黏土的压缩模量

① 如何判断中、低、高压缩性土

压缩系数
a
值与土所受的荷载大小有关。工程中一般采用
100
～
200
kPa
压力区间内对应的压缩系数
a
1-2
来评价土的压缩性。即：
a
1-2
<0.1/
MPa
属低压缩性土；
0.1
/MPa
≤
a
1-2
<0.5/
MPa
属中压缩性土；
a
1-2
≥
0.5/
MPa
属高压缩性土。
压缩模量是另一种表示土的压缩模量的指标，Es越小，土的压缩性越高。
Es<4MPa
高压缩性土。
(1)黏土的压缩模量扩展阅读
一、土的压缩性特点：
（1）
土的压缩性主要是由于孔隙体积减少而引起的；
（2）
由于孔隙水的排出而引起的压缩对于饱和粘土来说需要时间，将土的压缩随时间增长的过程称为土的固结。
二、地基承载力特征值
指由载荷试验测定的地基土压力变形曲线线性变形内规定的变形所对应的压力值，其最大值为比例界限值。
也可以这么说：建筑地基所允许的基础最大压力，基础给地基施加的压力如果大于该值，可能会发生过大变形。

② 红粘土压缩模量是多少

8-15

③ 各种类型的土的压缩模量怎么查询比如淤泥，粘土，沙砾石Es多少

淤泥（Q4）一般小于3，粘土（Q4)3-5之间，砂砾石视经验了，告诉你个经验法Es=（1+e）a1-2

④ 北京市地面沉降区含水岩组和压缩层划分

刘予叶超

（北京市地质环境监测总站，北京，100037）

【摘要】通过北京地面沉降区综合基础地质及地面沉降专项调查，查明了沉降区水文地质、工程地质条件及地面沉降分布现状，并在典型地面沉降区开展了钻探和各种水文地质、土工试验工作。根据上述成果资料，首次对北京市地面沉降区的含水岩组和压缩层组进行了划分，初步建立北京市地面沉降地质模型，为首都地面沉降网站建设及地面沉降预警预报系统建立奠定了基础。本文对此作一概括介绍。

【关键词】北京市地面沉降含水岩组压缩层组

1引言

1.1研究工作的目的和意义

地面沉降是指在自然和人为因素作用下，由于地壳表层土体压缩而导致区域性地面标高降低的一种环境地质现象。地面沉降给城市建筑物、道路交通、管道系统及给排水、防洪等带来了诸多困难。特别是一些建在第四纪松散堆积平原区的城市，受地面沉降灾害的影响尤为严重。

地面沉降是北京平原主要的地质灾害之一，其沉降的范围和幅度逐年扩大，目前发生地面沉降的面积已达到2815km²，累计最大沉降量约722mm。除东郊地区地面沉降仍在继续发展外，远郊昌平区海洛、顺义城南、大兴区榆垡又形成了3个新的地面沉降区。地面沉降已造成厂房、居民区楼房墙壁开裂、地基下沉、地下管道工程损坏50余处，同时导致一些建筑物的抗震能力降低和大量测量水准点失准，对首都城市建设和人民财产安全构成威胁。

本项工作的目的是初步建立北京市地面沉降地质模型，为下一步研究地面沉降机理、建设地面沉降监测网站、预测地面沉降发展趋势、建立地面沉降预警预报系统，提出地面沉降危害防治措施，为首都规划和城市建设提供基础资料。

1.2研究工作概况及存在问题

北京市地面沉降主要发生在北京北部、东部、南部平原地区，该区地质研究程度较高，完成了大量的区域地质工作，水文地质、工程地质工作，环境地质、灾害地质工作。

北京市地面沉降研究工作起步较晚，1984年北京市水文地质工程地质公司、北京市测绘院、北京市勘测处共同编制了《北京市地面沉降调研报告》；1985年北京市水文地质工程地质公司提交了《北京市地面沉降工程地质勘察设计》；1990年建成北京市第一个地面沉降监测站（八王坟地面沉降监测站），为研究北京市东郊地区地面沉降形成机理、发展趋势奠定了基础；同年提交了《北京市东郊地面沉降工程地质调查与八王坟监测站建站阶段报告》；1992年提交了《北京市东郊地面沉降与地下水开采量关系研究报告》。

综上所述，北京平原基础地质、水文地质、工程地质研究程度较高，但以往工作主要是为工农业供水及城市开发建设服务的，对地面沉降的研究程度较低，特别是尚未划分出北京市地面沉降区含水层组和压缩层组，地面沉降机理、发育规律等方面的研究相对薄弱。

1.3研究工作的技术路线和方法

本次研究采用的技术方法是选择地面沉降灾害发育较重、环境地质条件具有代表性的地区，通过地面调查与测量、遥感解译、物探等方法，查明北京平原区地面沉降历史、现状和发展趋势。在典型沉降区开展了专门水文地质、工程地质钻探，进行了大量的抽水试验、土工试验，查明地面沉降区的地层结构、以及含水层组和可压缩层组的埋藏分布特征，含水层组水文地质参数、可压缩层组物理力学性质、土力学参数及孔隙水压力等，为划分沉降区含水层组和压缩层组提供可靠依据。

2北京平原区地质环境背景

2.1气象水文

本市气候属于温带大陆性季风气候，年平均气温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）。

北京地区水系属海河流域，河网发育，大小河流100余条，长2700km。这些河流分属五大水系，由西向东依次为大清河水系、永定河水系、北运河水系、潮白河水系、蓟运河水系，河流总体流向为自西北流向东南，最后汇入渤海。

2.2地形地貌

本市地形西北高，东南低，西部和北部是太行山脉和燕山山脉连绵不断的群山，一般海拔高度1000～1500m，山前冲洪积扇坡降1‰～5‰，平原大部分地区坡度小于0.5‰。地貌分为西部山区、北部山区和东南平原三大单元。

2.3 平原区地质概况

2.3.1 地层

北京平原区地层，除缺失奥陶系上统（O₃）、志留系（S）、泥盆系（D）、石炭系下、中统（C_1-2）、白垩系上统（K₃）外，从元古界至第四系地层均有分布。地层由老到新分述如下：

（1）元古界（Pt）主要地层岩性为长城系、蓟县系、青白口系硅质白云岩、砂岩、页岩，局部有轻微变质。

（2）古生界（Pz）主要地层岩性为寒武系、奥陶系、石炭系和二迭系碳酸盐岩、碎屑岩及煤系地层。

（3）中生界（Mz）主要地层岩性为侏罗系、白垩系火山熔岩、火山碎屑岩及煤系地层。

（4）新生界第三系（Tr）的始新统（E₂）主要岩性为暗紫色或猪肝色砂砾岩夹泥岩或砂质泥岩，呈半胶结状；渐新统（E₃）主要岩性为灰色、灰褐色、灰绿色砂质泥岩，粉砂岩与含角砾凝灰岩夹黑色页岩，灰绿色硬砂岩；中—上新统（N_1-2）主要岩性为棕黄色、棕红色泥质砂岩、砂质泥岩，棕褐色、灰色含砾硬砂岩、硬砂岩夹细砾岩。

（5）新生界第四系（Q）在北京平原区第四系厚度变化大，由山前到平原厚度由数十米到五六百米，与下伏第三系多呈平行不整合接触。

a.下更新统（Q₁）为河湖相沉积物，岩性为粘性土夹砾石，或粘性土与砂层互层，厚度100～300m。

b.中更新统（Q₂）一般埋藏于地表50～70m之下，西部地区较浅。其下部为黄棕、棕红色含砂性土，含砾粗砂及砾石层，局部地区为灰黑色粘性土含砂，底部为粘性土含砾、砂砾石和钙质结核混杂的堆积物，厚度70～110m。

c.上更新统（Q₃）在山前台地及平原区广泛分布，山前台地岩性为黄土状粉质粘土及黄土状粉土，褐黄色、棕黄色。含钙质结核，虫孔、针孔、垂直节理发育，下部含砂砾石层，局部钙质胶结，致密坚硬；平原区地层以多层结构为主，岩性为砂砾石层或砂层与褐黄色、黄灰色粘性土互层。砾石粒径由西向东逐渐变小，厚度20～90m。

d.全新统（Q₄）主要岩性一般为粘性土、细砂和砂砾石层，夹沼泽相泥炭层或有机质淤泥层，厚度一般5～10m，厚的可达20～25m。

2.3.2地质构造

北京平原区属于中朝准地台之华北断陷拗的西北隅，系中朝准台地新生代以来的下降区，周边常以断裂与邻区为界，近一步划分为北京迭断陷、大兴迭隆起、大厂新断陷3个Ⅲ级构造单元（见图1）。

图1北京市平原区基底构造与第四系厚度图

北京平原区主要构造形成于中生代（燕山运动），新生代以来受喜马拉雅造山运动的影响，得到进一步的改造。在中生代末期形成了许多雁行式排列的隆起带和凹陷带，发育一系列的北北东和北东向断裂，并有北西西向或北西向的张性及张扭性断裂与其垂直或斜交。平原区主要有六条活动断裂，分别为八宝山断裂、黄庄—高丽营断裂、良乡—前门断裂、南苑—通县断裂、马坊—夏店断裂、南口—孙河断裂。

2.4平原区第四系水文地质条件

2.4.1地下水系统及其特征

根据水系流域、地貌部位、地下水的含水介质结构、赋存条件和地下水水力特征和水力联系等，将北京平原区划分5个系统，各系统水文地质特征见表1。

2.4.2地下水补给、径流、排泄特征

第四系地下水的流动特征，是第四系地下水补给、径流、排泄条件的综合体现。第四系潜水、浅层承压水的补给来源主要为大气降水入渗，其次为山区侧向径流补给，地表水、渠道水的渗漏补给以及农田灌溉回归水的入渗补给。

表1第四系地下水系统特征一览表

潜水、浅层承压水的排泄，主要是人工开采，其次是地下水蒸发和侧向径流排泄。平原区地下水蒸发排泄，主要集中在潜水水位埋深小于4m的地区，上部潜水对下部浅层及中深层承压水的越流补给也是上部潜水排泄的一个途径。

平原区潜水、浅层承压水在天然条件下的径流方向与地形地貌变化相一致，即由山前向平原方向运动，受集中开采的影响潜水、浅层承压水也由降落漏斗四周向漏斗中心运动。

中深层和深层承压水，因目前还未开采，径流场变化不大，以水平径流为主。

2.4.3地下水动态

（1）地下水年动态特征

研究区潜水动态变化以气象—开采型为主，潜水年内动态变化主要受降水和人工开采的影响。在一个水文年内，潜水位季节变化较明显。在4～6月水位达到最低值。7～9月水位出现峰值，水位变幅可达5～10m。

承压水是平原区主要开采目的层之一，人工开采是影响承压水位动态变化的最主要因素。浅层承压地下水动态类型为径流—开采型，承压水季节性动态变化与潜水动态变化规律基本一致，在一个水文年内，也有一次上升期和一次下降期，只是承压水头随降水而出现峰值的时间有所滞后，承压水年最低水位一般出现在5～7月，年最高水位一般出现在10至翌年2月，年水位变幅为1～3m。

（2）地下水多年动态特征

图2表明：20世纪70年代以前，北京市地下水开采量小，采补基本平衡，地下水基本呈天然状态；70年代以后，由于城近郊地下水开采量大幅增加，城近郊地下水位下降很快；80年代，由于从1980年至1984年北京地区出现了连续5年的干旱少雨气候（5年平均降水量459.4mm），地下水补给量减少，开采量增加，地下水位快速下降，在城近郊集中开采区承压水水位下降较快；90年代，地下水开采量基本得到控制，1994～1998年连续出现4个偏丰年份，城区地下水位有所上升；从1998年底至2003年，由于5年连续干旱，地下水补给量减少，地下水水位与1998年年底水位相比，潜水和承压水水位最大下降幅度均在15～20m左右，年均下降为3～4m/a。

图2北京大学（承压水）和首都师范大学（潜水）观测孔地下水位动态曲线

2.5北京平原工程地质条件

北京平原位于华北平原的山前倾斜平原部位，北北东向活动断裂构造控制了新生代以来平原区的基本格局。平原区大部分为第四系松散的陆相沉积物，从下更新统（Q₁）到全新统（Q₄）地层均有分布；按其成因类型可分成冲积相、冲洪积相、河湖相和山麓坡洪积相地层；地层岩性有卵砾石、砂类土及粉土、粘性土等。

在山前沿山区边缘分布着大大小小的坡积群、洪积锥、黄土台地以及残山、残丘等，宽度1km至数千米不等。岩性以碎石、卵砾石和砂层透镜体的黄土类土为主，土体结构复杂。

平原区主要由五大河流冲洪积作用形成的扇前平原，相邻两扇交接部位地势略低，形成扇间洼地。该区是粘性土为主体的多层土体结构类型。

3北京地面沉降区含水岩组及压缩层划分

至1999年，北京市地面沉降量大于50mm的面积2815km²，大于100mm的面积为1826km²，分布在南北两区。北区主要分布于城区及北、东、南郊区，面积约1851km²，包括东八里庄—大郊亭沉降区（沉降中心累计沉降量为722mm）、来广营沉降区（沉降中心累计沉降量为565mm）、昌平沙河—八仙庄沉降区（沉降中心累计沉降量为688mm）及顺义平各庄沉降区（沉降中心累计沉降量为250mm）；南区主要分布于大兴区南部的榆垡、礼贤一带，面积约964km2，为大兴榆垡—礼贤沉降区（沉降中心累计沉降量为661mm）。

北京地面沉降与第四系地层的成因类型、岩性、厚度、结构特点、物理力学性质等内在因素密切相关，地下水开采是形成地面沉降的主要外部原因，因此划分沉降区含水层组及压缩层组、分析地下水含水层和压缩层组的分布与埋藏条件、确定主要开采层和压缩层对地面沉降贡献的大小具有重要意义。

3.1沉降区含水岩组及压缩层划分的原则与依据

本次划分含水岩组及压缩层组的原则与依据如下：

（1）依据《北京地质志》、《北京市（1:5万）区域地质调查报告》、水文地质勘查资料，结合本次望京站、王四营站、天竺站第四系孢粉、古地磁资料；

（2）根据第四系成因类型、时代、岩性、埋藏条件；

（3）根据平原区第四系地下水补迳排条件、地下水流动特征及开采条件；

（4）根据可压缩层物理力学性质指标、固结程度、原位测试指标。

3.2含水岩组划分

根据上述原则将北京地面沉降区第四系含水层划分为3个含水岩组（见表2）：

表2北京地面沉降区含水岩组划分简表

第一含水岩组（潜水、浅层承压含水层）为全新统（Q4）和上更新统（Q3）地层；

第二含水岩组（中深层承压含水层）为中更新统（Q2）地层；

第三含水岩组（深层承压含水层）为下更新统（Q1）地层。

各含水组埋藏条件及水文地质特征如下：

3.2.1第一含水岩组

广泛分布于北京平原区，在各河流冲洪积扇顶部地区为单一砂砾石结构的潜水含水层，底板埋深20m左右；浅层微承压水埋深20～40m，浅层承压水埋深40～80m，含水层组底板埋深小于100m，主要为全新统和上更新统冲洪积物。根据水文地质条件、地下水类型和开采状况等划分潜水含水层和浅层承压水含水层两个亚组：

（1）潜水含水层亚组

根据水文地质结构的差异可将该组分为冲洪积扇顶部潜水区和冲洪积扇中下部潜水区。

a.冲洪积扇顶部潜水区：含水层为上更新统（Q₃）和全新统（Q₄）冲洪积相为主的砂卵砾石，构成单一潜水含水层。含水层砂卵石厚度15～120m，砾卵石呈圆状，次圆状，砾径一般2～8cm，大者可达30cm。渗透系数为300～500m/d，含水层富水性好，单井出水量为5000m³/d。目前，大部分地区已成为严重超采区或超采区。

b.冲洪积扇中下部潜水区：含水层为上更新统（Q₃）和全新统（Q₄）沉积物，西部、北部含水层岩性以中粗砂、砾石为主，富水性较好。向东、南粒径逐渐变细，含水层主要为粉细砂层，局部河道地区有少量砂卵砾石层，富水性由西北向东南逐渐变差。

（2）浅层承压水亚组

含水层底界深度80～100m，主要为上更新统（Q₃）沉积物，广泛分布于北京平原中下部地区。

永定河冲洪积扇中下部地区，含水层以多层中细砂、粉细砂层为主，局部见有1～3层砂砾石层，含水层累计厚度20～35m。根据分层抽水实验资料，该区浅层承压水含水层渗透系数一般在5～20m/d。单井出水量1500～3000m³/d，向下游方向减小至500～1500m³/d。

潮白河冲洪积扇中下部地区，含水层颗粒由北向南逐渐变细，层次增多。一般由两到三个较稳定的砂砾石层构成，含水层累计厚度20～30m。根据分层抽水试验资料，浅层微承压水渗透系数一般为3～5m/d，浅层承压水渗透系数一般在10～20m/d，单井出水量3000～5000m³/d。

温榆河冲洪积扇中下部含水层为2～3层砂砾石或砂层，含水层单层厚度5～10m。含水层累计厚度20～30m，单井出水量500～3000m3/d。

3.2.2第二含水岩组

广泛分布于北京平原冲洪积扇中下部地区。地下水类型为中深层承压水，含水岩组顶板埋深80～100m，底板埋深300m左右。本含水岩组为第四系中更新统（Q₂）冲洪积物、冲湖积物，岩性以中粗砂为主，部分含砾。含水层为多层结构。按开采现状及其动态特征分为中深层承压水上段和下段，上段埋深100～200m，下段埋深200～300m:

（1）第二含水岩组上段

a.永定河冲洪积扇。该含水岩组底板埋深小于150m，含水层由多层砂砾石构成，累计厚度5～20m。根据分层抽水试验资料，含水层渗透系数一般在5～30m/d，单井出水量500～1500m³/d。

b.潮白河冲洪积扇。该含水组底界深度200m左右，含水层由多层砂砾石、砂层构成，累计厚度30～50m。根据分层抽水实验资料，上部含水层渗透系数20～25m/d，中部为10～15m/d，下部为1～5m/d，单井出水量500～3000m³/d。

（2）第二含水岩组下段

a.永定河冲洪积扇。目前永定河冲洪积扇第二含水岩组下段钻孔揭露资料较少。

b.潮白河冲洪积扇。该含水层底界深度小于300m。主要分布于北京平原东北、东南部的凹陷区内。含水层岩性以中粗砂、砾石为主，累计厚度30～50m。单井出水量500～1500m³/d。

3.2.3第三含水岩组

该岩组主要分布在北京平原东北、东南部的凹陷中心地区。地下水类型为深层孔隙承压水，含水组顶板埋深300m左右。含水层岩性为第四系下更新统（Q₁）冲积物、冲湖积物，岩性以中粗砂、砾石为主，含水组为多层结构，顶部有厚度大于30m的粘性土隔水层，与上部中深层承压水含水层水力联系差。

3.3压缩层划分

依据划分原则可将北京地面沉降区可压缩层划分为3个压缩层：第一压缩层底板埋深小于100m，第二压缩层底板埋深小于300m，第三压缩层顶板埋深大于300m。

各压缩层的物理力学指标见表3。

表3北京地面沉降区压缩层物理力学指标综合表

3.3.1第一压缩层

第一压缩层广泛分布于北京平原区，底板埋深小于100m。地层岩性为第四系上更新统冲积相、冲湖积相粉土、粘性土层，厚度小于50m到大于80m不等（见图3）。根据其地层岩性结构和压缩性可分为上下两段：

（1）第一压缩层上段：

地表以下0～10m，城区为人工回填土层，大部分地区为褐黄色粉土、粉质粘土层，可塑—硬塑，湿—饱和，中等压缩性，Es值在8～15MPa之间。

地表以下10～15m，北京东部、东北部、北部地区为河湖淤积的粉质粘土、粘土，灰褐—灰色，含有机质，软塑—可塑、密实度较差，压缩性较高，Es值在4～8MPa之间，是该段主要的压缩层；南部地区为冲洪积粉质粘土、粉土层，褐黄色、湿—饱和，可塑—硬塑、中—中上密实，Es值在10～20MPa之间。

地表以下25～40m，北京东部、东北部、东南部地区为静水环境洪淤积的粘土、粉质粘土，灰色—灰褐色、可塑、压缩性中等，Es值在5～10MPa之间，含有机质、螺壳，工程地质性质较差，为相对软弱土层；南部地区为冲洪积的粉土、粉质粘土层，褐黄色，饱和，硬塑，低压缩性，Es值在15～25MPa之间。

（2）第一压缩层下段：

地表以下40～50m为稳定的粘土、粉土层，北京北部、东部、东北部、东南部等地区广泛分布。岩性为灰色，褐灰色粘土、重粉质粘土层，一般呈可塑—硬塑状态，中等密实，含水量较大，压缩性中等，Es值在12～22MPa之间；在北京南部地区岩性为粉土、粉质粘土层，褐黄色，饱和，硬塑，压缩性低，Es值在18～28MPa之间。

图3地下0～l00m压缩层等厚度分区图

地表以下50～100m为3～4层砂层夹2～3层粉质粘土、粘土层，在沉降区广泛分布。粉质粘土、粘土层多呈透镜体状，厚度20～40m不等。粉质粘土、粘土层为灰褐色一黄褐色，饱和，局部含有机质，可塑～硬塑，中低压缩性，Es值在20～26MPa之间。

3.3.2第二压缩层

广泛分布于北京冲洪积扇中下部地区，岩性为中更新统（Q2）冲洪积、冲湖积的粉土、粉质粘土、粘土层。在北京西南部，该组底板埋深一般小于150m；在北京东部、北部该组底板埋深可达280m左右（见图4）。压缩层占总厚度的比例一般为0.6～0.8。以埋深200m为界，可分为上下两段。

（1）第二压缩层上段

该段上部为10～30m左右的粉土、粉质粘土、粘土层，夹粉细砂薄层。在北京东部、东北部地区为冲洪积粉质粘土、粘土层，灰褐色—褐黄色，饱和，硬塑，结构致密，局部夹灰黑色粉土、粉砂层，含水量为25～34%，压缩模量Es值在21～33MPa之间；在北京南部地区为冲洪积褐黄色粉土、粉质粘土层，结构致密，硬塑—坚硬状态，压缩性低，含水量20～30%，压缩模量Es值在30～35MPa之间。

图4地下100～200m压缩层等厚度分区图

该段中下部为粉质粘土层。灰褐色、灰黄，饱和、硬塑、压缩性低，压缩模量Es值在35～50MPa之间。局部地区分布有大量淤泥及淤泥质粘土层，压缩性相对较高，压缩模量Es值在20～25MPa之间。

（2）第二压缩层下段

该段上部为厚15～25m左右的粉质粘土层，岩性为灰黑—灰褐色—灰黄色粉质粘土、粘土层，饱和、硬塑、结构致密、压缩性低，压缩模量Es值在50～70MPa之间。

该段中下部为灰褐—灰黑色粉质粘土层，夹灰褐色粉土、粉细砂薄层，一般呈硬塑—坚硬状态，结构密实，压缩性低，压缩模量Es值在50～70MPa之间。局部区域含淤泥质粘土及淤泥层，压缩性相对较高，压缩模量仅为27.7MPa。

3.3.3第三压缩层

主要分布在北京凹陷中心区范围内，为第四系下更新统（Q1）河湖相沉积的灰褐色、灰色粉质粘土、粘土层。结构致密，大部分呈坚硬状态，密实度高，压缩模量大部分大于70MPa。400m以下土层多呈固结状态，有胶结现象，压缩模量大部分大于100MPa，压缩性极低。压缩层中夹冲洪积、冰水沉积的黄色中粗砂、圆砾石层，密实度高。

4结论

（1）北京平原区地下水划分为永定河冲洪积扇系统，潮白河冲洪积扇系统，拒马河、大石河冲洪积扇系统，温榆河冲洪积扇地下水系统，蓟运河冲洪积扇系统等五个地下水系统。按含水介质成因类型、地层时代、岩性及埋藏条件等，将北京地面沉降区的含水层划分为3个含水岩组：

第一含水岩组含水组底板埋深小于100m，在冲洪积扇顶部或中上部以单一结构的砂卵砾石层为主，地下水类型主要为潜水。冲洪积扇中下部及冲湖积平原区为多层结构，地下水类型主要为潜水、浅层微承压水、浅层承压水；

第二含水岩组主要分布于冲洪积扇中下部及冲湖积平原区，为多层结构。地下水类型为中深层承压水。永定河冲洪积扇底板埋深大部分地区小于150m，潮白河冲洪积扇底板埋深达270～280m；

第三含水岩组主要分布在北京平原东北、东南部的凹陷中心区。地下水类型为深层承压水，顶板埋深270～280m。

（2）根据土体成因类型、地层时代、岩性、埋藏条件，物理力学性质、固结程度、原位测试指标，将北京地面沉降区划分为3个压缩层：

第一压缩层广泛分布于北京平原区，底板埋深一般小于100m。整体上由西向东、由北向南，压缩层由冲洪积相的粉土逐渐过渡为冲洪积、湖积相粉质粘土、粘土层，一般呈可塑—硬塑状态，为正常固结土。

第二压缩层广泛分布于北京冲洪积扇中下部地区。岩性为中更新统冲洪积、冲湖积的粉土、粉质粘土、粘土层。北京平原西南部该组底板埋深一般小于150m；平原东部、北部该组底板埋深可达280m左右。压缩层占总厚度的比例一般为0.6～0.8，粘性土呈可塑—硬塑状态，为超固结土。

第三压缩层主要分布在北京平原凹陷中心区范围内，顶板埋深大于270m。压缩层以粘土为主，呈坚硬状态，为超固结土。

本次对沉降区含水层组及压缩层组的划分，以及获取的各含水层组及压缩层组基本地质参数，为下一步地面沉降监测网站建设、地面沉降预警预报系统建立奠定了坚实基础。

参考文献

[1]天津市环境地质研究所，地矿部水文所.天津市地面沉降机理研究及预测预报综合治理科研报告.1995

[2]胡瑞林等.粘性土微结构定量模型及其工程地质特征研究.1995

[3]曹文炳.应用结合水渗流机制说明粘性土释水机制的初步探讨.全国第二届地面沉降学术讨论会论文，1980

[4]曹文炳，李克文.水位升降引起的粘性土层释水、吸水与越流发生过程的室内研究方法，勘察科学技术.1986,（4）

[5]冯晓腊，沈孝宇.饱和粘性土的固结特性及其微观机制的研究.水文地质工程地质.1991,（1）

[6]谢振华等.首都地区地下水资源和环境调查评价.北京市地质调查研究院，2003

[7]蔡启新等.北京统计年鉴（2003年）.2003

[8]贾三满等.北京市地面沉降网站预警预报系统（一期）工程地面沉降调查报告.2004

[9]北京市地质勘察院.北京市东郊地面沉降与地下水开采量关系研究报告.1992

[10]北京市用水调研课题组.北京市用水调研与需水预测研究报告.2002

[11]王子国等.北京市区域地质志.1991

⑤ 素填土、粉土、粘性土的弹性模量和泊松比是多少

素填土、粉土、粘性土的弹性模量和泊松比分别是：

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

2、粉土：弹性模量：泊松比=20000-40000KN/m³：0.25。

3、粘性土： 40000-100000KN/m。

弹性模量的体积应变：

对弹性体施加一个整体的压强p，这个压强称为“体积应力”，弹性体的体积减少量(-dV)除以原来的体积V称为“体积应变”，体积应力除以体积应变就等于体积模量: K=P/(-dV/V)。

在不易引起混淆时，一般金属材料的弹性模量就是指杨氏模量，即正弹性模量。

单位：E（弹性模量）兆帕（MPa）。

⑥ 湖相粘土的工程地质特性

一、洱海软粘土

近年来，随着我国沿海和内陆软土地区工程建设的迅速发展，饱和软粘土的物理力学特性研究受到了工程地质和岩土工程界的极大关注，并取得了不少进展。滇藏铁路沿线的软弱湖相粘土地基主要分布在数个第四纪盆地中，例如洱海盆地、鹤庆盆地、丽江盆地、拉市海盆地、小中甸盆地、中甸盆地、林芝盆地等。由于上述盆地中湖相粘土的形成时代、沉积物形成的古气候、古环境和物质组成不同，其工程性质是极其复杂的，既有流塑态现代粘土、又有早全新世软塑态粘土、还有次稳定的晚更新世小中甸粘土及硬塑态鹤庆粘土等。此外，在安久拉山口大熊错、白衣错一带，土壤坡面中发育有暗黑色泥炭层，属山地沼泽化土；在宽谷江河的水网地带，如雅鲁藏布江和拉萨河谷，也有河漫滩沼泽相软土发育。因此，滇藏铁路规划和建设中必须对上述不同地质时代和不同性质的湖相粘土开展专门的研究，以便进行有效的工程评价和工程设计。现以洱海第四系软粘土为例，阐述湖相软粘土工程地质研究的理论和方法。

1.洱海东缘软粘土的分布特征

洱海是滇西最大的断陷湖泊，湖水面积约249.8 km²，湖面海拔1974 m，属澜沧江水系。洱海西邻由寒武系板岩和大理岩构成的点苍山，东部为上古生界的石灰岩低山丘陵，北侧为入口，向南为西洱河，是一个开放的湖泊水系（图12-18）。

图12-18 洱海周缘软土分布示意图

根据前人研究（吴根耀，1992），洱海盆地自始新世开始断陷并接受沉积。晚更新世时气候寒冷，大理冰期来临，来自西侧点苍山的山岳冰川产生强烈刨蚀作用，造成河流堵塞。进入早全新世时气候发生变化、温度上升，洱海水泛滥，平均水位达海拔2160 m，形成大量河湖相或河湖-沼泽相沉积。全新世中期，全区温度持续上升，湖水大面积干涸或范围缩小，水位下降到海拔2000 m左右（段彦学，1987）。全新世晚期，区内湖泊进一步缩小或干涸，洱海目前的水位是1974 m。随着洱海水位不断下降，湖泊面积逐渐缩小，原湖泊近岸水下的沉积地层出露水面。经孢粉分析和¹⁴C年龄测定，洱海东缘的软粘土主要是早全新世以来的沉积物。

2.洱海东缘软粘土的物质组成和物化性质

（1）粒度组成

根据移液管全分散法粒度分析结果（表12-15），洱海东缘软粘土具有高分散性，砂粒含量极低，主要由粉粒和粘粒组成，d＜5 μm的粘粒含量大部分在35%以上，最高达60.32%。

表12-15 洱海东缘软粘土物质组成及物理化学活性测试结果

（2）粘土矿物

粘土矿物XRD定量测试结果表明，洱海东缘软粘土的主要粘土矿物成分为单矿物蒙脱石（S）（图12-19），占粘土矿物总量的80～81%，次要粘土矿物为高岭石（K），占16～17%，伊利石（I）仅占2～4%（表12-16）。洱海富Mg²⁺的水体环境和周边大量蒙脱石化蚀变岩的分布是形成大量蒙脱石的原因。

表12-16 洱海东缘软粘土矿物成分定量测试结果

（3）软粘土的物理化学活性及孔隙溶液的化学成分

比表面积指标可以较好地反映粘性土的物理化学活性。采用乙二醇乙醚吸附法测定结果表明，洱海软粘土的比表面积为176.78～448.23 m²/g，平均值299.32 m²/g，巨大的比表面积决定了其物理活性很高。采用土水比1∶5水提取液测得样品的pH值为6.23～7.9（表12-17），基本属中性。洱海软粘土的含盐量通常小于100 mg/100 g，个别地点因有机质大量聚集，引起局部含盐量升高（主要为。孔隙溶液的主要阳离子及粘土矿物表面可交换性阳离子都是以Ca²⁺为主，交换性Ca²⁺引起的粘土颗粒絮凝作用和双电层压缩明显，造成粘土结构强度高、粘聚力增大、压缩性降低。

图12-19 洱海东缘软粘土＜2 μm粒组X-射线衍射曲线

表12-17 洱海东缘软粘土水提取液化学分析结果

3.洱海东缘软粘土的工程地质特性

根据洱海东缘软粘土的大量土工试验结果（表12-18），软粘土的工程特性主要表现在以下方面：

（1）含水量较高。含水量一般在40%～65%之间，最高可达104%，平均值为57.08%，接近于液限，几乎处于饱和状态。

（2）天然孔隙比大。孔隙比一般在0.64～2.63之间，平均值为1.49。

（3）特殊的稠度状态。稠度即液性指数，是软粘土判别和分类最重要的指标。在国际上通常将液性指数I_L≥0.75或不排水抗剪强度≤40 kPa的粘性土称为软粘土（Brand et al.，1981）。中国软土的判别一般把天然孔隙比e≥1.0且天然含水量w大于液限w_L的细粒土称为软土。测试结果表明，洱海早全新世软粘土的液性指数I_L介于0.47～1.51之间，平均值为0.79（表12-18，图12-20）。无论是分布概率还是平均值都说明它们处于软塑态，液性指数I_L降低还导致压缩性减少、抗剪强度增大，这一特点与其形成的地质时代有关。

（4）高塑性。液限多在45%以上，最高达101.3%，平均值为58.17%；塑限多大于25%，最高达61%，平均值31.4%；塑性指数的平均值绝大多数大于20%。总体上，洱海早全新世软粘土属于高塑性粘土。

（5）压缩性大。软粘土压缩系数为0.23～2.21 MPa^-1，平均值0.88 MPa^-1；压缩模量一般为1.45～5.63 MPa，平均值3.14 MPa。数据统计表明，有14%的软粘土为中等压缩性，86%为高压缩性，说明洱海软粘土以高压缩性为主，同时中压缩性仍占有一定比例，说明这部分软粘土已经发生了一定程度的固结。

（6）强度低：直剪（快剪）试验测定结果，内摩擦角最低2.1°，最高23.3°，平均一般为11°；粘聚力c值1.7～39.8 kPa，一般值8～16 kPa，表明洱海湖相软粘土的抗剪强度较低，与一般软粘土并没有明显的差异。

表12-18 洱海东缘软粘土的工程特性统计结果

（7）固结系数小。该区软粘土固结系数一般在0.11～4.42 cm²/s之间，平均值为1.08 cm²/s，说明该区软土完成固结沉降需要较长时间，这对施工工期影响很大。

（8）透水性弱。低渗透性是软粘土的共同属性，其渗透性大小随粘粒含量和塑性指数的增高而降低，洱海软粘土渗透系数最低0.04×10^-7 cm/s，高者达4.17×10^-7 cm/s，一般为0.30～0.60×10^-7 cm/s，平均值0.39×10^-7 cm/s；表明软土的排水固结不好，对排水固结不利。

4.洱海东缘软粘土的固结性分析

洱海东缘软粘土沉积时间较短、固结程度低，淤泥及淤泥质粘土呈絮状结构，孔隙发育，因而压缩性大。鉴别天然粘土沉积是否属于正常固结的方法有很多种，Skempton（1970）建议采用以下两种方法：①用Casagrande图解法从压缩实验求得先期固结压力σ′_vo，即延长e-logσ′_v曲线的原始直线部分与通过原位孔隙比е₀的水平线相交得出下限σ′_vc（min），如果σ′_vo夹在σ′_vc和σ′_vc（min）之间，则粘土是正常固结的。②根据S_u/σ′_vo与深度的关系判断，S_u是不排水抗剪强度，可根据粘聚力和内摩擦角由公式τ=c+σtanθ计算而得。如果各点近似落在一条直线上，即如果不排水抗剪强度随着有效覆盖压力成比例增加，则认为粘土是正常固结的。

对洱海东缘软粘土固结性采用上述第二种方法进行分析。根据室内试验结果，抗剪强度与有效应力之比（S_u/σ′_vo）随深度出现2种不同的变化规律（图12-20）。从地表到大致10 m左右的深度，S_u/σ′_vo随深度呈现对数变化规律，对其进行回归分析，可以看出有明显的相关性，相关系数为0.91。相关关系可以表示为：

滇藏铁路沿线地壳稳定性及重大工程地质问题

根据Skempton建议采用的方法判断，表明表层软粘土并非正常固结，而是出现超固结现象。从图12-20中含水量、容重、不排水抗剪强度随深度变化情况也可以证明这一点。在表层（约0～10 m）天然含水量随深度而增大，容重、不排水抗剪强度随深度而降低。初步分析认为，出现这种现象主要是由于滇西北高原的隆升造成地表抬升，降水量减少、湖水位退缩，早全新世软粘土上部抬升到湖水位以上，致使上部土层干燥硬化，孔隙比减小，产生超固结，从而出现并非仅在自身重力作用下的固结作用。地表土经过雨水的淋滤及有机质的氧化分解作用，形成与下部土层呈渐变的硬壳层，这个硬壳层表现出液性指数与含水量小、抗剪强度大的工程特性。

图12-20 洱海东缘早全新世软粘土工程特性指标与深度关系曲线图

5.洱海东缘软粘土物理力学指标的相关性分析

实际工程中经常建立土体物理力学性质指标之间的相互关系式，从而根据容易测定的物理性质指标估算难以准确测定且费时费力的力学性质指标，以供工程应用参考。统计分析表明，洱海东缘软粘土的物理力学参数之间具有较好的相关性（图12-21）。其中，软粘土含水量w与孔隙比e、塑性指数I_P与液限w_L、孔隙比e与压缩系数a_v、含水量w与压缩系数a_v具有显着正相关性；液性指数I_L与粘聚力c、含水量w与内摩擦角φ、塑性指数I_P与压缩系数a_v之间存在较明显的负相关性。

图12-21 指标参数之间关系散点图

综上所述，可以得到以下认识：

（1）洱海东缘早全新世湖相粘土属于软塑态的软粘土，而不属于现国家标准规定的液性指数I_L≥1.0的流塑态的软土。按照国际流行的软土定义，它们仍然属于软粘土，并且具有高压缩性、低强度等不良工程特性，因此路基、桥基等需进行地基处理成采用适宜的桩基基础。

（2）滇藏铁路沿线广泛分布的湖相、湖沼相沉积粘土，因形成的地质时代、物质成分各不相同，因此软粘土的工程性质及其相关的工程问题也有很大差异，尤其是晚更新世以来形成的湖相粘土，从工程地质角度都属于性质不良的软弱地基，对其静力学和动力学性质都要加以深入研究。

二、小中甸盆地湖相硬粘土

前已叙及，滇西北小中甸盆地是上新世末期以来在青藏高原强烈隆起过程中形成的NNW向第四纪断陷湖盆地，从深切的小中甸河谷剖面可见盆地上部发育中晚更新世湖相粘土（图2-11，图2-12）。规划中的滇藏铁路约有50 km的线路沿着小中甸盆地走向建设，作为滇藏铁路路基、边坡和填筑材料的小中甸湖相粘土，对铁路工程的设计、施工和安全有重要影响。

1.小中甸粘土的物质组成和物理化学活性

根据移液管全分散法的粒度分析结果，小中甸湖相粘土具有高分散性，砂粒含量极低，主要由粉粒和粘粒组成，d＜5 μm的粘粒含量大部分在40%以上，最高达69.54%，小中甸湖相粘土中所夹粉质粘土层的粘粒含量较低，但也在7.88%～47.74%（表12-19）。

表12-19 小中甸湖相粘土物质组成及物理化学活性测试结果

对样品采用3种方法（天然样品、乙二醇处理样品和550℃加热处理样品）进行了粘土矿物X-射线衍射定量测试，测试结果表明，湖相粘土的矿物组成为伊利石、伊利石/蒙脱石混层矿物、高岭石、绿泥石、绿泥石/蒙脱石混层矿物的共生组合，但以伊利石为主（表12-20，图12-22），其相对含量54%～70%，绝对含量10.82%～32.09%。

表12-20 小中甸湖相粘土矿物成分定量测试结果

由乙二醇乙醚吸附法测得的小中甸粘土比表面积为49.47～112.82 m²/g，平均值为81.27 m²/g（纯伊利石表面积67～100 m²/g，高岭石7～30 m²/g）。活动性系数A介于0.51～0.83之间（表12-19），活性指数综合反映了土的塑性与粘粒含量和粘土矿物亲水性的关系，该套粘土的A＜0.83，表明粘土含水量变化时，土颗粒的体积变化不大。

根据单高地剖面8个样品土水比1∶5悬浮液测得样品的pH值为7.01～8.10（表12-19），属微碱性。林业局浅表层边坡剖面样品pH值变化较大，为6.69～7.77。试验测得单高地剖面CaCO₃ 含量为8.30%～12.83%，而浅表层林业局剖面CaCO₃ 含量较低，为1.08%～5.23%，用重铬酸钾氧化法测得的有机质含量为0.16%～0.85%。5个样品土水比1∶5水提取液水化学分析结果表明该处粘土水化学类型以HCO^3--Ca²⁺型为主（表12-21），个别青灰色粘土为型，且水提取液含盐量很低，为53.16～80.22 mg/100 g。表明小中甸粘土沉积时的古湖为湿润环境下具有弱还原环境和具有一定封闭性的高原深水淡水湖。在这种湖水环境下形成的湖相粘土不但分选良好，颗粒细腻，而且具有较高的结构强度。但是，目前处于浅表层或遭受雨水溶滤改造的湖相粘土pH值和CaCO₃ 含量明显降低。

图12-22 小中甸湖相粘土＜2 μm粒组X-射线衍射曲线

表12-21 小中甸盆地单高地粘土水提取液化学分析结果

2.小中甸粘土的物理性质

对分别采集于浅表层的小中甸林业局东北214国道边坡剖面和单高地村深切沟谷剖面的湖相粘土样品进行物理和水理性质测试，前者因遭受大气干湿交替作用、雨水和坡面水流淋溶作用，在物理水理力学性质上与后者有所不同。根据测试结果，林业局边坡粘土天然含水量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%，塑性指数19.46～24.27，液性指数0.12～0.14（表12-22），表明位于浅表层的小中甸粘土具有高塑性硬粘土的特性。单高地深切沟谷小中甸粘土单高地村8个粘土样品含水量在35.46%～48.49%，平均为41.13%，这是一般硬塑粘土所没有的，高含水性还表现在天然含水量远远大于此粘土的塑限，表明处于潜塑态。腊封法测得的样品容重为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。可见，单高地小中甸粘土具有高孔隙性低密度的特点，这与小中甸粘土形成地质时代相对较新、固结程度低、粘土的钙质和有机质胶结作用较强密切相关，也与深切沟谷两侧粘土遭受后期表生改造轻微有关，可代表小中甸粘土真实物理特性。

表12-22 小中甸湖相粘土基本物性指标测试结果

采用锥式液限仪和搓条法测得的液限为43.11%～63.99%、塑限30.50%～37.84%，塑性指数12.61～30.43，表明小中甸粘土属于高塑性粘土。8个样品液性指数0.05～0.55，平均为0.35，按照液性指数的稠度分级，单高地小中甸粘土多数属可塑态，仅个别为硬塑态。这与天然小中甸粘土的实际状态表现（野外调查所见为硬塑态）极不相符。分析认为，液限、塑限指标测定是样品在结构充分扰动水化状态条件下测定的，而不代表天然结构状态，二者之间的不一致说明了天然小中甸粘土的结构性，即CaCO₃和有机质对粘土的胶结作用。这一事实表明小中甸粘土在机械扰动结构破坏条件下粘土将发生显着的塑性变形。

3.工程特性

（1）胀缩性分析

采用国际流行的Williams 和Donadson 粘土膨胀势判别法，对小中甸粘土进行膨胀势判别表明，小中甸粘土以中等膨胀-强膨胀为主（图12-23），相当于国内弱、中等膨胀粘土。小中甸粘土的膨胀性主要与粘粒含量高密切相关，这是与我国中东部地区膨胀土的不同之处。另外，小中甸湖相粘土的天然含水率高，基本上位于40%～50%之间，具有干燥收缩特性，易导致开挖暴露引起地面开裂、边坡风化剥落。而野外观测该粘土表现为外观性状好，这与该剖面长期受水浸润作用有关。

图12-23 小中甸湖相粘土膨胀势判别图

（2）力学强度特性

为了进一步揭示小中甸粘土的强度特性，我们对采集的原状样品进行了直剪试验和三轴压缩试验。直剪试验结果表明，该粘土的粘聚力c值较大，为38.8～50.3 kPa，内摩擦角φ为17.2°～23.0°（表12-23），三轴（UU）抗剪强度值c值为44.0 kPa，φ值为13.1°，较高的粘聚力与粘粒含量高、较高的钙质和有机质胶结作用有关。在CaCO₃和有机质胶结作用下粘土的工程特性良好，在遭受淋滤后CaCO₃和有机质含量减少，引起c值降低，由此可见小中甸粘土为结构性土。边坡开挖易引起结构破坏、土体含水量降低引起土体收缩变形，降雨引起φ值降低，在此种情况下该粘土组成的边坡将发生破坏。

表12-23 小中甸单高地湖相粘土物理力学指标测试结果

综上所述，可以得到以下认识：① 小中甸盆地湖相粘土粘粒含量高，矿物组成以伊利石为主，伴生有伊利石/蒙脱石混层矿物、高岭石、绿泥石、绿泥石/蒙脱石混层矿物，形成于高原温带湿润气候的古气候环境和较弱的化学风化作用。② 小中甸粘土具有高含水量、高孔隙性和高塑性、显着结构性等特点，具有较高的结构强度和较高的地基承载力。在干湿交替和浅表部粘土遭受水的淋滤后粘土的力学性质变差。③ 粘土粘聚力较大，与粘粒含量高、CaCO₃胶结作用密切相关，处于浅表层的粘土边坡在水和人类活动等外部因素的影响下易发生滑坡灾害。建议在今后研究中对小中甸湖相粘土的固结程度、变形性质和微观结构特征进行专门研究，以进一步揭示在振动荷载作用下该湖相粘土作为地基的结构稳定性和变形量。

⑦ 土层压缩模量经验值在什么规范

压缩系数 a 值与土所受的荷载大小有关。工程中一般采用 100 ～ 200 kPa 压力区间内对应的压缩系数 a 1-2 来评价土的压缩性。即：

a 1-2 <0.1/ MPa 属低压缩性土；

0.1 /MPa ≤ a 1-2 <0.5/ MPa 属中压缩性土；

a 1-2 ≥ 0.5/ MPa 属高压缩性土。

压缩模量是另一种表示土的压缩模量的指标，Es越小，土的压缩性越高。

Es<4MPa 高压缩性土。

(7)黏土的压缩模量扩展阅读

一、土的压缩性特点：

（1） 土的压缩性主要是由于孔隙体积减少而引起的；

（2） 由于孔隙水的排出而引起的压缩对于饱和粘土来说需要时间，将土的压缩随时间增长的过程称为土的固结。

二、地基承载力特征值

指由载荷试验测定的地基土压力变形曲线线性变形内规定的变形所对应的压力值，其最大值为比例界限值。

也可以这么说：建筑地基所允许的基础最大压力，基础给地基施加的压力如果大于该值，可能会发生过大变形。