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

При наличии разности давления р работа переноса единичного объема влаги равняется

где т — масса переносимого объема; р — плотность воды. Подставляя в формулу (131) значение р, получаем формулу для

По измерениям потенциала влаги можно установить положение уровня грунтовых вод. На глубине уровня грунтовых вод Ф = 0. Потенциал и влажность почвы должны находиться в обратной за­

где Ф — потенциал влаги; g — ускорение силы тяжести; г — верти­ кальная координата; А '— коэффициент влагопроводимости.

Характерно, что по мере увеличения расстояния Н — Нш потен­ циал влаги у границы промерзания уменьшается.

Разумеется, на недренированных и экстенсивно дренированных почвах, где глубина залегания уровня грунтовых вод в невегета­ ционный период незначительна, т. е. расстояние Н — Нжнебольшое, поток влаги вверх к мерзлому слою происходит более интенсивно, чем на интенсивно дренированных почвах с более глубоким стоя­ нием уровня грунтовых вод.

190

Исследованиями установлено, что в мерзлом слое в первую оче­ редь замерзает влага, занимающая более крупные поры. К обра­ зовавшимся кристаллам льда в эти поры поступает еще не замерз­ шая пленочная вода и начинает кристаллизоваться, отчего толщина пленки уменьшается, что в свою очередь способствует перегонке влаги и все большему ее накоплению в мерзлом слое.

При промерзании влаги почвенные поры заполняются льдом, в результате чего мерзлый слой становится все более плотным и ме­ нее водопроницаемым. Это особенно резко проявляется на недренированных почвах, где в этом слое замерзает также основная масса воды зимних оттепелей. На интенсивно дренированных поч­ вах, водопроницаемость которых значительно больше, вода зимних оттепелей в основном сбрасывается дренажем.

Характерно, что с началом промерзания почвы обычно наблю­ дается довольно резкое понижение уровня грунтовых вод. По дан­ ным зарубежных исследователей [206], на участке, покрытом соло­ мой, глубина промерзания почвы и снижение уровня грунтовых вод было значительно меньше, чем на незащищенном участке. Паде­ ние уровня является следствием усиленного потока влаги от него к границе промерзания. Понижение уровня в данном случае можно выразить уравнением [13]:

где z = f f — Дг; Дг — бесконечно малая величина вертикальной ко­ ординаты; к' — коэффициент влагопроводимости у уровня грунто­

вых вод; П — полный потенциал влаги; £ — коэффициент, аналогич­ ный коэффициенту поднятия уровня грунтовых вод А. Д. Дубаха, который получен при условии, что все осадки достигли этого уровня.

3. Характеристика процесса образования внутрипочвенного льда и колебания верхних слоев почвы

Как уже сказано, внутрипочвенное обледенение, являю­ щееся следствием накопления влаги в мерзлом слое, наиболее сильно выражено в конце зимнего периода, т. е. перед весенним сне­ готаянием.

Внутрипочвенный лед в мерзлом слое обычно залегает горизон­ тальными прослойками; имеются образования и других видов и форм. Продольные и поперечные размеры прослоек зависят от сте­ пени влажности почвы до промерзания и интенсивности перегонки влаги к мерзлому слою почвы. Процесс внутрипочвенного обледе­ нения происходит тем интенсивнее, чем более влажная почва была до промерзания и чем больше градиент почвенной температуры.

Из приведенных в табл. 88 данных видно, что влажность недренированной почвы поздней осенью обычно значительно выше, чем дренированной. Поэтому в первом случае, по сравнению со вто­ рым, в течение холодного периода в мерзлом слое образуется го­ раздо больше внутрипочвенного льда.

191

Характеристика образования внутрипочвенного льда на легких минеральных почвах на различных опытных участках дана

втабл. 89, 90, 91. В годы, для которых приведены эти данные, про­ мерзание почвы происходило при довольно влажном ее состоянии;

взимний период было несколько оттепелей, в течение которых уро­ вень грунтовых вод поднялся в активный слой почвы.

Там, где влажность почвы до ее промерзания небольшая, не пре­ вышает, например, 10—15%, как это наблюдалось в 1959-60 г. на Кокнесском опытном участке, и грунтовые воды в течение всего зимнего периода залегают глубоко, внутрипочвенный лед практиче­ ски не образуется. Весной этого года в мерзлом слое почвы были обнаружены лишь отдельные кристаллы льда диаметром до 0,1 мм.

Втяжелых почвах, где под влиянием капиллярных сил имеет место более быстрый подъем влаги, образование внутрипочвенного льда происходит более интенсивно, чем на легких почвах. Так, если на легких суглинистых дерново-подзолистых почвах толщина ледя­ ных прослоек в основном не превышает 5 мм, на тяжелых дерново­

карбонатных почвах Земгальской низменности она достигает 20 мм. Как отмечено выше, на этих почвах максимальная влажность ино­ гда превышает 100%, в то время как на легких суглинистых почвах она обычно не бывает больше 60% (по сухой навеске). По данным И. М. Нестеренко и Ю. Г. Симонова [96], на тяжелых почвах Ка­ релии толщина прослойки льда у нижней границы промерзания иногда достигает 6—10 см.

192

1 0

мелкие кристаллы льда диаметром 0,1—0,2 мм, а на глубине 25—27 см диаметр их больше, т. е. до 0,5 мм. В нижней части мерзлого слоя кристаллы сгруппированы в гнезда

По мере увеличения интенсивности дренирования легких сугли­ нистых почв размеры и частота образований внутрипочвенного льда уменьшаются (см. табл. 91). Наименьшие прослойки внутрипочвен­ ного льда наблюдались в системах глубокого систематического и комбинированного дренажа, а наибольшие — на недренированных (контрольных) участках и в системах мелкого, более разреженного дренажа. Аналогичные явления наблюдались также на тяжелых дерново-карбонатных почвах. Так, на Петерлаукском опытном уча­ стке наиболее мощное обледенение и толстые прослойки льда имели место на недренированном поле и при мелком (^= 0,9 м) разрежен­ ном дренаже [145].

Образование и таяние внутрипочвенного льда неизбежно вызы­ вает вертикальные колебания мерзлого слоя почвы. Для количест­ венного определения этих колебаний в почву на глубине 0, 5, 10, 15, 20 и 30 см закладывались металлические пластинки со штырями, выпущенными на поверхность поля. Концы штырей тщательно ни­ велировались. Подъем и опускание пластинок определялись по ре­ перу, укрепленному неподвижно на глубине 1,5 м. Опыты по такой методике были начаты в 50-х годах на тяжелых почвах Земгальской низменности [145].

Наблюдениями установлено, что на дренированных почвах вер­ тикальные колебания охватывают слой почвы глубиной до 20 см,

ана недренированных почвах — только самый верхний слой глуби­ ной до 10 см (табл. 92). При этом во втором случае амплитуда ко­ лебаний почвы значительно больше, чем в первом. Так, зимой 1954-55 г. максимальная амплитуда вертикальных колебаний тяже­ лой недренированной почвы на Петерлаукском участке была 72 мм,

адренированной — 48 мм [145]. Надо отметить, что в условиях Ка­ рельской АССР вертикальные колебания поверхности почвы дости­ гают 200 мм [96].

Наши исследования показывают, что по абсолютной величине вертикальные колебания легких суглинистых почв значительно меньше тяжелых почв. Максимальная амплитуда колебаний на дренированном поле здесь достигала 35 мм, а на недренированном поле — 46 мм. Еще меньшие вертикальные колебания наблюдаются на торфяно-глеевых почвах и охватывают лишь самый верхний слой глубиной до 5 см (рис. 73).

На легких суглинистых, как и на тяжелых почвах, вертикальным колебаниям подвергаются верхние слои глубиной до 20 см на дре­ нированном поле и до 10 см на недренированном. Таким образом, получается, что среднее удельное линейное расширение на дрени­ рованном поле в 2,5 раза меньше, чем на недренированном, т. е. в первом случае 35 : 20= 1,75 мм/см, во втором — 46 : 10= 4,60 мм/см. Согласно вышеприведенным данным, примерно такое же соотноше­ ние удельного расширения получается на дренированных и недре­ нированных тяжелых почвах Земгальской низменности.

По данным, полученным в 1970-71 г. в Бейбежской ОМС ЛатНИИГиМ, удельное линейное расширение дренированных почв было 2,9 мм/см, а недренированных — 5,0 мм/см.

198