黏土的壓縮模量

① 如何判斷中、低、高壓縮性土

壓縮系數
a
值與土所受的荷載大小有關。工程中一般採用
100
～
200
kPa
壓力區間內對應的壓縮系數
a
1-2
來評價土的壓縮性。即：
a
1-2
<0.1/
MPa
屬低壓縮性土；
0.1
/MPa
≤
a
1-2
<0.5/
MPa
屬中壓縮性土；
a
1-2
≥
0.5/
MPa
屬高壓縮性土。
壓縮模量是另一種表示土的壓縮模量的指標，Es越小，土的壓縮性越高。
Es<4MPa
高壓縮性土。
(1)黏土的壓縮模量擴展閱讀
一、土的壓縮性特點：
（1）
土的壓縮性主要是由於孔隙體積減少而引起的；
（2）
由於孔隙水的排出而引起的壓縮對於飽和粘土來說需要時間，將土的壓縮隨時間增長的過程稱為土的固結。
二、地基承載力特徵值
指由載荷試驗測定的地基土壓力變形曲線線性變形內規定的變形所對應的壓力值，其最大值為比例界限值。
也可以這么說：建築地基所允許的基礎最大壓力，基礎給地基施加的壓力如果大於該值，可能會發生過大變形。

② 紅粘土壓縮模量是多少

8-15

③ 各種類型的土的壓縮模量怎麼查詢比如淤泥，粘土，沙礫石Es多少

淤泥（Q4）一般小於3，粘土（Q4)3-5之間，砂礫石視經驗了，告訴你個經驗法Es=（1+e）a1-2

④ 北京市地面沉降區含水岩組和壓縮層劃分

劉予葉超

（北京市地質環境監測總站，北京，100037）

【摘要】通過北京地面沉降區綜合基礎地質及地面沉降專項調查，查明了沉降區水文地質、工程地質條件及地面沉降分布現狀，並在典型地面沉降區開展了鑽探和各種水文地質、土工試驗工作。根據上述成果資料，首次對北京市地面沉降區的含水岩組和壓縮層組進行了劃分，初步建立北京市地面沉降地質模型，為首都地面沉降網站建設及地面沉降預警預報系統建立奠定了基礎。本文對此作一概括介紹。

【關鍵詞】北京市地面沉降含水岩組壓縮層組

1引言

1.1研究工作的目的和意義

地面沉降是指在自然和人為因素作用下，由於地殼表層土體壓縮而導致區域性地面標高降低的一種環境地質現象。地面沉降給城市建築物、道路交通、管道系統及給排水、防洪等帶來了諸多困難。特別是一些建在第四紀鬆散堆積平原區的城市，受地面沉降災害的影響尤為嚴重。

地面沉降是北京平原主要的地質災害之一，其沉降的范圍和幅度逐年擴大，目前發生地面沉降的面積已達到2815km²，累計最大沉降量約722mm。除東郊地區地面沉降仍在繼續發展外，遠郊昌平區海洛、順義城南、大興區榆垡又形成了3個新的地面沉降區。地面沉降已造成廠房、居民區樓房牆壁開裂、地基下沉、地下管道工程損壞50餘處，同時導致一些建築物的抗震能力降低和大量測量水準點失准，對首都城市建設和人民財產安全構成威脅。

本項工作的目的是初步建立北京市地面沉降地質模型，為下一步研究地面沉降機理、建設地面沉降監測網站、預測地面沉降發展趨勢、建立地面沉降預警預報系統，提出地面沉降危害防治措施，為首都規劃和城市建設提供基礎資料。

1.2研究工作概況及存在問題

北京市地面沉降主要發生在北京北部、東部、南部平原地區，該區地質研究程度較高，完成了大量的區域地質工作，水文地質、工程地質工作，環境地質、災害地質工作。

北京市地面沉降研究工作起步較晚，1984年北京市水文地質工程地質公司、北京市測繪院、北京市勘測處共同編制了《北京市地面沉降調研報告》；1985年北京市水文地質工程地質公司提交了《北京市地面沉降工程地質勘察設計》；1990年建成北京市第一個地面沉降監測站（八王墳地面沉降監測站），為研究北京市東郊地區地面沉降形成機理、發展趨勢奠定了基礎；同年提交了《北京市東郊地面沉降工程地質調查與八王墳監測站建站階段報告》；1992年提交了《北京市東郊地面沉降與地下水開采量關系研究報告》。

綜上所述，北京平原基礎地質、水文地質、工程地質研究程度較高，但以往工作主要是為工農業供水及城市開發建設服務的，對地面沉降的研究程度較低，特別是尚未劃分出北京市地面沉降區含水層組和壓縮層組，地面沉降機理、發育規律等方面的研究相對薄弱。

1.3研究工作的技術路線和方法

本次研究採用的技術方法是選擇地面沉降災害發育較重、環境地質條件具有代表性的地區，通過地面調查與測量、遙感解譯、物探等方法，查明北京平原區地面沉降歷史、現狀和發展趨勢。在典型沉降區開展了專門水文地質、工程地質鑽探，進行了大量的抽水試驗、土工試驗，查明地面沉降區的地層結構、以及含水層組和可壓縮層組的埋藏分布特徵，含水層組水文地質參數、可壓縮層組物理力學性質、土力學參數及孔隙水壓力等，為劃分沉降區含水層組和壓縮層組提供可靠依據。

2北京平原區地質環境背景

2.1氣象水文

本市氣候屬於溫帶大陸性季風氣候，年平均氣溫11.7℃，北京市多年平均降水量588.28mm，年降水量最大值1406mm(1959年），最小值256.2mm(1921年）。

北京地區水系屬海河流域，河網發育，大小河流100餘條，長2700km。這些河流分屬五大水系，由西向東依次為大清河水系、永定河水系、北運河水系、潮白河水系、薊運河水系，河流總體流向為自西北流向東南，最後匯入渤海。

2.2地形地貌

本市地形西北高，東南低，西部和北部是太行山脈和燕山山脈連綿不斷的群山，一般海拔高度1000～1500m，山前沖洪積扇坡降1‰～5‰，平原大部分地區坡度小於0.5‰。地貌分為西部山區、北部山區和東南平原三大單元。

2.3 平原區地質概況

2.3.1 地層

北京平原區地層，除缺失奧陶繫上統（O₃）、志留系（S）、泥盆系（D）、石炭系下、中統（C_1-2）、白堊繫上統（K₃）外，從元古界至第四系地層均有分布。地層由老到新分述如下：

（1）元古界（Pt）主要地層岩性為長城系、薊縣系、青白口系硅質白雲岩、砂岩、頁岩，局部有輕微變質。

（2）古生界（Pz）主要地層岩性為寒武系、奧陶系、石炭系和二迭系碳酸鹽岩、碎屑岩及煤系地層。

（3）中生界（Mz）主要地層岩性為侏羅系、白堊系火山熔岩、火山碎屑岩及煤系地層。

（4）新生界第三系（Tr）的始新統（E₂）主要岩性為暗紫色或豬肝色砂礫岩夾泥岩或砂質泥岩，呈半膠結狀；漸新統（E₃）主要岩性為灰色、灰褐色、灰綠色砂質泥岩，粉砂岩與含角礫凝灰岩夾黑色頁岩，灰綠色硬砂岩；中—上新統（N_1-2）主要岩性為棕黃色、棕紅色泥質砂岩、砂質泥岩，棕褐色、灰色含礫硬砂岩、硬砂岩夾細礫岩。

（5）新生界第四系（Q）在北京平原區第四系厚度變化大，由山前到平原厚度由數十米到五六百米，與下伏第三系多呈平行不整合接觸。

a.下更新統（Q₁）為河湖相沉積物，岩性為粘性土夾礫石，或粘性土與砂層互層，厚度100～300m。

b.中更新統（Q₂）一般埋藏於地表50～70m之下，西部地區較淺。其下部為黃棕、棕紅色含砂性土，含礫粗砂及礫石層，局部地區為灰黑色粘性土含砂，底部為粘性土含礫、砂礫石和鈣質結核混雜的堆積物，厚度70～110m。

c.上更新統（Q₃）在山前台地及平原區廣泛分布，山前台地岩性為黃土狀粉質粘土及黃土狀粉土，褐黃色、棕黃色。含鈣質結核，蟲孔、針孔、垂直節理發育，下部含砂礫石層，局部鈣質膠結，緻密堅硬；平原區地層以多層結構為主，岩性為砂礫石層或砂層與褐黃色、黃灰色粘性土互層。礫石粒徑由西向東逐漸變小，厚度20～90m。

d.全新統（Q₄）主要岩性一般為粘性土、細砂和砂礫石層，夾沼澤相泥炭層或有機質淤泥層，厚度一般5～10m，厚的可達20～25m。

2.3.2地質構造

北京平原區屬於中朝准地台之華北斷陷拗的西北隅，系中朝准台地新生代以來的下降區，周邊常以斷裂與鄰區為界，近一步劃分為北京迭斷陷、大興迭隆起、大廠新斷陷3個Ⅲ級構造單元（見圖1）。

圖1北京市平原區基底構造與第四系厚度圖

北京平原區主要構造形成於中生代（燕山運動），新生代以來受喜馬拉雅造山運動的影響，得到進一步的改造。在中生代末期形成了許多雁行式排列的隆起帶和凹陷帶，發育一系列的北北東和北東向斷裂，並有北西西向或北西向的張性及張扭性斷裂與其垂直或斜交。平原區主要有六條活動斷裂，分別為八寶山斷裂、黃庄—高麗營斷裂、良鄉—前門斷裂、南苑—通縣斷裂、馬坊—夏店斷裂、南口—孫河斷裂。

2.4平原區第四系水文地質條件

2.4.1地下水系統及其特徵

根據水系流域、地貌部位、地下水的含水介質結構、賦存條件和地下水水力特徵和水力聯系等，將北京平原區劃分5個系統，各系統水文地質特徵見表1。

2.4.2地下水補給、徑流、排泄特徵

第四系地下水的流動特徵，是第四系地下水補給、徑流、排泄條件的綜合體現。第四系潛水、淺層承壓水的補給來源主要為大氣降水入滲，其次為山區側向徑流補給，地表水、渠道水的滲漏補給以及農田灌溉回歸水的入滲補給。

表1第四系地下水系統特徵一覽表

潛水、淺層承壓水的排泄，主要是人工開采，其次是地下水蒸發和側向徑流排泄。平原區地下水蒸發排泄，主要集中在潛水水位埋深小於4m的地區，上部潛水對下部淺層及中深層承壓水的越流補給也是上部潛水排泄的一個途徑。

平原區潛水、淺層承壓水在天然條件下的徑流方向與地形地貌變化相一致，即由山前向平原方向運動，受集中開採的影響潛水、淺層承壓水也由降落漏斗四周向漏斗中心運動。

中深層和深層承壓水，因目前還未開采，徑流場變化不大，以水平徑流為主。

2.4.3地下水動態

（1）地下水年動態特徵

研究區潛水動態變化以氣象—開采型為主，潛水年內動態變化主要受降水和人工開採的影響。在一個水文年內，潛水位季節變化較明顯。在4～6月水位達到最低值。7～9月水位出現峰值，水位變幅可達5～10m。

承壓水是平原區主要開采目的層之一，人工開采是影響承壓水位動態變化的最主要因素。淺層承壓地下水動態類型為徑流—開采型，承壓水季節性動態變化與潛水動態變化規律基本一致，在一個水文年內，也有一次上升期和一次下降期，只是承壓水頭隨降水而出現峰值的時間有所滯後，承壓水年最低水位一般出現在5～7月，年最高水位一般出現在10至翌年2月，年水位變幅為1～3m。

（2）地下水多年動態特徵

圖2表明：20世紀70年代以前，北京市地下水開采量小，采補基本平衡，地下水基本呈天然狀態；70年代以後，由於城近郊地下水開采量大幅增加，城近郊地下水位下降很快；80年代，由於從1980年至1984年北京地區出現了連續5年的乾旱少雨氣候（5年平均降水量459.4mm），地下水補給量減少，開采量增加，地下水位快速下降，在城近郊集中開采區承壓水水位下降較快；90年代，地下水開采量基本得到控制，1994～1998年連續出現4個偏豐年份，城區地下水位有所上升；從1998年底至2003年，由於5年連續乾旱，地下水補給量減少，地下水水位與1998年年底水位相比，潛水和承壓水水位最大下降幅度均在15～20m左右，年均下降為3～4m/a。

圖2北京大學（承壓水）和首都師范大學（潛水）觀測孔地下水位動態曲線

2.5北京平原工程地質條件

北京平原位於華北平原的山前傾斜平原部位，北北東向活動斷裂構造控制了新生代以來平原區的基本格局。平原區大部分為第四系鬆散的陸相沉積物，從下更新統（Q₁）到全新統（Q₄）地層均有分布；按其成因類型可分成沖積相、沖洪積相、河湖相和山麓坡洪積相地層；地層岩性有卵礫石、砂類土及粉土、粘性土等。

在山前沿山區邊緣分布著大大小小的坡積群、洪積錐、黃土台地以及殘山、殘丘等，寬度1km至數千米不等。岩性以碎石、卵礫石和砂層透鏡體的黃土類土為主，土體結構復雜。

平原區主要由五大河流沖洪積作用形成的扇前平原，相鄰兩扇交接部位地勢略低，形成扇間窪地。該區是粘性土為主體的多層土體結構類型。

3北京地面沉降區含水岩組及壓縮層劃分

至1999年，北京市地面沉降量大於50mm的面積2815km²，大於100mm的面積為1826km²，分布在南北兩區。北區主要分布於城區及北、東、南郊區，面積約1851km²，包括東八里庄—大郊亭沉降區（沉降中心累計沉降量為722mm）、來廣營沉降區（沉降中心累計沉降量為565mm）、昌平沙河—八仙庄沉降區（沉降中心累計沉降量為688mm）及順義平各庄沉降區（沉降中心累計沉降量為250mm）；南區主要分布於大興區南部的榆垡、禮賢一帶，面積約964km2，為大興榆垡—禮賢沉降區（沉降中心累計沉降量為661mm）。

北京地面沉降與第四系地層的成因類型、岩性、厚度、結構特點、物理力學性質等內在因素密切相關，地下水開采是形成地面沉降的主要外部原因，因此劃分沉降區含水層組及壓縮層組、分析地下水含水層和壓縮層組的分布與埋藏條件、確定主要開采層和壓縮層對地面沉降貢獻的大小具有重要意義。

3.1沉降區含水岩組及壓縮層劃分的原則與依據

本次劃分含水岩組及壓縮層組的原則與依據如下：

（1）依據《北京地質志》、《北京市（1:5萬）區域地質調查報告》、水文地質勘查資料，結合本次望京站、王四營站、天竺站第四系孢粉、古地磁資料；

（2）根據第四系成因類型、時代、岩性、埋藏條件；

（3）根據平原區第四系地下水補逕排條件、地下水流動特徵及開采條件；

（4）根據可壓縮層物理力學性質指標、固結程度、原位測試指標。

3.2含水岩組劃分

根據上述原則將北京地面沉降區第四系含水層劃分為3個含水岩組（見表2）：

表2北京地面沉降區含水岩組劃分簡表

第一含水岩組（潛水、淺層承壓含水層）為全新統（Q4）和上更新統（Q3）地層；

第二含水岩組（中深層承壓含水層）為中更新統（Q2）地層；

第三含水岩組（深層承壓含水層）為下更新統（Q1）地層。

各含水組埋藏條件及水文地質特徵如下：

3.2.1第一含水岩組

廣泛分布於北京平原區，在各河流沖洪積扇頂部地區為單一砂礫石結構的潛水含水層，底板埋深20m左右；淺層微承壓水埋深20～40m，淺層承壓水埋深40～80m，含水層組底板埋深小於100m，主要為全新統和上更新統沖洪積物。根據水文地質條件、地下水類型和開采狀況等劃分潛水含水層和淺層承壓水含水層兩個亞組：

（1）潛水含水層亞組

根據水文地質結構的差異可將該組分為沖洪積扇頂部潛水區和沖洪積扇中下部潛水區。

a.沖洪積扇頂部潛水區：含水層為上更新統（Q₃）和全新統（Q₄）沖洪積相為主的砂卵礫石，構成單一潛水含水層。含水層砂卵石厚度15～120m，礫卵石呈圓狀，次圓狀，礫徑一般2～8cm，大者可達30cm。滲透系數為300～500m/d，含水層富水性好，單井出水量為5000m³/d。目前，大部分地區已成為嚴重超采區或超采區。

b.沖洪積扇中下部潛水區：含水層為上更新統（Q₃）和全新統（Q₄）沉積物，西部、北部含水層岩性以中粗砂、礫石為主，富水性較好。向東、南粒徑逐漸變細，含水層主要為粉細砂層，局部河道地區有少量砂卵礫石層，富水性由西北向東南逐漸變差。

（2）淺層承壓水亞組

含水層底界深度80～100m，主要為上更新統（Q₃）沉積物，廣泛分布於北京平原中下部地區。

永定河沖洪積扇中下部地區，含水層以多層中細砂、粉細砂層為主，局部見有1～3層砂礫石層，含水層累計厚度20～35m。根據分層抽水實驗資料，該區淺層承壓水含水層滲透系數一般在5～20m/d。單井出水量1500～3000m³/d，向下遊方向減小至500～1500m³/d。

潮白河沖洪積扇中下部地區，含水層顆粒由北向南逐漸變細，層次增多。一般由兩到三個較穩定的砂礫石層構成，含水層累計厚度20～30m。根據分層抽水試驗資料，淺層微承壓水滲透系數一般為3～5m/d，淺層承壓水滲透系數一般在10～20m/d，單井出水量3000～5000m³/d。

溫榆河沖洪積扇中下部含水層為2～3層砂礫石或砂層，含水層單層厚度5～10m。含水層累計厚度20～30m，單井出水量500～3000m3/d。

3.2.2第二含水岩組

廣泛分布於北京平原沖洪積扇中下部地區。地下水類型為中深層承壓水，含水岩組頂板埋深80～100m，底板埋深300m左右。本含水岩組為第四系中更新統（Q₂）沖洪積物、沖湖積物，岩性以中粗砂為主，部分含礫。含水層為多層結構。按開采現狀及其動態特徵分為中深層承壓水上段和下段，上段埋深100～200m，下段埋深200～300m:

（1）第二含水岩組上段

a.永定河沖洪積扇。該含水岩組底板埋深小於150m，含水層由多層砂礫石構成，累計厚度5～20m。根據分層抽水試驗資料，含水層滲透系數一般在5～30m/d，單井出水量500～1500m³/d。

b.潮白河沖洪積扇。該含水組底界深度200m左右，含水層由多層砂礫石、砂層構成，累計厚度30～50m。根據分層抽水實驗資料，上部含水層滲透系數20～25m/d，中部為10～15m/d，下部為1～5m/d，單井出水量500～3000m³/d。

（2）第二含水岩組下段

a.永定河沖洪積扇。目前永定河沖洪積扇第二含水岩組下段鑽孔揭露資料較少。

b.潮白河沖洪積扇。該含水層底界深度小於300m。主要分布於北京平原東北、東南部的凹陷區內。含水層岩性以中粗砂、礫石為主，累計厚度30～50m。單井出水量500～1500m³/d。

3.2.3第三含水岩組

該岩組主要分布在北京平原東北、東南部的凹陷中心地區。地下水類型為深層孔隙承壓水，含水組頂板埋深300m左右。含水層岩性為第四系下更新統（Q₁）沖積物、沖湖積物，岩性以中粗砂、礫石為主，含水組為多層結構，頂部有厚度大於30m的粘性土隔水層，與上部中深層承壓水含水層水力聯系差。

3.3壓縮層劃分

依據劃分原則可將北京地面沉降區可壓縮層劃分為3個壓縮層：第一壓縮層底板埋深小於100m，第二壓縮層底板埋深小於300m，第三壓縮層頂板埋深大於300m。

各壓縮層的物理力學指標見表3。

表3北京地面沉降區壓縮層物理力學指標綜合表

3.3.1第一壓縮層

第一壓縮層廣泛分布於北京平原區，底板埋深小於100m。地層岩性為第四繫上更新統沖積相、沖湖積相粉土、粘性土層，厚度小於50m到大於80m不等（見圖3）。根據其地層岩性結構和壓縮性可分為上下兩段：

（1）第一壓縮層上段：

地表以下0～10m，城區為人工回填土層，大部分地區為褐黃色粉土、粉質粘土層，可塑—硬塑，濕—飽和，中等壓縮性，Es值在8～15MPa之間。

地表以下10～15m，北京東部、東北部、北部地區為河湖淤積的粉質粘土、粘土，灰褐—灰色，含有機質，軟塑—可塑、密實度較差，壓縮性較高，Es值在4～8MPa之間，是該段主要的壓縮層；南部地區為沖洪積粉質粘土、粉土層，褐黃色、濕—飽和，可塑—硬塑、中—中上密實，Es值在10～20MPa之間。

地表以下25～40m，北京東部、東北部、東南部地區為靜水環境洪淤積的粘土、粉質粘土，灰色—灰褐色、可塑、壓縮性中等，Es值在5～10MPa之間，含有機質、螺殼，工程地質性質較差，為相對軟弱土層；南部地區為沖洪積的粉土、粉質粘土層，褐黃色，飽和，硬塑，低壓縮性，Es值在15～25MPa之間。

（2）第一壓縮層下段：

地表以下40～50m為穩定的粘土、粉土層，北京北部、東部、東北部、東南部等地區廣泛分布。岩性為灰色，褐灰色粘土、重粉質粘土層，一般呈可塑—硬塑狀態，中等密實，含水量較大，壓縮性中等，Es值在12～22MPa之間；在北京南部地區岩性為粉土、粉質粘土層，褐黃色，飽和，硬塑，壓縮性低，Es值在18～28MPa之間。

圖3地下0～l00m壓縮層等厚度分區圖

地表以下50～100m為3～4層砂層夾2～3層粉質粘土、粘土層，在沉降區廣泛分布。粉質粘土、粘土層多呈透鏡體狀，厚度20～40m不等。粉質粘土、粘土層為灰褐色一黃褐色，飽和，局部含有機質，可塑～硬塑，中低壓縮性，Es值在20～26MPa之間。

3.3.2第二壓縮層

廣泛分布於北京沖洪積扇中下部地區，岩性為中更新統（Q2）沖洪積、沖湖積的粉土、粉質粘土、粘土層。在北京西南部，該組底板埋深一般小於150m；在北京東部、北部該組底板埋深可達280m左右（見圖4）。壓縮層占總厚度的比例一般為0.6～0.8。以埋深200m為界，可分為上下兩段。

（1）第二壓縮層上段

該段上部為10～30m左右的粉土、粉質粘土、粘土層，夾粉細砂薄層。在北京東部、東北部地區為沖洪積粉質粘土、粘土層，灰褐色—褐黃色，飽和，硬塑，結構緻密，局部夾灰黑色粉土、粉砂層，含水量為25～34%，壓縮模量Es值在21～33MPa之間；在北京南部地區為沖洪積褐黃色粉土、粉質粘土層，結構緻密，硬塑—堅硬狀態，壓縮性低，含水量20～30%，壓縮模量Es值在30～35MPa之間。

圖4地下100～200m壓縮層等厚度分區圖

該段中下部為粉質粘土層。灰褐色、灰黃，飽和、硬塑、壓縮性低，壓縮模量Es值在35～50MPa之間。局部地區分布有大量淤泥及淤泥質粘土層，壓縮性相對較高，壓縮模量Es值在20～25MPa之間。

（2）第二壓縮層下段

該段上部為厚15～25m左右的粉質粘土層，岩性為灰黑—灰褐色—灰黃色粉質粘土、粘土層，飽和、硬塑、結構緻密、壓縮性低，壓縮模量Es值在50～70MPa之間。

該段中下部為灰褐—灰黑色粉質粘土層，夾灰褐色粉土、粉細砂薄層，一般呈硬塑—堅硬狀態，結構密實，壓縮性低，壓縮模量Es值在50～70MPa之間。局部區域含淤泥質粘土及淤泥層，壓縮性相對較高，壓縮模量僅為27.7MPa。

3.3.3第三壓縮層

主要分布在北京凹陷中心區范圍內，為第四系下更新統（Q1）河湖相沉積的灰褐色、灰色粉質粘土、粘土層。結構緻密，大部分呈堅硬狀態，密實度高，壓縮模量大部分大於70MPa。400m以下土層多呈固結狀態，有膠結現象，壓縮模量大部分大於100MPa，壓縮性極低。壓縮層中夾沖洪積、冰水沉積的黃色中粗砂、圓礫石層，密實度高。

4結論

（1）北京平原區地下水劃分為永定河沖洪積扇系統，潮白河沖洪積扇系統，拒馬河、大石河沖洪積扇系統，溫榆河沖洪積扇地下水系統，薊運河沖洪積扇系統等五個地下水系統。按含水介質成因類型、地層時代、岩性及埋藏條件等，將北京地面沉降區的含水層劃分為3個含水岩組：

第一含水岩組含水組底板埋深小於100m，在沖洪積扇頂部或中上部以單一結構的砂卵礫石層為主，地下水類型主要為潛水。沖洪積扇中下部及沖湖積平原區為多層結構，地下水類型主要為潛水、淺層微承壓水、淺層承壓水；

第二含水岩組主要分布於沖洪積扇中下部及沖湖積平原區，為多層結構。地下水類型為中深層承壓水。永定河沖洪積扇底板埋深大部分地區小於150m，潮白河沖洪積扇底板埋深達270～280m；

第三含水岩組主要分布在北京平原東北、東南部的凹陷中心區。地下水類型為深層承壓水，頂板埋深270～280m。

（2）根據土體成因類型、地層時代、岩性、埋藏條件，物理力學性質、固結程度、原位測試指標，將北京地面沉降區劃分為3個壓縮層：

第一壓縮層廣泛分布於北京平原區，底板埋深一般小於100m。整體上由西向東、由北向南，壓縮層由沖洪積相的粉土逐漸過渡為沖洪積、湖積相粉質粘土、粘土層，一般呈可塑—硬塑狀態，為正常固結土。

第二壓縮層廣泛分布於北京沖洪積扇中下部地區。岩性為中更新統沖洪積、沖湖積的粉土、粉質粘土、粘土層。北京平原西南部該組底板埋深一般小於150m；平原東部、北部該組底板埋深可達280m左右。壓縮層占總厚度的比例一般為0.6～0.8，粘性土呈可塑—硬塑狀態，為超固結土。

第三壓縮層主要分布在北京平原凹陷中心區范圍內，頂板埋深大於270m。壓縮層以粘土為主，呈堅硬狀態，為超固結土。

本次對沉降區含水層組及壓縮層組的劃分，以及獲取的各含水層組及壓縮層組基本地質參數，為下一步地面沉降監測網站建設、地面沉降預警預報系統建立奠定了堅實基礎。

參考文獻

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[11]王子國等.北京市區域地質志.1991

⑤ 素填土、粉土、粘性土的彈性模量和泊松比是多少

素填土、粉土、粘性土的彈性模量和泊松比分別是：

1、素填土：彈性模量：泊松比=1000-5000KN/m³：0.15-0.2。

2、粉土：彈性模量：泊松比=20000-40000KN/m³：0.25。

3、粘性土： 40000-100000KN/m。

彈性模量的體積應變：

對彈性體施加一個整體的壓強p，這個壓強稱為「體積應力」，彈性體的體積減少量(-dV)除以原來的體積V稱為「體積應變」，體積應力除以體積應變就等於體積模量: K=P/(-dV/V)。

在不易引起混淆時，一般金屬材料的彈性模量就是指楊氏模量，即正彈性模量。

單位：E（彈性模量）兆帕（MPa）。

⑥ 湖相粘土的工程地質特性

一、洱海軟粘土

近年來，隨著我國沿海和內陸軟土地區工程建設的迅速發展，飽和軟粘土的物理力學特性研究受到了工程地質和岩土工程界的極大關注，並取得了不少進展。滇藏鐵路沿線的軟弱湖相粘土地基主要分布在數個第四紀盆地中，例如洱海盆地、鶴慶盆地、麗江盆地、拉市海盆地、小中甸盆地、中甸盆地、林芝盆地等。由於上述盆地中湖相粘土的形成時代、沉積物形成的古氣候、古環境和物質組成不同，其工程性質是極其復雜的，既有流塑態現代粘土、又有早全新世軟塑態粘土、還有次穩定的晚更新世小中甸粘土及硬塑態鶴慶粘土等。此外，在安久拉山口大熊錯、白衣錯一帶，土壤坡面中發育有暗黑色泥炭層，屬山地沼澤化土；在寬谷江河的水網地帶，如雅魯藏布江和拉薩河谷，也有河漫灘沼澤相軟土發育。因此，滇藏鐵路規劃和建設中必須對上述不同地質時代和不同性質的湖相粘土開展專門的研究，以便進行有效的工程評價和工程設計。現以洱海第四系軟粘土為例，闡述湖相軟粘土工程地質研究的理論和方法。

1.洱海東緣軟粘土的分布特徵

洱海是滇西最大的斷陷湖泊，湖水面積約249.8 km²，湖面海拔1974 m，屬瀾滄江水系。洱海西鄰由寒武系板岩和大理岩構成的點蒼山，東部為上古生界的石灰岩低山丘陵，北側為入口，向南為西洱河，是一個開放的湖泊水系（圖12-18）。

圖12-18 洱海周緣軟土分布示意圖

根據前人研究（吳根耀，1992），洱海盆地自始新世開始斷陷並接受沉積。晚更新世時氣候寒冷，大理冰期來臨，來自西側點蒼山的山嶽冰川產生強烈刨蝕作用，造成河流堵塞。進入早全新世時氣候發生變化、溫度上升，洱海水泛濫，平均水位達海拔2160 m，形成大量河湖相或河湖-沼澤相沉積。全新世中期，全區溫度持續上升，湖水大面積乾涸或范圍縮小，水位下降到海拔2000 m左右（段彥學，1987）。全新世晚期，區內湖泊進一步縮小或乾涸，洱海目前的水位是1974 m。隨著洱海水位不斷下降，湖泊面積逐漸縮小，原湖泊近岸水下的沉積地層出露水面。經孢粉分析和¹⁴C年齡測定，洱海東緣的軟粘土主要是早全新世以來的沉積物。

2.洱海東緣軟粘土的物質組成和物化性質

（1）粒度組成

根據移液管全分散法粒度分析結果（表12-15），洱海東緣軟粘土具有高分散性，砂粒含量極低，主要由粉粒和粘粒組成，d＜5 μm的粘粒含量大部分在35%以上，最高達60.32%。

表12-15 洱海東緣軟粘土物質組成及物理化學活性測試結果

（2）粘土礦物

粘土礦物XRD定量測試結果表明，洱海東緣軟粘土的主要粘土礦物成分為單礦物蒙脫石（S）（圖12-19），占粘土礦物總量的80～81%，次要粘土礦物為高嶺石（K），佔16～17%，伊利石（I）僅佔2～4%（表12-16）。洱海富Mg²⁺的水體環境和周邊大量蒙脫石化蝕變岩的分布是形成大量蒙脫石的原因。

表12-16 洱海東緣軟粘土礦物成分定量測試結果

（3）軟粘土的物理化學活性及孔隙溶液的化學成分

比表面積指標可以較好地反映粘性土的物理化學活性。採用乙二醇乙醚吸附法測定結果表明，洱海軟粘土的比表面積為176.78～448.23 m²/g，平均值299.32 m²/g，巨大的比表面積決定了其物理活性很高。採用土水比1∶5水提取液測得樣品的pH值為6.23～7.9（表12-17），基本屬中性。洱海軟粘土的含鹽量通常小於100 mg/100 g，個別地點因有機質大量聚集，引起局部含鹽量升高（主要為。孔隙溶液的主要陽離子及粘土礦物表面可交換性陽離子都是以Ca²⁺為主，交換性Ca²⁺引起的粘土顆粒絮凝作用和雙電層壓縮明顯，造成粘土結構強度高、粘聚力增大、壓縮性降低。

圖12-19 洱海東緣軟粘土＜2 μm粒組X-射線衍射曲線

表12-17 洱海東緣軟粘土水提取液化學分析結果

3.洱海東緣軟粘土的工程地質特性

根據洱海東緣軟粘土的大量土工試驗結果（表12-18），軟粘土的工程特性主要表現在以下方面：

（1）含水量較高。含水量一般在40%～65%之間，最高可達104%，平均值為57.08%，接近於液限，幾乎處於飽和狀態。

（2）天然孔隙比大。孔隙比一般在0.64～2.63之間，平均值為1.49。

（3）特殊的稠度狀態。稠度即液性指數，是軟粘土判別和分類最重要的指標。在國際上通常將液性指數I_L≥0.75或不排水抗剪強度≤40 kPa的粘性土稱為軟粘土（Brand et al.，1981）。中國軟土的判別一般把天然孔隙比e≥1.0且天然含水量w大於液限w_L的細粒土稱為軟土。測試結果表明，洱海早全新世軟粘土的液性指數I_L介於0.47～1.51之間，平均值為0.79（表12-18，圖12-20）。無論是分布概率還是平均值都說明它們處於軟塑態，液性指數I_L降低還導致壓縮性減少、抗剪強度增大，這一特點與其形成的地質時代有關。

（4）高塑性。液限多在45%以上，最高達101.3%，平均值為58.17%；塑限多大於25%，最高達61%，平均值31.4%；塑性指數的平均值絕大多數大於20%。總體上，洱海早全新世軟粘土屬於高塑性粘土。

（5）壓縮性大。軟粘土壓縮系數為0.23～2.21 MPa^-1，平均值0.88 MPa^-1；壓縮模量一般為1.45～5.63 MPa，平均值3.14 MPa。數據統計表明，有14%的軟粘土為中等壓縮性，86%為高壓縮性，說明洱海軟粘土以高壓縮性為主，同時中壓縮性仍佔有一定比例，說明這部分軟粘土已經發生了一定程度的固結。

（6）強度低：直剪（快剪）試驗測定結果，內摩擦角最低2.1°，最高23.3°，平均一般為11°；粘聚力c值1.7～39.8 kPa，一般值8～16 kPa，表明洱海湖相軟粘土的抗剪強度較低，與一般軟粘土並沒有明顯的差異。

表12-18 洱海東緣軟粘土的工程特性統計結果

（7）固結系數小。該區軟粘土固結系數一般在0.11～4.42 cm²/s之間，平均值為1.08 cm²/s，說明該區軟土完成固結沉降需要較長時間，這對施工工期影響很大。

（8）透水性弱。低滲透性是軟粘土的共同屬性，其滲透性大小隨粘粒含量和塑性指數的增高而降低，洱海軟粘土滲透系數最低0.04×10^-7 cm/s，高者達4.17×10^-7 cm/s，一般為0.30～0.60×10^-7 cm/s，平均值0.39×10^-7 cm/s；表明軟土的排水固結不好，對排水固結不利。

4.洱海東緣軟粘土的固結性分析

洱海東緣軟粘土沉積時間較短、固結程度低，淤泥及淤泥質粘土呈絮狀結構，孔隙發育，因而壓縮性大。鑒別天然粘土沉積是否屬於正常固結的方法有很多種，Skempton（1970）建議採用以下兩種方法：①用Casagrande圖解法從壓縮實驗求得先期固結壓力σ′_vo，即延長e-logσ′_v曲線的原始直線部分與通過原位孔隙比е₀的水平線相交得出下限σ′_vc（min），如果σ′_vo夾在σ′_vc和σ′_vc（min）之間，則粘土是正常固結的。②根據S_u/σ′_vo與深度的關系判斷，S_u是不排水抗剪強度，可根據粘聚力和內摩擦角由公式τ=c+σtanθ計算而得。如果各點近似落在一條直線上，即如果不排水抗剪強度隨著有效覆蓋壓力成比例增加，則認為粘土是正常固結的。

對洱海東緣軟粘土固結性採用上述第二種方法進行分析。根據室內試驗結果，抗剪強度與有效應力之比（S_u/σ′_vo）隨深度出現2種不同的變化規律（圖12-20）。從地表到大致10 m左右的深度，S_u/σ′_vo隨深度呈現對數變化規律，對其進行回歸分析，可以看出有明顯的相關性，相關系數為0.91。相關關系可以表示為：

滇藏鐵路沿線地殼穩定性及重大工程地質問題

根據Skempton建議採用的方法判斷，表明表層軟粘土並非正常固結，而是出現超固結現象。從圖12-20中含水量、容重、不排水抗剪強度隨深度變化情況也可以證明這一點。在表層（約0～10 m）天然含水量隨深度而增大，容重、不排水抗剪強度隨深度而降低。初步分析認為，出現這種現象主要是由於滇西北高原的隆升造成地表抬升，降水量減少、湖水位退縮，早全新世軟粘土上部抬升到湖水位以上，致使上部土層乾燥硬化，孔隙比減小，產生超固結，從而出現並非僅在自身重力作用下的固結作用。地表土經過雨水的淋濾及有機質的氧化分解作用，形成與下部土層呈漸變的硬殼層，這個硬殼層表現出液性指數與含水量小、抗剪強度大的工程特性。

圖12-20 洱海東緣早全新世軟粘土工程特性指標與深度關系曲線圖

5.洱海東緣軟粘土物理力學指標的相關性分析

實際工程中經常建立土體物理力學性質指標之間的相互關系式，從而根據容易測定的物理性質指標估算難以准確測定且費時費力的力學性質指標，以供工程應用參考。統計分析表明，洱海東緣軟粘土的物理力學參數之間具有較好的相關性（圖12-21）。其中，軟粘土含水量w與孔隙比e、塑性指數I_P與液限w_L、孔隙比e與壓縮系數a_v、含水量w與壓縮系數a_v具有顯著正相關性；液性指數I_L與粘聚力c、含水量w與內摩擦角φ、塑性指數I_P與壓縮系數a_v之間存在較明顯的負相關性。

圖12-21 指標參數之間關系散點圖

綜上所述，可以得到以下認識：

（1）洱海東緣早全新世湖相粘土屬於軟塑態的軟粘土，而不屬於現國家標准規定的液性指數I_L≥1.0的流塑態的軟土。按照國際流行的軟土定義，它們仍然屬於軟粘土，並且具有高壓縮性、低強度等不良工程特性，因此路基、橋基等需進行地基處理成採用適宜的樁基基礎。

（2）滇藏鐵路沿線廣泛分布的湖相、湖沼相沉積粘土，因形成的地質時代、物質成分各不相同，因此軟粘土的工程性質及其相關的工程問題也有很大差異，尤其是晚更新世以來形成的湖相粘土，從工程地質角度都屬於性質不良的軟弱地基，對其靜力學和動力學性質都要加以深入研究。

二、小中甸盆地湖相硬粘土

前已敘及，滇西北小中甸盆地是上新世末期以來在青藏高原強烈隆起過程中形成的NNW向第四紀斷陷湖盆地，從深切的小中甸河谷剖面可見盆地上部發育中晚更新世湖相粘土（圖2-11，圖2-12）。規劃中的滇藏鐵路約有50 km的線路沿著小中甸盆地走向建設，作為滇藏鐵路路基、邊坡和填築材料的小中甸湖相粘土，對鐵路工程的設計、施工和安全有重要影響。

1.小中甸粘土的物質組成和物理化學活性

根據移液管全分散法的粒度分析結果，小中甸湖相粘土具有高分散性，砂粒含量極低，主要由粉粒和粘粒組成，d＜5 μm的粘粒含量大部分在40%以上，最高達69.54%，小中甸湖相粘土中所夾粉質粘土層的粘粒含量較低，但也在7.88%～47.74%（表12-19）。

表12-19 小中甸湖相粘土物質組成及物理化學活性測試結果

對樣品採用3種方法（天然樣品、乙二醇處理樣品和550℃加熱處理樣品）進行了粘土礦物X-射線衍射定量測試，測試結果表明，湖相粘土的礦物組成為伊利石、伊利石/蒙脫石混層礦物、高嶺石、綠泥石、綠泥石/蒙脫石混層礦物的共生組合，但以伊利石為主（表12-20，圖12-22），其相對含量54%～70%，絕對含量10.82%～32.09%。

表12-20 小中甸湖相粘土礦物成分定量測試結果

由乙二醇乙醚吸附法測得的小中甸粘土比表面積為49.47～112.82 m²/g，平均值為81.27 m²/g（純伊利石表面積67～100 m²/g，高嶺石7～30 m²/g）。活動性系數A介於0.51～0.83之間（表12-19），活性指數綜合反映了土的塑性與粘粒含量和粘土礦物親水性的關系，該套粘土的A＜0.83，表明粘土含水量變化時，土顆粒的體積變化不大。

根據單高地剖面8個樣品土水比1∶5懸浮液測得樣品的pH值為7.01～8.10（表12-19），屬微鹼性。林業局淺表層邊坡剖面樣品pH值變化較大，為6.69～7.77。試驗測得單高地剖面CaCO₃ 含量為8.30%～12.83%，而淺表層林業局剖面CaCO₃ 含量較低，為1.08%～5.23%，用重鉻酸鉀氧化法測得的有機質含量為0.16%～0.85%。5個樣品土水比1∶5水提取液水化學分析結果表明該處粘土水化學類型以HCO^3--Ca²⁺型為主（表12-21），個別青灰色粘土為型，且水提取液含鹽量很低，為53.16～80.22 mg/100 g。表明小中甸粘土沉積時的古湖為濕潤環境下具有弱還原環境和具有一定封閉性的高原深水淡水湖。在這種湖水環境下形成的湖相粘土不但分選良好，顆粒細膩，而且具有較高的結構強度。但是，目前處於淺表層或遭受雨水溶濾改造的湖相粘土pH值和CaCO₃ 含量明顯降低。

圖12-22 小中甸湖相粘土＜2 μm粒組X-射線衍射曲線

表12-21 小中甸盆地單高地粘土水提取液化學分析結果

2.小中甸粘土的物理性質

對分別採集於淺表層的小中甸林業局東北214國道邊坡剖面和單高地村深切溝谷剖面的湖相粘土樣品進行物理和水理性質測試，前者因遭受大氣干濕交替作用、雨水和坡面水流淋溶作用，在物理水理力學性質上與後者有所不同。根據測試結果，林業局邊坡粘土天然含水量24.44%～32.51%，干容重1.43～1.61 g/cm³，孔隙比0.72～0.92，液限46.61%～53.80%，塑限27.15%～29.53%，塑性指數19.46～24.27，液性指數0.12～0.14（表12-22），表明位於淺表層的小中甸粘土具有高塑性硬粘土的特性。單高地深切溝谷小中甸粘土單高地村8個粘土樣品含水量在35.46%～48.49%，平均為41.13%，這是一般硬塑粘土所沒有的，高含水性還表現在天然含水量遠遠大於此粘土的塑限，表明處於潛塑態。臘封法測得的樣品容重為1.71～1.83 g/cm³，平均1.78 g/cm³，其干容重1.19～1.32 g/cm³，平均1.26 g/cm³，孔隙比1.05～1.31，平均1.18。可見，單高地小中甸粘土具有高孔隙性低密度的特點，這與小中甸粘土形成地質時代相對較新、固結程度低、粘土的鈣質和有機質膠結作用較強密切相關，也與深切溝谷兩側粘土遭受後期表生改造輕微有關，可代表小中甸粘土真實物理特性。

表12-22 小中甸湖相粘土基本物性指標測試結果

採用錐式液限儀和搓條法測得的液限為43.11%～63.99%、塑限30.50%～37.84%，塑性指數12.61～30.43，表明小中甸粘土屬於高塑性粘土。8個樣品液性指數0.05～0.55，平均為0.35，按照液性指數的稠度分級，單高地小中甸粘土多數屬可塑態，僅個別為硬塑態。這與天然小中甸粘土的實際狀態表現（野外調查所見為硬塑態）極不相符。分析認為，液限、塑限指標測定是樣品在結構充分擾動水化狀態條件下測定的，而不代表天然結構狀態，二者之間的不一致說明了天然小中甸粘土的結構性，即CaCO₃和有機質對粘土的膠結作用。這一事實表明小中甸粘土在機械擾動結構破壞條件下粘土將發生顯著的塑性變形。

3.工程特性

（1）脹縮性分析

採用國際流行的Williams 和Donadson 粘土膨脹勢判別法，對小中甸粘土進行膨脹勢判別表明，小中甸粘土以中等膨脹-強膨脹為主（圖12-23），相當於國內弱、中等膨脹粘土。小中甸粘土的膨脹性主要與粘粒含量高密切相關，這是與我國中東部地區膨脹土的不同之處。另外，小中甸湖相粘土的天然含水率高，基本上位於40%～50%之間，具有乾燥收縮特性，易導致開挖暴露引起地面開裂、邊坡風化剝落。而野外觀測該粘土表現為外觀性狀好，這與該剖面長期受水浸潤作用有關。

圖12-23 小中甸湖相粘土膨脹勢判別圖

（2）力學強度特性

為了進一步揭示小中甸粘土的強度特性，我們對採集的原狀樣品進行了直剪試驗和三軸壓縮試驗。直剪試驗結果表明，該粘土的粘聚力c值較大，為38.8～50.3 kPa，內摩擦角φ為17.2°～23.0°（表12-23），三軸（UU）抗剪強度值c值為44.0 kPa，φ值為13.1°，較高的粘聚力與粘粒含量高、較高的鈣質和有機質膠結作用有關。在CaCO₃和有機質膠結作用下粘土的工程特性良好，在遭受淋濾後CaCO₃和有機質含量減少，引起c值降低，由此可見小中甸粘土為結構性土。邊坡開挖易引起結構破壞、土體含水量降低引起土體收縮變形，降雨引起φ值降低，在此種情況下該粘土組成的邊坡將發生破壞。

表12-23 小中甸單高地湖相粘土物理力學指標測試結果

綜上所述，可以得到以下認識：① 小中甸盆地湖相粘土粘粒含量高，礦物組成以伊利石為主，伴生有伊利石/蒙脫石混層礦物、高嶺石、綠泥石、綠泥石/蒙脫石混層礦物，形成於高原溫帶濕潤氣候的古氣候環境和較弱的化學風化作用。② 小中甸粘土具有高含水量、高孔隙性和高塑性、顯著結構性等特點，具有較高的結構強度和較高的地基承載力。在干濕交替和淺表部粘土遭受水的淋濾後粘土的力學性質變差。③ 粘土粘聚力較大，與粘粒含量高、CaCO₃膠結作用密切相關，處於淺表層的粘土邊坡在水和人類活動等外部因素的影響下易發生滑坡災害。建議在今後研究中對小中甸湖相粘土的固結程度、變形性質和微觀結構特徵進行專門研究，以進一步揭示在振動荷載作用下該湖相粘土作為地基的結構穩定性和變形量。

⑦ 土層壓縮模量經驗值在什麼規范

壓縮系數 a 值與土所受的荷載大小有關。工程中一般採用 100 ～ 200 kPa 壓力區間內對應的壓縮系數 a 1-2 來評價土的壓縮性。即：

a 1-2 <0.1/ MPa 屬低壓縮性土；

0.1 /MPa ≤ a 1-2 <0.5/ MPa 屬中壓縮性土；

a 1-2 ≥ 0.5/ MPa 屬高壓縮性土。

壓縮模量是另一種表示土的壓縮模量的指標，Es越小，土的壓縮性越高。

Es<4MPa 高壓縮性土。

(7)黏土的壓縮模量擴展閱讀

一、土的壓縮性特點：

（1） 土的壓縮性主要是由於孔隙體積減少而引起的；

（2） 由於孔隙水的排出而引起的壓縮對於飽和粘土來說需要時間，將土的壓縮隨時間增長的過程稱為土的固結。

二、地基承載力特徵值

指由載荷試驗測定的地基土壓力變形曲線線性變形內規定的變形所對應的壓力值，其最大值為比例界限值。

也可以這么說：建築地基所允許的基礎最大壓力，基礎給地基施加的壓力如果大於該值，可能會發生過大變形。