第六章 地下水运动中的专门问题 - default.ppt

第六章 地下水运动中的专门问题 主要内容 1. 非饱和带中的地下水运动 2. 地下水中的溶质运移（水动力弥散理论） §6.l 非饱和带的地下水运动 在地下水面以上的非饱和带（即包气带）也有水的运动。在许多情况下，研究非饱和带的地下水运动具有很大的意义。 例如，在地下水资源评价中，必须研究“三水”(即大气水、地表水相地下水)的相互转化，而非饱和带的地下水运动是其转化的重要环节。入渗的水必须经过非饱和带才能到达潜水面，故研究水在非饱和带的运动，对于入渗的计算很重要。 其次，各种施加在地表的污染物将随入渗的水一起运动，经过非饱和带进入地下水中。因此研究地下水污染时，也必须研究非饱和带中水的运动。 由于问题的复杂性，只介绍基本原理和基本方程。 1 非饱和带水分的基本知识 1）含水率、饱和度和田间持水量 在非饱和带中，空隙空间的一部分充填了水，其余部分充填了空气。水分和空气的相对份量是变化的。可以用二个变量来表示水分含量的多少。 —为含水率 ，表示单位体积中水所占的体积： 式中， 为含水率，无量纲；(Vw)0为典型单元体中水的体积；V0为典型单元体的体积 另—个为饱和度Sw，表示岩石的空隙空间中水所占据部分所占的比例： 式中，Sw为饱和度，无量纲；(V0) 0为典型单元体中的空隙体积。 显然， 含水率不能大于空隙度n。而饱和度Sw不能大于1，两者之间有下列关系： ＝nSw (6-3) 因为利用了典型单元体的概念，上述定义对于任一点都是适用的。 2) 毛管压力 当多孔介质空孔隙中有两种不相混溶的流体(如水和空气)接触时，这两种液体之间的压力存在着不连续性。此压力差的大小取决于该点界面的曲率(它又取决于饱和度)，这个压力差pc称为毛管压强： Pc=Pa-Pw (6-4) 式中,Pa——空气的压强, Pw——水的压强。 如假设孔隙中的空气是在101325Pa(一个大气压)下，并取大气压强作为测量流体压强的基准，则Pa＝0，于是： Pc=-Pw (6-5) 故非饱和带孔隙中的水处于小于大气压强的情况下。正如在毛细管现象中见到的一样，在周围水面以上的毛管内的压强是负的。 和饱和带的情况一样，可以定义非饱和带水流中任何点的水头(毛管水头)： 式中，r为水的容重； 称为毛管压力水头。 对于饱和—非饱和流动，可以写出统一的水头表达式: 式中，压强p可正可负。在饱和带中，p为水的压强，取正值；在非饱和带，p为毛管压强的负数，取负值。其余符号同前。 3．土壤水分特征曲线 不同土的水分特征曲线是不同的。在同样条件下，粘性土要比砂保持更多的水分，具有更高的含水率。土的颗粒级配，对持征曲线的形状也有影响，如图6-2的曲线I和II。温度的变化对它也有影响。温度升高时，表面张力降低，在同样吸力下含水率要低一些。 水分持征曲线斜率的负倒数称为容水度，记作C： 容水度不是常数，它随含水率或毛管压强而变化，记作 C( )或C(hc)。它表示毛管压力水头变化一个单位时从单位体积土中释放出的水体积，是计算非饱和带水运动的重要参数。 4) 非饱和流动中的给水度概念 前边已经讲过，给水度是单位体积含水层中所排出的重力水的体积。 但实际上，当潜水面下降时，其间的水并未全部排出，只是由饱和带的水变成非饱和带的水，水分分布曲线发生相应的改变。实际排出的水体积只相当于排水前后两条水分分布曲线间的那一部分面积。 为此，需要这样来定义给水度：从地表一直延伸到含水层底板的一个单位水平面积垂直土柱，当潜水面降低一个单位时，由重力所排出的水的体积。 由于重力排水的迟后，给水度u也是时间t的函数。只有当长时间排水后才趋近于某一常数值。 2 非饱和带水运动的基本方程 非饱和带中的Darcy定律表达式为： v =K( )J