Методы изучения баланса грунтовых - Лебедев А.В.
Скачать (прямая ссылка):
Допуская, что в каждом таком периоде параметры Dw, D'T изменяются несущественно и случайно и располагая значениями влажности W и температуры Т по каждому из трех-пяти или более отрезков времени At, можно применить для расчета этих параметров способ наименьших квадратов.
I озли
Рис. 49. Схема выделения элемента почво-грунта в зоне аэрации на глубине от г 4-+ 0,5 Дг до г -|г 1,5 Дг.
I — элемент почвогрунта; 11 —• направление мигрирующей влаги. Цифры на рисунке: 1—1, 2—2, 3—3 — сечения потоков влаги и тепла на глубинах соответственно z, z + Az, 2 + 2Дг; 1' — 1', 2'—2' — границы элемента
По этому способу из (У.29) находим
2*22^2-(2*)2
(Y.30)
D' 2,ry2^2~Ij^S?^
г_ 2*22ьМ2-Оа ’
(Y.31)
где обозначения прежние. Как указывалось ранее, величины kw,s+i рассчитываются по (У.б).
Заметим, что при отрицательном значении параметр D? указывает на термоосмотический влагоперенос, при положительном — на термокапиллярный. Величина Dw, как правило, положительная и указывает на молекулярно-диффузивный влагоперенос, идущий от более влажных частей зоны аэрации к менее влажным.
Однако при сложной (резко неоднородной) структуре пористых сред не исключено движение влаги в противоположном направлении — от более сухих мест к более сырым. Это движение влаги также определяется разностью капиллярных потенциалов, которые, очевидно, существенно различаются в микро-и макроструктурах. Если, например, в микрокапиллярах движение влаги осуществляется от сырых мест к более сухим, и происходит оно в направлениях, отличных от вертикальных, то в макрокапиллярах и макропорах, которые более открыты у поверхности, движение влаги восходящее, близкое к вертикальному. Происходит оно от более закрытых пор на глубине к более открытым порам у поверхности, т. е. идет движение от мест более сырых к местам более сухим на поверхностях макрокапилляров и макропор. Таким образом, у дневной поверхности объемная влажность почвогрунтов обычно (без учета макропор) наибольшая, на глубине — меньшая, а движение влаги может идти к поверхности, если над ней происходит испарение в атмосферу.
Имея данные по распределению влажности грунтов на глубине и во времени W (z, t), можно выбрать такие две эпюры влажности, отвечающие непрерывному снижению влажности во времени, т. е. моментам ?х, f2, которые вместе с этим удовлетворяют условию применения формулы (V.10).
При этом начальный момент времени (t = 0) относится к моменту окончания периода стабильного значения влажности, при котором распределение влажности по глубине близко к линейному — параллельному оси z, т. е. при W (z) const. В начальном сечении потока z = 0, принимаемом вблизи дневной поверхности или на подошве корнеобитаемого слоя почвы, влажность пород W0 должна изменяться (обычно уменьшаться, иногда увеличиваться) по закону, близкому к прямой (APF° = bwt).
При этих условиях, зная приращение влажности почвогрунтов на глубине z за время t, т. е. величину AW (z, t), а также аналогичную величину в начальном сечении, т. е. AW° = bwj, согласно (V.10) будем иметь
Несомненно, что при сохранении линейного по глубине распределения коэффициента влагопроницаемости kw {W, z) в расчетное время t, при котором
Аналитический метод
(V.32)
остается неизменным коэффициент линейной связи с = [kw (z, t)—к0 (t)\/z, более корректно применять формулу (V.8).
Согласно этой формуле
R{'k) = ~{z,lt)^ct , (V.33)
l^w, ~rc)1
где обозначения прежние.
Таким образом, до применения (Y.33) по данным о влажности почвогрунтов вначале по (Y.6) вычисляют значения коэффициента влагопроницаемости kw и исследуют связь его величины с глубиной для начального (t = 0) и расчетного (t ^> 0) моментов времени.
В принципе возможно применить и другие формулы, как, например, (V.9), (V.11) и др., при расчете обобщенного параметра В для сложных потоков. Но лучшие результаты обычно получаются при использовании более простых формул типа (V.32), что объясняется неоднородностью влагопроводиой среды и влиянием на эти результаты схематизации граничных условий.
Зная R (X) из (Y.32) или (Y.33), с помощью прил. 1 находим X, а затем обобщенный параметр влагопереноса по формуле
В==~ЙМ* м2/сУт’ (у-34)
где z — глубина до сечения потока влаги, в котором определялась влажность в начале (t = 0) и конце (t 0) периода наблюдений; t — продолжительность расчетного периода, сут.
Обычно расчет параметра В по указанной методике имеет целью найти корреляционную связь этого параметра с усредненной за расчетное время влажностью почвогрунтов Wcp. Учитывая это, следует указанные расчеты выполнять для разных сезонов года, когда средняя влажность различна. При этом усреднение влажности следует производить во времени и в пространстве. Для этого учитываются значения влажности в начальном (z — 0) и расчетном (z ^> 0) сечениях потока на исходный (f = 0) и расчетный (t > 0) моменты времени. Средняя влажность для данного периода t и интервала глубины z равна среднеарифметическому значению из четырех перечисленных выше значений влажности.
