Оценка запасов подземных вод инфильтрационного водозабора - Кусковский В.С.
ISBN 5-7692-0490-7
Скачать (прямая ссылка):
Номер скважины D, м2/сут 100 м Я*, ^ 98 м
Я, = 108,5 м Нг - 112,5 м Яв = 108,5 м Яв = 112,5 м
1э 80 267 346 316 396
|бис 200 451 600 540 689
2Э 400 590 812 715 935
3бИС 400 403 545 486 628
зэ 1500 1034 1393 1249 1607
46ИС 200 250 338 303 389
4Э 400 476 644 576 744
5®ис 200 424 574 515 664
6Э 300 614 851 750 984
11э 200 560 800 688 927
фбис 150 472 673 580 780
12э 300 907 1305 1116 1514
103 200 609 882 750 1023
8Э 200 603 875 740 1015
?д, М3/сут --- 7658 10645 9329 12296
рис. 41, 42 приведены карты изолиний для этих вариантов прогнозных расчетов.
Полученные здесь оценки суммарной производительности проектируемого водозабору совпадают с выполненными по методике, рассмотренной в § 7.3. Значения суммарного допустимого дебита на участке Б варьируют в пределах 3500—6000 м3/сут в зависимости от допустимого (критического) понижения уровня грунтовых вод в скважинах и уровня воды в водохранилище. Объем поступления воды для водозабора на проектируемом участке полностью определяется уровнем воды в водохранилище, и при его уменьшении уровень грунтовых вод по всей площади водозабора понижается за очень короткий срок. На участке А имеется незначительный приток грунтовых вод со стороны правой границы (ON, рис. 37) области моделирования, расход которого изменялся в пределах 1000—1500 м3/сут в зависимости от уровня воды в водохранилище.
Та б л и ц а 30
Допустимый водоотбор на участке Б
Номер скважины D, м2/сут Я^р * 100 м Якр = 98м
Я. « 108,5 м Яв~ 112,5 м Я, - 108,5 м Я„ --- 112,5 м
1 185 640 938 790 1088
2 180 561 824 693 956
3 175 575 845 710 979
4 160 471 689 581 799
5 165 430 629 531 729
6 165 405 592 500 687
7 165 461 671 569 779
2б, м3/сут --- 3542 5187 4374 6018
Рис. 41. Карты гидроизогипс для варианта оптимизации 1: Н = 100 м, а - Нв =111,3 м, б -Яв~ 112,5 м.
Рис. 42. Карты гидроизогипс для варианта оптимизации 2: = 100 м,
а -Нв = 108,5 м, б -Я1ф= 112,5 м.
9. МОДЕЛИРОВАНИЕ ПРОЦЕССОВ МАССОПЕРЕНОСА В ЗОНАХ ВЛИЯНИЯ БЕРЕГОВЫХ ИНФИЛЬТРАЦИОННЫХ ВОДОЗАБОРОВ
9.1. РАСЧЕТ ПРОФИЛЬНОЙ ЗАДАЧИ СОЛЕПЕРЕНОСА В ГИДРОДИНАМИЧЕСКОЙ ПОСТАНОВКЕ
При изучении переноса солей несжимаемой жидкостью в пористой среде принято рассматривать гидродинамическую модель, основанную на уравнениях фильтрации [29, 31]
з
, Эй . , л dv, _
конвективной диффузии и массообмена
, дс . . ~ _ v1 Зи/ dN Э(0с) ЭN ,, ЛТ\
Ui=V;C-d—,i = 1,2,3; ?3^ + 3- = —~^Г = ^С’М^
dXj ыдх/ dt dt д t
Здесь к — коэффициент фильтрации, h гидродинамический напор в жидкости, v, — компоненты скорости фильтрации, и,- — компоненты скорости растворенного в жидкости вещества, с, N — концентрация солей в жидкой и твердой фазах, 0 — пористость, d — d$ + A.|vj, где Я — параметр дисперсии.
В дальнейшем будет использоваться следующая кинетика [29, 31] со-леобмена со скелетом грунта: f(c,N) = pN(c — Ск), где р, Ск — константы.
В процессах солепереноса вблизи водохранилищ и водотоков с изменяющимся во времени уровнем может происходить смена направления потоков подземных вод. При поступлении солевого раствора из грунта в водоток, как правило, пренебрегают диффузионными процессами в нем и задают условие
дс
дп
= Ч=п = 0. (29)
х=П
При просачивании воды в грунт на границе П, соответствующей водотоку, иногда задается концентрация поступающего раствора: с|х=п = с0. Более строгим является условие Данкверста [29], учитывающее не только конвективный, но и диффузионный механизм отвода вещества от границы П, записываемое обычно в виде
