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地下水运动中的专门问题

第六章地下水运动中的专门问题

第六章地下水运动中的专门问题 (1)

§6.l 非饱和带的地下水运动 (1)

6.1.1 非饱和带水分的基本知识 (1)

6.1.2 非饱和带水运动的基本方程 (4)

§6.2 双重介质渗流学说 (7)

6.2.1基本假定 (7)

6.2.2微分方程的建立 (8)

§6.3 水动力弥散理论 (11)

6.3.1水动力弥散现象及其机理 (11)

6.3.2水动力弥散系数 (13)

6.3.3对流—弥散方程及其定解条件 (15)

6.3.4一维弥散问题的解 (17)

§6.l 非饱和带的地下水运动

在地下水面以上的非饱和带(即包气带)也有水的运动。在许多情况下,研究非饱和带

的地下水运动具有很大的意义。例如,在地下水资源评价中,必须研究“三水”(即大气水、

地表水相地下水)的相互转化,而非饱和带的地下水运动是其转化的重要环节。入渗的水必

须经过非饱和带才能到达潜水面,故研究水在非饱和带的运动,对于入渗的计算很重要。其

次,各种施加在地表的污染物将随入渗的水一起运动,经过非饱和带进入地下水中。因此研

究地下水污染时,也必须研究非饱和带中水的运动。

由于问题的复杂性,本书只介绍基本原理和基本方程。

6.1.1 非饱和带水分的基本知识

1. 含水率、饱和度和田间持水量

在非饱和带中,空隙空间的一部分充填了水,其余部分充填了空气。水分和空气的相对

份量是变化的。可以用二个变量来表示水分含量的多少。—为含水率θ,表示单位体积中所

占的体积:

地下水运动中的专门问题

(6-1)

式中,θ为含水率,无量纲;(V w)0为典型单元体中水的体积;V0为典型单元体的体积;另

—个为饱和度S w,表示岩石的空隙空间中水所占据部分所占的比例:

(6-2)

式中,S w为饱和度,无量纲;(V0) 0为典型单元体中的空隙体积。

显然,含水率θ不能大于空隙度n。而饱和度S w不能大于1。两者之间有下列关系:θ=nS

(6-3)

w

因为利用了典型单元体的概念.上述定义对于任一点都是适用的。

在长时间重力排水后仍然保留在土中的水量称为田间持水量。此时,水以簿膜水的形式

和在颗粒接触点附近以孤立的悬挂环形式存在。从图6-1可以看出,空隙度减去田间持水量,相当于排水空隙度,即排水时的有效空隙度。

2.毛管压力

当多孔介质空孔隙中有两种不相混溶的流体(如水和空气)接触时,这两种液体之间的压力存在着不连续性。此压力差的大小取决于该点界面的曲率(它又取决于饱和度),这个压力差p c 称为毛管压强:

w a c p p p -= (6-4)

式中,a p ——空气的压强,w p ——水的乐压强。如假设孔隙中的空气是在101325Pa(一个大气压)下、并取大气压强作为测量流休压强的基准,则a p =0,于是:

w c p p -= (6-5)

故非和带孔隙中的水处于小于大气压强的情况下。正如在毛细管现象中见到的一样,在周围水面以上的毛管内的压强是负的。

和饱和带的情况一样,可以定义非饱和带水流中任何点的水头(毛管水头):

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(6-6)

式中,γ为水的容重;

γγw

c

c p p h -== (6-7)

称为毛管压力水头。某些作者用符号ψ表示压力水头的负值,即: 0>-=γψw

p (6-8)

ψ-=z H (6-9)

对于饱和—非饱和流动,可以写出统一的水头表达式; γp z H += (6-10)

式中,压强少可正可负。在饱和带中,p 为水的压强,取正值;在非饱和带,p 为毛管压强的负数,取负值。其余符号同前。

地下水运动中的专门问题

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图6-2 土壤水分特征曲线

图6-1 非饱和带的含水量曲线

(据Richards 和Weaner )

3.土壤水分特征曲线 反映毛管压强p c 或毛管压力水头h c 和土壤含水率θ或饱和度S w 关系的曲线,称为水分特征曲线(图6-2)。它表示非饱和带中水分的能量和数量之间的关系,反映了包气带中水的基本特征。从曲线上还可以看出,即使在相当高的压强下,土样中仍保持一定的水,含水率不再进一步减小。这个含水率记作0θ,相应的饱和度为:

n S w 0

0θ=

不同土的水分特征曲线是不同的。在同样条件下,粘性土要比砂保持更多的水分,具有更高的含水率。土的颗粒级配,对持征曲线的形状也有影响,如图6-2的曲线I 和II 。温度的变化对它也有影响。温度升高时,表面张力降低,在同样吸力下含水率要低一些。 水分持征曲线斜率的负倒数称为容水度,记作C :

c dh

d dH d C θθ== (6-11)

容水度不是常数,它随含水率或毛管压强而变化,记作C(θ)或C(h c )。它表示毛管压力水头变化一个单位时从单位体积土中释放出的水体积,是计算非饱和带水运动的重要参数。

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图6-3吸湿和排水情况下的水分特征曲线 (据J. Bear) 实验表明:同一土样在同样的温度下,排水过程和吸湿过程的水分特征曲线是不同的(图6-3)。在同一p c 或h c 下,排水时的含水率要大于吸湿时的含水率。这种现象称为滞后现象。土壤从饱和到干燥或从干燥到饱和的水分持征曲线称为主线。土样从部分湿润到开始排水或从半干燥状态重新润湿时,水分特征曲线是顺着一些中间曲线由一条主线移至另一条主线,这些中间曲线称为扫描曲线。因此,水分持征曲线随土壤的干、湿历史的不同而变化。故容水度C(θ)不是含水率θ的单值函数。

4.非饱和流动中的给水度概念

已经介绍过给水度的概念。给水度是单位体积含水层中所排出的重力水的体积。但实际上,当潜水面下降时,其间的水并未全部排出,只是由饱和带的水变成非饱和带的水,水分分布曲线发生相应的改变。实际排出的水体积只相当于排水前后两条水分分布曲线间的那一部分面积。为此,需要这样来定义给水度:从地表一直延伸到含水层底板的一个单位水平面积垂直土柱,当潜水面降低一个单位时,由重力所排出的水的体积。由于重力排水的迟后,给水度μ也是时间t 的函数。只有当长时间排水后才趋近于某一常数值。

6.1.2 非饱和带水运动的基本方程

1. 运动方程

1931年,Richards 提出,Darcy 定律可引伸应用于非饱和带水的运动。但此时的渗透率k 和渗透系数K 不再是常数,而与土壤的含水率有关。当含水率(或饱和度)减小时,一部分空隙为空气充填,因而过水断面减小,渗流途径的弯曲程度增加,导致渗透率或渗透系数减小。因此,该情况下k 和K 可记作含水率θ或饱和度S w 的函数k(θ),K(θ)或k(S w ),K(S w )。这样,非饱和带中的Darcy 定律表达式为:

v=K(θ)J (6-12) 如用渗透率来表达时,则有:

)()(z p

S k v w -?-=γμγ

)()(z p S k k w r -?-=γμγ

(6-13)

式中:k 一饱和土的渗透率;

k (S w )——非饱和土的渗透率,为饱和度S w 的函数;

k r (S w )一—相对渗透率,

k S k S k w w r )()(-=;

μ ——水的动力粘滞系数。

相对渗透率为非饱和土的渗透率和同一种

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土饱和时的渗透率的比值,为含水率θ或饱和

度S w 的函数。非饱和砂的相对渗透率θ和饱和

度S w 的关系表示在图6-4中。当饱和度(含水率)

减少时,大孔隙首先开始排水,渗透在较小的

孔隙中进行,过水断面减小,渗流途径的弯曲

度增加,相对渗透率急剧减小。到达A 点,孔

隙中的水变得不连续了,相对渗透率等于零。此时的饱和度为身S w0,相应的含水率为θ0=n S w0。

图6-4 非饱和砂的相对渗透率与饱和度

的关系 (据Wyckoff 和Botset, 1936)

2.基本微分方程

在第一章中,我们已经得到了渗流的连续性方程(1-65)式。对于非饱和流动,把等式右

端的空隙度n换成含水率θ,方程仍然是适用的。在非饱和带中,一般不考虑介质的变形,即单元体体积?x?y?z不随时间而变化。于是可以约去等式两端的?x?y?z?t;同时,在非饱和流动中,水的密度ρ变化很小,可当作常数。于是,相应的连续性方程为:

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(6-14) 将运动方程(6-12)式代入(6-14)式中,得:

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(6-15) 式(6-15)即为非饱和流的基本微分方程,称为Richards方程。

上述方程中,既含有含水率θ,又含有水头H,为解决问题方便起见,可以把基本微分方程化成以下几种表达形式。

(1) 以含水率θ为因变量的表达式:前已述及,非饱和带的水头H=z-h c,又由水分特征曲线、毛管压力水头h c和含水率θ之间存在着函数关系,因此(6-15)式可改写为:

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(7-16)

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由于水分持征曲线各处的斜率不同,C不是常数.而是随含水率θ而变的变数,即C=C(θ)。令:

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参数D(θ)是渗透系数和容水度的比值,称为扩散系数,量纲为[L2T-1]。它是一个重要的参数。引入D(θ)以后,(6-16)式变为:

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(6-18)

这是二阶的非线性偏微分方程。对于一维的垂直流动,可简化为:

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(6-19)

z轴向上取正值,z轴向下取负值。

(2) 以毛管压力水头为因变量的表达式:从水分特征曲线可知,毛管压力水率之间存在着函数关系。因此,非饱和土的渗透系数同样是毛管压力水头的函数,即K=K(h c)或K(ψ),C=C(h c)或C(ψ)。于是,

(6-20)

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(6-21)

考虑到

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(6-22)

(3) 饱和—非饱和流的表达式:在饱和—非饱和流动中,常以压强p 或水头H 为因变量,有γp z H +

=。如果不忽略密度的变化,连续性方程(6-14)可写为:

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(6-23)

再将v 用运动方程(6-13)代入,容重γ=ρg ,含水率θ=n S w ,则得:

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(6-24)

该方程中的某些参数的取值范围如下:

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以上考虑的模型都是单相流模型,只研究水的运动,即凡是水流到的地方,空气自然被排走。实际上,岩石空隙是既存在空气也存在水的二相系统,也必然是更复杂的模型,这里就不介绍了,请读者参考有关的专著。

思考题:

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1.为什么对于饱和流动,不透水边界的边界条件为0=??n H ,而对于垂直入渗的非饱和流动,不透水边界的边界条件为

1=??z h c ?

2.图6-5为一个垂直入渗情况下的饱

和—非饱和流动模型。地面入渗率为R(t),

潜水面的埋深s(t)随时间而变化,初始埋深

为s(0)=L ,潜水含水层底板隔水。试写出

该情况下的饱和—非饱和流动的数学模

型。

图6-5 垂直入渗情况下的饱和 -非饱和流动模型

§6.2 双重介质渗流学说

6.2.1基本假定

有关裂隙介质中地下水运动的研究,到目前为止还很不够。这是因为裂隙的形状、大小和分布都很不均匀,同一岩层不同部位的富水性相差悬殊。赋存条件的这种差异,必然反映到地下水运动上来,表现出不同的运动特点。因此,要建立描述裂隙水运动的一般微分方程是困难的,求解就更为不易。因此,人们都把裂隙介质按等效空隙介质渗流理论来研究,建立相应的数学模型,即用研究孔隙水的数学模型来处理裂隙水的运动问题。

50年代,通过油田地质研究,人们发现,在发育裂

隙的孔隙岩层(孔隙—裂隙岩层)中,同时存在着两种空隙

和渗流系统:空隙总体积较大而渗透性相对弱的多孔岩

块系统和分割多孔岩块的裂隙系统。后者空隙体积较小,

渗透性却相对较强(图6-6)。岩层中的水流大部分是由裂

隙传输的。也就是说,地下水主要是贮存在孔隙中,水

的运动主要是在裂隙中进行。在此基础上

地下水运动中的专门问题

等人认于1960年提出了“孔隙—裂

隙二重性”的假定,并导出描述孔隙—裂隙岩层中液体

运动的基本微分方程,建立了相应的数学模型,并在70

年代中期引入到地下水研究中来。这就是所说的双重介

质渗流学说。

图6-6 孔隙—裂隙岩层

他在建立微分方程时应用了下列假定:

(1) 具有原生孔隙的岩层中广泛发育有随机分布的裂隙,二者都充满着整个研究区,形成两个重叠的连续系统。也就是说,孔隙和裂隙的分布彼此都是连续的。即所谓的“二重性”假定。双重介质的名称即由此而来。根据这一假定,在渗流区中的每个点上都有两个水头,一个是孔隙水头H,另一个是裂隙水头H f;

(2) 孔隙以贮水为主,裂隙以导水为主,水自孔隙经裂隙流向别处,其总的渗透性决定于裂隙的渗透性;水在裂隙中的流动服从Darcy定律;

(3) 孔隙和裂隙的初始水头相等,它们之间交换的水量与其水头差成正比,即:

Q pf = C(H-H f) (6-25)

式中,Q pf为单位体积的含水层在单位时间内从孔隙流入裂隙的水量,C是比例常数;

(4) 含水层骨架可以压缩,但其固体颗粒的压缩性忽略不计,看成是刚性的。

6.2.2微分方程的建立

根据上述假定和水流连续性原理,可以建立裂隙承压含水层的微分方程。仍然考虑图1-29中那个单元体的水均衡,所取坐标轴和主渗透方向一致。根据第二个假定,这个单元体中的水通过裂隙流入、流出,并服从Darcy定律。因此,在 t时段内沿x轴方向流入这个单元体与流出这个单元体的水量之差(净流入这单元体的水量)为:

地下水运动中的专门问题

式中,f xx K 为裂隙的主渗透系数(与x 轴平行)。同理可得,?t 时段内沿y 轴方向和z 轴方向净流入这个单元体的水量分别为:

地下水运动中的专门问题

地下水运动中的专门问题

式中,f

yy K 、f zz K 为裂隙的主渗透系数(分别与y 轴和z 轴平行)。根据假设,孔隙中释放出的水要进入裂隙,其量为:

因此,在?t 时间内单元体中总的水量变化(净流入量)为:

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(6-25)

这个时间内,单元体内由于贮存的变化所引起的水量变化为:

地下水运动中的专门问题

式中f s

μ为裂隙贮水率。

单元体内水量变化必然引起贮存的变化,两者应相等。于是得

地下水运动中的专门问题

(6-26)

同理,对孔隙有

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(6-27)

式中,xx K 、yy K 、zz K 为沿x ,y ,z 轴方向孔隙的主渗透系数,s μ为岩块的贮水率。 由于孔隙中的水力坡降很小,可以认为:

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故有

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(6-28) 式中s C μγ=

,称为承压水迁移系数。为了建立关干H f 的方程,把(6-28)式改写为

这是关于(H —H f )的一阶线性微分方程。按已知公式,可求得其道解为:

(6-29) 再利用初始条件:

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带入上式,可得C=0。有此求得其解为

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(6-30)

把它代入(6-28)式可得:

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(6-31)

把它代入(6-26)式,便可得只包括裂隙水头H f的方程:

(6-32)上式是描述承压双重介质裂隙水流的基本微分方程。

在二维情况下可简化为:

地下水运动中的专门问题

(6-33)

式中

f

xx

T、f

yy

T为裂隙的主导水系数(分别与x, y轴平行)。*

μf为裂隙和岩块的贮水系数。把上述方程和描述多孔介质中渗流的基本微分方程比较,其不同之处只是多了一项:

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(二维情况下为)

从前面的讨论中不难发现,它表示:

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因此,它的物理意义为单位时间内单位体积含水层(二维情况下为单位面积的柱体)中从孔隙流入裂隙的水量。它是一个和时间有关的量,抽水早期,即t值很小时,它很小,抽出的水主要来自裂隙内水的释放,从而造成裂隙水头的迅速下降。随着时间的增长,这一水量相应地增大,裂隙水头的下降速度也随之减缓。可见,多孔岩块中的水是逐渐释放出来的。这是由该数学表达式的性质决定的,从而造成孔隙水头的下降落后于裂隙水头的下降,在时间上存在着迟后。因此,这部分水量也可以称为延迟弹性释水量。随着时间的增长,迟后效应逐渐变小,孔隙中释放的水量逐渐跟得上裂隙中水位的下降,最后迟后效应小到可以忽略不计。和潜水Boulton方程比较,不难发现,两者在形式上是相似的,都包含有延迟效应项,即延迟弹性释水量项和潜水迟后重力排水项。但前音有明确的物理含意。

延迟弹性释水项中包含一个新的参数——承压水迁移系数γ。根据定义,其中比例常数C是反映孔隙和裂隙之间水量交换特征的参数,与孔隙的渗透系数K及多孔岩块的几何特征有关。T.D.Streltsova(1976)认为,C=K/L,L为岩块的特征长度,用岩块的平均大小或岩块中心到它表面的平均距离来表示。所以γ值取决于K,L,s

μ等,它是反映孔隙、裂隙发育情况及其连通程度的特征量。γ越小,从孔隙向裂隙运移的水量越少,延迟时间越长;反之,γ越大,从孔隙向裂隙运穆的水量越多,延迟的时间越短。

对无压含水层,相应近似的裂隙水流基本方程,在二维情况下为:

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(6-34)

式中,

μμα+=

*Ch ,称为水迁移系数,h 为含水层厚度。方程右端第二项的物理含意为

延迟弹性释水量与延迟重力排水量之和。

对于完整抽水井,如果含水层是均质、等厚的承压含水层,抽水前,所有裂隙和孔隙中的静水压力相等,以定流量抽水,则有:

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(6-35)

式中,s f 为裂隙中的降深,此时有定解条件:

s (r ,0)=0

s (∞,t)=0 t > 0

f f r T Q

r s r π2lim 0-=??→ t > 0

思考题:

1. 双重介质渗流学说为什么要假设一个点有两个水位?在钻孔中测出的水位代表什么水位?

2.边界条件(76-38)改写成T Q r s r r π2lim 0

-=??→,可以吗?

§6.3 水动力弥散理论

随着近年来地下水遭到不同程度的污染,地下水中溶质运移理论愈来愈引起人们的关注,它不仅可以用来模拟地下水中污染物的运移过程,预测地下水污染的发展趋势,控制地下水污染,还可以用于防止海水入侵及土壤盐碱化等方面。

6.3.1水动力弥散现象及其机理

先考察一个实例。通过它们可以大致了解水动力弥散现象是怎么回事。

例:若在一口井中瞬时注入某种浓度的一种示踪剂,则在附近观测孔中可以观察到示踪剂不仅随地下水流一起位移,而且逐渐扩散开来,超出了仅按平均实际流速所预期到达的范围,并有垂直于水流方向的横向扩散,不存在突变的界面。

上述事实说明,存在一种特殊的现象。因为如果不存在这种现象,示踪剂应按水流的平均流速移动;含示踪剂和不含示踪刑的水的接触界面应该是突变的;示踪剂也不应公横向扩展开来,即有一个以实际平均流速移动的直立锋面。以上事实说明,在两种成分不同的可以混溶的液体之间存在着一个不断加宽的过渡带。这种现象称为水动力弥散。因此,所谓水动力弥散就是多孔介质中所观察到的两种成分不同的可混溶液体之间过渡带的形成和演化过程。

这是一个不稳定的不可逆转的过程。水动力弥散是由溶质在多孔介质中的机械弥散和分子扩散所引起的。兹分述如下。

(1)机械弥散

在多孔介质中,无论液体运动速度的大小还是方向,都是很不均一的。这主要和下列情况有关:由于液体有粘滞性以及结合水对重力水的摩擦阻力,使得最靠近隙壁部分的(重力)水流速度趋近于零,向轴部流速逐渐增大,至轴部最大,孔隙的大小不一,造成不同孔隙间

轴部最大流速有差异,孔隙本身弯弯曲曲,水流方向也随之不断改变,因此对水流平均方向而言,具体流线的位置在空间是摆动的。这几种现象是同时发生的,由此造成开始时彼此靠近的示踪剂质点群在流动过程中不是一律按平均流速运动,而是不断向周围扩展,超出按平均流速所预期的扩展范围。沿平均速度方向和垂直它的方向上,都可以看到这种扩展现象。液体通过多孔介质流动时,由于速度不均一所造成的这种物质运移现象称为机械弥散。

(2)分子扩散

分子扩散是由于液体中所含溶质的浓度不均一而引起的一种物质运移现象。浓度梯度使得物质从浓度高的地方向浓度低的地方运移,以求浓度趋向均一。因此,即使在静止液体中也会发生分子扩散,使示踪剂扩散到越来越大的范围。分子扩散使同一流束内的浓度趋于均一,而且相邻流束间在浓度梯度的作用下也有物质交换,导致横向浓度差的减小。

物理学的知识告诉我们,分子扩散服从Fick定律。该定律揭示了溶液中溶质的扩散,在单位时间内通过单位面积的溶质质量入与该溶质的浓度梯度成正比,即:

地下水运动中的专门问题

式中:为该溶质在溶液中的浓度c沿方向s变化的浓度梯度,比例系数D d称为扩散系数,量纲为[L2T-1]。不同溶质的扩散系数各不相同,同一物质在不同温度下的扩散系数也不同。在浓度低的情况下,可以认为它是一个与浓度无关的常数。由于扩散是沿着浓度减小的方向进行的,而扩散系数总是正的,所以式中要加一负号。

液体在多孔介质中流动时,机械弥散和分子扩散是同时出现的,事实上也不可分。这种划分带有某种人为的性质。事实上,“纯”机械弥散不可能存在。因为当示踪剂质点沿着微小的流管运移时,分子扩散不仅使流管中的浓度趋于拉平,而且还使示踪剂质点从一条流管移向相邻的另一条流管,导致横向浓度差的减小。但分子扩散,即使在没有水流运动的情况下也能单独存在。当流速较大时,机械弥散是主要的;当流速甚小时,分子扩散的作用就变得很明显。显然,机械弥散和分子扩散都会使溶质既沿平均流动方向扩展又沿垂直于它的方向扩展。前者称为纵向弥散,后者称为横向弥散。

除了机械弥散和分子扩散外,某些其它现象也会影响多孔介质中溶质的浓度分布,如多孔介质中固体颗粒表面对溶质的吸附、沉淀,水对固体骨架的溶解及离子交换等。此外,液体内部的化学反应也可导致溶质浓度的变化。

一般来说,溶质浓度的变化会导致液体密度和粘度的变化。这些变化反过来会影响水流状态,即流速的变化。但在通常情况下,这类影响不大,可以忽略。

6.3.2水动力弥散系数

由于多孔介质几何结构的复杂性,从微观水平上研究一个点的运动规律实际上足不可能的;同样,从微观水平宋研究弥散也是困难的。因此,和定义渗流速度一样,也从宏观上来描述弥散现象,亦即将其定义在典型单元体(REV)上的平均值。

分子扩散服从Fick定律,通过实验和理想模型的研究,证实机械弥散也能用这个定律来描述。根据Fick定律,多孔介质中的分子扩散可用下式描述:

I″=—D″·gradc

式中,D”为多孔介质中的分子扩散系数,量纲为[L2T-1] ,是二秩张量;c为该溶质在溶液

中的浓度;I″为由于分于扩散在单位时间内通过单位面积的溶质质量,对于机械弥散有:I′=一D′·gradc

式中,D′为机械弥散系数,量纲为[L2T-1] ,也是二秩张量;I′为由于机械弥散造成的个单位时间内通过单位面积的溶质质量,c的含义同前。D′和D″的量纲相同,由此定义水动力弥散系数D:

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D也是二秩张量。由于水动力弥散在单位时间内通过单位面积的溶质的质量则为I=I′ 十I″=一D·gradc,如果我们选择x轴与该点处的平均流速方向一致,y轴和z轴则与平均流速方向垂直,则上式也可以写成下列更容易被我们理解的形式:

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此时水动力弥散系数张量:

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坐标轴方向称为弥散主轴。D xx称为纵向弥散系数,D yy,D zz称为横向弥散系数。由于弥散主铀的方向依赖于流速方向,即使在均质各向同性介质中,各点弥散主轴的方向也会随着水流方向的改变而各不相同。

水动力弥散系数在研究地下水物质运移问题中的意义可以和渗透系数在研究地下水运动问题中的意义相比拟,是一个很重要的参数。通过大量在末固结的多孔介质中的实验,得到了如图7-10所示的曲线。图中,纵坐标是从实验室得到的纵向弥散系数D L与溶质在所研究的液相中的分子扩散系数D d的比值,横坐标是一个无量纲的量:

图6-10 分于扩散和水动力弥散间的关系(据J. Bear) 称为Peclet数。其中,u为实际平均流速,d为多孔介质的某种特征长度,如多孔介质的平均粒径等。该无量纲数表示实际流速和分子扩散系数相比的相对大小,Pe数愈大,表示流速相对愈大。根据这条曲线的变化情况,大致上可以分五个区。

第I区:实际流速很小,以分子扩散为主,相当于曲线上寻接近于常数的一段。

第II区:对应的Peclet数Pe约在0.4到5之间,曲线开始向上弯曲,机械弥散已达到和分子扩散相同的数量级。因此,应当研究两者的和,而不应忽略其中的任何一个。

第III区:物质运移主要由机械弥散和横向分子扩散相结合而产生。横向分子扩散往往会削弱纵向的物质运移,实验结果得出D L/D d=α(Pe)m,α =0.5,1<M<1.2。

第IV区:以机械弥能为主,分子扩散的作用已经可以忽略不计,但流速尚未达到偏离Darcy定律的程度。本区相当于图中的直线部分。实验给出于D L/D d=βPe,β=1.8。

第V区;仍属于机械弥散为主的区域,与第IV区的区别在于水流速度已达到越出Darcy 定律适用的范围。惯性力和紊流的影响造成纵向物质运移的减少,曲线斜率减缓。

横向弥散试验得到了和纵向弥散相类似的结果。

上述曲线说明,弥散系数和水流速度、分子扩散有关。它们间的关系如下式所示:

地下水运动中的专门问题

式中:

'

ij

D

——机械弥散系数,为一个二秩对称张量,这是它的一个分量;

km

ij,

α

——多孔介质的弥散度,为一四秩张量;在饱和流动中它反映多孔介质固体骨架的几何性质,量纲为[L];

u——实际平均流速,u k,u m分别为它在坐标轴x k、x m上的分量;

地下水运动中的专门问题

δ——表示水流通道形状持征的系数,无量纲;

在微观水平上考虑相邻流线之间内分子扩散所引起的对物质

地下水运动中的专门问题

运移影响的因数,这个影响和机械弥散是不可分的。

Pe 较大时,由f(Pe, δ)的表达式可以看出,f(Pe, δ)≈1。也就是说,分子扩散对机械弥散系数的影响就变得微不足道了。这时机械弥散系数和实际平均流速之间呈线件关系。对于大多数实际问题来说,都属于这种情形,总是假定,f(Pe, δ)=1。

如果在某一点上选择坐标轴,使得其中一个坐标油(如f 轴)祁该点处的平均流速方向一致(即弥散主轴),并忽略分子扩散,,f(Pe, δ)=1,则:

式中,αL ,αT 分别称为纵向弥散度和横向弥散度。纵向机械弥散系数'

地下水运动中的专门问题

xx D 和横向机械弥散

系数'yy D ,及'zz D 称为弥散系数的主值。由于弥散主轴依赖于水流方向,所以除了均匀流(u

x =常数,u y =u z =0)以外,一般说来即使在各向同性介质中各点的弥散系数也各不相同,随空间位置而变化。

典型的水动力弥散系数值(环境质量评价(马债如 程声通等 编)1990)

地下水运动中的专门问题

典型的分子扩散系数

地下水运动中的专门问题

6.3.3对流—弥散方程及其定解条件

考虑由某种溶质和溶剂组成的二元体系。以充满液体的渗流区内任—点p 为中心,取一无限小的六面体单元,各边长为?x 、?y 和?z ,选择x 轴与p 点处的平均流速方向一致,来研究该单元中溶质的质量守恒。

先研究由水动力弥散所引起的物质运移。在?t 时间内,由于弥散和水流运动所引起的单元体内总的溶质质量变化为

地下水运动中的专门问题

在?t 时间内,单元体内溶质的浓度发生了t t c ???的变化,单元体内的液体体积为

n ?x ?y ?z ,则由它所引起的该单元体中溶质质量的变化为:

t z y x t c n ??????

根据质量守恒定律,上述两者应该相等,当坐标轴与水流平均流速方向一致时,经过整理、简化后得到:

地下水运动中的专门问题

上式称为对流一弥散方程(水动力弥散方程)。它右端后三项表示水流运动(习惯地把它喻为对流)所造成的溶质运移,前三项表示水动力弥散所造成的溶质运移。

如果还有化学反应或其它原因所引起的溶质质量变化,且单位时间单位体积含水层内由此而引起的溶质质量的变化为f ,则应把它加到方程式的右端,有:

地下水运动中的专门问题

要确定一个水动力弥散问题的解,即求得浓度的分布,还要给出下列信息:①研究空间Ω和时间区间[0,T];②研究区域水头场的分布;③有关参数,如弥散度αL 和αT 等;④定解条件。

初始条件给出初始时刻(t =0)区域Ω上的浓度分布,即:

c(x,y,z,0)= c 0(x,y,z)

c 0是已知函数。

边界条件通常有二种类型。一种是已知浓度的边界条件,即:

11z)y,(x,|t)z,y,(x, |t)z,y,c(x,ΓΓ∈=?

式中,1Γ为研究区的边界,?是已知函数。另一种是已知单位时间内通过边界单位面积的溶质质量的边界条件。在三维条件下,形式复杂,不易理解。兹以一维问题的几种常见例子具体说明如下。 (1) 多孔介质a 的边界外为另一多孔介质b ,根据单位时间通过边界的溶质的质量要保持连续的原则,当渗透速度为v 时有:

地下水运动中的专门问题

(2) 如边界为隔水边界,则通过边界的流量和溶质的量均为零,由上式

=??-x c D vc L 及v =0得边界2Γ上有边界条件: 0|1=??Γx c

6.3.4一维弥散问题的解

考虑流速方向与x 轴方向一致的半无限一维均匀流的情况,示踪剂连续注入,纵向弥散系数D xx =D L 在均匀流情况下不随坐标x 而变化,u x =u 为常数,一维情况下(7—49)式化为:

同时有定解条件:

地下水运动中的专门问题

当麦足够大时,该定解问题的解为

地下水运动中的专门问题

利用(7—57)式可以求得任意时刻‘,任意距离f处的相对浓度cn。因为示踪剂浓度c。是已知的,即可求得该处的浓度f(2,‘)。反之,也可利用实验室或野外的一维弥散的实际观测资料,求出纵向弥散系数几,因为流速“已知,也可以算出纵向弥散度吨。

根据对流—弥散方程,在适当的初始条件、边界条件下求得的解,可以用来预报地下水中污染物的时、空分布。其结果和实验室的实验结果,一般也拟合得很好。但应用于野外试验时,却发现利用对流—弥散方程反求得的弥散度值要比实验室实验所得的值大几个数量级,而且弥散度值看来和污染物分布的范围有关,随着它的增大而增大(称为尺度效应)。

对产生这种观象的较普遍的看法是,是受岩层非均质性影响的结果。非均质性引起复杂的速度分布。这种分布导致在一定程度上与均质介质中因粒间速度变化引起的机械弥散现象相类似的污染物分布。虽然非均质性是造成上述现象的主要原因已没有多少疑问,但这种影响的方式还没有了解得很清楚。总之,虽然过去20多年中对地下水中溶质运移的研究已经取得了很大成绩,但这个领域的研究还只是处于它的“幼年阶段”。还需要大量的室内和野外试验,以便积累在野外尺度上溶质运移过程的知识,为发展其数学模型提供基础。没有这些,就难以充分地评价人类活动对地下水环境质量的影响。