水文地质学1学习教案.pptx

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1、会计学 1水文(shuwn)地质学1第一页，共27 页。过水断面W（斜阴线），实际断面W（直阴线）颗粒边缘涂黑部分(b fen)为夸大表示的结合水第 2 页/共 27 页第二页，共27 页。第 3 页/共 27 页第三页，共27 页。渗流速度与渗透速度的关系：渗流速度与渗透速度的关系：Q=uw Q=Vw V=Q=uw Q=Vw V=（w/w w/w）u V=nu u u V=nu u V V 2 2、水头与水力、水头与水力(shu(shu l)l)坡度：坡度：水头：渗流场内任一点的测压水头（水头：渗流场内任一点的测压水头（Hn Hn）是该点测压高度（）是该点测压高度（hn hn）与此点）与此点

2、 到基准面距离（到基准面距离（Z Z）之和。）之和。Hn=Z+hn=Z+P/Hn=Z+hn=Z+P/；式中：式中：P-A P-A点静水压强，点静水压强，-水的容重。水的容重。第 4 页/共 27 页第四页，共27 页。水力坡度：渗流通过 水力坡度：渗流通过A A点单位渗流长度上的水头损失 点单位渗流长度上的水头损失 I=dH/dL I=dH/dL 或 或 I=I=（H1 H1 H2 H2）/L/L3 3、流线、迹线、等水头线和流网：、流线、迹线、等水头线和流网：流线：同一时间内不同液流质点的连线，这根连线上的各液流质点速度 流线：同一时间内不同液流质点的连线，这根连线上的各液流质点速度 矢量都

3、与这根连线相切。矢量都与这根连线相切。迹线：某一液流质点在不同时间内连续 迹线：某一液流质点在不同时间内连续(linx)(linx)运动的轨迹。运动的轨迹。等水头线：水头值相等的各点的连线称为等水头线 等水头线：水头值相等的各点的连线称为等水头线。（1 1）潜水等水位线：潜水面上任一点的高程称为该点的潜水位，潜）潜水等水位线：潜水面上任一点的高程称为该点的潜水位，潜 水位相等的各点连线称为潜水等水位线（如图示）。水位相等的各点连线称为潜水等水位线（如图示）。第 5 页/共 27 页第五页，共27 页。第 6 页/共 27 页第六页，共27 页。第 7 页/共 27 页第七页，共27 页。从潜水

4、等水位线图可获得如下 从潜水等水位线图可获得如下(rxi)(rxi)信息：信息：确定潜水流向：垂直于等水位线的方向为潜水流向，箭头由高水位线 确定潜水流向：垂直于等水位线的方向为潜水流向，箭头由高水位线 指向低水位线。指向低水位线。确定水力坡度：顺流向取两点，两点间的高差与其水平距离之比为该 确定水力坡度：顺流向取两点，两点间的高差与其水平距离之比为该 段的水力坡度。段的水力坡度。确定潜水与地表水之间的关系：箭尾指向地表水为地表水补给潜水；确定潜水与地表水之间的关系：箭尾指向地表水为地表水补给潜水；箭头指向地表水为潜水补给地表水。箭头指向地表水为潜水补给地表水。确定潜水位埋深，判断泉水、沼泽

5、确定潜水位埋深，判断泉水、沼泽(zh(zh oz)oz)出露点：出露点：地形等高线与等水位线之 地形等高线与等水位线之 差为潜水位埋深，二者之差为 差为潜水位埋深，二者之差为0 0 时即为泉水、沼泽 时即为泉水、沼泽(zh(zh oz)oz)出露点。出露点。（2 2）承压水等水压线：承压含水层测压水头相等的各点的连线为承压）承压水等水压线：承压含水层测压水头相等的各点的连线为承压 水等水压线。水等水压线。从承压水等水压线图可获得如下信息：从承压水等水压线图可获得如下信息：确定承压水流向：方法同上。确定承压水流向：方法同上。确定承压水水力坡度：方法同上。确定承压水水力坡度：方法同上。圈定自流区：

6、等水压线与地形等高线相同值的交点连线。圈定自流区：等水压线与地形等高线相同值的交点连线。等水位（压）线密，水力坡度大 等水位（压）线密，水力坡度大 等水位（压）线疏，水力坡度小 等水位（压）线疏，水力坡度小第 8 页/共 27 页第八页，共27 页。第 9 页/共 27 页第九页，共27 页。流网：在渗流场中，流线与等水头线组成的网格称为流网。流网：在渗流场中，流线与等水头线组成的网格称为流网。各向同性介质中为正交网；各向异性介质中为斜交网。各向同性介质中为正交网；各向异性介质中为斜交网。各向同性：含水层中任一点 各向同性：含水层中任一点(y di(y di n)n)的渗透系数在各个方向 的渗

7、透系数在各个方向无变化。无变化。各向异性：含水层中任一点 各向异性：含水层中任一点(y di(y di n)n)的渗透系数在各个方向 的渗透系数在各个方向有变化。有变化。均质：在同一含水层中，各处的渗透系数相等。均质：在同一含水层中，各处的渗透系数相等。非均质：在同一含水层中，各处的渗透系数不相等。非均质：在同一含水层中，各处的渗透系数不相等。流网的类型 流网的类型(lixng)(lixng)：a)a)均质各向同性介质中的流网（图示）均质各向同性介质中的流网（图示）1 1）在河渠附近的流网：地表水体的断面看作等水位面，地）在河渠附近的流网：地表水体的断面看作等水位面，地 表水的湿周是一条等水位

8、线。表水的湿周是一条等水位线。2 2）承压含水层：隔水边界无水量通过，流线平行隔水边界。）承压含水层：隔水边界无水量通过，流线平行隔水边界。3 3）无入渗补给和蒸发排泄的稳定状态：潜水面是一条流线。）无入渗补给和蒸发排泄的稳定状态：潜水面是一条流线。4 4）有入渗补给时：潜水面既不是流线，也不是等水位线。）有入渗补给时：潜水面既不是流线，也不是等水位线。第 10 页/共 27 页第十页，共27 页。均质各向同性(xin tn xn)均质各向异性(xin y xn)非均质各向同性(xin tn xn)非均质各向异性第 1 1 页/共 27 页第十一页，共27 页。第 12 页/共 27 页第十二

9、页，共27 页。第 13 页/共 27 页第十三页，共27 页。第 14 页/共 27 页第十四页，共27 页。b)b)层状非均质各向同性介质 层状非均质各向同性介质(jizh)(jizh)中的流网（如图示）中的流网（如图示）:两层平行等厚渗透系数分别为 两层平行等厚渗透系数分别为K1 K1、K2 K2的岩层，的岩层，K2=3K1 K2=3K1：等水位线间隔：等水位线间隔一致，流线密度 一致，流线密度K2 K2为 为K1 K1的三倍 的三倍。流线通过不同渗透性的两套地层。流线通过不同渗透性的两套地层 K2=3K1 K2=3K1，等水位线密度，等水位线密度K1 K1为 为K2 K2的三倍，流线相

10、等。的三倍，流线相等。含水层中有强渗透性透镜体时：流线向透镜体汇聚。含水层中有强渗透性透镜体时：流线向透镜体汇聚。含水层中有弱渗透性透镜体时：流线将饶透镜体流动。含水层中有弱渗透性透镜体时：流线将饶透镜体流动。三、渗流的分类 三、渗流的分类1 1、有压流与无压流：、有压流与无压流：有压流：渗流场中任一点处的压强都不为大气压强（一般大于大气压强）有压流：渗流场中任一点处的压强都不为大气压强（一般大于大气压强）的渗流为有压流。的渗流为有压流。无压流：具有自由表面且表面压强为大气压强的渗流为无压流。无压流：具有自由表面且表面压强为大气压强的渗流为无压流。2 2、层流、层流(cn(cn li)li)与

11、紊流：与紊流：层流 层流(cn(cn li)li)：地下水在岩石空隙中渗流时，水的质点有秩序、互不混杂有规则：地下水在岩石空隙中渗流时，水的质点有秩序、互不混杂有规则 的运动称为层流 的运动称为层流(cn(cn li)li)；紊流：水的质点无秩序、互相混杂的无规则的运动称为紊流。紊流：水的质点无秩序、互相混杂的无规则的运动称为紊流。第 15 页/共 27 页第十五页，共27 页。第 16 页/共 27 页第十六页，共27 页。绕第 17 页/共 27 页第十七页，共27 页。第 18 页/共 27 页第十八页，共27 页。第 19 页/共 27 页第十九页，共27 页。3 3、稳定流与非稳定流

12、：、稳定流与非稳定流：稳定流：渗流场中任一点处的运动要素（水量、水位、压强、稳定流：渗流场中任一点处的运动要素（水量、水位、压强、速度等）速度等）不随时间变化 不随时间变化(binhu)(binhu)的渗流称为稳定 的渗流称为稳定流，流，例如水头：例如水头：H=f(x,y,z)H=f(x,y,z)；非稳定流：渗流场中任一点处的运动要素（水量、水位、压 非稳定流：渗流场中任一点处的运动要素（水量、水位、压 强、速度等）强、速度等）随时间变化 随时间变化(binhu)(binhu)的渗流称为非 的渗流称为非稳定流，稳定流，例如水头：例如水头：H=f(x,y,z,t)H=f(x,y,z,t)。4 4

13、、一维流、二维流、三维流（如下、一维流、二维流、三维流（如下(rxi)(rxi)图示）：图示）：一维流：在渗流场中，速度向量与任一坐标轴相一致的渗流 一维流：在渗流场中，速度向量与任一坐标轴相一致的渗流 称为一维流。称为一维流。二维流：渗流场中，速度向量与某一坐标平面平行的渗流称 二维流：渗流场中，速度向量与某一坐标平面平行的渗流称 为二维流。为二维流。三维流：渗流场中，速度向量不与某一坐标平面或轴线平行 三维流：渗流场中，速度向量不与某一坐标平面或轴线平行 的渗流为三维流。的渗流为三维流。第 20 页/共 27 页第二十页，共27 页。第 21 页/共 27 页第二十一页，共27 页。8-2

14、 地下水运动的基本规律一、渗流的基本定律-达西定律1、实验原理和过程：渗流的基本定律是法国水力学家达西（Darcy）于1856年经过大量实验发现建立了地下水层流运动的基本规律。实验过程：通过供水管5从上面注入水，实验中保持恒定水头，水渗经试样（砂子）以后由出水管7流进量筒中，水渗经试样的水头损失用测压管3测定。实验结果(ji gu)：单位时间内通过筒中砂的流量Q与垂直水流方向的介质面积W及上下测压管的水头差H成正比，与渗透长度L成反比。Q=K WH/L 因为：V=Q/W I=H/L V=K I式中：K-渗透系数（m/d），V-渗流速度（m/d），I-水力坡度这就是著名的线性渗透定律-达西定律。

15、第 22 页/共 27 页第二十二页，共27 页。第 23 页/共 27 页第二十三页，共27 页。，2 2、达西定律的适用范围与推广、达西定律的适用范围与推广（1 1）达西定律的适用条件）达西定律的适用条件上限：近年来研究表明，达西定律并非适用于所有的层流，当雷 上限：近年来研究表明，达西定律并非适用于所有的层流，当雷诺数 诺数Re Re（Re=Vd/Re=Vd/）增大，水流的惯性作用增强到不可忽略）增大，水流的惯性作用增强到不可忽略不计时，尽管水流仍保持层流状态，但渗流速度与水力坡度之 不计时，尽管水流仍保持层流状态，但渗流速度与水力坡度之间却不在是线性关系，此时达西定律不适用。间却不在是

16、线性关系，此时达西定律不适用。达西定律的适用条件：与粘滞力相比惯性力较小而可忽略不计。达西定律的适用条件：与粘滞力相比惯性力较小而可忽略不计。通过大量实验研究表明：只要根据平均粒径计算的雷诺数小于 通过大量实验研究表明：只要根据平均粒径计算的雷诺数小于1-10 1-10之间的某个值，达西定律就是适用的。之间的某个值，达西定律就是适用的。下限：由于岩石空隙中存在结合水，所以地下水在粘性土中运动 下限：由于岩石空隙中存在结合水，所以地下水在粘性土中运动时，必须在一定水力坡度的作用下，才能突破结合水开始运动，时，必须在一定水力坡度的作用下，才能突破结合水开始运动，此水力坡度叫起始水力坡度，有些学者把

17、水流运动开始与线性 此水力坡度叫起始水力坡度，有些学者把水流运动开始与线性渗透 渗透(shntu)(shntu)定律相符时的水力坡度作为达西定律适用范围的 定律相符时的水力坡度作为达西定律适用范围的下限。下限。第 24 页/共 27 页第二十四页，共27 页。第 25 页/共 27 页第二十五页，共27 页。（2 2）达西定律的推广）达西定律的推广 公式 公式(gngsh)(gngsh)：V=K I V=K I 反映通过任一断面一维流的渗流速 反映通过任一断面一维流的渗流速度与其水力坡度之间的关系式，这种关系的微分表达式：度与其水力坡度之间的关系式，这种关系的微分表达式：V=V=Kdh/dL

18、Kdh/dL，对于二维流和三维流同样适用，即：，对于二维流和三维流同样适用，即：二维流：二维流：VX=VX=K dh/dx K dh/dx、Vy=Vy=K dh/dy K dh/dy 三维流：三维流：VX=VX=Kdh/dx Kdh/dx、Vy=Vy=Kdh/dy Kdh/dy、Vz=Vz=Kdh/dz Kdh/dz 当地下水为非稳定运动时，渗流中任一点处瞬时流速与水力 当地下水为非稳定运动时，渗流中任一点处瞬时流速与水力坡度之间的关系仍可用达西定律表征，只是渗流速度和水力坡 坡度之间的关系仍可用达西定律表征，只是渗流速度和水力坡度随时间在变化。度随时间在变化。二、非线性渗透定律 二、非线性渗透定律 通过大量实验得知，当地下水为紊流运动（大裂隙中的裂隙 通过大量实验得知，当地下水为紊流运动（大裂隙中的裂隙水、溶洞水等）时，地下水运动服从哲才定律，即渗流速度与 水、溶洞水等）时，地下水运动服从哲才定律，即渗流速度与水力坡度的平方根成正比：水力坡度的平方根成正比：V=KI 1/2 V=KI 1/2。第 26 页/共 27 页第二十六页，共27 页。感谢您的观看(gunkn)！第 27 页/共 27 页第二十七页，共27 页。