WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

178 ЧАСТЬ 4 Основы влаго- и массопереноса в подземных водах Лекция № 22. Гидродинамические основы влагопереноса 22.1. Действующие силы и параметры процесса Влагопереносом называют процесс движения влаги,

представляющий со бой перенос свободной и физически связанной воды под действием гравитаци онных и сорбционных (молекулярных и капиллярных) сил. Влагоперенос про исходит в зоне аэрации (ЗА), то есть в не полностью насыщенной водой среде.

Зона аэра ции Зона на сыщения Рис. 22. 1. Расчетная схема к анализу Рис. 22. 2. Типовые основные гидро влагопереноса физические характеристики пород f () (для суглинка – 1, супеси – 2 и песка – 3) Действие основных сил при влагопереносе математически можно выра зить так же, как и при процессе фильтрации. Влагоперенос происходит в верти кальной плоскости по координате z. Напор H определяется по зависимости Pk H z, (22.1) где Pk - давление всасывания, z - геометрическая высота точки над плоскостью сравнения, за кото рую принимают уровень грунтовых вод – УГВ (рис.22.1), - удельный вес воды.

Давление всасывания Pk по аналогии с пьезометрической высотой опре деляется как Pk, (22.2) где - высота всасывания, аналогична высоте капиллярного поднятия.

Тогда подставив (22.2) в (22.1) получим H z. (22.3) Здесь знак минус указывает, что действует в направлении, обратном действию сил тяжести. Высота всасывания зависит от влажности и грану лометрического состава породы. При влажности пород, равной полной влаго емкости ПВ, 0. Высоту всасывания часто называют потенциалом почвенной влаги, а изолинии - изолиниями потенциала влаги. Зависимость f называется основной гидрофизической характеристикой (ОГХ). Она зависит от гранулометрического состава и водных свойств пород и существен но различается для песков, супесей и суглинков (рис. 22.2).

Для расчетов экспериментальную кривую f аппроксимируют различными аналитическими зависимостями, например, для супесей принима ют hk ln, (22.4) ММВ где. (22.5) ПВ ММВ Здесь: ММВ и ПВ - максимально-молекулярная и полная влагоемкость, - влажность породы, hk - приведенная высота капиллярного поднятия, определяется как вы сота прямоугольника на эпюре влажности пород (рис. 22.3), влагозапа сы которого равны фактическим влагозапасам пород ЗА, т.е.

z hk zdz. (22.6) ПВ Величина hk примерно соответствует половине мощности зоны капил лярной каймы.

Связь коэффициента влагопереноса к от влажности (рис. 22.4) выража в ется следующей зависимостью (лекция № 18):

n к к, (22.7) в где к - коэффициент фильтрации насыщенных пород при 1, n - показатель степени, причем n 3 5.

22.2. Основной закон влагопереноса Процесс влагопереноса описывается уравнением, аналогичным уравне нию Дарси, которое для скорости движения влаги Vz имеет вид:

dH Vz kв (22.8) dz и носит название уравнение Дарси-Клюта.

Знак минус показывает, что движение влаги происходит в сторону, про тивоположную положительному направлению градиента напора H. Направле ние оси z - вверх от УГВ.

Рис. 22. 3. К определению hk Рис. 22. 4. Типовой график зависимости (заштрихованы эквивалентно заменяе коэффициента влагопереноса от влаж мые части эпюры влажности (z)) ности пород Подставив в (22.8) выражение (22.3) получим d Vz kв kв. (22.9) dz Здесь первый член правой части формулы характеризует действие капил лярных сил, а второй – гравитации. Аналогично из (22.4) и (22.7) можно n h k выразить kв k e. (22.7а) d Если влажность по разрезу постоянна const, то 0, что свиде dz тельствует об отсутствии действия капиллярных сил. В этом случае скорость влагопереноса равна коэффициенту влагопереноса. Вся поступающая в ЗА ин фильтрационная влага идет транзитом через эту зону с постоянной скоростью при градиенте напора равном 1, до УГВ. Эта схема соответствует процессу сво бодного просачивания. Обычно такие условия принимают при гидравлической постановке изучения процесса влагопереноса, например, при проведении опыт ных работ с целью определения к песков наливами в шурфы.

в В условиях квазистационарного влагопереноса на основе уравнения (22.9) можно оценить направленность вертикального водообмена. Запишем уравнение (22.9) в следующем виде V d z 1. (22.10) к dz в При Vz 0 - равновесное состояние влаги, влагопереноса нет, имеем d 1, то есть z. (22.11) dz Таким образом, зная профиль влажности f z в зоне аэрации при от сутствии влагопереноса, автоматически получаем ОГХ или f.

d При Vz 0 имеем 1 или z - этот график zсоответствует ис dz сушению зоны аэрации, испарению с УГВ и показан в нижней части рис.22.5а.

инфильт рация испаре ние Рис. 22. 5. Исследование направленности вертикального водообмена анализом графиков распределения величины высоты всасывания (а) и влажности (б) над УГВ (по И.С. Пашковскому) d При Vz 0 имеем 1 или z - это график увлажнения зоны аэра dz ции и инфильтрации осадков (верхняя часть кривых на рис. 22.5а), На рис. 22.5б показаны эпюры влажности грунтов ЗА, характерные для различной направленности влагопереноса и его интенсивности. Такие эпюры, построенные для различных по своим водно-физическим свойствам пород ЗА, называются палетками. По ним, зная реальное распределение f z, можно оценить направление и скорость равномерного влагопереноса. При неоднород ном строении ЗА каждый слой характеризуется своими зависимостями f z и f, и поэтому на границе слоев наблюдается скачок влажно сти. Однако, при этом распределение влажности в каждом слое будет опре деляться зависимостью, характерной именно для этого слоя, а на грани цах слоев будет наблюдаться скачки влажности, как показано на рис. 22.6. При этом значения и для каждого слоя зависят от kв этого слоя, что следует из уравнения неразрывности потока влаги, которое согласно (22.9) имеет вид d1 к d в1 d1 d 1 к 1 к 1 или (22.12) в в 1 dz кв dz dz dz 22.3. Неустановившееся движение влаги в зоне аэрации Рассмотрим одномерный влагоперенос интенсивностью Vz. Выделим по координате z единичный элемент с площадью в плане 1 м2, длиной dz и соста вим для него уравнение неразрывности поступления влаги за время dt (рис.

22.7).

Рис. 22. 6. Равновесное распределение влажности в слоистой системе (цифры у кривых определяют принадлежность зависимости к слою, а точки – равновесное распределение влаги) Р ис. 22. 7. Схема к выводу уравнения неразрывности процесса влагопереноса Сверху в элемент dz поступает влага Vzdt и оттекает через нижнюю границу V V dz dt z. Это изменение объема влаги компенсируется изменением z z влажности в выделенном элементе, равное dtdz. После приравнивания и со t кращения получаем уравнение неразрывности потока влаги:

V z. (22.13) z t Подставив в это уравнение выражение (22.8), получим H к. (22.14) в z z t Введем понятие коэффициента удельной емкости пород ЗА, по физиче скому смыслу аналогичное параметру емкости. Этот коэффициент опреде ляется c. (22.15) Из уравнения (22.3) имеем H H или. (22.16) t t t c t Тогда из уравнения (22.14)получим однородное относительно напора H, которое впервые было получено Клютом:

H H к c. (22.17) в z z t Подставив в (22.13) зависимость (22.9), получим к в к. (22.18) в z z z t Введем понятие коэффициента диффузивности или влагопроводности к в D к. (22.19) в с Тогда уравнение (22.18) можно записать в виде кв D, (22.20) z z z t то есть однородное относительно влажности.

Полагая упрощено в (22.7) n 1 и, подставив (22.4) и (22.7) в (22.19), по лучим d ln d d D0 hк к, но из (22.5) d и d ln.

d ПВ ММВ Тогда имеем кh кh к к D0, (22.21) ПВ ММВ то есть аналогично коэффициенту уровнепроводности. В этом случае уравнение (22.20)преобразуется в упрощенное линейное уравнение 2 к D0. (22.22) z2 0 z t Решение этого уравнения для стационарного влагопереноса в капилляр ной кайме имеет вид expz, (22.23) к где. (22.24) D Уравнения (22.17), (22.20) и (22.22), как и дифференциальные уравнения движения грунтовых вод, могут содержать свободный член, характеризующий интенсивность истока W0 в виде отбора влаги корнями растений. Величина W зависит от глубины и времени, так как корневая система развивается со време нем. При промерзании почвы влагоперенос не прекращается, льдообразование сопровождается накапливанием влагозапасов в почве до ММВ.

Границами ЗА являются поверхность земли и свободная поверхность подземных вод. Опыты показывают, что при дождевании разрушается структу ра грунта, что приводит к образованию тонкой пленки на поверхности, прони цаемость которой существенно ниже проницаемости пород ЗА. В результате при инфильтрации под этим менее проницаемым слоем формируется режим влагопереноса определяемый Vz const. На этой поверхности может быть за дано ГУ II рода:

Vz D kв. (22.25) z В сухие периоды года происходит испарение воды из ЗА. При этом ско рость испарения находится в зависимости от влажности. При влажности, (22.26а) к где влажность разрыва капилляров, испарение практически соответ к ствует испаряемости с водной поверхности. Когда, испарение уменьша к ется по линейному закону до некоторого значения влажности близкого к ММВ, после чего практически прекращается.

Для условия (22.26б) к можно использовать зависимость Vz ММВ, (22.27) где - константа, определяемая опытным путем так же, как и ММВ. Для к условий сухого климата 0,04 0,08 м/сут. Из соотношения (22.25) ГУ на поверхности земли в период испарения соответствует условию III рода (D к ) ММВ. (22.28) в z Свободная поверхность УГВ является другой границей ЗА, отделяющей ее от зоны полного насыщения. На этой границе 0, ПВ. При квазиста ционарном режиме влагопереноса форма эпюры влажности в нижней части ЗА может быть принята постоянной во времени, а скорость изменения уровня под земных вод определяется соотношением H W, (22.29) t ПВ где W 0 n ММВ, (22.30) к W - величина инфильтрационного питания на УГВ.

Дифференциальные уравнения (22.17) и (22.20) являются нелинейными, их коэффициенты зависят от влажности пород. Решение уравнений весьма тру доемко и реализуется, главным образом, на основе использования метода ко нечных разностей на ЭВМ. При этом параллельно на численной модели вос производятся климатические изменения по сезонам года, характерные для рас сматриваемого района, которые позволяют задавать ГУ на верхней границе ЗА.

При решении нелинейных уравнений параметры влагопереноса усредняются, вычисления выполняются методом итерационных приближений с пошаговым уточнением получаемых результатов.

22.4. Основные схемы влагопереноса При ЗА большой мощности выделяют три зоны с различными условиями влагопереноса (рис.22.8).

I зона – сезонного увлажнения мощностью от 3 до 10 м. Здесь влажность изменяется как по разрезу, так и во времени в зависимости от преобладания пи тания (осадки) или испарения и транспирации с поверхности почвы. II зона – транзита, характеризуется постоянной влажностью. Через эту зону в виде сво бодного просачивания (подземный дождь) избыток влаги из зоны I поступает в зону III и, наконец, III зона – капиллярной каймы над УГВ, характеризуется пе ременной влажностью. Здесь изменение влажности определяется колебаниями УГВ во времени. Питание грунтовых вод здесь зависит, главным образом, от водного баланса зоны I и в меньшей степени от физических свойств грунтов.

При неглубоком залегании УГВ (до 3 м) величина инфильтрационного питания W определяется разностью между скоростью водообмена на поверхно dVЗА сти земли V0 и изменением влагозапасов в зоне аэрации, так что dt dVЗА W V0. (22.31) dt Уравнение (22.31) записано как и прежде для единичного элемента с площадью в плане 1 м2. При этом изменение влагозапасов в ЗА можно выразить в виде dVЗА za, (22.32) dz dt t где za - мощность зоны аэрации.

Насыщение водой после осадков и последующее иссушение в результате испарения проходит несколько условных этапов, показанных на рис. 22.9.

Рис. 22. 8. Схема влагопереноса при большой мощности ЗА (по И.С. Пашковскому) Р ис. 22. 9. Последовательные этапы насыщения и иссушения пород ЗА при неглу боком залегании УГВ (по И.С. Пашковскому) На I этапе в результате поступления воды на поверхность почвы влаж ность в ЗА возрастает и избыток влаги поступает на УГВ в виде dVЗА W V0. (22.33) dt На II этапе происходит перераспределение влаги в ЗА, при этом в верхней части зоны преобладает испарение, тогда как в нижней ее части идет нисходя щее движение на УГВ. На границе раздела этих процессов выполняется усло вие 0, что видно на рис. 22.9б. Величина W может быть определена ба z лансовым расчетом по данным режима влажности в ЗА. На III этапе в преде лах всей мощности ЗА идет процесс иссушения, сопровождаемый испарением с УГВ. Интенсивность этого испарения W определяется разностью между по ступлением влаги в атмосферу и потерями влагозапасов в ЗА:

dVЗА - W (V0 ). (22.34) dt Для IV этапа характерен стационарный восходящий влагоперенос через ЗА, интенсивность которого может быть определена с помощью уравнения Дарси-Клюта (рис.22.9г).

22.5. Понятие о гравитационной емкости пласта Водоотдача при влагопереносе как разница между полной влагоемко стью ПВ и влажностью пород не является постоянной величиной. Постоян ным параметром следует считать емкость 0 определяемую как 0 ПВ ММВ. (22.35) При снижении уровня ПВ в зоне аэрации остается часть влаги, при этом капиллярная кайма как бы увеличивается в размерах, не успевая переформиро ваться. При повышении уровня происходит обратная картина, капиллярная кайма как бы сжимается (рис. 22.10).

В обоих случаях величина водоотдачи изменяется во времени по зави симости:

kв t 0 1 exp. (22.36) hk Величина уменьшается, если уровень ПВ изменяется вблизи поверхно сти земли (маленькая мощность ЗА) или вблизи верхнего водоупора (межпла стовые воды). При условии zЗА 3hк, (22.37) где zЗА - мощность ненасыщенной зоны над уровнем ПВ, происходит раз рушение верхней части ЗКК.

Рассмотрим повышение уровня за счет длительной инфильтрации, на пример при орошении, в условиях равномерного установившегося потока влаги d через ЗА, так что W Vz const и следовательно 0. Тогда из уравнения dz (22.8) Vz kв, то есть поток направлен вниз, против оси z. Имея ввиду (22.7), n ММВ (22.5) и (22.35) можем записать W k. Так как ММВ 0, окончательно получим W n 01. (22.38) k Рис. 22. 10. Характеристика дина мики гравитационной водоотдачи (по В.М. Шестакову) Рис. 22. 11. Распределение влажности в различные моменты времени при наливе (по И.С. Пашковскому) Например, при W 6104 м/сут, к 0,01 м/сут (суглинки), n 4 имеем W 0,06 и 0,50, то есть разница между и 0 весьма существенная.

k 22.6. Некоторые задачи влагопереноса 22.6.1. Определение коэффициента влагопереноса и фильтрации При определении коэффициента фильтрации ЗА применяются наливы воды в шурфы, где поддерживается постоянный уровень и фиксируется расход Q инфильтрующейся воды в кольцо площадью. Результаты такого опыта в супесчаных грунтах показаны на рис. 22.11.

Через 0,5 часа после начала опыта расход воды стабилизировался и ско Q рость фильтрации W 1,9 м/сут в дальнейшем не менялась. Влажность на различных глубинах определялась нейтронным влагомером (НИВ-1). Как вид но, инфильтрация в течении всего опыта происходила при постоянной влажно сти 0,36, при этом породы были не полностью насыщены (ПВ=0,42). По следнее может быть связано с кольматацией приповерхностного слоя пород ЗА.

Можно заметить, что профили влажности сохраняют форму и перемеща ются вниз с постоянной скоростью uz 8,7 м/сут. Движение здесь происходит за счет свободного стекания при напорном градиенте, равном 1, так как 0.

dz u Действительная скорость перемещения влаги равна z kв uz. (22.39) ММВ Поскольку в данном случае kв W, используя формулы (22.5), (22.7) и (22.35) получим W ММВ 0 n, (22.40) k после чего выражение (22.39) примет вид W uz. (22.41) 1 n W k Принимая n 3, получим решение для свободного просачивания 3 uz W k, (22.42) которое удобно для практических целей представить в виде lg k 3lg(uz 0 ) 2lgW. (22.43) Домашнее задание. Определить скорость uz по формуле (22.39), коэффи циент фильтрации по формулам (22.7) и (22.43). Сравнить полученные резуль таты с данными опыта.

22.6.2. Определение испарения в стационарном режиме влагопереноса При стационарном влагопереносе исходят из уравнения (22.8). Распреде ление высоты всасывания от высоты над УГВ определяется соотношением d z, (22.44) V kв причем можно считать kв k e, (22.45) n где.

hk В этом случае V 1 e k z ln. (22.46) V k Для оценки интенсивности влагопереноса используется метод палеток, который основывается на построении кривых зависимостей z или z для различных значений V на основе (22.46). Совмещение палетки с графиком ре ального распределения влажности по высоте, построенного в том же масштабе, позволяет определить скорость и направление влагопереноса V. Серия таких кривых для супеси с k 1 м/сут показана на рис. 22.5.

Связав скорость влагопереноса, определяемую по формуле, аналогичной (22.27) V ПВ - ММВe, (22.47) с зависимостью (22.46), можно получить график интенсивности испаре ния от глубины залегания УГВ для супесей при k 1 м/сут, 4,1 м-1, 1 м, 0,05 м/сут (рис. 22.12).

Рис. 22. 12. Зависимость испарения от глубины залегания УПВ 22.6.3. Определение параметров влагопереноса Важнейшими зависимостями, определяющими влагоперенос, являются f и kв f. Наиболее простая зависимость f может быть по лучена из данных натурных наблюдений распределения влажности в ЗА без ис парения и инфильтрации. В этом случае Vz 0, так что, согласно (22.8), имеем d 1, то есть z - высота над УГВ. Зная распределение влажности в ЗА, dz то есть f z, автоматически получаем связь f.

В естественных условиях отсутствие испарения или инфильтрации пред ставляет собой исключительный случай, поэтому необходимы непосредствен ные измерения высоты всасывания.Наиболее распространенным является тензиометрический метод определения. В ненасыщенный грунт вводится полый пористый зонд, соединенный с манометром – тензиометр. Стенки зонда свободно пропускают воду и непроницаемы для частиц грунта и газа (рис.22.13).

Давление в тензиометре будет стремиться прийти в равновесное с давлени ем в ненасыщенном грунте. Помещая зонд в породу с различной влажностью и измеряя высоту всасывания можно построить график f для данно го типа породы в полевых условиях при значениях 8 м.

к f Для определения зависимости в лабораторных условиях ис в пользуют мембранный пресс Ричардса (рис. 22.14). При повышении общего давления над образцом из него через мембрану начинает вытекать вода, расход который измеряется. Этот процесс будет происходить до тех пор, пока разность давлений над образцом и под пористой крышкой не будет соответствовать вса сывающему давлению. Влажность образца определяется с учетом вытекающего из него объема воды. Наблюдение за динамикой расхода воды позволяет опре делить коэффициент влагопереноса, соответствующий среднему значению влажности на данной ступени увеличения давления.

Рис. 22. 13. Схема измерения высоты Рис. 22. 14. Пресс Ричардса.

всасывания тензиометром (1 – образец;

2 – мембрана;

3 – мано (а – с ртутным манометром;

б – с ва- метр;

4 – воздушный насос;

5 – мерный куумным): стакан) 1 – керамический фильтр;

2 – соедини тельная трубка;

3 – воздухоулавлива тель;

4 – вакуумметр;

5 – ртутный мано метр Вопросы к лекции № 1. При каком режиме влагопереноса можно получить кривую ОГХ путем определения значений влажности по глубине зоны аэрации z ? Чему в этом случае равно ? Покажите эту кривую на рис. 22.5б.

z 2. Возрастают или убывают с увеличением влажности значения коэффи циента влагопереноса к, потенциала почвенной влаги ?

в 3. Каким значениям соответствует нисходящий поток влаги в зоне z аэрации? Как это доказать?

4. При каких соотношениях в зоне аэрации наблюдается процесс сво z бодного просачивания? Чему в этом случае равно hk ?

5. Для каких грунтов (суглинки, пески) кривые ОГХ имеют большие углы наклона? Объясните, почему?

6. В чем отличие между величиной водоотдачи и гравитационной емко стью ? Какая из этих величин численно больше и почему?

7. Все кривые (стационарного влагопереноса) для разных V 0 на рис.

22.5а характеризуются изменением угла наклона при изменении. Объ ясните, с чем это связано?

8. Нарисуйте типовую эпюру давления р/ для грунтовых вод, включая зо ну аэрации. Выделите интервал действия потенциала почвенной влаги и охарактеризуйте его изменения по глубине (оси z ).

9. Какие условия следует задавать на нижней и верхней границах зоны аэрации для расчетных схем нестационарного влагопереноса?

10. При каком распределении влажности пород в зоне аэрации Vz к ?

в 11. Какие исходные данные надо иметь для нахождения границы, разделяю щей на профиле влажности нисходящий и восходящий потоки?

12. В чем проявляется нелинейность дифференциальных уравнений влагопе реноса?

13. Два однотипных образца – один песчаный, второй – глинистый, характе ризующиеся близкими значениями пористости (примерно 0,45) и степени водонасыщения (0,7 0,8), приводятся в соприкосновение друг с другом, причем поверхность контакта - вертикальная плоскость. Изменится ли после этого распределение влаги, и если да, то почему?

14. В каком случае при наливе в шурф боковое растекания выражается силь нее – в сухой грунт или в увлажненный? Объясните, почему (условия проведения опыта остаются одинаковыми)?

15. Перечислите основные параметры и показатели, определяющие интен сивность условия влагопереноса;

какие между ними существуют количе ственные соотношения? Выразите эти соотношения графически.

Лекция № 23. Основы теории массопереноса в подземных водах 23.1. Основные механизмы массопереноса Массопереносом или гидрогеохимической миграцией называют переме щение и изменение концентрации растворенных компонентов в подземных во дах (ПВ) в результате различных процессов, приводящих к изменению минера лизации, состава и свойств ПВ. Гидрогеохимические процессы могут быть раз делены на две основные группы: физического (гидродинамического) переноса вещества и физико-химический перенос, связанный с межфазовыми взаимодей ствиями и химическими процессами.

К главным гидродинамическим формам переноса и рассеяния компонен тов в ПВ относят: конвекцию под влиянием либо гидравлического, либо плот ностного градиента, гидродисперсию-продольную и поперечную и молекуляр ную диффузию (кондукцию). Физико-химические процессы проявляются в ви де обменных процессов на контакте вода-порода в виде сорбции и десорбции, ионного обмена, гидратации и дегидратации минералов, растворения, осажде ния компонентов из ПВ. В изучении гидрогеохимической миграции выделяют два аспекта: 1) геохимический, предусматривающий исследование на количест венной физико-химической основе геологических условий процессов поступ ления в ПВ, осаждения на породе или сохранения в растворе различных эле ментов;

2) гидрогеодинамический, включающий выяснение механизмов и зако номерностей переноса вещества в ПВ на основе математических моделей гео миграционных процессов. Именно второму аспекту и посвящена настоящая лекция.

Рассмотрим основные механизмы массопереноса.

Конвективный перенос – это наиболее распространенный вид миграции в зоне активного водообмена. Он представляет собой перенос вещества движу щимся потоком ПВ под влиянием гидравлического градиента (вынужденная конвекция). При этом считается, что все частицы жидкости перемещаются с одинаковой скоростью, равной действительной скорости u, так что (рис. 23.1):

k V u I, (23.1а) na na где na - активная пористость, k - коэффициент фильтрации, I - напор ный градиент.

Теоретически граница между водами разного состава представляет собой поверхность, называемую поршневым фронтом, а сама схема переноса называ ется поршневым вытеснением. На границе фронта наблюдается скачок концен трации мигрирующего компонента. Расстояние, на которое распространилось загрязнение, определяется следующей формулой x0 u t (рис. 23.1б). (23.1б) Из уравнения (23.1а) видно, что для расчетов конвективного переноса на до знать поле скоростей фильтрации, то есть предварительно решить гидроди намическую задачу.

Гравитационная (плотностная) конвекция (рис.23.2) обусловлена суще ствованием на границе раздела более минерализованных (плотностью ) и пресных (плотностью 0 ) растворов дополнительной вертикальной состав ляющей скорости фильтрации, которая определяется величиной “плотностно го” градиента. (23.2) Наиболее характерным примером такой конвекции является вторжение в под земные воды побережья соленых морских вод.

Диффузионный или кондуктивный перенос совершается на молекулярном уровне под действием градиента концентрации C вещества и описывается за коном Фика dC VC DM, (23.3) dl который характеризует плотность диффузионного потока VC, то есть количест во вещества, прошедшее через единичное сечение потока в единицу времени в направлении l.

Коэффициент молекулярной диффузии Dм зависит от типа пород, струк туры порового пространства, влажности и других факторов. Для песчанных на сыщенных пород Dм naDм, (23.4) где - параметр, характеризующий извилистость пор (для рыхлых пес ков =0,5-0,7, для сцементированных =0,25-0,5), Dм - коэффициент молеку лярной диффузии в свободной жидкости (равен n 104 м2/сут). В глинистых породах диффузия тормозится вследствие уменьшения подвижности ионов у стенок пор, поэтому коэффициент Dм 105 м2/сут и менее.

Рис. 23. 1. Конвективный перенос по схеме поршневого вытеснения Рис. 23. 2. Схема гравитационной конвекции в пласте Диффузионный перенос следует учитывать только при малых скоростях фильтрации, то есть в глинистых породах, где практически отсутствуют про цессы конвективного переноса. В проницаемых породах диффузия проявляется как фактор рассеяния вещества, действующий на границе жидкостей с разными концентрациями и осложняющий процесс поршневого вытеснения.

Гидравлическая дисперсия – это процесс рассеивания вещества на грани це жидкостей с разными концентрациями. Сочетает в себе два труднораздели мых процесса рассеивания: молекулярную диффузию и фильтрационную диф фузию (механическую дисперсию). Последний процесс обусловлен неоднород ностью поля действительных скоростей в связи с извилистостью поровых кана лов в породе (рис.23.3) и разной площадью их реального сечения, которое не учитывается в принятой нами модели сплошной геофильтрационной среды (лекция № 2).

Рис. 23. 3. Схема проявления гидравлической дисперсии при совершенном (а) и несовершенном (б) врезе источника поступления вещества в пласт Фильтрационная диффузия также подчиняется закону Фика, однако при замене коэффициента молекулярной диффузии Dм на коэффициент механиче ской дисперсии Dд.

Различают микродисперсию в однородных гомогенных породах и макро дисперсию в неоднородных гетерогенных породах (лекция № 2).

При микродисперсии в однородных грунтах величина Dд пропорцио нальна скорости фильтрации V :

Dд 1V, (23.5) где константа 1 называется геометрическим параметром механической дисперсии, имеет размерность длины. Ее величина коррелирует с размером элементарных составляющих однородной породы (102 103 м для песчаных и метры для трещиноватых пород).

Коэффициент гидравлической дисперсии равен D Dм Dд. (23.6) В потоке ПВ формируется продольная и поперечная дисперсия. Продоль ная микродисперсия развивается в направлении скорости движения ПВ. Ско рость движения отдельных струек воды в порах породы отличается от средней скорости всей массы воды, поэтому вблизи фронта поршневого вытеснения формируется переходная зона или зона микродисперсии, где концентрация рас творенного вещества плавно (не резко) изменяется.

Продольная микродисперсия развивается в направлении средней скоро сти движения и наиболее четко прослеживается при одномерном потоке, огра ниченном непроницаемыми границами, при поступлении воды с концентрацией C 1 на всем поперечном сечении (рис. 23.3а). Поперечная микродисперсия (рис.23.3-б) развивается в том случае, когда вещество с концентрацией C по ступает не по всему сечению потока (несовершенный врез источника поступле ния вещества в водоносный горизонт). Коэффициент поперечной дисперсии обычно на порядок ниже коэффициента продольной 1.

В породах с гетерогенно-блоковой структурой, а так же при макронеод нородности размером 1 м и более, проявляется макродисперсия вещества в под земных водах. При упорядоченной неоднородности, например в слоистых пла стах, ускоренное продвижение вод с повышенной концентрацией по хорошо проницаемым пластам приводит к появлению “соленых языков”, намного опе режающих фронт поршневого вытеснения. В хорошо проницаемых пластах ми грация осуществляется по схеме продольной гидродисперсии, а в слабопрони цаемых разделяющих пластах – преимущественно путем поперечной дисперсии и диффузии (рис. 23.4). Массоперенос в такой сложной толще характеризуется обобщенным коэффициентом дисперсии D, который определяется выражени ем D V, (23.7) где - параметр, обобщенно характеризующий всю среду, в которой протекает процесс макродисперсии, и зависящий от соотношения мощностей хорошо и плохо проницаемых слоев или размеров блоков трещиноватых пород и их активной пористости. Эксперименты показывают, что 2 численно на два три порядка превышает значение 1 и составляет сутки и десятки суток. Мень шее различие характерно для коэффициентов дисперсии, определяемых по формулам (23.5) и (23.7). Учитывая, что обычно скорости фильтрации V со ставляют сотые и десятые доли м/сут, отношение D Dд V 1 10.

Сорбция является основным проявлением физико-химических процессов взаимодействия в системе “вода-порода”. Основными формами сорбции высту пают физическая, химическая и ионный обмен. Теоретические модели сорбции в системе “вода-порода” разработаны применительно к однокомпонентному раствору, когда считается возможным рассматривать сорбцию каждого компо нента изолированно от всех остальных. Тогда содержание рассматриваемого компонента в воде характеризуется его концентрацией C, а в породе – сорбци онной емкостью N, представляющей собой содержание сорбированного ком понента в единице объема породы. При не очень больших концентрациях ком понента справедливо уравнение dN C N, (23.8) dt где - коэффициент скорости (кинетики) сорбции, - коэффициент распределения вещества в равновесных условиях, причем C, (23.9) N где C0 и N0 - соответствующие предельные равновесные концентрации.

Параметры и определяются опытным путем.

Рис. 23. 4. Схема формирования макродисперсии в многопластовой (слоистой) системе (а) и при гетерогенно-блоковой структуре пласта (б) (слои: 1 – хорошо и 2 – слабопроницаемый;

направление потоков: 3 – конвективного, 4 – диффузионного;

5 – линия положения концентрационного фронта на момент t1;

– граница расчетного элемента) dN При стабилизации процесса ( 0 ) уравнение (23.8) дает равновесное dt соотношение (23.9). Параметр достаточно стабилен и равен 100-200 сут1 [7].

При таких значениях влияние кинетики сорбции существенно только в лабо раторных опытах, в натурных потоках его влияние пренебрежимо мало и мож но пользоваться уравнением (23.9).

При небольшой концентрации мигрирующего вещества величина практи чески не изменяется. В этих условиях справедливо соотношение КГ, (23.10) где К - константа Генри.

Г Учет процесса сорбции при массопереносе осуществляется путем введе ния понятия эффективной пористости nэ, так что nэ nа КГ, (23.11) которое используется в уравнениях вместо nа. Для инертных в отноше нии сорбции компонентов, например иона Cl константа К 0 и nэ nа, для Г хорошо сорбируемых nэ na и может достигать величин значительно превы шающих 1.

Токсические и радиоактивные компоненты в подземных водах подверже ны деструкции (распаду), скорость которого описывается уравнением dC C, (23.12) dt где - константа скорости деструкции.

Интегрирование (23.12) дает выражение C C0et, (23.13) где C0 - первоначальное количество компонента.

Величина времени полураспада радиоактивных элементов t1 2 с констан той деструкции связана соотношением t1 2 1 ln 2. (23.14) Скорость деструкции пестицидов характеризуется значениями 102 сут, причем наиболее интенсивно их распад происходит за счет микробиоло гического воздействия, которое в глубоких водах замедляется.

23.2. Теоретические модели массопереноса 23.2.1. Гомогенная проницаемая среда В гомогенной однородной среде модель миграции включает в себя кон вективный перенос, микродисперсию и сорбцию. Рассмотрим вывод диффе ренциального уравнения массопереноса в одномерном фильтрационном потоке.

Массовая скорость переноса компонента определяется как C VC CV D. (23.15) x Здесь первый член правой части уравнения отражает перенос компонента концентрации C со скоростью V, а второй член учитывает процесс гидравли ческой дисперсии. На бесконечно малом расстоянии dx приращение компонен та за время dt будет равно (рис. 23.5):

VC dVC dxdt, (23.16) x которое вызовет изменение концентрации компонента в элементе dx за время dt равное C dVC na dxdt. (23.17) t Приравнивая (23.16) и (23.17), после сокращения получим VC C na 0. (23.18) x t Подставим в (23.18) выражение (23.15) и получим C C 2C na V D. (23.19) t x x При наличии сорбционных процессов в уравнении (23.19) и его решениях активную пористость nа следует заменить на эффективную пористость nэ.

Решение уравнения (23.19) для относительной концентрации имеет вид C C C 0,5erfc, (23.20) C0 C x V t na где, (23.21) 2 Dt na C, C0, C - текущая, начальная и поступающая на границе пласта x концентрация изучаемого компонента.

Рис. 23.5. Модель миграции в однородном пласте (а) и характерный график из менения концентрации (б) Расчеты по (23.20) можно выполнять через некоторое время, оцениваемое по зависимости V x 30. (23.22) D При этом в водоносном пласте формируются три основные миграцион ные зоны (рис.23.5-б): вытесняющего раствора с концентрацией C C 1, пе реходная 1 C 0 и вытесняемого раствора с концентрацией C0C 0.

Из выражения (23.21) так же следует, что на фронте поршневого вытес нения, где x x0 V t na, получаем 0, erfc 1, и C 0,5, т.е. положение фронта поршневого вытеснения соответствует середине переходной зоны.

Размер переходной зоны, возникающей за счет влияния дисперсии, ха рактеризуется величиной xn, на которую передняя граница переходной зоны обгоняет фронт поршневого вытеснения. Считая, что передняя граница соот ветствует относительной концентрации C 0,001 при erfc 0,002 найдем 2,2, а следовательно из (23.21) Dt xn x V t na 4,4. (23.23) na Учитывая, что в хорошо проницаемых породах в уравнении (23.6) Dд » Dм, можно, подставив (23.5) в (23.23), получить xn 4,4 1x0. (23.24) Для 1 102 м в лабораторных условиях при x0 1 м, получим xn 0,44 м, а для натурных условий при x0 100 м, xn 4,4 м, то есть зна чительно меньше x0. В последнем случае дисперсией в однородных породах допустимо пренебречь.

23.2.2. Гетерогенно-блоковая среда Гетерогенно-блоковая среда или среда с двойной емкостью представляет собой квазиоднородную среду слабопроницаемых блоков, равномерно проре занных проводящими каналами (рис. 23.4-б). В карбонатных породах такие ка налы представлены наиболее крупными трещинами (объем содержания менее 1%), а блоки – слабопроницаемым карбонатным материалом с пористостью 2 5%. В глинистых породах проводящие каналы – это песчаные прослои или по вышенная трещиноватость.

В модели гетерогенно-блоковой среды перенос в каналах осуществляется конвективным путем, а в блоках – конвективным и диффузионным. Рассматри вая перенос в блоке, следует выделить начальный период, когда на условия пе реноса не влияет размер блока. В этом случае поток переноса можно считать неограниченным (схема неограниченной емкости блока), в котором предпола гается, что конвективно-диффузионный перенос развивается только в перифе рической части блоков, не успевая распространиться на весь их объем.

Для слоистых пластов с включением слабопроницаемых слоев мощно стью m0 такая схема применима при условии nб m tН, (23.25) 16D где D0 и nб - коэффициент дисперсии и пористость блоков.

Считая для глинистых разделяющих слоев D0 3106 м2/сут, nб 0,4, получим ориентировочный критерий tH 104 m0.

При мощности глинистых слоев m0 более 1 м схема неограниченной ем кости блока может применяться для расчетов процессов миграции в течение нескольких десятков лет.

Для такой расчетной схемы решение задачи о конвективном переносе компонента в проводящем канале мощностью m при скачкообразном измене нии концентрации компонента от начального значения C0 до предельного C на границе потока l 0 и не учете дисперсии в проводящем канале имеет вид б C C0 x na D 0 Cx,t erfc ;

, (23.26) C0 C0 2mV t t где V - скорость потока в канале или слое, б k na и na - активная или эффективная пористость пород в блоках и ка нале.

k Это уравнение применимо при t t0 na x /V, (23.27) при t t0 остается Cx 0.

Размеры переходной зоны определяются оттоком вещества в слабопро ницаемый слой и могут быть сопоставимы с общей длиной переноса, что суще ственно отличает этот процесс от микродисперсии в гомогенной среде.

Для больших периодов времени справедлива схема квазистационарного переноса компонента в пределах блока. В этой схеме вся емкость блока условно сосредотачивается в его центре (схема сосредоточенной емкости блока). Здесь так же предполагается, что продольный перенос в проводящих каналах осуще ствляется только конвективным путем, а обмен между каналами и блоками диффузионным и конвективным путем.

Дифференциальное уравнение макродисперсии отличается от зависимо сти (23.19), описывающей процесс микродисперсии, заменой C C C б k na na na. (23.28) t t t Уравнение баланса для мигрирующего компонента в блоке имеет вид C б na Qd Qk, (23.29) t Vб где Vб - объем блока, б б k Qd DМ C Cб lб - (23.30) поток солей в блоке за счет диффузии по закону Фика и б б Qk vб Сk С - (23.31) поток солей в блоке за счет конвективного переноса.

б Здесь и lб - площадь поперечного сечения и длина блока, б k C и C - концентрация компонента в центре слабопроницаемого блока и в проводящем канале, б V - скорость фильтрации в блоке.

8m0m0 nб mnk Vt Для описания макродисперсии при времени t и x D0 n (23.32) широко используется модель, предельного конвективно-диффузионного переноса с некоторым расчетным коэффициентом дисперсии D. Этот коэффи циент определяется по формуле (23.7), причем 2 находится экспериментально m m или по формуле. (23.33) 2D0[1 mnk /(m0nб )] При малых скоростях фильтрации в блоках (Qd »Qk ) величина 2 может достигать n 103 суток, в более проницаемых блоках (Qk »Qd ) величина 2 из меряется первыми сутками. Здесь размеры переходной зоны xn так же оказы ваются соизмеримыми с расстояниями переноса компонента x0.

Реально величина D при макродисперсии должна приниматься как функция времени, то есть процесс переноса оказывается существенно нелиней ным и его воспроизведение на модели возможно только путем итерационных расчетов на основе метода конечных разностей.

23.2.3. Интрузия морских вод на побережье Рассмотрим вторжение в подземные воды побережья соленых морских вод (рис.23.6).

Рис. 23. 6. Схема интрузии соленых вод в напорный горизонт подземных вод (по В.А. Мироненко) Примем стационарное предельное положение “языка” соленых вод.

Дальнейшему его продвижению препятствует стационарный фильтрационный поток пресных подземных вод в море. Движение соленых вод отсутствует. Ре шение для определения положения линии раздела получено из анализа величин гидростатических давлений пресных и соленых вод на границе раздела и имеет вид zp m 2 I0 m x, (23.34) где I0 и m - градиент и мощность потока пресных вод, определяемые за пределами “языка”, - определяется по формуле (23.2).

Из формулы (23.34) при zp 0 получим длину “языка” соленых вод m l. (23.35) 2I Эти формулы дают хороший результат при » I0. (23.36) 23.2.4. Диффузионный вынос солей через разделяющие слои Рассмотрим вынос соли из водоносного горизонта (зоны затрудненного водообмена), перекрытого слабопроницаемым разделяющим слоем (рис.23.7), над которым находятся пресные воды зоны активного водообмена. Примем, что вынос солей из глубоко залегающего горизонта, уменьшающий со временем концентрацию его воды, происходит через разделяющий слой m0 диффузион ным переносом при V 0. Пополнения солей за счет растворения или привно са в горизонте не происходит. Процесс считаем квазистационарным. Тогда, по ток соли через разделяющий слой определяется уравнением (23.3) при dC dl C C m0, где C - текущая концентрация раствора в глубоком гори зонте;

C0 - концентрация этого раствора в зоне активного водообмена (считает ся постоянной во времени).

Рис. 23. 7. Схема к расчету диффузионного рассоления горизонта соленых вод зоны затрудненного водообмена (по В.М. Шестакову) Поскольку диффузионный поток связан с уменьшением содержания со лей в глубоком горизонте, балансовое уравнение в элементе этого горизонта для единичной площади горизонтального сечения будет C0 C dC DM n0m. (23.37) m0 dt Разделив в выражении (23.37) переменные и имея в виду, что C C0, по сле интегрирования получим DM lnC C t A.

n0mm Постоянную A для глубокого горизонта найдем из начального условия t 0, C C0. Тогда A lnC0 C, откуда окончательно имеем:

C0 C0 DM ln t C C0 n0mm или (23.38) C C C et, C0 C где DM n0mm0.

Домашнее задание. Используйте выражение (23.38) для определения вре мени практически полного опреснения глубокого горизонта, когда относитель ная концентрация C 0,02. Принять DM 105 м2/сут;

n0 0,2 ;

m 100 м и m0 500 м.

23.3. Определение геомиграционных параметров пород К миграционным параметрам относят показатели, которые входят как ко эффициенты в дифференциальные уравнения массопереноса: активная и эф фективная пористость (трещиноватость), коэффициент молекулярной диффу зии, макро- и микродисперсии, параметры сорбции, геометрические характери стики гетерогенно-блоковой структуры среды. Обычно миграционные парамет ры, используемые для практических расчетов, являются обобщенными, то есть включают в себя наше недостаточное знание сути гидрогеохимических взаимо действий и процессов, сопровождающих массоперенос. При этом всегда необ ходима оценка области применения полученных в результате опытных работ миграционных параметров, как с точки зрения длительности периода прогноза, так и размеров потоков подземных вод.

В качестве индикатора для нахождения активной пористости na чаще всего используют ион хлора, как практически несорбируемый компонент. Для изучения пористых пород опыты можно проводить и в лабораториях, при этом для песков основным процессом массопереноса является конвекция, а для гли нистых пород – диффузия.

Рассмотрим определение параметров для конвективно-дисперсионной модели, отвечающий решению (23.20), согласно которому на вход фильтраци онной колонки (рис.23.8) непрерывно подается индикатор с постоянной кон центрацией C 1. В колонке устанавливается постоянная скорость фильтра ции V и после этого на определенные моменты времени t от начала опыта на выходе из колонки отбираются пробы раствора, определяется содержание ком понента и строится кривая C f t. Миграционные параметры na и D опреде ляются из выражения (23.21). Эту зависимость можно представить в виде пря мой линии в координатах t t (рис.23.8), где lk V t t. (23.39) 2 D na 2na D na Рис. 23. 8. Определение миграционных параметров по данным лабораторных ра бот (по И.К. Гавич) Анализ выражения (23.39) показывает, что по отрезку tn, отсекаемому графиком на оси t, определяется значение n V t l, (23.40) a n k где lk - длина фильтрационной колонки при лабораторных опытах или расстояние от пусковой скважины до наблюдательной при полевых экспери ментах.

По углу наклона графика к оси t с учетом (23.39) находят коэффициент D. Значение i находят по данным выходной кривой C t, которую строят в процессе опыта. Каждому моменту ti соответствует C ti, по которому мож но определить erfci, а по таблице функций найти аргумент i. Прямолиней ность графика является важным диагностическим показателем того, что опыт ные данные отвечают принятой модели массопереноса. В лабораторных усло виях, с целью соблюдения условия (23.22), длина колонки lk выбирается так, что бы число Пекле Pe V lk D 50. (23.41) 23.4. Особенности решения задач миграции в сложных природных усло виях Проблема достоверности количественного изучения массопереноса зна чительно сложнее, чем аналогичная проблема в геофильтрации, так как требует обоснования как минимум двух совместно используемых моделей – гидрогео динамической и гидрогеохимической. При этом достоверность расчетов, глав ным образом, связана со схематизацией при создании последней модели.

В процессах массопереноса роль различных природных факторов изменя ется со временем. Это означает смену во времени различных моделей, учиты вающих реальный процесс. При этом часто оказывается, что схематизация, принятая для исследования процесса фильтрации, оказывается неприемлемой при изучении процессов массопереноса. В миграционной модели важна не только количественная оценка фильтрационного расхода потока, но и особен ности структуры этого потока, зависящие от конкретного распределения фильтрационных параметров как водоносного пласта, так и слабопроницаемых водоупоров, и различий в условиях массопереноса, определяемых неоднород ностью миграционных параметров. В связи с этим, обобщенные параметры пласта, о которых говорилось выше, могут использоваться только либо в отно сительно простых природных условиях, либо при тщательном их обосновании (оценке ошибок от принимаемых допущений и определении периодов прогно за, для которых такие обобщенные параметры применимы).

Отсутствие аналитических расчетных схем, удовлетворительно аппрок симирующих сложные условия массопереноса, предопределяет, в большинстве случаев, необходимость использования методов математического моделирова ния. При этом последовательно решаются две задачи. Первой из них является гидродинамическая, в результате решения которой получают в пределах всей исследуемой области по регулярной сетке значения прогнозных уровней, гра диентов и скоростей фильтрации. Режим фильтрации при этом, как правило, принимается стационарным. Полученные данные позволяют в процессе реше ния второй задачи, используя один или несколько описанных выше механизмов нестационарного массопереноса, количественно оценить изменения концентра ций растворенных в подземных водах компонентов в пределах этой области на разные моменты времени.

Вопросы к лекции № 1. В чем различия гидрогеохимического и гидродинамического аспектов ми грации в подземных водах?

2. Что такое поршневое вытеснение? Почему фронт вытеснения (рис. 23.1) представляется вертикальной границей? Какие допущения приняты в схеме поршневого вытеснения?

3. В каких породах перенос вещества осуществляется преимущественно в виде:

а) поршневого вытеснения, б) диффузии? Запишите основные уравнения, описывающие каждый из этих процессов.

4. В каких природных условиях перенос вещества связан с гравитационной конвекцией? Что является движущей силой такого механизма переноса ве щества?

5. В чем принципиальное отличие схемы поршневого вытеснения от схемы гидравлической дисперсии? В каких природных условиях применима каждая из этих схем?

6. В лабораториях или в полевых условиях следует изучать процессы: а) макродисперсии, б) микродисперсии? Объясните, почему.

7. Каковы способы учета процесса равновесной сорбции при массопереносе небольших концентраций мигрирующего вещества? Как изменяется ско рость переноса при учете сорбции?

8. Дайте понятия общей, активной, эффективной пористости горной породы.

Какие между ними существуют количественные соотношения? Каков поря док значений этих параметров для пористых и трещиноватых пород?

9. В пористых или трещиноватых породах роль гидродисперсии в процессе ми грации более значима? Объясните, почему.

10.Какие параметры характеризуют конвективный, диффузионный и гидродис персионный массоперенос?

11.Требуется определить, за какое время фронт вытеснения переместится на расстояние l. Укажите, какая исходная информация требуется для решения задачи?

12.При миграции хлоридов или нитратов в подземных водах какая величина эффективной пористости будет больше?

13.Докажите, что при гидродисперсии на фронте поршневого вытеснения (рис.

23.5) C 0,5.

14.Что такое критерий Пекле? При каких оценках он используется? Поясните, почему при определении длины опытной колонки Ре > 50.

15.Запишите формулу, используемую при определении ширины переходной зоны x для предельной схемы макродисперсии. Что такое поперечная п дисперсия? В каких расчетных схемах массопереноса ее следует учитывать?

16.Почему при вторжении морских вод в пласт на побережье, содержащий пре сную воду, они тяготеют к его подошвенной зоне (рис. 23.6)?

17.По каким причинам длина «языка» соленых вод на побережье (рис. 23.6) может существенно изменяться в зависимости от сезонов года?

18. Почему брошенный в стакан кристалл марганцевокислого калия постепенно вызывает окрашивание всей массы воды в стакане?

19. В каких породах при обосновании величины коэффициента микродиспер сии D допустимо пренебрегать процессами молекулярной диффузии, а в ка ких породах – процессами механической дисперсии?

20. Использованием лабораторных или полевых работ следует определять па раметры дисперсии в однородных песках, трещиноватых известняках?

Объясните, почему.

21. Для каких периодов конвективно-диффузионного переноса характерна схе ма: а) неограниченной емкости блока, б) квазистационарного переноса ком пенента в пределах блока? Для какого типа проницаемой среды характерны эти схемы?

22. Перечислите основные предпосылки упрощающие схему диффузионного выноса солей из глубоко залегающего водоносного горизонта.

23. Какие основные схемы гетерогенно-неоднородной среды Вам известны? В каких частях этих систем происходит в основном конвективный, а в каких конвективно-диффузионный перенос? При каких условиях миграцию в гете рогенных комплексах допустимо рассматривать с формальных позиций, аналогичных случаю гомогенных комплексов?

24.При каких предпосылках о режиме фильтрации решаются основные задачи миграции?

ЗАКЛЮЧЕНИЕ Заканчивая курс, автор надеется, что у студента, проработавшего это пособие, сложилось достаточно полное представление о главных принципах, лежащих в основе ДПВ, и о методах решения конкретных задач. В заключение хотелось бы отметить следующее.

Прежде всего, для увеличения эффективности наших оценок главные усилия следует направить на значительное улучшение исходной гидрогеологи ческой информации – основе решения любой инженерной задачи. Другой важ ной стороной нашей работы являются гидрогеологические прогнозы, где наи менее изученными остаются вопросы оценки условий питания и разгрузки подземных вод. При этом очень важно добиваться тесной взаимной увязки гид рогеологических прогнозов с оптимизацией гидрогеологических изысканий и наблюдений на основе принципов адаптации. Это направление связано с гидро геодинамическим мониторингом, представляющим собой режимные наблюде ния в зоне влияния действующих инженерных сооружений, направленные на решение задач прогноза и управления подземными водами применительно к создаваемой обстановке.

Широкие перспективы открывает внедрение принципов и методов ДПВ в другие направления гидрогеологии: теории миграции подземных вод в гидро геохимию, количественной оценки режима и баланса подземных вод в регио нальную гидрогеологию, современных методов обработки информации в мето дику гидрогеологических исследований.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Аверьянов С.Ф. Фильтрация из каналов и ее влияние на режим грунтовых вод. М., Колос, 1982.

2. Боревский Б.В., Дробноход Н.И., Язвин Л.С. Оценка запасов подземных вод. Киев, Выща школа, 1989.

3. Бочевер Ф.М. Теория и практические методы расчетов эксплуатационных запасов подземных вод. М., Недра, 1968.

4. Бочевер Ф.М. и др. Основы гидрогеологических расчетов, М., Недра, 1969.

5. Гавич И.К. Гидрогеодинамика. М., Недра, 1988.

6. Мироненко В.А. Динамика подземных вод, М., МГГУ, 1996.

7. Шестаков В.М. Гидрогеодинамика. М., МГУ, 1995.

8. Шестаков В.М. Теоретические основы оценки подпора, водопонижения и дренажа. М., МГУ, 1986.

9. Справочное руководство гидрогеолога. Л., Недра, 1979.

10. Практикум по динамике подземных вод. М., МГРИ, 1984.

11. Методические указания к курсовой работе по «Динамике подземных вод».

М., МГРИ, 1983.




© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.