авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 9 |

«к. Е. И ВАН О В кандидат технических naj'K s n.4 i ...»

-- [ Страница 3 ] --

Д л я определения степени разлож ени я торф а сущ ествует ряд лабораторны х и полевых способов, которые излагаю тся в спе­ циальной литературе по торфоведению [40].

В связи с тем, что от степени р азл ож ен и я торф а и от ботани­ ческого состава зави сят все егс основные водны е свойства (в том числе такие сущ ественные в гидрологическом отношении, как водопроницаемость, капиллярность и водоотдача, влаж ность и т. п.), с ними необходимо считаться при всех гидрологичеоких исследованиях болот.

Т ак как гидрологический реж им торф яника на различны х его участках определяет, с одной стороны, состав фитоценозов, а с другой — степень разл ож ен и я торф а, то каж дой группе торф а соответствует более или менее постоянный диапазон и зм е­ нения р азлож ени я.

Н аиболее высокой степенью разлож ени я отличается торф д р е­ весной группы. Степень разлож ени я торф а этой группы в неко­ торых случаях достигает 70— 80% при среднем разлож ени и около 50%'. Такой торф образуется либо в условиях пониженной увлаж ненности верхних горизонтов зал еж и болотных массивов, либо в условиях периодического обильного увлаж нения и интен­ сивного высыхания зал еж и при повышенной проточности вод.

В этих условиях процессы р азл ож ен и я идут наиболее интенсивно.

Торф травяной группы образуется при высокой степени увлаж нения и зиачительной минерализации вод и имеет среднюю степень разл о ж ен и я (35—4 5 % ), более низкую в сравиении с тор­ фом древесной лруппы.

Торф моховой группы обладает наименьш ей степенью р азл о ­ ж ения, которая изменяется от 5 до 30% в зависимости от у в л а ж ­ ненности среды при торф ообразовании и степени проточности:

Средние степени разлож ени я торф а различны х групп после­ довательно убы ваю т в следующ ем порядке: древесные, древесно­ травяны е и древесно-моховые, травяны е, травяно-моховы е, мо­ ховые.

По виду торф а, составляю щ его ниж ние горизонты торфяных залеж ей, определяю т происхождение болотных массивов. Если нижний горизонт составляет торф древесной группы, то болото образовалось путем суходольного заболачивания. При об разо­ вании болотного м ассива « а месте бывшего водоема, в нижних горизонтах торфяны х залеж ей на контакте с лминеральными грун­ там и встречаю тся слои сапропеля, или озерного ила.

Д ругим и важ ны м и характеристикам и торф а являю тся зол ь­ ность и кислотность. Определение зольности торф а практически важ н о в тех случаях, когда необходимо использовать торф на' топливо.

П ри гидрологических исследованиях зольность имеет меньшее значение, т ак к а к водные свойства торф а зави сят главны м обра­ зом от степени р азл о ж ен и я и ботанического состава и в малой степени от зольности.

О пределяется зольность отношением веса минеральных веществ, содерж ащ ихся в данном объем е торф а, к полному весу твердый составной части, вы раж енны м в процентах. Значения зольности колеблю тся д л я верхового торф а в среднем от 2 до 4 %, д л я н и з и н н о г о д о 20%.

Кислотность торфа, вы раж ен н ая в pH, является наибольш ей для верхового торф а (от 3,5 до 4,5) и наименьшей д л я низинного (от 5,5 до 7,5).

П риведенная классиф икация торф а основана главны м о б ра­ зом на изучении богатого м атери ала по Европейской территории С СС Р.

Н ет сомнения в то’, что изучение строения торфяны х залеж ей М и состава торф а н а ещ е м ало изученных в этом отношении тер ­ риториях приведет к необходимости в дальнейш ем пополнить и расш ирить эту классификацию торф а, хотя в данны й момент она является наиболее полной.

6 к. Е. И ванов § 12. Дисперсность и структура торфа Торфяную массу, слагаю щ ую толщ у зал еж и болотных м ас­ сивов, за исключением верхнего растительного слоя, с физиче­ ской точки зрения следует рассм атривать как нолидисперсную трехф азную систему, в которой роль дионерсной среды играет вода, а дисперсной ф азой являю тся частицы различны х р азм е­ ров, представляю щ ие собой продукты расп ада растительности и пузырьки газа. Н аиболее крупные частицы в торфе легко р а з ­ личаю тся невооруженным глазом, самы е ж е мелкие имеют р а з ­ меры коллоидных частиц.

О т изменения количества содерж ащ ейся в торфе воды и зм е­ няю тся и различны е физические свойства торф а, в том числе и такие важ ны е в гидрологическом отношении свойства, как водоотдача, водопроницаемость и водоудерж иваю щ ая способ­ ность. П ри относительно малом количестве содерж ания влаги торф приближ ается к связнодисперсным системам, в которых все ф азы по отношению друг к другу могут рассм атриваться как дисперсные. При этом не все частицы твердой ф азы торфа отде­ лены друг от друга ж идкой средой (водой), а часть их сопри­ касается друг с другом. Увеличение влаж ности торф а прибли­ ж ает его по своим свойствам к свободно дисперсным системам, в которых частицы дисперсных ф аз отделены друг от друга д и с­ персной средой (в данном случае водой) и не соприкасаю тся друг с другом.

В природных условиях торфяны е зал еж и болотных массивов слож ены различны м как по степени разлож ени я, так и по ботани­ ческому составу торфом, имеющим различную степень у в л аж н е­ ния. Следовательно, естественные болотные массивы представ­ ляю т собой напластования различного по своим физическим свойствам торф а.

В одоотдача, водопроницаемость и, водоудерж иваю щ ая спо­ собность болотных массивов зави сят в первую очередь от сте­ пени связанности воды с твердыми частицами торфа.

Д л я определения этой связи необходимо знать дисперсность или степень измельченности частиц твердой ф азы торфа. П о ­ следняя определяется отношением суммарной поверхности всех частиц 5 к объем у всей системы V (1) и назы вается удельной поверхностью. С увеличением удельной поверхности увеличивается поверхность р азд ел а ф аз и соответ­ ственно возрастает энергия системы, обусловливаем ая действием поверхностных сил м еж ду твердой и ж идкой ф азам и. Следствием этого является увеличение количества воды, находящ ейся в поле действия поверхностных сил.

Вычисление площ ади поверхности р азд ел а основывается на результатах опытов по определению крупности частиц и их весо­ вого содерж ания в торфе., М етодика таких определений заклю чается в следующем.

И звестно, что скорость падения тверды х частиц в неподвижной ж идкости зависит от разм еров частиц и их плотности. П ри р а в ­ номерной скорости падения частицы сила сопротивления ж и д ­ кости уравновеш ивается весом частицы в воде. П риним ая форму частиц твердого вещ ества ш арообразной, мож но д л я силы сопро­ тивления движ ению частицы в вязкой ж идкости написать сле­ дую щ ее вы раж ение на основании известного из гидромеханики зак о н а Стокса:

F = 6icrY)«, (2) где г — радиус частицы, — вязкость жидкости, и — скорость дви ж ени я частицы. Э та сила уравновеш ивается весом частицы :

6хГГ|И = А T * tr® - f) = у izr^ (pi - p) g, (3) г д е -f] и Pi— соответственно удельный вес и плотность твердого вещ ества частиц, т и р — удельный вес и плотность жидкости (дисперсионной среды ), g — ускорение силы тяж ести.

Отсю да скорость падения частицы в жидкости «= = (4) Закл ю чая торфяную суспензию в специальный цилиндр д оста­ точной высоты и изм еряя через определенные промеж утки в р е­ мени t. от н ач ал а осаж дения количество твердого вещ ества, содерж ащ егося в суспензии на расстоянии Н от поверхности жидкости, нетрудно подсчитать на основании формулы (4) р а з ­ меры частиц, соответствующ ие измеренному количеству тв ер ­ дого вещ ества. В самом деле, если через промеж уток времени t от н ачала осаж дения вес твердой ф азы на расстоянии Н равен G., то наибольш ий радиус частиц, входящ их в это количество, будет равен н а основании (4) -./9 Я н так как /г = - ^. С ледовательно, количество твердой ф азы, рав ч ное Gi, будет содерж ать в себе только частицы с радиусом не свы ш е г,..

•И змеряя последовательно через промеж утки времени U, 4 о з н а ч а л а опыта количества твердой фазы О ^, и определяя соответствующ ие им максимальны е разм еры частиц Л, /"г, ^3, можно построить кривую зависимости G от г 6* (рис. 35). Н ачальное количество твердой фазы, содерж авш ееся в суспензии Go, принимается при этом за 100%. Кривые G = /(г ) представляю т собой интегральны е кривые седиментации (осаж ­ дения) и вы раж аю т зависимость суммарного количества все.х частиц радиусов меньших данного от радиуса г.

Д иф еренцированием функции G по г можно построить зави си ­ мость ^ = f i (г) (рис. 36), представляю щ ую кривую распреде­ лен и я твердой ф азы по разм ерам составляю щ их ее частиц. П олу % I ii ^§ to I Рис. 35. Э кспериментальны е кривы е зависимости суммарного количества частиц твердой фазы торф а от диаметра частиц для различных сте­ пеней разлож ения сф агново-пуш ицевого (в ер х о ­ вого) торф а (по Е. П. Семенскому).

Степень разложения: 7 — 10%, 2 — 30%, 3 — 60%, 4 — 80%.

ченные таким образом кривые G = f{r) H - ^ = /i ( r ) являю тся количественной характеристикой степени дисперсности торфа.

В настоящ ее время применяются различны е способы и при­ боры д л я измерения твердой ф азы при опытах по осаж дению (седим ентации). Описание их и методика ведения эксперимента представляю т специальный вопрос. Здесь приведем лиш ь некото­ рые результаты этих опытов с торфами.

В табл. 2 даны результаты вычислений кривых распределения фракций твёрдой ф азы торфа и удельной поверхности разд ел а, приводимые Н. Н. К улаковы м [21] п о. опытным м а т е р и а л а »

Е. П. Семенского и Х. И. Ривкиной [39].

И з данны х табл. 2. нетрудно видеть, что д л я естественного торф а, не подвергш егося искусственной механической перера­ ботке, наиболее мелкие ф ракции составляю т всего 4 — 5% массы Рис. 36. Кривая распределения массы частиц по их крупности.

твердой ф азы торф а, а 50% всей удельной поверхности разд ел а м еж ду ф азам и приходится именно на это количество м ельчай­ ш их коллоидных частиц. Н аоборот, наиболее крупные частицы, Таблица Величина удельной поверхности частиц торфа различной крупности в 1 г сухого вещества торфа У дельная поверхность М асса фракций частиц торф а Дер, при ­ торф а в 1 г су х о ­ ходящ аяся на данную го вещ ества, г фракцию, см^' Средний Д иаметр частиц, мм. радиус, м ехани­ (от — до) мм механически естест­ чески п е­ естествен ­ п е р ер аб о ­ венного р ер або ­ ного танного танного 0,446 9. 2 0,263 5. 0,2—2.0 0,550 0,107 4, 0,094 3. 20. 0,1 - 0,2 0,075 0,057 0,026 10, 0,05—0,1 0,0375 0,081 0,054 44,0 30, 0,0 1 -0,0 5 0,199 0, 0,015 0,052 0,088 0,0 0 5 -0,0 1 0,00375 0, 0,0 0 1 -0,0 0 5 0,0015 0,054 733 0,0005—0,001 0,016 0,061 0,000375 3 0, 0,0 0 0 2 -0,0 0 0 5 0,056 3 0,000175 6 0,0001 0,043 0,066 6 730 8 0, 12 600 2 0 1г Iг В сего...

м асса которых составляет д л я первого образц а 44,6% массы твердой ф азы, даю т ничтожно малую долю поверхности разд ел а.

Т аким образом, мельчайш ие коллоидные фракции, сод ерж а­ щ иеся в твердой ф азе торф а, играю т главную роль в связы вании воды в торфе и в создании высокого потенциала поверхностных сил связи.

Н а рис. 35 приведены интегральны е кривые распределения ф ракций в сфагново-пуш ицевом торфе различны х степеней р а з ­ лож ения по опытам Е. П. Семенского. С равнивая кривые, соответствующ ие различны м степеням разлож ения, легко видеть, что с увеличением степени разлож ени я торф а увеличивается измельченность твердой фазы, количество мелких ф ракций в твердой ф азе торф а возрастает и соответственно растет удель­ ная поверхность всей дисперсной системы. П оэтому степень свя­ занности воды в сильно разлож ивш ихся торф ах значительно выше, чем в м ало разлож ивш ихся.

Необходимо отметить, что до сих пор произведено д ал ек о недостаточное количество опытов по определению крупности частиц твердой ф азы и кривых распределения д л я торф а.

П оэтому нет возможности характеризовать все многообразие видов торф а соответствующими кривыми распределения с р азд е­ лением их по ботаническому составу и степени разлож ения.

Е. П. Семенский на основании опытов сделал сравнение д и с­ персности д л я двух типов торф а — верхового (сфагново-пуш ице­ вого) и низинного (осокового) — с одинаковой степенью разлож ения, которое позволило придти к следующим вы водам:

а) независимо от степени гумификации (разлож ения) низин­ ный торф обладает более однородной дисперсностью, чем верхо­ вой, и отличается от последнего меньщим содерж анием мелких частиц;

б) при малы х степенях гумификации дисперсность низинного торф а выш е дисперсности верхового и, наоборот, при высоких степенях гумификации большей дисперсностью обладает верхо­ вой торф.

Опытами так ж е установлено, что в торфе, подвергавш емся механической переработке, количество мелких ф ракций и колло­ идных частиц увеличивается. П оэтому искусственно механически обработанны й торф меняет свои водные свойства по сравнению с торфом естественной, ненаруш енной структуры, в частности такой торф менее проницаем д л я воды и коэфициент ф и льтра­ ции его меньше чем у естественного торфа.

П ри производстве опытов по осаж дению д л я определения крупности ф ракций в торф е форму частиц, условно принимаю т ш арообразной, что д ает возможность использовать формулу Стокса д л я подсчета скорости осаж дения. В действительности отдельные частицы торф а имеют самы е различны е формы.

П оэтому зам ен а их ш арообразной формой является до известной степени условным приемом. М ож но все ж е утверж дать, что р а з ­ меры действительных частиц торф а имеют тот ж е порядок, как и разм еры их эквивалентов, вычисленные из опытов по осаж д е­ нию (седим ентации). Р адиусы определяемых эквивалентных ш арообразны х частиц назы ваю тся поэтому эквивалентными радиусам и.

В расчетах фильтрационной способности торфов непосред­ ственное использование получаемых из опытов функций распре­ деления крупности ф ракций при современном состоянии теории ф ильтрации невозможно. П оэтому д л я вычисления коэфициентов фильтрации по степени дисперсности торф а все многообразие разм еров частиц исследуемого торф а приходится зам енять одним постоянным числом, назы ваем ы м действуюи^им диаметром. Д е й ­ ствующий диам етр представляет собой диам етр частиц одинако­ вого разм ера, которые, образуя некоторую фиктивную пористую среду (грунт), создаю т д л я нее водопроводимость, соответствую ­ щую действительному грунту (в данном случае торф у) с неодно­ родными по разм ер ам частицами.

Тогда, если известна кривая распределения разм еров ф р ак ­ ций данного вида торф а, действую щий диаметр д л я него может быть определен из следующего равенства:

1 G], G2, Gg I I 'NT (р\ i— где d^, — действую щ ий диам етр, — средний эквивалентный д и а ­ метр частиц данной фракции, — вес всех частиц данной ф р ак ­ ции, получаемый из опытов по осаждению.

Д л я подсчета кривую распределения разбиваю т на ряд интервалов величиной (рис. 36) и затем подсчитывают для каж дого и нтервала среднее значение веса частиц и средний эквивалентны й диаметр d ^. П ри этом Подсчет d. к ак среднего арифметического из крайних зн аче­ ний диам етра частиц на концах интервала мож ет приводить в некоторых случаях к зам етны м погрешностям. Д л я избеж ания их Ц ункером бы ла предлож ена ф ормула iCлeдyющeгo вида:

0,4343 1 ^ 1 V min ^max (7) di Ig - 'g'^min ’ гд е d^^^ и — соответственно минимальный и максимальный эквивалентны е диам етры частиц данного i-ro интервала.

Подсчет действующего диам етра по формуле (7) можно так ж е вести по интервалам меж ду разм ерам и частиц, непосред­ ственно полученных из опытов по осаж дению, не пользуясь кри­ вой распределения.

Ш ирокий диапазон изменения крупностей частиц, наряду с их органическим происхождением, создает своеобразную структуру твердого скелета торфа. Н еразлсж и вш и еся остатки травянисты х растений, коры деревьев (в древесны х торф ах), кустарничковой растительности, представляю щ ие наиболее стойкие элементы р ас­ тительности в отношении разлож ени я и сохраняю щ ие обычно форму палочек и стебельков, составляю т основу твердого ске­ л ета торф а, б лагодаря которой торф д а ж е при значительной сте­ пени увлаж нения способен сохранять свою форму и обладает значительным сцеплением.

С уменьшением степени разлож ени я торф а силы сцепления твердого скелета торф а увеличиваю тся благодаря уменьшению содерж ания бесструктурной гумифицированной массы, мелких и мельчайш их частиц и увеличению неразлож ивш ихся остатков растений.

Х арактерной особенностью торфов, составляю щ их торфяную зал еж ь болот, является значительная анизотропность их, т. е.

зависимость структурных характеристик (разм еров и форм пор) от направления. Анизотропность естественных торфов обусловли­ вает, в частности, различную водопроводимость торфяной залеж и болот в разны х направлениях — свойство весьма важ ное при рассмотрении условий движ ения влаги в естественных торфяных массивах. ' В естественных болотных массивах наибольш ей связностью обладаю т самы е верхние, почти не разлож ивш иеся слои торф я­ ной зал еж и (со степенью разлож ения до 5 %), представляю щ ие собой переходный слой от торф а к ж ивому растительному покрову. В этих слоях торф яная зал еж ь имеет весьма четко вы ра­ женную структуру, легко просматриваемую невооруженным глазом.

Д л я изучения структуры этого слоя торф озалеж и лучш е всего просматривать разрезы образцов, вынутых зимой из промерз­ шего слоя болота на всю глубину промерзания. При этом структура слоя остается совершенно ненарушенной, полностью соответствующ ей естественному состоянию его в болоте. И сследо­ вание разрезов на мерзлых образц ах показы вает это. Самый верх­ ний слой представляет собой живой моховой покров. Он состоит из вертикальных стебельков мха, корневых систем травянисты х растений и болотных кустарничков и характеризуется крупными порами, сильно вытянутыми в вертикальном направлении. С ред­ ний диаметр пор в этом слое при горизонтальном сечении их составляет 0,3— 0,5 см и колеблется в незначительных преде­ лах. Этот слой по разм ерам пор об ладает значительной однород­ ностью. Толщ ина его колеблется в пределах от 5 до 20 см в зависимости от типа болотного м икроландш аф та и элемента микрорельефа.

Следующ ий слой, толщ ина которого так ж е весьма незначи­ тельн а и составляет 5— 15 см д л я тех ж е м икроландш афтов, характеризуется своеобразной «завихренной» структурой, пред­ ставляю щ ей первую стадию уплотнения растительного м атериала.

В этом слое стебельки мха изогнуты пучками в разны х н ап равл е­ ниях и уплотненность растительного м атери ала значительно выше чем в первом слое. О днако растительны й м атериал ещ е не имеет признаков разлож ения. Он постепенно переходит в слой с ещ е больш ей уплотненностью растительной массы, в котором уж е ярко вы р аж ен а горизонтальная слоистость, обусловливаю ш,ая анизотропность структуры. Здесь растительны й м атериал подвергается разлож ению в слабой степени. О тдельны е стебельки мха у ж е не различаю тся простым глазом, но хорошо зам етна горизонтальная ориентировка слоев, состоящих из уплотненной растительной массы. Этот слой является переходным слоем к торфу, имею щ ему ту или другую степень разлож ени я и состав­ ляю щ ем у основную толщ у торф озалеж и болотного массива.

С увеличением степени разлож ени я структура торф а, сл агаю ­ щего торфяную зал еж ь, представляет чрезвычайно слож ную к а р ­ тину.

О на преж де всего зависит от вида растений, составляю щ их основную м ассу торфообразую щ его м атери ала, и наличия р асте­ ний, стебли и корни которых с трудом поддаю тся процессу р а з ­ лож ения. К этим растениям относятся болотные кустарнички и древесн ая растительность.

П ри м алой степени разлож ени я в структуре торф а играют основную роль те растения, которые составляю т главную массу торфяного м атериала. С повышением степени разлож ени я торф а в структурных особенностях начинает увеличиваться роль нераз лож и вш ихся остатков кустарничковой и древесной раститель­ ности, которые, будучи включенными в мелкодисперсную среду остальной массы торф а, наруш аю т однородность массы и пред­ ставляю т собой пути, по которым м ож ет происходить усиленная ф ильтрация воды в торфяной залеж и.

§ 13. Пористость Состояние и свойства торф а зависят от степени заполнения влагой и воздухом свободных промеж утков меж ду твердыми частицами, совокупность которых в данном объем е будем н азы ­ вать, следуя терминологии принятой в механике грунтов, твёр­ ды м скелетом торфа. Н аличие свободных промеж утков меж ду твердыми частицами, которые в торф е имеют самые различны е разм,еры и формы, д ает возмож ность рассм атривать торф ан ал о­ гично грунтам к ак водопроницаемый пористый м атериал. Однако свойства частиц, составляю щ их твердую ф азу торф а, сильно отличаю тся от свойств частиц в минеральны х грунтах тем, что они способны значительно изменять свои разм еры под влиянием набухания водой. П оскольку все то количество влаги, которое содерж ится внутри набухш их частиц не подверж ено перемещению под влиянием капиллярны х сил или силы тяж ести, то под тв ер ­ ды м скелетом торф а следует разум еть совокупность всех органи­ ческих (и минеральны х) частиц вместе с заклю ченной внутри их оболочки водой. Таким образом, объем, занимаемы й в торфе твердой фазой, является непостоянным во времени, а зависит от длительности предварительного насыщ ения водой торф а и н аб у­ хания частиц органического м атериала. Р азм еры пустот между частицами твердого скелета торф а так ж е не являю тся постоян­ ными, а зави сят от степени его набухания и уплотненности.

П оследняя в свою очередь зависит от внешнего давления прило­ женного к скелету торф а, капиллярного д авления, степени р а з ­ лож ения торф а и от различий в ботаническом составе.

В механике грунтов пористость м атериала обычно вы ра­ ж а ет ся коэф щ иент ом порозности, представляю щ им собой отно­ шение объем а пустот А к объем у частиц В твердой ф азы грунта '.= 4- ») Значение г, = 1 вы раж ает, что в данном случае половина объем а грунта зан ята пустотами, а половина твердым скелетом.

Такое вы раж ение пористости весьма удобно при решении р а з ­ личных зад ач в механике грунтов.

В гидрологических расчетах и зад ач ах удобнее поль­ зоваться другим вы раж ением пористости, а именно отношением объем а пустот к полному объему, заним аем ом у материалом.

(9 ) Это отношение назы вается коэфициентом суммарной пори­ стости, или просто коэфициентом пористости.

Зн ание коэфициента пористости д л я многих вопросов я в ­ ляется недостаточной характеристикой дисперсных м атериалов.

В большинстве случаев нас будут интересовать так ж е и разм еры пор, и объемы, заним аем ы е порами данного радиуса. Д л я этого прибегаю т к построению (как и в случае ан али за разм еров частиц твердой ф азы ) кривых распределения о б ъ ем а пор по их разм ерам (рис. 37), которые получаю тся экспериментально.

И ногда удобнее оперировать с интегральны ми кривыми пори­ стости, представляю щ ими собой зависимость суммарного объем а всех пор радиусов меньших данного от радиуса пор R. Путем диф еренцирования последней кривой нетрудно перейти к кривой распределения объемов всех пор данного радиуса от величины радруса пор R.

О пределение кривых распределения пористости по разм ерам :

пор имеет больш ое практическое значение в гидрологии при изу­ чении фильтрации в торфяны х массивах, распределения в л а ж ­ ности в торф яной зал еж и выше уровня грунтовых вод и водо­ отдачи различны х слоев залеж и.

Ьда' Рис. 37. К ривы е распределения пор в п оверх­ ностном слое моховых микроландш афтов (п о опытам В. В. Ром ан ова).

1 и 3 — для сфагновика кустарничково-пушицевого (западина), 2 — для мочажины грядово-мочажинного комплекса.

§ 14. В лаж ность и влагоемкость торф а П онятием влаж ности характеризую т общ ее количество воды,, содерж ащ ееся в торфе. Отношение веса воды к весу всей массы торф а Р (твердое вещ ество плюс в о д а ), заключеннош в данном объем е торфа, назы вается весовой влажностью торфа.

О бозначим ее буквой о 3= ^ (10) и будем вы р аж ать, к ак обычно принято, в процентах или в долях, от единицы.

О бъемной влажностью торфа назы вается отношение объема;

воды Уд, заклю ченной в данном объем е торф а (сухое вещество плюс вода и воздух), к объему V К (11 = 91.

Величина -q вы раж ается обычно так ж е в процентах. В р а з ­ личны х гидрологических вопросах часто удобнее пользоваться понятием объемной влаж ности торфа, особенно в тех случаях, когда приходится иметь дело с исследованием распределения влаги в болотах над уровнем грунтовых вод, содерж анием воз­ духа в торфе, исследованием пористости промерзш его слоя болот и В- ряде других случаев.

Д л я вы раж ения влаж ности торф а иногда пользую тся так ж е •отношением веса заключенной в торф е воды к весу сухого вещ ества Р^ W =^. (12) П ересчет объемной влаж ности в весовую и обратно при п ол­ ном заполнении пор водою производится по формулам где удельный вес воды (Т в= 1 при 4°), •.^ ~ удельный вес у, •органического вещ ества торф а, равный 1,5— 1,6.

В лаж ность торфа мож ет изменяться в весьма широких пре.делах. С изменением влаж ности меняю тся и все основные свой­ ства торф а: способность выделять и отдавать воду, водопрони д аем о сть, коэфициент фильтрации, м еханическая прочность и мн. др.

Д л я даж дого определенного физического ' состояния твердой ф азы торф а сущ ествует предельная м аксим альная влажность, соответствую щ ая полному заполнению всех пор меж ду части­ цами твердого скелета торф а водою. Эта м аксим альная в л а ж ­ ность н азы вается влагоемкостью торфа.

В то время к ак изменение влаж ности торф а мож ет происхо.дить за счет заполнения пор м еж ду частицами твердой фазы\ воздухом вместо удаленной воды, изменение влагоемкости торф а, очевидно, мож ет происходить лиш ь за счет раздвигания :или сближ ения частиц твердой фазы. Степень сближ ения между частицами и влаж ность зави сят преж де всего от внешнего дав •ления, приложенного к твердой ф азе торф а. Количество воды, которое мож ет быть заключено в торф е при состоянии относи­ тельного покоя ж идкой и твердой ф аз и при условии н орм аль­ ного атмосферного д авления и заполнения всех пор м еж ду части­ * Под физическим состоянием твердого скелета торф а в данном случае •будем подразум евать;

степень набухания частиц органического вещ ества торф а водОю и уплотненность твердого скелета.

- цами твердой среды водой при полном набухании органических:

частид, можно н азвать норм альной влагоемкостью торфа.

С ледует заметить, что количество воды, поглощ аемое торф я­ ным образцом при его насыщении, в сильной степени зависит o r способа насыщ ения и ог состояния образц а до н ачала насыщ ения.

Если, например, торф подвергнуть предварительной просушке, то после насы щ ения водой влагоемкость его окаж ется меньше, чем д л я торф а, из которого предварительно не у д ал ял ась вода путем испарения. Такой торф чрезвычайно трудно и часто вообщ е не удается насытить до состояния нормальной влагоемкости, так к ак значительная часть пор при этом оказы вается занятой пузы рьками воздуха, заж аты м и м еж ду менисками воды. В таких случаях о влагоемкости торфа приходится судить главны м об ра­ зом на основании косвенных методов, например, путем определе­ ния суммарной пористости об разц а торфа.

Д л я получения правильного представления о величине нор­ мальной влагоемкости необходимо производить насыщ ение образца водой медленно, чтобы не наруш ить равн овеси е и укладку частиц твердой ф азы под влиянием гидродинамиче-*.

ского давлен ия фильтрую щ ей внутри образца воды. В начале необходимо заполнить водой все поры в торф е таким образом,, чтобы воздух, заклю ченный в порах, имел возйож ность сво­ бодного выхода при насыщении. П рактически это достигается сле­ дующим образом. О бразец торф а, вырезанны й металлическим цилиндром с отверстиями в боковых стенках, помещ ается вместе с цилиндром в сосуд, где налит на дно слой воды в 3— 4 см. По^ мере всасы вания воды в капилляры о б р азц а вода подливается в сосуд и поддерж ивается все время на одном уровне. После:

того к а к все капиллярны е пустоты заполнятся водой путем подъем а ее снизу, д л я чего образец необходимо вы держ ать в таком состоянии достаточно длительное время, порядка 15— 20 суток, а иногда и более (в зависимости от степени разлож ения то р ф а), в сосуде постепенно повышают уровень воды и доводят его до верхней грани образца. П ри этом частицы твердой фазы:

торф а перестаю т быть сж аты ми капиллярны м давлением и при­ ходят в состояние свободного равновесия, находясь под дей ­ ствием лиш ь собственного веса в воде. Д л я определения в лаго­ емкости после насыщ ения цилиндр, не вы нимая из воды, зак ры ­ ваю т с обоих концов плотными кры ш ками и только затем вы тас­ киваю т из воды.

Д альнейш ее определение влаж ности производится обычным способом: извеш иванием образц а в насыщенном состоянии, затем;

взвеш иванием сухого остатка после п рокаливания образца й, у д а ­ ления из него всей влаги.

Н орм альн ая влагоемкость естественного торф а колеблется:

в зависимости от степени его разлож ени я и ботанического состава от 87 до 97% в весовых процентах, или от 91,5 до 98,2 % в о б ъ ­ емных процентах, п олагая содерж ание воздуха равным нулю.

Насы щ ение торф а водой сверх нормальной вл аго ем к о сти 'в л е­ ч е т за собой дальнейш ее раздвиж ение частиц твердой ф азы и увеличение расстояний м еж ду ними. В результате этого сце шление м еж ду частицами ослабевает, торф яная м асса теряет спо­ собность сохранять свою форму, легко растекается и деф орм и­ руется.

В естественных торфяны х зал е ж ах болотных массивов встре­ ч аетс я р азли чн ая степень насыщ ения водой торф а. О тдельные участки болотного массива могут иметь насыщ ение торфяной з а л е ж и выш е и ниж е нормальной влагоемкости, что обусловли.вает различны е ее физико-механические свойства, разную сте­ пень осадки торфяной зал еж и при осуш ительных работах и т. п.

Рассмотрим, при каких условиях торф яная м асса мож ет оста ш аться насыщ енной водой сверх нормальной влагоемкости. П р ед ­ полож им, что образец торф а содерж ит в себе количество воды, лревы ш аю щ ее его нормальную влагоемкость. Это означает, что щ[0 крайней мере некоторые частицы твердого скелета находятся в данном образце во взвешенном состоянии и не соприкасаю тся.друг с другом. Если образец оставить при этом в состоянии пол­ ного покоя, то частицы твердой ф азы, имеющие удельный вес аеско л ько больш е единицы, начнут внутри образц а постепенно осе­ д а т ь в воде и весь образец д аст осадку, а поверх выступит слой яоды, представляю щ ий избыток влаги сверх нормальной влагоем ­ кости. Т орф яная м асса постепенно придет в состо'яние гидростати ч еского равновесия, соответствующ его нормальной влагоемкости.

П ро ц есс такого оседания и уплотнения твердой ф азы торфа, сопровож даю щ ийся перемещением воды в порах меж ду твер­ д ы м и частицами и уменьшением влаж ности торфяной массы до состоян ия равновесия, назы вается в механике грунтов процес сом консолидации грунтовой массы. П оэтому нормальной -влаго^ «мкостью торф а можно так ж е н азвать то содерж ащ ееся в нем.количество влаги, которое будет соответствовать состоянию пол л о й консолидации торфяной массы под действием только соб­ ственного веса частиц твердой фазы.

Е сли теперь представить, что внутрь образц а торф а, зак л ю ­ ченного в сосуд, введено большое количество тонких трубок, по которым непрерывно поступает вода, ф ильтрую щ аяся далее ч ер ез поры скелета торф а к его поверхности, то торф яная масса внутри образц а будет находиться все время в состоянии насы ­ щ енности влагой сверх нормальной влагоемкости. П од влиянием возникаю щ его при этом гидродинамического давлений, переда­ в а е м о г о ’ на частицы скелета торф а и направленного изнутри ю бразца к его внешним поверхностям, частицы твердой ф азы будут поддерж иваться все врем я в раздвинутом состоянии и на таких расстояниях друг от друга, при которых сопротивление д ви ж ен и ю жидкости в образце будет уравновеш иваться силами гидродинамического давлен ия фильтрую щ ей в нем воды. Таким о б р азо м, д л я поддерж ания состояния насы щ ения торф а сверх « полной влагоемкости необходимо, чтобы внутри торфяной массы непрерывно действовали объемны е гидродинамические силы.

Н аличие таких сил, очевидно, возм ож но лиш ь при сущ ествова­ нии фильтрационного движ ения воды внутри торф яной массы.

П ри прекращ ении фильтрации долж ны исчезнуть и гидродинами­ ческие давления, а влагосодерж ание торфяной массы долж но постепенно придти к нормальной влагоемкости.

Т орф яная м асса, насы щ енная сверх нормальной влагоем ­ кости, находится таким образом в состоянии неустойчивого р ав ­ новесия. Е е влагосодерж ание находится в зависимости от и зм е­ нения скорости фильтрации и подачи воды в торфяную массу.

Это имеет значение при анализе причин пересыщенности влагой торф яны х зал еж ей в естественных болотных массивах.

В естественных условиях д л я мест переувлаж ненной торф я­ ной массы характерно образование разры вов в пластах торфа, м еж ду которыми находятся прослойки воды. Такое явление наблю дается в сл аб о разлож и вш и хся торф ах, обладаю щ их зн ачи ­ тельным сцеплением твердого скелета и неравномерностью, струк­ туры. П ри пересыщении влагой под влиянием гидродинамиче­ ского давлен ия и процесса газообразования, способствующего взвеш иванию твердого скелета торф а в воде, происходят р а з ­ рывы торфяной зал еж и в горизонтальном направлении на отдель­ ные п ласты п о прослойкам более разлож и вш егося торф а, о б л а­ даю щ его наименьш им сцеплением.

Выше, при рассмотрении влагоемкости торф а, торф ян ая масса приним алась з а двухф азную систему;

твердое органиче­ ское вещ ество плюс вода. В действительности торф, составляю ­ щий естественные торфяны е зал еж и болот, не м ож ет рассм атри ­ ваться к ак вполне д вухф азн ая система или к ак грунтовая м асса. Д а ж е в наиболее увлаж ненны х болотах всегда содер­ ж ится известное количество газов и воздуха, защ емленного в виде пузырьков м еж ду частицами твердой ф азы и растворен­ ного в воде. М ожно, однако, предполагать, что в больш инстве случаев влияние защ емленны х газовы х пузырьков на водопрово­ дим ость и механические свойства торф яной массы в естествен­ ной зал еж и невелико, вследствие относительно малого сод ерж а­ ния газа. П оэтому с известным приближением торф в болотном массиве ниж е уровня грунтовых вод можно рассм атривать как д вухф азную систему.

В лаж ность торф а зависит от внешнего давления, прилож ен­ ного к торф яной массе, которое при условии свободного вы ж и ­ м ани я воды и воздуха из торфяной массы целиком передается н а скелет торф а. С увеличением внешнего д авлен и я частицы ске­ л е т а сближ аю тся меж ду собой и соответственно уменьш ается пористость торф а. Если рассм атривать торф, насыщенный до состояния полной влагоемкости, то уменьшению пористости при увеличении давления, долж н о соответствовать такое ж е уменьш ение влаж ности торф а. В этом случае связь меж ду в л а ж ­ ностью (или точнее влагоемкостью ) торф а и давлением в ы р а­ ж ается компрессионными кривыми.

Н а рис. 38 представлены компрессионные кривы е д ля торфов различного ботанического состава и степени разлож ени я по опы F ks/ cm‘ ' \ \ \\N \ л \ 2 \ V \ Ч" * \ i ' (j lU Ш ми чии оии оии U, Влажность Рис. 38. К омпрессионные кривы е для торф а различного ботаниче­ ского состава и степени разлож ения (по В. Замятиной).

1 — сапропелит (степень разложения 98.5"/„), 2 — осоковый торф (78%), 3 — осоково­ древесный торф (61,5%), 4 — гипновый торф (60,6%), 5 — сфагновый торф (46,3%).

там В. Замятиной. Д авлени е изменялось в этих опытах от 0, до 5 кг!см^. К ак видно из приведенных кривых, влаж ность торф а крайне быстро уменьш ается при повышении давления от 0,1 до % т ^ 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 % Степень разложения Рис. 39. Зависим ость влаж ности верхового торф а от степени разлож ения в естественном состоянии (п о опы ­ там И. Д. С околова).

1—2 кг/сж2, после чего уменьшение влаж ности с повышением давления резко зам едляется. Чем меньше влаж ность торфа, тем больш ие давлен ия требую тся д л я удаления воды из торфа. Это явление объясняется тем, что в первую очередь удаляется из торф а так н азы ваем ая свободная вода, т. е. вода, находящ аяся в наиболее крупных порах торф а и не связан ная поверхностными силами с частицами твердого скелета. Д л я удаления этой воды требуется незначительная затр а та энергии (работы ). С уменьш е­ нием влаж ности д л я удаления воды из торф а необходимо з а т р а ­ чивать на единицу массы выделенной из торф а воды все боль­ ш ее количество энергии. Таким образом, компрессионные кри ­ вые даю т возможность подсчитать количество энергии, требую ­ щ ееся д л я выделения из торф а воды, если известна величина деф орм ации (сж ати я) торфяного образц а под действием прило­ женной нагрузки.

П редставленны е на рис. 38 кривые хорошо иллюстрируют влияние степени р азлож ени я торф а на его влаж ность. П ри одном и том ж е давлении с уменьш ением степени разлож ени я торф а влаж ность его возрастает.

Зависим ость влаж ности верхового торф а от степени р азл о ж е­ ния в естественном его состоянии по опытам И. Д. С околова представлена на рис. 39. К ак видно из рисунка, в пределах изм е­ нения влаж ности от 95 до 86% зависимость влаж ности от д ис­ персности торф а имеет линейный характер.

§ 15. С одерж ание свободной и связанной воды в торфе Н есмотря на очень высокое содерж ание влаги в естествен­ ных торф яны х массивах, физические условия, определяю щ ие законы движ ения воды в болотном массиве, целиком зави сят от содерж ания твердого вещ ества в торфяной массе и от взаи м о­ действия меж ду частицами твердой и ж идкой ф аз.

И сследования состояния воды в торф е и связности ее с твер­ ды м органическим вещ еством показы ваю т, что вода в торфе в значительной своей части находится не в свободном, а в свя­ занном состоянии. Б л аго д ар я этому вода не м ож ет быть, напри­ мер, у дален а из торф а под влиянием одной лиш ь силы тяж ести или путем естественного стекания ее.

Д л я удаления из торф а всей влаги или только ее значитель­ ной части требуется прилож ение к скелету торф а либо весьма больших давлений, либо подведение тепловой энергии извне, т. е. суш ка торф а. П оследняя- является наиболее эффективным способом удаления воды из торф а, который и применяю т в тор­ фодобы ваю щ ей промышленности, используя д л я этого естествен­ ное тепло и солнечную радиацию.

В опросами физического состояния воды, заключенной в то р ­ фяной массе, зан и м ался ряд исследователей (А. В. Д уманский, Г. И. Покровский, Г. А. Стадников, А. В. Л ы к о в и д р.), благодаря которым разработано несколько классификаций форм связи воды с органическим вещ еством в торфе. О днако окончательного разреш ения этот вопрос в настоящ ее врем я ещ е не получил.

П риведем классиф икацию форм связи воды А. В. Д уманского, как наиболее полно отраж аю щ ую физическое состояние воды 7 к. Е. И ванов в торфе, и примем ее за основу в дальнейш ем. Согласно этой классификации вся вода, сод ерж ащ аяся в торфе, разделяется на 6 категорий по степени ее связности с твердым органическим веществом;

1. Н екап и ллярная вода, сод ерж ащ аяся в крупных порах и пустотах торфяного скелета разм ером более 1 мм. Э та вода стекает из торф а и перем ещ ается в его порах под влиянием соб­ ственного веса или вы ж им ания путем прилож ения очень неболь­ ших давлений (до 1 атм). Эту часть влаги естественно н азвать гравитационной водой в торфе.

2. К ап иллярн ая вода в пустотах разм ером от 10 до 1 0 ‘ 5 см, уд ал яем ая при давлении на торфяной скелет от 1 до 15 атм.

3. В ода ультрапор, заклю ченная в порах разм ером от до 1 0 см. С остояние этой воды близко к физически связанной (адсорбционной) воде. Эта часть воды не перем ещ ается в порах под влиянием силы тяж ести и мало подверж ена влиянию кап и л­ лярны х сил. У даляется из торф а при давлении от 15 до 1500 атм.

4. О смотическая вода, сод ерж ащ аяся в неразлож ивш ихся клетках растений. У даляется при давлении до 100 атм.

5. Физически связан ная (адсорбционная) вода, удал яем ая при давлении 1500 атм.

6. Химически связан н ая вода, аналогичная воде кристалло­ гидратов типа C aS 0 4 *2H 20.

Количество связанной воды в торф е не остается постоянным, а меняется в зависимости от влаж ности, температуры, степени разлож ени я и ботанического состава торф а.

С гидрологической точки зрения нас интересуют главны м образом изменения таких свойств торф а как влагоотдача (т. е.

способность торф а вы делять воду под влиянием силы тяж ести, приложенного внешнего д авления и тем пературы ) и водопро­ ницаемость, или ф ильтрационная способность.

Д л я выяснения связи меж ду влагоотдачей и степенью св язан ­ ности воды в торф е рассмотрим вначале механизм связы вания воды с частицами твердого вещ ества торф а.

Причиной связы вания воды в дисперсных системах (в мине­ ральны х грунтах, торфе) являю тся поверхностные силы, д ей ­ ствую щие м еж ду молекулами воды и поверхностью частиц твер­ дого вещ ества. Эти силы появляю тся благодаря разны м зн акам электрических зарядов атомов водорода и кислорода в молеку­ л ах воды и определенной ориентации их относительно частиц твердого вещ ества. Н аибольш ие силы притяж ения возникаю т м еж ду поверхностью частиц и первым мономолекулярным слоем воды, обволакиваю щ им поверхность частицы. П о мере увеличе­ ния расстояния меж ду поверхностью частицы и слоями воды, окруж аю щ ими частицы, силы притяж ения уменьш аю тся (пропор­ ционально квадрату расстояния) и, следовательно, по мере у д а ­ лен и я от поверхности частицы связность воды уменьш ается. Д л я того чтобы отделить от твердой частицы всю связанную с ней воду, необходимо затратить на это определенное количество энер­ гии, равное работе сил поверхностного притяж ения всей массы воды, окруж аю щ ей частицу, при перемещении ж идкости в поле' действия поверхностных сил. Эту энергию мож но сообщить свя­ занной воде д л я ее отделения от твердых частиц торф а разли ч­ ными способами: путем сж ати я и деф орм ации торфяного об разц а или с помощью тепловой энергии. В обоих случаях будет проис­ ходить наруш ение связи м еж ду твердой и ж идкой ф азам и и вода будет у даляться из торф а: в первом случае в ж идком виде, во втором — в виде пара.

П редполагая, что частицы твердой ф азы торф а являю тся ш арообразны м и зернам и, можно представить себе д л я н агл яд ­ ности следую щую модель св язы в а­ ния воды с твердой ф азой (рис. 4 0 ).

П о мере увеличения расстояния (Р —• г) от поверхности частицы до соответствую щ его сферического слоя ж идкости, окруж аю щ его частицу, си ла притяж ения ж идкости умень­ ш ается. Н а некотором расстоянии от поверхности частицы (/?о — г) по­ верхностные силы притяж ения ста­ новятся у ж е настолько малы, что перемещ ение жидкости становится возмож ны м под действием кап и л ­ лярн ы х сил и силы тяж ести. З аш тр и ­ Рис. 40.

хованная на рис. 40 зона D представ­ л яе т собой область, в которой ж и д ­ кость м ож ет передвигаться под действием силы тяж ести и кап и л ­ лярн ы х сил. В ода, заклю ченная внутри сферы радиуса Ro и не пе­ рем ещ аю щ аяся под влиянием силы поверхностного натяж ения и силы тяж ести, представляет собой физически или молекулярно связанную воду, вода ж е, заклю ченная в области D, представ­ л я е т собой ту часть влаги, которую назы ваю т свободной водой. П оследняя в зависимости от разм еров пор мож ет перем ещ аться в порах твердого скелета торф а под влиянием к а ­ пиллярны х сил или под действием силы тяж ести.

В связи с тем, что степень связанности различны х слоев воды, заклю ченны х внутри сферы Ro, неодинакова, а возрастает по мере уменьш ения R, то и количество энергии, которое нужно затрачи вать на единицу массы воды, чтобы удалить из торф а связанную воду, заклю ченную в разны х слоях, будет неодинако­ вым. Оно будет возрастать с уменьш ением влаж ности торф а, поскольку удаление воды долж но происходить из все более и более близких к поверхности тверды х частиц слоев связанной воды.

П ри уменьшении влаж ности торф а, начиная от полного насы ­ 7* щения его, в первую очередь вы деляется свободная вода,, частицы твердой ф азы сближ аю тся м еж ду собой и общий объем, занимаемы й торфяной массой, уменьш ается. Это уменьш ение о бъем а назы вается усадкой торфа и приводит к уменьшению* Таблица Критическое влагосодержйние торфа Н азвание Влажность, О/о точки на С остояние торф а средняя кривой (от — до) расчетная суш ки П редельная 8 7,0 -9 6,7 91,0 Торф насыщен водой — количество влаж ность ее соответствует максимальному^ которое он мож ет у держ ать при не­ наруш енной структуре, не подвер­ гаясь каким-либо деформациям или.

воздействиям со стороны 84,8—89,7 88,0 К оличество воды соответствует Конечная;

влаж ность наименьш ему, остаю щ емуся в то р ф е в результате фильтрации под влия­ осуш енного болота нием осуш ения болота;

с некоторы м приближ ением равняется влаж ности вы рабаты ваем ого маш инноформо­ вочного торф а и гидромассы (в мо­ мент ф ормовки последней) П ервое 72,0 В лажность на поверхности равна 6 0,0 -8 5, критическое гигроскопической;

переход торф яной влагосодер­ массы из состояния ж идкого т ел а ж ание в п л асти ч н о -твер до е.

В торое 40,0 Торф п риобретает полностью свой­ 2 3,1 -5 4, к рити ческое ства твердого тела (потеря пластич­ ности). Влажность поверхности р а в ­ в л агосодер ­ ж ание няется содержанию влаги, могущ ей бы ть связанной с торфом в виде твердого раствора равновесная 1 3,5 -3 4,2 20,0 С редняя влаж ность торфа р а в ­ (устой чи ­ н яется содержанию влаги, могущ ем у быть связанным с ним в виде т в ер ­ вая) влаж ­ ность дого раствора Н улевая 0 Абсолютно сухой торф. Возможно влаж ность получить лиш ь при искусственной суш ке малыми количествами общей пористости торф а и повышению связности скелета торф я­ ной массЬ!. Уменьшение объем а торфяной массы при уменьш е­ нии влаж ности обычно не соответствует количеству вы делив­ ш ейся свободной воды, т а к как часть пространства пор, после удаления свободной влаги, заполняется воздухом. Удаление сво­ бодной воды из торф а путем свободной фильтрации под вл и я­ нием только силы тяж ести ещ е не д ает возможности удалить из то р ф а все количество свободной влаги. Проникаю щ ий в поры м еж ду частицами воздух, локализируясь в виде отдельных пузырьков, разделяет заклю ченную м еж ду частицами твердой ф азы свободную воду на отдельные части, о б разу я в порах капил­ лярн ы е мениски на границах разд ел а воды с воздухом, препят­ ствую щ ие перемещению свободной воды под действием силы тяж ести.

П оэтому определять количество связанной воды в торфе всех категорий (капиллярной, физически связанной, осмотически свя­ занной и химически св язан н о й ), как разность меж ду общей в л а ж ­ ностью торф яного о б разц а и количеством воды, стекающ ей из Рис. 41. Зависим ость скорости ум еньш ения в л аж ­ ности от влаж ности при естественной суш ке торфа.

него путем свободной фильтрации, было бы неверно, так как зн ачительн ая часть свободной воды при этом мож ет ещ е сохра­ няться в торфе.

И сследования влагоотдачи торф а, проведенные в связи с р а з ­ работкой технологии торфодобычи и сушки торф а, даю т весьма интересные данны е д л я выяснения количества воды в торфе, находящ ейся в различны х физических состояниях в смысле связи ее с твердой фазой. Р езультаты исследований различны х авторов в последнее время были обобщены С. В. К урдю мовым 19] (табл. 3 ).

И з табл. 3 видно, что в результате удаления воды из торф а под влиянием силы тяж ести (что достигается осуш ением болота с помощью открытого или закры того д р ен аж а) весовая в л а ж ­ ность торф а сниж ается в среднем с 91 до 88%. В лаж ность 88% соответствует среднему влагосодерж анию торфов после того, как из них у дален а вся вода, которая мож ет стечь под влиянием собственного веса путем ф ильтрации. Д альн ей ш ее снижение влаж ности возм ож но лиш ь путем испарения воды из торф а. Если на граф ике рис. 41 отлож ить на оси ординат скорость сушки торф а (вы раженную уменьшением влаж ности по времени ^ а на оси абсцисс влаж ность торф а 8, то вначале, до влаж ности 72 %, скорость сушки будет оставаться постоянной и не зависеть от влаж ности, что на граф ике будет вы раж аться прямой, п ар ал ­ лельной оси 8.

В интервале влаж ности от 88 до 72% диф ф узия влаги в торф е из более глубоких слоев к его поверхности ещ е не лим и ­ тирует скорости испарения с поверхности торф а и последняя зависит лиш ь от количества тепла, подводимого к поверхности торф а. П ри достижении 72% влаж ности, или так назы ваем ого первого критического влагосодерж ания (гигроскопической точ ки ), реж им испарения меняется. Скорость испарения уменьш ается с уменьш ением влаж ности по линейному закону до точки, соот­ ветствующ ей в среднем влаж ности 40%. В этом интервале в л а ж ­ ностей уменьш ение скбрости испарения обусловлено зато р м аж и ­ ваю щ им действием внешней диф ф узии паров, т. е. диф ф узией из верхних слоев в воздух. Точка на диаграм м е скоростей исп а­ рения, соответствую щ ая 40% влаж ности, назы вается вторым критическим влагосодерж анием. В этой точке влаж ность поверх­ ности торф а соответствует количеству влаги, которое м ож ет бы ть связано с твердой ф азой в виде твердого раствора. Торф при этом приобретает свойства твердого тел а и теряет свойства п л а­ стичности. П ри дальнейш ем уменьшении влаж ности скорость испарения резко падает по некоторой кривой и при влаж ности в среднем 20% становится равной нулю.


П ри этой влаж ности торф а вся заклю ченная в нем вода находится, повидимому, в состоянии твердого раствора. Д а л ь ­ нейшее удаление воды из торф а и снижение влаж ности д о нуля возмож но лиш ь путем искусственной сушки при высокой тем пе­ ратуре. П ри суш ке в естественных условиях испарение при этой влаж ности прекращ ается. Такое влагосодерж ание назы вается равновесной, или устойчивой, влаж ностью торф а.

Значения влаж ности в критических точках сушки, как видно из таб л. 3, колеблю тся в некоторых пределах. Эти колебания объясняю тся зависимостью влаж ности от реж им а сушки, от вида торф а, наконец, от геометрических форм и разм еров то р ф я­ ных кирпичей, на которых производились опытные исследования.

П риближ енная м атем атическая теория связанной воды в торф е и специальные экспериментальные исследования по определению количества физически связанной воды в торф е при­ н ад леж ат Г. И. П окровскому и С. И. Синельщ икову.

П олных представлений о механизме связы вания воды в торф е до сего времени нет. П оэтому и теорию Г. И. Покровского сле­ дует рассм атривать лиш ь к ак приближенное представление о количестве связанной влаги в торфе.

Д л я экспериментального определения количества связанной воды в торфе Г. И. Покровским и С. И. Синельщиковым был применен метод, основанный на энергетических соображ е­ ниях.

И зм еряя количество теплоты, выделяю щ ееся при переходе температуры торф яного об разц а через 0°, можно определить количество об разовавш егося л ьд а. И зм еряя изменение объем а, заним аем ого содерж ащ ейся в торф е водою при переходе темпе­ ратуры 4q)'e3 0°, мож но так ж е определить коли- 200^ а) честно зам ерзш ей в тор­ i ф е воды по способу, пред­ лож енном у П. И. А ндриа­ т новым.

Известно, что связан ­ н ая вода в дисперсных — систем ах зам ер зает при о тем пературе ниж е 0°. П о­ 6J этому, определив общую влаж ность торф а и затем количество зам ерзш ей во­ 4 ------------ 1 и о ” т ды при 0°, т. е. количе­ 'Г ство свободной воды, не­ t=-in” трудно подсчитать коли­ -------------о о чество связанной воды к ак м еж ду общей разность влаж ностью и количе­ ством свободной воды.

Н а рис. 42а, б, в пред­ ставлены зависимости ко­ личества незам ерзаю щ ей воды М от общего со­ д ер ж ан и я воды в торфе m%w W д л я торф ов различно­ го ботанического состава Рис. 42. Зависимости количества связанной и степени разлож ени я и воды от полного влагосодержания торфа (по Г. И. Покровскому).

различны х тем ператур, по­ лученные Г. И. П окров­ а — сфагновый торф-сырец (степень разложения 20”/о), — б сфагново-пушицевый торф-сырец (35%),) в —трост­ ским и С. И. Синельщи- никово-топяной торф (55%). Кривые построены по теоретической зависимости (19).

ковым. М асса связанной воды Мс и м асса всей воды, содерж ащ ейся в торфе, вы раж ены в процентах по отно­ шению к единице массы сухого вещ ества торф а. Количество незам ерзш ей воды М с, определяемое по кривой д л я Т = 0°, пред­ ставляет таким образом полное количество связанной воды. Из рассмотрения кривых, соответствующ их тем пературе 0^, можно сделать следую щие важ н ы е выводы. П ока общ ая влаж ность торф а W м ала (примерно 5 0 % ) почти все количество воды, заклю ченной в торфе, находится в связанном состоянии. П о мере увеличения влаж ности количество связанной воды растет, но медленнее, чем количество свободной воды, вы раж енное на рис. 42 отрезками А В, заключенными м еж ду прямой, идущей под углом 45°, и кривой д л я Т = 0°. П ри некотором значении в л а ж ­ ности, различном д л я торфов разного ботанического состава и степени разлож ения, количество связанной воды достигает максимума, после чего при дальнейш ем увеличений влаж ности количество связанной воды вновь уменьш ается.

С понижением температуры ниж е 0° (кривы е д л я Т — — 5° и Т = — 10°) количество незам ерзш ей воды уменьш ается.

П онижение температуры ниж е 0°, необходимое д л я зам ер за­ ния той или иной части связанной воды, представляет собой меру добавочного количества энергии, которое нужно затратить д л я удаления этой части связанной воды из торф а. С ледова­ тельно, величина АТ в этом см ы сле представляет количественный измеритель степени связности воды в торфе.

И з сравнения приведенных кривых (рис. 42а, б, в) можно так ж е заметить, что с увеличением степени разлож ени я торф а количество связанной воды в торф е почти не увеличивается.

И мею щ ихся экспериментальных данны х недостаточно д л я того, чтобы можно было установить зависимость количества связанной воды в торф е от степени разлож ени я и ботанического состава.

Тем не менее данны й Г. И. Покровским и С. И. Синельщ иковым вывод теоретической зависимости позволяет вести приближенные расчеты количества связанной воды в торфе.

Д л я установления теоретической зависимости количества св я­ занной воды от общей влаж ности торф а делается вполне есте­ ственное с физической стороны предположение, что пока в л а ж ­ ность W м ала, приращ ение количества связанной воды в торф е с приращ ением влаж ности остается величиной постоянной. С л е­ довательно, д л я малы х величин W имеем равенство.(dMV ^\dw) dm dW^' =0. (15) dW П о мере увеличения влаж ности поле сил, связы ваю щ их м оле­ кулы воды с поверхностью твердых частид, будет все больше насы щ аться молекулами воды и возрастание количества связан ­ ной воды долж но постепенно зам едляться. Естественно предтЮ лож ить, что уменьшение приращ ения количества связанной воды с увеличением влаж ности прямо пропордионально увеличению количества связанной воды, что можно записать так:

^fdM\ а' ' dWj _ ^dM где а — постоянный коэфициент пропорциональности.

И нтегрируя уравнение (16) и определяя постоянную интег­ рирования из условия, что при W О, й М — dW, получим зав и ­ симость количества связанной воды от общего количества влаги, содерж ащ ейся в торфе, в следую щ ем виде:

Ж=. (17) Зависимость (17) д ает хорош ее совпадение с эксперимен­ тальн ы м и данны ми в пределах изменения влаж ности от О до 100%. С дальнейш им увеличением влаж ности наблю даемое в опытах уменьш ение М не учиты вается зависимостью (17).

Уменьш ение количества связанной воды с увеличением в л а ж ­ ности, наблю давш ееся в опытах, Г. И. П окровский и С. И. Си нельщ иков объясняю т тем, что в сильно увлаж ненном торф е вода р азд ви гает частицы твердой ф азы и дисперсная система стано­ вится энергетически менее устойчивой. Э та неустойчивость про­ явл яется в том, что система стремится к уменьшению своей поверхностной энергии путем уменьш ения поверхности р азд ел а ф аз. П ри зам ерзании сильно увлаж ненны й торф легко можеа коагулировать и уменьш ать тем самым поверхность разд ел а ф аз.

Э то долж но приводить к уменьшению количества связанной воды М. Если полож ить, что вследствие коагуляции и ум еньш е­ ния поверхности р азд ел а ф аз уменьш ение количества связанной воды пропорционально количеству связанной воды и п риращ е­ нию общей влаж ности, то мож но записать, что dM = -bM dW. (18) где Ь — постоянная.

И нтегрируя уравнение (18), получим М = М ^ е - ”'^, где Мо — значение М при W 0. Но при малы х влаж ностях влияние коагуляции мало и д л я М, к а к мы видели, справедлива будет так ж е зависимость (17). С ледовательно, п олагая Мо = А ( получим окончательно УИ = 1 ( 1 - е - “^ ) е - ^ '^. (19) К ривы е изменения связанной влаги от общ ей влаж ности торф а, рассчитанны е по этой зависимости, д a ю t хорошие совп а­ дения с экспериментальными точками, к ак это иллю стрируется рис. 42й и б. Значения постоянной а д л я исследовавш егося торф а оказали сь равными единице. Значения Ь, входящ его в вы раж ен и е (19), даны в таб л. 4.

Таблица З н ач ен и я постоянной Ъ при вы раж ен и и влаж н ости W к М в в и д е о т н о ш е н и я м а сс ы в о д ы к м а с с е т в е р д о й ф а з ы Степень Темпе­ Вид торфа ' разложе­ ратура ния, «/о Сфагновый 20 0° 0,0 -5 0,3 -1 0 0,6 Сфагново-пушицевый О 0, 0, - -1 0 0,4 Тростниково-топяной О 55 0,0 0,2 - —10 0,4 § 16. К апиллярная, осмотическая и м олекулярная влагоем кость торф а К апиллярной влагоемкостью торф а назы ваю т наибольш ее количество воды, которое мож ет удерж иваться в капи ллярах торф а, при данном давлении н а его твердую ф азу. С оответ­ ственно м о лекулярной, или пленочной, влагоемкостью будем назы вать количество воды, которое м ож ет удерж иваться торфом в состоянии пленочной влаги, т. е. не заполняю щ ей всех пустот и пор, а находящ ейся на поверхности частиц в поле действия сил поверхностного притяж ения.

П ри исследованиях влагосодерж ания верхних растительны х горизонтов торф озалеж и, в которых значительная часть влаги содерж ится в клетках ж ивы х неразлож ивш ихся остатков расте­ ний, приходится вводить ещ е понятие осмотической влагоемкости, характеризую щ ей м аксимальное количество воды, которое м ож ет быть удерж ано в торф е клетками растительного м атериала. О смо­ тическая и м олекулярная влагоемкость не зависит от полож ения данного рассматриваемого слоя торфяной зал еж и относительно уровня гравитационной воды и св язан а лиш ь со степенью д и с­ персности торф а и ботаническим составом.

П онятие ж е капиллярной влагоемкости требует дальнейш его уточнения. Д ействительно, представим себе образец торф а, вы ре­ занный из верхних растительны х горизонтов торфяной залеж и, помещенный в сосуд (рис. 4 3 ), имеющий в нижней своей части отверстия в стенках и дне, через которые из образц а свободно»

мож ет стечь вся гравитационная вода в наруж ную ванну. При;


этом в образце торф а выше уровня воды в наруж ном сосуде* останется лиш ь вода осмотическая, вода уд ерж и ваем ая в капи л­ л яр а х и пленочная. П оскольку в верхних неразлож ивш ихся гори­ зонтах зал еж и стебли м ха травянисты х растений и кустарничков;

образую т поры продолговатой, вытянутой формы, то д л я так о й структуры пористой среды лучш е всего принять модель трубча­ тых капилляров, что д л я более разлож ивш ихся ниж ележ ащ их слоев торф а бы ло бы уж е невполне правильно. В таком случ ае подъем н ая сила поверхностного натяж ения мениска в кап и лляр­ ной трубке вы р аж ается, как извест­ но, величиной Т-»

F=a —, (20) (О ’ где L — смоченный периметр поры, W — площ адь поры по сечению смо­ ченного периметра, а — кап и л л яр­ н ая постоянная, р ав н ая 7,7 м г на V ’ M M длины смоченного периметра и отнесенная к квадратной единице поверхности мениска. Если зам енить действительны е капиллярны е поры Рис. 43.

в торф е эквивалентны м и им по пло­ щ ади круглыми капи ллярам и с р а ­ диусом R, т. е. полож ить =в Z, = 2тс/?, то ф орм ула (20)" примет вид ( П од действием силы F вода, заклю ченная в капиллярах,, будет перем ещ аться до тех пор пока вес столбика воды, втяги­ ваемой в капилляр, не уравновесит силу F. О бозначая 7 — удельный вес воды, а — высоту столба ж идкости в капилляре н ад уровнем гравитационной воды, заключенной в наружном»

сосуде (рис. 4 3 ), мож ем написать т откуда (23).

h "к -iR И з формулы (23) видно, что в образце торф а вода мож ет заполнять все капилляры по высоте Н лиш ь в том случае, когд а д л я самы х крупных пор, содерж ащ ихся в торфе, высота капил -лярного поднятия будег больш е высоты об разц а Я, О б озн а­ ч ая радиус самы х крупных капилляров в образце торф а мож но написать условие, при котором образец мож ет быть насы ­ щ ен влагой до полной капиллярной влагоемкости 2а (24) 2а П ри Я — == h из верхних слоев об разц а толщи, Т «тах “тш НО (Я — Ю ) часть влаги стечет, причем в этом слое вода «будет стекать из тех пор, радиусы которых превыш аю т радиус, определяемый высотой образца (25) С ледовательно, капи ллярн ая влагоемкость является функ 'цией высоты об разц а Я.' Если уровень воды в наруж ном сосуде (рис. 43) принять за уровень грунтовых вод в болотном массиве, то высота образц а представит собой слой торф яной залеж и, находящ ийся н ад уровнем грунтовых вод в болоте. К ап и л л ярн ая влагоемкость слоя торф а, леж ащ его выш е уровня грунтовых вод в естественных болотных массивах, является таким образом функцией расстояния уровня грунтовых вод от поверхности болота.

Слои торфяной залеж и, характеризую ­ Р и с. 44. М о д ел ь с т р о е ­ щ иеся более или менее значительной сте­ ния твердого скелета пенью разлож ения, подстилаю щ ие верхний торф а и расп олож е­ н и я кап иллярны х м е­ растительный слой, имеют иную форму к а ­ н и ск о в п ри к у б и ч е ­ пилляров. Г. И. П окровский д л я этого случая с ко й си м м етри и п редлагает принимать структуру твердого в располож ен ии ч а ­ скелета торф а в виде сферических частиц, с т и ц (п о Г. И. П о ­ к р о в с к о м у ). имеющих кубическую симметрию (рис. 44).

Б л аго д ар я смачиванию водой тверды х ча стиц торф а капиллярны е мениски будут располагаться у точек контактов частиц в виде колец с вогнутой поверхностью. В этом •случае передвиж ение воды в порах мож ет н ачаться при такой влаж ности, при которой поверхности соседних кольцевых менис­ ков будут сливаться вместе, образуя зам кнуты е полости меж ду частицами. П редельной минимальной влаж ностью, при которой д олж но прекращ аться передвиж ение капиллярной воды в порах, ’ будет количество влаги, соответствующ ее см ачиваемой поверх­ ности у каж дой частицы вокруг ее точки контакта с другой части щей равной V4 поверхности сферы, определяемой телесным углом в 90°. Соответствую щ ая этому моменту сила поверхностного натя ж ения по формуле Л ап л аса вы разится (рис. 44) следующим' образом:

Очевидно, что такое состояние предельного см ачивания б у д ет иметь место н а высоте столба ж идкости н ад уровнем грунто­ вых вод, вес которого [h^ = F. Т ак к ак при этом = 0.4 1 ^ и = — 0,59i?, что следует непосредственно из геометрических, соотношений рис. 44, то ® ((Щ й ~ б ;

щ ) ’ или ( Ф ормула (27) отличается от (23) лиш ь значением коэфици­ ента при а. Следовательно, при лю бой форме частиц и пор зав и ­ симость от R мож ет быть вы раж ен а в виде = ( где а — коэфициент, характеризую щ ий форму частиц и пор.

И з формул (23) и (27) так ж е видно, что м акси м альн ая вы­ сота, на которую м ож ет подняться и удерж иваться кап и л л яр н ая в л ага в торф е, определяется минимальными разм ерам и пор. П р к этом связь м еж ду высотой капиллярного поднятия и ради у­ сами пор вы раж ается, согласно (28), гиперболической зависи­ мостью.

О бъем капиллярной воды, заключенной в порах данного слоя,, находящ егося на высоте H i н ад уровнем грунтовых вод, будет очевидно определяться суммарным объемом всех пор, радиусы которых будут меньше радиуса пор J^i • Этот объем опре­ деляет то минимальное количество капиллярной воды, которое долж но удерж иваться в этом слое. В действительности количество­ капиллярной влаги мож ет быть значительно больш е этой вели­ чины, т а к как в процессе стекания гравитационной воды попа­ даю щ ий в о б разец через более крупные поры воздух создает разры вы в заполнении водой капилляров, а образую щ иеся при этом мениски препятствуют дальнейш ем у стенанию свободной;

влаги из торф а.

Д л я верхних горизонтов торфяной залеж и, характеризую -, щ ихся крупными разм ерам и пор и сравнительно небольш им д и а ­ пазоном изменения разм еров, количество капиллярной воды н а высоте H i н ад уровнем грунтовых вод долж но' быть близко к том у, 10»

которое определяется сум марны м объемом пор радиусов мень­ ш и х R l. Поэтому, при определении капиллярной влагоемкости верхних слоев торфяной зал еж и болотных массивов над уровнем грунтовых вод, можно основываться на функции распределения о б ъ е м а пор по их радиусам. Это обстоятельство было использо­ вано, в частности, В. В. Ром ановы м [34] в опытах по определе яи ю капиллярной и осмотической влагоемкости слоя очеса.для микроландш аф тов моховых болот.

О бозначим п число пор данного радиуса, содерж ащ ееся в еди­ н иц е объем а слоя толщ иной 1, расположенного на некоторой высоте Н \ над уровнем грунтовых вод. Тогда число пор п можно очевидно рассм атривать как некоторую функцию радиуса пор R n =^ ^ f { R). (29) При форме пор в виде капиллярны х трубочек различного -радиуса R полный объем всех пор радиусов меньших Ri в еди­ н и ц е объем а слоя толщиной 1 вы разится зависимостью 1 /= 7 с IГ R ^ n d R, (30) ^min а объем всех пор данного радиуса R, который обозначим через будет, очевидно, равен I ' » - ® ” ™ »’. ". (31) -откуда число пор вы разится через объем следуюйдим образом:

ёХ.

= (32) Таким образом, д л я верхних слоев торфяной залеж и кап и л­ л я р н а я влагоемкость слоя, находящ егося на высоте Hi над уров­ н е м грунтовых вод, мож ет быть определена на основании ф унк­ ц и й распределения (31) или (32).

Действительно, зн ая функцию п и, следовательно, V^;

, по «формуле (30) легко установить зависимость V от R. Если иссле­ д у ем ы й торфяной слой имеет однородную структуру по всей высоте, то каж дом у значению R на основании (23) будет соот­ ветствовать единственное значение h^. С ледовательно, на осно.вании этих двух зависимостей мож но построить функцию V=f(H,) (33) (приняв д л я каж дого 7 ? /г^ — Hi ), которая будет характери зо­ в а т ь капиллярную влагоемкость исследуемого слоя в болотном м ассиве над уровнем грунтовых вод.

аю Рассмотрим д л я примера д ва случая.

П усть объем всех пор данного радиуса R представляет собой постоянную величину = а = co n st.

И з зависимости (31) видно, что это будет соответствовать гиперболическому распределению числа пор по радиусам а зависимость суммарного объем а V от радиуса R представится линейной зависимостью V=aR.

П од ставляя вместо R его вы раж ение через по зависимости, (23) и п олагая h^ = Hi, получим i H, ’ откуда видно, что зависимость (33) в этом случае имеет гипербо­ лический характер.

П редполож им теперь, что число пор п. каж дого данного радиуса г. является величиной постоянной /z = &= co n st.

Тогда согласно (31) объем представляет собой параболическую зависимость второй степени от радиуса поры, а суммарный объем 3 • П одставляя вместо R его значение, вы раж енное через согласно (23), и п олагая — Hi, получим V= 3 fff и в этом случае зависимость, характери зую щ ая капиллярную влагоемкость, вы р аж ается так ж е гиперболой, но третьей степени.

П ри исследовании капиллярной влагоемкости поверхностного слоя болотных массивов практически приходится реш ать об рат­ ную задачу. К ривая распределения пор в ф ормуле (31) или (32) является неизвестной функцией. Зависим ость V = f { h J опреде­ л яется экспериментальным путем. П ри условии однородной структуры по всей высоте исследуемого слоя на основании экспе­ риментальны х кривых V = f { h ^ ) мож но получить зависим ость V = 9 (i?) путем пересчета по формуле (23).

III Тогда кри вая распределения числа пор по радиусам (3-2) н ай ­ д ется путем графического диф еренцирования функции V = f { R } АМ " nR2 • Определение функции V = f { h J д л я верхнего слоя торф я­ ной зал еж и в пределах амплитуды колебания горизонта грунто­ вы х вод является основой д л я расчета водоотдачи болотных м ас­ сивов, что позволяет вести расчет стока с болотных массивов на основании данны х о колебаниях уровня грунтовых вод (см. гл. V и V I).

§ 17. В одоотдача торф а Водоотдачей назы ваю т способность насыщ енного водой грунта, в наш ем случае торф а, насыщенного до состояния нор­ мальной влагоемкости, вы делять больш ее или меньшее коли­ чество воды путем стекания ее под влиянием силы тяж ести.

Количественным вы раж ением водоотдачи служ ит коэфициент водоотдачи, который представляет собой отношение объем а сте­ каю щ ей воды ко всему объему, заним аем ом у торфяной м ас­ сой, или к полному объему воды, насы щ аю щ ей торф яную массу до состояния нормальной влагоемкости.

Вполне установивш ихся приемов определения водоотдачи торф а нет. Экспериментальное определение водоотдачи торф а значительно слож нее чем, например, песчаных грунтов и те при­ емы, которые применимы д л я крупнозернистых минеральны х грунтов, д л я торф а не применимы.

Причиной этого, к ак уж е было упомянуто, является огромное влагосодерж ание торфа, составляю щ его естественные торф яны е залеж и, и органическое происхождение твердого скелета торф я­ ного грунта, вследствие чего значительная часть влаги нахо­ дится не в порах м еж ду твердыми частицами, а в клетках нераз лож ивш ихся остатков растений и внутри мельчайш их коллоид­ ных частиц распавш егося м атери ала растений, обладаю щ их спо­ собностью сильно набухать.

В одоотдача торф а поэтому не является постоянной его х а р а к ­ теристикой, зависящ ей только от вида торф а (степени р азл о ж е­ ния, или дисперсности, и ботанического состава), но в сильной сте­ пени и от условий предварительного насы щ ения водой торфяной массы. П ри одном и том ж е количестве воды, заклю ченной в торф яной массе, ее водоотдача мож ет быть разной. В том слу­ чае, когда торф ян ая масса долгое время находится в насы щ ен­ ном водою состоянии, больш ая часть влаги будет заклю чена в набухш их коллоидных частицах. Если торф яная масса находи­ л ась короткое время в состоянии насыщ ения, то часть влаги, которая в первом случае пош ла на набухание коллоидов и кле­ ток неразлож ивш ихся растений, будет находиться в пространстве м еж ду частицами, составляю щ ими твердый скелет, и водоот- д ач а торф а будет больше, чем в первом случае.

В зоне колебания уровней грунтовых вод торф ян ая зал еж ь болотного массива постоянно находится в состоянии переменного увлаж нения. Твердый скелет торф яной массы подверж ен пери­ одическому набуханию и высыханию. Б л аго д ар я этому сильно меняется водопроницаемость и водоотдача торфяной залеж и.

Количественное влияние этих явлений на водоотдачу торф а пока остается не выясненным.

О величине водоотдачи торфяны х зал еж ей естественных бо­ лотных массивов можно приближенно судить по данны м измене­ ния весовых влаж ностей торф а при производстве осушительных работ.

О бозначим 8, начальную (до стекания воды) и §2 конечную (после стекания воды) весовую влаж ность торф а в зал еж и м ас­ сива. О бъемы воды, приходящ иеся на единицу первоначального' объем а залеж и, ^ соответственно обозначим (при влажности.

3i) и 1^*, (при влаж ности 8^). Тогда коэфициент водоотдачи,, согласно данном у выш е определению, будет вы раж аться следую- щ им образом:

|= (34).

'ь.

Д ан ны е весовой влаж ности 8j и 82 мож но пересчитать по зависимости (14) на значения объемных влаж ностей и которые представляю т собой отношения где Vl — объем, заним аем ы й торф яной массой до стекания из н ее гравитационной воды, V2 — объем после стекания и произош ед­ шей вследствие этого усадки торф а. П редполож им, что объем.' торфяной зал еж и в результате стекания из него воды изменится на количество вытекш ей из него воды и что после этого в порах торф а не будет содерж аться воздуха. Тогда V 2= V,-(V,-V,).

В связи с тем, что расчет ведем на единицу объем а зал еж и до, ее усадки, следует полож ить V — I, тогда. П одстав­ л я я эти значения в вы раж ение д л я V2, получим, что (35) 1 То есть до уменьш ения объ ем а вследствие стекания воды и осадки торфа.

к.

8 Е. Иванов Отсю да находим :величину объем а воды, оставш ейся в торфе после стекания, (36) 1 -^ 2 • Коэфициент водоотдачи тогда вы разится через объемные влаж ности в следую щ ем виде:

'П1--П.

(37) пЛ^ — ъ ) Б ер я пределы изменения весовых влаж ностей торфяных за л е ­ жей при стекании воды под влиянием свободной фильтрации, из табл. 3 мож ем вычислить соот­ Табл ица 5 ветствующие им значения объем ­ ных влаж ностей и коэфициента З н а ч е н и я к о Э ф и ц и ен та водоотдачи (табл. 5 ).

водоотдачи то р ф а в з а в и ­ си м о сти о т н а ч а л ь н о й И з табл. 5 видно, что коэф и­ и конечной влаж н ости циент водоотдачи торф а в есте­ ственных болотных массивах и з­ меняется в широких пределах и ’ll зависит главны м образом от н а ­ чальной влаж ности, соответствую ­ щей его нормальной влагоемкости.

0,880 0,943 0,920 0, 0, 0,897 0,979 0.932 0, 0,967 Д л я расчета водоотдачи бо­ 0,848 0,914 0,899 0, ;

0,870 лотных массивов при их есте­ ственном водном реж име (без наруш ения реж им а путем искус­ ственного д р ен аж а и осушения) представляю т интерес не столько значения коэфициентов водоотдачи торфа, составляю щ его основную толщ у торфяной залеж и массива, сколько водоотдача его верхних горизонтов.

§ 18. Определение капиллярной и осмотической влагоемкости поверхностных горизонтов торфяной зал еж и болотных массивов. Коэфициент водоотдачи Экспериментальные исследования капиллярной и осмотиче­ ской влагоемкости поверхностного слоя болот были проведены в последние годы В. В. Ром ановы м [34] д л я нескольких м икро­ ландш аф тов верховых выпуклых болотных массивов. Толщина исследованного слоя достигала 60 см, считая от поверхности мохового покрова в естественном состоянии.

М етодика эксперимента заклю чалась в следующем. И з верх­ него слоя болота, находивш егося в промерзш ем состоянии, вы ре­ зались монолиты сечением 10 Х Ю см и высотой равной то л ­ щине промерзш его слоя. М онолиты заклю чались в ящики, кото­ рые имели на высоте 2 см от дна отверстия в боковых стенках, и в таком виде оттаивались. Ящики с монолитами устанавлива лись в бачки, и путем весьм а медленного подъем а уровней в б ач ­ ках монолиты насы щ ались до полной влагоемкости. П осле этого ящ ики с монолитами устанавли вались в вертикальном полож ении в лоток, в кото­ ром поддерж ивался слой во­ ды 2— 3 см. В таком поло­ ж ении монолиты вы держ и ­ вались две недели — срок, за который вся гравитационная вода стекала и внутри м о­ нолитов устанавливалось равновесное распределение влаж ности. З атем монолиты вновь зам ораж и вались, вы ­ нимались из ящ иков и р а с ­ пиливались на горизонталь­ ные слои толщ иной 4 см. В каж дом слое определялась объем н ая влаж ность, объем сухого вещ ества и его бота­ нический состав.

Н а основании этих д а н ­ ных строились кривые р а с ­ пределения общей вл аж н о ­ сти по высоте монолита (рис. 4 5 ). Д а л е е возникала зад ач а выделить из общей влаж ности, определяемой кривыми рис. 45, осмотиче­ скую и капиллярную в лаго­ емкость слоя.

Эта зад ач а В. В. Р ом ан о­ вым бы ла реш ена по ан ал о ­ гии с высокими колоннами грунта, рассмотренными А. Ф. Л ебедевы м - - [24].

, Р равновесного распределения влажности Р азм еры пор раститель- в верхнем растительном слое V — f { h ^ ) ного слоя велики, поэтому в (по опытам В. В. Ром анова).

зон е капиллярного распре- Градово-мочажинный комплекс: 7 — гряды сфаг ДеЛеНИЯ влаги кривая влаж - ново-кустарничковые, облесенные низкорослой _ _ _ сосной;

2 — мочажины сфагново-пушицевые. Сфаг НОСТИ д о лж н а резко убы вать новик кустарничково-пушицевый, редко облесен Р ВЫСОТОЙ Т я м L высотой. 1ам, где к п и вая ный сосной (центральные кочки, выпуклыхи н ы, Г 1ТР кри в я я потных массивов): 5 - части ^ -з а п а д бо становится параллельной 5 — сфагновик кустарничково-соснрвый.

ОСИ h,, и влагосодерж ание в 1 онолите.перестает изменяться с высотой или изменяется весьма М Л1ало, остается лиш ь, молекулярно и осмотически связан н ая вл ага, количество которой в об разц е не зависит о т полож ения сл о я над уровнем гравитационной воды. Количество молекулярно связанной воды, б лагодаря отсутствию в верхнем растительном слое болота мелких частиц твердого вещ ества, можно считать ничтожно малы м. П оэтому вся вода, заклю ченная в слоях моно­ лита н ад капиллярной зоной, является осмотической и характери ­ зует осмотическую влагоемкость верхних растительны х горизон­ тов торф озалеж и.

Таблица О см отическая влагоем кость п оверхн остного слоя за л е ж и (в о/о по о бъ ем у) Тип болотного Глубина слоя, в см от поверхности болота микроландш афта и элемент 6— 1010— 14 1 4 - 1 8 1 8 - 2 2 2 2 - 2 6 2 6 - 3 0 3 0 - 3 м икрорельеф а 2 - Г рядово-мочаж ин ный комплекс:

а) С ф агново-ку старничковы е гряды, облесен­ ные сосной. 37. 26,6 28,3 40,8 46, 29,5 38, б ) М очажины — сф агн ово-пу­ 11,8 10,8 42. ш ицевы е.. 18,8 26,8 35, 30, О блесенны е склоны резковы пуклого мохового масси­ ва — сф агновик со сново-кустарнич 68, ковый.. 48,1 44, 27,3 42, Ц ентральны е части выпуклых грядово мочажинных бо­ лотны х массивов:

а) Западины — сф агново-пу ш ицево-ку 49, 32,7 31,6 36,5 53, старничковы е 29, б) П овы ш ения— сф агново-ку старничковые редко о б л е ­ 22, 21,2 23,0 41, сенные сосной 23,3 26, В табл. 6 приведены значения осмотической влагоемкости в поверхностном слое зал еж и в различны х болотных м икроланд­ ш аф тах по вычислениям В. В. Р ом ан ова. Н а рис. 46 даны обоб­ щенные кривые осмотической влагоемкости по опытам, произве­ денным на различны х болотных массивах [33].

П ри вычислениях послойной осмотической влагоемкости при­ нималось во внимание изменение объем а твердого (сухого) рас тигельного вещ ества с глубиной, которое было определено в этих ж е опытах, а так ж е и его ботанический состав. И зм енение плот Р ис. 46. К ривые осмотической влагоемкости верхнего расти тель­ ного слоя в различны х микроландш афтах: а — грядово-м очаж ин­ ный комплекс, б — центральны е части выпуклы х массивов (сф аг­ новик кустарничково-пуш ицевы й, облесенный сосной), в — сф агно­ вик пуш ицевый.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.