Методы изучения баланса грунтовых - Лебедев А.В.
Скачать (прямая ссылка):
Например, при исследовании баланса грунтовых вод для обоснования прогнозов изменения их режима при мелиорации земель важно изучить взаимосвязь этих вод с основным региональным — первым подстилающим напорным потоком. При изучении восполнения эксплуатационных запасов подземных вод для целей водоснабжения необходимо исследовать взаимосвязь основного водоносного горизонта со смежными горизонтами вверху и внизу.
Случай постепенной смены водопроницаемости пород по вертикали. В рассмотренных выше схемах строения водоносных толщ пород грунтовые и напорные воды были приурочены к самостоятельным водоносным пластам. Различие в напорах воды в этих пластах было связано с неодинаковым положением областей питания каждого водоносного горизонта, а также с наличием раздельных слоев слабопроницаемых пород, через которые возможно перетекание вод по вертикали.
В природных условиях так же часто встречаются горизонтальнослоистые толщи пород с постепенной сменой водопроницаемости по вертикали. Непосредственная связь водоносных прослоев с одной областью питания предопределяет равенство напоров воды по вертикали данной водоносной толщи.
Примером таких схем неоднородного строения могут быть аллювиальные, озерные и прибрежно-морские отложения (рис. 33). При таком строении водоносных толщ единичный расход одномерного грунтового потока в любом сечении (например, М) определяется по формуле
(IV.89)
где Фх, Фг — значения функции Н. К. Гиринского соответственно для верхнего 1 и нижнего 2 сечений потока, причем
(IV.90)
Здесь kt — послойный коэффициент фильтрации (слоя i); aL — мощность соответствующего слоя; Zj — расстояние от поверхности водоупора до середины мощности соответствующего слоя i; п — число слоев; h — ордината кривой депрессии, или мощность потока.
На рис. 33 приведены обозначения zt и аь для сечения М. Таким же путем эти величины устанавливаются отдельно для сечений 1 к 2.
Несомненно, что для каждого промежутка времени A t предварительно выбирается средний (s -f- 1) момент, для которого определяются значения Фх, Ф2 и по (IV.89) вычисляется Q1. Аналогичным образом рассчитывается расход воды Q2, проходящей через нижнее сечение N. Полученные данные подставляются в (IV. 75) и после преобразования этой формулы для одномерного потока получают выражение в конечных разностях
АН 1
' EE3*EE3J
Рис. 33. Схема расчленения водоносной толщи пород с постепенно изменяющейся водопроницаемостью по глубине.
1 — уровень грунтовых вод в начальный (s) момент; 2 — то же в средний (s + 1) момент, 3 — то же в конечный (s + 2) момент промежутка времени At
W ^ At (Ах)2
-2Ф2+Ф3),
(Ф,-
(IV.91)
где АЛ — изменение уровня грунтовых вод в элементе потока MN (обычно по скв. 2) за промежуток времени At; Ф3 — значение функции (потенциала) Н. К. Гиринского в сечении 3 также для среднего (s + 1) момента промежутка At; остальные обозначения прежние.
Для прибрежных зон поверхностных водотоков (рек, каналов) и водоемов (озер, водохранилищ, рис. 34) весьма целесообразно и более надежно воспользоваться решениями П. Я. Полубариновой-Кочиной (1952). Эти решения позволяют рассчитать расход грунтового потока в любом сечении, удаленном от границы (реки, водохранилища) на расстояние х. 1
Так, например, при горизонтальном водоупоре и фильтрации воды из канала с вертикальной стенкой единичный расход одномерного потока (отнесенный к единице его ширины) в двухслойной толще в сечении х равен
Qx =
ф2—ф1
kept
(IV. 92)
а V Ш
где Фх и Ф3 — граничное и начальное условия для функции Н. К. Гиринского (потенциала), представленной в виде
h
Ф (х) = J (z — К) k (z) dz, (IV.93)
h — напор воды, зависящий от координаты х и времени t; к (z) циент фильтрации, зависящий от высоты z;
ft
а2 = -i- J к (z) dz —
коэффи-
(IV. 94)
коэффициент уровнепроводности водоносной толщи; t — время. Значения потенциалов Фх и Ф2 определяются по формулам:
Ф1 = Ф(0, t)= _1*1{[Я1 +
-f (e-l)A0]*-|-c(c-l)A*}; (IV.95)
Фа=*Ф(ж, 0) = -уА:1{[^2+
L (с _ 1) Ао12 + с (с _ 1) Щ). (IV.Щ
^ i/o % О /о ° /о0,а° % /о0..' 0
0 /о / й
V о 0 ®,
тмщж ‘ШШШ
