5四节地下水运动规律.docx

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5四节地下水运动规律

第四章地下水运动的大体规律

地下水和固体矿产一样都是资源，但固体矿产开完就完，而水资源开采后还能够恢复，它与丛林农作物一样，属于可再生资源。

由于水在不断的运动，就引发许多与固体矿产的不同，水的情形要复杂的多。

地下水在自然因素和人为因素一起作用下，处在不断的运动中，运动中必然要与环境发生作用，改造了环境，也改造了本身，使其水质、水量发生这着相应的转变。

这种转变状态信息。

反映着地下水的运动规律。

因此，研究地下水的运动规律在理论与实践上都有重要的意义，已经形成一门独立的学科—地下水动力学。

它研究地下水在各类状态下、各类存在形式、各类埋藏条件下的运动规律。

一、有关概念及地下水的运动形式

（一）、大体概念

一、渗流与渗流场—地下水在岩间隙中的运动叫渗流。

渗流范围叫渗流场。

由于地表水与地下水的运动空间性质相差甚大，故二者的运动状态大不相同。

地表水运动叫水流；地下水地下水是在岩石间隙中运动，必然受到介质的阻滞而消耗能量，其运动速度将远远小于地表水流；其运动状也就不同于地表水流，只能是渗透在迂回曲折的间隙当中的渗流。

渗流场中水的运动特点：

水质点的运动速度和方向不断转变；地下水的运动要素（水位、流速、流向等）常常不是空间的持续函数。

因为地下水的任何一种间隙介质通道都是不规那么的，都是由大小不等、形状各异的孔隙、裂隙、溶穴连接而成，对地下水的阻滞作用各不相同，情形超级复杂，即实际的地下水流的时空状态十分复杂，在理论上无法传神，使得地下水运动的理论研究十分困难。

为此，人们采纳平均化（概化）的方式来研究地下水宏观的运动规律。

即用一种假想的水流来代替事实上很复杂的渗流，将此假想的渗流看成持续的水流来处置。

如此，即可将渗流场中地下水运动要素作为时刻和空间的持续函数了，使问题简单化。

（微分学中时刻取小段，变按不变算的思路也是一种平均化的处置方式）。

二、渗透流速与实际流速

过水断面—垂直于渗流方向的含水层断面。

（A假想断面B实际断面）

A假想断面—间隙与固体骨架组成的整个断面。

B实际断面—断面中能透过重力水的间隙部份。

显然，A>B，B=A·ne

ne—有效孔隙度（岩石中重力水流动的间隙体积与岩石整体积之比）

渗透流速（VS）—把渗透流量Q平均到整个假想断面A上的流速。

VS=Q/AQ=VS·A

实际流速（VSH）—把渗透流量Q平均到实际过水断面上的流速。

VSH=Q/BQ=VSH·B

因为B=A·ne因此VS·A=VSH·A·ne

即VS=VSH·A·ne———渗透流速等于实际流速和有效孔隙度之积。

3、水头与水力梯度

水头（H）—过水断面上单位重量液体具有的机械能。

（在数值上等于水流中某点的位能（Z）、压能（P/γ）、动能（αV2/2G）之和。

）

*H=Z+P/γ+αV2/2G——用以描述水头状态的伯尽力方程

式中：

H—总水头；

Z—Y研究点对基准面所具有的位置势能；

P/γ—研究点本身产生的压强势能；P—水柱压强；γ—水的容重；

V—平均流速，而不是实际流速，因此乘以修正系数α=—；

G—重力加速度。

由于水的渗流运动速度缓慢，其中速度水头项αV2/2G很小，略其不计，那么伯尽力方程简化为：

*H=Z+P/γ

说明：

某点处的总水头等于该点位能与压能之和。

（侧压水头）

*渗流场内同一过水端面上各点的水头相等。

**　

水力梯度（I）—　渗流场中沿渗流途径的水头损失与渗流距离的比值。

水质点在岩石间隙中运动时，为了克服介质的阻力而做功，做功就要消耗机械能，表现为测压水头的降低。

因此能够为，水力梯度是水流通过单位长度的渗透途径时，为克服介质的摩阻力所消耗的机械能，表现为水头损失。

为了取的水力梯度I，可沿地下水流向打两眼井，上游井水位为H上，下游井水位为H下，两井间距为L，那么：

I=H上—H下/L

显然，咱们是将上下游之间的水面看成平面对待了。

但是，地下水面是一个曲面，要想准确描述水头转变，那么应在地下水面上取一点进行研究，沿渗透途径有一个小的增量dl，相应的就有一个小的水头损失dh，即可精准的表示出水力梯度了，即：

I=-dh/dl因为I为正值，而沿水流方向的转变量为负值，为保证I为正值，在前加负号。

4、流线、迹线、等水头线

*

流线—某一时刻渗流场中的一条曲线，这条线上的各个水质点速度方向都与之相切。

（可明白得为水质点刹时的摄影）

迹线—渗流场中某一时段内。

一个水质点的运动轨迹。

（明白得为水质点运动的录象）

在渗流场稳固时，流线与迹线重合。

（天然渗流场多为稳固流场）

水头线—渗流场中同一流线上各点水头（顶端）的连线。

*

等水头线—渗流场中水头值相等的各点连线。

*

等水头面—渗流场中水头值相等的各点所组成的面。

（确实是过水断面）

（二）、地下水运动的大体形式

从不同的角度提出不同的分类方式：

1、按流态分类：

层流*—渗流场中水质点作有秩序的互不混杂的流动状态。

紊流—渗流场中水质点作无秩序的相互混杂的流动状态。

在细小间隙中重力水受介质引力还较大，水质点排列还较有秩序作层流运动。

在宽大的溶穴、裂隙、卵砾石孔隙中，水流速度叫大时，容易显现紊流运动。

可用雷诺数判定水流状态，雷诺数是一个与地下水渗透速度、含水层介质颗粒大小成正比，与地下水粘滞系数成反比的数。

雷诺数小为层流；大为紊流。

分界点为100。

自然界岩石间隙中水流速度一样较小，多呈层流运动。

只有少数的溶洞、大裂隙时，水流速度较大才显现紊流。

另外，在抽水井或排水矿井近旁，由于井内外水力梯度较大时，水流速度增大也可显现紊流。

二、地下水运动要素（水位、流向、流速、流量等）随时刻的转变情形分类：

*

稳固流—渗流场内各运动要素不随时刻而转变的水流状态。

*

非稳固流—渗流场内各运动要素随时刻而转变的水流状态。

自然界地下水介质情形很复杂，地下水运动状态事实上都随时刻的转变而转变，稳固是相对的，不稳固才是绝对的。

只是为了计算研究的方便，在转变不大时，看成稳固流对待。

（实际工作中多以稳固流对待）

2、按地下水空间运动方向分类：

一维流；

二维流；

三维流。

三维流最为普遍，但为了方便，常简化为二维流或一维流分析研究。

二、地下水运动的大体定律

（一）、线性渗透定律——达西定律

1856年，法国水力学家达西做了大量实验，取得了反映地下水运动的

大体定律，即线性渗透定律——达西定律，从而奠定了地下水动力学的理论基础。

实验装置主若是一个装满砂的圆桶。

在上端注水，水流经砂柱由下端流出。

上端（相当实地上游）以溢水装置操纵必然的水位，以维持实验中水头不变。

在圆桶上、下两个断面上各设一根测压管，以观测这两个断面上的水头数值。

下端装放水口，以测定水的流量。

依如实验数据，取得用以表征渗流场中流量与过水断面、水力梯度、介质透水性能的关系，即达西定律。

其表达式为：

***Q=K˙W˙h/L=KWI

达西式说明：

渗流场中通过某一的过水断面的流量Q等于渗透系数K、过水断面面积W及水力梯度I的乘积。

水力学以为，通过一个过水断面的流量Q等于流速V与断面面积W之积。

即：

Q=V˙W因此：

KWI=V

那么V=KI——达西定律的又一表达式。

该式说明：

地下水的运动速度V与水力梯度I的一次方成正比（V∝I1）。

因此，称达西定律为线性渗透定律。

一样以为，松散岩层孔隙水的运动都符合达西定律。

因为松散岩石的孔隙较小，水在其中作层流运动。

实践证明，多数情形下，各类地下水的运动几乎都符合线性定律，即便有局部紊流发生，宏观上也可看做层流运动。

因此，达西定律应用范围甚广，它不仅能够进行定量的水文地质计算，它仍是定性分析许多水文地质问题的重要依照。

深切把握达西定律的物理实质，灵活运用达西定律分析问题，是水文地质工作者的大体功。

（二）、渗透系数（K）的物理意义：

一、渗透系数K是用以表征地下水在间隙介质中运动畅通程度的定指标，与渗透速度V具有相同的量纲（LT-1），数值上等于水力梯度I为1时的渗透速度（V=KI）。

二、渗透速度V与水力梯度I的一次方成正比（V∝I1）。

3、当水力梯度I一按时，V∝K，即K越大，V亦越大，说明渗流畅

通；当渗透速度V一按时，I∝1/K，即K越大，I就越小。

达西定律的两个数学表达式（Q=K˙W˙h/L=KWI、V=KI）中，包括了诸多参数。

这些参数可用工程实验方法取得，也可依照某些已知的参数，用数学的方式求解未知项。

渗透系数适用于几乎所有地下水运动状态的描述，只有当岩石间隙相当大，如溶洞、卵砾石含水层时，不适用。

之外，当所研究的地下水物理性质特殊，如粘滞性专门大或卤水、热水时，就不能将K只看做是说明岩石透水性的参数了，就要同时考虑流体的性质了。

表4—1松散岩石渗透系数参考值

岩石名称

渗透系数（m/d）

岩石名称

渗透系数（m/d）

亚粘土

亚砂土

粉土

细砂

—

1.01—0.50

—

—

中砂

粗砂

砾石

卵石

5—20

20—50

50—150

100—500

三、***流网

一、有关概念

**流线—渗流场内某一时刻由水质点流速方向所决定的一条曲线，该曲线上各水质点流速方向均与之相切。

（可明白得为水质点运动的刹时的摄影）

一条流线表示着水质点的运动方向、运动途径和它所携带的水量、盐

量、能量。

迹线—渗流场内某一时刻段内某一水质点的运动轨迹。

（可明白得为某时段内水质点运动的录象）

在稳固流场中，流线和迹线重合，为同一条线。

水头线—同一流线上各点水头（顶端）的连线。

**等水头线—渗流场中水头值相等的各点连线。

等水头面—渗流场中水头值相等的各点所组成的面。

**流网—渗流场内（平面、剖面）一系列等水头线与流线所组成的正交网格。

在各向同性的含水介质中，水必然要沿着水位转变最大的方向（垂直于等水头线方向）运动。

因此，流线必与等水头线垂直，组成正交网格。

显然，现在等水头面与过水断面一致。

二、流网图的做法：

（为方便仅介绍各向同性稳固流网图作法）

什么缘故要作流网图？

因为流网图能够形象的刻画出渗流场的特点，*揭露出一些水文地质信息。

（参照40页河间地块流网图）

A、地下水的运动状态。

依照流线的指向和等水头线的散布，可看出水的运动特点。

即水从哪里

来？

到哪里去？

即：

水从高水头处来，到低水头处去；从势源来，到势汇去；从补给区来，到排泄区去。

依照水的渗透途径可判定渗流区各部位的水化学作用程度。

即离开源区越远，与介质作用程度越高，水的含盐量（矿化度）越高。

依照流线的疏密可看出哪个部位径流强烈。

即在流线密集处地下水流畅通，径流较快，水量较大；反之，径流缓慢，水量较小。

B、该流场形成的地质背景。

能够判定渗流场的边界情形。

流线平行于隔水边界而垂直与透水边界。

流网分析在供、排水设计、水化学找矿、水污染研究及水库坝下或河流堤岸的渗漏方面的分析研究上普遍应用，是一种水文地质分析的有利工具。

依照什么作流网图？

A、渗流场范围内足够多的水位（水头）数据资料。

B、水文地质条件分析。

如何绘制流网图？

（均质稳固流畅）

A、大体方式：

依照各点水头数据和边界条件，勾绘出一系列等水头线，再依照流线与等水头线正交的原那么画出一系列的流线，即组成流线图。

B、大体原那么：

先已知，后未知；先易后难。

先依照渗流场边界情形，画出容易确信的等水头线或流线，然后内插推之。

C、各类水文地质边界下，流线和等水头线的画法。

水文地质边界—两边水文地质特点不同显著的界限或界面。

a.定水头边界—水位维持不变的边界，如地表水体。

地表水体在平面上和剖面上都是一个定水头边界，因为水体内部各点的水头都是地表水体表面。

因此，河流的湿周（水与地表的接触界限）必是一条等水位线。

b.隔水边界—地下水不能通过的边界。

因此，流线必平行于隔水边

界。

c.地下水面边界，比较复杂。

要依照补给、排泄状况绘出流线和等水

头线，具体情形如下：

无入渗补给，无蒸发排泄而作稳固流动时，沿流向潜水面本身确实是一条流线。

有入渗补给时，潜水面既不是流线，也不是等水头线。

上头下渗的垂向补给的水，在水平流的作用下，成为向下方向下游的斜曲线。

D、流线老是由源指向汇，即由补给区指向排泄区。

而且离排泄区越远，循环深度越大，离排泄点越近，循环深度越小。

E、渗流场中假设有一个以上的补给点或排泄点时，应第一确信分流线（两个渗流场之间的界限），分流线可看做为虚拟的隔水边界。

F、依照流线与等水头线正交的原那么，在已知流线和已知等水头线之间插补其余部份。

G、层状非均质介质中的流网图作法

a.流线顺层（平行于层面）时：

等水头线距离均匀散布。

流线密度不

均，在渗透性强（K值大）的地层中，流线密度大；在渗透性差（K值小）的地层中，流线密度小。

b.流线垂直于层面时：

流线均匀散布。

等水头线距离不均，在渗透性

强（K值大）的地层中，距离大，密度小；在渗透性差（K值小）的地层中，距离小，密度大。

c.流线与层面斜交时：

流线在渗透性差（K值小）的地层中短而疏，

在渗透性强（K值大）的地层中长而密。

等水头线在渗透性差（K值小）的地层中长而密，在渗透性强（K值大）的地层中短而疏。

总之，透水性强（K大）的地层吸引流线，排斥等水头线。

透水性差（K小）的地层吸引等水头线，排斥流线。

K值大小与流线密度、流线长度、等水头线距离成正比。

四、结合水的运动规律

达西定律是用以描述岩石间隙中重力水运动规律的一个实验定律，它是水文地质定量计算的基础，也是分析许多水文地质问题的依据。

表达式Q=KWI和V=KI，说明重力水在岩石间隙中的渗透速度与水力梯度的一次方成正比。

V、I呈线性相关，故又有线性定律之称。

因此，在饱水间隙岩石中，只要存在水力梯度，重力水就能够够运动，渗透现象即可发生。

结合水是一种在力学性质上介于固体与液体之间的一种异样液体（塑流体），其中的强结合水特点更接近于固体，具有较大的抗剪强度而难以流动，能够为在天然条件下是不能运动的。

所谓结合水的运动，对弱结合水而眼言的。

从弱结合水与重力水的赋存部位可知，二者受固相表面引力作用没有一个明确的界限，呈过度状态。

因此，二者的运动特点应该是有区别，担有联系的，其运动规律确信也有某些相似的地方。

许多学者为了研究结合水的运动规律，在室内做了粘性土的渗透实验，发觉粘性土中水的渗透流速与水力梯度存在如下三种关系：

一、V—I曲线为一条通过原点的直线，显然符合达西定律。

二、V—I曲线只是原点。

I小于某一数值I。

时，无渗透现象发生。

当I>I。

时，开始为一贯I轴凸的曲线，然后变成直线。

3、V—I曲线过原点。

I小时曲线向I轴凸，I大时为一直线。

本人以为，1的结果完全符合达西定律。

只要有I，水就开始运动，这运动的水不是结合水，而是重力水。

因为一样粘性土的孔隙尺度仍远大于结合水厚度的2倍，据资料，高岭土的颗粒表面结合水的厚度为20—40个水分子，而孔隙的平均直径大于800个水分子厚度。

因此实验反映的仍水重力水的运动特点。

仅占孔隙直径—%的结合水尚未对渗透产生阻碍，反映的是重力水的运动特点。

2的结果是一种把结合水与重力水截然分开的一种实验曲线，没有反映出二者受力特点的渐变关系。

只要有水力梯度，重力水就会运动，紧接重力水的那一部份弱结合水，其运动特性应与重力水相似，有水力梯度就开始运动，勿需有一个阈值（I0）。

但是2实验却显现了一个初始水力梯度（I0）条件下没有发生水流运动的现象，这与实际情形不符，没有反映出结合水与重力水运动性质的渐变的特性。

因此2仍不能正确反映结合水的运动规律。

因为最外层的那部份弱结合水，其重力水特点比较明显，只要有一点水力梯度I，即可运动，只是运动速度甚微，不能当即达到一个定值状态，有一个进程。

因此以为3图才是结合水的正确反映。

图3中V—I曲线通过原点，说明只要有水力梯度，结合最外层的水分子即可运动。

只是由于开始时I值很小，尚未超过那个所谓的起始水力梯度（I0），其渗透速度微小，这种“隐渗流”（渗透系数K趋于定值前的渗流）肉眼不易觉察。

只有当K值近于定值时的渗流现象（显渗流）才能由观看取得。

因此以为，当I很小时，孔隙中心部位的那些与重力水特点相似的结合水便开始运动。

随着I的增大，参与流动的结合水层厚度慢慢加大，即水流运动的有效孔隙端面慢慢加大，在这段进程中，K值是水力梯度I的函数，K随I增加而增大。

当I增大到必然程度时，由于离固相表面近的那些内层弱结合水的抗剪强度随着距离的缩小而迅速增大，参与流动的结合水厚度便没有明显增大了。

现在，K趋于一个定值。

目前尚未确切的表达式反映图3的曲线关系，人们经常使用罗查近似式表征。

V=（I–I0）I0———起始水力梯度（截距）