«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 подъеме уровней грунтовых вод не все свободные поры заполняются водой, часть пор остается занятой воздухом (защемленный воздух). На уровне грунтовых вод защемленный воздyx занимает в среднем 5,6% объема почвы, при подъеме грунтовых вод доля объема, занимаемого им, снижается. При подъеме уровней на 40 см она составляет 2,7, на 100 см – 1,6%.

В табл. 20 приведен баланс влаги в слое 0–50 см под оголенной поверхностью за отдельные периоды.

Периоды грунтовых вод, Поступление влаги в верхний слой со стороны грунтовых вод, как видно из табл. 20, было невелико. Дефициты влажности в почве в основном компенсировались часто выпадающими дождями. Иная картина наблюдалась в более сухом году, особенно под покровом сельскохозяйственных культур.

Для отдельных непродолжительных периодов, вследствие неизбежных ошибок измерений, балансы могут носить несколько приближенный характер, средние же величины и связанные с ними суммарные с достаточной точностью отражают действительность.

При глубоком осушении в вегетационный период растения полностью использовали выпавшие осадки.

Даже при наличии интенсивного подпитывания снизу оптимальная влажность могла бы быть достигнута при глубине стояния уровней грунтовых вод менее 90–120 см для трав и 150–190 см для овощей. Фактически же величина подпитывания невелика и в отдельные периоды влажность в слое 0–80 см снижается под влиянием превышения испарения над грунтовым подпитыванием и осадками до 70% при глубине стояния грунтовых вод Н = 90 см, до 60% при Н = 120 см, до 35% при Н = 180 см.

На рис. 46 показана влажность торфа в изоплетах. Из этих данных видно, что в верхних горизонтах даже при мелком осушении (понижение уровней грунтовых вод до 120 см) влажность почвы в отдельные периоды снижается до 30%, при глубоком осушении отмечалось снижение влаги до ВЗ в слое до 20–50 см.

Рис. 46. Динамика влажности торфяной почвы осадков и уровней грунтовых вод в летний период. Запасы влаги в % от объема почвы: 1 – 20–30%; 2 – 30–40%;

Анализ эпюр влажности показал, что в течение вегетационного периода оптимальная влажность обеспечивается при глубинах стояния грунтовых вод 70–100 см. Наибольший запас продуктивной влаги, кроме гидротермических условий и ВЗ, определяется капиллярными свойствами почвы и глубиной грунтовых вод.

При глубоком уровне стояния грунтовых вод в летний период развитие растений (и, следовательно, и их урожаи) зависят главным образом от осадков. В засушливые годы в районах с малыми летними осадками растения неминуемо будут страдать от недостатка влаги, т.е.

от переосушки.

Наибольший недостаток влаги растения ощущают при глубоком стоянии уровней грунтовых вод, если сухие периоды приходятся на начало вегетации, когда корневая система еще слабо развита. Во второй половине лета засуха менее губительна, т.к. к этому времени растение уже укоренилось и корневая система обеспечивает его влагой из глубоколежащих слоев. В таблице 21 приведен баланс влаги в торфяной почве за вегетационный период.

Как следует из таблицы 21, суммарное испарение за период с 5 мая по 15 октября (164 дня) в 1,4–1,5 раза превышало осадки, запасы влаги к середине осени уменьшились на 32–118 мм, хотя во влагообмене с нижележащими слоями зоны аэрации преобладал значительный приток влаги над оттоком – в пределах 35–82 мм. Отток влаги из корнеобитаемого слоя 80 см имел место только в начале лета.

Баланс влаги в слое 0–80 см под различными культурами, мм Приток воды в корнеобитаемый слой из нижележащих горизонтов и со стороны грунтовых вод на втором участке (Н = 150–170 см) был на 48,4 мм больше, чем на первом (Н = 90–110 см). Это объясняется, по-видимому, вынужденным проникновением корней картофеля в поисках влаги на глубину более 80 см, так как водопотребление подсолнечника и картофеля примерно одинаковое.

Средняя за летний период интенсивность подпитывания влагой активного слоя почвы составляла 0,49 мм/сут при Н = 90–110 см и 0,79 мм/сут при Н = 150–170 см. Расход влаги на испарение на первом участке покрывался в основном за счёт влагозапасов в почве.

Перенос влаги прямо пропорционален градиентам влажности и температуры: влага движется к более сухим горизонтам и к более холодным. Градиенты влажности в активном слое почвы тем больше, чем ближе к поверхности залегают грунтовые воды.

В летние периоды при глубине залегания грунтовых вод около 100 см градиенты влажности между горизонтами 20 и 100 см составляют в среднем около 40 мм/м, при Н = 170 см градиенты вдвое меньше – 20 мм/м (рис. 47).

Рис. 47. Изменение разности между влажностью торфа на глубине 100 см и 20 см во времени на болоте в Мещере: а – участок с глубиной залегания грунтовых вод около 100 см; б – то же, 170 см; цифры у кривых – годы наблюдений Поэтому с уменьшением глубины залегания грунтовых вод следует ожидать пропорционального увеличения притока влаги. Однако линейный характер этой связи нарушен, так как коэффициент влагопроводности зависит от влажности, кроме того, на приток влаги оказывает влияние корневая система растений.

Составление послойных водных балансов зоны аэрации позволяет определить направление и расход передвигающейся по вертикали влаги и установить роль каждого горизонта в водообмене с атмосферой и грунтовыми водами. Для этого необходимо иметь материалы по расходу влаги на верхней или нижней границе зоны аэрации и изменению запасов влаги по горизонтам. Начиная с верхнего слоя по глубине расчитывается величина влагообмена в мм через каждый слой.

При подходе к уровню грунтовых вод по нижнему балансовому слою может быть определена величина питания грунтовых вод (fг) за время t и разность между притоком и оттоком грунтовых вод, или местное их пополнение, которое по А.В. Лебедеву (1976):

где F – площадь балансового участка.

Расчет баланса влаги по горизонтам дает возможность составить схему движения влаги в зоне аэрации за вегетационный период (рис. 48).

Рис. 48. Схема миграции влаги в почве (точками показаны горизонты;

цифры около стрелок – влага в мм) и дефицит влаги (Е–Р) Для облегчения анализа схемы, приводим краткую характеристику пункта с точки зрения влияния осушительной сети. Поверхность земли возвышается над линией, соединяющей горизонты воды в соседних каналах в летний период, на 130 см (амплитуда колебания горизонтов воды в каналах летом составляет около 5–10 см, поэтому указанное значение с некоторым приближением можно принять постоянным). Эта величина была бы крайним пределом снижения уровней грунтовых вод, если бы отсутствовал постоянный грунтовой приток воды на болото из-за его пределов. В зимний период, когда грунтовые воды почти всецело находятся под влиянием осушительной сети, грунтовые воды в данном пункте превышают урезную линию на 36 см. Эта величина определяется размером подпитывания болота за счет аллохтонных вод и ее с небольшим приближением можно отнести и на летний период. Тогда для данного пункта за предельную глубину, на которую оказывает влияние осушительная сеть, следует считать 131 – 36 = 95 см.

Из рис. 48 видно, что в течение первого периода (5–15.V), под влиянием испарения запасы влаги в верхнем 60-см слое снижались, одновременно под действием осушительной сети опустился уровень грунтовых вод. Последнее привело также к потере влаги на глубине 60 см вследствие уменьшения водоудерживающей способности на данном уровне. Всего в грунтовые воды с двух горизонтов (60 и 70 см) поступило 12,6 мм.

Во второй период влияние испарения ограничилось лишь двумя верхними горизонтами, а в результате продолжающегося снижения уровней грунтовых вод под влиянием осушительной сети, произошло перераспределение влаги в нижних горизонтах.

В период 1–16.VI, в результате повышенной испаряющей способности, влага расходовалась на испарение из всего почвенного профиля. Выпавшие осадки в следующий период восполняли дефициты влаги по горизонтам и вызвали подъем грунтовых вод.

В следующие два периода испарение постепенно затрагивало все более глубокие горизонты, а под влиянием каналов происходило снижение уровней грунтовых вод, пока не достигло предельного значения.

Снижение продолжалось и далее, но под влиянием испарения имел место постоянный восходящий ток воды от грунтовых вод. Выпадающие осадки нацело поглощались верхним пересушенным слоем почвы.

С уменьшением испаряемости под влиянием напора грунтовых вод, притекающих со стороны, уровень их стал подниматься (в конце августа), пока не достиг предельного значения. Выпадающие осадки и грунтовое подпитывание постепенно ликвидировали дефицит влаги в зоне аэрации. В дальнейшем водный режим зоны аэрации всецело определялся соотношением между величинами грунтового притока и оттока.

Составление баланса для осушенных массивов показало, что объм стока по каналам в летний период почти равен объему приточных алохтонных вод. С увеличением глубины каналов возрастает приток грунтовых вод, а следовательно, и объём стока. Поскольку стабилизация уровней на приболотных элементах ландшафта под влиянием устройства каналов происходит в течение значительного времени, приток грунтовых вод к болоту и величина подпитывання зоны аэрации со стороны их за счёт повышенной напориости в первые годы освоения болота больше, чем в последующие.

Зимне-весенний период. Краткая характеристика метеорологических условий в годы наблюдений:

Накопление суммы положительных среднесуточных температур воздуха после схода снега 130°С (начало посевного периода) Подъем грунтовых вод на болоте начинается одновременно со снеготаянием. Уже в мартовские дни с положительной дневной температурой отмечается повышение уровня грунтовых вод, усиливающееся по мере увеличения водоотдачи из снега. Грунтовые воды достигают наивысшего подъема в дни окончания снеготаяния. Амплитуда колебания уровня грунтовых вод больше на участках с глубоким их стоянием зимой и меньше на слабоосушенных участках. Кажущийся парадокс вызван тем, что при мелком осушении возможности поднятия уровней лимитируются мощностью зоны аэрации. В этом случае происходит полное насыщение почвенногрунтовой толщи, и часть воды остается на поверхности и стекает. Средняя интенсивность подъема уровня грунтовых вод (см) на 1 мм снеговых и дождевых вод составляет 0,64–0,97. Максимальная величина подъема уровня грунтовых вод составляла 92–136 см (рис. 49).

Рис. 49. Изменение глубины грунтовых вод весною на болотах в скважинах, равноудаленных от боковых каналов. Расстояния между каналами, в метрах:

а – 200; б – 300; в – 470; цифры у кривых означают годы наблюдений В интенсивностях подъёма уровней грунтовых вод отмечаются значительные вариации, которые вполне оправдываются неоднородностью почвенногрунтовой толщи в разных пунктах болота, неравномерным залеганием снега и, наконец, значительным различием в условиях инфильтрации, обусловливающей потери талых вод на впитывание.

При максимально возможных в условиях Мещёры запасах воды в снеге уровни грунтовых вод могут подняться за счет местных вод не более чем на 120–140 см. Эти значения близки к оптимальным глубинам понижения грунтовых вод в летний период для основных полевых и овощных культур.

Другая важная характеристика – интенсивность понижения уровней грунтовых вод в весенний период, которая определяется, прежде всего, работой осушительной сети и зависит от расстояний между каналами и их глубины. Для того чтобы можно было производить сельскохозяйственные работы, уровни грунтовых вод должны быть понижены к посевному периоду на 40–50 см. Необходимая интенсивность понижения грунтовых вод обеспечивалась в средневлажные годы при стоянии их уровней в зимний период на глубине не менее 120–150 см. В этих условиях подъёмы грунтовых вод в пахотный слой в дождливые периоды непродолжительные, допустимые для сельскохозяйственных культур. По характеру водного режима в весенний период наилучшие условия для ведения сельского хозяйства, особенно при возделывании интенсивных пропашных культур, создаются на хорошо осушаемых болотах.

Влажность торфяной почвы в начале весны, перед снеготаянием, в верхних промерзших слоях превышает предельную полевую влагоёмкость (ППВ) и часто достигает величины полной влагоёмкости (ПВ), что хорошо видно на рис. 50, где приведены значения влажности для верхнего полуметрового слоя почвы.

Рис. 50. Характерные эпюры изменения влажности почвы в зимний период:

1 – в начале зимы; 2 – перед снеготаянием; заштриховано – накопление влаги зимой Увеличение запасов влаги в верхних горизонтах почвы происходит в основном за счёт ее миграции от грунтовых вод к фронту промерзания; при этом влагонакопление определяется интенсивностью промерзания почвы. В среднем за годы наблюдений запасы влаги в промерзшем 30-сантиметровом слое торфа увеличивались за зимний период на 73,4 мм, что составляет примерно 0,07 мм на 1° среднесуточной отрицательной температуры воздуха. В начале зимы интенсивность влагонакопления больше, чем в конце ее. Величина накопления влаги практически не зависит от глубины стояния грунтовых вод.

Ниже промерзшего слоя влажность почвы в ранневесенний период примерно равна капиллярной влагоёмкости, так как возникающие в начале зимы за счет интенсивного оттока вверх дефициты влаги постепенно компенсируются. За счет зимней миграции влаги в промерзший слой почвы влажность его на 50–70 мм превышает капиллярную влагоёмкость.

При снеготаянии, продолжающемся в условиях южной Мещёры до накопления среднесуточной температурной суммы около 18°, влажность почвы в верхних горизонтах существенных изменений не претерпевает, в нижних же слоях за счет инфильтрационных вод почва насыщается до ПВ.

При оттаивании торфа избыток влаги сверх капиллярной влагоёмкости, соответствующей глубине стояния грунтовых вод в данный период, сбрасывается в нижние горизонты, а под влиянием испарения начинается снижение влаги в оттаивающем верхнем слое. При этом в пунктах с большей глубиной стояния грунтовых вод этот процесс идет более интенсивно (табл. 22). (Пункты наблюдений характеризовались следующими глубинами грунтовых вод в летний период: 1 – 0,8–1,0 м;

2 – 1,2–1,4 м; 3 – 1,5–2,0 м.) Изменение запасов влаги в 30-сантиметровом слое почвы Номер пункта Примечание. W – запас влаги в почве, мм; Z – глубина стояния грунтовых вод, см Ниже мерзлого слоя (30 см) вплоть до конца оттаивания почвы влажность близка к ППВ. Иссушение верхних слоев почвы ниже ППВ начинается в конце апреля при оттаивании верхнего 15–20-сантиметрового слоя торфа. Потери влаги на испарение весной достигают больших значений, так как интенсивность испарения в любой весенний день не снижается ниже 2,0 мм/сут (среднесуточное испарение с поверхности почвы весной составляло 1,9–3,3 мм/сут).

Выпадающие весной дожди ликвидируют дефицит влаги в почве;

несмотря на это к концу оттаивания почва оказывается подсушенной, влажность ее в верхних горизонтах падает ниже ППВ. При одних и тех же термических условиях степень иссушения зависит от глубины стояния уровня грунтовых вод, определяемой действием осушительной сети (табл. 23).

Влажность почвы (% от ПВ) в конце весны в зависимости от глубины стояния уровней грунтовых вод Ко времени окончательного размерзания торфяной почвы (середина мая) влажность ее бывает ниже ППВ на 5–15% на участках с глубиной грунтовых вод в зимний период 0,8–1,0 м и на 15–25% – на участках с глубоким осушением (1,5–2,0 м и более). В последнем случае влажность оказывается ниже 65–80% (установленные многими исследователями оптимальные для развития растений значения).

За период снеготаяния вертикальный водообмен поверхностных вод с грунтовыми водами (инфильтрация) составил 79–108 мм.

Изменение запаса грунтовых вод составило при балансовом расчете – 99–112 мм, при расчете через водоотдачу 87–99 мм. Разница незначительная.

1. Основные закономерности режима уровней грунтовых вод в течение суток, сезонов и лет на болотах.

2. Связь подъема уровней грунтовых вод с величиной осадков и температурой воздуха.

3. Амплитуды колебания уровней воды на болотах до и после их осушения.

4. Виды взаимосвязи болот с прилегающими территориями.

5. Гидрогеологические разрезы болот с прилегающими территориями.

6. Особенности водного режима болот с нисходящим током воды и его отсутствием.

7. Особенности режима грунтовых вод болот с боковым притоком грунтовых вод.

8. Особенности режима грунтовых вод болот напорного водного питания.

9. Какова роль гидрогеологических «окон» в питании болот?

10. Назовите примерные цифры подземного питания болот в зависимости от геоморфологических условий.

11. Запас влаги и ее баланс на осушаемых торфяных болотах.

12. Эпюры влажности в изоплетах и их назначение.

13. Техника построения схемы миграции влаги в зоне аэрации.

14. Динамика водного режима болот в зимне-весенний период.

ГЛАВА 5. ТЕОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СТОКА

В главе рассмотрены вопросы формирования поверхностного стока на водосборах, грунтового (подземного) стока и поверхностногрунтового (диффузионного) стока на болотах.

5.1. Формирование поверхностного стока Поверхностные воды – воды, постоянно или временно находящиеся на земной поверхности в форме различных водных объектов (рек, озер, болот и др.). Водное питание они получают преимущественно за счет стока воды по поверхности земли.

Образование поверхностного стока после выпадения жидких атмосферных осадков проходит, согласно Н.Е. Долгову, через четыре фазы.

Первая фаза характеризуется отсутствием поверхностного стока, так как все выпадающие осадки расходуются на заполнение водой углублений – борозд, канав и других микропонижений почвы (идёт поверхностная аккумуляция) и на впитывание в почву (инфильтрация), часть осадков задерживается на листьях, ветвях и стеблях растений.

Эта начальная фаза является бессточной. При продолжительности дождя t, длительность бессточной фазы составляет 1 (рис. 51).

Рис. 51. Схема формирования поверхностного стока:

Вторая фаза продолжается от начала появления первых струек (ручейков) поверхностного стока до момента подхода их к рассматриваемому створу (река, озеро). Это начало поверхностного стока – фаза подъема продолжительностью 2. В этот период вода поглощается почвой. В третью фазу (3) происходит стекание дождевой воды со всей площади бассейна, идет поверхностный сток. Поглощение воды почвой постепенно уменьшается. Эта фаза заканчивается в момент прекращения дождя.

Четвертая фаза (4) представляет спад стока после дождя до его полного прекращения.

Приведенная схема предполагает дождь, достаточный для формирования продолжительного равномерного распределения по площади стока. При кратковременных дождях малой интенсивностью сток не формируется, вся вода расходуется на поверхностную аккумуляцию, инфильтрацию и ограниченно на стекание по ручейковой сети.

Уменьшению поверхностного стока на первых фазах его формирования, как ясно из изложенного, способствуют резко выраженный микрорельеф и высокая впитывающая способность почвы, которая зависит от её влажности до выпадения дождя. Согласно многим наблюдениям, до 15–20 мм осадков расходуется на смачивание почвы и растительности, на заполнение водой западин и других неровностей рельефа. Небольшое количество дождевой воды расходуется на испарение в период дождя.

Формирование поверхностного стока при снеготаянии проходит по той же схеме. Только первая фаза носит более затяжной характер.

В начале снеготаяния вся вода задерживается в снеге и в понижениях рельефа. Наличие промерзшего слоя почвы и ледяной корки уменьшает просачивание воды в почву, инфильтрация достигает максимальной величины лишь в конце периода снеготаяния.

Впитывание уменьшается во времени, особенно в начальный период. Интенсивность впитывания хорошо описывается эмпирической формулой А.Н. Костякова где t – скорость поглощения воды в момент времени t; k – коэффициент водопроницаемости почвы в тот же момент; – градиент напора;

k1 – коэффициент водопроницаемости в первую единицу времени;

– показатель степени, изменяющийся в пределах 0,3–0,8 в зависимости от свойств почвы и её начальной влажности. Чем больше начальная влажность, тем показатель становится меньше.

Значение кt при впитывании воды постепенно уменьшается, ассимиотически приближаясь к постоянному значению – коэффициенту фильтрации грунта, величина которого зависит от его пористости, диаметра частиц и температуры воды. С этими факторами коэффициент фильтрации связан прямой пропорциональностью.

Образующаяся при осадках и снеготаянии вода стекает по поверхности почвы по ручейковой сети, состоящей из мельчайших и мелких извилистых ручейков, часто меняющих свое русло и направление.

По ручейкам вода течет по склону, слой воды в ручейках и скорость движения воды в них зависят от общего уклона поверхности: чем он больше, тем быстрее стекает вода. Ручейки доводят воду со склонов в понижения рельефа – лощины, ложбины, а по ним – в более крупные водотоки, ручьи, овраги, балки, лога, малые реки, которые выполняют функции собирателей склонового стока. Они несут воды в крупные реки и моря. Принято различать склоновое добегание воды по первичной гидрографической сети и русловое (продольное) добегание по основной гидрографической сети. Длина склонового добегания воды изменяется в зависимости от уклонов сотнями метров, длина руслового добегания может составлять сотни и тысячи километров.

Мельчейшей гидрографической сетью занято до 85–95% всей площади водосборного бассейна и только 5–15% её приходится на территорию, непосредственно примыкающую к основной реке и её притокам.

Склоновое добегание по ручейковой сети заканчивается вскоре после прекращения дождя или таяния снега; постепенно прекращается сток по мельчайшей гидрографической сети. Поступившую воду река выносит вниз по течению, сопровождая выходом воды из берегов на поймы в половодья и дождевые паводки.

Коэффициент стока при таянии снежного покрова обычно больше чем от дождей. При малых запасах снега в южных районах при его таянии поверхностный сток не образуется.

В гидрологии иногда используется понятие потерь осадков при их стекании по поверхности, которое характеризуют коэффициенты стока или величиной слоя потерь ап (мм):

где Р – слой выпавших осадков, мм; h – слой стока, мм. Или Таким образом, в формировании поверхностного стока принимает участие лишь некоторая часть дождевых и снеговых вод. Эти осадки называют эффективными, или стокообразующими. Они составляют в зависимости от географического положения территории процентов от суммы осадков.

Приведенные слова «потери осадков», «эффективные осадки»

не случайны, поскольку гидрология исторически формировалась как учение о реках, речном стоке, поэтому все нежелательное для реки относили к потерям.

Для математического описания формирования поверхностного стока используется метод изохрон. Добегание воды на речных бассейнах изображают в виде изохрон – линий одновременного добегания, которыми речной бассейн подразделяется на площадки с одинаковым временем добегания. Для построения изохрон от границы водосбора проводится серия полузамкнутых линий любого водотока с одинаковым временем добегания (рис. 55, а). Каждая капля воды, находящаяся на любой изохроне, имеет одинаковое время добегания.

Изохроны в процессе формирования стока вместе с изменением объема стока и скорости движения воды меняют свое положение.

Они показывают лишь некую осредненную картину стока при некоторых средних значениях скоростей добегания. Использование их дало возможность разработать метод, позволяющий изучить закономерности формирования гидрографов стока.

Метод изохрон был разработан многими учёными: Н.Е. Долговым, М.М. Протодьяконовым, А.Н. Костяковым, А.Н. Бефани, М.А. Великановым, А.В. Огиевским и др.

Суть метода изохрон в изложении А.И. Иванова и Т.А. Неговской, следующая. На плане речного бассейна (рис. 52,а) наносятся изохроны, проведенные через равные промежутки времени. Площади бассейна, заключенные между изохронами f1, f2…fп, называются частными площадями одновременного стекания. С ближайшей площади f1 стекающая вода достигает замыкающего створа через время, с площади f2 – через 2, f3 – через 3 и т.д.

Измерив площади между изохронами стока и выразив их в долях общей площади водосбора во времени площадей одновременного стекания fi F = f ( ) (рис. 52,б).

Период времени добегания с самой отдаленной точки бассейна до замыкающего створа называют бассейновым или суммарным временем добегания (max).

Рис. 52. Схема изохрон стока (а), график распределения частных площадей (б), Для построения гидрографа стока, под которым понимают график изменения во времени расходов воды в каком-либо створе водотока, для простоты используют два допущения. Первое – поступление воды от снеготаяния или дождя происходит одновременно по всей площади бассейна и в каждую принятую единицу времени (сутки, час и т.д.) с одинаковой интенсивностью. Если, например, в первую единицу времени поступает количество воды, равное Рi, то эта величина наблюдается на всей площади водосбора; если в какую-нибудь другую, произвольно выбранную единицу времени поступает другое количество Р1, то его также принимают одинаковым для всей площади водосбора.

Второе допущение – скорости стекания воды неизменные во времени, следовательно, и изохроны стока неизменные во времени. В реальных условиях картина формирования стока сложнее, но принятые допущения позволяют ее оценить.

Пусть h1, h2,..., hi – слои воды, стекающей с бассейна в принятые интервалы времени, то есть стокообразующая часть осадков или снеготаяния, в дальнейшем называемая водоотдачей бассейна. Водоотдача осадков в любой интервал времени равна где hi – слой воды от осадков или снеготаяния, мм; an – слой потерь на инфильтрацию и аккумуляцию (задержание) в понижениях рельефа, мм; – коэффициент стока от слоя осадков Рi.

Рассмотрим, как будут формироваться расходы в замыкающем створе. Предположим, что продолжительность поступления воды на водосбор равна трем суткам (расчетные интервалы можно брать в любых единицах времени: сутках, часах, минутах и т.д.). График частных площадей и график водоотдачи даны на рисунке 52, б, в). Время добегания от наиболее удаленной точки водосбора до замыкающего створа примем равным max = 5 сут.

Спустя сутки после начала водоотдачи к замыкающему створу стечет вода с первой площади f1, величина стока равна По истечении двух суток до выбранного створа добежит сток со второй площади f2 при величине слоя водоотдачи, которая была в первом интервале времени, то есть с площади f2 стечет количество воды, равное h1f2. Одновременно через створ будет проходить сток с первой частной площади f1 при слое водоотдачи, соответствующей второму интервалу времени (вторым суткам). Таким образом, к концу вторых суток расход в замыкающем створе составит К концу третьего интервала времени сток будет приходить уже с трех частных площадей f1, f2 и f3 и расход в замыкающем створе достигнет По истечении трех суток подача воды в бассейн прекратится, так как в примере в = 3 cyт. Поэтому к концу четвертого интервала времени сток будет приходить с частных площадей f4, f3 и f2 и его величина в замыкающем створе составит Аналогично и для последующих интервалов времени расходы в замыкающем створе будут соответственно равны Общая продолжительность стока в данном примере 7 суток;

наибольшее количество частных площадей, участвующих в формировании расходов, оказалось равным трем, что соответствует времени водоотдачи.

В общем виде расход для любого интервала времени описывается уравнением:

На основании определенных по приведенным формулам расходов Q1, Q2, Q3, …, Q7 можно построить график стока в замыкающем створе (рис. 52, г).

В данном примере предполагали, что период водоотдачи в = 3 сут, а время добегания от наиболее удаленной точки max = 5 сут.

Соответственно получили число интервалов на графике частных площадей max = 5, а на графике водоотдачи число интервалов в = 3.

Общая же продолжительность отекания оказалась равной 5 + 3 – 1 = суткам.

В общем случае продолжительность отекания равна При формировании гидрографов стока возможны два основных случая:

В первом случае наибольшее число слагаемых в выражениях для Q (формулы 57–60), равно времени водоотдачи в, то есть в формировании максимального расхода принимает участие только часть водосбора, соответствующая времени водоотдачи и равная наибольшей из площадей, ограниченных смежными изохронами. Другими словами, когда max > в, в образовании максимума участвует весь слой водоотдачи. Обозначая время наступления максимального расхода через t (принимая i = t в формуле 72), можно написать, что для случая max > в максимальный расход равен Bo втором случае, когда время максимального добегания меньше времени водоотдачи (max в), в формировании максимума участвует вся площадь водосбора, но не все части слоя водоотдачи, а лишь те, которые наблюдаются в период наибольшей интенсивности за время добегания. Аналитическая величина максимального расхода для этого случая определяется выражением Схема изохрон, кроме указанных допущений, не учитывает естественного накопления (регулирования) стока в русле реки. Русловое регулирование состоит в том, что часть воды, поступающей поверхностным стоком, в период подъема уровней затрачивается на заполнение русла; в период спада уровней задержанный объем стекает. Это приводит к некоторым расхождениям в форме гидрографа стока, вычисленного по изохронам и фактического. Расхождения особенно заметны на концевых участках гидрографа. В фазе подъема ординаты гидрографа в результате естественного руслового регулирования получался меньше теоретических ординат, полученных по изохронам. В фазу спада ординаты фактического гидрографа несколько увеличиваются.

Следствием руслового регулирования является запаздывание фактического стока по сравнению с теоретической его продолжительностью.

Фактическая продолжительность стока равна:

где р – продолжительность опорожнения русловой сети.

Вследствие руслового регулирования стока происходит уменьшение максимального расхода, а время наступления его несколько сдвигается вправо по сравнению с теоретическим гидрографом.

Для расчета стекания воды по склону А.Н. Костяковым предложены формулы. В период выпадения осадков средняя скорость стекания где х – расстояние между смежными сечениями от верха водосбора;

Р – слой осадков в единицу времени; fа – поглощение воды почвой, инфильтрация в зону аэрации; c = l – коэффициент, характеризующий уклон l и шероховатость поверхности, = 87, где – коэффициент шероховатости поля, равный 1, 4–4,0 в зависимости от обработки поля и культуры. Толщина слоя стекающей воды 1–4 см.

После прекращения осадков средний слой стекающей по склону воды где l – длина склона, n – коэффициент менее 1,0.

С увеличением водосборной площади возрастает регулирующая ёмкость речной сети (вода заполняет русло), поэтому гидрограф стока может существенно отличаться от построенного по методу изохрон.

Поэтому необходимо учитывать этот фактор при расчете гидрографа.

В главе 6 приведены характерные гидрографы стока реки, протекающей среди болот.

5.2. Формирование грунтового (подземного) стока Большое внимание характеристике геологических и гидрогеологических условий при описании болот придавали В.С. Доктуровский, Г.Ф. Мирчинк, А.Д. Брудастов, В.П. Матюшенко, К.Е. Иванов, М.Н. Никонов, А.А. Маккавеев и др. Несмотря на это, изученность их участия в питании болот совершенно недостаточная.

Особенно мало опытных данных по количественной характеристике взаимосвязи болотных вод с глубокими водоносными горизонтами, поэтому степень участия последних в водном питании болот для многих регионов и отдельных массивов неясна или установлена лишь качественно (по геоботаническим показателям и т.д.), необходимость их учета при проработке проектов регулирования водного режима иногда подвергается сомнению или игнорируется.

5.2.1. Общие сведения. Расход грунтовых вод Приводим несколько общих понятий, используемых в гидрологии подземных вод.

Гравитационная, или свободная вода – вода, заполняющая все поры и пустоты; движется под действием силы тяжести. При фильтрационных расчетах под термином «грунтовая вода» имеется в виду «гравитационная вода». Грунты (породы) делят на водоносные и водоупорные.

Водоносные грунты – породы, содержащие свободную воду и способные пропускать ее через всю толщу (галечинки, песчаники, пески, известняки, торфа и пр.).

Водоупорные грунты – породы, не пропускающие или слабофильтрующие воду в природных условиях (глины, тяжелые, суглинки, сланцы).

Различают следующие основные типы подземных вод:

В ерх ов одк а – подземная вода, залегающая в породах зоны аэрации на линзах водоупорных пластов, на сравнительно небольшой глубине от поверхности земли.

Гр у н тов а я вода залегает на выдержанном водонепроницаемом пласте, образуется за счет поглощенных атмосферных осадков в первом от поверхности водоносном горизонте. Грунтовые воды представляют собой первый от поверхности земли водоносный горизонт подземных вод.

Арте зиа нская (напорная) вода – подземная вода, находящаяся в водоносных горизонтах, перекрытых и подстилаемых водоупорными пластами, и обладающая напором.

Все свойства подземных вод: условия питания, закономерности движения, гидравлические свойства, температура, газовый и химический состав – зависят от геологического строения, литологических и геоморфологических условий и характера рельефа.

Подземный сток – передвижение подземных вод под действием гидравлического градиента от областей питания к областям разгрузки.

Он характеризуется теми же величинами, что и поверхностный сток.

Основным источником питания подземных вод являются поверхностные воды. Существующий в природе водообмен определяется особенностями процессов взаимосвязи поверхностных и подземных вод.

Выделяют два вида взаимосвязи – и нфи льт р а ц ионны й и фи льт р а цион н ы й.

Инфильтрационный вид проявляется в зоне аэрации, как процесс переноса выпавших амтосферных осадков до уровня грунтовых вод.

Основными определяющими факторами являются осадки, строение и мощность зоны аэрации.

Фильтрационный вид характеризует взаимосвязь, осуществляемую под влиянием разности уровней поверхностных и грунтовых вод в речных долинах, а также проявляется на больших площадях и представлен перетеканием воды внутри водоносных горизонтов.

Фильтрационное движение воды на болоте происходит в сторону уклона поверхности болота и по вертикали, а также в виде водоносных жил и внутризалежных потоков в торфе.

В равнинных областях грунтовые воды формируются за счет просачившихся до их уровня атмосферных осадков, то есть имеют инфильтрационное питание. В динамике подземных вод различают области питания, транзита и разгрузки.

На грунтовые воды, их глубину залегания и скорость движения оказывает влияние климат, геоморфологические и литологические условия, гидрографическая сеть, степень естественной дренированности территории, растительность и хозяйственная деятельность человека.

Влияние геоморфологии и рельефа особенно проявляется в связи грунтовых вод с реками и водоёмами. При глубоком врезе речных долин и русел рек грунтовые воды служат источником питания рек, поток грунтовых вод разгружается в основном в реку, а также озера и в меньшей мере в болота. При слабом врезе рек и устройстве на них водохранилищ грунтовые воды вместо разгрузки получают дополнительное питание, происходит переформирование потоков грунтовых вод.

Степень естественной дренированности территории является интегральным показателем местности, характеризующим обеспеченность оттока поверхностных и грунтовых вод с территории. Естественная дренированность земель зависит от густоты речной сети (степень канализованности водосбора) и глубины её вреза, которые в свою очередь зависят от уклонов поверхности и глубины положения базиса эрозии. Для повышения степени дренированности земель, ускорения отвода избыточных вод и понижения уровней грунтовых вод, проводится искусственное дренирование земель с помощью приемов осушительной мелиорации.

Степень естественной дренированности, густота речной сети влияют на развитие болот вширь, реки в отличие от лесов и пашен сдерживают агрессию болот.

Грунтовые воды по условиям движения принято подразделять на потоки и бассейны грунтовых вод. В таблице 24 они охарактеризованы в соответствии с классификацией Д.М. Каца.

Пример: Определить режим движения воды в трубе диаметром 0,3 м при средней скорости 0,9 м/с и температуре 20°С ( = 0,01 Ст).

т.е. 270 000 > 2320, движение турбулентное.

При ламинарном движении скорости во всех точках потока не изменяются во времени, не пульсируют. Их описывают по глубине потока эпюра, приведенные на рис. 54. При турбулентном движении скорости в любой точке изменяются во времени, подвержены пульсациям.

На рис. 54 показано изменение скорости в одной и той же точке во времени. Скорость пульсирует около некоторой осредненной скорости (горизонтальная прямая линия на рис. 54). Разность между мгновенной и осредненной скоростями называют скоростью пульсации.

Рис. 54. Пульсации скорости вокруг среднего значения при турбулентном движении Изменение водопроницаемости пород по потоку грунтовых вод вызывает изменение глубин их залегания. При встрече на пути грунтовых вод слабопроницаемых или водоупорных пластов возникает подпор грунтовых вод и уровни их повышаются.

При наклонном водоупоре напор над горизонтальной плоскостью сравнения где Н1, Н2 – мощности потока в соответствующих сечениях. Единичный расход в двухслойном пласте Приведенные зависимости являются основой для расчета расходов грунтовых вод, в том числе при поступлении (перетекании) их из напорных пластов.

5.2.2. Взаимосвязь поверхностных и подземных вод Поверхностные воды находятся во взаимосвязи с подземными водами. Согласно теории вертикальной гидродинамической зональности выделяются три зоны:

Перв а я ( в е рх н я я ) гидродинамическая зона характеризуется активной взаимосвязью и устойчивым стоком подземных вод, направленным в сторону крупной реки или озера. Подземные воды пресные.

Втор ая (ср ед няя) гидродинамическая зона залегает ниже дренирующего воздействия местной гидрографической сети, направление и скорость движения подземных вод определяется положением регионального дренирующего базиса, питание поверхностными водами за счёт инфильтрации их ограниченное, сток замедленный, подземные воды характеризуются повышенной минерализацией (до 10 г/л и более) преимущественно сульфатно-гидрокарбонатного состава.

Тр е т ь я ( н иж н я я ) гидродинамическая зона имеет замедленный сток подземных вод, залегают они на глубинах около 1 км и более, разгрузка их идёт в океан (море) или в крупные тектонические разломы скорость движения вод редко превышает 0,1 м/год, воды высокой минерализации, преимущественно хлоридно-кальциевого состава.

В хозяйственных целях (питьевое водоснабжение, орошение и пр.) используются в основном воды первой зоны.

с нижележащими водоноснымигоризонтами Основные схемы взаимосвязи показаны выше на рис. 11 и в тексте главы 3.

Болота в структурно-морфологических депрессиях, как правило, подпитываются напорными водами через толщи относительных водоупоров или в местах их размыва. В естественных условиях напорные и болотные воды находятся в равновесии, это состояние определяется условиями их питания и разгрузки. Существуют устойчивые соотношения между разностью уровней напорных и грунтовых (болотных) вод Н и мощностью разделяющей их толщи пород, m. Градиент равновесия Н m обусловлен потерями энергии при движении воды через водоупор. При снижении уровней грунтовых вод (например, дренажем) градиент увеличивается, в результате подпитывание напорными водами возрастает и, наоборот, снижение уровней напорных вод (например, при отборе подземных вод) вызывает снижение пьезометрических уровней и одновременно уровней грунтовых вод.

Интенсивность фильтрации (перетекания) зависит от коэффициента фильтрации слабопроницаемого слоя (относительного водоупора) в вертикальном направлении кв, градиента вертикальной фильтрации lв и начального градиента lо. Ниже в разделе 7.3 рассмотрены основные методы расчета.

5.2.4. Гидродинамический анализ режима подземных вод Начиная с 1960-х годов, работами П.Я. Полубариновой-Кочиной, С.В. Аверьянова, Н.Н. Веригина, А.В. Лебедева и других в практике гидрологических расчетов формирования подземных вод получил распространение аналитический метод. Он позволяет определять: питание грунтовых вод сверху (инфильтрацию осадков, испарение грунтовых вод); разность между притоком и оттоком грунтовых вод в горизонтальном направлении; перетекание грунтовых вод в нижележащие водоносные горизонты и обратное движение напорных вод в грунтовый поток; изменение запаса подземных вод и баланс воды в целом. Использование его позволяет распространять результаты расчета на водный баланс крупных водосборов подземных вод.

Движение грунтовых вод в однородном горизонтальном пласте описывается уравнением Буссинеска где h – мощность грунтового потока от горизонтального водоупора в сечении х в момент времени t; k – коэффициент фильтрации водоносной породы; – недостаток насыщения или водоотдача грунтов в слое колебания уровня грунтовых вод и капиллярной каймы; g – интенсивность питания грунтовых вод сверху (знак плюс) или поступление грунтовых вод в зону аэрации (знак минус).

Сложное нелинейное дифференциальное уравнение, как показал С.Ф. Аверьянов, может быть заменено линейным, при этом ошибка в расчёте даже для редких, самых неблагоприятных условий не превышает 20%. Линейное дифференциальное уравнение имеет следующий вид:

где а – коэффициент уровнепроводности, один из основных гидрогеологических параметров; hср – средняя мощность потока;

Н – напор воды в сечении х в момент времени t.

Ниже, при характеристике элементов баланса грунтовых вод использовано это уравнение.

На рис. 55 показана схема движения грунтовых вод на территории, ограниченной двумя реками. В качестве примера выделим на водосборе грунтовых вод три района I, II, III с границами, параллельными гидроизогипсам. Расходы, проходящие через эти границы (Q2, Q3, Q4) позволяют определить разности притоков и оттоков грунтовых вод в виде: для первого Q1–Q2, для второго – Q2–Q3, для третьего Q3–Q4.

Грунтовый поток получает инфильтрационное питание за счет атмосферных осадков. Каждая из приведенных разностей представляет собой количество воды, которое идет на подземный сток соответствующего района.

Рис. 55. Схема движения грунтовых вод в междуречье(А.В. Лебедев, 1963):

1 – низовая (замыкающая) граница района; 2 – гидроизогипсы; 3 – направление линий токов; 4 – боковая и верхняя границы балансового района;

Эта величина в общем виде Qi–Qi–1 представляет местное пополнение грунтового стока, формирующегося в данном районе. Нетрудно заметить, что через южную границу водосборов, проходящую параллельно гидроизогипсе 140, расход потока будет равен где F – площадь подземного водосбора; км стока, л/с с 1 км2.

Эта величина в общем виде Qi–Qi–1 представляет собой местный подземный сток, формирующийся в пределах рассматриваемого района.

Поскольку в первом подрайоне, граничащем с водораздельной линией, приток грунтовых вод из соседней области отсутствует, т.е.

Q1 = 0, то алгебраическая сумма разностей между притоком и оттоком отдельных райнов будет равна Если вместо трех участков (подрайонов) выделить m–1 аналогичных подрайонов, то в более общем виде для расхода потока, проходящего через крайнее нижнее сечение междуречья, будем иметь Относя этот расход потока, формирующегося на всей площади водосбора, к единице (1 км2) этой площади, получим модуль подземного стока:

где F – площадь подземного водосбора (км2) определяется по карте гидроизогипс между выделенным сечением потока и водораздельной линией зеркала воды; цифра 86,4 получена при изменении размерности, поскольку в сутках содержится 86400 с.

Этот модуль используется непосредственно для определения динамических ресурсов водоносного горизонта.

Так как для каждого района разность между оттоком и притоком грунтовых вод можно выразить в виде произведения слоя местного подQ Qi земного стока i на площадь соответствующего подрайона i–1, то, обозначив первую из этих величин через i–1 вместо уравнения (92) напишем:

где i–1 – слой местного подземного стока, формирующегося в данном районе.

Суммарный расход грунтовых вод Qm, протекающих через замыQ кающее сечение, удобно также выразить высотой слоя воды, т.е. в виде m, где – общая площадь водосбора, равная – площади районов в (квадратных метрах).

На основании этого и уравнения (94) будем иметь:

Из последнего уравнения следует, что средний слой подземного стока из пределов балансового района, в данном случае – междуречья, равен средневзвешенному слою «местного» стока.

Таким образом, из рассмотренной схемы движения грунтовых вод на междуречье видно, что для решения практической задачи по оценке естественных ресурсов грунтовых вод междуречья достаточно в каждом подрайоне определить лишь разность между притоком и оттоком этих вод Qi–1–Qi. Для нахождения этой разности требуется предварительно рассчитать соответствующее изменение запасов грунтовых вод Н и питание их сверху gt.

5.3. Формирование поверхностно-грунтового 5.3.1. Деятельный и инертный горизонты торфяной залежи Познание закономерностей гидрологического режима на болотах невозможно без изучения особенностей их строения и закономерностей распределения микроландшафтов в пределах болотного массива.

Болота характеризуются сложной гидрографической системой, развитой при его формировании и определяющей вид болота. Она включает внутризалежные воды (воды пор, линз), воды поверхностной сети (мочажин, озерков, проток, речек, топей) и подземные воды, включая водные жилы, внутризалежные речки. Изменение степени увлажненности болот отражается на существовании всей гидрографической сети.

Поверхностный сток периодически в весенний период наблюдается на лесных низинных и переходных болотах, на олиготрофных болотах поверхностный сток отсутствует даже весною. На грядово-мочажинных и мохово-травяных микроландшафтах имеет место поверхностный сток в пониженных элементах микрорельефа, в чистом виде он наблюдается на топях в период высокого стояния уровней при снеготаянии и интенсивных осадках. Само понятие поверхностный сток нуждается в разъяснении. Поверхность болота представлена, по крайней мере, тремя ярусами: верхний – кустарнички, средний – моховой и травяной покров, нижний – моховой очес и слаборазложившийся торф.

Вода движется по всем ярусам, обладающим примерно одинаковой водопроницаемостью, движению воды мешает живая и мёртвая растительность, создающая дополнительное сопротивление движению воды.

На болоте происходит не свободное, а фильтрационное движение воды, аналогичное грунтовому стоку. На болотах отсутствует разрыв между зоной поверхностного стекания и зоной грунтовых вод. Поэтому для оценки стока используется метод фильтрационного склонового стекания, разработанный К.Е. Ивановым.

Основные особенности стока на болотах следующие:

– стекание воды происходит по склону сплошным тонким слоем толщиною до 20–25 см. Основная масса воды фильтрует через верхний, наиболее водопроницаемый слой;

– в торфяной залежи, включая верхний растительный слой, отсутствуют условно называемые болотные воды, поскольку воды поверхностного стекания и грунтовые воды образуют единый водоносный комплекс, взаимодействующий с атмосферой и залегающими ниже торфяной залежи подземными водами;

– по условиям фильтрации воды в болотных отложениях торфяная залежь подразделяется на активный (деятельный) и инертный горизонты. Это понятие было предложено В.Д. Лопатиным (1949 г.) и развито К.Е. Ивановым (1957 г.), особенно при формировании теории влагообмена в болотных ландшафтах.

Активный (по условиям движения воды) горизонт занимает верхние слои живого и отмершего неразложившегося растительного покрова; инертный горизонт сложен торфом разного ботанического состава и с различной степенью разложения. Именно активный верхний слой торфяной залежи благодаря высокой водопроницаемости (в тысячи–десятки тысяч раз по сравнению с нижележащим торфом) определяет в большой мере все гидрологические процессы. С величиной коэффициента фильтрации связана скорость стекания воды и колебание стока во времени, величина инфильтрации воды в торфяную залежь, колебание уровней грунтовых вод, изменение увлажнённости разных слоев торфа, а также высота капиллярного поднятия и водоотдача торфа и болотного массива в целом. Различаются эти два горизонта по интенсивности биохимических процессов, в верхнем горизонте благодаря постоянному притоку кислорода происходит быстрое аэробное разложение растительности.

Толщина активного слоя почвы на верховых болотах составляет 20–30 см, на низинных болотах до 0,5–0,7 м.

Деятельный горизонт, в отличие от инертного, выделяется:

– интенсивным влаго- и теплообменом с атмосферой и прилегающими к болоту элементами ландшафта;

– наличием растительного покрова, составляющего его верхний – изменением влажности под влиянием колебания уровней грунтовых вод;

– периодическим полным или частичным освобождением от гравитационной влаги, формированием зоны аэрации и изменением влажности;

– высокой водопроницаемостью и водоотдачей, особенно в приповерхностных и надповерхностных слоях;

– доступом кислорода воздуха в обезвоженные поры и развитием аэробного процесса разложения микрофлорой и микрофауной органического вещества.

Высокая водопроницаемость деятельного горизонта особенно верховых торфяников способствует быстрому отводу воды: деятельный горизонт отводит до 99% и только 1% приходится на инертный горизонт.

Инертный горизонт отличается: постоянным количеством воды во времени, полной насыщенностью водой (за исключением защемленного воздуха), малой водопроводимостью торфа, отсутствием доступа кислорода воздуха, анаэробным разложением вещества без доступа кислорода воздуха.

Водный режим болота в значительной степени зависит от свойств деятельного горизонта. Образование и отсутствие поверхностного стока при выпадении обильных дождей зависят от его коэффициентов фильтрации. Если интенсивность осадков больше коэффициента фильтрации, то не вся вода поглощается верхним слоем торфа и часть ее стекает по поверхности, образуя поверхностный сток.

При разработке теории формирования стока на болоте К.Е. Иванов использовал следующие допущения, которые им оговорены: наличие единого водоносного горизонта от поверхности до дна болота; торфяная залежь состоит из верхнего, деятельного и инертного слоев;

стекание воды происходит рассредоточенным по территории болотного массива фильтрационным потоком; уклоны болотных вод и уклоны поверхности изменяется синхронно колебаниям уровням воды по всей территории микроландшафта. Основным признаком для их выделения является растительность, зависящая от водно-минерального питания, положения уровней грунтовых вод и проточности, т.е. находящаяся в единстве с гидрологическим режимом болота.

Метод оказался оправданным и перспективным.

Поверхностный сток на болотах зависит, прежде всего, от микрорельефа, а на эвтрофных болотах – от уклона поверхности. На болотах, особенно на олиготрофных, четко выражен микрорельеф, связанный с растительностью. Верховые болота имеют выпуклую часто куполообразную форму и возвышаются над окрайками с плоской поверхностью на 2–4 м и более. Здесь произрастают сосняки кустарничково-сфагновые. Сильно увлажненная окраинная полоса представляет осоковосфагново-кустарничковый комплекс. Степень покрытия травяно-кустарничковой растительностью составляет 40–70%. На переходных болотах, помимо сосны, в верхнем ярусе встречаются береза, в нижнем – багульник, брусника. На эвтрофных болотах при плоской поверхности торфяника выделяются кочки осоковые, а также вокруг пней и валежника, обросшие мхами. Произрастают древесные растения, кустарники.

Микрорельеф олиготрофных болот представляет собой сочетание моховых подушек высотой до 30 см и диаметром до 2–2,5 м и понижений шириной до 0,5–1,5 м; на мезотрофных болотах отдельные возвышения на старых пнях достигают 80–120 см и более, преобладают микроповышения высотой 10–25 см в сочетании с мочажинами шириной до 0,5–2,0 м; на эвтрофных болотах микрорельеф более плавный:

небольшие (до 15–30 см) протяженные (до 3 м и более) возвышения чередуются с мелкими западинами.

Показатели микрорельефа варьируют в широких пределах в зависимости от климатических условий, истории образования болота, его водно-минерального питания. Все элементы микрорельефа заселены различными мхами, а на эвтрофных болотах и травами.

Растительность создает препятствия движению воды, задерживает воду. Поверхностный сток образуется только после заполнения всех микропонижений водой. Течение воды происходит при наличии уклона поверхности, а на ровной безуклонной поверхности – за счет гидравлического градиента.

Сток с верховых болот формируется под влиянием их рельефа и почти не зависит от речного стока и режима поверхностных и грунтовых вод прилегающих земель, чего нельзя сказать о стоке с низинных и переходных болот. По данным С.М. Новикова, сток с болот водораздельного залегания складывается из руслового и диффузного, рассосредоточенного фильтрационного стока, поступающего с болота на прилегающую территорию. Заметим, что под диффузией принято понимать движение частиц среды, приводящее к переносу вещества и установлению равновесия концентраций разных частиц в среде. Диффузионный поток пропорционален градиенту его концентрации. К движению воды слово диффузия применимо, если исходить из его исходного значения – распространение, растекание, рассеивание.

Примерно 50% годового стока воды с болота отводится русловым стоком и 37–100% диффузионным путем.

Средняя амплитуда колебания уровней грунтовых вод в болотных микроландшафтах составляет 25–60 см, примерно она равна разнице между превышениями и понижениями в микроландшафтах. Уклоны поверхности грунтовых вод на неосушенных болотах практически равны уклонам поверхности болота. Поэтому горизонтали поверхности болота почти повторяют гидроизогипсы, что позволяет определять с высокой точностью направления потоков влаги и проводить расчет стока.

Поскольку вода движется по направлению наибольшего уклона местности, то проводя перпендикулярно горизонталям поверхности линии можно построить на карте сетку линий стекания, отражающую своеобразный фильтрационный поток свободной гравитационной воды, включая поверхностный поток в периоды высокого залегания уровней грунтовых вод. При отсутствии карт с горизонталями поверхности, для этой цели можно использовать аэрофотоснимки, проводя их дешифрирование для целей гидрологии.

По этим снимкам составляется точный план болотного массива с нанесенными на нём контурами болотных ландшафтов и сеткой линий стекания, которая позволяет с использованием специальных методик определить направление скоростей движения воды в любой точке болота и подсчитать расход воды, стекающей с любого участка в пределах болота.

На рис. 56 (см. стр. 146) приведена карта водораздельного болотного массива с нанесенной сеткой линий стекания.

При построении сетки линий стекания в пределах микроландшафта руководствуются группой признаков на аэрофотоснимке.

Гряды, мочажины и озёра в микроландшафтах ленточно-грядовой Рис. 56. Пример болотного макроландшафта, однородного по ходу и стадиям (а, б) развития составляющих его мезоландшафтов (К.Е. Иванов): 1 – линия стекания;

2 – внутриболотный водораздел; 3 – ручьи и реки; 4 – границы болотных микроландшафтов; 5 – грядово-мочажинные микроландшафты ленточногрядовой структуры; 6 – микроландшафты сфагново-пушицево-кустарничковой и сфагново-пушицево-осоковой групп; 7 – сфагново-сосново-кустарничковые микроландшафты;

8 – сосново-кустарничковые; 9 – грядово-озерные (неориентированные); 10 – сфагново-осоковые топяные; 11 – границы болотной системы (по нулевой глубине торфяной залежи); 12 – острова среди болотных систем с минеральным грунтом;

13 – сосново-березово-осоковые микроландшафты структуры комплексного строения (грядово-мочажинных и грядовоозёрных), расположенные между грядами, на аэрофотоснимке выглядят в виде параллельных полос разной ширины и тональности (рис. 56, а), генеральное направление которых совпадает с направлением горизонталей поверхности болота, которое перпендикулярно направлению максимального уклона местности и потока поверхностных вод. Признак позволяет определить положение линий стекания (рис. 56, б). При их размещении необходим учёт структурных элементов, которые просматриваются на картах мезо- и макроландшафтов.

К ним относятся: размещение и форма топей выклинивания, проточных топей, вытекающих из озёр, расположение в болотных макроландшафтах и форма в плане транзитных топей, расположение топей за минеральными островами среди болот, а также истоков и русел внутриболотных ручьёв и речек, пересекающих границы болота. Другими словами, выделяется вся гидрографическая сеть болота. Для построения сеток стекания используются карты масштабов от 1:17000 до 1:50000.

Следует подчеркнуть, что для построения сетки линий стекания необходимо использовать не один какой-либо признак, а несколько, имея в виду конечную цель: «получение расчетной основы в графической форме, с помощью которой можно было бы определить длины спроектированных контуров стока и притока для любого заданного болотного массива. Необходимо, чтобы расстояния между наносимыми линиями стекания в точках пересечения или контуров стока и притока были бы не слишком малыми для возможности точного измерения длин спроектированных отрезков контура и не слишком большими, для того чтобы сохранить ортогональность между линиями стекания и спроектированными отрезками криволинейного контура» (К.Е. Иванов, 1975). Обычно эти расстояния принимают в пределах 5–10 мм.

На рис. 57 приведены схемы линий стекания с расчетными контурами L1 и L2, представляющими границы болота, для которого определяется сток и приток.

Рис. 57. Схемы горизонтального стекания вод с болотных массивов:

I – стекание без транзитного стока, массив с выпуклым профилем первого рода;

II – при наличии транзитного стока с профилем второго рода; 1 – границы массива в плане; 2 – линии стекания; 3 – линия водораздела на болотном массиве; 4 – торфяная залежь; 5 – линия краевой ложбины на болотном массиве; 6 – река; L1 и L2 – соответственно контуры притока и стока, L1 – проекции отрезков контура на нормали к линиям стекания В зависимости от типа рельефа участка болота, связанного с условиями его водного питания, форма потока в плане может быть расходящийся, когда ширина струи потока возрастает по длине (аb > cd, рис. 57), сходящийся (ширина уменьшается по длине s) и плоско-параллельный. Форма рельефа поверхности соответственно может быть выпуклой и вогнутой. В зависимости от климатических зон могут быть разные сочетания в изменениях интенсивности проточности, что находит отражение в форме рельефа поверхности. Например, при возрастании модуля проточности быстрее, чем ширина элемента сетки стекания В, поверхность выпуклая, при убывании модуля и одновременном возрастании величины В поверхность может быть выпуклой и вогнутой, различие определяется их соотношением.

Схемы питания и стекания вод в мезоландшафтах зависят от уровня грунтовых вод в подстилающих торф минеральных грунтах и классов мезоландшафтов. На рисунке 58 приведены схемы с подробными пояснениями мезоландшафтов замкнутых котловин, сточных котловин и других форм микроландшафта. Эти классы и схемы стекания применимы ко всем типам болот, внешний водообмен которых происходит через контуры притока и стока (болота с транзитным стоком), к болотам речных долин и озерных котловин, имеющих вогнутый, плоский или выпуклый рельеф поверхности.

Переходя от микроландшафтов к мезо- и макроландшафтам, доказана возможность разложения любого болотного массива на конечное множество участков с одинаковым законом изменения М Z вдоль любой линии стекания внутри участка. Поэтому любой конкретный массив со сложной сеткой линий тока можно свести к небольшому числу с характерными функциями М Zi.

При построении сетки стекания учитывают и имеют перед собой в виду контуры притока и стока.

Рис. 58. Схема питания и стекания вод в I и III фазах развития мезоландшафтов различных классов: 1 – торф; 2 – подстилающие грунты; 3 – линия стекания внутри мезоландшафта; 4 – линии направления внешнего питания; 5 – уровень грунтовых вод в минеральных породах; 6 – озера; 7 – дренирующие водотоки 5.3.3. Проточность и гидрологическая характеристика болот С использованием сеток стекания для всех болотных массивов котловинного залегания с выпуклым рельефом и всех болот плакорного залегания (водораздельно-склоновых и водораздельных), обладающих выпуклым рельефом, уравнение водного баланса имеет следующий вид где dW – изменение запаса воды в болотном массиве dW за время dt;

р – интенсивность внутреннего водообмена; d – изменение площади;

qzn – нормальная составляющая проточности к направлению контура в каждой точке), L – длина контура, составляющая весь внешний контур болотного массива, совпадающий с границей торфяной залежи нулевой глубины. Вся стекающая вода на таких болотах собирается у границы болотного массива.

За интенсивность внутреннего водообмена принимают величину где Ро, Ргр, Ре – интенсивность соответственно осадков, водообмена с подземными водами (минеральными грунтами) через всю площадь поверхности дна болот, Ре – испарения со всего болота.

Средний многолетний расход воды Q L определяют по формуле Горизонтальная проточность в некотором j-том слое торфяной залежи qx выражается зависимостью (формула 24) Для каждого микроландшафта существует, как показано К.Е. Ивановым, строгая зависимость между фильтрационным расходом, протекающем в деятельном слое, и уровнем грунтовых вод. По аналогии с реками, характеризуемыми связями между расходами и уровнями воды (Q = f(H)), предложено устанавливать кривые связи единичных фильтрационных расходов с уровнями грунтовых вод.

Принимая за единичный расход qz0–z – расход, протекающий через слой zo–z деятельного горизонта при уровне грунтовых вод z, можно элементарный расход dqz выразить по Дарси уравнением подставляя вместо кz его зависимость от величины z (формула 98), получим Интегрируя для случая изменения z от переменного уровня грунтовых вод до нижней границы деятельного слоя получаем единичный расход qz0–z:

Эта зависимость приведена на рис. 59.

Рис. 59. Связь единичного расхода с глубиной залегания слоя В случае понижения уровня грунтовых вод от поверхности (z = 0) до переменной величины z:

Рассчитанные по этим формулам кривые соответствуют экспериментально полученным.

Пользуясь кривыми связи q = f(z) можно определять для каждого микроландшафта единичные расходы воды.

Характерной особенностью болот является синхронность колебания уровней в разных точках болота, даже в разных микроландшафтах, об этом свидетельствуют кривые связи уровней грунтовых вод в разных микроландшафтах (рис. 60). По оси ординат отложены наблюденные уровни на осоково-хвощевых топях, по оси абсцисс – в сосняках (60, а) и ельниках (рис. 60, б).

Рис. 60. Графики связи уровней грунтовых вод в низинных ландшафтах Вертикальная проточность qу для неразрывного потока несжимаемой жидкости одинакова для каждого слоя j и в соответствии с формулой Дарси где n – число слоев грунта с разными коэффициентами фильтрации;

Нj – толщина слоя грунта j; Н – толщина торфяной залежи, Н = H j ;

(h1 – h2) – разность пьезометрических высот, или падение напора в вертикальном направлении между уровнем грунтовых вод и уровнем h2 на границе торфяной залежи с подстилающим грунтом; l – средний градиент напора по вертикали, k – коэффициент фильтрации в вертикальном направлении (рис. 61).

Рис. 61. Разрез болотного массива вдоль линии стекания Величина qу положительна при h2 > h1, когда имеет место напорное питание болота. При h2 < h1 – часть воды уходит из болота в подстилающие отложения.

Далее он вводит понятие единичного горизонтального фильтрационного расхода где qz – горизонтальный фильтрационный расход через вертикальное поперечное сечение высотой (Н – Z) и единичной шириной при уровне грунтовых вод Z.

Для условий изменения коэффициента фильтрации с глубиной торфяной залежи где kZ – коэффициент фильтрации в слое на глубине Z от поверхности болота.

При разделении всей торфяной толщи на деятельный горизонт Zо и инертный (Н–Zо) это уравнение записывается в виде Поскольку движение воды по инертному горизонту ничтожно (менее 0,1% от общего), второй величиной можно пренебречь, тогда Это уравнение вместе с использованием зависимостей kZ = f(Z) для каждого типа болотного микроландшафта является основой для вычисления проточности.

Отношение единичного горизонтального расхода qZ при уровне грунтовых Z и среднему уклону поверхности болота i называется модулем горизонтальной проточности, М. Выше было сказано, что рельеф поверхности болотных массивов практически точно совпадает с рельефом поверхности грунтовых вод, поэтому уклон принят средним для поверхности болота i.

Модули проточности для разных микроландшафтов в зависимости от величины к определены, они изменяются от 1 до 12600 выше поверхности земли, от 10 до 860 при Z = 0, от 2,2 до 94 см2/с на глубине Z = 20 см и равны нулю при глубине 40–60 см (табл. 25).

Модули проточности (М, см2/с) и коэффициенты фильтрации (К, см/с) Глубина Сосново-сфангново- Сфагново-кустарнич- Осоковые, Осоковые, Z, см кустарничковые ковые с сосной травяно-лесные сфагново-осоковые Примечание: знак «+» означает, что уровень воды выше поверхности земли, знак «–» глубина уровней ниже поверхности земли.

Модули проточности как и коэффициенты проточности максимальны в слое мохового и травяного покрова, ниже поверхности земли деятельный слой с модулем проточности более 50 см2/с ограничивается глубиной Z = 25 см, а на осоково-сфагновых, осоковых и травянолесных микроландшафах – слоем до 10 см. Из этих цифр наглядно видна роль деятельного (активного) слоя торфяной залежи.

Средний модуль проточности М Z – отношение средней многолетней величины горизонтальной проточности q Z к уклону поверхности где Z – средний уровень грунтовых вод, соответствующий средней проточности q Z. Вводя понятие среднего коэффициента фильтрации ko, соответствующего положению Z нетрудно получить, что средняя горизонтальная проточность Точно так же проточность при любом переменном уровне грунтовых вод Z:

Эта формула связывает горизонтальную проточность, или единичный расход воды в деятельном слое с уровнями грунтовых вод.

Совокупность значений названных величин представляет собой гидрологическую характеристику болотного микроландшафта.

В таблице 26 приведены выборочные данные по основным типам болотных микроландшафтов.

Гидрологические характеристики болотных микроландшафтов (по К.Е. Иванову) болотных микроландшафов проточности проточности и зеркала грунтовых вод 1. Сосново-кустарничковые (высота 0,5–1,5 0,5–0,7 0,01–0, древостоя 9–13 м) 2. Сосново-сфагново-кустарничковые 0,7–2 1,4–2,5 0,005–0, (высота древостоя 4–6 м) 3. Сфагново-кустарничковые и сфагново- 1–2,5 8–16 0,00125–0, кустарнич-ково-пушицевые, облесенные сосной (центральных частей выпуклых массивов) 4. Грядово-мочажинные ленточногрядовой структуры и грядово-озерные:

А) Грядово-мочажинные комплексы со сфагново-кустарничковыми, облесенными cocной грядами и сфагново-шейхцериевыми мочажинами (с открытой водной поверхностью):

Б) Грядово-мочажинные комплексы со сфагново-кустарничковыми, облесенными сосной грядами и сфагново-пушицевыми мочажинами:

В) Грядово-мочажинные комплексы со сфагново-кустарничковыми, облесенными сосной грядами и сфагново-шейхцериевыми мочажинами:

болотных микроландшафов проточности проточности и зеркала грунтовых вод Г) Сильнообводненные грядово-мочажинные и грядово-озерные комплексы со сфагново-кустарничковыми и сфагновокустарничково-пушицевыми, не облесенными или редко облесенными грядами и сфагново-шейхцериевыми мочажинами частично с открытой водной поверхностью, или озерами:

Аналогично средний модуль стока с болотного массива с транзитным потоком выражают через приведенные значения проточностей для прямоугольной формы где q 1 – средний модуль притока, q 2 – средний модуль оттока, В – ширина эквивалентного болотного массива.

Для расчетов, особенно при наличии внешнего питания используют гидродинамические профили болотного массива, представляющие собой профили по любой линии стекания. При питании болота за счет поверхностных вод со склонов с минеральными почвами и грунтовых вод где q гр – средний расход фильтрации на единицу длины фронта выхода грунтовых вод по границе болота, q n – то же поверхностных вод.

5.3.4. Определение стока воды с болотных микроландшафтов Оригинальный подход к разработке физических основ для гидрологических расчетов водного режима болот и горизонтального водообмена болот с прилегающими территориями использовал К.Е. Иванов. В основу положены зависимости коэффициента фильтрации kZ от глубины z. На рис. 62 приведены основные характеристики для расчетов по К.Е. Иванову.

Рис. 62. Эмпирические функции изменения послойных коэффициентов фильтрации с глубиной [k2 = f (z)] в деятельном горизонте микроландшафтов различных типов:

1 – ocoково-гипновый; 2 – вейниково-березовый; 3 – сосново-сфагново-кустарничковый, элемент микрорельефа – повышение; 4 – комплексный микроландшафт ленточногрядовой структуры, элемент микрорельефа – гряда сфагново-кустарничково-сосновая; 5 – то же, элемент микрорельефа – гряда сфагново-кустарничковая, облесенная сосной; 6 – сфагново-кустарничковый, облесенный сосной элемент микрорельефа – повышение Для верховых болот величина изменения глубины грунтовых вод z может быть определена в зависимости от водного баланса и водоотдачи торфа (очеса) по формуле где Р – осадки в мм; Е – испарение в мм; С – сток в мм; – коэффициент водоотдачи в долях единицы; z – изменение уровня грунтовой воды в сантиметрах.

Величину испарения можно представить в виде где Rб – радиационный баланс поверхности, – коэффициент, зависящий от глубины уровня грунтовой воды, т.е. = f (z).

В то же время величина стока и коэффициент водоотдачи, как показал К.Е. Иванов, также являются функциями величины С = (z), = u (z).

Тогда уравнение можно представить в виде Поскольку функции f (z) и u (z) выражаются довольно сложными кривыми, математическое их описание затруднительно, расчет составляющих водного баланса и хода уровней рекомендуется вести по коротким периодам, суткам.

Для расчета стока с верхового болота с учетом притока воды с выше расположенных микроландшафтов (С1) используется формула:

где z – изменение уровней грунтовой воды в торфяной залежи, Р – величина атмосферных осадков. Формула 118 оказалась полезной и для учёта бокового и восходящего притока воды на низинное болото.

При большом разнообразии болот по конфигурации и сложности для облегчения расчета внутренного водообмена очертания форм болотных массивов рекомендуется приводить к эквивалентным по водобалансовым характеристикам и равновеликим по площади фигурам правильной геометрической формы. Их называют приведенными болотными массивами.

Болотные массивы, не имеющие внешнего питания, приводят к форме круга, а имеющие внешнее питание, или транзитный сток – к форме прямоугольника.

Для круглого массива Это равенство действительно для всех болот, не имеющих грунтового питания.

При круглом очертании массива для любого круглого контура с радиально расходящемся потоком с радиусом r, средний единичный контур qr есть величина постоянная. Величина qr – есть отношение вектора единичного расхода через контур реального болота к величине, зависящей от площади массива Эту величину называют приведенным единичным расходом, или приведенной средней проточностью.

Несложно получить, что средний модуль стока m с болотного массива площадью равен:

поскольку Q – представляет средний модуль стока.

Графическим выражением фильтрационного потока является гидродинамическая сетка, состоящая из линий тока и линий равного напора (эквипотенциалей). На рис. 120 приведена гидродинамическая сетка при фильтрации воды в торфе к каналу.

Расчет стока по методу фильтрационных характеристик К.Е. Иванова выполняется с использованием таблиц ежедневных уровней грунтовых (болотных) вод и значений единичных расходов воды в тех же микроландшафтах, которые экспериментально определяют по данным о водно-физических свойствах деятельного слоя конкретного болота. Для зимнего периода, когда глубина промерзания превышает уровень грунтовых вод, расчет ведется по глубине промерзания.

Длина контура стекания в каждом микроландшафте определяется, как показано выше, по сетке линий стекания, построенной по данным аэрофотосъемки болотного массива.

В заключение следует отметить, что болоту некуда отдавать воду сверх той, что расходуется на испарение, так как проводящая гидрографическая сеть на нем незначительная, поэтому болото постоянно наступает на прилегающие леса, луга и пашни, заболачивая все новые площади. Кстати, по мере роста болота бывшие среди него песчаные острова и гривы оказываются погребенными под торфом, превращаясь в «гидрологические окна», подпитывающие болота водою со склонов (рис. 42).

1. Назовите основные фазы формирования поверхностного стока.

2. Метод определения впитывания воды в почву 3. Скорость добегания и ее влияние на русловой сток.

4. Что такое коэффициент стока и от чего он зависит?

5. Изохроны и их использование при расчете поверхностного стока.

6. Расход воды и его связь с уровнем воды.

7. Гидродинамическая сетка, линии тока и эквипотенциали.

8. Расход грунтовых (подземных) вод.

9. Верховодка, грунтовые воды и напорные воды.

10. Значение понятия инфильтрационное питание.

11. Естественная дренированность в связи с образованием и ростом 12. Гидроизогипсы и их использование при расчетах водного питания рек и болот.

13. Что такое гидравлический уклон потока?

14. Аналитические методы расчета динамики грунтовых вод.

15. Расчет изменения запасов грунтовых вод, притоков и оттока воды.

16. Основные особенности стока с болота.

17. Принципы построения сетки стекания с болотных микроландшафтов.

18. Что такое проточность, как она определяется?

19. Из чего слагается внутренний водообмен болотного массива?

20. Модуль проточности и его изменение по глубине торфяной залежи. Гидрологические характеристики микроландшафтов.

21. Поясните, как проводится расчет фильтрационных расходов и изменений уровня грунтовых вод.

6.1. Гидрологические характеристики стока Под словом сток понимается движение воды по поверхности, в почве и в толще геологических пород в процессе круговорота ее в природе; в узком смысле сток – количества воды, стекающее с водосбора за какой-либо промежуток времени. Сток различают поверхностный, подземный и почвенный. Поверхностный сток разделяют на склоновый и русловой (речной).

Сток реки зависит от многих факторов и прежде всего климата.

По образному выражению, «реки – продукты климата». Атмосферные осадки, испарение, температура воздуха, ледовый режим оказывают влияние на режим стока. Водопроницаемость почв и пород влияет на потери стока в подземные водоносные горизонты, рельеф поверхности водосбора и густота речной сети могут способствовать стоку и, наоборот, задерживать воду. Хозяйственная деятельность человека на реке и водосборе (сооружение водохранилищ, осушение болот и пр.) оказывает значительное влияние на сток.

Гидрологические характеристики, выраженные в соответствующих единицах измерения, называют гидрологическими величинами.

К ним относят: расход воды, модуль стока, объём стока, слой стока, уровень воды.

Основной характеристикой стока служит расход – объём воды, проходящий через поперечное сечение водотока за одну секунду, выражают в кубических метрах за секунду. По известной формуле где Q – расход потока, м – средняя скорость движения воды, м/с.

Измерение расхода в любом русле (река, канал и пр.) производят с помощью методов гидрометрии, одним из распространенных средств измерения служит гидрометрическая вертушка. Поскольку скорость потока изменяется по глубине и ширине русла, измерение проводят на разной глубине по промерным вертикалям. На рис. 63 показаны глубины их измерения для получения средних значений.

Максимальные значения скорость потока достигает около поверхности земли при свободном движении воды и на глубине около 0,5hp, где hp – глубина потока в русле, при наличии льда. Для получения средней скорости потока в зависимости от ширины русла используют одну или несколько промерных вертикалей, на которых скорость измеряют в разных точках по глубине. При глубине потока более 1 м измерения проводят в пяти точках на следующих глубинах: около поверхности, на глубинах 0,2h, 0,6h, 0,8h и около дна. При глубине потока менее 1,0 м измеряют скорости в трех точках (0,2h, 0,6h и 0,8h) или в двух точках – 0,2h и 0,8h, при глубине менее 0,5 м – в одной точке на 0,6h.

Рис. 63. Эпюры скоростей речного потока по вертикали:

а – свободный поток; б – при наличии ледяного покрова Среднюю скорость потока при измерении его на разных глубинах вычисляют по формулам:

В сильно заросшем русле формулы частично изменяют, так ср = 0,90,5. При расчете расхода воды используют средние скорости по вертикали и прилегающие к каждой из них площади поперечного сечения, для крайних вертикалей эта площадь между берегом и крайными вертикалями.

Сток и расход воды связаны выше приведенной зависимостью где W – сток; t – время. Сток выражают в кубических метрах или кубических километрах с указанием за какой период (за месяц, год и т.д.).

Модуль стока – количество воды, стекающее за одну секунду с единицы водосборной площади в единицу времени. Модуль стока выражают в литрах в секунду с 1 км2 площади бассейна – М л/с·км и вычисляют по формуле где F – площадь бассейна. (Модуль стока часто в мелиоративной гидрологии обозначают бувой q). Эта величина удобна при оценке территорий по стоку. Среднее значение модуля стока, например, составляет для района Москвы 6 л/с·км2, для Хабаровска 8 л/с·км2.

Слой стока представляет собой высоту слоя воды, выраженную в миллиметрах, если объем стока реки распределить равномерно по площади бассейна (формула 62). При известном объёме стока за какой-либо период (W м3) и площади бассейна (F км2), высота слоя стока (h мм) определяется из выражения В этой формуле числовые коэффициенты означают перевод квадратных километров в метры и миллиметры.

Годовой слой стока связан с модулем стока зависимостью Норма годового стока – среднеарифметическое значение за многолетний период (n лет) при неизменных физико-географических условиях водосбора. Выражается она в следующих характеристиках стока:

Норма стока является основной гидрологической характеристикой реки и бассейна.

В многолетнем плане сток имеет определенную цикличность, выражающуюся в сочетании многоводных, маловодных и средних по водности лет.

Модульные коэффициенты представляют собой отношения стока данного года или какого-либо периода к их среднему значению (норме) за тот же период:

где Qо, Мо, hо – соответственно средние значения расходов, модулей и слоя стока.

Наряду с последними, широко используется коэффициент стока.

Величина его показывает, какая доля осадков, выпавших в бассейне, стекает в реку. Значение коэффициента стока для коротких периодов (год, сезон, месяц) является условным, так как сток реки за короткий период вызван не только осадками этого периода, но и частью осадков за предшествующий период. Например, сток за период весеннего половодья определяется в основном зимними осадками.

Норма модульного коэффициента равна единице. Выше названный слой, модуль, коэффициент стока используют при изображении величин стока на топографических картах.

Уровнем воды в реке называется положение свободной водной поверхности над некоторой условной плоскостью. Колебания уровней воды в реках зависят главным образом от изменения расхода воды:

с повышением расхода воды уровни возрастают, с уменьшением расхода понижаются. Изменения расходов воды обусловливаются типом питания реки.

Изменение водности потока, основного фактора уровенного режима, определяет сезонный характер колебания уровней воды.

Между расходами и уровнями воды в русле имеются зависимости:

с увеличением глубины в русле расходы увеличиваются. Зависимость Q = f(H) называется кривой расходов воды (рис. 64).

Рис. 64. Зависимость расходов р. Белой у г. Уфа от уровня воды Н Величины Q принято откладывать по оси абсцисс. Как правило, точки расходов располагаются без разброса, образуя плавные однозначные кривые. В случае деформируемого, неустойчивого русла из-за его зарастания может быть разброс точек, которые осредняются отдельно плавной кривой. На рис. 64 приведены характерные кривые для меженного периода (I), для подъёма (II) и спада паводка (III) реки Белой и осредняющая (показана пунктиром) линия.

Существует также понятие водоотдача речного бассейна, под которой понимается объём воды, отдаваемый бассейном в единицу времени. Рассчитывают водоотдачу бассейна для коротких периодов продолжительностью сутки, пентада, декада. Выражают обычно в миллиметрах слоя воды.

Поскольку все гидрологические величины по годам и в течение года изменяются, для их оценки этот ряд фактических измерений называют гидрологическим рядом. Ряды могут быть календарные (с какого-то и по какой-то год) и ранжированные. Ранжированный гидрологический ряд – это тот же ряд, но члены ряда расположены в убывающем порядке, от максимального за календарный период до минимального. Каждый член ряда имеет порядковый номер m от первого (например, максимальный расход за период наблюдений) до последнего n-го члена ряда.

Отношение р = m n, как показано выше, называют обеспеченностью. Обеспеченность выражают в процентах. Откладывая в системе координат по оси ординат значения, например, Q, а по оси абсцисс обеспеченность, получаем кривую обеспеченности расходов. Концы её экстраполируют до осей ординат при р = 0 и р = 100%. По кривой обеспеченности можно определить расход любой заданной обеспеченности. Кривые обеспеченности используют и для характеристики любых других гидрологических величин (испарения, осадков, радиационного баланса, дефицита влаги и др.).

В мелиоративной гидрологии, как и в гидравлике, используется понятие расчетной гидрологической характеристики, которая характеризует любую величину ряда определенной обеспеченности. Например, 50%-ной обеспеченности соответствует расход Q50, 75%-ой обеспеченности – Q75 и так далее. Особенно важны расчетные гидрологические характеристики для оценки величины осадков в годы избыточно влажные (95% и 75-ая) обеспеченность, средние (50%), засушливые (25%), острозасушливые (95%), а также оценки лет по стоку (многоводные, средние, маловодные и т.д.).

Для построения кривых обеспеченности проводится оценка гидрологического ряда (см. раздел 1.6).

Для получения надежных значений эмпирических кривых обеспеченности необходимы длинные ряды наблюдений гидрологических величин. При коротких рядах слабо освещенными остаются концевые участки кривых, отражающие максимальные и минимальные значения, которые особенно необходимы в инженерной практике. Для этих целей используют аналитические функции распределения ежегодных вероятностей превышения (трехпараметрическое гамма-распределение, биноминальные кривые и др.), по которым строят аналитические кривые распределения (Г.В. Железняков, 1993).

Величина стока зависит от водного питания реки, которое определяется комплексом условий, основными из них являются климатические условия, рельеф почвы, геологическое строение и гидрогеологические условия.

Климатические условия включают атмосферные осадки и режим их выпадения в течение года и многолетия, солнечную радиацию и её распределение на поверхности земли и в приземном слое атмосферы. Они имеют зональный характер и плавно изменяются по территории. Рельеф и почвы определяют условия просачивания осадков в почву и глубокие слои, величины поверхностного и грунтового стока, интенсивность водоотдачи бассейна. Геологические и гидрогеологические условия определяют величину подземного питания рек.

В объеме стока рек преобладает поверхностный сток, особенно в периоды половодья и паводков. Подземный сток в реки более стабилен в течение года, он определяет речной сток в летнюю и зимнюю межень.

Помимо зональных факторов величину речного стока определяют азональные характеристики: площадь водосбора и площади расположенных на нем болот, озер, лесов, пашен и лугов. Эти факторы влияют по разному на сток. Озера и водохранилища являются основными регуляторами стока, благодаря наличию в них аккумулирующей ёмкости, заполняя которую они уменьшают величину стока в многоводные периоды, «срезая» пики, увеличивая минимальные расходы и делая сток более равномерным в течение года.

Подобное выравнивающее действие на сток оказывают леса, накапливая больше снега по сравнению с открытой местностью и задерживая снеготаяние в весенний период, но бытует мнение, что леса больше расходуют воды на испарение. Это справедливо для степной, засушливой зоны. В зоне избыточного увлажнения испарение влаги лесом почти то же, что и на полях. Кроме того, здесь больше конденсация водяного пара из-за меньшей скорости ветра в лесном массиве, которая увеличивает увлажненность почвы и запасы грунтовых вод.

В течение года роль различных видов питания меняется, наиболее устойчиво и равномерно в течение года подземное питание. На некоторых реках подземное питание достигает 50–60%.

Более сложным является вопрос о влиянии болот на речной сток.

Роль болот в водном питании конкретной реки может быть установлена на основе водного баланса путем оценки приходных и расходных элементов, прежде всего атмосферных осадков, суммарного испарения, влагообмена зоны аэрации с грунтовыми водами и влагообмена с прилегающей территорией.

В условиях Белоруссии расход влаги на испарение с низинных болот до 1,5 раз больше, чем на суходольных сельскохозяйственных угодьях.

Увеличение испарения ведет к безвозвратным потерям воды для рек.

Болота уменьшают сток и увеличивают испарение. Так, причина громадной заболоченности Полесья – близкое залегание грунтовых вод у поверхности песчаных почв. Максимальная заболоченность наблюдается там, где грунтовые воды залегают высоко и где имеют место наиболее интенсивные их выходы. Там же больше и меженное питание рек. Автор делает заключение, что большая заболоченность водосбора и большой меженный сток в данных физико-географических условиях – это два параллельных следствля одних и тех же главных причин – повышенного грунтового питания, водопроницаемости песчаных грунтов, подстилающих торфяные отложения, близости грунтовых вод к поверхности, медленной водоотдачи и затрудненного поверхностного стока вследствие плоского рельефа.

В результате анализа обширного материала гидрологических исследований был сделан вывод о том, что болота ухудшают меженное питание рек, каждый процент заболоченности водосбора уменьшает слой годового стока на 0,4–0,5 мм.

Влияние болот на речной сток можно оценить при сравнении коэффициентов стока рек с различной заболоченностью водосборов.

В таблице 27 приведены данные о влиянии заболоченности водосбора на коэффициент стока. Коэффициент стока рек с заболоченными на 30% водосборами почти в два раза меньше, чем с незаболоченных водосборов.

Влияние заболоченности водосбора на коэффициент стока Группа заболоченности Число водосборов Положительная роль болот не в увеличении стока, а в более равномерном внутригодовом и внутрисезонном распределении стока.

Большое разнообразие физико-географических условий формирования речного стока определяет изменчивость стока и расходов рек.

Циклы в 60 лет включают пять 12-летних, а последние – 3–4 периода продолжительностью 3–4 года. Подобная ритмичность прослеживается в череде засух.

Характер колебания среднегодового стока рек за сто лет хорошо выражен на рис. 65, на котором приведены расходы реки Западной Двины. Четко выделяются четыре минимума (1889, 1920, 1944 и 1964 гг.) и три максимума стока (1903, 1927 и 1957 гг.). Полный цикл колебаний стока составляет 24–25 лет, при этом увеличение расходов воды до максимальных происходит за 11 лет, уменьшение стока до минимальных значений – за 14 лет.

Рис. 65. Среднегодовой сток р. Западной Двины (створ Двинск) за период 1880–1980 гг.:

1 – измеренные величины; 2 – скользящие средние величины стока В зависимости от условий питания в режиме рек выделяют следующие характерные фазы: половодье, паводки и межень, которые проявляются, прежде всего, в уровнях воды и расходах.

Половодье характеризуется продолжительным повышением стока, повторяющимся ежегодно в один и тот же сезон. Половодье вызывается на равнинных реках снеготаянием (весеннее половодье), в муссонной зоне – выпадением летних, затяжных дождей (например, летнее половодье на реках Дальнего Востока).

Паводок представляет собой кратковременное повышение стока, не приуроченное к определенному периоду и повторяющееся в некоторые годы по нескольку раз. Паводки обычно возникают от дождей, но в условиях неустойчивой зимы они могут быть вызваны интенсивным кратковременным таянием снега.

Межень – фаза водного режима, характеризующаяся продолжительным стоянием низких расходов воды в реке вследствие сильного уменьшения или прекращения поверхностного стока; в этот период река питается главным образом за счёт подземных вод. На большинстве рек различают летнюю и зимнюю межень. К летней (летне-осенней) межени относят период от конца половодья до осенних паводков.

Зимняя межень совпадает обычно с периодом ледостава.

Хронологический график колебания уровня воды в реке дает наглядное представление о колебаниях уровня в течение года, знание которых необходимо при хозяйственном использовании реки.

Реки, вытекающие из болот и озер, характеризуются плавным изменением уровня, поскольку озера и болота являются природными регуляторами стока. Амплитуда колебания уровней (разность между наивысшими и наинизшими уровнями) на таких реках редко превышает 3–7 м. На рис. 66 приведены графики колебания уровней для одной реки для разных ее створов (постов).

Рис. 66. График колебания уровня воды р. Днепр у г. Орша На графике хорошо выражены характерные фазы стока: половодье, паводки и межени.

Колебания уровней воды вызывают зарастаемость русла водной растительностью, деформацию русла, ледовые и ветровые явления.

В устьях рек, впадающих в моря, периодические изменения положения уровня происходит в результате приливов и отливов. Естественный режим уровня нарушается гидротехническими и мелиоративными сооружениями.

На основании многолетних наблюдений за уровнями, устанавливают даты наступления характерных уровней, наивысшее, среднее и наинизшее значения каждого из них, амплитуду колебания уровней, продолжительность ледостава, осеннего и весеннего ледоходов, даты вскрытия и замерзания рек и другие характеристики.

При обработке данных наблюдений за уровнями воды за много лет или ежедневных вычислят уровни: средний, высокий и низкий (последние с указанием дат). Вычисляют амплитуду колебания уровней.

Амплитуда колебания уровней на крупных реках Сибири (Енисей, Обь, Лена и др.) достигает 20–30 м. Значительные подъемы уровня воды на этих реках происходят вследствие большого поступления талых вод или вследствие заторов льда, обычно наблюдающихся на реках, текущих с юга на север. На реках европейской части России наибольшая амплитуда колебаний уровня воды 18,2 м наблюдалась на р. Оке у г. Калуги.

По результатам многолетних наблюдений строят графики повторяемости и продолжительности стояния уровня и определяют их обеспеченность.

Коэффициент вариации характеризует многолетнее изменение годового стока, который зависит от величины осадков и испарения, размера водосборного бассейна, характера слагающих его почв и пород, степени зарегулированности стока водохранилищами и других факторов. Поскольку испарение и осадки зависят от широты местности и её высоты над уровнем моря, то и Cv зависит от широты и высоты.

Коэффициент Cv может быть вычислен с достаточной точностью для ряда продолжительностью 10 лет. При отсутствии наблюдений Cv вычисляют по формуле Д.Л. Соколовского где а – географический параметр, определяемый по карте, он изменяется примерно от 0,5 (Архангельск, Киров) до 0,55 (Москва, Екатеринбург) и до 0,63 (Воронеж).

Коэффициент ассиметрии характеризует ассиметричность кривой распределения годового стока. Для его вычисления необходим длинный ряд наблюдений. При отсутствии такового принимают Сs = 2Cv. Вопрос о зональности коэффициента Сs пока недостаточно изучен, особенно в части подземного стока.