承压水的特征和埋藏条件

承压水的与潜水的区别~

潜水的补给主要是当地的大气降水和部分河湖水。承压水则是依靠大气降水与河湖水通过潜水补给的。潜水受重力影响，具有一个自由水面（即随潜水量的多少上下浮动），一般由高处向低处渗流。承压水受隔水顶板的限制，承受静水压力，有一个受隔水层顶板限制的承压水面和一个高于隔水层顶板的承压水位（即补给区和排泄区水位的连线）。承压水是由静水压力大的地方流向静水压力小的地方。潜水埋藏较浅，受气候特别是降水的影响较大，流量不稳定，容易受污染，水质较差；承压水埋藏较深，直接受气 候的影响较小，流量稳定，不易受污染，水质比较好。潜水以地面蒸发或出露为地表水和泉水的方式排泄；承压水则转化为潜水，主要以泉水的形式排泄。钻到潜水中的井是潜水井。潜水井的水位一般应该是和当地的潜水位一致的，如过量抽取，潜水井的水位就会逐渐低于当地的潜水位，形成地下水漏斗区。打穿隔水层顶板，钻到承压水中的井叫承压井，承压井中的水因受到静水压力的影响，可以沿钻孔上涌至相当于当地承压水位的高度。在有利的地形条件下，即地面低于承压水位时，承压水会涌出地表，形成自流井。虽有上涌，但不能喷出地面者叫半自流井。

承压水是充满两个隔水层之间的含水层中的地下水，它有两种不同的埋藏类型，即埋藏在第一个稳定隔水层之上的潜水和埋藏在上下两个稳定隔水层之间的承压水。典型的承压含水层可分为补给区、承压区及排泄区三部分.
形成原因
形成承压水的埋藏条件是上下均有隔水层，中间是透水层，其次是水必须充满整个透水层。 下面几种岩层组合，都可形成承压水：粘土覆盖在沙层上；页岩覆盖在砂岩上；页岩覆盖在溶蚀灰岩上；致密不纯的灰岩覆盖在裂隙、溶隙发育的灰岩上；致密溶岩覆盖在多孔溶岩上。 承压水的形成与地质构造有密切关系，只要有适合的地质构造，无论是松散沉积物，还是基岩，都可形成承压水。最适宜于承压水形成的地质构造是向斜构造和单斜构造。
主要特征
承压性
承压含水层的顶面承受静水压力是其基本特点。承压水充满在两个隔 承压水
水层之间，补给区位置较高而使该处具有较高的势能，由于静水压力传递的结果，使其他地区的承压含水层顶面不仅承受大气压力和上覆岩土的压力，而且还承受静水压力，其水面不是自由表面。在承压水位高于地表时，可以沿天然或人工开凿的通道溢出地表，所以又称作自流水。含水层没有被水所充满，有与潜水性质相似的自由水面，则称为层间无压水。
分布区和补给区不一致
补给区位置一般较高，通过含水层出露地表接受补给（这里的水已变为潜水），水由补给区进入承压区，受隔水层限制，通过静水压力的传递，使含水层充满水，补给区往往小于分布区。
受外界影响相对较小,动态变化相对稳定
由于上部隔水层的阻隔，承压水与大气圈及地表水的联系不如潜水密切，其水位、水量、水质等受水文、气象因素变化影响不显著，动态相对稳定。承压水不易受污染，一旦被污染后，则很难处理。另一方面，承压含水层分布范围较大，往往具有多年调节性，常被用作大型供水水源。
承压含水层厚度变化较小
不受降水季节变化的支配:承压含水层水量的增加或减少，表现为承压水位的升降变化，而含水层自身厚度变化较小。
承压水水质类型多样
承压水的水质从淡水到矿化度极高的卤水都存在，具备地下水的各种水质类型， 并有垂直或水平分带规律。

(一)承压水的基本特征

图3－10 承压水埋藏示意图

承压水是埋藏并充满于两个稳定隔水层(弱透水层)之间的含水层中的水(图3－10)。当这种含水层中未被水充满时，其性质与潜水相似，称为无压层间水。承压含水层上部的隔水层(弱透水层)称为隔水顶板，下部的隔水层(弱透水层)称为隔水底板。顶底板之间的距离称为含水层厚度(M)。钻孔(井)未揭穿隔水顶板则见不到承压水，当隔水顶板被钻孔打穿后，在静水压力作用下，含水层中的水便上升到隔水顶板以上某一高度，最终稳定下来。此时的水位称为稳定水位。钻孔或井中稳定水位的高程称为含水层在该点的承压水位或测压水位(H₂)。隔水顶板底面的高程称为承压水的初见水位(H₁)，即揭穿顶板时见到的水面。隔水顶板底面到承压水位之间的铅直距离称为承压水头或承压高度(h)。承压水位高出地表高程时，承压水被揭穿后便可喷出地表而自流。各点承压水位连成的面便是承压水位面。

由于承压水有隔水顶板，因而它具有与潜水不同的一系列特征。

1.承压水具有承压性

当钻孔揭露承压含水层时，在静水压力的作用下，初见水位与稳定水位不一致(图3－10)，稳定水位高于初见水位。承压水不具有潜水那样的自由水面，所以它的运动方式不是在重力作用下的自由流动，而是在静水压力的作用下，以水交替的形式进行运动。因此某些承压水的交替循环过程远比潜水迟缓。

2.承压水的补给区和分布区不一致

因为承压水具有隔水顶板，因而大气降水及地表水只能在补给区进行补给，故承压水补给区常小于其分布区。补给区位于地形较高的含水层出露地表的位置，排泄区位于地形比补给区低的位置(图3－11)。

3.承压水的动态变化不显著

承压水因受隔水顶板的限制，它与大气圈、地表水圈联系较差，只有在承压区两端出露于地表的非承压区进行补、排。因此，承压水的动态变化受气象(气候)和水文因素影响较小，其动态比较稳定。同时，由于其补给区总是小于承压区的分布，故承压水不像潜水那样容易得到补充和恢复。但当其分布范围及厚度较大时，往往具有良好的多年调节性能。

4.承压水的化学成分一般比较复杂

同潜水相似，承压水主要来源于现代大气降水与地表水的入渗。但是，由于承压水的埋藏条件使其与外界的联系受到限制，其化学成分随循环交替条件的不同而变化较大。与外界联系愈密切，参加水循环愈积极，其水质常为含盐量低的淡水;反之，则水的含盐量就高。如在大型构造盆地的同一含水层内，可以出现低矿化的淡水和高矿化的卤水，以及某些稀有元素或高温热水，水质变化比较复杂。

图3－11 基岩自流盆地中的承压水(据王大纯等，1995)

5.承压含水层的厚度，一般不随补排量的增减而变化

潜水获得补给或进行排泄时，随着水量增加或减少，潜水位抬高或降低，含水层厚度加大或变薄。承压水接受补给时，由于隔水顶板的限制，不是通过增加含水层厚度来容纳水量。补给时承压水位上升，一方面，由于压强增大含水层中水的密度增大;另一方面，由于空隙水压力增大，含水层骨架有效应力降低，发生回弹，孔隙度增大(含水层厚度仅有少量的增加)。排泄时，承压水位降低，减少的水量则表现为含水层中水的密度变小及骨架孔隙度减小。也就是说，承压含水层水量增减(补排)时，其承压水位亦因之而升降，但含水层的厚度则不发生显著变化。

6.承压水一般不易受污染

由于有隔水顶板的隔离，承压水一般不易受污染，但一旦污染后则很难净化。因此，利用承压水作供水水源时，应注意水源地的卫生防护。

(二)承压水的埋藏条件

承压水的形成首先决定于地质构造。在适宜地质构造条件下，无论是孔隙水、裂隙水或岩溶水均能形成承压水。最适合形成承压水的地质构造是向斜构造(构造盆地)和单斜构造(构造斜地)。不同构造条件下，承压水的埋藏类型也不同。向斜构造构成向斜盆地蓄水构造，称为承压盆地。单斜构造构成单斜蓄水构造，称为承压斜地。蓄水构造就是由含水层(带)与隔水层构成的能够蓄集地下水的地质构造。

1.承压盆地

承压盆地按其水文地质特征可分为三个组成部分(图3－11):补给区、承压区和排泄区。图中可以看出，在承压区上游，位置较高处含水层出露的范围称为补给区。补给区没有隔水顶板，具有潜水性质，它直接接受降水或其他水源的入渗补给，水交替条件好，常为淡水。含水层有隔水顶板的地区称为承压区，此处地下水具有承压水的一切特征。在承压区下游，位置较低处含水层出露的范围称为排泄区。排泄区地下水常以上升泉的形式排泄，流量较稳定，矿化度一般较高，常有温泉出露。

图3－12 承压盆地类型( 据北京地质学院水文地质教研室，1965)

承压盆地在不同深度上有时可有几个承压含水层，它们各自有不同的承压水位。当地形与蓄水构造一致时，称为正地形 ( 图 3 － 12a) 。此时，下部含水层的承压水位高于上部含水层的承压水位; 反之，当地形与蓄水构造不一致时，称为负地形 ( 图 3 － 12b) ，此时，下部含水层的承压水位低于上部含水层的承压水位。水位高低不同，可造成含水层之间通过弱透水层或断层等通路而发生水力联系，形成含水间的补给关系，高水位含水层的水补给低水位含水层。

承压盆地按向斜构造的封闭程度，可分为封闭型承压盆地和开放型承压盆地。

封闭型承压盆地，为向斜构造比较完整的承压盆地。这种蓄水构造未被断裂破坏，因此，承压水在承压区封闭良好，泄水作用不强，有时甚至形成无排泄的封闭构造，盆地四周均为补给区。这种承压盆地，地下水补给径流条件差，水交替弱，矿化度高。封闭型承压盆地多分布于新生代沉积盆地。

开放型承压盆地，常被断裂或水文网切割，因此，承压水常沿断裂和河谷排泄，排泄区多位于向斜中部。

2. 承压斜地

承压斜地的形成可以有三种不同情况: ①单斜含水层被断层所截形成的承压斜地;②含水层岩性发生相变或尖灭形成承压斜地; ③单斜含水岩层被侵入岩体阻截形成的承压斜地。

( 1) 单斜含水层被断层所截形成的承压斜地

单斜含水层的上部出露地表，成为承压含水层的补给区，含水层下部为断层所切。若断层导水，则含水层之间可以通过断层发生水力联系，在断层出露位置较低处，承压水可通过断层以泉的形式排泄于地表 ( 图 3 －13a) ，成为排泄区。此时，补给区与排泄区位于承压区两侧，与承压盆地相似。

倘若断层不导水，水沿含水层向下流动，遇断层而受阻后形成回流，在含水层露头区地形较低处以泉的形式排出地表，形成排泄区。此时，地下水的补给区与排泄区在同一侧，承压区在另一侧 ( 图 3 －13b) 。显然露头区附近地下水循环交替条件较好，深处则差。如果承压斜地延伸较深时，下端含水层中的地下水往往处于停滞状态，使矿化度较高。

图3－13 断块构造形成的承压斜地( 据北京地质学院水文地质教研室，1965)

图3－14 含水层尖灭的承压斜地( 据北京地质学院水文地质教研室，1965)

( 2) 含水层岩性发生相变或尖灭形成的承压斜地

含水层上部出露地表，其下在某一深度岩相发生变化，由透水层变为不透水层而使含水层尖灭 ( 图 3 － 14) 。这类承压斜地的情况与上述不导水断层所形成的承压斜地情况相似。

( 3) 单斜含水层被侵入岩体阻截形成的承压斜地

各种侵入岩体，当它们侵入到透水性很强的单斜含水岩层中，并处于地下水的下游时，由于它们起到阻水的作用，可形成承压斜地。如济南承压斜地，为寒武系、奥陶系灰岩组成的一向北倾斜的单斜构造 ( 图 3 －15) 。南部千佛山一带灰岩广泛出露，形成承压水的补给区，地下水沿顺层发育的溶穴向北流动，至济南城一带，深部受到闪长岩体的阻截和覆盖，表层又被第四系透水性弱的黏性土覆盖，形成承压水的承压区和排泄区，济南市区共有 108 个泉排泄，故有泉城之称。

图3－15 济南火成岩体阻截承压斜地

其他，如基岩断裂破碎带的裂隙随深度的增大而闭合，或裂隙被充填等情况，均可形成承压斜地。

承压盆地和承压斜地在我国分布比较广泛。根据地质年代和岩性的不同，可分为两类:一类是第四系松散沉积物构成的承压盆地和承压斜地，它们广泛存在于山间盆地和山前平原中;另一类是由坚硬基岩构成的承压盆地和承压斜地。如北方的淄博盆地、井陉盆地、沁水盆地、开平盆地等就是寒武－奥陶系石灰岩上覆石炭－二叠系砂页岩及第四系堆积物而构成的承压盆地。广东的雷州半岛以及新疆等地的许多山间盆地也都属于这类向斜盆地。较为典型的大型承压盆地是四川盆地，盆地中部分布侏罗－白垩系砂页岩，向四周依次出露三叠系及古生界岩层。主要含水层为侏罗系砂岩裂隙水、三叠系嘉陵江灰岩及二叠系长兴灰岩和茅口灰岩的岩溶水，有的地段可出现自流水。

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