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土力学 第三章 土中水的运动规律

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土力学第三章土的渗透性

土力学第三章土的渗透性

土体的临界状 态-2
• 土体中的有效应力： 当土体处于临界状态时，渗流方向从下往上，这时，渗透 力等于土样的浮容重，土体中的有效应力为：
=h2-h
=h2-h/i=h2-h/i=h2-h2=0
说明： 有效应力为0，表明土颗粒间不存在接触应力，在渗流作用 下，试样处于即将被浮动的临界状态。 所以，土体的渗透变形取决于土的浮容重与向上的渗透力的 大小。
vk(iib)
粘性土的渗透性：
相同水力坡降条件下，水在 砂土中可以流动，
而在粘性土中只有水力坡降 大于起始水力坡降时才流动
起始水力坡降ib：
由于粘性土的颗粒之间存在连接 力所致。
渗透系数的测 定
试验方法：
常水头试验：
常水头试验、变水头 试验
k
QL
Aht
在试验过程中水头始终 保持不变，适用于粗粒 土。
有效应力和孔 隙水压力
• 外荷载分担： 外加荷载作用在土体上，一部分由土颗粒承担，一部分由孔 隙水承担，一部分由孔隙气体承担。 对于饱和土，外加荷载只由土颗粒和水承担。
• 总应力： 指外荷载作用在土体上的总的应力。
• 有效应力： 指土体中的土颗粒所承担的外荷载部分所产生的应力。
• 孔隙水压力： 指土体中的水所承担的外荷载部分所产生的应力。
成正比；
渗透力的方向与渗 流方向一致；
3
当渗流方向与土体的重力
方向相反时，渗流的运动 5
对土体的稳定有影响。
2
单位体积渗透力是 一的重心处。
渗透变形
• 渗透变形：指渗透水流导致土体发生变形或破坏的现象。 • 渗透变形的形式： 流土、管涌 • 流土：
指粘性土或非粘性土在渗透水流作用下，土中某一部分 土体同时发生移动的现象，发生于渗流出逸处。 • 管涌： 非粘性土在渗透水流作用下，土中细小颗粒沿着粗大颗 粒间的孔 隙被带出到土体外面的现象，发生于土体内 部或渗流出逸处。

土中水的运动规律

土中水的运动规律
在实践中也有些估算毛细水 上升高度的经验方式，如海森 (A.Hazen)的经验公式：
hc
C ed10
通过试验可以得出，在较粗
颗粒土中，毛细水上升一开始进
行的很快，以后逐渐缓慢，细颗
粒土毛细水上升高度较大，但上
升速度较慢。
土中水的运动规律
3.2.3 毛细压力
毛细压力可以用图3.3来说明。 图中两个土粒(假想是球体)的接 触面间有一些毛细水，土粒表面 的湿润作用，使毛细水形成弯液 面。在水和空气的分界面上产生 的表面张力是沿着弯液面切线方 向作用的，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，称为毛细压力。
土中水的运动规律
3.1 概述
土中水的运动规律
土中水并非处于静止不变的状态，而是处于运动状态。土 中水的运动原因和形式很多，例如，在重力作用下，地下水的 流动(土的渗透性问题)；在土中附加应力作用下孔隙水的挤出 (土的固结问题)；由于表面张力作用产生的水分移动(土的毛 细现象)；在土颗粒分子引力作用下结合水的移动(如冻结时土 中水分的移动)；由于孔隙水溶液中离子浓度的差别产生的渗 附现象等。土中水的运动将对土的性质产生影响，在许多工程 实践中碰到的问题，如流沙、冻胀、渗透固结、渗流时的边坡 稳定等，都与土中水的运动有关。故本章着重研究土中水的运 动规律。
dQadh
dQ k h Fdt l
adhk h Fdt l
k al lnh1 F(t2 t1) h2
土中水的运动规律
2) 现场抽水试验
(1)无压完整井
q ln( R )
k
(H
2
r0
h
2 0
)
(2)无压非完整井
k
qlnrR0

土力学第三章土中水的运动规律(84页,内容丰富)

土力学第三章土中水的运动规律(84页,内容丰富)

竖向平均渗透系数：
kv
q FI
q F
h1 h2 H
q F
h1
H1
h2
H2
q h1 h2 h1 h2
F q1h1 q2h2 h1 h2 F1k1 F2k2 k1 k2
kv
hi hi
ki
影响土的渗透性的因素
土的粒度成分及矿物成分 结合水膜的厚度 土的结构构造 水的粘滞度 土中气体
正常毛细水带
又称毛细饱和带。
位于毛细水带的下部， 与地下潜水连通。
主要由潜水面直接上 升而形成，几乎充满 全部孔隙。
随着地下水位的升降 而作相应的移动。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细网状水带
位于毛细水带 的中下部，呈 网状分布。
其方向与水流方向相反；
wnlF —土柱隔离体内水的重力，其方向为竖直
向下；
动水力的计算
土柱隔离体内水的受力
w (1 n)lF—土柱隔离体内土颗粒作用于水的力
（水对土颗粒作用的浮力的反作用力），其方 向为竖直向下；
lFT —水渗流时，土柱隔离体中的土颗粒对水
的阻力，其方向与水流方向相反。
动水力的计算
(m
s)
F—过水断面面积（m2） q—渗流流量（m3/s）
ΔF— 过 水 断 面 F 中 所 包含的孔隙的面积。
平均流速与真实流速
v
v0
F F
n
n < 1.0
v < v0
渗流模型的平均流速小于真实的渗流流速
土的层流渗透定律

土中水的运动规律

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

土力学_第3章(土的渗透性及土的有效应力)

土力学_第3章(土的渗透性及土的有效应力)

Байду номын сангаас室内试验
渗透系数测定 现场试验
常 水 头 变 水 头 抽水试验 注水试验
<10-3cm/s 的粉土和 粘土
①常水头渗透试验 截面积为A，流径L；
压力水头维持不变； 试验开始时，水自上而下流经土样； 待渗流稳走后，测得水量Q； 同时读得a、b两点水头差h。
则得：
a
k>10-3cm/s 的砂土
（2）渗透力
定义：单位土体内土颗粒所受的渗流作用力为渗透力 j。 体积力，单位：kn/m3
渗流流过土体，土颗粒对水流产生阻力，造成水头损失h。
j i w
1 公式推导请见清华—土力学，p56-57
2 a
H
h
（3）渗流作用下土的有效应力 （A）渗流向下流动时的a点有效应力
1
H
h
' h 'h w
由此求得渗透系数：
h0 aL k ln( ) A(t1 t 0 ) h1
变水头渗透试验装置
③现场抽水（注水）试验
Q r2 k ln 2 2 (h2 h1 ) r1
（摘自：清华—土力学，p44）
nv ' L k h
（？）
④利用渗透系数判断土层的透水性
（a）强透水层：K > 10-3cm/s （b）中等透水层： K ＝ 10-3 ～ 10-5 cm/s
二、达西定律及其适用范围
（1）土中水的渗流
水流
①渗流：水在土体孔隙中流动的现象。（清华—土力学） ②渗流：水在压力坡降作用下穿过土中连通孔隙发生流动的现象。
（冯国栋—土力学）
水头：单位重量的水所具有的能量。总水头＝势水头＋压力水头＋动水头

土中水的运动规律

土中水的运动规律
有效粒径（m)。
不同粒径土中毛细水上升情况比较
在不同粒径的土中毛细水上升速度与上升高度关系曲线
结论：
一般来讲，细 颗粒土中毛细水 上升高度较大， 但上升速度较慢。 粘土颗粒由于结 合水膜的存在， 上升速度减缓， 上升高度也受到 影响。
四、毛细压力
湿沙的土粒间有一些
粘结力？
r PK
弯液面
空气 水 固体颗粒
或： q kAi
其中，A是试样的断面积
q
L
q
A
透水石
h1 h2
土的层流渗透定律
v q k i A
达西定律
达西定律：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。
渗透系数k: 反映土的透水性能的比例系数，其物理 意义为水力坡降i＝1时的渗流速度，
渗流的总水头： h z u w
也称测管水头，是渗流的 总驱动能，渗流总是从水 头高处流向水头低处
uA w
hA zA
A
B L
基准面
水力坡降
•
A点总水头： hA

zA

uA
w
•
B点总水头：hB

zB

uB
w
• 二点总水头差：反映了两 点间水流由于水与土颗粒 间的粘滞阻力造成的能量 损失。
F ht
重复试验后，取均值
粗粒土
Δh变化 a，F，L
h1， h2， t k aL ln h1
Ft h2
不同时段试验，取均值
粘性土
(2)野外测定方法－抽水试验
实验方法：
观察井
量测变量: t, Q,r1,r2,h1, h2
理论依据：

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-第三章土的渗透性及渗流


aL
At2
t1 lg
h1 h2
－adh=kAh/Ldt
分离变量 积分
k＝
aL
At2
t1 ln
h1 h2
天津城市建设学院土木系岩土教研系数
常用的有现场井孔抽水试验或井孔注水试验。 对于均质粗粒土层，现场测出的k值比室内试验得出的值要准确
第3章 土的渗透性及渗流
3.1 概述 3.2 土的渗透性 3.3 土中二维渗流及流网（了解） 3.4 渗透破坏与控制
土力学
天津城市建设学院土木系岩土教研室
第3章 土的渗透性及渗流
3.1 概述 3.2 土的渗透性 3.3 土中二维渗流及流网（了解） 3.4 渗透破坏与控制
土力学
天津城市建设学院土木系岩土教研室
渗流作用于单位土体的力
j

J AL

whA
AL

i
w
说明：渗透力j是渗流对单位土体的作用力，是一种体积力，其大 小与水力坡降成正比，作用方向与渗流方向一致，单位为kN/m3
天津城市建设学院土木系岩土教研室
3.4.2 流砂或流土现象
土力学
渗透力的存在，将使土体内部受力发生变化，这种变化对 土体稳定性有显著的影响
（3）土的饱和度
土中封闭气体阻塞渗流通道，使土的渗透系数降低。封闭气体含量愈多， 土的渗透性愈小。
（4）土的结构
细粒土在天然状态下具有复杂的结构，一旦扰动，原有的过水通道的形态、 大小及其分布都改变，k值就不同。扰动与击实土样的k值比原始的要小
（5）水的温度
粘滞系数随水温发生明显的变化。水温愈高，水的粘滞系数愈小，土的渗 透系数则愈大。
h v2 p z

《土质与土力学》第3章 土中水的运动规律

是靠毛细作用自地下潜水面上升的毛细饱和带。 2.毛细网状水带
是地表渗水或毛细水带下降过程中残留在土中的 网状水带。 3.毛细悬挂水带
是由地表水渗入而形成的悬挂在土粒之间的水带。 当地表降水时，毛细悬挂水带在重力作用下向下移动。
2023年5月12日
二、毛细水上升高度及上升速度
为了了解毛细水上升高度，借助于毛细管中的毛细现象进行研究。
可以水头差 H H1反 H映2，单位距离上的 水头差 I H叫/做l 水头梯度。达西根据砂
土的渗流试验总结出渗流速度与水头梯度成正
比：
v或 kI q kIF
对黏性土：
v k(I I0) 式中 为k 渗透系数，可由
试验测定。 三、土的渗透系数
(一)室内试验测定法
1.常水头试验： Q qt kIFt k H Ft l
2h z 2
0
地下水运动的 Laplace 方程
引入势函数： (x, z) kh(x, z)
则： vx
x
k
h x
(1)
2023年5月12日
vz z
k h z
(2)
把 (１) 式对 X 微分，(2) 式对 Z 微分，代入 Laplace 方程：
得：
2
x 2
2
z 2
0
说明势函数也满足Laplace方程
当出现流砂时： GD wIcr '
其中，临界水力梯度： ３、流砂防治措施
Icr
' w
；在工程中要求： I [I ] Icr K
2a02打3年钢5月板1桩2日法；b 设置旋喷桩止水帷幕法；c 冻结法。
3.3 流网及其应用
在实际工程中的渗流情况十分复杂，其中有一维渗流、二维渗流、三维渗流。 例如：大面积堆载加固饱和软粘土、水坝渗流计算、基坑开挖降水计算等。其中 多数可简化为二维渗流情况。二维渗流流网可由两组正交曲线表示。一组是流线 ，另一组是等势线。

土力学-3.土中水的运动规律


安 上的弯曲状，这种现象一般称为湿润现象；二
学 是水与空气的分界面上存在表面张力，而液体 院
总是要尽力缩小自己的表面积，以使表面自由
土 能变得最小，即一滴水珠总是成为球状的原因。 力 学
南
华
然而，由于湿润现象促使管内液面形状弯曲，
大 而表面张力又要使得液面表面积变小，但是，前
学 者，即管壁与水分子之间的引力要比后者大的多，
华 土中孔隙水(主要是指重力水)的运动规律
大
土是具有连续孔隙的介质，因此水能在其中流动。
学 水在水头差作用下透过土体孔隙的现象称为渗透。土这
资 种具有使水渗透的性质，即土孔隙中的自由水在重力作
环 用下发生运动的现象，称为土的渗透性。
安
水在土体中渗透，使土体内部产生渗透力，将改变
学 土体的稳定条件，因此，我们必须对土的渗透性质，水
学 速较小，流线互相平行（成层状）的水流称为层
资 流；当流速较大，水运动无规律，流线互相交错，
环 产生局部旋涡，称为紊流。由于土的孔隙很小，
安 大多数情况下水在粘性土、粉砂及细砂的孔隙中
学 院
流动时，其流速缓慢。因此，可将它视为层流，
即水流流线是互相平行地流动。那么这里就涉及
土 到层流渗透定律，也称为达西定律，为法国学者 力 达西所提出。 学
南 华 大 学 资 环 安 学 院
土
力
I为水头梯度，沿着 水流方向单位长度上
学
的水头差。
I H l
南 1、达西定律 华
大 指水在土中的渗透速度与水头梯度成正比，即： 学
资 环
v kI
安
学 k为渗透系数，反映了土的
院
渗透性，它又可理解为单位 水头梯度下的流速。
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土的毛细现象：由于表面现象产生的水分移动；
在土颗粒的分子引力作用下结合水的移动：如冻 结时土中水分的移动；
由于孔隙水溶液中离子浓度的差别所产生的渗透 吸附现象。
与土中水的运动有关的工程问题
流砂，管涌 冻胀 渗透固结 渗流时的边坡稳定
第一节 土的毛细现象
毛细现象 土中水在表面张力作用下，沿着细微的孔隙 向上及向其它方向移动的现象。
土的渗透性： 土能让水等流体通过的性质。
与渗透性相关的工程问题
基坑开挖排水 修筑渗水路堤 饱和粘性土地基的沉降 施工降水 地下水开采 土石坝及堤岸的稳定性
水在孔隙中的 真实运动轨迹
渗流模型
理想化的 渗流模型
对渗流的简化：
不考虑渗流路径的迂回曲折，只分析它的主要流向；
不考虑土体中颗粒的影响，认为孔隙和土颗粒所占的空间 之总和均为渗流所充满。
对于粘土中水的渗流，达西定律需进行 修正。
粘土的渗透规律
流速v
粘土中自由水的渗流受
砂土
a
c
f
粘土
到结合水的粘滞作用所 产生的很大阻力，只有 克服结合水的粘滞作用 才能开始渗流。
b
克服结合水的粘滞作用
所需要的初始水头梯度，
称为粘土的起始水头梯
O de I0
水头梯度I
度I0。
粘土中的达西定律：
vkI I0
层流渗透定律
达西（Darcy）定律
层流的渗透速度与水头梯度成正比
达西定律
vkI
q kIA
v—渗透速度（m/s） k—渗透系数（m/s） q—渗透流量（m3/s） I—水头梯度
达西定律
h1
测压管
a
水流
l 基准面
b F
z2
h2
H2
ΔH
水头梯度I：沿着 水流方向单位长度 上的水头差。
a、b两点的水头梯 度:

表面张力
P S 2 r cos 2 r cos
G w r 2hmax
P G 2 r cos w r 2hmax
hmax
2 r w
4 d w
max h
第二节 土的渗透性
内容提要
渗流模型 土中水渗透定律 土渗透性的影响因素 工程应用（动水力，流砂，管涌）
土中水的渗流： 在水头差作用下，土体中的自由水通过土体 孔隙通道发生流动的现象。
正常毛细水带
又称毛细饱和带。
位于毛细水带的下部， 与地下潜水连通。
主要由潜水面直接上 升而形成，几乎充满 全部孔隙。
随着地下水位的升降 而作相应的移动。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细网状水带
位于毛细水带 的中下部，呈 网状分布。
I HH1H2
l
l
渗透流量q：单位 时间内流过土截面 积F的流量。
H1
z1
土的渗透系数参考值
土的类别 粘土
粉质粘土 粉土 黄土 粉砂
渗透系数（m/s） < 5×10-8
5×10-8～1×10-6 1×10-6～5×10-6 2.5×10-6～5×10-6 5×10-6～1×10-5
土的渗透系数参考值
可以在表面张 力和重力作用 下移动。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细悬挂水带
位于毛细水带的上部。
由地表水渗入而形成， 悬挂在土颗粒之间， 不与中下部的毛细水 相连。
当地表有大气降水补 给时，在重力作用下 向下移动。
(m
s)
F—过水断面面积（m2） q—渗流流量（m3/s）
ΔF— 过 水 断 面 F 中 所 包含的孔隙的面积。
平均流速与真实流速
v
v0
F F
n
n < 1.0
v < v0
渗流模型的平均流速小于真实的渗流流速
土的层流渗透定律
土体中孔隙一般较小，水在孔隙中渗流时的
粘滞阻力很大，流速缓慢。
层流
层流：水流流线互相平行的流动。
毛细现象对工程的影响
➢ 毛细水的上升是引起路基冻害的因素之一； ➢ 毛细水的上升会引起房屋建筑的地下室过分潮湿； ➢ 毛细水的上升可能引起土地的沼泽化和盐渍化。
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。
根据形成条件和分布状况，毛细水带可 分为三种：
➢ 正常毛细水带 ➢ 毛细网状水带 ➢ 毛细悬挂水带
土的类别 细砂 中砂 粗砂 圆砾 卵石
渗透系数（m/s） 1×10-5～5×10-5 5×10-5～2×10-4 2×10-4～5×10-4 5×10-4～1×10-3 1×10-3～5×10-3
达西定律的适用范围
达西定律只适用于层流的情况，一般只 适用于中砂、细砂、粉砂等土类中水的 渗流。
对于粗砂、砾石、卵石等粗颗粒土，水 的渗流速度较大，不再是层流而是紊流， 达西定律不再适用。
对渗流模型的要求
在同一过水断面，渗流模型的流量等于真实渗流的 流量；
在任一界面上，渗流模型的压力与真实渗流的压力 相等；
在相同体积内，渗流模型所受到的阻力与真实渗流 所受到的阻力相等。
平均流速与真实流速
渗流模型的平均流速 真实流速
v q (m s) F
真实渗流仅发生
q 在孔隙面积△F内 v F 0
毛细水带内含水量的变化
在毛细水带内，土的 含水量随着深度的减 小而减小，但到达毛 细悬挂水带后，土的 含水量随着深度的减 小而增大。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细水的上升高度
P
S
S
G
d
作用在毛细水 柱上的上举力
土的渗透系数
土的渗透系数的测定方法： 室内试验测定
➢ 常水头试验 ➢ 变水头试验
现场抽水试验
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常水头渗透试验
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第三章 土中水的运动规律
本章要点
Darcy渗流定律及其应用； 渗透系数的测定方法； 影响土的渗透性的主要因素； 动水力（渗流力）的概念和计算方法； 流砂、管涌的概念及发生的判别方法；
土中水的运动原因和形式
土的渗透性问题：重力作用下的地下水的流动； 土的固结问题：在土中附加应力作用下孔隙水的
挤出；
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细水带的产生
毛细水带的产生取决于当地的水文地质 条件。
当地下水位很高时，可能只有正常毛细 水带，而没有毛细悬挂水带和毛细网状 水带。
当地下水位较低时，可能同时产生三个 毛细水带。