2 土中水的运动规律ppt课件
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第2章 土中水的运动规律
地下水并非处于静止不动的状态，而是运动着的。
地下水的运动不仅与工程的设计方案、施工方法与工期、工程投资以及工程长期使用都有着密切关系，而且，若对地下水处理不当，还可能产生不良影响，甚至发生工程事故。
因此，在工程建设中，必须对地下水进行研究。
本章重点研究土中水的运动规律及其对土性质的影响。
毛细水是受到水与空气交界面处表面张力的作用、存在于地下水位以上的透水层中自由水。
土的毛细现象是指土中水在表面张力的作用下，沿着细的孔隙向上及向其他方向移动的现象。
土体能够产生毛细现象的性质称为土的毛细性。
土的毛细性，是引起路基冻害、地下室过分潮湿的主要原因，在工程中必须引起高度重视。
一、土层中的毛细水带土层中由于毛细现象所湿润的范围称为毛细水带。
毛细水带根据形成条件和分布状况，分为正常毛细水带、毛细网状水带和毛细悬挂水带三种，如图2－1所示。
1．正常毛细水带（又称毛细饱和带）它位于毛细水带的下部，主要是由潜水面直接上升而形成的，与地下潜水连通。
毛细水几乎充满了全部孔隙。
正常毛细水带随着地下水位的升降而变化。
2．毛细网状水带它位于毛细水带的中部。
当地下水位急剧下降时，它也随之急速下降，这时在较细的毛细孔隙中有一部分毛细水来不及移动，仍残留在孔隙中，而较粗的毛细孔隙中由于毛细水的下降，孔隙中会留下气泡，毛细水便呈网状分布。
毛细网状水带中的水，可以在表面张力和重力作用下移动。
3．毛细悬挂水带它位于毛细带的上部，是由于地表水渗入而形成的，水悬挂在土颗粒之间，不与中部或下部的毛细水相连。
当地表有水补给时，毛细悬挂水在重力作用下向下移动。
上述三个毛细水带不一定同时存在，这取决于当地的水文地质条件。
当地下水位较低时，可能同时出现三种毛细水带；当地水位很高时，可能就只有正常毛细水带，而没有毛细悬挂水带和毛细网状水带。
在毛细水带内，土的含水量随着深度而变化，自地下水位向上含水量逐渐减少，但到毛细悬挂水带后，含水量反而有所增加，如图2－1所示。
第二章 土的水的运动规律2
土石坝坝基坝身渗流
防渗斜墙及铺盖 不透水层
土石坝 浸润线
透水层
渗流量 渗透变形
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性 概 述
板桩围护下的基坑渗流
板桩墙 基坑 透水层
不透水层
渗水压力 渗流量 渗透变形
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性
水井渗流 Q
概述
天然水面
不透水层
透水层
渗流量
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性 概 述
v k i ib
密实粘土 i
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性
1.常水头试验————整个试验过程中水头保持不变
适用于透水性大（k >10-3cm/s）的土，例如砂土。
二 渗透系数
时间t内流出的水量
Q qt vAt kiAt k h At L
k QL
Q
hAt
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性
突涌 非渗透破坏
§2 土中水运动规律 §2.3 渗透力与渗透变形四 动水力及流砂
3、防治措施
1)水工建筑物渗流处理措施
水工建筑物的防渗工程措施一般以“上堵下疏”为原则——上游截渗、延长 渗径，减小渗透压力，防止渗透变形
①垂直截渗 主要目的:延长渗径，降低上、下游的水力坡度，若垂直截渗能完全截断透水 层，防渗效果更好。垂直截渗墙、帷幕灌浆、板桩等均属于垂直截渗
管涌 原因：
内因—— 有足够多的粗颗粒 形成大于细粒直径的孔隙
管涌破坏
外因——渗透力足够大
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性
2.渗透变形
流砂与管涌的比较
四 动水力及流砂
流砂 现象 土体局部范围的颗粒同时
防渗斜墙及铺盖 不透水层
土石坝 浸润线
透水层
渗流量 渗透变形
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性 概 述
板桩围护下的基坑渗流
板桩墙 基坑 透水层
不透水层
渗水压力 渗流量 渗透变形
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性
水井渗流 Q
概述
天然水面
不透水层
透水层
渗流量
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性 概 述
v k i ib
密实粘土 i
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性
1.常水头试验————整个试验过程中水头保持不变
适用于透水性大（k >10-3cm/s）的土，例如砂土。
二 渗透系数
时间t内流出的水量
Q qt vAt kiAt k h At L
k QL
Q
hAt
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性
突涌 非渗透破坏
§2 土中水运动规律 §2.3 渗透力与渗透变形四 动水力及流砂
3、防治措施
1)水工建筑物渗流处理措施
水工建筑物的防渗工程措施一般以“上堵下疏”为原则——上游截渗、延长 渗径，减小渗透压力，防止渗透变形
①垂直截渗 主要目的:延长渗径，降低上、下游的水力坡度，若垂直截渗能完全截断透水 层，防渗效果更好。垂直截渗墙、帷幕灌浆、板桩等均属于垂直截渗
管涌 原因：
内因—— 有足够多的粗颗粒 形成大于细粒直径的孔隙
管涌破坏
外因——渗透力足够大
§2 土中水运动规律 §2.2土的渗透性
2.渗透变形
流砂与管涌的比较
四 动水力及流砂
流砂 现象 土体局部范围的颗粒同时
农田水分状况和土壤水分运动 PPT课件
一、农田水分存在形式
农田水分状况：指农田地表水、土壤水 和地下水的多少及其在时间上的变化。
•地表水：地表积水。
•土壤水：存在于包气带中的水分。 •地下水：饱水带中的重力水。
汽态水、吸着水 汽态水、吸着水、薄膜水 毛细带表面 毛细水为主 地下水面（潜水面） 潜水土壤水分形态
质地 名称
重 吸湿 系数 — 1~2 1~2 2~3 2~3 — — — 凋萎 系数 — 4~6 4~9 6~10 6~13 15．0 12~17 —
量(%) 田间持 水量 16~22 22~30 22~28 22~28 22~28 28~32 25~35 30~35
紧沙土 沙壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 轻粘土 中粘土 重粘土
0.1-0.3个大 气压
吸湿系数（Ws）：干土壤在水汽
相对饱和的环境中（相对湿度 100%）吸持水分子可达到最大量 ，此时土壤的含水量称为最大吸湿量 或吸湿系数（大概有15—20层水分 子）。
31个大气压
不同土壤吸湿系数不一样： 一般，粘土 >壤土>砂土， 另外吸湿系数大小还 与测定时温度有关，温度高，吸湿系 数小。
土壤三相体示意图
2、土壤水分常数
（2）土壤水分常数
土壤饱和含水率(θs) ：当土体孔隙完全被 水充满时的土壤含水 率叫饱和含水率（也 称全持水量）。
VW s V
土壤三相体示意图
2、土壤水分常数
田间持水率（θfc）：悬着毛管水
达到最大时的土壤含水率叫田间持水 率。生产实践中，常将灌水两天后土 壤所能保持的含水率叫田间持水率。 一般为饱和含水率的50%左右。
土粒
2、土壤水分常数
凋萎系数(wp)：当作物产生 永久凋萎时的土壤含水率叫 凋萎系数。
土中水的运动规律
•
•
（2）考虑竖直向渗流时（水流方向与土层垂直）
总的流量等于每一土层的流量，总的截面积等于各 土层的截面积，总的水头损失等于每一层的水头损失之和 h h h 。 k q q (h h ) q (h h ) q (h h ) h h h FI F H F (H H ) F q h q h k k k Fk Fk
•
v k (I I 0 )
中 国 人 民 解 放 军 理 工 大 学 工 程 兵 工 程 学 院 多 媒 体 教 学 课 件
• •
三、土的渗透系数 土的渗透系数可由经验参考数值确定，也可通过室 内试验、现场抽水试验测定。 • 1、室内常水头渗透试验 • 试验装置见图3-7。由试验测得的结果计算如下： • • • • 2、变水头渗透试验 Ql k HFt 试验装置如图3-8。由此可求得渗透系数： al h1 3、现场抽水试验 k ln Ft h2 现场抽水试验见图3-9。从而求得渗透系数为：
•
•
多年冻土：冻结状态持续三年或三年以上的土层。
冻土的危害：冻土由冻结及融化两种作用引起。在 冻结时，由于水结成冰体积要膨胀9%，引起土体膨胀， 使地面隆起，称为冻胀现象。冻胀引起路基开裂、路面鼓 包、开裂，建筑物上抬、开裂、倾斜，甚至倒塌。融化时 ，土中冰融化成水使土的含水量增加，强度下降，冰水积 聚，容易引起路面翻浆冒泥，使路面破坏、建筑物也融陷 。
z0 0.28
T
m
7 0.5
中 国 人 民 解 放 军 理 工 大 学 工 程 兵 工 程 学 院 多 媒 体 教 学 课 件
The End
中 国 人 民 解 放 军 理 工 大 学 工 程 兵 工 程 学 院 多 媒 体 教 学 课 件
土壤水水分移动和循环PPT讲稿
K(m)为非饱和导水率，d/dx
为总水势梯度
(water potential gradient)
非饱和导水率是土壤基质 势的函数。
现在您浏览的位置是第八页，共四十页。
非饱和条件下土壤水流的数学表达式 与饱和条件下的类似，二者的区别在 于：
饱和条件下的总水势梯度可用差分形 式，而非饱和条件下则用微分形式：
“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和 冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒”
就比较明显。一般对土壤上层增水作用为2－4％左 右。
现在您浏览的位置是第十九页，共四十页。
第三节 土壤水循环、平衡及有效性
一、农田土壤水分循环及平衡
田间土壤水分平衡示意图，据此可列出其土壤水分平衡的数学表达式 ：
现在您浏览的位置是第三十页，共四十页。
二、分子扩散与溶质弥散 （一）分子扩散
扩散是指由于分子的不规则热运动即布朗运动引 起的运动, 是一个不可逆过程。 扩散作用常用费克第一定律来表示:
dC J s D0 dx
式中Js为溶质的扩散通量,mol·m-2s-1或kg·m-2s-1；D0为溶质的有效扩散系 数m2·s-1；dC/dx为浓度梯度。
现在您浏览的位置是第三十四页，共四十页。
第六节、土壤水的调控
一、水分高效利用的途径：
合理开采、分配和管理；
减少输水损失； 提高灌溉效率。
现在您浏览的位置是第三十五页，共四十页。
二、土壤水的调控措施 主要包括土壤水的保蓄和调节。 1、耕作措施 秋耕 中耕 镇压等
2、地面覆盖 薄膜覆盖 秸秆覆盖
3、灌溉措施 喷灌、滴灌、渗灌 4、生物节水
W=P+I+U-ET-R-In-D
田间蒸腾和蒸发很难截然分开， 常合在一起，统称蒸散ET。 (evapotranspiration)-一定时间内一 定面积上土壤蒸发和植物蒸腾的总和 。
精品课件- 土中水的运动规律
三、毛细水上升高度
1、理论计算公式 • 假设一根直径为d的毛细管插入水中，可以看到水会沿毛细管上升。其上升最大高度
为：
• 式中：水的表面张力（见P32表2—1）； • d----毛细管直径，m； • γw-----水的重度，取10kN/m3。 • 从上式可以看出，毛细水上升高度与毛细管直径成反比，毛细管直径越细时，毛细
水上升高度越大。
• 2、经验公式
• 在天然土层中，毛细水的上升高度是不能简单地直接采用上面的公式的。这是 因为土中的孔隙是不规则的，与园柱状的毛细管根本不同，使得天然土层中的 毛细现象比毛细管的情况要复杂得多。例如，假定粘土颗粒直径为d=0.0005mm 的圆球、那么这种均粒土堆积起来的孔隙直径
dφ1×10-5cm，代入上式可得毛细水上升高度为dmax=300m，这是根本不可能的。 实际上毛细水上升不过数米而已。
68
82
60
165.5
112
239.6
120
359.2
180
• 由上表可见，砾类与粗砂，毛细水上升高度很小；细砂和粉土，不仅毛细水高 度大，而且上升速度也快，即毛细现象严重。但对于粘性土，由于结合水膜的 存在，将减小土中孔隙的有效直径，使毛细水在上升时受到很大阻力，故上升 速度很慢。
四、毛细压力（自学）
• 土层发生冻胀的原因，不仅是由于水分冻结成水时其体积要增大9％的缘故，而主 要是由于土层冻结时，周围未冻结区中的水分会向表层冻结区迁移集聚，使冻结区 土层中的水分增加，冻结的水分逐渐增多，土体积也随之发生膨胀隆起。
（2）融陷现象：当土层解冻时，土中积聚的冰晶体融化，土体随之下陷，这种现象 称为融陷现象。
• 3、毛细悬挂水带
• 它位于毛细水带的上部。这一带的毛细水是由地表水渗入而形成的，水 悬挂在土颗粒之间。当地表有水补给时，毛细悬挂水在重力作用下向下 移动。
土力学与地基基础-第二章土的渗透性图文
2h x2
2h y 2
0(各向异性：kx
2h x2
ky
2h y 2
0)
上式就是著名的拉普拉斯(Laplace)方程，它是描述稳定渗流的基本方程式。
二、流网及其特征
就渗流问题来说，一组曲线称为等势线，在任一条等势线上各点的总水 头是相等的；另一组曲线称为流线，它们代表渗流的方向。等势线和流线交 织在一起形成的网格叫流网。
得出：流量Q与过水面积A和水头 （h1-h2）成正比与渗透路径L成反比，
即达西定律： Q kA h1 h2 vA kiA l
达西渗透实验装置
二、达西渗透定律
达西定律是由砂质土体实验得到的，后来推广应用于其他土体如粘土和具有细 裂隙的岩石等。
①砂土、一般粘土
②颗粒极细的粘土
细粒土的v-i关系
经验估算法
●1991年 哈森提出用有效粒径d10计算较均匀砂土的公式:
K d2 10
●1955年，太沙基提出考虑土体孔隙比e的经验公式:
K 2d 2 e2 10
成层土的渗透系数(补充)
天然沉积土往往由渗透性不同的土层所组成。对于与土层层面平行和垂直的 简单渗流情况，当各土层的渗透系数和厚度为已知时，我们可求出整个土层 与层面平行和垂直的平均渗透系数，作为进行渗流计算的依据。
v k h ki l
是单位时间内流过单位土截面积的水量，
i—水头梯度或水力坡降。
k—渗透系数，cm/s。
由于土体中的孔隙一般非常微小，水在土体中流动时的粘滞阻力很大、流速
缓慢，因此，其流动状态大多属于层流。
二、达西渗透定律
达西渗透实验
装置中①是面积为A的直立圆筒，其侧壁装有 两支相距为L的侧压管。滤板②填放颗粒均匀 的砂土。水由上端注入圆筒，多余的水从溢 水管③溢出，使筒内的水位维持恒定。渗透 过砂层的水从短水管④流入量杯⑤中，并以 此来计算渗流量Q。
2 土中水的运动规律ppt课件
发生部位：土体内部或渗流逸出处
上游
下游
•
2 1•
土力学与地基基础
土中水的运动规律
二、渗透变形的判别方法及防治措施
（1）流砂
• 流砂可能性判定
Ie Icr Ie Icr Ie Icr
土体处于稳定状态
土体处于临界状态 Ie
土体发生流砂破坏
要求：渗流逸出处 I I Icr
K
渗流逸出处水力梯度
5.土中气体
土中封闭气体多，渗透性低，k
土力学与地基基础
土中水的运动规律
§2.3 渗透力与渗透变形
一、渗透力
渗透力GD：
水流作用在单位体积土体中土颗粒上的力 其反力为土颗粒对水流阻力T。
1、渗透力计算 应用于深基坑支护结构设计、防洪堤坝的抢险等
取土柱体ab，以土柱体内的水作为隔离体，分析受力
h1
H1
T
P1 a z1
基准面
土力学与地基基础
P2
b
l
W=W1+ W2
•重力： W1 W lA
•a点水压力 P1 wh1 A
h2
•b点水压力 P2 wh2 A
H2•流土方粒向对相流反水的阻力，方向与水
z2
•土体上下两面与流动方向垂直 的水压力
土中水的运动规律
沿水流方向建立平衡方程（以水流方向为正）
I 容许水力梯度
安全系数 可取2~2.5
土力学与地基基础
• 流砂防治原则
土中水的运动规律
• 1.减小或消除水头差 如采取基坑外的井 点降水法降低地下水位，或采取水下挖掘；
• 2.增长渗流路径 如打板桩； • 3.在向上渗流出口处地表用透水材料覆盖
压重以平衡渗流力；
上游
下游
•
2 1•
土力学与地基基础
土中水的运动规律
二、渗透变形的判别方法及防治措施
（1）流砂
• 流砂可能性判定
Ie Icr Ie Icr Ie Icr
土体处于稳定状态
土体处于临界状态 Ie
土体发生流砂破坏
要求：渗流逸出处 I I Icr
K
渗流逸出处水力梯度
5.土中气体
土中封闭气体多，渗透性低，k
土力学与地基基础
土中水的运动规律
§2.3 渗透力与渗透变形
一、渗透力
渗透力GD：
水流作用在单位体积土体中土颗粒上的力 其反力为土颗粒对水流阻力T。
1、渗透力计算 应用于深基坑支护结构设计、防洪堤坝的抢险等
取土柱体ab，以土柱体内的水作为隔离体，分析受力
h1
H1
T
P1 a z1
基准面
土力学与地基基础
P2
b
l
W=W1+ W2
•重力： W1 W lA
•a点水压力 P1 wh1 A
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•b点水压力 P2 wh2 A
H2•流土方粒向对相流反水的阻力，方向与水
z2
•土体上下两面与流动方向垂直 的水压力
土中水的运动规律
沿水流方向建立平衡方程（以水流方向为正）
I 容许水力梯度
安全系数 可取2~2.5
土力学与地基基础
• 流砂防治原则
土中水的运动规律
• 1.减小或消除水头差 如采取基坑外的井 点降水法降低地下水位，或采取水下挖掘；
• 2.增长渗流路径 如打板桩； • 3.在向上渗流出口处地表用透水材料覆盖
压重以平衡渗流力；
《土中水的运动规律》课件
土中水的运动过程
1
影响因素
土壤的孔隙度、渗透性和毛细管吸力等因素影响着土中水的运动。
2
达西定律
土中水的运动遵循达西定律，即水分自高到低压力梯度的方向流动。
3
水分循环
土中水通过渗透、吸引和扩散等过程，完成水分在地下的循环。
土中水的利用
在农业中的作用
土中水对农业有着重要的作用，可以为农田灌溉提 供水源。
在城市中的应用
土中水也可以为城市居民提供饮用水等多种用途的 供水。
结论
1 重要性
土中水的运动规律对地下水资源管理和利用 具有重要意义。
2 深入研究土中水
合理利用土中水需要对其运动规律进行深入 研究，以确保资源的可持续利用。
1 降雨入渗到土壤
降雨水分通过入渗作用进入土壤，开始形成土中水。
2 蒸发和吸附
部分水分会被土壤蒸发，另一部分则被土壤吸附或结合。
3 剩余水分的渗透剩余Leabharlann 水分会向下渗透，并逐渐形成土中水。
土中水的运动特点
1 缓慢的地下水运动
土中水的运动速度非常缓慢，需要较长时间 才能发生明显变化。
2 受地表水影响
土中水的运动受到地表降水和蒸散发量的影 响，形成一个复杂的水文循环系统。
《土中水的运动规律》
土中水是地下水的重要组成部分之一。土中水的运动规律对地下水资源管理 和利用有重要意义。
概述
1 土中水是重要组成部分
土中水是地下水的重要组成部分之一，直接 影响着地下水的形成和分布。
2 对资源管理和利用有意义
了解土中水的运动规律对地下水资源的管理 和利用具有重要意义。
土中水的形成
土力学与基础工程土中水的运动规律PPT课件
抽水试验开始前，先在现场钻一中心抽水井，根据井底土层情况 可分为二种类型：完整井和非完整井。
第27页/共63页
（a） 试验井 2 0 观察孔 1 2 地面 水位
2 1
不透水层
（b）
20
地面
水位
R
0
不透水层
（a）
试验井
2 0 观察孔
1
2 地面
水位
2 1
不透水层
（b）
20
地面
水位
R
0
不透水层
1 2
0
H 1 2 0 H
第20页/共63页
三、渗透系数的确定
• 渗透系数k是综合反映土体渗透能力的一个指标，其数
值的正确确定对渗透计算有着非常重要的意义。 • 影响渗透系数大小的因素:
(1) 土体颗粒的粒度成分(形状、大小等)和矿物 成分；
(2) 土的结构构造； (3) 水的粘滞性。
• 要建立计算渗透系数k的精确理论公式比较困难，可通过
在无实测资料时，还可以参照有关规范或已建成工程的资料来选定k值，有关 常见土的渗透系数参考值如下表 。
土类
粘土 粉质粘土 粉土 粉砂 细砂
表2-1 土的渗透系数参考值
渗透系数k （cm/s）
10-7 10-5 ～ 10-6 10-4 ～ 10-5 10-3 ～ 10-4
10-3
土类
中砂 粗砂 砾砂 砾石
第16页/共63页
二、达西（Darcy）渗透定律
1. 达西渗透实验与达西定律
• 达西（1856年）分析了大量实验资料，发现土中渗透的
渗流量 q 与圆筒断面积A及水头损失△h成正比，与断面 间距l成反比，即 q kAh kAi
l
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（a） 试验井 2 0 观察孔 1 2 地面 水位
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不透水层
（b）
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地面
水位
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不透水层
（a）
试验井
2 0 观察孔
1
2 地面
水位
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不透水层
（b）
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地面
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不透水层
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三、渗透系数的确定
• 渗透系数k是综合反映土体渗透能力的一个指标，其数
值的正确确定对渗透计算有着非常重要的意义。 • 影响渗透系数大小的因素:
(1) 土体颗粒的粒度成分(形状、大小等)和矿物 成分；
(2) 土的结构构造； (3) 水的粘滞性。
• 要建立计算渗透系数k的精确理论公式比较困难，可通过
在无实测资料时，还可以参照有关规范或已建成工程的资料来选定k值，有关 常见土的渗透系数参考值如下表 。
土类
粘土 粉质粘土 粉土 粉砂 细砂
表2-1 土的渗透系数参考值
渗透系数k （cm/s）
10-7 10-5 ～ 10-6 10-4 ～ 10-5 10-3 ～ 10-4
10-3
土类
中砂 粗砂 砾砂 砾石
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二、达西（Darcy）渗透定律
1. 达西渗透实验与达西定律
• 达西（1856年）分析了大量实验资料，发现土中渗透的
渗流量 q 与圆筒断面积A及水头损失△h成正比，与断面 间距l成反比，即 q kAh kAi
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土力学与地基基础
土中水的运动规律
估算毛细水上升高度的经验公式
C hc ed10
碎石类土，无毛细作用；砂性土，hmax=0.2~0.3m； 粉性土，hmax=0.9~1.5m；而粘性土的hmax不及粉性 土，上升速度也较慢。对于粉砂、粉土和粉质粘土等， 毛细现象较显著，毛细水上升高度大，上升速度快。
互交错的现象.
土力学与地基基础
土中水的运动规律
土中A、B两点,测
得A点的水头为H1,B点
h1
的水头为H2,水自高水 H1 zA
头的A点流向低水头的
0
B点,水流流经长度为L,
A
B L
基准面
ΔH
h2 H2
zB 0
可得水流的渗透速度
为
v ki k H
L
水力坡降：
i ΔH L
土力学与地基基础
土中水的运动规律
q q1 q2 A A1 A2 H H1 H2
土力学与地基基础
土中水的运动规律
h1 h2
kv
hi hi
ki
土中水的运动规律
粒径级配
各粒径成分在 颗粒大小 土中占的比例
影响土性质 的主要因素
狭义的粒径级配
土力学与地基基础
四、影响土的渗透性的因素 1.土的粒度成分及矿物成分 粒度成分：颗粒越粗、越浑圆、越均匀，则k 砂土中粘粒和粉粒含量多，则k 矿物成分：对粘土影响大。 亲水矿物、有机质含量多，则k 2.结合水膜厚度
T
P1 a z1
基准面
土力学与地基基础
P2
b
l
W=W1+ W2
•重力： W1 W lA
•a点水压力 P1 wh1 A
h2
•b点水压力 P2 wh2 A
H2•流土方粒向对相流反水的阻力，方向与水
z2
•土体上下两面与流动方向垂直 的水压力
土中水的运动规律
沿水流方向建立平衡方程（以水流方向为正）
土力学与地基基础
土中水的运动规律
土中水的运动规律
二、毛细水压力
1、毛细水上升高度 若毛细管内水柱上升到最大高度hmax，根据平衡条件 知道管壁与弯液面水分子间引力的合力S等于水的表 面张力σ，若S与管壁间的夹角为θ，则作用在毛细水 柱上的上举力P为P=S•2πrcosθ=2πrσcosθ
毛细管内上升水柱的重力G为： G=γwπr2hmax
wlAcos wh1A wh2 A T 0
cos z1 z2
l
T
w
h1 z1 h2
l
z2 w
H1 H2 l
wI
力T的反力即为所求的动水力
h1
H1
T
P1 a z1
基准面
土力学与地基基础
P2
b
l
W=2
GD wI
z2
方向：与渗流方向一致
野外试验测定方法 井孔抽水试验
井孔注水试验
土力学与地基基础
（一）测定
1.室内试验测定
• 常水头试验
试验过程中水头保持常数
测得： 时间t内的流量Q
a、b两点水头差 H
土样的横截面积A
则： k Ql HA t
❖ 适用于透水性较大的土
土力学与地基基础
土中水的运动规律
土中水的运动规律
• 变水头试验
试验过程中渗透水头差随时间而变化
5.土中气体
土中封闭气体多，渗透性低，k
土力学与地基基础
土中水的运动规律
§2.3 渗透力与渗透变形
一、渗透力
渗透力GD：
水流作用在单位体积土体中土颗粒上的力 其反力为土颗粒对水流阻力T。
1、渗透力计算 应用于深基坑支护结构设计、防洪堤坝的抢险等
取土柱体ab，以土柱体内的水作为隔离体，分析受力
h1
H1
土力学与地基基础
2、毛细压力 两个球状的土粒A和B,
接触面上有毛细水存在,在 水和空气的分界面上有弯液 面产生的表面张力沿着弯液 面切线方向作用,它促使两 个土粒互相靠拢,在土粒的 接触面上就产生一个压力P, 称为毛细压力,由毛细压力 产生的土粒间的粘结力称为 假内聚力或毛细粘聚力。
土力学与地基基础
2、渗透变形形式及临界水力梯度
（1）流砂
土中水的运动规律
在上图3点处取单上位游体积土体为对象分析受力：
土中水的运动规律
第二章 土中水的运动规律
土力学与地基基础
§2.1 土的毛细性
土中水的运动规律
毛细水:存在于地下水位以上，在表面张力作用下能沿着细小 空隙向上或其他方向移动的自由水． 毛细现象：途中具有毛细水的现象称为土的毛细现象．
土力学与地基基础
一、土层中的毛细水带
土层中由毛细水所 湿润的范围称为毛细水 带。根据毛细水带的形 成条件和分布状况，可 分为三种，即正常毛细 水带、毛细网状水带和 毛细悬挂水带。
适用范围
• 砂土 V-I成线性关系，符合达西定律
• 粘性土 v kI I0
• 砾类土 V-I成非线性关系，土中水的流动状态为紊流， 不适用达西定律
v 砂土
v k(I I0)
粘性土
I0
土力学与地基基础
I0—起始水头梯度
I
二、渗透系数的测定方法
土中水的运动规律
常水头试验法
室内试验测定方法
变水头试验法
土中水的运动规律
天然土层多呈层状
✓确立各层的ki ✓根据渗流方向确定等效渗流系
等效渗透系数 数
土力学与地基基础
水平渗流
q1 q
q2
土力学与地基基础
k1 k2
I I1 I2 q q1 q2 A A1 A2
土中水的运动规律
A1
h1
A2
h2
kh
kihi hi
垂直渗流
H1 H 2
q
F k1 k2
k al ln h1 Ft h2
❖ 适用于渗透性小的粉土与粘土 优点：设备简单，费用较省 缺点：不能反映现场土的实际渗透性
❖ 渗透性与土的结构有关，水平方向性的 渗透性与竖直方向的渗透性不同
❖ 取土过程中易造成扰动
土力学与地基基础
2.现场抽水试验
土中水的运动规律
土力学与地基基础
三、层状地基的等效渗透系数
结合水膜越厚，则k 3.土的结构 黄土：竖向有大孔隙， kz> kX 层状粘土中夹有粉砂层， kx> kz
土力学与地基基础
土中水的运动规律
土中水的运动规律
4.水的粘滞度
温度高，水的粘滞度降低，k
非标准温度10c 测得的渗透系数kt须经过温度修正
k10
kt
t 10
tc 时动力 粘滞系数
10c 时动力 粘滞系数
土中水的运动规律
§2.2 达西定律
土中水的运动规律
一、达西定律的表达式与适用条件
水透过土孔隙流动的
现象,称为渗透或渗流。 土可以被水透过的性 质,称为土的渗透性或 透水性。
h1
H1 zA
A
B L
Δh
h2 H2
zB
层流:地下水在岩土的孔隙 0
基准面
0
或微裂隙中渗流,流线互不
相交.
湍流:地下水在岩土的裂隙或洞穴中流动,流线有相
土中水的运动规律
估算毛细水上升高度的经验公式
C hc ed10
碎石类土，无毛细作用；砂性土，hmax=0.2~0.3m； 粉性土，hmax=0.9~1.5m；而粘性土的hmax不及粉性 土，上升速度也较慢。对于粉砂、粉土和粉质粘土等， 毛细现象较显著，毛细水上升高度大，上升速度快。
互交错的现象.
土力学与地基基础
土中水的运动规律
土中A、B两点,测
得A点的水头为H1,B点
h1
的水头为H2,水自高水 H1 zA
头的A点流向低水头的
0
B点,水流流经长度为L,
A
B L
基准面
ΔH
h2 H2
zB 0
可得水流的渗透速度
为
v ki k H
L
水力坡降：
i ΔH L
土力学与地基基础
土中水的运动规律
q q1 q2 A A1 A2 H H1 H2
土力学与地基基础
土中水的运动规律
h1 h2
kv
hi hi
ki
土中水的运动规律
粒径级配
各粒径成分在 颗粒大小 土中占的比例
影响土性质 的主要因素
狭义的粒径级配
土力学与地基基础
四、影响土的渗透性的因素 1.土的粒度成分及矿物成分 粒度成分：颗粒越粗、越浑圆、越均匀，则k 砂土中粘粒和粉粒含量多，则k 矿物成分：对粘土影响大。 亲水矿物、有机质含量多，则k 2.结合水膜厚度
T
P1 a z1
基准面
土力学与地基基础
P2
b
l
W=W1+ W2
•重力： W1 W lA
•a点水压力 P1 wh1 A
h2
•b点水压力 P2 wh2 A
H2•流土方粒向对相流反水的阻力，方向与水
z2
•土体上下两面与流动方向垂直 的水压力
土中水的运动规律
沿水流方向建立平衡方程（以水流方向为正）
土力学与地基基础
土中水的运动规律
土中水的运动规律
二、毛细水压力
1、毛细水上升高度 若毛细管内水柱上升到最大高度hmax，根据平衡条件 知道管壁与弯液面水分子间引力的合力S等于水的表 面张力σ，若S与管壁间的夹角为θ，则作用在毛细水 柱上的上举力P为P=S•2πrcosθ=2πrσcosθ
毛细管内上升水柱的重力G为： G=γwπr2hmax
wlAcos wh1A wh2 A T 0
cos z1 z2
l
T
w
h1 z1 h2
l
z2 w
H1 H2 l
wI
力T的反力即为所求的动水力
h1
H1
T
P1 a z1
基准面
土力学与地基基础
P2
b
l
W=2
GD wI
z2
方向：与渗流方向一致
野外试验测定方法 井孔抽水试验
井孔注水试验
土力学与地基基础
（一）测定
1.室内试验测定
• 常水头试验
试验过程中水头保持常数
测得： 时间t内的流量Q
a、b两点水头差 H
土样的横截面积A
则： k Ql HA t
❖ 适用于透水性较大的土
土力学与地基基础
土中水的运动规律
土中水的运动规律
• 变水头试验
试验过程中渗透水头差随时间而变化
5.土中气体
土中封闭气体多，渗透性低，k
土力学与地基基础
土中水的运动规律
§2.3 渗透力与渗透变形
一、渗透力
渗透力GD：
水流作用在单位体积土体中土颗粒上的力 其反力为土颗粒对水流阻力T。
1、渗透力计算 应用于深基坑支护结构设计、防洪堤坝的抢险等
取土柱体ab，以土柱体内的水作为隔离体，分析受力
h1
H1
土力学与地基基础
2、毛细压力 两个球状的土粒A和B,
接触面上有毛细水存在,在 水和空气的分界面上有弯液 面产生的表面张力沿着弯液 面切线方向作用,它促使两 个土粒互相靠拢,在土粒的 接触面上就产生一个压力P, 称为毛细压力,由毛细压力 产生的土粒间的粘结力称为 假内聚力或毛细粘聚力。
土力学与地基基础
2、渗透变形形式及临界水力梯度
（1）流砂
土中水的运动规律
在上图3点处取单上位游体积土体为对象分析受力：
土中水的运动规律
第二章 土中水的运动规律
土力学与地基基础
§2.1 土的毛细性
土中水的运动规律
毛细水:存在于地下水位以上，在表面张力作用下能沿着细小 空隙向上或其他方向移动的自由水． 毛细现象：途中具有毛细水的现象称为土的毛细现象．
土力学与地基基础
一、土层中的毛细水带
土层中由毛细水所 湿润的范围称为毛细水 带。根据毛细水带的形 成条件和分布状况，可 分为三种，即正常毛细 水带、毛细网状水带和 毛细悬挂水带。
适用范围
• 砂土 V-I成线性关系，符合达西定律
• 粘性土 v kI I0
• 砾类土 V-I成非线性关系，土中水的流动状态为紊流， 不适用达西定律
v 砂土
v k(I I0)
粘性土
I0
土力学与地基基础
I0—起始水头梯度
I
二、渗透系数的测定方法
土中水的运动规律
常水头试验法
室内试验测定方法
变水头试验法
土中水的运动规律
天然土层多呈层状
✓确立各层的ki ✓根据渗流方向确定等效渗流系
等效渗透系数 数
土力学与地基基础
水平渗流
q1 q
q2
土力学与地基基础
k1 k2
I I1 I2 q q1 q2 A A1 A2
土中水的运动规律
A1
h1
A2
h2
kh
kihi hi
垂直渗流
H1 H 2
q
F k1 k2
k al ln h1 Ft h2
❖ 适用于渗透性小的粉土与粘土 优点：设备简单，费用较省 缺点：不能反映现场土的实际渗透性
❖ 渗透性与土的结构有关，水平方向性的 渗透性与竖直方向的渗透性不同
❖ 取土过程中易造成扰动
土力学与地基基础
2.现场抽水试验
土中水的运动规律
土力学与地基基础
三、层状地基的等效渗透系数
结合水膜越厚，则k 3.土的结构 黄土：竖向有大孔隙， kz> kX 层状粘土中夹有粉砂层， kx> kz
土力学与地基基础
土中水的运动规律
土中水的运动规律
4.水的粘滞度
温度高，水的粘滞度降低，k
非标准温度10c 测得的渗透系数kt须经过温度修正
k10
kt
t 10
tc 时动力 粘滞系数
10c 时动力 粘滞系数
土中水的运动规律
§2.2 达西定律
土中水的运动规律
一、达西定律的表达式与适用条件
水透过土孔隙流动的
现象,称为渗透或渗流。 土可以被水透过的性 质,称为土的渗透性或 透水性。
h1
H1 zA
A
B L
Δh
h2 H2
zB
层流:地下水在岩土的孔隙 0
基准面
0
或微裂隙中渗流,流线互不
相交.
湍流:地下水在岩土的裂隙或洞穴中流动,流线有相