Фізичні основи водної ерозії грунтів. Механіка водної ерозії

Процес водної ерозії грунту, як випливає із сформульованого на початку першого розділу визначення, у загальному випадку складається з руйнування грунту краплями дощу та (або) потоками води, що сформувалися на поверхні схилу в процесі випадання природного або штучного дощу та (або) при таненні снігу, транспортуванні грунтових частинок і агрегатів (які одержують при цьому статус схилових наносів) і їхнього відкладення (седиментації) на деякій відстані від місця наносоутворення.

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 (рис. 3.1а). При ударі краплі об поверхню грунту в результаті тертя її нижня частина розплющується, унаслідок чого площа ударного впливу краплі збільшується.

Рис. 3.1. Розбризкування краплі:
а) фото розбризкування краплі;
б) схема розбризкування краплі при її вертикальному падінні на схил за В.В. Сластихіним (1964),

де S₁, S₂ – площі верхнього і нижнього напівеліпсів розбризкування відповідно

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 (рис. 3.1б), 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

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 (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.

Критерієм переходу ламінарного режиму течії в турбулентний, так само як і ступеня турбулентності потоку, є число Рейнольдса Re, яке є безрозмірним сполученням швидкості і глибини потоку з коефіцієнтом кінематичної в'язкості:

У загальному випадку, чим більше число Рейнольдса, тим вищий ступінь турбулентності потоку. Однак за різних умов число Рейнольдса, яке відповідає переходу ламінарного режиму потоку в турбулентний, може бути встановлене тільки експериментально. Для каналів з відкритою водною поверхнею ламінарний режим спостерігається при Re < 300, турбулентний – при Re > 600. При 300 < Re < 600 має місце «перехідний» режим, при якому режим течії потоку може бути або ламінарним, або турбулентним залежно від умов шорсткості поверхонь, по яким цей потік протікає.

У дрібнострумкових потоках при глибинах, що вимірюються міліметрами (2-10 мм), і швидкостями течії, які змінюються в діапазоні 0,001-0,01 м/с, число Рейнольдса звичайно не перевищує 100 одиниць, лише у виняткових випадках досягаючи 200-300, тобто знаходиться в межах значень, характерних для ламінарного режиму течії (у відкритих каналах). Однак дослідження показують, що в разі дощу навіть при невеликих глибинах швидкість схилового стікання пропорційна кореневі квадратному від глибини, тобто відповідає закономірності, яка характерна для турбулентних потоків. ,

Так, дослідження на лотку з дощувальною установкою, що були проведені ще в 60-х роках минулого сторіччя В.М. Павловим (Эрозионные процессы, 1984), показали, що ламінарний режим течії зберігається в потоках малої глибини (до 0,6 мм) з абсолютною шорсткістю в 1-2 мм. При абсолютній шорсткості у 2-3 мм і більше (що характерно для реальних умов) рух стає настільки неупорядкованим, що втрачає властивості ламінарного.

Середня ланка схилових струмків має швидкість стікання до 0,05 м/с, глибини – до 1-2 см. Число Рейнольдса становить близько 500 одиниць, при інтенсивному стоці досягає 1000-1200 (Швебс, 1974). Таким чином, для середньої ланки схилових струмків навіть для періоду весняного сніготанення режим стікання, імовірніше за все, є турбулентним.

Для великих струмків із глибинами 10 см і більше і швидкостями течії, які при ухилах 8-12° досягають 1,0-1,5 м/с, число Рейнольдса виміряється десятками тисяч одиниць. Режим течії в них має яскраво виражений турбулентний характер, а число Фруда Fr (Fr V²/g,де g – прискорення вільного падіння) може перевищувати одиницю, тобто потік має ще й бурхливий характер.

За Ц.Є. Мірцхулавою (1988) розмив грунту турбулентним потоком умовно можна поділити на кілька етапів (рис. 3.4). На початковому етапі зносяться (змиваються) елементарні дисперсні частки та агрегати, зв'язок яких з основним масивом грунту за різними причинами порушений. При постійній швидкості потоку цей процес припиняється після утворення шорсткуватої поверхні, обумовленої формою більш великих і водостійких грунтових частинок. При зростанні швидкостей течії починається підмив виступаючих над поверхнею грунту агрегатів (або окремостей), які розташовані проти течії, а це викликає збільшення лобової і підйомної сил. Зростаючі лобові і підйомні сили потоку збільшують вібрацію (внаслідок турбулентного режиму течії) та динамічний вплив на агрегати. У результаті зв'язки між поверхневими агрегатами й основною масою грунту поступово руйнуються, і грунтові агрегати (а за великих швидкостей течії, і грунтові грудки), для яких рівнодіюча «активних» сил перевершує «пасивні» сили зчеплення, відриваються і виносяться потоком. Цей період розмиву грунту поверхневим стоком характеризується максимальними втратами грунту.

Рис. 3.4. Динаміка розмиву грунту водним потоком згідно з (Мирцхулава,1988):

1 – початковий період;
2 – інкубаційний період;
3 – період наростання інтенсивності ерозії;
4 – період максимальної інтенсивності ерозії;
5 – період падіння інтенсивності ерозії;
6 – період стабілізації ерозії;
7 – новий період наростання інтенсивності ерозії

Після винесення всіх або майже всіх слабко пов'язаних окремостей з поверхні грунту, утворюється шорсткувата поверхня і за інших рівних умов змив зменшується, виявляється тенденція до стабілізації інтенсивності ерозії.

Схилові потоки, як правило, мають нерівномірну глибину і складний подовжній профіль з численними уступами і швидкотоками, що також збільшує еродуючу здатність потоків. Це обумовлюється локальним збільшенням швидкостей у таких місцях і більш концентрованою дією водних струменів на грунт. При середніх швидкостях потоку, недостатніх для відриву часток, усе-таки відбувається локальний розмив і змив грунту через посилення еродуючої дії струменів води, що падають з уступів. Регресивне переміщення уступів відіграє істотну роль в ерозійному процесі, особливо в період весняного сніготанення та при поливах по борознах.

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.