«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 ...»

Под воздействием солнечной энергии происходит испарение с поверхности Мирового океана (включает все океаны, моря, заливы, проливы) и суши. Испарившаяся влага в верхних холодных слоях атмосферы конденсируется, образуя облака, и под влиянием силы тяжести в виде атмосферных осадков выпадает на поверхность океана и суши.

Общее количество испарившейся влаги на океане и суше равно величине осадков, так как по мнению учёных, потерь воды за пределы атмосферы не происходит.

На влагооборот воды в природе расходуется около 23% всей достигаемой Земли солнечной энергии.

Влагооборот в природе характеризуется следующими цифрами:

в среднем за год испарение с Мирового океана составляет 505 тыс. км3, испарение с поверхности суши 72 тыс. км3. Объём атмосферных осадков, выпадающих на поверхность Мирового океана, составляет 458 тыс. км3.

Разность между испарением и осадками – 47 тыс. км3 – переносится воздушным потоком с океана на сушу. Этот объём воды расходуется на формирование рек, образование озёр, болот, ледников, грунтовых вод.

Такой же объём воды (47 тыс. км3) ежегодно возвращается в океан, главным образом, речным стоком (45 тыс. км3) и около 2 тыс. км3 поступает из глубоких горизонтов подземных вод, не дренируемых реками.

Гидрологами (Г.В. Железняков, 1993 и др.) подсчитано, что атмосферная влага возобновляется в течение 10 суток, объёмы воды в реках мира полностью возобновляются за 11–16 суток, воды озёр за 17 лет, подземные воды примерно за 1400 лет, запасы воды в ледниках за 1600 лет, в ледниках полярных стран за 9700 лет, воды Мирового океана за 2500 лет.

При кругообороте происходит процесс перемещения химических веществ и элементов в атмосфере, земной коре, на поверхности океана и суши. Основное количество солей поступает за счёт выщелачивания пород литосферы. Выделяют большой, или геологический круговорот воды, объединяющий земную кору, поверхность суши, океан и атмосферу, отличающийся большой продолжительностью во времени, и малый, или биологический круговорот, который состоит из множества циклических процессов изменения вещества и химических элементов в природных ландшафтах. В круговороте видное место занимает биомасса, на усвоение в процессе фотосинтеза наземных растений и морским организмом расходуется 1,46·1018 ккал/год.

Биологический круговорот в процессе почвообразования способствует глобальным геохимическим круговоротам углерода и азота, которые извлекаются из атмосферы зелеными растениями и почвенной микрофлорой. Растения получают энергию из космоса через фотосинтез, питательные вещества из почвенных растворов.

Естественный влагооборот изменяется в результате антропогенной деятельности, особенно при гидротехническом (сооружении водохранилищ, оросительных и осушительных систем, водозаборов и пр.) строительстве, предвидение возможных нежелательных последствий является прерогативой гидролога.

Прогнозируемое учёными загрязнение атмосферы углекислым газом вызовет изменения в поступлении солнечной энергии и в мировом круговороте вещества и энергии, что отразится на водообмене, элементах водного баланса и плодородии почв. Учёными ведется разработка прогнозов возможных изменений при разных сценариях глобального изменения климата.

На рис. 1 приведена схема круговорота воды (по Н.А. Соломенцеву и др.), на который показаны все основные элементы водного баланса.

1 – испарение с океана, моря; 2 – осадки в океан, море; 3 – осадки на поверхности суши; 4 – испарение с поверхности суши; 5 – поверхностный сток в океан, море;

6 – подземный сток в океан, море; 7 – перенос влаги с океана, моря на сушу;

На территории России осадки формируются лишь на 13% за счёт водяного пара местного происхождения, остальная часть (87%) за счёт влаги с Мирового океана.

Следует отметить, что в гидрологии иногда к малому круговороту относят водообмен на территории Мирового океана, а к большему – на территории суши, при этом не рассматривается принципиальная связь биологического и геологического круговоротов.

1.5. Водный баланс Земли и водосборного бассейна Водный баланс – количественное выражение круговорота воды на какой-либо территории. Для земного шара в целом в среднем за многолетний период можно написать два уравнения водного баланса:

где Ес, Еок – среднее годовое количество воды, испаряющееся соответственно с поверхности суши и океана; Рс, Рок – среднее годовое количество осадков соответственно с суши и океана, С – средний годовой поверхностный и подземный сток с суши.

Водный баланс суши, выраженный в слое стока составляет в среднем (в мм): осадки – 800, испарение – 485, сток – 315. Согласно балансу приход равен расходу: 800 = 485 + 315.

Среднемноголетний водный баланс России (мм): осадки – 548, испарение – 312, местный сток – 236.

Сток рек значительно меньше испарения влаги в атмосферу, на долю испарения приходится 60% расхода воды в мире и около 50% в России.

Водный баланс может быть составлен для любой по площади территории, наиболее често его составляют для водосборного бассейна реки, озера, болота.

Общее уравнение водного баланса (мм, м3/га) для любого участка земли следующее:

где Р – атмосферные осадки; Qп – приток поверхностных вод извне;

Q1 – приток грунтовых вод; Qн – приток напорных вод (+) и перетекание воды (–); К – конденсация воды на поверхности и в почве; Еп – суммарное испарение с поверхности почвы; Ев – испарение с водной поверхности; Т – транспирация воды растениями; С – поверхностный сток, Q2 – отток грунтовых вод; Wп, Wа и Wг – изменение запасов воды соответственно на поверхности земли, в зоне аэрации и в грунтовых водах. Элементы баланса Еп и Т рассматривают вместе, они составляют суммарное испарение, Ес = Еп + Т (рис. 2).

Для раскрытия взаимосвязи атмосферных, почвенных и грунтовых вод, помимо общего водного баланса, по рекомендациям С.Ф. Аверьянова, составляют частные уравнения водного баланса, позволяющие более полно оценить гидрологический режим территории:

уравнение баланса поверхностных вод:

уравнение водного баланса зоны аэрации:

уравнение баланса грунтовых вод:

Рис. 2. Схема формирования водного баланса: 1 – поверхность земли; 2 – водоупор;

3 – уровень грунтовых вод; h – глубина залегания грунтовых вод В частные уравнения входят дополнительные члены: fa – инфильтрация (впитывание) воды поверхности почвы в зону аэрации (зону неполного насыщения), g – влагообмен зоны аэрации g = fг – Ег;

Кп – конденсация влаги на поверхности почвы; – влагообмен грунтовых вод со смежными водоносными горизонтами. На болотах = (верховые болота), > 0 – низинные болота напорного питания, < (некоторые верховые болота).

Основным источником тепла и движения вод на Земле является притекающая от Солнца прямая коротковолновая солнечная радиация Is.

Поток солнечной радиации – это количество тепла, приходящееся на единицу площади в единицу времени, которое выражают в Вт/м или кал/мин. см2. Часть солнечной радиации составляет рассеянная радиация Iа, она поступает к поверхности Земли после рассеяния молекулами газов, входящих в состав воздуха, пылинками, ионами. Эти две составляющие потока коротковолновой радиации вместе с длинноволновым излучением, приходящим из атмосферы Ili составляют суммарный поток солнечной радиации Is + Ia + Il i.

Поступившая радиация частично отражается от деятельной поверхности, а частично (особенно коротковолновая радиация) подвергается излучению, коэффициент отражения радиации, или альбедо характеризует часть отражённой коротковолновой радиации, отнесённой к величине поступивший на поверхность суммарной радиации. Альбедо зависит от цвета почвы, шероховатости и наклона поверхности, влажности почвы и варьирует в широких пределах. Величина альбедо при разных поверхностях: свежий снег – 0,80–0,85, тающий снег 0,30–0,65, сухая темная глина – 0,16, влажная та же глина – 0,02–0,08, влажный песок – 0,09, зелёный травостой – 0,16–0,27, паровое поле – 0,12–0,35, скошенное поле – 0,15–0,17. Длинноволновая радиация излучается обратно в атмосферу в количестве Iil, потом её зависит от температуры поверхности почвы.

Радиационный баланс представляет собой алгебраическую сумму радиационных потоков и противопотоков на деятельной поверхности, он выражается формулой Для ночного времени при отсутствии Is и Ia радиационный баланс R = Ili – Iil.

Изменение суточных величин радиационного баланса для неосушенных и освоенных торфяных болот в сравнении с прилегающими к ним суходолами показано в табл. 2.

Эта работа выполнена В.Ф. Шебеко, результаты её сведены в виде карты изолиний R для всей республики.

Коэффициенты вариации суточных R для поверхностей отличаются незначительно с некоторой лишь тенденцией повышения Cv освоенного болота. Поэтому сделаны более достоверные расчеты по объединенным рядам, которые включают от 37 до 594 членов. Выполнена оценка репрезентативности вариационных рядов суточного радиационного баланса. Погрешность определения средней величины суточного баланса для отдельных месяцев и сезона в 50% случаев не превышает 5% и только в одном случае составила 12%. Величина относительной средней квадратической ошибки коэффициентов изменчивости Сv не превышает 5% и только в двух случаях 11%. Анализ эмпирических обеспеченностей суточных значений R для отдельных месяцев и сезона показал, что коэффициенты асимметрии Cs близки к нулю. Только в конце теплого сезона (август, сентябрь) Cs = Cv.

коэффициенты вариации Сv и ассиметрии Сs для территории Белоруссии Апрель– сентябрь Среднесуточные величины альбедо на болотах Среднесуточные значения альбедо на неосушенном и травянистогипновом болоте и осушаемом низинном, используемом под многолетние травы, изучала В.Ф. Шебеко (1977) в Белоруссии (табл. 3).

Изменения альбедо на разных болотах небольшие. На суходоле с травами и зерновыми культурами значения альбедо при облачности 0,3–0,7 в июне–августе было соответственно 20,0, 21,7 и 22,0.

1.7. Статистическая оценка рядов наблюдений Гидрологические характеристики (сток, испарение, водообмен поверхностных и подземных вод и др.) устанавливают на основе наблюдений за ними in situ. В результате формируются ряды наблюдений.

С удлинением периода наблюдений и получением более длинных рядов, полученные характеристики полнее отражают сущность изучаемого процесса. Расчетные характеристики при наличии многолетних данных наблюдений рассматривают как случайные величины, которые подвергают статистической обработке. Важно чтобы состав замеренных значений и характеристик был однородным, т.е. имел одну природу и одинаковые условия формирования. Если произошли в период наблюдений какие-то изменения (например, под влиянием хозяйственной деятельности), то ряды наблюдений приводят к естественным условиям. В этом случае, а также при коротких рядах наблюдений используют данные наблюдений на объектах–аналогах, имеющих продолжительный период наблюдений.

Статистическая оценка рядов наблюдений позволяет объективно решать многие вопросы гидрологии, определять вероятность и повторяемость того или иного явления с их математической оценкой.

До появления гидрологической науки все вопросы решались (по современным воззрениям) примитивно, что подтверждает следующий пример. В конце XIX–начале ХХ века, еще до рождения гидрологии как науки, в отечественной мелиорации расчеты осушительных каналов на болотах обосновывались необходимостью отвода среднего максимального количества месячных осадков (127 мм) за 30 суток. Будущий академик Е.В. Оппоков, в результате наблюдений за работой каналов в Полесье, считал необходимым устраивать каналы такого размера, чтобы они могли отводить половинным сечением тройной среднемесячный сток за две недели. Ответов на закономерные вопросы типа:

почему за основу взята месячная норма осадков, а не, скажем, декадная, почему надо отвести тройной сток воды за две недели, а не за другой срок, ответов не было, поскольку не были известны основные статистические характеристики – обеспеченность, вероятность, повторяемость и другие, не было еще и необходимых для их получения рядов наблюдений за речным стоком.

Статистические характеристики разработаны и используются, прежде всего, для оценки речного стока, наряду с этим они применяются для оценки осадков, испарения, водообмена в почвогрунтах и других гидрологических величин.

Вопрос статистической оценки рядов хорошо разработан, ниже использованы материалы И.И. Леви, А.И. Иванова, Е.Е. Овчарова и других.

Для приближенного описания основных свойств рядов наблюдений, рассматриваемых в качестве статистических совокупностей, в практике гидрологических расчетов используют следующие статистические параметры (числовые характеристики).

Среднеарифметическое Q, характеризующее положение центра, вокруг которого колеблются отдельные значения Qi рассматриваемого ряда, где n – число членов ряда.

Среднеквадратическое отклонение Q, характеризующее меру рассеяния (отклонения) отдельных значений ряда от среднеарифметического, имеет такую же размерность, что и члены ряда. Расчетная формула для определения среднеквадратического отклонения после введения в нее поправки на систематическую отрицательную смещенность имеет вид:

Коэффициент вариации С характеризует относительную (в долях среднеарифметического) меру изменчивости ряда:

Величина безразмерная, удобная для сравнения рядов наблюдений, различающихся своими средними значениями.

При выражении отдельных членов ряда Qi в виде безразмерных модульных коэффициентов Ki = Qi Q коэффициент вариации определяется по формуле Коэффициент ассиметрии Сs, характеризующий распределение случайных значений Qi относительно среднеарифметического значения Q, является также безразмерной величиной.

Ряд считается симметричным, если положительные и отрицательные отклонения членов ряда от среднеарифметического (Qi Q ) повторяются одинаково часто, то есть симметрично группируются относительно центра распределения.

В тех случаях, когда положительные отклонения повторяются реже, чем отрицательные, или наоборот ряд – несимметричный (асимметричный).

Коэффициент асимметрии Сs рассчитывают по формуле или по аналогичной формуле через модульные коэффициенты.

Большинство гидрологических характеристик имеют положительную асимметрию (Сs > 0), то есть ряды наблюдений включают сравнительно немногочисленные большие положительные отклонения и многочисленные, но менее значительные по величине отрицательные отклонения от среднеарифметического.

Численные значения статистических характеристик ряда наблюдений, получаемые по приведенным формулам, всегда содержат случайные ошибки, связанные с ограниченностью числа членов n случайной совокупности. В пределе (при n) статистические параметры близко приближаются к своим «истинным» значениям, характеризующим свойства распределения генеральной совокупности. На практике же всегда оперируют с приближенными, по существу, случайными статистическими характеристиками ряда наблюдений.

Случайные ошибки статистических характеристик ряда зависят от числа членов ряда n и закона распределения рассматриваемой случайной величины, включая входящие в него неизвестные параметры, определяемые по выборочным данным.

В практических расчётах без большой погрешности могут быть использованы формулы относительных (выраженных в долях или процентах от рассматриваемой величины) среднеквадратических ошибок статистических характеристик ряда наблюдений, полученных для соотношения Cs = 2Cv.

Более точные оценки случайных ошибок статистических характеристик ряда наблюдений получают методом статистических испытаний (метод Монте-Карло), освещенном в литературе.

Для практических расчетов точность определения статистических характеристик считается достаточной, если их относительные среднеквадратические ошибки меньше 10%. Такая точность при расчетах Cs достигается только при длине ряда n больше 100 лет. Поэтому на практике Сs находят как среднее из значений; полученных по группе совокупностей с наиболее продолжительными рядами наблюдений в гидрологически однородном районе.

Обеспеченностью рт данного значения характеристики Qm называется эмпирическая вероятность превышения этого значения, полученная по ряду наблюдений, состоящему из n членов:

где т – число членов ряда, равных или превышающих Qm.

В гидрологических расчетах обеспеченность выражается в долях единицы, или же чаще – в процентах. При этом в расчетах, как правило, рассматриваются гидрологические характеристики, имеющие место только один раз в году. Тогда n в формуле имеет смысл числа лет наблюдений, а т – числа лет, в которых рассматриваемое значение Qm превышалось. Поэтому синонимом термина эмпирическая обеспеченность является термин эмпирическая ежегодная вероятность превышения, понимаемый как вероятность превышения данного значения Qm в каждом году.

Графическое выражение связи между значениями рассматриваемой характеристики и их эмпирическими ежегодными вероятностями превышения называется в гидрологии эмпирической кривой обеспеченности. В зависимости от числа лет наблюдений последняя может быть построена двумя способами.

Первый способ построения применяют при большом объеме наблюдений (порядка 100 членов). В этом случае кривую обеспеченности строят по сгруппированным данным. Для этого всю амплитуду колебания случайной величины A = Qmax – Qmin (где Qmax и Qmin – соответственно наибольшее и наименьшее наблюденные за n лет значения исследуемой величины) делят на интервалы, или разряды Qi, и подсчитывают, сколько значений попало в каждый из них, то есть определяют абсолютную частоту ni.

Число интервалов С назначают от 10 до 15 в зависимости от числа наблюдений n так, чтобы отразить основные черты рассматриваемой статистической совокупности. Интервалы Qi назначают одинаковыми. За их величину принимают удобное число, ближайшее к частному А/С. Выбранные интервалы не должны перекрываться, чтобы повторяющиеся значения не попали в смежные. Контролем при подсчете абсолютных частот по разрядам служит очевидное равенство Для каждого интервала рассчитывают относительную частоту mi = ni/n, при этом получают График распределения относительных частот по интервалам называется гистограммой распределения. Он показывает общую форму распределения, интервал наибольших частот, характер асимметрии.

При расчете координат эмпирической кривой обеспеченности последовательно суммируют относительные накопленные частоты (выраженные в долях единицы или в процентах) по интервалам, начиная с интервала наибольших значений ряда наблюдений.

Откладывая на оси ординат нижние границы интервалов и относя к ним полученные значения относительных накопленных частот, наносят на график точки. Затем соединяют эти точки и получают график эмпирической кривой обеспеченности.

Второй способ применяют при числе членов ряда менее 70–100.

Он заключается в следующем. Члены хронологического ряда наблюдений за n лет располагают в порядке убывания: Q1 Q2 Q3 …Qm… Qn, где m изменяется от 1 до n.

Для каждого члена такого ряда Qm вычисляют эмпирическую ежегодную вероятность превышения рт (в процентах) по формуле Эта формула по сравнению с выражением 13 дает более точный результат, особенно при малых значениях n.

Нанося на график точки с координатами (pm, Qm) получают кривую обеспеченности рассматриваемой гидрологической характеристики.

Ординаты эмпирической кривой обеспеченности можно выразить и в виде модульных коэффициентов, учитывая соотношение К m = Qm Q, где Q – среднеарифметическое значение гидрологической характеристики за n лет.

На рис. 3 в качестве примера приведены гистограмма и эмпирическая кривая обеспеченности расходов воды.

Рис. 3. Гистограмма (1) и эмпирическая кривая обеспеченности (2) среднегодовых расходов р. Западная Двина у г. Витебска за период 1879–1940, 1945–1975 гг.

Эмпирическая кривая обеспеченности позволяет определить эмпирическую вероятность превышения любой заданной характеристики и наоборот, по заданной обеспеченности найти соответствующую ей характеристику (расход воды).

При росте членов ряда (n) и уменьшении интервала гистограмма распределения превращается в плавную кривую, которую называют кривой распределения вероятностей. Она характеризует вероятность появления того или иного значения рассматриваемого ряда случайных величин. Из нее в частности, следует, что чем ближе значение члена ряда к среднему, тем больше вероятность его появления (частота) и, наоборот, чем больше отклонение члена ряда от среднего, тем меньше его вероятность.

В концах кривой обеспеченности при ее значениях менее 5% и более 95%, т.е. при максимальных и минимальных величинах гидрологических характеристик и прежде всего стока, находятся зоны экстремальных гидрологических ситуаций (ЭГС). При достижении ЭГС возможны негативные гидрологические процессы – затопление и подтопление земель, наводнения, обмеление рек и истощение водных ресурсов, загрязнение вод и другие, ведущие к ущербам и снижению уровня жизни населения.

Эмпирические и теоретические кривые обеспеченности при ограниченном числе членов ряда не дают значений, соответствующим самым малым и самым большим обеспеченностям. Экстраполяция величин Кmax в бесконечность и Кmin к нулю вызовет ошибки при инженерных расчетах. Для решения этого вопроса подбирают математическую кривую, наиболее соответствующую опытным данным, которую аналитически можно экстраполировать на малые и большие обеспеченности. Для этих целей наиболее применима кривая Пирсона III рода или ее модификации.

В практике широко используют клетчатки вероятностей Хазена или другие, которые позволяют выпрямить симметричную кривую обеспеченности. По оси ординат откладывают значения величин (например, модульные коэффициенты). Связь на графике получается близкой и линейной, только для ассиметричных кривых обеспеченности они могут быть выпуклыми или вогнутыми. Для устранения этого по вертикальной оси (ординат) используют логарифмическую шкалу значений К (рис. 4).

с логарифмической шкалой модульных коэффициентов Использование клетчатки вероятности позволяет легко графическим путем экстраполировать кривую на малые и большие обеспеченности, получая на осях координат предельные значения К.

При отсутствии длинного ряда наблюдений применяется метод аналогий. Метод аналогий основан на допущении, что две, например, реки А и Б расположены в одинаковых физико-географических условиях и площади их бассейнов одного порядка. В этом случае сток (или характерные расходы) реки А может быть вычислен по данным многолетних наблюдений по стоку реки Б. С этой целью по параллельным коротким рядам наблюдений устанавливается связь между стоками WА и WБ. Важно, что бы короткий ряд наблюдений охватывал как маловодные, так и многоводные годы и количество опытных точек было не слишком мало.

Между двумя рядами наблюдений по графику WA = f(WБ) устанавливается связь типа где – угол наклона прямой связи к оси абсцисс, В – постоянная, снимается с графика при WБ = 0. По этой формуле вычисляются значения WА для удлинения ряда наблюдений, расчитывается обеспеченность и т.п. Главное при применении этого метода – правильно подобрать аналог с адекватными показателями. В практике иногда для удлинения рядов применяются связи стока с осадками и другими характеристиками.

1. Какие вопросы изучает гидрология; связь её с биосферой?

2. Раскройте понятие гидрологический процесс.

3. Основные этапы развития гидрологии как науки.

4. Что включает в себя гидрологическая сеть?

5. Приведите сведения о запасах воды в мире и Российской Федерации.

6. Чем обусловлен круговорот воды в природе?

7. Назовите примерные цифры по скорости водообмена в разных водных объектах.

8. Какая принципиальная разница между биологическим и геологическим круговоротом вещества и энергии?

9. Примерный водный баланс Земли и России.

10. Напишите и прокомментируйте уравнение водного баланса. Для каких территорий оно составляется?

11. Какие элементы баланса можно изучить с применением частных уравнений водного баланса?

12. Что такое радиационный баланс, для чего он используется в гидрологии болот?

13. Как изменяется альбедо на болотах, от каких факторов оно зависит?

14. Гидрологические ряды наблюдений, их статистическая оценка и методы удлинений.

15. Что такое обеспеченность гидрологической величины, какими параметрами она характеризуется?

16. Методы построения кривой обеспеченности.

17. Связь между обеспеченностью и повторяемостью.

Торф, слагающий торфяную залежь, неоднороден по физическим свойствам даже в пределах одного болотного микроландшафта как по площади, так и по глубине. Торф представляет собой трехфазную систему, состоящую из разной степени разложившихся растений, живых и мертвых организмов, воды и воздуха, в составе которого находятся пары воды, CO2, NH3 и др. Основу твёрдого скелета торфа составляют неразложившиеся остатки травянистых растений, коры деревьев и кустарников.

Структура торфа изменяется в зависимости от степени разложения торфа. Наибольшей связностью характеризуются самые верхние, приповерхностные слои торфяной залежи. Торфу свойственна значительная анизотропность: размеры и форма пор зависят от направления. Влияние анизотропности сказывается на водопроницаемости торфа в горизонтальном и вертикальном направлениях.

Верхний («деятельный») слой верхового торфа (5–20 см) состоит из вертикальных стебельков живого мха, корней травянистых растений и кустарничков. Он характеризуется крупными размерами пор (до 0,5 см), под ним залегает несколько уплотнённый, растительный не разложившийся материал слоем до 15 см. Далее залегает более уплотненная растительная масса, подвергшаяся слабой степени разложения, ниже залегает торф.

Структура торфа зависит от ботанического состава и степени разложения, определяющей дисперсность торфа. Ботанический состав торфа зависит от растений – торфообразователей. Используемое понятие вид торфа характеризуется достаточно постоянным сочетанием преобладающих остатков отдельных видов растений, отражающих исходные растительные ассоциации.

Степень разложения торфа вместе с его ботаническим составом определяет его основные водные свойства: влажность, влагоёмкость, водоотдачу, капиллярность, водопроницаемость. Максимальной степенью разложения характеризуются древесные торфа, она достигает 70–80%, составляя в среднем 50%. Они образуются в условиях пониженной влажности верхнего слоя торфа или при периодическом увлажнении и высыхании залежи. Травяные торфа имеют среднюю степень разложения 35–45%; моховые торфа, в зависимости от увлажненности среды при образовании торфа, имеют степень разложения от 5 до 30%. По группам торфа степень разложения убывает в следующем порядке: древесные, древесно-травяные, древесно-моховые, травяные, травяно-моховые и моховые.

Зольность торфа является важнейшим показателем при добыче торфа на топливо и использовании его в земледелии. Гидрологическое значение зольности торфа невелико. Под зольностью торфа понимают отношение веса минеральных веществ, содержащихся в торфе, к полному весу твёрдой части, выраженной в процентах. В таблице 4 приведены её значения для разных групп торфа.

Тип растительности Зольность субстрата. % от веса твёрдой фазы Кислотность, рН Кислотность торфа, выражаемая величиной рН, в гидрологическом отношении необходима при оценке качества болотных вод, она изменяется в пределах 3,5–7,5 для разных видов торфа. Высокой кислотностью отличаются верховые болота, на многих низинных болотах она не превышает рН 4–5.

Как у любой другой почвы (грунта) физические свойства торфа включают в себя понятия плотность, пористость и др.

Плотность торфа – масса твёрдой фазы, отнесенная к её объёму:

где – плотность торфа; М – масса твёрдой фазы; V0 – объём твёрдой фазы.

Объёмная масса – масса почвы, отнесенная к объёму почвы вместе с порами, заполненными водой и воздухом:

где – объёмная масса, г/см3; М – масса почвы; V – объём почвы с порами, заполненными водой и воздухом.

Пористость (скважность) – суммарный объём пор между частицами твёрдой фазы почвы в единице её объёма:

где Р – общая пористость, %.

Пористость рыхлого грунта зависит от размера и формы слагающих его частиц, от взаимного расположения частиц, при уплотнении пористости уменьшается. С пористостью тесно связана водопроницаемость грунта (см. ниже).

Вода в верхних слоях торфа может перемещаться в жидком виде и в форме пара. Поток пара (диффузия) может быть только в порах и пустотах, не заполненных жидкой водой – свободных парах, общий их объём называют свободной пористостью.

Вода в жидком виде передвигается между стеблями растений под влиянием силы тяжести (фильтрационное движение) или под влиянием сил поверхностного натяжения (капиллярное движение), а также в стеблях живых растений в результате их биологической деятельности.

Воду, находящуюся в порах живых и отмерших растений принято называть внутриклеточной влагой, максимальный объём её – внутриклеточной влагоёмкостью. В порах между стеблями растений – торфообразователей содержится грунтовая вода и при неполном насыщении – капиллярная вода. Грунтовая вода подчиняется закону силы тяжести, гидростатическое давление в ней выше атмосферного, благодаря чему она свободно вытекает из искусственных разрезов.

Грунтовая вода существует благодаря наличию в основании её водоупора (абсолютного или относительного), иначе она вытекла бы в подстилающие геологические породы.

Над уровнем грунтовой воды располагается капиллярная кайма, вода в которой заполняет капиллярные поры. Гидростатическое давление в ней меньше атмосферного. Вода капиллярной зоны, заполняющая наиболее крупные поры, движется в том же направлении вместе с грунтовой водой. Зону капиллярной каймы называют зоной неполного насыщения в отличие от грунтовых вод, представляющих зону полного насыщения.

Характеристика водных свойств торфа ниже дана для свободной и связанной воды.

2.2. Свободная вода в торфяной залежи Свободная вода, подчиняющаяся закону всемирного тяготения, которая может стекать по уклону, встречается на болотах в виде рек, речек, ручьев, озер и озерков; водных линз, жил и крупных пор внутри торфяной залежи, а также временных скоплений на поверхности болота и слабопроницаемом слое торфа в виде верховодки после снеготаяния, обильных осадков и разливов рек.

Торф имеет пористую структуру с различными размерами и формой пор. Пористость – один из основных показателей свободной воды в торфе. Водные свойства торфа, как и любой почвы, характеризуют помимо пористости следующие показатели: влажность, влагоёмкость, водопроницаемость и водоотдача.

Влажность почвы – количество воды, находящейся в данный момент в почве, выраженное в весовых или объемных процентах.

Водопроницаемость – свойство почвы принимать и пропускать через себя воду; определяется коэффициентом фильтрации почвы (скорость движения грунтовой воды при градиенте, равном единице).

Влагоёмкость – способность почвы поглощать и удерживать максимальное количество воды, соответствующее в каждый момент времени воздействию на нее внешних сил; подразделяется на следующие виды:

– полная влагоёмкость (ПВ) – количество влаги, удерживаемое почвой в состоянии полного насыщения при заполнении всех пор водой. Полная влагоёмкость меньше пористости на величину «защемленного» водой воздуха, который занимает 1–5% пор;

– капиллярная влагоёмкость (КВ) – количество воды, удерживаемое почвой в капиллярно-подпертом состоянии;

– наименьшая влагоёмкость (НВ) – максимальное количество влаги, удерживаемое почвой в условиях свободного оттока в равновесно-подвешенном состоянии (когда глубина залегания уровней грунтовых вод больше высоты капиллярного поднятия);

– предельная полевая влагоёмкость (ППВ) – наибольшее количество воды, удерживаемое почвой в равновесном состоянии, при наличии подпора со стороны грунтовых вод, ППВ – практически равна КВ.

Все влагоёмкости оценивают в процентах от объема или от ПВ.

При использовании торфяных почв для выращивания сельскохозяйственных растений необходимо располагать сведениями о сосущей силе почвы, влажности завядания растений и разрыва капилляров.

Сосущая сила почвы – свойство почвы присоединять и удерживать в себе влагу при соприкосновении с водой. Величина сосущей силы почвы выражается в атмосферах и сантиметрах водяного столба и колеблется соответственно при полном насыщении влагой и в сухой почве от нуля до 104 атмосфер.

Влажность завядания – степень увлажненности почвы, при которой начинается устойчивое завядание растений. На основании данных влажности завядания и общего содержания влаги вычисляются запасы продуктивной влаги в почве или влаги, идущей непосредственно на формирование урожая. Объём продуктивной воды вычисляется по формуле:

где W – запасы продуктивной воды, мм; об – объемная масса почвы, г/см3;

h – мощность слоя почвы, для которого рассчитываются запасы продуктивной влаги, см; в – влажность почвы, % сухой массы; з – влажность завядания, % сухой массы.

Влажность разрыва капиллярной связи – влажность почвы, лежащая в интервале между наименьшей влагоёмкостью и влажностью завядания, при которой подвижность влаги к испаряющей поверхности резко снижается. Выражается в процентах от веса или объёма почвы.

Полная влагоёмкость сфагнового очеса на разных микроландшафтах, по К.Е. Иванову, изменяется от 2,7 до 19,5 весовых единиц.

Влагоёмкость сфагнума на грядах, кочках и западинах составляет в среднем 18,2 весовых процента, на облесенных болотах из-за наличия зелёного мха она меньше. Полная влагоёмкость торфов понижается при повышении степени их разложения.

Водоотдача – свойство почвы отдавать гравитационную воду путем стекания. Максимальная величина водоотдачи При неглубоком залегании уровней грунтовых вод, как это имеет место на болотах естественных и осушаемых для земледелия, Выражают её в % от объёма, где Wп – полная влагоёмкость, Wн – наименьшая влагоёмкость, Wпп – предельная полевая влагоёмкость.

2.2.1. Водопроницаемость и коэффициент фильтрации Водопроницаемость грунта зависит от пористости, наличия крупных пор и пустот. К хорошо водопроницаемым грунтам относятся трещиноватые скальные породы – гравий, галечник, крупнозернистые пески, к средне- (полу-) проницаемым относят суглинки, заиленные супеси и мелкозернистые пески, к водонепроницаемым – тяжёлые суглинки и глины. Часто последние относят к водоупорам, хотя и они проницаемы, когда вода находится под напором. Показателем водопроницаемости является коэффициент фильтрации.

Скорость фильтрации по формуле Дарси где l – градиент (уклон) потока, k – коэффициент фильтрации.

В таблице 5 приведены значения коэффициентов фильтрации верхнего деятельного горизонта для разных микроландшафтов при средней высоте гряд в грядово-мочажинном комплексе 22–23 см.

Коэффициенты фильтрации торфа на различной глубине Величина коэффициента фильтрации зависит главным образом от количества крупных пор, активной пористости, которая связана с плотностью сложения торфа. В верхних слоях сфагнового очеса на верховых болотах он может достигать величины 1 м/с и более.

Поэтому выпадающие на болото осадки быстро просачиваются до верхней границы капиллярной каймы, вызывая капиллярный сброс – переход части капиллярной воды в нижней её зоне в грунтовые воды.

Подъём уровня грунтовой воды начинается сразу же после дождя.

Согласно В.В. Романову, коэффициент фильтрации равен где – плотность жидкости (воды), Ko – проницаемость порового пространства при неизменности пор, – коэффициент динамической вязкости жидкости.

Коэффициент кинематической вязкости () – есть отношение динамической вязкости и плотности воды где – коэффициент динамической вязкости жидкости, он выражает силу трения, приходящуюся на единицу поверхности соприкосновения двух слоев воды, скользящим один по другому; – плотность воды, = 102 кгс2/м2 при температуре 4°С. Плотность воды мало зависит от температуры (несколько понижается с увеличением температуры), поэтому при расчетах её изменением обычно пренебрегают. Значения в зависимости от температуры t:

Коэффициент фильтрации очеса быстро уменьшается с глубиной вследствие уменьшения радиуса наиболее крупных пор, и на нижней границе деятельного слоя он в тысячи раз меньше, чем в верхних слоях.

Поскольку на отрицательных, особенно сильно обводненных элементах микрорельефа, например в сфагново-пушицевых и сфагновошейхцериевых мочажинах, плотность очеса закономерно изменяется во времени (наблюдается осадка при понижении уровня грунтовой воды летом), величина коэффициента фильтрации также меняется во времени. Наибольшие значения коэффициента фильтрации наблюдаются при максимальном увлажнении и наименьшие – в засушливые периоды. Уменьшение влажности деятельного слоя на 5% может вызвать уменьшение коэффициента фильтрации в 2–8 раз, если только это уменьшение будет идти за счет наиболее крупных пор.

Коэффициенты фильтрации верховых торфов за пределами деятельного слоя крайне малы и для сильноразложившихся торфов доходят до величины порядка 10–5–10–6 см/с.

Для болотных микроландшафтов К.Е. Ивановым получена довольно простая эмпирическая зависимость где kz – коэффициент фильтрации в слое z от поверхности мохового покрова; А и m – коэффициенты, зависящие от типа болотного микроландшафта.

Для слоя 3–8 см зон фильтрационного стекания значения А колеблятся от 350 (осоковые микроландшафты до 2290–3670 (сфагновики), m соответственно от 3,4 до 2,4–3,0; для зоны полуповерхностного стекания А = 150–3670, m = 0,4–2,7. При таком варьировании значений постоянных коэффициентов фильтрационные свойства формулой можно оценить лишь приближенно.

Из-за низких значений коэффициента фильтрации основная масса торфяной залежи выпуклых массивов практически не принимает участия в водообмене с окружающей средой.

По данным А.Ф. Печкурова, коэффициент фильтрации низинных болот уменьшается с глубиной. Так, например, для осоково-гипнового торфа со степенью разложения 45–55% коэффициент фильтрации в слое до глубины 50 см равняется 0,0031 см/с, от 50 до 100 см – 0,0004 см/с, от 100 до 150 см – 0,00006 см/с. Для осокового торфа соответствующие величины будут 0,0012, 0,00070 и 0,00053 см/с.

По К.Е. Иванову, средние значения коэффициента фильтрации низинных торфов следующие:

– слаборазложившийся низинный торф кср 5 · 10–3 см/с, с пределами 2 · 10–3 –1 · 10–2 см/с.

– среднеразложившийся низинный торф кср 8 · 10–4 см/с, с пределами 2 · 10–4 –3 · 10–3 см/с.

Для сильноразложившегося низинного торфа коэффициент фильтрации значительно ниже.

(В книге наряду с рекомендуемыми размерностями величин (например, см/с) используются нерекомендуемые (м/сут), связано это с тем, что в практической гидрологии они более распространены и более доступны, как например, кубические футы (вместо м3) или дюймы/с в американской литературе. (Напомним также, что недавняя попытка применения в быту паскалей вместо миллиметров ртутного столба для измерения давления провалилась).

Коэффициент фильтрации торфа зависит от степени дисперсности твёрдой фазы и влагонасыщенности слоев торфа. С ростом мелких фракций, с увеличением степени разложения и одновременным увеличением поверхности раздела воды и твёрдой фазы, коэффициент фильтрации уменьшается, в широких пределах: от 0,0П до 0,00000П, см/с, где П – любое простое число от 1 до 9. Влияние ботанического состава торфа и его зольности на к невелико.

Осредненные значения коэффициента фильтрации неосушаемых торфов характеризуются следующими цифрами (табл. 6).

Коэффициент фильтрации верхних слоев торфа, см/с Тип торфа и степень его разложения Среднее значение Пределы изменения гипново-осоковый, осоковый, осоково-сфагновый Коэффициент фильтрации торфа изменяется при изменении внешнего давления на твёрдую фазу торфа и количеством заключенной в частицах торфа неподвижной влаги, что происходит при осушении болот.

Коэффициент фильтрации зависит от степени разложения торфа, уменьшаясь с повышения степени разложения. Существенное изменение коэффициента фильтрации в вертикальном направлении происходит только при смене вида торфа в залежи. На рис. 5 приведена эта зависимость, обобщенная К.Е. Ивановым.

Обобщенные данные о коэффициенте фильтрации целинных торфяных залежей в зависимости о степени разложения, по К.П. Лундину (1959 г.) приведены в таблице 7.

Значения коэффициента фильтрации (м/сут) для низинных и верховых торфяных залежей разной степени разложения Торфяным грунтам свойственна анизотропия: коэффициенты фильтрации в вертикальном и горизонтальном направлениях у верховых из-за неоднородности по степени разложения 30–35 и более. Максимальной анизотропией из низинных торфов отличается тростниковый торф, что связано у остальных торфов kx и kу редко различаРис. 5. Зависимость коэффиются более чем в 2–5 раз. После осушения циентов фильтрации торфа в естественных залежах ненарушенной структуры По данным В.В. Шаблинского (1971), от степени его разложения:

сфагновые и гипновые торфы легче пропускривая осредненных знакают воду в горизонтальном направлении, чений коэффициента фильчем в вертикальном, торфы с большим содертрации, 2 – линия предельжанием остатков тростника и хвоща лучше ных отклонений значений коэффициентов фильтрации при естественной вариации Соотношение между коэффициентами их значений фильтрации в горизонтальном kx и вертикальном kу направлениях, т.е. kx/kу для разных торфов:

Движение воды на верховых болотах происходит, таким образом, преимущественно в горизонтальном направлении, на низинных болотах – в вертикальном и горизонтальном направлениях.

При фильтрационных расчетах переход к изотропной среде осуществляется путем определения k по формуле Согласно недавней публикации, расчетное значение k рекомендуется определять по формуле Для многослойных грунтов средневзвешенное значение водопроницаемости в горизонтальном направлении определяют по формуле где k1, k2…kn – коэффициенты фильтрации в горизонтальном направлении для слоев толщиной m1, m2…mn;

в вертикальном направлении Хорошо разложившийся плотный торф оказывает большое сопротивление движению воды. В его процессе изменяется коэффициент фильтрации больше, чем у слаборазложившегося, волокнистого торфа (табл. 8).

Изменение коэффициента фильтрации разных торфов при движении воды Осоковый:

Сфагновый:

В качестве примера по водно-физическим свойствам торфяной залежи приведем результаты исследований на низинном болоте Щеголево в Смоленской области, которое занимает озерную низину краевой зоны валдайского оледенения. Торфяная залежь мощностью до 2–4 м сложена в основном древесно-осоковым торфом. Степень разложения органического вещества торфа колеблется от 30–64%, а на глубине 1,5 м до 15–24%. Зольность торфа по профилю залежи уменьшается от 12–30% до 8–10%. Только в придонных слоях она составляет 25–50%.

Торфяная залежь подстилается озерными глинами и илистыми мелкозернистыми песками. Болото никогда не осушалось.

Коэффициент фильтрации по глубине однородной залежи изменяется. В пределах одного и того же горизонта коэффициенты фильтрации варьируют в широких пределах: разница между минимальными и максимальными значениями составляет 4,5–40 раз, что вполне объяснимо структурной неоднородностью торфа.

Неоднородность торфяных грунтов, определяющаяся различием по глубине вида торфа, степени его разложения, плотности и т.п., поразному отражается на водопроницаемости. Распространены залежи, характеризующиеся уменьшением коэффициентов фильтрации с глубиной. Максимальные значения k – в верхнем слое торфа, где они иногда достигают 50 и более м/сут., минимальные – на контакте с подстилающей породой в заглинизированном пограничном горизонте или в отдельных, сильно разложившихся прослоях торфа.

На рис. 6. приведены типичные кривые водопроницаемости, полученные с помощью пьезометров и откачки из скважин.

Рис. 6. Изменение коэффициента фильтрации торфов низинных болот по глубине залежи. Болота: 1 – Олех; 2 – Кальское (оба в Мещере); 3 – Зубриха;

По макроструктуре, характеризующей водопроницаемость, торфяные залежи Н.В. Чураевым (1961) разделены на 4 типа: 1) однородные; 2) с аномальными фильтрационными горизонтами (отдельные прослои повышенной водопроницаемости, так называемые водные жилы); 3) с относительно водоупорными прослоями; 4) со слоями различной проницаемости. На низинных болотах распространены преимущественно 1 и 4 типы.

Из низинных неосушенных торфов наиболее проницаемы тростниковые (до 50 м/сут), древесные и древесно-травяные (до 2–10 м/сут), наименее – гипновые (до 0,8–5 м/сут).

Изменение коэффициента фильтрации по глубине залежи можно вычислить, зная его на глубине 0,5 м, по уравнению где k – коэффициент фильтрации на глубине z в м, e – число Непера.

За исходную глубину была принята z = 0,5 м, так как при z < 0, трудно определить к в полевых условиях из-за рыхлости и неустойчивости торфа.

На осоково-гипновом болоте в пойме р. Яхромы на одной и той же глубине в пределах одного микроландшафта на площади 10 га коэффициенты фильтрации различались в 22 раза, на болоте в пойме р. Белой (правого притока р. Пры в Мещере) – в 70 раз, при этом предельные значения отличались от средних в 5–15 раз.

На низинном болоте в пойме реки Яхромы (Московская область) были выполнены массовые определения коэффициента фильтрации на четырех площадках по створу поперек центрального тальвега на расстояниях 50, 250, 450 и 650 м от границы нулевой залежи.

Средние значения коэффициентов фильтрации получены соответственно 0,80; 1,32; 2,08 и 2,33 м/сут. Детерминированная неоднородность вызвана уменьшением зольности торфа с удалением от склона.

Статистический анализ показал, что распределение коэффициентов фильтрации не подчиняется закону нормального распределения Гаусса, гистограммы распределения имеют резко выраженную левую ассиметрию: количество малых значений превалирует над большими.

Ближе всего экспериментальные данные аппроксимируются кривой логнормального распределения (рис. 7, 8).

Поэтому оценку водопроницаемости как случайной величины нельзя ограничивать только средним значением коэффициента фильтрации, которое не будет наиболее вероятным. Устанавливают доверительные пределы к, исходя из логнормального закона распределения.

Поэтому количество определений к для одной литологической разности или типа залежи должно быть не менее 30–50 для получения материалов с доверительной вероятностью 90–95%.

Частота, % Рис. 7. Гистограмма распределения лога- Рис. 8. Кривая обеспеченности lg10к рифмов коэффициентов фильтрации по результатам 100 измерений на низинном болоте в Мещёре:

1 – фактическая кривая;

2 – теоретическая кривая распределения Поэтому оценку водопроницаемости как случайной величины нельзя ограничивать только средним значением коэффициента фильтрации, которое не будет наиболее вероятным. Устанавливают доверительные пределы k, исходя из логнормального закона распределения.

Поэтому количество определений к для одной литологической разности или типа залежи должно быть не менее 30–50 для получения материалов с доверительной вероятностью 90–95%.

После осушения низинных болот коэффициент фильтрации, как правило, судя по литературе, уменьшается. Но есть и другие данные.

На болотном стационаре Щеголево в Смоленской области с низинным торфом, были проведены через 22 года после осушения болота повторные измерения коэффициента фильтрации в слое 0,3–0,9 м, которые свидетельствуют о повышении его во времени.

Водопроницаемость древесного и древесно-осокового торфа за это время повысилась в среднем в 1,3–5,9 раза. Причем коэффициент фильтрации увеличился как в слое 35–80 см (об этом сообщал ранее Л.В. Гетов), так и в более глубоких слоях 80–120 см. Водопроницаемость древесно-тростникового торфа с высокими исходными показателями 16,2 м3/сут незначительно уменьшилась – на 10%.

На болоте Кальское в Мещере с древесно-осоковым торфом коэффициент фильтрации также увеличился во времени за 41 год в 1,25–1,58 раза.

При использовании торфяной почвы после осушения болот вариабильность коэффициентов фильтрации возрастает: если в первые 10–20 лет после осушения минимальные значения к отличались от максимальных в 9,6–23,1 раза, то через 40 лет – в 17,3–57 раз. Следовательно, в осушенной толще торфа параллельно идут процессы, направленные и на уменьшение водопроницаемости, и на ее увеличение.

При изучении грунтовых потоков помимо коэффициентов фильтрации к и водоотдачи используют производные из них коэффициенты уровнепроводности а и водопроводимости Т. Коэффициент уровнепроводности (для напорных вод – пьезопроводности) равен числитель в этой формуле – коэффициент водопроводимости где m – мощность водоносного пласта.

Коэффициент уровнепроводности характеризует скорость перераспределения напоров воды в пласте при неустановившейся фильтрации, коэффициент водопроводимости – способность водоносного пласта мощностью (толщиной) m и шириной 1 м пропускать воду в единицу времени при напорном градиенте равном единице, его размерность м2/сут. По величине Т сразу можно судить о целесообразности водозабора из данного водоносного горизонта (при Т < 100 м2/сут нецелесообразно, так как дебиты скважин будут незначительные) и применения вертикального дренажа. Перечисленные коэффициенты k,, а, Т называют гидрогеологическими параметрами.

Большая часть воды, находящейся в торфяной залежи, находится в связанном состоянии, она входит в состав твёрдого вещества, удерживается в составе твёрдой фазы, не подчиняется законам гравитации и не вытекает из торфа.

Связанная с торфяной массой вода подразделяется на:

а) капиллярную – в узких канальцах, образованных частицами торфа; она передвигается силами поверхностного натяжения; эта вода удаляется из торфяной массы пyтeм суммарного испарения;

б) коллоидальную, которая состоит из смеси воды и мельчайших частиц торфа; удаляется из торфа путем высушивания;

в) осмотическую, содержится внутри неpaзpyшившихся растительных клеток, может быть удалена только после разрушения оболочек этих клеток путем химического воздействия, и г) гидратную, входящую в вещество торфа в качестве химической составной части.

Применительно к торфу выделяют для оценки связанной воды молекулярную, осмотическую и капиллярную влагоёмкости.

Молекулярная влагоёмкость характеризуется количеством воды, которое может удерживаться торфом в состоянии пленочной влаги, когда поры и пустоты в торфе не заполнены водой, эта вода находится под действием сил поверхностного натяжения.

Осмотическая влагоёмкость – максимальное количество воды, которое удерживается в торфе клетками растений – торфообразователей. Эта вода содержится в живых и мёртвых клетках не разложившихся остатков растений. Осмотическая влагоёмкость для верхнего (2–20 см) слоя торфа на грядово-мочажинном микрорельефе составляет 12–48% от объёма.

Молекулярная и осмотическая влагоёмкости зависят от степени дисперсности торфа и его ботанического состава зольности и степени разложения.

В.В. Романов отмечает, что высокая гигроскопичность деятельного слоя торфа объясняется главным образом гигроскопичностью вещества в клетках растений. Влагоёмкость этого слоя он разделяет на внутриклеточную, которая зависит от состава растительности, ее уплотнения и степени разложения, и капиллярную (зависит от размера пор между стеблями живых и отмерших растений). Распределение капиллярной влаги над уровнем грунтовых вод описывается гиперболической функцией. При залегании грунтовой воды на глубине, равной высоте капиллярного поднятия или несколько превышающей ее, существенная доля бокового стока приходится на сток воды в пределах капиллярной каймы.

Неподвижную воду в торфе составляет так называемая иммобилизованная вода, к которой относится внутриклеточная вода, заполняющая клеточные полости неполностью разложившихся растений, и вода, заключенная в замкнутых и тупиковых порах и в очень тонких агрегатах твёрдого вещества.

Чем больше степень разложения и зольность, тем меньше его влагоёмкость.

2.3.1. Капиллярная влагоёмкость и водоотдача Как водопроницаемость и коэффициент фильтрации наиболее полно характеризуют зону насыщения пор водою, так капиллярная влагоёмкость и водоотдача характеризуют зону неполного насыщения, или зону аэрации, расположенную между уровнем грунтовых вод и поверхностью земли. Вместе с колебанием уровня грунтовых вод изменяется мощнось зоны аэрации. На болотах до осушения мощность её редко превышает 0,5–0,7 м, после осушения она достигает 1,5–2,0 м.

В этой зоне распространена парообразная, гигроскопическая, пленочная, капиллярная, гравитационная и твёрдая вода (лёд).

Зона аэрации является связующим звеном грунтовых вод с поверхностными водами, в ней размещаются капиллярные воды, участвующие в фильтрационном потоке.

Капиллярность – способность жидкости подниматься или опускаться в трубах (порах) малого диаметра под действием сил поверхностного натяжения.

Как известно из физики, под вогнутом мениском, образующимся за счёт смачивания стенок капилляра, создается давление Р, которое меньше давления над плоской поверхностью Ро, эта разность где – поверхностное натяжение, дн/см, R – радиус кривой давления.

Разность давления (формула 36) называется отрицательным давлением, которое как бы вдалбливает воду в капилляр, заставляя её подниматься до тех пор, пока это давление не уравновесится весом столба воды в капилляре. Высота капиллярного поднятия зависит от поверхностного натяжения мениска и плотности жидкости, чем меньше радиус пор, тем больше высота капиллярного поднятия.

Влага, поднимающаяся по почвенным капиллярам от поверхности грунтовых вод, используется растениями, являясь дополнительным источником их водного питания в засушливые периоды. Вместе с тем, при наличии минерализованных грунтовых вод, что нередко встречается в степных районах даже на болотах, поступающая в капилляры вода, испараясь с поверхности почвы и транспирируемая растениями, оставляет растворенные в ней соли, вызывая засоление почвы.

В первом случае капиллярность – благо, во втором – наносит вред.

В зоне избыточного увлажнения капиллярная влага нередко вызывает переувлажнение тяжёлых почв, вызывая необходимость применения специальных мелиоративных и агротехнических приемов, направленных на нарушение капиллярной связи почвы с подстилающими грунтами.

Высота капиллярного поднятия Нк (см) для разных грунтов характеризуется следующими цифрами (см):

Высота капиллярного поднятия в торфе изменяется от 20 см в моховом очесе до 50 см в верховом торфе и до 0,8–2,5 м в низинном торфе.

По данным В.В. Романова, в сфагновом очесе подъем воды по капиллярам происходит с разной интенсивностью и только до высоты 20–26 см над уровнем грунтовых вод. Количество поднимаемой воды qh на разную высоту h оценивается ориентировочно следующими величинами:

Как видно из приведенных данных, характерной чертой сфагнового очеса является то, что почти до самой верхней границы капиллярной зоны капиллярные расходы весьма велики.

Капиллярная влагоёмкость характеризует наибольшее количество воды, которое может удерживаться в капиллярах почвы (торфа) при существующем давлении на его твёрдую фазу. Эта вода находится под действием капиллярных сил и её объём зависит от подъёмной силы поверхностного натяжения менисков. Объем воды поднимающейся по капиллярам между твёрдыми частицами, и высота подъёма капиллярной влаги зависят от размеров пор и формы твёрдых частиц. Различают крупные и мелкие поры.

Капиллярная влагоёмкость изменяется по глубине зоны неполного насыщения: на уровне грунтовых вод Wк = Wп, в границах зоны капиллярного поднятия Wпп < Wк < Wп, выше её Wк < Wпп. Для любого горизонта однородной почвы в пределах высоты капиллярного поднятия капиллярная влагоёмкость может быть вычислена по формуле С.Ф. Аверьянова:

где h – превышение слоя почвы над уровнем грунтовых вод; Wo – влажность, при которой начинается интенсивное движение влаги (Wо Wпп).

При одной и той же капиллярной влагоёмкости соответствующая ей влажность торфа над уровнем грунтовых вод максимальная, с подъмом к поверхности она уменьшается, так как часть воды вытекает под действием силы тяжести из крупных пор. Капиллярная влагоёмкость является функцией глубины залегания уровней грунтовых (болотных) вод и изменяется при изменении размеров пор по высоте.

Капиллярная влагоёмкость, в соответствии с исследованиями В.В. Романова, по профилю торфа над уровнем грунтовых вод повторяет кривую распределения пор по их радиусам. В зависимости от размеров пор, капиллярная влагоёмкость сфагнового торфа в разных образцах варьировала над уровнем грунтовых вод в следующих пределах (в процентах):

С глубиной от верхних горизонтов к нижним, особенно при малой степени разложения торфа, увеличиваются капиллярная и осмотическая влагоёмкости.

Для низинного болота капиллярная влагоёмкость в сравнении с содержанием сухого вещества и внутриклеточной влагоёмкостью охарактеризована в таблице 9.

Степень разложения торфа, Содержание Капиллярная Внутриклеточная Капиллярная влагоёмкость низинного торфа примерно в три раза меньше внутриклеточной влагоёмкости.

Капиллярная влагоёмкость сфагнового очеса с уровнем грунтовых вод связана следующей зависимостью:

где hк – высота над уровнем грунтовых вод, а – коэффициент, изменяющийся по интервалам высоты от 20 до 250, m = 0,5–2,6 – параметр кривой распределения капиллярной влаги.

Зона капиллярной каймы характерна уменьшением содержания влаги с удалением от уровня грунтовых вод. Кривая зависимости влажности в зоне аэрации имеет характерный резкий перелом на высоте над уровнем грунтовых вод близкой к высоте капиллярного поднятия.

В естественных условиях точка перегибва может быть понижена под влиянием интенсивного расходования влаги корневой системой растений, когда поступление влаги по капиллярам лимитирует расход её на суммарное испарение. Поэтому иногда наряду с полной высотой капиллярного поднятия используют понятие высоты интенсивного капиллярного поднятия.

Имеется понятие равновесной кривой распределения влаги по профилю грунта. Получают ее сразу же после интенсивного дождя или путем насыщения монолитов, из которых обеспечивает стекание гравитационной влаги (см. рис. 44).

Исследования В.В. Романова капиллярных свойств деятельного слоя верховых болот позволили сделать следующие выводы:

– В деятельном слое верховых болот внешняя поверхность стеблей растений невелика, а соответственно и количество физически адсорбированной воды на этой поверхности также невелико.

– Влагоёмкость деятельного слоя разделяется на внутриклеточную и капиллярную. Величина внутриклеточной влагоёмкости зависит от состава растительности, её уплотнения и степени разложения. Величина капиллярной влагоёмкости зависит от размера пор между стеблями растений.

– По кривой распределения капиллярной влаги может быть вычислена кривая распределения пор по размерам.

Следует отметить, что скорость расходования влаги болотом на испарение с него часто лимитируется капиллярными свойствами деятельного слоя. От капиллярных свойств зависит также скорость промерзания и физические свойства промерзшего слоя болот.

Деление свойств грунта на фильтрационные и капиллярные весьма условно, так как они зависят от одних и тех же свойств грунта, а именно – от количества пор различного размера, и поэтому тесно связаны друг с другом. Величина коэффициента фильтрации зависит от площади живого сечения всех и в первую очередь наиболее крупных пор, максимальная же высота капиллярного поднятия – от радиуса наиболее мелких пор. Величины живого сечения крупных пор и радиусов наиболее мелких пор находятся в лучшем случае в не очень тесной коррелятивной связи.

Выводы В.В. Романова, проводящего многочисленные опыты, по влиянию капиллярной каймы, сводятся к следующим:

– Как бы ни было велико суммарное испарение, оно при постоянном уровне грунтовых вод не сможет понизить верхнюю границу капиллярной зоны более чем на несколько миллиметров, так как расход воды компенсирует капиллярным притоком.

– По той же причине даже интенсивное испарение не может вызвать заметное перераспределение влажности в капиллярной зоне, а следовательно, в этих условиях кривая распределения влаги над уровнем грунтовых вод будет мало отличаться от равновесной кривой распределения.

– Расход воды на испарение на верхней границе капиллярной зоны будет немедленно вызывать снижение уровня грунтовой воды.

– Если корни болотных растений достигают хотя бы верхней границы капиллярной зоны, растения будут полностью обеспечены влагой. Однако даже небольшое понижение уровня грунтовой воды, а соответственно и верхней границы капиллярной каймы ниже зоны обитания корней, вызовет сразу резкое ухудшение водообеспечения растений из-за отсутствия доступной для них влаги. Из этого следует, что болотные растения, корни которых распространяются лишь в поверхностных слоях очеса (вереск, кассандра, подбел и др.), ежегодно будут попадать в условия отсутствия капиллярной влаги, т.е. в условия засухи. Очевидно именно этим и объясняется ксерофитный характер ряда болотных кустарничков.

При решении практических задач гидрологии болот не возникает необходимость раздельного учёта названных влагоёмкостей (молекулярной, осмотической и капиллярной) так как имеется интегральный показатель – водоотдача торфа.

Водоотдача. Под водоотдачей торфа понимают его способность отдавать гравитационную и капиллярную воду при понижении уровня грунтовых вод. Поэтому важно знать, до какого предела влажности будет происходить сброс воды при дренировании почвы. Наиболее распространены для определения водоотдачи (общие формулы 22 и 23).

Уравнение 22 наиболее распространено в литературе по почвоведению, получаемая по нему водоотдача реальна только для условий глубокого понижения уровней грунтовых вод.

Формула 23 действительна для условий, когда глубина залегания грунтовых вод Z < Нк, что характерно для болот и большинства осушаемых территорий (здесь Нк – высота капиллярного поднятия). Рассчитанное по этому уравнению значение меньше, чем по формуле 22.

При подъёме грунтовых вод вместо понятия водоотдача используется недостаток насыщения грунта, который несколько ниже. Он равен разности между полной влагоёмкости и естественной влажностью грунта перед началом инфильтрации. Выражается также в долях от единицы объёма.

Значения коэффициента водоотдачи для одних и тех же микроландшафтов, расположенных в разных регионах, практически совпадают. На рис. 9 приведены осредненные кривые послойных коэффициентов водоотдачи в зависимости от глубины грунтовых вод z для основных типов микроландшафтов.

Рис. 9. Изменение послойных коэффициентов водоотдачи z по глубине залегания уровней грунтовых вод z для эвтрофных (травяных и травяно-моховых) и олиготрофных микроландшафтов (по К.Е. Иванову): 1 – вейниково-осоково-тростниковый;

2 – осоково-тростниковый; 3 – тростниковый; 4 – осоково-гипновой; 5 – гипновоосоковый; 6 – гряды сфагново-кустарничково-пушициевые со сосной в грядово-мочажинных ландшафтах; 7 – сфагново-кустарничковый; 8 – сосново-сфагново-кустарничковый Для эвтрофных (травяных и моховых болот (кривые 1–5)) максимальные значения водоотдачи соответствуют глубине грунтовых вод z = 0–5 см. При дальнейшем понижении уровней они меняются мало и остаются преимущественно в пределах 0,08–0,15. На олиготрофных болотах (кривые 6–8 на рис. 9) зависимость водоотдачи от z более сложная, но максимальные значения наблюдаются при z = 0.

Суммарный коэффициент водоотдачи на осушаемых низинных болотах тесно связан с коэффициентом фильтрации следующим соотношением:

фильтрации торфа, см/с изменения значений Суммарная водоотдача после осушения уменьшается вследствие уплотнения и уменьшения размеров пор в торфе при понижении уровня грунтовых вод, ликвидации макропор и уменьшения пористости торфа. По многолетним наблюдениям, на осушаемых низинных болотах снижается в верхнем 30-см слое на 0,015–0,025% в год.

Величина const и зависит не только от вида и свойств грунта, но и от глубины понижения уровней грунтовых вод: с увеличением мощности осушаемого слоя она увеличивается, при малых значениях мощности она близка к нулю.

Значение текущей (удельной) водоотдачи грунта может быть вычислено по отдельным горизонтам над уровнем грунтовых вод как разность между Wп и Wк. Суммарная водоотдача может быть определена по формуле С.Ф. Аверьянова:

где о – влажность на высоте h над уровнем грунтовых вод при полном капиллярном насыщении почвы (при h = Нк o = Wп). Формула получена исходя из распределения влажности при капиллярном насыщении по параболической зависимости.

Для торфяных грунтов в практике получила широкое распространение формула А.И. Ивицкого для определения водоотдачи где k – коэффициент фильтрации торфяного слоя, м/сут; Н – толщина слоя (м), из которого происходит стекание воды (водоотдача).

Применяется также формула К.Я. Кожанова где k в м/сут, Н – мощность слоя, м.

На рис. 10 сопоставлена фактическая величина суммарной водоотдачи торфа на болоте Кальское, определенная путем насыщения монолитов с последующим обеспечением стока воды при поддержании уровня грунтовых вод у основания монолитов. Водоотдача близка к значениям, рассчитанным по формуле А.И. Ивицкого.

Рис. 10. Зависимость суммарного коэффициента водоотдачи от глубины опускания грунтовых вод: 1 – фактическая, Для определения водоотдачи всего деятельного слоя от уровня грунтовой воды до высоты h над ним В.В. Романовым предложена следующая формула:

где Wк.п. – содержание влаги в крупных полостях, h – величина понижения уровня грунтовой воды до уровня, при котором сбрасывается все воды из некапиллярных пор, а и m – параметры кривой капиллярной влаги. Формула применила только в торфах с однородными свойствами. Как видно из формулы, водоотдача каждого слоя и суммарная водоотдача тем больше, чем больше величины Wк.п., а, h, m.

Один из важнейших показателей капиллярной воды в торфе – влагопроводность – рассмотрен в следующей главе.

1. Основные параметры водно-физических свойств торфа.

2. Различие в понятиях свободная и связанная вода в торфе.

3. Что такое капиллярная кайма и её связь с гравитационной влагой?

4. Назовите основные влагоёмкости торфа и их примерные значения.

5. Физический смысл коэффициента фильтрации, примерные его значения по глубине торфяной залежи.

6. Связь водопроницаемости со степенью разложения торфа.

7. Как определяют расчетное значение водопроницаемости для многослойной толщи пород?

8. Основные гидрогеологические параметры, используемые при расчетах водообмена.

9. Зона аэрации и её участие в формировании потока влаги.

10. Капиллярная влагоёмкость и расчетные методы её определения.

11. Роль капиллярной влаги в жизнеобеспечении болотных растений.

12. Понятия о деятельном (активном) и инертном слоях торфяной 13. Что такое водоотдача? Примерные её значения и методы определения.

ГЛАВА 3. ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ

БОЛОТНЫХ МИКРОЛАНДАШФТОВ

Гидрологический режим – совокупность закономерно повторяющихся изменений состояния водного объекта, присущих ему и отличающих его от других водных объектов. Гидрологический режим болот проявляется в виде многолетних, сезонных и суточных колебаний уровней, расходов и температуры воды, промерзания и ледовых явлений, стока воды и наносов, гидрохимического состава растворенных веществ, русловых деформаций болотных рек и озер. Естественный гидрологический режим болот изменяется под воздействием водохозяйственной деятельности человека при осушении и освоении болот, гидротермического строительства и пр.

Гидрологический режим зависит от климатических факторов (осадки, испарение и др.) и физико-географических условий самого объекта и прилегающей к нему территории водосборного бассейна.

Для количественной оценки элементов гидрологического режима используют гидрологические характеристики, которые определяют на основе анализа материалов наблюдений за режимом уровней рек, озер, болот, водохранилищ за многолетний период. Основные характеристики водного режима связаны с осадками и стоком рек, который характеризует степень обводнённости территории, запасы водных ресурсов, глубины воды на судоходных водотоках и водоёмах, качество воды.

Гидрологический режим болот зависит от четырех основных факторов:

– геоморфологических условий, определяющих его водно-минеральное питание;

– геолого-гидрогеологических условий, от которых зависит взаимосвязь болотных вод с подземными водами, залегающими ниже дна болота и на его периферии;

– рельефа болота, влияющего на сток болотных вод и степень их проточности;

– растительности болота, от которой зависят условия стока и испарения воды.

В геоморфологическом отношении болота подразделяют на водораздельные (расположены в понижениях на водораздельных равнинах); склоновые (расположены на склонах плоских равнин); котловинные (расположены на водоразделах в глубоких бессточных или слабопроточных депрессиях рельефа); пойменные, подвергающиеся периодическим затоплениям речными водами в периоды половодья и паводков.

Пойменные болота подразделяют на болота центральной поймы, притеррасные (залегают в понижениях у склонов террас, не всегда затапливаются полыми водами, получают водно-минеральное питание со склонов) и болотные массивы староречий, представляющие собой постепенно заболачивающиеся водоёмы.

Геоморфологические условия определяют основной тип водного и минерального питания болот. Для водораздельных болот единственным источником водного питания являются атмосферные осадки, выпадающие на поверхность болота. На склоновых болотах плакорного залегания помимо атмосферных осадков в водно-минеральном питании принимают участие поверхностные воды, стекающие с прилегающих к болоту склонов, и подземные воды, протекащие транзитом под болотом от мест их формирования (обычно водоразделы) к местам разгрузки (реки, озера, болота).