Методы изучения баланса грунтовых - Лебедев А.В.
Скачать (прямая ссылка):
Число расчетных периодов t зависит от числа экстремальных величин влажности в начальном сечении потока. Обычно это число совпадает с числом расчетных периодов, выделенных ранее (см. четвертую главу) при гидродинамическом анализе режима и баланса грунтовых вод.
Получив ряд значений параметра В и отвечающих ему величин усредненной влажности W, вначале строят график связи этих величин, которым можно воспользоваться при прогнозе питания грунтовых вод сверху.
В ряде случаев возможно применить метод сложения течений, если на режим влажности расчетного периода влияло изменение влажности в начальном сечении за предыдущее время. Методика таких расчетов была рассмотрена при анализе режима грунтовых вод в прибрежной зоне.
Все указанные выи е рекомендации вполне применимы для интервалов зоны аэрации, залегаю их ниже корнеобитаемого слоя почвы (примерно начиная с глубин 0„80—1,00 м), где режим влажности не очень тесно связан с суточными и декадными колебаниями влажности и температуры воздуха. При этом начальное сечение потока выбирают на глубинах 0,8 или 1,0 м.
Для определения параметра влагопереноса в верхнем почвенном слое, часто представленном супесью, суглинками и гумусовым горизонтом почвы, можно поступить следующим образом.
В случае мгновенного изменения влажности на поверхности почвы (z = 0) и поддержания ее постоянной (ЛИ70 = const) в течение времени t для величины изменения объема передвигающейся через поверхность почвы влаги действительно уравнение
Д7
w, о
20Д1У0
V-
Bit
(kw ¦
kwe)t, мм,
(V.35)
В,10' W/cym
900 -
8D0 •
W0 •
щ -
506 -
'300
200 >
100 - X
0 ^0.0 ,
где AW, о — разность объемов передвинувшейся через сечение z — 0 влаги за время t, например, 30 сут, и за предшествующий период той же продолжительности, но с интенсивностью, отвечающей начальному распределению влаги (при t — 0); ДИ70 = W°—W® — приращение усредненной за время t объемной влажности почвогрунтов в начальном сечении (И70),
(z=0) в сравнении с первоначальной влажностью {Wf.), %; kw, kwe— усредненные коэффициенты влагопроницаемости за расчетное время t и предшествующее время той же продолжительности, отвечающие соответствующим влажностям Wcp и We>cp, мм/сут.
Если учесть выпадающие на поверхность осадки Х2, суммарное испарение с поверхности Z2 за расчетное время t и соответствующие величины тех же элементов баланса Хг, Z± за предшествующее время той же продолжительности (но до t — 0), то для случая отсутствия склонового стока будет действительно уравнение
10 11 12 J3 1? 15 16 Л tffcp, %
Рис. 50. Зависимость обобщенного параметра влагопереноса В от средней объемной влажности для мелкозернистых песков на глубине 0,80—1,20 м (1970 г.).
вЛ
3,14 AZ)—(fcvv~/cwe) t "j
20 Д Wo
м2/сут,
(V.36)
где
АХ '¦= Х^— .Х\’, AZ — Z-2 — Z]\ kwt, kw t-
в мм слоя воды.
Применение рассмотренной методики расчета параметра В на Подмосковном гидрогеологическом полигоне ВСЕГИНГЕО, по данным наблюдения за влажностью грунтов в лизиметре 20 и за осадками и суммарным испарением на поляне с помощью почвенного испарителя ГГИ-500-50 за 1970 г., указало на следующее:
1) обобщенный параметр влагопереноса В для флювиогляциальных песков, залегающих ниже корнеобитаемого слоя почв (в пределах 0,80—1,20 м), увеличивается с ростом влажности (рис. 50);
2) тот же параметр, но для покровных супесей и почвы с растительным покровом (разнотравье), залегающих около дневной поверхности (0,2—0,6 м), в пределах корнеобитаемого слоя, уменьшается с ростом влажности (рис. 51).
Аналогичная связь между коэффициентом влагопроводности и потенциалом влаги получена В. Ф. Шебеко (1965) по экспериментальным данным для торфяных почв.
Первая закономерность связана с тем, что ниже корнеобитаемого слоя почв расход влаги обязан лишь процессу молекулярной диффузивности, который предопределяется толщиной пленки жидкой влаги (т. е. объемной влажностью) и градиентом влажности. Вторая закономерность обязана тому, что в пределах корнеобитаемого слоя почвогрунтов передвижение влаги предопределяется также и всасывающей способностью корней растений — осмотическим давлением, развиваемым корневой системой, которое тем выше, чем ниже объемная влажность почвы. Не исключается влияние около поверхности почвы процесса термоосмоса, при котором поток влаги направляется к горячему концу капилляра, в частности — к дневной поверхности.
В заключение отметим, что при температурах почвогрунтов, значительно превышающих 10° С, и при сравнении параметров в коэффициент влагопрони-
Bj.W'1* м2/сут
Рис. 51. Зависимость параметра влагопереиоса Вх для супесей на глубине 0,20 м от средней влажности (1970 г.).
w® 4-
e]J
1 — при =-------------- (среднее за два периода) — используем для прогноза питания грунтовых
