پاورپوینت مدلسازی انتقال املاح از آب های زیرزمینی (pptx) 46 اسلاید

دسته بندی : پاورپوینت

نوع فایل : PowerPoint (.pptx) ( قابل ویرایش و آماده پرینت )

تعداد اسلاید: 46 اسلاید

قسمتی از متن PowerPoint (.pptx) :

MODFLOW آشنائی با چند اصطلاح و تعریف بعضی از مفاهیم اولیه مربوط به بحث آبهای زیر زمینی: ضرايب هيدروديناميك: قابليت انتقال سفره : قابليت انتقال يك ابخوان مقدار آبي كه تحت شيب هيدروليكي واحد از واحد عرض آبخوان عبور مي كند . ضريب هيدروديناميكي قابليت انتقال سفره در محاسبه بيلان آب زيرزميني كه مربوط به جريانهاي زيرزميني ورودي و خروجي مي باشد كاربرد زيادي دارد و ندانستن اين اطلاعات حل مسائل مربوط به جريان آب زيرزميني را غير ممكن مي سازد . براي تعيين قابليت انتقال سفره از روش غير مستقيم رابطه T,R,Tاستفاده گرديد . در اين روش براي تهيه قابليت انتقال آب سفره ابتدا با استفاده از پروفيلهاي ژئوفيزيك نقشه هم مقاومت عرضي تهيه مي گردد . مقاومت عرضي هر سونداژ با استفاده از فرمول RT= e *R محاسبه مي شود كه در آن :‌ RT : مقاومت عرضي e : ضخامت لايه رسوبات R : مقاومت ظاهري سپس نقشه هم مقاومت عرضي و نقشه هم هدايت الكتريكي منطقه تهيه مي شود و بر هم منطبق مي گردند در محل برخورد دو منحني مقاومت عرضي اصلاح شده (RT) از فرمول زير بدست مي آيد . RT = e *R. با مشخص نمودن محل چاههاي پمپاژ شده روي نقشه (RT) ، هر چاه داراي يك رقم RT , T خواهد بود كه اين نقاط بر روي محور مختصاتي كه محور عمودي آن T و محور افقي RT است ،‌ پياده مي شود و مناسبت ترين خط از نقاط مذكور عبور داده مي شود . ضريب زاويه اين خط نسبت بين T , RT را نشان مي دهد با استفاده از آن در ازاء هر نقطه از نقشه RT يك رقم قابليت انتقال مي توان بدست آورد و بدين ترتيب T براي تمام سفره مي توان بسط داد . كه در‌آن T ضريب انتقال آبخوان بوده و معادله ابعادي آن L 2 T –1 است . هدايت هيدروليكي: هدايت هيدروليكي عبارتست از سرعت حركت آب در محيط متخلخل كه به عوامل زير بستگي دارد : K=f(µ, γ ,d) µ: لزجت ديناميكي (Kg/m.s) γ : وزن مخصوص سيال (g/cm3) d : قطر موثر ذرات خاك (m) هدايت هيدروليكي با استفاده از مقادير قابليت انتقال بدست آمده از روش فوق و فرمول زير محاسبه مي شود . K : هدايت هيدروليكي [LT-1] T : قابليت انتقال [L 2 T-1] D : ضخامت سفره [L] هدايت هيدروليكي مابين مقادير 1 تا 25 متر در روز متغير است . آبدهي ويژه: براي تعيين آبدهي ويژه از نتايج آزمايش پمپاژ و همچنين از اطلاعات بدست امده از گزارش ژئوالكتريك و روش تجربي زير استفاده شد . : آبدهي ويژه (بدون بعد) k : هدايت هيدروليكي (cm / day) µ=√k ضريب ذخيره : ضريب ذخيره كه معمولا با S نشان داده مي شود به حجم آبي كه در اثر بالا يا پايين رفتن ارتفاع پیزومتري از هر واحد سطح آبخوان خارج مي شود و يا به ذخيره‌ آن افزوده مي شود و به صورت تابع زير بيان مي گردد : S : ضريب ذخيره n : تخلخل مواد آبخوان b : ضخامت لايه آبدار s=γb( a+n β γ : وزن مخصوص آب (9810 n/m3 : ( β : قابليت فشرده شدن آب (عكس مدول الاستیک آب) a: قابليت فشرده شدن مواد آبخوان (عكس مدول الاستيك مواد آبخوان a=1/Es) ضريب ذخيره ويژه : چنانچه ضريب (S) را بر ضخامت لايه آبدار (b ) تقسيم كنيم عددي كه بدست مي آيد مستقل از ضخامت لايه آبدار بوده و بنام ضريب ذخيره ويژه ناميده مي شود . يعني : كه در‌آن Ss ضريب ذخيره ويژه آبخوان بوده و معادله ابعادي ان L-1 است .ss=s/b ضريب آبدهي ويژه : نسبت درصد آبي كه در اثر ثقل از يك خاك اشباع خارج مي شود به حجم كل آن ضريب آبدهي ويژه ناميده مي شود . که در آن: Sy : ظرفيت مخصوص آبدهي يا آبدهي ويژه Vy : حجم آبي كه در اثر ثقل از خاك خارج مي شود . V : حجم كل توده خاك كه شامل خاك ، آب و هوا مي باشد . هد هيدروليكي: هد هيدروليكي با ارتفاع پيزومتري در هر نقطه عبارتست از ارتفاع آبي در پيزومتر قرار گرفته در آن نقطه در حالتي كه محيط ما داراي فشار اتسمفر باشد اين ارتفاع فاصله عمودي آن نقطه تا سطح آب مي باشد ولي در محيط هاي تحت فشار فاصله عمودي آن نقطه تا سطح پيزومتريك (سطح واقعي آب ) مد نظر است . بخشی از چرخه آب در طبیعت در زیر زمین صورت می گیرد که منابع آبهای زیر زمینی از اجزا آن محسوب می شوند البته آنچه را که به نام آب زیر زمینی معروف است نباید با آب زیر سطحی یکی دانست.هر چند هر دو آب بوده وهر دو زیر لایه سطحی خاک قرار دارند اما از آنجا که کاربردهای متفاوت دارند توسط متخصصان جداگانه مورد بررسی قرار می گیرند. مطالعه حرکت آب در زمین و کاربردهای عملی آن از مهمترین جنبه های هیدرولیک آب زیر زمینی محسوب میشود. معادلات اساسي در حل مسائل آبهاي زيرزميني : معادلات اساسي در حل مسائل هيدروليك آبهاي زيرزميني عبارتند از : 1-معادله دارسي 2-معادله پيوستگي جريان 3-معادله بقاء جرم (جزء ذخيره يا تخليه ) تعريف مدل هاي آب زيرزميني و هدف از ایجاد آن: 1-مكانيزم ها و شرايط مختلف موثر بر منابع آب زيرزميني ، تغييراتي در حجم آب ذخائر زيرزميني و سطح آب سفره بوجود مي آورد كه جهت برنامه ريزي و مديريت صحيح و توسعه كامل ، بايستي تحت كنترل دقيق و پيش بيني هاي بموقع قرار گيرند . مدل منابع آب زيرزميني وسيله اي است كه مي تواند اينگونه تغييرات را مورد بررسي قرار داده و وضعيت آينده سفره را پيش بيني كند . ارزش اين پيش بيني ها بستگي به توانايي مدل در شبيه سازي واقعيت هاي جاري طبيعت دارد . از مدل منابع آبهاي زيرزميني علاوه بر پيش بيني وقايع آينده مي توان به عنوان راهنمائي براي حصول داده هاي مجهول صحرائي استفاده نمود . 2-يك مدل خواص زماني يك سيستم يا بخش هايي از آنرا به صورت فيزيكي يا رياضي شبيه سازي مي كند . در مدل هاي فيزيكي ساختن و تغيير دادن برخي از خواص هندسي و هيدروژئولوژيك يك آبخوان چند لايه ، كه در معرض تنش هايي نظير بارندگي ، جريان آب هاي سطحي و نشت از لايه هاي عميق زيرين قرار دارد ، دشوار بوده و در نتيجه كاربرد مدل هاي فيزيكي واقعي به كاربردهاي آموزشي و آزمايشي محدود مي باشد . انواع مدل هاي آبهاي زيرزميني : بطوركلي مدل هايي كه در آبهاي زيرزميني بكار گرفته مي شوند عبارتند از‌: 1-مدل هاي فيزيكي 2-مدل هاي تشابهي (الكتريكي ) 3-مدل هاي رياضي مدل های فیزیکی : يك سيستم آب زيرزميني را مي توان با استفاده از قياس نمودن بين جريان اب زيرزميني و برخي فرايندهاي فيزيكي مشابه ، نظير عبور جريان هاي الكتريكي از هاديها شبيه سازي كرد . اينگونه مدل ها را انالوگ مي نامند و پيش از توسعه مدل هاي رايانه اي عددي به طور گسترده اي در كارهاي عملي هيدروژئولوژيك ، مورد استفاده بودند . مدل هاي فيزيكي كه از روي سيستم آب زيرزميني با همان اصول و خواص فيزيكي و صرفا در يك ابعاد كوچكتر ساخته مي شوند . به لحاظ اينكه شرايط طبيعي عموما پيچيده مي باشد استفاده از اين مدل ها مشكلات متعدد و هزينه هاي زيادي را به همراه دارد . لذا از اين مدل ها بندرت استفاده مي شود . در مدل هاي تشابهي يا الكتريكي از تشابه ميان معادلات حاكم بر جريان اب در محيط هاي متخلخل با روابط رياضي حاكم بر جريان الكتريسيته در اجسام هادي استفاده مي گردد . بدين صورت كه جريان اب زيرزميني بوسيله يك شبكه معادل كه داراي مقاومت ها و مخازن هاي نظير و متناسب با توابع ضرائب هيدروديناميكي محيط متخلخل (S2, T1) است ، مورد مطالعه قرار مي گيرد و نهايتا استفاده از روايت تشابه و اندازه گيري مقادير پتانسيل الكتريك نقاط مخلف شبكه ، مقادير پتانسيل هيدروديناميكي در نقاط متناظر از محيط بدست مي آيد . اگر چه به كمك مدل هاي تشابهي مي توان حتي مسايل پيچيده را تحليل نمود . ولي با توجه به مشكلات نسبي در تهيه مدل و انعطاف پذيري كمتر آن در مقايسه با مدل هاي رياضي اين روش به تدريج كاربرد كمتري پيدا كند . از سال 1960 به بعد كه كامپيوتر با سرعت و قدرت ذخيره بالا بطور گسترده در دسترس قرار مي گيرد و امكان حل معدلات ديفرانسيل بسيار پيچيده با استفاده از روش هاي عددي كه خود نيز در اين اواخر از پيشرفت هاي چشمگير برخوردار بوده ، ميسر مي گردد بدين ترتيب مدل هاي رياضي كاربرد وسيع پيدا مي نمايند . كه در ذيل به بحث در مورد مدل رياضي آبهاي زيرزميني مي پردازيم . شش مدل رياضي آبهاي زيرزميني : براساس مطالب قبل ، مدل رياضي در ابهاي زيرزميني عبارت است از يك ابزار محاسباتي كه حل عددي معادلات جريان را د ر منابع آب زيرزميني يك حوضه آبريز با شرايط مرزي معلوم ميسر مي سازد به عبارت ديگر ، يك مدل رياضي بيان كننده جريان آب در يك محيط متخلخل بگونه اي حل مي شود كه بتواند با توجه به شرايط اوليه مرزي ، خصوصيات محيط متخلخل ، تغييرات ميزان تغذيه و تخليه و ديگر عوامل ، نوسانات سطح آب را در هر زمان شبيه سازي نمايد . اين روش در مقايسه با روش تشابهي از سهولت و انعطاف پذيري بيشتري برخوردار بوده و به راحتي مي تواند هر نوع تغييرات را بپذيرد بنابراين روز بروز بر كاربرد آن افزوده مي گردد . مدل هايي كه در انها توصيف جريان اب زيرزميني با استفاده از معادلات رياضي صورت مي گيرد «مدل رياضي» ناميده مي شوند . بسته به نوع معادلات ، مدل هاي فوق را مي توان به سه دسته تجربي ، احتمالي و معين تقسيم بندي كرد . مدل هاي تجربي حاصل از داده هاي تجربي هستند كه نوعي معادله رياضي بر آنها برازش داده مي شوند . قانون دادرسي مثال خوبي در اين مورد است (بايد توجه داشت كه بعدها قانون دادرسي از لحاظ نظري تاييد گرديد ) . مدل هاي احتمالاتي بر اساس قوانين احتمالاتي و آماري مي باشند . اين مدل ها مي توانند داراي شكل ها و پيچيدگي هاي گوناگون باشند كه از توزيع احتمالاتي ساده يك خاصيت هيدروژئولوژيك مورد نظر ، شروع و به مدل هاي پيچيده استوكاستيك وابسته به زمان ختم مي شوند . عوامل عمده اي كه استفاده گسترده از مدل هاي احتمالاتي را با محدوديت روبرو مي سازند عبارتند از : -اين مدل ها براي شناسايي پارامتر ، نياز به مجموعه بزرگتري از داده ها دارند. -از اين مدلها نمي توان براي پاسخگويي (پيش بيني) تعداد زيادي از متداول ترين سوالات ناشي از كارهاي علمي هيدروژئولوژيك ، نظير اثرات پمپاژ در آینده استفاده كرد . -در مدل هاي معين فرض بر آن است كه واكنش هاي آينده سيستم آبخوان مورد مطالعه ، با قوانيني فيزيكي حاكم بر جريان آبهاي زيرزميني تعيين شوند. مدل هاي معين براساس معادله رياضي كه در آنها مورد استفاده قرار مي گيرد ، به دو گروه عمده تحليلي و عددي تقسيم بندي مي شوند . به طور ساده مدل هاي تحليلي هر بار يك معادله جريان آب زيرزميني را حل مي كنند كه نتيجه آن مي تواند در يك نقطه يا خطي از نقاط ، در ميدان جريان مورد تحليل به كار گرفته شود . در هنگامي كه سيستم مورد بررسي ناهمگن بوده و شامل چندين مرز و تعداد زيادي چاه باشد و چندين آبخوان از لحاظ هيدروليكي متصل به يكديگر وجود داشته باشد ، كاربرد مدل هاي تحليلي امكان پذير نخواهد بود . مدل هاي عددي تمام ميدان جريان مورد نظر را به طور همزمان توصيف مي كنند و اين امر در شرايطي است كه براي تمام نقاط مشخص شده حل رياضي وجود داشته باشد . منطقه مورد نظر ، به تعدادي منطقه كوچكتر (سلول يا المان) تقسيم مي گردد و يك معادله پايه جريان براي هر سلول كه غالبا بيلان آبي ان مورد نظر است ، حل مي شود . حل مدل عددي ، منجر به تعيين بار هيدروليكي در نقاط بيانگر هر سلول مي شود . اين نقاط را مي توان در مركز هر سلول يا محل هاي تقاطع سلولهاي مجاور و يا هر محل ديگر قرار داد . معادله ديفرانسيل پايه اي جريان آب هاي زيرزميني توسط يك معادله جبري جايگزين مي شود ، بطوريكه تمام ميدان با X معادله و X مجهول كه در ان X نشان دهنده تعداد سلول هاست ، مشخص مي شود . سيستم معادلات جبري مذكور ، به صورت عددي از طريق فرايند تكرار حل مي گردد . مدل هاي عددي ، براساس روش هاي گوناگون تقريب معادلات ديفرانسيل جريان و روش هاي حل عددي سيستم معادلات جبري جديد ، به چندين گروه تقسيم بندي مي شوند كه كاربردي ترين انها مدل هاي تفاضل هاي محدود و عناصر محدود مي باشند .