книги из ГПНТБ / Количественные методы в мелиорации засоленных почв
..pdfлиний тока, поэтому гидравлическая теория, которая требу ет независимости гидродинамического напора от вертикаль ной координаты, в указанных зонах неприменима (Полуба- ринова-Кочина, 1969).
Для мелиоративного прогнозирования водно-солевого режима почв на орошаемых землях наибольший интерес представляет исследование зоны II (основная зона течения), протяженность которой значительно больше зон I и III. В дальнейшем процессы влаго- и солепереноса рассматрива ются для зоны II.
В случае многослойного грунта, состоящего из п гори зонтальных водопроницаемых пластов, отличающихся один от другого коэффициентами фильтрации, для неустановившегося движения потока грунтовых вод справедливо сле дующее дифференциальное уравнение:
r * d! * |
+ |
b = ? * - |
(1.3.1) |
Зж2 |
|
dt |
|
При выводе уравнения (1.3.1) предполагается, что линия свободной поверхности потока грунтовых вод не пересекает границу раздела пластов, а, изменяясь, полностью остается в одном из них. Здесь:
Я
“г = щ т \m d h - |
(1-3-2) |
|
О |
|
|
Я |
|
|
ъ = |
, |
(1.3.3) |
О |
|
|
Ф — функция Н. К. Гиринского, |
определяемая |
соотно |
шением |
|
|
Ф = яJ k(h)(h—H)dh. |
(1.3.4) |
О
Обозначая через kt коэффициент фильтрации i-ro пласта, где i= 1, 2, . . . , п, тогда для многослойного грунта функцию Н. К. Гиринского можно заменить следующим образом:
hi h2 Я
Ф = к ^ ( к —H)dh + k2 § ( h —H)dh + + |
(h —H)dh = |
|
0 |
h\ |
hn—1 |
21
|
П |
|
|
= |
- § - 2 *»(Zi - Z t - M Z i + Z t - i - 2 H ) , |
(1.3.5) |
|
|
i=1 |
|
|
здесь Z0 = 0; |
Z n=H; (Zt—Z i - 1) — мощность г-го пласта. |
||
В качестве примера рассмотрим двухслойный грунт, в |
|||
нижнем слое которого глубины |
коэффициент фильтрации |
||
k\ и коэффициент пористости mi, |
в верхнем слое — соответ |
||
ствующие величины равны k2, т 2. |
Для двухслойного грунта |
величина i принимает значения 1 и 2, отсюда, используя равенство (1.3.5), найдем вид функции Н. К. Гиринекого:
Ф = — |
1. |
k2H2 + hi(ki—k2)H+(ki—k2)h2i |
(1.3.6) |
|
2 |
|
|
Уравнение (1.3.1) может быть рассмотрено для функции Н(х, Z). Для этого продифференцируем выражение (1.3.4) по t, получим
я
5 ? — f b - m h . |
<1.3.7) |
0 |
|
Поделив все члены уравнения (1.3.1) |
на величину |
Я |
|
—}{щ I* k(h)dh, используя выражения (1.3.2), (1.3.3), (1.3.6)
0
и полученную выше зависимость (1.3.7), приведем это урав нение к виду
дН |
дН |
+ £ • |
|
dt |
0 +й*4 [ядх |
(1.3.8) |
|
т 2-яг ==А1(%1—К |
|
|
При выводе уравнения (1.3.8) предполагалось, что линия свободной поверхности потока грунтовых вод находится в верхнем слое грунта, коэффициент активной пористости ко торого т 2.
При движении грунтовых вод в условиях двухслойного грунта при наличии уклона поверхности водоупора, спра ведливо следующее уравнение свободной поверхности:
д н |
02Я |
•дх [ дх |
, . дН , |
m2g f |
=Л1(.%1—й2)dxz |
+ 1° Ш + |
|
|
+ 8, [£>0, 0 < * < Z ]; |
(1.3.9) |
начальные и граничные условия: Н| t=o =Н(х, 0),
22
(1.3.10)
(1.3.11)
Zo — угол наклона поверхности водоупора. Скорость испаре ния определяется из эмпирической формулы С. Ф. Аверь янова (1965).
При свободной фильтрации воды в грунтах происходит движение вод гравитационной и капиллярной. Под действи ем молекулярных сил вода поднимается над свободной по верхностью потока грунтовых вод по капиллярам, образуя капиллярную кайму высотой (мощностью) h к. Принимается динамическое равновесие капиллярной влаги, т. е. скорость движения воды по капиллярам q(x, t) равна скорости испа рения, и мощность капиллярной зоны h k является постоян ной, не изменяющейся со временем. В верхней части капил лярной каймы, толщиной б, происходит активная потеря «чистой» влаги вследствие транспирации и физического испарения.
Покажем, что определенному полю скоростей фильтра ции воды в грунте соответствует определенное распределе ние концентрации солей.
б. П роцесс м играции солей .
Рассмотрим баланс солей за промежуток времени d t в почвенном растворе в слое (Н(х, t ) < i h < h k, х > 0) на отрезке dx, в котором происходят процессы кристаллизации и раст ворения. Принимаем, что с поверхности h = h k испаряется некоторое количество воды со скоростью или интенсивно стью испарения q. В случае изменения направления скоро сти q, например, при поливе, знак перед ней изменится на противоположный. В результате испарения на этой поверх ности происходит постоянное накопление солей. Это, в свою очередь, приводит к нарушению условия равновесия солево го состава и появлению в жидкости диффузионного потока вещества. Для вывода уравнения миграции солей в почвен ном слое выделим внутри слоя произвольный объем V, огра ниченный поверхностью S. Тогда для диффузионного потока вещества ; дифф (т. е. числа частиц, проходящих за 1 с е к че
рез единицу воображаемой площади) можно записать равен ство:
J дифф = — -DgradT . |
(1.3.12) |
Если концентрация раствора и ее изменения малы, значе ние D можно считать постоянным, не зависящим от кон центрации. Знак минус в правой части равенства (1.3.12) указывает на то, что диффузионный поток направлен в
23
противоположную сторону от направления градиента кон центрации раствора.
Полагаем, что количество воды, расходуемой на испаре ние, пополняется равным количеством за 'счет грунтовых вод, т. е. скорость испарения q равна скорости движения воды в порах грунта. Тогда наряду с диффузионным потоком J диффчерез единицу воображаемой площади за 1 с е к пере
носится поток вещества:
J конв =~ • |
(1.3.13) |
Полный поток вещества, с учетом направления координаты h, слагающийся из конвективного и диффузионного пото ков, запишется как
] = —Dgrady + ^Y. |
(1.3.14) |
Рассмотрим изменение концентрации в объеме V за произ вольный промежуток времени (£ь £2), очевидно, что через поверхность за этот промежуток времени, согласно формуле (1.3.14), проходит количество соли Q, равное:
h |
h |
|
Q = — Jd f j'j'llg ra d fd S |
• |
(1.3.15) |
Преобразуя интегралы по теореме Гаусса — Остроградского, получим.
h |
|
JJjdiv(<n)dF. (1.3.16) |
Q = — |
JJJd iv (n g rad y )d F -f |
|
h |
v |
v |
Приравнивал изменение числа частиц в объеме числу ча стиц, проходящих через него, и перенося все члены в левую часть равенства, имеем .
-----1Г — 'div(Dgradv)dF+div(gY)jdF=0. |
(1.3.17) |
hV
Вэтом уравнении первое слагаемое соответствует измене нию количества вещества в твердой фазе, второе — измене нию количества вещества в подвижной фазе. Так как объем выбираем произвольно, то можно записать следующее ра венство :
24
Р%■ = div(Z)grady)—div(gy) + ^ , |
(1.3.18) |
где div(gv)=ggrad'Y+7divg.
Будем иметь замкнутую систему уравнений, если извест
но значение производной Принимая во внимание кине
тику растворения твердой фазы по Н. Н. Веригину (1965),
dN |
запишем в виде |
|
член щ - |
|
|
|
^ = Р(ТЯ -ТЬ |
(1-3.19) |
где р — константа скорости растворения. |
уравнение |
|
При учете процесса кристаллизации { у > у т), |
||
(1.3.19) |
примет вид |
|
|
Щ- = Pl(T Tib) » |
(1.3.20) |
где Pi — коэффициент кристаллизации. Нетрудно показать, что при диффузии вещества через среду, в которой происхо дят процессы сорбции, если считать также, что задача од номерна для диффузии, а скорость q не зависит от коорди наты Л, изменение концентрации вещества во времени описывается уравнением
|
d~t |
д |
(1.3.21) |
|
|
дГ ~ d h |
|||
|
|
|||
где член |
6N* |
|
- |
|
|
описывает сорбционные процессы. |
|||
В случае диффузионной кинетики |
обычно используют |
|||
приближенное уравнение |
|
|||
|
|
|
^ = Р * ( т - т О , |
(1.3.22) |
где р* — эффективная константа скорости диффузии солей на границе раздела фаз; у' — концентрация; у' связана функционально с N* изотермой сорбции.
Константа скорости растворения по совокупности учи тывает (внешнюю и внутренний) диффузию. Совместный учет процессов сорбции, кристаллизации (или растворения) при водит к решению систем уравнений (1.3.20), (1.3.21), (1.3.22)
или (1.3.19), (1.3.21), (1.3.22).
25
Начальные и граничные условия.
1. В случае восходящих токов влаги (испарения
—q(pc, t) область изменения у будет находится в пределах
Щх, t ) < h < h k при t —0,
y=y{x, h, 0) |
(1.3.23) |
|
при h —Щх, t), т. e. на уровне грунтовых вод: |
|
|
|
y=C, |
(1.3.24) |
dh |
dh |
(1.3.25) |
|
На устьях капилляров, т. е. при h = h k, могут происходить процессы кристаллизации (как показано в § 1) и аккумуля ции солей; часть солей будет диффундировать вниз за счет градиента концентраций, а часть солей постоянно поступает на границу за счет вертикального конвективного переноса. На основе материального баланса на границе капиллярной каймы имеют место следующие условия:
q(x, t ) y —D^ = 8(i - Р (т я —Т) • |
(1.3.26) |
2. В случае поливов (нисходящих токов) область изме нения находится в пределах от дневной поверхности L(x) до уровня грунтовых вод Н(х, J); {Н{х, t)<h<CL(x)).
Начальное условие остается прежнее (1.3.23), а условие на верхней границе (дневной поверхности) при h=L{x) будет
У = Сп |
(1.3.27) |
На нижней границе условия (1.3.24) и (1.3.25) остаются в силе. Кроме того, в зависимости от преобладания инфильт рации или испарения в уравнении (1.3.26) меняется каче ство коэффициента Р; при инфильтрации р при ( у н — у)> 0 означает коэффициент растворения, при испарении, когда (fн —у)< 0, P=Pi и означает коэффициент кристаллизации.
В потоке грунтовых вод миграция солей в различных по проницаемости слоях (области 2 и 3; рис. 1) также описы вается уравнением конвективной диффузии. Его вывод здесь не приводится. Уравнение записывается в виде
и дЪ = п № |
d*Cj |
)~ |
], i —2, 3 . (1.3.28) |
dt Di [дх2 |
' dh* |
26
Уравнение (1.3.28) отличается от уравнения движения солей
впочве (1.3.26) лишь тем, что здесь учитывается диффузия
вгоризонтальном направлении, т. е. появляется дополни
тельный член • Скорость фильтрации v t определяется
по Дарси:
Начальные и граничные условия:
Ct\t=o = Ct(x, ft, 0). |
(1.3.29) |
На верхней границе менее проницаемого слоя при h —Щх, t) имеют место условия (1.3.24) и (1.3.25), на нижней границе при h=Mi(x):
и |
|
Сг = Сз |
(1.3.30) |
|
дСо |
|
дС з |
|
|
D |
= _D |
(1.3.31) |
||
|
2 dh |
|
! dh |
|
На верхней границе более проницаемого слоя (область 3) при h=Mi(x) имеет место условие (1.3.30) и (1.3.31), на ниж ней границе (на водоупоре) при h = M0{x) :
д4 г = 0 . |
(1.3.32) |
Кроме того, принято условие, что концентрация грунтовых вод на входе в массив является известной функцией:
C,|,-o = C ,(0 ,ft,t). |
(1.3.33) |
При х=1 считается, что резкого изменения концентрации не происходит:
d£t |
SS О. |
(1.3.34) |
|
дх |
|||
Х =1 |
|
Условия (1.3.31) и (1.3.32) получены в предположении того, что линии М0{х), Mi(x), Щх, t) слабоизменяющиеся и, следовательно, углы между нормалями к этим линиям и осью h достаточно малы, вследствие чего равенство потоков может быть заменено условиями (1.3.25) и (1.3.31), а непро ницаемость водоупора — условием (1.3.32).
Таким образом, математическая модель миграции вла ги и солей в системе «почва — грунтовая вода» для условий двухслойной среды представляет собой систему четырех
27
дифференциальных уравнений с начальными и (граничны ми условиями.
§ 4. Решение дифференциальных уравнений солепереноса
Для анализа влияний отдельных факторов на процесс засоления почв построено несколько упрощенных матема тических моделей, имеющих сравнительно несложные ана литические решения, которые позволяют, однако, наглядно выявить взаимосвязь наиболее важных параметров систе мы. Одним из основных упрощений в этих моделях являет ся отказ от изучения фактической гидродинамики потока грунтовых вод. При этом свободная поверхность потока предполагается плоской и параллельной дневной поверх ности или поверхности водоупора, а скорость фильтрации и испарения считается заранее известной. Такой подход не сколько метафизичен, так как при этом не рассматривается истинная причина движения потока, но вполне оправдан ввиду того, что устраняет значительные математические трудности, возникающие при решении задач с криволиней ными границами. Второе упрощение заключается в том, что рассматриваются в основном модели для стационарных, т. е. неизменяющихся во времени процессов, когда силы, вызывающие перераспределение солей в почвогрунтах, урав новешиваются. Другие особенности упрощенных моделей будут указаны в дальнейшем при их непосредственном рас смотрении.
Установившийся (стационарный) процесс солепереноса в системе «почва — грунтовая вода»
Подсчет (баланса солей в элементарных объемах почвы и грунтовых вод приводит к следующей системе дифферен циальных уравнений.
I. Движение солей в почве (в капиллярной кайме):
(1.4.1)
с граничными условиями на верхней границе капиллярной каймы :
(1.4.2)
II. Движение солей в потоке грунтовых вод без учета горизонтальной диффузии. Пренебрежение горизонтальной
28
диффузией ори наличии конвективного переноса, согласно В. А. Баум (1953), не вносит существенных искажений в модель распределения солей:
л * * |
о | £ = 0 ( - ь < а< 0 ) |
(1.4.3) |
||||
т |
дх |
U >o |
) |
|||
|
||||||
с граничными условиями |
|
|
|
|
||
|
С=С0 |
при х = 0, |
|
(1.4.4) |
||
|
дС „ |
и |
т |
|
(1.4.5) |
|
|
^ = 0 п р и h = - L |
|
||||
или |
|
|
|
|
|
|
« н .с )+ |
d ol |
— о |
|
(1.4.6) |
||
дх |
|
dh |
h=0 |
|
|
с граничным условием (1.4.4). Уравнение (1.4.6), приближен но описывающее процессы в случаях неглубокого водоупора (порядка 10 м), получено при предположении, что коэффи циент поперечной диффузии в потоке грунтовых вод очень велик, и это позволяет пренебрегать фактическим отклоне нием от равномерного распределения концентрации в попе
речном сечении потока.
Для однозначного решения системы уравнений (1.4Л.)— (1.4.3) необходимо добавить еще условия согласования на поверхности h = 0, т. е. на уровне зеркала грунтовых вод:
С=у при h = 0, |
(1.4.7) |
D w = Di I п1>иЛ = 0- |
(1 А 8> |
В случае уравнения (1.4.6) условия (1.4.5) и (1.4.8) учитыва ются автоматически при выводе самого уравнения. Полу чающееся при этом довольно простое решение имеет вид
d - 4-9»
T( , , ^ ^ W { gWV W1-). (1.4.10)
Из уравнения (1.4.10) можно сделать вывод о том, что на процесс засоления почв главное влияние оказывает ско рость испарения, так как эта величина входит в показатель степени экспоненты. Кроме того, при малых уклонах пото
29
ков |
грунтовых вод отношение |
мощности водоносного плас |
та на входе в массив (х= 0) к |
мощности в любой точке х, |
|
т. е. |
, мало отличается от единицы и приблизительно |
К ж о)
Щх) < 1,1
Поэтому с ошибкой порядка 10% при мощности потока грунтовых вод более 30 м его можно считать бесконечным (Mq= oo). При этом допущении решение уравнения (1.4.1) с условиями (1.4.2) и (1.4.7) имеет вид (hZ^0):
y(h, х)=С(0, х)ехр |
, |
(1.4.11) |
а решение уравнения (1.4.3) с услозиями (1.4.4), (1.4.5) и (1.4.8) выражается формулой
С(х, h) = Cо -f |
1 Ст с ( о , |
4Г,(ж—5) |
(1.4.12) |
|
d t . |
||||
Vi> v J Y ъ(х—s) |
Очевидно, что функция С(0, х), описывающая распределение концентрации солей на поверхности потока грунтовых вод, может быть определена из (1.4.12) как решение интеграль ного уравнения:
с < ° - * > = с ° |
+ |
( 1 -4 Л З > |
В общем случае для |
переменного испарения |
q = q(x) |
решение этого интегрального уравнения затруднительно. Уменьшение испарения по потоку грунтовых вод при уве личении его глубины от дневной поверхности можно ап проксимировать в виде следующей зависимости:
7(*) = 7оехр[—рж], |
(1.4.14) |
где q0 = const — скорость испарения на входе |
в систему |
(при х = 0); р — параметр, характеризующий скорость убы
вания испарения вдоль по потоку. |
В частном |
случае |
при |
|
Р = 0 получим q(x) = qo = const, т. е. скорость испарения |
по |
|||
стоянна |
на всем рассматриваемом |
участке. |
Уравнение |
|
(1.4.13) |
в этом случае эффективно |
решается |
с помощью |
|
методов операционного исчисления; |
решение имеет вид |
|
30