Гидрология (шпаргалка)

	Загрузить архив:
	Файл: ref-24530.zip (78kb [zip], Скачиваний: 363) скачать

ИЗ ИСТОРИИ ГИДРОЛОГИИ.

     Название науки о воде - гидрология - образовано из двух греческих слов: "гидор" - вода и "логос" - знание, наука.

     Первые начатки гидрологии появились на заре истории че ловечества, около 6000 лет назад, в Древнем Египте. В то время когда на территории современных Финляндии и Карелии, возможно, кое-где еще таяли остатки льдов последнего периода оледенения, египетские жрецы вели простейшие гидрологические наблюдения - отмечали на скалах в 400 км выше Асуана уровни воды в периоды ежегодных разливов Нила. Позднее в Древнем Египте была создана целая сеть (около 30) „гидрологических" постов на Нижнем Ниле, так называемых ниломеров. Некоторые ниломеры представляли собой богатые архитектурные сооружения: мраморные колодцы в русле реки с красиво украшенной каменной колонной посредине, на которой отмечали высоту подъема половодья. Сохранился самый длительный в мире ряд гидрологических наблюдений - за 1250 лет - по одному из таких ниломеров, расположенному на острове Рода близ Каира.

     По высоте уровня воды во время половодья Нила жрецы определяли будущий урожай и заблаговременно назначали налоги.

     Однако понадобилось несколько тысячелетий для того, чтобы гидрология, начавшаяся с наблюдений за половодьем Нила, превратилась в самостоятельную научную дисциплину. Важным рубежом в истории развития гидрологии стал конец 17 в. Французский ученый П. Перро, а после него Э. Мариотт, измерив величину осадков и стока в бассейне Верхней Сены, установили количественные соотношения главных элементов водного баланса речного бассейна - осадков и стока, опровергнув господствовавшие в то время фантастические представления о происхождении рек, источников и подземных вод. В этот же период английский астроном Э. Галлей на основании опытов по измерению испарения показал на примере Средиземного моря, что испарение с поверхности моря значительно превышает приток речных вод в него, и тем самым „замкнул" схему круговорота воды на земном шаре.

     Измерения, расчеты и эксперименты Перро, Мариотта и Галлея, выполненные 300 лет назад, несмотря на приближенный характер и смелые допущения, заложили прочную основу для последующего плодотворного развития научной гидрологии. Недаром ЮНЕСКО (Организация Объединенных Наций по вопросам, образования, науки и культуры) отметила в 1974 г. на международной гидрологической конференции в Париже трехсотлетие научной гидрологии, приурочив этот юбилей к трехсотлетней годовщине выхода в свет книги П. Перро „О происхождении источников" (Париж, 1674), в которой автор приводит результаты своих подсчетов водного баланса.

     Знаменательно, что первая книга, носящая название „Гид рология", а может быть, и сам этот термин, также появились в конце 17 в.: в 1694 г. во Франкфурте-на-Майне вышла книга Э. Мельхиора под названием „Гидрология в трех частях", содержащая описание целебных минеральных источников Висбадена. В русской литературе термин „гидрология", появился, по всей вероятности, лишь во второй половине 18 столетия: в статье П. Варгентина „О натуральной истории вообще" (1762 г.) упоминается о „знании воды, то есть гидрологии".

     В лекциях по физической географии, которые читал в 1774-1793 гг. в Кенигсбергском университете И. Кант, слово „гидрология" ни разу не встречается, хотя Кант и уделил значительное внимание рекам, их происхождению, формированию русел, наводнениям и т. o., а также океанам, морям и источникам (об озерах ничего не говорится).

     Ничего нового для гидрологии Кант в своих лекциях не дал. На общем фоне передовых для его времени взглядов нет-нет да и проскользнет отзвук старинных, уже отживающих воззрений. Например, говоря о причинах разлива Нила, он вначале правильно указывает на дожди, выпадающие в «египетских» горах, но тут же добавляет, что частично причиной разливов являются северные ветры, дующие прямо в устье реки и отгоняющие ее воду вверх по течению, - теория нильских разливов, высказанная в свое время еще Фалесом Милетским, первым из семи мудрецов Древней Греции. Однако Кант возражает против еще встречавшихся в его время утверждений, пережитков 17 в., что круговорот воды (в частности, питание рек) совершается путем поступления морской воды в подземные пустоты горах, из которых вода поднимается вверх к истокам рек.

     Удивительно, что Кант говорит в своих лекциях о том, что вода состоит на 15% из водорода и на 85% из кислорода, т. е. об открытии Кавендиша, которое было опубликовано в 1784 г., в самый период чтения лекций Кантом. Однако реку Урал он продолжает на зывать Яиком - по-видимому, указ 1775 г. Екатерины II о переиме новании «преступной» реки представлял для Канта меньший интерес, чем замечательное открытие Кавендиша.

     В конце 19 столетия гидрологию еще рассматривали как часть физической географии, иногда ее относили к гидротехнике или гидравлике. С основами гидрологии студенты знакомились из курсов климатологии, мелиорации внутренних водных путей и т. п. И лишь в начале 20 в. определилось содержание гидрологии как самостоятельной науки, в некоторых университетax и технических учебных заведениях Германии, Франции, России, США стали читать специальные курсы гидрологии, подвились первые учебные пособиия по этой дисциплине. В России впервые курс гидрологии суши вел в Петербургском политехническом институте проф. С. П. Максимов в 1914 г. Литографированные лекции этого курса были первым в России учебником гидрологии.

     Один из основоположников советской гидрологии проф. В. Г. Глушков считал С. П. Максимова своим учителем.

     Интенсивное развитие гидрологической науки началось примерно с 30-х годов нынешнего столетия, когда знание гидрологических закономерностей стало особенно необходимым вследствие быстрого развития гидроэнергетики и ирригации и связанного с этим широкого использования рек, строительства крупных водохранилищ и каналов.

Происхождение, типы и морфология озерных котловин

Озерами называются котловины или впадины земной поверхности, заполненные водой и не имеющие прямого соединения с морем.

Размеры озер колеблются в весьма широком диапазоне. Согласно приведенному определению, к озерам могут быть отнесены и такие круп-ные водоемы, как Каспийское и Аральское моря, а также сравнительно не-большие временные скопления воды в понижениях местности, образую-щиеся, например, в период весеннего снеготаяния.

При изучении столь значительных по размеру водоемов, как Каспий-ское и Аральское моря, широкое применение находят приемы океанографи-ческих исследований; поэтому в целом изучением гидрологического режи-ма этих водоемов занимаются океанографы.

Иногда, в отличие от текущих вод (рек), озера определяют как водо-емы с замедленным стоком или с замедленным водообменом.

При наличии котловины образование озера произойдет в том случае, когда приток воды в это углубление будет превышать потери на фильтра-цию и испарение.

Искусственно созданное озеро называется водохранилищем. Если во-дохранилище имеет небольшие размеры, его называют прудом. Иногда пру-дами называют мелководные естественные озера, на площади которых рас-пространена водная растительность.

Типы озер по характеру котловин. Несмотря на большое разнооб-разие встречающихся в природе озер, среди них могут быть выделены оп-ределенные типы, имеющие сходство по ряду признаков.

Прежде всего можно выделить определенные типы озер в зависимости от условий образования озерного ложа.

По характеру котловин, послуживших основой для образования озера, можно выделить озера плотинные, или запрудные, котловинные и смешан-ные.

Плотинные озера образуются в том случае, когда долина перекрыва-ется в каком-либо месте обвалом, ледником, наносамии т. п.; в эту группу входят и искусственные озера — водохранилища. Среди плотинных озер можно выделить речные, долинные и прибрежные.

Речные озера могут возникать как временные образования в результа-те резкого снижения стока отдельных рек в сухое время года; в этом случае реки нередко обращаются в цепочку озер, лежащих в долине и отделенных друг от друга сухими участками русла. Другим типом речных озер являются так называемые пойменные озера. Этот тип озер непосредственно связан с процессом образования стариц, возникающих вследствие преграждения отдельных рукавов реки грядой наносов и образования рекой нового русла.

Долинные озера могут возникать в горах от завалов. Озера завального происхождения образуются вследствие закупорки узкой долины продукта-ми разрушения их склонов.

Прибрежные озера бывают двух типов: лагуны и лиманы. Лагуны возникают в том случае, когда мелководные заливы, или бухты, отделяются от моря наносными песчано-глинистыми валами, или косами. Лиманы представляют собой затопленную морем устьевую часть долины.

Моренные озера обязаны своим происхождением деятельности лед-ников, особенно мощных ледниковых покровов четвертичного периода, ко-торые погребали под собой огромные пространства. После отступления (таяния) и исчезновения такого ледникового щита на его месте остался об-ломочный материал, который переносил с собой ледник: глина, песок, ще-бень, крупные глыбы горных пород и т. д.

Большое скопление этого материала (так называемой морены) в одних мес-тах и незначительное в других создает рельеф, отличающийся холмисто-стью, непрерывным и частым чередованием возвышенностей и понижений, причем понижения обычно бывают замкнутыми. Заполненные водой, они образуют моренные озера круглой или неправильной формы, со многими ответвлениями и заливами. В условиях моренного ландшафта немало озер, относящихся и к типу плотинных.

Каровые озера занимают впадины, выработанные в ледниковое время совместной работой льда, фирна и морозного выветривания.

Карстовые озера представляют собой результат химической (раство-ряющей) деятельности подземных и поверхностных вод. Вынос растворен-ных веществ, а также тонких глинистых частиц (суффозия) может привести к образованию подземных пустот и оседанию кровли над этими пустотами, что обусловит появление воронок на поверхности земли; если эти воронки будут заполнены водой, на их месте возникнут карстовые озера.

Своеобразной разновидностью карстового типа озер являются термо-карстовые озера, возникающие в результате заполнения водой углублений на поверхности земли, образующихся в областях развития вечной мерзлоты вследствие таяния подземных пластов или линз льда. Таяние этого льда не только способствует образованию озерной котловины, но и в значительной мере поставляет воду для заполнения котловины.

Дефляционные озера располагаются в котловинах, созданных в ре-зультате процесса выдувания, и в понижениях между барханами и дюнами.

Многие котловинные озера возникают в результате вулканических и тектонических процессов.

Тектонические процессы обусловливают появление котловин огром-ных размеров. Поэтому тектонические озера обычно глубоки. Примерами могут служить озера Иссык-Куль, Байкал, Севан и др.

Вулканические озера возникают либо в кратере потухшего вулкана, либо в углублениях на поверхности лавового потока, образовавшихся при его застывании, либо в долине реки вследствие перегораживания ее пото-ком лавы.

Элементы озерного ложа и береговой области. Впадина, находя-щаяся на земле и наполненная водой, имеет закономерно построенный рельеф, отличающий ее от впадин, не занятых водой.

Первоначальная форма котловин изменяется под действием размыва как поверхностным стоком в озеро, так и волнением: склоны котловины выполаживаются, неровности рельефа дна сглаживаются, заполняясь отло-жениями, откосы берега приобретают устойчивый профиль.

Раздел озероведения, в котором рассматриваются закономерности, проявляющиеся в формировании рельефа озерных котловин, называется морфологией озер.

Озерная котловина от окружающей местности отграничена коренным берегом, образующим береговой склон, или яр; основание этого берега рас-полагается на верхней границе воздействия озерной волны. Заканчивается коренной берег бровкой, или линией сопряжения склонов с поверхностью прилегающей местности. Часть котловины, заполненная водой до высоты максимального подъема уровня, называется озерным ложем, или озерной чашей.

В озерной котловине прежде всего можно выделить береговую и глу-бинные области.

В береговой области выделяют три зоны:

1) береговые склоны (яр)— часть озерного склона, окружающая озеро со всех сторон и неподвергающаяся воздействию волнового прибоя;

2) побережье — включает сухую часть, которая подвергается воздействию воды лишь при сильном волнении и в особенности при высоком стоянии воды, затопляемую, которая покрывается водой периодически — во время подъема уровня воды озера, и подводную, которая обычно лежит под по-верхностью воды и, в отличие от более глубоких частей береговой области, подвергается воздействию волны при волнении;

3) береговая отмель — заканчивается подводным откосом, являющимся границей между склоном и дном озерного ложа; верхняя часть береговой отмели соответствует нижней границе воздействия на береговую область волнового прибоя.

Указанные зоны береговой области озерной котловины в схематическом виде показаны на рис. 136.

Формирование озерного ложа под влиянием волнения и отложе-ния наносов. Волнение, зависящее от силы ветра, глубины и размеров озе-ра, воздействует в течение длительного периода на береговую область озерной котловины, разрушает слагающие ее горные породы и сносит раз-мытый материал вниз по склонам и на

Рис. 136. Схема расчленения береговой области озерной котловины.

дно озера. В результате этого увеличиваются размеры побережья и отмели размыва, одновременно с этим увеличивается площадь намыва и уменьша-ется за счет глубинной области озера.

Таким образом, озеро постепенно заносится благодаря действию волн. Степень интенсивности этого процесса, конечно, в значительной мере зависит от геологического состава пород, из которых сложен берег озера.

Однако каков бы ни был береговой материал, он под действием волн и вы-ветривания превращается, в конце концов, в мелкий камень, гравий и песок.

Кроме волнения, на форму озерного ложа существенное влияние ока-зывает процесс поступления аллювиальных наносов, приносимых впадаю-щими в озеро реками. Впадающие в озеро поверхностные водотоки размы-вают по пути своего следования грунты и выносят продукты размыва в озе-ро.

Помимо минеральных осадков, попадающих в озерное ложе в резуль-тате волнения или приносимых течением рек, озерная котловина заполняет-ся и отложениями ила органического происхождения. Этот ил является продуктом процессов, происходящих в самом озере, и образуется в резуль-тате отмирания и последующего осаждения на дно взвешенных в воде мик-роскопических животных

Рис. 137. Схема зарастания мелководных озер.

1 — осоковый торф, 2 — тростниковый и камышовый торф, 3 — сапропелевый торф, 4 — сапропелит.

и растительных организмов (так называемого планктона), а также в резуль-тате отмирания прибрежной растительности, распадающейся после пере-гнивания на мельчайшие частицы, легко уносимые течениями на середину озера. Интенсивное развитие указанных организмов в течение теплого пе-риода года, а отмирание в течение холодного обусловливает послойное от-ложение этих илов на дне озера, что позволяет по слоям определять возраст озера.

Географическое положение озера. Морфометрические характери-стики. Важной характеристикой озера является его географическое поло-жение (широта, долгота) и высота над уровнем моря.

Эти данные уже позволяют составить общее представление об основ-ных чертах режима озера. Географическое положение озера в определенной мере отражает общие климатические особенности района, а высотное по-ложение определяет также местные влияния климатических и других фак-торов на процессы, происходящие в озере.

При изучении озер и озерных котловин важно установить не только условия их образования, но и определить ряд числовых характеристик, дающих количественные представления об основныхэлементах озера и озерной котловины. Эти характеристики носят название морфометриче-ских.

Площадь озера вычисляется двояко: либо вместе с площадью остро-вов, либо отдельно площадь водной поверхности. Так как берега озер не от-весны, площадь водной поверхности (зеркала озера) изменяется при изме-нении уровня озера.

Длина озера — кратчайшее расстояние между двумя наиболее удален-ными точками, расположенными на берегах озера, измеряемое по поверх-ности озера. Таким образом, эта линия будет прямой

Рис.138. Схема зарастания глубокого озера путем образования сплавин.

1 — торф сплавины; 2 — мутта, или пелоген; 3 — сапропелевый торф; 4 — сапропелит.

лишь в случае сравнительно простых очертаний озера; для извилистого озе-ра эта линия, очевидно, может быть и не прямой, а состоять из отдельных отрезков прямых и кривых линий.

Ширина озера — различают наибольшую ширину, определяемую как наибольший поперечник (перпендикуляр) к линии длины озера, и среднюю ширину, представляющую отношение площади озера со к его длине L

Степень развития береговой линии оценивается коэффициентом извилисто-сти т, вычисляемым как отношение длины береговой линии s к длине ок-ружности круга, имеющего площадь, равную площади озера,

Широкое применение при оценке водных запасов озера имеет кривая изменения площади озера с глубиной, представляющая собой график связи площадей горизонтальных сечений озера и соответствующих им глубин, и кривая изменения объема озера в зависимости от его глубины.

На рис. 139 представлены кривые изменения площади и объема Онежского озера с глубиной (табл. 42). Такие кривые дают возможность определить площадь зеркала озера и объема воды для любого уровня. Эти величины необходимо знать при всех расчетах.

Рис. 139. Кривые площадей и объемов Онежского озера.

Объем воды в озере может быть определен   по карте  изобат, пользу-ясь «методом призм».

Средняя глубина озера равна отношению объема воды в озере к пло-щади его зеркала.

Знание элементов, характеризующих форму озерной котловины, не-обходимо не только для того, чтобы понять основные закономерности ре-жима озера, но и для решения ряда хозяйственных задач, связанных непо-средственно с эксплуатацией озера. Например, при использовании озера в транспортных целях необходимо знать распределение глубин в пределах всей акватории и, в частности, в зоне береговой отмели. При регулировании стока вытекающих из озера рек необходимо иметь кривые зависимости объема воды и площадей озера от высоты стояния уровня. Для расчета эле-ментов волн важно знать распределение глубин и ширин озера по различ-ным направлениям и т. д.

Из общего объема воды (около 28000 км3), заключенной в озерах СНГ, примерно 82% (23000 км3) сосредоточено в оз. Байкал.

Водный баланс и уровень озер

Элементы водного баланса. Водный баланс озера непосредственно определяется процессами притока и расхода воды. Приход воды в озеро осуществляется путем поверхностного и подземного притока и выпадения атмосферных осадков на его поверхность.

В некоторые периоды пополнение запасов воды в озере может проис-ходить за счет конденсации водяного пара на его поверхности. Существен-ное влияние на водный баланс небольших озер, особенно в степных рай-онах, оказывают скопления снега, переносимого ветром, в зарослях трост-ника, растущего по берегам.

Расходование поступающей в озеро воды происходит путем испаре-ния с поверхности озера, поверхностного и подземного стока из него.

Совместное рассмотрение величин прихода-расхода воды за некоторый период времени сводится к составлению водного баланса водоема за этот период. Очевидно, что разность между приходом воды в озеро и расходом воды из него должна равняться увеличению или уменьшению за-паса воды в озере.

По условиям формирования водного баланса озера можно разделить на две основные группы: сточные и бессточные.

Озеро будет бессточным, если поступающая в него вода полностью расходуется на испарение. Если приток превышает потери на испарение, то с течением времени котловина переполняется, а излишек воды стекает, об-разуя реку.

Сточные и бессточные озера имеют определенные области распростране-ния. В пределах северо-западной части Европейской территории СССР, где количество осадков сравнительно велико, а испарение мало, распростране-ны сточные озера, на юго-востоке при большой сухости климата, наоборот, — бессточные. В частном случае сток из озера может осуществляться не поверхностным, а подземным путем.

В водном балансе водохранилищ, помимо указанных элементов, су-щественное значение могут иметь: сбросы через сооружения гидротехниче-ского узла (ГЭС, шлюз, плотина), включая утечки через неплотности затво-ров; водозабор из водохранилища; потери воды на насыщение грунтов, сла-гающих ложе водохранилища; фильтрация в нижний бьеф в створе гидро-технического сооружения; объем воды, заключенной во льду и снеге, оседающих в мелководных частях водохранилища при его сработке зимой и всплывающих весной при наполнении водохранилища; временные потери на фильтрацию воды в берега водохранилища и возврат этих вод обратно при изменяющихся уровнях воды в водохранилище.

Уровенный режим озер. Колебания уровней сезонные, годовые и кратковременные. Уровенный режим озер определяется комплексом сле-дующих природных условий:

а) соотношением между приходной (осадки на зеркало озера, поверх-ностный приток, подземный приток) и расходной частью водного баланса озера (испарение, поверхностный и подземный сток из озера);

б) морфометрическими характеристиками озерной чаши ,и озерной котловины (соотношение между высотой стояния воды в озере и площадью его водного зеркала);

в) размерами озера, его формой, характером берегов, характером вет-ровой деятельности, определяющим размеры волн, сгонов и нагонов уров-ня.

Колебания уровня озера могут быть сведены к следующим трем ос-новным видам: сезонные, годовые и кратковременные. Иногда колебания уровня в годовом (сезонные) и многолетнем периоде, отражающие режим притока и убыли воды в озере, называют абсолютными колебаниями, а кратковременные, которые происходят одновременно с абсолютными изме-нениями уровня, называют относительными колебаниями. В силу того что относительные колебания протекают одновременно с абсолютными, они дополнительно увеличивают или уменьшают амплитуду абсолютного коле-бания уровня озера в отдельных его пунктах.

Сезонные колебания, происходящие в течение года, обусловливаются различными в разные месяцы, но более или менее правильно ежегодно повторяющимися соотношениями между приходной и расходной частями водного баланса. Амплитуда годовых колебаний уровня воды в разных озе-рах различна и зависит oт ряда факторов: климатических условий, характе-ра питания, размера площади водосбора, размера озера, геологических ус-ловий озернОГО ложа и др.

Абсолютные значения амплитуды колебания уровней естественных озер изменяются в довольно широких пределах — от десятков сантиметров до 2—4 м и больше в зависимости от сочетания указанных выше условий.

После ряда многоводных лет, когда приток превышает расход, воды из озера, имеет место более высокое стояние уровней, чем после маловод-ных периодов. Вследствие того что на крупных (особенно бессточных) озе-рах уровень каждого данного года является следствием характера водности ряда предшествующих лет, низкий уровень может иметь место и в много-водном году, если этот год входит в цикл лет маловодного периода, и высо-кий — в маловодном, если этот маловодный год наблюдается в пределах многоводного периода.

Кроме отмеченной причины, имеющей место на каждом озере, иногда наблюдаются так называемые вековые колебания, вызываемые геологиче-скими факторами (поднятие, опускание озерной котловины и отдельных частей ее).

Кратковременные, или относительные, колебания уровней воды в озере являются следствием волнения, ветровых нагонов и сгонов и сейш.

Динамические явления в озерах

Постоянные и временные движения водных масс. Движения вод-ной массы, возникающие в озерах, могут быть разделены на постоянные и временные.

Постоянные движения воды в озере в форме течений вызываются впадающей в озеро или вытекающей из него рекой (сточные течения). Ин-тенсивность таких течений определяется соотношением объема озера и рас-хода втекающей или вытекающей реки. Если объем воды в проточном озере невелик по сравнению с объемом воды, втекающей в озеро, то в озере уста-навливается течение, аналогичное течению в реке, лишь с соответственно меньшими скоростями. Такое проточное озеро может в некотором смысле рассматриваться как крайний случай значительного расширения русла реки.

Если, наоборот, объем озера весьма велик по сравнению с объемом воды, втекающей и вытекающей из него, то, хотя оно и в этом случае назы-вается проточным, но во многих отношениях по характеру происходящих в нем процессов ближе подходит к бессточному озеру. Течение такого типа наблюдается в оз. Байкал, объем которого чрезвычайно велик по сравнению с объемом стока втекающих в него рек Селенги, Верхней Ангары и др. и вытекающей из него р. Ангары.

Временные движения водной массы озера могут проявляться в виде течений и волнения.

Среди временных течений прежде всего следует выделить такие, которые возникают под действием ветра и вследствие неравномерного нагревания и охлаждения воды озера.

Ветровые (дрейфовые) течения оказывают особенно значительное влияние на характер физических процессов в озерах с большой площадью, плоской формой озерного ложа и малыми глубинами.

Неравномерность охлаждения и нагревания водных масс озера преж-де всего вызывает вертикальные, так называемые конвекционные токи, в некоторой степени оказывающие влияние и на горизонтальные перемеще-ния водных масс.

Рис. 140. Схема ветровой волны.

Среди временных движений водных масс озера наибольшее значение имеют ветровые волны и сейши.

Ветровые волны. Исследования показали; что если две среды разной плотности расположены одна над другой, но только в состоянии покоя од-ной среды относительно другой разделяющая их поверхность будет плоско-стью. Если одна из них движется по отношению к другой, то разделяющая их поверхность принимает волнообразный характер, причем размеры волн зависят от скорости движения, разности плотностей и глубин обеих сред.

При движении воздуха над водной поверхностью в результате трения соз-дается неустойчивое равновесие на поверхности их раздела, которое, неиз-бежно, нарушаясь, закономерно переходит в устойчивую в этих условиях волновую форму с повышением плоскости раздела против начальной линии уровня в одних местах и с понижением в других.

Волны характеризуются  следующими   элементами:

— вершина, или гребень, волны — высшая точка волны А;

— подошва, или ложбина — самая низшая точка волны В;— высота волны — разность отметок гребня и подошвы;

— длина волны — расстояние между двумя вершинами или двумя подош-вами;

— крутизна волны (а) в данной точке — тангенс угла, составляемого каса-тельной к профилю волны с горизонтальной линией. Часто в расчетных за-висимостях под крутизной волны понимают не крутизну в данной точке, а отношение длины волны к высоте волны;

— период волны — промежуток времени, в течение которого волна пробе-гает расстояние,_равное ее длине;

— скорость распространения волны — расстояние,   проходимое какой-либо точкой волны (например, гребнем) в единицу времени. По внешней форме различают:

а) правильное, или двухмерное, волнение, когда наблюдается одна система волн, распространяющихся в одном направлении и имеющих одну форму и размеры;

б) неправильное, или трехмерное, волнение, состоящее из беспоря-дочно движущихся волн, гребни и ложбины которых разбиты на обособ-ленные бугры и впадины.

Применительно к случаю правильных двухмерных волн существует теория волнения, известная под названием теории трохоидальных волн. Эта теория устанавливает внешнюю форму волны и законы движения частиц воды.

Форма волны, согласно рассматриваемой теории, представляет собой трохоиду, т. е. кривую, описываемую какой-либо точкой внутри круга, ка-тящегося (без скольжения) по прямой, тогда как точка на окружности тако-го круга описывает кривую, называемую циклоидой.

Рис. 141. Трохоида (1) и циклоида (2).

Сейши. Иногда в озере возникает колебание всей массы воды, причем по поверхности ее не распространяется никакой волны. Такое колебатель-ное движение называется сейшами. При сейшах поверхность озера приоб-ретает уклон то в одну, то в другую сторону. Неподвижная ось, около кото-рой колеблется зеркало озера, называется узлом. Как показывают исследо-вания, сейши более устойчивы в глубоководных водоемах, чем в мелковод-ных.

Термический и ледовый режим озер

Основные черты теплового баланса озер. Нагревание и охлаждение озер происходит под воздействием составляющих теплового баланса.

Наряду с элементами теплового баланса на температуру поверхности и ее распределение по вертикали и акватории озера существенное влияние оказывают глубина водоема, размеры водной поверхности и расчленение береговой линии водоема бухтами, заливами, наличие островов и пр.

Малые озера обычно лучше защищены от действия ветра, поэтому и процессы ветрового перемешивания на них менее выражены, чем на круп-ных озерах.

Расчеты, произведенные в ГГИ, показывают, что за период, свобод-ный ото льда, для озер, расположенных в различных районах СССР, наблю-дается сравнительно устойчивое соотношение между слагаемыми теплового баланса, обусловленными испарением, эффективным излучением, конвек-цией и поглощенной водой суммарной солнечной радиацией. Во всех слу-чаях для периода, свободного ото льда, максимум расхода тепла падает на испарение, на которое расходуется 40—70% поглощенной водой суммарной солнечной радиации; на эффективное излучение расходуется порядка 25—35%, на турбулентный теплообмен с атмосферой 2—25%, и меньше всего затрачивается тепла на теплообмен с дном (0—4%).

Характеристика процесса нагревания и охлаждения воды в озерах.

Смена нагревания и охлаждения происходит неодновременно во всей толще воды. Наиболее резкие изменения температуры наблюдаются на по-верхности водоема, откуда они под влиянием динамического и конвектив-ного перемешивания, течений и волнения распространяются по всей толще воды.

Направление конвективного перемешивания, происходящего под влиянием разности плотностей воды на разных глубинах, будет различным в зависимости от того, выше или ниже 4° С (для пресных озер) температура к моменту возникновения конвекции.

Если температура воды озера от 0 до 4° С, то у поверхности, находит-ся вода с более низкой температурой, а ниже в соответствии с изменением плотности располагаются слои с последовательно увеличивающей темпера-турой, все более приближающейся к 4° С. В этом случае имеет место об-ратная термическая стратификация. С того момента, когда приходные составляющие теплового баланса начинают превышать расходные, увели-чивается температура поверхностных слоев, которые, нагреваясь до 4° С, как более тяжелые опускаются вглубь, а на их место под влиянием конвек-ции поднимаются более холодные массы воды.

Когда температура по всей толще воды озера достигнет 4° С, даль-нейшее нагревание поверхностных слоев приведет к повышению их темпе-ратуры, но распространение тепла в глубину конвекцией происходить уже не будет. Возникнет прямая термическая стратификация, характеризую-щаяся убыванием температуры воды от поверхности в глубину.

Явление постоянства температуры по глубине, устанавливающейся осенью после нарушения прямой стратификации и весной после нарушения обратной стратификации, называют осенней и весенней гомотермией.

В результате суточного обмена тепла указанная картина несколько усложняется. Начиная с весны, после того как установится прямая темпера-турная стратификация, в течение дня верхние слои воды будут нагреваться, а ночью, когда нагревание солнцем прекращается, охлаждаться. Этот про-цесс ведет, в конце концов, к выравниванию температуры в некотором по-верхностном слое воды. В результате на нижней границе этого слоя темпе-ратура резко изменяется, образуя так называемый слой температурного скачка. Слой скачка в течение лета непостоянен; появляясь весной, он летом углубляется и исчезает лишь осенью, когда нагревание озера ослабева-ет.

Слоем скачка вся толща озерной воды разделяется на два слоя: верх-ний (эпилимнион) с малыми градиентами температуры из-за интенсивного перемешивания и нижний (гиполимнион) также с малыми градиентами, но, наоборот, обусловленными слабым перемешиванием.

Изменение температуры воды в озерах в течение года. В соответ-ствии с годовым ходом составляющих теплового баланса температура воды имеет ясно выраженный годовой ход:

В годовом цикле изменения температуры воды можно выделить сле-дующие периоды: 1) весеннего нагревания, 2) летнего нагревания, 3) осен-него охлаждения, 4) зимнего охлаждения.

Период весеннего нагревания начинается с момента, когда устанавли-вается направленный в воду тепловой поток. На замерзающих озерах ве-сеннее нагревание воды начинается еще при наличии ледяного покрова за счет поглощения проникающей сквозь лед (после схода снега) солнечной радиации. Заканчивается период весеннего нагревания установлением тем-пературы максимальной плотности во всей толще озера.

Период летнего нагревания начинается с момента перехода гомотер-мии в прямую стратификацию. Перемешивание в это время осуществляется главным образом деятельностью ветра, при этом по мере усиления прямой стратификации сопротивление перемешиванию возрастает и теплообмен с нижележащими слоями становится все более затруднительным. Особенно большое сопротивление перемешиванию оказывает образующийся летом слой скачка, имеющий большие градиенты плотности и, следовательно, об-ладающий большой устойчивостью. Конвекция проявляется при этом толь-ко во время ночного охлаждения. В соответствии с характером распределе-ния температуры по вертикали водная толща достаточно глубоких озер рас-падается на три слоя: эпилимнион, металимнион и гиполимнион.

Металимнион, является зоной температурного скачка. Нижняя грани-ца металимниона неопределенна и постепенно переходит в гиполимнион.

Период осеннего охлаждения начинается с момента появления отри-цательного теплового потока и заканчивается установлением температуры наибольшей плотности во всей толще озера.

Период зимнего охлаждения начинается с момента образования об-ратной стратификации температуры и на замерзающих озерах заканчивает-ся с наступлением ледостава. С установлением ледяного покрова охлажде-ние осуществляется путем теплопроводности через толщу снега и льда. По-скольку этот процесс идет медленно, поступление тепла от дна начинает превышать расход путем теплопроводности и в мелководных озерах часто наблюдается повышение температуры воды после ледостава.

Термические типы озер. Ледовые явления. Влияние озер на кли-мат побережий. В зависимости от характера температурной стратификации озера могут быть разделены на следующие типы: 1) теплые с постоянной прямой стратификацией, 2) холодные с постоянной обратной стратифика-цией, 3) смешанные с переменной стратификацией по временам года.

С момента установления обратной стратификации при продолжаю-щемся понижении температуры воздуха верхние слои воды охлаждаются до 0°С и начинается процесс замерзания озера.

Вначале лед образуется у берегов, на отмелях, в заливах, а затем ледяной покров распространяется и на более глубокие места. Так как замерзание озера может начаться только после того, как температура всей массы воды понизится до 4°С, а верхних слоев — до 0°С, тепловая инерция оказывает существенное влияние на сроки замерзания. В случае тихой погоды озеро сравнительно небольших размеров, охлажденное в предшествующие дни, может покрыться по всей поверхности тонкой ледяной пленкой в течение одной ясной морозной ночи. На крупных озерах процесс замерзания может продолжаться длительное время, а в отдельные годы наиболее глубокие части озера могут вообще не покрываться льдом (Ладожское озеро). Увели-чение толщины ледяного покрова сначала происходит довольно быстро, а затем постепенно замедляется и, наконец, совсем прекращается.

С установлением положительного теплового баланса происходит тая-ние и разрушение льда, а затем и вскрытие озера. Обычно в озерах лед тает на месте; в проточных озерах лед может увлекаться рекой, вытекающей из озера. Например, лед из Ладожского озера проходит по р. Неве и создает второй более поздний по времени «ладожский ледоход».

Озера оказывают влияние на климат прилегающих к ним районов. Это влияние определяется размером водной поверхности озера и объемом его водной массы. Испарение с водной поверхности в первую очередь влия-ет на влажность воздуха приозерного района. Обладая большой тепловой инерцией, крупные, незамерзающие водоемы смягчают климат прибрежных районов.

Химический состав озерной воды. Световой режим. Биологические процессы

Формирование химического режима. Главнейшие ионы, содер-жащиеся в озерной воде. Химический состав озерной воды определяется составом воды притоков и питающих озеро подземных вод, а также тесно связан с биологическими процессами, происходящими в озере, и с комплек-сом физико-географических условий, характеризующих бассейн водосбора озера. Особое значение в процессах формирования химического состава озерной воды имеет наличие или отсутствие стока из озера. В бессточных озерах, расходующих воду на испарение, происходит систематическое накопление поступающих солей и повышение их концентрации, поэтому они часто превращаются в соленые озера. Наоборот, в проточных озерах соли могут свободно выноситься вытекающими из них потоками, поэтому в про-точных озерах обычно не наблюдается высокой концентрации солей.

Минерализация озерных вод колеблется в широких пределах: от не-скольких тысячных до 350 г на 1 кг раствора.

Минерализация воды озер, имеющих сток, обычно не превышает 200—300 мг/л. Минерализация таких озер, как Байкал, Ладожское, Онежское, не пре-вышает 30—100 мг/л.

Особенно бедны растворенными солями воды горных озер, располо-женных среди малорастворимых кристаллических пород и питающихся слабоминерализованными талыми снеговыми и ледниковыми водами, а также воды озер, находящихся среди верховых сфагновых болот и питаю-щихся почти исключительно атмосферными осадками.

Наиболее богаты солями озера засушливых и полупустынных областей.

Особо интенсивное поступление минеральных солей в водоемы мо-жет приводить к возникновению так называемых меромиктических (дву-слойных) озер. В частности, такие водоемы могут возникнуть в результате сброса в них промышленно-коммунальных стоков, особенно отходов содовой промышленности.

Указанные водоемы характеризуются расслоением водной массы на два, практически не перемешивающихся между собой слоя. Нижний слой с водой повышенной плотности выступает как бы в форме жидкого дна для поверхностного слоя. Различие плотностей верхнего и нижнего слоев опре-деляется количеством содержащихся в них минеральных веществ.

В зависимости от условий формирования нижнего слоя меромиктиче-ские озера разделяют на эктогенные, креногенные и биогенные.

Эктогенными называют озера, в которых нижний более плотный слой сформировался в результате проникновения в озеро морской воды.

Креногенными называют озера, у которых повышенная плотность мо-нимолимниона обусловлена, притоком подземных вод высокой минерали-зации.

В биогенных озерах повышение плотности воды нижнего слоя проис-ходит в результате постепенного накопления в придонном слое продуктов разложения органического вещества.

В качестве характеристик светового режима водоемов может служить прозрачность воды и ее цвет. Под прозрачностью, или глубиной видимости, условно понимается глубина, на которой белый диск диаметром 30 см, по-груженный в воду, перестает быть видимым для наблюдателя, глаз которого находится на расстоянии не более 2 м над поверхностью воды. В водах с большим количеством взвешенных частиц прозрачность может уменьшать-ся до 20— 25 см. В озерах с чистой водой прозрачность достигает несколь-ких метров, а наибольшая глубина видимости диска в оз. Байкал достигает 42 м.

Цвет воды озер отличается большим разнообразием: от синих, сине-зеленых тонов в глубоких озерах с чистой водой до желто-сине-зеленых от-тенков в неглубоких и менее чистых водоемах и коричневых в водоемах, получающих болотную воду.

Биологические процессы. Типы озер по питательности содержащих-ся в воде веществ. Развивающиеся в озерах биологические процессы непо-средственно обусловлены химическим составом озерной воды, ее прозрач-ностью, размером озера и связанным с ним термическим режимом.

Обитателей вод можно разделить на три основные группы в зависи-мости от условий их перемещения и зон распространения в озере:

1) планктон — мельчайшие организмы, находящиеся во взвешенном со-стоянии и пассивно передвигающиеся вместе с водой;

2) нектон — организмы, активно передвигающиеся в воде;

3) бентос — организмы, живущие на дне озера. По питательности содер-жащихся в озере веществ различают три типа озер:

1) олиготрофные озера (с малым количеством питательных веществ) характеризуются обычно большими или средними глубинами, значитель-ной массой воды ниже слоя температурного скачка, большой прозрачно-стью, цветом воды от синего до зеленого, постепенным падением содержа-ния кислорода ко дну, вблизи которого вода всегда содержит значительные количества О2 (не менее 60— 70% содержания его на поверхности);

2) евтрофные озера (с большим содержанием питательных веществ) обычно отличаются небольшой глубиной (слой ниже температурного скач-ка очень невелик), они хорошо благодаря этому прогреваются, прозрач-ность воды в них невелика, цвет воды — от зеленого до бурого, дно устлано органическим илом. Содержание кислорода резко падает ко дну, где он час-то исчезает совершенно;

3) дистрофные озера (бедные питательными веществами) встречаются в сильно заболоченных районах; вода отличается малой прозрачно-стью, желтым или бурым (от большого содержания гуминных веществ) цветом воды. Минерализация воды мала, содержание кислорода понижен-ное из-за расхода его на окисление органических веществ.

Озерные отложения. Донные отложения в озерах формируются в ре-зультате:

поступления в озеро речных и эоловых наносов и продуктов абразии (разрушения берегов (терригенные разрушения);

накопления продуктов химических реакций (хемогенные отложения);

отложения остатков отмирающих живых организмов (биогенные от-ложения);

Биогенные отложения подразделяются на: 1) минеральные остатки отмерших организмов и 2) органические вещества.

Компоненты озерных отложений, поступающие в озеро извне, назы-вают аллохтонными, а образующиеся в самом озере — автохтонными.

Особо важную форму озерных отложений представляют сапропели (гниющий ил), представляющие собой уплотнившиеся осадки преимущест-венно органического происхождения.

Местом образования сапропелей являются тихие и достаточно глубо-кие водоемы с застойной или малопроточной водой. В проточной, богатой кислородом воде образование сапропелевых отложений сильно затруднено, так как здесь в результате распада отмерших организмов от них не остается заметных следов. В мелководных озерах образованию сапропеля не благо-приятствует относительно большое содержание кислорода по всей глубине водоема; развивающаяся в этом случае богатая растительность дает образо-вание иному виду озерных отложений — торфу.

ВОДНЫЙ РЕЖИМ

(по А. Н. Важнову)

Закономерно повторяющиеся изменения во времени взаимосвязанных характери-стик водного потока — расхода и уровня воды, уклона водной поверхности, скоростей те-чения — определяют водный режим реки. В водном режиме выделяются годовые циклы, отражающие внутригодовое изменение климатических элементов и неравномерность по-ступления воды в течение года, а также изменения от года к году, обусловленные много-летними колебаниями стока.

Изучение водного режима представляет большой непосредственный интерес для народного хозяйства. Но оно необходимо также для понимания других сторон гидрологи-ческого режима: движения наносов, интенсивности переформирования русла, температу-ры и ледовых явлений, режима растворенных веществ.

Физико-географические факторы и основные фазы водного режима

Географическая зональность. Река является элементом ландшафта и ее режим от-ражает влияние всего комплекса физико-географических и климатических факторов, свойственных данной природной зоне. Среди них главная роль принадлежит осадкам и их распределению в году, режиму температуры воздуха, испарению и инфильтрации.

На равнинной территории природные факторы изменяются зонально. Соответст-венно зонально изменяется водный баланс и режим рек. Различают следующие гидроло-гические зоны (по В. А. Троицкому): очень влажная (тундровая), избыточного увлажнения (лесная), переменного увлажнения (лесостепь), полусухая (степная и полупустынная) и сухая (пустынная).

В горных областях ясно выражена высотная поясность климатов и ландшафтов и соответственно вертикальная гидрологическая зональность. В каждой зоне можно выде-лить районы, внутри которых однородность гидрологического режима проявляется более четко, чем во всей зоне.

В пределах каждой зоны или гидрологического района реки имеют общие черты водного режима, обусловленные общностью условий формирования стока. Эта общность проявляется в закономерном чередовании периодов повышенной и пониженной водности внутри года, называемых фазами водного режима. Вместе с тем отдельные реки, проте-кающие в пределах зоны, могут существенно отличаться по режиму, что обусловлено осо-бенностями речного бассейна, являющимися азональными.

Азональные факторы режима рек. К числу их относятся: рельеф бассейна, геологи-ческое строение, степень облесенности, озерность и заболоченность. Известное влияние оказывает также размер бассейна, его форма, а в горах — ориентация склонов по отноше-нию к странам света и влагоносным воздушным потокам. Влияние всех этих факторов сказывается на режиме двояко: они изменяют климатические условия — осадки, темпера-туру воздуха, испарение, а с другой стороны, влияют на добегание воды со склонов в рус-ла и потери на инфильтрацию. Ниже будет показано влияние факторов подстилающей по-верхности на отдельные фазы водного режима.

Фазы водного режима. Различают три основные фазы: половодье, межень и павод-ки.

Половодьем называется ежегодно повторяющийся в один и тот же сезон продолжи-тельный и высокий подъем уровня и расхода воды, обусловленный поступлением воды от главного источника питания реки. Половодье обычно сопровождается затоплением пой-мы.

Половодье может быть как снегового или снего-ледникового, так и дождевого про-исхождения. На разных реках земного шара оно проходит в разное время года. На Евро-пейской равнине оно наблюдается весной, в бассейне Амура летом и осенью, а в Средиземноморье — зимой. Начало половодья обычно определяют по дате устойчивого увели-чения расхода воды, обнаруживаемого на гидрографе. Это не представляет трудности. Значительно сложнее определить его конец, особенно для рек с высокой естественной за-регулированностью или при частых дождевых паводках. Правильнее всего за конец сне-гового половодья принимать момент времени, когда через замыкающий створ пройдет ос-таток талой воды с наиболее удаленной части бассейна. Это делается с помощью данных о сходе снега, а также наблюдений за исчезновением ручьев в балках и оврагах.

Паводки в отличие от половодья характеризуются непродолжительным и быстрым подъемом воды, вызванным ливневыми дождями в теплый период или оттепелями зимой. Они возникают нерегулярно, хотя в некоторых климатических условиях наблюдаются в определенные сезоны года. На реках лесной и лесостепной зоны европейской части СССР, например, они проходят в осенние месяцы, а на реках северо-востока страны (в бассейнах Лены, Индигирки, Колымы) — с июля по октябрь.

Меженью называется период низкой водности, когда река питается преимущест-венно подземными водами. Летняя межень наблюдается на реках, где снег сходит весной, а летние дожди не настолько значительны, чтобы вызвать подъем уровня воды. Зимняя межень свойственна рекам районов с устойчивой отрицательной температурой воздуха зимой.

Режим уровня воды и продольного уклона

Характерные уровни. Типовой график колебания уровня. Уровни воды, регулярно измеряемые гидрологическими станциями и постами, используются для определения рас-ходов воды. Это делается с помощью графика связи расхода с уровнем (кривой расходов), техника построения которого рассматривается в гидрометрии.

Однако данные о самих уровнях также используются в народном хозяйстве. Наи-высшие уровни половодья и паводков нужны при оценке возможного затопления местно-сти и проектирования гидротехнических сооружений; летними минимумами интересуется судоходство, а зимние важны для гидроэлектростанций. При расчете прочности гидротех-нических сооружений важно знать горизонты воды при ледоходе, заторах и зажорах льда и т. д.

Необходимые уровенные характеристики должны быть получены по многолетним наблюдениям. Для практических целей по каждому водомерному посту составляются таб-лицы характерных уровней, к которым относятся:

1) наивысший уровень половодья;

2) наивысший уровень весеннего ледохода без затора льда;

3)наивысший уровень весеннего ледохода при заторе льда;

4) наивысший уровень осеннего ледохода;

5) наивысший уровень летне-осенних паводков;

6) наинизший летний уровень;

7) наинизший зимний уровень.

Соответствующие данные сначала выписываются за каждый год, затем вычисляют-ся средние и выбираются экстремальные значения за весь ряд наблюдений.

Кроме того, строятся типовые графики колебания уровня, а также кривые: а) часто-ты (повторяемости) и б) продолжительности уровня, рассматриваемые в гидрометрии. По кривой частоты определяют число дней, когда уровень воды имел значения в данном ин-тервале. Кривая продолжительности получается путем последовательного суммирования числа дней, соответствующих интервалам уровня по кривой частоты. Абсциссы кривой продолжительности дают, таким образом, количество дней, за которое уровень не опус-кался ниже данного значения.

Уровенный режим рек разных типов питания. Уровень воды в реке зависит от рас-хода и отражает изменения водности реки во времени.

На равнинных реках, питающихся в основном талыми водами, наивысшие уровни наблюдаются весной или в начале лета во время половодья. Чем больше река, тем, как правило, выше подъемы. На одной и той же реке амплитуда колебания уровня увеличивается вниз по течению и достигает максимума на нижнем участке (выше устьевой об-ласти). В дельте она уменьшается вследствие растекания по рукавам.

Величина весенних подъемов зависит также от направления течения реки. Она больше на реках, текущих с юга на север, так как в этом случае таяние снега начинается в верховьях, а на среднем и нижнем участках запаздывает и вследствие этого половодье оказывается более дружным.

На больших реках европейской части СССР (Волга, Дон, Днепр, Ока) амплитуда уровня (до зарегулирования) достигала 14-18 м. На восточносибирских реках (Енисее, Ле-не) колебания уровня еще больше — например, на Енисее у г. Туруханска амплитуда рав-на 17-19 м.

На малых реках уровень воды во время дождевых паводков может превышать мак-симальный уровень половодья. Это характерно для речных бассейнов юго-западных рай-онов европейской части страны, например, Припяти, Днестра, Прута, где наивысшие уровни наблюдаются в разное время в течение теплого периода.

На Дальнем Востоке, где наивысшие уровни связаны с муссонными дождями, дож-девые паводки происходят летом или осенью. На Амуре и Зее амплитуда уровня достигает 10-14 м. На Среднем Амуре разливы в половодье распространяются на ширину до 10-25 км. При этом наводнения нередко принимают катастрофический характер, как например, в 1928 г., когда сильно пострадали железная дорога и крупные населенные пункты.

Колебания уровня заметно уменьшаются под влиянием озерного регулирования. На Северной Двине и Печоре амплитуда их порядка 10-12 м, в то время как на Онеге, сток которой зарегулирован озерами Лача и Воже, она менее 8 м.

Аналогичное влияние оказывает и речная долина. Широкая пойма умеряет, а суже-ния, наоборот, обостряют колебания уровней. В ущельях подъемы бывают наибольшими. По литературным источникам известно, что в ущелье р. Янцзы подъем уровня достигал 40 м.

На горных реках амплитуда уровня в 1,5-3 раза меньше, чем на равнинных при равных площадях водосборов. Это объясняется неодновременностью таяния снега в раз-ных высотных зонах.

Представление о режиме уровня воды в разных физико-географических зонах СССР можно получить, основываясь на классификациях рек по внутригодовому режиму П. С. Кузина и Б. Д. Зайкова, которые излагаются ниже.

Колебания уровня, не связанные с изменением водности реки. Такие колебания возникают под влиянием ледовых явлений, зарастания русел водной растительностью, естественных и искусственных подпоров, размывов и намывов в русле, а в устьевых областях также вследствие приливно-отливных и сгонно-нагонных явлений.

При замерзании рек вследствие возрастания сопротивления уровень повышается. В момент ледостава на больших реках он может повыситься на метр и более. В течение зи-мы уровень несколько снижается, но все же остается выше предзимнего. На горных реках, где русло полностью не замерзает, повышение уровня образуется под влиянием мощных заберегов.

В случаях образования зажоров, когда живое сечение забивается шугой и битым льдом, подъемы выше зажора могут достигать 2-4 м; в то же время ниже зажора уровни резко снижаются. В суровых климатических условиях зажоры иногда сохраняются до вес-ны. В этом случае весной происходит резкий спад уровня, который позднее повышается уже под влиянием талых вод.

Особенно сильные повышения уровней — во время весенних заторов льда, обра-зующихся при ледоходе (рис. 88). Наиболее ярко это выражено на реках Сибири и Даль-него Востока. На Енисее у г. Красноярска, на Лене в нижнем течении, Нижней Тунгуске и Амуре заторные подъемы достигают 15-20 м и более.

На реках Северо-Востока СССР, где суровые зимние условия благоприятствуют образованию мощного ледяного покрова, весной талая вода может двигаться поверх льда. В таких случаях уровни оказываются сильно повышенными.

Другим фактором, нарушающим соответствие между расходом и уровнем воды, является водная растительность. Она оказывает влияние главным образом на небольших реках в летнийпериод. Начиная с весны по мере развития растительности происходит воз-растание шероховатости дна и стеснение потока, в результате чего уровень повышается. С отмиранием растительности начинается обратный процесс — падение уровня.

На устевых участках равнинных рек могут наблюдаться значительные колебания уровня, связанные со сгонно-нагонными явлениями. Сгоны и нагоны возникают под дей-ствием ветра на водную поверхность и носят эпизодический характер.

Наиболее значительные нагонные подъемы уровня наблюдаются в устьях рек, впадающих в моря и океаны. Нагонная волна на больших равнинных реках может распространяться вверх по течению на расстояния до 100-150 км от морского края. При одном и том же вет-ре подъем уровня в реке скажется тем дальше, чем меньше скорость течения.

Наибольшие подъемы на наших реках обычно не превышают 1-2 м; но в районах образования тропических циклонов они достигают Ими более. В дельте Миссисипи, на-пример, в районе г. Нового Орлеана, имели место подъемы уровня до 5 м. Известны ле-нинградские наводнения на р. Неве, где подъемы уровня обусловлены нагонными ветрами юго-западного направления, которые особенно сильны в весеннее время.

Подъемы уровня, обусловленные приливами, также могут распространяться на большое расстояние от предустьевого взморья. На р. Хатанге, впадающей в Хатангский залив моря Лаптевых, приливная волна распространяется почти на 500 км. На Амазонке наблюдаются приливные волны высотой до 5 м, распространяющиеся вверх по течение до 900 км.

Изменение продольного уклона. Продольный профиль водной поверхности в об-щем повторяет профиль дна реки, но на отдельных участках уклоны могут изменяться в зависимости от наполнения русла. При низких уровнях на перекатах уклоны несколько больше, чем на плесах. При повышении уровня они начинают выравниваться и наступает момент, когда различие в уклонах на плесах и перекатах исчезает. При еще большем на-полнении русла на плесах возникает дополнительное сопротивление движению воды за счет искривления русла, и уклоны соответственно возрастают. На этой стадии на плесах они становятся больше, чем на перекатах, которые располагаются на более прямолиней-ных участках.

Указанное чередование соотношения между уклонами на плесах и перекатах обу-словливает сезонные изменения намыва и размыва русла: в половодье на плесах происхо-дит размыв, а на перекатах намыв дна; на спаде же половодья картина меняется на обрат-ную.

При выходе воды на пойму направление течения определяется уже направлением коренных берегов. Распределение уклонов по длине реки на этой стадии зависит от изги-бов и сужений долины. В местах сужений уклон больше, чем на широких прямолинейных участках.

При прохождении высоких и непродолжительных паводков в каждом створе реки, как отмечалось выше, возникают дополнительные положительные или отрицательные ук-лоны.

Классификация рек по водному режиму и гидрологическое районирование

Классификация Б. Д. Зайкова. Все многообразие режимов рек можно свести к неко-торому ограниченному числу типов, которые имеют определенное пространственное рас-пространение. Б. Д. Зайковым все реки СССР подразделены на три основные группы:

а) реки с весенним половодьем,

б) реки с половодьем в теплую часть года,

в) реки с паводочным режимом.

Для рек первых двух групп характерны ежегодно повторяющиеся примерно в одни и те же сроки большие подъемы воды и сравнительно низкая водность в остальное время года. Паводки большей частью редки и носят случайных характер.

Реки третьей группы отличаются кратковременными паводками, ежегодно наблю-дающимися в определенные сезоны года.

РЕКИ

(по А. И. Чеботареву)

Формирование гидрографической сети и речных систем. Основные элементы реч-ных систем

Гидрографическая сеть. Речные системы. Главные реки и их притоки. Вода, поступающая на поверхность земли в виде осадков или выходящих подземных потоков, собирается в понижениях рельефа и, стекая под действием силы тяжести в направлении понижения местности, образует поверхностные водотоки.

Атмосферные осадки и источники грунтовой воды не сразу создают большие ре-ки. Вода сначала собирается в отдельные струйки, затем в ручьи, а последние, постепен-но соединяясь, образуют реки. Река принимает в себя притоки и постепенно увеличивается вниз по течению. В полярных странах и высокогорных районах имеются реки, ко-торые создаются тающими ледниками. Начало многих рек лежит в болотных массивах. Нередки случаи, когда река начинается из озера. В этом случае река уже в начале может иметь весьма большие размеры. Например, р. Нева, вытекающая из Ладожского озера крупным потоком, существенно не изменяется до самого устья. Поверхностные водотоки в зависимости от их величины и физико-географических условий, в которых они проте-кают, могут быть постоянно или периодически действующими. Система постоянно и временно действующих водотоков и озер образует гидрографическую сеть поверхности суши. К гидрографической сети не относятся многочисленные небольшие струйки воды, временно образующиеся в период таяния снега или выпадения жидких осадков, а также временные скопления воды, возникающие в небольших многочисленных понижениях местности.

Когда рассматривается система постоянно и временно действующих водотоков, применяется термин русловая сеть. Часть русловой сети, включающая достаточно круп-ные, преимущественно постоянные русловые потоки, объединяется понятием речной се-ти.

Приведенные определения не имеют строгих количественных критериев и потому в известной мере условны. Иногда принимают, что состав русловой сети может быть охарактеризован водотоками, показанными на крупномасштабных топографических кар-тах.

В строении гидрографической (русловой) сети можно выделить следующие ос-новные звенья, последовательно сменяющиеся от верховьев вниз по течению: ложбины, лощины, суходолы, речные долины. Процесс формирования основных элементов (разме-ров, глубины вреза, крутизны склонов) этих звеньев речной сети совершался длительное время; современная эрозия продолжает эту работу, образуя промоины, рвы и овраги в дне этих звеньев и на их склонах.

Ложбина — верхнее (по течению) звено гидрографической сети, представляет со-бой слабовыраженную, вытянутую впадину водно-эрозионного происхождения с поло-гими, обычно задернованными склонами и ровным, вогнутым, наклонным дном. Ложби-на развивается обычно при площади водосборов 10-15 га в слаборасчлененных районах и при 50 га — в сильно расчлененных районах Европейской территории СССР.

Лощина — следующее за ложбиной звено гидрографической сети, отличающееся от ложбины большей глубиной вреза, большей высотой и крутизной склонов и появлени-ем форм донного и берегового размыва или ветвистого русла. Лощины отводят воду с площади от 10-15 га до 10-15 км2 в слаборасчлененных районах и от 50 га до нескольких квадратных километров в сильно расчлененных районах.

Суходол — преддолинное нижнее звено гидрографической сети без постоянного водотока; характеризуется асимметрией склонов и наличием извилистого русла времен-ного потока. В условиях сильно расчлененного рельефа суходолы развиваются при пло-щади водосбора 10-15 км2, в слаборасчлененных — 20-25 км2.

Долина — наиболее полно разработанное деятельностью воды звено гидрографи-ческой сети, характеризующееся большой протяженностью, измеряемой десятками, сот-нями и тысячами километров и наличием постоянного потока (речные долины).

Схема основных звеньев гидрографической сети представлена на рис. 54.

Речная сеть в соответствии с характером направления наклона земной поверхности рас-пределяется между отдельными главными водными артериями, впадающими в океаны, моря, бессточные озера или заканчивающимися в безводных пространствах пустынь. Со-вокупность рек, впадающих в рассматриваемую главную реку, вместе с главной рекой называется речной системой.

Речная система включает в себя одну главную реку, ряд притоков главной реки, притоки этих притоков и т. д. Реки, непосредственно впадающие в главную реку, назы-ваются притоками первого порядка. Притоками второго порядка по отношению к глав-ной реке называются реки, впадающие в притоки первого порядка, и т. д. Эта перешед-шая в гидрологию из физической географии классификация притоков широко применя-ется и в настоящее время при гидрографических описаниях. Однако при такой классифи-кации в один класс попадают как мелкие притоки главной реки, так и крупные водные артерии.

В том случае, когда необходимо установить какие-либо закономерности развития гидрографической сети, например число притоков различного класса на разных площа-дях водосборов, такая классификация, объединяющая в одни группы разнородные эле-менты гидрографической сети, оказывается непригодной.

В таких исследованиях, по предложению Р. Е. Хортона, применяется иная клас-сификация притоков. В этой   классификации самые малые, неразветвленные притоки относятся к первому порядку (классу); следующие, принимающие в себя притоки перво-го порядка,— ко второму порядку; реки, принимающие притоки первого и второго по-рядка, относятся к притокам третьего порядка и т. д. вплоть до главной реки, которую относят к самому высшему порядку, характеризующему одновременно порядок всей системы.

Рис. 54. Схема основных звеньев гидрографической сети. I — основные звенья се-ти;II — поперечные профили.

По этой классификации Днепр выше устья р. Днепреца будет иметь третий класс, ниже устья р. Немощеной — четвертый, у г. Дорогобужа — пятый, ниже устья р. Вопи — шестой, ниже устья р. Сожа — седьмой и ниже устья р. Припяти — восьмой.

Структура речной сети характеризуется данными, приведенными на рис. 55.

Рис.55.Структура  иморфологическиехарактеристики речной сети.

а — схемаречнойсистемы;   б — зависимость относительной  глубины (h/В) от порядка потока (N) и среднего годового расхода (Q0). I-VIIIl — порядки естественных потоков.

Исток и устье реки. Основные виды устьев. Устьевые области. Место начала реки называется истоком. Начало река может получить из ручьев и ключей, ледника, озера или болота. Когда река образуется от слияния двух рек, место слияния является на-чалом этой реки, однако за исток ее следует принимать место начала более длинной из двух слившихся рек. В этом случае можно различать гидрографическую длину реки, т. е. длину от наиболее удаленного истока, и длину реки данного названия. Очевидно, что ус-ловия стока воды в реке и, в частности, время перемещения воды от истока до устья или какого-либо другого пункта зависит от гидрографической длины реки. Поэтому при ана-лизе условий стока принимается во внимание гидрографическая длина реки.

При определении длины реки по карте необходимо прежде всего установить при-знаки выделения истока и устья.

В том случае, когда река образуется слиянием двух рек без названия, за исток реки принимается исток водотока большей длины, а при одинаковом их протяжении — исток левой составляющей.

При образовании реки в результате слияния двух рек, имеющих самостоятельные названия, за начало этой реки принимается место слияния образовавших ее рек.

Так, например, началом р. Северной Двины является место слияния рек Сухоны и Юга, р. Амура — слияние рек Шилки и Ар-гуни. Однако за исток рек в таких случаях, как и в случае слияния двух рек без названия, следует принимать исток водотока большей длины.

Впадая в другую реку, озеро или море, река образует устье. Если река впадает в реку, озеро или море двумя рукавами, за устье принимается устье более крупного рукава. При наличии дельты за устье принимается устье основного рукава. Если река оканчива-ется оросительным веером, за устье принимается место разветвления реки на ороситель-ные каналы.

В отдельных случаях вследствие сильного испарения или просачивания в почву вся вода теряется и не доходит до моря, озера или другой реки. Указанное окончание ре-ки иногда называется слепым концом. Кроме истока и устья, на сравнительно крупных реках выделяют участки верхнего, среднего и нижнего течения. Для указанного разгра-ничения общего протяжения реки на участки не существует твердо установленных усло-вий. Это деление производится с учетом изменения вниз по течению реки рельефа местности, скоростей течения, водности потока и других его характеристик.

В устьях рек возникают своеобразные процессы, связанные с отложением выно-симых рекой наносов и взаимодействием вод впадающей реки и водоема, их принимаю-щего (река, озеро, море).

При впадении в море или озеро река часто отлагает значительное количество на-носов и в этом случае создает многорукавное устье, называемое дельтой. Чем меньше несет река наносов, тем слабее выражены дельтовые формы. Приливы, отливы и морские течения затрудняют образование дельт. В этих случаях река часто вливается в море од-ним широким руслом, образуя губу, или эстуарий.

Особой формой эстуариев являются лиманы, представляющие собой затопленную морем устьевую часть долины. Образование лиманов происходит при опусканиях бере-говой полосы. Лиманы сохраняют характерную извилистость речной долины. В отличие от лимана, участок моря, примыкающий к морскому берегу и отделенный от основного морского пространства косой, называется лагуной.

Таким образом, лиман представляет собой как бы часть реки, лагуна же является частью моря, примыкающей к устью реки.

Наносы, выносимые реками в море, откладываясь за пределами устья, образуют мелководное взморье — бар.

В конце нижнего течения реки при впадении ее в море и в пределах прибрежной части моря образуется переходная зона. На протяжении этой зоны под влиянием моря режим реки существенно изменяется: скорости течения уменьшаются, в реку проникают приливо-отливные течения, происходит смешение речной и морской воды, ширина реки резко возрастает и образуется дельта или эстуарий.

В свою очередь прибрежная часть моря, непосредственно прилегающая к устью реки, испытывает влияние впадающей реки. Это влияние сказывается в понижении соле-ности морской воды, в распределении глубин, течений и изменении других характери-стик гидрологического режима. Указанная переходная зона называется устьевой обла-стью. В пределах этой области в свою очередь различают предустьевое взморье и при-морский участок реки (рис. 56).

Рис. 56. Районирование морского устья реки.

Приморский участок реки делится на предустьевой и устьевой участки. Преду-стьевой участок реки имеет речной режим, только временами нарушаемый сгонно-нагонными и приливо-отливными явлениями. Его верхний створ находится на границе проникновения этих явлений, нижний —в месте разделения реки на рукава, а при одно-рукавных устьях и эстуариях — в сечении, где постоянно наблюдается смешение речной и морской воды.

Устьевой участок реки простирается от нижнего створа предустьевого участка до предустьевого взморья. По ширине устьевой участок ограничивается коренными берега-ми долины, а если они нечетко выражены, то линией наибольшего разлива в половодье.

Предустьевое взморье занимает пространство от нижней границы устьевого участка до зоны, дальше которой влияние реки на морской режим уже не прослеживается.

Основные закономерности структуры гидрографической сети. Густота реч-ной сети. В зависимости от характера грунтов бассейна, рельефа местности, раститель-ного покрова и количества выпадающих осадков русловая сеть обычно имеет различную разветвленность. В условиях легко проницаемых грунтов большая часть выпадающих осадков достигает речного русла подземным стоком, вследствие чего в этом случае ру-словая сеть менее развита. Такое явление характерно, например, для районов распро-странения карста. С увеличением высоты местности замечается увеличение густоты ру-словой сети. Так, например, в бассейне р. Днепра более развитая русловая сеть прихо-дится на возвышенности Литовско-Белорусскую, Смоленско-Московскую, Среднерус-скую, Волыно-Подольскую и т. д., и, наоборот, низменные, заболоченные и плоские про-странства по р. Припяти и среднему течению р. Днепра характеризуются меньшей густо-той русловой сети. В горных районах, где осадков обычно больше, чем на равнине, а грунты менее проницаемы, густота русловой сети больше, чем в равнинных.

В лесных районах вследствие более благоприятных условий для фильтрации воды наблюдается несколько меньшая густота русловой сети, чем в безлесных.

Следует учитывать, что в изолированном виде трудно установить влияние какого-либо одного из указанных факторов; в большинстве случаев они совместно определяют условия развития русловой сети, хотя нередко какой-либо из них оказывает наибольшее воздействие. Это иногда приводит к противоречивым оценкам роли отдельных факторов в формировании речной сети. Так, например, в гидрологической литературе встречаются утверждения, что повышенное развитие речной сети наблюдается на заболоченных территориях, в озерных котловинах и в других местах, где грунтовые воды находятся близко к земной поверхности, в то же время отмечается, что рельеф местности сравнительно ма-ло влияет на плотность русловой сети.

Густота русловой сети обычно определяется как отношение длины всех водотоков данной площади, выраженной в километрах, к величине этой площади, выраженной в квадратных километрах, т. е.

Из определения понятия густоты русловой сети ясно, что числовые значения гус-тоты русловой сети будут сравнимы между собой для отдельных районов, если они по-лучены по данным карт одних и тех же масштабов и съемкам одной и той же степени полноты. Действительно, на картах мелких масштабов очень малые водотоки не могут быть показаны и, следовательно, общая длина водотоков окажется меньше, чем в том случае, когда определение длин производилось по картам более крупных масштабов.

Чем крупнее масштаб, тем точнее определяется густота русловой сети. Практиче-ски достаточно точные данные получаются при использовании карт М 1: 500 000 и 1 : 100 000.

Наиболее часто определение густоты русловой сети производится следующим об-разом: рассматриваемая территория разбивается на сеть равновеликих квадратов и изме-ряется суммарная длина водотоков, находящихся в пределах каждого квадрата.

Разделив найденное значение на площадь квадрата, получим густоту речной сети в пределах этого квадрата.

Иногда степень развитости русловой сети характеризуют расчлененностью релье-фа, определяя величину площадей, ограниченных двумя соседними реками и линией, проводимой между их истоками.

Поверхностный и подземный водосборы. Водоразделы. Деление и смешение вод. После выяснения исходных понятий, относящихся к характеристике гидрографиче-ской сети вообще и русловой в частности, рассмотрим более подробно структуру речных бассейнов. Территория земной поверхности, включая толщу почво-грунтов, откуда дан-ная речная система или отдельная река получает водное питание, называется бассейном речной системы или реки. Бассейн каждой реки включает в себя поверхностный и подземный водосборы.

Поверхностный водосбор представляет собой площадь земной поверхности, с ко-торой воды поступают в данную речную систему или отдельную реку.

Подземный водосбор образуют толщи почво-грунтов, из которых вода поступает в речную сеть.

Поверхностный водосбор каждой реки отделяется от водосбора соседней реки во-доразделом, проходящим по наиболее высоким точкам земной поверхности, располо-женным между водосборами соседних рек. В общем случае поверхностный и подземный водосборы рек не совпадают. Однако в силу больших затруднений в определении грани-цы подземного водосбора часто во всех расчетах и при анализе явления стока за величи-ну бассейна принимают только поверхностный водосбор и вследствие этого не делают различия между терминами «речной бассейн» и «речной водосбор». Ошибки, возникаю-щие в результате условного отождествления размеров бассейна и поверхностного водо-сбора, могут оказаться существенными только для малых рек и для рек, протекающих в геологических условиях, обеспечивающих хороший водообмен между бассейнами со-седних рек (районы распространения карста). Для малых бассейнов ошибки могут ока-заться велики потому, что те добавочные площади, которые в связи с несовпадением по-верхностного и подземного водоразделов нужно прибавить или отнять от общей площа-ди бассейна, в процентном отношении будут более значительными, чем для больших бассейнов.

В пределах бассейнов, расположенных на плоских равнинных пространствах за-сушливых районов, могут располагаться области значительных размеров, не имеющие стока в основную реку, полностью расходующие поступающую в виде осадков воду на испарение и питание подземных вод, уходящих за пределы речного бассейна. Такие бес-сточные области не должны включаться в величину водосборной площади реки.

Размеры бессточных областей могут меняться в зависимости от водности года: в многоводные годы они сокращаются, в маловодные увеличиваются.

Процесс эрозии, продолжающийся непрерывно в течение весьма длительного пе-риода, может закончиться прорывом водораздельной линии двух соседних рек. Такое яв-ление называется перехватом, или смешением (соединением), вод (рис. 64).

Иногда смешение вод может осуществиться в результате бифуркации, или процес-са дробления реки на рукава, обычно в нижнем течении. Отходящие в результате бифуркации от основного русла рукава могут ниже по течению снова влиться в основное русло или проложить себе путь по направлению к соседнему водосбору. Рукава, отделяющиеся от основного русла, могут и не соединяться с ним ниже по течению, а иметь самостоятельное устье. Например, р. Дон отделяет на 140 км от устья рукав, носящий название р. Аксай, который вновь на 63-м км от устья соединяется с Доном. От р. Луги в нижнем ее течении отделяется рукав Россонь, который не соединяется с Лугой, а впадает в р. Нарову у ее устья. В этом случае бифуркация обусловливает смешение вод.

В условиях равнинного рельефа иногда встречаются случаи соединения в верховьях рек, текущих в различных направлениях. Происходящее распределение поверхностного стока в верховьях различных речных систем называют делением вод. Случаи деления вод осо-бенно широко распространены среди рек, протекающих по плоским, заболоченным тер-риториям.

Примером смешения может служить р. Шолопость — проток между реками Ков-жей и Кемой с ветровым течением переменного направления. Гораздо чаще встречается на равнинной части Европейской территории СССР деление вод. Так, например, озеро Ва-сильково имеет сток и в систему р. Волги и в бассейн р. Волхова; из озера Парусного на полуострове Канин вытекает р. Чижа, впадающая в Мезенскую губу Белого моря, и р. Чеша — в Чешскую губу Баренцева моря. Временное деление вод устанавливается вес-

ной в истоках р. Днепра и притоках р. Обши, входящей в систему р. Западной Двины.

Схема готовящегося речного перехвата.

Отмеченные условия изменения границ бассейнов нужно особо иметь в виду при исследовании вопросов стока с малых низменно-болотистых бассейнов без ярко выра-женной водораздельной линии, так как иногда это может оказать существенное влияние на величину площади бассейна.

Руководствуясь положением истоков соседних рек и сообразуясь с рельефом ме-стности, можно на карте провести линию водораздела и тем самым выделить водосбор-ную площадь реки.

Применительно к различным задачам приходится принимать во внимание водо-сборную площадь или всей реки, или отдельных ее частей. Так, например, часто прихо-дится определять площадь водосбора по отношению к тем сечениям реки, или так назы-ваемым замыкающим створам, где установлена гидрометрическая станция или предпола-гается возведение гидротехнических сооружений — плотин, гидростанций и т. п. В этом случае линия водораздела должна быть проведена таким образом, чтобы охватить всю площадь питания реки, расположенную выше намеченного замыкающего створа. Полная характеристика каждого речного бассейна может быть дана только на основе учета ком-плекса данных, определяющих морфометрические характеристики данного водосбора и физико-географические условия, в которых осуществляются процессы стока.

Морфометрические характеристики речного бассейна. Особенности геометри-ческого строения речных водосборов обычно характеризуют некоторыми количествен-ными показателями, именуемыми морфометрическими характеристиками. Среди этих характеристик основными исходными являются длина реки и площадь водосбора.

Рис. 65. Образцы извилистости рек.

Длиной реки называется расстояние от истока до устья в километрах; счет кило-метров принято вести от устья как от более определенной точки, чем исток. Следует при этом иметь в виду, что при сложном строении устьевой области выбор начального створа отсчета является условным. Однако при значительной длине реки это обстоятельство не имеет существенного значения, тем более, что устьевой створ принимается постоянным при всех последующих измерениях. Значительно большее влияние на измеряемую длину оказывает извилистость реки и масштаб топографической карты. Чем крупнее масштаб карты, тем точнее можно определить длину реки. Влияние извилистости на длину реки, измеренную по карте, учитывается введением поправок, установленных для различных категорий извилистости (рис. 65).

Измерив длину рек, образующих данную речную систему, можно построить так называемую гидрографическую схему, которая дает наглядное представление о том, куда какая река и после какой впадает, какова ее длина по сравнению с длинами других рек бассейна. При построении гидрографической схемы по горизонтальной линии отклады-вают в масштабе длину главной реки. Притоки вычерчиваются в том же масштабе в виде прямых линий, отходящих от места впадения под некоторым (произвольным) углом к этой горизонтальной линии.

Рис. 66. Круговой график бассейна р. Оки.

Площадь водосбора рек, расположенных в одинаковых физико-географических условиях, непосредственно определяет водность реки: чем больше река, тем она полно-воднее. Для определения площади водосбора на карте устанавливают водораздел и измеряют ограниченную им площадь. Измерение площади водосбора по картам производится планиметром. Произведя определение водосборной площади главной реки и ее притоков, можно полученные данные обобщить в виде графиков, дающих наглядное представление о распределении всей площади между отдельными притоками и об увеличении площади бассейна в зависимости от увеличения длины реки. Для этой цели удобно предваритель-но выразить площади отдельных частных бассейнов в процентах от всей площади. Од-ним из способов графического изображения распределения общей площади водосбора реки между ее притоками является так называемый круговой график водосбора (рис. 66). На этом графике общая площадь водосбора изображается в виде круга, а площади от-дельных притоков в соответствующем масштабе в виде секторов. Нарастание площади водосбора по длине реки можно представить в форме графика, показанного на рис. 67.

Рис. 67. График нарастания площади водосбора р. Оки.

На этом графике по горизонтальной оси откладывается длина главной реки в при-нятом масштабе, по вертикальной — площади водосбора главной реки между притоками и площади бассейнов притоков. Постепенное нарастание площади бассейна главной реки в местах впадения притоков сменяется резким увеличением водосбора, что на графике отмечается отрезком вертикальной линии в принятом масштабе, соответствующим вели-чине водосбора притока.

Между площадью водосбора F и длиной реки L существует корреляционная зави-симость, выражаемая обычно в форме степенного уравнения

При географических обобщениях некоторых характеристик, например стока, бы-вает целесообразно относить их к центру бассейна. При этом обычно за такую точку принимают геометрический центр фигуры бассейна, хотя это и нельзя признать вполне правильным, особенно в тех случаях, когда в пределах речного бассейна сток распреде-ляется неравномерно. Более правильным было бы отнесение данных по стоку не к гео-метрическому центру бассейна, а к центру питания, т. е. к точке, соответствующей среднему взвешенному стоку этого водосбора. Однако определить центр питания возможно лишь в тех случаях, когда имеются достаточно подробные данные, освещающие терри-торию речной системы.

Одной из характеристик формы речного водосбора является так называемый ко-эффициент развития длины водораздельной линии т, представляющей собой отношение длины водораздельной линии s к длине окружности круга s', площадь которого равна площади бассейна,

Физико-географические характеристики бассейна (географическое положение, климат, геологическое строение, почва, растительность и рельеф) оказывают существен-ное влияние на процессы стока. Поэтому при исследовании реки и режима ее стока необ-ходимо детальное их изучение.

В настоящем разделе приводится краткое пояснение применяющихся понятий и в отдельных случаях рассматривается влияние их на режим рек.

Более подробное изложение взаимосвязи режима вод суши с физико-географическими факторами дается в дальнейшем при рассмотрении различных элемен-тов режима.

Географическое положение бассейна определяется географическими координата-ми (широта и долгота), между которыми он находится. Общее, но достаточно ясное представление о географическом положении бассейна дает указание о его расположении по отношению к бассейнам других рек, торных хребтов и т. д.

Климатические (метеорологические) условия являются в большинстве случаев решающими факторами, определяющими водный режим водоема. Из метеорологических факторов главнейшими в смысле влияния их на сток являются количество осадков, характер их выпадения, температура воздуха и дефицит влажности воздуха.

Геологическое строение и почвы бассейна определяют характер и размер подзем-ного питания рек, потери осадков на просачивание, появление заболоченных пространств и пр. При исследовании малых бассейнов желательно геологическое строение и почвы охарактеризовать на основании специальных исследований.

Рельеф, влияя на количество, характер выпадения и распределение осадков по территории бассейна, температуру воздуха и условия протекания воды по земной по-верхности, является существенным фактором, определяющим водность рек и характер их режима. Поэтому данные о рельефе имеют весьма важное значение в выяснении общих условий стока.

Растительный покров бассейна обычно характеризуется сведениями об основных видах растительности, распространенной в пределах водосбора с указанием размеров занимаемых ими площадей. Важно знать, где расположены лесные массивы (в верхней, средней или нижней частях водосбора, на водоразделах или в долине реки), иметь харак-теристику сельскохозяйственного освоения территории водосбора (размеры пахотных угодий) и т. д. Количественной характеристикой степени залесенности речных бассейнов является так называемый коэффициент лесистости, представляющий собой отношение площади лесов, расположенных в бассейне, к общей площади бассейна. Указанный ко-эффициент может вычисляться как для водосбора в целом, так и для отдельных створов, например, по которым имеются данные о стоке реки. Коэффициент лесистости выража-ется или в процентах, или в долях единицы.

Рис. 71. Кривая зависимости среднего годового стока от средней высоты бассейна (1), гипсографическая (2) и гидрографическая кривые (3).

Озерность, заболоченность, распределение вечной мерзлоты и ниличие ледников должны быть учтены достаточно полно по имеющимся материалам или на основании специальных исследований.

В частности, важно установить так называемые коэффициенты озерности и забо-лоченности, представляющие собой соответственно отношение площади, занятой озера-ми или болотами, к общей площади речного бассейна.

В условиях горных водосборов водность реки существенно изменяется по высоте. Это изменение водности можно характеризовать так называемой гидрографической кри-вой бассейна. Она аналогична гипсографической кривой, характеризующей нарастание по высоте площади бассейна. Гидрографическая кривая, кривая связи стока с высотой и гипсографическая кривая являются основными характеристиками, наглядно иллюстри-рующими распределение среднего стока по площади и высотным зонам бассейна.

Речные долины

Элементы долины и поймы. Долинами называются относительно узкие и вытя-нутые в длину, большей частью извилистые пониженные формы рельефа, характери-зующиеся общим наклоном своего ложа к устью. Долины, встречаясь между собой, ни-когда не пересекаются, а сливаются вместе в одно общее понижение. Размеры долин, равно как и их очертания, а отчасти и происхождение, могут быть весьма различны, но отмеченные особенности свойственны всем долинам.

В долине различают следующие составные части: 1. Самая низкая часть долины — дно, или ложе. Линия, соединяющая самые глубокие точки долинного ложа, называ-ется тальвегом. Тальвег в общем совпадает с направлением линии наибольших поверх-ностных скоростей течения речного потока. Часть ложа долины, занятая водами реки, называется руслом. В долинах, по которым сток имеет место в редких случаях, наиболее глубоко врезанную часть их называют сухим руслом.

2. Повышенные участки суши, ограничивающие с боков ложе долины, называют-ся склонами долины.

3. Места сопряжения дна долины со склонами отмечаются часто более или менее заметным изломом в поперечном профиле и называются подошвой склонов.

4. Зона сопряжения склонов долины с прилегающей местностью называется бров-кой долины.

5. Относительно горизонтальные площадки, располагающиеся уступами по высо-те в пределах дна и склонов долины, называются террасами.

Терраса, расположенная в пределах дна долины и заливаемая речными водами во время половодья, носит название поймы. Терраса, залегающая непосредственно над дном долины (поймой), считается первой террасой, следующая за ней, располагающаяся

выше, — второй и т. д.

В поперечном разрезе поймы различаются следующие ее части:

а) наиболее возвышенная полоса, непосредственно прилегающая к руслу реки, на-зываемая прирусловой поймой;

б) средняя часть поймы, обычно более низкая и ровная, называемая центральной поймой;

в) наиболее пониженная часть, имеющая иногда вид заболоченной ложбины, при-легающая к коренному берегу долины, называется притеррасной поймой. Пойма может отсутствовать, например, у горных рек, которые не имеют развитой долины и протекают в глубоких и узких расщелинах гор.

6. Самая верхняя (по течению) часть долины, где тальвег исчезает, а склоны утра-чивают свои отчетливые очертания, называется в зависимости от своей формы началом долины, или долинным замыканием. В равнинных и холмистых странах долины в верховьях часто незаметно переходят в широкие, расплывчатые, без ясно выраженных скло-нов ложбины, которые служат путями для стока атмосферных вод и потому называются ложбинами стока.

Долина, служащая вместилищем водотока, называется речной долиной.

Долинное ложе обычно бывает извилистым в плане и изменчивым по ширине: расширения чередуются с более или менее резкими и внезапными сужениями. Это чаще всего наблюдается в долинах, пересекающих на своем пути различные горные гряды, разделенные понижениями, или же полосы пород различного состава и различной сопро-тивляемости выветриванию и размыву. Сужения долин могут нередко обусловливаться и другими причинами, например выносами продуктов размыва из боковых долин в глав-ную (конусы выноса), обвалами, осыпями и пр.

Морфология некоторых русловых образований. В условиях равнинных рек очертания изобат русла плавные; они имеют вид системы замкнутых кривых, вытянутых вдоль течения. Плавные очертания в этом случае имеют также затопляемые острова — осередки, пониженные глубокие части плесов, тянущиеся от выпуклых берегов вниз по течению отложения наносов, — косы и другие элементы речного русла.

Характерные русловые образования схематически изображены на рис. 78, среди которых, помимо указанных выше, следует различать:

остров — часть поймы (ложа долины), ограниченная рукавами или протоками ре-ки, или осередок, но в данном случае закрепленный растительностью и устойчивый. Участок поймы (дна долины) между действующим руслом и покинутым рекой старым руслом (староречьем) называется останцем обтекания;

рукав — часть русла реки, отделенная островом;

протока — ответвление реки, нередко отходящее далеко от основного русла и от-личающееся от него меньшими размерами. Некоторые протоки могут иметь большие ширины и глубины по сравнению с руслом, но скорости течения при низких уровнях в них всегда значительно меньше;

залив (затон — на значительных судоходных реках) — глубоко вдающийся в бе-рег залив в реке;

отмель — мелководное место в русле, при очень низкой воде обсыхающее;

приплесок — узкая полоса (песчаная, галечная) по береговому склону,заливаемая даже при небольших подъемах уровня воды. Наиболее распространены приплески на горных реках;

пляж — широкая ровная береговая полоса, примыкающая к руслу, сложенная речными наносами (чаще песчаными).

Гидрология (буквально - наука о воде) занимается изучением природных вод, явлений и процессов, в них протекающих, а также определяющих распространение вод по земной поверхности и в толще почво- грунтов, и закономерностей, по которым эти явления и процессы развиваются. Гидрология относится к комплексу наук, изучающих физические свойства Земли, в частности ее гидросферы.

     Предметом изучения гидрологии являются водные объекты: океаны, моря, реки, озера и водохранилища, болота и скопления влаги в виде снежного покрова, ледников, почвенных и подземных вод.

     Основное содержание гидрологических исследований в зависимости от их направления - либо определение географических характеристик водных объектов (их распределения по территории, размеров, общих описаний), либо выяснение физических закономерностей взаимодействия воды с окружающей средой (законы перемещения водных масс, испарения воды, таяния снега и ледяного покрова, воздействия воды на речное ложе и пр.). Таким образом, всестороннее изучение гидрологических процессов должно предусматривать, с одной стороны, исследование вод как элемента географического ландшафта, а с другой - установление физических закономерностей, которым подчиняются гидрологические процессы.

Элементы водного режима и методы наблюдений за ними

(по Л. К. Давыдову)

Под влиянием ряда причин, о которых будет сказано ниже, изменяются расходы воды в реках, положение уровенной поверхности ее уклоны и скорости течения. Совокуп-ное изменение расходов воды, уровней, уклонов и скоростей течения во времени называ-ется водным режимом, а изменение величин расходов, уровней, уклонов и скоростей в от-дельности — элементами водного режима.

Расходом воды (Q) называется то количество воды, которое протекает через данное живое сечение реки в единицу времени. Величина расхода выражается в м3/с.

Уровень воды (H) — высота поверхности воды (в сантиметрах), отсчитываемая от некото-рой постоянной плоскости сравнения.

МЕХАНИЗМ ТЕЧЕНИЯ РЕК

(по Л. К. Давыдову)

Движение ламинарное и турбулентное

В природе существуют два режима движения жидкости, в том числе и воды: ламинарное и турбулентное. Ламинарное движение — параллельност-руйное. При постоянном расходе воды скорости в каждой точке потока не изменяются во времени ни по величине, ни по направлению. В открытых по-токах скорость от дна, где она равна нулю, плавно возрастает до наибольшей величины на поверхности. Движение зависит от вязкости жидкости, и сопро-тивление движению пропорционально скорости в первой степени. Переме-шивание в потоке носит характер молекулярной диффузии. Ламинарный ре-жим характерен для подземных потоков, протекающих в мелкозернистых грунтах.

В речных потоках движение турбулентное. Характерной особенностью турбулентного режима является пульсация скорости, т. е. изменение ее во времени в каждой точке по величине и направлению. Эти колебания скоро-сти в каждой точке совершаются около устойчивых средних значений, кото-рыми обычно и оперируют гидрологи. Наибольшие скорости наблюдаются на поверхности потока. В направлении ко дну они уменьшаются относитель-но медленно и в непосредственной близости от дна имеют еще достаточно большие значения. Таким образом, в речном потоке скорость у дна практически не равна нулю. В теоретических исследованиях турбулентного пото-ка отмечается наличие у дна очень тонкого пограничного слоя, в котором скорость резко уменьшается до нуля.

Турбулентное движение практически не зависит от вязкости жидкости. Сопротивление движению в турбулентных потоках пропорционально квад-рату скорости.

Экспериментально установлено, что переход от ламинарного режима к тур-булентному и обратно происходит при определенных соотношениях между скоростью vср и глубиной Hср потока. Это соотношение выражается безраз-мерным числом Рейнольдса

где ν — коэффициент кинематической вязкости.

Для открытых каналов критические числа Рейнольдса, при которых меняется режим движения, изменяются примерно в пределах 300—1200. Ес-ли принять Re = 360 и ν = 0,011, то при глубине 10 см критическая скорость (скорость, при которой ламинарное движение переходит в турбулентное) равна 0,40 см/с; при глубине 100 см она снижается до 0,04 см/с. Малыми зна-чениями критической скорости объясняется турбулентный характер движе-ния воды в речных потоках.

По современным представлениям (А. В. Караушев и др.), внутри тур-булентного потока в различных направлениях и с различными относитель-ными скоростями перемещаются элементарные объемы воды (структурные элементы), обладающие различными размерами. Таким образом, наряду с общим движением потока можно заметить движение отдельных масс воды, в течение короткого времени ведущих как бы самостоятельное существование. Этим, очевидно, объясняется появление на поверхности турбулентного пото-ка маленьких воронок — водоворотов, быстро появляющихся и так же быст-ро исчезающих, как бы растворяющихся в общей массе воды. Этим же объ-ясняется не только пульсация скоростей в потоке, но и пульсации мутности, температуры, концентрации растворенных солей.

Турбулентный характер движения воды в реках обусловливает пере-мешивание водной массы. Интенсивность перемешивания усиливается с уве-личением скорости течения. Явление перемешивания имеет большое гидро-логическое значение. Оно способствует выравниванию по живому сечению потока температуры, концентрации взвешенных и растворенных частиц.

Движение воды в реках

Вода в реках движется под действием силы тяжести F'. Эту силу можно разложить на две составляющие: параллельную дну F'

Рис. 65. Примеры кривой водной поверхности потока. а — крикаяподпора,   б — кривая спада (по А. В. Караушеву).

и нормальную ко дну F' (см. рис. 68). Сила F' уравновешивается силой реак-ции со стороны дна. Сила F'х, зависящая от уклона, вызывает движение воды в потоке. Эта сила, действуя постоянно, должна бы вызвать ускорение дви-жения. Этого не происходит, так как она уравновешивается силой сопротив-ления, возникающей в потоке в результате внутреннего трения между части-цами воды и трения движущейся массы воды о дно и берега. Изменение ук-лона, шероховатости дна, сужения и расширения русла вызывают изменение соотношения движущей силы и силы сопротивления, что приводит к измене-нию скоростей течения по длине реки и в живом сечении.

Выделяются следующие виды движения воды в потоках: 1) равномер-ное, 2) неравномерное, 3) неустановившееся.

При равномерном движении скорости течения, живое сечение, расход воды постоянны по длине потока и не меняются во времени. Такого рода движение можно наблюдать в каналах с призматическим сечением.

При неравномерном движении уклон, скорости, живое сечение не из-меняются в данном сечении во времени, но изменяются по длине потока. Этот вид движения наблюдается в реках в период межени при устойчивых расходах воды в них, а также в условиях подпора, образованного плотиной.

Неустановившееся движение — это такое, при котором все гидравлические элементы потока (уклоны, скорости, площадь живого сечения) на рассматри-ваемом участке изменяются и во времени и по длине. Неустановившееся движение характерно для рек во время прохождения паводков и половодий.

При равномерном движении уклон поверхности потока I равен уклону дна i и водная поверхность параллельна выровненной поверхности дна. Неравно-мерное движение может быть замедленным и ускоренным. При замедляю-щемся течении вниз по реке кривая свободной водной поверхности принима-ет форму кривой подпора. Поверхностный уклон становится меньше уклона дна (I < i), и глубина возрастает в направлении течения. При ускоряющемся течении кривая свободной поверхности потока называется кривой спада; глубина убывает вдоль потока, скорость и уклон возрастают (I > i) (рис. 65).

Скорости течения воды и распределение их по живому сечению

Скорости течения в реках неодинаковы в различных точках потока: они изменяются и по глубине и по ширине живого сечения. На каждой отдельно взятой вертикали наименьшие скорости наблюдаются у дна, что связано с влиянием шероховатости русла. От дна к поверхности нарастание скорости сначала происходит быстро, а затем замедляется, и максимум в открытых по-токах достигается у поверхности или на расстоянии 0,2H от поверхности. Кривые изменения скоростей по вертикали называются годографами или эпюрами скоростей (рис. 66). На распределение скоростей по вертикали большое влияние оказывают неровности в рельефе дна, ледяной покров, ве-тер и водная растительность. При наличии на дне неровностей (возвышения, валуны) скорости в потоке перед препятствием резко уменьшаются ко дну. Уменьшаются скорости в придонном слое при развитии водной растительно-сти, значительно повышающей шероховатость дна русла. Зимой подо льдом, особенно при наличии шуги, под влиянием добавочного трения о шерохова-тую нижнюю поверхность льда скорости малы. Максимум скорости смеща-ется к середине глубины и иногда расположен ближе ко дну. Ветер, дующий в направлении течения, увеличивает скорость у поверхности. При обратном соотношении направления ветра и течения скорости у поверхности умень-шаются, а положение максимума смещается на большую глубину по сравне-нию с его положением в безветренную погоду.

По ширине потока скорости как поверхностная, так и средняя на верти-калях меняются довольно плавно, в основном повторяя распределение глу-бин в живом сечении: у берегов скорость меньше, в центре потока она наи-большая. Линия, соединяющая точки на поверхности реки с наибольшими скоростями, называется стрежнем. Знание положения стрежня имеет боль-шое значение при использовании рек для целей водного транспорта и лесо-сплава. Наглядное представление о распределении скоростей в живом сече-нии можно получить построением изотах — линий, соединяющих в живом сечении точки с одинаковыми скоростями (рис. 67). Область максимальных скоростей расположена обычно на некоторой глубине от поверхности. Ли-ния, соединяющая по длине потока точки отдельных живых сечений с наи-большими скоростями, называется динамической осью потока.

Рис. 66. Эпюры скоростей.

а — открытое русло,б — перед препятствием,в — ледяной покров,   г — скопление шуги.

Средняя скорость на вертикали вычисляется делениемплощади эпюры скоростейна  глубину вертикалиили при наличии измеренных скоростей в характерных точках по глу-

Рис. 67. Изотахи в живом сечении речного потока.

бине (VПОВ, V0,2, V0,6, V0,8, VДОН) по одной из эмпирических формул, например

Средняя скорость в живом сечении. Формула Шези

Для вычисления средней скорости потока при отсутствии непосредст-венных измерений широко применяется формула Шези.

Выделим в потоке объем воды, ограниченный двумя равными сечениями w (рис. 68). Величина объема V = wΔx, где Δx— расстояние между сечениями. Выделенный объем находится под влиянием равнодействующей силы гидродинамического давления Р, действия силы тяжести F' и силы со-противления (трения) Т. Сила гидродинамического давления Р = 0, так как силы давления P1 и Р2 при равенстве сечений и постоянном уклоне уравно-вешиваются. Силу тяжести

где γ — удельный вес воды, разложим на две составляющие: параллельную дну F'х= γw Δx sinα и нормальную ко дну F'y = γw Δx cosα.

Рис. 68.   Схема к выводу уравнения Шези (по А. В. Караушеву).

Движение потока, как указывалось ранее, осуществляется под влияни-ем F'x. При установившемся равномерном движении эта сила уравновешива-ется силой гидродинамического сопротивления (трения). Величина силы трения пропорциональна поверхности трения χΔx и квадрату скорости потока v2cр (χ — смоченный периметр).

Таким обазом, Т = F'x, или

где K — коэффициент пропорциональности, принимаемый равным γ/C2, а С — некоторая переменная.

Примем sinα = Δz/Δx (уклон), а w/χ = R   (гидравлический радиус). Тогда 1/C2*v2ср= RI. Решая уравнение относительно vcp, получим

или

где Hср — средняя глубина.

Это уравнение известно как уравнение Шези.

Величина коэффициента С не является величиной постоянной. Она за-висит от глубины и шероховатости русла. Для определения С существует не-сколько эмпирических формул. Приведем две из них:

формула Манинга

формула Н. Н. Павловского

где п — коэффициент шероховатости, находится по специальным таблицам М. Ф. Срибного. Переменный показатель в формуле Павловского определя-ется зависимостью.

Из формулы Шези видно, что скорость потока растет с увеличением гидравлического радиуса или средней глубины. Это происходит потому, что с увеличением глубины ослабевает влияние шероховатости дна на величину скорости в отдельных точках вертикали и тем самым уменьшается площадь на эпюре скоростей, занятая малыми скоростями. Увеличение гидравличе-ского радиуса приводит и к увеличению коэффициента С. Из формулы Шези следует, что скорость потока растет с увеличением уклона, но этот рост при турбулентном движении выражен в меньшей мере, чем при ламинарном (см. формулу Дарси, § 92).

Поперечные циркуляции

Одной из особенностей движения воды в реках является непараллель-ноструйность течений. Она отчетливо проявляется на закруглениях и наблю-дается на прямолинейных участках рек. Наряду с общим параллельным бере-гам движением потока в целом имеются внутренние течения в потоке, на-правленные под различными углами к оси движения потока и производящие перемещения водных масс в поперечном к потоку направлении. На это еще в конце прошлого столетия обратил внимание русский исследователь Н. С. Ле-лявский. Он следующим образом объяснил структуру внутренних течений. На стрежне вследствие больших скоростей на поверхности воды происходит втягивание струй со стороны, в результате в центре потока создается некото-рое повышение уровня. Вследствие этого в плоскости, перпендикулярной на-правлению течения, образуются два циркуляционых течения по замкнутым контурам, расходящиеся у дна (рис. 69 а). В сочетании с поступательным движением эти поперечные циркуляционные течения приобретают форму винтообразных движений. Поверхностное течение, направленное к стрежню, Лелявский назвал сбойным, а донное расходящееся — веерообразным.

На изогнутых участках русла струи воды, встречаясь с вогнутым бере-гом, отбрасываются от него. Массы воды, переносимые этими отраженными струями, обладающими меньшими скоростями, накладываясь на массы воды, переносимые набегающими на них следующими струями, повышают уровень водной поверхности у вогнутого берега. Вследствие этого возникает перекос водной поверхности, и струи воды, находящиеся у вогнутого берега, опуска-ются по откосу его и направляются в придонных слоях к противоположному выпуклому берегу. Возникает циркуляционное течение на изогнутых участ-ках рек (рис. 69 б).

РЕЧНЫЕ НАНОСЫ

(По Л. К. Давыдову)

Энергия и работа рек

Вода, стекающая по поверхности земли и переносимая реками, обла-дает энергией, т. е. способностью производить работу. Потенциальная энер-гия реки на участке протяженностью L км при падении h м и при среднем расходе на этом же участке Q м3/с в единицу времени равна 9,81*103Qh Дж. Величина секундной энергии на данном участке реки, переведенная в кило-ватты, называется кадастровой мощностью. Мощность на данном участке реки, выраженная в киловаттах, равна

Если величину N разделить на протяженность участка L, то получится удельная километровая мощность   реки:   Nуд= N/L. Сумма мощностей уча-стков реки на всем ее протяжении называется полной мощностью реки: N = 9,8Qh кВт.

Потенциальная мощность рек СНГ составляет около 500 млн. кВт. В настоящее время водная энергия потока широко используется для производства электрической энергии на гидроэлектрических станциях (ГЭС). Для этой цели с помощью плотин энергию рек сосредоточивают в определенных местах реки. Мощность ГЭС определяется по формуле

где Nгэс — мощность ГЭС в киловаттах; Qp — расчетный расход, пропускае-мый через турбины, в м3/с; hр — напор, т. е. сосредоточенное падение воды у турбины, в метрах;  — коэффициент полезного действия ГЭС, который обычно бывает высоким и достигает 0,98.

Величины Qp и hр определяются на основании гидрологических и энергоэкономических расчетов. Выработку электроэнергии на ГЭС принято выражать в киловатт-часах. Годовая выработка на крупных ГЭС выражается в миллиардах киловатт-часов.

В естественных условиях энергия, которой обладает вода, стекающая по поверхности земли и по руслам рек, затрачивается на преодоление тре-ния между частицами воды, трение о земную поверхность и о дно и берега русел, на перенос наносов во взвешенном и влекомом состоянии, перенос растворенных веществ и истирание твердых частиц. В результате этой рабо-ты происходят процессы эрозии и аккумуляции наносов, что приводит к из-менению форм земной поверхности, очертаний и глубин речных русел.

Формирование речных наносов

Речными наносами называются твердые минеральные частицы, пере-носимые потоком и формирующие русловые и пойменные отложения. Реч-ные наносы образуются из продуктов выветривания, денудации и эрозии горных пород и почв. Водная эрозия, разрушение земной поверхности под действием текучих вод, представляет собой наиболее активный процесс, обогащающий реки наносами. Она подразделяется на склоновую и русло-вую. Склоновая эрозия — размыв и смыв почв и горных пород снеговыми и дождевыми водами, стекающими по склону. Русловая эрозия — размыв водными потоками, протекающими в руслах, коренных пород дна и берегов русла и склонов долин. В процессе склоновой эрозии текущая вода разру-шает связность частиц почв и горных пород и смывает (сносит) их в пони-жения — ложбины стока, которые и являются основными путями выноса продуктов эрозии с водосбора. Вместе со снеговыми и дождевыми водами материал смыва с водосбора поступает в следующие за ложбинами звенья временно действующей гидрографической сети — лощины, суходолы. В них процессы эрозии усиливаются и также осуществляется размыв, перенос и в конечном итоге вынос продуктов размыва в реки.

Очевидно, что не все продукты эрозии попадают в реки. Значительная часть их задерживается по пути стока поверхностных вод и заполняет уг-лубления земной поверхности. Тем не менее, та часть продуктов эрозии по-верхности бассейна, которая достигает русел рек, является существенным источником формирования речных наносов.

Воды рек размывают берега и дно русла. Однако наносы, поступаю-щие за счет этих процессов, являются лишь частью речных наносов, причем некоторая доля их представляет собой продукты размыва ранее отложив-шихся в русле наносов, принесенных с поверхности бассейна.

Интенсивность водной эрозии зависит, прежде всего, от энергии теку-чих вод и затем от сопротивляемости размыву поверхности, по которой сте-кают эти воды.

Энергия текучих вод на некотором участке, как известно, определяет-ся их расходом и падением. Вот почему водная эрозия при одних и тех же величинах стока наиболее ярко выражена в горных районах и значительно слабее на равнинах. Большое значение в развитии эрозии имеет режим сто-ка: с увеличением стока в определенные сезоны происходит усиление эро-зии.

Сопротивляемость поверхности земли размыву зависит от природных свойств этой поверхности и, прежде всего от свойств почв и пород, а также растительного покрова, предохраняющего почву от размыва. Различные ви-ды почв и грунтов обладают неодинаковой способностью к размыву.

Уничтожение растительного покрова (вырубки, неумеренный выпас скота, пожары), неправильная распашка поверхности (вдоль склонов) и об-работка почв без соблюдения агротехнических правил, предусматривающих сохранение структурности почв, могут привести к усилению эрозии, мест-ному смыву почв, возникновению овражной эрозии и в конечном итоге к увеличению мутности рек.

В последние десятилетия в зоне распространения черноземов и каш-тановых почв в результате применения более совершенных приемов обра-ботки почвы, в основном за счет широкого применения зяблевой пахоты, смыв почвы на плакорных участках заметно уменьшился.

Таким образом, интенсивность эрозии и формирование речных нано-сов находятся под влиянием ряда физико-географических факторов и хозяй-ственной деятельности. Одни из этих факторов зональные, другие — азо-нальные. К зональным относятся климатические условия, сток, характер и распространение почв и растительности, к азональным — рельеф местности и распространение коренных пород и четвертичных отложений.

Основные определения и характеристики речных наносов

Речные наносы в зависимости от характера движения в потоке обычно подразделяют на взвешенные и влекомые. Такое подразделение наносов но-сит условный характер, так как в зависимости от крупности наносов и ско-ростей течения потока те или иные твердые частицы могут находиться то во взвешенном состоянии, то перемещаться по дну потока.

Наносы, подразделяют, кроме того, на транзитные и руслоформирую-щие. Малые частицы переносятся к устью реки по преимуществу транзитом. Более крупные частицы в зависимости от гидравлических свойств потока то переносятся потоком во взвешенном или влекомом состоянии, то задержи-ваются на отдельных участках реки, с тем чтобы при изменении гидравли-ческих свойств потока вновь перейти в движение. Таким образом, постоян-но происходит переформирование русла. Очевидно, что большая часть взве-шенных наносов является транзитной, а большая часть влекомых — русло-формирующей.

Количество наносов (в килограммах), проносимое рекой через попе-речное сечение в единицу времени (Т секунд), называется расходом наносов. Обычно расход взвешенных наносов обозначается R кг/с, расход влекомых наносов q кг/с.

Суммарное количество наносов, проносимое рекой через поперечное сечение за некоторый промежуток времени (сутки, месяц, год), называется стоком наносов за этот промежуток времени и выражается обычно в тоннах. Модулем стока наносов называют сток наносов с 1 км2 за год. Очевидно, ес-ли средний расход взвешенных наносов за время Т суток равен R кг/с, то

Модуль стока наносов

где F — площадь водосбора до замыкающего створа в км2, R — средний го-довой расход взвешенных наносов.

Количество взвешенных наносов, содержащееся в единице объема (1 м3) воды, называется мутностью (). Мутность выражается в г/м3. Таким об-разом,

Важной характеристикой наносов является их гранулометрический состав, т. е. распределение наносов по фракциям: от валунов и гальки до илистых и глинистых частиц. Средняя крупность наносов dcp характеризует-ся средним взвешенным диаметром частиц, вычисляемым по формуле

где dср — средний диаметр данной фракции; PI — процентное содержание (по весу) этой фракции.

Распределение мутности по живому сечению реки

Мутность речных вод значительно меняется по живому сечению пото-ка, по его длине и во времени. Распределение мутности по живому сечению носит очень сложный и нередко в значительной мере беспорядочный харак-тер. Как правило, мутность возрастает от поверхности ко дну. Это увеличе-ние мутности происходит главным образом за счет крупных фракций нано-сов, увеличивающихся ко дну. Мелкие же фракции (менее 0,01 мм) обычно распределяются довольно равномерно по глубине потока. По этой причине, чем больше в составе наносов крупных фракций, тем неравномернее они распределены по глубине. С увеличением турбулентности потока распреде-ление взвешенных наносов по вертикали становится более равномерным. Сказанное справедливо только как самая общая схема. В реальной же дейст-вительности дело обстоит много сложнее, так как эта схема нарушается под влиянием возникающих водоворотов и циркуляционных течений.

Еще более сложный характер носит распределение наносов по ширине реки. Здесь вообще трудно подметить сколько-нибудь отчетливо выражен-ную закономерность. Распределение наносов по ширине потока сильно ме-няется в зависимости от направления течения, местных размывов русла и берегов, впадения притоков, несущих большее или меньшее количество на-носов, чем главная река. Наблюдения показали, что в ряде случаев наносы проносятся в потоке в виде отдельных движущихся скоплений — «жил».

ПИТАНИЕ РЕК

(по Л. К. Давыдову)

Источники питания рек

Основной источник питания всех рек на земном шаре — атмосферные осадки. При определенных условиях часть выпадающих жидких осадков образует поверхност-ный сток и служит непосредственным источником питания рек в периоды паводков. Твердые осадки аккумулируются на поверхности земли в виде снежного покрова. На равнинах и невысоких горах накопившийся за зиму снег тает в теплое время и также служит источником питания рек. Снег, накопившийся в более высоких горах, в отдель-ные годы стаивает не весь, пополняет запасы вечных снегов и дает начало ледникам. Та-лые воды этих снегов и ледников являются еще одним источником, питания рек. Часть талых и дождевых вод просачивается в верхние слои земли и при некоторых условиях быстро дренируется реками, при этом несколько растягивается процесс стока этих вод в речную сеть. Некоторая часть талых и дождевых вод идет на пополнение запасов под-земных вод, которые значительно медленнее попадают в русла рек. Подземные воды яв-ляются также источником питания рек; они обеспечивают устойчивость речного стока. Таким образом, существуют четыре источника питания рек — жидкие осадки, снежный покров, высокогорные снега и ледники и подземные воды.

Соотношения между количеством воды, поступающим в реки от того или иного источника питания, неодинаковы в различных районах. Меняются они и от сезона к се-зону для одной и той же реки. Эти различия зависят главным образом от климатических условий: режима осадков и температуры воздуха в течение года.

Классификация рек по источникам питания

Несмотря на несовершенство методов количественной оценки роли источников питания в годовом стоке, применение этих методов дает возможность произвести гене-тический анализ водного режима рек и классифицировать их по источникам питания. Та-кая классификация для рек СССР была разработана М. И. Львовичем. При количествен-ной оценке каждого источника питания — снежного покрова S, дождевых вод R и грун-товых вод U — Львович принял следующие градации: более 80, 50—80 и менее 50%. Для ледникового питания G, учитывая специфику этого источника питания предложена своя градация: более 50, 25—50 и менее 25% Если в годовом стоке рек более 80% приходится на один из первых трех источников питания, то река, по Львовичу, принадлежит к типу рек чисто снегового, дождевого или подземного питания. Если доля стока за счет одного из источников питания составляет 50—80% река относится к типу рек преимущественно снегового, дождевого или подземного питания. И наконец, при доле стока за счет одного из трех источников питания менее 50% река принадлежит к типу рек смешанного пита-ния. Отнесение реки к тому или иному типу при участии в питании ее талых вод высоко-горных снегов и ледников производится в соответствии с установленными для этого случая градациями.

РЕКИ. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ

(по Л. К. Давыдову)

Река, ее притоки, речная система

Рекой называется водный поток, протекающий в естественном русле и питающий-ся за счет поверхностного и подземного стока речного бассейна.

Атмосферные осадки не сразу попадают в реки. Сток их осуществляется сначала в виде временных потоков, возникающих в период таяния или выпадения дождей. Слива-ясь вместе, они дают начало постоянным потокам — сначала ручьям, малым речкам, а затем рекам. Водность рек увеличивается притоком подземных вод, дренируемых реч-ными руслами. Реки выносят свои воды в океаны, моря или озера. Река, впадающая в один из таких водоемов, называется главной рекой, а реки, впадающие в нее, — ее при-токами. Совокупность всех рек, сбрасывающих свои воды через главную реку в море или озеро, называется речной системой или речной сетью.

Реки, озера, болота, балки, овраги данной территории составляют гидрографиче-скую сеть этой территории. Таким образом, речная сеть есть часть гидрографической се-ти.

Различают притоки различных порядков. Реки, впадающие непосредственно в главную реку, называются притоками первого порядка, притоки этих притоков — прито-ками второго порядка и т. д. Американский гидролог Хортон предложил другую систему классификации притоков. Хортон называет рекой первого порядка или элементарной ре-кой реку, не имеющую притоков, рекой второго порядка — реку, принимающую притоки только первого порядка, и т. д. Таким образом, чем больше номер главной реки, тем бо-лее сложный характер носит речная система этой реки. В этом несомненное достоинство предлагаемой Хортоном системы.

Речная система характеризуется протяженностью рек, их извилистостью и густо-той речной сети.

Под протяженностью понимается суммарная длина всех рек, составляющих дан-ную систему. Длина рек измеряется по карте возможно более крупного масшта-ба.Извилистость реки характеризуется коэффициентом извилистости. Этот коэффициент определяется для отдельных участков реки и представляет собой отношение расстояния по прямой линии между начальным и конечным пунктами участка к длине реки на этом участке.

Густота речной сети характеризуется коэффициентом густоты, представляющим собой отношение суммарной протяженности речной сети на данной площади к величине этой площади. Коэффициент густоты речной сети выражается в км/км2. Густота речной сети зависит от ряда природных факторов: рельефа, геологического строения местности, свойств почв, климата, в особенности от количества осадков и условий их стока. Нема-ловажная роль принадлежит также историко-геоморфологическим факторам. Густота речной сети меняется в широких пределах. На севере она обычно больше, чем на юге, в горах больше, чем на равнинах. Так, например, на равнинах Предкавказья коэффициент густоты речной сети равен всего лишь 0,05 км/км2, а в наиболее орошаемых осадками районах северных склонов Главного Кавказского хребта он достигает 1,49 км/км2.

Водоразделы

Линия на земной поверхности, разделяющая сток атмосферных осадков по двум противоположно направленным склонам, называется водоразделом. Весь земной шар можно разделить на две основные покатости, по которым воды стекают с континентов в Мировой океан: Атлантическую и Тихоокеанско-Индийскую. Водораздел между этими двумя покатостями называется Мировым водоразделом. Мировой водораздел, или Глав-ный водораздел Земли, простирается от мыса Горн на крайнем юге Южной Америки по Андам и Кордильерам до Берингова пролива. На северо-востоке Евразии он вступает в пределы Азии и проходит в нашей стране по Чукотскому хребту, Анадырскому плоско-горью, горным хребтам Гыдан, Джугджур, Становому, Яблоновому, далее уходит за пре-делы СССР, проходит через Центральную Азию, пересекает северную часть Аравийского полуострова и вступает в Африку. Здесь он простирается почти в меридиональном на-правлении, приближаясь в восточной части материка к Индийскому океану.

Водоразделы между периферийными областями и областями внутреннего стока называются внутренними водоразделами. Линии на земной поверхности, разделяющие области суши, сток с которых направлен в различные океаны или моря, называются во-доразделами океанов и морей. Водоразделы, отделяющие части суши, сток с которых на-правлен в те или иные речные системы, называют речными водоразделами или водораз-делами речных бассейнов.

В горных районах водоразделы обычно хорошо выражены и проходят по верши-нам горных хребтов. На равнинах водоразделы нередко выражены неясно и определить их точно бывает трудно.

Примерами неясно выраженных водоразделов являются водораздел между север-ной и южной покатостями Русской равнины, проходящий по плоскому и сильно заболо-ченному плато (Северные Увалы), водоразделы между нижним течением Волги и Урала, между Амударьей и Сырдарьей в их низовьях.

Реки собирают воды не только с поверхности земли, но и из верхних слоев лито-сферы (подземные воды). В соответствии с этим различают поверхностные и подземные водоразделы. Поверхностные и подземные водоразделы не всегда совпадают.

Речной бассейн. Водосбор

Часть земной поверхности, включающая в себя данную речную систему и отде-ленная от других речных систем водоразделами, называется речным бассейном этой сис-темы. Поверхность суши, с которой речная система собирает свои воды, называется во-досбором или водосборной площадью бассейна. В большинстве случаев площади бассейна реки и водосбора совпадают. Но иногда водосборная площадь бывает меньше площади бассейна. Это наблюдается в тех случаях, когда внутри бассейна имеются либо площади внутреннего стока, либо площади, с которых стока не происходит вовсе. Пло-щадь бассейна Оби, например, больше площади ее водосбора, так как включает области внутреннего стока между Обью и Иртышом, между Иртышом и Ишимом и между Иши-мом и Тоболом, сток с которых не попадает в Обь.

Речные бассейны отличаются друг от друга размерами и формой. Основной мор-фометрической характеристикой речного бассейна является его площадь, выражаемая обычно в квадратных километрах.

Бассейны рек нередко отличаются значительной асимметрией, что имеет большое значение для формирования водного режима реки. При асимметрии бассейна в главную реку будет поступать при прочих равных условиях различное количество воды с правой и левой частей водосбора. Характеристикой асимметрии бассейна служит коэффициент асимметрии Ка, определяемый по формуле

где fл — площадь левобережной   иfпр — площадьправобережной части бассей-на; F — площадь всего речного бассейна.

Многие природные свойства различных областей, в том числе и речных бассей-нов, меняются с высотой местности.  Хорошо известна, например, вертикальная пояс-ность климатических условий в горах. Вот почему большое значение имеют высотные характеристики речных бассейнов. Пользуясь гипсометрической картой, можно получить одну из существеннейших характеристик речного бассейна — его среднюю высоту. Ее можно определить по гипсографической кривой, представляющей собой графическое изображение распределения площадей бассейна (в %) по высотным поясам. Высота, со-ответствующая 50% площади бассейна, и является его средней высотой.

В ряде случаев большой интерес представляет средний уклон бассейна iср, кото-рый может быть вычислен по формуле

где h—разность отметок соседних горизонталей на гипсометрической карте; l0, l1, l2, ..., ln — длины горизонталей в пределах бассейна; F — площадь бассейна.

На земном шаре распространены реки с самыми разнообразными по величине площадями бассейнов и различной протяженностью.

Физико-географические характеристики речных бассейнов

К числу физико-географических характеристик речных бассейнов относится пре-жде всего их географическое положение, которое дается в виде географических коорди-нат крайних точек бассейна (крайние западные и восточные, крайние южные и северные точки).

Для суждения о ряде гидрологических свойств бассейна (питание рек, формиро-вание режима стока) важно знать климатические условия бассейна, рельеф местности, геологическое строение, характер почвенного и растительного покрова, а также иметь данные о наличии и характере озер, болот, ледников. Из климатических элементов при изучении их влияния на гидрологический режим, в частности режим стока, выделяются атмосферные осадки (их количество, распределение, интенсивность дождей), снежный покров (мощность и запас воды в нем), температура и недостаток насыщения влагой воз-духа, радиационный баланс. Количественные характеристики всех перечисленных кли-матических элементов определяются методами, принятыми в климатологии и излагае-мыми в соответствующих курсах.

Для оценки влияния на сток рек, озер, болот, залесенности речных бассейнов час-то пользуются коэффициентами озерности Коз, заболоченности Кб, лесистости Кл. Эти коэффициенты выражают либо в виде дроби, либо в виде процентного отношения соот-ветствующих площадей ко всей площади бассейна.

Исток, верхнее, среднее и нижнее течение, устье

Истоком называется место на земной поверхности, где русло реки приобретает отчетливо выраженные очертания и где в нем наблюдается течение. Река может образо-ваться из слияния двух рек. Тогда за начало реки принимается место слияния этих рек.

Нередко на равнинах реки берут начало из болота. Иногда из одного болота выте-кают ручьи и речки, принадлежащие к разным речным системам. Например, из Пинских болот с одной стороны вытекают притоки Днепра, а с другой — притоки Вислы.

Многие реки вытекают из озер, и в этом случае исток реки выражен вполне отчет-ливо (Нева, Свирь, Ангара и др.). Иногда, сравнительно редко, из одного озера вытекают две реки, принадлежащие к различным системам. Это наблюдается в том случае, если озеро расположено на высокогорном плато, на водораздельном пространстве. Примером может служить безымянное озеро на Тянь-Шане, из которого вытекают две реки: одна, впадающая в р. Джууку, — приток оз. Иссык-Куль, другая — приток р. Арабель, впадающей в р. Кумтар (бассейн Нарына).

Иногда ручьи и речки берут начало из родников. В горных районах, там, где раз-вито оледенение, многие реки вытекают из ледников. Таковы, например, р. Зеравшан, вытекающая мощным потоком из Зеравшанского ледника, Кумтар в истоках Нарына — из ледника Петрова, Сельдара — из ледника Федченко, на Кавказе — притоки Терека, Кубани и др.

Течение рек можно разделить на три части, имеющие обычно более или менее общие черты для разных рек: верхнее, среднее и нижнее течение. В верхнем течении ре-ка обычно отличается большими уклонами и в соответствии с этим большими скоростя-ми. В этой части течения река, как правило, энергично размывает свое русло. В средней и нижней частях течения уклоны водной поверхности и скорости течения уменьшаются, эрозионная деятельность потока ослабевает. В средней части река проносит транзитом продукты размыва, принесенные сверху. В нижнем течении происходит по преимущест-ву аккумуляция продуктов размыва, поступивших из верхних частей речного бассейна. Иногда на отдельных участках река под влиянием особенностей рельефа теряет указан-ные черты, характерные для верхнего, среднего и нижнего течения.

Место, где река впадает в другую реку, озеро или море, называется устьем реки. Иногда вследствие затрат на испарение и отчасти фильтрацию в грунт, слагающий русло, реки заканчиваются «слепыми устьями». Так называются участки, где такие реки прекращают свое течение. В результате разбора воды на орошение многие реки (Зеравшан, Ангрен в Средней Азии) заканчиваются в нижнем течении рядом ирригационных кана-лов, веерообразно расходящихся в разные стороны.

Речная долина и русло реки

Реки обычно текут в узких вытянутых пониженных формах рельефа, характери-зующихся общим наклоном своего ложа от одного конца к другому и называемых доли-нами. Элементами речной долины являются: дно, или ложе, долины, тальвег, русло реки, пойма, склоны долины, террасы и бровка. Дно, или ложе, долины — наиболее понижен-ная часть ее. Тальвег — непрерывная извилистая линия, соединяющая наиболее глубокие точки дна долины. Дно долины в продольном направлении пересекается речным руслом, представляющим собой эрозионный врез, образованный водным потоком. Часть дна до-лины, заливаемая высокими речными водами, называется поймой. Склоны долины редко бывают ровными. На них часто образуются располагающиеся уступами на некоторой высоте над тальвегом более или менее горизонтальные площадки, называемые речными террасами. Пойма представляет собой нижнюю террасу. Линия сопряжения склонов до-лины с поверхностью прилегающей местности называется бровкой. Строение речных до-лин, их форма, размеры оказывают большое влияние на ряд гидрологических процессов, происходящих в них, на свойства реки и особенности ее режима. Большая или меньшая крутизна склонов долины способствует ускорению или замедлению стока поверхност-ных вод с них в русло реки, усилению или ослаблению процессов размыва поверхности склонов долины, а следовательно, и поступлению продуктов размыва в речное русло. Мощные аллювиальные отложения, скопившиеся в долинах рек, являются вместилищем грунтовых вод и тем самым оказывают влияние на питание рек грунтовыми водами.

Рис. 62. Схематический поперечный профиль речной долины (а)и живое сечение потока (б).

Размеры речной поймы имеют существенное значение для уровенного и расход-ного режима рек. В период высоких вод поймы задерживают большое количество воды с тем, чтобы позднее отдать их реке (при понижении уровней), являясь, таким образом, естественным регулятором водного режима рек. На пойме в период высоких вод проис-ходит накопление речных наносов.

Размеры и форма русла сильно меняются по длине реки в зависимости от ее вод-ности, строения долины, характера пород, слагающих русло.

Морфологические особенности русла могут быть охарактеризованы при помощи плана русла с нанесенными на нем изобатами, или горизонталями, и поперечного профи-ля русла. Сечение русла вертикальной плоскостью, перпендикулярной направлению те-чения, называется водным сечением потока. Часть площади водного сечения, где наблю-даются скорости течения, называется площадью живого сечения. Та же часть площади водного сечения, где течение практически отсутствует, называется площадью мертвого пространства.

Элементами водного сечения являются его площадь w, смоченный периметр Р, представляющий собой длину линии, ограничивающей смоченную часть водного сече-ния, гидравлический paдиус R=w/P, ширина русла В, максимальная глубина hMакс и средняя глубина hcp=w/B. В пределах точности вычислений гидравлический радиус можно приравнять средней глубине.

Элементы водного сечения не остаются постоянными. Величины их находятся в прямой зависимости от уровня воды в реке.

Продольный профиль рек

Продольный профиль реки характеризуется продольным профилем русла и про-дольным профилем водной поверхности. Разность высот АЯ двух каких-либо точек вод-ной поверхности по длине реки называется падением. Отношение величины падения к длине данного участка l называется уклоном I реки. Таким образом, I= H/l. Падение вы-ражается обычно в метрах, уклон же представляет собой величину безразмерную и вы-ражается в виде десятичной дроби или в промилле (в тысячных долях длины участка). Так, при падении 2 м на расстоянии 5 км   уклон равен 2/5000 = 0,0004, или 0,4%о.

Продольные профили русел отдельных рек различаются в зависимости главным образом от уклона долины, свойств пород и грунтов, слагающих русло. По характеру распределения падений и уклонов по длине реки выделяют четыре основных типа про-дольных профилей рек.

1.                                           Профиль равновесия, имеющий вид вогнутой кривой, более крутой в исто-ках реки и пологой ближе к устью. Этот тип характерен для большинства рек.

2.                                           Прямолинейный профиль, характеризующийся более или менее равномер-ным распределением падений и уклонов подлине реки. Подобное очертание профиля имеют часто малые реки равнин.

3.                                           Сбросовый профиль, имеющий вид параболической кривой с малым паде-нием в верхней части и большим в нижней части реки.

4.                                           Ступенчатый профиль, отличающийся чередованием участков с малым и сосредоточенным падением, иногда в виде отвесных уступов.

Участки рек с сосредоточенным падением и бурным течением, приуроченные к местам выходов на поверхность трудноразмываемых пород, носят название порогов. Па-дение воды с отвесного уступа называется водопадом. Ступенчатый продольный профиль с многочисленными порогами и водопадами свойствен горным рекам.

Рис. 63. Относительные профили рек. 1 — профиль равновесия, 2 — прямолиней-ный, 3 — сбросовый, 4 — ступенчатый.

Изломы в профиле и ступенчатый его характер наблюдаются и у равнинных рек. Так, например, река Поной (Кольский полуостров) в нижнем течении прорезает твердые коренные породы и на протяжении 50 км образует 11 порогов.

Если рассматривать продольный профиль реки более детально, то оказывается, что на отдельных участках он представляет собой кривую сложного вида. При этом про-дольный профиль дна реки меняется относительно мало, продольный же профиль водной поверхности претерпевает изменения в связи с изменением водности реки в периоды по-ловодья и дождевых паводков.

РЕЧНОЙ СТОК

(по Л. К. Давыдову и др.)

Основные характеристики стока

Для количественной оценки стока рек применяются следующие его ха-рактеристики.

Объем стока W м3 или км3 — количество воды, протекающее в русле реки через данный замыкающий створ за промежуток времени Т суток,

где Q — средний расход в м3/с за время Т суток; 86400 — число секунд в сутках.

МодульстокаМ л/(с*км2) — количество воды, стекающей с единицы площади в единицу времени,

где F — водосборная площадь в км2.

Слой стока Y — слой воды в миллиметрах, равномерно распределенной по площади F и стекающей с водосбора за некоторый промежуток времени Т суток,

Слой стока за год в миллиметрах:

Коэффициент стока  — отношение величины слоя стока с данной площади за некоторый промежуток времени к величине слоя атмосферных осадков, выпадающих на эту площадь за тот же промежуток времени, т. е.

 = Y/X, 0 ≤  ≤ 1.

Коэффициент стока — величина безразмерная.

Формирование стока рек

Сток образуется в результате выпадения дождей или таяния снега и льда в горах. В обоих случаях часть воды, поступившей на поверхность зем-ли, затрачивается прежде всего на заполнение отрицательных форм микро-рельефа (углублений) и на впитывание в почву. Только после заполнения от-дельных углублений и притом после того момента, как интенсивность дождя или таяния снега и льда станет превосходить интенсивность инфильтрации, возникает сток.

Вода стекает по поверхности земли обычно не сплошным слоем, а в виде отдельных тонких струй или ручейков, которые сливаются вместе, до-ходят до русел сначала временных водотоков, а потом образуют постоянные потоки, несущие свои воды в сформировавшемся русле. Сток, происходящий по поверхности земли, называется поверхностным или склоновым стоком. Сток, происходящий по русловой сети водосбора, называется русловым или речным стоком. Поверхностный сток не отождествляется с понятием поверх-ностные воды. К поверхностным водам относятся воды рек, озер, водохрани-лищ.

Во многих местах, как, например, в лесной зоне, поверхностный сток, как правило, невелик, а иногда и отсутствует вовсе. Большая часть дождевых и снеговых вод стекает иными путями. Просачиваясь через почву, эти воды пополняют запасы почвенных и грунтовых вод и попадают в речную сеть подземными путями в виде почвенно-грунтового стока из зоны аэрации и собственно грунтового из более глубоких водоносных горизонтов. В связи с этим выделяется почвенный (подповерхностный) сток и подземный (грунтовой) сток. Речной сток является суммарным поверхностным и подземным стоком.

Суммарный речной сток путем расчленения гидрографа делят на две составляющие: на поверхностный (паводочный) и подземный сток. Послед-ний является наиболее устойчивым.

В различных ландшафтных зонах и внутри зон соотношения между по-верхностным и подземным стоком неодинаковы, что создает специфические особенности режима речного стока и его распределения по территории.

Сток представляет собой сложный природный процесс, обусловленный влиянием комплекса физико-географических факторов и хозяйственной дея-тельности.

Основными факторами стока, определяющими его развитие, являются климатические. На общем фоне воздействия климата на формирование стока и его величину проявляется влияние других, неклиматических факторов. Влияние их тем заметнее, чем меньше размеры бассейна и чем короче пери-од, за который рассматривается это влияние.

Климат воздействует на сток не только непосредственно, но и через другие природные факторы: почву, растительность, рельеф.

Рис. 90. Схема взаимосвязи речного стока с основными физико-географическими факторами (по М. И. Львовичу).

1 — важные   воздействия,    2 — второстепенные воздействия.

Все эти факторы находятся в постоянном взаимодействии.

Действие различных природных факторов проявляется по-разному. Одни из них способствуют стеканию атмосферных осадков по земной по-верхности, другие замедляют сток или вовсе исключают возможность его об-разования. Одним факторам, а также их взаимодействию между собой при-надлежит главная роль в процессе формирования речного стока, другим — второстепенная (рис. 90).

Понятие о норме стока

Сток рек меняется из года в год. В этих колебаниях нет строгой зако-номерности. Вместе с тем величина годового стока колеблется около некото-рой средней величины, причем амплитуда таких колебаний неодинакова в различных физико-географических районах. Ряд величин годового стока можно рассматривать как ряд «случайных» величин. В математической ста-тистике ряд, образованный случайными величинами, называется вариацион-ным рядом. Одной из основных характеристик вариационного ряда является

норма — средняя арифметическая величина(F), вычисляемая   по формуле

где ΣYi — сумма членов вариационного ряда; п — число его членов.

Предполагается, что норма стока представляет собой устойчивую ве-личину, т. е. средняя арифметическая величина, вычисленная

Рис. 95. Колебания увлажненности Евразии и Северной Америки (по А. В. Шнитникову).

за достаточно длительный период, остается постоянной независимо от при-бавления новых членов к вариационному ряду. Понятие об устойчивости нормы стока является не совсем верным. Климатические факторы на боль-ших пространствах не остаются неизменными в течение длительных перио-дов, не только доисторических, но и исторических. Имеется ряд свидетельств изменений климата, которые, естественно, вызывают изменения величин стока. На рис. 95 показаны колебания увлажненности Евразии и Северной Америки, полученные А. В. Шнитниковым по геологическим и историче-ским данным за длительный период времени. Эти колебания носят циклический характер с длительностью циклов около 1800 лет; влажные циклы сме-няются засушливыми и на смену последним вновь приходят влажные. Поми-мо циклических колебаний стока, вызванных циклическими же колебаниями климатических факторов, изменения стока вызываются хозяйственной дея-тельностью человека. Эти изменения косят обычно односторонне направлен-ный характер. Учитывая циклические колебания стока, принято считать нор-мой годового стока среднюю арифметическую его величину, вычисленную за длительный период, включающий не менее двух полных циклов колебаний стока. Цикл состоит из двух фаз водности — многоводной и маловодной. Для установления периода вычисления нормы стока в практике гидрологических расчетов используется так называемая разностная интегральная кривая, дающая наглядное представление о циклах колебаний стока в пределах пе-риода гидрометрических наблюдении (рис. 96)

Колебания годового стока рек и его распределение в году

Колебания годового стока рек происходят под влиянием метеорологических факторов. Характер этого влияния меняется в зависимости от ландшафтных условий. Колебания годового стока рек можно охарактеризо-вать либо изменчивостью его в отдельные годы, либо путем анализа колеба-ний в хронологической последовательности.

Для характеристики изменчивости годового стока в практике гидроло-гических расчетов широко применяются методы математической статистики, в частности кривые распределения и обеспеченности. Кривые обеспеченно-сти позволяют определить величину стока различной заданной обеспеченно-сти (P%) или повторяемости (в среднем 1 раз в N лет) без указания срока на-ступления расчетных величин. По материалам наблюдений строятся эмпири-ческие кривые обеспеченности (рис. 99). Эмпирическая обеспеченность рас-ходов (Р%) определяется по формуле

Распределение стока в течение года (по сезонам, месяцам, декадам) от-ражает характерные особенности водного режима реки и зависит, следова-тельно, от источников питания и изменения соотношений элементов водного баланса в течение года. Выражается внутригодовое распределение стока обычно в долях или в процентах от величины годового стока.

Соотношения между элементами водного баланса в течение года не ос-таются постоянными, в связи с чем в климатических условияхСССР начиная с осени в речных бассейнах происходит накопление запасов влаги, а с весны — расходование ее. В соответствии с этим при изучении водного режима рек иногда пользуются не календарным, а гидрологическим годом, понимая под ним годовой период, включающий годовой цикл накопления и расходования влаги. За начало гидрологического года в северных районах обычно прини-мают сентябрь, в южных — октябрь—ноябрь. К этому сроку переходящие из  года в год запасы влаги (±U) в виде почвенно-грунтовых вод, а также запасы воды на поверхности бассейна (в озерах, болотах) наименьшие.

Большое регулирующее влияние на распределение стока в течение года оказывают озера и водохранилища. Озера накапливают воду в период повы-шенного стока и отдают накопленные воды в последующий период. Регули-рующая роль озера зависит от его размеров, морфологии, запасов воды в нем, условий истечения воды из него и положения озера в бассейне реки. Обычно чем больше площадь озера по сравнению с собственным водосбором реки, вытекающей из него, тем больше регулирующая роль озера. Это отчетливо прослеживается на стоке р. Невы, вытекающей из оз. Ладожского, р. Свири, берущей начало из Онежского озера, р. Роны, регулируемой Женевским озе-ром. Однако регулирующая роль озера заметно снижается в засушливых рай-онах под влиянием больших потерь на испарение.

Круговорот воды

Чрезвычайно важное свойство круговорота воды заключается в том, что он, взаи-модействуя с литосферой, атмосферой и биосферой, связывает воедино все части гидро-сферы: океан, реки, почвенную влагу, подземные воды, атмосферную воду.

Движущие силы круговорота воды - тепловая энергия и сила тяжести. Под влияни-ем тепла происходят испарение, конденсация водяных паров и другие процессы, а под влиянием силы тяжести - падение капель дождя, течение рек, движение почвенных и подземных вод. Часто эти две причины действуют совместно: например, на атмосферную циркуляцию влияют как тепловые процессы, так и сила тяжести. В круговороте воды вы-деляются следующие основные звенья: атмосферное, океаническое, материковое, вклю-чающее литогенное, почвенное, речное, озерное, ледниковое, биологическое и хозяйствен-ное. Каждое из этих звеньев играет в круговороте свою особую роль.

Ни одно из перечисленных звеньев круговорота воды не представляет собой замк-нутой системы. Замкнутая, но, учитывая процессы диссоциации молекул воды и диссипа-ции атомов водорода в космос, не вполне строго, система круговорота воды относится лишь к земному шару в целом. Вместе с тем в практической работе принимается условно замкнутым водный баланс, например, для отдельных речных бассейнов или озер.

Развитие представлений о водном балансе Земли

Я не претендую на исчерпывающую полноту этого обзора и вижу его цель в том, чтобы осветить пути, которыми наука постепенно пришла к современным представлениям о водном балансе Земли, поскольку исторический анализ позволяет оценить уровень со-временных представлений по проблеме, дает возможность лучше ощутить прогресс, дос-тигнутый по данному разделу гидрологии.

Довольно полное представление об истории исследований водного баланса Земли можно получить из весьма обстоятельного обзора И. А. Федосеева (1967), а также из све-дений по этим вопросам, приведенных в некоторых моих работах (например, Львович, 1945; Lvovich, 1971). В табл. 8 помещены сведения об известных расчетах речного стока как элемента, водного баланса Земли.

Всю историю расчетов мирового речного стока можно разделить на три периода.

1. До начала последней трети прошлого века, когда определения речного стока но-сили чисто оценочный характер и не исходили из каких-либо конкретных данных. Из из-вестных таких оценок можно упомянуть оценку, сделанную К. Джонсоном.

2. Последняя треть прошлого столетия - первая треть текущего, характеризующаяся довольно субъективными оценочны,- ми данными для большей части суши, не изученной в гидрологическом отношении, В результате выводы о мировом речном стоке колебались в больших пределах - от 192 до 320 мм.