在地下水和应力的持续作用下，当应力强度因子高于某一界限值，但又
    低于快速破裂传播的临界应力强度因子时，岩石所发生的缓慢的、亚临界的裂纹生长过程，被称 为应力腐蚀(Stress Corrosion)。实验征明，石英中硅氧分子的水化会显著地缩短达到破坏所需 时间(图 9－14)，或在固定压力下裂缝增长速度加大(图 9－15)。基辛格(C·Kisslinger，1976)指 出，硅酸盐岩石中应力腐蚀是诱发地震的一种机制，即使在水压力不大时，应力腐蚀作用也可削 弱岩体的强度。 (2) 楔裂作用 当裂隙岩体处于封闭水环境中时，由于高压水体局部集中于有限的裂隙带而 产生“楔入推移力”，造成裂缝尖端的破坏和裂隙的发展。裂隙的生长和串通，引起岩体应变能的 局部调整和小规模释放，构成诱发地震的前震序列。随着过程的发展，外应力更集中于震源体的 积累单元上，最终导致主震的发生。 3. 水体荷载作用 水库蓄水后，巨大的水体荷载对库基岩体产生附加应力并引起岩体垂直变形及挠曲变形(弯 梁效应)。与此同时，岩体静弹性形变及岩体扩容效应可以引起岩体介质重力等位面形变。几种 效应的叠加可以导致库基下部一定深度内的潜在断裂错动而诱发地震。 4. 空隙水压力效应 水库蓄水后， 水体向深部渗入或人工注水均将引起原地下水位以上岩体裂隙或孔隙的充水饱 和， 由此导致与地面水体有连通关系的深部断裂带中空隙水压力的升高和有效应力的变化， 从而
    改变了岩体和断裂带的应力状态，称为空隙水压力效应。 另一方面，地表水渗入地下深部，与高温岩体或热液接触产生水热膨胀或汽化膨胀作用，以 及水与岩石之间的差热膨胀作用。据研究，在地壳上部 30km 内，水的热压力系数为 10－25bar ／1℃，即在孔隙容积不变的情况下，温度每升高 1℃，孔隙水压力约增加 l0bar(据 R·B·Knapp， 1977)，由此导致岩体破裂过程的加速发展。在含有蒙脱石和蛭石等亲水矿物的岩类(如泥页岩、 粘土岩、凝灰岩、玄武岩等中，由于浸水而产生的体积膨胀作用更明显，某些岩类的浸水膨胀量 可达原体积的 20％或更大。因而在水的作用下，岩体各种膨胀作用所引起的力学效应可能超过 水荷载或空隙水压力的直接效应，对岩体扩容及破裂过程有着重要影响。 上述各种作用常常是共同进行的， 但又以某一两种为主。 水的力学效应往往拌随着水的物理 化学作用。水在诱发地震中的作用虽然是多方面的，但它毕竟不是诱发地震的决定性因素，只有 在特定的地质背景和条件下，在应变能集中的部位上才能起到诱发地震的作用。 二、水库地震的两种诱发机制 本章第二节对各种成因类型的诱发地震机制作了概括介绍。对于不同成因的诱发地震机制， 在研究程度上有一定差距。对水库诱发地震的机制研究，虽已取得相当的进展，但也尚未取得完 全一致的认识，某些论点尚有待验证。这里仅就主要的两种诱发机制讨论如下。 1. 水荷载诱发型 水库水体荷载的重压可对库基岩体产生附加垂向压力及附加剪应力， 并引起库基岩体的沉降 及挠曲变形。 对于水荷载诱发地震的最初解释是， 在天然构造应力场已接近某种临界状态的背景 上， 由水体荷载在岩体内造成的附加应力使陡倾断裂面上的应力状态发生变化， 两侧断块失去平 衡状态，断块产生倾向滑动而诱发地震活动。常见的震源机制解为倾滑正断型。由于地面荷载所 造成的垂向附加压力随深度增大而减小， 而影响深度随荷载面积增大而加深， 因而只有水面广阔， 水深较大的水库才有可能对深部岩体产生影响而诱发地震。 卡里巴水库是世界上公认属于水荷载 诱发型地震的水库。 2. 空隙水压力诱发型 空隙水压力诱发地震机制已由丹佛废液处理井的实例作了有力的证实， 在该例中只存在空隙 水压力效应而不存在水荷载的重压作用。 当地下深部岩体中的空隙与地表水体或高压水源连通时，则理论上空隙压力为: (9-7) 式中：ρω 为水的密度；g 为重力加速度；z 为测点以上静液柱高。实际上，在某些深井中测 得的空隙压力值接近于 值。 由于岩体裂隙面或断裂带上空隙水压力的存在，降低了作用在该面(带)上的有效应力，从而 降低了抗剪强度，即 r=c+(σ-ρω)tgφ (9-8) 式中：c 为内聚力，σ 为正应力，ρω 为空隙水压力，φ 为内摩擦角。 (9-8)式表明，空隙水压力对岩体中任一平面的抗剪强度有重要影响。当 c=0 时，ρω 的数值 愈接近于 σ，则 τ 值愈低，即岩体沿某一断裂面产生错动的可能性愈大。实验证明。ρω 可达到 0.9σ。因而，当空隙水压力足够高时，即使在缓倾角的断裂面(如逆掩断层面)上的块体也有可能 产生倾向滑移或在一定推力下产生逆倾向错动。 由此可见， 空隙水压力效应与水的物理化学作用 相配合，可以在诱发地震中起广泛的作用。 水库蓄水后， 水体荷载对库基岩体产生附加应力是及时出现的， 而空隙水压力效应的产生则 需要一定时间， 其时间滞后量值取决于水向岩体深部的渗透速度及震源体对水的各种调整作用的 ，ρr 为岩石密度。这表明，实际空隙水压力往往大于其理论
    敏感性。 三、不同天然构造应力场条件下水库地震的诱发机制 由上面的讨论可知， 水库诱发地震发生在应力差相当大的天然构造应力场中， 由于水库的荷 载效应和空隙水压力效应的作用，使岩体产生错动而发震。 为讨论问题的方便，假定水库水体是无限延伸的。 水库蓄水后因荷载效应在岩体中产生附加应力主要是垂直的，其值 σv=ρωgh(式中 h 为库水
    深)；岩体的泊松比 μ 取 0.3，因此水平分量 诱发机制。 (1) 正断型(倾滑型)构造应力场
    。
    典型的天然构造应力状态有正断型、 平移型和逆冲型三种， 因此我们讨论这三种应力状态的 该场中最大主应力 σ1 垂直，最小主应力 σ3 水平。水库蓄
    水的水荷载效应使 σv 与 σ1 叠加，σ1 增大 ρωgh，侧压力效应使 σ3 增大 0.43ρωgh。此时应力圆 向右移动，半径增大。结果更接近于包络线，稳定条件有所恶化。水库长期蓄水后，空隙水压力 效应使 σ1、σ3 同时减小一个空隙水压力增值，其值近似等于 ρωgh，即与 σv 值近似。应力圆大 为左移，以致与包绍一线相切而发生倾滑型破坏(图 9－l6a)。因此，正断型构造应力场条件下， 上述两种效序叠加后，岩体稳定性强烈下降而诱发地震活动。 (2) 平移型(走滑型)构造应力场 该场中 σ1 及 σ3 均为水平(σ2 垂直)。 水库蓄水的水荷载效应， 使 σ1、σ3 均增大 0.43ρωgh，应力圆右移，岩体处于稳定状态。水库长期蓄水后的空隙水压力效 应，又使 σ1、σ3 同时减小 ρωgh。应力圆左移距离显然大于右移的距离，岩体稳定性下降，当 与包络线相切时发生走滑型破坏(图 9－16b)。 (3) 逆冲型(逆滑型)构造应力场 该场中 σ3 垂直，σ1 水平。水库蓄水的水荷载效应，使 σ3 增大 ρωgh，而 σ1 增大 0.43ρωgh。应力圆右移并减小，岩体稳定条件加强。水库长期蓄水后的 孔隙水压力效应，又使 σ1 及 σ3 同时减小 ρωgh，应力圆左移而接近包络线。左移距离与原右移 距离大致相同，但因应力圆较初始状态小，故最终岩体的稳定性加强(图 9－18c)。
    图 9－16
    假定无限延伸的水库位于有大间距裂隙的坚硬岩石介质之上，当区域应力 场类型不同时，荷载效应和空隙水压力效应所引起的震源体稳定性的变化
    中间表示三向应力状态(σ1、σ2、σ3 的方位)；右侧表示可能的错断方式；左侧表示稳定性的 变化。下角标 V，H 分别代表垂直与水平；a、b 分别代表荷载和空隙水压力的影响。 1－蓄水前的应力状态；2－叠加了荷载效应(瞬时的) 的应力状态； 3－叠加了荷载和空隙水压力效应后的应力状态(最终状态) (据斯诺(Snow)，1976) 据大量的地应力量测成果， 大多数属水平应力大于垂直应力的情况， 因而绝大多数水库蓄水 后地震活动性没有明显增强。甚至某些水库蓄水后反而比天然应力状态下的地震活动减弱。 本章小结 本章主要介绍诱发地震的类型，水诱发机制，水库诱发地震发生的地质背景条件，水库诱发 地震的基本特征，诱发地震的工程地质研究及预测。重点掌握水库诱发地震的水诱发机制，理解 天然构造应力场条件下水库诱发地震的机制。 1、诱发地震的类型 按诱发成因分类或人类活动方式可分为: ▼水库地震 ▼向地下深部注液或抽液引起的地震 ▼采矿诱发地震 ▼地下爆炸诱发地震 ▼岩溶气冒型地震 2、水库诱发地震的水岩作用机理 (1) 水的物理化学效应 ■ 降低岩体及结构面强度
    ● ● ●
    润滑作用 软化作用
    泥化作用 ■ 促进岩体断裂的生长
    ● ●
    楔裂作用 应力腐蚀作用
    (2) 水的荷载效应:水荷载→附加应力→垂直变形、挠曲变形 (3) 水的孔隙水压力效应 3．天然构造应力场条件下水库诱发地震的机制。
    强化练习 1、诱发地震的类型有哪些？ 2、水库诱发地震的基本特征 3、简述水库诱发地震的水岩作用机理 4．天然构造应力场条件下水库诱发地震的机制。 参考答案 1、 按诱发成因分类或人类活动方式可分为： ▼水库地震 ▼向地下深部注液或抽液引起的地震 ▼采矿诱发地震 ▼地下爆炸诱发地震 ▼岩溶气冒型地震 2、(1) 空间分布特征： 震中位置： ＊震中主要集中在断层破碎带附近 ＊往往密集成条带状或团块状，其延伸方向大体与库区主要断裂线平行或与 X 型共轭剪切 断裂平行 ＊常分布于库区岩溶发育部位或断裂构造与岩溶裂隙带的复合部位 震源较浅，震源体较小，一般发生在低烈度区 (2) 地震活动与库水位的关系 绝大多数水库的地震活动与库水位呈正相关 少数水库区的地震活动性随着库水位的增加而明显地降低，呈负相关 (3) 地震活动的序列特点 震型：天然地震多属于主震－余震型，构造型水库地震多为前－主余型，而非构造型水库地 震多为群震型
    地震频度与震级的关系： ㏒ N＝a-bM 水库地震：b 值大于当地同震级的天然地震，b≥1，前震的 b 值一般略高于余震。 主震 M0 与最大余震 M1 的震级关系： 水库地震：M0－M1＜1 M1／M0≈1 天然地震：M0－M1＝1.2 (浅源大震) M0－M1 与地震区应力状态和介质的不均一性有关 3、
    (1) 水的物理化学效应 (2) 降低岩体及结构面强度 a.润滑作用 b.软化作用 c.泥化作用 (3) 促进岩体断裂的生长 a.楔裂作用 b.应力腐蚀作用 (4) 水的荷载效应：水荷载→附加应力→垂直变形、挠曲变形 (5) 水的孔隙水压力效应 4、
    应力摩尔圆半径不变，左移，稳定性降低。
    第十章
    本章概述 介绍地面沉降机理，地面沉降的地质背景条件，沉降预测，防治及控制措施。 重难点 掌握地面沉降机理，了解地面沉降防治及控制措施。
    第十章 地面沉降工程地质研究
    第一节 概 述 地面沉降(Land Subsidelice)是指地面高程的降低，又称地面下沉或地沉，均指地壳表面某 一局部范围内的总体下降运动。地面沉降特点是以缓慢的、难于察觉的向下垂直运动为主，只有 少量的或基本没有水平向的位移， 可能影响的平面范围可大至几千平方公里。 在某些实例中地面 沉降是一种自然动力地质现象， 而在多数实例中这种现象是由人类活动所引起的， 常以地壳表层 一定深度内岩土体的压密固结或下沉为主要形式。 近年来的研究成果表明， 地面沉降产生于特定 的地质环境中并受到多种诱发因素的制约和影响。 引起地面沉降的因素包括自然地质因素和人类工程活动因素两大类。 地面沉降可以由单一因 素诱发，而在许多情况下是由几种因素综合作用的结果。在诸因素中，人类工程活动因素常起着 重要的作用。
    自 l9 世纪末以来，随着世界范围内人类工程活动强度和规模的不断增大，在许多具备适宜 的地质环境的地区陆续出现了地面下沉现象。 在诸多实例中由于人类抽取地下液体的工程活动而 引起的地面沉降的情况最为普遍。 意大利的威尼斯城是最早被发现因抽取地下水而产生地面沉降 的城市。之后，日本、美国、墨西哥、中国、欧洲和东南亚一些国家中的许多位于沿海或低平原 上的城市地区，由于抽取地下液体的工程活动，均先后出现了较严重的地面沉降问题。表 10－1 列出了世界各典型地面沉降地区的沉降量值、速率、诱发因素及已采取的治理措施等一般概况。 由于地面沉降与人类工程活动有着直接的联系， 它常常产生于具备了特定地质环境的工业化 和城市化地区，给这些地区的社会经济发展、城市建设、环境保护和人类生活带来危害。地面沉 降所引起的不良后果包括:沿海城市低地面积扩大，海堤高度下降而引起海水倒灌，海港建筑物 破坏和装卸能力降低，油田区地面运输线和地下管线扭曲断裂，城市建筑物基础脱空开裂，桥梁 净空减小， 城市供水及给排水系统失效以及因长期过量抽取地下水而导致的地下水资源枯竭和水 质恶化等。它是一种威胁人类生活和生存的环境工程地质问题或地质灾害。 地面沉降是由多种动力地质因素特别是人类活动因素所引起的工程动力地质作用。 这种作用 的后果无论对城市环境或各种类型工程建筑物的稳定都是不利的。 该问题的严重性已愈来愈引起 有关学科专家的重视。 因而近年来人们已把地面沉降问题列为工程地质学及环境地质学的重要课 题加以研究 表 10-1 世界各地地面沉降概况一览表(点击下图 点击下图) 点击下图
    第二节 地面沉降的诱发因素及地质环境 本节概述 地面沉降的发生和发展应具备必要的地质环境和诱发因素。弄清产生地面沉降的地质环境， 有助于在区域规划中及时判定这种灾害可能产生的地域部位； 而对诱发因素的分析则有利于地面 沉降机制的研究，发展过程的预测以及制订合理的资源开发计划和采取灾害的防治措施。 一、地面沉降的诱发因素 这里所说的诱发因素是指可能引起地面产生沉降的潜在或触发性因素， 其形式和性质是多种 多样的。不同因素所诱发的地面沉降的范围、速率及持续时间不同。一个地区的地面沉降可由单 一因素所诱发，也可是多种因素综合诱发的结果。总括各种诱发因素大致可归纳为两大类： 1. 自然动力地质因素 (1) 地球内营力作用 它包括地壳近期下降运动、地震、火山运动等。由地壳运动所引起的 地面下降是在漫长的地质历史时期中缓慢地进行的，其沉降速率较低，一般不构成灾害性后果。
    例如我国天津地区第四纪以来的地壳年平均沉降速率约为 0.17－0.2mm，近期的年平均下降速 率为 1－2mm。 但是在地壳沉降区内的不同地点下降速率并非完全一致， 常常表现出相对不均一 性。这种相对沉降差可能对某些地区的水准基点产生影响，从而影响到地面沉降量的测量精度。 图 10－1 反映了京津地区三个主要水准基点自 1969－1983 年的高程变化。地震或火山活动常 引起地面的陷落。一些已经发生地面沉降的地区，在大震后可能引起短时期的沉降速率增加。 1976 年唐山 7.8 级强震后，附近地区出现了三个下沉中心， 其展布方向(NE30° 与发震主断裂走 ) 向一致，最大沉降速率达 1358mm／a(图 10－2)，但震后一年即转为平稳。这表明上述作用一 般不会造成长期沉降后果。
    (2) 地球外营力作用
    它包括溶解、氧化、冻融等作用。地下水对土中易溶盐类的溶解，土
    壤中有机组分的氧化，地表松散沉积物中水分的蒸发等，均可能造成土体孔隙率或密度的变化， 促进土体自重固结过程而引起地面下降。 就全球范围而言， 大气圈的温度变化可以引起极地冰盖 和陆地小冰川的融化或冻结。 其后果除在气候上的累积效应外， 还将引起海水体积的变化和海平 面的升降。 据有关研究资料， 目前的地球大气平均温度比一个世纪以前约高 0.55℃， 1985－2025 年间，全球气温将再升高 0.5－1℃，大气变暖将引起冰川融化和海水的热膨胀。100 年来，世 界海平面上升了 10.16－12.7cm，平均每年上升为 1－1.2mm。这一方面导致了大陆沿海地带地 面相对降低，出现现代海浸和海岸后退现象；另一方面，由于海水基准面的变化给陆地水准测量 带来误差，直接影响对地面沉降最的精确测定。 2. 人类活动因素 人类活动因素是诱发高速率地面沉降的重要因素。 在诸多人类活动因素中对地面沉降的发生 和发展关系最为密切的因素是抽取地下液体的活动。 由于各种形式的抽取地下液体而导致地面沉 降的实例， 几乎占当前世界范围内地面沉降全部事例的绝大部分。 由于这种情况下的地面下沉是 逐渐演变的，其后果往往在已明显地表现为灾害之后才被认识，因而其危害性也最大。抽液活动 包括以下几种典型情况。 (1) 持续性超量抽取地下水在松散介质含水系统中长期的、周期性的开采地下水，当开采量 超过含水系统的补给资源(即动储量)限额时，将导致地下水位的区域性下降，从而引起含水砂层 本身的压密以及其顶底部一定范围内饱水粘性土层中的孔隙水向含水层运移(即越流作用)。在渗 流的动水压力和土层孔隙水排出所相当之附加有效应力作用下， 粘土层发生压密固结， 从而综合 影响导致了地面沉降。图 10－3 及图 10－4 分别为宁波市第一含水组水位周期性变化引起含水 层上下部软硬粘性土层的变形及地面沉降量增减的时序曲线。 从图中可看出粘性土层的变形包含 压密和回弹过程，与地下水位的周期变化相比较，粘性土层变形具有时间滞后性。
    (2) 开采石油
    开采石油是人工抽取地下液体的另一种重要形式，在某些埋藏较浅的半固结
    砂岩含油层中， 抽取石油可引起砂岩孔隙液压的下降， 未完全固结的砂岩在上覆岩层自重压力作 用下继续固结，引起采油区地断下降。典型实例是美国长滩威明顿油田，该地区含油气层位于地 下 600－1500m 深度内，自 1926－1968 年期间共钻 2800 口油井，采出油气 5.2×10M m ，其 地面总沉降量达 9.0m，使油田设施遭到严重破坏。经向油层注水(1.75×10 m ／d)后沉降停止并 有少量地面回弹。此外，某些封闭油藏中存在着异常孔隙压力(超孔隙液体压力)，当采油过程导 致超孔隙液压消散时，含油砂岩孔隙结构将发生调整，孔隙率下降，岩层总体积减小，在上覆地 层随之“松动”的条件下，可能导致油田地面沉降。 (3) 开采水溶性气体 日本新隅因开采水溶性天然气——甲烷而持续地大量抽水，导致开采 层地下水位下降及含气层的压缩，产生了大幅度的地面沉降。 人类活动对地面沉降的诱发因素还包括:大面积农田灌溉引起敏感性土的水浸压缩；地面高 荷载建筑群相对集中时， 其静荷载超过土体极限荷载而引起的地面持续变形； 在静荷载长期作用 下软土的蠕变引起的地面沉降；地面振动荷载引起的地面沉陷等。 二、地面沉降的地质环境 世界许多实例表明， 地面沉降一般发生在未完全固结成岩的近代沉积地层中， 其密实度较低， 孔隙度较高，孔隙中常为液体所充满。地面沉降过程实质上是这些地层的渗透固结过程的继续。 基于这一观点可将产生地面沉降的主要地质环境模式归纳为以下几种。 1. 近代河流冲积环境模式 以河流中下游高弯度河流沉积相为主。 属于这种模式的河流常处于现代地壳沉降带中， 河床 迁移频率高， 因而沉积物特征为多旋回的河床沉积土——下粗上细的粗粒土和泛原沉积土， 并以 细粒粘性土为主的多层交错叠置结构。一般地说，粗粒土层平面分布呈条带状或树枝状，侧向连 续性较差。不同层序的细粒土层相互衔接包围在砂体的上、下及两侧，其剖面如图 10－5 所示。
    5 3 9 3
    我国东部许多河流冲积平原如长江中下游，黄淮海平原、松嫩平原等均属于此种类型。 2. 近代三角洲平原沉积环境模式 三角洲位于河流入海地段， 介于河流冲积平原与滨海大陆架的过渡地带。 随着地壳的节奏性 升降运动， 河口地段接受了陆相和海相两种沉积物。 其沉积结构具有由陆源碎屑——以中细砂为 主夹有机粘土与海相粘性土交错叠置的特征(图 10－6)。在没有强大潮流和波浪能量作用时，三 角洲前缘不断向海洋发展形成建设性三角洲。 在平面上可分为三角洲平原、 三角洲前缘和前三角 洲。 我国长江三角洲主体部分属于建设性三角洲，并继续向外淤积扩展形成广阔的三角洲平原。 位于其上的上海、常州、无锡等城市地面沉降的发生和发展均受这种地质环境模式的控制。
    图 10－6 三角洲沉积环境模式
    3. 断陷盆地沉积环境模式 一般位于三面环山， 中部以断块下降为主的近代活动性地区。 盆地下降过程中不断接受来自 周围剥蚀区的碎屑物质， 堆积了多种成因的粒度不均一的沉积层。 沉积物结构受断陷速率和节奏 的控制。 在这类地质环境中两大类诱发因素均可能导致较严重的地面沉降。 按其地理位置可分为 两种类型。 (1) 临海式断陷盆地 这类盆地位于滨海地区，常受到近期海浸影响。其沉积结构由海陆交 互相地层组成。我国台北和宁波盆地(图 10－7)均属于这种模式，并已产生了地面沉降现象。
    图 10－7 宁波断陷盆地剖面图 1－亚粘土；2－淤泥质亚粘土；3－亚砂土；4－粉土质砂砾:5－砂±；6－砂砾土；7－砂砾岩； 8－凝灰岩 (据沈孝宇等) (2) 内陆式断陷盆地 这类盆地位于内陆高原的近代断陷活动地区。盆地内接受来自周围物 源区的多种成因的陆相沉积。 由于断陷运动的不均一性， 造成沉积物粒度变化和不同的旋回韵律。 我国汾渭地堑中的盆地属于此种类型。 其新生界沉积层总厚度自北向南增厚、 最大厚度达 8.000m 左右。其中的大同盆地新生界厚 2.000－3.000m，由第四系冲、洪积砂砾层及湖相粘土层交错 沉积而成，下部为第三系半固结砂岩、粘土岩或玄武岩，由太古界变质岩构成基底。近年来，随 着该区采煤工业及坑口电厂的建设，工业抽用地下水量与日俱增。地下水位大幅度下降，地面沉 降速率约 2mm／a。表明这类地质环境中由于人类工程活动引起地面沉降问题的可能性和敏感 性。 第三节 地面沉降机制分析 本节概述 本节主要分析因抽汲地下液体所引起的地面沉降的机制问题。 一、多层含水系统中承压水位下降引起的应力变化 图 10－8 所示为美国 Sunyvale(森内维尔)和 Pixley(皮克斯累)地面沉降区的观测实例。 该含 水系统由潜水和承压水多层含水层组成，包括潜水含水层 A，承压含水层 C、E，它们之间的隔 水层为饱和粘性土 B、D。在初始条件下，C、E 层承压水位与 A 层潜水位保持一致。对 C 层进 行连续抽水条件下，其承压水位下降 z2，与 A 层之水头差值为△h(图 10－8a)。该地层剖面中 有两个压力分布线。 一个分布线标记为地层自重压力或总应力的分布。 该线表示沿垂向任一深度 作用于饱水土柱底面上的总压力(p)。另一分布线标记为地层中静水压力即孔隙水压力(pω)沿深 度的分布(图 10－8b)。
    图 10－8 承压含水层系统中单层抽水压力关系图解 a－地层剖面；b－压力相互关系，相对隔水层 B 层顶及底部地层总压力初始值为 p1 及 p2， 水压力初始值为 pω1 及 pω2。承压含水层中承压面降低值 z2 导致的水压力变化由虚线表示，有效 应力由虚线 pex 标出 (据 Poland 等并修改) 这一应力体系的重要特征是孔隙水压力 pω 在总应力 p 中的独立性。其含义是从饱和含水层 中抽水时引起的含水层静水压力的下降不影响地层的总应力， 即在抽水过程中孔隙水压力的变化 将转化为土体骨架上的有效应力 pe。这一原则可作为抽取液体和地面沉降之间的基本关系。 图 10－8 中，B 层为生要压缩层。最初，该层顶部和底部总应力分别为 p1 及 p2，并测得 p1=2.35MPa，p2=2.93aMPa，相应的初始孔隙水压力分别为 pω1=1MPa，pω2=1.38Mpa。B 层 初始厚度 H0=30.48m。在初始条件下，B 层保持稳定，上覆地层荷载分别由地层中矿物颗粒构 成的骨架结构及粒间孔隙水压力承担。此时，作用在骨架上的有效应力 pe 为 pe=p-pω (10－1) 当 B 层中孔隙水压力下降时，由土粒骨架承担的有效应力将相应增加。当 pω→0 时，pe→p 不论 B 层固结状态如何，只有当有效应力 pe 超过 B 层的预固结压力 pe 时，B 层才开始压缩，其 变形增量△s 由下式确定； △s=H0m(△pe) (10－2) 式中:H0 为 B 层初始厚度；m 为平均体积压缩系数，△pe 为有效应力增量。 据实际观测，当深井中抽降水位为 z2 时，C 层承压水头压力减至 0.4MPa，含水层中新的水 压力分布如图 10－8b 中虚线所示。地层总应力不受影响。结果 C 层(砂土含水层)的有效应力立 即增加到 pex，并产生瞬时压密过程。不过，我们应特别予以注意的是作为承压含水层顶板的 B 层即粘性土层。 B 层中孔隙水压力的变化按该层顶，底面水头压力及压力差△h 所产生的附加压力△p 而进 行调整。 由于粘性土层微小孔隙中的释水过程进行缓慢， 孔隙压力消散过程不能在短时间内完成。 其孔隙水压力随时间的变化由图 10－8b 中 t1、t2 等过程线表示。最终，在平衡状态下，B 层中 任一点水压力如 tn 线所示，其顶部水压力不变，而底部水压力最终减少到 0.4MPa，即与承压 水位下降值相适应。在整个过程中，有效应力相应地增加，有效应力增量的力学图形为 pω1，pω2 及 tn 组成的三角形。显然，B 层孔隙水的排出属于单向(向下)排水。