第4章 地下水地质学

第4章 地下水地质学

校正:刘溪坤

统稿:吴小龙

4.1岩性、地层和构造

在一个地质系统中,含水层和滞水层的性质与分布,是受地质沉积和形成的岩性、地层、 和构造控制的。“岩性”是组成地质系统的沉积物或岩石的物理构成,包括矿物成分,颗粒 大小,和颗粒密实度等。“地层”描述沉积成因的地质系统中不同透镜体,层状体和层组间的几何形状与年龄关系。“构造”,是指地质系统的几何形态特性,诸如节理、裂隙、褶皱、断层等,是在沉积作用和结晶作用之后,由形变作用所产生的。在未固结的沉积中,岩性和地层是最重要的控制因素。在大多数区域,对岩性、地层、和构造方面的了解可以让人们直接理解该地区含水 层和滞水层的分布。

图4.1展示了由地层与构造控制含水层和滞水层产生的状况。在美国几个大平原州和加拿大西部, 沿着洛基山脉或岩浆侵入带[如黑山],有很多翘曲的白垩纪或古生代砂岩出现。透水性的砂岩是区域性的自流含水层[图4.1(a)],它的水源来自于基岩露头区的补给并通过含粘土的封闭层渗漏。在美国西部的山间盆地中,由河流冲积扇所形成的砂和砾石含水层与干盐湖沉积的粘土和粉沙层相互贯穿楔接[图4.1(b)]。水沿山脉补给含水层。随着含水层向盆地平坦部分伸展,封闭状况得以形成。在非洲撒哈拉地区,轻微翘曲的透水性地层形成区域性含水层,这种含水层从遥远的山前地带以及垂向渗漏得到补给。地表水的出现,是受断层、褶皱、或在靠近含水层顶部处的沙漠被侵蚀条件控制[图4.1(c)]。

图 4.1 地层和构造对区域性含水层形成的影响。(a)沿山脉前缘具有露头的缓倾斜砂岩含水层;(b)山前倾斜平原砂石含水层;(c)沙漠区的断层与褶皱含水层。地表水体反映出构造面貌(根据Hamblin, 1976)。

不整合(Unconformity),是在水文地质中特别重要的一种地层特征。“不整合”是一种表面,它 代表一个时间间隔,其间沉积作用微不足道或不存在。或者最一般的情况是,在此间隔中,所存在的岩石表面已被风化,侵蚀,或破碎了。经常是,在新的地质材料向不整合面上沉积之前,其下覆岩层已经挠曲或倾斜。含水层一般都是与不整合伴随在一起的:或者是在直接位于已被埋藏的陆地景观表面以下的风化或破碎带中,或者是在当地质系统进入一个新的堆积年代时,伏在这个表面上的粗颗粒沉积物的透水带中。在北美洲内部的很多构造稳定的区域中(这里的覆盖层下面,有近乎水平的沉积岩层出现),不整合的存在,是影响其中含水层、滞水层、和水质分布的关键所在。

在那种已被褶皱和断层改变了形状的区域,由于地质条件的复杂性,含水层难于判明。在这种情况下,地下水调査研究中的主要任务经常是对地质环境的大规模构造分析。

4.2河流沉积

未固结沉积物(Nonindurated deposits),是由砾石,砂、粉土、或粘土大小的颗粒组成的。它们尚未被矿物胶结剂、压力、或颗粒的温度变化所粘结或硬化。“河流沉积”是由河床中或洪泛区上的物质沉积所形成的地质材料,这种地质材料也称为“冲积物”(Alluvial Deposits)。这一节的重点是无冰川环境中的河流地质材料的沉积。由融冰水河流所形成的沉积将在4.4节中讨论。

河流沉积材料几乎出现在所有区域中。在很多地区,由河流作用起源的含水层是供水的重要来源。图4.2说明由网状河流和弯曲河流所形成的沉积的形态及其变化。由于河床位置的移动和沉积速度的不断变化,河流沉积具有特殊的纹理变易性,它使水力特征产生明显的非均质性。网状河流出现的地方,一般可输送的沉积物质中有相当多的粗粒砂或砾石、地形坡度陡峻、因而流速也很大。河床位置的移动,障碍物,和水流的变化,能够形成大量的层状砂和砾石沉积,并伴随有少量的粉土或粘土沉积带填充在废弃的河床中。弯曲河流及与其伴生的洪泛平原环境也有粗粒和细粒的沉积,但是,其沉积物的相对丰富程度和成层关系,—般与网状河流沉积是大不相同的。它的粉土和粘土质的河床沉积物比网状河流多。交织层理的沙(一般是细粒和中粒的,并带不同含量的粉土和粘土) 是沉积在堤岸和洪泛平原上的。粗砂和砾石一般沿点状障碍物形成。砾石沉积在河槽汇流点的后面。覆盖在弯曲河流及其洪泛平原上的各种沉积物的相对丰富程度,很大程度上受流域中向河流供给的沉积物性质的影响。由于沉积物来源和水流的多变性,用钻井数据在这些沉积物中勾画含水层带是相当困难的工作,并且往往有很多推测的成分。

图 4.2 在网状河流环境(a)和婉蜒河流的泛滥平原环境(b)中形 成的沉积地貌特征 (根据Allen,1970)。

人们在野外和实验室都进行过大量关于河流沉积水力传导率的实验。用岩芯样品所做的渗透试验得出的结果表明透水带内部的数据差别会大于2—3个数量级。这些差别反映了大沉积块体内部各个单独层理间颗粒大小分布的差别。

当研究大块体的平均性质时,河流沉积的层状特性会赋予含水层系统以强烈的各向异性。在实验室内以岩芯样品试验所代表的小规模实验中,透水性的各向异性是存在的但不明显。Johnson和Morris(1962)发表过加利福尼州亚圣交金河谷河流和湖泊沉积的61个实验室样品的垂向与水平水力传导率数值。其中46个样品的水平水力传导率大于垂向水力传导率。11个样品是各向同性的,仅有4个样品是垂向的水力传导率比较大。一般水平水力传导率要比垂向的大2—10倍。

4.3风积

由于风的传送而沉积下来的地质材料被称为“风积”。风积是由沙和粉土构成的。沙丘形成 于海岸和内陆区域。那里的降雨稀少,同时地面上的沙对于传送和沉积来说是现成的。未被固结的风积沙缺乏粉土和粘土成分,其中细颗粒或中等颗粒均匀分布,颗粒浑圆。这种沙透水性居中(10-4–10-6 米/秒),并且在饱和厚度可观的地区形成含水层。其孔隙度在30—45%之间。与河流沉积比较起来,风积沙是十分均质的。风的分选作用趋向于不仅在局部产生均一的沉积,而且有时在大面积上也会产生十分均一的沉积。

在北美洲,最广泛的非固结风积物是粉土覆盖沉积,称为“黄土(Loess)”。它在北美洲的中西部和大平原区域的地表或浅层地下有大面积的出现。这些黄土是在更新世和更新世后期由于 风的活动所产生的粉土尘云横扫过陆地时沉积的。由于黄土几乎总是含有少量的粘土和碳酸钙,所以轻微到中度地粘在一起。黄土的孔隙度通常在40–50%的范围内。水力传导率大概从10-5米/秒(粗粒,纯净的黄土)到10–7米/秒或更低一些(细粒或具有轻度粘土质且没有次生透水性的黄土)。

裂隙,根通道,和动物的洞穴可以沿垂向产生比原生渗透性大得多的次生渗透性。作为大气粉土运动多次重复的一种结果,一般在黄土中埋藏有土壤。次生透水带与这些埋藏土经常相关联。在一些黄土区,其深处的透水层可以为农田或家庭供水。但是,在黄土中不会有大的含水层。在一些情况下,黄土覆盖可以起到大含水层上面的滞水层的作用。关于黄土的发生和水力特性的进一步的描述读者可参考Gibbs和Holland(1960)以及McGary和Lambert(1962)的著作。

4.4冰川沉积(Glacial Deposits)

在美国北部、加拿大和欧洲,在水文地质学上具有特别重要意义的是由大陆冰川或伴随大陆冰川而形成的沉积。这种沉积包括冰碛物(glacial till),冰川河流沉积 (glaciofluvial sediments),以及冰川湖泊沉积(glaciolacustrine sediments)。在更新世期间存在的融化水湖沉积了冰川湖泊粉土和粘土,这种沉积在北美洲形成最为广泛的浅层滞水层。在近湖岸处和湖滩上沉积下来的沙和砾石形成这些地区的含水层。与由冰川河流形成的含水层相比较,这些由冰川湖泊形成的含水层一般重要性要小。

冰川冰碛土是更新世时期沉积在陆地表面上的最为丰富的地质材料。在前寒武纪地盾区域内,这种冰碛土一般是沙性的,带有不同数量的粉土和少量的粘土。砂性冰碛土在一些地区形成含水层。在北美具有沉积岩的区域内,冰川侵蚀风化所产生的冰碛土中一般含有大量的粉土和粘土,因而它的透水性低。这种类型的冰碛土是滞水层。

图4.3是北美洲中西部和大平原区域中含水层和滞水层存在情况的示意图。此区内大多数含水层是由冰川河流的砂和砾石组成的,并被冰碛土或冰川湖泊淤泥或粘土沉积所封闭。 这些含水层有时以广袤的覆盖形式出现,有时以地面上或者在埋藏的河谷里河道沉积的形式出现。埋藏在河谷中的砂和砾石沉积所形成的含水层一般长数十公里,宽数公里。最大的埋藏河谷宽数十公里。在很多情况下,地面上看不出地下有埋藏河谷含水层存在的标记。上方的覆冰碛土经常有数十米厚或稍薄。但是有时候也可达到上百米厚。

图 4.3 中西部和大平原自然地理单元冰川作用区域内含水层形成的示意图。

很多形成含水层沉积物的融化水河流是呈网状形式,如图4.2(a)所示。其它则流动于冰川区域或沉积岩基岩区因侵蚀而形成的深沟或河谷中。原生于河谷和毯状覆盖沉积的含水层的实例示于图4.3。

除了由融化河水沿着冰川边缘流动而形成的典型融化水沉积,在很多受过冰川作用的区域,都有冰川退却期间在大片的停滞冰体顶部形成的砂和砾石沉积。这些沉积称为塌陷冰川沉积(collapsed outwash),停滞冰体沉积(stagnant-ice outwash),或冰界沉积(ice-contact deposits)。这种沉积类型的一个实例说明于图 4.4。这样起源的沙和砾石含水层或形成于地表面,或埋藏在冰川重新前进期间所沉积的冰碛土下面。

图 4.4 在大陆冰川停滞环境中的冰水沉积崩坍后所形 成的各种肩组面貌(根据Parizek, 1969)。

致密、细颗粒的冰碛土、以及冰川湖泊粉土和粘土,是美国北部和加拿大南部大部分地区最普遍的滞水层。这些沉积的粒间水力传导率很低,其值通常处于10-10-10-12米/秒范围内。如果水力梯度为0.5(接近于在这种滞水层所观察到的水力梯度的上限),水力传导率为 10-11米/秒,那么水要流过这种地质材料所构成的厚10米无裂隙的地层,将需近10000年的时间。大量粘土质的冰碛土或冰川湖积粘土可能使埋藏的含水层与近地表处的地下水流隔绝。

在美国中西部和加拿大安大略南部的大平原区域,在粘土质或粉土质冰碛土和冰川湖积粘土的局部沉积中,己观察到有发状裂隙网。这种现象有时被认为是“裂隙”(fissures)或“节理”(joints)。这种现象基本上都是垂向或近于垂向的。这些裂隙之间的距离变化在数厘米至数米之间。一般其中都填充有方解石或石膏。与裂隙相邻接的土壤基质,一般能以其由不同程度的氧化还原作用所产生的颜色变化所区别出来。在一些地方能够观察到微细的植物支根沿着裂隙延伸到地面以下5—10米的深度。在一些情况下,裂隙可一直贯通冰碛土和粘土的连续层。而在其它地方,它们则是各个层间相互单独隔开的。

在很多地方,裂隙能够增大地下水流的能力。在野外试验所确定的裂隙冰碛土和粘土的大块体的水力传导率,一般都比无裂隙样品在实验室试验中所确定的粒间水力传导率值大1一3个数量级。因上部负荷所产生的侧向应力增加的一种结果,裂隙冰碛土和粘土的水力传导率随着深度的增加而减少。但是,很多上述地质材料具有刚性,使得裂隙可以对几百米深度的区域提供显著的次生透水性。

在冰川冰碛土和冰川湖积粘土地区,在地表以下几米以内一般都有一个裂隙稠密带。浅层裂隙基本上是由干湿和冻融循环所产生的应力变化引起的。由根系所产生的裂口也会导致次生透水性。在较大深度处,裂隙网的起源是个更加复杂的问题。很多调査研究者提出了一些有关其形成机理的看法,诸如冰川负荷解除和地壳回弹时的应力释放;由于地球化学过程(如阳离子交换) 所产生的体积变化等。关于冰川冰碛土和冰川湖积粘土中裂隙的性质和在水文地质上的重要性的更为详细的讨论,读者可参考Rowe(1972), Wiliams, Farvolden(1960), Grisak和Cherry(1975),以及Grisak等人(1976)的著作。

4.5沉积岩

砂岩(Sandstone)

世界上约25%的沉积岩是砂岩。在很多国家,砂岩层形成具有大量饮用水的区域性含水层。砂岩体的主要水文特性是由它们所发源的各种沉积环境造成。这些沉积环境包括洪泛平原,海岸线,三角洲,风积,浊流。有关砂岩中透水性分布的认识,最好可以通过对砂沉积环境的了解来获得。在这种分析中沉积学的知识是必不可少的。Blatt等人(1972)的专著对于砂岩的起源和特性曾作出综合性的讨论。

未固结的砂的孔隙度在30—50%的范围内。但是砂岩的孔隙度一般比较小,这是由于压实作用及其颗粒间有胶结材料。在极端的情况下,其孔隙度小于1 %, 同时其水力传导率接近于粉砂岩和页岩(即约小于10-10米/秒)。最常见的胶结材料是石英,方解石和粘土矿。这些矿物是由地下水通过砂岩循环期间沉淀或矿物交替而形成的。在较大深处,压实作用是重要的,那里的温度和压力也高。Chjlingar(1963), Maxwell(1964)和Atwater(1966)的研究表明,砂岩孔隙度随着深度有规律地降低。在路易斯安那油田,Atwater发现埋藏深度每増加300米,孔隙度就平均减少1.3%。Chjlingar(1963) 的研究表明,当按照颗粒大小的等级来把沙石和砂岩归类,就有透水性随孔隙度增加而增加的明显趋势(图4.5)。当孔隙度增加百分之几时,透水性会显著地增加。

图 4.5 不同粒径砂岩的孔隙度与渗透系数之间的关系(根椐Chilingar, 1963)。

砂岩层岩芯样品的渗透试验表明,外表上看起来相当均质的砂岩层,在局部的传导系数变化却可有多达10—100倍。图4.6是一个、相对均质的厚砂岩的垂向水力传导率分布的示意说明。传导率的变化反映出在砂的沉淀时的沉积状况中的微变化。

图 4.6 厚层、均质砂岩含水层水力传导系数与深度的关系。

Davis(1969)提出,当砂岩中有小规模分层存在时,如果是大块的样品,其透水性可以被考虑为均匀各向异性的。他指出,透水性分层的总效应是,对于大块体砂岩来说,即使在水平透水性相当高的地带,其垂向有效透水性也可能是较低的。戴维斯说,有关砂岩的小规模各向异性的知识是相当不完善的,然而它仍是我们对于大块体各向异性的解释中比较有根据的一种学说。以大量岩芯样品的水力传导率测量为基础,Piersol等人(1940)观察到了水平与垂向传导系数之平均比率为1.5。仅有12%的样品,该比率为3.0以上。

随着砂被进一步胶结和压实(即进一步岩化),裂隙对大块体地质材料透水性的作用也增加了。相比于原本水平方向上所具有的高透水性,垂直方向上容易出现更高的裂隙透水性。裂隙介质中各向异性能够反映出包括很多应力循环存在的复杂地质历史。

碳酸盐岩

碳酸盐岩包含石灰岩和白云岩,绝大部分是由方解石和白云石矿物所构成的,并含有非常微量的粘土。一些学者把白云质岩石当作白云石。本书中,“白云石”用以代表矿物和岩石两者。几乎所有的白云石,其起源都是次生的,是由方解石的地质化学变化所形成的。这种矿物学转变促使孔隙度和透水性増大,这是因为白云石的晶格要比方解石少占约13%的空间。在地质上比较年青的碳酸盐,其孔隙度从粗粒、块状的石灰岩20%,到固结较差的白垩岩50%以上(Davis, 1969)。随着埋藏的加深,疏松的碳酸盐矿物的基质一般会被压缩,再重新结晶为更致密的低孔隙岩石块体。老的无裂隙的石灰岩和白云岩的原生渗透性一般低于10-7米/秒(在近地表温度情况下)。具有这种大小原生透水性的碳酸盐岩在石油生产中可能是重要的,但不足以提供充足的地下水。

很多碳酸盐岩层由于沿层面有裂隙或裂口而具有可观的次生透水性。由于碳酸盐应力条件变化而产生的次生裂口,会因为循环地下水对方解石或白云石的溶解作用而增大。能够溶解这些矿物质而扩大透水网的水,其中这些矿物的含量一定是非饱和的。碳酸盐中溶解裂口的起源将在第11章中叙述。

在采石场和平卧碳酸盐岩层中的其它开挖处的观察显示,沿垂向节理的溶解裂口一般间隔较大。沿岩床平面的裂口从水井产水量的角度来看是更为重要(Walker, 1956; Johnston, 1962)。在具有规则的垂向裂隙和水平岩床平面的近乎水平的碳酸盐岩石中,水井遇到水平裂缝比遇到垂向裂隙的可能性一般要大很多。图4.7表示了这种情况。在裂隙碳酸盐岩石中,即使开凿位置很近的两眼井也可能是一个成功一个失败,这取决于井孔所遇到裂隙的概率。在浅井中,水位的季节性变化很大,这是因为裂隙孔隙度通常是几个百分点或更小。

图 4.7 碳酸盐岩区地下水示意图说明。可以看出沿扩大了的裂隙和层面开口处产生的次生渗透性(根据Walker, 1956; Davis和Dewiest, 1966)。

在一些碳酸盐岩石中,密集垂向裂隙所组成的线理可产生髙透水性。图4.8说明了裂隙的交叉与线性特征反映到地表上的形态。裂隙集中带是地下水流最快的地带。溶解作用可使这种地带的透水性增大。Parizek及其同事对碳酸盐岩石线性特征的深入研究表明,如钻井位置选择在线性构造或线性构造交叉线上,则水井获得成功的可能性将大大增加 (Lattman和 Parizek, 1964; Parizek和Drew, 1966)。但是在一些地方,非常厚的上覆地层妨碍了对线性构造的辨认。此时再以这种方法去寻找有利的井位就是行不通的。

图 4.8 在裂隙碳酸盐岩区渗透带的出现。最高的水井产水量发生在裂隙交叉带(根据Lattman和Parizek, 1964)。

在碳酸盐岩层褶皱了的地区,裂隙集中和溶解扩大带经常是伴随着背斜脊一起出现的, 同时在较小程度上也与向斜谷有关(图4.9)。在能够发生迅速直接补给的地方,由溶解而导致的裂隙扩大的现象具有较大的影响。在图4.9所说明的情况中,如果冲积土中缺乏碳酸盐矿物, 渗入到冲积土下裂隙碳酸盐岩石中的水将产生溶解扩大。如果冲积土中含有充分的碳酸盐矿物,那么地下水在进入碳酸盐岩石裂隙带之前就已含有饱和的方解石和白云石。如果在过去的地质时代中,溶蚀沟曾是很活跃在裂隙碳酸盐岩石中,可以形成陷坑或很大的溶洞,与同一层组的其它部分比较,可导致局部透水性增至几乎无限大。

图 4.9 在碳酸盐岩区,沿暴露的背斜脊,在因溶解而扩大的裂隙中出现高渗透带(根据Davis和Dewiest, 1966)。

煤矿床一般出现在形成于洪泛平原或三角洲环境的沉积岩层序中。在北美洲内陆的很大一部分中,特别是在北达科他、蒙大拿、怀俄明,萨斯喀彻温和阿尔伯塔的一部分地区,松软褐煤矿床形成重要含水层。第三纪或白垩纪的煤层一般厚度小于10—20米,有很多只是1到2米厚。这些含水层是当地农场和小镇供水的常见水源。

除去它们的重要性外,人们对于煤层含水层的水文地质特性的了解还很少。由Van Voast、Hedges(1975)和Moran等人(1976)对浅层褐煤层所作的水力传导率调查研究指出,该值一般在10-6—10-4米/秒,当深度大于50—100米时,其值会减小。 在100米以下,煤层很少有能够提供足够流量的水以满足供水需求率。煤层的大块体水力传导率是由沿基床平面的节理和裂缝而形成的。大块体裂隙孔隙度一般是1%左右的一个小数值。

在大平原区域,煤层的水文地质作用最近已变为兴趣的焦点,这是在此区域中露天采矿迅速増加的结果。在一些地方,随着开矿的发展,近地表的煤层含水层正在被疏干。较深的煤层可能要被当作替换的供水层。大部煤层都被起着区域滞水层作用的粉土或粘土沉积物所覆盖和垫底。不常见的是,煤层出现在由洪泛平原起源的砂岩之上或之下。如果煤碳和砂岩一起出现,它们经常组为一个含水层系统。

页岩

页岩构成大多数沉积盆地中最厚和最广泛的滞水层。页岩发生于淤泥沉淀于海底的地区,三角洲的缓水区,或广阔洪泛平原的回流沼泽环境中。与压实和构造活动有关的成岩作用过程使粘土转化为页岩。形成页岩的淤泥,在被埋藏以前孔隙度可能髙达70—80%。但是在压实以后,页岩所具有的原生孔隙度低于20%,在有些情况下低于5%。在露头区内,页岩一般是破碎并具有裂隙的,透水性一般较好。但在深处,页岩一般比较柔软,裂隙较少,透水性一般很低。有些页岩层有很大的塑性,并且裂隙不明显。

在实验室用未被破坏的页岩样品所做的试验中,其水力传导率很少大于10-9米/秒,一般在 10-12–10-10米/秒范围内(Peterson, 1954; Young 等人 1964; Davis, 1969; Moran 等人,1976)。很明显,根据达西定律,即使是在很强的水力梯度下,在无裂隙的页岩中,地下水也不能以大于每世纪几厘米的速率移动。这种速率与人类寿命比较是很难觉察得出来的,但是对于地质年代规模来说,穿过完整页岩的地下水流占据被页岩封闭的区域性含水层中水量的一个重要部分。在地表以下的几百米以内,页岩中的裂隙是导致次生孔隙度与透水性的重要因素。甚至在相当大间距的发丝状的裂隙的情况下,它们所形成的很小的次生孔隙度(可能小到10-4–10-5)也能产生超过原生透水性的次生透水性。

4.6火成岩和变质岩

无裂隙的变质岩和深成火成岩的固体样品的孔隙度很少大于2%。形成孔隙度的晶间裂隙空间是微小的,同时很多是没有互相联接的。由于微细的孔隙和低程度的孔隙联结,这些岩石的原生渗透性极小。对密歇根州马尔奎特矿区变质岩(次生沉积物)未受触动样品的测量显示,原生渗透系数约为0.00019毫达西(相当于10-11–10-13米/秒左右。这是石英,云母片麻岩、燧石、板岩、和硬砂岩在室温情况下的水力传导率)(Stuart等人,1954)。对没有裂隙的钻孔中的花岗岩透水性的进行测量,所获得的值数量级在10-3毫达西(~10-11米/秒)。这种大小的透水性意味着这些岩石在大多数地下水问题中是可以被当作不透水来处理的。

在由深成火成岩和结晶变质岩构成的区域中,明显的裂隙透水性发生在地表面下几十米,有时是几百米以内。这些裂隙是由岩石的地质历史中各种变动事件期间所发生的应力条件变化所引起的。这些裂隙开口的宽度一般小于1毫米。由于地下水的排泄与裂隙宽度的3次方成正比[方程(2.86)],所以裂隙宽度为几十毫米的岩石块体与裂隙宽度为几毫米或稍多一点的岩石块体之间透水性的差别巨大。

Tolman(1937)和Davis(1969)注意到这样一个事实,即在一些情况下,含硅岩石的溶解可以使裂缝开口的宽度明显增加。戴维斯提出一个假设的实例,即通过石英岩上部10米流过的补给水,在10万年内移去了足够的石英而使裂隙宽度扩大了0.38毫米。这种变宽从流体流动来看是很重要的。戴维斯指出,一些因素可以减弱,甚至停止结晶岩石裂缝被溶液迅速扩大的趋势。地下水穿过覆盖层到进入裂隙岩石之前,它总能获得一定量的溶解态石英,因此沿着裂隙面,对于硅化物矿物来说,它就相对的不具有侵蚀性。与大多数碳酸盐岩石不同,富含硅的岩石中有一种以铁和铝的氧化物形式存在的不可溶残余物,它一般在风化作用开始后会逐渐填塞小的裂隙。

图 4.10 北卡罗莱纳斯特提斯威利(Statesville, North Carolina)地区结晶岩中,水井产水量(地下水位以下,每英尺每分钟加仑数) 随深度增加而降低。曲线上各点旁的数字表示共有多少口井被用于计算该点的数值(平均值)。(根据 Legrand, 1954; Davis 和De Wiest, 1966)。

结晶岩石渗透性的一个最具特性的现象是,在总趋势上,渗透性会随着深度的增加而减小。图 4.10展示的是LeGrand(1954)在北卡罗来纳州一个结晶岩(花岗岩,辉长岩,片麻岩和片岩)区域的定量研究结果,它与钻井人员平时定性观测所得到的规律是一致的。Summers(1972)也建立了威斯康星州前寒武纪岩石区深度与水井生产能力之间的定量关系。裂隙结晶岩在较大的深度处透水性较低,这是因为在近地面处产生隙的应力变化比较大,同时在整个地质时期更为频繁地发生变化。而在深处,裂隙则趋向于闭合,这是因为上部负荷所产生的垂向和侧向应力和大陆残余水平应力所致。岩石可保持它们的脆性达数千米深,因此裂隙透水性在较大深度处也存在。在深度为1公里或更深的隧道和矿坑中存在着这方面的明显证据:那里水很活跃地流入竖井和坑道。在结晶岩中,干矿其实是纯属例外的。

在花岗岩中,平行于地面的近乎水平的裂隙的出现,LeGrand(1949)认为是由于侵蚀作用移去了上覆负荷的结果。莱格兰德在佐治亚一个地区的研究中发现,这些薄层状的裂隙乃是从浅层中获得供水的重要来源。这种类型的裂隙的出现频率和裂口宽度随着深度的增加而迅速减少。它 们在大约100米深度以下对渗透性的意义已不重要(Davis和De Wiest, 1966)。

因为很多裂隙在它们的产生都与近地表处应力(直接或间接与地形条件相关)有关,所以在很多结晶岩地区水井出现的频率和出水能力也就与地形有关。当考虑到地形条件时,LeGrand(1954)的研究结果可再用于水井产水量关系的定量说明中。图4.11表明,在北卡罗来纳研究区,结晶岩中的水井产水能力在河谷和宽阔的深谷中最高,而在靠近小山顶处最低。高原平地及以下的斜坡处的水井产水能力介乎于这两个极端情况之间。在很多地方,沿断层带发育有河谷和深谷。断层带有较大透水性这一趋势是水井产水量关系中的基本因素。

图 4.11 C北卡罗来纳斯特梯斯威利地区(Statesville area, North Carolina)随地貌位置而变的水井产水量累积频率分布(根据 Legrand,1954; Davis和DeWiest, 1966)。

火成岩是近地表处的岩浆固化而形成的。从水文地质意义上来说,这种岩石一般与大多数其它结晶岩不同,它却有在固体岩石块体中产生透水性的基本特性。Davis(1969)在火成岩透水性和孔隙性的精彩描述中谈到这一特征与岩石的历史有关。

当岩浆侵入地表并作为熔岩而流出时,在冷却中所形成的岩石一般是透水性很好的。在其表 面,迅速冷却和气体的逸出产生冷却节理和像汽泡一样的孔隙空间。在熔岩运动时,随着冷却的开始,在上表面形成一层硬壳,硬壳下面熔岩的流动使它产生裂隙,并形成一些岩石块体推移熔岩流的前沿舌部。最后的结果是,在比较致密的岩石的上部和下部很多地方含有比较粗大的踤石区(Coarse rubble zones)(Davis, 1969)。在熔岩上随着河流所沉积下来的砾石会被新的熔岩所覆盖。在大多数年青的玄武岩里, 块状的岩石块体和与之相伴随的砾石互层所形成的整体透水性是很高的。其他令年轻玄武岩产生髙透水性的因素有气孔、熔岩管孔和树木孔型。在地质年代中的深层埋没或胶结流体的灌注使透水性降低。

从宏观上看,玄武岩的渗透性有明显的各向异性。熔岩流的中心部分一般是不透水的。产生高透水性的埋藏土壤存在于已冷却的熔岩流的顶部。河流沉积发生在这些熔岩流之间。块状的碎石带一般与熔岩流的走向相平行,所以最高透水性的方向一般平行于熔岩流的方向。Davis指出,在熔岩流内最大的透水性基本上是熔岩流最陡的原始倾斜方向。这一点图4.12进行了说明。它表明了年青玄武岩整体渗透性的方向和相对的大小。但在有些情况下,主轴的方向可能不是椭圆的。

图 4.12 年轻玄武岩大块地渗透性的可能方位与绝对值。

世界上玄武岩的最大积聚处之一,是位于美国西北部区域的哥伦比亚河高原。在中新世和上新世期间,巨大体积的岩浆通过地壳裂缝涌出,并扩展成广阔的岩席覆盖了约几百万平方公里的面积。结果是,大部分岩浆的气体含量都会偏低。这个地区的玄武岩一般十分致密,仅在有限的地带是多孔状的。在很多个玄武岩流之间出现有广阔的河流沉积物。在哥伦比亚高原上,玄武岩层序的厚度平均约为550米。

表4.1下部雅基玛(Yakima)玄武岩流和互层的水文特性范围

  水力传导率 (m/s) 孔隙度 (%)
致密玄武岩 10-11 – 10-8 0.1 – 1
多孔玄武岩 10-9 – 10-8 5
裂隙、风化或角砾化的玄武岩 10-9 – 10-5 10
互层 10-8 – 10-5 20

 

在华盛顿州东南部一个地点,对玄武岩层序下部钻井的研究所得出的水力传导率、导水系数和孔隙度数据(Atlantic-Richfield Hanford Company,1976)列于表4.12中。河流沉积夹层和多孔的、裂隙的、风化的或角砾化了的玄武岩带都是含水层。其中主要存在的是水平 的区域性地下水流。致密玄武岩带的水力传导率比较低,然而,它的有效孔隙度却具有能够传输可观水量的能力。一些致密、无裂隙的玄武岩带,其水力传导率很低,并且可能起到区 域性滞水层的作用。

4.7永久冻土层

在北极圈内,称为“永久冻土层”的长年冰冻土地几乎到处都有。加拿大、阿拉斯加、格陵兰、斯堪的那维亚和苏联的最北部地区,永久冻土层是连在一起的。但在很多已有人居住的或已开发的北部边远地区,永久冻土带则是不连续的。除去安第斯高地和南极之外,南半球是没有永久冻土层的。

与人们可能的直觉想象的不同,并不是在所有地表层温度下降到 0℃的地方都一定会形成永久冻土层。孔隙水要开始转变为冰经常是需要比0℃低得多的温度(Anderson和Morgenstern,1973; Banin和Anderson, 1974)。 起始结冰点下降的出现和程度取决于很多种因素,包括流体压力,孔隙水中的含盐量,土壤颗粒大小的分布,土壤矿物学和土壤结构 (Van Everdingen, 1976)。孔隙水中液体水的含量与大块体介质温度之间的关系说明于图 4.13。当土壤部分冻结时,其中同时含有液态水和冰。永久冻土层一词应被理解为其中的水终年处于冻结或部分冻结状态。0℃的温度条件是不能表明孔隙水确切的物理状态的。

永久冻土层的水文地质重要性在于:对于大多数地质材料来说,其冻结与非冻结状态之间,在水力传导率上有很大的区别。图4.14(a)表明一些土壤中的非冻结孔隙水与温度之间的关系,图4.14(b)表明这种关系在水力传导率上的影响。当地质材料的大块体温度从0℃下降到-1℃时,非冻结水的含量减少,孔隙冰的含量增加。随着温度降至0℃以下十分之几度,水力传导率下降若干个数量级。例如细沙,在适当的地层条件下处于非冻结状态时,它可能是一个含水层,而当温度稍处于0℃以下时,就变为低透水性的滞水层。粉土在非冻结状态时,具有渗漏性滞水层的特性,而当完全冻结时则变为不透水的滞水层。

图 4.13 地温与液体含水量之间相互关系的假想图解。地温以非冻结、部分冻结 和冻结三种状态来表示(根据Van Everdingen, 1976)。

图 4.14 温度对饱和土壤水力特性的影响:(a)温度对非冻结水含量的影响(b)温度对水力传导率的影响(根椐Burt与Vilhams, 1976)。 

在含水层分布方面永久冻土层的重要性,可以参考阿拉斯加东北部费尔班克斯(Fairbanks, Alaska)地区两个冲积河谷的横剖面图来加以说明。如图4.15, 在快乐河(Happy Creek)河谷粉土滞水层下面的砾石和沙质沉积是可产出丰富水的含水层。水是通过斜坡上部的非冰冻区和溪流上游区域中的河流沉积层来获得补给的。另一方面,在拱顶河(Dome Creek)下的永久冻土层的底界延伸入砂和砾石下面的基岩中。其结果是,从这些粗粒的地质材料中得不到水。由于永久冻土层的封闭效应,永久冻土层底界下面基岩中的地下水显示出具有高出地面的水头,因而就在深处遇到了自流水。 

图 4.15 阿拉斯加费尔班克斯(Fairbanks, Alaska)矿区,穿过两个河谷的水文地质剖面:(a)在永冻层基底下面出现砂和砾石含水层。(b)永久冻结带中冻结的砂和砾石沉积。自流井在永冻层基底的下面(根据Williams,1970)。