Nguyên lý thủy văn ( NXB ĐH Quốc gia Hà Nội ) - Chương 5 pot

Thay vào đó, sự nén của địa tầng do độ sâu, mà dẫn đến từ sự tăng trọng lượng của các đá nằm bên trên, có ý nghĩa rằng một độ sâu cuối cùng được đạt tới mà ở đó những khe nứt đã bị giảm

Chương 5 Nước Ngầm

5.1 Giới thiệu và các định nghĩa

Hầu hết giáng thuỷ mà đạt tới được bề mặt nước ngầm bị hấp thụ bởi các lớp

đất trên mặt Phần còn lại, một khi sự tích trữ ở chỗ lõm xuống nào được lấp đầy, sẽ chảy tràn trên mặt như dòng chảy tràn chảy tới các lòng dẫn sông suối một cách khá nhanh Nước thấm vào trong đất có thể sau đó bị bốc hơi, hoặc chảy ra hai bên bờ sông gần tới bề mặt như dòng chảy sát mặt Một phần nước có thể thấm dưới tác dụng của trọng lực tới khối nước ngầm

Phần biểu đồ thấm của lãnh thổ một thung lũng sông trong Hình 5.1(a) thể hiện 4 đới chính trong đó nước dưới đất đã được phân loại theo cách truyền thống

Giáng thuỷ đi vào đới thổ nhưỡng tại bề mặt đất và di chuyển xuống phía dưới tới mặt nước ngầm đánh dấu bề mặt bên trên của đới bão hoà Ngay trên mặt nước ngầm

là viền mao dẫn trong đó hầu hết tất cả các lỗ hổng bị lấp đầy nước Giữa lớp này và

đới thổ nhưỡng là đới trung gian, trong đó sự di chuyển của nước chủ yếu là hướng

xuống phía dưới Những đới này thay đổi giữa các phần khác nhau của một lưu vực sông Trên các sườn thung lũng, nước thoát từ đới thổ nhưỡng theo quy tắc là đi vào trong đới trung gian và cuối cùng có thể hoặc không có thể đạt tới đới bão hoà có lẽ sâu vài trăm mét ở lớp đất bên dưới Tuy nhiên, ở các vùng đồng bằng ngập lụt, lớp mao dẫn thường mở rộng vào trong đới thổ nhưỡng hoặc thậm chí tới chính bề mặt

đất, tuỳ thuộc vào độ sâu của mặt nước ngầm và độ cao của lớp mao dẫn Mặc dù tiện lợi như một sự giới thiệu, sự phân loại này có xu hướng không làm rõ nghĩa thực tế rằng nước dưới mặt về bản chất là một hệ thống động lực Cũng như thay đổi theo không gian bên trong một lưu vực sông, những đới này cũng có thể thay đổi qua thời gian, như khi những dao động theo mùa của mặt nước ngầm đi vào lớp mao dẫn bên trên vào trong đới thổ nhưỡng

Nhiều phương sách khác nhau đã được thông qua để làm sáng tỏ sự khác nhau giữa nước trong đất và nước ngầm Những phương sách này đã giới hạn sự xem xét của vấn đề nghiên cứu trước khi tiến hành đo đạc nước ngầm và độ sâu lớp đất chứa những rễ thực vật (Shaw, 1994; Price, 1996) Tuy nhiên, nước trong đất thường được

định nghĩa như nước dưới mặt trong đới thông khí, tức là đất chưa bão hoà và các lớp dưới đất nằm bên trên mặt nước ngầm Nước ngầm được định nghĩa như nước dưới mặt trong các đất đá đã bão hoà hoàn toàn Sự khác biệt giữa các điều kiện bão hoà

và chưa bão hoà là một điều quan trọng Trong đới bão hoà, các không gian lỗ hổng hầu như hoàn toàn bị lấp đầy nước và áp suất của nước là bằng hoặc lớn hơn áp suất khí quyển Trong đới thông khí, các không gian lỗ hổng chứa cả nước và không khí và

áp suất nước là nhỏ hơn áp suất khí quyển

Hình 5.1 Nước dưới đất: (a) các tầng chính mà trong đó nước dưới đất được phân loại theo cách truyền thống;

(b) những mối quan hệ giữa các tầng ngậm nước không áp, thẩm thấu và có áp Chú ý rằng các mực thế năng,

như được đo đạc trong các thiết bị đo A, B và C, có thể là khác nhau.

Tuy nhiên, cả các điều kiện bão hoà và không bão hoà đều là phần liên tục của nước dưới mặt mà trong một trạng thái chuyển động và liên tục của dòng chảy Đới thông khí thực sự là một đới chuyển tiếp trong đó nước bị hấp thụ, giữ lại hay chuyển

đi, hoặc xuống dưới về phía mặt nước ngầm hoặc lên trên về phía bề mặt đất mà từ đó

nó bị bay hơi Những lần mưa rơi kéo dài có cường độ cao, bộ phận của đới thổ nhưỡng

có thể trở thành bão hoà tạm thời mặc dù vẫn bị chia tách bởi các lớp không bão hoà

từ nước ngầm chính bên dưới Tính tạm thời như vậy, các mặt nước ngầm trên cao có thể dẫn tới có một lớp treo lơ lửng trong đất làm chậm lại sự thoát nước của nước

đang thấm qua, hay khi các lớp trên mặt của đất có khả năng ngấm chậm như để dẫn tới các điều kiện bão hoà Những vùng thường trong thời gian ngắn và có thể là cục bộ tồn tại sự bão hoà bên trong đới thông khí và có thể là rất quan trọng trong việc phát sinh các dòng chảy thứ cấp tới các lòng dẫn sông suối (xem Mục 7.4)

Nước ngầm là kho chứa nước ngọt có thể sử dụng được lớn nhất của trái đất và trừ các tảng băng và các núi băng, nó đã được ước lượng là chiếm khoảng 94% toàn bộ nước ngọt (xem Bảng 1.1) Bốn mươi phần trăm nước ngầm được giữ bên trong 1 km của lớp bề mặt đất Kích thước tuyệt đối của kho chứa nước không thể trông thấy

được này thậm chí được minh hoạ ấn tượng hơn bởi việc chuyển đổi nó thành một lượng giáng thuỷ tương đương Nếu được phân bố đều trên toàn bộ bề mặt địa cầu, nước ngầm có thể đạt tới một độ sâu 19.6 m Như một sự lựa chọn, nó sẽ bao phủ các

bề mặt đất của trái đất tới một độ sâu bằng 67.2 m, so với lượng giáng thuỷ trung bình hàng năm là bằng 0.75 m Trong thực tế sự phân bố của nó là khá biến động như, ví dụ, ở Hoa Kỳ nơi mà toàn bộ không gian lỗ hổng bị nước, khí gas và xăng dầu chiếm giữ thay đổi trong phạm vi từ 3 m ở dưới cao nguyên Piedmont tới khoảng 2500

m ở dưới châu thổ Mississippi (Heath,1983) Vai trò của nước ngầm như một nhân tố

điều khiển khổng lồ trong chu trình thuỷ văn có thể được nhìn nhận từ thời gian tồn tại lớn, trung bình khoảng 300 năm, mặc dù có sự khác biệt đáng kể giữa các vị trí Nước ngầm duy trì dòng chảy sông ngòi trong suốt các thời kỳ thời tiết khô hạn và là một nguồn nước chủ yếu trong nhiều khu vực khô hạn Do thời gian tồn tại dài của

nó, các vùng mà hiện nay có một khí hậu khô hạn mà ở đó ít có cơ hội cho nước có thể thấm xuống dưới sâu, tuy nhiên có thể có những sự dự trữ nước ngầm lớn mà là kết quả của sự ngấm trong các thời kỳ mưa trước đây Ví dụ, có những sự dự trữ nước ngầm khổng lồ, tương đương với hơn 5  105 km3 nước, ở vùng sa mạc Sahara

Mặc dù đã có nhiều sự tranh cãi trong quá khứ về nguồn gốc của nước ngầm, giờ đây rõ ràng rằng hầu hết toàn bộ nó là như sao băng, tức là được lấy từ hơi ẩm khí quyển được ngưng tụ mà đã thấm xuống dưới qua đới thông khí Chỉ những lượng nhỏ nước ngầm được bắt nguồn từ nước bẩm sinh, mà có nguồn gốc như nước biển bị giữ trong một số đá ở thời kỳ bị chôn vùi của chúng Những tài liệu giá trị về sự phát triển của những í tưởng trong thuỷ văn nước ngầm đã được Back và Herman cung cấp (1997) và bởi Narasimhan (1998)

đối Vì vậy một đáy bùn sẽ là một tầng không thấm trong một chuỗi địa tầng học của các lớp bùn và cát xen kẽ nhưng nếu được liên thông các lớp với các đáy sét ít khả năng thấm hơn, bùn sẽ là một tầng ngậm nước Hầu hết các tầng ngậm nước chính

được làm thành từ các lắng đọng trầm tích được hình thành từ sự xói lở và lắng đọng của các loại đá khác nhau ví dụ các đá cát và đá vôi.v.v Ngược lại, các đá núi lửa và

đá biến chất, hình thành dưới các điều kiện áp suất và nhiệt độ cao, nói chung có ít không gian lỗ hổng liên thông và kết quả là hầu hết chỉ có khả năng chứa nước thấp Giới hạn bên dưới của nước ngầm xảy ra ở một độ sâu mà các khe nứt rất ít và rất nhỏ đến mức mà những chuyển động xuống dưới xa hơn nữa gần như là không thể Biên nước ngầm này thường được hình thành bởi một địa tầng đá rất đặc, như là sét,

đá phiến hay đá granite, hoặc bởi lớp bên trên của đá mẹ nơi mà khối nước ngầm xuất hiện bên trong một trầm tích bề mặt của vật chất bị phong hoá Thay vào đó, sự nén của địa tầng do độ sâu, mà dẫn đến từ sự tăng trọng lượng của các đá nằm bên trên,

có ý nghĩa rằng một độ sâu cuối cùng được đạt tới mà ở đó những khe nứt đã bị giảm cả về kích thước lẫn số lượng rất nhiều đến mức mà sự chuyển động nước xa hơn nữa hầu như bị ngăn cản Độ sâu mà tại đó điều này xảy ra sẽ phụ thuộc vào đặc tính của

đá ngậm nước và trong đá granite đặc sẽ nông hơn là trong một đá cát nhiều lỗ rỗng Tuy nhiên, số các khe nứt có xu hướng chung là giảm theo độ sâu và bên dưới khoảng

10 km toàn bộ các đá có lẽ là, trong thực tế, được xem như không thể thấm qua (Price, 1985)

5.3 Các tầng ngậm nước có áp và không áp

Biên trên cùng của đới bão hoà thay đổi tuỳ theo lượng nước ngầm là có áp hay

không áp (xem Hình 5.1(b)) Trong trường hợp nước ngầm không áp, biên này thường

được xem như mặt nước ngầm, được xác định là mực nước mà áp suất nước lỗ hổng

bằng với áp suất khí quyển

Mặt nước ngầm có xu hướng theo sau các đường đẳng trị của bề mặt đất nằm bên trên, mặc dù nó có dạng uyển chuyển hơn Giả sử một lượng tương tự của sự thấm xuống từ mưa rơi trên cả đất cao và thấp, cường độ sự giảm nhẹ của mặt nước ngầm phụ thuộc phần lớn vào kết cấu vật chất có trong đới bão hoà Trong trường hợp của đá kết cấu rất mở, sự chuyển động nước ngầm sẽ là rất nhanh đến mức mà nước

sẽ vẫn thoát về phía các thung lũng từ bên dưới nước ngầm cao hơn khi có sự bổ xung

từ giáng thuỷ kế tiếp diễn ra, vì thế độ cao của nó được tích luỹ bên dưới các vùng sâu Xu hướng này được phóng đại bởi thực tế rằng sự giáng thuỷ thường tăng sự ngấm xuống đất

Nước ngầm trên cao biểu thị một trường hợp đặc biệt của nước ngầm treo, không áp trong đó đáy không thấm hoặc bán thấm nằm bên dưới không liên tục trên một vùng thật lớn và được đặt vị trí ở một số vùng cao bên trên khối nước ngầm chính Nước ngầm treo thường xảy ra ở nơi mà một đáy không thấm hoặc tồn tại ở một độ sâu nhỏ hoặc phân cắt cạnh đáy của một thung lũng Trong nhiều vùng nước ngầm không áp đầu tiên được bắt gặp trong việc khoan một lỗ khoan vào trong lòng

đất ta bắt gặp nước ngầm được đặt trên cao này Như đã chỉ ra trước đây, nước thấm qua đới thông khí sau trận mưa rơi lớn cũng có thể được xem như một khối nước ngầm treo trên cao tạm thời (cũng xem những thảo luận về nước sát mặt trong các Chương 6 và 7)

Biên trên của một khối nước ngầm có áp được hình thành bởi một đáy ít khả năng thấm hơn nằm bên trên (xem Hình 5.1(b)) Sự khác biệt giữa nước ngầm có áp và không áp thường được làm bởi sự chênh lệch thuỷ lực giữa dòng nước có áp và dòng tự

do, nước ngầm không áp Tuy nhiên, về mặt thuỷ văn hai dạng đó là một phần của một hệ thống thống nhất, đơn nhất Vì vậy, hầu hết các tầng ngậm nước có áp có một vùng không áp mà qua đó sự cung cấp nước ngầm diễn ra do thấm qua và thẩm thấu

và trong đó một mặt nước ngầm, như đã định nghĩa ở trên, biểu thị bề mặt trên cùng của đới bão hoà Hơn nữa, việc đáy có áp không thấm hiếm khi hình thành một chướng ngại thực sự cho sự chuyển động nước ngầm vì rằng thường có một số sự trao

đổi và do đó một độ cấp nước của độ dẫn thuỷ lực, giữa nước ngầm có áp bên dưới đáy

có áp và nước ngầm không áp bên trên nó Thực vậy, sự chú ý đã được vẽ ra cho cảm nhận tương đối trong đó những thuật ngữ như tầng ngậm nước và tầng không thấm phải được sử dụng và thực tế rằng một khối đá hình thành một tầng không thấm trong trường hợp này lại có thể hình thành một tầng ngậm nước trong trường hợp khác

Từ mặt nước ngầm trong vùng nước ngầm không áp, qua đó sự thấm nước diễn

ra, được đặt vị trí ở một cao độ cao hơn vùng nước ngầm có áp của tầng ngậm nước, theo đó nước ngầm ở vùng sau thì dưới một áp suất tương đương với chênh lệch mực thuỷ tĩnh giữa hai lớp Nếu áp suất được giải phóng một cách cục bộ, như bởi sự hạ thấp một giếng vào trong tầng ngậm nước có áp, mực nước theo lý thuyết sẽ giâng lên trong giếng tới độ cao của cột nước thuỷ tĩnh, tức là độ cao của mặt nước ngầm trong vùng cấp nước trừ đi độ cao tương đương của tổn thất năng lượng dẫn đến từ sự ma sát giữa nước ngầm chuyển động và nền rắn của tầng ngậm nước giữa điểm nạp vào

và điểm lấy nước ra Bề mặt tưởng tượng mà nước giâng tới đó trong các giếng khoan

các tầng ngậm nước có áp được gọi là bề mặt đo thế năng của nước (Lohman, 1972;

Freeze và Cherry, 1979) Thuật ngữ này đã được thay thế các tên gọi ban đầu, chẳng hạn như bề mặt đo áp suất và có thể được áp dụng cho cả tầng ngậm nước có áp và không áp Trong thực tế, cao độ của bề mặt đo thế năng được đo đạc, không trong một giếng, mà trong một áp kế, mà là một ống nhựa kín trừ đi một độ dài ở đáy Trong trường hợp nước ngầm không áp ở các điều kiện trạng thái ổn định, tức là khi không

có dòng chảy, mặt nước ngầm và mặt đô thế năng xuất hiện ở cùng một cao độ Tuy nhiên, trong nước ngầm không hạn định đang chảy, các cao độ của mặt nước ngầm và mặt độ cao thế năng sẽ khác nhau, vì độ cong của các đường dòng trong các hệ thống nước ngầm địa phương

Thuật ngữ giếng phun đã được sử dụng khác nhau trong các cách để mô tả

chính tầng ngậm nước có áp, hay một giếng mà xuyên qua một tầng ngậm nước có áp, hay bắt kỳ giếng nào tạo ra nước chảy một cách tự do lên trên mặt đất Một số loại và các điều kiện “giếng phụ” chảy tự do phổ biến nhất được tìm thấy ở các vùng địa tầng trầm tích hơi uốn nếp chảng hạn như vùng ở tỉnh Artois ở miền bắc nước Pháp, lưu vực London ở Anh, hay các lưu vực giếng phun lớn của trung đông Austrialia và đồng bằng Great của Mỹ Ban đầu các giếng trong hai lưu vực cuối bắt gặp nước với áp suất ban đầu có khả năng để phun vọt cao hơn 45 m bên trên bề mặt đất, mặc dù cột

áp suất sau đó bị giảm khá nhanh (Davis và De Wiest, 1966) Các điều kiện giếng phun cũng đã được tìm thấy trong các đá kết tinh nứt nẻ và đứt gãy, đặc biệt là nơi

mà chúng được phủ trên bởi các trầm tích trên mặt tương đối không thấm Các giếng phun tự nhiên cũng có thể là kết quả của việc đứt gãy một vùng các đá trầm tích uốn nếp Các điều kiện giếng phun không luôn đòi hỏi một đáy có áp nằm bên trên và có thể diễn ra ở những vùng dốc như một kết quả của các điều khiển địa hình (Mục 5.5.4)

Việc phân loại nước ngầm thành “không áp”, “có áp”, “ở trên cao” (nước treo) có

xu hướng nhấn mạnh những sự khác biệt giữa ba loại mà có thể khó nhận ra trong thực tế, thậm chí trong các điều kiện địa lý thuỷ văn đơn giản Trong các vùng địa lý thuỷ văn phức tạp các thuật ngữ này trở nên hầu như không có ý nghĩa Tuy nhiên, những loại này đã được chấp nhận một cách rộng rãi trong tài liệu nghiên cứu và

được sử dụng trong chương này như một cấu trúc tiện lợi cho việc đảm bảo những thảo luận về trữ lượng nước ngầm và sự chuyển động nước ngầm

5.4 Trữ lượng nước ngầm

Các tầng ngậm nước có thể được xem như những hồ chứa nhân tạo cho kho nước ngầm và như các đường ống cho sự chuyển động nước ngầm Bởi vì phần lớn nước ngầm chuyển động rất chậm và có thời gian cư trú trong tầng ngậm nước rất dài, chức năng lưu trữ thường là rõ ràng hơn.Tuối của nước trong một số tầng ngậm nước

ở Anh và Libya, ví dụ đã được đánh giá là hơn 20000-30000 năm (Downing và những người khác, 1977; Wright và những người khác, 1982) và ở trung Australia một số nước ngầm có thể là 1.4 triệu năm tuổi (Haberinehl, 1985) Rõ ràng sự xác định chính xác tuổi nước ngầm sẽ là quan trọng cho việc đánh giá cả tiềm năng tài nguyên của khối nước ngầm và cả tính chất có thể bị tổn thương của nó do sự ô nhiễm (Andrews, 1991) Các phương pháp xác định niên đại thường được dựa trên sử dụng các loại chất hoà tan bắt nguồn hoặc từ khí quyển hoặc từ bên dưới bề mặt đất, ví dụ các khí hiếm như helium (He) và argon (Ag)

Mục này xem xét các đặc trưng chính của kho chứa nước ngầm, đặc biệt là các

đặc trưng tầng ngậm nước ảnh hưởng tới nó, chẳng hạn như độ rỗng và năng suất khai thác riêng và sự giữ lại và các cơ chế của thay đổi lượng trữ trong cả tầng ngậm nước có áp và không áp

về lượng trữ và sự chuyển động của nước ngầm, và một vài phương pháp đã được đề xuất để phân loại chúng Sự phân loại được sử dụng thường xuyên nhất dựa trên cách thức về nguồn gốc của chúng và xem xét các khe nứt gốc và thứ cấp (Todd, 1980;

Heath, 1983) Khe nứt gốc, như cái tên ám chỉ, đã được tạo ra tại thời điểm ban đầu

của đá mà chúng diễn ra trong đó Vì vậy trong các đá trầm tích chúng xảy ra đồng thời với các không gian giữa các hạt, trong khi trong các đá nham thạch, mà chúng thường dẫn tới từ việc làm nguội macma nóng chảy, chúng có thể trong phạm vi kích

thước từ không gian giữa các đá kết tinh nhỏ tới các hang động lớn Khe nứt thứ cấp

là kết quả của các hoạt động sau đó của các nhân tố địa lý, khí hậu hay sinh học trên

đá gốc Những sự đứt đoạn và nứt nẻ, được mở rộng có lẽ bởi việc phong hoá và sự hoà tan là phổ biến nhất Các khe nứt như vậy thường được tìm thấy ở các đá kết tinh cứng, già mà hầu như không có độ rỗng giữa các hạt và vì thế đóng một vai trò chính trong sự lưu trữ và chuyển động của nước ngầm ví dụ qua các vùng rộng lớn của châu Phi, phía bắc Bắc Mỹ, phía bắc châu Âu và ấn Độ Một vấn đề với loại phân loại “phát sinh” này của các khe nứt là các không gian giữa các hạt gốc thường sau đó bị điều chỉnh lại bởi các quá trình bao gồm sự hoà tan và sự xi măng hoá Do đó một sự phân loại rất giống, những có lẽ thích hợp hơn là giữa độ rỗng cơ bản do không gian giữa các hạt trong nền đất đá (Hình 5.2(a)-(d)) và độ rỗng thứ cấp do các quá trình như hoà tan dọc theo các vết nứt và sự xếp tầng các mặt phẳng (Hình 5.2(e)) hoặc do việc nứt nẻ và đứt gãy (Hình 5.2(f))

Sự lẫn lộn đôi khi nảy sinh ra, trong trường hợp của các đá nứt nẻ tốt, ví dụ, giữa độ rỗng của nền đá rắn (mà có thể là rất thấp) và độ rỗng toàn bộ của cả địa tầng (mà có thể là tương đối cao) Thật là quan trọng để nhận ra rằng tất cả các khe nứt

được liên quan trong trong khái niệm về độ rỗng, vì thế những sự nứt nẻ, các mặt xếp tầng và nết đứt gãy, bao gồm những khe rỗng được mở rộng bởi sự hoà tan và phong hoá, phải được bao gồm như một phần của tổng thể tích khe nứt Điều này có những hàm ý quan trọng cho kích thước mẫu được sử dụng trong việc đo đạc độ rỗng và độ

dẫn thuỷ lực (xem Mục 5.5.2 và 5.6), vì mẫu càng lớn, càng thích hợp với khe nứt lớn, chẳng hạn như một khe nứt hay một nết đứt gãy Đôi khi môi trường rỗng chứa các khoảng trống mà không liên kết với các khoảng trống khác và đó là mặt khác của

thuỷ văn Những khoảng không như vậy không phải là bộ phận của độ rỗng phát sinh, mà có thể được định nghĩa như độ rỗng mà tại đó hoạt động lượng trữ và sự

chuyển động của nước ngầm và do đó không được xem xét kỹ hơn nữa

Trong các phân tích của các hệ thống tầng ngậm nước thường giả thiết rằng

tầng ngậm nước là đồng nhất và đẳng hướng Đó là các thuộc tính cố hữu của nước

ngầm chẳng hạn như độ rỗng, có giá trị như nhau ở các vị trí khác nhau của tầng ngậm nước (tính đồng nhất) và theo các hướng khác nhau từ cùng một điểm (đẳng hướng) Tuy nhiên, trạng thái rất tự nhiên của các quá trình địa lý là rất cơ bản và các quá trình thứ cấp rất có ý nghĩa và thậm chí các trầm tích có vẻ đồng nhất cũng

có một sự định hướng ưu tiên của các phần tử và các vết đứt gãy (bất đẳng hướng)

Sự phân tầng trong hầu hết các trầm tích thường phổ biến một tính bất đồng nhất

đáng kể (Downing và Jones, 1985)

Hình 5.2 Các loại khe nứt: (a) giữa các hạt không thấm sắp xếp tương đối đồng đều, (b) giữa các hạt không

thấm sắp xếp không đều, (c) giữa các hạt có khả năng thấm, (d) giữa các hạt sỏi đã được gắn kết một phần, (e) được hình thành bởi sự hòa tan dọc theo các chỗ nối và các mặt đáy trong các đá cacbon và f(f) được hình

thành bởi sự đứt gãy trong các đá cát kết (theo Meinzer, 1923)

Độ rỗng của một môi trường sẽ phụ thuộc vào một số các nhân tố, gồm có dạng,

sự sắp xếp và cấp độ hạt của việc phân loại của các phần tử cấu thành và phạm vi thay đổi nảy sinh ra từ sự hoà tan, sự gắn kết, sự nén chặt và sự đứt đoạn đã xảy ra

Ví dụ, vật chất ít bị phân loại (với một phạm vi kích thước hạt lớn) sẽ có một độ rỗng thấp vì các khe nứt giữa những mảnh lớn hơn sẽ bị lấp đầy với các hạt nhỏ hơn và độ rỗng giảm tương ứng trong sự so sánh với vật chất gồm các hạt kích thước đồng nhất

ảnh hưởng kết hợp của những nhân tố khác nhau này được minh hoạ trong Bảng 5.1, thể hiện những phạm vi điển hình của độ rỗng cho một số loại vật chất khác nhau Nói chung, các đá như đá cát kết, đá phiến sét và đá vôi có độ rỗng thấp hơn đất và các trầm tích chưa trở nên chắc Thoạt đầu có vẻ lạ là đất sét, thường hình thành một

sự ngăn cản chuyển động của nước, lại có một độ rỗng rất cao, trong khi các tầng ngậm nước tốt, như đá cát kết, có độ rỗng thấp tới trung bình Tuy nhiên xem xét hơn nữa thấy rằng mặc dù độ rỗng xác định bao nhiêu nước một môi trường bão hoà có thể chứa, không có nghĩa là toàn bộ nước đó sẽ thực sự sẵn sàng cho sự chuyển động trong chu trình thuỷ văn Phần nước ngầm mà là “lưu động” tiềm năng sẽ phụ thuộc một phần vào các khe nứt được liên thông tốt bao nhiêu và một phần vào kích thước của các khe nứt và do đó, bởi sự liên quan tới các lực mà nước được giữ trong chúng

5.4.2 Năng suất riêng và sự giữ lại riêng

Độ rỗng xác định lượng nước lớn nhất về mặt lý thuyết mà một tầng ngậm nước

có thể giữ khi được bão hoà hoàn toàn Trong thực tế, tuy nhiên, chỉ một phần của độ rỗng này thực sự có sẵn để duy trì lưu lượng nước ngầm ở các chỗ thấm ra, hay chứa

trong các giếng Phần này là năng suất riêng mà có thể được định nghĩa là thể tích

nước mà có thể thoát ra tự do từ một đất đá bão hoà dưới tác dụng của trọng lực, và

nó thường được biểu diễn bằng phần trăm của tổng thể tích tầng ngậm nước (không chỉ không gian rỗng) Nó có thể được đo đạc bằng nhiều phương pháp khác nhau, các kiểm tra bơm giếng nói chung đưa ra những kết quả thích hợp nhất (Todd, 1980) về năng suất riêng của giếng Thể tích nước còn lại (cũng thường biểu diễn bằng phần trăm của tổng thể tích tầng ngậm nước), mà được giữ lại bởi các lực ứng suất tiếp mặt

xung quanh các hạt riêng biệt và trong các ống mao dẫn, được xem như sự giữ lại riêng Thuật ngữ này là tương tự với “khả năng nền” mà được sử dụng khi nói tới

nước trong đất (Mục 6.3.4) và tương tự là mơ hồ theo cảm nhận rằng không có lượng nước cố định mà tại đó sự thoát nước trọng lực bị ngừng lại Một ví dụ cực hạn về sự khác biệt giữa độ rỗng và năng suất riêng của một tầng ngậm nước được đưa ra bởi đá phấn Đây là một loại đá vôi rất mịn trong đó các kích thước rỗng chất nền đặc trưng

là nhỏ hơn 1  m và chỉ một phần rất nhỏ của nước lỗ hổng có thể thoát ra tự do dưới tác dụng của trọng lực (Price và những người khác, 1976) Tại vị trí phía nam nước Anh, Wellings (1984a) đã tìm thấy rằng độ rỗng của đá phấn là khoảng 30%, những năng suất riêng chỉ khoảng 1% Một phần nước lớn hơn là cho thực vật và trong các lớp trên cùng các giá trị của sự hút của rễ cây (xem Mục 6.3.1) là vượt quá 1000 kPa

đã được ghi nhận

Mối quan hệ giữa các giá trị độ rỗng, năng suất riêng và sự giữ lại riêng cho những loại vật chất chưa nén chặt khác nhau điển hình được thể hiện trong hình 5.3 Hình này chỉ ra rằng, khi kết cấu của vật chất trở nên thô hơn và bởi hàm ý tầm quan trọng của các khe nứt có kích thước lớn tăng lên, cả sự giữ lại riêng và độ rỗng tổng cộng cũng tăng Mặc dù đất sét có một độ rỗng tổng cộng cao, nước sẵn có dưới dạng năng suất riêng lại rất nhỏ

S Q r Q d (5.1) Trong đó Slà sự thay đổi trữ lượng nước ngầm, Q là sự nạp vào cho nước r

ngầm và Q là lượng tháo ra từ nước ngầm Một hiểu biết về các thành phần chính d

của phương trình cân bằng nước ngầm thường là một điều kiện tiên quyết của những thử nghiệm thành công để khai thác nước ngầm như một nguồn tài nguyên

Hình 5.3 Mối quan hệ giữa độ rỗng, năng suất riêng và sự giữ lại riêng cho các loại vật chất chưa nén chặt

khác nhau, thể hiện các giá trị điển hình mà có thể khác biệt với các giá trị tại một vị trí riêng (theo sơ đồ của

Eckis, 1934)

Các thành phần chính của sự cung cấp cho nước ngầm là:

- Sự thấm qua của giáng thuỷ ở bề mặt đất mà có thể dẫn tới nước thoát bên dưới đới rễ cây và vì vậy trở thành sẵn có tiềm năng cho sự cung cấp nước ngầm;

- Sự thấm qua đáy và các bờ của các khối nước trên mặt như các hồ, sông, đặc biệt là ở những điều kiện khô hạn và bán khô hạn và thậm chí là các đại dương;

- Sự lọt qua nước ngầm và chảy vào trong từ các tầng không thấm và tầng ngậm nước liền kề;

- Sự cung cấp nước nhân tạo từ thuỷ lợi, các hoạt động đang trải rộng, các giếng phun và rỉ ra từ các cống và các đường ống cấp nước

m2 nước ngầm thoát ra từ 5 m3 (5000000 cc) của đá Nếu lượng nước thoát ra là 50 l (50000 cc) thì giá trị của hệ số lượng trữ không thứ nguyên là 50000/5000000 = 0.01 Trong các điều kiện không áp hệ số lượng trữ tương ứng với năng suất riêng (Mục

5.4.2), miễn là sự thoát ra trọng lực là đầy đủ, và nó thường thay đổi trong phạm vi từ 0.01 đến 0.03 (Heath, 1983) Trong các điều kiện có áp (Hình 5.4(b)) không có việc chảy ngược nước của tầng ngậm nước xảy ra khi bề mặt đo thế năng dốc nghiêng Để thay thế thể tích nước được giải phóng khi bề mặt đo thế năng hạ xuống là kết quả của sự hơi giảm xuống của cấu trúc hạt của tầng ngậm nước và một sự mở rộng rất nhỏ của nước trong tầng ngậm nước (xem Mục 5.4.3.2) Các hệ số lượng trữ của tầng ngậm nước có áp có xu hướng là nhỏ hơn đáng kể so với cho các tầng ngậm nước không áp, giảm xuống trong vòng phạm vi 0.00005 tới 0.005 (Todd, 1980) Nói cách khác, sự thay đổi đo thế năng gắn liền với một thể tích nạp lại hay thoát ra nhất định trong một tầng ngậm nước có áp là lớn hơn nhiều so với thể tích tương tự của sự nạp lại hay thoát ra trong một tầng ngậm nước không có áp

Rõ ràng, có những khác biệt đáng kể giữa cơ chế của những thay đổi lượng trữ trong các điều kiện có áp và không áp và những sự khác biệt này sẽ được thảo luận sau đây

Hình 5.4 Sơ đồ minh họa một số dạng cơ bản trong tính toán thay đổi lượng trữ trong các tầng ngậm nước (a)

không áp và (b) có áp Hình lăng trụ tầng ngậm nước có diện tích mặt cắt ngang bằng 10m 2 và sự suy giảm

mặt nước ngầm là 0.5m (Theo sơ đồ của Tođ, 1980)

Những thay đổi lượng trữ trong các tầng ngậm nước không áp

Những thay đổi lượng trữ trong các điều kiện không áp tương đối không phức tạp và thường được phản ánh một cách trực tiếp trong những sự thay đổi của mực nước ngầm Khi lượng nạp vào vượt quá lượng rút ra, cao độ mặt nước ngầm sẽ tăng lên và khi lượng rút ra lớn hơn lượng nạp vào, mặt nước ngầm sẽ hạ xuống Lượng nạp vào và lượng rút ra từ cùng hệ thống nước ngầm thường xảy ra đồng thời, vì thế những dao động mực nước ngầm phản ánh thay đổi thực của lượng trữ do sự tương tác của hai thành phần này Nghiên cứu và sự làm sáng tỏ về những dao động mặt nước ngầm là một phần không thể thiếu của nghiên cứu về lượng trữ nước ngầm

Hình 5.5 Đồ thị thủy văn của các dao động mực nước ngầm trong tầng ngậm nước đá phấn của miền nam

nước Anh tại Rockley, Wiltshire, cho các năm 1991-95 (theo sơ đồ của IH/BGS, 1996)

Sự nối kết thuỷ văn rõ ràng giữa một sự kiện nạp vào tiềm năng (ví dụ mưa rơi quá thấm) và sự tăng lên của nước ngầm do hệ quả tăng cao độ mặt nước ngầm phụ thuộc vào các điều kiện trong đới thông khí Đặc biệt quan trọng là lượng nước và độ dẫn thuỷ lực và kích thước cũng như sự phân bố của các khe nứt Dường như những

sự kiện vượt thấm tương tự tại mặt đất có thể dẫn tới trong những phản ứng mặt nước ngầm rất khác nhau Ví dụ, phản ứng nhanh của cao độ mặt nước ngầm đối với

giáng thuỷ, khi lượng nước trong đất cao, hầu như chắc chắn do dòng chảy chuyển đổi

(Hewlett và Hibbert, 1967) Đây là một quá trình thay thế mà đảm bảo rằng nước bổ xung cho mặt nước ngầm trong suốt trận mưa không phải là mưa rơi “mới” mà rõ ràng là mưa rơi được lưu trữ mà đã bị thay thế xuống phía dưới bởi các lượt kế tiếp của sự thấm qua (xem Mục 7.4) Dòng chảy chuyển đổi có ý nghĩa rằng mặt nước ngầm có thể phản ứng nhanh chóng với giáng thuỷ thậm chí trong những vật liệu có khả năng thấm thấp thì tốc độ của sự thấm xuống dưới rất nhỏ Nó không ảnh hưởng trong các điều kiện khô hạn hơn, khi tính liên tục cần thiết của nước khe nứt, từ mặt

đất tới mặt nước ngầm bị phá vỡ Những nghiên cứu dấu tích đã chứng tỏ rằng sự thấm qua đới thông khí thượng bị thay đổi theo không gian và nước có thể chuyển

động ưu tiên theo những đường dòng dễ dàng hơn chẳng hạn như những khe nứt lớn

và các đường dẫn do rễ cây bị phân huỷ (xem Mục 6.5.2 phần “Các lỗ hổng vĩ mô”) Những điều này có thể là quan trọng trong việc vận chuyển các chất ô nhiễm chẳng hạn như phân bón, thuốc trừ sâu và các vi khuẩn bỏ qua sự lọc và làm sạch môi trường của đất và được chuyển trực tiếp tới nước ngầm

Những dao động theo mùa của mặt nước ngầm

Những dao động theo mùa của mặt nước ngầm phản ánh khi chúng thực sự thay

đổi theo mùa trong lượng trữ và trong khả năng sẵn có nước, thường là có ý nghĩa thuỷ văn đáng kể Trong nhiều vùng, gồm miền Tây Âu, cao độ mặt nước ngầm cao diễn ra trong suốt các tháng mùa đông và các các độ thấp trong các tháng mùa hè, vì thế năm thuỷ văn được xem như bắt đầu vào tháng 10 và kết thúc vào tháng 9 Cao

độ mặt nước ngầm trong một tầng ngậm nước đá phấn (đá thạch cao) ở phía nam nước Anh (Hình 5.5) là khá điển hình, bất chấp những thay đổi từ năm này qua năm khác ở một số vùng chế độ nước ngầm được xác định theo khí hậu chuẩn có thể bị sửa đổi đáng kể bởi các yếu tố nhân tạo chẳng hạn như tưới và tiêu nước

Hình 5.6 Sự suy giảm ổn định của mực nước ngầm ở London và Birmingham do khai thác nước ngầm quá

mức Các mực nước đã được phục hồi lại trong những năm gần đây chủ yếu bởi việc giảm khai thác nước cho công nghiệp ((a) là dựa vào số liệu của Marsh và Davies, 1983; IH/BGS, 1988, 1993, 1996; (b) là theo số liệu

của Lerner và Barrett, 1996)

Cũng về ý nghĩa thuỷ văn là sự bất quy tắc trong thời gian dài hạn hay các dao

động nhiều năm của cao độ mặt nước ngầm Những dao động này chủ yếu liên quan

tới những thay đổi nhiều năm của mưa rơi (xem Mục 2.5.3) nhưng có thể cũng do thay đổi dạng khai thác nước ngầm cho các mục đích công nghiệp, nông nghiệp và dân sinh Sự khai thác quá mức qua một thời kỳ kéo dài dẫn tới một sự hạ thấp dần dần bề mặt đo thế năng trên một vùng rộng và điều này đã tác động tới nhiều lưu vực nước ngầm chính, đặc biệt là ở những vùng lượng mưa thấp Thậm chí ở Châu Âu sự suy kiệt nước ngầm lớn đã được quan trắc xung quanh Kharkov (Ukraine), Lille (Pháp) và ở lưu vực Ruhr (Đức) (Arnold và Willems, 1996) ở lưu vực Luân Đôn (Anh), sự khai thác nước ngầm liên tục từ những năm 1820 đã gây nên một sự suy giảm ổn định độ cao mặt nước ngầm cho tới những năm 1960 Sau đó, một sự tăng mực nước lên do giảm khai thác cho công nghiệp và do tăng lượng thấm được tăng lên

từ mạng lưới cung cấp nước chính (Mash và Davies, 1983) (Hình 5.6) ở vùng khác của nước Anh sự giảm dòng chảy sông suối phổ biến do khai thác nước ngầm vượt quá

từ các tầng ngậm nước như đá phấn trải dài từ Yorkshire tới vùng bờ biển phía nam Trong nhiều vùng trên khắp thế giới sự khai thác nước ngầm đã dẫn tới sự xâm nhập của nước với chất lượng thấp hơn, mặn, nước ngầm từ các tầng ngậm nước liền kề hay bởi lượng nước thấm từ các đại dương vào trong tầng ngậm nước ven bờ (Mục 5.5.8) Những giao động ngắn hạn của cao độ mặt nước ngầm

Những giao động ngắn hạn của cao độ mặt nước ngầm thường trên một quy mô nhỏ hơn, ít quan trọng hơn trong việc giải thích những thay đổi lượng trữ nhưng có thể cung cấp thông tin địa lý thuỷ văn hữu ích trong các trường hợp đặc biệt Vì vậy ở nhiều vùng ven biển và cửa sông những giao động hạn ngắn có quy luật của cao độ mặt nước ngầm gắn liền với những chuyển động thuỷ triều vì nếu mặt nước biển thay

đổi với một chuyển động điều hoà đơn giản, một chuỗi sóng hình sin được truyền vào trong đất liền từ sự trồi lên bề mặt dưới biển của một tầng ngậm nước (Todd, 1980)

Những điều tra về hiện tượng này đã chứng tỏ rằng những giao động nước ngầm là của sự giảm biên độ và trễ pha so với những giao động thuỷ triều, phạm vi của sự giảm và trễ pha phụ thuộc phần lớn vào khoảng cách với biển và sự không bị ràng buộc mà với nó nước ngầm có thể chuyển động qua tầng ngậm nước Tại những vùng

đáy thung lũng, lượng nước ngầm thoát đi do bốc hơi trong phần nóng nhất của ngày

có thể vượt quá tốc độ mà tại đó diễn ra dòng chảy vào nước ngầm từ các vùng cao hơn xung quanh, như một hệ quả, mặt nước ngầm hạ xuống Vào buổi tối và đêm, tốc

độ bốc hơi giảm đi rất nhiều và nó sẽ nhỏ hơn dòng vào nước ngầm, vì thế cao độ mặt nước ngầm sẽ hồi phục lại Nhịp điệu ngày đêm có quy tắc này có thể được duy trì trong phần lớn mùa hè, mặc dù nó sẽ bị gián đoạn bởi những thời kỳ mưa rơi và giảm

sự bốc hơi Nếu mỗi sự rút xuống hàng ngày lớn hơn sự hồi phục lại sau đó, cao độ mặt nước ngầm sẽ giảm dần dần cho tới khi đạt tới một độ sâu mà tại đó sự dâng lên mao dẫn của nước sẽ không thể thoả mãn nhu cầu bốc hơi tại bề mặt đất (xem Mục 6.4.4)

Mối quan hệ giữa lượng trữ và cao độ của bề mặt đo thế năng sẽ rất phức tạp bởi thực tế rằng cao độ bề mặt đo thế năng phản ứng với các nhân tố khác hơn là với những thay đổi lượng trữ Điều này rõ ràng nhất trong các điều kiện nước ngầm có

áp, khi những sự thay đổi của bề mặt đo thế năng có thể do, ví dụ, những thay đổi của tải trọng ở bề mặt đất hay từ những chấn động địa chấn Tuy nhiên, trong một số trường hợp, nước ngầm không áp có thể cũng bị ảnh hưởng Vì vậy, vào cuối thế kỷ

19, Baldwin Latham đã nhận ra rằng dòng chảy gốc trong đá phấn phía nam Luân

Đôn tỷ lệ thuận với sự giảm đột ngột của áp suất khí quyển, có lẽ bởi vì một sự tăng không đáng kể trong cao độ mặt nước ngầm, và tỷ lệ nghịch với một sự tăng áp suất khí quyển (Slichter, 1902) Cường độ của sự thay đổi mặt nước ngầm liên quan dường như là rất nhỏ

Các bản đồ biểu thị thay đổi theo không gian của mực nước qua một thời đoạn

có thể cung cấp những hiểu biết rõ có giá trị trong sự nạp lại và rút ra có liên quan Hình 5.7 minh hoạ một nguồn gốc đơn giản của sự phân bố thay đổi mực nước từ các bản đồ mực nước ban đầu và cuối cùng ở đây chỉ ra rằng ảnh hưởng của sự nạp vào

được xác định rõ ràng hơn bởi các đường cong đẳng trị trong bản đồ thay đổi mực nước ngầm so với sự so sánh trực quan của các đường đẳng trị mặt nước ngầm ban

đầu và cuối cùng Các bản đồ thay đổi mực nước ngầm có thể được sử dụng để tính toán những thay đổi trong thể tích bão hoà của một tầng ngậm nước không áp và nếu biết hệ số lượng trữ, thay đổi thực sự trong lượng trữ nước ngầm

Những thay đổi trữ lượng trong tầng ngậm nước có áp

Trong các điều kiện không áp, tính nén được của tầng ngậm nước hầu như là không đáng kể Ngược lại, trong các điều kiện có áp, tính nén và tính đàn hồi của tầng ngậm nước rất làm phức tạp bởi những quan hệ giữa những thay đổi trong mực đo thế năng và những thay đổi của trữ lượng nước ngầm

Trong một tầng ngậm nước có áp, tổng ứng suất tại một độ sâu cho trước được

tạo ra một phần của ứng suất hiệu dụng (tức là áp suất tại điểm tiếp xúc giữa các phần tử rắn riêng biệt, do trọng lượng của trầm tích nằm trên) và một phần của ứng suất không rõ rệt (là do áp suất của nước ngầm chứa trong không gian lỗ hổng của

tầng ngậm nước) ứng suất không rõ rệt đóng vai trò như nhau lên tất cả các mặt của phần tử rắn của chất nền tầng ngậm nước và ít có ảnh hưởng lên độ rỗng toàn bộ của

tầng ngậm nước Tuy nhiên, khi nước ngầm bị lấy ra từ tầng ngậm nước đó ứng suất không rõ rệt (áp suất nước lỗ hổng) bị giảm, gây nên tính chất cơ lý của tầng ngậm nước đặc biệt là độ rộng thây đổi không đáng kể và do đó giảm độ rỗng Ngược lại, khi xảy ra sự nạp vào cho tầng ngậm nước, ứng suất không rõ rệt bị tăng, gây nên một chút sự nén của nước lỗ hổng và một sự giảm ứng suất hiệu dụng mà được đi cùng bởi

sự mở rộng tầng ngậm nước và tăng độ rỗng Nói cách khác, sự nén tầng ngậm nước

đòi hỏi một sự tăng trong áp suất giữa các hạt bên trong tầng chứa nước và sự mở rộng tầng ngậm nước đòi hỏi giảm áp suất giữa các hạt (Domenico, 1972) Nếu tầng

ngậm nước có áp là hoàn toàn đàn hồi và mực nước ở chỗ nạp vào và rút ra không

thay đổi, cột nước đo thế năng nguyên thuỷ về cơ bản sẽ được hoàn trả lại khi sự rút

ra được theo sau bởi một lượng cân bằng của lượng nạp vào Tuy nhiên, không phải tất cả các tầng ngậm nước đều hoàn toàn đàn hồi và đặc biệt là trong các tầng ngậm nước có hàm lượng sét cao, đó có thể là một số sự kết chặt cố định và tổn thất của độ rỗng sau một thời đoạn của cột nước đo thế năng giảm mạnh

Hình 5.7 Sơ đồ minh họa nguồn gốc của một bản đồ thay đổi mặt nước ngầm

Thảo luận ở trước và sự xác định ban đầu của hệ số lượng trữ với ám chỉ rằng, với một sự thay đổi cho trước của mực đo thế năng, sự thay đổi của trữ lượng nước ngầm trong một tầng ngậm nước có áp sẽ là nhỏ so với trong một tầng ngậm nước không áp Hơn nữa, bất kỳ sự thay đổi nào của tải trọng trên một tầng ngậm nước có thể dẫn tới một giao động của bề mặt đo thế năng Những thay đổi như vậy của tải trọng có thể là do một vài nguyên nhân, bao gồm những thay đổi khí áp, thuỷ triều có thể thay đổi và tải trọng trọng lực và trong những hoàn cảnh nhất định, do sự xảy ra một trận động đất hay một vụ nổ hạt nhân Trong mỗi trường hợp trên chúng có thể cung cấp thông tin có giá trị về tính đàn hồi và các thuộc tính lượng trữ của tầng ngậm nước được đề cập tới

Với một sự vượt quá liên tục của sự rút nước ra so với sự nạp lại nước cho một tầng ngậm nước có áp, việc luôn tăng áp suất giữa các hạt sẽ dẫn tới sự nén tầng

ngậm nước mà cuối cùng có thể dẫn tới sự lún xuống của mặt đất nằm bên trên Khi xảy ra sự lún xuống như vậy thường là không đàn hồi và cố định Bề mặt đất đã bị lún xuống 10 m ở các nước như Mexico, Nhật Bản và Hoa Kỳ (ví dụ Johnson, 1991)

Sự lún xuống 2-4 m đã xảy ra ở Osaka và Tokyo (Nhật Bản), Houston-Galveston ở Texas và thung lũng Santa Clara, California (Domenico và Schwartz, 1990) và ít hơn nhưng vẫn lún đáng kể ở nhiều vùng khác, như Venice (Carbognin và Gatto, 1986), Bangkok (Bergado và những người khác, 1986), và Thượng Hải (Guangxial và Yiaoqi, 1986) Lượng sụt lún ở một vị trí bất kỳ phụ thuộc vào thạch học dưới mặt đất, độ dày của các vật liệu có khả năng nén và các đặc trưng lượng trữ của chúng, cũng như phụ thuộc vào cường độ và khoảng thời gian của sự suy giảm cột nước Hầu như tất cả những vùng chính đang chịu đựng sự sụt lún đều do sự rút nước ngầm ra được làm cơ

sở của những chìm lắng vật liệu trẻ, ít được củng có với độ rỗng cao Nhiều sự sụt lún xảy ra do sự nén của những tầng không thấm như đất sét (Poland, 1984) Do đó không có gì là ngạc nhiên khi mối quan hệ giữa tổn thất cột nước và sự sụt lún là phức tạp, với những ví dụ chính suất hiện rơi vào hai loại được xác định rõ ràng trong

đó tỉ lệ sụt lún trên tổn thất cột nước thì hoặc nhỏ hơn 1:10 hoặc lớn hơn 1:40 (Domenico và Schwartz, 1990)

Bề mặt đo thế năng trong một tầng ngậm nước có áp thường phẳng hơn bề mặt mặt nước ngầm trong một tầng ngậm nước không áp bởi vì những thay đổi địa phương trong cột nước được truyền nhanh hơn như một sóng nạp vào hay rút ra Tuy nhiên, những bản độ thay đổi mặt đo thế năng được sử dụng một cách cẩn thận có thể cung cấp thông tin hữu ích về những thay đổi lượng trữ trong các tầng ngậm nước có

áp

5.5 Sự chuyển động của nước ngầm

Nước ngầm đóng vai trò chủ động trong chu trình thuỷ văn chuyển động một cách liên tục hơn hay ít liên tục hơn từ các vùng nạp vào tới các vùng thoát ra Một số

sự chuyển động nước ngầm là tương ứng với một độ dốc về mặt hoá học hay điện tích

Ví dụ, nước ngầm chuyển động từ những chỗ hoà tan chất lỏng lỗ hổng loãng tới những chỗ tập trung hơn, đặc biệt là trong đất sét, mà dẫn tới những đặc trưng thấm lọc biểu kiến phù hợp với của các màng bán thấm Chuyển động nước ngầm bị điều khiển bằng thấm lọc có thể đóng một vai trò quan trọng ở một số lưu vực khô hạn và bán khô hạn Tuy nhiên, trong một số trường hợp có bằng chứng rõ ràng rằng chuyển

động nước ngầm do một độ dốc nồng độ hoà tan không phải luôn luôn từ chỗ loãng tới chỗ đặc Trong những trường hợp như vậy lực điều khiển dường như là tồn tại điện trường hơn là độ dốc nồng độ, một quá trình mà có hiệu quả hơn trong các vật liệu có

đất sét (Olsen và những người khác 1989)

Tuy nhiên, phần lớn sự chuyển động nước ngầm là do gradient thủy lực chiếm

ưu thế và đó là loại chuyển động mà phần còn lại của chương này tập trung vào nghiên cứu Mối quan tâm về mặt thuỷ văn được đề cập với cả tốc độ và hướng của chuyển động nước ngầm Tốc độ dòng chảy nước ngầm là rất chậm so với tốc độ của nước mặt và cũng rất dễ thay đổi Ví dụ, tốc độ chuyển động nước ngầm qua địa tầng

có khả năng thấm ở Anh thay đổi trong phạm vi từ thấp bằng một phần nhỏ của một

mm trên một ngày trong một số các đá dễ thấm qua hạt mịn và chỉ bằng 5500 m/ngày qua đá phấn nứt nẻ (Buchan, 1965)

Hướng của chuyển động nước ngầm cũng thay đổi tương tự vì, giống như nước mặt, nước ngầm có xu thế đi theo đường sức cản nhỏ nhất Do đó những điều kiện khác đang cân bằng, dòng chảy có xu thế tập trung vào những vùng mà các khe nứt lớn hơn và kết nối tốt hơn Vấn đề của các nhà thuỷ văn là xác định những vùng, thường từ thông tin địa lý ít ỏi khác Những phân tích lý thuyết thường giả thiết những điều kiện lý tưởng và bị đơn giản hoá đi rất nhiều và những kết quả của chúng khó có thể được áp dụng trong các điều kiện thực tế Ví dụ, thường giả thiết rằng các tầng ngậm nước là đồng nhất và đẳng hướng và hệ thống dòng chảy nước ngầm là hoàn chỉnh hơn hoặc ít hơn và độc lập Ví dụ, được bao quanh bởi các đáy không thấm Tuy nhiên trong hầu hết các tình huống thực tế, hệ thống dòng chảy được bao quanh bởi các đáy bán thấm hơn là bởi các đáy hoàn toàn không thấm, vì thế những

hệ thống rất phức tạp và phổ biến của dòng chảy nước ngầm khu vực được xây dựng Tuy nhiên, những giả thiết đơn giản hoá thường là hợp lý và hữu ích, mặc dù cần nhấn mạnh là những hệ thống dòng chảy nước ngầm “không điển hình” quan trọng

được tìm thấy trong các vùng đá vôi và đá núi lửa (đá bazan) vơi mà hầu hết dòng nước ngầm diễn ra qua những hệ thống đứt gãy (Legrand và Stringfield, 1973; Streltsova, 1976; Price, 1987; NERC, 1991)

Hướng và tốc độ của chuyển động nước ngầm trong một môi trường rỗng có thể

được tính từ gradient thuỷ lực chiếm ưu thế và độ dẫn thuỷ lực của vật liệu chứa nước, sử dụng phương trình Darcy

5.5.1 Định luật Darcy

Hầu hết chuyển động nước ngầm diễn ra trong các khe nứt nhỏ vì thế sức cản dòng chảy được tạo ra bởi bản thân vật liệu của tầng ngậm nước có thể là đáng kể

Như một hệ quả dòng chảy là chảy tầng, tức là các phần tử chất lỏng lần lượt theo

cùng một đường dẫn hay đường dòng và không xáo trộn với các phần tử khác trong các đường dòng lân cận Khi vận tốc dòng chảy tăng, đặc biệt là trong vật liệu có độ rỗng lớn, sự xảy ra của các xoáy rối làm tiêu hao năng lượng động học và có ý nghĩa rằng gradient thuỷ lực trở nên ít hiệu quả trong việc gây ra dòng chảy Trong các khe nứt rất lớn, như các khe nứt tìm thấy trong nhiều vùng đá vôi và núi lửa, dòng chảy nước ngầm hầu như giống với dòng rối của nước mặt

Định luật biểu thị mối quan hệ giữa mao dẫn hay dòng chảy tầng và gradient thuỷ lực đã được Poiseuille (1846) đề suất và thực ra là một trường hợp riêng của

định luật Darcy (Hubbert, 1956) Sau đó, Darcy (1856) đã khẳng định sự áp dụng của

định luật này cho chuyển động của nước ngầm qua các vật liệu tự nhiên, với các nhà thuỷ văn, định luật này có từ khi gắn liền với tên của ông

Hình 5.8 Sơ đồ chỉ ra cột nước cao độ (z), cột nước áp suất ( ) và cột nước tổng cộng (h) cho một điểm đo

đạc trong trường dòng chảy nước ngầm

Định luật Darcy cho dòng bão hoà có thể được viết bằng:



 (5.2)

Trong đó v được gọi là “vận tốc vĩ mô” của nước ngầm (m/ngày) Trong thực tế

đây không phải là vận tốc mà là một “mật độ dòng thể tích”, tức là một thể tích dòng chảy (m3) qua một diện tích mặt cắt ngang (m2) mà chứa cả các khe nứt và chất nền rắn K là độ dẫn thuỷ lực bão hoà và h/llà gradient thuỷ lực biểu thị sự thay đổi trong cột nước thuỷ lực (h) với khoảng cách dọc theo hướng dòng chảy (l) Do đó K cũng là một mật độ dòng thể tích trên một đơn vị gradient thuỷ lực (khi gradient thuỷ lực được đặt ở đó) Dấu trừ ngụ ý rằng dòng chảy là theo hướng giảm cột nước Hai thành phần chính đóng góp cho cột nước thuỷ lực tổng cộng (mà tương đương với cao

độ của bề mặt đo thế năng) tại một điểm cho trước trong hệ thống dòng chảy nước ngầm Đó là: (i) áp suất nước lỗ hổng tại điểm đó, ví dụ như được đo đạc trong một áp

kế, mà xác định cột nước áp suất, và (ii) cao độ trên mực nước biển, hay một số mốc tính toán đã lựa chọn, mà xác định cột nước cao độ Cột nước tổng cộng (h) do đó được

xác định bằng:

h z (5.3)

Trong đó là cột áp suất và z là cột nước cao độ trên một mốc tính toán đã lựa chọn (Hình 5.8) Cả áp suất và cao độ đều là các dạng của năng lượng thế năng, một

có được bởi tác dụng của trạng thái và một bởi tác dụng của vị trí Năng lượng động học, thành phần năng lượng khác của dòng chất lỏng, được bỏ qua vì dòng nước ngầm

là rất chậm Cột nước tổng cộng có thể được chuyển sang năng lượng thế năng () bởi việc áp dụng hằng số trọng trường vì thế:

  gh

hay  p g (5.4)

Trong đó là thế năng áp suất và p  là thế năng cao độ Sử dụng ký hiệu này, g

định luật Darcy phát biểu rằng nước sẽ chuyển động từ một vị trí mà năng lượng thế

năng cao hơn tới vị trí mà năng lượng thế năng thấp hơn Định đề này có thể áp dụng cả cho các điều kiện không bão hoà hay đã bão hoà, như được chỉ ra trong chương 6

Độ dẫn thuỷ lực, K, trong phương trình Darcy biểu thị cho các đặc trưng của cả môi trường rỗng và chất lỏng Điều này hầu như là đồng nghĩa với thuật ngữ hệ số

khả năng thấm trước đây Nó không nên bị nhầm lẫn với khả năng thấm ở bên trong hay khả năng thấm riêng Hệ số thấm k chỉ phụ thuộc vào các đặc trưng của bản

thân môi trường lỗ rỗng Như đã chỉ ra trong giải thích phương trình 5.2, phương

trình Darcy chỉ cung cấp một giá trị vận tốc biểu kiến, vận tốc vĩ mô, qua diện tích

mặt cắt ngang của chất nền rắn và các khe nứt Rõ ràng, các vận tốc dòng chảy qua các khe nứt một mình sẽ cao hơn giá trị vĩ mô vì bản thân các khe nứt thay đổi về hình dạng, độ rộng và hướng, vận tốc thực trong đất hay đá có thể rất biến động Hơn nữa, do đặc tính uốn khúc của đường dẫn dòng của phần tử nước xung quanh và giữa các hạt trong tầng ngậm nước, khoảng cách thực đã di chuyển lớn hơn khoảng cách biểu kiến được cho bằng độ dài đo đạc của môi trường lỗ rỗng theo hướng trung bình

của dòng chảy Vì vậy tốc độ hiệu dụng của chuyển động nước ngầm qua các khe nứt

là bằng với mật độ dòng thể tích (vận tốc vĩ mô) chia cho độ rỗng hiệu dụng (Mục 5.4.1) Vì vậy, phương trình Darcy hoàn toàn chỉ có thể áp dụng cho những trường hợp trong đó mặt cắt ngang được xem là lớn hơn nhiều so với những kích thước của cấu trúc vi mô của nó một cách hợp lý nó có thể được xem là đồng nhất

Một nhân tố khác lầm phức tạp lĩnh vực ứng dụng của phương trình Darcy là độ dẫn thuỷ lực thì thường là không đẳng hướng lắm, đặc biệt là trong các đá đứt gãy và uốn nếp Hơn nữa, các vận tốc dòng chảy cực hạn có thể dẫn tới những độ lệch với

định luật Darcy ảnh hưởng của tính rối trong việc hiệu chỉnh mối quan hệ giữa gradient thuỷ lực và tốc độ dòng chảy cao đã được đề cập đến Tại mức cực hạn khác, một số nhà điều tra đã khẳng định rằng trong đất sét, với các lỗ hổng nhỏ và gradient thuỷ lực thấp, tốc độ dòng chảy rất chậm là nhỏ hơn số hạng gradient thuỷ lực (Miller

và Low, 1963; Swartzendruber, 1962) Có thể giải thích rằng phần lớn nước trong vật liệu như vậy bị giữ lại bởi các lực hút và có thể không linh động hơn và ít lưu động hơn nước gốc (Hillel, 1982)

Bất kể mối quan tâm về tính hợp lệ ngặt nghèo của nó (ví dụ Davis và những người khác, 1992), định luật Darcy cấu thành một sự diễn tả thích hợp về dòng chảy nước ngầm Nó có thể được áp dụng thành công cho hầu như tất cả các trường hợp thông thường của dòng chảy nước ngầm và có thể áp dụng như nhau cho cả các điều kiện có áp và không áp Việc hiểu biết về hầu hết các bài toán nước ngầm đòi hỏi thông tin không chỉ về vận tốc của chuyển động mà còn về vận tốc mà những nhiễu

động cột nước (ví dụ do một sự kiện địa chấn) được truyền đi Vận tốc này thường là nhanh gấp hàng trăm lần và là thành phần căn bình phương của độ phân tán thuỷ lực (a), được xác định bằng:

S

Kb

a  (5.5)

Trong đó K là độ dẫn thuỷ lực, b là bề dầy bão hoà của tầng ngậm nước và S là

hệ số lượng trữ (Mục 5.4.3, phần “Thay đổi lượng trữ”) Với các điều kiện có áp, tỷ số này do đó phụ thuộc không chỉ vào độ dẫn của vật liệu tầng ngậm nước mà còn vào thuộc tính đàn hồi của nó Bản thân định luật Darcy chỉ đủ để mô tả các điều kiện dòng chảy ổn định, vì thế với hầu hết các phạm vi ứng dụng nó phải được kết hợp với

định luật bảo toàn khối lượng (hay tính liên tục) để nhận được phương trình dòng chảy tổng quát hay, với các điều kiện bão hoà là phương trình Laplace Một lời giải trực tiếp phương trình liên tục cho các điều kiện dòng chảy nước ngầm nói chung là không thể vì thế cần sắp xếp lại cho xấp xỉ khác hay các phương pháp gián tiếp của phân tích, một số trong đó được đề cập tới trong Mục 5.5.4

5.5.2 Những nhân tố ảnh hưởng tới độ dẫn thuỷ lực

Điều cơ bản cho áp dụng định luật Darcy là một sự hiểu biết về độ dẫn thuỷ lực của môi trường bão hoà Các nhân tố ảnh hưởng tới độ dẫn thuỷ lực có thể được nhóm lại cho tiện lợi thành các nhân tố gắn liền với bản thân vật liệu giữ nước và những nhân tố gắn liền với nước ngầm như là một chất lỏng

Một điều quan trọng, mặc dù thường hay bỏ qua, đặc trưng tầng ngậm nước liên

quan tới tính chất hình học của không gian lỗ hổng mà qua đó diễn ra sự chuyển động của nước ngầm Có nhiều nghiên cứu đã sử dụng một các tiếp cận gián tiếp bởi đó tính chất hình học không gian lỗ hổng được liên hệ với các nhân tố như sự phân bố kích thước hạt trên giả thiết không luôn luôn thật lôgic rằng đó là một quan hệ có thể xác định giữa những thuộc tính này và sự phân bố kích thước hạt Một đặc trưng tầng ngậm nước khác liên quan tới tính chất hình học của bản thân các phần tử đá, đặc biệt là về khía cạnh, mà có thể có một ảnh hưởng quan trọng đối với tốc độ của dòng nước ngầm Cuối cùng, độ dẫn thuỷ lực và do đó dòng chảy nước ngầm có thể bị ảnh hưởng một cách đáng kể bởi các quá trình địa lý thứ cấp như đứt gãy và uốn nếp, mà

có thể làm tăng hay giảm chuyển động nước ngầm, trầm tích thứ cấp, mà sẽ có xu hướng giảm kích thước hiệu dụng của các khe nứt và dòng nước, và sự hoà tan thứ cấp trong đá chẳng hạn như đá vôi Thật vậy, Heath (1982) đã vẽ bản đồ 5 loại hệ thống dòng chảy nước ngầm ở Hoa Kỳ phần lớn là trên lưu vực mà trong đó độ rỗng bị

ảnh hưởng bởi các quá trình địa lý thứ cấp

Vùng đá phấn ở Anh cung cấp những ví dụ ở các quy mô khác nhau về ảnh hưởng của các đặc trưng tầng ngậm nước đối với chuyển động nước ngầm ở Đông Anglia, những vùng có tính truyền dẫn cao (sản phẩm của độ dẫn thuỷ lực và độ dày của tầng ngậm nước) có xu thế liên quan tới các thung lũng địa hình, mà đến lượt nó lại gắn liền với các cấu trúc uốn nếp hay đứt gãy, hay với việc tăng các khe nứt Trong lưu vực Luân Đôn, các vùng nếp lõm bị kết lại trong đá phấn đi đôi với tốc độ dòng chảy nước ngầm nhỏ so với các vùng nếp lồi có kế cấu mở (Ineson, 1963) Mặc dù các bản đồ về tính truyền dẫn thường dựa trên những kiểm tra giếng khoan hay các mô hình nước ngầm, Bracq và Delay (1997) đã chỉ ra rằng, ở miền Bắc nước Pháp, tính truyền dẫn cũng có thể liên quan tới những phá huỷ bề mặt của sườn dốc mà phản

ánh nếp đứt gãy theo chiều thẳng đứng nằm bên dưới trong tầng ngậm nước đá phấn Các nghiên cứu khác đã nhấn mạnh vai trò của các hệ thống nết đứt gãy trong việc xác định tốc độ và hướng của dòng chảy nước ngầm lớn nhất trong các tầng ngậm nước thay đổi trong phạm vi từ địa hình Caxtơ ở bán đảo Yucatan, Mexico (Steinich và Marin, 1997), tới đá granite ở Cornwall ở tây nam nước Anh (NERC, 1991) Khi phạm

vi đo đạc trong những đá như vậy tăng, ví dụ, từ những điều kiện cơ bản trong phòng thí nghiệm, thông qua những kiểm tra lỗ khoan trong lòng đất, tới dòng chảy nước ngầm lưu vực mở rộng, thường có một sự gia tăng trong độ dẫn thuỷ lực quan trắc (ví

dụ Garven, 1958) Điều này là do sự hợp nhất vào trong mẫu đo đạc của các hệ thống nếp đứt gãy lớn hơn và phạm vi rộng hơn (xem Mục 5.6 và Hình 9.2)