第8章 地下水渗流分析.doc

《第8章 地下水渗流分析.doc》由会员分享，可在线阅读，更多相关《第8章 地下水渗流分析.doc（39页珍藏版）》请在淘文阁 - 分享文档赚钱的网站上搜索。

1、精品文档，仅供学习与交流，如有侵权请联系网站删除第 8 章地下水渗流分析8.1 概述8.1.1 地下水的基本性质地下水泛指一切存在于地表以下的水，其渗入和补给与邻近的江、河、湖、海有密切联 系，受大气降水的影响，并随着季节变化。地下水根据埋藏条件可以分为包气带水、潜水和 承压水。包气带水位于地表最上部的包气带中，受气候影响很大。潜水和承压水储存于地下 水位以下的饱水带中，是基坑开挖时工程降水的主要对象。潜水是指位于饱水带中第一个具 有自由表面的含水层中的水，无压水。承压水是指充满于两个隔水层之间的含水层中的水， 具有承压性。地下水按照含水介质类型可以分为孔隙水、裂隙水和岩溶水。储存和运动于松散

2、沉积物 或胶结不良的孔隙中的地下水称为孔隙水。储存和运动于裂隙介质中的地下水称为裂隙水。 储存和运动于岩溶岩层中的地下水称为岩溶水（又称喀斯特水）。地下水的分类和主要特征如表 8-1 和表 8-2 所示。孔隙水、裂隙水和岩溶水的分类和特 征列于表 8-3表 8-5。地下水主要类型12表 8-1分类孔隙水裂隙水岩溶水包气带水土壤水，沼泽水，上层滞水，砂丘中的水裂隙岩层浅部季节性存在的水，熔岩流及凝灰角砾岩顶板上的水垂直渗入带中的水，裸露岩熔岩层季节性存在的水，分布不均匀潜水各类松散沉积物浅部的水，如冲积层和坡积层水裸露在地表的各类裂隙岩层中的水裸露岩溶岩层中的层状或脉状溶洞水和裂隙岩溶水承压水山

3、间盆地、平原松散沉积物中的水构造盆地，向斜及单斜岩层中的层状裂隙承压水，构造断层带及 不规则裂隙中局部或深部承压水构造盆地和向斜及单斜岩溶岩层中的层状或脉状溶洞水，裂隙 岩溶承压水地下水的分类及特征12表8-2基本类型水头性质主要种类补给区域与分布区关系动态特征地下水面特征备注包气 带水无压水土壤水、上层滞水、多年冻土区中的融冻层水、沙 漠及滨海砂丘中的水补给区域与 分布区一致水压力小于大气压力；受气候影响大 有季节性缺水现象随局部隔水； 层的起伏面 变化含水量不大，易受污 染饱 水 带 水潜 水无压水冲积、洪积、坡积、湖积、 冰碛层中的孔隙水、基岩 裂隙与岩溶岩石裂隙溶洞 中的层状或脉状水水

4、压力大于大气压力；水位、水温、 水质等受当地气象 条件影响很大；与 地表水联系紧密潜水面是自 由水面，与地 形一致易受污染承 压 水承压水构造盆地或向斜、单斜岩 层中的层间水补给区域与 分布区一般 不一致水压力大于大气压力；性质稳定；承压 力大小与该含水层 补给区与排泄区的 地势有关承压水面是假想的平面， 当含水层被 接露时才显 现出来不易受污 染【精品文档】第 37 页孔隙水的分类和特征2表 8-3按沉积物成因分类埋藏条件和主要特征说明洪积物中的地下水由山麓至低地，可分为潜水补给-径流带、溢出带和蒸发带，含水层由单层潜水过渡为多层承压水，一般富水性强，水质 好，常作为供水水源如北京永定河冲洪

5、积 扇，河西走廊等冲积物和湖积物中的地下水多为潜水含水层，在湖积物下部或湖积层交错沉积的其他成因的富水砂层富含承压水，水质好，可开采利用一般由河水、降水入渗、灌溉水入渗补给黄土中的地下水黄土层是一个孔隙以储水为主，裂隙以导水为主的孔隙-裂隙含水层，具有双层介质特性；黄土塬区饱气带较厚，潜水 埋藏深，地下水矿化度高主要由大气降水补给，垂向渗透系数往 往比水平向的大几倍冰碛物及冰水沉积 物中地下水冰碛物级配不良，一般不构成含水层；冰川消融后，融冰水可以形成洪流、河流或湖泊，相应地可形成洪积物、冲积物 及湖积物中的含水层第四系以来，我国部分地区有冰川活动， 分布有冰川堆积物滨海三角洲沉积物和沙丘中的

6、地下水一般属于半咸水沉积，矿化度较高，不能用于供水，抽取量应小于降水入渗量和侧向补给之和，否则会造成海水入侵大气降水是主要的补给来源裂隙水的分类及特征25表 8-4按裂隙成因分类埋藏条件特征风化裂隙水赋存和运移于密集、均匀、相互连通的风化裂隙网络中，有统一的水力联系分布广，水力联系好，厚度从数米至数十米，易于开采，埋深浅，水量不大，一般为潜水成岩裂隙水赋存和运移于岩石形成过程中产生的 原生裂隙中裂隙网络中往往形成强大的潜水流，当被地形切割时，常呈泉群涌而出；可能是潜水或 承压水构造 裂隙水层状构造裂隙水因各组裂隙相互切割，形成统一的含水层一般分布均匀，水量不大，水力联系不好脉状构造裂隙水埋藏在

7、断层破碎带或接触破碎带中往往汇集周围透水性较差的层状构造裂隙水，水量较大，具有局部承压性岩溶水的分类及特征1245表 8-5按埋藏条件分类埋藏条件特征裸露型 岩溶区 地下水岩溶裂隙潜水赋存于弱岩溶化的薄层灰岩和白云岩的各种裂隙中的水，埋藏浅，水量丰富而集中，富水程度不均，与地表水联系密切动态变化复杂，分布不均一，多 见岩溶潜水，其 矿化度低地下暗河水由强烈差异溶蚀作用导致岩溶发育的山区中形成地下管道，地下水构成暗河（带），有一定的汇水面积和主要地下河道地下湖水岩熔化岩内因溶蚀和冲刷形成大空间，聚集地下水呈湖泊状覆盖型岩溶区 地下水脉状岩溶裂隙水分布于断裂带中，岩溶与非岩溶层的接触面处动态变幅不

8、大，分布不均一，矿 化度较低地下河系主要集中于断裂发育地区，破碎带的溶洞及裂隙中，各带相互连通而形成地下水系埋藏型 岩溶区 地下水层状裂隙岩溶水岩溶与非岩溶地层相互成层的地区，赋存于层状岩溶地层中的承压水动态稳定，分布较均一，多为高 温、高压和高矿 化度的地下水脉状裂隙岩溶水赋存于构造破碎带和条带状灰岩中注：覆盖型岩溶区，系指岩溶层被疏松岩层所覆盖的地区；埋藏型岩溶区，系指岩溶岩层被非岩溶基岩所覆盖的地区。地下水在岩土体孔隙中的运动称为渗流。地下水渗流按随时间变化规律可分为稳定流和 非稳定流。稳定流为运动参数如流速、流向和水位等不随时间变化的地下水流动。反之，非 稳定流。绝对意义上的稳定流并不

9、存在，常把变化微小的渗流按稳定流进行分析。地下水渗 流按运动形态可分为层流和紊流。层流指在渗流的过程中水的质点的运动是有秩序、互不混 杂的。反之，称为紊流。层流服从达西定律，紊流服从 Chezy 公式，内容详见本手册 3.3 节。 根据渗透系数划分岩土透水性等级列于表 8-6。岩土透水性等级表6表 8-6透水性等级极强透水性强透水性中等透水性弱透水性微透水性不透水性渗透系数 k(m/s)10-210-410-210-610-410-710-610-810-710 时，易产生潜蚀；两种互相接触的土层，当两者的渗透系数之比 k1/k22 时， 易产生潜蚀；当水力坡度5 时，水流呈紊流状态，即产生潜

10、蚀。潜蚀的防治措施有加固土 层如灌浆、人工降低地下水的水力坡度和设置反滤层等7。流砂是指土体中松散颗粒被地下水饱和后，由于水头差的存在动水压力即会使这些松散 颗粒产生悬浮流动的现象，如图 8-1 所示。克服流砂常采取如下措施：进行人工降水，使地 下水水位降至可能产生流砂的地层以下；设置止水帷幕如板桩或冻结法用来阻止或延长地下水的渗径等67。初始坡面流砂后坡面流砂堆积物图 8-1 流砂破坏示意图地下水位线管涌堆积物图 8-2 管涌破坏示意图管涌通道管涌是地基土在动水作用下形成细小的渗流通道，土颗粒不断流失而引起地基变形和失稳的现象，如图 8-2 所示。发生管涌的条件为：土中粗细颗粒粒径比 D /

11、 d 10 ；土体的不均 匀系数 d60 / d10 10 ；两种互相接触的土层渗透系数之比 k1 / k2 2 3 ；渗流梯度大于土体的临界梯度16。防治管涌的措施有：增加基坑维护结构的入土深度以延长地下水的流线降低水力梯度；人工降低地下水位，改变地下渗流方向；在水流溢出处设置反滤层等。流砂和管 涌的区别是：流砂发生在土体表面渗流逸出处，不发生于土体内部，而管涌既可发生在渗流 逸出处，也可发生于土体内部。突涌是指在基坑底部存在承压水时开挖基坑时将减小含水层上覆不透水层的厚度，当它减小到临界值时，承压水的水头压力能顶裂或冲毁基坑底板的现象。其表现形式67为：基坑顶裂，形成网状或树枝状裂缝，地下

12、水从裂缝中涌出，并带出下部的土颗粒；基坑底部发生流砂，从而造成边坡失稳；基坑发生类似“沸腾”的喷水现象，使基坑积水，地基土扰动。隔水层承压含水层图 8-3 基坑抗承压水稳定性示意图如图 8-3 所示的基坑可采用下式验算降低承压水水头以保证基坑底板稳定性。F = H w h式中 H基坑开挖后不透水层的厚度，m； 、 分别是土和水的重度， kN/m3 ； Fs（8-1）h 承压水头高于含水层顶板的高度，m；F 安全系数；Fs 临界安全系数，1.11.3。若基坑底部的不透水层较薄，且存在有较大承压水头时，基坑底部可能会产生隆起破坏， 引起墙体失稳。所以在基坑设计和施工前必须查明承压水水头，验算基坑抗

13、突涌的稳定安全 系数，保证其至少为 1.11.3。若不满足稳定安全要求，可以采取以下措施：设置隔水挡墙 隔断承压水层；用深井井点降低承压水头；因环境条件等不允许采用降水法时可进行坑底地 基加固，如化学注浆法和高压旋喷法等。总之，要采用合理的堵水和降排水措施确保基坑工 程安全。8.2 含水层的水文地质参数与确定岩土体中存在着各种形状和大小的孔隙，地下水通过孔隙产生渗流。孔隙的形状、面积、 数量和连通情况等直接影响到地下水的运动和分布。水文地质参数宏观表征了岩土体中孔隙 的性状，是研究地下水渗流的重要指标，其大小直接影响基坑降水设计、施工等多方面的准 确度、可靠性和安全性。根据场地的水文地质条件、

14、基坑维护结构、降水目的等因素的不同， 对所需掌握的水文地质参数的种类和精度要求也不相同。8.2.1 水文地质参数基坑降水时所涉及的水力参数有两类。一类是表示含水层自身水力特性的参数，如渗透 系数 k、导水系数 T 和储水系数 S 等。另一类表示降水后含水层间相互作用或地下水位变化 程度的参数，如越流因数 B 和影响半径 R 等。基坑工程所涉及的常用水文地质参数列于表8-10。岩土的主要水文参数表表 8-10水文参数物理意义影响因素和说明量纲渗透系数 k表示流体通过孔隙骨架的难易程度；在各向同性介质中为单位水里梯度下流体的流速岩土体的孔隙性质、介质结构，地下水的粘滞性和密度LT-1导水系数 T单

15、位水力坡度下通过单位宽度含水层整个饱和厚度 的地下水量，表示岩土层通过地下水的能力只适用于平面二维流，一维流，在三维流及剖面二维流 中无意义L2T-1越流因数 B越流条件下地下水由弱透水层渗流到含水层的能力弱透水层的厚度、渗透性等L导压系数 a表示水压力从一点传递到另一点的速率含水层并非绝对均质，所以a 值实际是变量L2T-1储水系数 S单位水压力变化时含水层从水平面积为单位面积、高度等于含水层厚度的土体单元中释放或储存的水量土体和地下水的压缩性、含水层的厚度等无量纲储水率 Ss单位水压力变化时从表征单元中释放或储存的水的体积土体和地下水的压缩性L-1给水度 饱和的潜水面中下降一个单位时单位面

16、积含水层释放出来的水的最大体积土体的孔隙率等无量纲孔隙率 n孔隙体积与包括孔隙在内岩土体总体积之比土颗粒的形状、级配、排列及胶结充填特性，土的结构性等无量纲含水量 w岩土中所含水的重量与岩体干重量之比孔隙率，饱水程度等无量纲8.2.2 水文地质参数的经验值1.影响半径的经验值 根据单位出水量和单位水位降深可分别确定影响半径的经验值，列于表 8-11 和表 8-12。根据含水层颗粒直径确定影响半径的经验值，列于表 8-13。根据单位出水量确定影响半径经验值17 表 8-11根据单位水位下降确定影响半径经验值17 表 8-12单位出水量 q=Q/sw (m3/h)/m影响半径 R(m)0.77.2

17、300500根据颗粒直径确定影响半径的经验值1表 8-13地层地层颗粒粒径(mm)所占比重(%)影响半径 R(m)粉砂0.050.107050100中砂0.250.550100300粗砂0.51.050300400砾砂1250400500圆砾23500600砾石356001500卵石510150030002.给水度的经验值给水度与包气带的岩性、排水时间、潜水水位埋深、水位变幅和水质等因素有关。各种 岩性的土体给水度经验值详见表 8-14。3.渗透系数的经验值 渗透系数是表示岩土体透水性的重要指标之一。估算渗透系数的经验公式列于表 8-15。这些经验公式虽然实用，但都有各自的适用条件，可靠性较差

18、，只能作为粗略估算时使用。 无实测资料时，可以根据有关规范和工程经验来取值，渗透系数 k 的经验值如表 8-16 所示。给水度的经验值1表 8-14岩性给水度经验值岩性给水度经验值岩性给水度经验值黏土0.020.035粉砂0.060.08中粗砂0.100.15粉质黏土0.030.045粉细砂0.070.10粗砂0.110.15粉土0.0350.06细砂0.080.11黏土胶结的砂岩0.020.03黄土状粉质黏土0.020.05中细砂0.0850.12裂隙灰岩0.0080.10黄土状粉土0.030.06中砂0.090.13渗透系数的经验公式表 8-15；渗透系数经验值17表 8-16土的类别渗透

19、系数 k(cm/s)土的类别渗透系数 k(cm/s)黏土10-18.2.3 水文地质参数的测定一般地，根据土的岩性确定其排水性能渗透系数的测定方法，如表 8-17。岩土水力参数 试验测定方法主要分为室内试验测定和现场试验测定两种。测定渗透系数的室内试验测定分 为常水头渗透试验和变水头渗透试验。现场渗透试验分为渗水试验、注水试验、压水试验和 抽水试验等。基坑工程中常采用现场抽水试验确定含水层的水文地质参数，详见本手册 22.2 节。8.2.4 基坑降水设计对水文地质参数的要求在降水方案制定阶段，应搜集已有的工程地质资料和水文地质资料，进行现场勘测，根据基坑开挖深度和基坑支档结构的设计要求，制定降

20、水方案。一般可采用区域的或场地附近 已有的水文地质资料，也可以采用经验数据。在方案被采纳，进入优化和实施阶段，应通过现场抽水试验获得水文地质参数。降水井 的布置应与场地的水文地质条件、基坑支档结构的设计要求和基坑降水计算种所需的参数相 一致。一般通过单孔抽水和布置观测孔的非稳定流抽水试验获得含水层参数，优化设计方案。根据优化的设计方案，全部井群施工完毕后进入制定基坑降水运行方案阶段。该阶段需 要进行部分降水井的群井抽水，将观测孔的计算资料与实测资料进行拟合，调整含水层参数， 并根据抽水时的环境监测资料和基坑施工的各个工况，制定降水运行方案。渗透系数的测定方法68表 8-17渗透系数值 k(cm

21、/s)的确定(对数尺)10210110010-110-210-310-410-510-610-710-810-9透水性能透水性良好弱透水性不透水土壤干净砾石干净砂土、砂砾砂、粉砂、极细砂、粉土、粉土和黏土混合物、层状黏土堆积物等“不透水”土泥炭层状黏土未风化黏土岩土油岩砂岩白云岩、花岗岩、角砾岩直接测定原位抽水试验常水头渗透仪落水头渗透仪间接测定通过粒径分布、孔隙率等计算得到水平毛细管试验用固结试验的固结系数和压缩系数计算得到8.3 地下水渗流分析方法地下水按含水层的性质可分为孔隙水、裂隙水和岩溶水，其中裂隙水的渗流分析一般采 用三类数学模型，如表 8-18 所示。一般地，基坑工程中应用最多的

22、是孔隙水的渗流理论， 也是研究得最透彻的渗流理论。土体中孔隙水的渗流分析方法可分为流网分析法，解析法和 数值分析法等，其中以数值分析法适用性最强，应用越来越广泛。岩石裂隙水力学的数学模型3表 8-18模型分类主要内容特点备注等效连续介质模型把裂隙透水性按流量均化到岩石中，得到以渗透张量表示的等效连续介质模型采用孔隙介质渗流学解决问题，使用方便有局限，在特定情况下会得到错误结果裂隙网络模型忽略岩石的透水性，认为水只在裂隙中流动比连续介质模型更接近实际需要建立裂隙网络样本，再作统计分析和计算裂隙孔隙介质模型考虑岩石裂隙和孔隙之间的水交换最切合实际的模型涉及参数多，实施难度大8.3.1 流网分析法流

23、网是由流线和等势线两组垂直交织的曲线组成，可以形象地表示出整个渗流场内各点 的渗流方向，是研究渗流问题的最有效工具，如图 8-4。流线是一根处处与渗流速度矢量相 切的曲线，代表渗流区域内各点的水流方向，水流不能穿越流线，在稳定渗流情况下表示水 质点的运动路线。流函数是描述流线的函数。流线的方程为：vx dy vy dx = 0（8-2）等势线表示势能或水头的等值线，沿等势线上各点之间的水头差H=0。流函数和流网具有以下特性：（1）不同的流线具有不同的常数值，流函数决定于流线；（2）平面运动中两流线间的流量等于和这两流线相应的两个流函数的差值；（3）在非稳定流中流线不断变化，只能给出某瞬时的流线

24、图；（4）等势线和流线互相正交；（5）若流网中各等势线间的差值相等，则各流线间的差值也相等；（6）在均质各向同性的介质中，流网的每一网格边长比为常数。ya aQb11l 1ab2l 2B vA3l 3b3Cvx vyaa ax图 8-4 流网示意图流网可以通过数值求解绘出。工程中常采用图示法绘制流网，如图 8-5，步骤如下：（1）按一定比例尺绘出结构物和土层的剖面图；（2）判定边界条件，如 aa 和 bb 为等势线（透水面）；acb 和 ss为流线（不透水面）；（3）先绘制若干条流线，一般是相互平行不交叉的缓和曲线，流线应与进水面和出水面（等势面）正交，并与不透水面（流线）平行；（4）添加若干

25、等势线，与流线正交；重复以上步骤反复调整，直到满足上述条件为止。地下连续墙I I a a b b基坑内部透水层隔水层cs s隔水层I-I剖面流网图图 8-5 图示法绘制流网流网在计算渗流问题中具有很大的实用价值，利用流网可以解决如下渗流要素：（1）水头和渗透压强：渗流区任意点的水头 H 可以由等水头线或可采用两水头线间水 头内插法确定水头；由水头可以计算渗透压强：式中 p 渗透压强；p = H z或 wp = w( H z )（8-3）z 该点到基准面的距离；（2）水力梯度和渗流速度：流网中某一点的相邻等水头间的距离为 s ，等水头线间的水头差为 H ，则该点的水力梯度和渗流速度分别为： J

26、= H ， q = KJ 。s（3）渗流量：在各向同性渗流场中，若相邻势函数差值相等，则每个网格的流量相等，所以整个渗流区的单宽流量 Q 等于各流线间所夹区域的渗流量之和，即：n lQ = K H i i =1 si式中 li 第 i 条与第 i + 1 流线间所夹网格的长宽比；sin相邻流线所夹流带的数目。（8-4）8.3.2 解析法裘布依（Dupuit）以达西定律为基础，于 1863 年根据试验观测结果建立假设9：在大多 数地下水流中，潜水面坡度很小，常为 1/10001/10000，因此可假定水是水平流动而等势面铅直，以 tan = dh / dx 代替 sin 。在图 8-6 的二维

27、xz 平面上，潜水面就是一根流线，在潜 水面上 q = 0， = z；假设土体渗透系数 k，沿着这条流线方向，根据达西定律得到q = k d = k dz = k sin （8-5）dsdszA 实际地下水位线B 渗出面h0 h(x)ODupuit假设的抛 物线形水位线QChlh(L) h2xL图 8-6 稳定非承压水流渗流示意图对于土体中稳定的非承压水流渗流问题，按照裘布依假设和式（8-5），在 x 方向上经过 高为 h(x)的垂直截面上的单宽流量为：h2 h( x)2Q = k 02（8-6）当潜水面向接近某个流域的外部边界时，它总是在流域外地表水体的水面以上 B 到达潜水面下游边界，这段

28、敞开边界上由地下水渗出点到下游边界点的边界 BC 称为渗出面。使用裘布依假设，认为水位线是抛物线形的，忽略渗出面 BC，使得潜水面在 x =L 处在 C 点到达下游边界，得到h2 h(L)2Q = k 02（8-7）这就是 Dupuit-Forchhemer 流量公式10。裘布依假设适用于对于 很小和水流基本水平流动的区域。在实际工程中与下游端点 C的距离大于 1.52 倍的地方，可以认为地下水沿水平向流动，等势面铅直，使用裘布依假设求解结果是足够精确的。工程中设计基坑降水系统需要选用渗流公式，确定井的数目、间距、深度、井径和流量等参数。选用渗流公式时要考虑基坑的深度、场地的水文地质条件和降水

29、井的结构等。单井稳定渗流、干扰井群稳定渗流和非稳定井流公式分别见附表 1、附表 2 和附表 367；其基本 假设为：（1）含水层为均质，各向同性；（2）地下水渗流为层流；（3）流动条件为稳定流；（4）抽水井的出水量不随时间变化。8.3.3 数值分析法基坑降水将引起地下水的三维渗流，往往具有复杂的边界和渗透各向异性等问题，较难 有解析解。可应用于求解渗流问题的数值方法有：有限差分法（FDM）、有限单元法（FEM） 和边界单元法（BEM）等。其中有限单元法因为能够适应复杂的边界和多种介质情况，更 适用于基坑工程的渗流分析。1.有限差分法811在近似水平展布的饱和含水层中，在重力作用下，地下水的运动

30、可以看作二维平面运动。常见的二维地下潜水在各向同性介质中非稳定流的方程式为： kM h + kM h + ( x, y, t) = h ， ( x, y) D ， t 0（8-8）x x y y t边界条件：初始时刻： h( x, y, 0) = h0 ( x, y) ， ( x, y) D ， t = 0水头边界条件： h1= h ( x, y, t ) ， ( x, y) 1 ， t 0流量边界条件： kM hn2= q( x, y, t ) ， ( x, y) 2 ， t 0其中D求解区域；1 ， 2 分别为水头边界条件和流量边界条件；h0各点的初始水位；M含水层的厚度；k渗透系数； 给

31、水度； ( x, y, t ) 源函数，表示地下水的垂直补给；h ( x, y, t ) ， q( x, y, t ) 分别表示已知水头边界条件和已知流量边界条件。差分法是数值法中的早期方法，用于求解近似解，对于各种工程边界条件都适用，但也 有其局限性。例如二维差分法计算中，对于每一个具体的工程地下水问题，就有一个与之对 应的先行方程组和系数矩阵和常数矩阵，要给出各矩阵的赋值，就需要编写一个对应的程序， 较繁琐。若为不等距差分，这一过程将更繁琐，现在已较少采用有限差分法。2.有限单元法7811有限单元法是把流动区域离散成有限数目个小单元，用单元函数逼近总体函数；适用于多种边界、非均质地层、各向

32、异性介质、移动的边界（用连续变化的网格）、自由表面、分界面、变形介质和多相流等问题的地下水计算，大多数工程地下水问题都可以用有限单元法求解。采用有限单元法时，先决条件是被研究区域必须有边界，且要已知若干边界条件，很多工程问题发生在无边界含水层，求解这类渗流场就可能需要采用势函数等其他方法。3.边界单元法7811边界单元法是上世纪 70 年代发展起来的一种新的数值计算方法，广泛应用于地下水的计算。应用 Green 公式和把原始问题中的区域积分转化成边界积分，使得 n 维问题转化成n-1 维问题。它只需要对计算区域的边界进行离散化，当边界上的未知量求出后，计算区域内的任何一点的物理量都可以通过边界

33、上的已知量用简单的公式求出。边界单元法需要准备的原始数据较简单，只需要对区域的边界进行剖分和数值计算等，具有降维、可解决奇异性问题，特别适合解决无限域问题以及远场精度高等优点。一旦求得边界值，可以由积分表达式解析地求出域内解，处处连续，精度较高。边界元法的主要缺点是它的应用范围以存在相应微分算子的基本解为前提，对于非均匀介质等问题难以应用，故其适用范围远不如有限元法广泛，而且通常由它建立的求解代数方程组的系数阵是非对称满 阵，对解题规模产生较大限制。对一般的非线性问题，由于在方程中会出现域内积分项，从 而部分抵消了边界元法只要离散边界的优点。对于不同水力条件下的基坑渗流场进行数值分析表明，渗流

34、作用的存在对于工程安全是 很不利的。通过设置防渗体可以改善渗流场的分布。但由于各种原因造成渗流场的变化也很 有可能成为安全隐患。采用数值分析的方法，进行不同工况下的渗流场的计算分析，对于基 坑的设计和施工都有一定的指导意义。在工程设计和施工阶段中，针对基坑渗流影响工程安 全的环节，应采取相应的工程措施减少工程事故的发生。8.4 基坑降水对周边环境的影响分析8.4.1 降水引起地面沉降的机理分析 土体一般由土体颗粒，孔隙水和气体三相组成。一般认为土体变形是孔隙水排出，气体体积减小和土体骨架发生错动而造成的。饱和土中的孔隙水压缩量很小，孔隙体积变化主要 是孔隙水排出引起；对于非饱和土，除孔隙水渗出

35、外，还与饱和度有关。土体受载瞬时，孔 隙水承担了总压力，随后因孔隙水体积逐渐减小，孔隙压力消散，有效应力增加。在有效应 力作用下，土体骨架产生瞬时和蠕动变形。因为加载引起的土体固结变形与抽水引起的土体 渗透固结是不同的。前者的最终状态是孔隙水压力彻底消失和零速率流动，后者最终状态是 稳定流。两者的差异详见表 8-19。超载固结与抽水渗透固结的差异表 8-19分类超载固结抽水渗透固结受荷面积和应力受荷面积小，应力随深度而减小一般范围大，大规模降水影响区域可以达到上千米；应力变化区域往往伴随显著的沉降受载情况荷载从施工开始渐增，后期基本不变作用应力长时间内逐渐增加，往往变幅较大变形机理加载瞬时，外

36、载由孔隙水压力承担，逐渐转化为土体有效应力，产生沉 降，该过程与固结仪中加荷情况相似一般土层总应力不变；抽水引起的渗透压力使得土体应力变化，使隔水层中的孔压逐渐降低， 有效应力增加，土体压密，导致地表沉降沉降结果加荷期间一般允许超静水压力消散至平衡，有效应力和固结度基本上可 达最终值因弱透水层压缩性较大，地表沉降的发展滞后于承压水水头的变化；地表沉降的影响范围应 小于地下水水头下降的影响范围因降水引起土层压密的问题需采用太沙基有效应力原理考虑。土体有效应力的增加产生两种力学效应：因地下水位波动而改变的土粒间浮托力和因承压水头改变引起的渗透压力。 在弱透水层上方降水，造成浮托力降低，按该层上方边界不同，可能出现两种情况：浮托力消失一般出现于透水层上方为砂和水所覆盖的情况下。浅层井点降水使得潜水位 下降，引起地面沉降，浮托力消失。这是由于抽水降低了地下水位，使土由原来的浮重度改 变为饱和重度，这部分重量