Дербенцева А.М. Эрозия и охрана почв (Механическая деградация почв)
Подождите немного. Документ загружается.
31
Рис.6
Поперечное сечение
прямоугольного русла
b
H
3. ФИЗИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ЭРОЗИИ И ДЕФЛЯЦИИ ПОЧВ
3.1. Закономерности движения жидкости и газа
3.1.1. Основные гидравлические характеристики потока
Поперечное сечение потока, перпендикулярное к линии тока, его
пересекающим, называется живым сечением потока ( ω ) и выражается в
см
2
или м
2
. Длина линии контакта живого сечения с ложем потока
называется периметром смоченности (χ ) и измеряется в м или см.
Отношение площади живого сечения к периметру смоченности
называется гидравлическим радиусом (R), имеющим размерность длины:
R= ω / χ .
Для достаточно широких русел периметр смоченности мало
отличается от ширины потока, поэтому гидравлический радиус примерно
равен глубине потока, Действительно, для прямоугольного русла (рис. 6)
можно записать
R = b H / (d + 2H).
Если b >>H, то слагаемым 2Н можно пренебречь. Тогда будем иметь:
R = b H / b ≈ Н.
Объем воды, протекающей через поперечное сечение потока в
единицу времени, называется расходом потока ( Q ). Он выражается в м
3
/с
или л/с. Длина пути, проходимого водой в единицу времени, называется
скорость потока и измеряется в м/с или см/с.
Найдем связь между расходом, скоростью и живым сечением потока.
Для этого выберем в потоке какой-либо элемент ABCD живого сечения
32
площадью ω (рис.7). Предположим, что все его точки перемещаются с
одной и той же
Рис. 7 Элементы руслового потока
скоростью u. Тогда за единичный промежуток времени выбранный
элемент сечения переместится на расстояние u и займет положение KLMN.
Объем воды, прошедшей через сечение ABCD в единицу времени, равен u
ω, поэтому можем записать: Q = u ω.
Однако в реальных условиях скорость в разных точках живого сечения
не постоянна. В открытых потоках (имеющих поверхность раздела вода-
воздух) максимальная скорость потока наблюдается вблизи поверхности, а
минимальная – у дна. Поэтому для реальных потоков вводится понятие
средней скорости V, определяемой как та фиктивная постоянная для всех
точек живого сечения скорости потока, при которой расход воды такой же,
как и при истинном распределении скоростей. Тогда можно записать Q = Vω,
то есть расход потока (м
3
/с) в данном сечении равен произведению площади
живого сечения (м
2
) на среднюю скорость в этом сечении (м/с). Это
уравнение широко используется для определения средней скорости потока
V = Q / ω.
С M
N
A
B L
ω
D
K
ω
33
3.1.2. Режим течения
Ламинарный режим характеризуется упорядоченным параллельно
струйным движением без образования вихрей. Турбулентный режим –
хаотичным беспорядочным движением, когда струи постоянно отклоняются
и пересекаются друг с другом. Скорость турбулентного потока непрерывно
пульсирует, изменяясь как по величине, так и по направлению. Однако
несмотря на это, направление поступательного движения всего потока
остается неизменным. Скорость потока в данной точке при этом колеблется
около некоторого постоянного, не зависимого от времени, значения –
усредненной скорости ū
“/ y. Не следует путать ее со средней скоростью V.
Скорость в каждый данный момент времени в заданной точке называется
мгновенной скоростью.
Существует понятие «максимальная пульсационная скорость» как
синоним «мгновенной» скорости. В крупных каналах пульсация скоростей
потока в придонной области такова, что максимальная пульсационная
скорость в 1,35-2,15 раза больше усредненной в данной точке. Показателем
степени турбулентности является безразмерное число Рейнольдса Re,
определяемое по формуле Re = VH / ν ,
где Н – глубина потока, м; V – скорость течения, м/с; ν –
кинематическая вязкость (при температуре 20
0
С для воды ν = 10
- 6
м
2
/с).
3.1.3. Закономерности движения жидкости
Значительная роль в ламинарном движении жидкости принадлежит ее
вязкости. Именно благодаря вязкости формируется непрерывное скоростное
поле потока, а также происходит поглощение части механической энергии
потока и переход ее в тепловую, то есть диссипация энергии, которая
является источником гидродинамического сопротивления. Основное
уравнение теории вязкости потока жидкости, установленное Ньютоном,
показывает, что при стационарном движении действующая сила F
уравновешивается силами внутреннего трения жидкости. При турбулентном
режиме течения жидкости сопротивление прямо пропорционально ее
плотности и средней скорости в квадрате.
Движение водного потока связано с шероховатостью дна или стенок
ложа потока. Поэтому при расчетах используется коэффициент
шероховатости поверхности. Величина коэффициента шероховатости
определяется величиной выступов на дне и стенках русла, формой русла в
плане, наличием в нем растительности. Для прямых не заросших и не
засоренных русел коэффициент шероховатости ( n
п
) связан с величиной
выступов шероховатости. Эта зависимость имеет вид:
n
п
= 0,044 ∆
1/ 6
,
где ∆ - высота выступов шероховатости, м.
34
Коэффициент шероховатости характеризует шероховатость,
создаваемую равнозернистыми или разнозернистыми грунтами,
формирующими ложе потоков. В природных условиях источники местного
сопротивления рассредоточены в русле беспорядочно. К ним относятся:
массивные выступы, донные гряды и растения. Именно растения являются
основным источником местных сопротивлений и причиной увеличения
коэффициента шероховатости. Обычно в справочниках приводятся
коэффициенты шероховатости поверхности склонов по Павловскому (табл.
3).
Таблица 3
Коэффициента шероховатости для разных поверхностей
Характеристика поверхности склонов
Коэффициент шероховатости
Поливные борозды с прямым
гладким ложем
0,025
Пашня после культивации; промоины
на склонах и по дну оврагов,
засоренные растительностью; русла
балок
0,040
Выгон со сплошной травой; зерновые
0,067
Кочковатая заросшая поверхность,
очень густая трава
0,133
3.1.4. Распределение скоростей водного и воздушного потоков по вертикали
Ламинарный и турбулентный потоки различаются по характеру
вертикального распределения продольных скоростей потока. Для потоков с
открытой водной поверхностью ламинарный режим наблюдается при Re <
300, а турбулентный – при Re > 600.
Турбулентность потока имеет большое значение для развития
эрозионных процессов. Частицы почвы отрываются от поверхности в
результате воздействия струй воды с высокими мгновенными значениями
скорости, соответствующими максимальным пульсациям скорости потока.
Кроме того, под действием длительной пульсирующей нагрузки со стороны
потока на почвенные частицы происходит постепенное ослабление внутри- и
межагрегатного сцепления, которое в результате приводит к снижению
противоэрозионной стойкости почвы. Пульсацию скорости в турбулентных
потоках учитывают путем введения соответствующего коэффициента в
уравнение критической скорости потока.
В природных условиях ламинарные потоки могут встречаться лишь на
хорошо задернованных склонах, где вода течет ровным слоем малой глубины
с небольшими скоростями, а также на распаханных склонах в начальной фазе
снеготаяния, когда талая вода испытывает на своем пути сопротивление
35
снега. А турбулентное движение преобладает в текущих водах и в
атмосфере, с ним связаны процессы эрозии и дефляции почв.
При ламинарном движении скорость постепенно уменьшается от
поверхностных слоев к глубинным за счет трения слоев жидкости друг о
друга. В турбулентных потоках распределение продольной скорости (u
h)
описывается криволинейной зависимостью, причем максимум скорости
потока также наблюдается вблизи поверхности потока (u
пов
), а минимум – у
дна (рис.8). Однако в турбулентном потоке, в отличие от ламинарного,
происходит выравнивание скоростей в значительной толще потока, и лишь в
нижних слоях скорость падает резко. На рис. 8 значками ▲▲▲ обозначены
выступы геометрической шероховатости высотой ∆ на дне потока. Скорость
u
пов
Рис. 8. Профиль продольной скорости в турбулентном потоке
потока на уровне выступов шероховатости называется донной скоростью и
обозначается u
∆
. Для практических расчетов используют формулу
u
h
= V ( h / H)
0,17
,
где u
h
- скорость потока на расстоянии h от дна; V – средняя скорость
потока; Н – глубина потока.
В потоках с песчаным дном величина выступов шероховатости
обусловлена диаметром частиц. Если представить, что песчинки одного и
того же диаметра лежат ровным слоем, тесно соприкасаясь друг с другом, то
величина выступов шероховатости окажется равной половине диаметра
частиц.
Для русел потоков, текущих по поверхности почвы, шероховатость
обусловлена размером водопрочных агрегатов почвы, так как не
u
h
u
∆
▲▲▲▲▲▲▲▲▲
H
h
36
водопрочные – быстро разрушаются в потоке воды. Это описывается
зависимостью вида:
∆ = 0,7 đ ,
где đ - средневзвешенный диаметр водопрочных агрегатов, найденный
по результатам структурного анализа почвы, по методу Савинова («мокрое»
просеивание); ∆ - величина выступов шероховатости.
đ = (d
1
P
1
+ d
2
P
2
+ ... + d
n
P
n
) / 100,
где d
1
, d
2
, ... d
n
– средний диаметр агрегатов данной фракции; Р
1
, Р
2
, …,
Р
n
– весовое содержание фракции в почве, %.
Параметр шероховатости z
0
в случае неоднородной поверхности,
каковой является поверхность почвы, рассчитывается по формуле и
укладывается в диапазон: (σ / 100) < z
0
< (σ /5) ,
где σ – высота выступов на поверхности почвы, представленных
почвенными агрегатами, гребнями борозд и выбросами землероев.
Для разных видов поверхности z
0
неодинаково (табл. 4).
Таблица 4
Параметр шероховатости разных видов земной поверхности
Вид поверхности z
0
, см
Снежная поверхность 0,05-0,1
Пашня 1
Пшеничное поле 5
Трава высотой до 60 см 4-9
Лес (деревья до 10 м) 20-100
3.2. Формирование стока поверхностных вод
3.2.1. Понятия – водораздельная линия, водосборная площадь,
водосборный бассейн
Водораздельной линией (или водоразделом) называется линия,
проходящая по наивысшим точкам местности. От водораздела
поверхностные воды стекают в разные стороны. Площадь, ограниченная
водораздельной линией называется водосборной площадью или водосбором.
Площадь, с которой стекают и поверхностные и грунтовые воды, называется
водосборным бассейном.
3.2.2. Элементы баланса воды для водосборного бассейна
Уравнение водного баланса для бассейна за данный промежуток
времени имеет вид: χ = у + α + в ,
где χ – объем выпавших осадков; у – объем поверхностного стока; α –
объем воды, пошедшей на испарение и траспирацию; в – объем воды,
пошедшей на изменение запаса воды в бассейне (изменения уровня
37
грунтовых вод, объема водоемов, влажности почвы). Для многолетнего
периода «в» стремиться к нулю, поэтому можно записать: χ ≈ у + α .
Разделив обе части равенства на «χ», получим
1 ≈ α / χ + у / χ.
Отношение объема стекшей воды «у» к объему выпавших осадков «χ»
называется коэффициентом стока - δ : δ + у / χ .
Отсюда следует, что δ ≈ 1 – α / χ , то есть с увеличением объема
выпадающих осадков увеличивается коэффициент стока. Коэффициент стока
зависит от водопроницаемости почв, водопрочности структуры, содержания
гумуса, состава обменных оснований, от покрытия почвы различной
растительностью. Величина коэффициента стока зависит также от длины
склона. Ее увеличение приводит у к уменьшению стока, в связи с
увеличением доли поверхности, занятой водой и участвующей во
впитывании.
3.2.3. Показатели, используемые для описания стока
Объем воды, стекающий с определенной водосборной площади за какой-
либо отрезок времени, называется суммарным объемом стока - «М» и
выражают в литрах, м
3
или км
3
. Сток с бассейна за 1 секунду называется
расходом стока – Q. Толщина слоя воды, которая накопилась бы на
поверхности почвы, если бы сток отсутствовал, а е остальные элементы
водного баланса остались бы прежними, называется слоем стока – h и
измеряется в миллиметрах. Для нахождения слоя стока необходимо
суммарный объем стока М (м
3
) разделить на площадь водосбора F (км
2
):
H = М / F *1000.
Расход воды Q (м
3
/с) с единицы водосборной площади F (км
2
)
называется модулем стока q. Он выражается в л / с * км
2
):
q = Q * 1000 / F, q = M * 1000 / F * T ,
где Т – продолжительность стока, с. Отсюда q = h * 1000 / Т.
Среднее многолетнее значение стока называется его нормой и может
выражаться его средним расходом, средним слоем и средним модулем.
В основу практических расчетов, связанных с распределением
усредненных продольных скоростей воздушного потока по вертикали,
применяют логарифмическую зависимость, в которой для обозначения
высоты используют букву z :
U
z
= (υ
0
/ χ) lg z / z
0
,
где U
z
– скорость ветра на высоте z , м/с; z
0
– расстояние от поверхности
почвы, на котором скорость воздушного потока предполагается равной нулю,
м (еще эту величину называют параметром шероховатости почвенной
поверхности); χ – безразмерная постоянная Кармана, равная 0,4; υ
0
–
величина, имеющая размерность скорости, так называемая, «динамическая
скорость», м/с.
38
3.2.4. Расчет скорости движения воды по склону
При моделировании эрозионных процессов и проектировании
противоэрозионных мероприятий необходимо уметь рассчитывать скорость
движения воды по склону. Интенсивные осадки в летний период и таяние
снега весной вызывают формирование в приводораздельной части склона
луж и мельчайших струек с малыми скоростями движения воды.
Продвигаясь вниз по склону, они сливаются в отдельные крупные струи,
глубина и скорость которых увеличивается по мере удаления от водораздела.
При дальнейшей концентрации стока и увеличении можности струй
происходит углубление ложа потоков и образование водороин, промоин,
оврагов.
Рассчитаем скорость движения воды по склону.
Пусть вода стекает сплошным тонким слоем. Выделим на склоне длиной
х ленту шириной 1 м. В период поступления осадков между двумя
смежными сечениями х и х + dх ( где dх – приращение длины, которое
задается бесконечно малым: dх – 0,1 м; 0,5 м и т.д.) поступает r осадков в
единицу времени, а впитывается К. Тогда для полосы единичной ширины
запишем:
dQ / dx = r – K ,
где Q – расход воды. Выразим Q через среднюю скорость V
x
и живое
сечение ω : Q = V
x
* ω = V
x
* b * h ,
где h – глубина слоя воды (по замерам, м); b – ширина склона – 1 м.
Однако при концентрации стока в отдельные ручьи глубина воды будет
возрастать пропорционально уменьшению площади склона, занятой водой
Н = h * ( F / F
b
),
где Н – глубина воды в ручьях; F, F
b
– cоответственно общая площадь и
площадь склона, занятая водой.
Обозначим отношение F / F
b
через m
΄
и назовем коэффициентом
микрорасчлененности склона. Тогда получим Q = V
x
* ( H / m
΄
) * b.
После всевозможных преобразований получаем:
V
x
= 9,3 * ( r * σ * x * m΄ )
0,5
* I
0,25
/ n
0,5
б
,
где r – осадки; σ – коэффициент стока (отношение объема стекающей
воды к объему выпавших осадков); х – длина склона; m΄ - коэффициент
микрорасчлененности склона; n
б
- коэффициент шероховатости.
3.3. Критические скорости водного и воздушного потоков,
соответствующие разным уровням смыва и выдувания почв
3.3.1. Физический смысл критических скоростей
Пусть на дне потока лежит частица со средним диаметром d .
Рассмотрим силы, действующие на частицу. На переднюю ее грань поток
оказывает положительное давление как га любое препятствие,
39
встречающееся на пути потока; на тыльную – отрицательное, вследствие
образования за частицей зоны завихрений и циркуляций. Сумма сил,
обусловленных положительным давлением на переднюю грань частицы и
отрицательным давлением на заднюю, называется лобовой силой Р
л
. Под
действием этой силы частица стремиться перевернуться через точку опоры.
Величина лобовой силы пропорциональна квадрату донной скорости потока
V∆, площади сечения частицы и плотности жидкости ρ
0
.
Р
л
= α
1
ρ
0
d
2
( V
2
∆
/ 2g) ,
где α
1
– коэффициент пропорциональности; g - ускорение силы тяжести.
Кроме того, на частицу действует подъемная сила Р
п
, обусловленная
положительным давлением потока на нижнюю грань передней части частицы
и отрицательным давлением на верхнюю грань, возникающим при обтекании
ее потоком.
Р
п
= α
2
ρ
0
d
2
( V
2
∆
/ 2 g) ,
где α
2
– коэффициент пропорциональности.
На частицу действует также равнодействующая её веса и
выталкивающей силы Рg , удерживающая частицу на месте.
Рg =[ (π * d
3
) / 6] ( ρ – ρ
0
) ,
где ρ - плотность материала частицы (для кварцевого песка ρ = 2,62 т/м
3
).
При доститжении некоторой скорости, когда частица приходит в
состояние неустойчивого равновесия, сумма моментов лобовой и подъемной
сил равна моменту силы, удерживающей частицу на месте.:
Р
л
l
1
+ P
п
l
2
= Pg l
3
,
где l
1
– плечо лобовой силы ( l
1
= λ
1
* d , где λ
1
– коэффициент, d – диаметр
частицы); l
2
– плечо подъемной силы, равной λ
2
d ; l
3
– плечо
выталкивающей силы, равной l
3
d .
Обычно для русел, сложенных несвязным грунтом (песок, галечник) при
малых скоростях потока Ника кого движения частиц не происходит.
Увеличивая скорость, можно дойти до такого значения, при котором
отдельные частицы могут вибрировать под действием потока, а при
дальнейшем увеличении скорости – отрываться и перемещаться путем
перекатывания. Та наибольшая скорость потока, при которой ещё не
происходит перемещения частиц, называется не размывающей или не
сдвигающей скоростью Vн. Движение частиц начинается под действием
максимальных пульсационных скоростей, поэтому с увеличением амплитуды
пульсации величина не размывающей скорости для данного грунта
понижается.
Эрозиоведы М.С. Кузнецов и Г.П. Глазунов (1996) пришли к
заключению, что еще до того, как произойдет видимый отрыв первой
частицы почвы, потоком отчуждаются растворимые компоненты почвы,
ионы диффузного слоя и самые тонкие коллоидные частицы, потерявшие
связь с поверхностным слоем почвы благодаря процессу набухания. При
дальнейшем увеличении скорости потока число частиц почвы, вовлеченных в
движение, увеличивается При этом некоторые частицы начинают
передвигаться не только перекатыванием, но и скачками. Подскакивают
40
частицы по очень крутой траектории, а снижаются по пологой. Высота
скачка прямо пропорциональна отношению плотности среды к плотности
частицы. Скорость водного потока, при которой начинается скачкообразное
движение частиц, называется скоростью начала скачка V
2
. При скоростях
потока в интервале между V
н
и V
2
происходит формирование гряд на дне
потока, которые обычно движутся вниз по течению. При скачкообразном
движении частиц наблюдается размывание гряд и их полное исчезновение.
Дальнейшее увеличение скорости водного потока приводит к появлению в
потоке взвешенных частиц. Скорость , при которой это происходит,
называется скоростью начала взвешивания частиц V
В
.
Наступает момент, когда скорость потока, несущего взвешенные наносы,
начинает уменьшаться. Начинается оседание взвешенных частиц на дно.
Минимальная скорость потока, при которой этого ещё не происходит,
называется незаиляющей скоростью V
нез
. Она несколько меньше скорости
начала взвешивания частиц V
В
. Кроме названных и рассмотренных
скоростей в разрушении почвенного покрова принимает участие, так
называемая, размывающая скорость потока V
Р
, под которой понимается та
наименьшая скорость, при которой наступает непрекращающийся срыв
почвенных частиц, приводящий к заметной эрозии почв. Размывающая V
Р
и
неразмывающая скорости связаны простым соотношением: V
Р
= 1,41 * V
Н
.
Глазуновым (1983) предложена зависимость для расчета скорости начала
массового движения частиц рыхлых почв, не связанных корнями растений.
V
ml
= B √ d
60
* g ( ρ – ρ
0
) / ρ
0
,
где V
ml
– скорость начала движения частиц, отнесенная к высоте l см
над поверхностью почвы; d
60
– средневзвешенный размер всех частиц,
крупнее 0,02 см; ρ – плотность почвенных частиц, т/м
3
; В – эмпирический
коэффициент, равный 2,4; ρ
0
– плотность воды.
3.3.2. Транспорт и аккумуляция наносов
Для правильного понимания процесса эрозии важно учитывать не только
размывающую, но и транспортирующую способность потока. Под
транспортирующей способностью потока понимают наибольший
возможный при данном гидравлическом режиме потока расход наносов.
Поток может переносить частицы либо перекатыванием и волочением по
дну, поднимая их на высоту, соизмеримую с диаметром частиц (донные
наносы), либо взвешиванием в толщу потока, когда высота подъема частиц
соизмерима с глубиной потока (взвешенные наносы). Скачкообразное
перемещение (сальтация) является переходной формой движения.
Перекатывание и волочение частиц происходит преимущественно под
действием лобового усилия при сравнительно малых скоростях потока. При
больших скоростях преобладает подъемное усилие, приводящее к
скачкообразному движению частиц. При ещё более высоких скоростях
оторванные частицы уже не возвращаются на дно, а подхватываются
вихрями, возникающими в придонной области, и выносятся в толщу потока.