«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 ...»

Капиллярный потенциал в общем виде является функцией влажности и температуры, а коэффициент влагопроводности зависит также от влажности и соответствующего ему потенциала. Плотность потока влаги, передвигающейся по вертикали через единицу площади сечения описывается уравнением где D = k / – коэффициент диффузивности почвенно-грунтовой влаги, передвигающейся в жидком виде, м2/сут; DT = k / T – коэффициент термодиффузивности почвенно-грунтовой влаги, м2/град·сут; k – коэффициент влагопроницаемости, зависящий от влажности и предопределяющий гравитационный влагоперенос, м/сут;

k' – коэффициент влагопроводности, зависящий от потенциала влажности, м/сут; – объёмная влажность; Т – температура, °С; DТ = DТ + kТ (здесь kТ – коэффициент влагопроницаемости в условиях движения влаги под влиянием градиента температуры, м2/град·сут).

Используя принцип неразрывности в условиях неустановившегося движения влаги, А.В. Лебедев получил основное уравнение для неустановившегося одномерного влагопереноса в неизометрических условиях где t – время, отсчитываемое от начала возмущения потока влаги на его границе; остальные обозначения прежние. Это уравнение действительно для мало изменяющихся во времени величин влажности, сравнительно однородных гидрогеотермических условий в расчетном слое z и для коротких расчетных интервалов времени t. При этих условиях вполне допустимо считать: D = const, DТ = const и kТ = const.

Исследования показали на возможность принятия за продолжительные отрезки времени постоянства величины Т /. При этих допущениях (здесь, k – объемная влажность и коэффициент влагопроницаемости пород в момент времени t; e, kе – соответствующие величины для начального момента времени t = 0; В = 2 D + kТ Т / – обобщенный параметр влагопереноса, отражающий для данных условий влияние температурного и влажностного полей на влагоперенос).

Коэффициент влагопроницаемости пород k = f (), обусловливающий гравитационный влагоперенос, определяется по формуле С.Ф. Аверьянова (1950):

где k – коэффициент фильтрации пород при полном насыщении, м/сут;

m – пористость пород; о – содержание связанной влаги в единице объёма грунта, принимаемое равным наименьшей влагоёмкости.

Уравнение может быть использовано для экстраполяции экспериментально определенных величин питания грунтовых вод на одном уровне по глубине зоны аэрации, оценки величин влагопереноса и питания грунтовых вод на различных глубинах от поверхности и прогноза изменения величины питания грунтовых вод в связи с изменением водного баланса на поверхности.

Имеются решения уравнения 181 при ряде допущений (линейность закона изменения коэффициента влагопроницаемости по глубине, постоянство во времени расхода потока влаги на поверхности и др.), в том числе с применением метода конечных разностей.

Теоретических подходов к расчёту потока влаги ныне много, но до конца теория пока не разработана. В 1956 г. А.И. Будаговский получил формулу где Q – скорость притока воды к поверхности почвы (расход на единицу площади) при её влажности, равной ; – коэффициент пропорциональности, = 0,7–1,5 мм/сут для разных почв; р – влажность разрыва капилляров; Q в мм/сут,, р – в % от объёма.

Не останавливаясь на них, рассмотрим некоторые особенности миграции влаги в зоне аэрации, её параметры и расчет водного баланса.

Все элементы баланса определяются в натуре с использованием лизиметров, испарителей и других средств. Это позволяет вычислить величину невязки в решении уравнения баланса как разность между приходной и расходной ее частями, включая изменение запаса влаги в зоне аэрации за время t. Невязка не должна превышать 20% от величины Н.

Для расчета водоподачи и водоотведения на мелиорируемых торфяных почвах, В.Ф. Шебеко (2000) разработана методика расчета режима влагозапасов в корнеобитаемой зоне растений с использованием уравнения водного баланса. На основе режимных расчетов устанавливаются прогнозные гидрологические характеристики и необходимый режим увлажнения территории. Модель режимных водобалансовых расчетов включает 37 позиций, для ручного или автоматизированного расчета на ЭВМ. Отсылаем читателя к упомянутой книге, страницам 74–120. Здесь же приведем несколько величин по водообмену, полученных на болоте в Мещерской низменности (таблицы 42 и 43).

Понижение уровней грунтовых вод, превышающее рекомендуемые нормы осушения на 50%, вызывает уменьшение величины подпитывания примерно на 50%.

Величина вертикального влагообмена почвы с грунтовыми водами тесно связана с водопотреблением культур, которое, в свою очередь, зависит от интенсивности фотосинтеза. В табл. 43 приведены соотношения величин грунтового подпитывания Ег и водопотребления Ео, рассчитанного по полной формуле Н.Н. Иванова.

Величина подпитывания грунтовыми водами в долях от испаряемости увлажненности, Культура Примечание: зас. – засушливый год, вл. – влажный год, ср. – средний год.

В среднем за вегетацию расход воды на транспирацию при выращивании сельскохозяйственных культур на торфяных почвах низинных болот на 25–35% покрывается за счёт притока влаги из неглубоко залегающих грунтовых вод. При вертикальном водообмене растения на этих почвах меньше страдают от засухи. Роль грунтового подпитывания в водопотреблении возрастает к середине вегетационного периода и достигает максимума в период наибольшей потребности растений в воде, а затем уменьшается.

Подпитывание со стороны грунтовых вод корнеобитаемого слоя торфяной почвы по данным лизиметрических исследований в Мещёре приведено в табл. 44. Годы наблюдений по дефициту увлажнения были засушливые (зас. в таблице), средние (ср.) и влажные (вл.).

Величина подпитывания по годам зависит от уровня грунтовых вод и характера развития растений. Как следует из табл. 44, в засушливом и среднем годах величина водообмена при выращивании картофеля была одинаковой. При одинаковой глубине грунтовых вод Z = 90 см водообмен почвы с грунтовыми водами под овсом по годам изменялся в пределах 82,1–132,2 мм.

Величина подпитывания зависит от состояния растений. Если в начале вегетации растения не испытывают недостатка влаги и развивают мощную корневую систему, то в последующем засуха им менее страшна. Так, в засушливом году при глубине залегания уровней грунтовых вод 150 см был получен хороший урожай картофеля, т.к. глубоко проникшие корни эффективно использовали поступающие капиллярные воды, величина подпитывания составила 104 мм. Сравнение этой величины с подпитыванием при Н = 90 см указывает на сложную связь Ег с глубиной залегания грунтовых вод. В условиях одного и того же года резко выражено изменение величины подпитывания в зависимости от глубины залегания уровней грунтовых вод.

В табл. 44 показано подпитывание зоны аэрации грунтовыми водами при выращивании овса на торфяной почве. В среднем за 4 летних месяца величина подпитывания колебалась в зависимости от глубин залегания грунтовых вод в пределах от 284 мм (Z = 0,6 м) до 76 мм (Z = 1,2 м); при понижении уровней до 1,5 м роль подпитывания в водном балансе почвы при выращивании овса становится ничтожной.

Внутрипочвенная конденсация происходит под влиянием гигроскопичности почв и разницы в упругости водяных паров атмосферы и почвы; она, в отличие от росообразования, названа термической конденсацией.

Внутрипочвенную конденсацию можно оценить по соотношению между упругостью водяных паров в воздухе и почве, что реализуется в градиентном наблюдении при изучении испарения и одновременно конденсации влаги по методу теплового баланса (см. ниже). Когда абсолютная влажность приземного слоя воздуха больше, чем упругость водяных паров в почве, происходит передвижение паров из воздуха в почву и их конденсация. Наиболее благоприятны условия для конденсации, когда температура почвы минимальна и соответственно минимальна упругость водяных паров в ней.

Передвижение водяного пара в почве идёт от большей упругости к меньшей, максимальная упругость на разных глубинах в торфянике резко изменяется во времени, движение водяного пара меняет направление в течение суток. В ночное время на неосушенных болотах преобладает движение снизу вверх, а на освоенных и окультуренных торфяных почвах значительное время происходит сверху вниз. Почва на последних остывает ночью на небольшую глубину.

По исследованиям В.Ф. Шебеко (1977) установлено, что на увлажненных почвах суточное внутрипочвенное испарение в основном превышает конденсацию. В засушливые периоды конденсация больше испарения. В ясные дни на торфяных почвах с многолетними травами величина внутрипочвенной конденсации в слое 5–30 см составляла 1,0–1,6 мм/сут, а внутрипочвенное испарение – 1,1–1,7 мм/сут.

В пасмурные дни конденсация бывает редко.

Сконденсированная влага пополняет влагозапасы в почве и потребляется растениями. Как самостоятельный элемент водного баланса пока оценивать её не рекомендуется, но, необходимо вводить поправку в испарение за вычетки конденсации. Величина поправки составляет от –0,1 до +0,5 мм/сут на освоенном болоте и от –0,1 до +0,8 мм/сут на минеральной почве.

За счёт конденсации одна и та же влага многократно используется в течение суток или нескольких дней, образуя своеобразный микроводооборот.

7.2.3. Транспирация влаги растениями Как писал К.А. Тимирязев (1948), «испарение воды растениями, вполне подчиняется физическим законам, и что главнейшими факторами должно признать влажность атмосферы, ветер и нагревание солнцем».

Для характеристики водопотребления (суммарного испарения) можно использовать данные об испаряемости, которая представляет собой максимально возможное испарение воды в атмосферу при неограниченном ее подтоке к испаряющей поверхности (поверхности почвы). Эта величина наиболее полно характеризует климатические условия местности.

Для определения величины транспирации растений применяется метод взвешивания сосудов с растениями, метод учёта выделяемого пара и другие. Наиболее употребляемым является метод срезов, который основан на том, что срезанное растение в течение 10–15 минут расходует на транспирацию столько же воды, сколько и не срезанное.

Путем неоднократного тщательного взвешивания опеределяется расход воды через каждые 2–4 минуты и получают зависимость изменений транспирации во времени.

Такие операции по срезке растений и их взвешиванию проводятся многократно в течение суток в основные фазы развития растений.

В результате помимо суточного хода транспирации (она максимальна в дневные часы и снижается почти до нуля в полночь) получают суммарный расход воды на транспирацию в мм или м3/га.

Величина транспирации может быть вычислена по формуле Д.И. Шашко где Т – транспирация; М – диффузный модуль транспирации, равный частному от деления суточного транспирационного коэффициента, который равен количеству воды, затрагиваемой для образования одной весовой единицы абсолютно сухой массы урожая, на среднесуточный дефицит влажности воздуха; Е–е – среднесуточный дефицит влажности воздуха, равный разности между максимальной упругостью водяных паров Е при данной температуре и асболютной влажностью воздуха.

Диффузный гидромодуль за сутки определяется в зависимости от числа дней после посева или всходов с использованием двух эмпирических коэффициентов.

Транспирация за вегетационный период или его часть определяется суммированием суточных величин или приближенно по формуле где Мi – диффузный модуль транспирации в начале периода;

Мn – то же в конце периода; m – среднесуточный прирост сухой массы;

n – число дней в периоде.

Иногда пропагандируется метод учёта испарения с поверхности почвы без транспирации путем измерения испарения с оголенной (без растений) поверхности. Он даёт завышенное значение, поскольку под растениями физическое испарение с поверхности почвы меньше.

В таблице 45 приведены данные по двум культурам, полученные на осушаемом болоте Кальское (Рязанская область) в условиях засушливого года.

Сравнение испарения с поверхности почвы без растительности, Максимального значения испарение с оголенной поверхности достигает в отдельные сутки в начале лета 5,0 мм; в среднем в пункте (мелкое осушение) испарение в мае–июне превышало 2,5 мм в сутки, в июле колебалось в пределах 1,6–2,7 мм, в сентябре было около 1,0 мм в сутки. На участке с глубоким осушением (Н = 1,5–1,7 м) интенсивность испарения летом лишь в дождливые периоды превышала 2,0 мм, а в сухие периоды она ниже 1,0 мм в сутки (11–20.VIII. 1959 г. – 0,76 мм в сутки).

Во влажные периоды осенью и особенно в конце весны, отмечалось в некоторые дни превышение испарения над испаряемостью в среднем на 19%; что объясняется увеличением испаряющей поверхности неровностями почвы по сравнению с гладкой водной поверхностью.

Суммарное испарение (испарение с поверхности почвы плюс транспирация) значительно превышает величину испарения с оголенной почвы, а в отдельные периоды и испаряемость. Отношения суммарного испарения к испаряемости весьма близки к значениям, их полученным в иных природных условиях и нa других почвах.

В необходимых случаях, чтобы избежать определения транспирации, водный баланс составляется для поверхности почвы и зоны аэрации, в этом случае в нем будут отсутствовать величины Т и fа, или общее уравнение водного баланса.

7.2.4. Изменение запасов влаги в зоне аэрации Для оценки изменения запасов влаги проводят систематические наблюдения над влажностью почвы и грунтов от поверхности земли до уровня грунтовых вод, с дальнейшим расчётом влагозапасов от дневной поверхности до наивысшего положения капиллярной каймы, имевшей место в период наблюдений.

С этой целью на схожих по геоморфологическим, геолого-литологическим, почвенным и гидрометеорологическим условиям участках систематически отбирают пробы грунта на определение влажности.

В начале и в конце периода наблюдения по каждому участку подсчитывается запас влаги в зоне аэрации, выраженный в миллиметрах слоя воды или в м3/гa.

Для пересчета весовой влажности в данной точке на объёмную применяют формулу где об – объёмная влажность в долях единицы; – объёмная масса абсолютно сухого грунта с ненарушенной структурой; в – весовая влажность в долях единицы.

Располагая величинами объемной влажности по каждому интервалу изучаемого вертикального разреза зоны аэрации и мощностью этих интервалов hгр (м), находят влагозапас в этом интервале:

где hв – запас влаги в данном интервале в миллиметрах слоя воды.

Общий запас влаги в зоне аэрации от поверхности земли до максимального положения капиллярной каймы над зеркалом грунтовых вод для пункта наблюдений равен сумме запасов влаги отдельных интервалов, т.е.

Изменение запасов влаги определяется по разности между последующем и предыдущим значениями этих влагозапасов.

При количественной оценке среднего изменения влагозапасов целого района рекомендуется применять метод вычисления средневзвешенного. С этой целью следует знать площади, на которые можно распространять вычисленные изменения влагозапасов на отдельных участках.

Измерение влажности приурочивают к началу и концу расчётного периода. Повторность отбора проб устанавливается с учётом планируемой точности расчета.

7.3. Элементы баланса грунтовых вод В уравнение баланса грунтовых вод помимо разности между притоком и оттоком грунтовых вод входят два элемента, характеризующие взаимосвязь грунтовых вод с зоной аэрации (±g) и со смежными водоносными слоями, залегающими ниже подошвы торфяной залежи (±р).

Входящие в уравнение элементы определяют методами гидродинамики и стационарными исследованиями с применением лизиметров, иногда некоторые из них вычисляют из уравнения водного баланса.

Одним из основных уравнений гидродинамики является уравнение неразрывности потока жидкости. Следствием этого уравнения является то, что соотношение скоростей потока равно обратному соотношению площадей поперечного сечения в створах измерения скоростей.

Применение аналитических решений для определения элементов баланса грунтовых вод предопределяет необходимость схематизации граничных условий потоков подземных вод. На рис. 81 приведены сравнительно простые схемы движения подземных вод, необходимые для решения дифференциальных уравнений.

К неограниченным пластам (рис. 81,а) относят потоки с удаленными в плане границами (реки, каналы и пр.) с примерно одинаковой глубиной грунтовых вод. Схема полуограниченного потока достаточно ясна из рис. 81,б. Ограниченные потоки подразделяют на междуречные (рис. 81,в) и пласт-полосу (рис. 81,г).

Рис. 81. Расчетные схемы движения грунтовых вод. Потоки грунтовых вод (по А.В. Лебедеву, 1976): а – неограниченный; б – полуограниченный; в – ограниченный с двух сторон реками; г – пласт-полоса с одной непроницаемой границей Уравнение баланса грунтовых вод за время t для участка земной поверхности (балансового района) при отсутствии подпитывания снизу может быть записано для однородных грунтов в следующем виде где – водоотдача грунта при понижении уровня грунтовых вод или недостаток насыщения грунта над капиллярной каймой при повышении уровня, в долях единицы; z – изменение уровня грунтовых вод за отрезок времени t (сут), мм; Q1, Q2 – приток и отток грунтовых вод, поступающих и вытекающих из балансового района, м3/сут;

F – площадь балансового участка, м2; g – осредненная величина интенсивности питания грунтовых вод сверху влагой, просочивающейся до уровня грунтовых вод (положительное значение) или испаряющейся с поверхности грунтовых вод (при отрицательном значении) в единицу времени, мм/сут;

где fг – инфильтрация до уровня грунтовых вод; Ег – испарение грунтовых вод.

Как видно из уравнения 190, изменение уровней грунтовых вод является интегральным показателем баланса грунтовых вод, слагающегося из подземного притока и оттока и питания грунтовых вод ±g.

Графики колебаний уровня грунтовых вод в скважинах, размещенных по потоку грунтовых вод, позволяют определить входящие в уравнение баланса величины.

Для условий неограниченного потока грунтовых вод действительно равенство где g – расход потока на единицу его ширины; Q1, Q2 – приток и отток тех же вод, соответственно поступающих и вытекающих из элемента потока площадью F.

Из этого равенства следует, что в рассматриваемом случае горизонтальный приток равен горизонтальному оттоку вод. Для производства расчёта интенсивности питания грунтовых вод сверху g необходимо знать величины и Н, для этого потока Ниже для решения уравнений применен метод конечных разностей, который позволяет решать приближенно дифференциальные уравнения неустановившегося движения грунтовых вод путем замены поля фильтрации с невыраженными в плане границами на систему правильных элементов потока (квадратов, многоугольников), для которых определяются гидрогеологические параметры и составляются балансы грунтовых вод. Метод основан на замене частных дифференциалов искомой функции приращениями её во времени и по координатам х, у. Метод конечных разностей продуктивно использован А.В. Лебедевым для определения питания грунтовых вод и пополнения подземного стока.

7.3.2. Водообмен грунтовых вод с зоной аэрации Водообмен g слагается из двух величин разного знака: испарение с зеркала грунтовых вод Ег и инфильтрации влаги из зоны аэрации в грунтовые воды fг.

Аккумулирующая ёмкость верхних горизонтов почвы в зоне аэрации определяет в значительной мере гидрологический режим территории.

Наличие свободной пористости при хорошо водопроницаемых грунтах приводит к уменьшению доли просачивающихся к грунтовым водам осадков, так как значительная часть их удерживается в зоне аэрации и затем расходуется на испарение и транспирацию. Особенно важно учитывать аккумулирующую ёмкость торфяных пoчв, которые обладают большой влагоёмкостью, достаточно высокой водопроницаемостью и способны удерживать в метровом слое около годовой нормы осадков. Регулирующим влиянием зоны аэрации объясняется отсутствие в большинстве случаев строгой связи между атмосферными осадками и изменением уровней грунтовых вод, стока в осушительной сети, между испарением и уровнем грунтовых вод. На освоенных болотах наблюдаются большие амплитуды колебания влажности почвы и уровней грунтовых вод. На опытных водосборах неосушенного болота влажность уменьшалась не более чем до 80% объёма почвы, в то время как на освоенных она изменялась от полной влагоёмкости до сравнительно низких значений.

В течение года соотношение между инфильтрационным питанием грунтовых вод fг и испарением с их поверхности Eг меняется: летом, как правило, Eг > fг, весной и осенью наоборот.

Величина инфильтрации до уровня грунтовых вод прямо зависит от влажности зоны аэрации, которая, в свою очередь, в значительной мере обусловлена глубиной залегания грунтовых вод, если последняя меньше высоты капиллярного поднятия. Если в зоне грунтовых вод и в зоне капиллярной каймы влажность стабильна, то в слое над капиллярной каймой она все время меняется под влиянием испарения и инфильтрации осадков.

После осушения в результате понижения уровней грунтовых вол увеличивается мощность зоны аэрации, а вместе с этим изменяются условия для инфильтрации атмосферных осадков. В условиях Полесья суммарная величина инфильтрации атмосферных осадков за год возрастает: на первой надпойменной террасе с 6,3% до осушения до 22% после него, на второй надпойменной террасе – с 17 до 24%. Это при колебании уровней грунтовых вод в пределах 1,5 м. С удалением от осушительной системы мощность зоны аэрации, а следовательно, и инфильтрация изменяются в меньшей степени. Абсолютные значения изменений определяются почвой, гидрогеологическими условиями, состоянием поверхности, водностью года и другими факторами.

Величина инфильтрации всецело определяется количеством осадков, их распределением во времени и влажностью почвы. Во влажные летние периоды инфильтрация до грунтовых вод составляет 17–67% от величины осадков, в засушливые годы она изменяется от 32% при z = 0,5 м до 8% от осадков при z = 1,5 м. (табл. 46).

Инфильтрация влаги до уровня грунтовых вод за июнь–август месяцы, мм (по данным П.И. Пыленка и И.В. Сидорова, 2004) Величина питания грунтовых вод сверху из зоны аэрации g определяется по результатам наблюдений за уровнем грунтовых вод по трем скважинам, размещенным по створу, перпендикулярному гидроизогипсам, то есть совпадающему с направлением движения грунтовых вод.

Однородный водоносный пласт. Для плоского потока грунтовых вод линии тока в плане представляют параллельные прямые линии (рис. 82). Между крайными n–1 и n+1 скважинами выделяют элементы грунтового потока, которые ограничивают с боков средними плоскостями тока m и n, нормальными к линиям тока вертикальными плоскостями (рис. 83).

Расстояния между плоскостями (поверхностями, перпендикулярными водоупору при наклонном водоупоре) принимают равным 1 м.

Графики колебания уровней грунтовых вод по наблюдательным скважинам разбиваются на ряд отрезков с различными промежутками времени t так, чтобы в пределах этих промежутков был более или менее равномерный подъем или спад уровня. За величину t обычно принимают продолжительность 30 суток.

Рис. 82. Створ наблюдатель- Рис. 83. Створ из трех наблюдательных скваных скважин при плоском (од- жин в плоском потоке при горизонтальном номерном) потоке грунтовых водоупоре: 1 – песок; 2 – водоупорные породы;

вод: 1 – наблюдательная сква- 3 – расчетный балансовый элемент потока;

жина; 2 – створ наблюдатель- 4 – интенсивность питания грунтовых вод ных скважин; 3 – гидроизогип- сверху; 5 – уровень грунтовых вод на конечсы; 4 – линии тока; 5 – элемент ный момент (s+2) промежутка времени t;

Величина интенсивности питания грунтовых вод для схемы рис. 82 определяется по уравнению неустановившегося движения:

где hn 1, s +1 ; hn, s +1 ; hn +1, s +1 – мощности грунтового потока в средний (s+1) момент данного отрезка времени t соответственно в верхнем (n–1), среднем (n) и нижнем (n+1) сечениях потока (рис. 82);

Н n 1, s +1 ; Н n, s +1 ; Н n +1, s +1 – уровни (отметки) грунтовых вод в тот же момент времени соответственно в верхнем, среднем и нижнем сечениях;

ln 1,n ; ln,n +1 – расстояния соответственно между верхним (n–1) и средним (n) и между средним (n) и нижним (n+1) по потоку сечениями (скважинами);

Нn,s+2 – уровень (отметка) грунтовых вод в среднем сечении (скважине) n на конечный момент (s+2) заданного промежутка времени t, м;

Hn,s – уровень грунтовых вод в том же сечении (скважине) в начальный момент (s) промежутка времени t, м.

Размерности величин: g в м/с, l в метрах. Остальные обозначения приведены выше.

К плоским потокам грунтовых вод часто можно привести более сложные пространственные схемы движения грунтовых вод, для которых используется это уравнение.

Для случаев неоднородного потока грунтовых вод в разрезе, для трехслойной и многослойной схем, для радиальных в плане и других потоков А.В. Лебедевым (1963) получены подобные расчетные уравнения.

В гидрологии торфяных болот этот гидрогеологический подход пока не получил применения из-за отсутствия необходимой информации по гидрогеологии болот.

Для вычисления интенсивности питания грунтовых вод необходимо как минимум знать: глубину залегания водоупора, коэффициенты фильтрации и водоотдачи водоносного грунта, материалы наблюдений в течение года за уровнями грунтовых вод по трем скважинам, размещенным по потоку и расстояния между наблюдательными скважинами.

Рассмотрим более сложные схемы движения грунтовых вод.

Двухслойная толща пород. Восходящая или нисходящая фильтрация с расходом g из одного пласта в другой, в зависимости от соотношения напоров в водоносных пластах, наблюдается на склонах водораздельных возвышенностей с неоднородным строением пород по вертикали. В этих случаях происходит разгрузка напорных вод путем восходящей фильтрации из нижних пластов в верхние – суглинистые или торфяные, из которых грунтовые воды подвергаются испарению и частично оттоку в горизонтальном направлении.

Для плоского движения грунтовых и напорных вод, заключенных в призме а, b, с, d с основанием dx, обозначив мощность грунтового потока в начальном сечении аb через h1, считая ее от подошвы верхнего пласта, постоянную мощность нижнего пласта – через h2 (рис. 84), выделенную призму будем называть элементом потока подземных вод.

Рис. 84. Схема движения и обозначений элементов баланса грунтовых вод в двухслойной толще пород: 1 – пьезометрическая поверхность напорных вод в песках;

2 – зеркало грунтовых вод в верхнем слое в момент времени (+ t);

Тогда уравнение баланса подземных вод в выделенном элементе сложного потока в дифференциальной форме имеет вид:

где q1 и q2 – притоки соответственно грунтовых напорных вод, поступающих в горизонтальном направлении в элемент потока через верхнее сечение аb за единицу времени; dx – протяженность элемента потока; dh1 – приращение мощности грунтового потока за время dt.

В конечных разностях это уравнение можно выразить так:

где h1; h1; h1 – уровни грунтовых вод, считая от подошвы верхнего слоя, соответственно в верхнем, среднем и нижнем сечениях потока на средний момент s + l данного промежутка времени;

; ; – разности между высотами пьезометрической поверхности нижнего пласта и зеркала грунтовых вод верхнего, или потери напора при вертикальной фильтрации из нижнего пласта в верхний, соответственно в верхнем, среднем и нижнем сечениях потоков на средний момент (s + l) промежутка времени t;

h1 – изменение уровня грунтовых вод верхнего пласта за время t в выделенном элементе потока;

х – протяженность элемента потока;

h – средняя мощность всей водоносной толщи.

По этому уравнению рассчитывается величина g – инфильтрация грунтовых вод в нижний слой и подпитывание из него грунтовых вод.

Многослойная толща пород. Если принять во внимание, что на свободной поверхности грунтовых вод, т.е. при z = h1 (считая h за мощность грунтового потока от горизонтальной подошвы верхнего пласта), вертикальная составляющая скорости V = g (здесь g – интенсивность инфильтрационного питании потока сверху – при положительном значении этой величины, или испарение при отрицательном значении), на подошве верхнего пласта эта составляющая V = Vв, а горизонтальная составляющая скорости фильтрации На основании последнего уравнения найдем выражение для величины вертикального водообмена между пластами:

Решая его с использованием предыдущих уравнений, получим Последнее уравнение можно представить в конечных разностях, переписав его относительно искомой величины g так:

где обозначения те же, что и в предыдущем уравнении.

При этом переменную мощность потока h1 принимают равной мощности потока в среднем сечении h1 на средний момент времени (s + 1), как отвечающую осредненной ее величине.

Уравнение (199) действительно при наличии ярко выраженного вертикального водообмена между отдельными слоями пород по вертикали и сравнительно больших горизонтальных скоростях в верхнем пласте.

Для случая когда коэффициент фильтрации по вертикали в верхнем слабо проницаемом слое к1 значительно меньше нижнего слоя k2, где Н» – разность в напорах в верхнем и нижнем пластах в среднем сечении. Для определения g необходимо иметь значения, k1, средней мощности потока hср, мощности потока в сечениях 1, 2, 3 в средний момент времени.

Имеются решения для разных схем движения воды, позволяющих по изменению уровня грунтовых вод определить величину водообмена с зоной аэрации.

Иногда в практике приходится составлять балансы влаги для зоны аэрации и верхней части потока грунтовых вод. Баланс влаги в почвенно-грунтовом слое без учёта перетекания может быть записан в следующем виде где W2 – W1 – изменение запасов влаги в зоне аэрации, W = zi обi определяется по горизонтам зоны аэрации, n – пористость грунта или полная влагоёмкость в слое колебания уровней грунтовых вод, z – изменение их уровней, fa – инфильтрация, Q1 – Q2 – разность между притоком и оттоком грунтовых вод в расчетный элемент грунтовых вод, F – горизонтальная площадь элемента потока грунтовых вод.

7.3.3. Вертикальный водообмен грунтовых вод с нижележащими водоносными слоями Вертикальный водообмен ±р в уравнении баланса грунтовых вод на болотах может быть положительным (подпитывание восходящие – рв) или отрицательным (переток нисходящий – рн). Величина ± р = рв ± рн является связующим элементом между малым (биологическим) и большим (геологическим) круговоротами вещества и энергии.

При наличии разности в уровнях грунтовых и нижележащих напорных вод, разделенных относительным водоупором, устанавливается вертикальная фильтрация воды через этот водоупор. Интенсивность фильтрации (перетекания) зависит от коэффициента фильтрации пород относительного водоупора, градиента фильтрации и начального градиента.

Для гидрологии торфяных болот представляет особый интерес случай перетекания воды в напорные водоносные слои и обратное, восходящее движение напорных вод в торфяную залежь, когда болото выполняет функции питания и разгрузки подземных вод.

Для неограниченного потока (рис. 85) с одномерным неустановившимся движением грунтовых вод основное дифференциальное уравнение выражается в виде где h = h – he – изменение уровня грунтовых вод в сечении х за время t;

h и hе – соответственно мощности грунтового потока в моменты времени t и t = 0; kо, mо – соответственно коэффициент фильтрации, м/сут и мощность пород, м раздельного слоя; – водоотдача или недостаток насыщения пород над зеркалом грунтовых вод; g = g g e, м/сут – изменение интенсивности питания грунтовых вод, возникшее в связи с изменением уровня грунтовых вод, g – интенсивность питания грунтовых вод, м/сут, постоянная во времени при t > 0, gе – первоначальная интенсивность питания сверху, т.е. бывшая при t 0.

Рис. 85. Схема потока грунтовых вод, связанных с подстилающими напорными водами путем перетекания через раздельный слой пород В уравнение расчета перетекания через относительные водоупоры входит приведенный коэффициент вертикального водообмена между грунтовыми и напорными водами где kо – коэффициент фильтрации разделяющего относительного водоупора, mо – его мощность, м; – водоотдача.

Для решения дифференциального уравнения А.В. Лебедевым были приняты следующие исходные положения:

– напор воды в напорном водоносном горизонте постоянен во времени и находится ниже уровня грунтовых вод, но может быть и выше в любые моменты времени при t = 0 и t > 0;

– интенсивность инфильтрации атмосферных осадков до уровня грунтовых вод постоянна во времени и пространстве;

– водоносные пласты и раздельные слои пород однородны по водопроницаемости, кровля последних горизонтальная;

– фильтрация воды подчиняется закону Дарси.

Решение уравнения для краевых условий t = 0, h = 0, t > 0, x =, = 0 дает формулу Анализ этой формулы приводит к следующим интересным выводам:

– при непрерывноий инфильтрации осадков любой интенсивности и мощности раздельного пласта 10 м при = 0,20 (пески) существенное влияние перетекания грунтовых вод сказывается лишь – влияние перетекания возрастает с увеличением коэффициента фильтрации раздельного слоя;

– с увеличением длительности инфильтрации увеличивается перетекание в напорный пласт;

– при kо = 0,001 м/сут и продолжительности t = 200 сут за счет перетекания уровни грунтовых вод снижаются незначительно, до 5%. При kо 0,001 м/сут (kо 10–6 см/с), величиной перетекания при расчете водного баланса можно пренебрегать.

Интенсивность перетекания грунтовых вод в подстилающий подземный пласт в момент времени t при отсутствии начального градиента составляет где h – падение напора по вертикали от уровня грунтовых вод до подстилающего водоносного горизонта.

Величина подпитывания грунтовых вод со стороны напорных путем восходящей фильтрации и перетекания грунтовых вод в напорный пласт может быть определена по формуле где ре – интенсивность перетекания до начала изменения уровня (t 0), с этой величиной связан так называемый начальный градиент фильтрации.

Начальный градиент вертикальной фильтрации lо характеризует критическую разность напоров грунтовых и напорных вод, при достижении которой начинается перетекание в том или ином направлении в зависимости от соотношения уровней. Перетекание инфильтрационных вод через относительный водоупор происходит при где Не – разница в уровнях грунтовых и напорных вод перед началом перетекания, mo – мощность раздельного слоя пород.

Перетекание сверху начинается мгновенно при превышении lо под влиянием питания с интенсивностью fг и продолжается непрерывно. При градиенте l < lо и при наличии разности в уровнях перетекание отсутствует.

Величина lо изучена недостаточно, при расчетах ею пренебрегают.

При наличии в естественных условиях установившейся разности уровней при мощности относительного водоупора mо для перетекания начальный градиент обеспечен.

В случае полуограниченного потока, который преобладает вблизи рек, каналов, водохранилищ и болот, для определения вертикального водообмена используется дифференциальное уравнение где а = – коэффициент уровнепроводности верхнего, водоносного пласта с грунтовой водой, k – усредненный коэффициент фильтрации этого пласта; hср – усредненная мощность, – водоотдача (недостаток насыщения) пород.

Решение этого уравнения с некоторыми ограничениями позволило получить формулу, которая отвечает большинству реальных условий фильтрации через раздельные слои.

С некоторым приближением, вполне допустимом из-за неточности определения и в значительной мере неопределенности коэффициента фильтрации относительного водоупора, расчёт производится по известной формуле Дарси где k2 – коэффициент фильтрации водоупорного слоя мощности mo, Н – разность между пьезометрическим уровнем и уровнем грунтовых вод.

Расход воды, поступающий снизу через слабо проницаемый слой (относительный водоупор) в верхний горизонт равен где F – площадь, на которой происходит питание грунтовых вод напорными или наоборот – грунтовые воды подпитывают второй водоносный слой.

Для использования аналитических методов при вычислении интенсивности питания грунтовых вод и в более полном смысле – вертикального водообмена грунтовых вод с нижележащим водоносным горизонтом необходимы графики (таблицы) годичных наблюдений за уровнями грунтовых вод как минимум по трем скважинам, размещенным по потоку грунтовых вод, и за пьезометрическими уровнями, результаты определения коэффициентов фильтрации водоносных и водоупорных пластов, коэффициент водоотдачи водоносных пород или недостаток насыщения их над капиллярной каймой.

Для расчета р требуется знать напоры воды в верхнем и нижнем водоносных пластах или их разность в среднем сечении, для чего необходимо иметь наблюдательные скважины с фильтрами, установленными в этих пластах; вычислять средние мощности потока hср; распределение мощностей потока на средний момент времени в трех сечениях (скважинах). Изменение уровня грунтовых вод h1 за промежуток времени t принимается по наблюдениям в средней скважине 2.

В заключение параграфа рассмотрим один вопрос методики изучения режима напорных вод.

Наблюдательные скважины на осушаемых землях обычно крепят металлическими пластмассовыми или деревянными трубами.

Конструкция скважин и их диаметр влияют на точность измерения уровней грунтовых вод. Чтобы поверхностные воды не попадали в скважину, вокруг нее устраивают отмостку из глины или бетона толщиной до 10–20 см площадью около 1 м2.

Пьезометры размещают около наблюдательных скважин, расстояния между ними должны быть небольшие (1–2 м). На болотах с напорным питанием каждый куст пьезометров состоит из 2–4 пьезометров. Один из них заглубляют в подстилающий торф водоносный горизонт, второй доводится до кровли водоносного горизонта, фильтр третьего пьезометра устанавливают в верхней части торфяной залежи (функцию его может выполнять наблюдательная скважина). По пьезометрам при слоистом строении отложений, подстилающих торфяные грунты, наблюдают за режимом всех водоносных горизонтов, принимающих участие в водном питании объекта.

Пьезометры представляют собой стальные трубы диаметром –'', устанавливаемые с помощью ручного бурения или забиваемые на необходимую глубину.

Пьезометры в нижней части имеют фильтры длиной не более 0,5 м, так как точность измерений повышается с уменьшением высоты фильтра (рис. 86). Для кратковременных наблюдений устанавливают точечные пьезометры, вода в которые поступает только через забой.

Рис. 86. Конструкции пьезометров: а – забивной пьезометр в торфе; б – пьезометр в буровой скважине; в – пьезометр в обсадной трубе; г – этажные пьезометры;

Если точечные пьезометры устанавливают забивкой, то попавший в них грунт вымывают водой с помощью ручного насоса. Пьезометры можно устанавливать следующим образом: в трубку свободно вставляют пробку с бортиками, которую после заглубления пьезометра на необходимую глубину выбивают. Забивные пьезометры заглубляют до 10–12 м. При установке пьезометров бурением, чтобы предотвратить гидравлическую связь через затрубное пространство двух водоносных горизонтов, перекрывают верхний горизонт обсадными трубами, башмак которых забивают на глубину 0,3–0,7 м в подстилающий малопроницаемый слой.

Можно кусты пьезометров устраивать путем бурения одной скважины с искусственной изоляцией отдельных горизонтов (рис. 86, г).

Основная задача при оборудовании таких этажных пьезометров – не допустить искусственную взаимосвязь двух горизонтов. Фильтры пьезометров делают из латунной сетки, стеклоткани, сцементированной рубашки и других материалов.

Эмпирические зависимости В практической гидрологии используются приближенные зависимости, связывающие испарение с поверхности грунтовых вод в зону аэрации с их глубиной. Наиболее распространена формула С.Ф. Аверьянова где Ег – испарение с поверхности грунтовых вод; Ео – максимальное испарение с поверхности почвы при наибольшем увлажнении; z – глубина залегания грунтовых вод; zk – глубина залегания грунтовых вод, при которой начинается практически заметное испарение; n – показатель степени; n = 1–3.

Величина zk определяется глубиной распространения температурного поля в почве и высотой капиллярного поднятия.

При тепло-влагобалансовом методе расчета испарения используется величина капиллярного подпитывания (расход грунтовых вод в зону аэрации), которую определяют по формуле С.И. Харченко где Ео – испаряемость за месяц, мм; z – средняя месячная глубина залегания уровня грунтовых вод, м; m – параметр, зависящий от почвогрунтов и фазы развития растений.

Величина m изменяется в следующих пределах по декадам вегетационного периода: на глинистых и суглинистых почвах до посева, в первую и последнюю декады m = 1,2–1,4, во вторую и предпоследнюю декады 0,9–1,0, в период вегетации растений 0,7–0,8, на супесчаных почвах соответственно 1,4; 1,0 и 0,8.

Для торфяных осушаемых почв, используемых в земледелии, получена эмпирическая зависимость где z в м, n – коэффициент, зависящий от вида выращиваемых культур (n = 1,4 для трав, n = 2 для пропашных, n = 3 для зерновых культур).

Доля грунтовых вод в суммарном водопотреблении культур при глубине залегания грунтовых вод 0,9–1,5 м составляет в среднем 25–37%, с увеличением z величина подпитывания почвы грунтовыми водами уменьшается. Например, под овсом в условиях южной Мещёры получены следующие отношения испарения с грунтовых вод к суммарному испарению с поверхности почвы Е:

Роль грунтовых вод в суммарном испарении в засушливые годы возрастает к середине вегетационного периода и достигает максимума в период наибольшего потребления растениями влаги. При опускании уровней грунтовых вод ниже норм осушения на 50% величина подпитывания уменьшается примерно на 50%; чрезмерное осушение болот может привести к устранению этого важного источника водного питания растений.

В таблице 47 приведены значения подпитывания от уровня грунтовых вод при разных глубинах их залегания под многолетними травами.

Испарение (подпитывание почвы) с уровня грунтовых вод Максимальное декадное подпитывание активного слоя почвы в засушливые периоды при хорошо развитом травостое, т.е. при максимальном суммарном испарении колебалось от 50–64 мм при глубине грунтовых вод z = 0,5 м до 4–9 мм при z = 1,5 м.

Максимальная интенсивность расхода грунтовых вод на испарении достигала 8–12 мм/сут. Средняя ее величина изменяется в зависимости от глубины грунтовых вод (z), мм/сут:

В засушливые периоды подпитывание в 1,5–2,0 раза больше, чем во влажные и при глубине грунтовых вод 0,5 м превышает испаряемость, рассчитанную по Н.Н. Иванову. Зависит суммарная величина Ег от увлажненности вегетационных периодов конкретных лет.

На торфяных почвах Ег/Ео = 0 при z = 2,5 м. Эта величина может быть определена графически следующим образом: для бездождных периодов определяются значения Ег и строится кривая Ег = f(z), пересечение ее с осью абсцисс дает значение zк.

Основное уравнение баланса грунтовых вод при отсутствии перетекания в нижележащие водоносные пласты пород для горизонтальной площадки F имеет вид где gt – величина питания грунтовых вод сверху за время t (при положительном значении этой величины происходит инфильтрация осадков, при отрицательном значении – испарение с поверхности грунтовых вод); – водоотдача; z – усредненное за время t изменение уровня грунтовых вод.

Решение уравнения проводят с применением метода конечных разностей, позволяющего заменить поле фильтрации, как отмечалось выше, системой правильных элементов потока (квадратов, многоугольников), для которых определяют гидрогеологические параметры (k,, а и др.) и составляются балансы грунтовых вод.

Для случаев горизонтального и наклонного водоупоров, по Г.Н. Каменскому, можно написать: расход притекающей в элемент MN (рис. 82) воды равен расход оттекающей из того же элемента воды равен где q1 и q2 – единичные расходы воды, притекающей через верхнее сечение и утекающей через нижнее сечение потока; k – коэффициент фильтрации водоносного пласта; hn–1, s+1; hn, s+1; hn+1, s+1 – мощности грунтового потока в средний (s+1) момент данного отрезка времени t соответственно в верхнем (n–1), среднем (n) и нижнем (n+1) сечениях потока (см. рис. 82); Нn–1, s+1; Нn, s+1; Нn+1, s+1 – уровни (абс. отметки) грунтовых вод в тот же момент времени соответственно в верхнем, среднем и нижнем сечениях; ln–1, n; ln, n+1 – расстояния соответственно между верхним (n–1) и cредним (n) и между средним (n) и нижним (n+1) по потоку сечениями (скважинами).

В условиях напорных вод при постепенно изменяющейся мощности водоносного пласта расход потока определяется по формуле Г.Н. Каменского:

где m1 и m2 – мощности водоносного пласта в двух сечениях, отстоящих друг от друга на расстоянии L; Н1 и Н2 – соответственно напоры в этих сечениях (рис. 87).

В случае напорного потока, переходящего в безнапорный, при горизонтальном водоупоре (рис. 88) расход потока подземных вод определяется по формуле:

Расстояние от начального сечения до точки перехода напорного движения в безнапорное определяется по формуле:

Рис. 87. Схема движения напорных вод Рис. 88. Схема напорного потока, Для случая горизонтального водоупора и равномерного питания водоносного горизонта на рассматриваемом участке величина притока к реке определяется по формуле:

где q1 – расход грунтового потока с глубиной h1 в сечении у реки (рис. 89); fг – инфильтрация, т.е. количество воды, просачивающейся сверху на поверхность грунтовых вод через единицу площади поверхности земли в единицу времени. В случае, если водоносный горизонт теряет воду на испарение, величина fг является отрицательной. Величина fг имеет размерность скорости; k – коэффициент фильтрации.

Рис. 89. Схема движения грунтовых вод в междуречном массиве Получение при расчете отрицательного значения q1 указывает на наличие фильтрации из реки в берег. Величина fг, входящая в формулу, может быть определена по уравнению:

где h – глубина потока в скважине, находящейся на расстоянии х от реки, имеющей уровень h1.

Вместо глубин потока h1 и h1 по краям междуречья можно брать глубины потока грунтовых вод в соседних скважинах, расположенных по обе стороны средней скважины.

Уравнение кривой депрессии подземных вод:

где h – искомая глубина грунтового потока на расстоянии х от реки с уровнем воды h1.

Величина fг /k, входящая в последнюю формулу определяется по уравнению 217, при этом величины h и х относятся к скважине с известным уровнем воды.

Для перехода от единичных значений q (формулы 212, 213 и др.) к величинам суммарного притока и оттока грунтовых вод необходимо определить ширину потока в разные моменты времени (s+1, s+2) по картам гидроизогипс.

Изменение запасов грунтовых вод выражается простой формулой:

где – водоотдача (недостаток насыщения); zср – среднее изменение уровня грунтовых вод за расчетный период.

При значительной площади водосбора величина zср определяется по картам глубин грунтовых вод, составленным на начало и на конец периода наблюдений.

По картам (рис. 90) определяют приращение площадей с выделенными интервалами глубин грунтовых вод по формуле где zср – средневзвешенно изменение уровня грунтовых вод в районе, z1, z2,… – градации глубин до воды, выделенные на карте; = i (i +1) – сумма приращений площадей с различными градациями глубин грунтовых вод; n – число выделенных градаций глубины. Знаки перед формулой означают: положительный – увеличение площади с соответствующей градацией глубины, отрицательные – уменьшение этих площадей; – общая площадь района (подземного водосбора).

Рис. 90. Схема для вычисления среднего изменения запаса грунтовых вод в балансовом районе: 1 – граница балансового района;

2 – границы типовых участков; 3 – гидроизогипсы в начальный момент;

При наличии карты гидроизогипс расчёт может выполняться по формуле М.М. Крылова:

где аi – расстояние между одноименными горизонталями, проведенными для начала и конца периода наблюдений; l – средний уклон грунl l тового потока l = н к, где lн, lк – соответственно уклоны в начале и конце периода; n – число используемых в расчете интервалов.

Окончательное значение изменения уровня грунтовых вод за время t вычисляется по формуле:

где i – площадь участка i с площадью hср,i ; n – число участков.

В случае изменчивости величины водоотдачи (недостатка насыщения) по площади в пределах выделенных районов, изменение запаса грунтовых вод определяют по формуле Расчёт позволяет получить величину накопления (аккумуляции) грунтовой воды или её убыли за принятый отрезок времени, что необходимо для расчета баланса.

Основой решения дифференциальных уравнений движения грунтовых вод, как следует из изложенного, является гидродинамический анализ результатов наблюдений за уровнями грунтовых вод. По сути дела график колебания уровней является интегральным показателем гидрологического процесса, позволяющим определить инфильтрацию, испарение, приток и отток грунтовых вод и другие элементы баланса.

7.3.6. Особенности расчёта баланса грунтовых вод Вычисленные или определенные в естественных условиях величины притока и оттока грунтовых вод, питания грунтовых вод (инфильтрационного и напорного), изменения их запасов для всего водосбора или его части (расчетного элемента) используют при составлении баланса.

Многолетний или годовой (сезонный) цикл наблюдений разделяется на отдельные интервалы времени в зависимости от графика колебания уровней грунтовых вод. Выделяются периоды времени t с подъмом или понижением уровней примерно с одинаковой интенсивностью.

В условиях зоны избыточного увлажнения подъёмы и спады уровней удаётся свести к 10–12 периодам за год. Баланс составляется последовательно для каждого расчётного промежутка времени. Все элементы баланса выражают в мм. Баланс составляется в табличной форме и иллюстрируется графически.

Составление баланса при наличии густой сети наблюдательных скважин не вызывает никаких проблем. При недостаточной, редкой сети наблюдательных скважин возникает необходимость экстраполяции полученных средневзвешенных элементов баланса. В простых гидрогеологических условиях и при наличии равномерно распределенной по площади сети наблюдательных скважин, применяется линейная интерполяция величин элементов баланса.

При ограниченной сети скважин проводится экстраполяция элементов баланса по площади с использованием связей элемента баланса с глубиной грунтовых вод, литологией, растительностью, рельефом местности, мощностью зоны аэрации с составлением карт районирования или без таковых, а также интерполяции гидрометеорологических факторов, с которыми они взаимосвязаны. Погрешность в расчете величины питания грунтовых вод и изменение их запасов в значительной мере зависят от неточности определения используемых параметров и измеряемых в естественных условиях величин, а также упрощения расчётных схем. Особенно велики ошибки в величинах водоотдачи и коэффициента фильтрации почв и пород. Расчёты показывают, что при тщательном их определении вполне достижима относительная погрешность в элементах водного баланса до 10–20%.

7.4. Опыт решения уравнения водного баланса В тексте приведены примеры составления и использования уравнения водного баланса для определения гидрологических величин и описания гидрологических процессов. Ниже рассмотрим некоторые частные вопросы.

На комплексном болотном массиве на четырех типах болотных микроландшафтов: грядово-мочажинном комплексе, мохово-травяных, проточных топях и лесных за шесть лет расходная часть водного баланса в летний период слагается на 75% из испарения, доля стока составляет 25%. Причем устанавливается чёткая зависимость испарения от величины осадков и отсутствие связи между стоком и осадками.

В начале лета идёт быстрое уменьшение запасов влаги на болоте.

В таблице 48 приведены элементы водного баланса за летний период. (Летние периоды большинства лет были жаркими, поэтому испарение не вполне характеризует средние годы).

Элементы водного баланса по месяцам безснежного периода года, мм Начиная с августа, и до начала зимнего промерзания болота, происходит пополнение запасов влаги, израсходованных в период роста и транспирации болотных растений.

На центральной части того же болота проведен расчёт стока по методу фильтрационных характеристик. Контур стока пересекает два болотных микроландшафта: сфагново-кустарниково-пушициевый и грядово-мочажинный комплекс. Площадь 45 га. Расчёт вертикального водообмена выполнен по уравнению В таблице 49 приведены расчёты за шесть лет.

Полученная из уравнения величина вертикального водообмена изменялась от –30 мм (приток на болото снизу) до 76 мм (отток воды через дно болота). Средняя величина вертикального водообмена составила 41 мм, или 0,11 мм/сут. Близкая величина (27 мм/год) была получена расчётным путем К.Е. Ивановым. В сравнении с основными элементами баланса водообмен составляет 10–20%. Но и эта величина представляется сомнительной, поскольку она вобрала в себя все ошибки определения использованных для расчёта элементов баланса.

Расчёт водного баланса для болота Ламмин–Суо Зеленогорской болотной станции за пятьдесят лет дал следующие среднегодовые величины: испарение 422 мм (50% расходной части баланса), русловой сток 322 мм (36% от расходной части), изменение влагозапасов от –57 до +57 мм при средней многолетней величине – 2 мм.

Водоообмен болота с минеральными грунтами изменялся от –104 мм до +299 мм, но в эту величину входит помимо вертикального водообмена боковой отток с болота.

Об отсутствии или незначительности вертикального водообмена на верховых болотах указывают наблюдения за уровнем грунтовых вод: при снижении их ниже границы деятельного слоя, в бесприточный период скорость понижения уровней доходит до нуля.

Ныне имеются многочисленные примеры составления водных балансов осушаемых болот. Решение уравнения водного баланса не требует большого труда, если известны все входящие в него элементы.

Баланс составляется для всей толщи земной поверхности, ограниченной водораздельной линией и подстилаемой четко выраженным водоупором. Часто возникают при этом многие вопросы: совпадают ли границы поверхностного и подземного водосбора, выдержан ли по простиранию водоупор, какова его водопроницаемость и нет ли в нем разрывов (гидрогеологических «окон»), через которые может происходить водообмен грунтовых вод с нижележащими водоносными горизонтами? На эту трудность обращали внимание многие гидрологи.

В.В. Романов писал, что «точное установление положения подземного водораздела связано с очень большими затратами труда, времени и средств». Поэтому многие гидрологи рассматривают водный баланс больших водосборов (тысячи км2), в этом случае относительная ошибка, вызванная несовпадением границ водоразделов поверхностных и грунтовых вод, становится небольшой.

Наиболее интересующий гидрологов речной сток, который замеряется на гидрометрических постах, оборудованных на реках, и величина которого входит в уравнение баланса, для больших по площади бассейнов вызывает сомнение: весь ли сток с него собирает река?

Нет ли транзитного подземного стока за пределы бассейна? При глубоких врезах рек возникающая ошибка, связанная с неучётом части грунтового стока, становится меньше. Уравнение баланса для этих условий упрощается, его можно записать в виде где С – суммарный сток с бассейна; W – изменение запасов влаги на поверхности, в зоне аэрации и зоне грунтовых вод за время t.

При увеличении продолжительности балансового периода ошибка в определении W уменьшается, поэтому должно быть не менее месяц.

При рассмотрении среднемноголетних величин элементов водного баланса величина W становится по сравнению с другими элементами небольшой, поэтому иногда принимают Уравнение простое, удобное, но далекое от истины, поскольку к конкретным случаям оценки водного режима болот не применимо, так как крупные бассейны никогда не бывают полностью заболочены, а поэтому суммарный сток с бассейна включает помимо стока с болот, сток с лесов, полей и других угодий.

Точно так же рассчитанная величина испарения будет представлять лишь осредненную величину испарения с нескольких микроландшафтов и макроландшафтов, характеризующихся разной площадью.

С учётом этого, В.В. Романов рекомендует для уравнения 225 испарение с отдельных микроландшафтов получать гидрофизическими методами. Тогда, зная величины испарения с каждого из микроландшафтов, можно для любого болотного массива вычислить среднюю величину испарения, если только известны площади, занимаемые различными микроландшафтами на массиве, а по уравнению 225 вычислить и среднюю норму суммарного стока с интересующего нас массива.

Поэтому уравнение водного баланса следует использовать не для изучения основных закономерностей процесса испарения с болот, а для установления соотношений в величинах испарения с различных микроландшафтов.

Уравнение водного баланса, как средство познания гидрологических процессов, было бы желательно использовать для оценки точности измерения элементов баланса, когда каждый из них определен независимыми методами в полевых условиях, in situ. Применение его для определения по разности приходных и расходных элементов недостающего члена уравнения (испарения, подземного стока, водообмена с подземными водами) ведет к ошибкам, а иногда и к неправильным выводам.

Особенно методически слабо разработан вопрос определения вертикального водообмена, поэтому даже в работах ведущих гидрологов величина его определяется как остаточный член по разности приходной и расходной частей баланса. В.В. Романов, как показано выше, рекомендует уравнение где р – суммарный водообмен торфяной залежи с подстилающим ложем, минеральными берегами и рекой, Р – осадки, функции u(Zб) и f(Zб) характеризуют сток и испарение; Rб – радиационный баланс.

Это большой шаг вперед.

Попытки непосредственного измерения вертикального водообмена сталкиваются с трудно преодолимыми препятствиями.

К.Е. Иванов писал, что в тех случаях, когда «низинная торфяная залежь лежит на хорошо фильтрующем основании, например на песках, в которых отсутствуют напорные воды, пьезометрический уклон для вертикальной фильтрации всегда будет равен единице. Таким образом, при коэффициенте фильтрации порядка 10–5 см/с имеет место нисходящий ток воды, равный 10–5 · 8,64 ·104 · 365 ~ 315 см/год, т.е.

за год может профильтроваться слой воды 3150 мм. Даже при величинах коэффициента фильтрации 10–7 отток воды из торфяной залежи будет достигать вполне ощутимой величины – 31,5 мм/год. Следовательно, если торфяная залежь верхового или низинного болота залегала бы на проницаемом основании и отсутствовал какой-либо водоупор, водообмен между подстилающим ложем и торфяной залежью может достигать весьма значительных величин, однако это не наблюдается». Причина тому – наличие в основании торфяной залежи сильно заиленного практически непроницаемого слоя.

Подобный пример приводит в своей работе В.В. Романов (1961).

При k = 1·10–6 приток за год составил бы 312 мм. «Результат этот невероятный, так как при таких потерях воды болото не могло бы образоваться». Кроме того, «многолетние наблюдения над уровнями грунтовых вод на целом ряде верховых болотных массивов показали, что в бесприточные периоды, например, зимой, уровень грунтовых вод сначала довольно быстро уменьшается и при приближении уровня к нижней границе деятельного слоя понижение уровня становится равным нулю».

Коэффициент фильтрации торфяной залежи не характеризует нижние заиленные слои торфа. Если бы расчет был проведен на коэффициент фильтрации, равный 1·10–9 см/с, результат был бы ближе к истине, т.е. вертикальный сброс был бы около нуля. Верхняя часть минерального грунта, подстилающая торфяную залежь, и нижние слои торфа заполнены и закупорены органическими коллоидами, которые вследствие изменения реакции среды частично коагулированы, в результаты нижний слой залежи на верховых болотах становится близким к абсолютному водоупору. Об этом свидетельствует скважина на болоте Ламмин–Суо, прошедшая торфяную залежь, с фильтром в подстилающих песках: при напоре более 5 м скважина уже много лет остается сухой (по С.М. Новикову).

Вывод представляется единственный: вертикальный водообмен с подстилающими торфяную залежь отложениями на верховых болотах, как правило, отсутствует. На низинных болотах вертикальный водообмен является характерной и непременной составляющей гидрологического режима. Низинные болота, если так можно выразиться, «плавают» на воде смежных водоносных горизонтов, в периоды избытка влаги они отдают её вниз, в периоды дефицита получают подпитывание снизу за счёт перетекания напорных вод.

Необходимы экспериментальные работы по определению коэффициента фильтрации и толщины придонного слоя. Такая работа необходима и для оценки боковой отточности болотных вод.

Для решения проблемы необходимо более тесное кооперирование гидрологов с гидрогеологами, работающими по направлению гидрологии подземных вод. Без этого не может развиваться гидрология торфяных болот.

Модель режимных водобалансовых расчётов для осушаемых торфяных почв при использовании дополнительного орошения разработала В.Ф. Шебеко (2000). Модель позволяет проводить по декадам расчеты (прогнозы) влагозапасов, динамики уровней грунтовых вод, аккумулирующей ёмкости грунта, грунтового подпитывания, объёмов дренажного стока и норм дополнительного увлажнения. Расчёт проводится при заданных исходных данных по осадкам, испаряемости и глубине уровней грунтовых вод на начало первой расчётной декады.

7.4.1. Методы экспериментального определения Для расчёта водного баланса необходимы достоверные значения приходных и расходных элементов баланса. Их определяют с необходимой точностью по методикам, разработанным в гидрометрии. Ниже упомянуты основные методы.

Атмосферные осадки. Жидкие осадки определяют с помощью дождемеров, устанавливаемых на высоте 2 м (от поверхности земли до верхнего края водомерного сосуда), осадкомерами Третьякова или плювиографами. При водобалансовых исследованиях дождемеры устанавливают заподлицо с поверхностью земли. При больших размерах балансового участка устанавливают несколько дождемеров на разных типах местности, особенно много их требуется в лесу, на сельскохозяйственных угодьях с разными культурами.

Твёрдые осадки измеряют с помощью снегомерных съёмок, включающих измерение высоты снега не менее чем в двухкратной повторности и плотности снега весовым снегомером. Сплошные снегомерные съёмки проводят обычно по маршрутам с измерением высоты снега через 20 м и плотности через 400 м. Для производства этих и других наблюдений имеются соответствующие руководства Госкомгидромета.

Испарение с водной поверхности определяют с помощью испарительных бассейнов площадью 20 м2, изготовленных из листового железа на бетонном основании. Бассейн связан трубой с успокоителем в измерительном павильоне, где установлены самописцы уровней.

Применяется также расчётный метод с использованием формулы Б.Д. Зайкова.

Суммарное испарение определяют при помощи испарителей ГГИ-500 с площадью испарения 500 см2. Испаритель состоит из двух цилиндров, изготовленных из листового железа, свободно входящих один в другой. Внутренний цилиндр (испаритель) имеет съёмное дно с отверстиями, через которое просачившаяся вода поступает в воронку глухого наружного цилиндра. Испаритель заряжается монолитным грунтом.

Применяется также гидравлический почвенный испаритель ГПИ-51, основанный на гидростатическом взвешивании почвенного монолита.

Поверхностный сток измеряется на стационарной сети гидрометрических створов и водомерных постов. Измеряются расходы и уровни воды. Изучается сток на замыкающем створе балансового участка и всех притоках. Расходы замеряют в зависимости от их величин и параметров русла с помощью гидрометрических вертушек, водосливов (стационарных и переносных), объемным способом и другими методами.

Изменение запасов воды в водотоках и водоёмах проводится с использованием водомерных гидрометрических постов, на которых факсируется по рейкам колебание уровней.

Величины инфильтрации до уровня грунтовых вод и испарения грунтовых вод, а также разность между притоком и оттоком грунтовых вод измеряется при помощи лизиметров разных конструкций. Все они заряжаются монолитом грунта, в них поддерживают вручную или автоматически на постоянной или переменной глубине уровни грунтовых вод. По объёму подлитой или откачанной за расчётный период воды определяют величину испарения и инфильтрации.

Изменение запасов влаги в зоне аэрации и почве рассчитывают по результатам наблюдений за влажностью почвы и грунтов от поверхности земли до зеркала грунтовых вод по 10-сантиметровым или генетическим горизонтам. Отборы проб грунта на влажность приурочиваются к началу и концу расчётного периода. Влажность определяют путем взвешивания и высушивания образцов грунта, весовая влажность пересчитывается на объёмную, по которой определяется запас влаги в зоне аэрации. Для крупного балансового массива запас влаги определяется как средневзвешенное значение по разным опытным участкам.

Определение элементов баланса проводится в соответствии с имеющимися методическими указаниями.

1. Уравнение водного баланса поверхностных вод, способы определения и расчета приходных элементов баланса.

2. Конденсация влаги на поверхности болот и в торфе.

3. Расчёт испарения с водной поверхности и со снега.

4. Особенности инфильтрации влаги в талую и мерзкую почву.

5. Аккумуляция воды на поверхности почвы и ее определяющие 6. Водный баланс зоны аэрации и его элементы по связи с поверхностными водами.

7. Вертикальный водообмен зоны аэрации с грунтовыми водами.

8. Суммарное испарение и транспирация, их определяющие факторы.

9. Баланс грунтовых вод, взаимосвязь болотных вод с подземными водоносными горизонтами.

10. Расчёт питания грунтовых вод в однородных и двухслойных 11. Подходы к определению динамики влажности грунтов многослойной толщи.

12. Пьезометры и их использование для расчета интенсивности грунтово-напорного питания болот.

13. Методы расчёта притока и оттока грунтовых вод на болотах.

14. Какая информация необходима для расчёта вертикального водообмена болотных вод и притоков подземных вод?

15. Расчёт изменения запасов грунтовых вод на балансовом участке.

16. Основные особенности расчёта баланса грунтовых вод на болотах.

17. Гидрометрические методы определения элементов водного баланса.

ГЛАВА 8. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ТОРФЯНЫХ БОЛОТ

Величина радиационного баланса R на деятельной поверхности расходуется на испарение в количестве LЕ, где Е – интенсивность испарения, L – скрытая теплота на единицу испарившейся влаги, на процессы турбулентного теплоообмена в приземном слое атмосферы Qа и на передачу тепла вглубь зоны аэрации (почвы) Qп. Полный тепловой баланс на деятельной поверхности (поверхность раздела почв и атмосферы) согласно закону сохранения энергии выражается уравнением Тепловой баланс имеет ярко выраженный суточный ход: дважды в сутки каждый элемент баланса проходит через ноль (утром и вечером), достигает максимума в полдень и минимума в полночь. Отрицательным баланс становится из-за длинноволновой радиации, которая отдает тепло в атмосферу. На рис. 91 приведены кривые изменения элементов теплового баланса на лугу.

Рис. 91. Суточный ход элементов теплового баланса на залуженном участке:

Радиационный баланс различается по элементам рельефа, что связано с неодинаковыми значениями эффективного излучения и альбедо из-за различий в оптическо-радиационных свойствах поверхности.

Для характеристики тепловых свойств торфа и мохового очеса деятельного слоя торфяной залежи используются так называемые тепловые константы (теплофизические характеристики), большинство из которых лишь условно можно называть постоянными величинами, то есть константами. Основными из них для расчетов теплового баланса болот и испарения являются: объёмная теплоёмкость с, коэффициент теплопроводности и коэффициент температуропроводности, связанные между собой уравнением Пользуясь этим уравнением по двум константам можно определить третью.

Теплоёмкость почвы – изменение в содержании тепла в единице массы почвы на единицу изменения температуры – может быть удельной (сm, Дж/кг·к) и объёмной (сv, Дж/м3·к, или кал/см3·град).

Удельную теплоёмкость характеризует число калорий, необходимое для поднятия температуры 1 г почвы на 1°С. Удельная теплоёмкость растительных веществ изменяется от 0,33 (сухая древесина) до 0,47 кал/г·град (торф) и (для сравнения: песка 0,19, глины 0,22). Чем меньше содержание влаги в почве, тем меньше требуется затратить тепла на ее прогревание. Отсюда следует, что торфяные почвы в одних и тех же климатических условиях всегда холоднее глинистых и, тем более, песчаных почв.

Объёмная теплоёмкость связана с удельной теплоёмкостью уравнением где – плотность сухой почвы.

Максимальной теплоёмкостью обладает вода (сm = 4,2; сv = 4,2·103), самой низкой воздух (при температуре 20°С сm = 1, сv = 1,2). Высокой теплоёмкостью обладает органическое вещество (соответственно 2, и 2,7·103), теплоёмкость которого выше минералов (0,8 и 2,1·103).

Объёмная теплоёмкость сфагнового очеса в абсолютно сухом состоянии не превышает 0,032 кал/см3·град, в верхнем же слое (до z = 10 см), наиболее важном для процессов теплообмена с атмосферой – 0,006–0,013 кал/см3·град. В верхнем десятисантиметровом слое сфагнового очеса теплоёмкостью сухого вещества во многих случаях можно пренебречь и считать, что теплоёмкость полностью определяется объёмным содержанием воды. В деятельном слое на глубине более 10 см для точных расчётов необходимо учитывать теплоёмкость растительного вещества, при приближенных же оценках ею можно пренебречь.

Одно только понижение уровня грунтовой воды не может снизить влажность очеса до величины, меньшей, чем внутриклеточная влагоёмкость.

При отсутствии испарения и глубоком залегании уровня грунтовой воды величина объёмной теплоёмкости верхнего пятисантиметрового слоя колеблется от 0,12 (гряда) до 0,32 кал/см3·град (западина).

В более глубоких горизонтах деятельного слоя объёмная теплоёмкость образцов, содержащих только внутриклеточную воду, может доходить до 0,65 кал/см3·град (мочажина) и даже до 0,81 кал/см3·град (облесенное кольцо болота).

Для нагревания деятельного слоя и испарения существенное значение имеет то, что торф и моховой очёс представляют собой трехфазную систему, состоящую из твёрдого органического вещества (объёмное содержание сухого вещества в торфе редко превышает 2–7%), воды и воздуха. Теплоёмкость этой системы является суммой где с – объёмная теплоёмкость слоя торфа–очёс, кал/см объёмные теплоёмкости соответственно воды, твёрдого вещества и воздуха; 1, 2, 3 – доли единицы объёма, занимаемые соответственно водой, твёрдой фазой и воздухом.

Теплоёмкость составляющих торф элементов сильно отличается (в кал/см3·град): с1 = 1; с2 0,16; с3 = 0,31·10–3, поэтому теплоёмкость верхних слоёв торфа определяется в основной содержанием воды, или влажностью торфа.

Пренебрегая малой величиной плотности почвенного воздуха, В.Ф. Шебеко получено уравнение для расчёта где – плотность твёрдого вещества, г/см абс – влажность, отнесенная к массе твёрдого вещества.

На неосушенном низинном болоте плотность торфа изменяется, как правило, в пределах 0,06–0,16 г/см3, на осушаемом и освоенном болоте она составляет 0,12–0,30 г/см3. Влажность почвы на девственных низинных болотах составляет 525–1490% от веса сухого вещества и 81–95% от объёма, на осушаемых болотах соответственно 100–500% и 25–80%.

С учётом этих значений объёмная теплоёмкость неосушенных низинных болот изменяется в пределах 0,66–0,90 кал/см3·град и 0,30–0,96 кал/см3·град на осушаемых.

Объёмная теплоёмкость целинных торфяных почв можно определить по зависимости Теплоёмкость почвы определяет ее тепло-аккумулирующую способность. При высокой влагоёмкости накапливается тепло в почве в летний период, которое сдерживает проникновение отрицательных температур в нижние слои торфяной залежи зимой, а весной они раньше оттаивают.

Теплопроводность почвы – количество тепла, перенесенного через единицу площади в единицу времени под влиянием единицы градиента температуры. Она изменяется от 0,025 (воздух), 0,25 (органическое вещество), 0,6 (вода), 2,9 (минеральные почвы) кал/см.с·град.

Теплопроводность как и теплоёмкость зависит от влажности почвы, а также температуры и изменяется от минимальных значений в полуденное время до максимальных в предутренние часы.

На рис. 92 приведены по В.В. Романову зависимости теплопроводности сфагнового очеса от его температуры и влажности. Зависимости линейные, тангенс угла наклона зависит от влажности (). Теплопроводность зависит от плотности (рис. 93).

Рис. 92. Зависимость теплопровод- Рис. 93. Кривая связи теплопроводности сфагнового очеса от его тем- ности промерзших образцов торфа 1 – = 9,7%; 2 – = 37,8%;

3 – = 53,3%; 4 – = 73,8%;

5 – = 86,2% Теплопроводность торфа зависит от объёмной влажности, характер их кривых связи меняется при разной влажности торфа (рис. 94 и 95).

Рис. 94. Теплопроводность в зависи- Рис. 95. Теплопроводность гипновомости от влажности. Медиум тор- топяного торфа, степень разложефа, степень разложения 20% ния 25–30% На рис. 94 и 95 верхние кривые характеризуют влажность 87–89%, нижние – 37% (рис. 95) и 20% (рис. 94), остальные кривые для промежуточных значений влажности.

Коэффициент теплопереноса в насыщенном водою очесе изменяется от 90 до 220·10–5, при содержании в очесе только внутриклеточной воды он равен около 60·10–5 кал/см.с·град. Перенос до 20% тепла при малой влажности осуществляется водяным паром, при средних и малых степенях увлажнения до 80% всего теплопереноса обусловлено молекулярной теплопроводностью. При высокой влажности (более 70% от объёма) растет роль конвективного теплопереноса.

Теплопроводность зависит от объёмной влажности на целинных болотах. При влажности в пределах 65–90% от объёма коэффициент теплопроводности, по В.Ф. Шебеко (1977), может быть вычислен для торфяных почв при плотности 0,15–0,18 г/см3 по зависимости где – объёмная влажность, %, е – число Непера.

Изменчивость коэффициента теплопроводности в зависимости от влажности вносит коррективы в представление о том, что с глубиной теплопроводность уменьшается. В природных условиях в нижних насыщенных водою слоях = (100–175)10–5 кал/см.с·град; в то время в верхнем слое очеса даже при предельно возможной влажности коэффициент теплопроводности не превышает 68·10–5 кал/см.с·град.

На низинных болотах коэффициент теплопроводности только при низкой влажности торфа (до 55–60%) практически совпадает со значениями для мохового очеса, при дальнейшем ее увеличении он значительно больше (рис. 96).

Рис. 96. Сопоставление теплопроводности торфа низинных болот и сфагнового очеса: 1 – торф низинных болот (по В.Ф. Шебеко), 2 – сфагновый очес Состояние изученности проблемы теплопереноса на болотах не позволяет пока разработать теоретические формулы для его расчета и для определения коэффициента теплопереноса. Имеются пока эмпирические и полуэмпирические формулы.

Теплопроводность и теплоёмкость промерзшего слоя зависят в основном от содержания в нем льда. Из-за содержания льда теплопроводность изменяется в 16 раз.

Температуропроводность почвы увеличивается с увеличением влажности до определенного предела, а затем уменьшается. Максимальная температуропроводность соответствует влажности разрыва капилляров, при которой наблюдается максимальная толщина плёнок воды, после чего происходит слияние менисков и пленок и заполнение капилляров между частицами почв. При ВРК почвенный воздух полностью насыщен парами воды, а содержащие воздух поры еще не разобщены водными пробками. При других значениях влагоёмкостей (максимальная молекулярная, наименьшая, полная) значение температуропроводности ниже.

Коэффициент температуропроводности характеризует почву по скорости распространения температурной волны в почве (породе), быстроте выравнивания температуры, скорости прогревания и охлаждения почвы, он зависит от её теплоёмкости и теплопроводности.

Коэффициент температуропроводности изменяется от 0,08·10– (органическое вещество) до 0,16·10–3 (вода) и 21·10–3 (воздух).

Коэффициент температуропроводности сфагнового очеса уменьшается с увеличением его влажности. Значительное уменьшение температуропроводности (от 3,4·10–3 до 2,04·10–3 ) наблюдается в интервале влажностей от 10 до 35%. При дальнейшем увеличении влажности, вплоть до полного насыщения; кt уменьшается сравнительно мало – до 1,68·10–3, т.е. всего на 17,5%.

Коэффициент температуропроводности деятельного слоя как верховых, так и низинных болот значительно меньше, чем соответствующие их значения для песчаных. Поэтому торфяные почвы не только холоднее быстро прогревающихся теплых песчаных почв, но даже и тяжелых глинистых почв.

Из-за низкой температуропроводности торфяные почвы при любой влажности крайне медленно прогреваются весной, суточная температурная волна распространяется в них лишь на весьма незначительную глубину – обычно не глубже 20–30 см; в верхних слоях торфяных почв наблюдается весьма большие температурные градиенты (до 3–5° на 1 см и больше).

Перегрев поверхности при низкой температуре почвы на сравнительно небольшой глубине неблагоприятно сказывается на корневой системе большинства растений и уменьшает интенсивность микробиологических процессов, так как в самых поверхностных слоях развитие этих процессов тормозится резкими колебаниями температуры, а в глубоких – общим низким ее уровнем. Еще более вредны резкие колебания температуры поверхности почвы на осушаемых болотах в ранневесенние периоды, приводящие к заморозкам, от которых страдают все культуры.

Коэффициент температуропроводности для целинных торфяных почв в зависимости от влажности об и плотности может быть вычислен по формуле В.Ф. Шебеко Изменение коэффициента температуропроводности для низинных целинных болот показано на рис. 97. Прослеживается уменьшение k с уменьшением, что объясняется, видимо, набуханием торфа.

Рис. 97. Графики изменения коэффициентов температуропроводности k:

а – для целинной торфяной почвы, б – пахотного слоя освоенного болота Тепловые свойства деятельного слоя болот как в неосушенном, так и в осушенном состоянии неблагоприятны для растений, поскольку его объёмная теплоёмкость, теплопроводность и температуропроводность меньше, чем соответствующие величины для минеральных почв. Это приводит к появлению больших температурных градиентов в верхних горизонтах, увеличению вероятности заморозков и, наоборот, к перегреву верхнего слоя в дневные часы.

Распространение тепла в почве имеет большое значение для земледелия, растениеводства и мелиорации. С ним связана сама возможность выращивания теплолюбивых культур, промерзание и оттаивание почвы, формирование гидрологического режима территорий.

Поток тепла в почву определяется по формуле где с – объёмная теплоёмкость почвы, кал/см3·град; S – изменение температуры в верхнем слое почвы за расчётный интервал времени.

Объёмная теплоёмкость вычисляется по формуле чения сп изменяются в зависимости от механического состава почв в следующих пределах; песок – 0,19, суглинок легкий – 0,20, суглинистый чернозём – 0,30, гумус – 0,44, торф – 0,47 кал/г·град; – объёмная масса сухой почвы при ненарушенной структуре, г/см3; св – удельная теплоёмкость воды, св 1; – средняя влажность почвы в слое 0–20 см в долях единицы (измеряется периодически 3–4 раза в месяц).

Параметр S вычисляется по данным измерений температуры почвы на её поверхности и глубинах 5, 10, 15 и 20 см по формуле Величины t с индексами представляют собой разности между значениями температуры на соответствующих глубинах (0, 5, 10 и др.) в последующий и предыдущий сроки наблюдений. Имеются таблицы значений параметра S для разных глубин z и разностей температур t, облегчающие расчет.

Турбулентный поток тепла Р в дневное время расчитывается с учётом наличия связи между потоками тепла и влаги, т.е. при значениях R – Q 0,10 кал/см2·мин, t 0,1°С и влажности воздуха е 0,1 мб по формуле где Р – в кал/см2·мин.

Если же указанные соотношения по R – Q, t и е или одно из них не соблюдается, расчёт ведется по формуле турбулентной диффузии где t = t0,5 – t2, е = е0,5 – е2, а значения температуры t упругости водяного пара воздуха в миллитарах, замеренные соответственно на высотах 0,5 и 2,0 м над поверхностью земли; k1 – коэффициент турбулентности, м2/с, характеризующий интенсивность вертикального переноса на высоте 1 м от поверхности. Значения коэффициента к1 определяются по таблицам в зависимости от скорости ветра на двух уровнях – 2 и 0,5 м (u = u2 – u0,5) и t. Значения к1 в зависимости от u и t изменяются примерно в пределах от нуля (при u = 0) до 0,40 при u = и t = 2,0. Значения турбулентного потока тепла в зависимости от k и t следующие (табл. 50):

При расчёте теплового режима торфяных болот и испарения (см. главу 9) В.В. Романов использует уравнение теплового потока при стационарном режиме в виде, аналогичном уравнению Дарси для потока влаги, где Qt – количество тепла, кал; F – площадь поперечного сечения теплового потока, см2; – время в секундах; – коэффициент теплопроводности, или коэффициент теплопереноса в кал/см.с·град;

dt/dz– градиент температуры (t) по глубине (z). Коэффициент теплопроводности зависит от состава почвы, её влажности, содержания гумуса и других свойств. Уравнение отражает поток тепла в стационарных условиях, для условий неустановившегося режима оно дополняется уравнением сохранения тепла, т.е. уравнением неразрывности.

Общее уравнение переноса тепла в почву где – плотность почвы, сm – удельная теплоёмкость почвы, остальные члены уравнения приведены выше.

На рис. 98 приведено распределение температуры в деятельном слое в ясный солнечный день. Каждая кривая – это профиль температуры почвы по глубине на какой-то момент времени.

Как видно из рисунка 98, градиенты температуры меняются быстро по глубине и во времени, Рис. 98. Распределение температуры в сфагновом очесе С учётом того, что и коэффициент теплопереноса с глубиной также меняется, целесообразно использовать комбинированный метод расчёта, т.е. определять отток тепла вглубь ниже слоя суточного колебания температуры по формуле 153 и вести расчёт изменения теплосодержания в слое суточных колебаний температуры.

Тепловой поток через поверхность почвы (Qп) рассчитывается по формуле где Qак – теплоаккумуляция в слое суточного колебания температуры;

Qгл – отток в более глубокие слои.

Величина Qак вычисляется как сумма величин теплоаккумуляции в различных слоях где с – объёмная теплоёмкость слоя; z – мощность; t – среднее повышение температуры данного слоя за расчетный промежуток времени; zc – мощность слоя суточных колебаний температуры.

Температура торфа в течение суток по глубине сильно меняется, особенно в верхнем 10–20 см слое над уровнем грунтовых вод, а ниже изменения затухают.

В деятельном слое болот при положительных температурах перенос тепла осуществляется:

а) молекулярным теплопереносом по увлажненным стеблям б) переносом тепла водяным паром (главным образом при малой влажности образца) из слоев с более высокой в) конвективным теплопереносом (при влажности, близкой к полному насыщению);

г) переносом тепла водой, движущейся под влиянием Вклад первого пути молекулярного переноса – ничтожно мал в потоке тепла. Остальные три вида переноса тепла зависят от температуры и влажности воздуха и степени заполнения пор в торфе водой.

Тепловой режим на разных участках болот в зависимости от степени обводненности разный. Теплоёмкость и теплопроводность на сфагновых травяных и пушициевых участках летом при низких уровнях грунтовых вод сильно снижается. Поэтому в ночное время при ясном небе и интенсивном излучении тепла поверхностью болота происходит сильное его охлаждение. Над моховыми болотами, несмотря на малую влажность, ночные туманы появляются раньше, а заморозки наблюдаются даже в летние месяцы. На топяных участках, сильно обводненных, где потери тепла быстро компенсируются подтоком его из нижних слоёв, ночные туманы редко бывают, а заморозки летние отсутствуют.

На тепловой баланс оказывают влияние метеорологические, почвенные, агротехнические мероприятия, из последних наиболее существенное воздействие вызывает мульчирование почвы и снега при тепловой и противомерзлотной мелиорации, гребневание и грядование поверхности, осушение почв.

Имеются уравнения, описывающие колебания температуры в течение суток на поверхности почвы и в верхних ее горизонтах.

Большие перспективы открывает применение математических имитационных моделей, позволяющих изменять тепловые свойства почв в пространстве и времени, они особенно эффективны при обосновании мероприятий по тепловой мелиорации почв. В сложных и разнообразных природных условиях нашей страны порою повышение или понижение температуры на несколько градусов в определённые фазы развития растений обеспечивает всходы семян, рост и развитие растений, а также достижение оптимума температуры для сельскохозяйственных культур в вегетационный период. К теплорегулирующим мелиоративным мероприятиям относится осушение почв, орошение сельскохозяйственных культур, мульчирование почвы соломой, песком, бумагой, покрытие поверхности полиэтиленовой пленкой; зачернение снега золой и торфом для ускорения оттаивания и поспевания почвы, применение сбросных теплых вод АЭС для подогрева почвы и охлажденной воды для орошения почв в аридных условиях.

8.4. Температурный режим торфяной почвы, Температурным режимом называют изменение температуры почвы во времени и пространстве. Определяется он тепловым и радиационным балансом деятельной поверхности. Повторяющиеся постоянно случайные, эпизодические явления (облачность, холодные и тёплые волны воздуха, засухи, ливни, снежные бури) нарушают естественный ход температуры в течение суток, сезонов и лет. Но все же, как отмечают специалисты, благодаря чёткой работе Солнца и закономерному ходу поступления тепла обеспечивается резко выраженный температурный режим почвы, радиации и тепла.

Температурный режим почв (пород) и грунтовых вод определяется воздействием ряда изменчивых во времени факторов, главными из которых являются радиационный баланс, характер почв и пород, их теплофизические свойства, зависящие от степени увлажнения.

Оказывает влияние температура верхних слоев литосферы и подземных вод. Ниже на примере низинного болота Олех в Мещерской низменности приведены основные параметры режима.

Температура торфа в течение суток изменяется только в верхнем слое мощностью до 0,4 м, в песчаных почвах – в слое до 0,8 м. Глубина прогревания или охлаждения почвы всецело определяется колебаниями температуры воздуха. Амплитуда суточных изменений температуры на глубине 5 см достигает 8,6°С, на глубине 10 см – 4,4°С. Отмечено, что летние дожди слоем 10–30 мм снижают температуру торфяной почвы в слое 0–5 см на 2,6°С, в слое 5–20 см – на 1,4°С, на глубине более 30 см температура торфа практически не меняется.

Температура почвогрунтов зоны аэрации грунтовых вод в течение сезона изменяется синхронно с температурой воздуха. Наиболее выражена эта взаимосвязь в верхних горизонтах. Температурная волна распространяется тем дольше, чем глубже залегают породы. Особенно это свойственно торфяным грунтам, характеризующимся низкой теплопроводностью.

На рисунке 99 в качестве примера сопоставлены кривые изменения температуры песчаных и торфяных почв на глубинах 0,2 и 1 м.

Рис. 99. Изменение среднемесячных температур в зоне аэрации: а – Белорусское Полесье, песчаные почвы; б – Мещёра, торф; 1 – на глубине 0,2 м; 2 – на глубине 1 м Температура почвы во времени колеблется по синусоиде. В течение года на всех глубинах отмечается один минимум и один максимум температур. Начало годового цикла изменения температур приходится в среднем на 1 марта для песчаных почв и на 1 марта – 1 апреля для торфяных почв. Именно в эти сроки зарегистрированы минимальные температуры в верхних горизонтах почвы. На глубине 1 м максимум температуры устанавливается позже, чем на глубине 0,2 м на 10–30 суток в песках и на 45–60 суток в торфах.

Разница в сроках наступления экстремальных значений температур почвы и воздуха, хотя и зависит от характера нарастания температур воздуха, колеблется в разные годы около средних значений (табл.

51). Отмечается значительное запаздывание с глубиной фаз наступления суточных, сезонных и годовых экстремальных значений. Продолжительность периодов между экстремальными значениями температур воздуха и торфа в зимний период несколько меньше, что объясняется повышенной (в 1,3–1,5 раза) теплопроводностью мёрзлого торфа.

Продолжительность периода между датами наступления максимальных (минимальных) температур воздуха и почв, сут.

Глубина от поверхности, см Особенности сезонного и годового изменения температур зоны аэрации и верхней части зоны полного насыщения в неосушенных и осушаемых торфах по сравнению с супесями, характеризующимися глубиной стояния грунтовых вод около 1 м, показаны на рисунке 100.

Изотермы получены по данным наблюдений с частотой 10 раз в месяц.

В супесях максимальные температуры по глубине распространяются в 2–2,5 раза быстрее, чем минимальные. Это связано с различным режимом увлажнения грунтов: влажность торфа в течение года варьирует значительно меньше, чем влажность супеси, а следовательно, меньше изменяется и коэффициент температуропроводности. Скорость распространённости температурной волны в верхнем трехметровом слое в среднем составляет для торфа 0,03 м/сут, для супеси (песка) 0,05 м/сут.

Рис. 100. Изменения температуры торфа, грунтовых вод и воздуха на девственном низинном болоте: I – температура воздуха; II – высота снегового покрова;

III – глубина залегания грунтовых вод; IV – изотермы Грунты прогреваются значительно позднее, чем воздух. Максимальная температура на глубине 0,6 м устанавливается в августе–сентябре, на глубине 3 м – в сентябре–октябре, на глубине 20 м – в ноябре–декабре, воздуха же – в июле. Минимальные температуры торфа на глубине 0,6 м зафиксированы в середине апреля, а на глубине 3 м даже в мае.

На сезонное изменение температур влияет литологический состав пород. В летний период супесчаные почвы на глубине 20 см теплее осушенных торфяников на 0,8–1°C, а неосушенных торфов на 2°С и более.

Если в супесях температура 16–17°С в отдельные периоды лета устанавливается на глубине до 40 см, то в торфе она не была зафиксирована ниже 5-сантиметрового слоя. Аналогичная картина наблюдается зимой: температура 0°С отмечена в супесях на глубине до 70 см, на торфяных почвах – максимально на глубине 30 см.

Литологический cocтав определяет и амплитуду колебания температур грунта, которая с глубиной пласта уменьшается по экспоненте и на глубине около 27 м становится равной нулю. Максимальная амплитуда колебаний за период пятилетних наблюдений зарегистрирована в верхних горизонтах: на глубине 0,2 м в супеси она составляет 21,6°С, в осушенном торфе 17°С.

Осушение торфа повышает его температуру в летний период и несколько снижает ее зимой. Различие в температурном режиме осушаемых и девственных болот невелико (до 1–1,5°С) и вуалируется влиянием снежного покрова и растительности, утепляющих почву. Амплитуда колебания температуры почвогрунтов под влиянием осушения возрастает на 0,3–4,6°С. Среднегодовая температура торфа по глубине залежи после осушения почти не меняется.

С повышением интенсивности осушения торфяные почвы становятся более теплыми: в среднем за вегетационный период температура торфяных почв в слое 0–30 см при стоянии грунтовых вод на глубине 1,7–1,9 м выше на 1–1,3°С, чем при глубине 0,9–1,1 м, а в слое 0–50 см разница в температуре достигает 1,5°С. Более интенсивное осушение улучшает тепловой режим торфяной почвы и удлиняет вегетационный период на 3–7 дней, что очень важно, так как вегетационный период на торфяной почве в среднем на 20 дней короче, чем на минеральных почвах.

Ниже подошвы торфяника (рис. 101) амплитуда колебания температуры грунтовых вод в течение года на 2–2,5°С, или в 3–4 раза меньше, чем на тех же глубинах и песках надпойменной террасы. Средние же значения температур примерно одинаковые – разница не превышает 0,4–0,6°С.

Разница в амплитудах температур грунтовых вод становится ничтожной на глубине более 12 м в песках и 3,5–4 м в торфах, ниже сезонные изменения температуры воздуха на тепловом режиме грунтов практически не сказываются. Наиболее выражены сезонные изменения температур в слое до 1–1,5 м на торфах и до 3–4 м в песках. Это различие в температурном режиме почвогрунтов объясняется не только разницей в их теплопроводности, но и такими факторами, как окраска поверхности почв, утепляющее влияние снега, поверхностных и подземных вод.

Благодаря осушению и связанным с ним повышением температуры почв и активизацией движения подземных вод температура грунтовых вод на глубине 10 м увеличилась по сравнению с неосушенным болотом на ратуры захватило и более глубокие горизон- грунтовых вод:

Суточные колебания температуры на болотах из-за низкой теплопроводности не распространяются глубже чем на 30–40 см. Во все сезоны года неосушенное болото на глубине более 40 см теплее осушенного.

На поверхности осушенного торфяника минимальная температура на 3–4° меньше, а максимальная – на 4–6° выше, чем на поверхности почвы. С повышением влажности уменьшается амплитуда колебаний температуры, смягчается ночное выхолаживание почвы и дневной её перегрев.