Методы изучения баланса грунтовых - Лебедев А.В.
Скачать (прямая ссылка):
Всего 334 ! ---120,1 1 +137,9 ---61,0 + 197,0 205,0 8,0 _ 4,1
; 61 1 +70 ---31 100
Примечание. Глубина до воды в лизиметре 20 равна 2,90 м; в лизиметрах 15, 18—1,0 м; в ли зиметрах 10, 19 — 2 м; Д—диффузивность; От—Д—относительная термодиффуяивность; Т—Д — термо-
диффузивность; ht—коэффициент влагопроводности; б — коэффициент термовлагопроводности (по А. В. Лыкову),
В период 28/111—6/IV 1966 г. изменение объемной влажности грунтов на глубине 0,8 м составило ДW (0, t) = AW? = 0,202—0,114 = 0,088. На глубине 1,2 м аналогичное изменение было равно AW (z, t) = 0,173—0,116 = = 0,057.
По данным предшествующих наблюдений (см. рис. 52) изменений влажности на указанных глубинах почти не отмечалось. Поэтому начало отсчета времени t = 0 можно отнести к 28/111 и принять t — 9 сут, z = 0,4 м.
Влиянием на динамику в лаги второй границы—уровня грунтовых вод можно пренебречь, так как до последнего расстояние было в пять раз более расчетной длины z. Кроме того, благодаря небольшой продолжительности расчетного времени t и синхронности в изменениях влажности на указанных глубинах можно принять dkw/dz = const. За начальное сечение принимаем сечение на глубине 0,8 м, расчетное сечение — на глубине 1,2 м.
Учитывая сказанное, применяем (V.32), согласно которому находим v> с\ \ А И'7 (z, i) 0,0 о/ л р /. Q
R W = АН-(0, ,) = ТЩ8 = °’648-С помощью прил. 1 находим X = 0,1839. Это дает (согласно (V.34))
В=1~&Г~ =1320•1(и
Сравнение этого параметра с ранее вычисленным для периода 29/III — 26/IV 1966 г. по методу элементарных балансов Dw = 1333 -10“4 м2/сут, указывает на их близкое сходство.
Второй вопрос заключается в отыскании величин расхода потока влаги в начальном сечении (на глубине 0,8 м). Этот поток 6/IV 1966 г. для данных условий (dkw/dz — const) передвигается диффузивным и термодиффузивньтм путем согласно (V.13) в размере
qw,2=o = 2AWl ]/-—=^2»0,088 |/~ ^^4.9 =0,0121 м/сут=12,1 мм/сут.
Суммарный объем того же потока влаги за расчетное время согласно (V.14) составит
= ]/-^= 1,333-0,088 У^|23-4 - 0,072 м = 72 мм слоя воды.
Для расчета количества свободной гравитационной влаги, передвигающейся под влиянием силы тяжести в расчетном сечении z = 0,4 м, воспользуемся зависимостью (V.7), действительной при линейной связи влагопрони-цаемости с глубиной. На основании этого объем гравитационной влаги равен
t
VWt rt2 — j” kwdt — kQ> cpf --j- czt, m, (V.38)
о
где с — коэффициент линейной связи kw с z; k0tCp— усредненный за время t коэффициент влагопроницаемости в начальном сечении 2 = 0,
Для наших условий
с_ ц,(., «>-*¦<*> _ 0,0029 - 0,0087 = _0 0145 ^
причем kw (z, t) — 0,0029 и к0 (t) = 0,0087 м/сут вычислены по (V.6) для известных значений влажности (Wz = 0,15 и W0 — 0,16); к0гСр = 0,0087 м/сут„ Подставляя значение величин в (V.38), найдем
Vw, г,з>= 0,0087• 9-0,0145- 0,4- 9 = 0,0262 м = 26,2 мм.
Таким образом, общий влагоперенос за период 28/III—6/IV 1966 г. на глубине
0,8—1,2 м составил Vw, z = 72,0 + 26,2 = 98,2 мм.
Если сопоставить этот результат с расчетом влагопереноса методом элементарных балансов (см. табл. 9), то заметим их сходство. Так, по методу элементарных балансов для того же примера влагоперенос диффузивным и тер-модиффузивным механизмами составил 56,5 мм слоя воды (на глубине 1,2 м)г а по аналитическому методу 72 мм. Разница менее 22%. Общие расходы влагопереноса (82,6, 98,2 мм) отличались всего на 16%.
При влажности почвогрунтов, меньшей НВ (в данном примере равной 12 объемн. %), применяется (V.14) и значения с — 0, kw, ср = О» т- е- расчетная формула принимает вид
Vw, 0 - 0,753 AW\ УШ, м, (V.39)
где по-прежнему ДИ^ = W°— W? — bw,t — линейное изменение влажности в начальном сечении за время t, происходящее с постоянной скоростью bwt-По этой формуле вычисляется суммарный влагоперенос в начальном сечении z = 0 за время t.
Для применения этой формулы требуется знать: 1) изменение объемной влажности в начальном сечении ДИ7? за время t; 2) параметр влагопереиоса В, зависящий от влажности. Причем последний определяется по корреляционной связи его с влажностью W (см., например, рис. 50). В качестве последней принимается усредненная за время t объемная влажность в начальном сечении, найденная по данным проведенных наблюдений.
Если влажность почвогрунтов превышает наименьшую влагоемкость, то дополнительно учитывается гравитационный влагоперенос в размере kw,cр,о^ или применяется формула (V.14).
Определив таким методом влагоперенос в начальном сечении Vw> 0> переходят к расчету его для любого заданного сечения z > 0. При этом для полу-ограниченного потока и граничных условий первого рода применяют (V.16) и (V.17), а для ограниченного зеркалом грунтовых вод потока — (V.16) и (V.19). При наличии граничных условий второго рода, что часто возможно при орошении и осушении, для указанных целей применяют (V.22) и метод безразмерных коэффициентов, рассмотренный выше, т. е. формулы (V.26) и (V.28).
