第6章_土壤水和地下水

1、12345v “土壤”是指地球表面风化的散碎外壳。是一种由大小不同的固体颗粒集合而成的具有空隙或孔隙的散粒体，属多孔介质。v “土壤水”则是指包含在土壤孔隙中的水分。地球表面的土壤覆盖层是一个巨大的“蓄水库”，全球蓄于土壤中的水量估计有16500km3，约为河道蓄水量的8倍。v 在水文循环中，土壤起着十分重要的调节和分配水量的作用。v 问题：水分是怎样被吸收到土壤中去的?进入土壤中的水分是怎样储存、变化和运动的?组成土壤的固体颗粒的主要粒径或粒径的范围。组成土壤的固体颗粒的主要粒径或粒径的范围。土壤中固体颗粒的排列方式、排列方向和团聚状态，有时也指土壤中固体颗粒的排列方式、排列方向和团聚状态，

2、有时也指土壤孔隙的几何形状和大小。土壤孔隙的几何形状和大小。固体颗粒、土壤水、空气固体颗粒、土壤水、空气sssVMawsstsbVVVMVM一般土壤3/7 . 26 . 2cmgsswMMfswtwVVVVVawwfwsVVVVVswawatfVVVVVVVfftfsfVVVVVeawsataaVVVVVVf 指不受地下水源补给影响的毛管水，即当大气降水或灌溉后土壤中所吸持的液态水。毛管悬着水土 粒悬着水 指土壤中受到地下水源支持并上升到一定高度的毛管水，即地下水沿着土壤毛管系统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在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达到

3、最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又称吸湿系数。v膜状水达到最大数量，也就是水膜厚度达到最大时所相应的土壤含水量称为最大分子持水量，它是靠土壤颗粒分子力结合水分的最大值。v 植物生长需要通过根系不断地从土壤中吸收水分。根毛的吸水力量约为15个大气压。当土壤颗粒对水分子的吸力超过15个大气压时，植物就会因吸取不到土壤水而凋萎枯死。因此，所谓凋萎系数就是指土壤颗粒对水分子的吸力为15个大气压时的土壤含水量。v 作物品种不同，土壤种类不同，其凋萎系数也不同。v 凋萎系数总是大于最大吸湿量，而小于最大分子持水量大于最大吸湿量，而小于最大分子持水量的。一般来说，凋萎系数约为最大吸湿量的1.5倍，而是

4、最大分子持水量的3875 v毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量称为毛管断裂含水量。v当土壤含水量大于此值时，毛管悬着水就能向土壤水分的消失点或消失面转移，反之，连续输移水分就会遭到破坏，并将变为以薄膜水和水汽的形式进行。v一般来说，毛管断裂含水量约为田间持水量的65。v土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量称为田间持水量。v它是不受地下水影响条件下土壤在田间或自然状况时所能保持水分的最高数量，也就是说，降雨或灌溉水进入土壤后，若超过田间持水量，则超过部分将不能为土壤保持而以自由重力水形式向下渗透。v田间持水量是将土壤水划分为土壤持水量和向下渗透水分的“门槛”。v 土壤中所有孔隙均被水充

5、满时的土壤含水量称为饱和含水量。若用容积含水率表示饱和含水量，则它与孔隙率是一致的。v 饱和含水量与田间持水量之差即为受重力支配的自由重力水。v通过对势的分析能够讨论土壤水运动v势是一个标量，可以作代数运算，而力是矢量，必须用平行四边形法则来运算。由于平行四边形运算法则要比代数运算复杂得多。因此，利用势来讨论物体运动要比用力来讨论物体运动更方便v土壤水作用力方向变化复杂、不易确定，故用势来讨论它的运动更具有优越性。gpgm土水势土水势(cm)gmpv 获得土壤水分特性曲线可以有两种做法：一是从干燥土壤开始，在土壤吸收水分的过程中测定；二是从饱和土壤开始，在土壤脱水过程中测定。v 实验表明，在脱

6、水过程中测定的土壤水分特性曲线位于上方，在吸水过程中测定的土壤水分特性曲线位于下方，两条曲线首尾大体重叠，但中间差别明显，犹如一个绳套。这种绳套现象称为滞后作用滞后作用。v 同样的吸力，在脱水和吸水两个过程中，土壤吸持的水分数量是不同的，脱水过程吸持的水分要大于吸水过程吸持的水分。v滞后现象是一个不可忽视的土壤水分特性，它增加了非饱和水流运动方程式的求解复杂性和难度v土壤的质地和结构对土壤水分特性曲线的形状及其滞后现象均有明显的影响。v滞后作用一般在粗质地土壤中低吸力范围内最为在粗质地土壤中低吸力范围内最为明显明显，随着土壤中粘粒含量的增加，滞后作用将越来越不明显。土壤中存在3种类型的水分运动

7、饱和流即土壤孔隙全部充满水时的水流，这主要是重力水的运动非饱和流土壤中只有部分孔隙中有水时的水流，主要是毛管水和膜状水的运动水汽移动控制非饱和与饱和土壤水流运动的因素控制非饱和与饱和土壤水流运动的因素v两者总势的组成不同两者总势的组成不同。在饱和土壤中，总势由重力势和静水压力势组成，而在非饱和土壤中，总势则由重力势和基模势组成。v两者的水力传导度不同两者的水力传导度不同。饱和水力传导度是一个常数，非饱和水力传导度是土壤含水量的函数。干燥土壤的水力传导度最小，随着土壤含水量的增加，水力传导度也增加。当土壤含水量达到饱和时，水力传导度也达到最大，此即为饱和水力传导度。水力传导度随土壤含水量变化的原

8、因水力传导度随土壤含水量变化的原因v一是由于土壤未达到饱和含水量之前，有些孔隙含有空气，减少了土壤横断面上的导水部分;v二是由于吸力增加过程中，最初被抽空的孔隙是最大的那些，这样留给水分流动的只有较小的孔隙了;v三是由于随着土壤含水量的减小，孔隙所形成的水流路径的弯曲度将有所增加。一、饱和土壤中的水流 在土壤中，有些情况下会出现饱和流，如大量持续降水和稻田淹灌时会出现垂直向下的饱和流；地下泉水涌出属于垂直向上的饱和流；平原水库库底周围则可以出现水平方向的饱和流。一维垂直向饱和流 饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律。即单位时间内通过单位面积土壤的水

9、量，土壤水通量与土水势梯度成正比。 LHKqs式中：q表示土壤水流通量； H表示总水势差； L水流路径的直线长度； Ks土壤饱和导水率。饱和流导水率 土壤饱和导水率反映了土壤的饱和渗透性能，任何影响土壤孔隙大小和形状的因素都会影响饱和导水率。 土壤确定条件下饱和流导水率是一个常数； 饱和流导水率是土壤导水率中的最大值； 饱和流导水率的大小受土壤的质地、结构、有机质含量和无 机胶体类型等因素的影响。二、非饱和土壤中的水流 土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。它也可用达西定律来描述，对一维垂向非饱和流其表达式为：dxdKqm)(式中： 非饱和导水率； 总水势梯度。)(mKdxd 非饱

10、和条件下土壤水流的数学表达式与饱和条件下的类似，二者的区别在于：饱和条件下的总水势梯度可用差分形式，而非饱和条件下则用微分形式；饱和条件下的土壤导水率对特定土壤为一常数，而非饱和导水率是土壤含水量或基质势的函数。 非饱和流导水率三、土壤中的水汽运动 土壤中保持的液态水可以化为气态水，气态水也可以凝结为液态水。土壤气态水的运动常表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。 水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度，水汽运动总是由水汽高处向水汽低处，由温度高处向温度低处扩散。土壤水不断以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象称为土面蒸发。 蒸发的三个阶段表土蒸发强度保持稳定的阶段表土蒸发强度随含水率变化的阶段土体内

11、水汽扩散阶段 当水汽由暖处向冷处扩散遇冷时便可凝结成液态水，这就是水汽凝结。水汽凝结有两种现象值得注意，一是“夜潮”现象，二是“冻后聚墒”现象。 水汽凝结 “夜潮”现象多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温度高于表土，所以水汽由底土向表土移动，遇冷便凝结，使白天晒干的表土又恢复潮湿。 “冻后聚墒”现象，是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。 “冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度

12、大，“冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层增水作用为24左右 。v 虽然非饱和水流与饱和水流具有以上不同的特点，但理查兹(Richards)于1931年用实验证明，非饱和水流也符合达西定律，即非饱和水流的渗流速度与总土水势梯度成正比，且与土壤中孔隙通道的几何性质有关。xK)()K ( )Kzyxtzwywxww)()()()(xzyt烘干法m =(W1-W2)/(W2-W3) 先在田间地块选择代表性取样点，按所需深度分层取土样，将土样放入铝盒并立即盖好盖（以防水分蒸发影响测定结果），称重（即湿土加空铝盒重，记为W1），然后打开盖，置于烘箱，在105110条件下，烘至恒重，再称重（即干土加盒重，

13、记为W2）。则该土壤质量含水量可以按下式求出，设空铝盒重为W3。土壤水分的测定方法土壤水分的测定方法 此法是把一个快速中子源和慢中子探测器置于套管中，埋人土内。其中的中子源（如镭）以很高速度放射出中子，当这些快中子与水中的氢原子碰撞时，就会改变运动的方向，并失去一部分能量而变成慢中子。土壤水愈多，氢愈多，产生的慢中子也就愈多。慢中子被探测器和一个定器量出，经过校正可求出土壤水的含量。中子散射法 将长度为L的波导棒插入土壤介质中，电磁脉冲信号从波导棒的始端传播到终端，由于波导棒终端处于开路状态，脉冲信号受反射又沿波导棒返回到始端。考察脉冲输入到反射返回的时间以及反射时的脉冲幅度的衰减，即可计算土

14、壤水分、盐分含量。 TDR法一、土壤水的来源与消耗 土壤水的来源是大气降水、凝结水、地下水和人工灌溉。其中大气降水是主要的来源，凝结水在干旱地区以及粗质土壤上也有一定意义。而地下水和人工灌溉水，实际上主要也是从大气降水和部分地从凝结水转变而来。 大气降水除了植被（特别是林冠）截流和地面径流外，其余部分便进入土壤中成为土壤水。土壤水的消耗有以下途径：（1）向下渗漏、侧向径流和地下径流；（2）蒸发；（3）蒸腾。所以，土壤的含水量就是这些水分收入和支出的差额。 二、土壤水分平衡降雨P径流R下渗水D上行水U蒸散ET灌溉I截留蒸发InW=P+I+U-ET-R-In-D影响土壤水分状况的因素 1. 植被

15、蒸腾作用、植被组成和覆盖度对土壤水分影响较大。2. 气候 降雨量和蒸发是重要因素。3. 土壤物理性质 土壤质地、结构和有机质含量等因素的影响。4. 地形 地形影响水分的再分配。5. 水文地质 在不透水层接近地面、地下水位高的地方，支持毛管 水上行活跃。6. 人为的影响 如灌溉、排水以及耕作等土壤管理措施。 5.2 地下水类型地下水类型v地下水基本类型的划分地下水基本类型的划分v包气带水包气带水v饱水带水饱水带水( (潜水和承压水潜水和承压水) )v空隙水空隙水( (孔隙水、裂隙水和岩溶水孔隙水、裂隙水和岩溶水) ) 一、地下水基本类型的划分一、地下水基本类型的划分 从地理水文学角度来说，特别重

16、视如下的分类：从地理水文学角度来说，特别重视如下的分类： 1.1.按地下水的贮存埋藏条件分类按地下水的贮存埋藏条件分类 (1)(1)包气带水包气带水 结合水（分吸湿水、薄膜水）结合水（分吸湿水、薄膜水） 毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水）毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水） 重力水（分上层滞水与渗透重力水）重力水（分上层滞水与渗透重力水） (2)(2)饱水带水饱水带水 潜水潜水 承压水（分自流溢水与非自流溢水）承压水（分自流溢水与非自流溢水） 2.2.按岩土的贮水空隙的差异分类按岩土的贮水空隙的差异分类 (1)(1)孔隙水孔隙水 (2)(2)裂隙水裂隙水 (3)(3)岩溶水岩溶水 二二 包气带水

17、包气带水 1.1.包气带水的特征与包气带的类型包气带水的特征与包气带的类型 (1)(1)包气带水的主要特征包气带水的主要特征 包气带含水率和剖面分布最容易受外界条件的影响；包气带含水率和剖面分布最容易受外界条件的影响； 包气带在空间上的变化主要体现在垂直剖面上的差异包气带在空间上的变化主要体现在垂直剖面上的差异; ; 包气带含水率变化与岩土层本身、岩土颗粒的机械组包气带含水率变化与岩土层本身、岩土颗粒的机械组成有关成有关; ; (2) (2)包气带的类型包气带的类型 厚型厚型: :土壤、中间和毛管带土壤、中间和毛管带. . 薄型薄型: :厚度不到厚度不到1 1米米 过渡型过渡型: : 2.2.

18、包气带的水分交换与动态包气带的水分交换与动态 外界水分交换和内部水分的再分配及内排水过程外界水分交换和内部水分的再分配及内排水过程,发发生在生在上、下界面上上、下界面上. . 三、潜水三、潜水 1.1.潜水的概念和主要特征潜水的概念和主要特征 饱水带中自地表向下第一个具有自由水面的含水层饱水带中自地表向下第一个具有自由水面的含水层中的重力水，称为潜水中的重力水，称为潜水. . 潜水位潜水位(h)(h)是指潜水面上任一点的海拔高程是指潜水面上任一点的海拔高程(m)(m)； 潜水埋深潜水埋深(T)(T)是指潜水面距地表的铅直距离是指潜水面距地表的铅直距离(m)(m)； 含水层厚度含水层厚度(H)(

19、H)指潜水面至隔水底板的距离指潜水面至隔水底板的距离(m)(m)； 潜水流水力坡度潜水流水力坡度: :是指潜水面上任意两点的水位差是指潜水面上任意两点的水位差与该两点的渗透距离之比。与该两点的渗透距离之比。 潜水面上无隔水层潜水面上无隔水层,与大气相通与大气相通,压强等于大气压强压强等于大气压强,不承受静水压力不承受静水压力,潜水分布区与补给区基本一致。潜水分布区与补给区基本一致。 潜水含水层通过包气带与地表水及大气圈之间存在潜水含水层通过包气带与地表水及大气圈之间存在密切联系密切联系,因此深受外界气象、水文因素的影响因此深受外界气象、水文因素的影响,动态变化动态变化比较大比较大,呈现明显的季

20、节变化。呈现明显的季节变化。 2.2.潜水面形状及其表示方法潜水面形状及其表示方法 (1)(1)潜水面的形状潜水面的形状: :倾斜、抛物线形和水平等多种形状倾斜、抛物线形和水平等多种形状; ; (2) (2)潜水面表示方法潜水面表示方法: :水文地质剖面图和平面图。水文地质剖面图和平面图。 3.3.潜水与地表水之间的互补关系潜水与地表水之间的互补关系 潜水与地表水之间的这种相互补给和排泄关系，称为潜水与地表水之间的这种相互补给和排泄关系，称为水力联系。水力联系。 (1)(1)具有周期性水力联系具有周期性水力联系; ; (2) (2)具有单向的水力联系具有单向的水力联系; ; (3) (3)具有

21、间歇性水力联系具有间歇性水力联系. . 四、承压水四、承压水 承压水是指充满于两个稳定隔水层之间的含水层中的承压水是指充满于两个稳定隔水层之间的含水层中的地下水。地下水。 1.1.承压水的主要特征承压水的主要特征 承压性、分布区与补给区不同、动态变化相对稳定、承压性、分布区与补给区不同、动态变化相对稳定、水质类型多样。水质类型多样。 2.2.承压水的形成承压水的形成 主要取决于地质构造条件主要取决于地质构造条件, 最适宜的是向斜构造和最适宜的是向斜构造和单斜构造单斜构造. 3.3.承压水等水压线承压水等水压线 某一含水层中承压水位相等的各点的连线。某一含水层中承压水位相等的各点的连线。 五、空隙水五、空隙水 1.1.孔隙水孔隙水 埋藏于松散岩土孔隙中的重力水。埋藏于松散岩土孔隙中的重力水。透水性、给水性的透水性、给水性的变化小，运动呈层流状态。变化小，运动呈层流状态。 2.2.裂隙水裂隙水 存在于岩石裂隙中的地下水。埋藏与分布极不均匀，存在于岩石裂隙中的地下水。埋藏与分布极不均匀，动力性质比较复杂，基岩裂隙的发育具有明显的分带性。动力性质比较复杂，基岩裂隙的发育具有明显的分带性。 3.3.岩溶水岩溶水 在溶隙中贮存、运动的地下水称在溶隙中贮存、运动的地下水称. .分布不均匀分布不均匀, 径流动径流动态不稳定态不稳定.地表与地下径流及无压流与有压流相互转化地表与地下径