环境影响评价师

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第七章地下水环境影响评价与防护

第一节地下水的运动

地下水在岩石孔隙中的运动称为渗流(渗透)。发生渗流的区域称为渗流场。由于受到介质的阻滞，地下水的流动远较地表水缓慢。水只在渗流场内运动，各个运动要素(水位、流速、流向等)不随时间改变时，称作稳定流。运动要素随时间变化的水流运动，称作非稳定流。严格地讲，自然界中地下水都属于非稳定流。但是，为了便于分析和运算，也可以将某些运动要素变化微小的渗流，近似地看做稳定流。

一、地下水运动的基本形式

饱和水带中的地下水运动，无论是潜水还是承压水，均表现为重力水在岩土层的孔隙中运动。从其流态的类型来说可分为层流运动和紊流运动。由于流动是在岩土孔隙中进行，运动速度比较慢，所以在多数情况下均表现为层流运动：只有在裂隙或溶隙比较发育的局部地区，或者在抽水井及矿井附近、井水位降落很大的情况下，地下水流速度快，才可能表现为紊流状态。

二、达西定律

均质砂粒的渗流实验(图7-1)得出的。试验发现渗透流量Q与过水断面面积(A)成正比，与水位差(h1 -h2)成正比，其数学表达式为：

式中：

Q——渗透流量，m3/d：

A——实验土柱的过水断面面积，m2：

K-比例常数，即渗透系数，m/d:

A/-两个水位测量点(h1和h2)土样长度，即渗透路径长，m。

上式表明，渗透流量Q与过水断面积A成正比，与渗透路径长△L成反比，所以可以认为，对一定的含水介质而言，其渗透系数K是常数。

达西定律是描述重力水渗流现象的基本方程。最早是由法国水利学家达西通过渗透流量Q、过水断面A与渗透流速v三者之间存在以下关系：

可写成：

当△L→0时，则：

式( 7-4)称达西定律，v为地下水渗流速度，其单位为m/d。

式中负号表明水力坡度增量方向与水流方向相反。由此可见，水在渗流过程中其体积通量是与水的势梯度成比例的，渗透系数K值即是其比例系数。有的文献中也因此把达西定律称为地下水运动的通量方程。

水力坡度i的计算方法为：

可以看出：水力坡度i与渗流速度v的一次方成正比，故又把达西定律称为线性渗透定律。

必须注意，渗透速度v不是孔隙中单个水质点的实际流速。它是在流量相同而过水断面全部被水充满状况下的平均流速，而实际的断面中充填着无数的砂粒，水流仅从砂粒的孔隙断面中通过。设u为通过孔隙断面的水质点的实际平均流速，nc为砂的有效孔隙度，则：

因此，地下水的实际流速“大于渗流速度v。

三、渗透系数

由达西定律可知：当水力坡度i=1时，则v=K,即渗透系数在数值上等于当水力坡度为1时的地下水渗流速度。由于水力坡度是量纲为一的，因此k值具有和v相同的单位，一般用m/d或cm/s等单位。

渗透系数是表征含水介质透水性能的重要参数，K值的大小一方面取决于介质的性质，如粒度成分、颗粒排列等，粒径越大，渗透系数K值也就越大;另一方面还与流体的物理性质(如流体的黏滞性)有关。实际工作中，由于不同地区地下水的黏性差别并不大，在研究地下水流动规律时，常常可以忽略地下水的黏性，即认为渗透系数只与含水层介质的性质有关，使得问题简单化。

松散岩石渗透系数的常见值可参考表7-1。

达西定律适用于层流状态的水流，而且要求流速比较小(常用雷诺数Re<10表示)，当地下水流呈紊流状态，或即使是层流，但雷诺数较大，已超出达西定律适用范围时，渗透速度v与水力坡度i就不再是一次方的关系，而变成非线性关系。由于地下水运动大多数情况下符合达西定律条件，因此非线性流运动公式不再予以讨论。

四、包气带中水分运移

在理想条件下，即包气带由均质土构成，无蒸发与下渗，包气带水分分布稳定时，含水量的垂向分布如图7-2c所示。由地表向下某一深度内含水量为一定值，相当于残留含水量( wc)。残留含水量包括结合水量、孔隙毛细水量与部分悬挂毛细水量(图7-2a放大图①)，是克服重力保持于土中的最大持水度。这部分水与其下的支持毛细水及潜水不发生水力联系。由此往下，进入支持毛细水带，含水量随着接近潜水面而增高(图7-2a放大图②)。在潜水面之上有一个含水量饱和(体积含水量等于孔隙度)的带，称为毛细饱和带(图7-2)。支持毛细水带是在毛细力作用下，水分从潜水面上升形成的，因此它与潜水面有密切水力联系，随潜水面变动而变动。为什么此带中含水量逐渐增加以至达到饱和呢?这是因为土中的孔隙实际上是由大小不一的孔隙通道构成的网络(图7-2b)，细小的孔隙通道毛细上升高度大，较宽大的孔隙通道毛细上升高度小。最宽大的孔隙通道也被支持毛细水充满的范围，便是毛细饱和带(图7-2)。

毛细饱和带与饱水带虽然都被水所饱和，但是前者是在表面张力的支持下才饱水的，所以也称作张力饱和带。井打到毛细饱和带时，由于表面张力的作用，并没有水流入井内，必须打到潜水面以下井中才会出水。

包气带中毛细负压随着含水量的变小而负值变大。这是因为，随着含水量降低，毛细水退缩到孔隙更加细小处，弯液面的曲率增大(曲率半径变小)，造成毛细负压的负值更大。因此，毛细负压是含水量的函数：

he= hc(w)

饱水带中，任一特定的均质土层，渗透系数K是常数;但在包气带中，渗透系数K随含水量降低而迅速变小，K也是含水量的函数：

K=K(w)

原因是：(1)含水量降低，实际过水断面随之减少：(2)含水量降低，水流实际流动途径的弯曲程度增加：(3)含水量降低，水流在更窄小的孔隙通道及孔隙中流动，阻力增加。由于上述原因，渗透系数与含水量呈非线性关系。

包气带水的非饱和流动，仍可用达西定律描述。作一维垂直下渗运动时，渗透流速可表示为：

降水入渗补给均质包气带，在地表形成一极薄水层(其厚度可忽略)，则当活塞式下渗水的前锋到达深度z处时，位置水头为-z(取地面为基准，向上为正)，前锋处弯液面造成的毛细压力水头为-hC，则任一时刻t的入渗速率，即垂向渗透流速为：

初期：很小，水力梯度

趋于无穷大，故入渗速率v很大;随着t增大，z变大，hc/z趋于零，则v=k即入渗速率趋于定值，数值上等于渗透系数K。

综上所述，包气带水的运动，同样可以用达西定律描述，但与饱水带的运动相比，有以下三点不同：(1)饱水带只存在重力势，包气带同时存在重力势与毛细势;(2)饱水带任一点的压力水头是个定值，包气带的压力水头则是含水量的函数;(3)饱水带的渗透系数是个定值，包气带的渗透系数随含水量的降低而变小。

（责任编辑：lqh）