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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

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