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試演算法水文

發布時間: 2023-03-27 13:46:36

Ⅰ 地下水資源模型計算

數值模型模擬計算方法適用於非均質性、各向異性的復雜地下水系統,包括存在越流和具有不規則形狀各類邊界條件等情況。但是該方法對資料的要求比較嚴格,要求研究程度較高和資料較豐富。應用數值模型方法的一般程式為:①氣象、水文、水文地質資料分析→②水文地質概念模型概化→數學模型建立(水動力方程和定解條件)→③選擇計算程序→④模型設計→⑤模型識別和檢驗→⑥計算模擬。

一、水文地質概念模型建立

在對黑河流域地下水系統做了全面、深入分析的基礎上,根據研究目的,對地下水系統的組成要素和相互關系作出合理的簡化和假設,並且用文字、框圖、平面圖、剖面圖等形式把系統再現出來,即為地下水系統概念模型。

(一)地下水系統空間結構概化與邊界確定

1.圖式表示地下水系統空間結構

根據黑河流域水文地質圖和水文地質剖面圖,梳理和劃分主要含水層、隔水層與弱透水層,闡明它們的產狀、分布范圍和厚度等,確定透水、阻水等斷層屬性。分析地下水系統的各類等值線圖,包括第四系基底埋深等值線圖、地下水水頭等值線圖、含水層頂底板高程等值線圖、含水層和隔水層的厚度等值線圖等。

2.確定地下水系統邊界

地下水系統的邊界,包括自然邊界(固定邊界)和水力邊界(可移動邊界)。自然邊界包括不透水岩層、不透水斷層或斷裂帶、較大的地表水體等;水力邊界包括地下水分水嶺和地下水流線等。

數值模型模擬研究,其對象的底界一般為不透水岩層。側向邊界可以是自然邊界,也可以是水力邊界或無窮遠邊界(邊界水頭或流量不受輸入條件的影響)。模擬頂界,對於承壓水系統而言,一般為不透水邊界或越流邊界,對於潛水系統一般採用大氣邊界(蒸發和入滲)。地下水系統內部邊界包括零流量邊界(不透水岩體)和流量邊界(河流、湖泊或水庫的滲流帶)等。

3.水文地質參數

水文地質參數是數值模型模擬研究的靈魂,一般包括含水層組的滲透系數、導水系數、給水度、儲水率、儲水系數、孔隙度、垂向滲透系數和越流系數,以及包氣帶的降水入滲系數、河道滲漏系數、井灌回歸系數、田間與渠道滲漏系數、潛水蒸發系數和陸面蒸發系數等。

確定降水入滲補給系數、灌溉滲漏系數、蒸發系數等方法,有水文分析法(降水量、河流徑流量曲線、地下水水頭動態曲線等)、直接試驗法(地滲儀、張力計、同位素示蹤等)、計演算法(氯質量平衡法、非飽和模型法等)、經驗公式法和ZFP零通量面實測法等。

(二)地下水流系統概化

對地下水流系統進行概化,包括確定地下水的基本流向、地下水補給要素組成、排泄模式、地下水與地表水之間轉化關系、不同層位含水層之間水力關系等。主要依據有,地下水水頭等值線圖、水化學信息、同位素信息、地下水溫度信息和水位動態曲線等。

根據地下水流狀態及其特徵,確定所研究的地下水流系統具體屬性,例如穩定流或非穩定流,一維流、二維流、准三維流或三維流等。

(三)模型輸入量計算

降水入滲、地表水入滲(河渠)、地下水側向流入、灌溉入滲、蒸發蒸騰、泉水排泄、基流排泄、地下水側向流出、開采等。

二、建立數學模型

根據建立的水文地質概念模型,選擇適宜數學模型。一般由描述地下水運動規律的偏微分方程和反映地下水系統邊界條件及初始條件的定解條件組成。

非均質承壓水三維非穩定流偏微分方程為

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

非均質無壓水三維非穩定流偏微分方程有下列幾種情況:第一類邊界條件(狄利克雷邊界)為

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

第二類邊界條件(紐曼邊界)為

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

初始條件為

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

三、計算程序、模型設計與識別

(一)計算程序與模型設計

計算程序分為一維流、二維流、准三維流或三維流模型,以及對均質、非均質、各向同性或各向異性和對不同輸入項的處理能力。目前,可供軟體有MODFLOW、FEWFLOW、PM、GMS、GWVISTA、MODME、PM等,它們多為有限差分法和有限元法。模型設計,包括網格剖分(規則剖分或不規則剖分、三角剖分或矩形剖分)、選擇時間步長(試演算法)、設置模型邊界、設置初始條件、數據輸入(降水入滲速率、田間灌溉入滲速率、蒸發速率、水井位置及開采或回灌強度、地下水與地表水相互作用的時空分布、泉的時空分布、邊界水位或邊界流量、觀測井位置及觀測水位等)。

(二)模型識別與檢驗

1.模型識別

模型識別亦稱反演問題,即利用實測地下水動態資料和抽水試驗資料,反求水文地質參數或源匯項和定解條件的過程。模型識別是為了解決選用的偏微分方程是否合適問題,確定模型中的水文地質參數和源匯項及定解條件,從而建立一個能再現地下水系統實際功能(水頭或濃度)的模擬模型。模型識別一般採用試估-校正法。就是選擇一合適的時段,根據水文地質條件和經驗數據估算一組水文地質參數輸入模型,利用所選時段的輸入輸出數據,求解模型。然後以模型計算結果與實測結果比較,如果擬和結果不符合精度要求,適當調整參數,重復上述過程,直到符合精度要求為止。也可以採用試估-校正法與最優化方法相結合的方法。首先用試估-校正法粗調,然後用最優化方法細調,即用最優化方法求得一組最佳的參數值,使得計算水頭值與觀測值之間的差值在給定的約束條件下,達到極小。

模型識別的結果具有多解性。要識別的參數數目應少於總數據數目。也就是說必須要有已知量。已知量愈多,反求的參數愈精確,由此建立的模型的適用性就愈好。正因為模型識別結果的多解性,所以對於同一個問題,不同的人所求得的參數組合不同,甚至同一個人在不同的時間所求得的參數也不同。顯然,模型識別的參數不一定是含水層所固有的參數。因此,有人稱模型識別的參數為「模型參數」,以示區別。盡管模型參數不能完全反映實際系統的參數,但是模型參數有其特殊作用,它能夠使得數學模型在行為和功能上代替實際的地下水系統,成為地下水系統的「復製品」。

2.模型檢驗

為了檢驗識別後的模型的可靠性,需要採用同一系統的另一時段的數據資料輸入模型進行檢驗。如果計算結果符合實際資料,則可以說明模型能真實反映實際系統。需要指出的是,在模型識別和模型檢驗階段所用的兩組數據資料,必須是相對獨立的不同時間段的資料。

模型靈敏度分析的目的是了解參數變化對計算結果的影響,同時識別重要參數。靈敏度分析一般在模型識別之前進行,也可以在模型識別之後進行。

選取要分析的一個參數(θ),然後固定其餘參數,改變θ的數值分析計算結果。這時計算水頭(g)就是θ的函數,即g=f(θ)。則有如下定義:在θ=θ0附近,水頭變數g(θ)相對於原值g*(θ)的變化率和參數θ相對於θ0的變化率之比稱為水頭對參數θ的靈敏度,以下式表示:

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

四、黑河流域模擬區水文地質條件概化

地下水數量轉化研究的數值模型模擬區,選擇了張掖盆地和酒泉東盆地,包括張掖、臨澤、高台的所有灌區和民樂及山丹的個別灌區,還有肅南縣明花區,面積近9000 km2

數值模擬區是只有側向流入而沒有側向流出的山間斷陷盆地,其間充填了巨厚的鬆散沉積物,構成賦存地下水的天然場所,為連續和統一的第四紀含水岩系綜合體,周邊山體為天然的地質邊界。在張掖盆地,地下水自南東向北西運動,泄於黑河幹流而流出區外。西部酒泉東盆地,地下水由南西向北東運動,榆木山至高台縣城一線為兩盆地天然匯水線。

數值模擬區地下水的主要補給來源是河水(含雨洪水)、渠系引水和田間灌溉水的垂直入滲,而泉水溢出、蒸發和人工開采是主要排泄方式。

據均衡計算結果,1999年區內補給量為11.94×108 m3,排泄量為14.09×108 m3,均衡差為-2.15×108 m3,數值模擬區處於負均衡狀態,地下水水位呈下降態勢。

數值模擬區周邊皆為二類流量邊界。山區邊界沿山前大斷裂分布,流入量主要為基岩裂隙水側向流入和溝谷潛流。東部民樂、山丹斷面和西部明花區斷面為區外側向流入量,利用斷面法求得。南部新壩-紅崖子隱伏斷層使地下水流不連續,作為該段邊界,概化的水文地質模型如圖5-1。

五、數學模型概化

數值模擬區南半部為潛水、北半部為承壓水,適宜採用潛水-承壓水數學模型。但是各灌區開采地下水的程度不同,一些地帶已將潛水與承壓水連通,承壓水頭與潛水水位動態變化具有一致性。因此,將模型概化為非均質各向同性二維流潛水模型。鑒於區域面積大,地下水水位年變幅小,與含水層厚度相比可忽略,所以用導水系數(T)近似代替滲透系數(K)與含水層厚度(H)之積。

數學模型及定解條件如下:

圖5-1 黑河流域模擬區水文地質模型概化圖

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

式中:T——含水層導水系數(m2/d);

μ——含水層給水度(無量綱);

Wb——各項補給項強度之和(m3/km2·d);

Wp——各項排泄項強度之和(m3/km2·d);

q——流量邊界單寬流量(m3/km2·d);

Γ2——流量邊界代號;

n——邊界上的內法線方向。

採用線性插值,伽遼金有限元法解上述方程組,見程序框圖(圖5-2)。

圖5-2 黑河流域數值模型模擬程序求解流程

六、定 解 條 件

(一)初始條件

以1999年水位統測結果為基礎,結合地下水動態長觀資料,繪制1月份等水位線圖為初始流場。採用三角剖分法將計算區剖分成1421個單元,799個結點。其中內結點624個,邊界點175個。水位觀測點33個,均分布於結點上(圖5-3)。同時盡量把結點布置在概化的灌區邊界上。

(二)計算時段

以1999年元月初至12月末每個自然月實際天數為時段長度,全年共分12個時段。

(三)水文地質參數

根據黑河勘察報告研究成果,數值模擬區參數取值范圍T值為100~6500 m2/d,μ值為0.1~0.25之間。參數分區以灌區為基礎,按不同埋深劃分。

(四)源匯項

計算區地下水主要靠河水、渠系引水、灌溉水、降水凝結水入滲及邊界流入補給。消耗於蒸發蒸騰、泉水溢出和人工開采。有關參數的選取,主要依據黑河報告和各縣水利部門研究成果,補給量與排泄量通過水量均衡方法計算求得。

由於數值模擬區范圍較大,而且區內農業發達、干支渠密布,沿主要河流(黑河)引水口眾多,所能收集到的水文和水利資料有限,所以剖分不宜過細,可將河水(含雨洪)、渠系水、灌溉水和降凝水入滲及人工開采處理為面狀量,把各灌區不同埋深均衡計算結果以單位面狀量進入模型,補給項為正,排泄項為負。非灌溉期(1~3月,10~12月)的渠系水和灌溉水入滲及人工開采量強度為0,灌溉期(4~9月)攤分全年入滲量。

圖5-3 黑河流域數值計算區剖分圖

1999年河水入滲量占當年黑河(鶯落峽)徑流量的32%,每月徑流量佔全年徑流量的比例分配到12個時段。降水、蒸發強度按各月份所佔全年比值分配到12個時段。1~3月和10~12月的降水為0,4~6月降水佔30%,7~9月降水佔70%。按地下水水位不同埋深,計算蒸發量,其中1~3月佔13%,4~6月佔41%,7~9月佔35%,10~12月佔11%。

泉水溢出帶均分布於細土平原、地下水水位埋深小於3.5m的地帶,各泉溝及黑河河床地下水水位高於河床標高,實際為線狀量。但是因剖分單元較大,無法准確描述,所以將線狀量處理成面狀量,假設地下水水位埋深小於3.5m帶為泉水溢出帶,具體做法將所有結點地面高程減去3.5m,於是該區地下水水位埋深值為負。將1999年泉水溢出量除以該區面積,再除以平均水頭差1.5m,獲得單位水頭差條件下泉水溢出強度,引入模型。然後根據各時段水頭變化,獲得不同時段的泉水溢出量。

數值模擬區邊界為透水邊界或弱透邊界,均給出單寬流量,全年一致,不再按時段劃分。

七、數 模 結 果

按上述補給與排泄要素及其參數,採用觀測點的地下水水位擬合,對1999年實施模型進行識別。

區內共有觀測點33個,集中在張掖、臨澤、高台的細土平原帶。在調參過程中,不斷縮小擬合點誤差,兼顧初始流場與計算流場形態一致,並且每個節點水位偏差不宜過大。調參結果,數值模擬區共有60個參數分區,如圖5-4和表5-2所示。觀測點擬合結果如圖5-5和圖5-6所示,地下水流場擬合情況如圖5-7所示。

圖5-4 黑河流域數值模擬參數分區圖

表5-2 黑河流域模型採用的有關水文地質參數

Ⅱ 抽水試驗求水文地質參數

2.4.6.1 抽水試驗方法選擇

抽水試驗是地下水試驗與求參數的常用方法。在以往的水文地質區域調查中,普遍使用的是穩定流抽水。穩定流抽水施工所需時間較短,操作簡單。然而隨著地下水資源研究程度的提高,穩定流已不能滿足地下水資源研究的需求。這主要是因為穩定流抽水試驗只能求取含水層水平滲透系數和導水系數。穩定流試驗在抽水孔中進行,由於施工不當,或因抽水井水位波動大,甚至水花的飛濺等都會影響數據的准確性。而且穩定流計算結果是不能用來預測地下水資源動態變化的,而非穩定流抽水必須用一個孔組,數據在觀測孔中測試。根據含水層特點,抽水試驗資料選擇不同的模型整理,不但可以求K、T,而且可以求給水度μ、垂向滲透系數Kz、弱透水層越流系數K'/m'、承壓含水層彈性釋放系數s、壓力傳導磨衡系數a等。因此獲取的信息量比穩定流試驗要多的多。

因此要求:

(1)偏遠地區,施工比較困難,地下水開采程度低,地下水評價精度要求低的地區,可選擇穩定流抽水求參。

(2)對於地下水資源評價精度要求比較高的地區,原則上都要選擇非穩定抽水試驗來求參。

2.4.6.2 穩定流抽水求參

2.4.6.2.1 抽水設計要符合裘布依公式

穩定流抽水試驗主要是求滲透系數K,其准確程度取決於鑽孔施工質量、選用計算公式、抽水引起的地下水運動規律、邊界條件與裘布依公式的基本假設條件是否相符等。

裘布依(A.Dupuit)公式的基本假定為:

(1)含水層均質、水平;

(2)承壓水頂底板是隔水的;潛水井邊水力坡度小於1/4,底板隔水,抽水前地下水是靜止的,即天然水力坡度等於零;

(3)半徑R的圓柱面上保持常水頭,抽水井內水頭上下一致。

抽水過程中可能出現的問題是:大降深抽水出水量足夠大時,井壁和周圍含水層容易產生三維流,井周產生紊流,井壁附近潛水水力坡度增大,I>1/4使裘布依假定失效等等。濾水管長度小於含水層厚度,井壁邊界無法保持相等水頭。在抽水後,形成下降漏斗,大部分含頌信水層不存在圓柱形常水頭邊界,距主孔很近的范圍內(r≤0.178R)水位屬對數關系。當觀測孔距主孔距離r>0.178R後,水位就變成貝塞爾函數關系,貝塞爾函數的斜率比對數函數小,因此觀測孔越遠,計算出的K值越大。當含水層具有越流滲透補給時,通過不同半徑圓柱面的流量不等,離主井越近,流量越大,動水位與半徑的貝塞爾函數成正比,所以有越流補給時,只有r≤0.178R時,裘布依才是適用的。在天然徑流條件下,等水位線不是一個同心圓,一般是下游半徑較長的橢圓形。觀測孔取得的降深是角度θ的函數,即上游偏小,下游偏大,只有在垂直地下水水流方向上的降深值無變化,因此觀測孔的布置方向也是影響K值的因素之一。

在實際工作中,建議使用的抽水設計方法是:

(1)採用較小降深抽水;

(2)觀測孔距主井適宜的范圍是:1.6M≤r≤0.178R(其中:R為引用半徑,M為含水層厚度);

(3)每個抽水試驗一般要做3個降深,抽水試驗最好安排在地下水非開采期,並將抽出的水引出試驗區外,以免干擾水位下降。

2.4.6.2.2 穩定流常用計算公式

(1)承壓含水層完整井單孔:

地下水資源調查評價技術方法匯編

(2)承壓含水層完整井單孔二次以上降深:

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其中:二次降深,

三次降深, (Qi為三次降深的三個流量,Swi為三次降深的抽水井水位降深)。

式中:Q———抽水井出水量(m3/d);

K———滲透系數(指水平滲透系數)(m/d);

R———影響半徑(m);

rw———抽水井半徑(m);

Sw———抽水井水位降深(m);

S1、S2———觀測孔水位降深(m);

M———含水層厚度(m);

h———動水位至含水層底板深度(m)。

(3)承壓含水層完整井有一個觀測孔:

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(4)承壓含水層完整井有二個觀測孔:

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式中:h1、h2———含水層底板至觀測孔水位降深高度;

r1、r2———抽水孔至觀測孔距離,其他同上。

(5)承壓含水層完整井岸邊抽水(單孔,b<0.5R):

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(6)承壓含水層完整井岸邊抽水(有一個觀測孔,位於近河一邊):

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式中:b———抽水孔距河岸距離,其他同上。

(7)承野遊輪壓含水層非完整井(單孔,井壁進水):

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式中:l———觀測孔底至含水層頂板距離。

(8)承壓含水層非完整井(一個觀測孔):

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式中:l———觀測孔底至含水層頂板距離,等於過濾管有效進水長度。

(9)承壓含水層非完整井(單井、井壁井底進水):

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(10)潛水-承壓水完整井(單井):

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(11)潛水完整井(單孔):

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式中:H———含水層厚度。

(12)潛水完整井(一個觀測孔):

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(13)潛水非完整井(單井):

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含水層厚度很大時,應計算有效帶厚度代替含水層厚度。

2.4.6.3 非穩定流抽水求參

2.4.6.3.1 非穩定抽水試驗的設計

地下水非穩定流理論對含水層抽水過程的認識與穩定流理論的不同之處主要在於,非穩定流理論將含水層看作彈性體,在無限邊界含水層中抽水時,整個流場的各運動要素是隨時間而變化的,即流向鑽孔的地下水是非穩定的流動。經過一定時間後地下水流才趨於穩定流動。非穩定流理論的基本公式———泰斯(C.V.Theis)公式的基本假設條件是:

(1)含水層均質、等厚、水平埋藏。

(2)沒有垂向和水平補給。

(3)地下水初期水力坡度為零。

(4)地下水是平面流。

(5)含水層在平面上是無限邊界。

泰斯公式與裘布依公式比較,其優點在於反映了地下水運移普遍存在的非穩定過程,公式中考慮了時間因素,因此在一定條件下可以預測含水層中任一點的水位降深及降落漏斗展布的范圍。有利於求取除K、T以外的其他參數,如彈性釋水系數sa(潛水為給水度μ)、壓力傳導系數a等。根據泰斯公式發展的其他模型和計算公式,還可計算弱透水層越流系數K'/M'、垂向滲透系數Kz等。

抽水試驗設計須考慮的主要方面有:

(1)抽水前要進行試抽,了解抽水孔的出水量、水位降深和觀測孔水位降深情況,選擇一個較小的適當流量,以免抽水時掉泵和形成大降深。在1.6M≤r≤0.178R處設置觀測孔,以避免三維流、紊流和遠處計算K值偏大等問題的干擾。

(2)觀測孔設置在垂直於地下水流動的方向上。

(3)抽水試驗選擇時間段內周邊地區無地下水開采,抽水井抽出水量引出區外,避免引起對水位降深的干擾。

(4)抽水流量必須保持基本穩定,最大流量與最小流量之比不應大於1.05。

(5)抽水時間的長短,要根據抽水過程中所繪制的水位降深(S)與時間(t)的雙對數曲線所顯示的抽水階段來決定。當曲線平穩的第二階段末期出現曲線上翹,顯示達到第三階段後,再略延長一段時間抽水試驗就可結束。所需抽水時間的長短與含水層岩性有關。

2.4.6.3.2 承壓完整井非穩定流抽水求參

非穩定承壓完整井計算公式:以固定流量Q抽水時,距抽水井距離r處任一時間t的水位降深,可簡化為:

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(1)試演算法。

壓力傳導系數a,導水系數T,滲透系數K,彈性釋水系數s,t1、t2時刻測得抽水孔水位降S2,觀測孔水位降S1

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用此公式通過試演算法求a。

設 為縱坐標,a為橫坐標。用已知觀測時間t1、t2和任意給定的a1、a2、…、an代入上式,求相應的β1、β2、…、βn值,繪制β=f(a)關系曲線。根據抽水孔、觀測孔實測所獲得的S1、S2,得實測

β=f(a)關系曲線上得到實際a值。將所計算的a值代入上述S1或S2計算公式中求得導水系數T,滲透系數 彈性釋水系數

為避免作圖的不方便,注意時間t,採取抽水2h後觀測,且t1、t2間隔不小於4~5h(圖2.4.3)。

(2)降深-時間雙對數量板法:

非穩定流計算公式:

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圖2.4.3 試演算法關系曲線

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(2.4.35)式至(2.4.38)式式中:

——井函數自變數;

S(r,t)———距抽水孔r處,任一時間(t)的水位降深;

T=K·M———導水系數;

——壓力傳導系數;

r———觀測孔距抽水孔距離;

sa———彈性釋水系數;

K———滲透系數;

W(u)———井函數,可查表。

配線的做法是:

(1)將觀測孔不同時間測得的水位降深值,點繪在透明的雙對數紙上。然後將對數紙重疊在理論標准曲線(即量板)上。使實測點完全重合在理論標准曲線上(注意:對數紙與量板要採用同一模數,且縱、橫坐標必須平行)。

(2)讀出相應的W(u)、S和1/u,t值代入S(r,t) 式中求得T、a。隨之又可求出K、S。此方法主要用於一個觀測孔。

(3)降深-距離雙對數量板法。

與降深-時間曲線法一樣,點繪同一時間各觀測孔S-r2關系曲線,重疊在W(u)-u理論曲線上(注意縱橫坐標平行),求a、T以及K、S。

本方法主要用於有數個觀測孔的條件下。

(4)直線解析法(圖2.4.4)。

設在t1時間測定降深S1,t2時間測定降深S2,有S2-S1=ΔS

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圖2.4.4 S-lgt曲線

當ΔS=0時,t1=t0有:

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同樣 求出滲透系數和彈性釋水系數。

採用直線解析法常因人為誤差導致直線斜率和截距的不準確,而影響計算結果。實際工作中可用最小二乘法推求直線方程斜率和截距後,再用上述方法求參。

(5)水位恢復法。

此方法優點是排除了抽水過程中的一些干擾因素,是常被採用的方法。計算公式是:

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得T、a後,同樣也可求出K、S。

2.4.6.3.3 承壓非完整井非穩定流抽水求參

非完整井抽水時,水流越接近井孔,流線越彎曲集中,其運動狀態不符合泰斯公式平面流的假設條件。但當觀測孔布置在距抽水孔r≥1.6M時,地下水流線趨於平行,因此在r≥1.6M距離處的觀測孔內取得的不同抽水時間t和相應水位降S值,同樣可以利用泰斯公式計算T、a值。

根據抽水資料繪制S=f(lgt)曲線(圖2.4.5),在曲線上任意兩點P1、P2,解得該曲線P1、P2兩點斜率(m1、m2):

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圖2.4.5 S-lgt曲線

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式中:m1、m2———S=f(lgt)曲線上相應lgt1,lgt2點的斜率;

t1、t2———測得觀測孔水位降深S1、S2時的時間。

2.4.6.3.4 潛水完整井非穩定流求參

潛水抽水時,由於孔隙水具有延遲重力排水作用,所以瞬時釋放水量的假定是不適宜的。在抽水開始很短的早期,降深很小時,可以認為存在彈性釋放水量。隨著抽水時間的延長,含水層出現延遲釋放水量的情況,我國大部分孔隙含水層中已被證實大都屬於這種類型,因此不考慮延遲釋水的計算方法常常使計算結果不合理。

這里推薦較符合大部分平原(盆地)的沖洪積、沖湖積沉積的孔隙含水層條件,在實踐中反映比較有效的、考慮延遲給水的布爾頓、紐曼和二元結構模型,以供參考。

(1)潛水布爾頓(S.N.Boulton)公式。

含水層均質、等厚,底板水平埋藏,考慮含水層滯後重力釋水。

布爾頓模型的計算公式為: 為潛水完整井布爾頓井函數。

抽水前期

地下水資源調查評價技術方法匯編

抽水後期

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(2)紐曼(S.P.Neuman)公式。

含水層不厚,各向異性,潛水面無垂向補給,水位降遠遠小於含水層厚度,考慮了抽水時含水體內垂直方向水力梯度變化。計算公式為:

(ts.y,β);Sd(ts.y,β)為潛水完整井紐曼模型井函數。

前期

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後期

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因此,紐曼模型還可以計算垂向滲透系數Kz

式中:Kr———水平滲透系數;

Kz———垂向滲透系數;

ss———比彈性釋水系數,Ss=Sa/M,M為含水層厚度;

sa———抽水前期彈性釋水系數;

sy———抽水後期水位變動帶延遲釋水率(相當於μ);

r———觀測孔與抽水孔距離;

S———觀測孔水位降深;

Q———抽水孔抽水量。

(3)二元結構計算公式。

潛水-微承壓水含水層分為上下兩個部分,上部為弱透水層潛水,有自由水面,垂向滲透系數Kz,水位變動帶釋水率sy,弱透水層厚度M',水位降深S'下部為微承壓含水層,其厚度M,彈性釋水系數sa,導水系數T,水頭略高於弱透水層自由水面。抽水時,下部弱承壓含水層有匯點徑向流,水頭迅速下降,與自由水面逐漸合成一體。上部弱透水層向下釋水補給下部微承壓含水層。我國平原中許多地區存在這種上細下粗的二元含水層結構和水動力特徵。

下部微承壓含水層水位降深的計算公式為:

前期

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後期

地下水資源調查評價技術方法匯編

式中:前期

地下水資源調查評價技術方法匯編

後期

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用S-lgt雙對數量板法,採用S·N·布爾頓、S·P·紐曼和二元結構計算公式求參,都可以得到較滿意的結果。這里以布爾頓公式為例,簡述其方法和注意事項。

主要步驟(圖2.4.6):

(1)將抽水資料用雙對數紙點繪lgS=f(lgt)曲線,並繪在標准曲線A上。注意縱橫坐標保持平行,盡可能將初期曲線與標准曲線A重合。

(2)記下重合曲線上 值,任選一點並在標准曲線上讀出S、1/ua、 及t坐標值,求出T、sa

(3)將資料曲線沿水平方向移動,盡可能使資料後期曲線與標准曲線Y重合(注意曲線前段r/D值與後段r/D值一致),同樣讀出 、t值,求出T、sy

圖2.4.6 非穩定流潛水標准曲線圖

以上步驟同樣可以應用到紐曼公式和二元結構公式中,只要採用相應的井函數。前期與後期水位降公式以及各自標准曲線特徵值 即可。同樣要注意前期曲線與後期曲線配線時要在同一特徵值的標准曲線上。只要認真按上述步驟操作,一般雙對數量板法計算結果較為滿意。

2.4.6.3.5越流含水層求參

(1)承壓含水層受上部弱透水層補給,弱透水層儲水系數忽略不計。有一個抽水孔,一個觀測孔(必須打入越補含水層中)任一點水位降的解為:

地下水資源調查評價技術方法匯編

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(2)考慮弱透水層釋水,越流供給層為弱透水層,可位於越流層之上或之下。任一點水位降的解:

地下水資源調查評價技術方法匯編

式中: 為井函數自變數;

m'———弱透水層厚度;

K———越流含水層滲透系數;

K'———弱透水層滲透系數;

S———任一點水位降深;

M———越補層厚度;

T———導水系數;

a———導壓系數;

s———越補層釋水系數;

s'———弱透水層釋水系數;

rm———抽水孔的半徑;

r———計算點與抽水孔軸心的距離;

k'/m'———越流系數。

Ⅲ 水文地質參數變化

一、太原盆地水文地質參數計算

水文地質參數的選取直接影響著地下水資源計算量的大小和可信度,研究水文地質參數具有十分重要的意義。本次相關的水文地質參數主要有降水入滲補給地下水系數(α)、潛水蒸發極限深度(L)、蒸發強度(ε)、灌溉回滲地下水系數(β)、疏干給水度(μ)、導水系數(T)、彈性儲水系數(s)、滲透系數(K)、河流滲漏補給系數、渠系滲漏補給系數等。

(一)降水入滲補給地下水系數(α)

影響降水對地下水的補給量的因素很多,主要有地形、包氣帶岩性及結構、地下水位埋深、降水特徵及土壤前期含水量等。

降水入滲補給系數為降水入滲補給地下水量與降水量之比值。年降水入滲補給系數為年內所有場次降水對地下水入滲補給量總和與年降水總量的比值,其表達式為:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:α年是年降水入滲補給系數;pri是場次降水入滲補給量,mm;P是年降水量,mm;n是年降水場次數。

用長期動態觀測孔求取年降水入滲系數的計算方法:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:μ∑Δh是年內各次降水入滲補給地下水量之和;P是年降水量;Δh是某次降水引起的地下水位升幅值。

根據動態資料分析計算,在前人試驗的基礎上,綜合考慮各方面的因素,給出盆地區降水入滲補給地下水系數(詳見第四章)。

(二)地下水蒸發極限深度(L)、蒸發強度(ε)

蒸發極限深度就是指淺層水停止蒸發或蒸發量相當微弱時,淺層水位埋深值。蒸發強度就是在極限蒸發深度以上,單位時間淺層水的蒸發量。

影響地下水蒸發的主要因素是地下水位埋深、包氣帶岩性和水面蒸發強度等。

理論上,當水位埋深處於蒸發極限深度時,地下水在無補給、無開採的條件下,動態曲線近於平直。

地下水蒸發極限深度(L)

蒸發極限深度通常採用迭代法、試演算法和經驗公式計算(L),公式如下:

迭代法:

試演算法:

經驗公式法:

式中:ΔT1、ΔT2為計算時段,d;H1、H2、H3為時段內水位埋深,m;Z1、Z2為時段內水面蒸發強度,m/d;

經計算,太原盆地孔隙水區不同岩性的蒸發極限深度依包氣帶岩性不同分別為:亞砂、亞粘土互層為3.5m,亞砂土為4.0m,粉細砂、亞砂土互層為4.5m。

地下水蒸發強度

計算公式:

式中:Z0是液面蒸發強度,mm/d;ΔH是淺層水降落間段的平均水位埋深,mm;Z是蒸發強度,mm/d。

由本區淺層水水位埋深圖(詳見第四章)可看出,水位埋深小於4m的區域在北部太原市和南部平遙、介休一帶,根據上式計算太原、平遙、介休等地的地下水蒸發強度見表3-1。

表3-1 太原盆地孔隙水區地下水蒸發強度

(三)灌溉回滲地下水系數(β)

是指田間灌溉補給地下水的量與灌溉總量的比值。影響灌溉回滲系數和因素主要有岩性、水位埋深、土壤含水率、灌溉定額等多種。

計算公式:

式中:μ是給水度;Δh是由灌溉引起的地下水位平均升高值,m;Q是灌溉水量,m3;F是面積,m2

本次工作在盆地太原市小店區郜村、汾陽市賈家莊鎮東馬寨村和榆次市楊盤等3個地方布置了3組灌溉入滲試驗,地表岩性郜村為粉質粘土、東馬寨上部為粉質粘土,下部為粉土,楊盤為粉土,化驗室給水度試驗結果分別為0.195、0.11、0.143。郜村在37m×37m的面積上布置10眼觀測孔,水位埋深1.2~1.3m,累計灌溉水量160m3,10個孔平均水位上升值為0.1912m,根據上式計算得灌溉入滲地下水系數為0.32;東馬寨村水位埋深1.95~2.44m,在26m×26m的面積上布置10眼觀測孔,灌溉水量60m3,觀測孔平均水位上升值為0.465m,計算得灌溉入滲地下水系數為0.58;楊盤布3個觀測孔,水位埋深5.76~6.01m,灌溉面積100m2,灌溉水量100m3,平均水位上升高度為0.27m,計算得灌溉入滲系數為0.039。

從以上試驗數據可以看出,不同水位埋深、不同岩性地區灌溉入滲系數有很大區別。綜合考慮各種因素,灌溉回滲地下水系數選用值見表3-2。

表3-2 灌溉回滲地下水系數

(四)彈性貯水系數S、導水系數T、給水度μ、滲透系數K

盆地區大部分地區都進行過1∶5萬比例尺的農田供水水文地質勘查,做過大量單孔和多孔抽水試驗,本次在文水文倚、汾陽等5地分別作了5組抽水試驗,用非穩定流公式,降深-時間半對數法計算結果如下:文倚導水系數T=1983.59~2181.95m2/d,滲透系數K=32.19~35.4m/d,彈性貯水系數S=1.79×10-3;汾陽縣賈家莊鎮東馬寨村抽水試驗求得導水系數T=325.84~376.5m2/d,滲透系數K=5.65~6.53m/d。結合以往本區的工作成果,給出太原盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數,詳見參數分區圖3-13和參數分區表3-3。

表3-3 太原盆地中深層孔隙承壓水及淺層孔隙潛水參數分區

圖3-13 太原盆地參數計算分區圖

二、大同盆地水文地質參數計算

由本區淺層水2004年水位埋深圖可看出,水位埋深小於4m的區域主要分布於盆地中部沖積平原區,盆地南部懷仁、山陰、應縣、朔州分布面積較大。根據計算和以往試驗資料,本區蒸發強度確定值見下表(表3-4)。

表3-4 大同盆地孔隙水區地下水蒸發強度

據「山西省雁同小經濟區水資源評價、供需平衡研究報告」中搜集的本區灌溉回滲試驗數據取得不同水位埋深、不同岩性、不同灌溉定額的灌溉回滲系數,灌溉回滲系數選定值見表3-5。

盆地區大部分地區都進行過1/5萬比例尺的農田供水水文地質勘查,做過大量單孔和多孔抽水試驗。本次工作搜集本區以往抽水試驗孔117個,本次在大同縣黨留庄鄉、懷仁縣金沙灘鎮、懷仁縣新發村、懷仁縣榆林村、山陰縣張庄鄉、朔州市城區沙塄鄉等6地分別作了6組抽水試驗,採用AquiferTest計算程序,非穩定流方法計算,本次抽水孔具體情況和計算結果見表3-6和表3-7 。

表3-5 灌溉回滲地下水系數

表3-6 大同盆地本次抽水試驗數據統計

表3-7 大同盆地本次抽水試驗計算成果表

結合以往本區的工作成果,給出大同盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數,詳見參數分區圖3-14、圖3-15和參數分區表3-8、表3-9 。

圖3-14 大同盆地降水入滲系數分區圖

圖3-15 大同盆地淺層、中深層孔隙水參數分區圖

表3-8 大同盆地淺層孔隙潛水參數分區表

續表

表3-9 大同盆地中深層孔隙承壓水參數分區

三、忻州盆地

忻州盆地地下水資源較為豐富,開采條件優越,20世紀70年代之前地下水開采規模較小;70年代初至80年代末隨著農業灌溉的普及,工業生產的發展和城市規模的擴大,地下水開采量迅速增加。開采對象以淺層水為主,造成淺層水水位普遍有所下降(但下降幅度不大)。從20世紀90年代至今,雖然地下水開采量具有逐年增大的趨勢,但增加幅度較小,且中層井數量逐漸增多,形成了淺層水、中層水混合開採的新模式,地下水位總體處於動態平衡狀態。受地下水人工開採的影響,降水入滲系數及導水系數等水文地質參數發生了一定程度的變化。

區內降水入滲系數的變化除了與年降水量及降水特徵有關外,主要與淺層地下水位埋深關系較為密切。已有資料表明,在山前傾斜平原區,淺層水位埋深一般大於7m,因水位下降使降水入滲系數發生了不同程度的減小。在沖積平原區淺層水位埋深一般小於7m,水位下降的結果引起了降水入滲系數有所增大。不同地貌單元降水入滲系數的變化見第五章。

從20世紀70年代以來,區內含水層的導水系數發生了較為明顯的減小,主要體現在因淺層地下水位下降,使淺層含水層上部處於疏干狀態,含水層厚度減小,直接導到導水系數減小。因淺層水水位下降幅度不同,導水系數減小的程度也存在差異,從本次地下水側向補給量計算斷面附近的井孔資料分析,含水層厚度一般減小了3~6m,導水系數由70年代中期的60~250m2/d,減少到目前的50~200m2/d左右。

忻州盆地給水度根據不同地貌單元含水層岩性、分選性及富水性綜合確定見表3-10及圖3-16 。

表3-10 忻州盆地淺層含水層給水度分區

圖3-16 忻州盆地給水度分區圖

四、臨汾盆地

經過搜集以往資料,調查和計算確定臨汾盆地降水入滲系數見表3-11。臨汾盆地滲透系數及給水度分區見圖3-17,表3-12。

表3-11 臨汾盆地平原區降水入滲系數統計

圖3-17 研究區滲透系數及給水度分區圖

表3-12 臨汾盆地參數分區表

五、運城盆地

運城盆地地下水長觀網建站年代較遠,積累了大量的地下水位監測資料,且經過多次的地質、水文地質勘察、地下水資源評價工作,取得了大量的降水入滲值,參考前人綜合成果,結合目前包氣帶岩性、地下水位埋深,給出運城盆地降水入滲補給系數,見表3-13。

表3-13 運城盆地平原區降水入滲系數統計

渠系有效利用系數除受岩性、地下水埋深影響外,還與渠道襯砌程度有關。修正系數r為實際入滲補給地下水量與渠系損失水量Q的比值,是反映渠道在輸水過程中消耗於濕潤土壤和侵潤帶蒸散損失量的一個參數,它受渠道輸水時間、渠床土質及有無襯砌、地下水埋深等因素的影響。一般通過渠道放水試驗獲得。本次評價主要參考運城市水利局相關試驗成果,見表3-14。

表3-14 運城盆地萬畝以上灌區η、r、m值統計

灌溉回歸補給系數β值與岩性、植被、地下水埋深及灌溉定額有關,一般通過灌溉入滲試驗求得,本次評價主要參照運城市水利部門資料綜合確定,詳見表3-15。

表3-15 運城盆地灌溉回歸系數β取值

河道滲漏補給系數是河道滲漏補給地下水量與河道來水量的比值。其值大小與河床下墊面岩性、流量、地下水位埋深及滲漏段長度有關。運城盆地沿中條山前發育數條季節性河流,河床下墊面主要為砂卵礫石,當洪雨季節,地表河床水位遠高於地下水位,為地表水的入滲造就了十分便利的條件。根據河道滲漏資料,可建立如下數學模型:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:m是河道滲漏補給系數;A是計算系數,A=(1-λ)×(1-φ)L,φ是單位千米損失率;L是河道滲漏長,km,Q徑是河道來水量,m3/s。

據運城市水利部門研究成果,A值約為0.090。

含水層的滲透系數主要由野外抽水試驗通過穩定流及非穩定流計算公式求得,各勘探部門在運城盆地先後進行過各種勘察,進行了大量的抽水試驗工作,積累了豐富的資料,參考本次抽水試驗成果對以往參數進行了修正,取值結果見表3-16 。

表3-16 運城盆地鬆散岩類K值選定表

降雨入滲補給系數在同岩性、同降雨量情況下,隨地下水位埋深的增大,降雨入滲補給系數會達到一個最大值之後趨於減少或變為常數。運城盆地北部的峨嵋台塬及聞喜北塬,其地下水位埋藏深,地表主要以黃土類為主,降水入滲主要依靠黃土垂直節理裂隙及「流海縫」以「活塞式」注入地下,多年來其降水入滲系數基本為常量,經用動態分析法計算其降水入滲系數在0.108~0.11間;在盆地中部的沖湖積平原區,其地表岩性主要以Qp3+Qh沖湖積相的亞砂土、亞粘土、粉細砂為主,由於開采強烈,區域水位嚴重下降,地表數米至幾十米內均為飽氣帶,為降水入滲准備了調蓄空間,加強了降水向地下水的轉化。根據盆地地下水長觀孔資料及次降雨資料,計算出盆地沖湖積平原地帶,降水入滲系數在0.1~0.162之間,總體上上游大於下游。而在東部及南部的山前傾斜平原區,地下水位埋深一般大於5m、乃至幾十米,地表岩性大多為亞砂土及亞粘土,尤其是在一些溝口附近,從地表往下幾十米范圍內為干砂卵礫石,一般降雨基本上不產生地表徑流,這無疑加大了降水的轉化。據相關資料計算,降水入滲系數高達0.21~0.30。因過去所做的工作不系統,沒有對降雨入滲系數進行系統分類,不便比較,但根據運城盆地飽氣帶岩性、地下水變動情況,除峨嵋台塬及黃土丘陵區變化不大外,其他地區降雨入滲系數無疑有增大趨勢。

盆地內抽水井的含水層,大多為數個含水層混合開采。現根據本次抽水計算值,對歷次研究成果中的K值加以修正,得出運城盆地各個地貌單元的滲透系數。總體來說,黃河岸邊低階地區K值最大為11.3~14.6m/d,中條山山前傾斜平原次之,為5.45~6.12m/d,最次為聞喜北垣K=1.10m/d左右。

根據地貌單元、含水層岩性、地下水水力特徵及各參數特徵,將運城盆地劃分為10個參數分區,見表3-17及圖3-18。

表3-17 運城盆地水文地質參數分區

六、長治盆地

根據水文地質條件,長治盆地參數分區見圖3-19,表3-18 。

圖3-18 運城盆地水文地質參數分區表

圖3-19 長治盆地參數分區圖

表3-18 長治盆地淺層孔隙潛水參數分區

(一)降水入滲補給系數變化

根據《太原市地下水資源評價報告》研究成果,盆地區亞砂土、極細砂、細砂的降水入滲系數隨著地下水位埋深的增大而增大,當水位埋深超過一定值以後,降水入滲系數開始趨於穩定;降水量越大,降水入滲系數在相同的岩性和地下水位埋深條件下也越大。對於亞砂土、極細砂、細砂在相同水位埋深和降水情況下,細砂的降水入滲系數>極細砂的>亞砂土的。總體來說,顆粒越粗,降水入滲系數也越大。

α隨降水量的變化,非飽和帶在降水入滲補給地下水過程中起調節作用,降水入滲補給過程要滯後於降水過程,其滯後時間的長短、特徵與非飽和帶的重力水蓄水庫容關系密切,地下水埋深越大,其蓄水庫容也越大,調節能力也越強,滯後現象也越明顯。

在亞砂土、極細砂和細砂3種岩性中,降水量相等時,降水入滲系數從大到小的順序為細砂、極細砂、亞砂土。場次降水量的影響表現為α次先是隨著降水量的增大而變大,當降水量超過一定數值後,α次反而呈減少趨勢,這個降水量即是最佳降水量。α年與α次有相同的規律性,從入滲機制分析,α年也存在最佳年降水量。

當地下水埋深為零時,降水入滲補給系數亦為零,然後隨埋深的增加由小變大;當地下水埋深到達某一定值時,降水入滲補給系數達到最大值即最佳降水入滲補給系數,並由此隨埋深的增加由大到小,到達一定的埋深時,趨於定值。地下水埋深對降水入滲補給系數的影響,可從3方面來說明。

埋深反映了蓄水庫容的大小。當埋深為零時,即蓄水庫容為零,這時無論降水量多大,均無入滲補給的可能。當埋深增加時,地下水庫得到了降水入滲補給量,此時降水入滲補給系數大於零,降水入滲補給系數隨埋深的增加而增大。當地下水達到最佳埋深時,其對應的降水入滲補給系數為最佳降水入滲補給系數,原因是由於條件一致的地區中的依次降水,其入滲補給量隨地下水埋深的變化必存在一個最大值。當地下水埋深較小時,由於地下水蓄水庫容較小,形成蓄滿產流,不能使降水全部入滲;當地下水埋深再增大時,則損失較最佳埋深為大,故降水入滲補給系數隨埋深的增加而減小。對於不同級別的降水量,α最大值出現的地下水位埋深區域也不同。最佳埋深與岩性和降水量有關。

地下水埋深在某種程度上反映了土壤水分的多少。土壤水垂直分布大體可概化為3種狀況。第1種情況是地下水埋深較小,毛管上升水總能到達地表;第2種情況是地下水埋深較大時,毛管上升水無法到達地表;第3種情況是地下水埋深介於兩者之間,在此埋深內,由於地下水位是升降變化,毛管上升水有時達到地表,有時達不到地表。這3種情況將對降水入滲補給量有不同的影響。第1種情況,降水一開始,水即可通過毛管在重力作用下迅速向下移動,地下水位在降水開始後很快上升。第2種情況,降水首先應滿足土壤缺水的需要,而後在重力作用下通過空隙下滲補給地下水。其滲漏途徑較第1種情況長,入滲方式也有差異。

圖3-20 滲透系數與深度關系圖

不同地下水位埋深條件對降水入滲補給系數取值的影響。盆地太谷均衡實驗場的水分勢能實驗最大深度為8.2m,有觀測點41個。多年資料的分析結果表明,土壤水分勢能變化從地面往下可分為3個變化帶———劇烈變化帶、交替變化帶和穩定帶,劇烈變化帶埋深為0~1.1m,土壤水分勢能變幅大於200×133Pa;交替變化帶埋深1.1~3.6m,土壤水分勢能變幅大於(100~200)×133Pa之間;埋深3.6m以下為穩定帶,其土壤水分勢能變幅小於100×133Pa,其中埋深在4.5~5.0m以下的穩定特性更為明顯,其土壤水分勢能的變幅一般不超過50×133Pa,其土壤水分全年為下滲狀態。表明埋深在5.0m以下為穩定入滲補給,反映在降水入滲補給系數上隨埋深增加,α將趨於穩定,故當埋深大於5.0m時,α值可取定值,不再隨埋深而變化。原因是地下水埋深已到達或超過地下水極限埋深,損失趨於定值,水分不向上運動,必然向下運動,故形成了降水入滲補給系數隨地下水埋深變化的穩定值。

(二)滲透系數變化

孔隙含水介質的滲透能力不僅取決於粒徑大小、顆粒級配、膠結程度,還與其埋深有關。同一岩性的孔隙含水介質,隨著深度的增加,介質被壓密,滲透系數會減小。

根據河北平原山前沖洪積扇扇頂區數百個鑽孔資料的統計,各種含水介質的滲透系數隨埋深增加呈指數衰減,部分深層不同岩性滲透系數隨埋深的變化規律參考下述經驗公式:

岩性為卵礫石時,滲透系數與埋深關系式:

K=K0e-0.0131h R=0.877

岩性為砂礫石時,滲透系數與埋深關系式:

K=K0e-0.0116h R=0.869

岩性為中粗砂時,滲透系數與埋深關系式:

K=K0e-0.0057h R=0.896

K為埋深處的滲透系數;K0為地表淺層的滲透系數;h為埋深;R為相關系數。

因此,對於同一種岩性,其滲透系數大小與深度有關(圖3-20)。

Ⅳ 防洪評價計算跨河橋梁工程

1背景
防洪影響分析主要包括以下的工作內容:通過橋梁項目建設區自然地理、社會經濟及工程現狀的認真分析,深入分析並確定流域河道堤防的水利規劃。根據建設項目的情況、可能帶來的影響、所在河段的水文泥沙特性、防洪評價的主要任務,選取有代表性的水文系列進行工程實施後的沖刷與淤積計算。計算水文系列的選取要能反映沖刷和淤積的不利水、沙條件組合。根據建設項目的基本情況、所在河段的防洪任務與防洪要求、防洪工程與河道整治工程布局及其它國民經濟設施的分布情況等,以及河道演變分析成果、防洪評價計算,對建設項目的防洪影響進行綜合評價。
根據建設項目雍高和沖刷與淤積分析計算,分析工程對河道蔽慧含行洪安全的影響范圍和程度。對施工方案佔用河道過水斷面的建設項目,還需根據施工設計方案及工期的安排,分析工程施工對河道泄洪能力的影響。結合工程的施工進度安排,合理分析不同時段的防洪要求。結合河道沖淤變化的計算,評價項目建設是否會影響河勢的穩定;對工程施工臨時建築物可能影響河勢穩定的建設項目,應根據有關計算,分析工程施工其對河勢穩定的影響。根據調查及有關部門提供的資料,分析項目建設對第三人合法水事權益的影響。
2防洪評價計算
2.1資料選用和設計水位的計算方法
根據《河道管理范圍內建設項目防洪評價報告編制導則(試行)》等規范的有關規定,在進行防洪評價編制時,所在河段有規劃水文成果的,應依據流域規劃。路線縱坡的確定、橋涵方案的選擇必須要設計水位。計算的過程一般採用試演算法或者繪制水位—流量關系曲線求得。當橋位斷面與水文計算斷面間的形態斷面較規整,突變點不多,河段順直,河底縱坡均一時,宜按水文斷面的水位~流量關系曲線,以設計流量確定設計水位後,利用水面比降推算出橋位計算斷面的設計水位。當橋位計算斷面和水文計算斷面上、下游有卡口、人工建築物或斷面形狀和面積相差較大、河底縱坡有明顯曲折時,宜採用水力學方法的試演算法求算設計流量時的水面線,推求橋位斷面的設計水位。
2.2壅水高度計算
大橋建成後,橋梁橋墩布置於渠槽內,阻水明顯,使橋位附近渠段水位、流速發生變化,斷面過水面積將會減少,從而造成橋樑上游洪水位一定的雍高。
2.3壅水曲線長度計算
壅水曲線長度近似估算式為:L=2△Z/I式中:I———計算河段天然河底比降△Z———橋前最大壅水高(m)
2.4沖刷與淤積分析
計算天然狀態下,由於流域的來水、來沙及河床邊界條件的不斷變化,河床形態總是處在不斷的沖淤變化過程中。但在相當長的一個時段內,沖淤量可以相互補償,渠道處於一個相對的動力平衡狀態。渠道上建橋後,破壞了原有的這種平衡狀態,由於壓縮水流,致使橋下流速增大,水流挾沙能力增強,在橋下產生沖刷。隨著沖刷的發展,橋下河床加深,過水面積加大,流速逐漸下降,待橋下流速降低到河床質的容許不沖刷流速時,河道內達到新的輸沙平衡狀態,沖刷停止。橋墩墩台附近河床床面總的沖刷深度,應為河床演變、一般沖刷和局部沖刷深度的綜合。
2.4.1一般沖刷計算根據地質資料,沖刷計算採用採用《公路橋位勘測設計規范》推薦的計算公式,沖止流速公式一般用於橋梁的一般沖刷計算,其基本假定是橋下河槽斷面內任一垂線平均流速達到沖止流速時,此垂線處沖刷停止,至此,一般沖刷深度達到最大,可近似計算河道沖刷,公式形式如下:
2.4.2局部沖刷計算流向橋墩的水流受到橋墩的阻擋,水流的繞流使流線急劇彎曲,形成局部沖刷坑。沖刷過程中,坑底流速逐漸降低,坑底泥沙逐漸粗化,使水流的沖刷作用與床沙的抗沖作用趨於平衡,局部沖刷坑達到最深。計算採用《公路橋位勘測設計規范》推薦的河床橋墩局部沖刷公式。
3結語
防洪評價管理是一項復雜的系統工程,涉及多部門、多專業碧手、多學科,情況復雜,許多問題仍需在今後的工作中不斷總結和完善。關於分析計算是否需要採用模型分析,一些計算經驗公式與實際的誤差,數學模型與物理模型之間的誤差等,以及哪種方法更實用和更符合實際,仍需大量的實踐以進一步檢驗,需要在今後工作和工程實踐中不斷總結和分析。今後如有可能,在對大量工程實際觀測資料分析的基礎上,應對公宏笑式和模型實驗結果進行驗證分析,不斷對計算方法和公式進行修正和改進,使之更符合實際要求。隨著工程實踐的不斷深入,防洪評價計算方法和理論會更加成熟和更切合實際,從而使工程建設對防洪和水利管理的負面影響得到進一步減輕和降低,補救措施更加合理和符合實際,為我國的經濟建設提供強大的技術支撐。

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Ⅳ 地下水流基本問題的計算原理

一、地下水向河渠的運動

(一)河渠間地下水的穩定運動

1.潛水的穩定運動

河渠間潛水的運動由於受大氣降水入滲補給或蒸發消耗的影響,應該屬於非穩定運動。但為了簡化計算,當入滲在時間和空間分布上都較均勻時,可以把潛水運動看作穩定運動。

假設條件:

(1)含水層為均質各向同性,隔水底板水平;

(2)河渠間潛水有垂向均勻入滲補給或蒸發消耗,設其強度W為常數;

(3)河渠基本上平行展布,潛水流可視為一維、漸變流並趨於穩定。

基於上述假設條件,取垂直於河渠的單位寬度進行研究並按圖4-24取坐標,根據式(4-62),可寫出上述問題的數學模型為:

圖4-24 河渠間潛水的運動

續表

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