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水文地质学课件 04地下水运动的基本规律

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水文地质基础知识 ppt课件

水文地质基础知识 ppt课件
孔隙－松散岩层 裂隙－基岩 溶隙（溶穴）－可溶性岩石
空隙性
指岩石空隙的大小、多少、形状、分 布特点以及连通情况等。这些特性 对于地下水的埋藏、分布、运动有 重要的影响。
岩石中的空隙
松散岩层孔隙特点
孔隙率（度）：一定体积岩石（包括孔隙）中孔隙体积所占的比例。
n Vn 100% V
影响松散岩层孔隙度的因素
“理想土”模型
颗粒排列方式和密实程度 颗粒大小和形状 分选程度 土壤结构（单粒、团粒结构） 其他因素：次生裂隙、根孔、虫孔等
裂隙
成岩裂隙 构造裂隙 风化裂隙
裂隙性
裂隙的方向、宽度、延伸方向、充填情况等。 裂隙率
Kr Vr V
溶穴
发生在可溶性岩石之中 具有继承性 岩溶率（溶隙率）
岩石空隙的特性（均匀性、方向性、连通性）
松散岩类：空隙分布均匀、连通性好 基岩裂隙：不均匀、具方向性、不同方向裂隙可形成裂隙网
络 可溶岩溶隙：极不均匀、很强的方向性、容易形成各自的岩
溶水流系统。
按含水介质的地下水分类
层。
支持毛细带 中间带 土壤水带
水文地质学研究的重点是饱水带。但包气 带作为补给通道作用也不容忽视。
地下水赋存
含水层
定义：饱含水的透水层，或能够透过并给出相当数量水的岩 层。
辨异：饱含水的弱透水层（粘土、沿粘土等）；不含水的透 水层（沙漠、被疏干的含水层等）
隔水层
定义：不透水的岩层，或不能透过并给出一定水量的岩层。 辨异：隔水层的相对性，并非完全隔水－弱透水层
下可以进行三种状态的相互转化 全球水文循环是闭合系统，局部为开放系统 水文循环过程伴随着能量的转换和其他物质的运移和聚集

地下水运动的基本规律

地下水运动的基本规律

地下水运动的基本规律
因为流速V=Q/A，故达西定律也可以用式（56）来表达。 V=Ki（5-6） 式中，V为渗透流速（m/d或cm/s）。
由式（5-6）可知，K是水力坡度为1时的 渗透流速，称为渗透系数。渗透系数可以用来 比较不同岩石的透水性，是水文地质学中一个 非常重要的水文地质参数。
地下水运动的基本规律
地下水运动的基本规律
在满足生产要求和方便研究的前提下，可以不将含 水层概括为均质各向同性、均质各向异性、非均质各向 同性和非均质各向异性的含水层。所谓均质各向同性就 是指渗透系数在含水层的任何空间位置上、任何渗透方 向上均为一个常数；如不为常数则属非均质各向异性， 其余可类推。
对于渗透系数的测定，一般采用室内土柱试验（达 西试验）和野外抽水试验两种方法。一些松散岩石的渗 透系数参考值见表5-4，表见下页。
应该明确，渗透系数不仅取决于 岩石的空隙性质及水在空隙中的存在 形式，而且与地下水的一些物理性质 ，如黏滞性等有关。在具有同样空隙 的岩石中，当水力坡度相等时，黏滞 性大的水（或液体）渗透系数小。
一般情况下，当地下水的黏 滞性相近时可以不予考虑，但在 研究卤水时，不可忽视。因此， 除个别特殊情况外，可以把渗透 系数看作衡量岩石透水性能的参 数。岩石的透水性能在不同空间 位置和渗透方向上是不一致的， 即渗透系数是不相等的。
地下水运动的基本规律
工程地质Βιβλιοθήκη 工程地质地下水运动的基本规律
地下水在岩石空隙（孔隙、裂隙及溶穴） 中的运动称为渗流（渗透），地下水运动的 场所称为渗流场。渗流是在与介质发生密切 联系的条件下进行的，由于受到介质的阻滞， 地下水的运动远较地表水缓慢。
在岩层空隙中渗流时，水的质点有秩序 地、互不混杂地流动，称为层流运动。水的 质点无秩序地、互相混杂地流动，称为紊流 运动。一般认为渗流属于层流。

水文地质-地下水的运动

水文地质-地下水的运动

第三节 地下水向井的稳定运动
四、裘布依公式的讨论
（2）抽水井流量与井径的关系
但实际情况远非如此,井径 对流量的影响比Dupuit公 式反映的关系要大得多。
第三节 地下水向井的稳定运动
四、裘布依公式的讨论
（3）水跃对裘布依公式计算结果的影响
在潜水的出口处一般都存 在渗出面。当潜水流入井 中时也存在渗出面,也称水 跃，即井壁水位hs高于井 中水位hw(图4一10)，而潜 水井的Dupuit公式并没有 考虑渗出面的存在。
H Z p

图4-5 流网示意图
在渗流场中，把水头值相等的点连成线或面就构成了等水 头线或等水头面。
流网是由等水头线和流线所组成的正交网格。流网直观地 描述了渗流场（或流速场）的特征。它可以是正方形、长 方形或曲边方形。
第二节 地下水运动规律
水流类型
一维流任意点的水力坡度均相等（
图4-6a）；
s1=1.00 m s2=1.75 m s3=2.50 m 求K？
Q1=4500 m3/d； Q2=7850 m3/d； Q3=11250 m3/d；
第三节 地下水向井的稳定运动
五、地下水流向非完整井和直线边界附近的完整井
1、承压水非完整井 当α=1时，A=0，就变成 完整井公式，当α很小， A值很大，则公式变为：
第三节 地下水向井的稳定运动
五、地下水流向非完整井和直线边界附近的完整井
2、潜水非完整井 潜水非完整井可以看做上段 是潜水完整井，下段是承压 水非完整井。这样可以近似 的看做总流量Q等于两段Q1 和Q2的和。
第三节 地下水向井的稳定运动
裘布衣假设：
天然水力坡度为0，井附近水力坡度<1/4； 含水层是均质各向同性的，含水层的底板

地下水运动的基本规律

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！

水文地质学第4章 地下水运动的基本规律改.ppt

水文地质学第4章 地下水运动的基本规律改.ppt

u =Q/w′
渗透流速：假想水流通过单位过水断面的流量称
为渗透流速。
V=Q/ w
松散岩石孔隙中的水示意图
渗流必须满足下列条件：
1）通过任一断面的渗透流量等于通过该断 面的实际流量；
2）作用于任一面积的渗透压力或水头等于 作用于该面积的实际压力或水头；
3）渗透通过任一体积所受的阻力等于实际 水流通过该体积所受到的阻力。
2、达西定律的讨论与适用范围 1)达西定律的讨论
公式：V=K × I 反映通过任一断面一维流的
渗流速度与其水力坡度之间的关系式，这种关系的
微分表达式：V=－K×dh/dL，对于二维流和三维
流同样适用。
达西定律是在稳定运动条件下得到的，当地下 水为非稳定运动时，渗流中任一点处瞬时流速与水 力坡度之间的关系仍可用上面关系表征，只是渗透 流速和水力坡度随时间在变化。
（1）渗透流速： 根据水力学流速与流量的关系，上式可转化：
与（2）式比较
Q = W ·V
V = K·I
（3）
称为渗透流速（seepage velocity \Darcy velocity \specific discharge）
上式为单位面积上的流量——称比流量。 由此看出，达西定律中： 渗透流速与水力梯度的一次方成正比，故达西定律又称为线性渗透定律
水力梯度：渗流通过A点单位渗流途径长度
上的水头损失称为水力坡度。
I = dH/dL 或 I =（H1－H2）/ L
水 力 梯 度 示 意 图
3、流线、迹线、等水头线和流网： 流线：同一时间内不同液流质点的连线，这 根连线上的各液流质点速度矢量都与这根连 线相切。 迹线：某一液流质点在某一时间段内的运动 轨迹。 等水头线：水头值相等点的连线。

水文地质第四章1

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＝

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4章 地下水的运动5--3

稳定流：在渗流场内，水质点经过它所占据的空间各点时的 运动要素（水位、流速、流向等）不随时间而变化的水流运 动。
非稳定流：在渗流场内，水质点的运动要素随时间而变化的 水流运动。与空间、时间有关的函数。
缓变流动：在天然条件下地下水流一般都呈缓变流动，流线 弯曲度很小，近似于一条直线。
二、地下水运动的基本规律
h I J 水力梯度 L

hydraulic gradient
（ 2）
Q = K Iω
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马氏瓶 测压板 排水装置
测压管
试样筒
水力梯度（I） 从达西公式: V = KI 来看： 当I 增大时，V 也愈大； 即流速V 愈大，单位渗流途径上损失的能量也愈大; 反过来，水力梯度I愈大时，驱动水流运动与速度 也愈大 注意：水头损失一定要与渗流途径相对应
渗流运动取决于空隙大小、形状、连通性。
一、地下水运动的特点
曲折复杂的水流通道；
是缓慢的流速， 层流和紊流； 非稳定的、缓变运动。
层流：在岩石空隙中渗流时，水的质点作有秩序、 平行而互不混杂的流动。
层流示意图
紊流示意图
紊流：在岩石空隙中渗流时，水的质点作无 秩序、互相混杂、互相碰撞的流动。
稳定流与非稳定流
达西公式微分形式
dH vK dx dH Q KA dx
dx dH
沿水流方向无穷小的距离 相应dx水流微分段上的水头损失
渗透系数
渗透系数 K
重要的水文地质参数，它表征岩石对某种流体的渗透 能力。
也称为水力传导率
定义：水力梯度为 I =1 时的渗透流速 （V=KI）
具有速度量纲 L T-1 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

第四章 地下水运动规律

2013-9-7 8
有效孔隙度 ne：重力水流动的空隙体积（不包括结合水占据
的空间）与岩石体积之比。 ne>μ
既然ω不是实际的过水断面，可知V也并非真实的流速，而是
假设水流通过包括颗粒骨架与空隙在内的整个断面（ ω ）。 因此，渗透流速是一种虚拟流速。
渗透流速与实际流速：令通过实际过水断面ω’ 的流速为实际
2 d 0 ne 32
K与液体的物理性质有关，与液 体的容重γ成正比，与动力粘滞系 数μ成反比；在研究卤水或热水的 运动时需要考虑液体物理性质的 差异。 K与岩石的空隙性质有关，与空 隙大小（ d02）成2次方、与空隙 多少（ ne ）成一次方正比关系。
2013-9-7
12
表4-1
2013-9-7 19
2013-9-7
图4—3 等水头线、流线与各类边界的关系 1—含水层；2—隔水层；3—潜水面；4—等水头线；5—流线； 6—河渠水面；7—降水入渗
20
b. 绘制步骤（参见河间地块流网图P40，图4-4）：

寻找已知边界（湿周，隔水边界，水位线）；


分水线、源、汇的确定；流线总是由源指向汇；
地下水在多孔介质的细小空隙中流动，水流很慢——渗流，
多为层流（除在宽大空隙中，如岩溶管道、宽大裂隙）。
2013-9-7 2
第4章
地下水运动的基本规律
层流：水质点有秩序的、互不混杂的流动。
紊流：水质点无秩序地、相互混杂的流动。
稳定流与非稳定流：若流场中所有空间点上一切运 动要素（水位、流速、流向）都不随时间改变时， 称为稳定流。否则称为非稳定流。 水头：水流中空间上某点所具有的总势能。根据水 动力学原理，水流运动中任意点总水头（总势能） 可表示为：
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4.1.5 地下水渗流的思考、总结 1）地下渗流和实际的水流的比较
普通水流的流向是从总水头高的地方流向总水头低的地方 水流量的大小取决于水头差和水头损失 地下水水的流向也是从高水头流向低水头 流量的大小也取决于水头差和水头损失 普通水流在管道中运动取决于管道大小、形状及管壁的粗糙度 渗流运动取决于多孔介质空隙大小、形状以及其连通性
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.4 渗透系数（K）
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.4 渗透系数（K）
K
V I
渗透系数可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。
水流在岩石空隙中运动，需要克服隙壁与水及水质点 之间的摩擦阻力；
所以：渗透系数不仅与岩石的空隙性质有关，还与 水的某些物理性质有关。（水和石油）
C）渗流场任意一点的水头H和流速矢量V等运动要素 与实际水流在该点周围一个小范围内的平均值相等。
第四章 地下水运动的基本规律
3）渗流的微观分析——各种流速的比较
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.6 达西定律的适用范围
雷诺数是指流体流动时的惯性力Fe和和粘性力F之比，
用Re表示，即：
Re
ul
ρ 为流体密度； u 为流体流速； μ 为流体动力粘性系数； l 为过流断面有效长度。
⑤稳定流：水在渗流 场内运动，各个运动 要素（水位、流速、 流向等）不随时间改 变时，称作稳定流
第四章 地下水运动的基本规律
⑥非稳定流：运动要素随时间 变化的水流运动，称作非稳定 流
第四章 地下水运动的基本规律
4.1 重力水运动的基本规律
4.1.1 达西定律—线性渗透定律
Q
KA
h L
KAI
Q V A
第四章 地下水运动的基本规律
结合水的运动规律： 曲线通过原点，说明只要施加微小的水力梯度，
结合水就会流动，但此时的渗透流速 V 十分微小。随 着 I 加大，曲线斜率（表征渗透系数 K ）逐渐增大， 然后趋于定值。
结合水：
非牛顿流体，性质介于固体与液体之间的异常液体， 外力必须克服其抗剪强度才能流动。
有的学者主张用临界流速Vcr来划分这一界限，并认为 Vcr=0.3～0.5cm/s。
当V>Vcr后，达西定律可修改为：V=KIm（m<1）。
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.6 达西定律的适用范围
纯砾以上的很粗的土中 V-I关系曲线
粘性很强的致密粘土中 V-I关系曲线
第四章 地下水运动的基本规律
例如：在狭小空隙（如砂，砂土）中流动时，重力水 受介质的吸引力较大，水的质点排列较有秩序，可以认为 是层流运动。
④紊流运动：水的质点无秩序的、互相混杂的流动，称作 紊流运动
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
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
4.0 几个概念
第四章 地下水运动的基本规律
h
L
h
L
第四章 地下水运动的基本规律
如图，上方不断滴水，使砂柱顶端经常保持一极薄的水
层。已知渗透流量 Q 和过水断面面积ω，求渗透系数 K ，
并在图上标明达西公式相应的项。
Q
K
h L
KI
K
Q
1 I
Q
L h
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
4.1.2 渗透流速（V）
设有粘滞性不同的两种液体在同一岩石中运动。则 粘滞性大的液体渗透系数就会小于粘滞性小的液体。
在研究卤水、热水的运动时，就要考虑液体粘滞性
第三章 地下水的赋存
②确定潜水面的水面坡度 水面坡度：相邻两条等水位线的水位差除以其水平距离 水力梯度：沿渗透途径水头损失与相应渗透途径长度的比值
当潜水面坡度不大时，潜水面坡度可视为潜水水力梯度
砂柱的横断面积，包括砂颗粒所占据的面积及空隙所占据的面积 扣除结合水所占据的范围以外的水流实际流过的空隙面积
ne ne ——有效空隙度
第四章 地下水运动的基本规律
n ne
空间（孔隙度）
n
重力水所占据的空间——给水 度
毛细水所占据的空间
结合水所占据的空间
有
效 孔
ne
隙
度
对于粘性土，由于空隙细小，结合水所占比例大，所以 有效孔隙度很小。
本
4.3.0 岩层透水特征分类
规
4.3.1 均匀各向同性介质中的流网（信手流网的绘制）
律
4.3.2 层状非均质介质中的流网
第四章 地下水运动的基本规律
4.0 几个概念
①渗流：地下水在岩石空隙中的运动称为渗流 ②渗流场：发生渗流的区域称为渗流场
③层流运动：在岩层空隙中渗流时，水的质点做有秩序 的，互不混杂的流动，称作层流运动
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.6 达西定律的适用范围
1＜Re＜10，层流，适用，地下水低速运动，粘滞 力占优势；
10＜Re＜100，层流，不适用，地下水流速增大， 为过渡带，由粘滞力占优势的层流转变为以惯性 力占优势的层流运动；
Re＞100，紊流，不适用。
达西定律是描述层流状态下渗透流速与水头损失关系的 规律，即渗流速度V与水力坡度I成线性关系只适用于层流范 围。在水利工程中，绝大多数渗流，无论是发生于砂土中或 一般的粘性土中，均属于层流范围，故达西定律均可适用。
第四章 地下水运动的基本规律
结合水的抗剪强度随着离颗粒表面距离的加大而降 低；
施加的水力梯度很小时，只有孔隙中心（距离颗粒 较远）抗剪强度较小的那部分结合水发生运动；
随着 I 增大，参与流动的结合水层厚度加大，即对 水流动有效的孔隙断面扩大。
因此，隐渗流阶段的 K 值是 I 的函数。
由于内层结合水的抗剪强度随着靠近颗粒表面而迅 速增大，当 I 进一步增大时，参与流动的结合水的厚度 没有明显扩大，此时，K 即趋于定值。
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.4 渗透系数（K）
大风对田径比赛影响很大，田径比赛场地上风速超过 限制，所创造出的成绩将不被承认。
田径比赛规则上明文规定：距离200米和200米以下的 径赛以及跳远、三级跳远等项目，凡顺风时平均风速超过 每秒2米者，所创纪录不予承认。
国际业余田径联合会的规则规定，在田径比赛中，有 一部分项目要测定风速，主要有：100米、110米栏、200 米、跳远和三级跳远等项目。规则规定，当顺风风速超过 2米/秒时，比赛成绩只能用于决定当场比赛名次，而不能 作为比赛记录。
对于空隙大的岩层（例如溶穴发育的可溶岩，有宽大裂
隙的裂隙岩层）， n n e
第二章 岩石中的空隙与水分
2.3.5 透水性——岩石允许水透过的能力
以松散岩石为例，分析一个理想孔隙通道中水的运动情况
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.3 水力梯度（I）
水力梯度（I）：沿渗透途径水头损失与相应渗透途径 长度的比值
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
克服摩擦阻力使水以一定速度流动的驱动力
补充→液体（水）的粘滞性：液体具有易流动性，处 于静止状态时不能承受剪切力而抵抗剪切变形，但在运动 状态时，其内部会出现抵抗变形的特性。
液体在运动状态时抵抗剪切变形的性质称为液体的粘 滞性。
第四章 地下水运动的基本规律
=100分
=10分x10分 =10分/个x10个
=0.1元x0.1元 =0.1元/个x10个
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=1分
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
4.2 饱水粘性土中水（结合水）的运动规律
①V—I关系为通过原点的直线，服从达西定律 ②V—I曲线不通过原点，水力梯度小于某一值I0时无 渗透；大于I0时，起初为一向I轴凸出的曲线，然后转 为直线
第四章 地下水运动的基本规律
③V—I曲线通过原点，I小时曲线向I轴凸出，I大时为直线。
但以下两种情况可认为超出达西定律适用范围。
第四章 地下水运动的基本规律
4.1.6 达西定律的适用范围
一种情况是在纯砾以上的很粗的土中的渗流，且水力 坡降较大时，流态已不再是层流而是紊流。这时，达西定 律不再适用，渗流速度V与水力坡降I之间的关系不再保持 直线而变为次线性的曲线关系，如图所示。
层流进入紊流的界限，即为达西定律适用的上限。
4.0 几个概念
第 四 章
4.1 重力水运动的基本规律
4.1.1 达西定律—线性渗透定律
4.1.2 渗透流速（V）
地 下 水
4.1.3 水力梯度（I） 4.1.4 渗透系数（K） 4.1.5 地下水渗流的思考、总结
运
4.1.6 达西定律的适用范围
动 4.2 饱水粘性土中水（结合水）的运动规律
的 基
4.3 流网
第四章 地下水运动的基本规律
4.3 流网——准备知识
H
Z
p
g
u2 2g
m
m
kg
N/ / m3
m2 m/
s2
(m / s)2 2m/ s2
m
m
kg m / kg / m3
s2 / m2 m/ s2
(m / s)2 2m/ s2
mmmm
第四章 地下水运动的基本规律
4.3 流网——准备知识
1元
=100分
（以此种情况居多）
说明：只要施加微小的水力梯度，结合水就会流动，但 此时的V十分微小；随着I加大，曲线斜率（K）逐渐增大，然 后趋于定值
较多的学者认为，粘性土（包括相当致密的粘土在内）中 的渗透，通常仍然服从达西定律。例如，奥尔逊曾用高岭土作 渗透试验，加压固结使高岭土孔隙度从58.8％降到22.5％，施 加水力梯度I =0.2～40，结果得出V - I 关系为一通过原点的直 线。他解释说，这是因为高岭土颗粒表面的结合水层厚度相当 于20～40 个水分子，仅占孔隙平均直径的2.5％～3.5％，所以 对渗透影响不大；对于颗粒极其细小的粘土，尤其是膨润土， 结合水则有可能占据全部或大部孔隙，从而呈现非达西渗透。