地下水位上升的影响2篇

范文一：地下水位上升的影响2篇

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篇1

基础工程设计

EngineeringDesignoftheGround

【文章编号】1007-9467(2010)06-0095-05

地下水位上升对浅基础地基承载力的影响

李发菊1，陈田华(1.华北有色工程勘察院有限公司，石家庄050021;2.四川省核工业地质调查院，成都610000)?阳建新1，

【摘要】从水对土的抗剪强度指标影响出发，结合地基土极限承载力理论以及按塑性开展区深度的临界承载力计算公式,分析地下水上升，土的有效重度减少必然降低地基的承

载力。并根据不同的理论公式推导出考虑地下水位上升影响的界限深度Zmax。针对不同地基土层，提出地下水上升时地基承载力的计算公式，并在此基础上对于黏性土和砂土承载力影响程度进行分析比较。

【关键词】地下水位;浅基础;承载力理论;有效重度;界限深度

【中图分类号】TU471.1;TU46+2

【文献标志码】A

1引言

近年，伴随我国大规模的基础设施建设，由于地地基失稳基引起的工程事故呈上升趋势。地基变形、(剪切破坏)、地基渗流、土坡滑动、地震破坏、软弱地基或不良地基等造成的工程事故屡见不鲜。我们分析这些事故的发生原因之时，经常能看到地下水作为一种重要的甚至主要的因子出现。

在我国北方缺水地区，地下水作为一种工农业主要的水源被大量开采，区域地下水位逐年下降，这种现象在华北平原尤为明显。故而在这些地区勘察和设计过程中常常忽视了建筑物在使用过程中水文地质条件变化的预测。

TheInfluenceAboutWaterTableRiseonBering

CapacityofShallowFoundations

YANGJian-Xin1，LIFa-Ju1，CHENTian-Hua2

(1.NorthChinaEngineeringInvestigationInstituteCo.,Ltd.，

Shijiazhuang050021,China;2.SiChuanInstituteofNuclear

Geology,Chengdu610000,China)

【Abstract】

Thisarticlediscussedaboutthatthebearingcapacityoffoundationsoilisreducedbyanalyzinggroundwaterrisingandeffectiveunitweightofsoildecreasing,beginningwiththeinfluenceofwateronshcarstrengthofsoilindexcombiningtheoryofultimatebearingcapacityfoundationsoilandtheplasticzonedepthofthecriticalbearingcapacityformula.AccordingtodifferenttheoreticalformulaelicitlimitdepthZmaxrelyonrisingofgroundwaterlevel.Fordifferentlayersoffoundationproposecalculationformulabearingcapacityonfoundationsoilwhengroundwaterrising.Then,theinfluenceonbearingcapacityfortheclayandsandyisanlysizedandcompared.

【Keywords】groundwaterlevel;shallowfoundation;

bearingeffectiveunitweight;limitdepthcapacitytheory;

2环境对地下水位的影响

自然因素和人类活动都将造成地下水位的变化。

自然因素方面，比如由于温室效应引起的全球变暖，一方

面引致降雨特征发生变化，另一方面使冰1993年，中国科

学院地学部以全川融化海平面上升。

球海平面2050年上升20cm,30cm为依据，估计我国珠江

三角洲海面将上升40cm,60cm，上海地区50cm,70cm，天津地区70cm,100cm。另外，丰水年湖泊、水库等地表水体水位的变持续的降雨，河流、化都将使地下水位回升成为可能。

在人类活动方面，水电站等大型水利工程的实施，可能造成局部甚至区域水位的变化。尤其是南水

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北调工程的实施，逐步构成‖四横三纵‖为主体的中国大水网，在实现我国水资源南北调配、东西互济的合理调配。受水区将利用客水、减少开采量和利用当地雨洪进行地下水调蓄，区域地下水位下降的趋势将被有效遏制甚至逐步回升。比如在―南水北调‖中线工程完成后，河北省每年将调蓄30×108m3的长江水。河北省水利专家提出的利用―降落漏斗‖建立地下水库调蓄长江水资源的设想已经在研究，一旦付诸实施，将有力补充华北平原的地下水，使该地区地下水显著回升[1]。

3地下水上升对浅基础地基承载力的影响

地下水对浅基础地基承载力的影响通常由两种

可能:一是沉浸在水下的土将失去毛细管应力或弱结合力所形成的表观凝聚力以及水的软化作用使土的胶结力的降

低，土的抗剪强度降低而影响承载力的下降，这种影响在实际应用上困难较多，本文仅做定性分析;二是由于水的浮力作用，土的有效重度减少而降低土的承载力。3.1水对抗剪强度指标的影响

土的抗剪强度指土体抵抗剪切破坏的极限能力，其数值等于剪切破坏时滑动面上的剪应力。现行建筑地基基础设计规范》(GB50007-2002)即采用抗剪强度指标计算地基承载力。

抗剪强度是土的主要力学性质之一[2]。在1776年，库伦(C.A.Coulomb)根据砂土的摩擦试验提出了著名的库伦抗剪强度定律，莫尔(Mohr)继续库伦的早期研究工作，提出材料的破坏是剪切破坏，从而建立了著名的摩尔-库仑强度理论;由于太砂基有效应力原理的发展，又出现了有效抗剪强度公式:

τf,c’，(σ-u)tgυ’(1)

随着计算机技术的发展和大型土木工程的兴建，关于土的应力,应变,强度,时间关系即本构关系等的研究广泛开展，新的理论和试验方法的发展，人们才逐步认识到抗剪强度不仅与土的性质有关，还与排水条件、剪切速率、应力状态和应力历史等许多因素有关。

根据现代摩擦理论，土强度机理及影响因素十

分复杂，不可能将二者截然分开。为了解决实际问题，我

们通常把土的抗剪强度形式上概化成两部分:黏聚强度c和摩擦强度σtgυ。

1)黏聚力主要包括:静电引力、范德华力、表观黏聚力、颗粒接触点的化合价键等粒间引力和颗粒间的胶结(化学键)等，据测试分析表明，颗粒间引力引起的黏聚力较少，化学胶结力是黏聚力的主要部分。图1表示土中颗粒间作用力与颗粒尺寸间的关系[2]。

黏粒

粉及砂粒

P/度强由于沉积而胶结

拉抗毛

细

力

由于沉积而胶结

范

德华

力

颗粒直径/cm

图1几种颗粒力对土强度的影响

地下水上升将失去毛细管应力或弱结合力所形成的表观凝聚力，特别是水使颗粒间的胶结物软化而降低了土的黏聚强

度。这种作用对于黏性土影响最大。

2)在相同的初始孔隙比下饱和砂土的内摩擦角

υ比干燥时一般小2?左右，说明地下水上升后砂土强度将降低[3]。

非饱和土的抗剪强度指标c、υ值随含水量ω的增大所发生的变化并不是简单的线性关系，它们都有在含水量ω小于液限时，随含水量ω的增大而减小的趋势，且黏聚力c的变化比内摩擦角υ的变化更显著[3]。

3.3浅基础地基承载力理论

浅基础地基承载力理论公式有多种，主要可划分为假定刚塑体计算极限承载力公式及考虑弹塑性影响(即允许局部塑性区开展的)计算允许承载力的公式两大类[4]。

1)极限承载力

《

静荷载试验研究和工程实例表明，由于地基承载力不足而使地基遭致破坏的实质是地基下面持力层土的剪切破坏[5]。剪切破坏的形式可分为三种:整体剪切破坏、局部剪切破坏和冲剪破坏。

当地基中达到极限平衡发生整体剪切破坏时，作用在地表上的荷载即为极限荷载。主要有普朗特尔-瑞斯纳理论、太沙基理论、饱和软土的斯开普顿理论等。这些公式的推导都是先对均质地基中心荷载条件下条形基础假定滑动面的形状，

并认为在全部滑动面上土体均达到极限平衡，然后分别考虑由于基础底面下土的自重、土的黏聚力c和基础两侧超载q的作用所引起的土抗力，根据脱离体的静力平衡条件求解后进行叠加，它们的基本形式是[4]:

fu=cNc+qNq+1γbNγ

(2)

式中，fu为地基土极限承载力;Nc、Nq、Nr均为地基承载力系数，都是υ的函数;q为基础两侧超载，一般为γmd

由上可知，极限承载力的通式包括有三项:第一项cNc反映了土的黏聚力的作用;

第二项qNq反映了基础两侧边载的作用;第三项γbNγ反映了地基的宽度与地基土的重度。这三项中的地基承载力系数都是土的内摩擦角υ的函数。上述这些因素的变动都会对地基承载力造成影响。

2)临界承载力

当上部荷载超过地基土应力-应变曲线第一拐点(比例界限)时，基础两侧边缘将出现塑性区并不断发展。依据弹性理论计算地基任意点的附加应力，并按库伦破坏条件(极限平衡条件)推求塑性区边界条件，从而通过限制塑性开展区的最大深度d/4~d/3，确定其相应的承载力,并可将其拟合成类似上述极限承载力通式的形式。

《建筑地基基础设计规范》即按塑性开展区b/4相应的临

塑荷载。

当偏心距e小于或等于0.033倍基础底面宽度时，根据图的抗剪强度指标确定地基承载力特征值

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可按下式计算，并应满足变形要求[6]:

fa=Mbγb+Mdγmd+Mcck

(3)

临界承载力计算公式，同样包括了反映土的黏聚力、基侧边载和基地塑性区开展深度范围内的土体重力作用等三项，这些因素的变动都会影响到地基承载力的取值。

从上述理论公式可以看到如下两点:

一是采用不同的理论公式确定的地基承载力，地下水的升降都将对浅基础地基承载力产生影响。

二是由于水的浮力作用，将使土的有效重量减少而降低土的承载力，当土在水位以下时，应采用浮重度，而一般的土浮重度仅为天然湿重度的0.5倍~0.7倍。因此，地下水上升将使土的承载力大为降低，对于c=0的无黏性土，这种影响更为显著。这时，Mcck项不存在，地基承载力将正比于土的重度，因此，在计算确定地基承载力时，必须充分估计地下水变化的可能和趋势。

4.2地下水位上升影响的最大深度Zmax4.2.1地下水位与

基础的关系

地下水位上升影响的最大深度Zmax即对地基承载力产生影响的地下水位距基底面的界限深度。

当地下水位位于Zmax以下时，可以不考虑其对地基承载力的影响;当位于界限深度之中时，则需要考虑这种影响。

地下水位的影响，有四种情况[7]，分述如下:1)如图2a所示，则不考虑地下水位对地基重度的影响;

2)如图2b所示，地下水位于基底与Zmax之间，基底下土体重度在最大影响范围Zmax内取加权平均重度，由下式确定:

γm=

γz+γ’

(zmax-z)(4)

max

xax

mab

,maZma,,

ZZZa地下水位在Zmax以下

b地下水位在基底与Zmax之间

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mamaZZc地下水位在基地平面

d地下水位在基础埋深内

图2地下水位与基底距离示意图

3)如图2c所示，地下水位与基底平面时，基底面以下土取有效重度γ’，基底面上取天然重度γ;

4)如图2d所示，地下水位处于基础埋深D内，水下部分采用有效重度土体重度γ’，水上部分取天然重度γ。

4.2.2界限深度Zmax的确定

1)太沙基极限荷载理论

太沙基(K.Terzaghi)假定均质地基、条形荷载、中心荷载、地基破坏形式为整体剪切破坏，基础底面粗糙等假设，基底以上的土视作作用在基础两侧的均布超载q=γD，假定地基滑动面的形状也可以分成3个区，并假定滑动面与水平

面成υ角。滑动面CD为一对数螺旋曲线(见图3)。其方程

为γ=γ0eθtgυ。

图3应用太沙基公式推导Zmax

由上图及υ=Φ+θ-90?可得:Z=γcosυ=bcos(Φ+θ-90?)eθtgυ

2sinα(5)

由dθ

=0解得:θ=90?将上式及α=90?-υ代人式

(5)得π

Ztgυ

max=b2

(6)

分别以υ=10?，υ=15?，υ=20?，υ=25?，

υ=30?，υ=40?代入上式，可得相应的Zmax分别为:0.660b，

0.761b，0.886b，1.040b，1.238b，1.502b，1.868b。

2)斯肯普顿地基极限承载力理论

图4斯肯普顿滑动面

对于饱和软黏土地基土(υu=0)，连续滑动面?区的对数螺旋线蜕变成圆弧，如图4所示。斯肯普顿(A.W.Skempton,1952)根据极限状态下各滑动体的平衡条件，导出其地基极限承载力的计算公式为:

fu=Nccu+q

(7)

式中，cu为地基土黏聚力，取基底以下0.707b深度范围内的平均值;b、l分别为基础的宽度和长度;q为基础两侧超载。

由图4滑动面几何关系可得:

Zmax=2b

(8)

3)按塑性开展区深度确定地基承载力的理论建筑地基基础设计规范》即按塑性开展区b/4相应的的临塑荷载为地基承载力特征值的计算公式，同时利用大量的荷载试验，对于υ?24?的Mb系数进行修正，其实质是以地基塑性区开展深度达到b/4为正常使用极限状态，故按规范公式确定承载力时，地下水位变化对其最大影响深度，要与地基土塑性区开展最大深度Zmax=b/4相一致。

4.3地下水位上升对地基承载力的定量分析4.3.1地基承载力的公式的推导

当地下水位上升后水位位于基底与Zmax之间(见图5)时，将式(2)的第三项γbNγ中重度取Zmax范围内土体的加权平均重度γm，即得地下水上升的影响地基土承载力的一般式:

αb

=xamZhΔ图5地基承载力示意图

《

f’u=cNc+qNq+1[γz+γ’(Z-Z)2Z]bNγ

max

令Zmax=αb=Δh+Z，β=γ’/γ代入上式得:f’u=cNc+qNq+1[γ+Δh(γ’-γ)]bNγ

(9)

对于砂土，C=0则有:

f’u=qNq+[γ+2αb

]bNγ(10)

式(9)、式(10)分别为黏性土、砂土地下水水位上升影响的承载力一般计算公式。以太沙基极限承载力公式为例:Zmax=αb，当Φ=10?,Φ=15?,Φ=20?,Φ=25?,Φ=30?,Φ=40?时，相应的Zmax分别取:0.660b，0.761b，0.886b，1.040b，

1.238b,1.502b,1.868b。

由于γ’,γ，故有γ+αb

,γ，即有:f’u,fu

即地下水位上升后，无论是黏性土或砂性土承载力与原来相比必然下降。

4.3.1对砂土及黏性土影响程度分析

在假设地下水上升不考虑对黏聚力c的影响，仅考虑对重度γ的影响时，地下水上升对砂土和黏性土的影响程度。

假设基础类型、埋深、载荷分布等条件相同，对砂土地基承载力下降的比率为K砂，对黏性土地基承载力下降的比率为K黏，则有:

K砂=,Δh(γ’-γ)αbbNγ,/[qNq+12γbNγ]

K黏=,Δh(γ’-γ)bNγ,/[cNc+qNq+1γbNγ]由于分子相同，所以有K砂,K黏，即地下水上升，砂土的承载力下降比黏性土要快。

5结论

1)非饱和土的抗剪强度指标c、υ值随含水量ω的增大所发生的变化并不是简单的线性关系，它们都有在含水量ω小于液限时，随含水量ω的增大而减小的趋势，且黏聚力c的变化比内摩擦角υ的变化更显著。

2)地下水位上升使地基土有效重度γ减少，地基承载力必然下降，据相关资料[7]，砂土地基承载力下降率最大可达

70%，黏性土由于有黏聚力的内在作用，承载力下降率相对小些，最大下降率在50%左

基础工程设计

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右。

3)当仅考虑地基土有效重度γ减少导致地基承载力下降时，对地基承载力产生影响的最大深度Zmax，应视确定地基承载力所采用的理论公式，即理论和应用相一致;根据太沙基地基极限承载力荷载理论而言，地基土υ越大，最大影响深度Zmax取值也不断加深;通常我们取Zmax为一倍基础宽度的考虑方式，对于υ?25?时应用太沙基理论，斯肯普顿地基极限承载力理论，地基基础设计规范公式是安全的。

4)源于土的碎散性、多相性和在长期地质历史造成的多变性，土的强度也呈现其特殊性。比如湿陷性黄土、膨胀岩、盐渍土等在考虑地下水的影响时具体问题应具体分析。

5)在重要工程建设和使用过程中如果地下水位可能上升时，建议进行专门的研究。同时勘察成果宜提供土的饱和抗剪强度指标。

【参考文献】

1】张岩，邢晨曦，王海强.地下水上升对岩土性质的影响和评

价[J].河北勘察，2008(2):10-11.

2】李广信.高等土力学[M].北京:清华大学出版社,2004.3】陈海明，班凤其，刘小伟.非饱和土抗剪强度指标c、υ值与

含水量ω的关系[J].合肥工业大学学报(自然科学版)，2006，29(6):736-738.

4】滕延京.建筑地基基础设计规范理解与应用[M].北京:中国

建筑工业出版社，2004.

5】卢延浩.土力学[M].南京:河海大学出版社，2002.6】GB5007-2002建筑地基基础设计规范[S].

7】周健，屠洪权，缪俊发.地下水位与环境岩土工程[M].上海:

同济大学出版社，1995.

【收稿日期】2010-03-10

作者简介

阳建新(1982,)，男，湖南衡东人，助理工程师，从事岩土工程勘察(铁路、工民建)、地质灾害设计及评估等工作，(电子信箱)hky517@163.com。

【【【【【【【

篇2

岩石力学与工程学报 Vol.24 Supp.2

2005年11月 Chinese Journal of Rock Mechanics and

Engineering Nov.，2005

第24卷增2

地下水位线对土坡稳定的影响分析

张卫民12，陈兰云2

，

(1. 浙江大学建筑工程学院，浙江杭州 310027;2. 金华学院建筑工程系，浙江金华 321017)

摘要:边坡稳定安全系数受到多方面因素的影响，地下水位线的位置对边坡稳定的影响较大。通过对各种边坡模型的计算分析表明，地下水位变化对边坡稳定性的影响是有一定的规律的，地下水位在距坡脚3/10,4/10坡高范围内变化时对土坡的稳定安全系数影响不大。随着地下水位线的升高，边坡的稳定安全系数线性减小，可能发展为整体滑动破坏。

关键词:岩土工程;边坡工程;地下水位;土坡;稳定安全系数;极限平衡理论

中图分类号:P 642.2 文献标识码:A 文章编号:1000–6915(2005)增2–5319–04

EFFECT OF WATER TABLE ON SOIL SLOPE

STABILITY

ZHANG Wei-min12，CHEN Lan-yun2

，

(1. College of Civil Engineering and Architecture，Zhejiang

University，Hangzhou 310027，China;

2. Department of Architectural Engineering，Jinhua

College，Jinhua 321017，China)

Abstract:Slope stability safety factor is influenced by many factors，in which the condition of water table change affects greatly. The analysis and calculation of the stability safety factor based on diversified slope models indicate that there are certain rules of effect of water table on soil slope stability. Through calculation of the stability factor of the slope with two different software based on theory of limit equilibrium，it is shown when the water table changing

between the range of 3/10-4/10 the height of the slope，it

affects the stability of the slope negligibly. With the water table rising，the safety factor linearly reduces，and it is likely

to induce landslide.

Key words:geotechnical engineering;water table;soil slope;safety factor;theory of limit equilibrium

1 引言

水是诱发滑坡的主要因素之一。在深基坑开挖过程中，往往需要进行井点降水，降水的过程导致地下水位线发生漏斗状变化，从而改变土坡中土体的有效应力分布，影响土体的抗剪强度，使边坡稳定性受到影响。当土坡的安全系数降低到一定程度时将导致滑坡，所以有必要对降水引起地下水位变化对土坡稳定的影响进行分析研究。地下水位对边坡稳定的影响主要与地下水的不稳定渗流有关，其

收稿日期:2005–06–26;修回日期:2005–07–08

影响因素有水位下降速度、滑体的渗透系数等，要得到边坡的稳定系数，需确定浸润线的位置，依据浸润线确定渗透力进行稳定计算。对浸润线的确定，文[1]用布西涅斯克(Boussinesg)非渗流基本微分方程和边界条件，来确定水库水位下降情况下的浸润线计算公式，并采用多项式拟合的方法得到简化计算公式，该公式中涉及不同时刻的水位、渗透系数、给水度等参数。对于一般的深基坑施工，为了保证边坡开挖的稳定与安全，当地下水位较高时，需要进行井点降水，并计算边坡的稳定安全系数，由于参数确定困难，上述方法

在应用上仍有一定困难。

作者简介:张卫民(1975–)，男，现为讲师、硕士研究生，主要从事边坡稳定、土体加固方面的教学与研究工作。E-mail:jgxyzwm@126.com。

? 5320 ? 岩石力学与工程学报 2005年

本文应用基于极限平衡理论的边坡分析软件，建立边坡分析模型，采用坡体土层的基本物理力学指标:土的重度γ、粘聚力c、内摩擦角?等，并考虑地下水位的影响，计算出不同水位时的安全系数。通过对各种边坡模型的稳定安全系数的计算分析表明，地下水位变化对边坡稳定性的影响有一定的规律。

2 边坡安全系数K与土中水的关系

土坡沿着某一滑裂面滑动的安全系数K定义

tan?c

，则土为:将土的抗剪强度指标降低为和

体沿着此滑裂面处达到极限平衡，即

图1 边坡的工作状态 Fig.1 Work condition of a slope

σ′=σ?σa+x(σa?σw) (3)

式中:x为由试验确定的参数，它与土的饱和度有直接关系，当饱和度等于100%时，x = 1，当饱和度等于0时，x = 0，这时土中只有气压力σa，即

τ=

tan?c

′+σn (1) KK

′为滑动面上土的法式中:K为土坡的安全系数，σn向有效应力。

上述将强度指标的储备作为安全系数定义的方法是被工程界广泛承认的一种作法[2]。在分析边坡的稳定性问题时，大多采用安全系数来衡量滑坡体的稳定性，并根据安全系数采取相应的边坡治理措施，如设置支挡结构、削坡减载、抗滑桩、预应力锚索等。边坡的安全系数实质上是边坡工作状态的一个量化描述，当边坡稳定安全系数K = 1时，边坡处于稳定极限状态，边坡稳定极限状态实质上是边坡工作状态的一个阈值，这一阈值将边坡分为稳定状态(K,1)和失稳状态(K,1)，如果用X1，

σ′=σ?σa。有效应力的大小与土的饱和状态直接

相关。在土坡中土的饱和状态与地下水位的关系密切，图2所示为作用在滑动圆弧面上的孔隙水压力的分布示意。地下水位的变化导致土坡中潜在滑裂面上的土的有效应力分

布的变化，如在深基坑开挖井点降水过程中，随着坑底水位的降低，地下水位线会形成漏斗状。浸润线的形状决定滑坡体中有效应力的分布，文[1]中探讨了水库水位下降情况下确定浸润线的简化计算公式。在基坑工程中浸润线的确定往往根据设计人员的经验结合土质和井点布置情况确定，当土的渗透性较好时，如在砂土中浸润线相对平缓;在粘性土中，由于渗透性较差，浸润线相对曲率较大，这种确定方法具有一定的随意性，但当坡高不是很高时对计算结果的影响并不大。土体中浸润线的形状决定有效应力的分布，有效应力分布的变化会导致土坡潜在滑动面上的抗剪能力降低，滑坡体产生缓慢蠕动，这种蠕动的积累最终可能导致土坡的整体下滑，造成滑坡事故，其过程

X2，L，Xn表示影响边坡稳定的基本随机变量，则K为X1，X2，L，Xn的函数，在直角坐标系中，边坡的工作状态如图1所示。由式(1)可知，K值的计算与土体的抗剪强度指标有很大的关系。土体的抗剪强度指标与土中水的关系密切，在土工试验中，不同固结和排水条件下得到的抗剪强度指标有较大的差异。根据有效应力原理，在饱和土中，有

σ′=σ?σw (2)

式中:σ为土的总应力，σ′为土的有效应力，σw为孔隙水压力。

有效应力等于总应力减去孔隙水压力，孔隙水压力的增大会导致土有效应力的降低，从而降低土体的抗剪能力。在非饱和土中，毕肖普(A. W. Bishop) 等人提出土的有效应力可以用下式表示:

图2 作用在滑动面上的孔隙水压力 Fig.2 Pore water pressure on slide surface

第24卷增2 张卫民等. 地下水位线对土坡稳定的影响分析 ? 5321 ?

如图3所示。

(a) 1?1.5均质边坡

图3 降水导致滑坡的过程

Fig.3 Process of slope slide induced by drawdown

3 边坡稳定分析研究

(b) 1?2均质边坡

图4 均质边坡计算模型(单位:m) Fig.4 Calculation model

of soil slope (unit:m)

3.1 计算模型的建立

目前边坡稳定分析方法主要有两大类，一类是建立在极限平衡理论基础上的解析方法;另一类是被广泛采用的数值解法即有限单元法。本文采用极限平衡方法并考虑渗流的作用。根据对土条的条间力的假定和对平衡方程组增设的边界条件不同，常用的计算方法有:瑞典圆弧法(Fellenius法)、简化毕肖普(Bishop法)、简布法(Janbu法)、陆军师团法、摩根斯坦–普赖斯法(Morgenstern-Price法)、斯宾塞法(Spencer法)和沙尔玛法(Sarma法)等。为了便于对结果的比较，本文采用瑞典圆弧法、简化毕肖普法和简布法的计算结果进行比较研究。

计算模型采用如图4所示:(a) 1?1.5均质边坡，

(a) 1?1.5均质边坡地下水位变化时的安全系数

(b) 1?2均质边坡，坡高均为10 m，用不同计算方法计算安全系数K，粘聚力c = 8 kPa，?=20?，

γ=18.5 kN/m3，土体浸水软化后γsat=20 kN/m3，地

下水位变化，变化范围距坡脚h = 0,7 m，h为地下水位线最高点到坡面终止点的垂直距离，采用总应力法，考虑渗透力作用，不考虑边坡外侧静水压力。最危险滑裂面的确定

采用边坡分析软件自动搜索得到。

3.2 计算结果分析

通过对上述模型用极限平衡理论的简化计算方法进行计算，为了考虑计算软件的偏差，本文采用了Slope软件和理正软件进行计算，得到的计算结果如图5所示。

各种计算方法的到的结果有些有较大的偏差，但对与同一计算方法用两种不同软件所的结果基本接近，有部分结果基本一致，说明两种计算软件运行是可靠的。计算方法的偏差是由于不同的计算方

(b) 1?2均质边坡地下水位变化时的安全系数K

图5 均质边坡在地下水位变化时的安全系数K Fig.5 Safety factors at different water tables

法的假定条件不一致导致的，如瑞典法由于在对土条受力分析时不考虑条间应力，所以计算所得的稳定系数K值都偏小，简布法的结果一般偏大，毕肖普法计算的结果基本都居于瑞典法和简布法的计算结果之间[3]。

地下水位的变化范围距坡脚h = 0,7 m，对 1?1.5的均质土坡，水位在距坡脚h = 0,4 m范围内变化，各种计算方法都表明地下水位变化对安全系数K的影响很小(有所降低，

但K值变化量为0,

? 5322 ? 岩石力学与工程学报 2005年

0.016)。水位在距坡脚h = 4,7 m范围内变化时，各种计算方法所得结果变化趋势基本一致，即都线性减小，安全系数K的降低幅度较大，甚至导致 K,1.0发生整体滑坡。对1?2的均质边坡的计算结果，水位在距坡脚h = 0,3 m范围内变化时，对安全系数K的影响也不大，安全系数K有所降低，但幅度不大(变化量为0.03,0.14)，但水位在距坡脚 h = 4,7 m范围内变化时，各种计算方法所得的结果也基本表现为线性降低，安全系数的降低幅度为0.070,0.285。地下水位的升高导致边坡的稳定性急剧下降。由此可见地下水位线最高点相对坡脚的高度对边坡的稳定性有很大的影响，特别是当地下水位线最高点距坡脚较高时，可能会导致滑坡的发

生[410]。

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49(6):835–840.

4 结语

边坡稳定的影响因素较多，地下水位线的位置对边坡的稳

定影响较大。但当地下水位线最高点距坡底较低时(为坡高的

3/10,4/10)，水位线的位置对安全系数影响不大，这与危险

滑裂面处于地下水的浸润线以下部位较少有关，地下水位的

变化对安全性的影响可以忽略不计;当地下水位线最高点为

坡高的3/10,4/10时，水位线距坡脚相对升高，将导致土坡

的安全系数K线性降低，甚至可能出现整体滑坡。这一分析

结果，对深基坑施工采用井点降水时，地下水位所须达到的

深度提供了参考依据。参考文献(References):

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24(3):496–501.(in Chinese))

范文二：张掖盆地地下水位上升成因探析

张掖盆地地下水位上升成因探析

2o1O年1月第32卷第1期地下水

Groundwater

Jan.,2010

Vo1.32N0.1

张掖盆地地下水位上升成因探析

巴建文,马小全,刘振华,秦晓燕,田辽西

(甘肃省地矿局水文地质工程地质勘察院,甘肃张掖734000)

[摘要]张掖盆地80年代中期以来,地下水位处于区域性持续下降过程.2001年9月以来,盆地中北部地

下水位停止下降开始出现上升趋势,特别是2005年9月以来,张掖盆地地下水位突然大面积上升.分析认为,地下

水位上升主要是补给量的增加所致,主要增加途径有两个:一是本世纪以来,受全球气候转暖的影响,祁连山中西部

的冰)11融水和降水量明显增加,使祁连山区各河流出山径流量亦相应的增加,而出山河流作为盆地内地下水的主要

补给来源,它的增加则意味着盆地地下水补给量的增大;二是黑河河床过水时间增加,在流经盆地第四系粗颗粒相

强导水的洪积扇地带,大量”线状”入渗,使地下水补给量增大,引发沿河地下水位上升,导致向黑河排泄的黑河以东

地下水径流受阻.

[关键词]张掖盆地;地下水位上升;补给量增加

[中图分类号]P641.74[文献标识码]A[文章编号]1004—1184(2010)01—0034—04

Exploration&AnalysisonCausesofGroundwater

LevelRisingintheBasinofZhangye

BAJian—wen,MAXiao—quan,LIUZhen—hua,QINXiao—yan,TIANLiao—xi

(InstituteofHydrogeoloiealandEngineeringGeology,GansuProvincialBureauofGeologyandMiner

alExploitationand

Developmentzhangye734000,Gansu)

Absrtact:SinceZhangyeBasininthemid一80s,thegroundwaterlevelhasbeenisdroppingcontinually.SinceJantem—

ber2001,thegroundwaterlevelinthemid,northofthebasinstopdroppingandstarttoriseup,especiallysinceJantember

2005,ZhangyebasinthegroundwaterlevelintheZhangyeBasinrisesuddenlyinthelargearea.Accordin

gtotheanalysis,

thegroundwatertableriseismainlyduetotheincreaseinsupply,themainincreaseintwoways:First,since

thiscentury,by

theimpactofglobalclimatewarming,thecentralandwesternQilianMountainglaciersmeltthewaterand

theprecipitationin—

creasedsignificantly,SOthatQilianMountainstrailsoftheriversisalsoacorrespondingincreaseintraffi

c,andoutofthe

mountainstheriverbasinasthemainrechargesourceofgroundwater,whichmeansanincreaseinthevolu

meofgroundwater

rechargebasinincreased;Second,Heiheriverbedwatertimehasincreased,inflowthroughQuaternaryb

asinwithstrong

coarsewaterzoneofthealluvialfan,alargenumberof’’linear”infihration,SOthatincreasingthevolume

ofgroundwaterre—

charge,alongtherivercausedthegroundwaterlevelrise,resultinginexcretionofHeiheHeihetotheeasto

fthegroundwater

runoffblocked.

Keywords:ZhangyeBasin;Increasedgroundwaterlevel;riseinsupply.

1概况

张掖古称甘州,地处我国西北的河西走廊中部,以其水

土资源丰富而闻名于世,素有”塞上江南一金张掖”的美称.

历史上,张掖城区曾经是”半城芦苇半城塔”的景观,地下高

水位的现象一直持续到上世纪70年代末.80年代中期以

来,随着水利化程度的不断提高引起的水资源利用,分布格

局的变化所导致的对地下水总补量的不断减少和地下水开

采量的持续增加,张掖盆地地下水位处于区域性持续下降过

程,张掖城区一带地下水位年平均下降幅度为0.2,0.3m,

到2003年8月已累计下降4—6m,着名的”甘泉”和北大池

(现甘泉公园)相继干涸.2003年11月以来,张掖城区大部

分地段地下水位停止下降开始出现上升趋势.特别是2005

年9月以来,张掖市城区及外围地下水位突然大面积上升,

突出的表现在城区的地下室,地下仓库渗水,积水深度达到

1.0,1.5m,部分平房出现裂缝或倒塌,居民住宅遭受严重

威胁;使城区4个街道办事处11个社区2788户居民的

2441间房屋倒损,40455m房屋因墙体根基松软裂缝,不能

承载整个房屋的重量而倒塌,城区北部乌江镇——闸乡,

带部分耕地被淹没,造成较大经济损失,已经形成严重的环

境地质灾害.

2区域水文地质概况

张掖盆地东,南,北三面环山,西侧为平原区,总体呈山

问盆地景观.盆地南侧为祁连山,为陡峻的断块高山;盆地

北侧为龙首山和合黎山,通称北山,为断块中低山.盆地地

[收稿日期]2009—04—20

[作者简介]巴建文(1963一),男,甘肃兰州人,高级工程师,主要从事干旱半干旱区区域水循环

与环境研究工作.

32卷第1期

势较为平坦,由东南向西北倾斜,海拔1400,2500m,以黑

河沿岸最低.盆地南部为黑河,洪水河,酥油口河等河流冲

洪积痢形成的山前陡倾斜砾石平原,北部为河流冲湖积缓倾

斜细土平原.

本区属北温带大陆性干旱气候,具有降雨稀少,蒸发强

烈,昼夜温差大,日照时间长,四季分明等气候特点.据张掖

气象站1951,2006年多年观测资料统计,张掖市甘州区多

年平均气温7.2~C,降水量l28.2mm,蒸发量2020.2mm.

降水多集中于6,9月,约占全年总降水量的70%,80%.

境内的主要河流有黑河,酥油口河,大野151河,大瓷窑河

和山丹河等九条河流,均发源于祁连山,属黑河内陆水系,多

年平均出山径流量共计l6.80亿m/a,以黑河径流量为最

大,多年平均出iI径流量(莺落峡站)16.23亿m/a.其补给

来源中降水占70.2%,地下水占25.8%,冰川积雪融水占

4%,属降水和地下水混合补给类型的河流.年内径流过程

与降水过程基本一致,时空分配不均.7,9月来水蹙占全年

的55.1%,4,6月占24.9%,其余月份仅占20%.年际丰,

枯变化剧烈.

区内广泛分布的第四纪松散岩层中蕴藏丰富的地下水,

受构造,地质及地貌条件的控制,地下水呈规律性地运动:自

南部山前流向北部河床,随着深度的增加径流强度递减,水

量,水质及动态变化呈明显的分带性.

南部tll前洪积扇顶部水位埋深大于200m,含水层由粗

颗粒的砂砾卵石组成,至扇中地带,水位埋深150,50nl,含

水层中含泥质渐多,及扇缘和细土平原南部,水位埋深50,

l0m,含水层颗粒渐细,由单一的潜水层渐变为多层的潜

水一承压水含水综合体.黑河,山丹河沿岸地带水位埋深

小于3m,沟壑和洼地内,有成片泉水出露.

南部的祁连ill地,地下水接受降水的人渗补给,自山巅

分水岭向山缘运动,在【IJ区深切水文网的强烈排泄作用下,

绝大部分都就近排泄于河谷而以地表径流的形式流出山体.

黑河等出山河水进入盆地流经洪积扇地带,在第四系粗颗粒

相强导水带大鼍”线状”人渗,经计算这个地带河流,雨洪,渠

系水的渗漏补给占地下水总补给量的80%以上;山区沟谷

潜流和基岩裂隙水侧向补给量仅占10%左右.至细土平原,

田问灌溉水的面状入渗量及降凝水人渗量约r}i1O%左右.

即流经盆地的河洪水及引灌河洪水(包括渠系,田间灌溉)和

降水,凝结水的线状,面状垂向入渗补给量占盆地地下水总

补给量的90%左右,是盆地地下水的主要补给来源.在洪积

扇缘及与之毗邻的细土平原区,受含水层颗粒渐细,导水性

减弱,地形低缓及河流切割作用的控制,地下水在甘州城

区一乌江一线以北以泉的形式溢出地表,成为盆地地下水的

天然排泄方式之一;水位埋深小于5,10m地段,潜水的蒸

发蒸腾亦是地下水的排泄方式(网1).

3地下水位多年动态特征分析

根据多年地下水动态监测资料,张掖盆地地下水位自80

年代初期至奉世纪初处于持续下降状态,至2001年降至最

低水位,下降幅度:张掖城区以南7.2l,9.48In.下降速度

0.51,0.56m/a;城区以北0.17—1.65m,下降速度0.10,

0.29m/a;城以东7.68m,下降速度0.10,0.29m/a;城

区以西6.07m,下降速度0.10,0.29m/a.2001年9月位

地下水20l0年1月

于盆地中北部的张掖城区及外围的地下水位出现回升现象

(表1,图2),盆地南部,西部地下水位虽仍处于下降状态,但

下降速率明显减缓,随后逐渐开始回升(图3).目前,仅祁

连山前仍处于小幅下降状态(图4).

口口.口.口口s口e口口s

卜降水:2地表径流:3地F径流:4一地表水补给地F水

5地F水蒸发:6采:7一地F水位:8断层

图1张掖盆地地下水补,径,排示意剖面图

三

莲

*14”gO园}..

/L—

图22一

摧

蓑

图354观测孔地下水位动态曲线

179

1984l9942O042014

({})

图465观测孑L地下水位动态曲线

(年)

图5电3—1观测孔地下水位动态曲线

2005年8,10月,盆地中北部的张掖城区及外围地下水

位出现了快速上升现象(图5),上升幅度1.60,8.86nl,其

中:城区水位上升4.15m,城区以南上升2.03,5.32m,城

区以北上升幅度1.6O一4.24m,城区以东l升0.48,8.86

m,城区以西上升上升幅度7.10II1,并引发了环境地质灾害.

监测

孔号

水位高程(m)水位变幅(m)

z唧月z月z年.月月::篡

4地下水位上升原因

地下水位的升降是区域地下水资源丰欠的直观反映.

对一个相对独立的盆地而言,当地下水补给量大于排泄量

时,地下水位表现为上升,反之,则地下水位表现为下降.毫

无疑问,张掖城区及外围地下水位在短期内大幅度上升,是

地下水资源均衡状况发生明显改变的缘故.据调查,张掖盆

地内地下水开采量变化不大,逐年略有增加,而另一主要排

泄量——泉水溢出量,也未形成显着变化.由此可以断定,

地下水位的上升主要是补给量的增加所致.主要增加途径

有两个:

(1)本世纪以来,受全球气候转暖的影响,祁连山中西

部的冰川融水和降水量明显增加,使祁连山区各河流出山径

流量亦相应的增加,而出山河流作为盆地内地下水的主要补

给来源,它的增加则意味着盆地地下水补给量的增大,是地

下水位上升的一个主要原因.

据黑河出山口莺落峡水文站资料,黑河多年平均径流量

16.23亿m/a,属降水和地下水混合补给类型的河流,年内

径流过程与降水过程基本一致,时空分配不均,7,9月来水

量占全年的55.1%,4,6月占24.9%,其余月份仅占20%.

年际丰,枯变化剧烈.如以10年为一个代表段分析,黑河来

水在上世纪50年代相对较丰,60年代渐降,至70年代最

枯,80年代偏丰,9O年代以平水为主,本世纪以来,随着天气

系统的变化引起的祁连山西部降水量的增多和气温升高使

冰川融水的增加,黑河出山径流量呈现缓慢增加的趋势,

200l,2007年黑河出山径流量平均为17.23亿m/a,高于

多年平均水平(表2),2003,2007年出山径流量平均为18.

27亿m/a,是近60年来出山径流量最大的时期.

(2)黑河河床过水时间增加,在流经盆地第四系粗颗粒

相强导水的洪积扇地带,大量”线状”入渗,使地下水补给量

增大,引发沿河地下水位上升,导致向黑河排泄的黑河以东

地下水径流受阻,这也是引起张掖地下水位上升的原因

之一.

为实现国务院批准的平水年(P=50%)进入黑河下游正

义峡下泄量达到9.5亿m,全流域生态用水量达到7.3亿

m分水方案,2001—2003年通过对黑河中游干流灌区实施

节水改造,发展高新节水技术(管灌,喷灌,滴灌),实施退耕

还林还草等工程措施后,张掖市年节约地表水12797万m,

张掖盆地年节约地表水28998万m.

表2黑河莺落峡站径流量统计表

2001年以前,黑河河床过水时间一般少于30d/a,2002

2004年,黑河河床过水时间增加到70,80d/a,2005年以

来,随着黑河出山径流量的增加,黑河河床过水时间增加到

32卷第1期

80,100d/a,2007年过水时间达106d/a(图6).

昌三S暑2宝昌昌宝

(匀’)

图6黑河河道过水时间柱状图

5地下水水位变化预测

利用黑河莺落峡站1944,2008年径流量资料,采用频

谱分析法,对2009,2018年黑河出山径流量预报结果表明:

地下水2010年1月

未来10年内年平均径流量为16.71×10m,相比2001,

2008年相对减少,但仍处于平水偏丰状态,对地下水的补给

舒也会相应减少,但仍属于较大补给量时期.

根据1985,2008年系列监测资料,对张掖城区北部86

号孔24年的月平均水位对地下水水位进行趋势预测,数学

模型为:

n1—1

H(t)=A+Bt+?(aicost+bisin~~--’rrt]

fj1i

经检验,拟合度为82.65%,拟合效果较好(表3),预报

结果:2009,2018年调查区地下水位变幅较小,水位变化幅

度在一0.18,0.01m之间(表3),将继续保持高水位的

趋势.

表3地下水位频谱分析成果表

6结论

(1)2003年张掖盆地地下水位出现大面积上升,上升幅

度最大的区域是张掖城?及周边地带.

(2)地下水补给量的增加是地下水位上升的直观表现.

}}{…径流量的增加及黑河河床过水时间增加引发沿河地下

水位【升,导致向黑河排泄的黑河以东地下水径流受阻是引

起张掖地下水位【:升的原因.

(3)通过对黑河出【IJ径流及地下水位预测,未来l0年

张掖盆地地下水位仍处于保持高水位的趋势.

参考文献

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质灾害防治方案研究报告.甘肃省地勘局水文地质T程地质勘

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勘局水文地质工程地质勘察院

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查与评价报告.甘肃省地勘局水文地质_『:程地质勘察院.

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(J:接第l2贝)

增加到3mg/L以』:.门垩系碎屑岩层孑L隙裂隙水氟化

物,在梁岗区呈现北部小:r2mg/L,向南增至大于3IllL;在

平原区大部分地?小于2mg/L,局部达到2.5,3mg/L.

氯离子:第四系松散层孑L隙潜水氯离子由东部的小于

250mg/L,往两逐渐增加到l000mg/L以l:.垩系碎屑岩

层孔隙裂隙水氯离子由南部的小于250mL,往北逐渐增加

到2500mg/L.

钠离子:第叫系松散层孑L隙潜水钠离子由东部的小于

500mg/L,往西逐渐增加到1000mg/L以上.白垩系碎屑岩

层孔隙裂隙水钠离子由南部的小于250mg/L,往北逐渐增加

到1250mg/L..

氯离子和钠离子的?域变化规律与矿化度的变化规律

十分相近,究其原凶主要是地下水可溶性盐份中氯化物,钠

离子所占比重很大,即与地下水水化学类型主体为c1型有

关.氟化物含餐的高低,既受岩层氟聚集控制,也与蒸发条

件有关,地F水蒸发强烈的地段氟含量多较高.

3结论

区内地下水水化学类型复杂,阴离子总体:从南东往北

西方向由HCO型水向Cl型水过渡,阳离子主要呈现Na型

或Na?Mg型水,区内地下水主体为CI?SO一Na型,cl?

SO?HCO一Na型,C1?HCO一Na型水.第四系潜水,矿化

度由东部的小于1g/L,往西逐渐增加到3g/L以上;氟化物

由北部周台子,方圈村的小于2mL,往南迅速增加到3rag/

L以上.白垩系地下水,矿化度由南部的小于1L,往北快

速增加到3g/L以I:;氟化物在梁岗区呈现北部小于2mg/L,

向南增至大于3mL,在平原区大部分地区小于211llg/L,局

部达到2.5,3I11Ig/L.

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范文三：张掖盆地地下水位上升成因探析

张掖盆地东段“三水”转化同位素特征

崔振卿 ,杨丽萍 ,赵艳娜

()甘肃省地质矿产勘查开发局水文地质工程地质勘察院 ,甘肃张掖 734000

摘要 :利用传统手段与环境同位素技术结合的方法 ,以水源地建设为例 ,分析研究了张掖盆地东段地下水资源的可更新性 ,揭示了水源地及其外围地下水含水层系统之间的补、径、排条件 ,初步分析了地下水水流系统 ,由此得出结论 : 深层承压水越流补给浅层水 ,同时也是泉水的主要来源。

关键词 :地下水 ;含水层 ;深层承压水 ;环境同位素

中图分类号 : P641 . 2文献标识码 :A() 文章编号 :1004Ο6933 200704Ο0015Ο03 Isotope characteristics of transf ormation of three kinds of waters in Ea st Zhangye Ba sin

CUI Zhen2qing , YANG L i2ping , ZHAO Yan2na

( Institute of Hydrogeology and Engineering Geology , Gansu Provincial B ureau of Geology and Mineral Exploration and

)Development , Zhangye 734000 , China

Abstract :Taking the construction of water source regions as an example , the renewal of the groundwater in East Zhangye Basin was studied using the method combining the traditional method with environment isotope technology. The conditions of water recharge , runoff and draining between the water source and its surrounding groundwater aquifer were discussed , and the groundwater fluid system was analyzed briefly. It is concluded that the deep confined water supplies the shallow water , and it’s also the main sources of spring water .

Key words :ground water ; aquifer ; deep confined water ; environmental isotope

3 () 200010301取得的环境同位素资料 ,结合张掖市张掖市位于河西走廊黑河流域中游张掖盆地东

,随着工农业生产的不断发展和黑段的细土帄原带水源地勘探资料及区域水文地质条件 ,探讨张掖盆河流域综合治理方案的实施 ,中游地区以开采地下地东段地下水资源的可更新性及合理开发利用问

题。水为主、以引灌河水为辅的水资源利用格局已初步

形成。近年来 ,农业地下水开采量进一步增加 ,占总

1 含水层系统开采量的 80 %以上 ,且开采层位一般集中在 80 m 以 1 浅 ;城市供水开采深度集中在 80,160 m,从区域张掖市位于张掖盆地东段、黑河冲洪积扇东侧水文地质条件及开采现状分析 ,选择此开采层段既

( ) 的细土帄原 ,自上而下划分为 3 个含水层组图 1:可避开区域开采互相干扰的影响 ,又有利于地下水 () ?0,20 m 为全新统 Q潜水含水层组 ,含水层岩性 4资源保护 ,但对深层水的形成、循环特征等问题没有主要为各类砂 ,厚度一般小于 10 m ,间夹 2,3 层亚进行深入研究 ,缺乏地下水资源评价和合理开发利

黏土 , 单层厚度 1 , 2 m , 单井涌水量一般小于用的科学依据。本文根据“河西走廊地下水勘查”项 2 () 目 20001040020073、“西北典型内陆盆地水循环 32 - 1 000 m/ d ,水化学类型以 SO, HCO 为主 ,矿化度4 3 规律与地下水资源形成演化模式 ”项目 () 111,210 g/ L ; ?20,80 m 为上更新统 Q浅层承压 3

水含水层组 ,含水层岩性主要为砂砾卵石 ,帄均厚度

()基金项目 :中国地质调查局资助项目 200010301 () 作者简介 :崔振卿 1962 —,男 ,甘肃白银人 ,工程师 ,主要从事水文地质工程地质勘察评价工作。E2mail :zhenqingcui001 @163 . com

3 55 m ,单井涌水量一般为 5 000,10 000 m/ d ,水化学沿地下水水帄径流方向 ,径流途径越长 ,地下水年龄

- 2 2- 越老。类型以 HCO ,SO或 SO, HCO 为主 ,矿化度 0133 4 4 3

表 1 张掖盆地地下水同位素特征统计,018 g/ L 。区域上 ,上述 2 个含层组处于混合开采

183 δD/ % () δ 状态 ,统称为浅层水。 ?80,160 m 为中更新统 QO/ %H 值/ TU2 含水层范围帄均范围帄均范围帄均 ( ) 深层承压水含水层组未揭穿,岩性主要为砂砾卵

入渗带潜水 - 511,- 419 - 513 - 0195,- 0179 - 0184 5112,6917 62 石、泥质砂砾卵石 ,帄均厚度 75 m ,单井涌水量一般溢出带以3- 2 70 - 512 - 0179 - 517,- 417 - 0187,- 0175 1613,16512 下潜水为 5 000,10 000 m/ d ,水化学类型以 HCO ,SO或3 4

溢出带以下 2- SO, HCO 为主 ,矿化度 013,014 g/ L 。深、浅含水4 3 承压水 - 516 - 0196 - 519,- 511 - 0110,- 0191 29 层之间为 2,4 m 厚的亚黏土所隔 ,该层分布在水源

18地及其以北较为稳定 ,埋深在 75 ,80 m 之间 , 局部 δδ ,随着深度的增加 ,地下水的O 和D垂向上

( ) 明显偏负表 1,反映了不同的补给条件和水环境地段在 60,64 m 之间存在亚黏土透镜体。区域上

的变化。3 个含水带具有明显不同的环境同位素特水源地南部为单一大厚度潜水 ,为地下水的主要补18δδ征 ,上覆潜水O 值和D 值较富集 ; 下伏深层承压给径流区 ,水源地以北为蒸发、泉水排泄区 ; 水源地 18 δδ水O 值和D 值较贫化 ; 中部浅层承压水介于潜外围及其以北潜水水位一般高于深、浅层承压水水

水、深层承压水之间。由此表明 ,深层水的补给与排位。深、浅层承压水水位关系一般有两种情况 : ?开

泄不同于浅层水。就深层水而言 ,存在由下部向上 () 采期一般为每年 5,10 月前者高于后者 3,5 m ;

部的顶托补给 ,受控于含水层结构 ,深层水封闭性较 () ?停采期一般为每年 1,4 月或 11,12 月前者低

强 ,其中一部分以水帄侧向径流的方式向下游排泄 , 于后者 013,015 m 。水源地以南 6 km 、以西 2 km 为

单一大厚度潜水 ,以北、以东为多层结构含水岩组。

一部分以垂向越流的形式补给浅层水或溢出成泉。

3 潜水 H 值影响因素复杂 ,接受越流补给的承压水、 2 “三水”转化的同位素特征大气降水、灌溉回归水等多源补给。从溢出带以下 3 H 帄均值为 29TU 可以看出 ,承压地下承压水中的2. 1 黑河沿岸河水、地下水转化同位素特征

水的补给周期较短 ,表明深部断裂带是泉水的主要同位素最新研究结果表明 ,自出山口至张掖城补给通道。 3 ( () ) 的河流两岸 1 , 2 km, 地下水氚 H值为 57 , ( ) 此外 ,张掖市大气降水多年 1986,1996 年加 6917 TU ,接近山区地下水和地表水氚值为 3314 ,18δδ(权帄均D 、O 分别为 - 3183 %和 - 0156 % 原始数 18δδ 6012 TU ;地下水的O 在山前带为 - 0185 % , D 为) 据来自 2001 年 IAEA 数据库。 18 δ) ( - 5157 % , 与出山河水 O - 0181 %及

δ( ) D - 5149 %接近 ,说明河流两岸地表水和地下水 3 水源地及外围地下水同位素特征之间在一定范围存在水力联系。

3. 1 氚同位素特征 2. 2 平原区承压水与潜水同位素特征

氚同位素分析结果表明 ,自水源地南部至北部承压水与潜水同位素特征有所不同 ,由山前带至

18 ( ) 流泉村 , 存在一个深、浅层水 Y、Y氚值与潜水δδ溢出带潜水的 O 值和 D 值较承压水为重 9 8 3 ( ) 、YY氚值基本一致的条带 , 该带氚值为 015,() 21 22表 1。H 值自山前至细土帄原带呈衰减态势 ,表明

1 —中细砂 ;2 —泥质砂砾卵石 ;3 —泥质砾岩 ;4 —亚黏土 ;5 —砂砾石 ;6 —亚砂土 ;7 —水位 ;8 —钻孔编号

图 1 水文地质剖面

?16 ?

表 2 张掖城区及外围同位素分析成果 1155 TU ,为 1951 年以前补给的较老水。Y、Y、Y、 9 8 21

183编号井深/ m 含水层组 δ D/ % Y4 个取样点沿城区及北部出城泉沟呈线状分布δ O/ %H 值/ TU22

Y 深层水 - 613 183 155 100 - 0314(( ( ) ) ) 图 2。氚值小于 2 TU与城南田家小庙 HX35Ο1 Y - 515 - 0181 24120 深层水 115 7HX深层水大致相当 ,表明自南向北通过城区中心存在 - 518 - 1100 < 2100="" 180="" 35ο1="" 深层水="" y="" -="" 515="" -="" 0182="" 13146="" 50="" 浅层水="" 6一个承压水强劲补给潜水的条带="" ,类似通常所说的="" y="" -="" 513="" -="" 0179="" 0150="" 80="" 深层水8y="" -="" 517="" -="" 0184="" 1155="" 90="" 优="" 势="" 通="" 道="" 或="" 优="" 势="" 流="" 。大="" 部="" 地="" 段="" 潜="" 水="" 氚="" 值="" 介="" 于="" 深层水="" 9y-="" 512="" -="" 0178="" 71139="" 80="" 浅层水="" 10="" 23144,62115="" tu="" 之间="" ,10="" 个样品的均值为41110="" tu="" ,="" y-="" 519="" -="" 0185="" 28178="" 70="" 12ο1="" 浅层水="" y="" -="" 611="" -="" 0171="" 34153="" 63="" (="" 浅层水)="" 低于同期莺落峡河水氚值="" 5813="" tu,反映出河水不="" 13="" y-="" 512="" -="" 0188="" 78192="" 80="" 14="" 浅层水="" 是唯一的补给水源="" ,可能还有低氚值水和山区地下="" y="" -="" 5-="" 04319="" 181="" 119="" 60="" 浅层水="" 16="" y-="" 517="" -="" 0186="" 0166="" 70="" 浅层水="" (="" )="" 18="" 水补给="" 表="" 2。此外="" ,城区北部地下水位埋深高于="" y="" 70="" -="" 516="" -="" 0192="" 0150="" 浅层水19="" 黑河水位="" ,从另一个角度说明河水不可能成为泉水="" y-="" 517="" -="" 0186="" 11166="" 65="" 浅层水="" 20="" y="" -="" 513="" -="" 0176="" 36122="" 11="" 潜水="" 潜1()="" 的补给源="" ,同时泉水流量="" 庚名渠稳定="" ,其动态不受="" y="" 5="" -="" 419="" -="" 0179="" 62115="" 水="" 潜水="" 24="" 河水影响,由此可推测泉水是通过深大断裂补给="" y="" 8="" 潜水-="" 511="" -="" 0172="" 35152="" 33="" y="" 21="" -="" 513="" -="" 0171="" 47184="" 潜水="" 5的="" 。表="" 2="" 中部分深层水具有较高的氚值="" ,h="" 值与孔="" y4="" -="" 5-="" 05510="" 180="" 102="" 潜水="" 11="" 3="" 位距离断裂带的位置有关="" ,靠近泉水井中的h="" 值一="" y18="" -="" 611="" -="" 0179="" 0150="" 潜水="" 12ο2="" y="" 13="" 潜水-="" 514="" -="" 0178="" 23144="" 15="" 般较大="" ,因为泉水主要是来自断裂带的补给="" ,而远离="" 7="" y-="" 516="" -="" 0178="" 25198="" 潜水="" 17="" 3="" 断裂的井水中h="" 值较低="" 。="" y="" 12="" 1="" 1="" 1="" 潜水="" -="" 6="" 2="" -="" 0="" 93="" 0="" 50="" 21="" 11="" y-="" 618="" -="" 1101="" 0150="" 潜水="" 22="" 7="" y潜水-="" 416="" -="" 0175="" 31195="" 23="" 10="" y-="" 611="" -="" 0185="" 1138="" 潜水="" 24="" 17="" y潜水="" -="" 616="" -="" 0176="" 53132="" 29="" 13="" y-="" 617="" -="" 0170="" 39156="" 30="" 地表水(="" )="" 城北黑河y-="" 614="" -="" 0173="" 19105="" 25="" 地表水="">

( ) 莺落峡HX - 510 - 0181 58130 28

18 δδ张掖城区及外围地下水及地表水D, O 关系图 3 图 2 张掖城区及外围地下水同位素取样点位置 (,张掖市深层地下水年龄较老一综合以上分析 3. 2 氘、氧同位素特征

) 般大于 30 a,渗透路径长 ,径流较为滞缓 ,沿泉水溢 18 δδ 从表 2 可见 ,张掖市深、浅层地下水的D 、O

出带表现更为明显 ,为深循环水流系统 ;浅层地下水分别为 - 613 %, - 512 %和 - 0190 %, - 0171 % ,12(( ) ) 年龄较新一般小于 30 a,具有河水引灌补给等 () ( ) 个样品不含 Y、Y的均值分别为 - 517 ?013%8 918 多源特征 ,水循环积极 ,为浅循环水流系统。 ( ) δδ和 - 0183 ?0105 % 。莺落峡河水的D 、O 为

- 510 %和 - 0181 % 。因此 , 张掖市深、浅层地下水 4 结论与讨论 18 δδ的D 、O 值不同于其他水体 ,地下水点落在全球 a . 深层承压水资源来自黑河流域南部祁连山 ( ) 大气水线附近图 3,但是所有地下水点都低于当高海拔、寒冷区降水通过深大断裂补给 ,同时也是泉地大气降水多年加权帄均值 ,表明张掖市深、浅层地水的主要来源 ,可作为大型工矿企业的供水目的层 ; 下水是以来自黑河流域南部祁连山高海拔、寒冷区靠近河道的浅层地下水资源与现代水联系密切 ,可降水通过深大断裂补给为主。恢复性较强 ,为理想的农业区域开采层位。

()下转第 25 页

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50. ( )收稿日期 :2006 Ο07 Ο24 编辑 :傅伟群

()上接第 17 页图 2 各实验组水体浊度和总磷质量浓度的变化 b. 水源地及北部泉水溢出带地下水来自深层

地下水的补给 ,此溢出带深、浅层水氚值一致 ,也表

明优势补给通道的存在。

c . 帄面上自山前戈壁带至细土帄原带 ,径流途

径越长 ,地下水年龄越老 ;垂向上存在由深部向浅部

的越流补给 ,受控于含水层结构和优势 ,补给通道垂

向越流表现出地段性差异。图 3 各实验组水体总氮质量浓度的变化 d. 浅层水局部地段已受污染。为遏制污染向水体添加三氯化铁对苦草的生长并无有害影响。絮深部蔓延 ,考虑到农业开采井分布范围广 ,细土带农凝剂的添加 ,有效地降低了水体的浊度 ,提高了水体业区开采层位宜控制在 80 m 以浅 ,工矿企业等大型透明度 ,为苦草的生长提供良好的环境条件。水源地开采深度宜控制在 80 m 以深 ,同时成井过程表 2 苦草的生长状况中必须做好止水工作 ,一方面实现区域上的分层开

采以减少井间干扰 ,另一方面有利于水资源保护。叶长/ cm 增重/ 分支率/ 日期编号湿重/ g g % 最长帄均参考文献 : 64190 15 12 2519号桶 7

11Ο21 65190 2911 1813 8 号桶1 崔振卿 ,杨丽萍 ,王福利 ,等 . 甘肃省张掖市城区供水扩 66107 2617 1916 9 号桶建工程东郊水源地水文地质勘探报告 R . 兰州 : 甘肃省

号桶 125 10 10 135 125 7 9226212731地质矿产勘察开发局水文地质工程地质勘察院 ,2005. 丁

12Ο16 91121 3010 2113 25131 25100 8 号桶宏伟 ,张荷生 ,王文科 ,等 . 河西走廊地下水勘查 R . 兰2 96136 2710 2110 30129 9109 9 号桶州 :甘肃省地质调查院 ,2003.

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果 ,并降低水体的总氮浓度。本实验初步证明了两

者的复合运用可把两者的优点结合起来 ,修复富营

养化水体 ,使水质得到持续改善 ,为淡水湖泊的生态

修复提供一种新的思路。

参考文献 :

1 COOKE G D ,WELCH E B ,PETERSON S A ,et al . Restoration

and management of lakes and reservoirs M . Second Edition.

?25 ?

范文四：格尔木市地下水位上升的初步原因及防治对策

表 1 格尔木地区各地下水井年平均水位表以下，从年开始逐年上升，上升幅度较大，达之多，1996 2.23m 1998:2002 年地下水位年际变化较大，从 2002 年开始水位逐渐乃吉里站冷库站供管站西招站

趋于稳定，一直稳定在左右 ,见图 ,。2 806.77m 2 年份平均水位年份平均水位年份平均水位年份平均水位 1994 2 806.65 2 805.05 1994 1994 1994 2807.5 2807 水位 ,1995 1995 2 805.77 1995 2 806.97 1995 2 805.19 m 2806.5 ,1996 1996 2 805.04 1996 2 805.96 1996 2 804.04 2806 平均水位 2805.5 1997 1997 2 805.65 1997 2 807.26 1997 2 805.56 2805 2804.5 1998 1998 2 806.74 1998 2 808.99 1998 2 806.63 3 073.28 2804 1999 3 072.33 1999 1999 2 807.54 1999 2 805.71 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 年份 ,年 ,2000 3 070.64 2000 2000 2 808.64 2000 2 806.57 部分井干 2001 2001 2001 2 808.22 2001 2 806.15 西藏招待所地下水年平均水位过程线 2 图 2002 2002 2002 2 809.03 2002 2 806.77 3 070.84 格尔木市冷库院内地下水水位变化情况 4.2 2003 2003 2003 2 809.41 2003 2 806.83 3 068.63 2 807.42 ,1,根据本站最高、最低平均水位过程线，格尔木市冷库院部分井干 2004 2004 2 807.17 2004 2 809.08 2004 2 806.81 内地下水水位高水位出现于 4:9 月份，其历年最高水位出现于 2005 井干 2005 2 807.17 2005 2 809.26 2005 2 806.92 2004 年 7 月 1 日 ,2 807.84 m, ，最低水位出现于 10 月:次年 3

位出现于月、月和月份，历年最低水位出现于 1:3 6:7 10:11 月份，历年最低水位出现于 1996年 12 月 1 日 ,2 804.78 m, ，而年月日 ,,，而且高低水位变幅较小，年平1996 11 16 2 804.01 m 且高低水位变幅不均匀，10: 11 月较大，其年平均水位变幅差

均水位变幅差为 0.30 m,见图 1, 。为 ,见图 ,。0.13 m3 m( 0 . 0 06.60 6.40 640 . 高水位 ) 高水位 0 . 5 0 m ( 6.50 低水位 , 6.20 0 . 4 0 6.?0 低水位 ? 6.40 m ,0 . G 0 ? 6.30 6.00 6.00 , 0 . 2 0 m6.20 ,0 . 1 0 5.80 580 . 6.10 0 . 0 0 水位 5.60 560 .5.90 5 . 9 0 $ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 月 1 2 G 4 5 0 t 8 9 1 0 1 1 1 2 5.40 5.40 图 3 格尔木市冷库地下水年平均最高、最低水位过程线 5.20 5.?0 ,注 ,上线为高水位，下线为低水位 , 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 月 1 4 5 6 8 P 10 11 1 ? ? t ?$ ,,根据年平均水位过程线，格尔木市冷库院内地下水水位 2 图 1 西藏招待所地下水年平均最高、最低水位过程线变化较大，1997 年以前地下水位比较低，在 2 805.77m 以下，从 ,注 ,上线为高水位，下线为低水位 , 1996年开始逐年上升，上升幅度较大，从 2 805.04m 上升到

2 806.74 m，上升幅度达 1.70 m，从 2003 年开始水位逐渐趋于稳 ,,根据年平均水位过程线，格尔木市西藏招待所院内地下 2

水水位变化较大，1996 年以前地下水位比较低，在 2 805.19m 定，一直稳定在 2 807.17m 左右 ,见图 4, 。

格尔木地区各地下水站多年平均最高、最低水位表表 2

乃吉里站供管站冷库站招待所月份最高最低最高最低最高最低最高最低

1 3 071.11 3 070.14 2 808.03 2 807.54 2 807.36 2 806.25 2 806.19 2 805.86 2 3 070.88 3 070.37 2 808.23 2 807.66 2 807.32 2 806.28 2 806.09 2 805.82 3 3 072.32 3 070.74 2 808.32 2 807.72 2 807.29 2 806.35 2 806.10 2 805.79 4 3 070.66 3 071.00 2 808.42 2 808.01 2 807.16 2 806.37 2 806.31 2 805.92 5 3 071.86 3 071.40 2 808.33 2 807.89 2 806.99 2 806.40 2 806.20 2 805.98 平均水位

6 3 071.00 3 071.29 2 808.29 2 807.84 2 806.89 2 806.44 2 806.14 2 805.94 7 3 070.83 3 071.36 2 808.20 2 807.89 2 806.88 2 806.39 2 806.14 2 805.90 8 3 071.66 3 071.22 2 808.36 2 807.91 2 807.19 2 806.43 2 806.29 2 805.97 9 3 071.63 3 071.13 2 808.41 2 807.39 2 807.44 2 806.42 2 806.29 2 805.98 10 3 071.68 3 070.94 2 808.42 2 807.93 2 807.50 2 806.50 2 806.16 2 805.92 11 3 071.36 3 070.68 2 808.15 2 807.90 2 807.42 2 806.42 2 806.05 2 805.86 12 3 071.58 3 070.34 2 808.32 2 808.02 2 807.49 2 806.48 2 806.27 2 806.00

,巨邦选格尔木市地下水影响因素的分析第2期第2期 95 fi ? ‰ ?808 2808 )80 80 M 水位 ?80t??2807.5 , 高水位 ( 3 t0 m70 m, ?280807t 低水位 ? ,60 60 C m2806.5 800? ??, ?0 平均水位 50 2806 ?800 40 40 2805.5 ?80???0 ? 30 2805 ?80? ?0 20 2804.5 ?804?? 10 10 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 19 94 1990 1998 ?000 ?00? ?004 ?000 0 0 $1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 月 ?C?3 年份 ,年 , 1 ? ? 4 ? 6 t 8 9 10 11 1? 图 4 冷库站地下水年平均水位过程线图 7 格尔木市乃吉里电厂地下水年平均最高、最低水位过程线格尔木市西藏供管站院内地下水水位变化情况 ,注 ,上线为高水位，下线为低水位 , 4.3

,1,根据本站最高、最低平均水位过程线，格尔木市西藏供 ,,根据年平均水位过程线图，格尔木市乃吉里电厂地 2 管站院内地下水水位高水位出现于 4:9 月，其历年最高水位出下水水位变化较大，并呈逐年下降的趋势，1997 年开始观现于 2003年 4 月 11 日 ,2 810.53 m, ，最低水位出现于 1:3 月测时地下水位比较高，在 2001年 4 :7 月期间发生井干，份，历年最低水位出现于 1994 年 3 月 11 日 ,2 804.25 m, ，而且 2001 年 8 月 :2004 年 3 月继续观测水位，从 2004年 4 :9 月高低水位变幅较大，1:3 月份变幅差最大，年平均水位变幅差为又发生长达个月的井干，从年月份开始至今一直井干5 2005 1 0.45 m,见图 5, 。, 见图 8 , 。 ? ‰ ? m8. 00( 8.60 高水位 8. 40 8.40 低水位 04 ?t3074 8 20 . 水位 8.20 ,, ? 8. 00 mm8.00 ?0t? 3073 ,,3 80 t. 7.80 m 3072 t. 00 7.60 ?0? t C 7.4040 t. 3071 平均水位 ?0t17.20 t. 20 7.00 00 t. 3070 ?00t 6.80 0 80 . 3069 $1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 月 1 2 3 4 ? 0 t 8 9 1 0 1 1 12 ?06P 3068 ?068 图 5 西藏供管站地下水年平均最高、最低水位过程线 1996 19971998 1999 2000 20012002 2003 2004 2005 2006 P6 1PP 1PP8 1PP?P 000 ?001 ?00? ?00? ?004 ?00? ?006 t1P ,注 ,上线为高水位，下线为低水位 , 年份 ,年 , ?C?3 ,2,根据年平均水位过程线，格尔木市西藏供管站院内地下图 8 乃吉里站地下水年平均水位过程线水水位变化较大，1997 年以前地下水位比较低，在 2 807.26m

以下，从 1996 年开始逐年上升，上升幅度较大，从 2 805.96m 上原因分析5 升到 2 808.99 m，上升幅度达 3.03 m，1998:2002 年地下水位年经以上计算分析，格尔木市西藏招待所、格尔木市冷库、格际变化较大，从 2002年开始水位逐渐趋于稳定，一直稳定在尔木市西藏供管站其地下水井的水位变化，首先是与相关单位 ? ‰ 以上 ,见图 ,。2 809.03m 6 的营业性质有关，其次与其生产、生活特点有关，这些相关因素 2810 2810 直接影响了各地下水观测井在年内个时段的变化。而格尔木市平均水位 , 328092809 m m ,乃吉里电厂地下水井，位于格尔木市上游，因此市区内用水量的 C2808 2808 2807 大小和格尔木河补给水量的多少，将直接影响其地下水的水位 280t 2806 2806 变化，如每年的 4:9 月，水位很低，甚至出现井干或部分井干的平均水位 2805 280? 现象，其次，由于地下水主要来自格尔木河地表水的补给，尤其平均水位 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2 006 是近年来格尔木地区经济发展很快，对地下水资源的开发力度 C?3? 年份 ,年 ,加大，用水量逐年增加，致使乃吉里电厂地下水井从 2005年 1 图 6 西藏供管站地下水年平均过程线月份开始一直井干的现象发生。因此格尔木地区的地下水水位

格尔木市乃吉里电厂地下水水位变化情况 4.4 的变化随格尔木河水量的大小变化而变化。

,1,根据本站最高、最低平均水位过程线，格尔木市乃吉里

结语6 电厂地下水水位高水位出现于 3 月份，其历年最高水位出现于

2002年 3 月 21 日 ,3 080.24 m, ，最低水位出现于 4:9 月份，历本次通过对格尔木地区个地下水观测井地下水位的分4

析，可以看出除乃吉里电厂地下水井地下水位持续下降、并从年最低水位为井干，开始于 2001年 4 月 1 日 ,井干 ,，而且从

2005年 1 月份开始发生井干至今外，格尔木市西藏招待所、格历

尔木市冷库、格尔木市西藏供管站的地下水水位变化较大，年的观测资料看，于 2001年 4:7 月和 2004年 4:9 月份出现井

干和部分井干现象，2005 年开始一直井干 ,见图 7, 。

水位基本监测井布设密度表表 3 意见和建议7 32,单位 ,眼/10km, 《地下水监测规范》,—, 的规定和划分标根据 SL/T 18396 开采强度分区基本类型区名称准，格尔木地区为山前倾斜平原区，按开采强度划分为强超开采区强开采区中等开采区弱开采区地下水水位基本监测井数目按规范规定应为开采区， 8:12 山前倾斜平原区 14~10 12~8 10~6 6~2 3 2/10km，水位基本监测井布设密度如表 3 所列。但格尔木分眼冲洪积平原区 12~8 10~6 8~4 4~1

局现在格尔木地区现只有地下水水位基本监测井眼，与 5 《规山间盆地 ,河谷 ,平原区 16~12 14~10 12~8 10~6

范》要求的井网布设密度相比相差较大，所监测的资料不能很好黄土台塬区 ,典型代表区 , 12~10 10~8 8~6 6~4 地代表本地区地下水的变化趋势，不能适应格尔木地区经济社沙漠平原区 ,典型代表区 , 10~8 8~6 6~4 4~2

会发展对地下水资源资料的利用，更不能为格尔木地区地下水一般基岩山区 ,典型代表区 , 20~16 16~12 12~8 8~4

资源的保护、合理开发和利用提供科学的决策依据。为此建议适黄土丘陵区 ,典型代表区 ,岩 16~14 14~12 12~8 8~4

当增加格尔木地区的地下水水位基本监测井数目，以便使所监溶山区 ,典型代表区 , 25~20 20~15 15~10 10~6 测的资料能较好地代表本地区地下水的变化趋势，为格尔木地

区的水利建设规划、除涝、治碱 ,为地下水水源地建设和管理，年以前地下水位比较低，从年开始逐年上升，上升1997 1996

幅度较大，上升幅度达 1.70:3.03 m ，1998:2002 年地下水位为地下水资源评价、保护和合理利用提供依据。年际变化较大，从 2002 年开始水位逐渐趋于稳定，一直稳定参考文献 ,

在 [1] SL/T 283—96,地下水监测规范[S].

以上。2 806.77:2 809.03 m

水准点只要本次测量成果符合限差要求，即可,上接第 54 页 , 参考文献 ,

使用，而我们水文站的基本水准点，不仅本次测量成果要符合限 [1] 国家测绘总局.国家水准测量规范[M].北京 ,测绘出版社，1974，2628. -差要求，新测高程与第一次测量高程之差也要符合限差要求，所 [2] GB12898-1991.国家三、四等测验规范[S]. 以水文站的基本水准点首次测量时，应按以下办法进行 , [3] 水利电力部水利司 . 水文测验手册 [M]. 北京 , 水利出版社，1980，9-

?根据均值接近真值的原理，首次确定基本水准点的高程 13，40-42.

[4] 水利电力部.水文测验试行规范[M].北京:水利出版社，1980，9-11. 时，应至少采用 2 次往返的均值 ,

[5] SL 58-93.水文普通测量规范[S]. ?有条件的可采用精密水准测量来测定基本水准点的首次

采用高程。 [6] SD 244 -87.水文年鉴编印规范[S].

,4,每个水文站应在其站址附近 ,范围推荐在 300 m:2 km,[7] SL 247-1999.水文资料整编规范[S]. 设立不少于 3 个基本水准点作为自校网，若发现水准点出现问 [8] 清华大学建筑工程系教学组.普通测量 ,增订版 ,[M]. 北京 ,中国建筑题，可通过自校网自校并启用其它基本水准点。工业出版社，1973，231-253.

,5,每个流域机构应建立下、上游水文站基本水准点联测系 [9] 任逢元 . 水利工程测量 , 第二版 , [M]. 北京 , 水利电力出版社，统，从下游出口水文站按 “上接下 ”的原则，一直联测到流域上1984，18-19，88-98.

[10]扬州水利学校.水文测验[M].北京 ,水利出版社，1979，3-6. 游第一个水文站。

Discussion on Repetition Measurement of Basic Benchmark of Hydrometric Station

LIU Qi ,Shangqiu Hydrology and Water Resources Survey Bureau of Henan Provinc， e Shangqiu 47600 0， China,

is adopted as “the dual tolerance”s in repetition measurementof the basic benchmark of a hydrometric Abstract: ?12 L 姨 station ， in Chinawhich means ? 12 L is not only the tolerance of round-trip survey elevation difference value， sbut also the tolerance 姨 between the new and old elevatons after the measurement. This s a misunderstandng. The former s ， the latter iiii?12 L 姨

Because the first elevation used by basic benchmark of a hydrometric station needsto freeze (stationary - dashould be ?20 L . 姨

tum)， and has “ the invariability” compared w ith other benchmark，s the first elevation should be determined with the methods of

multiaverag eor precise level ing. Some cases are presented for discuss ion. -

Key words: basic benchmar,k repetition measuremen , tclosure erro, r case

范文五：地下水位上升引起的建筑问题的综述

地下水位上升引起的建筑问题的综述

【摘要】地下水是宝贵的自然资源, 同时给地下工程带来的负面影响不容忽视。特别是针对建筑物地基而言, 地下水位的上升和下降可直接导致建筑物的变形或进一步的严重破坏。地质体内的地下水可以由于开挖而涌出或突出；也可以由于人类活动而向地质体内充水，增加湿度，提高地下水水位，所有这些都可以引起地质灾害。而在自然地质灾害形成中，地下水也是重要的诱发因素之一，7O%-8O%的地质灾害的形成都与地下水有关。当建筑物场内有地下水存在时，地下水的水位变化及其腐蚀性和渗流破坏等不良地质作用，对工程的稳定性、施工及正常使用都能产生严重的不利影响，必须予以重视。

1、引言

近年，伴随我国大规模的基础设施建设，由于地基引起的工程事故呈上升趋势。地基变形、地基失稳 (剪切破坏) 、地基渗流、土坡滑动、地震破坏、软弱地基或不良地基等造成的工程事故屡见不鲜。我们分析这些事故的发生原因之时，经常能看到地下水作为一种重要的甚至主要的因子出现。在我国北方缺水地区，地下水作为一种工农业主要的水源被大量开采，区域地下水位逐年下降，这种现象在华北平原尤为明显。故而在这些地区勘察和设计过程中常常忽视了建筑物在使用过程中水文地质条件变化的预测。

2、环境对地下水位的影响

自然因素和人类活动都将造成地下水位的变化。自然因素方面，比如由于温室效应引起的全球变暖，一方面引致降雨特征发生变化，另一方面使冰川融化海平面上升。1993年，中国科学院地学部以全球海平面2050年上升20cm~30cm 为依据，估计我国珠江三角洲海面将上升40cm~60cm，上海地50cm~70cm，天津地区70cm~100cm。另外，丰水年持续的降雨，河流、湖泊、水库等地表水体水位的变化都将使地下水位回升成为可能。在人类活动方面，水电站等大型水利工程的实施，可能造成局部甚至区域水位的变化。尤其是南水北调工程的实施，逐步构成”横三纵”为主体的中国大水网，在实现我国水资源南北调配、东西互济的合理调配。受水区将利用客水、减少开采量和利用当地雨洪进行地下水调蓄，区域地下水位下降的趋势将被有效遏制甚至逐步回升。比如在“南水北调”中线工程完成后，河北省每年将调蓄30~1081TI 的长汀水。河北省水利专家提出的利用“降落漏斗”建立地下水库调蓄长江水资源的设想已经在研究，一旦付诸实施，将有力补充华北平原的地下水，使该地区地下水显著回升。

3地下水对建筑工程的影响

当建筑物场内有地下水存在时，地下水的水位变化及其腐蚀性和渗流破坏等不良地质作用，对工程的稳定性、施工及正常使用都能产生严重的不利影响，必须予以重视。

3．1 地下水的水位变化对建筑工程的影响

从地基与基础这一角度来说，地下水位的变化能引起不良的后果。当地下水位的升降只在基础底面以上某一范围内变化时，影响不大。若地下水位在基础底面以下压缩层范围内发生变化，情况就不同了。若水位上升，水浸湿和软化岩土，从而使地基土的强度降低，压缩性增大。尤其是对结构不稳定的岩土(如湿陷性土、膨胀性岩土、盐渍土等) ，这种现象更为严重，能导致建筑物的严重变形或破坏。对于没有地下室的建筑或地下建筑工程，对其防潮、防湿均不利。若地下水在压缩层范围内下降，则增加土的自重应力，引起基础的附加沉降。如果地基土质不均匀，或地下水位的下降不是在整个建筑物下面均匀而缓慢地进行，基础就会产生不均匀沉降。此外，膨胀土及粘土等失水会发生收缩，能使建筑物变形或破坏。地下水对地下结构物有浮托作用，在不利的荷载情况下(例如钢筋混凝土池空池时) ，地下水位的突然上升(例如降大雨) 可能引起结构物的上浮或破坏。地下水位的变化还

可直接影响到河谷阶地，岸坡或边坡岩土体的稳定。河水上涨时，地下水位升高，岩土被软化而抗剪强度降低；河水下落时，水沿岸坡渗出，产生动水力，成为岩土不稳定的条件之一甚至形成滑坡。因此，应事先了解地下水变化的影响。

3．2 地下水对建筑工程施工的影响

地下水是影响建筑工程安全稳定性的最活跃因素之一。地下水对建筑工程的作用有以下特点：

(1)周期性、多变性、长期性。

(2)直接作用和间接作用。

(3)瞬时作用和缓慢作用。

(4)参与作用的地下水类型的复杂性和研究的广泛性。

建筑工程施工，为维护工程场地稳定性采取截断渗流和防止地下水危害的排水措施，以及基础工程为保证正常施工而采取的降水措施，都是针对地下水的作用而进行的。施工排水与降水方法的选取及其实效，直接影响施工速度和质量。在各类软土分布区，因降水十分困难(空隙细小且富含结晶水) 不得不采取特殊方法(如电渗析法) 而使造价提高。与此同时，还可能出现以下不良作用：(1)强侵蚀性地下水及环境水渗人，对施工管材和基础产生侵蚀、腐蚀作用。(2)因排水导致地下水动力条改变，促使细颗粒地基土形成流砂。(3)深开挖时下伏承压水可能产生突涌。(4)施工降水可导致毗邻自然边坡或人工边坡失稳。(5)排水引至场外任意流失渗漏，可成为邻区地基变形新隐患。以基坑工程为例。

3．2．1 地下水对基坑开挖造成的影响

地下水可能造成的影响(以排桩加锚杆为例) ：

(1)在支护结构的设计中，无论采取何种计算方法，地下水的存在和状态都会影响水平荷载的取值大小。从而可能直接造成支护结构的失效或过大的位移。

(2)地下水可能引起锚杆或周围土体之间握裹力的降低从而降低抗拔力。

(3)地下水的存在可能造成施工的困难，常常会使支护结构在嵌固深度不足条件下工作。

(4)地下水的存在可能降低支护体系的整体稳定性。

(5)地下水控制不当，可能造成潜蚀，严重时威胁体系的整体稳定性。

(6)对于槽底土质为粉土或砂土时，可能造成基地的管涌或基坑隆起失效。

(7)由于施工降水失当，造成基坑侧面变形过大，引起临近建筑、道路或地下设施的破坏[3]

3．3 地下水的腐蚀性

当地下水中的某些化学成分含量过高时，水对建筑材料有腐蚀性。地下水对建筑材料的腐蚀类型分为3种：

(1)结晶类腐蚀如果地下水中s0i 一离子的含量超过规定值，那么S0 一离子将与混凝土中的Ca(OH) 起反应，生成二水石膏结晶体CaSO ·2H O，这种石膏再与水化铝酸钙CaOAl O。·6H O发生化学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多的结晶水，因而其体积比化合前增大很多，约为原体积的221．86 ，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。

(2)分解类腐蚀地下水中含有cO 和HCO~-，CO 与混凝土中的Ca(OH) 作用，生成碳酸钙沉淀。当地下水中C0。的含量超过一定数值，再与碳酸钙反应，生成重碳酸钙并溶于水，即：Ca-CO 。十H O+CO 一Ca 抖+ 2HCO 。所以地下水中腐蚀性的c0 愈多，对混凝土的腐蚀愈强。地下水流量、流速都很时，c0 易补充，平衡难以建立，因而腐蚀加快。另一方面，HCO~-离子含量愈高，对混凝土腐蚀愈强。

(3)结晶分解复合腐蚀当地下水中NH+，N0 ，Cl 一和Mg 离子的含量超过一定数量时，与混凝土中的Ca(OH) 反应，生成Mg(OH) 不易溶解；CaC1 则易溶于水，并随之流失；硬石膏CaSO4方面与混凝土中的水化铝酸钙反应生成水泥杆菌；另一方面，硬石膏遇水后生成二水石膏；二水石膏在结晶时体积膨胀，破坏混凝土的结构。综上所述，地下水对混凝土建筑物的腐蚀是一项复杂的物理化学过程，在一定的工程地质与水文地质条件下，对建筑材料的耐久性影响很大。当有足够经验或充分资料认

定工程场地及其附近的地下水(或地表水) 和土对建筑材料无腐蚀性时，可不取样进行试验。否则，应取水或土试样进行实验，评定其对建筑材料的腐蚀性。

3．4地下水的冻胀作用对建筑工程的影响

在严寒地区，当建筑物地基内埋藏有地下水时，水分往往因冻胀作用而迁移和重新分布，形成冰夹层或冰锥等，促使地基冻胀、融沉，建筑物则产生变形，轻者出现裂缝，重者危及使用，这种情况下，在冻结地区建筑中必须慎重对待。

4地下水的监测工作

就目前来说，工程部门对地下水的监测没有形成系统化，还处于无专门机构管理的混乱状态，常常是出了事故再处理，而不能消除在萌发时期，城市地质灾害预测预报预防至今仍是薄弱环节。如川东地区一年内因滑坡受损的就达上万起，凡造成屋毁人亡灾祸的，一般都没有进行监测工作，相反，即使破坏严重的大型滑坡不可避免地发生，只要监测工作做得好，仍可防止伤亡事故和减轻损失。西陵峡新滩滑坡的成功预报即为一例(这里仅指预报而言，不讨论新滩滑坡成因) 。建筑工程质量严格经受实践检验是性命攸关的大事。如发生灾害再反演破坏过程非常困难，要弥补某些损失常常成为不可能，所以监测工作异常重要，它也是研究地质灾害预报的重要手段。

5结论

通过本次的搜集资料使我们对地下水与建筑工程有了更深的了解。鉴于地下水及其地质作用对建筑工程一系列的不良影响，我们必须对水文地质工程地质的整体化进行研究，紧密结合室内实验、模拟试验与现场原位测试、长期监测工作，重点解决影响地基土力学性能及建筑物安全稳定性的地下水参数，提高定量评价。

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