46148

Учебник «Гидрология и гидротехнические сооружения»

Книга

География, геология и геодезия

Последние десятилетия характеризуются интенсивным развитием промышленности и сельского хозяйства ростом городов и населенных пунктов что повлекло за собой резкое увеличение потребления воды с ее забором из различных поверхностных природных источников: морей рек водохранилищ и озер а также из подземных источников. 16 км3 воды в 20 .25 раза больше воды требуется атомной электростанции. км3 воды.

Русский

2013-11-19

2.96 MB

196 чел.


Рецензенты: кафедра гидротехнических сооружений Одесского инженерно-строительного института (зав. кафедрой — д-р техн. наук, проф. Л. В. Мазуренко); д-р техн. наук, проф. Д. Я. Раткович (Институт водных проблем).

Гидрология и гидротехнические сооружения: Учеб. для ву-Г 46 зов по спец. «Водоснабжение и канализация»/!". Н. Смирнов, Е. В. Курлович, И. А. Витрешко, И. А. Мальгина; Под ред. Г. Н. Смирнова. М.: Высш. шк., 1988.  472 с.: ил.

В учебнике даны сведения о явлениях и процессах, наблюдающихся в реках, водохранилищах и морях. Кратко описаны средства и методы измерения характеристик рек и водоемов. Подробно изложены гидрологические расчеты и методы регулирования стока. Большое внимание уделено гидротехническим сооружениям общего и специального назначения, применяющимся в системе водоснабжения. Освещаются вопросы комплексного использования водных ресурсов, защиты источников водоснабжения от истощения и загрязнения.

Учебное издание

Глеб Николаевич Смирнов, Евгений Вячеславович Курлович, Иван Александрович Витрешко, Инга Александровна Мальгина

ГИДРОЛОГИЯ И ГИДРОТЕХНИЧЕСКИЕ СООРУЖЕНИЯ

Заведующий редакцией Б. А. Ягупов. Редактор Т. Ф. Мельникова. Мл. редактор О. Л. Кузнецова, О. С. Смотрина. Художественный редактор В. П. Бабикова. Художник Э. Л. Марков. Техн. редактор Э. М. Чижевский. Корректор Г. И. Кострикова

ИБ № 6054

Изд. № СТР-506. Сдано в набор 2805.87. Подп. в печать 24.12.87. Т-21033

Формат OOX88Vifi. Бум. офс. no (. Гарнитура литературная. Печать офсетная.

Объем 28,91   усл.  печ.  л.   +0,25 усл.  п. л.    форзац 29.4 усл.  кр.-отт.  32.06 уч.-изд.  л.

+ 0,29 уч.-изд   л. форзац   Тираж 10000 экз. Зак. № 1324. Цена  1  р. 40 к.

Издательство  «Высшая  школа»,   101430,  Москва,  ГСП-4,   Неглинная  ул., д. 29/14

Московская типография № 8 Союзполиграфпрома при Государственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли, 101898, Москва. Центр, Хохловский пер., 7.

Издательство «Высшая школа
ПРЕДИСЛОВИЕ

Последние десятилетия характеризуются интенсивным развитием промышленности и сельского хозяйства, ростом городов и населенных пунктов, что повлекло за собой резкое увеличение потребления воды с ее забором из различных поверхностных природных источников: морей, рек, водохранилищ и озер, а также из подземных источников. Так, на 1 млн. кВт мощности тепловой электростанции необходимо около 1,2... 1,6 км3 воды, в 2,0 ...2,5 раза больше воды требуется атомной электростанции. Современный город с населением 1 млн. человек потребляет в сутки около 0,5 млн. км3 воды. Чтобы добыть 1 т нефти, надо затратить 10 м3 воды, для производства 1 т стали требуется 20 м3 воды, 1 т бумаги  200 м3, 1 т капронового волокна  5600 м3 воды. Для орошения 1 га хлопковых полей требуется 5. ..6 тыс. м3, 1 га риса—15 ...20 тыс. м3 воды и т. д. Общее водопотребление воды в стране составляет около 300 км3/год. Основными источниками воды для промышленного и коммунального водоснабжения служат реки, водохранилища, озера и моря; в меньшем объеме используются подземные воды. При этом необходимо располагать сведениями о режиме источников и составе комплексов гидротехнических сооружений, осуществляющих забор, распределение и сброс использованных и очищенных вод обратно в источник. Очевидна неразрывная связь гидротехнического строительства в целях водоснабжения с изучением гидрологического режима водных объектов. Необходимо отметить, что наряду с использованием традиционных источников воды  рек, озер и водохранилищ  со строительством крупных тепловых станций и других промышленных предприятий на берегах морей, с ростом приморских городов со всей остротой встал вопрос о проектировании, строительстве и эксплуатации морских водозаборов, крупных водовыпусков и опреснительных установок.

Учебник «Гидрология и гидротехнические сооружения» написан в соответствии с программой одноименного курса для студентов специальности 1209 «Водоснабжение и канализация» строительных вузов. В основу учебника положены материалы курса лекций, который читается студентам этого факультета в МИСИ им. В. В. Куйбышева. Учебник написан в логической последовательности и начинается с описания физико-географических условий формирования водных объектов; затем-дается краткая характеристика гидрологического режима водных объектов. Подробно рассматриваются вопросы гидрологических расчетов и регулирования стока, кратко описываются приборы и способы измерения характеристик водных объектов и вопросы комплексного использования водных ресурсов. Кратко освещаются проблемы, связанные с режимом морей, а так-


же вопросы охраны водных объектов от загрязнения. В учебнике изложены вопросы, связанные с проектированием и строительством гидротехнических сооружений общего и специального назначения, дается описание конструкций и приводятся необходимые расчеты. При самостоятельной работе над учебником рекомендуется пользоваться дополнительной литературой и справочными материалами, указанными в библиографии.

Предисловие, введение и главы 2, 5—7 и 16 написаны Г. Н. Смирновым, гл. 1 — И. А. Мальгиной и Г. Н. Смирновым совместно, гл. 3, 4 и 8  П. А. Мальгиной, главы 10—13  Е. В. Кур-ловичем, главы 9, 14  И. А. Витрешко и Г. Н. Смирновым совместно, гл. 15  И. А. Витрешко.

Авторы выражают свою признательность зав. кафедрой гидротехнических сооружений Одесского инженерно-строительного института проф., д-ру техн. наук Л. В. Мазуренко и сотрудникам этой кафедры, а также проф., д-ру техн. наук Д. Я- Ратковичу за ценные замечания и рекомендации, сделанные при рецензировании рукописи.

Авторы


ВВЕДЕНИЕ

В связи с развитием промышленности, ростом городов, необходимостью интенсификации сельского хозяйства в последние годы в СССР уделяется большое внимание рациональному и экономному использованию водных ресурсов страны. В то же время отмечаются некоторые упущения в деятельности ряда организаций, связанные с потреблением воды, недостаточный уровень научной проработки отдельных аспектов этой проблемы.

В решениях XXVII съезда КПСС указывается на необходимость более углубленных научных исследований вопросов использования водных ресурсов во всех отраслях народного хозяйства, охраны источников воды от истощения и загрязнения. Съезд принял конкретные решения в области гидротехнического строительства.

Обеспечить необходимую надежность инженерных сооружений, в том числе и гидротехнических сооружений для водоснабжения, можно только при наличии достаточно полных и достоверных сведений об условиях, в которых эти сооружения будут работать. Само название «гидротехнические сооружения» говорит о том, что эти сооружения связаны с использованием воды и подвергаются ее воздействиям. Свойства воды, процессы, протекающие в водных объектах, к которым относятся с точки зрения водоснабжения реки, водохранилища, озера, моря и подземные источники, зависимость характеристик водных объектов от физико-географических факторов являются предметом изучения науки — гидрологии.

Гидрология подразделяется на два больших раздела: гидрология суши, предметом изучения которой являются все водные объекты, расположенные в пределах суши,—реки, водохранилища, озера, болота, ледники, подземные воды, связанные с поверхностными водами, и гидрология моря  океанология, изучающая океаны и моря Земного шара и процессы, протекающие в них. Как в гидрологии, так и в океанологии выделяются разделы науки, рассматривающие отдельные стороны водных объектов  гидрофизика, гидрохимия, гидробиология, бурно развивающаяся в последние годы геология моря.

Важнейшей частью гидрологии является гидрометрия  наука о средствах и методах изучения величин, характеризующих движение и состояние вод и режим водных объектов. Наибольшее развитие получили гидрометрия вод суши и морская гидрометрия. Гидрология в целом тесно связана с метеорологией, поскольку существует взаимовлияние между атмосферой и гидросферой. Все наблюдения над характеристиками водных объектов обязательно сопровождаются метеорологическими наблюдениями.


Движение воды в реках, водохранилищах, озерах, морях и океанах изучается на основании общих законов гидродинамики и гидравлики. В частности, на основе непосредственного использования общих закономерностей гидравлики развивается пограничная область науки  русловая гидравлика.

Вопросы, связанные с проектированием и строительством гидротехнических сооружений, с изменением режима водотока или водоема после возведения сооружений изучаются в разделе «Инженерная гидрология». Сюда следует отнести режим водного объекта непосредственно для нужд проектирования и строительства, а также регулирование стока. Изучение режима водных объектов в указанных условиях ведется методами и средствами инженерной гидрометрии; при этом изучаются влияние сооружений на режим водного объекта в период строительства и эксплуатации, характеристики водного объекта после возведения сооружения, гидравлические характеристики водного объекта в измененных условиях, деформации дна, берегов, режим пропуска паводков и ледоходов и др.

Регулирование стока (искусственное) осуществляется с помощью возведения плотин и создания водохранилищ с целью изменения режима естественного стока для удовлетворения нужд различных отраслей народного хозяйства. Сток регулируется путем накопления воды в водохранилище в период половодья и паводков и расходования воды в период превышения потребления над притоком. Важнейшая задача регулирования стока  определение объема водохранилища. В связи с этим возникает серьезнейшая проблема влияния водохранилищ на окружающую среду. Опыт строительства водохранилищ показывает, что эта проблема еще далека от своего решения. Наблюдается ряд негативных явлений, связанных со строительством водохранилищ, и одно из них, весьма существенное,— ухудшение качества воды.

С развитием промышленности, ростом населенных пунктов, водного транспорта, с увеличением водопотребления остро встала проблема охраны водных источников от истощения и загрязнения. Ведущееся во всем мире изучение этого вопроса говорит о серьезности положения: многие реки и моря и Океан в целом находятся на пределе своих возможностей по самоочищению. Многие реки мира, такие, как Рейн, Миссисипи и др., отдельные районы Океана уже сейчас не справляются с нагрузкой загрязняющими веществами, и, если не принять немедленных и радикальных мер по предохранению гидросферы от загрязнения, это может привести к полному прекращению жизни в морях и реках Земного шара.

При проектировании и строительстве гидротехнических сооружений кроме сведений о режиме водных объектов необходимо располагать данными о природе и свойствах грунтов основания гидротехнических сооружений, которые находятся в водонасыщенном состоянии. При напорных сооружениях грунты находятся под дей-


ствием фильтрационного потока, что самым тщательным образом учитывается при проектировании и эксплуатации этих сооружений.

Расчет гидротехнических сооружений производится методами строительной механики, с привлечением теории упругости и пластичности; при проектировании сооружений необходимо располагать данными о свойствах строительных материалов, главным образом металла, бетона и железобетона, об их коррозии под воздействием воды и льда, особенно в морских условиях. Указанные вопросы изучаются в соответствующих областях науки, с которыми гидротехника тесно связана.

Изучение вод суши и океана и атмосферы, их взаимное влияние, накопление данных по изменению их режима и характеристик в пространстве и во времени, изучение и обобщение этих данных, систематизация и публикация в общегосударственном масштабе возложены на Государственный комитет СССР по гидрометеорологии и контролю окружающей среды. Эти задачи реализуются путем создания постоянной гидрологической сети станций и постов, расположенных на реках, водохранилищах, озерах и морях, организацией специальных станций по наблюдению за отдельными процессами, экспедиционных исследований как на суше, так и на море. В последнем случае ведутся кроме экспедиционных исследований круглогодичные наблюдения в определенных точках Мирового океана.

Последние 15—20 лет характеризуются широким международным сотрудничеством в области изучения водных ресурсов и их охраны от истощения и загрязнения. Эта работа проводится под эгидой ЮНЕСКО. В области изучения Океана координирующим центром стала Межправительственная океанографическая комиссия (МОК). Продолжается создание Объединенной глобальной системы океанографических станций (ОГСОС); эти работы координируются МОК и Всемирной метеорологической организаций (ВМО) при ЮНЕСКО. Действуют двусторонние договоры по проредению совместных работ, например СССР и США, реализуется программа совместных работ стран  участниц СЭВ и т. д.

С целью совершенствования методов долгосрочных прогнозов погоды этой же организацией принята Программа исследования глобальных атмосферных процессов (ПИГАП). В этой работе активное участие принимает СССР.

Большое значение в развитии гидрологии и океанологии имеют систематические международные съезды гидрологов и океанологов, где происходит активный обмен информацией, намечаются главные направления дальнейших научных исследований.

Огромная по объему информация о характеристиках и режиме водных объектов концентрируется в территориальных и региональных вычислительных центрах Госкомгидромета СССР, специализированных центрах и Всесоюзном научно-исследовательском институте гидрометеорологической информации  мировом центре


данных. Здесь она анализируется, систематизируется и публикуется.

Систематизированный свод данных учета вод по количественным и качественным показателям, регистрации водопользовании, а также данные учета использования вод называются водным кадастром.

Первый водный кадастр был составлен в 1931—1940 гг. и включал четыре серии: кадастр поверхностных вод, кадастр подземных вод, морской кадастр, гидрометеорологический кадастр.

Второй водный кадастр был издан в 1959—1974 гг. в виде Справочников по ресурсам поверхностных вод СССР, состоящих из трех серий: «Гидрологическая изученность», «Основные гидрологические характеристики», «Ресурсы поверхностных вод СССР»; каждая серия состояла из 20 томов. Материалы издавались в виде справочников, где публиковались ежемесячные и ежегодные данные о гидрологических характеристиках рек, озер, водохранилищ, морей и морских устьев рек.

Кроме того, издавались отдельные справочные пособия, например «Материалы по максимальному стоку талых вод СССР» (1967), «Материалы по расчетным характеристикам дождевых осадков» (1969), «Материалы по максимальному стоку рек СССР» (1971) и т. п.

С конца 70-х годов принята новая структура Государственного водного кадастра. Все материалы разделяют на архивные, на долговременных технических носителях и публикуемые данные. В системе ГВК выделяются три раздела: «Поверхностные воды», «Подземные воды» и «Использование вод». Каждый раздел состоит из трех серий: 1-я  каталоги, 2-я  ежегодные и 3-я  многолетние данные.

Каталоги представляют собой разовые издания и дополняются по необходимости. Издаются каталоги: рек, озер и водохранилищ; селевых бассейнов и очагов на территории СССР; морей и морских устьев рек; ледников.

Во 2-й серии публикуются ежегодные данные за предшествующий год в виде отдельных сборников. Например, «Ежегодные данные о режиме и ресурсах поверхностных вод суши. Ч. 1 — Реки и озера. Ч. 2  Озера и водохранилища»; «Ежегодные данные о качестве поверхностных вод суши»; «Ежегодные данные о режиме и качестве вод морей и морских устьев рек. Ч. 1 —Моря Ч 2 Морские устья рек»

Многолетние данные публикуются один раз в пять лет по аналогичной системе, например «Многолетние данные о режиме и ресурсах поверхностных вод суши» и т. д.

Кроме того, Госкомгидрометом СССР издаются методические указания по различным вопросам, ГОСТы и СНиПы. В частности, в 1984 г. введен в действие СНиП 2.01.14—83 «Определение расчетных гидрологических характеристик», издано Руководство к этому СНиПу.

8

 J


При проектировании гидротехнических сооружений в части конструкций необходимо руководствоваться указаниями соответствующих глав СНиПа и другими нормативными документами — ГОСТами, Всесоюзными нормами (ВСН) и т. п., а также методическими разработками по различным частным вопросам, выпускаемыми различными ведомствами.

Курс «Гидрология и гидротехнические сооружения», основываясь на общих понятиях, излагаемых в курсе «Гидравлика», является первым из цикла специальных курсов для студентов факультета «Водоснабжение и канализация», в котором даются сведения об источниках воды и сооружениях, обеспечивающих ее забор и подачу различным потребителям.


ГЛАВА   1

ВОДА НА ЗЕМНОМ ШАРЕ

1.1. РАСПРОСТРАНЕНИЕ ВОДЫ НА ЗЕМЛЕ

Прерывистая водная оболочка Земного шара носит название гидросферы *. Она включает в себя воды Мирового океана и воды суши в жидком и твердом состоянии. Верхняя граница гидросферы условно проводится по поверхности раздела с атмосферой (в действительности с тропосферой); нижнюю границу с литосферой проследить невозможно вследствие глубокого проникновения гидросферы в толщу земной коры. Понятие «гидросфера» включает в себя все свободные воды Земли, т. е. воды, не связанные химически и физически с минералами земной коры.

Гидросфера находится в постоянном взаимодействии с другими сферами Земли  атмосферой, литосферой и биосферой. При этом между ними осуществляется активный количественный обмен энергией и веществом. Воды Земли, перешедшие под влиянием тепла в парообразную влагу, связывают гидросферу с атмосферой. Воды почвенного покрова и подземные воды обусловливают связь гидросферы с земной корой. Более сложной представляется взаимосвязь гидросферы с биосферой. Вода составляет большую часть живых организмов, в частности человек состоит на 70% из воды. Но вода является также средой обитания многочисленных организмов. Многие ученые считают, что жизнь зародилась в водной среде, если даже жизнь на Землю была занесена в виде спор из космоса. Важным фактором является участие воды в биологических процессах, прежде всего в процессе фотосинтеза органического вещества. При этом выделяется кислород, без которого немыслима жизнь людей, животных, растений. В присутствии кислорода протекает большая часть окислительных процессов, широко распространенных в природе. И все-таки жизнь без кислорода в ее простейших формах возможна (анаэробная форма), но существование жизни без воды в любых формах исключается.

Гидросфера состоит из различных вод, отличающихся степенью распространения на Земле, качеством, агрегатным состоянием л расположением в собственно гидросфере, атмосфере и литосфере.

Общие запасы воды на Земле составляют 1386- 10б км3. Основной объем воды 1338-106 км3, или 96,5%, содержится в Океане. Этот объем с помощью современных технических средств можно определить с большой степенью точности. Достаточно просто вычислить запас воды в ледниках. Что же касается остальных частей гидросферы, то их точная оценка затруднена. Значительный объем

* Прерывистость гидросферы объясняется дискретным расположением озер, рек, ледников и других водных объектов в пределах суши.

10


Ш,53-10б км3, или 1% от общего количества, приходится на долю подземных вод. Поверхностные воды суши: рек, озер, болот, снеж-нИков и ледников в горах, материковых льдов, включая льды Антарктиды и Гренландии, являются в отличие от океанических в основном пресными водами.

Запасы пресных вод, роль которых в жизни и деятельности человека исключительно велика, оцениваются в 35- 106 км3, т. е. около 2,5% общих запасов воды на Земле. Наиболее интенсивно в хозяйственной деятельности человека используются пресные воды рек, на долю которых приходится всего лишь 0,006% общего количества воды на Земле. На втором месте находятся грунтовые воды и на третьем  воды озер, которые содержат 0,26% общих запасов воды.

Единовременный объем воды, содержащийся в реках и равный всего лишь 2120 км3, не должен вводить в заблуждение своей незначительностью, так как в течение года он многократно возобновляется и общее количество воды, которое реки выносят в Океан за год, превосходит эту величину в 20 раз. При оценке запаса пресных вод необходимо иметь в виду динамические процессы, постоянно происходящие в гидросфере, в результате которых запасы пресных вод постоянно возобновляются. Изучением этих процессов занимается паука гидрология.

Рассматривая вопрос о распространении воды на Земле, необходимо указать, что по одной из наиболее широко признанных теорий происхождение гидросферы связывается с дегазацией мантии. По некоторым оценкам, за счет этого явления ежегодно в земную кору и на поверхность Земли поступает — 1 км3 воды, т. е. объем, который не может существенно изменить общее содержание воды в гидросфере в течение жизни нескольких поколений. Но за время существования Земли, которое, по средним оценкам, составляет 4... 5 млрд. лет, объем воды, поступившей за счет дегазации мантии, в З...3,5 раза больше объема Океана.

Общий единовременный объем воды в мантии составляет, по оценкам некоторых ученых, около 13... 15 млрд. км3.

1.2. ОПРЕДЕЛЕНИЕ И КЛАССИФИКАЦИЯ ВОДНЫХ ОБЪЕКТОВ

Мировой океан  это непрерывное водное пространство, занимающее ~71% поверхности Земли (310 млн. км2). По физико-географическим условиям Мировой океан подразделяется на отдельные океаны  крупнейшие части Мирового океана, ограниченные с разных сторон не связанными между собой материками. С 30-х годов XX столетия принято выделять четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. В СССР это деление официально утверждено постановлением ЦИК СССР от 27 июня 1935 г.

В свою очередь, в каждом из океанов выделяют моря — более или менее обособленные и достаточно обширные районы океана,

11


обладающие собственным гидрологическим режимом, создающим
ся под влия
нием местных условий и затрудненного водообмена с
прилегающими районами океана (табл. 1.1).
j

Таблица 1.1. Размеры океанов и морей *

Наименование океанов и морей 

Площадь, тыс. м2 

Объем, тыс. км3 

  :   ^  

Глубины, м 

средние 

максимальные 

Тихий океан **: 

178700^ 

707 555 

4282 

11034 

'165246 

Берингово море 

2304 

3683 

1598 

4773 

Охотское       » 

1 590 

1365 

859 

3657 

Японское       » 

978 

1 713 

1752 

4036 

Атлантический океан: 

91 700 

323 613 

3925 

9219 

66180 

Балтийское море 

419 

21,5 

51 

419 

Черное            » 

422 

555 

1315 

2210 

Азовское         » 

39,1 

0,290 

7,4 

13 

Индийский океан 

74900 

291 030 

3963 

7450 

73443 

Северный Ледовитый оке- 

13 100 

10970 

2179 

5220 

ан: 

5035 

Баренцево море 

1 424 

316 

222 

600 

Белое              » 

90 

6 

67 

350 

Карское         » 

883 

98 

111 

600 

Море Лаптевых 

662 

353 

533 

3385 

Восточно-Сибирское мо- 

913 

49 

54 

915 

ре Чукотское море 

595 

42 

71 

1 256 

* Приводятся данные по морям Советского Союза. ** В   числителе   приводятся   площади   океанов   с   морями,   в   знаменателе — без   морей.

Моря по степени их обособленности от океана и физико-географическим условиям делятся на три основные группы: 1) внутренние, которые в свою очередь подразделяют на средиземные и полузамкнутые; 2) окраинные; 3) межостровные.

Средиземные моря окружены со всех сторон сушей и сообщаются с океаном или морем одним или несколькими проливами.

Полузамкнутые моря частично ограничены материками и отделены от океана полуостровами или цепью островов, пороги в проливах между которыми затрудняют водообмен, но он все же осуще-является значительно свободнее, чем в предыдущем случае. К полузамкнутым морям, например, относятся моря Берингово, Охотское и Японское, которые отделены от Тихого океана соответственно Алеутскими, Курильскими и Японскими островами. Водообмен

12


между морями этого типа и океаном практически свободен; на формирование системы течений и распределение солености и температуры в равной мере влияют и материк, и океан. 1  К окраинным морям относятся арктические моря, за исключением Белого моря.

Межостровные моря  это части океана, окруженные кольцом островов, пороги в проливах между которыми препятствуют в какой-то степени свободному водообмену.

I Более мелкими подразделениями океана являются заливы, бухты и проливы. Различие между заливом и бухтой достаточно ус-лорно.

Заливом часто называют часть моря, вдающуюся в сушу и достаточно открытую для воздействия прилегающих вод. Наиболее крупные заливы  Бискайский, Гвинейский, Бенгальский, Аляска, Финский, Анадырский и др.

Бухтой называют небольшой залив с устьем уже самого залива, ограниченный островами или полуостровами, несколько затрудняющими водообмен между бухтой и прилегающим водоемом. В пределах Советского Союза крупные бухты — Севастопольская, Золотой Рог, Цемесская и др.

На севере Советского Союза глубоко вдающиеся в сушу заливы, в которые обычно впадают реки, называют губами; на дне губы имеются следы речных отложений, вода сильно распреснена. Крупнейшие губы  Обская, Двинская, Онежская, Пенжинская и др.

Извилистые, узкие, глубоко вдающиеся в материк заливы, образовавшиеся в связи с ледниковой эрозией, называют фиордами, которые распространены на берегах Исландии, Новой Зеландии, Норвегии, Новой Земли. Крупнейшим фиордом является Кольский залив.

Лиманом называют затопленную морем устьевую часть речной долины или балки в результате незначительного опускания суши. Лиманы развиты на побережье северных морей, на острове Сахалине, в северо-западной части Черного моря, в Азовском море.

Лагуной называют: а) неглубокий водоем, отделенный от моря в результате отложения наносов в виде берегового бара и соединенный с морем узким проливом; б) участок моря между материком и коралловым рифом или внутри атолла.

Проливом называют относительно узкую часть Мирового океана, соединяющую два водоема с достаточно самостоятельными природными условиями.

Озера  это естественные водоемы с замкнутым водообменом, образовавшиеся в результате заполнения водой впадин на поверхности суши. Такую впадину или углубление называют озерной котловиной. Озера могут быть сточными и бессточными. Часть вод из сточного озера сбрасывается главным образом в виде речного стока; частным случаем этого типа являются проточные озера  поступление вод равно их стоку. В бессточных озерах сток отсутст-

13


вует. Общая площадь озер на Земном шаре достигает ~2,7млн. км2 (~ 18% суши). Площадь отдельных озер колеблется от нескольких гектаров до нескольких сотен тысяч квадратных километров (Ка:-пийское море), а глубина  от нескольких метров до более чем 1,5 тыс. м (оз. Байкал). Озера распространены на всех материках и расположены на всех высотах относительно уровня мора (оз. Хорпатсо в Тибете расположено на отметке 5400 м; Мертвое море в Палестине  ниже уровня моря на 312 м). Озера могут быть заполнены водой из рек и подземных источников, в результате выпадения атмосферных осадков, таяния ледников или морской водой. По качеству воды озера могут быть пресные и соленые. ,

Основным признаком, положенным в основу классификации озер, или, точнее, озерных котловин, служит их происхождение. Озерные котловины могут быть образованы под воздействием эндогенных или экзогенных факторов (табл. 1.2).

Эндогенным процессам обязаны своим происхождением котловины тектонического и вулканического типов; остальные типы котловин образовались в результате экзогенных процессов. В особый тип выделяются метеоритные котловины.

После заполнения котловины водой и возникает (зарождается) озеро. После этого происходит непрерывное взаимодействие между озерной котловиной, водными массами, заселяющими их организмами и окружающей территорией. При достаточных размерах озера наиболее активно проявляются процессы динамического воздействия вод на берега и дно котловины (волнения, течения). Под воздействием главным образом волнения происходит разрушение берега озера (см. ниже), продукты разрушения перемещаются вдоль и поперек берегов, наиболее мелкие частицы выносятся в наиболее глубокие места озера, где оседают на дно  происходит изменение очертания озерной котловины. В этом же направлении действует твердый сток рек.

В свою очередь, характер береговой линии, профиль берега влияют на формирование систем волнения и течений Одновременно с заполнением котловины начинается заселение озера и его берегов животными и растительными организмами, в результате отмирания которых на дне озера накапливаются продукты разложения органических веществ  формируются илы, в воде появляются растворенные органические вещества. Происходит нормальный процесс развития озера. В зависимости от размеров озера, интенсивности его заиления и зарастания наступает стадия «умирания» озера — оно мелеет, уменьшается по площади, зарастает и в конце концов либо превращается в болото, либо вообще исчезает. Чем меньше размеры озера (площадь поверхности воды и глубина) и чем интенсивнее процессы заиления и зарастания, тем быстрее происходит этот процесс.

Исключительно важное место среди водных объектов суши занимают реки, так как они являются основным источником пресных вод, используемых людьми для практических нужд.

14


Таблица 1.2. Основные генетические типы озерных котловин

Тип очерных 1      котловин 

Форма рельефа 

Примеры 

Примечание 

ГГектониче-кие 

Прогибы        земной коры на равнинах и в 

Ладожское,    Онеж ское, Верхнее (США), 

Озера   этого типа    обычно    боль- 

горах,         предгорные 

Иссык-Куль, Балхаш, 

шие по площади и 

впадины;    рифтовые * 

Байкал,      Танганьика 

глубине 

впадины 

(Заир — Танзания) 

I улканиче-Kt-e 

Кратеры   и   кальдеры **; углубления ла 

Кронецкое       (Камчатка),       Аверинское 

 

вовых   покровов;   ма- 

(Италия),   Комариное 

ары *** 

(Исландия),     Лахер- 

ское  (ФРГ) 

Метеоритные 

Углубления   от   па- 

Каали (Эстония) 

дения метеоритов 

Ледниковые 

Долины    выпахива- 

Озера          Карелии, 

Распространены 

ния кары; цирки; тро 

Финляндии 

в  горных  странах. 

ги****;         моренный 

Характерны      для 

холмистый рельеф 

областей   древнего 

оледенения 

Водно-эро- 

Речные         долины; 

 

Расширения 

ионные и вод- 

дельты   рек;   морские 

русл рек 

о-аккумуля- 

побережья 

ивные: 

озера-ста- 

Оз   Лобнор (КНР), 

рицы     пле- 

оз.  Лаче,  Воже   (Ар- 

совые;    ко 

хангельская           обл., 

нечно-сточ- 

СССР) 

ные озера в 

ложбинах 

стока    лед 

пиковых 

вод 

дельтовые 

Озера       Кубанских 

плавней,  «ильмени» в 

Волжской дельте 

лиманные и 

Отрезанные     от 

лагунные 

моря    перешейком 

суши 

фьордовые 

Провальные 

Впадины, .   образо- 

В        результате 

арстовые, суф 

вавшиеся   при   выще- 

указанных      явле- 

юзионные, тер 

лачивании   и    выносе 

ний   на   поверхно- 

юкарстовые 

частиц  грунтов  вода- 

сти   суши   образу- 

ми     и     протаивании 

ются     понижения, 

многолетних   мерзлых 

которые    заполня- 

грунтов 

ются водой 

Эоловые 

Котловины  выдува- 

Обычно   неболь- 

ния, понижения  меж- 

ших размеров 

ду дюнами  и  барха- 

нами 

15


Продолжение табл. 1.

Тип озерных котловин 

Форма рельефа 

Примеры 

Примечание        / 

Подпрудные 

Речные долины, перегороженные   горными   обвалами,   ополз- 

Оз.   Севан   (Армянская ССР) 

Возникло  в тектонической   впади-не,    подпруженной 

нями,   моренами  лед- 

лавовым    потокам 

ников,   лавовыми   по- 

1 

токами 

i 

Органогенные 

Заболоченные обла- 

Озера,   распол|а- 

сти 

гаемые в пределах 

болота 

* Рифт (англ, rift — ущелье, трещина, разлом) — крупная линейная тектоническая структура земной коры протяженностью в сотни тысяч километров, шириной в десятки, иногда первые сотни километров, образованные при горизонтальном растяжении земной коры, обычно происходящем на фоне обширного поднятия.

альдера (португ. caldera  котел, котловина) — огромная вулканическая впадина округлого очертания, достигающая в поперечнике 25 ... 30 км, образовавшаяся на месте исчезнувшего центрального вулкана или верхней части конуса.

*** Маар   (нем.  maar) — потухший  центральный  вулкан  взрывного типа, имеющий  вид широкой  воронки  в поперечнике от 200 до 3200 м,  глубиной   !50 . . . 400  м.

**** Кар (шотл. corrie)нишеобразное углубление, врезанное в верхнюю часть гор, расположенное выше ледникового цирка; озера формируются в реликтовых карах. Ледниковый цирк  котловина в виде амфитеатра, замыкающая на верхнем конце ледниковую долину. Трог (нем. trog  корыто) — ледниковая (эрозионная) долина, разработанная ледником с крутыми бортами и вогнутым дном.

Рекой называют водный поток сравнительно больших размеров, как правило, питающийся атмосферными осадками и подземными водами и текущий в разработанном им русле, т. е. наиболее пониженной части речной долины. Число речных водотоков на Земном шаре исчисляется десятками миллионов. Длина их колеблется в широких пределах  от нескольких километров до нескольких тысяч километров (р. Амазонка  6280 км, р. Волга  3350 км).

СССР занимает первое место в мире по количеству рек и их суммарной длине: число рек, каналов и временных водотоков (длиной более 10 км) достигает 3 млн. с общей протяженностью 9647870 км [3]. Естественно, что полное изучение всех рек в отдельности неосуществимо. Современная гидрология идет по пути выявления закономерностей, присущих рекам определенных физико-географических районов, и районирования территории по важнейшим гидрологическим признакам.

Реки являются продуктом климата и других физико-географических факторов (рельеф, геологическое строение, почвенный и растительный покров и др.). В соответствии с этим реки можно классифицировать по размерам самой реки и площади водосбора, т. е. площади, с которой атмосферные осадки стекают в данную реку. При этом выделяют большие, средние и малые реки. Большая река протекает через несколько географических зон. Сюда условно относятся равнинные реки с площадью водосбора больше 50 тыс. км2.

16


Средняя река протекает в пределах одной географической зоны; это равнинные реки с площадью водосбора в пределах от 2 до ф тыс. км2. И наконец, малые реки, которые в течение года не пересыхают или пересыхают на короткое время, протекают в равнин-нюй местности и имеют площадь водосбора 1 ... 2 тыс. км2.

1 В зависимости от условий формирования своего режима реки могут быть: равнинные, горные, озерные (протекающие через озера или берущие начало в озере), болотные (протекающие через болота или имеющие в составе площади водосбора большой процент болот), карстовые (получающие свое питание за счет подземных вод, заполняющие пустоты карста).

В зависимости от того, в какой степени соответствует режим реки режиму других рек данной географической зоны, различают: реки с зональным режимом, т. е. режим ее соответствует режиму других рек этой зоны; реки с азональным режимом, т. е. ее режим в силу местных условий и особенностей площади ее водосбора отличается от режима других рек этой географической зоны; реки с полизональным режимом  это, как правило, крупные реки, протекающие через несколько географических зон, режим которых формируется под влиянием факторов, свойственных различным географическим зонам.

Кроме указанных существуют   и другие   классификации   рек, предложенные различными авторами.

Наиболее ранней является классификация А. И. Воейкова, разработанная им в 1884 г. В своей основе она опиралась на тесную зависимость режима рек от климатических условий. В соответствии с климатическими особенностями различных районов А. И. Воейков выделял девять типов рек, определяемых условиями питания рек и характером половодья. Классификация, основанная на анализе источников питания и внутригодового распределения стока, была предложена М. И. Львовичем (1945).

Важнейшей характеристикой реки является ее сток  количество воды, стекающей с площади водосбора за определенный отрезок времени (см. гл. 4). Режим стока или водный режим в течение года был положен в основу классификации рек Б. Д. Задковым (1946), которая получила наиболее широкое распространение. В соответствии с этой классификацией реки делят на три группы: с весенним половодьем, с половодьем в теплое время года и паводочным режимом. Реки первой группы наиболее распространены в СССР (рис. 1.1).

В соответствии с характером половодья и распределением стока в остальную часть года в группах выделяются подгруппы (табл. 1.3).

Понимание основ рассматриваемой классификации требует определения понятий, называемых фазами водного режима: полово-Дье, паводок, межень.

Половодьем называют ежегодно повторяющийся в одно и то же

17


Рис. 1.1. Типы водного режима рек СССР (по Б. Д. Зайкову):

•реки  с  весенним  половодьем;  // — реки с  половодьем  в теплую часть  года;  /// —реки  с  паводочным режимом;

/ ... 10 — номера   типов   рек


Таблица 1.3. Классификация рек СССР по внутригодовому распределению стока

 19


20

 Продолжение табл   1 3


время период, характеризующийся продолжительным и высоким подъемом уровня или наибольшей водностью (расходами Q,). На равнинных реках половодье вызывается весенним снеготаянием, на горных  летним таянием ледников, что вызывает соответственно весеннее и летнее половодье.

Паводок в отличие от половодья возникает нерегулярно и характеризуется быстрым, сравнительно непродолжительным подъемом уровня в каком-либо фиксированном створе реки и почти столь же быстрым спадом. Причиной паводка обычно бывают обильные дожди или интенсивное кратковременное снеготаяние в период зимних оттепелей. Подъем уровня и увеличение расхода воды при паводке иногда могут превышать уровень и наибольший расход в половодье.

Меженью называют периоды, характеризующиеся низкой водностью вследствие снижения поступления воды с водосборной площади. Межень обычно приурочена к одним и тем же срокам внутри годового цикла. В зависимости от времени наступления различают летнюю и зимнюю межень.

С классификацией рек неразрывно связано гидрологическое районирование территории, которое проводится по комплексу гидрологических признаков или по одному наиболее существенному. Районирование СССР было выполнено Б. Д. Зайковым на основе изложенной выше классификации рек по типам водного режима.

Водохранилищем называют искусственный водоем, создаваемый в целях накопления (хранения) водных запасов и регулирования речного стока. Водные запасы, накопленные в периоды, когда естественный приток превышает потребление, расходуются, когда приток воды не покрывает потребление. Водохранилища используют также для предотвращения наводнений, вызываемых резким повышением речного стока в период весенних половодий или дождевых паводков.

Общая полная емкость эксплуатируемых (более 30000) водохранилищ мира составляет примерно 6 тыс. км3, что в 2,8 раза превышает объем воды, содержащийся одновременно в речных руслах (2,12 тыс. км3), а суммарный полезный объем, равный 3 тыс. км3, позволяет увеличить устойчивый речной сток со всей суши, равный 12 тыс. км3, на 25%. Площадь зеркала всех водохранилищ составляет 400 тыс. км2, а с учетом площади озер, находящихся в подпоре (Виктория, Байкал, Онтарио, Онежское, Бенерн, Зайши и др.),— 600 тыс. км2.

По общему количеству и числу крупных водохранилищ первое место в мире занимает США, где число искусственных водоемов (по количеству плотин) достигает 5500, из которых свыше 700 водохранилищ имеют полный объем более 100 млн. м3, а остальную часть составляют малые водохранилища. Япония, Великобритания, Италия, Франция, Швейцария имеют очень большое количество малых водохранилищ и почти не имеют искусственных

21


водоемов емкостью более 1 км3. Значительно прогрессируютв создании водохранилищ развивающиеся страны. Если 20 лет тому назад Африка практически не имела крупных водохранилищ, то сейчас четыре из пяти крупнейших водохранилищ мира построены на этом материке.

В СССР насчитывается свыше 4000 водохранилищ объемом более 1 млн. м3 каждое. Суммарный полный объем их составляет 1012 км3, или 15% по отношению к водохранилищам Земного шара. Полезный объем водохранилищ нашей страны равен 587 км3, что составляет 17% суммарного полезного объема водохранилищ всей Земли. Свыше 90% полного и полезного объема водохранилищ Советского Союза сосредоточено в водохранилищах объемом более 100 млн. м3.

Водохранилища отличаются друг от друга параметрами (площадью зеркала, объемом, длиной, шириной, глубиной), конфигурацией, характером регулирования, термическим режимом, режимом сработки, народнохозяйственным значением, характером и степенью воздействия на природу и хозяйственную деятельность в прилегающих районах, технико-экономическими показателями и т. п.

Водохранилища можно классифицировать по вышеназванным признакам, а также по типам: равнинные, водохранилища предгорных и плоскогорных областей, горные, озерные и наливные [3].

Наибольшее распространение получили водохранилища в речных долинах, образованные путем перекрытия русла водоподпор-ным сооружением (плотинами, шлюзами и т. п.). В результате заполнения речной долины выше подпорного сооружения повышаются уровни воды и аккумулируются значительные объемы воды для дальнейшего ее использования в хозяйственных целях.

Из существующих водохранилищ наибольшими по площади водного зеркала являются озера-водохранилища: Байкальское (Иркутское) на р. Ангаре и Онежское (Верхнесвирское) на р. Свири.

Длина водохранилищ, измеряемая от створа плотины до пункта, где подпорная отметка совпадает с меженным уровнем в бытовых условиях, изменяется в пределах от нескольких сотен километров для крупных водохранилищ (Братское, Куйбышевское, Волгоградское водохранилища имеют длину более 450 км, Горьковское, Красноярское, Камское  до 100 км) до нескольких километров для малых водохранилищ. Значительна разница в наибольшей ширине водохранилищ: у Рыбинского она достигает 60 км, у Куйбышевского и Цимлянского  35 ...40 км. В узких местах крупные водохранилища имеют ширину 0,2 ... 5 км.

В широких пределах изменяются и глубины водохранилищ. Средняя глубина существующих и создаваемых водохранилищ колеблется от 2 до 90 м. Самыми глубокими являются водохранилища, образуемые в горных и предгорных районах (Нурекское, Ин-гурское, Токтогульское, Чарвакское, Красноярское и Братское). В самых мелких водохранилищах наибольшая глубина составляет 10... 15 м и в очень редких случаях — менее 10 м.

22


1.3. КРУГОВОРОТ ВОДЫ В ПРИРОДЕ

Между водными объектами гидросферы —океанами, морями, реками, озерами, болотными и подземными водами земной коры — осуществляется непрерывный водообмен, благодаря которому утрачивается дискретный характер гидросферы. Круговорот воды связывает воедино все воды Земли (см. форзац 1). Механизм круговорота действует повсеместно и непрерывно. Энергетической основой его являются тепловая энергия Солнца и гравитационная энергия. Влияние тепла обусловливает испарение, конденсацию водяных паров и другие процессы, под действием силы тяжести происходит выпадение дождей, течение рек, движение почвенных и подземных вод.

Под действием солнечной радиации с поверхности Мирового океана испаряется 505 тыс. км3 воды в год, а с суши  72 тыс. км3 воды; всего с поверхности Земного шара в среднем испаряется 577 тыс. км3 воды за год.

Вода, испарившаяся с поверхности океанов, большей частью конденсируется и возвращается в виде атмосферных осадков непосредственно в океан, совершая так называемый малый или океанический круговорот. Меньшая ее доля переносится воздушными течениями на сушу, принимая участие в большом или мировом круговороте. Большой круговорот представляет собой процесс перемещения, расходования и возобновления влаги на земной поверхности, в недрах Земли и атмосфере.

Атмосферные осадки, выпавшие на сушу, частично просачиваются в почву, образуя грунтовые воды, частично стекают по земной поверхности, образуя ручьи, реки, озера, болота, а остальная часть снова испаряется. Из этого общего круговорота может быть выделен местный или внутриматериковый круговорот. Влага, поступившая в атмосферу в результате испарения с поверхности суши и водоемов, дополняет то количество ее, которое поступает скеана. Воздушными течениями она переносится в глубь материка и, выпадая в виде дождя и снега, орошает территории, более или менее отдаленные от океана. Выпавшие осадки вновь испаряются, просачиваются в почву, стекают по земной поверхности. Таким образом, в процессе внутриматерикового круговорота влага, принесенная с океанов и морей, делает несколько оборотов в пределах материка, прежде чем попасть в реки и стечь в Мировой океан, т. е. завершить большой круговорот воды в природе.

Часть вод объемом порядка 7,7 тыс. км3, стекающих по земной поверхности, не попадает в океаны и моря. Замкнутые пространства, не имеющие связи с океаном, сток с которых не достигает океана, называют бессточными (по отношению к океану) или областями внутреннего стока. Воды этих областей расходуются на испарение либо по пути стока, либо с поверхности конечных замкнутых водоемов, куда они стекают.

23


Такая краткая характеристика является весьма схематизированной ввиду значительной сложности реального явления круговорота воды в природе, так как не раскрывает многие явления и процессы, связанные с круговоротом воды.

В истории и современном состоянии развития представлений о круговороте воды значительное место занимают работы советского гидролога М. И. Львовича, который выделяет в круговороте воды следующие основные звенья: атмосферное, океаническое и материковое, включающее литогенное*, почвенное, речное, озерное, ледниковое, биологическое и хозяйственное. Каждому звену присуща своя особая роль. Ни одно из них не существует обособленно, все они находятся в постоянном взаимодействии. Замкнутая система круговорота воды может быть отнесена лишь к Земному шару в целом, если не учитывать процессы диссоциации молекул воды в атмосфере и удаления атомов водорода в космос.

Для характеристики продолжительности смены всего объема воды составляющих звеньев в процессе круговорота М. И. Львовичем введено понятие «активности водообмена».

В атмосферном звене совершается перенос влаги в процессе атмосферной циркуляции воздуха и образование атмосферных осадков. Испарившаяся с поверхности океана вода объемом 47 тыс. км3 переносится на сушу и участвует в формировании водных ресурсов материков. Этот объем соответствует стоку речных и подземных вод суши в океан, причем на долю речного стока приходится около 45 тыс. км3, на долю стока подземных вод, не дренируемых реками,— около 2 тыс. км3.

Единовременный запас влаги в атмосфере равен 14 тыс. км5. Объем осадков, выпадающих на поверхность Земли за год (365 дней), в целом составляет 577 млн. км3, т. е. превышает запас влаги в атмосфере в 41 раз. Таким образом, влага атмосферы возобновляется примерно каждые 9 сут.

Океаническое звено характеризуется непрерывным восстановлением запасов влаги в атмосфере путем испарения. За счет испарения с поверхности океана в атмосферу поступает более 86% общего количества испарившейся влаги и менее 14% за счет испарения с суши. Разделив объем вод океана (1338,5 млн. м3) на величину ежегодного испарения с поверхности Мирового океана (505 тыс. км3), получим продолжительность смены воды океана в процессе круговорота примерно через 2700 лет.

Значительным разнообразием по активности участия его вод в процессе круговорота отличается материковое звено.

Литогенное звено круговорота выражается в участии подземных вод, которое весьма различно по степени подвижности воды. Глубинные подземные воды, главным образом рассолы (глубина более 2000 м), практически стабильны. По данным Г. П. Калинина, период их возобновления достигает нескольких миллионов лет. Пери-

* Литогенез  совокупность процессов образования осадочных пород.

24


од возобновления свободных подземных вод земной коры до уровня 2000 м составляет 1400 лет.

Подземные воды, залегающие вблизи земной поверхности до уровня дренирования речной сетью, являются источником питания рек. Продолжительность их обмена колеблется от месяца до нескольких лет.

Личогенное звено включает и почвешкте, в котором осуществляется обмен влагой как с атмосферой, реками и озерами, так и с нижележащими грунтовыми водами. Возобновление и расходование запасов почвенных вод происходит примерно в течение года.

Речное звено круговорота имеет особенное значение. По речным руслам возвращается в океан большая часть воды, которая поступила на сушу в процессе круговорота. Единовременные объемы воды, содержащейся в руслах рек, возобновляются, по данным разных авторов, за 12...25 сут. В реках с проточными озерами интенсивность водообмена замедляется до трех лет.

Время возобновления запасов воды в озерах колеблется от года для малых озер в засушливых областях до нескольких лет для больших озер со слабой проточностью. Незначительна и степень подвижности воды в болотах, расходующих запасы влаги в основном на испарение с водной поверхности, транспирацию (испарение) болотной растительностью и небольшими объемами на фильтрацию в русла рек.

Большие массы воды законсервированы в ледниках. В результате медленного движения льда период возобновления запасов воды в ледниках, по данным разных авторов [3], колеблется от 1600 до 15000 лет.

Самой активной формой водообмена обладают воды, входящие в состав живых организмов, которые возобновляются в течение нескольких часов. Биологическая вода расходуется на траспирацию и фотосинтез. По М. И. Львовичу, на транспирацию приходится 40% суммарного испарения со всей суши и 7% испарения с поверхности Земли.

Хозяйственное звено круговорота, заключающееся в использовании водных ресурсов Земли, их преобразование занимают особое место (см. гл. 7).

1.4. ВОДНЫЙ БАЛАНС

Соотношение за какой-либо промежуток времени (год, месяц, декаду и т. д.) прихода, расхода и аккумуляции (изменение запаса) воды в целом для всей поверхности Земли или для ее крупных регионов называют водным балансом. Понятие «водный баланс» используется для количественной оценки процесса круговорота во-Ды в природе и вместе с тем служит основой для получения представления о водных ресурсах Земли.

В водном балансе Земли основными элементами являются атмосферные осадки, испарения и сток (табл. 1.4). Предположим, что

25


Таблица 1.4. Водный баланс Земного шара

Средний 

Средний 

Область 

Площадь, млн   км2 

Элементы баланса 

годовой объем. 

годовой слой. 

тыс   км3 

мм * 

Мировой океан 

361 

Испарение 

505 

1400 

Осадки 

458 

1270 

Сток 

47 

130 

Периферийные      части 

119 

Осадки 

ПО 

924 

суши 

Испарение 

63 

529 

Сток 

47 

395 

Замкнутые части суши 

30 

Осадки 

9 

300 

Испарение 

9 

300 

Весь Земной шар 

510 

» 

577 

ИЗО 

Осадки 

577 

ИЗО 

* В метеорологии количество жидких осадков, выпавших за какой-либо промежуток времени, выражается в виде слоя (мм), равномерно распределенного по площади Осадки в твердом виде по высоте их слоя пересчитываются на жидкие осадки. Аналогично, объем испарившейся воды выражается высотой слоя (мм). Высоту слоя стока (мм) получают делением объема стока на площадь водосбора

общее количество воды в гидросфере Земли и средние годовые объемы воды, участвующие в круговороте, постоянны на протяжении данной геологической эпохи, хотя в истории Земли они изменялись в связи с геотермическими процессами, изменением климата и площадей, занимаемых океанами и материками. Предположим также, что в многолетнем разрезе существует равновесие между приходными и расходными статьями баланса.

Математическое выражение, описывающее водный баланс, называется уравнением водного баланса. Уравнения водного баланса Земного шара и его отдельных частей были составлены нашим соотечественником Э. Я. Брикнером в 1905 г.

Уравнение водного баланса для поверхности Мирового океана (малый круговорот)

(1.1)

для периферийных областей суши, имеющих сток в океан (большой круговорот),

Z^Y^X,; (1.2)

для областей внутреннего стока

Zl<l=Xu; (1.3)

для Земного шара в целом

где X  годовая сумма осадков, Z  испарение и Y  сток  речных вод за год; индексы при буквенных выражениях обозначают: о 

26


океан, /  периферийную часть суши, /, t  области внутреннего стока, g  Земля в целом.

Таким образом, общее испарение воды с поверхности Мирового океана и суши равно сумме осадков, выпадающих на поверхность океана и суши.

Уравнение водного баланса является практической формой использования метода водного баланса. Принцип водного баланса основывается на следующем положении: для любого конечного объема пространства, ограниченного некоторой произвольной замкнутой поверхностью, уменьшение или увеличение количества воды внутри выделенного объема за интервал времени Т должно быть равно разности между количеством воды, вошедшей внутрь объема, и количеством воды, вышедшей наружу за тот же интервал времени. Последний может быть принят любым в зависимости от конкретных условий решаемой задачи.

Использование закона сохранения материи в форме уравнения водного баланса позволяет исследовать закономерности водно-балансовых соотношений для отдельно взятых участков территории, речных бассейнов, морей, озер, водохранилищ; болот или иных водных объектов.

Составим уравнение водного баланса для произвольного участка территории. Ограничим некоторую часть земной поверхности замкнутым контуром, который пересекает входящие и выходящие водотоки. Через линию контура мысленно проведем цилиндрическую поверхность, которая является боковой поверхностью рассматриваемого объема. Ограничим цилиндрическую поверхность сверху плоскостью на уровне Земли, а снизу  горизонтом, ниже которого грунтовые воды не просачиваются. Проникновение воды через этот выделенный слой из атмосферы незначительно, поэтому его не учитывают, тогда как водоносные горизонты, дренируемые рекой, попадают в указанный объем. Условимся все элементы баланса выражать в миллиметрах слоя воды, отнесенного ко всей оконтуренной площади.

Приходными составляющими уравнения водного баланса для рассматриваемого объема за произвольный интервал времени Т являются: атмосферные осадки х, выпавшие на поверхность выделенного объема; конденсация влаги в почве и на ее поверхности 2j; поверхностный приток вод у\; подземный приток вод ом.

Расходную часть составляют: испарение с поверхности воды, снега, почвы и транспирация растительностью z2; поверхностный сток уг; подземный сток м2.

Для учета изменения запасов воды в бассейне, происходящих за счет накопления и расходования грунтовых и почвенных вод, возрастания или убывания объемов воды в открытых водоемах (реках, озерах, болотах), уменьшения или увеличения снежного покрова, а также запасов воды в ледниках, в расходную часть Уравнения вводится слагаемое и, которое может быть как положительной, так и отрицательной величиной. Тогда общее выраже-

27


ние водного баланса произвольного участка территории запишется в виде

(1-5)

Частным случаем его является уравнение водного баланса для отдельного речного бассейна, т. е. для части земной поверхности, включая толщу почвогрунтов, с которой происходит сток воды в отдельную реку. Для речного бассейна оконтуривание проводится по линии водораздела; в этом случае замкнутую линию водосбора будет пересекать только один водоток. Русловой приток г/1 = 0, и уравнение водного баланса после некоторых преобразований будет иметь вид

(1.6)

где у  сток воды в замыкающем створе, т. е. на самом нижнем посту на главной реке в отличие от постов, расположенных внутри бассейна на притоках.

В большинстве случаев испарение больше конденсации; следовательно, разность z2z\=z почти всегда положительна. Вторая разность (о>2—coi) может иметь знак плюс и минус.

Окончательно выражение баланса влаги для речного бассейна будет иметь вид

(1.7)

Слагаемым со для больших рек    можно пренебречь, так    как

значение со с возрастанием площади, как правило,    уменьшается.

В этом случае уравнение (1.7) запишется следующим образом:

(1.8)

По уравнению (18) можно определять какое-либо слагаемое баланса для годового интервала, включающего период накопления и период расходования влаги в рассматриваемом речном бассейне, при условии, что остальные компоненты определены по данным наблюдений. Принимаемый годовой интервал называют гидрологическим годом. Для территории нашей страны за начало гидрологического года принято 1 октября или 1 ноября, когда запасы влаги в речных бассейнах, переходящие из года в год, практически малы. Некалендарный год используют для того, чтобы получить лучшее соответствие между стоком и осадками, так как при обычном календарном счете времени осадки, выпадающие в конце этого года, стекают весной следующего года.

При замене годовых величин составляющих уравнения водного баланса речного бассейна средними многолетними годовыми значениями, называемыми нормами гидрометеорологических величин, изменение запасов влаги и в пределах речных водосборов колеблется около среднего положения и поэтому выпадает из рассмотрения.

28


Итоговое балансовое соотношение для многолетнего периода времени

х0о + г0- (1.9)

Уравнение водного баланса является основой исследований и расчетов, связанных с изучением общих закономерностей влаго-оборота и изменения отдельных элементов водного баланса. С помощью метода водного баланса, зная надежно измеренные составляющие в уравнении, можно определить косвенным путем те компоненты, которые трудно или практически нельзя измерить.

Развитие и применение метода водного баланса позволяет путем обобщения, интерполяции и генетического анализа произвести гидрологическую оценку всех водных объектов и создать картину водного баланса обширных территорий, а также рассчитать и запроектировать новый водный баланс после реконструкции всего водного хозяйства района или бассейна.-Широко используя этот метод, сотрудники Института географии АН СССР в настоящее время завершили составление мировых карт элементов водного баланса, где оценены водные ресурсы всех стран мира.

Метод водного баланса применяют для оценки ресурсов и других водных объектов. Водный баланс морей в отличие от пресных вод суши определяет основное качество морской воды  ее соленость. Уравнение водного баланса моря можно записать в виде

(1.10)

где Х0 — количество осадков, выпадающих на поверхность моря; yi-  количество пресных вод берегового стока; Yn — приток вод из соседнего бассейна; Z0 — количество испарившейся воды; Ya — отток воды в соседний бассейн за счет водообмена.

В этом уравнении X0+Yi условно называют пресной составляющей водного баланса. Если X0+Yt  Z0>1, то величина осадков и вод берегового стока превышает потери на испарение, что сопровождается понижением солености в море. Если Z0>Xo+Yi, то пресный баланс отрицателен и происходит повышение солености морских вод.

Структура водного баланса озера и водохранилища практически одинакова, поэтому для его описания можно использовать одно и то же уравнение. За некоторый ограниченный интервал времени наблюдается равновесие между количеством воды, поступающей в озеро (водохранилище), количеством расходуемой воды из озера (водохранилища) и изменением объема водной массы озера (водохранилища). Все элементы водного баланса в этом случае выражаются в единицах объема.

Приходные составляющие уравнения: атмосферные осадки Vx, выпадающие на поверхность озера, речной сток Vy,i и грунтовый приток VytS, конденсация водяных паров атмосферы на поверхности озера Vc, причем последняя имеет значение, и то сравнительно небольшое, в питании лишь крупных озер, у которых в определен-

29


ные сезоны года температура поверхностных слоев воды ниже температуры воздуха.

Расходная часть уравнения включает испарение с поверхности водоема Vz, русловой сток V'y,i и фильтрацию из водоема Vyj. За произвольный интервал времени Т уравнение водного баланса имеет вид

(1.11)

где AV  увеличение или уменьшение объема воды в озере (водохранилище); qc  расход воды из озера, изымаемый безвозвратно на хозяйственные нужды.

Составляющие уравнения неравноценны. Основную роль в питании озер играют приток речных вод и атмосферные осадки. Подземное питание имеет менее существенное значение, фильтрация из озер также обычно невелика, так как ил, покрывающий дно озера, способствует кольматации пор грунтов ложа водоема.

Подземный сток из озера может быть значительным лишь в исключительных случаях (наличие карста, рыхлых вулканических пород). В дальнейшем будем считать VyiS=Vy,}. При учете ос-нов-ных составляющих уравнение водного баланса озера (водохранилища) можно записать следующим образом:

Для бессточных озер из уравнения выпадает компонент  Vy> {.

Для многолетнего периода можно считать, что количество поступившей воды в озеро и удаляемой из него практически равны AV=0, тогда уравнение упрощается:

(1.12)

Заменив   Vx=x0, iQi и   Vz=z0,iQt,  получим

(1-13)

где x0,i  среднее многолетнее значение высоты слоя атмосферных осадков, выпавших на акваторию озера; z0,i  среднемного-летнее значение слоя испарения с поверхности озера; и/  площадь зеркала озера.

Озеро является проточным при превышении суммы осадков в среднем за год над испарением с водной поверхности, что наблюдается в зонах избыточного и достаточного увлажнения. Для зоны недостаточного или неустойчивого увлажнения испарение превышает осадки, тогда озеро, как правило, не имеет стока, так как и приток воды в озеро и выпадающие на его акваторию осадки расходуются на испарение. Соответственно при равных величинах осадков и испарения приток воды в озеро и сток из него также равны.

В течение года или многолетнего периода уровни озер испытывают периодические и циклические колебания, типичные для

30


той или иной климатической зоны, в связи с колебаниями составляющих элементов, входящих в уравнение водного баланса. Однако в одной и той же климатической зоне амплитуда этих колебаний, интенсивность спада и подъемов уровней, а также смещения во времени наступления наибольших или наименьших уровней зависят от размеров озера, площади его бассейна, про-точности и других особенностей водоема.

Уравнение водного баланса озера (водохранилища) применяют для решения задач по регулированию озерного и речного стока. Решая это уравнение, можно определить неизвестное слагаемое, если известны остальные.

1.5. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС

Солнце является основным источником тепла для поверхности нашей планеты, верхнего слоя почвы, Океана и атмосферы. Различают прямую и рассеянную солнечную радиацию. Часть ее отражается земной и водной поверхностями, часть излучается в атмосферу и межпланетное пространство.

На поверхности раздела водная поверхность — атмосфера, а также в толще воды непрерывно происходят процессы, изменяющие тепловое состояние вод. Некоторые процессы сопровождаются поглощением тепла и приводят к повышению температуры воды, другие приводят к потере тепла и понижению температуры. Для количественной оценки закономерностей развития тепловых и динамических процессов, происходящих под влиянием теплообмена между водными объектами и окружающей средой, применяют уравнение теплового баланса.

При составлении уравнения учитываются основные компоненты теплового обмена, некоторые второстепенные слагаемые исключаются, если их величина того же порядка, что и погрешность в определении главных составляющих. Все слагаемые в уравнении теплового баланса выражают в тепловых единицах в виде количества тепла (Дж) или в форме теплового потока, отнесенного к единице поверхности (Дж/см2, кДж/м2).

Уравнение теплового баланса составляют или для некоторого замкнутого контура, как это делается при расчетах водного баланса, или для поверхности воды, снега, льда, почвы.

Для океанов и морей уравнение теплового баланса можно записать в виде

(1.14)

где qq  суммарная солнечная радиация, поглощаемая морем; Qef — тепло, теряемое или получаемое морем в результате эффективного излучения *; Qz,c — тепло, затрачиваемое при испарении и приобретаемое при конденсации; Qt — тепло, получаемое

31


или отдаваемое морем в результате турбулетного (контактного) теплообмена с воздухом; Q,  тепло процессов льдообразования и таяния; Qy  тепло вод материкового стока; Qx  тепло атмосферных осадков; Qw  тепло, получаемое в результате водообмена (течений); Qb  разность между приходом и расходом тепла, затраченная на изменение температуры в деятельном слое моря; Qs  тепло, теряемое или получаемое в результате теплообмена! с дном.

Деятельным слоем называют слой воды, в котором проявляются сезонные (годовые) колебания океанологических характеристик.

При определении теплового баланса в среднем за год уравне-лше упрощается. В этом случае приход тепла в Мировой океан, определяемый количеством суммарной солнечной радиации, расходуется на излучение в атмосферу, на испарение и турбулентный подогрев, теплообмен с нижними слоями атмосферы.

Уравнение теплового баланса отдельных океанов и морей и Мирового океана в целом используют при исследованиях термического режима Земли, ее климата и погодных условий, с которыми связаны природные ресурсы воды.

Основными составляющими теплового баланса озера, так же как и морей, являются радиационный баланс, теплообмен с атмосферой и теплообмен с дном водоема. Дополнительные составляющие баланса (тепловой сток рек, тепло, выделяемое при льдообразовании и затрачиваемое при таянии льда, тепло биологических и биохимических процессов и т. д.) весьма малы и ими можно пренебречь.

Уравнение теплового баланса озера за некоторый промежуток времени может быть представлено в виде

(1.15)

Обозначения те же, что и в формуле (1.14).

Значения элементов теплового баланса озера не остаются одинаковыми, меняясь во времени, в различных географических зонах и в зависимости от размеров озер в одной зоне.

Уравнение теплового баланса для бесприточного участка реки при отсутствии ледяного покрова имеет вид

(1.16)

где Q,n  тепло, поступающее с водой; Qaw тепло, удаляемое вместе с водой, протекающей соответственно через верхний и нижний створы, ограничивающие участок реки.

* Эффективное излучение представляет собой ра«ость между длинноволновым (тепловым) излучением поверхности моря и встречным длинноволновым излучением атмосферы Так как излучение с поверхности моря, как правило, больше излучения атмосферы, Qef почти всегда входит в уравнение теплового баланса с отрицательным знаком

32


Соотношения между элементами теплового баланса меняются вместе с метеорологическими условиями: каждому сезону свойственны определенные соотношения между приходом и расходом тепла, что обусловливает типичные черты температурного режима речных вод. Уравнение теплового баланса применяют для расчета изменения температуры воды, льдообразования на реках и т. д.

1.6. МИРОВЫЕ ВОДНЫЕ РЕСУРСЫ

Воды Земли, пригодные для использования, называют водными ресурсами. К ним относятся практически все воды на Земном шаре: речные, озерные, морские, подземные, почвенная влага, лед горных и полярных ледников, водяные пары атмосферы, исключая воды, физически или химически связанные с минералами или биомассой. С точки зрения водообеспечения к водным ресурсам следует отнести лишь те природные воды, которые могут быть использованы на данном уровне развития техники при конкретном состоянии водного источника. Самыми ценными для хозяйства и личных потребностей человека являются пресные воды суши. На практике водными ресурсами называют запасы поверхностных и подземных вод какой-либо территории.

Для оценки водных ресурсов отдельных стран используют карты элементов водного баланса, позволяющие получить количественные характеристики запасов пресных вод любой территории. Однако определение водных ресурсов отдельных стран в рассматриваемом аспекте не всегда возможно. Немало рек протекает по территориям, принадлежащим различным странам, или по границам между странами, нередко озера пересекаются государственными границами, к тому же следует учитывать и несовпадение поверхностного и подземного водосборов. Примером может служить Болгария. Полный речной сток этой страны, формируемый в пределах ее территории, составляет лишь 18 км3, «о граница государства проходит по Дунаю, годовой сток которого равен 170 км3, т. е. в 10 раз больше, чем с территории собственно Болгарии. В подобных случаях балансовая оценка водных ресурсов требует заключения особых международных соглашений для решения правовых вопросов.

В работах М. И. Львовича, посвященных исследованиям и расчетам мирового водного баланса и мировых водных ресурсов, приводятся данные об обеспеченности водными ресурсами на душу населения в пределах каждого из континентов (табл. 1.5).

Из табл. 1.5 видно, что Европа и Азия наименее обеспечены водными ресурсами, Южная Америка и Австралия располагают наибольшим количеством пресной воды. Однако осредненные по большим территориям характеристики обеспеченности водными ресурсами дают искаженное представление о якобы огромных количествах воды, находящихся в распоряжении человека. Вслед-

2-1324 33


Таблица 1.5. Обеспеченность водными ресурсами на душу населения

Численность 

Годовой объем 

Объем   полного стока 

Континент 

населения, млн 

полного речного 

на душу населения, 

(1969 г.) 

стока, км3 

М3/ГОД 

Европа 

642 

3 100 

4850 

Азия 

2040 

13 190 

6465 

Африка 

345 

4225 

12250 

Северная    Америка 

312 

5950 

19 100 

Южная Америка 

185 

10380 

56100 

Австралия 

18 

1965 

109000 

Вся суша 

3542 

38830 

10963 

ствие неравномерного распределения поверхностного и подземного стоков по территории, значительных их колебаний по годам и сезонам во многих районах Земного шара уже давно ощущается напряженность водохозяйственного баланса.

1.7. ВОДНЫЕ РЕСУРСЫ СССР

Наша страна занимает первое место з мире по абсолютному значению речного стока, формирующегося в пределах собственной территории. Водные ресурсы рек Советского Союза составляют 10% ресурсов Земного шара, при этом площадь СССР равна 15% всей суши. Однако сток с единицы площади в СССР значительно меньше, чем в большинстве зарубежных государств, в среднем он равен 212000 м3 в год (с учетом вод, поступающих с зарубежных территорий).

По количеству воды, приходящейся на одного человека, СССР уступает лишь Канаде, Бразилии и Скандинавским странам, где удельная водность на душу населения в 2...S раз выше. На одного жителя нашей страны в среднем приходится 18 тыс. м3 в год, тогда как в большинстве европейских стран, по данным Европейской экологической комиссии ООН, обеспеченность собственными водными ресурсами на душу населения составляет менее 3 тыс. м3 речного стока.

Однако распределение ресурсов речного стока по территории нашей страны весьма неравномерно и не соответствует размещению населения, промышленности и сельского хозяйства. На районы основного сосредоточения населения (более 80%) и промышленного и сельскохозяйственного производства (около 80%), расположенных на юге и юго-западе СССР, приходится лишь 15% ресурсов пресных вод. Здесь водообеспеченность на душу насе ления составляет в среднем около 3 тыс. м3 в год, тогда как ч

34


малонаселенных северных и северо-восточных районах на одного жителя приходится 93 тыс. м3 воды в год.

Распределение водных ресурсов между европейской и азиатской территориями СССР также неравномерно (табл. 1.6).

Основными водными источниками в южной зоне европейской территории СССР, к которой относятся бассейны Каспийского, Азовского и Черного морей, являются Волга, Днепр и Дон. Водные ресурсы этих рек  335 км3  составляют 52% суммарных по зоне. В северной зоне объем стока трех наиболее крупных рек  Печоры, Северной Двины и Невы  равен 320 км3, или 50% суммарного по этой зоне, к которой относятся бассейны рек Баренцева и Балтийского морей.

В средней Азии наиболее крупными водными артериями являются Амударья и Сырдарья. Их общий объем стока составляет 107 км3, или 95%. Самые крупные речные системы, к которым относятся Енисей, Лена, Обь и Амур, расположены на азиатской территории СССР. Водные ресурсы названных рек равны 1875 км3, или 40% суммарного стока рек СССР и 55% общего стока по азиатской территории СССР.

Вследствие различного соотношения местного и транзитного стоков фактическая водообеспеченность республик на территории СССР неодинакова. Наименее обеспечена водами местного стока Туркменская ССР, где на 1 км2 приходится лишь 0,94 тыс. м3 в год. Наиболее обеспечены водами местного стока прибалтий-

Таблица 1.6. Распределение ресурсов речного стока по основным регионам

с* 

Водные ресурсы рек 

3 

Территория, 

н 

"s 

0>      S     « 

X 

к- 

зона 

Ч 

QJ 

Я      а х о, о,о ^ s о 

2 aJ

X ^ 

s s ^ л о, х

.      Н  О т" 

1 

3 X 

I? 

£  0  s  Е 

о 

н о 

^ у н1 а а^ 

^ s ° 

OJ  S a[j 

о >, о 0 

С 

£ 

и о и о ь- в; 

С( О Со- 

>i  ЈQ  ь  Ь 

СССР в целом 

22275 

4387 

4720 

100 

197 

Европейская    террито- 

5540 

1111 

1277 

27 

202 

рия 

В том числе: 

южная     зона 

3625 

497 

633* 

13,4 

138 

северная     » Азиатская    территория 

1915 

614 

644 

13,6 

322 

В том числе: 

16375 

3276 

3443 

73 

196 

Средняя Азия и Ка- 

захстан 

3 674 

162 

205 

4,3 

44 

Сибирь    и   Дальний 

13061 

3114 

3238 

68,7 

238 

Восток 

С учетом стока по Килийскому рукаву Дуная  (123 км3 в год).

35


ские   республики   (Эстония,  Латвия   и  Литва),   а   также   Грузинская, Киргизская и Таджикская ССР [3].

Несмотря на относительно неблагоприятную картину распределения водных ресурсов по территории страны и во времени, проблема воды в СССР, так же как и в других странах, решается как путем регулирования стока, так и путем экономного, научно обоснованного ее расходования.

ГЛАВА   2

СВОЙСТВА ВОДЫ И ПРОЦЕССЫ В МОРЯХ, ОЗЕРАХ И ВОДОХРАНИЛИЩАХ*

2.1. СОЛЕНОСТЬ, ТЕМПЕРАТУРА  И  ПЛОТНОСТЬ МОРСКОЙ ВОДЫ

Морская вода отличается от воды пресных водоемов горько-соленым вкусом, плотностью, прозрачностью и цветом, более агрессивным воздействием на строительные материалы и рядом других свойств, что объясняется содержанием в морской воде значительного количества растворенных твердых веществ и газов.

Благодаря сильно выраженной полярности и большому ди-польному моменту вода обладает высокой диссоциирующей способностью. Поэтому морская вода, по существу, является слабым, полностью ионизированным раствором со щелочной реакцией (рН = 7Д..8,3).

Приведенное к вакууму весовое количество, выраженное в граммах, всех твердых веществ, растворенных в 1 кг морской воды, при условии, что все галогены заменены эквивалентным количеством хлора, все карбонаты превращены в оксиды и органические вещества сожжены при температуре 480°С, принято называть соленостью морской воды. Обозначается соленость символом S. За единицу солености принимают 1 г солей, растворенных в 1000 г морской воды, и называют промилле (%о)- Средняя соленость Мирового океана S = 35%o-

Соленость морей отличается от солености Океана, что зависит от их физико-географического положения и степени обособленности от Океана. В Средиземном и Красном морях, например, соленость больше солености Океана  38 и 41 %0 соответственно; соленость в Черном море— 18,3%о, Каспийском— 12,8%о, в Аральском— 10,3% о-

Содержание солей в водах озер в еще большей степени отличается от средней солености Океана, что объясняется различной степенью минерализации источников питания, проточностью и кли-

* Процессы   переработки   берегов   и   перемещения  наносов   описываются   в гл. 5.

36


магическими условиями. В пресных озерах S<1%0, солоноватых — 1<5<24,7%0, соленых  24,7%o<S<47°/oo и минеральных 5~>47%о- В водохранилищах вода пресная.

Установлено, что содержание растворенных минеральных веществ в морской воде может изменяться в очень широких пределах (от 0 до 40%о), но процентное соотношение с достаточной для практических целей точностью может быть принято постоянным. Эта закономерность получила название постоянства солевого состава морской воды.

Оказалось возможным соленость морской воды связать с содержанием хлора (как элемента, в наибольших количествах содержащегося в морской воде) следующей зависимостью:

(2.1)

Зная содержание хлора как суммарное количество его в граммах на 1 кг воды при условии замещения хлором всех галогенов в %о, можно либо по указанной формуле, либо по таблицам найти соленость морской воды.

Зависимость общего содержания солей от С1~ для отдельных морей и озер отличается от (2.1) и устанавливается в каждом конкретном случае на основании исследований.

В речной воде количество растворенных веществ сильно зависит от физико-географических условий и колеблется от сотых долей грамм-моля до нескольких граммов на 1 л воды, но, как правило, в среднем не превышает 300...500 мг/л.

В питании озер значительную роль могут играть подземные воды с повышенной минерализацией. В зависимости от географической зоны состав минеральных веществ в воде озер и их количественное содержание меняются от 20...40 до 200...300 мг/л в зоне постоянного увлажнения. В зонах неустойчивого и недостаточного увлажения минерализация озер увеличивается до 700 мг/л и выше.

Соленость и солевой состав озер меняется по площади, глубине и во времени из-за несоответствия между составом и минерализацией вод озера и питающих его рек и подземных источников, а также в результате сезонного изменения проточности озер. На химическую неоднородность вод озера влияют размеры озера, изрезанность береговой линии, неравномерность глубины, замедленный водообмен и другие факторы.

Соприкасаясь с атмосферой, вода морей, озер и водохранилищ поглощает из воздуха содержащиеся в нем газы: кислород, азот и углекислоту. Кроме того, эти газы поступают в воду в результате химических и биологических процессов *, протекающих в водоемах, и, наконец, выносятся реками.

* В результате биологических процессов в воде может накапливаться сероводород.

37


Количество растворенных газов в воде определяется парциальным давлением и растворимостью газов, которая зависит от химической природы газов и уменьшается с повышением температуры. Кислород и азот в силу лучшей растворимости кислорода в воде находятся в соотношении 1 : 2.

Газовый режим озер, так же как и морей, связан с распределением температуры и жизнедеятельностью гидробионтов. Последний фактор особенно резко проявляется в мелких хорошо прогреваемых озерах, где за счет фотосинтеза содержание кислорода может резко повыситься, вплоть до перенасыщения. При наличии легко окисляющихся веществ может наблюдаться дефицит кислорода.

Важнейшей характеристикой воды в каком-либо водоеме является ее температура. Нагревание поверхности воды происходит в основном прямой и рассеянной солнечной радиацией, а также в результате конденсации влаги, выпадения осадков, теплопередачи из воздуха и др. Кроме нагревания происходит и охлаждение воды за счет испарения, излучения тепла в атмосферу и конвективного теплообмена между океаном и атмосферой. Изменение температуры воды может происходить также в результате горизонтальных и вертикальных перемещений масс воды.

Изменение температуры по поверхности морей, озер и водохранилищ зависит от зонального расположения, солености, гидрологического режима и происходит в достаточно широком диапазоне от 0°С (для морей ~  ГС) зимой, до 25...27°С и более летом.

Изменение температуры воды с глубиной в озерах связано с сезонными колебаниями, гидрометеорологическими условиями и морфометрическими характеристиками. В замерзающих озерах умеренной зоны наблюдаются весенне-летнее нагревание и осенне-зимнее охлаждение воды в озерах. Весеннее нагревание начинается перед вскрытием ледяного покрова В это время температура воды повышается с глубиной. При нагревании воды под льдом начинается частично вертикальная циркуляция, которая полностью развивается при таянии льда. В результате вода перемешивается и по всей толще устанавливается одна и та же температура, равная температуре придонных слоев. Дальнейшее нагревание происходит до температуры наибольшей плотности 4°С.

В летний период нагреваются верхние слои воды и температура с увеличением глубины понижается. Эта закономерность, особенно в мелких озерах, нарушается при ветроволновом воздействии.

Между верхним, теплым, слоем воды и нижним, холодным, формируется слой с высокими градиентами температуры по глубине— так называемый слой скачка, который может разрушаться в результате воздействия волнения или вертикальной конвекции, а также при осеннем охлаждении. В этот период температура по глубине выравнивается, чему способствует не только пониже-

38


ние температуры, но и усиливающиеся волнение и конвекция. При зимнем охлаждении, которое начинается после установления по всей толще воды температуры 4°С, вода быстро охлаждается в верхних слоях, вплоть до замерзания (см. ниже).

Термический режим водохранилищ имеет много общего с термическим режимом мелководных озер, но в то же время обладает и некоторой спецификой. Весеннее нагревание преждевременно прекращается из-за поступления талых холодных вод с температурой 0°С с речным стоком. В дальнейшем температура воды в водохранилище повышается за счет нагревания и поступления теплых речных вод. Температура по площади водохранилища в это время распределена крайне неравномерно  колебания могут достигать нескольких градусов. Летом верхние слои прогреваются, особенно на мелководье, но в котловине водохранилища остаются холодные воды. В осенний период под влиянием ветроволновых факторов воды водохранилища хорошо перемешиваются, охлаждаясь одновременно почти до 0°С. Дальнейшее зимнее охлаждение ведет к образованию ледяного покрова (см. ниже).

Тепловые свойства морской воды мало отличаются от свойств пресной. Так, теплоемкость морской воды с„=3,91 вместо 4,2 кДж/(кг-°С) у пресной.

Теплоемкость с воды уменьшается с увеличением температуры, солености и давления.

В реальных условиях всегда имеет место турбулентное движение жидкости и теплопередача определяется коэффициентом турбулентной теплопроводности, который в отличие от коэффициента молекулярной теплопроводности зависит не только от физических свойств морской воды, но и от динамических характеристик турбулентного движения: скорости, величины и периода ее пульсации, масштабов турбулентности, устойчивости слоев воды и др. Поэтому коэффициент турбулентной теплопроводности для разных водоемов колеблется в очень широких пределах и его величина мож^т быть на несколько порядков больше коэффициента молекулярной теплопроводности.

Теплота испарения морской воды принимается равной теплоте испарения дистиллированной воды. Чем меньше температура воды, тем больше теплота испарения. При температуре кипения теплота испарения наименьшая. Температура кипения воды возрастает с увеличением ее солености и при S = 35%0 равна 100,56°С.

Плотностью морской воды S в океанографии принято называть отношение веса единицы объема воды при температуре в момент ее наблюдения к весу единицы объема дистиллированной воды при температуре 4°С. Следовательно, за плотность морской воды принимается ее удельный вес  величина безразмерная.

39


На глубине вода находится под давлением вышележащих слоев, и это давление, естественно, тем выше, чем больше глубина. В результате происходит сжатие воды и увеличение ее плотности. Поэтому при определении плотности или удельного объема воды на глубине необходимо учитывать ее сжимаемость, которая невелика, но если бы вода была несжимаема, то уровень океана поднялся бы на 30,4 м относительно его действительного положения.

2.2. ВОЛНЕНИЕ И ТЕЧЕНИЯ

Волнение. В результате воздействия на воды океанов, морей, озер и водохранилищ различных сил возникают колебательные и поступательные движения частиц воды*. Распространение коле-

баний в воде называют волновыми движениями или волнами. Волна может представлять собой распространение возмущения любого вида: одиночная волна (рис. 2.1, а), ограниченная волна (рис. 2.1,6) и бесконечная волна (рис. 2.1, в). Особое значение имеет последний случай.

Рис 2.1. Волны различных видов: А — длина волны

Частицы воды при распространении волн совершают только колебательные движения около своего среднего положения. Следовательно, при распрост-

Рис. 2.2. Основные элементы двухмерной регулярной волны

ранении волн не имеет места перенос массы, наблюдается только перенос энергии.

При описании волн в случае плоского движения часто используют следующие понятия (рис. 2.2):

профиль волны 1  линия пересечения взволнованной поверхности моря с вертикальной плоскостью, ориентированной в направлении распространения волн;

спокойный уровень 2  уровень воды при отсутствии волнения;

средняя волновая линия 3  горизонтальная линия, делящая расстояние между вершиной и подошвой волны пополам;

* Поступательные движения морской воды называют течениями (см. ниже).

40


впадина волны 4  часть волны, расположенная ниже спокойного уровня;

гребень волны 5-—часть волны, расположенная выше спокойного уровня;

вершина волны 6  самая высокая точка гребня волны;

подошва волны 7  самая низкая точка впадины волны;

фронт волны  линия гребня волны в плане.

В количественном отношении морские волны характеризуются элементами, или параметрами, волн, к которым в случае плоского движения относятся (рис. 2.2):

высота волны h  вертикальное расстояние между вершиной и подошвой волны;

длина волны К  наименьшее горизонтальное расстояние между частицами жидкости, находящимися в одной и той же фазе колебания, в частности между двумя смежными вершинами или подошвами волны;

крутизна волны h/K — отношение высоты волны к ее длине;

период волны Т  время одного цикла колебания частиц воды;

скорость распространения волны С, или фазовая скорость,—• скорость перемещения гребня волны по горизонтальному направлению без учета скорости течения.

В зависимости от характера действующих сил, величин элементов волн и их изменений во времени, соотношения между элементами волн и глубиной воды и другими факторами в море могут наблюдаться разнообразные системы волн, классификацию которых можно произвести по различным признакам. Прежде всего волны можно классифицировать по вызывающим их силам. При этом различают ветровые волны, возбуждаемые ветром; приливные, возникающие под воздействием притяжения Луны и Солнца, анемобарические, возникающие при изменении уровня моря под влиянием изменения атмосферного давления; сейсмические, образующиеся в результате главным образом динамических процессов внутри земной коры в пределах океана; корабельные, возбуждаемые на поверхности воды при движении корабля, и др.

По силам, стремящимся вернуть поверхность воды в положение равновесия, различают капиллярные и гравитационные волны, находящиеся под воздействием соответственно сил поверхностного натяжения и сил тяжести. Капиллярные волны имеют высоту и длину (мм) и образуются в начальной стадии развития ветровых волн или на поверхности крупных волн; все остальные волны относятся к гравитационным.

По характеру движения формы волны могут быть: прогрессивными (поступательными), когда форма волны перемещается в пространстве; стоячими, образующимися при наложении двух прогрессивных волн с равными высотами и периодами и распространяющимися в противоположных направлениях (при стоячих волнах нет поступательного перемещения формы волны); про-

41


грессивно-стоячими, образующимися при наложении прогрессивной волны на стоячую.

По соотношению длины волны и глубины воды различают волны на глубокой воде  короткие волны, когда полудлина волны меньше глубины воды и скорость распространения волн определяется только длиной волны; волны на конечной глубине, когда длина волны одного порядка с глубиной воды и скорость распространения зависит одновременно и от длины волны и от глубины воды; волны на малой глубине; волны длинные, когда длина волны значительно больше глубины воды и скорость распространения зависит только от глубины воды.

Волны, распространяющиеся под воздействием вынуждающих сил, называют вынужденными; волны, вышедшие из-под влияния вынуждающих сил или распространяющиеся после прекращения действия этих сил, называют свободными. Вынужденные волны могут быть развивающимися и установившимися. Волны свободные в природных условиях всегда затухающие.

По глубине расположения различают волны поверхностные и внутренние.

В зависимости от соотношения высоты и длины волны могут быть крутые и пологие.

В зависимости от величины периода наблюдается широкий спектр волн с периодом от долей секунды до нескольких лет.

По форме выделяют двумерные волны, когда длина гребня (по фронту волны) в несколько раз больше длины волны, гребни строго параллельны друг другу и высота волны вдоль гребня постоянна; трехмерные волны, когда длина гребня соизмерима с длиной волны; одиночные волны, когда волна имеет только один гребень, поднятый над спокойным уровнем, и не имеет впадины.

Из многочисленных типов волн наибольшее значение имеют ветровые, гравитационные волны. Ветровые волны могут быть вынужденными, свободными и смешанными. Вынужденными ветровыми волнами называют волны, находящиеся под воздействием ветра. Волны, вышедшие из района действия ветра или распространяющиеся после прекращения ветра, называют свободными волнами или зыбью. В результате сложения вынужденных волн и зыби, пришедшей, например, в данный район из другой области океана, образуются смешанные волны. Совокупность всех систем волн, образовавшихся на поверхности моря при воздействии ветра, называют ветровым волнением.

Представленный на рис. 2.2 профиль волны соответствует регулярной двумерной волне, у которой длина и высота постоянны, а длина гребня практически неограниченно велика. Такая модель волны является всего лишь удобной математической абстракцией. В действительности же, ветровые волны во всех случаях являются трехмерными нерегулярными волнами, т. е. следующие одна за другой волны отличаются по высоте, длине и периоду.

42


Рельеф взволнованной ветром поверхности весьма сложен и все время меняется: система трехмерных ветровых волн, зафиксированная в данный момент времени, в следующий момент исчезает и заменяется новой системой. Однажды полученная картина трехмерного волнения при заданных неизменных условиях никогда уже больше не повторяется.

Главное направление распространения трехмерных ветровых волн на глубокой воде совпадает с направлением ветра (рис. 2.3). Линия пересечения взволнованной поверхности с вертикаль-

Рис. 2.3. Элементы трехмерной волны:

г — высота  трехмерной  волны;  А,т — длина  волны;  LT

длина гребня

ной плоскостью, ориентированной в главном направлении распространения волн, называется волновым профилем ц (х) (рис. 2.4).

Высота трехмерной волны Нт — расстояние по вертикали между наивысшей и ближайшей наинизшей точками профиля, лежащими по разные стороны средней волновой линии.

Длина трехмерной волны Ят — горизонтальное расстояние между двумя смежными наинизшими точками волнового профиля.

Длина гребня LT  горизонтальное расстояние между смежными наинизшими точками волнового профиля в направлении, перпендикулярном главному направлению распространения волн.

Период волны Тт — промежуток времени между прохождением Двух последовательных гребней через фиксированную точку.

Скорость распространения трехмерной волны ст  скорость перемещения вершины гребня волны в главном направлении распространения за промежуток времени порядка одного периода.

При исследовании трехмерного волнения большое практическое значение имеют элементы волн в фиксированной точке, т. е.

43


характеристики колебания уровня, получаемые при измерении волнения с помощью волнографов. Через данную точку будут проходить различные части трехмерных волн, и поэтому высота волны в точке будет отличаться от высоты трехмерной волны Изменение уровня в точке характеризуется последовательным

его повышением и понижением, или наличием гребней и впадин, величины которых не постоянны В этом случае также находят высоту волны и период волновых колебаний в точке, определяемый горизонтальным расстоянием, выраженным в единицах времени, между двумя соседними вершинами гребней волновых колебаний (рис. 2.4).

Рис.  2 4   Волновой  профиль   (а)   и  кривая

волновых колебаний в фиксированной точке

моря при прохождении через нее ветровых

трехмерных волн (б):

/  средняя   волновая   линия,   2  требепь   волны, J— вершина   волны,   4  впадина   волны,   5— подошва    волны.   Л,  Я,  Т — высота,   длина   и  период волны

Теоретические исследования  волн   в   классической гидродинамике основываются на   уравнениях движения    жидкости.    В простейшем случае применительно к волновым движениям    жидкости    рассматриваются свободные   гравитационные,    короткие,   двумерные волны бесконечно малой амплитуды, распространяющиеся на поверхности бесконечно глубокой идеальной несжимаемой жидкости. Решая уравнения   движения при p-const, получим    выражение для профиля волны:

Для   скорости   распространения   волны  при     глубине     волны d=oo получим выражение

(2.2)

Из тех же условий  можно получить зависимость  между длиной и периодом волны:

(2.3)

Поскольку период принимается постоянным, всегда имеет место соотношение К—сТ.

Амплитуда стоячей волны в два раза больше амплитуды исходной прогрессивной волны, чему отвечают соответственно гребень и впадина стоячей волны. Расстояние между смежными гребнями или впадинами равно длине стоячей волны.

44


Если глубина моря меньше Я/2, то необходимо учитывать наличие дна. При этом траектории движения частиц будут иметь вид эллипсов и соответственно меняются указанные выше соотношения. Скорость распространения прогрессивной волны на конечной глубине вычисляют по формуле *

(2.4)

Период  и  длина   волны  связаны   между  собой  зависимостью

(2.5)

При очень малой глубине воды по сравнению с длиной волны thkdmkd, что с ошибкой до ~1% имеет место уже при й?/лжО,03, скорость распространения волны при этом вычисляют по формуле

(2.6)

Важнейшей характеристикой волны является ее энергия. Для прогрессивной волны на конечной глубине кинетическая и потенциальная энергии равны между собой:

(2.7)

Формулы для вычисления кинетической и потенциальной энергии стоячей волны на конечной глубине имеют вид

(2.8)

(2.9)

При стоячей волне сумма кинетической и потенциальной энергии постоянна и равна

(2.10)

а средние значения равны между собой:

(2.11)

При d=oo полученные выражения будут определять энергию волн в бесконечно глубоком море, только амплитуда волны будет иметь другое значение.

В реальных условиях волны имеют конечную высоту, и поэтому это обстоятельство в ряде случаев необходимо учитывать. В на-

* Зависимость скорости распространения от длины волны (или частоты) называют дисперсией волн.

45


стоящее время теория волн конечной амплитуды достаточно' хорошо разработана и помещенные в действующем СНиП 2.04.06—82 расчетные формулы для определения воздействия волн на гидротехнические сооружения разработаны на основании этой теории.

В зависимости от скорости ветра Uu, времени его действия t и длины пути (разгона) Lm *, на протяжении которого ветер питает волны энергией, высота волны от долей миллиметра может возрасти до 27...30 м. Однако такие значения высот волн наблюдаются чрезвычайно редко. Более часто крупные волны в океане имеют высоту 8,5...9,0 м.

В морях СССР наибольшие волны высотой 10... 12 м наблюдаются в Беринговом, Охотском и Баренцевом морях, в Черном и Каспийском морях  8...9 м.

На озерах и водохранилищах параметры ветровых волн значительно меньше и они круче, чем в океанах и морях, что связано с меньшими значениями волнообразующих факторов. Максимальные волны на озерах имеют высоту порядка 3 ... 4 м, иногда до 5...6 м (на Ладожском озере 5,8 м). Наиболее часто повторяются на крупных озерах волны с высотой 0,5...0,8 м, на мелких озерах— меньше 0,5 м. Крутизна волн на озерах составляет Vm ...'/2о против крутизны в океанах и морях '/is... '/25- На водохранилищах волны еще меньше  их высота составляет 3...4 м, что наблюдается при озеровидной форме водохранилища. При вытянутой форме водохранилища, что наблюдается достаточно часто, значительные волны развиваются при ветре, дующем вдоль водохранилища.

Распространяясь с глубокой воды в сторону берега, волны вступают в прибрежную, мелководную зону водоема (которая представляет наибольший интерес с точки зрения инженерной практики), после чего начинается непрерывный процесс изменения всех характеристик волнения, получивший название трансформации волн на мелководье. Трехмерные волны с продвижением в сторону уменьшающихся глубин постепенно превращаются в двумерные. Поэтому на мелководье волны всегда имеют вид очень длинных, примерно параллельных друг другу гребней. Одновременно происходит изменение скорости распространения волн, формы профиля волны, ее высоты и длины, траекторий и скорости движения частиц воды и др. Характер и величина этих изменений зависят прежде всего от глубины воды и крутизны исходных волн; определенную роль играют шероховатость и проницаемость дна, направление и скорость ветра и течений.

При косом подходе волн относительно направления изобат, что обычно имеет место в реальных условиях, с уменьшением глубины происходят постоянное изменение направления распространения волн, искривление линии гребней и разворачивание

Vw, t и Lm  называют основными  волнообразующими  факторами.

46


их\в сторону берега. Это явление, получившее название рефракции волн на мелководье, объясняется тем, что мористый участок гребня как бы обгоняет береговой участок, так как скорость распространения волны сокращается с уменьшением глубины воды. Явление рефракции существенно влияет на изменение параметров волнения. Так как на глубине с?=Х/2 волновые движения практически затухают, то теоретически трансформация и рефракция волн начинается только при d=A/2.

Во всех случаях при d<K/2 траектории частиц с приближением ко дну сплющиваются и у дна совершают колебательные движения по отрезкам прямых, параллельных поверхности дна.

В соответствии с изменением внутренней структуры меняется и форма профиля волны при ее движении в сторону берега: крутизна переднего склона волны возрастает, крутизна заднего склона уменьшается; гребни волн укорачиваются и поднимаются относительно спокойного уровня на величину, составляющую 80% и более от общей высоты волны; ложбины волн выполаживаются и немного удлиняются.

При достижении верхней частью переднего склона волны, примерно вертикального положения, гребень волны теряет устойчивость и обрушивается и волна разрушается. Разрушение происходит в течение короткого отрезка времени и очень бурно с образованием аэрированной зоны  пенистого буруна  и сопровождается характерным шумом; при этом наблюдается интенсивное рассеивание энергии.

Глубина разрушения, или критическая глубина, зависит от крутизны, т. е. отношения (/i/A)<j, волны на глубокой воде, уклона дна, направления и силы ветра и течений и колеблется, по данным наблюдений, в достаточно широких пределах  от dcr=0,75 hcr до dcr=2,5 her и в исключительных случаях до dcr=6 hcr. В среднем рекомендуется принимать dcr (1,25...1,5) hcr, где hrr  высота волны непосредственно перед разрушением.

Глубина разрушения возрастает с уменьшением крутизны волн на глубокой воде и увеличением уклона дна. В том же направлении действуют нагонный ветер и встречное течение, так как при этом возрастает крутизна волн и, следовательно, создаются условия для более раннего обрушения гребня.

Расчет параметров волн при их движении к берегу производится в соответствии со СНиП 2.06.04—82.

Кроме коротких ветровых волн наблюдаются длинные волны (см. выше). Длиные поступательные волны с небольшой амплитудой, вызванные действием внешних сил (изменением атмосферного давления, ветрового нагона, сейсмических явлений), распространяются после прекращения их действия как свободные волны от места возникновения к берегу и полностью от него отражаются. В результате интерференции падающей и отраженной волн образуются свободные стоячие волны, которые встречаются во всех природных водоемах. Они получили название сейш. Впер-

47


вые подобные волны были обнаружены швейцарским врачом Форелей в 1869 г. в Женевском озере. Изменения уровня, вызврн-ные сейшами, достигают в некоторых случаях 2...3 м. Колебания скоростей течения при сейшах сдвинуты на четверть периода относительно колебаний уровня (высокому и низкому уровням соответствует нулевая скорость, а среднему положению уровня — максимальная).

Амплитуды сейш на озерах меньше, чем в морях, и составляют 20...30 см, редко 50 см (Аральское море). Так же как и в морях, сейши в озерах могут быть поперечными и продольными. Течения, которыми сопровождаются сейши, сильно влияют на формирование гидрологического и биологического режимов озера.

В водохранилищах, как правило, сейши не наблюдаются. Длинные волны в этом случае образуются при резком изменении режима работы гидроузла. Например, при увеличении сброса воды в нижний бьеф вверх по водохранилищу распространяется отрицательная волна. При остановке турбины вверх по водохранилищу будет распространяться положительная волна.

Течения. Поступательные перемещения водных масс называют течениями. Течения могут подразделяться: по продолжительности— на постоянные, временные и периодические; по силам, их вызвавшим: силы могут быть внешние  ветер, давление, прили-вообразующие силы Луны и Солнца  и внутренние, появляющиеся в силу неравномерного распределения плотности воды;

по расположению в толще воды  поверхностные и глубинные.

Под воздействием ветра в зависимости от времени его действия в верхнем слое водоема могут возникнуть постоянные течения— дрейфовые, создаваемые господствующими и длительными ветрами, и временные  ветровые, возникающие при временном и непродолжительном ветре.

Одновременно с приливно-отливными изменениями уровня наблюдается горизонтальное перемещение водных масс  периодические приливно-отливные течения, которые могут быть только в океанах и морях.

При повышении уровня в каком-то районе моря в силу различных причин (выпадения атмосферных осадков, сток рек, нагон и др.) возникают стоковые течения. При ветровом нагоне эти течения располагаются от поверхности воды до дна и их называют градиентными течениями. При неравномерном распределении плотности возникают шютностные течения, которые могут быть и поверхностными, и глубинными.

Наблюдающиеся в водоемах течения в действительности являются суммарным течением, образующимся в результате действия многих сил. Из всего многообразия течений наибольшее практическое значение имеют течения, вызванные ветром (постоянные и временные), и приливно-отливные в морях.

Современная теория ветровых течений позволяет построить картину океанских течений, весьма близкую к наблюдаемой в

48


действительности, и объяснить ряд явлений, остававшихся до сих пор неясными. Согласно основным положениям этой теории, необходимо учитывать распределение скоростей и направлений ветра над исследуемым водоемом, характер рельефа дна в этом водоеме, трение о дно, а также трение между движущимися и неподвижными массами воды.

Воздушный поток, двигаясь над поверхностью воды достаточно долго, не только вызывает образование волны, но и в силу трения между воздухом и водой вовлекает ее в поступательное движение. Образовавшееся течение под влиянием вращения Земли (сила Крриолиса) отклоняется от направления ветра на 45° вправо в Северном и влево в Южном полушарии. С глубиной вектор скорости ветрового течения уменьшается по величине и меняет свое направление, отклоняясь все более вправо (Северное полушарие).

На некоторой глубине Dt, которую называют глубиной трения, течение противоположно поверхностному. Абсолютное значе-

Рис. 2.6. Циркуляция вод под действием ветра у приглубого берега (нагон).

/.../// зоны  течения;   / ... 9 — векторы    ско рости

Рис. 2 5. Изменение с глубиной величины и направления скорости дрейфового течения  на   глубокой  воде  в  Северном полушарии

49


ние скорости течения па этой глубине уменьшается по сравнению со скоростью на поверхности в 23 раза (рис. 2.5). Количество воды, переносимое по направлению ветра, оказывается равным нулю: какое количество воды перенесено в поверхностных слоях по направлению ветра, такое же количество в глубинных слоях перенесено обратно. Поток ветрового течения направлен перпендикулярно направлению ветра. В открытом водоеме (вдали от берега) при действии ветра явление нагона (или сгона) отсутствует, так как нет препятствия; при наклоне поверхности водоема, вызванного другими причинами  выпадением осадков, изменением атмосферного давления и др.,— развивается.

В прибрежной зоне наблюдается две группы течений: течения глубокой воды (дрейфовые и градиентные) и течения, обязанные своим происхождением ветровому волнению. При большой глубине у берега и нагонном ветре уровень воды перекашивается и возбуждается градиентное течение (см. выше), которое будет направлено вдоль берега по всей толще воды до глубины начала влияния дна. Распространяясь до поверхности, глубинные течения в слое толщиной Д будут суммироваться с ветровым течением.

Таким образом, у приглубого берега и нагонном ветре (рис. 2.6) в поверхностном слое до глубины Д вода частично движется вдоль берега и частично нагоняется к берегу в соответствии с рис. 2.7; в придонном слое толщиной Д' вода частично движется вдоль берега и частично от берега (рис. 2.6), компенсируя нагон; в глубинном слое толщиной d(Д+Д') вода движется только вдоль берега (рис. 2.6).

Собственно волновое течение обусловлено наличием переносной скорости при волнении, о чем впервые указал Стоке в 1848 г. Значение и направление переносной скорости изменяются по глубине в зависимости от относительной глубины d/K и могут быть направлены и в сторону берега, и в сторону моря одновременно в разных слоях. Можно представить циркуляцию воды в вертикальной плоскости для условий наклонного дна в пределах от глубины £/=0,5 А, до последнего разрушения волн на пляже в виде схемы, изображенной на рис. 2.7.

Циркуляция в горизонтальной плоскости в мелководной прибрежной зоне развивается в результате возмущений подводного рельефа или волнового поля. При этом формируются замкнутые круговороты (циркуляционные ячейки), обеспечивающие водообмен между областью неразрушенных волн и прибойной зоной. Течение к берегу направлено в области мелей или высоких волн и в сторону моря на участке депрессий (впадин) и пониженных высот волн.

При косом подходе волн к берегу вектор скорости частиц воды имеет составляющие, направленные вдоль берега и перпендикулярно ему, что обусловливает формирование так называемого энергетического течения (вдоль берега) и образование нагона

50


воды у уреза. Скорость энергетического течения зависит от степени диссипации энергии волн, которая достигает своего максимума при разрушении гребня волны. Поэтому и максимальная скорость энергетического течения наблюдается в зоне разрушения волн и зависит от параметров волн в открытом море, рельефа дна и конфигурации берега. Вне зоны разрушения скорость энер-

Рис. 2.7. Обобщенная схема циркуляции воды в береговой

зоне:

/ — зона донного переноса в сторону берега; // — зона конвергенции; 111 —зона донного переноса в сторону моря; IV— зона распределения волн; V — прибойная; VI зона волноприбойного потока; /  направление переноса масс воды; 2 — линия нулевой переносной скорости; 3  линия дна

гетических течений убывает и в сторону берега, и в сторону моря.

Скапливающаяся в результате волнового нагона у берега вода может переноситься в море компенсационными течениями: разрывными и противотечениями.

В озерах и водохранилищах течения выражены значительно слабее. Как правило, постоянные (дрейфовые) течения в озерах, за исключением самых крупных, отсутствуют. Преобладают течения стоковые, временные ветровые и конвекционные как в горизонтальной, так и в вертикальной плоскостях.

Стоковые течения хорошо прослеживаются в озерах вблизи устьев и истоков рек и в водохранилищах в их верхней части (течения в затопленных руслах рек) и вблизи гидроузлов при открытии затворов или включении турбин. В последнем случае скорости течений достигают иногда порядка 1,0 м/с (Куйбышевское водохранилище). Ветровые течения в озерах и озеровидных водохранилищах отличаются непостоянством по величине и во времени, что связано с изменчивостью поля ветра, орографией и морфометрическими особенностями озер и водохранилищ. Обычно зависимости, разработанные для морей, оказываются мало пригодными для условий озер и водохранилищ, и в ряде случаев

51


приходится   пользоваться  эмпирическими  связями,     полученными для конкретных условий того или иного водоема.

В прибрежной части озер и озеровидных водохранилищ в принципе наблюдаются все виды течений, указанных выше для условий моря. Интенсивность различных течений неодинакова: слабо выражены разрывные течения, но в то же время энергетические вдольбереговые течения обладают значительными скоростями, иногда порядка 1,0...1,5 м/с.

2.3. КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ

Поверхность, нормальную в любой точке к направлению силы тяжести, называют уровенной поверхностью, которая является эквипотенциальной поверхностью. Такая поверхность, совпадающая с идеализированной поверхностью океана, где суммарный потенциал гравитационных сил Земли и се атмосферы остается постоянным, получила название геоида. Фигура геоида отличается от эллипсоида вращения в силу неоднородного распределения масс внутри Земли.

Положение уровенной поверхности в какой-либо точке называют уровнем моря в данном месте.

На практике за средний уровень принимают среднее арифметическое значение высот уровней в данном месте над нулем поста, наблюдаемых за определенный промежуток времени. В зависимости от времени осреднения различают среднесуточные, среднемесячные, среднегодовые и средние многолетние уровни Для получения надежных средних рекомендуется пользоваться ежечасным или четырехсрочными наблюдениями.

Кроме стационарных возмущений поверхность геоида испытывает и нестационарные возмущения, которые в фиксированной точке проявляются в виде колебаний уровня моря. Эти колебания могут быть периодическими, непериодическими и вековыми.

К периодическим колебаниям уровня относятся: приливно-от-ливные, метеорологические, колебания, происходящие в результате годового хода осадков, испарения и стока вод, и колебания, связанные с периодическим изменением направления ветра.

Непериодические колебания уровня вызываются случайными изменениями величины осадков, испарения и стока, действием ветра случайного направления, подводными землетрясениями и извержениями (в результате чего могут образоваться цунами), временными течениями, непериодическим изменением атмосферного давления, изменением плотности воды и другими причинами.

Изменение уровня при действии ветра связано со сгонно-на-гонными явлениями, наблюдающимися в прибрежной зоне водоема. В мелких водоемах движение воды совпадает с направлением ветра. Если ветер дует в сторону берега, то в результате притока воды уровень у берега повышается  происходит нагон воды; при

52


направлении ветра от берега происходит понижение уровня — наблюдается сгон воды. Величина сгонно-нагонных колебаний зависит от местных условий, в частности от рельефа дна и конфигурации береговой линии. Наибольшие колебания уровня при сгонно-нагонных явлениях наблюдаются у отмелых берегов, в длинных сужающихся заливах, узких проливах и устьях рек.

Непериодическое изменение различных факторов и главным образом атмосферного давления над водоемом вызывает при определенных условиях колебания уровня в результате образования сейш (см выше).

Движение барической системы над невозмущенной поверхностью водоема вызывает динамические изменения уровня, которые, как показывают расчеты, значительно больше статических.

Обычно изменение уровня происходит в результате совместного действия указанных факторов, что объясняется их взаимообусловленностью и взаимосвязанностью. Особенно большое изменение уровня происходит при совпадении по фазе сгонно-нагонных колебаний и метеорологических колебаний, если еще к тому же период последних совпадает с перио'дом собственных колебаний водоема (сейшами) Именно этими причинами объясняются наводнения в Ленинграде, когда повышение уровня относительно нуля Кронштадтского футштока достигало 382 см (в 1924 г.) и 424 см (в 1824 г).

2.4. ЛЕДОВЫЙ РЕЖИМ

Классификация природных льдов. Наиболее общей является классификация, предложенная И. С. Песчанским, которая выделяет восемь классов льдов: атмосферные льды (снег, иней, град, гололед), поверхностные льды акваторий, покрывающие в зимнее время океаны, моря, озера, реки и небольшие водоемы, внутри-водные льды — скопление первичных ледяных кристаллов, образующихся в толще воды и на дне водоема (донный лед), сюда же относится шуга  всплывший на поверхность или занесенный внутрь потока внутриводный лед в виде комьев различных форм и размеров; материковые льды  различного типа ледники; льды многолетней мерзлоты; погребенные льды; льды особых образований например наледи, жильные льды, льды из пены и брызг; льды, искусственно созданные человеком. С точки зрения гидротехники наибольший интерес представляют льды второго класса, куда относятся кроме речных и озерных льды морские. Классифицировать льды можно по различным признакам.

По своему происхождению льды делятся на морские и пресноводные (речные, озерные и глетчерные).

Морские льды, в свою очередь, делятся на неподвижные и плавучие льды. Основной формой неподвижных льдов является припай  сплошной ледяной покров, связанный с берегом, иногда шириной до нескольких десятков километров. Начальной формой

53


припая является ледяной заберег, если припай не образован принесенным льдом.

По классификации, учитывающей условия образования и кристаллическое строение льдов, они разделяются на четыре группы: группа А  льды в сильно распресненных водоемах (5<2%о); группа Б  льды в солоноватых водоемах (S<24,7%0); группа В—льды морских водоемов (5>24,7°/оо); группа Г  льды, образующиеся в результате метаморфического преобразования. По условиям образования выделяются: конжеляционныи лед, образующийся при кристаллизации воды без включения элементов внутривод-ного льда; конжеляционно-внутриводный лед, образовавшийся при смерзании внутриводного льда; водноснежный лед, шуговой лед, инфильтрационный водно-снеговой лед, образующийся при излиянии воды через трещины в ледяном покрове, и др.

По кристаллическому строению выделяются три типа льдов: призматический, волокнистый и зернистый. Первые два типа характерны только для конжеляционных льдов, третий тип может наблюдаться как у конжеляционных льдов, так и у других видов льдов. Обычно ледяной покров не состоит целиком из льда какой-то определенной структуры. В зависимости от условий льдообразования в толще льда происходит либо плавный, либо скачкообразный переход от одной структуры к другой.

Призматический тип наиболее распространен в распресненных водоемах с изотермическим режимом, волокнистый  в морских водоемах при гомотермическом режиме.

При призматической структуре льда развитие кристаллов происходит главным образом в направлении оптических осей. Кристаллы имеют вид призм, усеченных пирамид, шестиков, игл и т. д. Кристаллы располагаются вертикально. Размеры кристаллов крупные. Форма кристаллов в распресненных водоемах правильная. В более соленых водоемах с менее устойчивой стратификацией форма кристаллов неправильная.

Для льда волокнистой структуры характерен рост кристаллов по вертикали, в направлении одной из побочных осей, совпадающей с направлением температурного градиента. Оптические оси кристаллов горизонтальны. Кристаллы волокнистого типа состоят из большого числа ледяных пластинок (волокон) толщиной 0,6...1,2 мм.

Размеры кристаллов меняются от 3...10 до 90...100 мм в поперечном разрезе и достигают иногда 1...2 м по вертикали.

По размеру различают микрозернистые кристаллы (0,05...0,1 см), мелкозернистые (0,1...0,5 см), среднезернистые (0,5...1,0 см) и крупнозернистые (>1,0 см).

Направление роста кристаллов и их форма, а следовательно, и структура льда зависят от условий льдообразования, т. е. от внешних условий.

При отсутствии волнения и течений и постоянной разнице тем-

54


псратур воды и воздуха образуется лед с кристаллами, развитыми в вертикальном направлении. При интенсивном перемешивании и быстром понижении температуры воздуха образуется лед с кристаллами изометрической неправильной формы.

В природе чаще имеет место лед смешанного строения, так как условия образования льда весьма различны, а кроме того, во льдах непрерывно происходят механические, термические и иные процессы.

Образование и разрушение льда. Образование льда как в пресной, так и в морской воде может начаться при условии сильной потери тепла водой, некоторого небольшого (в природных условиях от сотых долей до нескольких градусов) предварительного переохлаждения воды относительно точки замерзания и наличия в воде зародышей (ядер кристаллизации) в виде комплексов молекул, частиц пыли, снежинок, кристаллов льда и т. п.

Однако процессы льдообразования в пресной и морской воде происходят неодинаково из-за различия их химических и физических свойств. Так как пресная вода имеет наибольшую плотность при 4°С, то в пресноводном бассейне, после того как вода охладилась до 4°С, дальнейшее охлаждение идет очень быстро. Вода в поверхностном слое становится легче нижележащих вод, что затрудняет перемешивание, а следовательно, и поднятие на поверхность более теплых масс воды с глубины.

Рис. 2.8. Зависимость температуры наибольшей плотности воды (/р) и температуры замерзания (^г) морской воды от солености

Температура наибольшей плотности /р и температура замерзания морской воды tjr с увеличением солености понижаются, изменяясь практически линейно (рис. 2.8). При солености 24,7%0 обе температуры становятся одинаковыми и равными —1,33°С. Воды, соленость которых меньше 24,7%0, называют солоноватыми, и их замерзание происходит примерно также, как пресной воды. Температура наибольшей плотности морской воды, соленость которой больше 24,70/00, остается всегда ниже температуры замерзания. Поэтому до самого момента замерзания плотность морской воды с понижением температуры увеличивается и верхние охлажденные слои воды опускаются вниз; на поверхность поднимаются менее плотные и

более теплые воды, что затрудняет льдообразование в морской во-Де. Этому же способствует и более низкая по сравнению с пресной водой температура замерзания морской воды. После того как процесс льдообразования уже начался, происходит осолонение поверхностного слоя воды, так как лишь относительно небольшая часть солей, растворенных в морской воде, вмерзает в лед в виде твердо-

55


го осадка или рассола, большая же их часть стекает с рассолом в воду. В результате плотность поверхностных слоев увеличивается и они опускаются вниз, а к поверхности поднимаются опять более теплые воды, замедляя тем самым процесс льдообразования. Наличие течений и волнений, способствующих перемешиванию вод, затрудняет процесс льдообразования. Таким образом, лед представляет собой своеобразный конгломерат, состоящий из смерзшихся кристаллов пресного льда, рассола, заключенного в ячейках между кристаллами, и включений из газовых пузырьков. После того как образовался сплошной ледяной покров, потеря тепла водой сильно затрудняется и определяется теплопроводностью льда. Увеличение толщины льда происходит относительно медленно, и поэтому нарастающий снизу лед имеет почти правильную вертикальную ориентацию кристаллов и более прозрачен, чем в вышележащих слоях, так как образующийся рассол успевает стечь между кристаллами в воду.

Таяние льда начинается при переходе температуры через 0°С, прежде всего там, где снег или лед несколько загрязнены, так как это способствует большему поглощению тепла. Лед с белой поверхностью отражает до 50% лучистой энергии, свежевыпавший снег на льду  до 88%.

С началом таяния верхний слой снега пропитывается водой, на его поверхности образуются лужи-снежницы. Если наступает похолодание, то на снегу и на снежницах образуется ледяная корка, которая препятствует выделению тепла в атмосферу и, подобно стеклам в парнике, обусловливает накопление тепла водой. При новом повышении температуры развивающиеся снежницы ускоряют таяние льда, так как вода является хорошим аккумулятором тепла. Под водой лед протаивает, образуются сквозные отверстия (проталины), через которые вода стекает вниз и лед обсыхает.

При дальнейшем повышении температуры происходит интенсивное поглощение льдом тепла, появляется все большее число проталин, образуются трещины, которые, расширяясь, превращаются в пространства открытой воды, появляется возможность образования волнения. При волнении вода заплескивается на лед, размывает и крошит его; лед превращается в ледяную кашу, затем в отдельные кристаллы и, наконец, исчезает.

В озерах и водохранилищах ледостав и очищение от льда наблюдается обычно несколько позже, чем в реках. На малых озерах и водохранилищах этот разрыв может составлять 10... 15 дней, на крупных  значительно больше. Иногда период ледостава, особенно крупных озер, затягивается на 2... 3 месяца.

На водохранилищах лед образуется на мелководье и в зоне выклинивания подпора раньше, а в приплотинной части позже, чем на реках этой климатической зоны. По мере сработки водохранилищ лед оседает на дно у берегов и на мелководье. При

56


этом лед деформируется и трескается, через трещины выступает поверх льда вода и замерзает. Весной этот осевший лед частично всплывает с повышением уровня, частично тает на берегу.

ГЛАВА  3

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О РЕКАХ

3.1. РЕКА, ЕЕ ПРИТОКИ, РЕЧНАЯ СИСТЕМА

Атмосферные осадки, выпадающие на поверхность суши, стекают по склонам в виде временных потоков, накапливаются в углублениях рельефа, питают подземные воды при просачивании в почвы и грунты, образуют скопления льда и снега. Временные потоки, сливаясь вместе, дают начало постоянным потокам — сначала ручьям, малым рекам, а затем средним и большим рекам. Водный поток сравнительно больших размеров, как правило, постоянный, текущий в разработанном им русле и питающийся за счет поверхностного и подземного стока, называют рекой. Река, впадающая в океан, море или озеро, называется главной рекой. Реки, впадающие в главную реку, носят название притоков. Различают притоки различных порядков. Реки, впадающие в главную реку, являются притоками первого порядка, притоки рек первого порядка называются притоками второго порядка и т. д. Такое деление приводит к тому, что и мелкие реки, и крупные водные потоки попадают в один класс.

В настоящее время иногда применяют классификацию американского гидролога Хортона. По этой классификации рекой первого порядка считается река, не имеющая притоков, реки, принимающие в себя притоки первого порядка, называют притоками второго порядка и т. д. вплоть до главной реки, которую относят к самому высшему порядку. Следовательно, чем выше номер главной реки, тем более сложный характер носит речная система реки. При такой нумерации класс реки может рассматриваться как количественная характеристика степени разветвленное речной системы.

Речной системой называют совокупность всех рек какой-либо территории, сливающихся вместе и выносящих воды через главную реку в океан, море или озеро (рис. 3.1).

Совокупность всех рек, находящихся в пределах какой-либо территории, называют речной сетью. Речная сеть является элементом гидрографической сети, включающей в себя помимо рек озера, болота, балки, овраги на данной территории, а также искусственные каналы и водохранилища.

Место начала реки, с которого она определяется в виде постоянного потока, называют истоком. В случае образования крупной реки в результате слияния двух рек разного названия за ее

57


начало нередко принимают место их слияния. Тогда гидрографической длиной реки является сумма длин основной реки и той из ее образующих, исток которой наиболее удален от места слияния. Положение истоков некоторых рек часто носит условный характер. Нередко равнинные реки начинают свое течение из болот, в этом случае за исток принимается точка, с которой

появляется открытый поток с постоянным руслом. Многие реки берут начало из озер, тогда за исток принимается урез воды в озере в период межени; эта линия не является определенной, так как уровень озер подвержен колебаниям в многолетнем разрезе. В горных районах реки берут начало из ледников, в этом случае истоком считается место выхода речного потока из-под ледника. Зачастую истоком рек служат ключи и родники.

Рис. 3.1. Речная система р  Хатанги

По длине реки можно разделить на три участка, имеющих более или менее общие черты для разных рек: верхний, средний и нижний. На верхнем участке, характеризующемся обычно большими уклонами и, как следствие

последних, значительными скоростями, реки,   как  часто   говорят, находятся в «стадии молодости»,    энергично    разрабатывая    свое русло и вынося продукты размыва  (наносы)  на нижерасположенный участок реки. Средний участок представляет для рек «стадию зрелости»: эрозионная деятельность потока ослабевает, русла имеют умеренные уклоны, скорости течения уменьшаются. Здесь часто устанавливается равновесие между наносами,   поступающими   на ( участок, и наносами, уносимыми вниз по течению. На нижнем уча- j стке «на стадии старости» происходит аккумуляция продуктов раз- • мыва, поступивших с двух верхних участков. Здесь уклоны реки небольшие, течение слабое, берега низменные, устойчивые и слабо размываемые.

Место впадения реки в океан, море, озеро или другую реку называют устьем. Устьем считают также место, в котором воды реки полностью растекаются по поверхности суши, расходуясь

58


на испарение и отчасти фильтрацию в почву, или полностью разбираются на орошение, водоснабжение и г. п. В этом случае устье называют «слепым». Карстовые реки, переходящие в подземные, обычно устьев не имеют.

В случае впадения реки в другую реку происходит слияние двух водотоков, тогда как при впадении реки в море образуется переходная зона, на протяжении которой гидрологический режим, свойственный реке, переходит в морской. Различают две основные формы сопряжения речных потоков с морем: дельта и эстуарий. Дельтой называют форму устья реки, которая чаще всего образуется на мелководных участках моря или озера при впадении в них рек, транспортирующих большое количество наносов (рис. 3.2, а). Для дельты характерно многорукавное, часто вееро-

Рис. 3 2. Формы устьев рек: а — дельта; 6  эстуарий

образное русло, формирующееся в собственных отложениях. При этом в пределах устьевой области реки на мелководной зоне' вследствие отложения речных наносов часто образуются устьевые бары (острова), имеющие форму вала с изогнутым очертанием в плане. При незначительном содержании в реке наносов устье имеет форму эстуария  воронкообразно расширенного устья реки в виде морского залива (рис. 3.2, б).

Основными характеристиками  речной  системы  являются  про тяженность рек, их извилистость и густота речной сети.

59


Расстояние от истока реки до ее устья (км) называют длиной реки Суммарную длину всех рек, составляющих данную систему, называют ее протяженностью

Река в плане всегда имеет извилистые очертания, определяющиеся ее водным режимом, рельефом местности, геологическим строением долины, характером почв и грантов. Степень извилистости характеризуется коэффициентом извилистости (рис. 33), т. е отношением длины реки L, измеренной на карте (обычно крупномасштабной до 1:100000 включительно), к длине прямой /, соединяющей исток и устье: kwind = L/l. Река на своем протяжении может иметь различную извилистость, поэтому этот коэффициент определяется для отдельных участков реки.

Рис. 3 3   Примеры извилистости рек

Коэффициент   извилистости     /— 1,0    // 1,2 ///- 1,5

Важнейшим гидрологическим элементом, характеризующим степень обводненности территории, является густота речной сети Речная сеть имеет различную разветвленность, зависящую от рельефа местности, климата, характера грун-' тов и растительного покрова. Коэффициент густоты речной сети kden (км/км2) определяется отношением суммы длин всех рек бассейна данной реки (включая и пересыхающие) к площади бассейна F. kden = ^L/F.

Речная сеть распределена по территории СССР неравномерно, соответственно и густота речной сети меняется от 0 в пустынях Средней Азии до 1,5...2,0 км/км2 на Кавказе и в Карпатах.

3.2. РЕЧНОЙ БАССЕЙН

Бассейном называют часть земной территории, с которой вода по  поверхности и подземным   путем   стекает   в   отдельную   реку. \ Бассейн реки определяют до устьевого створа или любого створа по   длине   реки.   Границами   бассейна   служат   поверхностный   и подземный  водоразделы.   Поверхностная   водораздельная   линия проводится по наивысшим точкам местности, ограничивая участок земной поверхности, поверхностный сток с которой идет в данную >] реку. Подземный водосбор образуют толщи почвогрунтов, из которых вода  поступает в реку.  В  природе поверхностный  и  подземный водосборы чаще не совпадают, однако это несовпадение

60


уменьшается с возрастанием площади бассейна. При гидрологических расчетах обычно за размер речного бассейна принимают площадь поверхностного водосбора.

Различают морфометрические и физико-географические характеристики бассейнов. Морфометрические показатели характеризуют параметры формы речного водосбора. К ним относятся коэффициент развития водораздельной линии, площадь, длина, средняя ширина, средний уклон, средняя высота и др.

Отношение длины водораздельной линии Lw к длине окружности круга, имеющего площадь, равную площади бассейна F, называют коэффициентом развития водораздельной линии

Величина kw всегда больше единицы. Для бассейнов рек на территории Европы коэффициент kw изменяется в пределах 1,3 2,6.

Площадь бассейна определяется как площадь горизонтальной проекции территории, ограниченной поверхностным водоразделом.

Длиной бассейна Lb называют расстояние по прямой от замыкающего створа или устья главной реки до самой удаленной точки бассейна. При изогнутой форме бассейна прямая заменяется ломаной, каждый отрезок которой повторяет главныг изгибы русла Средняя ширина бассейна (м) равна площади бассейна, деленной на его длину: Bb = F/Lb.

Наибольшая ширина бассейна определяется по прямой, нормальной к линии, по которой находили его длину (оси бассейна), в наиболее широком месте.

Средний уклон бассейна определяют по картам планиметрированием частных площадей между горизонталями. Средний уклон между горизонталями 1г равен отношению разности отметок горизонталей ДЯ, к среднему горизонтальному проложению между ними Ьг, 1г = ДЯ1/&1. Средний уклон всей поверхности бассейна ib,m вычисляют как средневзвешенное из значений уклонов частных площадей между горизонталями:

где F  площадь бассейна,  равная  сумме частных  площадей.

К физико-географическим характеристикам бассейна относятся: географическое положение (географические координаты, близость к океанам, морям, пустыням, расположение относительно горных систем), рельеф водосбора (уклоны поверхности земли), климатические условия, геологическое строение, почвенный и растительный покров, промерзание почвогрунтов, залесенность, озерность, заболоченность, наличие ледников.

61


3.3. РЕЧНАЯ ДОЛИНА И РУСЛО

Реки текут в узких, вытянутых в длину, обычно извилистых пониженных формах рельефа, характеризующихся общим наклоном дна, образованного деятельностью текущей воды. Эти углубления земной коры называют долинами. Основными элементами поперечного профиля зрелой речной долины являются русло в период межени (низких расходов), правобережная и левобережная поймы, склоны долины, террасы и др. (рис. 3.4).

Русло  наиболее пониженная часть долины, выработанная речным потоком, по которой осуществляются перемещение большей части донных наносов, транспортируемых рекой, и сток воды в междупаводочные периоды. Речное русло имеет четко выраженные границы, определенные берегами и бровками русла. Грунтовый состав дна русла сравнительно однороден.

Часть дна долины, которая затапливается в периоды высокой водности, носит название поймы. В поперечном сечении поймы выделяют прирусловую (более повышенную), центральную (не-

Рис. 3.4. Схема поперечного профиля долины реки:

/ — превышение берега; 2 — бровка левого берега долины; 3 — урез воды; 4— левый берег; 5  глубина долины; 6 — уровень половодья; 7  ширина поймы правого берега; 8  правый берег; 9  бровка правого берега; 10 — высота склона; //  крутизна склона Р; 12 — подошва склона; 13 — высота берега, 14 — крутизна берега а; 15 — урез воды, 16 — ширина реки в межень; П ирина реки в половодье; 18—ширина долины; 19— ширина поймы левого берега; 20  прирусловая часть поймы; 21центральная часть поймы; 22  притеррасная часть поймы

сколько более низкую и ровную) и притеррасную (наиболее пониженную) части. Формирование поймы связано с внутригодо-выми изменениями водности реки  с прохождением половодья и паводков, несущих большое количество наносов. Различают поймы двусторонние, располагающиеся по обе стороны от русла; односторонние, когда русло потока прижато к одному из склонов долины, и чередующиеся, т. е. расположенные попеременно то с левой, то с правой стороны. У поймы нет четких границ, что является следствием постоянного изменения высоты половодья и

62


паводков. Рельеф поймы характеризуется значительной расчлененностью. Поверхность поймы покрыта характерной травяной, кустарниковой или даже лесной растительностью.

При понижении базиса эрозии (поверхности, на уровне которой водный поток теряет свою живую силу и ниже которой он не может углубить свое русло) или понижении уровня моря уклон на нижнем участке увеличивается, река снова начинает углублять свое русло, при этом на некоторой высоте над дном долины образуются горизонтальные площадки, называемые террасами. Пойма представляет собой нижнюю террасу. Линию пересечения склонов долины с поверхностью прилегающей территории называют бровкой. Линия, соединяющая наиболее глубокие точки речной долины, носит название тальвега.

Размеры долины и русла каждой реки находятся в тесной связи с величиной ее стока и гидрологическим режимом.

Размеры долин, их очертания и происхождение могут быть весьма различными. Обычно речные долины имеют извилистую форму в плане и меняются по ширине: наблюдается чередование расширений с более или менее резкими сужениями, что обусловливается наличием пород различного состава и их различной сопротивляемостью размыву текущей водой. Образование и развитие речных долин практически всегда связано с работой текущей воды, но в ряде случаев структура долин определяется в большей или меньшей мере совместным действием проточной воды и геологическими факторами. В зависимости от того, какой фактор являлся более существенным в процессе формирования долины, их подразделяют на следующие типы: эрозионные, образованные исключительно благодаря деятельности проточной воды; тектонические, сформированные под влиянием горно-образовательных процессов; вулканические, образованные вследствие вулканических процессов; ледниковые, отражающие в своей морфологии воздействие двигавшихся ледников.

В зависимости от геологического возраста и характера горных пород различен и характер поперечного профиля речных долин. Сравнительно мало разработанные молодые, чаще всего свойственные горным районам, речные долины имеют поперечный профиль с отвесными вертикальными стенками и узким дном. Дно и берега их сложены трудноразрушающимися скальными породами. Долины подобного типа называют щелями, каньонами или ущельями. В равнинных районах, сложенных сравнительно легко размываемыми породами, чаще встречаются трапециевидные формы речных долин. Такие долины имеют широкое плоское дно с вогнутыми склонами, выполаживающимися к тальвегу. В природе встречается множество промежуточных форм речных долин в зависимости от конкретных условий происхождения и развития.

Размеры и формы русл равнинных рек разнообразны, они определяются водностью потока, размывающего грунты долины,

63


особенностями рельефа и характера пород, слагающих русло. Линию пересечения поверхности воды в русле с берегом называют урезом воды. На реке различают урезы левого и правого берегов. В равнинных условиях русла практически всех рек, за исключением очень крупных, имеют криволинейные плановые очертания, при этом различают гидрографическую и орографическую извилистости. Гидрографическая извилистость возникает вследствие размывающей деятельности потока в пределах дна долины. Возникающие при этом свободные изгибы потока называют меандрами (по названию очень извилистой реки в Древней Греции), а процесс их образования  процессом меандрирования. Извилистость, обусловленная приспособлением потока к извилинам долины (вынужденные изгибы), называют орографической. Гидрографическая извилистость характерна для рек, долины которых сложены легкоразмываемыми мягкими грунтами, орографическая отличает реки, текущие в долинах с трудноразмываемыми породами. Во всех случаях независимо от того, какие окончательные формы в плане принимает речное русло в процессе своего развития, характерным является преобладание извилистых участков над прямолинейными.

В  связи с извилистостью закономерно изменяются    по длине реки и глубины воды. Речное русло   состоит из плесов    (глубоководных участков на изгибах) и перекатов (мелководных участков) (рис.  3.5). Линия, идущая  по  наибольшим    глубинам  в  речном русле, носит название    фарватера.    На плесах она прижимается

Рис. 3.5. Морфологические элементы участка реки плес — перекат:

а  план; б—продольный профиль по фарватеру и поперечные профили русла; /  верхняя коса (пески); 2  нижняя коса (пески); 3— .верхняя плесовая лощина; 4— то же, нижняя; 5 — седловина; б — корыто; 7 —напорный скат; 8 — подвалье; 9 — гребень (вал); 10 фарфатер; // — изобаты; 12 — затонская часть нижней плесовой лощины; 13 — глубина проектная и более; 14 — глубина менее проектной

64


к вогнутым берегам, перемещаясь на перекатах от одного берега к другому. Форма поперечных сечений русла на плесах и перекатах различна.

При определении объемов воды в реках, количества наносов и других гидравлических элементов возникает необходимость в определении морфологических характеристик русла. Основой для их получения являются поперечные профили и план русла реки в горизонталях или изобатах. Последние представляют собой линии, соединяющие точки с равными глубинами, отсчитываемыми от поверхности воды. Если известна отметка поверхности воды в период производства промеров глубин, то нетрудно подсчитать отметки дна в каждой промерной точке и перестроить план русла в изобатах в план в горизонталях.

Сечение потока плоскостью, перпендикулярной динамической оси потока (линии на плане реки, в каждой точке которой скорость течения воды имеет наибольшее значение в живых сечениях), называют водным сечением потока. Оно ограничено снизу дном, с боков  берегами русла, а сверху  линией горизонта воды. При наличии ледяного покрова верхней границей водного сечения служит нижняя граница льда. Различают живое водное сечение и мертвое пространство. Часть площади сечения, в которой можно мерить скорости течения, называют живым сечением. Участки, на которых значение скорости меньше того, которое можно измерить, что наблюдается обычно у берегов, заросших растительностью, называют мертвыми пространствами. Площадь водного сечения зависит от уровня воды в реке. Уровень воды — высота поверхности воды, отсчитываемая относительно некоторой постоянной плоскости сравнения. Каждому уровню воды в реке соответствует свое водное сечение.

Основными морфологическими характеристиками живого сечения являются ширина, площадь, средняя глубина, смоченный периметр и гидравлический радиус.

Шириной живого сечения Вг называют расстояние между урезами правого и левого берегов. Каждому наполнению русла соответствует своя ширина реки. Поэтому изменение ширины может быть представлено в зависимости от уровня: ВГГ(Н)

Площадь живого сечения со/- с возрастанием уровня воды также увеличивается: следовательно, и>г—(иг(Н).

Средняя глубина живого сечения dr,m=(uTIBr.

Иногда в качестве дополнительной морфологической характеристики определяют максимальную глубину русла drmax по поперечному профилю реки.

Смоченный периметр % представляет собой длину подводного контура поперечного сечения, т. е. длину линии дна между урезами. При увеличении смоченного периметра возрастает сопротивление, оказываемое руслом движущейся жидкости за счет трения о ложе.

3-1324 65


Гидравлический радиус /?г=иг-

Для речных русл равнинных рек при их значительной ширине разница между смоченным периметром и шириной русла всегда очень мала, поэтому в расчетах смоченный периметр можно заменить шириной русла по урезу, а вместо гидравлического радиуса часто используют среднюю глубину.

Форма поперечного сечения русла характеризуется зависимостью между шириной русла и его наибольшей глубиной. Наиболее упорядоченное движение воды в русле обеспечивается при параболическом очертании его поперечного сечения. Наличие резких углублений или выступов дна создает застойные зоны.

Шероховатость русла обусловливается наличием неровностей на дне и берегах русла, оказывающих повышенное сопротивление течению воды. Различают абсолютную и относительную шероховатость. Среднюю высоту выступов над средней линией дна называют абсолютной шероховатостью Л. Отношение абсолютной шероховатости Д к средней глубине потока dr,m па данном участке реки называют относительной шероховатостью. Шероховатость русла речного потока определяется характером грунтов, слагающих дно и пойму, степенью развития донных гряд, характером растительности в меженном русле и на пойме, загроможден-ностью русла обломками камней, упавшими деревьями и др. Для количественной оценки шероховатости применяют коэффициент шероховатости, устанавливаемый по специальной шкале. Увеличение шероховатости вызывает уменьшение скорости потока как в русле, так и на пойме.

3.4. ПРОДОЛЬНЫЙ ПРОФИЛЬ РЕКИ, ПОПЕРЕЧНЫЙ УКЛОН

Графическое изображение продольного вертикального разреза русла по линии фарватера или по его средней линии с указанием высотного положения свободной поверхности в межень или половодье и линии дна при движении от истока к устью называют продольным профилем реки. Высота рассматриваемых точек берется над какой-либо плоскостью сравнения, например над уровнем моря. Пусть h\ и hz  отметки поверхности воды (дна) в начале и в конце рассматриваемого участка реки (рис. 3.6). Разность (м) указанных отметок Ah=h\hz, взятую с обратным знаком, называют падением свободной поверхности (дна) на выделенном участке реки. Отношение падения А/г к длине данного участка реки определяет уклон поверхности воды (дна). Чаще всего уклон выражают в виде десятичной дроби или в промилле (%о), что означает падение, выраженное в тысячных долях от длины участка. Например, если падение на расстоянии 2 км равно 1 м, то уклон равен 1:2000=0,0005 или 0,5%0. Уклоны поверхности воды и дна на одном и том же участке реки, как правило, не совпадают.

66


Продольный профиль водной поверхности изменяется в зависимости от наполнения русла и прохождения половодья и паводков. При построении продольного профиля поверхности воды обычно используются меженные уровни. Этот профиль повторяет сглаженный профиль дна. Иногда строится мгновенное положение свободной поверхности воды одного паводка. Продольные про-

 

Рис. 36   Продольный профиль участка реки:

/  поверхность   воды;   2 — дно  реки;   h\   и /12      отметки   поверхности   воды   (дна),   / длина участка реки

 Рис. 3.7. Относительные профили рек (по С. В. Григорьеву):

/ — профиль   равновесия;    2 — прямолинейный, 3      сбросовый, 4 — ступенчатый

фили отдельных рек различаются по форме в соответствии с уклонами и рельефом дна долины, характера грунтов и т. д.

В соответствии с характером распределения падения и уклонов по длине реки существует четыре основных типа продольных профилей рек (рис. 3.7).

Плавновогнутый профиль, или профиль равновесия, встречающийся чаще всего, характеризуется вогнутой кривой, более крутой в истоках реки и пологой ближе к устью; наиболее типичен для рек равнинных районов с однообразными, легко размываемыми грунтами, но присущ и рекам горных систем складчатого типа (например, профили рек Риони, Вахш).

Прямолинейный профиль, наблюдаемый чаще всего на малых равнинных реках, характеризуется равномерными уклонами на всем протяжении реки. Близкий к прямолинейному профиль имеет река Кама.

Сбросовый профиль, имеет вид выпуклой параболической кривой с малым падением в верховьях и большим в нижнем течении реки. Подобный профиль характерен лишь для рек Карелии и Кольского полуострова.

Ступенчатый профиль отличается чередованием участков с малым и сосредоточенным падением, встречается на реках, русло которых сложено трудно размываемыми горными породами. Такой профиль часто характеризуется наличием порогов и водопадов и встречается в горных странах, например на реках Памир и Гунт (Средняя Азия).

3> 67


Продольные профили большинства рек непрерывно изменяются под влиянием многих факторов. Русло реки с течением времени стремится занять более низкое положение, при этом уклоны по длине реки распределяются так, что не происходит намыва или размыва дна. Такому состоянию соответствует плавновогнутый профиль, называемый профилем равновесия.

Средние уклоны рек на территории СССР вследствие различного рельефа изменяются в широких пределах. Наименьшие уклоны свойственны равнинным рекам: средний уклон (%о) Волги — 0,07, Оби  0,04, Иртыша  0,05. Значительные уклоны (%0) имеют реки горных районов: Кубань—1,46, Терек  4,77, Зерав-шан — 6,2.

Кроме продольных уклонов водной поверхности в реках наблюдаются и поперечные, т. е. поперечный профиль водной поверхности представляет собой не горизонтальную линию, а характеризуется наличием превышения уровня вод у одного берега над уровнем у другого. Поперечный наклон водной поверхности является результатом действия центробежной силы и отклоняющей силы вращения Земли (силы Кориолиса).

Центробежная сила возникает при движении воды на закруглениях русла и направлена по радиусу кривизны от центра закругления. Совместное действие силы тяжести и центробежной силы обусловливает наклон водной поверхности с повышением в сторону вогнутого берега.

Действие силы Кориолиса проявляется в том, что все тела, движущиеся относительно земной поверхности, в Северном полушарии отклоняются вправо, а в Южном  влево от направления их движения. Практическим подтверждением действия силы Кориолиса является тот факт, что реки Северного полушария, текущие в меридиональном направлении, имеют крутой правый берег, подмываемый речным потоком, и пологий левый.

Сила Кориолиса действует на русловой поток как на поворотах так и на прямолинейных участках. Сама отклоняющая сила вращения Земли относительно мала, поэтому и поперечный уклон, вызываемый ее действием, значительно меньше, чем уклон, обусловленный центробежной силой. В тех случаях, когда направление силы Кориолиса совпадает с направлением центробежной силы, значения этих сил складываются, при противоположном направлении названных сил равнодействующая будет равна их разности.

Сравнение поперечных уклонов, возникающих под действием центробежной силы и силы отклоняющего действия вращения Земли, с продольными уклонами рек показывает, что продольные уклоны всегда значительно больше поперечных, даже в тех случаях, когда обе силы действуют в одном направлении. Так, на реках Дон, Кама, Обь, Иртыш продольные уклоны в естественном состоянии в период межени 0,06... 0,09% 0, а поперечные уклоны на закруглениях русла не превышают 0,03 ... 0,05%0.

68


3.5. ПИТАНИЕ РЕК

Одним из главных компонентов водного баланса речного бассейна являются атмосферные осадки, выпавшие на земную поверхность в результате круговорота воды на Земном шаре. В зависимости от вида атмосферных осадков (жидкие, твердые) и путей их движения к рекам различают следующие основные виды питания: дождевое, снеговое (талые воды), ледниковое и подземное.

Дождевое питание происходит за счет обложных дождей и ливней, выпадающих в пределах речных водосборов. При определенных условиях часть жидких осадков образует поверхностный сток и является непосредственным источником питания рек в периоды паводков.

Снеговое питание обусловлено таянием твердых осадков, аккумулирующихся на земной поверхности в виде снежного покрова. На равнинных территориях и невысоких горах снег, накопившийся в холодный период в бассейне реки, полностью стаивает в теплое время (весной и летом). В высокогорных районах твердые осадки частично пополняют запасы вечных снегов и ледников, талые воды которых служат источником ледникового питания рек. Наибольший ледниковый сток наблюдается в самые жаркие месяцы.

Подземное питание формируется за счет просачивания в верхние слои земли части талых и дождевых вод. -При определенных условиях подземные воды быстро дренируются реками, а некоторая часть идет на пополнение запасов подземных вод, которые значительно медленнее попадают в реки. Подземные воды обеспечивают устойчивость речного стока.

Наиболее часто реки имеют смешанное питание, обусловленное участием нескольких источников питания. Соотношение между количеством воды, поступающим в реки от того или иного источника питания, неодинаково в различных районах.

Для большей части бассейнов рек на территории нашей страны характерно преобладание снегового источника питания. На крайнем юге расположена область рек чисто снегового питания. Здесь дожди вследствие сухости климата не дают стока, грунтовые воды залегают глубоко и почти не участвуют в питании рек. Половодье на этих реках проходит весной, а летом они мелеют или пересыхают. К ним относятся реки Северного Казахстана, Заволжья, водотоки на участке между нижним течением Днепра и Азовским морем.

На большинстве крупных рек европейской части страны, реках бассейнов Оби и Енисея, левобережных притоках Лены, реках северного побережья, впадающих в Карское море и море Лаптевых, а также к восток) от р. Индигирки снеговое питание превышает 50%. В верхнем течении Енисея и Ангары доля снегового питания уже не достигает 50% вследствие усиления дождевого и подземного питания.

69


На западе и северо-западе европейской части СССР расположены бассейны рек смешанного типа питания, здесь возрастает дождевое и снижается снеговое питание, хотя по-прежнему последнему принадлежит основная роль. Реки дождевого питания в СССР занимают небольшие площади. Реки чисто дождевого питания встречаются на Кавказе (Колхида и Ленкорань) и в Крыму. На Дальнем Востоке, в области муссонного климата, для рек характерно преимущественно дождевое питание с малой долей стока подземных вод. Ледниковое питание имеют реки Кавказа и в горной части Средней Азии. Для одной и той же реки эти соотношения меняются от сезона к сезону и определяются главным образом климатическими условиями.

Количественная оценка роли отдельных источников питания в общем объеме стока реки производится путем расчленения типового гидрографа. Гидрограф представляет собой график изменения во времени расхода воды за год или часть года (сезон, половодье или паводок), где расход выражает объем воды, протекающий через живое сечение потока в единицу времени (см. гл. 4). Типовой гидрограф отражает общие черты внутригодового распределения стока за многолетний период. При его построении сначала на годовых гидрографах, полученных в результате гидрометрических наблюдений в данном створе реки (см. гл. 6), выделяют характерные точки, соответствующие началу и концу половодья, максимуму расхода воды и т. д. Затем проводят статистическое осреднение значений расходов в характерных точках и соответствующих им дат. По установленным точкам строят плавный график, представляющий собой обобщенную среднемноголетнюю характеристику распределения стока внутри года. Объем стока, определенный по типовому гидрографу, должен быть численно равен среднему многолетнему стоку реки в данном створе. На типовых гидрографах на характерных точках указываются предельные расходы и соответствующее им время.

Вследствие различных условий стокообразования и недостаточной гидрологической изученности речных бассейнов выбор обоснованной схемы расчленения гидрографа представляет собой довольно трудную задачу и решается в настоящее время приближенно. Наиболее простой способ расчленения гидрографа состоит в том, что на графике прямыми или плавными линиями соединяют точки минимальных расходов перед началом весеннего половодья и все частные минимумы меженного периода в промежутках между паводками. Указанный способ, однако, не учитывает особенности режима стока подземных вод в реки. Сложность выделения подземного стока обусловливается тем, что последний складывается из трех различных по динамичности поступлений составляющих: глубинного устойчивого во времени стока, сезонного грунтового питания и временных накоплений в берегах, куда речная вода попадает во время половодья и паводков. Каждая из составляющих имеет свои особенности режима. Б. В. Поляковым пред-

70


ложен способ расчленения гидрографа с учетом режима стока подземных вод в реки (рис. 3.8). На гидрографе плавными (или прямыми) линиями соединяют точки минимальных расходов перед началом весеннего половодья и в конце его с абсциссой, соответствующей нулевому значению подземного питания в момент прохождения гребня половодья. Дождевые паводки выделяются соединением частных минимумов меженного периода в промежутках

Рис. 3.8. Схема расчленения гидрографа по генезису:

/- глубокое грунтовое  питание;  2  снеговое половодье; 3      отдача   поймы;   4      верховое  поемное   питание.  5 цождевы^   паводки;   6 — изъятие  стока   на   льдообразование;  I . . . XII месяцы

между паводками. Подземный сток разделяется на глубинный и верховой горизонтальной линией, проведенной на высоте наименьшего расхода воды перед наступлением половодья.

Повышению точности выделения отдельных источников'питания то гидрографу способствует использование комплексных графиков, на которых график расходов совмещается с графиками ежедневного хода температуры воздуха и суточных величин атмосферных осадков (с выделением твердых осадков).

3.6. УРОНЕННЫЙ РЕЖИМ

Непрерывное изменение притока воды в реку от талых вод, дождей и грунтовых вод обусловливает колебание расходов и соответствующих им уровней воды в реке. При этом увеличению расхода воды в общем случае соответствует повышение уровня, и наоборот. Сходство режима уровней и расходов находит подтверждение при сравнении графиков колебаний уровней и расходов (гидрографов). Взаимосвязь расходов и уровней, изображенная

71


графически в прямоугольных координатах, представляется кривой расходов, которая строится для определения стока воды. Если по всей амплитуде колебаний расхода каждому его значению соответствует только одно значение уровня, то связь между расходом и уровнем является однозначной (рис. 3.9, а). Однозначная связь соответствует равномерному установившемуся движению воды в недеформируемом русле с постоянной формой поперечного сечения, чего в естественных реках практически не бывает. При неустановившемся движении воды в реке (при прохождении весеннего половодья и особенно паводков, при попусках воды из водохранилища) для кривой расходов характерно наличие паводочной петли (рис 3.9, б). Уклон водной поверхности при прохождении волны паводка на подъеме больше, чем на спаде, поэтому при одном и том же уровне в период подъема наблюдается больший расход, чем на спаде. Разница эта проявляется тем сильнее, чем меньше продольный уклон речной долины (равнинные реки).

Помимо изменения расхо-

Рис. 3.9. Кривая расходов Q = Q ):

а  при однозначной связи расходов и уровней; б — при неоднозначной связи расходов и уровней

дов колебания уровня могут определяться и другими причинами, к которым относятся изменение отметок дна русла вследствие отложения наносов или их размыва; возведение на реке искусственных подпорных сооружений, нарушающих естественный ход уровня; зарастание русла водной растительностью, создающей дополнительное сопротивление движению воды, для преодоления которого требуется повышение уровня; появление и наличие на реке ледяного покрова и внутриводного льда; сгонно-нагонные и приливно-отливные явления на устьевых участках рек и т. д. В ряде случаев одновременное действие нескольких факторов обусловливает весьма сложный уровенный режим.

Представление о наиболее характерном хронологическом ходе уровней в течение года или в отдельные его периоды дается типо-

72


вым графиком уровней, который строится  аналогично    типовому графику расходов, рассмотренному в (3.5).

При сравнении графиков колебания уровня воды двух или нескольких водомерных постов (см. гл. 6), расположенных вдоль реки на бесприточном или малоприточном участке, легко заметить значительное сходство в общих очертаниях графиков и в их характерных точках. Уровни сравниваемых постов, относящиеся к одинаковым фазам режима, называют соответственными. За одинаковые фазы принимают максимумы резко выраженных подъемов и минимумы впадин, при этом максимумы и минимумы в нижних постах наблюдаются позже по сравнению с верхними на время, равное сроку пробега водной массы потока от одного поста до другого. Графическую зависимость между соответственными уровнями используют для восстановления пропусков наблюдений на одном посту по данным другого, при переносе наблюдений над уровнем из одного поста в другой и для заблаговременного краткосрочного прогноза уровней на нижнем пункте по сведениям об уровнях на вышерасположенных постах.

3.7. ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ

Формирование термического режима рек происходит в результате теплообмена между водной массой и атмосферой и водной массой и ложем русла. Выражением этого процесса служит тепловой баланс участка реки, рассмотренный в гл. 1.

Основным источником тепла для поверхности Земли является Солнце. Поток внутреннего тепла Земли по сравнению с солнечным теплом чрезвычайно мал и в ряде практических задач им можно пренебречь.

Солнечная радиация частично отражается от поверхности воды, частично проникает внутрь водных масс, где рассеивается и поглощается комплексами молекул и взвешенными частицами органического и неорганического происхождения. Процесс этот идет достаточно интенсивно, и поэтому глубина проникновения солнечного тепла незначительна и зависит от прозрачности воды. При мутной воде, что характерно для рек, практически вся солнечная радиация поглощается на поверхности воды. Перенос тепла на глубину осуществляется в результате турбулентного перемешивания *. Различают фрикционное перемешивание (динамическая турбулентность), которое возникает при наличии градиентов скоростей, что обеспечивает передачу тепла (и других свойств воды) от одного слоя к другому, и конвективное перемешивание (гравитационная турбулентность), или конвекция, которая возникает при уменьшении плотности воды сверху вниз. При термической (свободной) конвекции, когда изменение плотности происходит за счет

* Молекулярная теплопроводность воды очень мала, и поэтому прогрев во-Ды сверху при неподвижной воде происходил бы чрезвычайно медленно.

73


изменения температуры, основной силой, вызывающей движение воды, является подъемная архимедова сила. Динамическая турбулентность— явление в природных водах постоянное и служит постоянно действующей причиной переноса тепла в горизонтальном и вертикальном направлениях, вследствие чего происходит выравнивание температур по живому сечению реки. Конвекция (гравитационная турбулентность)—явление не постоянное, происходит только в вертикальном направлении в неоднородной по плотности воде и до тех пор, пока не наступит полного выравнивания характеристик воды по глубине. Наиболее интенсивная термическая конвекция наблюдается в осенний период при понижении температуры воздуха: поверхностные слои водных масс охлаждаются быстрее глубинных, становясь более плотными, в результате они опускаются вниз, вытесняя более теплые и менее плотные глубинные массы.

Типичные черты температурного режима речных вод обусловливаются метеорологическими условиями, свойственными каждому сезону, так как именно они определяют соотношения между приходом и расходом тепла, т. е. соотношения между элементами теплового баланса.

Годовой цикл термического режима замерзающих рек четко разделяется на два периода: открытой водной поверхности и ледостава. В период открытой водной поверхности ход средней по живому сечению температуры воды с некоторым сдвигом по времени практически идентичен ходу температуры воздуха, что обусловлено сравнительно быстрым изменением поверхностной температуры воды при изменении метеорологических условий и интенсивным перемешиванием водной массы. При этом в первую половину этого периода (особенно во время весеннего половодья) температура воды ниже температуры воздуха, go вторую половину периода соотношение меняется: температура воды становится выше по сравнению с температурой воздуха. Такой ход температур отмечается на большинстве рек нашей страны, за исключением горных, питающихся талыми водами вечных снегов и ледников, где разности температуры воды и воздуха остаются отрицательными в течение всего теплого периода, уменьшаясь по мере удаления от истока. При наличии ледяного покрова температура воды остается почти постоянной и близкой к 0°С.

Суточные изменения температуры речных вод связаны с различиями в теплообмене воды с атмосферой в ночное и дневное время. Суточный ход наиболее ярко выражен в теплое время года, при этом амплитуда колебаний температуры воды зависит от водности реки, широты места и погодных условий. Чем больше водность реки, тем меньше суточная амплитуда. При ясной погоде разница между температурой воды днем и ночью больше, чем при пасмурной.

Несмотря на интенсивное турбулентное перемешивание и вследствие этого достаточно равномерное распределение температуры

74


воды по живому сечению, в различные сезоны года отмечаются определенные особенности в распределении температуры воды как по ширине, так и по глубине рек. Для большинства рек в период повышения температуры воды ее значения у берегов несколько выше, чем на стрежне, в период охлаждения  ниже. Наибольшие изменения температуры по поперечному профилю связаны с поступлением вод притоков, если последние теплее или холоднее вод главной реки.

Изменения температуры воды по глубине выражены менее резко. В весенний половодный период при общем понижении температуры воды с глубиной различия у поверхности и дна не превышает 0,5°С. В летний период разница температуры на поверхности и у дна при прямой температурной стратификации достигает 2...3°С, иногда 5°С (р. Ангара). В осенний период устанавливается обратная температурная стратификация с разностью температур на поверхности и у дна до 0,6°С.

Изменение температуры речных вод по длине рек связано с изменением теплового режима и климатических условий ландшафтных зон, по которым протекает водный поток. На больших равнинных реках, текущих с севера на юг, температура воды непрерывно повышается от истока к устью, если только в нее не впадают притоки с более холодной водой. На реках, текущих в обратном направлении, может наблюдаться понижение температуры к устью. На реках, текущих в широтном направлении, температура практически неизменна. Но в верховьях этих рек, а также на небольших реках на некотором расстоянии от истока температура воды несколько повышается. На горных реках температура воды также повышается вниз по течению. Для горных рек температура воды в истоках определяется источником питания (ледник, снеговые запасы), но по мере удаления от истока большее значение приобретают климатические условия.

Температурный режим озерных рек тесно связан с температурой озера, из которого река берет начало, при этом чем больше водная масса озера, тем значительнее расстояние по реке, на которое распространяется его влияние.

Естественные изменения температурного режима речных вод могут быть нарушены в результате хозяйственной деятельности человека, например при сбросе в реки теплых промышленных и бытовых вод (см. гл. 7).

3.8. ЛЕДОВЫЙ РЕЖИМ

При снижении температуры воды до 0°С и появлении на реке льда реки вступают в фазу зимнего режима. Продолжительность его отсчитывается с момента установления отрицательных температур воздуха, обусловливающих возникновение на реке ледовых образований, до начала интенсивного весеннего подъема уровня воды и очищения реки от льда.

75


В ледовом режиме рек выделяют три фазы: замерзание, ледостав и вскрытие. Характерными датами ледовых явлений на реках являются дата начала осеннего ледохода, дата замерзания реки, дата вскрытия, дата весеннего ледохода. Замерзание реки начинается при отрицательном тепловом балансе, обусловливающем интенсивные теплопотери с водной поверхности. Быстрое охлаждение воды приводит первоначально к образованию на мелководных участках у берегов, а также в заводях и в застойных местах льда на поверхности воды, так называемых заберегов. Одновременно с заберегами, а иногда несколько позже на водной поверхности появляются скопления смерзшихся кристаллов льда игольчатой формы, называемые салом. Турбулентное перемешивание способствует понижению температуры воды и ее выравниванию по всему сечению. Переохлаждение всей толщи воды и наличие ядер кристаллизации создают благоприятные условия для образования ледяных кристаллов не только на поверхности, но и во всей массе воды. Кристаллы, объединяясь в непрозрачную губчатую массу, образуют внутриводный (глубинный) лед и скопления донного льда. Всплывший на поверхность внутриводный (донный) лед, смешиваясь с салом, снежурой "• и мелкобитым льдом, формирует так называемую шугу, движение которой па поверхности и в толще водного потока называют шугоходом.

Процесс кристаллизации льда, а следовательно, образование впутриводного льда и шуги интенсивно развивается при отводе тепла, выделяющегося при кристаллизации, что осуществляется при наличии течения воды и отсутствии ледяного покрова. Поэтому внутриводный п донный лед и шуга па равнинных реках образуются на участках реки с быстрым течением и каменистым дном до установления сплошного ледяного покрова (ледостава). На горных реках образование шуги наблюдается в течение всего периода времени с отрицательными температурами воздуха.

При заполнении внутриводным льдом и шугой живого сечения реки подо льдом возникают зажоры, следствием которых являются сужение живого потока и резкие подъемы уровня воды, что может привести к повреждению отдельных частей сооружений, расположенных выше головных сооружений, и к наводнениям в нижних бьефах. Кроме того, образование внутриводного льда и шуги часто приводит к серьезным осложнениям, возникающим при эксплуатации водопроводов, гидроэлектростанций и других сооружений, на-,рушению, а иногда и к полному прекращению нормальной работы сооружений, что причиняет значительный материальный ущерб.

При дальнейшем понижении температуры воздуха происходит смерзание сала, шуги, снежуры, мелкобитого льда и вновь образующихся кристаллов в отдельные льдины различной величины и ледяные поля, движущиеся по течению реки. Так начинается осенний ледоход, который, как правило, наблюдается только на круп-

* Снежура  плавающие комья водонасыщенного снега, образующие вязкую кашеобразную массу.

76


ных реках. Продолжительность его колеблется в широких преде-лах  от нескольких дней до месяца  и возрастает в соответствии с увеличением водности реки. Наступление сроков начала осеннего ледохода на наших реках носит характер широтной зональности.

С увеличением числа льдин и их размеров скорость движения льдин и ледяных полей уменьшается. На мелководье, поворотах и в местах сужения русла образуется нагромождение льдин  затор— в виде ледяных перемычек, вызывающих подпор на вышележащем участке реки, остановку и торошение льда. В этих условиях непосредственно перед перемычкой (затором) отдельные льдины смерзаются, образуя сплошной ледяной покров, кромка которого перемещается вверх по течению от перемычки. Соответственно и толщина льда убывает вверх от затора. По длине реки заторы образуются неодновременно в отдельных створах и не всегда. Поэтому образование сплошного ледового покрова на больших реках равнинных районов происходит в разное время на различных участках. На малых реках ледяной покров образуется путем срастания заберегов, поэтому его поверхность, как правило, ровная и гладкая. На горных реках ледостав представляет собой сравнительно редкое явление, здесь он формируется в основном па участках скопления больших масс шуги.

Для большинства рек территории СССР характерен ежегодный ледостав; в Карпатах ледостав наблюдается в отдельные годы; на реках Черноморского побережья Кавказа и Южного берега Крыма вследствие теплого климата ледостав не наблюдается. Сроки ледостава па реках обусловлены широтной зональностью.

На территории СССР раньше всего замерзают реки Центральной и Восточной Сибири. Ледяной покров на них устанавливается уже в октябре. Несколько позднее, в течение ноября, начинается ледостав на реках Дальнего Востока, юга Западной Сибири и Северного Казахстана. В ноябре же покрываются льдом реки центральной части европейской территории страны; сроки начала ледостава на юго-западе европейской территории страны приходятся на декабрь. При этом наибольшие ежегодные колебания сроков начала ледостава отмечаются на западе и юго-западе СССР; их амплитуда весьма велика, достигает 80...90 дней. В районах северо-востока СССР амплитуда ежегодных колебаний наступления ледостава уменьшается до 20 ... 30 дней.

Продолжительность ледостава на реках нашей страны меняется в широких пределах: от нуля на юге до 6... 8 месяцев на севере азиатской территории СССР.

При общем ледоставе на реках сохраняются участки — полыньи, не замерзающие в течение зимы. Полыньи могут быть динамического и термического происхождения. В первом случае они образуются на участках с большими скоростями течения (например, в местах сосредоточенного падения на реках Карелии или горных реках Сибири; в нижних бьефах гидроузлов); во втором случае они образуются при выходе в русло относительно теплых

77


грунтовых вод или при спуске в реку сточных вод промышленных
предприятий.
/

Широкое распространение на реках Сибири в период .дедостава получили наледи — наросты льда, образующиеся на поверхности ледяного покрова в виде напластований и утолщений. Образуются речные наледи при значительном стеснении живого сечения реки вследствие утолщения ледяного покрова или образования зажора. Под напором потока лед вспучивается, трескается и через трещины вода изливается на поверхность. При неоднократном повторении этого процесса лед в местах наледей достигает значительной толщины. Отдельные наледи не успевают растаять за лето и сохраняются в течение длительного времени (многолетние наледи). На реках севера европейской территории СССР и Сибири часто наблюдается промерзание рек до дна. В таких случаях сток их или совсем прекращается (район вечной мерзлоты), или воды реки фильтруются в толще аллювиальных отложений.

В первые дни ледостава нарастание льда происходит сравнительно быстро. Затем, по мере увеличения толщины льда и слоя снега на льду, процесс замедляется. Теплопроводность снега значительно меньше, чем у льда, и поэтому при наличии снега существенно снижаются потери тепла водой. Нарастание льда по толщине происходит главным образом снизу в слое воды, охлаждающемся за счет потерь тепла: через лед и снег удаляется в атмосферу больше тепла, чем поступает к этому слою воды из глубины. В середине зимы может установиться равновесие между потоком тепла через лед и слой снега и притоком тепла к нижней поверхности льда; в этом случае рост льда снизу прекращается. Во вторую половину зимы, когда обычно наблюдаются обильные снегопады, под тяжестью снеговой массы лед прогибается и образуются трещины, через которые вода выходит на поверхность льда и пропитывает снег. Насыщенный водой снег смерзается, и лед нарастает сверху.

Толщина льда по живому сечению реки неодинакова: у берегов лед обычно толще, к середине реки его толщина уменьшается. Толщина льда изменяется во времени, достигая наибольшего значения к концу зимы. Толщина ледяного покрова на реках территории нашей страны колеблется в широких пределах. В то время как на реках Восточной Сибири она достигает 1,5... 2, 0 м, в бассейнах малых южных рек толщина льда не превышает 0,2 . . . 0,4 м. На большей же части европейской территории СССР толщина льда изменяется от нескольких десятков сантиметров до 1 м.

Для практических целей расчет толщины ледяного покрова можно производить по эмпирической формуле, предложенной Ф. И. Быдиным:

(3.1)

где hi  искомая толщина льда, см; _  сумма   отрицательных средних суточных температур воздуха.

78


При\ использовании средних месячных температур воздуха формула принимает вид

(3.2)

Весной, с наступлением периода положительных температур начинаете^ таяние снега на берегах реки и на льду. Постепенно на ледяной покрове накапливается вода, которая способствует лучшему проникновению тепла к поверхности льда. Температура льда повышается, межкристаллические связи во льду ослабевают, лед становится менее прочным и относительно легко разрушается под воздействием потока. Вначале происходит интенсивное таяние и разрушение льда вдоль берегов за счет притока тепла с талыми водами и от берегов, так как почва нагревается быстрее воды. Вдоль берегов образуются полосы чистой воды, так называемые закраины. Одновременно увеличиваемся скорос!и течения и лед стаивает снизу, иногда на 20 ...40% своей предвесенней толщины; на отдельных участках образуются полыньи. При подъеме уровня лед всплывает и сдвигается в сторону нижележащей полыньи — происходит подвижка льда. Если связь с береговым льдом еще не нарушена, то при подъеме уровня воды лед вспучивается, вдоль берегов образуются трещины и лед сдвигается вниз по течению, Таких подвижек может быть несколько с интервалом до недели и более. С дальнейшим подъемом уровня ледяной покров распадается на отдельные льдины и начинается ледоход. Такой вид вскрытия наблюдается в случае преобладания термических факторов, что характерно для рек, текущих с севера на юг. В этом случае ледоход опережает волну половодья и протекает при небольшом подъеме уровня и относительно спокойно. На реках, текущих с юга на север, половодье начинается в верховьях реки; талые воды, продвигаясь по реке, встречают еще прочный ледяной покров, и он взламывается под напором прибывающей воды. Ледоход происходит при высоких уровнях, лед обладает значительной прочностью, часто создаются мощные заторы, выше которых наблюдается резкий подъем уровня. Подъемы уровня при весенних заторах часто превышают максимальные уровни весеннего половодья. Живое сечение реки при этом забивается массами льда, лед надвигается на берег, что представляет серьезную опасность для береговых сооружений и судов, зимующих в реке. Торосистые нагромождения льда вызывают значительные деформации берегов.

Вскрытие малых и средних рек, бассейны которых невелики, происходит почти одновременно по всей длине. На реках, вытекающих из озер, вследствие выноса озерного льда в реку возможен вторичный ледоход.

На промерзающих до дна реках за счет таяния льда и талой воды, поступающей с бассейна, образуется поток, текущий по поверхности ледяного покрова; последний при разрушении всплывает отдельными льдинами.

79


Начало весеннего ледохода определяется климатическими факторами. Наиболее ранние сроки его наступления отмечаются в марте на юге европейской территории СССР (бассейны рек Дона и Днепра). В ее средней части он запаздывает на месяц и наблюдается в апреле (бассейны рек Волги и Северной Дв^ны). На Крайнем Севере вскрытие рек отстает еще на месяц (бассейны р. Печоры и рек Кольского полуострова). На май приходится и начало весеннего ледохода на реках Северной и Центральной Сибири и Дальнего Востока. Вскрытие рек Заполярья происходит лишь в июне. Весенний ледоход на реках юга Западной Сибири, Северного Казахстана, Забайкалья и юга Дальнего Востока начинается в апреле.

3.9. ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ В РЕКАХ

При турбулентном движении жидкости, что наблюдается в речных потоках, происходит непрерывное изменение во времени скорости в каждой точке потока как по значению, так и по направлению, В связи с наличием пульсации различают мгновенную и местную скорость в точке потока. Мгновенной скоростью называют скорость в данной точке потока в данный момент времени (мгновение). В практических задачах гидрологии обычно используют осредпенную во времени скорость, называемую местной скоростью. При этом осреднение выполняется за период времени, достаточный для исключения влияния пульсации. Наибольшие скорости потока отмечаются на его поверхности, относительно медленно уменьшаясь ко дну. При этом в непосредственной близости от дна располагается очень тонкий пограничный слой, характеризующийся большими градиентами скорости, в котором скорость потока резко уменьшается от относительно больших значений до нулевых.

В речных потоках выделяют два вида движения: неравномерное и неустановившееся. При неравномерном движении уклон, скорости, живое сечение изменяются по длине потока, оставаясь неизменными во времени в данном сечении потока. Этот вид движения наблюдается в реках в период межени, когда расходы воды изменяются незначительно, а также при наличии подпора, образованного плотиной. При неустановившемся движении потока все гидравлические элементы его (уклон, скорость, площадь живого сечения потока) на рассматриваемом участке потока изменяются во времени и по длине. Такой вид движения характерен для рек в период паводков и половодья при значительных изменениях расхода воды.

Скорости течения в реках изменяются по глубине и ширине живого сечения. Кривые изменения скоростей по вертикали называют годографами или эпюрами скоростей (рис. ЗЛО). В общем на каждой отдельной вертикали наименьшие скорости наблюдаются у дна, что объясняется влиянием шероховатости русла. От дна к поверхности происходит сначала быстрое, а затем замедленное

80


увеличение скорости. Максимум скорости в открытом потоке на-блюдае^ся у поверхности или на расстоянии 0,2 d от поверхности. Характер изменения скоростей по вертикали зависит от глубины, уклона водной поверхности, шероховатости дна, характера поперечного сучения русла и очертания русла в плане, наличия растительности в летнее время и льда зимой.

Рис. 3.10. Эпюра скоростей течения воды по вертикали

При наличии на дне неровностей (возвышения, впадины) скорости воды в потоке перед препятствием резко уменьшаются ко дну. Развитие растительности, увеличивающей шероховатость дна русла, вызывает уменьшение скорости в придонном слое. В зимний период ледовый покров и скопление шуги, создающие добавочное трение, также способствуют снижению скорости, при этом максимум скорости на эпюре распределения скорости смещается к середине глубины и иногда расположен ближе к дну. Поверхностная скорость связана с направлением ветра: при совпадении его направления с течением потока скорости увеличиваются. При обратном соотношении направлений ветра и течения скорости у поверхности уменьшаются, а положение максимума на годографе смещается на большую глубину по сравнению с его положением в безветренную погоду.

По ширине потока отмечается достаточно плавное изменение как поверхностной, так и средней скоростей на вертикалях, при этом у берегов скорость наименьшая, в центре потока она наибольшая (рис. 3.11).

Наглядное представление о распределении местных скоростей по живому сечению водного потока можно получить построением линий, соединяющих точки с одинаковыми значениями скоростей,— изотах. Обычно расположение изотах в период открытого русла как бы плавно повторяет распределение глубин в живом сечении (рис. 3.11,а), при этом область максимальных скоростей располагается на некоторой глубине от поверхности. В русле, покрытом льдом, изотахи образуют замкнутые кривые (рис. 3.11,6).

Получение строгой теоретической зависимости, определяющей распределение скорости по вертикали, не представляется возможным вследствие многофакторности рассматриваемого явления. В данном случае следует говорить о приближенном решении, характеризующем типовое распределение скорости по вертикали для прямолинейного симметричного русла призматической формы. Различными авторами были предложены многочисленные формулы для математического описания изменения скорости по времени. В частности, предлагаются уравнения параболы с горизонтальной осью, гиперболы, логарифмической кривой и т. д. Каждое из предложенных уравнений может в тех или иных условиях удовлетворять фактическому распределению скоростей. Ниже приводится

81


Рис. 3.11. Изотахи в открытом русле  (а)  и подо льдом  (б):

/ — уровень воды; 2 изотахи; 3 — снег; 4 — лсд

формула   А.   В.   Караушева,   представляющая   собой   уравнение эллипса

(3.3)

где us  поверхностная скорость; г/„  расстояние  от   поверхности до точки со скоростью и; dr  глубина на вертикали; р  безразмерный коэффициент, значение которого зависит от коэффициента Шези  (С): при 10s=cC<60

(3.4)

(3.5)

Коэффициент С определяют по эмпирическим формулам: 1. Формула Базена

(3.6)

где у  коэффициент шероховатости, определяемый по таблицам. 82


2. Формула Манинга

(3.7)

где п  коэффициент шероховатости, определяемый по специальным таблицам М. Ф. Срибного. 3. Формула Павловского

где

 (3.8)

Формула (3.3) основана на гипотезе о пропорциональности коэффициента турбулентного обмена местной скорости.

Если измерить площадь эпюры скоростей и разделить ее на глубину вертикали, то получим значение средней скорости на вертикали, выражаемое формулой

(3.9)

При отсутствии препятствий (неровностей дна, валунов, растительности) средняя скорость на вертикали открытого потока располагается на глубине от поверхности, равной примерно 0,6 dr.

При отсутствии непосредственных измерений широко применяют формулу Шези ит = С VRI Если принять R==dr,m, то

(3.10)

где R  гидравлический радиус; /  уклон водной поверхности; dr,m  средняя глубина.

Формула Шези показывает, что скорость потока увеличивается с ростом глубины и гидравлического радиуса, что объясняется ослабевающим влиянием шероховатости дна с увеличением глубины на значение скорости в отдельных точках вертикали.

Распределение скоростей по вертикали значительно изменяется и по длине реки, например при переходе от плеса к перекату.

3.10. ПОПЕРЕЧНЫЕ ТЕЧЕНИЯ

Непараллелеструйность течения является характерной особенностью речных потоков. Наряду с общим параллельным берегам движением потока в целом в нем возникают внутренние течения, направленные под углом к оси движения потока, которые перемещают водные массы в поперечном к потоку направлении.

Первое объяснение структуры внутренних течений в естественном потоке дал русский исследователь Н. С. Лелявский еще в конце прошлого столетия. На основании эксперимента он пришел к выводу, что на прямолинейных участках к стрежню, характеризующемуся большими поверхностными скоростями, происходит

83


стягивание струй со стороны, в результате чего здесь создается некоторое повышение уровня воды. Последнее приводит к возникновению в плоскости, перпендикулярной направлению течения, двух циркуляционных течений по замкнутым контурам, сходящихся на поверхности и расходящихся у дна (рис. 3.12, а). В результате суммирования их с поступательным движением воды вдоль по реке возникает винтообразное течение. Сходящееся поверхностное течение автором названо сбойным, а донное расходящееся  веерообразным.

На изогнутых участках русла фарватер приближается к вогнутому берегу тем ближе, чем круче поворот вогнутого берега. При набегании струй на вогнутый берег (рис. 3.12,6) следующие друг

Рис. 3 12. Циркуляционные течения на прямолинейном  (а) и на изогнутом (б) участках русла (по Н. С  Лелявскому):

/ — план   поверхностных   и   донных   струй,   2 — циркуляционные  течения в вертикальной плоскости, 3 — винтообразные течения

за другом массы воды замедляют свое движение, в результате чего уровень воды у вогнутого берега повышается и образуется перекос водной поверхности с уклоном 1а в сторону выпуклого берега. В результате струи воды, прижатые к вогнутому берегу, опускаются вниз по его откосу и направляются в сторону противоположного берега. На изогнутых участках два циркуляционных кольца вырождаются в одностороннее циркуляционное течение.

84


В результате дальнейших исследований поперечной циркуляции были установлены физические причины этого явления и уточнена картина поперечных течений на прямолинейных участках реки.

Рис   3 13   Схема   сложе ния     сил,     вызывающих

циркуляцию: а эпюра центробежной силы pi; б — избыточное дав ление, в — результирующая эпюра действующих на вертикали сил центробежной и избыточного давления, г — поперечная циркуляция

В работах М. А. Великанова, В. М. Маккавеева, А. В. Карау-шева и других механизм возникновения поперечных циркуляционных течений в речном потоке объясняется действием на массы воды инерционных сил  центробежной силы и силы Кориолиса. На изгибе реки на частицы жидкости действует в основном центробежная сила pi, которая имеет наибольшие значения у поверхности, плавно уменьшаясь ко дну вследствие убывания с глубиной продольной скорости (рис 3 13, а). Под действием центробежной силы у вогнутого берега образуется нагон воды, что обусловливает возникновение избыточного давления воды pwgla, где рш — плотность воды, /„—поперечный уклон. Значение этого давления не изменяется с глубиной и направлено в противоположную сторону по отношению к центробежной силе (рис. 3.13,6). Суммируя указанные силы, можно получить эпюру распределения их равнодействующей по вертикали (рис. 3 13, в) и соответствующие эпюры скоростей (рис. 3.13, г) При неизменном перекосе уровня количество воды, направляющейся к одному берегу под действием поперечной циркуляции, должно быть равно количеству воды, перемещающейся в противоположном направлении к другому берегу. В реальных условиях распределение поперечных скоростей носит более сложный характер, чем показано на рис. 3.13, г. В Северном полушарии сила Кориолиса на изгибах русла либо усиливает поперечную циркуляцию, когда вогнутый берег является правым, либо ослабляет ее, когда вогнутый берег является левым.

На прямолинейных участках реки поперечная циркуляция возникает от действия на частицы воды силы Кориолиса, в результате чего вода в поверхностном слое в своем движении отклоняется к правому берегу, в придонном слое  к левому берегу.

При одной и той же скорости течения интенсивность поперечной циркуляции на поворотах реки выше, чем на прямолинейных участках Скорость поперечных течений при прочих равных условиях возрастает с повышением уровня воды в русле, так как при этом увеличивается продольная скорость течения, от которой Центробежная сила и сила Кориолиса находятся в прямой зависимости.

В результате взаимодействия продольных и поперечных течений в реке формируется винтообразное движение воды.

85


Установленная многочисленными исследованиями связь кинематической структуры потока со строением и изменением русла позволила разработать основные положения по искусственному переформированию ручных русл путем управления характером циркуляционных течений в реке. Эти положения развивались и практически использовались М. В. Потаповым, Б. А. Замариным, К. И. Российским, И. А. Кузьминым и другими отечественными учеными (см. гл. 14).

Описанный характер циркуляционных течений сохраняется до тех пор, пока речной поток вмещается в коренное русло. При выходе руслового потока на пойму создается пойменный поток, кинематическая структура которого формируется в соответствии с орографией речной долины.

Взаимодействие руслового и пойменного потоков сопровождается возникновением больших градиентов скоростей вблизи бровок, образованием вихрей, поперечным массообменом и повышенной турбулентностью, на что затрачивается кинетическая энергия руслового потока. В результате существенно перестраивается кинематическая структура руслового потока, при этом наблюдается уменьшение местных и средних скоростей в основном русле. Некоторое увеличение скоростей в пойменном потоке вблизи бровок не компенсирует этого уменьшения. При взаимодействии руслового и пойменного потоков пропускная способность основного русла снижается.

З.П. ВОЛНА ПАВОДКА

Причины, вызывающие формирование паводков, могут быть различными: выпадение интенсивных дождевых осадков, быстрое таяние снега во время зимних оттепелей, попуски из водохранилищ и т. п. При этом в русле реки возникает «вздутие» поверхности воды, которое смещается вниз по течению, изменяя при этом свои длину К{ и высоту hi (рис. 3.14): обычно Kt увеличивается, a hi уменьшается. Эти изменения зависят как от динамических свойств самого потока, так и от свойств русла (шероховатости, формы сечения, характера поймы и др.). Указанное явление называют волной паводка (или половодья), которая с точки зрения гидромеханики представляет собой уединенную волну (см. гл. 2). В этом случае в русле реки наблюдается неустановившееся движение, которое описывается уравнениями Сен-Венана. Первое из них (3.11) —это уравнение Бернулли для неустановившегося движения, а второе (3.12)—уравнение неразрывности в отсутствие бокового притока

(3.11)

(3.12)

где /  уклон водной поверхности, выраженный в форме разности 86


между уклоном дна и изменением глубины dr вдоль потока; ib—• продольный уклон дна потока; s  координата расстояния вдоль потока; С  коэффициент Шези; R  гидравлический радиус; v — местная скорость потока; wr  площадь живого сечения потока.

Решение системы этих уравнений дает возможность получить зависимости расхода Q и уровня Н от Т и s и Q = Q(s, Т) и Н=

Рис. 3.14. Перемещение волны паподка по течению реки:

1 — дно   реки;   2 — невозмущенная   водная   поверхность;   3 — возмущенная  водная  поверхность;   Т} < Т? < Т3 моменты времени прохождения волны паводка через створы

= //(s, T), а затем зависимости площади сечения wr и скорости и от тех же аргументов wr=wr(s, Т) и v = v(s, Т). Как следует из рис. 3.14, при движении волны паводка по течению реки, ее высота hi уменьшается, а длина А,< увеличивается,— волна паводка распластывается.

Скорость смещения гребня волны паводка, т. е. сечения, в котором глубина воды в волне паводка максимальна, определяют из выражения

(3.13)

Так как длина волны по мере ее продвижения по реке меняется, то скорости смещения других фаз паводка отличаются от вычисленной по (3.13).

Если волну паводка, наблюдаемую в разных створах Si и $2, совместить на одном графике (рис. 3.15, а), построенном в координатах Н, Т, то из этого графика следует, что при прохождении волны паводка меняется уклон водной поверхности: добавляется так называемый паводочный уклон, равный // = ЛЯ//(52s\), причем до момента времени Т0, н (рис. 3.15,6) этот уклон будет положительным, т. е. уклон поверхности воды будет больше того, который был при невозмущенной поверхности; после времени Т0паводочный уклон будет отрицательным, т. е. обратным уклону поверхности реки до прохождения паводка, и, следовательно, последний будет уменьшаться.

87


Отсюда следует, что при одинаковых уровнях на подъеме расход будет больше, чем на спаде. Изменение расхода при прохождении волны паводка описывается гидрографом, который может быть построен для любых створов, например для Si и s% (рис. 3.16). Так как волна паводка распластывается при своем движении, то Qi max>-Q2max. Если гидрографы пересекаются на спаде, то расходы в этот момент времени Т0, q в обоих створах равны и, сле-

 

Рис. 3.15. Совмещенный график полны паводка, наблюдавшейся в створах Si и s2:

а — положение уровня; б — изменение уклона водной поверхности; ДЯ;  разность уровней воды в створах Si и s2 в один и тот же момент времени; Т0 нмомент времени наступления в сечениях Si и Зз одного и того же уровня воды

 Рис. 3.16. График совмещенных гидрографов для створов si и

s?:

Т0  q — момент   времени   наступления  В СТВОраХ  Si   И  S2  ОДНОГО И ТОГО

же расхода

довательно, на участке между створами s\ и Sz Q = Qo = const и dQ/ds = Q.

Тогда из уравнения (3.12) следует, что dw/dt=0 и w = wma^_. Для призматических русл w  hmaxB (B = const). Так как Qo<CQ2< <Qi и соответственно Т0~>Т2~>Т\, то, следовательно, максимальный уровень наступает позже максимального расхода.

Дифференцируя выражение для расхода Q = vw по времени, получим

(3.14)

В момент времени t{ или t2, когда Q = Qmax, dQ/dt=Q. С увеличением расхода растет и уровень dH/dt>Q и соответственно dw/dtX). Тогда из (3.14) следует, что dv/dt<.0, т. е. максимум скорости наступает раньше максимума расхода. Можно показать, что максимальный уклон наступает раньше максимальной средней скорости. Таким образом, при прохождении волны паводка сперва наблюдается /тах, затем amax, Qmax и, наконец, Ятах.

88


Полученные зависимости носят качественный характер, поскольку рассматривается случай прямолинейного потока с постоянными параметрами.

Закономерности движения воли типа паводков и половодья в реках оказываются более сложными. Естественные русла отличаются извилистостью, чередованием плесов и перекатов, сужений и расширений. Пойма рек существенно влияет на трансформацию паводка. На распределение расходов воды по длине рассматриваемой реки влияют притоки. В результате движение воды в реках во время паводка или половодья представляет собой неустановившееся движение воды в непризматических руслах, т. е. наиболее сложную форму движения жидкости. В настоящее время его расчет выполняется с достаточной точностью па ЭВМ по методике, разработанной в Институте гидродинамики Сибирского отделения АН СССР под руководством чл.-кор. АН СССР О. Ф. Васильева.

ГЛАВА  4

РЕЧНОЙ СТОК И ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ РАСЧЕТЫ

4.1. ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ СТОКА

В процессе круговорота воды в природе выпавшие на землю осадки стекают по земной поверхности и просачиваются в толщу почвогрунтов. Эти процессы называют поверхностным и подземным стоком.

Поверхностный сток делят на склоновый, происходящий по склонам местности, и русловой, происходящий по руслам рек и временных водотоков.

Речной сток входит в состав руслового и представляет собой перемещение воды непосредственно по речному руслу. Он определяется объемом воды, протекающим в определенном створе речного русла за какой-либо период времени. Для количественной оценки речного стока применяют следующие его характеристики.

Расход воды Q 3/с) •—количество воды, протекающее через поперечное сечение потока (живое сечение потока) в секунду.

Объем стока W 3) —количество воды, протекающее через живое сечение потока за определенный период времени Т, поскольку объем стока чаще вычисляют за сутки или за год Wd=86400(? и ^ = 31,56-106 Q, где Q  средний расход, м3, за время Т; 86400  число секунд в сутках; 31,56-106  число секунд в году.

Модуль стока qr 3/(с-км2)]—количество воды, стекающее с единицы площади водосбора в единицу времени:

(4.1)

где Л — водосборная площадь, км2.


* Слой стока hy (мм) — высота слоя воды, стекающей с водосбора за какой-либо промежуток времени, полученная при равномерном распределении объема стока W по всей площади водосбора:

(4.2)

Величину слоя стока за год hy (мм)  можно выразить также через среднемноголетний модуль стока:

(4.3)

где в числителе 103  переводное числом в мм, в знаменателе 103переводное число м3 в л и в знаменателе 106  перевод км2 в м2. Коэффициент стока г\ — отношение высоты слоя стока hy к высоте слоя выпавших на площадь водосбора осадков х за рассматриваемый период времени:

Эта безразмерная характеристика показывает, какая часть осадков расходуется на образование стока.

Основными понятиями, которыми пользуются в гидрологии при анализе и расчетах стока, являются годовой, максимальный и минимальный сток.

Годовым стоком называют количество воды, стекшее с данного бассейна за год. Годовой сток в каком-либо створе реки не остается постоянным от года к году: многоводные группы лет чередуются с маловодными, иногда на общем фоне многоводья отмечаются отдельные маловодные годы, и наоборот.

Большое внимание в гидрологической литературе уделяется поискам в многолетних колебаниях годового стока скрытой в нем периодичности для получения выводов, позволяющих предвидеть будущий водный режим, т. е. прогнозировать сток. С другой стороны, предпринимаются попытки связать колебания водности рек с теми или иными геофизическими процессами, в основном с проявлениями солнечной активности. Однако в свете современных представлений периодичность в ходе гидрологических явлений на протяжении периодов времени длительностью порядка столетия не подтверждается убедительными и объективными доказательствами; вопрос остается дискуссионным. Отсутствие отчетливой периодичности в многолетних колебаниях стока не исключает тенденции к образованию более или менее продолжительных чередующихся групп многоводных лет, что называют цикличностью колебания стока рек. Продолжительность циклов, их последовательность, а также степень отклонения от среднего значения внутри циклов за многолетний период различны. Не всегда представляется возможным проведение четких границ между многоводными и маловодными группами.

Средние значения годового стока за многолетний период, включающий несколько полных (не менее двух) циклов колебаний вод-

90


ности реки при неизменных географических условиях и одинаковом уровне хозяйственной деятельности в бассейне реки, называют нормой стока. Практически за норму гидрологических характеристик принимается среднее значение, определенное по ряду длительностью 40...60 лет. Норма стока является основной гидрологической характеристикой, которую используют при определении других характеристик стока, например годовых величин стока разной обеспеченности, сезонных и месячных величин стока и т. д. Норма стока имеет важное значение при проектировании гидротехнических сооружений, водохранилищ, систем водоснабжения и других видов водохозяйственного строительства.

Принято считать, что норма стока является устойчивой величиной, будучи обусловленной устойчивостью среднемноголетних осадков и испарения, т. е. средняя арифметическая величина стока, вычисленная за достаточно длительный период наблюдений, остается постоянной независимо от прибавления к многолетнему ряду новых членов. Однако это представление оказывается не совсем верным. По геологическим и историческим данным установлены циклические колебания климатических факторов с длительностью циклов около 1800 лет.

Кроме циклических колебаний стока, связанных с циклическими колебаниями климатических факторов, изменения стока вызываются также хозяйственной деятельностью человека.

Норма годового стока может быть выражена в виде среднегодовых значений расхода воды Q 3/с), объема стока W 3), модуля стока qr 3/(с-км2)], слоя стока ha (мм).

Максимальным стоком (высоким стоком) называют объем или слой стока за время прохождения основной волны половодья или за период наибольшего дождевого паводка.

Минимальным стоком (низким стоком) называют наименьший сток рек, наблюдающийся в межень (летнюю или зимнюю).

4.2. ВЛИЯНИЕ КЛИМАТИЧЕСКИХ ФАКТОРОВ НА СТОК

Сток рек представляет собой сложный многофакторный природный процесс, являющийся функцией физико-географических условий бассейна и хозяйственной деятельности человека.

Факторы стока, т. е. элементы внешней физико-географической среды, определяющие величину и особенности формирования стока в данном бассейне, разделяют на климатические и факторы подстилающей поверхности.

Все факторы стока взаимосвязаны и взаимообусловлены, но степень их влияния на сток различна: одни факторы играют основную роль в процессе формирования речного стока, другие  второстепенную (рис. 4.1).

Основная роль в формировании гидрологических процессов принадлежит климатическим компонентам физико-географического ландшафта бассейна: атмосферным осадкам, испарению, темпера-

91


туре и влажности воздуха, атмосферному давлению, скорости и направлению ветра. В соответствии с уравнением водного баланса наиболее важными метеорологическими элементами, определяющими сток, являются осадки и испарение.

Атмосферные осадки представляют собой влагу, испарившуюся с поверхности Мирового океана и суши.  Водяные пары вместе с

Рис.   4.1.   Схема   взаимодействия речного потока с основными физико-географическими факторами (по М. И. Львовичу):

 >-  важные  воздействия,  — >

то же, второстепенные

восходящими токами воздуха, подъем которых происходит вследствие сильного нагрева земной поверхности, прохождения циклонов и при встрече с горными массивами, поднимаются в верхние более холодные слои тропосферы. При понижении температуры понижается предел насыщения воздуха водяными порами, поэтому здесь создаются условия для перехода водяных паров в воду (конденсация) и происходит выпадение осадков в виде дождя, снега или града. Водяные пары, выделяющиеся непосредственно из воздуха в приземном слое земли, осаждаются на поверхности земли, растений, зданий в виде росы, инея и изморози.

С инженерной точки зрения при изучении осадков представляют интерес количество осадков х

и продолжительность их выпадения tx. Среднее количество атмосферных осадков (мм), выпадающее в 1 мин, за отдельный дождь (снегопад) на водонепроницаемую горизонтальную поверхность называют интенсивностью (ix) выпадения осадков. По характеру выпадения осадков различают ливневые, обложные и моросящие дожди.

Ливневые осадки выпадают в виде дождя, снега, града, крупы и мокрого снега. Они образуются при быстром подъеме воздушных масс с водяными парами вверх и отличаются большой интенсивностью (f^>0,3 мм/мин), сравнительно коротким сроком выпадения и небольшой площадью распространения.

Ливневые осадки, обусловливающие дождевые паводки на реках, играют важную роль в процессе формирования стока рек. Максимальные расходы дождевых паводков достигают больших значений, а на малых реках могут превысить максимальные расходы от снеготаяния.

Для определения расчетных характеристик дождевых осадков используют методику, разработанную Г. А. Алексеевым, в основу которой положены статистические обобщения первичных данных

92


(записей самописцев дождя) наблюдений за осадками на всей территории СССР. Используя названную методику, в Государственном гидрологическом институте (ГГИ) составлены для всей территории СССР (с указанием границ применения по карте) 30 типовых кривых редукции слоя осадков, характеризующих для данного климатического района закономерность увеличения наибольшего слоя осадков Л* max с возрастанием интервала времени, и кривые средней интенсивности дождя, выраженные в долях от суточных осадков.

Обложные осадки, выпадающие в виде дождя и снега, образуются при медленном подъеме теплых воздушных масс. Для них характерны невысокая интенсивность, длительный период выпадения и большие площади распространения. Обложные осадки дают большой сток, но максимальные расходы от них меньше, чем от ливней, что объясняется их растянутостью во времени.

Моросящие осадки, состоящие из мелких частичек воды или снега, характеризуются очень медленным выпадением на землю. Как правило, они весьма мало сказываются на стоке рек.

Распределение осадков по земной поверхности неравномерно, что связано со многими факторами, главнейшими из которых являются близость к океанам и морям, характер движения воздушных масс, температура воздуха и подстилающей поверхности, рельеф местности, наличие внутренних водоемов, растительного покрова и др.

Средний слой осадков для Земного шара за год составляет ИЗО мм. Разница в величине слоя осадков для различных районов Земного шара значительна; так, в некоторых районах Индии годовой слой осадков достигает 15 тыс. мм, тогда как в пустынных областях Африки он не превышает 10 мм.

Величина осадков на территории нашей страны распределяется в соответствии с климатическими зонами (рис. 4.2). Средний годовой слой осадков для территории СССР равен 530 мм. Для большей части территории нашей страны характерно преобладание летних осадков над зимними, хотя соотношение между ними для разных районов может меняться в зависимости от гидрометеорологических условий. Зимним осадкам, выпадающим в виде снега, принадлежит заметная роль в гидрологических процессах как фактору, формирующему режим вод суши в климатических условиях нашей страны. Основными характеристиками снежного покрова являются продолжительность его залегания, высота, плотность снега, запасы воды в снеге.

Пподолжительность залегания снежного покрова на территории СССР обусловлена климатическими условиями. Она изменяется от 3...4 дней в самых южных равнинных районах до 240...260 дней и более на Крайнем Севере. В целом отмечается закономерное уменьшение числа дней со снежным покровом с севера на юг, вызванное увеличением солнечной радиации, и с востока на запад, обусловленное смягчением континентальное климата (рис. 4.3).

93


Рис   4 2   Среднее годовое количество осадков (мм)


Рис. 4.3. Среднее многолетнее значение числа дней со снегом


В горных районах образование снежного покрова и продолжительность его залегания зависят от высоты над уровнем моря.

Высота снежного покрова в различных районах СССР изменяется в широких пределах (рис. 4.4): от 150. ..200 см (Авачинская сопка) до 10. ..15 см (Сев. Крым). В горных районах наибольшая мощность снежного покрова отмечается на южном склоне Большого Кавказа (2...3 м), а в отдельных пунктах вследствие ветрового наметания высота снега достигает 4 м и более.

Относительная плотность снега psn, r представляет собой отношение массы снега к массе воды в одинаковых объемах:

(4.5)

где msn  масса снега; mw  масса воды. На практике обычно с помощью цилиндра высотой hsn, с отбирается проба снега и после его таяния определяется высота слоя воды hw, тогда psn,r=fiw/lisn,c.

При отсутствии данных измерений для определения относительной плотности снега можно пользоваться следующими значениями: для свежевыпавшего снега она приближенно равна 0,08... 0,14, для слежавшегося снега до таяния  0,14...0,30, в начале таяния — 0,24...0,35, в конце таяния— 0,30...0,45.

При известных высоте снежного покрова и его плотности можно вычислить запасы воды в снеге Vw, sn, определяющие размер весеннего половодья и увлажнение почвогрунтов, по формуле

(4.6)

где hsn  высота снежного покрова.

Изменение запасов воды в снеге практически повторяет изменение по территории высоты снежного покрова.

Количественные характеристики осадков могут быть представлены в виде месячных, годовых и среднемноголетних значений. Их получают непосредственно на метеорологических станциях в виде таблиц, составленных по данным наблюдений. Наиболее часто в гидрологических расчетах используют среднее количество осадков для бассейна (норма осадков), которое можно вычислить одним из следующих методов: средних арифметических, изогнет*, квадратов, среднего взвешивания.

Метод средних арифметических, наиболее простой и применяется преимущественно для бассейнов равнинных рек при наличии однородного рельефа и сравнительно густой сети метеорологических станций. Норма осадков по бассейну реки получается в этом случае делением суммы средних годовых осадков, зарегистрированных на всех метеостанциях бассейна, на число станций.

При использовании метода изогиет предварительно на карту бассейна наносят все метеорологические станции с указанием среднего количества осадков за определенный период времени на каж-

* Изогиеты  линии равных количеств атмосферных осадков за определенный период времени (год, сезон, месяц, многолетний период),

96


40 60        80       100       120       140 160

 

Рис, 4.4. Средняя многолетняя высота снежного покрова за декаду с наибольшим его значением (см)


дои из них. По этим данным проводятся изогиеты. Площади бассейна, заключенные между соседними изогиетами, определяют планиметрированием. Средний слой осадков х (мм) для всего бассейна вычисляют как средневзвешенную величину:

(4.7)

где х\, xz,...,xn полусуммы количеств осадков для соседних изогнет;  /2, •••,/« площади бассейна, заключенные между соседними изогиетами.

Метод изогнет является наиболее точным, но может быть применен только в условиях достаточно густой сети станций.

Для больших речных бассейнов и при относительно неравномерном распределении метеорологических станций применяют также сравнительно простой метод квадратов. Площадь всего бассейна разбивается на сеть равных квадратов. Среднее количество осадков для каждого квадрата вычисляют как среднее арифметическое из слоев осадков на всех станциях, попавших в квадрат, либо интерполируется между смежными квадратами, если в квадрат не попала ни одна станция. Осадки по квадратам суммируются, и сумма делится на число квадратов.

Способ среднего взвешивания применяют в том случае, когда невозможно провести изогиеты при небольшом количестве метеостанций. Тогда на карту бассейна наносят все имеющиеся пункты наблюдений данного бассейна и соседних бассейнов. Соединением их прямыми линиями получают сеть треугольников. Из середины каждой стороны треугольника восстанавливают перпендикуляры, которые, пересекаясь в одной точке внутри треугольников, определяют границы участка, прилегающего к каждой станции. Размеры площадей участков определяют планиметрированием. Среднее количество осадков (мм) вычисляют по формуле

(4.8)

где x'i, хг2,...,х'п  осадки в пунктах наблюдений; f'i, \'i,...,]'п — площади участков бассейна, тяготеющих к каждой станции.

Испарение с поверхности речного бассейна включает в себя испарение с поверхности водоемов, находящихся на его территории, с поверхности снежного покрова и льда и испарение с почвы, включая транспирацию растений. Испарение представляет собой процесс перехода воды из жидкой или твердой фазы в газообразное состояние (пар); обратный процесс называют конденсацией. Движение мо-

98


лекул в воде происходит в различных направлениях с разными скоростями, которые определяются температурой воды. Молекулы воды, обладающие большей, чем средняя, кинетической энергией, прорываются через поверхность воды и поступают в атмосферу. Чем выше температура воды, тем больше число молекул, уходящих в атмосферу, при этом средняя кинетическая энергия молекул воды уменьшается, что влечет за собой снижение температуры воды. Одновременно с отрывом молекул от водной поверхности происходит и обратное поступление молекул воды из атмосферы в воду. Если количество молекул, уходящих в атмосферу, больше количества молекул воды, поступающих из атмосферы, то происходит испарение. В случае обратного соотношения происходит конденсация. При конденсации водяных паров молекулы его взаимно притягиваются, вследствие чего возрастают кинетическая энергия молекул и скорость их движения, что ведет к нагреванию жидкости.

Испарение с водной поверхности определяется рядом факторов: разностью упругости водяного пара, насыщающего пространство при температуре поверхности воды, и упругостью водяного пара, фактически находящегося в воздухе, скоростью ветра, температурой воды и воздуха.

Наблюдения над испарением с водной поверхности проводятся с помощью специальных приборов (испарителей и испарительных бассейнов) на водоиспарительных станциях. Получаемые по ним данные показывают зависимость испарения от размера испаряющей поверхности. В качестве эталона в СССР принят испарительный бассейн площадью 20 м2 и глубиной 2 м; при таких параметрах, по данным наблюдений Валдайского филиала ГГИ, конструктивные особенности испарителей не оказывают заметного влияния на их показания. При использовании испарителей с другими площадями испаряющей поверхности их показания приводят к эталону введением переходных (редукционных) коэффициентов.

При расчетах испарения все водоемы делят на три группы: малые с площадью до 5 км2, средние с площадью 5...40 км2 и большие с площадью более 40 км2.

Показатели испарительного бассейна площадью 20 м2 соответствуют испарению с малых водохранилищ и прудов, для водоемов больших размеров испарение увеличивается на 15...20%. Редкая сеть водоиспарительных станций не позволяет пользоваться данными непосредственных измерений. В то же время при расчетах водного баланса различных водных объектов и территорий, водохозяйственных расчетах при создании водохранилищ необходимо знать среднее значение испарения за многолетний период (норму) и его внутригодовое распределение. В практике инженерных расчетов для этой цели используют карту изолиний среднемноголетнего испарения с водной поверхности и схему районирования СССР на зоны внутригодового хода испарения, составленную ГГИ (рис. 4.5). В соответствии с внутригодовым ходом испарения с поверхности малых водоемов территория СССР делится на 8 зон, для которых подсчи-

4* 99


Рис   45   Среднемноголетнее испарение с водной поверхности  бассейна гпощадью 20 м2 и схема районирования СССР на

зоны внутригодового хода испарения (см)


Таблица 4 1   Месячное испарение с поверхности малых водоемов ( % от суммы за безледоставный период)

Месяц! i 

Зона 

 

<N 

CO 

 

 

<£> 

t- 

СО 

СТ> 

о 

_ 

сч 

о 

О 

О 

о 

О 

О 

О 

О 

О 

~* 

I 

(20) 

(45) 

(30) 

(5) 

11 

 

 

 

 

7 

28 

33 

23 

9 

 

 

 

III 

 

 

 

 

16 

25 

21 

20 

14 

4 

 

 

IV 

 

 

 

3 

16 

22 

21 

19 

12 

6 

1 

 

V 

 

 

 

6 

14 

20 

21 

19 

12 

6 

2 

 

VI 

 

 

3 

6 

13 

17 

20 

19 

13 

7 

2 

 

VII 

 

1 

4 

7 

13 

16 

19 

17 

12 

7 

3 

1 

VIII 

2 

3 

4 

7 

12 

15 

16 

16 

12 

7 

4 

2 

тано месячное испарение в процентах от суммы за безледоставный период (табл 4 1)

При отсутствии данных наблюдений испарение со средних и больших водоемов вычисляют также по эмпирическим формулам

Испарение  с  поверхности  снега   и   льда  определя ется теми же факторами, что и с водной поверхности, но вследствие более низких температур поверхности испарение протекает менее интенсивно   При этом скорость испарения    со   снежною   покрова меньше скорости испарения с поверхности льда, что объясняется меньшей теплопроводностью снега   Вследствие этого температура на поверхности снега оказывается ниже, чем на поверхности льда Интенсивность испарения с поверхности снега находится в прямой зависимости от плотности снежного покрова

Для определения среднемноголетних месячных или сезонных значений испарений с поверхности снега используют данные наблюдений по снеговым испарителям или эмпирические формулы

Испарение с поверхности снега и льда в сравнении с испарением с водной поверхности весьма незначительно для европейской части СССР его величина за четыре зимних месяца составляет 25 30 мм слоя воды

Испарение   с   поверхности   почвы,   лишенной  расти тельности, кроме метеорологических факторов зависит от влажности почвенного слоя, его структуры и механического состава  Испарение с почвы измеряют с помощью почвенных испарителей различных конструкций

Самая сложная форма испарения связана с жизнедеятельностью растений Поглощение влаги корневой системой растений, перемещение ее по стеблям к листьям и испарение воды с поверхности листьев называют процессом транспирации Транспирация изменяется в течение суток и в продолжение вегетационного периода, что связано с солнечной радиацией, изменением метеорологических Факторов и увлажнением почвы

101


Величину транспирации определяют почвенными испарителями или с помощью специальных установок (для крупных растений).

Обычно величина испарения с поверхности речных бассейнов определяется суммарно, хотя в последнее время разрабатываются способы дифференцированной оценки испарения. Теория испарения и методы его определения рассматриваются в курсах физики и метеорологии. Изложенные в них методы определения среднего слоя испарения с больших площадей, в частности для речного бассейна, требуют большого объема информации о метеорологических и ак-тинометрических факторах по большому числу пунктов наблюдений. Такая информация чаще всего отсутствует. В инженерной гидрологии при гидрологических и водохозяйственных расчетах, гидротехническом и мелиоративном проектировании используют более грубые методы, основанные на зависимости испарения от главнейших метеорологических факторов. Наиболее простым из них и вместе с тем наиболее точным является метод водного баланса. Суммарное испарение находится как разница между осадками и стоком в уравнении водного баланса z=xу.

По данным подобных расчетов в ГГИ получена карта изолиний годовых величин суммарного испарения на территории СССР. Показания, снимаемые с этой карты, соответствуют испарению с больших площадей порядка 6000...7000 км2. Погрешность снимаемых значений при этом обычно не превышает 15% для большей части равнинной территории страны. В районах Крайнего Севера и горного рельефа ошибка увеличивается до 20%, а для малоизученных районов указанных областей она достигает 40%.

4.3. ВЛИЯНИЕ ФАКТОРОВ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ

На общем фоне воздействия климатических факторов на формирование стока и его величину проявляется влияние неклиматических факторов, которое заметно усиливается с уменьшением разме ров бассейна и периода, за который рассматривается это влияние.

К факторам подстилающей поверхности относятся рельеф, почвенный покров, геологическое строение бассейна реки, наличие растительности, болот и озер.

Рельеф речных бассейнов определяется совокупностью форм земной поверхности, высотным их расположением, степенью расчлененности и изрезанности, крутизной и экспозицией склонов, уклонами водных потоков. Влияние рельефа поверхности водосбора на сток проявляется различно. Наличие крупных форм рельефа способствует увеличению скорости стекания воды по поверхности водосбора, а при больших уклонах интенсифицируется развитие гидрографической сети. В то же время плоский, равнинный рельеф способствует увеличению водоудерживающей способности бассейна. При одинаковых прочих условиях фильтрация больше в равнинных бассейнах по сравнению с горными. В общем случае непосредственное влияние рельефа (уклонов и длины склонов) на реч-

102


ной сток ощутимо при малых площадях водосборов, нивелируясь при их увеличении.

Значительно большее влияние оказывает рельеф на отдельные элементы водного баланса речных бассейнов: осадки, инфильтрацию влаги в почвогрунты и испарение. Особенно ярко это влияние выражено в горах, где с высотой местности увеличивается годовая сумма осадков, снижается температура воздуха, что вызывает уменьшение испарения и соответственно увеличение стока.

Вертикальная зональность климатических факторов обусловливает вертикальную зональность стока. С высотой возрастает доля твердых осадков, что приводит к увеличению стока.

В речных бассейнах горных районов рельеф способствует перераспределению твердых осадков. В горных котловинах, глубоких ущельях, у подножья склонов в результате схода снежных лавин и перемещения снегового покрова ветром скапливаются большие массы снега, которые при таянии в летний период служат источником питания горных рек.

На равнинных территориях ветер также сносит снег с открытых мест в понижения рельефа (балки, овраги и речные долины). Таяние аккумулированных снежных запасов приводит к увеличению поверхностного стока в период весеннего половодья.

В речных бассейнах равнинных территорий засушливых и полупустынных районов с редкой гидрографической сетью значительные площади (20...50% и более) занимают бессточные пространства и бессточные озера. Осадки, выпадающие на их поверхность, полностью расходуются на испарение и питание подземных вод, залегающих ниже русл и не принимающих участия в питании рек. Размеры бессточных площадей сокращаются в многоводные годы и возрастают в маловодные. При расчетах характеристик стока бессточные площади следовало бы исключить из водосборных площадей, но определение этих площадей практически не представляется возможным.

Влияние почвенного покрова речного бассейна на сток зависит от водопропускных и водоудерживающих свойств почв, которые определяют процессы фильтрации и испарения воды, поступающей на водосбор в виде осадков. При изучении влияния почв прежде всего исследуют физико-механические и физико-химические характеристики почв, их структуру и характер сельскохозяйственной обработки. При относительно высокой инфильтрационной и слабой водо-УДерживающей способности большая часть осадков просачивается через почвогрунты, достигает уровня грунтовых вод, способствуя увеличению их запасов. В этом случае поверхностный сток уменьшается, испарение мало, но внутригодовое распределение стока бу-Дет более равномерным в результате увеличения стока в меженный период. При малой инфильтрационной и высокой удерживающей способности почвы выпавшие атмосферные осадки почти полностью стекают по поверхности, увеличивая поверхностный сток, но запасы подземных вод в этом случае не восполняются. Из физико-хими-

103


ческих свойств почвы важную роль играет наличие коллоидов в их составе. В верхнем слое почвы, где развита корневая система растений и происходят бактериологические процессы, часть пор заполнена коллоидами (студенистыми веществами органического происхождения), которые при поглощении воды набухают, тем самым уменьшая фильтрующую способность почвенного слоя. Структурные почвы * легко впитывают воду, обладают высокой водоудержи-вающей способностью. Бесструктурные почвы впитывают небольшое количество воды, увеличивая поверхностный сток.

Разница среднегодовых значений испарения и стока для замкнутых бассейнов при разных категориях почв (например, песчаных и глинистых) будет отличаться не более чем на 10...20%. Водосборы с большой площадью (несколько десятков квадратных километров) имеют неоднородные почвы, поэтому влияние почв на величину стока для крупных бассейнов не очень велико. Особенности почв имеют решающее значение, иногда большее, чем климатические факторы, при формировании стока временных водотоков и малых речных бассейнов.

Геологическое строение речного бассейна оказывает значительное влияние на величину поверхностного стока и грунтового питания реки, определяя условия накопления и расходования подземных вод. Наиболее важными факторами формирования стока являются литологический состав пород, характер их залегания и глубина водоупоров. Наличие мощных слоев хорошо водопроницаемых рыхлых или трещиноватых пород, являющихся аккумуляторами влаги, обусловливает более равномерный сток и увеличение грунтового питания, особенно заметное в межень. В областях распространения закарстованных горных пород поверхностный сток обычно отсутствует. Атмосферные осадки, поглощенные карстовыми воронками и просочившиеся в трещины, существенно увеличивают запасы подземных вод, способствуя зарегулированности стока.

Геологическим фактором считают также и глубину эрозионного вреза русла реки, которая обычно возрастает с увеличением площади речного бассейна. Углубление эрозионного вреза повышает вероятность прорезания большого числа горизонтов подземных вод и усиления подземного питания реки.

Непосредственное влияние растительности на сток сравнительно невелико. Растительный покров, увеличивая шероховатость земной поверхности, создает условия для лучшего просачивания воды в почву.

В значительно большей мере влияние растительности, особенно леса, выражается в изменении климатических факторов стока: задержание части атмосферных осадков и увеличение тем самым потерь на испарение, поглощение влаги из почвы и расходование ее в больших количествах на испарение, затенение почвы и уменьше-

* Почвы, имеющие крупные, хорошо видные простым глазом микроагрегаты (соединения отдельных гранулометрических элементов).

104


ние ее нагревания, а тем самым уменьшение испарения с почвы, увеличение в лесу нормы осадков и т. д. Кроме того, растительный покров перераспределяет поверхностный и подземный сток вследствие повышенной скважности и водопроницаемости лесных почв и большей шероховатости поверхности залесенных водосборов.

Вопрос о влиянии леса на сток служит предметом многолетних дискуссий и рассматривается в исследованиях ряда авторов: В. В. Докучаева, В. В. Рахманова, А. А. Молчанова, А. В. Лебедева и др.

В настоящее время установлено, что гидрологическую роль леса следует рассматривать с учетом ряда причин и в зависимости от природных условий и хозяйственной деятельности человека. В первую очередь следует иметь в виду, что распространение лесов и сток в естественных условиях тесно связаны с климатом. При одинаковых климатических условиях и одинаковой лесистости влияние леса зависит от геоморфологических условий, с которыми тесно связаны процессы стекания воды по поверхности земли, положения уровня грунтовых вод, физических и водных свойств почвы, состава и полноты насаждений, способов рубки леса и характера и продуктивности поля, с которым сравнивается сток облесенных территорий.

Для малых водосборов при одинаковых размерах бассейнов, одинаковых климатических и геологических условиях с увеличением лесистости происходит уменьшение стока. Это связано с тем, что в лесных бассейнах влага попадает в речную сеть почти исключительно подземным путем. Малые реки, имеющие незначительную глубину вреза русла, обычно не получают подземного питания. По мере увеличения глубины эрозионного вреза на больших водосборах большая часть просачивающихся вод попадает в речную сеть бассейна в связи с усилением дренирующей роли реки. Поэтому различия в стоке с увеличением площади водосборов безлесных и лесистых районов постепенно сглаживаются.

Влияние болот на сток, согласно многочисленным исследованиям, может быть как положительным, так и отрицательным. С одной стороны, благодаря большой влагоемкости болото способно аккумулировать значительный объем воды. Но вследствие малой водоотдачи торфа, а также низкого расположения болот накопленная вода тратится на испарение, особенно в теплое время года. Исследования Б. С. Маслова и А. Г. Булавко в Белоруссии показали уменьшение коэффициента годового стока с повышением заболо-ченности водосбора, что подтверждается данными других авторов.

Влияние болот на формирование стока и его величину зависит от общих климатических и микроклиматических условий, определяющих количество осадков, конденсацию и испарение с различных подстилающих поверхностей, а также от типа болот (верховое и низинное), стадии их развития, степени заболоченности отдельных водосборов по сравнению со средней заболоченностью территории.

105


Наличие озер на территории речных бассейнов существенно влияет как на величину годового стока, так и на распределение его по сезонам года. С изменением озерности меняются соотношения между площадями, покрытыми водой и занятыми сушей. Различие в величине испарения с водной поверхности и с суши влечет за собой изменения стока. Годовой сток рек, в бассейнах которых име ются озера, снижается. Влияние озерности неодинаково в различ ных физико-географических условиях. В лесной зоне при озерности до 10% уменьшение годового стока составляет менее 10%, а при озерности 30...50% и более уменьшение годового стока может достигнуть 50% и более. При этом к югу влияние озерности на уменьшение годового стока быстро возрастает. Озера являются мощными регуляторами стока, способствуя растягиванию половодья и уменьшению максимальных расходов воды в период половодья и повышению стока в маловодные сезоны года. Регулирующая способность озер зависит от места их нахождения, оказывая больший регулирующий эффект при расположении в нижнем течении водотоков.

4.4. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ И РАСЧЕТОВ СТОКА

Гидрологические расчеты являются одним из основных разделов инженерной гидрологии. Этот раздел как бы объединяет многие теоретические и экспериментальные исследования в области гидрологии с широкой инженерно-строительной и водохозяйственной практикой.

В задачи гидрологических расчетов как научной дисциплины входит разработка методов, позволяющих рассчитать величины различных характеристик гидрологического режима водотоков. При этом основную группу задач составляют расчеты стока воды: нормы годового стока, внутригодового распределения стока, максимальных расходов половодий и паводков, гидрографов половодий и паводков, минимальных расходов воды. При изучении гидрологического режима водотоков и определении расчетных характеристик стока используют методы гидрометрический, научных гидрологических обобщений, лабораторного и математического моделирования.

Гидрологической основой расчетов стока являются данные гидрометрических наблюдений, проводимых на сети гидрометеорологических станций и постов в течение продолжительного периода. Гидрометрический метод определения гидрологических характеристик широко используют во многих странах с малыми территориями, где возможно создание густой сети наблюдений, охватывающих большую часть водотоков. В условиях громадной территории нашей страны большее распространение при изучении режима и определении расчетных гидрологических характеристик стока получил метод научных гидрологических обобщений, при котором используют материалы наблюдений опорной сети гидрометеорологических стан-

106


пий и экспериментальных исследований региональных водно-балансовых (стоковых) станций для установления закономерностей формирования и распределения стока по территории и его изменчивости во времени. Основу метода составляют глубокий генетический анализ среды, в которой формируется сток, и анализ отдельных процессов и факторов, определяющих его качественные и количественные характеристики. В современных условиях генетический метод исследования гидрологических явлений тесно сочетается со статистическим, включающим в себя комплекс исследований, осуществляемых для выяснения вероятностных закономерностей, проявляющихся в гидрологических процессах. Совместное использование генетического и статистического методов в научных гидрологических обобщениях является принципиально наиболее перспективным путем решения задач гидрологических расчетов. Решение многих задач статистической гидрологии было бы невозможно без использования электронно-вычислительных машин (ЭВМ). Внедрение в практику гидрологических расчетов ЭВМ привело к широкому распространению метода математического (кроме лабораторного) моделирования гидрологических процессов, естественный ход которых заменяется разработанной теоретической моделью.

Таким образом, сочетание сетевых, полевых экспериментальных исследований, лабораторного и математического моделирования и экспедиционных обследований при широком применении методов математической статистики в научных гидрологических обобщениях позволяет глубже раскрывать сущность сложных процессов формирования речного стока и совершенствовать методы определения характеристик стока.

4.5. СТАТИСТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ В ГИДРОЛОГИИ

Методы теории вероятности и математической статистики широко применяют при исследовании гидрологических явлений и в особенности при расчетах характеристик речного стока.

Проектирование инженерных мероприятий, связанных сспользованием водных ресурсов, требует количественной оценки параметров речного стока, изменяющихся во времени и в пространстве. Принимаемые для проектных разработок величины должны характеризовать сток используемого водного объекта в будущем периоде эксплуатации водохозяйственного предприятия, исчисляемом десятками и сотнями лет. Данные о возможных значениях в будущем расчетных параметров гидрологического режима можно получить путем экстраполяции зависимости стока от стокообразующих факторов, полученной по материалам непосредственных изменений стока за длительный период, опираясь на статистические закономерности, проявляющиеся в рядах гидрологических величин (см. ниже).

Применение статистических методов вытекает из физической сущности гидрологических явлений и процессов, представляющих

107


собой результат действия большого числа факторов. При этом учесть в полной мере степень участия каждого фактора в формировании рассматриваемого явления не представляется возможным. Например, годовой сток формируется в зависимости от годового количества осадков и осадков предыдущих лет, температуры воздуха, запасов влаги в бассейне и др. Каждый из перечисленных факторов, в свою очередь, обусловлен общими процессами циркуляции атмосферы, радиационным балансом, температурой и влажностью воздуха, скоростью ветра и т. д.

Математическое описание совокупности явлений, сформированных вследствие многофакторных связей, может быть выполнено лишь статистическими методами.

Возможность использования статистических закономерностей при расчетах характеристик гидрологического режима (максимальных, средних годовых и минимальных расходов воды, распределения стока внутри года, величины стока наносов, осадков и др.) опирается на положение о случайном характере формирования гидрологических рядов. Случайными считают какие-либо значения одной и той же величины, последовательность появления которых не связана с появлением предыдущих значений этой величины. Принятие гипотезы о подчинении колебаний гидрологических величин закономерностям колебаний, свойственным случайным величинам, означает случайность появления данного явления только во времени, но не в его размерах. Величина конкретной гидрологической характеристики, сформировавшейся на конкретном бассейне, обусловлена сочетаниями ряда факторов, действовавших в промежутке времени ее формирования. Эти факторы  осадки и их интенсивность, интенсивность снеготаяния, влажность и промерзаемость почво-грунтов, испарение  вполне поддаются определению.

Для теоретического обоснования применения статистического направления в качестве основы многих приемов гидрологических расчетов используют так называемые предельные теоремы теории вероятности. Согласно одному из основных положений этих теорем к случайным явлениям применим закон больших чисел, из которого следует, что при очень большом числе случайных однородных явлений средний их результат перестает быть случайным и может быть предсказан с большей степенью определенности. Это свойство отмечается во многих гидрологических явлениях. Второе положение выражается в так называемой центральной предельной теореме, в соответствии с которой явления и события, возникающие под воздействием суммы или произведения большого числа независящих или слабозависящих случайных факторов, образуют случайную совокупность, подчиняющуюся определенным статистическим законам.

Таким образом, центральная предельная теорема теории вероятности служит для изучения интегрального действия большого числа факторов в многофакторных явлениях и связях до того, как будет

J08


изучено влияние каждой причины отдельно, что при современном состоянии наших знаний пока еще не всегда представляется возможным.

4.6. ОБЕСПЕЧЕННОСТЬ ГИДРОЛОГИЧЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК

Колебания стоковых характеристик не являются функцией времени и не имеют определенных закономерностей, поэтому по имеющимся данным наблюдений за элементами гидрологического режима невозможно установить хронологический ход стока на будущий запланированный период службы водохозяйственного предприятия. Невозможно и определить, когда будет наблюдаться какое-либо значе