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最新地下水动力学实验讲义

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最新办公文档地下水动力学 02-第二章 温习思虑题参考谜底教学讲义PPT课件

最新办公文档地下水动力学 02-第二章 温习思虑题参考谜底教学讲义PPT课件
基本平行，忽略了渗透流速的垂直分量，即H(x，y，z，t)可 近似代替H(x，y，t)。
这样一来，在铅直剖面上各点的水头就变成相等的了。因
此，同一铅直剖面上各点的水力坡度和渗透系数都是相等的
。这称为Dupuit假定。此时，渗流被视为基本上是水平的，于
是
x
K
H x
5-2.为何引出此假定？
引出裘布依假定后，引用裘布依假定可使剖面二维流(x， z)潜水流问题降价为水平一维(x)流动近似处理；三维流(x， z，y)潜水流问题降价为水平二维(x，y)流动处理。z不再作 为独立变量出现。这样，减少了一个自变量，从而简化了计 算。
重力给水度ud的物理意义：地下水位下降一个单位深 度，从地下水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体 ，在重力作用下释放出的水的体积，无量纲。
弹性给水度ue的物理意义：单位水平面积承压含水层柱 体，当水头下降一个单位时所释放的水量，无量纲。
单位弹性给水度us的物理意义：当水头下降一个单位时 ，从单位体积空隙介质中释放的水量(体积)，其量纲为L1。
其中：
TKM FKhK(Hz)
E
e d
在承压含水层 区在潜水含水层 在区承压含水层 区在潜水含水层 区
重力给水度ud的物理意义：地下水位下降一个单位深 度，从地下水位延伸到地表面的单位水平面积岩石柱体 ，在重力作用下释放出的水的体积，无量纲。
弹性给水度ue的物理意义：单位水平面积承压含水层柱 体，当水头下降一个单位时所释放的水量，无量纲。
心明眼亮评例文
今天能够站在这里给大家讲 课，我的心情一直不平静。想到 这是一次很好的学习锻炼的机会， 我很高兴，同时又有些担心：这 堂课我能上好吗？最后我终于有 了信心。
方程2-3-7的物理意义： 它表示在达西流流动条件下，单位体积、单位时间的 水均衡关系。

地下水动力学试验

地下水动力学试验

实验一：手工作图求算水文地质参数一．配线法----降深-时间（s-t ）（一）实验步骤在双对数坐标纸上绘制W(u) ∼ 1/u 标准曲线；在另一张模数相同的透明双对数纸上用实测数据绘制s ∼t 散点图；将s ∼t 散点图置于标准曲线之上，保持坐标轴平行并平移，直至更多的散点落在标准曲线上；任取一配点（在曲线上或曲线外均可），读出匹配点在两张图上的坐标([1/u]，[W(u)])与([t]，[s])，代入下式计算参数：[][]24[]=(),14Q T t T W u S s r u π=⎡⎤⎣⎦（二）数据及分析1. 配线法得到的图如图1所示，在图中选取任一坐标点1，读出该点在标准曲线图中的W(u)、1/u 的值，在透明纸上读出s 、t 的值。

其中：W(u)=20, 1/u=10s=13m, t=98s代入公式：[][]24[]=(),14Q T t T W u S s r u π=⎡⎤⎣⎦其中，Q=1.5m 3/s, r=12m得： T=0.18m 2/s, S=0.052. 分析数据时，发现最后三个点偏离标准曲线，其原因是当抽水时间过长时，承压水非稳定流逐渐趋向于稳定流，渗透漏斗不再改变，抽水量全部来源于含水层的侧向补给。

二．直线图解法----降深-时间（s-t ）（一）实验步骤1. 在单对数坐标纸上用实测数据绘制s ∼lgt 散点图；2.用直线拟合数据点，使尽量多的点落在直线上或在直线两侧均质分布；3.求出直线的斜率i ，以及直线在零降深线上的截距t0；4.根据斜率和截距，利用公式参得对应参数T 、S 。

[]02=0.183, 2.25t Q T S T i r = （二）数据及分析1. 直线法得到的图如图二所示，求得图中曲线的斜率i 为1.48，代入公式：[]02=0.183, 2.25t Q T S T i r =得： T=0.185m 2/s, S=0.042.该直线图中，有三个点明显不在该直线上，由于该公式应用的Jacob 公式是建立在含水层面积为无限大的情况下，而实际抽水实验中含水层的面积又是有限，因此抽水时间越长，越偏离标准曲线。

演示文稿地下水动力学

演示文稿地下水动力学
第二页，共53页。
多孔介质概念与特性
我们把孔隙岩层称为多孔介质(porous media). •多孔介质特性:
彼此连通的网络，几何形态及连通情况异常复 杂，难以用精确的方法来描述。 由固体骨架和孔隙组成，孔隙通道是不连续的 。
因此，无论是固体骨架，还是空隙空间，微观上讲都不是连续函数
第三页，共53页。
第二十三页，共53页。
达西定律适用条件
1. 临界雷诺数Re（J. Bear)：
Re 10
10 Re 100
层流区
过渡区
Re 100 紊流区
2. 临界渗透流速vc（巴甫洛夫斯基）：
vc Re( 0.75n 0.23 ) d10
3. 临界水力梯度Jc（罗米捷）：
Jc
0.00252 (1 0.96 0.4 )1.5 (1 6 1.5 )
4. 达西定律下限问题（J0)
第二十四页，共53页。
达西定律的应用条件
达西定律的上下限？
第二十五页，共53页。
非线性渗透定律
1. 1901年福希海默提出Re>10时：
J Av Bv 2
2. 1912年克拉斯诺波里斯基提出紊流公式：
1
v KJ 2
第二十六页，共53页。
四、达西定律的微分形式
什么是典型体元呢？现以孔隙度为例来讨论。
第六页，共53页。
典型体元(REV)的提出
n Vv V
n( p) lim Vv V 0 V
第七页，共53页。
P1
P2
典型体元(REV)概念的引入
v
n( p) lim Vv
颗粒
V V0 V
1
V=1个 孔 隙 的 体 积
孔隙

地下水动力学讲义第2章(全)2009-11

地下水动力学讲义第2章(全)2009-11

q1 = K
右河得到的补给量：
2 h12 − h2 Wl − 2l 2
q2 = K
2 h12 − 时，它的渗漏量由于存在入渗而减少，减少量等于整 个库渠间入渗量的一半，即 Wl 。因此，在选择库址时，除了要考虑岸边岩石的渗透系数
1 2
K 和河渠(库)之间的宽度 l 外，还要考虑入渗量 W 的大小等，以预测水库蓄水后分水岭存
(2-17)
式中 h1，h2——为断面 1 和 2 上的潜水流厚度，m； K1，K2——相邻两种岩层的渗透系数，m； l1，l2——断面 1 和 2 到岩层分界面的距离，m。 2.1.4 承压水-无压流的稳定运动 在地下水坡度较大的地区，若上游为承压水，下游由于水头降至隔水底板以下转为无 压水的情况，形成承压—无压流，见图 2-6。
地下水动力学
图 2-1 计算出的潜水面与实际潜水面的比较
取垂直于地下水流动方向的单位宽度进行研究，其数学模型如下：
式中,h——距离左端起始断面 x 处的潜水含水层厚度，m； h1，h2——上游断面（左端起始断面）1、下游断面 2 处的潜水含水层厚度，m； K——含水层的渗透系数，m/d。 对（2-1）式分离变量积分，得
（2-8）
式（2-8）为单宽流量公式。 若已知两个断面上的水位值，可以用它来计算两断面间任一断面的流量。应该指出的 是，因沿途有入渗补给，所以 qx 随 x 而变化。
当含水层上部没有入渗或蒸发，即 W=0 时， （2-5）式和(2-8)式可简化为:
2 h12 − h2 h =h − x l 2 h 2 − h2 q=K 1 2l 2 2 1
（2-20）
上式中的 l，a 都是待求量，可同(2-19)式结合起来，用试算法解出合理间距 l。其方法 为：按分水岭移动规律给出 a 值，由（2-19）式算出 l 值；再代入(2-20)式，看是否满足等 式。如不满足，重复上述过程，直到满足条件。此时 l 即为所求的合理间距。 在两渠水位相等的特殊条件下，即 hl=h2=hw，分水岭位置 a=l/2，这时（2-20）式可简 化为：

地下水动力学课件

地下水动力学课件
hik+1，因此，必须建立联立方程组求解。中心差分格式是 无条件稳定和收敛的。
2. 中心差分方程的求解
用解三对角方程组的追赶法求解。
五、三种有限差分格式的统一表达式
k 1
k 1
k 1
h 2h h （1）h 2h h ） h h （ ） i1
i
i1
k
k
k
一般较FDM的精度高。
§8-2 有限差分法
有限差分法的基本思想
把渗流区域按一定的方式剖分成许多小区域 （均衡域），用该区域中心点（结点）的集 集合代替连续的渗流区域，在这些点上用差 商近似地代替导数，将描述地下水流问题的 数学模型化为一组以有限个未知函数值为未 知量的差分方程（代数方程）组，通过求 解差分方程组，得到所求解在结点上的近似 值。
hk1i1 2hk1i hk1i1 hik1 hik
(x)2
T t
（8-9）
若定义： Tt ，则（8-9）式可变为：
(x)2
h k1 （1 2）h k1 h k1 h k
i 1
i
i 1
i
i=1,2,…,l-1 （8-10） K=1,2,…,m-1
优
点
缺点
1.简单问题的数学表达式和计算的执
行过程比较直观、易懂；
对自然边界处
2.算法效率比较高；
理的灵活性较
3.计算精度高；
差。
4.有可使用的商用软件。
有限单 元法
1.计算程序的通用性强；
2.对不规则边界处理方便；
占用计算内
3.计算单元划分灵活；
存大，计工
4.水流问题、物质输运问题解的精度 作量大。

地下水动力学1.2

地下水动力学1.2
ivity） Q=KMBJ Q=Q/B=KMJ=TJ （1-19） 式中T=KM，称为导水系数，反映含水层出水能力的水文 地质参数，其物理意义是水力坡度为1时，通过整个含水 层厚度上的单宽流量。 导水系数是定义在一维或二维流中的水文地质参数。 单位：m2/d。
图1-12 导水 系数的概念
；裂隙介质：
或
（1-18）
达西（D）的定义：当液体的动力粘滞度为 0.001Pa· s，压强差为101325Pa的情况下，通过面积 为1cm2、长度为1cm岩样的流量为1cm3/s时岩样的渗 透率，记为D。 尺度效应是指渗透系数与试验范围有关，随着试验 范围的增大而增大的现象，K=K(x)。亦即抽水时间 t长、降深s大的群孔抽水试验所得K较抽水时间t短、 降深s小的抽水试验所得K大。
图1-9 Darcy 实验装置
达西定律(1856年)表达式：
（1-12） （1-13）
J = (H1-H2)/L
其中: Q——渗透流量（出口处流量），亦即通过过水断面（砂柱 各断面）A的流量，m3/d；volumetric flow rate. K——多孔介质的渗透系数，m/d； A——过水断面面积，m2 ；cross-sectional area of flow. H1、H2——上、下游过水断面的水头，m； L——渗透途径，m)； J——水力梯度，等于两个计算断面之间的水头差除以渗透途 径，亦即渗透路径中单位长度上的水头损失。
表1-1 岩石透水性划分
渗透系数 K(cm/s) K(m/d) 透水性 含水层 透水 好的 10-2 8.64 10-3 0.864 弱透水 差的 10-6 0.000864 10-7 0.0000864 隔水 不含水
岩土渗透性分级（G5 50287-1999 ）

地下水动力学讲义第3章(全)2009-11

地下水动力学讲义第3章(全)2009-11

ln r2
rw
r1
（3-7）
式中没有包含 Q 和 K，表明水流相对稳定时，只有给定井内水位和边界水头，抽水井附近的
水头分布就确定了，不管渗透系数和抽水量的大小。
3.2.2 潜水井的 Dupuit 公式 1. 潜水井 Dupuit 公式的推导 如图所示为无限分布的潜水含水层中的一个完整井，经长时间定流量抽水后，在井附
吉林大学 肖长来
74
地下水动力学
3.Theim 公式
距离抽水井中心 r 处有一观测孔，其对应水位为 H，在 rw 和 r 两断面上积分，得到
H
−
hw
=
sw
−
s
=
Q 2π KM
ln
r rw
（3-5）
若存在两个观测孔，距离井中心的距离分别为 r1，r2，水位分别为 H1，H2，在 r1 到 r2
区间积分得：
(2)水位降落漏斗：水位降深 S 在不同的位置上是不同的，井中心降深最大，离井越远，
降深越小，抽水井周围总体上形成的漏斗状水头下降区；亦即由抽水（排水）而形成的漏
斗状的水头（水位）下降区，称为降落漏斗（cone of depression）。
(3) 稳定井流的形成条件：存在补给且补给量等于抽水量。可能形成地下水稳定运动
吉林大学 肖长来
73
地下水动力学
图 3-3 承压完整井的径向流
2.数学模型的建立及求解
⎧d
⎪ ⎪
dr
(r
dH dr
)
=
0
⎨H = H0,
⎪⎪H = hw ,
⎩
当r = R时 当r = rw时
（3-1）
对上式进行积分，得
H0

地下水动力学-第二讲.

地下水动力学-第二讲.

（3）两渠间入流量的分配
1）分水岭在两渠之间
流入左渠：
流入右渠：
q0 W a
q1 W (l a)
2）分水岭在两河渠之外（如a < 0）
从左渠中流出的水量：
q0

K
h12 h22 2l

1 Wl 2
流入右渠中的水量： q1
K
h12 h22 2l

1 Wl 2
（作业：写出具有分水岭的潜水运动数学模型）
（3）初始水位h0,0；hl,0；初始浸润曲线满足：
hx2,0
h02,0
h02,0
hl2,0 l
x
0 xl
（4）在t=0+时刻，两渠水位越变为h0,t；hl,t；
（5）当t→∞时，浸润曲线应满足：
hx2,t
h02,t
h02,t
hl2,t l
x
0 xl
市政系水资源与水工研究所——马长明
（1）已知条件：H1、H2，l，K，M。 （2）确定水头线与浸润线方程
H

H1

H1 l0
M
x
H

M2

M2

H
2 2
x
l-l0
（3）单宽流量方程
q

KM
H1
M

K
M2

H
2 2
l0
2(l l0 )
解得：
l0

2lM(H1 M)
M(
2
H1

M)

H
2 2
q

K
M( 2H1

M)

地下水动力学讲义

地下水动力学讲义
总之，地下水动力学课程在国内具有较好的影响，有必要将其建设成为国内具有更大 影响力的课程。
吉林大学 肖长来
ii
目录
前 言................................................................................................................................................ I
在林学钰院士的指导下，在邹立芝、李同斌教授具体带动下，本课程教学研究小组在 教学过程中充分继承了地下水动力学的教学经验和优势，并吸收南京大学、中国地质大学、 长安大学等同类课程的教学内容、课程体系的优点，1993 年制定了 “地下水动力学”教学 大纲，2000
本课程教学目标是使学生掌握地下水渗流的基本概念、基本理论、基本定律、地下水 向各种水工建筑物运动的理论和方法，使学生毕业后能从事地下水资源勘察、规划、预测 预报及管理等方面的技术工作。
地下水科学主要课程包括水文地质学基础、地下水动力学、水文地球化学和专门水文 地质学，其中地下水动力学是重中之重，通过该课程的学习为地下水水量和水质研究奠定 了坚实的基础，起到了桥梁和纽带的作用。在生产实践中，地下水动力学的理论和方法为 解决许多实际问题提供了技术支持，在水文地质专业人才的培养中起到了重要作用。本课 程具有悠久的历史，是国内相关院校及科研院所硕士研究生的入学考试的必考课程。多年 来，我校考生得到河海大学、中国地质大学、南京大学、中国科学院、长安大学、成都理 工大学等国内知名科研院校的认可。
绪 论................................................................................................................................................1

地下水动力学讲义第2章(全)2009-11

地下水动力学讲义第2章(全)2009-11

吉林大学 肖长来
53
地下水动力学
图 2-6 承压—无压流
此时，采用分段法计算，将其划分成两个部分：
承压水流段：
q1
=
KM
H1 − l0
M
无压水流段：
q2
=
K
M2 2(l
−
H
2 2
−l0 )
根据水流连续性原理，q1=q2=q，得到：
l0
=
2lM (H1 − M )
M
(2H1
−
M
)
−
H
2 2
把 l0 代入任何一个流量公式，可得承压—无压流的单宽流量公式：
当含水层上部没有入渗或蒸发，即 W=0 时，（2-5）式和(2-8)式可简化为:
h2
=
h12
−
h12
− h22 l
x
（2-9）
q = K h12 − h22 2l
（2-10）
这就是 Dupuit 公式。降落曲线的形状已经不是椭圆曲线，而是二次抛物线了。通过含
水层中所有断面的单宽流量也变成相等的了。
上述所导出的公式都是在应用 Dupuit 假设，忽略了渗流垂向分速度的情况下导出的。
式中 h1，h2——为断面 1 和 2 上的潜水流厚度，m；
K1，K2——相邻两种岩层的渗透系数，m；
l1，l2——断面 1 和 2 到岩层分界面的距离，m。
(2-14) (2-15) (2-16) (2-17)
2.1.4 承压水-无压流的稳定运动
在地下水坡度较大的地区，若上游为承压水，下游由于水头降至隔水底板以下转为无 压水的情况，形成承压—无压流，见图 2-6。
qx
=
−Kh

地下水动力学PDF

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地下水动力学
第一章 地下水运动的基本概念和基本定律 第二章 地下水向河渠的稳定运动 第三章 地下水向完整井的稳定运动
第一章 地下水运动的基本概念和基本定律
§1—1 §1—2
地下水运动的基本概念 渗流基本定律
§1—1
1) 多孔介质的概念
地下水运动的基本概念
1. 多孔介质及其特性
多孔介质(Porous medium)：地下水动力学中具有空隙的岩石。广义上包
气相—空气，非饱和带中 液相—水：吸着水 Hygroscopic water
薄膜水
毛细管水 重力水
pellicular water
capillary water gravitational water
§1—1
2 渗透与渗流
地下水运动的基本概念
1) 渗透:地下水在岩石空隙或多孔介质中的运动，这种运动是在弯曲的通道 中，运动轨迹在各点处不等。为了研究地下水的整体运动特征，引入渗流的 概念。
§1—1
地下水运动的基本概念
一维流（one-dimensional flow），也称单向运动，指渗流场中水头、流速等渗
流要素仅随一个坐标变化的水流，其速度向量仅有一个分量、流线呈平行的水流。
§1—1
地下水运动的基本概念
二维流（two-dimensional flow），也称平面运动，地下水的渗透流速沿空 间二个坐标轴方向都有分速度、仅仅一个坐标轴方向的分速度为零的渗流； 水头、流速等渗流要素随两个坐标变化的水流，其速度向量可分为两个分量， 流线与某一固定平面呈平行的水流。 单宽流量（Discharge per unit width）：渗流场中过水断面单位宽度的 渗流量，等于总流量Q与宽度B 之比。即 q=Q/B。 总渗流量Q为单宽流量q与宽度B 的乘积，Q=qB。

地下水动力学-第五讲

地下水动力学-第五讲
*
13
地下水动力学讲稿_第五讲
地下水向完整井的非稳定运动（续第四章）
（2）长时间抽水资料确定μ *1、μ *2、K1、K2 1）相邻为定水头函水层（以第一种情况为例） 配线关系（降深-时间配线）
r 2 μ* 1 Q lg s lg t lg W (u, ) lg lg lg 4T u 4πT
* m1 μ1 t 5 K1
和
m2 μ* 2 t 10 K2
住含水层的降深近似公式
Q r s(r,t ) W (u3 , ) 4πT B1
式中： W(u3,r/B1)为不计弱含水层弹性释水越流系统井函数；
* * r 2(μ* μ1 / 3 2 ) u3 4Tt
市政系水资源与水工研究所
Q s (r,t ) W (u1 , ) 4πT
1 * 1 * r (μ μ1 2 ) 3 3 u1 4Tt
2 *
αr
1 1 2 2 B1 B2
9
市政系水资源与水工研究所
地下水动力学讲稿_第五讲
地下水向完整井的非稳定运动（续第四章）
b）两相邻层为隔水层 当
* m1 μ1 和 m2 μ* 2 t 10 t 10 K1 K2
地下水向完整井的非稳定运动（续第四章） 三、考虑弱透水层弹性释水补给和越流补给的完整井流
前述在研究越流补给时忽略了弱透水含水层的弹性释水补给，当弱 透水层较厚时，这种补给量是可观的，不能忽略不计。 （一）模型 1、物理模型、基本假设与数学模型 （1）物理模型 1960年，M. S. Hantush提出的三层结构模型，根据弱透水层弹性 释水与相邻含水层关系分三种情况进行了研究，如图4-16所示。 1）与两弱透水相邻的越流含水层为定水头含水层； 2）与两弱透水层相邻为隔水层； 3）上弱透水含水层与定水头含水层相邻，下弱透水含水层与隔水层 相邻。

地下水动力学第01讲

地下水动力学第01讲

绪 言(preface)
0.1 地下水动力学的概念、研究内容 0.2 地下水动力学在国民经济建设中的作用 0.3 地下水动力学发展概况 0.4 地下水动力学常用软件介绍 0.5 小结
0.2 地下水动力学在国民经济建设中的作用
>>定量计算、预测、评价地下水的量和质，为合理、经济地开发 地下水、保护地下水资源提供理论依据。
>>将假想渗流作为连续的水流来看待，这样做的优点是 可以把实际上并不处处连续的水流当作连续的水流来进行 研究，渗流场中的运动要素则是时间和空间的连续函数， 从而可以利用一般水力学、流体力学中研究液体运动的方 法来分析渗流问题。
>>这种方法，既避开了研究个别空隙中流体质点运动规 律的困难，而得到的流量、阻力、压强等又与实际水流相 同，可满足实际需要。
绪 言(preface)
0.1 地下水动力学的概念、研究内容 0.2 地下水动力学在国民经济建设中的作用 0.3 地下水动力学发展概况 0.4 地下水动力学常用软件介绍 0.5 小结
0.5 小结
0.5.1 学习要求
(1)理解地下水动力学的研究内容； (2)理解地下水动力学在国民经济中的作用； (3)了解地下水动力学的发展概况。
>>因此，我们必须引进一个假想的水流代替真实的水 流。这种假想水流的物理性质(如密度、粘滞性等)和真 实的地下水相同；它是充满了整个多孔介质(包括空隙 和固体部分)的连续体；而这种假想水流的阻力与实际 水流在任意岩石空隙体积内中所受的阻力相同；它的任 意一点压强P和任一断面的流量Q与实际水流在该点周围 一个小范围内的平均值相等。
Jacob Bear. Dynamics of Fluids in Porous media. Published in 1972 by American Elsevier Publishing Company, Inc.
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地下水动力学实验讲义地下水动力学》实验指导书--前言地下水动力学是水文与水资源工程专业和环境工程专业以及勘查技术专业等涉及地下水补给、径流、排泄和污染物运移研究的一门基础理论课。

本实验指导书主要涉及河间地块中地下水的天然稳定渗流和非稳定渗流流场模拟、降水或蒸发时包气带中地下水的渗流流场模拟以及非饱和土的导水率和地下水污染物水动力弥散系数测定等内容。

通过实验可使学生能够直观地了解和掌握各类地下水运动的基本规律。

本实验指导书主要适用于水文与水资源工程专业和环境工程专业，其它相关专业可根据教学要求做适当的增减。

为便于学生掌握，各次实验配有相应的多媒体影视教学光盘，以powerpoint和vcd格式可在校内多媒体教室或网上播放观看。

该实验指导书是在工程学院领导李铎教授参加与指导、水文与水资源教研室主任刘金锋和刘振英、邵爱军、许广明教授等人以及本教研室同仁们支持和帮助下，由曹继星执笔编写完成，最后由贾贵庭教授审核。

其中可能还存在不少问题, 望读者多提宝贵意见，以便更加完善。

实验规则一、实验课前，必须按实验指导书进行认真预习，明确实验目的、原理、步骤、要求及注意事项等方可实验。

二、每次实验前按各班分好小组(每组为10—15人), 并报实验人员，实习时不要随意更换。

三、必须按规定时间进行实验，无故不上实验课者，以旷课论处、因故不能上实验课，应提前向指导教师请假办理手序，但必须在期末课程考试前按规定时间补齐所有实验内容。

四、服从实验教师的指导，实验操作，要严格按操作规程进行，完成每个实验步骤。

实验时要仔细观察，及时做好记录；实验数据要遵重客观实际，实事求是，严禁杪袭和胡捏臆造。

独立完成实验报告编写，报告中所绘图件力求清晰美观，文字整洁。

五、遵守实验课纪律, 不迟到，不早退，严禁喧哗, 保持室内安静。

六、遵守实验室规章制度。

爱护实验室内的所有仪器设备。

每次实验前所领用器具，应仔细检查，看有无损坏，若有损坏要立即报告。

实验结束后交还所领器具，并经任实验课老师验收本人签字后方可离开。

七、严禁在实验室内吸烟，保持实验室内清洁卫生，不要乱扔纸屑、随地吐痰，每次实验完后要主动协助任实验课老师打扫干净地上污水和泥沙。

目录实验一、有降水和蒸发时河间地块地下水运动模拟 (6)一、实验目的及要求 (6)二、实验所用仪器设备.............................................. . (6)三、实验模型确定 (6)四、实验内容 (6)1、实验前准备工作 (6)2、实验操作步骤及方法 (7)实验二、河间地块区地下水天然稳定渗流场模拟 (9)一、实验目的及要求 (9)二、实验所用仪器设备 (9)三、实验模型确定................................................... .. (9)四、实验内容......................................................... .. (9)1、实验前准备工作 (9)2、实验操作步骤及方法 (10)3、利用实验观测数据计算含水层渗透系数K原理...... .. (10)实验三、河间地块区地下水天然非稳定渗流场模拟 (12)一、实验目的及要求 (12)二、实验所用仪器设备 (12)三、实验模型确定.................................................. (12)四、实验内容......................................................... .. (12)1、实验前准备工作 (12)2、实验操作步骤及方法 (13)3、利用以上实验资料计算给水度μ原理 (14)4、利用差分方程(1)预测未来t+∆t时刻的地下水位和流量Q原理........................................................................ ... . (15)实验四、包气带非饱和土的导水率测定....................... ...... (16)一、实验目的及要求 (16)二、实验所用仪器设备 (16)三、测定原理 (16)四、仪器安装与土样的采集 (16)五、测定方法 (17)六、计算 (18)实验五、地下水污染物运移的水动力弥散系数测定 (20)一、实验目的及要求 (20)二、实验所用仪器设备.................................................... (20)三、测定原理 (20)(一)、由解析解求弥散系数D和弥散度LαL (20)和弥散度(二)、由数值法求弥散系数DLαL (22)四、实验操作步骤及方法 (23)附：二维四米渗流槽及供水管路系统实验原理图............ (24)参考文献 (26)实验一、有降水和蒸发时河间地块地下水运动模拟一、实验目的及要求1、通过本次实验，要求学生学会利用量筒、烧杯、秒表等，观测渗流槽水的渗流量。

2、经过本次实验，要求学生学会利用渗流槽模拟大气降水、地面蒸发和河间地块中地下水运动的方法。

3、本次实验中，要求学生在调整渗流槽两侧左、右排泄口高差（左、右河水位）时，认真观察渗流槽背面各测压管水位变化所反映的渗流槽砂层中潜水分水岭的迁移方式，进一步了解河间地块中地下潜水分水岭的分布规律。

4、实验时，要求学生认真观察渗流槽背面不同位置的张力计上水银柱读数变化，了解包气带和饱水带毛细管负压分布特征。

二、实验所用仪器设备1、渗流槽及其供水管路（见附图1、附图2、附图3和附图4）；2、量筒、量杯等测水量具；3、秒表。

三、实验模型确定假定有一河间地块, 地块内地下水仅有大气降水入渗补给和通过毛细蒸发与两侧河流排泄。

则其概化模型见图1：图1 降水或蒸发时河间地块水文地质模型通过一定时间间隔Δt模拟天然条件人工制造降水或蒸发，且连续观测渗流槽砂层水（河间地块地下水）排泄到两侧排水口（两侧河流）的流量与渗流槽背面各测管水位（河间地块各断面上观测孔水位）变化，就可模拟河间地块中地下水渗流场。

四、实验内容1、实验前准备工作（1）选用渗流槽模型建立模拟地下水渗流场根据所研究地区河间地块的水文地质条件，建立相应的地下水渗流场模型（图1）：①包气带和饱水带介质与厚度，选择相应粒度的均质砂层按比例模拟；②隔水层，可概化为水平分布，用渗流槽底板模拟；③大气降水，利用在渗流槽顶部将该地区年降水量按比例分配到Δt喷水时间模拟；④蒸发，利用在渗流槽顶设置红外线灯依该地区干旱月份地温变化和日照时间加热模拟；⑤河间地块地下水向河流排泄，利用调整渗流槽左、右排泄口水位模拟。

（2）按所选模型装填渗流槽要求装填渗流槽时，模拟含水层的沙子应淘洗干净，整个渗流槽内含水层沙子厚度应基本均匀，补给河流和排泄河流与含水层砂子接触处应用小于含水层砂粒粒径的滤网隔开以免沙子流入渗流槽水箱内。

2、实验操作步骤及方法（1）首先关闭所有阀门（见附图3），将渗流槽两头河流（水箱）水位设置到一定高程（根据所选的水文地质模型中两河水位差按比例确定），本次实验可设为80cm。

（2）慢慢打开总水阀门F1和F2待上面常水头供水箱内水上满且下面溢流管口有水流出后，再慢慢打开右侧河流上方的阀门F3和F5。

通过调节F3和F5使两侧水箱水位保持一致上升，注意供水流量尽量小点，以便砂层中空气排出。

（3）待两侧河流水位上升到预设高度，渗流槽两侧溢流口有水排出且两水箱水位保持稳定不再上升时，维持约20～40分钟，使渗流槽砂层内水位亦上升到此预设高度，再关闭F2阀门停止向渗流槽供水。

（4）仔细观察渗流槽背面水位观测管中的水头，凡在左侧河流水位以下同一断面出水口的水位观测管中水位，原则上应一致或相差不大（个别管出水口滤网水头损失大点）。

若差别太大说明连接胶管内或连接渗流槽出水口内有空气泡存在，应分别打开排气塞子进行排气，一定要将管内空气排净，否则影响实验数据准确性。

（5）待渗流槽两侧水箱溢流排水口停止排水后，慢慢打开常水头供水箱下方阀门F4开始人工制造降水。

从开始降水t 0时刻到渗流槽两侧排水口有水流出的t I时刻，为模拟一次降雨补给地下水滞后时间 t。

之后可关闭F4阀门停止人工降水。

并用量筒或烧杯、秒表观测两侧排水口水流量，每次均取500～1000ml体积（V），并记录下所用的时间（要求精确到1/10 秒）。

同时按下式换算成流量：Q = V / s 单位：ml/s 直到流量很小为止, 并将其观测结果记入实验报告中相应表格。

最后将其按适当比例标在方格纸上, 绘出降水补给地下水的流量过程曲线。

（6）再次打开F4阀门进行人工降水，同时观察渗流槽背面各观测管中的水头和两侧排泄口水流量，并记入实验报告中相应表格，以备将其标在方格纸上，按适当比例绘制河间地块地下潜水渗流场潜水水位线（浸润曲线）和研究其初始时刻地下水分水岭用。

（7）可相隔约20～30分钟时间，分别将右侧排泄口降低15～20cm两次，连续观测两侧排泄口水流量和渗流槽背面测压管水位，并填入实验报告书中的相应表格内，以备在同一张方格纸上按适当比例绘出所有地下潜水水位曲线，观察几条曲线的分水岭变化和两侧水箱溢流口排泄流量关系，分析其地下水运动特征。

（8）人工降水一结束，马上打开红外线加热灯加热，模拟太阳光照土层表面，直到将表层5～20cm范围调到研究地区多年平均地温（本次实验加热约为4～5小时）。

（9）观察渗流槽背面张力计读数变化并记录在实验报告书的相应表格中，分析潜水面位置张力计读数为零的原因。

实验二、河间地块区地下水天然稳定渗流场模拟一、实验目的及要求1、通过本次实验，要求学生学会利用量筒、烧杯、秒表等，观测渗流槽水的渗流量，初步掌握稳定流概念。

2、本次实验中，要求学生利用所观察的水头变化（河渠附近测压管的水头变化）初步建立起地下水天然稳定渗流场模型。

3、掌握利用常水头供水模拟地下水天然稳定流场方法，学会利用地下水天然稳定渗流场求渗透系数K的方法。

二、实验所用仪器设备1、渗流槽及其供水管路（见附图1、附图2和附图3）；2、量筒、烧杯等测水量具；3、秒表、盒尺。

三、实验模型确定假定某一地区有一河间地块，其含水层均质各向同性，隔水底板水平，上部降水渗入和蒸发量均很小可忽略不计，其补给来源主要是常年性流量稳定河流或湖泊（库）下渗补给，地下潜水可视为一维稳定流。

则其水文地质模型可用图2表示：图2 河间地块地下潜水稳定渗流场概化模型通过控制左侧补给河流水位（用常水头代替），经过定时观测渗流槽右侧排泄口（河流）流量和渗流槽背面各测压管水位，即可利用渗流槽模拟该区域地下水稳定渗流场并可求出其渗透系数K。

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