第6章_土壤水和地下水

1、12345v “土壤”是指地球表面風(fēng)化的散碎外殼。是一種由大小不同的固體顆粒集合而成的具有空隙或孔隙的散粒體，屬多孔介質(zhì)。v “土壤水”則是指包含在土壤孔隙中的水分。地球表面的土壤覆蓋層是一個巨大的“蓄水庫”，全球蓄于土壤中的水量估計有16500km3，約為河道蓄水量的8倍。v 在水文循環(huán)中，土壤起著十分重要的調(diào)節(jié)和分配水量的作用。v 問題：水分是怎樣被吸收到土壤中去的?進入土壤中的水分是怎樣儲存、變化和運動的?組成土壤的固體顆粒的主要粒徑或粒徑的范圍。組成土壤的固體顆粒的主要粒徑或粒徑的范圍。土壤中固體顆粒的排列方式、排列方向和團聚狀態(tài)，有時也指土壤中固體顆粒的排列方式、排列方向和團聚狀態(tài)，

2、有時也指土壤孔隙的幾何形狀和大小。土壤孔隙的幾何形狀和大小。固體顆粒、土壤水、空氣固體顆粒、土壤水、空氣sssVMawsstsbVVVMVM一般土壤3/7 . 26 . 2cmgsswMMfswtwVVVVVawwfwsVVVVVswawatfVVVVVVVfftfsfVVVVVeawsataaVVVVVVf 指不受地下水源補給影響的毛管水，即當(dāng)大氣降水或灌溉后土壤中所吸持的液態(tài)水。毛管懸著水土 粒懸著水 指土壤中受到地下水源支持并上升到一定高度的毛管水，即地下水沿著土壤毛管系統(tǒng)上升并保持在土壤中的那一部分水分。 毛管上升水土 粒毛管上升水地下水位v在水汽達(dá)到飽和的空氣中，干燥土壤的吸濕水達(dá)到

3、最大數(shù)量時的土壤含水量稱為最大吸濕量，又稱吸濕系數(shù)。v膜狀水達(dá)到最大數(shù)量，也就是水膜厚度達(dá)到最大時所相應(yīng)的土壤含水量稱為最大分子持水量，它是靠土壤顆粒分子力結(jié)合水分的最大值。v 植物生長需要通過根系不斷地從土壤中吸收水分。根毛的吸水力量約為15個大氣壓。當(dāng)土壤顆粒對水分子的吸力超過15個大氣壓時，植物就會因吸取不到土壤水而凋萎枯死。因此，所謂凋萎系數(shù)就是指土壤顆粒對水分子的吸力為15個大氣壓時的土壤含水量。v 作物品種不同，土壤種類不同，其凋萎系數(shù)也不同。v 凋萎系數(shù)總是大于最大吸濕量，而小于最大分子持水量大于最大吸濕量，而小于最大分子持水量的。一般來說，凋萎系數(shù)約為最大吸濕量的1.5倍，而是

4、最大分子持水量的3875 v毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的土壤含水量稱為毛管斷裂含水量。v當(dāng)土壤含水量大于此值時，毛管懸著水就能向土壤水分的消失點或消失面轉(zhuǎn)移，反之，連續(xù)輸移水分就會遭到破壞，并將變?yōu)橐员∧に退男问竭M行。v一般來說，毛管斷裂含水量約為田間持水量的65。v土壤中毛管懸著水達(dá)到最大時的土壤含水量稱為田間持水量。v它是不受地下水影響條件下土壤在田間或自然狀況時所能保持水分的最高數(shù)量，也就是說，降雨或灌溉水進入土壤后，若超過田間持水量，則超過部分將不能為土壤保持而以自由重力水形式向下滲透。v田間持水量是將土壤水劃分為土壤持水量和向下滲透水分的“門檻”。v 土壤中所有孔隙均被水充

5、滿時的土壤含水量稱為飽和含水量。若用容積含水率表示飽和含水量，則它與孔隙率是一致的。v 飽和含水量與田間持水量之差即為受重力支配的自由重力水。v通過對勢的分析能夠討論土壤水運動v勢是一個標(biāo)量，可以作代數(shù)運算，而力是矢量，必須用平行四邊形法則來運算。由于平行四邊形運算法則要比代數(shù)運算復(fù)雜得多。因此，利用勢來討論物體運動要比用力來討論物體運動更方便v土壤水作用力方向變化復(fù)雜、不易確定，故用勢來討論它的運動更具有優(yōu)越性。gpgm土水勢土水勢(cm)gmpv 獲得土壤水分特性曲線可以有兩種做法：一是從干燥土壤開始，在土壤吸收水分的過程中測定；二是從飽和土壤開始，在土壤脫水過程中測定。v 實驗表明，在脫

6、水過程中測定的土壤水分特性曲線位于上方，在吸水過程中測定的土壤水分特性曲線位于下方，兩條曲線首尾大體重疊，但中間差別明顯，猶如一個繩套。這種繩套現(xiàn)象稱為滯后作用滯后作用。v 同樣的吸力，在脫水和吸水兩個過程中，土壤吸持的水分?jǐn)?shù)量是不同的，脫水過程吸持的水分要大于吸水過程吸持的水分。v滯后現(xiàn)象是一個不可忽視的土壤水分特性，它增加了非飽和水流運動方程式的求解復(fù)雜性和難度v土壤的質(zhì)地和結(jié)構(gòu)對土壤水分特性曲線的形狀及其滯后現(xiàn)象均有明顯的影響。v滯后作用一般在粗質(zhì)地土壤中低吸力范圍內(nèi)最為在粗質(zhì)地土壤中低吸力范圍內(nèi)最為明顯明顯，隨著土壤中粘粒含量的增加，滯后作用將越來越不明顯。土壤中存在3種類型的水分運動

7、飽和流即土壤孔隙全部充滿水時的水流，這主要是重力水的運動非飽和流土壤中只有部分孔隙中有水時的水流，主要是毛管水和膜狀水的運動水汽移動控制非飽和與飽和土壤水流運動的因素控制非飽和與飽和土壤水流運動的因素v兩者總勢的組成不同兩者總勢的組成不同。在飽和土壤中，總勢由重力勢和靜水壓力勢組成，而在非飽和土壤中，總勢則由重力勢和基模勢組成。v兩者的水力傳導(dǎo)度不同兩者的水力傳導(dǎo)度不同。飽和水力傳導(dǎo)度是一個常數(shù)，非飽和水力傳導(dǎo)度是土壤含水量的函數(shù)。干燥土壤的水力傳導(dǎo)度最小，隨著土壤含水量的增加，水力傳導(dǎo)度也增加。當(dāng)土壤含水量達(dá)到飽和時，水力傳導(dǎo)度也達(dá)到最大，此即為飽和水力傳導(dǎo)度。水力傳導(dǎo)度隨土壤含水量變化的原

8、因水力傳導(dǎo)度隨土壤含水量變化的原因v一是由于土壤未達(dá)到飽和含水量之前，有些孔隙含有空氣，減少了土壤橫斷面上的導(dǎo)水部分;v二是由于吸力增加過程中，最初被抽空的孔隙是最大的那些，這樣留給水分流動的只有較小的孔隙了;v三是由于隨著土壤含水量的減小，孔隙所形成的水流路徑的彎曲度將有所增加。一、飽和土壤中的水流 在土壤中，有些情況下會出現(xiàn)飽和流，如大量持續(xù)降水和稻田淹灌時會出現(xiàn)垂直向下的飽和流；地下泉水涌出屬于垂直向上的飽和流；平原水庫庫底周圍則可以出現(xiàn)水平方向的飽和流。一維垂直向飽和流 飽和流的推動力主要是重力勢梯度和壓力勢梯度，基本上服從飽和狀態(tài)下多孔介質(zhì)的達(dá)西定律。即單位時間內(nèi)通過單位面積土壤的水

9、量，土壤水通量與土水勢梯度成正比。 LHKqs式中：q表示土壤水流通量； H表示總水勢差； L水流路徑的直線長度； Ks土壤飽和導(dǎo)水率。飽和流導(dǎo)水率 土壤飽和導(dǎo)水率反映了土壤的飽和滲透性能，任何影響土壤孔隙大小和形狀的因素都會影響飽和導(dǎo)水率。 土壤確定條件下飽和流導(dǎo)水率是一個常數(shù)； 飽和流導(dǎo)水率是土壤導(dǎo)水率中的最大值； 飽和流導(dǎo)水率的大小受土壤的質(zhì)地、結(jié)構(gòu)、有機質(zhì)含量和無 機膠體類型等因素的影響。二、非飽和土壤中的水流 土壤非飽和流的推動力主要是基質(zhì)勢梯度和重力勢梯度。它也可用達(dá)西定律來描述，對一維垂向非飽和流其表達(dá)式為：dxdKqm)(式中： 非飽和導(dǎo)水率； 總水勢梯度。)(mKdxd 非飽

10、和條件下土壤水流的數(shù)學(xué)表達(dá)式與飽和條件下的類似，二者的區(qū)別在于：飽和條件下的總水勢梯度可用差分形式，而非飽和條件下則用微分形式；飽和條件下的土壤導(dǎo)水率對特定土壤為一常數(shù)，而非飽和導(dǎo)水率是土壤含水量或基質(zhì)勢的函數(shù)。 非飽和流導(dǎo)水率三、土壤中的水汽運動 土壤中保持的液態(tài)水可以化為氣態(tài)水，氣態(tài)水也可以凝結(jié)為液態(tài)水。土壤氣態(tài)水的運動常表現(xiàn)為水汽擴散和水汽凝結(jié)兩種現(xiàn)象。 水汽擴散運動的推動力是水汽壓梯度，水汽運動總是由水汽高處向水汽低處，由溫度高處向溫度低處擴散。土壤水不斷以水汽的形態(tài)由表土向大氣擴散而逸失的現(xiàn)象稱為土面蒸發(fā)。 蒸發(fā)的三個階段表土蒸發(fā)強度保持穩(wěn)定的階段表土蒸發(fā)強度隨含水率變化的階段土體內(nèi)

11、水汽擴散階段 當(dāng)水汽由暖處向冷處擴散遇冷時便可凝結(jié)成液態(tài)水，這就是水汽凝結(jié)。水汽凝結(jié)有兩種現(xiàn)象值得注意，一是“夜潮”現(xiàn)象，二是“凍后聚墑”現(xiàn)象。 水汽凝結(jié) “夜潮”現(xiàn)象多出現(xiàn)于地下水埋深度較淺的“夜潮地”。白天土壤表層被曬干，夜間降溫，底土土溫度高于表土，所以水汽由底土向表土移動，遇冷便凝結(jié)，使白天曬干的表土又恢復(fù)潮濕。 “凍后聚墑”現(xiàn)象，是我國北方冬季土壤凍結(jié)后的聚水作用。冬季表土凍結(jié)，水汽壓降低，而凍層以下土層的水汽壓較高，于是下層水汽不斷向凍層集聚、凍結(jié)、使凍層不斷加厚，其含水量有所增加，這就是“凍后聚墑”現(xiàn)象。 “凍后聚墑”的多少，主要決定于該土壤的含水量和凍結(jié)的強度。含水量高凍結(jié)強度

12、大，“凍后聚墑”就比較明顯。一般對土壤上層增水作用為24左右 。v 雖然非飽和水流與飽和水流具有以上不同的特點，但理查茲(Richards)于1931年用實驗證明，非飽和水流也符合達(dá)西定律，即非飽和水流的滲流速度與總土水勢梯度成正比，且與土壤中孔隙通道的幾何性質(zhì)有關(guān)。xK)()K ( )Kzyxtzwywxww)()()()(xzyt烘干法m =(W1-W2)/(W2-W3) 先在田間地塊選擇代表性取樣點，按所需深度分層取土樣，將土樣放入鋁盒并立即蓋好蓋（以防水分蒸發(fā)影響測定結(jié)果），稱重（即濕土加空鋁盒重，記為W1），然后打開蓋，置于烘箱，在105110條件下，烘至恒重，再稱重（即干土加盒重，

13、記為W2）。則該土壤質(zhì)量含水量可以按下式求出，設(shè)空鋁盒重為W3。土壤水分的測定方法土壤水分的測定方法 此法是把一個快速中子源和慢中子探測器置于套管中，埋人土內(nèi)。其中的中子源（如鐳）以很高速度放射出中子，當(dāng)這些快中子與水中的氫原子碰撞時，就會改變運動的方向，并失去一部分能量而變成慢中子。土壤水愈多，氫愈多，產(chǎn)生的慢中子也就愈多。慢中子被探測器和一個定器量出，經(jīng)過校正可求出土壤水的含量。中子散射法 將長度為L的波導(dǎo)棒插入土壤介質(zhì)中，電磁脈沖信號從波導(dǎo)棒的始端傳播到終端，由于波導(dǎo)棒終端處于開路狀態(tài)，脈沖信號受反射又沿波導(dǎo)棒返回到始端?？疾烀}沖輸入到反射返回的時間以及反射時的脈沖幅度的衰減，即可計算土

14、壤水分、鹽分含量。 TDR法一、土壤水的來源與消耗 土壤水的來源是大氣降水、凝結(jié)水、地下水和人工灌溉。其中大氣降水是主要的來源，凝結(jié)水在干旱地區(qū)以及粗質(zhì)土壤上也有一定意義。而地下水和人工灌溉水，實際上主要也是從大氣降水和部分地從凝結(jié)水轉(zhuǎn)變而來。 大氣降水除了植被（特別是林冠）截流和地面徑流外，其余部分便進入土壤中成為土壤水。土壤水的消耗有以下途徑：（1）向下滲漏、側(cè)向徑流和地下徑流；（2）蒸發(fā)；（3）蒸騰。所以，土壤的含水量就是這些水分收入和支出的差額。 二、土壤水分平衡降雨P(guān)徑流R下滲水D上行水U蒸散ET灌溉I截留蒸發(fā)InW=P+I+U-ET-R-In-D影響土壤水分狀況的因素 1. 植被

15、蒸騰作用、植被組成和覆蓋度對土壤水分影響較大。2. 氣候 降雨量和蒸發(fā)是重要因素。3. 土壤物理性質(zhì) 土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)和有機質(zhì)含量等因素的影響。4. 地形 地形影響水分的再分配。5. 水文地質(zhì) 在不透水層接近地面、地下水位高的地方，支持毛管 水上行活躍。6. 人為的影響 如灌溉、排水以及耕作等土壤管理措施。 5.2 地下水類型地下水類型v地下水基本類型的劃分地下水基本類型的劃分v包氣帶水包氣帶水v飽水帶水飽水帶水( (潛水和承壓水潛水和承壓水) )v空隙水空隙水( (孔隙水、裂隙水和巖溶水孔隙水、裂隙水和巖溶水) ) 一、地下水基本類型的劃分一、地下水基本類型的劃分 從地理水文學(xué)角度來說，特別重

16、視如下的分類：從地理水文學(xué)角度來說，特別重視如下的分類： 1.1.按地下水的貯存埋藏條件分類按地下水的貯存埋藏條件分類 (1)(1)包氣帶水包氣帶水 結(jié)合水（分吸濕水、薄膜水）結(jié)合水（分吸濕水、薄膜水） 毛管水（分毛管懸著水與毛管上升水）毛管水（分毛管懸著水與毛管上升水） 重力水（分上層滯水與滲透重力水）重力水（分上層滯水與滲透重力水） (2)(2)飽水帶水飽水帶水 潛水潛水 承壓水（分自流溢水與非自流溢水）承壓水（分自流溢水與非自流溢水） 2.2.按巖土的貯水空隙的差異分類按巖土的貯水空隙的差異分類 (1)(1)孔隙水孔隙水 (2)(2)裂隙水裂隙水 (3)(3)巖溶水巖溶水 二二 包氣帶水

17、包氣帶水 1.1.包氣帶水的特征與包氣帶的類型包氣帶水的特征與包氣帶的類型 (1)(1)包氣帶水的主要特征包氣帶水的主要特征 包氣帶含水率和剖面分布最容易受外界條件的影響；包氣帶含水率和剖面分布最容易受外界條件的影響； 包氣帶在空間上的變化主要體現(xiàn)在垂直剖面上的差異包氣帶在空間上的變化主要體現(xiàn)在垂直剖面上的差異; ; 包氣帶含水率變化與巖土層本身、巖土顆粒的機械組包氣帶含水率變化與巖土層本身、巖土顆粒的機械組成有關(guān)成有關(guān); ; (2) (2)包氣帶的類型包氣帶的類型 厚型厚型: :土壤、中間和毛管帶土壤、中間和毛管帶. . 薄型薄型: :厚度不到厚度不到1 1米米 過渡型過渡型: : 2.2.

18、包氣帶的水分交換與動態(tài)包氣帶的水分交換與動態(tài) 外界水分交換和內(nèi)部水分的再分配及內(nèi)排水過程外界水分交換和內(nèi)部水分的再分配及內(nèi)排水過程,發(fā)發(fā)生在生在上、下界面上上、下界面上. . 三、潛水三、潛水 1.1.潛水的概念和主要特征潛水的概念和主要特征 飽水帶中自地表向下第一個具有自由水面的含水層飽水帶中自地表向下第一個具有自由水面的含水層中的重力水，稱為潛水中的重力水，稱為潛水. . 潛水位潛水位(h)(h)是指潛水面上任一點的海拔高程是指潛水面上任一點的海拔高程(m)(m)； 潛水埋深潛水埋深(T)(T)是指潛水面距地表的鉛直距離是指潛水面距地表的鉛直距離(m)(m)； 含水層厚度含水層厚度(H)(

19、H)指潛水面至隔水底板的距離指潛水面至隔水底板的距離(m)(m)； 潛水流水力坡度潛水流水力坡度: :是指潛水面上任意兩點的水位差是指潛水面上任意兩點的水位差與該兩點的滲透距離之比。與該兩點的滲透距離之比。 潛水面上無隔水層潛水面上無隔水層,與大氣相通與大氣相通,壓強等于大氣壓強壓強等于大氣壓強,不承受靜水壓力不承受靜水壓力,潛水分布區(qū)與補給區(qū)基本一致。潛水分布區(qū)與補給區(qū)基本一致。 潛水含水層通過包氣帶與地表水及大氣圈之間存在潛水含水層通過包氣帶與地表水及大氣圈之間存在密切聯(lián)系密切聯(lián)系,因此深受外界氣象、水文因素的影響因此深受外界氣象、水文因素的影響,動態(tài)變化動態(tài)變化比較大比較大,呈現(xiàn)明顯的季

20、節(jié)變化。呈現(xiàn)明顯的季節(jié)變化。 2.2.潛水面形狀及其表示方法潛水面形狀及其表示方法 (1)(1)潛水面的形狀潛水面的形狀: :傾斜、拋物線形和水平等多種形狀傾斜、拋物線形和水平等多種形狀; ; (2) (2)潛水面表示方法潛水面表示方法: :水文地質(zhì)剖面圖和平面圖。水文地質(zhì)剖面圖和平面圖。 3.3.潛水與地表水之間的互補關(guān)系潛水與地表水之間的互補關(guān)系 潛水與地表水之間的這種相互補給和排泄關(guān)系，稱為潛水與地表水之間的這種相互補給和排泄關(guān)系，稱為水力聯(lián)系。水力聯(lián)系。 (1)(1)具有周期性水力聯(lián)系具有周期性水力聯(lián)系; ; (2) (2)具有單向的水力聯(lián)系具有單向的水力聯(lián)系; ; (3) (3)具有

21、間歇性水力聯(lián)系具有間歇性水力聯(lián)系. . 四、承壓水四、承壓水 承壓水是指充滿于兩個穩(wěn)定隔水層之間的含水層中的承壓水是指充滿于兩個穩(wěn)定隔水層之間的含水層中的地下水。地下水。 1.1.承壓水的主要特征承壓水的主要特征 承壓性、分布區(qū)與補給區(qū)不同、動態(tài)變化相對穩(wěn)定、承壓性、分布區(qū)與補給區(qū)不同、動態(tài)變化相對穩(wěn)定、水質(zhì)類型多樣。水質(zhì)類型多樣。 2.2.承壓水的形成承壓水的形成 主要取決于地質(zhì)構(gòu)造條件主要取決于地質(zhì)構(gòu)造條件, 最適宜的是向斜構(gòu)造和最適宜的是向斜構(gòu)造和單斜構(gòu)造單斜構(gòu)造. 3.3.承壓水等水壓線承壓水等水壓線 某一含水層中承壓水位相等的各點的連線。某一含水層中承壓水位相等的各點的連線。 五、空隙水五、空隙水 1.1.孔隙水孔隙水 埋藏于松散巖土孔隙中的重力水。埋藏于松散巖土孔隙中的重力水。透水性、給水性的透水性、給水性的變化小，運動呈層流狀態(tài)。變化小，運動呈層流狀態(tài)。 2.2.裂隙水裂隙水 存在于巖石裂隙中的地下水。埋藏與分布極不均勻，存在于巖石裂隙中的地下水。埋藏與分布極不均勻，動力性質(zhì)比較復(fù)雜，基巖裂隙的發(fā)育具有明顯的分帶性。動力性質(zhì)比較復(fù)雜，基巖裂隙的發(fā)育具有明顯的分帶性。 3.3.巖溶水巖溶水 在溶隙中貯存、運動的地下水稱在溶隙中貯存、運動的地下水稱. .分布不均勻分布不均勻, 徑流動徑流動態(tài)不穩(wěn)定態(tài)不穩(wěn)定.地表與地下徑流及無壓流與有壓流相互轉(zhuǎn)化地表與地下徑