«Б.С. МАСЛОВ ГИДРОЛОГИЯ ТОРФЯНЫХ БОЛОТ Учебное пособие Томск 2008 УДК 632.6: [556.16+556.18] (0.75.8) Печатается по решению ББК 40.6 Учебно-методического совета М 31 Томского государственного педагогического университета ...»

При котловинном залегании болот помимо атмосферных осадков в их водно-минеральном питании участвует поверхностный сток со склонов, а в глубоких котловинах – подземные воды. Последние выклиниваются на окраине болотного массива (нередко в виде родников), рождая болотные ручьи и топи, простирающиеся вдоль границы болота.

Сходные микроландшафты характеризуются однородной растительностью и одинаковой глубиной грунтовых вод, в результате обеспечиваются близкие условия обмена влагой и энергией с атмосферой и прилегающей территорией в условиях нерасчлененного рельефа.

При расчлененном рельефе микроландшафт занят комплексной растительной ассоциацией.

В соответствии с В.В. Романовым, рельеф болота может быть:

1. Нерасчлененный, когда разница в высотах повышений над понижениями не превышает 5 см;

2. Кочковатый, с кочками разных форм;

3. Западинный, когда понижениями занято не более 10–15% площади;

4. Грядово-мочажинный.

Эти, казалось бы ничтожные различия в микрорельефе, имеют существенное значение при теплообмене с суходолами и испарении воды, так как общая площадь поверхности благодаря кочкам и другим неровностям рельефа в 1,5–4 раза превышает площадь ровной поверхности.

Геолого-гидрогеологические условия Возможная роль подземных вод в питании болот поясняется следующими схемами гидрогеологических разрезов болот (рис. 11):

1) связи между болотными и подземными водами нет; 2) болотные воды с грунтовыми составляют единый водоносный горизонт, что наблюдается, когда переувлажненные породы залегают на водопроницаемых;

3) грунтовые воды, вызывающие переувлажнение почв, связаны с напорными водами вследствие фильтрации через разделяющие их относительно водоупорные отложения; 4) связь грунтовых вод с напорными происходит через «окна» в водоупоре.

На крупных болотных массивах котловинного залегания, в зависимости от геологических условий ложа болот, их центральная часть может не получать грунтовое питание и оставаться только под влиянием атмосферных осадков. Выпуклый профиль торфяника в этом случае способствует стеканию воды от центра болота к его периферии.

Растительность тесно связана с водным режимом болота. Не только вода, её избыток, но главным образом наличие в этой воде минеральных солей, представляющих источник питания растений, определяет специфику болотных фитоценозов, под которыми понимают сочетание растений (растительные ассоциации), характерных однородным флористическим составом, одинаковыми свойствами и структурой, а также однородным характером связи между произрастающими растениями и средой. Растительные ассоциации отражают условия водного и минерального питания растений, интенсивность водо- и кислородообмена в болотных водах, от которых зависит развитие корневых систем и жизнь растений.

В таблице 10 современная растительность болот сопоставлена с их водным питанием.

Связь болотной растительности с водным питанием (по Р.И. Аболину) Грунтовое (воды мягкие) 4–10 Сфагновые мхи (беломошники) Грунтовое (воды жесткие) 10–30 Гипновые мхи (буромошники травяные, Болотная растительность является отражением, индикатором гидрологических свойств болотных массивов. Подразделяют болота в зависимости от фитоценозов на олиготрофные, мезотрофные и эвтрофные. Олиготрофная болотная растительность, не требовательная к условиям водно-минерального питания, произрастает на болотах атмосферного питания, поступление солей на которые происходит только с осадками и пылью. Мезотрофная болотная растительность включает растения, мало требовательные к минерализации вод, произрастает в условиях слабой проточности воды. Эвтрофная растительность присуща низинным болотам, получающим обильное водно-минеральное питание за счёт притока подземных вод, речных паводковых вод и поверхностного стока с распаханных склонов с плодородными почвами. Эта растительность наиболее требовательная к условиям водно-минерального питания.

На болотную растительность оказывает влияние степень увлажненности болот, которая может быть охарактеризована глубиной стояния уровней воды от поверхности болот.

Огромным достижением науки стало введение понятия микроландшафт. Под болотным микроландшафтом (болотной фацией) понимают часть болотного массива, однородную по растительности, микрорельефу поверхности и физическим свойствам верхних горизонтов торфяной залежи, занятой какой-либо одной растительной ассоциацией. Только для микроландшафта можно установить устойчивые гидрологические характеристики болот. В пределах болотного массива встречаются сочетания болотных микроландшафтов, сложившихся в результате его развития. В таблице 11 (стр. 57) приведены, по К.Е. Иванову (1957), их классификация. Типы, условия формирования, размеры болотных микроландшафтов рассматриваются в курсе болотоведения, здесь лишь отметим, что закономерности расположения микроландшафтов и их количественные характеристики играют важную роль при изучении гидрологических режимов и водного питания болот.

3.2. Гидродинамические характеристики болот Микроландшафт является элементарной структурной географической характеристикой болот. Из микроландшафтов как из кирпичиков строятся мезо- и макроландшафты болот и болотных массивов.

Выделение и использование микроландшафтов возможно только при знании общих закономерностей развития болот и их гидродинамических характеристик. Под словом гидродинамика понимается наука о закономерностях движения и взаимодействия воды (жидкости) с обтекаемыми телами. В отличие от нее гидростатика изучает закономерности равновесия покоящейся воды, находящейся под действием силы тяжести.

Основным законом гидродинамики является уравнение баланса удельной энергии движущейся жидкости, выведенное Даниилом Бернулли в 1738 г. Уравнение утверждает постоянство полного гидродинамического напора в любом сечении струи жидкости (рис. 12).

растительности Рис. 12. Чертеж, поясняющий уравнение Бернулли Для плавноизменяющегося потока реальной жидкости оно записывается следующим образом:

где V1, V2 – средние скорости движения жидкости в сечениях 1–1 и 2– (рис. 12); Z1, Z2 – высота положения точек любой струйки, выбранных в двух сечениях потока, отстоящих друг от друга на расстоянии L; E1, E2 – энергия потока соответственно в первом и втором сечении, Р1 и Р2 – давления в этих точках, V1 и V2 – средние скорости в рассматриваемых сечениях, Р/g – пьезометрический напор (высота давления).

V2/2g – скоростной напор; – коэффициент кинетической энергии или коэффициент Кориолиса, представляющий собой отношение действительной кинетической энергии жидкости, протекающей в единицу времени через живое сечение, к кинетической энергии, которой обладал бы поток при том же расходе, если бы скорости во всех точках живого сечения были бы одинаковые и равнялись средней скоростью, d = 1,05–1,10. Заштрихована зона потерь напора на трение.

Основной гидродинамической характеристикой болотных массивов, согласно К.Е. Иванову, является сетка линий стекания. Она определяет направление горизонтальных скоростей потока воды в деятельном и инертном горизонтах торфяной залежи. Направление фильтрации воды совпадает с направлением поверхностного стекания и определяется уклонами свободной поверхности болотных (грунтовых) вод, которая периодически поднимается выше поверхности деятельного горизонта. Средняя поверхность растительного покрова на болоте практически совпадает с очертанием и уклонами поверхности грунтовых вод. При колебании уровней грунтовых вод их поверхность перемещается в вертикальном направлении сихронно с изменением формы рельефа болота, благодаря чему сетка линий стекания почти не меняется. Это позволяет решать гидродинамические задачи.

Гидродинамические характеристики включают:

1) уровни грунтовых (болотных) вод, амплитуды их колебания и изменения по площади болота;

2) водопроницаемость торфяной залежи и деятельного слоя по глубине и по территории болота;

3) водоотдачу деятельного слоя и всей торфяной залежи при изменении уровней грунтовых вод;

4) толщину деятельного горизонта и её изменение по площади болота;

5) проточность деятельного горизонта и торфяной залежи по глубине и по площади;

6) модуль проточности и его изменение по площади. Гидродинамические характеристики в пределах микроландшафта должны быть стабильными. Число болотных микроландшафтов определяет закономерности для болотного массива в целом.

В гидродинамике используются понятия линии тока и эквипотенциали (раздел 10.2).

Линия тока – линия, в каждой точке которой в данный момент времени вектор скорости направлен по касательной к траектории движения частиц воды. Линия тока – направление движения в данный момент времени различных лежащих на ней частиц.

Линия равных напоров, или эквипотенциаль – это линия, перпендикулярная к линиям тока. Проекции линий равных напоров на горизонтальную плоскость представляют собой карту уровенной поверхности. При безнапорном движении такая карта называется картой изогипс, при напорном – картой изопьез. Эти карты используются при гидрогеологических расчетах.

Поступление грунтовой воды в реку, канал или дрену происходит по всему их смоченному периметру, включая дно, по линиям токов, которые нормальны к поверхности равного напора. На эквипотенциалях располагаются точки, в которых вода находится под одинаковым пьезометрическим напором.

Эквипотенциали представляют своеобразные концентрические окружности. Напор убывает по мере приближения к руслу (рис. 120).

Движение грунтовой воды обусловлено падением напора, создаваемого водотоком, которое распространяется в нижележащие водоносные слои.

В состав гидродинамических характеристик входит проточность, под который понимается расход воды или поток влаги, фильтрующийся в деятельном и инертном горизонтах через единицу поперечного сечения потока. Проточность определяется по формуле Дарси, используемой в гидрологии подземных вод где k – коэффициент фильтрации, – плотность воды, h – слой движущейся воды; h – гидростатическое давление ниже уровня грунтовых вод. Эта формула записывается также в другом виде (см. формулу 24).

По данным К.Е. Иванова, грядово-мочажинные комплексы олиготрофных болот образуются, как правило, при уклонах 0,0009–0,004.

Уклоны менее 0,0008 свойственны микроландшафтам низинных и переходных болот, уклоны более 0,004 – микроландшафтам с кочковатым и слабокочковатым микрорельефом (сфагновики кустарничково-сосновые, сосняки сфагновые и др.). Уклоны определяют в значительной мере формирование водного режима болот.

В зависимости от характера сил, действующих на воду и приводящих её в движение, выделяют безнапорное и напорное движение.

Безнапорное движение наблюдается при наличии свободной поверхности потока, соприкасающегося с атмосферным давлением, оно происходит под влиянием силы тяжести.

Напорное движение наблюдается при ограничении потока со всех сторон водонепроницаемыми породами. Движение происходит всегда под давлением, уровень напорных вод всегда выше кровли водоносного пласта.

В настоящей книге рассматривается преимущественно безнапорное движение воды.

В зависимости от изменения скорости и давления в гидродинамике рассматриваются два основных вида движения: установившееся и неустановившееся.

3.3. Потенциал влаги. Влагопроводность Коэффициент влагопроводности зависит от потенциала влаги и влажности почвы. Потенциал является мерой потенциальной энергии воды в почве относительно энергии воды в исходном состоянии.

Энергия состояния воды определяется силами, возникающими на поверхности раздела твёрдой фазы с жидкостью и газом, наличием растворенных в воде веществ, взаимодействия их с молекулами воды, зависит от действия гравитации, температуры и атмосферного давления. Пути суммирования всех этих сил пока не найдены, поэтому введено понятие полного потенциала почвенной влаги.

Терминологическим комитетом комиссии по физике почвы Международного общества почвоведов рекомендованы следующие определения потенциала почвенной воды: «Полный потенциал почвенной воды t – полезная работа на единицу количества чистой воды, которую необходимо затратить путем приложенных извне сил для того, чтобы перенести изотермически и обратимо бесконечно малое количество воды из резервуара с чистой водой, расположенного на определенной высоте при стандартном атмосферном давлении, в почвенную воду в заданном месте» (А.Д. Воронин, 1986). Определение, прямо надо сказать, сложное и не вполне понятное.

Полный потенциал слагается из трех потенциалов где в – потенциал капиллярной влаги, q – гравитационный потенциал, осм. – осмотический потенциал. Сумма в + g характеризует поток влаги и называется гидравлическим потенциалом.

Потенциал почвенной влаги можно охарактеризовать как отрицательный потенциал давления почвенной воды по отношению к атмосферному давлению.

Чтобы избежвать больших чисел, введен по аналогам с рН показатель рF, как логарифм потенциала, который выражен в см, т.е.

Потенциал влаги связан с влажностью зависимостью, имеющей на значительной части длины параболический характер, но не однозначной. Из-за гистерезиса кривые связи разные в зависимости от направления процесса – высыхания или увлажнения.

Кстати, давно применяются для измерения влажности почвы тензиометры, которые измеряют не влажность, а капиллярно-сорбционный потенциал, от которого она зависит. На кривых = f() четко выделяются значения почвенных влагоёмкостей.

Основная составляющая его – капиллярный потенциал; для слабо минерализованных вод можно принять с некоторым допущением давний. Потенциал почвенной влаги определяет величину сосущей силы почвы. Оптимальный для растений потенциал влаги рF = 1,5–2,2.

Потенциал, соответствующий устойчивому завяданию растений, pF = 4,2.

Растение использует только легкоподвижную (доступную) почвенную влагу, характеризующуюся рF = 1,5–2,2 (меньшие значения соответствуют песчаным почвам и наиболее влаголюбивым растениям – травам и др., большие – мелкоземистым почвам – суглинкам, глинам и торфам). Установлено, что корни растений в состоянии преодолеть силы натяжения воды, если почвенные поры крупнее 0,0002 мм.

При отклонении pF от оптимальных значений урожайность культур снижается, что хорошо выражено на рисунке 13. При рF > 1,5–2, необходимо дополнительное увлажнение почвы.

Более распространенным, но косвенным показателем водообеспеченности является влажность почвы. Для каждого типа почвы характерна определенная зависимость между влажностью почвы и капиллярным потенциалом (рис. 14).

Рис. 13. Изменения урожайности Рис. 14. Кривые связи влажности почв зависимости от потенциала вы с потенциалом влаги: 1 – песчаная почвенной влаги: 1 – суглинок; 2 – круп- почва; 2 и 3 – суглинистая почва;

Между влагоёмкостями и капиллярным потенциалом существует следующая зависимость:

где влагоёмкости: Wп – полная, Wпп – предельная полевая, Wк – капиллярная; Wз – влажность завядания.

Вода в корни растения поступает за счет развиваемой им сосущей силы S, равной разности между осмотическим давлением клеточного сока и тургорным давлением. Растение может взять воду из почвы только при условии, что S >. Здесь – сила, с которой в почве удерживается почвенная влага.

При недостатке влаги в почве, когда транспирация превышает то количество воды, которое растение может взять из почвы, устьица на листьях закрываются, замедляется фотосинтез, уменьшается прирост растительной массы, растение начинает увядать. Растение приспосабливается к недостаткам влаги, но это снижает его продуктивность. Возрастание осмотического давления на 1 ат снижает урожай на 5–50%.

Максимальное значение сосущей силы у культурных растений в основном не превышает 10–20 ат, а у некоторых ксерофитов достигает 100 ат. Нижний предел капиллярно-пленочного потенциала, при котором влага доступна растениям, pF = 4,2 (около 16 ат). Увеличение сил всасывания до pF = 2,9–3,4 задерживает рост растений (А.А. Роде, 1965).

Граница влажности, при которой влага доступна для растений, на торфяных почвах в 1,5–2 раза выше, чем на песчаных почвах.

На верховых торфяниках растения увядают уже при влажности 60–80% от объема, так как, несмотря на обилие воды, она им недоступна.

Оптимальная влажность может быть обеспечена лишь при высоком стоянии уровней грунтовых вод, однако в этом случае растения страдают от недостатка кислорода в почве. В этом случае вместо разложения органического вещества происходит его брожение, возрастает кислотность почвы, замедляется микробиологическая активность, что ведет к снижению урожаев.

Необходимая для культурных растений интенсивность газооомена между почвой и атмосферой происходит при содержании воздуха в почве не менее 15–35% от полной влагоёмкости (меньшие значения – для трав, большие – для корнеплодов).

Растения страдают от недостатка кислорода в почве больше, чем от недостатка влаги. Поэтому при нарушении оптимального соотношения в почве воды и воздуха за счёт увеличения влажности урожай снижается.

Теория капиллярного потенциала как функции дефицита влажности почвы, была рождена в работах Э. Букингема, В.Р. Гарднера, Л.А. Ричардса, Э.С. Чайлдса и других преимущественно американских и английских исследователей. Применительно к торфу эта теория развита в трудах С.С. Корчунова (1963 г.).

Выше показано, что вода в торфе удерживается одновременно несколькими силами: адсорбционными, осмотическими и капиллярными, суммарное воздействие силовых полей не позволяет воде перемещаться, движение её возможно только при приложении силы, превышающей отрицательное давление.

Согласно А.В. Лыкову, плотность потока влаги в почве (грунте) i через единицу поверхности где в – коэффициент влагопроводности, Ф – градиент потенциала влаги, который характеризует напряженность поля сил, удерживающих влагу.

Эта формула через влажность преобразуется в следующую где k – коэффициент потенциалопроводности, o – плотность абсолютно сухой почвы, W – градиент влажности.

Коэффициент потенциалопроводности (диффузии влаги) определяет свойства почвы по передаче влаги, его размерность см3/ч.

На торфяных почвах коэффициент влагопроводности изменяется от 0,02 до 0,25 в зависимости от потенциала влаги Ф; коэффициент потенциалопроводности – 2–5 см3/ч.

При расчетах используется для оценки диффузии также термоградиентный коэффициент, представляющий собой градиент влажности, приходящейся на один градус температуры при i = 0.

При движении всех видов влаги в неизотермических условиях поток влаги где – термоградиентный коэффициент.

Капиллярный потенциал влажности к равен работе, которую нужно совершить, чтобы перевести единицу объема наиболее рыхло связанной (при данной влажности) воды в свободное состояние.

Потенциал влажности – понятие более общее, чем капиллярный потенциал (работа, которую нужно совершить против капиллярных сил).

При малых величинах Ф потенциал влажности и капиллярный потенциал практически совпадают.

Обобщенный коэффициент влагопроводности равен количеству воды, протекающей через единицу площади эквипотенциальной поверхности при grad Ф = 1.

Коэффициент влагопроводности – величина переменная, зависящая от влажности торфа и при полном заполнении всех пор водой, она равна коэффициенту фильтрации. Коэффициент влагопроводности пропорционален радиусу пор, предельное его значение зависит почти исключительно от радиуса наиболее крупных пор в торфе.

Коэффициент влагопроводности меняется в зависимости от степени увлажнения грунта, поскольку при малом увлажнении вода заполняет только самые мелкие поры, крупные поры заполняются лишь при высоком содержании воды.

На рисунках 15 и 16 приведены зависимости коэффициент влагопроводности мохового очеса и низинного торфа от влажности (в объмных процентах):

Рис. 15. Зависимость коэффициента Рис. 16. Зависимость коэффициента влагопроводности в от влажности: влагопроводности в от влажности 1, 2 – разные образцы сфагнового очеса торфа на осушенном низинном болоте Зависимости имеют параболический вид. Вместо влажности в исследованиях целесообразно использовать величину отрицательного давления (всасывания), которая определяется легче и надежнее.

Поскольку влажность можно представить как равновесную влажность капиллярно насыщенного образца, находящегося на какой-то высоте h над уровнем грунтовой воды, а при малых дефицитах влаги потенциал влажности будет практически равен капиллярному потенциалу, можно рассчитать уменьшение коэффициента влагопроводности в при возрастании капиллярного потенциала Ф, т.е. получить функцию, которая ранее устанавливалась только экспериментально.

На рис. 17 приведены кривые зависимости коэффициента влагопроводности от капиллярного потенциала для тех же образцов.

Рис. 17. Зависимость коэффициента влагопроводности kh от капиллярного потенциала h (Ф по С.С. Корчунову) для образцов 1,2 – сфагнового очеса Градиент потенциала влаги определяется К.Е. Ивановым по формуле:

Относительно поверхности грунтовых вод в зоне аэрации (выше грунтовых вод) а в зоне полного насыщения где – объемная влажность торфа, Св – изменение влагосодержания на единицу изменения влагопотенциала; – удельная масса (плотность) воды; ( ha + hoc + hk ) – отрциательное гидростатическое давление, или потенциальная энергия соответственно адсорбционных, осмотических и капиллярных сил, действующих в трехфазной среде в зоне аэрации; h – гидростатическое давление ниже уровня грунтовых вод.

Поток влаги в зоне аэрации qa выражается зависимостью в которой коэффициент влагопроводности в вместе с удельной влагоёмкостью Св выполняет функцию коэффициента фильтрации, что отражается законом Дарси (формула 45).

Потенциал Ф численно равен тому отрицательному гидростатическому давлению, под которым находится вода в торфе при данной его влажности. Равновесное распределение потенциала над уровнем грунтовой воды бывает в случае, когда влага в капиллярной кайме располагается так, что ее движения нет. Тогда Ф = h, где – объемная масса воды, h – высота данной точки над уровнем поверхности грунтовой воды.

С.С. Корчуновым введено понятие коэффициента влагопроводности в, удельной влагоёмкости при постоянной температуре (где – абсолютная влажность торфа в г/г) и по аналогии с коэффициентом температуропроводности – коэффициент потенциалопроводности где о – объемная масса абсолютно сухого вещества, г/см3.

Величина капиллярной водопроводности для низинных осоковых и древесно-осоковых торфов невелика, составляет 0,15–0,30 мм/сут.

1. Гидрологический режим болота и его обусловливающие 2. Основные типы гидрогеологических условий болот.

3. Болотные микроландшафты и их классификация.

4. Гидродинамические характеристики болот.

5. Уравнение Бернулли и его применение.

6. Сетка стекания и гидродинамическая сетка; линии тока и эквипотенциали.

7. Полный потенциал почвенной влаги и его определяющие факторы.

8. Зависимость основных влагоёмкостей почвы от потенциала влаги.

9. Уравнения для расчета потока влаги в почве и зоне аэрации.

10. Коэффициенты влагопроводности и потенциалопроводности.

11. Связь коэффициента влагопроводности с влажностью и капиллярным потенциалом.

12. Какой смысл вкладывается в понятие отрицательное давление (всасывание)?

ГЛАВА 4. ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ РЕЖИМ БОЛОТА

Каждому водному объекту свойственен свой гидрологический режим, поэтому разливают режим рек, режим болот, режим подземных вод и т.п.

Гидрологический режим территорий и состояние водного объекта, включая болота, характеризует уровни воды, скорости течения, расходы воды, содержание в воде твёрдых и растворимых веществ.

Естественный гидрологический режим под влиянием антропогенной деятельности (гидротехническое и транспортное строительство, мелиорация земель, сбросы отработанных вод в реки и пр.) в той или иной мере изменяется, в этих случаях говорят о нарушенном водном режиме территории.

Гидрологический, или водный режим объекта в естественном и нарушенном состоянии количественно оценивается водным балансом, представляющим собой баланс приходных и расходных элементов за интересующий период времени (многолетие, год, месяц, сутки).

В данной главе рассмотрены вопросы режима грунтовых вод на болоте, их взаимосвязи с водоносными горизонтами и прилегающими территориями, а также режим влажности. На примере одного из низинных болот рассмотрен нарушенный мелиорацией водный режим. Вопросы температурного режима рассмотрены в главе по тепловому режиму болот.

Под режимом грунтовых вод понимают процесс изменения их количественных и качественных показателей (уровня, расхода, температуры, химического состава и т.д.) во времени и пространстве под влиянием естественных и искусственных (антропогенных) факторов.

Для характеристики режима грунтовых вод используют данные наблюдений по наблюдательным скважинам, водомерным постам на реках, болотах, каналах и т.п.

Болото занимает промежуточное положение между водами и сушей, ныне болота относят к водным ресурсам. По образному определению А.Д. Дубаха (1944 г.), «болото – или это озеро, но со связанной водой, или это суша, но содержащая обычно более 90% воды и менее 10% сухого вещества». Он писал, что «гидрологически торфяное болото есть несомненный водоём, эксплуатационно же – несомненная суша».

Болото в естественном состоянии – водоём, после отвода воды с поверхности и понижения уровней болотных вод с помощью осушительной мелиорации оно становится земельным угодьем, сушей.

Парадоксально, но факт, что вся не осушенная часть торфяной залежи по глубине остается полностью насыщенной водой, да и в осушаемой зоне неполного насыщения все поры, кроме крупных, остаются заполненными капиллярной влагой. Болотные воды полностью отвечают понятию грунтовые воды, ибо за исключением коротких периодов снеготаяния и выпадения обильных дождей их уровень залегает в торфе ниже поверхности земли. В книге используется термин грунтовые воды.

Уровни грунтовых вод находятся в постоянном изменении под влиянием режимообразующих факторов, к которым относят температуру воздуха, осадки, влажность воздуха, уровень воды в местных водоёмах и водотоках. Определяющее влияние на режим уровней оказывают основные компоненты водного баланса – испарение и сток, вызывающие понижение уровней, и атмосферные осадки, пополняющие грунтовые воды.

На болотах всех климатических зон наблюдается постоянная изменчивость уровней грунтовых вод в течение суток, сезона и года, и малая изменчивость их за многолетний период. Не остаются стабильными уровни воды в течение суток. На рис. 18 показана суточная динамика уровня грунтовых вод на осушенном под лес мезоолиготрофным болоте в Нижегородской области. Кривая суточного хода резко изменяется в периоды выпадения дождей, в дни без осадков происходит постепенное понижение уровней под влиянием испарения и дренирующего влияния каналов. Скорость понижения уровней в ночные часы составляла 0,1 см, в дневные 0,3 см.

Рис. 18. Суточная динамика уровня грунтовых вод (ГВ) на верховом болоте С изменением типов болотных микроландшафтов прослеживаются закономерности в изменении уклонов поверхности болота и глубин залегания уровней грунтовых вод (табл. 12).

Уклоны поверхности и глубины залегания уровня грунтовых вод Лесные микроландшафты олиготроф- 0,005–0,017 37–30 Кочковатый кустарничковые, сосняки сфагновокустарничковые Моховые микроландшафты олигот- 0,004–0,008 30–23 То же рофных болотных массивов: сфагновики сосново-кустарничко-вые, сфагновики кустарничково-пушицевые, облесенные сосной Грядово-мочажинные комплексы 0,0009–0,004 20–9 Грядово-мочажинный Мохово-травяные микроландшафты 0,0003–0,0015 16–10 Кочковатый или Травяные микроландшафты 0,0003–0,0006 14–13 Преимущественно Лесные низинные и переходные 0,0003–0,0007 36–20 Крупнокочковатый В условиях Белоруссии, характеризующейся более сухим летом, уровни грунтовых вод понижаются в засушливые годы до 110 см, во влажные залегают на глубине 40–50 см. На Европейской территории России отмечено понижение уровней грунтовых вод до 70–80 см и более в годы засух. Известны случаи получения в такие годы высоких урожаев проса и других культур на обработанных неосушенных болотах.

Изменение глубин залегания уровней грунтовых вод на верховом болоте зависит от многих факторов: времени и количества выпадающих осадков, интенсивности испарения, скорости стекания воды, водоотдачи деятельного слоя торфа. На низинном болоте, кроме того, от интенсивности грунтового и напорного питания. На болотах в поймах рек – от продолжительности и высоты паводков и половодий, от режима уровней воды в реках и озерах. Поэтому кривые колебания уровней различны для разных болот.

Уровни грунтовых вод на мохово-травяных и травяных микроландшафтах залегают выше по сравнению с лесными олиготрофными и моховыми микроландшафтами.

Для характеристики режима уровней грунтовых вод в болотных микроландшафтах используются средний уровень, амплитуда колебаний, положение кривой хода уровней относительно поверхности (повышений и понижений).

Средний уровень грунтовых вод в лесных микроландшафтах стоит от поверхности повышений на 40–46 см, от поверхности понижений на 22–29 см, на моховых, грядово-мочажинных и мохово-травяных микроландшафтах соответственно – на 10–62 см и 6–29 см. Амплитуда колебания уровней грунтовых колеблется соответственно от 51–103 см до 24–57 см.

С уровнями залегания грунтовых вод связан характер растительности: с повышением уровней древесная растительность сначала угнетается, затем отмирает, постепенно тем же путем идет кустарничковая растительность, которую заменяют травы (осоки, пушица).

В динамике уровней грунтовых вод прослеживается четкая зависимость их от выпадающих осадков. На рис. 19 сопоставлены уровни грунтовых вод на верховом болоте в Латвии со среднесуточной температурой воздуха и месячными суммами осадков. Мощность торфяной залежи здесь составляет 3–8 м, степень разложения торфа 5–10%.

Наблюдения проводились болотной станцией Кемери. Среднегодовые уровни различаются мало: максимальные уровни грунтовых вод ежегодно наблюдаются непосредственно у поверхности земли, минимальные уровни за 8 лет ни разу не были отмечены на глубине 50 см.

Рис. 19. Сезонные изменения уровней грунтовых вод на болоте (3) в сравнении с осадками (2) и температурой воздуха (1) На неосушенных болотах уровни воды весной поднимаются с интенсивностью до 0,4 м/сут, понижаются – от 0,1 до 0,3 м/сут. Подъем уровней весной происходит в течение 5–35 дней в зависимости от соотношения осадков и испарения, уровни грунтовых вод понижаются со скоростью 1–2 см/сут, а в периоды без дождей – до 5 см/сут. Понижение уровней грунтовых вод практически прекращается при снижении их до подошвы деятельного слоя. Летом снижение уровней происходит на топях до 2,6 см, а на окрайнах болота – до 27 см. Среднее положение минимального уровня грунтовых вод является границей между деятельным и инертном слоями торфяника. В верхних горизонтах инертного слоя максимальная скорость фильтрации достигает 5–6 м/год.

При всем многообразии болот в динамике изменения уровней грунтовых вод прослеживаются следующие характерные фазы: повышение уровня воды весной в период снеготаяния; постепенное снижение уровней, нарушаемое выпадающими осадками; летний минимум;

осенний подъем уровней, зимний минимум (рис. 20, 21). Весенний максимум связан с максимальной интенсивностью снеготаяния, летнее снижение уровней обусловлено повышенным суммарным испарением с болот, осеннее повышение уровней – сокращением испарения в связи со снижением температуры воздуха и увеличением осадков, зимний глубокий минимум обусловлен отсутствием осадков, только в оттепели возможно некоторое питание грунтовых вод. Незначительное влияние на снижение уровней зимой оказывает миграция влаги за счёт температурного градиента к фронту промерзания, то есть к подошве мёрзлого слоя.

Рис. 20. График колебаний уровня грунтовых вод и метеорологических факторов на слабоосушенном участке (по М.Ф. Козлову) в Полесье Рис. 21. Колебание уровней грунтовых вод в скважинах на болоте Олех (Рязанская область) в пойме и на террасах р. Белой, температуры воздуха и осадков:

1 – твёрдые осадки; 2 – жидкие осадки; 3 – колебание температуры воздуха В летний период снижение уровней воды на выпуклых верховых болотах в засушливые годы достигает 70–90 см в сосняках кустарничковых и сфагново-кустарничковых, характеризующихся максимальными уклонами поверхности, в центральных частях этих болот уровни понижаются на 50–55 и 30–40 см, последние цифры относятся к большим болотным массивам.

Меньше всего понижаются уровни летом (на 10–20 см) на топях и в понижениях между выпуклостями, в проточных топях и на окраинах грядово-мочажинных массивов уровни грунтовых вод снижаются до 40 см.

Особенностями режима грунтовых вод болотных массивов являются устойчиво неглубокое (в большинстве случаев менее 0,5–1 м) залегание уровня и небольшая амплитуда сезонных и многолетних колебаний.

Для климатического типа режима характерна тесная связь колебаний грунтовых вод с осадками, температурой и влажностью воздуха, которые определяют величину испарения (рис. 20). В зимне-весенний период наблюдается высокое положение уровня, летом – спад, осенью – повышение.

Подъем грунтовых вод на осушаемых болотах начинается одновременно с началом снеготаяния. Величина весеннего подъема, при глубине стояния грунтовых вод зимою 100–150 см, составляет в среднем 0,85–0,90 см на 1 мм поступающей воды. При максимально возможной величине поступления воды, грунтовые воды в торфе могут подняться не более чем на 120–140 см.

Изменение влажности торфа весной идет в полном соответствии с ходом метеорологических факторов. Под влиянием испарения, составляющего в любой весенний день после схода снега не менее 2,0 мм в сутки, ко времени окончания размерзания торфа в верхнем 20 см слое влажность снижается ниже предельной полевой влагоёмкости при мелком осушении на 10–15%, при глубоком осушении – на 15–25%.

На рисунке 21 сопоставлены графики колебания уровней грунтовых вод в нескольких характерных скважинах на болоте и террасах, расположенных на участках, осушенных в разное время. За эталон принята скважина 234, находящаяся в прибортовой части пойменного болота. В 1963–1965 гг. она была вне зоны влияния осушительной сети и характеризовала естественный режим грунтовых вод. Глубина залегания уровней грунтовых вод в этой скважине менялась в небольших пределах (0–30 см), что характерно для притеррасных частей болот.

После углубления реки грунтовые воды в ней понизились в летний период на 80–100 см.

Режим грунтовых вод на середине карты, ограниченной отрегулированной рекой и магистральным каналом, построенным уже в 1963 г., характеризуют данные скважины 218. За три года меженные уровни понизились здесь всего на 30 см, амплитуды весеннего подъема были почти неизменными.

О режиме грунтовых вод в непосредственной близости от каналов дают представление данные по скважине 210, расположенной на бровке ловчего канала. После его строительства уровни грунтовых вод стабилизировались на глубинах более 2 м.

Иной ход колебания уровней грунтовых вод характерен для болот в условиях муссонного климата (Дальний Восток), где наибольшее количество осадков выпадает в конце лета.

Особенности режима охарактеризованы результатами наблюдений на болотных массивах Хурба и Эльбан, расположенных на второй надпойменной террасе р. Амур. Рельеф местности денудационно-аккумулятивный, в пределах болот равнинный с преобладанием уклонов поверхности 0,003–0,008. Почвы торфяные и торфяно-глеевые.

Мощность торфа до 1,5 м, лишь в местах разгрузки напорных вод (топи) она достигает 3 м. Степень разложения торфа 40–60%, водоотдача 0,07–0,03. Торф почти повсеместно подстилается глинами или галечниками с глинистым заполнителем, являющимися водоупором для болотных вод.

Ниже залегают песчано-галечные отложения. Их состав: 20–75% галечника, 6–33% гравия, 0,2–7% глин и алеврита. Эти отложения весьма неоднородны как по глубине, так и по простиранию, коэффициенты фильтрации колеблются от 12 до 167 м/сут. Местами эти воды напорные, воды водоносного горизонта юры и мела напорны.

Грунтовые воды в породах разного генезиса гидравлически взаимосвязаны, глубина залегания их уровней – 0–3 м от поверхности, наиболее часто – 0,5–1,5 м. Уклоны потоков грунтовых вод почти равны уклонам поверхности земли (в среднем 0,005) и направлены от предгорий к р. Амур. Грунтовые воды частично выклиниваются в горные реки Хурбу, Эльбан, Поху, Анаджу и др.

Климат района характеризуется продолжительной и суровой зимой (морозы с конца сентября до конца апреля), коротким и засушливым летом (безморозный период 120–150 дней), влажной осенью.

Среднегодовая температура воздуха – 0,8°С, норма осадков 485 мм (Болонь) – 665 мм (Комсомольск-на-Амуре), около 90% осадков выпадает в конце лета–начале осени в период муссонов.

Болотный массив Хурба площадью 2000 га осушен сетью открытых каналов глубиной около 1 м, проложенных через 150 м. Глубины магистральных и нагорно-ловчих каналов – 1,5–2,5 м. На болоте Эльбан (площадь 2350 га) расстояние между каналами 100–120 м.

В годовом режиме уровней болотных и грунтовых вод резко выделяются следующие фазы: глубокое (до 2–3 м) зимнее понижение уровней, связанное с оттоком в речную сеть и с расходованием влаги на миграцию в промерзший слой почвы; весенний подъем уровней; незначительное летнее снижение и резкий подъем уровней в конце лета– начале осени, обусловленный муссонными осадками. Летне-осенний максимум превышает весенний: в конце лета даже на осушаемых болотах грунтовые воды залегают на глубине всего 0,2–0,5 м от поверхности земли, в то время как в период снеготаяния они не поднимаются выше 0,7–1,5 м.

Атмосферные осадки питают грунтовые воды на болотах, поэтому водный режим почвы и зоны аэрации промывной. Максимальные уровни грунтовых вод весной в 90% случаев наблюдаются на первый– второй день после полного таяния снега, подъем их начинается задолго до наступления положительных температур.

Ha рисунке 22 показана взаимосвязь между подъёмом уровней грунтовых вод и осадками для торфа по данным Мещёрской ЗОМС.

Удельные коэффициенты подъема уровней грунтовых вод за счет осадков – = Z P, то есть отношение величины подъёма уровней Z к слою выпавших осадков Р возрастает вместе с увеличением степени разложения торфа и интенсивности осушения, что связано с уменьшением недостатка насыщения грунта. Эта величина близка к недостатку насыщения торфа.

Рис. 22. Зависимость подъема уровней грунтовых вод в торфе (1) и супеси (2) на болотах в Рязанской области от осадков Значения для Мещерской низменности близки к полученным на болотах в других регионах. Так, А.Д. Дубах (1944) в Белоруссии получил его равным 4–5, а В.М. Попов (1952) на Украине – 3–8 мм/мм;

К.П. Лундин (1964) в зависимости от степени осушения болот в Белоруссии получил значение = 5–7 для слабоосушенных и = 8–10 мм/мм для хорошо осушенных болот.

Амплитуда колебаний уровней грунтовых вод на болотах редко превышает 20–70 см и зависит от водности года, места расположения скважин относительно элементов гидрографической сети и глубины залегания грунтовых вод. Исключение составляют переувлажненные земли зоны глубокого промерзания (Сибирь, Дальний Восток).

В многолетнем разрезе амплитуда колебаний уровней грунтовых вод повсеместно меняется незначительно.

На рисунке 23 сопоставлены графики колебания уровней в двух характерных скважинах с основными метеорологическими факторами за год на болоте Хурба Хабаровского края. Грунтовые воды в конце зимы залегали на глубине 2,2–3 м, весенний подъем их начался в середине апреля одновременно с началом снеготаяния. Уровни грунтовых вод повторяют колебания горизонтов воды в реке на полосе до 400 м от реки.

В торфе весной в течение 5–20 дней на глубине 0,1–0,5 м существует надмерзлотная верховодка. Наивысший уровень грунтовых вод приходится на конец августа – начало сентября, минимальный – на вторую половину марта – начало апреля.

Рис. 23. Изменение уровней грунтовых вод, их температуры на глубине 2,5 м и температуры воды в р. Похе на осушенном болоте Хурба в сравнении с температурой воздуха и атмосферными осадками: 1 – температура воздуха;

2 – уровень грунтовых вод; 3 – температура воды в реке; 4 – осадки На осушаемых болотах уровни грунтовых вод большую часть года стоят ниже дна осушительных каналов, кривая депрессии на междреньях нечетко выражена. Основное назначение осушительной сети на подобных болотах – ускорение отвода поверхностных вод.

Грунтовые воды питаются только летом за счет инфильтрационных вод.

Наиболее низкое стояние уровней грунтовых вод относительно поверхности болота наблюдается в микроландшафтах с крупным древостоем (сосняк, кустарничково-сфагновая растительность).

По мере уменьшения густоты облесения и высоты древостоя глубина залегания грунтовых вод и амплитуда колебаний их уменьшаются.

Режимы уровней грунтовых вод даже в пределах одного района на разных болотах под влиянием особенностей гидрографической сети, смежных водоносных горизонтов и т.д., то есть под влиянием факторов, являющихся азональными по отношению к климату, могут быть различными. Поэтому анализ режима грунтовых вод с достаточной точностью может быть дан только по отдельным микроландшафтам на региональной основе.

Заслуживают упоминания попытки установить связь между уровнями болотных вод и основным погодообразующим фактором – солнечной активностью. Для многолетних периодов ее наличие показано в ряде работ В.А. Коробейникова, Д.М. Каца, А.А. Коноплянцева и др., установивших многолетние ритмы в колебаниях уровней грунтовых вод, соответствующие ритмам солнечной активности. Однако связывать режим грунтовых вод на болотах с солнечной активностью без раскрытия сложного характера ее влияния на климатические факторы, по-видимому, преждевременно.

Если перейти от относительных величин подъема уровней к абсолютным, то есть выразить количество инфильтрационных вод, поступивших в грунтовые воды, в мм слоя воды fг, то полученный коэффициент питания грунтовых вод = f г P показывает на его связь с глубиной стояния уровней грунтовых вод.

Средние годовые глубины залегания грунтовых вод находятся в прямой зависимости от атмосферных осадков: коэффициенты корреляции, подсчитанные по пяти болотам, расположенным в разных географических районах, колеблются в пределах 0,82–0,91.

В годы с более теплыми зимами среднегодовые глубины, как правило, меньше, так как почва промерзает меньше и повышается инфильтрационное питание грунтовых вод, уменьшается поверхностный сток.

Прямая зависимость установлена между весенними подъемами грунтовых вод и количеством зимних осадков. Летнее снижение уровней грунтовых вод тесно связано с величиной испаряемости – коэффициенты корреляции 0,78–0,85.

Изучение режима грунтовых вод болот в разных природно-климатических зонах показало, что уровни изменяются в основном от сочетания двух климатических факторов – осадков и испарения. Выделяются следующие типы режима уровней в зависимости от соотношения их глубин залегания в периоды зимней (Zз) и летней (Zл) межени, в периоды максимальных подъемов весной (Zв) и осенью (Zо):

В пределах одного региона качественные различия в режиме грунтовых вод обусловливаются в основном геоморфологической приуроченностью объектов и в меньшей мере другими режимообразующими факторами.

Амплитуды летнего подъёма уровней в зависимости от количества выпавших осадков составляют 0,3–1,6 м, в то время как годовая амплитуда достигает 1,3–2,4 м и более, она связана с глубиной залегания грунтовых вод (рис. 24).

Рис. 24. Связь амплитуд колебаний уровней грунтовых вод в течение года А с глубиной их залегания Нср. Болота: 1 – в Мещере;

2 – Новое (Еврейская автономная область); 3 – Хурба (Хабаровский край) Под влиянием осушительной сети одновременно с понижением уровней грунтовых вод возрастает амплитуда колебания их уровней в пределах осушенных болот. Эта амплитуда увеличивается за счет более высокого максимума и более низкого минимума уровней грунтовых вод. На прилегающих землях амплитуда уменьшается только за счет меньшего, чем до осушения, отклонения минимума от среднегодового значения (рис. 25). В Мещерской низменности отмечено уменьшение амплитуды на 10–20 см.

Рис. 25. Связь между величиной послемелиоративного изменения амплитуд колебания уровней грунтовых вод и их уровнями до мелиорации (по К.Ф. Янковскому, 1976) Уменьшение амплитуд колебания уровней грунтовых вод способствует формированию более устойчивого водного режима почв, что особенно важно для лесных культур.

Одновременно с изменением уровней грунтовых вод на осушительных системах и прилегающих к ним территориях изменяются уровни нижележащих водоносных горизонтов, гидравлически взаимосвязанных с грунтовыми водами и образующих с ними единые водоносные комплексы. В пределах осушаемых болот, являющихся в естественном состоянии преимущественно областями разгрузки водоносных горизонтов, за счет изменения уровня грунтовых вод несколько возрастает градиент вертикального водообмена, то есть увеличивается приток напорных вод. Снижение уровней грунтовых вод на прилегающих к болотам территориях, в областях питания водоносных горизонтов, ведет, в свою очередь, к некоторому снижению инфильтрационного питания и уровней подземных вод.

4.2. Взаимосвязь болотных вод с прилегающими территориями Болота, особенно низинные, получают грунтовое питание с прилегающих склонов. Величина водного питания зависит от глубины болотной котловины и параметров потока грунтовых вод.

В качестве иллюстрации связи болота с грунтовыми водами прилегающих склонов на рис. 26 показан гидрогеологический разрез Быстрицкого болота в Кировской области. Следует отметить, что гидрогеологические разрезы позволяют наглядно оценивать: характер водоносных горизонтов и условия их залегания: степень проницаемости пород, наличие выдержанных водоупорных толщ в кровле и у подошвы водоносного пласта; наличие избыточного напора над кровлей пласта, определяющих уровень напорных вод и пьезометрическую кривую;

характер движения потока (уклон); условия питания и разгрузки подземных вод, перетекание воды из одного горизонта в другой по положению пьезометрических кривых смежных горизонтов, а также взаимосвязь с другими водоносными горизонтами.

Рис. 26. Гидрогеологический разрез мезоолиготрофного Быстрицкого болота:

1 – торф; 2 – песок; 3 – супесь; 4 – суглинок; 5 – уровень грунтовых вод Болотный массив мезоолиготрофного типа (рис. 26) расположен на второй надпойменной террасе реки Быстрицы, сложенной аллювиальными и водноледниковыми отложениями, представленными песками, насыщенными водой. Четко выражены кривые депрессии на склонах, показывающие на наличие притока грунтовых вод к болоту, расположенному в бассейне грунтовых вод. Роль грунтового питания уменьшается от северных окраин болота к южным (протяженность болота по створу более 4 км), что связано с рельефом местности.

В том же направлении изменяется растительность от осоково-гипновой до пушициево-сфагновой и медиум-сфагновой. На низинном и переходном болоте преобладают ельники и березняки, на верховом и переходном – сосняки.

В качестве второго примера рассмотрим низинное болото грунтового питания Олех, расположенное в Мещёрской низменности. Болото занимает пойму р. Белой – правого притока р. Пры, площадь его около 3 тыс. га. Геоморфологическими границами болота служат с севера первая надпойменная терраса, с юга – вторая терраса р. Оки (рис. 27).

Поверхность болота ровная, продольный уклон поймы 0,0004, а к реке – 0,002. Основной естественной дреной болота и прилегающей территории служит р. Белая, глубина вреза её русла до углубления не превышала 0,3–2 м.

Рис. 27. План осушительной сети и размещении наблюдательных скважин на болоте Олех в Мещерской низменности: 1 – створы наблюдательных скважин;

2 – осушительные каналы; 3 – границы болота; 4 – гидроизогипсы на 1/VII 1967 г.;

В пределах массива пробурено 80 разведочных скважин.

Они вскрыли следующие породы: песчаник верхнего карбона, юрские черные глины мощностью более 5 м, темные глинистые пески нижнего мела мощностью 1,5–2 м (встречаются спорадически) и четвертичные отложения. Мощность четвертичных отложений в пределах болота составляет 32–41 м. По генезису и составу они разделяются на среднечетвертичные (Днепровский, Одинцовский и Московский ярусы), верхнечетвертичные и современные (аллювиальные, эоловые и болотные) отложения.

Днепровский ярус (рис. 28) представлен однородными тонкозернистыми песками мощностью более 22 м. Коэффициент фильтрации их 0,7–6 (до 16,5) м/сут. Отложения Одинцовского и Московского ярусов, встречающиеся на второй надпойменной террасе, представлены суглинками и супесями; мощность первых 1,5–6 м, вторых – 4–5,5 м;

коэффициент фильтрации песков 1,3–6,8 (в среднем 3,1 м/сут); объемная масса 1,65 г/см3; пористость 30–40%. Верхнечетвертичные отложения состоят из аллювиальных песков и супесей с включением тонких прослоев глин и суглинков, мощность отложений около 13 м.

Коэффициент фильтрации 1,7–8,4 (в среднем 4,6 м/сут), объемная масса 1,59–1,72 г/см3, пористость 35–40%.

Рис. 28. Геолого-гидрогеологический разрез болота Олех по створу III–III:

1 – торф; 2 – песок; 3 – суглинок; 4 – супесь; 5 – песок со щебнем; 6 – глина Современные аллювиальные отложения, подстилающие торф, представлены 5–15-метровой толщей мелкозернистых песков. Верхняя часть аллювия (1–2 м) coстоит из прослоек песка, супеси и суглинка, местами оторфованных и оглеенных. Коэффициент фильтрации современного аллювия – 1,9–9,5 (в среднем 4,5 м/сут) по лабораторному определению и 11,7 м/сут – по данным откачки. Объемная масса песков 1,55–1,78 г/cм3, пористость 35–38%.

Болотные отложения представлены торфом низинного типа, мощность залежи 2–2,5 м; вниз по долине она уменьшается до 0,5 м. Торф преимущественно травяной, степень разложения органического вещества 25–40%, зольность 20–65%. Объёмная масса торфа изменяется по глубине залежи от 0,28–0,3 в верхних горизонтах до 0,15–0,17 г/см на глубине 1–2 м. Плотность торфа 1,74–1,96 г/см3, скважность около 85%.

Коэффициент фильтрации торфа изменяется по глубине от 1–1,2 м/сут в верхнем полуметровом слое до 0,003 м/сут на контакте с подстилающей породой. Коэффициент фильтрации торфа на окрайках болота примерно в 3 раза меньше, чем в центральной части болотного массива. Водоотдача торфа, определенная по 10-сантиметровым горизонтам, колеблется от 0,01 до 0,04. Недостаток насыщения, по данным лизиметрических наблюдений, на 4–9% меньше водоотдачи.

В гидрогеологическом отношении объект характеризуется наличием в четвертичных песках (среднее значение коэффициента фильтрации 7,5 м/сут) единого гидравлически взаимосвязанного водоносного горизонта.

Грунтовые воды изолированы от напорных вод каменноугольных отложений пятиметровой толщей юрских глин. Пьезометрический уровень напорных вод, вскрытых скважиной 280, превышает среднегодовой уровень грунтовых вод на 2,9 м. Учитывая сплошное распространение и слабую водопроницаемость юрских глин (около 0,0005 м/сут), а также малые градиенты (менее 0,6), можно пренебречь подпитыванием болота подземными водами карбона. Расчет величины перетекания показал, что величина притока напорных вод составляет 11–18 мм/год.

До осушения глубина залегания грунтовых вод на болоте колебалась в пределах 0–60 см, на террасах – 200–400 см.

Поток грунтовых вод, как видно по изогипсам (рис. 24), направлен со стороны террас к р. Белой, уклоны потока 0,005–0,0005.

B пределах второй надпойменной террасы наблюдается верховодка, водоупором для которой служат одинцовские суглинки. Верховодка участвует в переувлажнении поймы, выклиниваясь у ее тылового шва.

Болото осушено сетью каналов, проложенных через 200 м. Глубина каналов до 1,8–2 м, в истоках она не превышает 1,2–1,5 м. Каналы частично врезаны в подстилающие болото пески.

Количественная оценка режима грунтовых вод дана на основе решения уравнения баланса грунтовых вод:

где Z – изменение средних для балансового участка глубин залегания грунтовых вод за расчетный период времени; – водоотдача (недостаток насыщения) грунта; Q – приток грунтовых вод на балансовый участок; Д – дренажный и речной сток (отток грунтовых вод); fг – инфильтрационное питание грунтовых вод; Eг – испарение с поверхности грунтовых вод (отрицательный водообмен с зоной аэрации).

Для определения границ балансового участка были построены карты гидроизогипс на периоды летней межени и начала лета; на рисунке 27 приведена одна из таких карт.

При расчётах использованы средневзвешенные значения глубин грунтовых вод, средние значения для разных Z. Приток грунтовых вод в м3/сут вычислен как сумма притоков на участок с севера Qс и с юга Qю, каждый из которых определен по данным наблюдений в двух скважинах, размещенных по потоку по формуле где В – ширина потока грунтовых вод, притекающего к балансовому участку; Н' и Н'' – мощность потока соответственно в нижней и верхней скважинах, отсчитываемая от водоупора; L – расстояние между скважинами по потоку; k – коэффициент фильтрации водоносной толщи.

Поскольку расположение створов III и V (рис. 29) отличается от нормального к гидроизогипсам, в расстояние L внесена поправка:

величина L определена как проекция на направление потока грунтовых вод.

Приток грунтовых вод в мм вычислен по формуле где t – продолжительность периода, сут; – площадь балансовогоучастка, га.

При расчете Q графики колебания уровней грунтовых вод разбивались на расчетные интервалы времени продолжительностью от 5 до 30 суток, в течение которых характер изменения уровней был одинаков (подъем или спад).

Величины инфильтрации и испарения определены в результате лизиметрических наблюдений, проведенных по лизиметрам с разной глубиной до воды. Для получения значений fг и Ег в зависимости от средневзвешенных глубин залегания грунтовых вод Z использовали кривые связи fг(Ег) = f(Z), построенные для периодов месячной продолжительности. Величина дренажного стока измерялась на двух гидрометрических постах, оборудованных на реке.

В таблице 13 приведен баланс грунтовых вод болота «Олех» за два года.

Основной приходный элемент баланса грунтовых вод – инфильтрация атмосферных осадков, основной расходный элемент – испарение с зеркала грунтовых вод, то есть влагообмен с зоной аэрации, – решающий фактор формирования режима грунтовых вод болота.

Доля бокового притока грунтовых вод со стороны надпойменных террас составляет 30% от величины приходной части баланса с учетом изменения запасов грунтовых вод.

Грунтовый приток воды на болоте за год равен 0,45 мм/сут. Болото характеризуется грунтовым типом водного питания.

Приток грунтовых вод во все годы, за исключением влажного 1965 г., несколько превышал дренажный сток. Дренажный и речной сток в пределах болота формируется в теплый период года главным образом за счет притока грунтовых вод, часть которых расходуется на испарение.

Год Месяц Приток грунтовых вод – наиболее стабильный из всех элементов баланса грунтовых вод (рис. 29). Максимального значения он достигает в многоводные и в следующие за ними годы, что связано со скоростью движения грунтовых вод. В пределах года максимальный приток наблюдается в мае–июне, минимальный – в апреле, в дни окончания снеготаяния на болоте. В некоторые годы в это время в течение 2–5 дней отмечается отток грунтовых вод со стороны болота к первой надпойменной террасе.

Рис. 29. Изменение притока грунтовых вод на пойменное болото во времени Грунтовые воды на прилегающей к болоту территории восполняются только атмосферными осадками, поэтому следует ожидать тесной связи между величиной оттока воды к болоту и осадками.

Анализ показал, что зависимость весьма тесная (коэффициент корреляции 0,87), под влиянием осушения характер ее меняется: точки до осушения и после осушения аппроксимилируются разными прямыми, пересекающимися на графике в год проведения осушительных работ (рис. 30). Этот график может быть использован для определения через тангенс угла наклона кривых величины дополнительного питания болота.

Рис. 30. Интегральный график связи притоков грунтовых вод Увеличение притоков грунтовых вод под влиянием осушения произошло в основном за счет стока летнего периода, в зимние периоды величины грунтового стока остались практически неизменными (рис. 31), в весенний период при затоплении поймы притоки незначительные (в отдельные дни уклоны потока отрицательные).

Рис. 31. Разность между притоком и оттоком грунтовых вод Таким образом, при осушении отдельных низинных болот под сельскохозяйственное использование следует ожидать:

а) снижения уровней грунтовых вод на 35–60 см на расстоянии до 1,5 км и на 10–20 см на расстоянии до 3 км от болот;

б) незначительного изменения составляющих водного баланса на прилегающих к болотам территориях, возрастания уклонов подземных вод и, как следствие этого, увеличения площади бассейна грунтовых вод, разгружающегося в пределах болота;

в) увеличения на 6% подземного притока на болото.

Для оценки влияния мелиорации на уровни грунтовых вод могут использоваться связи их с климатическим дефицитом увлажнения (разность между испаряемостью и осадками).

Для скважин, находящихся в пределах болот и на их ближайшей окраине, зависимость между глубинами залегания уровня грунтовых вод выражена двумя прямыми: одна для периода до осушения, вторая – после осушения (рис. 32). Для скважин, значительно удаленных от участка осушения, зависимость представлена одной прямой.

По этим графикам можно определять глубины залегания уровня грунтовых вод в годы разной водности после проведения мелиораций.

Глубина залегания уровня Рис. 32. Зависимость средних (за май–сентябрь) глубин залегания уровня грунтовых вод в скважине № 15 от разности между осадками и испарением:

Хорошие результаты дает метод корреляционных связей между уровнями воды в скважинах с одинаковым режимом грунтовых вод, одна из которых размещена вне зоны осушения (рис. 33). Для периодов до и после осушения точки ложатся на две пересекающиеся прямые, угол между которыми характеризует изменение уровней под влиянием мелиорации.

Рис. 33. Интегральные кривые изменения глубин стояния уровня грунтовых вод Перспективен и метод интегральных кривых глубин залегания уровней грунтовых вод. На рис. 33 показаны три кривые связи: одна из них построена для скважины № 23, расположенной вне зоны влияния осушительной системы, остальные – для скважин, расположенных в пределах этой зоны. Для скважин с режимом, нарушенным в результате осушения, изменение суммы уровней залегания грунтовых вод характеризуется двумя пересекающимися прямыми. По углу расхождения прямых можно судить о влиянии осушения на режим грунтовых вод.

Как показывает сравнение, расчет по всем трем методам приводит к сопоставимым результатам (табл. 14).

Метод Работа осушительной сети обеспечила дополнительное понижение уровней в пределах массива в среднем на 25–45 см, благодаря чему достигнута необходимая для лесопаркового хозяйства норма осушения.

Более интенсивно осушена лишь узкая полоса вдоль отрегулированного русла реки. В летне-осенний период грунтовые воды территории залегали на глубине 0,4–1,2 м.

Как показывают наблюдения, на прилегающей к осушаемому массиву территории влияние осушительной системы постепенно ослабевает по мере удаления от осушаемого массива (на расстоянии 200 м Н = 17–25 см;

600 м – Н = 8 см), окончательно затухая на расстоянии 1,5 км.

4.3. Вертикальный водообмен грунтовых вод на болотах Согласно современным представлениям, основанным на теоретических и экспериментальных исследованиях процесса фильтрации, абсолютных водоупоров нет (можно говорить лишь об относительных водоупорах или о разделяющей водоносные горизонты толщине слабопроницаемых пород), смежные водоносные горизонты гидравлически связаны и образуют единый водоносный комплекс. Роль болотных массивов в питании и разгрузке глубоких горизонтов может меняться вместе с изменением не только климатических условий в пределах болотных массивов, но и гидродинамического режима глубоких горизонтов, основная область питания которых может быть удалена на значительные расстояния от болот.

Основными показателями при установлении степени участия подземных вод в водно-минеральном питании болот являются фильтрационные свойства грунтов в основании торфяной залежи и соотношения уровней смежных водоносных горизонтов (считая в качестве первого – горизонт болотных вод), определяющих, согласно закону Дарси, величину водообмена. Имеют значение также коэффициенты фильтрации торфяной залежи и грунтов смежного напорного горизонта. Роль водоупоров внутри залежи могут выполнять пограничный горизонт торфа и отдельные прослои повышенной минерализации, иловатые отложения и сапропели под торфом.

Болота с нисходящими токами воды характеризуются залеганием уровня грунтовых вод выше уровня подземных вод в подстилающих торфотложениях. На рис. 34 приведен гидрогеологический разрез верхового болота Виевис, расположенного в водораздельной котловине в районе г. Вильнюса. Торф мощностью до 3 м подстилается заиленными тонкозернистыми и мелкозернистыми песками и супесями.

Рис. 34. Гидрогеологический разрез болота Виевис: 1 – почва; 2 – торф; 3 – гравий;

4 – песок; 5 – супесь; 6 – глина; 7 – уровень грунтовых вод; 8 – уровень болотных вод Уровни болотных вод в течение года колеблются в пределах 0–60 см от поверхности земли. Грунтовые воды, вскрытые скважинами в пределах болота и на его периферии, залегают на 6–7 м ниже дна болота. Поток грунтовых вод имеет слабый уклон в сторону реки. Уровни болотных вод почти на 10 м превышают уровни подземных вод, но вода не уходит с болота.

Грунтовые воды не участвуют в водно-минеральном питании болота. Наличие свободной ёмкости в песках ниже подошвы торфяника позволяет использовать её для сброса воды из осушительной сети через поглощающий колодец с отстойником.

Аналогичная связь наблюдается в режиме уровней грунтовых вод на низинном болоте в долине реки Странницы на Карельском перешейке. Торфяная залежь мощностью до 8 м залегает на заиленных супесях. Изменения уровней грунтовых вод на болоте и в приболотном поясе имеют идентичный характер. Различие в интенсивности колебания уровней связаны с различной мощностью зоны аэрации, которая сглаживает влияние погодных факторов. За пределами болота колебания слабо выражены, что объясняется дренированием пород глубоко врезанным ручьем. Разница в уровнях грунтовых вод болотных отложений и подстилающих супесей достигает 7 м. Наличие заиленного ложа, плохо пропускающего воду, и общая слабая дренированность территории обусловливают существование болота. Подземные воды не принимают участия в водном питании болота, наоборот, часть грунтовых вод поступает на окрайках болота в подземные воды.

Как отмечается многими болотоведами, ложе болота является важным болотообразовательным фактором. Таким оно было в начальном периоде болотообразования в голоцене (примерно 12 тыс. лет назад), таким остается для многих болот, особенно низинных, доныне.

Торфяная залежь в той или иной мере взаимодействует благодаря вертикальному водообмену с подстилающими торф и сапропель геологическими породами и подземными водами.

Отмечаемый во многих работах пограничный горизонт в основании торфяной залежи, сильно заиленный и закальматированный до состояния водоупора имеет мощность до 20–50 см, редко более, скорость его образования 0,2–0,5 мм/год. На низинных болотах, возможно, под влиянием изменения направления водообмена при наличии напорных вод, этот горизонт более проницаем.

Примером болота с практически совпадающими уровнями вод на болоте и в подстилающих отложениях является низинное болотое Коялю в Литве, расположенное в водораздельной котловине. Уровни грунтовых вод на прилегающих склонах превышают уровни болотных вод, происходит подпитывание ими и напорными водами болота (рис. 35).

Рис. 35. Гидрогеологический разрез болота Коялю: 1 – почва; 2 – торф;

3 – озерный мергель; 4 – ил; 5 – гравий; 6 – песок; 7 – супесь; 8 – суглинок;

9 – уровень грунтовых вод; 10 – уровень болотных вод Разгрузка грунтовых вод происходит за счет их поступления в болотную гидрографическую сеть и испарения. Разность в уровнях повышается в зимний период в связи со снижением уровней болотных вод при промерзании болота (рис. 36).

Рис. 36. Кривые колебания уровней грунтовых (скважина 630) Аналогичная картина наблюдается в заболоченных поймах мелких рек при отсутствии разгрузки глубоких водоносных горизонтов.

Более сложным примером связи болота с восходящими токами воды служит Худяковское болото, расположенное вдоль одноименного ручья в 20 км к востоку от г. Иркутска. Геологическое строение массива: торф мощностью до 1,6 м подстилается суглинками мощностью до 3,8 м с прослоями песков. Суглинки залегают на песчаниках, выклинивающихся в пределах болота. Ниже залегают бурые глины мощностью 2–6 м, покрывающие сплошным чехлом мощную толщу юрских конгломератов с песчано-глинистым заполнителем. Коэффициент фильтрации торфа менее 0,4 м/сут, конгломератов – 4,3 м/сут.

Уровни грунтовых вод в подстилающих торфяник отложениях имеют более низкие отметки по сравнению с болотными водами.

Поэтому болото подпитывает нижележащие водоносные горизонты.

Болотные воды имеют характер сезонной верховодки: они появляются в начале мая над мерзлым слоем торфа, летом их уровни опускаются ниже поверхности земли на 50–60 см. Лишь в декабре–январе в процессе промерзания торфа за счет миграции влаги к фронту промерзания уровни снижаются до 2,7 м и находятся в тесной связи с метеорологическими факторами и глубиной промерзания (рис. 37).

Рис. 37. Изменение уровней болотных (1), грунтовых вод (2) и глубины промерзания торфа (3) на Худяковском болоте. Заштрихован промерзший слой грунта Помимо атмосферных осадков и склонового стока в питании болота принимает участие верховодка, а также частично родниковые воды, поступающие из юрских песчаников в ручей выше участка.

За год родниковый сток составляет 65,7 мм.

Водоносный горизонт в юрских конгломератах имеет местную напорность, уровни грунтовых вод залегают на глубине более 6,3 м; пoток грунтовых вод с уклоном 0,005 имеет общее направление к реке.

Годовая амплитуда колебания уровней грунтовых вод не превышает 0,5 м, режим их довольно постоянный. Отдельные подъемы и спады уровней с амплитудой до 0,2 м связаны с изменениями барометрического давления.

Водный баланс болота за гидрологический год характеризуется следующими цифрами: осадки 693 мм, суммарный сток 142 мм, подземный (родниковый) сток 66 мм, в зимние месяцы родниковый сток образует наледь, русловой сток отсутствует. Годовая величина испарения составила около 400 мм.

Более сложная связь подземных вод с болотными водами наблюдается на болоте грунтового питания со стороны склонов на стационаре академика С.Э. Вомперского и др. (1988). На рис. 38 приведен гидрогеологический разрез территории.

Рис. 38. Гидрогеологический профиль района исследований: 1 – водоносный горизонт современных болотных отложений; 2 – современно-четвертичный аллювиальный водоносный горизонт (пески, супеси, галечннки с прослоями суглинков и глин);

3 – валдайский надморенный водно- и озерно-ледниковый водоносный горизонт (разнозернистые пески, реже супеси); 4 – водоносные камовые отложения валдайского возраста (пески с прослоями суглинков, глин, супесей); 5 – валдайский ледниковый водоупор (валунные суглинки), воды спорадического распространения в валдайской морене (линзы песков); 6 – валдайско-московский флювиогляциальный водоносный горизонт (пески с прослоями глин и алевритов); 7 – московский ледниковый водоупор (валунные, местами опесчаненные, суглинки); 8 – верхне-фаменский (хованско-лебединский) водоносный горизонт верхнего девона (переслаивание водоносных песчаников, выщелоченных трещиноватых и закарстованных доломитов и известняков с мергелями и глинами); 9 – ориентировочное положение пьезометрического уровня напорных вод верхнедевонских отложений; 10 – уровень грунтовых вод Наблюдается общее падение пьезометрических уровней и движения подземных вод на юго-запад от Валдайской возвышенности, являющейся здесь основной областью питания этих вод, к долинам Западной Двины и ее притоков. Положение пьезометрического уровня девонских вод по отношению к дневной поверхности, по данным имеющихся эксплуатационных и отдельных гидрогеологических скважин, показано на рис. 38. Водоносный горизонт напорный. Величина напора в районе составляет 40–70 м.

Характер пьезометрического уровня девонских вод свидетельствует о наличии достаточно тесной гидродинамической связи артезианских вод с грунтовыми и поверхностными в зоне долины реки Велесы.

Что касается даже незначительного участия этих вод в формировании стока водотоков меньшего порядка (руч. Коновский, р. Комендоровка и др.) и осушительных систем, то это представляется маловероятным.

Влияния на создание условий дополнительного увлажнения и заболачивания участков междуречных пространств артезианские воды здесь не оказывают.

Основной источник грунтового питания водотоков – валдайский надморенный водно- и озерно-ледниковый водоносный горизонт.

За исключением участков, перекрытых торфяниками и аллювиальными отложениями, горизонт является первым от поверхности. Глубина залегания уровня воды от 1 до 5 м. Мощность водовмещающих отложений (разнозернистые пески, реже супеси) достигает 20 и более метров, преобладает мощность – 3–10 м. Относительным водоупором служат московские и местами валдайские валунные суглинки.

Болота напорного питания охарактеризованы на примере участка Картагонского болота в Иркутской области. Болотный массив площадью около 9,1 тыс. га расположен в долине р. Картагон, притока р. Китой.

В геологическом строении принимают участие юрские и четвертичные отложения. Первые (мощность до 350 м) представлены песчаниками с прослоями алевролитов, аргиллитов и углей; вторые – аллювиальными отложениями песков и супесей (до 5 м), залегающими на галечниках (до 2–9 м). Мощность торфа не превышает 1,2 м, местами торф залегает на тяжёлых пылеватых суглинках.

Наблюдения за режимом грунтовых вод проведены по 14 скважинам, расположенным кустами, для изучения взаимосвязи водоносных горизонтов в песчаниках юры, в галечниках и суглинках аллювия, а также в торфе. Торф преобладает травяной, хорошо разложившийся.

Объемная масса 0,4–0,54 г/см3, плотность 1,7–2,2 г/см3, скважность 72–79%. Коэффициент фильтрации пород характеризуется следующими значениями: торф – 0,04, торфяно-суглинистые отложения – 0,004, аллювиальные пески и супеси – 4,8–5,4, юрские песчаники – 1,8–25,2 м/сут.

Подземные воды юрских отложений имеют гидравлическую связь с грунтовыми водами аллювия. Верхняя часть юрских отложений слабо обводнена (дебиты до 0,5 л/с), воды напорные, разведочные скважины фонтанируют. Воды до глубины 60–100 м слабо минерализованы (0,2–0,5 г/л), имеют гидрокарбонатно-кальциево-магниевый состав, на глубине 100–200 м встречаются хлоридно-натриевые воды с минерализацией до 3–10 г/л, связанные с соленосными породами, нижнекембрийских отложений. Подземные воды аллювия характеризуются минерализацией 0,2–0,3 г/л.

Режим уровней подземных вод водоносных горизонтов (рис. 39) связан с глубиной промерзания грунтов, количеством выпадающих осадков и водоотдачей из снега. Понижение уровней зимой происходит синхронно с распространением мерзлоты; за период промерзания торфа (максимальная глубина промерзания около 1 м наблюдается в марте) уровни грунтовых вод понижались со средней интенсивностью 7,7 мм/сут (снизились на 1,25 м), интенсивность промерзания составила 5,8 мм/сут. Снижение уровней грунтовых вод зимой обусловлено миграцией влаги к фронту промерзания, количество мигрировавшей влаги приближенно составляет 37,5 мм.

Рис. 39. Зависимость колебания уровней болотных (скважина 38б), грунтовых (скважина 38а) и напорных (скважина 38) вод на Картагонском болоте от режимообразующих факторов: 1 – осадки; 2 – высота снегового покрова; 3 – верхняя и нижняя границы промерзшего слоя; заштрихован промерзший слой грунта Вследствие потерь влаги на влагонакопление в промерзшем слое торфа и отсутствия инфильтрационного питания, уровни грунтовых вод в конце зимы залегают на минимальных отметках. Уровни воды юрских отложений зимой превышают горизонты воды аллювиальных галечников на 0,1–0,6 м, а последние превышают уровни воды покровных суглинков на 0,1–0,5 м. Болото характеризуется восходящими токами воды, то есть напорным типом питания.

Подъем уровней грунтовых вод в конце зимы начинается задолго до перехода среднесуточной температуры через 0°С – уже в конце марта. Основная причина этого – приток влаги со стороны напорных вод, которые при нарастании слоя сезонной мерзлоты расходовалась на покрытие дефицита влаги, возникавшего при ее миграции в зону промерзания. В скважине 38б в течение апреля при стабилизировавшейся мощности промерзшего слоя уровни грунтовых вод поднялись на 0,5 м, что эквивалентно изменению запасов влаги в зоне грунтовых вод, равному 15 мм.

В дальнейшем (в конце апреля–мае) подъем уровней грунтовых вод происходит за счет таяния снега, выпадения осадков и, в меньшей мере, за счет поступления напорных вод. Принципиальное отличие водного режима болот данного района состоит в том, что не только зимой, но и весной уровни грунтовых вод не поднимаются до подошвы мощного слоя мерзлоты. Лишь летом в период интенсивного выпадения дождей грунтовые воды в отдельные годы поднимаются в промерзший горизонт, сохраняющийся на глубине 70–90 см до конца июля–августа.

После снеготаяния и до наиболее дождливого периода (VII– VIII месяцы) уровни грунтовых вод колеблются незначительно и зависят от соотношения между испарением и выпадающими атмосферными осадками. Глубина залегания грунтовых вод в этот период составляет более 1 м.

Резкие изменения в режим уровней вносят летние дожди;

под их влиянием грунтовые воды в июле–августе поднимаются и залегают даже на осушаемом болоте на глубине 20–50 см от поверхности.

В этот период отмечается обратная связь между пьезометрическими уровнями и уровнями грунтовых вод: грунтовые воды подпитывают смежные водоносные горизонты. В конце лета и осенью уровни грунтовых вод колеблются незначительно, причем напорные воды принимают лишь небольшое участие в питании грунтовых вод.

Таким образом, режим грунтовых вод характеризуется глубоким понижением уровней зимой, слабым весенним и резким летним подъемом грунтовых вод. Подобный, но менее выраженный характер изменения уровней свойствен и нижележащим водоносным горизонтам.

Годовая амплитуда колебания уровней грунтовых вод составляет:

в суглинках – 1,8–2,6 м, в аллювиальных галечниках – 1–1,1 м, в юрских песчаниках – 0,8–1 м.

Мaкcимaльныe уровни грунтовых вод наблюдаются в середине вегетационного периода, глубина залегания грунтовых вод в это время составляет 0,2–0,5 м, что меньше рекомендуемых норм осушения. Влияние неглубоких и редких каналов на грунтовые воды незначительное.

Приближенный расчет водного баланса болота, оконтуренного нагорно-ловчим каналом, приведен в таблице 15.

Водный баланс Картагонского болота за март–октябрь Изменение запасов влаги в зоне аэрации и слое грунтовых вод – 189, Подземные воды в водном питании болота составляют 9,7% от приходной части баланса, а дренажный сток – 14,5% от расходной части баланса. Болото характеризуется грунтово-напорным питанием.

Назначение осушительной сети (неглубокие редкие каналы) не ограничивается удалением избыточных грунтовых вод. Нагорно-ловчий канал с площадью водосбора 2,8 км2 за год отвел 136 тыс. м3 воды.

Если бы его не было, весь склоновый сток пошёл бы на увлажнение болота, что эквивалентно дополнительному питанию в размере 68 мм/год.

Воды склонового стока поступают в нагорный канал с конца марта до октября, лишь в конце мая и до июля канал пересыхал. Максимальные расходы воды зарегистрированы в апреле.

К этой категории болот относятся низинные болота южной части Мещерской низменности. На рис. 40 приведен геолого-гидрогеологический разрез через пойму и надпойменные террасы реки Оки.

Торфяники в пойме, включая её притеррасную часть, как правило, подстилаются песками с включением гравия, гальки и щебня, чередующимися с невыдержанными по простиранию маломощными прослоями и линзами глин, суглинков и супесей. Мощность песков колеблется от 1–2 до 20–25 м. Водоносные пески не имеют выдержанного водоупорного ложа и залегают на различных стратиграфических горизонтах четвертичных и дочетвертичных отложений. Воды вскрываются большей частью на глубине 1–3 м, в прибрежных частях поймы воды залегают на глубине 6–9 м. Положение зеркала грунтовых вод тесно связано с уровнем воды в реке.

Рис. 40. Схема залегания водоносных отложений поймы и надпойменных террас реки Оки: (Я.А. Сыроквашина) 1 – пески разнозернистые с гравием и галькой;

2 – суглинки лёссовидные; 3 – суглинки валунные; 4 – торф; 5 – дочетвертичные отложения; 6 – уровень грунтовых вод; 7 – вероятный дебит, л/с;

Поток грунтовых вод обычно направлен к руслу, величина уклона зеркала грунтовых вод в пойме р. Оки в пределах Мещерской низменности составляет 0,0001–0,0002, а в прирусловой части – 0,002–0,01.

Питание подземных вод современных аллювиальных отложений происходит за счет атмосферных осадков и паводковых вод, а также путем подтока вод из древнеаллювиальных, флювиогляциальных и дочетвертичных, включая каменноугольные отложения.

Грунтово-напорное питание рассмотрим на примере одного из низинных болот древней поймы р. Яхромы (Московская область). Торф на болоте осоково-гипновый, подстилается на глубине 2 м заиленными аллювиальными песками, залегающими, в свою очередь, на нижнемеловых песках и юрских глинах. Верхняя толща аллювиальных отложений слоистая, встречаются отложения сапропеля, прослои суглинков и глин. Объёмная масса торфа изменяется до 0,29 в верхнем слое до 0,10–0,13 г/см3 на глубине 1 м. Плотность торфа 1,48–1,58 г/см3, скважность 81–92%. Коэффициент фильтрации торфа на глубине 1 м равен 0,39 м/сут. Болото осушено закрытыми дренами, уложенными на глубине 1 м на расстояниях 30–35 м одна от другой.

Грунтовые воды залегают летом на глубине 60–80 см, в августе их уровни понизились до глубины заложения дрен – 100 см. После выпадения осенних дождей грунтовые воды поднимались до глубины 40–60 см. Эти данные получены по скважинам, размещенным на середине междрений, около дрен грунтовые воды постоянно залегали на 10–30 см глубже.

В таблице 16 приведен расчёт водного баланса для слоя торфа мощностью 1 м. Основной расходный элемент в летний период – испарение. Приток грунтовых и напорных вод составляет 0,49 мм/сут (15% от величины осадков). Эти воды расходуются летом в основном на испарение.

Водный баланс болота в центральной пойме р. Яхромы Расчетный период Болото характеризуется грунтово-напорным типом водного питания. Пробуренные в 500 м от участка глубокие скважины показали, что уровни подземных вод, залегающих в аллювиальных песках, имеют напорность (пьезометрические уровни выше поверхности земли на 1,2 м и выше уровней грунтовых вод примерно на 2 м). Интенсивность перетекания напорных вод при мощности относительного водоупора (супеси и суглинки) 7 м и его среднем коэффициенте фильтрации 0,002 м/сут по расчету примерно составляет 0,5 мм/сут.

Напорное питание иногда наблюдается на значительных площадях и носит региональный характер. Наряду с ним наблюдается местный, локальный характер разгрузки напорных вод в местах выхода водоносной толщи на поверхность земли (эрозионный тип разгрузки) в глубоко врезанных руслах рек и оврагов. (В этих местах отметки напора минимальные, поскольку понижены при выходе воды), а также на участках гидрогеологических «окон» в водоупорной кровле или подошве. Последние связаны с тектоническими разломами или с эрозионными врезами древней гидрографической сети. Здесь могут наблюдаться восходящие источники (родники).

Разгрузка подземных вод в реках и морях в виде «скрытых» очагов в аллювиальных отложениях прослеживается по понижению пьезометрических уровней по сравнению с прилегающей территорией.

Водоёмы и водотоки могут в отдельные периоды дренировать, в другие – подпитывать подземные воды.

Краткая характеристика опытных участков и величина подземного питания Болота Низинные торфяники подстилаются мелко- и среднезернистыми песками (к = 3,4–11,4 м/сут) и валунной супесью (к = 0,2–0,3 м/сут).

Напорные воды превышают уровень болотных вод в ордовико-силурийских отложениях в среднем на 1 м, в девонских отложениях на 0,5–1,5 м и более. Режимные наблюдения по кустам пьезометров глубиною до 16 м показали на тесную связь между уровнями верхних водоносных горизонтов, участвующих в водном питании. На двух объектах в течение 2–3 летних месяцев отмечена обратная связь между уровнями: болота подпитывают нижележащие водоносные горизонты, имеющие напорность в остальное время года.

Все болота характеризуются интенсивным грунтовым или грунтово-напорным питанием.

Исследования на подобном болоте проведены в Тюменской области. Торфяная залежь мощностью 1,9–2,8 м с осоково-гипновым и осоково-тростниковым торфом со степенью разложения 35–40% в верхнем 0,5-м слое и 10–20% ниже его. Болото залегает на четвертичных отложениях, представленных суглинками и песками. Водоносные горизонты верхнечетвертичных озерно-аллювиальных отложений и нижне-средне-олигоценовых отложений куртамышской свиты, перекрытых глиной, образуют единый водоносный комплекс с пьезометрическим уровнем выше уровня грунтовых вод (рис. 41).

Рис. 41. Гидрогеологический разрез участка Тармановского болота (В.В. Новохатин):

Уровни напорных вод (пунктурная линия) располагается выше уровней грунтовых вод (сплошная линия на рис. 42) при глубине их более 0,6 м. Болото характеризуется напорным питанием, составляющим при нормальном осушении 200–300 мм, а при заглублении дрен на глубину 1,8 м – 270 мм и более.

При отсутствии сплошности в водоупоре, особенно часто наблюдаемой при малой его толщине происходит очагами разгрузка напорных подземных вод через так называемые гидрогеологические окна (рис. 42), где наблюдаются сосредоточенные выходы напорных вод. На рисунке 42 приведен характерный гидрогеологический разрез с показом «окон», через которые идет выход воды из подморенных отложений.

Рис. 42. Гидрогеологический разрез через торфяной массив и озеровидное понижение (по В.В. Шабалинскому и др., 1971): 1 – торф и сапропель; 2 – глины, пески, супеси, илы с линзами песков; 3 – суглинки с гравием (морена); 4 – флювиогляциальные пески; 5 – коренная порода; 6 – уровень грунтовых вод; 7 – пьезометрический уровень и напор грунтовых вод; 8 – направление движения напорных вод При отсутствии сплошности в водоупоре, особенно часто наблюдаемой при малой его толщине происходит очагами разгрузка напорных подземных вод через так называемые гидрогеологические окна (рис. 42), где наблюдаются сосредоточенные выходы напорных вод.

На рисунке 42 приведен характерный гидрогеологический разрез с показом «окон», через которые идет выход воды из подморенных отложений.

Там же показаны просматриваемые на болоте мокрые пятна, приуроченные к местам скрытой разгрузки напорных вод. Характерно, что бывшие песчаные берега и острова озера стали местами разгрузки поступающих напорных вод.

Характерный гидрогеологический разрез через речную долину с притеррасным болотом показан на рисунке 43. Болото Чисто-Борского торфяного месторождения имеет длину около 20 км и ширину 1,5–2,0 км. Грунтовые воды дренируются рекой Волгой, протекающей в 4–5 км от болотного массива. Болото помимо грунтового питания со стороны второй надпойменной террасы (хорошо выражена кривая депрессии) получает водное питание через «окна» в размытом чехле суглинисто-супесчаных отложений низкой водопроницаемости.

Местная напорность грунтовых вод вызвана наличием болота на пути движения грунтовых вод из-за низкой водопроницаемости торфа по сравнению с песком. На рисунке 43 четко выделены пьезометрические уровни в местах наличия сплошного водоупора и его отсутствия.

Рис. 43. Гидрологический разрез через долину крупной реки с низинным болотом (по В.В. Шабалинскому и др., 1971): 1 – торф; 2 – суглинок, супесь;

Следует отметить, что с напорными подземными водами связано формирование болот и большинства почв Барабинской низменности, расположеной в междуречье Оби и Иртыша. Эта обширная котловина мощностью более 1 км до юрских глинистых отложений заполнена песками, супесью и алевритами, насыщенными водой. Водоносные горизонты, приуроченные к плиоценовым, олигоценовым и верхнемеловым отложениям, напорны и взаимосвязаны, они образуют единый водоносный комплекс. Подземные воды характеризуются напорами до 5–27 м выше поверхности земли, минерализацией 0,3–3 г/л, воды гидрокарбонатно-натриевые, хлоридно-натриевые и сульфатно-карбонатные.

Получают они питание в горах Алтая и Салаира, подпитываются водами Васюганья и Приобского плато, а разгружается верхняя часть потока в долине р. Иртыш. С этими водами связаны процессы заболачивания и засоления почв, образование солодей, феномен «грива–болото».

Приболотный пояс характеризуется максимальной концентрацией солей, поступающих с напорными водами из-под торфа при возрастании напора за счёт местных вод и разгружающихся около грив, когда поверхностный сток болота иссякает. В современных условиях подземное питание оценивается величиной 5–20 мм (до 50 мм). По расчетам П.С. Панина, с минерализованными подземными водами в почву поступает более 9 т/га солей в год. В книге Т.Н. Елизаровой и др. (1999 г.) справедливо отмечается, что в заболачивании земель Западной Сибири участвует приток грунтовых вод и «питание с восходящим током от глубинных артезианских вод».

Резюмируя, необходимо ещё раз отметить, что приток подземных вод зависит от типа заболоченных котловин. В таблице 18 приведены данные воднобалансовых исследований, выполненных под руководством автора на болотах в разных районах бывшего СССР.

Приток подземных вод на осушаемые болота в вегетационный период Поймы рек Олех, Ценциха, Картагонское, Маргю, Пасейрис 0,45–1, Подножья склонов Кальское, Добролюбово, Варбла, Кээни, Пала, 0,42–2, Котловины на склонах Щеголево, Хурба, Худяковское, Коялю 0,02–0, Понижения на водоразделах Пешта, Витянишкес, Виевис 0,000–0, По роли подземных вод в водно-минеральном питании (рг, мм/сут) согласно водному балансу болота можно разделить на пять групп:

отсутствует питание рг < 0,01; слабое питание рг < 0,2; среднее рг = 0,2–0,6; сильное рг = 0,6–1,5; очень сильное питание рг > 1,5.

4.4. Водный режим осушаемого низинного болота Для характеристики водного режима осушаемой низинной торфяной почвы в качестве примера ниже приведены результаты наблюдений на болоте Кальском в южной части Мещерской низменности (Рязанская область). Болото расположено на первой надпойменной террасе р. Оки, недалеко от впадения в нее р. Солотчи. Рельеф спокойный, средний уклон поверхности равен 0,003.

Мощность торфяной залежи 1–3,5 м. Преобладает ольховый и березовый торф с примесью тростникового и осокового. Степень разложения органического вещества торфа в слое 0–150 см 35–55%, в пахотном слое – около 40%. Зольность торфа высокая: в верхнем 25-сантиметровом слое 23–44%, ниже – в пределах 11–24% в расчете на сухое вещество. Плотность торфа 1,6–1,9 г/см3. Коэффициент фильтрации 1,5–2,0 м/сут, водоотдача приведена на рис. 9.

Торф подстилается аллювиальными тонкозернистыми песками.

Подошва торфяной залежи в отдельных местах отделяется от песка слабоогленным суглинком. Грунтовые воды гидравлически связаны с водами мощной толщи (около 20 м) песков и подземными водами, заключенными в подстилающих их известняках карбона. Поток грунтовых вод направлен в сторону реки, уклон его от 0,002 до 0,006. Болото осушено в 1952–1956 гг. каналами разной глубины.

Наличие на болотном массиве со сравнительно однородными почвенно-геологическими условиями осушительных каналов широкого диапазона глубин, создающих различное понижение грунтовых вод, дало возможность проследить влияние последних на водный режим болот.

Наблюдения проводили за всеми основными элементами водного баланса.

Под влиянием осушения водный режим болота коренным образом изменяется; вместе с ним изменяется направление и ход почвообразовательных процессов. По классификации А.А. Роде осушенные болота отнесены к полуболотному подтипу водного режима. Этот подтип он характеризует следующим образом: «Питание грунтово-атмосферное с дополнительным поверхностным или без него. Сквозное промачивание многократное в течение года. Почвенный сток почти постоянный.

Постоянное грунтово-капиллярное увлажнение почвенного профиля.

Пределы колебания влажности: в верхней половине почвенного профиля от полной влагоёмкости (ПВ) до влажности разрыва капилляров (ВРК), в нижней – от ПВ до наименьшей влагоёмкости (НВ)».

В пределах этого крупного подтипа можно выделить ряд подразделений, приняв за основу глубину понижения уровня грунтовых вод, оказывающую решающее воздействие на водный режим почвенного слоя и, как справедливо указывает И.Н. Скрынникова, на биохимические процессы в почве.

Летний период. Влажность торфяной почвы в вегетационный период зависит от глубины стояния грунтовых вод, воднофизических свойств почвы, количества осадков, испарения возделываемой культуры. Вместе с изменением влажности почвы изменяется и ее аэрация, которую можно определить как разность между полной влагоёмкостью и текущим запасом влаги в почве.

Между влажностью и глубиной стояния грунтовых вод существует хорошо выраженная зависимость, характер которой различен в разные периоды года. Во влажные периоды (осенью, летом во время дождей) связь между влажностью и глубиной грунтовых вод носит четко выраженный параболический характер (рис. 44).

На рис. 45 сопоставлены значения полной и предельной полевой влагоёмкости с фактическими запасами влаги в торфяной почве при разных уровнях грунтовых вод.

При уровне грунтовых вод ниже 120–140 см в oтдeльныe засушливые периоды влажность почвы может снизиться ниже ее оптимума, в другие же годы она будет находиться близко к оптимальной, водный режим почв в этом случае зависит в основном от распределения осадков во времени.

h, см Влажность в объемных процентах % Рис. 44. Типичные эпюры влаж- Рис. 45. Зависимость запасов влаги в почве ности почвы: 1 – при капилляр- от глубины грунтовых вод: 1 – полная вланом насыщении; 2 – в засушли- гоёмкость; 2 – предельная полевая влагоёмвый период кость При уровнях грунтовых вод 150–190 см для овощей и 120 см для трав даже при предельном насыщении зоны аэрации влагой, а также на торфах с высокими капиллярными свойствами, запасы влаги в пахотном слое не превышают оптимальных для культур значений.

В таблице 19 сопоставлены запасы продуктивной влаги с водовмещающей и водоудерживающей способностями торфяной почвы.

Предельные запасы влаги в торфяной низинной почве в мм по слоям в зависимости от глубины стояния грунтовых вод Водовмещающая способность (ПВ) Водоудерживающая способность (ППВ) Наибольший запас продуктивной влаги Запас продуктивной влаги подсчитан как разность между запасами, соответствующими ППВ и ВЗ (влажности завядания). Последняя принята равной 28% от полной влагоёмкости торфа, на основании осреднения значений ВЗ, определенных на болотах со сходными водно-физическими свойствами многими исследователями.

При глубине грунтовых вод 145 и 170 см наблюдалось проникновение корневой системы капусты на 90 см, при глубине 80 см на 50 см и т.д (В.М. Игнатьева). Растения с мелкой корневой системой могут страдать от засух, особенно в начале освоения болота, т.к. в дальнейшем воднофизические свойства и водный режим торфа изменяются в благоприятном для растений направлении.

Запас влаги при уровне грунтовых вод 120 см даже при максимальном наблюденном среднесуточном суммарном испарении (5 мм) достаточен для развития растений на 42 дня, а и слое 0–100 см – на 93 дня;

при глубине грунтовых вод 200 см – соответственно на 22 и 57 дней.

Фактически же суммарное испарение влаги значительно меньше.

В сухие периоды наибольшaя потеря влаги на испарение отмечается в верхних горизонтах, а на некоторой глубине влажность почвы остается неизменной. Эта глубина определяется уровнем стояния грунтовых вод. Можно считать слой мощностью 60–80 см над грунтовыми водами при глубоком их стоянии практически не подверженным влиянию испарения (конечно, в условиях данного района), возникающий дефицит влаги в нем быстро компенсируется интенсивным капиллярным подпитыванием.

Во время выпадения дождей поступающая в почву вода, как правило, насыщает до ППВ верхние горизонты и постепенно проникает вниз. Перераспределение влаги в зоне аэрации и связанное с ним изменение уровней грунтовых вод продолжается в течение значительного времени после выпадения осадков (подъем грунтовых вод отмечается иногда в течение 1–2 дней после выпадения осадков). Подъем (так же как и спад) уровней носит плавный характер, без скачков. Если весною при капиллярном насыщении почвы отмечается подъем грунтовых вод вне зависимости от глубины их стояния практически в любой дождь, то в летний период некоторые дожди не оказывают никакого влияния на уровни грунтовых вод.