土力学 第三章 土中水的运动规律
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可以在表面张 力和重力作用 下移动。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细悬挂水带
位于毛细水带的上部。
由地表水渗入而形成， 悬挂在土颗粒之间， 不与中下部的毛细水 相连。
当地表有大气降水补 给时，在重力作用下 向下移动。
正常毛细水带
又称毛细饱和带。
位于毛细水带的下部， 与地下潜水连通。
主要由潜水面直接上 升而形成，几乎充满 全部孔隙。
随着地下水位的升降 而作相应的移动。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细网状水带
位于毛细水带 的中下部，呈 网状分布。
毛细现象对工程的影响
➢ 毛细水的上升是引起路基冻害的因素之一； ➢ 毛细水的上升会引起房屋建筑的地下室过分潮湿； ➢ 毛细水的上升可能引起土地的沼泽化和盐渍化。
土层中的毛细水带
土层中由于毛细现象所湿润的范围称为 毛细水带。
根据形成条件和分布状况，毛细水带可 分为三种：
➢ 正常毛细水带 ➢ 毛细网状水带 ➢ 毛细悬挂水带
对渗流模型的要求
在同一过水断面，渗流模型的流量等于真实渗流的 流量；
在任一界面上，渗流模型的压力与真实渗流的压力 相等；
在相同体积内，渗流模型所受到的阻力与真实渗流 所受到的阻力相等。
平均流速与真实流速
渗流模型的平均流速 真实流速
v q (m s) F
真实渗流仅发生
q 在孔隙面积△F内 v F 0
毛细水带内含水量的变化
在毛细水带内，土的 含水量随着深度的减 小而减小，但到达毛 细悬挂水带后，土的 含水量随着深度的减 小而增大。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细水的上升高度
P
S
S
G
d
作用在毛细水 柱上的上举力
土的毛细现象：由于表面现象产生的水分移动；
在土颗粒的分子引力作用下结合水的移动：如冻 结时土中水分的移动；
由于孔隙水溶液中离子浓度的差别所产生的渗透 吸附现象。
与土中水的运动有关的工程问题
流砂，管涌 冻胀 渗透固结 渗流时的边坡稳定
第一节 土的毛细现象
毛细现象 土中水在表面张力作用下，沿着细微的孔隙 向上及向其它方向移动的现象。
表面张力
P S 2 r cos 2 r cos
G w r 2hmax
P G 2 r cos w r 2hmax
hmax
2 r w
4 d w
Байду номын сангаас
max h
第二节 土的渗透性
内容提要
渗流模型 土中水渗透定律 土渗透性的影响因素 工程应用（动水力，流砂，管涌）
土中水的渗流： 在水头差作用下，土体中的自由水通过土体 孔隙通道发生流动的现象。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细水带的产生
毛细水带的产生取决于当地的水文地质 条件。
当地下水位很高时，可能只有正常毛细 水带，而没有毛细悬挂水带和毛细网状 水带。
当地下水位较低时，可能同时产生三个 毛细水带。
土的渗透性： 土能让水等流体通过的性质。
与渗透性相关的工程问题
基坑开挖排水 修筑渗水路堤 饱和粘性土地基的沉降 施工降水 地下水开采 土石坝及堤岸的稳定性
水在孔隙中的 真实运动轨迹
渗流模型
理想化的 渗流模型
对渗流的简化：
不考虑渗流路径的迂回曲折，只分析它的主要流向；
不考虑土体中颗粒的影响，认为孔隙和土颗粒所占的空间 之总和均为渗流所充满。
层流渗透定律
达西（Darcy）定律
层流的渗透速度与水头梯度成正比
达西定律
vkI
q kIA
v—渗透速度（m/s） k—渗透系数（m/s） q—渗透流量（m3/s） I—水头梯度
达西定律
h1
测压管
a
水流
l 基准面
b F
z2
h2
H2
ΔH
水头梯度I：沿着 水流方向单位长度 上的水头差。
a、b两点的水头梯 度:
第三章 土中水的运动规律
本章要点
Darcy渗流定律及其应用； 渗透系数的测定方法； 影响土的渗透性的主要因素； 动水力（渗流力）的概念和计算方法； 流砂、管涌的概念及发生的判别方法；
土中水的运动原因和形式
土的渗透性问题：重力作用下的地下水的流动； 土的固结问题：在土中附加应力作用下孔隙水的
挤出；
(m
s)
F—过水断面面积（m2） q—渗流流量（m3/s）
ΔF— 过 水 断 面 F 中 所 包含的孔隙的面积。
平均流速与真实流速
v
v0
F F
n
n < 1.0
v < v0
渗流模型的平均流速小于真实的渗流流速
土的层流渗透定律
土体中孔隙一般较小，水在孔隙中渗流时的
粘滞阻力很大，流速缓慢。
层流
层流：水流流线互相平行的流动。
I HH1H2
l
l
渗透流量q：单位 时间内流过土截面 积F的流量。
H1
z1
土的渗透系数参考值
土的类别 粘土
粉质粘土 粉土 黄土 粉砂
渗透系数（m/s） < 5×10-8
5×10-8～1×10-6 1×10-6～5×10-6 2.5×10-6～5×10-6 5×10-6～1×10-5
土的渗透系数参考值
土的渗透系数
土的渗透系数的测定方法： 室内试验测定
➢ 常水头试验 ➢ 变水头试验
现场抽水试验
l
常水头渗透试验
a
对于粘土中水的渗流，达西定律需进行 修正。
粘土的渗透规律
流速v
粘土中自由水的渗流受
砂土
a
c
f
粘土
到结合水的粘滞作用所 产生的很大阻力，只有 克服结合水的粘滞作用 才能开始渗流。
b
克服结合水的粘滞作用
所需要的初始水头梯度，
称为粘土的起始水头梯
O de I0
水头梯度I
度I0。
粘土中的达西定律：
vkI I0
土的类别 细砂 中砂 粗砂 圆砾 卵石
渗透系数（m/s） 1×10-5～5×10-5 5×10-5～2×10-4 2×10-4～5×10-4 5×10-4～1×10-3 1×10-3～5×10-3
达西定律的适用范围
达西定律只适用于层流的情况，一般只 适用于中砂、细砂、粉砂等土类中水的 渗流。
对于粗砂、砾石、卵石等粗颗粒土，水 的渗流速度较大，不再是层流而是紊流， 达西定律不再适用。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细悬挂水带
位于毛细水带的上部。
由地表水渗入而形成， 悬挂在土颗粒之间， 不与中下部的毛细水 相连。
当地表有大气降水补 给时，在重力作用下 向下移动。
正常毛细水带
又称毛细饱和带。
位于毛细水带的下部， 与地下潜水连通。
主要由潜水面直接上 升而形成，几乎充满 全部孔隙。
随着地下水位的升降 而作相应的移动。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细网状水带
位于毛细水带 的中下部，呈 网状分布。
毛细现象对工程的影响
➢ 毛细水的上升是引起路基冻害的因素之一； ➢ 毛细水的上升会引起房屋建筑的地下室过分潮湿； ➢ 毛细水的上升可能引起土地的沼泽化和盐渍化。
土层中的毛细水带
土层中由于毛细现象所湿润的范围称为 毛细水带。
根据形成条件和分布状况，毛细水带可 分为三种：
➢ 正常毛细水带 ➢ 毛细网状水带 ➢ 毛细悬挂水带
对渗流模型的要求
在同一过水断面，渗流模型的流量等于真实渗流的 流量；
在任一界面上，渗流模型的压力与真实渗流的压力 相等；
在相同体积内，渗流模型所受到的阻力与真实渗流 所受到的阻力相等。
平均流速与真实流速
渗流模型的平均流速 真实流速
v q (m s) F
真实渗流仅发生
q 在孔隙面积△F内 v F 0
毛细水带内含水量的变化
在毛细水带内，土的 含水量随着深度的减 小而减小，但到达毛 细悬挂水带后，土的 含水量随着深度的减 小而增大。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细水的上升高度
P
S
S
G
d
作用在毛细水 柱上的上举力
土的毛细现象：由于表面现象产生的水分移动；
在土颗粒的分子引力作用下结合水的移动：如冻 结时土中水分的移动；
由于孔隙水溶液中离子浓度的差别所产生的渗透 吸附现象。
与土中水的运动有关的工程问题
流砂，管涌 冻胀 渗透固结 渗流时的边坡稳定
第一节 土的毛细现象
毛细现象 土中水在表面张力作用下，沿着细微的孔隙 向上及向其它方向移动的现象。
表面张力
P S 2 r cos 2 r cos
G w r 2hmax
P G 2 r cos w r 2hmax
hmax
2 r w
4 d w
Байду номын сангаас
max h
第二节 土的渗透性
内容提要
渗流模型 土中水渗透定律 土渗透性的影响因素 工程应用（动水力，流砂，管涌）
土中水的渗流： 在水头差作用下，土体中的自由水通过土体 孔隙通道发生流动的现象。
正常毛 毛细网 细水带 状水带
毛细悬 挂水带
土粒 气泡 毛细水 结合水
地下 水位 潜水
地面渗入水 0 含水量(w%)
深度Z
毛细水带的产生
毛细水带的产生取决于当地的水文地质 条件。
当地下水位很高时，可能只有正常毛细 水带，而没有毛细悬挂水带和毛细网状 水带。
当地下水位较低时，可能同时产生三个 毛细水带。
土的渗透性： 土能让水等流体通过的性质。
与渗透性相关的工程问题
基坑开挖排水 修筑渗水路堤 饱和粘性土地基的沉降 施工降水 地下水开采 土石坝及堤岸的稳定性
水在孔隙中的 真实运动轨迹
渗流模型
理想化的 渗流模型
对渗流的简化：
不考虑渗流路径的迂回曲折，只分析它的主要流向；
不考虑土体中颗粒的影响，认为孔隙和土颗粒所占的空间 之总和均为渗流所充满。
层流渗透定律
达西（Darcy）定律
层流的渗透速度与水头梯度成正比
达西定律
vkI
q kIA
v—渗透速度（m/s） k—渗透系数（m/s） q—渗透流量（m3/s） I—水头梯度
达西定律
h1
测压管
a
水流
l 基准面
b F
z2
h2
H2
ΔH
水头梯度I：沿着 水流方向单位长度 上的水头差。
a、b两点的水头梯 度:
第三章 土中水的运动规律
本章要点
Darcy渗流定律及其应用； 渗透系数的测定方法； 影响土的渗透性的主要因素； 动水力（渗流力）的概念和计算方法； 流砂、管涌的概念及发生的判别方法；
土中水的运动原因和形式
土的渗透性问题：重力作用下的地下水的流动； 土的固结问题：在土中附加应力作用下孔隙水的
挤出；
(m
s)
F—过水断面面积（m2） q—渗流流量（m3/s）
ΔF— 过 水 断 面 F 中 所 包含的孔隙的面积。
平均流速与真实流速
v
v0
F F
n
n < 1.0
v < v0
渗流模型的平均流速小于真实的渗流流速
土的层流渗透定律
土体中孔隙一般较小，水在孔隙中渗流时的
粘滞阻力很大，流速缓慢。
层流
层流：水流流线互相平行的流动。
I HH1H2
l
l
渗透流量q：单位 时间内流过土截面 积F的流量。
H1
z1
土的渗透系数参考值
土的类别 粘土
粉质粘土 粉土 黄土 粉砂
渗透系数（m/s） < 5×10-8
5×10-8～1×10-6 1×10-6～5×10-6 2.5×10-6～5×10-6 5×10-6～1×10-5
土的渗透系数参考值
土的渗透系数
土的渗透系数的测定方法： 室内试验测定
➢ 常水头试验 ➢ 变水头试验
现场抽水试验
l
常水头渗透试验
a
对于粘土中水的渗流，达西定律需进行 修正。
粘土的渗透规律
流速v
粘土中自由水的渗流受
砂土
a
c
f
粘土
到结合水的粘滞作用所 产生的很大阻力，只有 克服结合水的粘滞作用 才能开始渗流。
b
克服结合水的粘滞作用
所需要的初始水头梯度，
称为粘土的起始水头梯
O de I0
水头梯度I
度I0。
粘土中的达西定律：
vkI I0
土的类别 细砂 中砂 粗砂 圆砾 卵石
渗透系数（m/s） 1×10-5～5×10-5 5×10-5～2×10-4 2×10-4～5×10-4 5×10-4～1×10-3 1×10-3～5×10-3
达西定律的适用范围
达西定律只适用于层流的情况，一般只 适用于中砂、细砂、粉砂等土类中水的 渗流。
对于粗砂、砾石、卵石等粗颗粒土，水 的渗流速度较大，不再是层流而是紊流， 达西定律不再适用。