岩土体渗透性

(一) 岩土体的空隙性

岩土体空隙是地下水储存场所和运动的通道。空隙的多少、大小、形状、连通情况和分布规律，对地下水的分布和运动具有重要影响。将其作为地下水储存场所和运动通道研究时，可分为3类:松散岩类中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶隙。

图2-32 水循环示意图(引自王大纯等，2005)

a. 海洋蒸发;b. 大气中水汽转移;c. 降水;d. 地表径流;e. 入渗;f. 地下径流;g. 水面蒸发;h. 土面蒸发;i. 叶面蒸腾

1. 孔隙

松散土体是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。孔隙体积的多少是影响其储容地下水能力大小的重要因素。孔隙体积的多少可用孔隙度表示。孔隙度是指某一体积岩石(包括孔隙在内)中孔隙体积所占的比例，常用小数或百分数表示。表2-18给出了主要松散土体孔隙的数值。

表2-18 松散土类孔隙度参考数值(引自王大纯等，2005)

2．裂隙

坚硬岩石，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩，一般不存在或只保留一部分粒间孔隙，而主要发育各种裂隙。按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩(岩浆岩)或固结干缩(沉积岩)而产生的。岩浆岩中成岩裂隙比较发育。构造裂隙是岩石在构造变动中受应力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊(由隐蔽的节理到大断层)，分布不均匀。风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。

裂隙的多少以裂隙率表示。裂隙率是裂隙体积与包括裂隙在内的岩石体积的比值，称为体积裂隙率，常用小数或百分数表示。另外，还可用面裂隙率或线裂隙率表示裂隙的多少。野外研究裂隙时，应注意测定裂隙的方向、宽度、延伸长度、充填情况等。

3．溶隙

可溶的沉积岩，如石灰岩、白云岩、岩盐和石膏等，在地下水作用下会产生空隙，这种空隙称为溶隙(穴)。溶隙的规模十分悬殊，大的溶洞可宽达数十米，高数十米乃至百余米，长达几千米至几十千米，而小的溶孔直径仅几毫米。

自然界岩土体中空隙的发育状况十分复杂。固结程度不高的沉积岩，往往既有孔隙，又有裂隙。可溶岩石由于溶蚀不均一，有的部分发育岩溶，而有的部分则为裂隙。因此，须分析岩土空隙的成因及控制因素，查明其发育规律。

岩土中的空隙，必须以一定方式连接起来构成空隙网络，才能成为地下水有效的储容空间和运移通道。松散土类、坚硬岩石和可溶岩石中的空隙网络具有不同的特点。松散土中的孔隙分布于颗粒之间，连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少都很接近，赋存于其中的地下水分布与流动都比较均匀。坚硬岩石的裂隙是宽窄不等、长度有限的线状缝隙，往往具有一定的方向性。只有当不同方向的裂隙相互连通时，才在某一范围内构成彼此连通的裂隙网络。因此，赋存于裂隙基岩中的地下水相互联系较差，分布与流动往往是不均匀的。可溶岩的溶隙是一部分原有裂隙与原生孔缝溶蚀扩大而成的，空隙大小悬殊且分布极不均匀。因此，赋存于可溶岩石中的地下水分布与流动通常极不均匀。赋存于不同岩层中的地下水，由于其含水介质特征不同，具有不同的分布与运动特点。按岩层的空隙类型区分为3种类型地下水即孔隙水、裂隙水和岩溶水。而水在空隙中的存在形式主要有:结合水、毛细水、重力水、气态水和固态水，普通意义上的地下水即指重力水。

结合水是指受颗粒表面电场作用力吸引而包围在颗粒周围，不传递静水压力不能任意流动的水，称为结合水。松散土类的颗粒具有吸附水分子的能力。根据库仑定律，电场强度与距离平方成反比。因此，离固相表面近的水分子受到的静电引力大;随着距离增大，吸引力减弱，而水分子受重力的影响就愈显著。据水分子所受吸引力大小，结合水可分为强结合水和弱结合水。

重力水是指能在重力作用下自由运动的水。岩土空隙中的重力水能够自由流动。井泉取用的地下水都属重力水，是水文地质研究的主要对象。

毛细水是指因毛细现象形成的水。如将一根玻璃毛细管插入水中，毛细管内的水面即会上升到一定高度，这便是发生在固、液、气三相界面上的毛细现象。松散土中细小的孔隙通道构成毛细管，因此在地下水面以上的包气带中广泛存在毛细水。即使是粗大的卵砾石，颗粒接触处孔隙大小也总可以达到毛细管的程度而形成弯液面，将水滞留在孔角上形成孔角毛细水。

在未饱和的空隙中存在着气态水。气态水可以随空气流动而流动。另外，即使空气不流动，它也能从水汽压力大的地方向小的地方迁移。气态水在一定温度、压力条件下，与液态水相互转化，两者之间保持动平衡。岩土温度低于0℃时，空隙中的液态水会转变为固态水。含有固态水的土叫冻土。

以上各类水中，对于工程地质而言，结合水和毛细水等往往具有重要的意义，是影响岩土工程性质产生不良工程地质现象(如浸没等)的重要因素。

(二)岩土体的渗透性

岩土体的渗透性能常用渗透系数表示，其定义为:水力梯度等于1时的渗透流速(单位为m/d或cm/s)。渗透系数愈大，岩土的透水能力愈强，因此，可用渗透系数定量说明岩土体的渗透性能。

研究表明:地壳表层各类岩土体的渗透性能有很大的差异，表2-19为各类松散土体的渗透系数参考值，表2-20为岩土透水性分级标准。

表2-19 松散岩土渗透系数参考值(引自王大纯等，2005)

表2-20 岩土透水性分级标准(引自李智毅等，1994)

岩土体的渗透系数一般采用室内实验和现场试验求得，现场试验主要有抽水试验、压水试验及注水试验等方法。

抽水试验是在现场打钻孔，自孔中抽水使地下水位下降，并在一定范围内形成降落漏斗。当孔中水位稳定不变后，降落漏斗渐趋稳定。此时漏斗所达到的范围，即为抽水影响范围。在井壁至影响范围边界的距离，称为影响半径。根据抽水试验所观测到的水位与水量等数据，按地下水动力学公式即可计算含水岩土体的渗透系数等水文地质参数。抽水试验适应于求取地下水位以下含水层渗透系数的情况，不适应于地下水位以上和不含水岩土体的情况。

钻孔压水试验是测定裂隙岩体的单位吸水量，以其换算求出渗透系数，并用以说明裂隙岩体的透水性和裂隙性及其随深度的变化情况。压水试验是借助于专门的止水栓塞与孔壁密贴，把一定长度的试验段隔离开来，然后通过水泵将一定水头压力的水压入试验段内，使之从孔壁的裂隙向周围的岩体内渗透，经过一段时间后，其渗透水量最终趋向于一个稳定值，即可按公式ω=Q/s·L计算试验段岩土体的单位吸水量(ω)。

注水试验一般在钻孔中进行，是野外测定岩土体渗透性的一种简单的方法。其原理同抽水试验，只是以注水代替抽水。通常用于地下水埋藏深，抽水试验有困难或为求得包气带岩土层的渗透系数等。