非饱和渗流
第4章 饱和土与非饱和土的渗流-
图 4.2.1 非饱和介质稳态渗流的渗透系数实验曲线
由于 u f 代表孔隙流体压力，当介质完全饱和时 u f > 0 ；负 u f 值代表介质中的毛细吸 力。众所周知当 u f < 0 时，对于给定的毛细压力 − u f ，存在着确定界限内的饱和度。可以
采用*SORPTION（Material→create→other→pore fluid→sorption）选项定义这种界 限。实验表明，吸湿过程和排水过程的水分特征曲线是不同的，在同样的水头或压力下，排 水时的含水率要大于吸湿时的含水率，这种现象称为滞后现象，典型的曲线形式如下：
造成非饱和流分析较为困难的原因之一。
5
如果令 β ＝0，即得到 Darcy 定律。可以看出，随着流速趋向于零的时候，Forchheimer
定律逼近于 Darcy 定律。对于三维情况，统一写成：
K = ksk
(4-15)
其中 ks (s) 为饱和度相关性系数，ks (1) = 1.0 时的 K 即为饱和渗透系数，对于各向同性 材料而言 K 为标量，但仍需写成二阶张量形式，即 K = KI 。
(4-11)
snv f 项为线性项，可视为是一维情况下 av 项的推广。
snv f (1 + β v f ⋅ v f ) 为二次项，可视为是一维情况下 bv2 项的推广。
H 为测压水头
H
=
P γ
+
z
=
uf gρ f
+z
∂H = ∂x
1 gρ f
( ∂u f ∂x
− ρ f g)
(4-12)
β 为速度系数。
流实验中得出的水力梯度与渗流速度之间的线性关系，即 Darcy 定律：
裂隙非饱和渗流试验研究及有地表入渗的裂隙岩体渗流数值分析
裂隙非饱和渗流试验研究及地表入渗裂隙岩体渗流数值分析1.本文概述本文旨在探索裂隙中非饱和渗流现象的实验研究方法和理论，通过数值分析方法全面分析具有地表入渗效应的裂隙岩体的渗流特性。
裂隙非饱和渗流是地下工程、环境地质、能源开采等领域广泛关注的重要问题。
其复杂性源于裂缝介质的非均质性和各向异性，以及与饱和和非饱和转换过程的密切耦合。
有鉴于此，本研究的目的是为理解这种复杂的渗流行为提供坚实的经验基础和精确的模拟工具。
阐述了裂缝非饱和渗流试验的设计与实施过程。
我们使用先进的实验室设备模拟真实的裂缝结构，精确控制水条件，实现非饱和状态下的渗流实验。
在实验中，重点考察了裂缝几何特征（如宽度、间距、连通性）、孔隙介质特征（如粒度分布、孔隙度、渗透率）和边界条件（如压力梯度、入渗速率）等因素对非饱和渗流规律的影响。
通过精心设计的一系列对比实验，该系统收集并分析了非饱和渗流流速、压力分布、水分特征曲线等关键数据，旨在揭示裂缝中非饱和渗流的内在机理及其对各种影响因素的敏感性。
本文建立了地表入渗条件下裂隙岩体渗流问题的详细三维数值模型。
该模型充分考虑了裂隙网络的复杂性、非饱和土壤水动力方程以及地表入渗水流的动态注入过程。
采用有效的数值计算方法，如有限元法或有限差分法，求解模型，模拟不同降雨模式、地表覆盖条件和裂隙网络参数变化下裂隙岩体内部的水传输、饱和度分布和压力场。
通过与实验数据的比较和验证，保证了数值模型的准确性和可靠性。
在理论分析层面，本文还探讨了非饱和渗流理论在裂隙介质中的适用性和修正性，包括BrooksCorey、van Genuchten等模型在描述裂隙介质水特征曲线方面的适应性，以及考虑裂隙粗糙度和毛细管力效应等因素进行非达西流修正的必要性。
这些理论探索有助于更深入地理解裂缝中非饱和渗流的基本规律，并为改进模型参数的选择和标定提供理论指导。
本文将严格的实验研究与先进的数值分析相结合，系统地探讨了裂隙中的非饱和渗流现象及其在地表入渗条件下的表现。
堤坝中饱和与非饱和渗流计算方法研究
堤坝中饱和与非饱和渗流计算方法研究
堤坝饱和渗流与非饱和渗流计算是堤坝安全评估分析中一个重要组成部分。
堤坝饱和渗流计算是指在平衡状态下，地下水的水位与面下水的水位之间的压力关系，按照物理力学的规律，计算堤坝压力、渗流量及大量流土物质的运移。
而在堤坝对地下水进行抽取的过程中，地下水的水位较面下水位的水位低，一定会引起堤坝的非饱和渗流计算。
计算堤坝饱和与非饱和渗流，要根据堤坝地质情况，提出符合物理力学规律的渗流计算或汇流计算方法。
这包括正确的定量表达堤坝挠度，气压，喷淋保护措施及穿刺孔，以及确定合适的物理地质条件来解㲿汇流关系。
此外，计算堤坝饱和与非饱和渗流时，还要考虑堤坝侧外渗流影响。
总而言之，堤坝饱和渗流与非饱和渗流计算是一项复杂而关键的任务，对堤坝安全分析至关重要。
计算时必须考虑堤坝的地质特点，计算方法要严格按照物理力学规律，同时还要考虑侧外渗流的影响，以准确计算堤坝饱和与非饱和渗流，以检验堤坝的整体稳定性。
非饱和土渗流-变形耦合的数值分析
件 对 该 耦 合 方 程 组 进 行 求 解 分 析 。 该 方 法 突 破 了 解 析 法 对 非 饱 和 土 导 水 系数 函 数 的 特 殊 限 定 ， 适 用 于 任 意 的 土 水 特 征 曲 线 表 达 式 ； 可 考 虑 到 饱 和 时 的渗 透 系数 以 及 孔 隙 率 是 变 量 。 与 解 析 解 相 还
Ｗ Ｕ Ｌｉ ｈ ｕ ， ｚ ｏ ＨＵＡＮＧ ｎ ｑｉ － Ｒｕ － ｕ
（ ａｔ ｅ ｂ ａ ｏｒ ｆＧ ｅ ｏｇｃ ｌＨ ａ ａ ｄ Ｐｒ ｖｅ ｉ ｎｄ Ｇ ｅ ｏ ｃ ｌＥｎｖ ｒ ｎｍ ｅ ｔ Ｐｒ ｔ ｃ ｉ Ｓｔ ｅ Ｋ ｙ Ｉａ ｏｒ ｔ ｙ ｏ ｏｌ ｉａ ｚ ｒ ｅ ｎｔｏｎ ａ ｏｌｇｉａ ｉｏ ｎ ｏ ｅ ｔｏｎ。
Ｊｎ Ｏ １ ｕ ．２ １
非 饱 和 土渗 流一 变形 耦 合 的数 值 分析
吴礼 舟 ， 润秋 黄
（ 都理 工 大 学 地 质 灾害 防 治 与地 质 环 境 保 护 国 家 重 点 实验 室 ． 都 ６ ０ ５ ） 成 成 １ ０ ９
摘
要 ： 于一 维 非 饱 和 土 的 渗 流 变 形 控 制 方 程 ， 用 Ｆｌｘ Ｐ 基 采 ｅ ＤＥ（ ａ ｔａ ｄｆｅ ｅ ｔ ｌｅ ｕ ｔ ｎ 软 Ｐ ｒｉｌ ｉ ｒｎ ｉ ｑ ａ ｉ ） ｆ ａ ｏ
ｐ ｅ ｉ ｉ ｎｄ ｔ ａ ｅ ｆ ｃ ｉｅ ｙ ｏｌ ｅ ｃ ｐｌｎ ｏ ｌ ｍ ｓ Ｉ ｉ ｆ ｎｄ ｈ ｔ ｏ ｐｌｎ ｅ ｆ ｃ ｏ ｅ ｐ ｇ ａ ｒ ｃｓｏｎ ａ ｉ ｃ ｎ ｆｅ ｔｖ ｌ ｓ ｖ ｏｕ ｉ ｇ ｐｒ ｂ ｅ ． ｔ ｓ ｏｕ ｔ ａ ｃ ｕ ｉ ｇ ｆｅ ｔ ｆ ｓ ｅ ａ ｅ ｎｄ ｄ ｆ ｍａ ｉ ｎ ｉ ｎｓ ｔ ｒ ｔ ｄ ｓ ｉｓ ｐｌｙｓ ａ ｍ ｐ ｒ ａ ｔ ｒ ｌ ｎ ｔ ｒ — ｔ ｒ ｐｒ ｓ ｕ ｅ ｐ ｏ ｉｅ ｅ ｏｒ ｔｏ ｎ ｕ ａ ｕ ａ ｅ ｏ ｌ ａ ｎ ｉ ｏ ｔ ｎ ｏ ｅ ｉ ｈｅ ｐｏ ｅ ｗａ ｅ ｅ ｓ ｒ ｒ ｆｌｓ，ａ ｄ ｔ ｔｔ ｎ ｈａ ｈｅ ｃ ｕｐ ｉ ｆｅ ｔ ｈｏ ｄ ｅ ｏ ｉ ｅ ｅ ｄｕｒｎｇ ａｎｆ ｌ ｉ ｆｌｒ ｔｏｎ． Ａｔ ａ ｌ ｓ ａ ｅ ｒ ｉ ａ ｌ ｎｆｌｒ ｔｏ ｏ ｌｎｇ ｅ ｆ ｃ ｓ ｕｌ ｈ ｃ ｎｓｄ ｒ ｄ ｉ ｒ ｉ ａ ｌ ｎ ｉｔａ ｉ ｅ ｒｙ ｔ ｇ ｏｆ ａｎｆ 渗 变形耦 合 ； 降雨入渗 ； 数值 分析
第章饱和土与非饱和土的渗流
6
图 4.2.3 吸湿－排水情况下的水分特征曲线
土样从饱和到干燥或从干燥到饱和的水分特征曲线称为主线，从部分湿润开始排水或从 半干燥状态重新润湿时，水分特征曲线是顺着一些中间曲线由一条主线移到另一条主线，这 些中间曲线称为扫描曲线。
可将这种界限写为 s a ≤ s ≤ s e ，式中 s a (u f ) 为吸湿作用即将发生的界限（ s& > 0 ），
n = dVv dV
ABAQUS 通常使用孔隙比 e = (dVv dVg ) ，而不是孔隙率。孔隙比与孔隙率之间的转换关系
为：
e = n , n = e , 1−n = 1
1−n 1+e
1+ e
饱和度 s 定义为流体体积与孔隙体积之比：
(4-1)
s = dV f dVv
对于完全饱和介质 s ＝1，而对于完全干燥介质 s ＝0。
积弹性关系，以及材料骨架的力学行为共同构成，视有效应力为总应力和孔隙应力的函数，
所以它也是应变历史与温度的函数，但有效应力原理成立的前提是孔隙压力的变化与总应力 的变化具有相同的应力路径和相同的应变率。
第三章所述的岩土介质的本构模型都可以用来模拟孔隙材料的材料骨架。假定固相材料 与流体有相同的体积应变率，则应变率可分解如下
σ ij = σ i′j + χu f δ ij
(4-3)
通常 χ = χ(s)能够通过实验获得，典型的实验数据如下图：
2
图 4.1.2 χ 实验数据拟合曲线 因为这些实验数据很难测量，所以 ABAQUS 假定 χ = s。
有效应力原理是一种假设，它认为多孔介质的力学响应由流体与固体颗粒之间简单的体
实验数据表明，在非饱和介质的稳态渗流中渗透系数随着饱和度 s3 的变化而变化。因
流体动力学中的多孔非饱和流动
流体动力学中的多孔非饱和流动1. 引言流体动力学涉及研究流体在各种条件下的行为和运动规律。
其中，多孔非饱和流动是流体动力学研究的一个重要分支。
它主要研究流体在多孔介质中的非饱和状态下的流动规律，以及与环境、工程和地质条件之间的相互作用关系。
多孔非饱和流动的研究对于理解地下水系统、油藏工程、环境保护等领域具有重要意义。
2. 多孔介质与非饱和状态2.1 多孔介质的定义多孔介质是指由固体颗粒和孔隙组成的材料。
多孔介质中的孔隙可以是连通的或不连通的，孔隙的形态和分布对流体的流动性质有重要影响。
2.2 非饱和状态的定义非饱和状态是指多孔介质中流体不完全饱和的状态。
在非饱和状态下，多孔介质中的孔隙既含有气体相，又含有液体相。
非饱和状态的流动行为与饱和状态有很大的差异，需要通过流体动力学的方法进行研究和分析。
3. 多孔介质中的流动规律3.1 渗流理论渗流理论是多孔介质中流动规律研究的基础。
它通过建立渗流方程和边界条件，描述了多孔介质中流体的速度分布、渗透率、渗流压力等重要参数。
3.2 非饱和渗流理论非饱和渗流理论是对多孔介质中非饱和状态下流动行为的描述。
它考虑了孔隙中的气液相分布、饱和度、毛细力等因素对流动的影响，并建立了相应的非饱和渗流方程。
3.3 导流性和保存性定律导流性定律描述了非饱和渗流中质量守恒的规律，即质量的输入与输出要平衡。
保存性定律描述了非饱和渗流中能量守恒的规律，即能量的输入与输出要平衡。
这两个定律是非饱和渗流理论的基础。
4. 多孔介质中的非饱和流动模型4.1 Richard方程Richard方程是经典的描述土壤中非饱和流动的模型。
该方程以饱和度为主要参数，描述了土壤中水分的变化规律和水分流动的速率。
4.2 van Genuchten模型van Genuchten模型是一种常用的描述土壤中非饱和流动的模型。
该模型以饱和度为主要参数，描述了土壤中水分的存储和运移特性。
4.3 Brooks-Corey模型Brooks-Corey模型是一种常用的描述多孔介质中非饱和流动的模型。
强降雨作用下尾水边坡非饱和渗流特征及稳定性分析
文章编号:1006—2610(2024)01—0073—06强降雨作用下尾水边坡非饱和渗流特征及稳定性分析牛天武1,杨东升1,雷 艳1,龚 盛2,宋 腾2(1.中国电建集团西北勘测设计研究院有限公司,西安 710065;2.西安科技大学建筑与土木工程学院,西安 710054)摘 要:为探究抽水蓄能电站尾水边坡在强降雨作用下的稳定性,基于饱和-非饱和渗流理论模拟了强降雨条件下尾水边坡渗流场的分布及变化情况,并结合渗流计算结果,利用强度折减法对降雨条件下边坡稳定性进行了分析。
结果表明:当降雨强度超过土体的饱和渗透系数时,坡脚和坡表下部率先出现暂态饱和区域,随着降雨历时的增加,润湿锋不断向坡体内部移动;长期降雨期间,边坡稳定性系数的变化主要由两个因素决定,一是孔隙水压力增加导致的有效应力减小,二是表层土体饱和容重增加导致的下滑力增加;降雨过程中边坡的稳定性系数不断减小,在降雨3d 后稳定性系数发生突变;降雨前期边坡潜在滑面为弧形,随着降雨历时的增加滑面深度变浅,降雨后期边坡潜在滑面表现为沿润湿峰分布的直线形滑面,且随降雨持续作用,滑面随润湿锋向坡体内部移动。
关键词:边坡工程;降雨入渗;非饱和渗流;渗透稳定性;数值模拟中图分类号:TU457 文献标志码:A DOI :10.3969/j.issn.1006-2610.2024.01.013Unsaturated Seepage Characteristics and Stability Analysis of Tail -Water Slope under Heavy RainfallNIU Tianwu 1,YANG Dongsheng 1,LEI Yan 1,GONG Sheng 2,SONG Teng 2(1.PowerChina Northwest Engineering Corporation Limited ,Xi'an 710065,China ;2.Department of Architecture and Civil Engineering ,Xi'an University of Science and Technology ,Xi'an 710054,China )Abstract :In order to explore the stability of the tailwater slope of pumped storage power station under the action of heavy rainfall ,the distribu⁃tion and change of the seepage field of the slope under the condition of heavy rainfall are simulated based on the saturation-unsaturated seepage theory ,and combined with the seepage calculation results ,the strength reduction method is used to analyze the stability of the slope under the condition of rainfall.The results show that when the rainfall intensity exceeds the saturated permeability coefficient of soil ,the transient saturation zone appears first at the foot of slope and the lower part of the slope surface.With the increase of rainfall duration ,the wetting front moves inward to the slope.During long-term rainfall ,the variation of slope stability coefficient is mainly determined by two factors :one is the decrease of effec⁃tive stress caused by the increase of pore water pressure and the other is the increase of sliding force caused by the increase of saturated bulk den⁃sity of surface soil.The stability coefficient of slope decreases continuously during the rainfall process ,and suddenly changes after 3d rainfall.In the early stage of rainfall ,the slope potential slip surface is arc-shaped ,and the sliding surface depth becomes shallow with the increase of rain⁃fall duration.In the late stage of rainfall ,the potential slip surface of the slope appears to be distributed along the wetting peak A linear slip sur⁃face ,and as rainfall continues to act ,the slip surface moves toward the interior of the slope along with the wetting front.Key words :slope engineering ;rainfall infiltration ;unsaturated seepage ;permeability stability ;numerical simulation 收稿日期:2023-11-08 作者简介:牛天武(1972-),男,甘肃省环县人,正高级工程师,注册土木工程师,主要从事水电站及抽水蓄能电站结构设计工作. 基金项目:国家自然科学基金(51979218;U1965107). 随着中国西部水电工程的开发建设,一系列边坡稳定性问题也越来越突显,引起了众多研究人员的关注。
渗流响应机理
渗流响应机理
渗流响应机理是一个复杂的过程，涉及到多个因素和物理现象。
以下是一些关键的渗流响应机理：
1. 达西定律：达西定律描述了渗流速度与压力梯度之间的关系，是渗流的基本定律。
当液体在多孔介质中流动时，其流动速度与垂直于流动方向的压力梯度成正比。
2. 饱和-非饱和流动：在地下水系统中，存在饱和与非饱和流动两种状态。
饱和流动是指地下水完全充满孔隙和裂隙的状态，而非饱和流动则是地下水不完全充满孔隙和裂隙的状态。
这两种流动状态的转换对渗流响应机制有重要影响。
3. 滞后效应：在渗流过程中，由于土壤或岩石的物理性质，水流在压力梯度变化时会有一定的滞后现象。
这种滞后效应会影响到渗流的响应速度和行为。
4. 边界条件：渗流系统的边界条件（如固定边界、自由边界等）会影响到渗流响应机制。
边界条件决定了水流运动的约束，进而影响到整体的渗流行为。
5. 动态响应：渗流响应是一个动态过程。
例如，在地下水系统中，水位波动会导致土壤水分的再分布，进而影响土壤的物理性质和植物的生长。
这种动态响应过程是渗流响应的重要特征之一。
6. 耦合效应：渗流响应机制受到多种因素的综合影响，包括土壤物理性质、地下水位、气候条件等。
这些因素之间的耦合效应会使渗流响应更加复杂。
总之，渗流响应机理是一个多因素、多过程的综合响应机制，涉及到多种物理现象和相互作用。
在研究渗流响应机理时，需要综合考虑这些因素和过程，以便更好地理解和预测渗流行为。
非饱和渗流分析方法
非饱和渗流分析方法
非饱和渗流分析是一种实际应用十分广泛的土壤水文学分析方法，它是采用Richards方
程分析非饱和状态下的水份与气压以及土壤参数的短时间动态变化的过程，以应对非常多
的现实情况，比如暴雨、流域建设、水资源利用以及土壤污染等，为解决问题提供有用信息。
非饱和渗流分析是一种常见用于水文学研究的建模方法，并在更具体的研究中也有过应用。
它结合使用Richards方程来探究和分析土壤水份的动态变化过程以及其影响因素，这对
于理解和掌握各种现象的本质非常重要。
除此之外，该方法也可以模拟各种细节，例如不
同土层的变化、地下水的移动、渗漏的水量等。
此外，非饱和渗流分析也可以用来预测指定区域水源的变化，这在水资源及建设规划中具
有重要意义。
预测结果根据具体地质条件不同，可区分出可能的详细分布，有助于更有效、更精确地管理水资源和水文工程建设。
非饱和渗流分析是综合性的水文学研究方法，是多学科融合的典范。
它可以帮助我们了解
不同土壤条件下水分的变化特征，从而更好地评估水的保留和调节能力，为科学管理水资
源提供合理的建议。
基于饱和—非饱和渗流理论对渠堤进行渗流分析计算
基于饱和—非饱和渗流理论对渠堤进行渗流分析计算本文基于饱和-非饱和渗流理论，建立渠堤边坡二维渗流模型，利用Geo-Studio的SEEP/W进行渗流分析计算。
根据计算结果，得出渗流速度、渗透坡降，渗透流量等参数，并提出相应工程措施，避免发生渗透破坏，为类似非饱和土体渗流分析计算提供参考。
标签：渗流；饱和-非饱和；渗透坡降；防渗措施前言一般情况下，我们把流体在多孔介质中的流动称为“渗流”，传统土石坝或堤坝渗流分析，常忽略非饱和土的渗透性，造成计算结果不能真实反应地下水渗流，对防渗及边坡稳定计算有影响。
S.P.Neuman曾提出引入有限单元法对饱和-非饱和土体建立有限控制方程进行离散求解；Van Genuche得出的广泛应用的非饱和土体渗流计算公式。
本文在理论的基础上，拟合土壤水分特征曲线，利用有限分析软件Geo-Studio的SEEP/W建立二维渗流模型进行渗流计算，并提出相应的防渗措施，为类似饱和-非饱和渠堤或堤坝渗流分析提供参考。
1、饱和与非饱和渗流理论饱和-非饱和土体所具备的能量用力学观点解释为“土水势”。
其包括由重力场作用引起的重力势，由压强差引起的压强势和由土的基质对水分的吸附作用产生的基质势，非饱和区基质势0。
根据质量守恒定律以及假定渗透系数张量与坐标方向一致，得出：上式即为饱和-非饱和渗流基本微分方程。
2、数值分析计算本文选取某电站右岸渠堤，堤身采用砼面板砂卵石填筑，尾水渠底宽91m，正常水深7.94m，尾水渠道地质结构为第四系冲积层（Q42al、Q41al），地层岩性存在卵砾石夹砂、粘质或粉质土，覆盖层堆积厚度12～26m，下伏基岩为白垩系，下统夹关组（K1j）。
计算工况选择为：施工期尾水渠开挖至建基面高程354.5m，右岸地下水位为丰水期地下水位374.5m。
典型剖面的渗流场、水头等值线、渗透坡降等值线分别见图1图2。
计算结果表明：（1）右岸地下水渗流特征主要反应在覆盖层区域内，即渗流通道主要位于覆盖层，各剖面渗流特征均符合地下水流动规律；（2）各剖面的水头等值线均从影响范围边界向尾水渠中心降低，沿渗流路径变化缓慢，分布较均匀，在渗流逸出点附近分布加密。
非饱和渗流
非饱和渗流中渗透系数计算的推导（1） 拟合由实验测出测点的含水率和基质吸力的实验数据，所测得的含水率可算出其有效饱和度，即有效饱和度可由含水率表示出来，然后再用VG 模型拟合出土体的水分特征曲线SWCC 。
式中: 为有效饱和度，，为基质吸力。
拟合出VG 模型中的三个参数，即可得到有效饱和度与基质吸力的关系SWCC 曲线。
用所得到的有效饱和度，再由VG 模型可得到相对渗透系数与有效饱和度的关系而非饱和渗透系数与相对渗透系数的关系是：k w = k r w k s由土常规物理实验可测得土体的饱和渗透系数，即可得到非饱和渗透系数与含水率的函数。
（2）达西定律直接计算 由法国水力学家 H.-P.-G.达西在1852～1855年通过大量实验得出，1856年总结得出渗透能量损失与渗流速度之间的相互关系即为达西定律。
反映水在岩土孔隙中渗流规律的实验定律。
这个定律说明水通过多孔介质的速度同水力梯度的大小及介质的渗透性能成正比。
达西定律是多孔介质中流体所应满足的运动方程。
质量守恒是物质运动和变化普遍遵循的原理，将质量守恒原理具体应用在多孔介质中的流体流动即为连续方程。
达西定律和连续方程相结合便导出了土体中水分运动的基本方程。
根据达西(Darcy)定律和质量守恒定律，对于二维问题非饱和土壤水运动的基本微分方程如下：()()x y K K t x x y y θϕϕθθ⎡⎤∂∂∂∂∂⎡⎤=+⎢⎥⎢⎥∂∂∂∂∂⎣⎦⎣⎦式中θ为体积含水量；φ为总水势(总水头)，由基质势和重力势组成，φ= y+h ，y 为重力势(位置势)，h 为基质势；x K ，y K 为x ，y 方向的渗透系数，若土体为各向同性，则x K =y K =K （θ）由于非饱和渗透系数是基质吸力或者含水率的函数，故此方程为一个二阶非线性的偏微分方程，除少量问题外，一般情况下对此方程的解析求解是困难的，很多的问题需要用数值法求解。
由于非饱和土的渗透系数K 可以是基质吸力(负压水头)的函数，因此方程(5.1)的左端可以改写为：采用水头H 作为控制方程的因变量，得到非稳定流控制方程-Richards 方程为：()()x y w w H H H k k Q m x x y y tγ∂∂∂∂∂++=∂∂∂∂∂ 式中：x k 和y k 为x 和y 方向的渗透系数。
渗流模型知识点总结
渗流模型知识点总结一、渗流模型概述渗流模型是研究地下水运动及地下水资源管理的一种数学工具。
地下水是地球上水资源的重要组成部分，渗流模型的研究对于有效管理和可持续利用地下水资源具有重要意义。
渗流模型通过数学方法描述地下水在多孔介质中的流动过程，可以预测地下水位、地下水流速、地下水补给和排泄等重要参数，为地下水资源的管理和保护提供科学依据。
二、渗流模型的分类根据模型所涉及的方程和假设的不同，渗流模型可以分为不同的类型。
常见的渗流模型包括：1. 饱和渗流模型：描述地下水在孔隙中完全饱和的情况下的流动规律。
2. 非饱和渗流模型：描述地下水在孔隙中部分饱和或完全不饱和的情况下的流动规律。
3. 二维渗流模型：描述地下水在平面内的流动规律。
4. 三维渗流模型：描述地下水在空间内的流动规律。
根据模型的时间跨度，渗流模型又可以分为：1. 静态渗流模型：描述地下水在静态条件下的分布情况。
2. 动态渗流模型：描述地下水在时间上的变化规律。
渗流模型还可以根据所使用的计算方法不同来进行分类，主要包括有限元模型、有限差分模型、边界元模型等。
三、渗流模型的基本方程1. 边界条件：渗流模型中通常需要给定一定的边界条件，常见的包括恒定头水边界条件、恒定流量边界条件等。
2. 连续方程：描述地下水流线和水位分布的方程，通常为黎曼－莱布尼茨方程。
3. 速度场方程：描述地下水在多孔介质中的流速分布，通常为达西定律或理想渗流方程。
4. 保温方程：描述地下水的运动过程中能量守恒的方程。
5. 变渗透率方程：描述多孔介质中渗透率随深度和位置变化的方程。
以上方程是渗流模型中最基本的方程，通过这些方程可以描述地下水在多孔介质中的流动规律。
四、渗流模型的建立和求解建立一个合适的渗流模型是研究地下水运动的关键。
渗流模型的建立通常需要以下几个步骤：1. 收集地下水数据：包括地下水位、渗透率、孔隙度等信息。
2. 建立地下水模型：通过建立连续方程、速度场方程和边界条件等方程，构建地下水的数学模型。
非饱和土渗流_变形耦合的数值分析
第33卷第3期土木建筑与环境工程Vo l.33No.3 2011年6月Jo urnal o f Civ il,Architectural&Env ir onm ental Engineering Jun.2011非饱和土渗流 变形耦合的数值分析吴礼舟,黄润秋(成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,成都610059)摘 要:基于一维非饱和土的渗流 变形控制方程,采用Flex PDE(Partial differential equation)软件对该耦合方程组进行求解分析。
该方法突破了解析法对非饱和土导水系数函数的特殊限定,适用于任意的土 水特征曲线表达式;还可考虑到饱和时的渗透系数以及孔隙率是变量。
与解析解相比,该数值解表现较高的精度,具有解决非饱和土耦合问题的可行性。
计算分析表明,非饱和土渗流 变形耦合作用对暂态孔隙水压力分布产生重要的影响,在降雨入渗过程中需考虑土体渗流 变形耦合的影响。
降雨初期,位移随着时间明显增大,地表出现下沉,考虑耦合效应的孔隙水压力慢于非耦合情况,原因是H值为正的。
随着降雨持续时间的增大,地表下沉的速度减缓,到最后变形开始稳定。
位移的变化快慢与孔隙水压力变化规律相同。
地表沉降量还与初始孔隙水压力分布以及H值密切相关。
饱和时的渗透系数以及孔隙率对非饱和土降雨入渗以及稳态流的分布产生影响,但对其地表变形产生的影响微弱。
关键词:非饱和土;渗流 变形耦合;降雨入渗;数值分析中图分类号: 文献标志码:A 文章编号:1674 4764(2011)03 0063 05Numerical Analysis of Seepage and Deformation in Unsaturated SoilsWU Li zhou,H UANG Run qiu(State K ey L abo rato ry of Geo log ical Hazard Pr evention and G eolog ical Envir onment P ro tect ion,Chengdu U niversit y of T echnolog y,Chengdu610069,P.R.China)Abstract:Based o n one dimensional seepage and deform ation g overning equations,PDE softw are is used to analyze the coupled go ver ning equatio ns.T he metho d is available to arbitrary functions of SWCC(soil w ater char acteristic curv e),and it co nsiders that both the co efficient o f perm eability at satur ation and the por osity chang e w ith soil pared w ith analytical so lution,the num erical solutio n show s hig h precision and it can effectively so lve coupling pr oblem s.It is found that coupling effect of seepage and defo rmatio n in unsaturated soils plays an important ro le in the pore w ater pressur e profiles,and that the coupling effect should be consider ed during rainfall infiltration.At ear ly stage of rainfall infiltratio n, settlement obviously increases w ith time,and the por e w ater pressure co nsidering the co upling mov es mo re slow ly than that w ithout co nsidering coupling due to positive H.The settlement is related w ith initial pore w ater pressur e pro files and H value.T he coefficient of perm eability at saturation and the porosity have an effect on r ainfall infiltration and steady state seepage,but their change has a w eak influence on defo rmation in unsaturated so ils..Key words:unsaturated soil;coupled seepag e and deform ation;rainfall infiltration;numerical analysis非饱和土的渗流 变形耦合一直岩土工程界的一个研究热点。
GeoStudio非饱和渗流关键问题探讨
土水特性曲线的研究，起源于土壤学和土壤物理学。当时主要着重于 天然状态下表层土壤吸力的变化、土壤的持水特性及水分运动特征的 研究，基质吸力值一般小于100kPa。
⎢⎣1
φ1
O
φm
L
O L
φ1n φ2n
⎤ ⎥ ⎥
M
φmn
⎥ ⎥ ⎥⎦
⎧1⎫
{ }A
=
⎪⎪ ⎨ ⎪
A1 M
⎪⎪ ⎬ ⎪
⎧θ ⎨⎩θs
⎫ ⎬ ⎭
=
⎡θ1
⎢⎣
θs
θ2 θs
L
θm ⎤T θs ⎥⎦
⎩⎪ An ⎭⎪
一、非饱和土特性
4、利用约束优化模型求解土水特征曲线-2
Ri ( A) = 1 + ϕi A1 + L + ϕin An −θi
{ } θ = F (ϕ ) = C (ϕ )
θs
1
Ln[e + (ϕ / α )n ] m
C(ϕ ) = 1 − Ln(1 + ϕ / ϕr )
Ln(1 + 106 / ϕr )
公式中，体积含水量的取值范围为：θ ∈[0,θs ] ，基质吸力的取值范围
为：ϕ ∈[0,ϕmax ] ，ϕmax 为土体含水量 θ =0时，所能达到的最大基质吸力。由 此可见，公式适用于全吸力范围的任何土类。但公式形式较为复杂， 给实际应用者带来诸多不便。
θ /θs
有关渗流的概念
有关渗流的概念渗流是指在固体颗粒之间或者多孔介质中流体（包括气体和液体）从一个地方流向另一个地方的现象。
渗流是一种重要的自然现象，在地球的各个角落都能观察到渗流现象的存在。
渗流不仅在地球上广泛存在，在工程和科学研究中也扮演着重要的角色。
以下将详细介绍渗流的概念以及其在不同领域的应用。
渗流的概念渗流是指在多孔介质中流体的流动现象。
多孔介质可以是岩石、土壤、砂土或其他材料构成的物体，其中包含许多微小的空隙或孔隙。
这些孔隙可以是连接的，也可以是孤立的。
渗流是由于液体或气体在多孔介质中的净流，其方向可能是自上而下、自下而上、水平或混合方向。
流体的渗透性是决定渗流的重要参数。
在渗流过程中，流体从一个地方流向另一个地方，这种流动往往涉及到流体的输运和扩散。
渗流可以是稳定的，也可以是非稳定的，取决于介质的性质以及操作条件。
多孔介质中的渗流可以分为饱和渗流和非饱和渗流。
饱和渗流是指全部孔隙都被流体填满的渗流过程。
饱和渗流在岩石中普遍存在，如地下水渗流等。
非饱和渗流是指只有一部分孔隙关联着流体的渗流过程。
非饱和渗流在土壤中常常发生。
渗流的应用渗流在很多领域都有广泛的应用，下面列举了一些主要的应用领域：1. 地下水资源管理：渗流在地下水资源管理中起着关键作用。
地下水是地球上最重要的淡水资源之一，渗流过程决定了地下水的生成、运移和补给。
了解地下水渗流的特点和参数可以帮助对地下水资源进行合理利用和保护。
2. 油气田开发：渗流是石油和天然气储层开发中的一个重要过程。
通过了解储层的渗透性和渗流特性，可以预测油气分布、优化生产方式和提高采收率。
3. 地质工程：渗流在地质工程领域有着广泛的应用，如地下水位降低、土壤和岩石的边坡稳定性分析等。
通过对渗透性和渗流规律的研究，可以评估和预测地质工程中的渗流现象，并采取相应措施。
4. 污染和土地保护：渗流过程在污染和土地保护方面也起着重要的作用。
了解渗流规律可以帮助预测污染物的迁移和扩散，从而采取相应的控制措施。
055非饱和土壤渗流模拟
的分布形式：
4.42 101 e25.3 0.35 D ( ) 0.8 0.35 0.38 1885e (单位cm2/min)
(5)
计算t=120min和t=540min时土壤水浓度。 1.1.1 求解步骤
1.1.1.a 选择项目
(1)
启动 SciFEA，选择“项目”—>“新建项目”菜单或选择新建项目 按钮 弹出如图 1-1 所示的对话框。
( Z , 0) 0 (Z ), 0 Z H
其中, H 是下边界深度， H 。
(2)
1.3 边界条件 假设地表处于湿润状态下的入渗，且地表处基质势维持不变时；或在蒸发条 件下，地表处于风干状态时，均可将地表处土壤水势作为已知水势处理。
( Z , t ) 0 ( Z , t ), Z 1
1.4 计算参数
(3)
考虑从地表到地下120cm处的土壤，初始条件为一分段分布的土壤水浓度函 数，具体表达式如下： 0.15 z /1200 ( z, 0) 0.2
(4)
在地表进行灌溉时，地表含水率保持为0.38, 地表一下120cm处仍然保持0.2
5 35.8 的含水率。导水率 K ( ) 3.24 10 e (单位cm/min)；扩散率特征曲线为如下
图 1-2 选择材料参数输入
填写完成力学参数
(2)
选择“前处理”—>“边界条件”按钮，或者单击工具条中的
按钮
弹数据输入表格。按照问题描述中的参数依次填入边界条件数据表 格。填写完成后如图 1-5 所示。
图 1-5 填写完成热边界
图 1-6 填写完成荷载边界 1.1.1.c 建模、设置材料属性和施加边界条件
浅谈非饱和渗流的几个基本问题
浅谈非饱和渗流的几个基本问题
随着科技的发展，渗流现象变得越来越重要。
非饱和渗流是研究地下水运动的重要工具，也是地下水资源的重要组成部分。
本文的目的，是通过介绍非饱和渗流的几个基本问题来深入研究非饱和渗流的特性。
首先，非饱和渗流涉及到地下水表面之间相互作用的问题。
地下水表面之间是介质，介质之间会发生相互作用，从而影响渗透性和局部截留。
当地下水流动时，介质会改变形态，从而影响流速和流向。
其次，非饱和渗流还涉及到渗透性的问题，它衡量地下水流动的空间长度与距离的比值。
当介质的渗透性发生变化时，流速和流向也会发生变化。
最后，非饱和渗流还涉及局部截留的问题，它指的是地下水流线或流热在局部区域受到阻碍的情况，从而影响流动。
非饱和渗流的几个基本问题都涉及到了地下水流动的性质和特点。
讨论这些问题可以让我们更好地理解和研究地下水流动，从而为利用地下水资源提供重要的科学依据。
首先，研究人员应该重视地下水表面之间相互作用的问题。
为了充分利用地下水资源，应该尽可能地减少介质之间的相互作用，从而获得更大的渗透性和局部截留效果。
其次，还需要研究介质渗透性的变化，即应考虑介质的空间长度和距离的比值变化，以便清楚地了解其对流速和流向的影响。
最后，应该关注局部截留的问题，研究阻碍地下水流动的因素，从而充分利用地下水资源。
总而言之，地下水流动的特性和性质具有复杂性，涉及到地下水
表面之间的相互作用，介质的渗透性，以及局部截留的问题。
在研究非饱和渗流的过程中，我们应该十分重视这些基本问题，以便更好地理解和利用地下水资源。
非饱和土力学-第三节渗透性 Color
导水率
k ()
非饱和土的渗透系数显然受饱和度影响。饱和度低，孔隙中的气 占据了较大的体积，阻碍水的流动，过水断面面积也缩小，自然 渗透系数低。
与θ有关，通过实验得出实验曲线，然后 拟合出经验公式，常用的形式有：
n k() k s ( ) k sSn r s
k ()
or
a k (s) n s b
uw
w (hp 3 hp 4 ) 2
i
hw3 hw 4 d
试样的气压力由水银柱 高差hm求得 ua m hm
q Vd 渗透系数： K w i At (hw3 hw 4 )
不同的吸力S，用上述方法测得不 同的渗透系数，建立Kw--S关系， 如图所示。土的干密度不同，曲线 有所不同。
2 r
)
se 2 se 2 k a K d [1 ( ) ] [1 ( ) ] s s
Kd—干土时的透气 系数
Sr Sl Se 1 Sl
气的渗透系数随含水率急剧
变化。图是一种土的水渗透 系数和气渗透系数试验结果。
关于气的渗透流动，往往只
在非饱和土固结计算中要反 映固、液和气的耦合作用时 才考虑，通常所要计算的渗 流问题还是指水的渗流。
非饱和土的含水量表示
即重量含水量w=mw/ms 非饱和土力学，用水的体积与土体体积之比表 示更为方便，即体积含水量 Vw / V 。w 与θ 之间有以下换算关系
土的含水量通常用水重与干土重的比值来表示，
d w
d 为土体干密度， w 为水的密度。
体积含水率
Vw / V nSr
c为空气浓度，是绝对气压的函数，c=f(ua)；
为沿y方向的浓度梯度; u ua为空气压力； y 等为沿y方向空气压力梯度。 式中负号表示沿浓度梯度减小的方向流动。
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非饱和渗流中渗透系数计算的推导
（1） 拟合
由实验测出测点的含水率和基质吸力的实验数据，所测得的含水率可算出其有效饱和度，即有效饱和度可由含水率表示出来，然后再用VG 模型拟合出土体的水分特征曲线SWCC 。
式中: 为有效饱和度，，为基质吸力。
拟合出VG 模型中的三个参数，即可得到有效饱和度与基质吸力的关系SWCC 曲线。
用所得到的有效饱和度，再由VG 模型可得到相对渗透系数与有效饱和度的关系
而非饱和渗透系数与相对渗透系数的关系是：
k w = k r w k s
由土常规物理实验可测得土体的饱和渗透系数，即可得到非饱和渗透系数与含水率的函数。
（2）达西定律直接计算 由法国水力学家 H.-P.-G.达西在1852～1855年通过大量实验得出，1856年总结得出渗透能量损失与渗流速度之间的相互关系即为达西定律。
反映水在岩土孔隙中渗流规律的实验定律。
这个定律说明水通过多孔介质的速度同水力梯度的大小及介质的渗透性能成正比。
达西定律是多孔介质中流体所应满足的运动方程。
质量守恒是物质运动和变化普遍遵循的原理，将质量守恒原理具体应用在多孔介质中的流体流动即为连续方程。
达西定律和连续方程相结合便导出了土体中水分运动的基本方程。
根据达西(Darcy)定律和质量守恒定律，对于二维问题非饱和土壤水运动的基本微分方程如下：
()()x y K K t x x y y θϕϕθθ⎡⎤∂∂∂∂∂⎡⎤=+⎢⎥⎢⎥∂∂∂∂∂⎣⎦⎣⎦
式中θ为体积含水量；φ为总水势(总水头)，由基质势和重力势组成，φ= y+h ，y 为重力势(位置势)，h 为基质势；x K ，y K 为x ，y 方向的渗透系数，若土体为各向同性，则x K =y K =K （θ）
由于非饱和渗透系数是基质吸力或者含水率的函数，故此方程为一个二阶非线性的偏微分方程，除少量问题外，一般情况下对此方程的解析求解是困难的，很多的问题需要用数值法求解。
由于非饱和土的渗透系数K 可以是基质吸力(负压水头)的函数，因此方程(5.1)的左端可以改写为：
采用水头H 作为控制方程的因变量，得到非稳定流控制方程-Richards 方程为：
()()x y w w H H H k k Q m x x y y t
γ∂∂∂∂∂++=∂∂∂∂∂ 式中：x k 和y k 为x 和y 方向的渗透系数。
对于饱和土x k 和y k 为饱和渗透系数，对于非饱和土x k 和y k 为总水头w u 的函数，需要引入渗透性函数；Q 为施加的边界流量；w m 为释水系数，指含水量随孔隙水压力的变化，需要引入土体的土-水特征曲线；w γ为水的重度。
t
h h t ∂∂∂∂=∂∂θθ。