1. Вплив основних факторів на режим вод суші
Режим вод суші формується під впливом складної взаємодії фізико-географічних чинників. У багатьох випадках істотно вплинути на природний режим надає господарська діяльність людини.
Фізико-географічні чинники, що визначають режим вод суші, можуть бути розділені на дві основні групи:
1) метеорологічні (головним чином опади, сонячна радіація, температура повітря і грунту, випаровування з поверхні води та грунту);
2) фактори підстилаючої поверхні.
До останніх відноситься геологічна будова водозбору, грунтовий та рослинний покрив, розчленованість рельєфу і, зокрема, ступінь розвитку гідрографічної мережі і глибина її ерозійного врізу, озера і болота, площа та форма водозбору, довжина і ухил річки.
Кліматичні умови є вирішальними для формування загальної водності території і, отже, розташованих в межах її водних об'єктів. Однак на розподіл цієї водності всередині року, на формування найбільш високого або, навпаки, найбільш низького стоку в ряді випадків важливе і навіть вирішальне вплив можуть надавати місцеві фізико-географічні особливості водозборів, наприклад лісистість, заболоченість, рельєф, озерність водозборів, будова грунтів і пр.
Вплив підстилаючої поверхні може бути настільки істотним, що всі притаманні даними кліматичним умовам особливості режиму вод суші губляться повністю. Наприклад, сильний розвиток карсту в басейні річки може привести до того, що висока весняна повінь, характерне для даної кліматичної зони, не буде висловлено на такий річці. Навпаки, різке зниження водності, зазвичай спостерігається в літній період, для річок карстових областей нехарактерно. Аналогічний вплив на режим річок надають і озера, розташовані в межах водозбірної площі річки.
Чим більше інтервал часу і чим більша територія, тим меншою мірою позначається безпосередній вплив підстильної поверхні на водність знаходяться на цій території водних об'єктів.
2. Атмосферні опади
Атмосферні опади, будучи основним джерелом поповнення запасів вод суші, при аналізі режиму цих вод найчастіше представляють особливий інтерес лише з моменту їх випадання на поверхню грунту або водойми.
Освіта атмосферних опадів. Водяна пара, що потрапляє в атмосферу в результаті випаровування, може переходити в рідкий стан, якщо пружність його досягне максимального значення при даній температурі або перевершить її. Водяна пара опиняється в стані насичення головним чином внаслідок охолодження повітря. Найбільш різко процес охолодження повітря відбувається при його підніманні. Висхідні руху, викликають охолодження повітря і конденсацію водяної пари, можуть виникати в результаті: 1) сильного прогріву земної поверхні, 2) висхідного ковзання теплого повітря по масі холодного повітря (при проходженні циклонів), 3) підняття повітря по нерівностях земної поверхні (гори) . Охолодження повітря від зазначених причин викликає утворення опадів, які випадають у вигляді дощу, снігу і граду.
Різні причини, що викликають охолодження повітря, визначають і різний характер випадання опадів. Швидке підняття повітря від сильно нагрітої земної поверхні, а також у ряді випадків і підйом по нерівностях земної поверхні зумовлюють випадання зливових опадів, що володіють великою інтенсивністю, порівняно короткою тривалістю і малою площею поширення.
Навпаки, повільне сходження теплого повітря обумовлює обложні дощі порівняно невеликої інтенсивності, але часто дуже тривалі і з великою площею поширення.
Вплив рельєфу. Розподіл опадів по поверхні суші залежить як від розташування місцевості по відношенню до океану, що дає основну кількість вологи, так і від її рельєфу. У гірській місцевості схили, звернені до влагоносним вітрам, отримують більшу кількість опадів, ніж протилежні. Вплив рельєфу позначається на тому, що з підвищенням місцевості над рівнем моря кількість опадів, що випадають зазвичай збільшується. Зазначена закономірність особливо різко проявляється в гірських районах. Однак і на рівнинних територіях вплив рельєфу також помітно. Навіть невеликі височини викликають збільшення кількості опадів у порівнянні з навколишньою місцевістю. Збільшення опадів з підвищенням місцевості пояснюється тим, що височини викликають або підсилюють висхідні струми повітря. Піднімається по схилу повітря охолоджується, що створює сприятливі умови для випадання опадів. При цьому взимку вплив рельєфу виявляється більш суттєвим, ніж влітку. Влітку хмари утворюються на більшій висоті, ніж взимку, і тому невеликі височини в цей період мало впливають на опади.
Вплив лісу і водної поверхні. Вплив лісу на кількість опадів позначається у двох напрямках. По-перше, поверхня лісу створює підвищену в порівнянні з поруч розташованими безлісними просторами шорсткість. Це викликає гальмування руху нижніх шарів вологого повітря; внаслідок зменшення швидкості маси повітря як би нагромаджуються над лісом; при цьому виникають висхідні струми повітря, що сприяють конденсації і випадання опадів. По-друге, рослинний покрив, зокрема крони дерев, затримує опади, не допускаючи проникнення частини їх до поверхні землі.
3. Тверді опади і накопичення сніжного покриву. Рівняння теплового балансу
Накопичення сніжного покриву. У кліматичних умовах СРСР значення снігового покриву як фактора режиму вод суші дуже велике. Сніговий покрив знижує ступінь промерзання грунтів і водойм. У період весняного танення на поверхню суші надходять великі маси води, що призводить до різкого збільшення водності річок і поверхневих водоймищ, до посилення живлення підземних вод. Тому вивчення процесу формування і танення снігового покриву, тривалості його залягання, запасів води в снігу необхідно для розуміння режиму вод суші.
Спостереження за сніговим покривом показують, що всі його основні характеристики (тривалість залягання, щільність, висота, запаси води в снігу) схильні вельми істотним коливанням, як по території, так і від року до року. Тривалість залягання снігового покриву на території СРСР зменшується з півночі на південь. У той час як на узбережжі Північного Льодовитого океану вона в середньому становить 240-260 днів, на південно-східному узбережжі Каспійського моря сніг лежить у середньому всього 3-4 дня. Збільшення континентальності клімату в міру просування з заходу на схід обумовлює збільшення тривалості залягання сніжного покриву
Великий вплив на розподіл снігового покриву надає рослинний покрив.
Значне скупчення снігу спостерігається в місцях поширення чагарникової рослинності, мелколесья і у узлісь лісу. По напрямку від узлісь вглиб лісу зазвичай потужність снігового покриву зменшується. Пояснюється це тим, що в околичні ділянки лісу значна кількість снігу зноситься вітрами з безлісих ділянок. З цієї ж причини в лісах, розкиданих по басейну у вигляді невеликих масивів, запас води в сніговому покрові може бути значно більше, ніж на полях.
Танення снігового покриву відбувається не одночасно в різних частинах річкових водозборів, що призводить до утворення так званого строкатого ландшафту. Очевидно, що при розрахунках надходження води в річки за рахунок сніготанення з моменту появи
ділянок, що звільнилися від снігу, наявність строкатого ландшафту повинно бути прийнято до уваги.
Найбільш часто завдання розрахунку сніготанення вирішується на основі використання рівняння теплового балансу:
Sсн = Scp + Sна + Sнв +-Sті +-Sів +-Sіа
Sсн - підсумковий прихід тепла до снігу в ккал / см 2
Scp - сумарна радіація
Sіа, Sів - випромінювання атмосфери і води
Sті - турбулентний теплообмін з атмосферою
Sна - теплообмін з атмосферою при випаровуванні та конденсації
4. Рідкі опади, стокообразующіе дощі
Рідкі опади в основному випадають при порівняно високих температурах. Значна частина їх, усмоктуючись у верхні шари грунту, в подальшому втрачається на випаровування. Тому їх вплив на режим вод істотно відрізняється від снігового покриву.
Дощі малої інтенсивності, випадаючи при високих температурах і на сильно висушену грунт, не утворюють поверхневого стоку. Дощі з шаром опадів, при якому виникає поверхневий стік, називаються стокообразующімі.
Кількість опадів, що йдуть на початкове змочування та заповнення пір і дрібних нерівностей грунту до початку поверхневого стоку, називають шаром початкових втрат.
Конкретні дощі можуть мати різну інтенсивність при даній тривалості. Наприклад, цілком можливі короткі дощі з малою інтенсивністю.
Однак, маючи на увазі, що дощі малої інтенсивності при невеликій тривалості цілком поглинаються грунтом і не дають поверхневого стоку, часто із загальної сукупності дощів »виділяють ті, які при даній тривалості характеризуються порівняно високою інтенсивністю. Такі дощі відносяться до категорії злив.
В якості критерію для поділу дощів на зливові і нелівневие використовуються так звані норми Е.Ю. Берга. Наведений поділ дощів на зливові і нелівневие є чисто умовним і не має практичного значення при вирішенні гідрологічних задач, зокрема при розрахунках максимального дощового стоку використовують такі способи: 1) середньої арифметичної, 2) квадратів; 3) медіан, 4) ізогіет.
Спосіб середньої арифметичної є найбільш простим. У цьому випадку підсумовуються значення шару опадів, зареєстровані на всіх метеорологічних станціях, розташованих в межах водозбору, і отримана сума ділиться на число станцій, використаних для розрахунку. Метод квадратів полягає в тому, що площа басейну ділиться на мережу рівновеликих квадратів. У квадратах, в межах яких розташовані метеостанції, вписується виміряний на цих станціях шар опадів. Для всіх порожніх квадратів вписуються величини, отримані інтерполяцією між показаннями найближчих станцій. Спосіб медіан. Застосовуючи цей спосіб, розподіляють площа басейну для кожної станції таким чином, щоб кордон кожної ділянки перебувала на половинному відстані від сусідніх станцій. Оконтуренний таким чином ділянка водозбору, прилеглий до даної станції, своїм розміром по відношенню до загальної площі басейну визначає ту вагу, з яким повинні бути прийняті свідчення цієї станції при обчисленні середньої висоти опадів по басейну (тому розглянутий спосіб часто називається методом зважування). Спосіб ізогіет застосовується при наявності досить густої мережі станцій з метою більш детального висвітлення закономірності розподілу опадів по території. При цьому за показниками дождемерних станцій проводять лінії рівної кількості опадів (ізогіети). Побудувавши ізогіети, планіметрірованіем визначають площі між сусідніми ізогіетамі. Множачи площу між ізогіетамі на полусумму значень ізогіет, отримують обсяг опадів, що випали на цю площу.
5. Тепловий режим річок, рівняння теплового балансу ділянки річки
Рівняння теплового балансу
Sсн + Scp + Sіа-Sів +-Sта +-Sік
де S СН - підсумковий прихід тепла до снігу в кал / (см 2-хв); S ср - сумарна радіація; Sіа, S ІВ - випромінювання атмосфери і води; • S T а - турбулентний теплообмін з атмосферою; S ІК - теплообмін з атмосферою при випаровуванні та конденсації.
Процеси та чинники, що впливають на температуру води в річках. Нагрівання та охолодження води в річках і озерах відбувається під впливом теплообміну, совершающегося між масою води і навколишнім середовищем, вираженням чого є тепловий баланс ділянки річки. Процес обміну теплом водної маси з навколишнім середовищем відбувається за межі поділу води з атмосферою і грунтами.
Перенесення тепла від поверхні розділу в товщу водної маси здійснюється в результаті турбулентного перемішування.
Деяку роль у поширенні тепла вглиб, крім перемішування, особливо в озерах і застійних ділянках річок, грає безпосереднє проникнення сонячної енергії у воду. Таким шляхом в залежності від каламутності і кольору води на глибину 1 м проникає від 1 до 30%, а на глибину 5 м-від 0 до 5 "% падаючої та поверхню води променистої енергії.
Процес теплообміну істотно змінюється протягом доби я за часом року зі зміною метеорологічних умов і висоти сонця.
Відповідно до зміни теплового потоку і хід температури води має періодичний характер. Вдень, навесні і влітку переважає зростання температури, вночі, восени і взимку - зменшення.
Особливо суттєві зміни в процес теплообміну вносить поява крижаного і сніжного покриву. З його возйікновеніем теплообмін з атмосферою різко зменшується: припиняється турбулентний теплообмін і вологообмін з атмосферою і проникнення у воду променистої енергії. У цей час безпосередній обмін теплом між водною масою і атмосферою здійснюється тільки шляхом теплопровідності крізь лід і сніг.
6. Розподіл температури по живому перерізу річки, довжиною і за часом
Розподіл температури по живому перетину річки. Турбулентний характер течії в ріках, що обумовлює безперервне перемішування водних мас, створює умови для вирівнювання температури по живому перетину річки. У літню пору днем вода на поверхні трохи тепліше, ніж у дна, вночі ж температура у дна трохи вище.
При встановленні крижаного покриву більш низькі температури (0 ° С) спостерігаються на поверхні води. При утворенні крижаного покриву і появі на ньому снігу товщиною 10-20 см практично припиняється доступ до води променистої енергії і виключається зустрічне випромінювання води. При відсутності ж променистого теплообміну тепловий режим води буде цілком визначатися потоком тепла від дна і берегів річки, що "призводить до виникнення теплового потоку, спрямованого від придонних шарів води до її поверхні. Відмінності в температурах води окремих точок живого перетину звичайно невеликі: вони знаходяться в межах десятих і сотих часток градуса, рідко досягаючи 2-3 ° С. В умовах складного обриси русла при наявності заплав та зон з малими швидкостями течії розподіл температури по живому перерізу і по глибині може бути більш складним. Але ці випадки є винятками з загальної картини розподілу температур по живому перерізу.
Зміна температури води в часі. Зміна інтенсивності теплового потоку, що надходить у воду, і витрачання отримане тепло протягом доби і року, викликає відповідні коливання температури води.
Добовий хід температури води найбільш чітко виражений у теплу частину року. Основним чинником, що визначає амплітуду добових коливань температури води, є водність річки: чим більше водність річки, тим менше добова амплітуда. Крім водності, амплітуда коливань температури води залежить також від широти місця. Менша амплітуда на північних річках є наслідком того, що в цих районах у весняно-літній період ніч коротка і, отже, немає умов для великого нічного охолодження. Добові амплітуди коливання температури води в значній мірі залежать від умов погоди: при ясній погоді вони більше, при похмурій - менше.
Річний хід температури води характеризується наступними особливостями. Протягом зимових місяців температура води дуже мало відрізняється від 0 ° С і практично приймається рівною 0 ° С.
Зміна температури по довжині річки. Температура води річок, особливо мають достатньо велику довжину, змінюється і вздовж за течією відповідно до зміни перш за все кліматичних умов і характеру водного харчування.
Зміна температури води рівнинних річок, що течуть в меридіональному напрямку (з півдня на північ або з півночі на південь), залежить від багатьох причин: пори року, джерела живлення, приточно, наявності в басейні річки озер, а також від зміни ландшафтних зон, через які протікає річка.
У міру віддалення від витоку вода в річці нагрівається. Досягнувши найвищого для даної річки значення, далі на деякій ділянці вниз за течією температура води істотно не змінюється. Довжина ділянки з відносно більш високими температурами залежить, зокрема, від довжини самої річки: чим менше річка, тим коротше цю ділянку.
У період охолодження відбувається вирівнювання температури води по довжині річки, в деякі моменти часу і в нижній її течії температури можуть бути вище, ніж у верхньому. Це пояснюється більш високою водністю річки в нижній течії і, отже, більшою тепловою інерцією.
Температура води річок, поточних з півночі на південь, зазвичай підвищується до самого гирла, але це підвищення різна і залежить від ряду зазначених вище причин. Режим вод суші формується під впливом складної взаємодії фізико-географічних чинників. У багатьох випадках істотно вплинути на природний режим надає господарська діяльність людини.
Фізико-географічні чинники, що визначають режим вод суші, можуть бути розділені на дві основні групи:
1) метеорологічні (головним чином опади, сонячна радіація, температура повітря і грунту, випаровування з поверхні води та грунту);
2) фактори підстилаючої поверхні.
До останніх відноситься геологічна будова водозбору, грунтовий та рослинний покрив, розчленованість рельєфу і, зокрема, ступінь розвитку гідрографічної мережі і глибина її ерозійного врізу, озера і болота, площа та форма водозбору, довжина і ухил річки.
Кліматичні умови є вирішальними для формування загальної водності території і, отже, розташованих в межах її водних об'єктів. Однак на розподіл цієї водності всередині року, на формування найбільш високого або, навпаки, найбільш низького стоку в ряді випадків важливе і навіть вирішальне вплив можуть надавати місцеві фізико-географічні особливості водозборів, наприклад лісистість, заболоченість, рельєф, озерність водозборів, будова грунтів і пр.
Вплив підстилаючої поверхні може бути настільки істотним, що всі притаманні даними кліматичним умовам особливості режиму вод суші губляться повністю. Наприклад, сильний розвиток карсту в басейні річки може привести до того, що висока весняна повінь, характерне для даної кліматичної зони, не буде висловлено на такий річці. Навпаки, різке зниження водності, зазвичай спостерігається в літній період, для річок карстових областей нехарактерно. Аналогічний вплив на режим річок надають і озера, розташовані в межах водозбірної площі річки.
Чим більше інтервал часу і чим більша територія, тим меншою мірою позначається безпосередній вплив підстильної поверхні на водність знаходяться на цій території водних об'єктів.
2. Атмосферні опади
Атмосферні опади, будучи основним джерелом поповнення запасів вод суші, при аналізі режиму цих вод найчастіше представляють особливий інтерес лише з моменту їх випадання на поверхню грунту або водойми.
Освіта атмосферних опадів. Водяна пара, що потрапляє в атмосферу в результаті випаровування, може переходити в рідкий стан, якщо пружність його досягне максимального значення при даній температурі або перевершить її. Водяна пара опиняється в стані насичення головним чином внаслідок охолодження повітря. Найбільш різко процес охолодження повітря відбувається при його підніманні. Висхідні руху, викликають охолодження повітря і конденсацію водяної пари, можуть виникати в результаті: 1) сильного прогріву земної поверхні, 2) висхідного ковзання теплого повітря по масі холодного повітря (при проходженні циклонів), 3) підняття повітря по нерівностях земної поверхні (гори) . Охолодження повітря від зазначених причин викликає утворення опадів, які випадають у вигляді дощу, снігу і граду.
Різні причини, що викликають охолодження повітря, визначають і різний характер випадання опадів. Швидке підняття повітря від сильно нагрітої земної поверхні, а також у ряді випадків і підйом по нерівностях земної поверхні зумовлюють випадання зливових опадів, що володіють великою інтенсивністю, порівняно короткою тривалістю і малою площею поширення.
Навпаки, повільне сходження теплого повітря обумовлює обложні дощі порівняно невеликої інтенсивності, але часто дуже тривалі і з великою площею поширення.
Вплив рельєфу. Розподіл опадів по поверхні суші залежить як від розташування місцевості по відношенню до океану, що дає основну кількість вологи, так і від її рельєфу. У гірській місцевості схили, звернені до влагоносним вітрам, отримують більшу кількість опадів, ніж протилежні. Вплив рельєфу позначається на тому, що з підвищенням місцевості над рівнем моря кількість опадів, що випадають зазвичай збільшується. Зазначена закономірність особливо різко проявляється в гірських районах. Однак і на рівнинних територіях вплив рельєфу також помітно. Навіть невеликі височини викликають збільшення кількості опадів у порівнянні з навколишньою місцевістю. Збільшення опадів з підвищенням місцевості пояснюється тим, що височини викликають або підсилюють висхідні струми повітря. Піднімається по схилу повітря охолоджується, що створює сприятливі умови для випадання опадів. При цьому взимку вплив рельєфу виявляється більш суттєвим, ніж влітку. Влітку хмари утворюються на більшій висоті, ніж взимку, і тому невеликі височини в цей період мало впливають на опади.
Вплив лісу і водної поверхні. Вплив лісу на кількість опадів позначається у двох напрямках. По-перше, поверхня лісу створює підвищену в порівнянні з поруч розташованими безлісними просторами шорсткість. Це викликає гальмування руху нижніх шарів вологого повітря; внаслідок зменшення швидкості маси повітря як би нагромаджуються над лісом; при цьому виникають висхідні струми повітря, що сприяють конденсації і випадання опадів. По-друге, рослинний покрив, зокрема крони дерев, затримує опади, не допускаючи проникнення частини їх до поверхні землі.
3. Тверді опади і накопичення сніжного покриву. Рівняння теплового балансу
Накопичення сніжного покриву. У кліматичних умовах СРСР значення снігового покриву як фактора режиму вод суші дуже велике. Сніговий покрив знижує ступінь промерзання грунтів і водойм. У період весняного танення на поверхню суші надходять великі маси води, що призводить до різкого збільшення водності річок і поверхневих водоймищ, до посилення живлення підземних вод. Тому вивчення процесу формування і танення снігового покриву, тривалості його залягання, запасів води в снігу необхідно для розуміння режиму вод суші.
Спостереження за сніговим покривом показують, що всі його основні характеристики (тривалість залягання, щільність, висота, запаси води в снігу) схильні вельми істотним коливанням, як по території, так і від року до року. Тривалість залягання снігового покриву на території СРСР зменшується з півночі на південь. У той час як на узбережжі Північного Льодовитого океану вона в середньому становить 240-260 днів, на південно-східному узбережжі Каспійського моря сніг лежить у середньому всього 3-4 дня. Збільшення континентальності клімату в міру просування з заходу на схід обумовлює збільшення тривалості залягання сніжного покриву
Великий вплив на розподіл снігового покриву надає рослинний покрив.
Значне скупчення снігу спостерігається в місцях поширення чагарникової рослинності, мелколесья і у узлісь лісу. По напрямку від узлісь вглиб лісу зазвичай потужність снігового покриву зменшується. Пояснюється це тим, що в околичні ділянки лісу значна кількість снігу зноситься вітрами з безлісих ділянок. З цієї ж причини в лісах, розкиданих по басейну у вигляді невеликих масивів, запас води в сніговому покрові може бути значно більше, ніж на полях.
Танення снігового покриву відбувається не одночасно в різних частинах річкових водозборів, що призводить до утворення так званого строкатого ландшафту. Очевидно, що при розрахунках надходження води в річки за рахунок сніготанення з моменту появи
ділянок, що звільнилися від снігу, наявність строкатого ландшафту повинно бути прийнято до уваги.
Найбільш часто завдання розрахунку сніготанення вирішується на основі використання рівняння теплового балансу:
Sсн = Scp + Sна + Sнв +-Sті +-Sів +-Sіа
Sсн - підсумковий прихід тепла до снігу в ккал / см 2
Scp - сумарна радіація
Sіа, Sів - випромінювання атмосфери і води
Sті - турбулентний теплообмін з атмосферою
Sна - теплообмін з атмосферою при випаровуванні та конденсації
4. Рідкі опади, стокообразующіе дощі
Рідкі опади в основному випадають при порівняно високих температурах. Значна частина їх, усмоктуючись у верхні шари грунту, в подальшому втрачається на випаровування. Тому їх вплив на режим вод істотно відрізняється від снігового покриву.
Дощі малої інтенсивності, випадаючи при високих температурах і на сильно висушену грунт, не утворюють поверхневого стоку. Дощі з шаром опадів, при якому виникає поверхневий стік, називаються стокообразующімі.
Кількість опадів, що йдуть на початкове змочування та заповнення пір і дрібних нерівностей грунту до початку поверхневого стоку, називають шаром початкових втрат.
Конкретні дощі можуть мати різну інтенсивність при даній тривалості. Наприклад, цілком можливі короткі дощі з малою інтенсивністю.
Однак, маючи на увазі, що дощі малої інтенсивності при невеликій тривалості цілком поглинаються грунтом і не дають поверхневого стоку, часто із загальної сукупності дощів »виділяють ті, які при даній тривалості характеризуються порівняно високою інтенсивністю. Такі дощі відносяться до категорії злив.
В якості критерію для поділу дощів на зливові і нелівневие використовуються так звані норми Е.Ю. Берга. Наведений поділ дощів на зливові і нелівневие є чисто умовним і не має практичного значення при вирішенні гідрологічних задач, зокрема при розрахунках максимального дощового стоку використовують такі способи: 1) середньої арифметичної, 2) квадратів; 3) медіан, 4) ізогіет.
Спосіб середньої арифметичної є найбільш простим. У цьому випадку підсумовуються значення шару опадів, зареєстровані на всіх метеорологічних станціях, розташованих в межах водозбору, і отримана сума ділиться на число станцій, використаних для розрахунку. Метод квадратів полягає в тому, що площа басейну ділиться на мережу рівновеликих квадратів. У квадратах, в межах яких розташовані метеостанції, вписується виміряний на цих станціях шар опадів. Для всіх порожніх квадратів вписуються величини, отримані інтерполяцією між показаннями найближчих станцій. Спосіб медіан. Застосовуючи цей спосіб, розподіляють площа басейну для кожної станції таким чином, щоб кордон кожної ділянки перебувала на половинному відстані від сусідніх станцій. Оконтуренний таким чином ділянка водозбору, прилеглий до даної станції, своїм розміром по відношенню до загальної площі басейну визначає ту вагу, з яким повинні бути прийняті свідчення цієї станції при обчисленні середньої висоти опадів по басейну (тому розглянутий спосіб часто називається методом зважування). Спосіб ізогіет застосовується при наявності досить густої мережі станцій з метою більш детального висвітлення закономірності розподілу опадів по території. При цьому за показниками дождемерних станцій проводять лінії рівної кількості опадів (ізогіети). Побудувавши ізогіети, планіметрірованіем визначають площі між сусідніми ізогіетамі. Множачи площу між ізогіетамі на полусумму значень ізогіет, отримують обсяг опадів, що випали на цю площу.
5. Тепловий режим річок, рівняння теплового балансу ділянки річки
Рівняння теплового балансу
Sсн + Scp + Sіа-Sів +-Sта +-Sік
де S СН - підсумковий прихід тепла до снігу в кал / (см 2-хв); S ср - сумарна радіація; Sіа, S ІВ - випромінювання атмосфери і води; • S T а - турбулентний теплообмін з атмосферою; S ІК - теплообмін з атмосферою при випаровуванні та конденсації.
Процеси та чинники, що впливають на температуру води в річках. Нагрівання та охолодження води в річках і озерах відбувається під впливом теплообміну, совершающегося між масою води і навколишнім середовищем, вираженням чого є тепловий баланс ділянки річки. Процес обміну теплом водної маси з навколишнім середовищем відбувається за межі поділу води з атмосферою і грунтами.
Перенесення тепла від поверхні розділу в товщу водної маси здійснюється в результаті турбулентного перемішування.
Деяку роль у поширенні тепла вглиб, крім перемішування, особливо в озерах і застійних ділянках річок, грає безпосереднє проникнення сонячної енергії у воду. Таким шляхом в залежності від каламутності і кольору води на глибину 1 м проникає від 1 до 30%, а на глибину 5 м-від 0 до 5 "% падаючої та поверхню води променистої енергії.
Процес теплообміну істотно змінюється протягом доби я за часом року зі зміною метеорологічних умов і висоти сонця.
Відповідно до зміни теплового потоку і хід температури води має періодичний характер. Вдень, навесні і влітку переважає зростання температури, вночі, восени і взимку - зменшення.
Особливо суттєві зміни в процес теплообміну вносить поява крижаного і сніжного покриву. З його возйікновеніем теплообмін з атмосферою різко зменшується: припиняється турбулентний теплообмін і вологообмін з атмосферою і проникнення у воду променистої енергії. У цей час безпосередній обмін теплом між водною масою і атмосферою здійснюється тільки шляхом теплопровідності крізь лід і сніг.
6. Розподіл температури по живому перерізу річки, довжиною і за часом
Розподіл температури по живому перетину річки. Турбулентний характер течії в ріках, що обумовлює безперервне перемішування водних мас, створює умови для вирівнювання температури по живому перетину річки. У літню пору днем вода на поверхні трохи тепліше, ніж у дна, вночі ж температура у дна трохи вище.
При встановленні крижаного покриву більш низькі температури (0 ° С) спостерігаються на поверхні води. При утворенні крижаного покриву і появі на ньому снігу товщиною 10-20 см практично припиняється доступ до води променистої енергії і виключається зустрічне випромінювання води. При відсутності ж променистого теплообміну тепловий режим води буде цілком визначатися потоком тепла від дна і берегів річки, що "призводить до виникнення теплового потоку, спрямованого від придонних шарів води до її поверхні. Відмінності в температурах води окремих точок живого перетину звичайно невеликі: вони знаходяться в межах десятих і сотих часток градуса, рідко досягаючи 2-3 ° С. В умовах складного обриси русла при наявності заплав та зон з малими швидкостями течії розподіл температури по живому перерізу і по глибині може бути більш складним. Але ці випадки є винятками з загальної картини розподілу температур по живому перерізу.
Зміна температури води в часі. Зміна інтенсивності теплового потоку, що надходить у воду, і витрачання отримане тепло протягом доби і року, викликає відповідні коливання температури води.
Добовий хід температури води найбільш чітко виражений у теплу частину року. Основним чинником, що визначає амплітуду добових коливань температури води, є водність річки: чим більше водність річки, тим менше добова амплітуда. Крім водності, амплітуда коливань температури води залежить також від широти місця. Менша амплітуда на північних річках є наслідком того, що в цих районах у весняно-літній період ніч коротка і, отже, немає умов для великого нічного охолодження. Добові амплітуди коливання температури води в значній мірі залежать від умов погоди: при ясній погоді вони більше, при похмурій - менше.
Річний хід температури води характеризується наступними особливостями. Протягом зимових місяців температура води дуже мало відрізняється від 0 ° С і практично приймається рівною 0 ° С.
Зміна температури по довжині річки. Температура води річок, особливо мають достатньо велику довжину, змінюється і вздовж за течією відповідно до зміни перш за все кліматичних умов і характеру водного харчування.
Зміна температури води рівнинних річок, що течуть в меридіональному напрямку (з півдня на північ або з півночі на південь), залежить від багатьох причин: пори року, джерела живлення, приточно, наявності в басейні річки озер, а також від зміни ландшафтних зон, через які протікає річка.
У міру віддалення від витоку вода в річці нагрівається. Досягнувши найвищого для даної річки значення, далі на деякій ділянці вниз за течією температура води істотно не змінюється. Довжина ділянки з відносно більш високими температурами залежить, зокрема, від довжини самої річки: чим менше річка, тим коротше цю ділянку.
У період охолодження відбувається вирівнювання температури води по довжині річки, в деякі моменти часу і в нижній її течії температури можуть бути вище, ніж у верхньому. Це пояснюється більш високою водністю річки в нижній течії і, отже, більшою тепловою інерцією.
7. Зимовий режим річок. Фази зимового режиму - замерзання, льодостав, розтин річок
Льодовий режим річок. При охолодженні води до 0 0 С і триває після цього віддачі тепла з водою поверхні на річках виникають льодові освіти-ріки вступають у фазу зимового режиму. За початок зимового періоду умовно приймають встановлення негативних температур повітря, що супроводжуються виникнення на річці льодових утворень. Кінцем зимового періоду вважають момент очищення річки від льоду. Для багатьох річок ототожнення кінця зимового періоду з моментом очищення їх від льоду часто може виявитися недоцільним, так як часто навіть максимум весняного водопілля супроводжується льодоходом або значна частина паводку проходить поверх льоду. Тому правильніше з точки зору виділення зимової фази стоку за момент закінчення зимового режиму приймати момент початок першої інтенсивної прибутку весняної води.
Період життя річки, пов'язані з льодовими явищами, може бути розділений на 3 характерні частини: замерзання річки, що включає час осіннього льодоходу, льодостав і розтин річки.
У зимовий період річки колишнього СРСР живуть виключно за рахунок харчування грунтовими водами. Тільки на півдні і в період порівняно короткочасних відлиг у північних районах може спостерігатися більш-менш значний поверхневий стік. У величезному же більшості випадків витрати річок в зимовий період різко зменшуються (на деяких річках до повного припинення стоку) за рахунок промерзання грунтів і іссяканія запасів грунтових вод.
Льодостав. Зі збільшенням числа крижин і їх розмірів швидкість руху крижаних полів зменшується і в місцях звуження русла, на дрібних ділянках, у острівців і у штучних споруд відбуваються тимчасові затримки, що призводять в умовах негативних температур повітря до швидкого змерзання крижаних полів і утворення суцільного крижаного покриву , або льодоставу. Описаний процес замерзання річок є найбільш типовим, проте на малих річках і навіть на окремих ділянках великих річок з дуже спокійним плином льодостав може встановитися протягом короткого періоду часу з низькими температурами без осіннього льодоходу.
Розтин річок. З настанням періоду позитивних температур починається танення льоду і надходження води в річки за рахунок поверхневого стоку. Внаслідок танення снігу з'являється вода поверх льоду спочатку біля берегів, потім сніг на всьому крижаному покриві просочується поступово скупчується водою. Танення льоду найбільш інтенсивно відбувається уздовж берегів як за рахунок надходження талих вод з басейну, так і в результаті того, що грунт нагрівається швидше. Внаслідок підйому рівня води лід кілька спучується. Уздовж берегів утворюється зниження, по якому тече вода і розмиває крижаний покрив. Утворені при цьому смуги води, вільні від льоду, називаються закраїнами.
8. Випаровування і його роль в балансі вологи. Випаровуваність і сумарне випаровування
Характеристика процесу випаровування з водної поверхні. Процес випаровування полягає в тому, що вода з рідкого або твердого стану перетворюється в газ (пар). Молекули води, перебуваючи в безперервному русі, долають силу взаємного молекулярного тяжіння і вилітають в повітря, що знаходиться над поверхнею води. Чим вище температура води, тим більше швидкість руху молекул і тим, отже, більша кількість молекул води відривається від її поверхні і переходить в атмосферу - випаровується. Тому інтенсивність випаровування залежить, перш за все, від температури поверхні, що випаровує. Крім того, частина молекул, що відірвалися від поверхні води і знаходяться в повітрі, в процесі руху може знову потрапити у воду.
Якщо кількість молекул, які переходять з повітря в рідину, виявиться більше, ніж кількість молекул, що вилітають з рідини в повітря, відбувається процес, зворотний випаровуванню. Такий процес називається конденсацією. Випаровування залежить від різниці між пружністю водяної пари, що насичує простір при температурі поверхні, що випаровує, і пружністю водяної пари, фактично знаходиться у повітрі. Інтенсивність випаровування зростає, якщо в прилеглому до поверхні, що випаровує шарі повітря існують висхідні та низхідні струми, звані конвекційними. Вони виникають в тому випадку, коли температура повітря, що безпосередньо прилягає до поверхні, що випаровує, вище, ніж температура верхніх шарів.
Над великими водними просторами, де випаровування відбувається одночасно з великої площі, горизонтальне переміщення повітря не може забезпечити скільки-небудь значний горизонтальний приплив більш сухих мас повітря. Проте зі збільшенням горизонтальної швидкості вітру збільшуються і вертикальні складові, викликають вертикальне переміщення мас повітря, що проходять над поверхнею водойми. Це вертикальне переміщення повітря і є основним для процесу випаровування над великими водними просторами (океани, моря, великі озера). Випаровування з поверхні грунту та випаровування рослинним покривом протікає значно складніше. Випаровування з поверхні грунту визначається не тільки різницею пружності водяної пари і коефіцієнтом обміну, а й кількістю вологи, що знаходиться в грунті, і особливостями будови грунту. Сумарне випаровування з поверхні грунту і рослинним покривом (транспірація). З ділянок суші, покритих рослинністю, сумарне випаровування формується з трьох складових: випаровування безпосередньо з грунту, випаровування рослинністю в процесі її життєдіяльності (транспірація), випаровування опадів, затриманих рослинною масою.
Для визначення випаровування можуть бути використані наступні методи: а) випарників, б) водного балансу, в) турбулентної дифузії, г) теплового балансу.
9. Підземні води та гіпотези їх походження
Характеристика залягання. Стосується завданням аналізу процесу формування режиму поверхневих вод можна розрізнити: а) грунтові води, .. б) грунтово-грунтові, в) грунтові (безнапірні, або з місцевим напором, підземні води), г) артезіанські води.
Шар грунтово-грунту, що містить воду, повністю заповнює його пори, називається водоносним, а водонепроникний шар, що підстилає водоносний горизонт, - водоупором.
Товщина шару грунту, заповненого водою, називається потужністю водоносного шару.
Поверхня підземних вод, що утворюють загальний рівень, називається дзеркалом цих вод.
Грунтові води є підземні води, укладені в грунтовій товщі гідравлічно не пов'язані з нижчого рівня грунтовими водами. Ці води зазвичай знаходяться в гігроскопічної стані, плівковому і пароподібному, рідше - гравітаційному (у періоди повного насичення грунту за рахунок просочування поверхневих вод). Вивчення їх режиму необхідно для оцінки витрат води на фільтрацію, ходу процесу випаровування з грунту, транспірації та вирішення інших завдань гідрології суші.
Грунтово-грунтові води - підземні води, водоупор яких залягає в грунтовій товщі, а дзеркало постійно або періодично перебуває в грунті. У цьому випадку в грунтовій товщі може виникати рух підземних вод у напрямку ухилу. Такий рух води в грунтовому шарі іноді називають внутрішньо-грунтовим стоком.
Грунтові води. До цього різновиду підземних вод відносяться всі безнапірні (або з місцевим напором) підземні води, розташовані нижче грунтової товщі, які дренуються ріками або розкриваються ерозійної мережею і зниженнями рельєфі.
Міжпластові безнапірні води приурочені до проникних грунтів, перекритим зверху водонепроникними шарами. Міжпластові води не будуть напірними, якщо вода повністю не заповнює порожнечі проникного шару або поверхню водоносного шару не стикається з водотривкої покрівлею. У тому випадку, коли водоносний пласт, обмежений зверху і знизу водотривкими шарами, виявляється повністю заповненим водою, грунтові води можуть мати напором.
Гіпотези походження підземних вод. Найбільш ранні гіпотези пояснювали походження підземних вод процесом просочування в землю атм. Опадів. Вони підтвердили спостереження Маріотта.В 1877 Фольгер зробив спробу пояснити обр. підземних вод конденсацією водяної пари, що проникають у грунт. Прихильники стверджували, що навіть після рясних дощів грунт зволожується лише в самому верхньому, порівняно тонкому шарі. Далі ж, на великій глибині, він залишається сухим, а водоносний шар розташовується значно нижче. Наст. Грунт, насичений водою, виявляється роз'єднаним з поверхневим, вологим і як нібито не має зв'язку з атм. Опадами.
10. Режим грунтових вод. Взаємодія поверхневих і грунтових вод
Вплив метеорологічних факторів і будови зони аерації на режим грунтових вод; Формування річкового стоку в значній мірі пов'язано з процесами накопичення та пересування грунтових вод. Зміна у часі запасів грунтових вод, укладених у водоносних горизонтах, залежить головним чином від метеорологічних чинників. Ступінь впливу метеорологічних факторів на режим грунтових вод залежить від умов їх залягання. Якщо між водоносним шаром і поверхнею землі немає ізолюючого водотривкого шару, то на цій ділянці можливий безпосередній водообмін між водоносним шаром і атмосферою (просочування опадів, випаровування). Положення мало змінюється, якщо наявні над водоносним шаром водотривкі породи залягають лінзоподібної. На невеликих лінзах водотривких порід затримуються крапельно-рідкі води, і тут утворюється місцева верховодка. Води, що залягають на лінзах, схильні до особливо різких коливань, аж до повного висихання. Грунтові води, розташовані під лінзами верховодки, кілька захищені від безпосереднього впливу метеорологічних факторів на їх рівень.
Вплив атмосферних опадів на грунтові води залежить від глибини їх залягання, характеру і інтенсивності опадів, а також від будови грунтів.
При незначних дощах вода не проникає глибоко в грунт, тому після закінчення дощу вона випаровується. При сильних, але короткочасних дощах і зливах вода не встигає глибоко просочитися, особливо за наявності великої поверхневого ухилу, що забезпечує швидкий стік води по поверхні. Найбільш сприятливі умови для інфільтрації створюються при дрібних, тривалих, затяжних дощах.
Запаси снігу, скупчуються протягом зими, під час весняного танення є головним джерелом живлення грунтових вод. На хід просочування у весняний період впливає співвідношення термінів танення снігу та періоду відтавання грунту.
У степових областях, де висота снігового покриву буває невеликий, а танення відбувається іноді дуже швидко, що утворюються від танення снігу води часто встигають зволожити лише верхній шар. На режим грунтових вод, крім кількості та інтенсивності надходження води на поверхню землі, істотний вплив надає будова зони, аерації, т. е. товщі грунтів від поверхні землі до рівня грунтових вод.
Зміна рівня грунтових вод і стоку їх у річкову мережу
Річний хід і багаторічні коливання опадів викликають відповідні зміни рівнів грунтових вод. Обумовлені цим коливання рівнів грунтових вод можуть бути сезонні, річні і епізодичні.
У коливань сезонного типу, що мають найбільш закономірний періодичний характер і пов'язані з поширенням опадів і випаровування в річному циклі, найбільш значна амплітуда.
11. Види підземних вод. Види води в грунтово-грунтах
Види води в грунтово-грунтах. Вода в грунтово-грунтах може бути у таких станах: пароподібному, гігроскопічна, плівкова, капілярному, крапельно-струйчатую і, нарешті, у твердому,
Пароподібна вода міститься в повітрі, що заповнює пори і проміжки між частинками грунту. . Пружність водяної пари залежить від вологості і температури грунту. У нічні години пружність водяної пари в атмосфері часто буває більше, ніж у повітрі, що заповнює пори грунту! Внаслідок цього відбувається переміщення пароподібної води з атмосфери в підземний повітря, де з пониженням температури відбувається конденсація водяної пари і перехід в крапельно-рідку воду. Навпаки, якщо температура грунту підвищується, частина рідкої води, що у ньому, перейде в пароподібний стан.
Гігроскопічна вода являє собою міцно зв'язану воду утримувану адсорбційними силами на, поверхні частинок грунтово-грунту у вигляді окремих, як би ізольованих молекул або утворюють плівку води завтовшки одну-дві молекули. Володіє високою щільністю.
Плівкова вода відноситься до категорії пухко пов'язаної рух якої відбувається під дією сили тяжіння і сил молекулярного притягання при малих запасах вологи можуть проявлятися сорбційні сили. Її можна уявити собі як водну оболонку, що складається з декількох шарів молекул, утримуються один над іншим. Між частинками грунту, оточеними шаром плівковою води, знаходиться повітря, і грунт виробляє на-віч враження сухого.
Капілярна, вода належить, до категорії вільної вологи Плівкова вода розподіляється лише на поверхні частинок. Проміжки ж між частинками, як зазначено вище, залишаються при цьому не заповненими водою. У силу цього плівкова вода не здатна передавати гідростатичний тиск. Якщо ж капілярні проміжки, наявні в грунтах, заповнені водою, то таку воду прийнято називати капілярної. Заповнюючи повністю перетин капілярів, капілярна вода може передавати гідростатичний тиск.
Вільна гравітаційна вода заповнює проміжки в грунтах при вологості в інтервалі між повною і найменшої вологоємності; вона не може утримуватися силами тяжіння до стінок каналів, а поп впливом сили тяжіння, вільно стікає у напрямку ухилу. Рух її здійснюється в крапельно-струйчатую вигляді.
Фізичні і водні властивості грунтів. Грунтові константи. Ставлення грунтів до води залежить від їх будови і складу. Основними характеристиками грунтів з точки зору їх водних властивостей: шпаруватість, висота капілярного підняття, питомий і об'ємний вага, водопроникність, вологоємність, водовіддача, дефіцит вологи, недолік насичення.
Капілярна підняття. Грунтово-грунти мають порами, що представляють собою тонкі канальці, що мають властивості капілярів. По мережі капілярних каналів відбувається підняття води вище рівня грунтових вод.
12. Інфільтрація води в грунт
Всотування, фільтрація, вільне просочування. Просочування-це проникнення води в товщу грунтів і рух її до рівня підземних вод.
Просочування води в грунт є одним з найважливіших чинників формування режиму вод суші. Воно значною мірою визначає обводнення грунту, інтенсивність поверхневого стоку і збільшення запасів грунтових вод.
Просочування води в грунтово-грунти може здійснюватися як у формі крапельно-струйчатую (турбулентного) руху води по тріщинах, ходах і порам великих розмірів, так і у вигляді капілярного (ламінарного) руху по каналах і порах невеликого перерізу, коли виявляється дія капілярних сил.
При цьому початку ва стадія просочування, коли сили тертя і сили опору грунтового повітря, що витісняється з пор при просочуванні, малі, а переважають капілярні сили, називається вбиранням (поглинанням, інфільтрацією).
У міру збільшення товщини шару грунтово-грунту, в якому пори заповнені водою, дія капілярних сил загасає, і подальше просування води відбувається під переважним впливом сили ваги зі швидкістю, що відповідає коефіцієнту фільтрації даного грунтово-грунту. Цю стадію явища просочування називають фільтрацією.
Механізм проникнення води в грунт. Просочування води в грунт відбувається під дією наступних сил
1) сили тяжіння просочується стовпа води
2) всмоктуючої сили капілярних менісків, вимірюваної висотою капілярного всмоктування води даної грунтом;
3) тиску поверхневого шару води;
Поняття про криві інфільтрації. Облік поглинаючої здатності грунту в залежності від зміни інтенсивності вбирання в часі може бути здійснений за допомогою, так званих кривих інфільтрації (званих іноді кривими просочування, або кривими поглинання, або вбирання).
13. Поняття про багаторічну мерзлоті, її поширення
Крім сезонного промерзання, що залежить від географічного розташування й місцевих особливостей району, є велика зона, в межах якої на деякій глибині грунт постійно зберігається у замерзлому стані. Потужність сезонної мерзлоти в межах СНД змінюється від декількох сантиметрів до 1-2 м. У середніх широтах глибина сезонного промерзання становить 0,6-0,8 м.
Над товщею постійного мерзлого грунту знаходиться шар, який щорічно влітку відтає, а взимку замерзає. Цей шар називається діяльним, або активним.
Товща вічної мерзлоти і шар сезонного промерзання можуть безпосередньо переходити один в інший або ж між ними буває тала прошарок.
Якщо шар постійної мерзлоти знаходиться на такій глибині, що сезонне промерзання щорічно досягає його верхній поверхні, то в цьому випадку вічна мерзлота називається зливається; коли зазначеного з'єднання сезонного промерзання і вічної мерзлоти не спостерігається, мерзлота називається неслівающейся.
Область суцільного поширення вічної мерзлоти в міру просування до більш південним і менш континентальним зонам змінюється областю вічної мерзлоти з включеннями ділянок талого грунту. Ці ділянки, звані талики, зазвичай розташовуються під озерами та річками, а також у місцях, сприятливих для утворення потужних скупчень снігу.
Залежно від співвідношення площ вічної мерзлоти і площ таликов розрізняють:
1. Райони суцільного поширення вічної мерзлоти, тобто райони, в межах яких вічна мерзлота, як правило, спостерігається повсюдно, незалежно від відмінностей у місцевих особливості окремих ділянок.
2. Райони майже суцільного поширення вічної мерзлоти, що порушується більш-менш значними вкрапленнями таликов.
3. Поширення вічної мерзлоти у формі окремих островів серед великих талікових просторів.
4. Поширення вічної мерзлоти тільки в буграх торфовищ.
Води в районах багаторічної мерзлоти. Відповідно до характеру вертикального будови води цієї зони можуть бути розділені на чотири категорії:
1) води поверхневі (ріки, озера);
2) надмерзлотние води, що залягають над товщею вічної мерзлоти, на її верхній поверхні;
3) межмерзлотние води, які знаходяться в межах вічної мерзлоти. Найбільш часто вони перебувають у твердому стані;
4) подмерзлотние води, що залягають нижче товщі вічної мерзлоти. Для верхньої частини цих вод вічна мерзлота є покрівлею.
Режим поверхневих вод в районі поширення вічної мерзлоти має низку істотних особливостей.
Річки, що протікають в цих районах, відрізняються досить малим стоком у зимовий період. Якщо річки, що протікають в районах, не охоплених вічною мерзлотою, за період грудень-лютий проносять 6-10% річного обсягу стоку, то в районах вічної мерзлоти на таких же річках протікає 1-2% і менше річного стоку.
14. Режим річкового стоку
Загальні поняття про водний живленні рік. Вода, що проносяться річками, вступає у них в результаті випадання атмосферних опадів на земну поверхню в процесі кругообігу води на земній кулі. Проте залежно від конкретних умов вступу атмосферної вологи безпосередньо в ріки води, які беруть участь у живленні, зазвичай ділять на снігові, дощові, підземні і льодовикові (включаючи вічні снігу).
В окремих випадках буває дуже важко виділити достатньо чітко роль різних джерел живлення у формуванні сумарного стоку річки; в цьому випадку застосовують термін «змішане харчування».
На території СРСР основна маса річок (близько 60%) отримує водне харчування за рахунок танення сезонних снігів. У південних степових районах Європейської території СРСР, в Північному Казахстані і деяких інших областях, де грунтові води залягають глибоко і не дренуються ріками, а літні дощі не дають поверхневого стоку, річки цілком живляться водами, що утворюються навесні від танення снігу.
Фази водного режиму. У режимі стоку річок можна виділити ряд характерних періодів (фаз) залежно від зміни умов харчування. Стосовно до режиму річок СРСР розрізняють такі фази водного режиму: 1) повінь, 2) паводки, 3) межень. Повінь в залежності від умов його формування може бути весняним і літнім або весняно-літнім.
Повінь характеризується найбільшою в році (серед інших фаз режиму) водністю, високим і тривалим підйомом рівня, зазвичай супроводжується виходом води з русла на заплаву. Викликається головним джерелом харчування (на рівнинних річках - сніготаненням, на високогірних - таненням снігів і льодовиків, в мусонних і тропічних зонах - випаданням літніх дощів і т. д.), і для річок однієї кліматичної зони щорічно повторюється в один і той же сезон з різною інтенсивністю і тривалістю. Паводки є швидкі і порівняно короткочасні підйоми рівня води в річці; на відміну від повені, виникають нерегулярно; підняття рівня і витрата води при паводку може в окремих випадках перевищувати рівень і найбільша витрата повені. Виникають паводки в результаті випадання дощів, злив і сніготанення під час зимових відлиг. До категорії паводків зазвичай відносять щорічне підвищення водності в осінній період в результаті дощів і зменшення випаровування. Ці осінні паводки хоча і повторюються щорічно, але часто не утворюють загальної хвилі і не є настільки значними і регулярними, як повінь. Межень - фаза водного режиму річки, що характеризується тривалим (сезонним) стоянням низьких (меженних) рівнів і витрат води в річці внаслідок сильного зменшення або припинення поверхневого стоку; в цей період річка харчується переважно підземними водами.
16. Класифікація Зайкова
Всі річки СРСР, виключаючи штучно або природно сильно зарегульовані, він розділив на наступні три основні групи:
1) річки з весняною повінню;
2) річки з повінню в теплу частину року;
3) річки з паводковий режимом.
Річки перших двох груп характеризуються періодично повторюваними з року в рік великими витратами води, приуроченими до весни або теплою частини року. У інші пори року спостерігається дещо підвищений або низький стік (межень) або, нарешті, паводки, здебільшого випадкові.
Річки третьої групи відрізняються різкими і зазвичай короткочасними паводками, що носять систематичний характер і можливими в будь-який час року або найбільш часто повторюються в ті чи інші сезони; в межпаводковие періоди на цих річках встановлюється низький стік.
Ріки з весняною повінню найбільш поширені на території СРСР. Протягом весняного водопілля в річці в залежності від її величини і району розташування проходить від 50 до 100% усього річного стоку. Залежно від характеру повені і режиму витрат у іншу частину року річки цієї групи поділені на п'ять наступних типів: 1) казахстанський, 2) східноєвропейський, 3) западносибирский, 4) східносибірських і 5) алтайський.
1. Казахстанський тип характеризується виключно різкою і високою хвилею повені і низьким, до повного пересихання річок, стоком в інший час року. Максимальна витрата повені в середньому у кілька десятків разів перевищує середній річний розхід. Цей тип поширений по північній околиці Арало-Каспійської низовини, у Центральному і Західному Казахстані і в Південному Заволжя.
2. Східноєвропейський тип характеризується високим повінню, низькою літньою і зимовою меженью і підвищеним стоком восени. Максимальна витрата повені в середньому в 10 - 20 разів перевищує середній річний розхід. Цей тип поширений на більшій частині Східно-Європейської рівнини. Пересихання річок влітку і Перемерзання взимку має місце тільки на дуже малих річках, з площами басейнів до 200-300 км 2.
3. Западносибирский тип має невисоке, розтягнуте і згладжене повінь, підвищений літньо-осінній стік і низьку зимову межень. Максимальна витрата повені перевищує середній річний витрата в середньому в 10 разів. Цей тип приурочений до Західно-Сибірської низовини, що тягнеться між Уралом і Єнісеєм, на північ від 54-55 ° с. ш.
4. Східносибірських тип характеризується високим весняною повінню, систематичними літньо-осінніми паводками і дуже низьким стоком взимку. Дощові паводки на більшості річок високі, і в окремі роки їх максимальні витрати можуть перевищувати максимальні витрати весняного водопілля. Максимальна витрата повені перевищує середній річний витрата в середньому в 25 разів.
5. Алтайський тип відрізняється невисоким розтягнутим, мають гребінчастий вид повінню, підвищеним річним стоком і низьким стоком взимку. Максимальна витрата повені в середньому до 10 разів перевищує середній річний розхід. Цей тип поширений на Алтаї,-в зонах сезонних снігів гірських областей Середньої Азії та Кавказу і на о. Сахалін.
6. Далекосхідний тип характеризується невисоким, сильно розтягнутим, мають гребінчастий вид повінню і низьким, аж до повного виснаження запасів грунтових вод і промерзання річок, стоком у холодну частину року. Максимальна витрата повені в середньому до 10-15 разів.
7. Тянь-Шаньський тип за зовнішнім виглядом гідрографа стоку подібний з далекосхідним, однак основна хвиля водопілля характеризується меншою амплітудою і формується не дощовими, а талими водами, що утворюються від танення високогірних снігів і льодовиків. Цей тип поширений в горах Середньої Азії, Великого Кавказу і півострова Камчатка.
8. Причорноморський тип має паводковий режим протягом усього року. Він поширений на малих річках чорноморського схилу Головного Кавказького хребта, а також в області карпатських приток р.. Дністра.
9. Кримський тип характеризується паводковий режимом, але, на відміну від причорноморського, має ясно виражений річний (червень-серпень) або літньо-осінній (травень-жовтень) період, протягом якого паводки зустрічаються рідко, і встановлюється межень, а деякі річки в цей час року навіть пересихають. Цей тип поширений в горах Криму, в Ленкорані, на західному краю північного схилу Великого Кавказу і на західному схилі Жмудський висот у Прибалтиці.
10. Північнокавказький тип характеризується паводковий режимом у теплу і стійкою меженью в холодну частину року. Він поширений у передгір'ях східної половини північного схилу Головного Кавказького хребта.
17. Рівень води в річках
Результати спостережень за рівнями дозволяють встановити зони і тривалість затоплення окремих ділянок річкової долини, швидкість просування паводковий хвилі вздовж по річці (у тому випадку, якщо «а річці є не менше двох водомірних постів) і зробити висновки про загальний характер зміни водності річки протягом року я в багаторічному періоді, про найбільш високих повенях і т. д.
Серед цих так званих характерних рівнів найбільший практичний інтерес представляють рівні: 1) найвищий річний, 2) весняного льодоходу, 3) осіннього льодоходу, 4) літніх і осінніх паводків, 5) наинизший літній та зимовий.
Типи рівневого режиму
1) коливання рівнів, пов'язані зі зміною водності потоку;
2) коливання рівнів, що виникають внаслідок зміни опорів в руслі;
3) згінно-нагінні і приливо-відпливні коливання рівнів;
4) коливання рівнів, що виникають під впливом природних і штучних підпорів.
Зміна водності потоку насамперед визначає сезонний характер коливання рівнів. Основні риси внутрішньорічних коливань рівнів під впливом зміни водності відповідають типам водного режиму.
Зазначені загальні закономірності річного ходу водності стосовно оцінки рівневого режиму повинні бути доповнені урахуванням особливостей в ході рівнів річок різних розмірів і річок, стік яких зарегульований озерами і болотами.
18. Сольовий стік річок
У природних умовах вода не є хімічно чистої, а завжди містить якусь кількість розчинених речовин, з якими вона стикається в процесі кругообігу. Відомо, «точкові води, як правило, мають порівняно малу мінералізацію. Це є наслідком таких обставин: 1) вода, що надходить в річки з водозбірної площі, стикається з добре промитими грунтово-грунтами;
2) у річках відбувається порівняно швидка зміна води.
Хімічний склад річкових вод якісно більш-менш одноманітний і представлений головним чином наступними іонами: HCO3 (гідрокарбонатні іон), SO "(сульфатний іон), Сl '(хлорідний іон), СО' (карбонатний іон), Са" (іон кальцію), Mg "(іон магнію), Na '(іон натрію), К' (іон калію).
У гідрохімічного режиму вод суші спостерігається певна закономірність, що виражається в тому, що в напрямку від зони тундри до зони пустель спостерігається: 1) збільшення ступеня мінералізації річкових вод, 2) зміна класу вод від гидрокарбонатного до сульфатному і далі до хлоридно. У напрямку з півночі на південь збільшується жорсткість вод і зменшується вміст органічних речовин у воді.
За ступенем мінералізації води О.А. Алекін виділяє чотири групи річок: 1) малої мінералізації (до 200 мг / л), 2) середньої мінералізації (200-500 мг / л), 3) підвищеної мінералізації (500-1000мг / л), 4) сильної мінералізації (більше 1000 мг / л).
19. Фактори, що впливають на формування річкових наносів
Вода, що стікає по земній поверхні, під дією сили тяжіння безперервно виробляє роботу. Кількість цієї роботи залежить від маси стікала вода і падіння в межах розглянутого ділянки.
Велика частина енергії потоку витрачається на подолання внутрішнього опору руху води, що виникає внаслідок тертя частинок рідини між собою. Інша, менша частина енергії потоку, що представляє в даному випадку більший інтерес, витрачається на розмив твердих порід і переміщення продуктів розмиву з більш підвищених місць басейну в більш знижені.
Таким чином, цією енергією і обумовлюються всі процеси денудації, а саме:
1) змив частинок грунту з поверхні, або ерозія;
2) перенесення частинок вниз за течією;
3) відкладення, або акумуляція, частинок.
Перенесення продуктів розмиву в залежності від їхньої ваги і швидкості течії річки здійснюється у вигляді: I) зважених наносів, 2) ваблених по дну, або донних наносів.
Крім зважених і донних наносів, потік здійснює перенесення речовин у розчиненому вигляді. Іноді обсяг переносимих річкою зважених і донних наносів, а також стік розчинених речовин називають твердим стоком річки.
Сумарна кількість проноситься річкою наносів за якийсь період часу (місяць, рік і т. д.) називається стоком наносів і вимірюється зазвичай в тоннах.
У формуванні стоку наносів істотне значення має не тільки енергія річки, а й фізико-географічні умови, в яких річка протікає.
Поняття про механізм зважування річкових наносів. Наявність у воді в підвішеному стані частинок, що володіють значно більшою питомою вагою, ніж вода, може бути пояснено тільки існуванням сил, які можуть відірвати частинки грунту від дна і берегів русла, підняти в товщу води і затримати на тривалий час їх випадання.
Основним чинником, що визначає можливість відриву частинок грунту від дна, є підйомна сила, діюча на нерухомо лежачу частку і виникає внаслідок несиметричного обтікання потоком лежить на дні частки грунту.
Отже, вміст в потоці зважених наносів створюється в результаті більш-менш тривалого, але завжди тимчасового перебування у ньому окремих частинок грунту.
20. Деформації річкового русла. Закономірності Фарга
Взаємодія потоку і русла як основа руслового процесу. Руслової процес являє собою зміну в часі форм русла і руслових утворень (скупчень наносів) під впливом потоку, а також кліматичних і почасти тектонічних факторів.
Руслової процес тісно пов'язаний з умовами рельєфу, будови грунтів, а також з характером і ступенем розвитку рослинності на території, по якій протікає потік.
Найбільш загальною закономірністю руслового процесу, що виявляється в різних фізико-географічних умовах, є взаємодія між потоком і руслом.
Розвиток руслового процесу як процесу формування русла в даних конкретних фізико-географічних умовах визначається взаємодією двох середовищ: рідкою {руслової потік) і твердої (грунти ложа річки і стерпні потоком, наноси). Тверді поверхні, що обмежують потік, направляють рух частинок рідини, Отже, русло управляє потоком. У свою чергу тверді частинки, що утворюють русло, під впливом на них рухомих частинок рідини самі приходять в рух.
Структура руслового потоку стосовно оцінки руслових деформацій у своїх основних рисах може бути охарактеризована наступними основними видами течій:
1) поздовжнє (загальне) протягом, яка обумовлює поздовжнє переміщення мас рідини;
2) поперечний (циркуляційний, гвинтове) протягом, яка обумовлює поперечне переміщення мас рідини;
3) турбулентне перемішування - безладний обмін мас рідини в товщі потоку.
Фарг розширив ці уявлення і свої висновки сформулював в такій формі:
1. Лінія найбільших глибин уздовж за течією річки прагне притиснутися до увігнутому березі; пісок та мул відкладаються у формі пляжів або широких мілин на протилежному опуклому березі.
2. Найглибша частина плеса і найдрібніша частина перекату зрушені по відношенню до точок найбільшою і найменшою кривизни вниз за течією приблизно на 1 / 4 довжини плесо + перекат.
3. Плавному зміни кривизни відповідає плавне ж зміна глибин; всяке різка зміна кривизни супроводжується різкою зміною глибин.
4. Чим кривизна більше, тим більше і глибина плеса.
5. Зі збільшенням довжини кривої при даній її кривизні глибина спочатку зростає, а потім убуває. Для кожної ділянки річки існує деяке середнє, найбільш придатними для глибин значення довжини кривої.
21. Сіли, умови їх виникнення
Поняття про селевих паводках. Умови, що сприяють виникненню селів. Своєрідним проявом режиму багатьох гірських потоків є так звані селеві паводки. Селеві паводки відрізняються від звичайних інтенсивних паводків вельми великим вмістом наносів різної крупності - від найдрібніших піщинок до великих каменів і кам'яних брил. Наносів у селевих паводках міститься більше 200 - 300 кг / м 3. Потік з вмістом наносів більше 1000 - 1200 кг / м 3 відноситься до опливінам, так як при цьому насиченні досягається майже верхня межа текучості. При попаданні опливін в русло річки, якщо при цьому утворюється завал в руслі, може утворитися паводок, дуже сильно насичений наносами, і, отже, в цьому випадку селевий паводок виявиться викликаним опливіной або завалом у руслі.
Таким чином, опливіна при відомих умовах може трансформуватися в селевий паводок. Виникненню селів сприяє:
1) наявність на водозборі великих ас твердого матеріалу, що є продуктом руйнування гірських порід;
2) круті схили долини і великі ухили потоку;
3) відносно невелика кількість атмосферних опадів при сприятливих умовах для інтенсивних злив або інтенсивного сніготанення.
Поєднання цих умов забезпечує нагромадження в межах водозбору, на схилах долини і в руслі великих мас твердого матеріалу і створює сприятливу обстановку для транспортування продуктів руйнування гірських порід водним потоком. Порівняльна сухість району сприяє формуванню селевих паводків, і, навпаки, велика кількість опадів сприяє розвитку на водозборі і схилах долини рослинності, яка охороняє грунт від руйнування і утрудняє процес змиву твердого матеріалу з водозбору.
Тривалість селевих паводків, як і звичайних паводків, полягає в межах від декількох хвилин до декількох годин в залежності від тривалості зливи, довжини потоку і швидкості течії води по схилах і руслу.
Типи селів і їх основні характеристики. У залежності від складу селевої маси, яку переносять потоком, розрізняють сіли: I) грязьові, 2) грязе-кам'яні, 3) водо-кам'яні.
22. Каламутність води і її режим. Розподіл завислих наносів
Мутність надходить у русло води тим більше, чим інтенсивніше поверхневий стік і чим енергійніше відбувається змив грунту з поверхні водозбору. Таким чином, протягом повені, паводку мутність води спочатку зростає, потім зменшується. На малих водозборах момент настання максимуму витрат відповідає часу найбільш інтенсивного надходження води в річку, тобто найбільш інтенсивного змиву грунту з водозбору, що обумовлює збіг максимуму витрат наносів з піком повені. На малих річках спостерігається відставання піку каламутності від піку весняного водопілля; це, мабуть, пояснюється тим, що в першій половині повені стік талої води відбувається при замерзлій поверхні землі, важко піддається розмиву. При більш детальному розгляді режиму наносів слід мати на увазі, що процес надходження наносів у річки та їх транспортування потоком істотно залежить від крупності наносів. На малих річках максимум змісту дрібних (d ^ 0,05 мм) і великих (d ^ 0,05 мм) наносів спостерігається одночасно, на великих - різночасно.
На великих річках у формуванні піку повені приймає участь вода, що надійшла в русло з різних ділянок водозбору, тобто стікала по його поверхні в різні моменти часу, що відповідають різної інтенсивності поверхневого стоку; отже, в момент піку повені повинна спостерігатися не максимальна мутність, а менша величина.
Розподіл завислих наносів по живому перерізу і довжині річки. По живому перерізу річки наноси розподілені нерівномірно. Зазвичай спостерігається збільшення каламутності до дна. Особливо нерівномірний розподіл наносів спостерігається на ділянках, схильних до інтенсивного розмиву. На цих ділянках наноси часто розподіляються у вигляді більш-менш різко виражених просторових скупчень (жив).
По ширині річки мутність дещо зростає до середини потоку.
Товща вічної мерзлоти і шар сезонного промерзання можуть безпосередньо переходити один в інший або ж між ними буває тала прошарок.
Якщо шар постійної мерзлоти знаходиться на такій глибині, що сезонне промерзання щорічно досягає його верхній поверхні, то в цьому випадку вічна мерзлота називається зливається; коли зазначеного з'єднання сезонного промерзання і вічної мерзлоти не спостерігається, мерзлота називається неслівающейся.
Область суцільного поширення вічної мерзлоти в міру просування до більш південним і менш континентальним зонам змінюється областю вічної мерзлоти з включеннями ділянок талого грунту. Ці ділянки, звані талики, зазвичай розташовуються під озерами та річками, а також у місцях, сприятливих для утворення потужних скупчень снігу.
Залежно від співвідношення площ вічної мерзлоти і площ таликов розрізняють:
1. Райони суцільного поширення вічної мерзлоти, тобто райони, в межах яких вічна мерзлота, як правило, спостерігається повсюдно, незалежно від відмінностей у місцевих особливості окремих ділянок.
2. Райони майже суцільного поширення вічної мерзлоти, що порушується більш-менш значними вкрапленнями таликов.
3. Поширення вічної мерзлоти у формі окремих островів серед великих талікових просторів.
4. Поширення вічної мерзлоти тільки в буграх торфовищ.
Води в районах багаторічної мерзлоти. Відповідно до характеру вертикального будови води цієї зони можуть бути розділені на чотири категорії:
1) води поверхневі (ріки, озера);
2) надмерзлотние води, що залягають над товщею вічної мерзлоти, на її верхній поверхні;
3) межмерзлотние води, які знаходяться в межах вічної мерзлоти. Найбільш часто вони перебувають у твердому стані;
4) подмерзлотние води, що залягають нижче товщі вічної мерзлоти. Для верхньої частини цих вод вічна мерзлота є покрівлею.
Режим поверхневих вод в районі поширення вічної мерзлоти має низку істотних особливостей.
Річки, що протікають в цих районах, відрізняються досить малим стоком у зимовий період. Якщо річки, що протікають в районах, не охоплених вічною мерзлотою, за період грудень-лютий проносять 6-10% річного обсягу стоку, то в районах вічної мерзлоти на таких же річках протікає 1-2% і менше річного стоку.
14. Режим річкового стоку
Загальні поняття про водний живленні рік. Вода, що проносяться річками, вступає у них в результаті випадання атмосферних опадів на земну поверхню в процесі кругообігу води на земній кулі. Проте залежно від конкретних умов вступу атмосферної вологи безпосередньо в ріки води, які беруть участь у живленні, зазвичай ділять на снігові, дощові, підземні і льодовикові (включаючи вічні снігу).
В окремих випадках буває дуже важко виділити достатньо чітко роль різних джерел живлення у формуванні сумарного стоку річки; в цьому випадку застосовують термін «змішане харчування».
На території СРСР основна маса річок (близько 60%) отримує водне харчування за рахунок танення сезонних снігів. У південних степових районах Європейської території СРСР, в Північному Казахстані і деяких інших областях, де грунтові води залягають глибоко і не дренуються ріками, а літні дощі не дають поверхневого стоку, річки цілком живляться водами, що утворюються навесні від танення снігу.
Фази водного режиму. У режимі стоку річок можна виділити ряд характерних періодів (фаз) залежно від зміни умов харчування. Стосовно до режиму річок СРСР розрізняють такі фази водного режиму: 1) повінь, 2) паводки, 3) межень. Повінь в залежності від умов його формування може бути весняним і літнім або весняно-літнім.
Повінь характеризується найбільшою в році (серед інших фаз режиму) водністю, високим і тривалим підйомом рівня, зазвичай супроводжується виходом води з русла на заплаву. Викликається головним джерелом харчування (на рівнинних річках - сніготаненням, на високогірних - таненням снігів і льодовиків, в мусонних і тропічних зонах - випаданням літніх дощів і т. д.), і для річок однієї кліматичної зони щорічно повторюється в один і той же сезон з різною інтенсивністю і тривалістю. Паводки є швидкі і порівняно короткочасні підйоми рівня води в річці; на відміну від повені, виникають нерегулярно; підняття рівня і витрата води при паводку може в окремих випадках перевищувати рівень і найбільша витрата повені. Виникають паводки в результаті випадання дощів, злив і сніготанення під час зимових відлиг. До категорії паводків зазвичай відносять щорічне підвищення водності в осінній період в результаті дощів і зменшення випаровування. Ці осінні паводки хоча і повторюються щорічно, але часто не утворюють загальної хвилі і не є настільки значними і регулярними, як повінь. Межень - фаза водного режиму річки, що характеризується тривалим (сезонним) стоянням низьких (меженних) рівнів і витрат води в річці внаслідок сильного зменшення або припинення поверхневого стоку; в цей період річка харчується переважно підземними водами.
16. Класифікація Зайкова
Всі річки СРСР, виключаючи штучно або природно сильно зарегульовані, він розділив на наступні три основні групи:
1) річки з весняною повінню;
2) річки з повінню в теплу частину року;
3) річки з паводковий режимом.
Річки перших двох груп характеризуються періодично повторюваними з року в рік великими витратами води, приуроченими до весни або теплою частини року. У інші пори року спостерігається дещо підвищений або низький стік (межень) або, нарешті, паводки, здебільшого випадкові.
Річки третьої групи відрізняються різкими і зазвичай короткочасними паводками, що носять систематичний характер і можливими в будь-який час року або найбільш часто повторюються в ті чи інші сезони; в межпаводковие періоди на цих річках встановлюється низький стік.
Ріки з весняною повінню найбільш поширені на території СРСР. Протягом весняного водопілля в річці в залежності від її величини і району розташування проходить від 50 до 100% усього річного стоку. Залежно від характеру повені і режиму витрат у іншу частину року річки цієї групи поділені на п'ять наступних типів: 1) казахстанський, 2) східноєвропейський, 3) западносибирский, 4) східносибірських і 5) алтайський.
1. Казахстанський тип характеризується виключно різкою і високою хвилею повені і низьким, до повного пересихання річок, стоком в інший час року. Максимальна витрата повені в середньому у кілька десятків разів перевищує середній річний розхід. Цей тип поширений по північній околиці Арало-Каспійської низовини, у Центральному і Західному Казахстані і в Південному Заволжя.
2. Східноєвропейський тип характеризується високим повінню, низькою літньою і зимовою меженью і підвищеним стоком восени. Максимальна витрата повені в середньому в 10 - 20 разів перевищує середній річний розхід. Цей тип поширений на більшій частині Східно-Європейської рівнини. Пересихання річок влітку і Перемерзання взимку має місце тільки на дуже малих річках, з площами басейнів до 200-300 км 2.
3. Западносибирский тип має невисоке, розтягнуте і згладжене повінь, підвищений літньо-осінній стік і низьку зимову межень. Максимальна витрата повені перевищує середній річний витрата в середньому в 10 разів. Цей тип приурочений до Західно-Сибірської низовини, що тягнеться між Уралом і Єнісеєм, на північ від 54-55 ° с. ш.
4. Східносибірських тип характеризується високим весняною повінню, систематичними літньо-осінніми паводками і дуже низьким стоком взимку. Дощові паводки на більшості річок високі, і в окремі роки їх максимальні витрати можуть перевищувати максимальні витрати весняного водопілля. Максимальна витрата повені перевищує середній річний витрата в середньому в 25 разів.
5. Алтайський тип відрізняється невисоким розтягнутим, мають гребінчастий вид повінню, підвищеним річним стоком і низьким стоком взимку. Максимальна витрата повені в середньому до 10 разів перевищує середній річний розхід. Цей тип поширений на Алтаї,-в зонах сезонних снігів гірських областей Середньої Азії та Кавказу і на о. Сахалін.
6. Далекосхідний тип характеризується невисоким, сильно розтягнутим, мають гребінчастий вид повінню і низьким, аж до повного виснаження запасів грунтових вод і промерзання річок, стоком у холодну частину року. Максимальна витрата повені в середньому до 10-15 разів.
7. Тянь-Шаньський тип за зовнішнім виглядом гідрографа стоку подібний з далекосхідним, однак основна хвиля водопілля характеризується меншою амплітудою і формується не дощовими, а талими водами, що утворюються від танення високогірних снігів і льодовиків. Цей тип поширений в горах Середньої Азії, Великого Кавказу і півострова Камчатка.
8. Причорноморський тип має паводковий режим протягом усього року. Він поширений на малих річках чорноморського схилу Головного Кавказького хребта, а також в області карпатських приток р.. Дністра.
9. Кримський тип характеризується паводковий режимом, але, на відміну від причорноморського, має ясно виражений річний (червень-серпень) або літньо-осінній (травень-жовтень) період, протягом якого паводки зустрічаються рідко, і встановлюється межень, а деякі річки в цей час року навіть пересихають. Цей тип поширений в горах Криму, в Ленкорані, на західному краю північного схилу Великого Кавказу і на західному схилі Жмудський висот у Прибалтиці.
10. Північнокавказький тип характеризується паводковий режимом у теплу і стійкою меженью в холодну частину року. Він поширений у передгір'ях східної половини північного схилу Головного Кавказького хребта.
17. Рівень води в річках
Результати спостережень за рівнями дозволяють встановити зони і тривалість затоплення окремих ділянок річкової долини, швидкість просування паводковий хвилі вздовж по річці (у тому випадку, якщо «а річці є не менше двох водомірних постів) і зробити висновки про загальний характер зміни водності річки протягом року я в багаторічному періоді, про найбільш високих повенях і т. д.
Серед цих так званих характерних рівнів найбільший практичний інтерес представляють рівні: 1) найвищий річний, 2) весняного льодоходу, 3) осіннього льодоходу, 4) літніх і осінніх паводків, 5) наинизший літній та зимовий.
Типи рівневого режиму
1) коливання рівнів, пов'язані зі зміною водності потоку;
2) коливання рівнів, що виникають внаслідок зміни опорів в руслі;
3) згінно-нагінні і приливо-відпливні коливання рівнів;
4) коливання рівнів, що виникають під впливом природних і штучних підпорів.
Зміна водності потоку насамперед визначає сезонний характер коливання рівнів. Основні риси внутрішньорічних коливань рівнів під впливом зміни водності відповідають типам водного режиму.
Зазначені загальні закономірності річного ходу водності стосовно оцінки рівневого режиму повинні бути доповнені урахуванням особливостей в ході рівнів річок різних розмірів і річок, стік яких зарегульований озерами і болотами.
18. Сольовий стік річок
У природних умовах вода не є хімічно чистої, а завжди містить якусь кількість розчинених речовин, з якими вона стикається в процесі кругообігу. Відомо, «точкові води, як правило, мають порівняно малу мінералізацію. Це є наслідком таких обставин: 1) вода, що надходить в річки з водозбірної площі, стикається з добре промитими грунтово-грунтами;
2) у річках відбувається порівняно швидка зміна води.
Хімічний склад річкових вод якісно більш-менш одноманітний і представлений головним чином наступними іонами: HCO3 (гідрокарбонатні іон), SO "(сульфатний іон), Сl '(хлорідний іон), СО' (карбонатний іон), Са" (іон кальцію), Mg "(іон магнію), Na '(іон натрію), К' (іон калію).
У гідрохімічного режиму вод суші спостерігається певна закономірність, що виражається в тому, що в напрямку від зони тундри до зони пустель спостерігається: 1) збільшення ступеня мінералізації річкових вод, 2) зміна класу вод від гидрокарбонатного до сульфатному і далі до хлоридно. У напрямку з півночі на південь збільшується жорсткість вод і зменшується вміст органічних речовин у воді.
За ступенем мінералізації води О.А. Алекін виділяє чотири групи річок: 1) малої мінералізації (до 200 мг / л), 2) середньої мінералізації (200-500 мг / л), 3) підвищеної мінералізації (500-1000мг / л), 4) сильної мінералізації (більше 1000 мг / л).
19. Фактори, що впливають на формування річкових наносів
Вода, що стікає по земній поверхні, під дією сили тяжіння безперервно виробляє роботу. Кількість цієї роботи залежить від маси стікала вода і падіння в межах розглянутого ділянки.
Велика частина енергії потоку витрачається на подолання внутрішнього опору руху води, що виникає внаслідок тертя частинок рідини між собою. Інша, менша частина енергії потоку, що представляє в даному випадку більший інтерес, витрачається на розмив твердих порід і переміщення продуктів розмиву з більш підвищених місць басейну в більш знижені.
Таким чином, цією енергією і обумовлюються всі процеси денудації, а саме:
1) змив частинок грунту з поверхні, або ерозія;
2) перенесення частинок вниз за течією;
3) відкладення, або акумуляція, частинок.
Перенесення продуктів розмиву в залежності від їхньої ваги і швидкості течії річки здійснюється у вигляді: I) зважених наносів, 2) ваблених по дну, або донних наносів.
Крім зважених і донних наносів, потік здійснює перенесення речовин у розчиненому вигляді. Іноді обсяг переносимих річкою зважених і донних наносів, а також стік розчинених речовин називають твердим стоком річки.
Сумарна кількість проноситься річкою наносів за якийсь період часу (місяць, рік і т. д.) називається стоком наносів і вимірюється зазвичай в тоннах.
У формуванні стоку наносів істотне значення має не тільки енергія річки, а й фізико-географічні умови, в яких річка протікає.
Поняття про механізм зважування річкових наносів. Наявність у воді в підвішеному стані частинок, що володіють значно більшою питомою вагою, ніж вода, може бути пояснено тільки існуванням сил, які можуть відірвати частинки грунту від дна і берегів русла, підняти в товщу води і затримати на тривалий час їх випадання.
Основним чинником, що визначає можливість відриву частинок грунту від дна, є підйомна сила, діюча на нерухомо лежачу частку і виникає внаслідок несиметричного обтікання потоком лежить на дні частки грунту.
Отже, вміст в потоці зважених наносів створюється в результаті більш-менш тривалого, але завжди тимчасового перебування у ньому окремих частинок грунту.
20. Деформації річкового русла. Закономірності Фарга
Взаємодія потоку і русла як основа руслового процесу. Руслової процес являє собою зміну в часі форм русла і руслових утворень (скупчень наносів) під впливом потоку, а також кліматичних і почасти тектонічних факторів.
Руслової процес тісно пов'язаний з умовами рельєфу, будови грунтів, а також з характером і ступенем розвитку рослинності на території, по якій протікає потік.
Найбільш загальною закономірністю руслового процесу, що виявляється в різних фізико-географічних умовах, є взаємодія між потоком і руслом.
Розвиток руслового процесу як процесу формування русла в даних конкретних фізико-географічних умовах визначається взаємодією двох середовищ: рідкою {руслової потік) і твердої (грунти ложа річки і стерпні потоком, наноси). Тверді поверхні, що обмежують потік, направляють рух частинок рідини, Отже, русло управляє потоком. У свою чергу тверді частинки, що утворюють русло, під впливом на них рухомих частинок рідини самі приходять в рух.
Структура руслового потоку стосовно оцінки руслових деформацій у своїх основних рисах може бути охарактеризована наступними основними видами течій:
1) поздовжнє (загальне) протягом, яка обумовлює поздовжнє переміщення мас рідини;
2) поперечний (циркуляційний, гвинтове) протягом, яка обумовлює поперечне переміщення мас рідини;
3) турбулентне перемішування - безладний обмін мас рідини в товщі потоку.
Фарг розширив ці уявлення і свої висновки сформулював в такій формі:
1. Лінія найбільших глибин уздовж за течією річки прагне притиснутися до увігнутому березі; пісок та мул відкладаються у формі пляжів або широких мілин на протилежному опуклому березі.
2. Найглибша частина плеса і найдрібніша частина перекату зрушені по відношенню до точок найбільшою і найменшою кривизни вниз за течією приблизно на 1 / 4 довжини плесо + перекат.
3. Плавному зміни кривизни відповідає плавне ж зміна глибин; всяке різка зміна кривизни супроводжується різкою зміною глибин.
4. Чим кривизна більше, тим більше і глибина плеса.
5. Зі збільшенням довжини кривої при даній її кривизні глибина спочатку зростає, а потім убуває. Для кожної ділянки річки існує деяке середнє, найбільш придатними для глибин значення довжини кривої.
21. Сіли, умови їх виникнення
Поняття про селевих паводках. Умови, що сприяють виникненню селів. Своєрідним проявом режиму багатьох гірських потоків є так звані селеві паводки. Селеві паводки відрізняються від звичайних інтенсивних паводків вельми великим вмістом наносів різної крупності - від найдрібніших піщинок до великих каменів і кам'яних брил. Наносів у селевих паводках міститься більше 200 - 300 кг / м 3. Потік з вмістом наносів більше 1000 - 1200 кг / м 3 відноситься до опливінам, так як при цьому насиченні досягається майже верхня межа текучості. При попаданні опливін в русло річки, якщо при цьому утворюється завал в руслі, може утворитися паводок, дуже сильно насичений наносами, і, отже, в цьому випадку селевий паводок виявиться викликаним опливіной або завалом у руслі.
Таким чином, опливіна при відомих умовах може трансформуватися в селевий паводок. Виникненню селів сприяє:
1) наявність на водозборі великих ас твердого матеріалу, що є продуктом руйнування гірських порід;
2) круті схили долини і великі ухили потоку;
3) відносно невелика кількість атмосферних опадів при сприятливих умовах для інтенсивних злив або інтенсивного сніготанення.
Поєднання цих умов забезпечує нагромадження в межах водозбору, на схилах долини і в руслі великих мас твердого матеріалу і створює сприятливу обстановку для транспортування продуктів руйнування гірських порід водним потоком. Порівняльна сухість району сприяє формуванню селевих паводків, і, навпаки, велика кількість опадів сприяє розвитку на водозборі і схилах долини рослинності, яка охороняє грунт від руйнування і утрудняє процес змиву твердого матеріалу з водозбору.
Тривалість селевих паводків, як і звичайних паводків, полягає в межах від декількох хвилин до декількох годин в залежності від тривалості зливи, довжини потоку і швидкості течії води по схилах і руслу.
Типи селів і їх основні характеристики. У залежності від складу селевої маси, яку переносять потоком, розрізняють сіли: I) грязьові, 2) грязе-кам'яні, 3) водо-кам'яні.
22. Каламутність води і її режим. Розподіл завислих наносів
Мутність надходить у русло води тим більше, чим інтенсивніше поверхневий стік і чим енергійніше відбувається змив грунту з поверхні водозбору. Таким чином, протягом повені, паводку мутність води спочатку зростає, потім зменшується. На малих водозборах момент настання максимуму витрат відповідає часу найбільш інтенсивного надходження води в річку, тобто найбільш інтенсивного змиву грунту з водозбору, що обумовлює збіг максимуму витрат наносів з піком повені. На малих річках спостерігається відставання піку каламутності від піку весняного водопілля; це, мабуть, пояснюється тим, що в першій половині повені стік талої води відбувається при замерзлій поверхні землі, важко піддається розмиву. При більш детальному розгляді режиму наносів слід мати на увазі, що процес надходження наносів у річки та їх транспортування потоком істотно залежить від крупності наносів. На малих річках максимум змісту дрібних (d ^ 0,05 мм) і великих (d ^ 0,05 мм) наносів спостерігається одночасно, на великих - різночасно.
На великих річках у формуванні піку повені приймає участь вода, що надійшла в русло з різних ділянок водозбору, тобто стікала по його поверхні в різні моменти часу, що відповідають різної інтенсивності поверхневого стоку; отже, в момент піку повені повинна спостерігатися не максимальна мутність, а менша величина.
Розподіл завислих наносів по живому перерізу і довжині річки. По живому перерізу річки наноси розподілені нерівномірно. Зазвичай спостерігається збільшення каламутності до дна. Особливо нерівномірний розподіл наносів спостерігається на ділянках, схильних до інтенсивного розмиву. На цих ділянках наноси часто розподіляються у вигляді більш-менш різко виражених просторових скупчень (жив).
По ширині річки мутність дещо зростає до середини потоку.