Вплив довжини схилу на розвиток водної ерозії грунтів

Тривалий час вважалося, що під час зливи вниз по схилу відбувається нагромадження маси води, що стікає, і, відповідно, збільшується еродуюча здатність потоку та більш інтенсивно виявляються ерозійні процеси. Тобто інтенсивність змиву грунту і, відповідно, ерозійна небезпека земель прямо пропорційні довжині схилу: чим довший схил, тим більш інтенсивно проявляються на ньому ерозійні процеси. Для опису цієї залежності використовувалась ступенева функція:

Величина показника ступеня р спочатку була прийнята постійною і дорівнювала 0,5 (Wishmeier, Smith, 1958; Швебс, 1974; Сурмач, 1979). Однак потім різними дослідниками на основі як натурних спостережень, так і експериментальних досліджень були отримані значення показника ступеня р, які істотно відрізнялися від вихідного значення і коливалися в межах від -1,7 до +2,7.

Такий великий діапазон емпірично визначених для різних умов значень показника ступеня р, який включає як додатні (пряма залежність ерозійної небезпеки від довжини схилу), так і від'ємні (зворотна залежність) значення, свідчить про недостатню адекватність моделі (4.8) реальним умовам.

Від'ємні значення показника р, що відповідають зменшенню інтенсивності змиву зі збільшенням довжини схилів, отримані на основі обробки даних про еродованість грунтового покриву на схилах різної довжини в межах деякої обмеженої території і, по суті, відображають факт наявності зворотної залежності між довжиною і середнім ухилом схилів. Дійсно, при наявності загального місцевого базису ерозії довгі схили мають менший середній ухил, ніж короткі і, відповідно, менш еродовані. Тому такі дані не можуть розглядатися для обгрунтування залежності величини ерозійної небезпеки від довжини схилів. Однак навіть додатна частина діапазону значень показника р (0-2,7) занадто велика для того, щоб можна було і далі вважати, що функція (4.8) реально відображає закономірності зміни інтенсивності змиву грунту зі збільшенням довжини схилів.

Розглянемо закономірності зміни інтенсивності змиву грунту по довжині схилу на основі аналізу формування поверхневого схилового стоку, оскільки саме схиловий стік у першу чергу визначає динаміку водно-ерозійного процесу вздовж схилу.

Основний внесок у загальне руйнування грунтового покриву, зокрема в Україні, робить зливова ерозія. Відмітною рисою зливового стоко- і наносоутворення є їх яскраво виражений несталий характер. Як показали дослідження (Светличний, 1991 та ін.), за період активного наносоутворення (під яким будемо розуміти найбільш інтенсивну частину зливи, протягом якої відбувається основна частина ерозійних втрат грунту) шлях добігання хвилі стоку від вододілу (X_p на рис. 4.4) складає лише деяку частину загальної довжини схилу.

Рис. 4.4. Подовжній профіль схилового потоку при постійній інтенсивності стокоутворення:

L_с – довжина схилу;
X_p – шлях добігання «роздільного» перерізу,
у – глибина рівномірно розподіленого по ширині схилу потоку

Відповідно до теорії схилового стоку (Бефани, 1949, 1958; Румянцев, Кондратьев, 1979; Richardson, Julien, 1994 та ін.) тільки в межах цієї привододільної частини схилу може мати місце сталий режим поверхневого стікання – «повний» схиловий стік за термінологією A.M. Бефані (1949), для якого саме і є характерним наростання інтенсивності змиву пропорційно відстані від вододілу. Глибина рівномірно розподіленою по ширині схилу потоку для цієї частини схилу в загальному випадку визначається формулою

 (4.9)

де y(x,t) – глибина рівномірно розподіленого по ширині схилу потоку на відстані х від вододілу в момент часу t;
α(х) – функція, що описує зміну по довжині схилу гідравлічного опору і ухилу поверхні схилу (у формулі Шезі α(х) = C(x)√(І(х)), де С – швидкісний коефіцієнт, І – ухил);
h[ξ, t(ξ)] – інтенсивність стокоутворення (водоутворення, водовіддачі, ефективних опадів) як довільна функція відстані від вододілу і часу;
n – гідравлічний параметр стікання, для турбулентного режиму потоку він дорівнює 0,5.

При постійних по довжині схилу інтенсивності стокоутворення, гідравлічній шорсткості поверхні й ухилі вираз (4.9) перетвориться на рівняння:

 (4.10)

де h – постійна (середня за час схилового добігання до створу х, що розглядається) інтенсивність стокоутворення.

У цьому випадку, з огляду на те що середня в поперечному перерізі швидкість потоку υ = α₀уⁿ, питома витрата води (витрата води на одиницю ширини схилу) є лінійною функцією відстані від вододілу або від точки зародження стоку. Тобто вниз по схилу дійсно відбувається «нагромадження маси стікаючої води»:

(4.11)

При перемінній інтенсивності стокоутворення характер наростання питомої витрати стоку вниз по схилі відрізняється від лінійного. Залежно від графіка стокоутворення середнє значення показника ступеня при довжині схилу х може бути як меншим, так і більшим за одиницю.

Нижче місця знаходження «роздільного» перерізу (рис. 4.4) глибина і витрата потоку від відстані до вододілу (або точки зародження стоку) не залежать. У загальному випадку в будь-якому створі цієї частини схилу глибина рівномірно розподіленого по ширині схилу потоку дорівнює

 (4.12)

При постійній у часі і по довжині схилу інтенсивності стокоутворення, постійному ухилі і шорсткості поверхні питома витрата води в будь-якому перетині цієї частини схилу є лише функцією часу:

Відповідно до (4.13) питома витрата води нижче роздільного перетину визначається значеннями шорсткості, ухилу і часом від початку стокоутворення. Це – зона несталого режиму схилового стікання («неповного» схилового стоку за A.M. Бефані (Бефани, 1949)). Зміна по довжині схилу глибини, швидкості і, отже, витрат схилового потоку в дій частині схилу, безумовно, можлива: при зміні хоча б одного із зазначених факторів. При цьому характер зміни витрат цілком визначається закономірностями уздовжсхилового розподілу цих факторів – вони можуть як зростати, так і зменшуватися. Тобто «зростання маси стікаючої води» униз по схилу в загальному випадку тут не відбувається.

Довжина зони зростання інтенсивності наносоутворення (L_a) залежить від тривалості періоду активного наносоутворення і швидкості схилового добігання. Тривалість періоду активного наносоутворення визначається співвідношенням між інтенсивністю дощу й інтенсивністю сумарних втрат дощових вод під час дощу, серед яких на ерозійно-небезпечних схилах провідна роль, безсумнівно, належить інфільтраційним втратам. Чисельне моделювання, проведене з використанням моделей змивоутворюючих частин злив розрахункових забезпеченостей 10%, 5% і 1%  показало, що для умов Українського Причорномор'я період активного наносоутворення в середньому становить 10 хв.

Кількісна оцінка довжини привододільної зони наростання інтенсивності наносоутворення, виконана на основі розрахунків по залежності, яка була отримана на основі формули швидкості схилового стікання І.К. Срібного (див. 5.3.4.2), показала, що для ерозійно-небезпечної ріллі цей параметр змінюється в діапазоні 50-200 м (табл. 4.3). Тобто становить лише деяку частину довжини схилів, що дорівнює в середньому 500-800 м.

Узагальнюючи викладене вище, можна дійти висновку, що для зливового змиву грунту, що відіграє в Україні вирішальну роль в ерозійному руйнуванні грунтового покриву, на більшій частині схилів інтенсивність змиву грунту не залежить від відстані від вододілу (тобто показник ступеня р у так званої функції довжини схилу вигляду (4.8) дорівнює нулю). У межах привододільних частин схилів (довжиною в середньому 50-200 м) має місце збільшення модуля змиву з віддаленням від вододілу.У цьому випадку ця залежність може бути описана функцією вигляду (4.8) при р > 0. Але яке саме значення приймає показник ступеня р у межах цієї частини схилів?

Г.О. Ларіоновим і С.Ф. Красновим (1997), виходячи з концепції «порогової» (нерозмиваючої) швидкості, тобто швидкості потоку, при якій руйнування грунту не відбувається, було показано, що в межах привододільних ділянок схилів, де глибина і швидкість потоку збільшуються від практично нульових значень на вододілі до максимальних у роздільному перетині (див. рис. 4.4), існують ділянки, де швидкості потоку переходять від «допорогових» значень, за яких змив практично відсутній, до «післяпорогових», за яких починається руйнування грунту і винесення продуктів руйнування потоком («змив грунту»). Величина показника ступеня при довжині схилу в межах цієї ділянки теоретично наближається до нескінченності при зменшенні її довжини. Практично ж, з огляду на те що розміри стокових майданчиків або відстань між обліковими створами на схилі при замірах ерозійних розмивів за «методом водомиїв« (див. розділ 2) у цьому сенсі недостатньо малі, величина показника ступеня при довжині схилу може бути значно більшою за одиницю. Цей висновок підтверджується і даними натурних досліджень за поверхневим змивом.

На рис. 4.5 подано графік зміни значень показника ступеня р у межах верхньої 300-метрової ділянки одного з правобережних схилів долини р. Барабой у с. Дальник-2 Овідіопольського району Одеської області. Використано дані детальної зйомки водомиїв після серії зливових дощів 4-9 вересня 1989 p., коли за п'ять днів випало близько 150 мм опадів, причому максимальна добова сума опадів за цей період була близькою до добового максимуму опадів 5% забезпеченості (близько 80 мм). Грунтовий покрив на ділянці представлений чорноземом південним малогумусним важкосуглинковим різного ступеня еродованості, середній ухил – близько 3°, форма подовжнього профілю – складна, поверхня – культивований пар. Відстань між обліковими створами 10-30 м.

Рис. 4.5. Графік зміни показника ступеня р по довжині схилу на ділянці схилу біля с.Дальник-2 Овідіопольського району Одеської області

Як бачимо, для верхньої ділянки (між обліковим створом № 1, розташованим на відстані 70 м від вододілу, і № 2 – на відстані 90 м від вододілу) показник р близький до 3, але з віддаленням від вододілу він швидко зменшується до практично нульових значень на відстані від вододілу, трохи більшій за 200 м. Графік, наведений на рисунку, досить типовий: схожі залежності отримані і для інших схилів. Розбіжності полягають у величинах найбільших значень р (як правило, вони менше, ніж на рис. 4.4), а також у відстані, на якій спостерігається стабілізація величин показника р.

Таким чином, і в межах привододільної зони при зростанні глибини і швидкості стікання має місце досить складна динаміка значень цього показника, що обумовлено наявністю ділянок, у межах яких поверхневий змив дуже малий і його зміна по довжині схилу практично не ідентифікується. Ситуація ускладнюється ще й тим, що довжина цих ділянок змінюється від зливи до зливи й усередині зливи залежно від інтенсивності і шару опадів, а також характеру підстилаючої поверхні.

Унаслідок цього для привододільних частин схилів, довжина яких визначається довжиною шляху добігання роздільного перетину за час активного наносоутворення, є доцільним використовувати середнє значення показника р, яке було отримане за даними спостережень на стокових майданчиках з невеликою довжиною. За такий доцільно використовувати значення р, що дорівнює 0,5.

Для весняного сніготанення висока нестаціонарність стокоутворення, яка характерна для злив, не властива. Можна вважати, що навіть з урахуванням нічних перерв у період сніготанення по всій довжині схилів формування поверхневого стоку відбувається відповідно до типу повного стоку. У цьому разі відповідно до (4.9)-(4.10) за інших рівних умов повинне мати місце монотонне наростання глибини і, отже, швидкості і еродуючої сили потоку вниз по схилу. Традиційним значенням показника ступеня при довжині схилу р' для весняного змиву є значення 0,5. Однак і тут, як було встановлено Г.О. Ларіоновим (1993), у зв'язку з навантаженням схилового потоку наносами, наростання інтенсивності модуля змиву впродовж схилу пропорційне відстані від вододілу в ступені 0,5-0,6 спостерігається тільки в межах верхнього 200-300-метрового відрізка схилу. А зі збільшенням довжини схилу показник ступеня зменшується таким чином:

Відповідно до (4.14)

• при L = 100 м р' = 0,55,
• при L = 200 м р' = 0,52,
• при L = 300 м р' = 0,50,
• при L = 500 м р' = 0,48 і
• при L = 1000 м р' = 0,45.

Таким чином, співвідношення між фактичною концентрацією наносів у потоці і його транспортувальною здатністю є ще одним важливим фактором, який визначає зміну по довжині схилу не тільки інтенсивності, але й характеру ерозійного процесу. Монотонно зростаючий характер функції f₂(L) практично можливий лише в тому випадку, коли транспортувальна здатність потоку по всій довжині схилу перевищує кількість наносів, що фактично переноситься. Якщо ж на деякій відстані від вододілу каламутність потоку досягає або перевищує каламутність, що відповідає його транспортувальній здатності, ерозійний розмив поверхні грунту повинен або припинятися, або змінюватися акумуляцією. Саме така ситуація характерна для більшості агрофонів (виняток становлять лише багаторічні трави): надходження в потік твердого матеріалу в загальному випадку значно перевищує його транспортувальну здатність. У разі відсутності рослинного покриву протягом зливи тільки через ерозію розбризкування в потік надходять десятки, а іноді сотні тонн наносів на гектар площі. При значних ухилах не менша кількість наносів надходить у потік унаслідок розмиву поверхневими потоками.

При натурному моделюванні поливу по борознах при постійних по довжині схилу ухилах поливних борозен виявлено (Литвин, 1981, Григорьев и др., 1992), що максимальна довжина зони ерозії в умовах досліджень досягала 80 м, у більшості випадків не перевищуючи 30-40 м. Нижче цієї «зони ерозії» виділялася «єдина транзитно-акумуляційна зона» із закономірним чергуванням зон ерозії, транзиту та акумуляції.

Ще раз підкреслимо, що водна ерозія – це не просто розмив або змив гірських порід та (або) грунтів. Процес ерозії завжди містить у собі не тільки руйнування, але й перенос та відкладення (акумуляцію) матеріалу, що переноситься. Ця фундаментальна особливість процесу ерозії відбивається в дефініціях, які були зроблені Г.І. Швебсом,(1974) та наведені в п. 1.1. Тісний зв'язок ерозії й акумуляції підкреслювали Г.В. Лопатін (1952), М.І. Маккавеев (1955, 1984а та ін.), І.С. Щукін (1974) тощо. Зокрема, у роботі (Маккавеев, 1984) зазначається, що процеси ерозії і акумуляції так тісно пов'язані, що лише на окремих, відносно невеликих ділянках можна установити «чисту» ерозію та «чисту» акумуляцію.

Однак і вони не є абсолютними: згодом зони переважного змиву і переважної акумуляції можуть змінювати своє положення на схилі. Характерним прикладом є слабко виражені подовжні схилові улоговини («потяжини»), що утворюються при загортанні вимоїн, які періодично виникають після інтенсивних злив рідкої повторюваності (один раз на 20 років і рідше). При випаданні дощів, що формують малоінтенсивний поверхневий стік, або при поступовому сніготаненні в ці потяжини виноситься грунт, який був змитий з прилягаючих мікросхилів та накопичується (акумулюється) у межах днищ цих схилових – улоговин. Під час випадання інтенсивних злив днища цих улоговин, що є концентраторами схилових потоків, активно еродуються. Тобто ця ерозійна форма є поперемінно або об'єктом, де переважає ерозія, або – акумуляція. При цьому під час вегетації рослин схилові потяжини виділяються більш високою і соковитою рослинністю (рис. 4.6), що свідчить про підвищену родючість грунту, який заповнює ці потяжини.

Рис. 4.6. Лівий схил долини р. Малий Катлабух з посівами озимої пшениці в стадії дозрівання. На місці потяжин виділяються смуги пшениці, що активно розвивається

Тісний зв'язок ерозії й акумуляції визначає зворотно-поступальний розвиток флювіального рельєфу (Скоморохов, 1990). Одним із проявів такого розвитку саме і є зазначені просторово-часові закономірності ерозійного процесу – чергування зон змиву та акумуляції на схилі, а також переривчастість процесу змиву, тобто відсутність безперервного від вододілу до підніжжя схилу потоку наносів у період зливи. Процес змиву грунту – це процес багаторазового перевідкладання наносів, при якому за межі схилу в конкретній реалізації процесу виноситься лише деяка частина матеріалу. За оцінкою В.М. Фірсенкової (1993), тривалість переміщення матеріалу від вододілу до днища складає від 3 до 10 років залежно від шляху руху матеріалу – по мікровододілах або по мікроруслах.

Чергування зон ерозії й акумуляції на схилі неминуче приводить до формування хвилястого подовжнього профілю схилу, тобто чергування ділянок з більшими та меншими ухилами, що, у свою чергу, впливає на характер та інтенсивність ерозійно-акумулятивного процесу в різних частинах схилу: на випуклих ділянках інтенсифікується поверхневий змив грунту, на увігнутих – відбувається часткова акумуляція наносів. У такий спосіб реалізується властивість, яку називають авторегуляцією (або саморегуляцією) флювіального рельєфу (Поздняков и др., 1990) і яка є проявом у межах схилової ланки ерозійно-акумулятивного процесу принципу взаємодії потоку і русла, сформульованого ще М.А. Велікановим (1958).