2.7 ذخیره آب زیر سطحی

این نشان دهنده بخشی از آب است که به خاک نفوذ می کند و برای مدت کوتاهی یا برای سالهای زیادی راکد می شود.

1.2.7 منطقه اشباع / اشباع نشده

منطقه اشباع - سیستمی با دو فاز (جامد و مایع) است که در آن تمام منافذ با آب پر می شوند.

منطقه غیر اشباع - سیستمی با سه فاز (جامد، مایع و گاز) است که فقط بخشی از زمین با آب پر می شود.

شکل 2.7 تمایز بین مناطق اشباع و اشباع نشده [Musy, 2001]

تفاوت اساسی بین مناطق اشباع و اشباع نشده در هادی های مختلف هیدرولیکی است.

می توان آن را تشخیص داد:

• آب حاصل از خاک نشان دهنده آب منطقه اشباع نشده است و این پیوند انتقال بین ماده و مواد است. این فرایندها بخشی از چرخه پیوسته خاک-گیاهان-جو است.
• سطح آب زیرسطحی تحت تأثیر رژیم نفوذ باران یا آب آبیاری است که از منطقه اشباع نشده عبور می کند.

1.1.2.7 آب از خاک

تنوع مکانی و زمانی فاز مایع توسط کمی و سطح کیفیت تأکید شده است. تکامل کمیت (حجم) و کیفیت (ترکیب آب) از انتقال پویا همراه با خصوصیات آب و خصوصیات خاک حاصل می شود.

مشخصات فاز مایع خاک

شرح فاز مایع بر اساس مفهوم رطوبت خاک است، این تغییر به ساختار و تخلخل خاک بستگی دارد. با اشاره به جرم یا حجم، رطوبت خاک را می توان با استفاده از موارد زیر بیان کرد:

• θ رطوبت حجمی، نسبت بین حجم آب موجود در خاک بر حجم آشکار خاک است. این مقدار بین مقادیر حداقل (رطوبت باقیمانده) و حداکثر (رطوبت اشباع) متفاوت است. این اصل برابر با تخلخل موثر است (به عنوان نسبت بین حجم خالی و کل حجم محیط تعریف می شود).
• θ_r رطوبت باقیمانده.
• θ_s رطوبت اشباع
• S_w شاخص اشباع به عنوان نسبت بین حجم آب و حجم منافذ تعریف می شود. مقدار این نسبت بیانگر حجم منافذ پر شده از آب است و بین حداقل باقیمانده و 100٪ متفاوت است.
• w رطوبت وزن بیانگر نسبت بین مقدار آب (جرم) موجود در نمونه خاک و جرم ذرات خشک خاک است.

تنوع مکانی و زمانی توسط پروفیل های هیدریک توصیف می شود که نشان دهنده توزیع عمودی رطوبت خاک در لحظه های خاص است. سطح موجود بین دو پروفیل هیدریک پی در پی در فاصله t₁ و t₂ نشان دهنده حجم آب ذخیره شده یا از دست رفته از سطح در نظر گرفته شده است.

شکل 3.7. نمونه ای از پروفیل های هیدریک در زمان t₁ و t₂ منبع [Musy and Soutter, 1991]

حالت انرژی زا آب زیر سطحی

پویایی آب از اثر میدانهای مختلف نیرو حاصل می شود: گرانش، مویرگی و جذب. مجموع انرژی درونی، جنبشی و پتانسیل، وضعیت انرژی آب زیر سطح را مشخص می کند. مفهوم پتانسیل کل فاز مایع اجازه می دهد تا مقدار انرژی آب زیر سطحی را کمی کند، و رفتار درون سیستم "خاک - گیاهان - جو" را توصیف می کند. به صورت کلی می توان آن را به عنوان نسبت مجموع انرژی های بالقوه (فشار، گرانش) بر واحد مایع وزن نوشت و می توان آن را با مفهوم بار هیدرولیکی H بیان کرد.

جایی که:

H بار هیدرولیکی [m] فشار بیان شده با ارتفاع معادل آب یا فشار وارد شده توسط یک ستون آب با همان ارتفاع است.

 h شارژ فشار [m] نسبت بین فشار موثر آب زیرسطحی و فشار هوا است.

 z بار گرانش [m]، ارتفاع آب بالاتر از طرح مرجع است.

توزیع پتانسیل فشار، گرانش و پتانسیل کل در خاک به صورت گرافیکی توسط پروفیل های بار فشار، گرانش و بار کل نشان داده شده است.

شکل 7.4 پروفیل های بار فشار، بار گرانش و بار کل یک سیستم در تعادل هیدرواستاتیک [Musy, 2001]

رفتار پویایی: قانون دارسی

قانون دارسی محاسبه کل خروجی آب را به عنوان بازدهی بین ثابت تناسب (هدایت هیدرولیکی در اشباع) و یک شیب بار هیدرولیکی، بسته به عمق، پیشنهاد می کند. قانون دارسی را می توان به شرح زیر نوشت:

جایی که:

 q شار انتقال [mm/h]

 H بار هیدرولیک کل [m]

 z عمق زیر سطح خاک [m]

 K_s رسانایی هیدرولیکی در حالت اشباع [mm/h]

دو مورد از هم تفکیک می شود:

• در صورت وجود محیط غیر اشباع، رسانایی هیدرولیکی با رطوبت خاک و فشار موثر آب متفاوت است، که منفی است.
• در صورت وجود محیط اشباع، فشار آب موثر در خاک مثبت است و به عمق غوطه وری زیر سطح آب آزاد بستگی دارد.

برآورد موجودی آب

کمی سازی شار با پروفیل های هیدریک حاصل می شود و بر اساس معادله پیوستگی است:

جایی که:

 Δθ تغییر رطوبت [%] m³/m³] = 100]، مقدار مثبت یا منفی

 Δq تغییر شار انتقال [mm/h]

 Δz تغییر عمق [mm]

 Δt تغییر زمانی [h]

دو پروفیل هیدریک در نظر گرفته می شود، بین t₁ و t₂ و بین cote ارتفاع سنجی z₁ و z₂ اندازه گیری می شود. این منجر به معادله زیر می شود:

جایی که:

 q_z2, q_z1 متوسط ​​شار آب را در کل t₁ و t₂ و z₁ و z₂ نشان می دهد

 Δt فاصله زمانی در طول t₁ و t₂

 ΔS_z2-z1 سطح در طول دو پروفیل هیدریک و z₁ و z₂

 ΔS تغییرات سهم  بین سطح ارتفاع سنجی

 

شکل 5.7. برآورد موجودی آب در خاک [Musy, 2001]

2.1.2.7 آب زیرسطحی

سفره آب یک الگوی زمین شناسی نفوذپذیر (خاک یا سنگ) با منافذ یا شکاف های ارتباطی است که به اندازه کافی بزرگ است و باعث می شود آب تحت تأثیر جاذبه (شن، شن، سنگ ریزه) گردش کند. سفره آب زیرزمینی مخزن آب زیرزمینی است.

جداول معلق و فراتریک آبهای زیرزمینی.

سازندهای معلق در مناطق هوادهی بالاتر از عدس محلی غیر قابل نفوذ از خاک رس یا مارن ظاهر می شوند. این جداول آبهای زیرزمینی دارای عمق کم با تغییرات حجمی هستند که به دمای هوا و رژیم جوی بارندگی بستگی دارد.

انواع مختلف جداول آب زیرزمینی را می توان تشخیص داد:

• یک سطح آب زیرزمینی آزاد می باشد که در آن حد بالایی سطح آزاد است.
• یک سطح آب زیرزمینی محصور (آرتزیان) در اثر نفوذ باران به سنگهای نفوذ پذیر و تجمع بین دو لایه نفوذ ناپذیر ایجاد می شود. معمولاً آب تحت فشار است. به همین دلیل سطح هیدرواستاتیک بالاتر از سطح آب زیرزمینی اسیر یا حتی بالاتر از سطح زمین است. آبهای زیرزمینی محصور را می توان غالباً در کانسارهای جدا شده یافت. آنها دارای کیفیت فیزیکی و شیمیایی هستند که آنها را برای تأمین آب در مراکز شهری ارزشمند می کند.
• یک جدول آب زیرزمینی نیمه محصور دارای یک پوشش نیمه نفوذ پذیر است.
• یک جدول آب زیرزمینی کارستی در منطقه ای متشکل از سنگهای گازدار و محلول (CaCO3) تشکیل شده است. به دلیل فرایند حلالیت، شکافهای جدیدی (که امکان گردش آب آزادانه در حوضه را فراهم می کند) و غارهایی (محل ذخیره آب) ایجاد می شود.

مشخصات اصلی آب زیر سطحی

آبخوان را می توان با شاخص های زیر مشخص کرد:

• تخلخل موثر، نسبت بین حجم آب "متحرک" در اشباع (تحت اثر جاذبه آزاد شده) و حجم کل محیط است. به طور کلی بین 10 تا 30 درصد متغیر است. تخلخل موثر پارامتری است که در آزمایشگاه یا مزرعه تعیین می شود.
• ضریب ذخیره سازی، نسبت بین حجم آب آزاد یا ذخیره شده یک سفره آب و تغییرات بار هیدرولیکی است. ضریب ذخیره برای توصیف حجم آب بهره برداری شده، و تنظیم ذخیره آب زیرزمینی در فضاهای خالی مخزن استفاده می شود. برای آبهای زیرزمینی اسیر این ضریب بسیار کم است.
• رسانایی هیدرولیکی در حالت اشباع ضریب قانون دارسی است و مشخصه تأثیر مقاومت جریان تحت نیروهای اصطکاک است. در آزمایشگاه یا مزرعه تعیین می شود.
• انتقال پذیری محصولی بین هدایت هیدرولیکی در اشباع و ارتفاع سطح آب زیرزمینی است.
• نفوذ سرعت واکنش یک جدول آب زیرزمینی را هنگام ایجاد اختلال مشخص می کند (تغییر سطح جریان، تغییر سطح آبخوان). این را می توان با نسبت بین انتقال و ضریب ذخیره بیان کرد.

سرعت جریان واقعی و فرضی، جریان آب زیر سطحی

سرعت جریان آب به سرعت فرضی آب بستگی دارد.

شکل 6.7 جریان واقعی و جریان فرضی (Musy, 2001)

جریان آب زیرزمینی Q حجم آب در واحد زمان است که تحت تأثیر یک شیب هیدرولیکی از بخشی از آب زیر سطح عبور می کند. این را می توان با رابطه زیر بیان کرد:

جایی که:

 Q جریان آب زیر سطحی

 K_s هدایت هیدرولیکی [m³/s]

 i شیب بار هیدرولیکی [m/m]

 A بخشی از خاک [m²]، و A = H.1m

 H عرض آب زیر سطح [m]

 l عرض متوسط ​​جریان [m]

 T قابلیت انتقال [m²/s]

برآورد موجودی آب

تخمین حجم آب زیر سطحی با مطالعه زمین شناسی سطح نفوذ ناپذیر، یا با تعیین سنگ یا ضریب ذخیره، یا با اندازه گیری سطح پیزومتریک آغاز می شود.

منحنی Recession

بدون باران، فرایندهای تبخیر و تعرق به تدریج ذخیره آب زیر سطحی حوزه را کاهش می دهند. یکی از رایج ترین قوانین، قانون نمایی ساده است:

جایی که:

 Q جریان آب در زمان t با واحد [m³/s]

 α ضریب زهکشی

 Q₀ جریان اولیه در زمان t₀ با واحد [m³/s]

این رابطه می تواند برای تعیین حجم مفید آب ذخیره شده در یک لحظه و همچنین برای تعیین ظرفیت ذخیره سازی اعمال شود. حجم آب موجود در یک لحظه t را می توان با معادله زیر پیدا کرد:

جایی که:

V حجم آب موجود در ذخیره گاه حوضه

در مورد خاص قانون کاهش نمایی و در لحظه t = 0، یکی بدست می آید:

 

شکل 7.7 ظرفیت ذخیره حوضه (Musy, 2001)

دسترسی به عناوین دیگر محتوای مرتبط با این بخش

مدیر سایت: بهزاد سرهادی

شماره تلفن: 09190622992

شناسه تلگرام مدیر سایت: SubBasin@

نشانی ایمیل: behzadsarhadi@gmail.com

(سوالات تخصصی را در گروه تلگرام ارسال کنید)

_______________________________________________________

×

 براي پيوستن به بزرگترين گروه تلگرام علوم و مهندسي آب با امکان تبادل نظر بين اعضاء کليک کنيد

کتاب کاربرد مدل QUAL2KW

کتاب کاربرد GIS در منابع آب

کتاب محاسبه سيل طرح