影响承压水动态的地质因素有哪些

A. 影响岩土工程地质的因素有哪些

工程地质条件是指工程建筑物所在地区地质环境各项因素的综合。
这些因素包括：
（1）地层的岩性：是最基本的工程地质因素，包括它们的成因、时代、岩性、产状、成岩作用特点、变质程度、风化特征、软弱夹层和接触带以及物理力学性质等。
（2）地质构造：也是工程地质工作研究的基本对象，包括褶皱、断层、节理构造的分布和特征、地质构造，特别是形成时代新、规模大的优势断裂，对地震等灾害具有控制作用，因而对建筑物的安全稳定、沉降变形等具有重要意义。
（3）水文地质条件：是重要的工程地质因素，包括地下水的成因、埋藏、分布、动态和化学成分等。
（4）地表地质作用：是现代地表地质作用的反映，与建筑区地形、气候、岩性、构造、地下水和地表水作用密切相关，主要包括滑坡、崩塌、岩溶、泥石流、风沙移动、河流冲刷与沉积等，对评价建筑物的稳定性和预测工程地质条件的变化意义重大。
（5）地形地貌：地形是指地表高低起伏状况、山坡陡缓程度与沟谷宽窄及形态特征等；地貌则说明地形形成的原因、过程和时代。平原区、丘陵区和山岳地区的地形起伏、土层厚薄和基岩出露情况、地下水埋藏特征和地表地质作用现象都具有不同的特征，这些因素都直接影响到建筑场地和路线的选择。

B. 地下水动态的影响因素

地表水体附近，地下水动态受地表水的明显影响。河水位上升时，近岸处的潜水位上升最版快，上升幅度权最大；远离河岸，潜水位变化幅度变小，反应时间滞后。
气候水文因素决定了地下水动态的基本模式，而地质因素则影响其变化幅度与变化速度。例如，承压含水层受到上覆隔水层的限制，补给区动态变化强烈而迅速，远离补给区则变得微弱而滞后。对于潜水，包气带厚度越大，滞留于包气带中的水便越多，潜水位的变化越滞后于降水。 影响地下水的天然动态：例如，打井取水后，天然排泄量的一部或全部转由采水井排出，如采水量超过补给量，地下水位则逐年下降。再如，利用地表水大水漫灌而不加强排水，潜水位将因灌水入渗补给而逐年上升，引起土壤次生沼泽化或盐渍化。

C. 影响地下水动态的因素有哪些

1.自然因素1)气象气候因素｡气象因素中降水和蒸发直接参与了地下水的补给与排泄过程

D. 影响地下水的地质因素

影响地下水的地质因素，主要是指地层岩性、地质构造和地貌条件，特别对基岩地下水的富集来说，地层岩性是地下水赋存的基础;地质构造是控制地下水埋藏、分布和运动的主导因素;地貌条件则是影响地下水补给、径流、排泄的重要条件。

1.地层岩性

对松散沉积物(松散岩石)中的地下水来说，决定地下水赋存和径流条件的，主要是松散沉积物的成因、物质成分和结构。例如，山前地带的冲洪积相的砂砾石层，往往有较好的孔隙含水层。在大面积冲积平原的古河道中，厚度大的砂层赋存有较丰富的水量;在河谷阶地上，“二元结构”底部的砂砾石层往往为水量较大的含水层。

对于坚硬岩石中的地下水来说，决定地下水赋存和运动有重要意义的，首先是可溶性岩石的分布。在坚硬岩石中主要的含水层和透水层是洞穴发育的岩溶地层，其中可有丰富的地下水。如华北的奥陶系马家沟灰岩和寒武系张夏灰岩，这些可溶岩地层都是当地坚硬岩石中透水性最强的最富水地层。在砂页岩、泥岩互层的地层中，地下水一般不丰富，只有一些层面裂隙水和厚层砂岩中的层状裂隙水。在火山岩和结晶岩体中也都只有一些裂隙水。

地层岩性不仅影响地下水的赋存，而且还影响地下水化学成分的形成。

2.地质构造

地下水的埋藏、补给、径流、排泄、水质以及地下水的类型都直接受到地质构造的控制。地质构造对地下水的影响主要表现在构造的形态特征和力学性质及其规模上。如在大的向斜盆地和大断裂形成的地堑中，往往分布有范围广、厚度大的含水层，地下水资源丰富;反之，在较小的向斜盆地或背斜中，地下水资源就不丰富。

断层的力学性质对地下水的赋存条件也有较大的影响。大断裂两侧的岩性、构造乃至地貌常常有很大的改变，因此，大断裂往往是水文地质分区的边界。构造破碎带通常是地下水的贮存场所和运移通道。尤其是导水断层不仅可使不同含水层发生水力联系，并储存有丰富的地下水。

阻水断层则使地下水流受阻，常在断裂带强透水层一侧聚集有丰富的地下水。

按地质力学的观点，同一构造体系的结构面力学性质不同，其富水性必有差异。一般认为张性断裂带及断裂构造的交汇处，地下水往往比较富集。在压性断层破碎带，除裂隙密集带和影响带有利于地下水的富集以外，压性断层破碎带一般起相对隔水作用。扭性断裂带，如果有低序次的延伸远、发育深度大的构造裂隙，其导水性和富水性也比较好。

3.地貌条件

地貌不仅控制地下水的补给、径流与排泄条件，而且，还能反映出地下水的分布状况和埋藏条件等。

地形形态直接影响降水的入渗量。在补给区面积和岩性相同的条件下，平缓地形比陡倾地形接受降水入渗的量要明显的增多。

山区的地下径流条件好，平原区则相对较差。

沟谷密度和切割深度是决定地下水排泄的重要条件。山西东侧太行山区沟多、谷深，泉多且流量较大。

当距排水基准面的地形高差越大时，地下水埋藏就越深;反之，地下水埋藏就越浅。对浅层地下水来说，地貌条件对地下水的富集有控制作用。

另外，在地下水活动强烈的岩溶地区，还可借助地表岩溶形态的分布规律，寻找地下的岩溶水。例如，发育在岩溶峰丛山区的地下河道，在地表常有与暗河位置相应的干谷、串珠状洼地、漏斗、溶井、落水洞等明显的地貌标志。据此可以寻找地下暗河(图1-6)。

图1-6 广西河池唐甫—拉闷地下暗河的地貌标志示意图

E. 影响地下水潜蚀作用的因素有哪些

影响地下水动态的因素：
1、气候是影响潜水动态最活跃的因素。雨季，降水版入渗补给使潜水权位上升，潜水矿化度降低；雨季过后，蒸发和径流排泄使潜水位逐渐下降，在翌年雨季前出现谷值，潜水矿化度升高。这种一年中周而复始的变化，称为季节变化。气候的多年变化，则使潜水位发生相应的多年周期性起伏。
2、地表水体附近，地下水动态受地表水的明显影响。河水位上升时，近岸处的潜水位上升最快，上升幅度最大；远离河岸，潜水位变化幅度变小，反应时间滞后。
3、气候水文因素决定了地下水动态的基本模式，而地质因素则影响其变化幅度与变化速度。例如，承压含水层受到上覆隔水层的限制，补给区动态变化强烈而迅速，远离补给区则变得微弱而滞后。对于潜水，包气带厚度越大，滞留于包气带中的水便越多，潜水位的变化越滞后于降水。
4、人为因素也可影响地下水的天然动态。例如，打井取水后，天然排泄量的一部或全部转由采水井排出，如采水量超过补给量，地下水位则逐年下降。再如，利用地表水大水漫灌而不加强排水，潜水位将因灌水入渗补给而逐年上升，引起土壤次生沼泽化或盐渍化。

F. 地质因素

地质因素是含水系统影响输入信息变换的主要因素。地质因素中，包气带厚度与岩性结构和含水系统的储存能力，对输入信息变换影响最大。

潜水位对降水的响应敏感程度受包气带厚度与岩性的影响。降水通过包气带补给地下水时，运移方式和速度受与包气带岩性有关的渗透性、持水度等因素控制，并对降水脉冲起到滞后和消减作用。含水系统的储存能力对降水脉冲同样也起到削幅作用，在其他条件相同的条件下，降水脉冲在储存能力大的含水系统中引起的水位上升幅度较小。

厚度较小，由亚砂土、粉土构成的包气带的潜水，水位对降雨较为敏感。例如，洛阳市伊河与洛河之间的河间地块，潜水埋深1～3m，包气带岩性为亚砂土，大于10mm的降雨引起的潜水位上升，在降雨2～8小时后就会出现；而在包气带厚度大于10m、由黄土构成的地区，潜水位对降水的反应则要滞后得多，通常在降雨1～2天后潜水位才出现上升。

在承压水的补给区，属于潜水性质，水位动态变化与上述相同，在径流区水位变化要滞后于补给区的动态变化。例如，洛阳市北部邙山丘陵区的承压含水系统，含水层为下更新统-上第三系河湖相地层，承压水动态明显滞后于季节变化。从图6-3中可看出，承压水位在每年的9月开始上升，12月至翌年的3月维持在高位，4月开始下降，至6～8月达到谷值，年变幅2～3m。变化周期与降水周期相比，水位上升期较雨期滞后2～3个月，水位下降期较非雨期滞后5个月。这一动态特征表明，承压含水系统因有隔水层，难以接受大气降水的直接补给，而是通过接纳来自距离较远的补给区的地下径流，间接接受大气降水补给，因而水位变化周期滞后于降水周期。至于承压水位维持在高位的持续时间较长，则是补给区储存能力较大所致。

图6-3 洛阳市承压含水系统动态曲线

G. 承压水的特征和埋藏条件

(一)承压水的基本特征

图3－10 承压水埋藏示意图

承压水是埋藏并充满于两个稳定隔水层(弱透水层)之间的含水层中的水(图3－10)。当这种含水层中未被水充满时，其性质与潜水相似，称为无压层间水。承压含水层上部的隔水层(弱透水层)称为隔水顶板，下部的隔水层(弱透水层)称为隔水底板。顶底板之间的距离称为含水层厚度(M)。钻孔(井)未揭穿隔水顶板则见不到承压水，当隔水顶板被钻孔打穿后，在静水压力作用下，含水层中的水便上升到隔水顶板以上某一高度，最终稳定下来。此时的水位称为稳定水位。钻孔或井中稳定水位的高程称为含水层在该点的承压水位或测压水位(H₂)。隔水顶板底面的高程称为承压水的初见水位(H₁)，即揭穿顶板时见到的水面。隔水顶板底面到承压水位之间的铅直距离称为承压水头或承压高度(h)。承压水位高出地表高程时，承压水被揭穿后便可喷出地表而自流。各点承压水位连成的面便是承压水位面。

由于承压水有隔水顶板，因而它具有与潜水不同的一系列特征。

1.承压水具有承压性

当钻孔揭露承压含水层时，在静水压力的作用下，初见水位与稳定水位不一致(图3－10)，稳定水位高于初见水位。承压水不具有潜水那样的自由水面，所以它的运动方式不是在重力作用下的自由流动，而是在静水压力的作用下，以水交替的形式进行运动。因此某些承压水的交替循环过程远比潜水迟缓。

2.承压水的补给区和分布区不一致

因为承压水具有隔水顶板，因而大气降水及地表水只能在补给区进行补给，故承压水补给区常小于其分布区。补给区位于地形较高的含水层出露地表的位置，排泄区位于地形比补给区低的位置(图3－11)。

3.承压水的动态变化不显著

承压水因受隔水顶板的限制，它与大气圈、地表水圈联系较差，只有在承压区两端出露于地表的非承压区进行补、排。因此，承压水的动态变化受气象(气候)和水文因素影响较小，其动态比较稳定。同时，由于其补给区总是小于承压区的分布，故承压水不像潜水那样容易得到补充和恢复。但当其分布范围及厚度较大时，往往具有良好的多年调节性能。

4.承压水的化学成分一般比较复杂

同潜水相似，承压水主要来源于现代大气降水与地表水的入渗。但是，由于承压水的埋藏条件使其与外界的联系受到限制，其化学成分随循环交替条件的不同而变化较大。与外界联系愈密切，参加水循环愈积极，其水质常为含盐量低的淡水;反之，则水的含盐量就高。如在大型构造盆地的同一含水层内，可以出现低矿化的淡水和高矿化的卤水，以及某些稀有元素或高温热水，水质变化比较复杂。

图3－11 基岩自流盆地中的承压水(据王大纯等，1995)

5.承压含水层的厚度，一般不随补排量的增减而变化

潜水获得补给或进行排泄时，随着水量增加或减少，潜水位抬高或降低，含水层厚度加大或变薄。承压水接受补给时，由于隔水顶板的限制，不是通过增加含水层厚度来容纳水量。补给时承压水位上升，一方面，由于压强增大含水层中水的密度增大;另一方面，由于空隙水压力增大，含水层骨架有效应力降低，发生回弹，孔隙度增大(含水层厚度仅有少量的增加)。排泄时，承压水位降低，减少的水量则表现为含水层中水的密度变小及骨架孔隙度减小。也就是说，承压含水层水量增减(补排)时，其承压水位亦因之而升降，但含水层的厚度则不发生显著变化。

6.承压水一般不易受污染

由于有隔水顶板的隔离，承压水一般不易受污染，但一旦污染后则很难净化。因此，利用承压水作供水水源时，应注意水源地的卫生防护。

(二)承压水的埋藏条件

承压水的形成首先决定于地质构造。在适宜地质构造条件下，无论是孔隙水、裂隙水或岩溶水均能形成承压水。最适合形成承压水的地质构造是向斜构造(构造盆地)和单斜构造(构造斜地)。不同构造条件下，承压水的埋藏类型也不同。向斜构造构成向斜盆地蓄水构造，称为承压盆地。单斜构造构成单斜蓄水构造，称为承压斜地。蓄水构造就是由含水层(带)与隔水层构成的能够蓄集地下水的地质构造。

1.承压盆地

承压盆地按其水文地质特征可分为三个组成部分(图3－11):补给区、承压区和排泄区。图中可以看出，在承压区上游，位置较高处含水层出露的范围称为补给区。补给区没有隔水顶板，具有潜水性质，它直接接受降水或其他水源的入渗补给，水交替条件好，常为淡水。含水层有隔水顶板的地区称为承压区，此处地下水具有承压水的一切特征。在承压区下游，位置较低处含水层出露的范围称为排泄区。排泄区地下水常以上升泉的形式排泄，流量较稳定，矿化度一般较高，常有温泉出露。

图3－12 承压盆地类型( 据北京地质学院水文地质教研室，1965)

承压盆地在不同深度上有时可有几个承压含水层，它们各自有不同的承压水位。当地形与蓄水构造一致时，称为正地形 ( 图 3 － 12a) 。此时，下部含水层的承压水位高于上部含水层的承压水位; 反之，当地形与蓄水构造不一致时，称为负地形 ( 图 3 － 12b) ，此时，下部含水层的承压水位低于上部含水层的承压水位。水位高低不同，可造成含水层之间通过弱透水层或断层等通路而发生水力联系，形成含水间的补给关系，高水位含水层的水补给低水位含水层。

承压盆地按向斜构造的封闭程度，可分为封闭型承压盆地和开放型承压盆地。

封闭型承压盆地，为向斜构造比较完整的承压盆地。这种蓄水构造未被断裂破坏，因此，承压水在承压区封闭良好，泄水作用不强，有时甚至形成无排泄的封闭构造，盆地四周均为补给区。这种承压盆地，地下水补给径流条件差，水交替弱，矿化度高。封闭型承压盆地多分布于新生代沉积盆地。

开放型承压盆地，常被断裂或水文网切割，因此，承压水常沿断裂和河谷排泄，排泄区多位于向斜中部。

2. 承压斜地

承压斜地的形成可以有三种不同情况: ①单斜含水层被断层所截形成的承压斜地;②含水层岩性发生相变或尖灭形成承压斜地; ③单斜含水岩层被侵入岩体阻截形成的承压斜地。

( 1) 单斜含水层被断层所截形成的承压斜地

单斜含水层的上部出露地表，成为承压含水层的补给区，含水层下部为断层所切。若断层导水，则含水层之间可以通过断层发生水力联系，在断层出露位置较低处，承压水可通过断层以泉的形式排泄于地表 ( 图 3 －13a) ，成为排泄区。此时，补给区与排泄区位于承压区两侧，与承压盆地相似。

倘若断层不导水，水沿含水层向下流动，遇断层而受阻后形成回流，在含水层露头区地形较低处以泉的形式排出地表，形成排泄区。此时，地下水的补给区与排泄区在同一侧，承压区在另一侧 ( 图 3 －13b) 。显然露头区附近地下水循环交替条件较好，深处则差。如果承压斜地延伸较深时，下端含水层中的地下水往往处于停滞状态，使矿化度较高。

图3－13 断块构造形成的承压斜地( 据北京地质学院水文地质教研室，1965)

图3－14 含水层尖灭的承压斜地( 据北京地质学院水文地质教研室，1965)

( 2) 含水层岩性发生相变或尖灭形成的承压斜地

含水层上部出露地表，其下在某一深度岩相发生变化，由透水层变为不透水层而使含水层尖灭 ( 图 3 － 14) 。这类承压斜地的情况与上述不导水断层所形成的承压斜地情况相似。

( 3) 单斜含水层被侵入岩体阻截形成的承压斜地

各种侵入岩体，当它们侵入到透水性很强的单斜含水岩层中，并处于地下水的下游时，由于它们起到阻水的作用，可形成承压斜地。如济南承压斜地，为寒武系、奥陶系灰岩组成的一向北倾斜的单斜构造 ( 图 3 －15) 。南部千佛山一带灰岩广泛出露，形成承压水的补给区，地下水沿顺层发育的溶穴向北流动，至济南城一带，深部受到闪长岩体的阻截和覆盖，表层又被第四系透水性弱的黏性土覆盖，形成承压水的承压区和排泄区，济南市区共有 108 个泉排泄，故有泉城之称。

图3－15 济南火成岩体阻截承压斜地

其他，如基岩断裂破碎带的裂隙随深度的增大而闭合，或裂隙被充填等情况，均可形成承压斜地。

承压盆地和承压斜地在我国分布比较广泛。根据地质年代和岩性的不同，可分为两类:一类是第四系松散沉积物构成的承压盆地和承压斜地，它们广泛存在于山间盆地和山前平原中;另一类是由坚硬基岩构成的承压盆地和承压斜地。如北方的淄博盆地、井陉盆地、沁水盆地、开平盆地等就是寒武－奥陶系石灰岩上覆石炭－二叠系砂页岩及第四系堆积物而构成的承压盆地。广东的雷州半岛以及新疆等地的许多山间盆地也都属于这类向斜盆地。较为典型的大型承压盆地是四川盆地，盆地中部分布侏罗－白垩系砂页岩，向四周依次出露三叠系及古生界岩层。主要含水层为侏罗系砂岩裂隙水、三叠系嘉陵江灰岩及二叠系长兴灰岩和茅口灰岩的岩溶水，有的地段可出现自流水。

H. 工程地质条件包括哪些因素

(1) 地层的岩性：是最基本的工程地质因素,包括它们的成因、时代、岩性 相关书籍
、产状版、权成岩作用特点、变质程度、风化特征、软弱夹层和接触带以及物理力学性质等.(2) 地质构造：也是工程地质工作研究的基本对象,包括褶皱、断层、节理构造的分布和特征、地质构造,特别是形成时代新、规模大的优势断裂,对地震等灾害具有控制作用,因而对建筑物的安全稳定、沉降变形等具有重要意义.(3) 水文地质条件：是重要的工程地质因素,包括地下水的成因、埋藏、分布、动态和化学成分等.(4) 地表地质作用：是现代地表地质作用的反映,与建筑区地形、气候、岩性、构造、地下水和地表水作用密切相关,主要包括滑坡、崩塌、岩溶、泥石流、风沙移动、河流冲刷与沉积等,对评价建筑物的稳定性和预测工程地质条件的变化意义重大.(5) 地形地貌：地形是指地表高低起伏状况、山坡陡缓程度与沟谷宽窄及形态特征等;地貌则说明地形形成的原因、过程和时代.平原区、丘陵区和山岳地区的地形起伏、土层厚薄和基岩出露情况、地下水埋藏特征和地表地质作用现象都具有不同的特征,这些因素都直接影响到建筑场地和路线的选择.