地下水运动的基本规律

地下水运动的基本规律
因为流速V=Q/A，故达西定律也可以用式（56）来表达。 V=Ki（5-6） 式中，V为渗透流速（m/d或cm/s）。
由式（5-6）可知，K是水力坡度为1时的 渗透流速，称为渗透系数。渗透系数可以用来 比较不同岩石的透水性，是水文地质学中一个 非常重要的水文地质参数。
地下水运动的基本规律
地下水运动的基本规律
在满足生产要求和方便研究的前提下，可以不将含 水层概括为均质各向同性、均质各向异性、非均质各向 同性和非均质各向异性的含水层。所谓均质各向同性就 是指渗透系数在含水层的任何空间位置上、任何渗透方 向上均为一个常数；如不为常数则属非均质各向异性， 其余可类推。
对于渗透系数的测定，一般采用室内土柱试验（达 西试验）和野外抽水试验两种方法。一些松散岩石的渗 透系数参考值见表5-4，表见下页。
应该明确，渗透系数不仅取决于 岩石的空隙性质及水在空隙中的存在 形式，而且与地下水的一些物理性质 ，如黏滞性等有关。在具有同样空隙 的岩石中，当水力坡度相等时，黏滞 性大的水（或液体）渗透系数小。
一般情况下，当地下水的黏 滞性相近时可以不予考虑，但在 研究卤水时，不可忽视。因此， 除个别特殊情况外，可以把渗透 系数看作衡量岩石透水性能的参 数。岩石的透水性能在不同空间 位置和渗透方向上是不一致的， 即渗透系数是不相等的。
地下水运动的基本规律
工程地质Βιβλιοθήκη 工程地质地下水运动的基本规律
地下水在岩石空隙（孔隙、裂隙及溶穴） 中的运动称为渗流（渗透），地下水运动的 场所称为渗流场。渗流是在与介质发生密切 联系的条件下进行的，由于受到介质的阻滞， 地下水的运动远较地表水缓慢。
在岩层空隙中渗流时，水的质点有秩序 地、互不混杂地流动，称为层流运动。水的 质点无秩序地、互相混杂地流动，称为紊流 运动。一般认为渗流属于层流。
地下水运动的基本规律
地下水运动的基本规律
根据实验结果，得到式（5-5）所表达 的关系。 Q=KhLA=KiA（5-5） 式中，Q为渗透流量（出口处流量，即通过 砂柱各断面的体积流量，m3/s）；A为透水 断面面积（在实验中相当于砂柱横断面积， m2）；h为水头损失（h=H1-H2，即上、下 游过水断面的水头差，m）；L为渗透长度 （上、下游过水断面的距离，m）；K为比 例系数（渗透系数，m/s）；i为水力梯度或 水利坡度（无量纲）。
地下水运动的基本规律
当水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、 流向等）不随时间改变时，称为稳定流。运动要素随时 间变化的水流运动，称为非稳定流。严格地讲，自然界 中的地下水都属于非稳定流，但是，为了便于分析和计 算，也可以将某些运动要素变化微小的渗流近似地看成 稳定流。
1852—1855年，法国水利学家达西通过大量的实 验得到了线性渗流的基本定律，即达西定律。实验是在 装有砂的圆筒中进行的，如图所示，图见下页。水由筒 的上端加入，渗流经过砂柱，由下端流出。上端用溢水 设备控制水位，使实验过程中的水头始终保持不变。在 圆筒的上、下端各设一根测压管，分别测定上、下两个 过水断面的水头。下端出口处设管嘴以测定流量。