[精选]6水文地质学-地下水运动规律--资料
等效
实际水流
假想水流
地下水运动的基本规律
————达西定律————
Darcy－法国水利工程师，1802。 达西定律为水文地质学、地下水动力学、岩体水力学
的核心。 现代的基坑与隧道降水设计、地下水开采设计、地下
水资源管理与评价、水文地质勘察等的绝大多数计算 公式，均是基于达西定律推导出来的。
水文地质学
地下水运动规律
地下水的运动特点。 地下水运动的基本规律——达西定律。 地下水取水构筑物的基本类型。 地下水流向潜水完整井的计算公式——裘布依公式。 地下水流向承压水完整井的计算公式。 裘布依公式的讨论。 裘布依型单井稳定流公式的适用范围。 地下水流向井的非稳定流理论——泰斯公式。
地下水的运动特点
曲折、复杂的渗流通道。 迟缓的流速。 一般为紊流，很少出现层流。 绝大多数为非稳定流运动，极少数为稳定流运动。 天然条件下，一般均呈缓变流动，有时为非缓变流动。
空袭中实际水流 方向和水流通道
等效平均直线水流 方向和水流通道
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地下水曲折、复杂的渗流通道
紊流－水质点的运动方向不一致、流线随机交叉。 层流－水质点的运动平行一致、流线无交叉现象。
层流
紊流
稳定流运动－渗流场中地下水各运动要素不随时间而变 化的运动。
非稳定流运动－渗流场中地下水运动要素随时间而变化 的运动。
缓变流动－流线弯曲度很小而近似直线、相邻流线间夹 角很小而近似平行、各过水断面近似平面、同一过水断 面上各点水头近似相等的地下水流动。
假想水流
等效平均直线水流 方向和水流通道
采用充满整个含水层的假想水流代替仅在空隙中运动 的实际水流的前提条件。
假想水流通过任一过水断面的流量必需等于实际水 流通过同一过水断面的流量。
假想水流在任一过水断面上的水头必需等于实际水 流在同一过水断面上的水头。
假想水流在流动过程中所受的阻力必需等于实际水 流在渗流过程中所受的阻力。
而公式推导关键在于如何确
定水头i和过水断面积ω。
过水断面实际为一系列弯曲
达西定律基本假设 地层属于多孔介质。
加入水
地下水在地层中运移表现为
渗透或渗流。
自然条件下，地下水在地层
中运移的阻力较大，因而为
层流运动。
达西定律计算式。
H1
砂层 Q L
I-水头梯度【物理意义：渗 流单位长度的水头损失】。
K-渗透系数【物理意义：当 水头梯度I＝1时，渗透速 度】。
地下水运动属于三维问题，通过缓变流动假设，将使研 究地下水运动规律的三维问题简化为二维问题。
渗流－地下水在曲折、复杂的通道中缓慢流动。 过水断面－渗流通过的含水层横断面，垂直于流线方向。
缓 变 流 动
过水断面 流线
流线 过水断面
地下水渗透受控于水位差
地下水渗流随地形变化
潜水面随地形和季节变化
达西定律假设地层 全部由空隙组成。
过水断面积为A。 Q＝AV。
地下水取水构筑物的基本类型
垂直取水构筑物
潜水完整井 潜水非完整井 承压水完整井 承压水非完整井 水平取水构筑物
渗水管 渗渠
垂直取水构筑物
水平取水构筑物
地下水流向潜水完整井的计算公式
——裘布依公式——
r
R
P Hy
x
P[x，y]
裘布依公式推导假设简化条件
抽水前，含水层天然水力坡度为 零。
含水层为各向同性的均质体。 含水层底板为隔水层。 影响半径范围内，无渗入、无蒸
发，各过水断面上流量不变。 影响半径范围外，流量为零。 影响半径圆周上为定水头。 井内及其附近为二维流，即井内
A H2
达西渗透试验
Q 渗出水
据达西定律计算的渗透速度V与地下 水在地层中的实际流速v之间关系。 Q=AV=nAv n为地层的空隙率 A为过水断面积
V=nv 由于n<<1，所以v>>V，即由达西定律计算的渗透速度V 远小于地下水在地层中的实际流速v。
等效
实际地层由土粒和空隙组成。 地层的空隙率为n。 实际的过水断面积为nA。 Q=nAv。
雨季潜水面 平均潜水面 旱季潜水面
一般情况下，地下水在地层空隙中运移速度极其缓 慢，因而特称为渗透或渗流。
地下水的渗透受控于含水层的产状、水力坡度【水 位差】、空隙度、透水性、空隙大小、地温等多种 因素。
地层的孔隙度与岩土的颗粒形状、堆积程度、分选 性有关。
地层的透水性与空隙的连通程度有关。
不同深度的水头降均相同。 井附近的水力坡度不大于1/4。
为了简化问题，抽水时，采用流线倾角的正切 代替正弦，tgα≈sinα，α≤150。
a－实际流线。 b－简化流线。
裘布依公式推导
基于达西定律Q=kiω，推导
裘布依公式。
s
由于渗透系数k对于各向同 性均质体是一个定常数，因 h
颗粒形状 颗粒堆积程度 颗粒分选性
在研究地下水运动规律时，不可能研究每个实际渗流
通道中的水流运动，而是研究等效平均直线水流通道
中的水流运动。
也就是说，采用充满整个含水层【包括空隙和岩土颗
粒所占据的全部空间】的假想水流，代替仅在空隙中
运动的实际水流。
空袭中实际水流 方向和水流通道
等效
实际水流
裘布依稳定流理论－潜水井
在潜水完整井中长时间抽水 s 后，井中动水位和出水量均 达到稳定状态，并在井周围 h 形成稳定降水漏斗。
H－潜水层厚度。 R－降水漏斗半径，即影响
半径。 s－井中水位下降值。 h－抽水稳定后，井中水位。 r－井半径。 P[x , y]－降水漏斗面上任一观测点。
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05地下水运动的基本规律
5.2 重力水运动的基本规律
5.2.1 达西定律
又称为线性渗透定律。 是指流体在多孔介质中遵循渗透速 度（ v ）与水力梯度（ I ）呈线性关系 的运动规律。
马氏瓶
排水装置
测压板
试样筒
测压管
5.2 重力水运动的基本规律
5.2.1 达西定律
实验条件：
1）等径圆筒装入均匀砂 样，断面为A 2）上下各置一个稳定的 溢水装置——保持稳定水流 3）实验时上端进水，下 端出水——示意流线 4）砂筒中安装了2个测 压管，相距L 5）下端测出水量—Q
5.3 流网
流线的性质
a. 流线不能相交（同一时 刻不可能有两个流向） b. 流线光滑不能有急转折 （若有转折，在转折点有两 个流向） c. 流线相当于隔水边界 （只能在其间运动，不能穿 过流线运动） d. 流线的形状受控于边界 的性质和形状（平行于隔水 边界，垂直于供水边界）
5.3 流网
5.3.2 层状非均质介质中的流网
渗透系数（K），也称水力传导率，是水力梯度等于1时
的渗透流速。 单位：m/d , cm/s。 K大，岩石透水能力就强。
由公式 Q = K A I、V = K I 分析：
当I一定时，岩层的K 愈大，则V 也愈大， Q 大， 因此，渗透系数K 是表征岩石透水性的定量指标。
5.2 重力水运动的基本规律
5.2 重力水运动的基本规律
5.2.3 水力梯度
从达西公式: V = KI 来看： 当 I 增大时，V 也愈大；
即流速V 愈大，单位渗流途径上损失的能量也愈大；
反过来，水力梯度 I愈大时，驱动水流运动与速度也 愈大。 注意：水头损失一定要与渗流途径相对应
5.2 重力水运动的基本规律
地下水运动的基本规律
地下水运动的基本规律
因为流速V=Q/A，故达西定律也可以用式（56）来表达。 V=Ki（5-6） 式中，V为渗透流速（m/d或cm/s）。
由式（5-6）可知，K是水力坡度为1时的 渗透流速，称为渗透系数。渗透系数可以用来 比较不同岩石的透水性，是水文地质学中一个 非常重要的水文地质参数。
地下水运动的基本规律
地下水运动的基本规律
在满足生产要求和方便研究的前提下，可以不将含 水层概括为均质各向同性、均质各向异性、非均质各向 同性和非均质各向异性的含水层。所谓均质各向同性就 是指渗透系数在含水层的任何空间位置上、任何渗透方 向上均为一个常数；如不为常数则属非均质各向异性， 其余可类推。
对于渗透系数的测定，一般采用室内土柱试验（达 西试验）和野外抽水试验两种方法。一些松散岩石的渗 透系数参考值见表5-4，表见下页。
应该明确，渗透系数不仅取决于 岩石的空隙性质及水在空隙中的存在 形式，而且与地下水的一些物理性质 ，如黏滞性等有关。在具有同样空隙 的岩石中，当水力坡度相等时，黏滞 性大的水（或液体）渗透系数小。
一般情况下，当地下水的黏 滞性相近时可以不予考虑，但在 研究卤水时，不可忽视。因此， 除个别特殊情况外，可以把渗透 系数看作衡量岩石透水性能的参 数。岩石的透水性能在不同空间 位置和渗透方向上是不一致的， 即渗透系数是不相等的。
地下水运动的基本规律
工程地质Βιβλιοθήκη 工程地质地下水运动的基本规律
地下水在岩石空隙（孔隙、裂隙及溶穴） 中的运动称为渗流（渗透），地下水运动的 场所称为渗流场。渗流是在与介质发生密切 联系的条件下进行的，由于受到介质的阻滞， 地下水的运动远较地表水缓慢。
在岩层空隙中渗流时，水的质点有秩序 地、互不混杂地流动，称为层流运动。水的 质点无秩序地、互相混杂地流动，称为紊流 运动。一般认为渗流属于层流。
水文地质-地下水的运动
第三节 地下水向井的稳定运动
四、裘布依公式的讨论
（2）抽水井流量与井径的关系
但实际情况远非如此,井径 对流量的影响比Dupuit公 式反映的关系要大得多。
第三节 地下水向井的稳定运动
四、裘布依公式的讨论
（3）水跃对裘布依公式计算结果的影响
在潜水的出口处一般都存 在渗出面。当潜水流入井 中时也存在渗出面,也称水 跃，即井壁水位hs高于井 中水位hw(图4一10)，而潜 水井的Dupuit公式并没有 考虑渗出面的存在。
H Z p
图4-5 流网示意图
在渗流场中，把水头值相等的点连成线或面就构成了等水 头线或等水头面。
流网是由等水头线和流线所组成的正交网格。流网直观地 描述了渗流场（或流速场）的特征。它可以是正方形、长 方形或曲边方形。
第二节 地下水运动规律
水流类型
一维流任意点的水力坡度均相等（
图4-6a）；
s1=1.00 m s2=1.75 m s3=2.50 m 求K？
Q1=4500 m3/d； Q2=7850 m3/d； Q3=11250 m3/d；
第三节 地下水向井的稳定运动
五、地下水流向非完整井和直线边界附近的完整井
1、承压水非完整井 当α=1时，A=0，就变成 完整井公式，当α很小， A值很大，则公式变为：
第三节 地下水向井的稳定运动
五、地下水流向非完整井和直线边界附近的完整井
2、潜水非完整井 潜水非完整井可以看做上段 是潜水完整井，下段是承压 水非完整井。这样可以近似 的看做总流量Q等于两段Q1 和Q2的和。
第三节 地下水向井的稳定运动
裘布衣假设：
天然水力坡度为0，井附近水力坡度<1/4； 含水层是均质各向同性的，含水层的底板
地下水运动的基本规律
断面的水头，水头差为h；两断面相距L； (5)下端出口测定流量为Q。
0
0
图4-1 达西实验装置图
5.4.1.2 实验成果
Q KA h KAI L
Q AV
V KI
5.4.2 达西公式中各项的物理意义
5.4.2.1 渗透流速(V) >>在达西定律表达公式中，渗透流速是一个宏观概念，并且
它很容易测量。 >>因此，必须把它与单个水质点在砂粒中寻路而曲折前进的
地下水迹线示意图
5.1.2.3 二者区别
流线和迹线都是流场中的一簇曲线，都与流 体的运动有关，但各自代表了不同的概念：
>>流线反映的是某时刻流体的流速向量，迹线 是反映流体中某一质点不同时间走过的轨迹；
>>因此流线可看作水质点运动的摄影，迹线则 可看作对水质点运动所拍摄的电影。
5.1.3 过水断面与流量
5.4 地下水运动的基本规律
5.4.1 达西定律
达西定律是法国水利学家H.Darcy通过大量的实验，得到的线 性渗透定律。
5断面面积A；
(2)上游置一个稳定的溢水装置→保持稳定
水头；
(3)实验上端进水，下端出水→示意流线；
(4)圆筒中上、下断安装测压管→测定两个
>>稳定流条件下，流体的流线与迹线重合！
>>严格说来，自然界中的地下水都属于非稳定流，但是， 但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，近似地看作稳定流。
5.1.7 均匀流与非均匀流
>>均匀流——在实际水流中，如果流线是彼此平行的直线， 而且在同一流线上的点，其实际流速相等，即沿水流方向实 际流速的大小和方向皆不变。显然，在均匀流中，质点的时 变加速度和位变加速度都等于零。亦即流体在运动过程中， 其运动要素不随坐标位置而改变！
水文地质学基础之地下水运动基本规律
h ——水头损失（m）；L ——渗流途径； K——与试样有关的比例常数。
由水力学中水动力学基本原理：
定 反 正义比比（： ， 。2单 与）Lh位 过时 水I间 断内面J通wQ，过=上K砂水I、力 的ω下梯 流度 测量压与管h渗yd的透ra水长uli头c度g差lr成a成dient
10
第2节 重力水运动基本规律
27
第3节 流 网
28
等水头线 、流线与各类边界的关系
已知边界 a—湿周 b—隔水边界 c\d—水位线
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第3节 流 网
均质各向同性介质中的流网及其绘制
在均质各相同性介质中，地下水必定沿着水头 变化最大的方向，即垂直于等水头线的方向运动， 因此，流线与等水头线构成正交网格。 稳定流网的绘制步骤：
21
第2节 重力水运动基本规律
含水层介质特征
均质(homogeneous medium)：K在岩层中处处相等， 不随空间变化。
非均质(inhomogeneous medium)：K在岩层中随空间 位置变化而改变。
各向同性介质(isotropic medium)：K不随渗流方向改 变。
各向异性介质(anisotropic medium)：K随水流方向改 变。
渗透流速
根据水力学流速与流量的关系对上式转化：
Q
U
Q = ω ·V
A
与（2）式比较
V = K·I -----
（3）
称为渗透流速（seepage velocity \Darcy velocity \specific discharge）
上式为单位面积上的流量----称比流量
达西定律中由此看出：
I H1 H 2 ΔH h
《水文地质学基础》完整版
第一章地球上的水及其循环一、名词解释：1．水文地质学：水文地质学是研究地下水的科学。
它研究与岩石圈、水圈、大气圈、生物圈以及人类活动相互作业下地下水水量和水质的时空变化规律，并研究如何运用这些规律去兴利除害，为人类服务。
2．地下水：地下水是赋存于地面以下岩石空隙中的水。
3．矿水：含有某些特殊组分，具有某些特殊性质，因而具有一定医疗与保健作用的地下水。
4．自然界的水循环：自大气圈到地幔的地球各个层圈中的水相互联系、相互转化的过程。
5．水文循环：发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的水循环。
6．地质循环：地球浅层圈和深层圈之间水的相互转化过程。
7．大循环：海洋与大陆之间的水分交换。
8．小循环：海洋或大陆内部的水分交换。
9．绝对湿度：某一地区某一时刻空气中水汽的含量。
10．相对湿度：绝对湿度和饱和水汽含量之比。
11．饱和差：某一温度下，饱和水汽含量与绝对湿度之差。
12．露点：空气中水汽达到饱和时的气温。
13．蒸发：在常温下水由液态变为气态进入大气的过程。
14．降水：当空气中水汽含量达饱和状态时，超过饱和限度的水汽便凝结，以液态或固态形式降落到地面。
14．径流：降落到地表的降水在重力作用下沿地表或地下流动的水流。
15．水系：汇注于某一干流的全部河流的总体构成的一个地表径流系统。
16．水系的流域：一个水系的全部集水区域。
17．分水岭：相邻两个流域之间地形最高点的连线。
18．流量：单位时间内通过河流某一断面的水量。
19．径流总量：某一时间段内，通过河流某一断面的水量。
20．径流模数：单位流域面积上平均产生的流量。
21．径流深度：计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水层厚度。
22．径流系数：同一时段内流域面积上的径流深度与降水量的比值。
二、填空1．水文地质学是研究地下水的科学。
它研究岩石圈、水圈、大气圈、生物圈及人类活动相互作用下地下水水量和水质的时空变化规律。
2．地下水的功能主要包括：资源、生态环境因子、灾害因子、地质营力、或信息载体。
水文地质学基础 第四章 地下水运动的基本规律.
第四章 地下水运动的基本规律
1.渗透与渗流
渗透： 地下水在岩石空隙中的运动
渗流是一种假想水流。
假想水流应满足下列条件： （1）性质（如密度、粘滞
性等）和真实地下水相同； （2）充满含水层的整个空
间； （3）运动时，在任意岩石
体积内所受的阻力与真实水流 相同；
（4）通过任一断面的流量 及任一点的压力或水头均和实 际水流相同。 渗流区或渗流场：假想水流所 占据的空间。
• 流线：是渗流场中某一瞬时的一条线，线上各水 质点在此瞬时的流向均与此线相切。
• 迹线：则是对水质点运动所拍的电影。在稳定流 条件下，流线与迹线重合。
一、均质各向同，流线与等水头线构成 正交网格。 • 分析均质各向同性介质中的稳定流网。 • 徒手绘制定性流网
地下水的运动绝大多数服从Darcy定律。
二、非线性渗透定律—哲才（Chezy）定律
地下水在较大的空隙中运动且流速较大时，呈紊 流运动，此时的渗流服从哲才定律。有：
1
Q KI 2
1
V KI 2
即此时渗透流速V与水力梯度I的1/2次方成正比.
4.2 流 网
• 流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一 系列等水头线与流线组成的网格.
2.层流和紊流
层流运动：水质点作有秩序的、互不混杂的流动. 紊流运动：水质点无秩序的、互相混杂的流动.
地下水在岩石空隙中的运动速度一般较慢，大多为层流 运动。只有在大裂隙、溶洞中地下水流速大，才可能出现紊 流运动。此外，在抽水井附近小范围内，当降深很大时，流 速增大，也可出现紊流现象。
3. 稳定流和非稳定流
实际流速，ω有：
Q Kw h KwI Vw L
Q＝ ω／·u＝ ω·ne·u＝
1.渗透与渗流
渗透： 地下水在岩石空隙中的运动
渗流是一种假想水流。
假想水流应满足下列条件： （1）性质（如密度、粘滞
性等）和真实地下水相同； （2）充满含水层的整个空
间； （3）运动时，在任意岩石
体积内所受的阻力与真实水流 相同；
（4）通过任一断面的流量 及任一点的压力或水头均和实 际水流相同。 渗流区或渗流场：假想水流所 占据的空间。
• 流线：是渗流场中某一瞬时的一条线，线上各水 质点在此瞬时的流向均与此线相切。
• 迹线：则是对水质点运动所拍的电影。在稳定流 条件下，流线与迹线重合。
一、均质各向同，流线与等水头线构成 正交网格。 • 分析均质各向同性介质中的稳定流网。 • 徒手绘制定性流网
地下水的运动绝大多数服从Darcy定律。
二、非线性渗透定律—哲才（Chezy）定律
地下水在较大的空隙中运动且流速较大时，呈紊 流运动，此时的渗流服从哲才定律。有：
1
Q KI 2
1
V KI 2
即此时渗透流速V与水力梯度I的1/2次方成正比.
4.2 流 网
• 流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一 系列等水头线与流线组成的网格.
2.层流和紊流
层流运动：水质点作有秩序的、互不混杂的流动. 紊流运动：水质点无秩序的、互相混杂的流动.
地下水在岩石空隙中的运动速度一般较慢，大多为层流 运动。只有在大裂隙、溶洞中地下水流速大，才可能出现紊 流运动。此外，在抽水井附近小范围内，当降深很大时，流 速增大，也可出现紊流现象。
3. 稳定流和非稳定流
实际流速，ω有：
Q Kw h KwI Vw L
Q＝ ω／·u＝ ω·ne·u＝
4.水文地质学基础-地下水的基本运动规律
4.1 重力水运动的基本规律
渗透系数（K）的影响因素：
d0 —— 孔隙直径；γ——水的重率；μ——动力粘滞系数
K与岩石空隙性质、水的某些物理性质有关。
（1）孔隙直径大则渗透性强，取决于最小孔隙直径。 （2）圆管通道：形状弯曲而变化时，渗透性较差。 （3）颗粒分选性：比对孔隙度的影响要大。 （4）水的物理性质：粘滞性大的液体K<粘滞性小的液体
4.1 重力水运动的基本规律
4.1.4渗透系数 渗透系数（K）是水力梯度等于1时的渗透流速,单位：m/d,cm/s. 关系： V = K I 1）I为定值时，K大，V大；K小，V小（V＝KI）； 2）V为定值时，K大，I小等水位线疏；K小，I大等水位线密。 渗透系数可定量说明岩石的渗透性：K大→渗透性强；K小→渗 透性弱。
Q K ω I K M 1 I H H H H b a b K a 2 L K 2 2 Ha H b 2L
4.2 流 网
流线（flow line, stream line）是渗流场中某一瞬时的一条 线，线上各个水质点在此时刻的流向均与此线相切。 迹线（path line）是渗流场中某一时间段内某一水质点的运动 轨迹。
h1 0
K
M
h2
0’ L
dh dx 单宽流量为： v K dh dh q v K M 1 KM dx dx
qdx KMdh
L
0
qdx KMdh
h1 L h2 0 h1
h2
分离变量并积分：
q dx KM dh h1 h2 q KM KMI L
0 h1 L h2
h1 h2 h1 h2 qK KM I 2 L
地下水运动的基本规律名词解释渗流地下水在岩石
第四章地下水运动的基本规律一、名词解释1．渗流：地下水在岩石空隙中的运动。
2．渗流场：发生渗流的区域。
3．层流运动：在岩层空隙中流动时，水的质点作有秩序的、互不混杂的流动。
4．紊流运动：在岩层空隙中流动时，水的质点作无秩序地、互相混杂的流动。
5．稳定流：水在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、流向）不随时间改变。
6．非稳定流：水在渗流场中运动，各个运动要素随时间变化的水流运动。
7．渗透流速：地下水通过某一过水断面的平均流速。
8．迹线：渗流场中某一段时间内某一质点的运动轨迹。
9．水力梯度：沿渗透途径水头损失与相应渗透途径之比。
10．渗透系数：水力坡度等于1时的渗透流速。
11．流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上由一系列流线和等水头线组成的网。
12．流线：流场中某一瞬时的一条线，线上各水质点的流向与此线相切。
二、填空1．据地下水流动状态，地下水运动分为层流和紊流。
2．据地下水运动要素与时间的关系，地下水运动分为稳定流和非稳定流。
3．水力梯度为定值时，渗透系数愈大，渗透流速就愈大。
4．渗透流速为定值时，渗透系数愈大，水力梯度愈小。
5．渗透系数可以定量说明岩石的渗透性能。
渗透系数愈大，岩石的透水能力愈强。
6．流网是由一系列流线与等水头线组成的网格。
7．如果规定相邻两条流线之间通过的流量相等，则流线的疏密可以反映径流强度，等水头线的疏密则说明水力梯度的大小。
8．在均质各向同性介质中，地下水必定沿着水头变化最大的方向，即垂直于等水头线的方向运动，因此，流线与等水头线构成正交网格。
9．流线总是由源指向汇。
三、判断题1．当含水层中存在强渗透性透镜体时，流线将向其汇聚。
（√）2．两层介质的渗透系数相差越大，则其入射角和折射角也就相差越大。
（√）3．达西定律中的过水断面是指包括砂颗粒和空隙共同占据的面积。
（√）4．在渗流场中，一般认为流线能起隔水边界作用，而等水头线能起透水边界的作用。
（√）5．渗透流速是指水流通过岩石空隙所具有的速度。
6水文地质学-地下水运动规律
而公式推导关键在于如何确
定水头i和过水断面积ω。
过水断面实际为一系列弯曲
程度不同的曲面，但是根据
井附近的水力坡度不大于1/4
的假设，可以认为过水断面
为一系列垂直于含水层底板
的圆柱面。
ω=2πxy。 i=sinα=dy/dL≈tgα=dy/dx。
dy dL α
dx
r
R
P Hy
x
y
x P[x，y]
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假想水流
等效平均直线水流 方向和水流通道
采用充满整个含水层的假想水流代替仅在空隙中运动 的实际水流的前提条件。
假想水流通过任一过水断面的流量必需等于实际水 流通过同一过水断面的流量。
假想水流在任一过水断面上的水头必需等于实际水 流在同一过水断面上的水头。
假想水流在流动过程中所受的阻力必需等于实际水 流在渗流过程中所受的阻力。
颗粒形状 颗粒堆积程度 颗粒分选性
在研究地下水运动规律时，不可能研究每个实际渗流
通道中的水流运动，而是研究等效平均直线水流通道
中的水流运动。
也就是说，采用充满整个含水层【包括空隙和岩土颗
粒所占据的全部空间】的假想水流，代替仅在空隙中
运动的实际水流。
空袭中实际水流 方向和水流通道