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

134

Chơng 5
Nớc Ngầm
5.1. Giới thiệu và các định nghĩa
Hầu hết giáng thuỷ mà đạt tới đợc bề mặt nớc ngầm bị hấp thụ bởi các lớp
đất trên mặt. Phần còn lại, một khi sự tích trữ ở chỗ lõm xuống nào đợc lấp đầy, sẽ
chảy tràn trên mặt nh dòng chảy tràn chảy tới các lòng dẫn sông suối một cách khá
nhanh. Nớc thấm vào trong đất có thể sau đó bị bốc hơi, hoặc chảy ra hai bên bờ
sông gần tới bề mặt nh dòng chảy sát mặt. Một phần nớc có thể thấm dới tác dụng
của trọng lực tới khối nớc ngầm.
Phần biểu đồ thấm của lãnh thổ một thung lũng sông trong Hình 5.1(a) thể
hiện 4 đới chính trong đó nớc dới đất đã đợc phân loại theo cách truyền thống.
Giáng thuỷ đi vào
đới thổ nhỡng
tại bề mặt đất và di chuyển xuống phía dới tới
mặt nớc ngầm đánh dấu bề mặt bên trên của
đới bão hoà
. Ngay trên mặt nớc ngầm
là
viền mao dẫn
trong đó hầu hết tất cả các lỗ hổng bị lấp đầy nớc. Giữa lớp này và
đới thổ nhỡng là
đới trung gian
, trong đó sự di chuyển của nớc chủ yếu là hớng
xuống phía dới. Những đới này thay đổi giữa các phần khác nhau của một lu vực
sông. Trên các sờn thung lũng, nớc thoát từ đới thổ nhỡng 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 dới. Tuy nhiên, ở các vùng đồng bằng ngập lụt, lớp
mao dẫn thờng mở rộng vào trong đới thổ nhỡng hoặc thậm chí tới chính bề mặt
đất, tuỳ thuộc vào độ sâu của mặt nớc ngầm và độ cao của lớp mao dẫn. Mặc dù tiện

lợi nh một sự giới thiệu, sự phân loại này có xu hớng không làm rõ nghĩa thực tế
rằng nớc dới mặt về bản chất là một hệ thống động lực. Cũng nh thay đổi theo
không gian bên trong một lu vực sông, những đới này cũng có thể thay đổi qua thời
gian, nh khi những dao động theo mùa của mặt nớc ngầm đi vào lớp mao dẫn bên
trên vào trong đới thổ nhỡng.
Nhiều phơng sách khác nhau đã đợc thông qua để làm sáng tỏ sự khác nhau
giữa nớc trong đất và nớc ngầm. Những phơng sách này đã giới hạn sự xem xét
của vấn đề nghiên cứu trớc khi tiến hành đo đạc nớc ngầm và độ sâu lớp đất chứa
những rễ thực vật (Shaw, 1994; Price, 1996). Tuy nhiên, nớc trong đất thờng đợc
định nghĩa nh nớc dới mặt trong đới thông khí, tức là đất cha bão hoà và các lớp
dới đất nằm bên trên mặt nớc ngầm. Nớc ngầm đợc định nghĩa nh nớc dới
mặt trong các đất đá đã bão hoà hoàn toàn. Sự khác biệt giữa các điều kiện bão hoà
và cha bão hoà là một điều quan trọng. Trong đới bão hoà, các không gian lỗ hổng
hầu nh hoàn toàn bị lấp đầy nớc và áp suất của nớc là bằng hoặc lớn hơn áp suất
khí quyển. Trong đới thông khí, các không gian lỗ hổng chứa cả nớc và không khí và
áp suất nớc là nhỏ hơn áp suất khí quyển.
135


Hình 5.1 Nớc dới đất: (a) các tầng chính mà trong đó nớc dới đất đợc phân loại theo cách truyền thống;
(b) những mối quan hệ giữa các tầng ngậm nớc không áp, thẩm thấu và có áp. Chú ý rằng các mực thế năng,
nh đợc 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
nớc dới 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 nớc bị hấp thụ, giữ lại hay chuyển
đi, hoặc xuống dới về phía mặt nớc ngầm hoặc lên trên về phía bề mặt đất mà từ đó
nó bị bay hơi. Những lần ma rơi kéo dài có cờng độ cao, bộ phận của đới thổ nhỡng
có thể trở thành bão hoà tạm thời mặc dù vẫn bị chia tách bởi các lớp không bão hoà
từ nớc ngầm chính bên dới. Tính tạm thời nh vậy, các mặt nớc ngầm trên cao có

thể dẫn tới có một lớp treo lơ lửng trong đất làm chậm lại sự thoát nớc của nớc
đang thấm qua, hay khi các lớp trên mặt của đất có khả năng ngấm chậm nh để dẫn
tới các điều kiện bão hoà. Những vùng thờng 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).
Nớc ngầm là kho chứa nớc ngọt có thể sử dụng đợc lớn nhất của trái đất và
trừ các tảng băng và các núi băng, nó đã đợc ớc lợng là chiếm khoảng 94% toàn bộ
nớc ngọt (xem Bảng 1.1). Bốn mơi phần trăm nớc ngầm đợc giữ bên trong 1 km
của lớp bề mặt đất. Kích thớc tuyệt đối của kho chứa nớc không thể trông thấy
136

đợc này thậm chí đợc minh hoạ ấn tợng hơn bởi việc chuyển đổi nó thành một
lợng giáng thuỷ tơng đơng. Nếu đợc phân bố đều trên toàn bộ bề mặt địa cầu,
nớc ngầm có thể đạt tới một độ sâu 19.6 m. Nh 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 lợng giáng thuỷ trung
bình hàng năm là bằng 0.75 m. Trong thực tế sự phân bố của nó là khá biến động
nh, ví dụ, ở Hoa Kỳ nơi mà toàn bộ không gian lỗ hổng bị nớc, khí gas và xăng dầu
chiếm giữ thay đổi trong phạm vi từ 3 m ở dới cao nguyên Piedmont tới khoảng 2500
m ở dới châu thổ Mississippi (Heath,1983). Vai trò của nớc ngầm nh một nhân tố
điều khiển khổng lồ trong chu trình thuỷ văn có thể đợc 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.
Nớc ngầm duy trì dòng chảy sông ngòi trong suốt các thời kỳ thời tiết khô hạn và là
một nguồn nớc 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 nớc có thể
thấm xuống dới sâu, tuy nhiên có thể có những sự dự trữ nớc ngầm lớn mà là kết
quả của sự ngấm trong các thời kỳ ma trớc đây. Ví dụ, có những sự dự trữ nớc
ngầm khổng lồ, tơng đơng với hơn 5

10
5

km
3
nớc, ở vùng sa mạc Sahara.
Mặc dù đã có nhiều sự tranh cãi trong quá khứ về nguồn gốc của nớc ngầm,
giờ đây rõ ràng rằng hầu hết toàn bộ nó là nh sao băng, tức là đợc lấy từ hơi ẩm khí
quyển đợc ngng tụ mà đã thấm xuống dới qua đới thông khí. Chỉ những lợng nhỏ
nớc ngầm đợc bắt nguồn từ nớc bẩm sinh, mà có nguồn gốc nh nớc 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 tởng trong thuỷ văn nớc ngầm đã đợc Back và Herman cung
cấp (1997) và bởi Narasimhan (1998).
5.2. Cơ sở địa chất
Các lớp đá hay các trầm tích không vững chắc mà chứa vật chất đã hoà tan đủ
để sản xuất ra những lợng nớc đáng kể đợc biết đến nh những tầng ngậm nớc
và sự hình thành nớc ngầm rất ít có thể do nớc thấm qua và truyền nớc chậm
chạp hơn ở các tầng ngậm nớc liền kề thờng đợc biết đến nh là các tầng không
thấm. Các thuật ngữ này là mơ hồ và ám chỉ những đặc trng tơng đối hơn là tuyệt
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 nhng nếu đợc liên thông các lớp với các đáy sét ít khả
năng thấm hơn, bùn sẽ là một tầng ngậm nớc. Hầu hết các tầng ngậm nớc chính
đợc làm thành từ các lắng đọng trầm tích đợc 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. Ngợc lại, các đá núi lửa và
đá biến chất, hình thành dới 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 nớc thấp.
Giới hạn bên dới của nớc ngầm xảy ra ở một độ sâu mà các khe nứt rất ít và
rất nhỏ đến mức mà những chuyển động xuống dới xa hơn nữa gần nh là không thể.
Biên nớc ngầm này thờng đợc hình thành bởi một địa tầng đá rất đặc, nh là sét,
đá phiến hay đá granite, hoặc bởi lớp bên trên của đá mẹ nơi mà khối nớc 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 lợng của các đá nằm bên trên,
có ý nghĩa rằng một độ sâu cuối cùng đợc đạt tới mà ở đó những khe nứt đã bị giảm

cả về kích thớc lẫn số lợng rất nhiều đến mức mà sự chuyển động nớc xa hơn nữa
hầu nh bị ngăn cản. Độ sâu mà tại đó điều này xảy ra sẽ phụ thuộc vào đặc tính của
137

đá ngậm nớc và trong đá granite đặc sẽ nông hơn là trong một đá cát nhiều lỗ rỗng.
Tuy nhiên, số các khe nứt có xu hớng chung là giảm theo độ sâu và bên dới khoảng
10 km toàn bộ các đá có lẽ là, trong thực tế, đợc xem nh không thể thấm qua (Price,
1985).
5.3. Các tầng ngậm nớc có áp và không áp
Biên trên cùng của đới bão hoà thay đổi tuỳ theo lợng nớc ngầm là có áp hay
không áp (xem Hình 5.1(b)). Trong trờng hợp
nớc ngầm không áp
, biên này thờng
đợc xem nh
mặt nớc ngầm
, đợc xác định là mực nớc mà áp suất nớc lỗ hổng
bằng với áp suất khí quyển.
Mặt nớc ngầm có xu hớng theo sau các đờng đẳng trị của bề mặt đất nằm
bên trên, mặc dù nó có dạng uyển chuyển hơn. Giả sử một lợng tơng tự của sự
thấm xuống từ ma rơi trên cả đất cao và thấp, cờng độ sự giảm nhẹ của mặt nớc
ngầm phụ thuộc phần lớn vào kết cấu vật chất có trong đới bão hoà. Trong trờng hợp
của đá kết cấu rất mở, sự chuyển động nớc ngầm sẽ là rất nhanh đến mức mà nớc
sẽ vẫn thoát về phía các thung lũng từ bên dới nớc ngầm cao hơn khi có sự bổ xung
từ giáng thuỷ kế tiếp diễn ra, vì thế độ cao của nó đợc tích luỹ bên dới các vùng
sâu. Xu hớng này đợc phóng đại bởi thực tế rằng sự giáng thuỷ thờng tăng sự
ngấm xuống đất.
Nớc ngầm trên cao biểu thị một trờng hợp đặc biệt của nớc ngầm treo,
không áp trong đó đáy không thấm hoặc bán thấm nằm bên dới không liên tục trên
một vùng thật lớn và đợc đặt vị trí ở một số vùng cao bên trên khối nớc ngầm
chính. Nớc ngầm treo thờng 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 nớc
ngầm không áp đầu tiên đợc bắt gặp trong việc khoan một lỗ khoan vào trong lòng
đất ta bắt gặp nớc ngầm đợc đặt trên cao này. Nh đã chỉ ra trớc đây, nớc thấm
qua đới thông khí sau trận ma rơi lớn cũng có thể đợc xem nh một khối nớc
ngầm treo trên cao tạm thời (cũng xem những thảo luận về nớc sát mặt trong các
Chơng 6 và 7).
Biên trên của một khối nớc ngầm có áp đợc hình thành bởi một đáy ít khả
năng thấm hơn nằm bên trên (xem Hình 5.1(b)). Sự khác biệt giữa nớc ngầm có áp và
không áp thờng đợc làm bởi sự chênh lệch thuỷ lực giữa dòng nớc có áp và dòng tự
do, nớc 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 nớc có áp có một
vùng không áp mà qua đó sự cung cấp nớc ngầm diễn ra do thấm qua và thẩm thấu
và trong đó một mặt nớc ngầm, nh 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
chớng ngại thực sự cho sự chuyển động nớc ngầm vì rằng thờng có một số sự trao
đổi và do đó một độ cấp nớc của độ dẫn thuỷ lực, giữa nớc ngầm có áp bên dới đáy
có áp và nớc ngầm không áp bên trên nó. Thực vậy, sự chú ý đã đợc vẽ ra cho cảm
nhận tơng đối trong đó những thuật ngữ nh tầng ngậm nớc và tầng không thấm
phải đợc sử dụng và thực tế rằng một khối đá hình thành một tầng không thấm
trong trờng hợp này lại có thể hình thành một tầng ngậm nớc trong trờng hợp
khác.
Từ mặt nớc ngầm trong vùng nớc ngầm không áp, qua đó sự thấm nớc diễn
138

ra, đợc đặt vị trí ở một cao độ cao hơn vùng nớc ngầm có áp của tầng ngậm nớc,
theo đó nớc ngầm ở vùng sau thì dới một áp suất tơng đơng với chênh lệch mực
thuỷ tĩnh giữa hai lớp. Nếu áp suất đợc giải phóng một cách cục bộ, nh bởi sự hạ
thấp một giếng vào trong tầng ngậm nớc có áp, mực nớc theo lý thuyết sẽ giâng lên
trong giếng tới độ cao của cột nớc thuỷ tĩnh, tức là độ cao của mặt nớc ngầm trong
vùng cấp nớc trừ đi độ cao tơng đơng của tổn thất năng lợng dẫn đến từ sự ma

sát giữa nớc ngầm chuyển động và nền rắn của tầng ngậm nớc giữa điểm nạp vào
và điểm lấy nớc ra. Bề mặt tởng tợng mà nớc giâng tới đó trong các giếng khoan
các tầng ngậm nớc có áp đợc gọi là
bề mặt đo thế năng của nớc
(Lohman, 1972;
Freeze và Cherry, 1979). Thuật ngữ này đã đợc thay thế các tên gọi ban đầu, chẳng
hạn nh bề mặt đo áp suất và có thể đợc áp dụng cho cả tầng ngậm nớc có áp và
không áp. Trong thực tế, cao độ của bề mặt đo thế năng đợc 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
trờng hợp nớc ngầm không áp ở các điều kiện trạng thái ổn định, tức là khi không
có dòng chảy, mặt nớc ngầm và mặt đô thế năng xuất hiện ở cùng một cao độ. Tuy
nhiên, trong nớc ngầm không hạn định đang chảy, các cao độ của mặt nớc ngầm và
mặt độ cao thế năng sẽ khác nhau, vì độ cong của các đờng dòng trong các hệ thống
nớc ngầm địa phơng.
Thuật ngữ
giếng phun
đã đợc sử dụng khác nhau trong các cách để mô tả
chính tầng ngậm nớc có áp, hay một giếng mà xuyên qua một tầng ngậm nớc có áp,
hay bắt kỳ giếng nào tạo ra nớc chảy một cách tự do lên trên mặt đất. Một số loại và
các điều kiện giếng phụ chảy tự do phổ biến nhất đợc tìm thấy ở các vùng địa tầng
trầm tích hơi uốn nếp chảng hạn nh vùng ở tỉnh Artois ở miền bắc nớc Pháp, lu
vực London ở Anh, hay các lu vực giếng phun lớn của trung đông Austrialia và đồng
bằng Great của Mỹ. Ban đầu các giếng trong hai lu vực cuối bắt gặp nớc 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 đợc tìm thấy trong các đá kết tinh nứt nẻ và đứt gãy, đặc biệt là nơi
mà chúng đợc phủ trên bởi các trầm tích trên mặt tơng 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 nh một kết quả của các điều khiển địa hình (Mục

5.5.4).
Việc phân loại nớc ngầm thành không áp, có áp, ở trên cao (nớc treo) có
xu hớng 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 nh không có ý nghĩa. Tuy nhiên,
những loại này đã đợc chấp nhận một cách rộng rãi trong tài liệu nghiên cứu và
đợc sử dụng trong chơng này nh một cấu trúc tiện lợi cho việc đảm bảo những
thảo luận về trữ lợng nớc ngầm và sự chuyển động nớc ngầm.
5.4. Trữ lợng nớc ngầm
Các tầng ngậm nớc có thể đợc xem nh những hồ chứa nhân tạo cho kho nớc
ngầm và nh các đờng ống cho sự chuyển động nớc ngầm. Bởi vì phần lớn nớc
ngầm chuyển động rất chậm và có thời gian c trú trong tầng ngậm nớc rất dài,
chức năng lu trữ thờng là rõ ràng hơn.Tuối của nớc trong một số tầng ngậm nớc
139

ở Anh và Libya, ví dụ đã đợc đánh giá là hơn 20000-30000 năm (Downing và những
ngời khác, 1977; Wright và những ngời khác, 1982) và ở trung Australia một số
nớc ngầm có thể là 1.4 triệu năm tuổi (Haberinehl, 1985). Rõ ràng sự xác định chính
xác tuổi nớc ngầm sẽ là quan trọng cho việc đánh giá cả tiềm năng tài nguyên của
khối nớc ngầm và cả tính chất có thể bị tổn thơng của nó do sự ô nhiễm (Andrews,
1991). Các phơng pháp xác định niên đại thờng đợc dựa trên sử dụng các loại chất
hoà tan bắt nguồn hoặc từ khí quyển hoặc từ bên dới bề mặt đất, ví dụ các khí hiếm
nh helium (He) và argon (Ag).
Mục này xem xét các đặc trng chính của kho chứa nớc ngầm, đặc biệt là các
đặc trng tầng ngậm nớc ảnh hởng tới nó, chẳng hạn nh độ rỗng và năng suất
khai thác riêng và sự giữ lại và các cơ chế của thay đổi lợng trữ trong cả tầng ngậm
nớc có áp và không áp.
5.4.1. Độ rỗng
Lợng nớc ngầm đợc lu trữ trong một vật chất đã bão hoà phụ thuộc vào
độ

rỗng
của nó. Độ rỗng này thờng đợc biển diễn bằng phần trăm của tổng thể tích đá
hay đất mà đợc biểu thị bởi các khe nứt của nó, hay các khoảng trống. Trong khi hầu
hết các khe nứt là các không gian giữa các hạt nhỏ một số là có nhiều hang động. Một
hiểu biết về đặc tính của những khe nứt này rõ ràng là cần thiết cho một sự tìm hiều
về lợng trữ và sự chuyển động của nớc ngầm, và một vài phơng pháp đã đợc đề
xuất để phân loại chúng. Sự phân loại đợc sử dụng thờng 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
, nh cái tên ám chỉ, đã đợc 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
thờng dẫn tới từ việc làm nguội macma nóng chảy, chúng có thể trong phạm vi kích
thớc 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, đợc mở rộng có lẽ bởi việc phong hoá và sự hoà
tan là phổ biến nhất. Các khe nứt nh vậy thờng đợc tìm thấy ở các đá kết tinh
cứng, già mà hầu nh không có độ rỗng giữa các hạt và vì thế đóng một vai trò chính
trong sự lu trữ và chuyển động của nớc ngầm ví dụ qua các vùng rộng lớn của châu
Phi, phía bắc Bắc Mỹ, phía bắc châu Âu và
ấ
n Độ. Một vấn đề với loại phân loại phát
sinh này của các khe nứt là các không gian giữa các hạt gốc thờng 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 nh
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 trờng 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 tơng đối cao). Thật là quan trọng để nhận ra rằng tất cả các khe nứt
đợc 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 đợc mở rộng bởi sự hoà tan và phong
hoá, phải đợc bao gồm nh một phần của tổng thể tích khe nứt. Điều này có những
hàm ý quan trọng cho kích thớc mẫu đợc sử dụng trong việc đo đạc độ rỗng và độ
140

dẫn thuỷ lực (xem Mục 5.5.2 và 5.6), vì mẫu càng lớn, càng thích hợp với khe nứt lớn,
chẳng hạn nh một khe nứt hay một nết đứt gãy. Đôi khi môi trờng 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 nh vậy không phải là bộ phận của
độ rỗng phát
sinh
, mà có thể đợc định nghĩa nh độ rỗng mà tại đó hoạt động lợng trữ và sự
chuyển động của nớc ngầm và do đó không đợc xem xét kỹ hơn nữa.
Trong các phân tích của các hệ thống tầng ngậm nớc thờng giả thiết rằng
tầng ngậm nớc là
đồng nhất
và
đẳng hớng.
Đó là các thuộc tính cố hữu của nớc
ngầm chẳng hạn nh độ rỗng, có giá trị nh nhau ở các vị trí khác nhau của tầng
ngậm nớc (tính đồng nhất) và theo các hớng khác nhau từ cùng một điểm (đẳng
hớng). 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 hớng u tiên của các phần tử và các vết đứt gãy (bất đẳng hớng).
Sự phân tầng trong hầu hết các trầm tích thờng 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 tơng 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 đợc gắn kết một phần,
(e) đợc hình thành bởi sự hòa tan dọc theo các chỗ nối và các mặt đáy trong các đá cacbon và f(f) đợc hình
thành bởi sự đứt gãy trong các đá cát kết. (theo Meinzer, 1923)

Độ rỗng của một môi trờng 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 thớc 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 tơng ứng trong sự so sánh với vật chất gồm các hạt kích thớc đồng nhất.
ả
nh hởng kết hợp của những nhân tố khác nhau này đợc 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 nh đá cát kết, đá phiến sét và đá vôi có độ rỗng thấp hơn đất và
các trầm tích cha trở nên chắc. Thoạt đầu có vẻ lạ là đất sét, thờng hình thành một
sự ngăn cản chuyển động của nớc, lại có một độ rỗng rất cao, trong khi các tầng
ngậm nớc tốt, nh 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 nớc một môi trờng bão hoà có
thể chứa, không có nghĩa là toàn bộ nớc đó sẽ thực sự sẵn sàng cho sự chuyển động
trong chu trình thuỷ văn. Phần nớc ngầm mà là lu động tiềm năng sẽ phụ thuộc
một phần vào các khe nứt đợc liên thông tốt bao nhiêu và một phần vào kích thớc
của các khe nứt và do đó, bởi sự liên quan tới các lực mà nớc đợc giữ trong chúng.
5.4.2. Năng suất riêng và sự giữ lại riêng
141

Độ rỗng xác định lợng nớc lớn nhất về mặt lý thuyết mà một tầng ngậm nớc
có thể giữ khi đợc bão hoà hoàn toàn. Trong thực tế, tuy nhiên, chỉ một phần của độ
rỗng này thực sự có sẵn để duy trì lu lợng nớc ngầm ở các chỗ thấm ra, hay chứa

trong các giếng. Phần này là
năng suất riêng
mà có thể đợc định nghĩa là thể tích
nớc mà có thể thoát ra tự do từ một đất đá bão hoà dới tác dụng của trọng lực, và
nó thờng đợc biểu diễn bằng phần trăm của tổng thể tích tầng ngậm nớc (không
chỉ không gian rỗng). Nó có thể đợc đo đạc bằng nhiều phơng pháp khác nhau, các
kiểm tra bơm giếng nói chung đa ra những kết quả thích hợp nhất (Todd, 1980) về
năng suất riêng của giếng. Thể tích nớc còn lại (cũng thờng biểu diễn bằng phần
trăm của tổng thể tích tầng ngậm nớc), mà đợc giữ lại bởi các lực ứng suất tiếp mặt
xung quanh các hạt riêng biệt và trong các ống mao dẫn, đợc xem nh
sự giữ lại
riêng
. Thuật ngữ này là tơng tự với khả năng nền mà đợc sử dụng khi nói tới
nớc trong đất (Mục 6.3.4) và tơng tự là mơ hồ theo cảm nhận rằng không có lợng
nớc cố định mà tại đó sự thoát nớc 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 nớc đợc đa ra bởi đá
phấn. Đây là một loại đá vôi rất mịn trong đó các kích thớc rỗng chất nền đặc trng
là nhỏ hơn 1

m và chỉ một phần rất nhỏ của nớc lỗ hổng có thể thoát ra tự do dới
tác dụng của trọng lực (Price và những ngời khác, 1976). Tại vị trí phía nam nớc
Anh, Wellings (1984a) đã tìm thấy rằng độ rỗng của đá phấn là khoảng 30%, những
năng suất riêng chỉ khoảng 1%. Một phần nớc 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 vợt quá 1000 kPa
đã đợc ghi nhận.
Mối quan hệ giữa các giá trị độ rỗng, năng suất riêng và sự giữ lại riêng cho
những loại vật chất cha nén chặt khác nhau điển hình đợc 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 thớc 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, nớc sẵn có dới

dạng năng suất riêng lại rất nhỏ.
5.4.3. Thay đổi lợng trữ
Độ rỗng, sự giữ lại riêng và năng suất riêng điều khiển khả năng của một tầng
ngậm nớc để lu trữ và duy trì nớc, nhng lợng nớc thực sự có mặt ở một thời
điểm nào đó phản ánh những thay đổi của lợng trữ mà đến lợt đợc xác định bởi
việc thay đổi cân bằng giữa sự nạp vào và sự tháo ra từ tầng ngậm nớc. Nếu sự nạp
vào trong suốt một thời khoảng cho trớc đúng bằng lợng tháo ra, lợng nớc trong
kho trữ sẽ vẫn không đổi; nếu sự nạp vào vợt hơn sự tháo ra, lợng trữ sẽ tăng trong
khi, nếu sự tháo ra lớn hơn sự nạp vào, lợng trữ sẽ giảm. Điều này có thể đợc biểu
diễn một cách tiện lợi dới dạng một phơng trình cân bằng nớc đơn giản:

dr
QQS
(5.1)
Trong đó
S

là sự thay đổi trữ lợng nớc ngầm,
r
Q
là sự nạp vào cho nớc
ngầm và
d
Q
là lợng tháo ra từ nớc ngầm. Một hiểu biết về các thành phần chính
của phơng trình cân bằng nớc ngầm thờng là một điều kiện tiên quyết của những
thử nghiệm thành công để khai thác nớc ngầm nh một nguồn tài nguyên.
142

Hình 5.3 Mối quan hệ giữa độ rỗng, năng suất riêng và sự giữ lại riêng cho các loại vật chất cha 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 nớc ngầm là:
- Sự thấm qua của giáng thuỷ ở bề mặt đất mà có thể dẫn tới nớc thoát bên
dới đới rễ cây và vì vậy trở thành sẵn có tiềm năng cho sự cung cấp nớc ngầm;
- Sự thấm qua đáy và các bờ của các khối nớc trên mặt nh các hồ, sông, đặc
biệt là ở những điều kiện khô hạn và bán khô hạn và thậm chí là các đại dơng;
- Sự lọt qua nớc ngầm và chảy vào trong từ các tầng không thấm và tầng ngậm
nớc liền kề;
- Sự cung cấp nớc nhân tạo từ thuỷ lợi, các hoạt động đang trải rộng, các giếng
phun và rỉ ra từ các cống và các đờng ống cấp nớc.
Các thành phần chính của sự thoát ra là:
- Sự bốc hơi, đặc biệt là trong các vùng nằm dới thấp mà ở đó mặt nớc ngầm
là gần với bề mặt đất;
- Sự tháo ra tự nhiên theo nghĩa của dòng chảy rò rỉ và thấm ra vào trong các
khối nớc trên mặt.
- Nớc ngầm thấm và chảy ra qua các tầng thấm nớc và vào trong các tầng
ngậm nớc liền kề; và
- Sự rút ra nhân tạo.
Lợng nớc đợc bổ xung cho một tầng ngậm nớc bởi một lợng bổ sung vào
nhất định (hoặc loại bỏ từ một tầng ngậm nớc bởi một lợng tháo ra nhất định) có
thể đợc biểu thị bằng
khả năng trữ
, hay
hệ số lợng trữ
của tầng ngậm nớc. Một
cách chính thức, hệ số này đợc định nghĩa là thể tích nớc mà một tầng ngậm nớc
lấy vào trong, hoặc giải phóng từ lợng trữ trên một đơn vị diện tích bề mặt của tầng
ngậm nớc trên một đơn vị thay đổi cột nớc. Điều này đợc minh hoạ đơn giản cho

một hình lăng trụ của tầng ngậm nớc không áp trong Hình 5.4(a). Khi mặt nớc
ngầm hạ xuống bằng 0.5 m trên diện tích mặt cắt ngang của hình lăng trụ bằng 10
m
2
nớc ngầm thoát ra từ 5 m
3
(5000000 cc) của đá. Nếu lợng nớc thoát ra là 50 l
(50000 cc) thì giá trị của hệ số lợng trữ không thứ nguyên là 50000/5000000 = 0.01.
Trong các điều kiện không áp hệ số lợng trữ tơng ứng với năng suất riêng (Mục
143

5.4.2), miễn là sự thoát ra trọng lực là đầy đủ, và nó thờng 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 ngợc nớc của tầng ngậm nớc xảy ra khi bề mặt đo thế năng dốc nghiêng. Để
thay thế thể tích nớc đợc 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 nớc và một sự mở rộng rất
nhỏ của nớc trong tầng ngậm nớc (xem Mục 5.4.3.2). Các hệ số lợng trữ của tầng
ngậm nớc có áp có xu hớng là nhỏ hơn đáng kể so với cho các tầng ngậm nớc
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 nớc có áp là lớn hơn nhiều so với thể tích tơng tự của sự nạp
lại hay thoát ra trong một tầng ngậm nớc không có áp.
Rõ ràng, có những khác biệt đáng kể giữa cơ chế của những thay đổi lợng trữ
trong các điều kiện có áp và không áp và những sự khác biệt này sẽ đợc thảo luận
sau đây.

Hình 5.4 Sơ đồ minh họa một số dạng cơ bản trong tính toán thay đổi lợng trữ trong các tầng ngậm nớc (a)
không áp và (b) có áp. Hình lăng trụ tầng ngậm nớc có diện tích mặt cắt ngang bằng 10m
2
và sự suy giảm

mặt nớc ngầm là 0.5m. (Theo sơ đồ của Tođ, 1980)
Những thay đổi lợng trữ trong các tầng ngậm nớc không áp.
Những thay đổi lợng trữ trong các điều kiện không áp tơng đối không phức
tạp và thờng đợc phản ánh một cách trực tiếp trong những sự thay đổi của mực
nớc ngầm. Khi lợng nạp vào vợt quá lợng rút ra, cao độ mặt nớc ngầm sẽ tăng
lên và khi lợng rút ra lớn hơn lợng nạp vào, mặt nớc ngầm sẽ hạ xuống. Lợng
nạp vào và lợng rút ra từ cùng hệ thống nớc ngầm thờng xảy ra đồng thời, vì thế
những dao động mực nớc ngầm phản ánh thay đổi thực của lợng trữ do sự tơng
tác của hai thành phần này. Nghiên cứu và sự làm sáng tỏ về những dao động mặt
nớc ngầm là một phần không thể thiếu của nghiên cứu về lợng trữ nớc ngầm.
144


Hình 5.5 Đồ thị thủy văn của các dao động mực nớc ngầm trong tầng ngậm nớc đá phấn của miền nam
nớc 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 ma rơi
quá thấm) và sự tăng lên của nớc ngầm do hệ quả tăng cao độ mặt nớc ngầm phụ
thuộc vào các điều kiện trong đới thông khí. Đặc biệt quan trọng là lợng nớc và độ
dẫn thuỷ lực và kích thớc cũng nh sự phân bố của các khe nứt. Dờng nh những
sự kiện vợt thấm tơng tự tại mặt đất có thể dẫn tới trong những phản ứng mặt
nớc ngầm rất khác nhau. Ví dụ, phản ứng nhanh của cao độ mặt nớc ngầm đối với
giáng thuỷ, khi lợng nớc trong đất cao, hầu nh chắc chắn do
dòng chảy chuyển đổi

(Hewlett và Hibbert, 1967). Đây là một quá trình thay thế mà đảm bảo rằng nớc bổ
xung cho mặt nớc ngầm trong suốt trận ma không phải là ma rơi mới mà rõ
ràng là ma rơi đợc lu trữ mà đã bị thay thế xuống phía dới bởi các lợt kế tiếp
của sự thấm qua (xem Mục 7.4). Dòng chảy chuyển đổi có ý nghĩa rằng mặt nớc
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 dới rất nhỏ. Nó không ảnh hởng

trong các điều kiện khô hạn hơn, khi tính liên tục cần thiết của nớc khe nứt, từ mặt
đất tới mặt nớc ngầm bị phá vỡ. Những nghiên cứu dấu tích đã chứng tỏ rằng sự
thấm qua đới thông khí thợng bị thay đổi theo không gian và nớc có thể chuyển
động u tiên theo những đờng dòng dễ dàng hơn chẳng hạn nh những khe nứt lớn
và các đờng 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 nh phân bón, thuốc trừ sâu và các vi khuẩn bỏ qua sự lọc và làm sạch môi
trờng của đất và đợc chuyển trực tiếp tới nớc ngầm.
Những dao động theo mùa của mặt nớc ngầm
Những dao động theo mùa của mặt nớc ngầm phản ánh khi chúng thực sự thay
đổi theo mùa trong lợng trữ và trong khả năng sẵn có nớc, thờng là có ý nghĩa
thuỷ văn đáng kể. Trong nhiều vùng, gồm miền Tây Âu, cao độ mặt nớc 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 đợc xem nh bắt đầu vào tháng 10 và kết thúc vào tháng 9. Cao
độ mặt nớc ngầm trong một tầng ngậm nớc đá phấn (đá thạch cao) ở phía nam
nớc 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 nớc ngầm đợc xác định theo khí hậu chuẩn có thể bị
sửa đổi đáng kể bởi các yếu tố nhân tạo chẳng hạn nh tới và tiêu nớc.
145


Hình 5.6 Sự suy giảm ổn định của mực nớc ngầm ở London và Birmingham do khai thác nớc ngầm quá
mức. Các mực nớc đã đợc phục hồi lại trong những năm gần đây chủ yếu bởi việc giảm khai thác nớc 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 nớc ngầm. Những dao động này chủ yếu liên quan
tới những thay đổi nhiều năm của ma rơi (xem Mục 2.5.3) nhng có thể cũng do
thay đổi dạng khai thác nớc 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 lu vực
nớc ngầm chính, đặc biệt là ở những vùng lợng ma thấp. Thậm chí ở Châu Âu sự
suy kiệt nớc ngầm lớn đã đợc quan trắc xung quanh Kharkov (Ukraine), Lille
(Pháp) và ở lu vực Ruhr (Đức) (Arnold và Willems, 1996).
ở
lu vực Luân Đôn
(Anh), sự khai thác nớc ngầm liên tục từ những năm 1820 đã gây nên một sự suy
giảm ổn định độ cao mặt nớc ngầm cho tới những năm 1960. Sau đó, một sự tăng
mực nớc lên do giảm khai thác cho công nghiệp và do tăng lợng thấm đợc tăng lên
từ mạng lới cung cấp nớc chính (Mash và Davies, 1983) (Hình 5.6).
ở
vùng khác
của nớc Anh sự giảm dòng chảy sông suối phổ biến do khai thác nớc ngầm vợt quá
từ các tầng ngậm nớc nh đá phấn trải dài từ Yorkshire tới vùng bờ biển phía nam.
Trong nhiều vùng trên khắp thế giới sự khai thác nớc ngầm đã dẫn tới sự xâm nhập
của nớc với chất lợng thấp hơn, mặn, nớc ngầm từ các tầng ngậm nớc liền kề hay
bởi lợng nớc thấm từ các đại dơng vào trong tầng ngậm nớc ven bờ (Mục 5.5.8).
Những giao động ngắn hạn của cao độ mặt nớc ngầm
Những giao động ngắn hạn của cao độ mặt nớc ngầm thờng trên một quy mô
nhỏ hơn, ít quan trọng hơn trong việc giải thích những thay đổi lợng trữ nhng có
thể cung cấp thông tin địa lý thuỷ văn hữu ích trong các trờng 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 nớc ngầm gắn liền với những chuyển động thuỷ triều vì nếu mặt nớc biển thay
đổi với một chuyển động điều hoà đơn giản, một chuỗi sóng hình sin đợc truyền vào
trong đất liền từ sự trồi lên bề mặt dới biển của một tầng ngậm nớc (Todd, 1980).
146

Những điều tra về hiện tợng này đã chứng tỏ rằng những giao động nớc 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 nớc ngầm có thể chuyển động qua tầng ngậm nớc. Tại những vùng
đáy thung lũng, lợng nớc ngầm thoát đi do bốc hơi trong phần nóng nhất của ngày
có thể vợt quá tốc độ mà tại đó diễn ra dòng chảy vào nớc ngầm từ các vùng cao
hơn xung quanh, nh một hệ quả, mặt nớc ngầm hạ xuống. Vào buổi tối và đêm, tốc
độ bốc hơi giảm đi rất nhiều và nó sẽ nhỏ hơn dòng vào nớc ngầm, vì thế cao độ mặt
nớc ngầm sẽ hồi phục lại. Nhịp điệu ngày đêm có quy tắc này có thể đợc duy trì
trong phần lớn mùa hè, mặc dù nó sẽ bị gián đoạn bởi những thời kỳ ma rơi và giảm
sự bốc hơi. Nếu mỗi sự rút xuống hàng ngày lớn hơn sự hồi phục lại sau đó, cao độ
mặt nớc ngầm sẽ giảm dần dần cho tới khi đạt tới một độ sâu mà tại đó sự dâng lên
mao dẫn của nớc sẽ không thể thoả mãn nhu cầu bốc hơi tại bề mặt đất (xem Mục
6.4.4).
Mối quan hệ giữa lợng 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 lợng trữ. Điều này rõ ràng nhất trong các điều kiện nớc 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
trờng hợp, nớc ngầm không áp có thể cũng bị ảnh hởng. 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 nớc ngầm, và tỷ lệ nghịch với một sự tăng áp suất
khí quyển (Slichter, 1902). Cờng độ của sự thay đổi mặt nớc ngầm liên quan dờng
nh là rất nhỏ.
Các bản đồ biểu thị thay đổi theo không gian của mực nớc 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 nớc từ các
bản đồ mực nớc ban đầu và cuối cùng.

ở
đây chỉ ra rằng ảnh hởng của sự nạp vào
đợc xác định rõ ràng hơn bởi các đờng cong đẳng trị trong bản đồ thay đổi mực
nớc ngầm so với sự so sánh trực quan của các đờng đẳng trị mặt nớc ngầm ban
đầu và cuối cùng. Các bản đồ thay đổi mực nớc ngầm có thể đợc sử dụng để tính
toán những thay đổi trong thể tích bão hoà của một tầng ngậm nớc không áp và nếu
biết hệ số lợng trữ, thay đổi thực sự trong lợng trữ nớc ngầm.
Những thay đổi trữ lợng trong tầng ngậm nớc có áp.
Trong các điều kiện không áp, tính nén đợc của tầng ngậm nớc hầu nh là
không đáng kể. Ngợc lại, trong các điều kiện có áp, tính nén và tính đàn hồi của tầng
ngậm nớc rất làm phức tạp bởi những quan hệ giữa những thay đổi trong mực đo thế
năng và những thay đổi của trữ lợng nớc ngầm.
Trong một tầng ngậm nớc có áp, tổng ứng suất tại một độ sâu cho trớc đợc
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 lợng của trầm tích nằm trên) và một phần của
ứng
suất không rõ rệt
(là do áp suất của nớc ngầm chứa trong không gian lỗ hổng của
tầng ngậm nớc).
ứ
ng suất không rõ rệt đóng vai trò nh nhau lên tất cả các mặt của
phần tử rắn của chất nền tầng ngậm nớc và ít có ảnh hởng lên độ rỗng toàn bộ của
147

tầng ngậm nớc. Tuy nhiên, khi nớc ngầm bị lấy ra từ tầng ngậm nớc đó ứng suất
không rõ rệt (áp suất nớc lỗ hổng) bị giảm, gây nên tính chất cơ lý của tầng ngậm
nớc đặc biệt là độ rộng thây đổi không đáng kể và do đó giảm độ rỗng. Ngợc lại, khi
xảy ra sự nạp vào cho tầng ngậm nớc, ứng suất không rõ rệt bị tăng, gây nên một

chút sự nén của nớc lỗ hổng và một sự giảm ứng suất hiệu dụng mà đợc đi cùng bởi
sự mở rộng tầng ngậm nớc và tăng độ rỗng. Nói cách khác, sự nén tầng ngậm nớc
đòi hỏi một sự tăng trong áp suất giữa các hạt bên trong tầng chứa nớc và sự mở
rộng tầng ngậm nớc đòi hỏi giảm áp suất giữa các hạt (Domenico, 1972). Nếu tầng
ngậm nớc có áp là
hoàn toàn đàn hồi
và mực nớc ở chỗ nạp vào và rút ra không
thay đổi, cột nớc đo thế năng nguyên thuỷ về cơ bản sẽ đợc hoàn trả lại khi sự rút
ra đợc theo sau bởi một lợng cân bằng của lợng nạp vào. Tuy nhiên, không phải
tất cả các tầng ngậm nớc đều hoàn toàn đàn hồi và đặc biệt là trong các tầng ngậm
nớc có hàm lợng 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 nớc đo thế năng giảm mạnh.

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

Thảo luận ở trớc và sự xác định ban đầu của hệ số lợng trữ với ám chỉ rằng,
với một sự thay đổi cho trớc của mực đo thế năng, sự thay đổi của trữ lợng nớc
ngầm trong một tầng ngậm nớc có áp sẽ là nhỏ so với trong một tầng ngậm nớc
không áp. Hơn nữa, bất kỳ sự thay đổi nào của tải trọng trên một tầng ngậm nớc có
thể dẫn tới một giao động của bề mặt đo thế năng. Những thay đổi nh 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 trờng hợp trên chúng có thể
cung cấp thông tin có giá trị về tính đàn hồi và các thuộc tính lợng trữ của tầng
ngậm nớc đợc đề cập tới.
Với một sự vợt quá liên tục của sự rút nớc ra so với sự nạp lại nớc cho một
tầng ngậm nớc có áp, việc luôn tăng áp suất giữa các hạt sẽ dẫn tới sự nén tầng
148

ngậm nớc mà cuối cùng có thể dẫn tới sự lún xuống của mặt đất nằm bên trên. Khi

xảy ra sự lún xuống nh vậy thờng là không đàn hồi và cố định. Bề mặt đất đã bị
lún xuống 10 m ở các nớc nh 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
nhng vẫn lún đáng kể ở nhiều vùng khác, nh Venice (Carbognin và Gatto, 1986),
Bangkok (Bergado và những ngời khác, 1986), và Thợng Hải (Guangxial và Yiaoqi,
1986). Lợng sụt lún ở một vị trí bất kỳ phụ thuộc vào thạch học dới mặt đất, độ dày
của các vật liệu có khả năng nén và các đặc trng lợng trữ của chúng, cũng nh phụ
thuộc vào cờng độ và khoảng thời gian của sự suy giảm cột nớc. Hầu nh tất cả
những vùng chính đang chịu đựng sự sụt lún đều do sự rút nớc ngầm ra đợc làm cơ
sở của những chìm lắng vật liệu trẻ, ít đợc củng có với độ rỗng cao. Nhiều sự sụt lún
xảy ra do sự nén của những tầng không thấm nh đất sét (Poland, 1984). Do đó
không có gì là ngạc nhiên khi mối quan hệ giữa tổn thất cột nớc và sự sụt lún là
phức tạp, với những ví dụ chính suất hiện rơi vào hai loại đợc xác định rõ ràng trong
đó tỉ lệ sụt lún trên tổn thất cột nớc thì hoặc nhỏ hơn 1:10 hoặc lớn hơn 1:40
(Domenico và Schwartz, 1990).
Bề mặt đo thế năng trong một tầng ngậm nớc có áp thờng phẳng hơn bề mặt
mặt nớc ngầm trong một tầng ngậm nớc không áp bởi vì những thay đổi địa
phơng trong cột nớc đợc truyền nhanh hơn nh một sóng nạp vào hay rút ra. Tuy
nhiên, những bản độ thay đổi mặt đo thế năng đợc sử dụng một cách cẩn thận có thể
cung cấp thông tin hữu ích về những thay đổi lợng trữ trong các tầng ngậm nớc có
áp.
5.5. Sự chuyển động của nớc ngầm
Nớc 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 nớc ngầm là tơng ứng với một độ dốc về mặt hoá học hay điện tích.
Ví dụ, nớc 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 trng thấm
lọc biểu kiến phù hợp với của các màng bán thấm. Chuyển động nớc ngầm bị điều
khiển bằng thấm lọc có thể đóng một vai trò quan trọng ở một số lu vực khô hạn và

bán khô hạn. Tuy nhiên, trong một số trờng hợp có bằng chứng rõ ràng rằng chuyển
động nớc ngầm do một độ dốc nồng độ hoà tan không phải luôn luôn từ chỗ loãng tới
chỗ đặc. Trong những trờng hợp nh vậy lực điều khiển dờng nh là tồn tại điện
trờng hơn là độ dốc nồng độ, một quá trình mà có hiệu quả hơn trong các vật liệu có
đất sét (Olsen và những ngời khác 1989).
Tuy nhiên, phần lớn sự chuyển động nớc ngầm là do gradient thủy lực chiếm
u thế và đó là loại chuyển động mà phần còn lại của chơng này tập trung vào
nghiên cứu. Mối quan tâm về mặt thuỷ văn đợc đề cập với cả tốc độ và hớng của
chuyển động nớc ngầm. Tốc độ dòng chảy nớc ngầm là rất chậm so với tốc độ của
nớc mặt và cũng rất dễ thay đổi. Ví dụ, tốc độ chuyển động nớc 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).
149

Hớng của chuyển động nớc ngầm cũng thay đổi tơng tự vì, giống nh nớc
mặt, nớc ngầm có xu thế đi theo đờng 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,
thờng từ thông tin địa lý ít ỏi khác. Những phân tích lý thuyết thờng giả thiết
những điều kiện lý tởng và bị đơn giản hoá đi rất nhiều và những kết quả của chúng
khó có thể đợc áp dụng trong các điều kiện thực tế. Ví dụ, thờng giả thiết rằng các
tầng ngậm nớc là đồng nhất và đẳng hớng và hệ thống dòng chảy nớc ngầm là
hoàn chỉnh hơn hoặc ít hơn và độc lập. Ví dụ, đợc bao quanh bởi các đáy không
thấm. Tuy nhiên trong hầu hết các tình huống thực tế, hệ thống dòng chảy đợc 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 nớc ngầm khu vực đợc xây dựng.
Tuy nhiên, những giả thiết đơn giản hoá thờng là hợp lý và hữu ích, mặc dù cần
nhấn mạnh là những hệ thống dòng chảy nớc ngầm không điển hình quan trọng
đợc tìm thấy trong các vùng đá vôi và đá núi lửa (đá bazan) vơi mà hầu hết dòng

nớc ngầm diễn ra qua những hệ thống đứt gãy (Legrand và Stringfield, 1973;
Streltsova, 1976; Price, 1987; NERC, 1991).
Hớng và tốc độ của chuyển động nớc ngầm trong một môi trờng rỗng có thể
đợc tính từ gradient thuỷ lực chiếm u thế và độ dẫn thuỷ lực của vật liệu chứa
nớc, sử dụng phơng trình Darcy.
5.5.1. Định luật Darcy
Hầu hết chuyển động nớc ngầm diễn ra trong các khe nứt nhỏ vì thế sức cản
dòng chảy đợc tạo ra bởi bản thân vật liệu của tầng ngậm nớc có thể là đáng kể.
Nh một hệ quả dòng chảy là
chảy tầng
, tức là các phần tử chất lỏng lần lợt theo
cùng một đờng dẫn hay đờng dòng và không xáo trộn với các phần tử khác trong
các đờng 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 lợng 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, nh các khe nứt tìm thấy trong nhiều vùng đá vôi và núi lửa, dòng chảy
nớc ngầm hầu nh giống với dòng rối của nớc mặt.
Định luật biểu thị mối quan hệ giữa mao dẫn hay dòng chảy tầng và gradient
thuỷ lực đã đợc Poiseuille (1846) đề suất và thực ra là một trờng 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 nớc ngầm qua các vật liệu tự nhiên, với các nhà
thuỷ văn, định luật này có từ khi gắn liền với tên của ông.
150


Hình 5.8 Sơ đồ chỉ ra cột nớc cao độ (z), cột nớc áp suất (

) và cột nớc tổng cộng (h) cho một điểm đo
đạc trong trờng dòng chảy nớc ngầm
Định luật Darcy cho dòng bão hoà có thể đợc viết bằng:

l
h
Kv


(5.2)
Trong đó v đợc gọi là vận tốc vĩ mô của nớc 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 (m
3
) qua một diện tích mặt cắt ngang (m
2
) mà chứa cả các khe nứt và chất nền
rắn. K là độ dẫn thuỷ lực bão hoà và
lh


/
là gradient thuỷ lực biểu thị sự thay đổi
trong cột nớc thuỷ lực (h) với khoảng cách dọc theo hớng 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 đợc đặt ở đó). Dấu trừ ngụ ý rằng dòng chảy là theo hớng giảm cột nớc. Hai

thành phần chính đóng góp cho cột nớc thuỷ lực tổng cộng (mà tơng đơng với cao
độ của bề mặt đo thế năng) tại một điểm cho trớc trong hệ thống dòng chảy nớc
ngầm. Đó là: (i) áp suất nớc lỗ hổng tại điểm đó, ví dụ nh đợc đo đạc trong một áp
kế, mà xác định
cột nớc áp suất
, và (ii) cao độ trên mực nớc biển, hay một số mốc
tính toán đã lựa chọn, mà xác định
cột nớc cao độ
. Cột nớc tổng cộng (h) do đó đợc
xác định bằng:

zh




(5.3)
Trong đó

là cột áp suất và z là cột nớc 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 lợng thế năng, một
có đợc bởi tác dụng của trạng thái và một bởi tác dụng của vị trí. Năng lợng động
học, thành phần năng lợng khác của dòng chất lỏng, đợc bỏ qua vì dòng nớc ngầm
là rất chậm. Cột nớc tổng cộng có thể đợc chuyển sang năng lợng thế năng (

) bởi
việc áp dụng hằng số trọng trờng vì thế:

gh

hay
gp


(5.4)
Trong đó
p

là thế năng áp suất và
g

là thế năng cao độ. Sử dụng ký hiệu này,
định luật Darcy phát biểu rằng nớc sẽ chuyển động từ một vị trí mà năng lợng thế
151

năng cao hơn tới vị trí mà năng lợng thế năng thấp hơn. Định đề này có thể áp dụng
cả cho các điều kiện không bão hoà hay đã bão hoà, nh đợc chỉ ra trong chơng 6.
Độ dẫn thuỷ lực, K, trong phơng trình Darcy biểu thị cho các đặc trng của cả
môi trờng rỗng và chất lỏng. Điều này hầu nh là đồng nghĩa với thuật ngữ hệ số
khả năng thấm trớc 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 trng của bản
thân môi trờng lỗ rỗng. Nh đã chỉ ra trong giải thích phơng trình 5.2, phơng
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 hớng, vận tốc thực trong đất hay đá có thể rất biến động. Hơn
nữa, do đặc tính uốn khúc của đờng dẫn dòng của phần tử nớc xung quanh và giữa
các hạt trong tầng ngậm nớc, khoảng cách thực đã di chuyển lớn hơn khoảng cách
biểu kiến đợc cho bằng độ dài đo đạc của môi trờng lỗ rỗng theo hớng trung bình
của dòng chảy. Vì vậy
tốc độ hiệu dụng
của chuyển động nớc 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, phơng trình Darcy hoàn toàn chỉ có thể áp dụng cho những trờng
hợp trong đó mặt cắt ngang đợc xem là lớn hơn nhiều so với những kích thớc của
cấu trúc vi mô của nó một cách hợp lý nó có thể đợc xem là đồng nhất.
Một nhân tố khác lầm phức tạp lĩnh vực ứng dụng của phơng trình Darcy là độ
dẫn thuỷ lực thì thờng là không đẳng hớng 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.
ả
nh hởng của tính rối trong việc hiệu chỉnh mối quan hệ giữa
gradient thuỷ lực và tốc độ dòng chảy cao đã đợc 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 nớc trong vật
liệu nh vậy bị giữ lại bởi các lực hút và có thể không linh động hơn và ít lu động
hơn nớc gốc (Hillel, 1982).
Bất kể mối quan tâm về tính hợp lệ ngặt nghèo của nó (ví dụ Davis và những
ngời khác, 1992), định luật Darcy cấu thành một sự diễn tả thích hợp về dòng chảy
nớc ngầm. Nó có thể đợc áp dụng thành công cho hầu nh tất cả các trờng hợp
thông thờng của dòng chảy nớc ngầm và có thể áp dụng nh nhau cho cả các điều
kiện có áp và không áp. Việc hiểu biết về hầu hết các bài toán nớc ngầm đòi hỏi

thông tin không chỉ về vận tốc của chuyển động mà còn về vận tốc mà những nhiễu
động cột nớc (ví dụ do một sự kiện địa chấn) đợc truyền đi. Vận tốc này thờng là
nhanh gấp hàng trăm lần và là thành phần căn bình phơng của độ phân tán thuỷ
lực (a), đợc 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 nớc và S là
hệ số lợng trữ (Mục 5.4.3, phần Thay đổi lợng trữ). Với các điều kiện có áp, tỷ số
này do đó phụ thuộc không chỉ vào độ dẫn của vật liệu tầng ngậm nớc 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 đợc kết hợp với
152

định luật bảo toàn khối lợng (hay tính liên tục) để nhận đợc phơng trình dòng
chảy tổng quát hay, với các điều kiện bão hoà là phơng trình Laplace. Một lời giải
trực tiếp phơng trình liên tục cho các điều kiện dòng chảy nớc ngầm nói chung là
không thể vì thế cần sắp xếp lại cho xấp xỉ khác hay các phơng pháp gián tiếp của
phân tích, một số trong đó đợc đề cập tới trong Mục 5.5.4.
5.5.2. Những nhân tố ảnh hởng 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 trờng bão hoà. Các nhân tố ảnh hởng tới độ dẫn thuỷ lực có thể đợc nhóm
lại cho tiện lợi thành các nhân tố gắn liền với bản thân vật liệu giữ nớc và những
nhân tố gắn liền với nớc ngầm nh là một chất lỏng.
Một điều quan trọng, mặc dù thờng hay bỏ qua,
đặc trng tầng ngậm nớc
liên
quan tới tính chất hình học của không gian lỗ hổng mà qua đó diễn ra sự chuyển động
của nớc ngầm. Có nhiều nghiên cứu đã sử dụng một các tiếp cận gián tiếp bởi đó

tính chất hình học không gian lỗ hổng đợc liên hệ với các nhân tố nh sự phân bố
kích thớc 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 thớc hạt. Một đặc trng tầng
ngậm nớc 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 hởng quan trọng đối với tốc độ của dòng
nớc ngầm. Cuối cùng, độ dẫn thuỷ lực và do đó dòng chảy nớc ngầm có thể bị ảnh
hởng một cách đáng kể bởi các quá trình địa lý thứ cấp nh đứt gãy và uốn nếp, mà
có thể làm tăng hay giảm chuyển động nớc ngầm, trầm tích thứ cấp, mà sẽ có xu
hớng giảm kích thớc hiệu dụng của các khe nứt và dòng nớc, và sự hoà tan thứ
cấp trong đá chẳng hạn nh đá vôi. Thật vậy, Heath (1982) đã vẽ bản đồ 5 loại hệ
thống dòng chảy nớc ngầm ở Hoa Kỳ phần lớn là trên lu vực mà trong đó độ rỗng bị
ảnh hởng 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
hởng của các đặc trng tầng ngậm nớc đối với chuyển động nớc ngầm.
ở
Đông
Anglia, những vùng có tính truyền dẫn cao (sản phẩm của độ dẫn thuỷ lực và độ dày
của tầng ngậm nớc) có xu thế liên quan tới các thung lũng địa hình, mà đến lợt nó
lại gắn liền với các cấu trúc uốn nếp hay đứt gãy, hay với việc tăng các khe nứt. Trong
lu vực Luân Đôn, các vùng nếp lõm bị kết lại trong đá phấn đi đôi với tốc độ dòng
chảy nớc ngầm nhỏ so với các vùng nếp lồi có kế cấu mở (Ineson, 1963). Mặc dù các
bản đồ về tính truyền dẫn thờng dựa trên những kiểm tra giếng khoan hay các mô
hình nớc ngầm, Bracq và Delay (1997) đã chỉ ra rằng, ở miền Bắc nớc Pháp, tính
truyền dẫn cũng có thể liên quan tới những phá huỷ bề mặt của sờn dốc mà phản
ánh nếp đứt gãy theo chiều thẳng đứng nằm bên dới trong tầng ngậm nớc 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 hớng của dòng chảy nớc ngầm lớn nhất trong các tầng ngậm
nớc 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 nớc Anh (NERC, 1991). Khi phạm
vi đo đạc trong những đá nh 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 nớc
ngầm lu vực mở rộng, thờng 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).
153

Các ảnh hởng của những đặc trng chất lỏng, nh tỷ trọng và độ nhớt, đối với
độ dẫn thuỷ lực có xu hớng ít quan trọng hơn so với các ảnh hởng của những đặc
trng tầng ngậm nớc. Hiển nhiên, trong mối liên hệ với các điều kiện bình thờng
của dòng chảy nớc ngầm, các đặc trng vật lý của nớc ngầm dờng nh chỉ bị ảnh
hởng bởi những thay đổi nhiệt độ và độ muối. Nhiệt độ, bằng việc ảnh hởng ngợc
lại độ nhớt, có một ảnh hởng trực tiếp đến tốc độ của dòng chảy nớc ngầm. Tuy
nhiên, vì phần lớn nớc ngầm đợc đặc trng bởi nhiệt độ tơng đối không thay đổi,
nhân tố này không có vẻ là quan trọng trừ trong các hoàn cảnh riêng.
Những thay đổi về độ muối cũng không có vể là đáng kể trong các điều kiện
nớc ngầm bình thờng. Tuy nhiên, ở những nơi xảy ra sự ngấm mặn, các độ dẫn
thuỷ lực có thể bị tác động bởi cả những thay đổi trong nồng độ ion của nớc ngầm và
bởi ảnh hởng hoá học của nớc mặn đối với bản thân vật liệu tầng ngậm nớc, đặc
biệt là những nơi có một trạng thái tự nhiên là đất sét. (Ineson, 1956). Việc tăng độ
muối sẽ tăng tỷ trọng nớc và vì thế có thể ảnh hởng tới cột nớc và gradient thuỷ
lực.
Cuối cùng, những nghiên cứu nớc ngầm đã phỏng đoán trớc một cách truyền
thống rằng độ dẫn thuỷ lực không bị ảnh hởng bởi lợng nớc, vì tính chất cơ lý của
tầng ngậm nớc bên dới mặt nớc ngầm đợc giả sử là đã bão hoà. Những công
trình nghiên cứu gần đây đã chỉ ra rằng với một số khoáng vật, nh than bùn, sự bão
hoà đầy đủ có thể bị ngăn cản do sự có mặt của các khí cha hoà tan. Trong than bùn,
khí metan đợc tạo ra nh một sản phẩm phụ của phân huỷ vi sinh vật của than bùn
trong các điều kiện thiếu ô xy và bằng việc chiếm giữ một phần của không gian lỗ
hổng, do vậy giảm cả lợng trữ nớc và độ dẫn thuỷ lực (Baird, 1997). Một ảnh hởng
tơng tự cũng đã đợc quan trắc trong các đất muối mỏ khi không khí bị giữ trong các

lỗ hổng đất trong thời kỳ ngấm nhanh hay sau khi tăng đột ngột mặt nớc ngầm
nông.
5.5.3. Mạng lới dòng chảy
Mặc dù dòng chảy nớc ngầm không thể quan trắc trực tiếp, ngời ta có thể xác
định sử dụng mối quan hệ giữa dòng chảy và gradient thuỷ lực hay gradient thế năng
để kiểm tra dòng chảy nớc ngầm hai chiều một cách gián tiếp bằng sự tham khảo
phân bố dới mặt của thế năng nớc ngầm. Các đờng nối các điểm thế năng bằng
nhau (

) đợc gọi là các đờng đẳng thế. Bề mặt đo thế năng của một tầng ngậm
nớc (có áp hay không áp) bên trên một mặt bằng làm mốc tính toán có thể lợn vòng
ở độ lớn lên theo quy luật của

bởi một họ các đờng nh vậy. Điều này đợc chỉ ra
trong hình 5.9, trong đó các đờng đẳng thế tăng giá trị từ
1

đến
9

. Trong sự phù
hợp với định luật Darcy, nớc ngầm bị lái dọc theo gradient thế năng lớn nhất, tức là
vuông góc với các đờng đẳng thế. Điều này đợc mô tả bởi các
đờng dòng,
mà thể
hiện hớng của lực tác động lên nớc đang chuyển động và do đó biểu thị quỹ đạo của
các phân tử nớc. Vì tại bất kỳ điểm nào dòng chảy chỉ có thể có một hớng, nên các
đờng dòng không bao giờ cắt nhau. Mạng lới đợc hình thành bởi hai họ các đờng
đẳng thế và các đợc dòng gọi là một mạng dòng chảy.
154

Hình 5.9 Lới dòng thể hiện các đờng đẳng thế (

) và các đờng dòng. Các đờng đẳng thế là các đờng
đẳng trị về trờng thế năng (tăng về giá trị từ
1

đến
9

) và các đờng dòng chỉ hớng của dòng nớc ngầm.

Các mạng dòng chảy thể hiện hớng của chuyển động nớc ngầm và có thể cũng
đợc sử dụng để đánh giá tốc độ dòng chảy, hoặc bởi sự xây dựng biểu đồ hay toán học
hoá. Dải nằm giữa hai đờng dòng liên tiếp bất kỳ đợc gọi là
ống dòng.
Tại mọi mặt
cắt ngang của ống dòng tổng lợng dòng chảy (q) không thay đổi. Nếu các đờng đẳng
thế liền kề nhau chênh lệch nhau cùng một số gia thế năng và các đờng dòng đợc
chọn là khoảng cách bằng nhau thì sẽ có cùng tốc độ dòng chảy trong tất cả các ống
dòng, định luật Darcy có thể đợc áp dụng cho bất kỳ phần tử nào của lới dòng chảy
có độ rộng W và độ dài L là:

L
W
Kq

(5.6)
Các hệ thống nớc ngầm địa phơng và phức tạp có thể gồm một vài tầng ngậm
nớc và tầng không thấm và do đó liên quan đến dòng chảy qua cả các tầng ngậm
nớc và các đáy xác định. Độ dẫn thuỷ lực trong các tầng ngậm nớc thờng có cờng
độ lớn hơn một vài bậc so với trong các đáy xác định và vì thế đa ra sức cản nhỏ nhất
cho dòng chảy, kết quả là tổn thất cột nớc (và vì vậy gradient thuỷ lực) trở thành
nhỏ hơn nhiều trong các tầng ngậm nớc. Nh Hình 5.10 đã chỉ ra, các đờng dòng bị
khúc xạ ở biên giữa môi trờng và của các khả năng thấm khác nhau, trong hớng
tạo ra quỹ đạo chảy ngắn nhất qua đáy hạn định. Sự khúc xạ đờng dòng cho phép
bảo toàn khối lợng chất lỏng khi diễn ra dòng chảy qua biên khả năng thấm. Vì vậy,
trong sự phù hợp với định luật Darcy, các nhân tố khác là cân bằng, khả năng thấm
càng cao, diện tích cần thiết để cho qua một thể tích nớc nhất định trong một thời
gian nhất định càng nhỏ (Domenico, 1972). Các đờng dòng vì vậy đợc mở rộng
trong khoáng vật khả năng thấm thấp và thu hẹp trong vật liệu khả năng thấm cao.
Sử dụng lới dòng chảy, mà thờng đợc xây dựng trong hoặc một mặt bằng
nằm ngang hoặc một mặt thẳng đứng, có thể đợc bắt nguồn bởi Forchheimer trong
thế kỷ 19 (Maxey, 1969) những đợc chỉnh sửa lại với những sự hiệu chỉnh quan trọng
bởi Hubbert (1940) và sau đó trong sự liên kết với các mô hình máy tính về dòng chảy
155

nớc ngầm (ví dụ Tóth, 1962) và phát triển mối quan tâm trong các hệ thống dòng
chảy khu vực.

Hình 5.10 Sự khúc xạ của các đờng dòng ngang qua một biên giữa hai vật chất có khả năng thấm khác nhau.
( Theo sơ đồ của Todd, 1980)

5.5.4 Dòng chảy nớc ngầm hai chiều
Dòng nớc ngầm là 3 chiều, mặc dù các phơng pháp đánh giá nó có tính truyền
thống là đợc đơn giản hoá để xem xét nó diễn ra trong hai chiều hơn là 3 chiều. Sự
đơn giản hoá nh vậy đợc thích ứng lý tởng để sử dụng các lới dòng chảy, các vật
tơng tự về điện cơ bản và các mô hình bản song song Hele-Shaw về dòng chảy nớc
ngầm. Mặc dù nó ít có liên quan đến các gói mô hình hoá nớc ngầm bán ba chiều có
đủ khả năng là thực sự có sẵn cho sự thi hành trong môi trờng máy tính
Macintosh
TM
hay Windows
TM
, cho dù sự đặc trng hoá hai chiều của dòng nớc ngầm
cung cấp một số quan niệm hữu ích cho những thảo luận hiện nay.
Hình 5.9 là một bản đồ đo thế năng hai chiều mà có thể đợc xem nh một mặt
nằm ngang hoặc một mặt thẳng đứng. Nếu các đờng đẳng thế đợc lấy để biểu thị
các cao độ mặt nớc ngầm, Hình 5.9 có thể đợc xem nh một bản đồ, trong mặt bằng
nằm ngang của dòng nớc ngầm không áp trong một tầng ngậm nớc không đồng
nhất. Vì sự thay đổi trong thế năng giữa các cặp đờng đẳng thế kề nhau là bằng
nhau và gradient thuỷ lực thay đổi nghịch đảo với khoảng cách giữa các đờng đẳng
thế, thì nếu dòng vào cho bất kỳ mặt cắt nào lập tức đợc cân bằng bởi dòng ra, độ
dốc tơng đối của gradient thuỷ lực phản ánh độ dẫn thuỷ lực, nh đã chỉ ra trong
định luật Darcy. Vì vậy trong hình 5.9 độ dẫn thuỷ lực nhỏ nhất ở phía tây của vùng
và tăng về phía đông nơi mà các đờng đẳng thế và các đờng dòng đợc đặt cách
rộng hơn.
Nh một sự lựa chọn, Hình 5.9 có thể đợc xem nh thể hiện sự phân bố nằm
ngang của thế năng trong một tầng ngậm nớc đồng nhất. Trong trờng hợp này
khoảng cách thay đổi của các đờng đẳng thế sẽ phản ánh sự thay đổi trong tốc độ
của dòng nớc ngầm, với dòng chảy giảm về phía đông tơng ứng với giảm trong
gradient thuỷ lực theo hớng này.

Bởi vì tính sẵn có sẵn sàng hơn của dữ liệu chính xác, dòng nớc ngầm thờng
đợc xem xét nh một bài toán hai chiều theo phơng thẳng đứng hơn là theo phơng
nằm ngang. Trong trờng hợp này nó là thông tin về tốc độ thay đổi của cột nớc thuỷ
lực hay thế năng theo độ sâu tạo điều kiện cho sự xác định của dạng dòng chảy nớc
ngầm. Nếu thế năng nớc ngầm tăng theo độ sâu, dòng chảy sẽ hớng lên trên và nếu
nó giảm theo độ sâu, dòng chảy sẽ hớng xuống dới (Hình 5.11). Trong bối cảnh
156

Hình 5.9 có thể đợc xem nh một bản đồ mặt đo thế năng trong mặt phẳng thẳng
đứng với các đờng dòng minh hoạ một dạng của nớc ngầm nạp vào và chuyển động
xuống phía dới ở bên tay trái và bắt đầu rút nớc ngầm và chuyển động hớng lên
trên ở bên tay phải.

Hình 5.11 Chênh lệch mực nớc trong các thiết bị đo ở các độ sâu khác nhau và hớng chuyển động của
nớc ngầm trong mặt phẳng nằm ngang. Các thiết bị đo phản ánh sự tăng thế năng theo độ sâu trong (a), dẫn
tới chuyển động hớng lên của nớc ngầm và giảm thế năng theo độ sâu trong (b), dẫn tới chuyển động
hớng xuống của nớc ngầm. (theo sơ đồ của Domenico, 1972)
Dới các điều kiện thuỷ tĩnh, không có thay đổi về thế năng nớc ngầm theo độ
sâu bên dới mặt nớc ngầm bởi vì sự tăng của thế năng áp suất vừa đúng đợc bù
lại bởi sự giảm trong thế năng trọng trờng (Hình 5.12).

Hình 5.12 Trong điều kiện thủy tĩnh sự tăng thế năng áp suất (
p

) theo độ sâu dới mặt nớc ngầm đợc bù
lại bởi sự giảm thế năng trọng trờng (
g

), do đó không có thay đổi thế năng nớc ngầm tổng cộng (

) theo
độ sâu.
Nh một hệ quả, không có chuyển động nớc ngầm trong mặt phẳng thẳng
đứng. Tuy nhiên, một thay đổi thế năng bằng 0 theo độ sâu cũng là đặc trng của
những trờng hợp mà hớng của dòng nớc ngầm không áp là gần nh nằm ngang.
Trong các trờng hợp nh vậy các đờng đẳng thế gần nh là dốc đứng và đợc gán
cho là bởi độ cao mà tại đó chúng giao với mặt nớc ngầm và gradient thế năng đơn
giản là độ dốc của mặt nớc ngầm ngay trên điểm cho trớc (Child, 1969). Đây có lẽ là
trờng hợp một đáy có khả năng thấm mỏng trải rộng nằm trên một đáy không thấm
nằm ngang bên dới và là một sự xấp xỉ đợc đề suất bởi Dupuit (1863) và đợc làm
tỉ mỉ bởi Forchheimer (1914) và sau đó đợc biết nh sự xấp xỉ Dupuit-Forchheimer.
Đây là một sự xấp xỉ kinh nghiệm tới trờng dòng chảy thực và bỏ qua vận tốc theo
phơng thẳng đứng. Tuy nhiên, trong thực tế, cách tiếp cận này đợc sử dụng rộng
rãi bởi các kỹ s, đặc biệt là trớc khi có các mo hình máy tính để bàn chi tiết hơn về
dòng chảy nớc ngầm.
157

5.5.5. Dòng chảy nớc ngầm không áp-Các mô hình cổ điển
Cách tiếp cận thuỷ động lực học thông thờng bây giờ để giải quyết các bài toán
nớc ngầm (gồm áp dụng kỹ thuật lới dòng chảy) đã đợc phát triển bởi Hubbert
(1940) trên lu vực của công việc đầu tiên của Chamberlin (1885) và King (1899). Mô
hình của Hubbert đã kết hợp chặt chẽ các đề suất căn bản của Chamberlin và King,
nghĩa là mặt nớc ngầm là một mô hình thu nhỏ một chút của địa hình địa phơng,
mà sự phân chia địa hình cũng có thể giữ vai trò nh phân chi nớc ngầm và nớc
ngầm chuyển động từ những vị trí địa hình cao tới những vị trí địa hình thấp
(Domenico và Schwartz, 1990). Hình 5.13 minh hoạ các đặc điểm thiết yếu của sự
biểu diễn Hubbẻt cho một vật liệu đồng nhất, đẳng hớng. Các đờng đẳng thế đợc
thể hiện bằng đờng nét đứt và giá trị của cột nớc thuỷ lực cho mỗi đờng là bằng
với cao độ của chỗ giao của nó với mặt nớc ngầm. Các đờng dòng, thể hiện quỹ đạo
dòng chảy ngầm, kết nối với các vùng nguồn mà trong đó sự nạp vào là chính với

những chỗ lấy nớc mà trong đó sự rút nớc ra là chính. Dới những điều kiện khép
kín, dòng chảy nớc ngầm rốt cục sẽ dẫn đến thoát nớc hoàn toàn từ những chỗ địa
hình cao và sản phẩm của một bề mặt bằng phẳng năng lợng thế năng nhỏ nhất
(điều kiện thuỷ tĩnh). Tuy nhiên, khuynh hớng này bị chống lại bởi sự làm đầy liên
tục từ giáng thuỷ. Kết quả của sự chuyển động liên tục này và sự thay mới là dạng
dòng chảy thể hiện bề mặt bên trên của nó, mặt nớc ngầm là một mô hình thu nhỏ
của địa hình. Các vùng nguồn là các vùng địa hình cao và trong sơ độ này các vùng
trũng đợc thể hiện nh sông suối và mỗi ô dòng chảy nớc ngầm đợc bao quanh bởi
các đờng dòng chảy theo phơng dốc đứng bên dới các phân chia nớc ngầm và các
vùng trũng hay bởi các đáy không thấm đợc phân bố rộng hay cả hai.

Hình 5.13 Dạng dòng chảy nớc ngầm xấp xỉ trong một tầng ngậm nớc không áp có khả năng thấm tơng
đối đồng nhất. (theo sơ đồ của M. K. Hubbert, Journal of Geology, 48, Đại học Chicago, 1940)
Tóth (1962) đã đề suất rằng, trong khi các sông suối chính có thể là những chỗ
lấy nớc ngầm chính, nh trong mô hình Hubbert, với các thung lũng chỉ có các sông
suối bậc thấp lu lợng nớc ngầm không tập trung ở sông suối mà đợc phân bố trải
rộng trên mặt gradient hớng xuống của đờng trung bìnhgiữa đáy thung lũng và
ranh giới phân chia nớc ngầm, nh đợc thể hiện trong hình 5.14. Đờng trung bình
có thể đợc xem xét nh là một đờng đẳng thế theo phơng thẳng đứng gần đúng có
dạng dòng chảy là đối xứng, đa ra một vùng trung tâm của dòng chảy trễ mà thế
năng nớc ngầm không thay đổi theo độ sâu. Một vùng gradient bên trên của dòng
chảy hớng xuống hay nạp vào nơi thế năng nớc ngầm giảm theo độ sâu và vùng
gradient xuống của dòng chảy hớng lên hay thoát ra nơi mà thế năng nớc ngầm
tăng cùng với độ sâu, nh trong Hình 5.11. Công việc của Tóth, dựa trên các quan
niệm đợc giới thiệu đầu tiên bởi Meinzer(1917) để mô tả hệ thống dòng chảy ở thung
lũng Big Smokey, Nevada, khuyến khích những sự xây dựng một mô hình tơng tự
cho các vùng hoang mạc và bán hoang mạc có cùng 3 thành phần với một số điểm
158

khác nh một kết quả của các điều kiện thủy văn học và địa hình khác (Maxey, 1968;

Maxey và Farvolden, 1965).

Hình 5.14 Dạng dòng nớc ngầm đối xứng qua đờng giữa giữa đáy thung lũng và phân chia nớc ngầm.
(Theo sơ đồ của Tóth, Journal of Geophysical Research, 67, trang 4380, Hình 3. Liên hiệp địa chất Hoa Kỳ
1962)
Các mô hình nớc ngầm không áp đã thảo luận ở trên đều giả sử rằng môi
trờng lỗ hổng là đồng nhất và đẳng hớng về mặt thuỷ văn. Trong nhiều vùng ở đây
có thể giả thiết không hợp lý. Maxey (1969) đã đề nghị, ví dụ, rằng ứng suất kiến tạo
ở lu vực Great phía tây nam nớc Mỹ đã phá vụn các đá đến nỗi mà các vùng lớn
đóng vai trò nh một đơn vị thuỷ văn đồng nhất và đẳng hớng theo nhiều cách
tơng tự nh một dụng cụ đo thấm bị lấp đầy cát.
5.5.6. Dòng chảy nớc ngầm có áp
ở
một thái cực khác từ một tầng ngậm nớc không áp đẳng hớng đồng nhất là
tình huống trong đó, với các đáy xen kẽ của thạch học và khả năng thấm khác nhau
đáng kể, nớc ngầm là có ápbên dới một lớp không thấm và mặt đo thế năng của
trờng dòng chảy là hoàn toàn độc lập của địa hình bề mặt và của hình thể của mặt
nớc ngầm ở trên cùng và khối nớc ngầm là không áp. Những gì thờng đợc tìm
thấy trong các điều kiện thực sự thì không phải là một hệ thống có áp hoàn toàn cũng
không phải là hệ thống hoàn toàn không áp, nhng một hệ thống dòng chảy mà có các
đặc trng riêng biệt của cả hai thái cực (Domenico, 1972). Ví dụ, đã ghi chú trong mục
5.3 rằng các đáy giới hạn hiếm khi hình thành một biên ngăn cách tuyệt đối đối với
chuyển động của nớc vì thế thờng có một số cấp độ của tính liên tục thuỷ lực. Điều
này gợi ý rằng sự phân bố thế năng theo độ sâu trong một khối nớc ngầm có áp một
phần bị ảnh hởng bởi sự phân bố thế năng của mặt nớc ngầm nằm bên trên. Trong
một trờng hợp có vẻ không áp, trờng dồng chảy có thể có các đặc trng của sự có áp
khi dòng chảy bị khúc xạ trên việc làm nổi bật lên từ một đáy có khả năng thấm thấp,
vì thế nó đi đến hầu nh tiếp xúc với bề mặt thấp hơn của đáy đó. Điều này đợc minh
hoạ rõ ràng trong Hình 5.15. Hình này biểu thị một hệ thống không áp với tính liên
tục thuỷ lực theo hớng thẳng đứng. Các đờng dòng trong đáy có khả năng thấm cao

hơn gần nh tiếp xúc với bề mặt thấp hơn của đáy có khả năng thấm thấp hơn. Có rất
ít sự khác biệt trong thế năng nớc ngầm dọc theo một đờng thẳng đứng tởng
tợng đi qua đáy có khả năng thấm cao, nhng nếu đờng này đợc kéo dài lên phía
trên, nó cắt ngang qua một vài đờng đẳng thế trong đáy có khả năng thấm thấp và