Кіріспе
Суару бассейнінің физикалық параметрі
Суару тығыздығы – суару бассейнінің физикалық параметрлерін сипаттауға қолданылатын шама. Роберт Э. Хортон алғаш рет сипаттаған дренаждық тығыздық, суару бассейніндегі арналардың жалпы ұзындығының, оның жалпы ауданына бөлінуімен анықталады, бұл келесі теңдеумен көрсетіледі:
Drainage density is a quantity used to describe physical parameters of a drainage basin. First described by Robert E. Horton, drainage density is defined as the total length of channel in a drainage basin divided by the total area, represented by the following equation:
Бұл шама бассейннің бірлік ауданына шаққандағы арнаның орташа ұзындығын көрсетеді және өлшем бірліктеріне ие , бұл көбінесе дренаждық тығыздыққа дейін азайтылады. Дренаждық тығыздық суару бассейнінің климаты мен физикалық ерекшеліктеріне байланысты. Топырақтың су өткізгіштігі (инфильтрацияның қиындығы) және жатқан тау жыныстарының түрі суайдынындағы ағынға әсер етеді; су өткізбейтін жер немесе ашық жатқан тау жыныстары жер бетіндегі су ағынын күшейтеді, демек, өзендер жиірек пайда болады. Егер бассейнің басқа да сипаттамалары бірдей болса, тік жарлы немесе биік рельефті аймақтардағы дренаждық тығыздық басқа суару бассейндеріне қарағанда жоғары болады. Бассейндегі өзендердің жалпы ұзындығын анықтағанда, тұрақты және уақытша өзендер ескерілуі керек. Егер суару бассейнінде тек уақытша өзендер болса, жоғарыдағы теңдеу бойынша есептелген дренаждық тығыздық, егер тек тұрақты өзендердің ұзындығы есепке алынса, нөлге тең болады. Есептеулерде уақытша өзендерді ескермеу, бассейнің тасқын кезіндегі мінез-құлқына назар аудармауға әкеледі және сондықтан бассейнің дренаждық ерекшеліктерін толыққанды көрсетпейді. Дренаждық тығыздық суару бассейнінің инфильтрациясы мен су өткізгіштігін көрсетеді, сондай-ақ гидрографтың пішінімен байланысты. Дренаждық тығыздық суару бассейнінің климаты мен физикалық ерекшеліктеріне байланысты. Жоғары дренаждық тығыздық, бифуркацияның жоғары коэффициентін де білдіреді.
Drainage density depends upon both climate and physical characteristics of the drainage basin. Soil permeability (infiltration difficulty) and underlying rock type affect the runoff in a watershed; impermeable ground or exposed bedrock will lead to an increase in surface water runoff and therefore to more frequent streams. Rugged regions or those with high relief will also have a higher drainage density than other drainage basins if the other characteristics of the basin are the same. When determining the total length of streams in a basin, both perennial and ephemeral streams should be considered. If a drainage basin contained only ephemeral streams, the drainage density by the equation above would be calculated to be zero if only the total length of streams was calculated using only perennial streams. Ignoring ephemeral streams in the calculations does not consider the behavior of the basin during flood events and is therefore not completely representative of the drainage characteristics of the basin. Drainage density is indicative of infiltration and permeability of a drainage basin, as well as relating to the shape of the hydrograph. Drainage density depends upon both climate and physical characteristics of the drainage basin. High drainage densities also mean a high bifurcation ratio.
Дренаждық тығыздықтың физикалық шама ретінде кері
Су ағызу тығыздығын су жиналатын жердің орташа ұзындығын бағалау үшін пайдалануға болады. Хортон (1945) су ағынының орташа ұзындығын дренаж тығыздығының функциясы ретінде сипаттау үшін келесі теңдеуді қолданды: арналар белгілі бір реттік немесе реттік диапазонымен шектелмейді. Төменгі реттік арналар бірігіп, жоғары реттік арналарды құрайды. Қатысты беткейлер – тікелей арналарға құлайтын беткейлер. Арналардың қалыптасуына қажетті жағдайларды сипаттау қажет. Арнаның қалыптасуы – су желісінің қалыптасуымен және эволюциясымен тығыз байланысты ұғым, ол су жиналатын жердің дренаж тығыздығына әсер етеді. Олар ұсынған қатынас берілген беткейдің шағын өзгеріске жауабын анықтайды. Олар көз ауданы, көз еңісі және осы көз ауданы арқылы шөгінді ағыны арасындағы қатынасты былай көрсетеді: мұнда ΔS – резервуардағы сақтанудың өзгеруі, R – жауын-шашын, ET – булану, Gi және Go – бассейнге және одан шығатын жер асты суының ағыны, Gs – су арналарына жер асты суының ағыны, ал Qw – құдықтар арқылы бассейннен жер асты суының ағыны. Дренаж тығыздығы сақтану және ағын шарттарымен байланысты. Дренаж тығыздығы судың ландшафт бойынша тиімді тасымалдануымен байланысты. Су каналдар арқылы тау беткейлерінен гөрі әлдеқайда жылдам тасымалданады, себебі қаныққан жер үсті ағыны өсімдіктердің немесе топырақтағы тесіктердің кедергісінен жұқарып, баяулайды. Сәйкесінше, салыстырмалы түрде жоғары дренаж тығыздығы бар су жиналатын жер, жоғары тығыздықтағыдан тиімдірек кемелденеді. Бұл теңдеу дренаж тығыздығының инфильтрацияға тигізетін әсерін көрсетеді. Дренаж тығыздығы артқан сайын, берілген бассейн үшін базалық ағынның азаюына себеп болатын инфильтрация азаяды. Бұл қатынас жоғары дренаж тығыздығы бар ортада судың бассейн арқылы тиімдірек тасымалданатынын көрсетеді. Гидрограф қисығының шыңынан кейін болатын құлау кезеңінде жер үсті ағыны бастапқы деңгейге қайта оралады. Жоғары дренаж жүйелерінде жер үсті ағыны каналдарға жылдамырақ жетеді, нәтижесінде құлау кезеңінің кеңдігі тарайды. Базалық ағын гидрографқа басқа да үлес қосады. Жер асты суының ағыны жылдам ағыннан баяу болғандықтан, базалық ағынның шыңы тез ағынның шыңынан кейін болады. Базалық ағынның шыңы тез ағынның шыңынан кейін пайда болғандықтан, ол құлау кезеңінің пішініне әсер етеді. Мұнда ws – көздің орташа ені, ρw – судың тығыздығы, R0 – орташа жауын-шашын мөлшері, W* – каналдың басының ені, ρs – топырақтың қаныққан көлемдік тығыздығы, Kz – тік қаныққан гидравликалық өткізгіштік, θ – канал басындағы еңіс, ал φ – топырақтың ішкі сүргіс бұрышы. R0, орташа жауын-шашын мөлшері, дренаж тығыздығының климатқа тәуелділігін көрсетеді. Барлық басқа факторлар тұрақты болған жағдайда, су жиналатын жердегі жауын-шашынның артуы дренаж тығыздығының артуына әкеледі. Бұл топырақтың құрамына қарамастан, арналардың қалыптасуына және дренаж тығыздығының мәндерінің диапазонын азайтуға әкелуі мүмкін. P – шөгінді шығымдылығы, R – орташа тиімді жауын-шашын, α ~ 2.3, γ ~ 3.33, ал a және b бірліктерге байланысты өзгереді. Бұл теңдеудің графигінде 10 және 14 дюйм аралығындағы ең жоғары нүкте және шыңның екі жағында да күрт төмендеулер бар. Жауын-шашынның аз болуы кезінде шөгінділердің ағылуы төмен болады, өйткені тау беткейін эрозияға ұшырату үшін жауын-шашынның жеткіліксіз болуы. 10-14 дюймнен артық жауын-шашын кезінде шөгінділердің түсімінің төмендеуі өсімдік жамылғысының артуымен түсіндіріледі. Тау беткейлерінің еңіс бұрышы көбінесе тынығу бұрышынан үлкен болғандықтан, Кайнвилл шұңқырлы жерлеріндегі басым эрозия процесі – массалық ысырап. Жазықтарды тұрақтандыруға және демалу бұрышын арттыруға, массалық ысырапты болдырмауға ешқандай өсімдіктер жоқ. Дегенмен, тынығу бұрышының астындағы аймақтар әлі де маңызды бұрышта болады, ал төмендегі қатынасқа сәйкес тау беткейінің диффузиясы әлі де эрозияның маңызды көзі болып табылады: мұнда Ks – тау беткейінің диффузия коэффициенті, z – тау беткейінің биіктігі, ал x – көлденең қашықтық. Кайнвилл шұңқырлы жерлеріндегі су ағызу тығыздықтарының диапазоны төмен жауын-шашынды ортадағы су ағызу тығыздықтарының күрделі табиғатын көрсетеді. Алан Ховард (1996) аймақты зерттеу барысында әр түрлі бассейндердегі рельефтік бұрыштардың артуы дренаж тығыздығына тұрақты әсер етпейтінін анықтады. Салыстырмалы түрде төмен рельефті аймақтар үшін дренаж тығыздығы мен рельеф оң корреляцияда болады. Бұл жоғары рельефтік қатынасқа жеткенше жүреді, онда еңіс қатынасының артуы дренаж тығыздығының төмендеуімен сүйемелденеді. Ховард бұл арнаны қолдауға қажетті көздік ауданың артуының нәтижесі деп түсіндіреді. Жоғары еңісте эрозия жылдамырақ және тиімдірек түрде аз каналдар арқылы жүзеге асырылады. Каналдардың аз саны бассейн үшін кішкентай дренаж тығыздығына әкеледі. Бұл Кайнвилл шұңқырлы жерінің бөлігінің сапалық топографиялық картасы құрғақ ортадағы кең су желісін көрсетеді. Монтгомери мен Дитрихтің су жиналатын жердің элементарлық бөліктері туралы анықтамасына сәйкес, әрбір канал үшін көз ауданы салыстырмалы түрде кішкентай, нәтижесінде көптеген каналдар қалыптасады. Кайнвилл шұңқырлы жерінің суреті өсімдіктердің жоқтығын және көптеген каналдарды көрсетеді. Кайнвилл шұңқырлы жері құрғақ ортада орналасқан, жылдық орташа жауын-шашын мөлшері 125 мм. Бұл төмен жауын-шашын Монтгомери мен Дитрихтің дренаж тығыздығы теңдеуімен қарама-қарсы келеді, онда жауын-шашын аз болған жерде дренаж тығыздығының төмен болуы керек екені болжанады. Бұл мінез-құлық Лангбейн мен Шуммның жауын-шашынға байланысты эрозия жылдамдығының өрнегімен сәйкес келеді. Теңдеуге сәйкес, эрозия жауын-шашынмен артады, бірақ жауын-шашын өсімдіктерді тұрақтандыра алатын деңгейге дейін. Кайнвилл шұңқырлы жерінің суретіндегі өсімдіктердің жоқтығы осы аймандағы жауын-шашын мөлшері өсімдіктерді қолдауға қажетті деңгейден төмен екенін көрсетеді.
Where is the change in reservoir storage, R is precipitation, ET is evapotranspiration, Gi and Go are the respective groundwater flux into and out of the basin, Gs is the groundwater discharge into streams, and Qw is groundwater discharge from the basin through wells. Drainage density relates to the storage and runoff terms. Drainage density relates to the efficiency by which water is carried over the landscape. Water is carried through channels much faster than over hillslopes, as saturated overland flow is slower due to being thinned out and obstructed by vegetation or pores in the ground. Consequently, a drainage basin with a relatively higher drainage density will be more efficiently drained than a higher density one. This equation represents the effect of drainage density on infiltration. As drainage density increases, baseflow discharge into a stream decreases for a given basin because there is less infiltration to contribute to baseflow. This relation illustrates that a higher drainage density environment transports water more efficiently through the basin. The falling limb occurs after the peak of the hydrograph curve and is when overland flow is decreasing back to ambient levels. In higher drainage systems, the overland flow reaches the channels quicker resulting in a narrower spread in the falling limb. Baseflow is the other contributor to the hydrograph. The peak of baseflow to the channels will occur after the quick flow peak because groundwater flow is much slower than quick flow. Because the baseflow peak occurs after the quick flow peak, the baseflow peak influences the shape of the falling limb. Where ws is the mean source width, ρw is the density of water, R0 is the average precipitation rate, W* is the width of the channel head, ρs is the saturated bulk density of the soil, Kz is the vertical saturated hydraulic conductivity, θ is the slope at the channel head, and φ is the soil angle of internal friction. R0, the average precipitation term, shows the dependence of drainage density on climate. With all other factors being constant, an increase in precipitation in the drainage basin results in an increase in drainage density. in the source area of a basin that would result in channel formation as well as decrease the range of drainage density values regardless of soil composition. Where P is sediment yield, R is the average effective rainfall, α ~ 2.3, γ ~ 3.33, and a and b vary depending on units. The graph of this equation has a maximum between 10 and 14 inches and sharp declines on either side of the peak. At lower effective rainfalls, sediment discharge is lower because there is less rainfall to erode the hillslope. At effective rainfalls of greater than 10 14 inches, the decrease in sediment yield is interpreted to be the result of increasing vegetation cover. Because the slopes of hillslopes are often greater than the angle of repose, the dominant erosional process in the Caineville badlands is mass wasting. There is no vegetation to provide stability to the slopes and increase the angle of repose and prevent mass wasting. The regions below the angle of repose, however, are still generally at a significant angle, and hillslope diffusion, according to the following relation, is still a significant source of erosion:
Where Ks is a coefficient of diffusivity of the hillslope, z is the elevation of the hillslope, and x is horizontal distance. The range of drainage densities in the Caineville Badlands illustrates the complicated nature of drainage densities in low precipitation environments. In a study on the region, Alan Howard (1996) found that the effect of increasing relief angles in different basins did not have a constant effect on the drainage density. For regions of relatively low relief, drainage density and relief are positively correlated. This occurs until a threshold is reached at a higher relief ratio, when increase the slope ratio is accompanied by a decrease in drainage density. This is interpreted by Howard to be a result of the critical source area needed to support a channel increasing. At a higher slope, the erosion is faster and more efficiently funneled through fewer channels. The smaller number of channels results in a smaller drainage density for the basin. This qualitative topographic map of a section of a section of the Caineville Badlands shows the extensive drainage network in the arid environment. Relating to Montgomery and Dietrich’s definition of the elementary parts of a drainage basin, the source area for each of the channels is relatively very small, resulting in a large number of channels forming. The image of the Caineville Badlands displays the lack of vegetation and numerous channels. The Caineville Badlands are located in an arid environment, receiving an average of 125mm of precipitation per year. This low precipitation contrasts with Montgomery and Dietrich’s equation of drainage density, which predicts that drainage density should be low where rainfall is low. This behavior is more consistent with Langbein and Schumm’s expression of erosion rate as a function of rainfall. According to the equation, erosion will increase with precipitation up to a point where the precipitation can support stabilizing vegetation. The lack of vegetation present in the image of the Caineville Badlands implies that the rainfall rate of this region is below the critical rainfall amount vegetation can be supported.