地下水的运动规律
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地下水运动的基本规律
断面的水头，水头差为h；两断面相距L； (5)下端出口测定流量为Q。
0
0
图4-1 达西实验装置图
5.4.1.2 实验成果
Q KA h KAI L
Q AV
V KI
5.4.2 达西公式中各项的物理意义
5.4.2.1 渗透流速(V) >>在达西定律表达公式中，渗透流速是一个宏观概念，并且
它很容易测量。 >>因此，必须把它与单个水质点在砂粒中寻路而曲折前进的
地下水迹线示意图
5.1.2.3 二者区别
流线和迹线都是流场中的一簇曲线，都与流 体的运动有关，但各自代表了不同的概念：
>>流线反映的是某时刻流体的流速向量，迹线 是反映流体中某一质点不同时间走过的轨迹；
>>因此流线可看作水质点运动的摄影，迹线则 可看作对水质点运动所拍摄的电影。
5.1.3 过水断面与流量
5.4 地下水运动的基本规律
5.4.1 达西定律
达西定律是法国水利学家H.Darcy通过大量的实验，得到的线 性渗透定律。
5断面面积A；
(2)上游置一个稳定的溢水装置→保持稳定
水头；
(3)实验上端进水，下端出水→示意流线；
(4)圆筒中上、下断安装测压管→测定两个
>>稳定流条件下，流体的流线与迹线重合！
>>严格说来，自然界中的地下水都属于非稳定流，但是， 但为了便于分析和运算，也可以将某些运动要素变化微小的 渗流，近似地看作稳定流。
5.1.7 均匀流与非均匀流
>>均匀流——在实际水流中，如果流线是彼此平行的直线， 而且在同一流线上的点，其实际流速相等，即沿水流方向实 际流速的大小和方向皆不变。显然，在均匀流中，质点的时 变加速度和位变加速度都等于零。亦即流体在运动过程中， 其运动要素不随坐标位置而改变！
水文地质第四章1
3、当抽水井是建在无充分就地补给（无定 水头）广阔分布的含水层之中。若观测孔中 的s值在s-lgr曲线上能连成直线，则可根据 观测井的数据用裘布依型公式来计算含水层 的渗透系数
4、在取水量远小于补给量的地区，可以先 用上述方法求得含水层的渗透系数，然后 再用裘布依公式大致推测在不同取水量的 情况下境内及附近的地下水位降值
只有当雷诺数小于1~10时地下水运动才服 从达西公式。 大多情况下地下水的雷诺数一般不超过1； 例如，地下水以u=10m/d的流速在粒径为 20mm的卵石层中运动，卵石间的孔隙直径 为3mm（0.003m），当地下水温为15℃时， 运动粘滞系数γ=0.1m2/d，则雷诺数为？
（二）非线性渗透定律
当地下水在岩石的大孔隙，大裂隙，大溶洞中及取 水构筑物附近流动时，Re>10，紊流。 紊流运动的规律称为谢才公式（哲才公式）
D、地下水径流从水位高处向低处流动
达西定律要满足条件为（ ） A、地下水流的雷诺数Re<1～10 B、地下水流的雷诺数1～10<Re<20～60 C、地下水流的雷诺数Re>20～60 D、地下水流的雷诺数可以为任何值
一潜水含水层均质，各向同性，渗透系数 为15m/d，其中某过水断面A的面积为 100m2，水位为38m，距离A断面100米的 断面B的水位为36m，则断面A的日过流量 是（ ）m3
裘布依公式推导的假设条件
1、水力坡度：天然水力坡度等于零，抽水时为了 用流线倾角的正切代替正弦，则井附近的水力坡 度不大于1/4。 2、含水层是均质各向同性的，含水层的底板是隔 水的。 3、边界条件：抽水时影响半径的范围内无入渗， 无蒸发，每个过水断面上流量不变；在影响半径 范围以外的地方流量为零；在影响半径的圆周上 为定水头边界。 4、抽水井内及附近都是二维流（即抽水井内不同 深度处的水头降低是相同的。
水文地质学基础 第四章 地下水运动的基本规律.
第四章 地下水运动的基本规律
1.渗透与渗流
渗透： 地下水在岩石空隙中的运动
渗流是一种假想水流。
假想水流应满足下列条件： （1）性质（如密度、粘滞
性等）和真实地下水相同； （2）充满含水层的整个空
间； （3）运动时，在任意岩石
体积内所受的阻力与真实水流 相同；
（4）通过任一断面的流量 及任一点的压力或水头均和实 际水流相同。 渗流区或渗流场：假想水流所 占据的空间。
• 流线：是渗流场中某一瞬时的一条线，线上各水 质点在此瞬时的流向均与此线相切。
• 迹线：则是对水质点运动所拍的电影。在稳定流 条件下，流线与迹线重合。
一、均质各向同，流线与等水头线构成 正交网格。 • 分析均质各向同性介质中的稳定流网。 • 徒手绘制定性流网
地下水的运动绝大多数服从Darcy定律。
二、非线性渗透定律—哲才（Chezy）定律
地下水在较大的空隙中运动且流速较大时，呈紊 流运动，此时的渗流服从哲才定律。有：
1
Q KI 2
1
V KI 2
即此时渗透流速V与水力梯度I的1/2次方成正比.
4.2 流 网
• 流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一 系列等水头线与流线组成的网格.
2.层流和紊流
层流运动：水质点作有秩序的、互不混杂的流动. 紊流运动：水质点无秩序的、互相混杂的流动.
地下水在岩石空隙中的运动速度一般较慢，大多为层流 运动。只有在大裂隙、溶洞中地下水流速大，才可能出现紊 流运动。此外，在抽水井附近小范围内，当降深很大时，流 速增大，也可出现紊流现象。
3. 稳定流和非稳定流
实际流速，ω有：
Q Kw h KwI Vw L
Q＝ ω／·u＝ ω·ne·u＝
1.渗透与渗流
渗透： 地下水在岩石空隙中的运动
渗流是一种假想水流。
假想水流应满足下列条件： （1）性质（如密度、粘滞
性等）和真实地下水相同； （2）充满含水层的整个空
间； （3）运动时，在任意岩石
体积内所受的阻力与真实水流 相同；
（4）通过任一断面的流量 及任一点的压力或水头均和实 际水流相同。 渗流区或渗流场：假想水流所 占据的空间。
• 流线：是渗流场中某一瞬时的一条线，线上各水 质点在此瞬时的流向均与此线相切。
• 迹线：则是对水质点运动所拍的电影。在稳定流 条件下，流线与迹线重合。
一、均质各向同，流线与等水头线构成 正交网格。 • 分析均质各向同性介质中的稳定流网。 • 徒手绘制定性流网
地下水的运动绝大多数服从Darcy定律。
二、非线性渗透定律—哲才（Chezy）定律
地下水在较大的空隙中运动且流速较大时，呈紊 流运动，此时的渗流服从哲才定律。有：
1
Q KI 2
1
V KI 2
即此时渗透流速V与水力梯度I的1/2次方成正比.
4.2 流 网
• 流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一 系列等水头线与流线组成的网格.
2.层流和紊流
层流运动：水质点作有秩序的、互不混杂的流动. 紊流运动：水质点无秩序的、互相混杂的流动.
地下水在岩石空隙中的运动速度一般较慢，大多为层流 运动。只有在大裂隙、溶洞中地下水流速大，才可能出现紊 流运动。此外，在抽水井附近小范围内，当降深很大时，流 速增大，也可出现紊流现象。
3. 稳定流和非稳定流
实际流速，ω有：
Q Kw h KwI Vw L
Q＝ ω／·u＝ ω·ne·u＝
4.水文地质学基础-地下水的基本运动规律
4.1 重力水运动的基本规律
渗透系数（K）的影响因素：
d0 —— 孔隙直径；γ——水的重率；μ——动力粘滞系数
K与岩石空隙性质、水的某些物理性质有关。
（1）孔隙直径大则渗透性强，取决于最小孔隙直径。 （2）圆管通道：形状弯曲而变化时，渗透性较差。 （3）颗粒分选性：比对孔隙度的影响要大。 （4）水的物理性质：粘滞性大的液体K<粘滞性小的液体
4.1 重力水运动的基本规律
4.1.4渗透系数 渗透系数（K）是水力梯度等于1时的渗透流速,单位：m/d,cm/s. 关系： V = K I 1）I为定值时，K大，V大；K小，V小（V＝KI）； 2）V为定值时，K大，I小等水位线疏；K小，I大等水位线密。 渗透系数可定量说明岩石的渗透性：K大→渗透性强；K小→渗 透性弱。
Q K ω I K M 1 I H H H H b a b K a 2 L K 2 2 Ha H b 2L
4.2 流 网
流线（flow line, stream line）是渗流场中某一瞬时的一条 线，线上各个水质点在此时刻的流向均与此线相切。 迹线（path line）是渗流场中某一时间段内某一水质点的运动 轨迹。
h1 0
K
M
h2
0’ L
dh dx 单宽流量为： v K dh dh q v K M 1 KM dx dx
qdx KMdh
L
0
qdx KMdh
h1 L h2 0 h1
h2
分离变量并积分：
q dx KM dh h1 h2 q KM KMI L
0 h1 L h2
h1 h2 h1 h2 qK KM I 2 L
第三章地下水运动的基本规律
3、3 流 网
四、层状非均质中得流网
层状非均质介质就是指介质场内各岩层内部渗透 性为均质各向同性,但不同层介质得渗透性不同。水流 折射定律:
K1 tan1 K 2 tan 2
式中:K1--地下水流入岩层(K1层)得渗透系数; K2--地下水流出岩层(K2层)得渗透系数; θ1--地下水流向与流入岩层(K1层)层界法线之间
1、 等水位(压)线——潜水位(测压水位)相等得各点 得连线,称为等水位(压)线。 2、 流线——渗流场中某一瞬间得一条曲线,曲线上各水 质点在此瞬间得流向均与此线相切。 3、 流网——在渗流场得某一典型剖面或切面上由一系 列等水头线与流线所组成得网络。
3、3 流 网
二、渗流场性质
(一)渗流场介质类型 均质—非均质;各向同性—各向异性
(2)根据边界条件绘制容易绘制得流线或等水头线
a、 定水头边界:相当于等水头线,等水头面。 b、 隔水边界:相当于流线。 c、 潜水面边界:无入渗补给时为流线
有入渗补给时,水面即不就是流线也不为等水头线
(3)按照“正交”原则,等间距内插其它得流线或等水头线。
3、3 流 网
河间地块流网
河间地块流网
3、1 地下水运动得基本特点
注意:
1、 自然界中地下水都属于非稳定流。 ⑴ 补给水源受水文、气象因素影响大,呈季节性变化; ⑵ 排泄方式具有不稳定性;
⑶ 径流过程中存在不稳定性。 2、 为了便于计算,常将某些运动要素变化微小得渗流,近似 地瞧作稳定流。
3、2 达西定律
一、实验条件
H、Darcy—法国水力学家,1856年 (以实验为基础研究时期)通过大量得室 内实验得出了达西定律。
3、2 达西定律
2、 求水平等厚承压含水层流量与承压水头线。 承压含水层由均质等厚得砂组成,隔水底板水平,地下水做水平稳定
地下水的渗流运动
雷 诺 数 （ Re ） 为 1-10 的 层 流 才 符合达西定律。
天然条件下地下水的渗流速度通 常很缓慢，绝大部分为层流运动， 一般可用线性定律描述其运动规 律。
19
10.2 地下水运动的基本定律
二、非线性渗透定律
➢ 紊流：
哲才公式
v Kc i
➢ 混合流：介于层流与紊流之间的水流。
斯姆莱盖尔公式 v K c m i
三、水力坡度
指沿渗透途径上的水头降低值(损失)与相应的渗流长度之
比。
IH1H2 Hh
L12
LL
物理含义：代表渗流过程中，单位渗透途径上机械能的损 失。
渗流过程中总机械能的损耗原因(与水力学相近)：液体的粘 滞性(水质点间的摩檫阻力)及固体颗粒表面对水流的反作用力 (水与隙壁间的阻力)。
8
10.1 渗流的基本概念
11
10.1 渗流的基本概念
四、流线与流网
流网：渗流场某一典型剖面或切面上，由一系列等水头 线与流线组成的正交网格。（剖面流网、平面流网）
流 网 示 意 图
平行流网
辐射流网
12
10.1 渗流的基本概念
四、流线与流网
流网特点：
1. 流线与等水头线垂直（正交）； 2. 相邻两条等势线间的势差为常量，相邻两条流线
3
概化后的理想渗流
ห้องสมุดไป่ตู้
图1-1-0b 在一般管道中的普通水流
颗粒
孔隙
A
图1-1-3a 地下水实际流线
颗粒
孔隙
B
4
10.1 渗流的基本概念
二、过水断面和渗透速度 ➢ 过水断面
指含水层中水与渗流流向垂直的的断面，包括骨架和空 隙在内的断面。可以是平面，也可是曲面，其大小可随渗 流方向变化。
天然条件下地下水的渗流速度通 常很缓慢，绝大部分为层流运动， 一般可用线性定律描述其运动规 律。
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10.2 地下水运动的基本定律
二、非线性渗透定律
➢ 紊流：
哲才公式
v Kc i
➢ 混合流：介于层流与紊流之间的水流。
斯姆莱盖尔公式 v K c m i
三、水力坡度
指沿渗透途径上的水头降低值(损失)与相应的渗流长度之
比。
IH1H2 Hh
L12
LL
物理含义：代表渗流过程中，单位渗透途径上机械能的损 失。
渗流过程中总机械能的损耗原因(与水力学相近)：液体的粘 滞性(水质点间的摩檫阻力)及固体颗粒表面对水流的反作用力 (水与隙壁间的阻力)。
8
10.1 渗流的基本概念
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10.1 渗流的基本概念
四、流线与流网
流网：渗流场某一典型剖面或切面上，由一系列等水头 线与流线组成的正交网格。（剖面流网、平面流网）
流 网 示 意 图
平行流网
辐射流网
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10.1 渗流的基本概念
四、流线与流网
流网特点：
1. 流线与等水头线垂直（正交）； 2. 相邻两条等势线间的势差为常量，相邻两条流线
3
概化后的理想渗流
ห้องสมุดไป่ตู้
图1-1-0b 在一般管道中的普通水流
颗粒
孔隙
A
图1-1-3a 地下水实际流线
颗粒
孔隙
B
4
10.1 渗流的基本概念
二、过水断面和渗透速度 ➢ 过水断面
指含水层中水与渗流流向垂直的的断面，包括骨架和空 隙在内的断面。可以是平面，也可是曲面，其大小可随渗 流方向变化。
地下水运动
压力势能
A
Z
位置势能
0
0'
• 单位重量液体的总机械能之和称为总水头，常用 H表示。即：
• 总水头=动能+势能 • 总水头=流速水头+位置水头+压力水头
• 由于天然状态下地下水运动很缓慢，流速水头（
即单位液体的动能）很小，可以忽略不计（如当v
=1cm/s=864m/d，流速水头约为0.0005cm） 。
• 该断面是整个岩石截面，既包括空隙面积，也 包括岩石颗粒所占据的面积。
• 当渗流平行流动时，过水断面是平面，弯曲流 动时，则为曲面。
• 单位时间内通过过水断面的水体积称为渗透流量， 又称渗流量，简称流量，通常以Q表示，单位一般 为m3/d。
• 单位过水断面的渗流量称为渗流速度，又称渗透流 速，即：
地下水的运动
地下水运动的 基本概念及基本规律
• 一、基本概念
• 1.静止液体的位置高度、测压管高度、测压管水头
• 结论：静止液体中各点的测压管水头为一常数，其 数值等于液面到基准面的距离。
测压管高度 位置高度
基准面
测压管高度
测 压 管 水 头
位置高度
• 2.渗流与渗流场
• 渗流——是一种假想水流。即假想地下水不但 充满于含水层空隙空间，也充满于岩石颗粒所 占据的空间。
• 6.层流与紊流
• 层流与紊流可由雷诺实验验证（雷诺数Re＜ 10时为层流）。
• 7.一维流、二维流、三维流 • 一维流（线状流）——单向运动 • 二维流（平面流）——平面运动 • 三维流（立体流）——空间运动
• 注意：地下水运动的维数，与所选取的坐标系 有关。
• 例如，在轴对称条件下，若选用直角坐标系， 潜水向完整抽水井的运动是三维运动，但在柱 坐标系下，则变为二维运动。
A
Z
位置势能
0
0'
• 单位重量液体的总机械能之和称为总水头，常用 H表示。即：
• 总水头=动能+势能 • 总水头=流速水头+位置水头+压力水头
• 由于天然状态下地下水运动很缓慢，流速水头（
即单位液体的动能）很小，可以忽略不计（如当v
=1cm/s=864m/d，流速水头约为0.0005cm） 。
• 该断面是整个岩石截面，既包括空隙面积，也 包括岩石颗粒所占据的面积。
• 当渗流平行流动时，过水断面是平面，弯曲流 动时，则为曲面。
• 单位时间内通过过水断面的水体积称为渗透流量， 又称渗流量，简称流量，通常以Q表示，单位一般 为m3/d。
• 单位过水断面的渗流量称为渗流速度，又称渗透流 速，即：
地下水的运动
地下水运动的 基本概念及基本规律
• 一、基本概念
• 1.静止液体的位置高度、测压管高度、测压管水头
• 结论：静止液体中各点的测压管水头为一常数，其 数值等于液面到基准面的距离。
测压管高度 位置高度
基准面
测压管高度
测 压 管 水 头
位置高度
• 2.渗流与渗流场
• 渗流——是一种假想水流。即假想地下水不但 充满于含水层空隙空间，也充满于岩石颗粒所 占据的空间。
• 6.层流与紊流
• 层流与紊流可由雷诺实验验证（雷诺数Re＜ 10时为层流）。
• 7.一维流、二维流、三维流 • 一维流（线状流）——单向运动 • 二维流（平面流）——平面运动 • 三维流（立体流）——空间运动
• 注意：地下水运动的维数，与所选取的坐标系 有关。
• 例如，在轴对称条件下，若选用直角坐标系， 潜水向完整抽水井的运动是三维运动，但在柱 坐标系下，则变为二维运动。
地下水运动基本定律、基本微分方程和数学模型
第二节 数学模型
导水系数T
当水力坡度为1时，通过整个含水层上 的单位宽度流量。即：
T=K·M
第二节 数学模型
水的状态方程 对于给定质量的水体积，增加一个压力
dPw，水体积产生一定的压缩，根据质量守 恒定律：
ρVw=常数 取全微分有：
ρdVw+Vwdρ=0
由于dPw=dH
第二节 数学模型
达西定律的实质是水流在流动过程中消耗的 能量与流速和渗流长度成正比，与含水层的 渗透系数成反比。
HH1H2
vL K
达西定律的适用范围
Re ud
第一节 达西定律
当雷诺数Re<100时，适用； 当雷诺数Re>100时，不适用； 在天然情况下，绝大多数地下水运动服从达西定律。
第二节 数学模型
地下水渗流连续性方程 表示：在渗流场中的 任何局部，都必须满足质量守恒和能量守恒。
第二节 数学模型
对于稳定渗流，且假定n、ρ不变，则为地
下水稳定流的连续性方程：
x(K x H x) y(K y H y) z(K z H z) 0
第二节 数学模型
形式相似，意义有所差别
x(Tx H x) y(Ty H y)* H t
承压水二维流的微分方程：
第二节 数学模型
当水头变化很小时，即ΔH<0.1h时，对均质 各向同性的潜水有
2xH2 2yH2 T THt
T=Kh h为潜水含水层平均厚度
第二节 数学模型
H(x,y),t0 z,H t0(x,y),z
第二节 数学模型
注：对于稳定流来说，定解条件中没有初始条 件，因为地下水作稳定流时其运动要素是不随 时间而变化的。
第3章 地下水的运动
3. 毛细水运动的水文地质意义
影响地下水入渗与蒸发过程、地下水面形状及水流方 向和速度
3. 毛细水运动的水文地质意义
导致污染渗流模式复杂化、污染扩展范围增大
二、包气带水分的分布及其运动特征
饱水带 总水头 H=Z+h
式中Z — 位置水头
h — 压力水头 包气带 任一点水头 H=Z-hc 式中hc — 毛细水头
第三节 包气带水的运动规律
一、毛细水运动
将细小的玻璃管插入 水中，水会在管中上 升到一定高度才停止， 这便是固、液，气三 相界面上产生的毛细 现象。
毛细现象的产生，与 表面张力有关。
设想切取—个半径为R的半圆球形液面；显然，在此液面的 圆周状边线上都存在着指向液层内部的表面张力：其合力 为a·2πR，垂直于面积为πR 2的投影圆面。由此，表面张 力所引起的附加表面压力Pa为：
v
2
2g
总水头 测压水头 速度水头 位置水头Z：渗流场中某一点位置至基准面的高度； P 压强水头 ：该点压强的液柱高度；二者之和称为测压水头。
由于ν2/2g 很小,而被忽略
H 1 Z1
p1
水力坡度的测定，有实测法和计算法。 差分法：观测三角形顶点三个钻孔的水位，孔 1、孔2、孔3之间的间距都为60m，将孔1 至孔2的距离三等分，标出各点水位，绘出该 地段的地下水等水位线图。在水流方向上任 取两点，此两点的地下水位差与距离之比， 即为该地段的水力坡度。
比较： HA与HB IA与IB vA与 vB
A
B
由图可知：
(1)由分水岭到河谷，流向由向下到接近水平再向上；
(2)在分水岭地带打井，井中水位随井深加大而降低，河谷地带井水 位则随井深加大而抬升；
地下水动力学
地下水动力学地下水动力学主要是研究地下水在孔隙含水层，裂隙含水层及喀斯特含水层中运动规律的科学。
地下水动力学着重研究地下水向井的稳定运动和非稳定运动理论及地下水在含水层中的稳定运动和非稳定运动。
地下水运动特征及规律的研究是以数学，物理学及水力学等学科的成就为基础，应用数学分析和模拟试验等一系列的研究方法进行的。
地下水运动的实际速度总是大于其渗流速度渗透：地下水在空隙介质的空隙中运动，空隙介质是指由固体骨架和相互沟通的孔隙或裂隙（包括溶蚀裂隙等）两部分组成的整体。
地下水受重力作用在空隙介质中的运动称为渗透。
渗流：不考虑骨架，认为空隙及骨架所占的空间全都可为水流所充满；不考虑地下水实际运动途径的迂回曲折，运动方向多变，只考虑运动的总体方向，把这种概化了的假想水流称为渗流。
渗流量：单位时间通过过水断面的水量渗流速度：通过单位过水断面的流量流速水头：由液体的运动速度产生的水头高度。
研究地下水运动时，可略而不计水力坡度：J=—dLdH 渗流通过该点单位渗流途径长度上的水头损失。
（随着渗流途径增加，水头值减小，则水头值增量dH 沿渗流运动方向为负值）流线：在给定时刻，于渗流场中绘制的一些曲线，曲线上各点处的渗流速度向量均与该点处的曲线相切等水头线：渗流场中水头值相等的各点联成的面称为等水头面，在剖面上表现为等水头线 流网：在渗流场中，由流线和等水头线组成的网格称为流网一维流：在流线相互平行的渗流场中，可选择坐标系中任一坐标轴与渗流速度向量一致，此种情形下的渗流为一维流；二维流：各点的速度向量均与某一平面平行；三维流：又称空间流，各点的速度向量相互之间不平行渗透系数：表征含水介质透水性能的重要水文参数，是与空隙介质的结构特点（n 和d ）及水的性质（γ和μ）相关的量K=n 322d μγ 渗透率：反应空隙介质本身的透水性能322nd渗透主方向：通常将渗透性能最强的方向与渗透性能最弱的方向称为渗透的主方向均质各向异性运动特征：在均质各向异性介质中任一点的流线相对于等水头线的法向要产生偏转，且偏向主渗透系数大的主方向。
(新)地下水的分类特点及运移规律
地下水的分类特点及运移规律（第一章）地下水的分类、特点及运移规律第一节地下水的类型及其特征埋藏在地表以下岩石(包括土层)的空隙(包括孔隙、裂隙和空洞等)中的各种状态的水称为地下水。
地下水这一名词有广义与狭义之分。
广义的地下水是指赋存于地面以下岩土空隙中的水；包气带及饱水带中所有含于岩石空隙中的水均属之。
狭义的地下水仅指赋存于饱水带岩土空隙中的水。
饱水带中的重力水是开发利用或排除的主要对象。
地下水的运动和聚集，必须具有一定的岩性和构造条件。
空隙多而大的岩层能使水流通过，称为透水层。
贮存有地下水的透水岩层，称为含水层。
空隙少而小的致密岩层是相对的不透水岩层，称为隔水层。
然而，在各种不同情况下，人们所指称的含水层与隔水层涵义有所不同，他们的定义具有相对性。
岩性相同、渗透性完全一样的岩层，可能在有的地方被当作含水层，而在另一些地方被当作隔水层。
即使在同一个地方，渗透性相同的某一岩层，在涉及某些问题时被看作透水层，在涉及另一些问题时则可能被看作隔水层。
含水层、隔水层与透水层的定义取决于运用他们时的具体条件。
地下水受诸多因素的影响，各种因素的组合错综复杂，因此，出于不同的目的或角度，人们提出了各种各样的地下水分类。
但概括起来主要有两种：一种是根据地下水的某种单一的因素或某种特征进行的分类，如按硬度分类、按地下水起源分类等；另一种是根据地下水的若干特征综合考虑进行的分类。
如根据地下水的埋藏条件则可分为包气带水、潜水和承压水。
不沦哪种类型的地下水，均可按其含水层的空隙性质分为孔隙水、裂隙水和岩溶水。
一、包气带水位于潜水面以上未被水饱和的岩土巾的水，称为包气带水。
包气带水主要是土壤水和上层滞水，如图1—1所示。
(一)土壤水埋藏于包气带土壤层中的水，称土壤水。
主要包括气态水、吸着水、薄膜水和毛管水。
靠大气降水的渗人、水汽的凝结及潜水由下而上的毛细作用补给。
大气降水向下渗入，必须通过土壤层，这时渗入的水一部分保持在土壤层中，成为所谓的田间持水量(即土壤层中最大悬着毛管水含水量)，多余的部分呈重力水下渗补给潜水。
第四章地下水运动的基本规律
4.2 饱水带重力水运动的基本规律-达西定律
一、线性渗透定律-达西定律 1.达西定律 H.Darcy—法国水力学家，1856年通过大量的室内实验得出的线性渗 透定律 实验条件 1）等径圆筒装入均匀砂样，断面为ω 2）上下各置一个稳定的溢水装置——保持稳定水流 3）实验时上端进水，下端出水——示意流线 4）砂筒中安装了2个测压管 5）下端测出水量-Q 根据实验结果，得到下列关系式：
第四章 地下水运动的基本规律
4.1 地下水运动-渗流运动要素 4.2 饱水带重力水运动的基本规律-达西定律 4.3 流网 4.4 饱水粘性土中结合水的运动规律
4.1 地下水运动-渗流运动要素
一、地下水存在及运动
1.岩石空隙介质：三种。 2.地下水在岩石空隙介质中的存在形式：强、弱结合水；毛细水；重 力水。
Q-渗透流量（出口处流量，即为通过砂柱各断面的流量）； ω-过水断面（在实验中相当于砂柱横断面积）； h -水头损失（ h = H1 − H2 ，即上下游过水断面的水头差）； L -渗透途径（上下游过水断面的距离）； I -水力梯度（相当于h / L ，即水头差除以渗透途径）； K -渗透系数
2）水力梯度（I）
地下水在渗透过程中，不断克服阻力而消耗机械能，出现水头损失。 水力梯度（I） 为沿渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值， 即： I=h/L，h：水头差，h=H1-H2
水在空隙中运动时，必须克服水与隙壁以及流动快慢不同的水质点 之间的摩擦阻力（这种摩擦阻力随地下水流速增加而增大），从而消 耗机械能，造成水头损失。因此，水力梯度可以理解为水流通过单位 长度渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能。从另一个角度，也可 以将水力梯度理解为驱动力，即克服摩擦阻力使水以一定速度流动的 力量。既然机械能消耗于渗透途径上，因此求算水力梯度I 时，水头 差必须与相应的渗透途径相对应。
2.2 地下水的运动
流线总是由源指向汇的，因此，根据补给区（源）和排泄区（汇）可以判断流线的趋向。渗流场中具有一个以上补给点或排泄点时，首先要确定分流线（图4—4）；分流线是虚拟的隔水边界。
然后，根据流线跟等水头线正交这一规则，在已知流线与等水头线间插补其余部分。如果我们规定相邻两条流线之间通过的流量相等，则流线的疏密可以反映地下径流强度（流线密代表径流强，疏代表径流弱），等水头线的密疏则说明水力梯度的大小。下面以河间地块的信手流网绘制为例说明。图4—4表示了一个下部为水平隔水底板的均质各向同性河间地块，有均匀稳定的入渗补给，两河排泄地下水，河水位相等且保持不变。此时大体上可按图4—4上所标的顺序绘制流网。在地下分水岭到河水位之间引出等间距的水平线，从该水平线与潜水面的交点引出各条等水头线。
现在我们再来看第三种情况。如图4—6所示，流线与岩层界线既不平行，也不垂直，而以一定角度斜交。这种情况下，当地下水流线通过具有不同渗透系数的两层边界时，必然像光线通过一种介质进入另一种一样，发生折射，服从以下规律：
式中θ1是流线在K1层中与层界法线间的夹角；θ2是流线在K2层中与层界法线间的夹角。
从物理角度不难理解上述现象。为了保持流量相等（Q1=Q2），流线进入渗透性好的K2层后将更加密集，等水头线的间隔加大（dl2>dl1）。也就是说，流线趋向于在强透水层中走最长的途径，而在弱透水层中走最短的途径。结果，强透水层中流线接近于水平（接近于平行层面），而在弱透水层中流线接近于垂直层面 （图4—7）。
同理，当含水层中存在强渗透性透镜体时，流线将向其汇聚；存在弱渗透性透镜体时，流线将绕流（图 4—8）。
2.1.3饱和水粘性土中的运动规律
不少研究者曾进行了饱水粘性土的室内渗透试验，并得出了不同的结果﹝Kufilek，1969；Milleretal.，1963；Olsen，1966﹞。根据这些试验结果，粘性土渗透流速V与水力梯度I主要存在三种关系；
然后，根据流线跟等水头线正交这一规则，在已知流线与等水头线间插补其余部分。如果我们规定相邻两条流线之间通过的流量相等，则流线的疏密可以反映地下径流强度（流线密代表径流强，疏代表径流弱），等水头线的密疏则说明水力梯度的大小。下面以河间地块的信手流网绘制为例说明。图4—4表示了一个下部为水平隔水底板的均质各向同性河间地块，有均匀稳定的入渗补给，两河排泄地下水，河水位相等且保持不变。此时大体上可按图4—4上所标的顺序绘制流网。在地下分水岭到河水位之间引出等间距的水平线，从该水平线与潜水面的交点引出各条等水头线。
现在我们再来看第三种情况。如图4—6所示，流线与岩层界线既不平行，也不垂直，而以一定角度斜交。这种情况下，当地下水流线通过具有不同渗透系数的两层边界时，必然像光线通过一种介质进入另一种一样，发生折射，服从以下规律：
式中θ1是流线在K1层中与层界法线间的夹角；θ2是流线在K2层中与层界法线间的夹角。
从物理角度不难理解上述现象。为了保持流量相等（Q1=Q2），流线进入渗透性好的K2层后将更加密集，等水头线的间隔加大（dl2>dl1）。也就是说，流线趋向于在强透水层中走最长的途径，而在弱透水层中走最短的途径。结果，强透水层中流线接近于水平（接近于平行层面），而在弱透水层中流线接近于垂直层面 （图4—7）。
同理，当含水层中存在强渗透性透镜体时，流线将向其汇聚；存在弱渗透性透镜体时，流线将绕流（图 4—8）。
2.1.3饱和水粘性土中的运动规律
不少研究者曾进行了饱水粘性土的室内渗透试验，并得出了不同的结果﹝Kufilek，1969；Milleretal.，1963；Olsen，1966﹞。根据这些试验结果，粘性土渗透流速V与水力梯度I主要存在三种关系；
地下水动力学
1、地下水动力学就是研究地下水在孔隙岩石、裂隙岩石、与喀斯特岩石中运动规律的科学。
它就是模拟地下水流基本状态与地下水中溶质运移过程,对地下水从数量与质量上进行定量评价与合理开发利用,以及兴利除害的理论基础。
2、流量:单位时间通过过水断面的水量称为通过该断面的渗流量。
3、渗流速度（比流量）:假设水流通过整个岩层断面（骨架+空隙）时所具有的虚拟平均流速,定义为通过单位过水断面面积的流量。
4、实际速度:孔介质中地下水通过空隙面积的平均速度;地下水流通过含水层过水断面的平均流速,其值等于流量除以过水断面上的空隙面积, 量纲为L/T。
4、渗流场:发生渗流的区域称为渗流场。
由固体骨架与岩石空隙中的水两者组成5 、层流:水质点作有秩序、互不混杂的流动。
6、紊流:水质点作无秩序、互相混杂的流动。
7、稳定流与非稳定流:若流场中所有空间点上一切运动要素都不随时间改变时, 称为稳定流,否则称为非稳定流。
8、雷诺数:表征运动流体质点所受惯性力与粘性力的比值。
9、雷诺数的物理意义:水流的惯性力与黏滞力之比。
10、渗透系数:在各项同性介质（均质）中,用单位水力梯度下单位面积上的流量表示流体通过孔隙骨架的难易程度,称之为渗透系数。
11、流网:在渗流场中,由流线与等水头线组成的网络称为流网。
12、折射现象:地下水在非均质岩层中运动,当水流通过渗透系数突变的分界面时出现流线改变方向的现象。
13、裘布依假设:绝大多数地下水具有缓变流的特点。
14、缓变流:各流线接近于平行直线的运动14、完整井:贯穿整个含水层,在全部含水层厚度上都安装有过滤器并能全断面进水的井。
15、非完整井:未揭穿整个含水层、只有井底与含水层的部分厚度上能进水或进水部分仅揭穿部分含水层的井。
16、水位降深:抽水井及其周围某时刻的水头比初始水头的降低值。
17、水位降落漏斗:抽水井周围由抽水（排水）而形成的漏斗状水头（水位）下降区, 称为降落漏斗。
18、影响半径:就是从抽水井到实际观测不到水位降深处的径向距离。
地下水运动的基本规律名词解释渗流地下水在岩石
第四章地下水运动的基本规律一、名词解释1．渗流：地下水在岩石空隙中的运动。
2．渗流场：发生渗流的区域。
3．层流运动：在岩层空隙中流动时，水的质点作有秩序的、互不混杂的流动。
4．紊流运动：在岩层空隙中流动时，水的质点作无秩序地、互相混杂的流动。
5．稳定流：水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、流向）不随时间改变。
6．非稳定流：水在渗流场中运动，各个运动要素随时间变化的水流运动。
7．渗透流速：地下水通过某一过水断面的平均流速。
8．迹线：渗流场中某一段时间内某一质点的运动轨迹。
9．水力梯度：沿渗透途径水头损失与相应渗透途径之比。
10．渗透系数：水力坡度等于1时的渗透流速。
11．流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上由一系列流线和等水头线组成的网。
12．流线：流场中某一瞬时的一条线，线上各水质点的流向与此线相切。
二、填空1．据地下水流动状态，地下水运动分为层流和紊流。
2．据地下水运动要素与时间的关系，地下水运动分为稳定流和非稳定流。
3．水力梯度为定值时，渗透系数愈大，渗透流速就愈大。
4．渗透流速为定值时，渗透系数愈大，水力梯度愈小。
5．渗透系数可以定量说明岩石的渗透性能。
渗透系数愈大，岩石的透水能力愈强。
6．流网是由一系列流线与等水头线组成的网格。
7．如果规定相邻两条流线之间通过的流量相等，则流线的疏密可以反映径流强度，等水头线的疏密则说明水力梯度的大小。
8．在均质各向同性介质中，地下水必定沿着水头变化最大的方向，即垂直于等水头线的方向运动，因此，流线与等水头线构成正交网格。
9．流线总是由源指向汇。
三、判断题1．当含水层中存在强渗透性透镜体时，流线将向其汇聚。
（√）2．两层介质的渗透系数相差越大，则其入射角和折射角也就相差越大。
（√）3．达西定律中的过水断面是指包括砂颗粒和空隙共同占据的面积。
（ √ ）4．在渗流场中，一般认为流线能起隔水边界作用，而等水头线能起透水边界的作用。
（ √ ）5．渗透流速是指水流通过岩石空隙所具有的速度。
地下水运动的特点
地下水运动的特点引言地下水是指地球表面以下一定深度的水。
它在地下层中流动的过程被称为地下水运动。
地下水运动是地球水循环的重要组成部分，具有独特的特点和规律。
本文将从不同角度深入探讨地下水运动的特点。
深入分析地下水运动的概念地下水运动是指地下水在地下介质中的迁移和流动过程。
它是一种相对缓慢、连续的水的迁移形式，与地表水的运动形式有所不同。
特点一：缓慢性地下水运动的一个显著特点是缓慢性。
由于地下水运动是在地下介质中进行的，介质的渗透性对地下水流动速度有明显影响。
通常情况下，地下水的流速远远小于地表水，通常以米/年或厘米/天来计算。
特点二：非饱和性地下水运动的第二个特点是非饱和性。
地下介质中的水分可以分为两种状态：饱和状态和非饱和状态。
饱和状态下介质的所有孔隙都被水填满，非饱和状态则相反，介质中只有一部分孔隙被水填满。
地下水运动通常发生在非饱和区域，这一特点对地下水的运动速度和路径产生重要影响。
特点三：孔隙性地下水运动的特点之一是孔隙性。
地下介质中存在着各种孔隙和裂隙，这些孔隙和裂隙决定了地下水运动的路径和速度。
不同的介质具有不同的渗透性，从而导致地下水运动的不均匀性。
特点四：地下水流量的变化地下水运动还表现出地下水流量的变化。
地下水的流量随着时间和空间的变化呈现不规则的波动。
它受降雨量、蒸发量、水文地质条件等因素的影响，表现出周期性和时空变化的规律。
结论地下水运动具有缓慢性、非饱和性、孔隙性和地下水流量的变化等特点。
了解地下水运动的特点对于合理利用地下水资源、防止地下水污染具有重要意义。
在实际工程和生产中，应根据这些特点制定相应的措施和管理策略，以保护和维护好地下水系统的稳定与安全。
参考文献•张兵, 李彦周, 孙国玲. 地下水运动特征及其调控研究进展[J]. 地球科学进展, 2013, 28(2): 139-150.•李荣兴, 易敏, 魏华, 等. 地下水运动参数的确定及其意义[J]. 水资源保护, 2002, 18(2): 38-40.•杨敏, 杨培玉. 地下水运动规律的数学模型分析及其应用[J]. 地下水, 2006, 28(1): 62-63.。
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二、地下水的分类
地下水按埋藏条件可分为包气带水，潜水和层间水。
三、地下水的物理性质和化学成分
常见的地下水侵蚀作用有哪些？
四、岩土体中的水
结合水：吸附在土颗粒表面的水；强结合水、弱结合水 自由水：电场引力作用范围之外的水；重力水和毛细水 水理性质：孔隙度n; 孔隙比e；含水率(量)w; 饱和度Sr;
2
2.2.2 渗透试验与达西定律
（1）渗透试验
▪试验前提：层流 ▪试验装置：如图
▪试验条件: h1，A，L=const ▪量测变量: h2，V，T ▪试验结果
Δh=h1-h2
Q=V/T
Δh↑，Q↑ A↑，Q↑ L↑， Q↓
Q A h L
断面平均流速 v Q A
水力坡降 i h L
vi
17
2.2.2 渗透试验与达西定律
13
2.2 土的渗流规律—达西定律
2.2 土的渗流规律-达西定律
2.2.1 渗流中的水头与水力坡降 2.2.2 渗透试验与达西定律 2.2.3 渗透系数的测定及影响因素 2.2.4 层状地基的等效渗透系数
14
2.2.1 渗流中的水头与水力坡降
2.2.1 渗流中的水头与水力坡降
A B
L
15
总水头－单位重量水体所具有的能量
第二讲
地下水的运动规律
——土的渗透性和渗流问题 2.1 基本概念与概述 2.2 土的渗流规律-达西定律 2.3 二向渗流和流网的特征 2.4 渗流力及渗透稳定性
3
本章特点
• 有较严格的理论（水流的一般规律） • 有经验性规律（散粒体多孔介质特性）
学习要点
• 注重对物理概念和意义的深入理解 • 注意土是散粒体（多孔介质）这一特点
（2） 达西定律（Darcy’s law）
达西定律—线性渗透定律（linear law）
• H.Darcy—
法国水力学家，1856年通过大量的室内实验得出的。
实验条件：
断面1
h
1）等径圆筒装入均匀砂样（uniform sand），L断面H为1A 2）上（下各）置一个稳定的断溢面水2 装置——保持稳H定2水流
渗透定 律
vi
物理意义：水力坡降i＝1时的渗流速度 单位：mm/s, cm/s, m/s, m/day
在层流状态的渗流中，渗透速度v与水力坡降i 的一次方成正比，并与土的性质有关。
v ki
注意： v：假想渗流速度，土体试样全断面的平均渗流速度
A
vs：实际平均渗流速度，孔隙断面的平均渗流速度
n Av A
u v2 hz
w 2g
z：位置水 头 u/γw：压力水 V头2/(2g)：流速水头≈0
总水头： h z u
w
uA w
h1 zA
0
A
B L
基准面
Δh
uB
w h2
zB 0
A点总水头：
h1
zA
uA w
B点总水头：
h2
zB
uB w
水头差：
h h1 h2
水力坡降：
i h L 16
2.2.2 渗透试验与达西定律
单位为m／d或cm／s
• 由公式V = K I 分析
– 当I一定时，岩层的 K 愈大，则 V 也愈大， Q 大
因此，渗透系数 K 是表征岩石透水性的定量指标
21
2.2.2 渗透试验与达西定律
第一讲 岩土工程地下水概论及基本性质
2012-5-7（星期一） 8:30—11:25 继教院231
第二讲 岩土工程地下水的运动规律
2012-5-21（星期一） 8:30—11:25 继教院231
第三讲 地层中土应力及压力计算
2012-6-4（星期一） 8:30—11:25 继教院231
第四讲 岩土工程地下水勘察技术和知识梳理
非稳定流：指各个运动要素随时间变化的水 流运动。
严格地讲，自然界中地下水都属于非稳定流。
6
2.1 基本概念与概述
概述
碎散性 多孔介质
三相体系 能量差
孔隙流体流动
水、气等流体在土体等多孔介质 的孔隙中流动的现象 土体等多孔介质具有被水、气等 流体透过的性质
非饱和土的渗透性
饱和土的渗透性
渗流
渗透性
渗透特性 强度特性 变形特性
A > Av
Av
Q＝vA ＝ vsAv
v v vs n
20
2.2.2 渗透试验与达西定律
渗透系数 K（coefficient of permeability） 在有些教科书中也称为水力传导系数 （hydraulic conductivity）
• 定义：水力梯度为 I =1 时的渗透流速 （V=KI）
7
渗渗流透量变形
8
9
2.1 基本概念与概述
水井渗流
Q
天然水面
不透水层
透水层 渗流量
10
11
12
2.1 基本概念与概述
土的渗透性及渗流规律 二维渗流及流网
渗透力与渗透变形
渗流 扬量压 渗力水压 水位力
渗透变 渗形流滑
坡
挡水建筑物 集水建筑物 引水结构物 基坑等Байду номын сангаас下施工 多雨地区边坡
土坡稳定分析
主要难点
• 水头及水力坡降 • 二维流网及其应用 • 渗透力及其分析方法
4
2.1 基本概念与概述
2.1基本概念与概述
地下水以不同的形式（强结合水、弱结合水、毛细水和重力水 等）存在于岩土体的空隙中。我们的研究对象：重力水在岩石 空隙中的运动规律。
• 地下水运动的几个基本概念
（1）渗流与渗流场
渗流（渗透）：指地下水在岩石空隙中的运动。 渗流场：指发生渗流的区域。
2012-6-18（星期一） 8:30—11:25 继教院231
第五讲 岩土工程地下水处理技术和考试
2012-7-9（星期一） 8:30—11:25 继教院231
1
回顾：第一讲 岩土工程地下水概论 及其基本性质
一、地下水的形成及存在形式
地下水形成：渗透作用和凝结作用，还有极少量的原生水。 岩土体中的空隙是地下水赋存的空间：孔隙、裂隙和溶隙。
3）实验时上端进水，下端出水——示意流线
4）砂筒中安装了2个测压管 O
O’
5）下端测出水量（outflow）—Q
A
18
2.2.2 渗透试验与达西定律
（2） 达西渗透定律
v k h ki L
q vA kiA
19
2.2.2 渗透试验与达西定律
（2）达西定律
k: 反映土的透水性能的比例系数，称为渗透系数
（2）层流运动与紊流运动
层流运动：水的质点作有秩序的、互不混杂的流动。
紊流运动：水的质点无秩序地、互相混杂的流动。
从流态来看，地下水多为层流（除岩溶管道外）
5
2.1 基本概念与概述
• 地下水运动的几个基本概念
（3）稳定流与非稳定流 稳定流：指水在渗流场内运动，各个运动要
素(水位、水量、流速、流向等)不随时间变化的 水流运动。
地下水按埋藏条件可分为包气带水，潜水和层间水。
三、地下水的物理性质和化学成分
常见的地下水侵蚀作用有哪些？
四、岩土体中的水
结合水：吸附在土颗粒表面的水；强结合水、弱结合水 自由水：电场引力作用范围之外的水；重力水和毛细水 水理性质：孔隙度n; 孔隙比e；含水率(量)w; 饱和度Sr;
2
2.2.2 渗透试验与达西定律
（1）渗透试验
▪试验前提：层流 ▪试验装置：如图
▪试验条件: h1，A，L=const ▪量测变量: h2，V，T ▪试验结果
Δh=h1-h2
Q=V/T
Δh↑，Q↑ A↑，Q↑ L↑， Q↓
Q A h L
断面平均流速 v Q A
水力坡降 i h L
vi
17
2.2.2 渗透试验与达西定律
13
2.2 土的渗流规律—达西定律
2.2 土的渗流规律-达西定律
2.2.1 渗流中的水头与水力坡降 2.2.2 渗透试验与达西定律 2.2.3 渗透系数的测定及影响因素 2.2.4 层状地基的等效渗透系数
14
2.2.1 渗流中的水头与水力坡降
2.2.1 渗流中的水头与水力坡降
A B
L
15
总水头－单位重量水体所具有的能量
第二讲
地下水的运动规律
——土的渗透性和渗流问题 2.1 基本概念与概述 2.2 土的渗流规律-达西定律 2.3 二向渗流和流网的特征 2.4 渗流力及渗透稳定性
3
本章特点
• 有较严格的理论（水流的一般规律） • 有经验性规律（散粒体多孔介质特性）
学习要点
• 注重对物理概念和意义的深入理解 • 注意土是散粒体（多孔介质）这一特点
（2） 达西定律（Darcy’s law）
达西定律—线性渗透定律（linear law）
• H.Darcy—
法国水力学家，1856年通过大量的室内实验得出的。
实验条件：
断面1
h
1）等径圆筒装入均匀砂样（uniform sand），L断面H为1A 2）上（下各）置一个稳定的断溢面水2 装置——保持稳H定2水流
渗透定 律
vi
物理意义：水力坡降i＝1时的渗流速度 单位：mm/s, cm/s, m/s, m/day
在层流状态的渗流中，渗透速度v与水力坡降i 的一次方成正比，并与土的性质有关。
v ki
注意： v：假想渗流速度，土体试样全断面的平均渗流速度
A
vs：实际平均渗流速度，孔隙断面的平均渗流速度
n Av A
u v2 hz
w 2g
z：位置水 头 u/γw：压力水 V头2/(2g)：流速水头≈0
总水头： h z u
w
uA w
h1 zA
0
A
B L
基准面
Δh
uB
w h2
zB 0
A点总水头：
h1
zA
uA w
B点总水头：
h2
zB
uB w
水头差：
h h1 h2
水力坡降：
i h L 16
2.2.2 渗透试验与达西定律
单位为m／d或cm／s
• 由公式V = K I 分析
– 当I一定时，岩层的 K 愈大，则 V 也愈大， Q 大
因此，渗透系数 K 是表征岩石透水性的定量指标
21
2.2.2 渗透试验与达西定律
第一讲 岩土工程地下水概论及基本性质
2012-5-7（星期一） 8:30—11:25 继教院231
第二讲 岩土工程地下水的运动规律
2012-5-21（星期一） 8:30—11:25 继教院231
第三讲 地层中土应力及压力计算
2012-6-4（星期一） 8:30—11:25 继教院231
第四讲 岩土工程地下水勘察技术和知识梳理
非稳定流：指各个运动要素随时间变化的水 流运动。
严格地讲，自然界中地下水都属于非稳定流。
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2.1 基本概念与概述
概述
碎散性 多孔介质
三相体系 能量差
孔隙流体流动
水、气等流体在土体等多孔介质 的孔隙中流动的现象 土体等多孔介质具有被水、气等 流体透过的性质
非饱和土的渗透性
饱和土的渗透性
渗流
渗透性
渗透特性 强度特性 变形特性
A > Av
Av
Q＝vA ＝ vsAv
v v vs n
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2.2.2 渗透试验与达西定律
渗透系数 K（coefficient of permeability） 在有些教科书中也称为水力传导系数 （hydraulic conductivity）
• 定义：水力梯度为 I =1 时的渗透流速 （V=KI）
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渗渗流透量变形
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2.1 基本概念与概述
水井渗流
Q
天然水面
不透水层
透水层 渗流量
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2.1 基本概念与概述
土的渗透性及渗流规律 二维渗流及流网
渗透力与渗透变形
渗流 扬量压 渗力水压 水位力
渗透变 渗形流滑
坡
挡水建筑物 集水建筑物 引水结构物 基坑等Байду номын сангаас下施工 多雨地区边坡
土坡稳定分析
主要难点
• 水头及水力坡降 • 二维流网及其应用 • 渗透力及其分析方法
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2.1 基本概念与概述
2.1基本概念与概述
地下水以不同的形式（强结合水、弱结合水、毛细水和重力水 等）存在于岩土体的空隙中。我们的研究对象：重力水在岩石 空隙中的运动规律。
• 地下水运动的几个基本概念
（1）渗流与渗流场
渗流（渗透）：指地下水在岩石空隙中的运动。 渗流场：指发生渗流的区域。
2012-6-18（星期一） 8:30—11:25 继教院231
第五讲 岩土工程地下水处理技术和考试
2012-7-9（星期一） 8:30—11:25 继教院231
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回顾：第一讲 岩土工程地下水概论 及其基本性质
一、地下水的形成及存在形式
地下水形成：渗透作用和凝结作用，还有极少量的原生水。 岩土体中的空隙是地下水赋存的空间：孔隙、裂隙和溶隙。
3）实验时上端进水，下端出水——示意流线
4）砂筒中安装了2个测压管 O
O’
5）下端测出水量（outflow）—Q
A
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2.2.2 渗透试验与达西定律
（2） 达西渗透定律
v k h ki L
q vA kiA
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2.2.2 渗透试验与达西定律
（2）达西定律
k: 反映土的透水性能的比例系数，称为渗透系数
（2）层流运动与紊流运动
层流运动：水的质点作有秩序的、互不混杂的流动。
紊流运动：水的质点无秩序地、互相混杂的流动。
从流态来看，地下水多为层流（除岩溶管道外）
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2.1 基本概念与概述
• 地下水运动的几个基本概念
（3）稳定流与非稳定流 稳定流：指水在渗流场内运动，各个运动要
素(水位、水量、流速、流向等)不随时间变化的 水流运动。