地下水动力学(第一章渗流理论基础-1-专).

1、j、 绪论地卜水动力学：融研究地卜水在孔隙岩 石、裂隙岩石和岩溶岩石中运动规律的科 学。它是模拟地下水流基本状态和地下水屮 溶质运移过程，対地F水从数量上和质量 上进行定量评价和介理开发利用，以及兴 利防害的理论基础。水文地质解决的问题可归并为以卜三方 面：（1）地下水的运动规律和地下水资源量 评价；（2）地卜水化学成分的迁移规律和地K 水水质的评价；合理开发利用问题。个完整的水文地质研究过程包括以 下步骤：（1）收集和提取信息；（2）将信息加工组织成一个反映研究 系统体系的概念模型；（3）建立物理模型或数学模型；（4）利川数学模型进行仿貞模拟；（5）经检验肩的数学模型可用来很拟 系统未来的行

2、为。第一章渗流理论基础§ 1-1渗流的基木概念、地下水在含水岩石中的运动I1多孔介质：具有孔隙的岩石。含水介质i般分逅类：孔隙介质：含有孔隙水的岩层。裂隙介质：含裂隙水的岩层。岩溶（Karsl）介质：含岩溶水的岩以2地下水的流动类型町归纳为两类：（1）地下水沿多孔介质的孔隙或遍步于介质中的 裂隙运动；（2）地卜水沿人裂隙和管道的流动。二、地下水和多孔介质的性质1地卜水的状态方程地下水的状态方程：实际1：是地下水的体积和密 度随压力变化的方程。等温条件下，水的压缩系数为：设初始压强p（）时，水的体积为V。，、切k强变到p时, 体积变为V,由上式得：He用Taylor级数展开,舍去离次项

3、，得到如 F的状态方程：V = V0l-(3 (p-p0)JP 二P ol+0 (PFo)2多孔介质的某些性质（1）多孔介质的孔隙性孔隙度：指孔隙体积和多孔介质总体积之比。有效孔隙：互相连通的、不为结合水所占据的那一 部分孔隙。有效孔隙度：指有效孔隙体积和多孔介质总体积之 比。死端孔隙： 一端与其它孔隙 连通，另一端是 封闭的，其中的 地卜水足相对停 滞的。（2）多孔介质的压缩性大然条件卜，一定深度处的多孔介质, 要受到I：覆岩层荷重的压力。荷重增加, 将引起多孔介质的压缩。多孔介质的压缩系数：% dS多孔介质的压缩包括同体颗粒的压缩和 孔隙的压缩。即：Vb=Vs+Vv、叫竺+坐d8V（-nW

4、h.Vv=nVhI dV5 1 dVv1 一“d匕n dVva =. l ,（/d K d8 V（/（）' V；（/（）'上式令V/ 水从水水I dVs at =-' 匕d61 dVot n V dS上式变为；a= (1-n) as+nOp固体骨架的压缩性比几隙的压缩性小的多，上式 变为：(1=叫(加荷和排水)三、贮水率和贮水系数I.水位变化对禽水层丿鼻度的影响 有效应力地下水位下降，水压力减小，有效应 力增大，多孔介质被压缩。女孔介质的压缩包括固体颗粒的压缩 和孔隙的用缩。但固体颗粒的压缩忽略 不计。 丢匚 即：(l-n) V尸常数其导数等于0。即：*40-司匕=匕一

5、皿百-Vhdn = 0 dVh _ dndVh _ J(Ac)na= -ad a = adp Az1 /?d(Az) = gadpdn = (1 n)adp此式”度变化和孔隙度变化与水的压强变化的关系2 贮水率和贮水系数贮水率：面积为1单位面积,厚度为1单位 的含水层，当水头降低1单位时所能禅岀的 水量。用人表示。弹性释水:iirF水头降低引起的含水层释 水现象称为弹性释水。贮水系数：而积为1单位而积，厚度为含 水层全厚度m的含水层柱体中，当水头改变 二个单位时弹性释放或贮的水臣用以表 ZJl O二者关系：1 = A M说明：(1) 贮水系数/用于二维流计算中。 贮水率人用于三维流计算中。(2

6、) 贮水系数和贮水率卩、都是衣示含水层弹性 释水的参数。 X贮水率表示含水丿決弹性释水的性能。 贮水系数表示含水层弹性释水的能力。(3) 承压含水层水头降低员引起禽娇的弹性释水；潜水含水层水头卜降，可引起：部汝排水， 重力排水(Q和卜部饱水部分弹性禅水(但亜忽 略不计)。、舉(4)弹性释水和重力排水的不同：弹性 释水是瞬时完成的(应力变化是瞬时完 成)；重力排水是一个过程，该过程的长 短与岩性有夹。般教课书上指的给水度就是指重力排 水结束时所测得的给水度值、侯爪水l« I 3介水从上水性水虑田(IK h Bear)()-页圧倉水Ch <b>CO水页BT醉冋交化阳四. 渗流

7、1渗流渗流是二种假想水流。假想水流应有以下特点：（1）假想水流的性质（如密度、粘滞性等）和真 实地下水相同；（2）假想水流充满含水层的整个空间；（3）假想水流运动时，在任意岩右体积内所受的 阻力等于真实水流所受的阻力：（4）通过任断面的流量及任¥点的压力或锐:均 和实际水流相同o图】一4岩石中的庖下水怖 GO 密际诊诱：（b） 假殂滞慄渗流区或渗流场：假想水流所占据的空间。2典型单元体五、渗流速度 过水断而：垂直于渗流方向的一个岩石截面。渗流速度：通过单位面积的渗流量。v=Q/A渗流速度与地卜水的实际平均流速仃如卜 关系：v=nu地下水的水头和水头坡度1地下水的水头r 2g式中：z位

8、置水头：P/y承压水头；二者之和为测压管水头。u2/2g流速水头（很小忽略1计）o 我们所说的水位就是测压管水头，这足長准 ifii取的是海平ihi os2总水头h =+ Y 2gz + £ = Hp测压水头；H严H 2g y p某砾石含水层中，"=1.65cm/s = - = 0.000 14c/h 2g 2x980潜水含水层压强与水头承压含水层压强与水头2等水头面和水力坡度等水头面：渗流场内水头值相同的各点连成的血O 反过来说，等水头面各点的水头值相同。等水头线：等水头面与某一平面的交线。水力坡度：大小等于梯度值，方向沿着等 水头面的法线指向水头降低方向的矢量。水文地质

9、学基础中，水力坡度定义为：沿渗流 途径水头损X勺相应渗透途径氏度的比值。七、地下水运动特征的分类1 按地下水运动要素（渗流最、渗流速度、压强、 水头）将地卜水分为稳定流和非稳定流。稳定流：地卜水运动要素不随时间变化。非稳定流：地下水运动要素随时间变化。要素的时空变化规律。2.根据地卜水的运动方向耳空间坐變II的关系分为 川也小、砂込劝和维込动。、地下水的一维运动：地下水的渗透速度只沿咚标 轴的方向有分速度，其余坐标轴方向的分速度均为冬地下水的二维运动：地卜水的渗透速度只沿 二个坐标轴的方向仃分速度，仅在一个坐标轴 方向的分速度均为零。地下水的三维运动：地下水的渗透速度只沿 空间三个坐标轴的分量

10、均不等丁零。W 1-7廉乐*的一笊液旳U> Tliffl. <b> -MiE3yyy图1一8集逍向河诜潑漏的地下水二维流动<a) 一半向ffii (b) -ffl面图(b)la)图1一9河弯处潜水的三维运动<a> -Tftflfl; (b)剧面图m 1-10均质各向同性含水层中潜水井抽水时的地下水运动（> 一平而06）<b） -MB图说明：地卜水运动的维数与所选的坐标 系有关。潜水完整井抽水,选直角坐标系为三维 运动，选柱坐标系为二维运动。承压水完整井抽水，选直角坐标系为二 维运动，选柱他标系为-维运动。八、地下水流态的判断地下水的运动有层流和紊

11、流。1.多孔介质判断法：用Reynolds数R严Y式中：v地下水的渗流速度； d含水层颗粒的平均粒径； Y地下水的运动粘度.计养Reynolds数小于临界Reynolds数时，为童流; 大于时，为紊流。临界Reynolds数般取15()300。2裂隙流判断法(指单个裂隙)主要是确定临界水力坡度。首先，由下式计算裂隙的相对粗糙度a=A/b式中：a裂隙的相对粗糙度；裂隙的绝对粗糙度；b裂隙的宽度。丄其次，根据下表确定临界水力坡度最后，比较实际水力坡度和临界水力坡坚 判断流态。»11虧界木力绘盧我<«r. m.仆*力A1 E00.10.2aj0.4as0. iZ 52UL4S51.334I.2M1 224blU0.29.315G 182O0C.1610.)330.1390.30.0930.054o