排泄区斜倾的曲面，但曲面的坡度比地面起伏要平缓得多。含水层沿潜水流向厚度增大，潜水面坡度也变缓。若岩性颗粒变粗，则岩层透水性增强，潜水面坡度趋向平缓，反之则变陡。此外，如隔水底板向下凹陷，潜水汇集可形成前述之潜水湖，此时潜水面基本上呈水平状；在人工大规模抽水的条件下，一旦潜水补给速度低于抽水速度，潜水位逐步下降可使潜水面形成一个以抽水井为中心的漏斗状曲面。

（2）潜水的补给、径流和排泄

由于潜水面上没有稳定的隔水层，潜水面通过包气带中的孔隙与地表相连通，所以大气降水和地表水下渗就成了潜水主要的补给来源。大气降水下渗补给水量取决于大气降水性质、地表植被覆盖情况、地面坡度、包气带岩土层的透水性及厚度等因素。对潜水补给最有利的自然条件是降雨历时长，强度不大，地表植被良好，地形平缓。时间短、雨量小的降水，补给量不大，甚至不能下渗到潜水面；短时间的大暴雨，大部分降水形成地表径流，补给潜水的也不多。只有长时间的连绵细雨，才能把大部分降水补给潜水。植被多的地区，降水不易流走，有利于下渗补给潜水；地面坡度越小越有利于下渗补给潜水。包气带岩土层透水性越大，厚度越小，大气降水能越多越快地下渗补给潜水。

一般情况下，潜水分布区与补给区基本一致。但也可不一致，如在河谷、山前平原地区的孔隙潜水分布区和补给区基本一致；而在山区的裂隙潜水、岩溶潜水则不一定一致。在某些大河的中下游，特别是在洪水季节，河水位高于两岸地下潜水位，此时地表水成为潜水的补给来源。在某些情况下，当潜水下部承压水（见下文承压水）水位高于潜水水位时，承压水通过弱透水层或断裂带补给潜水。在沙漠干旱地区，岩土层中气态凝结而成的液态水也是这些地区潜水的重要补给来源。

潜水的径流是指潜水由水位高处向水位低处流动的过程。影响径流的因素有地形坡度、地形切割程度、含水层的透水性，如地形坡度陡、地面被沟谷切割强烈、岩土层透水性好，径流条件就好。

潜水的排泄是指含水层失去水量的过程。潜水的排泄主要有垂直排泄和水平排泄两种方式。在埋藏浅和气候干燥的条件下，潜水通过上覆岩层不断蒸发而排泄时，称为垂直排泄。在平原地区、河流下游和干旱地区，黏性土增多，透水性差，潜水面平缓，水力坡度减小，潜水埋藏条件较浅，垂直排泄是主要的排泄方式。潜水以地下径流的方式补给相邻地区含水层，或溢出地表直接补给地表水时，称为水平排泄。在山区和河流的中上游地区，潜水埋藏较深，通过补给河流或以泉的形式流出地表而排泄，水平排泄是主要排泄方式。

潜水的补给、径流和排泄是一个循环往复的过程，潜水的水质和水量与三者有着密切的联系。补给来源丰富、径流条件好、以水平排泄为主的潜水，一般水量较大，水质较好，不容易引起地下水矿化度的显著变化；反之，则水量小、水质差。在潜水埋藏浅的地区，若以垂直排泄为主，随着水分的蒸发，水中所含的盐分则留在潜水及包气带岩土层内，使潜水矿化度增高，往往会引起土壤的盐渍化。

综上所述，潜水的特征可总结为：潜水面是一个仅承受大气压力的自由水面；潜水在重力作用下，由潜水位高处向低处做下降运动；潜水的分布区与补给区一致，易于补充恢复，易受污染；潜水的排泄方式有径流排泄和蒸发排泄两种；潜水动态具有季节性变化的特点。

3）承压水

埋藏并充满于两个稳定隔水层之间的含水层中承受水压力的地下重力水称为承压水。上隔水层称为承压水的隔水顶板，下隔水层称为承压水的隔水底板。当地下水充满承压含水层时，地下水在高水头补给的情况下具有明显的承压特性，由地面向下钻孔或挖井打穿隔水顶板时，水便会沿着钻孔或井显著上升，若水压较大，甚至能喷出地表形成自流，所以，承压水也称为自流水。承压水的主要特征如下：

（1）承压水的分布和蓄水构造

承压水主要分布在第四纪以前较老的岩层中，在某些第四纪沉积物岩性发生变化的地区也可能分布着承压水。承压水的蓄水构造是指能够储存地下水的地质构造。承压水的形成和分布特征与当地的地质构造有密切关系，最适宜形成承压水的地质构造主要有向斜构造和单斜构造。有承压水分布的向斜构造又称为自流盆地，有承压水的单斜构造又称为自流斜地。

① 向斜构造——自流盆地

向斜构造（自流盆地）是承压水形成和埋藏最有利的地方，一个完整的自流盆地可分为补给区A、承压区B和排泄区C三部分，H1为负水头，H2为正水头，M为含水层厚度，见图4-3。

图4-3　自流盆地承压水

补给区，多处于地形上较高的地区，含水层在自流盆地边缘出露于地表，它可接受大气降水和地表水的补给。在补给区，由于含水层之上并无隔水层覆盖，故地下水具有与潜水相似的性质。承压水压力水头的大小，在很大程度上取决于补给区出露地表的标高。

承压区，位于自流盆地的中部，是自流盆地的主体，分布面积较大，该区含水层全部被隔水层覆盖，地下水充满含水层并具有一定压力。当钻孔打穿隔水层顶板时，水便沿钻孔上升至一定高度，这个高度称为承压水位。承压水位到隔水层顶板间的垂直距离，即承压水上升的最大高度，称为承压水头（H），隔水层顶板与底板间的垂直距离称为含水层厚度（M）。承压水头的大小各处不一，取决于含水层隔水顶板与承压水位间的高差，通常隔水层顶板相对位置越低，承压水头越高。如果承压水位高于地面高程，地下水便会沿钻孔涌出地面形成自流压力，这种压力水头称为正水头；如果地面高程高于承压水位，则地下水只能上升到地面以下的一定高度，这种压力水头称为负水头，见图4-3。地面标高与承压水位的差值称为地下水位埋深。承压水位高于地表的地区称为自流区，在此区，凡是钻到承压含水层的钻孔都能形成自流井，承压水沿钻孔喷出地表。将各点承压水位连成的面称为承压水面。

排泄区，与承压区相连，多分布在盆地边缘位置较低的地方，在此区承压水或补给潜水或补给地表水，有时则直接出露地面形成泉水流走。承压水深处隔水层顶板之下，不易产生蒸发排泄。

由此可见，在自流盆地中，承压水的补给区、承压区和排泄区是不一致的。构成自流盆地的含水层和隔水层也可能各有许多层，因此，承压水也可能不止一层，每个含水层的承压水也都有它自己的承压水位面。各层承压水之间的关系主要取决于地形与地质构造间的相互关系。当地形与地质构造一致，即都是盆地时，下层承压水水位高于上层承压水水位，见图4-4(a)。若上下层承压水间被断层或裂隙连通，两层水就发生了水力联系，下层水向上补给上层水；当地形为馒头状、地质构造仍为盆地状时，情况则相反，见图4-4(b)。

图4-4　多个含水层的自流盆地

② 单斜构造——自流斜地

单斜构造（自流斜地），形成自流斜地的地质构造有两种情况。

一种是含水层的一端露出地表，另一端在地下某一深处尖灭，即岩性发生变化，见图4-5。这种自流斜地常分布在山前地带，含水层多由第四纪洪积物构成。含水层露出地表的一端接受大气降水或地表水下渗，是补给区；当补给量超过含水层能容纳的水量时，因下部被隔水层隔断，多余的水只能在含水层出露地带的地势低洼处以泉的形式排泄，故其补给区与排泄区是相邻的。

图4-5　岩性变化形成自流斜地

另一种是含水层下部被断层截断形成的自流斜地。通常分布在单斜产状的基岩中，含水岩层一端出露于地表，成为接受大气降水或地表水下渗的补给区，另一端在地下某一深处被断层切断，并与断层另一侧的隔水层接触，见图4-6。当断层带岩性破碎能够透水时，含水层中的承压水沿断层带上升，若断层带的地表处低于含水层地表处，则承压水可沿断层带喷出地表形成自流，以泉的形式排泄，断层带就成为这种自流斜地的排泄区。当断层带被不透水岩层充填时，这种自流斜地的特征就与图4-5所示的情况相同。

图4-6　断裂构造形成自流斜地

（2）承压水的补给、径流和排泄

承压水的上部由于覆盖着连续的隔水层，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，也可能由补给区外的潜水流入补给区内成为补给承压水的重要来源，因此承压区和补给区是不一致的。

承压水的径流条件主要取决于补给区和排泄区的高差以及两区间的距离，还有含水层的透水性和挠曲程度等因素。一般来说，补给区与排泄区的水位差大、距离短，含水层透水性好、挠曲程度小，则径流条件好；反之，径流条件差。

承压水的排泄方式有很多，由于承压水具有水头压力，所以不仅可以由补给区流向自流盆地或自流斜地的低处，而且可以由低处向上流至排泄区，并以上升泉的形式出露于地表，或者通过补给该区的潜水和地表水而得到排泄。

承压水的涌水量与含水层的分布范围、厚度、透水性及补给区和补给水源的大小等因素有关。含水层分布范围愈广、厚度愈大、透水性愈好，补给区面积大、补给来源充足，涌水量就大。同时，由于受隔水层的覆盖，所以受气候和其他水文因素的影响也较小，其水量变化不大，不易蒸发，且不易被污染，径流途程较长，故水质较好。

综上所述，承压水的特征可总结如下：承压含水层的顶面承受静水压力，其水面不是自由表面；分布区和补给区不一致；受外界影响相对较小，动态变化相对稳定；承压含水层分布范围较广，往往具有多年调节性；承压含水层厚度变化较小，不受降水季节变化的支配；承压水水质类型多样。

1）孔隙水

孔隙水是指赋存在松散沉积物颗粒间孔隙中的地下水。在我国，孔隙水主要储存于第四纪和第三纪未胶结的松散岩土层中。孔隙水最主要的特点是其分布及水量相对比较均匀，连续性好，多呈层状分布，同一含水层内水力联系密切，具有统一的地下水面，含水层的透水性、给水性等水理变化性质较小，在同一岩层中很少出现突变现象，一般在天然条件下呈层流运动。

孔隙水的分布和运动受沉积物类型和地貌的控制，特定沉积环境中形成的成因类型不同的松散沉积物，受到不同的水动力条件控制，从而呈现岩性与地貌有规律的变化，决定着赋存于其中的孔隙水的分布及其与外界的联系。下面就按沉积物的成因类型讨论孔隙水。

（1）洪积物中的孔隙水

洪积物是山区洪流沿河槽流出山口，进入平原和盆地，不再受河槽的约束，地势突然转为平坦，集中的洪流转为辫状散流，水的流速顿减，搬运能力急剧降低，携带的碎屑物在山口处堆积而成的。洪积物常分布于山谷与平原交接部位或山间盆地的周缘，地形上构成以山口为顶点的扇形体或锥形体，故称洪积扇或冲积锥，见图4-7所示。

　图4-7　洪积扇示意图

洪积扇的顶部多为砾石、卵石、漂石等，沉积物不显层理，或仅在其间所夹细粒层中显示层理；洪积扇的中部以砾、砂为主，并开始出现黏性土夹层，层理明显；洪积扇没入平原的部分，则为砂和黏性土的互层，见图4-7所示。

洪积物的沉积特征决定了其中的地下水具有明显的分带现象。主要分为3个带：潜水深埋带，潜水溢出带，潜水下沉带。

潜水深埋带——深埋带位于洪积扇上部，地面坡度大，沉积物粗，透水性好，来自大气降水、山区河水的补给条件好，径流条件好，蒸发微弱而溶滤强烈，水的矿化度小，由于地下水埋藏深，常达数十米，故称潜水深埋带，又称为盐分溶滤带。

潜水溢出带——溢出带位于洪积扇中部，具有过渡特性，地形变缓，颗粒变细，透水性和潜水径流明显减弱，潜水埋深变浅，蒸发作用加强，水的矿化度增大，由于受透水性差的土层阻挡，常有泉溢出，所以称潜水溢出带，又称为盐分过渡带。

潜水下沉带——此带位于洪积扇前缘，其边缘常因冲积、湖积物交替沉积，形成复合堆积，透水性弱，径流缓慢，地下潜水主要消耗于蒸发，故称潜水下沉带。由于径流弱，蒸发强烈，地下水中盐分积累，矿化度很高，故又称为盐分堆积带。此带沉积物厚度大，深部常有延伸很远的沙层存在，可形成深层承压水。如潜水下沉带底部存在承压含水层，往往形成底部承压水的顶托补给。

（2）冲积物中的孔隙水

冲积物分布于平原、山间盆地和山间谷地中，是经常性水流（河流）所形成的沉积物。河流的上、中、下游沉积特征不同。

河流的上游处于山区，卵砾石等粗粒物质及上覆的黏性土构成阶地，赋存潜水；上游的山间盆地常形成砂砾石河漫滩，厚度不大，河床狭窄，纵坡降大，水流急，冲积物的数量和规模均很小，漫滩和阶地不发育。卵砾石层的透水性强，因而补给与排泄条件好，由河水补给，水量丰富，地下水与河水水力联系密切，水质与河水接近，可作供水水源。

河流中游河谷变宽，形成宽阔的河漫滩和阶地。河漫滩常沉积有上细(粉细砂、黏性土)下粗(砂砾)的二元结构。有时上层构成隔水层，下层为承压含水层。河漫滩和低阶地的含水层常由大气降水、基岩裂隙水、地表河流补给，水量丰富，水质好，径流弱，砂砾石层的地下水量丰富，埋藏浅，矿化度低，是良好的供水水源。

河流的下游处于平原地区，地面坡降变缓，河流流速变小，承压水和潜水互层，沉积物透水性变差，降水、地表水补给，以蒸发排泄为主，含水层单层厚度变薄，薄层的粉细砂、亚砂土、亚黏土组成含水岩组。由于河流的堆积作用使河床淤积变浅，随着河床不断淤积抬高，常常造成河流游动改道，形成许多掩埋及暴露的古河道，其中多沉积粉细砂。暴露于地表的古河道，在改道点与现代河流相联系而接受其补给，其余部位由于砂层透水性好，利于接受降水补给，水量丰富。古河道由于地势较高，潜水埋深大，蒸发较弱，故地下水水质良好。古河道两侧岩性变细、地势变低、潜水埋深变浅、蒸发变强、矿化度增大，在干旱地区多造成土壤盐渍化。

（3）湖积物中的孔隙水

湖积物属于静水沉积物，颗粒分选良好，层理细密，岸边沉积砂砾石等粗粒物质向湖心过渡为黏土与砂互层。当河流穿越湖泊时，在河流入湖口形成滨海三角洲沉积相的砂和砂砾石层。

沿岸边分布有砂堤，常埋藏有潜水，浅水处沉积物透水性好，有径流，水量丰富，水质较好，水动态季节变化明显。

向湖心过渡，以细粒淤泥质黏土沉积为主，夹有薄层细砂或中砂的透镜体可储存透水性较差的承压水，富水程度逐渐变差，水质不好，有淤泥臭味，排泄以蒸发作用为主，湖积物中的孔隙水与外界联系较差，补给困难，水资源一般不丰富。河流入湖口的三角洲沉积物常含有水量丰富的地下水，但是其地下水的矿化度一般很高，既有潜水，也有浅层承压水。

2）裂隙水

埋藏在基岩裂隙中的地下水叫裂隙水。这种水运动复杂，水量变化较大，这与裂隙发育及成因有密切关系。

（1）裂隙水的特征

① 裂隙水埋藏与分布极不均匀。这种不均匀性是由储水裂隙在岩石中分布的不均匀所引起的。岩石裂隙发育的处所，容易富集地下水；反之，裂隙不发育也就难以集聚地下水。裂隙水的这一特性，往往造成同一地区两个相邻的钻孔，它们的出水量可相差几十甚至上百倍。

② 裂隙水的动力性质比较复杂。由于基岩裂隙发育程度、裂隙大小、形状以及充填情况的不同，水在裂隙中的运动性质，诸如动水压力、流速等就不同，即使处在同一基岩中的孔隙水，也不一定具有统一的地下水面，水的运动不像孔隙水那样沿着多孔介质渗透，而是沿裂隙渗流及网脉状流动，而且其透水性往往在各个方向上呈现向异性的特点。

③ 基岩裂隙的发育具有明显的分带性。通常由地表向下随着深度的增加，裂隙率迅速递减，裂隙水在垂直方向上的运动亦存在分带现象，主要表现为渗透能力迅速减小，井孔的涌水量随着深度增加先是增大，到一定深度后又急剧减少。

（2）裂隙水的类型

裂隙水主要分布于基岩广布的山区，平原地区一般仅埋藏于松散沉积物所覆盖之下的基岩中，在地表极少出露。按裂隙的成因不同，可分为风化裂隙水、成岩裂隙水及构造裂隙水。

① 风化裂隙水，是指分布在风化裂隙中的地下水，多数为层状裂隙水。由于风化裂隙彼此相连通，因此在一定范围内形成的地下水也是相互连通的水体，水平方向透水性均匀，垂直方向随深度而减弱，多属潜水，有时也存在上层滞水。如果风化壳上部的覆盖层透水性很差，其下部的裂隙带有一定的承压性。风化裂隙水主要受大气降水的补给，有明显的季节性循环交替性，常以泉的形式排泄于河流中。

② 成岩裂隙水，是指在岩石形成过程中由于冷凝、固结、干缩而形成的裂隙中的地下水。成岩裂隙水多呈层状分布，在一定范围内相互连通。当成岩裂隙岩层出露地表，接受大气降水或地表水补给时，则形成裂隙—潜水型地下水；当成岩裂隙岩层被隔水层覆盖时，则形成裂隙—承压水型地下水。由于同一岩体中不同层位岩层的成岩裂隙发育程度不同，因此成岩裂隙水的分布范围不一定和岩体的分布范围一致，成岩裂隙水的分布特点、水量大小及水质好坏主要取决于成岩裂隙的发育程度、岩石性质和补给条件。

③ 构造裂隙水，是指由于地壳的构造运动，岩石受挤压、剪切等应力作用下形成的构造裂隙中的地下水，其发育程度既取决于岩石本身的性质，也取决于边界条件及构造应力分布等因素。构造裂隙发育很不均匀，因而构造裂隙水分布和运动相当复杂。构造裂隙水可呈层状分布，也可呈脉状分布。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。层状构造裂隙水可以是潜水，也可以是承压水。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。由于裂隙分布不连续，所形成的裂隙各有自己独立的系统、补给源及排泄条件，水位不一致，水量小，水位水量变化大，同样可以是潜水，也可以是承压水。

裂隙水的分布、类型、补给、径流、排泄、水量及水质特征受裂隙成因、性质及发育程度的影响，所以只有深入研究裂隙发生、发展的变化规律，才能更好地掌握裂隙水的规律性。

3）岩溶水

岩溶水是指赋存于可溶性岩石（如石灰岩、白云岩、石膏等）的溶蚀裂隙和溶洞中的地下水，又称喀斯特水。岩溶水的分布主要受岩溶发育规律控制。所谓岩溶是指水流与可溶岩石相互作用的过程以及伴随产生的地表及地下地质现象的总和。岩溶作用既包括化学溶解和沉淀作用，也包括机械破坏作用和机械沉积作用，因此，岩溶水在其运动过程中不断地改造着自身的赋存环境。

（1）岩溶水的特征

① 分布上的不均匀性。岩溶水的不均匀性主要是由于可溶性岩石强烈的透水性，以及岩溶空隙在空间分布上的不均匀性所造成的。例如，石灰岩的原始孔隙很小，透水性能差，但经溶蚀以后产生的不同形状的溶隙，其渗透性能可比原始的孔隙增大千万倍，一些巨大的地下管道和洞穴，可成为地下暗河，加上岩溶发育程度在空间上的差异性，促使岩溶水在地区分布上存在严重的不均匀性。

② 地下径流动态不稳定，层流与紊流并存。这种不稳定性一方面表现为岩溶水的地下径流速度比其他类型的地下水流要快，各向异性强，即使处在同一水力系统内，不同过水断面上的渗透系数、水力坡度、渗流速度各不相同，往往是层流和紊流两种流态并存。另一方面还表现为岩溶水的水位与水量呈现强烈的季节性变化。其水位变幅可达几米甚至几十米，流量可相差几十甚至上百倍。

③ 地表径流与地下径流并存。由于受到岩溶程度差异、岩性以及构造条件、地貌形态变化等的影响，造成地表明流与地下暗河之间频繁交替转化的现象。地表水若遇到落水洞、溶洞和暗河时，河水会突然转入地下而成暗河；当地下径流遇到非可溶性岩或阻水断层的阻隔时，则常以泉或冒水洞的形式转化为地表明流。

（2）岩溶水的类型

我国岩溶的分布比较广泛，尤其是广大西南地区。因此，岩溶水分布很普遍，水量丰富，对供水极为有利，但对矿床开采、地下工程和建筑工程等都会带来一些危害。根据岩溶水的埋藏条件，可分为岩溶上层滞水、岩溶潜水及岩溶承压水。

① 岩溶上层滞水。在厚层灰岩的包气带中，常有局部非可溶的岩层存在，起着隔水作用，在其上部形成岩溶上层滞水。

② 岩溶潜水。在大面积出露的厚层灰岩地区广泛分布着岩溶潜水。岩溶潜水的动态变化很大，水位变化幅度可达数十米。水量变化的最大值与最小值之差可达几百倍。这主要是受补给和径流条件影响，降雨季节水量很大，其他季节水量很小，甚至干枯。

③ 岩溶承压水。岩溶地层被覆盖或岩溶层与砂页岩互层分布时，在一定的构造条件下就能形成岩溶承压水。岩溶承压水的补给主要取决于承压含水层的出露情况。岩溶水的排泄多数靠导水断层，经常形成大泉或群泉，也可补给其他地下水，岩溶承压水动态较稳定。

大气降水是岩溶水的主要补给来源，它通过各种岩溶通道迅速地补给地下水。因此，岩溶水的动态与大气降水有十分密切的关系，水位、水量的变化幅度比较大，流量变化更大，而岩溶水承压水，其水位、流量相对比较稳定，受季节变化影响较小。岩溶水排泄的最大特征是排泄集中和排泄量大，排泄方式以暗河形式排入河流，或以泉的方式排出地表。

在土木工程建设中，地下水常起着重要作用。地下水对土木工程的不良影响主要有：地下水位上升，可引起浅基础地基承载力降低，地下水位下降会使地面产生附加沉降；不合理的地下水流动会诱发某些土层出现流砂现象和机械潜蚀；地下水位对位于水位以下的岩石、土层和建筑物基础产生浮托作用；某些地下水对混凝土产生腐蚀等。

潜水位上升可以引起很多岩土工程问题，主要包括：

（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，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。

地下水位下降往往会引起地表塌陷、地面沉降、海水入侵、地裂缝的产生和复活以及地下水源枯竭、水质恶化等一系列不良现象。

1) 地表塌陷

地表塌陷是松散土层中所产生的突发性陷落，多发生于岩溶地区。由于地下水位下降改变了水动力条件，若在短距离内出现较大水位差，水力坡度变大，增强了地下水的潜蚀能力，对地层进行冲蚀、掏空，形成地下洞穴，当洞穴失去平衡时便发生地表塌陷。如地面水渠或地下输水管渗漏使局部地下水位上升，基坑降水引起地下水位局部下降。地表塌陷危害很大，破坏农田、水利工程、交通路线，引起房屋破裂倒塌、地下管道断裂。

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。同理，由于在许多土木工程中进行深基础施工时，往往需要人工降低地下水位，若降水周期长、水位降深大、土层有足够的固结时间，则会导致降水影响范围内的土层产生固结沉降，轻者造成邻近的建筑物、道路、地下管线的不均匀沉降，重者导致建筑物开裂、道路破坏、管线错断等。人工降低地下水位导致土木工程的破坏还有另一个方面的原因。如果抽水井滤网和反滤层的设计不合理或施工质量差，那么抽水时会将土层中的粉粒、砂粒等细小土颗粒随同地下水一起带出地面，使降水井周围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破坏。另外，当抽水时，在抽水井周围形成降水漏斗，在降水漏斗范围内的土层将发生附加沉降。由于土层的不均匀性和边界条件的复杂性，降水漏斗往往是不对称的，会使周围建筑物和地下管线产生不均匀沉降，甚至破坏。

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。

地下水的渗透破坏主要有潜蚀、流砂、管涌和基坑突涌4个方面。

1) 潜蚀

潜蚀作用可分为机械潜蚀和化学潜蚀两种。机械潜蚀是指土粒在地下水的动水压力作用下受到冲刷，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。化学潜蚀是指地下水溶解水中的盐分，使土粒间的结合力和土的结构破坏，土粒被水带走，形成洞穴的作用。这两种作用一般是同时进行的。潜蚀作用会破坏土体的强度，形成空洞，产生地表裂隙、塌陷，影响工程的稳定。在黄土和岩溶地区的岩土层中最容易发生潜蚀作用。

防止岩土层中发生潜蚀破坏的有效措施，原则上可分为两大类：一是改变地下水渗透的水动力条件，使地下水水力坡度小于临界水力坡度；二是改善岩土性质，增强其抗渗能力。如对岩土层进行爆炸、压密、化学加固等，增加岩土的密实度，降低岩土层的渗透性。

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。地下水自下而上渗流时，当地下水的动水压力大于土粒的浮容重或地下水的水力坡度大于临界水力坡度时，使土颗粒间的有效应力等于零，土颗粒悬浮于水中，随水一起流出就会产生流砂。这种情况常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，所以流砂是一种工程地质现象。但是，在有地下水出露的斜坡、岸边或有地下水溢出的地表面也会发生。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。流砂发展的结果是使基础发生滑移或不均匀沉降、基坑坍塌、基础悬浮等。

流砂对岩土工程危害极大，所以在可能发生流砂的地区施工时应尽量利用其上面的土层作为天然地基，也可利用桩基穿透流砂层。总之，要尽量避免水下大开挖施工，若必需时，可以利用以下方法防治流砂：

（1）人工降低地下水位。使地下水位降至可产生流砂的地层之下，然后再进行开挖。

（2）打板桩。其目的一方面是加固坑壁，另一方面是改善地下水的径流条件，即增长渗透路径，减小地下水水力坡度及流速。

（3）水下开挖。在基坑开挖期间，使基坑中始终保持足够水头，尽量避免产生流砂的水头差，增加基坑侧壁的稳定性。

（4）可以用冻结法、化学加固法、爆炸法等处理岩土层，提高其密实度，减小其渗透性。

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。管涌通常是由于工程活动引起的。但是，在有地下水出露的斜坡、岸边或有地下水溢出的地表面也会发生。

在可能发生管涌的地层中修建水坝、挡土墙及基坑排水工程时，为防止管涌发生，设计时必须控制地下水溢出带的水力坡度，使其小于产生管涌的临界水力坡度。防止管涌最常用的方法与防止流砂的方法相同，主要是控制渗流、降低水力坡度、设置保护层、打板桩等。

4）基坑突涌

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。基坑突涌会破坏地基强度，并给施工带来很大困难。所以，在进行基坑施工时，必须分析承压水头是否会冲毁基坑底部的黏性土层。

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；如果基础位于黏性土地基上，其浮托力较难确切地确定，应结合地区的实际经验考虑。

地下水不仅对建筑物基础产生浮托力，同样对其水位以下的岩体、土体产生浮托力。所以在确定地基承载力设计值时，无论是基础底面以下土的天然重度还是基础底面以上土的加权平均重度，地下水位以下一律取有效重度。

1）地下水中的主要化学成分

2) 腐蚀类型

地下水对建筑材料腐蚀类型分为以下4种：

（1）溶出腐蚀

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。地下水在流动过程中将上述生成物中的Ca(OH)2和CaO成分不断溶解带走，使混凝土的强度降低。这种溶解作用不仅与混凝土的密度、厚度有关，而且还与地下水中HCO3-的含量关系很大，因为水中HCO与混凝土中Ca(OH)2化合生成CaCO3沉淀：

Ca(OH)2+Ca(HCO3)22CaCO3↓+2H2O

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。因此，地下水中的HCO越高，水的侵蚀性就越弱。

（2）碳酸腐蚀

地下水中以分子形式存在的CO2，与前述混凝土中的CaCO3反应，生成重碳酸钙Ca(HCO3)2并溶于水，即：

上述反应是可逆的：当CO2含量增加时，平衡被破坏，反应向右进行，固体CaCO3继续分解；当CO2含量变少时，反应向左进行，固体CaCO3沉淀析出。如果CO2和HCO的浓度平衡时反应就停止。所以，当地下水中CO2的含量超过平衡所需的数量时，混凝土中的CaCO3就被溶解而受腐蚀，习惯上将超过平衡浓度的CO2称为侵蚀性CO2。地下水中侵蚀性CO2越多，对混凝土的腐蚀就越强。地下水流量、流速都很大时，CO2易补充，平衡难建立，因而腐蚀加快。

（3）硫酸盐腐蚀

如果地下水中SO的含量超过规定值，那么SO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结晶水，因而其体积比化合前增大很多，约为原体积的221%，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。