Уравнение потока грунтовых вод - Groundwater flow equation

Используется в гидрогеология, то уравнение потока грунтовых вод это математический отношение, которое используется для описания потока грунтовые воды через водоносный горизонт. В преходящий поток подземных вод описывается формой уравнение диффузии, аналогично тому, что используется в теплопередача для описания потока тепла в твердом (теплопроводность ). Установившийся поток подземных вод описывается формой Уравнение лапласа, который является формой потенциальный поток и имеет аналоги во многих областях.

Уравнение потока грунтовых вод часто выводится для небольшого репрезентативного элементного объема (REV), где свойства среды считаются фактически постоянными. Баланс массы выполняется для воды, текущей в этот небольшой объем и из него, при этом параметры потока в соотношении выражаются в единицах напора с использованием конститутивное уравнение называется Закон Дарси, что требует, чтобы поток был ламинарный. Другие подходы основаны на Агентные модели включить эффект сложный водоносные горизонты, такие как карстовый или трещиноватые породы (например, вулканические) ^[1]

Баланс массы

Баланс массы должен выполняться и использоваться вместе с Закон Дарси, чтобы прийти к уравнению нестационарного потока грунтовых вод. Этот баланс аналогичен балансу энергии, используемому в теплопередача прибыть в уравнение теплопроводности. Это просто отчет о том, что для данного контрольного объема, помимо источников или стоков, масса не может быть создана или уничтожена. Закон сохранения массы утверждает, что для данного приращения времени (Δt), разница между массой, втекающей через границы, массой, истекающей через границы, и источниками в объеме, является изменением в хранении.

${\displaystyle {\frac {\Delta M_{stor}}{\Delta t}}={\frac {M_{in}}{\Delta t}}-{\frac {M_{out}}{\Delta t}}-{\frac {M_{gen}}{\Delta t}}}$

Уравнение диффузии (нестационарный поток)

Массу можно представить как плотность раз объем, и в большинстве случаев воду можно считать несжимаемый (плотность не зависит от давления). Затем потоки массы через границы становятся объемными потоками (как показано в Закон Дарси ). С помощью Серия Тейлор для представления входящих и исходящих потоков через границы контрольного объема, и используя теорема расходимости чтобы превратить поток через границу в поток по всему объему, окончательная форма уравнения потока грунтовых вод (в дифференциальной форме) будет:

${\displaystyle S_{s}{\frac {\partial h}{\partial t}}=-\nabla \cdot q-G.}$

В других областях это известно как уравнение диффузии или уравнение теплопроводности, это параболическая уравнение в частных производных (PDE). Это математическое утверждение указывает на то, что изменение гидравлическая головка со временем (левая часть) равно отрицательному расхождение потока (q) и исходные термины (грамм). В этом уравнении неизвестны напор и поток, но закон Дарси связывает поток с гидравлическим напором, поэтому подставляя его вместо потока (q) приводит к

${\displaystyle S_{s}{\frac {\partial h}{\partial t}}=-\nabla \cdot (-K\nabla h)-G.}$

Сейчас если гидравлическая проводимость (K) пространственно однороден и изотропен (а не тензор ), его можно вынести из пространственной производной, упростив их до Лапласиан, это делает уравнение

${\displaystyle S_{s}{\frac {\partial h}{\partial t}}=K\nabla ^{2}h-G.}$

Разделение на конкретное хранилище (S_s), ставит коэффициент гидравлической диффузии (α = K / S_s или эквивалентно, α = Т / С) с правой стороны. Коэффициент гидравлической диффузии пропорционален скорости, с которой конечный импульс давления будет распространяться через систему (большие значения α приводят к быстрому распространению сигналов). Тогда уравнение потока грунтовых вод принимает вид

${\displaystyle {\frac {\partial h}{\partial t}}=\alpha \nabla ^{2}h-G.}$

Где термин "сток / источник", грамм, теперь имеет те же единицы, но разделен соответствующим сроком хранения (как определено подстановкой коэффициента гидравлической диффузии).

Прямоугольные декартовы координаты

Трехмерная конечно-разностная сетка, используемая в MODFLOW

Особенно при использовании конечно-разностных моделей с прямоугольной сеткой (например MODFLOW, сделанный USGS ) мы имеем дело с Декартовы координаты. В этих координатах общий Лапласиан оператор становится (для трехмерного потока) специально

${\displaystyle {\frac {\partial h}{\partial t}}=\alpha \left[{\frac {\partial ^{2}h}{\partial x^{2}}}+{\frac {\partial ^{2}h}{\partial y^{2}}}+{\frac {\partial ^{2}h}{\partial z^{2}}}\right]-G.}$

Код MODFLOW дискретизирует и моделирует ортогональный Трехмерная форма уравнения потока грунтовых вод. Однако у него есть возможность работать в «квази-3D» режиме, если пользователь желает этого; в этом случае модель имеет дело с осредненными по вертикали Т и S, скорее, чем k и S_s. В квази-3D режиме поток рассчитывается между двухмерными горизонтальными слоями с использованием концепции утечки.

Круговые цилиндрические координаты

Еще одна полезная система координат - 3D. цилиндрические координаты (обычно там, где накачка Что ж это линейный источник, расположенный в начале координат - параллельно z ось - вызывающая сходящийся радиальный поток). В этих условиях приведенное выше уравнение принимает вид (р радиальное расстояние и θ угол),

${\displaystyle {\frac {\partial h}{\partial t}}=\alpha \left[{\frac {\partial ^{2}h}{\partial r^{2}}}+{\frac {1}{r}}{\frac {\partial h}{\partial r}}+{\frac {1}{r^{2}}}{\frac {\partial ^{2}h}{\partial \theta ^{2}}}+{\frac {\partial ^{2}h}{\partial z^{2}}}\right]-G.}$

Предположения

Это уравнение представляет поток в насосную скважину (сток прочности грамм), расположенный в начале координат. И это уравнение, и декартова версия, приведенная выше, являются фундаментальным уравнением в потоке грунтовых вод, но для того, чтобы прийти к этому моменту, требуется значительное упрощение. Некоторые из основных допущений, которые вошли в оба этих уравнения:

• материал водоносного горизонта несжимаемый (отсутствие изменений в матрице из-за изменений давления - также известное как просадка),
• вода постоянной плотности (несжимаемая),
• любые внешние нагрузки на водоносный горизонт (например, перегружать, атмосферное давление ) постоянны,
• для одномерной радиальной задачи насосная скважина полностью проходит через негерметичный водоносный горизонт,
• грунтовые воды текут медленно (Число Рейнольдса меньше единицы), и
• гидравлическая проводимость (K) является изотропный скаляр.

Несмотря на эти большие предположения, уравнение потока грунтовых вод хорошо справляется с представлением распределения напоров в водоносных горизонтах из-за временного распределения источников и стоков.

Уравнение Лапласа (установившееся течение)

Если водоносный горизонт имеет граничные условия подпитки, может быть достигнуто установившееся состояние (или его можно использовать в качестве приближения во многих случаях), а уравнение диффузии (выше) упрощается до Уравнение лапласа.

${\displaystyle 0=\alpha \nabla ^{2}h}$

Это уравнение утверждает, что гидравлический напор является гармоническая функция, и имеет множество аналогов в других областях. Уравнение Лапласа может быть решено с использованием методов, с использованием аналогичных предположений, изложенных выше, но с дополнительными требованиями стационарного поля потока.

Общий метод решения этого уравнения в гражданское строительство и механика грунта заключается в использовании графической техники рисования сети; куда контурные линии гидравлического напора и функции потока делают криволинейная сетка, позволяя приближенно решать сложные геометрические фигуры.

Установившийся поток в насосную скважину (который на самом деле никогда не возникает, но иногда является полезным приближением) обычно называют Раствор тима.

Двумерный поток подземных вод

Приведенные выше уравнения потока грунтовых вод действительны для трехмерного потока. В неограниченном водоносные горизонты, решение трехмерной формы уравнения осложняется наличием свободной поверхности уровень грунтовых вод граничное условие: помимо решения для пространственного распределения головок, местоположение этой поверхности также неизвестно. Это нелинейная задача, хотя основное уравнение является линейным.

Альтернативная формулировка уравнения потока грунтовых вод может быть получена путем обращения к Допущение Дюпюи-Форххаймера, где предполагается, что напоры не меняются в вертикальном направлении (т.е. ${\displaystyle \partial h/\partial z=0}$). Горизонтальный водный баланс применяется к длинной вертикальной колонке с площадью ${\displaystyle \delta x\delta y}$ простирается от основания водоносного горизонта до ненасыщенной поверхности. Это расстояние называется насыщенная толщина, б. В закрытый водоносный горизонт, насыщенная мощность определяется высотой водоносного горизонта, ЧАС, а напор везде отличен от нуля. В неограниченном водоносный горизонт, то насыщенная толщина определяется как расстояние по вертикали между поверхностью зеркала грунтовых вод и основанием водоносного горизонта. Если ${\displaystyle \partial h/\partial z=0}$, а основание водоносного горизонта находится в нулевой точке отсчета, то неограниченная насыщенная мощность равна напору, т.е. б = ч.

Если предположить, что гидравлическая проводимость а горизонтальные составляющие потока однородны по всей насыщенной толщине водоносного горизонта (т. е. ${\displaystyle \partial q_{x}/\partial z=0}$ и ${\displaystyle \partial K/\partial z=0}$), мы можем выразить Закон Дарси с точки зрения интегрированного сбросы подземных вод, Q_Икс и Q_у:

${\displaystyle Q_{x}=\int _{0}^{b}q_{x}dz=-Kb{\frac {\partial h}{\partial x}}}$

${\displaystyle Q_{y}=\int _{0}^{b}q_{y}dz=-Kb{\frac {\partial h}{\partial y}}}$

Вставив их в наши баланс массы выражение, мы получаем общее двумерное управляющее уравнение для потока несжимаемых насыщенных грунтовых вод:

${\displaystyle {\frac {\partial nb}{\partial t}}=\nabla \cdot (Kb\nabla h)+N.}$

Где п водоносный горизонт пористость. Исходный термин, N (длина за раз) представляет добавление воды в вертикальном направлении (например, подпитка). Включив правильные определения для насыщенная толщина, конкретное хранилище, и удельная доходность, мы можем преобразовать это в два уникальных управляющих уравнения для ограниченных и неограниченных условий:

${\displaystyle S{\frac {\partial h}{\partial t}}=\nabla \cdot (KH\nabla h)+N.}$

(ограниченный), где S = S_sб водоносный горизонт хранимость и

${\displaystyle S_{y}{\frac {\partial h}{\partial t}}=\nabla \cdot (Kh\nabla h)+N.}$

(без ограничений), где S_у это удельная доходность водоносного горизонта.

Обратите внимание, что уравнение в частных производных в неограниченном случае нелинейна, тогда как в ограниченном случае она линейна. Для неограниченного стационарного потока эту нелинейность можно устранить, выразив PDE через квадрат напора:

${\displaystyle \nabla \cdot (K\nabla h^{2})=-2N.}$

Или, для однородных водоносных горизонтов,

${\displaystyle \nabla ^{2}h^{2}=-{\frac {2N}{K}}.}$

Эта формулировка позволяет нам применять стандартные методы для решения линейных уравнений в частных производных в случае неограниченного потока. Для неоднородных водоносных горизонтов без подпитки Потенциальный поток методы могут применяться для смешанных замкнутых / неограниченных случаев.

Смотрите также

• Метод аналитических элементов
  • Численный метод, используемый для решение дифференциальных уравнений в частных производных
• Допущение Дюпюи-Форххаймера
  • Упрощение уравнения потока грунтовых вод относительно вертикального потока
• Энергетический баланс подземных вод
  • Уравнения потока грунтовых вод на основе баланса энергии
• Уравнение Ричардса

Рекомендации

1. Корона, Оливер Лопес; Падилья, Пабло; Эсколеро, Оскар; Гонсалес, Томас; Моралес-Касике, Эрик; Осорио-Ольвера, Луис (2014-10-16). «Сложные системы подземных вод как модели путешествующих агентов». PeerJ. 2: e557. Дои:10.7717 / peerj.557. ISSN  2167-8359.

дальнейшее чтение

• Х.Ф. Ван и М.П. Андерсон Введение в моделирование подземных вод: методы конечных разностей и конечных элементов
  • Отличное чтение для начинающих по моделированию грунтовых вод. Охватывает все основные концепции, с просто примеры в FORTRAN 77.
• Фриз, Р. Аллан; Черри, Джон А. (1979). Грунтовые воды. Прентис Холл. ISBN  978-0133653120.

внешняя ссылка

• ПО для подземных вод USGS - бесплатное программное обеспечение для моделирования подземных вод, такое как MODFLOW
• Гидрология подземных вод (MIT OpenCourseware )