当前位置：文档之家 › 第三章土中水的运动规律

第三章土中水的运动规律

  • 格式：ppt
  • 大小：2.27 MB
  • 文档页数：50

下载文档原格式

  / 50

合集下载

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

土中水的运动规律

土中水的运动规律

土中水的运动规律土中水的运动规律主要涉及到土壤水分运动的过程和影响因素。

土壤是地球陆地上的一种自然资源，可提供植物生长所需的水分和养分。

了解土中水的运动规律有助于进行合理的土壤管理和水资源利用。

1. 水的入渗：土壤中的水分是通过入渗过程进入土壤中的。

入渗是指自由水通过土壤表面进入土壤深层的过程。

入渗速率受土壤质地、土壤毛细管力、土壤的初始水分含量、土壤的坡度等因素的影响。

一般来说，砂质土壤的入渗速率较快，粘土质土壤的入渗速率较慢。

2. 土壤水分的分布：土壤中的水分分布是不均匀的，通常出现水分下渗和水分上升的现象。

水分下渗是指自由水在土壤中向下移动，直到达到地下水位或土层底部。

而水分上升则是指土壤中的毛细水在根系的吸引作用下向上移动。

土壤中的水分下渗和上升过程受土壤的质地、根系的吸水能力以及外界环境的影响。

3. 土壤中水分的保持：土壤中的水分在自由水的下渗和毛细水的上升过程中容易流失，因此需要采取措施进行水分保持。

常见的水分保持方式包括覆盖物（如秸秆、覆膜等）的使用、植被覆盖以及合理的灌溉管理等。

这些措施可以有效减少土壤水分的蒸发和多余流失。

4. 土壤水分的运动路径：土壤中的水分在运动过程中存在多个运动路径。

主要包括：大孔隙流动（通过土壤中的大孔隙直接流动）、毛细流动（通过毛细孔隙的连通路径上升和下降）、分散波动流动（由于土壤颗粒无序排列而产生的波动流动）和根系吸水。

不同路径的运动主要取决于土壤的孔隙结构和根系的分布情况。

5. 影响土中水运动的因素：土中水运动的过程受多种因素的影响。

主要包括土壤质地、土壤结构、土壤含水量、温度、压力和植被覆盖等。

土壤质地和结构的不同会影响土壤中的孔隙结构和通道的大小和连通性，从而影响水分的运动速率和路径。

土壤含水量的变化会改变土壤中的毛细力和浸润能力，进而影响水分的入渗和上升。

温度和压力的变化还会影响水分的气体交换和蒸发速率。

综上所述，土中水的运动规律主要包括水的入渗、分布、保持和运动路径等方面。

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

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。

第3章土中水的运动规律

第3章土中水的运动规律

室内试验测定法 渗透系数的确定 现场抽水试验
成层土的渗透系数
1) 室内试验测定法
(1)常水头法
常水头法就是在整个试验过程 中，水头保持不变。用量筒和秒表
测出某一时刻t内流经试样的水量Q，
即可求出流过土体的流量，再根据
达西定律求解k。
v Q Ft
k Ql FHt
土中水的运动规律
(2)变水头法
设玻璃管的内截面积为a，试验开 始以后任一时刻t的水位差为h，经时 段dt，细玻璃管中水位下落dh，则在 时段dt内流经试样的水量：
3.3.2 土的层流渗透定律
土中水的运动规律
或
渗透定律(达西定律)： q kIF 或 v kI
土中水的运动规律
在黏土中，应按下 述修正后的达西定 律计算渗流速度：
v k(I I0)
3.3.3 土的渗透系数
土中水的运动规律
渗透系数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。
土中水的运动规律
3.3 土的渗透性
上游
浸润线 下游
流线 等势线
土中水的运动规律
土坝蓄水后水透 过坝身流向下游
隧道开挖时，地下 水向隧道内流动
H
土孔隙中的自由水在重力的作用下发生运动的现象， 称为土的渗透性。
3.3.1 渗流模型
土中水的运动规律
考虑到实际工程中并不需要了解具体孔隙中的渗流情况，对 渗流作出如下的简化：一是不考虑渗流路径的迂回曲折，只分析 它的主要流向；二是不考虑土体中颗粒的影响，认为孔隙和土粒 所占的空间之总和均为渗流所充满。作了这种简化后的渗流其实 只是一种假想的土体渗流，称之为渗流模型。
土中水的运动规律
水在土中渗流时，受到土颗粒的阻力的作用，这个力 的作用方向是与水流方向相反的。根据作用力与反作用力 相等的原理，水流也必然有个相等的力作用在土颗粒上， 我们把水流作用在单位体积土体中土颗粒上的力称为动水 力，也称为渗流力。

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。

《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 第三章 土中水的运动规律

2 2 0
h — 井底至不透水层顶面的 距离（ m）
成层土的渗透系数
I I1 I 2 q q1 q2 F F1 F2
水平向的平均渗透系数：
q1 q q2 k1 k2 F1 F2
q q1 q2 k1 F1 I1 k2 F2 I 2 kh FI FI FI k1h1 k2 h2 h1 h2
挤出；
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。
h
常水头渗透试验
H Q qt kIFt k Ft l
Ql k HFt
变水头渗透试验
试 验 过 程 中 储 水 管
中的水位不断下降， 水头不断减小。
适 用 于 透 水 性 弱 的
粘性土。
变水头渗透试验
dQ adh
h dQ k Fdt l
h adh k Fdt l
z1 z2 cos l
(h1 z1 ) (h2 z2 ) H1 H 2 T w w wI l l
动水力的计算
动水力的计算公式
GD T w I (kN/m )
3
动水力表示的是水流对单位体积土体颗粒的作用
力，是由水流的外力转化为均匀分布的体积力， 普遍作用于渗流场中所有的土颗粒骨架上。
第三章 土中水的运动规律

土质学与土力学课后习题答案

第1章 土的物理性质及工程三、证明题 1、11s s s s s w d v v s s sG V V V V e V V V γγγγγ====+++2、(1)(1)w v w ss ss s s wr v v v m V m V G G G n m V m V V S V V n V V V ω--==== 四、计算题 1、w =%6.353.823.82456.156=--r =3/60.180.1060456.156m kN =⨯- 3/72.130.10603.82m kN d =⨯=γ2、土样号（kN/m 3） G s ω（%） （kN/m 3） e nS r（%） 体积（cm 3） 土的重力（N ） 湿 干 1 18.96 2.72 34.0 14.170.92 0.48 100.0 — — — 2 17.3 2.74 9.1 15.840.73 0.42 34.2 — — — 3 19.0 2.74 31.0 14.50.890.4795.710.00.190.1453、 土样号I PI L土的名称 土的状态 1 31 17 14 1.29 低液限黏土 流塑 2 38 19 19 0.84 低液限黏土 软塑 3 39 20 19 0.79 低液限黏土 可塑 4 3318151.13低液限黏土流塑4、()1 2.68(10.105)110.6921.75s wG e ωγγ+⨯+=-=-=5、土样号 L ω（%）P ω（%）土的定名 1 35 20 低液限黏土 2 12 5 低液限粉土 3 65 42 高液限粉土 47530高液限黏土第3章 土中水的运动规律四、计算题 1、（1）412042 1.2100.04 3.6ln ln 3.2103600 2.85h al k Ft h --⨯⨯==⨯⨯63.64.1710ln 2.85-=⨯79.710(/)m s -=⨯ （2）7710109.7100.7737.510(/)ttk k m s ηη--==⨯⨯=⨯ 粉质粘土 2、（1）30.2105(/)0.4D w G I kN m γ==⨯= 方向向上 （2）设1, 2.6,0.8s s v V m g V === 32.60.81018.9(/)1.8sat kN m γ+=⨯=3、30.5( 3.00)1010(/)30.5D w G I kN m γ---==⨯=-317.9107.9(/)sat w kN m γγγ'=-=-= D G γ'>将会产生流沙现象。

  1. 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
  2. 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
  3. 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。

或
v ? Q ? ki ? k ? h
At
L
达西(定2 -律1)
式中 v ? 断面平均渗透速度
cm/s
Q ? 渗出水量
cm 3
A ? 过水断面
cm 2
k ? 渗透系数 mm/s, cm/s, m/s, m/d
i ? 水力坡降 ?水力梯度 ? ? h ? 水头损失 ?水头差 ?
L ? 渗流途径 cm
渗透系数的物理意义——单位水力梯度时孔隙流体的渗流速度。 反映土体渗透性的大小，是土的重要指标之一。可通过试验测定 。
分离变量 积分
k?
aL ln h1 At h2
室内试验方法对比
条件 已知 测定 算定 取值 适用
常水头试验
h=const h，A，L
Q，t QL
k? Aht
重复试验后，取均值
粗粒土
变水头试验
h变化
a，A，L
h，t
k?
aL ln
h1
At h2
不同时段试验，取均值
粘性土
3、野外测定方法 －抽水试验和注水试验法
总水头： h ? z ? u
?w
A点总水头：
uA ?w
h1 zA
0
A
B L
基准面
B点总水头：
水力坡降： i ? ? h
L
h1
?
zA
?
uA ?w
h2
?
zB
?
uB ?w
h1 ? h2 ? ? h
Δh
uB
? w h2 zB
0
三、渗透试验与达西定律
层流状态下土中水的渗流速度与能量损失之间服从线性渗流规律
Q ? kAti
试验方法：
理论依据：
A=2πrh i=dh/dr
q ? Aki ? 2?rh?k dh
dr
dr
q ? 2?khdh
r
q ln r2 r1
? ? k(h22 ?
h12 )
k ? q ln(r2 / r1 )
? h22 ? h12
抽水量Q 井
观察井
r2 r r1
dr dh
地下水位≈测压管水面
h1 h
h2
第三章 土中水的运动规律
§3 土中水的运动规律
碎散性 多孔介质
概述
渗透特性 强度特性 变形特性
三相体系
孔隙流体流动
能量差
在表面张力作用下，自由水沿细 的孔隙通道移动的现象
各种势能作用下，水在土体孔隙中 流动的现象
毛细现象 渗流
土具有被水透过的性质
渗透性
渗流滑坡
渗流滑坡
§3 土中水的运动规律
3-1 土的毛细性 3-2 土的渗透性与达西定律 3-3 渗流力及渗流稳定分析（重点） 3-4 二维渗流与流网
（一）测定方法
1、常水头渗透试验
适用范围：
透水性强的无粘性土。
试验装置：如图示
试验特点：
水在常水头差h的作用下流过试样。
试验方法： 测量对应于某一时段t， 流经试样的水量Q
Q=vAt
v=ki i=h/L
QL k?
Aht
k ? aL ln h1
2、变水头渗透试验 A(t2 ? t1) h2
适用范围：
uc ? ? ?? hc
? 非饱和土中毛细压力的影响
分析对象: 水膜
对砂土强度的影响:毛细角边水受拉, 土颗粒受压，即假凝聚力：稍湿砂 粒存在粘结作用
四、土的毛细现象对工程的影响
1、毛细水的上升引起建筑物或构筑物地基冻害； 2、毛细水的上升会引起房屋建筑地下室、地下铁道
侧壁过分潮湿，对防潮、防湿带来更高的要求； 3、当地下水有侵蚀性时，毛细水的上升，可能对建
构筑物基础中的混凝土、钢筋等形成侵蚀作用， 缩短使用年限。 4、毛细水的上升还可能引起土的沼泽化、盐渍化， 对道路、桥梁、水利工程等可能造成影响。
3-2 土的渗透性与达西定律
渗流——各种势能作用下，水在土体孔隙中流动的现象 渗透性 ——土具有被水透过的性质
3-2 土的渗透性与达西定律 一、渗流模型
二、毛细水 上升机理、上升高度及上升速度 分析对象: 水柱
πr2hcγw=2πrTcosα
? 上升高度:
2T cos? hc ? r??
土中毛细现象
毛细升高与孔径成反比
毛细水实际上升高度与理论计算结果不同；
粘土 粉土
毛细管越细，管壁阻力大，毛细水上升速度慢
砂土
三、毛细压力（表面张力效应） 2πrTcosα+ucπr2 = 0 ? 假定α= 0, 毛细压力
渗透性很小的粘性土。
试验装置：如图示
试验特点：
试样顶部水头随时间变化，作用于试 样两端的水头差h在试验过程中是变化的。
任一时刻t的水头差为h，经 时段dt后，细玻璃管中水位 降落dh，在时段dt内流经试 样的水量
dQ=－adh
管内减少水量＝流经试样水量
－adh=kAh/Ldt
在时段dt内流经试样的水量 dQ=kiAdt=kAh/Ldt
不透水层 （完整井）
优点：可获得现场较为可 靠的平均渗透系数
缺点：费用较高，耗时较长
（二） 影响因素
k ? f (土粒特性、流体特性）
?粒径大小及级配 ?孔隙比 ?矿物成分 ?结构和构造
?水的动力粘滞系数 ?饱和度（含气量）
—对k影响很大，封闭气泡
达西定律的基本假定： （1）采用了以整个断面计算的假想平
均流速，而不是孔隙流体的实际流 速。实际流速要比平均流速大。
（2）采用了以土样长度为渗径的平 均水力梯度，而不是渗透水流的真 正水力梯度。
无粘ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ土
中砂、细砂、粉砂
适用条件：大部分砂土，粉土； 疏松的粘土及砂性较重的粘性土
粘土 起始水力梯度
四、渗透系数
层流：水在土的细微孔隙中的缓慢流动称为层流。
a）水在土孔隙中的运动轨迹； b）理想化的渗流模型
图3-3 渗流模型
3-2 土的渗透性与达西定律 二．渗流中的水头与水力坡降
板桩墙 基坑
透水层 不透水层
A
B L
二．渗流中的水头与水力坡降
总水头－单位质量水体所具有的能量
u v2 h? z? ?
?w 2g z：位置水头 u/γw：压力水头 V2/(2g)：流速水头≈0
3-1 土的毛细性
一、土层中毛细水的分布 毛细水带：
土层中毛细水所浸润的范围。 分为三类： 1、正常毛细水带(又称毛细饱和带)：
潜水面直接上升而形成。 2、毛细网状水带：
由地下水位的变动而引起 。 3、毛细悬挂水带：地表水渗入形成
三种毛细水带不一定同时存在； 毛细水带内土的含水率随深度变化
3-1 土的毛细性
二、毛细水上升机理、上升高度及上升速度
上升机理：
由液体的“表面张力”和毛细管的“湿润现象”产生。
?表面张力：在其作用下，液体力图缩小表面积，从而降低表 面自由能；
?湿润现象：毛细管管壁的分子和水分子之间的引力使与管壁 接触部分的水面呈内凹的弯液面。
结论：上述两种作用周而复始，使毛细管内水柱上升，直至升 高水柱的重力和管壁与水分子之间的引力所产生的上举力平衡 为止。