книги из ГПНТБ / Аполлов, Б. А. Курс гидрологических прогнозов учебник

Значительные колебания от года к году потерь и коэффициентов стока талых вод говорят о том, что оценка предстоящего весен­ него стока по данным лишь о количестве снега в бассейне перед началом снеготаяния и о средней величине потерь талых вод или коэффициенте стока этих вод в данном бассейне будет, безусловно, слишком приближенной и поэтому мало что может дать народ­ ному хозяйству.

§ 4. ФАКТОРЫ ИНФИЛЬТРАЦИИ ВОДЫ В МЕРЗЛУЮ ПОЧВУ

Из изложенного известно, что основные потери талых вод, иск­ лючая отдельные бассейны и годы, связаны с инфильтрацией. Можно считать, что последняя почти всегда происходит в мерзлую почву.

Как и инфильтрация дождевой воды летом, рассмотренная

вгл. V, инфильтрация талой воды в мерзлую почву происходит под действием силы тяжести и молекулярных сил. Но на инфиль­ трацию талых вод оказывают существенное влияние также тепло­ вые процессы, вызывающие изменение агрегатного состояния влаги

впорах во время снеготаяния и начавшегося впитывания воды почвой.

Спецификой мерзлого почво-грунта является наличие льда в по­ рах и отрицательная температура. Когда почва содержит очень мало влаги, то при ее промерзании в порах образуются лишь мел­ кие кристаллы льда, иногда видимые только через лупу (так на­ зываемая сухая мерзлота). Прослойки льда в мерзлой почве по­ являются только тогда, когда влажность ее перед замерзанием бывает не ниже наименьшей полевой влагоемкости. При такой влажности вода заполняет значительную часть пор, особенно капиллярных. При замерзании влажной почвы наблюдается миграция воды к фронту промерзания из нижележащих слоев почвы.

Количество льда в единичном объеме мерзлой почвы называ­ ется льднстостью почвы. Чем больше льдистость, тем ниже водо­

проницаемость мерзлой почвы при прочих равных условиях. Льдистость — один из важных факторов инфильтрации талых вод. В исследованиях по гидрологическим прогнозам в качестве количе­ ственной характеристики льдистости, когда зима без сильных отте­ пелей, принимается запас влаги в почве осенью в слое 0—50 или 0—100 см, а также различные показатели этого запаса, вычисляе­ мые в основном по данным об осадках и испарении. Ниже эти пока­ затели будут рассмотрены.

Имеющаяся в почве связанная пленочная вода замерзает при отрицательной температуре, причем последняя тем ниже, чем тоньше водные пленки. Необходимо подчеркнуть, что, согласно ис­ следованиям, выполненным в лабораторных условиях, мельчайшие кристаллы льда, образовавшиеся из связанной воды, тают при тем­ пературе, близкой к температуре своего возникновения, т. е. при температуре ниже 0° С.

200

Благодаря отрицательной температуре мерзлой почвы — обычно она составляет от —1 до —3, —4° С — становится возможным за­ мерзание части талой воды, проникающей при снеготаянии в ее поры. Это образование льда и обусловленное им снижение водо­ проницаемости почвы пока еще мало изучены. Однако проведен­ ные исследования позволяют предполагать, что талая вода, про­ никшая в поры, замерзает не только под действием запаса холода в самой мерзлой почве, но и вследствие упомянутого таяния части льда в порах при температуре ниже 0° С. Таяние льда, образовав­ шегося из связанной воды, сопровождается затратой тепла, ис­ точником которого может быть главным образом теплота замерза­ ния талой воды, проникающей при снеготаянии в поры почвы. При этом таяние льда дает связанную, практически неподвижную воду. Отсюда ясно, какой большой эффект в смысле снижения водопро­ ницаемости мерзлой почвы может дать таяние льда в ее порах при отрицательной температуре.

Экспериментальные данные говорят о том, что начавшаяся ин­ фильтрация талой воды нередко прекращается после того, как мерзлая почва поглотит некоторое, в общем небольшое количество воды, порядка 10—20 мм. Почва становится в этом случае водоне­ проницаемой вследствие упомянутого процесса замерзания части талой воды, проникшей в поры.

От льдистости и температуры мерзлой почвы в основном зави­ сит степень ее цементации (твердости). Сильно сцементированная льдом почва представляет собой почти сплошное тело; при сухой мерзлоте частицы почвы почти не сцементированы и такая почва крошится.

Даже в бассейне лога наблюдается значительная пространст­ венная неравномерность величин начальной водопроницаемости мерзлой почвы. Она обусловлена различиями по площади тех фи­ зических свойств самой почвы, которые влияют на ее способность впитывать воду, а также различиями льдистости и температуры почвы. Пространственная неравномерность впитывающей способ­ ности почвы сохраняется и в период таяния. Понятно, при прочих равных условиях талая вода поглощается по-разному разными поч­ вами, а также почвой на открытых и лесных частях бассейна.

Между температурой почвы и глубиной ее промерзания имеется приближенная связь. Данных по глубине промерзания почвы име­ ется значительно больше. Поэтому при разработке методов прогно­ зов весеннего стока пользуются обычно ими.

Как уже отмечалось, по данным наблюдений за снежным по­ кровом, стоком и осадками можно приближенно вычислить по уравнению водного баланса количество воды, впитавшейся за весь период таяния в бассейне в целом. Ежедневные наблюдения на станциях за покрытием окрестностей снегом позволяют определять

і

пень покрытия бассейна снегом в /-й день снеготаяния, вычисленная

201

по данным станций и выраженная в долях единицы, п — общее число дней снеготаяния, исключая дни возврата морозов, вы­ зывавших временное прекращение таяния. Например, пусть в дан­ ном году таяние снега в бассейне происходило со 2 по 16 апреля, причем 5 и 6 апреля снег не таял из-за наступившего похолодания, а в остальные дни величина fj равнялась: со 2 по 8 апреля — 1,0,

+1 + 1+0,9+ 0,8+ 0,7+ 0,5+ 0,4+ 0,3+ 0,2+ 0,1 = 9 дней. Подсчитан­ ная таким образом продолжительность снеготаяния называется приведенной. Делением количества воды, впитанной почвой, на приведенную продолжительность снеготаяния, получим для бас­ сейна среднюю за период таяния интенсивность впитывания воды почвой на занятой тающим снегом площади, выраженную в мм/сут. На рис. 68 приведена зависимость между этой интенсивностью и показателем льднстости почвы для бассейнов Южного Заволжья, характеризующихся преобладанием черноземных почв. За показа­ тель. льдкстости в этом случае была принята величина разности между осадками и суммарным испарением (испарение с почвы плюс транспирация) за 60 дней, предшествующих окончательному установлению морозов. Зависимость получена по данным за годы, когда глубина промерзания почвы на полях перед началом снего­ таяния была 60 см-п больше. Как увидим ниже, при такой глубине промерзания почвы дальнейшее ее увеличение практически почти не отражается на инфильтрации талых вод. Таким образом, гра­ фик на рис. 68 относится к случаям инфильтрации при большой глубине промерзания почвы. Он показывает, что в таких условиях льдистость почвы действительно является весьма важным факто­ ром инфильтрации. Вид графика физически вполне понятен. На рис. 69 приведена зависимость коэффициента фильтрации мелко­ зернистого мерзлого песка (k u мм/мин) с начальной температурой от —2 до —4°С от его влажности перед промораживанием (т% веса сухого песка). Зависимость может быть аппроксимирована формулой

&м=15е~°'30лг — 0,022. (19.VII)

Необходимо отметить, что в порах песка практически нет свя­ занной воды. Это является причиной того, почему колебания тем­ пературы песка от —2 до —4 ° С не повлияли заметно на величину коэффициента фильтрации. Тут же отметим, что лабораторные опыты с подзолистой почвой, как известно, содержащей связанную воду, дали, например, такой результат. Монолит суглинистой дер­ ново-подзолистой почвы с льдистостью (начальной влажностью) около 8% при температуре —3° С не фильтровал, а при темпера­ туре около —1°С пропускал воду с интенсивностью около 1 мм/ч. Из этих данных можно также заключить, что существует как бы критическое значение отрицательной температуры, означающее, что при более низкой температуре почва, поглотив в начале снеготая­ ния некоторое количество воды, становится водонепроницаемой

202

вследствие закупорки пор льдом. Значение критической темпера­ туры зависит от генетического типа, структуры и льдистости почвы, определяющих структуру пор, в частности их размеры.

Для глубины промерзания почвы тоже характерна большая про­ странственная изменчивость. Она в основном обусловлена нерав­ номерным залеганием снежного покрова и неоднородностью по пло­ щади других условий теплообмена между покрытой снегом почвой и атмосферой. В качестве характеристики неравномерного промер­ зания почвы пользуются интегральными кривыми распределения глубины ее промерзания. Они строятся по данным специальных

і м м /сут

к м мм/мин

съемок этой глубины на некоторой площади, по рельефу и ланд­ шафтным признакам типичной для определенного географического района. Оказалось, что при данной средней глубине промерзания почвы на полях вид этих кривых в общем не сильно меняется от года к году н по территории. Так, представленными на рис. 70 кривыми можно пользоваться в расчетах для Европейской террито­ рии СССР, исключая крайние северные районы, площади, покры­ тые лесом, и болота. С помощью кривых можно вычислить для данной средней глубины промерзания на полях площадь бассейна, где промерзание незначительное, например не превышает 15 см (рис. 71), т. е. не выходит за пределы пахотного слоя, отличаю­ щегося повышенной водопроницаемостью. Можно вычислить также площадь, где почва осталась талой. Так, из рис. 70 следует, что

203

ф

при средней глубине промерзания на полях 15 см почва сохра­ няется талой суммарно в среднем на 20% площади. Участки, где почва слабо промерзла и тем более сохранилась талой, характери­ зуются сильной инфильтрацией талых вод. Обратим внимание на то, что при средней глубине промерзания почвы 60 см и больше участков со слабо промерзшей и тем более талой почвой в бас­

сейне уже нет.

Глубина промерзания почвы является очень важным фактором инфильтрации талых вод во время снеготаяния, а значит, и стока за период половодья. Чем больше средняя глубина промерзания

Г%

аог

60

40

20

Рис. 71. Изменение площади (в %), где глубина промер­ зания почвы перед началом снеготаяния меньше 15 см, со средней глубиной про­ мерзания почвы на полях

в это же время.

почвы на полях, тем, во-первых, ниже температура почвы и, следо­ вательно, сильнее ледообразование при проникновении в ее поры талой воды и, во-вторых, меньше суммарная площадь участков, где почва слабо промерзла или осталась талой.

Весь опыт исследований половодья говорит о том, что водопро­ ницаемость мерзлой почвы колеблется от года к году в широких пределах, особенно в степной и лесостепной зонах, где почвы более структурны. Об этом говорит и рис. 68, а также величины потерь и коэффициентов стока талых вод, приводившиеся в предыдущем параграфе данной главы.

Колебания от года к году средней глубины промерзания почвы в лесу, вероятно, не вызывают весьма существенного изменения потерь воды на инфильтрацию. Лесная почва имеет много крупных

204

некапнлляриых пор, сохраняющихся при промерзании даже влаж­ ной почвы.

Измерения глубины промерзания почвы производятся на стан­ циях с 1936 г. путем закладки шурфов, в частности при проведе­ нии агрометеорологических наблюдений за влажностью почвы п состоянием озимых культур зимой; с 1956 г. измерения стали произ­ водиться также с помощью мерзлотомера А. II. Данилина. Заме­ тим, что эту глубину можно было бы и рассчитать. Теория про­ цесса промерзания почвы для этого достаточно развита. Однако такой расчет требует многих исходных данных, как-то величин коэффициентов теплопроводности снега, мерзлой и талой почвы, параметров зависимости количества замерзшей связанной воды в порах данной почвы от температуры, влажности почвы по слоям, температуры поверхности снежного покрова и др. Такие данные по речным бассейнам в настоящее время отсутствуют.

На Европейской территории СССР глубина промерзания почвы перед началом весны возрастает с запада на восток и с юга на се­ вер. На полях и лугах она в среднем составляет в западных рай­ онах 40—50 см, восточных 80—100 см, на Кубани и Приазовье 30— 40 см, но уже в бассейнах нижнего течения рек Сулы, Оскола, Хопра — около 60 см. В Сибири и Северном Казахстане почва про­ мерзает, как правило, более чем на 60 см. Но это средние вели­ чины и они не отражают колебаний глубины промерзания почвы

в среднем один раз в 2—4 года. В лесу глубина промерзания почвы в среднем на 15—25 см меньше, чем на полях.

В заключение необходимо сказать, что влияние глубины про­ мерзания и льдистости почвы на инфильтрацию талых вод взаимо­ связано. Так, когда почва влажная, то влияние глубины промер­ зания проявляется значительно сильнее, чем когда почва сухая. В отношении черноземных почв даже можно сказать, что когда они весьма сухие, то при промерзании инфильтрационная способность их почти не меняется. Еще раз отметим, что при данной льдисто­ сти и дайной глубине промерзания водопроницаемость почвы за­ висит от генетического типа, структуры и механического состава почвы, которые определяют ее водно-физические свойства.

§5. ПРИБЛИЖЕННЫЕ СПОСОБЫ ВЫЧИСЛЕНИЯ ЗАПАСА ВЛАГИ

ВПОЧВЕ К НАЧАЛУ ЗИМЫ И ВЕСЕННЕГО СНЕГОТАЯНИЯ

Уже указывалось, что когда зима без сильных оттепелей, тс* за показатель количества льда в порах мерзлой почвы можно при­ нимать запас влаги в почве осенью перед наступлением устойчи­ вых морозов. При этом допустимо пользоваться величинами как общего запаса влаги, так и запаса продуктивной влаги в слое 0— 50 или 0—100 см; запасы выражаются в единицах слоя воды, в миллиметрах. Общий запас вычисляется по влажности и объем­ ному весу почвы. Напомним, что продуктивной влагой называется

205

такая, которая слабо связана молекулярными силами с ча­ стицами почвы и легко усваивается растениями. Ее запас равен разности общего запаса влаги и запаса, отвечающего величине влажности, получившей название влажности завядання.

Наблюдения за влажностью почвы ведутся на агрометеороло­ гических станциях с 1936 г. Однако сеть этих станции долгое время была слишком редкой, а измерения влажности почвы прекраща­ лись значительно раньше начала зимы. Лишь с 1956—1958 гг. сеть стала более или менее достаточной для гидрологических исследо­ ваний, а измерения начали захватывать период, непосредственно предшествующий установлению снежного покрова, а также саму зиму. Но как уже знаем, для разработки методов долгосрочных прогнозов стока за период половодья необходимы более длинные ряды гидрометеорологических наблюдений, чем получаемые с 1956—1958 гг. Это является главной причиной, почему приуста­ новлении воднобалансовых зависимостей для целей прогнозов ве­ сеннего стока до настоящего времени прибегают к приближенному вычислению запасов влаги в почве, которое возможно уже за весь интересующий нас многолетний период. Впрочем, в отдельных слу­ чаях теперь начинают использовать и данные прямых измерений влажности почвы. Отметим, что с самого начала наблюдений на станциях применяется термовесовой способ определения влажно­ сти почвы, основанный на отборе проб буром; способ трудоемок и вследствие этого дорог. В последние годы для измерений начинают использовать нейтронные влагомеры; их выпуск уже освоен нашей промышленностью. Влагомеры позволяют производить измерения с точностью до нескольких процентов, и по сравнению с термове­ совым способом во много раз сокращается время, затрачиваемое на одно измерение.

Общей основой приближенного вычисления запаса влаги в слое почвы некоторой глубины является уравнение водного баланса этого слоя.

Из многочисленных данных наблюдений следует, что летом во­ дообмен между выше и ниже лежащими слоями почвы незначите­ лен уже на глубине 50—100 см. Как известно, слой до 50—100 см является корнеобитаемым. То же самое в общем имеет место и осенью, хотя в это время года при продолжительных дождях воз­ можно заметное проникновение влаги за пределы метрового слоя. Следовательно,

Щ = Щ + х - Е - у ат, (20.VII)

где Wi и Wz — запасы влаги в слое почвы 0—100 см (или 0—50 см) соответственно на начало и конец расчетного периода; х, Е и у пов — соответственно осадки, суммарное испарение и поверхностный сток за расчетный период; все величины выражены в миллиметрах слоя воды на данную площадь.

На протяжении летне-осеннего периода поверхностный сток дождевых вод обычно незначителен, поэтому в расчетах водного

206

баланса почвы им можно пренебречь. Суммарное же испарение является наряду с осадками важной составляющей баланса. Тогда

а именно начальный з’апас влаги в почве, количество осадков и величина испаряемости или температура воздуха за расчетный интервал времени. Коротко остановимся на способах В. Г. Андрея­ нова и В. А. Романенко, дающих по сравнению с другими спосо­ бами наиболее точные результаты для сухостепной, степной и ле­ состепной зон, и на способе А. Р. Константинова, в общем оказав­ шемся наиболее приемлемым при расчетах для бассейнов лесной

где Е 0 — испаряемость, вычисляемая по формуле £ 0= 17,5(1,15і>п—

— во) мм/мес; ѣ — максимальная упругость водяного пара при тем­ пературе деятельной поверхности (Ѳп), определяемая по графику (он здесь не приводится); WH— начальный запас продуктивной влаги в слое почвы 0—100 см, в миллиметрах; х — количество осад­ ков за месяц в миллиметрах; FWn — запас продуктивной влаги в слое почвы 0—100 см при влажности ее, равной наименьшей по-

= 0 получаем к = 1,0, т. е. коэффициент при х имеет максимальное значение. При lFn^0,561F„nB коэффициент k равен нулю; значит, влажность почвы, равная 0,56IFimB считается достаточной для того, чтобы испарение не лимитировалось запасом влаги в почве.

Обозначения те же, что и в формуле (22.VII); за испаряемость здесь принято испарение с водной поверхности, вычисляемое по формуле

где 0 и г — температура и относительная влажность воздуха в про­ центах.

207

Формулы (22.VII) и (23.VII) не отражают в явном виде влия­ ние на суммарное испарение ни фазы развития растении, пи типа почвы. Однако косвенно это влияние частично учитывается через Е 0, так как между последовательной сменой фаз и годовым ходом этой величины имеется приближенная связь.

В основе способа А. Р. Константинова лежит расчет интенсив­ ности суммарного испарения методом турбулентной диффузии. Но чтобы добиться возможности пользоваться в расчетах как ис­ ходными данными только материалами стандартных наблюдений станций, при разработке способа были применены некоторые эмпи­ рические зависимости. В результате для расчета оказались необ­ ходимыми лишь данные по температуре 0 и абсолютной влажности

£ мм/мес

Рис. 72. График для вычисления суммарного испарения за месяц (£) по данным о запасах продукт напои влаги в слое почвы 0— 100 см в начале ме­ сяца, сложенных с осадками за этот месяц (№„+.ѵ), и испаряемости (чи­ сла у линии).

е воздуха на высоте метеобудки, т. е. 2 м. Вычисление испарения производится с помощью графика, представленного на рис. 73 и построенного таким образом, что при расчете в величины 0 и е нужно вводить поправки только на различие сезонного хода каж­ дой из этих величин на высоте 2 м и в непосредственной близости от подстилающей поверхности (таблица поправок здесь не приво­ дится). Расчет рекомендуется вести по декадам или месяцам, поль­ зуясь декадными или месячными значениями 0 и е. Чтобы получить суммарное испарение за декаду или месяц величина, снятая с гра­ фика, умножается на 10 или 30. В этом способе не принимается во внимание ни влажность почвы, ни количество осадков. Предпола­ гается, что их влияние на испарение отражается на величинах Ѳ и е. Фаза развития растений и сезонный ход солнечной радиации косвенно частично учитываются упомянутой поправкой.

208

■слагаемых, в частности запаса влаги Wi = Waa4- Допустим, что на­

расчетного интервала времени. Тогда выражение для ошибки ве­ личины ІР'кои, вызванной неточностью определения начального за­ паса влаги при продолжительности расчетного периода, например в четыре интервала (месяца), запишется в виде

риод и выше интенсивность суммарного испарения. Для примера рассмотрим период с июля по октябрь в центральной части степной

(е+де) мВ 4,0м м /сут

и лесостепной зон. Пользуясь средними многолетними месячными значениями температуры и относительной влажности воздуха, фор­

ближенный, что для этих двух зон при начале расчетного периода с 1 июля даже довольно значительная ошибка в определении на­ чального запаса влаги в метровом слое почвы не влечет скольконибудь существенной погрешности вычисления по уравнению