Establecimiento de un modelo de acoplamiento de flujo superficial y flujo subterráneo

Para los ríos superficiales en la cuenca del río Heihe, se puede suponer que es un flujo de gradiente unidimensional no constante. Cuando la pendiente del lecho del río es muy pequeña (i = sinθ≈tgθ), hay recolección de agua (o desviación de agua) en ambos lados y hay un acuitardo débil en el fondo del lecho del río. Hay condiciones de conversión mutua entre los ríos. agua y agua subterránea Por lo tanto, el modelo de movimiento del agua del río puede utilizar dos descripciones de ecuaciones básicas, es decir, ecuación de continuidad y ecuación de movimiento:

Modelo de evolución de la circulación del agua y la formación de aguas subterráneas en la cuenca del río Heihe.

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Donde: B - ancho de la sección del cauce del río (metros);

Z——Nivel del agua del río (metros);

Q——Descarga de la sección del río (m2 /d);

X——Espaciamiento de las secciones del río (m);

QL - el flujo de entrada (positivo) o flujo de salida (negativo) por unidad de longitud del río a lo largo de ambas orillas, la unidad es metro cuadrado/día (m2/d);

K - coeficiente de descarga;

coeficiente c-Xiecai;

A——Área de la sección transversal del río ( m2);

R——Radio hidráulico (metro);

E——La capacidad de intercambio vertical entre el agua del río y el agua subterránea por unidad de longitud en la dirección ascendente del río (m3 /d), que es positiva cuando el río descarga aguas subterráneas y negativa cuando el río recarga aguas subterráneas;

Aceleración de la gravedad.

Existen tres modos de intercambio vertical entre ríos y sistemas acuíferos: drenaje por elevación, filtración a presión y filtración por lixiviación.

Cuando la cantidad de extracción de agua subterránea a lo largo del río se mantiene en un nivel bajo, la diferencia entre el nivel del agua del río y el nivel del agua subterránea es pequeña, y el intercambio de agua entre la masa de agua superficial y el agua subterránea el cuerpo es continuo; cuando el nivel del agua subterránea es más alto que el nivel del agua del río, cuando el nivel del agua subterránea es más bajo que el nivel del agua del río, el nivel del agua subterránea no es muy diferente; desde el nivel del agua del río (es decir, no "cruza la línea"), el agua del río repone el agua subterránea mediante fugas de presión cuando el nivel del agua del río no está en línea recta con el agua subterránea, el agua de filtración fluye; verticalmente hacia abajo, que es un flujo unidimensional. Bajo la acción de la gravedad, el gradiente hidráulico de la infiltración vertical natural ha alcanzado su valor máximo, el río recarga el agua subterránea mediante lixiviación y la fuga alcanza la cantidad límite de fuga Em, independientemente de la diferencia de nivel del agua. La intensidad de recarga de filtración (intensidad de filtración) de esta sección del río no debe ser mayor que la intensidad de desbordamiento qu por encima de esta sección del río, ni debe exceder la intensidad de filtración final Em. Antes de la "desconexión", se creía aproximadamente que la capacidad de intercambio vertical E del agua del río y del agua subterránea tenía una relación lineal con la diferencia entre el nivel del agua del río y el nivel del agua subterránea (puede considerarse como desbordamiento), es decir, obedecía Ley de Darcy (Liu, 1998; Jiang, 1994, 1999), la expresión matemática del modelo de intercambio de agua en este momento es:

El modelo de evolución de la circulación del agua y la formación de aguas subterráneas en la cuenca del río Heihe

Donde: CPS es el coeficiente de recarga de la capa limitante en el fondo del lecho superficial del río, CPS = ks/bs

Ks - el coeficiente de permeabilidad de la capa limitante del fondo del río ( sedimento fino con débil permeabilidad al agua);

Bs - el espesor de la capa restrictiva del fondo del río (m);

B——El ancho promedio de la sección del río (metros);

H1——El nivel de agua del sistema sumergible (metros);

z-Nivel de agua superficial del río (metros).

2. Modelo matemático del flujo de agua subterránea en sistemas acuíferos multicapa.

Para sistemas de agua subterránea multicapa, se puede utilizar el método del núcleo discreto para la simulación. Suponiendo que cada acuífero se trata como un flujo plano bidimensional, la relación de filtración entre acuíferos se establece mediante la teoría de la filtración de Nenuman y Witherspoon. Luego, Maddock (1974) y otros se utilizaron para estudiar el sistema acuífero multicapa, es decir, un sistema acuífero de agua subterránea de capa m puede estar compuesto por un sistema freático y varios acuíferos confinados inferiores. El agua subterránea en cada acuífero fluye principalmente horizontalmente. y el contenido de agua El intercambio de humedad entre capas se produce mediante desbordamiento vertical, generalizando así el sistema multiacuífero en un sistema de flujo de agua subterránea heterogéneo, isotrópico y casi tridimensional.

El modelo de evolución de la circulación del agua y la formación de aguas subterráneas en la cuenca del río Heihe

Después de la simplificación, puede describirse mediante el problema de solución definitiva de la ecuación diferencial anterior (Xue Yuqun et al. ., 1980; Zhu et al., 1990; Xu Guangquan, 2000):

Modelo de evolución del ciclo del agua y formación de aguas subterráneas en la cuenca del río Heihe

Donde: (x, y )-coordenada espacial (m);

QM——m acuífero Intensidad minera artificial (m3/d);

Intensidad minera.

i-M Pozos en el acuífero (m3/d);

MP——número de pozos productores;

, Yi——coordenadas del primer pozo (m);

δ(x-xi, y-yi) - el valor de la función delta de Dirac bidimensional en (xi, yi);

Hm0 - la elevación inicial del nivel del agua de cada acuífero (m );

Tm——El coeficiente de permeabilidad desigual del acuífero m-ésimo (m2/d), en la capa freática es t 1 = k(h 1-Z), Z es el fondo del acuífero. sistema freático Elevación;

Cpam - coeficiente de desbordamiento (D-1) de la m-ésima capa de acuitardo

ε - excepto para recarga de ríos superficiales, recarga de desbordamiento y minería artificial Recarga vertical intensidad (m3/d);

Hm——elevación del nivel de agua del acuífero m-ésimo (m);

Sm——almacenamiento de agua del acuífero m-ésimo Coeficiente, que es el grado de suministro de agua cuando el acuífero está bajo presión y el coeficiente elástico de almacenamiento de agua cuando está bajo presión;

γ 2 - el segundo límite de cada acuífero;

γ1 — —Una especie de límite de cada acuífero;

Q(x, y, t)——El caudal por unidad de ancho del segundo límite de m acuífero (m2/d);

Hm1——El nivel de agua límite del acuífero m-ésimo (m);

——La dirección normal exterior de cada límite;

E——En la dirección de caudal del río, unidad de longitud La capacidad de intercambio vertical entre el agua del río interior y el agua subterránea (m/d), donde el agua subterránea descargada por el río es un valor negativo y el agua subterránea recargada por el río es un valor positivo;

ω - el área calculada del acuífero.

La cantidad de intercambio vertical e entre el agua del río y el sistema de agua subterránea se puede procesar de acuerdo con el método anterior del modelo de movimiento del agua superficial del río. La ecuación (9-3) describe el movimiento del agua subterránea, las condiciones iniciales y las condiciones de contorno de cada acuífero en el sistema acuífero multicapa del sistema freático y el sistema de agua confinada, respectivamente. Las ecuaciones simultáneas (9-1) y (9-3) se pueden usar para obtener un modelo de simulación acoplado del flujo de ríos y aguas subterráneas en áreas donde hay ríos superficiales, el agua subterránea y los ríos superficiales intercambian agua, y el acuífero de agua subterránea es un acuífero múltiple. -sistema acuífero de capas.