Научная литература
booksshare.net -> Добавить материал -> Биология -> Лебедев А.В. -> "Методы изучения баланса грунтовых " -> 27

Методы изучения баланса грунтовых - Лебедев А.В.

Лебедев А.В. Методы изучения баланса грунтовых — М.: Недра , 1976. — 223 c.
Скачать (прямая ссылка): metodiizucheniyabalansa1976.djvu
Предыдущая << 1 .. 21 22 23 24 25 26 < 27 > 28 29 30 31 32 33 .. 123 >> Следующая

В 60-х годах в связи с работами П. Я. Полубариновой-Кочиной, Н. Н. Веригина, С. Ф. Аверьянова, В. М. Шестакова, а также нашими и др. в практику гидрогеологов стал широко внедряться аналитический метод анализа режима грунтовых вод и расчета их баланса. Этот метод для сравнительно простых схем движения грунтовых вод дает более эффективные решения, требует меньше исходных информаций о гидрогеологических условиях и менее трудоемок для ручного счета.
Не перечисляя достоинств метода моделирования, отметим, что для успешного применения ЭВМ необходимы всесторонний анализ гидродинамической обстановки, предварительный расчет гидрогеологических параметров, а также оценка баланса грунтовых вод в отдельных и разобщенных пунктах территории. Все эти и Другие подобные задачи возможно решать заблаговременно.
Использование аналитических методов и метода конечных разностей позволяет находить: 1) питание грунтовых вод сверху (инфильтрацию осадков, испарение грунтовых вод); 2) разность между притоком и оттоком этих вод в горизонтальном направлении; 3) перетекание грунтовых вод в подстилающие водоносные пласты пород или обратное движение напорных вод в грунтовый поток; 4) изменение запасов подземных вод и баланс воды в целом; 5) экстраполирование результатов расчета элементов баланса на прилежащие территории с целью составления общего водного баланса крупных областей. Рассмотрим аналитический и конечно-разностный методы.
АНАЛИТИЧЕСКИЙ МЕТОД
Этот метод базируется на аналитических решениях дифференциальных уравнений неустановившегося движения подземных вод для определенных граничных условий. Расчетные схемы обычно выбираются простые: однородный водоносный пласт или поток подземных вод с постоянной водопроводимостью, одномерный в плане и разрезе поток и т. п. Балансовые уравнения представлены в дифференциальной форме.
При наличии плотных и мощных глин в основании водоносных хорошо проницаемых пород расчет питания подземных вод сверху производится без учета перетекания этих вод в подстилающие водоносные горизонты. В условиях подстилания грунтовых вод слабопроницаемыми породами (супеси, суглинки, песчаные глины) и наличия разности напоров по вертикали баланс этих вод •составляется с учетом перетекания грунтовых вод в нижележащие водоносные горизонты.
Неустановившееся движение подземных вод при отсутствии перетекания их в подстилающие водоносные горизонты
Одномерное движение грунтовых вод в однородном в фильтрационном отношении горизонтальном пласте, по Буссинеску, описывается уравнением
где h — мощность грунтового потока над его горизонтальным водоупором в сечении х в момент времени р, к — коэффициент фильтрации водоносных пород; ц — недостаток насыщения или водоотдача грунтов в пределах колебания подпертой капиллярной каймы и уровня грунтовой воды; w — интенсивность питания грунтовых вод сверху (при положительном значении — интенсивность инфильтрации осадков или поливных вод, достигающих зеркала грунтовых вод, при отрицательном — интенсивность расходЬвания грунтовых вод в зону аэрации на суммарное испарение или пленочно-капиллярный восходящий ток).
По расчетам С. Ф. Аверьянова (1956), для самых неблагоприятных и редко встречающихся случаев ошибка от замены нелинейного дифференциального уравнения (IV. 1) линейным (IV.2) при изучении режима грунтовых вод находится в пределах 20%, что при учете точности исходных данных (к, hcp, ^) вполне допустимо. Обычно ошибка в расчете h от этого допущения будет меньше указанной.
Следовательно, для практики гидрогеологических расчетов вместо (IV. 1) можно применять линейное дифференциальное уравнение
kh
где а — —^ — коэффициент уровнепроводности; hCT> — средняя мощность (г
потока; Н — напор воды в сечении х в момент времени t. Остальные обозначения прежние.
Для решения практических задач применим метод сложения течений и обратимся к решению линейного уравнения
причем АН — изменение напора воды в сечении х, происходящее за время t; Н {х, 0) — первоначальный напор воды в сечении х в начальный момент времени t = 0; w — интенсивность питания грунтовых вод сверху при отсутствии такого питания в начальный момент (t — 0) или изменение этой интенсивности питания при наличии начального питания в указанный момент.
Величина w устанавливается мгновенно после t = 0 и остается постоянной в течение всего расчетного времени t.
Ниже приводятся расчетные зависимости для некоторых сравнительно’ простых схем движения вод (рис. 12), полученные автором при решении линейного дифференциального уравнения (IV.3).
1. Неограниченный поток (см. рис. 12, д) возникает в случаях, когда соблюдаются условия:
(IV.1)
О А Н dt
(IV.3)
где
АН = Н—Н(х, 0),
а) водоносный пласт сравнительно
ческим свойствам пород;
Предыдущая << 1 .. 21 22 23 24 25 26 < 27 > 28 29 30 31 32 33 .. 123 >> Следующая

Реклама

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed

Есть, чем поделиться? Отправьте
материал
нам
Авторские права © 2009 BooksShare.
Все права защищены.
Rambler's Top100

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed