地下水動態(tài)與均衡

1、word第六章地下水動態(tài)與均衡的研究 1§ 1地下水動態(tài)和土衡的概念 1§ 2研究地下水動態(tài)與均衡的意義1§ 3地下水動態(tài)和均衡研究的根本任務(wù)2§ 4地下水動態(tài)與均衡的監(jiān)測工程3§ 5地下水動態(tài)的成因類型與主要特征5§ 6地下水均衡要素的測定方法 6思考題14第六章 地下水動態(tài)與均衡的研究§ 1地下水動態(tài)和均衡的概念地下水資源和其它礦產(chǎn)資源的最主要區(qū)別是,其量和質(zhì)總是隨著時間而不停地變化著.所謂地下水動態(tài)即是指表征地下水數(shù)量與質(zhì)量的各種要素如水位、泉流量、開采量、溶質(zhì)成分與含量、溫度與其它物理特征等隨時間而變化的規(guī)律.其變化

2、規(guī)律可以是周期性的變 化,也可以是趨勢性的變化.變化的周期可以是晝夜的如月球引力導(dǎo)致的固體潮,也可 以是季節(jié)性的或者是多年的.其變化的速率,在天然狀態(tài)下一般具較明顯的周期性,或具極為緩慢的趨勢性.在人為因素開采或排除的影響下,其變化率可大大增強.這種迅速的 變化,可能對地下水本身和環(huán)境帶來嚴重的后果.地下水的質(zhì)與量之所以變化,主要是由于水量和溶質(zhì)成分在補充和消耗上的不平衡所造 成的.所謂地下水均衡,就是指這種在一定X圍、一定時間內(nèi),地下水水量、溶質(zhì)含量與熱 量等的補充流入與消耗流出量之間的數(shù)量關(guān)系.當補充與消耗量相等時, 地下水量 與質(zhì)處于均衡狀態(tài)；當補充量小于消耗量時,地下水處于負均衡狀態(tài)；

3、當補充量大于消耗量時,地下水處于正均衡狀態(tài).地下水在天然條件下,一般多處于均衡狀態(tài)；在人為活動影 響下,如此可能出現(xiàn) 負均衡或正均衡狀態(tài).從上述概念可知,地下水動態(tài)與均衡之間存在著互為因果的嚴密聯(lián)系.地下水均衡是導(dǎo)致動態(tài)變化的實質(zhì),即導(dǎo)致動態(tài)變化的原因；而地下水動態(tài)如此是地下水均衡的外部表現(xiàn), 即動態(tài)變化的方向與幅度是由均衡的性質(zhì)和數(shù)量所決定的.§ 2研究地下水動態(tài)與均衡的意義研究地下水動態(tài)與均衡, 對于熟悉區(qū)域 水文地質(zhì)條件、水量和水質(zhì)評價,以與水資源的 合理開發(fā)與治理,都具有非常重要的意義.任何目的、任何 勘查階段的水文地質(zhì)調(diào)查,都必 須重視地下水動態(tài)與均衡的研究工作.由于對地下

4、水動態(tài)規(guī)律的熟悉,往往要經(jīng)過相當長時 間的資料積累才能得出結(jié)論,因此在水文地質(zhì)調(diào)查時,應(yīng)盡早開展地下水動態(tài)與均衡研究.1 / 15word其研究意義具體表現(xiàn)在：1在天然條件下,地下水的動態(tài)是地下水埋藏條件和形成條件的綜合反映.因此,可根據(jù)地下水的動態(tài)特征分析、熟悉地下水的埋藏條件、水量、水質(zhì)形成條件和區(qū)分不同類型的含水層.2地下水動態(tài)是均衡的外部表現(xiàn),故可利用地下水動態(tài)資料去計算地下水的某些均 衡要素.如根據(jù)次降水量、 潛水位升幅和潛水含水層 給水度計算大氣降水的入滲系數(shù)；根據(jù) 潛水位的升幅或降幅計算地下水的儲存量與潛水的蒸發(fā)量等.3由于地下水的數(shù)量與質(zhì)量均隨著時間而變化,因此一切水量、水質(zhì)的

5、計算與評價,都必須有時間的概念.如對同一含水層來說,在雨季、旱季、豐水年、枯水年,其水資源數(shù) 量與水質(zhì)都可能大不一樣.因此,地下水動態(tài)資料是地下水資源評價和預(yù)測時必不可少的依 據(jù).4用任何方法計算的地下水允許開采量,都必須能經(jīng)受地下水均衡計算的檢驗；任何地下水開采方案,都必須受地下水均衡量的約束.為盡可能地減少開采地下水引起的負作用,開采量一般不能超過地下水的補給量,即不應(yīng)破壞地下水的均衡狀態(tài) .5研究地下水的均衡狀態(tài),可 預(yù)測地下水水量、水質(zhì) 與與地下水有關(guān)的 環(huán)境地質(zhì)作 用的變化與總體開展趨勢.因此,在各種目的的水文地質(zhì)勘探中,都規(guī)定進展一定時期的地下水長期觀測,以便進展地下水動態(tài)與均衡的

6、研究.勘探階段愈詳細,長期觀測工作量愈大 ,要求的準確度愈高.§ 3地下水動態(tài)和均衡研究的根本任務(wù)、研究地下水動態(tài)的根本任務(wù)1正確布設(shè)地下水動態(tài)監(jiān)測網(wǎng)點 ,對動態(tài)監(jiān)測的頻率、監(jiān)測次數(shù)與監(jiān)測時間作出科 學的規(guī)定.地下水動態(tài)監(jiān)測點的布置形式和位置,主要決定于水文地質(zhì)調(diào)查的主要任務(wù).動態(tài)監(jiān)測成果要滿足水文地質(zhì)條件的論證,地下水水量、水質(zhì)評價與水資源科學治理方案制定等方面的要求.對干不同的勘查階段,對以上要求各有側(cè)重.為說明區(qū)域水文地質(zhì)條件 效勞的動態(tài)監(jiān)測工作,其主要任務(wù)在于查明區(qū)域內(nèi)地下水動態(tài) 的成因類型和動態(tài)特征的變化規(guī)律.因此,監(jiān)測點一般應(yīng)布置成監(jiān)測線形式.主要的監(jiān)測線應(yīng)穿過地下水不同

7、動態(tài)成因類型的地段,沿著區(qū)域水文地質(zhì)條件變化最大的方向布置.對不同成因類型的動態(tài)區(qū),不同含水層,地下水的補給、徑流和排泄區(qū),均應(yīng)有動態(tài)監(jiān)測點限制.為地下水水量、水質(zhì)計算與資源治理 效勞的動態(tài)監(jiān)測工作, 其主要任務(wù)是：為建立數(shù)學 模型、水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)與選擇參數(shù)提供資料.鑒于地下水數(shù)值模型在地下水水量、水質(zhì)評價與治理工作中的廣泛應(yīng)用,要求將相應(yīng)的動態(tài)監(jiān)測點布置成網(wǎng)狀形式,以求能限制區(qū)內(nèi)地下水流場與水質(zhì)變化.對流場中的地下分水嶺、匯水槽谷、開采水位降落漏斗中央、計算區(qū) 的邊界、不同水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)與有害的環(huán)境地質(zhì)作用已發(fā)生和可能發(fā)生的地段,均應(yīng)有動態(tài)監(jiān)測點限制.地下水動態(tài)的 監(jiān)測點,除井、孔外,還

8、應(yīng)充分利用區(qū)內(nèi)已有的地下水天然與人工水點. 對有關(guān)的地表水體、各種污染源,以與 有害的環(huán)境地質(zhì)現(xiàn)象,亦應(yīng)進展監(jiān)測.科學規(guī)定地下水動態(tài)工程的監(jiān)測頻率、監(jiān)測次數(shù)和時間,對于獲得真實、完整的動態(tài)資料十分重要.對于不同的 監(jiān)測工程,監(jiān)測的頻率、次數(shù)和時間的具體要求雖有不同,但其總2 / 15word的原如此是一致的,即要求按規(guī)定的監(jiān)測頻率、次數(shù)和時間所獲得的地下水動態(tài)資料,應(yīng)能最逼真地 反映出年內(nèi)地下水動態(tài)變化規(guī)律.以上問題的具體要求,可參閱有關(guān)水文地質(zhì)勘查和地下水動態(tài)觀測規(guī)X.需強調(diào)的是,為了能從動態(tài)變化規(guī)律中分析出不同動態(tài)要素監(jiān)測工程間的相互聯(lián)系,對各監(jiān)測工程的監(jiān)測時間,在一年中至少要有幾次是統(tǒng)一

9、的.2根據(jù)所獲得的地下水 動態(tài)監(jiān)測資料,分析地下水 動態(tài)的年內(nèi)與年際間 的變化規(guī)律. 動態(tài)變化規(guī)律,主要是指某種動態(tài)要素 隨時間的變化過程、變化形態(tài)與 變幅大小 等的水文地 質(zhì)意義,變化的周期性與 趨勢性,并通過不同監(jiān)測工程動態(tài)特征的比照, 確定它們之間的相 關(guān)關(guān)系.3根據(jù)所獲得的各種 動態(tài)資料,考慮各種影響因素 水文、氣象、開采或人工補給 地下水等的作用,確定區(qū)內(nèi)地下水的成因類型.為熟悉區(qū)域地下水的埋藏條件,水質(zhì)、水 量的形成條件與有害環(huán)境地質(zhì)作用的產(chǎn)生和開展原因等,提供動態(tài)上的佐證.二、地下水均衡研究的根本任務(wù)1為進展均衡研究,首先要 確定均衡區(qū)的X圍與邊界的位置與性質(zhì).當區(qū)域較大,各地段

10、的地下水均衡要素組成又不一樣時,應(yīng)劃分均衡亞區(qū).為便于均衡計算, 每個均衡區(qū)或亞區(qū)最好是一個相對獨立的水文地質(zhì)單元.均衡區(qū)的邊界最好是性質(zhì)比較明確、位置比較清楚的某一自然邊界或地質(zhì)界限.2確定均衡區(qū)內(nèi)地下水 均衡要素的組成 與地下水水量或水質(zhì) 均衡方程的根本形式.在建立方程時,應(yīng)考慮到,同一均衡區(qū)在不同的時段,其均衡要素的組成可能是不同的.因此,在均衡計算之前,還應(yīng)劃分出均衡計算的時段,即確定出均衡期.3通過直接野外實測或室內(nèi)測定或間接參數(shù)計算方法,確定出地下水各項均衡要素值,為地下水水量、水質(zhì)的計算與預(yù)測提供根底數(shù)據(jù).4通過區(qū)域 水均衡計算,確定出區(qū)內(nèi)地下水的 均衡狀態(tài),預(yù)測某些水文地質(zhì)條件

11、的 變化方向,為制定合理的地下水 開發(fā)方案與科學治理舉措提供根本依據(jù).§ 4地下水動態(tài)與均衡的監(jiān)測工程、地下水動態(tài)監(jiān)測工程對大多數(shù)水文地質(zhì)勘查任務(wù)來講, 地下水動態(tài)監(jiān)測的根本工程都應(yīng)包括 地下水水位、水 溫、水化學成分 和井、泉流量等.對與地下水有水力聯(lián)系的 地表水水位與流量,以與礦山井 巷和其它地下工程的出水點、排水量與水位標高也應(yīng)進展監(jiān)測.水質(zhì)的監(jiān)測,一般是以水質(zhì)簡分析 工程作為根本監(jiān)測工程,再加上某些選擇性監(jiān)測工程. 選擇性監(jiān)測工程是指那些在本地區(qū)地下水中已經(jīng)出現(xiàn)或可能出現(xiàn)的特殊成分與污染物質(zhì),或被選定為水質(zhì)模型模擬因子的化學指標.為掌握區(qū)內(nèi)水文地球化學條件的根本趨勢,可在每年

12、或隔年對監(jiān)測點的水質(zhì)進展一次全分析.地下水動態(tài)資料,常常隨著觀測資料系列的延長而具有更大的使用價值,故監(jiān)測點位置確定后,一般都不要輕易變動 .3 / 15word、地下水的均衡工程或均衡要素地下水的均衡 包括水量均衡、水質(zhì)均衡和熱量均衡等不同性質(zhì)的均衡. 不同性質(zhì)均衡方 程的均衡工程均衡要素,也就必然有所區(qū)別.在多數(shù)情況下,人們首先關(guān)注的還是水量 問題,而水量均衡又是其它兩種均衡的根底.因此,下面著重討論水量均衡的組成工程.根據(jù)質(zhì)量守恒定律,在任何地區(qū),在任一時間段內(nèi),地下水系統(tǒng)中地下水 或溶質(zhì)或熱 的流入量A或補充量與 流出量B或消耗量之差,恒等于該系統(tǒng)中水溶質(zhì)或熱儲存量的變化量AW據(jù)此,我

13、們可直接寫出均衡區(qū)在某均衡期內(nèi)的各類水量均衡方程.總水量均衡方程的一般形式為：W A B進一步寫為單位面積：h V P X 丫 乙皿 R1 Y2 Z2 W2 R2Ah潛水 儲存量的變化量,其中, 科為潛水位變動帶內(nèi)巖石的 給水度或飽和差,A h為均衡期內(nèi)潛水位的變化值；V, P分別為地表水體和包氣帶水儲存量的變化量；X降水量；Yi, Y2地表水的流入和流出量；Zi, Z2 凝結(jié)水量和蒸發(fā)量包括地表水面、陸面和潛水的蒸發(fā)量；W, W地下徑流的流入和流出量；R, R2 人工引入和排出的水量.潛水水量均衡方程的一般形式為：h Xf Yf Wi Z'1 R'1 W2 WS Z,2 R2

14、式中：X f降水入滲量；Zi',血潛水的凝結(jié)補給量與蒸發(fā)量；W泉的流量；Yf地表水對潛水的補給量；R' i, R' 2 -人工注入量和排出量；其余符號同前式.承壓水的水量均衡方程,比潛水為簡,常見形式為：*h 皿 Ei W2 R2J 式中：科*承壓含水層的 彈性給水度貯水系數(shù)；Ei越流補給量；Rk -承壓水的開米量；其余符號同前式.對于不同條件的均衡區(qū)與同一均衡區(qū)的不同時間段,均衡方程的組成項可能增加或減少.如：當?shù)叵滤宦裆詈艽髸r,Z' i和Z' 2常常忽略不計.分析上述各水量均衡方程,可清楚地看到,一切水量均衡方程均由 三局部組成,即均衡期內(nèi)水量的

15、變化量AW地下水系統(tǒng)的 補給量或流入量A和消耗量或流出量B.在補給 量中,最重要的是 降水入滲量X f、地表水入滲量Yf、地下徑流的流入量 W；在 某些情況下,越流補給量Ei和人工注入量R' i也有較大意義；在 消耗量中,最重要的 是潛水的蒸發(fā)量Z' i、地下徑流的流出量 W、地下水的人工排泄量R' 2和Rk； 有時,泉水的溢出量W和越流流出量E也很有意義.4 / i5word§ 5 地下水動態(tài)的成因類型與主要特征袤8- 1地下水動毒成因墓本奧型及其主事特征%下*動盛成因晝壁I,氣帔空,降水人,皙分布廣遷,含水層理深.包氣帶巖石卷透 性較好.地下水位及其他動擊

16、要累,埼營降水 的變但而變化.水位峰值與降水峰值一致或幡 有滯后.吁內(nèi)水位焚情值較大£鑫發(fā)現(xiàn)主要分布干干早、譚干早的平原區(qū)地下水 位埋深短線«3-4m*地F桂盤滯最*地下水位隨蒸發(fā)量的加大愛氣阻升餐而有 用呈下降井修著干聚季胃延長而視慢下障.施 下水愎的童化比較平里.年變Hi不大一般小于 2-3m1人工開來性I阡果5P克饕分布在通烈開策地下水的地區(qū).境下水動必要*明顯思埴下水開票量的 強化而暨化'在降水的高餐季節(jié),地不水位上升 不明顯或有所下降.當開聚大于地下水的與 補給量酎施F水位出現(xiàn)逐年下降oHI5C大時JKII fl小上要分麻子地卜水枝就條件就好樸蛤而 程遼蜩

17、,地下木埋墓校深成唐水層匕都為焉京 民鼠的地區(qū).地下水位變化平,年變場厘小,水位信 勢滯后于降水*值二米文51f沿岸主要分布在河,索、水庠地表木體的沿岸量改河谷中,地表水與%下水有直接的水力聯(lián)乘.q;步一性型地表水位高于地下水位.地下水位般岫表水恒升/、值增大過流 時間延長而上升水位峰值和起伏程度也通離 電費水體而慝*就嗎地下水動態(tài)成因類型的劃分, 主要是根據(jù)地下水的水位動態(tài)過程 曲線的特點,以與對地 下水動態(tài)影響最大的自然和人為因素對地下水動態(tài)成因類型進展劃分. 綜合國內(nèi)、外一些地 下水動態(tài)成因類型分類方案, 本書將地下水動態(tài)成因類型歸納為8種根本類型見表61, 而由根本類型又可組成多種混合

18、成因類型.5 / 15word靖表地F水動痣 或因類量主要特征入潰暨分布于引入外來水源的廊區(qū)*包,帶1室 有一定的看透性,地下水埋深度不十分大.地下水位明顯地隨,海海期的到來而上 升,年內(nèi)高水位翻常謔續(xù)較世孔亦結(jié)分布¥有塞年凍土層的高鄴厘地區(qū)或高率 山區(qū).凍結(jié)層下水土年內(nèi)水恒變化平遽庚不 大、峰值梢芾后于降水峰僖,或水位峰值不明南靖屐上水水11起伏明ST逑理與也需 期和陽期對應(yīng)的兩個峰值分布在看直方向上含水星與屬透水層相閭 的跑區(qū).般在開栗條件下翹3性質(zhì)才能表現(xiàn)明顯*當懺足含水層水僮降低于相鄰含水層時 用鄰含水層TE開來屋 的地下水將箍流補給開 果含水星,水位動右辦K開果層變化但變相

19、較 小,蜚化平疆§ 6地下水均衡要素的測定方法、潛水儲存量變化量以A h的測定方法潛水儲存量變化量由潛水位變化值A(chǔ)h和水位變動帶巖層的給水度 或飽和差科組成.Ah能通過水位觀測孔實測獲得.因此,確定潛水儲存量變化量的關(guān)鍵在于科值的測定.當潛水水位上升或下降時,科值具有不同的物理意義 .下降時,科表征水位變動帶地層的給水度；上升時如此表征飽和缺乏量或飽和差.但當潛水面未上升到近地表的濕度變 動帶時,W值仍可視為給水度.確定給水度的常用方法有：1室內(nèi)參數(shù)測定法按要求深度定期采取水位變動帶內(nèi)的巖土樣,在室內(nèi)測定飽和容水度飽和含水量、持水度、天然濕度天然含水量,即可得出不同時段的科值.此法取

20、樣繁瑣,且難保證土樣的天然結(jié)構(gòu)不被破壞,而粘性土又難測出其持水度,故已很少使用.2根據(jù)抽水前后包氣帶 上層天然濕度的變化來確定科值據(jù)包氣帶中非飽和水流的運移和分帶規(guī)律知,抽水前包氣帶內(nèi)土層的天然濕度分布應(yīng)如圖6-1中的oacd線所示.抽水后,潛水面由A下降到B下降水頭高度為己A h,故毛6 / 15word細水帶將下移,由aa'段下移至bb'段,此時的土層天然濕度分布線如此變?yōu)閳D中的oabd.比照抽水前后的兩條濕度分布線可知,由于抽水水位下降,水位變動帶將會給出一定量的水.按水均衡原理,抽水前后包氣帶內(nèi)濕度含水量之差陰影面積,應(yīng)等于潛水位下降A(chǔ)h時包氣帶主要是水位下降帶 所給出

21、之水量h,即：nZi(W1i W2i) h i 1 故給水度： n Zi (Wii W2i) i 1h式中：AZ包氣帶濕度測定分段長度 (空間步長)；Ah抽水產(chǎn)生的潛水面下移深度水位降深；W , W -抽水前后A Zi段內(nèi)的土層天然 濕度含水量；9ffi 6-2單向流動屏值計算示直圖電圖6- 抽水前后他氣帶濕度分布示意圖川廠井東度,當 濕度變動帶；8cd描水前天解濕度筑 oabd一抽水后天然,度線血.3一毛螭東帶強度分 布示意線n取樣數(shù).土層的天然濕度,可采取原狀土樣在 實驗室測定,或利用中子水分計中子儀在鉆孔 中直接測定土層的含水量.3根據(jù)潛水水位動態(tài) 觀測資料用有限差分法確定科值卡明斯基有

22、限差分法如果潛水為單向流動一維流,隔水層水平,含水層均質(zhì),可沿流向布置3個地下水 水位動態(tài)觀測孔 圖62,然后根據(jù)水位動態(tài)觀測資料,按下式 計算科值：K t 22_2h2i(h1,th3,t 2h2,t)式中：hi,t , h2,t , %,t1, 2, 3號觀測孔t時刻水位或含水層厚度;A h2A t時段內(nèi)2號孔水位變幅；-垂向流入和流出量之和稱綜合補給強度；K滲透系數(shù)；Ax觀測孔間距空間步長；At-時間步長.7 / 15word如地下水流入和流出量以裘布衣公式表示,整理上圖陰影局部水均衡 式,也可得上式.如潛水為二維流,觀測孔作方形網(wǎng)格布置圖63時,仍可按上述方法得出如下 計算式:(h12

23、th22t磕喻4品t hs圖E 3二維水波/值計棹示意謂式中各符號意義同前式.在上式的參數(shù)中,3值常 未知,但可選擇3近乎常數(shù)的兩個時段2個A t,寫出兩個計算式,解出3和科值.此法優(yōu)點在于,能確定較大 X圍內(nèi)的科值,可用于 基巖和地下水深埋區(qū),對不同邊界適應(yīng)性較強.由于3 未知,常取3 0.但此時平原區(qū)的A h較小,計算的相 對誤差大.、降水入滲補給量X與蒸發(fā)量Z' 2確實定朗64地中棒透計示苣圖1 土柱 * 7一藤石a-a網(wǎng)i 4-球水魯,5三盤1 a一開Xj ?一淵汗窗L 支器I 9-試燃,U結(jié)水質(zhì)；11 一M斗,12-奇臭工上土木性；1.地中滲透儀或蒸滲儀1ysimeter 測

24、定法這是較老但又是唯一可直接測到降水入滲補給量和潛水蒸發(fā)量的方法.此方法儀器的結(jié)構(gòu)裝置如圖64所示.整個裝置由左方的 地中滲透計、右方的 給水觀測裝置 構(gòu)成.地中滲 透計的圓筒內(nèi)裝有均衡地段的標準土柱,土柱下方為砂礫和濾網(wǎng)組成的外濾層圖6 4中的2, 3.給水觀測局部由供水盛水用的有刻度的馬利奧特瓶圖中10和限制地中滲透計筒內(nèi)水位高度的盛水漏斗11與量簡14組成.兩局部以導(dǎo)水管連結(jié),將兩端構(gòu)成統(tǒng)一的連通管.其工作原理如下：首先調(diào)整盛水漏斗的高度,使漏斗中的水面與滲透計中的設(shè)計地下水面相當潛水埋深保持在同一高度上.當滲透計中的土柱承受降水入滲 和凝結(jié)水補給時,其補給水量將會通過連通管4和水管13

25、流入量筒14內(nèi),可直接 讀出補給水量；8 / 15word當土柱內(nèi)的水面產(chǎn)生 蒸發(fā)時,便可由漏斗供給水量, 再從馬利奧特瓶讀出供水水量 此即潛 水蒸發(fā)消耗量.在測定凝結(jié)補給量時,應(yīng)在該滲透計上方加棚,以隔離降水.此法裝置可用多個不同巖性和不同水位埋深的土柱,分別觀測其降水補給和蒸發(fā)值.本方法缺陷是,很難如實模擬天然的入滲補給條件,故其結(jié)果的可靠性有時值得商榷, 而且此法只適用于松散巖層.2.通量法包氣帶土壤水分運動所遵循的根本規(guī)律是非飽和水流運動的達西定律Darcy' s law或Richards equation 和 質(zhì)量守恒原理 conservation of mass ,在實際應(yīng)

26、用中,可以 直接應(yīng)用達西定律和質(zhì)量守恒原理分析或解決水量均衡問題.下面介紹具有重要應(yīng)用價值的土壤水分通量法來求降水入滲補給量與蒸發(fā)量.(2*66)q(z)要研究降雨或灌溉對土壤與潛水的入滲補給,大氣蒸發(fā)作用下土壤與潛水的消耗,從而分析四水大氣水、地表水、土壤水和地下水的轉(zhuǎn)化關(guān)系等,在田間監(jiān)測土壤*z i I I I*q(z)水分的分布和運動是十分必要的.田間土壤水分運動,近似視為一維垂向的流動.于是,連續(xù)方程可簡化為V(z*)-q(z) - f 空加J o t上式由z*至z積分,得Q一-O«=J 鞏均力打一j 門2.67式中,qz*和qz分別表示高度為 z*和z處的土壤 水分運動 通

27、量單位時間,通過單位面積的量：cmf/cm's.當時間由t1改變到t2時,以Qz*和Qz分別表示在此時段內(nèi)通過 z*和z處單位土壤斷面面積上的水量 cmf/cm2,由上式積分或直接由質(zhì)量守恒原理寫出無源匯情況下的水量平衡方程為土壤含水率的分布.z, t在田間可用中子測水儀或其他方法監(jiān)測.假設(shè)測得某 一斷面z*處的土壤水分運動通量qz*或單位面積上的水量 Qz*通量的斷面,土 壤中任一斷面z處的通量qz與單位面積上的水量 QzQz= qz A t通量 未知的斷面便可由上式計算出.確定某一斷面z*處的通量,主要應(yīng)用達西定律,其方法有零通量面法、外表通量法 和定位通量法,統(tǒng)稱為土壤水分運動通

28、量法.1零通量面法土壤水的重力勢力g由垂直坐標z決定,假設(shè)用負壓計測得土壤剖面各點的基質(zhì)勢力m,如此可得到 總水勢力=4 m+ z的分布,如圖2. 10. 土壤中任一點的土壤水分通量由達西定,q K m°曰.0勿A律z給出.當水勢梯度 z 時,該處的通量 q U,如此稱該處的水平面為 零通量面 ZFP zero flux plane ,位置記為 z0.土壤剖面中出現(xiàn)零通量面時,可根據(jù)水勢的分布特點,區(qū)分為以下幾種類型：9 / 15word(G仍)(c)圄2.50 土墻制面的水要外書與事看片面a.單一聚合型零通量面.假設(shè)在降雨或灌溉前,土壤長期處于蒸發(fā)狀態(tài),上層土 壤的水分只由潛水補給

29、,水分自下而上在土壤中運移,水勢力自潛水面向上是逐漸減小的.在連續(xù)降雨過程中,由于水分不斷入滲, 上部土壤的水勢力將隨之增加. 如果水分的入滲尚 未對下部的土壤產(chǎn)生明顯的影響,此時水勢力的分布如此如圖2. 10中a所示.在此情0況下,土壤中某處水勢力出現(xiàn)最小值 .該處 Z,即為零通量面ZFP,也可視其為入滲前鋒面.由于這種情況下 土壤水分由上下兩側(cè)向零通量面處遷移,故稱為聚合型.b.單一發(fā)散型零通量面.當降雨停止且入滲鋒面已下移到潛水面以后,上部土壤開始 蒸發(fā),水分自下面上遷移.與此同時,下部土壤水分繼續(xù)處于向下入慘狀態(tài).這時,水勢力0 的分布如圖2. 10中b所示.在此情況下, 土壤中某處水

30、勢達最大值 ,該處 Z , 即為零通量面ZFP.由于這種情況下 土壤水分自零通量面處分別向上、向下運動,故稱為 發(fā) 散型.c.具有多個零通量面.如圖2. 10中c所示.,這發(fā)生在間隔降雨、入滲和蒸發(fā)交 替出現(xiàn)的情況下,具有多個零通量面.零通量面的位置不變時： i .地表處蒸發(fā)量：HH6(均人)曲-J 6(%公壺 (2.68)當零通量面存在時,該斷面即為通量的斷面 z*.假設(shè)由ti至t2這一時段內(nèi)A t,零 通量面的位置不變,測得 ti和t2時刻的土壤含水率.Z, ti和.Z, t2,如圖2. 11. 利用式2. 67可計算出A t時段內(nèi)任一斷面處單位面積上所流過的土壤水的水量Qz.假設(shè)以Q表示

31、地表處相應(yīng)的水量,其值可由下式計算：10 / 15word圖備ii零遞量位置不變時水勢自與含水率白的分布式中Z0和H如以下圖.在數(shù)彳I上Q為圖中abcd的面積陰影面積.當土壤含水率減小時, Q>0,明確通量向上,土壤水分蒸發(fā),蒸發(fā)量一Q;反之,QV0,明確通量向下,水分向下層土壤入滲. ii .潛水面處入滲補給量：e(zrit)dz- ( 8L)港(2.69)利用式2. 67同樣可計算A t時段內(nèi)潛水面處單位面積上所流過的水量 入滲補給 量Q : 在數(shù)彳1上Q為圖中ade的面積空白面積.當土壤含水率減小時,Qv0,明確潛水面處通量向下,即潛水承受補給,補給量一Q;反之,Q>0,明確

32、通量向上,意味著蒸發(fā)時潛水有消耗.零通量面的位置變化時：零通量面實際上 隨時間的變化 是移動的,只有在時間段A t較小時位置不變才近似成 立.當時間段A t較大時,應(yīng)考慮其位置的變化,如圖 2.12所示,在時間ti和t2時,零通 量面：ZFP和ZFP2的位置分別為Z0i和Z02.此時,由零通量面處通量為零這一條件和水量平J+ J 鞏盤 (2.70)衡的原理,可寫出ti至12時段內(nèi)地表和潛水面處的土壤水分流量Q和Q的表達式:i .地表處蒸發(fā)量：Q. = J 9r- j 研*,|飆 +ii .潛水面處入滲補給量:其中,tZ.表示零通量面的位置為 Z0的時間.在數(shù)值上, Q為圖中a' abc

33、d的面積 陰影面積,Q為圖中a' dd' e的面積空白面積.11 / 15word黑2.12 ¥通信而位置移動時水勢V和含水率6分布2外表通量法外表通量法是以 地表處的入滲量 QV0或蒸發(fā)量Q>0作為條件.入滲量可實測 或用經(jīng)驗公式估算. 地表的蒸發(fā)量一般利用氣象資料由 Penman公式或其他經(jīng)驗公式估算.HH+ J 心-J OUJJih (2.72)在ti至t2時段內(nèi),當?shù)乇硖巻挝幻娣e上的入滲量或蒸發(fā)量Q時,由式2. 67如此知土壤任一斷面z處單位面積上流過的水量 Qz為：式中,H為地表處的垂直坐標,即 至潛水面的距離.當z = 0時,上式所得為A t時段內(nèi)

34、潛水面處單位面積上流過的水量,即 潛水面處入滲補給量.地表通量的估算,直接影響到本方法的可靠性. 地表騰發(fā)量的估算不僅需要較為完善的 氣象觀測資料,而且還涉與到一些經(jīng)驗參數(shù). 目前還不能有把握地用此方法對田間土壤水量 平衡進展可靠的分析.J(£*)= X(V«)+ 1 )(2.73)3定位通量法定位通量法 即在土壤剖面中 選定一個適宜的位置,上下安裝兩支負壓計 水柱或水銀柱 式用以監(jiān)測這兩點的基質(zhì)勢力m,同時用其他方法測得該處土壤的非飽和導(dǎo)水率和基質(zhì)勢的關(guān)系K少m.設(shè)這兩點的垂直坐標分別為zi和Z2, z* =Z1+Z2/2 , A z=Z2zi,以4 ml和少m2分別表示

35、在這兩點測得的基質(zhì)勢,由達西定律可知z*定位點處的通量為：r*JQG)0+ (雙和酎)/£.仃小)& (2.70式中, m=少ml +少m2/2平均值.由此,可以得到 t1至t2時段內(nèi)單位面積上 流過的土壤水的水量 Qz*定位點通量,而任一斷面z處相應(yīng)的水量 Qz由下式給 出：當z=H時地表,所得為地表處的Q蒸發(fā)量；z = 0時潛水面,所得為潛水面處的Q入滲補給量.定位通量法應(yīng)用的須知事項：采用此方法除了需有含水率分布和定位點基質(zhì)勢的觀測資料外,關(guān)鍵是要測得土壤非飽 和導(dǎo)水率K少m.因此,在零通量不存在時,可首先考慮采用此法.為了提升成果精度,12 / 15word定位點宜選

36、在土層較厚且均一處.此方法還可和零通量面法結(jié)合使用.在零通量面存在時,利用零通量面法 進展水量平衡分析；當零通量不存在時,如此用定位通量法進展水量平衡計算.如果只是為了監(jiān)測潛水的入滲補給量或蒸發(fā)消耗量,如此可將定位點選在鄰近潛水面處.由于潛水面以上一定 X圍內(nèi)含水率變化很小,故定位點處測得的通量便可近似為潛水面 處的通量.因此,可不必進展土壤剖面含水率的測定,此方法變得更為簡單.又由于該定位 點處的土壤接近飽和,相對而言,K 4 m的測定比較有把握.通量法的優(yōu)點：由于該方法僅以鉆孔中子水分儀測定的土壤含水率為依據(jù),故與地中滲透儀法相比,本錢較低,可在多處設(shè)點觀測.所測值的精度比經(jīng)驗公式和動態(tài)觀

37、測法要高.3 .近似計算法入滲系數(shù)法近似計算降水入滲補給量的方法很多,大多數(shù)的近似計算法是首先計算出某些時段和典 型地段的降水入滲系數(shù),再推廣到計算出全年或全區(qū)的降水入滲補給量或蒸發(fā)量. 根據(jù)次降水量引起的潛水 水位動態(tài)變化A h計算大氣降水入滲系數(shù)a.對于地下徑流滯緩、水位埋藏不深的平原區(qū),降水入滲和蒸發(fā)消耗將是引起潛水面上升 或下降的最主要影響因素.因此,可以根據(jù)次降水量R引起的潛水位上升幅度A h和水位變動帶的 給水度科,近似計算出大氣降水的 入滲系數(shù)“：h根據(jù)不同降水強度的次降水量算得的降水入滲系數(shù),取其平均值或加權(quán)平均值,再乘以全年的降水量或有效降水量,即有入滲補給意義的次降水量之和

38、,即得到全年的大氣降水入滲補給總量.根據(jù)全排型泉水流量計算大氣降水入滲補給量在某些丘陵山區(qū)特別是干旱半干旱的巖溶區(qū),當降水是地下水的唯一補給源,泉水是唯一的排泄方式時地下水的蒸發(fā)量、儲存量變化量可忽略不計,泉水的年流量總和近 似等于降水的年入滲補給量.因此,取其泉水年總流量與該泉域內(nèi)大氣降水總量的比值,即 為該泉域的大氣降水 入滲系數(shù)值.如再將該泉域的a值用到地質(zhì)一水文地質(zhì)條件類似 的更大區(qū)域,即可得到大區(qū)域的 降水入滲補給量.同理,對于某些 封閉型的水文地質(zhì)單元 ,當降水是地下水唯一補給源,而地下水的開采量最大降深的穩(wěn)定開采量又已到達極限其他地下水消耗量可忽略時,其年 開采總量近似等于地下水補給量除以該水文地質(zhì)單元的年總降水量,亦可得出該水文地質(zhì)單元的 大氣降水入滲系數(shù)a.也可推廣到條件類似的更大區(qū)域,進展降水入滲總量的計算.4 .潛