分类含水层：从理论到实践

大多数含水层是由非固结或部分固结的砂和砾石组成的,称为砂砾石含水层,它们分布在废(古)河道、平原和山谷之中。一些含水层的面积有限,而另一些则分布的范围很大,它们的厚度也可以从几米变化到几百米。

砂岩和砾岩是砂和砾石固结的产物,在这类岩石中,由于颗粒被胶结在一起,故渗透性减小。

在世界的许多地方,厚度、密度、孔隙率和渗透性有很大变化的石灰岩地层是重要的含水层,尤其在大部分原生石灰岩被溶蚀迁移的时候。石灰岩中的洞穴可以从微小的原生小孔变化到形成地下河道的大裂缝及大洞穴。由于水流沿断层及裂隙溶解岩石,因而,随着时间的推移,它们被不断扩大,从而增大了岩石的渗透性,最后石灰岩地区发展成岩溶(喀斯特)地区。就大范围而言,喀斯特含水层的宏观性状大致与砂砾石含水层相似,但从小范围来看,相似性能否成立还是一个问题。图2.1(e)和图2.1(f)分别表示溶蚀与断裂所形成的多孔性岩石。

火山岩也可以构成含水层,如玄武岩是相当好的含水层。玄武岩含水层的空隙也许比松散砂砾石含水层小,但由于大多数孔穴具有连通的特性,故其透水性可以比砂砾石含水层大很多倍。以岩床、岩脉和岩颈等形式出现的许多浅层浸入岩,透水性都很小,其中绝大多数不透水,因此其可以作为地下水流的阻隔边界。

结晶岩与变质岩属于相对不透水层,它们构成弱含水层。当这类岩石出现在地表附近时,由于风化与破碎,它们的渗透性会逐渐变大。

黏土及黏土与粗粒物质的混合物,虽然孔隙率一般很高,但由于空隙小,故为相对不透水层。

含水层可以看成是受降水和河流自然补给或通过井孔及其他人工方式补给的地下水水库。含水层中的水可以通过泉和河流自然地排泄,也可以用人工方法从井中排出。

含水层的厚度及其他垂向尺寸通常比所研究的水平长度小得多。因此,在本书中表示含水层中流动的所有图形都不是按比例绘制的,读者不应当由此产生误解。

含水层可以根据潜水面是否存在,划分为承压含水层和无压含水层两大类。(www.xing528.com)

承压含水层又叫压力含水层(见图2.3)。这种含水层的上部和下部均被不透水地层所封闭。当井孔揭露承压含水层时,水位会上升到封闭层底面以上,有时甚至达到地表。打入含水层的许多观测孔中的水位确定了一个假想的面,这个假想的面就叫作测压面或等压面。如果含水层中的流动基本上为水平流动,那么等势面是垂直的,此时测压孔打入含水层中的深度并不重要。否则,测压孔深度的标高不同,得到的测压水位也不一样。然而,除了在非完整井或泉之类的出水口附近以外,含水层中的流动基本上是水平的。

图2.3 含水层的类型

自流含水层是一种测压面高度(比如说,相对于封闭层底面的高度)高出地表的承压含水层或承压含水层的一部分。因为这种含水层中的井孔在不抽水的情况下也会自由出流,所以称为自流井或自喷井。有时候,人们也用自流含水层这一术语表示承压含水层。

地表水和大气降水通过承压含水层在地面出露地区,或通过不透水层在地下尖灭而使承压含水层变为无压含水层的地区流入承压含水层。这样的地区通常称为补给区。

潜水含水层又叫无压含水层,它是一种具有潜水面的含水层,潜水含水层的上部边界就是潜水面,潜水面以上为毛细管带。在地下水研究中毛细管带通常是忽略不计的。除了在潜水面和地表之间局部存在水平不透水地层的地区以外,潜水含水层的补给一般来自其上的地表。

能通过其上或(和)其下的封闭地层获得水或漏失水的承压含水层或越流含水层叫作越流含水层,虽然这类封闭地层具有较高的渗透阻力,但是当它们在大范围内与所研究的含水层接触时,大量的水可以通过它们流入或流出含水层。在各种情况下,越流量和越流方向均受弱透水层两侧测压水头差的控制。显然,在每一种具体条件下,决定含水层上覆的某个地层是不透水层,还是弱透水层或仅仅是渗透性与所考虑的含水层不同的另一种透水地层,并不是一件容易的事情。通常,考虑成弱透水层的地层(及越流层)都比主含水层的厚度小。

位于弱透水地层之上的潜水含水层(或其一部分)是一种有越流的潜水含水层。至少有一个弱透水封闭层的承压含水层(或其一部分)叫作有越流的承压含水层。

图2.3表示几种含水层和观测孔。上部为潜水含水层,其下部有两个承压含水层。在补给区,含水层B变为潜水含水层;含水层A、B和C的一部分是有越流的,越流方向及越流量的大小取决于每个含水层的测压水面高度。由于潜水面和承压水头高度的变化,各含水层承压和无压部分之间的界限可以随时间而变化。潜水含水层的一种特殊情形是上层滞水含水层(见图2.3)。当在潜水面和地面之间分布有局部不透水(或相对不透水)地层时,在这种不透水地层之上就会形成另一种地下水体——上层滞水含水层。沉积物中的黏土及亚黏土透镜体上经常有薄的上层滞水含水层。有时,这些含水层只能存在比较短的时间,因为上层滞水可以流入下部的潜水含水层。