Транспорт и аккумуляция наносов.

Для водного потока14

Для правильного понимания процесса эрозии важно учитывать не только размываю-

щую, но и транспортирующую способность потока. Под транспортирующей способностью

потока понимают наибольший возможный при данном гидравлическом режиме потока рас-

ход наносов.

Поток может переносить частицы либо перекатыванием и волочением по дну, либо во

взвешенном состоянии. Скачкообразное перемещение (сальтация) является переходной фор-

мой движения частиц. Перекатывание и волочение частиц происходит преимущественно под

действием лобового усилия при сравнительно малых скоростях потока. При увеличении ско-

рости подъемное усилие, вызывает скачкообразное движение частиц. При еще более высо-

ких скоростях оторванные частицы уже не возвращаются на дно, а подхватываются вихрями,

возникающими в придонной области, и поднимаются в толщу потока. По мере приближения

к поверхности потока энергия вихря уменьшается, и частица под действием силы тяжести

движется по пологой кривой вниз, однако новый вихрь подхватывает ее и снова выносит

вверх. Чем крупнее частица тем труднее подняться ей до поверхности потока. Поэтому

крупные частицы концентрируются преимущественно в придонной области, а тонкие – отно-

сительно равномерно распределены в толще потока. Это приводит к увеличению суммарной

концентрации наносов (мутности) от поверхности к дну.

Увеличение скорости потока сопровождается увеличением его транспортирующей спо-

собности и выражается формулой Эри: P=AV6;

Где Р- вес переносимой частицы; А- коэффициент, зависящий от уклона дна, формы и

плотности частицы и глубины потока; V- средняя скорость потока.

Расчет твердого расхода производится раздельно для влекомых и взвешенных наносов.

Расход наносов связан прямой зависимостью со скоростью потока и обратной – с гидравли-

ческой крупностью влекомых частиц. Гидравлической крупностью частиц называется ско-

рость осаждения частиц в неподвижной воде. Расчет скоростей падения механических час-

тиц почвы обычно проводят по формуле Стокса, в которой учитываются:

r – эффективный радиус падающей частицы; 1- удельный вес частицы; - удельный

вес жидкости, в которой ведется анализ; g - ускорение силы тяжести при свободном падении

тела; - вязкость жидкости.

Эта закономерность положена в основу методики проведения механического анализа

почв. Для примера частица диаметром 0,5 мм имеет гидравлический радиус или скорость па-

дения 52,8 мм/с; d- 0,05мм – 1,25 мм/с и d-0,005мм – 0,01 мм/с.

При дефляции (ветровой эрозии).

Для ветровой эрозии, как и для водной, характерными являются не только процесс от-

рыва частиц, но и процессы их переноса и аккумуляции. В каждом явлении ветровой эрозии

почв наблюдается четыре стадии: дефляции, трансформации, аккумуляции и стабилизации,

которые закономерно сменяют друг друга в пространстве и во времени. Каждой из стадий

соответствует свой тип нарушения почвенного покрова.

На начальной стадии дефляции, под действием пульсирующего воздушного потока

происходит ослабление и нарушение связей между отдельными частицами поверхностного

слоя почвы, сопровождающееся их отрывом и переносом. На этой стадии начинается форми-

рование двух фазного потока воздух-почва. Твердая фаза этого потока представлена катя-

щимися по поверхности, скачущими или взвешенными в воздушном потоке частицами. Раз-

деление частиц на скачущие и летящие достаточно условно. Тип движения каждой частицы в

конечном итоге определяется ее размерами и скоростью ветра, а эти характеристики перио-

дически их меняются. Если вертикальная составляющая скорости ветра, направленная вверх,

превышает аэроразмер частицы (аналог гидравлической крупности), то частица будет пере-

мещаться во взвешенном состоянии, причем высота, дальность и продолжительность полета

обратно пропорциональны размеру частиц.15

Характерной особенностью стадии дефляции, является то. Что число отрывающихся от

поверхности частиц превышает число возвращающихся на поверхность за то же время. В ре-

зультате формируются зоны выдувания и участки дефлированных почв. Со временем интен-

сивность выдувания в наветренной части местности начинает уменьшаться вследствие само-

отмостки или падения скорости ветра и стадия дефляции переходит в стадию стабилизации.

Явление самоотмостки обусловлено селективностью выдувания, в первую очередь выносят-

ся наиболее подвижные частицы, а менее подвижные и крупные остаются на месте. И со

временем при постоянном ветровом потоке, сдувание почвы прекратиться. Однако известны

случаи, когда ветровая эрозия прекращалась только после сдувания (выноса) всего пахотного

слоя и выхода на поверхность плужной подошвы.

Если длина поля достаточна для насыщения ветрового потока твердой фазой, стадия

дефляции сменяется стадией трансформации. При которой двухфазный поток и почва нахо-

дятся в стадии, близкой к динамическому равновесию; т.е. число частиц покинувших поч-

венную поверхность в единицу времени, равно числу частиц, выпавших из ветрового потока

за это же время.

Большинство авторов моделей насыщенного переноса сходятся на том, что расход

твердой фазы почвенно-воздушного потока пропорционален кубу скорости ветра. Для ста-

дии трансформации характерно формирование комплекса свеянно-навеянных почв представ-

ленных в виде микродюн на поверхности почвы.

Стадия трансформации сменяется стадией аккумуляции для которой характерно преоб-

ладание процессов отложения твердой фазы из потока над процессами отрыва и выноса.

Причиной этого служит снижение транспортирующей способности ветра, которое обуслов-

лено снижением его скорости. Чаще всего это происходит либо в результате встречи потока

с каким либо препятствием (выступающими формами рельефа, растениями, деревьями, ин-

женерными сооружениями и др.), либо в результате резкого увеличения живого сечения по-

тока (при пересечении долины реки, балки, оврага и т.п.). Моделирование ветроэрозионного

процесса имеет большие трудности и разработано в меньшей степени.

ФАКТОРЫ ВОДНОЙ ЭРОЗИИ ПОЧВ.

Климатические факторы.

Непосредственное влияние на размах эрозионных процессов, оказывают суммарное ко-

личество осадков, их вид, продолжительность, интенсивность, а также время выпадения.

Опосредованно на развитие эрозионных процессов влияют температура, влажность воздуха,

а так же скорость и продолжительность ветра.

Эрозия почвы во время дождя происходит при совместном воздействии потока воды и

падающих капель. Капли дождя разрушают структуру почвы, создают в потоке добавочную

турбулентность, повышающую ее размывающую и транспортирующую способность. Капли

дождя несут большую энергию, однако большая ее часть (2/3) расходуется на уплотнение

почвы и меньшая на отрыв и перемещение частиц почвы. Удары капель дождя заставляют

подниматься в воздух тонны почвы на одном гектаре, но только небольшая часть ее выно-

сится потоками воды. Само по себе разбрызгивание почвы также может привести к некото-

рому перемещению частиц с верхней части склона на нижнюю, если уклон достаточно вы-

ражен. Это связано с тем, что траектория движения частиц при всплесках вниз по склону

длиннее, чем вверх.

Энергия дождевой капли, определяющая размер причиняемых почве разрушений в

месте ее падения, зависит от размера капли (т.е. от ее массы) и ее скорости. Известно что при

движении капли в воздухе скорость ее падения становиться постоянной, а численное ее зна-

чение зависит от состояния атмосферы и от размера капли. Vк= 13 dк

,

Где Vк – скорость падения дождевой, м/с; dк - диаметр капли, см. Для практических це-

лей можно использовать следующие соотношения, dк 0,5мм-2,06 м/с; -1мм-4,03; 2-6,49;3-

8,06;4-8,83; 5- 9,09; 6- 9,30. Постоянная скорость падения крупной капли достигается при па-16

дении ее с высоты около 20 м. Это обстоятельство необходимо учитывать при прогнозе эро-

зии почв от ливней и при орошении.

По размеру капель дожди неоднородны, поэтому можно говорить лишь о преобла-

дающем размере капель, для дождей интенсивностью 1-2 мм/мин, преобладают капли 2-3

мм, при интенсивности 2-4 мм/мин диаметр капель около 3-4 мм. Существует тесная обрат-

ная связь между интенсивностью дождя и его продолжительностью т.е. чем больше интен-

сивность тем короче ливень.

На первый взгляд эрозия почв должна получить большое развитие в наиболее увлаж-

ненных регионах. В действительности переплетение причинно-следственных связей, обу-

славливающих характер развития эрозии почв, гораздо сложнее. Сопоставление количест-

венных показателей увлажненности территорий и пораженности их эрозионными процесса-

ми не показало существенной связи между суммарным количеством осадков и размахом эро-

зии. Одной из причин такого положения дел является то, что величина смыва почв теснее

всего связана не с общим количеством осадков, а сих интенсивностью. Причем имеет боль-

шое значение не осредненная интенсивность осадков за весь дождь, а только за некоторый

его интервал, приуроченный к пиковому (наибольшему) значению интенсивности ливня. По-

этому в ходе экспериментальных исследований обычно связывают величину смыва почвы за

один ливень пяти -, десяти-, двадцати- и тридцатиминутной интенсивности.

Пятиминутная интенсивность дождей в разных регионах: Предуралье-0,8 мм/мин;

Подмосковье- 1,7; Западная Сибирь – 1,9; Молдова – 3,0; Колхида – 3,8 мм/мин.

При увеличении выбранного интервала времени максимальная интенсивность дождей

падает. Так, например, 30-минутная интенсивность ливней 20% обеспеченности, составляет

для: Предуралья- 0,6; Подмосковья –0,8 мм/мин; Западная Сибирь – 0,9; Молдова –

2,2;Закавказья –2,4 мм/мин.

Таким образом, интенсивность ливней подчиняется определенным географическим за-

кономерностям и обуславливают увеличение дождевой эрозии почв с севера на юг.

Масштабы эрозии при снеготаянии определяются параметрами стока талых вод, кото-

рые обусловлены климатическими особенностями конкретной местности, водопроницаемо-

стью мерзлой почвы и ее противоэрозионной устойчивостью. Поэтому размах эрозии при

снеготаянии в значительной степени определяется запасами воды в снеге. Распределение ее

запасов подчиняется следующей закономерности: с продвижением на север и восток запасы

воды в снеге увеличиваются.

Запасы воды в снеге составляют: Подмосковье – 100 мм; Кубань – 15 мм; Северный

Урал – 160 мм. Для Западной Сибири: Омск- 50-60 мм; Куйбышев 60-70; Камень-на–Оби –

70-80; Новосибирск - 90-100; Барнаул – 80-90; Искитим –100-120; Алейск- 70-80; Бийск-90-

100 мм.

Однако, эрозионную способность талой воды характеризует не только запасы воды в

снеге, но и интенсивность снеготаяния. Интенсивность снеготаяния в Подмосковье (0,065

мм/мин) больше, чем на Кубани (0,015 мм/мин). Обусловлено это тем, что на юге ко времени

весеннего снеготаяния снег залегает не сплошной пеленой, а пятнами и общие запасы воды в

снеге невелики. Медленное снеготаяние начинается с наступлением положительных темпе-

ратур воздуха при сплошной облачности или при малых отрицательных температурах возду-

ха и солнечной погоде. В Подмосковье и в северных регионах, большие запасы воды в снеге,

сочетаются с большими запасами холода как в почве так и в снежном покрове. Для того что

бы началось снеготаяние требуется большие положительные температуры воздуха и боль-

ший промежуток времени для прогревания (удаления запаса холода) снега до нулевой тем-

пературы. Поэтому снеготаяние здесь обычно начинается при прогреве воздуха до темпера-

туры в 3-7

о

С.

В итоге интенсивность снеготаяния увеличивается с юга на север и с запада на восток.

По данным Г.П. Сурмача (1992) на уровне прохождения изолинии стока с зяби в 30 мм, ин-17

тенсивность смыва почв от талого стока в два раза выше, чем от ливневого. Вдоль изолинии

стока 15 мм они сравниваются, далее на юг и запад преобладает ливневая эрозия.

В Западной Сибири запасы воды в снеге изменяются в больших пределах от 70-80 мм в

западных районах, до 120-140 в восточных и северо-восточных. Сильное и глубокое промер-

зание почв так же способствует формированию высокого коэффициента стока талых вод

весной. На отвальной зяби Кст составляет 0,55-0,6; на плоскорезной обработке 0,6-0,7; на

многолетних травах величина его достигает 0,75-0,8. Объем стока колеблется в больших

пределах в зависимости от запасов воды в снеге, глубины промерзания почв, характера ве-

сенней погоды и интенсивности снеготаяния. В среднем для расчлененных территорий Но-

восибирской области поверхностный сток весной колеблется от 50-60 д 80-90 мм.

Геоморфологические факторы

Рельеф той или иной территории состоит из совокупности выпуклых, прямых и вогну-

тых поверхностей – склонов. Рельеф суши не только определяет особенности формирования

поверхностного стока талых и ливневых вод и связанных с ним процессов эрозии, но и сам

преобразуется под действием эрозии почв и горных пород.

Поверхностный сток формируется в пределах водосбора, под которым понимается тер-

ритория, ограниченная водораздельной линией. Элементами водосбора являются водоразде-

лы, склоны и гидрографическая сеть. Гидрографической сетью называется совокупность

больших и алых постоянных водотоков на определенной территории. Суходольная сеть – это

система линейно вытянутых понижений в рельефе, по которым осуществляется временный

сток поверхностных вод. Продолжением суходольной сети является гидрографическая сеть.

В совокупности эта система в плане имеет вид дерева, стволом которой является главная ре-

ка.

Суходольная сеть подразделяется на следующие элементы:

Ложбина - верхнее звено гидрографической сети, примыкающее непосредственно к во-

дораздельному пространству или водоразделу. Она характеризуется малой глубиной от пер-

вых десятых долей метра до 1-2 метров. Пологими склонами, незаметно переходящими в

плакорное пространство водораздельной площади. Днище широкое вогнутое с пологими

склонами до 3-5

о

. Водосбор ложбины имеет площадь от одного до нескольких десятков гек-

таров. Ложбины обычно распахиваются. Переход ложбины в лощину обычно начинается при

водосборе свыше 50 га.

Лощина (лог) - элемент суходольной сети отличающийся от ложбины более резкими

очертаниями, большей глубиной до 15-20 м и крутизной (8-15

о

) склонов. Площадь водосбора

колеблется от 50 до 250 гектаров. При дальнейшем развитии лощина переходит в более

крупную форму – балку (суходол).

Балка (суходол) - это крупное линейное понижение протяженностью от одного до не-

скольких десятков км, шириной несколько сот метров глубиной десятки метров, с площадью

водосбора от 250 га до нескольких десятков км

. Склоны балки варьируют от пологих (10-

о

) до крутых (35

о

), обычно сложены лессовидными суглинками. Днище балки широкое

плоское, с сухими руслами временных водотоков. В глубоких балках наблюдается выклини-

вание грунтовых вод. Балки плавно переходят в речные долины и их притоки.

Речные долины- наиболее древнее звено гидрографической сети, отличающееся от бал-

ки наличием постоянного водотока и связанных с ним форм рельефа: пойм, террас, приру-

словых валов и др. Суходольная часть гидрографической сети по протяженности и участию в

формировании рельефа занимает преобладающее положение по сравнению с речной сетью.

Преобладающую часть территории водосборов занимают склоновые земли. Склоны

различаются по форме, длине, крутизне и экспозиции. Характеризуя форму склона, обычно

говорят о форме продольного и поперечного профиля. По форме продольного профиля вы-

деляют прямые, выпуклые и вогнутые склоны. Однако часто встречаются склоны сложного 18

профиля: выпукло-вогнутые; вогнуто-выпуклые-вогнутые, ступенчатые и др. По форме по-

перечного сечения также встречаются различные профили.

Под длиной склона понимают расстояние от водораздела до уреза гидрографической

сети или тальвега суходольно-балочной сети. Длина склонов находится в большой зависимо-

сти от расчлененности территории. Различают горизонтальную и вертикальную расчленен-

ность рельефа.

Горизонтальную расчлененность находят путем деления общей протяженности линей-

ных форм рельефа (рек, ручьев, суходольно-балочной сети, оврагов) на площадь территории

на которой они измерялись, измеряется в км/км

. Обычно предварительно топографическая основа разделяется на квадраты, площадь которых определяется поставленными задачами

исследования территории.

Вертикальная расчлененность определяется разницей между наивысшей орографиче-

ской отметкой в квадрате, и самой низкой отметки отрицательных форм рельефа, измеряется

в метрах.

Склоны разделяются на:

Чрезвычайно короткие до 50м

Очень короткие от 50 до 100 м

Короткие от 100 до 200 м

Средней длины от 200 до 500 м

Повышенной длины от 500 до 1000 м

Длинные от 1000 до 2000 м

Очень длинные от 2000 до 4000 м

Чрезвычайно длинные свыше 4000 м.

Под уклоном местности i понимают величину отношения разности высот двух точек

по линии наибольшего падения склона h, к горизонтальной проекции расстояния между

ними

Крутизна склонов имеет важное значение для формирования стока и интенсивности

эрозионных процессов. Причина существования тесной связи крутизны склона с эродирую-

щей способностью потока очевидно, она связана с влиянием уклона на скорость потока,

формулой Шези, из которой следует, чем больше уклон, тем больше скорость водного пото-

ка и его энергия и следовательно его эродирующая способность.

Склоны Крутизна,

градусы

Уклон (tg )

Слабопологие До 1 0,017

Пологие 1-2 0,017-0,035

Покатые 2-5 0,035-0,087

Покато-крутые 5-9 0,087-0,158

Крутые 9-20 0,158-0,364

Очень крутые 20-30 0,364-0,577

Чрезвычайно крутые 30-45 0,577-1,000

Обрывистые 45-70 1,000-2,747

Длина склона оказывает существенное влияние на расход поверхностного стока. Чем

дальше от водораздела вниз по склону, вдоль линии стока находится изучаемый створ, тем

больше расход воды в этом створе при прочих равных условиях. Поэтому эродирующая спо-

собность потока определяется совместным влиянием крутизны и длины склона.19

При эрозии во время снеготаяния закономерность влияния склонов на сток остается та

же, но одной из основных причин той или иной интенсивности смыва почв, является нерав-

номерность распределения снежного покрова на разных частях склона, и на склонах разной

экспозиции. Распределение снежного покрова происходит под влиянием ветрового режима,

расчлененности рельефа, наличия лесополос и остатков растительности способы обработки

почв.

Наибольшее разрушение (смыв) почв происходит на выпуклых участках склона. Это

обусловлено тем, что с увеличением расстояния от водораздела на выпуклых склонах, одно-

временно увеличивается и крутизна склона и расход потока, а это приводит к увеличению

его скорости и размывающей способности. В результате этого несмытые почвы водораздела

на выпуклом склоне сменяются слабосмытыми, затем среднесмытыми и ниже сильносмы-

тыми почвами.

На вогнутых склонах при прочих равных условиях смыв почв меньше, а в нижней час-

ти их, где скорость потоков падает, происходит выпадение взвешенных и влекомых наносов

и здесь формируются намытые почвы.

Закономерности смыва, характерные для выпуклого склона, повторяются и на прямом

склоне, но в ослабленном виде.

Указанные закономерности распределение эродированных почв по склону выполняется

далеко не всегда. Решающее значение при этом может оказать характер хозяйственного ис-

пользования почв склонов. Если использовать крутые склоны только под сенокосы и под-

держивать их в хорошем состоянии, то густая трава будет существенно уменьшать скорость

потока и способствовать аккумуляции мелкозема, поступающего со стоком с соседних вы-

шерасположенных по склону участков.

Почвенные и литологические факторы.

Свойства почв и грунтов определяют особенности формирования объема поверхност-

ного стока и, следовательно, эродирующую способность водного потока. Кроме этого сте-

пень проявления эрозии зависит от способности почвы противостоять смыву, т.е. от многих

свойств почв(механический состав, водопроницаемость, микро- и макроструктуры, сложе-

ния, содержание гумуса, содержания водопрочных агрегатов, солей, влажности и др.) опре-

деляющих ее противоэрозионную стойкость.

Поверхностный сток во время дождя возникает, когда его интенсивность начинает пре-

вышать интенсивность впитывания воды почвой. При этом возможны несколько вариантов:

1Сток появляется сразу же после начала дождя, в этом случае интенсивность ливня больше

начальной интенсивности впитывания воды почвой. 2.Сток появляется в момент времени ко-

гда уменьшающаяся со временем интенсивность впитывания, становиться меньше интенсив-

ности дождя. 3.Сток появляется при нарастании интенсивности дождя и его превышение ин-

тенсивности впитывания воды почвой.

В реальных условиях чаще всего реализуются второй и третий случай. Поглощение

почвой воды осуществляется в виде одновременного протекания ряда процессов. Если в поч-

ве имеются крупные трещины, ходы землероев, крупные пустоты от корней, то происходит

быстрое поглощение воды почвой, вода «проваливается в эти пустоты». В начале процесс,

если почва сухая, происходит капиллярное и пленочное рассасывание воды в почве. По мере

заполнения почвенных пор водой, дальнейшее ее поступление идет в виде сплошного равно-

мерного внутрипочвенного потока.

Водопроницаемостью называется способность почв впитывать и пропускать через

толщу горизонтов воду с поверхности.

Прохождение воды через водонасыщенные слои почв или грунта под влиянием грави-

тационных сил и градиента напора называется – фильтрацией. Водопроницаемость выража-

ется в миллиметрах водного столба на единицу времени мм/мин, или в литрах и кубометрах

в единицу времени.20

Для почв тяжелого механического состава, водопроницаемость в первый час 100-70 –

хорошая, 70-30- удовлетворительная, меньше 30 – неудовлетворительная. Водопроницае-

мость почв определяют в основном в полевых условиях. Прибором ПВН, или методом за-

ливных квадратов.

Для тяжелых глин начало формирования поверхностного стока начинается при интен-

сивности дождя 0,1мм/мин, а для супесчаных почв- 0,7-0,8 мм/мин.