第六章非饱和土的渗透性ppt课件.ppt

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1、第六章 非饱和土的渗透性,2,非饱和土内的两相(即水和空气)可以合称为流体。流体流动分析需要一个定律，用适当的系数将流速和驱动势能联系起来。,在饱和度相当高时，非饱和土中的空气可能处于封闭状态；而在低饱和度时，气相主要是连续的。流动定律的形式对这些情况可能是不同的。此外，还可能有空气通过液相而移动的情况，即空气通过孔隙水的扩散(图6-1)。,图6-1 非饱和土中共有的流动体系,3,一、非饱和土中水的运动,非饱和土中水的运动要比饱和土中水的渗流运动更为复杂。这是因为它的运动不仅与多孔介质的几何特征有关，而且还与含水量、饱和度、颗粒大小与矿物成分、温度、溶质浓度等各种影响因素有关。非饱和土作为三相

2、系统，气相对液相的运动将会起到阻滞或推动的作用，使非饱和土中水的运动更为复杂。为简便起见，设水分运动过程中空气不起阻滞或推动作用，同时也不考虑温度变化的影响。,4,多种概念曾被用于阐述非饱和土中水的流动。例如，含水量梯度、基质吸力梯度或水力梯度都曾被认为是驱动势能。但是，重要的是采用一种最基本的、能控制水流动定律的形式。有时也曾用含水量梯度描述非饱和土中水的流动。它假设水从高含水量的点流向低含水量的点。但是，这种流动定律并不是基本的，因为如考虑涉及土的类型的不同、滞后效应及应力历史的不同，则水也可能从低含水量区流向高含水量区。所以，含水量梯度不能作为水流动的基本驱动势能。,一、非饱和土中水的运

3、动,5,在非饱和土中，基质吸力梯度有时被认为是水流动的驱动势能。但是，水的流动并不是基本的和唯一的取决于基质吸力梯度。图6-2阐明假想的三种情况，显示出同一高程上非饱和土单元两端受控制的空气和水的压力梯度。在所有情况下，左边的空气压力和水压力都大于右边的空气压力和水压力。,一、非饱和土中水的运动,6,左边的基质吸力可能小于右边(第一种情况)、等于右边(第二种情况)或大于右边(第三种情况)。但是，不管基质吸力梯度怎样，空气和水将取决于各相的压力梯度而由左向右流动。甚至在第二种情况下，基质吸力为0，空气和水仍将流动。,一、非饱和土中水的运动,7,流动更适宜于用各相的水力梯度(在这一情况下，即为压头

4、梯度)来定义。所以对于非饱和土中水的流动，基质吸力梯度并不是基本的驱动势能。在空气压力梯度为0的特定情况下，基质吸力梯度数值上等于水的压力梯度。自然界通常就是这种情况，这就可能是建议用基质吸力形式表达水流动的理由。但是，这时位置水头分量被略去了。土中水的流动不仅是受压力梯度控制，而且也受由于高程差而引起的梯度控制。压力水头梯度和位置水头梯度一起给出一个水力梯度，作为基本的驱动势能。在特定液相内的水力梯度是该相流动的驱动势能。这对饱和土及非饱和土都是正确的。,一、非饱和土中水的运动,8,Richards于1931年扩展了达西定律的应用范围，用以描述非饱和土中水的运动规律。即非饱和土中的水流通量与

5、水土势梯度成正比，比例系数成为导水率，类似于渗透系数，单位也是cm/s，公式为：,1. 广义达西定律,土水势以水头表示；导水率不是一个常数，它与体积含水量有关。在非饱和土中，如不考虑体积变化，含水量用水的体积与土体体积之比表示更为方便，即体积含水量。导水率与体积含水量有关，一般需通过试验得出试验曲线，然后拟合出经验公式，常用的形式有：,9,对饱和土来讲，砂性土的导水率肯定大于粘性土；在非饱和土中，含水量降低到一定程度时，砂性土的导水率反而要比粘性土小。通过非饱和土的水流速与水力梯度呈线性比例关系，而渗透系数是一常数，这与饱和土中的情况相同。,1. 广义达西定律,10,2. 非饱和土中的水流方程

6、,假设土体含水量的变化不引起土体体积的变化，且在等温条件下进行。根据流入微分体的水量与流出微分体的水量差，即dt时段内微分体的含水量变化，可得水流连续方程：,由广义达西定律：,联合上两式得非饱和土中水的水流运动方程,11,1. 气相的Fick定律,二、非饱和土中气的运动,非饱和土中气相有两种形式，即连续气相和封闭气泡。一般当饱和度大于90%时，气相封闭，空气流动变成通过孔隙水扩散；饱和度低于85%时，气相连续，连续气相的流动受浓度或气压梯度控制，符合气相的Fick定律：,式中：Ja为通过单位面积土的空气质量流量；Da为土中空气流动的传导系数；C为空气浓度，用单位体积中空气质量表示。,12,2气

7、相的渗透系数,曾提出过几种透气性系数与土的体积质量特性间的相互关系。传导系数Da可以用公式算得，也可以直接用试验测得。气相渗透系数ka是流体(即空气)与土体积质量特性的函数。在流动过程中，一般认为流体的性质是常数。所以透气性系数可以表达成土的体积质量性质的函数。这时空气在孔隙中的体积百分数是一个重要因索，因为空气是通过空气充填的孔隙空间而流动的。在基质吸力增加或饱和度变小时，透气性系数就会增加。,13,2气相的渗透系数,透气性系数与饱和度的关系对于气相也曾提出过根据孔隙尺寸分布和基质吸力与饱和度关系曲线预测透气性系数。透气性系数函数ka基本上与透水性系数函数kw成反比。Brooks和Corey

8、(1964)曾应用下式描述ka(Se)函数：式中：kd饱和度为零之土中气相的渗透系数；不同饱和度下的ka值可以用上式计算，并用相对透气性系数kra （）表达：,14,2气相的渗透系数,对压实土的透气性曾进行过一些研究。透气性系数ka系随土的含水量或饱和度的增加而减小。空气和水的渗透系数ka和kw是用同一个土试样在小压力梯度下引起的稳态流动条件下测定的。在接近最优含水量时，透气性系数ka急剧降低。在最优含水量这一点上，气相变成封闭的。同时，空气通过水扩散而发生流动。高粘粒含量土的气封闭阶段的含水量一般高于最优含水量。,透气性系数与基质吸力的关系当有效饱和度Se用基质吸力表达时，可以得出：,15,

9、虽然随着含水量的增加，透气性系数减小，而透水性系数增加，但透气性在所有含水量下都比透水性大得多。透气性系数比透水性系数大的一个理由是水和空气的粘度不同。渗透系数与流体的绝对粘度(动力粘度)成反比。在绝对压力101.3kPa和温度20摄氏度下，水的绝对粘度从约为空气绝对粘度的56倍。假设土的体积质量性质与完全饱和及完全干燥的土没有区别，那么饱和状态下的透水性系数将比干燥状态下透气性系数小56倍。应注意到，对许多土并不是这种情况。 另一个影响实测透气性系数的因素是压实方法。同一密度的动力压实土的透气性系数一般要比静力压实的高。 空气传导系数Da可以将透气性系数ka除以重力加速度g而得到。如假设重力

10、加速度是常数，则Da函数就与上述空气渗透系数ka函数相同了。,2气相的渗透系数,16,渗透性与体积质量性质的关系,在不同基质吸力或饱和度情况下非饱和土中气水界面移动的发展情况,17,透水性系数与基质吸力的相互关系,水和空气的相对渗透性与排水过程中饱和度的函数关系,18,透水性系数与基质吸力的相互关系,Gardner关于渗透系数作为基质吸力函数的方程式,19,透水性系数与基质吸力的相互关系,渗透系数与基质吸力的关系式,20,渗透性函数的滞后,当将饱和度或体积含水量对基质吸力作图时表现出明显的滞后（图6-9）。,21,渗透性函数的滞后,因此，当用渗透系数与基质吸力作图时也表现出明显的滞后，因为渗透

11、系数与体积含水量或饱和度是直接相关的。,22,渗透性函数的滞后,但是如果渗透系数是相对于体积含水量作图，则基本上没有滞后，如图6-10所示。,23,对于土的工程性质来说，渗透系数是变化范围最大的。对于饱和土，由砂砾到粘土，渗透系数的变化可以超过10个数量级。渗透系数如此大的变化范围已成为分析渗流问题的主要障碍。如果土是不饱和的，那就更难分析了。在这种情况下，同一种土的渗透系数也会有10个数量级的变化范围。一开始对非饱和土的问题研究可能会使一个工程师认为对非饱和土的分析是无用的。然而，现在经验告诉我们很多重要的问题都可以通过对非饱和土的渗流分析来解决。,3利用SWCC预测非饱和土的渗透性函数,2

12、4,很多人都试图尝试经验预测非饱和土的渗透性函数。这些方法都利用了土的饱和渗透系数和土水特征曲线。随着土水特征曲线方程的精确化，同样的对渗透性函数的系数的预测也越来越可靠。 有两种方法可以得到非饱和土的渗透性函数：（1）经验公式，和（2）统计学模型。使用经验公式需要一些实测的渗透数据。当已知饱和渗透系数 和土水特征曲线时，可以使用统计学模型来预测渗透性函数。,3利用SWCC预测非饱和土的渗透性函数,25,非饱和土的渗透系数 的经验公式。,3利用SWCC预测非饱和土的渗透性函数,26,非饱和土的渗透系数 的经验公式。,3利用SWCC预测非饱和土的渗透性函数,27,使用土水特征曲线的特性，统计学模

13、型也可以来确定非饱和土的渗透性函数。这一方法是建立在所研究土的渗透性函数和土水特征曲线都是主要由其孔隙尺寸分布来决定的这一事实基础上的。以孔隙尺寸分布为基础，Burdine（1953）提出了下列的相对渗透系数的公式：其中q=2。标准含水量的平方是用来考虑孔隙的曲率。,3利用SWCC预测非饱和土的渗透性函数,28,Mualem（1976a）分析了一个与Childs和Collis-George（1950）的模型类似的关于多孔介质的概念模型，并导出了以下预测渗透系数的公式：其中q=0.5。q的数值是由特定的土液体性质所决定，因而不同的土有着较大的变化。基于45种土的渗透率资料，Mualem（1976

14、a）发现q的最佳数值为0.5。,3利用SWCC预测非饱和土的渗透性函数,29,理论和计算公式,30,理论和计算公式,31,理论和计算公式,传统的利用前式预测渗透系数的方法包含两个步骤。首先，由实验数据估出所研究土的残余含水量。其次，将实测的土水特征数据在 到 的区间里套上数学公式，并使用最佳拟合曲线求解积分。因为还没有普遍的得到认可的确定残余含水量的方法，所以在没有估出残余含水量的前提下预测渗透系数也是重要的。,32,理论和计算公式,对所有不同种类的土来说，对应零含水量的总吸力本质上是一样的。通过对各类土的试验（Croney和Coleman1961）和热动力学研究（Richards1965），

15、已确定这个值为106kPa。Fredlund和Xing（1994）提出了一个描述土水特征曲线在整个吸力范围内（即，0106kPa）的总方程：,33,理论和计算公式,为了避免在土吸力从 到106上积分的数值上的困难，可以使用更方便的对数积分。因此前式中的变量又可以这样表达：,34,理论和计算公式,预测渗透系数的精度不仅与实验数据的最佳拟合曲线的拟合度有关，而且也取决于采用模型的精度。如Mualem（1986）所归纳的，没有一个能适用于所有土的模型。当提议的模型非常适合砂质土时，却在对细粒土的实验数据拟合度上无法令人满意。将式13乘上一个修正因子 ，就可扩大它的应用范围。修正因子是用来考虑曲率的（

16、Mualem 1986）。因此，用以下的修改后的式13可以得到更精确的预测：,35,三、非饱和土渗透性的量测,渗透系数的测量是一项较困难的工作，因此目前还不太普及，像在饱和状态一样，测量可在过渡流和稳定流二种状态下进行。此外，基于渗流实验结果，利用Richards方程通过反分析而得出渗透系数的方法也证明是行之有效的间接方法。,36,水相的渗透系数可用直接或间接方法测定。直接量测，既可在实验室也可在现场进行。在直接量测过程中，水力梯度可以保持为常数，或者是随时间而变化的。相应地，试验方法分为两大类，即稳态试验方法（与流速不随时间而变化）和非稳态试验方法（流速随时间而变化）。瞬时截面法是一种常用的

17、方法，为一种非稳态方法，可用于实验室或原位试验。这一方法使用圆柱形土样，在其一端施加连续水流，含水量和孔隙水压力头分布可以分别量测。含水量分布可用于计算流速。根据实测孔隙水压力头的分布可以计算孔隙水压力头梯度，重力头梯度可由高程差得出。非饱和土透水性系数的间接测定法，就是根据土孔隙大小分布，并从理论上预测渗透系数。间接方法可以用基质吸力与饱和度关系曲线或水土特征曲线进行。水相渗透性的间接预测要用到饱和渗透系数，而气相渗透性的间接预测要用到干土的空气渗透性。,1水相渗透系数的量测,37,量测水渗透系数的稳态方法是通过非饱和土试验，其水力梯度保持常数的情况下进行的。土的基质吸力和含水量也保持常数。

18、常水力梯度使得通过试件发生稳态水流。当入土流速等于出土流速时即达到稳态条件。相应于作用基质吸力或含水量的渗透系数kw可以计算出来,.试验可以在基质吸力或含水量不同量值时重复进行。压实土和原状土都可以使用稳态方法。稳态方法的试验设备 用于稳态方法的设备示于图6-13。圆柱状土试件被置放在渗透仪中，位于两块高进气值陶瓷板之间，即位于试件顶部的Pl及底部的P2。两支张力计T2及T2安装于试件的不同高度处，以量测孔隙水压力。由供气装置保持常孔隙气压力，它用压力表M量测。供水装置连接到多孔板P1的项部，使土在垂直方向作用一常水力梯度。供水装置用一种Mariotte瓶提供常水头hw1，如图6-14所示。也

19、可以采用一种简单溢流系统。单向水流通过陶瓷板P1、土试件及陶瓷板P2。用控制出逸点高程的方法使出逸水流在陶瓷板P2之下保持一常水头hw2。阀门S1及S2用于排除积聚在多孔板附近水室中的气泡。,稳态方法,38,（1）水渗透系数的直接量测方法,用稳态方法量测渗透系数的设备,39,渗透试验由低基质吸力值开始。随着渗透性量测的进行了，逐级增加基质吸力。换句话说，试验在接近于饱和条件下开始，并根据以下方法通过一个干燥过程进行下去。用控制孔隙气压力(以测压计液柱高度hm表示)的方法将基质吸力(ua-uw)设置于某一特定值。孔隙水压力用安装在试件上的张力计量测。,（1）水渗透系数的直接量测方法,孔隙水压力头

20、由相应测压计液体界面与张力计的相对高程确定。如液体界面在张力计高程以上，则压头为正；如界面在张力计高程以下，则压头为负。图6-13中张力计读数示出，由张力计T1及T2得到的压头分别为+hp3及-hp4。,40,三、体积变化与土水特征曲线的表达,这样一个常水力梯度作用于土试件，并由水头hw1及hw2来描述。当流入和流出的速率相等，且张力计读数随时间保持常数时就达到稳态流动条件。在t时间内流过土断面积A测得水量Q，并用于计算流量。张力计T1和T2设置的距离是dt，相应水头为hw3及hw4。知道距离dt之后，就可以计算土中的水力梯度。这样量测到的水力梯度用于计算渗透系数，因为通过两多孔板间的水头变化

21、并不知道。试件与多孔板间的接触面对通过试件的水头损失也有影响(Klute，1972)。,保持常水头并量测流入水体积的Mariotte瓶,41,用稳态方法计算,渗透系数kw按下式计算：式中：mU形测压计中液体的密度：g重力加速度：hm一一U形测压计中液体的高度。因施加水力梯度而使张力计T1和T2处的孔隙水压力不同。平均孔隙水压力按下式计算：式中：m水的密度：(uw)ave平均孔隙水压力。根据土中的平均基质吸力：,42,用稳态方法计算,土试件中的含水量可以用破坏性或非破坏性技术量测。采用破坏性技术时，在渗透试验的每一阶段之后量测含水量。所以土试件只能用于一个阶段的渗透试验。必需制备几个相同的试件，

22、以取得不同基质吸力或含水量时的渗透性。采用非破坏性技术时，只用一个试件测定不同基质吸力下的含水量。采用射线衰减技术或称量土试件重量(连仪器一起)得到每一试验阶段之后的含水量变化，就可以达到这一目的。从土试件初始和最终质量，可以计算出初始和最终含水量。在试验终了后将试件放在烘箱中烘干，便可得土固体颗粒的质量。一种参照土水特征曲线的间接技术也曾被用于得到某一特定基质吸力下的含水量。,43,渗透系数的表达,试验结束时可得出一系列的渗透系数值。图6-15示出渗透系数kw与基质吸力关系的一组典型数据。量测的水渗透系数相应于干燥曲线。在水渗透系数与基质吸力关系中是有滞后作用的。同时，在干燥和浸湿过程中进行

23、渗透试验时，可以看到这种滞后。但是，稳态方法一般都只在由饱和状态变到非饱和状态时进行试验。,用稳态方法得出的水渗透系数与基质吸力的函数关系,44,渗透系数的表达,图6-16示出另一种应用稳态流动系统的设备。一个圆柱形土试件置于两块高进气值陶瓷板之间，并放在一个空气压力室内。土试件周围承受到受控的空气压力ua。用沿试件长度布置的张力计量测孔隙水压力。,用稳态方法得出的水渗透系数与基质吸力的函数关系,试件上施加一个常水力梯度，如图6-13所示。用前述步骤进行渗透试验。还用增加空气压力的办法增加试件中的基质吸力。,45,稳态方法的难点,(1)主要困难是由非饱和土的低渗透系数带来的。特别是高基质吸力时

24、更团难。因此，试验中水的流速是很低的，完成一系列渗透试验需要很长时间。低流速要求很准确地量测水的体积。仪器设备中水量损失的可能性要减到最小程度。空气在水中的扩散和仪器漏水(例如有机玻璃筒壁漏水)都可以引起水体积量测中的误差。积聚在多孔板下面的气泡要定时冲洗掉。在张力计内的扩散空气也应该随时冲洗掉。扩散空气体积指示器可用于量测扩散空气的数量，以便对水体积变化量测作必要的修正。,46,稳态方法的难点,(2)通常用水作为渗透试验中的渗透液体。但是，在某些情况下，土中的孔隙水与纯水之间可能产生渗析吸力梯度。这就可能在由水力梯度引起的总体流动以外，还有因渗析引起的通过试件的水流。随着土的含水量降低，渗析

25、水流的重要性会有所增加。当渗透液体的化学组成与孔隙水相同时，可以防止渗析引起的水流。,47,稳态方法的难点,(3)另一个试验难点与土试件和渗透仪的接触有关。当基质吸力增加时，土试件可能收缩，并与渗透仪壁和高进气值陶瓷板脱离。土与渗透仪壁间的空气间隙是不允许水渗过去的，因为空气是水流的非导体。土与渗透仪脱离在非饱和土试验中一般不会引起重要问题。但是，土试样与多孔板间的良好接触是必要的，以便保证水流的连续性。曾有建议用加荷的多孔板以克服土与多孔板脱离的问题。保持土与张力计之间的良好接触，以便精确量测孔隙水压力也是很重要的。,48,测量液相水渗透系数的Gardner方法,Gardner（1956）提

26、出了基于Richards控制箱的测量技术。当加某一气压时，吸力有一增值，在此增值作用下，土样开始脱水，实验过程中，我们跟踪排水量随时间的变化，渗透系数可通过对Richards方程的简化应用获得，具体步骤如下：我们假设所加吸力增量足够小以便使我们可以把弥散度D(q)在排水过程中考虑成常数，我们还假设重力对渗透的影响可忽略不计。这样我们就得到了Richards方程的一个简化形式：上式与我们熟悉的太沙基一维固结方程类似，而弥散系数D的测定方式也；类似于固结系数cv的测定。,49,测量液相水渗透系数的Gardner方法,考虑到实验中土的初始与边界条件，Gardner提出了用Fourier多项式表达的方

27、程解： 式中Q(t)在时间t时刻排水体积，Q为排水总体积，L为排水长度。忽略第二项后上式可简化为：上式表明lnQ-Q(t)与t是线性关系。从中可以容易求出D的值，然后利用下式即可推出渗透系数的大小：,50,用于测定水渗透系数的瞬时截面法,瞬时截面法的核心是跟踪一柱状土试样吸水过程中不同位置上吸力随时间的变化。对于砂土，吸力是用张力计测试的（Vachaud等1974）；对于粘质土，当吸力较高时，我们通常使用湿度计（Daniel 1982）。使用瞬时截面法，除了跟踪吸力截面的变化外，还需要确定土的水滞留曲线，这样得知吸力截面后，含水量截面即可间接得出，也就是说实验结束后我们可以得到在不同时刻的吸力

28、和含水量截面（Daniel 1982）。,51,用于测定水渗透系数的瞬时截面法,在时刻t，吸力截面给出了任一位置的截面斜率，即任一位置的水力梯度：式中y为吸力，x为以注水端为原点的坐标。两不同时刻t和t+t通过某一位置的水体积可借助于体积含水量截面得到，从而可求得流量，已知水力梯度和流量，应用达西定律就可得出渗透系数。瞬时截面法的困难之处在于吸力的测定。控制了吸力测试技术，此方法就成了一易操作的方法。,52,Hamilton等所建议的瞬时截面法,图6-17示出Hamilton等人(1981)所建议的瞬时截面法的仪器设备和方法。在土试件的端控制水流量，而在另一端通向大气。孔隙水压力头梯度导致水平

29、方向的水流。因而重力头梯度的影响可略去不计。Hamilton等(1981)选用非稳态水流过程中量测孔隙水压力头分布，并根据土水特征曲线求得含水量。试验过程中的水力梯度和流速都随时间而变化。,53,Hamilton等所建议的瞬时截面法,通过土水特征曲线将含水量变化与负孔隙压力(或基质吸力)联系起来。然后用体积含水量计算流速。由流速和水力梯度之比给出渗透系数。在非稳态过程中，于不同时间，沿试件不同位置进行量测，可给出一系列渗透系数。每一个渗透性相应于一特定的基质吸力或含水量。这一方法并不像在稳态方法情况下那样，要假设土中的水力特性是均匀的。,54,Hamilton等所建议的瞬时截面法,下列步骤用于

30、阐明在浸湿过程中进行渗透试验：将压实土或原状土试件放入圆柱形渗透仪中(图6-17)。渗透仪的两端都用带O形圈的端板覆盖。用皮下注射针头通过左侧端板供水，并用几张滤纸使水在土表面上分布开来。土试件中的空气用皮下注射针头在右侧端板处通向大气。在右端的表面上也放置滤纸。沿渗透仪壁的几个点上安装张力计或湿度计。,55,Hamilton等所建议的瞬时截面法,张力计用于相对较湿的土，其基质吸力小于90 kPa左右。热电偶湿度计可用于量测约100800kPa范围内的吸力。张力计或湿度计通过渗透仪上的预留孔插入，并延伸到土试件中钻出的小孔中。当采用湿度计时，整个仪器应置于相对高湿度的、可控制温度的试验简内。试

31、验开始时试件为非饱和的，并随着试验的进行而趋向饱和。首先在平衡条件下量测初始吸力，然后用缓慢通过皮下注射针头向试件注水的方法改变平衡条件。注水速率应这样选择，即使得整个试件长度内的孔隙水压力总是负的。,56,Hamilton等所建议的瞬时截面法,图6-18阐明试件由3种不同注水速率引起的3种吸力截面。应防止在土的任何部位有明显的浸湿锋面或饱和。流量在0.20.5cm3d一般是合适的。每隔一定时间(例如，每隔24h)量测土的吸力。当土的吸力降低到90 kPa以下时，可以用张力计取代湿度计。当渗透仪进口处(即左端)的孔隙水压力变成正值时，试验可结束。正孔隙水压力可能引起沿渗透仪内壁或张力计周围的水

32、流。试验完成后，将土试件分成几段，用于测定含水量。用试件的最终体积含水量和相应吸力绘制其关系图，以得出土水特征曲线。由各次单独测定的含水量与吸力相互关系的结果也可以用于确定土水特征曲线。整个试验可能要进行23个星期。,57,瞬时截面法计算,用绘制试件不同点处的孔隙水压力头与体积含水量截面的方法进行渗透系数计算，分别如图6-19(a)及(b)所示。孔隙水压力由张力计或湿度计读数得出。由湿度计得出总吸力截面，在渗析吸力梯度可略去不计和气压力等于大气压时，可视为负孔隙水压力截面。,将孔隙水压力除以水的单位重量可得出压头。某一特定时间在试件内某一点的水力梯度(即孔隙水压力头梯度)就等于水头截面的坡度：

33、,58,Hamilton等所建议的瞬时截面法,从两个相邻时间间隔(即一个间隔dt)计算出来的水体积差dVw。就是在被考虑的时间间隔内流过j点的水量。该点的流速可按下式计算：,这一流速相应于两个扣邻时间所得水力梯度的平均值。将流速vw除以平均水力梯度iave即可算出渗透系数kw：对不同点和不同时间重复进行渗透系数计算。于是，在一个试验中可以计算出不同含水量或吸力值的许多渗透系数。,59,Hamilton等所建议的瞬时截面法,图6-20示出粘土的典型试验室渗透试验成果，用吸力的函数表示。渗透试验是用瞬时截面法进行的，试验数据如图所示。用这种方法可能产生的试验方法性问题与前述稳态方法相同。,60,气

34、渗透系数的测定,气渗透系数的测定前面已提到过。到目前为止，这方面的工作很不普遍，尽管相对水来说，气的渗透要好测得多，因为气的流动不象水的流动那样改变其渗透系数值：水的流动会改变土的饱和度从而改变其渗透系数，而润湿空气的流动在测量时间内不会改变土饱和度，因此不会影响其渗透系数值。Yoshimi和Osterberg（1963）提出了一个简单的测量设备，它是由一个传统的固结仪与一个变气压的渗透仪组成。,61,气渗透系数的测定,固结仪的底端连接于一大体积气体容器，此容器的另一端与压缩气源连接。容器中盛放少量水，以便于增加气体湿度。测量时，我们首先关闭容器与固结仪之间的阀门，然后升高气压，所加气压由U形

35、管测量，其值不能超过8kPa。Blight（1975）通过实验表明，当气压低于8kPa时，气在土中的渗流量与空气密度关系不大，可使用常数渗透系数的达西定律来描述气的迁移状态。,62,气渗透系数的测定,当气压调试好后，关闭压缩气源与气容器的阀门，开启容器与固结仪之间的阀门，并开始计时，气体从底朝上穿过土样，从而造成U形管气压随时间的降低。我们可以在不同时间读出U形管中不同的气压。Yoshimi和Osterberg（1963）推导证明时间t时的气压P(t)与初始气压P(0)的比值的对数ln P(t)/P(0)与时间呈线性关系。他们也给出了基于图5-7中直线斜率的气体渗透系数计算公式：,式中 ：V气

36、容器体积；h和S试样高度和截面积；a气的动粘滞系数；Pa大气压力,63,气渗透系数的测定,Delage等（2000）表示了用这种方法定出的渗透系数变化。我们从中可以看出，气的渗透系数只与气孔隙比有关。气孔隙比的定义为：它们之间的关系可用一简单的指数函数来表达：获得非饱和土透气性系数的方法也分为直接和间接两种。间接方法是基于基质吸力与饱和度关系曲线，透气性系数可用作为函数的有效饱和度或基质吸力进行计算。直接测定透气性系数，在原则上用改变土中基质吸力的方法在不同含水量下量测渗透性。应当注意的是，改变孔隙气压力或孔隙水压力都可以导致基质吸力的变化，并可能导致土中水的体积乃至土的总体积的改变。土的体积质量特性的变化也会引起土的渗透系数的变化。,