低渗透介质中一维溶质运移实验研究.docx
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低渗透介质中一维溶质运移实验研究
摘要
本文通过选取同粒径粘土和砂土装填为不同柱长土柱展开室内低渗透介质中一维土柱溶质运移实验。
土柱按照构成依次编号为:
1号.10cm砂;2号.5cm砂+3cm粘土+5cm砂;3号.5cm砂+5cm粘土+5cm砂;4号.5cm砂+8cm粘土+5cm砂。
在土柱顶端持续给予浓度为0.0856mol/L的NaCl溶液,通过稳定每个土柱上下断面的水头,在土柱底端测量土柱渗出液,当渗出液电导率达到峰值时,移除土柱顶端的NaCl溶液,通过自来水淋滤,测量不同时间、不同土柱长度下土柱渗出液的电导率,绘出不同柱长渗出液的电导率和时间关系曲线。
根据观测数据采用图解法(三点公式)利用三个特定浓度点的时间t0.5、t0.84、t0.16,平均孔隙流速u求得弥散系数依次为DL1=2954.34cm2/h、DL2=0.384cm2/h、DL3=0.432cm2/h、DL4=0.577cm2/h;弥散度αL依次为2.653cm、1.825cm、3.470cm、6.635cm。
然后使用CXTFIT2.1软件拟合观测数据得到弥散系数依次为403cm2/h、0.615m2/h、0.181cm2/h、0.199cm2/h,弥散度依次为0.920cm、2.577cm、2.864cm、4.678cm。
两种计算方法均显示,随着粘土介质长度的增大,弥散度也随之增大。
然后利用所求参数反演实验数据,在同一坐标系中绘制出C/C0-t曲线。
通过比较三点公式和CXTFIT2.1软件拟合求得的弥散系数,发现后者相对于前者实验精度更高,因为前一种方法由孔隙度或含水量除以渗透流速得到的平均孔隙流速与实际平均孔隙流速存在较大误差,特别对细粒介质的误差很大,不能准确地预测溶质迁移的结果,而后者能充分利用实验观测数据,得到的结果真实可靠。
关键词:
溶质运移弥散系数弥散度CXTFIT2.1穿透曲线
ABSTRACT
Inthisthesis,wehavedidthesolutetransportexperimentsandtheleachingexperimentsinfoursoilcolumnswiththesameparticlesizeanddifferentcolumnlengths.Accordingtothecompositionofsoilcolumns,soilsamplesarenumberedas:
The1st.10cmsand;the2nd.5cmsand+3cmsoil+5cmsand;the3rd.5cmsand+5cmsoil+5cmsand;the4th.5cmsand+8cmsoil+5cmsand.Bystabilizingthesoilcolumns’hydraulichead,weusetheNaClsolutiontosimulatethesolublecontaminants.Thenwegetaseriesofdatabymeasuringtheelectricalconductivityinthesoilcolumnswiththechangeabletime.Bythedataweobtained,wedrawtheBTC.
Wetaketwomethodstogetthedispersioncoefficient:
Thefirstwayistomaketheuseofthreespecificconcentrationpointtimet0.5,t0.84,t0.16andtheaverageporevelocitytocalculateit.ThenwegetthedispersioncoefficientareDL1=2954.34cm2/h,DL2=0.384cm2/h,DL3=0.432cm2/h,DL4=0.577cm2/h,thedispersivityαLare2.653cm,1.825cm,3.470cm,6.635cm.TheotherwayistoenterexperimentaldataintotheCXTFIT2.1programmetoobtaindispersioncoefficient,andusingtheinversetechniquetogetanotherexperimentaldata.Thenwegetthediffusioncoefficientare403cm2/h,0.615m2/h,0.181cm2/h,0.199cm2/h,thedispersivityαLare0.920cm,2.577cm,2.864cm,4.678cm.Asshownfromthetwocalculationmethods,thedispersivityincreasesasthesoilcolumnlengthincrease.Thenanalyzethesimulationresults,thecalculatedparametersinversionvaluesandtherealvalues.ThenwedrawtheC/C0—tcurveinthesamecoordinatesystem.
Forthereasonofmakingfulluseoftheexperimentalobservations,theCXTFIT2.1programgotahigheraccuracywhenitiscomparedwiththeformerway.AndwealsofoundthatithasagreatdifferencebetweentheDLobtainedbytheaverageporevelocityweusedandtheactualaveragevelocity.Theresultsobtainedbyporosityandaverageporevelocityweusedwereinexact.Ifwetakethemasthesameone,wewillmakeagreatmistake,especiallyforfinemedium,soitcan’treflecttheresultsofsolutetransportaccurately.
Keywords:
solutetransportdispersioncoefficientdispersivityCXTFIT2.1programthebreakthroughcurve(BTC)
目录
第一章绪论-1-
第二章国内外研究进展-3-
第一节国内外研究进展-3-
第二节研究中的问题-4-
第三节本文的研究思路和内容-4-
第三章实验方案-5-
第一节实验仪器-5-
第二节实验步骤-6-
第三节实验物理参数的测定-10-
第四节实验成果分析方法-12-
第五节实验成果分析-18-
第四章结论及建议-26-
第一节本实验得出的结论-26-
第二节实验误差分析及不足-26-
第三节对后续实验的建议-27-
致谢-27-
参考文献-29-
第一章绪论
我国是一个水资源相对短缺的国家,人均水资源占有量仅为世界人均占有量的四分之一,水资源己成为我国经济、社会和环境可持续发展的关键制约因素。
地下水作为人类社会赖以生存的重要水资源之一,为世界上70%-90%的城市提供了卫生的饮用水。
在我国,包括北京、上海、天津等大多数城市的供水均靠地下水,其中北京饮用水的80%来自于地下水[1]。
如何科学有效地开采地下水是水资源可持续利用、水土环境保护和区域经济社会可持续发展的重要前提。
虽然当下水资源短缺十分严重,但是水环境污染问题也不容忽视。
随着国民经济、社会和工农业的迅速发展,生活水平的不断提高,数量巨大的污水、废水和种类繁多的固态和液体可溶性物质不断地污染地表水和地下水。
目前浅层地下水资源污染比较普遍,全国浅层地下水大约有50%的地区遭至一定程度的污染,约有一半城市市区的地下水污染比较严重,地下水水质呈下降趋势。
地下水资源的污染给人类健康带来危害,更加剧了水资源紧缺的矛盾,由污染造成的缺水城市和地区日益增多。
而研究地下水溶质运移有助于以下实际研究[2]:
1、如垃圾堆放、油库泄漏、污水排放、核废料储存造成的地下水点源污染和面源污染(如污水回灌、酸雨入渗污染)的模拟与预测;2、地下水污染治理方案的设计;3、对于地下水开采引起的海水入侵现象,溶质运移的研究有助于解决咸淡水过渡带的运移规律,特别是在人工开采后的变化状况;4、中深部埋藏的咸水对上层淡水的影响的问题,特别是在开采条件下咸淡水的相互作用规律,如我国华北平原为改造咸水体的“抽咸换淡”问题;5、水文地球化学找矿问题,通过研究弥散晕的扩展及运移规律,协助我们找到“污染源”——金属矿床;6、土壤盐渍化改造;7、石油开采问题,一是用水注入油田,将石油从空隙中驱替出来,二是注入可溶性溶剂,减小石油的粘滞性,将石油和溶剂一起抽出[2]。
与地表水相比,对地下水污染的监测和治理要困难得多,主要表现在[3]:
(1)地下水运动于多孔介质当中,多孔介质空间结构的复杂性导致了地下水运动的复杂性;
(2)地下水埋藏在地面之下,不易监测;(3)地下水与介质之间的物理化学和生物化学作用使地下水污染的研究变得更加复杂。
因此,土壤和含水层一旦受到污染,清除、治理、修复都十分困难,不仅经济投入很大,技术上也有难度,并且时间周期也很长。
地下水含水层对污染源的敏感性、纳污的脆弱性及其与土地污染的相关性己引起广泛关注[3]。
地下水在运移过程中,存在着多孔介质水动力弥散现象,即当多孔介质中当存在两种或两种以上可溶混的液体时,在流体运动作用下,其间会出现过渡带,使不同流体浓度趋于均一化[2]。
溶质在多孔介质中的运移可由两种过程进行描述[2]:
(1)由平均流速所携带溶质的对流运移(实际上这种作用并不出现,为描述和计算方便引入);
(2)由水动力弥散作用引起溶质的分散。
由于天然土壤与含水层沉积过程的随机性,含水层的水文地质特征以及土壤的结构、构造和土壤中各种矿物的组成等土壤特性具有空间变异性。
天然孔隙介质的变异具有连续演进的尺度特征,其非均质性可在各种不同尺度上反映出来。
空隙介质中弥散度随着溶质运移距离增加而增大的现象即为多孔介质水动力弥散尺度效应[2]。
目前一直认为多孔介质可划分为多种尺度,如孔隙尺度、实验室尺度、单含水层尺度和区域含水层尺度等(图1-1),不同尺度下的多孔介质包含不同成因与表现形式的非均质性,因此在不同尺度下多孔介质中的溶质迁移研究结果并不相同,在某一尺度上测量得到的性质可能不适用于其他尺度。
图1-1尺度分类示意图
由于在污染物运移过程中弥散系数是表征运移过程中水中污染物浓度分布及运移状况的一个重要参数,且存在随时间和距离变化的尺度效应,如果能够把握弥散系数的变化规律,这对了解污染物的扩散情况,并对其进行治理以及对污染源的推测提供了一定的依据。
根据以上现状,探索一维溶质运移的变化规律,本文展开了关于低渗透介质中一维土柱溶质运移的室内实验研究。
第二章国内外研究进展
第一节国内外研究进展
关于弥散系数的研究已成为国内外水文地质领域方面研究的热点和重点。
国内外测定水动力弥散系数的计算方法主要包括公式法、水平土柱吸渗法、穿透曲线法、水分特征曲线法、瞬时剖面法、反函数法等[4-5]。
随着水动力弥散研究领域的逐渐扩大,人们发现不管何种形式的弥散系数表达式,野外测得的弥散系数值比室内测定结果大4到5个数量级,有人称之为依赖于尺度的弥散系数[6]。
目前国内外对弥散系数的研究可以归纳为以下四个方面[7]:
(1)确定性方法,如陈崇希等[2]用世界范围内收集到的百余个水质模型中的弥散系数,得到了弥散系数与溶质运移距离之间的双对数线性关系,即尺度效应具有幂率的分形特征。
李国敏等[8]提出了多孔介质弥散尺度效应的分形特征并进行了讨论,对弥散系数与基准尺度采用双对数关系进行拟合,从而确定了尺度效应的分维数。
此关系式可认为是经验公式。
分维理论关系式为:
(2-1)
式中:
L为基准尺度;α,β为常数,它们随着现场地质环境的改变而改变。
(2)随机方法,其基本依据是含水层非均质的事实,在非均质含水层的物理性质、水力性质和溶质溶质运移性质按某种随机模型分布的假定下,建立溶质运移随机方程和水动力弥散系数的表达式。
(3)室内与野外实验,通过设计专项的水动力弥散实验,深入研究尺度效应的影响因素。
其中,Silliman[9]在长、宽、高为2.13×0.10×1.07m的二维土槽中,通过采用测两点之间的电阻的办法测定溶质迁移中的溶质浓度的变化,研究溶质运移的尺度效应问题。
Huang等[10]采用长12.5m,横截面积10cm×10cm的一维均质土柱和非均质土柱实验对溶质运移的尺度效应问题进行了研究。
Levy和Berkowitz[11]开展了长为2.13m的二维土槽溶质运移实验研究,该实验装填三个水平的介质,均匀的砂土,随机装填的两种粒径的非均质砂土,装填后满足一定的指数相关关系的三种粒径的砂土,并对实验的结果分别用CTRW模型和ADE模型进行模拟比较分析。
Kosakowski等[12]对田间耕作土壤中溶质运移问题进行了实验研究。
Danquigny等[13]开展了三维条件下的溶质运移实验研究。
(4)用低维的对流-弥散模型去模拟高维的溶质运移问题。
基于水动力弥散理论的对流弥散方程(ConvectionDispersionEquation,CDE)是研究溶质运移问题的经典模型[14]。
大量实验和理论研究表明,在采用CDE研究溶质运移问题时,求得的介质弥散度不是常数,而会随着运移距离的增加而增加。
为此,许多学者在探寻弥散度与运移距离的关系基础上,采用CDE等确定性模型但将模型中的弥散度概化为运移距离的函数来模拟较大尺度上的溶质运移过程。
根据弥散度与运移距离的相关关系,许多学者研究了考虑弥散尺度效应的CDE的解析或数值解,高光耀[15]通过将弥散度概化为运移距离的渐进函数,并考虑土壤孔隙中不动水体的存在以及溶质的吸附和降解,建立了考虑弥散尺度效应的溶质运移两区模型(TRMS,TwoRegionModelwithScale-dependentDispersion),利用Laplace变换和deHoog数值反演方法对模型求解,分析了模型的特征以及弥散尺度效应对溶质运移过程的影响,并利用长度为1250cm的一维非均质土柱中的溶质运移实验资料来检验模型的适用性。
第二节研究中的问题
目前国内虽然展开了大量关于溶质运移实验的研究,在水动力弥散理论的完善上取得了许多结果,但仍然存在着以下几点问题:
(1)大多室内实验采用NaCl为示踪剂后,通过一维砂柱实验利用CDE来获得弥散参数。
但在利用CDE推求弥散系数的过程中,由于CDE假设所有水体均参与了流动过程,没有考虑土壤孔隙中存在的不动水体,使得其难以较好地描述非均质土壤中的溶质运移过程。
现在已经有研究表明,非均质土壤中的弥散度并不是随距离无限制地增加,而是逐渐增加达到稳定值,渐进函数比较适合描述弥散度的变化规律[16]。
但目前的相关研究内容中缺乏对于弥散度尺度效应确定影响范围的研究,那么除了随地质情况而改变的经验公式(2-1)外,我们仍然需要展开关于和溶质运移尺度效应的影响范围,即弥散系数D达到稳定值所需条件的具体规律研究。
(2)室内实验不能真实的模拟野外实际水文地质条件,野外试验属于三维弥散,室内大大简化模型。
且存在物理模型与数学模型的不符合,数学模型的初始边界条件大多为假定含水层为半无限含水层,而室内实验研究是无法满足柱体C(∞,0)=0。
第三节本文的研究思路和内容
本文主要通过开展室内粘土柱体实验,研究室内低渗透介质中一维溶质运移的规律,但考虑不同长度粘土柱体的尺度效应,选取同种粘土装填为不同柱长柱体,进行平行实验,研究随着柱体长度的变化土柱的溶质运移变化规律。
本次实验通过控制柱体上下两端定水头,测得相同水头差下的渗流速度,根据渗流速度,溶质运移所持续的时间,渗流途径,电导率关系曲线拟合得到粘土介质中的水动力弥散系数。
然后再根据实验研究得到的弥散系数绘制出溶质运移穿透实验的观测数据散点图,CXTFIT拟合曲线,图解法(三点公式)参数反演曲线,对比三个曲线的拟合情况,曲线的形态变化规律,进行数据分析。
然后对同一土柱进行淋滤,得到弥散系数。
通过更换土柱长度,重复实验步骤,得到一系列实验数据,对比不同柱长C—t曲线,然后得到溶质运移弥散系数变化规律并分析其原因。
第三章实验方案
第一节实验仪器
本实验所用到的器材主要有:
马氏瓶(2个)及配套橡胶塞,带孔的直径14cm有机玻璃圆柱(3个),稳水箱(3个),DDBJ-350型雷磁便携式电导率仪(1台)(见图3-1),DJS-1CF雷磁电导电极(1个)(见图3-1),T-818-B-6F雷磁温度电极(1个)(见图3-1),0.3mm砂筛子,0.9mm砂筛子,水桶(1个),锤子,撵土杖,磨土机,电子天平,环刀,游标卡尺,电烘箱,量筒(6个),烧杯(3个),2000ml容量瓶(1个),玻璃棒,美工刀,剪刀(2把),止水夹若干,导管若干,透明胶带,保鲜膜,704号硅胶,纱布,粘土,细砂,砾石,分析纯的NaCl。
图3-1DDBJ-350型雷磁便携式电导率仪
第二节实验步骤
3.2.1获取粘土和砂样
Imre等(1961)的研究表明,自然界一般粘性土中均存在3种孔隙,依孔径大小分类:
孔径小于1.0μm为结合水孔隙;孔径等于1.0~200μm为毛细孔隙;孔径大于200μm为重力水孔隙。
为了使水在粘土层中自由移动,选择0.9mm筛子筛砂和0.3mm筛子筛土。
将细砂平铺在垫有保鲜膜的地面上,晒干后用孔径为0.9mm的砂筛子筛砂,去过筛的砂即为粒径小于0.9mm的砂样。
将土晒干后倒在地上,用撵土杖将土撵碎成小颗粒状,去除土样中含有的碎石颗粒,然后使用磨土机将得到的小颗粒状土样进行粉碎,最后用孔径为0.3mm的砂筛子筛土,去过筛的土即为粒径小于0.3mm的土样。
对获取的南望山粘土进行筛分,根据中华人民共和国国家标准GB/T50123―1999《土工实验方法标准》[22]得到的颗粒级配见下表3-1
表3-1南望山粘土土样颗粒级配
>0.075mm
0.075mm~0.05mm
0.05mm~0.01mm
0.01mm~0.005mm
0.005mm~0.002mm
<0.002mm
土样名称
6.1%
5.9%
20.1%
17.8%
0.6%
49.5%
粉质重黏土
3.2.2安装实验器材
检查所用实验器材是否符合要求,将各实验装置出水口封好后装满水静置,检查装置是否破损、是否漏水,若有使用704号硅胶将漏水处粘和,待24h硅胶已固结后,重复上述操作,确定实验装置无漏水现象,然后按照以下装置原理图连接仪器。
图3-2实验装置原理图
3.2.3充填土样
先在有机玻璃柱体的圆形隔板(起缓冲和防止粘土渗入液体中的作用)上垫一层纱布,先秤量所填粒径为0.9mm砂样的重量,然后一厘米一厘米地填充,填充时尽量均匀压实,在纱布上填充5cm砂样后,称量剩余砂样的重量,得到所填砂样的重量。
垫第二层纱布,,秤量所填粒径0.3mm粘土重量,然后同样均匀压实,一厘米一厘米地填充,当土柱达到所需长度时,称量剩余土的重量,得到所填粘土的重量。
垫第三层纱布,按同样方法填充5cm砂样。
最后在砂柱的顶端铺上一层纱布,然后均匀充填2~3cm的砾石。
填充土柱的长度由短到长为0cm,3cm,5cm,8cm。
3.2.4土柱饱水
马氏瓶中装满自来水,密封好后,静置在可调节高度的升降椅上,将马氏瓶与土柱保持在同一个高度,使马氏瓶的水头略微高于土柱最低端通水孔,将马氏瓶和有机玻璃柱体的最底端通水孔用导管连接起来,使土柱从下往上饱水,慢慢升高马氏瓶的位置,使土柱充分均与的饱水,不可将马氏瓶的位置抬得过高,反则可能会出现管涌现象。
当砾石层中出现液体时证明饱水完成,饱水过程中要确保土样不出现裂纹。
图3-3实验饱水效果图
3.2.5配置溶液
根据DDBJ-350型雷磁便携式电导率仪说明书,明确其使用过程,将仪器进行温度补偿校正,这样保证仪器得到的电导率、TDS读数均补偿到25℃,排除掉温度对实验数据的干扰。
然后按照配制溶液的标准方法配置0.1mol/L的KCl溶液,校正其电极常数为1.021。
根据电导率范围,极限TDS浓度表格(极限TDS浓度为10000mg/L)及电极常数使用范围(表3-1),确定将使用的NaCl溶液浓度为0.0856mol/L(即5g/L)。
使用实验精度为0.0001g的天平称量10.0000gNaCl,将其使用自来水溶解于已经用去离子水润洗过三遍的500ml大烧杯中,使用玻璃棒引流到2000ml容量瓶中,将烧杯玻璃棒均润洗三遍以上,将润洗后的溶液同样引流到容量瓶中,最后在容量瓶中将溶液稀释至刻度线。
用50ml小烧杯取少量溶液,测其实验初始数据,同理测量当时实验环境下去离子水和自来水的初始实验数据(表3-2)。
表32TDS﹑电导率﹑电极常数变化范围表
测量TDS
TDS(mg/L)
电导率范围(ms/cm)
电极常数(cm-1)
0~1000
0~2000
1.0
1000~10000
2000~20000
1.0,10
表3-3氯化钠溶液,去离子水和自来水初始实验数据
电导率(ms/cm)
TDS(g/L)
盐度(%)
温度(℃)
0.0856mol/L的NaCl溶液
9.29
4.65
0.50
25
去离子水
0.00415
0.00206
0.00
25
自来水
0.276
0.1378
0.02
25
净电导率C0
9.014
4.5122
0.48
25
3.2.6测量数据
(1)土柱完成饱水后按照图3-2实验装置原理图重新连好仪器,实验装置实际连接效果图见图3-4。
将马氏瓶中自来水换成使用自来水配置的0.0856mol/L(5g/L)的NaCl溶液。
将每个土柱上端同样覆盖一定量的0.0856mol/L(5g/L)的NaCl溶液,保证土柱的上下两端都是定水头,记录土柱上面水头H1。
调高稳水箱,使稳水箱的水头为H2。
(2)用量筒测量从稳水箱流出水的体积,记录渗流持续时间,使用便携式电导率仪测量电导率,TDS,盐度数值。
每天定时记录实验数据,直至实验数据达到一稳定值。
绘出不同土柱长度时的浓度特征曲线。
(3)当实验数据达到某一稳定值不再上升时,使用止水夹将各进水口和出水口夹住,使用烧杯和注射器将土柱上部的氯化钠溶液置换为自来水。
同时将马氏瓶中溶液
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