Общее количество воды на земном шаре, исключая химически и физически связанную воду земной коры и мантии, по приближенным подсчетам, составляет 1,5 млрд. км3. На долю океанов и морей приходится примерно 1,37 млрд. км3 воды, т. е. около 94% этого количества. Поверхностные воды суши: рек, озер, болот, снежников и ледников в горах, материковых льдов, включая льды Антарктиды и Гренландии,—составляют менее 2% общего количества воды на земном шаре.
Гидрология занимается изучением свойств гидросферы и ее составляющих — океанов и морей, рек, ледников, озер и вод болот— и взаимодействия гидросферы с окружающей средой, а также процессов, в ней происходящих. Океаны и моря, реки, ледники, озера и воды болот носят название водных объектов. Каждый из них обладает своими типическими свойствами, присущими именно данному объекту.
В гидрологии применяются различные методы исследования, из которых основные экспедиционный, стационарный и лабораторный.Экспедиционный метод представляет собой комплексное обследование вод обширных районов или гидрологических объектов по специально разрабатываемым программам. Этот метод позволяет исследовать преимущественно те явления, которые, различаясь в пространстве, медленно меняются во времени.
Становлению гидрологии как науки предшествовал длительный период накопления знаний о воде, водных объектах суши, об океанах и морях.После Великой Октябрьской социалистической революции, уже в первые годы восстановления и развития народного хозяйства в нашей стране, стало очевидным, что размеры и содержание работ по гидрологическим исследованиям прежних лет отстают от требования практики. Особенно отчетливо это проявилось в годы осуществления плана ГОЭЛРО и в годы выполнения планов первых пятилеток.
Химически чистая вода состоит по весу из 11,19% водорода и 88,81% кислорода. Изучение структуры воды тесно связано с изучением трех агрегатных состояний, в которых она встречается на Земле. Строение воды определяется расположением ядер водорода относительно ядра кислорода. Исследования молекулы воды показали, что атомы кислорода и водорода располагаются по углам равнобедренного треугольника, на вершине которого находится атом кислорода (рис. 1 а). Угол при вершине равен примерно 106°, а стороны треугольника имеют длину 0,96 А (ангстрема), т. е. 10-10 м; расстояние между ядрами водорода НН==1,50 А. Треугольник НОН находится внутри сферы, по которой движутся электроны. Центр инерции сферы С не совпадает с центром атома кислорода О и находится от него на расстоянии 0,13 А.
Природные воды почти никогда не бывают химически чистыми, так как содержат различные вещества в растворенном и взвешенном состоянии. В процессе взаимодействия гидросферы с атмосферой, литосферой и биосферой вода оказывает влияние на различные вещества, образуя истинные и коллоидные растворы. Истинные растворы — это такие, в которых растворенные вещества находятся в виде молекул и ионов с размерами частиц, не превышающими 10-7 мм. Коллоидные же растворы включают в себя не отдельные молекулы, а группы молекул и ионов с размерами растворенных частиц от 10-1 до 10-5 мм. Коллоидные растворы •более устойчивы, но в природных водах они встречаются в незначительных количествах.
Воды земного шара находятся в постоянном взаимодействии и в процессе круговорота связаны воедино. Под влиянием солнечной радиации с поверхности океанов, морей, рек, озер, ледников, снежного покрова и льда, почвы и растительности ежегодно испаряется 525 тыс. км3 воды. Испарение с поверхности океанов и морей — основной источник поступления влаги в атмосферу. Большая часть этой влаги выпадает в виде атмосферных осадков непосредственно на поверхность океанов и морей, совершая так называемый малый круговорот. Меньшая ее доля участвует в большом круговороте, вступая в сложные взаимодействия с земной поверхностью. Большой круговорот включает в себя ряд местных, внутренних влаго-оборотов и представляет собой многообразный процесс перемещения, расходования и возобновления влаги на земной поверхности, в недрах земли и в атмосфере. Атмосферные осадки, орошая поверхность материков, частично просачиваются в почву, частично стекают по склонам и образуют ручьи, реки, озера, болота. Поглощенная почвой вода частью испаряется непосредственно или транс-пирируется растениями, частью просачивается вглубь и формирует подземные воды. Последние участвуют в питании рек, озер или достигают моря подземными путями.
В процессе ежегодного круговорота влаги участвует сравнительно небольшая часть общего объема гидросферы, а именно 525 тыс. км3, или только около 0,036% запасов воды на Земле.В двух последних группах исследований используются мировые карты осадков, среди которых большой известностью пользуются карты О. А. Дроздова.
Внутриматериковый влагооборот привлекает внимание многих ученых. Большой вклад в изучение этого вопроса был сделан русскими учеными А. И. Воейковым, И. И. Касаткиным, А. А. Каминским. Их заслуга заключается в постановке и первой попытке решения некоторых сторон проблемы влагооборота.
Распределение воды и суши по широтам также неравномерное (рис. 4).
Мировой океан, расчленяющий сушу на отдельные, не связан-шые друг с другом массивы (Евразия, Северная и Южная Америка, Австралия, Африка, Антарктида, Гренландия и др.), в свою «очередь разделен материками на отдельные, сообщающиеся между -собой части.
Наибольшее распространение до настоящего времени имеет классификация Шокальского, по которой моря разделяются на окраинные, средиземные и межостровные. Окраинные моря располагаются по окраинам материков и больших островов, средиземные — между материками или внутри них. В соответствии с этим средиземные моря подразделяются на межматериковые и внутримате-риковые. Межматериковые моря отличаются обычно большими размерами и большими глубинами, внутриматериковые, напротив, относительно невелики и неглубоки. Межостровные моря располагаются между островами и архипелагами.
Ферма земной коры в области океанов тесно связана с историей происхождения материков и океанов. Существует более двух десятков гипотез, объясняющих происхождение океанов и материков. Некоторые исследователи полагают Мировой океан (ложе) первозданной, первичной формой земной коры, другие, опираясь на современные геологические, геохимические и геофизические материалы, считают, что развитие планеты связано с постоянной сменяемостью одних форм другими и их эволюцией. Поэтому океаны считают сравнительно молодыми, возникшими на месте распада и разрушения древних материков и мелководных морей.
До начала XX столетия редкие тросовые измерения глубин привели к неправильному представлению о простоте строения рельефа дна Мирового океана: ложе (область наибольших глубин) представлялось ровным, нерасчлененным, а глубоководные впадины — наиболее стабильными формами земной коры.
До середины XX столетия наиболее изученным было дно Атлантического океана. Начиная с 40—50-х годов текущего столетия значительные успехи достигнуты в изучении рельефа дна Северного Ледовитого, Тихого и в последние годы Индийского океанов. Большой вклад в изучение рельефа дна, наряду с зарубежными исследованиями, внесен советскими гидрографическими и океанографическими экспедициями.
Рельеф дна морей, расположенных в области окраины материков и переходной зоны, отражает историю формирования данного участка земной коры и отдельных структурных ее элементов.Так, например, моря Северного Ледовитого океана, расположенные в области материковой отмели, характеризуются долинно-хол-мистым подводным ландшафтом затопленной океаном суши. Наиболее мелководное море этого океана — Восточно-Сибирское, средняя глубина которого 58 м. К глубоководным морям Северного Ледовитого океана относятся Норвежское и Гренландское, средняя глубина которых 1740 и 1440 м; они имеют котловины с максимальной глубиной 4800 м (Гренландское) и 3680 м (Норвежское).
Донные отложения тесно связаны с геологической историей океанов и окружающих их материков. Осадкообразование и накопление морских отложений происходит на всей площади Мирового океана. Обнажения коренных горных пород встречаются лишь в местах больших уклонов дна и интенсивных придонных течений. В основном же поверхность дна океанов и морей покрыта рыхлыми отложениями, различающимися по составу и происхождению. Эти отложения подразделяются на континентальные и пелагические. Первые из них, по своему происхождению тесно связанные с сушей, представляют собой продукты ее разрушения и называются терригенными. Вторые, т. е. пелагические, возникают вне непосредственной связи с сушей, на большом расстоянии от нее; в образовании их основная роль принадлежит организмам, обитающим в толще воды. Пелагические отложения состоят из илов органического происхождения, называемых органогенными, с примесью терригенных осадков и красной глины. Терригенные отложения также содержат примесь осадков органического происхождения.
Существует несколько классификаций морских отложений: а) по генетическому признаку (по происхождению), б) по механическому составу, т. е. по крупности частиц, в) по гидродинамической активности, г) по химическому составу (по содержанию углекислого кальция, кремнекислоты, органического вещества и др.). Не останавливаясь подробно на каждой из этих классификаций, укажем на одну из ранних (Меррея—Ренара, 1891 г.), дополненную современными исследователями. По этой классификации морские отложения подразделяются по глубине залегания и по происхождению. По глубине залегания выделяют отложения мелководные, глубоководные прибрежные и пелагические (открытого моря); по происхождению — терригенные, органические (органогенные), красную глину, хемогенные. Эту классификацию нельзя считать достаточно полной и строгой, но выделенные основные типы терригенных и органических отложений в ней отражены достаточно четко.
До последнего времени предполагалось, что в Мировом океане преобладают отложения органического происхождения, занимающие 75% площади дна. Из них 36% приходится на красную глину и 39% на органогенные илы. Лишь 25% площади дна покрыто континентальными (терригенными) осадками, встречающимися в пределах материковой отмели и склона. В зависимости от форм подводного рельефа осадки располагаются в следующей последовательности: крупнозернистые осадки отлагаются вблизи материков, с удалением от берега более мелкие фракции переходят в песок„ илистый песок, песчанистый ил, ил и на больших глубинах в глины. Грунты ложа характеризуются отложениями различного состава также в зависимости от глубины и форм подводного рельефа. В Атлантическом океане основная часть дна на глубинах более 4000 м: покрыта песчанистым и глинистым илами, состоящими из остатков раковинок корненожек (глобигерин), содержащих углекислый кальций, и обломочных измельченных частиц. Дно глубоководных котловин выстлано глинистыми илами коричнево-шоколадного-цвета (красная глина).
Морская вода представляет собой универсальный раствор, в состав которого входят все известные химические элементы. В морской воде в растворе находятся твердые минеральные вещества, газы, микроэлементы, коллоиды и взвеси органического и неорганического происхождения.
Для морей, солевой состав вод которых отличается от океанической, соотношение солености и хлорности выражается иными формулами.В настоящее время предложено несколько вариантов рабочих формул, уточняющих формулу (12), однако для того чтобы накопленный материал был сравнимым, при определении солености по хлору ею продолжают пользоваться.
Изменения солености в различных районах Мирового океана зависят от физико-географических, гидрометеорологических и океанологических факторов. Наибольшее значение имеют: испарение с поверхности моря, выпадение осадков, приток материковых вод, процессы ледообразования и таяния льдов. Кроме того, большое значение имеют и динамические факторы — вертикальное перемешивание слоев и горизонтальный перенос водных масс течениями (адвекция солей).
Вопрос о происхождении морской воды и ее химического состава окончательно не решен. Существовали две гипотезы происхождения морской воды и ее солей. Первая предполагала, что в процессе формирования планеты и ее атмосферы из паров, окутывавших неостывшую Землю, с дождями, воды которых заполнили впадину Мирового океана, были внесены и все основные химические элементы, находящиеся в растворе в морской воде. Вторая гипотеза предполагает, что интенсивный материковый сток и выделение воды и вещества из подкоровых областей планеты определили состав морской воды и ее соленость.
Распределение солености на поверхности Мирового океана находится в непосредственной зависимости от основных физико-географических факторов, рассмотренных на стр. 55. На рис. 8, 9 (см. вкладку) приведены изолинии равной солености, называемые и з о -Галинами, схематически показывающие распределение солености на поверхности летом и зимой. Если эти схемы совместить с картами элементов водного баланса, в частности его пресной составляющей, то легко заметить, что близ экватора, в экваториальной полосе, расположена область пониженной солености (34— 35%о). Здесь осадков выпадает много, а испарение, напротив, понижено, несмотря на высокую температуру воздуха, вследствие большой влажности и господства штилевой погоды. При положительном пресном балансе имеет место понижение солености. К северу и югу от экваториальной полосы, в зонах пассатов, осадков выпадает мало. Сильные ветры, большая сухость воздуха и высокие температуры при ясном небе способствуют увеличению испарения. В результате отрицательного пресного баланса соленость поверхностных вод увеличивается до 37,5%о в Атлантическом и 36—36,5°/оо в Тихом и Индийском океанах. К северу и югу от границ пассатных зон соленость постепенно уменьшается вследствие увеличения количества осадков и уменьшения испарения. На крайнем севере и юге уменьшение солености происходит под влиянием появления плавучих льдов, таяние которых увеличивает поступление пресной воды. Таким образом, распределение солености на поверхности Мирового океана носит в значительной мере черты широтной зональности, что хорошо видно на картах изогалин.
Местные физико-географические условия отдельных районов Мирового океана создают региональные особенности в распределении солености с глубиной. Термодинамические процессы, особенно процессы вертикального перемешивания и горизонтальный перенос вод поверхностными и глубинными течениями, создают тот или иной тип распределения солености.
Соленость поверхностных вод морей нередко значительно отличается от солености океанических вод (иногда превышает ее, иногда оказывается меньше). Эти различия определяются условиями водообмена между морями и океаном, влиянием климата и стока вод суши. Соленость поверхностных вод морей, водообмен которых происходит более или менее свободно, близка к океанической. При затрудненном водообмене различия могут быть значительными.
Кислород встречается в морской воде повсюду на различных глубинах. Он поступает в воду из атмосферы и в результате фото-синтезической деятельности растений. Расходуется кислород путем отдачи в атмосферу при избытке его в поверхностных слоях воды, а также на дыхание морских организмов и окисление различных веществ. Под влиянием этих процессов количество кислорода в морской воде может меняться настолько сильно, что иногда «на оказывается то перенасыщенной, то сильно недонасыщен-ной кислородом. По этой причине содержание кислорода в воде выражается двояко: в абсолютных величинах (мл/л) и в относительных (в процентах к количеству кислорода, насыщающего воду при данных солености и температуре ее и данном давлении воздуха).
Основной источник тепла, получаемого поверхностью Мирового •океана,— это прямая и рассеянная солнечная радиация. Часть ее отражается водной поверхностью, часть излучается в атмосферу и »межпланетное пространство.
Изучение баланса тепла отдельных морей, океанов и Мирового океана в целом — это важная проблема в исследовании термического режима Земли, ее климата и погодных условий, с которыми связаны природные ресурсы.
Распределение температуры поверхностных вод тесно связано с распределением солнечной радиации и расходом тепла на испарение и в соответствии с этим носит в значительной мере зональный характер. Но эта зональность под влиянием местных причин (океанических течений, ветров, близости материков) во многих районах значительно нарушается.
Суточные и годовые изменения температуры связаны с изменениями компонент теплового баланса, а также с теплом, переносимым течениями и вертикальным обменом вод. В ходе температуры на поверхности океанов и морей проявляются главным образом суточные и годовые колебания радиационной компоненты теплового баланса. Однако накопление и расходование тепла морем запаздывает относительно максимума и минимума температуры воздуха. Наивысшие температуры воды на поверхности наблюдаются после полудня, около 14—16 часов, а наинизшие —около 4—8 часов утра.
В открытых частях океанов, особенно на широтах 40—50°, местами 60°, в толще воды выделяются два слоя: теплый поверхностный и мощный холодный, простирающийся до дна. Между ними лежит переходный слой, называемый главным термоклином. Это постоянный слой скачка, расположенный между глубинами 300—500 и 700—1500 м, характеризующийся понижением температуры от 12—17 до 4—5° С. В высоких широтах, где температура вод однородна от поверхности до дна, термоклин расположен на поверхности.
Удельный вес морской воды — это отношение веса единицы объема морской воды при температуре t к весу единицы объема дистиллированной воды при той же температуре и нормальном атмосферном давлении.В океанологии в качестве стандартной принята температура 17,5°С (средняя температура лабораторного помещения), к которой приводится значение удельного веса морской воды, измеренного при любой температуре.
Характерной особенностью распределения плотности на поверхности Мирового океана служит увеличение ее от экватора к полюсам в пределах 1,0220—1,0275 до 60° северной и южной широты. В некоторых районах экваториальной зоны плотность понижается до 1,0210—1,02005 и менее, как, например, в Бенгальском заливе, в морях Зондского архипелага, что связан о с высокой температурой и относительно пониженной соленостью. В пассатных областях плотность заметно возрастает и далее постепенно увеличивается в направлении к полюсам. Максимальные значения плотности наблюдаются в Антарктике у кромки льда (1,0275), севернее Исландии и к юго-западу от Шпицбергена (1,0280). В Морском атласе приводится распределение плотности морской воды на поверхности Мирового океана. Если эту схему сравнить с картой изотерм и изогалин, то большее соответствие обнаруживается с картами распределения температуры, что свидетельствует о большем влиянии последней на плотность поверхностных вод. Неравномерное распределение температуры, а следовательно, и плотности на поверхности Мирового океана приводит к опусканию плотных полярных вод и движению их в направлении к экватору в глубинных слоях, а легких тропических — по поверхности к полюсам. Вследствие этой плотностной циркуляции формируются глубинные холодные придонные воды Мирового океана практически с постоянной температурой 0—2° С и соленостью 34,80—34,60%о.
Под влиянием давления вышележащих слоев морская вода сжимается, хотя и в очень малой степени. Коэффициент сжимаемости (изменение единицы объема воды при изменении давления на единицу) дистиллированной воды равен 0,0000490, или приблизительно 1/20 000. Коэффициент сжимаемости морской воды несколько меньше: он уменьшается с увеличением солености и температуры. При солености 35%о и температуре 0° С величина его равна 0,0000442.
В Мировом океане непрерывно протекают процессы, изменяющие океанологические характеристики. В результате неравномерного изменения этих характеристик возникают горизонтальные и вертикальные их градиенты, одновременно с которыми развиваются процессы, направленные на выравнивание свойств водных масс, на уничтожение градиентов. Это процессы вертикального и горизонтального обмена, т. е. перемешивания. Изменение температуры, солености и плотности с глубиной связано с вертикальными градиентами этих величин. Градиент каждой из указанных величин может быть положительным или отрицательным. Если градиент плотности положителен (плотность увеличивается с глубиной), водные массы находятся в устойчивом состоянии, если отрицательный — неустойчивы: легкие воды стремятся всплыть, а тяжелые — опуститься. Увеличение плотности под влиянием понижения температуры или увеличения солености на поверхности вызывает опускание верхних слоев воды и подъем нижних. В результате плотность воды в верхнем, перемешанном слое понижается, а в нижележащем возрастает. В слое воды, расположенном выше слоя скачка, процессы перемешивания воды происходят наиболее интенсивно; этот слой и называется деятельным слоем. Ниже слоя скачка воды становятся устойчивыми, так как здесь с глубиной температура понижается, а соленость и плотность возрастают.
Как показано Г. Н. Ивановым-Францкевичем, критерий устойчивости Е физически представляет собой ускорение частицы, смещенной адиабатически из слоя в слой по вертикали на расстояние, равное единице. Это ускорение количественно характеризует тенденцию частиц возвращаться в первоначальное положение. Численно оно равно архимедовой силе, воздействующей на единичную массу жидкости, которая адиабатически смещена из данного слоя по вертикали на расстояние, равное единице.
Процесс образования льда проходит несколько стадий. Вначале вокруг ядер кристаллизации возникают мельчайшие кристаллы льда в форме дисков, которые, срастаясь друг с другом, образуют удлиненные иглы. Размеры этих кристаллов на спокойной поверхности 8—10 см, на взволнованной 0,5—2,0 см. Скопление ледяных игл образует ледяное сало — тонкую пленку льда в виде пятен или сплошного налета на поверхности моря серовато-свинцового цвета. Смерзающиеся пятна сала, утолщаясь, образуют нилас.
При понижении температуры воздуха толщина льда увеличивается, причем нарастание морского льда происходит медленнее, чем пресного, вследствие осолонения воды подо льдом. Скорость нарастания толщины морского льда зависит главным образом от температуры воздуха, скорости ветра, начальной толщины льда, плотности и толщины снежного покрова на его поверхности.
Основные характеристики морского льда, так же как и морской воды, — это соленость, температура и плотность. Под соленостью морского льда понимают общее количество солей в граммах, содержащихся в 1 кг воды, полученное при его плавлении. Соленость морского льда зависит от солености морской воды, из которой он образовался, от скорости ледообразования, от состояния моря в момент ледообразования, от возраста льда и его толщины. Чем больше скорость ледообразования, тем выше соленость льда, так как меньше морской воды успеет стечь. При образовании льда, кристаллы которого не включают в себя солей, растворенные в морской воде соли переходят в прослойки между кристаллами, образуя раствор повышенной концентрации — рассол. При достаточно интенсивном охлаждении часть рассола остается вмерзшей в ячейках между кристаллами льда. При дальнейшем понижении температуры происходит выкристаллизовывание отдельных солей из рассола.
Льды, встречающиеся в море, классифицируют по происхождению, форме, возрасту, подвижности и другим признакам.По происхождению льды делят на морские, пресноводные (речные) и материковые (глетчерные). Морские льды образуются непосредственно в море из морской воды; пресноводные, или речные, выносятся в море речными водами; материковые льды — это находящиеся на плаву части ледников, спускающихся в море, и обломки этих ледников, или айсберги.
С давних пор известно, что арктические льды под влиянием атмосферных процессов и течений перемещаются с востока на запад и через пролив между Шпицбергеном и Гренландией выносятся в Атлантический океан. Анализ путей дрейфа станций (СП-2, СП-8, Т-3 США и др.) обнаружил наличие антициклонической циркуляции (по часовой стрелке) в районе Канадских Арктических островов. Она представляет часть обширной замкнутой антициклонической циркуляции, охватывающей значительную область Американо-Азиатского бассейна Северного Ледовитого океана. Дрейф арктических льдов и происходит, с одной стороны, под влиянием стокового трансарктического течения, направленного от материкового берега Евразии к проливу между Шпицбергеном и Гренландией, с другой, — наблюдается их вращательное антициклоническое движение по направлению обширной американской антициклонической циркуляции; кроме того, льды дрейфуют против часовой стрелки по направлению местных циклонических круговоротов, расположенных на севере советских арктических морей. Сложное взаимодействие между атмосферной циркуляцией над Северным Ледовитым океаном и за его пределами, взаимодействие атлантических и тихоокеанских вод, поступающих в Северный Ледовитый океан в результате водообмена, создают весьма сложную картину распределения, дрейфа и выноса льдов в этом районе (см. рис.16 а).
Распределение льдов в Мировом океане и в отдельных морях зависит от климатических и гидрометеорологических условий.В отдельных районах льды держатся круглый год, изменяясь от сезона к сезону по площади, толщине и сплоченности (густоте). В других местах они появляются к зиме и исчезают в весенне-летний период. Наконец, существуют районы, где льды не образуются вовсе или образуются редко, в исключительных случаях. В соответствии с этим океаны, моря и их отдельные районы можно разделить на ледовитые, замерзающие и безледные. К ледовитым относятся полярные и субполярные районы Мирового океана, где лед держится круглый год и служит важной чертой морского ландшафта. Различие между полярными и субполярными областями состоит в том, что в полярных морях даже летом не менее половины площади моря покрыто льдом; в субполярных количество льда летом значительно уменьшается, а в отдельные годы он полностью исчезает. В замерзающих морях ледяной покров полностью исчезает к лету. Безледный промежуток времени имеет различную продолжительность в разных районах в зависимости от физико-географических и климатических условий.
Морская вода — полупрозрачная среда, поэтому световой поток, проникая в воду, подвергается ослаблению за счет избирательного поглощения и рассеяния. Ослабление света происходит различно в коротковолновой и длинноволновой областях солнечного спектра. Длинноволновая радиация — инфракрасные, красные и оранжевые лучи — интенсивно поглощается тонким поверхностным слоем, а синие, фиолетовые и ультрафиолетовые лучи, эффективно рассеиваясь, проникают на значительную глубину. Так, интенсивность инфракрасных лучей, проходящих через метровый слой воды, ослабевает в 2,7 раза, в то время как синие лучи при прохождении той же толщи воды теряют всего лишь 7э своей энергии.
Цвет, так же как и прозрачность морской воды, зависит от избирательного поглощения и рассеяния, условий освещенности, состояния поверхности и глубины моря.Выражение (30) позволяет для различных районов моря рассчитывать цвет (спектр моря) по данным измерения глубины исчезновения белого диска; при помощи таблиц [3] получают коэффициент рассеяния и для различных длин световых волн задаются значениями коэффициента поглощения. В настоящее время для разных районов Мирового океана при помощи спектрофотометров определен спектральный состав диффузного (внутреннего) света.
Свечение моря представляет собой явление, распространенное по всему Мировому океану. Оно наблюдается только в морской воде и никогда не бывает в пресной. Свечение морской воды создается организмами, испускающими «живой» свет. К таким организмам относятся прежде всего светящиеся бактерии. В пред-устьевых районах и вообще в опресненных прибрежных водах, где распространены главным образом такие бактерии, свечение моря Наблюдается в виде ровного молочного света. Свечение вызывается, ¡рроме того, мелкими и мельчайшими простейшими организмами, из которых наиболее известна ночесветка (Noctiluca). На первый взгляд такое свечение кажется ровным. В действительности же оно Образуется множеством отдельных белых, зеленоватых или красноватых вспышек, усиливающихся при интенсивном движении воды. Вочесветки скапливаются иногда на поверхности моря в таком количестве, что вода кажется окрашенной в красноватый цвет. У некоторых организмов свечение связано с процессом дыхания, по-ШРому во время штормов, при обогащении воды кислородом, свече-яре бывает более интенсивным.
Распространение звука в морской воде зависит от температуры, солености, давления, содержания газов, а также взвешенных примесей органического и неорганического происхождения. Неоднородность морской воды определяет распространение звука по сложным траекториям. Состояние же поверхности моря и характер грунтов, выстилающих дно, обусловливают отражение звуковых колебаний, которые сопровождаются затуханием вследствие поглощения и рассеяния звуковой энергии.
Свободная поверхность океанов и морей называется у ровен-ной поверхностью. Она представляет собой поверхность, перпендикулярную в каждой точке направлению равнодействующей всех сил, действующих на нее в данном месте. Поверхность Мирового океана под влиянием различных сил испытывает периодические, непериодические и другие колебания, отклоняясь от среднего многолетнего значения, наиболее близкого к поверхности геоида. Основные силы, вызывающие эти колебания, можно объединить в следующие группы: а) космические — приливообразующие силы; б) физико-механические, связанные с распределением солнечной радиации по поверхности Земли, и воздействием атмосферных процессов, как, например, изменения в распределении давления и ветров, выпадение осадков, колебания величин речного стока и других гидрометеорологических факторов; в) геоди-намические, связанные с тектоническими движениями земной коры, сейсмическими и геотермическими явлениями.
К основным характеристикам уровня, необходимым при изучении режима и представляющим практический интерес, относятся средние уровни за различные периоды времени и экстремальные значения. Кроме средних уровней — суточного, месячного, годового И многолетнего, большой интерес представляют экстремальные его Величины— максимальный, минимальный, наибольшее возможное отклонение от среднего уровня, продолжительность стояния на различной высоте и др.
Колебательные движения, при которых частицы описывают замкнутые или почти замкнутые орбиты, совершая вертикальные и горизонтальные перемещения, носят название волн. Волны, наблюдаемые в морях и океанах, разнообразны по форме, характеру колебаний, размерам и другим особенностям. По происхождению, т. е. в зависимости от сил, возбуждающих их, волны подразделяют на ветровые (волны трения), приливные, анемобарические, сейсмические (цунами), корабельные.
Волна характеризуется следующими элементами: высотой, длиной, периодом, скоростью распространения (фазовой и орбитальной), крутизной, фронтом, направлением распространения (рис. 24).Длина волны X — кратчайшее горизонтальное расстояние между двумя соседними гребнями или подошвами. Для поступательных волн — это расстояние между двумя частицами, находящимися в одинаковой фазе колебаний.
Так как длина, период и скорость распространения волн свя-ваны между собой уравнением Я = ст, то, измерив один из трех элементов, можно определить остальные два (табл. 18). Высота волн к определяется инструментально или по эмпирическим формулам, полученным из непосредственных наблюдений.
Энергия, которой обладают волны, слагается из кинетической, возникающей от обращения частиц воды по орбитам, и потенциальной, которая определяется тем, что частицы при волновом движении приподняты над невозмущенным уровнем. Вследствие этого осредненное за период значение потенциальной энергии зависит от величины превышения центров орбит над положением частиц в покое.
Когда волнение начинает затухать, прежде всего исчезают малые волны, затем более крупные и на море остаются только очень длинные и пологие волны зыби. Они надолго переживают малые волны, уходя на тысячи километров от места возникновения волнения. Форма профиля зыби приближается к трохоиде.
Основная роль, по Маккавееву, принадлежит касательному напряжению ветра т=ур ш2, где у — коэффициент трения между атмосферой и водой, р — плотность воздуха и о» — скорость ветра.Отношение =Р служит показателем нарастания волн.
На океаническом побережье сила удара увеличивается до 38 т/м2, в морях, особенно внутренних,— до 15—¡10 т/м2. Обрушиваясь на изрезанный скалистый берег, волны разрушаются, затрачивая свою энергию на абразию берега, а при набегании на пологие берега разрушаются раньше, чем достигают его. Наиболее интенсивно волны деформируются при переходе на мелководье.
При переходе волн на малые глубины наблюдается явление рефракции, которое состоит в том, что волны изменяют свое направление и их фронт стремится занять положение, параллельное берегу. Это явление возникает вследствие неодинаковой фазовой скорости распространения отдельных участков гребней волн при переходе в прибрежную зону. На рис. 28 показаны последовательное положение фронта волн М/У и векторы скорости распространения волн. Участки фронта волны, расположенные ближе к берегу, движутся медленнее, чем те, что еще удалены от малых глубин.
На инструментальных методах наблюдений строится современная методика расчета элементов волн. Наряду с большим числом эмпирических соотношений между элементами волн и элементами ветра (его скоростью до, направлением а№, временем действия /«, разгоном Д т. е. длиной воздушного потока над морем) и глубиной моря Н широкое распространение получили методы расчета, базирующиеся на уравнении баланса энергии,— это так называемые энергетические методы. Большое развитие получили в последние годы статистические методы анализа и расчета ветровых волн.
Ветровые волны и зыбь изменяются во времени и в пространстве в зависимости от физико-географических, синоптических и гидрометеорологических условий.Ветровые волны высотой 18 м отмечены в северной части Тихого океана во время продолжительного шторма ураганной силы. В антарктических водах с д/э «Обь» в 1958 г. была зарегистрирована волна высотой 24,5 м. Наибольшая длина океанических волн может достигать 400 м. Обычные штормовые волны имеют высоту до 8 м, длину до 150 м, период до 8 секунд, скорость до 18 м/с, крутизну не больше Vio (обычная до /20— /зо).
Внутренние волны — это волны, возникающие в толще воды океанов, морей и озер на поверхности раздела слоев воды с различной плотностью. Внутренние волны, так же как и поверхностные, могут возникать под действием внешних импульсов, таких, как продолжительные сильные ветры, изменения поля давления атмосферы, приливообразующие силы Луны и Солнца, сейсмические факторы, движение судов в резко стратифицированном море.
Огромный ущерб, приносимый волнами цунами, определяет- необходимость организации специальных служб предупреждения! В СССР, Японии, США и других странах такие службы используют сейсмические, акустические, геофизичёские я океанологические наблюдения, производимые сетью специальных станций и научных учреждений.
Сейши могут возникать и вследствие сейсмических явлений. Они охватывают бассейны в целом или их отдельные участки, заливы и бухты. При сейшах отсутствует поступательное движение в форме волны, а наблюдаются лишь вертикальные колебания, При кбторых в одном месте происходит подъем, в другом — опускание уровня. Самый простой вид сейш, когда уровень воды у одного края бассейна поднимается, у другого — опускается (рис. 30а). При этом в средней части бассейна наблюдается линия, вдоль которой не происходит колебаний уровня, но существуют горизонтальные перемещения вод (течения). Такая линия называется узловой.
Приливы — это волновые движения воды, возникающие под действием приливообразующих сил Луны и Солнца. Лунная составляющая больше чем в два раза превосходит солнечную и определяет основные черты приливных движений на Земле. Эти волны возникают не только в Мировом океане, но и в твердой оболочке Земли и в атмосфере. Природа этих волн определяется условиями гравитационного взаимодействия между Землей, Луной и Солнцем, поэтому в ходе приливных явлений находят отражение главным образом эти условия, но немалую роль играют и местные физико-географические факторы. Приливные процессы, имеющие периодический характер, проявляются в периодических приливных колебаниях уровня моря и в горизонтальных поступательных движениях вод в форме приливных течений. Закономерное периодическое повышение уровня от наинизшего положения, называемого малой водой, до наивысшего, называемого полной водой, именуют приливом, а закономерное уменьшение уровня от полной до малой воды называют отливом. Разность уровней полной и малой воды называют величиной прилива.
Тропическое неравенство связано с изменениями склонения Луны. В течение 27,32 суток (тропический месяц) Луна дважды проходит через экватор, достигая максимальных северного и южного склонений 28°. При малом склонении Луны у полусуточных приливов не наблюдается неравенств высот и времен наступления полных и малых вод, а неправильные суточные приливы имеют характер неправильных полусуточных. При больших склонениях Луны у полусуточных приливов наблюдаются суточные неравенства по величине, времени роста и падения уровня. У неправильных суточных приливов, как указано на стр. 134, период колебаний становится суточным с большей, чем при малом склонении, величиной (рис. 33).
На каждую частицу воды Мирового океана воздействуют силы притяжения Луны и Солнца, а также центробежные силы, возникающие от обращения систем Земля—Луна и Земля—Солнце вокруг общих центров тяжести. Равнодействующая этих сил и представляет собой приливообразующую силу.
Суммарный лунно-солнечный прилив представляет собой наложение лунного и солнечного приливных эллипсоидов. На основании этих заключений статическая теория дала объяснение неравенствам в явлении приливов.
В дальнейшем Лапласом была разработана динамическая теория приливов, Томсоном (Кельвином) — теория гармонического анализа, положенные в основу расчетов и предсказания приливов.Луны1, Н=-——£г( ) Р — амплитуда колебаний лунной составляющей приливообразующей силы; pi и рг — коэффициенты пропорциональности между амплитудами сил и колебаниями уровня; А — gi и А — — разность колебаний и фаз сил (их часовых углов). Эти величины определяются из непосредственных наблюдений.
В 1867 г. У. Томсоном (Кельвином) была опубликована теория гармонического анализа приливов, которая дала метод предвычис-ления высот уровня на любой срок.Томсон увеличил число членов в уравнении Лапласа с тем, чтобы охватить все многообразие сложного явления приливов. Он преобразовал выражение потенциала приливообразующих сил, заменив одни астрономические факторы другими таким образом, чтобы все входящие величины были постоянными (const) или изменяющимися во времени [f(0]- В результате каждый из членов ряда его уравнения описывал гармоническое колебание различного периода, соответствующее периодическим изменениям отдельных составляющих приливообразующей силы.
Для обеспечения запросов мореплавания, портостроения и других прикладных задач в большинстве стран ежегодно на год вперед издаются специальные таблицы сведений о приливах в различных пунктах побережья. В СССР таблицы приливов издаются Главным управлением гидрометеорологической службы СССР. Отечественные таблицы приливов приводят сведения о высотах и времени наступления полных и малых вод в основных портах вдоль берегов северной части Атлантического океана, морей Европейской территории СССР, северной части Тихого океана и морей Азиатской территории СССР. Кроме того, в таблицах приливов приводятся специальные поправки для расчета элементов прилива, т. е. высот и времени наступления полных и малых вод, в дополнительных пунктах. Отдельными томами на русском языке выпускаются таблицы приливов для зарубежных портов Атлантического, Индийского и Тихого океанов. В таблицах, кроме сведений о полных и малых водах, публикуются гармонические постоянные, значения средних суточных уровней, типовая характеристика их и другие вспомогательные материалы.
Явление приливов сильно усложняется под влиянием конфигурации берегов и рельефа дна. При входе в узкие заливы энергия прилива на входном, большем сечении передается меньшим сечениям, что приводит к росту величины прилива. Теоретические исследования показали, что в этом случае величина прилива возрастает обратно пропорционально некоторой степени глубины и ширины канала.
Поступательные горизонтальные движения водных масс, связанные с перемещением значительных объемов воды на большие расстояния, называют течениями. Течения возникают под действием различных факторов, таких, как ветер (т. е. трение и давление движущихся воздушных масс на водную поверхность), изменений в распределении атмосферного давления, неравномерность в распределении плотности морской воды (т. е. горизонтальный градиент давления вод различной плотности на одинаковых глубинах), приливообразующие силы Луны и Солнца. На характер движения масс воды существенное влияние оказывают также вторичные силы, которые сами не вызывают его, а проявляются лишь при наличии движения. К этим силам относятся сила, возникающая благодаря вращению Земли — сила Кориолиса, центробежные силы, трение вод о дно и берега материков, внутреннее трение. Большое влияние на морские течения оказывают распределение суши и моря, рельеф дна и очертания берегов. Классифицируют течения главным образом по происхождению. В зависимости от сил, их возбуждающих, течения объединяют в четыре группы: 1) фрикционные (ветровые и дрейфовые), 2) градиентно-гравитационные, 3) приливные, 4) инерционные.
Физические условия возникновения и развития дрейфовых течений, исследовались многими учеными, но основы теории этих течений были заложены Экманом в 1903—1905 гг. Предполагая море бесконечно глубоким, однородным по плотности (гомогенным), ветер установившимся по направлению и скорости, он использовал уравнения движения вязкой жидкости и математически решил задачу о возникновении поверхностного течения под влиянием трения при наличии отклоняющей силы вращения Земли (силы Ко-риолиса).
На гидрологических разрезах, выполненных на ограниченных участках моря, можно принимать среднюю географическую широту, поэтому наклон уровня зависит главным образом от скорости течения и прямо пропорционален ей. Если скорость течения увеличивается, то и наклон изобар увеличивается. В природных условиях при существующих скоростях течений углы наклона изобарических поверхностей весьма малы. Однако даже малый наклон изобар влечет за собой значительный наклон изостерических поверхностей. Разность наклона изобар, вызываемая разностью скоростей движения отдельных слоев, создает наклон изостер, свидетельствующих об интенсивности движения. Для расчета плотностных течений Н. Н. Зубовым предложен упрощенный вывод, положенный в основу динамического метода обработки океанологических наблюдений.
Описанная схема течений в Мировом океане тесно связана со схемой циркуляции атмосферы, расположением барических максимумов и минимумов и распределением плотности вод Мирового океана. Она является приближенной, так как местные физико-географические условия значительно видоизменяют ее.
Циркуляция вод Мирового океана определяет обмен количеством вещества, тепла и механической энергии между океаном и атмосферой, поверхностными и глубинными, тропическими и полярными водами. Морские течения переносят большие массы воды из одних областей в другие, часто весьма в отдаленные районы. Течения нарушают широтную зональность в распределении температуры. Во всех трех океанах — Атлантическом, Индийском и Тихом— под влиянием течений возникают температурные аномалии: положительные аномалии связаны с переносом теплых вод от экватора в более высокие широты течениями, имеющими близкое к меридиональному направление; отрицательные аномалии вызваны противоположно направленными (от высоких широт к экватору) холодными течениями. Отрицательные аномалии температуры усиливаются, кроме того, подъемом глубинных вод у западных берегов континентов, вызванным сгонами вод пассатными ветрами.
Одна из важнейших задач в изучении гидрологических условий океанов и морей — установление основных и второстепенных водных масс, их структуры, взаимодействия друг с другом и географического распределения. Достаточно большие объемы воды, сформированные в данных физико-географических условиях в определенные отрезки времени и отличающиеся характерными физическими, химическими и биологическими свойствами, называют водными массами. Комплекс этих характеристических свойств отражает процесс формирования той или иной водной массы.
Из высоких широт холодные опресненные воды течениями перемещаются в направлении к экватору. Встречаясь с теплыми тропическими водами, они погружаются в глубины вследствие более высокой плотности (из-за низкой температуры). Опускание и взаимодействие теплых (в субтропических зонах) и холодных вод приводит к формированию промежуточных, глубинных и придонных водных масс. В пределах всего Мирового океана встречаются эти четыре основных типа водных масс: поверхностные, промежуточные, глубинные и придонные. Несмотря на то что к поверхностным водам относится слой толщиной всего 200—250 м, им принадлежит основная роль в формировании промежуточных, глубинных и придонных вод. Каждая из этих водных масс отличается местными, региональными особенностями. В соответствии с зональным изменением физико-географических и климатических условий поверхностные водные массы, так же как и остальные типы, можно подразделить на экваториальные, тропические южные и северные, субполярные и полярные, включающие арктические и антарктические воды.
Примером морей, где глубинные воды формируются в результате водообмена с соседним бассейном, может служить Карибское море. Здесь вертикальная конвекция незначительна. Грядой Антильских островов с проливами глубиной до 1700 м море отделено от Атлантического океана, с которым происходит водообмен. С этого горизонта вся глубоководная впадина Карибского моря (до наибольшей глубины 6270 м) заполнена атлантической водой с температурой 4,2° С и соленостью около 35%о — это характеристики океанической воды на глубине около 1700 м.
Морская вода — исключительно благоприятная среда для развития биологических процессов. Морские животные организмы обитают на поверхности, в толще воды на всех глубинах и на дне океанов и морей. Растительные организмы распространяются лишь в пределах освещенных слоев, т. е. до 100—150 м. Основными благоприятными условиями для их существования служат проникновение света, тепла, содержание минеральных и органических веществ и газов.
Неритическая область разделяется на несколько зон. Верхняя зона — литораль, или приливная зона, расположенная между границами максимальной полной воды и малой воды, а в морях, где приливные колебания отсутствуют — это зона переменного обсыхания под влиянием сгонно-нагонных, сейшевых и других колебаний уровня. Литораль населена растительными и животными организмами морского и наземного происхождения, приспособленными к резкой смене гидрометеорологических условий. Зона разделяется на подзоны в зависимости от специфики фауны и флоры и условий их обитания.
Бурный рост населения земного шара и технический прогресс выдвигают неотложную задачу — освоение и использование природных ресурсов океана.Биологические, химические, энергетические и другие богатства океанов и морей огромны и могут быть неиссякаемыми при условии рационального и научно обоснованного их использования.
Вода в недрах Земли находится в жидком, твердом и газообразном состоянии. Она или свободно циркулирует по трещинам и порам горных пород и почв, подчиняясь силе тяжести, или находится в физически и химически связанном состоянии с минеральными частицами почв, грунтов и горных пород.
О. Фольгер, — что источником происхождения подземных вод является водяной пар атмосферы, который вместе с воздухом попадает в холодные слои земной коры и там конденсируется. Сторонники этих теорий, защищая одну из них, критиковали положения другой, основываясь главным образом на общих предпосылках, не подкрепленных экспериментальными исследованиями.
В соответствии с изложенными выше теориями и гипотезами подземные воды подразделяются на следующие группы.Выделить воды «однородного» генезиса затруднительно. В ходе геологической истории в одной и той же геологической структуре возможна смена вод различного происхождения.
Горные породы и почвы содержат различные виды воды. Ее свойства и способы передвижения определяются сочетанием гравитационных и молекулярных сил, действующих между частицами воды и породы. Условия залегания подземной воды, ее запасы и качество в значительной степени определяются водно-физическими свойствами горных пород.
Перемещение воды в природе осуществляется, как известно, под влиянием той или иной силы или равнодействующей группы сил. В почве и породах, как и всюду, вода прежде всего испытывает на себе действие силы тяжести, которая заставляет ее просачиваться вглубь. Между молекулами воды и молекулами и ионами частиц породы существуют силы молекулярного взаимодействия. Они вызывают явления сорбции (поглощения влаги частицами породы). Сорбционные силы способствуют удержанию воды на поверхности частиц породы. Силы эти велики, но радиус действия их крайне ограничен.
Всю влагу в порах породы можно разделить на ряд категорий— видов, для которых в данный момент характерно передвижение под преобладающим влиянием той или иной силы или сочетания сил. Категории эти несколько условны, так как разграничить их вполне четко невозможно.
При наличии источников питания залегание подземных вод в земной коре в значительной мере определяется геологическим строением местности: структурой и литологическим составом горных пород. Чередование водопроницаемых и водоупорных пород в земной коре создает условия для накопления свободных вод в толще водопроницаемых горных пород, залегающих на водоупо-рах. В этих условиях на различных глубинах от поверхности земли формируются водоносные слои, или водоносные горизонты, под которыми понимают насыщенные водой водопроницаемые слои горных пород. Вода может заполнять не всю толщу водопроницаемого слоя породы, а лишь до определенной поверхности (рис. 45). Если при вскрытии водоносного горизонта колодцем, шурфом или скважиной вода в них устанавливается на том же уровне, на котором она находится в породе, то эта уровенная поверхность является свободной (безнапорной) и носит название зеркала или уровня подземных вод. Водоносные горизонты, обладающие свободной поверхностью, носят название водоносных горизонтов со свободнойповерхностью.
Вода в почве находится в основном в связанном состоянии. Она удерживается на поверхности почвенных частиц и перемещается в почве под влиянием молекулярных и капиллярных сил. В местах избыточного увлажнения в почве может находиться и свободная, просачивающаяся гравитационная вода. Встретив на своем пути водоупорный или относительно водоупорный слой в пределах почвенного разреза или в подпочвенном слое ниже границы корнеобитаемого слоя, вода накапливается, заполняет поровое пространство вышележащего слоя и образует так называемый горизонт гравитационной подпертой влаги. Если эти воды находятся целиком в почвенном слое и не имеют гидравлической связи с нижерасположенными грунтовыми водами, они называются почвенными водами. Если эти воды гидравлически связаны с грунтовыми водами (постоянно или временно), они называются почвенно-грунтовыми. Иногда почвенные и почвенно-грунтовые воды называют верховодкой. К верховодке также относят временные, обычно сезонные скопления грунтовых вод в зоне аэрации, расположенные в виде отдельных линз.
Воды, залегающие в водопроницаемой толще пород, заключенной между двумя водоупорными слоями, называют межпласто-выми водами. Верхний водоупорный слой в этом случае называется водоупорной кровлей, а нижний — водоупорным ложем. Грунтовые воды имеют обычно свободную уровенную поверхность (давление на этой поверхности равно атмосферному). Свободную поверхность имеют и межпластовые воды, в том случае, если они безнапорные или если водоносная порода насыщена водой неполностью.
Впитывание, или инфильтрация, — процесс проникновения влаги в почву. Передвижение ее от слоя к слою в условиях различной степени насыщения водой нижерасположенных горизонтов почво-грунтов относится к процессу просачивания. Процесс этот сложный и состоит из нескольких стадий. Чаще выделяют две стадии: впитывания и фильтрации. Вода атмосферных осадков, попадая на сухую почву, в начальный момент подвергается действию сорбционных и капиллярных сил и интенсивно поглощается поверхностью почвенных частиц. Постепенно поры малого сечения заполняются и движение воды в стадии впитывания осуществляется в виде пленочного и капиллярного перемещения. При полном насыщении всех пор движение воды в стадии фильтрации происходит под преобладающим действием силы тяжести и характеризуется законом ламинарного движения (см. § 92). В почво-грунтах всегда имеются крупные пустоты, трещины, ходы корневой системы растений, по которым вода с поверхности почвы в форме капельно-струйчатого (турбулентного) движения может проникать на ту или иную глубину. Этот процесс называют инфлюацией. Соотношение между всеми формами движения меняется в широких пределах в зависимости от влажности почво-грунтов, их механического состава, культурной обработки, наличия воздушных пробок и т. п.
В природе существуют два вида движения воды: ламинарное и турбулентное (см. § 115). Ламинарное свойственно движению воды в мелкозернистых породах. Скорости движения в них невелики и измеряются метрами или даже сантиметрами в сутки. В крупнообломочных и трещиноватых породах скорости движения воды значительно больше; в них может происходить турбулентное движение, свойственное открытым потокам. В обоих случаях движение воды в водоносных слоях со свободной поверхностью совершается под влиянием гидростатического напора от мест с более высоким уровнем к местам с более низким уровнем. В естественных условиях вода передвигается по направлению к выходам источников, к открытым водоемам, если уровень в последних стоит ниже, чем уровень воды в водоносном пласте, и, наоборот, может уходить из водоемов в грунт при обратном соотношении уровней. Движение воды в водоносном пласте может быть вызвано искусственно откачкой воды из колодца, искусственным дренажем.
Появление в воде наблюдательной скважины индикатора устанавливается либо химическим путем, либо колориметрическим, либо электрометрическим.В последние годы получили распространение геофизические методы определения на-грунтовых вод, не требующие устройства улавливающих скважин.
Пополнение запасов почвенной влаги и питание верхних горизонтов подземных вод происходят за счет влаги атмосферного происхождения — просачивания снеговых и дождевых вод, а также адсорбции водяного пара атмосферы почвой. Значение адсорбции в питании почвенных и грунтовых вод намного меньше, чем инфильтрации, хотя в некоторых районах ее доля в питании этих вод может быть весьма ощутима.
А. А. Роде и др. выделяют несколько типов водного режима почв. Кратко рассмотрим некоторые крайние типы этого режима.Промывной тип — характерен для областей, где сумма годовых осадков Хт превышает испаряемость Zor. В этих условиях почвенная толща ежегодно подвергается сквозному промачиванию. В годовом обороте влаги нисходящее движение влаги в почве и грунтах преобладает над восходящим. Просачивающаяся вода достигает уровня грунтовых вод, и, таким образом, избыток ее удаляется из почвы почвенно-грунтовым стоком.
Изменение во времени уровня подземных вод, их температуры, химического состава и минерализации называется режимом подземных вод. Наибольшие изменения элементов режима (уровня, температуры и др.) наблюдаются в водоносных горизонтах со свободной водной поверхностью, и тем большие, чем ближе воды расположены к поверхности земли. По своему режиму наиболее динамичны грунтовые воды. В этих водах проявляются годовые, сезонные и даже суточные колебания.
Взаимосвязь речных и подземных вод наиболее полно рассмотрена в работах Б. И. Куделина и О. В. Попова.Характер взаимосвязи между речными и подземными водами различен. В зависимости от условий залегания водоносного пласта, глубины вреза речных долин и положения мест выхода подземных вод на поверхность по отношению к высоте стояния уровня воды в реке возникают различные условия для гидравлической связи речных и подземных вод. Гидравлическая связь может быть постоянной, периодической или отсутствовать вовсе.
Гидрогеологическая съемка — комплекс полевых исследований подземных вод района с целью изучения морфологических особенностей этих вод, их формирования и ресурсов. В процессе съемки требуется выяснить условия залегания водоносных горизонтов, в частности глубину залегания и площадь распространения подземных вод, особенности питания, режим подземных вод и связь отдельных водоносных горизонтов друг с другом и поверхностными водами, запасы подземных вод и их физико-химические свойства.
Идея об естественноисторической зональности природных явлений, высказанная великим русским ученым В. В. Докучаевым, впервые была применена к географическому распространению грунтовых вод П. В. Отоцким, показавшим, что распределение грунтовых вод на территории европейской части СССР носит зональный характер: по мере движения с севера на юг грунтовые воды углубляются и минерализуются, содержание в них органических веществ уменьшается. Эта идея в дальнейшем была развита В. С. Ильиным, Б. Л. Личковым, О. К. Ланге, Г. Н. Каменским, И. В. Гармоновым.
О. К. Ланге, развивая идею о зональном распределении грунтовых вод, вносит некоторые исправления и дополнения в схему В. С. Ильина. На территории СССР он выделяет три обособленные провинции, различающиеся между собой по характеру климатических особенностей и имеющие своеобразные черты в распределении грунтовых вод. Внутри провинций он выделяет зоны с типичными для них грунтовыми водами.
Подземные минеральные воды в большинстве случаев представлены минеральными источниками, самоизливающимися на поверхность под гидростатическим напором или давлением газов. Наиболее крупные из них обычно связаны с зонами тектонических разрывов. По содержанию ионов и соотношению между ними минеральные воды очень разнообразны. Однако, несмотря на их разнообразие, можно наметить отдельные области с преобладанием того или иного состава вод. Распределение основных типов минеральных вод связано с геотектоническим расчленением земной коры на зоны альпийской складчатости и участки платформ.
На обширной территории СССР выделяют несколько гидрогеологических областей и районов природных минеральных вод соответственно преобладанию в них вод, характерных по химическому составу и физическим свойствам. По А. М. Овчинникову, эти области и районы следующие.
Подземные воды участвуют в различных физико-географических процессах. Как уже отмечалось, сток подземных вод является одним из звеньев круговорота воды на земном шаре и составной частью речного стока. Вместе с подземными водами в реки поступают растворенные вещества, содержащиеся в земной коре. На отдельных участках земной поверхности, на склонах, в местах выхода подземных вод на дневную поверхность наблюдаются своеобразные физико-географические явления: оползни, суффозия, карст1, заболачивание.
Суффозия — явление размыва и выноса мелких минеральных частиц и растворенных веществ водой, фильтрующейся в толще горных пород, обусловливающее оседание покрывающих эти породы поверхностных слоев грунта. По пути следования подземного потока возникают каналообразные ходы («водные жилы»), пустоты. По мере их увеличения рыхлая водоносная порода и покрывающие ее поверхностные слои проседают. Это проседание наиболее резко заметно в местах выхода подземных вод на поверхность — у источников.
Карстовые явления распространены в местах залегания легкорастворимых горных пород: известняков, доломитов, гипса, поваренной соли. В результате выщелачивания поверхностными и движущимися подземными водами в глубине пород возникают обширные трещины, пустоты и пещеры, а на поверхности образуются углубления, воронки, замкнутые котловины, карстовые колодцы, создающие особую форму земной поверхности.
Рекой называется водный поток, протедающий в естественном русле и питающийся 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. Сливаясь вместе, они дают начало постоянным потокам — сначала ручьям, малым речкам, а затем рекам. Водность рек увеличивается притоком подземных вод, дренируемых речными 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 притоками. Совокупность всех рек, сбрасывающих свои воды через главную реку в море или озеро, называется речной системой или речной сетью.
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 Главный 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 плоскогорью, горным хребтам Гыдан, Джугджур, Становому, Яблоновому, далее уходит за пределы СССР, проходит через Центральную Азию, пересекает северную часть Аравийского полуострова и вступает в Африку. Здесь он простирается почти в меридиональном направлении, приближаясь в восточной части материка к Индийскому океану.
Площадь бассейна Оби, например, больше площади ее водосбора, так как включает области внутреннего стока между Обью и Иртышом, между Иртышом и Ишимом и между Ишимом и Тоболом, сток с которых не попадает в Обь.
К числу физико-географических характеристик речных бассейнов относится прежде всего их географическое положение, которое дается в виде географических координат крайних точек бассейна (крайние западные и восточные, крайние южные и северные точки).
Истоком называется место на земной поверхности, где русло реки приобретает отчетливо выраженные очертания и где в нем наблюдается течение. Река может образоваться из слияния двух рек. Тогда за начало реки принимается место слияния этих рек.
Размеры и форма русла сильно меняются по длине реки в зависимости от ее водности, 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 профиля русла. Сечение русла вертикальной плоскостью, перпендикулярной направлению течения, называется водным сечением потока. Часть площади водного сечения, где наблюдаются скорости течения, называется площадью живого сечения. Та же часть площади водного сечения, где течение практически отсутствует, называется площадью мертвого пространства.
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 продольных профилей рек (рис. 63).
Каждая частица, кроме того, находится под действием силы тяжести Р , изображенной на рис. 64 б в виде вектора, направленного сверху вниз по вертикали. На этом же рисунке сила Р1 изображена в виде горизонтальной линии.
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 скорости в каждой точке совершаются около устойчивых средних значений, которыми обычно и оперируют гидрологи. Наибольшие скорости наблюдаются на поверхности потока. В направлении ко дну они уменьшаются относительно 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 потока отмечается наличие у дна очень тонкого пограничного слоя, в котором скорость резко уменьшается до нуля.
Турбулентный характер движения воды в реках обусловливает перемешивание водной массы. Интенсивность перемешивания усиливается с увеличением скорости течения. Явление перемешивания имеет большое гидрологическое значение. Оно способствует выравниванию по живому сечению потока температуры, концентрации взвешенных и растворенных частиц.
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 потоках достигается у поверхности или на расстоянии 0,2Я 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, ветер 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 растительности, значительно повышающей шероховатость днц русла. Зимой подо льдом, особенно при наличии шуги, под влиянием добавочного трения о шероховатую нижнюю поверхность льда скорости малы. Максимум скорости смещается 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 уменьшаются, а положение максимума смещается на большую глубину по сравнению с его положением в безветренную погоду.
Для вычисления средней скорости потока при отсутствии непосредственных измерений широко применяется формула Шези.Движение потока, как указывалось ранее, осуществляется под влиянием Р . При установившемся равномерном движении эта сила уравновешивается силой гидродинамического сопротивления (трения). Величина силы трения пропорциональна поверхности трения %Ах и квадрату скорости потока а2р (% — смоченный периметр).
Течение равнинных рек значительно более спокойное, чем горных. Водная поверхность равнинных рек сравнительно ровная. Препятствия обтекаются потоком спокойно, кривая подпора, возникающего перед препятствием, плавно сопрягается с водной поверхностью вышерасположенного участка.
В зависимости от направления излучины отклоняющая сила Кориолиса или усиливает, или ослабляет поперечные течения на закруглении. Эта же сила возбуждает поперечные течения на прямолинейных участках.Помимо поперечных циркуляций, в потоке наблюдаются вихревые движения с вертикальной осью вращения (рис. 72). Одни из них подвижны и неустойчивы, другие стационарны и отличаются большими поперечными размерами. Чаще они возникают в местах слияния потоков, за крутыми выступами берегов, при обтекании некоторых подводных препятствий и т. д. Условия формирования стационарных вихрей пока не исследованы. Гришанин высказывает предположение, что образованию устойчивого локализованного вихря способствует значительная глубина потока и существование восходящего течения воды. Эти вихри в потоке, известные под названием водоворотов, напоминают воздушные вихри — смерчи.
Под влиянием ряда причин, о которых будет сказано ниже, изменяются расходы воды в реках, положение уроненной поверхности, ее уклоны и скорости течения. Совокупное изменение расходов воды, уровней, уклонов и скоростей течения во времени называется водным режимом, а изменение величин расходов, уровней, уклонов и скоростей в отдельности — элементами водного режима.
Так как математически закон изменения р=/(Я, В) неизвестен, расход вычисляется приближенно.Модель расхода можно разделить вертикальными плоскостями, перпендикулярными площади живого сечения, на элементарные объемы (рис. 76 б). Общий расход вычисляется как сумма частичных расходов Д<2, каждый из которых проходит через часть площади живого сечения со,-, заключенную между двумя скоростными вертикалями или между урезом и ближайшей к нему вертикалью.
Основной источник питания всех рек на земном шаре — атмосферные осадки. При определенных условиях часть выпадающих жидких осадков образует поверхностный 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 отдельные годы стаивает не весь, пополняет запасы вечных снегов и дает начало ледникам. Талые 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 подземных вод, которые значительномедленнее попадают в русла рек. Подземные воды являются 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.
Рассматривая реки как продукт климата их бассейнов, Воейков считал возможным использовать особенности их режима как индикатор климата. Для этой цели им была разработана климатическая классификация рек. Воейков разделил все реки на следующие типы..
Т — время берегового регулирования поверхностного стока; —А и +А — отрицательная и положительная фазы подземного стока в реки в период половодья.М. И. Львович составил схему определения подземной составляющей речного стока в период половодья (паводков), основанную на предположении, что общий приток подземных вод, как гидравлически связанных, так и не связанных с русловыми, достигает максимума на спаде половодья. Учитывая это, можно приближенно по гидрографу установить границу между поверхностным речным стоком и общим притоком подземных вод по линии 4, указанной на рис. 80.
Несмотря на несовершенство методов количественной оценки роли источников питания в годовом стоке, применение этих методов дает возможность произвести генетический анализ водного режима рек и классифицировать их по источникам питания. Такая классификация для рек СССР была разработана М. И. Львовичем. При количественной оценке каждого источника питания — снежного покрова 5, дождевых вод и грунтовых вод ¡7 — Львович принял следующие градации: более 80, 50—80 и менее 50%. Для ледникового питания й, 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 питания. Отнесение реки к тому или иному типу при участии в питании ее талых вод высокогорных снегов и ледников производится в соответствии с установленными для этого случая градациями.
Годовой цикл водного режима рек можно подразделить на несколько характерных периодов, называемых фазами водного режима. Характерные особенности этих фаз и их продолжительность определяются условиями питания, изменением этих условий в течение года, что в свою очередь зависит от климата речных бассейнов. Число фаз может быть неодинаковым для различных рек и колеблется от четырех до двух. На одних реках, как, например, в равнинной части нашей страны, наблюдаются четыре фазы: весеннее половодье, летняя межень, осенние паводки, зимняя межень. На других (крайний юг Русской равнины) фаза осенних дождевых паводков отсутствует; на реках с длительным летним половодьем не бывает летней межени.
Весеннее половодье представляет собой основную фазу водного режима рек чисто снегового, преимущественно снегового и смешанного с преобладанием снегового типа питания. Такие реки распространены на равнинной территорий СССР.
Паводочная волна и волна половодья при движении вниз по течению распластываются. На рис. 83 изображен продольный профиль паводочной волны (свободной поверхности потока) на некотором участке реки.Длина этой паводочной волны и, высота Ы. Через некоторый промежуток времени паводочная волна сместится вниз по течению.
Реки казахстанского типа отличаются резко выраженным весенним половодьем и низким стоком в остальное время года (рис. 86 а). Половодье на этих реках кратковременное, меньше одного месяца. Летом многие из них пересыхают. Осенние обложные дожди вследствие иссушенности почв за лето паводков не образуют. Реки этого типа распространены по северной окраине Арало-Каспийской низменности и в Южном Заволжье.
Колебания уровней воды в реках обусловливаются прежде всего изменением водности реки, т. е. изменением расходов воды. Следовательно, уровенный режим находится под влиянием тех же факторов, что и режим расходов, — особенностей источников питания и расходования запасов влаги в бассейне. Сходство режима уровней и расходов отчетливо проявляется при сравнении графиков колебаний уровней и расходов. Об этом же свидетельствуют кривые расходов, выражающие связь между расходами и уровнями.
Если сравнить два графика колебаний уровней реки в двух пунктах, расположенных на бесприточном участке или с незначительной боковой приточностью, то нетрудно обнаружить большое сходство между этими графиками (рис. 89 а). Уровни воды в двух пунктах, относящиеся к одной и той же фазе водного режима реки, называются соответственными. Они отчетливо прослеживаются по отдельным максимумам и минимумам на графиках колебаний уровней верхнего и нижнего пунктов наблюдений, при этом максимумы и минимумы в нижнем пункте наблюдаются позже по сравнению с верхним. Время запаздывания в наступлении соответственных уровней в нижнем пункте по сравнению с верхним, определяемое по характерным точкам на графике уровней, равно времени добегания водной массы потока от одного пункта до другого. Между соответственными уровнями всегда существует отчетливо выраженная зависимость, которую нетрудно изобразить графически (рис. 896). Эта кривая используется для краткосрочных прогнозов уровней на нижнем пункте по данным наблюдений на верхнем. Заблаговременность прогноза равна времени добегания. Иногда строится серия таких кривых, охватывающая большие участки рек. Часть кривых учитывает влияние на соответственные уровни боковой приточности.
Для количественной оценки стока рек применяются следующие его характеристики.Коэффициент стока — величина безразмерная.
Сток образуется в результате выпадения дождей или таяния снега и льда в горах. В обоих случаях часть воды, поступившей на поверхность земли, затрачивается прежде всего на заполнение отрицательных форм микрорельефа (углублений) и на впитывание в почву. Только после заполнения отдельных углублений и притом после того момента, как интенсивность дождя или таяния снега и льда станет превосходить интенсивность инфильтрации, возникает сток.
Анализ уравнения водного баланса речных бассейнов за многолетний период У=Х — 1 позволяет сделать вывод, что средний многолетний сток зависит прежде всего от климатических факторов, а затем уже от всех других природных факторов, оказывающих влияние главным образом на впитывание воды в почву и испарение. Расход воды на инфильтрацию зависит от свойств почвы, а испарение почвенной влаги — от соотношения тепла и влаги в речном бассейне. При большом содержании воды в почве испарение ограничивается количеством поступающего тепла, при малом оно зависит от наличия влаги в почве. В последнем случае тепловые ресурсы позволили бы испариться большему количеству воды, но из-за относительно малого ее содержания в почве испаряться нечему.
Влияние почвенного покрова на сток и его подземную и поверхностную составляющие осуществляется через процессы инфильтра-ции и испарения. В зависимости от сочетания тех или иных водно- физических свойств почв при данных особенностях климата увеличивается или уменьшается то количество влаги, которое задерживается в верхнем слое почв и почво-грунтов зоны аэрации и, следовательно, может быть израсходовано в дальнейшем на испарение и транспирацию растениями. С другой стороны, этими же условиями определяется и то количество влаги, которое выходит за пределы активного слоя почв и расходуется на пополнение запасов грунтовых вод, участвуя в дальнейшем в питании рек этими водами.
Велико влияние на сток закарстованных горных пород, слагающих речные бассейны. Интенсивность этого влияния зависит также от типа и возраста карста. В карстовых районах, особенно там, где закарстованные породы не покрыты четвертичными отложениями, поверхностный сток обычно отсутствует, атмосферные осадки поглощаются воронками, польями, просачиваются по трещинам и пополняют запасы подземных вод. Пути подземного стока весьма разнообразны, и не всегда область питания и распространения подземных вод совпадает с областью дренирования их реками. Это характерно для областей распространения карста.
Непосредственное влияние растительности на сток сравнительно невелико. Оно заключается в увеличении шероховатости земной поверхности, вследствие чего замедляется стекание воды по поверхности земли и увеличивается возможность инфильтрации влаги в почву. В значительно большей мере проявляется влияние растительности, в особенности леса, на отдельные элементы водного баланса бассейнов: просачивание, испарение, отчасти осадки.
Непосредственное влияние уклонов местности на речной сток сравнительно невелико, вследствие того что роль инфильтрационной способности почв перекрывает зависящее от этого фактора увеличение или уменьшение скорости стекания вод по земной поверхности. Большое влияние рельеф оказывает на отдельные элементы водного баланса речных бассейнов: осадки, инфильтрацию влаги в почво-грунты и испарение. Это влияние рельефа проявляется различно в зависимости от крупности его форм. Особенно значительно оно в горах, где с высотой местности увеличивается годовая сумма осадков, снижается температура воздуха, следствием чего является уменьшение испарения и соответственно увеличение стока. С высотой, как правило, увеличивается доля твердых осадков, что приводит к увеличению коэффициента стока, а следовательно, и величины стока, а также к существенному изменению водного режима, наиболее выраженному на высокогорных реках с ледниковым питанием.
Хотя эта тема заслуживает специального изложения, ограничимся здесь лишь общими замечаниями. В современных условиях широкого использования водных ресурсов и проведения агрономических, агролесомелиоративных и гидромелиоративных мероприятий на обширных территориях страны хозяйственная деятельность человека воздействует как непосредственно на сток, так и на условия его формирования. Создание водохранилищ (иначе говоря, увеличение озерности) вызывает увеличение потерь воды на испарение, а следовательно, и некоторое уменьшение стока, в особенности в засушливых районах. Но эта неизбежная издержка с избытком перекрывается пользой от водохранилищ, позволяющих уменьшать сток в периоды паводков и увеличивать в периоды межени. Огромный размах строительства водохранилищ в Советском Союзе позволил увеличить ресурсы устойчивого речного стока страны почти на 25%. Это большое достижение народного хозяйства.
Для характеристики распределения стока на любой территории строятся карты стока, выраженного в слое стока или в модулях стока. Для построения карты норм годового стока предварительно по данным фактических наблюдений вычисляются нормы стока для отдельных речных бассейнов и их частей. Полученные данные относятся к центрам тяжести речных водосборов. По нанесенным на карту величинам норм стока проводятся плавные линии, соединяющие точки с одинаковыми величинами норм стока, — изолинии стока. При проведении изолиний принимается во внимание распределение по территории основных факторов стока: атмосферных осадков, рельефа, почв, геологического строения, в горах — особенность высотной поясности.
В равнинных частях нашей страны норма стока, как правило, уменьшается с севера на юг. Вместе с тем в пределах Русской равнины располагается широкая полоса повышенного стока (больше 300 мм), охватывающая бассейны рек Выга, Кеми, Онеги, Северной Двины, Печоры и др. К югу и северу от этой полосы сток уменьшается. Наименьших значений норма стока достигает в Причерноморской и особенно в Прикаспийской низменности, 20—10 мм и менее. На территории Западно-Сибирской равнины максимум стока наблюдается на широте 64—66° и составляет 250 мм (бассейн р. Пур). На побережье Карского моря сток меньше, около 200 мм, к югу уменьшается и в зоне степей равен около 10 мм.
Водоносность рек земного шара колеблется в широких пределах. Самая многоводная река мира—Амазонка, в устье которой, по последним, хотя и приближенным измерениям и расчетам, средний годовой расход воды достигает L75 000 м3/с.
Колебания годового стока рек происходят под влиянием метеорологических факторов. Характер этого влияния меняется в зависимости от ландшафтных условий. Колебания годового стока рек можно охарактеризовать либо изменчивостью его в отдельные годы, либо путем анализа колебаний в хронологической последовательности.
Термический режим рек формируется в результате теплообмена между водной массой и окружающей средой (атмосферой), с одной стороны, и ложем русла — с другой. Теплообмен протекает различно при открытой водной поверхности и при ледяном покрове. Составляющими теплообмена с атмосферой при открытой водной поверхности, так же как и в морях (или озерах), являются: поглощение водой прямой и рассеянной солнечной радиации С© , эффективное излучение <2Эф, непосредственный обмен теплом с атмосферой ( т на поверхности соприкосновения ее с водой, затрата тепла на испарение и выделение его при конденсации С?и.
Турбулентный характер течения воды в реках придает, в общем, однородность (гомотермию) распределению температуры воды по живому сечению. Вместе с тем в различные сезоны существуют некоторые особенности в распределении температуры воды как по ширине, так и по глубине рек. Температуры воды большинства рек в период нагревания в прибрежной части выше, чем на стрежне, в период охлаждения — ниже.
Изменения температуры воды в реках по их длине зависят от условий питания, приточности, особенностей теплового режима и свойств ландшафтных зон, по которым река проносит свои воды.Почти на всех реках температура от истока повышается на некотором расстоянии вниз по течению. На реках, текущих с юга на север, это повышение прекращается при переходе из лесостепной зоны в лесную. Далее к северу температура воды понижается. Особенно заметно повышение температуры воды в степной и лесостепной зонах, где нагрев речных вод происходит наиболее интенсивно и притоки, протекающие в этих зонах, несут более теплые воды, чем главная река.
В ледовом режиме рек можно выделить три фазы: замерзание — появление первичных форм ледообразования, ледостав со всеми сопутствующими ему явлениями и вскрытие. Не на всех реках наблюдаются все три фазы ледового режима. Их наличие или отсутствие обусловливается климатическими и динамическими причинами и поступлением в русло рек более теплых подземных вод.
Плывущие по реке льдины и ледяные поля, сформировавшиеся в результате смерзания обломившихся заберегов, сала, снежуры и шуги, образуют осенний ледоход. Осенний ледоход наблюдается не на всех реках. Отсутствие ледохода характерно для малых рек. На крайнем юго-востоке СССР, на левобережье Волги, в низовьях Урала, на многих реках в бассейне Иртыша, примерно от Семипалатинска до Омска, даже сравнительно крупные реки замерзают без ледохода вследствие малой водности в осенне-зимний период, спокойного течения и резкого похолодания. На горных рейках осенний ледоход заменяется шугоходом.
Ледостав — это наличие неподвижного ледяного покрова на поверхности реки (озера).На всех стадиях ледообразования, от начальных до ледостава включительно, отчетливо проявляется влияние температуры воздуха. По мере перехода от начальных форм ледообразования к ледоставу роль климатических факторов несколько ослабевает и усиливается значение прочих факторов — водности реки, морфологии русла, скоростей течения и т. п. Наибольшее влияние неклиматических факторов сказывается на образовании ледостава. В предледо-ставный период водная масса охлаждена настолько, что образованию ледостава препятствуют лишь повышенные скорости течения, и тепло, приносимое грунтовыми и озерными водами и водами, сбрасываемыми промышленными предприятиями. На реках, на которых влияние этих факторов ослаблено, ледостав при одинаковых климатических условиях наступает раньше. Малые реки, как правило, замерзают раньше больших, и ледяной покров на них образуется путем срастания заберегов, поэтому он обычно равный и относительно гладкий. На больших реках формирование ледостава связано с возникновением заторов льда, вызывающих подпор и уменьшение скоростей течения. В местах заторов происходит торошение льда, ледяной покров становится неровным, с беспорядочным нагромождением льдин.
Нарастание толщины ледяного покрова большей частью происходит с нижней его поверхности, в слое воды, прилегающем к этой поверхности. Охлаждение этого слоя воды обусловливается отдачей тепла в виде теплового потока, идущего от водной массы через лед в атмосферу. При тепловом равновесии толщина льда не меняется.
Весной с момента перехода температуры воздуха через 0° С начинается таяние снега на льду и берегах реки. На поверхности ледяного покрова появляется вода. Одновременно с действием солнечной радиации и теплых воздушных масс она способствует таянию льда. Ледяной покров теряет прочность. Монолитность строения ледяных масс нарушается, лед приобретает столбчатую структуру (рис. 104) и сравнительно легко разламывается под возрастающим напором речного потока.
Величины (2р и Лр 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.
Очевидно, что не все продукты эрозии попадают в реки. Значительная часть их задерживается по пути стока поверхностных вод и заполняет углубления земной поверхности. Тем не менее та часть продуктов эрозии поверхности бассейна, которая достигает русел рек, является существенным источником формирования речных наносов.
Речные наносы в зависимости от характера движения в потоке обычно подразделяют на взвешенные и влекомые. Такое подразделение наносов носит условный характер, так как в зависимости от крупности наносов и скоростей течения потока те или иные твердые частицы могут находиться то во взвешенном состоянии, то перемещаться по дну потока.
Твердая частица, обладающая большим удельным весом, чем вода, помещенная в неподвижную воду, начинает опускаться. Скорость ее падения сначала возрастает, а затем сохраняется постоянной, т. е. движение ее становится равномерным. В этом случае действующие на частицу сила тяжести и сила гидродинамического сопротивления уравновешиваются. Скорость равномерного падения частицы в стоячей воде называют гидравлической крупностью частицы ( /м/с).
Мутность речных вод значительно меняется по живому сечению потока, по его длине и во времени. Распределение мутности по живому сечению носит очень сложный и нередко в значительной мере беспорядочный характер. Как правило, мутность возрастает от поверхности ко дну. Это увеличение мутности происходит главным образом за счет крупных фракций наносов, увеличивающихся ко дну. Мелкие же фракции (менее 0,01 мм) обычно распределяются довольно равномерно по глубине потока. По этой причине чем больше ъ составе наносов крупных фракций, тем неравномернее они распределены по глубине. С увеличением турбулентности потока распределение взвешенных наносов по вертикали становится более равномерным. Сказанное справедливо только как самая общая схема. В реальной же действительности дело обстоит много сложнее, так как эта схема нарушается под влиянием возникающих водоворотов и циркуляционных течений.
Внутригодовой режим мутности и расходов взвешенных наносов зависит от поступающих в речную сеть материалов эрозии, характера размывающей деятельности потока и его водного режима. На реках с весенним половодьем материал смыва с поверхности бассейна наиболее интенсивно поступает в речную сеть в первой половине этой фазы водного режима. В составе наносов в этот период преобладают мелкие фракции (<0,005 мм). К некоторому моменту времени запасы продуктов выветривания в бассейне значительно уменьшаются и интенсивность смыва, а следовательно, и поступление наносов в речную сеть ослабевают, водность же рек продолжает возрастать. К моменту прохождения пика половодья резко повышается крупность наносов, что является результатом выноса материалов эрозии из оврагов и балок и усиления размыва русла реки. Однако размывающая деятельность речных потоков не настолько велика, чтобы компенсировать уменьшение поступления наносов в речную сеть с поверхности бассейна. Вот почему на больших реках с весенним половодьем обычно максимумы мутности и расхода взвешенных наносов наступают раньше максимума расходов воды. На малых реках время наступления этих максимумов совпадает, а в отдельных случаях наибольшая мутность наблюдается и после прохождения максимального расхода воды. Последнее явление, подмеченное наблюдениями ГГИ на малых водотоках бассейнов рек Сарысу, Нуры, Тургая и др., объясняется интенсивными русловыми деформациями. Роль русловой эрозии оказывается больше, чем роль смыва со склонов, особенно в маловодные годы и в годы с замедленным оттаиванием почвы.
Как отмечалось выше, формирование наносов рек зависит от ряда факторов — зональных и азональных. В связи с этим под влиянием зональных факторов распределение мутности рек на территории нашей страны характеризуется общей тенденцией к широтной зональности, а под влиянием азональных факторов в ряде случаев эта зональность нарушается. В горных районах, где явления эрозии в большей мере зависят от литологического состава пород, слагающих речные бассейны, распределение мутности рек носит более пестрый характер.
Годовой сток взвешенных наносов рек изменяется в широких пределах. Отдельные реки выносят в конечные водоемы исключительно большое количество взвешенных наносов. Так, например, годовой сток взвешенных наносов Амударьи составляет в среднем 130 млн. т. Повышенным стоком взвешенных наносов отличаются реки бассейна Каспийского моря, в особенности Волга, сток наносов которой у с. Поляна Фрунзе до постройки Куйбышевского водохранилища составлял в среднем 21 млн. т. Значительно меньше взвешенных наносов выносят реки северной части Русской равнины. Годовой сток взвешенных наносов Печоры, несмотря на большую водоносность этой реки, составляет 6,5 млн. т, а Северной Двины еще меньше — 4,3 млн. т. Сравнительно малым стоком взвешенных наносов характеризуются реки бассейна Балтийского моря. Сток взвешенных наносов самой многоводной из них — Невы — составляет всего лишь 0,82 млн. т. В бассейне Черного моря наибольшее количество взвешенных наносов проносит р. Риони — 6,9 млн. т/год. Огромная водоносность Оби и Енисея является причиной относительно высокого стока наносов этих рек, хотя мутность их вод невелика. Так, Годовой сток взвешенных наносов Оби 16 млн. т, Енисея 13 млн. т.
По длине реки меняются и расход наносов, и мутность, и распределение наносов по фракциям. Обычно сток наносов возрастает по длине рек, но бывают случаи, когда эта общая закономерность нарушается и сток наносов уменьшается вниз по течению (Амударья). Часть наносов таких рек откладывается постепенно в их поймах, протоках и дельтах.
Формула Эри показывает, что если скорость потока увеличится в 3 раза, то вес частицы, передвигающейся при этой скорости, увеличится в 729 раз. Вот почему на равнинных реках влекомые наносы состоят преимущественно из песка различной крупности, горные же реки переносят гравий, гальку, крупные валуны.
По степени минерализации Алекин подразделяет воды на четыре ступени: малой минерализации (до 200 мг/л), средней минерализации (200—500 мг/л), повышенной минерализации (500—100© мг/л) и высокой минерализации (более 1000 мг/л). Минерализация речных вод в основном малая и средняя.
Основную массу растворенных веществ составляют главные ионы; микроэлементы и биогенные вещества занимают малую долю в растворе речных вод, и сток их менее изучен. Поэтому в дальнейшем под стоком растворенных веществ понимается сток главных ионов, или ионный сток. Суммарный ионный сток определяется, с одной стороны, минерализацией речных вод, с другой — величиной жидкого стока.
Основными характеристиками русла являются: продольный и поперечный профиль, плановые очертания и распределение глубин в нем. Речное русло подвержено изменениям, или деформациям. Непрерывные изменения морфологического строения речного русла и поймы, происходящие под действием текучей воды, называются русловым процессом.
Плановые очертания речных русел отличаются значительным разнообразием и вместе с тем для них характерна отчетливо выраженная извилистость. В процессе формирования извилистого русла большую роль играют поперечные течения, которые возникают как при искривлении динамической оси потока, так и особенно в условиях уже возникшей извилистости русла (см. § 120).
Распределение глубин в руслах рек зависит от распределения в них эрозионно-аккумулятивных образований — русловых форм.Массовым распространением отличаются малые гряды, размеры которых несоизмеримы с размерами русла. Иногда они напоминают барханы, располагающиеся в шахматном порядке. Малые формы русловых образований определяют степень шероховатости дна.
При всем многообразии русловых процессов можно выделить определенные их типы. Н. Е. Кондратьев и И. В. Попов выделяют следующие типы русловых процессов.Побочневый тип руслового процесса. При этом процессе происходит сползание в половодье по руслу крупных песчаных, перекошенных в плане гряд. В межень наиболее возвышенные их части обсыхают и образуются неподвижные в это время побочни. Поток, обтекая побочни, становится извилистым. Часть перекошенной гряды остается затопленной и образует гребень переката. Течение потока приобретает характер переливания через гребень перекошенной гряды из одного плёса в другой. Гребень переката размывается, а в плёсовой лощине происходит отложение размытого материала. При этом типе процесса также отсутствуют плановые деформации русла и не образуются поймы. Встречается побочневый тип руслового процесса на участках рек, стесненных склонами долины.
Каждая река в устьевой части обладает некоторыми специфическими чертами, обусловленными особенностями ее режима и воздействием на нее изменчивых во времени явлений в конечном водоеме (море, озеро, другая река).
Озера — естественные водоемы с замедленным водообменом. К водоемам замедленного водообмена относятся также и искусственные водоемы — водохранилища (см. гл. 46).По характеру водообмена озера делятся на две большие группы: сточные и бессточные.
Образование озерных котловин происходит под влиянием эндогенных (внутренних) и экзогенных (внешних) процессов. Обычно в формировании современного облика озерных котловин участвует несколько процессов, однако один или группа этих процессов являются ведущими.
Наиболее пониженная часть озерной котловины, заполненная водой до высоты наибольшего подъема уровня, называется озерным ложем. В озерном ложе выделяются две основные области: береговая и глубинная. В первой преобладают процессы разрушения горных пород, слагающих котловину, во второй — отложение продуктов разрушения.
Озера отличаются друг от друга по величине и форме. Количественное выражение размеров озер и их формы называется морфометрическими характеристиками озера. Основные морфометрические характеристики озера следующие: площадь озера, длина и из-резанность его береговой линии, глубина, объем водной массы и форма озерной котловины.
Объем воды в озере не остается постоянным: часть воды теми или иными путями удаляется из озера, часть поступает извне. Между количеством воды, поступающим в озеро (питанием), количеством ее, удаляемым из озера (расходованием) и изменением объема водной массы озера за некоторый промежуток времени существует равновесие, называемое воднымбалансом.
Роль удельного водосбора в изменении соотношений элементов водного баланса можно проследить на следующем примере.Изменения соотношений элементов водного баланса для некоторых озер мира представлены на рис. 117.
В больших озерах северо-запада — Онежском, Ладожском — в режиме колебаний уровня проявляются индивидуальные особенности. Под влиянием аккумулирующего действия котловины озера, неодновременного поступления стока талых вод с водосбора весенний максимум в этих озерах смещен на май—июнь. В Онежском озере весенний подъем уровней продолжается 1,5—2 месяца. Спад уровней происходит медленно, иногда до октября—ноября. В отдельные годы, обильные осадками, снижения уровней не наблюдается.
В озерах, так же как и в морях, наблюдаются непериодические сгонно-нагонные колебания уровней (см. § 48). В этих колебаниях отчетливо проявляется зависимость от морфометрических особенностей водоема (размеров площади, конфигурации, глубины). На малых озерах сгонно-нагонные колебания уровней относительно невелики и измеряются сантиметрами, на них быстрее возникает сопутствующее явление — глубинное противотечение, выравнивающее уровенную поверхность. На больших озерах, таких, как Каспийское, Аральское, Эри и др., где расстояние, на котором действует ветер на поверхность воды, велико, сгоннонагонные колебания уровней достигают нескольких десятков сантиметров, а иногда 1—2 м.
Основной причиной волнения на озерах является ветер. Волны на озерах в силу ограниченных размеров поверхности и сравнительно небольших глубин отличаются от морских волн как по форме, так и по размерам (см. гл. 14). Особенности их заключаются в следующем.
Сейши возможны в водоемах любого размера. Но ввиду малой амплитуды на малых озерах их не всегда удается выявить. Б записи уровней на лентах самописцев, установленных на сравнительно крупных озерах, они обнаруживаются часто как в чистом виде, так и среди других колебаний уровней. Сводная работа о сейшах на озерах СССР выполнена в Ленинградском университете под руководством Л. К. Давыдова в 1963 г.
Удельный вес основных элементов теплового баланса водоема также неодинаков. Значения каждого из них меняются во времени и различны как для озер, расположенных в различных географических зонах, так и для озер одной зоны, но разных по размерам.
Частичная циркуляция может возникнуть в сравнительно тонком слое воды в озере в любом случае, нарушающем устойчивое распределение плотностей, например летом вблизи поверхности при испарении, при ночном охлаждении, зимой в придонных слоях вследствие поступления теплых грунтовых вод.
В замерзающих озерах средних широт в разные сезоны года в распределении температуры по глубине наблюдаются характерные особенности, связанные с сезонными колебаниями теплообмена в озере и перемешиванием.
Впервые термическая классификация озер была предложена ■Ф. Форелем. В соответствии с климатическими зонами, частотой и „длительностью стояния температуры воды в озере выше или ниже 4° С им были выделены три типа озер: полярные, умеренные и тропические. Позже эта классификация уточнялась многими учеными (Ф. Рутнером, Уипплом, С. Иосимура, Монгеймом и др.). В результате дополнительно выделены озера субполярные, субтропические, тропические с двумя подтипами: влажных и сухих тропиков.
Появление первичных форм ледообразования и замерзание озер в одних и тех же климатических условиях происходят неодновременно.В глубоких и больших по площади озерах, подверженных действию ветра и обладающих большими теплозапасами, образованию льда предшествует сравнительно длительный период переохлаждения достаточно мощного слоя воды. Ветер, кроме того, механически препятствует формированию ледяного покрова, разрушая его. Известны случаи, когда ветер разламывал лед толщиной до 20 см (оз. Ильмень) и даже свыше 30 см (оз. Байкал). Взлом ледяного покрова на Байкале происходит под влиянием штормов типа боры. Срывающийся с гор ветер создает сильно пульсирующее и неравномерное давление на ледяной покров. Под ним возбуждаются волны, которые в свою очередь влекут за собой возникновение ледовых волн различных периодов, амплитуд и длин, распространяющихся в разные стороны. Короткие и высокие (до 10—15 см) ледовые волны вызывают разлом монолитного льда, не имеющего сквозных трещин, что наблюдали В. М. Сокольников и др. на оз. Байкал.
Поверхность ледяного покрова, структура льда, нарастание его толщин в озерах различны и зависят от условий замерзания осенью и мощности снежного покрова и температуры воздуха зимой.На больших озерах чаще преобладает торосистый ледяной покров зернистого строения, состоящий из смерзшихся форм внутри-водного льда (шуги) и отдельных льдин. Торосистые гряды имеют высоту 1,5—2 м, иногда достигают, например на Ладожском озере, шестиметровой высоты. И. В. Молчанов выделяет три основных вида озерного льда: 1) водный (озеровидный)—прозрачный лед кристаллической структуры, образующийся при штиле; 2) водноснеговой (наслуз) — мутный беловатый непрозрачный лед, образующийся в результате смерзания пропитанного водой снега; он возникает на поверхности кристаллического льда при выходе воды озера по трещинам. Близок к нему по структуре зернисто-шуговой лед, возникающий при сильном волнении; 3) снеговой лед, образующийся при подтаивании и последующем замерзании лежащего на поверхности льда снега.
Вскрытие озер, так же как и рек, происходит под влиянием тепловых и динамических факторов. Роль тепловых факторов преобладает в процессе вскрытия малых озер. Быстрее под влиянием теплового эффекта разрушается прозрачный лед. Он теряет прочность и распадается на отдельные кристаллы. Белесовато-мутный зернистый водно-снеговой лед обладает большим альбедо, меньше пропускает солнечной энергии, и процесс разрушения его замедляется. У берегов снег и лед тают быстрее. Сначала появляются закраины, а затем очищается ото льда и все озеро. Весенний ледоход на малых озерах, как правило, не наблюдается. Малые озера европейской части СССР вскрываются, по данным наблюдений, на 8—15 дней позже, чем реки.
Воды озер по своему химическому составу и минерализации весьма разнообразны. В противоположность морской воде в озерных водах нет постоянства соотношений между основными ионами. Среди озер мира встречаются озера с весьма малой минерализацией (30 мг/л, оз. Онежское) и очень большой соленостью, значительно превышающей соленость морских вод (свыше 300 г/л).
Химический состав озерных вод тесно связан с составом питающих озеро поверхностных и подземных вод и, следовательно, зависит от комплекса физико-географических условий, свойственных тому или иному водосбору озера, а также от геологического строения водосбора и котловины озера. Первичный состав вод, поступающих с водосбора, под влиянием биохимических процессов, протекающих в озере, подвергается изменению. В результате формируется гидрохимический комплекс, свойственный или только данному озеру, или группе озер, типичных для того или иного ландшафта.
Содержание в воде биогенных элементов (соединений азота и фосфора, кремния и железа) и изменение их концентраций тесно связаны с круговоротом веществ в озере и являются предметом специального изучения. То же относится и к органическим соединениям, находящимся в озере на разных стадиях распада.
Вода минеральных озер называется рассолом или рапой. Содержание ионов в рассолах обычно близко к насыщению. Перенасыщение их приводит к кристаллизации и осаждению солей (садке солей). Процесс этот сложный и является предметом самостоятельного исследования.
Наибольший интерес в газовом режиме озерных вод представляет режим растворенного кислорода Ог, свободной углекислоты С02 и сероводорода Нг8.Газовый режим в озере, так же как и в море, тесно связан с термическим и биологическим режимом озера. Распределение газов по-глубине иногда приобретает довольно сложный характер, объясняемый индивидуальными особенностями озера.
В водоемах суши, так же как и в морях, выделяются два основных местообитания водных организмов: дно и водная толща, а все обитатели водоемов в соответствии с их образом жизни и передвижения распадаются на три основные группы: планктон, бентос, нектон.
Организмы каждого озера тесно взаимосвязаны между собой и окружающей средой. В процессе их жизнедеятельности и взаимосвязи с окружающей средой осуществляется круговорот органического вещества и энергии в озере. В верхних слоях воды и в литорали происходит образование органического вещества. Осуществляется оно главным образом путем фотосинтеза высшими растениями и водорослями, использующими углекислоту и минеральные соединения. Синтез органического вещества из неорганического производится в процессе хемосинтеза некоторыми авто-трофными бактериями (например, серобактериями, нитрофицирую-щими бактериями). Готовое органическое вещество и некоторое количество биогенов поступают в водоем также с его площади.
Общее количество вещества в живых организмах, приходящееся на единицу поверхности дна или единицу объема воды в озере, выражаемое в весовых единицах, называется биомассой. Можно учитывать биомассу организмов одного вида, группы видов или всех организмов. Систематически наблюдая за количественным изменением биомассы, можно установить ее колебания за некоторый промежуток времени, определить средние, максимальные и минимальные величины. Накопление биомассы связано с индивидуальным ростом и размножением, уменьшение — с естественным отмиранием, гибелью организмов в условиях неконтактной среды и выловом их из водоема. Свойства водоема в целом воспроизводить органическое вещество в виде живых организмов называется биологической продуктивностью. Результат реализации этого свойства вследствие хозяйственной деятельности человека на водоеме есть биологическая продукция, получаемая большей частью в виде конечного животного продукта — рыбы. Наиболее ценными в промысловом отношении рыбами являются: озерный лосось, форель, сиг, чехонь, судак, корюшка, снеток и др.
Зарастание водоемов есть нормальный процесс их развития. По мере заполнения озерной котловины наносами, принесенными извне и формирующимися в самом озере, создаются условия для произрастания растений сначала в прибрежной зоне, а затем и по всему озеру. В процессе зарастания озера растительность обычно располагается от берегов по направлению к центру озера концентрическими зонами с характерными представителями ее в каждой зоне. Это является результатом различной степени освещенности прибрежной зоны, неоднородности грунта, изменения химических и термических условий.
В озерах постоянно происходят процессы аккумуляции веществ, приносимых извне или формирующихся в самом озере. Этому способствуют замедленный водообмен и условия относительного покоя некоторых слоев водной массы, недоступных волнению. Поэтому и дно и склоны озерной котловины всегда покрыты теми или иными отложениями, образующими грунты водоемов. В литорали на мелководьях, подверженных волнению, осаждается более крупный материал. В зависимости от характера и строения берегов, волновой деятельности и поступающих речных наносов верхняя часть литорали покрыта каменистыми россыпями, валунами, галечниково-пес-чаными, песчаными, песчано-илистыми или торфянистыми отложениями. Под воздействием волнения и течений происходит сортировка продуктов разрушения, более мелкие частицы осаждаются в глубоких местах и удаленных от берега частях водоема или у берегов, защищенных от прибоя. Большая часть озерного ложа — про-фундаль и часть литорали, недоступная волнению, покрыта иловыми отложениями, характерными для озер.
Озерные отложения имеют большое практическое значение. Из сапропеля при соответствующей обработке, так же как и из нефти и горючих сланцев, можно получить ряд весьма ценных продуктов: бензин, керосин, смазочные масла и др. Некоторые виды сапропеля могут быть использованы в качестве корма для скота.
Водохранилища — искусственные водоемы. Они предназначены для задержания, накопления, хранения и перераспределения во времени воды — регулирования речного стока с целью использования его для удовлетворения нужд народного хозяйства: выработки электрической энергии, орошения, водоснабжения, водного транспорта. Большие водохранилища обычно обслуживают несколько отраслей народного хозяйства.
Режим уровней в водохранилище управляется человеком и тесно связан с наполнением водохранилища, режимом работы гидроэлектростанции, забором воды на орошение, спуском воды для поддержания судоходных глубин ниже плотины и т. д.
При изучении водохранилищ в последние годы (Н. В. Буторин и др.) уделяется большое внимание водным массам (см. § 77), их происхождению, трансформации и перемещению. Изучение этих масс, несомненно, целесообразно. С их перемещением связан перенос тепла, растворенных солей и газов, взвешенных органических и неорганических веществ. Изучение водных масс как среды обитания организмов позволяет лучше познать, биологические процессы, протекающие з водоеме, и изучить распределение организмов в нем.
По термическому режиму водохранилища отличаются от рек неоднородностью температуры, а от глубоководных озер неустойчивой стратификацией и относительно высокими температурами придонных слоев в летний сезон. В температурном режиме водохранилищ много общего с температурным режимом мелководных озер. Однако в период весеннего нагревания проявляются некоторые особенности, свойственные, в частности, Рыбинскому водохранилищу. На эти особенности обратил внимание В. И. Рутковский. В Рыбинском водохранилище повышение температуры, начинающееся еще подо льдом, прекращается; температура воды в водохранилище временно понижается из-за заполнения его котловины снеговыми водами притоков, температура которых близка к 0° С. В дальнейшем, во вторую половину весны, температура воды в водохранилище связана также с притоком речных вод, но уже относительно более теплых. Интенсивное прогревание водохранилища происходит сначала вблизи устьев притоков, в губах и на мелководьях. В этот период в разных частях водохранилища можно наблюдать одновременно температуру от 0 до 10° С, обратную, прямую стратификации и гомотермию. Для периода осеннего охлаждения характерна гомо-термия вплоть до появления льда, когда температура принимает значения, близкие к 0°С, по всей глубине, что связано с ветровым перемешиванием водной массы мелководного водохранилища. Зимой при ледоставе в проточных районах возникшая с осени гомо-термия сохраняется при температуре, близкой к 0°С; в малопроточных происходит постепенное прогревание придонных слоев воды и установление обратной стратификации. В нижних бьефах прогрев воды весной и охлаждение осенью отстают по срокам от естественных условий на 5—10 дней. В связи со сбросом из водохранилища вод, более теплых осенью и более холодных весной, годовая амплитуда колебаний температуры меньше по сравнению с амплитудой колебаний температуры воды рек в естественном состоянии.
По гидрохимическому и гидробиологическому режиму водохранилища ближе к озерам, чем к рекам.Затопление территории с плодородными почвами, торфяниками, древесной, кустарниковой и травянистой растительностью ведет к изменению гидрохимического и гидробиологического режима вод, поступающих в водохранилище. В первые годы существования водохранилищ происходит некоторое увеличение минерализации за счет солей, вымываемых из почв затопленных территорий. Это увеличение более заметно в засушливых областях и в малых водохранилищах. Меняется и химический состав. Увеличивается содержание соединений азота, фосфора, железа. Создаются условия для интенсивного развития растительных и животных организмов, а следовательно, и обогащения водоема органическими веществами. В результате меняется газовый режим, особенно в придонных слоях: уменьшается содержание кислорода (Ог) и увеличивается содержание углекислого газа (СОг).
Ветровое волнение в водохранилищах достигает значительных размеров в глубоководных озеровидных расширениях. Зарегистрированы волны высотой 3 м и более (Куйбышевское водохранилище). ■Отличительной особенностью в развитии волн на водохранилищах является влияние глубины и частые переходы от системы волн глубокой воды (Я 0,5 Ь, где Я— глубина водоема, Ь — длина волны, ч:м. § 53) к системе волн мелкой воды (Я<0,5 Ь) и наоборот. Подобное явление хорошо заметно при переходе от нижней глубоководной зоны водохранилища к верхним мелководным. Волны при этом переходе становятся более крутыми. Второй отличительной чертой является влияние на развитие волн конфигурации водохранилища и изрезанности береговой линии. В узких участках водохранилищ, в заливах, обрамленных крутыми берегами, может наблюдаться ■одновременно несколько систем волн: основных, дифракционных и отраженных от крутых берегов. При интерференции они создают •более сложную систему волнения, чем в прилегающем озеровидном расширении. Часто возникает толчея.
Берегами водохранилищ чаще становятся коренные склоны долин и террас. В новых условиях эти берега испытывают все видь» воздействия водной среды и прежде всего волнения и течений. Изменяются как надводные, так и подводные части склонов.
Заиление водохранилищ является результатом отложения наносов, приносимых притоками и образующихся от разрушения берегов; отложения остатков водной растительности и организмов, населяющих водоем, имеют меньшее значение в процессе заиления, •особенно в первые годы эксплуатации водохранилищ.
Болото — природное образование, представляющее собой обильно увлажненный участок земной поверхности, имеющий слой торфа и характеризующийся развитием специфических форм растительности, приспособленных к условиям избытка влаги и недостатка кислорода, процессами торфообразования и торфонакопления. Развитие болотных форм растительности происходит при застойном и слабопроточном увлажнении верхних горизонтов почво-грунтов. К болотным образованиям относятся и заболоченные земли. Они отличаются от собственно болот лишь меньшей толщиной торфяной залежи и иным характером растительности, вследствие того что питание корневой системы основных видов растений на заболоченных землях происходит при наличии водно-солевого обмена между минеральным грунтом, подстилающим торф, и тонким слоем торфяной залежи.
С морфологической стороны болота характеризуются формой своей поверхности, размерами массивов, уклонами поверхности и глубинами торфяной залежи. Общий характер формы поверхности, различная степень ее расчлененности и уклоны Определяют направление и интенсивность фильтрационного потока в болотах.
Низинные, или евтрофные, болота располагаются в пониженных частях рельефа. Поверхность низинных болот обычна вогнутая или плоская. В питании этого типа болот, помимо атмосферных осадков и стока поверхностных вод с окружающих суходолов, большую роль играют грунтовые воды и воды речных разливов, относительно богатые минеральными солями. Обогащенность питающих вод солями позволяет произрастать на низинных болотах относительно требовательной к условиях питания евтрофной болотной растительности, представителями которой являются ольха черная, береза, гипновые зеленые мхи и некоторые виды травяной растительности: осоки, хвощи, вейники, тростники и др.
Как видно из сказанного выше, болота могут иметь несколько источников питания: атмосферные осадки (дождь и снег), выпадающие непосредственно на поверхность болота; грунтовые воды, питающие торфяную залежь; поверхностные воды, стекающие с более повышенных участков, окружающих болото; речные и озерные воды, поступающие на болото во время разлива. Преобладание того или иного вида питания определяется климатическими условиями, а также зависит от рельефа окружающей местности и формы поверхности самого болотного массива.
Количество воды, содержащееся в естественных болотных массивах, колеблется от 87 до 97% по отношению к весу торфяной массы. Из этого количества преобладающая часть ее находится в связанном состоянии в виде внутриклеточной, адсорбированной, химически связанной и капиллярной влаги. Свободная вода заключена в крупных капиллярах и некапиллярных порах и пустотах торфа. Кроме того, она сосредоточена в руслах болотных ручьев и речек, озерках, топях, внутризалежных водяных линзах и водных прослойках в торфе.
Грунтовые воды в болотных массивах залегают вблизи их поверхности. Зеркало грунтовых вод практически повторяет форму этой поверхности. В годовом ходе уровня верховых болот севера отчетливо выражены два максимума и два минимума. Первый, весенний максимум практически совпадает с максимальной интенсивностью снеготаяния. Летом происходит снижение уровня за счет резкого увеличения испарения. Осенью уровень повышается вследствие сокращения испарения и увеличения осадков; зимой вновь наблюдается снижение уровня из-за прекращения атмосферного питания и фильтрации из деятельного слоя.
Вопрос о гидрологической роли болот, влиянии их на речной сток привлекал внимание многих исследователей. Еще совсем недавно высказывались разные мнения по этому вопросу. Обоснованное решение этой проблемы стало возможным благодаря развитию теоретических представлений о процессах, происходящих на болотах, подкрепленных специальными исследованиями на болотных массивах.
Суточный ход температуры в деятельном слое отчетливо заметен до глубины 15—25 см, годовой — до глубины 3—3,5 м; на глубинах более 35—40 см и более 4—5 м соответственно суточные и годовые колебания температуры затухают.
Общая площадь, занимаемая болотами и заболоченными землями на земном шаре, по Н. Кацу, оценивается не менее чем в 350 млн. га. Наибольшее количество болот находится в Азии, много их в Европе и Северной Америке. На других континентах болота имеют более ограниченное распространение.
На поверхности земного шара всегда можно найти такое сочетание климатических условий, при котором среднее годовое количество осадков, выпадающих в твердом виде, равно убыли их на таяние и испарение. Эта граница, или уровень нулевого баланса прихода-расхода твердых осадков, который обусловлен взаимодействием климата и рельефа, называется с н е г о в о й границей или снеговой линией. Ниже снеговой границы приход снега меньше расхода; выше, наоборот, приход превышает расход. Это превышение наблюдается до некоторой высоты, в пределах хионо-сферы, на верхней границе которой снова наступает равновесие. Между этими двумя границами на земном шаре располагается область, где возможно непрерывное накопление снега. В этой области и происходит образование ледников.
В области накопления снега постоянно происходит разгрузка накопившихся запасов. Она осуществляется двумя путями: образованием ледников, переносящих массы льда ниже снеговой границы, где затем лед тает, и в результате схода лавин.
Снежный покров, скопившийся на тех или иных участках земной поверхности, в области положительного снежного баланса со временем превращается в фирн, или зернистый лед. Превращение снега в фирн, или фирнизация, происходит под давлением вышележащих слоев снега, под влиянием поверхностного таяния и вторичного замерзания воды, просачивающейся вглубь, а также при с у б л и м а ц и и. Сублимация — это переход воды из газообразного в твердое состояние. В зависимости от генезиса плотность фирна колеблется от 0,35 до 0,80 г/см3.
Образование ледников связано с климатом и особенностями рельефа. Накоплению снега способствуют полые и слабовыпуклые формы рельефа, горизонтальные площади. Крутые вершины с отвесными склонами, на которых снег не может держаться, напротив, не способствуют возникновению ледников. Для формирования ледников наиболее благоприятен морской климат с большим количеством осадков при достаточно длительном периоде с отрицательными температурами. Сухой континентальный климат с малым количеством осадков и с жарким летом, наоборот, не благоприятен для процессов оледенения.
Абляция происходит лишь в узкой полосе на окраинах ледниковых щитов. Основным источником расходования вещества является обламывание их концов, находящихся на плаву в море. Эти обломки льда и образуют айсберги (см. § 41).
Талые воды горных ледников являются одним из источников питания рек. Доля ледникового питания в общем стоке большинства рек, берущих начало из ледников, относительно невелика и только в непосредственной близости к леднику она может достигать 50% годового стока и иногда несколько превышать эту величину. Остальная часть годового стока этих рек формируется за счет других источников питания, главным образом таяния сезонных снегов, залегающих на поверхности ледника и обрамляющих его склонах. По мере удаления от ледника и уменьшения,степени оледенения речного бассейна доля ледникового питания заметно уменьшается. Тем не менее наличие ледников в речном бассейне создает совершенно своеобразные особенности режима стока и уровней в течение года и оказывает существенное влияние на изменчивость годового стока таких рек, значительно снижая его. Уменьшение коэффициента вариации С» годового стока происходит главным образом за счет повышения стока в годы с малым количеством осадков, когда доля стока талых вод ледников увеличивается. По данным В. Л. Шульца, для рек ледниково-снегового питания Средней Азии (Вахш, Зеравшан, Ягноб, Сох и др.) С„ обычно не превышает 0,10—0,15. Для равнинных рек исключительно снегового питания, как известно, С„ достигает 0,80—0,90 и превышает эту величину.
К водным ресурсам относятся все виды воды, исключая воду, физически и химически связанную с горными породами и биосферой. Они делятся на две различные группы, состоящие из стационарных запасов воды (см. табл. 1 на стр. 6) и возобновимых запасов, участвующих в процессе круговорота воды и оцениваемых балансовым методом. Для практических нужд необходимы в основном пресные воды. Возможность использования пресных вод из стационарных запасов крайне ограничена. Это относится, например, к проточным озерам, горным ледникам, стационарные запасы которых нельзя использовать путем изъятия воды из них, не нарушая возобновимых водных ресурсов данного озера, ледника, формируемых в процессе водообмена. Эксплуатация стационарных ресурсов подземных вод, слабо участвующих в процессах водообмена, в ряде случаев возможна без ущерба для возобновимых ресурсов этих вод. Очевидно, это относится и к полярным ледникам, обладающим большими единовременными запасами.
Метод водного баланса широко использовался с конца прошлого столетия с целью определения главным образом средней многолетней величины речного стока. В настоящее время он применяется для оценки водных ресурсов стран, различных природных зон, отдельных речных бассейнов.