第三章_土中水的运动规律(1)分析
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 )
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• •
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
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The End
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土中水的运动规律
土中水的运动规律土中水的运动规律是指水在土壤中的流动和分布的规律。
土壤中的水分运动是一个复杂的过程，受到多个因素的影响，如土壤类型、土壤孔隙度、水力条件、根系活动以及气候等。
通过研究土中水的运动规律，可以更好地理解水分循环和地下水资源的形成与分布，对水文循环模型的建立和水资源管理具有重要意义。
1. 水分下渗规律土壤中的水分主要通过下渗进入深层土壤或地下水层。
下渗规律取决于土壤的孔隙度和渗透性，水分的下渗速率与土壤孔隙度呈正相关关系。
土壤孔隙度越高，水分下渗的速率越快。
此外，土壤质地也影响下渗规律，例如，砂土的渗透性较好，能够较快地将水分下渗到深层。
2. 土壤中水分的传导规律土壤中的毛细现象是水分在土壤中传导的重要机制之一。
毛细现象是由于土壤颗粒表面的毛细管作用引起的。
水分分子在土壤孔隙中通过毛细现象向上运动，这种运动规律被称为上升运动。
毛细现象的主要影响因素包括土壤颗粒间的间隔距离、土壤颗粒表面的湿度和土壤毛细管的直径。
3. 根系对土壤中水分的摄取规律植物根系是水分在土壤中运动的重要因素之一。
根系通过吸收土壤中的水分供给植物的生长和代谢所需。
根系的分布范围和活动水平会影响水分在土壤中的分布和运动规律。
在干旱季节，植物的根系会向深层土壤迁移，从而增加了土壤中水分的储存量。
4. 土壤中水分的蒸发规律土壤中的水分在受到外界环境的作用下会发生蒸发。
土壤中水分的蒸发过程可以通过温度、湿度和风速等因素来描述。
温度越高，湿度越低，风速越大，土壤中的水分蒸发越快。
此外，土壤表面的覆盖物（如植被）也会影响土壤中水分的蒸发规律，植被的存在可以减缓土壤中水分的蒸发速率。
5. 土壤中水分的径流规律当土壤中的水分超过其持水能力时，多余的水分会以径流的形式流出。
土壤中水分的径流规律受到降雨强度、土壤质地、土壤饱和度和土壤坡度等因素的影响。
降雨强度越大，土壤的饱和度越高，土壤中水分的径流量越大。
综上所述，土中水的运动规律受到多个因素的综合影响。
土中水的运动规律
土中水的运动规律土壤中的水分是一种重要的自然资源，它对植物生长和生态系统的维持起着至关重要的作用。
土壤中的水分运动规律是指水分在土壤中的流动和分布特征，了解土中水的运动规律对于合理地利用和管理水资源具有重要意义。
水分在土壤中的运动主要有三种形式：下渗、上升和水分的水平运动。
下面将对这三种形式进行详细解释。
首先，下渗是指在降雨或灌溉等外界输入水分的作用下，水分由土壤表面逐渐向下渗透的过程。
下渗的速率与土壤的性质密切相关，包括土壤的渗透性、含水量和坡度等。
渗透性较强的土壤能够较快地将水分吸收并向下渗透，而具有较低渗透性的土壤则会形成水分渗透的阻碍。
其次，上升是指土壤中的水分由根系吸力和毛细作用等因素的作用下，逆向运动向土壤表面移动的过程。
植物根系的吸力和土壤毛细作用是上升的主要驱动力，它们能够克服重力和土壤水分的阻力，使水分从较深层次向上运动，满足植物对水分的需求。
最后，水分的水平运动是指水分在土壤中沿着水势梯度从高水势区向低水势区移动的过程。
土壤水分的水势梯度是由土壤的物理结构和含水量分布所决定的，水分会沿着水势梯度向低水势移动。
水分的水平运动在土壤湿润和干燥的交界处较为明显，能够调节土壤中的水分分布，维持土壤的湿润程度。
影响土中水的运动规律的因素有很多，包括土壤类型、土壤质地、地形坡度、降雨量和植被状况等。
土壤类型和质地决定了土壤的渗透性和蓄水能力，影响了水分的下渗和水平运动；地形坡度对水分的下渗和水平运动有很大的影响，陡坡地的水分会迅速流失；降雨量的大小和分布影响了土壤中的水分储备和水分的下渗速率；植被状况能够通过根系吸力的作用促进水分的上升运动。
在实际生产和生活中，我们可以根据土中水的运动规律进行水资源的合理利用和管理。
例如，在农业生产中，我们可以根据土壤类型和质地选择合适的灌溉方式和灌溉量，以确保水分能够充分渗透到作物根区并被利用；在城市建设中，可以合理规划排水系统，避免水分的积聚和滞留，防止城市内涝的发生。
土力学土质学第三章.
v q F
v0
q F
v F n v0 F
达西定律的适用范围
1、粗粒土
Reynold试验：
Re
vd
当1≤Re≤10时（层流），达西定律适用。
适用于：中砂、细砂、粉砂； 不适用：粗砂、砾石、卵石等。
2、粘土（非线性渗透）
v a
c b
0 I0
I
v kI I0
三、土的渗透系数
1、室内试验测定法 ➢ 常水头渗透试验
土柱体内水的重力在ab方向的分力，与水流 方向一致；
w (1 n)lF cos
土柱体内土颗粒作用于水的力在ab方向的分 力，与水流方向一致；
lFT
水渗流时，土柱中的颗粒对水的阻力，与水 流方向相反；
根据水流方向作用在土柱体ab内水上力的平衡条件：
wh1F wh2F wnlF cos w (1 n)lF cos lFT 0
1、流网及其性质
➢ 流网：等势线和流线交织成的网格； ➢ 流网性质：流网是相互正交的网格；
流网为曲边正方形； 任意两相邻等势线间的水头损失相等； 任意两相邻流线间的单位渗流量相等。
2、流网的绘制
3、流网的工程应用
（1） 渗流速度计算
任意两等势线间水头差： h h n 1
则所求网格内的渗流速度： v kI k h kh l (n 1)l
即：
wh1 wh2 wl cos lT 0
其中：
cos z1 z2
l
所以可得：
T
w
(h1
z1) (h2 l
z2 )
w
H1
H2 l
wI
动水力计算公式为：
GD T wI
2、流砂现象、管涌和临界水力梯度
3-第三章土中水的运动规律
h变化 a，A，L
h，t
条件 已知
测定 算定 取值 适用
h=const
h，A，L Q，t
QL k Aht
k
aL h1 ln At h2
重复试验后，取均值 粗粒土
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
试验方法：
理论依据： A=2πrh 抽水量Q 观察井
结 论：
土中发生向上的渗流时，由于孔隙 水向上渗流，并且作用在土颗粒上 一个向上的体积力，使得土骨架应 力降低，而该体积力反作用于孔隙 水上，使孔隙水应力增加，增加和 减小的数值相等，均为γwh。
3、单位渗流力：每单位土体内土颗粒所受的渗流作用力 用 j 表示，单位为kN/m3
当h1=h2时，无渗流发生 当h1>h2时，向上渗流 当h1<h2时，向下渗流
无粘性土
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
（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： Q=vAt 测量对应于某一时段t， v=ki 流经试样的水量Q
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。
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。
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。
大学基础类课件土中水的运动规律
二、毛细水上升高度及上升速度
毛细水的上升高度，可根据水的表面张力以及水在毛细 管内弯液面的角度进行计算（图3-2）。 毛细水上升的最大高度为：
hmax 2 4 r w d w
据理论计算，当d=0.00001cm时，h=300m。实际是不 可能的。天然土层中，毛细水上升高度很少超过数米。因为 孔隙很细小，又有结合水膜的阻碍，一般砂土和粘性土，毛 细水上升不高，粉土和粉质亚粘土较高。 毛细水上升的速度：粗粒土毛细水上升速度较快，细粒 土上升速度慢，饱和土无毛细水（图3-3）。
1 2 1 2 1 2 1 2 i i v 1 2 1 1 2 2 1 2
1 1
2 2
1
2
i
三、影响土的渗透性的因素
1、土的粒度成分及矿物成分 颗粒大小、形状及级配，影响孔隙大小及形状，也影响 渗透性。土颗粒越粗、越浑圆、越均匀时，渗透性就大。砂 土含较多粉土及粘土颗粒时，其渗透系数就大大降低。 土的矿物成分对卵石、砂土和粉土等粗粒土的渗透性影 响不大，但对粘性土的渗透性影响较大，主要是由于其亲水 性和有机质的含量。 2、结合水膜厚度 粘性土结合水膜较厚时，会阻塞土的孔隙，降低土的渗 透性。如在粘土中加入高价离子的电解质，会使土粒扩散层 厚度减薄，粘土颗粒会凝聚成粒团，土的孔隙因而增大，土 的渗透性也增大。
10 t
5、土中气体
10
土孔隙中的密闭气泡，会阻塞水的渗流，从而降低土的 渗透性。
四、动水力及渗流破坏 水在土中渗流时受到土颗粒的阻力 T，同样水流也有一 个力作用于土颗粒上，我们把水流作用在单位体积土体上的 力称为动水力GD，也称渗流力，动水力的作用方向与水流方 向一致。 1、动水力的计算公式：GD T w I
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是指在土壤中的水分在不同条件下的运动方式和规律。
对于农业生产、水资源管理等领域而言，了解土中水的运动规律对于实现高效用水、科学灌溉等方面具有重要的指导意义。
首先，土中水的运动受到土壤的渗透性和土壤含水量的影响。
不同类型的土壤对水分的渗透性有差异，例如，沙质土壤的渗透性较好，而粘性土壤的渗透性较差。
当土壤中的含水量较低时，水分更容易渗透进入土壤。
然而，当土壤中的含水量达到一定程度时，增加的水分会以多孔隙或毛细管的形式存储在土壤中。
因此，合理掌握土壤渗透性和含水量，有助于合理利用土地资源和水资源。
其次，土中水的运动受到水分的压力和土壤孔隙结构的作用。
土壤中的水分存在一定的压力，使得水分向低压力区域移动。
此外，土壤的孔隙结构也会影响水分的流动速度和方向。
当土壤中孔隙较大、连通性好时，水分的运动速度相对较快；相反，当孔隙较小、连通性差时，水分的运动速度较慢。
了解土壤孔隙结构和水分压力，有助于科学排水、提高灌溉效果。
此外，土中水的运动还受到土壤的水分流动无序性和重力作用的影响。
土壤中的水分运动往往呈现无序性，存在较为复杂的渗流路径和流向。
水分在流动过程中受到土壤颗粒的摩擦、黏附力和重力的作用，这些因素会影响水分运动的方向和速度。
因此，在农业生产中，合理安排灌溉方式和施肥间隔，有助于优化土壤中水分的分布和运动。
综上所述，土中水的运动规律与土壤的渗透性、含水量、水分压力、孔隙结构、无序性以及重力作用密切相关。
了解土中水的运动规律，可以指导农业生产中的灌溉施肥、水资源管理等工作，实现高效用水、提高农作物产量、保护水资源等目标。
因此，在实际应用中，我们应当结合具体的土壤条件和需求，科学合理地利用土中水的运动规律，推动农业的可持续发展。
土中水的运动规律
土中水的运动规律概述土中水的运动是地下水循环过程的重要组成部分，对于土壤水分的分布和地下水资源的利用有着重要的影响。
了解土中水的运动规律对于水资源的管理和环境保护具有重要的意义。
本文将深入探讨土中水的运动规律，包括水分在土壤中的渗透过程、水分的迁移与输送以及水分在土壤中的储存。
水分的渗透过程驱动力：毛细力和重力土壤中的水分向下渗透的过程主要受到两种驱动力的作用：毛细力和重力。
毛细力是由于土壤颗粒表面的毛细现象引起的，在细小土壤孔隙中，水分分子的作用力会使得水向上升或向下降。
重力是指因重力作用而使水分向下渗透。
孔隙度和土壤质地的影响水分的渗透过程受到土壤的孔隙度和质地的影响。
孔隙度是指土壤中的孔隙空间所占总体积的比例，决定了土壤的持水能力和透水性。
质地是指土壤中各种颗粒的相对含量和大小，影响土壤的孔隙结构和水分的渗透能力。
粘土质地的土壤孔隙较小，导致水分渗透速度较慢；砂质质地的土壤孔隙较大，使得水分能够较快地渗透。
饱和渗透和非饱和渗透水分的渗透过程可以分为饱和渗透和非饱和渗透。
饱和渗透发生在土壤中的孔隙充满水分的情况下，水分向下渗透的速度相对较快。
非饱和渗透则发生在土壤孔隙中既有空气又有水分的情况下，水分的渗透速度较慢。
在非饱和状态下，水分的渗透速度与土壤的毛细力有关。
渗透系数和渗透速率渗透系数是衡量土壤水分渗透能力的指标，表示单位时间内单位面积的水分通过土壤垂直渗透的能力。
渗透速率则表示单位时间内单位面积的水分通过土壤垂直渗透的实际速度。
渗透系数和渗透速率可以通过实验测定或数学模型进行估算。
水分的迁移与输送饱和带和不饱和带在地下水埋藏层中，饱和带是指地下水完全填充土壤孔隙的区域，不饱和带是指地下水面以下的土层中同时存在水和空气的区域。
饱和带和不饱和带之间存在一条分界线，称为水位面，水位面上方是不饱和带，下方是饱和带。
土中水在饱和带和不饱和带之间的迁移与输送过程受到土壤水分势差的驱动。
土壤水分势差土壤水分势差是指不同位置处土壤水分的能量差别，是土壤水分迁移与输送的主要驱动力。
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。
土中水的运动规律
土中水的运动规律以土中水的运动规律为标题，我们来探讨一下土壤中水分的运动方式和规律。
土壤中的水分运动与土壤的物理性质、水分状况以及外部环境等有关，它对农田的灌溉和排水、水资源的利用和保护具有重要意义。
我们来讨论土壤中水分的来源。
土壤中的水分主要来自降水和地下水的补给，其中降水是土壤水分的主要补给来源。
雨水透过土壤表层，渗入土壤中形成入渗水，这部分水分被土壤颗粒吸附和保持，为土壤中的毛细水。
当土壤中的毛细水达到饱和状态时，超过土壤毛细水能力的雨水将向下渗透，形成深层水。
我们来看土壤中水分的运动方式。
土壤中的水分主要有三种运动方式：入渗、上升和下渗。
入渗是指降水透过土壤表层，渗入土壤中的过程。
土壤的入渗性取决于土壤的质地、结构、含水量以及降雨的强度等因素。
质地较粗糙的土壤，如砂土，入渗速度较快；而质地较细腻的土壤，如黏土，入渗速度较慢。
此外，土壤的结构也对入渗有影响，土壤结构疏松的入渗性较好，而结构紧密的土壤入渗性较差。
上升是指土壤中的水分通过毛细力向上运动的过程。
土壤中的毛细水能够被土壤颗粒吸附和保持，形成毛细管系统。
当土壤中的毛细力大于重力时，水分就能够向上运动，这种现象称为毛细上升。
毛细上升对植物的根系吸收水分起到了重要的作用。
下渗是指土壤中的水分向下运动的过程。
当土壤中的毛细水达到饱和状态时，超过土壤毛细水能力的雨水将向下渗透。
下渗速度取决于土壤的质地、结构、含水量以及渗透层的下边界等因素。
土壤质地较粗糙、结构疏松的下渗速度较快，而质地较细腻、结构紧密的下渗速度较慢。
我们来讨论土壤中水分的分布规律。
土壤中的水分分布主要取决于土壤的水分势差和地形。
水分势差是指土壤水分与周围环境之间的差异，它决定了水分的运动方向和速度。
一般情况下，水分势差大的地方水分运动较快，水分势差小的地方水分运动较慢。
地形对土壤中水分的分布也有一定的影响，比如山坡上部水分相对较多，容易形成积水，而山坡下部水分较少，容易出现干旱现象。
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包括渗流、重力流和径流等。
下面将依次介绍它们的特点和相关参考内容。
渗流是指水分在土壤中通过孔隙和颗粒间隙的逐渐移动和传导过程。
其运动方向和速率主要受到土壤水分势、土壤类型、孔隙度、土壤水分饱和度、土壤结构等因素的影响。
渗流过程也受到达西定律和泥土水分运动定律的约束。
参考内容：- 达西定律：由法国科学家亨利·达西提出。
其核心原理是根据达西定律，单位时间内渗透液体体积通过渗流截面的速度与压力梯度成正比。
参考文献：P. Englezos, "The Darcy law and interfacial transport," Chemical Engineering Education, vol. 47, no. 4, pp. 226-230, 2013.- 泥土水分运动定律：由裴元宽等人提出。
通过试验和模型分析，研究土壤水分运动的物理方程、影响因素以及渗透速度等。
参考文献：S. Cui, M. Shi and H. Cui, "Simulation of soil moisture distribution under oil spill using Richa rds’ equation," Journal of Hydrology, vol. 587, p. 124955, 2020.重力流是指较大量的水通过土壤表面流动的现象。
主要是由于降雨强度大于土壤的渗透能力，导致多余的水不能渗入土壤而形成地面径流。
重力流的运动规律与地形、土壤类型、孔隙度、土壤饱和度等因素密切相关。
参考内容：- 地面径流模型：通过建立数学模型，模拟降雨对地面径流的影响。
其中著名的模型包括NRCS-CN模型和SWMM模型。
参考文献：R. H. Hawkins and R. A. Ward, "Storm Water Management Model - Version 5 - Reference Manual," UrbanWater Resources Research Program, School of Civil Engineering, Purdue University, West Lafayette, 2013.- 降雨径流响应模型：研究降雨时间和强度对地面径流的影响，从而预测土地利用变化对水文过程的影响。
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•重力： W1 W lFn
•土粒作用的对水的浮力反作用力
W1 W lF1 n
h2 •a点水压力 P1 whw1F
H2 •b点水压力
P2 whw2 F
•土粒对流水的阻力，方向与水
z2 流方向相反 •土体上下两面与流动方向垂直
的水压力
沿水流方向建立平衡方程（以水流方向为正）
wlF cos whw1F whw2F T 0
k10
kt
t 10
tc 时动力 粘滞系数
10 c 时动力 粘滞系数
5.封闭气泡的含量
四.动水力及渗流破坏
动水力GD： 水流作用在单位体积土体中土颗粒上的力 其反力为土颗粒对水流阻力T。
1.动水力的计算公式
取土柱体ab，以土柱体内的水作为隔离体，分析受力
h1
H1
T
P1 a z1
基准面
P2
b
l
W=W1+ W2
q2
k1 k2
I I1 I2 q q1 q2 F F1 F2
F1
h1
F2
h2
kh
kihi hi
垂直渗流
H1 H 2
q
F k1 k2
q q1 q2 F F1 F2 H H1 H2
h1 h2
kv
hi hi
ki
三.影响土的渗透性的因素 1.土的粒度成分及矿物成分
粒度成分：颗粒越粗、越浑圆、越均匀，则k
v 砂土
v k(I I0)
粘性土
I0
I0—起始水头梯度
I
二.渗透系数
（一）测定 1.室内试验测定 • 常水头试验 试验过程中水头保持常数 测得： 时间t内的流量Q a、b两点水头差 H 及距离l 土样的横截面积F
则： k Ql HF t
❖ 适用于透水性较大的土
• 变水头试验
试验过程中渗透水头差随时间而变化
海森经验公式：
h0
C ed10
h0
毛细水上升高度(m)
e
土的孔隙比
d10
土的有效粒径（m)
C
与土粒形状及表面洁净情况有关的系数
C 1105 ~ 5105 m2
2.毛细水上升速度：粗粒土>细粒土 结合水膜将减慢毛细水的上升速度
问题：为何干燥三的.砂毛土细及水压下力饱和的砂土均无法成形，
而一定含水量的湿砂却可捏成团？
W
W
1点：GD方向与W方向一致。渗透力使土体被压密，对稳定有利。
2点：GD方向与W方向正交。使得土粒有向下游移动的趋势，对 稳定不利。
3点：GD方向与W方向相反。减小土粒的有效重量，对稳定最不 利。
（1）.流砂
在上图3点处取单上位游体积土体为对象分析受力：
土体所受有效重力： W ' ' （方下游向向下）
•3
发生土层：细砂、W粉砂、粉2 •土及GD饱和低W塑性粘土
GD
W
外观表现：粘性土：土体隆起、鼓胀、浮动、断裂 无粘性土：泉眼（群）、砂沸、土体翻滚
原因
渗透破坏：冲蚀 水力劈裂
Teton坝失事现场现状
土中水 的运动
重力作用下土中水的渗流
土的渗透性
附加应力作用下孔隙水的挤出
土的渗透 固结
表面张力作用产生的水分的移动 孔隙水中离子浓度差别产生的渗附
土的毛细 现象
电极作用下土中水的电渗
有关实际工程问题
流砂、管涌、冻胀、渗透固结、 渗流稳定、粘性土的电加固
将 cos z1 z2 代入上式，整理得
l
T
w
h1 z1 h2
l
z2 w
H1 H2 l
wI
力T的反力即为所求的动水力
h1
H1
T
P1 a z1
基准面
P2
b
l
W=W1+ W2
h2
单位体积的动水力为
H2
GD wI
z2
方向：与渗流方向一致
2.渗透变形
上游
下游
•1 W
GD
GD
•3
2 • GD
第三章 土中水的运动规律
§3.1 §3.2 §3.4
土的毛细性 土的渗透性 土在冻结过程中水分的迁移与积聚
Teton
土坝，
高90m，
长1000m，
坝
1975年建成
（
次年6月失事
美
国
）
⑥③ ⑤
②
①
Teton坝渗流破坏过程
上午10:30 11:30
11：00 11:57
损失
直接8000万美元， 起诉5500起，2.5 亿美元，死14人， 受灾2.5万人，60 万亩土地，32公里 铁路被冲
第一节 土的毛细性
土的毛细现象：土中水在表面张力作用下，沿着土中毛细孔 隙向上及向体受潮
危害
引起路基冻害
土的沼泽化，盐渍化
一.土层中的毛细水带
正常毛细水带
毛细水
毛细网状水带 hc
毛细悬挂水带
重力水
二.毛细水上升高度与速度
1.毛细水上升高度：土中毛细水上升的最大高度
土粒间存在着毛细
压力产生的假粘聚力
第二节 土的渗透性
渗透：在水头差作用下，水透过土体孔隙的现象 渗透性：土允许水透过的性能
影响 • 造成水量损失，影响工程效益
• 改变土体的应力状态，造成渗流破坏
一.土的层流渗透定律
大多数情况下，土中水的渗流属于层流，符合达西定律
v k h kI 或 q k IF L
砂土中粘粒和粉粒含量多，则k 矿物成分：对粘土影响大。
亲水矿物、有机质含量多，则k 2.结合水膜厚度
结合水膜越厚，则k
3.土的结构
黄土：竖向有大孔隙， kz> kX 层状粘土中夹有粉砂层， kx> kz 粘性土：絮凝结构比分散结构有更大的透水性
4.温度
温度高，水的粘滞度降低，k
非标准温度10 c 测得的渗透系数kt须经过温度修正
v——渗流速度（m/s)； k——渗透系数， （m/s) ； I——水头梯度，为水头损失h
与渗透路径长度L之比 q ——渗透流量（m3/s)
V
k
1
I
h
h1
H1
1
2
z1 l
基准线
h2 H2
z2 F
适用范围 ❖ 砂土 V-I成线性关系，符合达西定律
• 粘性土 v kI I0
• 砾类土 V-I成非线性关系，土中水的流动状态为紊流， 不适用达西定律
土体所受渗透力： GD w'I （方向向上）
当 W ' GD'
此时
Y
W
'
GD'
•
0
1 W
GD
土粒的有效•粒3间压力为零， 2土• 粒G处D于悬浮W状态而失稳
上游 GD
W
流砂： 当渗流方向自下而上且渗透力大于或等于土的有效重 力时，土粒间压力为零，下土游颗粒群处于悬浮状态随水
流动的现象。
GD
发生部位：渗流逸• 1出处
k al ln h1 Ft h2
❖ 适用于渗透性小的粉土与粘土
室内试验 优点：设备简单，费用较省 缺点：不能反映现场土的实际渗透性
❖ 渗透性与土的结构有关，水平方向性的渗透性 与竖直方向的渗透性不同
❖ 取土过程中易造成扰动
常水头
变水头
2.现场抽水试验
(二）成层土的渗透系数 水平渗流
q1 q