地下水滲流實驗裝置

『壹』 橫卧變徑式達西滲流實驗原理

橫卧變徑式達西滲流實驗原理是反應水在岩層中滲透速度的定律。根據查詢相關資料顯示：橫卧變徑式達西滲流實驗原理使用條件是，岩層的滲透能力系數必須是已知的固定參數，能用於測量環境中地下水的滲透狀態，不同土中水的實際流速遠比根據達西定律計算出的流速，故橫卧變徑式達西滲流實驗原理是反應水在岩層中滲透速度的定律。

『貳』 線性滲流定律及滲透系數

（1）Darcy實驗（穩定流）

法國水力工程師Henry Darcy（亨利·達西）在裝有均質砂土濾料的圓柱形筒中做了大量的滲流實驗（圖1-2-1），於1856年得到滲流基本定律，後人稱之為Darcy定律，其形式為

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圖1-2-1 Darcy實驗裝置

式中：Q為滲透流量；A為滲流斷面面積；H₁、H₂為1和2斷面上的測壓水頭值；L為1和2兩斷面間的距離；J為水力坡度。圓筒中滲流屬於均勻介質一維流動，滲流段內各點的水力坡度均相等；K為比例系數，稱為砂土的滲透系數（也稱水力傳導系數）。Darcy定律的另一表達形式為

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式中：v為滲流速度，又稱Darcy速度，量綱為［LT^-1］。滲流速度與水力坡度成正比，所以稱它為線性滲透定律，說明此時地下水的流動狀態為層流。

若將Darcy定律用於二維或三維的地下水運動，則水力坡度不是常量，沿流向可以變大也可以變小（在3.1節中詳述），它應該用微分形式表示，即

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式中： 是沿流線任意點的水力坡度。在直角坐標系中可表示為

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（2）不穩定Darcy實驗

Darcy實驗是在定水頭穩定流條件下進行的，那麼在變水頭條件下的不穩定滲流是否同樣滿足線性滲流定律呢？我們曾利用變水頭滲流實驗裝置（圖1-2-2），驗證了Darcy線性定律同樣適用於不穩定滲流（林敏，1982）。

根據Darcy定律，有

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式中：H（t）是隨時間變化的水頭差；l為砂柱的長度；A為砂柱的橫斷面積；Q（t）是隨時間變化的流量。

在dt時段內，通過砂柱斷面的水體積為

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按水均衡原理，通過砂柱斷面的水體積為

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式中的負號表示隨著通過砂柱斷面水體積（V）的增加，水頭（H）值在減小。由（1-2-6）式和（1-2-7）式得到

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則

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積分

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得

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則

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圖1-2-2 不穩定Darcy實驗裝置（據林敏，1982）

圖1-2-3 變水頭滲流實驗數據的t-lg H圖（據林敏，1982）

由（1-2-8）式說明，如果不穩定滲流服從Darcy定律，則觀測數據（t，H）在t-lg H坐標系中呈線性關系；否則呈非線性關系。反之，我們可根據實驗曲線t-lg H的形態來判斷滲流是否服從Darcy線性定律。圖1-2-3表示遵循Darcy定律的一次實驗數據。顯然我們也可以通過不穩定滲流實驗利用（1-2-8）式求得砂樣的滲透系數值。

（3）滲透系數（水力傳導系數）

由Darcy定律v＝KJ可知，滲透系數K是v與J間的比例常數，但我們必須了解它的物理意義。

滲透系數是一個極其重要的水文地質參數。它反映岩層的透水性能，是地下水計算中一個不可缺少的指標。那麼滲透系數的大小取決於哪些因素呢？

我們做一個試驗：在同樣大小的水頭差作用下，用油和水分別去滲透同一塊土，盡管它們的水力坡度相等，然而，由於油的粘滯性大和容重小，使得兩者的滲透流速不相等，即v油<v_水。根據Darcy定律可以得出結論K_油<K_水（因為J_油＝J_水）。這個事實說明，一塊土的滲透系數的大小不僅決定於介質的空隙性，而且還決定於滲流液體的物理性質。

下面通過兩個簡單的理想模型，來幫助我們從本質上理解滲透系數的概念（陳崇希，1966）。

水力學中曾得到：在層流條件下，圓管中過水斷面的平均流速為

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式中：d為圓管的內直徑；μ為液體的動力粘滯系數，μ＝ρν，ρ為液體的密度，ν為液體的運動粘滯系數；γ為液體的容重。

若把孔隙岩層的透水介質理想化，看成由一系列細小的圓管組成而保證其孔隙率不變（圖1-2-4），則沿圓管方向的滲透流速為

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地下水在裂隙岩層中的運動，可以利用兩平行板間液體的運動來對比。兩平行板間的寬度可視為理想化的裂隙岩層的裂隙寬度。當液體做層流運動時，其平均流速為

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式中：B為兩平行板的寬度。

圖1-2-4 孔隙介質透水性理想模型（據陳崇希，1966）

圖1-2-5 裂隙介質透水性理想模型（據陳崇希，1966）

若將一裂隙組想像成由一組等寬、平直的裂隙所組成（圖1-2-5），則沿裂隙面方向的滲透流速為

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將（1-2-10）式和（1-2-12）式與線性滲透定律v＝KJ進行比較，得出下列結論（陳崇希，1966）：

1）上述（1-2-10）式和（1-2-12）式中，滲透流速和水力坡度都成正比關系。說明它們和Darcy定律的條件相同，都屬於層流狀態。

2）滲透系數K在孔隙岩層中有

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在裂隙岩層中有

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兩式右端前面的因子表示透水岩層的空隙性，後面的因子表示液體的物理性質。從而進一步證明了這樣一個結論：滲透系數的大小不僅取決於岩石的空隙性，而且與滲透液體的物理性質有關。

若以k表示純粹由岩石空隙性所決定的滲透性能，則

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式中：k稱為滲透率（也稱滲透度）， 。它是不隨液體的物理性質而變化的。顯然，k的數值決定於空隙的大小（d、B）和空隙率（n），這是對上述理想化了的空隙介質而言。對實際的介質，k還與空隙形狀、空隙的曲折性、連通性等有關。從上式可以看出：空隙的大小（d，B）對k起主要作用（因為它們是平方關系），而空隙率起次要作用。實際資料表明：粘土的孔隙率一般為50％～60％，但它的滲透率僅是粗砂土（孔隙率約為30％～40％）的0.0001～0.00001。這充分說明了上述結論的正確性。當然，這里還存在結合水幾乎不參與流動的問題。

3）液體的物理性質對滲透系數的大小有直接的影響。它與γ成正比，與動力粘滯系數μ成反比。可以想像，若γ＝0（例如在失重的人造衛星上），即使有水頭差，液體也不會運動；在其他條件相同的情況下，γ愈大則愈易流動。但若液體粘滯性愈大，則愈不易流動，例如油不如水容易流動。對於地下水來講，γ和μ決定於水的礦化度、水溫和壓力等因素，其中溫度對粘滯性μ的影響較大。例如：

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1泊＝0.1Pa·s。

由此可知，水溫差10℃，K值差30％～40％。因此，在地下水溫度變化較大的地區工作時，要十分重視液體的物理性質對滲透系數的影響。水文地質工作者在礦化度和地下水溫差別不大的地區工作時，經常忽略水的物理性質對岩層透水性的影響，而用滲透系數K這個綜合性參數來表徵岩層的透水性能。

（4）線性定律的適用條件

許多研究者做了大量的實驗，證實了線性定律有一定的適用范圍。J.Bear把在多孔介質中的地下水流按滲透流速由低到高劃分為3種情況（表1-2-1）。

表1-2-1 Darcy定律適用范圍

（據Bear，1972）

實驗證明，僅當Re<10的條件下，通過多孔介質的流體做層流運動，滲流才滿足Dar-cy定律，即滲透流速v和水力坡度J呈線性關系；當Re>10時，滲透流速和水力坡度呈曲線關系，Darcy定律不再適用（圖1-2-6）。

由於不同流動狀態下的地下水遵循不同的流動規律，所以確定滲流場內流動狀態是屬於層流還是紊流就顯得十分重要。通常採用臨界速度v_c或臨界雷諾數Re來判定。下邊介紹兩個常用的判別式。

對於孔隙岩層，應用前蘇聯學者H.H.Πавловский（巴甫洛夫斯基）給出的公式：

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圖1-2-6 滲流速度和水力坡度的實驗關系曲線（據Bear，1972）

式中：ν_c為臨界滲透流速；Re為臨界雷諾數，對於同類結構的岩層，其值相同，一般取7～9；n為岩層空隙率；ν為液體運動粘滯系數；d₀為土的有效直徑 。

當v<v_c時，地下水呈層流狀態；當v>v_c時，地下水呈紊流狀態。實際資料說明，自然界孔隙岩層中的地下水運動基本上屬於層流狀態。我們以礫石層為例進行計算，若n＝0.3，ν＝0.013cm²/s（當水溫為10℃時），Re＝8，d₀＝0.1mm，則其臨界速度為

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而自然界礫石層的滲透系數通常為500～1000m/d，即使水力坡度取1/100，據此計算的滲透流速也只為5～10m/d，遠遠小於上述臨界速度。由此可得結論：在自然條件下，孔隙岩層中的地下水運動一般屬於層流狀態。

對於裂隙岩層，前蘇聯學者ЛомизеГ.М.（羅米捷，1951）在裂隙模型中做了大量實驗，得到判別裂隙岩層流動狀態的臨界水力坡度J_c、裂隙寬度及裂隙相對粗糙度間關系的經驗公式為

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式中：δ為裂隙寬度（圖1-2-7），cm；α為裂隙相對粗糙度 ，e為裂隙絕對粗糙度，cm。

根據Ломизе經驗公式，取不同的裂隙寬度δ和相對粗糙度α，計算得到的臨界水力坡J_c列於表1-2-2。

表1-2-2 不同裂隙寬度δ和相對粗糙度α計算得到的臨界水力坡度J_c （單位：cm）

（據陳崇希，1966）

自然界的裂隙岩層從整體裂隙系統來看，通常裂隙寬度在1～2mm以下，從表中查得臨界水力坡度為14％～250％。顯然，天然條件下的地下水水力坡度難以達到該數值。所以，可以認為裂隙含水介質中一般情況下的地下水運動也是呈層流狀態。僅僅在寬裂隙和溶洞發育地區可以形成局部的紊流地段。

有些學者還研究了Darcy定律的下限問題。他們通過實驗發現，某些粘性土存在起始水力坡度J₀。實際水力坡度J<J₀時，滲流速度和水力坡度之間不呈線性關系；只有當J>J₀時，滲流才服從Darcy定律。

『叄』 請教地下水系統滲流場的研究方法

滲流場的演化分析 一般可作試驗觀測，如打地下水觀測井，觀測水頭變化，繪制等值線等。 通過同位素方法、熱場方法等觀測地下水流速流向等。 通過抽水試驗求水文地質參數等。 再者，利用數值模擬等，都可以得到流場的變化過程。

『肆』 研究區第四系地下水系統流場數值模擬

在本節中，運用Processing Modflow軟體，對研究區內第四系地下水系統地下水流場變化情況進行數值模擬計算，研究第四系地下水系統流場的演變情況，本次模擬總面積與研究區面積一致，為25km²。通過數值模擬，更加細致地刻畫了研究區第四系地下水系統中六價鉻污染暈的變化情況，進而為研究抽水處理技術的可行性奠定基礎。

11.3.2.1 水文地質概念模型

(1)含水層和弱透水層概化

水文地質概念模型是研究區水文地質條件的綜合和概化，是建立數學模型的基礎，根據研究區水文地質條件及鑽孔資料分析，研究區內第四系地下水系統主要由多層交互的砂、粉砂、粉土與黏土層構成，含水層組岩相變化與分布規律明顯。從地下水流動系統的觀點看，本區第四系地下水系統的補給、徑流與排泄條件清楚;地下水除了在水平方向上發生交換外，垂向上的交換是必然的。

根據水文地質特徵，結合含水層組的劃分，通過一定的鑽孔資料分析，將第四系地下水系統概化為自上向下的含水層(第Ⅱ含水組)→弱透水(隔水層)→含水層(第Ⅲ含水組)結構系統(圖11.24)。含水層岩性以砂性土為主，含有若干相對較薄的不連續的黏性土夾層或透鏡體，但每個含水層仍然具有較強的統一的水力聯系。弱透水層主要是由厚度較大的連續的黏性土組成，構成承壓含水層的頂板和底板。相鄰含水層在水頭差作用下，通過其發生越流，含水層與弱透水層構成多層結構的含水系統。

圖11.24 研究區第四系地下水系統水文地質概念模型

(2)初始條件及邊界條件的概化

據研究區內第四系地下水系統地下水流特徵及地層結構分析，將側向邊界確定為流量邊界;其量根據第四系地下水系統地下水流場、地層結構和周邊地下水動態觀測井的情況來確定。第四系地下水系統水文地質概念模型的第一層頂部為模型的上邊界，通過該邊界，與外界發生垂向水量交換，如大氣降水入滲補給、河流與灌溉入滲補給、潛水的蒸發及植物的蒸騰作用等。底部以第Ⅲ含水組底部為邊界，由於第Ⅲ含水層組底部為第Ⅳ含水層組，第Ⅳ含水層組賦存於新生界系;該組岩性在上部有較厚的泥岩和泥礫岩層，成為隔斷第Ⅲ含水組與第Ⅳ含水層組水力聯系的隔水層。第四系地下水系統水文地質概念模型第三層和第一層之間通過第二層越流進行水量交換。

11.3.2.2 數學模型的建立與求解

(1)數學模型的建立

分析研究區第四系地下水系統水文地質結構模型，在確立了地下水側向、垂向邊界後，根據已掌握地下水動態特徵，確定研究區為非均質各向同性非穩定流地下水系統，其數學模型^[62]如下:

潛水含水層數學模型為

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

承壓含水層數學模型為

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:H₁、H₂為潛水和承壓的水頭;K₁為潛水含水層滲透系數;T₁為承壓含水層導水系數;K'、M'為潛水含水層於承壓含水層之間弱透水層或岩性「天窗」處介質的垂向滲透系數及厚度;B為潛水含水層底板標高;W為源匯項;ε為承壓水含水層的開采強度;μ_e、μ_d為潛水含水層的重力給水度和承壓水含水層的彈性給水度;t為時間;q_n為單位流量在垂直Г上的分量;h₀為初始水位;Ω₁、Ω₂為潛水含水層和承壓水含水層計算區范圍;Г₁為已知水位邊界(一類邊界);Г₂為已知流量邊界(二類邊界)。

(2)數學模型的求解

本次研究採用地下水數值模擬軟體Processing Modflow，利用美國地質調查局所開發的三維有限差分地下水流模型Modflow和IBS軟體包進行模擬求解。Processing Modflow是由 Wen-Hsing Chiang和 Wolfgang Kinzelbach等在以 Modflow為基礎研製開發的模擬地下水運動和溶質運移的計算軟體，能夠模擬由於抽水處理技術抽取地下水引起的含水層的壓縮量，由Interbed-Storage Package(IBS)來實現。

其求解方法是在計算區域內採用矩形剖分和線性插值，應用有限差分法將上述數學模型離散為有限單元方程組，然後求解。

(3)空間離散

整個模擬研究區面積為25km²，據水文地質概念模型範圍、第四系地下水系統含水層結構特徵及第四系地下水系統地下水流動特徵，將研究區剖分為69行104列，共剖分7176個單元格(圖11.25)。

圖11.25 研究區第四系地下水系統網格剖分立體示意圖

(4)時間離散

地下水滲流過程是個緩慢過程，往往需要較長時間序列的觀測資料，進行綜合分析。研究區第四系地下水系統地下水流場計算利用資料最為齊全的2005～2009年水位觀測資料進行模擬，模擬期為2005年1月到2009年12月末，將整個模擬期劃分為59個應力期，計算時間步長為1個月(30d)，預測期為2010年12月～2020年12月。

11.3.2.3 匯源項的確定

(1)降水入滲補給量

研究區第四系地下水系統最主要的補給來自大氣降水。降雨量主要通過氣象站的觀測數據獲得，與相應的降雨入滲系數(圖11.26)進行屬性疊加計算，得到降雨入滲量。除此之外，該地區的補給還包括河流入滲量，農業灌溉入滲量和由第四系地下水系統流場及達西定律計算得到側向流量等(表11.8)。計算公式如下:

Q_降=αkPF (11.13)

式中:Q_降為降水入滲補給總量，m³/a;α為降水入滲系數，根據計算區表層土性質和多年水位埋深綜合選取;k為有效入滲面積調整系數;P為計算區多年平均降雨量，m/a;F為計算區面積，m²。

(2)越流補給量

研究區內第四系地下水系統第Ⅱ含水組和第Ⅲ含水組之間存在一定的水位差，兩個含水組之間隔水層相對較薄，累積厚度為6～8m;再加上由於研究區內大量施工供水井，人為溝通了兩個含水組，存在第四系地下水系統第Ⅱ含水組對第四系地下水系統第Ⅲ含水組的越流補給，越流補給量計算公式如下:

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:Q_y為相鄰含水層的越流補給量，m³/d;K_μ、K_e為開采層上、下部弱透水層垂直滲透系數，m³/d;M_μ、M_e為開采層上、下部弱透水層厚度，m;F_μ、F_e為開采層上、下部越流面積，m;H_μ、H_e為開采層的越流層水位，m;h為開采層的水位或開采漏斗的平均水位，m。

圖11.26 研究區第四系地下水系統降水入滲系數分區圖

表11.8 研究區第四系地下水系統補給量和排泄量計算表

(3)排泄量

研究區內第四系地下水系統地下水排泄方式主要是人工開采。人工開采主要包括B鋼廠水源地，A鋼廠水源地和城區第一水源地的開采;另外，研究區內其他自備井分布比較均勻，故將其地下水開采量總量進行平均，然後均勻分布於全區進行計算。

通常認為水位埋深大於4m的地區潛水蒸發量較小，而研究區內第四系地下水系統潛水分布於地表5m以下，可認為研究區蒸發量較小(表11.8)。

Q_蒸=ckεF (11.15)

式中:Q_蒸為蒸發排泄總量，m³/a;c為蒸發系數，根據計算區表層土性質和多年水位埋深綜合選取;k為有效蒸發面積調整系數;ε為計算區多年平均蒸發量，m/a;F為計算區面積，m²。

11.3.2.4 模型的識別與驗證

(1)初始流場的確定

研究區內第四系地下水系統第Ⅱ含水組長觀孔共5個，第Ⅲ含水組長觀孔共6個(圖11.27)。研究區第四系地下水系統地下水流場模擬選擇2005年1月研究區第四系地下水系統地下水等水位線圖作為初始流場(圖11.28和圖11.29)。

圖11.27 研究區內第四系地下水系統長觀孔分布圖

圖11.28 研究區2005年1月第四系地下水系統第Ⅱ含水組地下水等水位線圖

圖11.29 研究區2005年1月第四系地下水系統第Ⅲ含水組地下水等水位線圖

(2)水文地質參數的確定

研究區第四系地下水系統地下水流模擬模型水文地質參數包括第四系地下水系統第Ⅱ和第Ⅲ含水層組及弱透水層的滲透系數、重力給水度及釋水系數。據收集的所在區「地下水資源開發區劃報告」導水系數分區圖和多組抽水試驗所取得的各井孔第四系地下水系統第Ⅱ和第Ⅲ含水層組的水文地質參數作為數值模型計算的初步參考，將研究區第四系地下水系統第Ⅱ和第Ⅲ含水層組的水文地質參數分為以下幾個量值區(表11.9和表11.10，圖11.30和圖11.31)。

表11.9 研究區第四系地下水系統第Ⅱ含水層組滲透系數分區取值表

表11.10 研究區第四系地下水系統第Ⅲ含水層組滲透系數分區取值表

圖11.30 研究區第四系地下水系統第Ⅱ含水層組水文地質參數分區示意圖

圖11.31 研究區第四系地下水系統第Ⅲ含水層組水文地質參數分區示意圖

(3)模型驗證結果

從2009年11月第四系地下水系統第Ⅱ含水組(5個長觀孔)和第Ⅲ含水組(6個長觀孔)等水位線擬合曲線圖(圖11.32和圖11.33)可以看出，研究區第四系地下水系統地下水等水位線與實際較為吻合，計算的第四系地下水系統地下水流場變化與實際地下水流場的變化在數量上基本一致。

圖11.32 研究區2009年11月第四系地下水系統第Ⅱ含水組等水位線擬合曲線圖

圖11.33 研究區2009年11月第四系地下水系統第Ⅲ含水組等水位線擬合曲線圖

圖11.34 研究區第四系第Ⅱ含水組觀05地下水水位觀測值與計算值擬合曲線圖

選取研究區第四系地下水系統第Ⅱ含水組具有典型代表性的觀05、觀08和第Ⅲ含水組具有典型代表性的TC004、TC005觀測孔進行擬合，研究區第四系地下水系統第Ⅱ含水組水位動態觀測值與計算值擬合曲線圖(圖11.34和圖11.35)曲線變化相對較為平緩，實測值曲線各年波動相對較大;第Ⅲ含水組水位動態觀測值與計算值擬合曲線圖(圖11.36和圖11.37)曲線變化相對較為平穩，實測值曲線各年波動相對較大。動態結果表明第四系地下水系統第Ⅱ含水組和第Ⅲ含水組地下水位動態觀測值與計算值變化趨勢一致;經過不斷調參，所建立的第四系地下水系統地下水流數學模型對水文地質條件的概化、邊界條件的選擇以及參數的確定等都與研究區的實際情況符合較好。最終確定研究區第四系地下水系統水文地質參數(表11.11、表11.12)，可以作為該模型地下水水位及流場預報的參數。

圖11.35 研究區第四系第Ⅱ含水組觀08地下水水位觀測值與計算值擬合曲線圖

圖11.36 研究區第四系第Ⅲ含水組TC004地下水水位觀測值與計算值擬合曲線圖

圖11.37 研究區第四系第Ⅲ含水組TC005地下水水位觀測值與計算值擬合曲線圖

表11.11 研究區第四系地下水系統第Ⅱ含水層組滲透系數分區取值表

表11.12 研究區第四系地下水系統第Ⅲ含水層組滲透系數分區取值表

11.3.2.5 第四系地下水系統地下水流場預測

預測時間為2010年11月至2020年12月;其中2011年6月以後，A鋼廠和B鋼廠水源地全部關閉。根據第四系地下水系統地下水流模型進行預測，並分別給出兩大水源地關停後2011年年底、2012年年底、2015年年底和2020年年底第四系地下水系統第Ⅱ含水組和第Ⅲ含水組地下水流場預測圖(圖11.38～圖11.45)。

圖11.38 研究區2011年12月第四系地下水系統第Ⅱ含水組地下水流場預測圖

圖11.39 研究區2012年12月第四系地下水系統第Ⅱ含水組地下水流場預測圖

圖11.40 研究區2015年12月第四系地下水系統第Ⅱ含水組地下水流場預測圖

圖11.41 研究區2020年12月第四系地下水系統第Ⅱ含水組地下水流場預測圖

圖11.42 研究區2011年12月第四系地下水系統第Ⅲ含水組地下水流場預測圖

圖11.43 研究區2012年12月第四系地下水系統第Ⅲ含水組地下水流場預測圖

圖11.44 研究區2015年12月第四系地下水系統第Ⅲ含水組地下水流場預測圖

圖11.45 研究區2020年12月第四系地下水系統第Ⅲ含水組地下水流場預測圖

另外，分別將現狀年(2010年)第四系地下水系統第Ⅱ含水組和第Ⅲ含水組的六價鉻污染暈與預測的地下水流場形態進行疊加，以便分析六價鉻污染暈的發展趨勢。

(1)第四系地下水系統Ⅱ含水組地下水流場預測

對比研究分析以上第四系地下水系統第Ⅱ含水組地下水流場預測圖可得:

1)水位整體上升。關閉兩個鋼廠水源地後，研究區第四系地下水系統Ⅱ含水組地下水位逐年上升。2011年年底，地下水水位為-19.1～-7.8m;2012年年底，地下水水位為-13.8～-6.9m;2015年年底，地下水水位為-7.9～-3.7m，到了2020年年底，地下水水位達到1.4～3.5m。研究區內第四系地下水系統兩大水源地抽水井關閉，極大地減少了第Ⅱ含水組的人工排泄量，引起第Ⅱ含水組地下水位逐年上升。

2)地下水位降落漏斗中心轉移，地下水流動速度變緩。第四系地下水系統Ⅱ含水組地下水位降落漏斗中心向西轉移至城區第一水源地。2011年年底的地下水位降落漏斗中心水力梯度為46‰，2012年年底的地下水位降落漏斗中心水力梯度為1.5‰，2015年年底的地下水位降落漏斗中心水力梯度為0.5‰，到2020年年的地下水位降落漏斗中心水力梯度底僅為0.08‰。以上說明漏斗中心水力坡度(地下水流動交換速度)逐年減小，至2020年，地下水位降落漏斗將基本消失。

3)污染暈呈擴展趨勢。兩鋼廠水源地關閉以後，研究區第四系地下水系統Ⅱ含水組地下水流場的變化主要表現在地下水水位上升和水流速度減緩。另外，研究區區域地下水水流方向也會發生一定的變化，但污染暈范圍內地下水流向變化不大。結合現狀污染暈形態和地下水流方向的變化可知，2015年以後，第四系地下水系統Ⅱ含水組污染暈會繼續向西擴展，即向豐南第一水源地方向擴展。

(2)第四系地下水系統Ⅲ含水組地下水流場預測

對比研究分析由以上第四系地下水系統第Ⅲ含水組地下水流場預測圖可得:

1)水位整體上升。關閉兩鋼廠水源地抽水井，導致研究區內第四系地下系統第Ⅲ含水組排泄量大幅下降，以致地下水水位逐年上升;2012年年底，地下水水位為-55.6～-27.3m;2013年年底，地下水水位為-50.1～-24.5m;2015年年底，地下水水位為-45.1～-21.7m;到2020年年底，地下水水位達到-43.2～20.3m，表明研究區第Ⅲ含水組地下水水位整體呈現較大幅度的上升。

2)地下水水位漏斗中心轉移，地下水流動速度變緩。第四系地下系統第Ⅲ含水組地下水水位降落漏斗中心從A鋼廠北廠院內逐漸轉移至城區第一水源地，說明在關停水源地後，第Ⅲ含水組地下水向城區第一水源地流向匯集。2011年年底，地下水水位降落漏斗中心水力梯度為62.5‰;2012年底，地下水水位降落漏斗水力梯度為32.7‰;2015年底，地下水水位降落漏斗水力梯度為12.7‰;到2020年年底，地下水水位降落漏斗水力梯度僅為6.0‰。說明漏斗中心水力坡度(地下水流動交換速度)逐年減小，漏斗中心范圍逐漸縮小;但至2020年，地下水位降落漏斗不會消失。

3)污染暈呈擴展趨勢。鋼廠水源地關閉後，研究區第四系地下水系統第Ⅲ含水組地下水流場的變化主要表現在水位上升和區域水流方向發生一定的變化，水流速度也會減緩。結合現狀年(2010年)污染暈形態和地下水流方向的變化可知，2011年以後，第Ⅲ含水組污染暈會繼續向西擴展，即向城區第一水源地方向擴展，其擴展速度比第Ⅱ含水組污染暈要快。

『伍』 怎樣利用排水實驗裝置實現地下水出流的恆定流狀態

以時間為標准，若各空間點上的流動參數（速度、壓強、密度等）皆不隨時間變化，這樣的流動是恆定流，也稱穩定流、定常流。反之為非恆定流。

『陸』 實驗二 達西滲透實驗

1.實驗目的

1)通過穩定流條件下的滲透實驗，進一步加深理解線性滲透定律———達西定律。

2)加深理解滲透流速(v)、水力坡度(I)、滲透系數(K)之間的關系，並熟悉實驗室測定滲透系數(K)的方法。

2.實驗內容

1)了解達西滲透實驗裝置(圖B-2、圖B-3)。

2)驗證達西滲透定律。

3)測定不同試樣的滲透系數。

3.實驗原理

在岩石空隙中，由於水頭差的作用，水將沿著岩石的空隙運動。由於空隙的大小不同，水在其中運動的規律也不相同。實踐證明，在自然界絕大多數情況下，地下水在岩石空隙中的運動服從線性滲透定律:

圖B-2 達西儀裝置圖(底部進水)

水文地質學概論

式中:Q為滲透流量，m³/d或cm³/s;K為滲透系數，m/d或cm/s;ω為過水斷面面積，m²或cm²;Δh為上、下游過水斷面的水頭差，m或cm;L為滲透途徑的長度，m或cm;I為水力坡度(或稱水力梯度)， ;v為滲透流速，m/d或cm/s。

利用該實驗可驗證達西線性滲透定律:Q=KωI或v=KI。其主要內容為:流量(Q)(或v)與水力坡度(I)的一次方成正比。在實驗時多次調整水力坡度(改變水頭)，看其流量(Q)(或v)的變化是否與水力坡度一次方成正比關系。

實驗時，可直接測定流量(Q)、過水斷面面積(ω)和水力坡度(I)，從而可求出滲透系數(K)值

室內測定滲透系數，主要採用達西儀。其實驗方法有兩種:①達西儀由底部供水，出水口在上部(圖B-2)。實驗過程中，低水頭固定，調節高水頭;②達西儀是由頂部供水，水流經砂柱，由下端流出(圖B-3)。實驗過程中，高水頭固定，調節低水頭，即調節排水口的高低位置。由底部供水的優點是容易排出試樣中的氣泡，缺點是試樣易被沖動。由頂部供水的優缺點與前一種正好相反。本實訓以頂部供水的達西儀為例進行介紹。

4.實驗儀器及用品

1)達西儀(圖B-3)。

2)量筒(500mL)1個。

3)秒錶。

圖B-3 達西儀裝置圖(頂部進水)(編號說明見圖B-2)

4)搗棒。

5)試樣:①礫石(粒徑5～10mm);②砂(粒徑0.6～0.9mm);③砂礫混合(①與②混合)樣。

5.實驗步驟

(1)實驗前的准備工作

1)測量:分別測量金屬圓筒的內徑(d)，根據 計算出過水斷面面積(ω)和各測壓管的間距或滲透途徑(L)，將所得ω、L數據填入表B-2中。

2)裝樣:先在金屬圓筒底部金屬網上裝2～3cm厚的小砂石(防止細粒試樣被水沖走)，再將欲實驗的試樣分層裝入金屬圓筒中，每層3～6cm厚，搗實，使其盡量接近天然狀態的結構，然後自上而下進行注水(排水管2和水源5連接)，使砂逐漸飽和，但水不能超出試樣層面，待飽和後，停止注水。如此繼續分層裝入試樣並飽和，直至試樣高出上測壓管孔3～4cm為止，在試樣上再裝厚3～4cm小礫石作緩沖層，防止沖動試樣。

3)調試儀器:在每次試驗前，先給試樣注水，使試樣全部飽水(此時溢水管7有水流出)待滲流穩定後，停止注水。然後檢查3個測壓管中水面與金屬圓筒溢水面是否保持水平，如水平，說明管內無氣泡，可做實驗。如不水平，說明管內有氣泡，需排出。排氣泡的方法是用吸耳球對准水頭偏高的測壓管緩慢吸水，使管內氣泡和水流一起排出。用該方法使3個測壓管中水面水平，此時儀器方可進行實驗。

以上工作也可由實驗室教師在實驗課前完成。

(2)正式進行實驗

1)測定水頭:把水源5與排水管2分開，將排水管2放在一定高度上，打開水源5使金屬圓管內產生水頭差，水在試驗中從上往下滲透，並經排水口流出，此時溢水管7要有水溢出(保持常水頭)。當3個測壓管水頭穩定後，測得各測壓管的水頭，並計算出相鄰兩測壓管水頭差，填入表B-2中。

2)測定流量:在進行上述步驟的同時，利用秒錶和量筒測量時間(t)內排水管流出的水體積，及時計算流量(Q)。連續兩次，使流量的相對誤差小於5%(相對誤差(δ)= ，Q₁、Q₂分別為兩次實驗流量值，取平均值填入表B-2中。

表B-2 達西滲流實驗報告表

3)按由高到低或由低到高的順序，依次調節排水管口的高度位置，改變Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ3個測壓管的水頭管讀數。重復步驟1和2，做2～4次，即完成3～5次實驗，取得3～5組實驗數據。

實驗過程中注意:①實驗過程中要及時排除氣泡，並保持常水頭;②為准確繪制v-I曲線，要求測點分布均勻，即流量(水頭差)的變化要控制適度。

(3)資料整理

依據以上實驗數據，按達西公式計算出滲透系數值，並求出其平均值，填入表B-2中。

6.實驗成果

1)提交實驗報告(表B-2)。

2)抄錄其他小組另外兩種不同試樣的實驗數據(有時間時，可自己動手做)。在同一坐標系內，以v(滲透流速)為縱坐標，I(水力坡度)為橫坐標，繪出3種試樣的v-I曲線，驗證達西定律。

復習思考題

1.當試樣中水未流動時，3個測壓管的水頭與溢水口水面保持在同一高度，為什麼?

2.為什麼要在測壓管水頭穩定後再測定流量?

3.三種試樣的v-I曲線是否符合達西定律?試分析其原因。

4.比較不同試樣的滲透系數(K)值，分析影響K值的因素?

5.在實驗過程中為什麼要保持常水頭?

6.將達西儀平放或斜放進行實驗時，其實驗結果是否相同?為什麼?

『柒』 滲流模型在研究地下水運動規律中有什麼重要意義

滲流模型在研究地下水運動規律中的重要意義是：在於把實際上並不充滿全部空間的液體運動看作是連續空間內的連續介質運動，這樣可以把流體力學中的一些概念與方法應用到地下水運動中來，如均勻流與非均勻流，恆定流與非恆定流等概念可以適用於滲流。滲流模型是指邊界形狀與邊界條件保持不變的條件下，假設多孔介質都被滲透水流所佔有，用一種充滿多孔介質的假想水流代替僅僅在多孔介質中的空隙存在的真實水流。

『捌』 CS901型地下水流速流向儀可以測量地下多深水的流速

CS901智能化地下水動態參數測量儀（地下水流速流向儀）可在不小於50mm井孔中測量到地下水滲流場的水平與垂直的運動速度和方向、各含水層的涌水量和吸水量、地下水的動儲量和靜儲量、基坑的總排水量；每米含水層的滲透系數、靜水頭、水力梯度，各地下水體之間的水力聯系、滲透特性；農田地下水的溶質運移速度，彌散度和彌散系數等。該技術將高科技的航空定向技術與同位素稀釋測井技術相結合，研製出一種智能化的地下水動態參數測量儀。在天然流場下的單井中測量了地下滲透流速、流向；垂向流速、流向，並對儀器的結構、原理、工作過程作了詳細的討論，該測量儀可廣泛地應用於堤壩滲漏路徑的探測、水源地的地下水勘察、煤礦涌水預測、環境保護、農田地下水溶質運移等，適用於孔隙、裂隙、溶隙地下水測量，已測量過深度700米。

地下水流速流向儀配置清單：
●測量探頭（含：多路探測器、放大電路、甄別電路、高壓電路、單片計算機系統、數字傳送電路、示蹤劑投放裝置等，由無磁不銹鋼加工而成，可承受500米深水壓）
●高精度電子羅盤定向系統
●上下位機通訊儀（數據通訊和處理系統，各種參數計算和可視化顯示，人機對話，數據貯存）
●專用分析軟體（兼容WINDOWS98/2000/XP）
●筆計本計算機（IBM/SONY）
●專用夾鋼絲電纜、電導儀、水位計、劑量儀、供電系統及輔助設備

地下水流速流向儀參數：
適用井徑：50-300mm 測定流速范圍：0.01-100m
流向誤差≦2% 流速誤差≦5%
測量深度：≦700m 電子羅盤精度≦1度
探頭功耗≦50mA 投源電機≦100mA

『玖』 地下水運動的基本規律

地下水具有流動性，為了確定其水量，就必須研究地下水運動的基本規律。以往的研究多集中於多孔介質飽水帶重力水的運動，但在解決地下水的補給、潛水蒸發以及污染質在包氣帶中的運移機理等實際問題時，卻涉及到包氣帶水以至結合水的運動，因此包氣帶水的運動規律的研究，近年來也越來越受到學者們的關注。

地下水在孔隙岩石中的運動稱為「滲流」（或滲透），滲流占據的空間稱滲流場。地下水在鬆散岩石粒間孔隙和寬度不很大的裂隙中流動時，流速很慢，加之受到介質固相表面的吸力較大，故水的質點排列有序，多呈「層流」運動。在個別寬大的洞穴和裂隙中，水流速度較大，水流質點呈無秩序的互相混亂流動，則屬於「紊流」運動。

水在滲流場內運動，當各個運動要素（水頭壓力、流速、流向）不隨時間變化時，稱為穩定流；當運動要素隨時間變化時稱為非穩定流。嚴格地講，自然界中的地下水運動都屬於非穩定流，但為了便於分析和運算，當上述運動要素變化微小時，也可看作為穩定流。

一、飽水帶重力水運動的基本規律

有關飽水帶重力水運動的第一個規律，是法國水力學家達西（H.Darcy）在1856年通過實驗得到的。

達西通過圓筒砂柱的滲透實驗裝置（圖3-4）得到了水頭高度不變條件下，砂層的滲透流量（Q）與水力坡度（I）和過水斷面（W）的關系式：

趨於零，則V_t=K，即入滲速度趨於定值。

『拾』 安徽理工大學地球與環境學院的實驗室建設

是根據地質工程、環境工程、以及資源環境與城鄉規劃管理專業的要求而設立的專專業基礎實驗屬室。實驗室主要為學生開設流體靜力學、流體動力學和多孔介質滲透動力學實驗等內容，目的為學生進一步鞏固和加深對理論的理解，培養學生的實踐能力和創新能力。
本實驗室主要儀器設備有：滲透儀、水靜壓強儀、流體力學綜合實驗台、雷諾儀以及非穩定流達西儀、能量方程儀、流態演示儀和無壓條件下滲流實驗裝置，自動化水位監測系統裝置。水動力學實驗室(1)主要為流體力學實驗；水動力學實驗室(2)主要為滲流力學實驗。
實驗室承擔以上三個專業本科生實驗教學，為開設的《工程流體力學》、《地下水動力學》、《水文地質學基礎》等課程服務。
除完成日常教學工作外，本實驗室還開設《地下水動力學開放性實驗》，通過該項實踐活動，不僅培養了學生對地下水滲流運動基本規律敏銳觀察和分析力，也為啟迪新思想，創建新方法，造就高素質新型人才奠定基礎。