地下水与土壤水运动数学模型和数值方法(杨金忠等)思维导图
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地下水运动的基本规律 PPT
补充:水文地质学常用处理问题思路: 1、分段法进行分析,因为流量相等,可以用流量把几 个段相互关联起来。
5、2 达西定律得应用
2、水流优先通过渗透性好得含水层,处理时分别求各 个层得流量,最后合并起来计算。也是一种水文地质学处 理方法。
井流计算问题
井流又可称为径向流,即从抽水 问题逐步提出。潜水井一开始 抽水时水位下降很快,但随后逐 渐稳定,地下水最终形成降落漏 斗。
[★]
(2)实验证实 Re<1时,V和I线性相关, 1<Re<10时,V和I近于线性相关。 Re>10时,V和I非线性相关。 也既,自然界只有一部分层流满足达西 定律,也即Re<10时。 注意:裂隙水,岩溶水要特别注意,不能 简单使用达西定律。 (3)达西定律与运动方向无关(垂向、水 平均可)
地下水运动得本质
1、裘布依公式
A、假设条件(假设非常重要,没 有假设该公式无法使用)
(1) 含 水 层 为 一 圆 柱 体 , 周 围 是 定水头补给边界;
(2) 含 水 层 为 均 质 , 原 始 水 位 水 平,其隔水(顶)底板水平;
(3) 含 水 层 中 心 布 置 一 完 整 井 , 以一定流量抽水;
(4)水运动符合达西定律。
稳定流––––各个运动要素(水位、流速、流向等)不随时间 改变得水流运动。
非稳定流––––运动要素随时间变化得水流运动。
渗流场中任意点得流速变化只与空间坐标一个方向有关得 渗流,称为一维流,与空间坐标得两个和三个方向有关得,分 别称为二维或三维流。
[★]
5、1 重力水运动得基本规律
1、达西定律(Darcy’s Law)
1856年达西通过实验得到达西定律。实验在砂柱中进行(P33:图5—1),根据实 验结果(流量):
5、2 达西定律得应用
2、水流优先通过渗透性好得含水层,处理时分别求各 个层得流量,最后合并起来计算。也是一种水文地质学处 理方法。
井流计算问题
井流又可称为径向流,即从抽水 问题逐步提出。潜水井一开始 抽水时水位下降很快,但随后逐 渐稳定,地下水最终形成降落漏 斗。
[★]
(2)实验证实 Re<1时,V和I线性相关, 1<Re<10时,V和I近于线性相关。 Re>10时,V和I非线性相关。 也既,自然界只有一部分层流满足达西 定律,也即Re<10时。 注意:裂隙水,岩溶水要特别注意,不能 简单使用达西定律。 (3)达西定律与运动方向无关(垂向、水 平均可)
地下水运动得本质
1、裘布依公式
A、假设条件(假设非常重要,没 有假设该公式无法使用)
(1) 含 水 层 为 一 圆 柱 体 , 周 围 是 定水头补给边界;
(2) 含 水 层 为 均 质 , 原 始 水 位 水 平,其隔水(顶)底板水平;
(3) 含 水 层 中 心 布 置 一 完 整 井 , 以一定流量抽水;
(4)水运动符合达西定律。
稳定流––––各个运动要素(水位、流速、流向等)不随时间 改变得水流运动。
非稳定流––––运动要素随时间变化得水流运动。
渗流场中任意点得流速变化只与空间坐标一个方向有关得 渗流,称为一维流,与空间坐标得两个和三个方向有关得,分 别称为二维或三维流。
[★]
5、1 重力水运动得基本规律
1、达西定律(Darcy’s Law)
1856年达西通过实验得到达西定律。实验在砂柱中进行(P33:图5—1),根据实 验结果(流量):
土壤学第七章 土壤水分移动与循环ppt
§7 土壤水分移动与循环
水循环的意义 1. 水循环运动使自然界的水连续不断地运动、转化，使地球上 各种水体处于不断更新状态。
下午1时46分
9
§7 土壤水分移动与循环
2. 水循环是地球上最活跃的能量交换和物质转移过程。 （1）缓解了高低纬之间热量收支不平衡； （2）把陆地的泥沙、有机物和无机盐类输送到海洋。
下午1时46分
18
§7 土壤水分移动与循环
§7-3 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--数学表达式为：Δ W = P+I+U-E-T-R-In-D
Δ W表示计算时段末与时段初土 体储水量之差(mm)； P表示计算时段 内降水量(mm)；I表示计算时段内灌 水量(mm)；U表示计算时段内上行水 总量(mm)；E表示计算时段内土面蒸 发量(mm)； T表示计算时段内植物叶 面蒸腾量(mm)；R表示计算时段内地 面径流损失量(mm)；In表示计算时段 内植物冠层截留量(mm)；D表示计算
影响饱和导水率的因素:
质地--水通量与孔隙半径4次方呈正比。 结构--土壤结构对土壤饱和导水率有显著的影响。 有机质含量。 粘土矿物种类。
土壤饱和导水率的特点：
① 土壤饱和导水率是常数 ② 是土壤导水率的最大值 ③ 主要取决于土壤的质地和结构。 砂质土 > 壤质土 > 粘质土 (表7-1)
下午1时46分
的空间变异性) ②影响土壤水分平衡的各个量，在空间上也存在着差异(灌溉水量在空间上分布不均，植物的根系 在土体内分布也不可能是均一化的,某一类型的植物，其根系有它的空间分布模式)
下午1时46分
20
§7 土壤水分移动与循环
下午1时46分
第5章 地下水运动课件
严格地讲，自然界中地下水都属于非稳定流，原因有三： ⑴ 补给水源受水文、气象因素影响大，呈季节性变化； ⑵ 排泄方式具有不稳定性； ⑶ 径流过程中存在不稳定性。
为了便于分析和运算，常常将某些运动要素变化微小的渗流，近似地看作稳定流 。
二、渗流驱动力
在水力学中总水头H为： H = Z + P/g+u2/2g
v K dh
L
dx 单宽流量为：
qdx KMdh
q v K M 1 dh KM dh
L qdx
h2 KMdh
0
h1
dx
dx
分离变量并积分：
q
L
dx KM
0
h2 dh
h1
q KM h1 h2 KMI L
设x(0,L), 并对应的测压水位为h，根据上式可写成如下两式：
定水头边界，相当于等水头线，等水头面 （河流）
隔水边界相当于流线
地表水体的断面可看作 等水头面，河渠的湿周 必定是一条等水头线
隔水边界无水流通过，为 零通量，流线就是“零通 量”边界，平行隔水边界 可绘出流线
无
有
入
入
渗
渗
和
补
蒸
给
发
地下水面边界比较复杂。当无入渗补给及蒸发排泄，有侧向补给，作稳定流动时，地下水面是一条流线； 当有入渗补给时，地下水面就既不是流线，也不是等水头线。
实际流动速度要大于渗透速度：
U V
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。
水力梯度可表示为：
h , - dh , - dh ,...... L ds dx
I dh dh
ds
dl
即当很小时：
为了便于分析和运算，常常将某些运动要素变化微小的渗流，近似地看作稳定流 。
二、渗流驱动力
在水力学中总水头H为： H = Z + P/g+u2/2g
v K dh
L
dx 单宽流量为：
qdx KMdh
q v K M 1 dh KM dh
L qdx
h2 KMdh
0
h1
dx
dx
分离变量并积分：
q
L
dx KM
0
h2 dh
h1
q KM h1 h2 KMI L
设x(0,L), 并对应的测压水位为h，根据上式可写成如下两式：
定水头边界，相当于等水头线，等水头面 （河流）
隔水边界相当于流线
地表水体的断面可看作 等水头面，河渠的湿周 必定是一条等水头线
隔水边界无水流通过，为 零通量，流线就是“零通 量”边界，平行隔水边界 可绘出流线
无
有
入
入
渗
渗
和
补
蒸
给
发
地下水面边界比较复杂。当无入渗补给及蒸发排泄，有侧向补给，作稳定流动时，地下水面是一条流线； 当有入渗补给时，地下水面就既不是流线，也不是等水头线。
实际流动速度要大于渗透速度：
U V
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。
水力梯度可表示为：
h , - dh , - dh ,...... L ds dx
I dh dh
ds
dl
即当很小时：
第6章土壤水和地下水PPT课件
壤土
土壤质地三角形
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
土壤结构：
土壤中固体颗粒的排列方式、排列方向和团聚状态，有时也指 土壤孔隙的几何形状和大小。
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
土壤中的“三相”关系：
固体颗粒、土壤水、空气
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
与土壤“三相”有关的物理量：
s 表示土壤中固相比例的物理量：
最大吸湿量
❖在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达 到最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又 称吸湿系数。
最大分子持水量
❖膜状水达到最大数量，也就是水膜厚度达到最大 时所相应的土壤含水量称为最大分子持水量，它 是靠土壤颗粒分子力结合水分的最大值。
凋萎系数
❖ 植物生长需要通过根系不断地从土壤中吸收水分。根毛的吸水力量约 为15个大气压。当土壤颗粒对水分子的吸力超过15个大气压时，植物 就会因吸取不到土壤水而凋萎枯死。因此，所谓凋萎系数就是指土壤 颗粒对水分子的吸力为15个大气压时的土壤含水量。
土壤水运动的控制方程土壤水运动的控制方程非饱和水流的连续性方程非饱和水流的连续性方程单位时间内流入控单位时间内流入控制体的水量制体的水量流出控流出控制体的水量制体的水量控制体控制体内土壤水的改变量内土壤水的改变量w1w2w2w3先在田间地块选择代表性取样点按所需深度分层取土样将土样放入铝盒并立即盖好盖以防水分蒸发影响测定结果称重即湿土加空铝盒重记为w1然后打开盖置于烘箱在105110条件下烘至恒重再称重即干土加盒重记为w2
q
K(m)
d
dx
式中：K(m
d
dx
)
—非饱和导水率； —总水势梯度。
非饱和流导水率
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；饱和条件 下的土壤导水率对特定土壤 为一常数，而非饱和导水率 是土壤含水量或基质势的函 数。
土壤质地三角形
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
土壤结构：
土壤中固体颗粒的排列方式、排列方向和团聚状态，有时也指 土壤孔隙的几何形状和大小。
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
土壤中的“三相”关系：
固体颗粒、土壤水、空气
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
与土壤“三相”有关的物理量：
s 表示土壤中固相比例的物理量：
最大吸湿量
❖在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达 到最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又 称吸湿系数。
最大分子持水量
❖膜状水达到最大数量，也就是水膜厚度达到最大 时所相应的土壤含水量称为最大分子持水量，它 是靠土壤颗粒分子力结合水分的最大值。
凋萎系数
❖ 植物生长需要通过根系不断地从土壤中吸收水分。根毛的吸水力量约 为15个大气压。当土壤颗粒对水分子的吸力超过15个大气压时，植物 就会因吸取不到土壤水而凋萎枯死。因此，所谓凋萎系数就是指土壤 颗粒对水分子的吸力为15个大气压时的土壤含水量。
土壤水运动的控制方程土壤水运动的控制方程非饱和水流的连续性方程非饱和水流的连续性方程单位时间内流入控单位时间内流入控制体的水量制体的水量流出控流出控制体的水量制体的水量控制体控制体内土壤水的改变量内土壤水的改变量w1w2w2w3先在田间地块选择代表性取样点按所需深度分层取土样将土样放入铝盒并立即盖好盖以防水分蒸发影响测定结果称重即湿土加空铝盒重记为w1然后打开盖置于烘箱在105110条件下烘至恒重再称重即干土加盒重记为w2
q
K(m)
d
dx
式中：K(m
d
dx
)
—非饱和导水率； —总水势梯度。
非饱和流导水率
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；饱和条件 下的土壤导水率对特定土壤 为一常数，而非饱和导水率 是土壤含水量或基质势的函 数。
地下水运动基本定律、基本微分方程和数学模型
地下水渗流连续性方程 表示：在渗流场中的 任何局部，都必须满足质量守恒和能量守恒。
第二节 数学模型
对于稳定渗流，且假定n、ρ不变，则为地
下水稳定流的连续性方程：
x(K x H x) y(K y H y) z(K z H z) 0
第二节 数学模型
t
(nz)(n)2gzH
t
t
s g(n)
x(K x H x) y(K y H y) z(K z H z)s H t
承压含水层三维非稳定渗流的微分方程
第二节 数学模型
若承压含水层水平等厚，渗透水流作水平二维 流，则有：
三、渗流中的几个概念（水文地质参数）
渗透系数K 水力坡度为1时的渗透流速。
导水系数T
当水力坡度为1时，通过整个含水层上 的单位宽度流量。即： T=K·M
第二节 数学模型
潜水给水度μ
Q/(HA)
意义：潜水位上升(下降)一个单位时,从单位面积 含水层增加(减少)的水量。
第二节 数学模型
两者之差为X方向增加的水量，即：
(u)yzxt
x
第二节 数学模型 沿Y方向增加的水量
(v)yzxt
y
沿Z方向增加的水量
(w)yzxt
z
第二节 数学模型
因此，在Δt时间内，单元体增加的水量为：
( xu)( yv)( zw ) yzxt
作用于任一面积上的假想水流的压力等于真 实水流的压力；
假想水流在体积内所受的阻力和真实水流所 受的阻力相同。
渗透水流，简称渗流
第一节 达西定律
思 考：
地下水流运动的驱动力是什么？ 其流动的速度与什么有关？
第二节 数学模型
对于稳定渗流，且假定n、ρ不变，则为地
下水稳定流的连续性方程：
x(K x H x) y(K y H y) z(K z H z) 0
第二节 数学模型
t
(nz)(n)2gzH
t
t
s g(n)
x(K x H x) y(K y H y) z(K z H z)s H t
承压含水层三维非稳定渗流的微分方程
第二节 数学模型
若承压含水层水平等厚，渗透水流作水平二维 流，则有：
三、渗流中的几个概念（水文地质参数）
渗透系数K 水力坡度为1时的渗透流速。
导水系数T
当水力坡度为1时，通过整个含水层上 的单位宽度流量。即： T=K·M
第二节 数学模型
潜水给水度μ
Q/(HA)
意义：潜水位上升(下降)一个单位时,从单位面积 含水层增加(减少)的水量。
第二节 数学模型
两者之差为X方向增加的水量，即：
(u)yzxt
x
第二节 数学模型 沿Y方向增加的水量
(v)yzxt
y
沿Z方向增加的水量
(w)yzxt
z
第二节 数学模型
因此，在Δt时间内，单元体增加的水量为：
( xu)( yv)( zw ) yzxt
作用于任一面积上的假想水流的压力等于真 实水流的压力；
假想水流在体积内所受的阻力和真实水流所 受的阻力相同。
渗透水流，简称渗流
第一节 达西定律
思 考：
地下水流运动的驱动力是什么？ 其流动的速度与什么有关？
地下水数值模拟02_地下水运动的数学模型
2
H 0
n 2
——隔水边界
第三类边界条件 H aH b n
例：弱透水边界
K H Hn H 0 n m1 / K1
溶质运移问题的边界条件
第一类边界条件
c(x,
y, z,t) 1
c1(x,
y, z,t)
——给定浓度边界
第二类边界条件 c
Di, j x j ni 2 f2 (xi , t)
u(x, y, z,t) t0 0(x, y, z)
• 2、边界条件
第一类边界条件 u(x, y, z,t) 1 1(x, y, z,t)
第二类边界条件
u n
2
1(x, y, z,t)
第三类边界条件
u
u n
3
3x,
y, z,t
水流问题的边界条件
Reynolds数小于1~10
• 有些情况下，用液体压强表示更为方便
– 例如：油水两相流动
vx
K
H x
vy
K
H y
vz
K
H z
K g k
H z p
g
k p
vx
x
v y
k
p y
vz
k
K ( d
)
dhc
C
t
x
K( )
x
y
K
(
)
y
z
K (
地下水动力学概念总结课件
地下水动力学概念总结---- King Of Black Spider 说明：带下划线的是重点，重点116个，次重点22个，共138个。
第0章地下水动力学：Groundwater dynamics研究地下水在孔隙岩石、裂隙岩石和岩溶（喀斯特）岩石中运动规律的科学，它是模拟地下水流基本状态和地下水中溶质运移过程，对地下水从数量上和质量进行定量评价和合理开发利用，以及兴利除害的理论基础。
主要研究重力水的运动规律。
第1章渗流：Seepage flow是一种代替真实地下水流的、充满整个岩石截面的假想水流，其性质（密度、粘滞性等）与真实地下水相同，充满整个含水层空间（包括空隙空间和岩石颗粒所占据的空间），流动时所受的阻力等于真实地下水流所受的阻力，通过任一断面及任一点的压力或水头均与实际水流相同。
越流：Leakage 当承压含水层与相邻含水层存在水头差时，地下水便会从水头高的含水层流向水头低的含水层的现象。
对于指定含水层来说，水流可能流入也可能流出该含水层。
贮水系数：storativity又称释水系数或储水系数，指面积为一个单位、厚度为含水层全厚度M的含水层柱体中，当水头改变一个单位时弹性释放或贮存的水量，无量纲。
μ* = μs M。
既适用于承压含水层，也适用于潜水含水层。
导水系数：Transmisivity 是描述含水层出水能力的参数；水力坡度等于1时，通过整个含水层厚度上的单宽流量；亦即含水层的渗透系数与含水层厚度之积，T=KM。
它是定义在一维或二维流中的水文地质参数。
单位：m2/d。
非均质介质：如果在渗流场中，所有点不都具有相同的渗透系数，则称该岩层是非均质的。
各向异性介质：渗流场中某一点的渗透系数取决于方向，渗透系数随渗流方向不同而不同。
达西定律：Darcy’s Law 是描述以粘滞力为主、雷诺数Re< 1~10的层流状态下的地下水渗流基本定律，指出渗流速度V与水力梯度J成线性关系，V=KJ，或Q=KAJ，为水力梯度等于1时的渗流速度。
土中水的运动规律分析轨迹
第二章 土中水的运动规律§2.1概述
碎散性
多孔介质
三相体系
孔隙流体流动
能量差
水在土体孔隙中流动的现象
渗流
土体被水透过的性能
渗透性
渗透特性 强度特性 变形特性
第二章 土中水的运动规律 §2.1概述
土的渗透性研究主要包括以下三个方面
➢ 渗漏 (渗流量问题) 因渗透而引起的水量损失，影响闸坝蓄水等经济效益。 如：坝、围堰、水库、集水建筑物等。
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
渗流问题的水头
第二章 土中水的运动规律 §2.2 土的渗透试验和达西定律
•
A点总水头：hA
zA
uA
w
•
B点总水头： hB
z
B
uB
w
• 二点总水头差：反映了
两点间水流由于摩阻力 造成的能量损失
uB w
u0pa
B
静水 A zB
0 基准面
位置水头：到基准面的竖直距离， 代表单位重量的液体从基准面算起 所具有的位置势能
u A 压力水头：水压力所能引起的自由
w
水面的升高，表示单位重量液体所
具有的压力势能
测管水头：测管水面到基准面的垂
zA
直距离，等于位置水头和压力水头
0
之和，表示单位重量液体的总势能
第二章 土中水的运动规律
第二章 土中水的运动规律§2.1概述
土是一种碎散的多孔介质， 其孔隙在空间互相连通。当 饱和土中的两点存在能量差 时，水就在土的孔隙中从能 量高的点向能量低的点流动
岩土工程渗流：第3章 地下水渗流微分方程
由于坡角θ很小，用 tan dH dx 代替 sin dH ds
vx
K
dH dx
(3.4.3)
Qx
KhB
dH dx
当底面水平，z以底面为原点，则近似有h=H
(3.4.4)
20
在Dupuit假设下建立的，只适用于缓变运动，在vz大 的地段不适用。
例如在有入渗的潜水分水岭地段，渗出面附近和铅 直的隔水边界附近。
t
用奥-高公式
v nd v d
x
， y
， z
v
t
d
0
v 0
t
6
渗流连续性方 程的讨论
vx
x
vy
y
vz
z
1 Vb
Vv
t
1) 稳定渗流：
vx
K
H x
vy
K
H y
vz
K
H z
渗流场不随时间变化时，右端项为0
1 Vb
Vv
t
0
通常情况：
(h H ) W dH
x x K K dt
(3.4.10)
二维情况推导类似
(h H ) (h H ) W dH
x x y y K K dt
(3.4.11)
22
潜水流的基本微分方程
当隔水底板水平时，将高程基准设在 底板面，h=H，方程变为：
(h h) (h h) W dh
27
3.5 定解条件
定解条件包括边界条件和初始条件。 1．边界条件
渗流区域几何边界上的水力性质。 （边界并不一定是外边界！） 2．初始条件 给定(t=0)时刻的渗流场内各点的水头值
28
应当注意，给定水头边
第三章 地下水运动的基本规律ppt课件
b. 对于稳定流，流线与迹线重合；对于非稳定流可以划分为多个 小单元，每个小单元可以看作稳定流。
c. 对于稳定流，流网不随时间变化。
整理版课件
35
3.3 流 网 思考：绘制流网
整理版课件
36
第三章 地下水运动的基本规律
3.1 地下水运动的基本特点 3.2 达西定律 3.3 流网
整理版课件
37
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（一）用途
a. 根据流线方向可以看出任一点的流向； b. 根据等水头线可以看出任一点水位的变化； c. 流线的密疏可以反映地下径流的强弱； d. 等水头线的密疏则说明水力梯度的大小。 e. 追踪污染物质的运移 f. 判断水文地质条件（含水层条件；边界条件；与地表水关系）
（二）性质
a. 在各向同性介质中，流网为正交网格。（水沿水力梯度最大的 方向运动）
整理版课件
9
3.2 达西定律
二、达西定律
根据试验结果，得到关系式：
Q = Kωh/l
其中：根据 I=h/l 可以推出：
Q = Kω I
其中：Q-渗透流量(L3T-1)； w-过水断面(L2)； h-水头损失
(水头差，L)； l-渗透途径(L)； K-渗透系数(LT-1)； I-水
力梯度(无量纲)。
整理版课件
23
3.3 流 网
二、渗流场性质
（一）渗流场介质类型
均质—非均质；各向同性—各向异性
均质岩层——渗流场中所有点都具有相同参数（K）的岩层。
非均质岩层——渗流场中所有点不都具有相同参数的岩层，渗透系数
K=K(x,y,z)，为坐标的函数。
第3章-地下水的运动.
No Image
第三章 地下水的运动
第一节 第二节 第三节
重力水的运动 结合水的运动规律 包气带水的运动规律
No Image
第一节 重力水的运动
一、概念
➢ 1.渗透与渗流 渗透—地下水在岩石中的运动。 渗流—假想岩石的空间全被水流充满的水流。
京
河套
桃
园
河
不 杭
河
寨
万
大
徐
大孤山水库
荆
运
马
新
废
闸
参见V—I关系图
3、渗透系数K
层流条件下，圆管中（图A）过水断面的平均流速
为： v d 2 I
32 V
d——圆管的直径； ρ——水的重率； V——水的粘滞系数； I——水力坡度。
把多孔介质的孔隙理想化成由一系列细小的圆管状孔隙所组 成（图B），孔隙度保持不变，渗透速度可写成：
vnevne*d322V I
透水层 强透水层 弱透水层
隔水层 (二）按渗透系数随空间位置变化程度不同
均质含水层 非均质含水层
（三）按渗透系数是否随渗流方向改变 各向同性含水层 各向异性含水层
4.达西定律适用范围
雷诺数Re=vd/V Re<10 线性层流，服从达西定律 Re=10~100 非线性层流 Re>100 紊流
5.达西定律应用
大湖
大湖
图
例
地下水开采孔 公路 铁路
焦山
新庄
新庄
腾寨
腾寨
徐村
徐村
村镇 边界
2.层流和紊流
水力学研究水在管、渠（明流）——流速快
多孔介质，空隙细小，水流很缓慢——渗流 从流态来看—地下水多为层流（除岩溶管道外） ， 很少紊 流
第三章 地下水的运动
第一节 第二节 第三节
重力水的运动 结合水的运动规律 包气带水的运动规律
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第一节 重力水的运动
一、概念
➢ 1.渗透与渗流 渗透—地下水在岩石中的运动。 渗流—假想岩石的空间全被水流充满的水流。
京
河套
桃
园
河
不 杭
河
寨
万
大
徐
大孤山水库
荆
运
马
新
废
闸
参见V—I关系图
3、渗透系数K
层流条件下，圆管中（图A）过水断面的平均流速
为： v d 2 I
32 V
d——圆管的直径； ρ——水的重率； V——水的粘滞系数； I——水力坡度。
把多孔介质的孔隙理想化成由一系列细小的圆管状孔隙所组 成（图B），孔隙度保持不变，渗透速度可写成：
vnevne*d322V I
透水层 强透水层 弱透水层
隔水层 (二）按渗透系数随空间位置变化程度不同
均质含水层 非均质含水层
（三）按渗透系数是否随渗流方向改变 各向同性含水层 各向异性含水层
4.达西定律适用范围
雷诺数Re=vd/V Re<10 线性层流，服从达西定律 Re=10~100 非线性层流 Re>100 紊流
5.达西定律应用
大湖
大湖
图
例
地下水开采孔 公路 铁路
焦山
新庄
新庄
腾寨
腾寨
徐村
徐村
村镇 边界
2.层流和紊流
水力学研究水在管、渠（明流）——流速快
多孔介质，空隙细小，水流很缓慢——渗流 从流态来看—地下水多为层流（除岩溶管道外） ， 很少紊 流
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