г
 г"  ....с  ФОРМИРОВАНИЕ
 ВОДНОЙ  ЭРОЗИИ
СТОКА  НАНОСОВ
 И  ИХ  ОЦЕНКА
 •л

г.  и.  швебс  ФОРМИРОВАНИЕ
ВОДНОЙ  ЭРОЗИИ
СТОКА  НАНОСОВ
 И  ИХ  ОЦЕНКА
 (НА  ПРИМЕРЕ  УКРАИНЫ  И  МОЛДАВИИ)
 ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ*  ЛЕНИНГРАД  •  1974

УДК  631.4  :  551.3  +  556.535.6
 В  книге  освещаются  вопросы  формирования  различ¬
ных  видов  водной  эрозии  и  стока  наносов.  Теоретической  ос¬
новой  исследования  явилась  разработанная  классификация
видов  эрозии,  отличающаяся  от  ранее  предлагаемых  гидроло¬
гическим  подходом  к  толкованию  данного  процесса.  При  рас¬
смотрении  методических  вопросов  изучения  водной  эрозии,
определения  противоэрозионной  устойчивости  почв,  вопросов
расчета  поверхностного  стока  и  водного  баланса  склонов
прежде  всего  обращается  внимание  на  единство  водноэрози¬
онного  процесса  и  на  взаимное  влияние  как  стока  на  водную
эрозию,  так  и  эрозии  на  сток  воды.
 Практическим  результатом  работы  являются  рекоменда¬
ции  по  постановке  исследований  водн()й  эрозии,  водного  ба¬
ланса  и  стока  наносов,  метод  количественной  оценки  поверх¬
ностного  смыва,  прогноз  развития  продольного  профиля  овраж¬
ного  размыва,  методы  расчета  стока  взвешенных  наносов  рек
и  его  изменчивости  и  др.
 Работа  рассчитана  на  гидрологов,  мелиораторов,  геогра¬
фов  и  тех  специалистов,  которые  занимаются  вопросами  про¬
ектирования  противоэрозионных  мероприятий.
 The  questions  of  the  different  kinds  of  water  erosion  form¬
ing  and  drifts  drainage  are  considered.  The  theoretical  prin¬
ciples  of  the  investigation  was  the  worked  out  classification
of  the  different  kinds  of  erosion,  which  differs  from  suggested
before  by  its  hydrological  approach  to  the  question.  When  con¬
sidering  the  questions  of  water  erosion  investigation  the  unity
of  water  erosion  process  and  the  intercommunication  of  water
drainage  and  erosion  are  taken  in  account.  The  forecasting  of
the  longitudinal  section  of  ravined  erosion  development  and
the  estimation  techniques  of  suspended  drifts  of  the  rivers  drain¬
age,  its  changeability  etc.  given.
 The  book  is  intended  for  hydrologists,  specialists  in  land-
reclamation,  geographers  and  technicists.
 Ш
 20806-169
 069(02)-74
 51-74
 ©  Гидрометеоиздат,  1974  г.

ВВЕДЕНИЕ
 Большая  часть  кинетической  энергии  стекающих  водных  пото¬
ков  затрачивается  на  разрушение  и  перемещение  почв  и  пород,
слагающих  поверхность  земли.  В  целом  в  этом  и  состоит  процесс
водной  эрозии,  являющийся  сложной  функцией  географической
среды  с  учетом  ее  антропогенных  преобразований.  Пагубные  по¬
следствия  водной  эрозии,  к  сожалению,  не  всегда  сразу  ощутимые,
осложняют  нормальную  трудовую  деятельность  человека  и  в  пер¬
вую  очередь  в  области  сельского  хозяйства.  Поэтому  в  Программе
КПСС  среди  главнейших  мероприятий,  направленных  на  дальней¬
ший  подъем  сельского  хозяйства  нашей  страны,  отмечается  необ¬
ходимость  систематической  борьбы  с  водной  и  ветровой  эрозией
почвы.  В  развитие  намеченного  ЦК  КПСС  и  Совет  Министров
СССР  в  1967  г.  приняли  постановление  «О  неотложных  мерах  по
защите  почв  от  ветровой  и  водной  эрозии»,  рассматривая  борьбу
с  эрозией  как  одну  из  важнейших  государственных  задач.
 Однако  круг  проблем,  возникающих  в  связи  с  усилением  эро¬
зионных  процессов,  нельзя  ограничивать  лишь  вопросами  сельского
хозяйства.  Взаимосвязь  природных  явлений  порождает  своеобраз¬
ную  цепную  реакцию.  Так,  интенсивная  водная  эрозия  усиливает
склоновую  водоотдачу  и  способствует  формированию  максималь¬
ных  расходов  большей  величины,  чем  они  наблюдались  ранее.
Это  в  свою  очередь  ускоряет  овражную  эрозию  и  переформирова¬
ние  речных  русел.  Наносы,  поступающие  в  этих  условиях  в  водо¬
токи,  нарушают  развитие  речных  систем,  что  приводит  к  заилению
и  заболачиванию  пойм.
 Водная  эрозия  является  прежде  всего  процессом  физического
удаления  почвы  и  грунта,  который  до  активного  вмешательства  че¬
ловека  в  «дела  природы»  протекал  с  геологической  неторопливо¬
стью.  Хозяйственная  деятельность  человека  увеличила  интенсив¬
ность  этого  явления,  и  в  настоящее  время  его  нередко  называют
антропогенным.
 Современный  подход  к  вопросам  противоэрозионной  мелиора¬
ции,  в  том  числе  русловой,  основывается  главным  образом  на  ком¬
плексном  учете  особенностей  всех  видов  эрозии  и  создании  на  этой
 1*
 3

базе  системы  взаимно  увязанных  мероприятий.  Такой  подход  тре¬
бует  широкого  и  комплексного  рассмотрения  вопросов  образования,
протекания  и  последствий  водной  эрозии.  Учитывая  это,  для  по¬
лучения  достоверных  результатов  необходимо  проводить  исследо¬
вания  одновременно  несколькими  методами,  среди  которых  основ¬
ное  место  занимают  следующие:
 1. 	Сравнительно-географический  метод,  заключающийся  в  сборе
и  сопоставлении  данных  по  изучению  распространения  и  протека¬
ния  процессов  водной  эрозии  в  различных  физико-географических
зонах,  а  в  пределах  одной  зоны  —  в  зависимости  от  местных  фак¬
торов.
 2. 	Метод  экспериментальных  исследований,  основанный  на  вос¬
произведении  процессов  или  их  моделировании  в  лабораториях  или
в  полевых  условиях.  Особым  методом  являются  стационарные  ис¬
следования  и  наблюдения  явления  в  природных  условиях.
 3. 	Теоретический  метод  исследования  формирования  стока  воды
и  наносов  и  построение  моделей  развития  этих  процессов.
 В  настоящей  работе  проводится  исследование  формирования
водной  эрозии  и  стока  наносов,  увязка  их  между  собой  и  с  обще¬
гидрологическим  процессом  —  формированием  и  динамикой  стока
воды.  При  этом  сделана  попытка  количественно  выразить  законо¬
мерности  водной  эрозии  и  применить  их  к  запросам  практики.

ГЛАВА  1.  ЕСТЕСТВЕННАЯ  И  АНТРОПОГЕННАЯ
ВОДНАЯ  ЭРОЗИЯ
 1.1. 	Основные  понятия  и  определение  водной  эрозии
 В  последнее  время  намечаются  некоторые  изменения  в  понима¬
нии  процессов,  определяемых  термином  «водная  эрозия».  Это  есте¬
ственный  результат  углубления  знаний  о  данном  явлении.  Водная
эрозия  —  один  из  процессов,  с  помощью  которых  осуществляется
денудация,  а  именно  та  ее  часть,  которая  происходит  преимущест¬
венно  под  влиянием  водных  масс  и  определяется  законами
их  движения.  При  этом  следует  помнить,  что  некоторые  про¬
цессы,  такие,  как,  например,  оплывины  и  оползни,  хотя  и  происхо¬
дят  только  при  наличии  воды,  но  не  определяются  законами  ее
движения.
 Слово  «эрозия»  (от  лат.  егоэю)  означает  разъедание.  Более
общее  определение  данного  термина  дается  как  полное  или  частич¬
ное  разрушение  поверхности  чего-нибудь.  Применительно  к  науке
о  земле  водная  эрозия  —  это  разрушение  поверхности  суши  под
действием  водных  потоков.  Однако  само  по  себе  разрушение  почвы
или  грунта  текущими  водами  без  выноса  продуктов  этого  разру¬
шения  —  явление  маловозможное.  Поэтому  водная  эрозия  —  это  не
только  разрушение,  но  и  перемещение  продуктов  разрушения  под
действием  и  по  законам  стекания  водных  потоков.  Исследования
процесса  движения  наносов  в  природных  условиях  в  свою  очередь
показывают,  что  оно  всегда  сопровождается  переотложением  неко¬
торой  части  или  даже  всех  твердых  частиц.  На  определенных  ста¬
диях  временное  оседание  частиц  на  дно  является  формой  движения
наносов  (например,  движение  песчаных  гряд).
 Таким  образом,  под  водной  эрозией  следует  понимать  часть
процесса  денудации,  которая  состоит  из  разрушения,  перемещения
и  отложения  частиц  почвы  и  пород  под  действием  дождя  и  теку¬
щей  воды  и  определяется  законами  падения  капель  и  движения
водных  потоков.  Включение  действия  падающих  капель  в  опреде-'
ление  водной  эрозии  не  противоречит  сказанному  выше.
 Эрозионные  процессы  разрушения,  перемещения  и  отложения
частиц  в  руслах  рек  протекают  на  фоне  транспорта  «транзитных»
наносов,  образовавшихся  в  верхних  звеньях  гидрографической
сети.  Процессы  стока  наносов  занимают  центральное  место
 5

в  явлении  водной  эрозии.  Однако  только  диалектическое  сочетание
явлений  разрушения,  перемещения  и  отложения  определяет  тот
единый  процесс,  который  рассматривается  здесь  как  водная  эрозия.
 Водная  эрозия,  включая  сток  наносов,  есть  необратимый  про-)
цесс,  т.  е.  односторонний  перенос  продуктов  разрушения,  которые]
не  могут  быть  восстановлены  в  их  первоначальном  состоянии.-
Однако  одновременно  с  поверхностным  смывом  почвы  она  непре¬
рывно  образуется  вновь  на  базе  имеющихся  материнских  пород
под  воздействием  внешней  среды.  В  зависимости  от  соотношения
между  интенсивностями  выноса  почвы  и  ее  образования  разли¬
чают  нормальную  и  ускоренную  эрозию.
 Различия  в  законах  протекания  естественной  и  антропогенной
водной  эрозии  не  могут  носить  принципиального  характера.  По¬
этому  ниже  естественная  водная  эрозия  отмечается  лишь  с  точки
зрения  образования  тех  эрозионных  форм  земной  поверхности,  на
фоне  которых  протекают  ныне  происходящие  эрозионные  процессы.
 Не  анализируя  различных  стадий  денудационных  процессов,
обусловивших  формирование  эрозионных  форм,  укажем,  что  обычно
выделяют  следующие  звенья  гидрографической  сети:  ложбину,  ло¬
щину,  балку  (суходол)  и  речную  долину.  На  их  склонах  и  непо¬
средственно  в  них  развивается  современная  эрозия,  которая,  как
правило,  является  антропогенной.  В  зависимости  от  вида  хозяй¬
ственной  деятельности  человека,  способствующей  интенсификации
эрозионного  процесса,  иногда  различают  следующие  виды  антро¬
погенной  эрозии:  земледельческую,  пастбищную  и  техническую.
 1.2. 	Генетическая  классификация  эрозионных  явлений
 Для  выделения  категорий  эрозионных  процессов  обычно  ис¬
пользуют  морфологический  признак,  т.  е.  объединяют  процессы,
протекающие  в  схожих  между  собой  формах  земной  поверхности.
При  этом  вид  эрозионного  процесса  отождествляется  с  формой  эро¬
зионного  размыва.  Классифицируя  формы,  образованные  современ¬
ной  эрозией,  дополнительно  учитывают  расположение  их  в  рель¬
ефе,  стадию  развития,  фазу  денудационного  процесса  и  его  интен¬
сивность,  тип  процесса,  формирующего  склоны,  и  др.  [5].
 По  стадиям  развития  все  эрозионные  формы  располагаются
в  единый  генетический  ряд.  Первое  место  в  этом  ряду  занимают
струйчатые  размывы  —  это  размывы  от  самых  мелких  до  таких,  ко¬
торые  еще  могут  быть  заровнены  земледельческими  орудиями.
Обычно  принимается,  что  глубина  струйчатых  размывов  не  более
0,5  м.  Размывы,  которые  не  могут  быть  запаханы,  называются
промоинами;  примерная  глубина  их  0,5—3,0  м.  Размывы,  вырабо¬
тавшие  продольный  профиль,  отличающийся  от  профиля  склона,
называют  оврагами.
 При  развитии  эрозионных  форм  в  днищах  ранее  возникших  по¬
нижений  различают  по  стадиям  вымоины,  промоины,  донные  ов¬
раги.  В  отличие  от  струйчатого  размыва  вымоина  —  это  широкое,
 6

чаще  короткое  нарушение  поверхностного  покрова,  возникающее
в  условиях  большой  концентрации  стока.  Соединившиеся  вымоины
образуют  промоину.
 По  расположению  в  рельефе  различают  донные,  вершинные  и
склоновые  размывы.  Первые  целиком  вмещаются  в  унаследован¬
ное  понижение  («материнскую  форму»),  вершинные  пересекают
вершину  материнской  формы  и  растут  вдоль  питающего  их  пони¬
жения,  склоновые  расчленяют  склоны  материнской  формы.
 Эта,  а  также  другие  классификации  объединяют  различные
виды  эрозии  на  основе  одного  или  нескольких  морфологических
признаков.  Однако  они  не  учитывают  в  полной  мере  динамику  са¬
мого  процесса.
 Приводимая  ниже  классификация  видов  водной  эрозии  исходит
из  особенностей  динамики  процесса  с  учетом  форм  подстилающей
поверхности,  которые  совместно  с  водностью  определяют  весь  про¬
цесс.  Эта  классификация  является  в  основном  результатом  обоб¬
щения  уже  имеющихся  предложений  [4,  5,  46,  48,  72,  97,  102,  147,
148],  а  также  исследований,  выполненных  автором.  Направлен¬
ность  развития  процесса  водной  эрозии  определяет  ступени  таксо¬
номического  ряда.  По  этой  же  причине  каждый  последующий  вид
процесса  в  классификационном  ряду  зависит  от  предыдущего.
В  качестве  основного  генетического  вида  водной  эрозии  принят  та¬
кой  процесс,  который  имеет  качественно  единые  гидролого-морфо¬
логические  признаки,  обусловленные  законами  движения  потока,
состоящего  из  воды  и  наносов  и  несущего  на  себе  влияние  морфо¬
логических  образований  земной  поверхности.
 Предлагаемая  классификация  (табл.  1.1)  содержит  шесть  ви¬
дов  водной  эрозии,  являющихся  основными  таксономическими  ка¬
тегориями.  Исходя  из  динамики  процесса  и  учета  гидравлических
и  гидролого-морфологических  признаков  виды  разбиты  на  под¬
виды.  Кроме  того,  произведена  группировка  видов  в  зависимости
от  места  их  проявления:  поверхностно-склоновые,  овражно-русло¬
вые  и  подповерхностные.
 Настоящая  классификация  будет  неполной,  если  не  выделить
двух  сопутствующих  процессов.  Первый,  начальный,  сопутствую¬
щий  процесс  —  эрозия  структуры.  Для  почвы  он  заключается  в  на¬
рушении  связей  между  ее  агрегатами  под  действием,  микроструек
воды  и  протекает  на  фоне  выщелачивания  почвы.  'Оплывание  поч¬
венных  комков  и  уплотнение  верхнего  слоя  почвУ  в  результате
кольматации  приводит  после  ее  высыхания  к  образованию  корки.
Описанный  процесс  не  связан  со  сколько-нибудь  заметным  переме¬
щением  частиц  по  склону  и  является  начальной  стадией  эрозион¬
ного  процесса.  Он  может  быть  назван  эрозией  почвенной  структуры.
 Интенсивность  процесса  разрушения  агрегатов  почвы  резко  воз¬
растает  при  капельном  поступлении  осадков.  Капли  обладают  зна¬
чительной  энергией  и  не  только  разрушают,  но  и  очень  уплотняют
верхний  слой  почвы.  Здесь  мы  имеем  дело  с  ливневой  эрозией  поч¬
венной  структуры.
 7

Таблица  1.1
 Классификация  видов  водной  эрозии
 Вид
 Подвид
 Характерные  черты  процесса
 Первая  группа  —  поверхностно-склоновые  виды  водной  эрозии
 1.  Эрозия  раз¬
брызгивания
 2  Поверхностный
смыв
 3.  Струйчатая
эрозия
 2  1.  Поверхност¬
ный  мелко¬
струйчатый
смыв
 2 	2.  Ливневый  по¬
 верхностный
 смыв
 3 	1.  Струйчатый
 размыв
 3  2  Ливневый
струйчатый
размыв
 Образуется  при  разбрызгивании  ка¬
пель,  падающих  на  увлажненную
поверхность  почвы,  имеющую  на¬
клон  Только  в  условиях  негори¬
зонтальной  поверхности  происхо¬
дит  преимущественное  перемещение
частиц  в  одном  направлении
 Происходит  при  образовании  поверх¬
ностного  стока  в  микроструях  с
глубиной,  соизмеримой  с  крупно¬
стью  перемещаемых  частиц  На¬
правление  струй  часто  не  совпа¬
дает  с  направлением  максимально¬
го  уклона;  режим  ламинарный  или
переходный
 Имеет  место  в  тех  же  условиях,  что
и  поверхностный  мелкоструйчатый
смыв,  при  наличии  турбулентности,
создаваемый  падающими  каплями
 Проявляется  в  струях  (ручьях)  по¬
верхностного  стока,  направление
которых  преимущественно  совпа¬
дает  с  направлением  максимально¬
го  уклона  Режим  турбулентный,
распределение  скорости  по  глубине
постоянно  не  выражено,  появляет¬
ся  бурное  течение
 Образуется  при  тех  же  условиях,  что
и  струйчатый  размыв,  при  наличии
дополнительной  турбулентности,  со¬
здаваемой  ливневыми  осадками,
влияние  которых  убывает  с  ростом
глубины  потока
 Вторая  группа  —  овражно-русловые  виды  водной  эрозии
 4.
 Овражная  эро¬
зия
 4  1
 4  2.
 Линейная  ов¬
ражная  эро¬
зия
 Одноступенча¬
тая  овражная
эрозия
 Происходит  в  линейных  углублениях
при  активном  (плавно  затухающем
при  удалении  от  вершины)  разви¬
тии  продольного  профиля  турбу¬
лентным  потоком,  имеющим  бурное
течение
 Имеет  место  в  понижениях  с  перепа¬
дом  уклона,  где  образуется  верши¬
на  оврага,  развивающаяся  под  дей¬
ствием  эврозии  Основное  очерта¬
ние  продольного  профиля  форми¬
руется  размывающим  действием
падающей  струи  в  вершине  оврага
 8

Вид
 Подвид
 Характерные  черты  процесса
 4  3  Многоступен¬
чатая  овраж¬
ная  эрозия
 В  отличие  от  одноступенчатой  ов¬
ражной  эрозии  профиль  оврага  под
действием  потока  развивается  ди¬
скретно,  в  местах  расположения
ступеней  (водопадов),  зарождаю¬
щихся  в  приустьевой  части,  дости¬
гающих  наибольшего  развития  в
средней  части  и  отмирающих  у  вер¬
шин
 5  Русловая  эро-
 5  1  Эрозия  вод-
 Происходит  в  потоках,  имеющих  вы¬
 зия
 ных  потоков
 раженное  русло  Определяется  ди¬
намикой  руслового  потока  и  эрози¬
онными  процессами  на  водосборе
и  в  русле
 5  2  Несвязный
селевой  поток
 Образуется  в  условиях  избыточного
поступления  в  водный  поток  разно¬
образных  по  размеру  продуктов
выветривания,  транспортирующей
средой  становится  не  чистая  вода,
а  тяжелая  суспензия  При  этом  из¬
меняются  свойства  потока,  его
структура  и  общая  ианосопесущая
способность  Одним  из  проявлений
изменившейся  структуры  потока
является  его  волнообразный  харак¬
тер
 5.3  Связный  се¬
левой  поток
 Представляет  собой  вязкопластиче¬
скую  среду,  состоящую  из  продук¬
тов  выветривания,  в  которой  ос¬
новная  масса  воды  связана  силами
молекулярного  притяжения  и  окру¬
жает  твердые  частички  в  виде  ги-
дратных  пленок  или  механически
защемлена  каркасными  структура¬
ми  внутри  селевой  массы  [102]
 Третья  группа  —  подповерхностные  виды  водной  эрозии
 3  Подземная  эро¬
 6  1  Подземный
 Проявляется  путем  деформации  тре¬
 зия
 размыв
 щин,  ходов  и  пустот  почвы  и  пород
под  действием  потока  при  направ¬
ленном  переносе  частиц.  Приобре¬
тает  заметное  развитие  в  условиях
интенсивного  выщелачивания  и
карстообразовапия
 6  2  Суффозия
 Наблюдается  в  местах  выхода  грун¬
товых  и  внутрипочвенных  вод,  где
размыв  определяется  не  только
вертикальной,  но  и  продольной  со¬
ставляющей  потока  Образует  во¬
ронки  размыва,  уступы
 9

Нужно  отметить,  что  эрозия  почвенной  структуры  в  отличие
от  всех  последующих  видов  —  процесс  обратимый.  При  благопри¬
ятных  условиях  частицы  почвы  могут  восстанавливать  разрушен¬
ные  связи,  образуя  агрегаты,  характерные  для  данного  типа  почв.
 Эрозия  структуры  продолжается  в  склоновых  и  русловых  по¬
токах.  При  перемещении  частиц  в  потоке  происходит  их  истирание
и  разрушение.  Поэтому  выделим  еще  один,  третий,  подвид  этого
процесса  —  разрушение  частиц  в  водном  потоке.
 Вторым,  завершающим,  сопутствующим  процессом  является
аккумуляция,  которая  осуществляется  в  виде  естественного  осаж¬
дения  частиц  или  колъматации.  Разрушение  и  перемещение,  с  од¬
ной  стороны,  и  аккумуляция,  с  другой,  —  процессы,  сменяющие
друг  друга  во  времени  и  пространстве.  Можно  только  различать
области  преобладающего  выноса  и  .преобладающей  аккумуляции.
Единство  размыва,  переноса  и  аккумуляции  подчеркивал  Г.  В.  Ло¬
патин  [68],  называя  их  разными  звеньями  единого  процесса.
 Если  начальный  процесс  разрушения  частиц  почвы  сопровож¬
дается  перемещением  их  вниз  по  склону,  то  мы  имеем  дело  с  по¬
верхностно-склоновой  эрозией.  Она  может  протекать  даже  под
Действием  падающих  капель  дождя  при  отсутствии  стока.  Данный
процесс  представляет  собой  первый  вид  водной  эрозии  —  эрозию
^разбрызгивания  (табл.  1.1).  После  образования  стока  появляется
поверхностный  смыв  —  второй  вид  водной  эрозии.  Поверхностный
сток  имеет  вид  микроструй,  глубина  которых  соизмерима  с  круп¬
ностью  перемещаемых  частиц.  Режим  потока  ламинарный  или  пе¬
реходный  (см.  п.  4.3).  При  ливневых  осадках  капли,  падая  в  сте¬
кающий  поток,  создают  очаги  турбулентности,  способствующие
резкому  возрастанию  транспортирующей  способности  потока.  Про¬
исходит  ливневый  поверхностный  смыв  почвы.
 Первичные  струйки  поверхностного  стока  чаще  всего  имеют
направление,  отличающееся  от  направления  общего  (максималь¬
ного)  уклона  склона.  Дальнейшая  же  концентрация  потока  приво¬
дит  к  образованию  струй,  направление  которых  приближается
к  направлению  максимального  уклона.  При  этом  в  силу  возросшей
глубины  и  скорости  потока  наблюдается  турбулентный  режим,
а  размер  передвигаемых  частиц  становится  мал  по  сравнению
с  глубиной  потока.  Как  показывают  наблюдения,  здесь  не  выра¬
жено  постоянное  распределение  скорости  по  глубине,  а  пульсации
скорости  по  величине  очень  большие.  В  этих  случаях  поток  иногда
принимает  бурный  характер,  т.  е.  число  Фруда  становится  больше
единицы  (см  п.  4.3).  В  данною  фазу  разрушительная  сила  по¬
тока  возрастает,  и  процесс  водной  эрозии  может  быть  выделен
в  особый  вид  —  струйчатую  эрозию.
 Капельное  поступление  осадков  и  в  этой  стадии  оказывает  вли¬
яние  на  режим  потока  и  его  транспортирующую  способность.  По¬
этому  выделяются  два  подвида  струйчатой  эрозии: 	струйчатый
 размыв  и  ливневый  струйчатый  размыв.
 Следует  заметить,  что  в  начальной  стадии  струйчатого  размыва
может  наблюдаться  некоторое  отклонение  уклона  размыва  от  ук¬
 10

лона  склона.  Однако  по  мере  развития  процесса  (как  во  времени,
так  и  в  пространстве)  происходит  спрямление  линий  тока  и  при¬
ближение  их  к  линии  максимального  уклона.  Здесь  мы  имеем  не¬
которое  различие  со  струйками  поверхностного  смыва,  где  направ¬
ление  струек  меняется  мало,  а  если  оно  начало  изменяться,  то
именно  эта  струйка  впоследствии  скорее  всего  превращается  в  очаг
струйчатой  эрозии.
 В  природе  встречается  разновидность  струйчатого  размыва  —
ленточный,  или  полосной,  размыв.  Он  выражается  в  смыве  по¬
лосы  (ленты)  пахотного  слоя  до  уровня  плотного  подпахотного  го¬
ризонта  и  наблюдается  при  относительно  больших  расходах  вод
при  распластывании  потока  в  пониженных  формах  рельефа.  Лен¬
точный  размыв  довольно  часто  можно  видеть  на  дне  распахивае¬
мых  лощин,  а  также  на  участках,  примыкающих  к  оврагам,  при
слабом  развитии  растительности  или  ее  отсутствии.
 Эрозия  разбрызгивания,  струйчатая  эрозия  и  поверхностный
смыв  протекают  на  поверхности  склона.  Поэтому  они  объединены
в  группу  поверхностно-склоновых  видов  водной  эрозии.  Такое  объ¬
единение  обусловлено  также  тем,  что  в  большинстве  случаев  нас
будет  интересовать  обобщенный  эффект  этих  трех  видов  водной
эрозии.
 Дальнейший  рост  концентрации  струй  приводит  к  увеличению
глубины  потока.  В  местах,  где  наиболее  часто  появляются  вихри,
происходит  интенсивный  размыв,  что  может  привести  к  формиро¬
ванию  вымоин  В  эту  стадию  развития  эрозионного  процесса  струй¬
чатые  потоки  имеют  некоторые  общие  черты  с  русловыми  пото¬
ками,  однако  между  ними  есть  и  отличия,  которые  проявляются  не
только  в  масштабах.  Так,  для  этой  стадии  характерно  активное
развитие  продольного  профиля,  причем  на  значительном  протяже¬
нии  происходит  непрерывное  углубление  русла.  Потоки  образуют
промоины,  формируют  отмели  и  перепады.  В  отличие  от  русловых
струйчатые  потоки  не  проявляют  ясно  выраженной  тенденции  к  ме-
андрированию.  Чаще  они  лишь  спрямляют  ложе  потока,  хотя  пер¬
воначальная  форма  струй  может  быть  извилистой.  Необходимо  за¬
метить,  что  в  лабораторных  условиях  меандрирование  как  особое
свойство  концентрированных  водных  потоков  проявляется  даже
при  очень  небольших  расходах.  Однако  в  естественных  условиях
в  силу  кратковременности  периода  стока  и  множества  других  фак¬
торов  зародившаяся  было  тенденция  к  меандрированию  наруша¬
ется.  Описанный  процесс  является  линейной  овражной  эрозией.
С  этого  подвида  начинается  овражная  эрозия,  относящаяся  ко  вто¬
рой  группе  —  овражно-русловым  видам.
 Образование  концентрированного  потока  на  крутых  склонах,
сложенных  легкоразмываемыми  породами,  приводит  к  формиро¬
ванию  глубокого  вреза  в  грунт,  вызывая  обвалы,  оползание  и  оп¬
лывание  его  стенок.  Однако  линейная  овражная  эрозия  —  не  един¬
ственный  и  даже  не  самый  распространенный  процесс,  обусловли¬
вающий  появление  оврагов.  Описанным  выше  способом,  т.  е.  от
струйчатого  размыва  через  промоину,  овраг  образуется  обычно  при
 11

надбровочной  форме  зарождения.  В  тех  же  случаях,  когда  овраг
зарождается  как  подбровочный  или  в  местах  резкого  перепада  ук¬
лонов,  чаще  всего  происходит  рост  оврага  вершиной.  В  вершине
оврага  наблюдается  интенсивное  разрушение  почв  и  грунтов  по¬
током  (процесс  эврозии),  который  приобретает  большую  кинети¬
ческую  энергию  при  падении  по  отвесной  или  весьма  крутой
стенке.  В  месте  перепада  происходит  ступенчатая  (регрессивная)
овражная  эрозия.  Этот  процесс  приводит  иногда  к  насыщению  по¬
тока  частицами  выше  его  транспортирующей  способности.  Вид
эрозионного  процесса,  при  котором  только  в  одном  месте  русла
происходит  концентрированное  воздействие  потока  в  условиях  уве¬
личения  его  кинетической  энергии  в  десятки  и  сотни  раз  по  срав¬
нению  с  русловым  потоком,  будем  называть  одноступенчатой  ов¬
ражной  эрозией.
 В  природе  наблюдается  также  многоступенчатая  овражная  эро¬
зия.  Для  нее  характерно  то,  что  после  образовавшейся  по  каким-
либо  причинам  ступени  поток  оказывается  перенасыщенным  нано¬
сами.  Происходит  их  отложение,  что  ведет  к  уменьшению  уклона
русла  и  еще  большему  уменьшению  транспортирующей  способно¬
сти  потока.  Однако  на  какой-то  стадии  этого  процесса  водный  по¬
ток  освобождается  от  «излишних»  наносов.  Это  совпадает  с  появ¬
лением  перепада  уклона.  В  месте  перепада  наиболее  вероятно  об¬
разование  следующей  ступени,  и  т.  д.  Необходимо  отметить,  что
многоступенчатый  овраг  чаще  начинается  не  вершиной  размыва,
а  рытвиной,  и  лишь  в  дальнейшем  появляются  ступени.  Ступени
такого  оврага  напоминают  вымоины  донного  размыва,  а  иногда  и
являются  ими.  Но  они  далеко  не  всегда  соединяются  в  промоину,
так  как  каждая  ступень,  начиная  с  подножия,  двигается  вверх  по
склону,  достигая  максимального  размера  в  местах  с  большими  ук¬
лонами.  Однако  постепенно,  по  мере  уменьшения  площади  водо¬
сбора,  расположенной  выше  данной  ступени,  ее  развитие  затухает,
глубина  уменьшается.  Все  это  приводит  к  постепенному  ее  отми¬
ранию  И  так  одна  за  другой  ступени  размыва  передвигаются
вверх  по  материнскому  углублению  или  руслу  оврага.
 Другим  видом  данной  группы  является  русловая  эрозия,  кото¬
рая  протекает  в  исторически  сложившемся  ложе  и  во  многом  за¬
висит  от  поступления  наносов  извне,  хотя  некоторая  их  часть  яв¬
ляется  следствием  переотложения  наносов,  а  также  размыва  бе¬
регов  и  русла  Здесь  имеет  место  взаимодействие  потока  и  русла,
обмен  наносами  между  ними.
 Согласно  принятому  в  работе  подходу,  под  русловой  эрозией
понимается  процесс  деформации  русла  и  происходящего  в  нем
стока  наносов,  так  же  как  под  овражной  —  развитие  профиля  раз¬
мыва  и  сток  наносов,  под  смывом  почвы  —  отделение  частиц  почвы
и  их  перемещение,  и  т.  д.
 Особым  видом  русловой  эрозии  являются  селевые  потоки,  ко¬
торые  при  определенных  соотношениях  жидкой  и  твердой  фаз  и
уклонах  русла  могут  быть  связными  и  несвязными.  Законы  дви¬
жения  и  физико-механические  свойства  связного  селевого  потока
 12

позволяют  выделить  его  в  особый  подвид.  Селевой  процесс  как
особая  форма  передвижения  наносов  может  сопровождать  и  дру¬
гие  виды  водной  эрозии,  например  овражную.  Но  этот  процесс
хотя  и  накладывает  отпечаток  на  развитие  овражной  эрозии,  но  не
определяет  ее,  поскольку  главным  в  ней  остается  активный  про¬
цесс  развития  русла  в  отдельных  местах  профиля.  Как  особый
подвид  эрозионного  процесса  селевой  поток  можно  выделить  лишь
при  русловых  формах  эрозии,  так  как  здесь  определяющим  фак¬
тором  является  не  столько  развитие  профиля  русла,  сколько  пере¬
нос  наносов  по  этому  руслу.
 Имеется  еще  один  вид  водной  эрозии,  который  нельзя  отнести
ни  к  одному  из  вышеперечисленных  —  это  подземная  эрозия.  Пер¬
вым  подвидом  этой  формы  является  подземный  размыв,  вторым  —
суффозия.  При  подземной  эрозии  часто  образуются  каналообраз¬
ные  ходы,  по  мере  роста  которых  покровная  порода  проседает.
Подземная  эрозия  сопровождает,  а  иногда  и  сама  может  приводить
к  образованию  карста.
 Каждый  из  рассмотренных  видов  водной  эрозии  проявляется
в  определенных  координатах  пространства  и  времени.  В  естествен¬
ных  условиях  имеет  место  одновременное  протекание  нескольких
видов  эрозии,  а  также  переход  одного  вида  в  другой.  Это  можно
наблюдать  уже  в  начальной  стадии  процесса,  когда  при  ливневой
эрозии  почвенной  структуры  появляются  элементы  эрозии  раз¬
брызгивания.  На  склоне  нетрудно  проследить  понижение,  в  верх¬
ней  части  которого  протекает  поверхностный  мелкоструйчатый
смыв,  а  на  определенном  удалении  —  струйчатый  размыв,-  при¬
чем  граница  этого  раздела  может  блуждать  в  зависимости  от  ин¬
тенсивности  водоотдачи.  Поэтому  для  практических  целей  иногда
достаточно  выделить  первую  группу  как  единое  целое  поверхност¬
но-склонового  эрозионного  процесса.  Струйчатая  эрозия  может  пе¬
реходить  в  овражную.  Естественно,  что  здесь  возможно  появление
промежуточных  форм.  Овражная  эрозия  как  особый  вид  процесса
всегда  несет  в  себе  элементы  русловой  эрозии,  а  на  некоторой  ста¬
дии  трансформируется  в  нее.  Селевой  поток  из  связного  иногда  пе¬
реходит  в  несвязный,  а  в  конечном  итоге  —  в  эрозию  русловых  по¬
токов.  Пространственно-временная  изменчивость  видов  водной
эрозии  является  одним  из  генетических  свойств  всего  рассматри¬
ваемого  процесса.
 Анализ  процессов  водной  эрозии  позволяет  разделить  их  в  за¬
висимости  от  степени  влияния  подстилающей  поверхности  на  рав¬
новесные,  нарушенноравновесные  и  неравновесные.
 Под  равновесным  процессом  водной  эрозии  будем  понимать
процесс,  происходящий  в  потоке  и  характеризующийся  динамиче¬
ским  равновесием  между  его  потенциальной  возможностью  к  раз¬
мыву  пород  и  транспорту  наносов,  с  одной  стороны,  и  фактической
мутностью  (величиной  водной  эрозии)  —  с  другой.  Данное  условие
должно  соблюдаться  не  только  в  рассматриваемом  створе,  но  и
везде  выше  этого  створа.  Этот  вид  режима  бывает  в  тех  случаях,
когда  на  всем  протяжении  потока  (склонового,  овражного  или
 13

руслового)  преобладают  породы  с  мелкозернистой  составляющей.
Равновесный  режим  может  нарушаться,  если  но  длине  потока
встречаются  выходы  монолитных  или  крупнообломочных  пород.
Они  ведут  к  значительным  изменениям  средней  мутности  по  длине
потока  при  общей  тенденции  к  его  недогрузке  наносами.  В  этих
условиях  поток  частично  теряет  возможность  воздействовать  на  ше¬
роховатость  подстилающей  поверхности  в  связи  с  ограниченной
подвижностью  русла.  Режим  водной  эрозии  становится  нарушенно-
равновесным.  Если  поток  большую  часть  своего  пути  проходит  в  та¬
ких  условиях,  мы  имеем  дело  с  неравновесным  режимом  водной
эрозии.  Подстилающая  поверхность  русла  и  бассейна  в  этом  случае
сложена  преимущественно  крупнообломочными  горными  породами,
перемещение  которых  возможно  лишь  в  кратковременные  периоды
при  особо  благоприятных  условиях.  При  неравномерном  режиме
можно  ожидать  скачкообразных  изменений  связи  стока  воды  и  на¬
носов  (например,  появление  селя).  При  этом  виде  режима  макси¬
мальная  мутность  потока  на  2—3  порядка  и  более  выше  средней.
 Для  поверхностно-склоновых  видов  эрозии  равновесный  режим
имеет  место  при  отсутствии  растительности.  На  пропашных  куль¬
турах  наблюдается  нарушенноравновесный  режим,  а  в  условиях
сплошного  растительного  покрова  —  неравновесный.  Аналогично
изменяется  характер  режима  процесса  при  разной  степени  от¬
мостки  поверхности  склона  обломками  горных  пород.
 При  развитии  оврагов  в  однородных  рыхлых  породах  имеет  ме¬
сто  равновесный  режим.  Выклинивание  слоев  слаборазмываемых
горных  пород  способствует  развитию  нарушенноравновесного  ре¬
жима,  а  в  условиях  горного  склона,  обычно  представленного  сло¬
ями  разной  прочности  и  обломками  горных  пород  значительной
крупности,  —  неравновесного  режима.
 При  русловой  эрозии  равновесный  режим  имеет  место  в  усло¬
виях  легкоподвижных  мелких  отложений,  слагающих  пойму  и  ру¬
сло  реки  и  ее  притоков.  Нарушенноравновесный  режим  имеет  ме¬
сто  в  случае  выклинивания  слоев  твердых  пород,  а  также  в  усло¬
виях  искусственно  закрепленных  русел,  при  наличии  плотин  и  др.
И,  наконец,  для  горных  районов  при  значительных  размерах  дон¬
ных  отложений  характерен  неравновесный  режим.
 Отмеченное  различие  очень  важно  при  количественном  отраже¬
нии  интенсивности  эрозии.  Правда,  для  группы  поверхностно-скло¬
новых  эрозионных  процессов,  как  увидим  далее,  оно  не  имеет
принципиального  значения.  Совсем  другое  дело  для  овражно-рус¬
ловых  видов  эрозии.  Здесь  закономерность  процесса,  обнаружен¬
ная  для  какого-либо  подвида  эрозии,  может  нарушаться,  если  ме¬
няется  режим  процесса.
 1.3. 	Особенности  распространения  эрозионных  процессов
 Распространение  водной  эрозии  зависит  от  изменения  компо¬
нентов  географической  среды.  Территория  Украины  и  Молдавии,
выбранная  для  изучения,  характеризуется  разнообразными  физи-
 14

ко-географическими  условиями.  Здесь  достаточно  полно  представ¬
лена  зона  смешанных  лесов,  лесостепная  зона,  степная  зона  с  юж¬
ной  и  северной  подзонами,  а  также  горные  районы
 Рассматривая  совместно  закономерности  распространения  фак¬
торов  водной  эрозии  и  эрозионные  последствия,  можно  обнару¬
жить  некоторые  общие  зависимости.  Так,  три  района  наибольшего
развития  эрозионных  процессов  (южная  часть  Молдавии,  Донец¬
кая  физико-географическая  область  и  левобережье  Днестра)  при¬
урочены  к  территориям  со  значительным  расчленением  рельефа,
распространением  элювиально-делювиальных  глинистых  и  суглини¬
стых  отложений  или  лёссов  и  лёссовидных  суглинков,  большими
максимальными  осадками  за  один  ливень  (130—220  мм)  при  мак¬
симальной  водоотдаче  3%-ной  обеспеченности  4—б  мм/10  мин  и
значительным  распространением  пропашных  культур.
 При  равенстве  прочих  условий  смытость  почв  уменьшается  по
мере  увеличения  степени  гумидности  климата,  что  косвенно  свя¬
зано  с  увеличением  в  этих  условиях  объема  биомассы.
 Горные  районы  имеют  свои  особенности  формирования  эрози¬
онных  процессов.  Например,  на  северо-восточных  склонах  Карпат
при  более  выраженных  косвенных  показателях  интенсивного  эро¬
зионного  процесса  наблюдается  относительно  небольшая  среднего¬
довая  мутность  потока  (250—500  г/м3,  в  то  время  как  на  левобе¬
режье  Днестра,  например,  более  500  г/м3),  что,  очевидно,  связано
со  значительной  крупностью  наносов  данного  района.
 Распространение  овражной  эрозии  отличается  некоторыми  осо¬
бенностями,  чго  наиболее  заметно  для  тех  районов  Украины  и
Молдавии,  где  овраги  занимают  значительную  площадь  (рис.  1.1).
В  зоне  смешанных  лесов  общая  протяженность  овражно-балоч¬
ной  сети  небольшая.  На  этом  фоне  контрастно  выглядят  Слове-
чанско-Овручский  и  Новгород-Северский  районы  интенсивной  ов¬
ражной  деятельности.  Для  первого  из  них  характерно  наличие  ов¬
ражных  систем  как  особой  формы  развития  оврагов  (см.  п.  7.1),
для  второго  типична  многосерийная  разветвленность  с  одним  вы¬
ходом  в  балку  при  одноступенчатой  овражной  эрозии.
 Значительное  общее  расчленение  имеет  лесостепная  зона,  что
в  первую  очередь  связано  с  орографией.  Наибольшая  густота  ов¬
ражно-балочной  сети  приурочена  здесь  к  левому  берегу  р.  Днестра
и  правому  р.  Днепра.  Здесь  выделяются  Приднестровско-Подоль¬
ская  овражная  область  с  тремя  районами  и  Канево-Ржищевский
овражный  район  Особенностью  первых  районов  является  ступен¬
чатость  днищ  оврагов,  связанная  с  чередованием  пластов  разной
водопрочности  (нарушенноравновесный  и  неравновесный  режим
эрозии),  повсеместное  распространение  сложно-разветвленных  ов¬
рагов  и  отсутствие  овражных  систем  Канево-Ржищевский  район
отличается  большой  глубиной  эрозионного  вреза  и  интенсивным
ростом  оврагов  в  длину  в  настоящее  время.  Здесь  также  распро¬
странены  сложноразветвленные  овраги,  овражная  эрозия  преиму¬
щественно  одноступенчатая.  Кроме  этих  основных  районов,  в  лесо¬
степной  зоне  имеются  территории  с  менее  интенсивным,  но  все  же
 15

/  —  район  интенсивной  ов¬
ражной  деятельности;  2  —
иесто,  где  наблюдался  микро-
селевой  процесс,  и  ссылка  на
источник;  3  —  то  же,  но  без
указания  точных  координат
места  проявления  микроселя;
4  —  граница  физико-геогра¬
фической  зоны;  5  —  граница
подзоны.
 /  —  Словечанско-Овручский
озражный  район,  II  —  Ноз-
город-Северский  овражный
район,  III  —  Приднестровско-
Подольская  овражная  об¬
ласть;  IV  —  Канево-Ржищев-
ский  овражный  район,  V  —
овражный  район  южных
склонов  Молдавской  возвы¬
шенности,  VI  —  правобереж¬
ный  овражный  район  отрогов
Приднепровской  возвышенно¬
сти,  VII  —  Донецкий  овраж¬
ный  район.
 Источники  получения  мате¬
риалов: 	(/)  —  Н.  И.  Дрозд
 [31]; 	(2)  —  Н.  И.  Дрозд,
 3.  А.  Горецкая  [34];  (3)  —
Н.  С.  Демедюк  [30];  (4)  —
Н.  Д.  Ещенко  и  др.  [36];
 (5) 	—  В.  Б.  Прока,  1968  г.;
 (6) 	—  В.  В.  Сластихин  [95,
96];  (7)  —  Г.  II.  Швебс,  1969  г.
 Рис.  1.1.  Районы  интенсивной  овражной  деятельности  на  территории  Украины  и  Молдавии.

значительным  овражным  процессом.  К  ним  относятся  среднее  те¬
чение  р.  Южного  Буга  и  верховья  рек  Воркслы,  Орели  и  Север¬
ского  Донца.
 В  степной  зоне  интенсивная  овражная  деятельность  отмечается
лишь  в  пределах  северной  степной  подзоны.  Это  —  овражный
район  южных  склонов  ¿Молдавской  возвышенности,  правобережный
овражный  район  южных  отрогов  Приднепровской  возвышенности
и  Донецкий  овражный  район.  Для  первого  из  них  характерно  рас¬
пространение,  кроме  сложноразветвленных  оврагов,  овражных  си¬
стем.  Основной  особенностью  последних  для  данного  района  явля¬
ется  большое,  а  иногда  и  определяющее  влияние  оползневых  яв¬
лений,  сопровождающих  овражный  процесс.  Для  второго  района
наиболее  типична  одноступенчатая  овражная  эрозия,  а  для  дон¬
ных  размывов  —  многоступенчатая.  В  третьем  районе  чаще,  чем
в  первых  двух,  размывы  развиваются  по  типу  линейной  овражной
эрозии.
 Обобщение  результатов  проведенных  исследований  позволяет
констатировать  следующее:
 1. 	Основным  условием  проявления  овражной  деятельности  яв¬
ляется  орография  территории.  В  сочетании  с  характеристикой  под¬
стилающей  поверхности  и  климатом  она  определяет  интенсивность
развития  овражных  процессов.
 2. 	Овражная  эрозия  усиливается  при  наличии  элементов,  ус¬
ложняющих  рельеф,  гривок,  куполов  и  особенно  оползней,
а  также  тектонических  и  ледниковых  дислокаций  и  трещиноватости
фундамента.
 3. 	Все  районы  интенсивной  овражной  деятельности,  как  и  дру¬
гих  видов  водной  эрозии,  преимущественно  располагаются  на  юж¬
ных,  юго-восточных  или  восточных  частях  прилегающих  возвы¬
шенностей.  В  то  же  время  внутри  выделенных  районов  размывы
могут  преобладать  на  склонах  западной  экспозиции  (например,
в  Молдавии).  Данный  вывод,  очевидно,  может  быть  распростра¬
нен  и  на  русловую  эрозию.
 4. 	В  разных  физико-географических  условиях  развиваются  ов¬
раги  разных  видов,  при  различной  динамике  процесса  и,  как  след¬
ствие  этого,  с  разнообразной  конечной  формой  размыва.  Отсюда
вытекает  необходимость  дифференциации  методов  противоовраж-
ной  мелиорации  в  зависимости  от  особенностей  овражного  про¬
цесса.
 5  Известны  попытки  наметить  пояс  максимальной  эрозии  Для
рассматриваемой  территории  он  располагается  в  пределах  лесо¬
степной  зоны  и  северной  подзоны  степи  с  максимумом  на  границе
между  ними.
 2  Зак  Ко  278

ГЛАВА  2.  МЕТОДИЧЕСКИЕ  ВОПРОСЫ  ИЗУЧЕНИЯ
ВОДНОЙ  ЭРОЗИИ  И  СТОКА  НАНОСОВ
 2.1. 	Методы  изучения  и  количественного  учета
 поверхностно-склонового  эрозионного  процесса
 Смытость  почвы  как  характеристика  предшествующего  смыва
определяется  по  изменению  состояния  почвенного  покрова:  его
морфологии  и  физико-химических  свойств.  На  этой  же  основе
обычно  дается  классификация  смытости  почв  [38,  48,  97,  105  и  др.].
 Учет  смываемости  почвы  сводится  к  измерению  количества
почвы,  уносимого  водой  с  определенной  площади  за  единицу  вре¬
мени.  В  чистом  виде  величину  смыва  можно  получить  путем  наб¬
людений  на  стоковых  площадках.  Задача  определения  расхода  на¬
носов  обычно  сводится  к  измерению  мутности  ц  расхода  воды.
Последний  измеряется  чаще  всего  объемным  способом  в  комбина¬
ции  с  водосливом.  Что  же  касается  мутности  потока,  то  для  ее  оп¬
ределения  необходим  отбор  проб  Эта  операция  обычно  выполня¬
ется  вручную  или  с  применением  автозаборника.  На  стоковых
станциях,  не  принадлежащих  к  системе  Гидрометслужбы,  наибо¬
лее  часто  сток  и  смыв  почвы  определяются  суммарно.  Для  этого
весь  сток  воды  и  наносов  собирают  в  резервуар,  с  целью  умень¬
шения  объема  резервуара  применяют  лотки-делители.  Учет  жид¬
кого  стока  суммарным  способом  имеет  свои  недостатки,  поэтому
иногда  для  этой  цели  применяется  стокограф,  являющийся  видоиз¬
мененным  сосудом  Мильнэ.
 Изучение  отдельных  сторон  процесса  смыва  почв  может  произ¬
водиться  методом  дождевания,  а  также  с  использованием  комп¬
лекса  лабораторных  приемов  Менее  предпочтителен  метод  моно¬
литов*  малые  размеры  монолита  и  нарушение  почвенных  горизон¬
тов  при  его  взятии  являются  существенным  недостатком  метода.
Перечисленные  приемы  изучения  смыва  почв  выполняются  сов¬
местно  с  измерением  стока  воды.  В  этом  их  большое  преиму¬
щество  перед  методами,  не  учитывающими  сток.  К  таковым  отно¬
сятся  определение  смыва  по  объему  водороин  и  метод  шпилек.
Первый  наиболее  распространен.  Сущность  его  заключается  в  том,
что  объем  снесенной  со  склона  почвы  принимается  равным  объ¬
ему  водороин.  При  этом  подразумевается,  что  смыв  происходит
лишь  в  ручейках,  по  которым  осуществляется  сток,  а  гребни  ме¬
жду  ручейками  остаются  в  течение  всего  дождя  неизменными  Это
 18

предположение  является  одним  из  источников  ошибок.  Как  уже
указывалось,  на  смыв  большое  влияние  оказывает  ударная  сила
капель,  причем  максимальный  смыв  за  счет  воздействия  капель
наблюдается  как  раз  на  гребнях  между  ручейками.  Отсюда  выте¬
кает  наличие  систематической  ошибки  в  сторону  занижения  из¬
меренной  величины  смыва.  Расхождение  между  фактическим  смы¬
вом  и  объемом  водороин  уменьшается  при  наличии  растительно¬
сти.  Проверки  данного  метода  для  условий  снеготаяния  показали,
что  и  в  этом  случае  он  дает  занижение.
 Метод  водороин,  однако,  может  не  только  занизить,  но  и  за¬
высить  величину  смыва.  Так,  если  для  небольших  участков  ров¬
ного  склона  этот  метод  может  приводить  к  занижению  величины
смыва,  то  для  склона  в  целом  не  исключена  возможность  полу¬
чить,  наоборот,  завышенные  значения  поверхностного  смыва  из-за
неполного  учета  аккумуляции  почвы,  смытой  выше  по  склону
[38].  Однако  описываемый  метод  дает  возможность  учитывать  смыв
непосредственно  на  любом  склоне,  после  любого  ливня  или  весен¬
него  снеготаяния.  Это  вызывает  необходимость  его  усовершенство¬
вания.
 Указанных  недостатков  можно  в  определенной  степени  избе¬
жать  при  совместном  применении  объемного  метода  и  метода  шпи¬
лек  (реперов).  Последний  основан  на  сопоставлении  положения
поверхности  земли  до  и  после  ливня.  Эталоном  для  сравнения
служат  неподвижные  головки  шпилек  (реперов).  Этот  метод  поз¬
воляет  измерять  смыв  как  в  промоинах,  так  и  между  ними.  Для
большей  точности  целесообразно  применять  систему  постоянных
и  временных  парных  реперов,  между  которыми  строго  горизон¬
тально  устанавливается  измерительная  рейка.  Нарушение  гори¬
зонтальности  рейки  при  последующих  измерениях  говорит  об  из¬
менении  высотного  положения  реперов.  При  явном  смещении
только  одного  из  них  измерение  можно  производить  по  другому,
надежному  реперу.
 Трудности  изучения  поверхностного  смыва  в  естественных  усло¬
виях  и  невозможность  охвата  всего  многообразия  природных  ус¬
ловий  делают  необходимым  постановку  активного  эксперимента,
позволяющего  не  только  ускорить  процесс  познания,  но  и  углубить
его.  Одним  из  методов  такого  эксперимента  является  искусствен¬
ное  дождевание,  применяемое  как  в  естественных,  так  и  в  лабора¬
торных  условиях.  Этот  метод  обладает  очень  большими  возмож¬
ностями,  он  позволяет  воспроизводить  всевозможные  комбинации
дождей  в  любой  их  последовательности  на  любую  подстилающую
поверхность
 Широкий  интерес  к  искусственному  дождеванию  привел  к  появ¬
лению  разнообразных  дождевальных  установок  (ДУ).  По  типу
дождевателя  они  могут  быть  объединены  в  пять  групп:  1)  ситовые
струйные  ДУ;  2)  ситовые  капельные  ДУ;  3)  струйные  мелкокапель¬
ные  ДУ  с  сетчатым  распылителем;  4)  насадковые  ДУ  и  5)  струй¬
но-капельные  ДУ  со  свободным  падением  капель  (СКДУ)  [126].  Со¬
поставление  различных  видов  ДУ  по  техническим  характеристикам
 2*
 19.

показало,  что  для  решения  большого  числа  задач  наиболее
приемлемы  СКДУ.  Они  обеспечивают  капельное  поступление  осад¬
ков  на  почву  в  диапазоне  интенсивностей  от  0,15  до  6—7  мм/мин
и  более.  Имеется  возможность  автоматизации  эксперимента.
 Для  лабораторных  исследований  автором  разработана
СКДУ-0,5Л  с  площадью  орошения  0,5x1,0  м.  Объектом  дождева¬
ния  может  быть  монолит  или  насыпная  почва.  Специальные  ис¬
следования  обнаружили,  что  при  постановке  лабораторных  опытов
с  почвой  встречается  ряд  трудностей.  Оказалось,  например,  что
в  условиях  лаборатории  почва  может  являться  объектом  исследо¬
ваний  только  один  раз,  так  как  после  дождевания  ее  первоначаль¬
ные  свойства  не  восстанавливаются,  как  это  имеет  место  в  естест¬
венных  условиях.  Это  не  позволяет  воспроизвести  или  смоделиро¬
вать  многие  процессы.  Использование  в  качестве  заменителя  почвы
песка  и  других  веществ  возможно  только  при  решении  частных
вопросов.  Границы  применения  этих  заменителей,  вероятно,
удастся  расширить  с  помощью  методов  искусственного  оструктури-
вания  исходной  материнской  породы.  Однако  это  вопрос  будущего.
 2.2. 	Постановка  исследований  водноэрозионного
склонового  процесса  с  помощью  искусственного
дождевания
 При  воспроизведении  того  или  иного  процесса  могут  быть  на¬
рушены  некоторые  условия,  имеющие  место  при  естественном  его
протекании.  В  связи  с  этим  в  получаемые  результаты  необходимо
ввести  поправки,  учитывающие  эти  отклонения.  Например,  при
восстановлении  водноэрозионного  процесса  на  всем  склоне  по  ре¬
зультатам  эксперимента  на  малой  площадке  с  помощью  искусст¬
венных  осадков  необходимо  пользоваться  определенными  прави¬
лами,  которые  прежде  всего  должны  основываться  на  генетической
расшифровке  формирования  стока  и  смыва.
 Важное  место  среди  причин  нарушения  естественного  процесса
впитывания  и  смыва  при  искусственном  дожде  занимает  мощность
дождя.  Установлено,  что  относительная  интенсивность  впитывания
уменьшается  с  увеличением  удельной  мощности  осадков  (см.  урав¬
нение  (4.3)).  Приближенно  можно  полагать,  что  влияние  мощно¬
сти  осадков  на  процесс  впитывания  становится  очень  малым  и  им
можно  пренебречь  лишь  при  общем  количестве  осадков  более
100  мм  и  продолжительности  опыта  более  2  ч
 Теперь  остановимся  на  влиянии  ударного  эффекта  капель  на
мутность  потока.  Капли  осадков,  попадая  в  стекающий  поток,  со¬
здают  очаг  интенсивного  воздействия  на  этот  поток  и  почву.  Энер¬
гия  капли  расходуется  на  создание  дополнительной  турбулент-'
ности  потока  (дополнительных  вихрей),  способствующей  взмучи¬
ванию  и  увеличению  мутности,  а  также  на  разбрызгивание  Из  ска¬
занного  вытекает  важный  методический  вопрос  правильного  ис¬
пользования  ДУ  при  изучении  поверхностного  стока  и  смыва  Вся¬
 20

кие  эксперименты,  проведенные  методом  искусственного  дождева¬
ния,  могут  считаться  сопоставимыми  лишь  в  том  случае,  когда
имеется  энергетическая  характеристика  искусственных  осадков  и
результаты  по  впитыванию  и  смыву  приведены  к  какому-то  опре¬
деленному  их  уровню  или  к  энергетическому  действию  естествен¬
ных  осадков.  Основой  этого  служит  спектральное  изучение  круп¬
ности  капель  искусственных  осадков  и  построение  кривой  обеспе¬
ченности  данной  величины  (см.  рис.  5.1).
 При  постановке  опытов  методом  искусственного  дождевания
необходимо  учитывать,  что  площадь  орошаемого  участка  ограни¬
чена.  Площадка  каким-либо  образом  отгораживается  от  осталь¬
ной  части  склона  только  с  поверхности,  и  в  более  глубоких  слоях
почвы,  естественно,  какая-то  часть  влаги  может  растекаться  за
пределы  ее  контура.  Исследования  на  площадках  различной  вели¬
чины  для  черноземных  почв  показали,  что  просачивание  при  ливне¬
вых  осадках  происходит  на  глубину  40—60  см,  а  растекание  влаги
наблюдается  лишь  при  обработанной  поверхности,  чаще  в  слое
пахотного  горизонта.  Исследования,  проведенные  на  черноземных
почвах  для  ДУ  с  площадью  орошения  1X1  м  и  ограждением  по
контуру  до  глубины  10—12  см  при  осадках  60  мм,  показали
что  растекание  может  достигать  12%  объема  впитывания.  В  этих
же  условиях  при  осадках  100  мм  растекание  составляет  всего  8%,
а  при  малом  количестве  осадков  (до  30  мм)  растекание  при  нали¬
чии  ограждения  практически  отсутствует.  На  целине  и  залежи  ра¬
стекание  меньше  ошибки  измерения  величины  впитывания,  зато
в  лесу  вдоль  корней  —  очень  большое.  Ошибка,  связанная  с  расте¬
канием,  пропорциональна  отношению  периметра  площади  П  к  пло¬
щади  орошения  Если  принять  растекание  на  черноземных  поч¬
вах  для  Р=1  м2  равным  примерно  10%  объема  впитывания,  то
можно  определить  максимальную  ошибку  Ср  (%)  для  квадратной
площадки  при  других  значениях  Р:
 СР=^-^=2,5(2.1)
 т.  е.  при  ^  =  4^-6  м2  О  =  5,0  ч-4,2%,  а  при  Р  =  0,25  м2  С^=20%.
 На  других  почвах  растекание  может  быть  иным.  Например,
эксперименты  на  оподзоленных  черноземах  дали  меньшую  величину
растекания,  так  как  при  осадках  даже  100  мм  вода  успевает  про¬
сочиться  на  глубину  не  более  чем  20—35  см,  т.  е.  немного  глубже
нижней  кромки  ограждения.  В  то  же  время  постановка  опытов
в  условиях  почв  с  очень  высокой  проницаемостью  возможна  лишь
после  оконтуривания  границ  площадки  водонепроницаемым  «зам¬
ком»
 Влияние  ограниченной  площади  орошения  сказывается  не
только  на  растекании  воды  за  пределы  площадки,  но  и  на  харак¬
тере  стока  воды  по  ее  поверхности.  Известно,  что  на  длинных  скло¬
нах  происходит  концентрация  водного  потока,  что  ведет  к  увеличе¬
нию  скорости  последнего.  Увеличение  длины-шлощадки  до  5—10  м
не  может  внести  чего-либо  существенного  в  раскрытие  механизма
 21

концентрации  водного  потока,  хотя  несомненно  такие  площадки
уже  формируют  первичную  ручейковую  сеть.  Говоря  о  роли  длины
площадки  в  концентрации  потока,  необходимо  помнить  о  нару¬
шении  естественной  концентрации  потока  в  связи  с  наличием
в  нижней  ее  части  неразмываемого  стокоуловителя  (лотка),  кото¬
рый  является  базисом  эрозии  для  площадки  в  целом.
 Одним  из  путей  моделирования  влияния  длины  склона  при  ис¬
кусственном  дождевании  является  создание  подтока.  В  верхнюю
часть  орошаемой  площадки  подается  вода,  которая  ровным  слоем,
концентрируясь  лишь  в  естественных  понижениях  рельефа,  нате¬
кает  на  площадку.  Для  равномерного  распределения  ее  по  всей
ширине  площадки  может  быть  применено  специальное  устройство,
вода  из  шланга  под  напором,  проходя  через  водомер,  поступает
в  распределитель,  который  представляет  собой  трубу  с  отверсти¬
ями.  Из  отверстий  струйки  воды  попадают  на  подстилку  из  со¬
ломы,  положенную  на  клеенку,  предохраняющую  от  больших  по¬
терь  воды.  Однако  главное  внимание  уделим  не  методике  напуска,
а  схеме  самого  опыта.
 Предположим,  перед  нами  стоит  задача  воспроизвести  на  пло¬
щадке  сток,  формирующийся  со  всего  склона  от  осадков  опреде¬
ленной  интенсивности.  Для  начала  будем  считать,  что  впитываю¬
щая  способность  почвы  на  склоне  такая  же,  как  и  на  площадке.
Тогда  можно-принять,  что  до  появления  стока  на  эксперименталь¬
ном  участке  подток  должен  отсутствовать,  а  после  появления  по¬
следнего  он  пропорционален  величине  стока  на  площадке.  Прямой
расчет  гидрографа  подтока  затруднен  из-за  невозможности  учета
характера  впитывания  при  изменении  слоя  воды,  натекающего  на
площадку.  Задачу  целесообразно  решать  путем  последовательного
приближения,  которое  можно  осуществлять  при  помощи  серии
опытов.  Первый  опыт  проводится  без  подтока,  результаты  его  бу¬
дут  характеризовать  формирование  гидрографа  на  площадке.  Вто¬
рой  опыт  закладывается  в  аналогичных  условиях,  при  этом  зада¬
ется  такой  же  режим  осадков.  После  возникновения  стока  созда¬
ется  подток,  гидрограф  которого  повторяет  гидрограф  стока  при
первом  опыте.  По  результатам  второго  опыта  можно  судить  о  стоке
со  склона,  равного  удвоенной  длине  площадки.  Аналогично  ста¬
вится  третий  опыт.  График  подтока  в  третьем  опыте  принимается
аналогичным  графику  стока  при  втором  опыте,  и  т.  д.  Однако  во
всех  случаях  решение  остается  приближенным  из-за  ограниченной
ширины  площадки  и  наличия  неизменного  местного  базиса  эро¬
зии  —  приемного  лотка.
 2.3. 	Постановка  исследований  на  стоковых  площадках
 При  изучении  водноэрозионного  склонового  процесса,  происхо¬
дящего  во  время  ливня  или  таяния  снега,  трудно  обойтись  без
анализа  явлений,  составляющих  данный  процесс,  на  основе  наб¬
людений  на  стоковых  площадках.  Данный  вопрос  приобретает  осо¬
 22

бое  значение  в  свете  необходимости  создания  модели  склоновой
водной  эрозии  и  разработки  метода  моделирования  противоэрози-
онных  мероприятий.
 В  настоящее  время  количество  стоковых  площадок  все  увели¬
чивается,  в  то  же  время  совершенствование  методики  эксперимен¬
тов  на  них  в  настоящее  время  осуществляется  исключительно
в  плане  воднобалансовых  исследований,  хотя  можно  полагать,  что
раздельное  изучение  воднобалансовых  и  нанособалансовых  скло¬
новых  процессов,  по  крайней  мере  для  районов  с  интенсивным
протеканием  водной  эрозии,  неправомерно.  Действительно,  имею¬
щиеся  наблюдения  показывают,  что  в  условиях  Молдавии,  напри¬
мер,  средняя  за  паводок  мутность  склонового  потока  может  со¬
ставить  0,4  т/м3  (!)  при  максимальном  ее  значении  0,86  т/м3.  Для
выдающихся  паводков  эта  величина  может  достичь  0,5—0,6  т/м3
при  максимальном  ее  значении  1,2—1,3  т/м3.
 Имея  в  виду,  что
 Я  =  ^<Эн-В1  <3в=<3н---в  -  #=<?„+„(1  —^). 	(2.2)
 где  р  —  мутность  в  т/м3;  (2В+Н  —  расход  воды  вместе  с  наносами
в  м3/с;  Я  и  Я'  —  расходы  наносов,  выраженные  соответственно
в  т/с  и  м3/с;  ун^2,65  —  удельный  вес  накосов  в  т/м3,  нетрудно  по¬
лучить,  что  уже  при  р  =  0,5  т/м3  наносы  составят  19%,  а  при
1,2  т/м3  —  примерно  половину  объема  смеси  воды  и  наносов.  Од¬
нако  главное  даже  не  в  том,  что  пренебрежение  наносами  может
привести  при  определении  максимальной  водоотдачи  к  ошибке
в  100%,  а  в  том,  что,  не  учитывая  единства  водноэрозионного  про¬
цесса,  нельзя  правильно  организовать  изучение  ни  стока,  ни  смыва
почв  Рассмотрим  ряд  аспектов,  вытекающих  из  высказанных  по¬
ложений  и  обусловливающих  методику  организации  наблюдений
на  стоковых  площадках.
 Известно,  что  стоковая  площадка  чаще  всего  бывает  короче
длины  среднего  склона  исследуемого  района,  хотя  может  занимать
весь  конкретный  склон.  Поэтому  приходится  судить  о  водноэрози¬
онном  процессе  на  всем  длинном  склоне  по  наблюдениям  на  части
склона  или  на  коротком  склоне.  Даже  если  мы  выясним  влияние
длины  склона  на  рассматриваемый  процесс,  нам  все  равно  необ¬
ходимо  обеспечить  репрезентативность  стоковой  площадки  сред¬
нему*  склону.  Общие  вопросы  постановки  таких  исследований  изло¬
жены  в  литературе,  однако  при  этом  недостаточно  подчеркивается
тот  факт,  что  склон,  занятый  под  сельскохозяйственное  угодье,
чаще  всего  в  своей  нижней  части  эродирован.  В  то  же  время  иссле¬
дования  показывают,  что  на  эродированном  склоне  изменяются  вод¬
но-физические  свойства  почвы.  При  этом  на  сильносмытой  почве,
как  будет  показано  в  п.  3.4  и  4.1,  впитывание,  например,  умень¬
шается  до  двух,  а  противоэрозионная  устойчивость  —  до  трех  раз.
 Основной  характеристикой  смытости  почвы  является  мощность
гумусового  горизонта  Нг.  Поэтому  первый  критерий  подобия  сто¬
ковой  площадки  среднему  склону  должен  обеспечить  соответствие
 23

значений  Нт.  Известно,  что  в  результате  специальных  почвенных
обследований  можно  получить  кривую  изменения  значений  Нт  по
длине  среднего  склона  для  рассматриваемого  района.  Сущность
первого  критерия  подобия  можно  выразить  уравнением
 А 	/ 	/'
 где  /о  и  /,  /'  и  /'  —  начало  и  конец  намечаемых  стоковых  площа¬
док,  а  /с.  п  и  /' 	—  их  длина;  Ь  —длина  всего  склона.
 Поскольку  значение  Нт  является  основной  характеристикой
морфологического  строения  почвенного  горизонта,  первый  крите¬
рий  подобия  назовем  морфологическим.
 Учитывая,  что  закон  изменения  впитывания  и  смываемости
почвы  в  зависимости  от  ее  смытости  будет  разным,  целесообразно
ввести  второй,  кинематический  критерий  подобия,  который  выра¬
жается  двумя  уравнениями:
 I 	V
 [  кШ=^—  \  Ъ  Ш=У—  |  Ъ  Ш, 	(2.4)
 Ь  0 	С*п  ¡0 	1С.п  у
 I 	V
 Т1  >ш—Т~  IР•  <2'5>
 О 	,П1о 	с.  п  /
 здесь  !г  и  р  —  осредненные  по  времени  значения  впитывания  и  мут¬
ности  для  разных  точек  склона.  Специальные  исследования,  учиты¬
вающие  особенности  динамики  как  процесса  впитывания,  так  и
процесса  смыва,  позволяют  рекомендовать  для  получения  значений
&  (мм/мин)  и  р  (г/л)  метод  искусственного  дождевания  при  стан¬
дартной  постановке  эксперимента  (см.  главу  3).  При  этом
 к
 ¿ос
 ¿ос
 *ст 	т
 р=4-!’  ¿лл=4-  2  Р/М4,  (2.6)
 6 	1  =  1
 где  /ос  и  /Ст  —  соответственно  время  искусственного  дождя  и  стока
в  мин;  X  и  5  —  соответственно  слой  осадков  и  стока  в  мм;  к  —  ин¬
тенсивность  стока  в  мм/мин.
 Хотя  морфологический  критерий  подобия  выглядит  более  об¬
щим,  однако  при  несовпадении  границ  площадок,  выбранных  по
первому  и  по  второму  критериям,  преимущество  следует  отдавать
кинематическому  критерию  подобия.  Наиболее  полное  соответствие
выбранной  площадки  естественному  склону  будет  при  соблюдении
как  морфологического,  так  и  кинематического  критериев  подобия.
 И,  наконец,  необходимо  ввести  третий,  геометрический  критерий
подобия.  Для  раскрытия  его  отметим  одну  из  особенностей  форми¬
рования  склонового  стока,  которая  заключается  в  ручейковом  ха¬
 24

рактере  стенания  потоков.  Гидролого-морфологические  закономер¬
ности  данного  процесса  изучены  пока  недостаточно.  Для  рассмат¬
риваемой  задачи  нас  будет  интересовать  соотношение  длины  /р  и
максимальной  ширины  элементарной  ручейковой  системы  6Р,
внутри  которой  наблюдается  концентрация  водных  масс.  Для  ров¬
ных  склонов,  например,  при  продольном  рядовом  посеве  пропаш¬
ных  культур  значение  6Р  редко  превышает  ширину  трех  рядов.  Од¬
нако  для  более  общего  случая  можно  записать
 Ьр=аГ». 	(2.7)
 Третий,  геометрический  критерий  подобия  должен  увязывать
длину  стоковой  площадки  с  ее  шириной  таким  образом,  чтобы  учи¬
тывалось  равенство  (2.8):
 Lr:  ВР=ГР  :  ЬР=1Р  :  ь'р=\  :  а; 	(2.8)
 здесь  Вр  —  ширина  ручейковой  системы,  вода  с  которой  собира¬
ется  начиная  с  водораздела.
 В  выражениях  (2.7)  и  (2.8)  /р  и  6Р—  не  длина  и  не  ширина
площадок,  а  морфологические  характеристики  элементарной  ру¬
чейковой  сети.  Для  того  чтобы  на  площадке  могла  сформиро¬
ваться  хотя  бы  одна  полная  ручейковая  система,  необходимо,
чтобы  6с.п^26р,  где  6С.п  —  ширина  стоковой  площадки.  Таким
образом,  окончательное  выражение  для  геометрического  критерия
подобия  запишем  в  следующем  виде:
 LT:  Bp=lrp  :bp=l:a>  2/сг.  п  :  6С.  п. 	(2.9)
 Имеющиеся  материалы  наблюдений  чаще  всего  увязывают  рас¬
стояние  между  размоинами  с  их  глубиной,  что  не  отвечает  усло¬
виям  нашей  задачи.  До  выяснения  значения  г  в  выражении  (2.9)
для  практических  целей  достаточно  определить  для  прямых  и  ров¬
ных  (без  ложбин)  склонов,  примерно  равных  длине  намечаемой
стоковой  площадки,  среднее  значение  6Р.  Это  осуществляется  визу¬
ально  восстановлением  элементарной  ручейковой  сети  после  ин¬
тенсивного  ливня,  давшего  сток,  путем  движения  от  подножия
склона  к  его  вершине.  При  этом  6С.  п^26р.
 Наши  приближенные  исследования,  проведенные  в  районе  Мол¬
давской  воднобалансовой  станции,  показывают,  что  отношение
/с.п*&с.  п,  определенное  с  учетом  геометрического  критерия  подо¬
бия,  должно  составлять  по  крайней  мере  4:1  при  /с.  п=Ю0  м,
5  :  1  при  /с.  п=  100-^200  м  и  6  :  1  при  /с.  п>200  м.
 Современные  технические  возможности  не  позволяют  пока  про¬
водить  наблюдения  на  стоковой  площадке  без  нарушения  некото¬
рых  естественных  условий  склона.  Так,  для  сбора  стекающей  воды
применяется  приемный  лоток.  Он  всегда  будет  служить  мест¬
ным  базисом  эрозии,  ограничивая  естественный  эрозионный  про¬
цесс.  Известно,  что  при  большом  стоке  в  естественных  условиях
развиваются  струйчатые  размывы.  На  стоковой  площадке  они  мо¬
гут  появляться  только  в  ее  верхней  части.  По  мере  приближения
 25

к  лотку  количество  их  уменьшается,  а  оставшиеся  имеют  меньшую
глубину.  Правда,  при  этом  иногда  увеличивается  их  ширина,  но
размывы  всегда  укладываются  в  пределы  ими  же  вынесенной
почвы.  По  нашим  наблюдениям,  на  стоковых  площадках  с  укло¬
нами  3—4°  влияние  лотков  отчетливо  проявляется  на  расстоянии
7—12  м.  Для  пологих  склонов  (до  5—7°)  увеличение  длины  стоко¬
вой  площадки  до  практически  допустимых  размеров  не  ликвиди¬
рует  последствий,  связанных  с  ограничением  развития  размывов
в  глубину.  Отмеченный  недостаток  особенно  проявляется  в  усло¬
виях  значительной  водоотдачи,  т.  е.  как  раз  в  тех  случаях,  кото¬
рые  представляют  наибольший  интерес  для  изучения  процесса.
 з
 Нами  разработан  и  испытан  лоток  иной  конструкции  (рис.  2.1),
позволяющий  устранить  отмеченный  недостаток.  Он  отличается
вертикальным  расположением  экрана  1  и  наличием  размываемой
стенки  2.  Последняя  создается  следующим  образом:  вдоль  перед¬
ней  части  лотка  4  примерно  через  1  см  укрепляются  прутья  (нами
использовались  деревянные,  хотя,  очевидно,  они  должны  быть  ме¬
таллическими  или  вместо  них  следует  применять  сетку).  Уже  сами
по  себе  прутья  удерживают  почву  от  обсыпания,  однако  для  боль¬
шей  прочности  стенка  из  прутьев  обмазывается  слоем  глины  тол¬
щиной  1—2  см.  При  отсутствии  стока  передняя  часть  лотка  нахо¬
дится  под  козырьком  3  и  стенка  не  размокает.  При  наличии  стока
стенка  намокает  и  размывается  по  мере  развития  на  площадке
струйчатой  эрозии.  Естественно,  что  после  каждого  большого  па¬
водка  такой  лоток  необходимо  подправлять,  а  один  раз  в  год,  по¬
сле  вспашки  и  заравнивания  струйчатых  размывов,  восстанавли-
 26

вать  в  первоначальном  виде.  Превышение  слоя  почвы  над  верхней
гранью  лотка  #р  должно  соответствовать  максимально  возмож¬
ному  размыву  в  условиях  данного  склона.  Последняя  величина
приближенно  оценивается  по  наблюдениям  за  размывом  после
обильного  стока  в  условиях,  близких  к  тем,  которые  предполага¬
ется  наблюдать  на  стоковой  площадке.  Обычно  величина  Яр  не
превышает  15—20  см.
 В  настоящее  время  при  расчете  уклонов  водосборного  лотка
для  стоковых  площадок  в  районах  с  ливневой  деятельностью  опус¬
кается  одна  деталь.  Обычно  этот  уклон  выбирается  исходя  из  во¬
допропускной  способности  лотка.  На  самом  деле  по  склону  дви¬
жется  двухкомпонентная  смесь  вода—наносы,  концентрация
которой  зависит  не  только  от  скорости  потока,  но  и  от  действия  ка¬
пель  дождя.  В  лотке  влияние  последних  исчезает  и,  несмотря  на
увеличение  скорости,  транспортирующая  способность  потока  мо¬
жет  уменьшаться  Это  создает  условия  для  частичного  отложения
наносов.  На  спаде  паводка,  когда  резко  уменьшается  мутность
склонового  стока,  часть  наносов,  отложившихся  в  лотке,  смыва¬
ется,  так  как  транспортирующая  способность  потока  в  лотке  на
этой  стадии  превышает  фактическую  мутность  потока.  В  резуль¬
тате  наблюдаемая  динамика  смыва  может  несколько  отличаться
от  фактической.
 Что  касается  мерных  устройств  на  стоковых  площадках,  то  по¬
следние  не  могут  быть  одного,  стандартного,  типа.  Очевидно,  для
районов  со  слаборазвитой  эрозией,  а  также  на  лесных  площадках
или  на  участках  целины  либо  залежи  могут  быть  комбинирован¬
ные  мерные  устройства  (объемный  бак  с  водосливом).  На  сель¬
скохозяйственных  угодьях  при  интенсивном  смыве  почв  целесооб¬
разно  применять  транзитное  мерное  устройство  типа  гидрометри¬
ческого  лотка.  Последнее,  возможно,  обеспечивает  несколько
меньшую  точность  измерений,  но  не  будет  заиливаться.
 Водомерные  устройства  на  логах  в  меньшей  степени  искажают
естественный  процесс,  однако  не  учитывать  этих  искажений  нельзя.
Нарушения  здесь  происходят  в  непосредственной  близости  от
измерительного  устройства,  чаще  около  водослива,  реже  у  гидро¬
метрических  лотков.  Выражаются  они  в  отложении  наносов  перед
гидрометрическим  сооружением.  Этот  процесс  особенно  заметен
при  малых  уклонах  водотока,  но  значительном  смыве  почвы  на
водосборе.  Гидрометрические  сооружения  на  логах,  так  же  как  и
на  стоковых  площадках,  являются  местными  базисами  эрозии.
И  если  в  годы  с  обычными  паводками  это  обстоятельство  не  имеет
значения,  то  выдающиеся  паводки  искажаются  существенным  об¬
разом,  так  как  они  сопровождаются  большой  эрозионной  работой,
в  том  числе  и  деформацией  русла.  Мало  того,  обычно  выдающийся
паводок  изменяет4  положение  отметки  русла  так,  что  может  насту¬
пить  новый  цикл  в  развитии  эрозионного  процесса  на  склонах,
примыкающих  к  водотоку.  Иногда  большие  паводки,  будучи  не
в  состоянии  размывать  русло  водотока  перед  сооружением,  интен¬
сивно  размывают  его  ниже.  Такие  размывы  чаще  развиваются  как
 27

одноступенчатый  овраг  с  небольшой  высотой  перепада  (до  1,0—
1,5  м).  В  результате  движения  ступени  размыва  последняя  быстро
подходит  к  водомерному  устройству,  угрожая  ему  разрушением.
 Все  отмеченное  говорит  о  необходимости  детального  изучения
возможности  применения  современных  гидрометрических  устройств
для  целей  изучения  стока  воды  и  наносов.  В  перспективе  представ¬
ляется  целесообразным  отказаться  от  капитальных  водомерных  со¬
оружений,  которые  нарушают  режим  водотоков,  заменив  их  вре¬
менными  устройствами  для  наблюдений  малых  расходов  воды  и
наносов.  Для  измерения  стока  в  паводки  необходимы  принципи¬
ально  новые  измерительные  устройства,  работающие  в  автомати¬
ческом  режиме  и  не  нарушающие  естественного  процесса.

ГЛАВА  3.  ПРОТИВОЭРОЗИОННАЯ  УСТОЙЧИВОСТЬ
ПОЧВ  И  ГОРНЫХ  ПОРОД
 3.1. 	Общая  характеристика  противоэрозионной
устойчивости  почв  и  горных  пород
 Свойства  горных  пород  сказываются  на  отдельных  видах  водной
эрозии  по-разному:  на  поверхностном  смыве  —  через  особенности
почвы,  образовавшейся  на  этих  породах;  на  овражной  и  русловой
эрозии  —  непосредственно  через  противоэрозионную  устойчивость
пород.  Обобщение,  выполненное  С.  С.  Соболевым  [97],  показало,
что  лёссовые  отложения  легко  поддаются  эрозии.  Некоторое  сход¬
ство  с  лёссом  имеют  элювиально-делювиальные  суглинки  и  сырто-
вые  глины.  Уже  отмечалось,  что  многие  очаги  интенсивного  разви¬
тия  эрозии  приурочены  к  местам  распространения  этих  отложений.
 Несколько  иные  противоэрозионные  свойства  у  флювиогляцион-
ных,  древнеаллювиальных  и  эоловых  песков.  Пески,  обладающие
хорошей  водопроницаемостью  и  малой  влагоемкостью,  не  задержи¬
вают  влагу,  что,  естественно,  уменьшает  поверхностный  сток.  В  то
же  время  пески  способствуют  сполаживанию  стенок  образовав¬
шихся  размывов.  Однако  при  одинаковом  стоке  эродируемость  су¬
песчаных  почв  более  высокая,  чем  суглинистых.  Выход  на  поверх¬
ность  каменистых  образований  повышает  сопротивляемость  почвы
эрозии
 Устойчивость  почвы  к  эрозии  во  многом  определяется  водопроч-
ностью  ее  структуры,  зависящей  в  свою  очередь  от  содержания  гу¬
муса  и  илистых  фракций.  В  структурной  почве  при  воздействии
воды  частички  почвы  не  диспергируются,  оставаясь  связанными
в  комки  и  зерна.  На  степень  водоустойчивости  почв  оказывает  влия¬
ние  кфличество  коллоидов,  находящихся  в  почве,  которые  способст¬
вуют  агрегации  почвенных  частиц.  При  необратимой  коагуляции
частицы  склеиваются  сначала  между  собой  и  только  затем  в  более
крупные  зерна.  Способность  почвы  к  склеиванию  при  этом  посте¬
пенно  уменьшается,  и,  следовательно,  чем  крупнее  агрегат,  тем
меньше  его  прочность.
 Влияние  механического  состава  почвы  на  смыв  рассматрива¬
лось  многими  исследователями  [92,  97  и  др.].  Большинство  из  них
сходится  на  мнении,  что  сам  механический  состав  почвы  непосред¬
ственно  не  определяет  ее  смыва,  а  сказывается  на  нем  лишь  через
влияние  на  весь  комплекс  физико-химических  особенностей  почвы.
 В  начале  тридцатых  годов  в  США  X.  Мидльтоном,  в  СССР
 29

А.  С.  Вознесенским  и  А.  Б.  Арцруни  были  разработаны  лаборатор¬
но-аналитические  методы  определения  противоэрозионной  устойчи¬
вости  почв,  однако  данные  последних  лет  не  подтверждают  досто¬
верности  этих  методов  [168].
 Имеются  попытки  характеризовать  эродируемость  почвы  через
ее  водопрочность.  Изучая  закономерности  разрушения  частиц  почв
и  грунтов  в  водном  потоке,  В.  Б.  Гуссак  [29  и  др.]  разработал  метод,
который  позволяет  оценить  степень  интенсивности  разрушения
почвы  в  движущемся  водном  потоке  (см.  п.  5.3).  Помимо  своего
прямого  назначения,  данный  прием  дает  характеристику  водопроч-
ности  частиц  почвы.
 Разные  методы  дают  не  только  разную  количественную  оценку
водопрочности,  но  иногда  и  разную  качественную  ее  характери¬
стику.  Так,  по  данным  Гуссака  [28,  29],  целинные  почвы  независимо
от  их  типа  имеют  низкую  эродируемость;  дифференциация  почв  по
их  сопротивляемости  эрозии  происходит  в  связи  с  распашкой.  Со¬
гласно  же  С.  С.  Соболеву  [97],  использовавшему  метод  Д.  Г.  Ви¬
ленского,  распашка,  наоборот,  в  значительной  мере  сглаживает  раз¬
ницу  в  устойчивости  почв  к  размывающему  действию  воды.  Каждый
из  этих  противоположных  выводов  может  быть  по-своему  объяснен
физически,  что  видно  из  работ  указанных  авторов.
 С.  И.  Сильвестров  [93]  пришел  к  заключению,  что  обобщающим
критерием  устойчивости  к  смыву  для  почв  центральной  лесостеп¬
ной  зоны  может  служить  степень  их  выщелоченное™.  Он  дает  сле¬
дующий  ряд  почвенных  типов  в  порядке  убывания  их*  эрозионной
устойчивости:  1)  мощные  черноземы;  2)  обыкновенные  черноземы;
3)  выщелоченные  черноземы;  4)  серые  лесостепные  почвы;  5)  под¬
золистые  почвы.  Многие  исследователи  пытались  не  только  соста¬
вить  последовательный  ряд  почв  по  степени  устойчивости  их  к  эро¬
зии,  но  и  дать  количественную  характеристику  этого  ряда.  При  этом
за  меру  устойчивости  принимались  самые  разнообразные  показа¬
тели,  начиная  от  полученных  лабораторными  методами  и  кончая  ве¬
личиной  стока  речных  наносов.  В  силу  субъективного  подхода  к  вы¬
бору  критерия  устойчивости  почв  некоторые  из  таких  исследований
явно  противоречат  здравому  смыслу  и  все  они  несопоставимы  между
собой,  хотя  по  результатам  одного  автора  иногда  можно  получить
относительную  оценку  устойчивости  почв  эрозии.  В  табл.  3.1  при¬
ведены  известные  нам  материалы,  где  в  качестве  характеристики
смываемое™  /  принято  отношение  величины  смыва  или  какого-либо
показателя  этой  величины  для  данного  типа  почвы  к  аналогичной
величине  для  почвы,  взятой  за  эталон.  Последней  в  табл.  3.1  соот¬
ветствует  у  =  1,0.  Такая  оценка  затруднена  вследствие  влияния  со¬
стояния  почвы  на  ее  смываемость.  Об  этом  можно  судить  по  изме¬
нению  водопрочности  структуры,  например  при  увлажнении  почвы,
которое  для  глинистых  почв  чаще  повышает  водопрочность.  Промо¬
раживание  же  почвы  не  влияет  на  ее  водопрочность  при  увлажне¬
нии,  составляющем  У2  общей  влагоемкости,  но  понижает  ее  при
увлажнении,  равном  3Д  общей  влагоемкости,  причем  сильнее  у  тя¬
желосуглинистых  почв  [55].
 30

Таблица  31
 Относительная  характеристика  смываемости  почв  и  грунтов  у,
по  исследованиям  разных  авторов
 Автор
 Метод  обобщения
материала
 Тип  ПОЧВЫ
 ]
 Б  В  Поляков  [83]
 По  величине  стока
 Подзолистые  суглинки
 1,0
 речный  наносов
 Черноземы  приазовские  и  пред-
 5,0
 кавказские
 Каштановые  почвы
 2,0
 А  Б.  Арцруни  [8]
 Лабораторно-ана-
 Чернозем  горный
 1,0
 литический
 Темно-каштановая  почва
 1,3
 Лесной  бурозем
 1,7
 М  В  Мялковский,
 По  заилению  пру-
 Суглинистая  почва
 1,0
 Н  Ф  Дрозд  [79]
 дов  на  террито-
 Легкосуглинистая  почва
 0,7
 рии  Украины
 Супесчаная  почва
 0,5
 С  С  Соболев  [97]
 Д.  Г.  Виленского
 Мощные  суглинистые  чернозе¬
 1,0
 мы
 Темно-каштановые  почвы
 2,0
 Лесные  суглинистые  почвы
 4,0
 1  л  л
 Среднеподзолистые  почвы
 19,0
 С  С.  Михалченко
 По  заилению  пру-
 Мощные  черноземы
 1,0
 [77]
 ДОВ
 Каштановые  глинистые  и  су¬
 1,5
 глинистые  почвы
 Супесчаные  почвы
 3,5
 И  М.  Саввинов
 Лабораторный
 Обыкновенные  черноземы
 1,0
 (1936  г)
 Южные  черноземы
 1,6
 Каштановые  почвы
 2,3
 Дерново-подзолистые  почвы
 1,8
 Сероземы
 2,7
 И  А  Кузник  [56]
 По  заилению  пру¬
 Обыкновенные  суглинистые
 1,0
 дов
 черноземы
 Каштановые  почвы  и  мощные
 1,9
 суглинистые  черноземы
 Мощный  легкосуглинистый  и
 0,5
 суглинистый  чернозем
 Серые  лесные  почвы
 3,3
 И  А.  Кузник
 По  данным  смыва
 Обыкновенные  черноземы
 1,0
 [56,  57]
 на  стоковых
 Южный  чернозем  и  каштано¬
 3-4
 площадках
 вые  почвы
 Обыкновенные  легкосуглинис¬
 0,7
 тый  и  супесчаный  черноземы
 Южный  глинистый  чернозем
 2,0
 Южный  супесчаный  чернозем
 1,0
 Мощный  глинистый  чернозем
 0,7
 Темно-каштановая  глинистая
 4—7
 и  суглинистая  почва
 В  П  Лидов  и  др
 По  материалам
 Обыкновенный  чернозем
 1,0
 [61]
 полевого  обсле¬
 Южный  чернозем  пылеватой
 1,5  -2,0
 дования
 структуры
 В  Б  Гуссак  [29]
 По  размыву  об¬
 Обыкновенный  глинистый  чер¬
 1,0
 разца  в  лотке
 нозем
 Болотно-луговые  почвы
 1,8
 Подзолистые  почвы
 0,1
 Примечание  В  таблице  сохранены  названия  почв,  приводимые  авто¬
рами  За  1,0  принята  смываемость  обыкновенного  чернозема,  а  если  он  в  срав¬
нении  не  участвует,  то  смываемость  другого  типа  почвы.
 31

Необходимо  отметить  попытки  увязать  устойчивость  почвы  раз¬
мыву  с  ее  различными  физико-химическими  характеристиками.  Так,
Ц.  Е.  Мирцхулава  [76],  приняв  в  качестве  критерия  оценки  устойчи¬
вости  размывакнцую  скорость  воды  в  лотке  для  колонки  размером
300X150X100  мм,  выразил  ее  через  12  различных  физических  ха¬
рактеристик.  Основное  место  среди  них  занимает  сцепление  частиц
почвы  при  ее  полном  водонасыщении,  установленное  вдавливанием
сферического  штампа.  В  США  [168]  путем  сопоставления  измерен¬
ий  величины  смыва  с  различными  почвенными  характеристиками
найдено  линейное  уравнение,  учитывающее  24  параметра.  Наиболее
тесной  оказалась  связь  между  величиной  смыва  и  такими  характе¬
ристиками,  как  содержание  органических  остатков  (коэффициент
корреляции  г  =  0,48),  глинистых  частиц  (г  =  0,44),  песчаных  частиц
(г  =  0,30),  а  также  показателем  структурности  (г  =  0,23).
 3.2. 	Влияние  поверхностно-склоновых  эрозионных  процессов
на  некоторые  свойства  почвы  1
 Вследствие  эрозионного  процесса  изменяются  многие  свойства
почвы:  ухудшается  ее  структура,  уменьшается  пористость,  содержа¬
ние  солей,  гумуса  и  др.  (все  это  подробно  рассмотрено  в  специаль¬
ной  литературе,  например  в  работе  [38]).  Однако  наиболее  выра¬
женным  следствием  поверхностно-склонового  эрозионного  процесса
является  изменение  морфологических  признаков  почвенного  покрова
и  в  первую  очередь  мощности  гумусового  слоя  Яг.  Последний,  как
уже  указывалось,  является  основной  характеристикой  смытости
почв.  Поэтому  представляет  большой  интерес  связь  величины  Нг
с  другими  характеристиками  почв  при  изменении  их  смытости.  В  це¬
лях  обобщения  материалов  по  данному  вопросу,  используя  данные,
опубликованные  различными  исследователями,  а  также  наши  поле¬
вые  эксперименты,  нами  были  построены  для  почв  разной  степени
смытости  графики  изменения  содержания  гумуса  Г,  объемного  веса
ОВ  и  влажности  завядания  ВЗ  (рис.  3.1).  Подробный  анализ  этих
графиков  представляет  интерес  лишь  в  сочетании  с  анализом  пол¬
ного  физико-химического  описания  почвы.  Здесь  же  отметим  лишь
общую  закономерность  для  почв,  в  основном  черноземной  зоны,  тем
более  что  каких-либо  юсобенностей  для  почв  разного  типа  практи¬
чески  не  обнаруживается.  Если  рассмотреть  изменение  относитель¬
ного  содержания  гумуса  (рис.  3.1  а),  то  оно  подчиняется  связи
 -£—0,3+0,7 	(3.1)
 Необходимо  обратить  внимание  на  вогнутость  линии  связи,  что
вполне  соответствует  характеру  явления.  Хотя  теоретическим  пре¬
делом  изменения  содержания  гумуса  является  Г'/Г  =  0,  однако
 ^Исследования  проведены  совместно  с  А  В  Швебс
 32

0—50  см  от  степени  ее  смытости  и  изменение  ~Qg  по  глубине  h  для
сильносмытых  почв  (в).
 По  данным:  /—автора,  //  —Д  И  Бужака  [17],  III  —к  А  Чернявского  [111]  (в  слое
0—40  см),  IV  —  М  Н.  Заславского  [38],  V—  Г  А  Черемисинова  [109],  VI  —  И.  С  Кон¬
стантинова  [50],  VII  —к  Г  Рожкова  [88],  VIII  —  В  М.  Тишенко  [100],  IX  —  М.  К  Ши-
 кулы  [136]
 Почвы  1  —  чернозем  обыкновенный,  1л  —  чернозем  обыкновенный  на  лёссе,  1г  —  чер¬
нозем  обыкновенный  на  глине,  1п  —  чернозем  обыкновенный  на  песчаных  породах,
2  —  чернозем  карбонатный,  3  —  серые  почвы,  4  —  выщелоченные  черноземы.
 3  Зак.  №  278

в  естественных  условиях  в  почве  всегда  имеется  какое-то  его
количество,  даже  если  она  сильносмытая.  Судя  по  кривой,  оно
будет  составлять  0,28—0,30  от  количества  гумуса  на  несмытых
почвах.
 Стекающие  водные  потоки  не  просто  смывают  часть  почвы.  Они
производят  выборочный  перенос,  изменяя  иногда  и  механический
состав  почвы.  Однако  здесь  большее  значение  оказывает  изменение
механического  состава  почвы  по  профилю.  Согласно  исследованиям
М.  Н.  Заславского  [38],  карбонатные  и  обыкновенные  черноземы  на
лёссовидных  суглинках,  характеризующиеся  однородностью  меха¬
нического  состава  по  профилю,  не  меняют  своего  состава  в  резуль¬
тате  эрозии.  В  то  же  время  оподзоленные  почвы  после  смыва  гуму¬
сового  горизонта  сначала  облегчают  свой  состав,  а  затем  могут
снова  его  утяжелить.  Наши  исследования,  проведенные  для  почв
двух  склонов  в  районе  Молдавской  воднобалансовой  станции,  в  об¬
щем  подтверждают  вывод  о  малой  изменчивости  механического  со¬
става  почв  в  результате  водной  эрозии.  Однако  не  следует  исклю¬
чать  возможность  некоторого  облегчения  состава  почв  за  счет  пре¬
имущественного  вымывания  фракций  физической  глины.
 В  связи  с  более  плотным  сложением  нижних  горизонтов  почвы
и  относительным  увеличением  содержания  минеральной  и  уменьше¬
нием  органической  части  происходит  повышение  объемного  веса
эродированных  почв.  В  табл.  3.2  приведены  значения  ОВ  для  выще¬
лоченных  и  карбонатных  мощных  черноземов  разной  степени  смыто-
сти  по  материалам  наших  исследований.  Как  видно  из  таблицы,
увеличение  объемного  веса  для  среднесмытых  почв  составляет  при¬
мерно  10%,  а  для  сильносмытых  —  20%,  причем  наибольшее  раз¬
личие  имеет  место  в  верхних  слоях  почвы.  На  рис.  3.16  показано
изменение  объемного  веса  смытых  почв  в  долях  объемного  веса  не¬
смытых  почв  в  слое  0—50  см.  Разброс  точек  свидетельствует  о  зна¬
чительных  колебаниях  величин  ОВ  в  зависимости  от  смытости
почвы,  однако  он  указывает  и  на  определенную  закономерность  из¬
менения  этой  величины.  Как  и  для  гумуса,  определенной  связи
в  расположении  точек  для  разных  почв  не  наблюдается.  Связь  вы¬
ражается  слабовыпуклой  кривой,  которую  можно  аппроксимировать
прямой  вида
 -5^-1,20  -  0,20^. 	(3.2)
 Очевидно,  фактическая  зависимость  ОВ'¡ОВ  от  #'/#г  должна
 иметь  предел.  В  случае  однородного  по  вертикали  горизонта  иочво-
грунта  при  смыве  всего  гумусового  слоя  отношение  ОВ'  10В  будет
величиной  постоянной,  как  бы  много  грунта  ни  смылось.  Судя  по
кривой  (рис.  3.16),  пределом  отношения  ОВ'10В  для  слоя  почвы
0—50  см  будет  величина  около  1,20.  Интересно  отметить,  что  для
намытых  почв  изменение  величины  ОВ  не  имеет  обратной  тенден¬
ции.  Определения  объемного  веса  почвы  в  тальвеге  лощины  пока¬
зывают  на  его  увеличение  даже  в  намытой  почве.  Очевидно,  вслед¬
ствие  значительных  скоростей  потока  на  дне  лощины  происходит
 34

Таблица  32
 Распределение  объемного  веса  (О  В  г/см3)  и  влажности  завядания  (В3%)  черноземов  различной  степени  смытости
 Степень  смытости
почвы
 Характе¬
 ристика
 Слой  почвы,  см
 0-10
 10-20
 20-30
 30-40
 40-50
 50-60
 60-70
 70-80
 80-90
 90-100
 0-50
 Молдавская  воднобалансовая  станция,  лог  Виноградный  (карбонатные  мощные  черноземы)
 Несмытые
 ов
 0,92
 0,87
 1,19
 1.17
 1,24
 1,42
 1,29
 1,36
 1,33
 1,33
 вз
 10,0
 10,0
 9,9
 9,4
 9,6
 9,4
 10,1
 8,9
 9,5
 10,4
 Сильносмытые
 ов
 1,17
 1,23
 1,59
 1,44
 1,41
 1,47
 1,35
 1,44
 1,35
 1,37
 вз
 4,9
 5,2
 5,4
 5,5
 5,5
 4,4
 4,0
 4,3
 4,1
 4,4
 Молдавская  воднобалансовая  станция,  лог  Станционный  (карбонатные  мощные  черноземы)
 Слабосмытые
 ов
 1,10
 1,10
 1,11
 1,10
 1,12
 1,29
 1,31
 1,32
 —
 —
 ВЗ
 6,7
 7,6
 7,8
 8,6
 8,3
 8,4
 7,7
 7,5
 7,0
 1.5
 Сильносмытые
 ов
 1,36
 1,25
 1,17
 1,19
 1,22
 1,19
 1,21
 1,25
 1,26
 1,29
 вз
 5,3
 7,4
 5,8
 5,3
 6,0
 4,3
 4,4
 5,0
 —
 —
 Стационар  АН  МССР,  с  Иванча  Оргеевского  района  (выщелоченные  черноземы)
 Несмытые
 ОВ
 0,94
 1,07
 1.13
 1,23
 1,27
 1,33
 1,38

 —

 1,13
 ВЗ
 6,8
 7,1
 7,3
 8,0
 7,0
 7,2
 6,6
 —
 —
 —
 7,2
 Среднесмытые
 ОВ
 1.21
 1,20
 1,12
 1,31
 1,43
 —
 —
 —
 —
 —
 1,25
 Намытые  (таль¬
 ОВ
 1,32
 1,44
 1,26
 1,24
 1,30
 1,32
 1,30



 1,31
 вег)
 вз
 *7,4
 7,4
 7,2
 9,0
 9,2
 8.2
 9.4
 "
 "
 8,0

дополнительная  сортировка  смытого  материала,  и  частицы  с  малой
гидравлической  крупностью  там  не  задерживаются.  На  рис.  3.1  в
показано  изменение  с  глубиной  объемного  веса  сильносмытых  почв
в  долях  объемного  веса  несмытых  почв.  Здесь,  несмотря  на  боль¬
шое  различие  величин  ОВ,  отчетливо  видно,  что  в  слое  50—100  см
значение  ОВ  для  смытых  и  несмытых  почв  практически  не  изменя¬
ется.  Некоторое  уменьшение  для  верхних  слоев  почвы  объясняется
рыхлением  почвы  при  обработке,  в  результате  чего  происходит
выравнивание  объемных  весов  для  почв  разной  степени  смытости.
 С  увеличением  смытости  гумусового  горизонта  почвы,  кроме
того,  наблюдается  уменьшение  ее  влажности  завядания  ВЗ,  что,
в  общем,  играет  положительную  роль  для  водного  режима  почвы.
Объясняется  это  снижением  содержания  органических  веществ  и
илистых  частиц  в  эродированных  почвах.  Различие  в  величинах  ВЗ
для  смытых  и  несмытых  почв  в  слое  0—50  см,  по  нашим  данным,  до¬
стигает  4,5%  (табл.  3.2).  По  данным  других  авторов,  оно  порядка
2—4%  [38].  На  рис.  3.1  г  показана  закономерность  изменения  вла¬
жности  завядания  нц.  смытых  почвах.  (ВЗ')  в  долях  влажности  на
несмытых  (ВЗ).  В  нашем  распоряжении  имелся  не  столь  обширный
материал,  как  при  исследовании  других  свойств  почвы,  поэтому  по¬
лученный  вывод  менее  достоверен.  Кроме  .точек  для  обыкновенных
черноземов,  все  остальные  точки,  соответствующие  карбонатному
чернозему,  образуют  выпукло-вогнутух  кривую.  Вогнутость  кривой
при  малых  значениях  Н'г/Нт  соответствует  физическому  представ¬
лению  о  процессе.  Как  и  в  случае  с  величийами  Г  и  ОВ,  в  однород¬
ном  почвенном  профиле  отношение  ВЗ'¡ВЗ  при  Я'/Яг->  0  должно
 приближаться  к  какому-то  пределу.  Поэтому  даже  если  бы  указан¬
ной  особенности  в  расположении  точек  не  наблюдалось,  ее  надо
было  бы  предполагать.  Очень  малое  уменьшение  ВЗ  для  слабосмы-
тых  почв  и  связанная  с  этим  выпуклость  кривой,  очевидно,  является
следствием  распределения  ВЗ  по  профилю.  Дело  в  том,  что,  как
правило,  величина  ВЗ  увеличивается  от  поверхности  до  глубины
30—60  см.  Далее  она  уменьшается.  Поэтому  когда  почва  начинает
смываться,  то,  с  одной  стороны,  из-за  вымывания  илистых  частиц
ВЗ  уменьшается,  однако,  с  другой,  приближение  горизонтов  с  по¬
вышенным  значением  ВЗ  к  дневной  поверхности,  ослабляет  влия¬
ние  смытости.  В  дальнейшем,  после  того  как  значительная  часть
гумусового  горизонта  смоется,  данная  особенность  исчезает  и  про¬
цесс  приобретает  закономерность,  типичную  для  профиля  с  одно¬
направленным  изменением  ВЗ  по  глубине,  что  на  графике  связи
ВЗ'/ВЗ  =  ?(Н'г/Нг)  отражается  вогнутой  частью  кривой.
 3.3. 	Гидравлическая  крупность  и  начальная  скорость
влечения  склоновых  наносов
 Особенностью  склоновых  наносов  является  то,  что  они  образу¬
ются  непосредственно  за  счет  разрушения  почвы,  являющейся  осо¬
бым  природным  телом,  отличающимся  связностью.  Сам  процесс  от¬
 36

деления  и  последующее  движение  частицы  зависит  от  сцепления,
геометрических  (d)  и  гидравлических  (до)  размеров  частицы.  Как
правило,  связи  d  =  d(w)  установлены  для  песчаных  частиц.  В  то  же
время  представляет  интерес  характер  этой  связи  для  почвы.  Экспе¬
рименты,  проведенные  для  обыкновенного  среднесуглинистого  чер¬
нозема,  показали  отсутствие  устойчивости  связи  между  диаметром
частиц  почвы  и  скоростью  их  падения  в  невозмущенной  воде.  Такая
связь  улучшается,  если  частицы  предварительно  медленно  увлаж¬
нять  из  пульверизатора,  и  приближается  к  аналогичной  связи  для
песчдных  частиц.  При  заливе  частиц  водой  и  тем  более  при  непол¬
ном  их  промачивании  связь  между  d  и  до  нарушается.
 Другая  особенность  частиц,  формирующих  склоновые  наносы,
заключается  в  их  связности.  Отрыв  их  от  основного  тела  зависит
от  целого  комплекса  процессов.  Главными  из  них  являются  меха¬
ническое  отделение  частиц  водным  потоком,  а  также  диффузионное
выщелачивание  растворимых  компонентов  и  отслаивание  частиц
при  их  набухании  и  размокании.
 Разберем  условие  отрыва  частицы  от  некоторого  структурного
образования  (почвы).  Считая  наиболее  вероятным  процесс  опроки¬
дывания  частицы  и  основываясь  на  современных  представлениях
о  гидромеханической  природе  явления,  будем  принимать  в  качестве
сил,  способствующих  отрыву,  лобовое  давление  Рл  и  подъемную
силу  Рп.  При  наклонной  поверхности  составляющая  силы  тяжести
Р"  =  Pg  sin  а  увеличивает  вероятность  опрокидывания.  Удерживать
 частицу  будут  вторая  составляющая  силы  тяжести  Р'  =PgCOsa,
 а  также  силы,  которые  зависят  от  коэффициента  сцепления  частицы
с  остальной  почвой  fсц  и  коэффициента  механического  удержания  ее
корнями  и  растительными  остатками  fp.  Для  условий  равновесия
частицы  сумма  моментов  сил  должна  быть  равна  нулю.  Считая
плечи  действующих  сил  пропорциональными  диаметру  частиц
(F4d),  в  общем  виде  получаем
 C\Pnd-\-  C2Pnd  -|-  C¿Pg  sin  ad=  C4Pg  cos  (xd-\-  C$F4  (/сц  —/р)  d.  (3.3)
 Подставляя  вместо  Рл,  Рп,  Pg  и  Рч  (площади  соприкосновения
частицы  с  почвой)  их  значения,  выраженные  через  размеры  ча¬
стиц  d  и  скорость  потока  v,  согласно  В.  И.  Гончарову  [26],  и
преобразуя  выражение,  находим  начальную  скорость  потока,  не¬
обходимую  для  отрыва  частиц:
 *0=  V  -Y  (Р,2+  э2)  [“Г  сз  (ъ-т)  d  (cos  a  -  Sin  а)  +  р5  (/сц-)-/р)]  ;
 (3.4)
 здесь  v'  —  скорость  водного  потока  на  уровне  самой  частицы
 (у  дна);  ys  и  у—  удельный  вес  наносов  и  воды  соответственно.
 Для  перехода  к  средней  скорости  потока  можно  воспользоваться
одним  из  имеющихся  способов  [26].  Тогда
 ^0=(1ё_^) 	JiYXrf(cosa~sina)  +  -^(/cu+/p)  . 	(3-5)
 37

о/  4Сз  л// 	26&
 где  р  =  о  /о  ■  ¿гт“  и  Р  =—5“Tó 	коэффициенты,  учитываю-
 о(Р1  +  Р2) 	Р1  +  Р2
 щие  форму  частиц  и  принятую  размерность;  у  —  глубина  потока.
 Необходимость  последнего  преобразования  для  условий  склоно¬
вого  стока,  когда  глубины  потока  соизмеримы  с  размерами  частицы,
не  может  считаться  доказанной  лишь  путем  ссылки  на  аналогию
с  русловым  процессом.  Однако  учитывая  приведенный  ниже  ана¬
лиз,  более  детально  рассматривать  этот  вопрос  на  данном  этапе
исследований  нецелесообразно.
 Выражение  (3.5)  по  структуре  очень  схоже  с  формулой  Гонча¬
рова  [26],  полученной  для  речных  наносов,  и  отличается  от  нее  на¬
личием  дополнительного  члена,  включающего  связность  частиц.
Последняя  учитывается  также  в  формуле  Ц.  Е.  Мирцхулавы  [76],
причем  там  она  находится  как  усталостная  прочность  породы  на
разрыв  по  величине  вдавливания  сферического  штампа.  Правда,
Мирцхулава  не  учитывал  роли  уклона,  поскольку  для  русловых  по¬
токов  можно  принимать  cosa  —  sina=l.  По  аналогии  это  допу¬
щение  перенесено  им  на  склоновую  эрозию,  хотя  в  формуле  (3.5)
при  a=10°  cosa  —  sina  =  0,81.  Небольшие  пределы  изменения
функции,  учитывающей  уклон,  делают  ее  не  столь  существенной  по
сравнению  с  другими  составляющими  выражения  (3.5).  Пожалуй,
главным  в  выражении  начальных  условий  образования  смыва  яв¬
ляется  метод  количественной  характеристики  особой  природы  сцеп¬
ления  почвенных  частиц.  Судя  по  имеющимся  данным,  усталостная
прочность  на  разрыв  является  достаточной  характеристикой  сцеп¬
ления  для  горных  пород  (грунта).  Почва  же  в  естественных  усло¬
виях  отличается  рядом  специфических  свойств,  зависящих  от  нали¬
чия  гумуса,  жизнедеятельности  микроорганизмов,  растительности
и  др.  Поэтому  усталостная  прочность,  определенная  по  вдавливанию
штампа,  может  оказаться  недостаточной  характеристикой  связности
почвенных  частиц.  По  нашим  ориентировочным  данным,  вдавлива¬
ние  груза  массой  0,5  кг  и  диаметром  1,5  см  для  южных  черноземов,
имеющих  высокую  противоэрозионную  устойчивость,  давало  углуб¬
ление,  всегда  большее,  чем  для  серых  лесных  оподзоленных  смы¬
тых  почв,  имеющих  более  низкую  противоэрозионную  устойчивость.
 Конечно,  данное  сопоставление  справедливо  при  равенстве  зна¬
чений  d.  Но  что  здесь  нужно  понимать  под  величиной  d?  Скорее
всего  это  не  характеристика  механического  состава  почвы.  А  если
агрегатного,  то  в  каком  состоянии?  Если  даже  предположим,  что
d  —  характеристика  крупности  агрегатного  состава  при  мокром  про¬
сеивании  (когда  сита  находятся  полностью  в  воде),  то  и  тогда  эта
крупность,  как  показали  исследования,  не  соответствует  крупности
отрываемых  частиц  (см.  п.  5.3).  Единственный  способ  определения
величины  d  —  непосредственное  измерение  во  время  стока.  Но,  как
показано  в  п.  5.3,  разрушение  частиц  почвы  в  начальный  период  их
движения  носит  «взрывной  характер».  Значит,  измерения,  произ¬
веденные  даже  в  условиях  стоковых  площадок,  дадут  искаженную
картину.  Кроме  отмеченного,  найдено,  что  величина  d  зависит  от
 38

условий  стока  (п.  6.3  и  6.4).  При  малых  скоростях  потока  отры¬
ваются  мелкие,  самые  поверхностные,  распыленные  частицы,  с  ро¬
стом  скорости  —  более  крупные.  Они  без  дробления  вовлекаются
в  поток  и  уже  в  пути  разрушаются.  Мало  того,  материалы,  приве¬
денные  в  п.  6.3,  показывают,  что  в  реальных  условиях  обработан¬
ной  почвы,  используемой  под  сельскохозяйственное  производство,
не  бывает,  чтобы  при  стоке  воды  отсутствовал  смыв.
 Конечно,  остается  еще  один  путь  —  отступить  от  строгого  реше¬
ния  и  ввести  эмпирический  коэффициент,  как  это  сделал  В.  В.  Звон¬
ков  [39].  Оказалось,  что  такой  коэффициент  меняется  от  1  до  1000.
Это  примерно  на  два  порядка  больше  колебания  остальных  пара¬
метров.  Если  учесть,  что  гидравлика  склонового  потока  имеет  свои
специфические  черты  (см.  п.  4.3),  не  говоря  уже  о  принципиальном
изменении  механизма  отрыва  частиц  при  капельном  поступлении
осадков,  то  здесь  приходится  констатировать  большие  трудности
при  использовании  готовых  схем,  отработанных  для  условий  русло¬
вых  потоков.
 3.4. 	Оценка  противоэрозионной  устойчивости  почвы
с  помощью  искусственного  дождевания
 Как  показано  ранее,  существующие  методы  оценки  противоэро¬
зионной  устойчивости  почвы  имеют  существенные  недостатки.  В  то
же  время  мерой  противоэрозионной  устойчивости  почвы  может  яв¬
ляться  интенсивность  или  суммарная  величина  поверхностного
смыва  в  стандартных  условиях  опыта.  Последняя  наиболее  полно
характеризуется  по  материалам  наблюдений  на  стоковых  площад¬
ках.  Отсутствие  таковых  заставляет  использовать  метод  искусствен¬
ного  дождевания,  который  в  условиях,  максимально  приближенных
к  естественным,  воспроизводит  с  достаточной  полнотой  процесс  по¬
верхностного  смыва.  Специальное  изучение  всего  комплекса  вопро¬
сов  позволило  найти  ряд  эмпирических  правил,  учитывающих  раз¬
ные  стороны  процесса  смыва,  и  выбрать  оптимальные  условия  про¬
ведения  исследований.
 Учитывая,  что  водопрочность  меняется  в  зависимости  от  расти¬
тельности,  вида  обработки  почв  и  других  факторов,  необходимо
иметь  эталон  для  сравнения  результатов  опытов  на  любых  почвах.
В  качестве  такого  эталона  следует  принимать  результаты  экспери¬
ментов  па  участке  под  паром  или  пропашными  культурами  с  пол¬
ностью  удаленной  растительностью.  Почва  вскапывается  на  глу¬
бину  20  см  и  выравнивается.  Остатки  корней  удаляются.  Созданные
условия  гарантируют  сопоставимость  результатов.  Для  определения
эрозионной  водопрочности  при  различных  условиях  уплотнения
почвы,  ее  смытости,  наличия  растительности  могут  быть  проведены
специальные  опыты.
 Кроме  указанного,  необходимо  учитывать  влияние  уклона.  Роль
этого  фактора  начинает  заметно  сказываться  при  уклонах  более  3°.
Правда,  при  очень  малых  уклонах  (менее  Г)  даже  при  выровненной
 39

поверхности  сказывается  влияние  нанорельефа.  Целесообразно  эта¬
лонный  эксперимент  проводить  при  уклонах  примерно  3°  (50°/оо).
 Получаемые  при  искусственном  дождевании  характеристики
впитывающей  способности  и  смыва  почв  могут  быть  мерой  эрози¬
онной  устойчивости  или  смываемости.  Однако  известно,  что  даже
при  однотипных  условиях  эти  величины  меняются  в  зависимости  от
интенсивности  осадков  и  степени  предшествующего  увлажнения.
Нетрудно  убедиться,  что  наиболее  устойчивым  показателем  впиты¬
вающей  способности  почвы  является  установившаяся  величина  впи¬
тывания  feo,  которая  характеризует  осредненный  коэффициент  филь¬
трации  верхнего  слоя  почвы.  Эта  величина  увеличивается  с  ростом
интенсивности  осадков  ¿,  однако  лишь  до  некоторого  предела  [10].
Как  правило,  при  ¿>2ч-3  мм/мин  влияние  интенсивности  осадков
прекращается.  Учитывая  это,  удобно  выбрать  искусственный  дождь
именно  такой  интенсивности.  Однако  необходимость  экономно  рас¬
ходовать  воду  на  эксперимент  заставляет  остановиться  на  следую¬
щем  графике  дождя:  опыт  I—продолжительность  30  мин,  ¿  =
=  1,5  мм/мин,  перерыв  60  мин;  опыт  II  —общая  продолжительность
50  мин,  причем  первые  30  мин  ¿=1,0  мм/мин,  а  последние  20  мин
¿  =  2,5  мм/мин.  Всего  в  период  такого  искусственного  дождя  по¬
дается  125  мм  осадков  за  общую  продолжительность  опыта  140  мин.
Структура  опыта  позволяет  избежать  одного  длительного  дождя,
необходимого  для  обеспечения  продвижения  фронта  промачивания,
а  также  вести  эксперимент  сразу  на  двух  площадках  одной  и  той  же
аппаратурой,  обеспечивая  высокую  производительность  труда  прй
минимальных  затратах  воды.
 Повышенная  интенсивность  осадков  в  опыте  I  принята  для  того,
чтобы  ускорить  начальное  пропитывание  почвы  водой.  В  дальней¬
шем  для  поддержания  этого  процесса  достаточно  иметь  ¿  =
=  1,0  мм/мин.  Основное  значение  имеет  высокая  и,  желательно,  по¬
стоянная  во  времени  интенсивность  дождя  во  второй  части  опыта  II
(2,5±0,05  мм/мин).  Как  будет  показано  ниже,  влияние  падающих
капель  (через  эрозию  структуры)  на  впитывание  изменяется  по
экспоненциальному  закону:  оставаясь  большим  в  первой  половине
опыта,  в  дальнейшем  оно  начинает  уменьшаться,  а  после  очень  дли¬
тельного  дождя,  имеющего  перерыв,  становится  малозначительным.
Поэтому  большая  интенсивность  осадков  в  заключительный  момент
обеспечивает  надежную  сравнимость  результатов  по  показателю
впитывания  даже  при  некотором  различии  характеристик  дожде¬
вальных  установок.
 Теоретически  feo  —  это  предельный  минимум  впитывания,  уста¬
навливающийся  при  t->  со.  Однако  не  нужно  забывать,  что  при  ис¬
кусственном  дождевании  в  условиях  ограниченной  площади  ороше¬
ния  и  неизменного  местного  базиса  эрозии,  закрепленного  водо¬
сборным  лотком,  происходит  деформация  поверхности  с  изменением
нанорельефа,  не  типичным  для  реальных  условий.  Поэтому  экспе¬
римент  из  двух  опытов  общей  продолжительностью  140  мин  будет
достаточным.  Более  длительные  опыты  могут  исказить  естествен¬
ный  процесс.  В  связи  с  вводимыми  ограничениями  следует  считать,
 40

что  величина  ¿о,  определяемая  экспериментальным  путем,  является
не  абсолютным  предельным  минимумом  впитывания,  а  условной
характеристикой,  принятой  для  оценки  водопрочности.
 В  связи  с  тем,  что  &о  определяется  уже  после  значительного  про-
мачивания  всего  слоя  почвы,  роль  предшествующего  увлажнения
уменьшается.  Однако  им  не  следует  пренебрегать.  Для  этого  опыты
нужно  проводить  в  условиях  примерно  одинакового  увлажнения.
Целесообразно  принять  за  исходную  влажность  почвы  величину,
равную  0,6±0,03  от  наименьшей  полевой  влагоемкости  У  слоя  0—
 50  см.  При  превышении  указанного  диапазона  влажности  до  0,07УПВ
 следует  сократить  продолжительность  опыта  I,  а  при  занижении  —
увеличить  на  5  мин.
 При  влажности  почвы,  близкой  к  полевой  влагоемкости,  устано¬
вившийся  процесс  впитывания  наступает  довольно  быстро,  и  необ¬
ходимость  длительного  дождя  в  этих  случаях  отпадает.  Поэтому
целесообразно,  заложив  одну  экспериментальную  площадку,  уточ¬
нить  график  дождя.  Если  сток  начинается  уже  в  первые  10  мин
опыта  I,  а  в  начале  опыта  II  приобретает  установившийся  характер,
то  график  дождя  можно  изменить:  опыт  I  —  25  мин  при  ¿  =
=  1,5  мм/мин,  перерыв  60  мин;  опыт  II  —  первые  25  или  даже
20  мин  ¿=1,0  мм/мин  и  последние  20  мин,  как  и  прежде,  ¿  =
=  2,5  мм/мин.  При  таком  графике  экономится  время,  необходимое
для  эксперимента,  и  объем  затрачиваемой  воды,  результаты  же  экс¬
перимента  существенно  не  меняются.
 Второй  характеристикой  эрозионной  устойчивости  можно  счи¬
тать  мутность  стекающего  потока  р.  При  этом  также  необходимо
учитывать  особенности  динамики  процесса.  Для  того  чтобы  полу¬
чить  характеристику  эрозионной  устойчивости  хотя  бы  в  условиях
квазиустановившихся  процессов,  как  это  имело  место,  например,
в  отношении  впитывания,  целесообразно  принимать  величину  мут¬
ности  в  конце  последнего  опыта.  Это  позволяет  перейти  от  двух  ха¬
рактеристик  к  одной,  численно  равной  расходу  наносов  /?0  в  г/с  с  1  м
ширины  склона:
 Яо=  (<°~бов~^  =0,0167(/„-ко)  ¿Ро=0,0167ЛоРо£; 	(3.6)
 здесь  &о  и  Ло  —  средние  интенсивности  впитывания  и  стока  (мм/мин)
в  заключительный  период  опыта  при  интенсивности  осадков  ¿  =
=  2,5±0,05  (мм/мин);  ро—мутность  потока  (г/л)  на  тот  же  момент
времени;  Е  —  площадь  орошаемого  участка  (м2);  В,  Ь  —  соответст¬
венно  ширина  и  длина  площадки  (м).
 Характеристика  устойчивости  почвы  к  смыву  может  быть  до¬
полнена  относительными  показателями  стока  и  смыва  при  искусст¬
венном  дождевании.  Первый  выражается  коэффициентом  стока  г]Ст,
второй  —  параметром,  характеризующим  величину  смыва  с  разных
типов  почв  при  одной  и  той  же  интенсивности  стока  воды.  Этот  па¬
раметр  служит  коэффициентом  пропорциональности  х  в  эмпириче¬
ской  формуле  (6.7)
 р=*лс,
 41

устанавливающей  зависимость  мутности  р  от  интенсивности  стока  А
при  искусственном  дождевании,  и  характеризует  устойчивость  почв
к  смыву.
 Для  проверки  выбранных  характеристик  было  осуществлено  со¬
поставление  величин  ко  и  ро  с  объемом  стока  и  смыва.  Связь  между
ними  оказалась  достаточно  тесной  (коэффициенты  корреляции  г  =
=  0,85-^0,90).  Однако  практическое  применение  метода  встретило
также  ряд  трудностей,  связанных  с  невозможностью  строгого  соб¬
людения  заданных  условий  опыта.  Например,  при  отклонении  фак¬
тической  интенсивности  осадков  от  2,50  мм/мин  возникает  необхо¬
димость  пересчета  измеренных  величин  мутности  с  целью  получения
сравнимых  между  собой  результатов.  Для  пересчета,  используется
соотношение
 где  ро  и  Ло  —  фактические  значения  мутности  и  интенсивности  стока;
 ропр  и  /гопр  —  значения  мутности  и  интенсивности  стока,  приведенные
 к  /  =  2,50  мм/мин,  при  этом  Ао  =  2,50  —  ¿о,  с«  1,7  (см.  формулу
(6.7)).
 Влияние  уклона  на  величину  ко  незначительно  и  в  пределах  воз¬
можных  изменений  на  практике  им  можно  пренебречь  (рис.  3.2  6).
Влияние  же  уклона  на  мутность  потока  существенно.  Если  пред¬
ставить  связь  между  мутностью  и  уклоном  в  простейшем  виде
 Р=А/-. 	(3-8)
 то  оказывается,  что  показатель  степени  п  изменяется  от  0,7  до  1,6—
1,8  (здесь  А  —  параметр,  учитывающий  остальные  факторы).  Обна¬
руживается  общая  закономерность  этого  влияния:  с  убыванием  про-
тивоэрозионной  устойчивости  параметр  п  растет  (см.  п.  6.6).
С  целью  уточнения  этой  зависимости,  а  также  изучения  влияния  ук¬
лона  на  впитывание  для  условий  площадок  размерами  1x1  м  со
стандартной  обработкой  поверхности  проведены  две  дополнитель¬
ные  серии  экспериментов*  одна  —  на  серых  оподзоленных  супесча¬
ных  среднесмытых  почвах  (Черниговская  область),  вторая  —  на
обыкновенных  суглинистых  слабосмытых  черноземах  (Донецкая
область)  (рис.  3.2  а).  Показатель  степени  п  для  серых  оподзоленных
почв  равен  примерно  1,3,  а  для  черноземных  —1,0.  Для  необрабо¬
танной  залежи  на  южных  суглинистых  среднесмытых  черноземах
>1  =  0,7  (см.  п.  6.6).  Учитывая  изложенное  и  воспользовавшись  фор¬
мулой  (3.8)  и  данными  табл.  6.5,  нетрудно  привести  результаты
эксперимента  к  стандартному  значению  уклона  50%о  по  формуле
 где  /ф  —  уклон  площадки,  на  которой  проводится  опыт.
 42

На  получаемые  результаты  оказывает  также  влияние  степень
предшествующего  увлажнения  почвы.  При  отклонении  исходной
влажности  почвы  от  УПТ1  =0,6  на  ±0,07—0,20  можно  воспользо-
 1  ш
 ваться  упрощенными  эмпирическими  зависимостями:
 (^-)+4-2- 	(З-'О)
 Чр=М-1*20(1^-)-0.72; 	(3.11)
 Ъгпр=Ът-0,86  (-^)+0,51; 	(3.12)
 Ч-дгЛ-
 6
 2
 6)  «
 >
 О/
 0 	100 	200 	300  1%  о
 Рис  3  2  Влияние  уклона  на  мутность  потока  (а)  и  на
характеристику  впитывания  (б).
 /  —  серые  оподзоленные  почвы,  2  —  обыкновенные  черноземы
 индекс  «пр»  указывает,  что  величины  хо,  &о  и  цСт  приведены  к  влаж¬
ности  0,6  Кпв;  Уф  —  фактическая  влажность  (в  %  или  мм)  слоя
 почвы  0—50  см;  *УПВ—наименьшая  полевая  влагоемкость,  взятая
в  тех  же  единицах,  что  и  Уф;
 *оп
 Ро,
 пр
 1.1,7
 (3.13)
 Необходимо  помнить,  что  зависимости  (3.10)  —  (3.12)  получены
для  стандартного  опыта  с  заданным  графиком  осадков,  однотипным
 43

условием  обработки  почвы  и  определенным  уклоном  местности.  По¬
этому  они  не  отражают,  например,  общей  закономерности  измене¬
ния  коэффициента  г]ст  и  являются  лишь  частным  случаем  в  преде-
 /  Уф  \
 л  ах  принятых  ограничении.  Правда,  зависимость  Хо  =  Хо  [у—)  явля-
 *пв  '
 ется  более  общей.  Увеличение  значения  Хо  с  ростом  влажности
почвы  говорит  об  ослаблении  агрегатных  связей  и  ускоренном
смыве  частиц  при  более  влажной  почве.  Однако  это  проявляется
только  в  опытах  с  обработанной  почвой,  тогда  как  в  опытах,  прове¬
денных  в  условиях  естественного  залегания  почв  (без  вскапывания
их  перед  опытом),  значение  Хо  не  только  не  увеличивалось  с  ростом
влажности,  но  даже  немного  уменьшалось.  В  принципе  это  понятно,
поскольку  то  небольшое  увеличение  влажности,  которое  имело  ме¬
сто  при  проведении  данных  опытов  в  естественных  условиях  зале¬
гания  почвы,  вероятно,  лишь  улучшило  их  агрегатное  состояние.
Учитывая  небольшие  изменения  Хо>  в  первом  приближении  можно
принимать,  что  для  необработанной  поверхности  влажность  не
влияет  на  величину  хо.
 По  предлагаемой  методике  было  проведено  изучение  эрозионной
водопрочности  (стойкости)  почв  в  ряде  районов  Украины  и  Молда¬
вии.  Обобщенные  результаты  *,  приведенные  к  принятым  стандар¬
там,  а  именно  к  интенсивности  дождя  ¿  =  2,50  мм/мин,  уклону  /  =
=  50%о  и  относительной  влажности  0,6  Кпв,  показаны  в  табл.  3.3.
 Как  видно  из  таблицы,  наиболее  полно  эрозионная  водопрочпость
изучена  для  обыкновенных  (Одесская  и  Донецкая  области,  водноба¬
лансовая  станция  Велико-Анадоль)  и  южных  черноземов  (Одесская
область).  Кроме  того,  опыты  проведены  на  мощных  и  выщелочен¬
ных  черноземах  (Молдавская  воднобалансовая  станция),  выщело¬
ченных  черноземах  и  лесных  почвах  (стационар  АН  МССР),  серых
оподзоленных  почвах  (Черниговская  область,  Придеснянская  водно-
балансовая  станция),  а  также  на  темно-каштановых  почвах  запо¬
ведной  степи  Аскания-Нова.
 Анализируя  приводимые  материалы,  видим,  что  наибольшей  эро¬
зионной  устойчивостью  обладают  обыкновенные,  мощные  и  выще¬
лоченные  черноземы  (/?опр  =  0,104-0,17  г/с-м).  Лишь  немногим  от¬
личается  устойчивость  южных  черноземов  и  каштановых  почв
(/?о 	=  0,414-0,44  г/с-м).  Самой  малой  оказалась  устойчивость  се¬
 рых  оподзоленных  почв
 (/?°пр  =0,884-1,20  г/с
 м),  правда,  для  них
 мы  не  имеем  опытов  в  сопоставимых  условиях  для  несмытых  почв.
Высокая  водопрочность  наблюдалась  у  серых  лесных  тяжелосугли¬
нистых  почв  Молдавии  (/?опр  =  0,11  г/с-м).
 Введем  понятие  смываемости  почвы,  как  величины,  обратной
эрозионной  устойчивости.  Примем  смываемость  типичного  и  обыкно¬
венного  суглинистого  чернозема  за  1,0.  Тогда  относительную  11  В  постановке  экспериментов  и  их  обработке  принимала  участие  Г.  С.  Бой¬
чук.
 44

Таблица  3.3
 Характеристики  эрозионной  водопрочности  для  разных  типов  почв  и  угодий
 Вид  почвы
 Место  наблюдений
 Культура  (угодье)
 Смытость
 почвы
 Вид
 обработки
 почвы
 ^ст
 *0
 мм/мин
 Ропр
 г/л
 ^°пр
г/с  -  м
 х°пр
 Обыкновенный
 Одесская  область,
 Подсолнечник
 1
 а
 0,12
 0,89
 6,3
 0,17
 3,1
 легкоглинистый
 Раздельнянский
 Кукуруза
 2
 а
 0,19
 1,23
 16,5
 0,36
 11,8
 чернозем
 район
 То  же
 3
 а
 0,37
 0,68
 20,0
 0,61
 8,3
 4
 а
 0,37
 0,79
 23,8
 0,68
 10,8
 Стерня  пшеницы
 2
 а
 0,23
 1,42
 15,2
 0,28
 13,6
 То  же
 3
 а
 0,36
 0,82
 27,0
 0,75
 12,4
 ”
 4
 а
 0,38
 0,88
 37,5
 1,05
 17,2
 Обыкновенный
 Донецкая  область,
 Подсолнечник
 1
 а
 0,22
 0,70
 5,4
 0,16
 2,8
 суглинистый
 воднобалансо¬
 б
 0,16
 1,11
 4,2
 0,10
 2,8
 чернозем
 вая  станция
 Стерня  суданки.
 1
 а
 0,04
 2,33
 0,3
 0,001
 (3,0)
 Велико-Анадоль
 б
 0,00
 2,50
 —
 —
 Мощный  карбо¬
 Молдавская  ^вод-
 Всходы  кукурузы
 1
 а
 0,19
 0,65
 4,0
 0,13
 1,6
 натный  тяжело¬
 нобалансовая
 То  же
 2
 а
 0,24
 0,83
 6,1
 0,18
 2,8
 суглинистый
 станция,  с.  Бал-
 Озимая  пшеница
 4
 а
 0,48
 0,39
 11,0
 0,39
 3,6
 чернозем
 цаты
 2
 а
 0,24
 0,83
 6,1
 0,18
 2,8
 в  стадии  выхо¬
 да  в  трубку
 Посев  гороха
 4
 а
 0,11
 1,08
 9,0
 0,25
 4,0
 Пар
 4
 а
 0,25
 0,90
 8,9
 0,28
 3,4

Вид  почвы
 Место  наблюдении
 Культура  (угодье)
 Смытость
 почвы
 Вид
 обработки
 почвы
 \т
 *0
 мм/мин
 Ропр
 Г/Л
 ^°пр
 г/с-м
 х°пр
 Обыкновенный
 Одесская  область,
 Кукуруза
 1
 а
 0,36
 1,04
 8,0
 0,14
 4,4
 маломощный
 Белгород-Днест-
 То  же
 2
 а
 0,61
 0,24
 12,8
 0,48
 3,8
 мицелярно-кар-
 ровский  район
 Виноградник
 4
 а
 0,58
 0,34
 15,2
 0,56
 4,8
 бонатный  легко-
 глинистый  чер-
 нозем
 '
 Южный  тяжелосу-
 Одесская  область,
 Кукуруза  на  силос
 1
 а
 0,66
 0,31
 12,0
 0,44
 3,7
 глинистый  чер-
 Беляевский  рай-
 Лесная  полоса  с
 1
 а
 0,30
 1,24
 (12,0)
 0,25
 (8,4)
 нозем
 он
 подстилкой
 Южный  суглини-
 То  же
 Кукуруза  на  си-
 2
 а
 0,43
 0,64
 14,0
 0,41
 5,7
 стый  чернозем
 лос
 Лесная  полоса  с
 2
 а
 0,27
 1,38
 4,5
 0,08
 3,8
 травяным  покро¬
 вом
 Многолетняя  за¬
 2
 а
 0,55
 0,32
 21,0
 0,81
 6,6
 лежь
 •
 Слабоструктурная
 Одесская  область,
 Виноградник
 —
 а
 0,72
 0,23
 4,5
 0,17
 1,3
 слабогумусная
 Белгород-Днест¬
 супесь
 ровский  район
 Выщелоченный
 Оргеевский  район,
 Посев  кукурузы
 1
 а
 0,25
 0,57
 3,2
 0,10
 1,2
 тяжелосуглини¬
 стационар  АН
 2
 а
 0,35
 0,56
 6,2
 0,20
 2,3
 стый  чернозем
 МССР
 5
 а
 0,43
 0,62
 8,6
 0,27
 3,3
 Серые  лесные  тя¬
 То  же
 Посев  кукурузы  с
 1
 а
 0,17
 0,59
 3,4
 0,11
 1,3
 жел  осуглини-
 горохом
 стые  почвы
 Лиственный  лес
 I
 а
 0,00
 2,50

Вид  почвы
 Место  наблюдений
 Культура  (угодье)
 Смытость
 почвы
 Вид)
 обработки
 почвы
 \т
 *0
 мм/мин
 Р°пр
 г/л
 ^Опр
 Г/С‘М  *
 х°пр
 Светло-серая
 Черниговская  об-
 Кукуруза  с  лю-
 2
 а
 0,66
 0,19
 18,1
 0,70
 5,2
 оподзоленная
 ласть,  Придес-
 пином
 б
 0,73
 0,56
 1,6
 0,05
 0,6
 супесчаная  поч-
 нянская  водно-
 Стерня  овса
 2
 а
 0,70
 0,21
 18,0
 0,65
 5,2
 ва
 балансовая
 Зябь  после  льна
 2
 а
 0,63
 0,22
 29,2
 1,11
 8,6
 станция
 Лес  лиственный
 2
 а
 0,43
 0,58
 2,2
 0,08
 0,8
 2
 б
 0,05
 2,15
 0,01
 0,0001
 0,05
 Стерня  многолет-
 2
 а
 0,64
 0,23
 5,5
 0,21
 1,6
 них  трав
 Стерня  люпина
 2
 б
 0,04
 2,29
 0,4
 0,001
 (4,2)
 Многолетняя  за-
 2
 а
 0,59
 0,24
 8,1
 0,31
 2,4
 лежь
 Светло-серая
 Черниговская  об¬
 Просо  (покрытие
 3
 а
 0,76
 0,12
 30,0
 0,2
 8,2
 оподзоленная
 ласть,  Придес-
 почвы  50%)
 *
 б
 0,85
 0,20
 3,1
 0,12
 0,9
 легкоглинистая
 нянская  водно¬
 Многолетняя  за¬
 3
 а
 0,70
 0,08
 7,8
 0,31
 2,0
 почва
 балансовая
 лежь
 б
 0,83
 0,15
 0,1
 0,004
 0,05
 станция
 Темно-каштановая
 Херсонская  об¬
 Ковылыю-типча-
 1
 а
 0,48
 0,40
 12,7
 0,44
 4,2
 слабосолонцева¬
 ласть,  заповед¬
 ковая  степь
 б
 0,64
 0,31
 0,19
 0,007
 0,06
 тая  тяжелосу¬
 ник  Аскания-Но-
 (растительность
 глинистая  почва
 ва
 высохла,  почва
 целинной  степи
 растрескалась)
 Обыкновенный
 Одесская  область,
 Кукуруза  на  си¬
 2
 а
 0,35
 0,78
 22,8
 0,65
 10,4
 маломощный
 Раздельянский
 лос
 3
 а
 0,36
 0,78
 43,2
 1,23
 19,3
 легкосуглини¬
 район
 стый  чернозем
 Примечание.  В  графе  4  приняты  обозначения:  1  —  несмытые  почвы,  2—слабосмытые,  3  —  среднесмытые,  4  —  сильно
смытые,  5  —  намытые;  в  графе  5:  а  —  почва  вскопана  на  один  штык  и  разровнена,  б  —  естественное  состояние  поверхности

смываемость  в  общем  виде  выразим  как  отношение  интенсивности
или  величины  смыва  на  данной  почве  к  соответствующей  характе¬
ристике  смыва  на  эталоне  при  одинаковой  интенсивности  осадков
в  условиях  квазиустановившегося  водноэрозионного  процесса
(табл.  3.4).  Предлагаемая  методика  имеет  особенность,  которую
необходимо  учитывать  при  практическом  ее  применении:  она  дает
характеристику  смываемости  почв  для  однотипных  природных  ус¬
ловий.  Например,  сопоставляя  соответствующие  характеристики
для  разных  типов  оподзоленных  почв,  можно  получить  оценку  смы¬
ваемости  почвы.  То,  что  в  этих  условиях  преобладает  весенний  сток,
а  опыты  проводятся  методом  дождевания,  не  имеет  принципиаль¬
ного  значения,  так  как  процесс  отрыва  и  переноса  частиц  при  оди¬
наковых  величинах  прилагаемой  силы  зависит  только  от  свойств
почвы.  Однако  сопоставляя  эрозионную  устойчивость  таким  мето¬
дом  для  южных  черноземов  и  оподзоленных  почв  северных  районов,
можно  получить  лишь  относительную  характеристику  одной  почвы
 Таблица  3.4
 Относительная  смываемость  почв  (в  долях  смываемости  обыкновенных
суглинистых  черноземов)  по  материалам  искусственного  дождевания
 Смытость  почв
 Тип  почвы
 неумытые
 слабосмытые
 средне-
смытые
 силыю-
 смытые
 Обыкновенный  суглинистый
 1,0
 _

 чернозем
 Обыкновенный  легкоглинистый
 1,1
 1,5-2,2
 2,5-3,5
 4,0-6,0
 чернозем
 Обыкновенный  маломощный
 (1.0)
 2,8-3,2

 со
 ю
 1
 со
 00
 мицелярно-карбонатный  лег¬
коглинистый  чернозем
 2,0-2,5
 Мощный  карбонатный  тяже¬
 0,8-1,0
 1,1-1,2
 —
 лосуглинистый  чернозем
Южный  тяжелосуглинистый
 (2,0-2,5)
 —
 —
 —
 чернозем
 Южный  суглинистый  черно¬
 —
 2,0-2,5
 —
 —
 зем
 Слабоструктурная  слабогумус-
 —
 (1.0)
 —
 —
 ная  супесь
 Выщелоченный  тяжелосуглини¬
 0,7-1,0
 1,1-1,3
 —
 —
 стый  чернозем
 Серые  лесные  тяжелосуглини¬
 0,7—0,8
 —
 —
 —
 стые  почвы
 Светло-серые  оподзоленные  су¬
 —
 4,2-4,5
 —
 —
 песчаные  почвы
 Светло-серая  оподзоленная
 —
 —
 0
 1
 оо
 о
 —
 легкоглинистая  почва
 Темно-каштановая  слабосолон¬
 2,7
 —
 —
 —
 цеватая  тяжелосуглинистая
почва  целинной  степи
 Примечание  В  скобках  приведены  сомнительные  данные.
 48

по  сравнению  с  другой  при  условии  перенесения  их  в  однообразные
природные  условия,  т.  е.  для  количественной  оценки  смыва  необ¬
ходимо  учитывать  тем  или  иным  способом  остальные  факторы.
Кроме  относительной  смываемости  почвы  /д0,  выделим  частную
 относительную  характеристику  смываемости  уР(),  под  которой  будем
 понимать  отношение  мутности  потока  с  данной  почвы  к  мутности
с  эталона  (обыкновенного  чернозема)  в  тех  же  условиях  и  при  рав¬
ной  величине  стока.  Целесообразно  ввести  третий  показатель,  вы¬
ражающий  относительное  влияние  типа  почвы  на  коэффициент
стока,  —  /т,  Для  нахождения  величины  /Ло  надо  брать  не  общий
 коэффициент  стока  (отношение  слоя  стока  к  слою  осадков),  а  отно¬
шение  интенсивности  стока  к  интенсивности  осадков  в  условиях,
близких  к  установившемуся  режиму.  Очевидно,  что
 ;  	 Яо  . 	•  Ро  . 	:  _  ^стО
 У/?°  *0ЭТ  ’  Ур°  Р0ЭТ  ’  Ут>°  *)стОэт
 (3.14)
 где  Roy  Ро  и  Цо  —  квазиустановившиеся  значения  расхода,  мутности
и  коэффициента  стока;  с  индексом  «эт»  даны  соответственные  зна¬
чения  для  условий  эталона  (обыкновенного  чернозема).  Исходя  из
сущности  указанных  величин  имеем
 JRo  *^Р<У  V
 Обобщение  наших  исследований  (табл.  33  и  3.4),  а  также  мате¬
риалов  других  авторов  (табл.  3.1  и  др.)  позволило  в  самой  общей
форме  оценить  смываемость  некоторых  типов  почв  (табл.  3.5).
Имеющийся  диапазон  показателей  для  каждого  типа  почвы
в  табл.  3.5  связан  в  первую  очередь  с  содержанием  гумуса  и  мощ¬
ностью  гумусового  горизонта.  Он  несколько  сужен  по  сравнению
с  фактическим,  поскольку  здесь  приведены  осредненные  величины.
При  этом  предполагается,  что  почва  не  смыта.  Для  приближенного
учета  влияния  последнего  фактора  можно  воспользоваться  данными
 Таблица  35
 Осредненное  значение  относительной  смываемости  (//?0)  и  частной
характеристики  относительной  смываемости  (/Ри)  почвы
 Тип  почвы
 ho
 Обыкновенные  и  типичные  черноземы
 1,0-1,2
 1,0-1,1
 Южные  черноземы
 1,3-1,8
 1,1-1,3
 Выщелоченные  и  оподзоленные  черноземы
 1,3-1,8
 1,1-1,4
 Каштановые  почвы
 1,4-1,9
 1,2-1,5
 Серые  лесные  почвы  (район  Молдавии  и
юга  Украины)
 1,0-1,2
 1,3-2,0
 Серые  оподзоленные  почвы  (северные  рай¬
оны  УССР)
 2,8-3,8
 1,5-2,2
 4  Зак.  №  278
 49

Таблица  36
 Влияние  смытости  почвы  на  относительную  величину  ее  смываемости  (у  )
и  частную  характеристику  смываемости  (у*ро)
 Степень  смытости  почвы
 У*о
 'р.
 Несмытая
 1,0
 1,0
 Слабосмытая
 1,3-1,5
 1,1-1,2
 Среднесмытая
 1,8-2,2
 1,2-1,4
 Сильносмытая
 2,5-3,0
 1,4-1,6
 табл.  3.6,  составленной  на  основании  данных,  помещенных  в  табл.  3.4.
Анализ  данных  табл.  3.5  и  3.6  показывает,  что  в  пределах  одной
почвенной  зоны  существенного  изменения  смываемости  основных
типов  почв,  характерных  для  зоны,  не  будет  наблюдаться.  В  то  же
время  смываемость  даже  одного  и  того  же  типа  почвы,  но  при  раз¬
ной  степени  смытости  может  оказаться  существенной.  Сказанное,
конечно,  не  относится  к  интразональным  .почвам,  смываемость  ко¬
торых  может  значительно  отличаться  от  смываемости  зональных
почв.

ГЛАВА  4.  ВОДНАЯ  ЭРОЗИЯ  И  ОСОБЕННОСТИ  ФОРМИРОВАНИЯ
 ПОВЕРХНОСТНОГО  СТОКА  И  ВОДНОГО  БАЛАНСА  СКЛОНОВ
 4.1. 	Влияние  эрозионных  процессов  на  впитывание
 4.1.1. 	Общие  замечания
 Основными  факторами,  обусловливающими  формирование  скло¬
нового  стока,  а  значит  и  смыва  почвы,  являются  впитывание  воды
в  почву  и  скорость  стекания  водных  потоков.  Однако  эта  связь
двухсторонняя:  эрозионный  процесс  не  только  зависит  от  стока,  но
и  сам  влияет  на  характер  его  формирования.  Неучет  последнего  об¬
стоятельства  делает  современные  теоретические  схемы  впитывания
и  стекания  очень  условными.  При  анализе  механизма  впитывания
воды  в  почву  чаще  всего  исходят  из  модели,  рассматривающей  ин¬
фильтрацию  в  однородном  мелкозернистом  грунте  при  плоской  го¬
ризонтальной  поверхности.  Не  анализируя  здесь  имеющиеся  схемы
процесса  впитывания,  что  выполнено  в  специальных  работах,  отме¬
тим,  лишь  формулу  вида
 *,=М-4г. 	(4-1)
 где  Ak  —  параметр,  зависящий  от  дефицита  влажности  почвы;  ko  —
установившаяся  величина  впитывания;  í  —  время;  п  —  показатель
редукции.  Двучленная  структура  этой  формулы  предложена  еще
А.  Н.  Костиковым  [52].
 ,  'Впитывание  воды  в  почву,  как  известно,  зависит  от  водно-физи¬
ческих  свойств  почвы  и  в  первую  очередь  ее  верхнего  слоя.  Измене¬
ния  этих  свойств  под  действием  эрозии  могут  быть  подразделены
на  две  категории:  обратимые  и  необратимые.  К  обратимым  отнесем
такие  изменения  состояния  поверхности  почвы,  которые  с  течением
времени  исчезают,  например  уплотнение  поверхности  и  разрушение
агрегатов  почвы  каплями  дождя  и  потоком.  Эти  изменения  под  дей¬
ствием  растительности,  микроорганизмов  и  хозяйственной  деятель¬
ности  человека  могут  быть  ликвидированы.
 Необратимые  изменения  физического  состояния  поверхности
почвы  происходят  при  преобладании  смыва  над  почвообразователь¬
ным  процессом.  Это  приводит  к  появлению  смытых  почв.
 4  1.2  Влияние  смытости  почвы  на  впитывание  воды
 .  Изучение  впитывающей  способности  почвы  методом  искусствен¬
ного  дождевания  показывает,  что  на  смытых  почвах  впитывание
 4*
 51

может  быть  значительно  меньше,  чем  на  иеэродированных.  Так,  по
данным  серии  опытов  на  южных  черноземах,  при  мощности  гумусо¬
вого  горизонта  74,  60  и  50  см  установившаяся  величина  впитывания
при  однотипном  дожде  интенсивностью  примерно  1,50  мм/мин  со¬
ставляла  соответственно  0,81,  0,70  и  0,62  мм/мин.  Результаты  иссле¬
дований  данного  вопроса  на  обыкновенных  черноземах  представ¬
лены  в  табл.  4.1.
 Таблица  4.1
 Влияние  степени  смытости  почвы  на  сток  по  результатам
искусственного  дождевания  (обыкновенные  черноземы)
 Степень  смытости  почвы
 Мощность
 гумусового
 горизонта,
 см
 1=  2,5  мм/мин,
Х  =  50  мм
 /  =  1,5  мм/мин,
Х  =  30  мм
 средняя
интенсив¬
ность  стока,
мм/мин
 слой
 стока,
 мм
 средняя
интенсив¬
ность  стока,
мм/мин
 слой
 стока,
 мм
 Пашня
 Несмытая
 80
 0,48
 9,6
 0,31
 6,2
 Слабосмытая
 65
 0,53
 10,6
 0,33
 6,6
 Среднесмытая  ...
 35
 0,90
 18,0
 0,48
 9,6
 Стерня
 Несмытая
 80
 0,87
 17,4
 0,51
 Слабосмытая
 35
 1,34
 26.8
 0,58
 Примечание.  I  —  интенсивность  дождя,  X  —  слой  дождя.
 На  основе  всех  имеющихся  материалов  исследования  данного
 .  ко
 вопроса  построена  зависимость  относительного  впитывания  [  =  ——
 ко
 о  г  относительной  величины  гумусового  горизонта  Н'/Нт  (рис.  4.1).
Здесь  и  #'—  соответственно  установившаяся  величина  впитыва¬
ния  и  мощность  гумусового  горизонта  на  склоне;  &0  и  Нт  —  то  же
на  несмытых  почвах.  Расположение  точек  на  рис.  4.1  показывает
вполне  определенную  зависимость  интенсивности  впитывания  от
смытости  почвы,  но  при  этом  не  удается  достаточно  надежно  выде¬
лить  влияние  разных  типов  почв.  Аналитически  указанная  зависи¬
мость  выражается  уравнением
 / 	'  \1,53
 /=0,47+0,53 	. 	(4.2)
 52

Анализ  материалов  исследований  показывает,  что  уменьшение
впитывания  наблюдается  не  только  при  установившемся  режиме,  но
и  в  первые  периоды  стока  и  даже  влияет  на  его  начало.  Однако  за¬
мечается,  что  по  мере  развития  стока  влияние  эродированности  уве¬
личивается.  Для  ряда  практических  задач  достаточно  иметь  оценку
приближенного  влияния  смытости  на  впитывание.  Принимая  для  не-
смытых  почв  /=1,0,  получаем  0,80,  0,65  и  0,55  соответственно  для
слабо-,  средне-  и  сильносмытых  почв.
 Рис  4  1
 Изменение  относительного  впитывания  в  зависимости  от  относи¬
 тельной  величины  гумусового  горизонта
 "г
 Н
 Г
 /  —  ячмень  (южный  чернозем),  2  и  3  —  пахота,  4  —  стерня  пшеницы  (2—4  —  обыкно¬
венный  чернозем),  5  —  на  обыкновенных  и  выщелоченных  черноземах  (по  данным
И.  С  Константинова  [50]),  6  —  на  серой  лесной  почве,  выщелоченном  и  обыкновенном
черноземе  (по  данным  Е.  Н  Цыкина  [107])
 4.1.3.  Влияние  обратимых  эрозионных  процессов
на  впитывание  воды  в  почву
 К  обратимым  эрозионным  процессам  можно,  в  частности,  отне¬
сти  изменение  водно-физических  свойств  верхнего  слоя  почвы  под
влиянием  кольматации.  Данный  процесс  определяется  мутностью-
стекающего  потока,  взвешенные  частицы  которого  при  прохождении
через  почву  оседают,  закупоривая  поры  и  уменьшая  впитывание.
Образовавшаяся  в  результате  кольматации  более  плотная  корка
сама  разрушается  потоком,  что  приводит  к  возобновлению  про¬
цесса  в  новой  фазе.  В  определенных  условиях  наступает  равно¬
весие  между  образованием  плотного  слоя  почвы  и  его  разруше¬
нием
 53

Выше  высказывалось  предположение,  что  интенсивность  впиты¬
вания  зависит  от  мутности  потока.  Для  проверки  этого  утвержде¬
ния  были  поставлены  две  серии  опытов.  Первая  из  них  проводилась
с  помощью  заливаемых  колец  в  полевых  условиях,  вторая  —  с  по¬
мощью  монолитов  в  лабораторных  условиях.  В  полевых  условиях
залив  колец  производился  на  южных  черноземах  на  вскопанном
участке  поля  с  удаленной  растительностью.  Во  внутреннее  кольцо
подавалась  вода  с  различной  мутностью—от  0  до  12  г/л.  Опыты  по¬
казали,  что  интенсивность  впитывания  в  установившейся  фазы  для
чистой  воды  составляет  3,6—3,9  мм/мин,  а  при  мутности  10—12  г/л  —
1,6—2,0  мм/мин.  Изучение  аналогичного  процесса  в  лабораторных
условиях  на  установке,  позволяющей  строго  поддерживать  задан¬
ную  мутность  потока  и  имитировать  небольшой  поверхностный
сток,  показало,  что  изменение  интенсивности  фильтрации  воды  че¬
рез  колонку  почвы  наблюдается  уже  при  концентрации  глинистых
фракций  в  1  г/л.  При  режиме,  близком  к  установившемуся,  интен¬
сивность  просачивания  чистой  воды  сквозь  колонку  южного  сугли¬
нистого  чернозема  была  4,1—4,2  мм/мин,  при  мутности  1,0  г/л  3,4—
3,5  мм/мин  и  при  мутности  2,0  г/л  2,2—2,3  мм/мин.
 Влияние  мутности  потока  на  впитывание  в  естественных  усло¬
виях  можно  проследить  по  данным  В.  С.  Федотова  [101],  которые
получены  при  создании  искусственного  подтока  воды  разной  мут¬
ности  в  лесополосу  (табл.  4.2).
 Таблица  42
 Влияние  мутности  потока  на  водопоглощение  и  кольматацию  наносов
 лесополосой
 Показатель
 Мутность  создаваемого  потока,  г/л
 50
 100
 180
 200
 Средняя  интенсивность  водо-
поглощения,  мм/мин
 5,4
 5,2
 4,8
 3,7
 Мутность  стекающего  потока,
г/л
 9,4
 17,2
 18,2
 49,5
 Примечание  Продолжительность  подтока  составляла  30  мин,  а  его
интенсивность  —  7  мм/мин
 Фильтрация  воды  через  колонку  почвы  уменьшается  не  только
при  увеличении  мутности  потока.  Аналогичный  эффект  можно  полу¬
чить,  если  подавать  в  сосуд  чистую  воду,  но  воздействовать  на  по¬
верхность  почвы  каплями  дождя,  падающими  с  разной  высоты  (по¬
дробнее  результаты  этих  исследований  изложены  в  работе  [124]).
 Наибольший  интерес  представляет  изучение  данного  вопроса
для  условий  естественного  склона.  Путем  искусственного  дожде¬
вания,  при  котором  можно  менять  высоту  дождевальной  рамы  и  со¬
здавать  разную  мощность  осадков,  были  поставлены  эксперименты
на  южном  черноземе  при  вскопанной  почве.  На  рис.  4.2  показаны
 54

результаты  одной  из  серий  такого  эксперимента,  аналогичные  дан¬
ные  помещены  на  рис.  6.2.  На  рисунках  видно  несомненное  умень¬
шение  впитывания  с  увеличением  высоты  падения  капель.  В  свое
время  были  попытки  рассматривать  действие  капель  как  дополни¬
тельную  динамическую  силу,  ускоряющую  процесс  впитывания.  Од¬
нако  из  приведенного  видно,  что  динамическое  воздействие  капель
 к  мм/мин
 Рис  4  2  Изменение  интенсивности  впитывания  при  разной  высоте
дождевальной  рамы
 У  кривых  первая  цифра  —  номер  площадки,  вторая  —высота  рамы  в  см,
а  —  опыт  №  1,  б  и  в  —  опыты  №  2  на  площадках  №  1  и  3  соответственно  после
30-минутного  перерыва.
 на  ускорение  впитывания  несоизмеримо  мало  по  сравнению  с  их
эрозионным  действием,  приводящим  к  уменьшению  впитывания.
Интересные  исследования  динамики  данного  процесса  в  лаборатор¬
ных  условиях  проведены  в  США  [154].  Они  показали,  что  закупорка
пор  мелкими  частицами  при  воздействии  капель  на  поверхность
почвы  происходит  на  глубину  до  3  мм,  причем  верхняя  часть  этого
слоя  толщиной  0,1  мм  имеет  особенно  плотное  строение,  что  объ¬
ясняется,  очевидно,  непосредственным  уплотнением  почвы  каплями.
Проницаемость  этого  верхнего  слоя  в  тысячу  раз  (!)  меньше,  чем
 55

нижележащего.  На  основании  этих  данных  можно  предположить,
что  фактически  просачивание  воды  в  почву  происходит  не  по  всему
фронту,  как  это  считается  в  настоящее  время,  а  лишь  в  местах  раз¬
лома  корки  или  около  крупных  комков  и  остатков  растений
 Для  непрерывного  дождя  продолжительностью  до  50  мин  при
взрыхленной  подстилающей  поверхности  получена  следующая  ко¬
личественная  характеристика  влияния  ударного  действия  капель
на  впитывание:
 ак=е-аЛ, 	(4.3)
 где  ак  —  отношение  интенсивности  впитывания  при  данной  мощно¬
сти  капель  к  интенсивности  впитывания  при  Мг  =  0;  Мг  —  удельная
мощность  осадков  в  г-см/с-м2  (см.  п.  5.1);  е  —  основание  нату¬
рального  логарифма;  ак  —  коэффициент,  отражающий  прочие  ус¬
ловия  и  в  первую  очередь  тип  почвы,  для  южных  черноземов  он
изменяется  от  0,00025  до  0,00050.
 Из  материалов  экспериментов  видно  также,  что  в  первые  45—
50  мин  выпадения  осадков  величина  ак  практически  не  меняется.
Дело  в  том,  что  тончайший  уплотненный  слой  почвы,  который,
по  сути  дела,  определяет  впитывание,  не  является  чем-то  стабиль¬
ным.  Он  образуется  и  здесь  же  разрушается  под  действием  тех  же
капель  и  стекающего  потока.  При  возрастании  Мг  происходит  все
большее  уплотнение  почвы,  но  в  то  же  время  увеличивается  и  ин¬
тенсивность  ее  разрушения.  Поэтому  влияние  предыдущего  уплот¬
нения,  образовавшегося  под  действием  капель,  оказывается  мало¬
заметным.  Однако  влияние  мощности  осадков  Мг  на  впитывание  не
остается  постоянным.  Если  экспериментальную  площадку  очень
сильно  увлажнить  (при  слое  впитывания  более  80—100  мм),  то
первоначального  результата  достичь  нельзя.  Очевидно,  при  слиш¬
ком  длительном  увлажнении  почвы  основным  фактором  впитыва¬
ния  будет  являться  фильтрация  воды  в  нижележащие  слои  грунта
и  относительная  роль  мощности  осадков  станет  малозаметной.
То  же  обнаруживается  и  при  весьма  больших  интенсивностях  осад¬
ков  (3—4  мм/мин),  но  совсем  по  другой  причине.  В  этих  условиях
большая  разница  между  интенсивностями  впитывания  и  осадков
приводит  к  образованию  слоя  воды  на  поверхности  почвы,  препят¬
ствующего  прямому  воздействию  капель  на  почву.
 Можно  полагать,  что  коэффициент  ак  будет  зависеть  от  водо-
прочности  почв.  С  ростом  водопрочности  он  будет,  очевидно,  умень¬
шаться.  При  абсолютно  водопрочных  частицах  (песок)  ак  =  0,
тогда  ак  =  1.
 Имеется  еще  одно  обстоятельство,  хотя  не  столь  очевидное,  как
предыдущее.  Анализ  материалов,  аналогичных  тем,  что  помещены
на  рис.  4.2,  показывает,  что  на  влиянии  капель  на  эрозию  сказы¬
вается  не  только  слой  первоначально  впитавшейся  воды,  но  и  нали¬
чие  перерыва  в  дожде,  который  несколько  уменьшает  роль  мощно¬
сти  осадков.  По  всей  вероятности,  здесь  имеет  значение  набухание
агрегатов  почвы  и  образование  защемленного  воздуха.  Это  в  соче¬
тании  с  тем,  что  агрегаты  почвы  при  прерывистом  увлажнении  раз¬
 56

рушаются  меньше,  чем  при  непрерывном  дожде,  приводит  к  отме¬
ченному  эффекту.
 Все  рассмотренное  должно  учитываться  при  воспроизведении
стока  в  искусственных  или  естественных  условиях  и  при  моделиро¬
вании  процесса  впитывания.  В  настоящее  время  считается,  что
с  увеличением  интенсивности  осадков  *  впитывание  увеличивается
[10]  по  крайней  мере  до  /  =  2,5-^3,0  мм/мин.  Данный  вывод  спра¬
ведлив  для  водопрочных  черноземных  почв.  Однако  па  подзолистых
почвах  при  их  очень  небольшой  водопрочности,  как  правило,  с  ро¬
стом  интенсивности  I  в  пределах  1,0—1,5  мм/мин  впитывание  не
только  не  растет,  но  даже  уменьшается.  Считается,  что  с  ростом  I
более  полно  реализуется  поглощающая  способность  почвы  за  счет
распространения  процесса  и  на  возвышенные  участки  комков.  Это
безусловно  так.  В  то  же  время  при  меньшей  водопрочности  почвы
рельеф  вспаханной  почвы  быстрее  выравнивается,  комки  разру¬
шаются,  и  здесь  достаточно  меньшей  величины  I  для  полной  реа¬
лизации  впитывающей  способности  почвы.  Но,  кроме  этого,  в  неко¬
тором  диапазоне  интенсивности  осадков  из-за  роста  мощности
осадков  Мг  наступает  уменьшение  впитывания.  При  дальнейшем
же  увеличении  ¿,  как  уже  указывалось,  большой  слой  воды  на  по¬
верхности  почвы  снова  несколько  уменьшает  роль  величины  Мг.
 4.2. 	Скорость  отекания  склоновых  потоков
 4.2,1. 	Осредненная  скорость  стекания
 Другим  фактором,  определяющим  формирование  стока  и  водной
эрозии,  является  скорость  движения  воды.  А.  Н.  Бефани  [10],  инте¬
грируя  после  некоторых  упрощений  уравнение  равновесия  для
стока  со  склонов,  получил  следующее  выражение  для  скорости  дви¬
жения  воды  по  склону:
 1 	п0
 v=(ml  ]/7)"0+'  (Л1)'",+  1  =т0Лх1Ч.р; 	(4.4)
 здесь  гп\  —  коэффициент,  учитывающий  шероховатость;  Л  —  интен-
 Т 	По 	0,5
 сивность  водоотдачи;  Ь—длина  склона;  г  = 	—;  п  = 	Г>
 п0+1  -  Ло+1
 а  р  может  отличаться  от  г  при  наличии  связи  то  с
 Необходимо  отметить,  что  формула  (4.4)  дает  значение  локаль¬
ной  (мгновенной)  скорости  в  данном  створе,  тогда  как  при  указан¬
ной  методике  эксперимента  имеем  скорость,  среднюю  для  некото¬
рого  участка  склона.  Выражение  для  средней  скорости  (м/с)  можно
получить  следующим  образом:
 у<и.
 ■Уср=  1
 тф*1п1р+х
МР  +1)  —
 тИ.г1п1.р,
 (4.5)
 где  т
 то
 Р+1  ’
 57

Как  показали  эксперименты,  показатель  степени  п  изменяется
в  зависимости  от  шероховатости  подстилающей  поверхности  т  и  ин¬
тенсивности  стока  А.
 я=650/и1,6+0,02/г+0,26. 	(4.6)
 Не  остается  постоянным  и  показатель  степени  при  интенсивности
стока:
 2=0,65  —  1000/га1’5. 	(4.7)
 Причины  меняющейся  роли  уклона  и  интенсивности  стока  —  ре¬
зультат  особой  структуры  склонового  потока,  отличной  от  русловой
формы  стекания.  С  увеличением  шероховатости  (уменьшением  т)
уменьшается  роль  уклона  и  возрастает  роль  интенсивности  стока
в  формуле  скорости.  Объясняется  это  тем,  что  увеличение  шерохо¬
ватости  сопровождается  на  склоне  увеличением  микроизвилистости
склоновых  ручейков,  т.  е.  увеличением  истинной  длины  линий  стока,
и  уменьшением  уклона  водной  поверхности  (зависимость  (4.6)).
В  то  же  время  чем  больше  шероховатость  поверхности  склона,  тем
больше  глубина  потока.  Последняя  выражается  в  формуле  (4.5)  че¬
рез  А  и  L.  Именно  этим  можно  объяснить  изменение  показателя
степени  при  А  в  зависимости  от  т.  Очевидно,  данный  вывод  спра¬
ведлив  только  для  постоянной  длины  склона,  изменение  которой,
особенно  при  больших  ее  значениях,  сглаживает  изменение  z  при
изменении  т.
 При  выявлении  роли  длины  склона  в  изменении  скоростного  ре¬
жима  склонового  потока  было  найдено,  что  показатель  степени  р
в  формуле  (4.5)  равен  0,56.  Н.  В.  Лалыкин  [59]  при  обработке  ана¬
логичных  опытных  материалов  нашел,  что  на  скорость  добегания
волны  длина  склона  влияет  в  степени  0,60,  а  по  Л.  Т.  Абрамову  [1],
р  =  0,40.  Необходимо  указать  на  некоторую  приближенность  всех
данных  исследований,  связанную  с  ограниченной  длиной  экспери¬
ментальных  площадок.  Однако,  судя  по  всему,  фактическая  вели¬
чина  р  близка  к  теоретическому  его  значению  (0,5).
 Коэффициент  т  по  своей  сущности  учитывает  характер  подсти¬
лающей  поверхности.  Кроме  относительно  постоянных  факторов
шероховатости  склона,  имеется  и  переменный  —  степень  сглажен¬
ности  почвы  стекающим  потоком.  Известно,  что  при  стекании  по
склону  вода  производит  сглаживание  его  поверхности,  что  умень¬
шает  ее  шероховатость.  Для  учета  этой  особенносдц^введем  коэф¬
фициент  с,  учитывающий  степень  сглаживания  поверхности  почвы
предыдущим  стоком.  Существенное  значение  этот  фактор  будет
иметь  лишь  для  оголенной  поверхности.  Значение  с  было  опреде¬
лено  путем  анализа  изменений  т  в  процессе  ливня  и  от  одного
ливня  к  другому.
 Анализ  полученных  значений  т  и  обобщение  исследований
Л.  Т.  Абрамова  [1],  А.  Н.  Бефани,  П.  А.  Дудкина  [35],  Н.  Н.  Чего-
даева  [108],  Д.  П.  Юневича  [139],  Г.  П.  Сурмача  [99],  Н.  В.  Лалы-
кина  [59]  и  других  авторов  позволили  составить  таблицу  изменений
 58

коэффициента  га  (табл.  4.3).  Более  подробно  результаты  исследо¬
ваний  изложены  в  работе  автора  [120].
 Таблица  43
 Значения  коэффициентов  т  (числитель)  и  т'  (знаменатель),  учитывающих
шероховатость  подстилающей  поверхности
 Характер  поверхности  склона
 Густота  растительности
 редкая
 обычная
 густая
 Обработанная  поверхность,
пропашные  культуры
 продольная  обработка
 0,0085-0,0075
 0,0195-0,0160
 поперечная  обработка
 —
 0,0070-0,0060
 0,0145-0,0105
 —
 обработанная  поверхность
без  борозд
 —
 0,0075-0,0070
 0,0160—0,0140
 —
 Участок  с  зерновыми  культу¬
рами:
 продольное  расположение
 0,0050
 0,0045
 0,0040
 рядов
 0,0080
 0,0060
 0,0040
 поперечное  расположение
 0,0042
 0,0038
 0,0034
 рядов
 0,0055
 0,0035
 0,0030
 Залежь
 0,0030
 0,0027
 0,0024
 0,0025  "
 0,0020
 0,0015
 Лесные  участки  с  подстилкой,
 0,0022
 0,0017
 0,0012
 целина,  поверхность,  покры¬
тая  мульчей
 0,0013
 0,0009
 0,0005
 При  отсутствии  предшествующих  стокообразующих  осадков
с=  1,0.  При  наличии  небольшого  стока,  предшествующего  моменту,
для  которого  ведется  расчет,  с=  1,05-М,10  для  оголенных  поверх¬
ностей  и  пропашных  культур  и  1,03-М,05  для  зерновых  культур
и  стерни.  При  наличии  большого  стока  с=  1,15-М,20  для  оголен¬
ной  поверхности  и  1,07—1,10  для  зерновых  культур.  Для  очень  бу¬
гристых  поверхностей  величина  с  возрастает  на  20—25%.
 Приближенные  расчеты  можно  производить  по  следующей  фор¬
муле,  приняв  средние  значения  показателей  степени  п  иг:
 vcp=mch0■m/0■40L0■r’0; 	(4.8)
 значения  га'  определяются  по  табл.  4.3
 По  формулам  (4.5)  и  (4.8)  рассчитывается  среднее  значение
скорости  для  всего  склона.  Учитывая  формулу  (4.5),  можно  полу¬
чить  местную  скорость  их,  т.  е.  скорость  в  конкретной  точке:
 ®*=®ср  (/>+!)«*  1.5г»ср. 	(4.9)
 59

При  отыскании  скорости  для  переменной  во  времени  водоотдачи
последняя  определяется  как  средняя  за  период  добегания.  Следует
иметь  в  виду,  что  зависимости  (4.5)  и  (4.8)  справедливы  лишь  для
полного  стока.  Для  неполного  стока  необходимо  находить  методом
подбора  и  —  длину  части  склона,  с  которой  вода  добежала  за  время
t.  Принимая  2  =  0,5  и  аппроксимируя  уравнение  (4.8),  получаем
 ъср=т11с!10'!’  1°’4 	—7,74тг/сд0’5  /°'5=60т
 2  2
ьС  У
 '■о/
 0,8
 (4.10)
 где  ^  —  расход  воды  на  единицу  ширины  склона;  У  =  ~—глубина;
 для  средних  условий  га^ОДт'.
 При  расчете  скорости  по  предложенным  формулам  следует  учи¬
тывать:
 1. 	Размерность  исходных  величин: 	V  должна  быть  в  м/с,
 А  в  мм/мин,  /  в  %о,  £  в  м,  <7  в  л/с,  у  в  мм.
 2. 	Наличие  бороздок  на  поверхности  почвы  увеличивает  коэф¬
фициент  т  на  20—40%,  причем  степень  влияния  неровностей  зави¬
сит  не  только  от  их  глубины  и  направления,  но  и  от  уклона  местно¬
сти.  Наибольшее  влияние  поперечной  культивации  на  уменьшение
скорости  стекания  воды  наблюдается  при  малых  уклонах  (148].
По  мере  развития  путей  стока  на  участке  с  поперечной  культива¬
цией  значение  с  растет  быстрее,  чем  на  участке  с  продольной.  Влия¬
ние  борозд  и  микровпадин  на  скорость  стекания  уменьшается  с  уве¬
личением  длины  склона.
 3. 	Глубокие  микровпадины  уменьшают  коэффициент  т  на  10—
20%.
 4  Для  участков,  занятых  стерней,  необходимо  величину  т,  взя¬
тую  для  зерновых  культур,  уменьшить  на  10—15%.
 Все  сказанное  выше  относится  к  расчету  скорости  стекания
с  ровных  склонов.  На  склонах  другой  формы  данный  процесс  будет
протекать  несколько  иначе.  Приняв,  что  профиль  склона  имеет  вид
параболы,  получим,  что  падение  Н  =  —цЬ®  (ц  и  ф  —  параметры).
Тогда
 /
 им
 и1
 (4.11)
 Отсюда  находим  формулы  для  местной  и  средней  скоростей  для
склона  любой  формы:
 ч)х=т11г'Г1п¥п  I,
 пу  —  п+р.
 •Уср
 т
 п<г  —  п  +  р  -Ь  1
 (4.12)
 4  2.2.  Скорость  в  ручейковой  сети  склонов
 Исходя  из  формулы  Шези  и  принимая  степенной  зависимость
между  глубиной  и  площадью  живого  сечения,  нетрудно  получить
выражение  для  скорости  руслового  движения  воды  по  склону  [10]:
 'У=адв*Л, 	(4.13)
 60

где  Ву—  показатель,  зависящий  от  шероховатости  русла  и  его
формы;  аъИ$у  —  параметры.
 Учитывая,  что  в  ряде  случаев  при  исследовании  струйчатых  раз¬
мывов  необходимо  оценивать  скорость  склоновых  потоков  в  ручьях,
была  проведена  экспериментальная  проверка  данного  вида  связи
в  лабораторных  условиях  для  треугольного  русла  с  гладкими  стен¬
ками  (коэффициент  откоса  стенок  1,82)  и  трапецеидального  русла
с  гладкими  стенками  и  галечным  дном  (средний  диаметр  гальки
2  см).  В  результате  обработки  полученных  данных  найдено:  для
треугольного  русла  £^  =  0,26,  ^  =  0,28, 	=  0,37;  для  трапецеидаль¬
 ного  русла  В*,  =  0,08,  а*,  =  0,50,  р„  =  0,56.  Полученные  значения  па¬
раметров  для  треугольного  русла  совпадают  с  теоретическими  их
значениями.
 4.3. 	Вопросы  динамики  склонового  стока
 Имеющиеся  в  настоящее  время  исследования  [58]  показывают,
что  при  склоновом  стекании  в  преобладающем  большинстве  случаев
имеет  место  ламинарный  режим  движения.  Он  характерен  для  есте¬
ственных  площадок  с  уклоном  до  170%о  и  повышенной  шероховато¬
стью.  При  большой  шероховатости  турбулентный  режим  наблюда¬
ется  только  на  очень  крутых  склонах  с  /~250%о  и  более.  На  пашне
без  растительности  уже  при  /т=10%0  наблюдается  переходный  ре
жим.  Данные  выводы,  конечно,  очень  схематично  характеризуют
режим  склонового  стока,  хотя  бы  уже  потому,  что  практически
всегда  на  склоне  имеют  место  потоки  с  разными  скоростями  и  глу¬
бинами.  Говорить  о  склоновом  потоке  как  о  едином  вообще  нельзя.
Склоновый  поток  —  это  совокупность  ручьев  самой  различной  ве¬
личины  и  формы,  поэтому  характеристики  склонового  потока  целе¬
сообразно  рассматривать  для  разных  его  участков.  Самые  первые
звенья  склоновых  водосборов  к  моменту  образования  значитель¬
ного  стока  не  имеют  заметной  ручейковой  сети.  При  густой  расти¬
тельности  скорость  здесь  бывает  порядка  0,0015  м/с,  редко  0,010  м/с.
Глубина  колеблется  от  2  до  10  мм.  При  самых  благоприятных  усло¬
виях  число  Рейнольдса  ^  Ие  =  ^Р—)  не  превышает  100  (кинема¬
тическая  вязкость  V  в  м2/с,  а  глубина  у  в  м).  Лишь  в  исключитель¬
ных  случаях  Ие  увеличивается  до  300.  Эти  условия  распространя¬
ются  на  узкие  полосы  склона,  но  их  общая  площадь  бывает  велика,
особенно  при  небольшой  интенсивности  водоотдачи  (до  30—50%
всего  склона).
 Среднее  звено  водосборных  ручьев  имеет  уже  несколько  боль¬
шие  скорости  —  до  0,05  м/с,  причем  глубины  остаются  в  среднем
такие  же  —  до  1,0—2,0  см.  При  этом  Яе^бОО.  Для  значительных
ливней  можно  ожидать  увеличения  числа  Ре  до  1000—1200.
 При  наличии  интенсивного  стока  со  склонов  и  отсутствии  струй¬
чатых  размывов  основное  звено,  обеспечивающее  сброс  воды
 61

к  подножию  склона,  имеет  соотношение  ширины  и  глубины,  равное
2—10,  а  при  наличии  струйчатых  размывов  0,5—1,5.  При  скоростях
потока  до  0,8—1,5  м/с  число  Ие  всегда  имеет  порядок  нескольких
десятков  тысяч.
 Из  рассмотренного  ясно,  что  на  значительной  части  склона  даже
при  интенсивном  стоке  сохраняется  ламинарный  режим  (Ке<300).
Среднее  звено  водосборных  ручьев  имеет  преимущественно  пере¬
ходный  режим  (Ие  =  5004-1000),  а  ручьи,  собирающие  воды
от  вершины  до  подножия  склона,  имеют  турбулентный  режим  те-
чения.
 Известно,  что  по  характеру  течения  потоки  бывают  спокойные
и  бурные.  Последние  характеризуются  числом  Фруда,  большим  еди¬
ницы  (Иг  =  ~и~р  >  1  )  .  Для  большинства  склоновых  потоков
'  ёУ  '
 Иг<  1,  однако  для  струйчатых  размывов,  где  скорости  при  уклонах
8—12°  достигают  1,0—1,5  м/с,  а  глубина  иногда  не  превышает  7—
10  см,  Рг=  1,24-2,5,  т.  е.  поток  носит  бурный  характер.
 Иногда  при  экспериментальном  воспроизведении  стока  обнару¬
живается,  что  при  большой  интенсивности  осадков  сток  начинается
не  плавным  увеличением  расходов,  а#образованием  волны,  которая
движется  значительно  быстрее  потока.  Она  видна  на  поверхности,
и  после  ее  прохождения  начинается  спад  стока.  Лишь  затем  сток
начинает  увеличиваться  снова  [101].  Н.  И.  Маккавеев  и  А.  М.  Ка¬
линин  [72]  описали  наблюдения  Лане  и  Миллера,  нашедших,  что
дождевой  паводок  часто  начинается  серией  мелких  волн,  каждая
высотой  несколько  сантиметров,,проходящих  с  интервалами  от  0,5
до  1,0  мин.
 До  настоящего  времени  неравномерность  стока  со  склонов  объ¬
ясняют  неравномерностью  водоотдачи.  Однако  приводимые  факты
не  исключают  участия  в  этом  процессе  и  других  явлений.  Исследо¬
вания  последних  лет  показали,  что  при  растворении  в  воде  неболь¬
ших  доз  (тысячные  доли  процента)  некоторых  полимеров  меняется
характер  турбулентности  потока,  течение  успокаивается,  уменьша¬
ются  высокочастотные  пульсации.  При  этом  сопротивление  движе¬
нию  уменьшается  в  два-три  раза.  При  проведении  полевых  экспе¬
риментальных  исследований  нами  случайно  были  поставлены  опыты
с  водой,  которая  до  этого  некоторое  время  (на  протяжении  100  км
пути)  находилась  в  резервуаре  бензовоза.  Вода  была  налита  в  ре¬
зервуар  для  его  промывки.  Эксперименты  показали,  что  поглощение
этой  воды  в  почву  происходило  быстрее,  чем  обычной,  более  чем
в  три  раза.  Правда,  воспроизвести  этот  опыт  простым  подмешива¬
нием  бензина  в  воду  не  удалось.
 Электрические  силы,  возможно,  еще  более  сложно  влияют  на  ха¬
рактер  движения.  Очевидно,  дальнейшее  углубление  понимания
процесса  взвешивания  и  перемещения  нацосов  возможно  лишь
с  учетом  электрокинетических  явлений.
 62

4.4. 	Эрозия  и  водный  баланс  склонов
 В  настоящее  время  при  оценке  водного  баланса  склон  рассмат¬
ривается  как  единое  целое,  причем  осадки,  впитывание  воды  и  рас¬
пределение  влажности  почв  принимаются  осредненными.  В  то  же
время  в  ряде  случаев  необходимо  учитывать  имеющиеся  различия
для  разных  участков  склона  практически  для  всех  составляющих  ч
уравнения  водного  баланса.  Сейчас  для  многих  районов  страны
становится  весьма  актуальным  вопрос  о  «склоновом  земледелии»,
учитывающем,  что  склон  как  элемент  рельефа  имеет  свои  особен¬
ности  [94].  На  нем  наблюдаются  отличные  от  равнинных  участков
условия  прихода  солнечной  радиации,  изменяются  агрогидрологи-
ческие  характеристики  почвы  в  связи  с  меняющейся  степенью  их^
смытости.
 Рассмотрим  уравнение  водного  баланса  на  последовательных
этапах  движения  влаги.  Для  периода  поверхностного  стока,  пренеб¬
регая  испарением,  можно  записать  [10]
 здесь  X  —  осадки,  Ус  —  поверхностный  сток  и  /?&  —  суммарное  впи¬
тывание  за  период  водоотдачи  и  стока.  Для  почвенного  слоя  при¬
ходной  составляющей,  кроме  суммарного  впитывания  /?ь,  является
конденсация  водяных  паров  /С*,  т.  е.
 где  Е  —  суммарное  испарение,  КПочв  —  почвенный  сток,  U  —  отток
влаги  в  нижележащие  горизонты  и  AW  —  изменение  влагозапасов
почвы.
 Одним  из  малоизученных  вопросов  является  перераспределение
жидких  осадков  на  пересеченной  равнине.  Влияние  рельефа  здесь
сказывается  двояко:  во-первых,  в  изменении  площадей  орошения
(чем  больше  угол  наклона  местности,  тем  больше  площадь,  на  кото¬
рую  приходится  одно  и  то  же  количество  осадков);  во-вторых,  в  из¬
менении  направления  и  силы  ветра,  влияющей  на  характер  падения
осадков.  Эта  вторая  особенность  в  свою  очередь  тоже  проявляется
двояко,  через  изменение  направления  падения  капель  и  через  воз¬
действие  на  общее  направление  выноса  влаги  в  места  с  ослаблен¬
ной  силой  ветра.
 Под  слоем  осадков  понимается  количество  влаги,  выпавшее  на
горизонтальную  площадку.  При  вертикальном  падении  капель  (от¬
сутствии  ветра)  на  склон  с  углом  наклона  а  будет  приходиться
осадков  меньше  на  величину,  равную  отношению  горизонтальной
площади  к  наклонной,  т.  е.  A'c^A'cosa.  При  наличии  ветра  капли
падают  уже  под  углом  к  склону.  Принимая  средний  угол  падения
капель  относительно  горизонта  за  Р  и  исходя  из  того,  что  количество
осадков  на  склоне  для  плоской  задачи  обратно  пропорционально
расстоянию  между  местами  падения  капель,  находим,  что
 (4.14)
 Rk  +  K*=E'+  Кпочв  +-  Í/+  Д  Г,
 ПОЧВ
 (4.15)
 (4.16)
 63

знак  плюс  соответствует  наветренному  склону,  а  минус  —  подвет¬
ренному.
 По  зависимости  (4.16)  получаем,  что  при  а=  15°  и  р  =  90°  Хс  =
=  0,96Х;  при  Р^60°  и  а=15°  для  наветренного  склона  ЯС=1,15Я’,
а  для  подветренного  ХС  =  0,82Х.  Значения  Хс,  получаемые  по  каж¬
дой  из  зависимостей,  по  абсолютной  величине  соизмеримы  с  ошиб¬
кой  определения  осадков  на  современном  этапе.  Но  если  сравни¬
вать  наветренный  и  подветренный  склоны,  то  между  ними  разница
в  слое  осадков  по  этой  причине,  очевидно,  может  составить  уже
20—30%.  Однако  в  связи  с  разной  -крупностью  капель,  а  отсюда  и
с  разным  углом  их  падения  картина  нарушается.  Это  явление  усу¬
губляется  меняющимся  полем  ветра.
 В  среднем  можно  ожидать  уменьшения  фактических  осадков
в  верхних  частях  наветренных  склонов  по  сравнению  с  величинами,
получаемыми  по  формуле  (4.16),  из-за  выноса  оттуда  мелких  ка¬
пель.  Нижние  и  средние  части  склона  не  должны  ощущать  этого
изменения.  Наоборот,  на  средних  частях  подветренных  склонов  ко¬
личество  осадков  будет  несколько  больше,  чем  это  следует  из  фор¬
мулы  (4  16),  из-за  некоторого  приноса  туда  мелких  капель  с  верх¬
ней  части  наветренного  склона.  При  этом  надо  иметь  в  виду,  что
угол  падения  капель  на  подветренных  склонах  из-за  изменения  поля
ветра  несколько  приблизится  к  90°,  что  также  увеличит  фактическое
количество  осадков.
 Данный  вывод  согласуется  с  экспериментальными  материалами,
полученными  М.  И.  Щербанем  [138]  для  района  г.  Канева.  Оказа¬
лось,  что  наветренные  склоны  при  а  =  20°  получают  осадков  на  20—
26%  больше,  а  подветренные  на  11—22%  меньше,  чем  вершина
склона.  Если  принять  условно  |3  =  45°,  то,  согласно  формуле  (4.16),
находим,  что  для  наветренного  склона  количество  осадков  должно
увеличиться  на  28%,  а  для  подветренного  уменьшиться  на  41  %,  т.  е.
фактическое  количество  осадков  оказалось  на  наветренном  склоне
несколько  меньше,  чем  следует  из  расчета  (за  счет  выноса  мелких
капель),  а  на  подветренном  значительно  больше  (из-за  приноса
туда  мелких  капель  и  изменения  угла  падения  капель).
 Что  же  касается  твердых  осадков,  то  их  перераспределение  еще
в  большей  степени  зависит  о'Г-р^жима  ветра.
 Вторая  составляющая  уравнения  (4.14)—поверхностный  сток
Кс,  представляющий  собой  разность  осадков  и  впитывания,—
в  пределах  склона  может  меняться  значительно.  Впитывание  воды
в  почву  до  появления  стока  определяется  характером  распределе¬
ния  осадков  по  склону.  После  появления  стока  впитывание  при  оди¬
наковых  водно-физических  свойствах  почвы  изменяется  по  длине
склона  из-за  меняющегося  слоя  воды  на  поверхности  склона.  На  ше¬
роховатых  поверхностях  и  при  небольших  уклонах  потоки  даже
в  пересеченной  местности  чаще  образуют  водные  ленты.  Естест¬
венно,  что  с  нарастанием  средней  глубины  поверхностного  потока
несколько  возрастает  величина  впитывания  за  счет  дополнительного
градиента  давления.
 64

Экспериментальные  исследования  методом  заливных  колец  по¬
казали,  что  между  слоем  воды  на  почве  и  впитыванием  наблюда¬
ется  хотя  и  не  очень  устойчивая,  но  ясно  выраженная  зависимость.
Однако  роль  слоя  воды  весьма  изменчива.  Одной  из  Цричин  этого
в  естественных  условиях  является  характер  потоков,  зависящий
от  микрорельефа  склона.  Другая  причина  заключается  в  том,  что
наряду  с  ростом  глубины  стекающего  потока  растут  и  его  скорости,
а  значит  и  мутность,  влияние  которой  на  фильтрацию  влаги  через
колонку  почвы  рассмотрено  в  п.  4.2.  Можно  полагать,  что  влияние
дополнительного  напора  от  увеличивающегося  слоя  поверхностного
стока  будет  в  значительной  мере  компенсироваться  ролью  возраста¬
ющей  мутности  потока.
 До  сих  пор  мы  рассматривали  склон,  сложенный  однородными
по  впитывающим  способностям  почвам.  Однако  реальные  склоны
в  результате  предшествующей  деятельности  текучих  вод  в  той  или
иной  степени  эродированы.  Последнее  может  уменьшать  впитыва¬
ние  в  нижней  части  склона  по  сравнению  с  верхней  почти  в  два  раза
(см.  рис.  4.1).
 При  оценке  водного  баланса  склонов  особое  значение  приобре¬
тает  влияние  уклона  на  впитывание.  Согласно  исследованиям
М.  И.  Львовича  [70],  влияние  уклона  связано  с  перераспределением
стока  во  времени  и  задержанием  воды  в  микропонижениях  поверх¬
ности  почвы.  Однако  есть  и  третий  фактор  впитывания  —  фактор
рельефа,  и  заключается  он  не  только  в  том,  что  на  склонах  с  боль¬
шими  уклонами,  как  правидо,  располагаются  более  смытые  почвы,
но  и  в  том,  что  при  больших  уклонах  при  прочих  равных  условиях
наблюдается  большая  мутность  потока,  которая,  как  уже  было  по¬
казано  выше,  влияет  на  процесс  впитывания.
 Наблюдения,  проведенные  в  США,  показали,  что  в  среднем
на  пропашных  культурах  потери  влаги  за  счет  стока  повышаются
на  10%  с  увеличением  уклона  на  1%  [163].  Исследования  Н.  Ф.  Бе-
фани  при  участии  автора  [11],  показали,  что  изменение  впитывания
при  изменении  уклона  в  диапазоне  28—350%о  на  среднесмытой  за¬
лежи  (южные  черноземы)  имеет  линейный  характер.  Но  на  основа¬
нии  общих  теоретических  предпосылок  получено  следующее  вы¬
ражение:
 ср=<Г6/, 	(4.17)
 где  ф  —  доля  общего  впитывания  от  впитывания  при  /  =  0,  6  =  0,002.
 Учитывая,  что  в  основу  указанных  выводов  положены  резуль¬
таты  всего  одной  серии  опытов,  поставленных  не  в  условиях  сель¬
скохозяйственного  угодья,  нами  проанализированы  материалы  по
изучению  влияния  уклона  на  процесс  формирования  стока  и  смыва
на  серых  оподзоленных  супесчаных  почвах  Черниговской  области,
обладающих  небольшой  эрозионной  устойчивостью,  и  на  обыкно¬
венных  черноземах  Велико-Анадольского  района  с  высокими  про-
тивоэрозионными  свойствами.  Изменение  величины  ko  в  зависимо¬
сти  от  уклона  в  общем  отражает  изменение  средней  интенсивности
впитывания.  Как  видно  на  рис.  3.2  б,  для  легкосмываемой  серой
 5  Зак.  №  278
 65

оподзоленной  почвы  влияние  уклона  достаточно  большое  (ф  дости¬
гает  0,4),  а  для  обыкновенных  черноземов  это  влияние  совсем  от¬
сутствует.  Рассмотренные  материалы  позволяют  пока  лишь  прибли¬
женно  полагать,  что  влияние  уклона  на  впитывание  зависит  от  эро¬
зионной  устойчивости  почвы  и  величины  мутности  потока.  Менее
податливая  к  смыву  почва  при  увеличении  уклона,  а  значит  и  ско¬
рости  потока,  меньше  кольматируется  и  сохраняет  свои  впитываю¬
щие  способности.  В  то  же  время  слабо  устойчивая  против  эрозии
почва  реагирует  на  это  изменение  сильнее.  Отсюда  следует,  что  ве¬
личина  6  в  формуле  (4.17)  является  переменной:  для  несмытых  и
слабосмытых  типичных  и  обыкновенных  черноземов  6  =  0;  для  ана¬
логичных  средне-  и  сильносмытых  почв,  а  также  для  несмытых  и
слабосмытых  каштановых  почв,  южных,  выщелоченных  и  оподзо-
ленных  черноземов  6  =  0,0024-0,040;  для  средне-  и  сильносмытых
каштановых  почв,  южных,  выщелоченных  и  оподзоленных  чернозе¬
мов  и  почв  с  небольшой  эрозионной  устойчивостью  (подзолов)  6  =
=  0,005-=-0,010.  Однако  решающее  влияние  уклона  на  объем  скло¬
нового  стока  происходит  через  изменение  эродированности  почвы.
Во  всех  же  остальных  случаях  его  абсолютная  роль  невелика.
 Другой  составляющей  прихода  влаги,  согласно  уравнению
(4.15),  является  конденсация  водяных  паров  /С*.  Установилось  мне¬
ние,  что  доля  этой  составляющей  в  общем  балансе  незначительна.
Можно  предполагать,  что  в  целом  для  года  это  именно  так.  В  то  же
время,  как  показали  йсследования  А.  В.  Швебс  [114],  для  района
Молдавии  и  юга  Украины  в  отдельные  периоды,  особенно  с  неболь¬
шой  влажностью,  конденсация  может  быть  значительной.  Как  изве¬
стно,  конденсация  водяных  паров  в  корнеобитаемом  слое  почвы
может  происходить  за  счет  влаги  атмосферы  и  влаги  более  глубо¬
ких  слоев  почво-грунтов  при  наличии  термического  градиента  (тер¬
мическая  конденсация)  или  за  счет  адсорбции.  Причем,  согласно
последним  исследованиям,  обогащение  почвы  влагой  вследствие
капиллярной  сорбции  (капиллярной  конденсации)  может  быть  зна¬
чительным.
 Анализ  материалов  наблюдений  за  влагозапасами  почвы  по  аг-
рометстанции  Вознесенск  показал,  что  для  черного  пара  в  слое
почвы  0—100  см  повторяемость  бездождных  декад  с  накоплением
влаги  достигала  38%,  а  в  засушливый  период  при  запасах  продук¬
тивной  влаги  менее  120  мм  —  59%.  При  этом  величина  накопления
влаги  при  полном  отсутствии  осадков  в  данный  период  составляет
20—25  мм  за  декаду.  Несколько  меньшие  значения  конденсации
наблюдаются  по  другим  агрометстанциям  юга  Украины  [132].
Можно  полагать,  что  вниз  по  склону  несколько  увеличиваются  воз¬
можности  конденсации  как  за  счет  более  влажного  и  холодного  воз¬
духа,  скапливающегося  в  низинах  летними  ночами,  так  и  за  счет
близости  нижних  частей  склона  к  влажным  слоям  почво-грунтов.
 Что  касается  внутрипочвенного  стока  КПочв,  то  он,  согласно  ис¬
следованиям,  может  возникать  по  вспаханной  подошве  лишь  при
.очень  переувлажненной  почве.  Методом  дождевания  его  удается
воспроизвести  при  искусственном  увеличении  впитывания,  напри¬
 66

мер  с  помощью  мульчирования  взрыхленной  поверхности  склона
соломой.  Однако  вряд  ли  можно  ожидать  сколь-либо  существенных
изменений  водного  баланса  склона  за  счет  этой  составляющей.
 Отток  влаги  в  нижележащие  горизонты  при  прочих  равных  усло¬
виях  зависит  от  изменения  коэффициента  фильтрации  с  глубиной.
Согласно  А.  Н.  Бефани  [10],  более  высокое  значение  эмпирического
показателя  редукции  п  в  формуле  (4.1)  по  сравнению  с  теоретиче¬
ским  связано  именно  с  тем,  что  водопроницаемость  почвы  падает
с  глубиной.  Найдено,  что  для  юга  Украины  п^3Д,  в  то  время  как
теоретическое  значение  этого  параметра  равно  0,5.  Данный  вывод
вполне  понятен,  так  как  пористость  обычно  убывает  от  верхнего  гу¬
мусового  горизонта  почвы  к  горизонтам  вмывания;  в  подпочвенных
горизонтах  эта  величина  может  вновь  возрастать.
 В  уравнении  водного  баланса  осталась  нерассмотренной  вели¬
чина  суммарного  испарения  Е.  Испарение  при  прочих  равных  усло¬
виях,  как  известно,  определяется  приходом  радиации  и  силой  ветра.
Последняя  несколько  возрастает  к  вершине  склона.  Это,  естест¬
венно,  должно  привести  к  увеличению  там  испарения.  По  данным
лизиметрических  наблюдений  в  Новой  Зеландии,  испарение  на  вер¬
шине  склона  может  быть  почти  в  два  раза  больше,  чем  у  подножья,
несмотря  на  большую  влажность  почв  именно  внизу  склона.  Од¬
нако  в  условиях  степной  зоны,  пожалуй,  решающим  фактором  в  ко¬
личественной  оценке  испарения  является  солнечная  радиация,  ме¬
няющаяся  в  зависимости  от  экспозиции  склона.  Косвенно  оценить
влияние  экспозиции  на  испарение  удается  через  изменение  запасов
почвенной  влаги  в  зависимости  от  величины  прямой  солнечной  ра¬
диации.  Исследования  А.  В.  Швебс  [113]  по  данному  вопросу  по¬
зволили  записать  выражение1  для  запасов  почвенной  влаги  №с
на  склоне  определенной  экспозиции  в  следующем  виде:
 гс=т^-^о; 	(4.18)
 здесь
 50 	.
 - 	отношение  прямой  солнечной  радиации,  приходящей
 Ос
 на  горизонтальную  поверхность,  к  радиации,  приходящей  на  склон;
у—  коэффициент,  меняющийся  по  времени  года  от  0,95  до  1,0;  №о  —
запас  почвенной  влаги  на  равнинном  участке.
 Согласно  формуле  (4.18),  для  широты  50°  при  уклоне  склона  15°
 У
 _5о
 5С
 =  0,87  для  южного  склона  и  1,20  для  северного,  т.  е.  разница
 в  запасах  влаги  на  склонах  южной  и  северной  экспозиций  составит
33%.  При  уклоне  10°  эта  величина  уменьшается  до  24%,  а  при  5°  —
до  13%.  Причем  изменение  влагозапасов  почвы  с  ростом  крутизны
склона  на  северном  склоне  в  сторону  увеличения  происходит  интен¬
сивнее,  чем  на  юге  в  сторону  уменьшения.  При  углах  наклона
 1  Более  общее  решение  задачи  о  влиянии  экспозиции  на  процессы,  связан¬
ные  с  изменением  прихода  прямой  солнечной  радиации,  дано  при  рассмотрении
поверхностного  смыва  почв  в  главе  б
 5*
 67

меньше  3°  разница  в  запасах  почвенной  влаги,  согласно  формуле
(4.19),  практически  не  должна  наблюдаться.
 Анализ  каждого  из  элементов  водного  баланса  почв  на  склонах
показывает,  что  перед  нами  очень  сложный  процесс,  определяемый
многими  взаимозависимыми  факторами.  Действительно,  с  одной
стороны,  увеличение  длины  склона  способствует  увеличению  слоя
стекающей  воды,  а  вместе  с  тем  и  впитывания.  Но  с  другой  стороны,
с  ростом  длины  склона  могут  ухудшаться  условия  впитывания  из-за
роста  мутности  потока  и  появления  в  нижних  частях  длинных  скло¬
нов  смытых  земель.  А  если  учесть,  что  как  поглощение,  так  и  испа¬
рение  зависят  от  степени  увлажнения  почвы,  то  станет  понятной
вся  сложность  вопроса.  Поэтому  особый  интерес  представляет  рас¬
пределение  уже  сложившихся  запасов  влаги  на  склонах  как  инте¬
гральной  характеристики  изменения  элементов  водного  баланса
на  склонах.
 Для  приближенной  оценки  характера  распределения  почвенной
влаги  на  склоне  были  использованы  специальные  съемки  влажно¬
сти  почвы  по  37  профилям,  проведенные  преимущественно  в  летний
период.  В  результате  анализа  всего  материала  удалось  установить
следующие  закономерности  распределения  запасов  влаги  на  склоне.
 На  прямых  или  вогнутых  склонах  с  однообразным  механиче¬
ским  составом  почвы  и  небольшим  изменением  ее  эродированное™
при  равномерном  распределении  растительности,  как  правило,  на¬
блюдается  увеличение  запасов  влаги  по  мере  удаления  от  вершины
склона.  На  вогнутых  склонах  оно  происходит  несколько  быстрее,
особенно  с  появлением  намытых  почв.  Увеличение  запасов  влаги
вниз  по  склону  отмечается  и  на  слабовыпуклых  склонах  с  неболь¬
шим  изменением  степени  эродированное™.
 На  тех  же  склонах,  что  и  в  первом  случае,  а  также  на  склонах
выпуклой  формы  при  значительном  изменении  степени  эродирован¬
ное™  почвы  обычно  имеет  место  уменьшение  запасов  влаги  вниз
по  склону.  Иногда  влажность  вначале  увеличивается,  а  затем  по
мере  нарастания  эродированное™  это  увеличение  прекращается  и
'влажность  начинает  уменьшаться.
 Если  склоны  слабо  эродированы,  но  внизу  склона  лучше  раз¬
вита  растительность,  то  по  мере  увеличения  густоты  растительности
отмечается  уменьшение  влажности  почвы  вниз  по  склону.  Иногда
наблюдается  противоположная  картина.  Внизу  склона  из-за  силь¬
ной  эродированное™  растительность  развита  очень  слабо,  поэтому
наступает  момент,  когда  вниз  по  склону  наблюдается  увеличение
влажности  почвы  даже  при  больших  первоначальных  запасах  влаги
в  верхней  части  склона.
 На  выпуклом  или  выпукло-вогнутом  склоне  с  явно  выраженной
бровкой,  к  которой  приурочена  почва  наибольшей  смытости,  может
наблюдаться  общее  нарастание  влажности  почвы  вниз  по  склону,
но  на  средней  части  склона  не  только  наблюдается  замедление
этого  роста,  но  и  происходит  уменьшение  влажности.
 Резкое  нарушение  закономерности  формирования  почвенной
влаги  происходит  на  склонах  любой  формы,  степени  смытости  и
 68

состояния  растительности  при  появлении  почв  иного  механического
состава.  При  облегчении  механического  состава  влажность  почвы
уменьшается,  при  утяжелении  —  увеличивается.
 Наблюдается  также  очень  много  случаев  совместного  влияния
разных  факторов.  Из  сказанного  ясно,  что  нельзя  говорить,  напри¬
мер,  о  том,  что  на  эродированных  почвах  влагозапасы  всегда,
меньше.  Зачастую  определяющую  роль  играют  сопутствующие  фак-^
торы.  Для  приближенной  оценки  изменения  запасов  влаги  на
склоне  после  ряда  опробований  было  принято  следующее  выраже¬
ние:
 ^=^о+«,(уГ)т. 	(4.19)
 Зависимость  (4.19)  была  положена  в  основу  обработки  полевых
экспериментов  по  изучению  влажности  почвы  на  различных  фор¬
мах  рельефа  для  первого  и  второго  типов  распределения  почвенной
влаги.  Значение  показателя  степени  т  меняется  от  величины,  не¬
сколько  меньшей  единицы,  до  2,5.  Однако  в  связи  со  значительным
разбросом  точек  для  приближенной  оценки  можно  принять  тс^.  1.
Тогда  средний  коэффициент  а'  в  зависимости  от  эродированности
почв  и  формы  склона  будет  меняться  от  0,25  до  —0,10  (табл.  4.4).
Необходимо  подчеркнуть,  что  определяющим  фактором  при  вы¬
боре  а'  является  не  сама  степень  смытости,  а  различия  в  степени
смытости  по  длине  склона.  Таким  образом,  еще  раз  подтверждается
влияние  смытости  почв  на  водный  баланс  склонов.
 Таблица  4.4
 Средние  значения  параметра  а'  в  формуле  (4.19)
 а'
 Характеристика  эродированности  почвы
 0,20-0,25
 Степень  смытости  по  длине  склона  выражена  слабо
 0,10-0,20
 Заметное  увеличение  степени  смытости  по  длине  склона
(несмытые  —  слабосмытые,  слабосмытые  —  среднесмы-
тые)
 0,00-0,10
 Значительная  разница  степени  смытости  по  длине  скло¬
на  (несмытые—средпесмытые,  слабосмытые—сильно-
смытые)
 -0,03-0,00
 Весьма  значительная  разница  в  степени  смытости  почв
для  прямых  и  слегка  вогнутых  склонов
 -0,10-0,03
 Весьма  значительная  разница  в  степени  смытости  почв
для  выпуклых  склонов
 ✓

ГЛАВА  5.  НАЧАЛЬНЫЕ  ФОРМЫ  ВОДНОЙ  ЭРОЗИИ
 5.1. 	Энергетическая  оценка  естественных  осадков
 Начальным  и  первым  сопутствующим  видом  водной  эрозии  яв¬
ляется  эрозия  структуры.  Ливневый  ее  подвид  и  рассматриваемая
в  дальнейшем  эрозия  разбрызгивания  определяются  механическим
воздействием  осадков,  зависящим  от  их  кинетической  энергии  в*.
В  данном  случае  эта  энергия  равняется  работе,  совершаемой  кап¬
лями  при  соприкосновении  с  почвой.  При  этом  е*  —  энергия  ка¬
пель,  образующих  собой  системы  с  общим  числом  капель
 г
 Таким  образом,  всю  совокупность  капель  будем  представлять
 г  =  1
 в  виде  г  групп  с  /V*  капель  в  группе.  Целесообразнее  вести  расчет
удельной  энергии,  т.  е.  энергии,  приходящейся,  скажем,  на  1  м2  по¬
верхности.  Объем  воды  Ув  (см3),  сформированный  слоем  осадков
X  (мм)  на  площади  Р  в  1  м2,  выразим  как  РХ  =  1000А\  Далее,  вве¬
дем  понятие  о  спектре  осадков,  характеристикой  которого  будет
Пг  —  доля  слоя  осадков,  формирующегося  каплями  одинакового
 I 	\
 размера 	1  ,  где  Рк  —  вес  капли  в  г,  у^1,0^.
 Теперь,  исходя  из  общеизвестных  формул,  нетрудно  получить
 г 	г 	г
 •*=2«**«,.  (5Л>
 /  =  1  *  /  =  1 	1  =  1
 где  ти  —  масса,  ук  —  скорость  падения  (см/с)  и  Рк  —  вес  (г)  капли
 (£  =  98  см/с2)  ;  ^1Х  =  ~^Х  =  ~2~981  Х*  8х  В  Г*СМ*  ^ЛЯ  получе"
 ния  гх  в  джоулях  коэффициент  0,51  заменяется  на  0,00005.
 В  большинстве  случаев  удобнее  пользоваться  не  энергией,
а  удельной  мощностью  Ми  т.  е.  величиной  работы  капель,  приходя¬
щейся  на  1  м2  поверхности  за  1  с:
 7И(=0,0085/2(«г'ук<), 	(5.2)
 где  I  —  интенсивность  осадков  в  мм/мин;  в  г-см/с  на  1  м2.  Для
того  чтобы  получить  Мг  в  Вт/м2,  необходимо  коэффициент  0,085  за¬
менить  на  8,35-  10-7.
 70

Из  изложенного  видим,  что  для  расчета  е*  или  М*  необходимо
знать  спектр  капель  и  скорость  их  падения.  В  естественных  дождях
мы  имеем  дело  с  установившимся  движением  капель.  В  литературе
имеется  много  сообщений  о  предельных  скоростях  падения  капель
различного  диаметра,  эти  скорости  близки  между  собой.  После  со¬
поставления  и  анализа  этих  материалов  мы  остановились  на  дан¬
ных  Ганна  и  Киндера  (Б.  Д.  Мейсон,  1961  г.),  которые  хорошо  со¬
гласуются  с  результатами  измерения,  проводимыми  другими  иссле¬
дователями  (табл.  5.1).
 Таблица  5.1
 Диаметры  капель  (1К,  установившиеся  скорости  их  свободного  падения
(по  Ганну  и  Кинцеру),  веса  капель  Рн  и  их  кинетическая  энергия  ек
 йк  мм  ....
 0.1
 0,2
 0,3
 0,4
 0,5
 ук  см/с  ...
 27
 72
 117
 162
 206
 Рк  Г
 0.5-  10-6
 4,2-10-6
 14,5*10-6
 33,5.10-6
 65,5-10-6
 Г  г-см  .  .  .
 1,86-10-7
 1,12-10-5
 10,Ы0-5
 4,5*10-4
 14,2.10-4
 к\  Дж  .  .  .  .
 1,82.10-»
 1,Ы0-9
 9,9*10-4
 4,4.10-8
 13,9.10-8
 мм  ....
 0,6
 0,8
 1,0
 1,5
 2,0
 ук  см/с  .  .  .
 247
 327
 403
 540
 649
 Рк  Г
 11,3.10-5
 26,8*10-5
 5,2*10-4
 17,7*10-4
 41,9*10-4
 (  Г-см  .  .  .
 3,5*10-3
 14,6.10-3
 0,0043
 0,263
 0,894
 к\  Дж  .  .  .  .
 3,43-10-7
 14,3.10-7
 4,2-10-6
 2,58*10-5
 8,7*10-5
 (1к  мм  ....
 3,0
 4,0
 5,0
 5,8
 1/к  см/с  ....
 806
 883
 909
 917
 Як  Г
 14,1.  Ю-з
 33,5.10-3
 0,0655
 0,102
 1  г-см  .  .  .
 4,67
 13,3
 27,5
 43,6
 К1  Дж  .  .  .  .
 4,56-10-4
 13,Ь  10-4
 2,69*10-3
 4,2-10-3
 Несколько  сложнее  определить  распределение  капель  дождя
по  их  размерам  (спектр  дождя).  Имеющиеся  исследования  показы¬
вают,  что  спектр  дождя  меняется  довольно  значительно,  особенно
при  изменении  интенсивности  осадков.  Наиболее  надежно  опреде¬
лять  спектр  дождя  путем  натурных  измерений.
 Анализ  существующих  расчетных  методов  показал,  что  наибо¬
лее  обоснован  метод,  предложенный  Бестом,  по  которому  [121]
 _  (  М2’25
 Р*  =  \-е 	при  а*=1Д)/0'23; 	(5.3)
 здесь  Т7*  —  доля  общего  количества  осадков,  приходящихся  на
капли  диаметром  от  0  до  йк  в  мм;  а*  —  параметр,  зависящий  от  ин¬
тенсивности  осадков,  который  близок  к  среднему  диаметру  капель.
 Водность  дождя  АР*,  т.  е.  суммарное  количество  воды  в  единице
объема  (мм3/м3),  определяется  как  67/0*85.  Теперь  можно  найти
 71

суммарный  вес  капель  с  диаметром  от  0  до  ¿1  {УР*  Р0-1),  от  0  до
йг(УР*.Ро-2)  и  от  до  йг  как  2^1-2  = 	(^°-г  —  /’0-1).  Зная  вес
 одной  капли,  нетрудно  определить  общее  количество  капель  В  1  м3
пространства  (М*).  Предполагая,  что  все  капли  располагаются
 Лмм  ¿мпкс/
 Рис.  5.1.  Кривые  обеспеченности  капель  разной  крупности
 а)  1  —  насадковые  ДУ,  2  —  СКДУ,  3  —  естественный  обложной
ливня,  2  —  ливневая  часть  осадков,  3  —
 в  пространстве  равномерно,  можно  подсчитать  количество  капель,
падающих  на  1  ^^поверхности  за  1  с:
 м*
 Л^=ТШГ  ^1-2'
 (5.4)
 Таким  образом,  удельную  мощность  всех  капель  с  диаметром  от
до  ¿2,  падающих  на  1  м2  за  1  с,  можно  рассчитать  по  формуле
 М
 XV
 I  (^0-2  —  ^0-1)  з
 200^
 (5.5)
 72

Полная  мощность  осадков
 2>,-
 ИГ
 	20(^г 	0-1^0-,  + 	0-2—  Р0—1)  ^к.—а-Ь"
 +  •  ••  +  (Ра-п  —  -^о—(я—1))^кя_(я_1)]-
 (5.6)
 В  США  [166]  используется  упрощенная  расчетная  эмпириче¬
ская  формула
 с'=916+3311о^  Г, 	(5.7)
 (а)  и  доля  осадков  различного  относительного  диаметра  (б).
 дождь,  4  —  ливневое  выпадение  осадков;  б)  /  —  начальный  период
обложные  осадки,  4  —  моросящие  осадки.
 где  г'  —  интенсивность  осадков  в  дюймах  за  1  ч,  а  е'—кинетиче¬
ская  энергия  (фут  •  т)  капель,  имеющихся  в  объеме  пространства  и
выпадающих  затем  на  1  акр  поверхности,  при  измерении  их  в  дюй¬
мах  (фут-т/акр-  дюйм).  Легко  доказать,  что  формула  (5.7)  учиты¬
вает  не  энергию  капель,  упавших  за  какой-то  отрезок  времени  на
поверхность  земли,  а  энергию  капель,  имеющихся  в  каком-то  объ¬
еме  пространства.  Как  видно  из  формулы  (5.4),  количество  капель,
падающих  на  1  м2  поверхности,  не  равно  количеству  капель,  имею¬
щихся  на  1  м3  пространства.
 Наличие  закономерности  между  спектром  осадков  и  их  интен¬
сивностью,  вытекающее  из  исследований  Беста,  побудило  искать
 73

зависимости  для  расчета  мощности  осадков  непосредственно  по  их
интенсивности,  по  крайней  мере  для  установившихся  осадков.  Ис¬
следованиями,  проведенными  на  Украине  [75],  установлено,  что
имеется  довольно  тесная  связь  между  максимальным  размером  ка¬
пель  дождя  и  его  интенсивностью.  Учитывая  это,  удобно  крупность
капель  выражать  не  в  абсолютных  величинах,  а  в  виде  относитель¬
ного  диаметра  капель  £>*,  понимая  под  ним  отношение  капель  раз¬
личной  величины  й%  к  максимальному  диаметру  капель  ¿макс,  т.  е.
 В  целях  обобщения  имеющихся  материалов  были  рас¬
 считаны  для  различных  £>*  доли  капель  п-
 (здесь  —
 объем  или  вес  капель  с  определенной  величиной  О*  ,  а 	—
 объем  или  вес  всех  капель).  Такие  расчеты  проводились  для  капель
определенного  диапазона  крупности,  затем  находились  средние  для
этого  диапазона  значения  /?*  и  п.
 В  целях  дальнейшего  изучения  данного  вопроса  были  прове¬
дены  специальные  наблюдения  в  пределах  Одесской  области.  При
этом  диаметры  капель  измерялись  с  помощью  фильтровальной  бу¬
маги,  пропитанной  марганцевокислым  калием.  Обобщение  и  сопо¬
ставление  всех  полученных  материалов  позволило  построить  осред-
ненные  кривые  £)*=£)* 	(рис.  5.1  б)  для  разных  интенсивно¬
 стей  выпадения  осадков.  При  построении  этих  кривых  материалы
американских  исследователей  не  принимались  во  внимание,  так  как
на  графике  соответствующие  им  точки  легли  значительно  ниже  на¬
ших  кривых  и  кривых,  полученных  по  наблюдениям  В.  М.  Муч¬
ника  [78].  У  нас  нет  оснований  считать  эти  результаты  ошибоч¬
ными,  но,  возможно,  это  отклонение  объясняется  разной  «приро¬
дой»  осадков.
 Установив  характер  зависимости  £>*  =  £)*  (2]  я),  нетрудно  опре¬
делить  для  каждого  диапазона  крупностей  капель  их  долю  в  общей
массе  осадков.  Производим  это  следующим  образом.  Определяем
интервалы  значений  £>*,  для  которых  находим  соответствующие
2>.  Далее  подсчитываем  ¿макс  и  ¿¿  =  £^макс.  Находим  п  для  каж¬
дого  интервала  как  (2]я)т—(^я)т-ь  Потом  отыскиваем  значе¬
ние  ик  и  рассчитываем  произведение  пг;2  и  М\  по  формуле  (5.2).
 Расчет  мощности  осадков,  как  естественных,  так  и  искусственных,
значительно  упрощается,  если  сначала  найти  средний  диаметр  всех
капель.  Тогда  исходя  из  условия,  что  количество  капель  Л/,  падаю¬
щих  на  1  м2  поверхности  почвы  за  1  с  при  дожде  интенсивностью  /
 (мм/мин),  равно
 16,7/
 Рк
 получаем
 М,
 >6.7  ¡РА
 Як  2^
 -=0,0085«»«.
 (5.8)
 Однако  этот  метод  дает  приближенные  результаты.  Другой,
также  приближенный  метод  заключается  в  определении  мощности
 74

М{  по  связи  (5.9),  полученной  с  использованием  зависимости  О*  —
=  £>*  (21п)  по  (рис.  5.1  б):
 Л*,=5880/. 	(5.9)
 5.2. 	Энергетическая  характеристика  искусственных  осадков
 Особый  интерес  представляет  расчет  удельной  мощности  искус¬
ственного  дождя.  Дело  в  том,  что  для  правильного  воспроизведения
и  моделирования  процессов  водной  эрозии  и  впитывания  необхо¬
димо  воспроизводить  или  моделировать  осадки  не  только  по  их  ин¬
тенсивности,  но  и  по  энергии  падающих  капель.  Последнее  может
быть  достигнуто  лишь  при  определенных,  заранее  найденных  усло¬
виях.  Расчет  кинетической  энергии  капель  и  удельной  мощности  ис¬
кусственного  дождя  производится  по  формулам  (5.1)  и  (5.2).
Спектр  дождя  отыскивается  только  опытным  путем  для  каждой
дождевальной  установки  при  разном  режиме  ее  работы  (рис.  5.1  а).
Кроме  спектра,  нужно  знать  скорость  падения  капель.  Вследствие
ограниченной  высоты  падения  во  время  искусственного  дождя  их
скорость  не  достигает  установившейся  величины,  поэтому  вышепри¬
веденные  рекомендации  здесь  не  подходят.
 Исходя  из  основного  закона  динамики  можно  записать  для
капли
 / 	С1*и
 т^-(}д=т(5.10)
 где  в  левой  части  разность  сил  тяжести  (/Як§)  и  лобового  сопро¬
тивления  (С?д),  а  в  правой  изменение  количества  движения.
 Принимая  Я'л  =  м'к  и  преобразуя  выражение,  запишем
 аик  ,  а  -2
 ^  ~ё’ 	(5.11)
 .. 	¿Vк 	£?1>к
 Учитывая,  что 	~  йк  Ук’  полУчаем  уравнение  Бернулли
 <4
 (Иг
 о
 решая  которое  [121],  получаем
 ,2
 ък=е
 -2  ■
 ^1  +
 (5.12)
 (5.13)
 75

Найдем  свободный  член  с%.  Для  этого  примем  й  =  0.  Тогда  о'  =
 0ТУ1
 =  0.  Отсюда  с  = 	,
 а
 а
 1-Гг^-*). 	(5.14)
 Принимая  А  =  оо  (установившееся  движение),  находим  а  =  ——,
где  ик  —  установившаяся  скорость  капли.  Подставляя  в  формулу
 г
 Рис  5  2  Зависимость  неустановившейся  скорости  капли  г>к  от  высоты  паде¬
ния  /г  и  диаметра  капли  йк
 Пунктиром  обозначено  значение  г/к',  равное  95%  установившейся  величины
 (5.14)  выражение  для  а,  получаем  формулу  для  расчета  скорости
падения  капли  с  любой  высоты:
 Ък  =
 (5.15)
 здесь  у'к  в  см/с,  Н  в  см,  £  =  981  см/с2,  е  =  2,72.  Для  практических
 расчетов  можно  рекомендовать  номограмму  (рис.  5.2),  построен¬
ную  согласно  формуле  (5.15).
 76

5.3. 	Эрозия  структуры
 Как  было  показано  в  п.  1.2,  эрозия  структуры  включает  в  каче¬
стве  подвидов  эрозию  почвенной  структуры,  ливневую  эрозию
структуры  и  разрушение  частиц  почвы  и  грунта  в  водном  потоке.
 Эрозия  почвенной  структуры  и  особенно  ее  ливневый  подвид
прослеживается  даже  при  визуальной  оценке  состояния  поверхности
почвы  до  и  после  ливня.  На  рис.  5.3  показаны  участки  склона  в  раз¬
ные  периоды  искусственного  орошения  их  каплями  дождя.  Замет¬
ное  уменьшение  крупных  комков  почвы,  их  оплывание,  сглаживание
нанорельефа  —  вот  основные  внешние  признаки  эрозии  структуры.
 Часто  в  качестве  показателя  эрозионного  воздействия  потока  на
верхний  слой  почв  принимается  изменение  крупности  почвенных  аг¬
регатов.  Подробные  исследования  эрозии  структуры  по  разрушению
почвенных  агрегатов  проведены  В.  Д.  Эллисоном  [147—149]  (оче¬
видно,  он  и  предложил  термин  «эрозия  структуры»).  Некоторые
из  этих  материалов  помещены  в  переведенной  на  русский  язык  [63]
работе  Р.  К.  Линслбя  и  др.  Однако  в  связи  с  тем,  что  в  работе  [63]
характеристика  этих  материалов  дана  неточно,  приводим  таблицу
осредненных  данных  по  подлиннику  работы  (табл.  5.2).  Из  приве¬
денного  видно,  что  доля  мелких  агрегатов  после  выпадения  осад¬
ков  возрастает  по  сравнению  с  исходной  почвой  как  в  стоке,  так  и
в  разбрызганном  материале.  Однако  на  поверхности  почвы  состав
агрегатов  после  дождя  не  изменился.  Из  этих  данных  вытекает,  что
эрозию  почвенной  структуры  нельзя  отразить  лишь  изменением
состава  агрегатов  поверхностного  слоя  почвы.  Процесс  эрозии
структуры  сложнее  и  включает  в  себя  изменения  расположения  аг¬
регатов,  их  уплотнение,  кольматацию  и  другие  явления,  т.  е.  требует
комплексной  оценки.  Поэтому  в  качестве  показателя  эрозионного
воздействия  воды  на  почву  можно  применять  такую  характери¬
стику,  как  толщина  почвенной  -корки,  которая  в  лаборатории  может
создаваться  с  помощью  искусственного  дождя  (табл.  5.3).
 Совершенно  очевидно,  что  эрозия  почвенной  структуры  опреде¬
ляется  не  только  энергетическим  действием  стока  и  капель,  но  и
водопрочностью  почвы  На  поверхности  супесчаных  подзолов,
 Таблица  5.2
 Состав  агрегатов  почвы  (%>)  до  выпадения  осадков  (Л),  содержащихся
в  стоке  (5),  разбрызгиваемых  каплями  дождя  (В)  и  на  поверхности  почвы
после  искусственного  дождевания  (Г)
 Характе-
 Размер  агрегатов  почвы,  мм
 ристика
 2
 2-1
 1-0,3
 0,5-0,25
 0,25  -0,125
 0,125  и  менее
 А
 13,4
 6,33
 6,69
 8,01
 12,05
 53,55
 Б
 0,40
 1,68
 2,39
 2,85
 5,26
 87,26
 В
 2,40
 3,89
 5,07
 5,24
 11,38
 71,96
 Г
 19,85
 4,38
 4,47
 4,09
 12,62
 54,56
 77

Рис  5  3  Эрозия  почвен¬
ной  структуры
 а  —  участок  склона  до  на¬
чала  дождя,  б  —  после  на¬
чала  стока,  в  —  после  осад¬
ков  в  33  мм  при  их  интенсив¬
ности  около  1,2  мм/мин

отличающихся  низкой  эрозионной  водопрочностыо,  уже  после  вы¬
падения  25—30  мм  осадков  отсутствуют  даже  признаки  первона¬
чального  нанорельефа,  а  наиболее  крупные  комки  распадаются
сразу  после  смачивания.
 Таблица  5.3
 Изменение  толщины  почвенной  корки  (южный  среднесмытый
чернозем)  под  действием  капель
 Удельная  энергия  капель,
 104  г-см/м2  	 16,8 	25,0 	34,0 	39,0 	50,5
 Удельная  мощность  осадков,
 г  •  см/с  •  м2  	 350 	521 	710 	812 	1052
 Толщина  почвенной  корки,  мм  1,0 	1,5 	2,0 	3,0 	4,0
 Примечание.  с1к  =  4  мм,  высота  падения  капель  11  см,  дож¬
девание  в  течение  8  мин.
 Интересные  выводь!  сделаны  П.  В.  Вершининым  и  др.  [80]  о  вос¬
становлении  водопрочности  при  механическом  разрушении  почвы.
Оказалось,  что  образцы  почв  с  высокой  исходной  водопрочностью
при  увлажнении  и  уплотнении  полностью  восстанавливают  утрачен¬
ную  структуру.  Для  образцов  почвы  с  низкой  водопрочностью  от¬
мечается  лишь  частичное  ее  восстановление.  Данный  вопрос  совме¬
стно  с  количественной  характеристикой  почвообразовательного  про¬
цесса  в  различных  условиях  играет  очень  важную  роль  для
дальнейшего  изучения  последствий  водной  эрозии.
 Процесс  разрушения  склоновых  наносов,  состоящих  из  агрега¬
тов  почвы,  внешне  напоминает  процесс  разрушения  речных  нано¬
сов  в  движущемся  потоке.  При  движении  частиц  в  водном  потоке
происходит  их  истирание  в  результате  столкновения  друг  с  другом,
ложем  и  воздействием  на  них  водного  потока.  Однако  в  отличие
от  речных  наносов  само  пребывание  почвенной  частицы  в  воде  ос¬
лабляет  ее  агрегатные  связи  и  может  привести  к  ее  быстрому  раз¬
рушению.  В  конечном  счете  характер  рассматриваемого  процесса
зависит  от  водопрочности  почвы.  Интенсивность  разрушения  агре¬
гатов  связана  также  с  их  исходным  размером.  Крупный  комок,  осо¬
бенно  если  он  начал  движение,  довольно  быстро  может  распасться
на  образующие  его  более  мелкие  агрегаты  почвы.  В  целом  это  очень
сложный  процесс  и  его  трудно  проследить  в  естественных  условиях.
 Доступнее  изучать  его  в  лаборатории  с  помощью  циркуляцион¬
ного  лотка  1  (рис.  5.4)  с  закруглением  3,  разделенного  продольной
перегородкой  2.  Движение  воды  в  потоке  создается  с  помощью  ло¬
пастных  колес  £,  которые  вращаются  через  систему  передач  5  и  13
от  электромотора  4.  Размеры  лотка:  длина  170  см,  высота  8  см,  рас¬
стояние  между  стенками  ’лотка  и  внутренней  перегородкой  7  см.
Устройство  для  отбора  проб  состоит  из  трех  заборных  трубок  7,
присоединенных  параллельно  к  резиновому  шлангу  с  краном  8  и
объемной  бюреткой  9.  Нижняя  заборная  трубка  при  взятии  пробы
располагается  на  дне  лотка,  верхняя  —  в  0,5  см  от  поверхности
 79

Рис  5  4.  Схема  циркуляцион¬
ного  лотка,  предназначенного
для  изучения  разрушения  час¬
тиц  в  водном  потоке
 2

потока,  а  третья  —  посередине  между  ними.  Заборные  трубки  опу¬
скаются  в  поток  против  смотрового  окна  12.  Для  засасывания
пробы  имеется  аспиратор  10,  который  крепится  на  подставке  11.
 Целью  эксперимента  являлось  установление  зависимости  между
гидравлической  крупностью  частиц  до  и  длиной  пройденного  ими
пути  Ь'.  Первая  величина  находилась  как  средневзвешенная  из  со¬
става,  определенного  фракциометром,  вторая  рассчитывалась  с  уче¬
том  скорости  движения  частиц  по  В.  Н.  Гончарову  [26].  Анализ  по¬
лученных  материалов  осуществлялся  после  построения  кривых  раз¬
рушения  частиц  почвы  в  водном  потоке.  На  рис.  5.5  а  приведены
кривые  разрушения  взятых  с  различных  горизонтов  образцов  юж¬
ного  среднесмытого  малогумусового  чернозема  Одесской  области.
Одной  из  особенностей  процесса  является  практически  взрывной
характер  разрушения  частиц  на  протяжении  первых  100  м  пути.
Объяснить  это  разрывом  частиц  защемленным  воздухом  нельзя,
так  как  они  перед  опытом  предварительно  смачиваются.  Далее  на¬
ступает  период  постепенного,  но  достаточно  интенсивного  уменьше¬
ния  значений  до.  Необходимо  отметить,  что  горизонтам  почвы  0—10,
10—20  и  40—60  см  часто  присущ  разный  характер  разрушения,
хотя  иногда  для  горизонтов  0—10  и  20—40  или  40—60  см  кривые
совпадают,  показывая  в  обоих  случаях  высокую  водопрочность
почвы.  Это  не  противоречит  имеющимся  представлениям  об  измене¬
нии  водопрочности  с  глубиной  для  черноземных  почв.
 При  рассмотрении  графиков  до=до(//)  можно  заметить,  что
иногда  расположение  точек  имеет  ступенчатый  характер.  Причиной
этого  может  быть  недостаточное  количество  отбираемых  проб.  Од¬
нако  не  нужно  забывать,  что  почвенный  агрегат  может  изменять
свои  размеры  не  постепенно,  а  быстро  распадаясь  на  части.  По¬
этому  для  одного  изолированного  агрегата  почвы  эта  кривая  но¬
сила  бы  дискретный  ступенчатый  характер  (очевидно,  до  некоторых
пределов  до).  В  этом  также  состоит  различие  истирания  частиц  реч¬
ных  наносов  и  агрегатов  почвы.
 На  рис.  5.5  б  помещены  кривые  разрушения  агрегатов  разной
крупности  для  обыкновенного  слабосмытого  среднегумусового  чер¬
нозема.  Из  расположения  кривых  вытекает  ряд  особенностей.
На  первом  этапе  движения  интенсивнее  разрушаются  частицы
почвы  крупнее  1  мм,  что  вполне  естественно.  Далее  интенсивность
разрушения  выравнивается.  Характер  кривых  позволяет  предполо¬
жить,  что  агрегаты  1,0—0,5  мм  состоят  из  более  водоустойчивых
микроагрегатов,  чем  остальные.
 Как  видно  из  графиков,  характер  кривых  разрушения  не  может
быть  описан  уравнением  Штернберга,  отражающим  аналогичный
процесс  истирания  речных  наносов.  Это  отличие  наиболее  заметно
на  первых  этапах  движения.  Именно  здесь  природа  процесса  раз¬
рушения  агрегатов  почвы  существенно  отличается  от  истирания,  ха¬
рактерного  для  монолитных  частиц  породы.  Характер  процесса  наи¬
более  полно  выражается  уравнением  вида
 ь*>1  \ 	(5.16)
 6  Зак.  №  278
 81

а  —  южный  чернозем  с  горизонта  0—10  (/),  10—20  (2)  и  40—60  см  (3);  б  —  обыкновенный
чернозем  с  крупностью  частиц  5,0—3,0  (/),  2,0—1,0  (2),  1,0—0,5  (3)  и  0,5—0,25  мм  (4);
в  —  обыкновенный  чернозем  с  горизонта  0—10  см  без  обработки  (/)  и  после  обработки  поли¬
акриламидом  из  расчета  0,01%  веса  почвы  (2).

где  ¿го  =  а(^исх  —  Доо);  Ью  и  а  —  параметры,  характеризующие  свой¬
ства  почвы;  Доисх  —  исходная  гидравлическая  крупность  агрегатов;
 шо  —  гидравлическая  крупность  устойчиво  водопрочных  микроагре¬
гатов  почвы.  Например,  для  кривых,  изображенных  на  рис.  5.5  б,
значения  параметров  формулы  (5.16)  помещены  в  табл.  5.4.
 Таблица  54
 Значения  параметров  формулы  (5.16)  для  обыкновенного  слабосмытого
среднегумусового  чернозема
 Размер  исходных
агрегатов,  мм
 “'исх  см/с
 т0  см/с
 Ьи)
 5,0-2,0
 3,00
 0,42
 0,34
 2,54
 2,0-1,0
 1,30
 0,41
 0,59
 1.95
 1,0-0,5
 0,93
 0,49
 0,17
 1.47
 0,5-0,25
 0,80
 0,32
 0,17
 0,57
 Подводя  итог  исследованию  разрушения  почвенных  агрегатов
в  водном  потоке,  необходимо  выделить^тдистадии  этого  процесса.
Первая  стадия  наблюдается  на  первых  100—150  м  пути  их  движе¬
ния,  она  выражается  в  резком,  взрывном  характере  разрушения  ча¬
стиц.  Вторая  стадия  отмечается  на  участке  от  100—150  до  2000—
2500-го  м  и  характеризуется  относительно  более  медленным  разру¬
шением  частиц,  которое  при  необходимости  может  быть  выражено
уравнением  (5.16).  Развитие  процесса  разрушения  частиц  на  пер¬
вых  двух  стадиях  целиком  определяется  эрозионной  водопрочно-
стью  почвы  и  может  быть  в  свою  очередь  характеристикой  данной
величины.  Что  касается  третьей  стадии,  которая  имеет  место  при
разрушении  частиц  ниже  нижней  границы  крупности  устойчиво  во¬
допрочных  микроагрегатов,  то  там  процесс  идентичен  истиранию
речных  наносов  и  определяется  прочностью  исходной  минеральной
массы  материнской  породы.
 В  настоящее  время  уделяется  большое  внимание  возможности
искусственного  улучшения  структуры  почв,  что  также  повысит  ее
эрозионную  устойчивость.  Одним  из  препаратов,  применяемых  для
этой  цели,  является  полиакриламид.  При  использовании  его  умень¬
шается  коэффициент  стока  в  среднем  в  1,5  раза  и  мутность  потока
более  чем  в  3,0  раза.  Однако  на  характер  изменения  крупности  аг¬
регатов  в  процессе  их  движения  это  влияние  не  столь  конкретно.
На  рис.  5.5  в  показаны  кривые  разрушения  частиц  почвы  юж¬
ного  чернозема,  взятого  из  слоя  почвы  0—10  см.  При  длине  пути  до
1  км  замечается  несколько  повышенная  водопрочность  частиц,
обработанных  полимером.  Далее  это  преимущество  не  выра¬
жено.
 6*
 83

ГЛАВА  6.  ПОВЕРХНОСТНО-СКЛОНОВАЯ  ВОДНАЯ  ЭРОЗИЯ
 6.1. 	Существующие  направления  в  оценке  поверхностно¬
склоновой  эрозии
 Водная  эрозия  является  сложным  процессом  взаимодействия
стекающих  потоков  и  почвы,  определяющимся  характером  стока,
его  транспортирующими  возможностями,  тесно  связанными  с  вод¬
ностью,  морфологическими  условиями  поверхности  и  свойствами
подстилающих  пород.  Практиков  же  чаще  интересует  не  сам  про¬
цесс,  а  его  последствия  и  способы  их  предотвращения.  Поэтому
в  изучении  эрозии  широко  применяется  почвенно-агрономическое
направление,  которое  базируется  на  исследовании  уже  происшед¬
ших  изменений  в  состоянии  почвенного  покрова.  Односторонность
подхода  к  явлению  водной  эрозии  лишь  с  позиций  почвенно-агроно¬
мического  направления  послужило  причиной  появления  мнения
о  его  непознаваемости.  Представителем  этого  направления  являлся
X.  X.  Беннет,  который  фактически  отрицал  наличие  определенных
закономерностей  водной  эрозии  [9,  с.  114  и  др.].  Основной  путь,  ре¬
комендованный  им,  заключался  в  отработке  мер  борьбы  с  эрозией
не  только  для  типичных  природных  условий,  но  и  для  отдельных
хозяйств.  С  этой  целью  во  всех  районах  США  были  организованы
стоково-эрозионные  станции.  Однако  по  мере  накопления  этими
станциями  материалов  наблюдений  и  привлечения  статистического
аппарата  для  их  обобщения  стало  ясно,  что  взгляды  Беннета  непра¬
вильны,  и  вопрос  был  решен  путем  создания  единой  для  США  мето¬
дики  выбора  наиболее  целесообразного  использования  земельных
ресурсов.
 В  СССР  идеи  Беннета  по  созданию  противоэрозионной  системы
земледелия  нашли  широкое  понимание.  Однако  дальнейшее  изуче¬
ние  смыва  почв  стало  проводиться  в  основном  методом  обмера  во-
дороин.  Этот  метод,  имеющий,  безусловно,  положительные  стороны,
не  мог  дать  исчерпывающей  картины  процесса.  В  то  же  самое  время
в  Гидрометс<4ужбе  начал  изучаться  поверхностный  смыв.  Стоково-
эрозионные  площадки  создаются  и  вне  системы  Гидрометслужбы,
но  наблюдения  на  них  проводятся  по  разным  методикам.  Все  это
фактически  исключило  своевременное  появление  инженерного  на¬
правления  в  решении  проблемы  водной  эрозии.
 Имеющиеся  предложения  по  количественной  оценке  смыва
почвы  —  основе  инженерного  подхода  условно  —  можно  подразде-
 84

лить  на:  1)  метод  балльной  оценки;  2)  сравнительный  метод;  3)  эм¬
пирические  зависимости  и  4)  гидромеханический  метод.
 Метод  балльной  оценки  эрозионной  опасности  заключается
в  том,  что  каждому  фактору,  определяющему  процесс,  назначается
определенный  балл.  Суммирование  или  перемножение  их  дает  обоб¬
щенный  балл.  Разновидности  этого  приема  предлагались  как  у  насг
так  и  за  рубежом  [86].  В  основу  сравнительного  метода  положена^
количественная  оценка  отдельных  элементов  поверхностно-склоно¬
вой  эрозии  путем  экспериментального  сопоставления  процесса  в  ес¬
тественных  и  в  стандартных  условиях,  принятых  за  эталон.  Ре¬
зультаты  этого  сопоставления,  выраженные  количественно,  прини¬
маются  за  основу  при  оценке  эродируемости.  Наиболее  полное  раз¬
витие  данного  направления  имело  место  в  США  [148].
 Сложность  процесса  водной  эрозии  заставляла  на  первых  эта¬
пах  ее  изучения  исходить  лишь  из  общей  схемы,  которая  часто  сво¬
дилась  к  перемножению  эмпирических  параметров,  отражающих
роль  природных  условий.  Такой  является  схема  А.  Н.  Костякова
[52].  Она  основана  на  предположении,  что  концентрация  взвешен¬
ных  частиц  пропорциональна  скорости  стекающего  потока  и  об¬
ратно  пропорциональна  его  глубине.  Раскрывая  все  это  через  ин¬
тенсивность  осадков,  длину  и  уклон  склона,  Костяков  получил  вы¬
ражение  для  расхода  наносов  (табл.  6.1).  В  табл.  6.1  показано  все
разнообразие  приемов  и  схем,  предложенных  для  количественного
выражения  смыва.  Однако  отсутствие  массовых  наблюдений,  охва¬
тывающих  разные  природные  зоны,  непрерывных  во  времени  и  еди¬
ных  по  методике,  не  позволило  провести  сопоставление  этих  схем.
Поставленная  в  настоящее  время  задача  создания  моделей  водной
эрозии  и  моделирования  противоэрозионных  мероприятий  при  от¬
сутствии  таких  наблюдений  также  не  может  иметь  надежного  реше¬
ния.  Сейчас  имеется  лишь  одна  эмпирическая  схема  с  большим  диа¬
пазоном  практического  применения  —  это  уравнение  почвенной  эро¬
зии  США  (УПЭ  или  формула  Уишмейера).
 Промежуточное  место  между  эмпирическими  формулами  и  гид¬
ромеханическим  методом  занимают  теоретические  исследования
Р.  Е.  Хортона  [106].  Они  основаны  на  отождествлении  влекущей
силы  потока  с  силой  трения.  Одним  из  центральных  мест  этой  тео¬
рии  является  принятие  по  сути  дела  априори  наличие  на  склонах
пояса  отсутствия  эрозии.  Хортон,  например,  при  этом  исходил  из
условного  деления  почв  на  несмытые  (в  пределах  приводораз¬
дельной  части)  и  смытые.  Данное  допущение  и  некоторая  про¬
извольность  выражения  функции,  отражающей  уклон,  не  позволили
довести  формулу  до  расчетного  вида.
 Автором  [116,  118]  была  предпринята  попытка  устранить  недо¬
статки  чисто  гидромеханической  структуры  формулы  для  поверх¬
ностного  смыва  введением  эмпирических  функций  (см.  п.  6.4).  Без
учета  наших  работ  гидромеханическая  схема  описания  процесса
поверхностно-склоновой  водной  эрозии  использована  также
В  В.  Звонковым  [39]  и  в  последнее  время  Ц.  Е.  Мирцхулавой  [76].
Последний,  например,  для  отражения  поверхностного  смыва
 85

Таблица  6.1
 Сводная  таблица  зависимостей  для  выражения  поверхностного  смыва  почвы
 Автор
 Вид  зависимости
 Принятые  обозначения  1
 Я.  В.  Корнев  [51]
 Я  =  а^сг/0’78^1’50«1,50
 A. 	И.  Костяков
[52]
 B. 	А.  Казаков  [41]
 Б.  В.  Поляков  [84]
 ц?  =  а2/0'75£°'5(/  -  к)
 /?  =  1.02Е%у1д*
 Я  =  а3азрУ1  д
 \  1,50
 —  расход  склоновых  наносов
(обычно  на  1  м  ширины  скло¬
на)  ;  /  и  I  —  соответственно
уклон  и  длина  склона;  /—
интенсивность  осадков;  т^ст—
коэффициент  стока;  а\  —  в
других  формулах  с  индекса¬
ми  2,  3,  5—11—параметр,
включающий  влияние  прочих
факторов
 №  —  модуль  смыва  (обычно  «
т/га);  &  —  интенсивность  впи¬
тывания
 <7  —  расход  воды  (обычно  на
1  м  ширины  склона);
 Ен—показатель  эрозии  по
Р.  С.  Вознесенскому  и
А.  Б.  Арцруни  [22]
 /?  —  сток  наносов;  ^  —  среднее
значение  расхода  воды;
аэр  —  эрозионный  коэффици-
 И.  А.  Кузник  [56,
57]
 В.  Я.  Фролов  [103]
 М.  И.  Львович
169]
 Нс  =  “¡р  я1
 Нс  =  “эрК/
 ¡X  =  0,001  к/.
 В.  В.  Сластихин
[95]
 М-'  =
 43,5
 7ш
 У|ст^7  ’  /Св*ф
 В.  П.  Лидов  и  др.
[60]
 Я
 а5{1-к)'-51?'Ч^
 1  г  г2
 Г.  И.  Швебс
118]
 1П7,
 IV  =а6
 / 	Т/а
 J  О*—¿см)^  I
 Л  .  „  J
 X
 х  ф(/;  о
 м=  (¿пр-1о)е-Ь*('х+Х)  +'0
Ф(/;  I)  =  Ч*Т^Г"Я+0,5
 Цс  —  слой  смыва;  яэр  —  эрози-
онный  коэффициент
У  —  слой  стока
 р  —  показатель  энергии  скло¬
нового  стока,  косвенно  ха¬
рактеризующий  поверхност¬
ный  смыв  почвы
уш  —  шероховатость  поверхно¬
сти;  ¿ф  и  /Св  —  коэффициен¬
ты,  учитывающие  форму
склона  и  тип  водосбора  со¬
ответственно
 ¿см  —  смывообразующая  интен¬
сивность  осадков;  /  —  длина
склона;  п  —  показатель  сте¬
пени  при  уклоне  (см.  п.  6.6.3),
меняющийся  в  зависимости
от  условий  поверхности;  X  —
слой  осадков;  /Пр  —  интенсив¬
ность  осадков,  при  которой
происходит  смыв  в  любых
минимальных  условиях  ув¬
лажнения;  ¿о  —  коэффициент
 86

Автор
 Вид
 зависимости
 Принятые  обозначения  1
 фильтрации  верхнего  слоя
почвы;  I  х  —  индекс  увлаж¬
нения  почвы;  Ьх  —  параметр,
учитывающий  состояние  по¬
верхности;  Ьх  —  расстояние
от  вершины  до  произвольной
точки  склона  х;  (р  и  ц  —  по¬
казатели  формы  склона  (для
прямого  склона  ср=1  и  г|  =
=/);  Ф(/;  /)—функция  рель¬
ефа
 Г.  И.  Швебс  [116,
 118]
 Я
 0,00Шг/
 У-Уп
 Уп
 V  =  V  +  О.ОЫЛ^’75
 В.  В.  Звонков  [39]
 п*
 Я  =  0,5р  (т-Тг)  2 	№г
 Ц.  Е.  Мирцхулава
[76]
 1V  =  а7й
 13,3-
 V2
 ■  +
 ‘'Ддон
 +  0,38 	—11  <
 (I  —  средняя  крупность  склоно¬
вых  наносов;  V  —  скорость
поверхностного  стока;  V  —
энергетический  параметр;
У0—начальные  значения  Уг
при  которых  происходит
смыв  почвы;  А  —  коэффици¬
ент,  учитывающий  предохра¬
няющую  роль  растительно¬
сти;
 М%  —  удельная  мощность  осад¬
ков;  Cd  и  са—эмпирические
параметры,  которые  зависят
от  характера  подстилающей
поверхности
 Р  —  коэффициент  пористости;
 7  и  72  —  плотность  воды  и  ча¬
стиц;  п*  —  число  отсеков  по¬
перечного  сечения  шириной
В;  /гм.  с  —  максимальная  вы¬
сота  аккумулированного  ри-
феля;  ьт  —  скорость  движе¬
ния  частиц  в  воде
 1/д  дон  —  неразмывающая  ско¬
рость  потока;  1\  —  пояс  от¬
сутствия  эрозии
 А.  В.  Цинг  [170]
 И.  Г.  Ниил  (по  со¬
общению
Дж.  Китреджа
1151])
 Р.  Е.  Хортон  (по
сообщению  Дж.
Китреджа  (151])
 №  =  й8/1'4/.0'6
№  =  я9/0-7/2’2*
 Я  =  я10/°'62г/2
 87

Автор
 Вид  зависимости
 Принятые  обозначения  1
 Р.  Е.  Хортон  [106]
 R  =  au[(i  —  k)m’]3ls  X
х  /  (/)  (L  (L-
 т'  —  коэффициент,  учитываю¬
щий  шероховатость;  /  (/)  —
функция  уклона  склона
 -Г  £•<£-«]
 Д.  Смит  [157],  Ban
Дорен  [169],
 В.  Н.  Уишмейер
[163—165]  и  др.
(УПЭ  США)
 W  =  Ruf  (L)  f  (I)CKP
 Я  —климатический  показа¬
тель  эрозии  («фактор  лив¬
ня»);  /(¿)—функция  длины
склона;  С  —  «фактор  сево¬
оборота»;  К  —  «фактор  эро¬
зионной  способности  почв»,
Р  —  «фактор  противозащит-
ных  мероприятий»
 1  Одинаковые  обозначения  не  повторяются.
 использует  схему,  разработанную  им  для  размыва  русловых  связ¬
ных  наносов.
 Все  отмеченные  методы  имеют  существенные  различия.  Метод
балльной  оценки  —  это  попытка  выразить  количественно  качествен¬
ные  признаки  эродируемости  территории,  он  является  переходным
от  качественной  оценки  смыва  к  его  количественному  выражению.
Методу  присущи  недостатки  качественных  оценок  —  субъектив¬
ность,  недостаточная  обоснованность  критериев.
 Метод  сравнительной  оценки  по  сути  дела  можно  считать  разно¬
видностью  первого  метода.  Однако  оценивая  эродируемость  путем
экспериментального  сравнения  с  эталоном,  получаем  характери¬
стики,  имеющие  объективное  обоснование.  Основным  недостатком
этого  метода  является  разрозненность  оценок  взаимосвязанных  ве¬
личин,  например  смыва  почв  и  падающих  осадков  или  стока.  Дан¬
ное  направление  интересно  тем,  что  оно  позволило  углубить  знания
по  отдельным,  казалось  второстепенным,  вопросам.  В  том  виде,
в  каком  он  дается  в  работах  Эллисона,  данный  метод  не  может  счи¬
таться  перспективным,  но  его  элементы  широко  используются
в  УПЭ  и  в  методах  автора  настоящей  работы  (например,  для  оценки
эрозионной  устойчивости  почвы  —  см.  п.  3.4).
 Оценка^емыва  по  эмпирическим  формулам  как  средству  анали¬
тического  обобщения  количественных  законов  процесса  является
более  совершенным  приемом,  чем  предыдущие  методы.  Если  первые
формулы  имели  очень  слабое  экспериментальное  обоснование  и  по¬
тому  часто  не  учитывали  всех  основных  факторов,  то  УПЭ  является
уже  довольно  разветвленной  схемой,  применяемой  при  проектиро¬
вании  противоэрозионных  мероприятий.  Основные  недостатки  этой
схемы  заключаются  в  отсутствии  надежного  обоснования  ее  струк¬
 88

туры  и  формально-статистическом  подходе  к  определению  многих
критериев  расчетной  формулы.
 И  наконец,  гидромеханический  метод  имеет  ряд  преимуществ*
поскольку  он  раскрывает  механизм  явления.  Однако,  к  сожалению,
это  делается  подчас  без  должного  изучения  динамики  процесса.
Утверждения,  что  режим  наносов  от  склона  до  русла  реки  един  и
поэтому  приемы  его  выражения  могут  быть  также  едиными  [39]*
являются  не  совсем  точными  в  свете  современного  представления
о  водной  эрозии.  Классический  для  русловых  наносов  подход
к  оценке  начальных  условий  движения  наносов  не  может  механи¬
чески  переноситься  на  оценку  появления  водной  эрозии.  При  этом
рассматривается  лишь  механизм  движения  частицы,  но  куда  труд¬
нее  и  более  важно  определение  начальных  условий  появления
стока.  С  появлением  последнего  практически  всегда  начинается
движение  наносов,  поскольку  на  склоне  представлены  частицы  са¬
мые  разные  по  размеру:  от  отдельных  глинистых  фракций  до  круп¬
ных  глыб.  Принятие  по  аналогии  с  речными  наносами  движения
склоновых  наносов  в  виде  гряд  и  рифелей  не  подтверждается  экс¬
периментально.  Формы  поверхностных  образований  значительно
разнообразнее  и  сложнее.
 Большинство  имеющихся  методов  рассчитаны  на  оценку  ливне¬
вого  смыва,  но  при  этом  они  совершенно  не  учитывают  ударное  дей¬
ствие  капель.  Независимое  рассмотрение  действия  капель  дождя
в  отрыве  от  основного  процесса  не  меняет  положения  вещей.
 Поверхностно-склоновый  эрозионный  процесс,  имея  общие  черты
с  движением  русловых  наносов,  содержит  и  существенные  различия*
причем  не  только  в  появлении  сил  сцепления  грунтов,  но  и  в  иных
чертах  динамики  склоновых  потоков  (см.  п.  3.3,  4.3,  6.3  и  6.4).  Кроме
того,  гидравлический  подход  к  оценке  водной  эрозии  опирается  на
предположении,  что  известны  характеристики  склонового  стока.  Од¬
нако  в  настоящее  время  метод,  претендующий  на  практическое  при¬
менение,  должен  учитывать  современное  состояние  и  перспективы
развития  приемов  расчета  склонового  стока.  Некоторые  из  затрону¬
тых  вопросов  будут  рассмотрены  ниже.
 6.2. 	Эрозия  разбрызгивания
 Первым  видом  водной  эрозии  является  эрозия  разбрызгива¬
ния  —  процесс,  под  которым  понимается  перемещение  частиц  почвы
брызгами  капель  по  воздуху  (табл.  1.1).
 Направленное  перемещение  частиц  почвы  брызгами  появляется
лишь  при  наличии  наклона  склона,  на  горизонтальной  поверхности
разбрызгивание  не  приводит  к  перемещению  частиц  почвы  в  одном
направлении  и  ее  единственным  последствием  является  эрозия
структуры.
 Механизм  разбрызгивания  изучен  еще  не  полностью.  Иногда
считают,  что  в  качестве  критерия  переноса  можно  брать  разность
проекций  максимальных  траекторий  брызг  или  соотношение  площа-»
дей  полуэллипсов,  оконтуривающих  проекции  траекторий  брызг.
 89

Оригинальный  анализ  процесса  разбрызгивания  сделан  Мирцхула-
вой  [76].  Правда,  судя  по  приводимому  примеру  [76,  с.  175],  полу¬
ченная  им  схема  позволяет  рассчитать  «количество  почвы,  содержа¬
щейся  в  разбрызгивающихся  дождевых  каплях»,  т.  е.  то  же,  что
в  свое  время  получал  Эллисон  [148].  Такая  схема  оценивает  в  основ¬
ном  ливневую  эрозию  структуры.
 Количественная  оценка  перемещения  разбрызганных  частиц  дол¬
жна  быть  в  первую  очередь  основана  на  сопоставлении  изолиний
равных  проекций  скачков.  Именно  эта  схема  применяется  ниже.
 Как  известно,  вода  обладает  большим  поверхностным  натяже¬
нием,  что  заставляет  дождевую  каплю  принимать  шарообразную
форму.  Силы  поверхностного  натяжения  придают  эластичность
«оболочке»  и  достаточно  большую  прочность  всей  капле.  Это  свой¬
ство  особенно  проявляется  при  падении  капли  на  почву.  При  ударе
капля,  распластываясь  и  дробясь,  образует  в  почве  маленькую
лунку.  Одновременно  поверхностное  натяжение  заставляет  каждую
часть  раздробленной  капли  снова  принять  форму,  соответствующую
наименьшей  площади  поверхности,  что  в  свою  очередь  способствует
подпрыгиванию  частичек  вверх,  подобно  резиновым  шарикам.  По¬
верхность  отдельных  брызг,  смыкаясь,  захватывает  мельчайшие  ча¬
стицы  почв  и  остатки  растительности.  Эллисон  приводит  формулу
Александра  для  оценки  общего  количества  поднятых  брызгами  ча¬
стиц  почвы  [148].  Из  формулы  следует,  что  оно  пропорционально
скорости  падения  капель  в  степени  4,33,  диаметру  капли  в  степени
1,07  и  интенсивности  осадков  в  степени  0,65.  Однако  эта  характе¬
ристика,  как  и  все  остальные,  не  позволяет  оценить  расход  разбрыз¬
ганных  частиц.
 Для  изучения  эрозии  разбрызгивания  необходимо  уметь  оце¬
нивать  количество  частиц  почвы,  перемещающихся  под  действием
капель  вниз  по  склону.  Экспериментально  это  удобнее  всего  вы¬
полнять  на  установке,  подробно  описанной  в  работе  автора  [125].
Установка  состоит  из  рабочего  столика  (150x120  см)  с  вмонтиро¬
ванным  в  него  сосудом  (10X10  см),  в  который  помещается  почва.
Капли  создаются  с  помощью  оросителя,  состоящего  из  серии  капил¬
ляров.  Сосуд,  вмонтированный  в  столик,  устроен  так,  что  просачи¬
вающаяся  через  почву  вода  отводится  в  специальный  желобок.  От¬
дельно  отводится  и  собирается  поверхностный  сток.  Перемещенные
брызгами  частицы  почвы  улавливаются  полосами  фильтровальной
бумаги  шириной  10  см,  т.  е.  равной  длине  сосуда.
 Исследования  показали,  что  начальная  энергия  капли  во,  при
которой  проявляется  эффект  разбрызгивания,  равна  примерно
0,25  г-см.  Учитывая  это,  мы  находили  разбрызгивание  как  функ¬
цию  лишь  эффективной  энергии  еЭф.‘
 £эф=£  —  4N  =е  —  0,25  N; 	(6.1)
 здесь  в  —  полная  энергия  капель,  N  —  число  капель.
 В  начале  опыта  при  сухой  почве  разбрызгивание  практически
отсутствует,  оно  появляется  только  после  образования  пленки  воды
на  поверхности  почвы.  Объяснить  это  явление  можно  тем,  что  при
 90

сухой  почве  часть  капли  мгновенно  поглощается.  Это  разрушает
пленку  натяжения,  смягчает  удар  и  препятствует  разбрызгиванию.
После  каждого  опыта  определялось  количество  почвы,  перенесенное
вниз  и  вверх  на  0—10,  10—20  см  и  более  от  сосуда.  Далее  рассчи¬
тывался  расход  частиц  РА  в  г/с  на  1  м.  Методика  расчета  величины
/?а  требует  пояснения.
 Представим  поверхность  нашего  сосуда  как  элементарную  пло¬
щадку  склона,  по  нижней  границе  которой  проходит  створ  А—А'.
Очевидно,  что  расход  наносов  равен  разности  веса  частиц,  перене¬
сенных  через  этот  створ  с  части  склона,  расположенной  выше  створа
(ЦР'п),  и  в  обратном  направлении  (2]Р')  за  время  опыта  Т  (с),  т.  е.
 ИА=^Рп~^Рв  . 	(6.2)
 Определим  величины 	и  '.  Для  этого  разобьем  весь
 склон  на  элементарные  участки  одинаковой  длины.  Тогда  сумма
наносов  2]Рд»  перенесенных  через  створ  А—А\  будет  формиро¬
ваться  за  счет  всех  частиц,  перемещенных  с  первого,  ближайшего
к  створу  А  —  А'  элементарного  участка  вниз  по  склону  (Рн).  Час¬
тицы  же  со  второго  участка  не  все  пересекут  створ  А  —  А';  часть
их,  равная  Ро-и  задержится  на  первом  участке,  т.  е.  участие  нано¬
сов  со  второго  участка  в  формировании  расхода  /?а  выразится  ве¬
личиной  Рн  —  Ро-ь  Аналогично  вес  частиц  с  третьего  участка,  кото¬
рые  пересекут  створ  А—А',  будет  равен  Рн—  (Р0-1  +  Р1-2),  и  т.  д.
Или  в  общем  виде
 2А,  =ЯН+  [Ян  -  Рн  о_,|+[Ян  -  (Ян  о  +ЯН  ,_2)]+
 +  •  •  •  "НА|“(^>н0-1“Ь  •  •  • 	(«  —  1)  —/г)]» 	(6.3)
 где  Рн(п-1)-п  —  вес  частиц  почвы,  перенесенных  с  самого  удаленного
вверх  по  склону  элементарного  участка,  брызги  с  которого  еще  до¬
летают  до  створа  А  —  А'.
 Аналогичным  образом  получаем  выражение  для  ^Р'.  После
несложных  упрощений  имеем
 2Р>в  =  ~£”  [тРв  —  (Рв  О-Ю  +  Рв  О—20~Ь"  •  •  • 	0—т)]» 	(6.4)
 2Р  Н  =—  [мРн  —  (Рн  0-10  +  ^0-20+  •  •  • 	0-т)]> 	(6.5)
 где  индексы  0—10;  0—20;  0—т  обозначают  расстояния,  на  которое
перемещены  наносы,  в  см;  Ъ  —  ширина  сосуда  в  мм;  Рв  и  Рн  —  сум¬
марный  вес  наносов,  перенесенных  вверх  или  вниз  по  склону.  Под¬
ставляя  выражения  (6.4)  и  (6.5)  в  формулу  (6.2),  находим
Такая  методика  обработки  экспериментального  материала  позво¬
ляет  характеризовать  разбрызгивание  не  отвлеченными  показате¬
лями,  а  весом  частиц  почвы,  переносимых  на  естественном  склоне
при  условии  равенства  всех  прочих  факторов  (почв,  растительного
покрова  и  пр.).
 91

Основные  эксперименты  проводились  на  обыкновенном  слабо-
эродированном  среднесуглинистом  черноземе.  Обобщенные  резуль¬
таты  опытов  помещены  в  табл.  6.2.  В  пределах  исследованных  диа¬
пазонов  изменения  удельной  мощности  капель  Мэф  и  уклона  I  на¬
мечается  прямолинейная  связь  между  этими  характеристиками  и
средними  расходами  наносов  (табл.  6.2,  серия  А  и  Б).  Величина
.МЭф  подсчитана  с  учетом  формулы  (6.1).
 Таблица  6.2
 Изменение  разбрызгивания  почвы  в  зависимости  от  удельной  мощности  капель
Мэф,  уклона  склона  /,  длительности  опыта  /  и  крупности  агрегатов  йСр
 Г-СМ/С-М2
 380
 2800
 5000
 5900
 7100
 7300
 •8  II
 >  ^
 ■  О  СО
•  О
 35  о~
 о
 0,011
 0,021
 0,046
 0,058
 0,070
 0,075
 ’  'и/оо
(Мэф=5000
 10
 50
 80
 100
 150
 185
 209
 г*см/с*м2)
/?ср  г/с-м
 0,010
 0,016
 0,020
 0,040
 0,050
 0,053
 0,074
 7  мин
 0-10
 10-20
 20-30
 30-40
 Перерыв
 0-10*
 10-20*
 Я/  ^макс
 1,00
 0,57
 0,45
 0,30
 Перерыв
 0,38*
 0,27*
 7/ср  мм
Яср  г/с-м
 0,25-0,5
 0,022
 0,5-1,0
0,033
 1-2
 0,045
 3-5
 0,26
 5-7
 0,044
 *  Опыты  после  перерыва.
 Интенсивность  процесса  разбрызгивания  почвы  не  остается  по¬
стоянной.  Если  образец  почвы  подвергается  длительному  дождева¬
нию,  то  замечается  уменьшение  разбрызгивания  во  времени
(табл.  6.2,  серия  В).  Возможны  несколько  причин  этого.  Основная
из  них  заключается  в  уплотнении  верхнего  слоя  почвы  ударами  ка¬
пель  и  кольматации  поверхности.  Со  временем  влияние  этого  фак¬
тора  стабилизируется.  Вторая  причина  заключается  в  образовании
на  поверхности  почвы  слоя  воды,  который  принимает  на  себя  удары
капель,  уменьшая  тем  самым  разбрызгивание.  В  естественных  ус¬
ловиях  влияние  этого  фактора,  очевидно,  будет  несколько  меньшим,
чем  в  опытах,  где  по  мере  разбрызгивания  и  уплотнения  почвы  часть
стенок  сосуда  оголялась  и  задерживала  слой  воды,  не  позволяя  ей
полностью  стекать.
 Сравнение  разбрызгивания  разных  видов  почв  показало,  что
обыкновенный  суглинистый  чернозем  и  глина  разбрызгиваются  при¬
мерно  одинаково  и  почти  в  три  раза  больше,  чем  кварцевый  песок
с  диаметром  частиц  1,00—0,25  мм.  Это  связано  с  тем,  что  под  дей¬
ствием  капель  происходит  разрушение  первоначальных  почвенных
агрегатов  чернозема,  а  на  поверхности  глины  образуется  кашица.
Это  способствует  разбрызгиванию  частиц  почвы  и  глины.  В  то  же
время  песок  не  разрушается  от  действия  капель,  при  этом  энергии
капель  не  всегда  достаточно  для  переноса  крупных  частиц.  Некото¬
рое  влияние  на  уменьшение  разбрызгивания  оказывает  также  уско¬
ренное  впитывание  воды  в  песок.
 *92

Интересно  проследить  за  интенсивностью  разбрызгивания  агре¬
гатов  одной  и  той  же  почвы  (табл.  6.2,  серия  Г).  Сначала  с  увеличе¬
нием  среднего  диаметра  агрегата  до  1,5—2,0  мм  величина  /?а  рас¬
тет.  При  увеличении  диаметра  примерно  до  4,0  мм  она  понижается
и  лишь  после  этого  снова  возрастает.  Очевидно,  причина  этого  за¬
ключается  в  следующем.  При  разбрызгивании  капля  захватывает
слой  почвы  в  1—2  частицы;  естественно,  что  вес  такого  слоя  при
диаметре  агрегатов  0,25  и  1,0  мм  разный  и  тем  больший,  чем  больше
размер  агрегата.  При  размере  агрегатов  более  2,00  мм  разбрызги¬
вание  уменьшается,  так  как  капля  не  может  переместить  часто  даже
одну  частичку.  Поэтому  агрегат  сначала  должен  разрушиться,  и
уже  после  этого  его  части  переносятся  брызгами.  В  то  же  время  аг-
 Рис.  6.1.  Изменение  ко¬
эффициента  А  в  зависи¬
мости  от  покрытия  поч¬
вы  растительностью  Гр.
 1  —  для  условий  поверхност¬
ного  смыва;  2  —  для  эрозии
разбрызгивания  при  покры¬
тии  почвы  слоем  соломы;
3,  4,  5  —  для  эрозии  разбрыз¬
гивания  (по  данным  Осборна
1156])  для  растительности
высотой  менее  10  (3),  10—20
(4)  и  более  20  см  (5)  соответ¬
ственно.
 А
 регаты  крупнее  4,0  мм,  как  известно,  имеют  меньшую  прочность
и  легче  разрушаются  под  действием  капель.
 Приведенные  сведения  относятся  к  оголенной  почве.  Разбрызги¬
вание  заметно  меняется,  если  поверхность  почвы  покрыта  остатками
растительности.  Обозначим  отношение  разбрызгивания  на  участке
с  покрытием  к  разбрызгиванию  оголенной  почвы  через  А.  Измене¬
ние  этой  величины  при  разном  покрытии  почвы  видно  из  рис.  6.1
(кривая  2).  Интересно,  что  графическая  зависимость,  отражающая
влияние  растительности  на  разбрызгивание,  определенная  на  осно¬
вании  данных  Осборна  [156],  не  совпадает  с  кривой  2.  Опыты  Ос¬
борна  несколько  отличаются  по  своей  методике  и  не  могут  служить
для  оценки  расхода  разбрызгиваемых  частиц,  так  же  как  и  указан¬
ные  опыты  Эллисона.
 Величину  А  можно  рассматривать  как  коэффициент,  учитываю¬
щий  предохраняющую  роль  растительности.  Тогда  общее  выраже¬
ние  для  расхода  частиц  в  г/с  через  1  м  ширины  склона  можно  за¬
писать  как
 ца=ЬАМэ  ф/, 	(6.6)
 где  Ь  —  параметр,  объединяющий  прочие  факторы  (6  =  6,6*  10~8).
 93

6.3. 	Исследование  динамики  поверхностного  смыва  почвы
методом  искусственного  дождевания
 Сопоставление  разбрызгивания  с  общим  расходом  склоновых  на¬
носов  показывает,  что  в  естественных  условиях  оно  составляет  очень
малую  долю.  Поэтому  несмотря  на  большое  косвенное  значение
разбрызгивания  в  формировании  склоновых  наносов  величину  по¬
верхностно-склоновой  эрозии  можно  оценивать  лишь  по  поверхност¬
ному  смыву  и  струйчатому  размыву.  Для  простоты  в  приближенной
схеме  их  следует  рассматривать  как  единое  следствие  стекающего
потока.  Различные  стороны  динамики  этого  процесса  можно  изучать
методом  искусственного  дождевания,  как  в  лабораторных,  так  и
в  естественных  условиях  склонов.  Лабораторный  метод  позволяет
более  тщательно  поставить  эксперимент.  Но  в  этих  условиях  не  уда¬
ется  сохранить  многие  свойства  почвы  (подробнее  см.  п.  2.1),  по¬
этому  в  основном  эксперименты  проводились  в  естественных  усло¬
виях  склонов.
 Исследования  выявили,  что  действие  падающих  капель  дождя
и  энергия  стекающего  потока  одинаково  значимы  в  процессе  от¬
рыва  и  переноса  частиц  почвы.  При  создании  стока  без  орошения
каплями  дождя  смыв  осуществляется  в  основном  за  счет  отдель¬
ных,  иногда  значительных  по  величине  агрегатов.  Заметно  умень¬
шение  отрыва  агрегатов  и  некоторое  осветление  потока  после  того,
как  поверхность  почвы  окажется  «обмытой»  первыми  порциями  сте¬
кающей  воды.  Как  уже  указывалось,  разбрызгивание  происходит
в  период,  когда  на  поверхности  почвы  "образуется  тончайшая  пленка
воды.  Тогда  капля,  ударяясь,  разлетается  брызгами,  увлекая  час¬
тицы  почвы.  Роль  капель  дождя  в  смыве  через  разбрызгивание  и
переносе  почвы  по  воздуху  значительно  меньше  по  сравнению  с  той
ролью,  которую  они  играют  при  взмучивании  стекающей  воды.
 Мелкие  частицы  почвы,  увлекаемые  потоком,  обходят  препятст¬
вия  и  не  задерживаются  в  углублениях  склона.  Более  крупные,  пе¬
редвигаясь  под  действием  стекающей  воды,  сталкиваются  с  круп¬
ными  неровностями  дна,  а  иногда  задерживаются  в  понижениях.
Подчас  ударом  упавшей  капли  создается  импульс,  заставляющий
эту  частицу  снова  двинуться  с  потоком.
 Несколько  другой  характер  носит  движение  еще  более  крупных
частиц.  Они  временно  приходят  во  взвешенное  состояние  или  на¬
чинают  катиться  лишь  под  суммарным  воздействием  стекающего
потока  и  удара  капель.  Прокатившись  по  поверхности  почвы,  они
снова  задерживаются  до  нового  импульса  от  удара  капли.  Попав
в  углубление,  частицы  оказываются  иногда  защищенными  от  па¬
дающих  капель  слоем  воды,  и  их  движение  прекращается.
 При  рассмотрении  совмещенных  графиков  дождя,  стока  и  смыва
видна  общая  закономерность  в  изменении  этих  величин.  Однако
ход  смыва  почв  и  мутности  отличается  рядом  особенностей.  В  пер¬
вую  очередь  —  это  некоторое  уменьшение  мутности  р  с  развитием
стока.  После  перерыва,  во  время  нового  опыта,  иногда  повторяется
та  же  картина.  Однако  первоначальное  значение  р  во  втором  опыте
 94

всегда  бывает  меньше  даже  при  несколько  большей  интенсивности
стока.  Кривая  R  =  R(t)  повторяет  ход  кривой  стока  воды,  но  уве¬
личение  R  происходит  более  резко.
 Наиболее  общая  закономерность  смыва  заключается  в  связи
величины  мутности  со  скоростью  потока  и  удельной  мощностью
осадков  Mi.  При  одинаковых  величинах  М*,  уклона,  шероховатости
и  длины  склона  она  может  быть  упрощена  до  вида
 Р=ХЬС, 	(6.7)
 где  h  —  интенсивность  стока;  показатель  степени  с  равен  примерно
1,50—1,80.  Более  общей  является  зависимость  вида  р  =  р(h;  Mi).
На  рис.  6.2  а  показана  первая  серия  опытов,  характеризующая  про¬
цесс  стока  воды  и  наносов  на  четырех  однотипных  площадках  при
изменении  высоты  дождевальной  рамы  Яр,  определяющей  в  данном
случае  мощность  осадков.  Мутность,  как  обычно,  изменялась  здесь
от  повышенного  значения  в  начале  опыта,  являющегося  очень  ча¬
сто  случайным,  до  более  устойчивой  величины  ро.  Эти  две  характе¬
ристики,  а  также  средняя  мутность  потока  за  60  мин  рср  возра¬
стают  по  мере  роста  Mi.  Однако  этот  рост  объясняется  не  только
воздействием  капель,  но  и  увеличением  интенсивности  стока  в  про¬
цессе  опыта,  также  влияющей  на  разрушение  и  перенос  частиц
почвы.  Поэтому  обратимся  к  другой  серии  экспериментов,  прове¬
денной  с  целью  получения  разнообразных  сочетаний  величин  стока
и  мощности  осадков.  Опыты  выполнялись  при  различных  значениях
Mi  на  одной  и  той  же  площадке.  Один  из  результатов  этой  серии
опытов  изображен  на  рис.  6.2  6.  Обработка  данного  материала  поз¬
волила  получить  зависимость  вида  (6.7),  причем  как  коэффициент
X,  так  и  показатель  степени  с  оказались  зависимыми  от  величины
М{  [134].
 Для  грубых  расчетов  можно  принять  с=  1,70,  тогда
 р=(1,6-)-0,00467И()  Л1’7. 	(6.8)
 Следует  отметить  некоторые  особенности  динамики  процесса
при  изменении  мощности  осадков.
 1. 	Если  опыт  проводится  все  время  при  малом  значении  Ми  то
мутность  стекающего  потока  будет  несколько  выше,  чем  при  тех
же  значениях  h  и  Mi,  но  в  опыте,  следующем  за  периодом  повышен¬
ного  значения  Мг*.  Связано  это,  очевидно,  с  тем,  что  при  высоком
значении  Mi  все  относительно  слабоагрегированные  частицы  разру¬
шаются  и  при  последующем  уменьшении  Мг-  этот  процесс  разруше¬
ния  замедляется.  Однако  иногда  мутность,  особенно  в  первые
периоды,  остается  достаточно  высокой  и  в  этих  условиях  за  счет
выноса  уже  накопившихся  в  микропонижениях  разрушенных  агре¬
гатов.
 2. 	При  увеличении  Mi  происходит  значительное  сглаживание  по-'
верхности  площадки,  так  как  капли  интенсивно  разрушают  межру-
чейковые  повышения  рельефа.  И,  наоборот,  при  малом  Мх  более
выражено  микроструйчатое  движение  воды.
 95

-Л  50
 а)
 ]  г
 I  Нь-40см
\  н
 ГРу
 N
 \
 \
 ?л
 -40
 №18
 №16
 №17
 б)
 Рис.  6.2.  Изменение  интенсивности  стока  к  и  мутности  р  при  разной  высоте
дождевальной  рамы  Яр.
 а  —  на  площадках  ЛГа  15—18;  б  —  на  площадке  №  19.

3. 	Лужи  заметно  сказываются  на  мутности,  уменьшая  ее.  Ана¬
логично  влияние  растительности,  которая  воспринимает  на  себя
удары  капель.
 Учитывая,  что  описанные  опыты  проводились  для  оголенной  по¬
верхности,  в  общем  виде  правильнее  записать  уравнение  (6.8)  сле¬
дующим  образом:
 р  =  (1)6+0,0046АЖО/1,7, 	(6.9)
 здесь  А—коэффициент,  учитывающий  предохраняющую  роль  рас¬
тительности  (см.  рис.  6.1).  Более  общей,  с  учетом  изменения  мутно¬
сти  в  процессе  стока,  будет  зависимость
 Р/=(1.6+0,0046АУИ;)  ¿и7+^- 	(6.10)
 где  St  —  слой  стока,  т  =  1,3.  При  значительном  слое  стока  второй
частью  зависимости  (6.10)  можно  пренебречь.
 Причина  уменьшения  мутности  р*  с  развитием  стока  может  за¬
ключаться  в  следующем:
 1. 	Известно,  что  транспортирующая  способность  потока  опреде¬
ляется  гидравлической  крупностью  частиц.  Очевидно,  особенность
смачивания  почвы  дождем  может  вызывать  в  начальный  момент
защемление  воздуха  в  агрегатах  почвы  и  уменьшение  тем  самым  ее
гидравлической  крупности.
 2. 	Сухая  почва  на  поверхности  площадки  имеет  меньшую  эрози¬
онную  водопрочность.  В  момент  быстрого  увлажнения  интенсив¬
ными  осадками  происходит  ослабление  связей.  После  некоторого
(оптимального)  увлажнения  водопрочность  возрастает,  но  далее
с  ростом  влажности  почвы  снова  уменьшается.
 3. 	На  поверхности  почвы  образуются  свободно  лежащие  час¬
тицы,  потерявшие  связь  с  почвой.  Они  легче  размываются  и  выно¬
сятся  потоком  в  начальный  период  стока.  Однако  по  мере  развития
стока  количество  таких  частиц  уменьшается.
 Следует  подчеркнуть,  что  с  увеличением  длины  площадки  умень¬
шение  мутности  с  развитием  стока  затушевывается,  что  будет
вполне  понятным,  если  рассмотреть  формирование  склоновых  нано¬
сов  на  основе  генетической  формулы.
 Представляет  интерес  характеристика  крупности  смываемых  на¬
носов.  Для  упрощенного  анализа  введем  понятие  о  коэффициенте
крупности  К',  который  примем  равным  отношению  величины  смыва
частиц  крупностью  больше  0,05  мм  к  смыву  частиц,  меньших  0,05  мм.
Как  правило,  наибольший  коэффициент  крупности  наблюдается  на
обработанных  участках,  меньший  —  на  залежи  и  целине.  Величина
/('  колеблется  около  единицы,  в  общем  соответствуя  изменению  ве¬
личины  смыва.  На  полях  с  пропашными  культурами  К'  обычно
больше  единицы,  на  залежи  —  меньше.  Крупность  смываемых  час¬
тиц  изменяется  также  в  ходе  дождя:  при  увеличении  интенсивности
стока,  хотя  и  с  некоторым  запаздыванием,  наблюдается  рост  /С'.
 При  увеличении  стока  наблюдается  в  основном  возрастание
 7  Зак.  №  278
 97

смыва  более  крупных  частиц.  Это  вполне  понятно,  так  как  мелкие
частицы,  имеющиеся  на  поверхности  почвы,  смываются  даже  при
малом  стоке.  А  при  увеличении  последнего  их  количество  увеличи¬
вается  лишь  за  счет  разрушения  более  крупных  частиц  в  процессе
движения  (речь  идет  о  смыве  с  небольших  площадок,  где  слабо
проявляется  разрушение  частиц  при  их  движении).  На  крупность
смываемых  частиц  очень  влияет  нанорельеф.  Там,  где  имеются  ус¬
ловия  для  образования  луж,  смываются,  как  правило,  более  мелкие
частицы,  крупные  же  оседают  в  процессе  движения.  Казалось  бы,
по  мере  заиления  микровпадин  должны  смываться  все  более  круп¬
ные  частицы,  но  обычно  наблюдается  максимальная  крупность  в  на¬
чале  стока.  Возможно,  что  в  первый  период  почвенные  агрегаты
еще  не  успевают  пропитаться  влагой,  и  поэтому  они  несмотря  на
свою  величину  имеют  несколько  меньшую  гидравлическую  круп¬
ность.  Это  перекликается  с  вопросом  уменьшения  мутности  по  мере
развития  стока.  При  сравнении  смыва  на  почвах  различной  эроди-
рованности  наблюдается  некоторое  увеличение  крупности  смывае¬
мых  частиц  на  более  эродированных  почвах.
 Еще  в  1958  г.  автором  [116,  118]  была  предпринята  попытка
применить  к  расчету  смыва  схему,  полученную  в  результате  аппрок¬
симации  теории  движения  речных  наносов  В.  Н.  Гончарова  [26].
Различия  динамики  склонового  и  руслового  стока  привели  к  несо¬
ответствию  между  принятой  схемой  и  результатами  опытов.
В  дальнейшем  это  несоответствие  было  устранено  путем  введения
эмпирически  полученных  поправок.
 Гидромеханический  подход,  как  известно,  обычно  предусматри¬
вает  независимо  от  решения  основной  задачи  определение  началь¬
ных  условий  движения  наносов.  Проведенный  выше  анализ  и  экспе¬
рименты  выявили  очень  большие  трудности  при  подобном  подходе
к  исследованиям  смыва  почвы  (см.  п.  3.3).  Поэтому  основной  смысл
упрощения  теории  Гончарова  состоял  в  том,  чтобы  получить  такую
модификацию  окончательной  формулы,  которая  позволила  бы  оп¬
ределять  начальные  условия  смыва  обратным  расчетом  по  имею¬
щимся  фактическим  данным  [116].  В  результате  получено  следую¬
щее  выражение  для  расхода  склоновых  наносов:
 где  й  —  диаметр  передвигаемых  частиц;  V—  скорость  потока;  и"  —
 ее  начальное  значение  для  агрегатов  почвы;  аф  —  произведение  ко¬
эффициентов,  учитывающих  размерность  и  отклонение  принятой
схемы  от  действительной.
 6.4. 	Анализ  поверхностного  смыца  почвы  на  основе
упрощенной  гидромеханической  модели
 (б.и)
 98

Данная  зависимость  может  быть  применена  лишь  для  расчета
смыва  потоком,  на  который  не  накладываются  дополнительные  вих¬
ревые  возмущения  за  счет  воздействия  капель  дождя.  В  потоке,  об¬
разованном  ливневыми  осадками,  как  отмечалось,  картина  сущест¬
венно  меняется.  Ударное  действие  капель  дождя  прежде  всего  спо¬
собствует  отрыву  частиц  почвы  и  их  взмучиванию.  В  формуле  (6.11)
членом,  отражающим  отрыв  и  подъем  частицы  почвы,  является
 ее  начальное  значение,  при  котором  возникает  движение  наносов.
При  наложении  на  поток  дополнительных  усилий  за  счет  ударного
действия  капель  общая  энергия  может  быть  выражена  через  ско¬
рость  потока  и  скорость  падения  капель.  В  силу  разных  размеров
капель  в  естественном  дожде  правильнее  заменить  скорость  паде¬
ния  капель  на  удельную  мощность  осадков  М(.
 После  ряда  пробных  расчетов  для  ливневого  смыва  была  при¬
нята  следующая  структура  формулы:
 где  V—новый  энергетический  параметр,  включающий  помимо  V,
долю  М{  и  равный  и  +  рАМ?;  V"  —  значение  V.  при  котором  начи¬
нает  образовываться  смыв.  Коэффициент  А  —  переменная  величина,
зависящая  от  покрытия  почвы  растительностью.  Для  оголенной  по¬
верхности  Л  =  1,  а  при  сплошном  покрове  Л  =  0,  и  тогда  У=и.
 Для  определения  V"  как  остаточного  члена  и  отыскания  Л,  р
 и  других  параметров  пришлось  воспользоваться  косвенными  прие¬
мами,  в  том  числе  методом  подбора  оптимального  варианта  (на¬
пример,  для  определения  аф).  Некоторые  из  параметров  приняты  на
основании  других  исследований.  Так,  с  учетом  анализа,  проделан¬
ного  Р.  Вудбурном  [169],  показатель  при  М*  был  принят  равным
0,75.
 Параметр  Л  отражает  роль  растительного  покрова  в  уменьше¬
нии  действия  капель  и  является  функцией  его  густоты  ^р.  Для  усло¬
вий  разбрызгивания  аналогичный  параметр  как  функция  /'’р  пока¬
зан  на  рис.  6.1  (кривая  2).  Применение  этой  же  зависимости  для
поверхностного  смыва  оказалось  невозможным.  Дело  в  том,  что  ча¬
стицы  почвы,  попавшие  вместе  с  брызгами  на  растения,  задержи¬
ваются  ими  лишь  временно,  а  затем  смываются  и  снова  попадают
в  поток.  При  исследовании  разбрызгивания  это  не  учитывается.
Уточнение  характера  изменения  Л  было  осуществлено  методом  под¬
бора,  т.  е.,  задаваясь  значениями  Л(/7Р),  проводили  пробные  рас¬
четы.  Лучшая  связь  наметилась  при  зависимости,  изображенной  на
рис.  6.1  (кривая  1).
 )  .  пр
 ичем  скорость  V  характеризует  энергию  потока,ц"
 (6.12)
 7*
 99

Коэффициент  р  отражает  роль  мощности  осадков  при  взмучива¬
нии  почвы  каплями  дождя  в  процессе  образования  смыва.  Путем
сопоставления  величин  АМ°г>15  и  V  при  одинаковом  смыве  на  осно¬
вании  специальных  опытов,  во  время  которых  изменялась  высота
падения  капель  дождя,  было  найдено,  что  р  ~  0,01  [116,  117].  И  на¬
конец,  пробными  расчетами  величины  V"  при  /?  в  г/с  с  1  м  ширины
 склона,  (I  в  мм,  V  в  см/с  и  Мг  в  г-см/с-м2  было  найдено,  что  аф  =
=  0,0017.
 Рис  6  3  Изменение  параметра  У0  в  зависимости  от  крупности
наносов  (а)  и  величины  V  (б)\  изменение  крупности  наносов  от
величины  V  (в)
 По  результатам  экспериментов  методом  искусственного  дожде¬
вания  теперь  можно  определить  характеристику  начальных  условий
 появления  смыва  V".  Анализируя  ее,  обнаруживаем,  что  она  свя¬
зана  с  параметром  V  и  крупностью  наносов  й  (рис.  6.3  а  и  6.3  6).
Само  по  себе  наличие  связи  между  V"  и  с1  доказано  в  п.  3.3.  Однако
 нужно  подчеркнуть,  что  здесь  с1  —  не  характеристика  агрегатного
состава  контактного  слоя  почвы  (см.  табл.  6.1),  она  является  пере¬
менной  величиной  для  одной  и  той  же  почвы  в  одном  и  том  же  ее
 состоянии  и  зависит  от  значения  V.  В  этом  —  одно  из  существенных
отличий  процесса  смыва  от  размыва  русловых  связных  наносов.
 100

Поскольку  ]/"0  зависит  от  й,  а  й—  от  У,  то,  естественно,  и  У''может
 быть  непосредственно  связано  с  V.
 Анализ  зависимостей  У"  =  К''(У),  полученных  при  обработке
 материалов  дождевания,  аналогичных  показанным  на  рис.  6.3  [116,
117],  позволяет  заключить,  что  они  в  основном  отражают  податли¬
вость  почвы  к  смыву  с  учетом  ее  состава  и  особенностей  структур¬
ного  строения,  но  практически  без  учета  ее  обработки,  тогда  как
 зависимость  V"  =  К"  (¿)  учитывает  способность  к  смыву  частиц
 почвы  определенного  диаметра  с  различных  угодий,  где  уже  сказы¬
вается  и  обработка  почвы.
 При  анализе  зависимостей  У"  =  У"(У)  для  угодий  с  обработан¬
ной  поверхностью  обнаруживается,  что  кривые,  соответствующие
более  эродированным  почвам,  располагаются  выше.  Здесь  наблю¬
дается  зависимость,  обратная  той,  которая  имела  место  для  кривых
 У"=У"(с1).  Объясняется  это  тем,  что  на  более  эродированных  поч¬
вах  легче  отрываются  более  крупные  частицы.  А  для  них  при  про¬
чих  равных  условиях  будет  больше  параметр  V"  (конечно,  для  рав¬
ных  й  величина  V"  будет  меньше  для  эродированных  почв).
 Перейдем  к  анализу  величины  с1.  Как  уже  отмечалось,  она
 в  первую  очередь  зависит  от  изменений  параметра  V:  чем  больше
 К,  тем  более  крупные  частицы  могут  передвигаться  потоком.  Однако
 имеется  и  другая  особенность:  чем  больше  V,  тем  интенсивнее  раз¬
рушается  почвенная  частица  при  ее  отрыве.  Для  условий  опытов  на
площадке  длиной  1—3  м  разрушением  почвенных  частиц  в  движу¬
щемся  потоке  можно  пренебречь.  Исходя  из  этого  для  различных
 угодий  были  построены  зависимости  й  =  й(У),  которые  показывают,
что  величина  с1  тем  больше,  чем  меньше  противоэрозионная  устой¬
чивость  почвы.  Так,  с  обработанного  участка  кукурузы  смываются
частицы  в  2,0—2,5  раза  крупнее,  чем  с  необработанного,  и  в  5—6  раз
крупнее,  чем  с  этого  же  поля  поздней  осенью,  перед  уборкой  куль¬
туры.  Для  сильно  эродированной  поверхности  значение  й  также
увеличивается.  Это  можно  объяснить  тем,  что  на  более  эродирован¬
ном  участке  отмечается  слабое  сцепление  почвенных  частиц  между
собой,  поэтому  даже  наиболее  крупные  из  них  легко  подхватыва¬
ются  потоком,  о  чем  уже  говорилось  выше.
 На  графиках  связи  й  =  с1(У)  все  точки,  которые  отвечали  опы¬
там,  следующим  за  опытом  с  меньшей  интенсивностью  осадков,  по¬
мечены  индексом  «п»  (подъем),  а  при  обратном  порядке  индексом
«с»  (спад)  (см.  рис.  6.3в).  Точки  без  индекса  отвечают  промежу¬
точным  условиям,  когда  не  происходило  отчетливого  чередования
большой  и  малой  интенсивностей.  На  графиках  видно,  что  большин¬
ство  точек  с  индексом  «п»  располагается  в  правой  части  графика,
 101

а  точки  с  индексом  «с»  —  в  левой.  На  рис.  6.3  в  левее  кривой  АБ
располагаются  точки  с  индексом  «с»,  правее  кривой  ВБ  —  с  индек¬
сом  «п».  Между  кривыми  АБ  и  ВБ  находится  промежуточная  зона.
Такое  расположение  точек  можно  объяснить,  очевидно,  тем,  что  по¬
сле  дождя  малой  интенсивности  дождь  большой  интенсивности  раз¬
рушает  поверхность  почвы,  разбивая  почвенные  агрегаты.  Те  из  них,
которые  могли  бы  транспортироваться  потоком  при  данном  дожде,
просто  разрушаются.  Ввиду  значительного  разброса  на  графиках
 К"=К"(Ю  и  и  =  й{У)  полученные  зависимости  могут  быть  выра¬
жены  приближенно  прямой  линией  [116,  117].
 Данная  схема  была  использована  также  для  оценки  смыва  в  ес¬
тественных  условиях  [118].  Не  останавливаясь  на  этом  подробно,
рассмотрим  перспективность  этого  направления.
 Имеющиеся  в  настоящее  время  приемы  гидромеханического  ана¬
лиза  поверхностного  смыва  основываются,  казалось  бы,  на  более
строгом  решении  задачи,  чем  рассмотренная  выше.  Однако  они,  как
было  показано  в  п.  3.3,  исходя  из  более  грубых  начальных  предпо¬
сылок,  полагающих  априори  подобие  склонового  и  руслового  эро¬
зионных  процессов.  Схема,  отражаемая  формулой  (6.12),  наоборот,
учитывает  экспериментально  обнаруженное  несоответствие  между
склоновой  и  русловой  эрозией.  Это,  конечно,  не  означает,  что  подоб¬
ная  модель  отражает  все  особенности  динамики  склонового  стока
(см.  п.  4.3).  Рассматриваемая  структура  формулы  имеет  и  другие
недостатки.  Так,  на  ее  основе  сложно  учитывать  влияние  профиля
склона,  роль  противоэрозионных  мероприятий.  Кроме  того,  нужно
иметь  информацию  о  крупности  наносов.
 И,  наконец,  необходимо  отметить,  что  лишь  упрощенная  схема
оценки  смыва  позволяет  в  настоящее  время  обобщить  уже  накоп¬
ленный  материал  по  влиянию  таких  факторов  на  смыв  почв,  как
уклон,  длина  и  экспозиция  склона,  севооборот  и  т.  д.  Однако  вместе
с  тем  только  дальнейшее  изучение  динамики  склонового  процесса
(стока  и  смыва),  особенности  его  механизма  могут  привести  к  по¬
явлению  новых  взглядов  на  борьбу  с  эрозией  и  оценку  поверхност¬
ного  смыва  в  общем  балансе  наносов.
 6.5. 	Метеорологические  и  гидрологические  характеристики
поверхностно-склоновой  эрозии
 6.5.1. 	Основные  положения
 В  настоящее  время  при  гидравлическом  анализе  механизма
смыва  возможно  учитывать  компоненты  потока,  подстилающей  по¬
верхности  и  свойств  наносов  лишь  в  замыкающем  створе.  В  то  же
время  совершенно  ясно,  что  количество  наносов  в  любом  створе
определяется  сочетанием  условий  водоотдачи,  наносообразования
и  транспортирующей  способности  потока  по  всей  вышерасположен-
ной  части  склона,  хотя  роль  различных  участков  здесь  тем  меньше,
 102

чем  дальше  они  находятся  от  замыкающего  створа.  Наиболее  полно
эту  особенность  можно  выразить  генетической  формулой  стока  на¬
носов,  которую  по  аналогии  с  генетической  формулой  стока  воды
запишем  в  виде
 t
 Я*»Тн  J 	dt, 	(6.13)
 t  —  x
 где  е*_т  —  средняя  за  время  добегания  интенсивность  наносообразо-
вания  в  мм  слоя  почвы  за  1  мин;  ун  —  объемный  вес  почвы;
 ОТ
 функция  добегания;  Rt—  расход  склоновых  наносов  на  единицу  ши¬
рины  склона.
 Надежное  решение  уравнения  (6.13)  возможно  только  путем
учета  гидравлики  двухфазной  смеси  вода—наносы  при  неравномер¬
ном  и  неустановившемся  ее  движении.  Для  практических  целей  до¬
статочно  определить  не  величину  Rt,  а  суммарный  модуль  за  паво¬
док.  Суммарный  модуль  жидкого  стока  записывается  как
 т
 WB=k'p$  ht_xdt; 	(6.14)
 О
 по  аналогии  для  твердого  стока  при  I  и  /  =  const  получим
 т
 WHzsfk'PiH§et_xdt-, 	(6.15)
 о
 здесь  ht-х  —  интенсивность  водоотдачи  за  время  добегания;  Т  —  про¬
должительность  стока;  k"  и  k'p—коэффициенты  размерности.
 Зависимость  (6.15)  можно  дополнить  эмпирической  функцией,
учитывающей  влияние  уклона  Ф(/;  /),  и  снять  таким  образом  ука¬
занные  ограничения.  Выражение  ¿'унв^  для  участка  склона  /=1
 назовем  элементарным  смывом.  При  этом,  очевидно,  что  kpyH£l=l  =
=  kp(hp)[=i  .  Тогда  уравнение  (6.15)  получит  вид
 г
 W„=kРФ  (/;  /)  J  (ЛР),=1  dt. 	(6.16)
 О
 6.5.2. 	Схема  оценки  ливневого  смыва
 Раскрывать  зависимость  (6.16)  можно  различными  путями,  в  том
числе  с  точки  зрения  гидромеханики  явления,  хотя  для  практиче¬
ских  целей  нет  смысла  проводить  раздельный  расчет  величин  Лир.
Схема  такого  решения,  ранее  предложенная  автором  (см.  табл.  6.1),
для  практического  применения  оказалась  малопригодной  в  связи
с  излишней  подробностью  выражения  процесса  на  разных  его  эта¬
пах.  Однако  основная  идея  такого  решения,  проверенная  на
 103

материалах  стоково-эрозионных  станций  США,  представляется  пер¬
спективной.  Она  заключается  в  том,  что  достаточно  полной  харак¬
теристикой  смыва  может  быть  величина  осадков,  выпавших  со
смывообразующей  интенсивностью.  В  любой  момент  времени  /  одна
часть  осадков  поглощается  почвой,  другая  формирует  сток  и  соот¬
ветственно  смыв  почвы.  Обозначив  предельно  возможную  интенсив¬
ность  поглощения  через  /см,  можно  получить  долю  интенсивности  н,
активно  участвующую  в  формировании  стока  и  смыва  почвы  (/—
—  /см)  и  Данная  величина  аналогична  интенсивности  водоотдачи,
в  то  время  как  сумма  смывообразующих  осадков  Хсш  —  слою  водо¬
отдачи  за  ливень:
 т  *2  п 	т
 ХС}Л—  2 	1 	(*  *см)  Л  «  2  ^смД*  * 	(6*17)
 Я  =  1  '2/.-1 	"  =  1
 Интегрированием  находим  Лсмд*п  за  отрезок  времени  Д/1  =  /г—
 Д*2  =  *4  —  и  и  т.  д.,  где  /1—  время  первого  превышения  /см<
над  и  (/см  *>/*),  к  соответствует  /см  *</«;  Н  и  и  —  то  же  для  сле¬
дующего  увеличения  интенсивности  осадков.  В  формуле  (6.17)  под
п  понимается  порядковый  номер  случая  превышения  /см  над  /см
 Меняющаяся  в  течение  ливня  смывообразующая  интенсивность
осадков  /См  г  по  своей  структуре  близка  к  интенсивности  впитывания
и  может  быть  выражена  двучленной  формулой  вида  [1^9]
 (6.18)
 где  1Х  —  индекс  увлажнения  на  начало  выпадения  осадков;  Хг  —
сумма  осадков  за  ливень  на  момент  определения  /см*;  Ь  —  пара¬
метр;  Д/'=/пр  —  /о.  Здесь  под  ¿о  понимается  та  минимальная  интен¬
сивность  осадков,  при  которой  для  любого  увлажнения  почвы  не
будет  наблюдаться  смыв,  т.  е.  сток  практически  будет  отсутство¬
вать.  Отсюда  величина  /о  численно  равна  коэффициенту  фильтрации
данной  почвы.  Под  /пр  понимается  такая  интенсивность  осадков,  ко¬
торая  даст  смыв  при  любых  минимальных  условиях  увлажнения.
Эта  величина  пропорциональна  потенциальной  впитываемости
почвы.  Величина  интенсивности  впитывания  в  формуле  (4.1),  по¬
лученная  для  максимального  значения  параметра  Ак  и  при  спе¬
циально  заданном  времени  /,  будет  близка  к  величине  /Пр,  а  уста¬
новившаяся  величина  впитывания  &о  численно  равна  /о.
 На  основе  уравнения  (6.16)  при  Ф(/;  /)  =  1,  принимая  во  вни¬
мание  зависимости  (6.9)  и  (6.17),  получим  выражение  для  модуля
ливневого  смыва  предварительно  заменим  удельную  мощность
осадков  через  их  интенсивность  по  зависимости  (5.9)  и  будем  счи¬
тать,  что  интенсивность  стока  Л  =  61  (/  —  /см).  Выражение  для
примет  вид
 т  *2п 	т  *2п
 2  I  рАЛ=1,6А^2  ]  О-17,БД/)  0'  —  *о.)2,7Л.
 "  ~  1  *2л-1 	П  =  Х  *2/2—1
 (6.19)
 104

Поскольку  смыв  почвы  происходит  не  только  в  момент  превы¬
шения  ц  над  ¿см  и  но  и  в  последующие  моменты  добегания  поверх¬
ностного  стока,  целесообразно  принять  осредненные  значения  (I  —
—  ¿см)  и  ¿.  Причем  нужно  осреднять  эти  величины  не  за  отрезок
времени,  соответствующий  непрерывному  условию  ¿*>¿0*,  а  с  до¬
бавкой  на  время  добегания  образовавшегося  стока,  т.  е.  за  общее
 %
 время  стока  Д¿cт.  Тогда  ¿  —  ¿см  =-гт“  и
 Д/ст
 1д<  ст
 А
 где  Хы  ст  —
 количество  осадков,  выпавших  за  период  стока  после  превышения
/(  над  1См  I.  С  учетом  изложенного
 Гл  =  3л
 1  +  17.5А
 (6.20)
 здесь  бл  —  величина,  которая,  помимо  коэффициента  размерности,
учитывает  несоответствие  нашей  схемы  действительной  модели  про¬
цесса.  Функция,  записанная  в  квадратных  скобках,  названа  гидро¬
метеорологическим  параметром  ливневого  поверхностно-склонового
процесса  и  обозначена  Кгм-
 Для  проверки  схемы  использованы  материалы  наблюдений  на
стоковых  площадках  Молдавской  воднобалансовой  станции  за
1966—1968  гг.  Рассмотрим  схему  поэтапно.
 Определение  смывообразующей  интенсивности  осадков  ¿  см  ПРО¬
ВОДИТСЯ  путем  нанесения  на  график  точек  с  координатами  ¿  и  (1х  +
+  Х)  (рис.  6.4а).  Предварительно  рассчитываются  значения  1Х
согласно  Н.  Ф.  Бефани  и  Г.  П.  Калинину  [12].  Выборку  ¿  =  ¿c^1  пра¬
вильнее  проводить  путем  сопоставления  гидрографа  стока  и  хода
ливня  (плювиограммы).  Интенсивность  осадков,  при  которой  воз¬
никает  сток,  соответствует  ¿см.  Однако  в  большинстве  случаев  та¬
кую  операцию  проделать  нельзя  из-за  несоответствия  осей  времени
гидрографа  и  плювиограммы.  Поэтому  доступнее  использовать  для
построения  графика  ¿  =  ¿(7*  +  ^)  максимальные  значения  интенсив¬
ности  осадков  ¿макс  и  соответственно  в  качестве  X  —  количество
осадков,  выпавших  до  ¿макс.  Такая  схема  определила  кривую  ¿см  =
=  1см(1х  +  Х)  как  нижнюю  огибающую  поля  точек.  Для  контроля
проделан  расчет  для  нескольких  ливней,  не  давших  смыва;  точки
расположились  по  левую  сторону  от  намеченной  кривой.  При  этом
наметилась  не  одна  кривая,  а  несколько,  причем  для  пропашной
культуры  зависимость  ¿cм  =  ¿cм(7x'  +  ^)  практически  оказалась  та¬
кой  же,  как  и  для  пара.  Оценивая  надежность  полученных  зависи¬
мостей,  нельзя  не  отметить  практическую  неосвещенность  ее  при
малых  1х  +  Х.  Для  уточнения  предельного  значения  ¿о  были  прове¬
дены  эксперименты  методом  искусственного  дождевания.  Прибли¬
женно  средняя  кривая  (рис.  6.4  а,  кривая  77)  отвечает  уравнению
(6.18)  при  Ь  =  0,176;  ¿о  =  0,08  и  ¿пр  =  4,0.
 Следующим  этапом  является  расчет  ХСм,  А^ст  и  ХмсГ  Эти  три
 характеристики  при  ручной  обработке  находятся  одновременно  по
 105

таблице  расшифрованной  плювиограммы.  По  известному  1Х  на  на¬
чало  ливня  поэтапно  определяется  Ix  +  Xt  и  iCMt.  Далее  проводится
сопоставление  соответствующих  значений  it  и  tCM«.  При  1СМ  t<»t  на¬
ходится  (t  —  Умножением  (i  —  /см)<  на  AU  вычисляется  АХсм-
 Шсп)мм/мин
 а)  /—  спустя  10  дней  после  последней  обработки  почвы,  II  —  спустя  11—30  дней,  III  —
более  31  день  спустя;  б)  /  —  для  черного  пара  спустя  10—25  дней  после  последней
обработки  почвы,  //  —  спустя  более  25  дней,  III  —  для  пропашной  культуры  спустя
10—25  дней  после  последней  обработки  почвы,  IV  —  спустя  более  25  дней.
 1а  —  наличие  смыва,  2а  —  отсутствие  смыва,  16  —  пропашная  культура,  26  —  пар.
Цифры  у  точек  —  число  дней  после  последней  обработки.
 Далее  определяется  сумма  непрерывного  ряда  ЛХсм,  равная  Л'см.
Время  непрерывного  смыва  и  стока  Д^Ст  =  Д/См  +  Л^сп,  т.  е.  равно
сумме  времен,  когда  /см<*\  и  истощения.  Определение  последнего
чрезвычайно  сложно,  тем  более  для  подобной  задачи.  После  ряда
 106

пробных  расчетов  для  различных  условий  оно  было  принято  для
уклонов  от  2  до  10°  постоянным  и  равным  15  мин.  Исходя  из  этого
Лд*ст  подсчитывается  за  время  Д/См  и  Д/Сп,  т.  е.  от  1см<**2п  до  £См>
>1*  плюс  15  мин.  Для  дождя  прерывистой  интенсивности  ¿См>1
 с  интервалами  менее  15  мин  все  АХСы  суммировались  вместе.  Соот¬
ветственно  за  этот  же  промежуток  времени  плюс  15  мин  определя¬
лась  Лд*ст.
 Величина  А  может  определяться  при  известной  густоте  расти¬
тельности  (см.  рис.  6.1).  Для  разреженной  растительности  измене¬
ние  А  невелико,  поэтому  нами  было  принято,  что  для  пара  спустя
15  дней  после  обработки  А  =  0,95,  спустя  30  дней  —  0,90  и  45  дней  —
0,80,  а  для  пропашных  культур  —  0,92,  0,82  и  0,70  соответственно.
 Все  изложенное  позволяет  рассчитать  значение  Кгм  по  материа¬
лам  стандартных  метеорологических  наблюдений  за  ливневыми
осадками.  На  рис.  6.4  6  показана  зависимость  УРл  =  №л(Кгм)  -  Отме¬
тим  малочисленность  исходных  данных  и  низкую  их  точность,  объ¬
ясняемую  неудовлетворительным  методическим  обоснованием  си¬
стемы  измерений.  Следует  указать  на  преимущественное  занижение
значений  Ц7Л  при  малых  Кгм  в  связи  с  особенностями  измерения
твердого  стока.  Поэтому  при  /СГм<  1,0  намеченные  на  графике  связи
1^л  =  и7л(/Сгм)  лишь  приближенно  отражают  действительную  кар¬
тину  и  являются  в  этих  условиях  огибающими,  что  позволяет  не¬
сколько  компенсировать  систематическую  ошибку  измерения  смыва
при  малых  осадках.  Сам  факт  прямолинейной  зависимости  МРЛ  =
=  1^л(Лгм)  является  доказательством  близкого  соответствия  приня¬
той  и  действительной  схем  процесса.  Прямой  /  соответствует  зна¬
чение  коэффициента  6Л  в  формуле  (6.20),  равное  1,05;  прямой  II  —
0,40;  прямой  III  —  0,25,  прямой  IV  —  0,16  при  Ц7  в  т/га.
 6.5.3. 	Характеристика  весеннего  смыва
 Данный  вопрос  был  рассмотрен  с  привлечением  материалов  на¬
блюдений  Молдавской  и  Придеснянской  воднобалансовых  станций.
Следует  подчеркнуть,  что  наряду  со  сложным  сочетанием  условий
формирования  смыва  имеет  место  низкая  точность  исходного  мате¬
риала.  Как  показал  анализ,  по  рассмотренным  данным  нельзя  пред¬
ложить  надежную,  физически  обоснованную  схему  оценки  величины
весеннего  смыва.  Однако  приближенно,  лишь  для  оценки  порядка
этой  величины  весенний  сток  склоновых  наносов  допустимо  выра¬
зить  через  среднюю  мутность  потока,  т.  е.  принять,  что  смыв  за  ве¬
сенний  период  Ц7В=10-5  РсрЛст^в.  с,  где  Хв.  с  —  запасы  воды  к  на¬
чалу  весны  в  снежном  покрове  в  мм.  Учитывая  прерывистый  харак¬
тер  накопления  снежного  покрова  в  зимний  период  из-за  оттепелей,
правильнее  записать
 ^В-З  10  5  ^РсРз^СТв^В.  С^кс+РсРз^СТз 	с
 (6.21)
 107

где  ДЛз.  с  —  уменьшение  запасов  воды  в  снежном  покрове  за  отте¬
пель;  п  —  общее  количество  оттепелей;  рсРв  и  рсРз,  г)Ств  и  г)Ст3  —со¬
ответственно  средние  значения  мутности  и  коэффициента  стока  вес¬
ной  и  в  оттепели.
 Смыв  почв  дождями  №д,  прошедшими  после  весеннего  снеготая¬
ния  до  установки  плювиографа,  приближенно  может  быть  оценен  по
аналогичной  формуле:
 п
 ^Д=  10-5Рсрдт)стд  2  (*|  -  5); 	(6.22)
 1  =  1
 здесь  Хг  —  суточные  суммы  осадков,  причем  в  расчет  вводится
только  Xi>5  мм.  В  среднем  рсРд  в  3—5  раз  выше  Рсрв,  более  точ¬
ная  их  характеристика  может  быть  дана  лишь  с  помощью  пара¬
метра  /С™.  Значения  рср  с  учетом  характера  подстилающей  поверх¬
ности  приведены  ниже.
 6.6. 	Рельеф  местности  и  поверхностно-склоновая  эрозия
 В  основу  предлагаемого  решения  положены  экспериментальные
исследования,  проводимые  для  изучения  влияния  на  смыв  какого-
либо  одного  фактора  рельефа  при  равенстве  прочих  условий.  Од¬
нако  на  такой  основе  сложно  оценить  влияние  профиля  склона,
формы  водосбора  и  расчлененности  склона  ложбинами.  В  подобных
случаях  приходится,  опираясь  на  полученные  эмпирические  связи,
проводить  теоретический  анализ  процесса.
 6.6.1. 	Влияние  длины  склона
 Имеется  много  задач,  решение  которых  базируется  на  правиль¬
ном  учете  влияния  длины  склона  Ь  на  смыв  почв.  В  первую  очередь
они  связаны  с  буферным  и  полосным  земледелием,  размещением
почвозащитных  лесонасаждений  и  др.
 Экспериментальные  данные  но  изучению  роли  длины  склона
сравнительно  немногочисленны,  так  как  дождевание  на  малых  пло¬
щадках  затрудняет  выявление  роли  длины  всего  склона.  В  основу
дальнейшего  анализа  было  положено  предположение  о  связи  смыва
с  длиной  склона:
 (6.23)
 Кроме  того,  рассматривалась  динамика  процесса  влияния  длины
склона  на  смыв  почвы.  Для  этого  использованы  материалы  наблю¬
дений  на  трех  одинаковых  стоковых  площадках  станции  Стейтсвил
(США).  Площадки  были  засеяны  хлопком  и  были  всегда  одинаково
обработаны.  Длина  площадок  равнялась  10,2,  21,8  и  43,5  м.  Для
отдельных  ливней  с  учетом  суммы  осадков,  их  интенсивности  и  ин¬
 108

декса  увлажнения  почвы  не  обнаружено  сколько-нибудь  отчетливой
зависимости  №  от  с  учетом  перечисленных  факторов.  Можно
предположить,  что  это  объясняется  следующим:  1)  особенностью
площадок  на  стоково-эрозионных  станциях  США  и  2)  сложностью
зависимости  №  от  Первое  предположение  будет  понятно,  если
указать,  что  некоторые  стоково-эрозионные  площадки  США,  в  том
числе  и  площадки  станции  Стейтсвил,  имеют  ширину  всего  6  футов,
т.  е.  около  1,8  м.  Безусловно,  малая  ширина  площадок  может  пре¬
пятствовать  нормальному  развитию  процесса  смыва  (см.  п.  2.2).
 Второе  предположение  основано  на  генетическом  анализе  фор¬
мирования  стока  и  смыва  по  мере  увеличения  I.  Дело  в  том,  что
основной  причиной  изменения  №  с  изменением  ¿,  как  уже  отмеча¬
лось,  является  глубина  потока.  При  неполном  стоке  почти  на  всем
склоне  устанавливаются  равномерные  глубины  и  лишь  у  вершины
склона  глубины  понижаются.  Очевидно,  при  этом  виде  стока  не  бу¬
дет  выражено  увеличение  смыва  из  расчета  на  единицу  площади.
В  случае  полного  стока  на  склоне  устанавливается  поток  с  нара¬
стающими  глубинами.  В  этом  случае  будет  происходить  увеличение
смыва  с  ростом  длины  склона.  Другой  причиной  является  нараста¬
ние  концентрации  воды  в  ручейковой  сети  по  мере  роста  что  мо¬
жет  способствовать  дополнительному  смыву  за  счет  образования
струйчатой  эрозий.  Третьей  причиной  является  изменение  влажно¬
сти  почв  от  вершины  склона  к  подошве.  Это  может  способствовать
как  увеличению,  так  и  уменьшению  смыва  почв  с  единицы  площади
при  увеличении  длины  склона  в  зависимости  от  характера  измене¬
ния  влажности.  И  наконец,  четвертой  причиной  является  разная
смытость  почв  на  склоне:  нижняя  часть  его  всегда  более  эродиро¬
вана,  чем  верхняя,  в  силу  вышеперечисленных  факторов.  Значит,
с  увеличением  /,  в  естественных  условиях  увеличивается  площадь
ослабленных  смывом  почв,  что  также  может  приводить  к  росту  №.
Однако  в  условиях  эксперимента  на  стоковых  площадках  эта  осо¬
бенность,  как  правило,  не  учитывается.
 При  изучении  влияния  длины  склона  на  смыв  почвы  по  материа¬
лам  наблюдений  на  стоковых  площадках  учитываются  лишь  изме¬
нения  глубины  стекающей  воды  и  влажности  почвы.  Концентрация
струй  и  эродированность  почв  на  площадках  не  могут  проявиться
в  достаточной  мере.  Вследствие  сложности  изучаемого  вопроса  и
ограниченности  опытного  материала  влияние  длины  склона  на  смыв
приходится  рассматривать  в  осредненных  значениях.
 Значения  показателя  степени  р  при  длине  склона  Ь  в  формуле
(6.23)  по  15  источникам  помещены  в  табл.  6.3.  При  этом  нами  уч¬
тены  различия  в  размерностях  характеристик  смыва,  принятых  раз¬
ными  авторами,  что  очень  часто  упускается.  При  величинах  смыва,
выраженных  в  весовых,  объемных  или  расходных  единицах,  не  от¬
несенных  к  единице  площади,  показатель  степени  всегда  больше
единицы,  в  противном  случае  —  чаще  меньше  нее.
 Материалы  таблицы  говорят  о  небольших  колебаниях  величины
р  (0,35—0,60)..  Исключением  являются  значения,  приводимые
В.  П.  Лидовым  и  В.  В.  Сластихиным  на  основании  анализа;  при
 109

Таблица  6.3
 Значения  показателя  степени  р  в  формуле  (6.23)
 Источник  получения  материала
или  автор
 Р
 Условия  получения  материалов
 Я.  В.  Корнев  [51],  А.  Н.  Костя¬
ков  [52]
 0,5
 Теоретическое  исследование
 Р.  Е.  Хортон  [106]
 0,6
 То  же
 А.  В.  Цинг  (170]
 0,5
 По  материалам  наблюдений  на  стоко¬
вых  площадках,  занятых  разными
сельскохозяйственными  культурами
 Новосильская  стоковая  стаи-
 0,56*
 По  материалам  обследований  сель¬
 ция  (Н.  И.  Манилов  [74])
 скохозяйственных  угодий
 С.  С.  Соболев  [97]
 0,50*
 То  же
 М.  Р.  Якутилов  (1962  г.)
 0,38*
 Горная  тяжелосуглинистая,  сильно-
смытая  почва  на  лёссах.  Пшеница
 Мезгрейв  [167]
 0,35
 Разнообразные  почвы  и  раститель¬
ность.  Преимущественно  пары  и
пропашные  культуры.  Стоковые
площадки  США
 Ван  Дореи  и  Л.  Бертоле  [162]
 0,38
 Илистые  суглинки  под  севооборотом:
кукуруза  —  озимая  пшеница  —  лес-
педеза.  Стоковые  площадки  США
 В.  Уишмсйер  и  др.  [167]
 0,51
 Осредненные  данные  по  стоковой
станции  Ла  Кросс.  Обработка
вдоль  склона
 0,42
 То  же,  обработка  поперек  склона
 В.  П.  Лидов  [60]
 1,0
 На  основании  анализа
 В.  В.  Сластихин  [95]
 1.0
 То  же
 0,85
 При  обработке  выборочного  матери¬
ала  наблюдений  по  стоковым  стан¬
циям  США  и  КНР
 М.  Н.  Кочкии,  В.  Н.  Доиюш-
 0,40*
 Методом  водороин  на  серой  горной
 кии  [53]
 тяжелосуглинистой  почве  (табак).
Один  ливень
 Материалы  стоковых  станций
 0,50
 Стоковые  площадки.  Севооборот.  7
 США  (С.  С.  Соболев  [97])
 стоковых  станций
 *  Значение  получено  автором  настоящей  работы  путем  обработки  фактиче
ского  материала.
 этом,  возможно,  некоторую  роль  сыграли  разные  размерности  ис¬
ходных  данных.  Большинство  экспериментальных  материалов,  осо¬
бенно  материалов  США,  показывает,  что  величина  р  колеблется  от
0,40  до  0,50  при  среднем  значении  около  0,45.
 При  обработке  материалов,  характеризующих  влияние  рельефа
и  особенно  профиля  склона,  могут  встретиться  данные,  непосредст¬
венно  отражающие  изменение  средней  величины  смыва  со  склона
 при  изменении  длины  Ь.  Однако  при  наблюдении  за  смывом
методом  водороин  чаще  всего  имеем  данные  о  смыве  на  участке
склона  (правильнее  в  створе  поперечника),  удаленного  на  расстоя-
 110

ние  L  от  вершины.  Очевидно,  что  среднюю  величину  смыва  со
склона  длиной  L  можно  получить  по  выражению
 L
 WL=±-\w(L)dL. 	(6.24)
 О
 Значение  интеграла  определяется  графически,  для  чего  строится
зависимость  смыва  W(L)  и  находится  площадь  ограничения  W(L)
до  заданного  значения  L.
 Для  практических  расчетов  можно  воспользоваться  формулой
 п 	п
 Wl=4l  2  0*4-  Wi  +  l) 	^ 	2  (Wt+  Wi+,),  (6.25)
 i  =  1 	i  —  1
 где  Wi  и  Wi+i  —  величины  смыва  на  концах  участка  длиной  ALu
п  —  число  участков.  Приближенное  решение  при  AL  =  const  может
дать  существенные  ошибки  при  больших  AL.  Особенно  часто  бывает
большим  AL^,  т.  е.  расстояние  от  водораздела  до  первого  учетного
 створа.  Прямолинейная  интерполяция,  положенная  в  основу  фор¬
мулы  (6.25),  всегда  уменьшает  величину  смыва.
 На  практике  может  встретиться  обратная  задача,  т.  е.  по  имею¬
щейся  величине  среднего  смыва  необходимо  определить  смыв  на
полосе  склона,  удаленной  на  расстояние  L  от  вершины.  Из  выраже¬
ний  (6.23)  и  (6.24)  следует,  что
 ^l=~^TLp 	(6-26)
 и,  следовательно,
 Wl  =  (p+1)WL9 	(6.27)
 т.  е.  смыв  почв  в  любом  створе  склона  в  (р+1)  раз  больше  средней
величины  смыва  со  всего  склона  до  этого  же  створа.  Зависимость
(6.27)  может  быть  использована  для  решения  некоторых  практиче¬
ских  задач  [128].
 6.6.2. 	Влияние  уклона  местности
 Имеется  достаточно  обширный  экспериментальный  материал  по
изучению  влияния  уклона  на  смыв  почвы.  Для  сопоставления  мо¬
жно  использовать  кривые  связи  №  =  №(I)  с  последующим  спрямле¬
нием  их  путем  логарифмирования  и  подсчета  показателя  степени  п
параболического  уравнения  вида
 №=а  2  Л 	(6.28)
 здесь  №  —  средний  модуль  смыва  для  склона  с  уклоном  /.
 111

Были  обработаны  и  обобщены  данные,  полученные  многими  ис¬
следователями,  а  также  материалы  экспериментов  с  помощью  ис¬
кусственного  дождевания.  Результаты  обработки  41  серии  опытов
по  материалам  31  автора  помещены  в  табл.  6.4.  Исследования  осу¬
ществлялись  разнообразными  методами  на  разных  почвах  при  раз¬
личном  растительном  покрове  и,  безусловно,  имели  разный  харак¬
тер  ошибок.  Поэтому  общее,  осредненное  значение  п  не  может  быть
получено.  По  объему  исходной  информации  наибольший  вес  имеют
результаты,  полученные  на  основании  обработки  материалов  стоко¬
вых  станций  США.  Ряд  показателей  получен  на  основе  логических
рассуждений  при  недостаточном  обосновании  исходных  предпосы¬
лок,  они  не  были  учтены  в  дальнейшем.
 По  результатам  экспериментальных  данных,  величина  п  колеб¬
лется  от  0,7—0,8  до  2,0—2,2.  Значение  п  =  3,29  получено  в  лабора¬
торных  условиях  для  насыпного  песка  с  преобладанием  фракций
0,25—1,0  мм.  Оно  резко  отличается  от  остальных.  Причину  этого
установить  не  удалось.  Ранее  на  основании  анализа  материалов,  по¬
лученных  несколькими  исследователями,  была  установлена  зако¬
номерность  увеличения  п  по  мере  уменьшения  эрозионной  устойчи¬
вости  поверхности  почвы  [117].  Это  же  видно  и  из  рассматривае¬
мой  таблицы.  Так,  для  залежи,  участков,‘занятых  травами,  т.  е.  для
устойчивых  к  смыву  участков,  п  =  0,70-1-1,00  (см.  табл.  6.4  —  Земля-
ницкий,  Гуссак,  Ниил,  Секстон  и  Дизикер,  Швебс  и  др.).  В  то  же
время  для  обработанных  участков  с  легкосмываемой  почвой  п  =
=  1,0-ь2,0  (Дули  и  Гейс,  Вольни,  Клетский  опытный  пункт,  Шапош¬
ников,  Цинг,  Никольс  и  Секстон,  Секстон  и  Дизикер,  Заславский,
Швебс,  Мезгрейв,  Ван  Дорен  и  Бертоле  и  др.).  Отклонения,  нару¬
шающие  данный  вывод,  немногочисленны  и  связаны  с  различием
почв,  их  обработки,  а  также  методов  наблюдений  за  смывом.
 Изменение  величины  п  в  условиях  разной  эрозионной  устойчи¬
вости  отдельных  участков  склона  может  быть  объяснено  следующим
образом.  На  эрозионно-устойчивой  поверхности  стекающая  вода,
следуя  микропонижениям,  движется  по  линиям  тока  с  уклоном,
меньшим  среднего  уклона  местности.  Слабая  смываемость  почв  не
способствует  спрямлению  линий  тока,  в  то  время  как  на  участках
с  малой  противоэрозионной  устойчивостью  стекающая  вода  быстро
спрямляет  линии  тока,  увеличивая  таким  образом  истинный  уклон
линий  тока,  а  значит  скорость  стока  и  смыва  почв.  Это  спрямление
линий  тока  протекает  тем  быстрее,  чем  больше  уклон.  Данный  воп¬
рос  тесно  соприкасается  с  вопросом  изменения  показателя  степени
при  уклоне  в  случае  изменения  шероховатости  в  формуле  скорости
(см.  п.  4.2).  Однако  указанная  причина,  очевидно,  не  единст¬
венная.
 Отметим,  что  вывод  об  увеличении  показателя  степени  при  ук¬
лоне  остается  в  силе,  если  рассматривать  эрозионную  устойчивость
разных  типов  почв  (см.  п.  3.4).  На  основании  анализа  всего  приво¬
димого  материала  составлена  табл.  6.5  для  определения  показателя
п.  В  среднем  для  склона  с  севооборотом  можно  принять,  что  п«
«1,10-М  ,30.
 112

Таблица  6.4
 Значения  показателя  степени  п  в  формуле  (6.28)
 Источник  получения  материала
или  автор
 п
 Условия  эксперимента.
Характеристика  почв  и  растительности
 Л.  Т.  Земляницкий  (Г.  В.  Ло-
 1.0
 Светлокаштановые  слабощебепистые
 патии  [68])
 0,69*
 почвы  богары
 В.  Б.  Гуссак  [27]
 Делювий,  залежь,  красноземы.  На
монолитах
 0,90*
 Аллювий,  залежь,  красноземы.  На
монолитах
 Дули  и  Гейс  (Я.  В.  Корнев
 1,64*
 Насыпной  грунт.  На  монолитах
 [51])
 Вольни  (Я.  В.  Корнев  [51])
 1,22*
 То  же
 Н.  И.  Манилов  [74]
 1,18*
 Ненарушенная  структура  без  расти¬
тельного  покрова  (садовая  почва).
На  монолитах
 Ниил  (Г.  В.  Лопатин  [68])
 0,80
 Суглинистая  почва  под  тимофеевкой.
Дождевание
 Материалы  Алабанской  стоко¬
вой  станции  (Г.  В.  Лопатин
 1,15*
 Пахота  поперек  склона.  Стоковые
 площадки
 [68])
 1,00*
 Пахота  вдоль  склона.  Стоковые  пло¬
щадки
 Клетский  опытный  пункт
 1,3*
 Насыпной  грунт.  На  монолитах
 (Г.  В.  Лопатин  [68])
 А.  П.  Шапошников  [112]
 2,20*
 Пар,  обыкновенный  чернозем.  Дож¬
девание
 А.  В.  Цинг  [170]
 1,65*
 Кукуруза,  обыкновенный  чернозем.
Дождевание
 1,40
 Разные  сельскохозяйственные  куль¬
туры.  Стоковые  площадки
 М.  Л.  Никольс,  X.  Д.  Секстон
 2,20
 Пар,  суглинистая  почва.  Стоковые
 [155]
 площадки
 Г.  В.  Лопатин  [68]
 1,80
 Вика,  суглинистая  почва.  Стоковые
площадки
 0,86
 Склон  с  уклоном  более  10°
 X.  Д.  Секстон,  Дизикер  [155]
 1,00
 Склон  с  уклоном  менее  10°
 2,00*
 Обработанная  пашня,  суглинистая
почва
 1,70*
 Необработанная  пашня,  суглинистая
почва
 0,85*
 Горошек,  суглинистая  почва.  Стоко¬
вые  площадки
 Я.  В.  Корнев  [51],  А.  Н.  Кос¬
 0,75
 Теоретический  вывод
 тяков  [52]
 М.  Н.  Заславский  [37]
 1,20*
 Южный  чернозем.  Метод  водороин
 В.  М.  Павлов  [81]
 3,23
 Насыпной  песчаный  грунт  с  преобла¬
данием  фракций  0,25—1,0  мм
(49,1  °/(ь).  Дождевание  в  лабора¬
торных  условиях
 8  Зак.  №  278
 113

Источник  получения  материала
или  автор
 п
 Условия  эксперимента.
Характеристика  почв  и  растительности
 Б.  В.  Поляков  [84],  И.  А.  Куз-
 1,00
 На  основании  анализа
 ник  [57]
 1,35
 Мезгрейв  (Уишмейер  и  др.
 Разнообразные  почвенные  и  расти¬
 1167])
 1,50
 тельные  условия;  пашня,  преиму¬
щественно  пары  и  пропашные  куль-
•  туры.  Стоковые  площадки
 Ван  Дорен  и  Л.  Бертоле  [162]
 Илистые  суглинки;  под  севооборо¬
том:  кукуруза  —  озимая  пшеница  —
леспедеза.  Стоковые  площадки
 Д.  Л.  Арманд  [6]
 1,0
 Южные  черноземы,  рожь.  Полевое
обследование;  метод  водороин
 М.  Мочок  (В.  В.  Сластихин
 1,4
 На  основании  анализа
 195])
 0,50
 В.  В.  Сластихин  [95]
 То  же
 1,20
 По  результатам  наблюдений  в  США
и  КНР
 П.  Стамеску  (В.  В.  Сластихин
 0,8
 Слабовыпуклый  склон,  занятый  вино¬
 [95])
 2,0
 градником
 В.  П.  Лидов  и  др.  '[60]
 На  основании  анализа
 В.  А.  Казаков  [41]
 0,33
 На  основании  теоретического  анализа
 Ф.  Цункер  [171]
 0,60
 То  же
 По  материалам  для  КНР,  про¬
 0,75  *
 Почва  «хейлуту»  на  лёссе,  севообо¬
 винция  Гансы  (М.  Н.  Зас¬
 рот.  Стоковые  площадки  (данные
 лавский  [38])
 за  9  лет)
 По  материалам  для  КНР,  про¬
 1,1  *
 Почва  «хейлуту»  на  лёссе,  гаолян.
 винция  Шаньси  (М.  ГГ  Зас¬
 Стоковые  площадки  (наблюдения
 лавский  [38])
 1956  г.)
 По  материалам  для  КНР,  про¬
 0,78*
 Суглинок,  севооборот.  Стоковые  пло¬
 винция  Ляонин  (М.  Н.  Зас¬
 щадки  (данные  за  3  года)
 лавский  [38])
 По  материалам  для  США,
 0,70*
 Пылеватый  суглинок.  Стоковые  пло¬
 штат  Огайо  (X.  X.  Беннет
[9])
 щадки  (данные  за  9  лет)
 Швебс  [128]
 1,0*
 Обыкновенные  суглинистые  слабо-
смытые  черноземы  (Донецкая  об¬
ласть).
 Дождевание  естественных  вскопанных
склонов
 1,3*
 Светлосерые  оподзоленные  легко
суглинистые  почвы  (Черниговская
область).  Дождевание  естествен¬
ных  вскопанных  склонов
 0,7*
 Южный  суглинистый  чернозем,  мно¬
голетняя  залежь.  Дождевание  есте¬
ственного  склона
 *  Значение  п  рассчитано  автором  настоящей  работы.
 114

Средние  значения  показателя  степени  п
 в  формуле  (6.28)
 Таблица  6.5
 Характер  подстилающей
 Черноземные  и  лесные
почвы
 Оподзоленные  и  каштановые
почвы
 поверхности
 несмытые
и  слабосмытые
 средне-
и  сильно-
смытые
 несмытые
и  слабосмытые
 средне-
и  сильно-
смытые
 Обработанная  поверх¬
 1,30
 1,35
 1,40
 1,50
 ность  без  раститель¬
ности
 Пропашные  культуры
 1,15
 1,25
 1,30
 1,35
 Стерня  и  начальные  фа¬
 0,90
 1,0
 1.0
 1,10
 зы  развития  густопо¬
кровных  культур
Густопокровные  куль¬
 0,85
 0,90
 0,90
 0,95
 туры
 Многолетние  травы,  за¬
 0,80
 0,80
 0,80
 0,80
 лежь,  пастбище
Лес,  луг,  целина
 0,70
 0,70
 0,70
 0,70
 Влияние  уклона,  впрочем  как  и  вообще  рельефа,  может  ока¬
заться  иным  при  разных  сочетаниях  других  факторов.  С  этой  точки
зрения  интересны  материалы  исследований  А.  П.  Шапошникова
[112].  За  исключением  одного  опыта  для  жнивья  овса,  при  Х  =
=  60  мм  и  /=  1,0  мм/мин  влияние  уклона  на  смыв  было  тем  больше,
чем  менее  устойчива  к  смыву  была  поверхность  склона,  т.  е.  под¬
твердился  вывод,  сделанный  выше.  Однако  при  меньших  осадках
(X  =  30  мм  и  I  =  0,5  мм/мин)  эта  закономерность  была  уже  не  столь
отчетлива:  взрыхленная  поверхность  (пар)  вообще  не  дала  смыва
при  уклоне  в  3°,  при  6°  смыв  составил  0,01  т/га,  а  при  9°—  1,28  т/га.
Формально  здесь  очень  большое  влияние  оказывает  уклон.  Однако
из-за  того,  что  взрыхленная  поверхность  при  малых  уклонах  и  не¬
больших  интенсивностях  дождя,  особенно  для  искусственных  осад¬
ков  при  малой  их  мощности,  дает  всегда  меньшие  величины  стока,
чем  старопахота,  смыв  в  данном  случае  оказался  несоответственно
заниженным.  Отсюда  можно  сделать  важный  методический  вывод:
при  изучении  факторов  рельефа  (для  выявления  роли  длины  склона
и  тем  более  его  формы)  необходимо  при  эмпирическом  сопоставле¬
нии  материалов  рассматривать  сопоставимые  величины.  В  первую
очередь  они  должны  быть  существенно  отличны  от  нуля  и  отражать
процесс  не  только  в  начальных  его  стадиях.  Для  выполнения  этого
правила  достаточно  выбирать  результаты  с  характеристиками,  пре¬
вышающими  какой-то  минимум,  скажем  минимум  осадков,  причем
значение  этого  предела  осадков  трудно  задать  заранее.  Он  может
быть  разным  в  зависимости  от  типа  почв  и  их  состояния,  но  должен
отвечать  условиям,  обеспечивающим  образование  устойчивого  стока
и  смыва.
 8*
 115

В  табл.  6.5  приведены  значения  показателя  степени  при  уклоне
для  наиболее  характерных  условий  подстилающей  поверхности.
Однако  в  течение  года  эти  условия,  конечно,  меняются.  Скажем,
поля  пропашных  культур  в  первый  месяц  практически  не  отлича¬
ются  от  обработанной  поверхности  без  растительности.  Как  будет
показано  ниже,  залежь  в  южных  районах  в  зимние  месяцы  имеет
меньшую  противоэрозионную  устойчивость,  чем  летом,  хотя  для  се¬
верных  районов  это  уменьшение  почти  не  заметно.  В  зимние  месяцы
при  промерзании  почвы  обычные  представления  о  противоэрози-
онной  устойчивости  поверхности  претерпевают  изменения  также
в  связи  с  тем,  что  во  время  оттепелей  сток  происходит  по  промерз¬
шей  поверхности,  и  т.  д.  В  связи  с  отмеченным  вытекает  необходи¬
мость  дальнейшей  детализации  табл.  6.5.  До  окончательного  ре¬
шения  этого  вопроса  можно  принимать,  например,  для  зимне-весен¬
него  периода,что
 лм=0,70+Мл-0,7), 	(6.29)
 где  Ьп  —  0,3  для  зимнего  периода  и  0,6  для  весеннего.  Для  летнего
периода  значение  п  можно  принять  непосредственно  по  табл.  6.5
с  учетом  фазы  развития  растительности.
 6.6.3. 	Влияние  формы  склона
 Влияние  формы  склона  на  смыв  почв  доказано  многочисленными
материалами  полевых  исследований.  Однако  количественной  обра¬
ботке  этот  материал  почти  не  подвергался,  что  объясняется  не
только  трудностями  исследования,  но  и  большой  разноречивостью
исходных  данных.
 Выше  было  показано  влияние  длины  склона  и  уклона  на  вели¬
чину  смыва,  причем  оба  эти  фактора  рассматривались  раздельно.
В  общем  виде  влияние  рельефа  на  среднюю  величину  смыва  со
склона  может  быть  выражено  зависимостью
 №1=а1п1Р; 	(6.30)
 здесь  Wъ  —  среднее  значение  модуля  смыва  для  склона  длиною  I.
Для  склона,  где  уклон  есть  функция  длины  /  =  /(£),  значение
в  любом  створе,  удаленном  от  вершины  на  расстояние  ¿,  может
 быть  найдено  путем  дифференцирования  выражения  для  WL:
 ¿
 ^и=а1п  (I.) 	^  '№1<И. 	(6.31)
 О
 В  результате  дифференцирования  получаем  следующую  зависи¬
мость:
 Ъ\=а  [(/>+!)/”¿).  (6.32)
 116

Отсюда  видим,  что  при  .криволинейном  профиле  склона  значение
определяется  двумя  составляющими.  Первое  слагаемое  отвечает
 величине  смыва  с  прямого  склона  ^при  —' 	=  Оу,  второе  —  «при¬
 ращению»  смыва  за  счет  криволинейности  профиля.  На  выпуклом
склоне  приращение  будет  положительным,  на  вогнутом  —  отрица¬
тельным.  В  частном  случае  прямого  склона  выражение  для  при¬
мет  вид
 №1=а(р+1)1'ЧР. 	(6.33)
 Зависимость  (6.33)  написана  в  предположении,  что  закон  изме¬
нения  уклона  по  длине  склона  не  задан.  Если  же  имеется  аналити¬
ческая  форма  такой  связи,  то  задача  может  быть  упрощена.  Напри-
 Рис.  6.5.  Изменение  смыва  почв  на  склоне  с  уклоном  /=/(/.).
Точки  соответствуют  рассчитанным  значениям  смыва,  пунктир  —  фактическим.
 мер,  записывая  /  =  /(£)  по  параболическому  закону  (см.  формулу
(4.11)),  получаем  выражения  для  и
 W7¿=яVV’£"'?_я+,’ 	(6.34>
 и
 Гх=а(й<р-я+/>  +  1)т]у,Г'<Р~”+р. 	(6.35)
 Вывод  о  влиянии  формы  склона  был  проверен  по  величинам
смыва  почв,  определенным  методом  водороин.  Для  профилей,  укла¬
дывающихся  в  рамки  параболической  зависимости,  расчет  прово¬
дился  по  формуле  (6.35),  во  всех  остальных  случаях  —  по  зависи¬
мости  (6.32).  При  этом-были  приняты  осредненные  значения  пока-
 зателей  степени:  п=  1,2  и  р  =  0,5,  а  величину  —~гг~  определяли
 С1  ъ
 приближенно  по  выражению
 /1,2  ,1,2
И  —  1  г-1
 1^1  —1
 117

Общее  уравнение  (6.32)  лучше  отвечает  задачам  практики,  по¬
скольку  очень  немногие  склоны  строго  укладываются  в  рамки  пара¬
болического  профиля.  Для  его  проверки  строились  совмещенные
графики  профиля  склона  и  изменения  величины  V?  = 	(Ь).  Один  из
 таких  графиков,  построенный  по  материалам  И.  Д.  Брауде  [16],
приведен  на  рис.  6.5.  Величина  а  получена  обратным  расчетом  для
каждого  промерного  створа  и  осреднена.
 6.6.4. 	Влияние  формы  водосбора
 Величина  поверхностно-склоновой  эрозии  будет  зависеть  также
от  формы  водосбора.  Попытаемся  проанализировать  это  влияние
исходя  из  уже  полученного  представления  о  влиянии  уклона  и
длины  склона.
 Форма  водосбора  может  сказываться  на  смыве  почв  в  основном
через  концентрацию  склонового  стока.  Концентрация  стока  в  створе,
расположенном  на  расстоянии  Ь  от  вершины  склона,  определяется
вышерасположенной  площадью  склона  /ч,  с  которой  происходит
поверхностный  сток,  а  при  расчете  на  единицу  ширины  склона  —
 величиной  £*=——.  При  прямоугольной  форме  водосбора  /,*  =  £,
Вь
 при  трапецевидной  форме  равновеликого  по  площади  водосбора
Ь*  ф  Ь.  В  этом  случае
 В,
 0.5  (*в  +  В£)1.
 В,
 =0,51
 Величина  Вь  для  трапеции  находится  по  соотношению
 (6.36)
 ^=£в+-^(Вн-яв).
 (6.37)
 Для  рассеивающего  водосбора  (Вн>Дх.>Дв)  Ь*<Ь,'для  соби¬
рающего  (В„<Вх,<Дв)—Ь*>Ь.  За  значения  В  следует  прини¬
мать  расстояния  по  горизонтали.  Известно,  что  неравномерность
формы  склонового  водосбора  определяется  не  только  разной  шири¬
ной  его,  но  и  профилем,  поэтому  только  совместное  влияние  нового
значения  и  формы  склона  определит  искомое  влияние.  Аналити¬
ческое  выражение  для  смыва  со  склона,  имеющего  водосбор  любой
формы,  можно  получить  в  следующем  виде:
 Шь=а 	й1П^)  +/"  (¿)  £  ^ф+1п  (¿)  £*Р], 	(6.38)
 где  £  —  расстояние  от  вершины  склона,  а  ¿*—длина  условного
прямоугольного  склона,  шириной  ВЬу  равновеликого  исходному.  Для
склона,  имеющего  прямоугольный  водосбор,  /,*  =  /,.  Тогда  выра¬
жение  (6.38)  становится  идентичным  выражению  (6.32).
 В  результате  современных  эрозионных  процессов  происходит  из¬
менение  поверхности  склонов  и  ранее  прямые  ровные  склоны  стано¬
 118

вятся  волнистыми  (гофрированными).  Влияние  таких  форм  при  ела-
бом  их  выражении  не  может  накладывать  особых  качественных  из¬
менений  на  смыв  почвы.  Однако  когда  разность  высот  по  тальвегу
и  по  местным  водоразделам  по  поперечнику  склона  становится  со¬
измеримой  с  перепадом  высот  по  продольному  профилю  склона,  не¬
обходимо  проводить  сопоставление  влияний  этого  и  других  фак¬
торов.
 Влияние  расчленения  склона  подобными  ложбинами  будет  за¬
ключаться  в  изменении  уклона,  длины  и  типа  водосбора.  На  опре¬
деленной  стадии  развития  таких  ложбин  может  появиться  измене¬
ние  и  формы  склона  в  продольном  разрезе.  Склон  в  целом  как  бы
разбивается  на  изолированные  микроводосборы  собирающего  типа.
Однако  между  двумя  такими  водосборами  может  образоваться,  на¬
оборот,  микроводосбор  рассеивающего  типа.
 6.7. 	Влияние  подстилающей  поверхности.  Обобщающее  выражение
для  количественной  оценки  среднегодовой  величины
поверхностно-склоновой  эрозии
 Изменение  условий  подстилающей  поверхности  и  особенно  рас¬
тительности,  ее  состояния  и  состояния  почвы  может  менять  вели¬
чину  смыва  на  несколько  порядков.  Обобщение  материалов  по  дан¬
ному  вопросу  затруднено  вследствие  разнообразия  методического
подхода  к  исследованиям.  Данная  задача  несколько  упрощается
при  применении  хотя  бы  приближенной  схемы,  учитывающей  роль
активного  фактора  (почвы  или  растительности)  и  рельефа  местно¬
сти.  Генетический  подход  требует  рассмотрения  влияния  каких-либо
свойств  или  качеств  (почвы  или  растительности)  на  всех  последо¬
вательных  этапах  развития  процесса.  В  настоящее  время  в  связи
с  недостатков  материалов  наблюдений,  выполненных  по  определен¬
ной  методике,  такой  подход  затруднен.  Поэтому  в  дальнейшем  влия¬
ние  почвы  или  растительности  на  смыв  будем  устанавливать  в  по¬
казателях,  осредненных  по  различным  фазам  процесса.
 6.7.1. 	Влияние  почвы  и  ее  состояние
 Исходя  из  принятой  методики  выражения  активных  факторов
для  оценки  роли  почвы  достаточно  иметь  сведения  о  величине  смыва
на  единицу  гидрометеорологического  параметра  Кгм  для  ливневого
процесса  и  об  изменении  мутности  и  коэффициента  стока  для  усло¬
вий  весеннего  снеготаяния.  Разработанная  методика  оценки  смы-
ваемости  различных  почв  позволяет  определить  эти  характеристики,
а  сопоставление  по  основному  показателю  —  Яо—  дает  возможность
проводить  общее  сопоставление  влияния  типа  почв.  Осредненная
относительная  смываемость  /д0  и  частная  относительная  характери¬
стика  смываемости  /р  различных  почв  приведены  в  табл.  3.5.  Смы-
тость  почвы  уменьшает  их  устойчивость  (см.  табл.  3.6),
 119

а  благоприятные  условия  растительного  комплекса  увеличивают  ее.
Эксперименты  показали,  что  под  лесом  смываемость  почвы  почти
в  5—6  раз,  а  на  многолетней  неэродированной  залежи  в  2—3  раза
меньше,  чем  на  таких  же  почвах  под  сельскохозяйственными  куль¬
турами  (без  учета  непосредственного  влияния  растительного  по¬
крова).  Севооборот  также  влияет  на  смыв  почвы  через  изменение
ее  эрозионной  устойчивости.  Значение  указанных  коэффициентов
может  быть  определено  методом  искусственного  дождевания  по
схеме,  описанной  в  п.  3.4.
 Для  одной  и  той  же  почвы  величина  смыва  существенно  меня¬
ется  в  зависимости  от  вида  обработки  почвы.  Качественная  сторона
вопроса  заключается  в  том,  что  обработка,  как  правило,  уменьшает
связность  частиц  почвы,  а  тем  самым  и  ее  противоэрозионную  ус¬
тойчивость.  По  наблюдениям,  рыхление  супесчаных  ш>чв  увеличи¬
вает  смыв  в  3—4  раза,  а  иногда  в  4—8  раз.  Из  некоторых  материа¬
лов  следует,  что  на  тяжелосуглинистых  почвах  влияние  культивации
на  смыв  увеличивается  пропорционально  увеличению  уклона  в  сте¬
пени  примерно  0,5.  Следует  отметить,  что  взрыхленная,  а  затем  ука¬
танная,  т.  е.  снова  уплотненная  поверхность  почвы,  дает  тоже  боль¬
шое  увеличение  стока,  а  вместе  с  тем  и  смыва,  поскольку  на  при¬
катанной  поверхности  ухудшаются  условия  впитывания.  Следует
полагать,  что  искусственное  уплотнение  почвы  прикатыванием  и
уплотнение  ее  в  естественных  условиях  при  слипании  частиц  почвы
в  различных  условиях  увлажнения  и  образования  капиллярных  хо¬
дов  по-разному  сказывается  на  поверхностном  смыве.  По-видимому,
это  влияние  не  будет  одинаковым  и  на  почвах  разного  типа.
 В  настоящее  время  широко  рекомендуется  минимальная  и  нуле¬
вая  обработка  почвы.  С  точки  зрения  противоэрозионной  охраны,
это  наиболее  целесообразный  метод  обработки  почвы.  По  сообще¬
ниям  зарубежной  литературы1,  минимальная  обработка  кукурузы
уменьшает  сток  и  смыв  в  2—10  раз,  а  в  сочетании  с  мульчирова¬
нием  поверхности  —  еще  в  большей  степени.  Однако  влияние  обра¬
ботки  почвы  на  смыв  целесообразно  учитывать  лишь  при  оценке
его  для  конкретного  ливня,  а  для  годовой  его  величины  это  может
быть  учтено  осредненно  в  зависимости  от  вида  сельскохозяйствен¬
ного  использования  склона.
 67.2. 	Влияние  растительного  покрова
 Влияние  растительности  на  поверхностный  смыв  многосторонне.
Прямое  ее  воздействие  заключается  в  скреплении  частиц  почвы
корневыми  волосками.  Кроме  того,  растительность  изменяет  впиты¬
вающую  способность  почвы,  шероховатость  склона,  а  через  нее  и
скорость  стекающего  потока,  а  также  предохраняет  поверхность  от
ударов  капель  дождя.  Растительность  и  ее  остатки  изменяют  хими¬
ческий  и  биологический  режимы  почвы,  тем  самым  воздействуя  на
 1  «Реферат,  журн.  Почвоведение»,  1969,  №  4,  57.217.
 120

ее  смыв.  Одной  из  особенностей  влияния  растительности  на  смыв
является  изменение  противоэрозионной  устойчивости  поверхности
в  течение  года.  В  период  посева  это  влияние  отсутствует,  появляется
при  появлении  всходов  и  далее  увеличивается  до  момента  наиболь¬
шего  развития  растительности,  затем  может  снова  уменьшаться.
Другой  особенностью  оказывается  возможное  влияние  предшест¬
вующей  культуры  и  севооборота  в  целом.
 Одна  и  та  же  культура  иногда  по-разному  влияет  на  смыв  в  за¬
висимости  от  природной  зоны,  сортовой  особенности  культуры,  со¬
стояния  почвы,  ее  предшествующего  увлажнения  и  пр.  Исследова¬
ния  показывают,  что  влияние  растительности  в  разные  по  водности
годы  не  остается  постоянным.  В  маловодные  годы  различие  между
влиянием  пропашной  и  густопокровной  культур  относительно  не¬
большое,  а  в  многоводный  оно  возрастает.
 Осредненное  влияние  растительности  за  год  зависит  от  харак¬
тера  изменения  во  времени  соотношения  между  противоэрозионным
эффектом  растительности  и  активными  эрозионными  факторами.
Данный  вопрос  в  современных  исследованиях  по  существу  не  за¬
трагивается.
 Влияние  растительного  покрова  на  смыв  почвы  можно  просле¬
дить  по  результатам  искусственного  дождевания  (см.  табл.  3.3  и
3.4).  Прежде  чем  приступить  к  анализу  этих  материалов,  необхо¬
димо  помнить  одну  особенность,  обнаруженную  при  изучении  роли
рельефа  в  смыве  почвы.  Она  состоит  в  уменьшении  значения  ук¬
лона  с  ростом  противоэрозионной  устойчивости  поверхности  склона
(см.  п.  6.6).  Поэтому  влияние  растительности  как  основной  харак¬
теристики  противоэрозионной  устойчивости  почвы  не  может  рас¬
сматриваться  вне  рельефа.  Сопоставимыми  будут  лишь  те  данные,
которые  получены  на  склонах  однотипного  рельефа  или  приведены
расчетным  путем  к  однотипным  условиям.  Очевидно,  именно  этой
особенностью  влияния  уклона  можно  объяснить,  тот  факт,  что,  со¬
гласно  данным  А.  П.  Шапошникова  [112]  (табл.  6.6),  при  малых
уклонах  вообще  отсутствовал  эффект  растительности.  Для  уклона
6°  он  уже  был  налицо,  а  при  9°  увеличивался  в  3—5  раз  по  срав¬
нению  с  уклоном  6°.
 Не  останавливаясь  на  перечислении  многочисленных  материалов
по  оценке  влияния  растительности  на  величину  смыва,  обратимся
к  табл.  6.6,  где  подобраны  данные,  количественно  характеризующие
рассматриваемый  процесс  после  анализа  и  приведения  их  к  сопо¬
ставимым  условиям.  В  большинстве  случаев  смыв  с  оголенного  уча¬
стка  принят  за  1,0  и  в  долях  от  него  показан  смыв  при  разных  куль¬
турах.  Указанные  данные  относятся  к  уклону  4—6°.  В  литературе
приводится  много  материалов  о  влиянии  растительности  на  смыв
почв  от  единичных  ливней  по  измерениям  методом  водороин.  По  вы¬
шеописанным  причинам  (см.  п.  2.1)  для  решения  поставленной  за¬
дачи  эти  данные  целесообразно  использовать  лишь  как  вспомога¬
тельные.  В  таблицу  не  помещены  также  результаты  исследований
в  США  в  силу  возможного  несоответствия  рассматриваемого
 121

.122
 Таблица  6.6
 Поверхностный  смыв  почвы  при  различном  растительном  покрове  в  долях  смыва  на  оголенной  поверхности
 Исследователь,
район  исследования
 Имеющиеся  сведения
о  почвах  и  условиях
проведения
исследований
 Пар
 (зябь)
 Пропаш¬
 ные
 культу¬
 ры
 Озимые
 Яровые
 Стерня
 Сеяные
 травы
 Лес
 Примечание
 В.  О.  Пастушенко
 Темно-серые
 1,0
 0,60
 0,37
 0,05
 Материалы  приве¬
 '[82],  Винницкая
 оподзоленные
 дены  к  /  =  50%о
 область
 почвы
 с  учетом  зависи¬
 мости  (6.23)  при
 п=  1,2
 С.  Л.  Шеклейн
 Дерпово-иодзолис-
 1,0
 0,17-0,07
 [137],  Кировская
 тые  глины
 (овес)
 область
 М.  Д.  Кобезский
 Для  ЛИВНЯ  /Ср  =
 1,0
 0,20
 [47],  Придеснян-
 =2  мм/мин  и  /=
 (вико-
 ская  водноба-
 =  24  мин
 овсяная)
 лансовая  стан¬
 ция  (взято  из
 работы  [95])
 П.  Арвим,  Румы¬
 —
 1,0
 0,99
 0,05
 0,01
 ния
 В.  Я.  Фролов  [103],
 Серые  лесные
 1,0
 0,50
 0,20
 0,05
 0,0
 Здесь  приведены
 ЦЧО  (для  влаж¬
 почвы
 соотношения
 ного  периода)
 Мощные  чернозе¬
 1,0
 0,50
 0,10
 0,04
 0,0
 эрозионных  ко¬
 мы
 эффициентов
 Обыкновенные
 1,0
 0.43
 0,14
 0,07
 0,0
 (см.  табл.  6.1)
 черноземы
 И.  А.  Кузник  [57],
 То  же
 1.0
 0,28
 То  же
 Поволжье
 (0,09—зябь
 0,05
 0,025
 Приведены  соотно¬
 с  оборотом)
 (на  залежи)
 шения  эрозион¬
 Темно-каштано¬
 1,0
 0,25
 ных  коэффици¬
 вые  почвы
 (0,1—зябь
 0,10
 ентов
 с  оборотом)
 (на  залежи)

Исследователь,
 Имеющиеся  сведения
о  почвах  и  условиях
 Пар
 э  •
 ев  С'
 О)
 2
 5
 Яровые
 Стерня
 Сеяные
 Лес
 Примечание
 район  исследования
 проведения
 (зябь)
 л
 травы
 исследований
 С  х  х  о.
 О
 А.  П.  Шапошни-
 Обыкновенный
 ков  [112]  (по  ре-
 чернозем  легко-
 зультатам  дож-
 суглинистый
 девания)
 (сумма  осадков
60  мм,  1=  1,0):
 7=3°
 1,0
 1,18
 2,20  (жнивье
 овса)
 1=6°
 1,0
 0,58
 0,69  (жнивье
 овса)
 7=9°
 1,0
 0,19
 0,12  (жнивье
 овса)
 0,067
 0,013
 Е.  П.  Чернышев
 Дерново-подзоли-
 1,0
 0,072
 За  1,0  принят  смыв
 [ПО],  Москов-
 стые  почвы.  Ве-
 0,053
 с  озимых
 ская  область
 сенний  смыв  за
1958—1960  гг.
со  стоковых  пло¬
щадок
 (перелог)
 0,035
 (залежь)
 0,008
 Т.  Тодоров,
 Черноземные  поч¬
 1,0
 0,13
 0,15  (овес)
 Средний  за  3  года
 Б.  Клочков  [161],
 вы.
 1,0
 0,25
 0,26  (овес)
 0,03
 За  маловодный  год
 Болгария
 Смыв  со  стоковых
 1,0
 0,10
 0,13  (овес)
 0,006
 За  многоводный
 площадок
 0,05
 год
 Г.  И.  Швебс
 —
 1,0
 0,75
 0,20
 0,25  (овес)
 0,10
 Осредненные  зна¬
 [116,  117]
 (однолетние
 чения  коэффици¬
 травы)
 ентов  получены
 0,05
 по  материалам
 многолет¬
 наблюдений  и
 ние  травы)
 0,0
 путем  обобще¬
 А.  И.  Гончар  [25],
 Оподзоленные  су¬
 1,0
 0,21
 0,15
 0,0
 ния  результатов
 Черниговская
 песчаные  и  лег¬
 других  исследо¬
 область
 коглинистые
почвы.  По  на¬
блюдениям  на
 вателей
 стоковых  пло¬
 ю
 щадках

влияния  из-за  иного  сочетания  фаз  развития  растительности  и  ве¬
личин  поверхностного  стока.
 Методика  расчета  параметра  /Сгм,  изложенная  выше,  справед¬
лива  не  только  для  оголенной  поверхности,  но  и  для  склона  с  рас¬
тительным  покровом.  Однако  же  недостаток  материалов  наблюде¬
ний  на  стоковых  площадках  не  позволяет  в  настоящее  время  пойти
>гим  путем.  Поэтому  до  накопления  нужной  информации  целесооб¬
разно  применять  упрощенную  схему.  Достаточно  гибкую  ее  струк¬
туру  можно  принять  по  аналогии  с  решениями  физически  однород¬
ных  задач  в  следующем  виде:
 №Л=Ъ  [АГШ-АГ?„  (1  -А)]  е~хр 	; 	(6.39)
 здесь  гп\  и  т  —  параметры,  зависящие  соответственно  от  шерохова¬
тости  склона,  оголенного  и  покрытого  растительностью,  находятся
по  табл.  4.3  (т1  =  0,0085);  А  —  коэффициент,  зависящий  от  степени
покрытия  поверхности  растительностью  (см.  рис.  6.1);  /С°м—значе¬
ние  /Сгм,  при  котором  начинается  смыв  в  иных,  чем  для  оголенной
поверхности,  условиях;  параметр  А/  включает  в  себя  характеристику
 особых  свойств  растительности  изменять  эрозионную  устойчивость
поверхности.
 Выражение  (6.39)  может  оказаться  даже  несколько  перспектив¬
нее  последовательного  многократного  учета  роли  растительности  на
всех  последовательных  стадиях  развития  эрозионного  процесса.
Связано  это  с  тем,  что  величина  /Сгм,  полученная  для  условий  ого¬
ленной  поверхности,  может  быть  картирована.  В  этом  случае  опре¬
деление  смыва  для  склона,  занятого  под  сельскохозяйственные
культуры,  чрезвычайно  упростится.  Однако  величина  /С®м  в  настоя¬
щее  время  не  может  быть  определена  сколь-либо  надежно.  Поэтому
(более  оправданно  упростить  выражение  (6.39)  до  вида
 №л=ЪКш/(\т)=ЪКТме~\  (0’85-100'"\ 	(6.40)
 где  Ар  —  параметр,  найденный  путем  сопоставления  материалов  ис¬
следований,  пблученных  разными  авторами  (см.  табл.  6.6).  Значе-
 Таблица  6.7
 Средние  значения  параметра  Ар,  приведенные  к  /=1°/оо  и  Ь  =  \  м,  в  зависимости
от  вида  растительности  (при  оптимальном  развитии  вегетативной  массы)
 Характеристика  подстилающей  поверхности
 хр
 Пропашные  культуры
 1,5-2,5
 Густопокровные  зерновые  культуры
 2,5—3,5
 Сеяные  однолетние  травы
 3,2—3,7
 Сеяные  многолетние  травы
 3,5-4,2
 Залежь,  пастбище
 3,8-4,5
 Целина,  лес
 4,2-5,0
 124

ния  Хр  помещены  в  табл.  6.7.  Для  удобства  отыскания  /(Ар,  т)  мо¬
жет  быть  использован  вспомогательный  график.
 Наблюдения  на  стоковых  площадках  Молдавской  воднобалан¬
совой  станции  показывают,  что  в  зимние  месяцы  мутность  стока
мало  зависит  от  вида  культуры  предшествующего  года.  Даже  на
залежи  мутность  в  январе  и  феврале  примерно  равнялась  мутности
с  обработанной  поверхности.  В  марте  же  такое  различие  налицо
(табл.  6.8).
 Таблица  6.8
 Значения  средней  мутности  (г/м3)  стекающей  воды  (фактической  и  приведенной
к  /=50%о)  в  зимне-весенние  месяцы
 Вид  покрытия  стоковых  площадок
 /°/оо
 1967  г.
 1968  г.
 1-11
 III
 1-П
 ш
 Пар  и  после  пропашных  куль-
 111
 45
 1400
 240
 4200
 тур
 50
 21
 650
 114
 1970
 Залежь
 202
 36
 29
 250
 (10)
 50
 13
 10
 50
 (4)
 Из  данных  табл.  6.8  видно,  что  с  развитием  ливневой  деятель¬
ности  мутность  склонового  стока  на  залежи  не  растет,  а  падает
в  связи  с  увеличивающимся  эффектом  растительности;  в  летний  пе¬
риод  мутность  колеблется  около  20  г/м3.  Совсем  другая  картина  на
•сельскохозяйственных  угодьях,  где  намечается  резкое  ее  увеличе¬
ние  ужё  в  марте,  а  в  период  летних  паводков  она  близка  к  концен¬
трации  селевых  потоков.  В  рассматриваемые  1967  и  1968  годы  мут¬
ность  достигала,  по  данным  наблюдений  на  стоковых  площадках,
460  000  г/м3  при  средних  величинах  за  отдельные  месяцы  40  000  г/м3
(июль  1968  г.).  Отсюда  видно,  что  влияние  растительности  не  может
•быть  оценено  одним  коэффициентом,  средним  для  года.  В  против¬
ном  случае  для  каждого  физико-географического  района  необхо¬
димо  подбирать  свой  коэффициент.  Именно  такое  положение  имеет
место  в  УПЭ  для  США.  В  то  же  время  учет  посезонного  (или  по¬
месячного)  влияния  растительности  с  одновременным  учетом  актив¬
ных  эрозионных  факторов  непосредственно  в  этот  сезон  или  месяц
разрешит  эту  трудность  и  позволит  найти  единый  метод  учета  рас¬
тительности,  пригодный  для  любых  физико-географических  условий.
При  этом  не  исключается  необходимость  в  применении  поправки
на  местные  сорта  культур  в  зависимости  от  веса  зеленой  массы
и  корневой  системы  в  поверхностном  слое  почвы.
 Материалы  Придеснянской  воднобалансовой  станции  и  Придес-
нянского  овражно-опытного  пункта  показывают  довольно  разноре¬
чивую  картину  изменения  мутности  весеннего  стока  со  склонов.
Связано  это  в  первую  очередь  с  методическими  ошибками  в  прове¬
дении  наблюдений.  Было  проведено  обобщение  всего  имеющегося
 125

материала.  При  этом  учтено,  что  после  переоборудования  стоковых
площадок  №  6—9  Придеснянской  станции  там  наблюдалось  неко¬
торое  занижение  мутности,  а  на  Придеснянском  опытно-овражном
пункте  средняя  мутность  завышалась  из-за  отбора  проб  преимуще¬
ственно  в  дневное  время.  Средняя  мутность  на  условной  оголенной
поверхности,  аналогичной  зяби,  при  /  =  50%0,  Ь  =  100  м  и  нейтраль¬
ной  экспозиции  склона  (западной  и  восточной)  для  зимних  оттепе¬
лей  была  равна  примерно  15—25  г/м3,  а  среднее  значение  для  ве¬
сеннего  стока  составляло  около  350—500  г/м3.  При  /=1%о  и  Ь  =
=  1,0  м  р  =  0,045-^0,075  г/м3  для  зимних  оттепелей  и  4,5-^7,0  г/м3
для  весенних  условий.  Роль  подстилающей  поверхности  в  изменении
мутности  потока  для  условий  двух  вышеуказанных  станций  видна
из  данных  табл.  6.9.  Как  видим,  для  зимних  оттепелей  влияние  под¬
стилающей  поверхности  на  мутность  незначительно,  так  как  в  боль¬
шинстве  случаев  сток  осуществляется  при  замерзшем  грунте  при
мутности,  в  15—20  раз  меньшей,  чем  в  весенний  период.  Оценить
относительную  смываемость  почв  от  летних  ливней  по  материалам
станций  нельзя,  так  как  такие  наблюдения  в  летний  период  практи¬
чески  не  проводятся.  Характер  изменения  Х9  и  Хр  при  искусствен¬
ном  дождевании  показан  в  табл.  6.10.
 Таблица  6.9
 Относительная  смываемость  почв  Лр  при  различном  использовании  склонов
оголенной  взрыхленной  поверхности  в  зимне-весенний  период
(серые  оподзоленные  почвы,  Черниговская  область)
 Подстилающая  поверхность
 )
 1р
 для  зимних
оттепелей
 для  весеннего
снеготаяния
 Оголенная  взрыхленная  поверхность
 1,0
 1,0
 После  картофедя,  свеклы  и  т.  д.
 1,00-0,90
 0,90—0,80
 Стерня  густопокровных  зерновых
 0,90-0,75
 0,45-0,30
 Озимая  пшеница,  рожь,  ячмень
 0,95—0,75
 0,55—0,35
 Сеяные  многолетние  травы
 0,85-0,60
 0.35-0,20
 Естественная  дернина,  залежь
 0,60-0,40
 0,15-0,10
 Лес
 0,15-0,10
 0,05-0,01
 Примечание.  Изменение  смыва  приведено  в  долях  смыва  с  оголенной
взрыхленной  поверхности  склона  при  /=1%о  и  1=1  м.
 Значения  Хр  для  Черниговской  области,  полученные  методом
искусственного  дождевания,  оказались  близкими  к  его  средним  зна¬
чениям  (см.  табл.  6.7).  Некоторое  их  превышение  оправдывает  уже
неоднократно  отмеченное  в  данной  работе  положение  о  повышении
роли  растительности  с  увеличением  гумидности  климата,  что  скорее
всего  объясняется  увеличением  в  этих  условиях  веса  вегетативной
массы.
 126

Таблица  6.10
 Относительная  смываемость  почв  Xр  при  различном  использовании  склонов
и  параметр  Хр  в  формуле  (6.40),  рассчитанные  по  материалам  искусственного
дождевания  (Черниговская  обл.,  серые  оподзоленные  почвы)  при  Ь  =  \  м
 Подстилающая  поверхность
 А0  при
 Приведенные  к  /=  1°/00
 /  —  50°/оо
 ХР
 хр
 Оголенная  взрыхленная  поверхность
 1,0000
 1,00
 1,0
 Кукуруза  с  люпином
 0,0720
 0,350
 2,6
 Стерня  овса
 0,0920
 0,330
 2,5
 Стерня  люпина
 0,0010
 0,012
 6,1
 Просо  (покрытие  50%)
 Многолетняя  залежь,  используемая
 0,1000
 0,230
 (3,5)
 под  выпас
 0,0130
 0,110
 4,8
 Лес  лиственный
 0,0006
 0,006
 7,3
 Примечание.  Величины  X  р  приведены  в  долях  смыва  с  оголенной
взрыхленной  поверхности.
 6.7.3.  Обобщающее  выражение.  Влияние  экспозиции  склонов
 Проведенный  анализ  показывает,  что  в  настоящее  время  может
быть  осуществлена  лишь  приближенная  оценка  величины  смыва
почвы.  Учитывая  существенное  различие  между  ливневым  смывом
и  смыввм  почвы  в  зимне-весенний  период,  целесообразно  средне¬
годовое  значение  смыва  V?  (т/га)  представить  в  виде  суммы:
 N
 ^42^,+^(6.41)
 /  =  1
 где  И?л_о—значение  смыва  за  летне-осенние  месяцы  в  отдельные
 годы;  N  —  количество  лет;  —среднемноголетний  модуль  зим¬
не-весеннего  смыва.  Принимая,  что  количество  смывообразующих
ливней  в  году  составляет  п,  записываем  формулу  для  1^л_0  в  виде
 п
 №в.0  =  \,2  •  10-«Ул  2  К^1фЛ1\  Це-\^~тт), 	(6.42)
 /  =  1
 или  приближенно
 п
 №л.0^\,2  ■  10-%Фл  (/; 	(0’85-100т)  ^ 	(6.43)
 1  —  1
 127

Формула  для  11^з_в  имеет  вид
 1^з-в«10-ур  сэ  [хРзр>з  (/;  ц  7)СТз  дх
 •
 ^РвРв(^в  (Л  ^  )  ^сту^в.  с);
 (6.44)
 здесь  Кгы  —  гидрометеорологический  фактор  ливневого  смыва,
определяется  он  по  зависимости  (6.21);  Ф(/;  Ь)  —  функция  рель¬
ефа,  которая  находится  по  выражению  (6.32),  причем  для  зимних
условий  показатель  степени  при  уклоне  учитывает  измененную  эро¬
зионную  устойчивость  почвы  при  промерзании  грунта  по  формуле
(6.29);  коэффициенты  /я  и  /р,  отражающие  роль  почв,  принимаются
 согласно  данным  табл.  3.5  и  3.6;  АЛ^з  —  уменьшение  запаса  воды
 в  снеге  в  результате  зимних  оттепелей;  Хв.  с  —  максимальные  за¬
пасы  воды  в  снеге  перед  весенним  снеготаянием  (две  последние  ха¬
рактеристики  могут  быть  определены  по  справочникам);  г|ст3
 и  т|ст  в  —  коэффициенты  зимнего  и  весеннего  стока.  Осредненные
 среднемноголетние  значения  г]ств  помещены  в  ряде  специальных
 изданий  (например,  в  книге  [21]);  приближенно  оценивать  вели¬
 чину  Т|Ст3  МОЖНО  ПО  зависимости  Т|ст3  =  Лет
 ,  где  г
 для  южных  районов  составляет  около  2,5,  для  северных—  1,5.  Па¬
раметры,  которые  отражают  роль  растительности  при  ливневом
смыве,  находятся  по  таблицам  6.7  (Хр)  и  4.3  (т).  Параметры  ЯРз
и  Ярв  приведены  в  табл.  6.9;  р3~  0,0454-0,075  г/м3  и  рв~  4,54-
 4-7,0  г/м3.  Последние  характеристики  могут  уточняться  по  фактиче¬
ским  данным  разных  районов.  Влияние  обработки  почвы  следует
вводить  лишь  при  оценке  смыва  за  конкретный  ливень  с  учетом  ре¬
комендаций,  изложенных  в  начале  параграфа.
 В  формулу  (6.4)  введен  коэффициент  Сэ,  учитывающий  экспо¬
зицию  склона.  Влияние  экспозиции  склона  в  настоящее  время  не
может  быть  отражено  непосредственными  наблюдениями  за  смы-
ваемостью  из-за  отсутствия  данных.  Однако  считая,  что  смывае-
мость  пропорциональна  смытости,  порядок  значения  Сэ  допустимо
определять  на  основании  анализа  картографического  материала
по  распространению  смытых  почв.  Приближенно  такую  оценку
можно  выполнить  по  материалам,  помещенным  в  табл.  6.11.  Сле¬
дует  отметить  методический  недостаток  получения  этих  и  других
публикуемых  данных,  заключающийся  в  том,  что  чаще  всего  влия¬
ние  экспозиции  рассматривается  вне  связи  с  крутизной  склона  и  ши¬
ротой  местности.  Нетрудно  доказать  взаимосвязь  этих  величин.
Очевидно,  что  влияние  экспозиции  склона  сказывается  через  изме¬
нение  прихода  прямой  (5)  и  рассеянной  (5*)  солнечной  радиации.
Принимая  альбедо,  теплообмен  в  почве,  в  том  числе  с  учетом  испа¬
рения  и  конденсации,  одинаковым  на  склонах  разной  экспозиции,
можно  считать  коэффициент  Сэ  функцией  отношений  суммарной
 128

Таблица  6.11
 Влияние  экспозиции  склона  на  распространение  эрозионных  процессов,
по  исследованиям  различных  авторов
 Район  и  характер  условий  проведения
 Величина  смыва  или  смытости  почв  1
 наблюдений
 Ю
 3
 С
 в
 Центральная  лесостепная  зона.  По
оценке  смытости  почв  [92—93]
 1,0
 (0,78)
 0,49
 (0,78)
 Орловская  область.  По  оценке  эро-
дированности  ключевых  участков
[3]
 Южные  районы  Киргизии  и  Узбеки¬
стана.  По  наблюдениям  за  смывом
почв  при  /=15°  [40]
 1,0
 0,48
 0,37
 0,79
 1,0
 —
 0,39
 —
 Приволжская  возвышенность.  По
смытости  почвы  [61]
 1,0
 0,90-0,65
 1  В  долях  от  соответствующего  значения  для  склонов  южной  экспозиции.
 радиации  для  склонов  разной  экспозиции  и  горизонтальной  поверх¬
ности  за  период  снеготаяния  от  ii  =  to  до  /<  =  t:
 /  f(sc  +  s*)d¿  \ 	( 	\
 Сш=/\  Л 	 ~  / 		 - 	(6-45)
 \  J  (So  +  S)  dt  I  \ 	2  So¡  I
 Wo 	/ 	\  i=t0  /
 i  =  t
 где  ot—суммарный  приход  прямой  солнечной  радиации  на
 i-ío
 i  —  t
 склон  за  период  U  —  t; 	q.—  то  же  на  горизонтальную  поверх-
 i  =  to
 ность.  Упрощенное  значение  функции  записано  исходя  из  того,  что
приход  рассеянной  радиации  может  быть  принят  одинаковым  на
склоны  разной  экспозиции.  При  этом  суммарный  приход  радиации
за  весь  период  снеготаяния  с  целью  упрощения  расчетов  можно  За-
 S'
 менить  на  мгновенное  отношение  —,  эквивалентное  отношению
 ¿>о
 их  суммарного  значения.
 Поток  прямой  солнечной  радиации  на  склон  Sc  меняется  в  за¬
висимости  от  высоты  солнца  А®,  угла  наклона  склона  а,  его  ази¬
мута  ас  и  азимута  солнца  Ас:
 Sc=Sm  [cos  A©  sin  a  cos  (Лс  —  лс)—(—sin  A©  cos  а]; 	(6.46)
 9  Зак.  №  278
 129

здесь  Sm  —  поток  прямой  солнечной  радиации  на  перпендикуляр¬
ную  лучам  поверхность,  поток  на  горизонтальную  поверхность  So
составляет  Smsinft®.  Для  сравнительной  оценки  изменения  при¬
хода  прямой  радиации  в  средних  широтах  целесообразно  исходить
из  величин  радиации,  полученных  в  полдень,  когда  азимут  солнца
А  =  180°.  Тогда
 5с
 So
 1
 sin  Л@
 (sin  /г®  eos  а  —  eos  A®  sin  а  eos  ас).
 (6.47)
 Величина  Л0  определяется  в  зависимости  от  широты  местности
по  справочной  литературе.  С  другой  стороны,  если  принять  смыв
почвы  на  склоне  промежуточной  экспозиции  (западной  или  восточ¬
ной)  за  основу  или,  что  теоретически  более  правильно,  взять  за  ос¬
нову  условный  смыв  почв  на  горизонтальной  поверхности  ,
 получаем  смыв  со  склона  любой  экспозиции  =  №°_в  Сэ.  При-
 нимая  пропорциональной  связь  между  Сэ  и
щее  выражение  для  Сэ:
 5С
50  ’
 получаем  следую-
 Сэ
 =  1+7э
 (6.48)
 Проделанный  анализ  показывает  взаимосвязь  факторов,  обус¬
ловливающих  изменение  смываемости  на  склонах  разной  экспози¬
ции.  Считая  относительную  смываемость  пропорциональной  смыто-
сти,  можно  определить,  по  данным  С.  И.  Сильвестрова  [92],  Сэ  =
 = 	:  для  южных  склонов  Сэ=  1,27,  для  северных  —  0,62  и  для
 нейтральных  —  1,0.  Учитывая,  что  центральная  лесостепь  располо¬
жена  на  широте  50—52°,  крутизна  склонов  а,  согласно  Сильвест-
рову,  составляет  здесь  7—12°,  получаем  для  периода  снеготаяния
 следующие  значения
 50
 :  для  южного  склона
 ного  —  0,79.  Это  соответствует  значениям  уэ  ^
 1,18,  для  север-
 Уэ
 Сэ-1  \
 5с/50—  1 	)’
 равным  1,69  и  1,79,  т.  е.  среднее  значение  уэ  составляет  при¬
мерно  1,75.
 Таким  образом,  по  изложенной  схеме  можно  оценить  среднего¬
довую  величину  поверхностно-склоновой  эрозии.  Эта  или  подобная
ей  схема  может  считаться  оптимальной  в  условиях  недостатка  на¬
дежных  материалов  массовых  наблюдений  за  процессом,  аналогич¬
ным,  например,  наблюдениям  за  стоком  взвешенных  наносов.  Она
позволяет  обобщать  разнохарактерные  данные,  публикуемые  не
только  в  СССР,  но  и  в  других  странах.  В  то  же  время  такая  схема
в  практике  противоэрозионного  проектирования  и  других  расчетов
создает  объективные  предпосылки  для  решения  поставленных
задач.
 С  другой  стороны,  предложенный  вариант  схемы  позволяет  оце¬
нить  лишь  порядок  среднегодовой  величины  смыва.  Можно  пред-
 130

ставить  и  несколько  иные  схемы  оценки,  однако  при  существующем
отношении  к  постановке  наблюдений  за  поверхностно-склоновой
эрозией  не  может  быть  и  речи  о  получении  расчетной  формулы
с  определенной  величиной  ее  погрешности.
 Вышеизложенное  не  исключает  того,  что  для  решения  некото¬
рых  вопросов,  в  основном  с  использованием  ЭВМ,  может  быть  раз¬
работана  полуэмпиричеокая  модель  водноэрозионного  процесса.
Такая  модель,  очевидно,  должна  быть  основана  на  генетической
схеме  формирования  склонового  стока  воды  и  наносов  с  упрощен¬
ной  гидромеханической  оценкой  процесса  взвешивания  и  транспор-
тизации  наносов  в  условиях  неустановившегося  и  неравномерного
движения.

ГЛАВА  7.  ОВРАЖНАЯ  ЭРОЗИЯ
 7.1. 	Особенности  проявления  овражной  эрозии
 7.1.1. 	Общая  схема  зарождения,  развития  и  строения  оврагов
 Может  быть  несколько  путей  зарождения  и  развития  оврагов.
Чаще  всего  данный  процесс  протекает  в  виде  линейной,  односту¬
пенчатой  или  многоступенчатой  овражной  эрозии  (см.  табл.  1.1)  •
Линейная  овражная  эрозия  —  процесс  интенсивного  размыва
в  глубину  естественного  или  искусственного  углубления  на  склоне.
К  одноступенчатым  относятся  преимущественно  береговые  и  скло¬
новые  овраги,  развивающиеся  одной  вершиной.  Основной  разруши¬
тельной  силой  здесь  является  энергия  потока  в  месте  перепада.
Многоступенчатые  овраги  —  это  преимущественно  донные  или
склоновые  овраги,  продольный  профиль  которых  представлен  се¬
рией  ступеней.  Они  развиваются  вымоинами.  Интенсивной  зоной
роста  каждой  вымоины  является  ее  вершина  (см.  п.  1.3).
 В  районах  с  большими  уклонами  склонов  (более  15—20°)
встречается  промежуточный  подвид  овражной  эрозии.  Для  него
характерно  развитие  оврага  по  типу  одноступенчатой  эрозии,  од¬
нако  вершина-ступень  не  представлена  отвесным  перепадом  (стен¬
кой),  а  является  частью  тальвега  русла  оврага,  имеющей  резко
увеличенный  уклон  (40—60°).  Аналогичная  картина  иногда  имеет
место  в  оврагах,  развивающихся  по  типу  многоступенчатой  эрозии.
Среди  рыхлых  грунтов  или  грунтов,  подверженных  сползанию,
этот  вид  процесса  проявляется  лишь  при  резких  изменениях  укло¬
нов  продольного  профиля.  Все  сказанное  справедливо  только  для
условий  однородного  подвижного  грунта,  т.  е.  для  равновесного
режима  процесса.  В  условиях  неоднородного  грунта  появляются
изломы  продольного  профиля  оврага,  которые  иногда  формируют
серию  ступеней.
 По  строению  в  плане  различают  три  типа  оврагов: 	простой,
 разветвленный  и  сложноразветвленный  —  и  овражную  систему.
 Простой  овраг  в  плане  представляет  собой  одно  прямое  или
слабоизогнутое  русло  с  двумя-тремя  отвершками  в  районе  вер¬
шины.  Разветвленный  овраг  отличается  наличием  нескольких  боко¬
вых  отвершков  по  всей  длине  основного  русла.  Большинство  этих
отвершков  быстро  прекращают  рост  несмотря  на  значительные
уклоны  тальвегов  из-за  отсутствия  зон  питания  вершин  отвершков.
Однако  один-два  из  них  достигают  размеров,  при  которых  соотно-
 132

шение  морфометрических  характеристик  основного  оврага  и  от-
вершков  сближается.  Сложноразветвленный  овраг  имеет  группу
отвершков,  но  разной  величины.  Большие  из  них  соизмеримы  по
своим  характеристикам  с  главным  руслом.  В  последнем  иногда  на¬
блюдается  постоянный  или  чаще  сезонный  водоток.  Примером  та¬
ких  оврагов  являются  Каневские  овраги.
 Овражная  система  рассматривается  как  принципиально  иной
вид  размыва  в  условиях  равновесного  режима.  В  отличие  от  слож-
норазветвленного  оврага,  в  котором  каждая  вершина  может  рас¬
сматриваться  как  самостоятельный  элемент,  овражная  система
в  силу  особых  свойств  грунтов  и  чаще  выпуклого  профиля  примы¬
кающих  склонов  развивается  как  единое  целое  с  густой  сетью
отвершков.  Типичные  овражные  системы  такого  вида  имеются  на
Украине  в  районе  Словечанско-Овручской  возвышенности,  не¬
сколько  отличные  —  в  Молдавии,  при  сопровождении  овражного
процесса  оползневыми  явлениями.
 Зарождение  вершины  оврага  чаще  всего  происходит  не  столько
на  участках  большого  уклона,  как  это  часто  считают,  сколько  на
участках  с  перепадом  уклона.  Такие  условия  наиболее  часто  встре¬
чаются  вдоль  долин  рек.  Комбинированное  развитие  процесса
имеет  место,  когда  образовавшийся  линейный  размыв  оканчива¬
ется  интенсивным  увеличением  уклона.  Именно  в  этом  случае  на¬
блюдаются  четыре  стадии  развития:  I  —  стадия  промоины  или
рытвины,  II  —  врезание  оврага  вершиной,  III  —  выработка  «про¬
филя  равновесия»,  IV  —  затухание.  Правда,  С.  С-  Соболев  [97]
отмечает,  что  развитие  оврага  может  начаться  прямо  со  II  стадии,
минуя  I  стадию,  что  соответствует  одноступенчатой  эрозии.
 При  обследовании  различных  районов  овражной  деятельности
Украины  и  Молдавии  обнаружено,  что  при  вогнутом  продольном
профиле  донных  оврагов  чаще  формируется  многоступенчатый  ов¬
ражный  процесс,  при  выпуклых  —  линейный.  На  вогнутом  профиле
при  возникновении  промоин  в  результате  эрозионного  цикла  со¬
здаются  очаги  водной  эрозии.  Продукты  размыва  каждого  очага
переносятся  потоком  вниз  по  тальвегу.  Но  в  силу  вогнутости  про¬
филя  уклон  нижерасположенного  участка  меньше  вышерасполо-
женного.  В  то  же  время  возрастание  расхода  воды  по  длине
овражных  русел  происходит  медленно.  Основная  масса  стока  фор¬
мируется  на  водосборе,  примыкающем  к  вершине.  Все  это  способст¬
вует  созданию  условий  для  отложения  наносов  ниже  образовав¬
шегося  очага  размыва.  Первоначально  отложенные  наносы  неус¬
тойчивы  и  иногда  снова  размываются.  Однако  наступают  условия,
при  которых  возникают  стабильные  участки  размывов  и  отложений.
Это  еще  более  увеличивает  различия  транспортирующей  способно¬
сти  на  отдельных  участках  и  в  конечном  итоге  приводит  к  форми¬
рованию  зоны  повышенных  уклонов  ниже  участка  отложений.  Если
учесть,  что  поток  в  этом  месте  уже  частично  освободился  от  нано¬
сов,  то  станет  понятно,  что  именно  здесь,  на  участке  наибольшего
уклона,  создаются  благоприятные  условия  для  образования  новой
промоины  и  т.  д.  Однако  в  силу  общей  вогнутости  склона  и  уже
 133

появившегося  мезорельефа  тальвега  эти  промоины,  размываясь  по
типу  обычных  одновершинных  оврагов,  не  всегда  могут  соеди¬
ниться,  так  как  ускорение  продольного  движения  вышерасположен-
ной  промоины  вызывает  ускоренное  движение  нижележащей.
 Совсем  другое  дело  при  выпуклом  продольном  профиле.  Там
при  возникновении  промоины  не  создается  благоприятных  условий
для  отложений  наносов.  И  если  возникает  несколько  промоин,  то,
постепенно  развиваясь,  они  чаще  соединяются  вместе.
 Для  затухающих  оврагов  можно  наблюдать  зарождение  ступе¬
ней  в  местах,  где  из-за  интенсивного  развития  растительности  об¬
разовалась  зона  аккумуляции  наносов  —  своеобразное  поднятие
дна  оврага-  Тдкая  ступень  в  нижней  части,  прорезав  зону  аккуму¬
ляции,  обычно  затухает  и  носит  локальный  характер.  Другой
случай  ступенчатой  эрозии  в  устьевой  части  донного  оврага  наблю¬
дается  при  меняющемся  от  года  к  году  местном  базисе  эрозии,  на¬
пример  у  оврагов,  впадающих  в  крупные  водотоки,  при  цикличе¬
ских  изменениях  уровня  последних  или  при  деформации  их  русла.
 Овражный  процесс,  происходящий  даже  в  режиме  линейной
овражной  эрозии,  протекает  как  процесс  дискретный,  т.  е.  осуще¬
ствляется  в  виде  образования  местных  размывов  (перепадов)  и  их
развития  (передвижения).  Естественно,  что  дискретность  его
нужно  рассматривать  лишь  как  форму  непрерывного  овражного
процесса.  Этот  характер  обусловливает  и  формирование  твердого
стока.  Таким  образом,  описываемое  явление  протекает  по  фор¬
муле:  разрушение  —  перемещение  —  отложение.  Причем  здесь  под
отложением  понимается  не  столько  процесс  окончательной  акку¬
муляции  наносов,  сколько  промежуточный  процесс,  сопровождаю¬
щий  транспорт  наносов  (см.  например,  об  эрозионно-аккумулятив¬
ных  зонах  на  склонах  в  работе  [45]).
 7.1.2. 	Влияние  природных  условий  на  развитие  овражных
размывов
 Главным  фактором  оврагообразования  обычно  считают  высоту
местности  и  крутизну  склонов.  Однако  имеются  примеры,  когда  ов¬
раги  образуются  и  существуют  при  ровном  возвышенном  рельефе.
Это  подтверждает  уже  высказанную  выше  мысль,  что  рельеф
нужно  оценивать  прежде  всего  с  точки  зрения  положения  базиса
эрозии,  условий  концентрации  воды  и  наличия  «скачка»  в  изме¬
нении  уклона.  Иногда  отмечается,  что  овраг  может  расти  незави¬
симо  от  средней  водности  года,  причем  рост  его  происходит  нерав¬
номерно.1  Неустановившийся  характер  овражного  процесса  может
быть  связан  с  уменьшением  водосборной  площади,  примыкающей
к  точке  роста  (вершине)  оврага  по  мере  его  развития.  Это,  есте¬
ственно,  вызывает  замедление  регрессивной  эрозии.  Особенно  от¬
 1  Это,  очевидно,  является  проявлением  особого  механизма  оврагообразова¬
ния,  имеющего  выраженную  динамико-морфологическую  структуру.
 134

четливо  указанная  особенность  проявляется  на  широких  водосбо¬
рах.  Исследования  обнаруживают  также  влияние  формы  профиля
склона  на  строение  вершины  оврага*  Материалы  обследований  [62]
указывают  на  затухающий  характер  связей  объема  оврага  от  пло¬
щади  водосбора  и  его  уклона.
 Влияние  механического  состава  почво-грунта  можно  оценить
по  материалам  М.  В.  Мялковского  и  Н.  И.  Дрозда  [79].  Если  при¬
нять  за  1,0  величину  размыва  для  глубинной  эрозии,  проходящей
в  лёссовых  грунтах,  то  для  глинистых  она  будет  составлять  0,70
(0,67—0,75),  а  для  песков  —  0,5  (0,42—0,60).
 Еще  одним  фактором,  который  по  значению  иногда  становится
главным  в  развитии  оврагов,  является  растительность,  и  в  первую
очередь  лесная,  однако  далеко  не  всегда  лес  является  препятст¬
вием  к  появлению  оврага.  Влияние  леса  на  овражный  процесс
очень  многообразно:  уменьшение  стока,  закрепление  почвы  кор¬
нями,  перераспределение  водоотдачи  из  снега  при  весеннем  снего¬
таянии.  Однако  представляется,  что  основное  влияние  леса  прежде
всего  сказывается  в  уменьшении  максимального  расхода  воды.
 При  дренировании  оврагом  водоносных  горизонтов  может  по¬
явиться  ряд  особенностей  в  его  развитии.  Н.  И.  Маккавеев  [71]
считает,  что  в  это  время  в  эрозионном  процессе  происходит  «ска¬
чок».  Диаметрально  противоположного  мнения  придерживается
А.  С.  Козменко  [48  и  др.],  утверждая,  что  выход  грунтовых  вод
способствует  развитию  густой  болотной  растительности,  которая
скрепляет  обнаженные  откосы  и  дно  размывов.
 Исследования,  проведенные  автором,  показали,  что  обе  точки
зрения  имеют  основание  и  весь  вопрос  сводится  к  месту  и  времени
появления  данного  фактора.  При  начальных  стадиях  развития  ов¬
рага,  особенно  по  типу  одновершинного,  выход  грунтовых  вод  спо¬
собствует  «размягчению»  пород  и  образованию  оползней*  Для  дон¬
ных  оврагов,  проходящих  в  ложе  материнского  углубления  или
размыва,  выход  грунтовых  вод  действительно  может  способство¬
вать  развитию  растительности  и  не  только  болотной.  А.  С.  Коз¬
менко,  рассматривая  в  основном  донные  овраги,  приходит  к  одно¬
значной  оценке  этого  фактора.
 Процесс  оврагообразования  определяется  работой  концентри¬
рованного  склонового  стока,  на  которую  накладывается  размыв
под  действием  падающей  струи  воды  (эврозия).  В  южных  обла¬
стях  при  зарождении  оврага  по  типу  линейной  овражной  эрозии
может  также  сказываться  влияние  механического  действия  капель
дождя.  Через  изменение  поверхностного  стока  сказывается  антро¬
погенное  влияние,  связанное  с  уничтожением  растительности,  рас¬
пашкой  и  образованием  на  поверхности  склона  канав,  меж,  валов,
плетней,  неправильно  расположенных  на  склоне  лесополос  и  др.
 В  США  сделана  попытка  на  основании  повторных  аэрофотосъ¬
емок  увязать  интенсивность  увеличения  площади  оврагов  с  14  раз¬
личными  факторами  [143].  Корреляционно-статистическим  методом
получено  уравнение  регрессии,  включающее  различные  показатели
осадков,  стока  и  хозяйственной  деятельности.  Однако  при  этом  не
 135

учтена  такая  характеристика  как  уклон.  Нам  представляется
более  перспективным  гидролого-морфологический  подход  к  раскры¬
тию  законов  овражной  эрозии.  Как  вспомогательные  приемы  могут
быть  использованы  инженерные  расчеты  размыва  русел  в  связных
грунтах,  а  также  местного  размыва  от  падающей  струи.
 7.2. 	Морфологические  закономерности  овражной  эрозии
 В  исследовании  овражной  эрозии  можно  наметить  четыре  ос¬
новных  направления:  1)  изучение  динамики  процесса  в  комплексе
с  наблюдением  за  стоком  воды  и  наносов  в  условиях  стационара;
2)  раскрытие  законов  пространственного  распространения  различ¬
ных  видов  оврагов  с  учетом  особенностей  рельефа  и  других  фак¬
торов  путем  обследования  ключевых  участков  с  использованием
аэрофотосъемки;  3)  наблюдения  за  процессами  овражной  эрозии  на
моделях  и  4)  создание  общей  схемы  овражной  эрозии  с  количест¬
венным  выражением  основных  морфологических  показателей.  От¬
сутствие  рядов  наблюдений  за  динамикой  процесса  —  вполне  пре¬
одолимая  трудность,  поскольку  в  ряде  случаев  здесь  вполне  допу¬
стима  его  пространственно-временная  экстраполяция.  Например,
по  наблюдениям  на  многих  оврагах  в  разных  их  стадиях  возможно
восстановить  характер  развития  любого  оврага  от  его  зарождения
до  отмирания.
 Анализ  специальных  съемок  и  обследований  оврагов  в  районе
Молдавской  воднобалансовой  станции  (лог  Виноградный),  вдоль
р.  Днестра  от  г.  Залещики  до  устья,  в  районе  городов  Канева,
Новгород-Северского,  Придеснянской  воднобалансовой  станции,
Словечанско-Овручской  возвышенности  и  в  других  местах  показы¬
вает,  что  решающим  фактором  развития  овражного  процесса  при
равных  климатических  условиях  является  уклон  основного  пони¬
жения,  в  котором  концентрируется  водный  поток.  Несколько  мень¬
шая  роль  принадлежит  площади  водосборов.  Для  небольших  скло¬
новых  размывов  интенсивное  развитие  вершины  оврага  может
быть  определяющим  условием  углубления  всего  профиля  На  боль¬
ших  оврагах  продольный  профиль  удаленных  от  вершин  участков
не  обнаруживает  четкой  зависимости  от  развития  вершины,  зато
он  более  тесно  связан  с  изменением  местного  базиса  эрозии.
 Донные  размывы  чаще  всего  протекают  как  многоступенчатые,
т.  е.  наблюдается  не  одна  точка  интенсивного  роста,  а  несколько
(иногда  20—50  на  1  км).  В  каждой  из  них  происходит  интенсив¬
ный  размыв  грунта  потоком  в  результате  эврозии.  В  целом  овраж¬
ный  процесс  характеризуется  передвижением  вымоин  по  направ¬
лению  к  вершине  оврага.  Вымоина,  зародившаяся  у  подножья
склона,  по  мере  продвижения  к  средней  части  оврага  растет  (до
2—4  м);  далее,  по  мере  приближения  к  вершине,  глубина  вымо¬
ины  опять  уменьшается  и  рост  ее  постепенно  прекращается.
 Для  ступенчатых  овражных  размывов  лога  Виноградного  обна¬
руживается  зависимость  между  объемом  вымоины  1/ов,  следующей
 136

за  ступенью  размыва,  и  высотой  ее  вершины  Лв  (рис.  7.1).  Схема¬
тично  эту  зависимость  можно  выразить  уравнением
 Уов=кв/1в^сов(Р-Р0)тЬв, 	(7.1)
 где  с0в  и  т  —  параметры,  а  —  наименьшая  площадь  водосбора,
при  которой  возможно  появление  вымоины.  Анализ  зависимости
углового  коэффициента  связи  У0в  и  Лв  от  Р  показал,  что  /гв  =  0  со-
 и  площади  водосбора  Р  (лог  Виноградный,  Молдавская  воднобалансовая
 станция).
 У  точек  —  площадь  водосбора.
 ответствует  примерно  /го=1,75  га.  Учитывая,  что  при  йв  =  0  раз¬
мыв  отсутствует,  можно  полагать,  что  ^0,  равное  1,75  га,  будет  ос-
редненным  значением  минимальной  площади  водосбора,  при
которой  возможно  образование  овражной  эрозии  в  данных  клима¬
тических  и  литологических  условиях.  Это  первый  косвенный  при¬
знак  критических  условий  появления  оврага.
 Основной  характеристикой  овражного  размыва  является  его
объем.  Для  оврагов  лога  Виноградного,  прекративших  продольный
 137

рост  вершин,  намечается  довольно  определенная  зависимость
между  суммарным  объемом  оврага  2У0в,  площадью  водосбора  Т7
и  уклоном  его  тальвега  1т  (рис.  7.2).  Точка,  нарушающая  эту  за¬
висимость,  соответствует  оврагу  с  1т  =  37%о,  развившемуся  вдоль
дороги,  т.  е.  при  значительном  искажении  естественных  условий.
Аналитически  эта  зависимость  описывается  уравнением
 2  1/'Ов=0,056  (/т  —ЭО)1'7/^
 1,5
 (7.2)
 Если  строго  подойти  к  уравнению  (7.2),  то  можно  увидеть  не¬
которое  несоответствие  его  формуле  (7.1),  в  которую  входит  пре¬
дельное  значение  ^0=  1,75  га.
 „3
 12000
 8000
 4  000
 110  %„
 /т=/40%О
 129
 о
 120  Хо
 0110  ^
 X  о
 /  109
 т  <
 /о  138
>  /
 о
 /т.
 $10
 196
 20
 40
 60
 80
 100  Геа
 Рис.  7.2  Суммарный  объем  овражного  размыва  ^  Ков  при  разных
площадях  водосбора  Т  и  уклонах  тальвега  /т  (лог  Виноградный,
Молдавская  воднобалансовая  станция).
 У  точек  —  уклон  тальвега
 Это  можно  объяснить  лишь  слабой  освещенностью  фактиче¬
скими  данными  зависимости  (7.2)  при  малых  площадях  /\  При
большем  числе  данных  здесь,  очевидно,  также  имело  бы  место  Ёо,
равное  примерно  2  га.
 Входящая  в  формулу  (7.2)  величина  уклона  тальвега  имеет
предельное  значение  /о  =  90%0,  при  котором  объем  оврага  стано¬
вится  равным  нулю.  Уклон  в  90%о  в  данном  случае  можно  принять
за  вторую  косвенную  характеристику  критических  условий  появле¬
ния  оврага.  По-видимому,  и  для  других  случаев  может  быть  уста¬
новлено  критическое  значение  уклона  /о.  Таким  образом,  в  отличие
от  поверхностного  смыва  при  овражной  эрозии  намечаются  вполне
выраженные  критические  условия,  характеризующие  возможность
появления  размыва  овражного  типа.
 Центральной  задачей,  имеющей  большое  практическое  значе¬
ние,  является  предсказание  роста  оврага.  Прогноз  профиля  оврага
 138

может  быть  осуществлен  путем  экстраполяции  уже  появившегося
профиля  оврага  с  учетом  рельефных  и  климатических  характери¬
стик.  Для  одноступенчатого  оврага  данный  прогноз  сводится
к  экстраполяции  уже  образовавшегося  продольного  профиля.  На¬
иболее  простой  вариант  решения  данной  задачи  —  графический.
Он  заключается  в  продолжении  уже  наметившейся  кривой  про¬
дольного  профиля.  Проверка  показывает  большую  субъективность
 Рис.  7.3.  Зависимость  площади  водосбора  Т7мин,  при  которой  прекращается  разви¬
тие  оврага,  от  уклонов  1ь  и  /т  (а),  и  схема  к  определению  /’мин,  1ь  и  /т  (б).
 У  точек  —  значения  /т;  Н0  #верш,  Яустья  —  отметки  поверхности.
 данного  метода,  особенно  для  растущего  оврага,  где  имеющаяся
часть  профиля  не  всегда  является  окончательной-
 В  дальнейшем,  после  выявления  основных  гидролого-морфоло¬
гических  закономерностей  развития  овражного  процесса,  очевидно,
удастся  найти  надежный  способ  экстраполяции  всего  профиля  ов¬
рага.  Сейчас  же  возможно  ограничиться  получением  крайней
точки,  т.  е.  свести  задачу  к  нахождению  минимальной  площади
водосбора,  при  которой  прекращается  развитие  оврага.  Очевидно,
что  на  величину  этой  площади  будет  оказывать  влияние  уклон
склонов  1Ь  и  характер  занятости  водосбора.  Для  условий
 139

использования  земель  под  сельскохозяйственные  угодья  эта  зави¬
симость  показана  на  рис.  7.3.
 Необходимо  иметь  в  виду,  что  для  освещения  данной  зависи¬
мости  при  больших  1ь  были  использованы  характеристики  для  ов¬
рагов,  которые  уже  находятся  в  завершающей  стадии  развития
своих  откосов.  На  рис.  7.3  это  точки  с  /т  =  69  и  70%0.  Для  этих  то¬
чек,  конечно,  имеет  место  несколько  заниженное  значение  уклона
тальвега  из-за  значительной  аккумуляции  наносов  на  дне  бывшего
русла  оврага.  С  учетом  среднего  уклона  тальвега  оврага  1т  наме¬
чается  несколько  вогнутых  кривых.  По  связи  /7Мин=(/ь;  ¡т)  можно
путем  последовательного  приближения  определить  площадь,  при
которой  прекратится  развитие  оврага.  Имея  значение  /7МИн,  не¬
трудно  отыскать  точку  затухания  роста  оврага,  на  которую  уже
можно  проэкстраполировать  весь  профиль  будущего  оврага.  По¬
мимо  своего  прямого  назначения,  данный  график  дает  еще  одну
возможность  косвенной  оценки-  предельных  условий  возможного
возникновения  оврага.  Однако  в  отличие  от  первых  двух  харак¬
теристик  здесь  имеет  место  уже  сочетание  ряда  условий  рельефа.
Полученные  зависимости  намечают  лишь  первые  связи  между  ос¬
новными  морфологическими  характеристиками  овражной  эрозии,
причем  они  носят  региональный  характер.  Установление  анало¬
гичных  зависимостей  по  другим  районам  даст  возможность  райо¬
нирования  отдельных  параметров  этих  и  других  связей-
 Помимо  метода  прогноза  развития  отдельного  оврага,  очень
важно  иметь  метод  прогноза  оврагообразования  для  территории
в  целом.  Такой  прогноз  должен  быть  основан  на  укрупненных
климатологических,  антропогенных  и  геологических  показателях.
В  качестве  примера  такого  прогноза  для  значительных  территорий
может  быть  использована  связь  между  интенсивностью  роста  овра¬
гов  и  амплитудой  тектонических  движений  отдельных  блоков  же¬
сткого  фундамента  [89].  Учитывая  меньшую  изменчивость  во  вре¬
мени  тектонических  движений  земной  коры  по  сравнению  с  измен¬
чивостью  эрозионных  процессов  и  определенное  запаздывание
в  последовательном  их  ходе,  можно  составить  перспективный  про¬
гноз  развития  овражности  отдельных  районов.
 7.3. 	Проявление  микроселевой  деятельности  в  негорных  районах
 В  настоящее  время  накоплено  много  фактов,  подтверждающих
возможность  возникновения  несвязных  селевых  потоков  в  негор¬
ных  районах.  Селевой  поток  —  явление  преимущественно  русловое,
которое  определяется  в  первую  очередь  особым  видом  руслового
перемещения  наносов,  и  поэтому  в  таксономическом  ряду  оно
отнесено  к  русловой  эрозии  (см.  табл.  1.1).  В  негорных  районах
селевая  деятельность  проявляется  преимущественно  в  оврагах,
реже  в  балках  и  не  имеет  той  разрушительной  силы,  которая  на¬
блюдается  в  горных  районах.  Именно  эту  разновидность  будем
называть  микроселем.
 140

Динамика  микроселевого  потока  сохраняет  черты  селя.  Как
известно,  одним  из  признаков  селевого  потока  является  волнооб¬
разный  (пульсационный)  характер  его  движения.  Считается,  что
основной  причиной  этого  является  наличие  заторных  явлений.
Из  материалов  Н.  И.  Дрозда  [31]  вытекает  другая  возможная  при¬
чина  данного  явления  К  Детальные  измерения  хода  расходов  воды,
скоростей  течения  и  мутности  потока  при  прохождении  микроселе¬
вого  потока  средней  концентрации  (150—490  кг/м3)  показали,  что
наступление  пика  мутности  всегда  сопровождалось  уменьшением
скорости  потока  и  общего  расхода  микроселя.  Например,  во  время
ливня  5—6  июня  1954  г.  на  одной  из  балок  в  районе  г.  Богуслава
(Киевская  область)  резкое  возрастание  мутности  привело  к  зна¬
чительному  снижению  скоростей  потока  и  грязевая  волна  с  мут¬
ностью  490  кг/м3  прошла  при  расходе  1,29  м3/с,  в  то  время  как  за
12  мин  до  этого  расход  составлял  2,79  м3/с,  а  мутность—  150  кг/м3.
 Исходя  из  этого  следует,  что  в  формировании  волнообразного
характера  селевого  паводка,  помимо  заторных  явлений,  могут
принимать  участие  явления,  обусловленные  изменением  гидрав¬
лики  потока  при  его  пересыщенности  наносами.  Это  приводит
к  уменьшению  скорости  движения  потока.  Однако,  как  следствие
этого,  должно  произойти  осаждение  части  наносов.  Осветление
потока  приводит  к  увеличению  скорости  (это  вытекает  из  приве¬
денных  наблюдений),  что  в  свою  очередь  вызывает  новую  волну
мутности,  и  цикл  повторяется.  На  все  это  накладываются  другие
факторы:  расширение  и  сужение  русла,  заторность  и  др.
 Зарождение  микроселевого  потока  определяется  теми  же  усло¬
виями,  что  и  зарождение  других  овражно-русловых  эрозионных
процессов,  хотя  здесь,  как  и  при  образовании  селя,  большое  зна¬
чение  приобретает  характер  эрозионного  очага  и  его  состояние.
Материалы  изучения  микроселевых  процессов  негорных  районов
позволяют  выделить  следующие  основные  микроселевые  очаги.
 1. 	Склоновые  микроселевые  очаги,  которые  представляют  со¬
бой  участки  склонов,  примыкающих  к  месту  формирования  микро¬
селя.  При  наличии  только  склоновых  очагов  микроселевой  поток
возникнуть,  как  правило,  не  может,  хотя  на  самих  склонах  при
уклонах  более  5—7°  и  при  отсутствии  на  поверхности  раститель¬
ности,  а  также  на  пропашных  культурах  и  винограднике  во  время
ливня  создаются  потоки  с  концентрацией,  соответствующей  ми-
кроселевому  потоку  средней  насыщенности  [95].
 2. 	Овражные  микроселевые  очаги  являются  основными  в  не¬
горных  районах.  Интенсивное  развитие  оврага  чаще  всего  сопро¬
вождается  потоком  с  необычайно  высокой  концентрацией  наносов.
Иногда  средняя  мутность  за  паводок  в  быстрорастущем  овраге
составляет  более  500  кг/м3,  максимальная  —  более  800  кг/м3  [34].
 Кроме  перечисленных  очагов,  можно  выделить  оползневые,  оп-
лывные  и  обвально-осыпные  микроселевые  очаги.  Хотя  они  имеют
 1  Эти  материалы  послужили  основанием  для  работы  [31],  но  в  нее  не  вошли
и  были  любезно  предоставлены  автору  настоящей  работы.
 141

меньшее  самостоятельное  значение,  но  в  сочетании  с  овражными
процессами  могут  создавать  очень  активный  микроселевой  про¬
цесс.  Чаще  всего  наблюдаются  комбинированные  очаги,  особенно
склоново-овражные.  Последние  возникают  преимущественно  в  ста¬
дии  активного  роста  оврага  по  типу  линейного  размыва,  когда
сразу  на  большой  части  склона  появляется  микроселевое  русло.
Реже  такой  очаг  наблюдается  при  активном  развитии  донного
оврага  по  типу  линейной  или  многоступенчатой  эрозии.  Овраги
одноступенчатого  типа  развития  чаще  могут  представлять  сббой
просто  микроселевой  очаг,  где  склоны  водосбора  формируют  пре¬
имущественно  водную  составляющую,  а  овраг  —  твердую.  К  ком¬
бинированным  очагам  относятся  овражно-оползневые  очаги,  рас¬
пространенные  в  Центральной  Молдавии,  овражно-обвально-осып-
ные  —  в  среднем  течении  р.  Днестра  и  т.  д.
 Наиболее  многочисленные  свидетельства  о  микроселевых  явле¬
ниях  относятся  к  районам  интенсивного  развития  овражной  эро¬
зии  —  к  Центральной  Молдавии  и  Молдавскому  Поднестровью,
среднему  течению  р.  Днестра,  Канево-Ржищевскому  овражному
району.  Имеются  указания  о  наличии  микроселевых  потоков  на
южных  склонах  Среднерусской  возвышенности,  в  верховьях  р.  Се¬
верского  Донца  и  в  некоторых  сильно  расчлененных  районах  Дон¬
басса.  Судя  по  сообщению  Н.  Д.  Ещенко  и  др.  [36],  микроселевые
потоки  ливневого  происхождения  имеют  место  в  районе  правобе¬
режья  р.  Десны,  хотя  повторяемость  их,  возможно,  меньше,  чем
в  первых  районах  (см.  рис.  11).
 Известно,  что  сели  образуются  в  верхних  звеньях  гидрографи¬
ческой  сети.  Однако  в  одном  из  районов  вдоль  р.  Днестра  обнару¬
жен  иной  характер  микроселей.  Здесь  водные  массы,  собранные
с  большой  территории,  без  сколь-либо  значительных  эрозионных
последствий  доходят  до  крутого  берега  Днестра  или  его  притоков.
Выходы  твердых  пород  сдерживают  продвижение  овражных  раз¬
мывов.  Однако  в  таких  местах  часто  появляются  микроселевые
очаги  обвально-осыпного  типа  в  связи  с  разработкой  карьеров  для
добычи  строительного  камня.  При  ливневых  осадках  здесь  на
очень  коротких  участках  русла  (до  1,0  км)  возникают  грязе-ка-
менные  микросели,  формирующие  конусы  выноса.
 Обследования  некоторых  овражных  систем  в  районе  г.  Канева
показали,  что  овражные  очаги  являются  здесь  основной  причиной
образования  микроселей.  В  связи  с  отсутствием  значительных  вы¬
ходов  твердых  пород  потоки  данного  района  можно  классифици¬
ровать  как  грязевые,  реже  грязе-каменные.  В  устьевых  участках
выходы  грязевой  массы  наносят  большой  ущерб,  уничтожая  ого¬
роды  и  сады,  особенно  в  поймах.
 Селевые  явления  имеют  место  в  негорных  районах  и  за  преде¬
лами  Украины  и  Молдавии.  Бесспорное  доказательство  отмечен¬
ного  факта  имеется  в  книге  А.  С.  Козменко  [48,  с.  136].  На  приве¬
денной  им  фотографии  видны  отложения  грязе-каменного  микро-
селевого  потока,  который  имел  место  в  Орловской  области  после
ливня  25  июля  1923  г-
 142

Судя  по  сообщению  И.  Б.  Вольфцуна  и  О.  И.  Крестовского  [23],
в  районе  Валдая  в  1957  г.  после  ливня  с  осадками  около  50  мм
образовался  паводок,  который  переносил  валуны  1,0—1,5  м3  на
расстояние  более  40  м.  Древесная  растительность  вдоль  русла
ручья  повсеместно  была  уничтожена,  часть  построек  разрушена.
Приведенные  ими  фотографии  в  дополнение  к  имеющемуся  описа¬
нию  позволяют  предположить,  что  при  этом  образовался  микро-
селевой  паводок.  Не  нужно  при  этом  забывать,  что  отложения  вы¬
носов—  обычное  свидетельство  прошедшего  селя  —  здесь  могуг
отсутствовать  в  связи  со  значительной  водностью  потоков  в  несе¬
левые  периоды.

ГЛАВА  8.  ФОРМИРОВАНИЕ  СТОКА  ВЗВЕШЕННЫХ  НАНОСОВ  РЕК
И  ЕГО  ИЗМЕНЧИВОСТЬ
 8.1. 	Основные  факторы  образования  и  переноса  речных  наносов
 Русловой  эрозионный  процесс  на  определенном  участке,  как  и
все  предыдущие  виды  водной  эрозии,  состоит  из  переноса  продук¬
тов  эрозии,  образованных  выше,  и  деформации  поверхности  в  пре¬
делах  данного  участка.  Обобщающим  показателем  при  этом  явля¬
ется  сток  наносов  и  его  изменение  по  длине  реки  и  во  времени.
 Основным  активным  фактором  стока  речных  наносов  является
энергия  стекающих  масс  воды,  определяемая  положением  базиса
эрозии  и  водностью  реки.  При  равенстве  этих  условий  больший
сток  наносов  будет  при  большей  эродируемости  бассейна.  Отсюда
следует,  что  все  факторы  поверхностно-склоновой  и  овражной  эро¬
зии  играют  определенную  роль  в  формировании  речных  наносов.
Одновременно  имеет  место  влияние  ряда  специфических  условий,
таких,  как  хозяйственная  деятельность  человека  в  пределах  русла
и  речной  долины  (влияние  хозяйственной  деятельности  на  осталь¬
ной  части  водосбора  скажется  через  изменение  поверхностно-скло¬
новой  и  овражной  эрозии),  неравномерность  поступлений  продук¬
тов  водной  эрозии  по  длине  реки  и,  наконец,  тектонические  дви¬
жения  земной  поверхности.
 Влияние  хозяйственной  деятельности  проявляется  через  созда¬
ние  прудов  и  водохранилищ,  освоение  речных  долин,  преобразова¬
ние  естественного  рельефа  поймы.  Любое  из  этих  мероприятий
нарушает  естественный  режим  движения  речных  наносов,  увеличи¬
вая  или  уменьшая  их  сток,  и  способствует  появлению  односторон¬
ней  деформации  русла  Второй  из  отмеченных  факторов  —  нерав¬
номерное  поступление  продуктов  водной  эрозии  по  длине  реки  —
часто  связан  с  хозяйственной  деятельностью  человека.  Примером
может  служить  увеличение  поступления  наносов  в  р.  Днепр  ниже
г.  Киева.
 Как  фактор  твердого  стока  тектонические  процессы  до  послед¬
него  времени  практически  не  принимались  во  внимание.  Лишь  не¬
давно  Н.  И.  Маккавеев  и  др.  [73]  показали,  что  при  восходящем
развитии  рельефа  максимальная  глубина  врезания  в  условиях
продолжающегося  косого  поднятия  территории  имеет  место  в  сред¬
нем  течении  консеквентной  реки,  т.  е.  реки,  текущей  в  долине,
 144

направление  которой  соответствует  уклону  поверхности,  часто  сов¬
падающему  с  падением  пластов.  Мутность  и  модуль  твердого  стока
увеличиваются  вниз  по  реке  на  участке  от  истока  к  среднему  те¬
чению.  При  дальнейшем  следовании  в  сторону  устья  мутность  или
остается  постоянной,  или  убывает  в  результате  аккумуляции.  При¬
чем  авторы  приходят  к  выводу,  что  в  условиях  восходящего  раз¬
вития  рельефа  величина  эрозии  практически  не  связана  с  особен¬
ностями  растительного  покрова  или  свойствами  горных  пород  и
доминирующее  влияние  оказывает  лишь  тектоника.
 Твердый  сток  верхних  звеньев  гидрографической  сети  в  боль¬
шей  мере  зависит  от  основных  источников  формирования  наносов.
К  ним  относится  прежде  всего  поверхностно-склоновая  эрозия,
которая  определяет  фоновое  поступление  наносов,  и  очаги  интен¬
сивного  образования  наносов.
 Несколько  различается  характер  стока  наносов  в  периоды  ве¬
сеннего  половодья  и  ливневых  паводков.  В  ряде  южных  районов
один  крупный  ливень  может  сформировать  сток  наносов,  превы¬
шающий  сток  нескольких  весенних  паводков.  С  увеличением  пло¬
щади  водосбора  водотока  прямое  влияние  отдельных  паводков
так  же,  как  и  очагов,  несколько  сглаживается
 Наблюдения  за  стоком  наносов,  проведенные  Н.  И.  Дроздом
[32]  в  овражном  районе  лесостепной  зоны  Украины,  показали,  что
в  первые  дни  весеннего  паводка  наносы  поступают  в  водоток  преи¬
мущественно  за  счет  поверхностного  смыва,  а  по  мере  оттаивания
почвы  увеличивается  доля  наносов  от  глубинных  размывов.  Пик
мутности  чаще  запаздывает  по  отношению  к  пику  расхода  воды,
и  снижение  мутности  происходит  медленно.  При  ливневых  паводках
в  водотоках  с  площадью  водосбора  10—50  км2  мутность  превы¬
шает  20  кг/м3.  Во  временных  водотоках  с  площадью  водосбора
порядка  1—10  км2  содержание  наносов  составляет  100—250  кг/м3
и  в  овражных  потоках  (площадь  водосбора  до  1  км2)  достигает
500  кг/м3.
 Речные  наносы  обычно  подразделяют  на  взвешенные  и  донные.
Доля  последних  в  общем  стоке  наносов  чаще  всего  оценивается
в  2—7%  для  равнинных  рек  и  до  100%  для  горных.
 8.2. 	Подсчет  среднегодового  стока  взвешенных  наносов  и  его
изменчивости  при  ограниченном  ряде  наблюдений
 Понятие  «ограниченный»,  или  «короткий»,  ряд  наблюдений
является  условным  и  зависит  в  первую  очередь  от  положения  его
в  ряду  цикличности  и  его  коэффициента  вариации.  При  выборе
расчетного  периода  для  приведения  стока  к  многолетней  ее  вели¬
чине  используется  хронологический  график  изменения  стока  в  виде
разностной  интегральной  кривой.  Синхронность  циклических  ко¬
лебаний  можно  установить  при  длине  ряда  по  крайней  мере  40—
50  лет,  однако  для  взвешенных  наносов  практически  нет  ни  одной
станции  с  таким  продолжительным  рядом  наблюдений.  В  условиях
 10  Зак.  К?  278
 145

одной  природной  зоны  при  близком  расположении  водотоков  бы¬
вают  случаи,  когда  твердый  сток  одной  реки  соответствует  твер¬
дому  стоку  другой  реки.  Однако  даже  для  жидкого  стока  обычно-
говорят  не  о  синхронности  его,  а  о  синфазности,  т.  е.  о  сохранении
соответствия  только  в  фазах  циклов  колебаний.  Еще  в  большей
степени  это  относится  к  стоку  наносов.
 Для  всех  створов,  имеющих  продолжительность  наблюдений  за
расходом  взвешенных  наносов  Я  более  25—30  лет,  были  построены
нормированные  разностные  интегральные  кривые  модульных  ко¬
эффициентов  годового  стока  воды  и  наносов  (рис.  8.1).  Судя  па
этим  кривым,  даже  для  самых  продолжительных  (по  территории
Украины  и  Молдавии)  £ядов  наблюдений  за  стоком  наносов
нельзя  надежно  оценить  его  цикличность.  Можно  дать  лишь  самую
приближенную  характеристику  периодов  различного  стока  нано¬
сов.  Учитывая  наличие  связи  между  величинами  Я  и  <3,  о  чем  под¬
робнее  сказано  ниже,  в  первом  приближении  такую  оценку  можна
сделать  по  ряду  <3,  имея  опорные  ряды  для  рек  разных  зон.  Раз¬
ностные  интегральные  кривые  величин  жидкого  стока  для  запад¬
ных  районов  (р.  Днестр  —  г.  Залещики,  р.  Серет  —  г.  Чортков,.
р.  Прут  —  г.  Черновцы)  показывают,  что  даже  самые  длинные
имеющиеся  ряды  наблюдений  за  Я  относятся  к  периоду,  когда  сток
был  меньше  среднемноголетнего  его  значения.  Для  восточных
районов  Украины,  судя  по  данным  для  р.  Северского  Донца
у  г.  Змиева,  ряды  наблюдений  за  /?  охватывают  период,  когда  зна¬
чения  С?  были  близки  к  среднемноголетнему  его  значению.  И  на¬
конец,  реки  центральной  полосы  (Южный  Буг  —  г.  Сабаров,
Рось  —  г.  Корсунь-Шевченковский  и  Десна  —  г.  Чернигов)  зани¬
мают  промежуточное  положение.
 По  аналогии  с  жидким  стоком  норму  стока  наносов  можно  оп¬
ределить  как  среднюю  величину  наносов  за  многолетний  период
с  неизменными  географическими  условиями,  относящимися  к  сов¬
ременной  геологической  эпохе,  и  с  одним  уровнем  хозяйственного
освоения  водосборов  рек  и  их  русел.  Последнее  обстоятельства
для  условий  твердого  стока  очень  существенно.  Большая  изменчи¬
вость  его  при  различном  уровне  хозяйственного  освоения  водосбо¬
ров  и  русел  рек  не  позволяет  без  предварительного  анализа  под¬
считывать  норму  стока  даже  при  наличии  длинных  рядов  и  тре¬
бует  критического  подхода  к  применению  приемов,  аналогичных
тем,  которые  используются  для  расчета  нормы  жидкого  стока.
 Основой  для  анализа  рядов  среднегодовых  расходов  взвешен¬
ных  наносов  /?  является  график  связи  их  значений  с  соответствен¬
ными  расходами  воды  /?=/?((3).  В  условиях,  не  осложненных
другими  факторами,  обычно  имеет  место  криволинейная  связь
вида
 (8.1)
 где  показатель  степени  пя  изменяется  от  величины,  несколько
большей  единицы,  до  4,0.
 146

Рис.  8.1.  Нормированные  интегральные  кривые  модульных  коэффициентов
стока  воды  (/)  и  взвешенных  наносов  (2).
 а  —  р.  Днестр  —  г.  Залещики,  б  —  р.  Серет  —  г.  Чертков,  в  —  р.  Прут  —  г.  Черновцы,.
г  —  р.  Южный  Буг  —  г.  Сабаров,  д  —  р.  Рось  —  г.  Корсунь-Шевченковский,  е  —
р.  Десна  —  г.  Чернигов,  ж  —  р.  Северский  Донец  —  г.  Змиев.
 10*

Дальнейший  анализ  и  метод  удлинения  ряда  подробно  изложен
в  работе  автора  [130].  Здесь  же  кратко  отметим  лишь  основные
моменты  разработанных  приемов.
 1. 	Устанавливается  однородность  ряда.  На  первом  этапе  это
выполняется  путем  сопоставления  характера  расположения  точек
/?((?)  по  годам.  Наиболее  простой  случай  неоднородности  —  появ¬
ление  двух  кривых  И  =  Я((3),  например  после  введения  в  строй
какого-нибудь  гидротехнического  или  гидромелиоративного  комп¬
лекса.  В  дальнейшем  этот  анализ  может  снова  повторяться  с  уче¬
том  установленного  влияния  неравномерности  внутригодовой  из¬
менчивости  стока.  Наиболее  типичны  следующие  случаи  хозяйст¬
венной  деятельности,  осуществляемой  выше  измерительного
створа,  вызывающие  появление  неоднородной  связи:  а)  сооруже¬
ние  плотин  —  обычно  уменьшает  сток  наносов,  но  бывает  и  обрат¬
ная  картина;  б)  канализация  (спрямление)  русла  —  всегда  увели¬
чивает  сток  наносов;  в)  мелиорация  поймы  —  при  современной
технологии  процесса,  как  правило,  приводит  к  росту  стока  нано¬
сов;  г)  обвалование  русла  —  резко  увеличивает  сток  наносов.  При
этом  степень  влияния  мероприятия  обратно  пропорциональна  уда¬
ленности  створа  от  участка  реки,  где  осуществлено  мероприятие.
Влияние  же  водности  реки  сказывается*  так:  чем  больше  (2,  тем
меньшую  роль  играют  мероприятия,  осуществленные  в  пойме,
и  большую  —  в  пределах  русла.
 2. 	Учитывается  влияние  внутригодовой  изменчивости  <3  путем
привлечения  третьей  переменной  —  Mq  или  Мп\
 1
 где  <3макс  —  максимальный  годовой  расход.  Зависимость  (8.2)  для
Мк  отражает  модифицированную  автором  [130]  схему  Н.  Н.  Боб-
ровицкой  [13],  где  (?максг.  и  (2пР.—это  три  наибольших  годовых
 расхода  воды  и  расхода,  предшествующего  паводочному  режиму,
а  Д^г  —  количество  дней  между  ними.  Учет  внутригодовой  измен¬
чивости  С}  особенно  важен  при  очень  коротких  рядах  /?.
 3. 	Если  имеются  точки,  которые  отклонились  от  их  общего  рас¬
положения,  то  проводится  анализ  причин  этого  отклонения.  При
этом  учитываются  как  хозяйственные  мероприятия,  так  и  природ¬
ные  процессы:  землечерпательные  работы  выше  створа,  строитель¬
ство  мостов  и  других  сооружений  в  пределах  русла  или  поймы,
крупные  обвалы  грунта  в  русло,  выход  селевого  потока,  наличие
оползней  в  непосредственной  близости  от  исследуемого  створа,
землетрясения,  взрывные  работы  и  др.  Иногда  расположение  то¬
чек  /?((?)  подчиняется  «закону  парных  лет»,  заключающемуся
в  чередовании  отклонений  от  средней  кривой  Я  =  Я(С})  для  двух
 148

смежных  лет  в  противоположные  стороны.  Данная  особенность
объясняется  сдвижкой  во  времени  процесса  разрушения  почвы  и
грунта  и  процесса  их  перемещения.
 4. 	Осуществляется  экстраполяция  кривой  Я  =  Я((})  до  наиболь¬
шего  и  наименьшего  значений  годовых  расходов  воды,  а  для  ма¬
лых  рек  в  некоторых  случаях  можно  получить  дополнительную
информацию  о  формировании  стока  наносов.
 5. 	Из-за  недостатка  исходной  информации  и  несовершенства
метода  ее  анализа  иногда  после  проведения  всех  указанных  опе¬
раций  отсутствует  возможность  надежного  удлинения  ряда  Я.
Тогда  применяется  метод  аналога.
 Этот  метод  допустимо  применять  после  анализа  связей  Я  =
=Я(Я)  для  исходной  реки  и  реки-аналога.  Это  в  первую  очередь
касается  установления  однородности  ряда  реки-аналога.  При  про¬
чих  равных  условиях  целесообразно  методом  аналога  восстанав¬
ливать  ряд  <2  и  далее  по  связи  Я  =  Я(())  удлинять  ряд  Я.
 Известен  прием  удлинения  рядов,  основанный  на  подборе  пара¬
метров  кривой  обеспеченности  по  эмпирическим  точкам.  Практиче¬
ское  решение  этого  вопроса  дано  Г.  А.  Алексеевым  [2].  Этот  же
прием  может  быть  использован  для  расчета  /?о,  СУл  и  Свл  при  на¬
личии  связи  между  расходом  взвешенных  наносов  в  исходном  пун¬
кте  (/?)  и  пункте-аналоге  (/?а),  а  также  при  наличии  связи  /?  =
 =ят
 Как  уже  отмечалось,  при  криволинейной  зависимости  значение
/?Ср  чаще  всего  не  соответствует  значению  <3ср  на  графике  связи
Я  =  Я  ((?).  В  общем  случае  задача  отыскания  /?ср  по  <Зср  может  быть
решена,  если  задан  вид  связи  Я  =  Я(Я)  и  известна  кривая  распре¬
деления  С?.  Например,  задаваясь  биномиальной  кривой  распреде¬
ления  расходов  воды  при  С5<?  =2С*д  и  имея  зависимость  /?=/?(<3)
 вида  (8.1),  можно  найти  /?ср.  Для  этого  представим  /?ср  как
 V
 (уи  —  частота  в  долях  единицы).  Примем  Я{  по  зависимо-
 1
 сти  (8.1),  а  у  выразим  формулой  биномиального  закона  распреде¬
ления  и  перейдем  от  абсолютных  значений  (3  к  модулю,  одновре¬
менно  заменив  суммирование  на  интеграл.  Тогда  можно  получить
[130]
 я
 ср
 |с~ако¿"Я+"-1
(“)  ^
 (8.3)
 где  а  =  -^-;  Г  —  гамма-функция  (интеграл  Эйлера  второго  рода).
Решая  уравнение  (8.3),  находим
 Rcp=^RQ
 П
 ср
 г  (пя  +  а)
 апК  Г  (о)
 (8.4)
 149

Аналогичное  решение  для  коэффициента  вариации  годового
стока  наносов  дает  следующую  зависимость
 Интересным  оказалось  то,  что  СУп  не  зависит  от  /?Ср,  Рср  и  Рд
и  определяется  только  С*  я  и  пн.
 Норма  стока  наносов  в  значительно  большей  степени,  чем  норма
жидкого  стока,  является  приближенной  и  даже  условной  величи¬
ной.  Приближенной  она  является  в  силу  погрешностей  измерения
и  подсчета  стока,  неполноты  измерений,  ошибок  определения  сред¬
ней  из  ряда  наблюдений  и  приведения  средней  величины  к  много¬
летнему  ряду.  Для  большинства  станций  ошибка,  определенная  как
среднее  отклонение  от  кривых  связи  /?  =  /?((?,  Л^)  с  учетом  влия¬
ния  хозяйственной  деятельности,  равняется  12—15%.  Для  ряда
пунктов  она  значительно  больше.
 Ошибки  неполноты  измерения  стока  наносов  включают  анало¬
гичные  ошибки  измерения  жидкого  стока,  а  также  ошибки,  связан¬
ные  с  условностью  разделения  наносов  на  взвешенные  и  донные
и  с  несовершенством  метода  взятия  проб.
 Ошибки  измерений  и  подсчета  стока  наносов  могут  взаимно
компенсироваться.  Однако  ошибка  неполноты  учета  стока  и  отно¬
сительно  быстрые  изменения  условий  формирования  стока  в  связи
с  хозяйственной  деятельностью  человека  делают  обычные  методы
расчета  суммарной  ошибки  нормы  стока  в  значительной  степени  ус¬
ловными.  Нужно  иметь  в  виду,  что  чисто  статистический  метод
оценки  ошибки  нормы  стока  наносов  чаще  всего  может  оказаться
далеко  не  достаточным  без  учета  расположения  связей  с  /?  (<?),
о  чем  сказано  выше.
 Выделим  участок  реки  длиной  А  —  /о  и  условимся  подсчитывать
баланс  наносов  для  русла,  ограниченного  расчетным  уровнем  воды,
например  средним  из  максимальных  наблюденных.  От  выбора  рас¬
четного  уровня  будет  зависеть  средняя  ширина  русла.  Теперь  урав¬
нение  баланса  стока  наносов  за  отрезок  времени  А/  может  быть
записано  в  следующем  виде:
 где  в  левой,  приходной  части  —  приток  наносов  (взвешенных
и  донных)  через  верхний  створ  5р/(_/о  —  принос  наносов  боко¬
 (8.5)
 8.3. 	Вопросы  расчета  стока  взвешенных  наносов
при  отсутствии  наблюдений
 8.3.1.  Уравнение  баланса  стока  наносов
 5РI-/1—/0~I-г^,+а1^б=*5>р/()  ±  а2Ь>(А>~  1\)В, 	(8.6)
 150

выми,  постоянно  действующими  притоками;  гУР—  приход  наносов
через  временные  водотоки  за  счет  склоновой  и  овражной  эрозии
непосредственно  в  русло  реки;  Кб—  объем  грунта,  поступившего
в  русло  на  участке  к—  /о  за  счет  обрушения  или  оползания  берегов
выше  расчетного  уровня  воды.  В  правой  части  уравнения  5Р^0  —
 сток  (отток)  наносов  через  нижний  замыкающий  створ;  рр—  сред¬
нее  приращение  отметок  поймы  и  русла  реки  ниже  расчетного
 уровня  на  участке  длиной  к  —  /о  и  средней  шириной  В.  Коэффици¬
енты  с*1  и  аг  зависят  от  принятых  размерностей  и  введены  для  пе¬
рехода  от  объема  наносов  к  их  весу.
 Поступление  наносов  в  реку  за  счет  поверхностно-склоновых
эрозионных  процессов  не  равняется  всему  количеству  смытого  ма¬
териала,  поскольку  часть  его  задерживается  у  подножья  склонов
и  в  других  понижениях,  что  учитывается  коэффициентом  г,  меньшим
единицы.  Величина  г  в  какой-то  степени  будет  зависеть  от  расчет¬
ного  уровня.  При  низком  положении  уровня  большая  доля  наносов
1К,  отложившихся  в  конусах  выноса  на  пойменных  террасах,  не  уча¬
ствует  в  балансовом  соотношении.  Это  будет  отражено  уменьше¬
нием  значения  г.  Роль  величины  гУР  в  уравнении  баланса  умень¬
шается  с  увеличением  стока  реки.  Для  малых  водотоков  роль  этого
члена  по  сравнению  с  величинами  5Р/,  и  5рг,-г0  относительно  ве¬
лика,  для  больших  рек  этой  величиной  в  большинстве  случаев
можно  пренебречь.  Исключение  могут  составлять  реки,  текущие
в  районах  интенсивной  овражной  деятельности  (см.  рис.  1.1),  на¬
пример  р.  Днепр  у  г.  Канева.
 8.3.2. 	Основные  методы  расчета  взвешенных  наносов.
 Сток  наносов  малых  рек
 Уравнение  (8.6)  в  самом  общем  виде  отражает  процесс  форми¬
рования  твердого  стока  рек.  В  настоящее  же  время  обычно  стара¬
ются  тем  или  иным  способом  определить  сток  речных  наносов,  не
учитывая  остальных  составляющих  уравнения  баланса  наносов.
Среднегодовую  величину  стока  взвешенных  наносов  для  средних
по  величине  рек  чаще  определяют  по  картам  зон  мутности.  Теоре¬
тической  предпосылкой  картирования  мутности  или  модуля  стока
наносов  является  предположение  независимости  их  от  площади  во¬
досбора  /\  Некоторым  подтверждением  этого  считалось  наличие
прямолинейной  связи  1%  =  Н(С1).  Как  показывает  анализ,  такие
связи  —  скорее  исключение,  чем  правило,  причем  чаще  они  наблю¬
даются  на  крупных  водотоках.  Исследования,  изложенные  ниже,
обнаруживают,  что  норма  стока  взвешенных  наносов  /?о  является
функцией  <Зп,  при  этом  я  >1,0,  т.  е.  и  р,  и  модуль  будут  зависеть
от  (?п-1,  где  п—  1>0.  Это  равносильно  влиянию  на  указанные  ха¬
рактеристики  величин  площади  водосбора.  Последнее  затрудняет
возможность  использования  для  расчета  стока  наносов  карт  мут¬
ности  в  том  виде,  в  каком  они  составлялись  до  сих  пор.  Очевидно,
 151

в  скором  времени  расчетные  методы  заменят  использование  карт
для  определения  стока  наносов.  Но  карта  какой-то  характеристики
стока  наносов  будет  по-прежнему  иметь  большое  значение  при  фи¬
зико-географическом  анализе  условий  формирования  стока  нано¬
сов.  Для  этих  целей  представляется  целесообразным  картировать,
например,  мутность  р  в  узком  пределе  изменения  площади  Р.
 Как  известно,  малые  реки  имеют  повышенные  величины  мутно¬
сти,  и  поэтому  сток  их  наносов,  определенный  по  карте,  построен¬
ной  по  данным  наблюдений  на  средних  реках,  оказывается  зани¬
женным.  Для  расчета  стока  взвешенных  наносов  таких  рек  имеется
несколько  предложений.  Одно  из  них  основывается  на  учете  особен¬
ностей  факторов  формирования  стока  наносов  малой  реки  и  их  от¬
личии  от  таковых  для  зоны  в  целом.  Другое  заключается  в  приме¬
нении  переходного  коэффициента  от  мутности  зоны  к  мутности
малого  водотока.  Однако  диапазон  изменений  переходного  коэффи¬
циента  и  отсутствие  теоретического  обоснования  этого  метода  не
позволяют  считать  его  перспективным,  хотя  в  ближайшее  время  он,
очевидно,  еще  будет  использоваться  (табл.  8.1).
 Третье  направление  основано  на  выражении  стока  наносов  в  за¬
висимости  от  основных  определяющих  факторов  и  в  первую  очередь
от  стока  воды.  Хотя  это  направление  представляется  более  перспек¬
тивным,  однако  пока  полученные  результаты  нельзя  считать  хоро¬
шими.  Объясняется  это  тем,  что  при  построении  указанных  зависи¬
мостей  использовались  материалы  разного  качества.  Наряду  с  дан¬
ными  наблюдений  на  гидрологических  станциях,  использовались
также  результаты  измерений  заиления  прудов,  при  этом  отсутство¬
вал  генетический  подход  к  анализу  условий  формирования  стока
наносов.  Некоторое  представление  о  рассматриваемых  схемах
можно  получить  из  табл.  8.1,  где  помещены  аналитические  выраже¬
ния  стока  наносов  малых  рек  в  зависимости  от  некоторых  природ¬
ных  характеристик.  Аналитические  зависимости  стока  наносов
от  определяющих  факторов,  предложенные  А.  П.  Бурдыкиной  [19],
К.  Н.  Лисицыной  и  В.  И.  Александровой  [67],  Н.  Н.  Бобровицкой
[14]  для  отдельных  эрозионных  районов,  нами  не  рассматриваются,
так  как  они  получены  по  материалам  наблюдений  на  средних  ре¬
ках.  Как  видно  из  табл.  8.1,  имеет  место  очень  большая  пестрота
в  способах  выражения  мутности  в  зависимости  от  основных  факто¬
ров.  Например,  показатель  степени  при  уклоне  меняется  от  0,25  до
2,5,  при  этом  уклоны  разными  исследователями  определяются  по-
разному.
 Глобальная  постановка  вопроса  оценки  стока  речных  наносов
предпринята  Г.  Флемингом  [150].  Им  построены  кривые,  учитываю¬
щие  связь  расхода  взвешенных  наносов,  воды  и  площади  бассейна,
для  рек  различных  стран  по  фиэцко-географическим  зонам  с  учетом
растительного  сообщества.
 Известно,  что  транспорт  наносов  может  быть  описан  с  помощью
гидромеханической  схемы.  Имеются  попытки  применить  такую
схему  к  расчетам  нормы  стока  наносов.  Так,  И.  В.  Боголюбова  [15]
и  К.  В.  Разумихина  (1969  г.)  использовали  для  этой  цели  теорию
 152

Таблица  8.1
 Сводная  таблица  различных  аналитических  зависимостей  для  расчета  стока
взвешенных  наносов  малых  рек
 Автор  (район
применения
зависимости)
 Расчетная  зависимость
 Принятые  обозначения  1
 Б.  В.  Поляков
[84]  (ЕТС)
 р  =  <х-104|Л7р
 р  —  мутность  реки;  /р  —  уклон
 //  д 	И  0
 русла,  равный  ^  (Яв  и
 Нс  —  соответственно  отметки
водораздела  и  створа,  Ь  —
длина);  а  (в  других  зависи¬
мостях  —  с  индексами)  —
эрозионный  коэффициент,  по¬
лучаемый  обратным  расче¬
том
 Г.  В.  Лопатин  [68]
(ЕТС)
 Р  -  Рср  (Я.  б,  в)
 рср  —  средняя  мутность  рек  зо¬
ны  (определяется  по  карте);
а,  б,  в  —  поправочные  коэф¬
фициенты,  учитывающие  от¬
носительное  различие  в  со-
.  стоянии  растительного  по¬
крова,  расчлененности  по¬
верхности  и  типе  почвы  ма¬
лого  водосбора  и  зоны  в  це¬
лом
 К-  П.  Воскресен¬
ский  [24]
 Р  =  Рср£
 £=&(/?)—переходный  коэффи¬
циент,  зависящий  от  площа¬
ди  водосбора
 С.  С.  Михалченко
[77]  (Ставро¬
польский  край)
 р  —  а'м’/з
 ц  —  среднегодовой  модуль  жид-
,  Н  в  Яс
 кого  стока;  /в=  у~р~
 уклон  водосбора
 И.  А.  Кузник  [57]
(Поволжье)
 Л4„  =  а|п  (q  —  0,4)/р
 Мн  —  модуль  стока  наносов
 И.  Н.  Сорокин
[98]  (междуре¬
чье  Хопра  и
Медведицы)
 /0,25
 D  А  Р  -
 А  VF  +  1
 $  —  площадь  водосбора
 М.  В.  Мялковский,
Н.  И.  Дрозд  [79]
(Украина)
 р  =  с'й\Р\С1  р  ,
 а\,  Ьи  с  —  коэффициенты  по¬
верхностного  смыва,  глубин¬
ной  эрозии  и  зарегулирован-
ности  стока;  с'  —  коэффици¬
ент  размерности
 К.  Н.  Лисицына
[64]  (Северный
Казахстан)
 Мн  =  aIV/p/°'25
 1  Одинаковые  обозначения  не  повторяются.
 153

Автор  (район
применения
зависимости)
 Расчетная  зависимость
 Принятые  обозначения
 В.  Я.  Фролов  [103]
(ЦЧО)
 Н  —  глубина  базиса  эрозии;
п  —  густота  овражно-балоч¬
ной  сети:  а  —  степень  распа-
ханности  в  долях  единицы;
п'  —  овражность;  к*  —  пара¬
метр,  определяемый  по  кар¬
те
 Ф.  И.  Драгун  [145]
(США)
 х  /;  •  ЮЗ
 О  —  А  (5  +  ^шах)  Н"  0,02
 б  —  количество  дождевого  сто¬
ка  в  дюймах;  /*шах—  макси¬
мальная  интенсивность  дож¬
девого  стока;  А  —  параметр,
определяющий  прочие,  кроме
стока,  факторы
 Ф.  И.  Драгун,
 Ц.  Р.  Миллер
[146]  (США)
 0  =  А'  [5  +
 ,  (3/?20+^шах)
+  2
 -0,013
 /г2о  —  интенсивность  стока  че¬
рез  20  мин  после  начала  сто¬
ка;  А'  —  параметр,  определя¬
ющий  прочие,  кроме  стока,
факторы
 5  —  слой  дождевого  стока  в
дюймах.
 1  Одинаковые  обозначения  не  повторяются.
 А,  В.  Караушева  [43].  Это  принципиально  иное  направление,  чем
рассмотренное  выше.  Однако  наиболее  полно  преимущества,  выте¬
кающие  из  него,  смогут  быть  реализованы  применительно  к  расчету
нормы  стока  наносов  лишь  в  сочетании  с  генетической  расшифров¬
кой  образования  наносов  на  водосборе.
 8.3.3. 	Предлагаемые  схемы  расчета  стока  взвешенных  наносов
 В  настоящее  время  возможно  лишь  приближенное  выражение
отдельных  составляющих  уравнения  баланса  стока  наносов  (8.6).
Что  касается  величин  правой  части  уравнения,  то  они  определяются
соотношением  количества  поступающих  наносов  и  транспортирую¬
щей  возможностью  потока.  При  гидравлическом  подходе  возможно
оценить  лишь  транспортирующую  способность  потока.  При  этом  бу¬
дут  учтены  компоненты  потока,  характеристики  русла  и  свойства
наносов  лишь  в  замыкающем  створе.
 Если  же  предположить,  что  добегание  воды  и  добегание  наносов
равны  (тн  =  тв),  то  приближенно  по  аналогии  с  генетической  фор¬
мулой  стока  воды  можно  записать
 (8.7)
 154

где  ^  и  р  —  частичные  расходы  и  соответствующие  им  мутности,
формирующиеся  на  межызохронных  участках  водосбора
Ф  (/?шп)  —  функция,  отражающая  транспортирующую  способность
потока.  Раскрыть  последнюю  необычайно  сложно,  да  и  вряд  ли  не¬
обходимо.  Поскольку  для  практических  целей  нам  нужно  оценить
лишь  осредненные  во  времени  величины  стока  наносов,  можно  пре¬
небречь  функцией  добегания  и  опять  по  аналогии  с  жидким  стоком
записать  для  реки  с  устойчивым  продольным  профилем
 ь=  ь
 Я  =  2  ?*Р*. 	(8.8)
 Л=1
 Более  общая  зависимость  для  реки  с  неустойчивым  профилем
имеет  вид
 k=i
 R—  2  QbVk^k
 (8.9)
 k=\
 Здесь  снова  приходится  иметь  дело  с  функцией,  отражающей  из¬
менение  транспортирующей  способности  потока  во  времени  и  про¬
странстве  с  учетом  неравномерного  движения  потока.  В  настоящее
время  все  чаще  отмечается  также  значительное  различие  стока  на¬
носов  в  условиях  установившегося  и  неустановившегося  движения
[13,  130  и  др.].
 В  самом  общем  виде  можно  выразить  среднегодовой  сток  нано¬
сов  как  функцию  бассейновых  условий  Бп,  обусловливающих  по¬
ступление  наносов  к  руслу,  и  характеристики  транспортирующей
 способности  потока  /?нт,  т.  е.  Ro  =  Ro  (Rnml  ER).  Эти  два  показателя
зависят  от  сложного  сочетания  множества  факторов.  Предвари¬
тельный  анализ  с  применением  корреляционно-статистического  ме¬
тода  и  рассмотрения  физики  процесса  позволил  остановиться  на
пяти  основных  комплексных  факторах,  каждый  из  которых  отра¬
жает  различные  стороны  природных  условий  формирования  и  ме¬
ханизма  переноса  наносов:
 Ro=Ro(Qo;  /Р.  <*„,  Щ,  5,Р), 	(8.10)
 где  Ro  и  Qo  —  среднегодовые  значения  расхода  взвешенных  наносов
и  воды  соответственно;  /р  —  средний  уклон  русла  реки;  du  —  пара¬
метр,  отражающий  крупность  наносов;  |Эр  —  величина,  характери¬
зующая  поступление  наносов  с  бассейна  в  русло  реки;  MQ  —  пока¬
затель  внутригодовой  неравномерности  стока  воды,  косвенно  учи-
 « 	„ 	/“ГГ  Qcp.  макс  \
 тывающии  неустановившиися  режим  стока  ^Mq  = 	^ 	J.
 В  уравнении  (8.10)  отсутствует  параметр,  учитывающий  влияние
хозяйственной  деятельности  человека.  До  некоторой  степени  эту
 функцию  выполняют  параметры  |Эр  и  MQi  но  далеко  не  полностью,
поэтому  требуется  дальнейшее  исследование  данного  вопроса.
 155

Поскольку  в  настоящее  время  нет  надежной  методики  учета  этого
влияния,  то  все  данные,  полученные  по  измерениям  Ro  непосредст¬
венно  ниже  плотин  (до  2—5  км  для  малых  и  10—25  км  для  сред¬
них  рек),  а  также  на  реках  с  канализованным  руслом  временно
из  анализа  исключались.
 В  уравнении  (8.10)  четыре  из  пяти  рассматриваемых  компонен¬
тов  в  основном  отражают  транспортирующую  способность  речного
потока  и  один  —  интенсивность  эрозионного  процесса  в  пределах
водосбора  (£Эр).  Последний  по  своей  роли  может  быть  приравнен
к  эрозионному  коэффициенту.  В  литературе  имеются  различные  ре¬
комендации  по  его  определению.  Анализ  этих  рекомендаций  дан
в  работе  К.  Н.  Лисицыной  [66].  Практически  все  они  предусматри¬
вают  отыскание  этого  коэффициента  обратным  расчетом,  иногда
даже  задавшись  априори  функцией,  отражающей  влияние  некото¬
рых  факторов  (например,  уклона  или  расхода  воды).  В  данном  же
случае  для  получения  параметра  £эР  был  использован  метод  пря¬
мой  оценки  условий,  определяющих  формирование  склоновых  на¬
носов.
 Если  рассматривать  небольшой  водоток,  где  в  формировании
твердого  стока  большая  роль  принадлежит  эрозионным  процессам,
и  учитывать,  что  твердый  сток,  образующийся  в  оврагах,  в  настоя¬
щее  время  трудно  отделить  от  склонового,  поскольку  последний
фактически  попадает  в  реки  чаще  именно  через  овраги  и  балки,
приближенно  можно  принять
 *эР=/(*о-б;  WCM), 	(8.11)
 где  £о_6—коэффициент,  увеличивающий  долю  твердого  стока
 склонов  за  счет  размывов  в  овражно-балочной  сети,  a  WCM  —  вели¬
чина  поверхностного  смыва:
 т
 №ш=сФ  (/;  L)  2  5Рср  ету,у2( 	(8.12)
 1
 где  S  —  слой  одноразовой  водоотдачи,  равный  разности  сумм  слоя
осадков  и  впитывания  воды  в  почву;  рср  —  средняя  мутность  потока
с  элементарного  участка  склона,  характеризующая  эрозионную  во-
допрочность  почв;  Ф  (/;  L)  —  функция,  учитывающая  влияние  рель¬
ефа.  Принимая,  что  склон  имеет  условно  прямую  форму  и  длину,
равную  единице,  можно  функцию  Ф(/;  L)  заменить  уклоном  /пх.
Параметр  X  вместе  с  показателем  степени  п\  отражает  влияние  ра¬
стительности  на  смыв;  /4  и  /г—  коэффициенты,  определяющие  роль
типа  почв  и  их  смытости;  параметр  0  характеризует  влияние  стока
и  осадков.  Значения  пя,  X,  ji  и  /2  принимаются  согласно  вышеприве¬
денным  исследованиям  (см.  главы  3  и  6).
 С  учетом  сказанного  выражение  для  £Эр  записано  в  следующем
виде:
 !Up=/(*o-6;  ^см)=Су.У2Ч/о-6  +  1)у'; 	(8.13)
 156

здесь  /в  —  уклон  водосбора  в  %о;  А0_б  =  /0.б+1,  где  Iо_б—расчле¬
ненность  овражно-балочной  сети  в  км/км2;  q'  —  модуль  поверхно¬
стного  стока  в  л/с  с  км2.  Структура  формулы  для  £Эр  позволяет
учесть  влияние  основных  факторов  поверхностного  смыва  и  при¬
ближенно—  роль  овражно-балочной  сети.  При  этом  принято,  что
влияние  всех  условий  проявляется  тем  больше,  чем  больше  сток  q'.
Способы  определения  каждого  из  составляющих  уравнения  (8.13)
изложены  в  работе  автора  [129].  Для  определения  £0р  может  быть
использована  карта  изолиний  этого  параметра  (рис.  8.2).
 Для  установления  взаимосвязи  между  факторами  зависимости
(8.10)  применен  метод  графической  корреляции  (коаксиальный  спо¬
соб).  Даже  простой  анализ  показывает  наличие  связи  между  /?о,
Qo  и  /р.  Поэтому  первоначально  на  общий  график  связи  /?о  =
=  Ro(Qo;  /Р)  были  нанесены  все  данные  по  Украине  и  Молдавии.
Однако  из-за  образовавшегося  «облака»  точек  было  трудно  разо¬
браться  во  взаимосвязи  факторов.  Аналогичные  графики,  построен¬
ные  для  отдельных  физико-географических  зон,  показали  несколько
иную  картину.
 После  построения  графика  Ro  =  Ro(Qo\  /р)для  каждой  физико-
географической  зоны  была  проведена  группировка  имеющегося  ма¬
териала  по  однотипному  влиянию  Qo  и  /р.  Для  негорной  террито¬
рии  выделилось  два  основных  района: 	первый  —  Украинское
 Полесье,  второй  —  практически  вся  лесостепная  и  степная  зоны
в  пределах  Украины  и  Молдавии  (рис.  8.3).  Основное  различие
между  этими  двумя  районами  проявляется  в  разном  влиянии  Qo
и  /р.  Если  для  Полесья  Ro  зависит  от  QJ»8,  то  для  южных  районов  —
 от  Q2’5.  То  же  самое  отмечается  и  в  отношении  влияния  /р:  для  пер¬
вого  района  Л7,  а  для  второго  /3^6.
 Следует  отметить,  что  величина  показателя  степени  при  /р  ока¬
залась  очень  большой.  Причина  этого  может  усматриваться  в  том,
что  параметр  /р  частично  отражает  влияние  таких  факторов,  как
 MQ  и  |Эр,  которые  в  свою  очередь  также  зависят  от  величины  /р.
Связь  между  факторами  выявлялась  нами  на  чисто  эмпирической
основе;  в  дальнейшем  этот  вопрос  подлежит  более  глубокому  рас¬
смотрению.
 Поскольку  /р  не  полностью  отражает  характер  изменения  ком¬
понентов  MQ  и  £Эр,  то  нужно  ожидать,  что  часть  отклонившихся
от  общей  закономерности  точек  может  быть  объяснена  влиянием
 параметров  MQ  и  |Эр.  Влияние  последнего  на  Ro  видно  из  рис.  8.3.
 Влияние  внутригодовой  изменчивости  стока  воды  MQ  на  среднего¬
довой  расход  наносов  Ro  учитывалось  путем  построения  связи
между  отношением  фактической  величины  Ro  к  величине  /?ор,  рас¬
считанной  по  графикам  Ro  =  Ro(Qo\  /Р;  |эр)  (рис.  8.4)  и  величиной
 MQ.  Как  и  следовало  ожидать,  эта  связь  для  разных  районов  ока¬
залась  разной.  Так,  для  Полесья  она  практически  отсутствует,  а  для
района  Молдавии,  среднего  и  нижнего  течения  р.  Южного  Буга
 157

Рис.  8.2.  Карта  изолиний  параметра  £Эр  (сплошные  линии)  и  равнозначного  влияния  факторов  на  /?0  при
 ^>9000  км2  (пунктир).

194
 Рис.  8.3.  Зависимость  Яо=Яо(С}о,  /р,  £эр)  для  степной  (1)  и  лесостепной  (2)  зон.
 У  точек  в  правой  части  графика  /р,  в  левой  —  |эр;  кружками  обозначены  створы  с  ^>9000  км2.

Рис.  8.4.  Влияние  внутригодовой  изменчивости  стока  М<>
на  относительное  изменение  среднегодового  расхода  наносов
 Яо/Яор.
 1а  и  1а'  —  Молдавия  и  бассейн  р.  Южного  Буга;  16  —  бассейн  р.  Днепра
в  пределах  степной  и  лесостепной  зон;  26  —  Приазовье  и  бассейн
р.  Северского  Донца.

выражена  наиболее  сильно  (рис.  8.4  а).  Промежуточное  положение
занимает  остальная  территория  (рис.  8.4  б).
 Аналитически  полученные  связи  выражаются  уравнением
 Яо=Ю-3  (л+*5эр) 	(Щ, 	(8.14)
 где  Яо  в  кг/с;  для  Полесья  а  =  2,5,  6=0,21,  *=1,8,  ¿/  =  2,7;  для  степ¬
ной  и  лесостепной  зоны  а  =  3,5,  6  =  0,032,  *  =  2,5,  ¿/  =  3,6.
 Небольшой  диапазон  изменения  крупности  наносов  для  негор¬
ных  районов  не  позволяет  проследить  за  влиянием  данного  фак¬
тора.  Это  вызвало  необходимость  привлечь  материалы  и  по  горным
районам.  Крупность  речных  наносов  для  большинства  из  них  уста¬
новить  очень  трудно  из-за  плохой  изученности.  Кроме  того,  значи¬
тельное  изменение  состава  наносов  в  течение  года  затрудняет  вы¬
бор  ¡какой-то  расчетной  характеристики.  В  связи  с  этим  была  пред¬
принята  попытка  косвенно  охарактеризовать  крупность  наносов
через  крупность  донных  отложений  —  показатель,  который  удается
рассчитывать  в  зависимости  от  географического  положения  объ¬
екта  [129].  В  качестве  характеристики  донных  отложений  был  при¬
нят  средний  размер  фракции,  составляющий  50%  всего  веса  (¿5о)
и  построена  связь  Яо/Я'^  =  /  (|эр>  ¿Ы  (рис.  8.5).
 При  расчете  Я'  приближенно  принималось,  что  для  горных
районов  величина  Яо  также  зависит  от  и  Я>5.  Расположение  то¬
чек  на  графике,  несмотря  на  значительный  разброс,  несомненно  вы¬
являет  общую  закономерность  влияния  |Эр  и  ¿/5о  на  Яо.  Оказалось,
что  Яо  зависит  от  £Эр  в  степени  примерно  1,0.  На  этот  же  график  на¬
несены  точки,  соответствующие  негорным  районам  при  Л1<?0<30.
 На  графике  образовался  большой  разрыв  между  точками  первой
и  второй  групп  из-за  недостатка  наблюдений  при  с1$0  от  1,0  до
10,0  мм.  Однако  обе  группы  точек  подчиняются  закономерности,
которую  аналитически  можно  выразить  уравнением
 ф*/у
 Яо=С&р-%*-/{Мо,), 	(8.15)
 "50
 где  при  *  =  2,5  и  ¿/  =  3,5,  г  =1,0  для  верхних  групп  точек,  соответ¬
ствующих  негорным  районам,  и  г  =  2,2  для  горных  районов  Карпат
и  Закарпатья.  Как  видим,  роль  <¿5о  увеличивается  для  горных  рай¬
онов.
 Уравнение  (8.15),  очевидно,  может  быть  принято  как  обобщаю¬
щее  для  рек  с  Т7  <  9000  км2.  Однако  из-за  недостаточной  тесноты
связи  в  настоящее  время  оно  в  качестве  расчетной  схемы  не  может
быть  предложено.  Здесь,  вероятно,  сказывается  очень  грубый  спо¬
соб  оценки  <¿50.
 Как  уже  отмечалось,  с  ростом  площади  бассейна  мутность  по¬
тока  уменьшается,  хотя  для  разных  физико-географических  условий
 11  Зак.  №  278
 161

это  изменение  происходит  по-разному.  В  настоящее  время  есть
два  обоснования  этого  явления.  Н.  И.  Маккавеев  [71],  принимая
связь  /?  =  /?(<3)  в  виде  квадратической  параболы,  приводит  доказа¬
тельство  вывода  об  увеличении  мутности  малых  рек  как  результата
 Рис.  8.5.  Зависимость  относительного  среднегодового  расхода
наносов  от  |Эр  и  d50.
 а  —  для  негорных  районов  при  Mq<30,  6  —  для  горных  районов;  у  точек
в  числителе  —  номер  станции,  в  знаменателе  —  значение  йьо  (мм).
 особенности  гидрографа  стока.  Несколько  иную  точку  зрения  на  ме¬
ханизм  уменьшения  мутности  от  начальных  звеньев  гидрографиче¬
ской  сети  к  руслам  больших  рек  высказал  А.  В.  Караушев  [44].  Он
считает  основной  причиной  несоответствие  развития  гидрографиче¬
ской  сети  на  разных  ее  звеньях.  Нельзя  противопоставлять  эти  две
 162

точки  зрения.  Скорее  всего,  в  действительности  влияет  как  измене¬
ние  неравномерности  стока,  так  и  несоответствие  развития  гидро¬
графической  сети.  Нужно,  однако,  заметить,  что  постановка  во¬
проса  в  настоящем  его  виде  об  увеличении  мутности  с  уменьшением
площади  водосбора  сама  по  себе  не  совсем  правильная.  Мутность,
как  и  расход  наносов,  определяется  в  первую  очередь  через  факторы
уравнения  (8.10),  и  очевидно,  что  рассматриваемое  явление  в  пер¬
вую  очередь  связано  с  изменением  /р  и  Л4<?,  которые  увеличиваются
с  уменьшением  площади  водосбора  Р  для  большинства  физико-гео¬
графических  зон.  И  если  /р  на  малой  реке  оказывается  малым,
нельзя  ожидать  увеличения  мутности  для  данного  водосбора  не¬
смотря  на  малость  /\
 Проведенный  анализ  показывает,  что  нет  оснований  априори  вы¬
делять  малые  водосборы  в  специальную  группу.  Уже  при  первичном
анализе  обнаруживается,  что  при  увеличении  Р  более  9—10  тыс.  км2
точки  /?о((?о;  /Р)  показывают  значительное  увеличение  /?о  по  сравне¬
нию  с  аналогичной  величиной  на  малых  реках.  Это  могло  быть  свя¬
зано  с  уменьшением  с1н  или  изменением  других  условий.  Поэтому
предварительно  данные  всех  рек  с  ^>9  тыс.  км2  не  использовались
для  вскрытия  основных  закономерностей  формирования  вели¬
чины  /?о.
 8.3.4. 	Влияние  хозяйственной  деятельности  человека
на  сток  взвешенных  наносов
 Значительные  трудности  при  обобщении  материалов  наблюдений
за  стоком  наносов  появляются  из-за  влияния  на  него  различных  хо¬
зяйственных  мероприятий  и  в  первую  очередь  плотин.  Однако  ка¬
кой-либо  определенной  зависимости  между  стоком  наносов  и  общей
зарегулированностью  стока  воды  прудами  и  водохранилищами  не
обнаруживается.
 Нынешний  исторический  этап  для  ряда  районов  рассматривае¬
мой  территории  характеризуется  увеличением  толщи  аллювиальных
отложений.  Создание  же  прудов  и  водохранилищ  на  небольших  ре¬
ках  в  некоторых  условиях,  возможно,  способствует  лишь  их  пере¬
распределению,  и  вместо  равномерного  по  длине  водотока  наращи¬
вания  слоя  аллювия  создается  своеобразная  дискретность  явления.
При  этом  непосредственно  за  искусственным  водоемом  может  на¬
мечаться  зона  некоторого  уменьшения  мутности  потока,  правда,
при  этом  чаще  всего  усиливается  русловой  размыв  и  поступление
склоновых  наносов.  Последнее  объясняется  опусканием  местного
базиса  эрозии  ниже  искусственного  водоема,  особенно  в  паводоч-
ный  период.  В  новых  условиях  на  некотором  расстоянии  за  плоти¬
ной,  как  правило,  не  происходит  современного  образования  ал¬
лювия.  За  этот  счет  пополняется  изъятая  выше  часть  наносов.
 На  больших  реках  влияние  водохранилищ  прослеживается  на
большем  расстоянии  ниже  плотины,  особенно  в  тех  случаях,  когда
 11*
 163

приточность  ниже  водохранилища  невелика.  При  определении  /?о
по  данным  измерений  удалось  убедиться,  что  строительство  пло¬
тины  выше  створа  (до  10—15  км)  иногда  уменьшает  Яо  более  чем
в  2,5  раза,  а  мелиоративные  мероприятия,  особенно  обвалование
поймы,  способствует  увеличению  Яо  в  1,5—2,5  раза.
 Анализируя  материалы  наблюдений  за  наносами  до  и  после
строительства  водохранилищ,  а  также  данные  по  створам,  выше  ко¬
торых  имеются  водохранилища,  можно  отметить,  что  наибольшее
влияние  плотин  на  уменьшение  Яо  прослеживается  для  рек  бас¬
сейна  Северского  Донца  и  Приазовья.  Если  обозначить  через  Кпл
отношение  фактического  значения  нормы  стока  наносов  Яо  к  вели¬
чине,  рассчитываемой  по  вышепредложенным  графикам  (/?'р),  то
 для  данного  района  величина  Кпл  может  достигать  0,1,  что  соответ¬
ствует  уменьшению  Яо  под  влиянием  плотин  в  10  раз.  На  рис.  8.6
показано  изменение  коэффициента  /Спл  при  разной  удаленности
створа  от  вышележащей  плотины  для  бассейна  р.  Северского
Донца,  прилегающих  рек  (Миус,  Волчья)  и  Приазовья.  Расположе¬
ние  точек  позволяв  наметить  огибающие  кривые.  При  проведении
этих  кривых  пришлось  ввести  третью  переменную  —  /р.  Причем  ока¬
залось,  что  с  ростом  /р  значение  Кпл  уменьшается.  Этот  вывод
нельзя  понимать  буквально,  т.  е.  что  с  ростом  уклона  русла  задер¬
живающее  влияние  плотин  увеличивается.  Дело  в  том,  что  по  пред¬
лагаемому  расчетному  методу  влияние  /р  очень  велико.  Поэтому
в  данном  случае  при  больших  /р  рассчитываемое  значение  Я'0р
 в  большей  степени  не  соответствует  фактическому  его  значению  Яо,
чем  при  небольших  уклонах  /р.
 Для  других  районов  влияние  плотин  меньше.  Например,  для
большинства  рек  в  бассейнах  Южного  Буга  и  Днепра  рассчитывае¬
мое  значение  /?'р  отличается  от  Яо  примерно  на  величину  ошибки
 расчета  по  данному  методу.  Для  бассейна  р.  Днестра,  а  также  для
зоны  смешанных  лесов  характерно  меньшее  зарегулирование
стока  и  случаи  расположения  измерительных  створов  в  непосредст¬
венной  близости  от  плотин  практически  отсутствуют.  На  реках  Ук¬
раинских  Карпат  также  мало  створов,  обнаруживающих  влияние
плотин  на  режим  стока  наносов.  В  некоторых  случаях  хозяйствен¬
ные  мероприятия,  обычно  сопутствующие  здесь  сооружению  пло¬
тины  (мелиорация  поймы  ниже  плотин,  а  также  обвалование,  ка¬
нализация  русел),  увеличивают  /?0  в  1,5—2,0  раза,  а  иногда  и
в  4,5  раз  (р.  Лотарица  —  с.  Мукачево).
 Фактические  измерения  величины  /?,  проводимые  для  некоторых
створов  до  и  после  сооружения  плотин,  подтверждают  первоначаль¬
ные  выводы.  Так,  для  бассейна  р.  Северского  Донца  отношение  ве¬
личины  Яо,  рассчитанной  после  сооружения  плотины,  к  величине  Яот
имевшей  место  до  ее  сооружения,  равно  0,30—0,45  (реки  Айдар,
Лугань);  для  других  районов  это  отношение  равно  единице  (р.  Си¬
нюха—  с.  Синюхин  Брод,  в  8  км  от  плотины  ГЭС),  что  соответст¬
вует  сделанным  выше  выводам.
 164

8.3.5. 	Особенности  формирования  стока  взвешенных
наносов  горных  районов
 Выше  рассмотрены  общие  зависимости  для  негорных  районов.
Попытки  совместного  исследования  как  горных,  так  и  негорных
районов  по  одной  схеме  (см.  формулу  (8.15))  пока  дают  плохие  ре-
 Рис.  8.7.  Зависимость  Р0  от  <30 	и  М<э  для  Украинских  Карпат
 и  Закарпатья.
 /  —  реки  бассейна  р.  Дуная,  2  —  р.  Днестра.  У  точек  —  пунктир  А—средняя
 кривая.
 зультаты.  Как  увидим  в  дальнейшем,  нет  единой  схемы  и  для  гор¬
ных  районов.  Наиболее  устойчивую  зависимость  удалось  получить
для  Украинских  Карпат.  Здесь  наилучшая  связь  в  целое  для  всего
 района  имеется  между  /?0,  с  одной  стороны,  и  (?о  и  Мя  —  с  другой
(рис.  8.7).  Влияние  лесистости  —  основного  фактора  поступления
 166

наносов  в  реку  —  учитывается  здесь  через  MQ  без  специального
учета  бэр.  При  выражении  Ro  через  Qo  и  /р  без  введения  бэр  обойтись
уже  нельзя  (см.  рис.  8.5).
 Для  Крыма  обнаруживается  большая  пестрота  условий,  опреде¬
ляющих  формирование  величины  Ro.  Данное  обстоятельство  про-
 явилось  и  на  карте  мутности,  где  выделяется  даже  зона  50—
500  г/м3,  т.  е.  допускается  изменение  среднегодовой  мутности
в  10  раз.  Связано  это  и  с  большим  разнообразием  природных  усло¬
вий,  и  с  высокой  степенью  антропогенного  воздействия  на  режим
рек.  На  рис.  8.8  представлена  попытка  обобщения  имеющихся  ма¬
териалов  по  стоку  взвешенных  наносов  рек  Крыма  с  учетом  (2о,  Мд
 и  бэр.  В  III  четверти  коаксиального  графика,  т.е.  после  учета  ($о,Мя
и  бэр,  от  общей  группы  отклонились  три  точки.  Одна  из  них  (№  2,
р.  Черная  —  с.  Чернореченское,  ^  =  342  км2)  относится  к  створу,
расположенному  в  2,5  км  ниже  водохранилища.  Как  видим,  фактор
 167

Мд,  который  может  до  некоторой  степени  учитывать  изменившийся
режим,  в  данном  случае  «не  сработал».  В  то  же  время  для  р.  Биюк-
Карасу  —  г.  Белогорск  (Р  =  275  км2)  после  сооружения  водохра¬
нилища  в  1,5  км  выше  створа  величина  <?о  практически  не  измени¬
лась,  но  уменьшились  значения  /?о  и  Мд.  На  графике  рис.  8.8  нане¬
сены  две  точки,  соответствующие  этому  створу,  —  №  1а  и  16  (соот¬
ветственно  до  и  после  сооружения  водохранилища).  Обе  точки  до¬
статочно  хорошо  вписываются  в  общую  закономерность.
 Рассмотрим  две  очень  отклонившиеся  точки  —  №  3  (р.  Черная  —
с.  Родниковское,  ^=47,6  км2)  и  №  4  (р.  Маноготра  —  с.  Счастли¬
вое,  /  =  5,06  км2).  Обе  они  имеют  самое  высокое  значение  йьо
(около  70  мм)  и  очень  малую  величину  /\  Это  как  раз  те  самые
створы,  которые  в  свое  время  вынудили  выделить  на  карте  зону
мутности  50—500  г/м3  (по  нашим  данным,  среднегодовая  мутность
этих  рек  около  130  г/см3).  Обращает  на  себя  внимание,  что  обе
точки  соответствуют  очень  малому  значению  ^  и  расположены
в  районе  распространения  карстовых  вод,  которые,  формируя  зна¬
чительную  часть  жидкого  стока  реки,  снижают  среднегодовую
мутность.  С  ростом  Т7  увеличивается  роль  поверхностной  состав¬
ляющей  жидкого  стока,  а  вместе  с  ней  и  мутность  потока.  Внеш¬
ним  индикатором  всего  этого  может  служить  величина  й50.
 Таким  образом,  для  горных  районов  можно  ожидать  большего
 влияния  на  величину  /?о  фактора  Мд,  чем  /р.
 8.3.6. 	Условия  применимости  эмпирических  моделей
формирования  стока  взвешенных  наносов
 Выше  рассмотрены  эмпирические  модели  формирования  средне¬
годового  стока  взвешенных  наносов.  В  силу  определенной  схемати¬
зации  явления  полученные  модели  будут  соответствовать  естествен¬
ному  процессу  лишь  в  определенном  диапазоне  условий.
 Как  уже  отмечалось,  наиболее  общая  схема  формирования  стока
наносов  выражается  зависимостью  (8.15).  Упрощение  ее,  связанное
с  отсутствием  надежных  материалов  по  крупности  наносов,  прове¬
дено  с  учетом  режима  стока  воды  и  наносов.  Выделены  две  группы
рек:  равновесные  и  неравновесные.  К  первой  группе  отнесены  реки
с  очень  малой  крупностью  наносов  и  донных  отложений.  Такие  реки
сохраняют  неизменными  главные  размеры  своего  русла  и  полно¬
стью  управляют  его  шероховатостью.  Неравновесные  реки  —  это
преимущественно  реки  горных  стран,  которые  не  имеют  столь  вы¬
раженного  гидролого-морфологического  однообразия.  Пересечение
горной  рекой  нескольких  физико-географических  зон,  расположен¬
ных  на  разных  высотах,  и  отсутствие  достаточного  исходного  мате¬
риала  вызвало  необходимость  подбора  различных  региональных
зависимостей,  пригодных  для  отдельных  районов.  Это  затрудняет
в  настоящее  время  обобщение  водотоков,  сохраняющих  общность
закономерностей  формирования  наносов.
 168

Остановимся  на  равновесных  потоках,  не  имеющих  отчетливо
выраженных  нарушений  режима.  На  наш  взгляд,  здесь  также  не
может  быть  абсолютно  одинаковой  схемы  процесса.  Она  меняется
для  рек  с  различным  режимом  водноэрозионного  процесса.  Для  по¬
яснения  сказанного  рассмотрим  зависимость,  полученную  Е.  Г.  Ру-
дык  под  руководством  автора  по  описанной  выше  схеме  для  По¬
лесья  с  привлечением  дополнительных  материалов  по  Придеснян-
ской  воднобалансовой  станции  и  водотокам  других  районов.
Оказалось,  что  точное  аналитическое  выражение  коаксиального
графика  Яо=Яо(С1о',  Л>;  £эр)  возможно  лишь  в  том  случае,  если
принять  переменным  показатель  при  уклоне:
 $0=ч  .  10о,ю-о,0015^1,7^ 	(8.16)
 Главная  особенность  этой  зависимости  в  том,  что  показатель
степени  у  и  соответственно  параметр  V  меняются:  для  /р  от  0,2  до
2,0%о  у=  1,75  и  V  =  0,011,  а  при  /р  от  2,0  до  Ю%0  у  =  3,5  и  v  =  0,0033.
При  /р>|10%о  зависимость  опять  нарушается.  Правда,  значения
/р>  10%0  относятся  к  древним  оврагам  с  крутыми  задернованными
склонами  (балки  Подлядо  и  Липино  Придеснянской  воднобалансо¬
вой  станции).  (Точка,  соответствующая  логу  Опытному  той  же
станции  с  /р  =  8%о,  Р  =  0,12  км2  хорошо  вписывается  в  общую
схему.)  На  приведенном  графике  также  обнаруживается  изменение
показателя  степени  при  /р  =  2-1-3%,  хотя  для  упрощения  аналити¬
ческого  вида  зависимости  это  не  было  учтено.  Уклон  же  2—3%
соответствует  возникновению  в  потоке  в  период  половодья  явления
бурности  [71].
 Таким  образом,  намечаются  пределы  применимости  рассматри¬
ваемых  моделей  и  прежде  всего  по  диапазону  уклонов  и  общему
строению  водосборов.  Для  малых  водотоков,  кроме  того,  значи¬
тельно  возрастает  роль  точности  расчета  £эр.  Для  больших  рек,
очевидно,  большее  значение  имеет  влияние  водности  и  потока  и
морфологических  особенностей  строения  русла  и  поймы.
 Для  абсолютного  большинства  равновесных  рек  формирование
стока  взвешенных  наносов  описывается  зависимость  (8.16).  Можно
полагать,  что  всякое  искусственное  или  естественное  нарушение  са¬
моуправляемое™  потока  будет  приводить  к  изменению  модели  фор¬
мирования  стока  наносов.  Такой  режим  назван  нами  нарушенно-
равновесным  (см.  п.  1.2).  К  естественным  нарушениям  самоуправ¬
ляемое™  потока  нужно  отнести  появление  нетипичных  элементов
в  строении  продольного  профиля  русла,  что  обычно  связано  с  пере¬
сечением  рекою  участков,  сложенных  породами  разной  прочности,
к  искусственным  —  зарегулированное™  реки,  ее  канализацию  и  т.  д.
Как  было  указано  выше,  это  как  раз  и  приводит  к  нарушению  общ¬
ности  закономерности  формирования  наносов.
 Уже  отмечено,  что  на  графике  Но  =  Яо((Зо\  /Р;  £эР)  точки,  соот¬
ветствующие  рекам  с  площадью  более  9  тыс.  км2,  ложатся  обособ¬
ленно,  показывая  на  увеличение  /?о  в  данных  условиях.  В  целом  эти
 169

изменения  подчиняются  некоторой  пространственно-географической
закономерности.  Доказательством  этого  служит  следующее.  На  ле¬
вой  части  графика  /?o=/?o(Qo;  /Р;  £эр)  (см.  рис.  8.3),  устанавливаю¬
щей  влияние  |эр,  пунктиром  проведены  прямые  Л,  В,  С,  D,  объеди¬
няющие  точки  с  /7>9000  км2.  В  соответствии  с  расположением
створов  на  карте  удалось  провести  изолинии  Л,  В,  С  и  В,  показы¬
вающие  увеличение  Ro  с  севера  на  юг  (возможно,  юго-восток)  для
В>9000  км2  (см.  рис.  8.2),  если  принимать  за  нормальную  законо¬
мерность  изменения  Ro  зависимость  (8.14).
 Средние  ошибки  расчета  Ro  по  предложенным  схемам  меняются
от  28%  для  горных  районов  до  19—24%  для  равнинных  [129].
 8.4.  Изменчивость  годового  стока  взвешенных
наносов
 За  основную  характеристику  изменчивости  годового  стока  взве¬
шенных  наносов  может  быть  принят  коэффициент  вариации.  В  связи
с  существованием  зависимости  между  стоком  воды  и  стоком  нано¬
сов  наибольшее  распространение  получил  метод  отыскания  Сг,я
 по  соотношению  коэффициентов  вариации  стока  воды  (С„д)  и  на¬
носов  (Сг,л).  Г.  В.  Лопатин  [68],  принявший  CVR=kcvCVQ  ,  полу¬
чил,  что  для  равнинных  рек  кСг)  =  1,74,  для  горных  —  3,33  и  для  про¬
межуточных—  2,22.  Г.  Н.  Хмаладзе  [104],  обобщая  исследования
стока  взвешенных  наносов  рек  Армении,  приходит  к  выводу,  что
нельзя  считать  справедливым  стремление  получить  одну  общую  за¬
висимость  С„я  от  CVQ,  хотя  установление  связи  СУр  от  СГд  для
 отдельных  гидрологических  районов  он  считает  возможным.  На  наш
взгляд,  это  правильный  вывод,  и,  например,  зависимость  CVR
 от  СУя  для  Предкавказья,  предложенная  М.  Я.  Прытковой  [85],
 не  противоречит  ему,  поскольку  получена  для  отдельного  гидроло¬
гического  района.  Теоретический  вывод  показывает  очень  сложную
связь  Суп  и  Сид  (см.  п.  8.2).
 Коэффициент  С  л  является  функцией  географической  среды,
 размеров  бассейна  и  характера  зарегулированности.  Площадь  бас¬
сейна  как  интегратор  стока  оказывает  опосредованное  через  другие
факторы  влияние  на  величину  .  Теоретические  исследования
 С.  Н.  Крицкого  и  М.  Ф.  Менкеля  [54]  показали,  что  коэффициент
вариации  стока  воды  с  площади  водосбора  Т7  {СУр  )  связан  с  коэф¬
фициентом  вариации  стока  составляющих  его  элементарных  бас¬
сейнов  (СуАР  )  через  среднее  по  рассматриваемой  территории  зна¬
чение  коэффициента  корреляции  между  стоком  с  этих  бассейнов  г:
 С  =СУТ. 	(8.17)
 г 	Лг
 170

В  данном  случае  г  является  выражением  меры  синхронности
стока.  Коэффициент  корреляции  между  стоком  наносов  соседних
бассейнов  несколько  меньше,  чем  между  стоком  воды.  Для  левобе¬
режья  Днепра  в  пределах  Украины  в  зоне  лесостепи  в  зависимости
от  удаленности  центров  тяжести  водосборов  Ь  он  изменяется  по  экс¬
поненциальному  закону,  который  для  ¿^250  км  можно  аппрокси¬
мировать  прямой
 г=е_0,ОЭИ1«?1-0,003^. 	(8.18)
 Заменяя  Ь  через  Р  [42]  и  подставляя  полученное  выражение
в  уравнение  (8.17),  получаем
 СУр=С^у  1  -0,0018  ут  =ксс„^. 	(8.19)
 Значения  &с  при  разных  величинах  площади  водосбора  приве¬
дены  ниже:
 Г  км2  . 	.  . 	100 	1000 	5000 	10  000 	50  000
 кс 	 0,99 	0,97 	0,93 	0,90 	0,78
 Анализ  найденных  значений  Сул  для  рек  Украины  и  Молдавии
 также  показывает  отсутствие  заметного  влияния  площади  водо¬
сбора  на  величины  Сук  и  С^.  Лишь  для  рек  с  площадью  до  20—
 30  тыс.  км2  возможное  уменьшение  величины  Суя  с  ростом  площади
бассейна  превосходит  точность  расчета  Сун.
 Несколько  сложнее  установить  влияние  хозяйственной  деятель¬
ности,  обусловившей  изменение  связи  /?  (0).  Изучение  данного  во¬
проса  вряд  ли  может  в  настоящее  время  привести  к  надежным  вы¬
водам,  поскольку  материалы  наблюдений  очень  малочисленны.  Наи¬
более  надежные  наблюдения,  которые  обнаруживают  появление
двузначной  связи  /?(<?),  позволяют  предполагать  отсутствие  замет¬
ного  влияния  хозяйственных  мероприятий  на  коэффициент  вариа¬
ции  Сун  (табл.  8.2).  Объяснить  этот  вывод  можно  на  осно¬
вании  формулы  (8.5)  тем,  что  показатель  пНу  как  правило,  не
меняется  при  изменении  хозяйственной  деятельности.  Роль  же  из¬
меняющейся  величины  Су  д  оказывается  не  столь  существенной,
 чтобы  ее  можно  было  обнаружить  по  столь  ограниченным  фактиче¬
ским  данным.
 Полученные  материалы  подтверждают  уже  известное  положение
о  большей  изменчивости  /?о  по  сравнению  с  <Зо,  однако  они  не  позво¬
ляют  установить  закономерности  этого  соотношения.  Попытки  увя¬
зать  кс7)  с  рядом  факторов  водной  эрозии  не  дали  удовлетворитель¬
ных  результатов.  Отсутствие  выраженной  связи  коэффициента  ва¬
риации  годового  стока  взвешенных  наносов  с  площадью  водосборов
 171

Т  а  б  л  и  ц  а  #  8.2’
 Влияние  хозяйственной  деятельности  на  среднегодовое  значение  расхода
взвешенных  наносов  /?  и  его  коэффициентов  вариации  Су#
 Река—пункт
 До  преобразования
режима
 После  преобразования
режима
 /?,  кг/с
 Ч
 /?2  КГ/С
 Ч
 Случ  —  г.  Сарны
 2,3
 0,75
 4,2
 1,03
 Айдар  —  с.  Новоселовка  .  .  .
 14,5
 1,31
 7,2
 1,37
 Стырь  —  г.  Луцк
 0,59
 0,53
 0,95
 0,44
 Молочная  —  г.  Большой  Ток-
мак
 8,7
 0,88
 12,3
 0,80
 Сейм  —  с.  Мутино
 2,08
 0,58
 6,02
 0,54
 Тиса  —  г.  Рахов
 1,75
 0,82
 2,75
 0,75
 Теребля  —  с.  Колочава  .  .  .
 0,59
 0,99
 1.21
 0,47
 позволяет  картировать  значение  С„я  Из  карты1  (рис.  8.9)  видна
определенная  закономерность  в  изменении  С1>л  по  территории.  В  ча¬
стности,  на  правобережье  Днепра  заметно  отчетливое  увеличение
С„я  с  запада  на  восток.  Максимум  С„я  (порядка  2,0),  очевидно,
приурочен  к  западному  склону  Приднепровской  возвышенности.
У  р.  Днепра  изолинии  5  в  очень  сгущены.  Скорее  всего,  сама  река
 является  границей  значительного  изменения  условий,  влияющих  на
С„в.  Восточнее  р.  Днепра  повсеместно  намечается  небольшое
 уменьшение  величины  С„в,  причем  минимум  С„я  (0,6—0,5)  при¬
урочен  к  западной  части  Приднепровской  низменности  и  захваты¬
вает  Полтавскую  равнину.  Далее  на  восток  к  отрогам  Среднерус¬
ской  возвышенности  С„в  увеличивается  до  0,8—1,0.  На  юге  левобе¬
режья  и  южной  части  бассейна  Северского  Донца  и  рек  Приазовья
прослеживается  максимум  С„в,  отмеченный  ранее  для  Приднеп¬
ровской  возвышенности.  Следует  подчеркнуть  небольшое  изменение
по  территории  величины  СЧв  для  рек  Украинских  Карпат  (0,8—1,2).
 В  заключение  можно  отметить  наличие  определенной  связи  изоли¬
ний  С„в  с  изолиниями  среднегодового  стока  воды  для  некоторых
 районов  Украины  (данная  связь  может  быть  и  случайной),  а  также
с  зонами  мутности  вод  рек  Украины.  Здесь,  особенно  для  негорной
части  территории,  хотя  и  имеется  относительное  смещение  обла¬
стей  с  максимальной  мутностью  и  наибольшей  величиной  С„в,  од¬
нако  распределение  С„в  до  некоторой  степени  повторяет  характер
расположения  различных  зон  мутности.  При  этом  резкое  уменьше-
 1  В  построении  карты  принимала  участие  Н.  В.  Галузинская.
 172

Рис  8  9  Карта  изолиний  коэффициента  вариации  годового  стока  взвешенных  наносов  рек  Украины
 и  Молдавии.

ние  Сип  на  юге  Житомирского  Полесья  совпадает  с  аккумулятив¬
ной  зоной  на  карте  мутности,  а  несколько  увеличенные  значения
Суп  приурочены  к  районам  увеличенной  мутности  в  пределах  Сло-
 вечанско-Овручской  и  Мозырской  возвышенностей.  Зоны  распро¬
странения  минимальных  значений  СУп  несколько  смещены  по  от¬
ношению  к  зонам  с  наименьшей  мутностью,  но  общий  ход  просле¬
живается  и  здесь.
 Сопоставляя  эти  данные,  мы  не  склонны  утверждать  о  наличии
надежной  связи  СУв  с  перечисленными  факторами.  Однако  наличие
 общих  черт  в  распределении  С„я,  поверхностного  стока  и  мутности
 потока  подтверждает  до  некоторой  степени  правомерность  рассмат¬
риваемой  карты.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 Водная  эрозия  и  составная  ее  часть  —  сток  наносов  —  являются
сложной  функцией  географической  среды  и  ее  антропогенных  пре¬
образований.  Закономерности  эрозионных  процессов  не  могут  быть
раскрыты  в  отрыве  от  остальных  экзогенных  процессов,  как  и  от
других  процессов  обмена  материей  и  энергией  между  отдельными
элементами  географической  среды.
 Теоретической  предпосылкой  исследований  водноэрозионного
процесса  является  выделение  его  типичных  форм,  качественно  еди¬
ных  по  признакам,  которые  обусловлены  законами  движения  по¬
тока,  зависящими  от  его  водности  и  форм  земной  поверхности.
 Изменение  мощности  почвенного  покрова  при  интенсивном  по¬
верхностном  смыве  и  образование  эрозионных  норм  земной  поверх¬
ности  определяется  в  настоящее  время  многими  сторонами  хозяй¬
ственной  деятельности  человека.  Для  правильного  учета  уже  имею¬
щих  место  последствий  водной  эрозии  и  прогноза  водноэрозионных
процессов  в  условиях  непрерывного  воздействия  человека  на  окру¬
жающую  среду  уже  недостаточно  иметь  только  общие  представле¬
ния  о  факторах,  определяющих  формирование  смыва  и  размыва
почвы  и  пород.  Необходимы  также  показатели,  характеризующие
как  количественную,  так  и  качественную  стороны  водной  эрозии.
Центральным  моментом  этого  является  раскрытие  на  генетической
основе  роли  гидрометеорологических  условий  с  учетом  лимитирую¬
щих  природных  факторов.  Среди  первых  главное  место  занимают
закономерности  формирования  стока  воды  и  его  динамика,  а  также
энергетические  характеристики  осадков.  Основным  лимитирующим
условием  является  противоэрозионная  устойчивость  поверхности
с  учетом  рельефа  местности.
 В  настоящее  время  для  оценки  стока  склоновых  и  русловых  на¬
носов  при  проектировании  противоэрозионных  мероприятий  и  раз¬
личных  расчетах  используются  упрощенные  схемы.  Для  характери¬
 174

стики  склоновых  наносов  во  многих  странах  мира  применяется
уравнение  почвенной  эрозии,  разработанное  в  США  (формула  Уиш-
мейера).  Сток  речных  наносов  определяется  преимущественно  по
картам.  Оба  эти  способа  основаны  на  статистической  обработке
материалов  наблюдений  без  генетического  анализа  явлений.  Кар¬
тирование  зон  различной  мутности  речных  потоков  в  том  варианте,
который  сейчас  применяется,  имеет,  кроме  того,  методические  не¬
точности.  Они  связаны  с  тем,  что  мутность  потока  зависит  от  рас¬
хода  воды,  а  значит  в  какой-то  мере  является  функцией  площади
бассейна.
 Показатели  интенсивности  роста  овражного  процесса,  которые
могли  бы  широко  применяться  на  практике,  пока  вообще  отсутст¬
вуют.
 Выполненные  в  работе  исследования  показывают  возможность
более  обоснованного  подхода  к  решению  рассмотренных  задач.
 Оценку  поверхностно-склоновой  эрозии  в  настоящее  время  це¬
лесообразнее  проводить,  минуя  расчет  стока  воды,  но  опираясь
на  генезис  его  формирования  и  учитывая  особенности  образования
и  развития  эрозии  разбрызгивания,  поверхностного  смыва  и  струй¬
чатого  размыва.
 Овражная  эрозия  (линейная,  одноступенчатая  и  многоступен¬
чатая)  имеет  выраженные  морфологические  особенности.  Поэтому
здесь  оказывается  более  перспективным  динамико-морфологический
подход.  Он  не  исключает  прямой  оценки  стока  воды  и  ее  эрозион¬
ного  воздействия.  Однако  в  первую  очередь  он  все  же  основыва¬
ется  на  раскрытии  законов  динамики  самих  эрозионных  форм  с  уче¬
том  типа  рельефа,  особенностей  строения  горных  пород  и  гидроме¬
теорологических  условий.
 Русловая  эрозия  не  является  простым  следствием  транспорти¬
рующей  способности  руслового  потока.  Это  интегральное  выраже¬
ние  всех  эрозионных  процессов  и  других  видов  денудации,  проте¬
кающих  выше  замыкающего  створа.  Отсюда  вытекает,  что  модель
формирования  стока  наносов  должна  учитывать  не  только  транс¬
портирующие  возможности  потока,  но  и  интенсивность  эрозионного
процесса  на  водосборе.
 Установленные  эмпирические  модели  формирования  стока  нано¬
сов  в  силу  определенной  схематизации  явления  соответствуют  есте¬
ственному  процессу  лишь  в  известном  диапазоне  условий.  Для  рав¬
нинных  рек  пределы  применимости  полученных  моделей  связаны,
очевидно,  с  изменением  режима  стока  (бурность  потока  в  период
половодья)  и  с  нарушением  подобия  в  строении  водосборов.  Для
горных  рек,  кроме  того,  может  отсутствовать  гидролого-морфологи¬
ческое  однообразие,  поскольку  такие  реки  пересекают  обычно  не¬
сколько  высотных  поясов,  в  пределах  каждого  из  которых  меня¬
ются  условия  образования  наносов.
 Для  других  видов  водной  эрозии  так  же,  как  и  для  русловой,  не
целесообразна  единая  модель  процесса  в  силу  появления  качест¬
венно  иных  гидролого-морфологических  условий  формирования
водной  эрозии.  Причем  здесь  существенные  различия  наблюдаются
 175

не  только  для  разных  видов  водной  эрозии,  но  и  для  ее  подвидов,
например  для  линейной  и  ступенчатой  овражной  эрозии,  по¬
верхностного  мелкоструйчатого  и  ливневого  поверхностного  смыва
и  т.  д.
 Формирование  стока  воды  и  наносов  тесно  взаимосвязано.  При¬
чем  связь  здесь  не  односторонняя,  ибо  сток  воды  не  только  опреде¬
ляет  развитие  водной  эрозии,  но  и  сам  зависит  от  эрозионных  про¬
цессов,  уже  имевших  место  в  прошлом  и  происходящих  в  момент
образования  стока.  Поэтому  при  рассмотрении  ряда  вопросов  пра¬
вомерно  говорить  о  едином  водноэрозионном  процессе.  Последнее
имеет  не  только  теоретическое,  но  и  практическое  значение,  напри¬
мер  для  расчета  максимальных  расходов  воды,  решения  методиче¬
ских  вопросов  организации  наблюдений  и  др.
 Правильный  учет  современных  эрозионных  процессов  и  объек¬
тивный  подход  к  выбору  противоэрозионных  мероприятий  требуют
использования  показателей  интенсивности  развития  эрозии  и  харак¬
теристик  сопутствующих,  в  основном  гидрологических,  явлений.
В  первую  очередь  это  —  анализ  изменения  элементов  водного  ба¬
ланса,  формирования  гидрографа  стока  и  др.
 Несмотря  на  приближенность  имеющихся  способов  оценки  вод¬
ной  эрозии,  их  практическое  использование  при  выборе  противоэро¬
зионных  мероприятий  позволяет  более  обоснованно  и  с  меньшими
затратами  средств  и  времени  подходить  к  регулированию  водноэро¬
зионного  процесса  и  защите  почвы  —  ценнейшего  природного  богат¬
ства  страны.

СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Абрамов  Л.  Т.  Новые  формулы  и  номограммы  для  расчета  ливне¬
вой  сети  промпредприятий  и  населенных  мест.  М.,  Госстр-ойиздат,  1949,  98  с.
 2. 	Алексеев  Г.  А.  Определение  параметров  кривых  распределения  по
трем  опорным  точкам  (квантилям)  с  проверкой  выпрямления  кривых  на  срот-
ветствующих  клетчатках  вероятностей.—  «Метеорология  и  гидрология»,  1964,
№  6,  с.  16—23.
 3. 	Арманд  Д.  Л.  Изучение  эрозии  в  лесостепных  и  степных  районах
СССР  и  состояние  противоэрозионных  мероприятий.—  «Изв.  АН  СССР.  Сер.
геогр.»,  1954,  №  2,  с.  3—15.
 4. 	А  р  м  а  н  д  Д.  Л.  Естественный  эрозионный  процесс.—  «Изв.  АН  СССР.
Сер.  геогр.»,  1955,  №  6,  с.  3—18.
 5. 	Арманд  Д.  Л.  Антропогенные  эрозионные  процессы.—  В  кн.:  Сель¬
скохозяйственная  эрозия  и  борьба  с  ней.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1956,  с.  7—38.
 6. 	А  р  м  а  н  д  Д.  Л.  Развитие  эрозионных  процессов  на  Приволжской  воз¬
вышенности.—  В  кн.:  Сельскохозяйственная  эрозия  и  новые  методы  ее  изучения.
М.,  Изд-во  АН  СССР,  1958,  с.  5—76.
 7. 	Архангельский  М.  М.,  Букина  А.  А.  Физические  основы  оп¬
тического  метода  измерения  концентрации  речных  наносов.—  «Изв.  АН  СССР.
Сер.  геофиз.»,  1955,  №  5,  с.  435—445.
 8. 	Ар  цр  у  ни  А.  Б.  Лабораторный  метод  определения  противоэрозион-
ной  устойчивости  почв  и  грунтов.—  В  кн.:  Материалы  ко  II  конференции  моло¬
дых  научных  работников.  Тбилиси,  1938,  с.  44—57.
 9. 	Беннет  X.  X.  Основы  охраны  почвы.  Пер.  с  англ.  М.,  ИЛ,  1958.  411  с.
 10. 	Бефани  А.  Н.  Основы  теории  ливневого  стока.  Ч.  2.  Л.,  Гидроме-
теоиздат,  1958.  409  с.  (Тр.  Одесск.  гидрометеор,  ин-та.  Вып.  14).
 11. 	Бефани  Н.  Ф.  К  вопросу  о  влиянии  уклона  на  впитывание  ливне¬
вых  вод.—  В  кн.:  Труды  Всесоюзной  конференции  по  проблемам  прогнозов  и
расчетов  паводков  на  реках  Сибири  и  Дальнего  Востока.  Л.,  Гидрометеоиздат,
1963,  с.  103—108.
 12. 	Б  е  ф  а  н  и  Н.  Ф.,  К  а  л  и  н  и  н  Г.  П.  Упражнения  и  методические  раз¬
работки  по  гидрологическим  прогнозам.  Л.,  Гидрометеоиздат,  1965,  439  с.
 13. 	Б  о  б  р  о  в  и  ц  к  а  я  Н.  Н.  Зависимость  стока  взвешенных  наносов  от
гидрологических  характеристик.—  «Тр.  ГГИ»,  1967,  вып.  141,  с.  107—121.
 14. 	Бобровицкая  Н.  Н.  Зависимость  среднего  многолетнего  стока
взвешенных  наносов  рек  Европейской  территории  СССР  от  физико-географиче¬
ских  факторов.—  «Тр.  ГГИ»,  1972,  вып.  191,  с.  68—84.
 15. 	Б  о  г  о  л  ю  б  о  в  а  И.  В.  Результаты  полевых  исследований  и  расчет
стока  влекомых  наносов  р.  Мзымты.—  «Тр.  ГГИ»,  1968,  вып.  156,  с.  39—64.
 16. 	Брауде  И.  Д.  Эрозия  почв,  засуха  и  борьба  с  ними  в  ЦЧО.  М.,
«Наука»,  1965,  138  с.
 17. 	Б  у  ж  а  к  Д.  И.  О  влиянии  различных  приемов  обработки  почвы  в  меж¬
дурядьях  кукурузы  на  процессы  эрозии  и  урожай.—  «Вопросы  эрозии  и  повы¬
шения  продуктивности  оклоновых  земель  Молдавии»,  1961,  т.  1,  с.  33—45.
 18. 	Булавко  А.  Г.  Водный  баланс  речных  водосборов.  Л.,  Гидрометеоиз¬
дат,  1971,  303  с.
 19. 	Бурдыкина  А.  П.  Сток  взвешенных  наносов  рек  Азовского  и  Кас¬
пийского  бассейнов.—  «Географический  сборник»,  1953,  т.  2,  с.  48—75.
 20. 	В  и  л  е  н  с  к  и  й  Д.  Г.  Свойства  почв,  определяющие  податливость  их
эрозии  и  методы  исследования  этих  свойств.—  В  кн.:  Борьба  с  эрозией  почв
в  СССР.  М.—Л.,  Изд-во  АН  СССР,  1939,  с.  138—161.
 12  Зак.  №  278
 177

21. 	Водный  баланс  СССР  и  его  преобразование.  Под  ред.  М.  Н.  Льво¬
вича.  М.,  «Наука»,  1969,  338  с.
 22. 	Вознесенский  А.  С.,  Арцруни  А.  Б.  Влияние  физико-химиче¬
ских  свойств  почв  на  поверхностный  смыв.—  В  кн.:  Борьба  с  эрозией  почв
в  СССР.  М.—Л.,  Изд-во  АН  СССР,  1938,  с.  131—153.
 23. 	Вольфцун  И.  Б.,  Крестовский  О.  И.  Катастрофический  лив¬
невой  паводок  на  Валдае.—  «Метеорология  и  гидрология»,  1961,  №  1,  с.  40—43.
 24. 	Воскресенский  К.  П.  Сток  рек  и  временных  водотоков  на  терри¬
тории  лесостепной  и  степной  зон  Европейской  части  СССР.—  «Тр.  ГГИ»,  1951,
вып.  29  (83),  с.  11—45.
 25. 	Гончар  А.  И.  Агротехнические  меры  борьбы  с  эрозией  почв  в  рай¬
оне  Придеснянской  возвышенности.—  В  кн.:  Борьба  с  эрозией  почв.  Киев,  Изд-во
АСХН  УССР,  1962,  с.  96—108.
 26. 	Г  о  н  ч  а  р  о  в  В.  Н.  Основы  динамики  русловых  потоков.  Л.,  Гидроме-
теоиздат,  1954,  451  с.
 27. 	Г  у  с  с  а  к  В.  Б.  Факторы  и  внутренние  последствия  поверхностных
смывов  красноземов  в  условиях  влажных  субтропиков  Грузии.—  В  кн.:  Эрозия
лочв.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1937,  с.  103—154.
 28. 	Г  у  с  с  а  к  В.  Б.  Прибор  для  определения  эродируемости  почв.—  «Поч¬
воведение»,  1946,  №  8,  с.  481—487.
 29. 	Г  у  с  с  а  к  В.  Б.  Некоторые  новые  данные  о  механизме  взаимодейст¬
вия  фаз  в  почве.—  В  кн.:  Доклады  советских  почвоведов  на  VII  международ¬
ном  конгрессе  в  США,  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1960,  с.  73—79.
 30. 	Д  е  м  е  д  ю  к  Н.  С.  Сель  в  районе  Могилева-Подольского.—  «Метеоро
логия  и  гидрология»,  1963,  №  И,  с.  51—53.
 31. 	Дрозд  Н.  И.  Грязевые  потоки  в  овражных  районах  Украины.—
В  кн.:  Материалы  V  Всесоюзн.  совещания  по  изучению  селевых  потоков  и  мер
борьбы  с  ними.  Баку,  1962,  с.  113—121.
 32. 	Д  р  о  з  д  Н.  И.  Сток  наносов  во  время  весеннего  снеготаяния.—  «Тр.
ГГИ»,  1963,  вып.  100,  с.  136—144.
 33. 	Д  р  о  з  д  Н.  И.,  Г  о  р  е  ц  к  а  я  3.  А.  Карта  средней  мутности  вод  рек
УССР.—«Тр.  УкрНИГМИ»,  1966,  вып.  60,  с.  54—61.
 34.  Д  р  о  з  д  Н.  Й.,  Г  о  р  е  ц  ь  к  а  3.  О.  1нтенсившсть  1  повторюваншсть
грязьових  потоюв  на  территори  р1внинно1  частини  Украши.—  В  кн.:  Сел1  Укра-
ши.  Кшв,  «Наукова  думка»,  1966,  с.  59—64.
 35. 	Д  у  д  к  и  н  П.  А.  Скорости  течения  воды  по  поверхности  водосбора  и
материалы  их  изучения.—  «Метеорология  и  гидрология»,  1937,  №  9,  с.  50—57.
 36. 	Ещенко  Н.  Д.,  Кутовой  С.  С.,  Шпак  И.  С.  Влияние  хозяй¬
ственной  деятельности  на  заиление  речных  долин.—  В  кн.:  Влияние  хозяйствен¬
ной  деятельности  на  водный  баланс.  Киев,  Изд-во  АН  УССР,  1969,  с.  87—104.
 37. 	3  а  с  л  а  в  с  к  и  й  М.  Н.  Некоторые  вопросы  исследования  эрозионных
процессов  в  Молдавии.—  «Почвоведение»,  1950,  №  9,  с.  568—572.
 38. 	3  а  с  л  а  в  с  к  и  й  М.  Н.  Эрозия  почв  и  земледелие  на  склонах.  Киши¬
нев,  «Картя  Молдовеняскэ»,  1966,  494  с.
 39. 	3  в  о  н  к  о  в  В.  В.  Водная  и  ветровая  эрозия  земли.  М.,  Изд-во  АН
СССР,  1963,  174  с.
 40.  3  е  м  л  я  н  и  ц  к  и  й  Л.  Т.  Об  эрозии  почв  в  горных  областях  Южной
Киргизии  и  Узбекистана.—  В  кн.:  Эрозия  почв.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1937,
с.  59—67.
 41. 	Казаков  В.  А.  Экспериментальное  изучение  смыва  на  красноземах
Аджарии.—  В  кн.:  Вопросы  противоэрозионной  устойчивости  почв.  Тбилиси,  1940,
с.  197—218.
 42. 	К  а  л  и  н  и  н  Г.  П.  Проблемы  глобальной  гидрологии.  Л.,  Гидрометеоиз-
дат,  1968,  377  с.
 43. 	К  а  р  а  у  ш  е  в  А.  В.  Проблемы  динамики  водных  потоков.  Л.,  Гидро-
метеоиздат,  1960,  391  с.
 44. 	К  а  р  а  у  ш  е  в  А.  В.  Пути  изучения  речных  наносов.—  «Тр.  ГГИ»,  1963,
вып.  100,  с.  3—25.
 45. 	К  а  р  а  у  ш  е  в  А.  В.  Общие  и  некоторые  частные  вопросы  теории  рус¬
ловых  процессов  и  склоновой  эрозии.—  «Тр.  ГГИ»,  1972,  вып.  191,  с.  5—22.
 178 	4

46. 	Классификация  современных  линейных  форм  эрозии.—  «Изв.  АН  СССР.
Сер.  геогр.»,  1954,  №  3,  с.  91—99.  Авт.  Лидов  В.  П.,  Дик  Н.  Е.,  Нико¬
лаевская  Е.  М.,  Сетунская  Л.  Е.,  Хмелева  Н.  В.
 47.  К  о  б  е  з  с  к  и  й  М.  Д.  Эрозия  на  Придеснянской  возвышенности  и  пути
борьбы  с  нею.—  В  кн.:  Труды  юбилейной  сессии,  посвященной  100-летию  со  дня
рождения  В.  В.  Докучаева,  М—Л.,  Изд-во  АН  СССР,  1949,  с.  509—512.
 48. 	К  о  з  м  е  н  к  о  А.  С.  Борьба  с  эрозией  почв  на  сельскохозяйственных
угодьях.  М.,  Сельхозгиз,  1963,  207  с.
 49. 	Конке  Г.,  Бертран  А.  Охрана  почвы.  Пер.  с  англ.  М.,  Сельхозгиз,
1962,  343  с.
 50. 	Константинов  И.  С.  Влияние  удобрений  на  урожай  кукурузы  на
смытых  почвах.—  «Вопросы  эрозии  и  повышения  продуктивности  склоновых  зе¬
мель  Молдавии»,  1961,  т.  1,  с.  60—68.
 51. 	Корнев  Я-  В.  Эрозия  почв  как  фактор  урожайности.—  В  кн.:  Эрозия
почв.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1937,  с.  187—246.
 52. 	Костяков  А.  Н.  Основы  мелиорации.  М.,  Сельхозгиз,  1960,  750  с.
 53. 	К  о  ч  к  и  н  М.  Н.,  Д  о  н  ю  ш  к  и  н  В.  Н.  К  методике  изучения  эроди¬
рованных  почв.—  «Почвоведение»,  1963,  №  12,  с.  88—96.
 54. 	Кр  и  цк  ий  С.  Н.,  Менкель  М.  Ф.  Расчет  речного  стока.  М.,  Гос-
стройиздат,  1934,  260  с.
 55. 	К  у  з  н  е  ц  о  в  М.  С.  О  влиянии  предварительного  увлажнения  на  проти-
воэрозионную  стойкость  светлокаштановых  почв  Ергеней.—  «Вести.  МГУ.  Сер.
биол.  и  почвовед.,»  1967,  №  3,  с.  91—99.
 56. 	Кузни  к  И.  А.  О  сроках  заиления  прудов  в  Поволжье.—  «Гидротех¬
ника  и  мелиорация»,  1957,  №  5,  с.  13—22.
 57. 	К  у  з  н  и  к  И.  А.  Материалы  исследований  твердого  стока  с  малых
водосборов  в  Поволжье.—  «Тр.  Лаборатории  озероведения  АН  СССР»,  1958,  т.  7,
с.  47—55.
 58. 	К  у  з  н  и  к  И.  А.  Агролесомелиоративные  мероприятия,  весенний  сток  и
эрозия  почв.  Л.,  Гидрометеоиздат,  1962,  220  с.
 59. 	Л  а  л  ы  к  и  н  Н.  В.  О  скорости  добегания  талой  воды  по  склону.—  «Ме¬
теорология  и  гидрология»,  1958,  №  9,  с.  11—15.
 60.  Лидов  В.  П.,  Николаевская  Е.  М.,  Сабо  Е.  Д.  Методиче¬
ская  схема  изучения  факторов  эрозионных  процессов  и  прогноза  эрозионных
явлений.—  «Изв.  Всесоюз.  геогр.  об-ва»,  1957,  т.  89,  вып.  1,  с.  43—53.
 61. 	Л  и  д  о  в  В.  П.,  Сетунская  Л.  Е.  Результаты  исследования  про¬
цессов  эрозии  количественным  методом  посредством  анализа  серии  специальных
карт.—  «Тр.  Ин-та  леса»,  1959,  т.  44,  с.  5—34.
 62.  Л  и  д  о  в  В.  П.,  Николаевская  Е.  М.  Опыт  изучения  закономер¬
ности  процессов  оврагообразования  количественными  методами.—  В  кн.:  Во¬
просы  эрозии  и  стока.  М.,  Изд-во  МГУ,  1962,  с.  163—180.
 63. 	Лин  слей  Р.  К.,  Колер  М.  А.,  Паулюс  Д.  Л.  Прикладная
гидрология.  Пер.  с  англ.  Л.,  Гидрометеоиздат,  1962,  758  с.
 64. 	Лисицына  К.  Н.  Формирование  стока  наносов  водотоков  и  заиле¬
ние  прудов  на  территории  Северного  Казахстана.—  «Тр.  ГГИ»,  1960,  вып.  86,
с.  92—119.
 65. 	Л  и  с  и  ц  ы  н  а  К.  Н.  Изучение  стока  наносов  в  первичной  гидрографи¬
ческой  сети.—  «Тр.  ГГИ»,  1963,  вып.  100,  с.  122—135.
 66. 	Л  и  с  и  ц  ы  н  а  К-  Н.  Опыт  составления  карты  эрозионных  районов.—
«Тр.  ГГИ»,  1966,  вып.  132,  с.  165—171.
 67. 	Лисицына  К*  Н.,  Александрова  В.  И.  Сток  наносов  рек  Ев¬
ропейской  территории  СССР.—  «Тр.  ГГИ»,  1972,  вып.  191,  с.  23—52.
 68. 	Лопатин  Г.  В.  Наносы  рек  СССР.  М.,  Географгиз,  1952,  366  с.
 69. 	Л  ь  в  о  в  и  ч  М.  И.  Методика  предвычисления  ожидаемых  изменений
.эрозии.—  В  кн.:  Сельскохозяйственная  эрозия  и  новые  методы  ее  изучения,  М.,
Изд-во  АН  СССР,  1958,  с.  179—193.
 70. 	Львович  М.  И.  Человек  и  воды.  М.,  Географгиз,  1963.  567  с.
 71. 	Маккавеев  Н.  И.  Русло  реки  и  эрозия  в  ее  бассейне.  М.,  Изд-во
АН  СССР,  1955.  346  с.
 72. 	М  а  к  к  а  в  е  е  в  Н.  И.,  Калинин  А.  М.  О  перемещении  крупнообло¬
мочного  материала  в  логах.—  «Метеорология  и  гидрология»,  1968,  №  8,  с.  61—69.
 12*
 179

73. 	М  а  к  к  а  в  е  е  в  Н.  И.,  М  а  н  д  ы  ч  А.  Ф.,  Чалов  Р.  С.  Влияние  вос¬
ходящего  развития  рельефа  на  глубинную  эрозию  и  твердый  сток  рек  Западной
Грузии.—  «Вести.  МГУ,  Сер.  геогр.»,  1968,  №  4,  с.  52—59.
 74. 	М  а  н  и  л  о  в  Н.  И.  Природа  эрозионных  явлений  в  Донецком  районе
Сталинградской  области.—  «Почвоведение»,  1939,  №  8,  с.  98—104.
 75. 	М  а  р  к  о  в  и  ч  М.  Л.,  Мучник  В.  М.  Структура  грозових  злив  за
даними  про  розпод1л  ¡нтенсившст1  радюлуни  з  висотою.—  «Укр.  ф1зичний  жур¬
нал»,  1960,  т.  5,  №  2.  с.  259—269.
 76. 	М  и  р  ц  х  у  л  а  в  а  Ц.  Е.  Инженерные  методы  расчета  и  прогноза  водной
эрозии.  М.,  «Колос»,  1970.  239  с.
 77. 	М  и  х  а  л  ч  е  н  к  о  С.  С.  Заиление  прудов  и  водохранилищ  —  «Гидротех¬
ника  и  мелиорация»,  1949,  №  1,  с.  48—54.
 78. 	М  у  ч  н  и  к  В.  М.  О  распределении  капель  дождя.—  «Тр.  УкрНИГМИ»,
1954,  вып.  1,  с.  73—79.
 79. 	М  я  л  к  о  в  с  к  и  й  М.  В.,  Дрозд  Н.  И.  Розрахунки  замулення  водо-
сховищ.—  В  кн.:  Пдролопчш  розрахунки  для  р1чок  УРСР.  КиТв,  Изд.  АН  УРСР,
1947,  с.  239—257.
 80. 	Основы  агрофизики.  М.,  Физматгиз,  1959.  903  с.  Авт.:  Вершинин  П.  В.,
Мельникова  М.  К.,  Мичурин  Б.  Н.,  Мошков  Б.  С.,  Поясов  Н.  П.,
Чудновский  А.  Ф.
 81. 	Павлов  В.  М.  Влияние  уклона  на  интенсивность  смыва  песчаного
грунта.—  «Вести.  МГУ.  Сер.  геогр.»,  1966,  №  2,  с.  104—106.
 82. 	П  а  с  т  у  ш  е  н  к  о  В.  О.  Агротехнические  приемы  борьбы  с  эрозией  почв
 в  свеклосеющих  районах  Украины.—  «Советская  агрономия»,  1951, 	№  10,
 с. 	70—78.
 83. 	П  о  л  я  к  о  в  Б.  В.  Исследование  стока  взвешенных  и  донных  наносов.
Л.,  изд.  ГГИ,  1934.  130  с.
 84. 	П  о  л  я  к  о  в  Б.  В.  Характеристика  интенсивности  эрозии  по  данным
о  стоке  наносов  рек  Европейской  территории  СССР.—  В  кн.:  Труды  Первого
совещания  по  регулированию  стока.  М.,  Изд-во  АН  СССР.  1946,  с.  204—214.
 85. 	П  р  ы  т  к  о  в  а  М.  Я-  Природные  условия  и  сток  наносов  рек  и  малых
водотоков  Предкавказья.—  «Тр.  Лаборатории  озероведения  АН  СССР»,  1969,
 т. 	23,  с.  5—41.
 86. 	Районирование  территории  СССР  по  основным  факторам  эрозии.  Под
ред.  Д.  Л.  Арманда.  М.,  «Наука»,  1965.  232  с.
 87.  Р  е  в  у  т  И.  Б.  Физика  в  земледелии.  М.,  Физматгиз,  1960,  399  с.
 88.  Р  о  ж  к  о  в  А.  Г.  Выявление  связи  между  водной  эрозией  почв  и  неко¬
торыми  показателями  природных  факторов  (на  примере  Молдавии).—  «Вопросы
эрозии  и  повышения  продуктивности  склоновых  земель  Молдавии»,  1966,  т.  5,
с.  145—151.
 89. 	Роль  современных  тектонических  движений  в  формировании  овражной
сети  на  территории  Молдавии.—  В  кн.:  Проблемы  использования  природных  бо¬
гатств  и  охраны  природы.  Львов,  «Каменяр»,  1969,  с.  25—28.  Авт.:  Б  а  л  и  н  -
кис  Г.  М.,  Д  у  б  и  н  о  в  с  к  и  й  В.  Л.,  Ефимова  3.  Г.,  °М  а  к  а  р  е  с  к  у  В.  С.,
Фролова  Т.  Д.
 90. 	С  а  п  о  ж  н  и  к  о  в  а  С.  А.  Микроклимат  и  местный  климат.  Л.,  Гидроме-
теоиздат.  1950.  240  с.
 91. 	Семенова  Е.  С.  Сравнительная  оценка  приборов  для  взятия  проб
взвешенных  наносов.—  «Тр.  ГГИ»,  1952,  вып.  36  (90),  с.  91—102.
 92. 	Сильвестров  С.  И.  Эрозия  и  севообороты  (в  центрально-лесостеп¬
ной  зоне).  М.,  Сельхозгиз,  1949.  142  с.
 93. 	С  и  л  ь  в  е  с  т  р  о  в  С.  И.  Рельеф  и  земледелие.  М.,  Сельхозгиз,  1955.
287  с.
 94. 	С  к  о  р  о  д  у  м  о  в  А.  С.  Земледелие  на  склонах.  Киев,  «Урожай»,  1970.
427  с.
 95. 	С  ласт  их  и  н  В.  В.  Вопросы  мелиорации  склонов  Молдавии.  Кишинев,
«Картя  Молдовеняскэ»,  1964.  211  с.
 96. 	С  л  а  с  т  и  х  и  н  В.  В.  Селевые  потоки  Молдавского  Приднестровья.—
В  кн.:  Проблемы  использования  природных  богатств  и  охраны  природы»,  Львов,
«Каменяр»,  1969,  с.  30—33.
 180

97. 	Соболев  С.  С.  Развитие  эрозионных  процессов  на  территории  евро¬
пейской  части  СССР  и  борьба  с  ними.  Т.  1.  М.—Л.,  Изд-во  АН  СССР,  1948.
305  с.
 98. 	С  о  р  о  к  и  н  И.  Н.  Заиление  малых  водоемов  в  междуречье  Хопра  и
Медведицы.—  «Тр.  Лаборатории  озероведения  АН  СССР»,  1958,  т.  7,  с.  37—40.
 99. 	С  у  р  м  а  ч  Г.  П.  Изучение  водопроницаемости,  стока  и  смыва  на  каш¬
тановых  щебнистых  почвах  правобережья  Нижней  Волги  в  целях  их  мелиора¬
ции.—  «Тр.  Почвенного  ин-та  им.  В.  В.  Докучаева»,  1955,  т.  48.  с.  5—141.
 100. 	Тишенко  В.  М.  Агропроизводственная  характеристика  эродирован¬
ных  земель  северо-западной  части  Артемовского  района,  Донецкой  области  и
пути  улучшения  их  использования.—  «Повышение  плодородия  эродированных
почв»,  1963,  т.  6,  с.  144—150.
 101. 	Федотов  В.  С.  Водопоглощающая  и  кольматирующая  способность
лесных  полос  в  условиях  ливневой  эрозии  почв.—  «Вопросы  эрозии  и  повышения
продуктивности  склоновых  земель  Молдавии»,  1969,  т.  6,  с.  170—180.
 102. 	Флейшман  С.  М.  Сели.  Л.,  Гидрометеоиздат,  1970.  351  с.
 103. 	Фролов  В.  Я-  Водная  эрозия,  формирование  стока  наносов  малых
водотоков  в  Центрально-Черноземных  областях  и  мероприятия  по  защите  водо¬
хранилищ  от  заиления.—  В  кн.:  Водный  баланс  и  заиление  малых  водохрани¬
лищ  черноземного  центра  РСФСР.  М.,  «Наука»,  1965,  с.  120—184.
 104. 	Хмаладзе  Г.  Н.  Взвешенные  наносы  рек  Армянской  СССР.  Л.,
Гидрометеоиздат,  1964.  245  с.
 105. 	X  о  л  у  п  я  к  К.  Л.,  Ш  и  к  у  л  а  Н.  К.  Установление  категорий  эроди¬
рованных  земель  с  учетом  комплексов  противоэрозионных  мероприятий.—  «По¬
вышение  плодородия  эродированных  почв».  1963,  т.  6,  с.  35—56.
 106. 	Хортон  Р.  Е.  Эрозионное  развитие  рек  и  водосборных  бассейнов.
Пер.  с  англ.  М.,  ИЛ,  1948.  156  с.
 107. 	Ц  ы  к  и  н  Е.  Н.  Исследование  инфильтрационных  свойств  почв  при
помощи  дождевальной  установки.—  В  кн.:  Сельскохозяйственная  эрозия  и  борьба
с  ней.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1965,  с.  111—149.
 108. 	Чегодаев  Н.  Н.  Расчет  поверхностного  стока  с  малых  водосборов.
М.,  Трансжелдориздат,  1953.  77  с.
 109. 	Черемисинов  Г.  А.  Эродированные  почвы  и  их  продуктивное  ис¬
пользование.  М.,  «Колос»,  1968.  215  с.
 110. 	Ч  е  р  н  ы  ш  е  в  Е.  П.  Смыв  почвы  и  мутность  воды  в  условиях  Клии-
ско-Дмитровской  гряды.—  «Изв.  АН  СССР.  Сер.  геогр.»,  1964,  №  3,  с.  64—69.
 111. 	Чернявский  А.  А.  Влияние  лунок  и  прерывистых  борозд  на  на¬
копление  влаги  и  смыв  почвы  на  зяби  в  степи  УССР.—  «Почвоведение»,  1969,
№  5,  с.  97—104.
 112. 	Ш  а  п  о  ш  н  и  к  о  в  А.  П.  Процессы  смыва  и  размыва  почво-грунтов
в  районе  правобережья  среднего  Днепра.—  «Советская  агрономия»,  1940,  №  10.
с.  23—30.
 113. 	Ш  веб  с  А.  В.  Влияние  экспозиции  склона  на  запасы  влаги  в  почве.—
«Тр.  Одесск.  гидрометеорологического  ин-та»,  1960,  вып.  22,  с.  49—57.
 114. 	Шве  б  с  А.  В.  К  вопросу  о  внутрипочвенной  конденсации  влаги.—
«Метеорология,  климатология  и  гидрология»,  1966,  вып.  2.  с.  150—156.
 115. 	Ш  вебе  Г.  И.  О  приемах  изучения  смыва  почв.—  «Почвоведение»,
1957,  Ия  5,  с.  105—109.
 116. 	Ш  вебе  Г.  I.  Розрахунки  поверхневого  змиву  грунту  за  даними  штуч¬
ного  дошування.—  «Пращ  Одеського  Державного  ушверситету  iM.  I.  I.  Мечни¬
кова»,  1958,  т.  148,  вып.  3,  с.  337—356.
 117. 	Ш  вебе  Г.  И.  К  вопросу  о  расчете  поверхностного  смыва  почв  с  есте¬
ственных  склонов.—  «Тр.  Одесск.  гидрометеорологического  ин-та»,  1958,  вып.  12,
с.  245—253.
 118. 	Ш  вебе  Г.  И.  Вопросы  расчета  поверхностного  смыва  почв.—  В  кн.:
Труды  III  Всесоюз.  гидрол.  съезда.  Т.  5.  Л.,  Гидрометеоиздат,  1960,  с.  355—360.
 119. 	Шве  б  с  Г.  И.  Количественная  оценка  факторов  ливневого  поверхно¬
стного  смыва  почв.—  В  кн.:  Малые  водоемы  равнинных  областей  СССР  и  их
использование.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1961.  с.  164—170.
 120. 	Шве  б  с  Г.  И.  Расчет  скорости  стекания  воды  по  склону.—  «Геофи¬
зика  и  Астрономия»  (Информ.  бюлл.  АН  УССР),  1963,  №  5,  с.  169—174.
 181

121. 	Ill  вебе  Г.  И.  Энергетическая  оценка  естественных  и  искусственных
дождей.—  «Метеорология,  климатология  и  гидрология»,  (межвед.  науч.  сб.),
1966,  вып.  2.  с.  191—198.
 122. 	Шве  б  с  Г.  И.  Регулирование  поверхностного  стока  методом  полос¬
ного  мульчирования.—  «Сб.  работ  по  гидрологии»,  1967,  №  7,  с.  122—127.
 123. 	Ш  в  е  б  с  Г.  И.  Применение  фотоэлектрического  принципа  для  измере¬
ния  мутности  и  крупности  наносов.—  «Тр.  ГГИ»,  1967,  вып.  141,  с.  79—88.
 124. 	Ш  в  е  б  с  Г.  И.  Влияние  эрозионных  процессов  на  впитывание  воды
в  почьы.—  «Метеорология  и  гидрология»  (информ.  бюлл.  АН  УССР»),  1967,
№  12,  с.  144—147.
 125. 	Ш  в  е  б  с  Г.  И.  Материалы  к  изучению  эродирующего  действия  капель
воды.—  «Почвоведение»,  1968,  №  2,  с.  133—140.
 126. 	Ш  в  е  б  с  Г.  И.  Применение  искусственного  дождевания  для  характе¬
ристики  эрозионной  водопрочности  почвы.—  «Метеорология,  климатология  и  гид¬
рология»,  (межвед.  науч.  сб.),  1969,  вып.  4,  с.  217—225.
 127. 	Ш  в  е  б  с  Г.  И.  Изменение  элементов  водного  баланса  различных  ча¬
стей  склона  и  возможное  влияние  на  них  некоторых  противоэрозионных  меро¬
приятий.—  В  кн.:  Влияние  хозяйственной  деятельности  на  водный  баланс  (ма¬
териалы  симпозиума).  Киев,  изд.  СОПС  УССР  АН  УССР,  1969,  с.  195—205.
 128. 	Шве  б  с  Г.  И.  Влияние  рельефа  на  поверхностный  смыв  почв.—  «Сб.
работ  по  гидрологии»,  1970,  №  9,  с.  83—105.
 129. 	Шве  б  с  Г.  И.  Исследование  формирования  годового  стока  взвешен¬
ных  наносов  рек  Украины  и  Молдавии.—  «Сб.  работ  по  гидрологии»,  1970,  №  10,.
с.  160—174.
 130. 	Ш  в  е  б  с  Г.  И.  Расчет  нормы  стока  взвешенных  наносов  при  ограни¬
ченном  ряде  наблюдений  (на  примере  рек  Украины  и  Молдавии).—  «Метеороло¬
гия  и  гидрология»,  1971,  №  2,  с.  75—85.
 131. 	Шве  б  с  Г.  И.  К  оценке  противоэрозионного  регулирования  склоно¬
вого  стока  с  помощью  искусственных  микроформ.—  «Вопросы  эрозии  и  повыше¬
ния  продуктивности  склоновых  земель  Молдавии»,  1971,  т.  7,  с.  212—223.
 132. 	Шве  б  с  Г.  И.,  Швебс  А.  В.  Водный  баланс  склонов  степной
зоны.—  «Метеорология,  климатология  и  гидрология»  (межвед.  науч.  сб.),  1969,
вып.  4,  с.  210—217.
 133. 	Швебс  Г.  И.,  Белов  В.  В.  Уравнение  водной  эрозии  почв  США.—
«Сельское  хоз-во  за  рубежом.  Сер.  растениеводство»,  1969,  №  12,  с.  8—14.
 134. 	Швебс  Г.  И.,  Б  о  й  ч  у  к  Г.  С.  Роль  ударного  действия  капель  в  об¬
разовании  склоновых  наносов.—  «Метеорология,  климатология  и  гидрология»
(межвед.  науч.  сб.),  1970,  вып.  6,  с.  178—185.
 135. 	Швебс  Г.  И.,  Галузинская  Н.  В.  Изменчивость  годового  стока
взвешенных  наносов  рек  Украины  и  Молдавии.—  «Метеорология,  климатология
и  гидрология»  (межвед.  науч.  сб.),  1971,  вып.  7,  с.  155—164.
 136. 	Шику  л  а  Н.  К.  Борьба  с  эрозией  и  земледелие  на  склонах.  Донецк,
«Донбас»,  1968.  123  с.
 137. 	Щеклеин  С.  Л.  Стационарные  наблюдения  над  стоком  поверхност¬
ных  талых  и  дождевых  вод  и  смывом  почвы  под  г.  Кировом.—  В  кн.:  Борьба
с  эрозией  почв  в  СССР.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1938,  с.  251—283.
 138. 	Щербань  М.  I.  Деяю  питания  теори  мжрокл1мату  та  методики
мжрокл1матичних  дослщжень.—  «Bích.  КДУ.  Сер.  геологи  та  географа»,  1967,
№  8,  с.  84—88.
 139. 	Ю  н  е  в  и  ч  Д.  П.  О  скоростях  стекания  воды  по  поверхности  тонким
слоем  в  различных  естественных  условиях.—  «Метеорология  и  гидрология»,  1937,
№  9,  с.  58—62.
 140. 	A  method  of  computing  soil  movement  throughout  a  field.  —  “Trans.
ASAE”,  1967,  10,  No  6,  p.  742—745.  Authors:  Onstad  C.  A.,  Larson  C.  L.,
Hermsmeier  L.  F.,  Young  R.  A.
 141. 	Barnett  A.  P.  How  intense  rainfall  affects  runoff  and  soil  erosion.—
“Agrie.  Engin.”,  1958,  39,  No  11,  p.  703—711.
 142. 	Barnett  A.  P.  Soil  erodibility  factors  for  selected  soils  in  Georgia
and  South  Carolina.  —  “Trans.  ASAE”,  1968,  8,  No  3,  p.  393—395.
 143. 	Beer  C.  E.,  Johnson  H.  P.  Factors  in  gully  growth  in  the  deep
loess  area  of  western  Iowa.  —  “Trans.  ASAE”,  1963,  6,  No  3,  p.  237—240.
 182

144. 	Best  A.  G.  The  size  distribution  of  raindrops.  —  “Quarterly  journ.
of  the  Royal  Meteorol.  Society”,  1950,  vol.  76,  No  327,  p.  346—384.
 145. 	Dr  a  go  un  F.  J.  Raifall  energy  as  related  to  sediment  Yield.  —  “J.  Geo-
phys.  Res”.,  1962,  67,  No  4,  p.  1495—1501.
 146. 	D  r  a  g  о  u  n  F.  J.,  Miller  C.  R.  Sediment  characteristics  of  two  small
agricultural  watersheds.  —  “Trans.  ASAE”,  1966,  9,  No  1,  p.  66—70.
 147. 	Ellison  W.  D.  Studies  of  Raindrop  Erosion.  —  “Agric.  Engin.”,  1944,
Nos.  4—5,  p.  354—362.
 148. 	Ellison  W.  D.  Soil  Erosion  Studies.  —  “Agric.  Engin.”,  1947,  vol.  28,
Nos.  4—7,  p.  297—300.
 149. 	Ellison  W.  D.  Raindrop  energy  and  soil  erosion.  —  “The  empire  jour¬
nal  of  experimental  agriculture”,  1952,  vol.  20,  No.  78,  p.  81—97.
 150. 	Fleming  G.  Design  curves  for  suspended  load  estimation  —  “Proc.  Inst.
Civil  Engrs”,  1969,  43,  p.  1—9.
 151. 	Kittredge  J.  Influences  of  pine  and  grass  on  surface  runoff  and
erosion.  —  “Soil  and  Water  Conservation.”,  1954,  vol.  9,  No  4,  p.  179—186.
 152. 	Laws  J.  O.  Measurements  of  the  fall  velocities  of  waterdrops  and  rain¬
drops.—  “Soil  conservation  service”,  1941,  Ses.  45,  p.  148—164.
 153. 	Long  ley  A.  J.,  Bondy  E.  J.  Reducing  soil  losses  in  Kansas.  —  “Soil
and  Water  Conservation”,  1963,  July—August,  p.  74—79.
 154. 	Me.  In  tyre  D.  S.  Permeability  measurements  of  soil  crusts  formed  by
raindrop  impact.  —  “Soil  Sci.”,  1958,  vol.  85,  Nos.  4—5,  p.  185—189.
 155. 	Nichols  M.  L.,  Sexton  H.  D.  Method  of  studying  soil  erosion.—
“Agric.  Engin.”,  1932,  vol.  13,  No  4,  p.  47—65.
 156. 	Osborn  B.  Soil  splash  by  raindrop  impact  on  bare  soils.  —  “Soil  and
Water  Conserv.”,  1954,  vol.  9,  Nos.  1,  2,  p.  33—49.
 157. 	Smith  D.  D.  Factors  affecting  rainfall  erosion  and  their  evaluation.—
“Publ.  Assoc,  internat.  hydrol.  scient.”  1958,  No  43,  p.  1144—1168.
 158. 	Springer  D.  К.,  В  r  e  i  n  i  g  С.  B.,  Springer  M.  E.  Predicting  Soil
Losses  in  Tennessee.—“Soil  and  Water  Conserv.”,  1963,  July—August,  p.  12—27.
 159. 	Stamey  W.  S.,  Smith  R.  M.  A  Conservation  Definition  of  Erosion
Tolerance.  —  “Soil  Sci.”,  1964,  97,  No  3,  p.  183—186.
 160. 	T  h  о  r  e  s  о  n  A.  S.,  M  a  d  d  у  J.  K.  Using  the  soil  loss  equation  in
Iowa.  —  “Soil  and  Water  Conserv.”,  1963,  July—August,  p.  159—161.
 161. 	Тодоров  T.,  Клочков  Б.  Върху  влиянието  на  валежите  и  селско-
•стопанските  растения  на  повърхноностния  отток  от  валежните  води  и  ерозияти
на  почвата.  —  «Хидрология  и  метеорология»,  1960,  №  1,  с.  69—77.
 162. 	Van  Doren  С.  А.,  В  artel  li  L.  J.  A  method  of  forecasting  Soil
Loss.  —  “Agric.  Engin.”,  1956,  No  5,  p.  213—254.
 163. 	Wischmeier  W.  H.  A  rainfall  erosion  index  for  a  universal  soil-loss
equation.  —  “Soil  Sci.  for  America  Proc.”,  1959,  vol.  23,  No  3,  p.  246—249.
 164. 	Wischmeier  W.  H.  Rainall  erosion  potential.—“Agric.  Engng.”,  1962,
•43,  No  4,  p.  212—215,  225.
 165. 	Wischmeier  W.  H.  Relation  of  field-plot  runoff  to  physical  factors.—
“Soil  Sci.  Soc.  America  Proc.”,  1966,  30,  No  2,  p.  98—117.
 166. 	Wischmeier  W.  H.,  Smith  D.  D.  Rainfall  energy  and  its  relation¬
ship  to  Soil  Loss.—  “Trans.  Am.  Geoph.  Univ.”,  1958,  vol.  39,  No  2,  p.  285—290.
 167. 	W  i  s  c  h  m  e  i  e  r  W.  H.,  Smith  D.  D.,  Uni  and  R.  R.  Evaluation  of
factors  in  the  soil-loss  equation.  —  “Agric.  Engin.”,  1958,  39,  No  8,  p.  458—474.
 168. 	Wischmeier  W.  H.,  Mannering  J.  V.  Relation  of  soil  properties
to  its  erodibility.  —  “Soil  Sci.  Soc.  Amer.  Proc.”,  1969,  33,  No  1,  p.  131—137.
 169. 	Woodburn  R.  The  effects  of  structural  condition  on  soil  detachment
by  raindrop  action.—  “Agric.  Engin.”,  1948,  29,  No  4,  p.  154—156.
 170.  Z  i  n  g  g  A.  W.  Degree  and  length  of  slope  as  it  affects  Soil  Loss.—
“Agric.  Engin.”,  1940,  vol.  21,  No  2,  p.  17—25.
 171. 	Zunker  F.  Gesetze  der  Bodenerosion  durch  Wasser  an  Hangen.—
“Wasserwirtschaft-Wassertechnik”,  1953,  3,  No  9,  p.  4—12.

ОГЛАВЛЕНИ  Е
 Введение 	 3
 Глава  1.  Естественная  и  антропогенная  водная  эрозия 	 5
 Глава  2.  Методические  вопросы  изучения  водной  эрозии  и  стока  наносов 	18
 Глава  3.  Противоэрозионная  устойчивость  почв  и  горных  пород  ... 	29
 Глава  4.  Водная  эрозия  и  особенности  формирования  поверхностного
 стока  и  водного  баланса  склонов  	 51
 Глава  5.  Начальные  формы  водной  эрозии 	 70
 Глава  6.  Поверхностно-склоновая  водная  эрозия 	 84
 Глава  7.  Овражная  эрозия 	 132
 Глава  8.  Формирование  стока  взвешенных  наносов  рек  и  его  из¬
менчивость  	 144
 Заключение 	 174
 Литература 	 177
 Генрих  Иванович  Швебс
 Формирование  водной  эрозии,  стока  наносов  и  их  оценка
 Ответственный  редактор  И.  В.  Боголюбова
Редактор  Т.  С.  Шмидт
 Художник  В.  П.  С  ы  с  а  л  о  в  .  Худ.  редактор  В.  В.  Костырев
Техн.  редактор  М.  С.  К  о  с  т  а  к  о  в  а.  Корректор  И.  А.  Крайнева
 Сдано  в  набор  18/1V  1974  г.  Подписано  к  печати  22/У1II  1974  г.  М-06422.  Формат  60X9071«,
бумага  тип.  №  1.  Печ.  л.  11,5.  Уч.-изд.  л.  13,18.  Тираж  1700  экз.  Индекс  ГЛ-46.
Заказ  №  278.  Цена  1  руб.  07  коп.
 Гидрометеоиздат,  199053.  Ленинград,  2-я  линия,  д.  23.
 Ленинградская  типография  К®  8  Союзполиграфпрома  при  Государственном  комитете
Совета  Министров  СССР  по  делам  издательств,  полиграфии  и  книжной  торговли.
190000,  Ленинград,  Прачечный  пер.,  6