Para simplificar el proceso de construcción del pozo, aumentar la producción de agua y reducir los costos, a menudo se utilizan pozos mixtos para la extracción de agua subterránea en esta área (Figura 5-2).
En la actualidad, la descripción de los pozos de mezcla en los modelos de flujo de agua subterránea se procesa principalmente mediante el software MODFLOW de modelo de flujo de agua subterránea de diferencias finitas tridimensional. Este software fue introducido por el Servicio Geológico de los Estados Unidos en 1988 y se encuentra ampliamente extendido. utilizado internacionalmente.
Figura 5-2 Pozo de bombeo mixto
MODFLOW sugiere que el flujo de pozos multicapa debe distribuirse artificialmente a cada capa de alguna manera... El flujo del pozo debe dividirse en capas La conductividad hidráulica se distribuye, es decir, Qi/Qw=Ti/∑T (1988, 1996, 2000). Entre ellos, Qi y Qw son el caudal de la capa I y el caudal total (boca de pozo) respectivamente, Ti y σT son la conductividad hidráulica de la capa I y la conductividad hidráulica total respectivamente.
Para facilitar la discusión sin perder su generalidad, tomamos como ejemplo un pozo mixto que pasa a través de dos acuíferos (Figura 5-2). De esta forma, la fórmula anterior se puede expresar como Q1/Q2=T1/T2.
MODFLOW no proporciona ningún análisis teórico o explicación para este método de tratamiento de pozos mixtos. Carece de base teórica y su aplicación es inconsistente con la realidad (Chen Chongxi et al., 1998; Chen Chong y Jiao J J, 1999). ). Esto se debe a que:
1) El efecto del número de sistemas de drenaje del acuífero sobre el flujo del pozo no es tan simple. Por ejemplo, si la litología (coeficiente de permeabilidad) cambia cerca del pozo de mezcla, o incluso si el pozo de mezcla encuentra una lente litología (Figura 5-3), ¿qué impacto tendrá en la distribución del flujo de cada capa? ¿Cómo cambia la distribución del flujo cuando cambia el espesor del acuífero? MODFLOW no puede responder estas preguntas prácticas comunes.
Figura 5-3 La tubería del pozo mixto pasa a través de la lente litológica.
2) Los parámetros del acuífero afectan la distribución del flujo del pozo de mezcla. El coeficiente de permeabilidad es solo uno de los factores. El suministro elástico de agua (coeficiente de almacenamiento de agua) del acuífero también debe desempeñar un papel. .
3) La distribución del flujo del tubo del pozo no solo está relacionada con la distribución de los parámetros hidrogeológicos del acuífero, sino también con las condiciones de contorno externas, el diámetro del pozo (diámetro efectivo del pozo), la posición de la tubería de succión de la bomba de agua y la interferencia. de otros pozos de bombeo. MODFLOW solo preasigna el caudal del pozo de mezcla en función del número de sistemas de drenaje, sin considerar el papel de otros factores.
4) La conductividad hidráulica del acuífero generalmente no cambia con el tiempo, es decir, la relación de conductividad hidráulica T1/T2 no cambia, pero la relación de flujo Q1/Q2 no es constante.
5) Según el método MODFLOW, el caudal Q1/Q2 del pozo de bombeo mixto es siempre constante. Sin embargo, se pueden agregar o cerrar pozos de bombeo híbridos o no híbridos en cualquier momento durante la simulación, y especialmente durante el pronóstico. Bajo la interferencia de dicho grupo de pozos, ¿permanecerá sin cambios la relación de flujo del pozo mixto original? Obviamente imposible.
6) Desde otra perspectiva, los pozos híbridos de observación son un caso especial de los pozos híbridos de bombeo (Qw=0). Para un pozo de observación mixto de dos capas, el nivel del agua en el pozo (nivel de agua mezclada) debe estar entre los dos acuíferos, es decir, el pozo de observación mixto bombea agua a un acuífero (como el acuífero 1> 0) y bombea agua. al otro acuífero (2 capas de acuífero) juega un papel en el bombeo de agua. Por tanto, Q1/Q20/T2 > 0. Entonces, ¿cómo pueden ser iguales estas dos proporciones? Algunas personas piensan que MODFLOW no dice que la fórmula anterior pueda usarse para mezclar bien las observaciones. En este sentido, es fácil demostrar que los argumentos anteriores son igualmente válidos cuando la capacidad de bombeo del pozo mezclador es lo suficientemente pequeña como para mantener el nivel del agua en el pozo mezclador entre las cabeceras de los acuíferos superior e inferior.
7) Según la proporción de conductividad hidráulica t de cada capa, el caudal de cada capa se divide artificialmente de antemano. Esto carece de base teórica porque este método requiere que los diámetros efectivos del pozo en cada capa sean iguales y que el gradiente hidráulico en la pared del pozo sea igual en todas partes. Estas dos condiciones están fuera del control humano y se desconocen de antemano.
Evidentemente, no es apropiado utilizar el ratio de conductividad hidráulica para dar el caudal de cada capa de antemano. En esencia, este método no es una simulación, sino un "tratamiento", un "tratamiento" que no considera el mecanismo.
"Prevenir la distorsión de la simulación del agua subterránea y mejorar los efectos de la simulación" es la tarea principal de los hidrogeólogos, y los omnipresentes pozos de mezcla en los sistemas de flujo de agua subterránea son uno de los principales problemas que causan la distorsión de la simulación en el país y en el extranjero, y deben ser causó suficiente atención.
Los pozos de mezcla en el área de estudio incluyen pozos de bombeo y pozos de observación. En el campo del flujo tridimensional, incluso si pertenecen a un acuífero homogéneo (sin un sistema acuífero multicapa), los pozos de bombeo convencionales (teóricamente con tubos filtrantes no puntuales) y los pozos de observación son pozos mixtos, porque las cabezas de agua se encuentran a diferentes profundidades. en el tubo del filtro no son iguales, por lo que el agua en el tubo del filtro fluirá verticalmente, incluso en un pozo de observación donde no se bombea agua. Ésta es la esencia de la respuesta del flujo de agua subterránea a un pozo mixto.
Este estudio utiliza el "modelo de acoplamiento de flujo de tubería de filtración" (Chen Chongxi et al., 1992, 1996) para describir el pozo mixto, utiliza "filtración" para describir el movimiento del agua subterránea y utiliza " flujo de tubería" para describir el pozo de perforación. El flujo de agua en el pozo resuelve el problema de simulación de la perforación mixta y mejora en gran medida el efecto de simulación del modelo. La idea básica del "modelo de acoplamiento de flujo de tubería de filtración" es la siguiente (Figura 5-4):
Figura 5-4 Diagrama de bloques de cálculo
1) Considere el pozo de mezcla de flujo de tubería como El acuífero intercambia fuertemente agua a través de la "lente cilíndrica" con alta conductividad hidráulica, por lo que el problema del bombeo mixto puede considerarse como un "sistema de desbordamiento" especial.
2) Encuentre el "coeficiente de permeabilidad" de la "lente cilíndrica" del sistema de rebose. Cabe destacar que el "coeficiente de permeabilidad" de la "lente cilíndrica" no es una constante, sino que cambia con el cambio del patrón de flujo.
El método de cálculo específico es el siguiente:
Según el conocimiento de la mecánica de fluidos, cuando el flujo de la tubería es laminar, la pérdida de carga se puede calcular mediante la ecuación de Darcy-Visbach. :
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Donde: δH es la pérdida de carga; f es el coeficiente de fricción; l es la longitud de la tubería, m; d es el diámetro interior de la tubería, m; u es la velocidad promedio del flujo en la tubería, m/d; g es la aceleración de la gravedad, m/d2.
Cuando el flujo por tubería es laminar
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Dónde : re es el número de Reynolds.
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Fórmula donde: ν es la viscosidad cinemática del fluido; μ es la viscosidad dinámica del fluido; ρ es la densidad del fluido;
Sustituya las fórmulas (5-2) a (5-4) en la fórmula (5-1) para obtener
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En la fórmula: j es el gradiente hidráulico γ es la severidad del fluido.
Escribe la fórmula anterior en términos de velocidad de filtración. Para el flujo de tuberías, la relación de vacíos n=1 y la velocidad de filtración v=nu=u, por lo que
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Al comparar la fórmula con la ley de Darcy v=KJ, se puede obtener la expresión del coeficiente de permeabilidad equivalente KL del flujo de tubería bajo flujo laminar.
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Esta fórmula fue obtenida por Chen Chongxi (1966) y J. Bear ( 1972) respectivamente.
Según los conocimientos de mecánica de fluidos, cuando el número de Reynolds es mayor que 100000, el coeficiente de fricción f no tiene nada que ver con el número de Reynolds Re, sino que depende de la rugosidad relativa de la pared interior del tubería (), la pérdida de carga δ h y el cuadrado del caudal u2 Directamente proporcional. En el rango de 3000 < Re < 10000, hay un período de f=, es decir, δH∝u 1,75. En condiciones de flujo turbulento, además de las dos secciones anteriores, existen dos zonas de transición, que se dividen en cuatro secciones. Se puede observar que la turbulencia es un problema complejo. Para solucionar este problema se propone aquí el concepto de coeficiente de permeabilidad equivalente KN.
Cuando el flujo de la tubería está en estado turbulento, la ecuación (5-1) se puede reescribir como
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Si se define el coeficiente de permeabilidad equivalente del flujo de tuberías en condiciones de flujo turbulento
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Reglas
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Esta fórmula también tiene la forma de la ley de Darcy.
Originalmente, la ley del movimiento de la turbulencia es diferente de la ley de Darcy, y diferentes regiones de flujo tienen diferentes formas. Después de introducir el coeficiente de permeabilidad equivalente, las reglas de movimiento de las cinco zonas de flujo (una zona de flujo laminar y cuatro zonas de flujo turbulento) se unifican en la ley de Darcy, que es consistente con la ley de filtración de agua subterránea. Es decir
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En la fórmula, Ke es el coeficiente de permeabilidad equivalente de el modelo de acoplamiento de flujo de tubería de filtración.
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Cabe señalar que el coeficiente de permeabilidad equivalente KN en condiciones de flujo turbulento es relacionado con la velocidad del flujo v y el coeficiente de fricción f De manera relacionada, el coeficiente de fricción f es una variable que cambia con el número de Reynolds. Además, la determinación del número de Reynolds Re está relacionada con la velocidad del flujo V, la velocidad del flujo V depende del coeficiente de fricción F y el coeficiente de fricción F depende del número de Reynolds Re. Por lo tanto, se debe utilizar el método iterativo para determinar estos tres factores y luego determinar el coeficiente de permeabilidad equivalente Ke. El proceso de cálculo específico se muestra en la Figura 5-4.
En segundo lugar, simulación de niveles de agua en pozos mixtos de observación.
Por diversas razones, casi no hay áreas sin pozos de observación híbridos. ¿Qué es un pozo de observación mixto, cómo se forma el nivel del agua (nivel de agua mezclada) en el pozo de observación mixto, cómo determinar la distribución de la cabeza de agua inicial en función del nivel de agua mezclada, cómo utilizar el nivel de agua mezclada para calcular? los parámetros hidrogeológicos de cada capa, etc. , es una de las cuestiones importantes para evitar la distorsión de la simulación y mejorarla (Chen Chongxi, 2003). Sin embargo, MODFLOW (McDonald et al., 1988) no ha analizado ni discutido los pozos de observación híbridos, y no existe ningún modelo para pozos de observación híbridos. Sería un error simplemente descartar la información de los pozos de observación híbridos porque los "pozos de observación híbridos" tienen un flujo de orificio cero, pero hay "bombeo" e "inyección de agua" en los pozos de observación híbridos.
D sokol (1963) utilizó el modelo de flujo de pozo estable del "radio de influencia" de Thiem para demostrar que el nivel de agua del pozo de observación mixto es igual al promedio algebraico de las alturas de agua en cada capa ponderadas por conductividad hidráulica. Hay varios problemas principales en este artículo: ① El modelo de "radio de influencia" de Thiem no puede formar un flujo estable (Chen Chongxi, 1966, 1975, 1983) (2) ② Sokol supone implícitamente que aunque los coeficientes de permeabilidad de los dos; los acuíferos son diferentes, el caudal es diferente, pero el "radio de influencia" es el mismo (3) ③ Sokol también supone implícitamente que la resistencia de la tubería del pozo se puede ignorar, es decir, la altura del agua es igual en todas partes; la tubería del pozo. Las conclusiones extraídas de estos supuestos son inverosímiles.
Hantush (1961) y бочевер et al. (antigua Unión Soviética) (1961) creían que la cabeza de agua en el pozo de observación estaba estudiando el flujo incompleto del pozo en el acuífero confinado.
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En la fórmula, l' y d' son las elevaciones de la cima y los puntos inferiores del tubo filtrante del pozo de observación. El libro se llama ecuación de hantush-бочевер.
Para el estudio del flujo freático tridimensional, Neuman (1972) también creía que la profundidad de caída del cabezal en el pozo de observación puede considerarse como la profundidad de caída promedio de cada punto en el tubo filtrante, es decir ,
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En la fórmula: R es la distancia desde el pozo de observación hasta el pozo de bombeo Z1 y z2 son las elevaciones de los puntos superior e inferior del tubo filtrante del pozo de observación.
Las opiniones de los estudiosos antes mencionados y el método para determinar los niveles de agua en los pozos de observación se han utilizado en hidrogeología hasta ahora, y no ha habido objeciones durante más de 40 años. Sin embargo, los métodos mencionados anteriormente para determinar los niveles de agua en pozos de observación carecen de un análisis básico del mecanismo de formación.
Un breve análisis muestra que los pozos de observación verticales en flujo tridimensional tendrán flujo vertical debido a cabezas de agua desiguales en los tubos filtrantes del pozo de observación. El flujo de agua provocará cambios en la cabeza de agua y también provocará el movimiento del agua subterránea. el pozo y la redistribución de la cabeza de agua. Por lo tanto, a diferencia de un pozo de observación piezómetro, en términos generales, un pozo de observación es esencialmente un tubo filtrante para una parte del suministro de agua (bombeo) y otra parte del tubo filtrante para el drenaje (inyección de agua). Es decir, el pozo de observación no. simplemente refleja la cabeza del agua subterránea en el acuífero. Es un pozo con funciones tanto de "bombeo de agua" como de "inyección de agua", pero el caudal en el orificio es cero y el valor absoluto de "bombeo de agua" en el pozo. tubo es igual a (si se ignora el pequeño almacenamiento del pozo, el orificio de observación no es " ¡Observe el "agujero"!
Obviamente, el "nivel de agua promedio integral" mencionado anteriormente de Hantush, бочевер y Newman no involucra el mecanismo del flujo de agua y es un método puramente matemático que carece de base física. El autor utiliza el "modelo de acoplamiento de flujo de tubería de filtración" para simular el nivel del agua en el pozo de observación mixto (nivel de agua mezclada). este ejemplo son:
Un acuífero confinado homogéneo, de espesor uniforme y que se extiende infinitamente horizontalmente, consta de un orificio hemisférico en la parte superior. El pozo pequeño bombea agua a un flujo constante. La duración del bombeo es t = 10,02 d, y allí. son pozos de observación completos con diferentes aperturas (es decir, pozos de observación híbridos) a diferentes distancias radiales. Se simulan la distribución de la altura del agua y los cambios en el caudal en estos pozos de observación M = 100 m, coeficiente de permeabilidad K = 100 m/d, suministro de agua elástico unitario. μs=0.00001m-1, caudal de bombeo q = 36000m3/d Los resultados de la simulación se muestran en la Figura 5-5 y la Figura 5-6. Se puede observar que en pozos de observación con aperturas ≤0.1m, el hidráulico. Los valores de cabeza a diferentes profundidades son obviamente diferentes, lo que también es muy diferente del valor promedio integrado de hantush-бочевер.
Figura 5-5 Diferentes diámetros Distribución de profundidad de caída del pozo de observación de la distancia direccional r y hantush -бочевер fórmula valor calculado sga
Figura 5-6 Observación de la distribución del flujo del pozo con diferente espaciado de diámetro
Debido a que el pozo de bombeo (sumidero puntual) se encuentra en la parte superior del. acuífero confinado, y la caída de la carga de agua S en la parte superior de todas las distancias radiales R es mayor que la del fondo, es decir, la caída de la carga de agua H en la parte inferior es mayor que la de la parte superior, por lo que el agua en el pozo de observación fluye de abajo hacia arriba. arriba Según el principio de continuidad del flujo, la observación en la parte inferior es para absorber agua (bombear agua) y la observación en la parte superior es para drenar agua (inyectar agua). distribución en el pozo de observación La Figura 5-6a muestra que en un pozo de observación con un diámetro de 0,20 m y un diámetro de 21,19 m, aproximadamente por debajo de z = 35 m está el "bombeo" y por encima de los 35 m está la "inyección de agua". El drenaje vertical máximo del pozo de observación supera los 500 m3/d, así lo llamamos, el pozo de observación no es un pozo de "observación".
Con base en lo anterior, para el análisis, este estudio utiliza el sistema de "filtración". modelo de acoplamiento de flujo de tubería" para simular el nivel de agua en el pozo de observación mixto, de modo que el nivel de agua mezclada se convierta en información útil, es decir, utilizada para la distribución de la cabeza inicial y los parámetros de ajuste.
3. Flujo de manantial dinámica.Modelado científico
Los manantiales son una de las principales formas de convertir el agua subterránea en agua superficial. La aparición de diferentes tipos de manantiales y su dinámica de flujo son cuestiones clave que los hidrogeólogos deben analizar, porque estos datos proporcionan información importante. en hidrogeología Las condiciones proporcionan información extremadamente importante. Los manantiales son los principales elementos de simulación en los modelos numéricos y son una parte integral de la evaluación y gestión de los recursos de aguas subterráneas.
El Servicio Geológico de Estados Unidos (2001) recomienda utilizar el módulo Drain del software MODFLOW para calcular de forma iterativa el caudal del manantial, que esencialmente describe el manantial como un segundo límite, es decir, primero calcula la distribución de la carga sin considerar la existencia del manantial Luego multiplique la diferencia entre la carga de agua subterránea en el punto de la cuadrícula donde se encuentra el manantial y la elevación de la boca del manantial por un cierto coeficiente proporcional (falta de significado físico) para calcular el flujo del manantial, y luego recalcule la distribución de la carga. en el punto de la cuadrícula (segundo límite) y hacerlo de nuevo. Cuando el nivel del agua subterránea es más bajo que la elevación de la boca del manantial, el caudal es cero; cuando el nivel del agua subterránea es más alto que la elevación de la boca del manantial, el caudal del manantial es proporcional a la diferencia de altura y su coeficiente proporcional debe calcularse a través del flujo; adecuado.
En los modelos numéricos anteriores de mi país, la descripción del flujo de agua de manantial es similar al caudal de entrada (dado) de un pozo de bombeo. ¿Cómo afrontar esto y cómo predecirlo? Se desconoce el caudal del manantial.
En los últimos años también existen algoritmos iterativos similares a los propuestos por MODFLOW en China. Por ejemplo, algunos informes de investigación describen el manantial Shanxi Liulin en el lado este del sinclinal de Ordos (en realidad un manantial artesiano monoclínico) como un modelo de flujo plano bidimensional, y luego usan la fórmula del pozo completo que soporta presión para calcular el caudal. del resorte, es decir, Q= qs. Hay varios problemas aquí: ① El manantial Liulin es un manantial ascendente. Cuanto más profundo es el pozo cerca del manantial, mayor es la altura del agua subterránea. Esta es la característica de un manantial artesiano monoclínico. Esta situación tiene características obvias de flujo tridimensional ( 2) Uso La fórmula del pozo completo que soporta presión no es apropiada para calcular el flujo de agua de manantial, especialmente el flujo de manantial de Liulin ③El coeficiente proporcional q no es constante en diferentes momentos (bajo diferentes condiciones);
“El agua de manantial debe colocarse en un cuerpo hidrogeológico para estudiar su tipo de origen y poder simularlo correctamente.” A diferencia de MODFLOW, el método propuesto por este modelo toma la elevación de la boca del manantial como la primera condición de contorno (cuando existe flujo de manantial), y los puntos de la grilla de la boca del manantial, los puntos de la grilla circundantes y los puntos de la grilla inferiores en la misma capa cumplen respectivamente con la norma de Darcy. ley (si el flujo de agua subterránea es un flujo lineal, como Chen Chongxi et al. (1995), Chen Chongxi et al. (1996), Chen Chongxi et al. (2006), o use una ley que no sea de Darcy, como Chen Chongxi (1995), Cheng Jianmei (1998) y Cheng (1998) para establecer la relación del equilibrio hídrico. Todo el método de cálculo se basa en el mecanismo de flujo, por lo que el flujo del manantial se genera directamente mediante la operación del modelo. No se requiere una solución iterativa (en algunos casos, también se requieren iteración y unión. Debido a esto, es posible identificar el flujo de resorte como objeto de ajuste
Específicamente (Figura 5-). 7), según la ley de Darcy, el caudal del manantial Q es la suma del caudal horizontal y el caudal vertical. Si es dominante es un manantial descendente, en caso contrario es un manantial ascendente. Se puede calcular mediante la siguiente fórmula: /p>
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Entre ellos: q es el flujo de agua de manantial Kzsp es el coeficiente de permeabilidad vertical; del área de flujo del manantial; Hb es el valor de la altura de agua del nodo debajo de la boca del manantial; Zsp es la altura de exposición del manantial; Dzsp es la longitud de filtración (espesor del acuífero) durante el proceso de flujo del manantial; Área de control; CA es el coeficiente de corrección del cuello del resorte; Cs es el coeficiente de corrección del diámetro del resorte; Tij y Tik son las conductividades hidráulicas promedio de las secciones de flujo ij y ik, son las longitudes de los segmentos de línea; hk son los nodos I, J, el valor principal de K; e es la unidad de equilibrio alrededor del nodo I, como el cuadrilátero ipbq
Figura 5-7 Diagrama esquemático del cálculo del flujo de manantial
.En simulaciones numéricas anteriores de evaluación de recursos de agua subterránea, no se utiliza el flujo de agua de manantial como factor de ajuste. De hecho, prácticas como MODFLOW no pueden utilizar el flujo de agua de manantial como factor de ajuste, porque necesitan resolver un coeficiente que falta. significado físico al identificar el modelo.
Este modelo selecciona 3 manantiales puntuales típicos y 22 manantiales lineales (manantiales) para simular su dinámica de flujo de agua, y utiliza el caudal medido como un objeto de ajuste importante para obtener la información hidrogeológica. parámetros del sistema acuífero y predecir la dinámica del flujo de agua de los manantiales.
En cuarto lugar, la histéresis de la recarga freática de la precipitación atmosférica y del agua superficial.
La precipitación, el agua superficial y los sistemas de canales son la fuente de recarga de infiltración de agua subterránea. Si no se maneja adecuadamente, el modelo se distorsionará. Por lo tanto, describir correctamente la histéresis de la recarga de infiltración es de gran importancia para mejorar la simulación. el modelo.
En la actualidad, se utiliza principalmente en la evaluación de recursos de aguas subterráneas. Los dos métodos siguientes se utilizan para calcular la recarga de infiltración de precipitaciones, aguas superficiales y sistemas de canales:
1. ) El método del coeficiente de permeabilidad sin considerar la histéresis. Este método generalmente se puede utilizar para describir la recarga de infiltración de agua subterránea en áreas con profundidades de enterramiento pequeñas. Sin embargo, en algunas áreas, la profundidad de enterramiento de agua subterránea es grande si no se toman las características de histéresis de la recarga de infiltración, como la lluvia y el agua superficial. en cuenta, el modelo quedará distorsionado.
2) Método del coeficiente de permeabilidad por histéresis traslacional. Algunos estudios informan la diferencia horaria entre el momento del nivel máximo del agua y el momento del pico de lluvia como un tiempo de retraso unificado. Por ejemplo, si la diferencia horaria es de 3 meses, 65438 la lluvia de octubre se infiltrará y se repondrá en abril, y la lluvia de febrero se infiltrará y se repondrá en mayo. En marzo no llovió y en junio no llovió.
Obviamente, tampoco es razonable abordar de esta manera el reabastecimiento retrasado. Debido a que el momento en que ocurre el pico del nivel del agua subterránea es la suma de todos los factores que afectan la dinámica del nivel del agua subterránea, además de la recarga de lluvia, también hay factores como la evaporación del agua subterránea, la infiltración del riego, el desbordamiento y la extracción de agua subterránea que causan un flujo desequilibrado del agua subterránea. En particular, el factor artificial de extracción de agua subterránea se ha convertido en el principal factor de control de la dinámica del agua subterránea en el área, cubriendo completamente la dinámica natural del agua subterránea. No es apropiado utilizar este método para estudiar el retraso de la recarga de infiltración de lluvia. Incluso si esta área no se desarrolla en absoluto, e incluso si se ignora el impacto de otros factores distintos de la lluvia en la dinámica del agua subterránea, existen problemas obvios con este método desde la perspectiva del impacto de la recarga de infiltración de la lluvia en la dinámica del nivel freático. El proceso de lluvia es intermitente y discontinuo, pero su recarga de aguas subterráneas es continua. Esto se debe a que el flujo de agua subterránea, especialmente el flujo no saturado, tiene efectos obvios de regulación y almacenamiento, lo que hace que la recarga sea histérica y continua. Aunque sólo llueve unas pocas docenas de días al año y no llueve durante los períodos de descanso, la recarga se produce todos los días en zonas con niveles freáticos profundos (la situación de fuerte evaporación en zonas con niveles freáticos poco profundos es más complicada), y es imposible utilizar una traducción con desfase temporal para describir su desfase.
El "método del coeficiente de permeabilidad" mencionado anteriormente tiene cierta aplicabilidad en áreas con poca profundidad de enterramiento freático. Sin embargo, debido a que el agua subterránea está enterrada profundamente en algunas partes del área, como el nivel más alto de agua subterránea en la parte superior del abanico aluvial de Changma, que alcanza los 290 mm, la lluvia de un mes multiplicada por el coeficiente de permeabilidad no puede recargar completamente la capa freática debajo. él. Por lo tanto, ignorar las características de histéresis de la recarga por lluvia conducirá a una distorsión del modelo.
Este estudio utiliza el "método del coeficiente de peso de retardo de recarga de infiltración de lluvia" (Chen Chongxi et al., 1991, 1998) para describir la recarga de infiltración de lluvia. Este método básicamente puede reflejar la realidad objetiva y es muy práctico.
De acuerdo con la teoría del flujo insaturado de agua subterránea, la curva de distribución de la recarga de agua subterránea durante una lluvia se muestra en la Figura 5-8. Esta es una curva unimodal. La forma de la curva depende de la profundidad del nivel freático y de la litología de la zona vadosa y, por supuesto, también está relacionada con la distribución del contenido de agua inicial en la zona vadosa. Identificaremos el último factor y discutiremos el papel del primero.
Figura 5-8 Curva de distribución de recarga de lluvia inicial
Basado en la teoría del flujo no saturado de agua subterránea en la zona vadosa, el estudio de diferentes profundidades del nivel freático y condiciones litológicas para un período determinado (como la luna y los diez días) características de distribución de la intensidad de recarga de lluvia. Para cooperar con la discusión de problemas con métodos numéricos para la evaluación de recursos de agua subterránea, la curva característica continua se cambia a la forma de puntos discretos (porque los métodos numéricos son discretos en el tiempo). Sin pérdida de generalidad, tomamos el período de tiempo como 1 mes.
Para situaciones donde el nivel del agua subterránea es profundo y/o el coeficiente de permeabilidad de la zona vadosa es pequeño, la distribución de la intensidad de la infiltración es una función unimodal. Cuando el nivel del agua subterránea es pequeño, puede ser monótonamente decreciente. función (Fig. 5-9). Si en octubre hay una determinada cantidad de lluvia RA (mm), la suma de la recarga de infiltración de lluvia en ese mes y los meses siguientes es la recarga total formada por la lluvia en ese período. La relación entre este valor ΣREk y la precipitación de octubre ra es el coeficiente de recarga de infiltración (total) α. La relación RA entre la cantidad de infiltración de cada mes y la lluvia de octubre es el coeficiente de recarga de infiltración αk de la lluvia de octubre de cada mes. Es decir
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Figura 5-9 Curva de distribución de duración de recarga de infiltración de lluvia bajo diferentes condiciones de profundidad de enterramiento (litología)
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Entre ellos: RA es la precipitación en Octubre, mm; REk es la recarga de infiltración de lluvia en octubre en K, mm; RE es la cantidad de reposición (total), mm; αk es el coeficiente de recarga de infiltración de lluvia en octubre entre K meses; coeficiente.
Si la precipitación del octubre anterior en la Figura 5-9 es 65,438 000 mm/mes, la ordenada de la figura se convierte en el coeficiente de penetración mensual α k (k = 0, 65, 438 0, 2 , 3,...) expresado como porcentaje.
Las series mensuales de coeficientes de recarga de infiltración bien pueden reflejar las características rezagadas de la recarga de infiltración por lluvia.
Para hacer más general el conjunto de características que describen la histéresis, definimos:
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Por lo tanto
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Esta fórmula muestra que ωk satisface la definición de peso, por lo que llamamos ωk (k = 0, 1, 2,...) como coeficiente (grupo) de compensación de retraso del peso de la carga.
La ventaja de introducir el coeficiente de peso de recarga de retraso (grupo) es que se puede utilizar el mismo coeficiente de peso de recarga de retraso para calcular el volumen de recarga mensual en áreas con diferentes coeficientes de infiltración (diferentes áreas tienen diferentes cantidades de recarga de infiltración en el mismo mes), lo que significa que el coeficiente de peso de recirculación retrasado es más universal. Entonces nuestra tarea es encontrar una función característica que satisfaga las condiciones anteriores, a saber:
1) Son funciones unimodales o funciones monótonamente decrecientes, con el valor pico (o valor máximo) aumentando a medida que el valor pico ( o valor máximo) Disminuye con el retraso del tiempo de aparición
2) La suma de los coeficientes de peso es 1
3) Tiene una gran adaptabilidad y puede adaptarse a diferentes aguas subterráneas; niveles y diferentes condiciones de litología. Recarga de infiltración retardada.
Después de repetidos análisis e investigaciones, decidimos utilizar la siguiente función discreta para representar la distribución del coeficiente de peso de recarga de infiltración retardada.
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Donde ω (j-i) es el coeficiente en peso de la precipitación mensual en I y recarga mensual en J; h es la profundidad del nivel freático, m; b es el coeficiente empírico relacionado con factores como la litología de la zona vadosa, m; se le puede llamar coeficiente de intervalo de profundidad de enterramiento. Este coeficiente es una función creciente del coeficiente de permeabilidad de la zona vadosa.
En esta fórmula se conoce H, y sólo existe un coeficiente empírico B relacionado con la litología y otros factores. Este coeficiente se puede determinar mediante la identificación del modelo, de modo que el coeficiente de peso de recarga para la infiltración retardada se puede calcular utilizando la fórmula anterior. El coeficiente de infiltración (total) de cada zona también se determina mediante la identificación del modelo, a partir del cual se puede calcular la recarga RE(j-i) de este mes y de los meses siguientes bajo la acción de la lluvia RA(i) en un mes determinado, es decir,
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Hasta el momento, hemos analizado la contribución de las precipitaciones en un determinado mes a la recarga de infiltración de ese mes y meses posteriores. Para el problema práctico - la recarga de lluvia de muchos meses al mes J, para simplificar el cálculo utilizamos aproximadamente la suma algebraica de la contribución de la lluvia en el mes I a la recarga freática de este mes y de los meses anteriores para calcular la recarga total de infiltración obtenida en el mes J, es decir,
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En la fórmula: RES(j) es la cantidad total de recarga de infiltración de lluvia en el mes J y los meses anteriores, mm RE(j-i) es la cantidad de recarga de infiltración de lluvia del mes J al J (j > I), mm α es la infiltración; coeficiente de recarga; ω(J > I) es la precipitación del mes I al mes J (j > I) El coeficiente de peso de recarga rezagado RA(i) es la precipitación en enero, mm.
Según la fórmula (5-17), se obtienen 75 curvas de coeficiente de peso del retraso de recarga de infiltración de lluvia, correspondientes a 75 intervalos de profundidad de enterramiento del nivel freático. La diferencia de profundidad de enterramiento Bm de cada intervalo (es decir. , la profundidad de enterramiento Bm por Agregue uno y el número de secuencia de la curva del coeficiente de peso cambia en uno). En la Figura 5-10, sólo se dibujan 12 curvas típicas de coeficiente de peso y, entre las dos curvas, hay de 5 a 7 curvas que no se dibujan.
La propuesta y el uso del método del coeficiente de peso de retardo de recarga de lluvia no solo mejoran en gran medida el efecto de simulación, sino que también son muy convenientes de usar. El mecanismo de histéresis de la recarga de infiltración de agua superficial es similar a la infiltración de lluvia y también se describe mediante el método anterior.
Figura 5-10 Curva del coeficiente de peso del retardo de recarga de infiltración de lluvia
División de parámetros del verbo (abreviatura de verbo)
En este modelo, el medio acuoso es más espeso. dividido verticalmente en seis capas de simulación. Incluso si la misma litología (como la subarcilla) se encuentra a diferentes profundidades de enterramiento, sus parámetros hidrogeológicos no son iguales debido a los diferentes grados de consolidación. En este caso, otro problema difícil es cómo dar la distribución espacial de las estimaciones iniciales de los parámetros.
Según los métodos convencionales, la misma litología debe dividirse en diferentes zonas de parámetros según diferentes capas (diferentes profundidades de entierro). De esta manera, hay demasiadas zonas de parámetros, lo que genera una gran carga de trabajo para el ajuste de parámetros.
Para resolver este problema, el modelo adopta el siguiente método: los valores Kh de la misma litología en diferentes profundidades de entierro se consideran la misma partición, pero los valores de sus parámetros decaen exponencialmente con el entierro. profundidad. De esta manera, cada partición de parámetros solo necesita 1 coeficiente de permeabilidad horizontal Kh0 y 1 coeficiente de atenuación γ para describir, es decir, Kh = Kh0 × e-γh (h es el valor de profundidad de entierro). La distribución espacial de otros parámetros como el valor Kz, el valor μd y el valor μs también se proporciona de la misma manera. De esta manera, la cantidad de parámetros del modelo se reduce considerablemente y la carga de trabajo de ajustar los parámetros del modelo también se reduce en consecuencia.
6. Simulación de perforación
Los pozos artesianos se encuentran comúnmente en cuencas interiores del noroeste, depresiones de frentes de abanicos aluviales, alrededor de grandes manantiales kársticos y acuíferos profundos confinados en áreas planas. Hasta ahora, todavía existen grandes áreas de áreas artesianas de aguas subterráneas en nuestro país (aunque el área de áreas artesianas se ha reducido debido a la explotación a gran escala de aguas subterráneas). Por lo tanto, cómo describir los pozos artesianos en modelos es una cuestión hidrogeológica importante. Sin embargo, el software MODFLOW lanzado por el Servicio Geológico de Estados Unidos no dispone de un módulo para simular el flujo de los pozos artesianos. Esto no parece un descuido, sino más bien una cierta dificultad. Los modelos convencionales de flujo de agua subterránea no pueden resolver este tipo de problema. Hasta ahora, los pozos artesianos en modelos numéricos no han tenido más remedio que proporcionar flujo artesiano. Pero los pozos artesianos son diferentes de los pozos de bombeo. En los pozos de bombeo, la gente generalmente puede ajustar el caudal de bombeo de forma artificial, y el nivel del agua en el pozo es su respuesta cuando el nivel del agua en el pozo desciende hasta el fondo del pozo; no puede bombear agua libremente (pero la mayoría de ellos contienen los valores del pozo de bombeo. El modelo no comprende objetivamente que "el nivel del agua en el pozo es una restricción en la cantidad de bombeo"). Sin embargo, los pozos artesianos no pueden proporcionar flujo artesiano artificialmente, porque el flujo artesiano es la respuesta de los pozos artesianos al entorno circundante (factores meteorológicos, hidrológicos, extracción de agua subterránea, etc. El caudal de los pozos artesianos pertenece a la categoría de predicción, que). es información de salida, no información de entrada.
Este proyecto utiliza el "modelo de acoplamiento de flujo de tubería de filtración" para simular pozos artesianos. Siempre que se establezca un límite de cabeza de agua conocido en la boca de un pozo artesiano, es decir, la cabeza de agua sea igual a la elevación de la cabeza del pozo, se puede simular el flujo de un pozo artesiano. Este método se ha utilizado con éxito en la "Simulación numérica de recursos hídricos kársticos en el este de Weibei, provincia de Shaanxi" (Chen Chongxi et al., 2003).
7. Formación de la altura inicial
La distribución de la altura inicial es una condición indispensable para la simulación numérica del flujo de agua subterránea inestable. Generalmente, el valor de la carga hidráulica inicial de cada nodo (punto de cuadrícula) se obtiene interpolando los niveles de agua de un cierto número de pozos de observación. Sin embargo, cuando el área de estudio es grande, hay pocos pozos de observación, los pozos de observación están ubicados en diferentes capas y hay pozos mixtos, es difícil obtener la distribución de cabeza hidráulica inicial de cada capa simulada mediante interpolación.
Este proyecto utiliza el "método de iteración de cabeza inicial de parámetros" (Chen Chongxi, Lin Min, et al., 1991; Chen Chongxi, Pei Shunping, 2001) para determinar la distribución de cabeza inicial de cada capa. El método de procesamiento específico es el siguiente: el tiempo de simulación inicial es julio de 2003 y la simulación comienza en julio de 2006 5438 0. Utilizando los valores estimados iniciales de los parámetros hidrogeológicos, el valor de carga hidráulica mensual simulado se ajusta al valor medido en Julio de 2003., determine aproximadamente la altura hidráulica inicial del período de simulación (julio de 2003, luego use la altura hidráulica inicial para calcular los parámetros de acuerdo con métodos convencionales y resuélvalo iterativamente). Cuando el ajuste alcanza un cierto nivel, es necesario verificar exhaustivamente si el modelo cumple con las leyes básicas; de lo contrario, se reajustará nuevamente hasta que cumpla con los requisitos. Aunque el método anterior requiere mucho trabajo, funciona bien.