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水力传导度

水力传导度亦称导水率、渗透系数。单位水势梯度下土壤水的通量,单位为cm·s1或m·d1。水在土壤中流过时,与土壤颗粒间的摩擦阻力会改变水流传导速度,导水率是综合反映水在其中流动时所产生的阻碍作用的参数。导水率不仅取决于孔隙介质的基质特性。 

水力传导度基本信息

水力传导度简介

同时也与流体的密度和黏度有关。在以土壤水为对象的研究中.通常不考虑温度对水物理性质的影响,认为导水率只与土壤介质有关。确定导水率的方法大致分为:室内测定、田间测定和公式反演。导水率分饱和导水率和非饱和导水率。非饱和导水率是土壤含水M或土壤基质势的非线性函数。饱和导水率与土壤含水量无关,而仅与土壤本身特性有关。

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水力传导度造价信息

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顶管设备水力机械

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水力

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水力传导度常见问题

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水力传导度文献

非拘限含水层之水力传导系数模糊特性 非拘限含水层之水力传导系数模糊特性

非拘限含水层之水力传导系数模糊特性

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非拘限含水层之水力传导系数模糊特性——地下水流于非拘限含水层流动时,因含水层之非均质性,使得垂直平均之饱和水力传导系数随地下水水位高低而变化。本研究就屏东平原之水文变量及边界条件等已知资料,利用 MODFLOW 模式计算屏东平原之地下水水位与水力传导...

考虑起始水力梯度时双层地基的一维固结 考虑起始水力梯度时双层地基的一维固结

考虑起始水力梯度时双层地基的一维固结

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考虑起始水力梯度时双层地基的一维固结——文章针对双层饱和粘土地基,建立了考虑起始水力梯度的一维固结方程,并用有限差分法求解。计算结果表明,只要起始水力梯度大于零,地基的固结速率就慢于Terzaghi固结理论,而且当主固结完成时,土层中存在一定的残余孔...

水文实验实验方法

水文实验包括三部分:①实验设计。以有效、经济为目标,对各试验项目的组合、实验场所、实验方式、实验程序,各轮试验的边界条件和重复次数等,作出研究和判断,初步设计出试验方案和分析途径。例如下渗实验,可包括均质和非均质土的积水下渗、降雨下渗等试验组合,分别以小流域、径流场、土柱模型作为试验场所,选不同降水强度和历时、积水深度、土壤水分状况、水力传导度等为试验变量,并进行一定次数的重复试验。②测试手段。要满足实时、实况观测和保证必要的精度,当常规测试方法达不到目的时,需设计和运用特殊的仪器和方法。如上例中,用中子法测定土壤水分时,对下渗锋面研究达不到要求,需另用γ法或电阻法作补充,或另设计放射性同位素示踪方法进行研究。③实验结果分析。常用方法有黑箱分析,建立确定性数学模型,用数学物理方程求解等。有时还可同时用几种方法进行分析比较,并通过分析检验实验设计,改进实验方法,以求得表达所研究对象物理过程的数学模型。2100433B

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渗透系数正文内容

表示岩土透水性能的数量指标。亦称水力传导度。可由达西定律求得: q=KI

式中q为单位渗流量,也称渗透速度(米/日);K为渗透系数(米/日);I为水力坡度,无量纲。可见,当I=1时,q=K,表明渗透系数在数值上等于水力坡度为 1时,通过单位面积的渗流量。岩土的渗透系数愈大,透水性越强,反之越弱。

渗透系数的大小主要不取决于岩土空隙度的值,而取决于空隙的大小、形状和连通性,也取决于水的粘滞性和容量,因此,温度变化,水中有机物、无机物的成分和含量多少,均对渗透系数有影响。

在均质含水层中,不同地点具有相同的渗透系数;在非均质含水层中,渗透系数与水流方向无关,而在各向异性含水层中,同一地点当水流方向不同时,具有不同的渗透系数值。一般说来,对于同一性质的地下水饱和带中一定地点的渗透系数是常数;而非饱和带的渗透系数随岩土含水量而变,含水量减少时渗透系数急剧减少。

渗透系数是含水层的一个重要参数,当计算水井出水量、水库渗漏量时都要用到渗透系数数值。渗透系数的测定方法很多,可以归纳为野外测定和室内测定两类。室内测定法主要是对从现场取来的试样进行渗透试验。野外测定法是依据稳定流和非稳定流理论,通过抽水试验(在水井中抽水,并观测抽水量和井水位)等方法,求得渗透系数。

与渗透系数密切相关的另一参数为导水系数(coef-ficient of transmissivity),它是渗透系数与含水层厚度的乘积,多用在地下水流的计算公式中。对某一垂直于地下水流向的断面来说,导水系数相当于水力坡度等于 1时流经单位宽度含水层的地下水流量。导水系数大,表明在同样条件下,通过含水层断面的水量大,反之则小。导水系数只有当地下水二维流动时才有意义,对于三维流动是没有意义的。    

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