Реферат: Пороговые параметры возникновения и развития оврагов кожуховский А. В

ПОРОГОВЫЕ ПАРАМЕТРЫ ВОЗНИКНОВЕНИЯ И РАЗВИТИЯ ОВРАГОВ


Кожуховский А.В.

Красноярский государственный аграрный университет, Красноярск, Россия


The complex of gully erosion factors in different environmental conditions was discussed. The main factors of gully erosion were estimated in limits of determination of threshold strength of these ones for the initiation of gully. The possibility of discovery and following usage of critical threshold strength for the prediction of future gullies sites were analyzed.


Введение


Овражная эрозия – очевидное пороговое явление. Этот геоморфологический процесс начинается только тогда, когда пороговое значение склонового водного потока, ливневых осадков, топографии, педологии или землепользования было превышено. Можно ли выявить единый критический порог для инициирования, развития и заполнения оврагов в различных природных средах?

Большинство моделей эрозии почвы, кроме некоторых моделей на основе геоинформационных систем, не прогнозируют местоположение оврагов. Однако эта проблема важна для землепользователей и для выявления изменений в пространственном распределении и плотности оврагов в связи с возможными погодными и антропогенными воздействиями.

Итак, что необходимо установить в первую очередь, чтобы спрогнозировать место естественного развития оврага внутри ландшафта? Постараемся резюмировать тот комплекс благоприятных условий, который необходим для зарождения и развития оврага внутри какого-либо временного отрезка.


^ Обсуждение и результаты


Эрозионные рытвины могут появиться только при условии, если интенсивность сконцентрированного поверхностного потока во время дождя превышает пороговое значение. Концепция пороговой силы, требуемой для возникновения эрозионной борозды, была впервые предложена Р.Е. Хортоном (1945). Cилу потока можно выразить значением порогового напряжения эродирующей (перемещающей) силы потока (τb = ρgds, где ρ – плотность сточных вод, g – гравитационное ускорение, d – глубина потока и s – синус поверхностного градиента). Пороговую силу, необходимую для инициализации вреза канала в поверхность почвы в пределах сконцентрированной зоны потока, называют критическим напряжением перемещающей силы потока (τс) [1].

Автором была проделана работа по определению ведущих факторов и условий оврагообразования, выявлению современной динамики оврагообразования и расчёт эрозионного потенциала на территории Сыдо-Ербинской котловины, занимающей центральную часть Минусинского межгорного прогиба и разделённую Красноярским водохранилищем на левобережную степную и правобережную лесостепную части. Основные материалы исследований были опубликованы в работах [2,3,4,5,6,7].

По наблюдениям автора некоторые овраги как правобережной, так и левобережной части, минуя эфемерную стадию образования рытвины и промоины, начинают свой рост после возникновения, последующего углубления и расширения водобойного колодца. Также необходимо упомянуть о возможности оврагообразования в результате суффозионно-просадочных процессов внутри супесчаных и мелкопесчаных формаций. Большую роль в образовании оврагов вышеупомянутых процессов подтверждают исследования [8,9,10].

Известно, что овраги обычно образуются на склонах выпуклой формы, когда уклоны в устьевом створе склонового водосбора достигают 15 – 20º и при наличии критических величин стока создаются благоприятные условия для размыва грунта. Чтобы определить пороговую глубину развития оврага на склоне, можно воспользоваться расчётной зависимостью, предложенной [11,12]:

[1]

где I0 – уклон русла на устьевом участке оврага, n – величина коэффициента шероховатости, которая может изменяться в зависимости от литологических условий от 0,06 (песчаники, глинистые грунты) до 0,05 (скальные грунты, мергель, известняк), А – принятое соотношение между шириной и глубиной потока, Q0 – расход жидкого стока 1 % обеспеченности.

Уклон от устьевого створа будет увеличиваться пропорционально уменьшению расстояния от водораздела, следовательно, максимально возможный профиль равновесия может быть рассчитан для конкретного овражного водосбора (рис. 2) с использованием зависимости, основанной на критическом уклоне и предельной длине оврага с учётом особенностей территории:

,

, [2]

…

.

Где ^ Х – глубина базиса эрозии оврага, J0 – критический уклон от которого начинается развитие оврага в устьевой части, l – длинна овражного вреза от его вершины.



Рис. 1. Расчётный профиль равновесия оврага в лесостепной правобережной части Сыдо-Ербинской котловины

Ни у кого не вызывает сомнения тот факт, что возникновение и развитие оврага связано с одним или несколькими сериями водных потоков, повторяющимися круглогодично в отдельные сезоны или же в единичных случаях с большими интервалами. Иными словами, определённые значения стока также являются пороговыми для инициализации овражного вреза. В целях составления прогнозов необходимо больше данных по критическим гидравлическим условиям, приводящим к возникновению оврага, его развитию и заполнению в разных природных средах и при различном землепользовании. Так, например, захват свободного (несвязанного) суглинка и хорошо отсортированного среднезернистого песка происходит в значениях τс меньше, чем 1 Ра, как выведено из кривой Шилда [13].

Для территории, подвергавшейся сельскохозяйственной обработке, J.Nachtergaele [14] рассчитал критическое напряжение перемещающей силы потока (τс) в период его максимальных значений в 33 эфемерных овражных каналах в Центральной Бельгии и в 40 эфемерных овражных каналах в Южной Португалии. Для каждой области исследования была построена гистограмма значений τс (рис. 2). Заложение эфемерных оврагов в верхних слоях почвы, сформированной на суглинистых лёссовидных отложениях в Бельгии, происходило при величине τс, находящейся в диапазоне между 3,3 и 32,2 Ра (среднее = 14 Ра). Тогда как значение τс, необходимое для начала формирования эфемерных оврагов в каменных песчаных суглинках в Португалии, варьировалось между 16,8 и 74,4 Ра (среднее = 44 Ра). Обратное отношение между шириной сконцентрированного потока и τс для развития эфемерного оврага в этих областях было изучено J. Poesen и др [15]. Существенное различие в τс они [16] объясняют различными типами почв. Приняв во внимание, что фрагменты скальных пород не присутствуют в Бельгийских лессовых почвах, а содержание фрагментов скальных пород в верхних слоях почвы в южной Португалии составляет 30 % массовой доли в среднем, они [17] экспериментально продемонстрировали, что содержание фрагментов скальных пород в верхних слоях почвы значительно уменьшает восприимчивость этих почв к сконцентрированной эрозии потока.





Рис. 2. Распределение силы пикового потока τс в областях возникновения эфемерных оврагов, то есть оврагов, где поперечное сечение канала > 930 cm2, а глубина < 30 см, на облессованных почвах в Бельгии (n = 33) зимой и летом и на каменистых почвах в Северо-Восточной Португалии (Alentejo; n=40) [14]

При расчёте τс необходимо делать акцент и на то, что в начальный период оврагообразования большую роль играет увеличение интенсивности эрозии при образовании руслового потока [18]. Большое значение при этом имеет концентрация стока, прорыв бровки склона, высокие эрозионные ступени и большие средние уклоны [11]. Первый этап характеризуется зарождением оврага на участке склонового водосбора с критическим значением I0. Теория развития вершины оврага впервые была разработана П.А. Костычевым [19], затем подтверждена более поздними натурными и экспериментальными исследованиями [8,20,21]. Размывание вершины в овраге происходит вследствие того, что вода, поступающая к вершине оврага в полном объёме или частично, стекает по стенке, а не льётся в виде водопада, приводя к интенсивному вымыванию породы. Верхние слои, связанные корнями растений, обычно не размываются, нижние же размываются легче, в связи с чем верховье оврага является как бы подкопанным. При дальнейшем размывании такой подкопанной стенки верхний слой почвы с растительностью и корнями под собственной силой тяжести перемещаются вниз [21]. Вершина оврага продолжает регрессивно двигаться вверх, в сторону водораздела. Следует отметить, что значения τс после возникновения даже небольшой по размерам эрозионной рытвины будут значительно меняться в короткое время. Через несколько секунд после возникновения микрорытвины значения τс,необходимые для её дальнейшего развития, могут увеличиться или уменьшиться в десятки раз, в зависимости от окружающих природных условий.

Сравнительно густая сеть гидрометеорологических станций и постов позволила автору составить широкий спектр карт стока различной обеспеченности [9], карт среднегодовых осадков, интенсивности и частоты ливневых осадков, а также снегозапасов по территории Сыдо-Ербинской котловины. Анализ интенсивности выпадения осадков показал, что для территории характерны бездождные периоды, которые продолжаются 10 дней и более. Эти периоды сопровождаются низкой относительной влажностью. Число дней с относительной влажностью менее 30 % в среднем за сезон равно 20. В период с 1980 по 2000 гг. за лето выпадало до четырёх ливней с суммой осадков свыше 20 мм, максимальной интенсивностью 2,12 мм/мин на правом берегу и в среднем до двух ливней с суммой осадков свыше 20 мм и максимальной интенсивностью 1,06 мм/мин – на левом. В некоторые периоды, например, в 1992 г., на станции Каратузское (правый берег) было зафиксировано 13 ливней с интенсивностью выше 1,0 мм/мин, а на станции Уйбат (левый берег) в 1990 г было зафиксировано максимальное количество – 8 ливней за период 1980-2003 гг. Хотя в отдельные годы количество ливней как на правом, так и на левом берегу не превышало одного – двух, однако и они могли проделать очень значительную эрозионную работу. При этом анализ пороговых значений величин осадков, необходимых для инициирования овражного вреза, только на территории Сыдо-Ербинской котловины (600 км2), показал, что они варьируются в таком широком диапазоне, какой охвачен табл. 1, в зависимости от внешних факторов и условий: I0, чехла осадочных отложений и почвенно-растительного покрова. В табл. 1 подведён итог некоторых данных относительно пороговых значений выпавших осадков (P), необходимых для возникновения рытвин, эфемерных оврагов и оврагов.


Таблица 1

Пороговые значения ливневых осадков для возникновения рытвин, эфемерных оврагов и оврагов в полевых условиях;^ P – слой осадков, Pd – суточный слой осадков, Pi – интенсивность осадков, Pi-30 – интенсивность осадков в 30 - минутном интервале [16]

Эрозионный процесс

Пороговое значение осадков

Местоположение

почвы/землепользование

«Источник»

Рытвины

Pd > 7.5 мм

Северный Норфолк, Великобритания

песчано-глинистые и

суглинистые почвы, пашня

Evans & Nortcliff

(1978)




P = 10 мм и

Pi> 1 мм h-1

Уэст-Мидлендс, Великобритания

песчано-суглинистые

почвы, пашня

Reed (1979)




P > 10 мм

(лето)

Восточная Англия, Великобритания

все типы почвы, пашня

Evans (1981)




Pd = 10-15 мм

Северный Таиланд

глинистые почвы, пашня

Turkelboom (1999)




P = 15 мм

Эльзас, Франция

суглинистые почвы

Auzet (personal communication)




Pd > 15 мм и

Pi> 4 мм h-1

Англия и Уэльс, Великобритания

суглинистые и песчаные почвы, пашня

Chembers et al.

(1992)




P = 20 мм и

Pi= 3 мм h-1

Бедфордшир, Великобритания

суглинистые и песчаные почвы, пашня

Morgan (1980)




Pd > 15-20 мм

Шотландия, Великобритания

песчано-суглинистые и

суглинистые почвы, пашня

Speirs & Frost

(1985)




P > 20-25 мм

в течение зимы

низменность Англия,

Великобритания

все типы почвы, пашня

Evans (1980)




P > 30 мм

в течение 2-х дней

Южные низменности,

Англия, Великобритания

каменнистые почвы, пашня

Boardman (1990)

Эфемерные

овраги

P = 14.5 мм

Альмерия, Испания

каменнистые почвы, пашня

Vandekerckhove et al. (2000)




Pd = 18 мм (лето);

Pd = 15 мм (зима)

Центральная Бельгия

пылеватые суглинки, пашня

Nachtergaele (2001)




P = 17 мм

Наварра, Испания

глинистые почвы, пашня

Casali et al. (1999)




P = 20 мм

Северный Таиланд

глинистые почвы, пашня

Turkelboom (1999)




P = 22 мм и

Pi-30=33 мм h-1

Экстремадура

отмели, пашня

Schnabel & Gomez

(1993)

Овраги

Pd > 80-100 мм

Бомбала,

Северо-западная Австралия

глинистый песок и

суглинистые и песчаные почвы, искусственные насаждения

Prosser и Soufi

(1998)


J.Nachtergaele [14] проанализировал 38 врезов эфемерных оврагов, которые произошли за 15-летний период в центральной Бельгии, и нашёл критические значения P 15 мм (в конце) зимы (n = 21) и 18 мм (в начале) лета (n = 17), которые приписал различию во влагосодержании почвы зимой и летом. Внезапное таяние снегов на замерзшей (подтаявшей) почве представляет особый случай метеорологического порогового условия в более высоких широтах, абсолютных высотах или областях с континентальным климатом, который может привести к быстрому развитию оврагов. L.Øygarden, [22] зафиксировал процесс, при котором замёрзшие нижние почвенные горизонты привели к перенасыщению верхних оттаявших слоёв под действием интенсивного ливня с последующим развитием эфемерных оврагов, даже в областях с небольшими наклонными градиентами (уклонами и перепадами высот) на территории Норвегии. Эти наблюдения указывают на тот факт, что климатические условия с большой амплитудой суточных температур, приводящие к замерзанию и таянию почвенных горизонтов, совместно с интенсивными дождями увеличивают риск овражной эрозии.

Одной из трудностей при оценке критических величин слоя и интенсивности осадков для инициирования оврага является нехватка гидрометеорологических данных для многих участков исследования. Появление эфемерных оврагов, рост промо­ин и оврагов в Сыдо-Ербинской котловине происходит не только во время летних ливней, но и весной в период снеготаяния, когда верхние почвенные горизонты уже оттаяли, а нижние ещё находятся в замерзшем состоянии. Зимой в отрицательных формах рельефа правобережья ежегодно накапливается от 0,5 до 2,0 м снега. В середине марта снежный покров левобережья котловины, по данным Росгидрометцентра, на задернованных степных склонах имеет мощность 5 – 10 см, в отрицательных формах рельефа - до 150 см. Снегозапасы в первую очередь определяют слой весеннего стока, который в пределах правобережной части котловины заметно превышает слой стока в левобережной части, особенно после малоснежных зим. Характер весеннего стока с территории определяется климатическими условиями, абсолютными высотами водосборных бассейнов, особенностями поверхности, микрорельефом, а также направлением преобладающих ветров. В зависимости от температурного режима весны таяние снега может протекать бурно, отличаясь высоким, интенсивным подъёмом и плавным спадом, или низкими растянутыми подъёмами с несколькими волнами. Время таяния снега в оврагах котловины соответствует второму пику расходов, в этот период происходит активная эрозия участков оврагов, сложенных легкоразмываемыми оттаявшими грунтами.

Экспериментальные данные, собранные C.H.Huang и др [23], указывают на то, что на значения критических условий потока, необходимых для образования эфемерных оврагов, заметное влияние оказывают инфильтрационные условия. Ограниченность проникновения летних осадков в глубь почвы сокращает мощность почвенной толщи, захва­ченной биологическими процессами [24]. С умень­шением водопроницаемости почв увеличивается опас­ность формирования большого склонового стока, что может привести и к усилению эрозии.

Антропогенное воздействие также может изменить критические значения τс; по данным T.G. Franti и др [25], значения τс для возделанной почвы увеличивались вдвое. J.M. Laflen и др [26] также указывали, что антропогенное уплотнение верхнего слоя почвы увеличивает значения τс.

Живые корни растений тоже увеличивают критические условия потока для развития канала рытвины. При этом необходимо учитывать влияние на оврагообразование общего уровня плодородия почв, во многом определя­ющим почвозащитную способность растительного пок­рова [27]. Если растительный покров сильно разрежен, опасность эрозии, возникающей от ливней небольшой интенсивности, резко возрастает даже на пологих скло­нах. Противоэрозионная устойчивость определяется также меха­ническим и химическим составом, физико-химическими свойствами, физическим состоянием и биогенностью почв. Противоэрозионная устойчивость почв повышается с увеличением содержания в них илистой фракции, гумуса и особенно кальция. И наоборот, она снижается с увеличением содержания в почве пылеватой и мелкопесчаной фракций с уменьшением количе­ства гумуса [28]. Известно, что достаточно гумусированные почвы (черноземы, темно-серые) часто не предрасположены к заплыванию при увлаж­нении и образованию корки при подсыхании, снижая риск появления трещин в грунте с последующим появлением эрозионных борозд. С увеличением смытости почв в верхних слоях умень­шается количество гумуса, часто снижается содержание илистой фракции и увеличивается содержание карбона­тов, что также приводит к снижению противоэрозионной устой­чивости почв. Исследованиями С.С. Соболева [19] установлено, что показатель сопротивляемости почв смыву возрастает от подзолистых к чернозёмам, так как смываемость почвы является зональным признаком в той же мере, что и содержание гумуса, с которым тесно связано и структурное состояние почв [29].


Выводы

Представляется невозможным оценить однозначно пороговую величину инициализации овражного вреза по какому-либо одному параметру не только из-за неоднозначности условий оврагообразования, но и вследствие комплекса природных факторов, связанных с сезонно мерзлотными процессами, а также процессами, сопутствующими оврагообразованию, такими, как обвалы и оползни на склонах, карстовые, суффозионные процессы и т. п. Внешние связи между природными компонентами устанавливают зависимость между условиями, в которых развиваются овраги, их параметрами, активностью роста и их количеством. Они влияют на формирование активной действующей силы потоков ливневых и талых вод, фильтрационные свойства грунтов, морфометрию водосборного бассейна и микрорельеф, а также способствует активному развитию овражной системы, изменяя свои свойства на протяжении её роста. Динамика роста оврага с момента его возникновения изменяется в процессе развития не только в результате интенсивности воздействия внешних факторов, но также из-за изменения условий оврагообразования, связанных с трансформацией русла оврага в процессе его развития. Во время дождя может развиться большое количество эфемерных оврагов и рытвин, но только немногие из них могут превратиться в овраг при условии, что интенсивность потока превышает порог эрозии, необходимый для возникновения овражного вреза.

При проектировании противоэрозионных мероприятий необходимо использовать комплексную оценку всех природных условий, влияющих на оврагообразование внутри конкретной дренажной области и окружающих её водосборов.


Литература

Horton, R.E., 1945. Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology. Geological Society of America Bulletin 56, 275—370.

Кожуховский А.В. Эрозионно-опасные территории Сыдо-Ербинской котловины (на примере территории посёлка Краснотуранский) / А.В. Кожуховский // Приложение вестника Томского государственного университета (серия – Науки о Земле). – Томск., 2003. – №3 (IV). – С. 61-63.

Кожуховский А.В. Эрозионный потенциал рельефа в пределах правобережной части Сыдо-Ербинской котловины / А.В. Кожуховский // Приложение вестника Красноярского государственного аграрного университета. Проблемы землепользования в Красноярском крае в начале XXI века. – Красноярск., 2003. – С. 74-79.

Кожуховский А.В., Адамович А.А. Динамика развития роста оврагов в Сыдо-Ербинской котловине на примере территории села Краснотуранское / А.В. Кожуховский, А.А. Адамович // Палеогеография Средней Сибири. – Красноярск, 2003. – Вып. 3. – С. 123-131.

Кожуховский А.В. Динамика развития овражной сети в Сыдо-Ербинской котловине / А.В. Кожуховский // Проблемы использования и охраны природных ресурсов Центральной Сибири. – Красноярск: КНИИГиМС, 2004. – С. 159-161.

Кожуховский А.В. Оврагообразование в Сыдо-Ербинской котловине: автореф. дис. на соиск. учён. степ. канд. географ. наук: (25.00.23) / Кожуховский Алексей Васильевич; Алтайский гос. ун-т. – Барнаул, 2004. – 22 с.

Кожуховский А.В. Оврагообразование в Сыдо-Ербинской котловине: дис… канд. геогр. наук: 25.00.23. – Барнаул., 2004. – 160 с.

Никольская И.И. Экспериментальные исследования развития оврагов: дис… канд. геогр. наук: 11.00.04. – М., 1980. – 214 с.

Кесь А.С. Основные стадии развития современного овражно-эрозионного рельефа / А.С. Кесь // Проблемы физической географии. – 1948. – Вып. 15. – С. 45-57.

Косов Б.Ф. Овражная эрозия в Сибири / Б.Ф. Косов // Вестник МГУ. Сер. 5. География. –1960. – № 3. – С. 54-59.

Зорина Е.Ф. Овражная эрозия: закономерности и потенциал развития / Е.Ф. Зорина. – М.: ГЕОС, 2003. – 170 с.

Овражная эрозия / под ред. Р.С. Чалова. – М.: Изд-во МГУ, 1989. – 167 с.

Vanoni, V.A., Brooks, N.H., 1975. Sedimentation Engineering. Manuals and Reports on Engineering Practice, vol. 54. ASCE, New York, p. 99.

Nachtergaele, J., 2001. A spatial and temporal analysis of the characteristics, importance and prediction of ephemeral gully erosion. PhD thesis, Department of Geography—Geology, K.U. Leuven, 255 pp.

Poesen, J., Vandekerckhove, L., Nachtergaele, J., Oostwoud Wijdenes, D., Verstraeten, G., van Wesemael, B., 2002. Gully erosion in dryland environments. In: Bull, L.J., Kirkby, M.J. (Eds.), Dryland Rivers: Hydrology and Geomorphology of Semi-Arid Channels. Wiley, Chichester, UK, pp. 229—262.

J. Poesen, J. Nachtergaele, G. Verstraeten, C. Valentin, 2003, Gully erosion and environmental change: importance and research needs. Catena 50 (2003) 91 -133.

Poesen, J., de Luna, E., Franca, A., Nachtergaele, J., Govers, G., 1999. Concentrated flow erosion rates as affected by rock fragment cover and initial soil moisture content. Catena 36, 315—329.

Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне / Н.И.Маккавеев. – М.: МГУ, 1955. – 348 с.

Костычев П.А. Почвы чернозёмной области России, их происхождение, состав и свойства / П.А. Костычев. – М.: Сельхозгиз, 1949. – 240 с.

Соболев С.С. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с ними / С.С. Соболев. – М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1948. – 306 с.

Мирцхулава Ц.Е. Инженерные методы расчета и прогноза водной эрозии / Ц.Е.Мирцхулава. – М.: Изд-во «Колос», 1970. – 240 с.

Øygarden, L., 2003. Rill and gully development during an extreme winter runoff event in Norway. Catena 50, 217-242.

Huang, C.H., Laflen, J.M., 1996. Seepage and soil erosion for a clay loam soil. Soil Science Society of America Journal 60, 408-416.

Танасиенко А.А. Специфика эрозии почв в Сибири / А.А. Танасиенко. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2003. – 176 с.

Franti, T.G., Laflen, J.M., Watson, D.A., 1999. Predicting soil detachment from high-discharge concentrated flow. Transactions of the ASAE 42 (2), 329-335.

Laflen, J.M., Beasly, R.P., 1960. Effects of compaction on critical tractive forces in cohesive soils. University of Missouri, Agricultural Experiment Station, Research Bulletin 749.

Sidorchuk, A., Grigore´v, V., 1998. Soil erosion on the Yamal Peninsula (Russian Arctic) due to gas field exploitation. Advances in GeoEcology 31, 805—811.

Заславский М.Н. Эрозия почв / М.Н. Заславский.– М.: Мысль, 1979. – 246 с.

Ларионов Г.А. Эрозия и дефляция почв: основные закономерности и количественные оценки / Г.А. Ларионов. – М.: Изд-во МГУ, 1993. – 200 с.