Лекції 3-4. Фізичні основи ерозії грунтів

Поперечний переріз потоку, який є перпендикулярним до лінії току, має назву живого перерізу потоку (w) і визначається у см² або м². Довжина лінії контакту живого перерізу з річищем потоку називається периметром зволоженості(P) і вимірюється у м або см. Відношення площі живого перерізу до периметра зволоженості має назву гідравлічного радіусу (R), який має розмірність довжини:

 R=W/P

Для широких річищ периметр зволоженості істотно не відрізняється від ширини потоку і тому можна вважати, що гідравлічний радіус приблизно дорівнює глибині потоку. Для прямокутного річища можна записати:

R=(bxH)/(b+2H)

де: b – ширина річища, м; Н – глибина потоку, м

За умови, коли b>>Н, R»H.

 Об’єм води, що протікає крізь поперечний переріз потоку за одиницю часу, називається витратою потоку (Q), який вимірюється у м³/с чи л/с. Довжина шляху, який проходить вода за одиницю часу, називається швидкістю потоку(u) і вимірюється у м/с або см/с.

Можна записати рівняння, за яким визначається Q:

Q= u×w, м³/с,

яке широко використовується для визначення середньої швидкості потоку (V): V=Q/W

Режими течії

Ламінарний режим характеризується паралельно цівковим рухом без створення вихорів. Турбулентний режим – хаотичний безпосередній рух, коли цівки постійно відхиляються і перетинаються одна з одною. Швидкість у турбулентному потоці безперервно пульсує, змінюючись як за величиною, так і за напрямком. При цьому, напрям руху всього потоку залишається незмінним. Швидкість потоку у конкретній точці коливається біля певної постійної, яка залежить від часу і має назву номінальної усередненої швидкості (u). Не слід плутати її із середньою швидкістю (V). Швидкість у кожний даний момент часу у заданій точці називається миттєвою швидкістю (u). Пульсація повздовжніх складових швидкості течії описується кривою нормального розподілення, і при цьому виконується співвідношення:

u_max-u_c=s

де - u _{max -} максимальна миттєва швидкість; -u_c - усереднена номінальна швидкість; s - середньоквадратичне відхилення.

 У великих каналах пульсація швидкостей потоку у придонній області така, що  у 1,35-2,15 рази більша за . Для вимірювання пульсації швидкостей у потоці застосовуються малоінерційні прилади з високою точністю – термоанемометри. Принцип їх дії полягає в тому, що інтенсивність теплообміну між потоком і тілом, що в цей потік введено, а з ним і електричний опір цього тіла, залежить від швидкості течії. Якщо скрізь робочий орган термоанемометра, який має вигляд металевої нитки чи плівки, пропускати електричний струм, який має відомі показники, то за зміною цих показників (напруга чи сила струму) можна з високою вірогідністю охарактеризувати зміни (пульсацію) швидкості водного потоку. Слід зазначити, що безпосередньо біля стінки чи дна навіть у турбулентних потоках існує дуже тонкий шар, в якому швидкості дорівнюють нулю.

Показником ступеня турбулентності є безрозмірне число Рейнольдса (Re), яке визначається за формулою:

Re=(VxH)/v,

де: Н – глибина потоку, м; V – швидкість потоку, м/с; n - коефіцієнт в’язкості (при t=20⁰С для води n=10-6 м²/с), м²/с 

Щільність рідини і її в’язкість зменшуються при підвищенні температури. Наприклад, при зміні температури води від 0 до 100⁰ її щільність зменшується на 4%, а в’язкість – приблизно у 6 разів. Тому в’язкість води істотно змінюється в інтервалі звичайних температур (при зміні від 0 до 30⁰С – в’язкість зменшується у 2,4 рази).

Для потоків з відкритою водною поверхнею ламінарний режим спостерігається при Re£300, а турбулентний – при Re³600. При 300<Re>600 потік може бути турбулентним чи ламінарним залежно від шорсткості й характеру річища. Турбулентність потоку має значний вплив на розвиток ерозійних процесів. Ґрунтові частки відриваються від поверхні під впливом цівок води з високими миттєвими значеннями швидкостей, які відповідають максимальним пульсаціям швидкості потоку. До того ж, під впливом пульсаційного навантаження з боку потоку на ґрунтові частки відбувається повільне ослаблення внутрішньо - і міжагрегатного зчеплення, що веде до зменшення протиерозійної стійкості ґрунту або підґрунтя. Пульсацію швидкості у турбулентних потоках ураховують відповідним коефіцієнтом у рівнянні, за яким визначається критична (розмиваюча) швидкість, про що нижче  йтиме мова. Крім того, підвищення турбулентності збільшує трансформуючу властивість потоку води.

У природних умовах ламінарні потоки зустрічаються лише на добре задернованих схилах, де вода тече рівним шаром з малою глибиною при невеликих швидкостях, а також на початку сніготанення, коли вода відчуває опір снігу, фільтраційні потоки також характеризуються ламінарним режимом, що обумовлюється малим діаметром шпарин і низькими швидкостями. Турбулентний рух відбувається у водах, з якими і пов’язані процеси водної ерозії.

 Закономірності руху рідини

Вирішальне значення в процесі водної ерозії відіграє формування поверхневого стоку і його гідравлічні характеристики. Однак при зливовій ерозії, яка відіграє провідну роль в ерозійному знищенні грунтів Лісостепу і особливо Степу України, руйнування грунтових агрегатів, відділення їх від основної маси грунту починається ще до виникнення поверхневого стікання внаслідок динамічної дії крапель дощу на поверхню грунту.

На перших стадіях випадання інтенсивного дощу (зливи) до появи на поверхні грунту плівки води вплив крапель дощу виявляється в опливанні грунтових грудок і ущільненні верхнього шару грунту, що відіграє важливу роль у зменшенні водопоглинання грунту і формуванні поверхневого стоку. До появи на поверхні плівки води унаслідок малих розмірів навіть великі краплі дощу всмоктуються в грунт, і механічне переміщення грунту униз по схилу не відбувається.

Після появи на поверхні грунту плівки води краплі дощу при ударі об поверхню «розбризкуються», захоплюючи при цьому частинки грунту. При ударі краплі об поверхню грунту в результаті тертя її нижня частина розплющується, унаслідок чого площа ударного впливу краплі збільшується

Приблизно дві третини енергії краплі витрачається на утворення поглиблення (ударного кратера) і ущільнення верхнього шару грунту товщиною до 2-3 см, одна третина – на розбризкування (Эрозия почв, 1984). Максимальна диспергація грунтових частинок відбувається в тому випадку, коли товщина водної плівки приблизно дорівнює діаметру краплі. Відрив часток грунту і їхнє розбризкування припиняється тільки в разі наявності шару води більше 5-6 діаметрів крапель. Експериментальними дослідженнями (Сластихин, 1964; Гудзон, 1974; Заславский и др., 1984; Эрозионные процессы, 1984 та ін.) було встановлено, що під час зливи внаслідок розбризкування крапель дощу в повітря піднімаються десятки, а іноді і сотні тонн грунту на гектарі площі.

При природних зливах на горизонтальній поверхні внаслідок того, що розбризкування грунту відбувається у всіх напрямках однаково, горизонтального переміщення грунту не відбувається. У той ще час на схилових поверхнях унаслідок різної довжини траєкторій переміщення часток, які розбризкуються, відзначається поступове переміщення часток грунту униз по схилу. Це явище має назву ерозія розбризкування. Очевидно, що за інших однакових умов інтенсивність ерозії розбризкування пропорційна ухилу поверхні. Однак навіть на досить крутих схилах кількість переміщуваного вниз по схилу грунту відносно невелика і становить незначну частку в загальних втратах грунту з поверхневими водними потоками.

Однак не слід і недооцінювати значення енергії падаючих крапель (особливо великих за розміром) у загальному ерозійному процесі. Крім уже відзначеної ролі великих крапель у диспергації грунтових частинок, вони виконують також велику роботу з ущільнення поверхневого шару грунту і його кольматації («запечатування») продуктами руйнування грунтових агрегатів. Це призводить до утворення грунтової кірки зі зменшеною водопоглинаючою здатністю в десять і більше разів.

Окремо слід відзначити великий вплив крапель дощу на водний потік. Зокрема, відомо, що краплі дощу «збуджують» у потоці додаткову турбулентність і капілярні хвилі, що істотно збільшують транспортуючу здатність схилових потоків. Експериментальними дослідженнями встановлено, що якщо усунути вплив дощових крапель на схиловий потік малої глибини (до 1-2 см), його транспортуюча здатність зменшується в десятки разів. Особливо значне зменшення змиву грунту спостерігається при виключенні впливу великих за розміром крапель на водний потік. Так, у дослідженнях Н. Гудзона (1974) змив грунту з ділянки з натягнутою над нею у два шари протимоскітною сіткою, об яку розбивалися великі краплі і у вигляді дрібних бризок падали на ділянку, був у 100 разів менший порівняно з ділянкою, де не було такої сітки. Проте зі зростанням глибини схилових потоків вплив крапель дощу на ерозійне руйнування грунту знижується. А при весняному змиві грунту в ерозійному руйнуванні бере участь тільки водний потік.

Здатність водних потоків відривати і транспортувати грунтові частинки визначається їхньою швидкістю, глибиною і турбулентністю. Відрив часток від основної маси грунту відбувається як під дією сукупності сил, обумовлених динамічним впливом схилового потоку, що сформувався на поверхні, так і в процесі дифузійного вилуговування розчинних компонентів грунту і їхнього відшаровування при набряканні та розмоканні.

Серед сил, що сприяють відриву частинок грунту, є лобовий тиск потоку Р_л (лобова сила), підйомна сила Р_пі тангенціальна (спрямована паралельно поверхні схилу) складова сили тяжіння P_g = P_gsin α, де P_g – сила тяжіння, α – кут нахилу поверхні схилу. Лобовою силою називають алгебраїчну суму сил додатного тиску потоку на передню грань частинки грунту і від'ємного тиску – унаслідок утворення за частинкою зони завихрень і циркуляцій – на задню (рис. 3.2). Величина лобової сили пропорційна квадрату донної швидкості і площі перетину частинки. Підйомна сила виникає внаслідок розходження у швидкостях обтікання нижньої і верхньої граней нерухомої частинки. Згідно із законом Бернуллі в зоні великих швидкостей течії – над верхньою гранню частинки – виникають зони зниженого тиску, у місцях малих швидкостей – уздовж нижньої грані частинки – підвищеного тиску. Підйомна сила на дні схилового потоку пропорційна квадрату його придонної швидкості.

Рис. 3.2. Схема розподілу тиску навкруги частинки, яка лежить на дні потоку

Перешкоджають відриву частинок грунту перпендикулярна поверхні схилу складова сили тяжіння P_g = P_g cos α, сили механічного утримання частинок грунту коренями рослин та сила зчеплення частинки з іншим грунтом.

За умови рівноваги всіх діючих на частинку грунту сил може бути отримана так звана донна нерозмиваюча швидкість потоку V_н – найбільша швидкість потоку, при якій ще не відбувається переміщення частинок (Гончаров, 1962). Однак для грунтів поняття «нерозмиваюча швидкість потоку» позбавлене фізичного змісту. На поверхні грунту завжди є деяка кількість диспергованих частинок різного розміру, у тому числі й дрібних, як;і відразу ж підхоплюються потоком. При подальшому збільшенні глибини і швидкості потоку кількість частинок грунту, що втягуються в рух, збільшуються, тому визначити нерозмиваючу швидкість неможливо.

Набагато більш визначеною фізично і досить точно обумовленою кількісно для зв'язних порід і грунтів є так звана розмиваюча швидкість потоку V_p – найменша швидкість, при якій іастає безперервний відрив грунтових частинок, що призводить і,о помітної ерозії грунтів. За дослідженнями В.М. Гончарова 1954), розмиваюча і нерозмиваюча швидкості для середніх умов пов'язані між собою співвідношенням Тому знаючи одну критичну швидкість, можна отримати іншу. Проте зазначимо, що співвідношення

V_р=1,41·V_н. (3.1)

 є емпіричним і може змінюватися залежно від гранулометричного складу наносів і гідравлічних параметрів водного потоку.

Отже, у разі перевищення швидкості поверхневого стікання до деякого критичного для даного грунту значення, яке має назву «розмиваюча швидкість», починається ерозійне руйнування грунту і переміщення продуктів руйнування потоком вниз по схилу. При цьому внаслідок різних причин просторова структура ерозійного процесу має складний характер. Один із головних чинників цього – складна просторова структура схилового стікання. Унаслідок природної нерівності поверхні схилове стікання відбувається у вигляді струмочків різного розміру, у які концентруються схилові потоки. Зі збільшенням величини схилового стоку (тобто збільшенням різниці між опаром опадів і витратами на їх перехоплення рослинністю, інфільтрацію та затримку в ємностях мікрорельєфу) площа покриття поверхні схилів стікаючими потоками збільшується, але повне затоплення поверхні, як правило, не відбувається.

Концентрація схилових потоків у струмки, розмір яких збільшується вниз по схилу, відіграє вирішальне значення в процесі змиву грунту, оскільки при гіпотетичному рівномірному розподілі стікаючої води по всій ширині схилу в переважній більшості випадків глибина була б настільки малою (не більше 5-10 мм), що швидкість стікання навряд чи перевищила б розмиваючу швидкість. Унаслідок поперечної концентрації схилового стікання глибина потоків у струмках досягає кількох десятків сантиметрів. Зокрема, у процесі випадання інтенсивних злив у середній і нижній частинах схилів формуються струминні розмиви або водомиї (див. 1.2) із глибинами до 0,3-0,5 м (рис. 3.3). У межах привододільних частин схилів, а також на міжструмкових просторах, де має місце так зване пластове (фактично – дрібнострумкове) стікання, глибина схилових потоків виміряється міліметрами.

Рис. 3.3. Ерозійні водомиї на ріллі

Важливе значення має питання про гідравлічний режим схилових потоків. Відомо, що в природі існує два режими руху рідини, у тому числі й води – ламінарний і турбулентний. При ламінарному русі швидкість у кожній точці потоку або постійна, або змінюється поволі за певним законом. Така швидкість буде пропорційною величині ухилу поверхні, по якій відбувається стікання. Турбулентний рух характеризується безперервними змінами швидкості (пульсаціями швидкості) в кожній точці потоку як за величиною, так і за напрямком; середня ж швидкість потоку при цьому пропорційна кореню квадратному з величини ухилу.

З точки зору еродуючої здатності потоку важливо, що при турбулентному режимі максимальні пульсадійні значення швидкості можуть у 1,5-2 рази перевищувати середню швидкість потоку.

Відділені від основної маси грунту краплями дощу або водним потоком грунтові частки, агрегати та грудочки залежно від співвідношення взаємодіючих сил переміщаються або шляхом ковзання чи перекочування, або стрибкоподібно (шляхом сальтацїї), абов суспензійному (завислому) стані. Великі струмки здатні транспортувати (шляхом перекочування) грунтові грудки діаметром до 10-15 см, які набувають у процесі руху кулеподібної форми. Грудки грунту такого діаметра нерідко зустрічаються після сильних злив у підошві крутих розораних схилів. Надходження великих грудок грунту в потік пов'язане як з динамічним впливом потоку, так і з дією струменів, що падають з мікроуступів, а також обрушенням «берегів» русел струмками і руйнуванням підмитих мікроуступів.

Однак не слід і недооцінювати значення енергії падаючих крапель (особливо великих за розміром) у загальному ерозійному процесі. Крім уже відзначеної ролі великих крапель у диспергації грунтових частинок, вони виконують також велику роботу з ущільнення поверхневого шару грунту і його кольматації («запечатування») продуктами руйнування грунтових агрегатів. Це призводить до утворення грунтової кірки зі зменшеною водопоглинаючою здатністю в десять і більше разів.

Окремо слід відзначити великий вплив крапель дощу на водний потік. Зокрема, відомо, що краплі дощу «збуджують» у потоці додаткову турбулентність і капілярні хвилі, що істотно збільшують транспортуючу здатність схилових потоків. Експериментальними дослідженнями встановлено, що якщо усунути вплив дощових крапель на схиловий потік малої глибини (до 1-2 см), його транспортуюча здатність зменшується в десятки разів. Особливо значне зменшення змиву грунту спостерігається при виключенні впливу великих за розміром крапель на водний потік. Так, у дослідженнях Н. Гудзона (1974) змив грунту з ділянки з натягнутою над нею у два шари протимоскітною сіткою, об яку розбивалися великі краплі і у вигляді дрібних бризок падали на ділянку, був у 100 разів менший порівняно з ділянкою, де не було такої сітки. Проте зі зростанням глибини схилових потоків вплив крапель дощу на ерозійне руйнування грунту знижується. А при весняному змиві грунту в ерозійному руйнуванні бере участь тільки водний потік.