Транспорт и аккумуляция наносов

Для правильного понимания процесса эрозии важно учитывать не только размывающую, но и транспортирующую способность потока. Под транспортирующей способностью потока понимают наибольший возможный при данном гидравлическом режиме потока расход наносов.

Поток может переносить частицы либо перекатыванием и волочением по дну, поднимая их на высоту, соизмеримую с диаметром частиц (донные наносы), либо взвешиванием в толщу потока, когда высота подъема частиц соизмерима с глубиной потока (взвешенные наносы). Скачкообразное перемещение (сальтация) является переходной формой движения. Перекатывание и волочение частиц происходит преимущественно под действием лобового усилия при сравнительно малых скоростях потока. При больших скоростях преобладает подъемное усилие, приводящее к скачкообразному движению частиц. При еще более высоких скоростях оторванные частицы уже не возвращаются на дно, а подхватываются вихрями, возникающими в придонной области, и выносятся в толщу потока. По мере приближения к поверхности потока энергия вихря уменьшается в связи с увеличением его диаметра, и частичка под действием силы тяжести снова движется вниз, однако новый вихрь подхватывает ее и снова выносит вверх. Чем крупнее частица, тем труднее подняться ей до поверхности потока. Поэтому крупные частицы концентрируются преимущественно в придонной области, а тонкие — относительно равномерно распределяются в толще потока. Это приводит к увеличению суммарной концентрации наносов (мутности) от поверхности потока к дну.

Формула Эри. Увеличение скорости потока сопровождается увеличением его транспортирующей способности, а это, в свою очередь, приводит к увеличению размера переносимых потоком частиц. Эта зависимость выражается формулой Эри

где Р — вес переносимой частицы; Л — коэффициент, зависящий от уклона дна, формы и плотности частицы, глубины потока; V — средняя скорость потока.

Формула Эри непосредственно выводится из уравнения неразмывающей скорости потока (2.31). Если критическая скорость пропорциональна квадратному корню из диаметра отрываемых частиц, то объем частицы (nd³/6) и, следовательно, вес Р пропорциональны скорости в шестой степени.

Расчет твердого расхода производится раздельно для влекомых по дну и взвешенных наносов. Для этого используются формулы В. Н. Гончарова, М. А. Великанова, Е. А. Замарина, И. И. Леви и других авторов (см. Кузнецов и др., 1992). Однако в обоих случаях расход наносов связан прямой зависимостью со скоростью потока и обратной — с гидравлической крупностью влекомых частиц. Поэтому при уменьшении скорости взвесенесу- щий поток начнет освобождаться от влекомых частиц ввиду падения его транспортирующей способности, причем частицы разных размеров будут выпадать последовательно от крупных к мелким по мере достижения потоком соответствующих им все более низких незаиляющих скоростей.

Гидравлическая крупность — скорость равномерного осаждения частиц в неподвижной воде. Обозначается через w. Значение w можно выбрать в зависимости от диаметра частиц по табл. 2.18 или найти по графику, составленному Б. В. Архангельским^[1] (рис. 2.14).

Рис. 2.14. Связь между геометрическими и гидравлическими размерами наносов

Необходимо отметить, что гидравлическая крупность w частиц диаметром d < 0,1 мм обратно пропорциональна первой степени кинематической вязкости жидкости v и, следовательно, существенно зависит от ее температуры; значение w частиц диаметром 0,1—0,6 мм обратно пропорционально v°>³³; диаметром 0,6—2 мм — v⁰-^[2]. Значение w частиц диаметром d > 2 мм практически не зависит от вязкости жидкости и, следовательно, ее температуры. Для тех же градаций диаметра частиц гидравлическая крупность w пропорциональна диаметру d соответственно в степенях 2; 1; 0,67; 0,5, что соответствует переходу от ламинарного движения частиц к турбулентному (табл. 2.18).

Таблица 2.18

Гидравлическая крупность частиц w диаметром d при температуре 9—12 °С (Караушев, 1969)

Расчет незаиляющей скорости потоков. Для расчета незаиляю- щей скорости V_He3 (м/с) потоков, несущих частицы диаметром d < < 0,25 мм и текущих в руслах, имеющих коэффициент шероховатости п = 0,0225, И. И. Леви^[2] (1957) предложил простую эмпирическую формулу

где R — гидравлический радиус, м.

Для расчета незаиляющей скорости потоков, несущих более крупные частицы и текущих в руслах, характеризующихся иными показателями шероховатости, И. И. Леви была предложена следующая формула:

где w — гидравлическая крупность частиц диаметром d, мм/с; R — гидравлический радиус, мм; d — средний диаметр преобладающей массы частиц взвешенных наносов, мм; G — степень насыщенности потока наносами, %; л_п — коэффициент шероховатости (по Павловскому).

Таким образом, незаиляющая скорость увеличивается при увеличении гидравлической крупности частиц, мутности потока, гидравлического радиуса и при уменьшении шероховатости русла.

Более высокая транспортирующая способность мелких потоков с шероховатым дном (к которым относятся потоки на склонах) по сравнению с глубокими потоками, текущими по гладкому руслу, объясняется, по-видимому, большими значениями средней по глубине потока энергии вихрей в первом случае при той же средней скорости движения воды и большем уклоне водной поверхности.

Для ориентировочных расчетов незаиляющей скорости применяют также следующие простые формулы (Штеренлихт, 1991):

где А — коэффициент, зависящий от средневзвешенных значений гидравлической крупности частиц w; А = 0,33 при w < 1,5 мм/с; Л = = 0,44 при 1,5 < w < 2,5 мм/с; Л = 0,55 при w > 2,5 мм/с; Q — расход потока, м³/с.

Ветровая эрозия. Для ветровой эрозии, как и для водной, характерными являются не только процесс отрыва частиц, но и процессы их переноса и аккумуляции. В каждом явлении ветровой эрозии почв всегда обнаруживается четыре стадии: дефляция, трансформация, аккумуляция и стабилизация, которые закономерно сменяют друг друга в пространстве и во времени. Каждой из стадий соответствует особый тип нарушения почвенного покрова.

Стадия дефляции. На данной (начальной) стадии под действием пульсирующего воздушного потока происходит ослабление и нарушение связей между отдельными частицами поверхностного слоя почвы, сопровождающееся их отрывом и переносом. На этой стадии начинается формирование двухфазного потока «воздух — почва». Твердая фаза этого потока представлена катящимися по поверхности, скачущими или взвешенными в потоке почвенными частицами. Разделение частиц на скачущие и летящие достаточно условно. Тип движения каждой частицы в конечном счете определяется ее размерами и скоростью ветра, а эти характеристики подвержены периодическому изменению. Если вертикальная составляющая скорости ветра, направленная вверх, превышает аэроразмер частицы (аналог гидравлической крупности), то частица будет перемещаться во взвешенном состоянии, причем высота, дальность и продолжительность полета обратно пропорциональны размеру частиц (табл. 2.19).

Таблица 2.19

Расчетные характеристики полета почвенных частиц при скорости ветра 15 м/с (Ф. Петтиджон и др., 1976)¹

Характерной особенностью стадии дефляции является то, что число отрывающихся от поверхности частиц превышает число возвращающихся на поверхность за то же время. В результате интенсивность потерь почвы со временем возрастает или остается постоянной. На этой стадии формируется зона выдувания с дефлированными почвами.

Стадия стабилизации. С течением времени интенсивность выдувания в наветренной части зоны дефляции начинает уменьшаться вследствие самоотмостки (выстилание поверхности почвы наименее подвижными фракциями в результате действия ветра) или падения скорости ветра и стадия дефляции переходит в стадию стабилизации.

Явление самоотмостки обусловлено селективностью выдувания: в первую очередь ветром уносятся наиболее подвижные частицы, а менее подвижные остаются. В результате этого происходит увеличение критической скорости, и, если она превысит фактическую скорость ветра, сдувание почвы прекратится. Известны случаи, когда ветровая эрозия прекращалась только после сдувания всего пахотного слоя и выхода на дневную поверхность плужной подошвы.

Стадия трансформации. Если длина поля достаточна для насыщения потока твердой фазой, стадия дефляции сменяется стадией трансформации. При этом число скачущих частиц в потоке достигает максимума и остается примерно постоянным, соответствующим транспортирующей способности потока. Двухфазный поток и почва находятся в состоянии близком к динамическому равновесию: число скачущих частиц, покинувших почвенную поверхность в единицу времени, равно числу частиц, выпавших из потока за это же время.

Теоретически и экспериментально наиболее обоснованной для данной стадии является модель переноса песка, предложенная Р. А. Бэг- нольдом^{[4] [5]} (Bagnold, 1941):

где q — расход твердой фазы через единицу ширины фронта в единицу времени, г/(см-с); а — эмпирический коэффициент, зависящий от параметров логарифмического профиля скорости ветра;

где z — высота над поверхностью, на которой рассчитывают скорость, см; к — параметр логарифмического профиля скорости ветра для взвесенесущего потока; к = 1 см при среднем размере частиц «стандартного» песка D = 0,025 см; С — коэффициент, зависящий от степени сортированности песка (С = 1,5 для примерно однородного сортированного песка (монофракции); С = 1,8 для сортированного ветром песка (песок дюн и т. п.); С = 2,8 для плохо сортированных песков); d — средний размер песчинок в диапазоне от 0,01 до 0,1 см; р — плотность воздуха, г/см³; g — ускорение силы тяжести, g = 981 см/с²; V_z — скорость ветра на высоте z, см/с; V_zt — критическая скорость ветра на высоте z, см/с.

Большинство авторов моделей насыщенного переноса полагают, что расход твердой фазы почво-воздушного потока пропорционален кубу скорости ветра, а предложенные модели по форме близки модели Бэг- нольда.

Для этой стадии характерны:

• • образование рифелей (мелкие гряды на дне потока) на поверхности почвы, которые перемещаются со скоростью на несколько порядков меньшей, чем скорость самого двухфазного потока;
• • транзит почвы из зоны дефляции, а также потеря почвы из зоны трансформации за счет мелких частиц, переходящих во взвешенное состояние;
• • формирование комплекса свеянно-навеянных почв.

Стадия аккумуляции. Стадия трансформации сменяется стадией аккумуляции, для которой характерно преобладание процессов отложения твердой фазы из почво-воздушного потока над процессами отрыва и выноса. Причиной этого служит снижение транспортирующей способности ветра, которое обусловлено уменьшением его скорости. Чаще всего оно происходит либо в результате встречи потока с каким-то препятствием (выступающими формами рельефа, растениями, инженерными сооружениями и т. п.), либо в результате резкого увеличения живого сечения потока (при пересечении долины реки, балки, оврага и т. п.).

Для стадии аккумуляции характерно образование эоловых отложений и погребенных почв.

Проблема математического моделирования ветроэрозионного процесса на стадии аккумуляции разработана в наименьшей степени. В известных моделях (Дубов и др., 1978) в расчет принимается лишь аккумуляция взвешенных частиц.

Контрольные вопросы и задания

• 1. Назовите основные гидравлические характеристики потока.
• 2. Какие существуют режимы течения водных потоков? Приведите основные закономерности движения жидкости.
• 3. Каково распределение скорости водного и воздушного потоков по вертикали?
• 4. Дайте определение понятий «водораздельная линия», «водосборная площадь», «бассейн». Перечислите элементы баланса воды для бассейна.
• 5. Какие данные необходимы для расчета талого и ливневого стока?
• 6. Каковы физический смысл и методы расчета критических для почв скоростей водного и воздушного потоков?
• 7. Дайте определение понятия «транспортирующая способность» для водного и воздушного потоков.

Авторы: Кузнецов Михаил, Глазунов Геннадий

• [1] Архангельский Б. В. Экспериментальное исследование точности шкал гидравлической крупности частиц // Изв. НИИГ. 1935. Т. 15. С. 157—184.
• [2] Иван Иванович Леви (1900—1965) — советский ученый в области гидравлики гидротехнических сооружений и динамики русловых потоков.
• [3] Иван Иванович Леви (1900—1965) — советский ученый в области гидравлики гидротехнических сооружений и динамики русловых потоков.
• [4] Петтиджон Ф., Поттер П., Сивер С. Пески и песчаники : монография. М. : Мир,1976. 536 с.
• [5] Ральф Алгер Бэгнолъд (Багнольд) (1896— 1990) — британский геолог, исследователь пустынь, специалист в области эоловых процессов, внесший весомый вклад в теорию движения наносов.