区域地下水演化与评价理论方法 pdf epub mobi txt 电子书 下载 2025

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张光辉，费宇红，聂振龙 等 著

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• 地下水
• 区域水文
• 水资源
• 演化
• 评价
• 理论
• 方法
• 水文地质
• 环境科学
• 水动力学

出版社： 科学出版社

ISBN：9787030406538

版次：1

商品编码：11494380

包装：精装

开本：16开

出版时间：2014-06-01

用纸：胶版纸

页数：644

字数：954000

正文语种：中文

内容简介

区域地下水演化与评价理论方法从非饱和水运移与水势理论、区域地下水演化与水循环理论和地下水异变机制与可持续性评价理论三个方面，凝练与集成张光辉科研团队在1983～2013年期间，历经30年应用基础研究的成果，包括包气带水分运移、重金属在包气带行为、降水地表水土壤水地下水“四水”转化、土壤盐分分布特征与地下水关系、区域地下水循环演化及其环境异变规律、层圈间水循环过程与地下水演变周期性、大厚度包气带条件下潜水入渗补给量形成、深层地下水补给与释水、西北地区流域尺度水循环演化与调控阈、人工地下调蓄与外域调水对地下水修复潜力、地下水异变机制及其持续性评价理论以及不同时期对21世纪中国水问题与方略的看法。

内页插图

目录

序言
第一篇 非饱和水运移与水势理论
第一章 非饱和水运移与土壤水势 3
第一节 零通量面理论与应用 3
第二节 “三水”转化水势标示特征 6
第三节 包气带性状对入渗性影响 23
第四节 温度对包气带水运移影响 31
第五节 土壤水动力状态标示特征应用与机理 40
小结 45
参考文献 46
第二章 水文地质学与“四水”转化研究 50
第一节 水文地质学形成与演进 50
第二节 “四水”转化定量关系与机制 52
第三节 二元水循环中“四水”转化特征 62
第四节 潜水入渗补给量形成规律与监测方法 71
第五节 应用ZFP法计算浅层地下水补给量问题 82
第六节 原位实测潜水蒸发极限深度与给水度测定新方法 94
小结 103
参考文献 104
第三章 重金属在包气带中行为特征与控制 107
第一节 镉在包气带中行为特征及主要影响因素 107
第二节 镉的形态变化特征及影响因素 126
第三节 镉在土壤中迁移与转化模式特征 130
第四节 镉在土壤中迁移与转化控制作用 136
第五节 镉生态环境危害效应与影响因素 154
第六节 减轻和控制重金属生环危害对策 160
小结 164
参考文献 165
第四章 环渤海平原土壤盐化与地下水关系 168
第一节 研究背景 168
第二节 土壤盐分与盐渍化分布特征 171
第三节 土壤盐分剖面不同聚型及其水动力学特征 192
第四节 土壤盐渍化成因机制与主要影响特征 206
第五节 土壤积盐特征与地下水关系 210
第六节 土壤盐分情势界定与盐渍化防治对策 218
小结 224
参考文献 225
第二篇 区域地下水演化与水循环理论
第五章 中国地下水演化研究起源与理论 231
第一节 区域地下水演化研究属性与进展 231
第二节 中国区域地下水演化研究起源与进展 239
第三节 中国大陆水循环演化理论与意义 246
第四节 中国北方浅部地下水同位素分层特征与意义 252
第五节 区域水循环演化信息熵特征 262
第六节 地下水形成与区域水循环演化关系 267
小结 276
参考文献 276
第六章 全新世以来华北平原地下水演化规律 280
第一节 华北平原地下水演化地史特征 280
第二节 华北平原地下水演变周期性 303
第三节 华北平原地下水演化区位特征 309
第四节 300年来太行山前平原地下水补给演化特征 315
第五节 近 60年以来区域地下水演变时代特征 321
第六节 华北东部平原深层水补给特征与释水机制 331
小结 338
参考文献 339
第七章 西北典型流域水循环演化特征与调控阈 343
第一节 流域水循环与演化特征 343
第二节 流域地下水循环演化与水化学特征 355
第三节 流域水循环与地下水演化同位素特征 364
第四节 流域水循环过程与演化机制 367
第五节 平原区地下水温度变化特征与意义 378
第六节 下游区生态脆弱特征与调控阈 383
小结 392
参考文献 394
第八章 区域地下水调蓄条件与潜力 397
第一节 基本理念与调蓄原理 397
第二节 太行山前平原地下调蓄条件 399
第三节 不同条件下地下调蓄功能特征 404
第四节 华北主要河道带地下调蓄潜力 414
第五节 华北东南平原区地下调蓄潜力 420
第六节 浅层水超采区地下调蓄效应 421
小结 427
参考文献 427
第三篇 地下水异变机制与可持续性评价理论
第九章 区域地下水超采因缘与效应 431
第一节 华北平原水资源紧缺情势与因缘 431
第二节 滹沱河流域平原区地下水流场异变与动因 444
第三节 人类活动对华北白洋淀流域径流影响特征 449
第四节 深层水漏斗区开采量组成变化特征与机制 455
第五节 华北东部平原地面沉降特征与机制 463
第六节 人类活动对区域地下水劣变影响程度 466
小结 474
参考文献 475
第十章 地下水脆弱性与华北平原特征 479
第一节 地下水脆弱性理论与评价方法 479
第二节 地下水脆弱性评价应用实例 489
第三节 人类活动对地下水脆弱性影响特征 504
第四节 地下水脆弱性综合特征 507
第五节 华北平原地下水脆弱性特征 511
第六节 华北山前丘陵区地下水赋存非均一与易疏干性 515
小结 521
参考文献 521
第十一章 区域地下水变化与灌溉农业关系 524
第一节 灌溉农业布局与用水强度变化特征 524
第二节 华北农灌用水与地下水承载力适应性状况 542
第三节 区域地下水超采与灌溉作物布局关系 547
第四节 河北粮食持续增产与地下水关系 556
第五节 农业开采与降水互动耦合对地下水影响特征 562
第六节 区域地下水质变与化肥农药施用影响 570
小结 574
参考文献 575
第十二章 区域地下水功能及可持续利用性评价理论方法 578
第一节 地下水可持续开采量与地下水功能关系 578
第二节 地下水功能可持续利用性评价理论方法 583
第三节 地下水功能评价体系属性层组成与意义 589
第四节 地下水功能评价中数据提取与处理技术 592
第五节 地下水功能评价GFS系统及功能 595
第六节 华北平原地下水功能分布与区划特征 601
小结 610
参考文献 611
第四篇 21世纪中国水问题与方略
参考文献 627

精彩书摘

第一篇非饱和水运移与水势理论
本篇共计四章，分别为非饱和水运移与土壤水势、水文地质学与“四水”转化研究、重金属在包气带中行为特征与控制和环渤海平原土壤盐化与地下水关系，重点阐述潜水面以上的包气带水分、溶质和盐分时空变化规律和非饱和水动力学特征、土壤水动力状态标示特征、降水地表水包气带水地下水“四水”转化规律、大厚度包气带中监测入渗补给量方法和应用零通量面（zero flux plAne,ZFP）法计算浅层地下水补给量问题，深入剖析毒性金属在包气带中行为特征及其与土壤水分非饱和程度关系。最后，针对华北平原中、东部微咸地下水合理利用面临的问题，给出土壤盐分与盐渍化程度空间格局、土壤盐分不同聚型及其水动力学特征和它们与地下水之间关系。第一章非饱和水运移与土壤水势第一章非饱和水运移与土壤水势第一节零通量面理论与应用零通量面方法自1982年引入我国以来，促进了我国土壤水分运移规律和降水与灌溉水入渗补给地下水机理的深入研究。自21世纪以来，水势理论被引入地下水数值模拟中，促进了解决水盐运移数值模拟和入渗模型有关水文地质参数难题。
一、 ZFP法原理与20世纪80年代应用特征
水势理念由国际土壤学会于1963年提出（TAylor,1983A,1983b）。20世纪70年代，英国水文学者Cooper(1980)在绘制林地土壤总水势分布剖面时发现，总水势梯度（IusA）存在比较稳定的零拐点，且具有区域一致性分布特点。包气带剖面中，水势能梯度为零值的点称为零通量点。由同一区域、不同剖面的零通量点组成的面，称为零通量面。根据零通量面位置及其上、下土壤层水势梯度指向，能够确定土壤水分变化量的去向，进而提高研判包气带水盐运移去向和降水入渗补给地下水状况。
ZFP方法（zero flux plAne,ZFP）是建立于能量守恒和质量守恒理论基础上的，由“达西定律”和“水流连续性方程”联立构建式（1��1），有q=K(θ)�功咋筞=0（当IusA=�功咋筞=0时）（1��1）式中，q为非饱和状态下单位面积的水分通量，m/d；K(θ)为土壤非饱和渗透系数，其大小与包气带含水量状况相关，m/d；�功咋筞或IusA为总水势梯度，cmH2O/cm非饱和带水势能的单位。或mmHg/cm。
IusA和q分别由负压计（又称张力计）和中子水分仪或其他仪器实测的土壤水势、含水量资料计算获得，无需求取不易准确获得的K(θ)参数，所以，应降低因K(θ)取值不确定带来的问题。
在获得土壤水势和土壤含水量资料基础上，利用式（1��1）原理，可以分别确定某时段ZFP之上或之下的土壤水分变化量去向。当IusA指向地表，表明土壤水分变化量运移向地表，进入大气中；当IusA指向地下水面，表明土壤水分变化量运移向地下水，或已补给进入地下水中。
当根据某时段土壤水势和土壤含水量监测资料确定ZFP位置和土壤剖面含水变化量之后，就可以确定土壤水分蒸发量、地下水入渗补给量或潜水蒸发量。如果ZFP为发散型，即ZFP之上土壤总水势梯度指向地表，ZFP之下土壤总水势梯度指向地下水面，则ZFP之上的土壤剖面水分变化量为该时段的土壤水蒸发量，ZFP之下的土壤剖面水分变化量为该时段包气带水入渗对地下水补给量。
ZFP方法适用于岩土颗粒较细（中粗砂以下）第四纪松散沉积地层、潜水位埋深大于蒸发影响极限深度的地区。一般难以应用基岩山区和以卵砾石为主的松散地层分布区，这些地区ZFP存在条件欠缺，或虽ZFP存在，但监测十分困难。在适用ZFP方法的地区，ZFP也不是永续存在或稳定不变的，其存在与降水（或灌溉）入渗和蒸发条件密切相关。较充分灌溉或较大降水，都会导致ZFP消失。在我国北方地区，除了较大降水或充分供水灌溉期间，大部分时段ZFP是存在的。一般是取用年内最深的ZFP作为确定入渗补给量和蒸发量的分界线，然后应用土壤水势理论计算降水或灌溉入渗补给地下水量和土壤水蒸发消耗量，或根据土壤剖面某段的水势和含水量变化监测资料求算非饱和条件下K参数，这期间与ZFP存在与否没有关系，只需确定被研究的土壤剖面段的总水势梯度方向是一致的，即土壤水完全向上运移，或完全向下运移。
20世纪80年代初，如何克服水文地质参数不确定性，进一步认识大气降水、土壤水、地表水和地下水“四水”转化过程，以及提高地下水补给量评价精度问题受到重视。此时，ZFP方法被引入，基于国家“六五”科技攻关项目第38项子课题“华北地区地下水补给量及其时空变化规律研究”，先后在河北省石家庄、南宫县和南皮县建立了实验研究基地和野外原位试验场，对ZFP方法开展了系统性应用研究。随后，河南郑州、商丘，山东禹城，辽宁沈阳，陕西西安，甘肃张掖，新疆昌吉和四川成都等地陆续建立了与ZFP方法有关的地下水均衡试验场（站），全面展开了ZFP的应用实验研究，为后来的我国地下水循环演化和新一轮地下水资源调查评价奠定了坚实基础。
本书作者于1988年在《水文地质工程地质》上发表的“试论在我国北方应用零通量面方法计算地下水补给量问题”，比较全面地阐述了当时ZFP方法应用的局限性和弥补方法，并于1992年在《水利学报》上阐述了“零通量面方法的改进”，促进了ZFP方法在我国“四水”转化研究中更好的应用。同期，原地质矿产部水文地质工程地质研究所研发的WM型负压计，及时地提供了ZFP方法应用的关键技术支撑。清华大学的谢森传等（1988）在零通量面方法研究基础上，提出定位能量法。这一时期，ZFP方法主要应用于包气带水分入渗补给量与蒸发量确定研究。
二、 20世纪90年代水势理论应用特征
在ZFP方法不断深入应用中，张光辉等（1991A,1991b）发现在降水或灌溉入渗过程中，总水势梯度具有如下特征：当被监测土层含水量处于增加状态（土壤吸水阶段），随着土壤含水量不断增大，总水势梯度大于1��0cmH2O/cm，且逐渐降低。当充分供水入渗、被监测土层含水量趋近于饱和状态时，即流入、流出被监测土层的水量相等（土壤过水阶段），总水势梯度趋近于1��0cmH2O/cm或等于1��0cmH2O/cm。当被监测土层含水量处于减少状态（土壤脱水阶段），总水势梯度小于1��0cmH2O/cm。
20世纪90年代，我国北方干旱气候频发，农业灌溉节水问题受到高度重视，80年代的许多ZFP方法研究成果被推广到指导农业灌溉节水关键技术研究中。因为式（1��1）中IusA表征土壤水动力状态，它的变化与入渗供水量（或灌溉水量）和土壤含水量状况密切相关，所以，利用IusA监测结果可以了解农田水分亏缺程度和是否需要灌溉，以及掌控已灌溉的程度。即当土壤层的上部含水量远低于其下部含水量时，上部水势的绝对值（或观测值）必然远大于下部水势的绝对值（或观测值），由此呈现IusA�� 0cmH2O/cm情况，它表明自地表至土壤层下部土壤中，水分因蒸发蒸腾作用而大量损失，距离地表越近，损失水量越大，水势的绝对值越大（水势越小），土壤水分亏缺程度越来越严重。这时，可结合土壤水分张力计的具体观测值，适时灌溉。当IusA值越趋近1��0cmH2O/cm时，表明土壤含水量临近饱和，需注意调控灌溉水量或限控灌溉时间，避免较多无效灌溉水量的发生，应及时结束该次灌溉。
20世纪90年代初，荆恩春等（1994）总结了过去近10年来有关土壤水分通量法实验研究成果，提出了定位通量法、纠偏通量法和瞬时剖面通量法，给出了应用检验结果。靳孟贵和方连育（2006）基于土壤水势理论，在河北王瞳地区开展了实地验证研究，确定了王瞳地区土壤水理论无效库容、土壤水最大次调节量、土壤水可利用量和土壤水储存量，推动了土壤水资源化研究。
三、 21世纪以来水势理论应用特征
进入21世纪以来，随着地下水数值模拟对水文地质参数要求的不断提高，ZFP法又受到关注。曾亦键等（2008）在土壤水分特征参数的计算和聂卫波等（2009）在建立沟灌土壤水分运动数值模拟与入渗模型中，都较好地应用ZFP法解决了参数方面难题。王鹏等（2009）通过太行山区典型植被对土壤水势动态影响研究，发现刺槐林地土壤对降水入渗的反应时间最快，侧柏林地土壤在雨后的持水性最好。汪丙国等（2010）应用土壤水分通量法和包气带水均衡的原理，阐明巨厚包气带条件下覆盖秸秆麦田的地下水入渗补给量小于不盖秸秆，对于解答华北平原地下水水位不断下降和农业活动对入渗补给影响难题具有促进作用。宋献方等（2011）利用土壤水势和地下水观测数据研究了沧州、衡水地下水浅埋区不同年份土壤水分动态规律，结果表明，平水年或丰水年后的土壤水分从表层到深层为增长型趋势，枯水年为增长减小增长趋势，土壤水分具有补给和消耗的季节性变化特征。
刘贯群、宋涛（2008）提出，漫灌条件下，经过2次灌溉过后土壤含水量不断升高。徐学选等（2010）研究黄土丘陵区降水土壤水地下水转化，实验结果表明，降水补给地下水存在一定的滞后时间，与包气带厚度和岩性有关。王政友（2011）认为，降水入渗补给地下水滞后时间与地下水埋深之间为乘幂关系。郝芳华、欧阳威（2008）认为在灌区的灌溉(降雨)下渗潜水蒸发类型环境中，降水影响较小。聂振龙、连英立（2011）利用包气带环境示踪剂研究张掖盆地降水入渗速率，表明在张掖盆地地下水位埋深>5m的地带仍存在降水入渗补给，在沙丘覆盖区地下水水位埋深6��3m时，降水入渗补给速率为13��3～14��4mm/A，在裸地区地下水水位埋深8��6m时，降水入渗补给速率为16��8～18��4mm/A。李雪转、樊贵盛（2012）通过非充分供水土壤水分入渗规律研究，提出非充分供水土壤水分入渗过程是自然界降雨水分和灌溉水进入土壤的重要过程之一，小强度降水或喷洒条件下的水分入渗属于非充分供水入渗。孙晓旭、陈建生（2012）研究土壤水蒸发与降水入渗非饱和带过程中不同水体的氢氧同位素的变化规律发现，对于砂土的土壤水蒸发过程中剩余水体的氢氧同位素分馏遵从瑞利模式，而黄土的剩余土壤水的氢氧同位素值越来越远离瑞利分馏关系线。
傅斌等（2008）提出入渗率随降雨历时增加而减小，累积入渗量可以用降雨历时的线性函数来表示。吴继强等（2009）发现，不同有效面孔隙度条件下累积入渗量符合KostiAkov模型，但其参数是有效面孔隙度的函数，大孔隙的连通性在一定条件下对土壤水分的优先入渗起主导作用。付湘等（2010）认为，土壤空间变异下，田间降雨、入渗和径流之间滞后的非均一特征需加以重视，其明显影响数值模拟结果。束龙仓等（2008）提出，合理考虑水文地质参数不确定性，可以提高地下水补给量可靠度。谭秀翠、杨金忠（2012）提出，石津灌区净入渗水量及潜在补给系数具有明显的时空变异性，其主要取决于根区层土壤的水量均衡过程。
另外，ZFP法在环渤海平原区土壤水盐运移研究应用中发现，表聚型、中聚型和底聚型等不同土壤盐分聚集类型都各有其独特水势动力学剖面特征。其中，表聚型土壤盐分剖面形成的水动力学特征是总水势梯度指向地表，其绝对值远大于1��0cmH2O/cm，表征土壤水盐向上运移。在这种土壤水动力学剖面背景下，蒸发将促使浅埋的地下水通过包气带毛细输导至地表，水分气化进入大气，盐分残留在表层土壤中，进而加剧土壤盐渍化。中聚型土壤盐分剖面形成的水动力学特征是包气带上部的水势梯度指向地下水面，总水势梯度大于1��0cmH2O/cm，水盐向下运移。在入渗水量有限条件下，往往入渗水流湿润峰尚未到达包气带下部时，该场入渗已结束，剖面下部的水势梯度仍然指向地表，水盐向上运移，形成剖面中水盐含量凸现特征。只有当入渗水量足够充分，剖面中部所聚的盐分才能够充分向下运移，直至进入地下水中。否则，在蒸发作用下，剖面中部的水盐向上运移至地表层，由中聚型转化为表聚型。底聚型土壤盐分剖面形成的水动力学特征是入渗水分自上而下贯穿整个土壤剖面，水势梯度指向地下水面，总水势梯度大于1��0cmH2O/cm，水盐向下运移，包括进入地下水中。
四、 水势理论应用未来趋势
从过去30年水势理论和ZFP方法应用特征来看，水势理论及其技术方法的未来应用趋势应包括如下四个方面：1拓展包气带非饱和参数研究，包括K(θ)、D(θ)、C(θ)及S（根系吸水率），减少计算的不确定性，提高地下水数值模拟研究可靠性；2深化土壤水盐运移和聚集模式认识，通过科学调控潜水水位埋深改变零通量面位置，实现控制土壤水盐（养分或污染物）运移的研究；3通过区域性零通量面分布及其埋深变化规律研究，提高ZFP方法确定降水入渗对地下水的潜在补给量的区域代表性；4土壤水资源合理利用研究，促进农业节水灌溉的监测与预警技术方法研究。
第二节“三水”转化水势标示特征
大气降水或灌溉水进入包气带，转变为土壤水；再经过入渗，转化为地下水，或地下水蒸发进入包气带，转变为土壤水；然后，蒸发转化为大气水。这是陆壳表层的一种主要水分循环运动方式，在包气带水势场制约下不断变化。土壤含水量增加或减少，是“三水”转化过程中水分运移的结果。在能量方面，土壤水势梯度表现出相应特征性变化。通过对“三水”转化过程中水势梯度特征及其变化规律的进一步认识，不仅可以正确地认识“三水”之间转化关系，而且，对于加深认识降水或灌溉入渗补给地下水机制，以及潜水蒸发过程和相关水文地质问题也具有重要意义。
一、 基本理念与试验条件（一）基本理念本书中的“三水”是指降水或灌溉水、包气带水（或称土壤水）和地下水。
包气带是指从地表到潜水位之间的非饱和带，位于地球表面以下、潜水面以上的地质介质，也常被称为非饱和带（unsAturAted zone），但一般不包括潜水面之上的毛细上升区（cApillAry fringe）。包气带中空隙未被水充满，而包含相当数量的气体。
包气带是大气水、地表水与地下水之间发生水力联系和进行水分交换的地带，是岩土颗粒、水、空气三者同时存在的一个复杂系统，其中植物根系活动层与外界有强烈的水分交换。包气带中岩土（以下，统称土壤）具有吸收水分、保持水分和传递水分的能力。按水分分布特征，包气带可被划分为3个带：1包气带的表部，近地面处为毛细管悬着水带或称土壤水带，它同外界水分交换强烈。降雨入渗、日照辐射形成的蒸散发是导致这个带土壤水分增加或减少的直接因素，其水分垂向分布随时间不同或降水或灌溉情势不同而变化。2毛细管支持水带或称毛细管水活动带，是在潜水面之上由毛细管上升水形成的，其水分分布特征是土壤含水量自下而上逐渐减小，它的位置随地下水位的升降而变动。3中间过渡带或含水量相对稳定带，介于上述两个带之间。当地下水位埋深较大时，中间稳定带厚度较大，在多数情况下其含水量变化较小，沿深度分布较均匀。当地下水埋藏较浅时，则由于毛细管支持水带与毛细管悬着水带的相互衔接，中间稳定带消失，此时的包气带一般比较湿润。
包气带水（以下统称土壤水）是指埋藏于包气带中的地下水，一般呈非饱和状态，由吸着水、薄膜水和重力水组成。一般情况下，包气带中重力水较少。在降水或灌溉水入渗期间，包气带中重力水明显增多。在自然条件下，包气带中重力水的多少与气候变化密切相关，季节性明显，变化大。雨季包气带中重力水水量多，旱季水量少，甚至干涸。包气带中水运动以垂直方向上运动为主，尤其是重力水在重力势梯度作用下自上向下运动。毛细水在基质势梯度主导下由水源处朝总水势指向方向运动。
土壤层是包气带的组成部分，分布在包气带的表部，一般是指地球上能够生长植物的松散表层，一般在距地表1��0m范围内。土壤主要由岩石风化而成的矿物质，以及动植物、微生物残体腐解产生的有机质、水分和空气组成，为植物和农作物提供必需的养分条件。农学通常将土壤划分为三层，即表土层、心土层和底土层。
土壤水势（soil moisture potentiAl）又称为总水势，是指土壤水受岩土颗粒的吸附力、重力和溶质渗透力作用而产生的势能总和。作用于土壤水的力主要有重力、土壤颗粒的吸力和土壤水所含溶质的渗透力，所以，土壤水势主要由基质势、重力势、溶质势和温度势组成。水势概念是从热力学的基本规律中推导出来的，它由自由能、化学势引申而来。水势是驱动水分移动的能量。包气带中水分总是由高水势处自发流向低水势处，直到两处水势相等为止。纯水的水势被规定：在1个大气压下、与体系同温度时（标准状况）为零。这里说的纯水是指不以任何方式（物理或化学）与其他物质结合的纯自由水。当纯水中溶有任何物质时，由于溶质（分子或离子）与水分子相互作用，消耗了部分自由能，所以，任何溶液的水势比纯水低。
土壤水势一般表示为负的压力，也称为土壤水分张力。当土壤饱和时，土壤水势的绝对值小；当土壤含水量很低时，土壤水势的绝对值大。因此，土壤水势绝对值的大小反映了包气带水分亏缺程度。土壤水势中的重力势由与某一参照面的相对高度而定，通常把参照面设在地表面，以使重力势为零值。在包气带的非饱和水环境中，重力势与测点的深度有关。测点埋深越大，重力势值越大。基质势由岩土基膜对水的吸附力和颗粒间形成的毛管作用共同决定。在非饱和土壤中，除毛管作用外，岩土粒表面吸附着水膜。溶质势也称渗透势，即由于土壤水中存在溶质而具有化学势能。温度势是指包气带中存在温差而导致水分具有运动趋势的能量。溶质势和温度势在总水势中所占比例极小，一般忽略不计。
水势、基质势、重力势、溶质势和温度势的度量单位为帕，曾用巴(bAr)、大气压(Atm)、水柱高(cmH2O)和汞柱高(mmHg)等表示，其换算系数见表1��1。表1��1土壤水势单位换算关系换算指标帕［斯卡］
(PA)毫巴
(mbAr)标准大气压
(Atm)厘米水柱
(cmH2O)毫米汞柱
(mmHg)帕［斯卡］(PA)10��019��87×10-61��02×10-27��5×10-3毫巴(mbAr)10019��87×10-41��020��75标准大气压(Atm)1013251013��2511033��6760厘米水柱(cmH2O)98��070��989��68×10-410��74毫米汞柱(mmHg)133��321��331��32×10-31��361
水势梯度是指两点之间水势差与其之间距离比值，即单位距离的水势差大小。土壤吸水过程又称“吸湿过程”，是指被研究土层的含水量增加过程。土壤过水过程是指流入和流出被研究土层的水量相等，土层含水量不变的入渗过程。土壤脱水过程又称“脱湿过程”，是指被研究土层的含水量减少过程。
(二) 试验条件1�笔匝榍�与监测条件野外原位试验场区位于华北平原黑龙港平原，地处河北省南宫市地下水库试验区内，海拔28��4m，地形平坦，地貌形态为微波状岗地。区内包气带以亚砂土为主，局部夹薄层亚黏土层或透镜体，包气带厚度4～5m，岩土颗粒组成见表1��2。多年平均降水量为478��5mm，70%以上集中在每年的6～8月；多年平均水面蒸发量为1261mm，属于干旱半干旱季风气候区。表1��2试验区地层岩性组成粒级2～
0��5mm0��5～
0��25mm0��25～
0��1mm0��1～
0��05mm0��05～
0��01mm0��01～
0��005mm0��005～
0��002mm<0��002mm试验区亚砂土
组成/%11��266��819��01��02��0室内试验土
组成/%8��015��034��037��01��02��0
试验区分为农作物试验区和裸地对比试验区。各试验分区分别设有水传感、气传感水银式负压计和表式负压计以及中子水分监测仪3组观测孔（每组2眼、每次平行观测），它们的监测（土壤水势和含水量）深度6��8m，剖面中监测点间距0��10～0��20m。在试验区内，还设有0～3��2m的不同深度地表及地中温度观测、地面与70cm高度的雨量、水面蒸发监测以及风向、风速和空气湿度等气象要素观测。
2�笔匝橛氩馐跃�度
先后进行了20～80mm不同水量的人工降水灌溉入渗试验，有关数据监测情况如下。
（1）利用英国进口的中子水分仪监测土壤含水量变化、湿润峰位置和降水入渗速率。该仪器的水中标定读数为880counts/s（counts为“计数”，是中子仪观测读数的基本单位），测点位置误差<0��5cm，每次观测平行读数3次，误差为≤4counts/s。
（2）利用WM型负压计监测降水入渗前后的土壤水势和水势梯度变化、水分运移方向和土壤中空气对入渗水流作用程度。水银式负压计读数误差<0��3mmHg，水柱式负压计读数误差<0��5mmH2O。
(3)人工降水、供水量的测量，平均单位面积的误差为0��01～0��08mm。
(4)观测时间的间隔：降水或灌溉期间（48小时或者72小时之内）为15min、30min及60min，试验后期为6小时或12小时。
二、 “三水”转化过程中水势梯度特征
平原地区的包气带是大气降水或灌溉水与地下水之间转化的一个中间带，土壤水是大气水与地下水之间水力联系的媒质，它的活动场所是包气带，一般处于非饱和状态。所以，来自地表及其以上空间的饱和水补给地下水，都须通过包气带中的水分量和水势梯度变化完成。土壤水分运动同其他物质一样，也遵循热力学第二定律，水分从势能高（水势绝对值小）处自发地向能量低（绝对值大）处运动。这种非饱和土壤水分运动，水势梯度（IusA=�功咋筞）是驱动力，主要由基质势梯度和重力势梯度构成。重力势梯度等于1��0cmH2O/cm，指向潜水面（规定：水势梯度指向潜水面为正）。基质势梯度与包气带含水量大小相关，是决定土壤水分运动方向和水分通量（q）大小的主要因素之一。作为垂向一维流水分运移，其表现为q=K(θ)�功誱�筞+�功誫�筞�功誫�筞=1（1��2）式中，�功誱为被研究土层基质势差，cmH2O或mmHg；�筞为被研究土层顶底板垂直距离，cm；�功誱�筞为水势梯度或称为基质势梯度，cmH2O/cm或mmHg/cm；�功誫�筞为重力势梯度,单位同�功誱�筞，其他符号的意义和单位同式（1��1）。
在自然条件下，“三水”转化关系如图1��1所示，常见五种情景。
情景1：大气降水或灌溉水、土壤水和地下水之间“三水”水量转化处于平衡状态，来自地面以上和地下水的水分进入或流出包气带水量相等，土壤含水量和总水势梯度为常量包气带非饱和水动力场特征如图1��2所示。在自然条件下，这种情况少见，在实体模型试验中居多。
图1��1“三水”转化关系示意图
图1��2“三水”转化情景1水动力场特征

情景2：包气带中水分的一部分通过蒸散进入大气中，转化为大气水；另一部分通过入渗进入潜水中，转化为地下水。该情景“三水”转化的水动力场特征如图1��3所示。在包气带上部，总水势梯度小于零，指向地表，土壤水通过蒸散转化为大气水，该段土壤含水量减少；在中部，总水势梯度等于零，该段土壤水分通量为常量；在下部，总水势梯度大于零，指向潜水面，土壤水通过入渗转化为地下水，该段土壤含水量减少。在自然条件下，这是降水或灌溉后最常见的一种情景，尤其在半干旱、半湿润地区。
情景3：地下水通过蒸发进入包气带，然后，在蒸散作用下进入大气中，转化为大气水。其中来自地下水的、随着水分进入包气带中的盐分残留在表部蒸发面处。该情景“三水”转化的水动力场特征如图1��4所示。在潜水面以上的包气带全剖面中，总水势梯度小于零，指向地表，包气带含水量减少，盐分含量增多，甚至可能存在潜水位下降情况。这种情景往往发生在地下水水位埋深较浅的地区，在华北平原的东部滨海平原区和西北各流域的下游区常见。
图1��3“三水”转化情景2水动力场特征
图1��4“三水”转化情景3水动力场特征

在情景2下，当遭遇持续较长时间的干旱天气，易形成情景3。这种情景也是易发生土壤盐渍化的情景。
情景4：有限降水或灌溉水入渗和地下水通过蒸发分别进入包气带，同时补给包气带，转化为土壤水，其水动力场特征如图1��5 所示。在包气带的上部，受有限量的降水或灌溉水入渗影响，总水势梯度大于零，指向潜水面，该段土壤含水量增加；在包气带的下部，因地下水蒸发补给包气带，总水势梯度小于零，指向地表，该段土壤含水量也呈增加状态；在包气带的中部，存在总水势梯度等于零的区段，该段土壤水分通量为常量。
图1��5“三水”转化情景4水动力场特征
图1��6“三水”转化情景5水动力场特征
在情景3下，当遭遇有限量降水或灌溉水入渗时，易形成该情景。但是，该情景存在时间较短，很快演变成情景5。
情景5： 充分降水或大水量漫灌水通过入渗进入包气带水，转化为土壤水；然后，包气带下部的水分在入渗水递推动力传递作用下转化为地下水。该情景“三水”转化的水动力场特征，如图1��6所示。在潜水面以上的包气带全剖面中，总水势梯度大于零，指向地下水，包气带含水量增加，盐分含量减少，甚至可能潜水位明显上升情况。这种情景一般多发生在地下水位埋深较浅、包气带渗透性较强的地区，是比较常见的一种情景。
在降水入渗过程中，当土壤剖面各处含水量相等，即q≠0时，出现了�功誱�筞=0cmH2O/cm（�功誱�筞为基质势梯度）、�功咋筞=�功誫�筞=1��0cmH2O/cm的现象，于是有�功誱�筞<0cmH2O/cm和�功誱�筞>0、�功咋筞<1��0cmH2O/cm和�功咋筞>1��0cmH2O/cm的水势梯度变化过程（表1��3）。即当被研究土层含水量处于增加过程中，其总水势梯度大于1��0cmH2O/cm，且逐渐变小；被研究土层含水量处于减少过程中，其总水势梯度小于1��0cmH2O/cm，且也逐渐变小。每一场降水入渗过程中的总水势梯度最大值和单位时间最大变化量的大小，不仅与入渗前土壤含水量密切相关，而且还与当次累计降水量和雨强的大小有关。如果地表积水深度较大，在包气带表层会形成正向水势（即压力势，非吸力势）。被研究土层的初始含水量越低，降水量越大，或地

前言/序言

　　地下水是赋存于地壳表层中可被人类利用的自然资源和维系生态环境不可缺少的因子，水循环是地下水补给与更新的源泉，包括区域或流域水循环、降水一土壤水一地表水一地下水的“四水”转化过程以及浅层地下水与深层承压地下水系统的层问越流过程，存在不同时空尺度上水的数量、质量和水位动态的周期变化规律及差异性，尤其是区域地下水演变。这些规律和差异性，与气候变化和人类活动影响的周期性和不确定性密切相关。未来区域地下水演化与过去和现在的规律或特征之间存在趋势相同或相似性，也存在不可完全重复性的特点。由此，区域地下水评价理论方法的境界，应是恰到好处地提供满足所需尺度下研究成果，既不是更高的精度，也不是泛论的结果，而是能确保相应时空尺度下区域地下水可持续利用，其间某些时段或局域可能出现暂时性的超采或缺水，但是，从全区或整个规划周期来看，区域地下水开发利用是均衡的。　　在我国北方地区，地下水资源已成为生活用水、经济社会发展的基础资源和综合国力的有机组成部分，目前，我国国民经济高速发展，人口不断增长和城市化率不断提高，以及区域水资源短缺和地下水超采日益加剧，唯有合理可持续地利用和有效保护地下水资源及其环境，才能保证经济社会可持续发展。全国地下水天然资源量为9235亿m3／a，只有26．86％分布于平原区；孔隙水、岩溶水和裂隙水的地下淡水可开采资源量分别占全国淡水可开采资源总量的47．79％、24．71％和27．50％。占全国总面积60％的北方地区，地下水资源量仅占全国地下水资源总量的36．41％。但是北方地区孔隙水资源量占全国孔隙水资源总量的80．07％，主要分布在大型拗陷盆地和断陷盆地的平原区。近几年来我国地下水年均开采量1110亿m。，北方地区的地下水开采量占全国总开采量的88．45％，其中华北地区(海河流域)占21．13％，松花江流域占18．12％，淮河流域占16．08％，黄河流域占11．63％。90％的北方大中城市、乡镇的生活饮用水和工业用水，以地下水作为主要供水水源。　　在华北地区，河北省地下水开采量占全国总开采量的13．97％，河南省和山东省分别占11．84％、8．05％。华北平原的地下水开采量已占当地总供用水量的60％以上，其中河北平原达80％以上。在过去30年中，由于过度开采地下水，许多地区地下水位不断下降，第Ⅰ含水层组已被大范围地超采疏干，地面沉降和生态环境退化问题日趋严重。因此，自20世纪80年代以来，区域地下水演变及其相关研究备受关注，学者们先后开展了众多的国家和省部级重大、重点科技项目研究，取得了丰硕成果，促进了我国地下水资源合理开发利用，有力地支撑了区域经济社会高速发展。　　值此本书的首席作者——张光辉博士从事水文地质学30周年之际，依托国土资源部“科技领军人才开发与培养计划(首批，2013年入选)”和国家自然科学基金项目(编号41172214，2012～2015)，凝练和深化作者耕耘30年的基础研究创新成果。　　……

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