книги из ГПНТБ / Шкинкис, Ц. Н. Проблемы гидрологии дренажа

Но влияние этих факторов, особенно t, на торфяных почвах выра­ жено несколько сильнее, чем на минеральных почвах. Так же как на минеральных почвах, изменение Е на торфяных почвах наиболее сильно сказывается на режиме формирования максимального дре­ нажного стока. В условиях атмосферного питания величина макси­ мальных модулей дренажного стока на торфяных почвах обычно не превышает 3 л/(с • га).

При определении расчетного дренажного стока для торфяных почв рекомендуется в принципе та же методика, что и для мине­ ральных почв (глава I). Однако для торфяных почв можно допу­ стить более продолжительную гидравлическую перегрузку дре­ нажа, принимая за расчетную 3%-ную обеспеченность максималь­ ных средних суточных модулей дренажного стока.

3. На торфяных почвах низинных болот, так же как на мине­ ральных почвах, интенсивность регулирования водного режима резко возрастает по мере уменьшения расстояний между дренами Е, а особенно по мере увеличения глубины закладки дрен t. Про­ должительность стояния уровней грунтовых вод в верхнем полу­ метровом слое в системах глубокого (1,4—1,5 м) систематического дренажа в среднем в 8—9 раз меньше, чем в системах среднеглу­ бокого (1,1—1,2 м) дренажа. Устойчивое освобождение этого слоя от гравитационных вод весной в первом случае происходит в сред­ нем на четыре-пять недель раньше, чем во втором случае.

Характерно, что на глубоких болотах, а также на мелких бо­ лотах со слабопроницаемым основанием увеличение t на 0,3— 0,4 м повышает интенсивность осушения больше, чем полтора-дву- кратное уменьшение Е.

4. С точки зрения сельскохозяйственного производства наибо­ лее целесообразно глубокое осушение торфяных почв глубоких болот, а также мелких болот со слабопроницаемым основанием с устойчивым понижением уровней грунтовых вод до глубины 1,2—1,3 м. Поскольку на этих болотах величина начального на­ пора составляет в среднем 0,3-—0,4 м, то даже глубокий (1,4— 1,5 м) систематический дренаж может понизить уровень грунто­ вых вод лишь до 1,0—1,1 м от поверхности земли. Более или менее устойчивое понижение уровней при этом дренаже является еще меньшим и не превышает 0,7—0,8 м. Таким образом, дренаж, заложенный на глубине 1,4—1,5 м, практически может обеспечи­ вать лишь относительно мелкое осушение. Это наблюдается еще

ипотому, что в период эксплуатации дренажа вследствие осадки

исработки торфа глубина дрен и, следовательно, интенсивность осушения со временем уменьшаются. По упомянутым причинам более целесообразна по возможности большая глубина закладки дрен. Однако реальные возможности заглубления дрен обуслов­

ливаются условиями механизации дренажного строительства, а также глубиной водоприемников и уровнем воды в них. Учиты­ вая эти обстоятельства, для осушения глубоких болот наиболее целесообразно применять дренаж глубиной 1,45—1,55 м. Такая средняя глубина осушительных дрен на этих болотах и принята

180

Глава IV

РОЛЬ д р е н а ж а в з и м н и й п е р и о д

1. Влажность почвы в зимний период

Из вышеприведенных данных о внутригодовом распре­ делении дренажного стока видно, что основная масса избыточных вод отводится дренажем в период весеннего половодья и зимой (см. табл. 10, 11, 12, 13). В отдельные годы зимний сток в Прибал­ тике небольшой. В эти периоды наблюдается также наиболее вы­ сокое и продолжительное затопление грунтовыми водами актив­ ного слоя почвы.

Вследствие интенсивного сброса дренажем избыточных грави­ тационных вод в зимний и зимне-весенний периоды происходит весьма активное регулирование режима уровней грунтовых вод, а также влажности почвы. Исследования режима влажности почвы, проводившиеся в течение многих лет, в основном охватывали лишь теплый вегетационный период, не уделяя должного внима­ ния режиму влажности в холодный период года. Начатые в по­ следнее время круглогодичные исследования режима влажности почв, а также изучение состояния почвы зимой, показывают, что режим влажности почвы в холодный период имеет очень важное гидрологическое значение. От него в значительной степени зависит водный режим почвы в последующий теплый период и, следова­ тельно, условия сельскохозяйственного производства [96, 112, 119, 166]. Установлено, что на сильно переувлажненных недренированных почвах в мерзлом слое в зимний период происходит накопле­ ние больших масс избыточных вод. В результате этого наблюда­ ется усиленное внутрипочвенное обледенение, а также вертикаль­ ные колебания верхних слоев почвы, вызванные образованием и последующим таянием внутрипочвенного льда. На интенсивно дренированных почвах эти явления выражены значительно слабее.

Систематические исследования зимнего режима дренированных почв впервые были начаты в конце 40-х годов на тяжелых дер­ ново-карбонатных почвах Земгальской низменности Латвийской ССР. Я- Барлоты [203] установил, что при высоком стоянии уровня грунтовых вод в некоторых горизонтах мерзлоты влажность почвы может быть более 100% (к сухой навеске), значительно превышая

182

полную влагоемкость. Аналогичные результаты получения в ГДР [257]. По данным А. Пастора, в верхнем 10-сантиметровом слое мерзлоты может накапливаться до 75 мм влаги. Накопление избы­ точной влаги в мерзлом слое почвы, а также внутрипочвенное обледенение наиболее интенсивно происходят в конце холодного периода.

Исследования, проведенные на тяжелых дерново-карбонатных почвах, так же как исследования автора на легких суглинистых дерново-подзолистых почвах, показывают, что независимо от сте­ пени дренирования (£ и /), вида и возраста дренажа в течение года имеют место значительные колебания почвенной влажности. При этом максимальная степень влажности, как правило, наблю­ дается в невегетационный, в частности, в зимний и зимне-весенний периоды (рис. 46 и табл. 87).

Абсолютная величина максимальной влажности, а также амплитуда внутригодового колебания влажности почвы в большой мере зависят от интенсивности регулирования дренажем ее водного режима. Как и следовало ожидать, наиболее высокая влажность и наибольшая величина амплитуды внутригодового колебания влажности почвы имеют место на недренированных или экстен­ сивно дренированных полях. Наименьшая величина максималь­ ной влажности в зимний период, а также наиболее устойчивый режим влажности почв наблюдаются в системах дренажа, где обеспечено наиболее глубокое и устойчивое понижение уровня грунтовых вод, т. е. при глубоком и частом систематическом и комбинированном дренаже. Например, в 1958-59 г. влажность мерзлого слоя недренированной суглинистой почвы на Римейкском опытном участке превышала 60% (по сухой навеске). В то же время максимальная влажность при глубоком систематическом дренаже (^= 1,5 м, Е = 20 м) была почти в 2 раза меньше, т. е. не превышала 36%. Для этих вариантов максимальная амплитуда колебания влажности также различается примерно в 2 раза. Так, в 1959-60 г. влажность подпахотного слоя (—30 см) недренирован­ ной почвы колебалась от 14 до 36%, а дренированной почвы от 14 до 26%. Аналогичные данные получены также в другие годы.

накапливается 100—150 мм избыточной воды. Подобное явление наблюдалось также в других республиках. Так, по данным М. М. Самбикина, на Полтавской опытной станции количество

183

составляет 14—35% среднегодовой суммы осадков (575 мм). По данным И. М. Нестеренко и Ю. Г. Симонова [96], в условиях Карелии в мерзлом слое недренированной почвы часто накапли­ вается такое количество воды, которое превышает запас ее в снеге

кначалу весеннего снеготаяния.

2.Миграция почвенной влаги, потенциал влаги

Взимний период при охлаждении верхнего слоя почвы происходит миграция воды снизу вверх и накопление ее в этом слое. Вопросам миграции почвенной влаги под влиянием темпе­ ратурного градиента посвящено много интересных работ [29, 31, 81, 213]. Однако процесс миграции влаги в природе очень слож­ ный и до конца еще не выяснен. Пока по этому поводу имеются лишь более или менее обоснованные предположения и некоторые приближенные решения. Вопрос миграции почвенной влаги в зим­ ний период с мелиоративной точки зрения изучен очень слабо, несмотря на его большое практическое значение.

По данным А. М. Глобуса [33], передвижение влаги в промер­ зающем слое может осуществляться .путем пародиффузионного потока, термокапиллярного потока и потока, вызванного резким уменьшением потенциала влаги при образовании льда. При влаж­ ности почвы ниже максимальной гигроскопичности передвижение влаги снизу вверх происходит путем диффузии водяного пара и описывается уравнением диффузии

Р — барометрическое давление, мм рт. ст.; Pv — давление насыщен­ ного водяного пара, мм рт. ст.; Т — температура, °С; D — коэффи­ циент диффузии водяного пара, см3/с.

При влажности почвы в пределах от максимальной гигроско­ пичности до влажности разрыва капилляров миграция влаги в ос­ новном осуществляется путем последовательного перехода из жид­

истинный градиент температуры в воздушных порах.

В упомянутых интервалах влажности почвы миграция влаги в зимний и летний периоды аналогична.

186

При влажности почвы выше влажности разрыва капилляров на­ чинается термокапиллярный поток жидкой фазы, вызванный ка­ пиллярными силами и понижением капиллярного потенциала жид­ кости в промерзшем слое. При отсутствии мерзлоты термокапил­ лярный поток компенсируется обратным потоком жидкой фазы и в результате существенное перераспределение влаги не имеет места. Понижение потенциала влаги А. М. Глобус объясняет выморажи­ ванием жидкости, возникновением новой поверхности твердой фазы (льда), изменением распределения пор по размерам и особой фор­ мой вновь образующих пор.

При дальнейшем увеличении влажности почвы, близкой к пол­ ной влагоемкости, миграция влаги в основном осуществляется вследствие понижения потенциала влаги в мерзлом слое и дей­ ствием температурного градиента на защемленный воздух. Значе­ ние термокапиллярного потока в миграции влаги уменьшается.

Установлено, что интенсивность потока влаги из талого слоя почвы в мерзлую зависит от расстояния между нижней границей промерзания и уровнем грунтовых вод, т. е. от Н — Ам, где hM— глубина промерзания. Так, по исследованиям Г. И. Афанасика, про­ веденным на древесно-тростниковом торфянике со степенью раз­ ложения 40—45%, по мере уменьшения Н — hMот 1,0 до 0,1 м плот­ ность потока влаги увеличилась от 0,022 до 1,4 г/см2 в сутки.

Влага в почве находится под влиянием нескольких сил разной природы (гравитационной, капиллярной и др.). Напряженность поля суммарных сил характеризуется полным потенциалом влаги. Передвижения влаги происходят от большого потенциала к мень­ шему.

По определению А. А. Роде [109], полный потенциал почвенной влаги П — это работа, которая должна быть затрачена (в расчете на 1 г чистой воды) для того, чтобы обратимо и изотермически пе­ ренести в заданную точку почвы бесконечно малое количество воды из объема чистой воды, находящегося при атмосферном давлении и на условном высотном уровне сравнения. Частными потенциалами являются: осмотический О, гравитационный Z, капиллярный М и потенциал внешнего газового давления Г. Размерность потенциала

в тех случаях, когда давление внешнего газа отличается от атмо­ сферного, чего в натурных условиях не бывает. Поэтому полный по­ тенциал обычно слагается из трех компонент: M + Z + 0.

где 0 — содержание влаги в долях объема почвы; V — объем воды,

187

передвигающийся в единицу времени через поперечное сечение, пер­

Знак минус (—) означает, что движение происходит в направле­ нии, противоположном тому, в котором возрастает потенциал.

Уравнение потока жидкости должно удовлетворять также за­ кону сохранения материи, т. е. разность между скоростями пото­

Знак минус (—) относится к восходящему движению, а знак плюс ( + ) — к нисходящему. Между диффузивностью и влажно­ стью существует следующая зависимость

1-88

Общее решение уравнения- (124) пока еще не найдено из-за сложности зависимостей между 0, М, D и х. Но имеется ряд попы­ ток непосредственного измерения потенциала влажности почвы.

При промерзании почвы создается градиент температур. А. В. Лыков [85] показал, что вследствие этого движение влаги вы­

Рис. 71. Схема влагопотенциометра К. Н. Шишкова.

/ — керамический фильтр; 2 — соединительная трубка; 3 — воздухоулавливатель: 4 — ртутный манометр.

влиянием ее сосущей силы до тех пор, пока не наступит равнове­ сие. Отрицательным давлением внутри прибора уравновешивается

где р — отрицательное давление в фильтре прибора; ув и ур — удель­ ный вес воды и ртути.

Или

189