ОБЩАЯ ГИДРОЛОГИЯ

л . к. ДАВЫДОВ,
А. А. ДМИТРИЕВА,
Н. Г. КОНКИНА
ОБЩАЯ
ГИДРОЛОГИЯ
ИЗДАНИЕ ВТОРОЕ,
ПЕРЕРАБОТАННОЕ
И ДО ПОЛНЕНН ОЕ
О
Под редакцией д-ра геогр. наук, проф. А. Д . Д о б р о в о л ь с к о г о
и д-ра геогр. наук, проф. М. И. Л ь в о в и ч а
ч
Допущено
Министерством высшего
и среднего специального образования СССР
в качестве учебника дл я студентов
географических факультетов
университетов
Г И Д Р О М Е Т Е О И З Д А Т* ЛЕНИНГРАД в 1973
УДК 556(075.8)
В книге изложены основы общей гидрологии; раскры ­
ваю тся взаимосвязи меж ду водами земного щ ара; изла­
гаются общие закономерности формирования гидрологиче­
ских процессов в океанах и морях, реках, подземных водах,
озерах и водохранилищах, болотах и ледниках. Н а основе
современных исследований приводится оценка водных ре­
сурсов всей суши и территории СССР.
Книга представляет собой учебник по курсу общей
гидрологии, предназначенный для студентов (не гидроло­
гов) университетов. М ож ет быть использована в качестве
учебного пособия студентами гидрометеорологических вузов
и географических факультетов педагогических институтов.
The book contains the m ain principles of hydrology.
The connections of w orld w ater resources are explained;
the law s of hydrological form ative processes in the oceans
and seas, rivers and u n derground w aters, lakes and sto rag e
lakes, g laciers and sw am ps are given. On the b asis of m o­
dern in v estig atio ns the ev aluation of w ater resources of land
and the territo ry of the U S S R are presented. The volum e
is a hydrological textbook for the u n iversity stu d en ts (nonh y d ro lo g ists). It m ay be used as an educational m an u al
for the stu d en ts of hydrom eteorological in stitu tes and geo­
graphical departm ents of the p edagogical institutes.
®
0296-182
069(02)-73
Гидрометеоиздат, 19S8Jr.
@
Гидрометеоиздат, 1973 г. с изменениями.
П Р Е Д И С Л О В И Е КО В Т О РО М У И З Д А Н И Ю
Второе издание учебника отличается от предыдущего рядом изменений и д о ­
полнений, отражающих развитие науки за прошедшие годы. Эти дополнения ка­
саются оценки и охраны водных ресурсов, водного баланса территорий, динамики
водоемов, т. е. вопросов, поставленных практикой социалистического ведения
хозяйства в последнее десятилетие. Некоторые разделы значительно переработакы, при этом использованы новые материалы и разработки, опубликованные
в изданиях Государственного гидрологического института, институтов АН СССР,
кафедр океанологии и гидрологии суши Московского и Ленинградского универ­
ситетов, а также кафедр гидрологии других университетов и гидрометеорологи­
ческих институтов и т. д. Имена исследователей в тексте не всегда упоминаются.
О методах гидрометрических измерений в книге даются лишь самые общие
указания. Для углубления знаний студентов по гидрологии приводится список
учебной и монографической литературы на русском языке.
Учебник представляет собой труд трех авторов: Л. К. Давыдовым написаны
разделы «Введение», «Реки», «Ледники»; А. А. Дмитриевой — раздел «Океаны
и моря» и глава «Основные физические и химические свойства воды»; Н. Г. Кон­
киной— глава «Круговорот воды в природе» и разделы «Подземные воды»,
«Озера и водохранилища», «Болота», «Водные ресурсы и их оценка».
Преждевременная смерть Л. К. Давыдова — одного из авторов первого изда­
ния учебника — не позволила осуществить окончательную совместную с ним под­
готовку учебника ко второму изданию. Частичная переработка при подготовке
к печати написанных Л . К. Давыдовым разделов вьшолнена Н. Г. Конкиной.
Авторы считают своим приятным долгом выразить благодарность профессо­
рам В. Д . Быкову, К. Е. Иванову, Г. П. Калинину за их ценные указания при
просмотре рукописи и всему коллективу кафедры гидрологии суши ЛГУ за по­
мощь в подготовке книги к печати.
1*
и з П Р Е Д И С Л О В И Я к П Е Р В О М У И ЗД А Н И Ю
Книга предназначена в качестве учебника по курсу общей гидрологии для
географических факультетов университетов. Гидрология рассматривается как
одна из географических дисциплин. По этой причине изложение материала в
учебнике ведется таким образом, чтобы студенты, основываясь на знании законов
физики, гидродинамики и химии, смогли получить представление о гидрологиче­
ских явлениях и процессах, неразрывно связанных с географической средой,
чтобы они научились рассматривать. природные воды как неотъемлемую часть
географического ландшафта, находящуюся с ним в непрерывном взаимодействии.
Основной задачей учебника, по мнению авторов, является ознакомление сгудентов с процессами, происходящими в гидросфере, с особенностями водных объ­
ектов, их взаимодействием с окружающей средой. При этом авторы стремились
вести изложение таким образом, чтобы студенты могли не только накопить соот­
ветствующие знания по гидрологии, но и привыкнуть к научному анализу. Иначе
говоря, студенты получат возможность узнать не только, как происходят те или
иные явления, какими особенностями обладают те или иные водные объекты, но
и почему они обладают этими свойствами, почему данные процессы протекают
так, а не иначе.
Основными законами, которыми авторы пользовались при изложении мате­
риала, являются законы сохранения вещества и энергии. Вот почему в учебнике
уделяется необходимое внимание методам водного и теплового баланса. Приме­
нение математического аппарата в учебнике носит ограниченный характер. Тем
не менее он используется в простейшем виде для оценки количественных отно­
шений и связи между изучаемыми явлениями и влияющими на них факторами.
Построение учебника подчинено программе и учебному плану географических
факультетов. В нем учитывается прохождение студентами различных дисциплин
таким образом, чтобы избегнуть ненужных повторений. Только в исключительных
случаях в целях стройности изложения приводятся сведения, знакомые им из
других дисциплин.
ВВЕДЕНИЕ
Г Л А В А 1. ОБЩ ИЕ СВЕДЕН И Я
§ 1. Распространение воды на земном шаре
О бщ ее количество воды на зем ном ш аре, исклю чая химически
и физически связанную воду зем ной коры и мантии, по п рибли ­
ж енны м подсчетам, составляет 1,5 млрд. км^. Н а долю океанов и
морей приходится прим ерно 1,37 млрд. км® воды , т. е. около 94%
этого количества. П оверхностны е воды суши: рек, озер, болот,
снеж ников и ледников в горах, м атериковы х льдов, вклю чая льды
А нтарктиды и Г ренландии,— составляю т менее 2% общ его количе­
ства воды на зем ном ш аре.
В оды М ирового океан а и воды суши в ж и дком и твердом со­
стоянии о бразую т ги д р о с ф ер у — преры вистую водную оболочку
Зем ли. В ерхней границей ее условно мож но считать поверхность
р азд ел а с атм осф ерой, практически с тропосф ерой; н и ж н яя ч асть
гидросф еры п роникает в литосф еру и четкой границы с ней не
имеет. М еж ду атм осф ерой, гидросф ерой и литосф ерой происходит
постоянное взаи м одей ствие и обмен количеством энергии и вещ е­
ства.
В литосф ере б ольш ая часть воды содерж ится в физически и хи ­
мически связан ном состоянии. П о В. И. В ернадском у, общ ий ее
объб!М в зем ной коре до глубины 20— 25 км равен п риб ли зи ­
тельно 1,3 млрд. км^, что прим ерно соответствует объем у воды
в океане. О бъем свободной гравитационной воды в пяти ки лом етро­
вой толщ е зем ной коры в п ред елах суши, по Ф. А. М акарен ко,
оп ределяется в 60 млн. км®. О бъем воды в атм осф ере сравн и ­
тельно невелик, около 14 тыс. км®.
В мантии Зем ли, по данны м А. П. В иноградова, находится не
менее 13— 15 млрд. км® химически связан ной воды , т. е. прим ерно
в 13— 15 р аз больш е, чем в М ировом океан е и на суше.
З а п а сы воды в различны х частях гидросф еры представлены
в таб л. 1. О б р ащ аю т на себя вним ание м алы е единоврем енны е з а ­
пасы воды в атм осф ере и реках. Н о эти воды н аи более подвиж ны
и в процессе круговорота воды в природе (см. § 7) непреры вно во­
зобновляю тся, поэтому эти воды н ар яд у с подземными водам и зоны
активного водообм ена почти всегда пресные.
Таблица 1
Запасы воды на земном шаре (п о М. И. Львовичу,
1969 г.)
О бъем,
ты с, км®
Составляющие
Мировой о к е а н ......................... 1370 323
Подземные воды земной коры
60 ООО
в том числе зоны активного
водообмена
(до
глубины
4 000
5 км) .....................................
24 000
Ледники
................................. ....
230
Озера
......................... .... . . .
75
Почвенная влага
.....................
14
Пары атмосферы . . . . . .
1,2
Речные в о д ы .............................
Общие запасы . . . .
.
1454 643
в % от общего
объема
9 4 ,2 0
4 ,1 2
0 ,2 7
1,65
0,016
0,005
0,001
0,0001
100
§ 2. Гидрология, ее задачи, подразделение и связь
с другими науками
Гидрология зан и м ается изучением свойств гидросф еры и ее
составляю щ их — океанов и морей, рек, ледников, озер и вод бо­
л о т — и взаим одействия гидросф еры с окруж аю щ ей средой,
а т а к ж е процессов, в ней происходящ их. О кеаны и моря, реки,
лед ни ки , о зера и воды болот носят н азван и е водны х объектов.
К аж д ы й из них о б лад ает своими типическими свойствами, прису­
щ ими именно д анном у объекту.
Гидрология — н ау ка ком плексн ая и относится к циклу геогра­
фических наук.
Н а ранней стадии разви ти я гидрологии к а к науки ее п о д р аз­
д ел ял и на. д ве части — гидрологию м оря и гидрологию суши. В н а ­
стоящ ее врем я гидрология м оря вы дели лась в самостоятельную
науку — океанологию . В зад ач у океанологии входит ком плексное
изучение процессов, протекаю щ их в М ировом океане, изучение
свойств воды к а к среды обитания ж ивы х организм ов, установление
взаи м освязи м еж ду процессами в водах океан а и процессами, про­
текаю щ им и в атм осф ере, литосф ере и биосфере. С оврем енная ф и ­
зи ческая океанология объеди няет конкретны е дисциплины, из кото­
ры х основными являю тся: об щ ая океанология, ф и зи ка м оря, регио­
н ал ьн ая океанология и морские прогнозы.
Гидрология суши п одраздел яется на собственно гидрологию
суш и (общ ую ) и гидрограф ию . С обственно гидрология суши ставит
своей зад ач ей изучение общ их свойств водны х объектов суши, з а ­
конов, уп равляю щ и х происходящ ими в них процессами, и общ его
взаи м одей ствия этих вод с окруж аю щ ей средой, вклю чая и те и з­
менения, которы е происходят под влиянием деятельности человека.
Г и дрограф ия суши зан и м ается изучением конкретны х водных о б ъ ­
ектов и вод отдельны х территорий, основы ваясь на общ их зак о н о ­
мерностях, установленны х собственно гидрологией.
Гидрология и ги дрограф ия суши п одраздел яю тся на гидроло­
гию и гидрограф ию рек, озер, ледников и болот. И зучение всех
видов водны х объектов связан о с различны м и м етодам и н аб лю д е­
ний и измерений. Р азр аб о тк о й этих методов зан и м ается гидром ет­
р и я — прикладной р азд ел гидрологии.
П одзем ны е воды , находящ и еся в зем ной коре, т. е. в среде,
где воды не п р ед ставляю т собой основную м ассу вещ ества, а вхо­
д ят в нее к а к составн ая часть, явл яю тся предм етом изучения гид­
р о гео л о ги и — р а зд е л а геологии. А налогично изучение почвенных
вод яв л яется одной из за д а ч почвоведения, а изучение воды а т ­
мосферы — одной из за д ач м етеорологии и клим атологии. О д н ако
почвенные и подзем ны е воды, т а к ж е к а к и воды атм осф еры , осо­
бенно атм осф ерны е осадки, изучаю тся и в гидрологии при иссле­
довании взаи м одей ствия гидросф еры с другим и сф ерам и, кругово­
рота воды в природе и ф орм и рован ия гидрологического реж и м а.
Т аким о бразом , гидрология тесно св яза н а с м етеорологией и кл и ­
м атологией, почвоведением и гидрогеологией.
О дним из важ н ы х свойств воды к а к ж идкости яв л яется ее п о д ­
виж ность. И зучение законов д ви ж ен и я и равн овеси я ж идкости —
за д а ч а гидром еханики и ее п рикладн ого р а зд е л а — ги дравлики,
к о то р ая р а зр а б а т ы в а е т способы прим енения общ их закон ов д в и ж е­
ния и равн овеси я ж идкости к реш ению практических за д а ч в кон­
кретны х условиях, созд аваем ы х природой или человеком.
И зучением ф изических свойств природной воды к а к ж идкости и
физических процессов, происходящ их в водной оболочке Зем л и и
ее объектах, зан и м ается ги дроф и зи ка — р азд ел геофизики. И зуч е­
ние состава и химических свойств природны х вод и их изменения
во времени и в пространстве яв л яе тся содерж ан ием р а зд е л а гео­
химии — гидрохимии.
П риродны е воды п редставляю т собой среду, весьм а благоп ри ­
ятную д л я сущ ествования растительны х и ж ивотны х организм ов.
Биологические процессы, протекаю щ ие в воде, тесно связан ы с ее
свойствам и и гидрологическими условиям и. В то ж е врем я эти про­
цессы о к азы ваю т влияние н а химический и газовы й состав в о д ­
ной массы . О статки отмираю щ их растений и ж ивотны х об разую т
илы, покры ваю щ ие значительную часть д н а озер и морей. В бо­
л о тах органические остатки об разую т торф. Естественно поэтому,
что ги дрологам нередко приходится иметь д ело с явлен и ям и и об ­
р азован и ям и , связанны м и с биологическими процессами. Н а у к а ,
и зучаю щ ая водны е организм ы и их взаи м одей ствие с окруж аю щ ей
средой, н азы вается гидробиологией.
Закон ы , устан авл и ваем ы е гидром еханикой и гидравликой, гид­
роф изикой, гидрохимией и гидробиологией, сл у ж а т основой д л я
исследования слож ны х процессов, происходящ их в океанах, м орях
и водны х об ъектах суши.
И спользовани е природны х вод д л я практических целей вы дви­
гает треб ован ия к гидрологии со стороны прикладны х дисциплин —
гидротехники, мелиорации, лесоводства, портостроения и др.
В связи с этим больш ое разви тие получили таки е гидрологические
дисциплины , к а к гидрологические расчеты и гидрологические прог­
нозы.
В последние годы стало ф орм ироваться новое н ап равлен ие
в гидрологии, за д а ч а которого закл ю ч ается в р азр а б о тк е научных
основ ком плексного использования и охраны водных ресурсов.
§ 3. М етоды исследований
В гидрологии прим еняю тся различны е методы исследования,
из которы х основные экспедиционный, стационарны й и л аб о р ато р ­
ный.
Экспедиционный метод п ред ставл яет собой ком плексное об сле­
д овани е вод обш ирны х районов или гидрологических объектов по
специально р азр аб аты в аем ы м програм м ам . Этот метод п озволяет
исследовать преимущ ественно те явления, которы е, р азл и чаясь
в пространстве, медленно меняю тся во времени.
В настояш;ее врем я в экспедиционны х исследованиях ш ироко
прим еняю тся современны е способы изм ерения гидрологических э л е ­
ментов: уровня, течения, волнения, тем пературы воды, ледовы х
явлений и др. Р езу л ьтаты таких исследований не только исполь­
зую тся д л я региональны х описаний водных объектов, но и
п озволяю т судить о гидрологических процессах, их структуре и
причинных связях.
М етод стационарны х наблю дений служ и т д л я изучения д и н а­
мики элем ентов гидрологического реж и м а водны х объектов во в р е­
мени. С истематические наблю дения з а колебаниям и уровня и р а с ­
ходам и воды, волнением, течениями, тем пературой, движ ением
наносов, ледовы ми и другим и явлениям и п роизводятся гидром е­
теорологическими станциям и и обсерваториям и. Эти наблю дения в е­
д утся по единой програм м е, отвечаюш,ей зад ач ам науки и практики.
Гидрологический реж им — законом ерны е изменения состояния
водного объекта во времени, обусловленны е влиянием ф изико-гео­
граф ических ф акторов и в первую очередь климатических. Гидро­
логический реж им п роявляется в виде суточных, сезонных и м но­
голетних колебаний уровня и расходов воды, тем пературы воды,
ледовы х явлений, волнения, течения, солености, количества и со­
ст а в а переносимого потоком твердого м атер и ал а и др.
Огромный
м атери ал,
собранный
гидром етеорологическими
станциям и, обсерваториям и и экспедициям и, сосредоточен в спе­
циальном научном центре хранения гидром етеорологической ин­
ф орм ации. М атериалы наблю дений об раб аты ваю тся (частично)
при помощ и ЭВМ и ш ироко использую тся д л я географ ических
обобщ ений, составления справочников, атласов, карт, гидрологиче­
ских прогнозов и реш ения других теоретических и практических з а ­
дач. В стационарны х полевых и экспедиционны х условиях ш ирокое
применение н аходят эксперим ентальны е исследования. Так, н а ­
пример, научно-исследовательское судно «П рофессор Визе» в Ат­
лантическом о кеан е проводит научны й эксперим ент по проблем е
взаим одействия в системе океан — атм осф ера. П ри проведении
этого эксперим ента использую тся спутниковы е м етеорологические
н аблю дения д л я зон ди рован ия атм осф еры и глубоководны е о к е а­
нические изм ерения д л я зон ди рован ия океан а. Д л я изучения вод­
ного б ал ан са отдельны х биогеоценозов или экосистем и его преоб­
разо ван и я в р езу л ьтате хозяйственной деятельности проводятся
эксперим ентальны е и сследования в специальны х стационарах.
Л аб о р ато р н ы й м етод позволяет оп ределять ф изические и хим и­
ческие свойства воды, м оделировать гидродинам ические процессы ,
д л я того чтобы изучить их возникновение, разви ти е и затухани е.
В искусственны х условиях на м оделях, з а д а в а я внеш ние условия,
мож но изучить и сам и явлен и я и влияние на них различны х сил.
Т ак, наприм ер, при помощ и м оделирования исследовался дрейф
льдов в С еверном Л едовитом океане, возникновение ветровы х и
внутренних волн, сейш в м орях и озерах; на м оделях русел рек
в лаб о р ато р н ы х условиях изучается влияние течений, расходов
воды , состава донны х отлож ений н а русловы е процессы и т. д.
§ 4. Основные этапы развития гидрологических исследований
в СССР. Гидрологические учреждения
С тановлению гидрологии к а к науки п редш ествовал длительны й
период н акопления знаний о воде, водны х объектах суши, об о к е а­
нах и морях.
М атер и алы экспедиционны х и стационарны х исследований вод
суши и м оря к концу XIX — н ач ал у XX столетия были обобщ ены
в капи тальн ы х тр у д ах русских (Ю . М. Ш окальский, И. Б. Ш пиндлер, Н. М. Книпович) и заруб еж н ы х ученых (О. К рю м м ель). Эти
ж е м атер и ал ы явились основой д л я изучения взаим одействия вод
с другим и элем ен там и географ ической среды, в особенности с кл и ­
матом (А. И . В оейков, Э. О льдекоп, А. П енк, X. К ел л ер ), д л я
типизации водного р еж и м а рек (А. И. В оей ков), ф орм ирования
русла (В. М. Л охтин, Н. С. Л ел я в ск и й ), изучения ледового р е­
ж и м а (М. А. Р ы качев, В. Б. Ш остакови ч), карти рован и я стока
(Ф. Н ь ю эл л ь ), р азр аб о тк и основ теорий динам ики вод в океан ах
и м орях (Э км ан, Б ьеркнес, Д ж еф р и с) и других вопросов.
П осле В еликой О ктябрьской социалистической револю ции, у ж е
в первы е годы восстановления и разви ти я народного хозяй ства
в наш ей стране, стало очевидным, что разм еры и содерж ан ие р а ­
бот по гидрологическим исследованиям преж них лет отстаю т от
требован ия практики. О собенно отчетливо это проявилось в годы
осущ ествления п л ан а Г О Э Л Р О и в годы выполнения планов пер­
вы х пятилеток.
П о инициативе В. И. Л ен и н а реш ением п рави тельства в 1919 г.
в С С С Р был откры т Российский (с 1926 г. Государственны й) гид­
рологический институт (Г Г И ). В 1921 г. был и здан д екрет об уч­
реж дении П лавучего морского научного института (П л авм о р н и н ),
в зад ач у которого входи ло планом ерное ком плексное изучение
9
советских морей и их побереж ий. В последствии, после р ео р ган и за­
ции этого института, часть его функций принял н а себя созданный
в 1933 г. Всесою зны й научно-исследовательский институт м ор­
ского рыбного хозяй ства и океан ограф и и (В Н И Р О ). Т аким о б р а­
зом , гидрологические исследования, связан ны е с насущ ны ми за п р о ­
сам и социалистического строительства, получили ш ирокий разм ах.
С оздани е Гидрологического института имело больш ое значение
в развитии советской гидрологии и оформлении ее к а к сам остоя­
тельной науки. Гидрологический институт объединил усилия круп ­
ных ученых, известных своими исследованиям и в области гео гр а­
фии вод суши и м оря и сопредельны х с ними дисциплин, из кото­
ры х и вы дели лась гидрология к а к сам остоятельн ая наука. И м ена
этих ученых ш ироко известны: Л . С. Б ерг, Ю. М. Ш окальский,
Б . Л . Л ичков, А. А. К аминский, В. Н. Л еб ед ев, С. А. Советов,
Н. М. Книпович7 К. М. Д ерю гин, Н, Н. П авловский, Г. Ю. В ере­
щ агин и многие другие. П ервы м директором Г Г И был В. Г. Глущков, заслуги которого в развитии гидрологической науки и ее ком ­
плексного н ап равлен ия исклю чительно велики.
П ри орган и зац ии института в основу его р аб от был полож ен
широкий ком плексны й подход к изучению гидрологических явлений
и процессов, при этом учиты вались причинные связи и взаи м од ей ­
ствия в явлен и ях природы . Б ы ли созданы отделы по объектам ис­
следований (морской, речной, озерны й, подземны х вод) и общий —
д л я изучения и р азр аб о тк и методов исследования процессов, кото­
ры е в природны х водах протекаю т (физических, химических, гид­
родинам ических, ги дроби ологи ческих). П озж е, в связи с д и ф ф ерен ­
циацией н ау к и вы делением в сам остоятельны е научны е дисцип­
лины океанологии, гидрогеологии, деятельность Гидрологического
института сосредоточилась на изучении вод суши.
В настоящ ее врем я научны е институты (О кеанограф ический,
Гидрохимический, А рктический и антарктический, Гидром етеороло­
гический центр, республиканские гидром етеорологические инсти­
ту ты ), эксп ери м ен тальн ы е лаб оратори и , гидром етеорологические
обсерватории и больш ое число (более 6000) гидром етеорологи­
ческих станций и постов н а морях, реках, озерах и болотах страны
объединены в систему Гидрометеорологической служ бы при С о­
вете М инистров С С С Р.
С первы х л ет организационного оф орм ления гидрологических
исследований в стране основными практическим и зад ач ам и гидро­
логии стали следую щ ие: оценка современного состояния водных
■ресурсов страны и гидрологическое обоснование их использования.
0ТИ зад ач и тесно связан ы с мероприятиям и, проводимы ми партией
и правительством С С С Р по электри ф и кац и и и индустриализации
страны , осущ ествлением пятилетних планов р азви ти я народного
■хозяйства страны и разви тием водного хозяйства.
Эти зад ач и актуальн ы и в н астоящ ее врем я; .они вы полняю тся
к а к коллективам и учреж дений системы ГМ С, т а к и академ иче<скими учреж денйям й: институтами географ ии АН С С С Р и акаде^мий сою зных республик. И нститутом океанологии, И нститутом вод ­
'10
ны х проблем , И нститутом озероведения и многими проектны ми о р ­
ганизациям и.
Советскими гидрологам и создан Водны й кад астр страны , оце­
нены водны е ресурсы и водный б ал ан с С С С Р и м атериков зем ного
ш ар а, р азр аб аты в аю тся многие теоретические р азд ел ы гидрологий
и методы инж енерны х гидрологических расчетов, произведены
обобщ ения по гидрограф ическим исследованиям и эксп ери м ен таль­
ным наблю дениям .
Ш ирокий р азм ах получили исследования арктических морей
в связи с освоением С еверного морского пути.
И тоги произведенны х р аб от и пути дальнейш их исследований
в гидрологии об суж д али сь на трех гидрологических съ ездах, со­
зы вавш ихся Г идром етслуж бой С С С Р , и съ езд ах географ ов, со­
званны х Географ ическим общ еством С С С Р.
Д л я соврем енного этап а р азви ти я гидрологических и ссл ед ова­
ний х ар актер н о объединение усилий гидрологов всего м ира д л я
реш ения глобальны х проблем гидрологии, основными из которы х
являю тся исследования круговорота воды в природе и влияни я на
него деятельности человека, взаи м освязи природны х основ у п р ав ­
ления водны м реж им ом обш ирны х территорий суши и морей и
прогноз будущ его состояния водны х ресурсов Зем ли, конструктив­
ные реш ения проблем ы водной компоненты среды, окруж аю щ ей
человека.
Г Л А В А 2. ОСНОВНЫ Е Ф И ЗИ ЧЕСКИ Е И ХИМ ИЧЕСКИЕ
СВОЙСТВА ВОДЫ
§ 5. Строение воды, ее ан ом алии и важ нейш ие физические
свойства
Химически ч истая вода состоит по весу из 11,19% водорода и
88,81% кислорода. И зучение структуры воды тесно связан о с и зу­
чением трех агрегатн ы х состояний, в которы х она встречается на
Зем ле. С троение воды определяется располож ением ядер водорода
относительно я д р а кислорода. И сследовани я м олекулы воды п о ка­
зал и , что атом ы кислорода и водорода расп олагаю тся по углам
равнобедренного треугольника, на верш ине которого находится
атом ки слорода (рис. 1 а ) . Угол при верш ине равен прим ерно
106°, а стороны треугольни ка имею т дли н у’ 0,96 А (а н гс тр ем а),
т. е. 10“ “ м; расстояние м еж ду яд рам и водорода Н Н = 1 ,5 0 АТ реугольник Н О Н находится внутри сферы, по которой д ви ж утся
электроны . Ц ентр инерции сферы С не совп адает с центром атом а
кислорода О и находится от него на расстоянии 0,13 А.
П ри об разован ии воды кислород отним ает от атом ов водорода
их электроны и становится отрицательно зар яж ен н ы м ионом,
а атом ы водорода — полож ительно заряж ен н ы м и ионами. Т ак к а к
атом ы водорода располож ены не на одной прям ой с атом ом ки с­
ло р о да, а под углом , т. е. несимметрично, то внутри м олекулярн ы е
11
•силы ком пенсирую тся неполностью . П оявляю тся остаточны е силы.
М олекула воды о б р азу ет электрический диполь, т. е. совокупность
р авн ы х по величине и противополож ны х по зн аку электрических
зар яд о в , находящ и хся н а м алом расстоянии. Д ип оль молекулы
БОДЫ х ар актер и зу ется дипольны м моментом, т. е. вектором , н а ­
правленны м от отрицательного к п олож ительном у заряд у. Он р а ­
вен произведению зар я д о в н а расстоян и е м еж д у ними. Зн ач и тел ь­
ный дипольны й м омент определяет способность м олекулы воды
ассоц ии роваться в разли чн ы е ком плексы , п редставляю щ ие собой
сочетание д ву х— восьми отдельны х молекул.
В парообразн ом состоянии (при тем п ературе 100° С) вода со­
стоит главны м образом из просты х молекул, назы ваем ы х гидрол ям и и соответствую щ их ф орм уле Н 2О. В ж идкой ф а зе вода пред-
Рис. 1. Строение молекул воды (а) и тетраэдральное расположе­
ние молекул (б).
ставл яет смесь; просты х м олекул гидролей (Н 2О ), двойных — дигидролей
(Н 20 )г и тройны х м олекул — тригидролей
(Н 20 )з.
В твердой ф а зе (лед) в воде п реоб ладаю т тригидроли (Н 20)з. П ри
изменении тем пературы и д авл ен и я соотнощ ение м еж д у количест­
вом гидролей, дигидролей и тригидролей изм еняется. В ода в р азл и ч ­
ных ф а за х имеет и различную структуру, т. е. х арактер располож ени я
и уп аковки м олекул относительно д руг друга. Рентгенограф ический
ан ал и з у к азы в ает н а сходство структуры воды с кристаллической
моделью . Н аи б ол ее вероятны м о к азал о сь тетр аэд р ал ьн о е расп о­
л ож ен и е молекул, при котором четы ре молекулы , заним аю щ ие
верщ ины тетр аэд р а, окруж аю т пятую (рис. 1 б ) . П олож ительны е
ионы водорода при этом нап равлен ы в сторону отрицательны х
ионов кислорода соседних молекул. В озникаю щ ие водородные
связи, т. е. стяж ен и я водорода одной м олекулы воды с ки с­
лор о до м других, приводят к ассоциации м олекул Н 2О в многочис­
ленны е ком плексы . В ж и дкой ф а зе структура м олекул воды отож ­
дествляется с кристаллической реш еткой кв ар ц а; в твердой ф азе
(лед) она идентична реш етке тридим ита, которы й явл яется а л л о ­
тропны м изменением крем н езем а. Тридим ит имеет менее плотную
1.2
реш етку, чем кварц , и его удельны й объем н а 10% больш е, чем
кв ар ц а. Л е д по сравнению с водой имеет менее плотную уп аковку
молекул. Н а р я д у с ассоциированны ми м олекулам и сущ ествую т
и
беспорядочно
располож енны е,
уп аковка
которы х
более
плотная.
П ри охлаж дении воды количество ассоциированны х молекул
в о зр астает, но т а к к а к при пониж ении тем пературы реш етка воды
непреры вно деф орм ируется, п ри б л и ж аясь к реш етке л ьд а, то к мо­
менту зам ер зан и я п олн ая перестройка м олекул зав ер ш ается увел и ­
чением объем а. Д л я больш инства тел при переходе из ж идкой
ф азы в твердую характерн о уменьш ение удельного о б ъем а и у в е­
личение плотности. П ри зам ер зан и и воды удельны й объем увеличи­
в ается прим ерно на 1 0 % - П лотность чистого л ьд а при тем пературе
0 ° С р ав н а 0 ,9 1 6 7 • 10® кг/м®, т. е. меньш е, чем воды. П оэтом у л ед
д ер ж и тся на поверхности, п ред охран яя водоемы от п ром ерзания
д о д на. О бразую щ ий ся внутриводны й и донный л ед (стр. 84, 3 0 1 )
всп лы вает к поверхности. С лож ной структурой м олекул воды и пе­
рестройкой их реш еток м ож но объяснить увеличение плотности
воды с повы ш ением тем пературы от О до 4° С, аном альное и зм ене­
ние ее удельной теплоем кости с изменением тем пературы , высокую
теп лоту п лавлени я, п ар ооб разован и я, диэлектрическую постоянную
и некоторы е другие особенности.
С огласно кинетической теории газов и ж идкости, удельны й
о б ъем всех тел при повыш ении тем пературы увеличивается, т. е.
ум еньш ается плотность. В ода отличается от других тел и в этом
отнош ении: в и нтервале от О до 4-4° С ее плотность увеличивается
в связи с частичны м разруш ением тетраэд рал ьн ой структуры,
а при дальн ей ш ем повыш ении тем пературы плотность ум еньш ается
(удельны й объем увели чи вается) вследствие увеличения р ассто я­
ния м еж д у м олекулам и. У морской воды тем п ература наибольш ей
плотности зави си т и от солености. С повыш ением тем пературы и
пониж ением солености плотность ум еньш ается, а с пониж ением
тем пературы и увеличением солености увеличивается.
В ода о б л а д а ет наибольш ей из всех вещ еств удельной теп лоем ко­
стью, равной 1 ,0 0 0 к а л /г • град, (в системе С И 4 , 1 9 • 10® Д ж /( к г • К ) ),
з а исклю чением водорода ( 3 ,4 к а л /г «град., т. е. 1 4 ,2 -1 0 ® Д ж /( к г Х
ХК))
и ж и дкого
ам м и ака
( 1 ,2
к а л /г • град., или 5,02Х
ХЮ® Д ж / ( к г - К ) ) . У дельной теплоемкостью вещ ества н азы вается
количество теплоты , необходимое д л я н агреван и я 1 кг вещ ества
на 1 К (или 1° С) . Теплоем кость морской воды несколько ниж е,
чем пресной, т а к к а к присутствую щ ие в ее растворе вещ ества
имею т незначительную теплоемкость. Обычно теплоем кость всех
тел, к а к ж идких, т а к и тверды х, увели чи вается с повы ш ением тем ­
пературы . Теплоем кость воды с повы ш ением тем пературы от О
до 4 0 ° С п ад ает, а затем начин ает повы ш аться. Теплоем кость м ор­
ской воды ум еньш ается и с увеличением солености (при / = 1 0 ° С
и S = 10% o у д ел ьн ая теплоем кость р ав н а 4 0 6 4 Д ж /( к г • К ) , при
той
же
тем п ературе
и
солености
30% о — теплоем кость
3 9 4 3 Д ж /( к г - К ) ) . У дельн ая теплоем кость воздуха и пород земной
13
коры значительно меньш е удельной теплоемкости воды: воздуха
993 Д ж / ( к г . К ), к в ар ц а 796 Д ж /( к г - К) и гран и та 838 Д ж /( к г - К ).
Б б льш ад теплоем кость воды по сравнению с теплоем костью в о з­
духа и пород суши имеет огромное клим атическое значение, о к азы ­
вает влияние на тепловы е и динам ические процессы, п ротекаю щ ие
на Зем ле.
Теплопроводность воды весьм а незначительна. Т еплопровод­
ность химически чистой воды при тем пературе 293 К (20° С) равн а
0,557 В т / ( м - К ) . Это значит, что в единицу времени (1 секунду)
через единицу поверхности (1 м^) по направлению , перпендику­
ляр н о м у к ней, п ротекает количество теп ла, равное 0,557 Д ж , при
условии, что тем п ература воды по этому ж е н ап равлению п он и ж а­
ется на расстоянии 1 м на 1 К. У морской воды при тем пературе
291 К теплопроводность составляет 0,561 В т / ( м - К ) , воздуха при
т о й -ж е тем пературе всего лиш ь 0,023 В т / ( м - К ) , морского льд а
1,173 В т /( м . К ).
В ода, л ед и воздух плохо проводят тепло, поэтому в естествен­
ных водоем ах п ередача тепла в глубины происходит чрезвы чайно
медленно. О богревание ж е глубинны х вод связан о с процессами
вертикального перем еш ивания. Д л я М ирового океан а важ н ую
роль и гр ает теплопроводность, св язан н ая с турбулентностью , ко­
эф ф ициент которой в ты сячи р аз превосходит коэф ф ициент м олеку­
лярн ой теплопроводности. Д л я оценки скорости переноса тепла
определяю т тем пературопроводность. О на р ав н а отнош ению коэф ­
ф ициента теплопроводности воды к ее плотности и теплоемкости
при постоянном давлении. В есьм а м а л а я теплопроводность воды,
л ьд а и снега и вы сокая теплоем кость благоприятны д л я разви тия
ж изни в водоем ах.
Скрытая теплота испарения и льдообразования. П ри переходе
воды из ж и дкой ф азы в п арооб разн ое состояние процесс исп аре­
ния происходит медленно, а с повыш ением тем пературы более ин­
тенсивно. К огда упругость водяны х паров становится равной внеш ­
нему давлению , вода заки п ает. Т ем пература кипения химически
чистой воды при норм альном давлен ии 1013 мб (760 мм) соответст­
вует 100° С, при давлен ии 970 мб — 98,8° С, а при 1020 мб 100,2° С.
П ри испарении и при конденсации 1 кг воды затр ач и в ается и вы ­
д ел яется определенное количество теп л а, н азы ваем ое скрытой
удельной теплотой п арооб разован и я (и сп арен и я), величина кото­
рой при 273 К р ав н а 2,5-10® Д ж /к г (597 к а л /г ). С повыш ением
тем пературы она пони ж ается и при 373 К р ав н а 2,26 • 10® Д ж /к г ,
т. е. 539 к а л /г при 100° С. С кры тая теплота п ар о о б р азо в ан и я чи­
стого л ьд а или снега при 273 К больш е, чем воды, н а величину
теплоты п лавлени я 3,35 • 10® Д ж /к г (677 к а л /г ).
Т ем пература зам ер зан и я и п лавлени я л ь д а при норм альном
давлении равнй 273 К. К оличество теп л а в д ж оул ях, за т р а ч и в а е ­
мое на п ревращ ени е 1 кг л ьд а в воду, н азы ваю т скрытой теплотой
п лавлени я; р авн ое ем у количество теп ла, затр ач и в аем о е на п рев­
ращ ение Г кг воды в л ед ,— скрытой удельной теплотой л ь д о о б р а­
зования. Д л я , пресного л ьд а и воды она р ав н а 3,35-10® Д ж /к г
14
(80 к а л /г ). Д л я морской воды, ко то р ая за м е р за е т при разной
тем п ер ату р е в зависим ости от количества растворенны х вещ еств,
т. е. от солености, теп л ота п лавлен и я и зм ен яется от 80 к а л /г при
t = = — Г С и 5 = 0%о до 48 к а л /г при t = — 2° С и S = 15%о.
, В ы сокая теплота испарения воды и п лавлен и я л ьд а имеет в а ж ­
ное зн ачение д л я теплового б ал ан са Зем ли.
Д и эл ектр и ч еск ая п остоянная воды (б) весьм а вы сока — она
р ав н а 81. У больш инства тел она н аходится в п ред елах 2— 8. В ы ­
сокий дипольны й момент при незначительном м олекулярном о б ъ ­
ем е воды обусловли вает вы сокое зн ачение е. Только немногие
соединения о б лад аю т вы сокой диэлектрической постоянной (нитро­
бен зол 36, спирты м етиловы й 33, этиловы й 26 и рутил 170). В сл ед ­
ствие больш ой диэлектрической постоянной вода отличается боль­
шой ионизирую щ ей способностью (способностью р асщ еп л ять м оле­
кулы растворенны х вещ еств на ионы) и высокой растворим остью
различны х элем ентов, входящ их в состав почв и горных пород.
П оверхностное н атяж ен ие. В нутрим олекулярны е силы п рояв­
ляю тся внутри воды в виде сил сцепления, а н а свободной по­
в ер х н о сти — в виде сил прилипания. П ервы е обусловливаю т в я з ­
кость, вторы е — поверхностное н атяж ен ие. Н а свободной поверх­
ности м еж м олекулярн ы е силы стрем ятся втянуть все м олекулы
во внутрь ж и дкости и уменьш ить свободную поверхность. В р е­
зу л ь тате этого возни кает си ла поверхностного н атяж ен и я, н ап р ав ­
л ен н ая н орм ально к поверхности воды. К оэф ф ициент поверхност­
ного н атяж ен и я и зм ен яется от 7 ,1 3 -1 0 “ ^ до 7 ,6 5 -1 0 “ ^ Н /м (от
71,32 до 76,52 дин/см ) в зависим ости от тем пературы и солености.
С ним связан о о б р азо в ан и е первичных капи л л ярн ы х волн на по­
верхности озер, морей и океанов.
В язкость. В ода о б л ад ает вязкостью , или внутренним трением.
С ила внутреннего трения д л я воды
( 1)
где fr, — сила внутреннего трения; т] — коэф ф ициент турбулентной
вязкости (тр ен и я); - ^ — гради ен т скорости.
Д л я лам и н ар н ы х движ ений с м алы м и скоростям и, когд а слои
воды, не см еш иваясь, к а к бы ск ользят д р уг по другу, х ар актер н а
м о л ек у л яр н ая вязкость. К оэф ф ициент м олекулярной вязкости чи­
стой воды при 0° С равен 0,01795 • 10~® кг • м/с.
П ри исследовании л ам и н арн ы х д виж ений коэф ф ициент м олеку­
лярн ой вязкости иногда зам ен яю т коэф ф ициентом кинематической
вязкости 'v = - ^ (где р — плотность в о д ы ). С повы ш ением тем п ер а­
туры м о л ек у л яр н ая вязкость зам етн о п они ж ается, а с увеличением
солености повы ш ается. В природны х услови ях м о л ек ул ярн ая в я з ­
кость им еет м еньш ее значение, чем турбулен тная. С корости и м а с­
ш табы
реальн ы х
динам ических
процессов
определяю т
не
15
лам инарны й, а турбулентны й х ар актер дви ж ени я, при котором
возникаю т ви хреобразован ие и пульсации скорости. К оэффициент
м олекулярной вязкости в этом случае зам ен яется коэффициентом
турбулентного внутреннего трения (см. стр. 80).
В ода отличается больш ой подвиж ностью . П од влиянием р а з ­
личных внеш них и внутренних сил воды естественных водоемов
п риходят в движ ение. Н а р я д у с таким и крупном асш табны м и д ви ­
ж ениям и, к а к приливы, сейсмические волны, течения, а т а к ж е в о л ­
нение, колеб ан и я уровня, верти кальн ое перем еш ивание, движ ение
воды м ож ет происходить под влиянием м олекулярны х сил. Силы
взаим ного п ритяж ен и я и отталкиван и я м еж ду частицам и воды и
вещ еств, с которы ми они взаим одействую т, определяю т движ ение
воды в кап и л л яр ах почв и грунтов. И сследовани я ф изических
свойств воды показы ваю т, что у пресной воды эти силы зав и ся т
главны м о б разом от изменений тем пературы и д авл ен и я, а у м ор­
ской, кром е того, и от солености. Так, наприм ер, м орская вода,
п р ед ставл яя собой; вы сокоионизированны й раствор различны х со­
лей, хорош о проводит электрический ток.
Э лектропроводность морской воды зави си т от тем пературы
и солености. П ри изменении тем пературы от О до 24° С и солености
от б до 4 0 % о
электропроводность увеличивается от 0,6 до
6,1 1 /( 0 м .,м ) . П ресн ая вода плохо проводит электрический ток.
В воде обнаруж ены теллурические токи, обусловленны е корпус­
кулярны м излучением С олнца, связанны м с числом солнечных п я­
тен. В еличина этих токов в М ировом океан е выше, чем в земной
коре, вследствие лучш ей электропроводности морской воды. Эти
токи усиливаю тся при магнитны х бурях и увеличении интенсивно­
сти солнечных сияний, т. е. в периоды солнечной активности.
К ром е теллурических токов, в воде обнаруж ены токи индукции,,
вы званны е движ ением воды относительно силовых линий м агнит­
ного поля Зем ли.
П ри изучении ф изических и химических свойств воды необхо­
димо приним ать во вним ание не только строение м олекул воды .
Т аблица 2
Физические характеристики НгО и D 2 O
Х арактеристика
НаО
(вода)
0,99704 • 1Q3 кг/мЗ
Плотность при 25° С
0°С
Температура плавления
100° С
Температура кипения
3 ,9 8 ° С
Температура наибольшей
плотности
81
Диэлектрическая посто­
янная
Показатель преломления
1,33300
Поверхностное натяже­
7 ,2 3 Н/м2 (72,53 ДИН/СМ2)
ние
D 2O
(тяж елая вода)
1,10469 • 103 кг/мЗ
-1-3,82° С
1 0 1 ,4 2 ° С
11 ,4 ° С
8 0 ,5
1,32844
6 ,7 8 Н /м 2 (6 7 ,8 дин/см2>
3
itf
о
I
CO
О
«.s
IS
о
bi
О
s
10
§1
2
“I
1go
1
»—t
о
05
o
>
T—«
о a
С
t=c
т—<
(N г-
Ч* РО
о О
1“Н 2
О
о
о
X
3
s
2 2
г—<г-н
о О 1—41-Н
0> 05
§ S 05 0)
СП05^ 0> 05
О**о " о " о " о " о "
ю
о со
1СОСО
— со
UO
U
&
о о
о" о"
s
Q*
rt
rt
PS
o<
50 S
oo
I
io
s
b - i>Ю
CO
:::8
1-H
oo
S2>
•
0
•
oo
oo
•
<oc>
Л
a
I I
1-Н 1-Н
•
ta
•
о о 00
05 05
ш ш
C
O
CVJ05
oTS?
GQ
S
C
Q
О
Ч
E
f2
05
SS
*
(N O
5
»s
о
1 1
о о
2
I
ю ю
a>O i
t - с 1-Н »-н
о^о** о" о" о 'о "
ъа
<D
О
y-Nti
bi
CQ
M
S C2OCS
O
SО
Я
n:: s
о
■7Г
IN
S=2:
Ч
s
5, l i i - E
R
I d;
S
X
<l) «3
к a
s
s
Su
ou
«С1
oo oo
Su S u
„и
Su
oo
sS
s iS ooa
s
od 3
S iu
X
003
cd
Е- 1
о СО
О
1=;
с
О)
н
«-> bQ
=s
s
g
к £
сао G
о
£«
s
->
S о<
S fctf
^ 2
S
w3-5
CQ-
i
I*
' -'ИЙ И Н -Т
Зак. № 266
lO'lOA
"LKA
Е- О
!й аз
Ф t=(
S о
C
J CQ
Я О
•& 0
§ ^
ег рз
В О
о
Н ссоо
S'S"
25 §а . 1Я-S gе дg
»>5
1Т
структуру, но и изотопны е соединения водорода и кислорода.
В н астоящ ее врем я обнаруж ены пять изотопов водорода и пять
кислорода;. И зотопы водорода: с массовы м числом 1 = ( Н ') ; с м а с­
совы м числом 2 (дейтерий) № ==D , неустойчивый радиоактивны й
изотоп (тритий) № = Т и д в а полученных л аб ораторн ы м путем с м ас­
совыми числам и 4 и 5 (Н^ и Н®). И зотопы кислорода О^®,
и
встречаю тся в природны х условиях, изотопы
и
в естествен•ных услови ях не встречаю тся. П утем ком бинации первы х двух изо­
топов водорода (Н ‘ и № ) и трех кислорода ( 0 “ ,
О^®) мож но
получить более д евяти видов воды. Основной яв л яется вода, обра-зованная изотопам и
и 0 “ ( Н ^ “ ) , а смесь остальны х видов на•зывается тяж ел ой водой, под которой обычно понимаю т главны м
-образом окись д ей тери я DaO (Н^О). П о своим ф изическим свойст­
вам т я ж е л а я вода отличается от обычной и составляет весьм а не­
зн ач и тельн ую долю от общ его объем а воды (0,000003% ). В табл. 2
л р и в о д ятся основные ф изические характери сти ки чистой и тяж елой
во ды , в таб л. 3 — ф изические константы дистиллированной воды.
:й х
§ 6. Химический состав природных вод и условия его
формирования
П риродны е воды почти никогда не бы ваю т химически чистыми,
т а к к а к со д ерж ат разли чн ы е вещ ества в растворенном и взвеш ен ­
ном состоянии. В процессе взаи м одей ствия гидросф еры с атм осф е­
рой, литосф ерой и биосферой вода о казы в ает влияние на р азл и ч ­
н ы е вещ ества, о б р азу я истинные и коллоидны е растворы . Истин.ные растворы — это такие, в которы х растворенны е вещ ества
н ах о д ятся в виде м олекул и ионов с разм ер ам и ч а с т и ц ,н е п р е в ы ­
ш аю щ и м и 10“ '^ мм. К оллоидны е ж е растворы вклю чаю т в себя
« е отдельны е м олекулы , а группы м олекул и ионов с разм ерам и
растворенны х частиц от 10"' до 10~5 мм. К оллоидны е растворы
'более устойчивы, но в природны х водах они встречаю тся в н езн а­
чительных количествах.
П риродны е воды разл и чаю тся м еж ду собой по химическому со­
с т а в у , концентрации, соотнош ению и ф орм е соединений м еж ду хи­
мическими элем ентам и, н аходящ им ися в растворе.
И з известны х в н астоящ ее врем я химических элем ентов перио­
дической системы Д . И. М енделеева более половины обнаруж ены
3 м атериковы х и морских водах. С ледовательно, по химическому
.составу природны е воды п редставляю т собой слож ны й ком плекс­
ны й раствор. Химический состав природных вод, по О. А. Алекину,
условн о мож но п одразделить на пять групп: 1) главнейш ие ионы
(хлоридны е С Г , сульф атны е S O " , ги дрокарбонатны е И С О ', кар^бонатные С О " , ионы н атри я N a', кал и я К ', м агния M g" и кальц ия
•С а"); 2) растворенны е газы (кислород Ог, азот N 2, двуокись у гл е­
р о д а СО 2, водород Н , сероводород H 2S и д р.) 3 ); биогенные ве­
щ ества (соединения азота, ф осф ора, крем н и я); 4) м икроэлементы
и 5) органическое вещ ество. Г азы и органическое вещ ество присут­
18
ствую т в виде молекул, соли — в виде ионов и частично в виде ком ­
плексов, а некоторы е м инеральны е и органические соединения —
в виде коллоидов.
В процессе вл агооборота, и сп аряясь с поверхности Зем ли, кон­
денсируясь и в ы п ад ая в виде атм осф ерны х осадков, вода сопри­
касается с поверхностны м покровом зем ной коры и проникаетв почву. П р о н и кая в почву, она растворяет разли чн ы е вещ ества,,
об о гащ аясь солями, органическим и остаткам и и изм ен яя свой газо ­
вый состав. Н и ж е почвенного слоя вода соп ри касается с грунтами,
и коренны ми породам и, в резу л ьтате чего ещ е более изменяетсвой химический состав. С реди пород зем ной коры вы деляю т триисточника м и н ерали зац ии природны х вод: 1) и зверж ен н ы е породы,,
образую щ и е раствори м ы е соли в процессе химического вы ветри ва­
ния, 2) отлож ения солей (карбонаты , сульф аты , хлориды и др.)
морского происхож дения, связан ны е с взаим одействием океанов т
м атериков, 3) соли, ад сорби рованн ы е в различны х осадочных поро­
д ах и почвенном покрове. К ром е этих источников м и н ерал и зац и и
природны х вод, огромное зн ачение имею т продукты вы деления из;
недр Зем л и при вулканических и зверж ен и ях, из гейзеров и мине­
ральны х источников. Б ольш ое влияние на ф орм ирование и режимприродны х вод о казы ваю т ф изико-географ ические и климатическиеусловия, морфологические и другие особенности водоем а.
Н а химический состав природны х вод ок азы в ает влияние и д е я ­
тельность лю дей. Бурны й рост городов, промы ш ленны х объектов,,
сооруж ение кан ало в, водохрани ли щ и т. д. наруш аю т естествен­
ный гидрохимический реж им и изм еняю т состав природны х вод.
П о химическому составу м атериковы е и океанические воды р а з ­
личаю тся по количественны м соотнош ениям м еж ду главнейшимиионами, В м атериковы х водах имею т место H C O '> S O " > C K к
C a " > M g " > N a ' или C a " > N a " > M g " , а в океанических н аб л ю д а­
ю тся C 1 '> S 0 " > H C 0 ', ‘ N a - > M g " > C a " . С опоставление ионногосостава м атериковы х и океанических вод свидетельствует о боль­
шой инертности вод М ирового о кеан а и их однородности, св я за н ­
ной с мощ ной вертикальной и горизонтальной циркуляцией^
а т а к ж е со свободным водообменом м еж ду отдельны ми ч астям и
океанов и морей.
Воды М ирового океан а отличаю тся постоянством солевого со­
става, т. е. постоянством количественны х соотношений м еж д у гл ав ­
нейш ими ионами, не зави сящ их от концентрации р аствора (см .
стр. 54).
Б ольш ое зн ачение д л я биологических, биохимических и других:
процессов, происходящ их в м атериковы х и океанических водах,,
имею т растворенны е в воде газы . И з растворенны х газов н аи боль­
ш ее зн ачение имею т кислород Ог и двуокись углерода СОг. Особоеп олож ение зан и м ает ион водорода Н ’, хотя и содерж ащ и й ся в при­
родны х во дах в небольш их количествах, но имеющий больш ое з н а ­
чение д л я биологических процессов. Р аствори м ость газов в в о д е
зави си т от д ав л ен и я га за на поверхность воды (парциального2*
Ш
д ав л ен и я ), тем пературы и степени м и н ерализации воды. З ави си ­
мость растворим ости газов от п арциального д авл ен и я определяется
законом Генри—Д ал ьто н а и м ож ет быть вы р аж ен а формулой
(2)
C^W kp,
где С — растворим ость г а за в мг/л; k — коэффициент, вы раж аю щ ий
растворим ость г а за при давлении 1 атм ; р — парц иальн ое д авлен ие
в атм осф ерах. П арц и ал ьн ое давл ен и е содерж ащ егося в воздухе
кислорода равн о 0,2099 атм, азо та 0,7804 атм и двуокиси углерода
0,0003 атм. Р аствори м ость газов в воде ум еньш ается с увеличе­
нием ее м и н ерали зац ии и с повы ш ением тем пературы (табл. 4 ).
Т аблица 4
Растворимость газов в воде (в мл/л) при давлении 1 атм
/ = 24° С
№
со.
02
N2
со.
782
49,24
23,00
1715
29,38
14,63
16
40.1
15,02
1489
24 ,8
9 ,3 6
695
20
3 8 .2
14,21
1438
2 3 ,6
8,9 6
677
О
И з табл. 4 видно, что растворим ость кислорода при одном и
том ж е п арц иальн ом давлен ии более чем вдвое превы ш ает раство­
римость азота. В воздухе соотнош ение объем ов кислорода и азота
равно 1 : 4 (отнош ение п арц иальн ы х д ав л ен и й ), а в воде 1 : 2.
О богащ ение воды кислородом происходит з а счет поступления
кислорода из атм осф еры и в р езул ьтате вы деления ки слорода р а ­
стениям и в процессе ф отосинтеза. У меньш ение количества кисло­
рода в воде происходит в связи с потреблением кислорода на окис­
ление органического вещ ества (ды хание водных организм ов, бро­
ж ение, гниение органических остатков), а та к ж е в резул ьтате
вы деления кислорода в атм осф еру. С одерж ан и е растворенного кис­
л о р о д а в природных водах колеблется к а к во врем,ени, т а к и в про­
странстве.
Д вуокись угл ерод а находится в воде преимущ ественно в виде
растворенны х м олекул газа . Ч асть этих молекул, вступ ая во в за и ­
модействие с водой, об разует угольную кислоту Н2СО3. Обычно не
р азд ел я ю т СО2 и Н2СО3 и под двуокисью углерода подразум еваю т
их сумму (С О 2+Н 2СО 3). Почти во всех природных водах в том
или ином количестве содерж ится двуокись углерода. О на об язан а
своим происхож дением различны м процессам, связанны м с окисле­
нием органических вещ еств и вы делением СО2, происходящ им к ак
непосредственно в воде, т а к и в почвах, с которы ми она соп ри ка­
сается. К ром е того, обогащ ение природных вод двуокисью угл е­
р о д а происходит в р езул ьтате слож ны х геохимических реакций.
20
им ею щ их место в глубоких слоях З ем л и в связи с процессами
в осадочны х породах.
Р асх о д о ван и е СО 2 происходит главны м об разом путем перехода
в атм осф еру вследствие пересыщ енности воды С О 2, в результате
л ер ев о д а карбон атн ы х пород в раствор и путем потребления С О 2
растительн ы м и о рган и зм ам и при фотосинтезе.
К ак у ж е отм ечалось, ионы водорода сод ерж атся в воде обычно
в весьм а м алы х количествах. В химически чистой воде ионы водо­
р о д а появляю тся в р езул ьтате ее частичной диссоциации: НгО =
= H '- f O H '. В природны х водах концентрация водородны х ионов
в значительной мере зави си т от диссоциации угольной кислоты:
НгСО з^^Н СО з + Н*. И он водорода Н ’ — это носитель кислотных
свойств в растворе, гидроксильны й ион О Н ' — щ елочных свойств.
В химически чистой воде оба иона н аходятся в равны х количест­
вах , поэтому химически чистая вода н ей тральна. П ри нейтральной
реакции концентрация ионов водорода р ав н а 10“ '^ г/л. Обычно кон­
центрацию ионов водорода в воде в ы р а ж аю т в виде степенного
п о к аза тел я (десятичного л о га р и ф м а ), взятого с обратны м знаком ,
и обозначаю т величину концентрации символом pH :
pH=-lglH+l.
(3)
Т аким образом , вода с нейтральной реакцией имеет pH = 7. При
p H , меньш ем семи, реакц и я будет ки сл ая, при pH , больш ем семи,—
щ елочн ая. Б ольш инство природны х вод х арактери зуется pH в п ре­
д е л а х от 6,5 до 8,5.
К группе биогенных вещ еств, находящ и хся в воде, п р и н ад л еж ат
п р еж д е всего ионы нитратны й N 0 ' и нитритный N 0 ' , ионы ам ­
мония NH^ и ф осф орной кислоты Н 2Р О ' и Н Р О " . Биогенны е ве­
щ ества образую тся в природны х водах по преим ущ еству в р езу л ь­
тате р ас п а д а органических вещ еств, претерпеваю щ их химические
изм енения под влиянием биологических процессов. В ещ ества эти
в природны х водах сод ерж атся в весьм а м алы х количествах (в пре­
д е л а х от ты сячны х до десяты х долей м и л л и грам м а в кубическом
м етр е), но имею т важ н о е зн ачение д л я разви ти я ж изненны х про­
цессов. К ром е соединения ф осф ора и азота, к биогенным вещ ествам
относятся соединения ж е л е за и крем ния.
К м икроэлем ентам относится больш ое число (более 40) най ден ­
ных в природны х водах элем ентов, таких, к а к литий (200 м к г/л ),
рубидий (120 м к г/л ), иод, барий, м арган ец , медь, титан, цинк и др.
М икроэлем енты сод ерж атся в природных водах в очень м алы х ко­
личествах, больш ей частью в п ред елах от ты сячных до десяты х
долей м и л л и гр ам м а на литр.
В природны х водах, кром е неорганических соединений, всегда
имею тся органические вещ ества, представляю щ ие собой продукты
р ас п а д а различны х организм ов — растений и животны х. Они п оп а­
даю т в природны е воды и извне и образую тся в сам их водоемах.
В водоемы поступаю т вещ ества, вы м ы ваем ы е водой из почвы, тор­
фяников, а т а к ж е остатки растений, см ы ваем ы е с поверхности
21
зем ли. С остав этих вещ еств слож ен. И х присутствие в воде п р и д ае т
ей ж елтоватую окраску. Эти вещ ества часто н азы ваю т гуминовы ми.
Д руги м внеш ним источником поступления органических вещ еств
в водоемы являю тся сбрасы ваем ы е в них сточные и промы ш ленны е
воды. В сам их водоем ах органические вещ ества появляю тся в р е­
зу л ьтате ж и знедеятельности и отм ирания ж ивы х организмов.
И зучение химического состава природны х вод суши и Мировогоокеан а имеет огромное значение д л я и сследования круговорота хи­
мических элем ентов, вы яснения эволю ции ж изн и на Зем л е, исполь­
зо ван и я продукции океанов, морей, озер и рек. В воде присутствую т
все элементы , необходимы е д л я разви ти я ж ивотной и растительной
ж изни, сосредоточены колоссальны е пищ евы е и сы рьевы е ресурсьв
Зем ли.
Г Л А В А 3. КРУГОВОРОТ ВОДЫ В П РИ РО Д Е
§ 7. Взаимоотношение вод атмосферы, суши и Мирового океана
Воды зем ного ш ар а н аходятся в постоянном взаим одействии ш
в процессе круговорота связаны воедино. П од влиянием солнечной
р ади ац ии с поверхности океанов, морей, рек, озер, ледников, сн еж ­
ного покрова и л ьд а, почвы и растительности еж егодно и сп аряется
525 тыс. км^ воды. И спарен ие с поверхности океанов и морей —
основной источник поступления вл аги в атм осф еру. Б о л ь ш ая ч асть
этой влаги вы п ад ает в виде атм осф ерны х осадков непосредственно
на поверхность океанов и морей, соверш ая т а к н азы ваем ы й малы й
круговорот; М еньш ая ее д оля участвует в больш ом круговороте,
вступая в слож ны е взаим одействия с земной поверхностью . Б о л ь ­
шой круговорот вклю чает в себя ряд местных, внутренних влагооборотов и п р ед ставл яет собой многообразны й процесс перем ещ е­
ния, расходования и возобновления влаги на зем ной поверхности,
в н едрах зем ли и в атм осф ере. А тмосферны е осадки, орош ая по­
верхность м атериков, частично просачиваю тся в почву, частично
стекаю т по склонам и об разую т ручьи, реки, озера, болота. П огл о­
щ енн ая почвой вода частью и сп аряется непосредственно или транспирируется растениям и, частью п росачивается вглубь и ф орм ирует
подземны е воды. П оследн и е участвую т в питании рек, озер или
достигаю т м оря подземными путями.
В л ага, поступивш ая в атм осф еру в р езул ьтате испарения с по­
верхности суши и ее водоемов, дополняет то количество ее, которое
поступает с океан а. В оздуш ны ми течениями она переносится
в глубь м атер и ка и, в ы п ад ая в виде д о ж д я и снега, орош ает тер ­
ритории, более или менее удален н ы е от океан а. В ы павш ие осадки
вновь и спаряю тся, просачиваю тся, стекаю т по зем ной поверхности.
С ток, воды рек, впадаю щ их в океан, зав ер ш ает больш ой кругово­
рот воды на зем ном ш аре.
Р ассм отренны й процесс круговорота — лиш ь уп рощ ен н ая схема.
Д л я наглядности она представлен а на рис. 2. В действительности
22
o3(ua;3fflSra
§ ||; l
CS
OJ в «55“a;
.3°йз|
S S o
«
о
« о
CS Stf
^I I
•
gg
a
_
0> ®
s Slсз
0о1 aоя I‘ jy
и®ия
2
I o. 5 a. Iоo.I«оcc
ъ^сзс>гЗЕзтса
Ч
U5
«9
23
явление круговорота значительно слож нее, и не случайно до по­
следнего времени ему уд ел яется больш ое внимание. В р а б о т а х
О. А. Д р о зд о в а, М. И. Л ьвови ча, А. М. А лп атьева, Г. П. К ал и ­
нина раскры ваю тся новы е его черты и особенности.
К руговорот воды состоит из нескольких звеньев, главны е из
которы х атм осф ерное, океаническое, м атериковое.
М. И. Л ьвович ввел понятие «активность водообмена», х а р а к ­
теризую щ ее продолж ительность смены всего об ъем а воды д анной
части гидросф еры в процессе круговорота воды.
В атм осф ерном звене происходит перенос вл аги в процессе а т­
мосферной циркуляции и о б разован и е атм осф ерны х осадков. Е ди ­
новременный за п а с влаги в атм осф ере невелик, всего 14 тыс. к м ^
но при постоянном возобновлении этой влаги в процессе испарения
с поверхности Зем л и объем осадков, вы падаю щ их на эту поверх­
ность, равен 525 тыс. км®. Т аким образом , в среднем к аж д ы е 10 су­
ток в л ага атм осф еры возобновляется.
Д л я океанического звен а круговорота характерн о непреры вное
восстановление зап асов вл аги в атм осф ере путем испарения. С по­
верхности океанов в атм осф еру поступает 86,0% общ его количества
испаривщ ейся влаги на зем ном ш аре. П о отношению к объем у
воды в океане это количество невелико; общ ая п родолж ительность
смены воды океан а в процессе круговорота, по-видимому, около
3000 лет.
М атериковое звено по активности участия его вод в кругово­
роте отличается больш им разн ооб рази ем . В этом звен е М. И. Л ь в о ­
вич в свою очередь вы деляет почвенное, литогенное, речное, озер ­
ное, ледниковое и биологическое звенья.
П очва осущ ествляет обмен влагой к а к с атм осф ерой, рекам и
и озерам и, т а к и с недрам и зем ли — литогенны м звеном. О бмен
этот происходит путем просачивания, стекания по поверхности, ис­
п арения и транспирации сравнительно быстро, в п ред елах одного
года.
Степень подвиж ности воды в литогенном звене неодинакова.
Н аиболее активно участвую т в общ ем круговороте воды подзем ны е
воды, зал егаю щ и е вблизи зем ной поверхности до уровня д рен иро­
ван ия их речной сетью и питаю щ ие реки. П родолж ительность их
обмена — от м есяц а до нескольких лет. С удалением от зем ной по­
верхности, на больш их глубинах, подземны е воды становятся все
менее подвиж ны и период их водообм ена, по Г. П. К алинину, д о ­
стигает нескольких миллионов лет, что свидетельствует о крайне
зам едленном водообмене, практически об его отсутствии. Это в ос­
новном относится к рассолам .
Р еки во звр ащ аю т в океан воды, которы е поступили в процессе
круговорота на сушу. О бмен воды, содерж ащ ейся в руслах рек,
происходит весьм а быстро: в среднем, по данны м разн ы х авторов,
з а 12—25 суток. Н о если к объем у русловы х вод прибавить объем
проточных озер, то активность водообм ена значительно уменьш ится
и его продолж ительность возрастет до трех лет.
В л едни ках к а к бы законсервированы больш ие массы воды
24
в виде л ьд а. Д ви ж ен и е л ь д а медленное, поэтому п родолж и тель­
ность обм ена воды (л ьда) в л ед н и ках колеблется, по разн ы м д а н ­
ным, от 8300 до 15 ООО лет.
А нализ активности водообм ена р аскр ы вает весьм а интересную
и важ н ую черту ресурсов пресны х вод — их относительно быстрое
возобновление. С р авн и тел ьн ая оценка активности д ается следую ­
щ ими данны м и (ниж ний предел по М. И. Л ьвовичу, верхний — по
Г. П. К а л и н и н у ):
Полное возобновление
запасов (число лет)
Мировой океан
.........................
Подземные в о д ы .........................
Л е д н и к и ..........................................
Почвенная влага
.....................
Реки и о з е р а .............................
Реки
..............................................
Пары а т м о с ф е р ы .....................
3000
5000
8300— 15 000
1,0
3
0,033—0,069
0,027
Вся г и д р о с ф е р а .........................
2700
Т аким о б разом , круговорот воды в природе, соверш аю щ ийся
под влиянием солнечного теп ла и силы тяж ести , объединяет не­
сколько геоф изических процессов, происходящ их в его звен ьях,—
это испарение, перенос влаги в атм осф ере, ее конденсация и вы ­
п аден ие осадков, п росачивание их в почву и горны е породы, сток
поверхностны х и подземны х вод.
О собую роль в круговороте воды зан и м аю т биологические п ро­
ц е с с ы — тран сп и рац и я и фотосинтез. В среднем расход воды на
транспирацию приблизительно равен 30 ООО км^ в год (по Л ь в о ­
вичу). Э та величина превы ш ает 40% сум м арного испарения со
всей суши и со ставл яет 7% испарения с поверхности зем ного ш ара,
вклю чая океан.
В процессе ф отосинтеза растен ия поглощ аю т вместе с угл еро­
дом возду х а водород, входящ ий в состав воды, р а зл а га я таким
о б разом ее на составны е части. По А. А. Ничипоровичу, этот про­
цесс м ож но схем ати зи ровать в следую щ ем виде:
СО 2+ 4 Н 2О "7в°еГ "-^ СН 2О + ЗН 2О + О 2.
Р астен и я в процессе ф отосинтеза могут использовать и р а з л а ­
гать, по данны м этого автора, 2,25 • 10^'^ г, или 225 км®, воды в год.
И з этого количества четвертая часть теряется д л я круговорота б ез­
возвратно. Н а это особое вним ание о б р ащ ает А. М. А лпатьев,
п о лагая, что в течение многих миллионов лет, со времени сущ ест­
вовани я ф отосинтезирую щ их растений, возм ож но постепенное об ез­
вож и вани е Зем ли. К оличественная оценка этих явлений н уж дается
в дополнительны х исследованиях и в настоящ ее врем я при расчете
составляю щ их круговорота не приним ается во внимание. П ри коли ­
чественной оценке круговорота не учиты ваю тся та к ж е те воды, ко­
торы е участвую т во влагообм ене с космическим пространством , и те
25
воды , которы е участвую т в процессах ги дратац ии и деги дратац и и
горных пород глубоких недр зем ли. Г и дратац и я — хим ическая р е а к ­
ция присоединения воды к вещ еству. Д еги д р атац и я — о б р атн ая р е а к ­
ция, в ы зы в аем ая повыш ением тем пературы и уменьш ением д а в л е ­
ния паров воды. В данном случае имею тся в виду процессы погло­
щ ения воды при образован и и м инералов и вы деления из них воды
в зоне глубинного м етам орф и зм а.
Воды, стекаю щ ие по зем ной поверхности, не все п опадаю т
в океаны и моря. Н и сп адаю щ и е к океан ам покатости, сток с кото­
ры х н ап р авл ен в океан, н азы ваю тся сточными или периферийны ми
о б ластям и стока. З ам кн уты е простран ства, не имею щ ие связи
с океан ам и , сток с которы х не дости гает океан а, н азы ваю тся о б л а ­
стями внутреннего стока или бессточными (по отношению к оке­
ану) . В оды этих областей расходую тся на испарение либо по пути
стока, либо с поверхности конечных зам кн уты х водоемов, куда они
стекаю т. О бласти внутреннего стока обм ениваю тся влагой с пери­
ф ерийны ми областям и только путем переноса ее воздуш ны ми те­
чениями в атм осф ере или в незначительной м ере подземными пу­
тями.
О б щ ая п лощ адь периферийны х областей зем ного ш ар а состав­
л яет 117 млн. км2 и почти в 4 р а за превосходит п лощ адь областей
внутреннего стока, равную 32 млн. км^. Б о л ь ш ая периф ерийная
о бласть в наш ей стране — н и сп адаю щ ая к А рктическим морям,
с которой собираю т свои воды реки С ибири: О бь, Енисей, Л ен а,
Я на, И ндигирка, К олы м а и др. О громны е периферийны е области
нап равлен ы к А тлантическом у океану, с них стекаю т больш ие реки
мира: А м азонка, М иссисипи, Н игер, Конго, и многие реки Европы:
Н ева, З а п а д н а я Д ви н а, В исла, О дра, Э льба, Рейн, Л у а р а и др.
Б о л ь ш ая
область
внутреннего
с т о к а -А р а л о -К а с п и й с к а я ,
К ней п р и н ад л еж ат бассейны рек Волги, У р ал а, Куры, С ы рдарьи,
А м ударьи и др. К бессточным ж е областям относятся пустыни С а ­
х ар а, А рави й ская и Ц ентральн о-А встрали й ская.
§ 8. М ировой водный б ал ан с
В процессе еж егодного круговорота вл аги участвует сравн и ­
тельно н ебольш ая часть общ его объем а гидросферы , а именно
525 тыс. км®, или только около 0,036% зап асов воды на Зем ле.
С некоторы м приближ ением мож но принять, что объем воды,
участвую щ ий в круговороте, в среднем (за год) не м еняется. С ле­
довательно, сущ ествует устойчивое соотнош ение м еж ду приходной
(атм осф ерны е осадки) и расходной (испарение, сток) частям и кр у ­
говорота воды на зем ном ш аре. Эти соотнош ения мож но п ред ста­
вить просты ми уравнениям и водного б ал ан са зем ного ш ар а и его
отдельны х частей в среднем д л я годового периода, предлож енны м и
ещ е в 1905 г. наш им соотечественником Э. Я. Брикнером :
д л я м алого круговорота (в п ред елах океан а)
(4 )
,2 6
д л я больш ого круговорота
воды
Ze + ^ e - X e .
(5>
д л я областей внутреннего стока
(6)
^3 = ^ 3 .
д л я зем ного ш а р а в целом
Zo + Z ,+ Z 3 = X o + X e + X 3 ,
ИЛИ
(7>
Z 3= ^3
гд е X — годовая сум м а осадков; Z — испарение; У — сток речных
вод. И ндексы при буквенны х вы раж ен и ях обозначаю т «о» — океан,
«с» — периф ерийную часть суши, «в» — области внутреннего стока,
«3» ■
— зем ля в целом.
Автор этих уравнений полож ил н ач ал о современны м и сследова­
н иям мирового водного б ал ан са. С тех пор произведено более д е ­
сяти ф ун дам ен тальн ы х исследований, которы е по методу, полож ен ­
ному в их основу, д ел ятся н а три группы:
1) вы числение стока и осадков по 5 или 10-градусным поясам
суш и (Ф рицш е, 1906 г.; Вюст, 1922 г.; М арчинек, 1964 г.);
2) вычисление й составление к а р т испарения по радиационном у
и тепловом у б ал ан су (Буды ко, 1956 г.; А льбрехт, 1961 г.);
Таблица 5
Мировой водный баланс (по М. И. Львовичу)
Элементы баланса
Годовой объем,
Годовой слой,
км^
мм
в % от годовой
суммы атмосф ер­
ных осадков
земного ш ара
Периферийные области (площадь 116 800 тыс. км^)
106000
41000
65000
Осадки
Речной сток
Испарение
910
350
560
2 0 ,2
7 ,8
12,4
Области внутреннего стока (площадь 32 100 тыс. км^)
74001
7400
Осадки
Испарение
238
238
1 ,4
1.4
Мировой океан (площадь 361 100 тыс. км^)
Осадки
Приток речных вод
Испарение
411 600
41000
452 ООО
1140
1Ц 2
1251
7 8 ,2
7 ,8
8 6 ,0
Земной шар (площадь 510000 тыс. км^)
Осадки
Испарение
525 ООО
525 ООО
1030
1030
100,0
100,0
' В том числе речной сток около 830 км^, или 26 мм.
^ Слой притока речных вод отнесен к площади Мирового океана.
27
3)
составление к а р т речного стока зем ного ш ар а (Львович,.
1945, 1964 гг.) и в последующ,ем к ар т всех основных элем ентов­
водного б ал ан са суши.
В двух последних группах исследований использую тся м ировы е
карты осадков, среди которы х больш ой известностью пользую тся
карты О. А. Д р о зд о ва.
В таб л. 5 п риводятся данны е по водному бал ан су зем ного ш ара..
Речной сток в океан вклю чает и расход л ьд а полярны х ледни ­
ков. Сток всех рек земного ш ар а равен 41 800 км®, из которы х на
области внутреннего стока приходится всего лиш ь около 800 км®,,
а 41 ООО км® речных вод еж егодно вносятся в океан.
§ 9. Внутриматериковый влагооборот
В нутрим атериковы й влагооборот п ривлекает вним ание многих:
ученых. Больш ой в к л ад в изучение этого вопроса был сделан рус­
скими учеными А. И. Воейковым, И. И. К асаткины м , А. А. К ам и н ­
ским. Их зас л у га зак л ю ч ается в постановке и первой попытке р е­
ш ения некоторы х сторон проблем ы влагооборота.
М ного
раб от
посвящ ено
количественной оценке внутрим атерикового
вл агооборота.
И деи А. А, К ам инского (1925,
1933 гг.) наш ли отраж ен ие
в расчетах влагооборота для
территории
СШ А, п роделан ­
Рис. 3. К расчету элементов влагооборота
ных Х ольцм аном и Торнтвейограниченной территории.
том, и в р аб о тах советских м е­
теорологов. О. А. Д р о зд о в ы м и
другими были определены составляю щ ие влагооборота д л я отдель­
ных частей наш ей страны , основанны е на больш ом ф актическом
м атериале.
В общ ем виде за д а ч а расчета элем ентов в л агооборота д л я о гр а­
ниченной территории реш ается следую щ им образом . П усть А
(рис. 3) — количество водяны х паров, поступаю щ их на данную тер ­
риторию извне в среднем за год;
— сум ма атм осф ерны х о сад ­
ков, вы падаю щ их за год на данную территорию ; Z — среднее годо­
вое испарение; Y — средний годовой сток. В еличины X, Y и Z св я­
зан ы м еж ду собой известным уравнением водного б ал ан са (см,
§ 135)
X = Z + r.
(8>
И з общ его количества водяного п ар а А, поступаю щ его на д а н ­
ную территорию извне, ч асть выносится за пределы этой терри то­
рии, часть расходуется на об разован ие осадков, вы падаю щ их на
данной территории. Это т а к н азы ваем ы е внеш ние осадки Zb. К ним
присоединяю тся осадки, об разовавш и еся из водяного п ар а, со зд ан ­
ного местным испарением ,— это внутренние (местны е) осадки
28
Х — Хв. Т аким образом , общ ее количество осадков, вы падаю щ их
на данную территорию , ск лады вается из внутренних и внешних
осадков.
В одяной пар, обязанны й своим происхож дением местному ис­
парению , не полностью расходуется на ф орм ирование осадков.
Ч асть его вы носится з а пределы рассм атри ваем ой территории, и
тем больш ая, чем меньш е эта территория. Если обозначить это
количество вл аги через С («атм осф ерны й сток»), то нетрудно по­
лучить уравн ен ие
Z = {X -X ,)+ C ,
(9>
отк’/ д а , учиты вая уравн ен ие (8), следует
Х з= С 4 -к .
(10)
П оследнее уравнение, связы ваю щ ее сумму внеш них осадков-,
с величинами атм осф ерного и речного стока, м ож ет служ ить осно­
вой д л я р асчета в л агооборота на лю бой территории суши. Зная,,
наприм ер, X и Хв, мож но определить зн ачение т а к называемогокоэф ф ициента в л агооборота
К оэф ф ициент в л агооборота по^
Лв
казы вает, сколько р аз приш едш ий извне и вступивш ий во влагооборот водяной пар в ы п ад ает в виде осадков до тех пор, пока а т­
м осф ерная ц иркуляц ия и речной сток не вынесут его за пределы
р ассм атри ваем ой территории.
О. А. Д р о зд о в п р ед л агает коэф ф ициент влагооборота д л я ср а в ­
нительно больш ой территории вы числять по ф орм уле
(11>
где Z — испарение на единицу длины наветренного контура; L —
д ли н а пути переноса водяного п ар а; со — влагосод ерж ан и е в атм о­
сфере; V — средн яя скорость переноса.
Очевидно, что при м алом количестве внутренних осадков вели ­
чина К в л будет б ли зка к единице, при больш ом их значении он а
д о л ж н а быть больш е единицы. С увеличением пути переноса, а сле­
довательно, и площ ади рассм атриваем ой территории зн ачение Квл
увеличивается. Так, по подсчетам м етеорологов, /Свл в бассейнеО ки равно 1,04, на ЕТС 1,10, на территории СШ А 1,25, в Е в р а ­
зии 1,51.
Г. П. К алинин произвел приблил<енный расчет количества а т ­
мосферной влаги, приносимой на территорию С оветского С ою за иуносимой за ее пределы . Р азн и ц а о к а за л а с ь близкой к сум м ар­
ному стоку всех рек С С С Р.
П ри продвиж ении м асс воздуха в глубь м атери ка возрастаетроль местного испарения в об разован ии осадков из океаническогоп ар а. О больш ой роли местного испарения в образован ии осадков
в свое врем я писали А. И. В оейков и И. И. К асаткин. Р аб о ты
К асатки н а интересны тем, что он обратил вним ание н а возм ож н ость
29>
у си л ен и я в л агооборота хозяйственны ми м ероприятиям и, про­
в о д и м ы м и н а больш их пространствах. В ы деляя из общ его коли ­
чества вл аги на м атери ке активную ч асть (воду, испаряю щ ую ся
'С поверхности почв, растительности, озер, болот, рек и заклю чен ­
н у ю в п о ч в а х ), он п о лагал , что чем дольш е эта ак ти вн ая часть
ш лаги зад ер ж и тс я на м атерике, тем больш е оборотов она м ож ет
■сделать на своем пути в глубь м атери ка и тем с больш им эф ф ек­
то м она м ож ет быть и спользована в народном хозяйстве.
В настоящ ее врем я в связи с преобразован ием природы на юге
;нашей страны , направленны м на борьбу с засухой и повышение
урож айн ости , больш ими м елиоративны ми работам и, проводимы ми
в зоне постоянного увлаж н ен и я, разработкой проектов переброски
вод с севера на юг и строительством водохранилищ вопросы внутри м атерикового влагооборота вновь привлекаю т вним ание ученых.
‘О ц ен и вая влияние мелиоративны х м ероприятий и полезащ итного
.лесоразведен и я на юге наш ей страны , О. А. Д р о зд о в приш ёл к вы ­
воду, что реж им ны е изменения осадков, вы званны е дополнитель­
н ы м испарением и усилением степени ш ероховатости поверхности
(при л есо р азвед ен и и ), произойдут к а к на самой преобразуем ой
территории, т а к и на удаленны х от нее подветренны х ч астях м ате­
рика. О днако изменения эти сравнительно невелики. Таким о б р а­
зом, хотя усиление внутреннего в л агооборота страны п о д тв ер ж д а­
ется расчетам и м етеорологов, оно не столь значительно, к ак
п о лагал р ан ее К асаткин. Э ф ф ект проводимы х м ероприятий в боль£пей степени п роявляется в превращ ении поверхностного стока
в почвенную вл агу и грунтовой сток, о чем будет ск азан о ниж е.
ОКЕАНЫ И МОРЯ
Г Л А В А 4. М ИРОВОИ ОКЕАН И ЕГО ЧАСТИ
§ 10. Распределение суши и воды по земному шару
П ростран ство Зем ли, покры тое водам и океанов и морей, п р ед ­
ставл я ет собой непреры вную водную оболочку, назы ваем ую М и ­
р о в ы м о к е а н о м . М ировой океан расчлен яет суш у н а отдель­
ные м атерики, острова и архипелаги. И з общ ей площ ади п оверх­
ности Зем л и 510 млн. км^ на долю суши приходится всего»
149 млн. км2, или 29% . О стальн ы е 361 млн. км^, или 71% , заняты ,
поверхностью
М ирового
океана.
С уш а и во да р асп р ед е­
ляю тся по поверхности З е м ­
ли неравном ерно; больш ая
часть суши сосредоточена
в северном полуш арии (39%
площ ади зан и м ает су ш а и дд
Ш О О О О О т ^
61% в о д а ), в ю ж ном п ре­
о б л ад ает
во д н ая
п оверх­ Рис. 4. Распределение суши и воды по ши­
ротам.
ность (п лощ ад ь воды 81%>,
суши 19%) .
Н еравном ерн ость в распределении поверхности воды и сушш
сохраняется при лю бом сечении, по котором у зем ной ш ар р а зд е ­
л яется на д в а полуш ария. М ож но вы б рать так ое п олож ен ие боль­
шого круга, при сечении по котором у зем ной ш ар разд ел и тся на.
д ва таких полуш ари я, что в одном из них будет расп ол ож ен а
бо льш ая ч асть водной поверхности, в другом — больш ая ч асть по­
верхности суши. П ервое п олуш ари е н азы вается океаническим, вто­
р о е — м атериковы м . П олю с водного полуш ари я н аходится к юговостоку от Н овой З елан д и и , полю с м атерикового — около устья^
р. Л у ар ы во Ф ранции. В м атериковом полуш арии полностью н а ­
ходятся м атери ки Е вропа, А зия, А ф рика, С еверн ая А м ерика и;
ч асть Ю ж ной А мерики, в водном — б ольш ая часть Тихого океан а
и ю ж ны е части А тлантического и И ндийского океанов. В м атери ко­
вом полуш арии поверхность суши составляет 47% , воды 53% ^
в океаническом — соответственно 9 и 91%). Т аким об разом , д аж е .
31
н азы вается м о'р е м. Геогр 1аф и теское полож ение, условия водооб­
м ена с океаном , х ар а к тер р ел ьеф а д н а и очертаний бассейна н аряд у
с общ ими клим атическим и и гидром етеорологическими условиям и
рай он а определяю т структуру водны х м асс данного м оря и их ре­
ж им . М оря п одраздел яю т по различны м п ри зн акам : условиям во­
дообм ена и степени изоляции от океан а (Ю . М. Ш окал ьски й ), про­
исхож дению (Н. Н . Зубов и А. В. Эверлинг, Д . Г. П а н о в ), х а р а к ­
теру водообм ена и гидрологического р еж и м а (А. М. М уромцев)
и т. д.
Н аиб ольш ее распростран ен ие до н астоящ его времени имеет
класси ф и кац и я Ш окальского, по которой м оря разд ел яю тся на ок­
раинны е, средизем ны е и м еж островны е. О краинны е м оря р ас п о л а­
гаю тся по о краин ам м атериков и больш их островов, средизем ны е —
м еж ду м атери кам и или внутри, них. В соответствии с этим среди­
зем ны е м оря п одразделяю тся н а м еж м атериковы е и внутриматериковые. М еж м атери ковы е м оря отличаю тся обычно больш ими
р азм ер ам и и больш ими глубинами, внутрим атериковы е, напротив,
относительно невелики и неглубоки. М еж островны е м оря р ас п о л а­
гаю тся м еж д у островам и и архи п елагам и.
О краинны е м оря вдаю тся в м атерики и от океан а отделяю тся
гряд ам и островов, иногда полуостровам и. С вободное сообщ ение ок­
раинны х морей с океан ам и об условли вает зависим ость ф изических
и динам ических процессов, а т а к ж е р еж и м а вод от воздействия
океана. П ри м ерам и окраинны х морей могут служ ить м оря С евер­
ное, Л ап тевы х, В осточно-Сибирское, Ч укотское, В осточно-К итай­
ское и др.
С редизем ны е м оря имеют затрудненную связь' с океанам и.
В р езу л ьтате влияни я м атериков соленость их вод, тем п ература и
другие х арактери сти ки сильно отличаю тся от соседних участков
океан а. О дно из сам ы х значительны х морей этого типа — С реди­
зем ное (м еж м атер и к о в о е). К числу м еж м атериковы х морей отно­
сятся т а к ж е м оря австралогази атские и ам ериканские. В нутри м а­
териковы е средизем ны е м оря вдаю тся целиком в один материк.
Таковы м оря Б елое, Балти й ское, Гудзонов зали в. К числу межостровны х морей относятся м оря Коро, К оралловое и др.
С ледует упомянуть о генетических кл асси ф и кац и ях морей, р а з ­
работанны х Н. Н . Зубовы м и А. В. Эверлингом (1940 г.) и Д . Г. П а ­
новым (1941 г.). Зуб ов и Э верлинг вы деляю т три типа морей:
1) океанические моря, об разован н ы е в р езул ьтате р азл о м а зе м ­
ной коры и опускания суши, с глубинам и более 2000 м (С реди зем ­
ное, К арибское, Я понское и М ексиканский зал и в ) ; 2) м атериковы е
моря, возникаю щ ие при наступлении океан а на суш у (трансгрес­
сии) вследствие колебаний зем ной коры ; эти м оря неглубокие, м е­
нее 1000 м (м оря сибирского ш ельф а. Балти й ское, Б арен ц ево
и д р ); 3) смеш анны е, имею щ ие призн аки океанических и м атер и ­
ковы х морей, как, наприм ер, Берингово море.
Д . Г. П анов классиф ицирует м оря по происхож дению котло­
вины. Он вы деляет две группы морей: 1) эпиконтинентальны е, или
ш ельф овы е, и 2) геосинклинальны е.
34
Океаны и моря у побережий образую т заливы, бухты, губы, фи­
орды. З а л и в о м называется часть моря или океана, вдающаяся
в сушу, но совершенно открытая для воздействия вод океана или
моря. Н аиболее крупные заливы Мирового океана Бискайский,
Гвинейский, Бенгальский и др. Б у х т о й называется небольшой з а ­
лив, отделенный от океана или. моря небольшими полуостровами и
выступающими в море мысами. Залив продолговатой формы
с устьем реки в его вершине называется г у б о й . Н а воды губы
значительное влияние оказывают речные воды. Узкий и глубокий
залив, врезающийся в сушу и ограниченный крутыми стенообраз­
ными берегами, называется ф и о р д о м .
П р о л и в о м называется относительно узкая часть Мирового
океана, заключенная м еж ду двумя участками суши и соединяющая
два смежных водоема, как, например, Берингов, Бассов, Гибрал­
тарский.
Г Л А В А 5. РЕЛЬЕФ Д Н А М ИРОВОГО ОКЕАНА
§ 13. Строение земной коры в области океанов
Ферма земной коры в области океанов тесно связана с исто­
рией происхождения материков и океанов. Существует более двух
десятков гипотез, объясняющих происхождение океанов и мате­
риков. Некоторые исследователи полагают Мировой океан
(лож е) первозданной, первичной формой земной коры, другие,
опираясь на современные геологические, геохимические и геофи­
зические материалы, считают, что развитие планеты связано
с постоянной сменяемостью одних форм другими и их эволю­
цией. Поэтому океаны считают сравнительно молодыми, возник­
шими на месте распада и разрушения древних материков и мел­
ководных морей.
На основании данных исторической геологии известно,
что
когда-то существовали обширные материки Северо-Атлантический,
включавший Северную Америку, Европу и пространство меж ду
ними, где расположена северная часть современной Атлантики, и
Гондвана, охватывавшая Южную Америку, южную часть Атлан­
тического океана. Индийский океан, Индостан, Африку, Австралию.
В процессе развития земной коры эти массивы раскололись. От­
дельные их части оказались ниже уровня Мирового океана, так как
примерно 200 млн. лет назад, на границе палеозойской и мезозой­
ской эры, произошли погружения огромных участков земной коры,
вследствие чего площадь океанических впадин оказалась значи­
тельно больше площади материков. Увеличение на планете
площадей, занимаемых океаном, и глубины впадин происходит и
в нашу геологическую эпоху; этот процесс носит название «океанизации». Наличие на дне Тихого и Атлантического океанов плоско­
вершинных возвышенностей (гайотов) с мелководными осадками
3*
35
г
(О 2
§^ лё
1-1
лS
О
«
»К
.§
W
>«0в
I
соI
?
I
"
S
«
(U
&
««
а
ю
я
S
й
5
&
m 3
й
о.
свидетельствует о погружении
здесь суши.^ В се эти факты сви­
детельствуют о развитии процес­
са (океанизации), о том, что, по­
стоянно изменяясь, одни формы
земной коры переходят в другие.
Н а дне океанов и морей встре­
чаются два типа земной коры:
континентальный и океанический
(рис. 5 ). Континентальный тип
отличается от океанического бо­
лее сложной структурой и боль­
шей толщиной слоев. При полном
его строении от поверхности
вглубь располагается слой оса­
дочных пород, затем гранитный
и глубж е базальтовый, подсти­
лаемый
перидотитовым
слоем
(мантия). В некоторых районах
эта кора бывает двухслойной,
так как верхний слой осадочных
пород может отсутствовать и гра­
нитный появляется вблизи по­
верхности, как, например, под
материком Африки, некоторыми
островами Индонезийского архи­
пелага. Толщина континенталь­
ной коры на равнинах колеблется
от 25 до 45 км, в горных о б ­
ластях — от 50 до 80 км.
Океанический тип земной ко­
ры, кроме верхнего слоя рыхлых,
глинистых и илистых пород, со­
стоит в основном из базальтовой
оболочки толщиной до 5 км. Б а­
зальтовый слой является непре­
рывной горной породой, прости­
рающейся и под континентами и
под океаном. Гранитный слой в
океаническом типе отсутствует,
а слой осадочных пород имеет
толщину от 300 до 1000 м.
Например,
в
Тихом
океане
наряду с
океаническим
име* Американский ученый Хесс, обна­
руживший эти горы путем детального
промера глубин с судна «Кейн Д ж он ­
сон» в годы второй мировой войны, по­
лагает, что это погрузившиеся острова.
36
ются участки континентального типа земной коры, хотя строение
дна этого наиболее древнего океана отлично от строения дна Ат­
лантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов.
В пределах Атлантического и Индийского океанов дно океа­
нического типа встречается с глубин 4000 м, причем и во внутриконтинентальных морях (Черное, Каспийское, Средиземное) име­
ются участки дна океанической структуры.
§ 14. Основные черты рельефа дна Мирового океана
Д о начала XX столетия редкие тросовые измерения глубин при­
вели к неправильному представлению о простоте строения рель­
ефа дна Мирового океана: лож е (область наибольших глубин)
представлялось ровным, нерасчлененным, а глубоководные впа­
дины — наиболее стабильными формами земной коры.
В XX в. в связи с изобретением эхолота измерения глубин
стали производиться на больших площадях и гораздо более по­
дробно. Эхолоты — приборы, принцип работы которых основан на
излучении с корабля и приеме на нем звуковых импульсов, отра­
женных от дн а,— позволяют фиксировать глубину не в отдельных
пунктах, а вычерчивать профили рельефа. Многочисленные изме­
рения в различных точках океанов и морей позволили получить
представление об особенностях рельефа морского дна. Следует
иметь в виду, что результаты измерений морских глубин, строго
говоря, несравнимы м еж ду собой, если они производились при
разных положениях уровня моря. Д ля того чтобы сделать резуль­
таты сравнимыми, их нужно привести к одному уровню. Уровень,
к которому приводятся глубины океанов и морей, называется ну­
лем глубин (см. § 48).
Данные о рельефе дна обобщ аются в виде батиметрических
карт. (Так называются карты, на которых изображены линии рав­
ных глубин — изобаты ). Кроме этих карт, в настоящее время со­
ставляются карты геоморфологии дна, разрезы и профили, батиграфические кривые.
Анализ батиметрических карт позволил выделить основные мор­
фологические зоны рельефа дна Мирового океана. На картах от­
четливо заметна полоса незначительных глубин, окаймляющая ма­
терики, острова и архипелаги. Она постепенно полого опускается
в среднем до глубины 200 м (иногда до 600 м) и представляет со­
бой подводное продолжение материков, называемое м а т е р и к о ­
в о й о т м е л ь ю , или ш е л ь ф о м . Она одновременно служит гра­
ницей поверхности континентов и приблизительной границей воз­
действия моря на материк. Иногда шельф отличается сложным
рельефом, обусловленным тем, что некоторые его места представ­
ляют собой затопленные участки сущи. Это затопленные террасы,
затопленный холмистый ледниковый рельеф, подводные долины,
имеющие характер каньонов. Наибольшей ширины материко­
вая отмель достигает в Северном Ледовитом океане у берегов
Евразии, в Атлантическом океане у западных берегов Европы,
37
у восточных берегов Америки около Ньюфаундленда и у юго-восточного берега Южной Америки. В Тихом океане материковая
отмель наиболее широка в районе Зондского архипелага, у восточ­
ных берегов Азии (Восточно-Китайское и Ж елтое м ор я).
Наименьшая ширина материковой отмели отмечается вдоль з а ­
падных берегов Северной и Южной Америки и вдоль восточного
и западного берегов Африки. Некоторые моря полностью располо­
жены на материковой отмели — Азовское, Ж елтое, Баренцево, К ар­
ское и др.
М а т е р и к о в ы й с к л о н — это зона перехода от материков
к лож у океана, расположенная в пределах 200—2440 м (2500 м ).
Она характеризуется резкой сменой глубин и значительными укло­
нами дна. Средние уклоны дна 4— 7°, в отдельных районах доходят
до 13— 14°, как, например, в Бискайском заливе; известны еще
большие уклоны дна возле коралловых и вулканических островов.
З а материковым склоном идет область, занимающая 78% прост­
ранства дна и называемая л о ж е м . Как указывалось, раньше
предполагалось, что эта область представляется ровной глубоко­
водной впадиной со слаборасчлененным рельефом. Новейшие ис­
следования показали, что дно океанов имеет сложное строение.
Через океаны простираются срединные хребты, изобилующие
ущельями; встречаются горные страны и отдельные горы, плоско­
вершинные гайоты, подводные плато, глубокие океанические впа­
дины, глубоководные ж елоба (ультраабиссальные зоны и области
лож а с глубинами более 6000 м ). Огромные пространства дна
океанов в области лож а заняты абиссальными котловинами с не­
значительными уклонами дна: от 0° 20' до 0° 40'.
Современные океанологические и геофизические исследования
позволили по-новому районировать дно Мирового океана. В на­
стоящее время выделяют следующие основные элементы дна:
1) подводная окраина материков:
а) материковая отмель, шельф,
б) материковый склон,
в) материковое поднятие;
2) переходная зона:
а) котловина окраинных морей,
б) островные дуги,
в) глубоководные ложбины, ж елоба;
3) ложе:
а) океанические котловины,
б) плато,
в) вулканические цепи;
4) срединные океанические хребты.
Н а картах рельефа и геоморфологии дна Мирового океана
(Морской Атлас, 1953 г.; Физико-географический атлас мира,
1964 г.) можно проследить положение срединных подводных хреб­
тов Мирового океана, которые проходят через Атлантический и
Индийский океаны, протягиваются в антарктическом пространстве
и вдоль восточной окраины Тихого океана.
38
Д но :Мировргр океана имеет сложны й, расчлененный рельеф,;
формирование которого определяется тектоническими и сейсмиче­
скими явлениями, вулканизмом Землй, разломами земной коры, из­
менениями внутри мантии; и другими геологическими и геофизи­
ческими процессами.
§ 15. Рельеф дна океанов
Д о середины XX столетия наиболее изученным было дно Ат­
лантического океана. Начиная с 40— 50-х годов текущего столетия
значительные успехи достигнуты в изучении рельефа дна Север­
ного Ледовитого, Тихого и в последние годы Индийского океанов.
Большой вклад в изучение рельефа дна, наряду с зарубежными
исследованиями, внесен советскими гидрографическими и океано­
графическими экспедициями.
Атлантический океан вытянут с севера на юг, на карте имеет
очертания буквы S. Берега его расположены почти параллельно
друг другу и образуют огромное водное пространство, напоминаю­
щее гигантскую реку, иногда называемую Атлантической долиной.
Вдоль оси Атлантической долины простирается подводная возвы­
шенность— Срединно-Атлантический хребет, состоящий, в сущно­
сти, из трех хребтов: Рейкьянес, Северо-Атлантического и ЮжноАтлантического. Наименьшие глубины над хребтом Рейкьянес (до
890 м ). На 50-м градусе северной широты этот хребет переходит
в Северо-Атлантический, глубины над которым постепенно увели­
чиваются к югу, достигая 3600 м. На экваторе Северо-Атлантиче­
ский хребет отделяется от Ю жно-Атлантического ж елобом Романш
(7728 м ). Ю жнее этого ж елоба начинается Южно-Атлантический
хребет, глубины над которым составляют от 3450 м в северной до
1300 м в южной части. Южно-Атлантический хребет простирается
до 50° ю. ш., затем он переходит в Африканско-Антарктический
хребет. Отдельные массивы Срединно-Атлантического хребта рас­
положены всего лишь на глубине 150— 300 м от поверхности оке­
ана или возвышаются над ней в виде островов (Азорские,
Св. Елены, Вознесения, Тристан-да-Кунья).
Срединно-Атлантический хребет представляет собой часть не­
прерывной горной цепи, простирающейся из Атлантики в Индий­
ский океан и к южной окраине Тихого океана на протяжении
80 000 км. Н а гребне Атлантического хребта расположены рифтовые долины, рифтовые горы и высокое раздробленное плато. Эхо^
граммы Срединно-Атлантического хребта свидетельствуют о боль­
шой его раздробленности, расчлененности склонов пилообразной
формы, что позволяет предполагать об относительной молодости
этого рельефа. По обе стороны от хребта расположены зоны тер­
рас и небольших холмов.
К западу и востоку от Срединно-Атлантического хребта нахо­
дятся длинные глубокие ложбины — западная и восточная (пер­
вая из них более глубокая), которые в свою очередь распадаются
на несколько котловин, или мульд. В западной
ложбине
39
располож ены три котловины ; С еверо-А м ериканская, в ю жной ч а ­
сти которой находится глубоководны й ж елоб П уэрто-Р ико с м а к ­
сим альной глубиной 9218 м (н аи б ольш ая глубина А тлантического
о к е а н а ), Б р ази л ь ск а я (м еж ду экватором и 30° ю. ш.) и А ргентин­
ская (30— 35° ю. ш.) с глубинам и более 6000 м.
В восточной половине океан а имею тся четы ре котловины : Северо-А ф рикан ская и Гвинейская с глубинам и более 6000 м. Ан­
го л ьская и К ап ск ая с глубинам и 5000— 5500 м.
Д л я рел ьеф а д н а А тлантического океан а характерн о наличие
многочисленных банок, располож енны х среди глубин в несколько
тысяч метров. О собенно много таких бан ок в северной части оке­
ан а к зап ад у от побереж ья М арокко и И спании. Д р у г а я особен­
ность рельеф а д на А тлантического океан а — больш ие площ ади,
зан яты е м атериковой отмелью и склоном (до 2000 м ). Д л я А тлан ­
тического о кеан а характерн о та к ж е наличие обш ирны х аб и ссаль­
ных равнин с плоской поверхностью , располож енны х у основания
м атерикового склона по обе стороны Срединно-А тлантического
хребта. Они распространены и в Зап адн ой , и в Восточной А тл ан ­
тике. Эти абиссальны е равнины обнаруж ены около 15 лет н азад
и ещ е недостаточно изучены. Они зан и м аю т больш ие пространства,
изм еряем ы е сотнями тысяч квад ратн ы х килом етров, наприм ер р а в ­
нина Зеленого М ы са имеет п лощ адь п оряд ка 500 ООО км^ с глуби­
ной более 5000 м. П редп олагается, что это участки зем ной коры,
погребенны е под осадкам и мутьевы х (суспензионных) потоков.
(П отоки из смеси воды и взвеш енны х в ней песчано-глинисты х ч а ­
стиц н азы ваю т суспензионными или мутьевы ми.) М ногочисленные
ф акты п одтверж даю т их сущ ествование в океан ах и морях в виде
подводны х течений. С пускаясь по склону морского д на, эти потоки
способствую т образован ию эрозионны х долин, ущ елий и лож бин,
а т а к ж е отлож ению осадков из взвеш енны х песков и глин. Они
вы носят и о тлагаю т вдали от берегов на больш их глубинах кон­
тинентальны е осадки и остатки отмерш ей мелководной фауны.
О т С еверного Л едовитого океан а А тлантический океан отделен
возвы ш енностью , п редставляю щ ей собой р яд подводны х порогов
с глубинам и менее 600 м, а в Д атск о м проливе, м еж ду Г рен л ан ­
дией и И сландией, — не более 320 м. П о обе стороны от этой в о з­
выш енности, к северу и югу от нее, гидрологические условия и
состав ф ауны глубин сильно разли чаю тся.
Северный Л едовиты й океан отличается от других океанов з н а ­
чительно меньш ими глубинам и и ш ирокой материковой отмелью ,
на которой находится больш инство морей Европы , Азии и А м е­
рики. П орогом Н ан сен а (м еж ду Г ренландией и Ш пицбергеном)
С еверный Л едовиты й океан р азд ел я ется на д в а бассейна — А ркти­
ческий и Северо-Европейский. К А рктическому бассейну относятся
собственно С еверный Л едовиты й океан, его окраинны е моря, з а ­
ливы и проливы К ан адского А рктического архи п елага. Р ельеф
А рктического бассейна слож ен. В доль берегов Е врази и проходит
ш и рокая полоса м атериковой отмели, прости раю щ аяся в море на
300— 500 км, от берегов А ляски и К ан адского архи п ел ага — на
40
50— 100 км. Р ел ьеф С еверного Л едовитого океан а п ред ставляет со­
бой несколько глубоководны х котловин, расчлененны х хребтам и.
Х ребет Л ом оносова, простираю щ ийся от Н овосибирских островов
к Гренландии на 1800 км , р азд ел я ет А рктический бассейн на две
больш ие котловины — К ан ад скую с глубинам и до 4000 м и А м унд­
сена с глубинам и до 4500 м. В рай он е С еверного полю са глубины
около 4300— 4400 м. Н а д хребтом Л ом он осова глубины уменьш яются до 950—2000 м. К отловина А мундсена отделена от котловик!.!
Н ан сен а (средняя глубина 3450 м) срединно-океаническим хреб:
том Г акк ел я, п редставляю щ им собой сам ое северное звено в п л а ­
нетарной системе м орфологических структур С еверного Л ед о в и ­
того океана.
Х ребет М енделеева и поднятие А льф а об р азу ю т единый порог
с м иним альной глубиной 1230 м, отделенный К ан адской котловиной
от поднятия Б оф орта. Н овейш ими советскими исследованиям и
в проливе м еж д у Ш пицбергеном и Гренландией откры та ри ф товая
доли н а Л ены , а в котловине Н ан сен а впади н а Л и тк е с наибольш ей
в С еверном Л едовитом океан е глубиной (5400 м ). Н а материковой
отмели и особенно на склоне Северного Л едовитого океан а встре­
чаю тся подводны е долины , погруж енны е речные долины , древние
дельты сибирских рек и другие форм ы унаследован н ого рельеф а.
Геологическая история м атериковой окраины С еверного Л едовитого
о кеан а более м н огообразн а, чем в других океанах. С очетание р а з ­
личных геологических структур (А мерики, Г ренландии, Е врази и )
определяет р азн о о б р ази е в строении зем ной коры в С еверном Л ед о ­
витом океане. С истем атическое изучение ф изических полей — м а г­
нитного, сейсмического и гравитационного — позволило советским
геологам более обоснованно судить о стадийности разви тия, струк­
туре и происхож дении Северного Л едовитого океана. Н а основании
этих исследований п редполагается, что ев рази й ская часть океан а
явл яется погруж енны м м атериком и кон ти нентальн ая кора п ер ер а­
б о тан а в океаническую . Х ребет Л ом он осова п ред ставл яется к а к
континентальная, частично погруж ен н ая структура, отделен н ая от
м атериковой отмели зап ад н ой Е врази и .
Индийский океан пересечен с севера на юг подводны м Ц е н ­
тральны м И ндийским хребтом , разд еляю щ и м океан на д ве части —
зап ад н ую и восточную . Н а севере, близ архи п ел ага Ч агос, от этого
х р еб та отходит на, северо-зап ад А равийско-И ндийский хребет с глу­
бинам и 2400— 3900 м, в отдельны х м естах имею тся поднятия до
1500 м.. М еж ду этим хребтом и северной оконечностью Ц е н тр а л ь ­
ного И ндийского хреб та расп о л агается А рави й ская котловина
(5875 м ), отделен н ая от С ом алийской. Ц ентральн ы й Индийский
хребет с глубинам и от 3500 до 2400 м п ересекает И н дий ский ,океан
п риблизительно до 50° ю. ш. Н а юге этот хребет разветвл яется.
О дна его ветвь под н азван ием К ергелен -Г ауссберг. п родол ж ается
на ю г до А нтарктиды с глубинам и от 500 м на севере до 230.0, м
на юге; д р у г а я — А встрало-А нтарктическое . поднятие — простнр ается н а восток к Тихому океану. Глубилы н ад этим подн я­
тием 3100— 3800 м.
;41
Ч асти океан а, располож енны е к востоку и за п а д у от Ц е н тр а л ь ­
ного И ндийского хребта, по характеру; рел ьеф а различны . В вос­
точной части океана в 60-х годах откры т В осточно-И ндийский
Хребет, отделяю щ ий Ц ентральную котловину от З ап ад н о-А встра­
лийской котловины , которы е ран ьш е объединялись в одну И ндий­
ско-А встралийскую . В осточно-И ндийский хребет простирается от
юго-восточной части Б ен гальского зал и в а вдоль м еридиана 90° в. д.
до 32— 34° ю. ш. М еж ду А встрало-А нтарктическим поднятием и
А нтарктидой р асп о л агается А встрало-А н таркти ческая котловина
с глубинам и до 5200 м.
Р ельеф зап ад н ой части океан а более слож ен. Д л я него х а р а к ­
терно чередование понижений и повышений дна. П оследние часто
подним аю тся н ад уровнем м оря в виде островов. Н а севере этой
части о кеан а р асп о л агается С ом али йская котловина (5100— 5300 м) ,
к ю го-востоку от о. М ад ага ск а р — обш и рная Ц е н тр а л ь н ая И ндий­
ская котловина (до 6400 м ), к югу от М озам бикского пролива —
М ад ага ск а р ск ая котловина (до 5770 м ) . М атери ковая отм ель дости­
гает наибольш ей ш ирины у берегов И н достан а, где хорош о п росле­
ж и ваю тся подводны е долины рек, впадаю щ и х в океан.
Р ельеф И ндийского о кеан а слож ен и отличается больш ой р а с ­
члененностью. Ц ентральны й И ндийский хребет по своем у строению
напом инает Срединно-А тлантический; здесь та к ж е встречаю тся
риф товы е долины , у поднож ия склонов — плоские террасы . В котло­
винах ю го-западной части обнаруж ены вулканические торы ,
а в северо-восточной на ш ельф е и м атериковом склоне — каньоны.
О б р азо ван и е И ндийского океан а связан о с р асп ад ом и п огруж е­
нием м атер и ка под влиянием разл ом ов Гондваны , начавш ихся
около 240 млн. лет н азад . Этот процесс, сопровож давш ийся зем л е­
трясениям и и излиянием б азал ьтов, о тр ази л ся в соврем енном р ел ь­
еф е И ндийского океана.
Тихий океан, наибольш ий по п лощ ади и н аи более глубоковод­
ный среди океанов зем ного ш ара, имеет п лощ адь прим ерно
180 млн. км^. Он отличается слож ны м хар актер о м рел ьеф а дна,
в особенности в северо-западной части.
Д н о о кеан а расчленено пониж ениям и и резким и поднятиями,
часто переходящ им и в цепи и группы островов, по числу которы х
Тихий о кеан превосходит все другие. М ногочисленные группы и
цепи островов встречаю тся преимущ ественно в тропических ш иро­
тах откры той части океан а. В ю жной и юго-восточной ч астях глубины
несколько меньш е и дно менее расчленено. Эти части о к е а н а п ере­
сечены вы тянуты м поднятием д на, простираю щ им ся от А нтарктиды
до эк в ато р а, к берегам Ц ентральн ой Америки. В ю жной части это
поднятие н азы вается Ю ж но-Тихоокеанским с глубинам и, не превы■шающими 2980 м, а местами ум еньш аю щ им ися д о 1220 м. С евер­
н ая ч асть носит н азван и е В осточно-Тихоокеанского поднятия. Г лу­
бины н ад ним несколько больш е, чем н ад Ю ж но-Тихоокеанским,
но не превы ш аю т 3480 м, м естам и ум еньщ аясь до 1550 м. В районе
о. П асхи в центральной части В осточно-Тихоокеанского поднятия
от него отходят д в а отрога, один из которы х п рости рается на се42
вер о-запад, другой — на восток к м атерику Ю ж ной Америки. П ер ­
вый из них зам ы к ает на севере Ю ж ную котловину (6145 м ), вто­
рой — П еруанский и Чилийский ж е л о б а, н аходящ и еся н а юге в вос­
точной части о кеан а. М еж ду Ю ж но-Тихоокеанским хребтом и А н­
тарктидой р асп о л агается котлови на Б ел л и н сгаузен а с глубинам и
до 5300 м. Н а крайнем за п а д е ю ж ной половины океан а расп ол о­
ж ены Н о во -К ал ед он ская, Ю ж но-Ф идж и й ская и С еверо-Ф идж ийск ая котловины , р азд елен н ы е порогам и и хребтам и.
В северном полуш арии рельеф более слож ен. Ц епь И м п ер ато р ­
ских подводны х гор, хребты Г авайский и Ф аннинг, прости раясь от
45° с. ш. до 2° ю. ш., разд ел я ю т л о ж е на р яд крупны х котловин —
северо-западную , центральную , отделенную от нее срединно-тихо­
океанским и подводны ми горам и, и северо-восточнотихоокеанскую ,
в которой имеется р яд разл ом ов, ориентированны х п арал л ел ьн о
д р у г другу по ш ироте. Н а северо-зап ад е о кеан а имеется больш ое
число небольш их котловин; н а северо-востоке, в зал и в е А ляска,
о б н ар у ж ен а горн ая стран а с верш иной Д ж ак о м и н и (640 м ), горы
П р атт (709 м ), У элнер (710 м ), Д и к кен с (475 м) и др. Д н о на пе­
риферии разл о м о в сильно расчленено уступам и, обры вам и, глубо­
ководны ми ж ело б ам и . З д есь ж е встречаю тся многочисленны е вул ­
каны и гайоты . В Тихом океан е гайоты — плосковерш инны е горы —
обнаруж ены и н а подводны х хреб тах и на абиссальны х р а в ­
нинах.
В Тихом океан е ш ироко разви ты островны е дуги, архипелаги
вулканических островов, группы подводны х вулкан ов, ком плексны е
форм ы зон р азлом ов. В восточной и ю жной частях океан а откры то
13 крупны х зон р азлом ов. О ни простираю тся на ты сячи килом ет­
ров и в восточной части зан и м аю т огромную п лощ адь, 40 млн. км^.
К ром е отмеченны х особенностей д на Тихого океан а, необходимо
у к а зат ь на его вулкан и зм . П о современны м данны м , зд есь сущ ест­
вует около 10 тыс. вулкан ов, которы е в течение 100 млн. л ет и звер ­
гли лаво во го м атер и ал а прим ерно столько, сколько м атериковы е
вулкан ы з а 300 млн. лет. С ам ы е больш ие вулканические о б р азо в а­
ния располож ены ш ироким поясом в зап ад н ой и северо-западной
частях океан а, в зал и в е А ляска, у берегов К алиф орнии и Ю жной
Америки.
П роисхож дение Тихого о кеан а — это проблем а, изучение кото­
рой во многом определяет реш ение проблем ы происхож дения М и­
рового о кеан а и м атериков. С овокупность имею щ ихся м атери алов
позволяет п ред п олагать, что в позднем докем брийском периоде
(500— 600 млн. лет н азад ) Тихий океан у ж е сущ ествовал и его
л о ж е отделялось от континента подвиж ны м и зонам и, которы е и
в современны й геологический период динам ически активны.
В строении д на отдельны х океанов имею тся к а к сходства, так
и р азли чи я (рис. 6 ). О сновные элем енты рельеф а, такие, к а к сре­
динно-океанические хребты , глубоководны е ж ел о б а, островные
дуги, котловины , глубоководны е впадины и др., свойственны всем
о кеан ам . О дн ако в располож ении этих структурны х элем ентов име­
ю тся разли чи я.
43
С рединно-океанические хребты особенно четко вы раж ен ы в А т­
лантическом и И ндийском океанах, островные дуги и глубоководны е
ж е л о б а с м акси м альн ы м и глубинам и — важ н ей ш и е элементы
структуры Тихого океан а. В А тлантическом , И ндийском и Северном
Л едовитом океан ах хорош о вы раж ен ы глубоководны е котловины,
которы е в Тихом вы раж ен ы менее отчетливо. И м ею тся разли чи я и
в строении берегов океанов. Все это свидетельствует о различны х
условиях и стади ях ф орм и рован ия ф орм зем ной коры в отдельны х
районах М ирового океана.
§ 16. Краткая характеристика особенностей рельефа дна морей
Р ел ьеф д на морей, располож енны х в области окраины м атер и ­
ков и переходной зоны, о тр аж ает историю ф орм ирования данного
у ч астк а зем ной коры и отдельны х структурны х ее элементов.
Т ак, наприм ер, моря С еверного Л едовитого океана, р асп ол ож ен ­
ные в области м атериковой отмели, характери зую тся долинно-хол­
мистым подводны м лан дш аф том затопленной океаном суши. Н а и ­
б олее мелководное море этого океан а — Восточно-Сибирское,
средн яя глубина которого 58 м. К глубоководны м м орям С еверного
Л едовитого о кеан а относятся Н орвеж ское и Г ренландское, сред­
н яя глубина которы х 1740 и 1440 м ; они имею т котловины
с м аксим альной глубиной 4800 м (Г ренландское) и 3680 м (Н ор­
веж ское) .
М оря, располож енн ы е в поясах разл ом ов зем ной коры, как,
н априм ер, м оря А тлантического океан а К ари бское (7230 м ). С ре­
дизем ное (5000 м ), Ч ерное (2240 м ), глубоководны и имею т форму
расчлененны х котловин. С ам ое мелководное море М ирового оке­
а н а — А зовское, средн яя глубина которого 9 м, а н аи больш ая
13,5 м. Это к а к бы зал и в Ч ерного моря, с которы м оно связано
генетически.
М оря А тлантического океан а Б ал ти й ское и С еверное имеют
весьм а расчлененны й рельеф , тесно связанны й с процессами, про­
текавш им и на м атери ках, вблизи которы х они располож ены .
Н а рельеф этих морей н ал ож и л о отпечаток минувш ее оледенение
севера и север о -зап ад а Европы.
В Б алти й ском м оре п реоб ладаю т глубины 40— 100 м, средняя
глубина 86 м. Н аи б ол ее м елководны районы проливов (Больш ой
и М алы й Бельты , и др. с отдельны ми глубинам и 16 м и м енее),
п рибреж ны е районы Ф инского, Р и ж ского и Ботнического зали вов.
Н аибольш ие глубины Ф инского за л и в а 120 м. Р и ж ского 60 м и Б о т ­
нического 290 м (63° с. ш .). В Б алти й ском море имеется несколько
глубоководны х впадин: Л ан д со р тск ая — 460 м. Г отл ан дская —
250 м, А лан д ская — 300 м. Н а севере дно м оря более расчленено,
скалисто, на юге более равнинно.
Б о л ь ш ая ч асть морей Тихого океан а р асп ол ож ен а в его за п а д ­
ной части; средизем ны е м оря здесь почти отсутствую т. Берингово,
О хотское и Я понское м оря глубоководны : м акси м альн ы е глубины
Б ер и н го ва и Японского морей более 4000 м. О хотского 3660 м. Среди
морей Тихого о кеан а наиболее мелководно Ж елтое, р ас п о л о ж е н '
ное полностью на м атериковой отмели, имею щ ее среднюю глубину
45
40 м и м аксим альную глубину около 110 м с общ им уклоном дна
в сторону В осточно-К итайского моря.
В есьм а слож ен рельеф д н а морей Зондского архи п ел ага (м оря
Сулу, С улавеси, Б а н д а , Я ван ско е), где глубины изм еняю тся от
5000 до 10 м. С реди значительны х здесь глубин в ю го-восточной
части м оря Б а н д а встречаю тся впадины глубиной 7300 м. Это под­
в и ж н ая, динам ически неустойчивая область, в которой располо­
ж ены м еж островны е моря.
ГЛАВА
6. ДО Н Н Ы Е ОТЛОЖ ЕНИЯ В ОКЕАНАХ И МОРЯХ
§ 17. Состав морских отлож ений и их происхождение
Д онны е отлож ения тесно связаны с геологической историей оке­
анов и окруж аю щ их их материков. О сад кооб разован и е и н акоп ле­
ние морских отлож ений происходит на всей площ ади М ирового оке­
ана. О б н аж ен и я коренны х горных пород встречаю тся лиш ь в ме­
стах больш их уклонов д на и интенсивных придонных течений.
В основном ж е поверхность д на океанов и морей покры та ры хлы ми
отлож ениям и, разли чаю щ и м и ся по составу и происхож дению . Эти
отлож ения п одразделяю тся на континентальны е и пелагические.
П ервы е из них, по своему происхож дению тесно связан ны е с су­
шей, п редставляю т собой продукты ее разруш ен и я и назы ваю тся
т е р р и г е н н ы м и . Вторые, т. е. пелагические, возникаю т вне н е­
посредственной связи с сушей, на больш ом расстоянии от нее;
в об разован ии их основная роль п ри н ад л еж и т орган и зм ам , обитаю ­
щим в толщ е воды. П елагические отлож ения состоят из илов о р га­
нического происхож дения, назы ваем ы х о р г а н о г е н н ы м и , с при­
месью терригенны х осадков и красной глины. Терригенны е
отлож ения т а к ж е сод ерж ат прим есь осадков органического про­
исхож дения.
П од влиянием механического воздействия м оря — волнения, при­
ливны х и сгонно-нагонных колебаний уровня — происходит р а зр у ­
ш ение горных пород м атериков, облом ки которых, перем ещ аем ы е
течениями, подвергаю тся химическому воздействию морской воды.
К ром е того, облом ки горных пород суши приносятся рекам и,
льдам и, ветрам и.
Б ольш ое значение в образован ии морских отлож ений имеют
подводны е и зверж ения вулканов, в р езул ьтате которы х образую тся
вулканические песок и ил. И з терригенного м атер и ал а, п опадаю ­
щ его в М ировой океан, крем некислота, соли кальц и я и натрия
поглощ аю тся морскими орган и зм ам и д л я построения раковин и ске­
летов. О тм ирание этих организм ов соп ровож дается оседанием на
дно их остатков, которы е сл у ж ат основой глубоководны х органоген­
ных отлож ений. Н екоторы е виды осадков и конкреций ^ об разую тся
в резу л ьтате биохимических процессов. С реди пелагических отло' Конкреция — стяжения, образовавшиеся в осадочных горных породах.
46
ж ений встречаю тся частицы космического происхож дения: косм и­
ческая пыль, магнитны е ш арики, в, со ставе которы х обнаруж ен ни­
кель. О бщ ий вес космических ш ариков, вы падаю щ их на Зем лю ,
прим ерно 175— 2400 т в год. П роцесс о садк ообразован и я слож ен.
Н а р я д у с воздействием динам ических, химических и других ф а к ­
торов ф орм ирование отлож ений соп ровож дается изм енениями
минералогического и химического их состава, поэтому р асп ред еле­
ние, состав, цвет и другие характери сти ки морских отлож ений поз­
воляю т судить о ф изическом и химическом состоянии среды,
а т а к ж е о ходе процессов, протекаю щ их в океан е и на м атери ках.
§ 18. Классификация морских отложений
С ущ ествует несколько класси ф и кац и й морских отлож ений; а) по
генетическому п ризн аку (по п роисхож дению ), б) по м еханичес­
ком у составу, т. е. по крупности частиц, в) по гидродинамической
активности, г) по химическому составу (по содерж анию углекис­
лого кальц ия, кремнекислоты , органического вещ ества и д р .).
Н е о стан авл и в аясь подробно на каж д о й из этих классиф икаций,
у каж ем на одну из ранних (М еррея— Р е н а р а , 1891 г .), дополнен­
ную соврем енны ми и сследователям и. П о этой класси ф и кац и и м ор­
ские отлож ения п одраздел яю тся по глубине зал е га н и я и по про­
исхождению . П о глубине зал е га н и я вы деляю т отлож ения м елко­
водные, глубоководны е прибреж ны е и пелагические (открытого
м о р я ); по происхож дению — терригенны е, органические (органо­
генны е), красную глину, хемогенные. Эту класси ф и кац и ю н ельзя
считать достаточно полной и строгой, но вы деленны е основ­
ные типы терригенны х и органических отлож ений в ней отраж ен ы
достаточно четко.
Т е р р и г е н н ы е о т л о ж е н и я — это продукты разруш ен ия
горных пород м атериков, поэтому по своем у составу они близки
к п ородам суши. П родукты разруш ен ий берегов, а та к ж е наносы,
выносимы е речными водам и, о ткл ад ы ваю тся на различном р ассто я­
нии от берега. Эти отлож ения расп ол агаю тся преимущ ественно на
м атериковой отмели и м атериковом склоне. С реди терригенны х
отлож ений р азл и чаю т валуны , гальку, щ ебень, гравий, песок (круп­
ный, средний и м елки й ), мелкий песок с примесью и ла (илистый
п есо к), ил с прим есью песка (песчанисты й ил) и, наконец, илы р а з ­
личных цветов и оттенков.
В непосредственной близости от берегов отклад ы ваю тся н аи бо­
л ее крупны е облом ки пород, слагаю щ и х б ерега,— валуны ; дал ьш е
по нап равлен ию к морю расп ол агаю тся последовательно гал ь к а
(или щ ебен ь), гравий, пески, постепенно ум еньш аю щ иеся по своей
крупности, затем илисты е пески, песчанисты е илы и, наконец, илы.
Э та естественная схем а распростран ен ия терригенны х отлож ений
нередко н ар у ш ается в той или иной м е р е в зависим ости от рельеф а
дна, геологической истории данного уч астк а моря, р еж и м а волне­
ния, течений и колебаний уровня. И н огда ил, н аходящ ийся обычно
в наибольш ем удалении от берега, о казы в ается в непосредственной
47
близости, а песок, напротив, вдали от него. Во всех случаях состав
терригенны х отлож ений зави си т от того, каки е породы слагаю т
берега, и отчасти от состава наносов, выносимых рекам и.
Н аи б о л ьш ая ч асть площ ади, зан ятой терригенны м и отл ож е­
ниями, приходится н а долю илов. Н аи б ол ее распростран ен из них
синий ил (тем ны й). Он встречается у о-вов Г алап агос, в Б ен гал ь ­
ском и А равийском зал и в ах , в австрал о-ази атски х и китайских
морях и в других местах. Н а крайнем севере и н а крайнем юге
М ирового о кеан а распростран ен тонкий ил преимущ ественно голу­
бого цвета — глауконитовы й ил. М естами он простирается до сред­
них ш ирот, как, н априм ер, в ю жной части А тлантического океан а
до т а к назы ваем ого А ргентинского бассейна (до 30° ю. ш .).
Б ольш ое количество глауконитовы х зерен, н акапли ваю щ и хся
в пустых ракови н ах корненож ек, окраш и вает илы в зелены й цвет.
Такой зелены й ил характерен д л я восточного п обереж ья СШ А,
встречается к северу от о. К уба, у берегов о. П уэрто-Р ико,
п-ова К али ф орни я, Японских островов и в других местах.
Б ольш и е реки Ю ж ной А мерики и других м атериков вы носят
наносы, сод ерж ащ и е окись ж е л е за, в р езул ьтате иловы е отлож ения
о краш и ваю тся в красны й цвет. Такой красны й ил обнаруж ен на
м атериковом склоне Ю ж ноам ериканского и А ф риканского конти­
нентов, в В осточно-К итайском море.
Черны й и серый илы встречаю тся в районах, х ар актери зую ­
щ ихся застойны м реж им ом , гд е происходит разл о ж ен и е органичес­
ких остатков без доступа кислорода. Черны й ил встречается на д не
Ч ерного моря, где илы и придонны е воды сод ерж ат больш ое коли­
чество сероводорода.
В вулканических областях, н а различны х глубинах вокруг ост­
ровов и берегов, слож енны х вулканическим и породами, как, н ап ри ­
мер, у о-вов Тонга, К ерм адек и др., находится серый вулкан и чес­
кий ил и песок, иногда окраш енны й и в коричневы й цвет. О коло
коралловы х островов и берегов, окайм ленны х коралловы м и ри ­
ф ам и, в А тлантическом , Тихом и И ндийском океан ах образуется
коралловы й ил белого цвета. Он в стреч ается на глубинах до 3000 м.
В предустьевы х у ч астках рек в зависим ости от рельеф а д на реч­
ные наносы — аллю виальн ы е пески и илы — или отлагаю тся в д ел ь ­
товой части реки (при приглубом в зм о р ье), или распростран яю тся
н а больш ие расстоян и я от дельты (при мелководном в зм о р ь е),
о б р азу я русловы е борозды , обрисовы ваю щ ие очертания подводной
дельты .
О р г а н и ч е с к и е ( п е л а г и ч е с к и е ) о т л о ж е н и я . И сточ­
ником о б р азо ван и я илов органического происхож дения сл у ж ат ос­
татки организм ов, по преимущ еству п ланктона (см. § 80). О гром ­
ное количество остатков отмираю щ их организм ов опускается из
поверхностны х слоев на дно. Ч асть из них (скелеты , раковины ) д о ­
стигает морского д на и об разует.д он н ы е отлож ения — илы глубин­
ных областей М ирового океана. Н аи б ол ее распространенны й из
илов органического происхож дения — глобигериновы й, о б р азо в ав ­
ш ийся главны м образом и з известковы х раковин м ельчайш их о р га­
48
низмов глобигерин. Этот ил н а 65% состоит из остатков известко­
вы х организм ов и на 35% из неорганических вещ еств. Г лобигериновый ил имеет палевую или розоватую окраску.
Д ругой вид пелагического и ла — птероподовы й ил, на 80% со­
стоящ ий из известковы х остатков раковин глобигерин и разных,
моллю сков, в особенности кры лоногих — птеропод.
И л, об р азо вавш и й ся из крем нисты х остатков, главны м образом:
рад и оляри й — простейш их одноклеточны х животны х, назы вается:
ради оляри евы м илом. Он на 60% состоит из кремнисты х органичес­
ких остатков и на 40% из неорганических вещ еств.
В холодны х водах А нтарктики и в северной части Тихого океана:
органогенны е илы об разую тся преимущ ественно за счет кремнистых:
остатков диатом овы х водорослей, поэтому эти илы называются^
диатом овы м и.
К р асн ая глина за л е га е т н а сам ы х больш их глубинах Мировогоо кеан а и п р ед ставл яет собой тонкий глинистый остаток. Химичес­
кий ан ал и з п оказы вает, что она состоит из водного алю мосиликата_
В красной глине находится очень н еб ольш ая прим есь (около 10% )
о статков организм ов: зубы акул, слуховы е косточки китов. К р о м е
того, в ней встречаю тся частицы пемзы , вулканическое стекло, об­
р азо в ан и я из окиси ж е л е за, вул кан и ческая и атм осф ерн ая пыль и:
частицы космического происхож дения.
К ром е терригенны х и органогенны х (биогенных) отложений^
в полярны х рай о н ах вы делена группа ледниковы х и айсберговы х
осадков, что связан о со способностью л ьд а вм о р аж и в ать частицы
р азной крупности, переносить их на больш ие расстояния, а при
таяни и д о б авл я ть к осадкам инородны е компоненты.
В о кеан е непреры вно идут биологические процессы и химичес­
кие реакции, образую щ ие м инеральны е и органические соединения.
Т ак, н априм ер, в толщ е д на морей и океанов зал егаю т нефть, и з­
вестняк, крем незем , ж елезн ы е руды. 100 лет н а за д на дне М ирового,
о кеан а были обнаруж ен ы ж елезо м ар ган ц евы е конкреции, главным:
образом в о б ластях больш их глубин. И сследовани я последних д е ­
сятилетий п о казал и , что на дне Тихого океан а эти об р азо в ан и я
встречаю тся в больш ом количестве и на глубинах менее 1000 м.
В состав их, кром е м ар ган ц а и ж е л е за, входит коб альт, никель к
медь. Это богатейш ий источник м и нерального сырья.
Д л я того чтобы свести классиф икацию морских отлож ен и й
в единую систему, М. В. К леновой бы ла п ред лож ен а кл асси ф и к а­
ция, основанная н а определении механического состава осадков.
Р азм е р зерен к а к мелководны х, т а к и глубоководны х отлож ений
определяется главны м образом подвиж ностью воды. О р азм ер ах
крупных отдельностей, таких, к а к глыбы , валуны , гал ька, гравий,,
судят по геометрической крупности (от 1000 до 1,0— 0,1 м м ), основ­
ные ж е группы мелкозернисты х осадков п одразделяю тся по содер­
ж ан и ю в них частиц мелкой ф ракци и ( < 0 ,0 1 м м ), т а к к а к процент
частиц мелкой ф ракци и (глинисты х) наилучш им образом х а р а к т е ­
ризует процесс осадкообразован и я. Д л я этих частиц определяется:
ги дравли ческая крупность по скорости их оседания в воде.
4
Зак . № 266
49
Н а основании классиф икации, приведенной в таб л . 7, состав­
л е н а к а р т а распределени я м о р с к и х , осадков в М ировом океане,
пом ещ енная во втором то м е М орского а тл а са [5],
Таблица 7
Классификация морских осадков по содерж анию в них
частиц мелкой фракции ( < 0 ,0 1 мм)
Тип осадка
П е с о к ..................
Илистый песок
Песчанистый ил
Ил
.................. ....
Глинистый ил .
Глина
. . . .
Содержание частиц
< 0,01 мм, %
0 — 5
5 —
10
10— 3 0
3 0 — 5 0
> 5 0
5 0 - 1 0 0
С оврем енная класси ф и кац и я морских грунтов п од р азд ел яет их
по вещ ественно-генетическому составу на терригенные, органоген­
ные, вулканогенны е, хем огенны е и полигенные. П о р азм ер у частиц
все осадки д ел ятся на галечно-гравийны е, песчаны е, алевритовы е,
пелитовые.
Т ерригенны е (обломочны е и глинисты е) осадки состоят в ос­
новном из продуктов разруш ен и я горных пород суши. Это — гал еч ­
но-гравийны е, песчаны е, алевритовы е, пелитовые, рассеянны й терригенный м атери ал айсбергового и ледового разн оса.
О рганогенны е осадки могут быть известковы ми (ф орам иниф еровые, птероподовы е, коралловы е и ракуш ечны е) и кремнистыми
(диатом овы е и рад и оляри евы е). К известковы м относятся осадки,
со д ер ж ащ и е более 30% углекислого кал ьц и я (С аС О з), а к крем ­
н и с т ы м — более 30% ам орф ного крем н езем а (S i0 2 ). К ром е того,
вы деляю тся слабокрем нисты е осадки с содерж анием ам орфного
крем н езем а более 10% (слабокрем нисты е диатом овы е илы) и более
5% (слабокрем нисты е рад и оляри евы е и лы ). М акси м альн ое коли ­
чество углекислого кал ьц и я в современны х известковы х осадк ах —
свы ш е 99% ; м акси м альн ое содерж ан ие крем н езем а в диатом овы х
и лах — 70% и в ради оляри евы х и лах — около 25% . В улканогенны е
(пиропластические) осадки — осадки вулканического п роисхож де­
ния.
Хемогенны е осадки, согласно Н. М. С трахову, сф орм ировались
в р езу л ьтате химических превращ ений вещ ества после его вы п а­
дения из морской воды. К ним относятся ж елезом арган ц евы е и
ф осф оритны е конкреции, а т а к ж е осадки, обогащ енны е гл ауко­
нитом.
К полигенным о сад к ам отнесены красн ы е глубоководны е глины,
состоящ ие в основном из тончайш его терригенного и в меньшей
мере вулканогенного м атери ал а. К роме того, они со д ер ж ат о ста­
точны е продукты от растворения планктонны х ф орам иниф ер, ске­
50
леты ради оляри й, ф рагм енты других организм ов и м икроконкреции;
о б лад аю т повыш енным содерж ан ием космогенного м атер и ал а.
В последние годы ш ироко п рим еняется класси ф и кац и я морских
осадков по м еханическом у составу, р азр а б о та н н ая в 1960 г.
И. Л . Б езруковы м и А. П . Л исицины м. В качестве основного кри ­
тери я в ней принят м едианны й (статистический) д иам етр ч асти д
и р азм ер основной ф ракции.
§ 19. Распределение осадков в Мировом океане
Д о последнего времени п редполагалось, что в М ировом о к е ан е
п р ео б ладаю т отлож ен и я органического происхож дения, зан и м аю ­
щ ие 75% площ ади дна. И з них 36% приходится на красную глин у
и 39% на органогенны е илы. Л и ш ь 25% площ ади д н а покры то кон­
тинентальны м и (терригенны ми) осадкам и , встречаю щ им ися в пре­
д ел ах м атериковой отмели и склона. В зависим ости от ф орм под­
водного р ел ьеф а осадки расп ол агаю тся в следую щ ей п ослед ова­
тельности; крупнозернисты е осадки отлагаю тся вблизи материков,,
с удалением от берега более м елкие ф ракци и переходят в песок„
илистый песок, песчанисты й ил, ил и н а больш их глубинах в глины.
Грунты л о ж а хар актери зую тся отлож ениям и различного состава»
т а к ж е в зависим ости от глубины и форм подводного рельеф а. В А т­
лантическом океан е основная ч асть д н а н а глуби н ах более 4000 м
п окры та песчанисты м и глинистым илам и, состоящ ими из о статко в
ракови н ок корн ен ож ек (глобигерин ), сод ерж ащ и х углекислы й
кальций, и облом очны х измельченны х частиц. Д н о глубоководны х
котловин вы стлан о глинисты ми илам и коричнево-ш околадногоц вета (к р асн ая г л и н а ).
В ан тарктическом районе ю ж ного п олуш ари я дно океанов по­
кры то ледниковы м и и айсберговы м и отлож ениям и и диатом овы м в
илам и, встречаю щ им ися т а к ж е на севере Тихого океан а. Д н о И н ­
дийского о кеан а вы стлан о илом с больш им содерж ан ием углеки с­
лого кальц и я; глубоководны е впадины — красной глиной. Н а и б о ­
л ее разн о о б р азн ы отлож ен и я д н а Тихого океан а, где н а севере гос­
подствую т диатом овы е илы, северная половина п окры та в о б л а ет»
глубин свы ш е 4000 м красной глиной; в п риэкватори альной зоне
восточной части о кеан а распростран ен ы илы с кремнисты м остат­
ком (р ад и о л яр и ев ы е), в ю жной половине н а глубинах до 4000 м
встречаю тся и звестково-карбонатны е илы, кр а сн ая глина, на юге —
диатом овы е и ледниковы е отлож ения. В рай он ах вулканических,
островов и коралл овы х риф ов встречается вулканический и к о р а л ­
ловы й песок и ил (рис. 7).
И сследовани я толщ ины отлож ений д н а М ирового океан а по но­
вейш им литологическим данны м , к а к п оказан о А. П. Лисициным„
позволяю т сд елать вывод, что на современном этап е разви ти я океа.нов имеет место р езкое п реоб ладан и е терригенны х осадков по ср а в ­
нению с биогенными. О бщ ий объем терригенного м атер и ал а в н а ­
стоящ ее врем я прим ерно в 10 р а з превосходит биогенные от­
лож ения. С ледовательно, н аи более сущ ественные особенности
4*
51
в распределении осадочны х отлож ений и их толщ ина опреде­
ляю тся количеством терригенного м атер и ал а, поступаю щ его с м а ­
териков в виде твердого и ж и дкого стока.
С пециальны м и исследованиям и установлено, что на периферии
о кеан ов вбли зи м атериков и островов толщ ина осадочного покрова
значительно больш е, чем в откры ты х рай он ах. М атерики окруж ены
к а к бы отсыпкой, простираю щ ейся п арал л ел ьн о контурам м ате­
риков.
И сследовани я взвесей и донны х осадков показы ваю т, что основ­
н ая м асса осадочны х м атери ал ов отл агается не н а ш ельфе, к а к счи­
тал о сь до последнего времени, а у основания м атерикового склона.
Г Л А В А 7. СОСТАВ МОРСКОЙ ВО ДЫ И ЕЕ СОЛЕНОСТЬ
§ 20. Состав морской воды
М орская во да п ред ставл яет собой ун иверсальны й раствор, в со­
став которого входят все известны е химические элементы . В м ор­
ской воде в растворе н аход ятся тверды е м инеральны е вещ ества,
газы , м икроэлементы , коллоиды и взвеси органического и н еорга­
нического происхож дения.
О бщ ее количество растворенны х м инеральны х вещ еств, т. е. со­
лей, в 1 кг морской воды, в зято е по весу (в гр ам м ах ), н азы вается
с о л е н о с т ь ю морской воды. С редняя соленость морской воды
35 г солей, растворенны х в 1 к г морской воды, т. е. 0,035 долей
ки лограм м а.
В океанологической п ракти ке соленость в ы р аж ается в ты сячных
долях, т. е. в пром илле, и об озн ачается 5'%о (35%о). Б ол ее строго
солевой состав следует в ы р а ж ать в ионной форме.
С одер ж ан и е основных ионов в морской воде характери зуется
данны м и таб л. 8.
Т аблица 8
Содержание основных ионов в морской воде, по С. В. Бруевичу
Весовые отношения главных ионов в граммах на 1 кг морской воды
CI'
1 9,35
Г/
S0 4
2 ,7 0
нсо”
Вг'
Н3 ВО3
0,1 4
0 ,0 7
0 ,0 3
Ш'
1 0,76
Mg"
1,30
Са"
К'
0 ,41
0,3 9
S r“ ‘
0 , 0 1
Сумма ионов 35,16
С остав морской воды резко отличается от состава речных вод
(табл. 9 ). В морской воде п реоб ладаю т хлориды , значительное
количество сульф атов и м ало карбон атов. В речной воде хлориды
со д ер ж атся в очень м алы х количествах, сульф атов несколько
меньш е, чем в морской воде, много карбон атов и других вещ еств.
53
Таблица 9
С одерж ание солей в морской и речной воде
(в процентах от всей массы солей)
Основные соединения
Морская вода
Хлориды
.....................................
Сульфаты
......................... . .
Карбонаты
.................................
Соединения азота, фосфора,
кремния и органические ве­
щества
......................................
8 8 ,7
Речная вода
5
1 0 , 8
1 0
0 ,3
60
0 , 2
25
В М ировом океане непреры вно протекаю т физические, химичес­
кие, биологические и другие процессы, изм еняю щ ие соленость, т. е.
уменьш аю щ ие или увеличиваю щ ие концентрацию раствора. О дн ако
независим о от абсолю тной концентрации р аствора количественны е
соотнощ ения м еж ду главны м и ионами остаю тся постоянными. П о­
этому достаточно зн ать концентрацию одного из компонентов,
чтобы определить остальны е. Д л я определения солености п ользу­
ю тся суммой ионов С 1 '-|-В г '-|-1 ', назы ваем ой хлорностью , концент­
р ац и я которы х в морской воде н аи больш ая.
§ 21. Методы определения солености
И спользую тся следую щ ие ф изико-химические методы определе­
ния солености: а) оптический, основанны й на измерении п о к а за ­
тел я прелом ления или картины интерференции; б) метод ареометрировани я, позволяю щ ий оп ределять удельны й вес морской воды
при зад ан н ой тем пературе, а затем при помощ и специальны х т а б ­
л и ц переводить удельны й вес в соответствую щ ую ему соленость;
в) измерение солености по электропроводности; г) определение
со д ер ж ан и я хлора к а к п реобладаю щ его элем ен та путем осаж ден ия
его (титрования) и вы числения по хлору общ ей солености; д) про­
ведение полного химического ан ал и за морской воды.
В 1901 г. в К опенгагенской л аб оратори и по изучению свойств
морской воды Кнудсеном, Ф орхом и Сёренсеном был выполнен пол­
ный химический ан ал и з морской воды и установлены количествен­
ные соотнош ения м еж ду основными компонентами. Эмпирически
б ы л а установлена зависим ость м еж ду содерж ан ием хл ора и соле­
ностью, под которой п одразум евалось количество тверды х вещ еств
(в гр ам м ах ), растворенны х в ки лограм м е морской воды, после
зам ен ы всех бромидов эквивалентны м количеством хлоридов, п ере­
вода всех карбон атов в окислы и погаш ения органического вещ е­
ства. Р а б о ч а я ф орм ула д л я определения солености бы ла получена
в виде 1
(12)
5 о /о о = 0 ,030 + 1,805001.
Коэффициент Г,8050 носит название хлорного коэффициента.
54
И зм ерен и я солености путем о п р ед ел ен и я : сод ерж ан и я хлора
п р ед ставл яет собой один из видов объемного количественного хи­
мического ан ал и за.
Д л я морей, солевой состав вод которы х отличается от океан и ­
ческой, соотнош ение солености и ; Хдорности. в ы р аж ается иными
ф орм улам и.
Т ак, наприм ер:
д л я Ч ерного м оря
5 “/оо= 0 ,1 8 5 6 + 1,7950С1,
(13)
д л я Б алти й ского м оря
5«/оо=ОЛ 1 5 + 1.805С1,
(13')
д л я А зовского м оря
5«/оо=0,21 + 1,794С1,
(13")
д л я К аспийского моря
5» /о о = 0 ,1 4 0 + 2 ,3 6 0 С 1 .
(13"0
В 1959 г. Л ай м ен и Ф леминг предлож или более точную ф орм улу
д л я определения солености по хлору, где соленость получается
в виде суммы ионов:
2 “/о о = 0 ,0 7 3 + 1 ,8 1 1С1»/оо.
(14)
В настоящ ее врем я предлож ен о несколько вари ан тов рабочих
ф орм ул, уточняю щ их ф орм улу (12), однако д л я того чтобы н акоп ­
ленный м атер и ал был сравним ы м , при определении солености по
хлору ею п ро до л ж аю т п ользоваться.
С развитием прецизионны х методов изм ерения электроп ровод­
ности морской воды в последние годы п ракти куется определение
солености по электропроводности.
В 1966 г. Ю Н Е С К О совместно с Н аци он альн ы м институтом
океан ограф и и В еликобритании опубликованы м еж дународн ы е оке­
анологические таблицы , в которы х приводится таб л и ц а д л я опре­
деления солености в п ред ел ах 29,196— 42,168%о по электропровод^ности в и н тер вал е 0,85000— 1,17999 (с точностью до 0,00001).
§ 22. Водный и солевой баланс
И зм енения солености в различны х рай он ах М ирового океан а
зав и ся т от ф изико-географ ических, гидром етеорологических и оке­
анологических ф акторов. Н аиб ольш ее значение имеют: испарение
с поверхности м оря, вы падение осадков, приток м атериковы х вод,
процессы, л ед о о б р азован и я и таян и я льдов. К ром е того, больш ое
значение имеют и динам ические ф акторы — верти кальн ое перемещ ивание слоев и горизонтальны й перенос водны х м асс течениями
(адвекц и я СОЛей ).
:
55
П риток пресных вод с м атериков, вы падение осадков, приток
менее солены х вод из соседнего рай он а о кеан а или моря, а, та к ж е
процесс таян и я льдов опресняю т морские воды, п они ж ая их соле­
ность. П роцессы испарения и лед ообразован и я, сопровож даю щ иеся
вы падением солей в рассол, а т а к ж е приток более соленых вод,
вносимых течениями, повы ш аю т соленость.
И зм енения всего ком плекса этих процессов во времени и в про­
странстве определяю т пространственное и верти кальн ое расп реде­
ление солености, сезонные, многолетние и другие изменения ее.
С олевой б ал ан с морей и океанов св язан с изменением компонентов
водного б ал ан са.
П риходную часть водного б ал ан са составляю т атм осф ерны е
осадки, вы падаю щ ие н а поверхность моря, пресные воды, приноси­
мые рекам и, воды от таян и я морского л ьд а и, наконец, приток воды
из соседнего водоем а. Расходную часть водного б ал ан са этого ж е
о б ъем а воды составляю т потери воды на испарение, на об разован ие
л ьд а и отток воды в соседние водоемы. Д л я некоторы х морей учи­
ты вается расход воды на просачивание через дно.
У равнение водного б ал ан са мож но зап и сать в виде
0 + S + F „ p = /+ F < „ .
(15)
где О — количество осадков, вы падаю щ их на поверхность водоем а;
5 — количество вод берегового стока; Fnp — приток вод из сосед­
него бассейна; / — количество влаги, затраченн ой на испарение;
Рот— отток воды в соседний бассейн з а счет водообмена.
В этом уравнении 0 - Ь 5 — / условно назы ваю т пресной состав­
ляю щ ей водного б ал ан са или, короче, пресным балансом .
Е сли 0 + S > I , то пресный б ал ан с полож ительны й, т. е. вели ­
чина осадков и вод берегового стока превы ш ает потери на и сп аре­
ние. Если I > 0 + S, пресный б ал ан с отрицательны й. В первом слу­
чае происходит пониж ение солености воды в море, а во втором —
повышение. Вот почему, наприм ер, в экватори альн ой зоне, где ко ­
личество осадков превы ш ает испарение, соленость несколько пони­
ж е н а по сравнению с пассатны м и зонам и. В пассатны х зонах вы со­
кое испарение не лим итируется вы падением осадков, поэтому
соленость здесь вы сокая. В м орях больш ое значение имеет и в о ­
дообм ен с соседним морем или океаном.
Все перечисленны е ф акторы определяю т реж им и изменения
солености вод океанов и морей. Т а к к а к соленость — н аи более кон­
сервативное, установивш ееся свойство вод М ирового океан а, то мо­
жно говорить и о б ал ан се солей. П ри ход ная часть солевого б ал ан са
сл агается из поступления солей: а) с м атериковы м стоком, б) с атмосферными осадкам и , в) из недр Зем ли в виде продуктов д е г а з а ­
ции мантии, г) при растворении пород на дне океанов и морей.
Годовой сток растворенны х вещ еств, поступаю щ их с м атери ко­
выми водам и в океан, примерно равен 3200 млн. т.
П родукты д егазац и и мантии поступаю т в океан при изверж ении
подводны х вулкан ов и с горячими источниками. В этих п родуктах
56
п реоб ладаю т соединения углерода (СОг и С О ), серы (S O 3, S O 2, S,
H 2S ), галогены (С1, F) и водород (Н ).
Е сли принять, что на поверхность океан а вы п ад ает атм осферны х
осадков 324 тыс. км® в год, то в океан п оп адает приблизительно
1,0— 1,3 млрд. т солей.
Р асх о д солей происходит при: а) вы падении солей в осадок,
б) вы кристаллизовы ван ии солей из р ассол а солевы х ячеек л ьд а
при низких тем п ер атурах (до — 5 5 °С ), в) испарении морской воды
в рай о н ах с ж ар к и м кли м атом в зак ры ты х и полузакры ты х морях,
г) выносе солей при разб ры згиван и и воды ветром и других менее
эф ф ективны х процессах.
И з всех компонентов прихода и р асход а солей н аи больш ее з н а ­
чение имею т приток с м атериковы м стоком и из недр Зем л и за
счет д егазац и и мантии, а т а к ж е вы падение солей из морской воды
в осадок, ком пенсирую щ ие д руг друга. О бщ ее количество солей,
растворенны х в морской воде, достигаю щ ее прим ерно (4 7 ч -5 6 )Х
X 10*® т, настолько велико, что изменения, связан ны е с приходом и
расходом , а т а к ж е влиянием различны х ф акторов, не отраж аю тся
на общ ем солевом составе морской воды.
В течение длительны х отрезков времени — геологических эпох —
солевой состав вод М ирового океан а мож но считать установив­
ш имся. Это связан о с тем, что приход солей б алан си руется р асхо­
дом и, кром е того, количество солей, поступаю щ их или вы п ад аю ­
щих из состава морской воды, настолько незначительно по ср а в ­
нению с солевой массой, находящ ейся в ее растворе, что требую тся
очень больш ие пром еж утки времени (200 000— 160 000 лет) д л я
того, чтобы соленость и зм ен и лась н а 0,02—0,01%о§ 23, П роисхождение морской воды и ее солености
В опрос о происхож дении морской воды и ее химического со­
става окончательно не реш ен. С ущ ествовали д ве гипотезы проис­
х ож дения морской воды и ее солей. П е р в а я п ред п ол агал а, что
в процессе ф орм и рован ия планеты и ее атм осф еры из паров, оку­
ты вавш их неостывш ую Зем лю , с дож д ям и , воды которы х за п о л ­
нили впадину М ирового океан а, были внесены и все основные
химические элементы , находящ и еся в растворе в морской воде.
В торая гипотеза предполагает, что интенсивный материковы й сток
и вы деление воды и вещ ества из подкоровы х областей планеты
определили состав морской воды и ее соленость.
В опрос о происхож дении морской воды спорен, поэтому реш ение
его связан о с ан али зом результатов различны х геологических, гео­
химических и других исследований. В последние годы в С С С Р вы ­
полнен эксперим ент по получению морской воды при вы плавлении
и осты вании базал ьтов. Д ан н ы е геохимических исследований п о ка­
зы ваю т, что океан возник в процессе разви ти я Зем л и к а к специф и­
ческая ее оболочка с массой водного раство р а 1,4*10^ г. Этот
раствор имеет состав и концентрацию , близкие к ю венильной воде,
57
особенно по содерж анию хл ора и бром а (см. стр. 180). С оврем енная
м орская вода, по А. П. В иноградову, есть продукт приспособления
ю венильного раствора, поступаю щ его из мантии, к условиям по­
верхности Зем ли. Элементы , вы деляем ы е в процессе д егазац и и м ан ­
тии, находятся в составе современной морской воды. Изменения^
которы е она п ретерп евала в процессе эволю ции Зем ли, обуслов­
лены главны м образом появлением ж изни, особенно процесса ф о­
тосинтеза и связанного с ним кислорода. Б о га т а я хлори д ам и и
бедная :кар б о н атам и м орская вода сущ ественно не и зм ен ялась
в течение 2,5— 2 млрд. лет. А кадем ик В. И. В ернадский н азы вает
ее хар актер н о й постоянной Зем ли, т. е. ее п ланетарной константой.
§ 24. Распределение солености на поверхности Мирового океана
Р асп ред елен и е солености на поверхности М ирового океан а нахо­
дится в непосредственной зависим ости от основных ф изи ко-геогра­
фических ф акторов, рассм отренны х на стр. 55. Н а рис. 8, 9 (см.
вкл ад ку ) приведены изолинии равн ой солености, н азы ваем ы е и з о г а л и н а м и , схематически п оказы ваю щ ие распределени е солено­
сти на поверхности летом и зимой. Если эти схемы совместить
с кар там и элем ентов водного б ал ан са, в частности его пресной со­
ставляю щ ей, то легко зам етить, что близ экв ато р а, в эк в ато р и ал ь ­
ной полосе, расп ол ож ен а область пониженной солености (34—
35%о). Зд есь осадков вы п ад ает много, а испарение, напротив, по­
ниж ено, несм отря на высокую тем пературу воздуха, вследствие
больш ой влаж н ости и господства ш тилевой погоды. П ри п олож и ­
тельном пресном б ал ан се имеет место пониж ение солености. К се­
веру и югу от экватори альн ой полосы, в зон ах п ассатов, осадков
в ы п ад ает м ало. С ильны е ветры , больш ая сухость воздуха и высокие
тем пературы при ясном небе способствую т увеличению испарения.
В р езу л ьтате отрицательного пресного б ал ан са соленость поверх­
ностных вод увели чи вается до 37,5%о в А тлантическом и 36—36,5%о
в Тихом и И ндийском океанах. К северу и югу от границ пассатны х
зон соленость постепенно ум еньш ается вследствие увеличения коли­
чества осадков и уменьш ения испарения. Н а крайнем севере и юге
уменьш ение солености происходит под влиянием появления п лаву­
чих льдов, таян и е которы х увеличивает поступление пресной воды.
Т аким образом , распределени е солености на поверхности М ирового
океан а носит в значительной м ере черты ш иротной зональности, что
хорош о видно на к а р тах изогалин.
Ш иротн ая зональность в распределении солености н а поверх­
ности М ирового океан а н аруш ается под влиянием течений, в п а д е­
ния больш их рек, об разован и я и таян и я льд а. Теплы е течения, р а с ­
п ространяю щ иеся из низких ш ирот в полярны е районы, несут воды
с высокой соленостью , а опресненные полярны е воды переносятся
холодны ми течениями в умеренны е широты.
Т ак, н априм ер, под влиянием С еверо-А тлантического течения
соленость вод в северо-восточной части А тлантического океан а д о ­
стигает 35%о (и несколько больш е) — величины, нигде не встречаю ­
58
щ ейся в таких ж е ш иротах в других океан ах. Воды Л а б р а д о р с к о га
течения, наоборот, сниж аю т соленость вод у берегов Америки.
О пресняю ш ее влияни е речных вод расп ростран яется на зн ач и ­
тельное расстоян и е от берега (д о 500 км, и б олее). В частности,
у берегов И ндии (Б ен гальски й зал и в ) соленость п ад ает до Ъ2%
вследствие стока пресны х вод рек Г ан га и Б рахм ап утры ; у север­
ных берегов Азии соленость сн и ж ается до 20%о и н иж е под в л и я ­
нием стока крупных рек Сибири.
С редняя соленость вод н а поверхности различны х океанов нео­
дин акова: А тлантического 35,4%о, Тихого 34,9%о, И ндийского 34,8%о.
В таб л . 10 приведена средн яя соленость н а поверхности океанов
в ю жном и северном п олуш ариях.
Т а б л и ц а 10
Средняя соленость на поверхности океанов в %о
Океан
Атлантический
Тихий . . . .
Индийский . .
Северное
полушарие
Южное
полушарие
3 5 ,8
3 4 ,6
35 ,0
3 5 .0
3 5 .1
3 4 ,7
Б о л ее высокую средню ю соленость им еет А тлантический океан
з а счет больш его влияния м атериков, особенно в тропических зонах,
где северо-восточны й п ассат несет сухой ж ар к и й воздух со стороны
С ахары , п овы ш ая испарение, а следовательно, и соленость.
С еверный Л едовиты й океан, сведения о котором не приведены
в таб л. 10, отли чается некоторы ми особенностям и, к которы м мо­
ж н о отнести: н аличие больш их м асс льдов, обильный сток м а те­
риковы х вод и вы падение осадков. Эти ф акторы определяю т отно­
сительно пониж енную соленость поверхностны х вод (от 32—29%о
в откры той части океан а и морей до 10—0%о в прибреж ной полосе
С и б и р и ).
§ 25. Изменения солености по глубине
М естны е ф изико-географ ические условия отдельны х районов
М ирового океан а создаю т региональны е особенности в р асп р ед е­
лении солености с глубиной. Т ерм одинам ические процессы, осо­
бенно процессы верти кальн ого перем еш ивания и горизонтальны й
перенос вод поверхностны ми и глубинны ми течениями, создаю т
тот или иной тип р аспределени я солености.
Н а основании обобщ ения обш ирны х м атери алов океанологичес­
ких наблю дений в разн ы х м естах океанов и морей намечены основ­
ные типы верти кальн ого распределени я солености.
I
— полярны й; соленость зам етн о изм ен яется до глубины 200 м,
а н иж е этого горизонта она достигает зн ачен ия 34,80%о и почти не
и зм еняется до дна.
59
II
— субполярны й; соленость изм еняется от 33,0— 33,20 д а
34,80%о от поверхности до глубины 1500 м, после чего изм енения
незначительны . Этот тип х ар актер ен д л я ю ж ного субполярного р а й ­
она м еж д у 60 и 40° ю. ш., а т а к ж е д л я северной части Тдахого
океана.
I I I — умеренный; минимум солености на горизонтах 600— 1000 м,
что связан о с проникновением вод полярного происхож дения в се­
верном и ю ж ном полуш ариях.
IV
— экваториальны й;, соленость пониж ена вследствие в ы п ад е­
ния осадков; ее зн ачение увеличивается до горизонта 100 м, дости­
гает м акси м ум а вследствие подтока солены х тропических вод.
Г л у бж е она изм еняется все медленнее и с глубины 1000— 1500 м
остается почти постоянной.
и
31.00 32jao 33.00 з ш
зз 00 з щ
///
3‘t,qo35jao з ф
IV
V
35М 35Р0
ЗбООЗУоо
ж
1000
2000
%
>1 3000
^ 4000
5000
м
Рис. 10. Типы вертикального распределения солености.
V
— тропический; характерен д л я области с наибольш ей со­
леностью вод М ирового океана. Это области с отрицательны м п рес­
ным балан сом , располож енны е в пассатны х зонах, где соленость
36— 35,5%о на поверхности быстро ум еньш ается до глубины 1000 м
и д ал ее ко дну почти не м еняется (рис. 10).
§ 26. Распределение солености в морях
С оленость поверхностны х вод морей нередко значительно отли­
чается от солености океанических вод (иногда превы ш ает ее, ино­
гда о казы вается м еньш е). Эти разли чи я определяю тся условиям и
водообм ена м еж ду м орями и океаном , влиянием к л и м ата и стока
вод суши. С оленость поверхностны х вод морей, водообмен которы х
происходит более или менее свободно, бли зка к океанической. П ри
затрудненном водообм ене разл и чи я могут быть значительны м и.
С оленость поверхностны х вод внутренних морей, располож енны х
в умеренны х и полярны х зонах, с полож ительны м пресным б а л а н ­
сом, значительно отличается от солености океанических вод. Т а ­
ковы м оря Б алти й ское, Б елое, Азовское, Ч ерное и М рам орное.
Воды Б алти й ского м оря характери зую тся м алой соленостью:
от 2— 3'%о в верш ине Ф инского зал и в а до 10— 12%о в ю жной части.
О бильный приток пресных вод и вы падение осадков, превыш аю щ их
60
сл аб о е испарение, определяю т пониж енную соленость вод Б отничес­
кого (4— 5%о), Ф инского (5— 2%о), Р и ж ского (6—1 % ) заливов..
Соленость вод Б алти й ского м оря зам етн о отличается от солености
вод соседнего Северного в р езул ьтате затрудненного водообм ена
через м елководны е проливы.
В оды Б елого м оря менее опреснены вследствие более свободногосообщ ения с океаном. В его басейне соленость поверхностны х вод
24 — 26%о, в Г орле 28 — 30%о, а в зал и в ах значительно ниж е и сильноко леб лется под влиянием сгонно-нагонны х и приливны х колебаний
уровня. И н огда в Д винском , К ан дал акш ском и О неж ском за л и в а х
почти п ресн ая вода см еняется водой с соленостью 20— 25%о.
Ч ерное море, несм отря на более ю ж ное п олож ение по сравн е­
нию с Б елы м , имеет более низкую соленость вследствие затруд н ен ­
ного водообм ена с А тлантическим океаном, значительного коли ­
чества вы п адаю щ их осадков (около 119 км^) и притока м атери ко­
вых вод (460 км®). В откры той части м оря соленость изм еняется
от 17,5 до 18,0%о, а в прибреж ной полосе, особенно в север о -зап ад ­
ном районе, от 9 до 0%о.
В оды внутренних морей, располож енны х в тропических ш иротах,,
где осадков в ы п ад ает м ало, рек немного, а испарение велико, отли­
чаю тся больш ей соленостью , чем океанические воды. Т аковы моря
С редизем ное, К расн ое и П ерсидский зали в. С редизем ное море, х а ­
рактери зую щ ееся отрицательны м пресным балан сом и затруд н ен ­
ным водообменом с океаном через узкий Г и бралтарски й пролив,,
имеет соленость поверхностны х вод вы ш е океанической. О т Гиб­
р ал тар ско го п роли ва до о. С ицилия она составляет 37 — 38%о, в во­
сточной части м оря 39%о и более.
К расное море располож ено м еж д у странам и с сухим и ж арки м
клим атом . В него не в п ад ает ни одной реки. В одообмен с океаном
происходит через узкий Б аб-эль-М ан дебски й пролив. СоленостьК расного м оря очень вели ка и возр астает с ю га н а север; в южной
части она р ав н а 37%о, в северной — до 4 1 — 42%о.
С оленость поверхностны х вод П ерсидского зал и в а в северной"
и средней ч астях дости гает 39%о, в ю жной — больш е 37%о.
Р асп р ед ел ен и е солености по глубине в м орях разли чн о в за в и ­
симости от величины пресного б ал ан са, интенсивности в ер ти к ал ь ­
ного перем еш ивания и водообм ена с океаном и соседними морями.
К олебан ия солености во времени незначительны . Годовы е коле­
б ан ия в откры ты х ч астях океанов не п ревы ш аю т 1%о, на глубине1500— 2000 м соленость почти неизм енна (разли ч и я в 0,02— 0,04%о) .
Значительн ы е колеб ан и я солености н аблю даю тся в прибреж ных;
районах, где весной интенсивнее приток пресных вод, а такж ев п олярны х р ай он ах з а счет процессов зам ер зан и я и таян и я льдов.
§ 27. Газы в морской воде
В морской воде, кром е м инеральны х вещ еств, растворены азот,,
кислород, углеки слота, сероводород, ам м иак, метан и другие газы .
С одерж ан и е газов, растворенны х в морской воде, крайн е незн ачи ­
61
тел ьн о и зам етн о и зм ен яется во времени и в пространстве. О днако
его достаточно д л я р азви ти я органической ж изн и и биохимических
процессов.
К ислород встречается в морской воде повсю ду на различны х
глубинах. Он поступает в воду из атм осф еры и в р езул ьтате фотосинтезйческой деятельности растений. Р асход уется кислород путем
о тд ач и в атм осф еру при и збы тке его в поверхностны х слоях воды,
а та к ж е на д ы хание морских организм ов и окисление различны х
■веществ. П од влиянием этих процессов количество кислорода
в морской воде м ож ет м еняться настолько сильно, что иногда
о н а о казы вается то перенасыщ енной, то сильно недонасы щ ен«ной кислородом. П о этой причине сод ерж ан и е кислорода
в воде в ы р а ж ае тся двояко: в абсолю тны х вели чи нах (м л/л ) и
8 относительны х (в процентах к количеству кислорода, н асы щ аю ­
щ его воду при данны х солености и тем п ературе ее и данном д а в ­
л ен и и в о зд у х а).
Н аи б о л ее быстро обм ениваю тся кислородом с воздухом п оверх­
ностны е слои воды при волнении и притом тем быстрее, чем си ль­
н ее волнение. П ри ш тиле этот обмен зам ед ляется.
П роцесс ф отосинтеза растений н ачинается с рассветом и п ре­
к р а щ а е тс я с наступлением темноты. И нтенсивность этого процесса
зави си т от степени освещ ения и ум еньш ается с глубиной. П оэтому
н аи более энергично этот процесс происходит в поверхностны х слоях
(до 70 м — горизонта распростран ен ия сине-зеленых водорослей).
Э ти слои обычно богаче кислородом , причем м аксим ум его н ахо­
дится нередко не на самой поверхности, а н а некоторой глубине.
Г лубж е 200 м света проникает в воду весьм а м ало, и расти тел ь­
ность здесь отсутствует, а следовательно, нет и поступления кисло­
р о д а з а счет фотосинтеза.
Н и ж е 200 м сод ерж ан и е кислорода с глубиной ум еньш ается, но
■при этом во всей толщ е океан а его достаточно д л я п оддерж ан ия
ж изни.
В поверхностном, н аи более богатом кислородом (конвекцион­
ном ) слое воды (до 100— 300 м) сод ерж ан и е его увеличивается от
э к в ато р а к полю сам, несколько ум еньш аясь в теплы х течениях и
в о зр а с т а я в холодных. В среднем близ э к в ато р а в поверхностны х
слоях кислорода содерж ится 5 м л/л, на 60° ю. ш. — 6 ^ 7 м л/л, а на
50° с. ш.— д а ж е более 8 м л/л. П оверхностны е слои почти всюду
насы щ ены , а вне тропического пояса д а ж е перенасы щ ены кисло­
родом.
С глубиной степень насы щ енности кислородом сн ач ал а ум ень­
ш а ет ся в связи с расходован и ем его на окисление органических в е­
ществ, а гл у бж е 1500 м вновь в о зр аста ет з а счет горизонтального
переноса. В северны х полярны х об ластях на глубинах 1500— 2000 м
насы щ енность кислородом достигает 88— 97% , у эк в ато р а 30—40% ,
в ю жны х полярны х об ластях 60—70% . Т акое распределени е н асы ­
щ енности кислородом вод океанов обусловливается, помимо д е я ­
тельности растений и ж ивотны х, глубинной циркуляцией водных
масс.
62
в м орях н а сод ерж ан ие газов в воде больш ое влияние о к азы ­
ваю т местные условия: интенсивность волнения и верти кал ьн ого
п ерем еш ивания, водообмен с соседними м орям и и океаном . В от
почему в некоторы х м орях Создается соверш енно своеобразн ое р а с ­
пределение газов, отличное от океанического. В некоторы х морях,,
водообмен которы х с океаном затрудн ен , воды очень слаб о венти­
лирую тся и застаи ваю тся. П рим ером м ож ет служ ить Ч ерное море,,
где интенсивное верти кальн ое перем еш ивание расп ростран яется д о
глубины 150—200 м. Д аж Ь зимой, когд а поверхностны е слои н аи ­
более ох л аж д ен ы и богаты кислородом , они не могут опускаться
н а больш ую глубину. П о этой причине глубокие слои вод Черногом оря лиш ены кислорода. В средней части он исчезает на глуби н е
150 м, у берегов — несколько гл убж е (около 200 м ). Н а ч и н а я
с этих горизонтов в водах Ч ерного м оря п оявляется сероводород,сод ерж ан ие которого с глубиной увеличивается, дости гая у д н а
6 м л/л. В глубинны х слоях Черного м оря ж изнь, кром е анаэробной,бактериальн ой , н евозм ож на.
В Б алти й ском море, где верхний слой воды сильно опреснен,
глубинны е слои заполнены более соленой водой, поступаю щ ей и»
п ролива К аттегат. С одерж ан и е кислорода с глубиной п ад ает, носероводород не об разуется, т а к к а к перем еш ивание дастаточно
интенсивно.
В А зовском море в иловы х грунтах происходит интенсивное об­
р азо в ан и е сероводорода (H2S). Во врем я ш торм ов воды м оря пе­
рем еш иваю тся. В тихую ж е погоду, особенно в ж ар ку ю , при интен­
сивном обр азо ван и и HaS в придонны х слоях исчезает кислород,,
что приводит к м ассовой гибели рыб (явлени е за м о р а ).
Азот, растворенны й в морской воде, находится почти в полном
равновесии с азотом атм осф еры . С одерж ан и е свободного а зо т а
в глубинны х во дах связан о с об разован ием и распадом органичес­
кого вещ ества и деятельностью бактерий. Р астворенны й в в о д е
азот, особенно в прибреж ны х рай он ах, усваи вается особыми б акте­
риями, перерабаты ваю щ им и его в азотисты е соединения, которыезатем поглощ аю тся растениям и. Б ол ьш ое зн ачение д л я ж изн и р а с ­
тений и ж ивы х организм ов, д л я биохимических процессов, п роте­
каю щ их в море, имеет азо т в связан ном виде, т. е. в виде н и тра­
т о в — солей азотной кислоты (HNO3), нитритов — солей азотистой
кислоты (HNO2) и солей ам м ония (NH 4).
В морской воде растворено некоторое количество свободной и
связан ной углекислоты .
Д вуокись у гл ер од а С О 2 присутствует в морской воде в м алы х
количествах, причем м еньш ая часть ее п ад ает н а долю растворен ­
ного га за , бо льш ая ж е ч асть находится в воде в виде углекислы х
соединений. У глекислота п оп адает в воду в р езул ьтате поглощения:
из воздуха, путем вы деления орган и зм ам и при ды хании и о б р а ­
зуется при р азл о ж ен и и органических вещ еств. Н екоторое количе­
ство СО 2 вы деляется при вулканических изверж ениях. Р асх о д у ется
углеки слота путем отдачи в атм осф еру при повыш ении тем п ер а­
туры, часть — при фотосинтезе растениям и. Если реакц и я м орской
6»
:воды немного щ елочная, то ч асть С О 2 связы вается в нейтральны е
и кислы е карбон аты СаСО з и С а (Н С О з) 2, что вы зы вает новое по­
ступление г а за из воздуха.
У глекислота играет больш ую роль в биологических процессах,
■так к а к это единственный источник углерода, который использу­
ется растениям и д л я построения органического вещ ества.
Г Л А В А 8. ТЕПЛОВОЙ РЕЖ ИМ ОКЕАНОВ И МОРЕЙ
§ 28, Процессы нагревания и охлаждения морской воды
Основной источник теп ла, получаемого поверхностью М ирового
■океана,— это п р ям ая и рассеян н ая солнечная рад и ац и я. Ч асть ее
о тр аж ает с я водной поверхностью , часть и злучается в атм осф еру и
^межпланетное пространство.
М орские воды, соп ри касаясь с атм осферой, обм ениваю тся с ней
•теплом. Е сли вода теплее воздуха, то происходит отд ач а тепла
в атм осф еру, если ж е вода холоднее, она получает некоторое коли ­
чество теп л а в процессе теплообм ена.
Б ольш ое количество теп ла море теряет на испарение. И звестно,
"ЧТО на испарение каж д ого грам м а воды затр ач и в ается свыш е
:2,43*10® Д ж /к г (580 к а л ). О тсю да нетрудно представить, какое
больш ое количество теп ла теряю т поверхностны е слои океан а, н а ­
пример, в области пассатов, где испарение очень велико.
В высоких ш иротах нагреван и е и охлаж ден и е морской воды
-связано с ледовы ми явлениям и. В осенне-зимний период при о б р а ­
зован ии л ьд а всегда вы деляется скры тая теплота л ед ообразован ия,
которая затр ач и в ается на н агреван и е воды и воздуха н ад ней. Вес-ной при таяни и л ьд а происходит, наоборот, охлаж ден и е воды и
воздуха.
Д ополнительны м источником теп ла могут служ ить речные воды.
Н аконец, больш ая роль в распределении и изменении тем пературы
з о д океанов и морей п рин адлеж и т м атери кам , господствую щ им вет­
р ам и особенно течениям.
Тепло, поступаю щ ее от С олнца, поглощ ается тонким поверхност­
ны м слоем и идет на н агреван и е воды, но б л аго д ар я м алой теп ло­
проводности воды почти не передается на глубину. П роникновение
тепла от поверхности к н и ж ележ ащ и м слоям происходит главны м
образом путем вертикального п ерем еш ивания (см. § 36), а та к ж е
за счет адвекции теп ла глубинны ми течениями. В р езул ьтате в ер ­
тикального п ерем еш ивания в летнее врем я к поверхности под­
ним аю тся более холодны е воды и пониж аю т тем пературу п оверх­
ностных слоев, а глубинны е воды отепляю тся. В зимнее время,
когда поверхностны е воды охлаж ден ы , с глубин в процессе верти­
кального обм ена происходит подток более теплы х вод, за д е р ж и ­
ваю щ их н ачало л ед ообразован ия. И зучение тепловы х процессов,
изменений тем пературы воды во времени, в пространстве и по глу­
бине основано на непосредственны х наблю дениях. И зм ерен и я тем>64
пературы воды в различны х рай он ах океанов и морей осущ ествля­
ются н а гидрологических станциях при помощи глубоководны х
опрокиды ваю щ ихся терм ом етров.
,
; .
В последние годы в п ракти ку океанологических наблю дений щироко внедряю тся самописцы тем пературы — терм ограф ы , бати тер­
мограф ы и терм озонды , которы е п озволяю т получить непреры вны й
ход тем пературы во времени и по глубине. М етоды измерений тем ­
п ературы воды и основных элем ентов теплового б ал ан са и зл а г а ­
ю тся в специальной ли тературе и методических руководствах.
§ 29. Тепловой б ал ан с моря
Н а поверхности р азд ел а океан — атм осф ера, а та к ж е в толщ е
воды непреры вно происходят процессы, изм еняю щ ие тепловое со­
стояние вод. Н екоторы е из этих процессов сопровож даю тся вы де­
лением теп ла и приводят к повыш ению тем пературы воды, другие
приводят к потере теп л а и пониж ению тем пературы . С оотнош ение
количеств теп ла, поступаю щ его в воду и теряем ого ею в резул ь­
тате взаи м одей ствия различны х тепловы х и динам ических процес­
сов, н азы ваю т т е п л о в ы м б а л а н с о м (иногда б ю дж етом ). С о­
отнош ение м еж д у приходной и расходной ч астям и теплового б а ­
л ан са разли чн о в отдельны х ч астях М ирового океан а и значительно
м еняется с течением времени.
У равнение теплового б ал ан са с учетом основных ф акторов,
определяю щ их приход и расход теп ла в океан ах и морях, мож но
зап и сать в следую щ ем виде:
Q e
i
Р э ф
i
Q
h
i Q
x .
о
i
Q л
i
Q
ct
i
Q o
i
Q<>
( ^ 6 )
где Q® — су м м арн ая солнечная рад и ац и я, п оглощ аем ая морем;
Qэф — тепло, теряем ое или получаем ое морем в р езул ьтате эф ф ек­
тивного излучения^; Qh — тепло, затр а ч и в аем о е на испарение и
п риобретаем ое при конденсации; Q t. о — т е п л о ^ п о л р а е м о е или
отд аваем о е MopeiM в р езул ьтате ту р б у л ен тн о го '’(контактного) теп ­
лообм ена с воздухом ; Qл — тепло процессов л ед ообразован и я и т а я ­
ния; Qct — тепло БОД м атерикового стока; Qo — тепло атм осферны х
осадков; Qsab — тепло, получаем ое в р езул ьтате водообйен'а"* (fe46'^
н и й ); Qt — разн ость м еж д у приходом и расходом теп ла, пош едш ая
на изменение тем пературы в деятельн ом слое моря.
Слой воды, в котором проявляю тся сезонны е (годовые) к о л еб а­
ния океанологических характери сти к, н азы вается д е я т е л ь н ы м
с л о е м м о р я . З а ниж ню ю границу этого слоя и р в д и м ащ ся глу­
бина, на которой ещ е зам етен годовой ход тем пературы , В: МР.рях
с больш ими годовыми ам пли тудам и тем пературы иногда за н и ж й ю р
' Эффективное излучение представляет собой разность между длинноволно*
вым (тепловым) излучением поверхности моря и встр.ечным длинноволновым
излучением атмосферы. Излучение с поверхности моря почти всегда ббльШе излу­
чения атмосферы, поэтому море теряет тепло. В уравнение, теплЬвого бкяайеа Qa 0
почти всегда входит с отрицательным, знаком.'
*'
;
. . : .i
5
Зак. № 266
66
границу деятельного сл о я принимаю т горизонт, где годовая ам пли ­
ту д а р ав н а Г С . В полярны х м орях сезонны е ам плитуды тем п ера­
туры невелики и на глубине н е превы ш аю т 0,1— 0,2°. В р езу л ь­
т ате взаи м одей ствия всех компонентов теплового б ал ан са в д е я ­
тельном слое м оря происходит изменение теплосодерж ания.
Т еплосодерж ан ие зави си т и от теплообм ена с атм осф ерой и н и ж е­
леж ащ им и слоями воды, адвективного и горизонтального турбу­
лентного теплообм ена, связанного с перераспределением теп ла
течениямй. И зм енение теп лосодерж ани я деятельного слоя моря
кал/см^сутки
Рис.
и.
Тепловой
баланс Черного
скому [8 ]).
моря (по Богуслав­
t — солнечная радиация. 2 — эффективное излучение поверхности
моря, 3 — потери тепла на испарение. 4 — конвективный (контакт­
ный) теплообмен между морем и атмосферой, 5 — полный тепловой
баланс моря (алгебраическая сумма ординат всех четырех кривых).
мож но определить по средним месячным тем п ературам внутри
деятельного слоя по ф орм уле
A Q = cpA
(17)
где AQ — изменение теп лосодерж ани я з а некоторы й пром еж уток
времени;
— изменение средней тем пературы в деятельном слое
за тот ж е пром еж уток времени; с — теплоем кость воды; р — п лот­
ность воды; h — толщ ина деятельного слоя (в сан ти м етрах). По
данным годового хода составляю щ их теплового б ал ан са мож но
определить и годовой ход средней тем пературы в деятельном слое
т .
П ри определении теплового б ал ан са в среднем з а год некоторы е
статьи прихода и р асход а компенсирую т д р у г друга, т а к к а к их
величины весьм а незначительны . Это — приток и расход тепла за
66
счет процессов л ед о об разован и я и таян и я, приток м атериковы х вод,
имею щий значение в прибреж ной полосе, и вы падение осадков.
С ледовательно, приход теп ла в М ировой океан оп ределяется г л а в ­
ным о бразом количеством сум м арной солнечной ради ац ии , т. е,
теплом, получаемы м от С олнца. Р асход уется это тепло н а излуче­
ние в атм осф еру, на испарение и турбулентны й (контактны й) по­
догрев ниж них слоев атм осф еры . Т а к происходит круговорот эн ер ­
гии в системе океан — атм осф ера, а уравн ен ие теплового б ал ан са
(16) п р ед ставл яет собой одну из частны х ф орм основного физичес­
кого зак о н а — зак о н а сохранения энергии.
И зучение б ал ан са теп ла отдельны х морей, океанов и Мирового*
о кеан а в целом — это в а ж н а я проблем а в исследовании терм ичес­
кого р еж и м а Зем ли, ее к л и м ата и погодных условий, с которы ми
связан ы природны е ресурсы.
С ущ ествует несколько методов определения теплового балансЗу
основными из которы х являю тся полуэмпирические методы, б ази ­
рую щ иеся на непосредственны х иструм ентальны х изм ерениях, спе­
ц иальны е теоретические и эм пирические ф ормулы , излож енны е
в специальны х раб отах. О пределение элем ентов теплового б ал ан са
осущ ествляется обычно д л я годового цикла, т. е. определяю т среД'
ние суточные и средние месячны е их зн ачен ия в к алори ях с 1 см^
поверхности м оря з а год. М ож но рассчитать и многолетние зн ач е­
ния элем ентов теплового б ал ан са. Р езу л ьтаты этих расчетов сво­
д ят в таблицы , граф ики и схемы распределени я элем ентов в п ре­
д ел ах м оря или океан а. Н а рис. 11, заим ствованном у В. В. Ш улейкина, и зображ ен ход элем ентов теплового б ал ан са Черного
моря, из которого видно, к а к с м а р та н ачин ается н агреван и е, про­
д о лж аю щ ееся до н ач ал а сентября, когд а приход теп л а превосходит
расход, а с сентября начин ается осты вание — теп лоотдача в атм о­
сф еру увеличивается, и количество теп ла, поступаю щ его в одну
часть года, расходуется деятельны м слоем в другую ч асть года.
§ 30. Распределение температуры воды на поверхности
Мирового океана и морей
Р асп р ед ел ен и е тем пературы поверхностны х вод тесно св я за н о
с распределением солнечной ради ац ии и расходом теп л а на испаре­
ние и в соответствии с этим носит в значительной м ере зон ал ьн ы й
х ар актер . Н о эта зон альность под влиянием местных причин (оке*
анических течений, ветров, близости м атери ков) во многих рай о­
нах значительно н аруш ается.
Н агл я д н о е и зо браж ен и е распределени я тем пературы на п оверх­
ности М ирового о кеан а д аю т карты изотерм — линий, соединяю щ их
точки с одинаковы м и значениям и тем пературы (средними годо­
выми, сезонными, средними м есячны м и). Т аки е карты д л я ф еврал я
и августа п редставлены на рис. 12, 13 (см. в к л а д к у ). Р азл и ч и е
в ходе изотерм на обеих к а р та х зак л ю ч ается главны м образом
в том, что вся система изотерм на к ар те ф ев р ал я несколько сме5*
6Г
щ ёна К' югу по сравнению с картой августа. С истема изотерм средних
годовых тем ператур зан и м ает пром еж уточное полож ение. П ояс
наивы сш их тем ператур (вы ш е 26° С) охваты вает на обеих к а р та х
ш ирокую полосу севернее экватора. В этой полосе л еж и т т е р м и е с к и й э к в а т о р (линия наивы сш их тем п ер ату р ), полож ение
которбго незначительно м еняется от сезона к сезону. Термический
экватор то удаляется^ то п р и б л и ж ается к географ ическом у э к в а ­
тору в пределах 7— 10° северной и в отдельны х м естах южной
широты.
В тропическом поясе ш и ротаЬ ерасп рёд ел ен и е тем пературы воды
н ар у ш ается под влиянием п ассатны х течений, идущ их вдоль э к в а ­
то р а с востока на зап ад . Воды этих течений, проходя вдоль э к в а ­
тора, успеваю т н агреться и, встретив на за п ад е берега материков,
отклоняю тся к северу и югу. П ерем ещ ение теплы х вод в умеренны е
широты о тр аж ается На к а р та х в отклонении изотерм к северу и югу
от эквато р а. :В восточных ж е частях тропического пояса -Гечёния,
спускаю щ иеся с севера в северном полуш арии и с 'ю г а в ю жном,
приносят холодны е во д ы . Таким образом , в тропическом поясе
на одной й той ж е ш ироте тем п ература поверхностны х вод у з а ­
падны х берегов вы ш е, чем у восточных. О хлаж дени ю поверхност­
ных вод в этой части океан а способствуют, кром е того, холодные
воды, поднимаю щ иеся из глубин под влиянием сгона поверхност­
ных вод пассатны м и ветрам и. В резул ьтате аном алии тем п ера­
туры, или отклонения от средней д л я данной ш ироты, достигаю т
-8 °С . В ю жном полуш арии к югу от 40°ю . ш. изотермы р а с п о л а га ­
ю тся почти п арал л ел ьн о ш иротам . Здесь земной ш ар с 58° ю. ш.
опоясан сплош ным кольцом воды , не разделенн ой м атерикам и.
В северном ж е полуш арии севернее 35° с. Щ. зон альное р асп р е­
деление тем пературы резко н аруш ается. В этой части зем ного ш ар а
сосредоточены основны е массы суши. К ром е того, здесь у зап адн ы х
берегов на 35—40° с. ш. встречаю тся теплы е и холодны е течения:
Гольф стрим , Л аб р ад о р ск о е и В осточно-Гренландское в А тлан ти че­
ском океане, К уросио и К ам ч атско-К ури льское в Тихом океане.
В связи с этим изотермы в этих рай он ах резко отклоняю тся от п а ­
раллелей , а в А тлантическом океане наблю даю тся аном алии тем ­
п ературы До 5° С. - у : ::- . '
■ ; С ам ы е высокие тём пературы на поверхности М ирового океана
н аблю даю тся В августе. Они достигаю т 32° С близ берегов Америки
и ' Азии в Тихом Океане. В ф ев р ал е в ю жном полуш арии такие
высокйё тем пературы не наблю даю тся. Н а этот месяц приходятся
сам ы е низкие тем пературы (— 1,8°С ), н аблю даю щ иеся в Северном
Л едовитом океане к северу от Америки и Азии, в А тлантическом
океан е ШоЛО Н ью ф аун д ленд а и в ю ж ны х п олярны х водах вблизи
берегов А нтарктиды . ; ^
П о к а р там изотерм можнО подсчитать средние годовы е тем пе­
ратуры поверхностны х вод д л я отдельны х ш ирот (табл. 11).
П оверхностны е Воды М ирового океан а в северном полуш арии
теплее, чем в ю жном, вследствие больш ей изоляции вод умеренны х
68
Таблица И
Средние годовые температуры поверхности вод океанов
Средние годовые температуры,
Средние годовые температуры,
°С
Широта
Широта
северное
полушарие
0°
10
20
30
40
27 .1
2 7 .2
2 5 ,4
2 1 .3
14,1
южное
полушарие
27,1
2 5 ,8
2 4 ,0
1 9,5
13,3
северное
полушарие
50°
60
70
80
90
7 ,9
4 ,8
0 ,7
-1 ,7
— 1,7
южное
полушарие
6 ,4
0,0
-1 ,3
— 1,7
И Н И ЗК И Х ш ирот от холодны х полярны х вод по сравнению с ю жным
полуш арием. П од влиянием холодны х воздуш ны х масс, поступаю ­
щих с континентов, зимой значительно п они ж ается поверхностная
тем п ер ату р а в северо-зап адн ы х рай он ах Тихого и А тлантического
океанов. Годовы е колеб ан и я тем пературы воды на поверхности д о ­
стигаю т здесь 18° С.
С редняя годовая тем п ература поверхностны х вод в .р а зл и ч н ы х
океан ах неодинакова: в А тлантическом 16,9° С, в Тихом 19, Г С и
И ндийском 17,1° С. С амы й теплы й океан Тихий, значительно хо­
лоднее А тлантический, так к а к в Тихом океане площ адь, заклю чен ­
н ая м еж д у тропикам и и н аи более сильно н агр ев аем ая , составляет
больш ую часть п лощ ади всего океан'а, чем в А тлантическом,
где к тому ж е сильно влияние холодны х вод С еверного Л едовитого
океана.
С редняя годовая тем п ература поверхностны х вод М ирового оке­
ан а 17,4° С, т. е. на 3° вы ш е средней годовой тем пературы воздуха.
О тсю да ясно, как о е гром адное зн ачение имеет тепло, накопленное
водам и М ирового океан а, в тепловом б ал ан се системы а т м о с ф е р а океан.
Т ем пература поверхностны х вод морей м ож ет значительно отли­
чаться от тем пературы вод океанов в тех ж е ш иротах, что о б ъ яс­
няется влиянием местных причин — близостью м атериков, х а р а к т е ­
ром водообм ена с океаном , притоком речных вод и т. д.
Н аи б о л ее низкие тем пературы поверхностны х вод в северных
морях. Н а Б елом море в течение длительного времени — с о к ­
тяб р я по м ай — встречаю тся льды . Т ем пература поверхностных
вод этого м оря в средней части дости гает 15° С, при входе в море
не подним ается вы ш е 8° С. В Б аренц евом море средн яя тем п ер а­
ту р а летом около 3°С (на севере до — 1,8°С ). В районе теплого
Н ордкапского течения з а год она и зм еняется от 2 до 12° С.
Воды Б алти й ского м оря значительно теплее, в особенности
в ю жной и центральной частях, где они летом (в августе) п рогре­
ваю тся до 20— 18° С на юге, 17— 14° С в центральной части.
69
в Ф инском зал и в е тем п ература на поверхности 15— 17° С, в Б о т­
ническом она сн и ж ается до 10° С в северной части зал и в а.
В окраинны х м орях п обереж ья Сибири тем п ература летом не
превы ш ает 6° С и только в зал и в ах под влиянием речных вод воз­
р астает до 8° С.
Ю ж ны е м оря отличаю тся значительно более высокими тем п ера­
турам и. В Черном м оре наи вы сш ая тем п ература воды летом до
26° С, н аи н и зш ая в средней части м оря 7— 8° С. В А зовском море
летом тем п ер атура воды п овы ш ается до 24° С, а на м елководьях
до 30° С, зимой п ад ает н иж е 0°С , т а к ж е к а к в северо-западной
части Ч ерного моря.
И зм енения тем пературы воды в прибреж ной зоне морей под
влиянием динам ических ф акторов (сгонно-нагонны е ветры , у р а ­
ганы ) могут происходить за короткие пром еж утки времени. П од
влиянием сгона вод под действием ветров тем п ература воды у б е­
регов м ож ет понизиться н а 10— 12°С з а несколько часов, всл ед ­
ствие подъем а глубинны х вод, компенсирую щ их отток. Такие
явления часто наблю даю тся на Черном , Б алти й ском и других
морях.
В средизем ны х м орях и зал и в ах больш ое влияние на изменения
тем пературы оказы ваю т прогреты е воздуш ны е массы , расп р о стр а­
няю щ иеся из п рилеж ащ и х районов с ж ар к и м клим атом . Так, н а ­
пример, в ю жной части К расного м оря поверхностны е воды в а в ­
густе нагреваю тся до 3 2 °С; в П ерсидском зал и в е тем п ература д о­
ходит до 35 ,6 °С, п они ж аясь до 15—-20°С в ф еврале.
§ 31. Суточный и годовой ход температуры воды
на поверхности океанов и морей
Суточные и годовы е изменения тем пературы связан ы с изм ене­
ниями компонент теплового б ал ан са, а та к ж е с теплом, переноси­
мым течениями и верти кальн ы м обменом вод. В ходе тем пературы
на поверхности океанов и морей п роявляю тся главны м образом су­
точные и годовы е колебан и я радиационной компоненты теплового
б ал ан са. О дн ако накопление и расходован и е теп ла морем за п а зд ы ­
вает относительно м акси м ум а и минимума тем пературы воздуха.
Н аивы сш ие тем пературы воды на поверхности н аблю даю тся после
полудня, около 14— 16 часов, а наинизш ие — около 4— 8 часов
утра.
И зм енение зап асов теп ла в деятельном слое м оря в течение
суток сравнительно невелико, т а к к а к в дневны е часы при повы ­
шении прихода теп ла за счет ради ац ии и теплообм ена с атм осф е­
рой нагреван и е воды осл аб л яется потерей тепла на испарение,
а ночью конденсация влаги на поверхности м оря ум еньш ает ох­
л аж ден и е. Н аконец, вы сокая теплоем кость воды способствует
сглаж иван и ю тем пертуры при изменении зап асов теп л а в течение
суток. П оэтом у суточная ам пли туда тем пературы на поверхности
воды океанов и морей н евелика и значительно меньш е суточных
ам плитуд тем пературы воздуха.
70
Н ередко ам плитудой н азы ваю т разн ость крайних значений, что
неверно: а м п л и т у д о й кол еб ан и я н азы вается наибольш ее от­
клонение от среднего значения.
В среднем суточные колеб ан и я, т. е. р азн и ц а м еж ду м ак си м ал ь ­
ными и миним альны м и зн ачен иям и тем пературы воды н а п оверх­
ности, не превы ш аю т 0,2—0,3° С, а в вы соких ш иротах 0,1° С, т. е.
тем п ер ату р а воды остается почти постоянной. Н аибольш ие суточ­
ные ко л еб ан и я н аб лю д аю тся в тропиках, где в тихую погоду они
достигаю т 1°С. Суточны е кол еб ан и я тем пературы летом больш е,
чем в зим ние месяцы.
Годовой ход тем пературы воды н а поверхности океанов и морей
вы р аж ен более отчетливо, чем суточный. С езонны е изм енения тем ­
пературы в течение года то ж е связан ы с изм енениям и элементов
теплового б ал ан са. В годовом периоде наивы сш ие и наинизш ие
тем пературы поверхностны х вод, подобно тому к а к это происходит
в суточном ходе, н аступаю т несколько п о зж е моментов н аступ ле­
ния м акси м альн ы х и миним альны х тем ператур воздуха. В северном
полуш арии н аи более высокие тем пературы з а год н аблю даю тся
в августе, наинизш ие — в ф еврале, в ю ж ном — наоборот.
Годовы е колеб ан и я тем пературы поверхностны х вод значительно
превосходят суточные, т а к к а к в течение года (от м есяц а к м е­
сяцу) и зм ен яется соотнош ение м еж д у приходом и расходом тепла.
Годовы е ко л еб ан и я зав и ся т и от ш ироты места, т а к к а к в течение
года с ш иротой изм еняю тся разл и чи я в нагреван и и и охлаж дении
поверхностны х вод (табл. 12).
Т а б л и ц а 12
Годовые колебания температуры поверхности вод Мирового океана
в зависимости от широты места
Широта
Разность
крайних
значений
темпера­
туры, °С
50° с.
40
30
20
10
0
10
20
30
40
50° ю.
8 ,4
1 0 ,2
6 ,7
3 ,6
2 ,2
2 ,3
2 ,6
3 ,6
5 ,1
4 ,8
2 ,3
Н аибольш их различий тем п ература поверхностны х вод дости­
гает в ум еренном поясе, м еж д у 40 и 30°, причем в северном п олу­
ш арии в этом поясе они больш е. Это связан о с влиянием м атериковы х
вод, количество которы х в этом полуш арии больш е, чем в южном.
К о л еб ан и я тем пературы в указан н ы х ш иротах ещ е более в о зр ас­
таю т под влиянием того, что зд есь располож ены области повы ш ен­
ного д ав л ен и я с х арактерн ой д л я них ясной погодой, способствую ­
щ ей нагреванию воды з а счет солнечной рад и ац и и и охлаж дению
з а счет излучения в холодное врем я года. В поясе наибольш их р а з ­
личий тем пературы в обоих п олуш ари ях имею тся зам кн уты е о б л а ­
сти, где эти разл и чи я д ости гаю т в северном полуш арии 12° С
71
^Тихий: о к е ан ), в ю жном 6— 8° С (И ндийский о кеан ). О т этих о б л а­
стей по направлению к полю сам годовы е колебан и я ум еньш аю тся
до 2 ° С (в полярны х о б л а стя х ). В отдельны х ч астях М ирового оке­
ан а годовы е колебан и я тем пературы резко увеличиваю тся под
влиянием течений. Т ак, наприм ер, в северо-западной части А тлан ­
тического океан а, к югу от Н ью ф аун дленда, где в течение года
происходит смещ ение границ течений Г ольф стрим а (теплого) и
Л аб р ад о р ск о го (холодного), годовая разн и ц а тем ператур воды воз­
р астает д о 30° С. В Тихом океане у берегов Азии она та к ж е дости­
гает 25—30° С вследствие см ещ ения теплого и холодного течений
Куросио и К ам чатско-К урильского. Годовы е разли чи я возрастаю т
и под воздействием сгонно-нагонных ветров. В м орях годовы е и зм е­
нения тем пературы значительнее, чем в океанах. Н аибольш их ве­
личин они достигаю т в м орях средних ш ирот. Т ак, например,,
в средней части Б алти й ского м оря годовая разн и ц а р ав н а 17° С.
Т акой ж е величины она дости гает в средней части Ч ерного м оря,
а в северной части возр астает до 24° С. В С редизем ном и Белом
м орях эта р азн и ц а около 14° С.
Суточные колебания тем пературы отмечаю тся до глубины 25—
30 м. В некоторы х рай он ах при наличии поверхностного однород­
ного слоя они могут расп ростран яться и на больш ие глубины (до
50 м ). Годовы е колебан и я могут п рослеж и ваться до глубины 300—
400 м. К райние значения тем пературы в течение года на глубине
200 м отм ечаю тся на 3— 3,5 м есяца позднее, чем на поверхности.
Н и ж е 500 м суточные и годовы е колебан и я тем пературы почти от­
сутствую т. Н а основании 20 наблю дений в южной части А тланти­
ческого океан а в 1943 г. было установлено, что средняя р азн о сть
тем пературы на глубине 2000 м р ав н а 0,06° С, а на 3000 м — 0,04° С.
К олебан ия тем пературы воды от года к году зав и ся т от изменений
элементов теплового б ал ан са, которы е в значительной степени
определяю тся многолетними клим атическим и колебаниям и, св язан ­
ными ^с изменениями солнечной активности и другим и геоф изичес­
кими 'явлениями.
Б йльш ое значение в многолетних и м еж годовы х колебан и ях
тем пературы имеют изменения интенсивности теплы х нехолодны х
течений и см ещ ения их в пространстве. М еж годовы е колебан и я тем п е р а т ^ ы воды бы ваю т наибольш им и во ф ронтальны х зон ах о к еа­
нов (см. стр. 164), а наименьш ими в тропических и полярны х о б л а­
стях. По мере уд ал ен и я от тропиков к областям умеренны х ш и рот
они увеличиваю тся.
§ 32. Распределение температуры по вертикали
Т ем пература океанических вод, к а к правило, с глубиной пони­
ж а е т с я , но это пониж ение неодинаково в, различны х ш иротах. Су­
щ ественны е изменения тем пературы происходят только до глубины
1000 м (в разны х рай он ах от 200 до; 2000 м ). В этом слое верти ­
к ал ьн ы е градиенты тем пературы воды, т., е. изм енения тём и ературы
на единицу длины (единицу расстоян и я м еж ду гори зонтам и ), б ьь
72;
стро растут, а н иж е указан н ой страницы резко сниж аю тся и стано­
вятся ничтож но м алы м и (табл.: 13).
; I,
л
Т а б л и ц а 13
Изменения температуры воды и градиентов температуры с глубиной между
50° с. ш. и 50° ю. ш.
Глубина, м
О
200
400
600
800
t “С
16,0
15,5
13,7
9 ,9
5,1
dt°im м
0 ,2 5
0 ,9 0
1,90
2 ,4 0
0 ,6 5
Глубина, м
t °С
1000
2000
3 ,8
3 .1
3000
4000
5000
2 ,8
2 .6
2 .5
Л°/ЮО м
0,07
0 ,0 3
0,02
0,01
Н еравном ерн ое распределени е тем пературы , а т а к ж е и солено­
сти в основном со зд ается процессам и перем еш ивания и морскими
течениями. В поверхностны х слоях, в пределах деятельного слоя
м оря, переслоенность водны х м асс св язан а главны м образом с про­
цессам и верти кальн ого обм ена, а н а глубине неоднородность о к е а­
нологических х ар актери сти к св я за н а с общ ей циркуляцией вод
М ирового океан а. Н еоднородность вод океанов и морей, св язан н ая
с процессами верти кальн ого и горизонтального обм ена, определяет
наличие промеж уточны х холодны х или теплы х слоев с пониж ен­
ными или повыш енными тем пературам и. Эти слои могут быть кон­
вективного (за счет перем еш ивания) и адвективного происхож де­
ния. П оследние связан ы с доставкой (a d v e c to s), т. е. гори зонталь­
ным вто р ж ен и ем , водны х масс, переносимы х из вне течениями.
П рим ером м ож ет служ и ть наличие теплы х атлантических вод
во всей центральной части С еверного Л едовитого океана, кото­
ры е прослеж и ваю тся на глубинах о т 150— 250 до 800— 900 м. При
переходе от поверхностны х вод к промеж уточны м , глубинны м и
придонны м (см. стр. 165) на гран и ц ах их соприкосновения возни ­
к аю т верти кальн ы е градиенты океанологических характери сти к.
П ереходны й слой, в котором велики гра1диенты тем пертуры , соле­
ности, плотности и других свойств, н азы ваю т с л о е м с к а ч - к а .
Эти слои могут быть временны ми, сезонны ми и постоянными в д е я ­
тельном слое и на границе его с водам и глубин. Глубоководны е
наблю дения в различны х рай он ах М ирового Океана (рис. 14) по­
казы ваю т, что в откры ты х районах^ кром е полярны х областей, тем ­
п ер ату р а зам етн о изм еняется от поверхности до глубины 300—
400 м, затем до 1500 м изм енения весьм а незначительны , а с 1500 м
о н а почти не изм еняется. Н а 400—450 м тем п ература 10— 12° С, на
1000 м 4 — 7° С, на 2000 м 2,5—4° С и с глубины 3000 м она около
1—2° С.
В полярны х о б ластях распределени е тем пературы по вертикали
носит несколько иной х ар а к тер (рис. 14, кри вая д л я 61° с. ш .).
З д ес ь на поверхности расп о л агается холодный и относительно
73
опресненный слой: в А нтарктике вследствие пополнения пресной
воды таяни ем м атериковы х льдов, в А рктике в р езул ьтате вы носа
речных вод. Т ем п ература этого слоя около 0°С , а в ю ж ны х ш иро­
тах д а ж е до — 1,8° С. Д о 200 м тем п ература воды повы ш ается:
в ю ж ном полуш арии до 0,5° С, в северном до 2° С. Г л убж е тем пе­
р ату р а п ад ает и на горизонте 800 м дости гает 0°С . Т ем пература
воды океанов
у д н а в п ред елах 45° с. ш. — 45° ю.
ш. д ерж и тся
м еж д у О и 4-2° С, в умеренны х ш иротах сн и ж ается до 0 °С , в по­
лярны х бассейнах становится отрицательной, дости гая — Г С и
д а ж е — 2° С. Н иж ние, глубинны е слои М ирового о кеан а получаю т
некоторое, весьм а небольш ое количество теп л а от внутренней теп­
лоты Зем ли. Это тепло вы зы вает повы ш ение тем пературы воды
в застойны х у ч астк ах океан и ­
ческих впадин и ж елобов на
десяты е доли градуса.
В откры ты х ч астях океанов,
особенно н а ш иротах 40 — 50°,
м естам и 60°, в толщ е воды
вы деляю тся д в а слоя: теплый
поверхностный и мощ ный хо­
лодны й, простираю щ ийся до
дна. М еж ду ними л еж и т п ере­
ходный
слой,
н азы ваем ы й
главным
термоклином.
Это постоянный слой скачка,
располож енны й м еж д у глуби ­
нами 300 — 500 и 700 — 1500 м,
характери зую щ и й ся
п ониж е­
нием тем пературы от 12— 17
Рис. 14. Распределение температуры
до 4— 5° С. В вы соких ш иро­
по глубине.
тах, где тем п ература вод од ­
нородна от поверхности до дна, терм оклин располож ен на п оверх­
ности.
Р асп р ед ел ен и е тем пературы воды в окраинны х, средизем ны х и
меж островны х м орях зави си т от местных физико-географ ических
условий. Б ольш ое зн ачение имеет водообмен с соседним морем
или океаном , приток пресных вод, интенсивность вертикальной ц ир­
куляции и ледовы й реж им м оря (см. стр. 83). Б ольш ое влияние
на стратиф икацию (переслоенность) вод в м орях оказы ваю т та к ж е
приливны е процессы. В мелководны х п роливах и зал и в ах в р е ­
зу л ьтате п ерем еш ивания воды приливны ми течениями тем п ература,
соленость, сод ерж ан ие газов н а поверхности и у д н а почти не
меняю тся. Т ак, наприм ер, в Г орле Б елого м оря тем п ер ату р а воды
на поверхности и у д н а 6— 7° С, зимой — от — 1 д о — 1,8° С.
В целом М ировой океан, имею щий среднюю тем пературу 3,8° С,
п ред ставляет собой холодную сферу. О днако, п оглощ ая огромное
количество теп л а в низких ш иротах, он постепенно о тд ает его атм о­
сф ере в средних и высоких ш иротах в холодное врем я. М еж ш иротный теплообмен и обмен теплом м еж д у океаном и м атери кам и
74
определяю т особенности кл и м ата и погодных условий на Зем ле.
В тепловом б ал ан се Зем л и М ировой океан имеет больш ое регули­
рую щ ее значение.
Г Л А В А 9. П ЛО ТН О С ТЬМ О РСК О Й ВОДЫ
§ 33. Понятие о плотности, удельном весе и удельном объеме
морской воды
П лотность — важ н ей ш ее физическое свойство морской воды.
Е е изменения определяю т многие ф изические и динам ические про­
цессы в М ировом океане. П од плотностью , к а к известно, п они м а­
ется отнош ение м ассы вещ ества к его объем у
т. е. это
м асса единицы объем а. П лотность — величина р азм ер н ая и в си­
стеме С И в ы р а ж ае тся в к и л ограм м ах на кубический метр (кг/м^).
П лотность пресной воды при 4° С в системе С И р ав н а 1000 кг/м®,
а морской при 15° С — 1020— 1030 кг/м® в зависим ости от солено­
сти. П онятие «плотность» тесно связан о с понятием «удельный
вес», через которы й в океанологии принято в ы р а ж ать п лот­
ность.
Удельный вес морской воды — это отнош ение веса единицы
об ъем а морской воды при тем п ературе t к весу единицы о б ъем а
дистиллированной воды при той ж е тем п ературе и норм альном а т­
мосферном давлении.
В океанологии в качестве стандартной принята тем пература
17,5°С (средняя тем п ература лаб ораторн ого п ом ещ ен ия), к кото­
рой приводится значение удельного веса м орской -воды , и зм ерен­
ного при лю бой тем пературе.
Удельный вес морской воды зави си т только от солености и вы ­
р а ж а е т с я несистемной единицей г/см®.
В океанологической п ракти ке введено понятие условного у д ел ь­
ного веса
p,7.5 = ( 5 i ^ - l ) . 1 0 3 .
(18)
Удельный вес и плотность морской воды незначительно откло­
няю тся от единицы, поэтому д л я сокращ ения записи из числа, вы ­
р аж аю щ его удельны й вес, вы читаю т единицу и переносят зап ятую
на три зн ак а вправо. Н апри м ер, удельны й вес рп,5 = 1,02624 зап и ­
сы ваю т к а к 26,24.
П од плотностью морской воды в океанологии понимаю т у д ел ь­
ный вес морской воды
при тем пературе, которую она им ела
в данном месте, на данной глубине (in s itu ), отнесенный к дистил­
лированной воде при тем п ературе ее наибольш ей плотности 4° С.
75
По той ж е причине м алы х изменений и необходимости высокой
точности определений введено понятие об условной плотности
а,=
5
4°
(19)
1 • 1Q3.
П ри реш ении некоторы х гидроф изических за д а ч
используется условный удельны й вес при 0° С (сго)
0°
4°
вместо at
(20)
1) -103.
Во многих гидродинамических расчетах вместо условной п лот­
ности удобнее п ользоваться обратной ей величиной, назы ваем ой
удельны м объемом , т. е. объем единицы массы
4°
(21)
\t
40
Т ак к а к удельны й объем всегда больш е 0,9 и меньш е 1,0, то
по аналогии с условны ми удельны м весом и плотностью введено
понятие условного удельного объем а
40
(22)
1Q3.
-О.9)
Н а основании лаб ораторн ы х исследований Комиссии М еж д у н а­
родного совета по изучению морей (1889 г.) были установлены'*
соотнош ения м еж ду содерж анием хлора, соленостью , условным
удельны м весом и условной плотностью при тем п ературе 0°С . Э м ­
пирические ф ормулы , связы ваю щ ие эти величины, были использо­
ваны д л я расчета таблиц, опубликованны х в различны х м еж д у н а­
родных пособиях (впервы е в таб л и ц ах К нудсена, 1901 г.) и
в отечественных «О кеанологических табли цах», составленны х
Н. Н. Зубовы м [3]. В таб л . 14 приводится о б разец табли цы соот­
ветствия величин (из «О кеанологических т а б л и ц » ).
Т а б л и ц а 14
Соответствие величин С1, 5 , Оо и Р17.5
С1
5»/оо
19,00
19,01
19,02
19,03
34,33
34,34
34,36
34,38
“о
Pl7,5
27,58
27,60
27,61
27,63
26,22
26,23
26,24
26,26
С помощ ью таблиц, определив ареом етрированием условный
удельны й вес pi7,5, м ож но получить значения С1 (х л о р а), 5 (соле76
ности) и Go (удельного в еса ). О пределив ти тровани ем содерж ан ие
хлора, м ож но получить значения S%p. Pw.s и аол
В «О кеанологических таб ли цах» приводятся табли цы д л я пря*
мого определения условной плотности и удельного объем а по тем ­
пер ату р е и солености.
. :
§ 34. Распределение плотности на Поверхности и по глубинам
в Мировом океане
Х арактерной особенностью распределени я плотности на поверх^
ности М ирового о кеан а служ и т увеличение ее от экв ато р а к по­
лю сам в п р ед елах 1,0220— 1,0275 до 60° северной и ю жной широты,
В некоторы х рай он ах экватори альн ой зоны плотность пониж ается
до 1,0210— 1,02005 и менее, как, наприм ер, в Б ен гальском зали ве,
в м орях Зондского архи п ел ага, что связан о с высокой тем п ерату­
рой и относительно пониженной соленостью . В п ассатны х об ластях
плотность зам етн о в о зр астает и д ал ее п остеп ен н о. увеличивается ,
в нап равлен ии к полю сам. М акси м альн ы е значения плотности н а ­
блю даю тся в А нтарктике у кром ки л ь д а (1,0275), севернее И с л а н ­
дии и к ю го-западу от Ш пицбергена (1,0280). В М орском атласе
приводится распределени е плотности морской воды на поверхности
М ирового океан а. Если эту схему сравнить: с картой изотерм и:
изогалин, то больш ее соответствие об н аруж и вается с к а р там и р а с ­
пределения тем пературы , что свидетельствует о больш ем влиянии
последней на плотность поверхностны х вод. Н еравном ерн ое расп р е­
деление тем пературы , а следовательно, и плотности на поверхно­
сти М ирового о кеан а приводит к опусканию плотных полярны х вод
и движ ению их в направлен ии к экв ато р у в глубинны х слоях,
а легких тропических — по поверхности к полю сам. В следствие
этой плотностной циркуляции ф ормирую тся глубинны е холодны е
придонны е воды М ирового океан а практически с постоянной тем ­
п ературой О— 2° С и соленостью 34,80— 34,60%о.
С глубиной плотность и зм ен яется в связи с изменением тем пе­
ратуры , солености и д авлен ия. П ри понижении тем пературы и у в е­
личении солености плотность увеличивается. О днако н орм ал ьн ая
стратиф икац ия плотности н аруш ается в отдельны х рай он ах М иро­
вого о кеан а в связи с региональны м и, сезонны ми и другим и и зм е­
нениями тем пературы и солености. В экватори альн ой зоне, где
поверхностны е воды относительно опреснены и имею т тем пературу
25— 28° С, они п одстилаю тся более солеными холодны ми водам и,
поэтому плотность резко в о зр астает до горизонта 200 м, а затем
медленно увеличивается к 1500 м, после чего становится почти по­
стоянной. В умеренны х ш иротах, где в предзим нее врем я происхо-'
дит о хлаж д ен и е поверхностны х вод, плотность увеличивается, р азвиваю тся конвективны е токи и более плотная вода оп ускается,'
а менее плотная подним ается к поверхности — возни кает верти ­
кальн ое перем еш ивание слоев.
77
§ 35. Давление и сжимаемость морской воды.
Адиабатические процессы
П од влиянием д авл ен и я вы ш ележ ащ и х слоев м орская вода
сж и м ается, хотя и в очень м алой степени. К оэф ф ициент сж и м аем о­
сти (изменение единицы объем а воды при изменении д авл ен и я на
единицу) дистиллированной воды равен 0,0000490, или прибли зи ­
тельно 1/20 ООО. К оэф ф ициент сж им аем ости морской воды н е­
сколько меньше: он ум еньш ается с увеличением солености и тем пе­
ратуры . П ри солености 35%о и тем пературе 0° С величина его равн а
0,0000442.
Т олщ а морской воды оказы в ает огромное давл ен и е на н и ж ел е­
ж а щ и е слои. В еличину д ав л ен и я морской воды в ы р а ж аю т в б арах:
1 бар (10® П а ) приблизительно равен 1 атм, или 10® дин на 1 см^
Н есм отря на то что сж им аем ость морской воды очень невелика,
все ж е это свойство воды ск азы вается на удельном объем е воды.
Если бы во да бы ла абсолю тно н есж и м аем а, то уровень М ирового
океан а был бы н а 30 м выш е современного.
С редняя величина д авл ен и я атм осф еры на поверхности океан а
р ав н а 1 кг/см^, что соответствует давлению ртутного столба вы со­
той 760 мм на 1 см^, или давлению столба морской воды высотой
10,06 м. С увеличением глубины д авл ен и е в о зр астает на к аж д ы е
10 м приблизительно на 1 атм , или на 10® П а, т. е. на 1 бар.
С ж ати е под давлением верхних слоев приводит к уменьш ению
удельного объем а, т. е. увеличению плотности. П оэтом у при опре­
делении удельного о б ъем а на глубине зал е га н и я вод необходимо
учиты вать ее сж им аем ость и вводить поправки по таб л . 14— 18
«О кеанологических таблиц».
И зм енение сж ати я воды под влиянием д авл ен и я оказы в ает в о з­
действие и на тем пературу: при сж ати и тем п ература воды повы ­
ш ается, при расш ирении п ониж ается. Т акое изменение тем пературы
без теплообм ена н азы вается адиабатическим . А диабатическое и з­
менение тем пературы морской воды м ож ет быть довольно зн ач и ­
тельным. Так, н априм ер, если морскую воду, соленость которой
34,85%о, а тем п ература 2,5° С, поднять с глубины 3000 м на поверх­
ность, то тем п ература ее понизится до 2,25° С. В ода той ж е соле­
ности и тем пературы , п одн ятая с глубины 10 000 м, охладится до
1,13° С.
Если верти кальн ое распределение тем пературы морской воды
таково, что при поднятии частицы или опускании ее ад и аб ати че­
ски изм ен яю щ аяся тем п ература р ав н а тем пературе окруж аю щ ей
воды, то так о е распределени е тем пературы и ее вертикальны й г р а ­
диент назы ваю тся адиабатическим и. Зн ан и е адиабатического гр а ­
диента необходимо д л я реш ения таких вопросов, к а к определение
устойчивости
вод,
происхож дения
глубинны х
вод
океана
и т. п.
А диабатические изменения тем пературы отчетливо вы раж ены
в глубинны х водах при переносе их морскими течениями через под­
водны е хребты и пониж ения м еж ду ними.
78
Г Л А В А 10. П ЕРЕМ ЕШ И ВАН ИЕ И ВЕРТИКАЛЬНАЯ
УСТОЙЧИВОСТЬ ВО Д М ИРОВОГО ОКЕАНА
§ 36. Понятие о перемешивании
В М ировом океан е непреры вно протекаю т процессы , изм еняю ­
щ ие океанологические характери сти ки . В резу л ьтате н еравн ом ер­
ного изм енения этих х арактери сти к возни каю т горизонтальны е и
верти кальн ы е их градиенты , одноврем енно с которы ми разви ваю тся
процессы, н ап равлен ны е на вы равн и вани е свойств водны х масс, на
уничтож ение градиентов. Это процессы верти кальн ого и горизон­
тальн ого обм ена, т. е. п ерем еш ивания. И зм енение тем пературы ,
солености и плотности с гл^^биной связан о с вертикальны м и гр ад и ­
ентам и этих величин. Г ради ен т каж д о й из у казан н ы х величин мо­
ж е т быть полож ительны м или отрицательны м . Е сли гради ен т плот­
ности полож ителен (плотность увели чи вается с глуби н ой), водны е
массы н аходятся в устойчивом состоянии, если отрицательны й —
неустойчивы: л егки е воды стрем ятся всплы ть, а тяж ел ы е — опус­
титься. У величение плотности под влиянием пониж ения тем п ера­
туры или увеличения солености на поверхности вы зы вает оп уска­
ние верхних слоев воды и подъем ниж них. В р езул ьтате плотность
воды в верхнем, перем еш анном слое п они ж ается, а в н и ж ел еж ащ ем
во зр астает. В слое воды, располож енном вы ш е слоя скачка,
процессы перем еш ивания воды происходят н аи более интенсивно;
этот слой и н азы вается деятельны м слоем. Н и ж е слоя ск ач ка воды
становятся устойчивыми, т а к к а к зд есь с глубиной тем п ература
п они ж ается, а соленость и плотность возрастаю т.
С ущ ествую т д в а вида верти кальн ого перем еш иваня: м ол екул яр­
ное и турбулентное (в нем вы деляю тся разновидности — конвек­
тивное и ф рикционное).
”
'
^ М олекулярное перем еш ивание п ред ставляет собой хаотическое
тепловое дви ж ен и е молекул. Это перем еш ивание происходит по
всей толщ е о кеан а к а к в вертикальном , т а к и в горизонтальном
нап равлен ии , но в м алы х м асш таб ах и не играет сущ ественной
роли в перем еш ивании вод океана.
Т урбулентное перем еш иван и е возн и кает вследствие внутреннего
трен й я~ -(вязко сти Г д в и ж } ^ и х с я слоев воды и ви хреобразован ия
(ф рикционное перем еш и ван ие). В океан ах и м орях фрикционное
перем еш ивание п р оявл яется главны м образом в ф орм е волнового
(ветрового) и приливного. В етровое перем еш ивание р асп р о стр ан я­
ется в поверхностном слое м оря до глубины, равной половине
длины ветровы х волн. В м елководны х м орях ветровое перем еш и ва­
ние доходит до 15— 20 м, а в глубоководны х м орях и в океан ах оно
^ го ж е т р асп р о стр ан яться н а глубину 50— 200 м.
К онвективное перем еш ивание п ред ставл яет собой обмен вод,
вы званны й увеличением плотности поверхностны х слоев з а счет
о хлаж ден и я или осолонения или уменьш ением плотности придон­
ных слоев з а счет подогрева и опреснения. Оно имеет особенно
больш ое зн ачение д л я поверхностны х слоев воды, но м ож ет
79
достигать и больш их глубин (4б0б— 50СЮ м ). З ам еч ается оно и
в океанических ж ёлоб ах.
'
Т еория п ерем еш ивания вод бы ла р а зр а б о та н а В. Ш мидтом.
О сновные выводы ее м ож но представить следую щ им вы раж ением :
(23)
гд е у — изменение характери сти ки вод соприкасаю щ ихся слоев при
перем еш ивании через единицу поверхности в единицу времени;
•^— — градиент свойства (гем пературы , солености, скорости и др.)
■dz
з о д , участвую щ их в обмене; Р — ф и зи ческая константа (теплоем ­
кость, теплопроводность и д РО ; Л р — коэф ф ициент перем еш ивания,
характери зую щ и й интенсивность обмена:.
■
Ф изический смысл процесса перем еш ивания и величин, его оп­
ределяю щ их, д ает таб л . 15 (по В. Ш м и дту).
' И з таб л и ц ы следует, что коэф ф ициент обм ена, умнож енны й н а
■физическую константу, моЖет бЫть разли чн ы м при изменении
свойств морской воды. Это — коэффициенты Теплопроводности,
диф ф узии, трения и т. д. П ри этом следует иметь в виду, что коэф ­
фициент турбулентной теплопроводности превосходит коэф ф ициент
молекулярной теплопроводности; соответственно и коэффициенты
турбулентного трения (вязкости) и диф ф узии п ревосходят коэф ­
фициенты м олекулярного трения и дифф узии. Зн ачен ия коэф ф и ­
циентов, характери зую щ и х турбулентное перем еш ивание, и зм ен я­
ю тся в довольно ш ироких пределах д л я разны х районов М ирового
о кеан а. Т ак, наприм ер, коэф ф ициент турбулентной теплопроводно­
сти д л я глубинны х вод Ф илиппинской впадины 2,0— 3,2 г -см /сек.
(по Ш м и дту), д л я К аспийского м оря О— 30 г - см/сек. (по Ш ток­
м ан у ), д л я Тихого океан а у К алиф орнии 30 г • см /сек. (по М акИ вен у). Эти разли чи я:'свидетельствую т о том, что коаффициенты
турбулейтного п ерем еш ивания зави сят не только от физических
свойств морской воды, но и от скорости дви ж ени я (наличия гр ад и ­
ентов скорости), разм еров возникаю щ их вихрей, устойчивости слоев
воды, периодов наблю дений и т. д.
Т урбулентность играет больш ую роль в таких процессах, к ак
тёплОвое й дина1мическое взаим одействие океана и атм осф еры , ф ор­
м и рован ие структуры потоков, особенно в поверхностны х и при­
донных слоях, диссипация (рассеяние) кинетической энергии воли
и течений (п ревращ ение в тепло вследстви е тр ен й я), расп р о стр а­
нение газов, солей, ради оакти вны х и других примесей.
А. С. М онин с точки зрения турбулентности п р ед л агает тр ех ­
слойную структуру океан а; он вы деляет верхний (перемеш анны й)
слой, внутренний и придонный. В ерхний находится полностью
6 турбулентном состоянии под влиянием турбулентного обмена, вы ­
званного ветром, волнением и течениями, а т ак ж е конвекцией.
Этот слой однороден б л аго д ар я интенсивному перем еш иванию и
ограничен слОем скачка. П ричем эта граничная поверхность имеет
80
е
'О
t? — S
■=! «
О
*
•m
ьо*®2оSs
§1
&
2
*я .
<и — V
s i
§i
о о
S^
I
о
о
а-
S
S
S
5
4)
2
г
S•
о
г
0
S
1
>>•
•е■S
о;
я •
к
S
3о>5
сь
н
S.
сш4
5
э
6
#s
О)
I
о
О
3
е=(
о
ю
<я
ь
S
ui
ь
CS
S
&
г
S
о.
0X
3
C3
*=;
с
3
ж
<и
<У
§
S
со
S
ей
о
S
О) S
S
I
сз
(-1
о -
|э
о>
Н
6
Зак. № 266
►а
о
о
в
0)
о
а
tsT
S
и
(D
СГ
(U
ь ^
J2 я
5
8
o 'l i *
о
о
81
нерегулярную форму, создаваем ую крупном асш табны м и д ви ж ен и ­
ями. Внутренний слой вклю чает почти всю толщ у воды, внутри ко­
торой возни кает п ерем еж аю щ аяся турбулентность в виде отдельных
пятен. П ридонны й слой толщ иной около 10 м, создаваем ы й гл ав ­
ным о бразом приливны ми течениями, полностью находится в ту р ­
булентном состоянии и отделен от внутреннего слоя поверхностью
нерегулярной формы . П роцессы турбулентного, м олекулярного и
конвективного перем еш ивания имею т больш ое значение в ф орм и­
ровании водны х масс, в распределении океанологических х а р а к те ­
ристик, в проникновении тепла и кислорода в глубины.
§ 37. Устойчивость водных масс
С опротивление, оказы ваем ое слоям и воды процессам вер ти кал ь­
ного обм ена при полож ительном верти кальн ом градиенте плотно­
сти, х ар актери зует устойчивость водных масс. Н еустойчивое со­
стояние, к а к указы валось, возни кает при отрицательны х гради ен ­
тах плотности, т. е. когд а поверхностны е или вы ш ел еж ащ и е слои
становятся плотнее ниж них и возни кает перем еш ивание. П ри об­
мене вод происходит перенос частиц из слоя в слой. П ри п ерем ещ е­
нии частиц с меньш ей глубины на больш ую плотность их увеличи­
вается вследствие роста давлен ия. Н о под влиянием сж им аем ости
ади абати чески увели чи вается тем пература, следовательно, не­
сколько ум еньш ается плотность. В ертикальны й обмен происходит
до тех пор, пока весь охваченны й перем еш иванием слой не дости­
гае т тем пературы и солености, резко отличаю щ их его от н и ж ел е­
ж ащ и х слоев. Н о гради ен т плотности ещ е не м ож ет служ ить кри­
терием устойчивости слоев. По Х ессельбергу— С вердрупу, крите­
рий устойчивости имеет вы раж ен и е
(24)
где g — ускорение силы тяж ести ; бр — разн ость плотностей ч а ­
стицы, перем ещ енной из одного слоя в другой на расстоян и е dz.
К ак п о казан о Г. Н . И вановы м -Ф ранцкевичем , критерий устой­
чивости Е физически п ред ставляет собой ускорение частицы , см е­
щенной адиабати чески из слоя в слой по верти кали на расстояние,
равн ое единице. Это ускорение количественно хар актер и зу ет тен­
денцию частиц возвр ащ аться в п ервоначальное полож ение. Ч и с­
ленно оно равно архимедовой силе, воздействую щ ей на единичную
м ассу ж идкости, которая адиабати чески см ещ ена из данного слоя
по верти кали на расстояние, равн ое единице.
У читы вая изменения плотности в связи с изм енениям и тем пе­
ратуры , солености и д ав л ен и я по глубине, в океанологии д л я вер­
тикальной устойчивости Е принято вы раж ен и е
8 р
■ дг ~
82
dt
dt
dz
dl \ 1
d z ) 1 dS
,
dS
dz ’
(25)
ф
где — ----- изменение плотности в зависим ости от изменении темпеdt
dt
^
„
ратуры ; — ------ гради ен т тем пературы ; —------- ади абатическии градиент тем пературы ;
др
— изменение плотности при изменении
dS
с о л е н о с т и ; - ^ — гради ен т солености.
Д л я поверхностны х слоев адиабатической поправкой мож но
пренебречь. В «О кеанологических табли цах» приводятся значения
всех входящ их в ф орм улу (25) величин.
И зучение вертикальной устойчивости имеет больш ое значение
при исследовании водны х масс, их границ и структуры . У стойчи­
вость м ож но р ассм атр и в ать к а к п оказател ь неоднородности среды,
ее состояния и стратиф икации.
Г Л А В А И. Л Е Д В ОКЕАНАХ И МОРЯХ
§ 38. Образование льда в море
П роцесс л ед о о б разован и я в морской и пресной воде происходит
различно. М о р ская вода за м е р за е т при разной тем п ературе в з а ­
висимости от солености, а п ресн ая вода зам ер зае т при тем п ер а­
ту р е 0° С (несколько н иж е 0° С ) . И звестно, что с изменением соле­
ности меняю тся соотнош ения м еж ду тем пературой зам ер зан и я и
тем пературой наибольш ей плотности. Д и сти л л и рован н ая вода имеет
наибольш ую плотность при 4° С, м орская вода имеет наибольш ую
плотность при разн ы х зн ачен иях тем пературы в зависим ости от
солености. Н а рис. 15 показан ы изм енения тем пературы н аи б ол ь­
шей плотности 0 и тем пературы зам ер зан и я т в зависим ости от
солености. Т ем пература наибольш ей плотности п они ж ается с уве­
личением солености от + 4 ° С (п ресная вода) до — 4,5° С (м орская
вода с соленостью 40%о). Т ем п ература зам ер зан и я т то ж е м еняется
с увеличением солености: от 0° С (п ресн ая вода) до — 2,2° С (вода
с соленостью 40%о). П ри солености 24,69%о тем пературы за м е р за ­
ния т и наибольш ей плотности 0 равн ы — 1,33° С. Воды с солено­
стью меньш е 2А,7% н азы ваю т, по предлож ению Н . М. К ниповича,
солоноваты ми, в отличие от морских с соленостью вы ш е 24,7%о.
По м ере осеннего о хл аж д ен и я поверхностны х слоев морской воды
с увеличением плотности возн и кает вер ти к ал ьн ая конвекция (зи м ­
н яя в ер ти кал ьн ая ц и р к у л яц и я), зад ер ж и в аю щ ая н ач ал о л ед о о б р а­
зо ван и я и з-за поднятия глубинны х, более теплы х вод. С н ачалом
лед о о бр азо ван и я, когд а весь слой, охваченны й перем еш иванием,
достигает тем пературы зам ер зан и я, образован и е л ьд а приводит
к осолонению, т а к к а к в л ед переходит только чистая вода. Ч асть
солей увели чи вает соленость поверхностны х слоев и вы зы вает вновь
6*
83
перем еш ивание, зам ед ляю щ ее разви тие ледяного покрова. К основ­
ным условиям процесса ледообразован и я в пресной и морской воде
относятся: а) теплоотдача с поверхности воды в атм осф еру; б) н е­
которое переохлаж дени е воды; в) наличие ядер кри сталли зац и и,
которыми могут быть взвеш ен ' 1ые частицы грунта, пыль, снеж инки.
Н а р я д у с процессам и конвективного и ветрового (волнового)
перем еш ивания, зад ерж иваю щ им и н ачало лед ообразован и я, неко­
торы е явления способствую т его ускорению . Это — вьш адение снега,
охлаж даю щ его поверхностны е слои, речные воды я атм осф ерны е
осадки, уменьш аю щ ие м и нерализацию поверхностны х вод и повы ­
ш аю щ ие тем пературу зам ер зан и я; в полярны х об ластях — наличие
многолетних льдов, которы е пониж аю т тем пературу и уменьш аю т
волнение;
П роцесс
об разован и я
л ьд а проходит
несколько
стадий.
В н ачале
вокруг
ядер кри сталл и зац и и возни ­
каю т м ельчайш ие кр и стал ­
лы л ьд а в ф орм е дисков,
которы е,
срастаясь
друг
с другом, об разую т уд ли ­
ненные иглы. Р азм ер ы этих
кри сталлов
н а спокойной
поверхности 8— 10 см, на
взволнованной 0,5— 2,0 см.
Скопление ледяны х игл об ­
разу ет ледян ое сало — тон­
W % o S кую пленку
л ьд а в виде
пятен или сплош ного н алета
Рис. 15. Зависимость температуры наиболь­
на поверхности м оря серошей плотности (6) и температуры замерза­
вато-свиндового
цвета.
ния (т) от солености.
С м ерзаю щ иеся пятна сала,
утолщ аясь, образую т нилас.
Снег, вы падаю щ ий на поверхность м оря, пропиты вается водой,
уплотняется и п ревращ ается в каш еобразн ую м ассу — снеж уру.
Р ы хлы е ком ки л ьд а, образовавш и еся от см ерзан и я с а л а и снеж уры , н азы ваю тся шугой. И н огда в ф орм ировании ш уги при интен­
сивном перем еш ивании приним ает участие внутриводны й лед, в о з­
никаю щ ий вследствие переохлаж дени я толщ и воды. Внутриводны й
лед, к а к глубинный, т а к и донный, состоит из разли чн ы х кр и стал ­
лов: игл, пластинок овальной и ш арообразной формы. Он п ред­
ставл яет собой ры хлы е ком ки л ь д а в виде шуги, отличается губ­
чатой структурой с вклю чениям и пузы рьков воздуха и воды. И ногда
со д на подним аю тся глыбы донного л ьд а больш их разм еров. Л е д я ­
ной покров, о б разовавш и йся из внутриводиого л ьд а, имеет белесо­
ваты й оттенок, почти непрозрачен и менее прочен, чем обычный
лед.
О дновременно с появлением ледяны х игл, ш уги и снеж уры
у берегов образую тся полосы л ьд а, прим ерзш ие к суш е,— ледяны е
84
забереги. У величиваясь в р азм ер ах , они п ревращ аю тся в при­
пай.
П ри дальнейш их м орозах и тихой погоде сало, см ерзаясь, об ­
р азу е т тонкую прозрачную ледяную корку — склян ку. П ри легком
волнении возникаю т отдельны е лед ян ы е диски д иам етром 30 см
и более, н азы ваем ы е блинчаты м льдом. И н огда при взлам ы ван ии
заб ер его в и блинчатого л ьд а под действием ветра из облом ков об ­
разу ется л ед ян ая каш а. У толщ ение н и ласа, см ерзан и е блинчатого
л ьд а, ледяной каш и приводит к об разован ию тонкого л ьд а (тол ­
щиной 7— 10 см ), н азы ваем ого молодиком.
П ри дальнейш ем понижении тем пературы воздуха, если нет
ветра, молодик, у тол щ аясь и сверху и снизу, о б р азу ет ровный лед.
П о д действием ж е ветра среди ровного л ьд а возникаю т трещ ины ,
р азво д ья, полыньи, или м айны ,— свободны е ото л ьд а простран ­
ства. С ж ати е л ьд а ветром приводит к об разован ию полос с ж а ­
тия — торосов. П ри измельчении л ьд а в р езул ьтате взл ам ы ван и я
его ветром и волнением об разуется битый лед. П оследний, см ер за­
ясь, ф орм ирует л едян ы е поля. О тдельны е льдины больш ой то л ­
щины, п о п адая н а отмели и оседая н а них, об разую т стамухи —
неподвиж ны е льдины , сидящ ие на мели. П ри н аж и м е на берего­
вой припай плавучего л ьд а возни каю т торосы и береговы е валы .
З а м ер зан и е н ачин ается обычно у берегов. П р еж д е всего п ояв­
ляю тся льды , выносимы е речными водам и. З а тем в опресненных
м елководны х зал и в ах и бухтах, где воды о х л аж д аю тся быстрее,
появляю тся л едян ы е иглы, сало, ш уга. В доль берегов об разуется
припай. У откры ты х берегов под влиянием волнения, приливны х и
сгонно-нагонны х процессов льды взл ам ы ваю тся, торосятся, выно­
сятся в море. Б ольш и е откры ты е простран ства м оря обычно не з а ­
мерзаю т, а покры ваю тся плавучим и льдам и.
§ 39. Развитие и разрушение морских льдов
П ри пониж ении тем пературы воздуха толщ ина л ьд а увеличи­
вается, причем н ар астан и е м орского л ьд а происходит м едленнее,
чем пресного, вследствие осолонения воды подо льдом . С корость
н ар астан и я толщ ины морского л ьд а зави си т главны м образом от
тем пературы воздуха, скорости ветра, н ачальной толщ ины л ьд а,
плотности и толщ ины снеж ного покрова на его поверхности.
О бычно при спокойной погоде поверхность молодого льд а гл ад ­
кая, а н иж няя — неровная. М олоды е льды спокойного н арастан и я
встречаю тся в закры ты х бухтах, зал и в ах и в области припая.
В откры том море льды переслоенны е, т а к к а к л ед ообразован и е со­
п р овож дается взлам ы ван ием , н агром ож дением льдин д руг на
друга, в р езу л ьтате образую тся льды , состоящ ие из нескольких
слоев, м еж ду которы ми имею тся прослойки из спрессовавш егося
снега. М олодой л ед толщ иной 10— 15 см (серы й) эластичен и под
действием волн свободно и згибается. С еро-белы й м олодик толщ и­
ной от 15 до 30 см п ред ставл яет собой переходную стадию к белому
льду. Он не н асл аи вается, к ак серый лед, а при сж ати ях
85
стороны, уменьш ение объем а с пониж ением тем ператуды ,: с д р у ­
го й ,— увеличение о б ъ ем а з а счет дополнительного об разован и я
л ьд а из р ассо л а в солевы х ячейках.
У дельная теплоем кость морского л ьд а та к ж е изм еняется «ан о­
мально», в зависим ости от изменений тем пературы в солевы х ячей ­
ках, где м ож ет происходить тая н и е или образован и е л ьд а с вы д е­
лением или поглощ ением теп ла. П ри относительно высоких тем пе­
р ату р ах и значительной солености уд ел ьн ая теплоем кость морского
л ь д а дости гает больш их значений. У пресного л ь д а она
0,50 к а л /( г - град.)^ т. е. 2,1 • 10^ Д ж /( к г - К ), у морского с солено­
стью
Ю%о и
т е м п е р а т у р о й — 10° С
уд ел ьн ая
теплоем кость
0,85 к а л /( г - г р а д .) , или 3,56-10^ Д ж ( к г » К ) , а при тем пературе
— 2 ° С она становится 10,83 к а л /( г - г р а д ) , т. е. 4,54* 10^ Д ж /( к г - К ).
Т аким образом , уд ел ьн ая теплоем кость морского л ьд а растет с у в е ­
личением солености и тем пературы .
К оэф ф ициент теплопроводности л ьд а различной плотности и з­
м ен яется от 2,05 до 2,26 В т / ( м - К )
(от 5 ,4 -1 0 “ ® до 4,9Х
X 10“ ®кал/сек. град. см ).
П лотность морского л ьд а зави си т от его тем пературы и соле­
ности, а т а к ж е от количества пузы рьков, вклю ченны х в лед. П л о т­
ность чистого пресного л ьд а, лиш енного пузы рьков воздуха, при
0 ° С р ав н а 0,9176; она незначительно п овы ш ается с понижением
тем пературы , а у морского л ьд а и с увеличением солености. В з а ­
висимости от солености и содерж ан ия пузы рьков воздуха (т. е.
пористости, вы раж аем ой в процентах и характери зую щ ей отнош е­
ние объем а пузы рьков, вклю ченны х в лед, к общ ем у объем у
льдины ) плотность морского л ьд а изм еняется в пределах от 0,920
до 0,953 Г' см“®. Н аиб ольш ее влияние н а плотность, а т а к ж е и проч­
ность л ьд а о к азы в ает вклю чение пузы рьков воздуха, поэтому с т а ­
ры е льды , где солевы е ячейки, освободивш иеся от рассол а, з а ­
полнены пузы рькам и воздуха, имеют наименьш ую плотность. :
Л ьды разл и чаю тся и по механическим свойствам — твердости,
упругости, прочности, эластичности. Твердость л ьд а с пониж ением
тем пературы возрастает, а с нею увели чи вается и хрупкость. М ор­
ской л ед менее прочен, чем речной, но отличается больш ей упруго­
стью и пластичностью . И сследовани я механических свойств л е д я ­
ного покрова показы ваю т, что прочность морского л ьд а примерно
на 25% ниж е прочности речного льд а. Д л я оценки прочности льд а
пользую тся таким и характери сти кам и , к а к предел и модуль упру­
гости \ разр уш аю щ ее нап ряж ени е, коэф ф ициент вязкости, коэф ­
ф ициент П уассон а и др. Все эти характери сти ки , полученные к ак
в лабораторн ы х, т а к и в природны х условиях, п риводятся в спе­
циальной ли тературе, в частности в «О кеанологических таб л и ­
цах».
' Предел упругости — это величина напряжения, при котором лед перестает
быть упругим и становится пластичным. Модуль упругости — коэффициент про­
порциональности, численно равный напряжению, возникающему при относител 1Ьной деформации тела, равной единице.
83
§ 41. Классификация льдов
Л ьды , встречаю щ иеся в море, классиф ицирую т по п роисхож де­
нию, форме, возрасту, подвиж ности и другим п ризн акам .
По происхож дению льды д ел ят н а морские, пресноводны е (реч­
ные) и м атериковы е (глетчерны е). М орские льды образую тся не­
посредственно в море из морской воды; пресноводные, или речные,
вы носятся в м оре речными водам и; м атериковы е льды — это н ахо­
дящ иеся на п лаву части ледников, спускаю щ ихся в море, и об­
лом ки этих ледников, или айсберги.
В зависим ости от во зр аста разли чаю т; а) н ачальн ы е формы
л ьд а (иглы, сало, сн еж ура и т. д .), б) нилас, в) серы е льды , г) б е­
лы й лед, д) однолетний, двухлетний, е) многолетний (паковы й ).
П о подвиж ности морские льды п одразделяю тся на неподвиж ны е
и дрейф ую щ ие. Н еподвиж ны й л ед — сплош ной ледяной покров, з а ­
крепленны й сушей или бан кам и (примерзш ий к н им ). О сновная
ф орм а неподвиж ного л ьд а — припай, ш ирина которого м ож ет д о ­
стигать нескольких килом етров. К ром е припая, к неподвиж ным
л ьд ам относятся стамухи, береговы е валы .
Д рейф ую щ ий, или плавучий, л ед — лед, не связанны й с бере­
гом и находящ и й ся в движ ении под влиянием ветра и течений. Это
п р ео б лад аю щ ая ф орм а льдов, встречаю щ ихся в М ировом океане.
П о р азм ер ам п лавучи е льды д ел ят н а обш ирные, больш ие и м алы е
л едян ы е поля, крупнобиты й и м елкобиты й лед.
М атериковы е льды , встречаю щ иеся в море, об разую тся при об­
лам ы ван ии концов глетчеров, сползаю щ их в море, или при о б л а ­
мы вании массивов ш ельф ового л ьд а. Ш ельф овы й л ед об разуется
путем отлож ения ф ирна на многолетнем п рип ае или на вы ступаю ­
щ их в море глетчерны х льд ах. К рай ш ельф ового ледни ка, возвы ­
ш аю щ ийся н ад уровнем моря на несколько десятков метров, н а ­
зы вается ледниковы м барьером , а к р а й ледни ка, спускаю щ ийся
в море и находящ ийся на плаву, н азы вается ледниковы м язы ком .
К дрейф ую щ им л ьд ам м атерикового происхож дения п ри н ад л е­
ж а т айсберги и л едян ы е острова. Айсберги — лед ян ы е горы, п ред ­
ставляю щ и е собой крупны е облом ки ледникового язы ка, дрей ф ую ­
щ ие в море. Р азм е р ы их зав и ся т от ф ронтальны х разм еров и то л ­
щины ледников, от которы х айсберг отделился. Л ед ян ы е острова —
обш ирны е облом ки ш ельф ового л ьд а длиной до 30 км и более,
толщ иной в несколько десятков метров. В А рктике они об разую тся
в районе ш ельф овы х льдов северного рай он а К ан ад ского архипе­
л а га . Л ед ян ы е острова использую тся д л я исследования ледового
р еж и м а и д р ей ф а льдов Северного Л едовитого океан а. Они имеют
волнистую поверхность, слабо расчлененную в ал ам и и лож бинам и.
Айсберги п одр аздел яю т по происхож дению и по форме. По про­
исхож дению вы деляю т три вида; 1) айсберги ш ельф овы х ледников,
2) айсберги вы водны х ледников, 3) айсберги м атерикового л е д я ­
ного; б ар ьер а. По ф орм е их мож но п одразделить на; 1) столооб­
разн ы е, 2) п ирам идальны е, 3) куполообразны е, 4) разруш енны е.
В зависим ости от п роисхож дения
каж д о м у
типу айсберга
89
свойственна та или и ная ф орм а. С толообразны е айсберги отл и ча­
ю тся плоской поверхностью , характерн ы д л я А нтарктики, где обы ­
чно достигаю т огромны х разм еров. П и рам и дальны е айсберги имеют
верш ину остроконечной неправильной формы и отличаю тся боль­
шой высотой; встречаю тся главны м образом в А рктике. Р азм ер ы
их значительно меньш е, чем столообразны х. Н аибольш ий айсберг
п ирам идальной формы был обнаруж ен на севере А тлантики в р а й ­
оне Н ью ф аун дленда. Д л и н а его бы ла 585 м, вы сота 87 м. Бы ли
о бнаруж ен ы куполообразн ы е и разруш енны е айсберги, имевщ ие
м аксим альную дли н у 3,8— 1,6 км и высоту 123— 137 м. О тдельны е
гигантские айсберги, как, наприм ер, встреченный в 1953 г. ки то­
бойным судном « Б ал ен а», имели длину до 145 км и ш ирину 45 м,
а «В. С коресби» встретил ай сберг длиной 280 км.
В следствие огромных р азм еров л едян ы е горы могут сущ ест­
вовать долго, в особенности в антарктических водах, где кл и м ат
и гидрологические условия более суровы, чем в А рктике. А н таркти ­
ческие айсберги могут сущ ествовать более 13 лет и относятся к х а ­
рактерны м особенностям антарктического л ан д ш аф та. А рктические
л едян ы е горы менее долговечны , в о зраст их обычно не превы ш ает
д вух лет.
С возрастом ф орм а айсбергов меняется. П о м ере разруш ен ия
надводной части они постепенно п ревращ аю тся в колоннообразны е
л едян ы е горы. В последней стадии разруш ен ия айсберги прини­
м аю т кры лообразн ую и рогообразную формы. В соответствии
с этим меняю тся и соотнош ения м еж ду вы сотам и выступаю щ ей
(надводной) и подводной частей ледяны х гор. Х арактерн ы е соотно­
ш ения м еж д у этими величинами, по данны м М еж дународного л е ­
дового п атруля, приведены в таб л . 16.
Т а б л и ц а 16
Отношения высоты надводной части айсберга к осадке
А йсберги
Столообразные
Округлые (куполообразные)
Пирамидальные
Разрушенные
а) колоннообразные
б) крылообразные
1/ 51
1/4
1 /3
1 /2
1 /1
* В антарктических водах обнаружены айсберги, у
которых отношение h ^lh n от 1/7 до 1/6 (столообразные
и куполообразные).
§ 42. Дрейф льдов
П еренос льдов под влиянием ветров и течений назы ваю т
д р е й ф о м . Угол отклонения дрей ф а от н ап равл ен и я ветра вдали
от берегов н ад больш ими глубинами составляет 30— 35°, а в мо­
90
рях — от 16 до 28° (вп раво — в северном, влево — в ю жном п олу­
ш ар и и ). С корость д рей ф а льдов в арктических м орях в 50 р аз
меньш е скорости ветра. Р асчеты п оказы ваю т, что средн яя скорость
д р ей ф а льдов в А нтарктике 2— 2,5 м или/сутки, в м оре У эд дел ла —
около 5 м иль/сутки, в м оре Р о сса — около 4 м иль/сутки. В А н тарк­
тике, дрейф льд ов им еет более простой х ар актер , чем в Северном
Л едовитом океане, т а к к а к зд есь нет крупных архипелагов и полу­
островов, кром е А нтарктического.
С д авни х пор известно, что арктические льды под влиянием а т­
мосферны х процессов и течений перем ещ аю тся с востока на за п а д
и через пролив м еж ду Ш пицбергеном и Г ренландией вы носятся
в А тлантический океан. А нализ путей дрей ф а станций (СП -2, С П -8,
Т-3 СШ А и д р.) о бнаруж и л н аличие антициклонической ц и рк уля­
ции (по часовой стрелке) в районе К ан ад ски х А рктических ост­
ровов. О на п р ед ставл яет ч асть обш ирной зам кн утой антициклонической циркуляции, охваты ваю щ ей значительную область А мери­
кано-А зиатского бассейна С еверного Л едовитого океан а. Д рей ф
арктических льдов и происходит, с одной стороны, под влиянием
стокового тран саркти ческого течения, н ап равлен ного от м атери ко­
вого берега Е вр ази и к проливу м еж д у Ш пицбергеном и Г рен лан ­
дией, с другой, — н аб лю д ается их в ращ ател ьн ое антициклоническое
дви ж ени е по направлен ию обш ирной ам ериканской антициклонической циркуляции; кром е того, льды дрейф ую т против часовой
стрелки по н ап равлению местных циклонических круговоротов, располо^сенных на севере советских арктических морей. С лож ное в з а ­
имодействие м еж ду атм осф ерной циркуляцией н ад С еверным Л е ­
довиты м океаном и за его п ределам и, взаи м одей ствие атлан ти че­
ских и тихоокеанских вод, поступаю щ их в С еверный Л едовиты й
океан в р езу л ьтате водообм ена, создаю т весьм а слож ную картину
раапределе}ния, д р ей ф а и вы носа льдов в этом районе (см.
рис.16 а ).
В А нтарктике при наибольш ем развитии ледяного покрова д р ей ­
фую щ ие льды зан и м аю т 24,4% п лощ ади ю ж ной полярной о б л а ­
сти. Л етом (м арт) их п лощ адь сок ращ ается до 3,4% . О сновная
м асса дрейфую щ их льдов, об разовавш и хся в холодное врем я,
в летнее — тает, поэтому в антарктических водах п реоб ладаю т го­
д о вал ы е и м олоды е льды , а многолетние и двухлетние в н еболь­
ш ом количестве встречаю тся главны м образом у восточных берегов
ш ельф овы х ледников. Н ап р авл ен и е дви ж ени я и распределени е ан ­
тарктических льдов тесно связан ы с гидром етеорологическими ус­
ловиям и, главны м об разом с системой ветров и течений. По совре­
менным данны м , ю ж ны е ветви потоков в циклонических ц и рк уля­
циях вод нап равлен ы вдоль п обереж ья с востока на зап ад ; в этом
генеральном нап равлен ии дрейф ую т и льды . Н а зап ад н ы х п ериф е­
риях этих циркуляций н аб лю д ается вынос вод и льдов на север, где
они п одхваты ваю тся антарктическим циркум полярны м течением.
К ром е генерального и местного д рей ф а льдов, в полярны х р ай ­
онах под влиянием ветров и приливны х течений н аблю даю тся
сж ати я и р азр еж ен и я. В А рктике под влиянием атм осф ерны х п ро­
91
цессов об разую тся обш ирны е квази стаци он арн ы е полыньи,- такие,
как Н овосибирская, К олы м ская и др. К ак в А рктике, т а к и в Ант­
арктике об разую тся и зап ри пайн ы е полыньи среди дрейфую щ их
льдов, особенно в рай он ах циклонических циркуляций. П р од ол ж и ­
тельность их сущ ествования зави си т от устойчивости отжимных
ветров.
Айсберги дрейф ую т главны м образом под влиянием течений,
а остальны е ледовы е о б разован и я перем ещ аю тся преимущ ественно
Рис. 16 а. Схема дрейфа льда в Арктическом бассейне (по 3. М. Гудковичу).
Расстояние м ежду двумя смежными точками или штрихами представляет собой путь, прой­
денный льдиной в течение месяца, соответственно летом (IV—V III) или зимой (IX—III).
ПОД действием ветра, вследствие этого скорость перемещения айс­
бергов отличается от скорости движения других видов льдов и з а ­
висит от их осадки.
Г лубокосидящ ие айсберги дрейф ую т медленно, и их н ап р ав л е­
ние дви ж ени я м ож ет отличаться от н ап равлен ия ветра и перем е­
щ ения льдов. В етровой коэф ф ициент ^ дрей ф а айсбергов, по д а н ­
ным д /э «Обь», в антарктических водах равен 0,015—0,020, а угол
отклонения их дви ж ени я от н ап равлен ия ветра 40— 70°. С оставлен' Ветровой коэффициент выражает отношение скорости дрейфа к скорости
ветра, вызвавшего этот дрейф.
92
н ая В. И , Ш ильниковы м на основании обш ирны х м атери алов схема
(рис. 16 б) п оказы вает, что вокруг А нтарктиды сущ ествую т две
зоны д р ей ф а айсбергов: прибреж ны й пояс д рей ф а с востока на з а ­
пад, обусловленны й циркуляцией атм осф еры , и восточный дрейф —
в зоне устойчивого восточного течения. В прибреж ном поясе айс­
берги средних разм еров дрейф ую т со скоростью 0,1— 0,2 узл а, а при
Рис. 16 б. Схема дрейфа айсбергов в Антарктике.
Границы наибольш его распространения айсбергов: / — в навигацион­
ный период (1947—1962 гг.), 2 — в декабре—марте (с конца XVIH сто­
летия до настоящ его времени. Атлас Антарктики, т. П ).
интенсивных ш торм овы х ветрах скорость увеличивается до 0,4—
0,8 узл а. В зоне восточного д р ей ф а скорость м ож ет достигать 1—
2 узлов.
§ 43. Р аспределен и е льдов в М ировом океане
Р асп р ед ел ен и е льдов в М ировом океан е и в отдельны х м орях
зави си т от клим атических и гидром етеорологических условийС тепень покры тия поверхности воды дрейф ую щ им льдом , оце­
ни ваем ая соотнош ением площ ади льдин и пром еж утков воды
93
м еж ду ними, н азы вается
сплоченностью
(густотой)
л ь д а ; С плоченность определяется в б ал л ах по 10-балльной ш к ал е
(табл. 17).
Т а б л и ц а 17
Шкала сплоченности (густоты) льда
Баллы
Покрытие поверхности
воды льдом, %
Баллы
0
О
6
1
7
2
10
20
3
4
5
36
41
50
Покрытие поверхности
воды льдом, %
9
60
70
80
90
10
100
8
В отдельны х рай он ах льды д ер ж а тся круглы й год, и зм ен яясь
от сезона к сезону по плош ади, толщ ине и сплоченности (густоте).
В других м естах они появляю тся к зи м е и исчезаю т в весенне-лет­
ний период. Н аконец, сущ ествую т районы , где льды не образую тся
вовсе или образую тся редко, в исклю чительных случаях. В соот­
ветствии с этим океаны , м оря и их отдельны е районы м ож но р а з ­
делить на ледовиты е, зам ерзаю щ и е и безледны е. К ледовиты м от­
носятся полярны е и субполярны е районы М ирового океан а, где
л ед д ер ж и тся круглы й год и служ ит важ н ой чертой морского л а н д ­
ш аф та. Р азл и ч и е м еж ду полярны ми и субполярны ми областям и
состоит в том, что в полярны х м орях д а ж е летом не менее поло­
вины площ ади м оря покры то льдом; в субполярны х количество
л ьд а летом значительно ум еньш ается, а в отдельны е годы он пол­
ностью исчезает. В зам ерзаю щ и х морях ледяной покров полно­
стью исчезает к лету. Б езледны й пром еж уток времени имеет р а з ­
личную продолж ительность в разн ы х рай он ах в зависим ости от
физико-географ ических и клим атических условий.
Т ак, наприм ер, в Б алти й ском море л ед появляется еж егодно
в Ботническом, Ф инском и Р и ж ском зал и в ах , причем в п р и б р еж ­
ных р ай он ах этих зал и вов у стан авл и вается неподвиж ны й лед. Ц ен ­
т р ал ь н ая и ю ж н ая части м оря не покры ваю тся льдом . Весной л ед
взл ам ы вается, и в ап реле— м ае море очищ ается ото л ьд а. В от­
дельны е суровы е зимы льдом п окры ваю тся д а ж е д атск и е проливы
и К аттегат. В безледны х м орях л ьд а нет совсем, или он встреча­
ется лиш ь в исклю чительных случаях.
Л едовитость морей изм еняется от сезона к сезону, от года
к году и о б н аруж и вает долгопериодную изменчивость. Основную
часть площ ади ледяного покрова в М ировом океан е зан и м аю т
льды , об р азо вавш и еся в море. М ноголетние льды и айсберги со­
ставляю т 50% всей площ ади ледяного покрова в северном п олуш а­
рии и 10% в южном.
В С еверном Л едовитом океане 70% всей п лощ ади ледяного
покрова зан и м аю т паковы е льды , а 30% остальны е виды льдов,
94
в том числе айсберги и лед ян ы е острова. Границы р асп р о стр а­
нения льдов в А рктике п оказаны на рис. 17. В северном п олуш а­
рии наибольш ую п лощ адь л ед зан и м ает в ап реле— мае. Граница
л ьд а (кр о м ка) проходит от Б елого м оря до о. М едвеж ий и д ал ее
Рис. 17.
А —• ледяной покров в Северном Ледовитом океане летом.
а — припай; 6 — полыньи: 1 — Чеш ская, 2 — Печорская, 3 — Западно-Н овоземельская, 4 —
моря Виктории, 5 — Амдерминская, 6 — Я м альская, 7 — Обь-Енисейская, S — Западно-Североземельская, S — Восточно-Североземельская, /О — Таймырская, / / — Л енская, 12 —
Новосибирская, /3 — Заврангелевская, /4 — Аляскинская, /5 — Анадырская.
Б — отроги океанических массивов.
/ — Ш пицбергенский, / / — Карский, Ш — Таймырский, /V — Айонский, К — Чукотский;
локальные массивы дрейфующих льдов: / — Новоземельский, 2 — Врангелевский, 3 — А на­
дырский; локальные массивы припайных льдов: С — Североземельский, Я — Янский,
Я — Новосибирский.
К ю ж ной оконечности о. Ш пицберген, затем в н аправлении к И с­
л ан ди и и д ал ее п рости рается п ар ал л ел ьн о восточному берегу Г рен­
ландии. В доль берегов Америки она следует на юг и, оги бая Л а б ­
рад о р и Н ью ф аундленд, доходит до 39° с. ш., 53° з. д. П олож ение
границы льдов не остается постоянным в течение года, зан и м ая
крайн ее северное полож ение в августе и, к а к п оказал и результаты
95
наблю дений с искусственных спутников Зем ли (И С З ), д а ж е в те­
чение отдельны х месяцев.
В А рктике в связи с перем ещ ением кром ки льдов летом вдоль
берегов Сибири образую тся ш ирокие п ространства разреж ен н ы х
льдов и свободны е ото л ьд а, по которы м проходит тр асса С евер­
ного морского пути.
В северной части Тихого океан а льды встречаю тся лиш ь н а
крайнем северо-западе. Зим ой они дрейф ую т вдоль восточного по­
б ер еж ья К ам чатки. И з О хотского м оря вдоль ю ж ны х берегов К у-
Рис. 18. Средние месячные границы распространения
морских льдов с марта по сентябрь в Антарктике.
рильских островов льды вы носятся к восточным берегам о. Хок­
кайдо до ш ироты С ангарского пролива.
В А нтарктике н аи больш ее разви ти е ледяного покрова н аб лю ­
д ается в сентябре— н ач ал е октября, когда кром ка л ь д а зан и м ает
сам ое северное полож ение (рис. 18). О бщ ая п лощ адь дрейф ую ­
щ их льдов в антарктических водах составляет около 19 млн. км^.
Ш ирина пояса льдов, опоясы ваю щ их А нтарктиду, меняется в ш иро­
ких пределах в связи с изменениями очертаний берегов. Т ак, н а ­
пример, в районе м оря У эдделла ш ирина пояса дрейф ую щ их льдов
1300 миль, в И ндийском океане она 900 миль, в районе Зем ли
Адели 350 миль. В середине ноября начинается интенсивное т а я ­
96
ние молодых льдов и кром ка н ачинает отступать к югу. Н а и б о ­
л ее быстро кр о м ка начин ает отступать во второй половине д е­
каб р я , когда таян и е н аи более интенсивно. С ам ое ю ж ное полож ение
кр о м ка льдов зан и м ает в н ач ал е м арта, когда в восточных районах
он а подходит к берегам А нтарктиды (рис. 19). В это врем я ш ирина
п ояса морских льдов не более 50 миль, а п лощ адь ледяного по­
кр о ва 2,5 млн. км^. А нтарктические айсберги проникаю т к северу на
^большие расстояния, чем плавучие льды.
Рис. 19. Граница морских антарктических льдов во
время их максимального распространения, по наблю­
дениям из космоса.
/- 2 2 /1 Х
1964 г.. 2 — 23/IX 1968 г. (по А. В. Бушуеву и
Н. А. Волкову).
С путниковая инф орм ация (И С З ) п о к аза л а, что слож ивш иеся
по судовым наблю дениям представлен и я о полож ении льдов в А рк­
тике и А нтарктике не вполне соответствую т ф актическом у их р а с ­
пределению ; гран и ца располож ени я льдов испы ты вает больш ие и з­
менения под влиянием атм осф ерны х процессов.
ГЛАВА
12. ОПТИЧЕСКИЕ И АКУСТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
МОРСКОЙ ВОДЫ
§ 44. Прозрачность
С олнечные лучи, п ад ая на поверхность м оря, частью о т р а ж а ­
ю тся от нее, частью ж е, прелом ляясь, проникаю т вглубь. К оличе­
ство отраж енной энергии зави си т от высоты солнца, т.. е. угла.
7
Зак. № 266
97
под которы м солнечные лучи п адаю т на поверхность моря. К огда
солнце находится в зените (угол падения лучей 0°) и солнечные
лучи п ад аю т отвесно на водную поверхность, в воду проникает
около 98% , а о тр аж ается около 2% всей радиации. Если солнце
н аходится на горизонте и лучи образую т почти прямой угол с нор­
м алью к водной поверхности, они почти полностью отраж аю тся
о т нее. П ри высоте солнца до 70° д о л я отраж енной ради ац ии не
п ревы ш ает 2,1% .
М о р ск ая вода — полуп розрачн ая среда, поэтому световой поток,
п рони кая в воду, п одвергается ослаблению за счет избирательного
поглощ ения и рассеяния. О слаблени е света происходит различно
в коротковолновой и длинноволновой об ластях солнечного спектра.
Д ли н новолн овая р ад и ац и я — инф ракрасны е, красны е и оран ж евы е
лучи — интенсивно поглощ ается тонким поверхностны м слоем, а си­
ние, ф иолетовы е и ультраф и олетовы е лучи, эф ф ективно р ассеи ­
ваясь, проникаю т на значительную глубину. Так, интенсивность ин­
ф р ак р асн ы х лучей, проходящ их через метровый слой воды, о сл а­
б евает в 2,7 р а за , в то врем я к а к синие лучи при прохож дении той
ж е толщ и воды теряю т всего лиш ь Vs своей энергии.
П оглощ ение света определяется известным отношением свето­
вой энергии /г, дош едш ей до глубины 2, к энергии /о, падаю щ ей на
поверхность моря:
(26)
где /п(Х) — коэф ф ициент поглощ ения, зави сящ ий от длины свето­
вой в о л н ы ; А,. Э ксперим ентально получены его значения, которы е
приводятся в [3].
М ак си м ал ьн ая величина m = 0,402 соответствует красной о б л а ­
сти спектра (длина волны 0,67—0,68 м к м ). С л аб ее поглощ аю тся
зелены е лучи длиной 0,52— 0,56 мкм и синие (0,440 м к м ), коэф ф и ­
циент поглощ ения у которы х имеет миним альное значение т =
= 0,021. П роцесс поглощ ения сочетается с процессом и зб и р ател ь­
ного рассеяния, которое происходит в ф орме м олекулярного р а с ­
сеяния (рассеян ие м олекулам и и частицам и, разм еры которы х
меньш е длины световой волны ) и рассеяни я крупными частицам и,
находящ им ися во взвеш енном состоянии в морской воде. О с л а б л е­
ние светового потока за счет рассеяни я имеет аналогичное в ы р а ­
жение:
h = I o e - ’^ .
,
0,000156
где k = ------------------- коэф ф ициент м олекулярного рассеяния,
(27)
об­
ратно пропорциональны й длине световой волны в четвертой сте­
пени. К оэф ф ициент k д л я сине-фиолетовы х лучей оказы вается
в 3 р а з а больш е, чем д л я красны х. М олекулярное рассеяни е в п ре­
д ел ах всего М ирового океан а п ротекает одинаково, т а к ж е к а к и
поглощ ение. Р ассеян и е ж е взвеш енны м и частицам и увеличивается
98
с р азм ер ам и части ц и м ож ет превосходить м олекулярн ое р ас сея ­
ние в 100—200 р аз.
П розрачн ость и цвет м оря зав и ся т от условий освещ ения на по­
верхности моря, изм енения спектрального состава и ослаблен и я
светового потока.
О слаблени е света за счет поглощ ения и рассеяни я оп ред ел я­
ется вы раж ен и ем
(28)
где {k + m) = ас — сум м арны й коэф ф ициент ослаблен и я света.
Зави си м ость ослаблен и я света от длины волны, наличия при­
месей, их вида и разм еров ок азы в ает сущ ественное влияние на
прозрачность и цвет моря. П оэтом у п розрачность морской воды
н еодинакова в различны х частях М ирового океан а и м еняется со
временем. В близи берегов и н а м елководье, в особенности после
ш тормов и бурь, под влиянием волнового перем еш ивания в воде
увеличивается количество взвеш енны х части ц и она становится м е­
нее прозрачной. Точно т а к ж е сн и ж ается п розрачность морской
воды во врем я бурного р азви ти я планктона. П розрачн ость морской
воды определяется отнош ением потока излучения, прош едш его ч е­
рез слой воды Z, к потоку, вош едш ем у в воду в виде п арал л ел ьн ого
пучка. Это отнош ение учиты вается коэф ф ициентом пропускания,
которы й имеет вы раж ен и е
(29)
где йс — сум м арны й коэф ф ициент ослаблен и я светового потока.
П ри м ассовы х наблю дениях используется понятие о т н о с и ­
т е л ь н о й п р о з р а ч н о с т и . П од относительной прозрачностью
понимаю т глубину, на которой становится невидимы м стан д ар т­
ный белый диск диам етром 30 см. В. В. Ш улейкины м бы ла у ста­
новлена связь м еж д у глубиной исчезновения белого д иска Н и ко­
эфф ициентом рассеян и я k. А налогичное соотнош ение было полу­
чено и д л я общ его коэф ф ициента ослаблен и я света йа = {k + m ) .
Д л я разны х морей эта связь получена различной. Н апри м ер, для
3
17
Б елого м оря Я = ------, д л я Л а-М а н ш а Я = —^ д л я К аспийского,
йс
(Xq.
g
Ч ерного и других внутренних морей Н = ------.
Ос
Н аи б о л ьш ая прозрачность н аб л ю д ал ась в С аргассовом море —
66,5 м, в Тихом океан е прозрачность дости гает 59 м, в И ндийском
40—50 м. В общ ем , в откры той части М ирового океан а п р о зр ач ­
ность ум еньш ается от э к в ато р а к полю сам , но и в п олярны х р ай о ­
н ах она м ож ет быть значительной. Т ак, наприм ер, у М урм анского
п обереж ья ранней весной н аб лю д ал ась прозрачность, р ав н ая 40—
45 м. В С редизем ном м оре п розрачность дости гает 60 м, в Ч ерном '
25 м, в Б алти й ском (в ю жной части ) 13 м и в Б елом море всего
лиш ь 8 м.
7=^
99-
По мере приближ ения к берегам прозрачность ум еньш ается
в связи с увеличением количества взвесей, вносимых рекам и, и
взм учиванием грунта волнением.
§ 45. Ц вет моря
Ц вет, т ак ж е к а к и п розрачность морской воды, зави си т от и з­
б ирательного поглощ ения и рассеяния, условий освещ енности, со­
стояния поверхности и глубины моря.
С ледует р азл и чать цвет морской воды и цвет поверхности моря.
М о р ск ая вода, лиш енная примесей, в больш ой толщ е в резул ьтате
избирательного поглощ ения и рассеяни я о б л ад ает синим и голу­
бы м цветом. Ц вет ж е поверхности м оря меняется в зависим ости
от погодных условий, освещ енности на поверхности м оря и других
ф акторов. В гл аз н аб лю д ател я, см отрящ его на поверхность моря,
п о падаю т не только отраж енны е от нее лучи, но и лучи, вы ход я­
щ ие из воды. С остав лучей, отраж ен ны х от поверхности моря, т а ­
кой ж е, к а к и лучей, п адаю щ и х на нее. Л учи, вы ш едш ие из водной
толщ и, п редставляю т собой диф ф узны й рассеянны й свет, сп ек­
тральн ы й состав которого определяется поглощ ением длинновол­
новой р ади ац ии и рассеянием потока от слоя к слою. Ц вет моря
о п ред еляется отнош ением диф ф узного (внутреннего) светового по­
то к а, вы ходящ его из моря, к световому потоку, п адаю щ ем у на по­
верхность моря,
1 а
^
^
(30)
Это вы раж ен и е д л я ц вета м оря получено эксперим ентально а к а ­
дем иком В. В. Ш улейкины м. Зд есь / — поток энергии, выходящ ий
из м оря; /о — поток световой энергии, падаю щ ий на поверхность
моря;
----- коэф ф ициент рассеяни я; т{ К) — коэф ф ициент погло­
щ ения.
В ы раж ен и е (30) позволяет д л я различны х районов м оря рассчи ­
ты вать цвет (спектр м оря) по данны м изм ерения глубины исчезно­
вения белого диска; при помощ и таб л и ц [3] получаю т коэф ф ициент
р ассеян и я и д л я различны х длин световы х волн зад аю тс я зн ач е­
ниями коэф ф ициента поглощ ения. В настоящ ее врем я д л я разны х
районов М ирового океан а при помощ и спектроф отом етров опреде­
лен спектральны й состав диф ф узного (внутреннего) света.
Д л я простейш их визуальны х определений ц вета м оря использу­
ется сп ец и альн ая ш к ал а цветности (Ф орел я— У ле), состоящ ая из
21 пробирки с цветными растворам и от чисто синего (типично оке­
ан ск ая вода) до коричневого цвета (болотная в о д а ). В тропических
о б ластях всех океанов и во многих м орях встречаю тся районы
с темно-синей окраской морской воды. В умеренны х ш иротах и на
эк в ато р е местами вода приним ает зеленоваты й цвет; в прип оляр­
100
ных о б ластях она становится все более зеленоватой. Зелен оваты е
и д а ж е зелены е воды характерн ы д л я прибреж ны х областей. В ода
С редизем ного м оря отличается синим цветом. В Ч ерном море вода
б ли зка по о краске к воде С редизем ного моря, но несколько свет­
лее; в А зовском море она зел ен оватая. Ещ е более зелено-серы м от­
тенком отличаю тся воды Балти й ского моря. В Б елом м оре вода
зеленоватого цвета с ж елтоваты м оттенком.
В настоящ ее врем я д л я изм ерения оптических х арактери сти к
употребляю тся слож ны е приборы — спектроф отометры , неф ело­
метры и т. п., позволяю щ ие весьм а тонко исследовать световое поле
в м орях и океанах.
Ц в ет поверхности м оря изм еняется в зависим ости от погодных
условий, цвет ж е воды м ож ет оставаться неизменным. Н а цвет м оря
больш ое влияние оказы ваю т облачность, ветер и волнение. Если
небо покры то плотны ми об лакам и , море темнеет, т а к к а к количе­
ство отраж енны х и рассеянны х лучей при этом значительно ум ень­
ш ается. У частки м оря, бли зкие к месту наблю дения, к а ж у тся бо­
л ее темными, чем удаленны е. В гл аз н аб лю д ател я, см отрящ его
верти кальн о на поверхность м оря, п опадаю т лучи, главны м образом
вы ходящ ие из воды, и о к р аск а м оря оп ределяется этими лучам и
(собственны й цвет м о р я ). О т д ал ьн и х ж е участков м оря в гл аз
н аб лю д ател я будут п оп адать преимущ ественно отраж ен ны е лучи.
По этой причине о кр аска м оря бледнеет по м ере уд ал ен и я от н а ­
б лю д ател я и на горизонте море сли вается с общ им фоном неба.
§ 46. Свечение и цветение моря
С вечение м оря п ред ставл яет собой явление, распространенное
по всем у М ировом у океану. Оно н аб лю д ается только в морской
воде и никогда не бы вает в пресной. Свечение морской воды со­
зд ается орган и зм ам и , испускаю щ ими «живой» свет. К таким о р ­
ган и зм ам относятся п реж д е всего светящ иеся бактерии. В п ред ­
устьевы х рай о н ах и вообщ е в опресненных п рибреж ны х водах, где
распространены главны м об разом так и е бактерии, свечение м оря
н аб лю д ается в виде ровного молочного света. С вечение вы зы вается,
кром е того, мелким и и мельчайш им и простейш ими организм ам и,
из которы х н аи более известна ночесветка (N o c tilu c a). Н а первый
в згл яд так о е свечение к аж ется ровным. В действительности ж е оно
о б р азу ётся множ еством отдельны х белых, зеленоваты х или кр асн о ­
ваты х вспыш ек, усиливаю щ ихся при интенсивном движ ении воды.
Н очесветки скап ли ваю тся иногда на поверхности м оря в таком ко ­
личестве, что вода к аж ется окраш енной в красн оваты й цвет. У не­
которы х организм ов свечение связан о с процессом ды хания, по­
этому во врем я ш тормов, при обогащ ении воды кислородом, свече­
ние бы вает более интенсивным.
Н екоторы е более крупны е организм ы
(больш ие медузы,
мш анки, рыбы, кольчаты е черви и др.) т а к ж е отличаю тся способ­
ностью производить свет. В море свечение н аб лю д ается во всех
слоях, к а к поверхностных, так и глубинных.
101
Ц ветение моря п ред ставляет собой бурное разви тие зоо- и ф и­
топланктона в поверхностных слоях моря. М ассовы е скопления
этих организм ов вы зы ваю т изменения в окраске поверхности моря
в виде ж елты х, розовых, молочных, зелены х, красны х, бурых и д р у ­
гих полос и пятен. Н очесветки и перидинеи вы зы ваю т цветение
в виде буро-розовы х, ж елты х или зелены х полос; бурное цветение
сине-зеленых водорослей в тропических об ластях создает вп ечатле­
ние цветущ его луга. П роцесс цветения сн и ж ает прозрачность, и з­
меняет цвет м оря и обычно созд ает перенасы щ ение кислородом.
§ 47. Распространение звука в морской воде
Р асп ространени е звука в морской воде зави си т от тем пературы ,
солености, д авлен ия, содерж ан ия газов, а т а к ж е взвеш енны х при­
месей органического и неорганического происхож дения. Н еодно­
родность морской воды определяет распространение зв у ка по сл о ж ­
ным траектори ям . С остояние ж е поверхности моря и х ар актер
грунтов, вы стилаю щ их дно, обусловливаю т отраж ен и е звуковых
колебаний, которы е сопровож даю тся затухани ем вследствие погло­
щ ения и рассеяни я звуковой энергии.
И зм енения тем пературы , солености и д авл ен и я по глубине, от
места к месту и от сезона к сезону определяю т изм енения ф изиче­
ских условий распространения звука. С корость звука находится
по ф ормуле
(31)
где а — удельны й объем морской воды; К — коэф ф ициент сж им аеСр
мости; У =-р ;------ отнош ение теплоемкости при постоянном давлеCv
Н И И к теплоемкости при постоянном объеме.
Д л я расчета скорости распространения звука составлены спе­
циальны е таблицы , в которы х приводятся значения с в зави си м о­
сти от тем пературы , солености и давления.
С овременны е таблицы д л я расчета скорости звука в морской
воде составлены на основе эмпирической формулы В ильсона
с=1449,14+Д с^-|-Д с5-|-Д С р-|-А С р^5,
(32)
где Act и Acs представляю т собой поправки на отклонения стан ­
дартны х значений тем пературы и солености; Аср — п оп равка на
гидростатическое давление; Acpts — сум м арн ая поправка.
Т аблицы п озволяю т определить скорость звука от поверхности
до 10 ООО м д л я тем пературы от — 2,00 до 32,00° С и солености от
0,00 до 40,00%о.
С повыш ением тем пературы , увеличением солености и давлен ия
скорость зву ка увеличивается, а при уменьш ении — убы вает. С ко­
рость зву ка в М ировом океан е колеблется в пределах 1400—•
1550 м/с.
102
Опыт изучения распределени я скорости зв у к а в различны х р ай ­
онах М ирового о кеан а п оказы вает, что н а изменение скорости звука
больш ее влияние о казы ваю т изм енения тем пературы , чем солено­
сти. В лияние д авл ен и я незначительно н ачинает ск азы ваться с гл у­
бины 100 м и становится зам етн ы м с 1000 м. Н апри м ер, при ^ =
= 10° С и S = 35%o скорость зв у ка увеличивается на глубине 100 м
на 1,8 м/с, на 1000 м — на 18,1 м/с, а на 3500 м — н а 62,7 м/с.
Р еал ь н а я скорость зв у ка в М ировом океане и отдельны х морях
часто у б ы вает с глубиной, затем дости гает минимума в слое мини­
м ум а тем пературы , н иж е которого она в о зр аста ет ко дну под в л и я ­
нием гидростатического д авлен ия. Слой, в пределах которого з в у к о ­
вы е лучи п ретерпеваю т м ногократное внутреннее отраж ен ие, носит
н азван и е п о д в о д н о г о з в у к о в о г о к а н а л а . В этом слое
зв у к о в а я энергия концентрируется вдоль оси к а н а л а , которая со­
в п ад ает со слоем миним альной скорости звука. В зоне подводного
звукового к а н а л а создаю тся б лагопри ятны е условия д л я сверх­
дальн его распростран ен ия зв у ка ^ что ш ироко используется в п р а к ­
тике подводной навигации, д л я сверхдальней связи, д л я различны х
подводны х исследований, в том числе сейсмических и вулкан и че­
ских явлений, д л я об н аруж ен и я косяков рыб и т. д.
В различны х р ай он ах М ирового океан а в зависим ости от верти ­
кальной структуры вод и изменений их состоя:ния ф орм ирование
подводного звукового к а н а л а и глубины ^его зал еган и я различны .
ГЛАВА
13. КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ ОКЕАНОВ И МОРЕЙ
§ 48. Причины колебаний уровня
С вободная поверхность океанов и морей н азы вается у р о н е н ­
ной п о в е р х но с т ь ю .
О на п ред ставляет собой поверхность,
перпендикулярную в каж д ой точке направлению равнодействую шей всех сил, действую щ их на нее в данном месте. П оверхность
М ирового о кеан а под влиянием различны х сил испы ты вает перио­
дические, непериодические и другие колебан и я, отклон яясь от сред­
него многолетнего значения, н аи более близкого к поверхности гео­
ида. О сновные силы, вы зы ваю щ ие эти колебан и я, м ож но объеди ­
нить в следую щ ие группы: а) космические — п риливообразую щ ие
силы; б) ф изико-механические, связан ны е с распределением сол­
нечной р ади ац ии по поверхности Зем ли, и воздействием атм осф ер­
ных процессов, как, наприм ер, изм енения в распределении
д авлен и я и ветров, вы падение осадков, колебан и я величин реч­
ного стока и других гидром етеорологических ф акторов; в) геодинамические, связан ны е с тектоническим и движ ениям и земной коры,
сейсмическими и геотермическими явлениями.
• Небольшой взрыв (0,25 кг) в Атлантическом океане был зарегистрирован
на расстоянии 1500 км, взрыв 2,7 кг — на расстоянии 5750 км; максимальное рас­
стояние, проходимое звуком за несколько часов, 19 200 км.
103
П од влиянием ком плекса всех этих сил поверхность М ирового
океан а и зм еняет свои очертания во времени и в пространстве. П од
действием приливообразую щ их сил Л уны и С олнца возникаю т пе­
риодические приливны е колебан и я уровня. П ериодические к о л еб а­
ния уровня могут возни кать и под действием ветров, периодически
меняю щ их н ап равлен ие (муссонные в етры ). Т ак, н априм ер, в Адене
высокие уровни н аблю даю тся при северо-восточны х и низкие при
ю го-западны х ветрах.
Д ли тельн ы е периодические колебан и я уровней, охваты ваю щ ие
годовой период, вы зы ваю тся главны м образом изменением элем ен ­
тов водного б ал ан са. Эти колеб ан и я особенно отчетливо вы раж ены
в средизем ны х м орях, соединенных узким и п роливам и с океаном,
хотя зам етн ы и в океане. В отдельны х случаях они усиливаю тся
воздействием ветров, изменяю щ их н ап равлен ие в разли чн ы е се­
зоны года. П рим ером так и х морей могут служ ить Б алти й ское и
Черное. О днако эти изменения не отличаю тся астроном ической пе­
риодичностью и могут иметь случайны й х арактер.
К олебан ия уровня, вы званны е влиянием гидром етеорологиче­
ских ф акторов, назы ваю т непериодическими, в отличие от прилив­
ных и сезонных. Н епериодические колеб ан и я мож но п одразделить
на следую щ ие группы.
1.
К олебания, связан ны е со сгонно-нагонной циркуляцией вод
под влиянием ветров. Они возникаю т под действием касательн ого
нап р яж ен и я (трения) ветра на водную поверхность, ограниченную
берегами. Э м пирическая ф орм ул а изменения уровня в зависим ости
от ветр а имеет общий вид
L h= ab.F ^+ b.
(33)
где А/г — о ж и д аем ое изменение уровня;
— изменение х а р а к т е ­
ристик ветра;, а и Ь — эм пирические коэффициенты .
В расчет приним ается скорость ветра Fw{t), осредненная за
определенны й интервал времени. Т ан ген ц иальн ое н ап ряж ен и е ветра
в ы р аж ается формулой
%^ = k ^ ' w I W I,
(34)
где k — коэф ф ициент трения м еж ду воздухом и водой, зависящ ий
от ш ероховатости водной поверхности; р ' — плотность воздуха; w —
скорость ветра.
З а приняты й и нтервал времени t скорость ветра осредняется по
ф орм уле
П
^ ^ (0 = 4 -2
cos а,,
(35)
где Wi{t) — скорость ветра в данном пункте; а , — нап равлен ие его
относительно сгонного или нагонного н ап равлен ия.
С ущ ествует несколько граф ических и статистических методов
определения сгонных и нагонны х н ап равлений ветров, соответст­
венно которы м рассчиты ваю тся колебан и я уровня. С огласно тео ­
104
рии прибреж ной циркуляции и непосредственны м наблю дениям ,
у приглубы х берегов м акси м альн ы е огоны и нагоны наблю даю тся
при ветрах, п ар ал л ел ьн ы х берегу, а у отмелы х — при ветрах, н а ­
правленны х норм ально к берегу. Д л я отдельны х районов морей
составлены эм пирические форм улы расчета сгонно-нагонных ко л е­
баний уровня при различны х ветрах и барических ситуациях.
2. К олебан ия уровня, вы зван н ы е изменениями д авл ен и я атм о­
сферы. Они проявляю тся в двух ф орм ах: в виде статической р е а к ­
ции гидросф еры на изменения д ав л ен и я атм осф еры и в виде д и н а­
мического эф ф екта изменений д авл ен и я и уровня. В первом случае
имеет место о б р атн ая связь м еж д у изменениями д ав л ен и я Ар и
уровня Д/i:
+ Д р = + Д /г .
(36)
Е сли давл ен и е увеличивается на 1 мб, то уровень пониж ается
на 1,33 см, а при пониж ении д ав л ен и я на 1 мб («^1 мм) уровень на
столько ж е повы ш ается. И зм енения уровня вследствие п одвиж но­
сти барического поля относят к волновы м колебан и ям (см. стр. 109).
Они обусловлены возникновением длинной вы нуж денной или сво­
бодной барической волны, распростран яю щ ейся из фронтальны х
о бластей повыш енного или пониж енного д авлен ия. О б разован и е
вынуж денной или свободной барической волны зав и си т от соотно­
ш ения м еж ду скоростью дви ж ени я циклона и скоростью возникш ей
б арической волны, которая зави си т от глубины м оря и полож ения
траектории циклона относительно береговой черты. В ы нуж денны е
барические волны возникаю т непосредственно в области движ ения
ц иклона или ф ронта, а свободны е волны, имею щ ие скорость, боль­
шую, чем д ви ж ени е циклона, уходят, о п ер еж ая его, особенно при
изменении н ап р авл ен и я перем ещ ения барических систем.
А ном ально высокие подъемы уровня, вы званны е совместным
воздействием резких изменений д авл ен и я в передней или тыловой
ч астях ц иклона и интенсивных ветров, совпадаю щ их по н ап р ав л е­
нию с дви ж ени ям и барической волны , н азы ваю т ш торм овы ми н а ­
гонами. В суж иваю щ ихся зал и в ах с ум еньш аю щ ейся глубиной, как,
наприм ер, в верш ине Ф инского зал и в а (в Н евской гу б е), в дельте
р. Тем зы и др., ш торм овы е нагоны приводят иногда к катастр о ф и ­
ческим наводнениям.
С ледовательно, в природны х условиях непериодические к о л еб а­
ния уровня, вы зван н ы е интенсивными ветрам и и изменениями д а в ­
ления атм осф еры , взаи м освязан ы и п редставляю т собой слож ны е
анем обарические изм енения уровенной поверхности.
3. К олебан ия уровня вследствие изменений элем ентов водного
б ал ан са — испарения, осадков, берегового стока — и связанного
с ними водообм ена с соседним морем или океаном. Эти колебания
зав и ся т главны м образом от сезонны х и многолетних (от года
к году) изменений величины речного стока, притока и оттока вод,
т. е. внеш него водообм ена. К лим атические изменения могут п риво­
дить к катастроф ическим п одъем ам или падениям уровня в связи
105
с ливням и, засухам и или обильны ми снегопадам и. К атастроф и че­
ские наводнения на р. И нд и ее притоках летом и осенью 1970 г.
могут служ ить прим ером резких подъемов уровня вследствие обиль­
ных ливней. В некоторы х рай он ах К расного моря падение уровня
связано' с интенсивным испарением, где слой испаривш ейся воды
за год достигает 2,5 м.
4.
К олебан ия уровня в связи с изменениями плотности морской
воды. П ри уменьш ении плотности, т. е. увеличении удельного об ъ­
ем а морской воды, уровень повы ш ается, а при увеличении плотно­
сти уровень п они ж ается (с чем в больш ой степени связан ы сезон­
ные колебан и я у р о в н я). Р асп ред елен и е вод различной плотности
н аруш ается горизонтальной и вертикальной циркуляцией. И зм ен е­
ния н ап равлен ия холодны х полярны х и теплы х тропических тече­
ний, а т а к ж е сгонно-нагонны е процессы приводят к пониж ениям и
п одъем ам уровня.
К роме периодических и непериодических колебаний уровня, сл е­
дует у к а за т ь на колебания, связанны е с геотермическими и геодинамнческими процессами.
М едленны е вертикальны е
д ви ж ени я земной коры
приводят
к
поднятиям
или опусканиям отдель­
ных участков суши или
д на моря. Эти м едлен ­
ные дви ж ени я приводят к
опусканиям или подняти­
ям уровня относительно
Рис. 20. Многолетнийход средних
годовых
суши В ф орм е Трансгресзначений уровня Каспийскогоморя у г. Баку.
(опускание суши И
наступание на м атерик
моря) и регрессий (поднятие суши и отступание м о р я). Т ак к а к
эти изменения происходят в течение длительны х отрезков времени,
их назы ваю т вековы ми или эпейрогеническими. В первом случае
наблю даю тся вы ровненная береговая полоса, затопленны е подвод­
ные террасы , дельты и русла рек, а при регрессии м оря остаю тся
и зр езан н ая береговая черта, поднятия прибреж ны х ф орм рельеф а,
зар а стан и е лагун, бухт и заливов.
В ековы е колеб ан и я уровня могут возникать и вследствие геотер­
мических процессов, наприм ер освобож дения территорий от м ате­
риковых льдов. О тступание и таян и е льдов в послеледниковы е
эпохи привело к поднятию участков суши, освободивш ихся от д а в ­
ления огромны х м асс льд а. В связи с этими поднятиям и проис­
ходит медленное пониж ение уровня моря. П рим ером могут служ ить
Б алти й ское и Б ел ое м оря, где н аб лю д ается медленное пониж ение
уровня. С леды древней береговой черты Ботнического зал и в а, где
р асп о л агал ся центр последнего оледенения, находятся на высоте
275 м; в окрестностях Л ен и н град а — на высоте 50 м. Западн ы й
берег Ботнического зал и в а, северны е берега Финского зал и в а под­
ним аю тся, а ю ж ны е опускаю тся.
106
Т аяни е больш их м асс л ьд а соп ровож дается не только п одн я­
тием погребенны х участков суши, но и увеличением о б ъем а воды
в М ировом океане. П ри бли ж енн ы е подсчеты показы ваю т, что если
произойдет таян и е ледников Гренландии, то уровень М ирового оке­
ан а д о лж ен повы ситься на 8 м; если растопить и льды , покры ваю ­
щ ие А нтарктиду, то уровень поднимется н а 23 м. Н абл ю д аем ое
в послеледниковое врем я потепление к л и м ата и связан ное с ним
сокращ ение общ ей п лощ ади льдов в А рктике и А нтарктике могут
служ ить причиной повы ш ения уровня в М ировом океан е на 12—
14 см в столетие, которое в н астоящ ее врем я заф и ксировано. В з а ­
кры ты х и полузакры ты х м орях с затрудненны м водообменом веко­
вые колеб ан и я к л и м ата определяю т колеб ан и я уровня в связи
с многолетними и вековы ми изменениями гидром етеорологических
условий. Т ак, н априм ер, уровень К аспийского м оря з а последние
60 лет зам етн о п о н и ж ался (рис. 20) главны м об разом з а счет ко­
л ебан и й величины речного стока, не ком пенсирую щ его высокое
испарение с поверхности моря. Р езк о е сокращ ение стока реки
В олги с 1928— 1930 гг. привело к резком у падению уровня моря
более чем н а 200 см.
Р ассм отрен н ы е виды колебаний уровня м оря тесно связан ы с д и ­
намическими процессами, протекаю щ им и в атм осф ере, океан е и
зем ной коре. П оэтом у их мож но объединить в три группы; д еф ор­
мационны е, связан ны е с перем ещ ением вод из одного рай он а в д р у ­
гой, т. е. это ан ем обарические (сгоны и н агон ы ), приливны е и пр.;
объемны е, связан ны е с изменением о б ъем а воды в водоем е (изм е­
нения элем ентов водного б ал ан са, изменения плотности воды и
д р .), и геотектонические.
§ 49. Средний уровень. Нуль глубин
К основным характери сти кам уровня, необходимы м при изуче­
нии р еж и м а и представляю щ им практический интерес, относятся
средние уровни з а разли чн ы е периоды врем ени и экстрем альны е
значения. К ром е средних уровней — суточного, месячного, годового
и многолетнего, больш ой интерес п редставляю т экстрем альны е его
величины — м аксим альны й, миним альны й, н аи больш ее возм ож ное
отклонение от среднего уровня, продолж ительность стояния на
различной вы соте и др.
Н аблю д ен ия за колебан и ям и уровня м оря п роводятся на водо­
мерны х постах, сооруж аем ы х на б ерегах м атериков, островов,
а в п олярны х м орях — на ледяном покрове. У стройство таких по­
стов и способы наблю дений в принципе ничем не отличаю тся от
устройства и наблю дений на водом ерны х постах на рек ах и озе­
рах. Д л я непреры вной автом атической регистрации колебаний
уровня использую тся сам описцы -м ареограф ы . Р асч ет различны х х а ­
рактери сти к уровня осущ ествляется при помощи статистических м е­
тодов. С редние суточные, из которы х вы водится средний месячный
уровень, использую тся д л я расчета средних годовых его значений.
107
ср е д н и й годовой уровень не остается постоянным, хотя к о л еб а­
ния его, к а к правило, сравнительно невелики (рис. 2 1 ). В морях
с затрудненны м водообменом с океаном, таких, к а к Б алтийское,
Черное, А зовское и др., средний годовой уровень отклоняется от
многолетнего больш е, чем н а берегах океан а. В закры ты х морях
колебан и я среднего годового уровня могут быть значительны м и.
Д л я реш ения многих практических и теоретических за д ач необ­
ходимо расчеты вести относительно определенной нулевой п оверх­
ности. З а такую поверхность, относительно которой р ас см а тр и в а­
ю тся высоты н а суш е и глубины океанов и морей, принято считать
средний многолетний уровень, которы й сокраш,енно н азы ваю т сред­
ним уровнем моря. Средний много­
летний уровень определяется к ак
среднее из средних годовы х по ф ор­
муле
(37)
где Хо — средний многолетний уро­
вень; Хг — средние годовы е уровни;
п — число лет наблю дений, т. е.
дли н а ряд а.
Д л я морей, где приливны е к ол е­
бания значительны , д л я определе­
ния среднего многолетнего уровня
Рис. 21. График колебаний
достаточен 19-летний период, в те­
средних годовых уровней Ат­
чение которого п роявл яю тся все
лантического океана.
важ н ей ш и е неравен ства в явлении
1 — Портленд, 2 — Форт-Гамильтон,
приливов. Д л я морей, где величина
3 — Балтимор,
4 — Феркондина
(Флорида).
приливны х колебаний менее 50 см,
необходимо особо оп ределять про­
долж ительность р яд а наблю дений. О на зави си т от особенностей
непериодических колебаний и зад ан н ой точности. А. И. Д уванины м
п редлож ен а п ростая ф орм ула д л я определения продолж ительности
наблю дений
П= -
R
(38)
где п — необходимое число лет наблю дений; i? — за д а н н а я точность;
^макс = -Х'о — ^ г — н аи больш ее наблю денное отклонение среднего
годового уровня от многолетнего в одном из пунктов моря.
Точные нивелировки, произведенны е д л я связи средних уровней
моря в различны х пунктах наблю дений, п оказал и , что эти уровни
отличаю тся д руг от д руга на довольно значительны е величины.
Уровни у зап ад н ы х берегов м атериков выш е, чем у восточных, и
пониж аю тся с севера на юг. Т ак, средний уровень Тихого океана
у берегов СШ А на 0,5 м выш е, чем уровень А тлантического океана
на той ж е ш ироте; У ровень Б елого моря у А рхангельска на 24 см
выш е уровня Б алти й ского моря у К ронш тадта.
108,
Д л я того чтобы сделать сравним ы м и результаты измерений гл у­
бин, произведенны х при различны х п олож ениях уровенной п оверх­
ности, их приводят к одному определенном у уровню , н азы ваем ом у
н у л е м г л у б и н . В морях, где приливны е колеб ан и я уровня н е­
велики, за нуль глубин приним ается средний многолетний уровень.
И склю чением яв л яется К аспийское море, д л я которого з а нуль
глубин принят условны й горизонт. Н а Б алти й ском м оре з а нуль
глубин п рин ята уровен ная поверхность, п роходящ ая через нуль
К ронш тадтского ф утш тока, л еж ащ его на несколько сантим етров
н иж е среднего многолетнего уровня у К ронш тадта. В морях, где
приливны е ко л еб ан и я уровней значительны , т. е. средн яя величина
прилива более 50 см, з а нуль глубин приним аю тся уровни, св я за н ­
ные с наинизш им полож ением уровенной поверхности моря. Это
т а к н азы ваем ы й т е о р е т и ч е с к и й н у л ь г л у б и н
(Т Н Г) —
н аи более низкий уровень, возм ож ны й по астроном ическим причи­
нам. Он вы числяется различны м и способам и по гармоническим по­
стоянны м (см. стр. 143), которы е определены д л я многих портов
М ирового океан а.
Г Л А В А 14. ВОЛНЫ В ОКЕАНАХ И МОРЯХ
§ 50. К лассиф и каци я волн
К олебательны е дви ж ени я, при которы х частицы описываю т з а м ­
кнуты е или почти зам кн уты е орбиты , соверш ая верти кальн ы е и
горизонтальны е перем ещ ения, носят н азв ан и е в о л н . Волны, н а ­
блю даем ы е в м орях и океан ах, разн ооб разн ы по ф орме, х ар а к тер у
колебаний, р азм ер ам и другим особенностям . П о происхож дению ,
т. е. в зависим ости от сил, возбуж даю щ и х их, волны п одраздел яю т
на ветровы е (волны тр ен и я), приливны е, анем обарические, сейс­
мические (ц у н ам и ), корабельны е.
В е т р о в ы е волны возникаю т под действием тан ген ц иальн ого
трения и н орм ального д авл ен и я воздуш ны х масс, дви ж ущ ихся н ад
водной поверхностью .
П р и л и в н ы е волны в озбуж даю тся приливообразую щ им и си­
л ам и Л уны и С олнца. Эти волны характерн ы тем, что в ер ти кал ь­
ные см ещ ения части ц воды, описы ваю щ их длинны е эллиптические
орбиты, проявляю тся в периодических колебан и ях уровня о к е а ­
нов и морей, а горизонтальны е см ещ ения определяю т п оступ а­
тельны е периодические дви ж ени я воды в ф орм е приливны х т е ­
чений.
Анемобарические
волны — длинны е волны, связан ны е
с прохож дением барических систем (циклонов, тай ф ун ов); возни ­
каю т в связи с изм енениям и д ав л ен и я атм осф еры и ветровы х усл о­
вий.
С е й с м и ч е с к и е волны создаю тся резким и вертикальны м и и
горизонтальны м и дви ж ени ям и земной коры при зем летрясениях,
109
оползнях и подводны х изверж ен и ях
Н а поверхности океанов и
морей эти колеб ан и я возбуж даю т серию свободных волн, р асп ро­
страняю щ ихся с больш ой скоростью и создаю щ их у берегов я в л е­
ние цунами.
К о р а б е л ь н ы е волны возникаю т при движ ении кор аб л я или
иного твердого тел а в воде.
В олновы е процессы разви ваю тся при участии не только этих
внеш них возбуж даю щ их' сил, но и других физических ф акторов,
сопутствую щ их или противодействую щ их основным силам. Волны,
разви ти е которы х определяется силой тяж ести, н азы ваю т г р а в и ­
т а ц и о н н ы м и . П од влиянием пульсаций д авл ен и я ветра в тонком
поверхностном слое возникаю т капи ллярн ы е волны (р я б ь ), кото­
рым противодействую т кап и ллярн ы е силы, т. е. силы поверхност­
ного н атяж ен и я воды (см. стр. 15). Это первичная стади я разви тия
ветровы х волн, которы е при дальнейш ем воздействии ветра преоб­
р азую тся в гравитационны е. Н а их наветренны х склонах могут
вновь п оявляться первичные кап и л л ярн ы е волны.
Волны классиф ицирую т и по другим п ризн акам . Все волны , ко­
торы е сущ ествую т в резул ьтате действия внеш них сил, назы ваю тся
вынуж денны м и, а остаю щ иеся после прекращ ен и я
воздействия
силы — свободны ми. П ериод вы нуж денны х волн бли зок к периоду
возбуж даю щ ей силы, а ам плитуда колебаний зави си т от ам пли ­
туды внеш ней силы, разм еров, формы и глубины бассейна. По ф азе
вы нуж денны е колебан и я смещ ены относительно ф азы внешней
силы. С вободны е волны имею т период и ам плитуду колебаний, з а ­
висящ ие от морф ом етрических условий бассейна, его разм еров, и з­
менений глубин и очертаний. В реальны х условиях вы нуж денны е и
свободны е ветровы е, приливны е, барические и сейсмические волны
могут иметь различны й профиль, в зависим ости от которого их под­
р азд ел я ю т на поступательны е, стоячие и поступательно-стоячие
(рис. 2 2 ).
П о с т у п а т е л ь н ы е — это вы нуж денны е или свободны е п ро­
грессивны е волны , у которы х н аб лю д ается перем ещ ение проф иля
волны в пространстве.
С т о я ч и е в о л н ы возникаю т в р езул ьтате интерференции
прогрессивны х волн, бегущ их с разны х н ап равлений и, в частности,
о траж ен ны х берегам и.
У поступательны х волн частицы воды соверш аю т колебан и я по
круговы м или эллиптическим орбитам ; у правильны х стоячих волн
ко л еб ан и я происходят по орбитам , вертикальны м в пучностях, го­
ризонтальны м в у зл ах и наклоненны м в п ром еж утках м еж д у пучно­
стям и и узлам и.
У стоячих волн наибольш ие верти кальн ы е колебан и я отм еча­
ю тся в пучностях, а наим еньш ие — в узлах.
' в этом случае при мгновенных изменениях рельеф а дна возникает упругая
деформация, связанная с резким изменением о бъ ем а и давления внутри водной
среды.
110
Рис. 23. Формы волны.
а —
двухмерная, б — трехмерная.
И н огда в р езул ьтате неполного отраж ен и я прогрессивных волн
в бассейнах с переменны м поперечным сечением возникаю т с л о ж ­
ные п о с т у п а т е л ь н о - с т о я ч и е волны.
П о ф орм е вы деляю т двухм ерны е волны, имею щ ие больш ую про­
тяж ен ность гребня, и трехм ерны е, д ли н а гребня которы х соизм е­
ри м а с длиной волны (рис. 23).
П о р азм ер ам волны д ел я т на короткие, волны конечной глу­
бины и длинные. Это подразделен ие оп ределяется отношением
К
длины волны X к глубине м оря Я . Если отнош ение - ^ < 2 , волны
короткие; если
Я
%
волны конечной глубины и при ^ > 2
волны
длинные. К ороткие волны обычно и короткопериодны е, а д ли н ­
н ы е — долгопериодны е. П о располож ению разл и чаю т поверхност­
ные и внутренние волны. П оверхностны е возникаю т на поверхности
океан а, внутренние — в толщ е воды, на поверхности р а зд е л а слоев
воды с различной плотностью.
§ 51. Элементы волн
В олна х арактери зуется следую щ ими элем ентам и: высотой,
длиной, периодом, скоростью распростран ен ия (ф азовой и орби ­
т ал ь н о й ), крутизной, фронтом, н аправлением распростран ен ия
(рис. 24).
В ы с о т а /г — разн ость уровней гребня и подош вы волны, р а в ­
н ая ее удвоенной ам плитуде a = 0,5/i. (Н ередко высоту неверно
определяю т к а к верти кальн ое расстоян и е м еж ду гребнем и подош ­
вой. Это расстоян и е не вертикально, а почти горизонтально.)
Д л и н а в о л н ы А. — кратчайш ее горизонтальное расстояние
м еж д у д ву м я соседними гребням и или подош вами. Д л я поступа­
тельны х волн — это расстоян и е м еж д у д вум я частицам и, н ах о д я­
щ имися в одинаковой ф а зе колебаний.
П е р и о д в о л н ы т — врем я одного обращ ени я частицы по ее
орбите. Это пром еж уток времени м еж ду прохож дением двух сле­
дую щ их один з а другим гребней через одну и ту ж е точку п рост­
р ан ства. П ериод равен:
® — угл о вая скорость орби­
тальн ого д ви ж ен и я; величина, о б ратн ая периоду
н азы вается
частотой.
Скорость
распространения
волнового
про­
ф и л я , и л и ф а з о в а я с к о р о с т ь , с — горизонтальное р ассто я­
ние, проходимое лю бой точкой проф иля волны в единицу времени.
З а полный период т проф иль волны сместится со скоростью с на
расстояние, равное длине волны:
—
112
_L
т
о р б и т а л ь н а я с к о р о с т ь v — лин ейн ая скорость движ ения
частицы по орбите. В случае круговы х орбит средняя линейная ско­
рость v = — —
или v = 2nrf , где г — рад и ус орбиты.
%
К р у т и з н а в о л н ы б — угол н акл он а волнового проф иля к го­
ризонту, т. е. угол м еж ду норм алью к волновом у профилю и в ер ­
ти кал ью (или м еж ду касательн ой и гори зон талью ). С редняя кру­
ти зн а определяется отнош ением высоты волны к полудлине (б==
=
но д л я удобства на п ракти ке д л я определения крутизны
пользую тся отнош ением высоты к длине | б = - ^ ) •
Рис. 24. Элементы волны.
Ф р о н т В О Л Н Ы — линия, п роходящ ая вдоль гребней волны
норм ально направлению перем ещ ения волнового профиля.
Н а п р а в л е н и е р а с п р о с т р а н е н и я волны — направление,
откуда идет волна (ази м ут в гр ад у сах или р у м б ах ).
§ 52. Основы теории волн
И стория исследования морских волн восходит к трудам Н ью ­
тона, Л а п л а с а , Л а г р а н ж а и др. П ервы е теории морских волн б а ­
зи ровали сь н а п олож ениях классической гидродинам ики и связаны
с р аб о там и Герстнера, С токса, Р ел ея, Д ж еф р и са , К ельвина и др.
Б ольш ой в к л ад в изучение волн внесен трудам и отечественных уче­
ных А. И. Н ек р асо ва, Н . Е. К очина, Л . Н . С ретенского, В. М. М аккавеева, В. В. Ш улейкина, Ю. М. К ры лова, Л . Ф. Т итова и многих
других.
В се классические теории волн р ассм атри вал и установивш ееся
волнение, которое сущ ествует после прекращ ен и я действия внеш ­
него им пульса, т. е. свободны е гравитационны е волны, которым
больш е всего отвечает зы бь. В этих теори ях и сследовалась ф орм а
волнового проф иля при различной глубине моря, кинем атическая
структура, зако н изм енения дви ж ени я с глубиной и были получены
ф орм улы д л я основных элем ентов волн. Одной из ранних теорий
волн на больш ой глубине бы ла теория трохоидальны х волн, опубли­
ко ван н ая в 1802 г. чеш ским ученым Герстнером. О на построена на
допущ ениях, что м оре бесконечно глубоко, вода состоит из отдель­
ных м атери альн ы х частиц, лиш енны х внутреннего трения, частицы,
находящ и еся на одной и той ж е глубине, описы ваю т зам кн уты е
орбиты одинакового ради уса, но разли чаю тся по ф азе, т а к как
8
Зак. № 266
113
приходят в дви ж ени е неодноврем енно. П ри такой кинем атике ч ас­
тиц волновой проф иль имеет ф орм у трохоиды . Н а рис. 25 приво­
дится трохоида — кри вая, п ред ставл яю щ ая собой след точ ки /п , л е ­
ж ащ ей на поверхности п роизводящ его круга радиусом го, расп ол о­
женного внутри катящ егося круга радиусом R при перем ещ ении его
без скольж ени я по горизонтали ( Х Х ) в пространстве. К ривая, опи­
сан н ая точкой М катящ егося круга, будет циклоида, т. е. п ред ель­
н ая кр и вая сем ейства трохоид. Н а рис. 22 а п оказан о дви ж ени е ч а с ­
тиц воды при поступательном перемещ ении проф иля в пространстве.
С н ачалом действия ветра к а ж д а я из двух соседних частиц, р а с ­
полож енны х слева с наветренной стороны, приходит в дви ж ени е
раньш е. Ч асти ц а 1 выйдет из состояния покоя раньш е, чем ч а ­
стица 2, которая отстает от частицы 1 на угол 0i, а частица 2 от
5 — на 02 и т. д.
2%R
Рис. 25. Трохоида и циклоида.
Все частицы, л еж ащ и е на одной глубине (и зо б ар е), с н ачалом
волнения находятся в разной ф азе колебаний 0. Соединив точки
1, 2, 3, 4 я т. д., мож но получить проф иль волны в момент to. М о­
жно получить волновой проф иль и в момент t ' , соединив точки
1', 2', 3' и т. д., который будет смещен в н ап равлении действия
ветра. А налитически, реш ая уравнения движ ения, и геометрически
трохои дальн ая теория д ает вы раж ен и я д л я волнового проф иля
в виде:
^ : = / ? 6 - |- r s i n e ,
г= гсоз6,
где X и 2 — текущ ие координаты частиц;, п
(39)
^------- ради ус катящ е-
и
гося круга; 1' = —)— радиус п роизводящ его круга; 0 — ф аза, опре•См
дел яю щ ая полож ение частицы в ее орбите.
Ф аза, зав и ся щ ая от полож ения центра орбиты относительно н а ­
чала координат и времени (рис. 22 а ) , имеет вы раж ен и е
l = k a — u)t,
114
где k =
2п
I
носит н азван и е волнового числа;
'
со =
2п
■угловая
X
скорость; X -— дли н а волны ; х — период; а — расстоян и е центра о р ­
биты, описы ваемой частицей от среднего у р о в н я в момент временив.
Т рох о и дал ьн ая теория д ает основные ф орм улы д л я определения
элем ентов волн — длины %, периода х и скорости с:
Х =
2я
(40)
-JL
2it
(41)
2т:1
(42)
Т ак к а к д ли н а, период и скорость распростран ен ия волн св я­
зан ы м еж д у собой уравнением %= сх, то, изм ерив один из трех
элем ентов, мож но определить остальны е д в а (табл. 18). В ысота
волн h определяется и нструм ентально или по эмпирическим ф орм у­
л ам , полученным из непосредственны х наблю дений.
Т а б л и ц а 18
\
X
_
х
0,8 / Г
с
1 ,2 5 / Г
X
1 .5 6x 2
с
0,64с2
—
0,64с
1 ,5 6 х
—
Если принять ^ = 9,81 м /с^ входящ ее в расчетны е формулы , то,
о п р ед ел яя длину волны в м етрах, период в .с е к у н д а х , а скорость
в м/с, м ож но получить просты е ф ормулы , связы ваю щ и е X, с, х.
В трохоидальной теории получен закон изм енения радиусов г
круговы х орбит с глубиной, а следовательно, и высот волн, т а к как
Ло
г о = ^ :
(43)
2тс
h^=hoe
(44)
где Го и ha — рад и ус орбиты и вы сота волны на поверхности моря;
Гг и hz — р ад и у с орбиты и вы сота волны на глубине z.
И з этих вы раж ен и й следует, что с увеличением глубины в ари ф ­
метической прогрессии радиусы орбит, а та к ж е и высоты волн убы ­
ваю т в геометрической прогрессии. О тсю да вы текает, что на
8=^
115
глубине, равной половине длины волны
высота волны
ум еньш ается в 23 р а за , т. е. почти до 4% поверхностной, а н а гл у­
бине, равной дли н е волны (2 = Х), — в 535 раз. Т аким образом , на
Я.
глубине, равной
волнение мож но считать затухш им . Выводы
трохоидальной теории волн применимы главны м образом при ис­
следовании зыби.
Д л я и сследования волн в откры том море и прибреж ной полосе
приходится о б р ащ ать внимание н а соотнош ение м еж д у длиной
волны и глубиной м оря и и спользовать выводы не только теории
коротких трохоидальны х волн, но и теории волн конечной глубины
и длинны х волн. Если глубина Я вели ка, то при отношении Я Д ^
^ 0 , 3 -ь 0,5 орбиты частиц круговы е, а профили трохоидальны х волн
распростран яю тся со скоростью
2
— , следовательно, период т,
д ли н а Я, и другие элем енты определяю тся по ф орм улам трохои дал ь­
ной теории.
Е сли глубина Я конечна и отнош ение 0,1 < Я Д < 0,3-^-0,5, э л ­
липтические орбиты вытянуты и проф иль волны близок к синусои­
дальном у. Это волны м елководья, распростран яю щ и еся со скоро­
стью
(« )
которая зави си т не только от длины волны , но и от глубины моря.
Если глубина м оря м а л а по сравнению с длиной волн, то гипербо­
лический тангенс
(46)
тогда скорость будет р ав н а c ^ = g H . Это известное вы раж ен и е Л а г ­
р а н ж а — Эри д л я скорости распростран ен ия свободны х длинных
волн, у которы х дли н а превосходит глубину м оря и отнош ение
Я Д ^ 0 , 1 . Они возникаю т главны м образом под действием приливо)бразую щ их сил Л уны и С олнца, а т а к ж е геотектонических сил.
О днако и ветровы е волны, расп ростран яясь с больш их глубин на
малы е, могут п реоб разовы ваться в длинные, когда их дли н а начи­
н ает превосходить глубину моря. У длинны х волн проф иль сину­
соидальны й и орбиты частиц п редставляю т собой эллипсы , очень
сильно вы тянуты е в горизонтальном направлении. Зам ети м , что
скорость перем ещ ения волнового проф иля длинной волны c ^ = g H
зави си т от глубины и не зави си т от других элементов. П ри переходе
на м алы е глубины скорость распростран ен ия длинны х волн опре­
деляется ф ормулой Д удсона
c=Vg{M +3a),
где а — ам пли туда волны.
116
(47)
М ак си м ал ьн ая скорость горизонтальны х смещ ений частиц (те­
чений) св яза н а с ам плитудой волны а и глубиной моря Я ф орм у­
лой К омоа
Д л и н а и период длинны х волн определяю тся вы раж ен и ям и :
(49)
(50)
§ 53. Г рупповая скорость и энергия волн
В природны х условиях волны п редставляю т собой сумму н а л а ­
гаю щ ихся д р у г н а д руга просты х колебаний, распростран яю щ и хся
в одном или в разн ы х н ап равл ен и ях и имею щ их разли чн ы е высоты
и периоды. П ри налож ении волн (интерф еренции) с различны м и
элем ентам и возни кает явление, н азы ваем ое б и е н и е м . Основными
причинами о б р азо ван и я групп больш их волн, разделенн ы х поло­
сам и меньш их волн, сл у ж ат п ульсаци я скорости ветра и разли чи я
скоростей отдельны х волн. Д огон яя д руг д руга и интерф ерируя, они
об р азу ю т группы. Групповы е волны начинаю т исчезать при преоб­
разован и и ветровы х волн в волны зы би. Т а к к а к волны бегут груп­
пами, возникло п редставлен и е о «девятом вале». В разн ы х р ай о ­
нах М ирового о кеан а сам ы м и крупны м и могут быть третий, седь­
мой и одиннадцаты й или п-ный, в том числе и девяты й, в ал .
Закон ом ерн ость в чередовании крупных результирую щ их и м елких
волн определяется ветровы м и и геоморф ологическими условиям и.
В случае больш ой глубины м оря скорость перем ещ ения результи ­
рую щ ей волны, н азы в а ем а я групповой скоростью и р ав н ая
не со вп ад ает с ф азовой скоростью интерф ерирую щ их волн с\ и Сг.
Т ак к а к периоды этих волн в глубоком море близки д руг к д ругу,
то Cl и С2 п о лагаю т равны м и их средней скорости Сср, тогда
(52)
т. е. групповая скорость волн, распростран яю щ и хся на большой
глубине, р ав н а половине ф азовой скорости с. Д л я мелководны х
районов д л я случая волн конечной глубины групповая скорость з а ­
висит от парам етра б = 2 я - ^ и равняется
гр
2
-ih ir; •
(53)
117
П ри м алы х зн ачен иях Я Д вы раж ен и е sh 26 п ри б л и ж ается к 26
и Сгр стремится к ф азовой скорости с, что сп раведливо д л я прилив­
ных волн, д ли н а которы х значительно превосходит глубину моря.
Г рупповая скорость волн определяет скорость переноса энергии
волн и входит в уравн ен ие б ал ан са энергии.
Э нергия, которой об ладаю т волны, сл агается из кинетической,
возникаю щ ей от обращ ени я частиц воды по орбитам , и п отенциаль­
ной, ко то р ая определяется тем, что частицы при волновом д в и ж е­
нии приподняты н ад невозмущ енны м уровнем. В следствие этого
осредненное за период значение потенциальной энергии зави си т от
величины превы ш ения центров орбит н ад полож ением частиц
в покое.
К инетическая энергия р авн а
или
(54)
так как
Ло
П отенц и альн ая энергия
(55)
П о л н ая энергия, которой о б л ад ает волна, им ею щ ая п ротяж ен ­
ность гребня Ь, длину волны К и плотность воды р, определится
вы раж ением
E = E „ + E ,= -L p g h 4 l.
(56)
Энергия поступательной волны переносится со скоростью , р а в ­
ной групповой скорости волн.
В случае стоячей волны сум м арн ая энергия
(57)
П о л н ая энергия стоячей волны вдвое меньш е полной энергии
прогрессивной волны. В стоячей волне ки н ем атическая и потенци­
ал ь н а я энергия переходят одна в другую .
§ 54, С труктура волн
Рельеф морской поверхности имеет слож ную топограф ию под
влиянием трения и неравном ерного д авлен и я ветра, имею щего
слож ную динам ическую структуру. О дновременно с волнообразны м
движ ением м ож ет возникать и вихревое, в резул ьтате чего поверх­
118
ность м оря приним ает беспорядочны й вид. Гряды волн исчезают^
волны наклонены по сам ы м разн ооб разн ы м н ап равлен иям . И з
двухм ерны х они стан овятся трехм ерны ми.
К огда волнение н ачинает затухать, п реж д е всего исчезаю т м а ­
л ы е волны, затем более крупны е и н а м оре остаю тся только очень
длинны е и пологие волны зы би. Они н адолго п ереж иваю т м алы е
волны, уходя н а ты сячи килом етров от м еста возникновения вол ­
нения. Ф орм а п роф иля зы би п ри б л и ж ается к трохоиде.
К более правильны м , близким к трохоидальны м относят т а к ж е
р азви ты е ш торм овы е волны. П роф или вы нуж денны х ветровы х волн
оказы ваю тся несимметричными. Н аветрен ны е склоны имею т боль­
шую протяж енность и пологи, а подветренны е более короткие и
круты е. П о данны м стереоф отосъем ки и исследований В. В. Ш улейкина, крути зн а волн л еж и т в п ред елах 15— 16° при ветре 2—
3 б а л л а и в о зр астает до 20° при более сильном ветре. К рутизн а
м елких вторичных волн не превосходит 30°, дости гая иногда н а от­
дельны х у ч астк ах 45°. К рутизн а зы би меньш е, чем ветровы х волн.
К ак п оказы ваю т наблю дения, орбиты части ц воды оказы ваю тся
незам кнуты м и з а один период волны и испы ты ваю т переносное
дви ж ени е в нап равлен ии перем ещ ения волны. Это поступательное
дви ж ени е носит н азван и е в о л н о в о г о т е ч е н и я , обнаруж енного
эксперим ентально в 1954 г. Ш улейкины м.
С корость этого переносного д ви ж ен и я изм еняется з а период
волны. О средненная скорость з а один период д л я поверхности
имеет в ы р аж ен и е
'г'теч=^О^^С,
(58)
.
2я
„
где k = — — \ Го — ради ус поверхностной орбиты ; с — скорость переА
мещ ения волнового проф иля.
С волновы м течением связан о увеличение ф азовой с и групповой
Сгр скоростей волн н а величину скорости волнового течения.
Н а глубине скорость волнового течения имеет вы раж ен и е
_^
v,= rW ce
^ \
(59)
В олновое течение изм еняет орбитальное движ ение частиц и
ф орм у волнового трохоидального проф иля.
§ 55. Ф изические условия возникновения и разви ти я
ветровы х волн
Основной вопрос в исследовании ветровы х волн состоит в вы яс­
нении м ехан изм а передачи энергии ветра волне. Энергия, п ер ед а­
в аем ая ветром водной поверхности, расп ределяется м еж д у к о л еб а­
ниями с разн ы м и периодам и, разли чи е в которы х приводит к ин­
терф еренции и возникновению групп волн. С л о ж н ая д ин ам ическая
структура ветра, его п ульсаци я по скорости и н ап равлению
119
определяю т возникновение ш ирокого спектра волн различной ч ас­
тоты. М еханизм передачи энергии ветра волнам рассм атри вается
различно отдельны ми авторам и. Основы д л я реш ения этой проб­
лемы зал о ж и л В. М. М аккавеев, предлож ивш ий использовать
уравнение энергетического б ал ан са. У равнение б ал ан са энергии,
предлож енное М аккавеевы м , имеет вид
(60)
дЕ
■изменение энергии волн во времени; Vc — скорость пере­
dt
носа волновой энергии в н аправлении распростран ен ия волн, р а в ­
н ая групповой скорости Сгр; л: — расстояние, проходимое волной
вдоль оси X; Л!,, — энергия, п олучаем ая от ветра; Wp. — количество
энергии, теряем ое вследствие рассеяни я (диссипации).
где
Рис. 26. Схема питания волн энергией ветра (по В. В. Шулейкину).
О сновная роль, по М аккавееву, п рин адлеж и т касательн ом у н а ­
пряж ению ветра x = y p ' w ^ , где y — коэф ф ициент трения м еж ду
атм осф ерой и водой, р' — плотность воздуха и w — скорость ветра.
С ущ ествует точка зрения, что п ередача энергии ветра волне
происходит главны м образом вследствие разности д ав л ен и я на н а ­
ветренном и подветренном склонах волны (рис. 26). Этой точки
зр ен и я п ри д ерж и вается Ш улейкин, которы й эксперим ентально ис­
сл ед овал м еханизм передачи энергии ветра волне и получил в ы р а­
ж ени е д л я мощ ности, п ередаваем ой волне норм альны м давлением ,
M ^M = A h(w ~ cf,
(61)
где А — эмпирический коэффициент; остальны е величины сохра­
няю т п реж ние значения.
И з вы р аж ен и я (61) следует, что основная роль в процессе р а з ­
вития волн п рин ад леж и т относительной скорости ветра
( ® ' - ^ ) ' = ( i - - |г Г
В ы раж ен и е (61) мож но представить в виде
(62)
120
Q
О тнош ение — = 'P сл уж и т п оказател ем н ар астан и я волн.
Р еш а я вопрос о п ередаче энергии ветра волне, отдельны е иссле­
д ователи п рид ерж иваю тся точки зрения, что необходимо учиты вать
и касательн о е н ап ряж ени е, и норм альное д авл ен и е (X. С вердруп,
В. М анк, Ю. К ры лов и д р .), д л я расчета которы х использую тся
формулы , аналогичны е преды дущ им.
С ущ ествует много реш ений уравн ен ия б ал ан са энергии ветровых
волн. Н а их основе р азр аб о тан ы разли чн ы е методы расчета волн
и ф орм улы связи м еж д у элем ен там и волн и ветром. Н а каж д ой
стадии р азви ти я волн увеличение энергии, п ередаваем ой от ветра,
определяет рост элем ентов волн, в частности увеличение высоты,
длины и скорости распространения. Н а р аста н и е длин волн проис­
ходит бы стрее высот, с чем связан о уменьш ение крутизны волн.
Устойчивые волны сущ ествую т при определенной крутизне б =
= 1/7-f-1/10, после чего начинаю т разруш аться.
§ 56. Р асп ространени е ветровы х волн в прибреж ной зоне
П ри распространении волн из откры той части м оря к поисреж ью они подвергаю тся деф орм аци и и соп ровож даю тся явлением
реф ракц ии в зависим ости от изменений глубины моря, х ар а к тер а
и н ап равлен ия н абегаю щ их волн относительно берегов. У приглубых берегов отраж ен ны е волны интерф ерирую т с набегаю щ им и,
в р езу л ьтате чего возникаю т стоячие колебан и я, вы сота которы х
в пучностях р ав н а примерно удвоенной высоте набегаю щ ей волны .
Силу у д а р а при этом, т. е. давл ен и е воды, приближ енно м ож но
определить по ф орм уле
/» = 0 ,5 1 А 4 "2 ,4 1
т/м^.
Т ак к а к у берегов затрудн ительн о оп ределять высоту h и длину
волн %, Ш улейкины м п ред лож ен а ф орм ула д л я определения д а в ­
ления по периоду
/» = 0 ,0 9 т т/м^.
Н а океаническом п обереж ье сила у д а р а увеличивается до 38 т/м ^
в морях, особенно внутренних,— до 15— 10 т/м^. О бруш и ваясь на
изрезанны й скалисты й берег, волны разруш аю тся, затр а ч и в ая свою
энергию на аб р ази ю берега, а при н абегании на пологие берега
р азруш аю тся раньш е, чем достигаю т его. Н аи б ол ее интенсивно
волны деф орм ирую тся при переходе на мелководье.
П ри продвиж ении волн по м елководью н аб лю д ается несим м ет­
ричность проф иля волны , что оп ределяется неодинаковой ф азовой
скоростью перем ещ ения гребня и подош вы. Гребень д ви ж ется бы ­
стрее, д огоняя подош ву предш ествую щ ей волны, передний склон
ее д ел ает ся более круты м и обруш ивается. Гребни опрокиды ваю тся,
когда скорость дви ж ени я части ц на верш ине волны превы ш ает ее
121
ф азо ву ю скорость. О прокиды вание гребней в гГрибрежной зоне п ро­
исходит с глубины Я к р = 1,3/г.
П ри переходе волн в прибреж ную мелководную зону их скорость
:и дли н а ум еньш аю тся, вы сота крупных волн несколько ум еньш а­
ется, а мелких увеличивается.
П еред разруш ением д ли н а убы вает пропорционально УЯ (глу­
бине м о р я ), скорость — пропорционально УЯ, а период становится
4 -------
больш е и вы сота возр астает обратно пропорционально у я .
П ри уменьш ении длины и одновременном увеличении высоты
увел и чи вается крутизна, при достиж ении критического значения
которой акр и происходит разруш ен ие гребней и образован и е при­
б о я (рис. 27) .
П ри продвиж ении волн по мелководью трение частиц о дно з а ­
д е р ж и в а е т их движ ение; скорость перем ещ ения верхних слоев ста­
н о ви тся больш е, чем ниж них, они сдвигаю тся, гребень волны опро­
киды вается и рассы пается пеной. Т ак возни кает прибой. П ри под­
ходе к мелководью на некотором расстоянии от берега, на полосе
■отмели или у рифов, это явление назы ваю т б у р у н о м . П рибой
имеет различны й х арактер в зависим ости от особенностей берега.
Н а отмелом берегу глубины ум еньш аю тся постепенно, поэтому и
прибой здесь более спокоен. У круты х приглубы х берегов возникает
о б р а т н а я волна, несколько ум еньш аю щ ая силу у д а р а следую щ ей за
ней волны. П ри уд аре волн о круты е берега об разую тся взбросы ,
дости гаю щ и е у приглубы х берегов высоты 50— 60 м и более.
§ 57. Р еф р ак ц и я волн
П ри переходе волн на м алы е глубины н аб лю д ается явление
р еф ракц ии , которое состоит в том, что волны изм еняю т свое н а ­
правление и их фронт стремится зан ять полож ение, п араллельн ое
берегу. Это явление возни кает вследствие неодинаковой фазовой
скорости распространения отдельны х участков гребней волн при пе­
реходе в прибреж ную зону. Н а рис. 28 п оказаны последовательное
ло л о ж ен и е ф ронта волн M N и векторы скорости распространения
волн. У частки ф ронта волны, располож енны е б ли ж е к берегу, д ви ­
ж у т с я медленнее, чем те, что ещ е удален ы от м алы х глубин.
Угол а м еж ду фронтом волны и линией, п арал л ел ьн ой берегу,
в точке с глубиной Я зави си т от угла ссо в откры той части м оря на
122
глубине Яо и периода волны т. По Ш улейкину, этот угол мож но
определить из вы раж ен и я
1+
sin а=
1
+
'0.05т2
Яо
(63)
Я
Д л я откры того моря, откуда распростран яется волна, если гл у­
бина превы ш ает ее полудлину, Яо мож но принять бесконечной и
преды дущ ее вы раж ен и е зап и сать в виде
sin а=
Я sin «о
Я + 0,05x2 •
(64)
П ри реф ракц ии происходит изменение длин, высот и крутизны
волн. К ром е явления реф ракции, н аб лю д ается искривление гребней
волн вследствие резких изменений очертаний береговой линии. При
обходе мысов, отдельны х выступов и других ф орм и зрезанны х бе­
регов возникаю т диф ракционны е волны. Они распростран яю тся на
закры ты е участки, о тд еляясь от основной системы волн. Д и ф р а к ­
ционные волны возникаю т, когда дли н а волн соизм ерим а с линей­
ными р азм ер ам и препятствия. В природны х условиях иногда н а ­
блю дается сочетание явлений реф ракц ии и диф ракц ии волн.
§ 58. М етоды наблю дения и расч ета волн
И зучение волн осущ ествляется инструм ентальны м и методами
с помощ ью береговы х и морских волнограф ов. К н аи более совер­
шенным м етодам регистрации волн следует отнести стереоф ото­
съем ку и аэроф отосъем ку, в р езул ьтате которы х получаю т и зо б р а­
ж ение волнового р ел ьеф а в изолиниях высот уровня. К ром е того,
исследование волн осущ ествляется на м оделях в лабораторн ы х
условиях и эксперим ентальны м и методам и, как, наприм ер.
123
в специальном ш тормовом бассейне, созданном академ иком
В. В. Ш улейкиным.
Н а инструм ентальны х м етодах наблю дений строится соврем ен­
н ая м етодика расчета элем ентов волн. Н а р яд у с больш им числом
эмпирических соотношений м еж ду элем ен там и волн и элем ентам и
ветр а (его скоростью ш, н аправлением Ow, временем действия tw,
разгон ом D, т. е. длиной воздуш ного потока н ад морем) и глубиной
моря Н ш ирокое распростран ен ие получили методы расчета, б ази ­
рую щ иеся на уравнении б ал ан са энергии,— это т а к н азы ваем ы е
энергетические методы. Б ольш ое разви ти е получили в последние
годы статистические методы ан ал и за и расчета ветровы х волн.
Д л я расчета элем ентов волн составлены номограм м ы , таблицы
и атласы волн д л я различны х районов М ирового океан а, которыми
ш ироко пользую тся м ореплаватели, портостроители и другие спе­
циалисты .
Н а р я д у с сущ ествую щ ими современны ми м етодам и расчета э л е ­
ментов волн до последнего времени ш ироко используется в и зу ал ь ­
ный метод оценки волнения по девяти балльн ой системе (табл. 19).
Таблица 19
Ш кала степени волнения
0)
Высота волны,
м
0
0—0,25
0 ,2 5 —0,75
0 ,7 5 — 1,25
1,25—2 ,0
IV
S
i
Х арактеристика
^
р
S «
CQ\0
0
I
II
III
IV
волнения
Высота волны,
м
||
Х арактеристика
волнения
Шю
Волнение отсут­
ствует
Слабое
Умеренное
Значительное
Значительное
2 ,0 - 3 ,5
V
3 ,5 —6 ,0
VI
6 ,0 —8 ,5
V II
8 ,5 — 11,0
VI I I
1 1 ,0 и более
IX
Сильное
Очень сильное
Очень сильное
Очень сильное
Исключительное
В основу ее полож ены высоты зам етн ы х крупных волн (обеспечен­
ностью около 3 % ).
Н а современном этап е и сследования морского волнения основ­
н ая з а д а ч а состоит в р азр а б о тк е единой теории волн, на основе
которой мож но осущ ествлять расчет и п ред сказан и е их х а р а к те ­
ристик. В реш ении этой зад ач и определилось несколько н ап р ав л е­
ний, в частности изучение ф ункциональной связи м еж ду средними
зн ачен иям и элем ентов волн и ф акторам и волнооб разован и я с ис­
пользованием уравн ен ия среднего энергетического б ал ан са волн и
у равн ен ия связи м еж ду элем ен там и волн. Это н ап равлен ие б а зи ­
руется на р аб о тах В. В. Ш улейкина. В торое н ап равлен ие связано
с изучением законом ерностей распределени я волн в волновом поле.
В зад ач у этого н ап равлен ия входит м атем атическое описание сл о ж ­
ной волновой поверхности и количественная вероятностно-статисти­
ч еск ая х ар актери сти ка различны х волн. Р аб о там и многих отечест­
венных и заруб еж н ы х исследователей (Ю . М. К ры лов, И. Н. Д а124
видан, М. Л онгет-Х иггинс, Г. Н ейм ан и др.) определены функции
р асп ределен и я отдельны х элем ентов волн (высот, длин, периодов)
и их взаи м освязь.
Д л я удовлетворения потребностей м ореплаван и я, корабл естрое­
ния и гидротехнического строительства предлож ены различны е эм ­
пирические ф ормулы , ном ограм м ы и кривые, полученные на основе
теоретических (расчетны х) и эмпирических данны х. П ри исследо­
вании многолетнего р еж и м а волнения производится расчет волн по
п олям ветр а с использованием соотношений м еж д у элем ен там и волн
и п ар ам етр ам и ветра. К ром е того, использую тся вероятностны е х а ­
р актеристики волн и ветра и многолетнее распределени е их соот­
ношений. П о типовым полям ветра, полученным на основе ти п и за­
ции атм осф ерны х процессов н ад акваторией океан а, м оря, озера
или водохрани ли щ а, составляю тся атласы полей волн. Д л я более
точны х расчетов волнения в отдельны х рай он ах м оря Г. В. Р ж еплинским р азр аб о тан ы кривы е распределени я волн относительно
н аблю даем ой скорости ветра, реж им ны е кривы е распределения
волн, интегральной повторяем ости волн относительно разгонов
(Л . Ф. Титов, М. Зу б ова и д р .).
§ 59. В етровые волны в о кеан ах и м орях
В етровы е волны и зы бь изм еняю тся во времени и в п ространстве
в зависим ости от ф изико-географ ических, синоптических и гидром е­
теорологических условий.
В етровы е волны высотой 18 м отмечены в северной части Тихого
о к еан а во врем я продолж ительного ш торм а ураганн ой силы. В ан т­
арктических водах с д /э «Обь» в 1958 г. бы ла зареги стри рован а
волна высотой 24,5 м. Н аи б о л ьш ая дли н а океанических волн м ож ет
дости гать 400 м. О бы чные ш торм овы е волны имею т высоту до 8 м,
д ли н у до 150 м, период до 8 секунд, скорость до 18 м/с, крутизну
не больш е Vio (обы чная до V20'— Vso).
По данны м многочисленных судовых наблю дений, наибольш ую
повторяем ость во всех ч астях М ирового о кеан а имею т волны вы со­
той менее 2,1 м (6 6 % ). П овторяем ость волн высотой 6 м и более
невели ка и в среднем составляет всего лиш ь 8% . Р асп ространени е
вы соких волн н а поверхности М ирового океан а связан о с р асп ро­
странением ш тормов. Ш тормовы м и областям и являю тся северны е
части А нтарктического и Тихого океанов, а т а к ж е все пространство
М ирового о кеан а к югу от 40° ю. ш. Тропические ураган ы н аб лю ­
д аю тся у ю ж ной и северной границ экватори альн ой области.
В больш инстве районов М ирового океан а вы сокие волны отм еча­
ю тся преимущ ественно в определенны е сезоны года, и только в ю ж ­
ном сплош ном водном кольце М ирового океан а (в особенности
в И ндийском океан е) в течение всего года вы сота волн превы ш ает
3 м. В северной части А тлантического океан а н аи бол ьш ая повто­
ряем ость так и х волн приходится н а ф еврал ь, в центральной, откры ­
той части И ндийского океан а и в н аи более северны х частях А тл ан ­
тического и Тихого океанов — н а август.
125
в м орях разм еры волн меньше. В ы сота их обычно не превосхо­
дит 9 м, дли н а — до 150 м. К рутизн а ж е волн больш е — до Vs и н а
м елководье до V4. М еньш ие разм еры волн в морях связан ы с мень­
шими р азм ер ам и морей по сравнению с океан ам и и меньш ей устой­
чивостью ветров. По этой ж е причине вероятность появления зн ачи ­
тельной зы би на м орях меньш е, чем в океанах. Б ольш ое влияни е
на волновой реж им морей, оказы ваю т расчлененность бассейна,
рельеф дна, условия проникновения волн из откры того океан а или
из соседних морей, разви ти е ледяного покрова, особенности ветро­
вого р еж им а. Так, зимой К расное море п рин адлеж и т к одному и з
сам ы х «тихих» морей, т а к к а к оно узкое и вытянуто в н ап равлен ии ,
не совпадаю щ ем с н аправлением господствую щ их ветров. Б а р е н ­
цево море, наоборот, одно из сам ы х бурных. Это море на за п а д е
непосредственно переходит в откры ты е п ространства Н орвеж ского
моря, откуда приходят высокие волны. К ром е того, н ад Б арен ц евы м
морем часто проходят обш ирны е и интенсивные циклоны.
§ 60. Внутренние волны
Внутренние волны — это волны, возникаю щ ие в толщ е воды оке­
анов, морей и озер на поверхности р азд ел а слоев воды с р азл и ч ­
ной плотностью. В нутренние волны, так ж е к ак и поверхностны е,
могут возни кать под действием внеш них импульсов, таких, к а к
продолж ительны е сильны е ветры , изменения поля д авл ен и я атм о­
сферы, приливообразую щ ие силы Л уны и С олнца, сейсмические
ф акторы , дви ж ени е судов в резко стратиф ицированном море.
С овременны е и сследования внутренних волн показы ваю т, что
внутренние волны, возбуж даем ы е короткопериодны м и м етеорологи­
ческими процессами, эпизодически появляю тся и исчезаю т; круп ­
ном асш табны е изменения поля д авл ен и я атм осф еры и п риливооб­
разую щ ие силы создаю т длинны е внутренние волны , оказы ваю щ ие
больш ое влияние на реж им океанов и морей. Оно п роявляется в в ер ­
тикальны х и горизонтальны х см ещ ениях водных масс, периодиче­
ских колебан и ях океанологических характери сти к (тем пературы ,
солености, сод ерж ан и я кислорода и д р .). П оэтом у сведения об э л е ­
ментах этих волн мож но получить из ан ал и за колебаний гидроло­
гических х ар актери сти к по данны м долговрем енны х наблю дений.
Эти данны е мож но использовать д л я расчета ф аз и ам плитуд ко л е­
баний каж д о й характери сти ки на различны х горизонтах в связи
с прохож дением внутренних волн и вы числять по ним элементы
волн. Н апри м ер, ам пли туда внутренней волны м ож ет быть опреде­
лен а по следую щ ему вы раж ению :
л . - - ^ .
(65)
дг
где Лв — ам пли туда внутренней волны; A t — ам пли туда колебаний
59
тем пературы на данном горизонте; —^ — среднии суточный верти ­
кальны й гради ен т тем пературы внутри слоя.
126
, В торая возм ож ность вы явлени я внутренних волн — это построе­
ние изолиний изменения во времени глубины зал е га н и я данной тем ­
пературы или солености, назы ваем ы х изоплетам и. П ри этом п ред ­
п о лагается, что очертание изоплет хар актер и зу ет проф иль внутрен­
ней волны , проходящ ей в данном месте.
О сновными элем ентам и, характери зую щ и м и внутренние волны
д л я двухслойного моря, сл у ж а т скорость распространения, п е­
риод, ам пли туда и дли н а
^
(рис. 29).
,
Е сли толщ ина верхнего
"
-4
п
А/
сл о я hi с плотностью Pi м а ­
л а по сравнению с ниж ним
—
слоем с плотностью рг, то л ­
J L
щ и н а которого /i2 велика
по сравнению с длиной вол ­
Лг
ны, то скорость р асп р о стр а­
нения волн д л я верхнего
слоя имеет вы раж ен и е
с \ = - 2%
(66)
а д л я ниж него, т. е. внут­
ренних волн,
C2= gh2
Р2 — Pi
Р2
(67)
Если дли н а волны боль­
ш е толщ ины слоев, т. е.
имею т место длинны е по­
ступательны е волны , то ско­
рость таких волн без учета
в ращ ени я Зем л и получена
в таком виде:
д л я верхнего слоя
c,= -V IV h + W ,
ДЛЯ
(68)
i t S O U e o U B O i f e O i t B
Рис. 29. Внутренняя волна.
Л — теоретическая схема;
Б — внутренние при­
ливные волны на 385-й станции «Метеора» (ш=
= 16°48,3' с. ш „ Я=46'17,1' 3. д., 12-14/П 1935 г.):
а — отклонения температуры слоя 70—120 м от
среднего значения, б — отклонение солености от
средней величины н а глубине 80 м, в — отклоне­
ние северной составляю щей скорости течения на
глубине 50 м от среднего значения (по А. Дефанту, 1952 г.).
н иж него слоя
ghxh^i
—
lУ/ -Й1
2—
где Е--
Очос.
Е.
(69)
Р1 — р2
р1
П ервое вы раж ен и е п ред ставляет собой известное значение ско­
рости распростран ен ия свободных длинны х волн Л а г р а н ж а — Эри
д л я однородного м оря, второе — д л я внутренней волны. С опостав­
ление этих вы раж ен и й п оказы вает, что c i » c 2, т а к к а к величина В,
х ар актер и зу ю щ ая вертикальную устойчивость в реальн ы х условиях,
имеет наибольш ий порядок 10-^— 10-^. С ледовательно, внутренние
127
волны распростран яю тся со значительно меньш ей скоростью , чем
поверхностные.
С учетом вращ ени я Зем ли д л я свободной поверхности имеем
c\=g{hi-\-h^-\—
(70)
а д л я ниж него слоя
+Л2
/(2 >
где (О= 2 ® sin ф — п арам етр К ориолиса; со — угловая скорость вра2я
щ ения Зем ли; ф — ш ирота; К = —.------ волновое число; £■ — устойчиЛ
вость слоев.
П ри н им ая во внимание, что с = — , мож но получить формулы
д ля периода свободны х колебаний:
7.2^
(Д1 + Да) ^
ghih2
/у 2 ')
'' '
а с учетом влияни я вращ ени я Зем ли
7^1=
1^
■+
7^2=' 1
1
.
1
,
(73)
(730
7’и
где Г и =
------- период инерционных колебаний, равны й п оло­
вине «м аятниковы х суток», т. е. половине периода вращ ени я м а я т ­
ника Фуко.
Р ассм отри м отнош ение ам плитуд поверхностной A i и внутрен­
ней Лг волн
(74)
О тнош ение ам плитуд обратно пропорционально устойчивости Е
вод на граничной поверхности и пропорционально отнош ению то л ­
щины верхнего (hi) и ниж него (/гг) слоев д руг к другу. З н а к ми­
нус говорит о том, что ам плитуды этих волн н аход ятся в противоф аза х колебаний.
128
П оступательны е внутренние волны перем ещ аю тся тем м едлен­
нее, чем меньш е р азли чи е в плотности сопри касаю щ и хся слоев, н
с меньш ей скоростью , чем поверхностны е. А мплитуды их значи
тельно превосходят ам плитуды поверхностны х волн, а при одина
ковом периоде они обычно короче волн н а свободной поверхности
В нутренние волны бы ваю т не только поступательны е, но и стоячие
Стоячие внутренние волны наблю даю тся в рай он ах подводны х по
рогов, резко изменяю щ ихся глубин, н ад которы ми раснростра
няю тся на поверхности м оря приливны е волны. В нутренние волны
могут возни кать не только при наличии двух слоев сущ ественно
различной плотности, но и при непреры вном ее изменении, а так ж е
при наличии нескольких резко разли чаю щ и хся по своим х а р а к т е ­
ристикам слоев. О сновными ф акторам и , определяю щ им и элементы
внутренних волн, сл у ж ат х ар актер и особенности стратиф икации
водны х масс, их в ер ти кал ьн ая устойчивость, глубина и хар актер
рельеф а дна, а т ак ж е наличие возбуж даю щ и х внеш них сил. В нут­
ренние волны могут возни кать и расп ростран яться в различны х н а ­
правлениях, но при малоустойчивой и неустойчивой стратиф икации
вод они могут тран сф орм ироваться, опрокиды ваясь и разруш аясь.
Н аи б о л ее распространены и реальн о .обнаруж иваю тся в море при­
ливны е внутренние волны, которы е создаю т не только вертикальны е
см ещ ения вод, но и горизонтальны е, т. е. внутренние приливны е
течения. Эти течения н аблю даю тся на больш их глубинах и при
определенны х условиях могут иметь м акси м альн ы е скорости, более
значительны е, чем на поверхности. Запросы практики — подвод­
ного плавания,, рыбного пром ы сла, использования тидроакуётической ап п ар ату р ы — требую т детальн ого знания, внутренних волн
в различны х рай он ах М ирового океан а. В есьм а ак ту ал ьн а э та п роб­
л е м а и в связи с реш ением зад ач и о захоронении в области боль­
ших. глубин ради оакти вны х отходов, а т а к ж е д л я многих океан оло­
гических проблем , связан ны х с изучением динам ических условий
в м орях и океан ах, вплоть до оценки T04Hoctn н аблю даем ы х о к еа­
нологических характери сти к.
§ 61. Волны, вызываемые землетрясениями (цунами)
П ри резких верти кальн ы х и горизонтальны х см ещ ениях дна,
вы званны х тектоническим и процессам и, в толщ е океан ов и морей
возникаю т волновы е колебан и я, которы е на поверхности воды соз­
д аю т серию длинны х волн, известны х под японским н азван ием цу­
нами. Б о л ь ш ая часть волн цунам и св я за н а с зем летрясен иям и i
м еньш ая созд ается подводны ми вулканическим и изверж ен и ям и и
оползнями. Н е все н аблю даем ы е подводны е зем летрясен ия сопро­
вож д аю тся цунами: слабы е зем летрясен ия их. не вы зы ваю т, но и
сильны е вы зы ваю т не всегда. Н апри м ер, в Тихом океане из с т а
сильных зем летрясений только одно созд ает цунами. Установлено,что цунам и возникаю т при силе подземны х толчков более 6 б аллов
и располож ении ф окусов (оч агов) на глубине до 40 км. П ри более
9
Зак. № 266
129
глубоком располож ении очагов цунами п роявляю тся слабо, а при
глубине их 75— 80 км цунами почти не наблю даю тся.
К атастроф и чески е цунам и случаю тся при силе зем летрясений
М > 6 ,3 + 0,0ГЯ (где М — м агнитуда, т. е. величина, п рин ятая д л я
оценки интенсивности зем летрясений, п ропорциональная логари ф м у
м аксим альной ам плитуды горизонтального см ещ ения почвы н а р а с ­
стоянии 100 км от очага зем летрясения, Н — глубина о ч ага). К роме
силы зем летрясен ия и полож ения очага, больш ое зн ачение в ф ор­
мировании волн цунами имею т рельеф д н а и очертания берегов.
В откры том океане или м оре волны цунами не зам етны , т а к к а к они
очень длинны е и пологие. Д л и н а их приближ енно р ав н а п ротяж ен ­
ности зоны их зар о ж д ен и я и колеблется от 20 до 400— 600 км. О на
определяется по ф орм уле
1 = А г'\
(75)
период
^= В г'1\
скорость распространения
с=]П ёН.
В
ЭТИХ
вы раж ен и ях А =
г-р а с ­
стояние от центра возм ущ ения; Я — глубина моря; g- — ускоре­
ние силы тяж ести.
В ы сота волн цунами дости гает у берегов 5— 10 м, доходя в ис­
клю чительных случаях до 35 м. Волны высотой более 10 м
редки и н аблю даю тся в узких бухтах и суж иваю щ ихся зал и вах.
Обычно к п обереж ью подходит группа волн цунами (две-три и бо­
л е е ), причем ч ащ е всего они распростран яю тся от эпицентра кон­
центрически, а не в одном направлении, со скоростью 400— 800 км/ч
[5]. Н аи б о л ее активны е зоны зар о ж д ен и я цунами связан ы с сейсми­
ческим поясом Тихого океана. Это районы А леутской, К ури л о-К ам ­
чатской, Японской, Ф иллипинской, М арианской впадин и п обереж ье
Чили. Ц ун ам и н аблю даю тся и в м орях С редиземном, М рам орном ,
Черном , д а ж е Каспийском.. В среднем в год проходит пять цунами,
отмеченных приборам и, но не разруш ительны х. С ильны е цунами
случаю тся в М ировом океан е в среднем один раз в год. П оследнее
сам ое крупное цунами, с которы м связаны огромны е катостроф ические бедствия, было 22 м ая 1960 г. у берегов Чили. В пределах
всего М ирового океан а, по неполным данны м , за 2500 лет заф и кси ­
ровано 368 случаев цунами. У берегов Японии из 99 цунам и только
17 были катастроф ическим и, на К ам ч атк е из 16 — 4, н а Г авайских
островах из 49 — 5. Н а Ч ерном море эпицентры сильны х зем л е тр я­
сений располож ены у Ю ж ного берега К ры м а и у кавк азск ого побе­
р еж ья от А напы до Сочи. К ры м ские и кавк азск и е зем летрясен ия,
которы х в среднем в год насчиты вается 50, не все сопровож даю тся
цунами. И х эпицентры располож ены в море. П оследние цунами,
отмеченные у берегов К ры м а, заф иксированы 26 ию ня и 12 сен­
130
тяб р я 1927 г. У кавк азск о го п обереж ья последнее цунам и относится
к 12 ию ня 1966 г. Эпицентр зем летрясен ия, вы звавш его это цунами,
н аходился на расстоянии 10 км от г. Анапы. Г лубина зал еган и я
о ч ага 36 км от поверхности дна. С корость распростран ен ия волн
цунам и бы ла у Ф еодосии 120 км/ч, у Я лты 200 км/ч, у Г елен д ж и ка
180 км/ч, дли н а 86— 120 км.
О громны й уш ерб, приносимый волнам и цунами, определяет не­
обходимость орган и зац ии специальны х сл уж б предупреж дения.
В С С С Р , Японии, СШ А и других странах так и е служ бы использую т
сейсмические, акустические, геоф изические и океанологические н а ­
блю дения, производим ы е сетью специальны х станций и научных
учреж дений.
§ 62. Сейши
С ейш ам и н азы ваю т стоячие свободны е волны, возникаю щ ие
в п олузакры ты х и закры ты х бассейнах под влиянием резких н ар у ­
шений равновесия вод. П ричинам и этих колебаний могут быть р ез­
кие изм енения д авл ен и я
атм осф еры н ад бассейном
и з а его п ределам и, сгонПучность
Узел
^^П у^осгт
но-нагонны е явления при VJ —^ ^
быстрой смене или з а т у ­
хании ветра, обильное вы ­
падение осадков в одном
из районов моря, со зд а­
ющ его н аклон уровенной
поверхности и стрем ление
вод восстановить н ар у ­
шенное равновесие. Сейш и
могут возни кать и под
влиянием п риливны х про­
цессов. В озникаю щ ие в
Рис. 30. Сейши.
откры том океан е или м о­
о — о д н о у зл о в а я , б — д в у х у зл о в а я .
р е приливны е колебан и я
могут со зд ав ать в з а л и ­
в ах и п о лу закр ы ты х м орях соколебательное (индуцированное)
дви ж ен и е приливны х периодов, п ред ставляю щ ее собой колебание
всей м ассы этого бассейна.
Сейш и могут возни кать и вследствие сейсмических явлений. Они
охваты ваю т бассейны в целом или их отдельны е участки, заливы
и бухты. П ри сейш ах отсутствует поступательное дви ж ени е в форме
волны , а н аблю даю тся лиш ь верти кальн ы е колебан и я, при которы х
в одном м есте происходит подъем, в другом — опускание уровня.
С ам ы й простой вид сейш, когда уровень воды у одного к р а я б ас­
сейна подним ается, у другого — опускается (рис. 30 а ) . П ри этом
в средней части бассейна н аб лю д ается линия, вдоль которой не
происходит колебаний уровня, но сущ ествую т горизонтальны е п ере­
мещ ения вод (течения). Т а к а я линия н азы вается у з л о в о й .
9*
131
И ногда н аблю даю тся сейши с двум я узловы м и линиям и (рис. 30 6 ).
В первом случае сейш а н азы вается одноузловой, во втором — д вух­
узловой. П ри одноузловой сейш е частицы воды в придонном слое
д ви ж утся вдоль дна в одном и другом направлении. В озм ож но
о б разован ие сейш с трем я, четы рьм я узловы м и линиями и более
(м ногоузловы е сей ш и ).
И сследовани ям и многих ученых р азр а б о та н а теория сейш и
п редлож ены методы расчета их периодов [8]. С ам а я п ростая ф ор­
м ула бы ла п ред лож ен а М ерианом д л я бассейна прямоугольной
формы с постоянной глубиной
где Г — период сейши; L — дли н а бассейна; g- — ускорение силы
тяж ести; Я — средняя глубина бассейна.
Е сли сейши многоузловы е, то период определяется ф ормулой
п У gH
■,
(77)
''
^
где п — число узлов.
П ериоды сейш разн ообразн ы ; от 5— 10 мин до нескольких часов
и д а ж е суток (24, 48 ч и т. д .). Величины их невелики — от н е­
скольких сантим етров до I м. В аж н ы е элементы сейш — это у зл о ­
вые линии, вдоль которы х вертикальны е колебан и я уровня равны
нулю, а скорость горизонтальны х смещ ений м акси м альн а.
Элементы сейш зав и ся т от м орф ом етрических особенностей б ас­
сейнов; р азм ер о в , очертаний, рел ьеф а дна, а т а к ж е стратиф икации
вод. В бассейнах, где воды резко стратиф ицированы , могут возни ­
кать внутренние сейши.
Сейш и изучали сь н а озерах, в зал и вах, бухтах и м орях путем
непосредственных измерений колебаний уровня, а та к ж е путем р а с ­
чета и м оделирования этого процесса. Н а м оделях таки е исследо­
вания проводились в С С С Р В. П. Д убовы м для Б алти й ского моря,
В. Н. С оловьевы м д л я оз. Б ай к а л , М. Ремизовой д л я А ральского
моря. В следствие различий в очертаниях берегов и в рельеф е дна
сейш и в м орях и отдельны х их частях могут значительно отли­
чаться д руг от д руга. Т ак, в А лж ирской бухте в С редиземном море
отмечены сейш и с периодам и от 1,2 до 75 мин и с величинами
до 1 м. Н а А зовском м оре (в Темрю ке) наблю дали сь сейши с пе­
риодам и до 23 ч и с наибольш ей величиной 80 см.
В природны х условиях сейши сочетаю тся с другим и периодиче­
скими и непериодическими колебаниям и. П оэтом у вы явление их
в слож ном реальн ом спектре колебательны х движ ений водных м асс
затр у д н яется тем, что в некоторы х бассейнах периоды сейш и инер­
ционных или приливны х колебаний бы ваю т близки, как, наприм ер,
в Б алти й ском море. Д л я реш ения этой зад ач и в современной оке­
анологии ш ироко использую тся численны е методы, ап п ар ат иссле­
дования случайны х процессов и вероятностно-статистические м е­
тоды расчета.
132
Сейш и п р ед ставляю т собой свободны е колебан и я, поэтому их
изучение необходимо д л я понимания резонансны х явлений, возни­
каю щ их в тех случаях, когд а период вы нуж денны х колебаний бли­
зок к периоду свободны х колебаний в данном море или озере, з а ­
ливе, бухте. Р езон ан сн ы е явления могут со зд ав ать колеб ан и я вод
с огромны ми ам плитудам и.
Г Л А В А 15. П Р И Л И В Ы
§ 63. Основные понятия
П риливы — это волновы е дви ж ени я воды, возникаю щ ие под дей ­
ствием п риливообразую щ их сил Л уны и С олнца. Л у н н а я состав­
л яю щ ая больш е чем в д в а р а з а превосходит солнечную и опреде­
л яет основные черты приливны х дви ж ени й на Зем ле. Эти волны
возникаю т не только в М ировом океане, но й в твердой оболочке
Зем л и и в атм осф ере. П ри род а этих волн определяется условиям и
гравитационного взаи м одей ствия м еж ду Зем лей , Л уной и С олн­
цем, поэтому в ходе приливны х явлений н аход ят отраж ен и е гл а в ­
ным о бразом эти условия, но нем алую роль играю т и местные
ф изико-географ ические ф акторы . П риливны е процессы, имеющие
периодический х ар актер , п роявляю тся в периодических приливных
колебан и ях уровня м оря и в горизонтальны х поступательны х д ви ­
ж ени ях вод в ф орм е приливны х течений. Закон ом ерн ое периоди­
ческое повы ш ение уровня от наинизш его полож ения, н азы ваем ого
м алой водой, до наивысшего,- н азы ваем ого полной водой, именуют
приливом, а законом ерн ое уменьш ение уровня от полной до м алой
воды н азы ваю т отливом. Р азн о сть уровней полной и м алой воды
назы ваю т в е л и ч и н о й п р и л и в а .
П о д р азд ел яю т приливы по периоду и характеру. П од периодом
прилива п о дразум еваю т врем я, в течение которого п рош ла одна
п о лн ая волна, т. е. это пром еж уток времени м еж д у двум я сосед­
ними полными или м алы м и водами. П о периоду разл и чаю т полусу­
точные, суточные, четвертьсуточны е, а т ак ж е Ve-, 78-суточные при­
ливы (рис. 31).
П олусуточны е приливы имеют д ве полные и две м алы е воды
в течение 24 ч 50 мин, т. е. лунных суток. И х период равен
12 ч 25 мин. Суточны е приливы характери зую тся одной полной и
одной м алой водой за врем я лунны х суток.
В суточном движ ении Л у н а отстает от Зем ли на 50,47 мин, так
к а к период ее о бращ ени я 27,3 суток. Л унны е сутки, т. е. п ром еж у­
ток времени м еж ду двум я последую щ ими верхними или ниж ними
кульм инациям и Л уны , соответствую т 1,035 средних солнечных су­
ток, т. е. р авен 24 ч 50,47 мин.
П о х ар а к тер у приливы п одраздел яю т на п равильны е (суточные
и полусуточны е) и неправильны е (суточные и полусуточные) н азы ­
ваем ы е т а к ж е смеш анны ми. П рави льн ы е полусуточны е приливы
имеют прим ерно одинаковы е продолж ительность роста и падения,
133
а та к ж е высоты п оследовательны х полных и м алы х вод. Н е п р а ­
вильные полусуточны е приливы характери зую тся разли чи ем высот
полных и м алы х вод, разницей времени роста и'падения уровня в те ­
чение лунны х суток. Н аи б ол ее слож ны й х арактер изменений уровня
имеют неправильны е суточные приливы в связи с изменениями
склонения Л уны . П ри м алом склонении Л уны , т. е. когда она при­
б ли ж ается и переходит через экватор, приливы становятся н еп ра­
вильными полусуточными и имеют д ве полные и две м алы е воды.
С увеличением склонения Л уны , когда она уходит в тропики, исче­
заю т вторы е волны , увеличиваю тся ам плитуды колебаний и при-
о)
„ *П ТЧ
ITT'TT-r
i4S
p 'l I4i М Ч Ч М Ч ‘ И Г ‘ 1 Ч М ‘ I 'Т ' и Т ' I
.................................
о ' I ‘б
RI ' I I *7I7 I I м9
Л ч ' 11
14
Ю
t
3
13
15
17
19
21
23
25 ' 27
29
31.
J-Ll.f l f l l h l i l d . l i i
| ? |
II hlH , I
Л r'P 'TT Г' I 'Т П Ч М 'Ч Ч ' I Ч ' I Ч ''i Ч Ч Ч ч ' I Ч ' I
4 г-1
3
6
7
I M, I I 1, 1, ' l Ct , i , l
I
I Ч ч ' I ' Г' I Ч
м
9 11
Рис. 31. Типы приливов.
а — п р ав и л ьн ы е полусуточн ы е п рил и вы (Я понское м оре, Д е -К а с т р и ), б — суточны е
прили вы (Ю ж но -К и тай ско е м оре, Х а н -Д а у ). Ф азы луны :
— н оволуние.
2) — п ер­
в а я ч етвер ть, О — п олнолуние, £ — п о сл е д н яя ч етверть. П ол ож ен и е Л ун ы ; i; — на
э к ва то р е , N — при н аи б о л ьш ем склонении, Л — в апогее, Р — в перигее.
становятся суточными с одной полной и одной м алой водой.
П риливы при больш ом склонении Л уны назы ваю т тропическими,
а при м алом — равноденственны ми.
П ри переходе с больш их глубин н а м алы е происходит д еф о р ­
м ация приливны х волн под влиянием трения о дно. П роф иль с т а ­
новится несимметричным, появляю тся вторичны е волны с перио­
дом, кратны м основному,— это м елководны е волны с периодом 6,
4 и 3 ч, встречаю щ иеся на м елководьях и в устьях рек.
В М ировом океане п реоб ладаю т полусуточны е приливы, в ч аст­
ности вдоль берегов А тлантического, И ндийского и С еверного
Л едовитого океанов. В Тихом океане, а та к ж е у берегов А н тарк­
тиды приливы имею т смеш анны й характер.
В прибреж ны х рай он ах приливны е колебан и я достигаю т в ел и ­
ЛИВЫ
134
13 15
чины 4— 6 м, причем особенно значительны м и они бы ваю т в сильно
суж аю щ и хся зал и в ах , к ак, наприм ер, за л . Ф анди у п-ова Н овая
Ш отлан ди я (С евер н ая А м ер и к а), где они достигаю т 16 м (по р а с ­
четам могут доходить до 18 м ). Это н аи бол ьш ая величина прилива
в М ировом океане. С удален и ем от берегов величина прилива убы ­
вает и в откры том океан е не превы ш ает 1 м. Т а к к а к п риливооб­
р азу ю щ ая сила влияет на всю толщ у вод океан а, приливны е коле­
бан и я н аблю даю тся от поверхности до дна.
П ри изучении приливов сущ ественное значение имею т следую ­
щ ие важ н ей ш и е их элементы : п рикладной час, возраст, рост и п ад е­
ние прилива, котидальны й час, средний уровень полуприлива и
средний уровень моря.
С р е д н и й п р и к л а д н о й ч а с — это средняя величина л ун ­
ного п ром еж утка, п редставляю щ его собой пром еж уток времени
м еж д у моментом п рохож дения Л уны через м еридиан м еста н аб лю ­
д ен и й '(к у л ь м и н ац и я ) и моментом наступления ближ айш ей полной
воды.
С реднее из лунны х п ром еж утков в дни новолуний и полнолуний
(в сизигии) при склонении Л уны и С олнца, равном нулю, и при
среднем удалении их от Зем ли, н азы вается п р и к л а д н ы м ч а ­
с о м п о р т а и и зм еряется в часах. Д л я правильны х полусуточных
приливов прикладной ч ас порта м ож ет быть использован м ореп л а­
в ател ям и д л я п р ед сказан и я времени наступления полной воды.
Д л я см еш анного прилива этой величиной пользоваться нельзя, так
к а к лунны е пром еж утки зам етн о изм еняю тся, отклон яясь от сред­
него значения, т. е. п рикладн ого часа.
В о з р а с т п р и л и в а : а) пром еж уток времени от мом ента но­
волуния или полнолуния (сизигии) до м ом ента н аступления н аи ­
больш его по величине п рили ва н азы вается возрастом полусуточ­
ного прилива: б) пром еж уток времени от мом ента м аксим ального
склонения Л уны до наибольш ей по вы соте полной воды назы ваю т
возрастом тропического прилива. В озраст прилива вы р аж ается
в сутках.
Р ост уровня п ред ставляет собой пром еж уток времени от малой
воды до полной, а падение — от полной воды до малой. Эти э л е ­
менты п озволяю т суДить о проф иле волны и его изменениях, т. е.
о д еф орм ации приливны х волн под влиянием трения о дно или при
воздействии ледяного покрова.
К о т и д а л ь н ы й ч а с — ч ас одновременного полож ения гребня
приливной волны (полной воды ) в пространстве. Л иния, вдоль ко ­
торой п олная вода н аступ ает одновременно, н азы вается к о т и д а л ь н о й л и н и е й . С хема котидальны х линий (коти д ал ьн ая
к а р т а ) позволяет судить о ф орм е ф ронта и н ап равлении р асп ро­
странения приливны х волн.
Амплитуда
приливной
в о л н ы — отклонение высоты
полной или м алой воды от среднего уровня. А м плитуда п ред став­
л я е т половину величины прилива. В еличина прилива и ам плитуда
бы ваю т наибольш им и в дни новолуний или полнолуний и н а зы в а­
ю тся сизигийными, а в первую и последнюю четверти Л уны — н аи ­
135
меньш ими и н азы ваю тся квадратурн ы м и . М еж ду этими ■фазам,й
Л уны величины п ри л и ва имею т средние значения..
Д л я неправильны х суточных приливов вы числяю т величину
тропического и равноденственного приливов.
Б ольш ое практическое значение имеют с р е д н и е у р о в н и :
а) средний из средних высот полных и, средних высот м алы х вод,
назы ваем ы й средним уровнем полуприлива; б) средний суточный
уровень; в) средний многолетний, исчисляемы й д л я морей с четко
вы раж енны м и приливам и за период 18,6 лет.
§ 64. Н еравен ства приливов
О тклонения элем ентов прилива от их средних значений в связи
с ф азам и , которы е проходит Л ун а, изменениями склонений Л уны и
С олнца и периодически м еняю щ имися расстояниям и от светил до
Зем л и назы ваю т неравенствам и прилива. О сновные н еравен ства —
ФЦ>
\
\
Рис. 32. Фазовое неравенство.
это ф а з о в о е (п олум есячное), т р о п и ч е с к о е и п а р а л л а к ­
тическое.
Ф азовое неравенство состоит в том, что в дни новолуний и п ол­
нолуний, т. е. в сизигии,, Л у н а и С олнце кульм инирую т одновре­
менно, их п риливообразую щ ие силы, склады ваясь, возбуж даю т
лунно-солнечные приливы больш ой величины (сизигийны е). К огда
Л у н а бы вает в первой и третьей четвертях, т. е. в к в ад р ату р ах , то
ее воздействие осл аб л яется воздействием С олнца и п олн ая вода
лунного прилива совп ад ает с м алой водой солнечного, поэтому гре­
бень лунно-солнечной волны стоит ниж е, а подош ва выш е, приливы
136
имею т м алую величину (к вадратурн ы е) (рис. 32). Н е остается
постоянным и лунный п ром еж уток при; различны х ф а за х Л уны.
П ериод проявления этого неравен ства равен 14,77 суток, т а к к а к от
новолуния до следую щ его новолуния п ротекает 29,54 суток (сино­
дический м есяц ). Это неравенство м еж д у сизигийными и к в а д р а ­
турными п риливам и н азы вается полумесячны м. Оно свойственно
всем типам приливов, но особенно ярко вы раж ен о у полусуточных.
Тропическое неравенство связан о с изменениями склонения
Л уны . В течение 27,32 суток (тропический месяц) Л у н а Дважды
проходит через экватор, д ости гая м акси м альн ы х северного и южПогО склонений 28°. П ри м алом склонении Л уны у полусуточных
приливов не н аб лю д ается неравенств высот и времен наступления
полных и м алы х вод, а н еп равильн ы е суточные приливы имеют
х ар актер неправильны х полусуточных. П ри больш их склонениях
Л уны у полусуточных приливов н аблю даю тся суточные н еравен ­
ства по величине, времени роста й п аден ия уровня. У неправильны х
суточных приливов, к а к у к а зан о на стр. 134, период колебаний ста­
новится суточным с больш ей, чем при м алом склонении, величиной
(рис. 33).
Рис. 33. Тропическое неравен­
ство в явлении приливов.
Z n — н ап р а вл ен и е н а Л у н у , E Q —
э к в а т о р , РР\ — ось в р а щ е н и я З е м ­
л и,
D f — кр у г
освещ ен и я,
CD,
ZZi — п ар а л л ел и .
П ар ал л акти ч еско е неравенство в ы р а ж ае тся в том, что Л ун а,
о б р ащ аясь вокруг Зем ли по эллиптической орбите в течение
27,55 суток, то м акси м альн о п ри б л и ж ается к З ем л е — в перигее,
то м акси м альн о у д ал яется — в апогее. П риливны е колеб ан и я ум ень­
ш аю тся в апогее и увеличиваю тся в перигее.
А налогичны е неравен ства проявляю тся в ходе солнечного при­
л ива в связи с изменением склонения С олнца з а врем я ан ом али ­
стического года (365,26 средних солнечных суток). З а это время
З е м л я по отнош ению к С олнцу бы вает в аф елии — наибольш ем
удалении от С олнца, тогда и приливы бы ваю т м алой величины, и
в перигелии, когда они бы ваю т наибольш ими.
§ 65. П риливообразую щ ие силы
Н а каж д у ю частицу воды М ирового океан а воздействую т силы
п ритяж ен и я Л уны и С олнца, а т а к ж е центробеж ны е силы, возни­
каю щ ие от обращ ени я систем З е м л я —Л у н а и З е м л я — С олнце во­
круг общ их центров тяж ести . Р авнод ей ствую щ ая этих сил и п ред­
ставл я ет собой приливообразую щ ую силу.
137
Т ак к а к воздействие Л уны вдвое больш е воздействия С олнца,
рассм отрим приливообразую щ ие силы Л уны.
З е м л я и Л ун а, взаим но тяготея д руг к другу и о б л а д а я собст­
венным движ ением в мировом пространстве, образую т систему,
центр тяж ести которой находится на расстоянии, обратно пропор­
циональном их м ассам . Т а к к а к м асса Зем л и в 81,5 р а за превосхо­
дит м ассу Л уны , а среднее расстоян и е м еж д у их центрам и равн о
60,3р (где р = 6 3 7 2 км — средний ради ус З е м л и ), то центр тяж ести
системы З е м л я — Л ун а находится б ли ж е к центру Зем ли, на р а с ­
стоянии 0,73р (в системе З е м л я - С о л н ц е он находится ближ е
к центру С олнца, т а к к а к его м асса в 333 400 р аз больш е массы
З ем л и ).
П ри обращ ении системы З е м л я — Л ун а около общ его центра т я ­
ж ести в каж д ой точке на поверхности Зем л и возни кает центро­
беж н ая сила, один аковая по величине и направлению и р ав н ая той,
которой о б л ад ает центр Зем ли. Э та сила по н ап равлению всегда
Направление
на Луну
Б
Рис. 34. Приливообразующ ие силы Луны.
I — сила тя го т ен и я, 2 — ц ен т р о б еж н а я, 3 — р а вн о д ей с тву ю щ а я ,
совп адает с линией, соединяю щ ей центры Зем ли и Л уны , но н а ­
правлен а в противополож ную от Л уны сторону (рис. 34). П ри этом
к а ж д а я то ч ка н а З ем л е проходит тот ж е путь, что и центр Зем ли,
так к а к р ассм атр и в ается не вращ ение, а обращ ение вокруг общ его
с Л уной центра тяж ести . В центре Зем л и ц ен тробеж н ая сила равн а
силе притяж ения, но противополож на ей по направлению , что обес­
печивает равновесие системы З е м л я — Л ун а. С ила ж е притяж ен и я
Л уной каж д ой частицы уровенной поверхности зави си т от р ассто я­
ния ее от центра Л уны . К ром е того, эта си ла будет иметь д л я к а ж ­
дой точки свое нап равлен ие — к центру Л уны. Р авнодей ствую щ ая
переменных сил п ритяж ен и я Л уны и центробеж ны х, возникаю щ их
от обращ ени я системы З е м л я —Л у н а в каж д ой точке, п редставляет
п р и л и в о о б р а з у ю щ у ю с и л у . В разн ы х точках Зем л и она
различна по величине и направлению и имеет наибольш ее значение
138
в точках 3 (зенита) и Н (н ад и ра) на рис. 34. П риливны е смещ ения
вод М ирового о кеан а возни каю т вследствие разности притяж ений
частиц Л уной в разли чн ы х точках и в центре Зем ли.
П ервое научное объяснение явл ен и я приливов было дан о
в 1687 г. Н ью тоном, которы й, и спользовав свой закон всемирного
тяготения и три зак о н а механики, п рилож и л их к исследованию
дви ж ени я трех тел в пространстве. Он н аш ел вы раж ен и е д л я сил
притяж ения, центробеж ны х от обращ ени я систем З е м л я — Л ун а,
З е м л я — С олнце и д ал физическое толкован и е силе, возбуж даю щ ей
приливны е д ви ж ени я на Зем ле.
§ 66. Основы статической теории приливов
С тати ческая теория, р азр а б о та н н ая Н ью тоном и дополненная
Берн улли и М аклореном (1738 г.), исходила из предполож ений:
а) океан покры вает зем ной ш ар слоем одинаковой глубины, б) во
всякий момент времени уровен ная поверхность находится в состоя­
нии равновесия под действием п риливообразую щ их сил и силы
тяж ести. Нью тон д а л вы раж ен и е д л я потен ци ала п рили вообразую ­
щей силы Л уны в виде
^
(cos^Z, - ^ ) ,
(78)
где М — м асса Л уны ; р — средний рад и ус Зем ли; г — расстояние
от центра Зем л и до центра Л уны ; / ( — п остоянная тяготения; Zi —
угол м еж д у н ап равлен иям и на Л ун у и точку на поверхности Зем ли,
приведенный к центру Зем ли, н азы ваем ы й зенитны м расстоянием
Л уны . А налогичное вы раж ен и е мож но зап и сать и д л я потенциала
п риливообразую щ ей силы С олнца.
С тати ческая теория д а л а в ы раж ен и е д л я высоты уровня при­
л и ва
(79)
где V — потенциал п риливообразую щ их сил, представляю щ ий со­
бой работу, соверш аем ую против силы тяж ести при поднятии
уровня на высоту h.
Е сли учесть значения силы тяж ести и потен ци ала п ри ли вообра­
зую щ их сил, то это вы раж ен и е д л я единичной массы принимает
вид
^= 4 -^fcos2Z ,-4-l,
(80)
так как
(81)
где Е — м асса Зем ли; остальны е величины сохраняю т те ж е зн а ­
чения.
И сследование этого в ы раж ен и я п оказал о, что под действием
приливообразую щ ей силы Л уны уровен ная поверхность п ред став­
139
л яет собой эллипсоид вращ ени я, б ольш ая ось которого н ап равл ен а
к центру Л уны (или С олнца, если р ассм атри вается его вл ияни е).
С уммарны й лунно-солнечный прилив п ред ставляет собой н ал о ­
ж ени е лунного и солнечного приливны х эллипсоидов. Н а основании
этих заклю чений статическая теория д а л а объяснение неравен ст­
вам в явлении приливов.
Ф азовое неравенство возни кает вследствие того, что в дни сизи­
гий, когда светила кульминирую т одновременно, больш ие оси л у н ­
ного и солнечного приливны х эллипсоидов совпадаю т, поэтому гре­
бень сум м арного лунно-солнечного п рили ва стоит выш е, а подош ва
ниж е, приливы имею т больш ую величину. В дни кв ад р ату р , когда
н ап равлен ия осей эллипсоидов на Л ун у и С олнце образую т угол
90°, солнечный прилив совп ад ает с лунны м отливом — гребень сум ­
м арного прилива стоит ниж е, а подош ва выш е, по величине при­
ливны е колеб ан и я наим еньш ие (см. рис. 32).
Т ропическое неравенство связан о с тем, что приливный элл и п ­
соид всегда н ап равлен больш ой осью в сторону светила, поэтому
при больш ом склонении Л уны он несимметричен относительно оси
суточного вращ ени я Зем ли. В следствие этого п ервая п олн ая вода
(см. рис. 33) в точке Z выше, чем вторая в точке Zi, и пром еж утки
ZZ 2, а т а к ж е Z 2Z 1 не равны , т а к к а к отрезок ZZ 2 больш е четверти
окруж ности, а Z 2Z 1 меньше. П оэтому, д л я данной п ар ал л ел и после
первой полной воды м а л а я наступ ает п озж е чем через 6 ч 12,5 мин,
а после м алой вода в торая п олн ая наступит раньш е.
П ар ал л акти ч еско е неравенство легко объяснить, исходя из ос­
новного уравн ен ия статической теории (80), если учесть, что вы ­
сота уровня обратно пропорциональна расстоянию от центра Зем ли
до центра свети ла в третьей степени.
Н есм отря на недостатки статической теории, как, наприм ер, д о­
пущ ение суш ествования статического равновесия уровенной поверх­
ности, а т а к ж е некоторы е несоответствия м еж ду теоретическими
и реальны м и значениям и характери сти к приливов, их н еравен ст­
вам и и др., статическая теория послуж и ла основой д л я д ал ьн ей ­
шего р азви ти я учения о приливах. О на верно п о к аза л а природу
приливообразую щ ей силы и объясни ла основные законом ерности
явления.
В дальнейш ем Л ап л асо м бы ла р азр а б о та н а д ин ам ическая тео­
рия приливов, Томсоном (К ельвином ) - - т е о р и я гарм онического
ан ал и за, полож енны е в основу расчетов и п ред сказан и я приливов.
§ 67. Д и н ам и ч еск ая теория приливов
В 1775 г. Л ап л асо м бы ла р азр а б о та н а теория, которая о б ъ яс­
нила слол^ную природу приливов к а к волновы х колебаний. Эти
колебания п редставляю т собой систему длинны х вы нуж денны х и
свободны х волн, распростран яю щ и хся в М ировом океан е под д ей ­
ствием приливообразую щ их сил. Т ак к ак приливообразую щ ие
силы периодически меняю тся в соответствии с астрономическими
условиями, то и вы званны е ими колебан и я имеют периодический х а ­
140
р актер . Д л я и сследования приливны х движ ений Л а п л а с использо­
в ал принципы гидром еханики: а) вы нуж денны х колебаний и б) н а ­
л ож ен и я м алы х колебаний. П рим енительно к приливам он их сф ор­
м ули ровал следую щ им образом : а) период колеб ан и я уровня м оря
равен периоду внеш ней действую щ ей силы, б) если одновременно
действует несколько сил, то к а ж д о е вы зван н ое ими колебан и е м о­
ж н о р ассм атр и в ать отдельно, а общ ий резу л ьтат к а к сум му состав­
ляю щ их колебаний. П р ео б р азо вав вы раж ен и е п отенциала прили­
вообразую щ их сил (78) путем р азл о ж е н и я в р я д периодических
членов величины косинуса зенитного расстоян и я светила (cos^Z ),
Л а п л а с получил уравнение, которое сод ерж ал о члены, х ар а к тер и ­
зую щ ие колеб ан и я долгого периода (полум есячны е и полугодовы е),
суточного и полусуточного. Д л я того чтобы мож но было это у р а в ­
нение использовать д л я расчета высоты уровня в реальны х усл о­
виях, он ввел коэф ф ициенты п ропорциональности м еж ду ам плиту­
д ам и сил и вы званны м и ими колебан и ям и и п о к аза л см ещ ения ф аз
этих колебаний относительно ф аз силы. В общ ем виде уравн ен ие
Л а п л а с а д л я лунного прилива п ред ставл яется так:
[(1 —3sin2«f)(l —3sin26)-f-jOi//sln26 sin2fi?cos(A —S,)-j~
-4-/?2^cos2 6 cos2fi(cos2(A — 12)].
(82)
В этом вы раж ен и и 0 = 90° — ф — дополнение до ш ироты м еста;
d = 9 0 ° — б — дополнение до склонения Л уны ; А — часовой угол
Л у н ы ‘,
Р —
ам пли туда колебаний лунной состав­
ляю щ ей п риливообразую щ ей силы; pi и р 2 — коэффициенты про­
порциональности м еж д у ам пли тудам и сил и колебаниям и уровня;
А —
и Л — 12 — разн ость колебаний и ф аз сил (их часовы х у г л о в ).
Эти величины определяю тся из непосредственны х наблю дений.
А налогичное в ы раж ен и е зап и сы вается и д л я солнечного при­
л ива. П ервы й член в уравнении (82) в ы р а ж ае т долгопериодны е
колебан и я, связан ны е с изменением склонений светил, второй — су­
точные, т а к к а к содерж ит величину Л — часового угла, меняю щ е­
гося в течение суток, и третий член — полусуточны е колебан и я,
т а к к а к содерж ит со з2 Л . Это уравн ен ие полож ило н ачало методам
р асчета и п р ед сказан и я приливов.
К ром е р азр аб о тк и м етода расчета приливны х колебаний. Л а п ­
л а с впервы е зап и сал уравн ен ия дви ж ени я приливны х волн на в р а ­
щ аю щ ейся Зем ле. В этих уравн ен иях впервы е были введены ком ­
поненты горизонтальной скорости см ещ ения частиц, вертикальны е
их колеб ан и я в виде статического и динам ического отклонений
уровня, глубина океана, изменения ш ироты, долготы и другие п а ­
рам етры . Это уравн ен ие Л а п л а с а ш ироко используется при иссле­
довании приливны х волн, распростран яю щ и хся в океан ах и морях
' Часовой угол светила А — сферический угол при полюсе мира меж ду полу­
денной частью, меридиана наблю дателя и меридианом светила.
141
реальн ой форм ы и глубины. Оно полож ено в основу современных
численных методов расчета приливов. Т аким образом , дин ам иче­
ск ая теория приливов Л а п л а с а п осл уж и л а основой д л я и сследова­
ния динам ики приливны х волн, методов расчета и п ред сказан и я
приливов.
Д ал ьн ей ш ее р азви ти е теория приливов получила в раб о тах Эри
(1842 г.), которы й рассм отрел дви ж ени е приливны х волн в к а н а ­
л ах , разли чн о ориентированны х по поверхности Зем ли. Он исполь­
зо в ал уравн ен ия дви ж ени я Л а п л а с а прим енительно к узким д ли н ­
ным к а н ал ам , простираю ш им ся по экватору, п ар ал л ел я м и вдоль
меридианов. П о «каналовой» теории Эри, в кан а л а х , ориентиро­
ванны х по п ар ал л ел я м , возникаю т поступательны е волны , а в у з ­
ких м еридиональны х к а н а л а х — стоячие. В природны х условиях
имеет место сочетание волн различного типа в зависим ости от гид­
родинам ических и ф изико-географ ических условий их возникнове­
ния, взаи м одей ствия и деф орм ации.
Эри п о к азал роль трения о д н о при распространении волн в при­
бреж ной зоне, зал и в ах , эстуари ях и устьях рек. Заклю чен и я Эри
о распространении приливны х волн в к а н а л а х с учетом трения
использую тся при изучении приливов и приливны х течений в реках
и теперь.
§ 68. Понятие о гармоническом анализе приливов
В 1867 г. У. Томсоном (К ельвином ) бы ла опубликована теория
гармонического ан ал и за приливов, которая д а л а метод предвычислен и я высот уровня на лю бой срок.
Томсон увеличил число членов в уравнении Л а п л а с а с тем,
чтобы охватить все м ногообразие слож ного явления приливов.
Он п р ео б р азовал вы раж ен и е п отенциала приливообразую щ их сил,
зам ен ив одни астроном ические ф акторы другим и так и м образом ,
чтобы все входящ ие величины были постоянными (const) или и зм е­
няю щ имися во времени [ f (0 ]- В р езул ьтате каж д ы й из членов
р я д а его уравн ен ия описы вал гарм оническое колебание различного
периода, соответствую щ ее периодическим изменениям отдельны х
составляю щ их приливообразую щ ей силы.
С лож ное периодическое колебан и е уровня Томсон предлож ил
р азл о ж и ть на р яд элем ентарны х косинусоид (вол н ), к а ж д а я из
которы х в ы р а ж ае тся уравнением
y = R c o s { g t — ^),
(83)
где R — ам пли туда волны;
g — ее н ач ал ьн ая ф аза ; q — частота,
2я
_
т. е. у гл о вая скорость, р ав н ая
— период волны; т— местное
время.
В зад ач у гарм онического ан ал и за приливов входит: а) р а зл о ­
ж ени е слож ной кривой хода уровня, полученной из наблю дений, на
ряд составляю щ их косинусоид; б) определение ам плитуды к о л еб а­
142
ний R и ф азы g д л я каж д ой из этих составляю щ их волн; в) ко р р ек­
тирование ам плитуды R редукционны м м нож ителем f, которы й при­
водит ее зн ачение на средние астроном ические условия. Тогда
= Я будет п р ед ставл ять собой среднюю ам плитуду элем ен ­
тарной волны (косинусоиды ). Ф азу следует т а к ж е привести к н а ­
чальном у астроном ическому аргум енту
( v o + u ) = k ° . Величины
Н и k° носят н азв ан и е гарм онических постоянных, используя кото­
рые, м ож но предвы числять еж ечасн ы е высоты уровня на лю бой
срок вперед и рассчитывать_ все элем енты прилива. Д л я каж д о го
данного пункта они будут постоянными, но от м еста к месту могут
различаться. П рактическая сторона применения теории гармониче­
ского ан ал и за Томсона бы ла р а зр а б о та н а в виде расчетного м етода
Г. Д арви н ом и усоверш енствована А. Д удсоном . В зависим ости от
точности, с которой необходимо вести предвы числение и расчет
всех х ар актер и сти к прилива, необходимо иметь в распоряж ен и и
тридцати- или пятнадцатисуточны е ряды еж ечасны х непосредст­
венны х наблю дений з а колебан и ям и уровня. В первом случае п олу­
чаю т гарм онические постоянны е Нсы и k° д л я И — 12 составляю ­
щих, во втором — д л я восьми волн.
Р асч ет еж ечасны х высот уровня ведется по уравнению
(84)
где /li— вы сота уровня на каж д ы й ч ас суток; Hi и h — гарм ониче­
ские постоянны е отдельны х составляю щ их волн прилива; qi — их
угловы е скорости; f{ и ( v o + u ) — редукционны е м нож ители и н а ­
чальны е астроном ические части ф аз каж д ой волны,; t — текущ ее
врем я; Ло — средний суточный уровень.
Д л я вы явления долгопериодны х (полумесячны х, полугодовых,
годовых, девяти- и д евятн адцати летни х) приливны х колебаний тр е­
бую тся годовы е и многолетние ряды наблю дений. Эти колебан и я
п роявляю тся в периодических изм енениях характери сти к водных
масс, изменениях среднего уровня М ирового океан а, колебан и ях
ледовитости и других крупном асш табны х процессах.
Гармонический ан ал и з до настоящ его времени п ред ставляет
собой основной метод расчета и п ред сказан и я приливов, поэтому
для его соверш енствования р азр аб о тан ы разли чн ы е вари ан ты и
схемы р асчета Н и k. В 1936 г. английские ученые Д удсон и В а р ­
бург р а зр а б о т а л и метод расчета гармонических постоянны х из
короткого р я д а наблю дений (суточного и двухсуточного ц и клов).
Советским исследователем А. И . Д уванины м усоверш енствован и
дополнен в ар и ан т расчета гармонических постоянных из двухсуточ­
ного ц икла наблю дений; предлож ены ф орм улы и расчетны е схемы
д л я вы числения важ нейш их х арактери сти к приливов и приливны х
течений.
Гарм онические постоянные п редставляю т собой основные п а р а ­
метры, учиты ваю щ ие местные особенности приливны х колебаний,
поэтому сведения о них публикую тся различны м и странам и
143
в специальны х таб л и ц ах приливов. В н астоящ ее врем я имею тся
данны е о гармонических постоянных д л я многих портов побереж ий
А тлантического, И ндийского, Тихого и С еверного Л едовитого о к е а­
нов. С лабо освещ ены океанические острова и п обереж ье А н тарк­
тиды, д л я которы х ещ ё нет систематических рядов непосредствен­
ных наблю дений.
§ 69. Т аблицы приливов. К арты приливов
Д л я обеспечения запросов, м ореплаван и я, портостроения и д р у ­
гих прикладны х зад ач в больш инстве стран еж егодно на год вперед
и здаю тся специальны е таб ли цы ,сведени й о приливах в различны х
пунктах побереж ья. В С С С Р таб л и ц ы приливов издаю тся Главны м
управлением гидром етеорологической служ бы С С С Р. О течествен­
ные табли цы приливов приводят сведения о вы сотах и времени
наступления полных и м алы х вод в основных портах вдоль, б ере­
гов северной части А тлантического океан а, морей Европейской
территории С С С Р, северной части Тихого океан а и морей А зи ат­
ской территории С С С Р. К ром е того, в таб л и ц ах приливов приводятся
специальны е поправки д л я р ас ч е та элементов прилива, т. е. высот
и времени наступления полных и м алы х вод, в дополнительны х
пунктах. О тдельны ми том ам и на русском язы ке вы пускаю тся т а б ­
лицы приливов д л я заруб еж н ы х портов А тлантического, И ндий­
ского и Тихого океанов. В таб л и ц ах, кром е сведений о полных и
м алы х водах, публикую тся гарм онические постоянные, значения
средних суточных уровней, ти повая х арактери сти ка их и другие
вспом огательны е м атериалы .
П одготовка еж егодны х таб л и ц приливов требует больш ой вы ­
числительной работы , поэтому А. И. Д уванины м р азр а б о та н и усо­
верш енствован м етод расчета исходных данны х о приливах в ос­
новных портах и предлож ен новый в ар и ан т таб л и ц приливов по­
стоянного действия. Высоты уровней в отечественных таб л и ц ах
приливов п риводятся в превы ш ениях н ад нулем глубин. З а нуль
глубин на м орях С С С Р , где величина прилива р ав н а или превы ­
ш ает 50 см, приним ается теоретический нуль глубин (Т Н Г ), т. е.
наннизш ий возм ож ны й уровень по астроном ическим причинам.
Он вы чи сляется различны м и способам и с использованием гар м о ­
нических постоянных
Т аблицы приливов и здаю тся в Англии, Японии, СШ А и д р у ­
гих странах. Это одно из важ нейш их пособий д л я м о р еп л ав а­
телей.
К ром е таблиц, и здаю тся атласы 'Приливов, сод ерж ащ и е карты
высот уровня на каж д ы й час относительно кульм инации Л уны или
м омента полной воды в бли ж айш ем основном порту. В атл асах
помещ аю тся иногда котидальны е карты , п редставляю щ ие собой
систему изолиний одновременного наступления полной воды в про,
' В морях, где величина прилива меньше 50 см или приливные колебания
почти не возникают, за нуль глубин принимается средний многолетний уровень.
144
странстве. Эти карты п озволяю т судить о направлен ии дви ж ени я
приливны х волн, влиянии р ел ьеф а д н а и интерференции волн, иду­
щих с разн ы х направлений. К отидальн ы е карты , а т а к ж е карты
изогипс (линий равной высоты п р и л и в а), и зоам п литуд и и зоф аз
составляю тся и сам остоятельно д л я отдельны х морей, океанов и
М ирового о кеан а в целом. Д л я расчета этих к а р т использую тся
сведения о гарм онических постоянных береговы х и островных
пунктов.
§ 70. Р оль конф игурации берегов и р ел ь еф а дна.
П риливы в устьях рек. П риливные течения
Я вление приливов сильно услож н яется под влиянием кон ф и гура­
ции берегов и р ел ь еф а дна. П ри входе в узки е зал и вы энергия
прилива на входном, больш ем сечении передаеТчСЯ меньш им сече­
ниям, что приводит к росту величины прилива. Теоретические
исследования п о казал и , что в этом случае величина п рили ва в о з­
р ас тает обратно пропорционально некоторой степени глубины и
ш ирины к ан ал а.
Т ак, наприм ер, если ш ирина к а н а л а при неизменной глубине
ум еньш ается в 10 р аз, то величина п рили ва в о зр астает почти
в 3 р а з а , а при постоянной ш ирине к а н а л а , но при уменьш ении глу­
бины т а к ж е в 10 р аз величина п рили ва в о зр аста ет почти в 2 р аза.
П ри дальнейш ем распространении приливной волны в зал и в е она
достигает берегов, о тр аж аетс я от них и из поступательной волны
п р еоб разовы вается в стоячую с величиной, в 2 р а з а больш ей вели ­
чины п адаю щ ей волны. Если при этом период возм ож ны х свобод­
ных колебаний со вп ад ает или становится кратны м периоду при­
ливной волны, приш едш ей в зал и в, то происходит гидравлический
резон ан с и слож ение волн приводит к значительном у росту величины
прилива.
П ри м ерам и таких больш их приливов могут служ ить приливы,
наблю даю щ иеся, к а к упом иналось, в зал . Ф анди у восточных
берегов С еверной А мерики, а т а к ж е в П енж инском зал и в е О хот­
ского м оря, в М езенском зал и в е Б елого м оря и др. Так,
в зал . Ф анди величина сизигийного п рили ва дости гает 16 м, в П ен­
ж инском 12,9 м, в М езенском зал и в е 10 м.
П риливны е волны , входя в устья рек, распростран яю тся вверх
по течению. Р асстоян ие, н а которое м ож ет распростран иться при­
л и в н ая волна, зави си т от уклон а д н а реки, ее ширины, глубины
и скорости течения. Н а А м азон ке приливы зам етн ы на расстоянии
1400 км от устья, на р. Св. Л ав р ен ти я — в 700 км, причем в 560 км
от устья, в К вебеке, величина прилива дости гает 4,6 м. В Европе
приливы н аблю даю тся на р ек ах Эльбе, Гаронне, Л у ар е, Сене,
Тем зе, С еверне и др. Н а наш их северны х р ек ах приливы р асп р о ­
страняю тся: по Северной Д ви н е н а 120 км, по И ндиге на 46 км, по
П ечоре н а 85 км, по Х атан ге на 300 км от устья.
П риливы в р ек ах значительно отличаю тся от приливов на
морях. П од влиянием м елководья, уклона д на и течения прилив­
10
Зак. № 266
145
н ая волна р аспростран яется вверх по реке, постепенно ум еньш ая
скорость. В месте с тем созд ается б ольш ая разн ость м еж д у скоро­
стями дви ж ени я гребня и подош вы волны, так к а к гребень идет
против течения реки, а подош ва — по течению. В р езу л ьтате этой
разности расстоян и е м еж ду гребнем и предш ествую щ ей подош вой
постепенно ум еньш ается, врем я падения становится больш е, чем
врем я роста. Т ак, наприм ер, в устье Гаронны врем я роста прилива
равн о 6 ч 10 мин, падения — 6 ч 8 мин; в К астете ж е, на р ассто я­
нии 149 км от устья, эти ж е пром еж утки времени равн ы 2 ч 10 мин
и 10 ч 3 мин.
С ближ ение гребня и подош вы приливной волны при п родви ж е­
нии вверх по течению приводит к явлению , известному под н а зв а ­
нием бор, или м аскарэ. П ередний склон приливной волны стано­
вится очень круты м, почти вертикальны м . Т а к а я волна идет вверх
по реке в виде в а л а высотой больш е 1 м. Н а отдельны х мелких
местах в ал рассы пается пенистым гребнем, иногда с сильным ш у­
мом. Сильный бор н аб лю д ается на р. Ц ань-Т ань-ц зян ь (зал. Ханчж о у -в а н ь ). З д есь вы сота бора достигает в сизигию 3,4 м, скорость
его передвиж ен ия 4,6 м/с. В Ю ж ной А мерике на А м азонке бор
(здесь он н азы вается поророка) расп ростран яется на 300 км от
устья 1 и дости гает высоты 3,5— 4,5 м. Во Ф ранции м аскар э н аб лю ­
д ается на многих реках — Ш аран те, Орне, Сене и др. Очень инте­
ресное явление им еет место на р. С ент-Д ж он, впадаю щ ей
в зал . Ф анди. В устье реки вы сота полной воды дости гает почти
6 м. Н а небольш ом расстоянии вверх от устья рек а проносит свои
воды в узком русле, пролож енном в скалистом ущ елье. Выш е
ущ елья русло вновь расш иряется. М еж ду полной и м алой водой
приливное течение расп ростран яется вверх по течению реки. П еред
суж ением уровень подним ается настолько сильно и быстро, что
на реке о б разуется водопад, направленны й против течения
реки. Во врем я отли ва массы воды, скопивш иеся выш е суж ения,
не успеваю т достаточно быстро спуститься вниз по течению,
уровень воды значительно п овы ш ается и вода п ад ает вниз по те­
чению.
Во врем я прилива м орская вода, о б л ад аю щ ая больш ей плот­
ностью, а следовательно, и более тя ж ел ая , чем речная, идет по
дну, пока речное течение не преодолеет прилив. Н а Э льбе следы
морской воды отмечены на расстоянии 47 км от устья.
Д л я определения скорости распростран ен ия приливной волны
в реке прим еняется ф орм ула
- К
e{n±4-]-v,
(85)
где Н — глубина; А — величина прилива; v — скорость речного т е ­
чения. З н а к плю с относится к гребню, минус — к подош ве.
■ Обычно бор распространяется на несколько километров и бывает только во
время сизигийных приливов.
И6
П риливны е течения — это гори зонтальн о-орбитальн ое дви ж ени е
вод, периодически изм еняю щ их н ап равл ен и е и скорость под в л и я ­
нием приливообразую щ их сил Л уны и С олнца. О сновные элем енты
их — скорость, ф а за и н ап равл ен и е м акси м альн ого приливного и
отливного течений, аналогичны е полной и м алой водам приливны х
колебаний уровня. П о типу их р азд ел яю т н а возвратн о-поступ а­
тельн ы е (реверсивны е) и круговы е (в р ащ ател ь н ы е), по периоду
изменчивости — н а полусуточные, суточные и четвертьсуточны е.
П о х ар а к тер у вы деляю т правильны е и неправильны е, т. е. см еш ан­
ные приливны е течения. У полусуточны х реверсивны х приливны х
течений 2 р а з а з а 24 ч 50 мин н аблю даю тся д в а м акси м альн ы х по
скорости приливны х и отливны х течения. У суточных имеют место
одно м акси м ал ьн о е приливное и одно отливное течения за тот ж е
период. В дал и от берегов приливны е течения имею т н езн ачитель­
ные скорости, в прибреж ны х районах, особенно в проливах, за л и ­
вах , в устьевы х у частках, они достигаю т огромны х скоростей, от 3
д о 12 узлов, и р аспростран яю тся почти до дна.
В озвратно-поступательны е течения характерн ы д л я узкостей,
проливов, зал и во в, устьев рек. Они отличаю тся отсутствием посте­
пенной смены н ап равл ен и я и периодическим изменением скорости,
к оторая, в о зр астая, д ости гает м акси м ум а, затем начинает посте­
пенно п ад ать, становится почти равной нулю в момент смены н а ­
п р авл ен и я приливного или отливного течения на обратное. Затем
весь цикл изменений скорости повторяется. Течения вращ ательного
типа н аблю даю тся главны м образом в дал и от берегов, где д в и ж е­
ние не стеснено б ли зл еж ащ и м и берегам и, однако они могут встре­
чаться и в прибреж ной полосе. Т акие течения непреры вно и зм е­
н яю тся по направлению (по часовой стрелке или п ротив), но м ало
меняю тся по скорости, которая не ум еньш ается до нулевого зн а ­
чения.
В приливны х течениях, т а к ж е к а к и в колеб ан и ях уровня, про­
являю тся ф азо во е (полум есячное), тропическое и п ар ал л ак ти ч е­
ское н еравенства.
В природны х услови ях приливны е течения, обладающие^ боль­
шими скоростям и, возбуж даю т приливное перем еш ивание, которое
в м елководны х проливах, таких, к а к Горло Б елого моря, К арские
В орота и др., расп ростран яется до д на, и вы равн и ваю т по верти ­
к ал и тем пературу, соленость, сод ерж ан ие кислорода и другие х а ­
рактеристики вод.
В глубоководны х п роливах приливное перем еш ивание р асп ро­
стр ан яется на значительны е глубины и способствует турбулентному
обм ену вод. Т урбулентны е дви ж ени я, возникаю щ ие в приливном
потоке, о к азы ваю т больш ое влияние н а ф орм ирование страти ф и к а­
ции вод, н а распределени е микроэлем ентов, органических и неор­
ганических примесей, ради оакти вны х элем ентов и различны х в зве­
сей. П риливны е течения периодически создаю т сж ати я и р а зр е ж е ­
ния льдов.
10*
147
Г Л А В А 16. ТЕЧЕНИЯ
§ 71. Происхождение морских течений и их классификация
П оступательны е горизонтальны е дви ж ени я водных масс, св я­
занны е с перем ещ ением значительны х объем ов воды на больш ие
расстояния, назы ваю т т е ч е н и я м и . Течения возн и каю т под д ей ­
ствием различны х ф акторов, таких, к а к ветер (т. е. трение и д а в ­
ление дви ж ущ ихся воздуш ны х м асс н а водную поверхность), и зм е­
нения в распределении атм осф ерного давл ен и я, неравном ерность
в распределении плотности морской воды (т. е. горизонтальны й
градиент д авл ен и я вод различной плотности на одинаковы х глуби ­
н ах ), приливообразую щ ие силы Л уны и С олнца. Н а х ар актер д ви ­
ж ени я м асс воды сущ ественное влияние оказы ваю т т а к ж е вторич­
ные силы, которы е сами не вы зы ваю т его, а п роявляю тся лиш ь при
наличии движ ения. К этим силам относятся сила, возни каю щ ая
б л аго д ар я вращ ению Зем л и — сила К ориолиса, центробеж ны е
силы, трение вод о дно и берега м атериков, внутреннее трение.
Б ольш ое влияние н а морские течения оказы ваю т распределение
суши и м оря, рельеф д н а и очертания берегов. К лассиф ицирую т
течения главны м образом по происхож дению . В зависим ости от сил,
их возбуж даю щ их, течения объединяю т в четы ре группы: 1) ф ри к­
ционные (ветровы е и д рей ф овы е), 2) градиентно-гравитационны е,
3) приливны е, 4) инерционные.
Течения, возникаю щ ие при участии сил трен и я,— это ветровы е
течения, вы званны е временны ми и непродолж ительны м и ветрам и,
и дрейф овы е, вы зван н ы е установивш им ися, действую щ ими д л и ­
тельное врем я ветрам и. В ветровы х течениях не создается
наклон а уровня, дрейф овы е ж е течения приводят к наклону
уровня и появлению градиента д авлен ия, которы е определяю т
возникновение в прибреж ны х рай он ах глубинного градиентного
течения.
Градиентно-гравитационны е течения возникаю т вследствие н а ­
клона физической поверхности моря, вы званного различны м и ф а к ­
торам и,— это плотностные, барогради ен тны е и стоковы е течения.
П ервы е создаю тся горизонтальны м градиентом плотности, возни ­
каю щ им вследствие п ерераспределения поля плотности. Б а р о г р а ­
диентные течения вы зы ваю тся изм енениями в распределении атм о­
сф ерного д авлен ия, которы е приводят к наклону уровня в областях
повыш енного д авл ен и я и повыш ению его в области пониженного
давления. С токовы е течения создаю тся в р езул ьтате н акл он а по­
верхности моря, вы званного притоком береговы х вод, атм осф ер­
ными осадкам и , испарением, притоком вод из другого бассейна или
оттоком вод в другие районы. Н аконец, могут возни кать ком пен­
сационны е течения вследствие наруш ения равн овеси я з а счет убыли
или оттока вод из одного бассейна в другой под влиянием сгонно­
нагонной циркуляции и других ф акторов.
П риливны е течения возни каю т под действием прили вообразую ­
щих сил Л уны и С олнца (см. стр. 147).
148
И нерционны е течения — это остаточны е течения, н аблю даю щ иеся после п рекращ ен и я действия всех возбуж даю щ и х д ви ж ен и е
ф акторов. Н а частицы воды в инерционны х течениях действую т
только д ве уравн овеш и ваю щ и е одна другую силы — К ориолиса н
цен тробеж н ая. В резу л ьтате путь частицы^ обладаю щ ей горизон­
тальной скоростью , под влиянием силы К ориолиса п р ед став л яет
собой круг инерции радиусом
и периодом
где и — скорость д ви ж ен и я частицы ; г — ради ус круга инерции;
Гр — период, в течение которого описы вается круг радиусом г; он
равен половине м аятниковы х суток. Н а полю се (ф = 90°) Гр равен
12 ч, н а ш ироте ф = 30° — 24 ч и на экв ато р е бесконечен.
В оздействие сил внутреннего трения, турбулентности и др. при­
водит к р азр ы в у орбит и ф орм ированию слож ны х траектори й с п ре­
обладани ем о бращ ени я части ц воды по часовой стрелке в север­
ном и против часовой стрелки в ю жном полуш арии. И нерционны е
течения н аб лю д али сь в Б алти й ском море, в Ч ерном , С редиземном
и др.
Течения п о др аздел яю тся по степени устойчивости, р асп о л о ж е­
нию, ф изико-химическим свойствам, х ар а к тер у движ ения.
По устойчивости вы деляю т постоянные, периодические и в р е­
менные (случайны е) течения. П остоянны е — это течения, сохраняю ­
щ ие средние зн ач ен и я скорости и н ап равл ен и я длительное врем я.
Они зам етн о изм еняю т свои характери сти ки от сезона к сезону, но
почти не изм еняю т их от года к году. К ним относятся Г ольф ­
стрим, Куросио, п ассатн ы е и др.
П ериодические — течения, меняю щ ие свои элем енты во врем ени
с определенны м периодом (муссонные, приливны е).
В ременны е течения возникаю т под влиянием временны х интен­
сивных ветров, резких внезапны х изменений д ав л ен и я атм осф еры ,
вы падения осадков.
По располож ению вы деляю т течения поверхностны е, глубин­
ные, придонные, прибреж ны е, откры того моря.
По физико-химическим свойствам течения могут быть теплые,,
холодны е, опресненные, осолоненные, нейтральны е. В лияние теп­
лы х и холодны х течений на ход многих ф изических явлений, осо­
бенно на кл и м ат Зем ли, огромно. П одразд ел ен и е течений по ф и зи ­
ко-химическим свойствам относительно. Теплы е и осолоненные
течения имею т тем пературу и соленость выш е, чем местные,
окруж аю щ и е их воды, холодны е и опресненные — ниже.
П о х ар а к тер у дви ж ени я течения п одраздел яю т н а прям олиней­
ные, криволинейные, циклонические и антициклонические.
В природны х условиях не сущ ествует течения какого-либо од­
ного происхож дения, а имеет место ком плексны й поток, сочетаю ­
149-
щ и й одновременно разли чн ы е типы течений. Этот реальны й поток
со зд а е т с я одновременны м действием нескольких сил, роль которы х
3 его ф орм ировании разли чн а.
§ 72. Течения, возникаю щ ие при участии сил трения
Ф изические условия возникновения и р азви ти я дрейф овы х т е ­
чений, и сследовались многими учеными, но основы теории этих тече­
н ий были зал ож ен ы Э кманом в 1903— 1905 гг. П р ед п о л агая море
«бесконечно глубоким, однородным по плотности (гом огенны м ), в е­
тер установивш им ся по н а ­
правлению и скорости, он ис­
п ользовал уравн ен ия д в и ж е­
ния вязкой ж идкости и м ате­
матически реш ил зад ач у о воз­
никновении
поверхностного
течения под влиянием трения
при наличии отклоняю щ ей си­
лы вращ ени я Зем л и (силы К о­
р и оли са).
Основные полож ения тео­
рии Э км ан а мож но сф орм ули­
ровать следую щ им образом .
1. Ветер, со зд ав ая тан ген ­
циальное трение м еж д у возду­
хом и водой и давл ен и е на н а ­
ветренны е склоны волн, при­
водит в дви ж ени е поверхност­
ные слои воды. Энергия этого
дви ж ени я передается н и ж ел е­
ж ащ и м слоям силам и внут­
реннего трения. В своем д ви ­
ж ении н и ж ел еж ащ и е слои от­
стаю т от поверхностных, всл ед ­
Р и с. 35. Изменение скорости и направ­
ствие чего появляю тся разли чи я
ления дрейфового течения с глубиной.
в скорости внутри потока, т. е.
наличие градиентов скорости.
2.
Скорость поверхностного течения vo пропорциональна тангенд и ал ь н о м у трению t и обратно пропорциональна синусу ш ироты
м еста и коэф ф ициенту внутреннего трения р,:
Vo= -j= ^ ^ = ,
Y 2[Арсй sin cf
(88)
т д е — коэф ф ициент внутреннего трения; р — плотность воды; со —
у гл о в а я скорость вращ ени я Зем ли; ф — ш ирота места.
3.
П од воздействием силы К ориолиса течение отклоняется
ют н ап равлен ия ветра вправо в северном и влево в ю ж ном полу-шарии; угол отклонения течения от ветра н а поверхности р а ­
в ен 45°.
150
4.
П о мере проникновения течения в толщ у воды вектор скоро­
сти, все более п о ворачи вая вп раво (в северном п олуш ари и ), н а
некоторой глубине становится противополож ны м вектору поверх­
ностного течения (рис. 35). В еличина скорости течения при этомубы вает в геометрической прогрессии при возрастани и глубины
в ариф метической. Глубину, на которой течение н ап равлен о про­
тивополож но поверхностному, Э км ан н азв ал г л у б и н о й т р е н и я , ,
которая определяется ф ормулой
D = T .гV
—ср .
ри sin
(89>
'
'
Т ак к а к у гл о вая скорость вращ ени я Зем л и величина постоянная,,
а плотность мож но принять равной единице, то м ож но сд елать вы ­
вод, что глубина трения зави си т от коэф ф ициента вязкости ц »
ш ироты м еста ф (рис. 35). К оэф ф ициент вязкости [х имеет большоезначение д л я оценки динам ического состояния среды. Определив,
из наблю дений глубину трения, т. е. горизонт с противоположнонаправленны м течением м алой скорости, мож но из вы раж ен и я (89)
получить значение |л.
В раб о те Э к м ан а рассм отрены и другие вопросы, в частности
показано, что важ н ей ш и м условием в реж им е течений, вызванных;
ветром , служ и т отнош ение глубины м оря Я к глубине трения D..
Т ак, на горизонте z = D скорость
Uz = — -775“
Zo
при z = 2D
Vz=^
=■ --T- V - (где Vo — скорость течения на поверхности м о р я). У гол
5 3 5
отклонения поверхностного течения от н ап равлен ия ветра а т а к ж е
изм еняется в зависим ости от величины отнош ения H / D (табл. 20)..
Т а б л и ц а 20
Угол отклонения поверхностного течения от направления ветра
при различном значении величин H jD
H I D
0 , 1 0
0 , 2 5
0 , 5 0
0 , 7 5
1 , 0
1 , 5
а °
0 — 5
2 1 , 5
4 5
4 5 , 5
4 5
4 5
Если м оре имеет глубину меньш е глубины трения, то угол сс
изм еняется от О— 5 до 45°. П ричем наблю дениям и установлено,,
что при м алы х глубинах и при определенном н аправлении ветра,
относительно очертаний берега м оря он м ож ет иметь и левое, и:
правое отклонения.
Д л я р асчета скорости поверхностного, вы званного ветром тече­
ния на протяж ении многих лет прим енялись эмпирические ф ор­
мулы, связы ваю щ и е скорость ветра и скорость течения. Н аиболеераспростран ен а ф орм ула
Юо=- --Л _
У sin <f
V,
(90>
15i
гд е uo — скорость течения на поверхности в см/с; Л — ветровой ко­
эф ф ициент, полученный д л я умеренны х и сильных ветров (равен
■€,0127), Л = - ^ ; V — скорость ветра в м/с.
П утем статистической обработки непосредственных наблю дений
д л я отдельны х пунктов определяется и угол отклонения течения
■от н ап равлен ия ветра а.
В последние годы д л я реш ения различны х зад ач по исследовагнию течений, возбуж даем ы х ветром, действую щ ая си ла зад ается
в виде поля тангенциального н ап ряж ен и я ветра на поверхности
моря. Р ассчи ты вается осредненное з а определенный пром еж уток
времени поле ветра или поле д авлен ия, по данны м которого п олу­
чаю т касательн ое н апряж ение. С оставляю щ ие касательн ого н ап р я ­
ж е н и я ветра Тх и Т у определяю тся по ф орм улам :
7’.c p = A |V ^ c p li/c p ,
.
(91)
(92)
тд е k = pc\ р — плотность воздуха; с — коэф ф ициент трения меж ду
■воздухом и водой; U и V — компоненты вектора скорости по осям
ко о р д и н ат X и Y\ 1Уср1 — модуль вектора скорости ветра. Все
ком поненты ветра и их осреднение з а приняты й период рассчиты ­
в а ю т по синоптическим картам .
Э км ан вычислил т ак ж е полный поток от поверхности до б оль­
ших глубин по всем у слою моря, охваченному течением, и п оказал,
■что он н ап равлен перпендикулярно н ап равлению ветра (в северном
л о л у ш ар и и вп р аво ). Полный поток равен
5 =
^ ,
(93)
г д е Оо — скорость поверхностного течения; D — глубина трения.
К ром е того, в этой теории бы ла д ан а оценка д ви ж ени я при ко ­
нечной глубине м оря и рассм отрены течения в береговой зоне
в зависим ости от угл а м еж ду н аправлением берега и н аправлением
в етр а. В подобных случаях возникаю т сгонно-нагонная циркуляция
и глубинны е градиентны е течения.
В прибреж ной зоне у приглубого прямолинейного берега толщ а
воды р азб и вается к а к бы на три слоя (рис. 36). П оверхностны й
сл о й ограничен глубиной трения D со скоростью v, изменяю щ ейся
т а к , к ак п о казан о на рис. 35. В нем векторно склады ваю тся по­
верхностное и дрейф овое течения. Н иж ний слой от д на до глубины
Л'
носит н азван и е п р и д о н н о г о . З д есь трение о дно играет
в какой-то мере ту ж е роль, что и тан ген ц иальн ое трение на по­
верхности. О т д на до глубины D ' н ап равлен ие и скорость и зм е­
няю тся. М еж ду слоями D и D ' расп о л агается глубинное град и ен т­
н о е течение, которое д ви ж ется с постоянной скоростью Vt вдоль
■берега перпендикулярно гради ен ту давления.
Теория дрейф овы х течений Э км ан а имеет ограничения, т а к к ак
о н а построена д л я однородного ветра, однородного моря, без
152
З'чета горизонтального бокового трения м еж ду потоком и берегом
или м еж ду потокам и, дви ж ущ им ися с разн ы х направлений. .
В области дальнейш его р а зв и т и я 'т е о р и и морских течений за
последние десятилетия сделан значительны й ш аг вперед. Б ол ьш ое
значение имели работы советского ученого В. Б. Д 1токм ана, кото­
рый впервы е в 1946 г. п ред лож и л м одель осредненного по глуби н е
стационарного переноса вод в неоднородном по плотности океане,,
обусловленного действием ветра и турбулентного бокового обм ена.
Эта и другие теории позволили подойти к объяснению круп н ом ас­
ш табной горизонтальной циркуляции и некоторы х особенностей
в реж им е течений М ирового океана. Теоретические модели океан и ­
ческой циркуляции, предлож енны е современны ми исследовате­
лям и, учиты ваю т распределени е касательн ого н ап р яж ен и я ветра,,
изменения п ар ам етр а К ориолиса с широтой, глубины м оря и про­
странственное распределени е плотности.
Падешз
а)
б)
Поверхностное
течение
Глубинное
течение
Придонное
течение
Рис. 36. Ц иркуляция воды под действием ветра у приглубого
отвесного берега.
а — р асп о л о ж ен и е слоев воды , б — го д о гр аф ы
скорости течен и я.
Д остигнуты определенны е успехи в расчете поля течения п а
полю ветр а, поверхностны х и глубинны х течений с учетом измене-ний поля плотности. О днако недостаточное зн ан ие реальны х п а р а ­
метров (наприм ер, коэф ф ициента вязкости) не п озволяет п роблем у
ветровы х течений считать реш енной. П оэтом у н ар яд у с теоретичес­
кими расчетам и поля течений д л я реш ения прикладны х зад ач до.
последнего времени ш ироко использую тся полуэмпирические м е­
тоды.
§ 73. Градиентны е течения (плотностны е)
Д л я оценки динам ического состояния среды рассм атри ваю тся
три системы поверхностей: эквипотенциальны е — поверхности р а в ­
ного п отен ц и ала силы тяж ести , изобарические — равного ги дроста­
153
тического д авл ен и я и изостерические — равного удельного объем а.
П р и отсутствии дви ж ени я эти поверхности п арал л ел ьн ы д руг другу
и х ар актер и зую т среду, назы ваем ую баротропной. Н аклон и п ере­
сечение изостер и изобар свидетельствую т о наличии движ ения.
Ч ем больш е н аклон изостер к и зобарам , тем интенсивнее движ ение
{среда н азы вается барокли нн ой ). О бе эти системы поверхностей
наклонены к эквипотенциальны м , которы е всегда горизонтальны .
К а к п оказано Н. Н . Зубовы м , при возникновении установивш ихся
морских течений плотностные, стоковы е силы и трение обусловли­
ваю т н аклон изобарических поверхностей, по направлению течения
(продольны й н ак л о н ). Силы ж е К ориолиса и ц ен тробеж н ая соз­
д аю т поперечный наклон изобарических поверхностей (на р азр езе
поперек течен и я). Этот наклон уровня поперек течения оп ред ел я­
ется формулой
(94)
где у гловая скорость враш ени я Зем л и со и сила тяж ести g — вели ­
чины постоянные; с — скорость течения; ф — географ ическая ш и­
рота.
Н а гидрологических р азр е зах , выполненных н а' ограниченны х
у ч астках моря, мож но приним ать средню ю географ ическую ш и­
роту, поэтому н аклон уровня зави си т главны м образом от скорости
течения и прямо пропорционален ей. Если скорость течения увел и ­
чивается, то и наклон изобар увеличивается. В природных усло­
виях при сущ ествую щ их скоростях течений углы н аклон а и зобари ­
ческих поверхностей весьм а малы . О днако д а ж е малы й наклон
и зобар влечет за собой значительны й наклон изостерических поверх­
ностей. Р азн о сть н акл он а изобар, вы зы ваем ая разностью скоростей
д ви ж ен и я отдельны х слоев, создает наклон изостер, свидетельст­
вую щих об интенсивности движ ения. Д л я расчета плотностных те­
чений Н. Н. Зубовы м предлож ен упрощ енный вывод, полож енны й
в основу динам ического м етода обработки океанологических н аб лю ­
дений.
П ри изучении установивш ихся течений следует иметь в виду,
что основная роль в их развитии прин адлеж и т горизонтальны м со­
ставляю щ и м действую щ их сил. В ертикальны е ж е составляю щ ие сил
исчезаю щ е м алы по сравнению с силой тяж ести. Г лубина, на кото­
рой плотностны е течения отсутствую т или пренебреж им о малы ,
м ож ет р ассм атри ваться к а к н улевая и зобарическая поверхность,
относительно которой мож но р ассм атри вать движ ение. Л ю б а я и зо­
б ар и ческая поверхность р асп о л агается перпендикулярно равн одей ­
ствую щ ей всех сил, действую щ их на частицы воды.
Р ассм отри м д ве изобарические поверхности (рис. 37 а ) , из кото­
ры х ро со вп ад ает с поверхностью моря, а р — с глубиной, н а кото­
рой плотностны е течения отсутствую т или весьм а незначительны ,
поэтому она п ар ал л ел ь н а эквипотенциальной поверхности. В резул ь­
тате о х лаж д ен и я или н агреван и я произош ло изменение удельного
объем а, вследствие чего уровенная поверхность и н и ж ел еж ащ и е
154
изобары н аклон яю тся под углом р. У дельный вес воды справа!
больш е (плотность м еньш е), слева плотность — больш е, т. е. у д ел ь­
ный вес меньш е. С ледовательно, расстоян и е м еж д у и зобарам и р»
и р сп р ава больш е, а слева меньш е ( Н м > Н ^ ) .
Н а рис. 37 а проведен р яд эквипотенциальны х поверхностей: D u
£>2, Db, ■.; De, пересекаю щ их изобарическую поверхность р о . Р а с ­
смотрим частицу т, взятую н а поверхности ро и находящ ую ся под.
действием двух основных сил: силы тяж ести g, н аправленной по.
отвесу (перпендикулярно эквипотенциальной поверхности), и сильв
0$
Ds
D/j.
Ri
ystnp
Do
02
Dl
il»T
771
К
Рис. 37. К выводу формулы д л я расчета плот­
ностных течений.
а — в е р ти к ал ьн о е сечен и е, б — п лан .
град и ен та гидростатического д ав л ен и я а
dp
, направленной вверх
по норм али к изобарической поверхности ро.
Вектор силы тяж ести р азл о ж ен н а д ве составляю щ ие: вдоль
изобарической поверхности (g -sin p ) и по н орм али к ней (g -c o sP ).
В торая составл яю щ ая уравн овеш и вается градиентом ги дростати­
ческого давл ен и я, а п ервая о казы в ается неуравновеш енной. Ч а с ­
тица т будет п ерем ещ аться вдоль изобары ро под действием этой
составляю щ ей в сторону н акл он а уровня. К ак только возн и кает
движ ение, появляется отклон яю щ ая сила вращ ени я Зем л и К, про­
порци он альная скорости д ви ж ени я и н ап р ав л ен н ая под углом 90'^
(в северном п олуш арии) вп раво к н ап равлению дви ж ени я частицы .
155
в резу л ьтате частица начнет п ерем ещ аться по направлению равн о­
действую щ ей Rl двух этих сил со скоростью Wt (рис. 37 6 ). с и зм е­
нением н ап равлен ия дви ж ени я изменится и н ап равлен ие отклоняю ­
щ ей силы вращ ения Зем ли, что вы зовет поворот вектора течения
Vt вправо в н ап равлении равнодействую щ ей R. Э тот поворот будет
п р о д о л ж аться до тех пор, пока вектор течения не о каж ется перпен­
дикулярн ы м силе g s i n p , т. е. до того м омента, когда отклоняю ­
щ а я сила вращ ен и я Зем л и будет уравновеш ена составляю щ ей силы
тяж ести g -sin p . В озникает динам ическое равновесие, д л я которого
су м м а действую щ их сил д о л ж н а быть р ав н а нулю:
g'sin^=A r=2coi;.i.sincp.
(95)
О тсю да
^
^(96)'
2со Sin 9
И з р и с /3 7 следует, что
(97)
где Z, — расстояние м еж ду гидрологическими станциям и (в ер ти к а­
л я м и ).
Тогда скорость течения Vi равн а
ic\Q\
п р о и зв ед ен и я g H M и gHpf> равны е разности значений потенци­
а л а силы тяж ести на изобарических поверхностях р и ро в точках
М и iVj_ н азы ваю т динам ической высотой изобарической поверхно­
сти ро относительно изобары р, принятой з а нулевую поверхность.
О бозн ачив д Н м = с1м и gHrf=d,N, мож но зап и сать основную ф ор­
м улу д л я р асчета скорости плотностны х течений
^
(99)
2u>L sin -f
^
'
ИЛИ
—
,
2aL Sin tf) ’
( 100)
'
'
где A d — разность динам ических высот.
Д ин ам и ч еская вы сота характери зует работу, затрачи ваем ую на
перемещ ение единицы массы воды по верти кали против силы т я ж е ­
сти от изобарической поверхности р к ро. П ри перемещ ении еди ­
ницы массы воды на высоту 0,102 м при ускорении силы тяж ести
"9,81 м/с^ со верш аем ая р аб ота равн а динам ическом у децим етру. В е­
личина, в 10 р аз больш ая, н азы вается динам ическим метром,
а в десять раз м еньш ая — динам ическим сантиметром. П ри вы чис­
лении скорости течений динам ическим методом пользую тся д и н ам и ­
ческими м иллим етрам и, равны м и одной сотой динам ического дец и ­
метра.
156
Ф орм ула (100) сп равед л и ва при условии, что н а глубине з а л е ­
гания изобарической поверхности р течение отсутствует. Если ж е
и зо б ар а р имеет н аклон и течение на этой глубине зам етно, то
мож но рассчитать не абсолю тную , а относительную скорость м еж ду
ниж ней изобарой р и поверхностью м оря по ф орм уле
Д инам ический метод д ает вполне удовлетворительны е резуль­
таты при условии, если течение устойчиво по н аправлению и ско­
рости, глубина м оря вели ка, что позволяет вы б рать глубину, соот­
ветствую щ ую нулевой изобарической поверхности. Гидрологические
р азр езы долж ны быть выполнены перпендикулярно н аправлению
исследуем ого течения и по возм ож ности за короткий пром еж уток
врем ени (синхронно). Основные этап ы динам ической обработки со­
сто ят из вы числения по тем пературе и солености удельны х объемов
д л я к аж д о го горизонта всех гидрологических станций и расчета
динам ических высот и глубин по ф орм уле
р
р
d = ^ o .d p — '^ a . d p = d ,
Ро
( 102)
Ро
где а — значение среднего удельного о б ъем а слоя толщ иной dp.
С ум м ирование от поверхности ро до нулевой и зобары р д ает
Р о ----
динам ическую глубину, а от р до ро ( I ^ a d p ) — динам иечскую выр
соту, значения которы х на станциях использую т д л я расчета х а р а к ­
тери сти к течений. Д ин ам ические высоты, полученные д л я всех
станций, приняты х к обработке, н ан осят на бланковую карту, на
которой п роводят динам ические горизонтали, п редставляю щ ие со­
бой схему динам ической топограф ии.
Т аким о бразом , динам ический метод обработки океанологиче­
ских наблю дений позволяет рассчиты вать зн ачен ия динам ических
глубин и высот, скорость течения м еж ду станциям и, средню ю ско­
рость р азр е за, р асход воды , переносимой течением, и обобщ ать
р езультаты вычислений в виде к а р т динам ической топограф ии. Д л я
вы полнения всех расчетов динам ическим методом в «О кеанологи­
ческих таб ли ц ах» п риводятся вспом огательны е табли цы и ф ормулы
(таб л . И , 15— 19).
§ 74. О б щ ая схем а течений в М ировом океане
О б щ ая схем а течений в М ировом океан е ф орм ируется главны м
о б р азо м под влиянием слож ны х процессов взаи м одей ствия океан а
и атм осф еры . В аж н ей ш ая причина дви ж ени я воздуш ны х и водных
м асс — неравном ерное распределение солнечной ради ац ии по по­
верхности Зем ли. Р азл и ч и е в количествах тепла, получаемого
в низких и высоких ш иротах, созд ает разл и чи я в плотности и
157
приводит к образован ию плотностных воздуш ны х и морских течений.
П о д влиянием атм осф ерной циркуляции возникаю т ветровы е и
дрейф овы е течения, которы е сочетаю тся с плотностными и периоди­
ческим и приливными. Н а рис. 38 приводится об щ ая схема течений
М ирового океан а, составлен ная В. Н. С тепановы м на основе су­
щ ествовавш ей схемы А. Г ум больдта с учетом новейш их данны х.
Э та схема х арактери зуется наличием антициклонических и цикло­
нических круговоротов в северном и ю жном полуш ари ях и см еняю ­
щ их д руг д руга м алы х циркуляций по часовой и против часовой
стрелки.
К северу и югу от эк в ато р а
под влиянием п ассатов ф орм и­
руется система северны х и
ю жных пассатны х течений, н а ­
правленны х с востока на з а ­
пад, и экватори альн ы х п роти ­
вотечений.
Эти
потоки на
рис. 38 п редставляю т собой
слож ную систему, ограничен­
ную северны м и ю жны м тропи­
ческими ф ронтам и и местными
циклоническими и антициклоническими циркуляциям и, р а с ­
полож енны ми к северу и югу от
экватора.
С л о ж н ая структура
40
Х ХХ Х X X х х х ^ хх*х х х А /У
пассатов, их поперечная н ер ав ­
5 0 \.----- ^---------- --------- / СП
номерность, а т а к ж е в заи м о ­
\ х х х х > ^ х х х х х х х х > ^ "
действие пассатны х течений
о .
с водам и поверхностного и
глубинного водообм ена опре­
д еляю т основные черты течений
п риэкваториальной зоны. От
Рис. 38. О бщ ая схема циркуляции по­
пассатны х течений, которы е п е­
верхностных вод Мирового океана.
реносят значительны е массы
J — б е р е го в а я л и н и я; 2 — основны е н а п р а в л е ­
воды и создаю т нагон ее у вос­
ния п ерен оса вод ; 3 — гл а вн ы е о кеан о л о ги ч е­
ск и е ф рон ты : I — э к в а т о р и а л ьн ы й ; I I — т р о п и ­
точных
берегов м атериков, от­
ческий, I I I — субар кти чески й , I V — су бп о л яр л я р н ы й , V — п олярн ы й .
деляю тся ветви течений, н а ­
правленны е на восток и северовосток под влиянием циркуляции атм осф еры , изменений рельеф а
д на и вращ ени я Зем ли. Д а л е е эти ветви поворачиваю т н а юг в се­
верном и на север в ю жном полуш арии, за м ы к ая круговорот м еж ду
10 и 40° с. ш. и 10 и 40° ю. ш. В северном полуш арии течение внутри
круговорота н ап равлен о по часовой, в ю жном — против часовой
стрелки. В северном полуш арии на ш иротах 40—45° от крупном асш ­
табного круговорота отделяю тся ветви, зам ы каю щ и е циркуляцию
умеренны х ш ирот против часовой стрелки; в ю жном полуш арии ц ик­
лонический круговорот, ограниченный субантарктическим фронтом,
не отд еляет второго антициклонического круговорота, к а к в север­
ном полуш арии. Здесь под действием устойчивых зап ад н ы х ветров
158
м еж ду 40— 45 и 60° ю. ш. возни кает течение, идущ ее на восток, н а ­
зы ваем ое З ап ад н ы м дрейф ом , навстречу котором у н а за п а д вдоль
берегов А нтарктиды проходит циркум полярное прибреж ное течение.
М еж ду этими потокам и возникаю т местные циркуляции вод по ч а­
совой стрелке.
О п и сан н ая схема течений в М ировом океане тесно св язан а со
схемой циркуляции атм осф еры , располож ением барических м акси ­
мумов и минимумов и распределением плотности вод М ирового
океан а. О на яв л яется приближ енной, т а к к а к местные физикогеограф ические условия значительно видоизм еняю т ее.
Н а рис. 38 намечены зоны р а зд е л а водны х м асс различного
п роисхож дения, переносимы х течениями, н азы ваем ы е ф ронтами.
Зоны сходимости течений н азы ваю т конвергенциям и, а расходи ­
м о с т и — дивергенциям и. В зон ах конвергенции происходит оп уска­
ние поверхностны х вод, а в зон ах дивергенции — подъем вод с глу­
бин. П оследние более четко вы раж ен ы у берегов континентов,
как, наприм ер. П еруан ское течение в Тихом океан е (вдоль берегов
Ч или и П еру) и др. Н а рис. 39 приводится систем а течений в М и­
ровом о кеан е (см. в к л а д к у ).
Б ольш ое влияние на течения оказы ваю т м атерики и рельеф дна.
П роходя вдоль м атериков, течения огибаю т полуострова, мысы и
выступы и, отходя от берега, меняю т направление. Течения, иду­
щ ие вдоль берегов, сопровож даю тся противотечениями в зал и в ах
и застойны х зон ах водоем ов (наприм ер. К ам чатское течение).
Если течение н ап равлен о н орм ально к берегу, то вбли зи него оно
р азв етв л яется на д в а потока, идущ их вдоль берега в противопо­
л ож н ы х н ап равлен иях. К а к п о к аза л В. Б . Ш токм ан, в поперечных
сечениях мелководны х морей возникаю т противотечения, причем
не только под влиянием поперечной неравном ерности ветра, но и
в р езу л ьтате переменной глубины моря. П ротивотечения увеличи­
ваю тся с во зрастан и ем глубины, поэтому они более интенсивны
н а д ж ело б ам и д н а мелководны х морей.
Особое значение в водообмене М ирового океан а имею т опус­
кан и е и подъем глубинны х вод, связан ны е с конвективны ми и д и ­
нам ическим и процессами. И з полярны х областей более плотны е
антарктически е и арктические воды опускаясь переносятся глубин­
ными течениями по н ап равлению к экватору. Воды низких ш ирот,
как, наприм ер, переносимы е Северным А тлантическим течением
(см. рис. 39) , поступая в А рктический бассейн в виде ветви Ш пиц­
бергенского течения, опускаю тся н а глубину вследствие повыш ения
плотности. Они переносятся вдоль м атерикового склона на восток
теплы м промеж уточны м течением, ветви которого отделяю тся в а р к ­
тические м оря, следуя с севера н а юг по глубоководны м ж елоб ам .
В общ ей циркуляции вод вел и ка роль глубинны х тропико-экватори альн ы х течений, таких, как, экватори ал ьн ое подповерхностное
течения Л ом оносова в А тлантическом океане и К ром вел л а в Ти­
хом. Течение Л ом оносова п рослеж и вается вдоль эк в ато р а от устья
А м азонки до гринвичского м ериди ан а на протяж ении 2600 миль и
п р ед став л яет собой двухслойны й поток толщ иной от 25 до 210 м.
159
Верхний с л о й — это тран сф орм ирован н ы е вы сокосолены е воды
антициклональны х круговоротов северной и ю жной А тлантики,
ниж ний (примерно со 115 до 210 м) представлен субтропическими
трансф орм ированны м и водам и ю жной тропической зоны. Воды
этого течения, высокосолены е, богаты е кислородом, ф осф атам и и
другими элем ентам и, , перем ещ аю тся со скоростью 90— 115 см /с и
располагаю тся в терм оклине.
М ощ ное
подповерхностное
экватори ал ьн ое
противотечение
К р ом велла в Тихом океане пересекает его с за п а д а н а восток от
132° в. д. до 92° 3. д. Оно имеет ш ирину до 240 миль в. слое от
45 до 200 м и более и д ости гает скоростей более 60 см/с.
§ 75. Течения в морях
Течения в м орях ф ормирую тся под влиянием, тех ж е ф акторов,
которы е во збуж даю т океаническую циркуляцию . О днако местные
ф изико-географ ические условия, особенности; рел ьеф а д н а и водо­
обмен с соседними м орями или океаном определяю т региональны е
особенности течений в морях. В средизем ны х и окраинны х морях
ф орм ирование течений происходит различно. Н апри м ер, течений
в Н орвеж ском , Гренландском и Баренцевом, морях, входящ ие в си­
стему течений Северного Л едовитого океана, тесно связаны и с те­
чениями А тлантического океан а, а т а к ж е с атм осф ерны ми процес­
сами, господствую щ ими н ад акваторией этого района.
В морях, соединенны х с океаном или с другим и м орями узкими
проливам и, вследствие р азл и ч и я в плотности воды возникаю т
градиентны е течения. Эти течения характерн ы д л я системы А тл ан ­
тический океан — С редизем ное—М рам орное—Ч ерное моря,, где по­
верхностные течения усиливаю тся ещ е и воздействием ветров.
В; Б алти й ском море поверхностное течение, вы зван н ое обиль­
ным притоком речных вод, в, зависим ости от н ап равлен ия ветров
усиливается и ли ослабевает. П ри п реобладании ветров с ю го-за­
п ад а н аб лю д ается круговорот вод против часовой стрелки: вдоль
ю жны х берегов на восток, вдоль восточных на север. Течения Ч е р ­
ного: и-.Азовского морей связан ы с господствую щ ими здесь ветрам и.
В есьм а распространены в. м орях стоковы е и сточные течения.
Д рей ф овое К ари бское течение приносит больш ое количество воды
в М ексиканский зал и в, куд а вли вается обильный сток М иссисипи.
И збы ток вод в этом зал и в е созд ает мощ ное сточное Ф лоридское
течение через одноименный пролив. О бь-Енисейское течение в К а р ­
ском море. Л ен ское — в море Л ап тевы х представляю т собой ти ­
пичные стоковы е течения, возникаю щ ие в р езул ьтате стока огром ­
ных м асс вод рек С и б и р и — Оби, Енисея и Лены .
В морях, где разви ты приливны е явления, обычно хорош о в ы р а­
ж ены приливны е течения, иногда превалирую щ ие н ад всеми остал ь­
ными. Т ак, наприм ер, интенсивные приливны е течения н аб л ю ­
даю тся в Б елом море, в Японском, О хотском, С еверном и др.
160
§ 76, Влияние течений на режим океанов и морей и на климат
Земли
Ц и р ку л яц и я вод М ирового океан а определяет обмен количест­
вом вещ ества, теп л а и механической энергии м еж ду океаном и а т ­
мосферой, поверхностны ми и глубинными, тропическими и п оляр­
ными водам и. М орские течения переносят больш ие м ассы воды из
одних областей в другие, ч асто весьм а в отдаленны е районы. Т е­
чения н аруш аю т ш иротную зон альность в распределении тем пе­
ратуры . Во всех трех океан ах — А тлантическом , И ндийском и Тихог'
тод влиянием течений возникаю т тем пературн ы е аном алии:
п олож ительны е аном алии связаны с переносом теплы х вод от э к в а ­
то р а в более вы сокие ш ироты течениями, имею щ ими близкое к м е­
ридиональном у направлен ие; отрицательны е аном алии вы званы
противополож но направленны м и (от высоких ш ирот к экватору)
холодны ми течениями. О трицательны е аном алии тем пературы уси­
ливаю тся, кром е того, подъемом глубинны х вод у зап ад н ы х бере­
гов континентов, вы званны м сгонам и вод пассатны м и ветрам и.
В лияние течений ск азы вается не только на величине и р асп р е­
делении средних годовы х значений тем пературы , но и на ее годо­
вы х ам плитудах. Это особенно отчетливо п роявляется в районах
соприкосновения теплы х и холодны х течений, там , где границы их
см ещ аю тся в течение года, как, н априм ер, в А тлантическом океан е
в районе соприкосновения Гольф стрим а и Л аб р ад о р ск о го течений,
в Тихом океане в районе соприкосновения течений Куросио и К у­
рильского (О йясио).
Течения о казы ваю т влияние на распределени е и других о к еа­
нологических характери сти к: солености, сод ерж ан и я кислорода,
биогенных вещ еств, цвета, прозрачности и др. Р асп ред елен и е этих
х ар актер и сти к о казы в ает огромное влияние на разви ти е биологи­
ческих процессов, растительны й и ж ивотны й мир морей и о к е а­
нов. И зм енчивость морских течений во времени и пространстве,
смещ ение их ф ронтальны х зон влияю т на биологическую продук­
тивность океанов и морей.
Б ольш ое влияни е оказы ваю т течения на кл и м ат Зем ли. Н ап р и ­
мер, в тропических областях, где п р еоб лад ает восточны й перенос,
на зап ад н ы х берегах океанов наблю даю тся значительны е об лач ­
ность, осадки, вл аж н ость, а у восточных, где ветры дую т с м а ­
териков,— относительно сухой клим ат. Течения сущ ественно влияю т
на распределение д авл ен и я и циркуляцию атм осферы . Н а д осями
теплы х течений, как, наприм ер, Гольф стрим , С еверо-А тлантическое,
Куросио, С еверо-Тихоокеанское, д ви ж утся серии циклонов, кото­
рые определяю т погодны е условия прибреж ны х районов м атери ­
ков. Т еплое С еверо-А тлантическое течение б лагопри ятствует уси­
лению исландского м иним ума д авлен ия, а следовательно, и ин­
тенсивной циклонической деятельности в Северной А тлантике,
С еверном и Б алти й ском морях. А налогично влияние К уросио на
о бласть алеутского м иним ума д авл ен и я в северо-восточном районе
Тихого океана.
11
Зак. № 265
161
с теплы ми течениями, проникаю щ ими в высокие широты, с в я ­
за н а циклоническая циркуляция атм осф еры , что способствует вы ­
падению обильны х атм осф ерны х осадков. Н а д холодны ми тече­
ниями, напротив, разви ваю тся отроги высокого давлен ия, что вы­
зы вает уменьш ение количества осадков.
В рай он ах встречи теплы х и холодны х течений часто отм е­
чаю тся тум аны и сплош ная облачность.
Там , где теплы е течения глубоко проникаю т в умеренны е и при­
полярны е ш ироты, их влияние на кл и м ат ск азы вается особенно
ярко. Хорош о известно см ягчаю щ ее влияние Г ольф стрим а, СевероА тлан ти ческого течения и его ветвей на кл и м ат Европы, течения
Куросио — на клим атические условия северной части Тихого оке­
ана. С ледует отметить больш ее значение в этом отношении СевероА тлантического течения, чем Куросио, так к а к Северо-А тлантическое течение проникает почти на 40° севернее Куросио.
Р езки е разли чи я в кли м ате создаю тся в том случае, если берега
континентов или океанов ом ы ваю тся холодны ми и теплы ми тече­
ниями. Т ак, наприм ер, восточное п обереж ье К ан ады находится
под влиянием холодного Л аб рад орск ого течения, зап ад н о е ж е п о­
б ер еж ье Е вропы ом ы вается теплыми водам и С еверо-А тлантиче­
ского течения. В р езул ьтате в зоне м еж д у 55 и 70° с. ш. п родол ж и ­
тельность безм орозного периода на п обереж ье К ан ад ы менее
60 дней, на европейском — 150— 210 дней. Я рким прим ером воздей ­
ствия течений на клим атические и погодны е условия служ ит Ч и ­
лий ско-П еруан ское холодное течение, тем п ература вод которого на
8 — 10° ниж е окруж аю щ и х вод Тихого океана. Н а д холодны ми во­
д ам и этого течения воздуш ны е массы , о х л аж д ая сь , образую т
сплош ной покров слоисто-кучевы х облаков, в резул ьтате на побе­
р еж ь е Ч или и П еру н аблю даю тся сплош ная облачность и отсутст­
вие осадков. Ю го-восточный п ассат созд ает в этом районе сгон,
т. е. отход от берега поверхностных вод и подъем холодны х гл у­
бинных вод. К огда п обереж ье П еру находится только под воздей ­
ствием этого холодного течения, этот период характери зуется от­
сутствием тропических ш тормов, дож дей и гроз, а летом, особенно
при усилении идущ его навстречу теплого прибреж ного течения
Эль-Н иньо, здесь наблю даю тся тропические ш тормы, р азруш и тел ь­
ной силы грозы , ливни, разм ы ваю щ ие почву, ж и л ы е постройки,
дам бы , насыпи.
П ульсации океанических течений, м еан дри рован ие и смещ ение
их осей к югу или северу оказы ваю т сущ ественное влияние на кл и ­
м ат прибреж ны х районов. О дновременны ми наблю дениям и з а р а с ­
пределением тем пературы в п ределах таких крупном асш табны х
потоков, к ак Гольф стрим и К уросио, обнаруж ены извилины (м е­
ан д р ы ), имею щ ие волнообразны й характер. Они напом инаю т м е­
ан дры рек (см. стр. 325) и в виде сгущ ения изотерм в оси главного
потока перем ещ аю тся вместе с течением. Н априм ер, см ещ ение оси
К уросио к югу и северу дости гает 350 миль м еж ду 34 и 40° с. ш.
П олож ение фронтов К уросио— Ойясио, Гольф стрим — Л аб р ад о р ск о е
и других течений испы ты вает полумесячные, месячные, полугодо162
вые, годовы е и многолетние колебан и я. В связи с этим н аб л ю д а­
ются колеб ан и я клим атологических и м етеорологических ф акторов
на п обереж ьях б ли зл еж ащ и х м атериков. П огодны е условия Японии
связы ваю т с колебан и ям и ф ронта К уросио, клим атические усло­
вия К урильской гряды , о. Х оккайдо и севера о. Хонсю находятся
под влиянием холодного течения Ойясио.
ГЛАВА
17.
ВО ДН Ы Е МАССЫ М ИРОВОГО ОКЕАНА
§ 77. Понятие о водных массах
О дна из важ нейш их за д ач в изучении гидрологических условий
океанов и морей — установление основных и второстепенных вод ­
ных масс, их структуры , взаи м одей ствия д руг с другом и геогра­
фического распределения. Д остаточно больш ие объемы воды,
сф орм ированны е в данны х ф изико-географ ических,условиях в опре­
деленны е отрезки врем ени и отличаю щ иеся характерн ы м и ф изиче­
скими, химическими и биологическими свойствами, назы ваю т вод ­
ными м ассам и. К ом плекс этих характери сти ческих свойств отрал<ает процесс ф орм и рован ия той или иной водной массы.
В учение о водны х м ассах значительны й в к л а д внесен многими
исследователям и: Б. Г еллан д-Г ан зен ом , А. Д еф ан том , Б. В. Ш ток­
маном, Н. Н. Зубовы м , В. К. А геноровы м, А. Д . Д обровольски м
и др. Г еллан д-Г ан зен ом был п редлож ен весьм а плодотворный м е­
тод t, S -кривы х д л я ан ал и за перем еш ивания и тран сф орм ац ии вод,
теория которого в дальн ей ш ем бы ла р а зр а б о т а н а В. Б. Ш токм а­
ном. П онятие об однородных объем ах вод с характерн ы м и ф и зи ко­
химическими свойствами было впервы е введено Д еф ан том , кото­
рый р азд ел и л М ировой океан на океанические тропосф еру и стр а­
тосферу.
Н.
Н. Зубов п о к азал основные особенности ф орм ирования вод ­
ных м асс океанов и водны х м асс морей и вы делил восем ь видов
водных м асс в А тлантическом океане на основе ан ал и за р асп р е­
деления тем пературы , солености, сод ерж ан и я кислорода и расп о­
лож ен и я вод по глубине и в пространстве.
В.
К. Агеноров предлож ил п од разд ел ять водны е массы на п ер­
вого рода, у которы х градиент гидрологических характери сти к не
изм еняется в п ространстве и бли зок к нулю, и второго род а с г р а ­
диентом, не равны м нулю, но постоянным.
Значительны й в к л ад в изучение водных м асс внесен А. Д . Д о б - ,
ровольским , предлож ивш им более строгое определение водных масс„
ф ронтальны х областей, ф ронтальны х зон и обобщ ивш им основные
вопросы проблем ы структуры водных м асс М ирового океан а. В од­
ные массы форм ирую тся главны м образом в поверхностны х слоях
М ирового океан а под влиянием клим атических условий, процессов
терм ического и динам ического взаим одействия о кеан а и атм о­
сферы. В М ировом океане — от поверхности до больш их глубин —
непреры вно идет созидание и уничтож ение градиентов океанологи11*
163
ческих характери сти к, главны м образом в резу л ьтате процессов пе­
рем еш ивания. В ф орм ировании водны х м асс основная роль при­
н ад леж и т конвективном у перем еш иванию , которое, т а к ж е к а к и
другие типы верти кальн ого обмена, зав ер ш ается образован ием од ­
нородной водной массы. Течениями водны е массы переносятся
в другие районы, где, соп ри касаясь с водам и иного происхож дения,
трансф орм ирую тся, особенно по периферии. П ри взаим одействии
вод различного происхож дения об разую тся промеж уточны е водны е
массы . Границы м еж д у водами, резко разли чаю щ и м и ся по своим
х ар актер и сти кам при больш их их градиентах, н азы ваю тся о к е а ­
н о л о г и ч е с к и м и ф р о н т а м и . Р азл и ч аю т первичные, или ос­
новные водны е массы , сф орм ированны е в поверхностны х слоях, и
вю рнчн ы е, возпикйгощие во ф ронтальны х зон ах в р езул ьтате в з а и ­
м одействия двух или нескольких водных масс.
Д л я изучения и ан ал и за водных м асс использую тся следую щ ие
их характери сти ки ; тем пература, соленость, содерж ан ие кислорода,
оптические свойства, биологические п оказатели и др.
С ущ ествует несколько методов вы деления и ан ал и за водных
масс, которы е и злагаю тся в специальной океанологической лите­
р атуре. П ростейш им и н аи более распространенны м явл яется метод
t, 5 -кри вы х и t, 5-д и агр ам м . Сущ ность этого м етода закл ю ч ается
16i
в том, что соотнош ение м еж д у тем пературой и соленостью р а с ­
см атр и вается в виде функциональной связи t = f(S). Э та ф ункция
не имеет физического см ы сла, т а к к а к тем п ература от солености
не зависит, но она имеет больш ой географ ический смысл. В каж д ом
рай он е о кеан а под влиянием ф изико-географ ических условий, гл а в ­
ным образом теплового и водного б алан сов, ф орм ируется опреде­
л ен н ая тем п ер ату р а и оп ределенная соленость, т. е. они связаны
с действием общ ей внеш ней причины, поэтому связь имеет сущ ест­
венное географ ическое значение. Тем не менее соотнош ение t— S
мож но р ассм атр и вать с позиций аналитической геометрии, к а к это
сд елал Ш токм ан, создавш ий теорию t, 5-кривы х, t, 5 -д и агр ам м а
п ред ставляет собой граф и к, на. котором по оси абсцисс р азб и та
ш к ал а солености, а по оси ордин ат— ш к а л а тем пературы . Н а гр а ­
ф ике п роводят линии одинаковой плотности (ot) или удельного
о б ъем а (Уг)5 -д и а гр а м м а позволяет теоретически и зучать связь
тем п ер ату р а— соленость— плотность (или удельны й об ъ ем ). С д р у ­
гой стороны, t, 5 -д и а гр а м м а служ и т ном ограм м ой д л я определе­
ния плотности (или удельного объем а) по тем п ературе и солено­
сти, д л я расчетов конвекции, условий п оявления л ьд а и т. п. Д л я
построения t, 5-кривой по осям ^ и 5 н ан осят точки по п ар ам тем ­
п ер ату р а— соленость, наблю денны м н а каж д о м горизонте гидроло­
гической станции. О коло каж д о й точки п роставляю тся горизонты,
на которы х н аб лю д али сь д ан ны е тем п ература и соленость. Все
точки соединяю тся плавной линией, которая н азы вается t, 5-кривой. Т аки е кривы е рисую т связь, сущ ествую щ ую м еж ду ^ и 5 по
верти кали (рис. 4 0 ). П рям олинейны е участки t, 5-кривой соответ­
ствую т слоям , в которы х тем п ература и соленость есть резул ьтат
см еш ения водны х м асс в верти кальн ом направлении. Д л я случая
см еш ения трех водны х м асс кривы е и зо б р аж аю тся трем я отрез­
кам и, причем зак р у гл ен н ая ч асть кривой соответствует пром еж у­
точной водной массе.
Д л я вы деления водны х м асс и их границ, кром е t, 5-кривы х,
привлекаю тся граф ики вертикального распределени я тем пературы ,
солености, сод ерж ан и я кислорода, биологических и других п о к а­
зателей ; учиты ваю т распределени е вертикальной устойчивости и
коэф ф ициентов вертикального обмена. К огда установлены основ­
ные типы вод, м ож но проследить процесс взаи м одей ствия м еж ду
ними.
§ 78. Водные массы океанов
П о аналогии с атм осф ерой в М ировом океане водны е массы
объединяю т в д ве группы. П оверхностная зон а, ограниченная глу­
биной распростран ен ия вертикальной конвекции, д л я которой х а ­
рактерно н аи более активное разви ти е процессов обм ена энергией
и количеством
вещ ества
с атм осф ерой — это
океаническая
тропосф ера. Глубинны е и донны е холодны е воды, относительно
однородные, зап олн яю щ и е область больш их глубин, н азы ваю т
I6S
океанической стратосферой. Это подразделение условно и прим е­
нимо д л я тропико-экваториальны х и умеренны х областей.
И з высоких ш ирот холодны е опресненные воды течениями п ере­
м ещ аю тся в направлении к экватору. В стречаясь с теплы ми тропи­
ческими водами, они погруж аю тся в глубины вследствие более в ы ­
сокой плотности (и з-за низкой тем п ературы ). О пускание и в за и ­
модействие теплы х (в субтропических зонах) и холодны х вод
приводит к ф ормированию промеж уточных, глубинных и придонных
водных масс. В п ределах всего М ирового океан а встречаю тся эти
четы ре основных типа водных масс: поверхностные, пром еж уточ­
ные, глубинны е и придонные. Н есм отря на то что к поверхностным
водам относится слой толщ иной всего 200—250 м, им п ри н ад л е­
ж и т основная роль в формировании промеж уточных, глубинных и
придонных вод. К а ж д а я из этих водных м асс отличается местными,
региональны ми особенностями. В соответствии с зональны м и зм е­
нением ф изико-географ ических и клим атических условий поверх­
ностные водны е массы , т а к ж е к а к и остальны е типы, мож но под­
разд ели ть на экватори альн ы е, тропические ю ж ны е и северные, суб­
полярны е и полярные, вклю чаю щ ие арктические и антарктические,
воды.
Э кваториальн ы е поверхностные воды отличаю тся наивы сш ей
в откры ты х рай он ах океан а тем пературой, пониженной соленостью
и плотностью , а та к ж е слож ной системой циркуляции.
Тропическим водам свойственна повы ш енная соленость, вы со­
к а я тем п ература и опускание их в центральны х областях антицик­
лонических круговоротов. Эти теплы е воды высокой солености п е­
рем ещ аю тся в н ап равлении к экватору и умеренны м ш иротам.
С убполярны е поверхностны е водны е массы располагаю тся м е­
ж д у тропическими и полярны ми областям и. Д л я них типично боль­
шое р азн о о б р ази е характери сти к, связан ное с различны м и услови­
ями их ф орм ирования в Тихом и А тлантическом океан ах и в суб­
антарктической области. В северном полуш арии субарктические
поверхностные воды наибольш ее распространение имеют в Тихом
океане; в А тлантическом они встречаю тся лиш ь на крайнем северозап ад е, т а к к ак по всей акватории м еж ду тропической и полярной
зонам и распростран яю тся трансф орм ированны е тропические воды.
В ю ж ном полуш арии поверхностная субан тарктическая вода р а с ­
полагается м еж ду антарктическим и субантарктическим ф ронтами.
Ей свойственно уменьш ение тем пературы и солености в н ап р ав л е­
нии к ю жной ее границе, т. е. ан тарктическом у фронту. Н а всем про­
странстве м еж ду этими фронтам и (см. рис. 38) происходит оп уска­
ние водны х масс, которы е затем распростран яю тся в пром еж уточ­
ных глубинах в н ап равлении к экватору.
П олярн ы е арктические и антарктические холодны е воды с н из­
кой тем пературой (•— 1,2, — 1,5° С) и соленостью 32,50— 34,60%о
формирз^ются севернее арктического фронта и ю ж нее ан тарктиче­
ского.
П од поверхностными водными м ассам и располагаю тся пром е­
жуточные, верхн яя гран и ца которы х зал е га ет на горизонтах 300—
Л66
500 м, а н и ж н яя м еж ду 1000 и 1200 м. Т олщ ина промеж уточны х
водны х м асс в разн ы х рай он ах М ирового океан а разли чн а, от
600— 800 до 1200— 1400 м. М акси м альной она о казы вается в по­
л ярн ы х об ластях и в ц ентральны х об ластях антициклонических
круговоротов, где п р еоб лад ает опускание вод. В экватори альн ой
зоне, где происходит поднятие вод, толщ и н а промеж уточны х вод ­
ных м асс ум еньш ается до 900 м, а в районе циклонических круго­
в о р о т о в — до 600— 800 м. П ром еж уточны е водны е м ассы т ак ж е под­
разд ел яю тся на полярны е и субполярны е арктические и ан тарк ти ­
ческие, промеж уточны е северотихоокеанские, североатлантические
и промеж уточны е североиндийские, разли чаю щ и еся по терм огалинным свойствам. Ф орм ирование и распределени е пром еж уточны х
водных м асс связан о с опусканием поверхностны х и подъемом глу­
бинных вод. О сновная м асса субполярны х промеж уточны х вод ф ор­
мируется в р езу л ьтате опускания поверхностны х водны х м асс м е­
ж д у антарктическим и субантарктическим фронтам и, а т а к ж е к се­
веру от субантарктического ф ронта в Тихом океане (см. рис. 38).
О бщ ий перенос этих промеж уточны х вод н ап равлен от субп оляр­
ных фронтов к экватору. С убантарктические воды в А тлантическом
океан е р аспростран яю тся до 20° с. ш., в И ндийском — до 5—
10° ю. ш., а в Тихом океан е — до экв ато р а, куд а проникаю т с се­
вера и субарктические пром еж уточны е воды.
Глубинны е воды М ирового океан а отличаю тся больш ой одно­
родностью , но вместе с тем все типы этих вод имею т свои х а р а к ­
терны е черты. Ф ормирую тся глубинны е воды главны м образом
в высоких ш иротах в р езул ьтате см еш ения поверхностны х и про­
м еж уточны х вод в об ластях циклонических круговоротов, расп ол о­
ж енны х вблизи материков. К основным очагам об разован и я глубин­
ных вод относятся северо-зап адн ы е районы Тихого, А тлантиче­
ского океанов и районы А нтарктиды . Они расп ол агаю тся м еж ду
пром еж уточны м и и придонны ми водам и. Т олщ ина этих вод в сред­
нем 2000— 2500 м. О на м акси м ал ьн а (до 3000 м) в экватори альн ой
зоне и в районе субантарктических котловин.
П ридонны е воды образую тся, т а к ж е к а к и другие типы вод ­
ных масс, в р езу л ьтате опускания вы ш ележ ащ и х вод, взаи м од ей ­
ствия и тран сф орм ац ии их главны м образом в высоких ш иротах.
Н а характери сти ки придонных вод оказы в ает влияние расчлен ен ­
ность подводного рельеф а. В среднем толщ ина придонных вод
1000—-1500 м, кром е глубоководны х ж елоб ов (в п ад и н ), где глу­
бина превосходит 6000 м. С корость горизонтального и в ер ти кал ь­
ного переносов убы вает в направлен ии от поверхностной к придон­
ной зоне в 5— 10 р аз и более. Б ольш ое значение в дин ам ике водных
м асс имеет горизонтальны й и особенно меридиональны й перенос
глубинны х и придонных вод.
К ак п о казан о В. Н. С тепановы м, величина вертикальны х со­
ставляю щ и х скорости течений в среднем по всем у М ировом у океану
от наибольш их значений (нескольких ты сячных сантим етров в се­
кунду) в поверхностной зоне ум еньш ается (до нескольких д еся ти ­
ты сячны х сантим етров в секунду) в глубинной и придонной зонах,
16Г
к
cd:
О)
aоs
о
m
о
о»
S
gса
X
S
д
Ci'
g
О)
S
с
R
S
я(U
к
О
а*
га
е*
о
а*
03
а*
X
U
S
си
та
,
К I
<L>
tc
О
§о
CSS
сз
IB <u
к2 й
о
Он
X
3
«
§ §2
п
к о
•{Н о
НW
Is
О)^
Р>Л)
ёё
о ®
«м
X
S
д
S
S
сiзf^-^
ю 0) Ш
>>
=3 l i
<и^
|s
ки
о со
ёСи
ео
«
S
я
04
о
си
с
о
сз
СЦ
сз
5
0J
•X
CJ
я
а
S
S 5
2®«я
II
^3
незначительно и зм еняясь в ш иротном направлении. И склю чение
п редставляю т две области, где вертикальны е составляю щ ие ско­
рости течений значительно увеличиваю тся, — это в субан тарктиче­
ских ш иротах (40— 50° ю. ш.) за счет интенсивного опускания п ро­
меж уточны х вод и в более ю жном районе (55— 65° ю. ш.) в связи
с подъемом глубинны х и придонных вод.
Г оризонтальны е составляю щ ие течений имеют больш ие р а зл и ­
чия. Т ак, наприм ер, в поверхностной зоне п риэкваториальной об ­
ласти они в среднем по всем у М ировом у океану достигаю т 35 см/с.
С увеличением ш ироты скорость м еридионального переноса по­
степенно ум еньш ается до 1— 2 см /с на ш ироте 40— 50°, увеличи­
в аясь до 10—20 см /с в субполярны х районах. В промеж уточной
зоне они зам етн о ум еньш аю тся, от нескольких десяты х сантим етра
до 5— 8 см/с. В глубинной и придонной зон ах п реоб ладаю т скоро­
сти от 0,2 до 0,8— 1 см/с. В м еж ш иротном и вертикальном обмене
количеством вещ ества и энергии первостепенная роль п ри н ад л е­
ж и т водам глубинной зоны вследствие их больш их пространствен­
ных р азм ер о в . Д л я придонных вод характерн о п реоб ладан ие м е­
ридионального переноса, п равда, со скоростью, несколько меньшей,
чем у вы ш ележ ащ и х глубинны х вод. В ерти кальн ы е ж е составляю ­
щ ие скорости дви ж ени я придонных вод превосходят скорости глу­
бинных на две-три единицы. Т ак, наприм ер, на 70° ю. ш. верти ­
кальн ая со ставляю щ ая придонного течения 4 • 10“ ^ см/с, глубин­
ного 1 • 10~^ см/с, на экв ато р е — 5 - 10“ ^ у придонного и 2 - 10“ ^ см /с
у глубинного течений. Это связан о с наличием придонного конвек­
тивного обм ена за- счет геотермического тепла у дна.
Н аибольш ее распространение в М ировом океане имеют при­
донные антарктические воды, обладаю щ и е низкой тем пературой
и относительно богаты е кислородом. Эти воды п рослеж иваю тся
от моря У эдделла до пролива Д р ей к а в А нтарктике и расп р о стр а­
няю тся в А тлантическом океане вплоть до 40° с. ш. на зап ад е
И ндийского океан а до м атерикового склона А равийского моря, на
востоке — до о. Я ва. В Тихом океане они встречаю тся вплоть до
эквато р а, а местами и севернее — до 10— 20° с. ш. В северном по­
луш арии в разн ы х рай он ах А тлантического и Тихого океанов встре­
чаю тся та к ж е придонны е водны е массы , образован ны е сползанием
с м атериковы х склонов глубинных вод в области северной п ериф е­
рии циклонических круговоротов. Н агл ядн ое представление о р а с ­
пределении промеж уточных, глубинны х и придонных водных м асс
М ирового о кеан а даю т схемы, составленны е О. И. М ам аевы м по
обобщ енным t, 5 -д и агр ам м ам (рис. 41, 42).
§ 79. Водные массы морей
Ф ормирование, распределение и взаим одействие водных м асс
морей связан о с теми ж е клим атическим и и динам ическим и про­
цессами, которы е характерн ы и д л я водных м асс океанов. М естные ,
ф изико-географ ические условия определяю т специфические осо­
бенности водных м асс различны х морей, к наиболее сущ ественным
170
из которы х относятся водообмен м оря с соседним водоемом, т. е.
глубина и ш ирина подводного порога, отделяю щ его море от со­
седнего водоем а, водный б ал ан с, особенно его п ресная составляю ­
щ ая, и глубина распростран ен ия конвекции. Т ак, наприм ер, если
при больш ом полож ительном пресном б ал ан се и слабом водооб­
мене предзим няя конвекция опускается н иж е порога, но не р асп ро­
страняется до д на, то поверхностны е воды н аходятся под в л и я­
нием гидром етеорологических ф акторов и их сезонной изменчивости,
а глубинны е воды имею т тем пературу и соленость, п ром еж у­
точные м еж д у миним альны ми зимними их значениям и на п оверх­
ности м оря и тем пературой и соленостью вод, втекаю щ их из
соседнего бассейна. П рим ером м ож ет служ и ть Ч ерное море, где
поверхностны е воды опреснены до 15— 18%о з а счет больш ого п рес­
ного б ал ан са, а тем п ература в п редзим нее врем я опускается до
7— 8° С. Воды, поступаю щ ие из М рам орного м оря с н иж небосф ор­
ским течением, имею т соленость 28— 30%о и относительно высокую
тем пературу. К онвекция в Ч ерном море не расп ростран яется ниж е
150— 200 м, поэтому с этой глубины и до д н а тем п ература воды
8,6—9 ,Г С , соленость 22,4— 22,6%о- В С редизем ном море, где п рес­
ный б ал ан с отрицателен, основная роль в ф орм ировании глубинных
вод п р и н ад л еж и т вертикальной конвекции. П ри высокой солености
(36— 39%о) на поверхности и однородной солености в толщ е вод
достаточно небольш ого пониж ения тем пературы , чтобы увели че­
ние плотности привело к перем еш иванию , которое в течение зимы
м ож ет распростран иться до дна. Горизонтальны й обмен с А тлан ти ­
ческим океаном происходит в слое около 350 м (глубина порога
в Г и бралтарском проливе 346 м ); с этой глубины до д на гл у­
бинная вода С редиземного м оря имеет тем пературу 13,6—
13,8° С и соленость 36— 39%о, которую имею т поверхностны е воды
зимой.
П рим ером морей, где глубинны е воды форм ирую тся в р езу л ь­
тате водообм ена с соседним бассейном, м ож ет служ ить К арибское
море. Здесь в ер ти кал ьн ая конвекция незначительна. Грядой А н­
тильских островов с п роливам и глубиной до 1700 м море отд е­
лено от А тлантического океан а, с которы м происходит водообмен.
С этого горизонта вся глубоководн ая впади н а К арибского моря
(до наибольш ей глубины 6270 м) зап ол н ен а атлантической водой
с тем пературой 4,2° С и соленостью около 35%о— это х ар а к тер и ­
стики океанической воды на глубине около 1700 м.
В полярны х м орях больш ое значение имеет интенсивное зимнее
охлаж ден и е, вследствие которого конвекция в некоторы х случаях,
как, наприм ер, в Белом море, доходит до дна. В глубоких местах
моря круглы й год н аблю даю тся миним альны е тем пературы , б л и з­
кие к тем п ературе зам ер зан и я, и соленость, характерн ы е д л я по­
верхностных вод в предзим ний период. В следствие обильного б е­
регового стока и таян и я льдов в летнее врем я возникаю т больш ие
верти кальн ы е градиенты солености (25%о на поверхности и 33%о
У д н а ).
171
Г Л А В А 18. Ж И З Н Ь В ОКЕАНАХ И МОРЯХ
§ 80. Общие условия развития биологических процессов
в Мировом океане
М орская вода — исклю чительно благоп ри ятн ая среда д л я р а з ­
вития биологических процессов. М орские ж ивотны е организм ы оби­
таю т на поверхности, в толщ е воды на всех глубинах и на дне оке­
анов и морей. Р асти тельн ы е организм ы распростран яю тся лиш ь
в п ред елах освещ енны х слоев, т. е. до 100— 150 м. О сновными б л а ­
гоприятны ми условиям и д л я их сущ ествования сл у ж ат проникно­
вение света, теп ла, содерж ан ие м инеральны х и органических в е­
ществ и газов.
М еж ду ж ивы м и орган и зм ам и и средой обитания сущ ествует тес­
н ая взаи м о связь, причем ж и зн едеятельн ость организм ов оказы вает
в свою очередь огромное влияние на океанологические, геохимиче­
ские и другие процессы, происходящ ие в М ировом океане. Ж и зн ь
на наш ей план ете зар о д и л ась в океане, о чем свидетельствую т
данны е гидробиологии, палеонтологии, исторической геологии. Эти
данны е показы ваю т, что 75% классов и подклассов ж ивотны х и
растений возникли в воде (69% в морской и 6% в м атериковы х
водах) и 25% на суше. В соответствии с этим в океан ах и морях
встречается больш ее р азн о о б р ази е типов, классов и подклассов
лживых организм ов, чем на м атериках.
Ж ивотны х организм ов на З е м л е насчиты вается И типов, под­
разд ел яем ы х на 65 классов, больш инство из к о т о р ы х ' обитаю т
в море, и лиш ь 8 классов ж и вут на суше. К ром е того, насчиты ­
ваю т 17 типов и 33 к л ас са растений, из которы х 5 классов обитает
в М ировом океане и 10 классов — в пресных и морских водах.
К типам растений, распространенны м в м орях и океанах, относятся
водоросли зелены е, бурые, красны е, сине-зеленые, разн ож гути ко­
вые, диатом овы е. Х ар ак тер н ая особенность растительны х орган и з­
м о в — это способность п реобразовы вать неорганическое вещ ество
в органическое в процессе ф отосинтеза, т. е. при поглощ ении угл е­
кислого г а за из воды, освещ енной солнечными лучам и, растения
создаю т углеводы (органические в ещ ества), необходимы е д л я их
ж изнедеятельности. П ри проникновении солнечного света в воде
происходит п реоб разован и е солнечной энергии в химическую , т. е.
углекислы й газ и вода к а к продукты полного окисления углерода
и водорода входят в состав органического вещ ества, а освободив­
ш ийся при р азлож ен и и воды кислород вы деляется в морскую воду.
Ж и вотны е не способны к синтезу органических вещ еств, но основ­
ным источником их питания сл у ж ат органические вещ ества, синте­
зируем ы е растениями. В процессе фотосинтеза начинается п ре­
об разован ие неорганических вещ еств в органические; отм ирание
и р азл о ж ен и е морских растений и остатков поглотивш их их ж и ­
вотных определяю т вновь переход органических вещ еств в неор­
ганические. Т ак осущ ествляется круговорот вещ еств в морской
воде.
т
О рганизм ы , н аселяю щ и е М ировой океан и воды суши, о б ъ ед и ­
няю т в три основны е группы: планктон, нектон и бентос. П л ан к ­
т о н — это разли чн ы е водоросли (ф и топ лан ктон ), одноклеточны е и
м ногоклеточны е ж ивотны е организм ы (зооп лан ктон ), переносимы е
течениями. Н ектон — ры бы и морские ж ивотны е, сам остоятельно
перем ещ аю щ иеся на больш ие расстоян и я и обитаю щ ие в толщ е
воды. Б ентос — организм ы , ж ивущ ие на морском дне.
§ 81. Биологическая структура Мирового океана
У словия сущ ествования ж и вы х организм ов различны в разны х
р ай он ах и на разн ы х глубинах М ирового океана. В ы деляю т сл е­
дую щ ие области обитания ж ивы х организм ов: 1) неритическая,
приуроченная к м атери ­
ковой отмели; 2) б ати ал ь ­
н а я — переходная область
м атерикового
склона;
3) аб и ссальн ая — область
больш их грубин (рис. 43).
Н ерити ческая область
р азд ел я ется на несколь­
ко зон. В ерхн яя зон а —
л и т о р а л ь , или прилив­
ная зона, р асполож енн ая
м еж ду гран и цам и м акси ­
мальной полной воды и
м алой воды, а в морях,
где приливны е колебания
отсутствую т — это
зон а
переменного
обсы хания
под влиянием сгонно-на­
гонных, сейш евых и д р у ­
гих колебаний уровня. Л и то р ал ь н аселена растительны м и и ж и вот­
ными о рган и зм ам и морского и н азем ного происхож дения, приспо­
собленными к резкой смене гидром етеорологических условий. З о н а
р азд ел я ется на подзоны в зависим ости от специфики фауны и
флоры и условий их обитания.
В области б ати али организм ы приспособлены к переходным ус­
ловиям м еж д у неритической и абиссальной областям и. Здесь про­
являю тся верти кальн ы е и пространственны е изм енения гидрологи­
ческих ф акторов, связан ны е с вертикальной и горизонтальной цир­
куляцией водных м асс и сезонной изменчивостью их характери сти к.
Эти изм енения значительно сл аб ее вы раж ен ы в батиали, чем в не­
ритической области.
А би ссальн ая область представлен а своеобразны м и орган и зм ам и ,
приспособленны ми к обитанию в условиях низкой тем пературы , вы ­
сокого д авлен ия, отсутствия света и относительно м алого сод ер ж а­
ния кислорода.
173
в каж д о й области океанов и морей вы деляю т участки, зас ел ен ­
ные сообщ еством организм ов,, н азы ваем ы м б и о ц е н о з о м . У ча­
сток морского д на с одинаковы ми ф изико-химическими и биохими­
ческими условиями, слож ивш им ися в процессе геологического р а з ­
вития данного водоем а, с одинаковой ф ауной и флорой, генетически
связан ны м и с ним, назы ваю т ф а ц и е й . Р азл и ч аю т биоценозы гу­
бок, червей, моллю сков, и глокож их и т. д. В отдельны х об ластях
о к еан а каж д ы й биоценоз соответствует одной или нескольким ф а ­
циям. Н априм ер, в литоральной зоне разн ооб разн ы и фации, и
биоценозы (биоценозы скал, песка и т. д .), а в абиссали они более
устойчивы и однородны.
Вся толщ а воды к ак место обитания ж ивотны х носит н азван ие
пелагиали.
ГЛАВА
19. И СП ОЛ ЬЗ ОВ А НИ Е РЕСУРСОВ МИРОВОГО
ОКЕАНА
Бурны й рост населения зем ного ш ар а и технический прогресс
вы двигаю т неотлож ную зад ач у — освоение и использование при­
родны х ресурсов океана.
Биологические, химические, энергетические и другие богатства
океанов и морей огромны и могут быть неиссякаем ы м и при условии
р ац ионального и научно обоснованного их использования.
В М ировом океане, по данны м В. Г. Богорова, 36 млрд. т п л ан к ­
тона, 18 млрд. т нектона, 8 млрд. т бентоса. Е ж егодно различны м и
странам и вы л авл и вается около 50 млн. т ры бы , 2 млн. т ки то о б р аз­
ных и тю леней, более 1 млн. т молю сков и ракообразн ы х и свыш е
1 млн. т водорослей. К наиболее продуктивным зонам М ирового
о к еан а относятся ш ельф и склон, где ведется добы ча нефти, газа
и различны х м инеральны х богатств. М ировой океан — это б аза и
богатейш ий истечник пищ евых ресурсов. Б олее 140 тыс. видов м ор­
ских ж ивотны х организм ов обитает на различны х горизонтах, при­
чем видовой состав их убы вает с глубиной. В области ш ельф а
и склона сосредоточен основной мировой рыбный промы сел, п ер ­
вое место в котором п рин ад леж и т сельдевым. П ром ы сел сельди
успеш но ведется почти во всех рай он ах северного п олуш ария: в А т­
лантическом и Тихом океан ах и их морях, в м орях С еверного Л е ­
довитого океана. З д есь ж е вы лавли ваю тся треска, пикш а, н авага;
ведется промы сел лососевых; семги, кум ж и, сига, ряпуш ки, б а л ­
тийского лосося, форели, кеты, горбуш и, м альм ы и др. В южных
морях (К аспийское, Азовское, Ч ерное и д р .), кром е того, р асп р о ­
странены карповы е (лещ , сазан , вобла) и осетровые, по количеству
которы х н аш а страна стоит на первом месте в мире.
В различны х рай он ах А тлантического и Тихого океанов и их
морей вы лавли ваю тся морской окунь, хек, тунец, м акрель, уголь­
н ая ры ба. В последние годы советскими экспедициям и собран бо­
гаты й м атери ал о биологических ресурсах И ндийского океана, где
рыбный промы сел до последнего времени был очень слабо развит.
В И ндийском океане советскими траул ерам и были проведены ловы
^174
тунца (ценный вид ры бы весом до 300 кг и длиной до 2— 3 м ),
морского к а р ася , ставриды , скумбрий, сардины и отдельны х видов
съедобны х акул. В И ндийском океане были обнаруж ены в пром ы с­
ловых количествах и ценные виды беспозвоночных ж ивотны х: ось­
миноги, к альм ар ы , из ракообразн ы х лангусты , разли чн ы е виды кр е­
веток и др.
С овременными советскими исследованиям и обнарунсены новы е
виды глубоководны х ры б, ж ивотны х и растительны х организм ов
в Тихом, И ндийском океан ах и антарктических водах.
В М ировом океане т а к ж е эф ф ективно ведется промы сел м ор­
ских животны х, среди которы х н аи больш ее зн ачение имею т ки то­
образны е, тю лени, м орж и, котики. Е ж егодно различны м и госуд ар­
ствам и добы вается в среднем до 50 тыс. китов; 70% добычи п ри ­
ходится на А нтарктику, 2 0 % — на ю ж ны е районы у побереж ий
Америки, А фрики, А встралии, 6% — на северную ч асть Тихого о ке­
ана, 4 % — на Северную А тлантику. В антарктических водах
распространены голубы е киты (б л ю вал ы ), ф инвалы , каш ал оты ,
горбачи, ш ироко используем ы е в пищ евой, химической промы ш ­
ленности, в медицине и сельском хозяйстве. В следствие интенсив­
ного вы лова китов в последние годы значительно сократи лся нх
возраст, р азм ер ы и количество. Д л я сохранения этой ценной по­
роды морских ж ивотны х в ы раб отан а м еж д ун ародн ая конвенция,
способствую щ ая восстановлению и сохранению этих самы х крупных
ж ивотны х на Зем ле.
Ц енны й продукт моря п редставляю т собой водоросли, об разую ­
щ ие в отдельны х рай он ах М ирового океан а своеобразны е «подвод­
ные луга». Е ж егодно д обы вается около 510 тыс. т водорослей. Они
использую тся в медицинской, химической, пищ евой и других отр ас­
л ях промы ш ленности, в качестве удобрения в сельском хозяйстве.
И з морских водорослей получаю т разли чн ы е виды сы рья: тверд ы е
спирты, эф иры , уксус, нитроцеллю лозу, к рахм ал , ага р -агар , ал ьгин, иод, поташ и т. д. Ш ироко использую тся отдельны е виды съ е­
добных водорослей (м орская капуста и д р .) .
Р о л ь прод)а{тов морского п ром ы сла — рыб, моллю сков, р а к о ­
образны х, морских ж ивотны х, водорослей и т. д. — все в о зр аста ет
в пищ евом б ал ан се человечества. Б олее 25% мирового п роизвод­
ства белковы х продуктов ж ивотного происхож дения приходится на
М ировой океан.
Н а зр е л а необходимость перейти от морского, океанического
пром ы сла к орган и зац ии океанического хозяй ства, его п лан и рова­
нию и ведению на научной основе. Э та проблем а у ж е р а зр а б а т ы ­
вается научны ми и производственны ми организациям и.
Б ольш и е перспективы откры ваю тся в области использования
океан а д л я сн абж ени я солью и водой. З а п а сы соли на м атери ках
ограничены, а в М ировом океане, по приближ енны м подсчетам, пу­
тем вы п ари ван ия м ож но добы вать соль, которая обеспечит потреб­
ности человечества на 1,7 млрд. лет. С оль уп отребляется не толькоБ пищ евой, но и в химической промы ш ленности, в м ы ловарении,
в сельском хозяйстве. В последние десятилетия в отдельны х р ай о ­
175
нах ощ ущ ается недостаток пресной воды, поэтому дистилляция
морской воды все возрастает. Это диктуется расш ирением
строительства новых городов, ростом промы ш ленны х объектов, у в е­
личением поливных площ адей в засуш ливы х рай он ах и т. д.
О кеан — неисчерпаемы й источник химических ресурсов. И з м ор­
ской воды добы ваю т магний, калий, бром, никель и другие э л е ­
менты. В ней содерж ится значительное
количество дейтерия
(Д 2О) — будущ его топлива ядерны х реакторов, добы ча которого
в н астоящ ее врем я на суш е исклю чительно слож на.
О громны е м инеральны е богатства сосредоточены на дне о к е а­
нов и морей. Ш ельф и склон богаты м есторож дениям и нефти, га за ,
м инеральны х вещ еств. В различны х рай он ах М ирового океан а, осо­
бенно на дне Тихого, а в последние годы и И ндийского океана,
обнаруж ен ы огромны е п ростран ства, покры ты е ценными о б р а зо в а ­
ниями в виде ж елезом арган ц евы х конкреций. К ром е ж е л е за и м а р ­
ган ц а, в их состав входят никель, кобальт, медь и другие м еталлы .
К онкреции сосредоточены главны м образом в области л о ж а оке­
ана. Р а зв е д к а л{е и эксп л уатац и я полезны х ископаем ы х ведутся
п ока на ш ельф е и склоне. В прибреж ной зоне М ирового океана
ш ироко использую тся к а к строительный м атери ал ры хлы е осадки,
гравий, песок, ракуш ечник. Н екоторы е страны н а ш ельф е океана
добы ваю т олово, каменны й уголь, платину, золото, магнетит, ру­
тил, ал м азы и т. п.
К ром е биологических, химических и минеральны х ресурсов. М и­
ровой океан расп о л агает богатейш ими зап ас ам и энергии. В отдель­
ных странах (во Ф ранции, в С С С Р, К итае и д р.) р азр аб аты в аю тся
и осущ ествляю тся проекты электростанций, работаю щ их н а эн ер ­
гии приливов. П одготавливаю тся проекты терм огидроэлектростан ­
ций и использования энергии морских волн и течений.
В целях сохранения неисчерпаемы х богатств М ирового океана,
ш ирокого использования морских путей сообщ ения м еж д у госу­
д арствам и, р азви ти я портостроения, использования морских побе­
реж ий к а к курортов и т. д. встает н еотл ож н ая за д а ч а сохранения
вод и д на М ирового океан а от загр язн ен и я нефтью, сточными во­
дам и , радиоактивны м и и другим и отходами.
В 50-х годах текущ его столетия советские ученые выступили
с заявлени ем о недопустимости захоронения ради оакти вны х отхо­
дов в океанских и морских впадинах. В 1959 г. по инициативе С о­
ветского С ою за и СШ А был р азр а б о та н договор о мирном исполь­
зовании м атери ка А нтарктиды и ом ы ваю щ их его вод. Д оговор,
подписанный двен адц атью странам и , участвовавш им и в исследо­
ван иях А нтарктики, предусм атривает проведение научны х иссле­
дований и зап рещ ен ие испытаний лю бы х видов оруж ия.
И ф ев р ал я 1971 г. в М оскве, В аш ингтоне и Л он дон е состоя­
лось подписание Д о говора о запрещ ении разм ещ ени я на дне о к е а­
нов и морей, а т а к ж е в его н едрах ядерного оруж и я и других видов
м ассового уничтож ения лю дей. К ром е стран — депозитариев
(С С С Р , СШ А и А нглии), Д оговор подписали представители более
40 государств.
176
П о данны м О О Н , к 2000-му году население зем ного ш ар а уве­
личится прим ерно до 6— 7 млрд. человек. Д л я удовлетворения по­
требностей населения в пище, в м инеральны х, химических, энерге­
тических и других важ нейш их источниках экономического р а зв и ­
тия общ ества необходимо всестороннее изучение М ирового океана.
Д л я научного прогнозирования возм ож ностей использования п о­
лезны х ископаем ы х на обш ирны х п ростран ствах М ирового океан а
требую тся планом ерны е и сследования процессов о сад к о о б р азо ва­
ния в разн ы х тектонических и клим атических зонах. Д л я этой цели
необходимо р азви ти е всесторонних исследований М ирового океана.
Д л я реш ения многих ф ундам ентальны х проблем использования
ресурсов М ирового океан а необходим а орган и зац и я бурения о кеан ­
ского и морского дна. Д л я более полного и рационального ис­
п ользования биологических ресурсов при переходе от п ром ы сла
к_организации океанического ры бного хозяй ства необходим а р а з р а ­
ботка методов у п равлен ия процессами, определяю щ им и биологиче­
скую продуктивность, и методов сохранения условий естественного
воспроизводства отдельны х видов.
Д л я р еал и зац и и этих проблем в больш инстве стран имею тся
н ациональны е океан ограф и чески е комиссии (или ком итеты ), а при
Ю Н Е С К О сущ ествует специальны й океанограф ический д е п а р т а ­
мент, которы й координирует на м еж правительственном уровне
ком плексны е исследования М ирового океана.
12 З ак . № 266
ПОДЗЕМНЫЕ
ВОДЫ
Г Л А В А 20. О С Н О В Н Ы Е П Р Е Д С Т А В Л Е Н И Я
О П Р О И С Х О Ж Д Е Н И И П О Д ЗЕ М Н Ы Х ВОД
В ода в н едрах Зем ли находится в ж идком , твердом
разном состоянии. О на или свободно циркулирует по
и порам горных пород и почв, подчиняясь силе тяж ести ,
дится в физически и химически связанном состоянии с
ными частицам и почв, грунтов и горных пород.
'
и газооб ­
трещ инам
или н ахо­
м и н ераль­
§ 82. Теории и гипотезы происхож дения подземных вод
В опрос о происхож дении подземных вод издавн а привлекал
к себе вним ание исследователей. Д олгое врем я сущ ествовали две
теории, отрицавш ие одна другую ,— это теория инф ильтрации и
теория конденсации. В первой утверж далось, что скопление под­
земной воды есть резул ьтат просачивания атм осферны х осадков
в почву и грунт, во второй, ее п ропаган ди ровал немецкий ученый
О. Ф ольгер, — что источником происхож дения подземны х вод я в ­
ляется водяной пар атм осферы , который вместе с воздухом п оп а­
д ает в холодны е слои земной коры и там конденсируется. С торон­
ники этих теорий, защ и щ ая одну из них, критиковали полож ения
другой, основы ваясь главны м образом на общ их предпосы лках, не
подкрепленны х эксперим ентальны м и исследованиями.
А.
Ф. Л ебедев тщ ательны м и эксперим ентальны м и н аблю дени­
ями за передвиж ением воды в грунтах, динам икой их влаж н ости и
обменом п арообразн ой воды м еж ду атм осферой и литосферой по­
к а з а л ош ибочность теории Ф ольгера и влож ил новое содерж ание
в теорию инф ильтрации. П о мнению Л еб ед ев а (1919 г.), почва
и грунт обогащ аю тся водой к а к за счет просачивания атмосферны х
осадков, т а к и в р езул ьтате конденсации водяны х паров атм о­
сферы и паров, подним аю щ ихся из более глубоких слоев земли.
О богащ ение почвы водой за счет водяного п ар а атм осф еры проис­
ходит вследствие термической конденсации. Водяной пар посту­
п ает и п ерем ещ ается в п орах почвы под влиянием разности уп ру­
гостей его независим о от циркуляции в них воздуха. Упругость
водяного п ар а возр астает с повыш ением тем пературы . Изменение.
178
соотнош ений упругости п ар а атм осф еры и в п орах различны х слоев
почвы вы зы вает перем ещ ение парообразн ой воды либо в глубь,
либо к поверхности почвы. П ри благоприятны х условиях в горных
п ородах происходит конденсация парообразн ой влаги. Н аиб олее
благопри ятны е условия д л я конденсации создаю тся в слое с п о­
стоянной годовой тем пературой. К онденсация водяны х паров в этом
слое, по мнению Л еб ед ев а, д ает н ач ал о первом у водоносному го­
ризонту подземны х вод.
Р аб о ты Л еб ед ев а составили эпоху в изучении ф орм и рован ия и
питания почвенных и грунтовы х вод;, они устранили споры о не­
пременном господстве того или иного способа происхож дения под­
зем ны х вод. Учение Л еб ед ев а получило дальн ей ш ее развитие.
К настоящ ем у времени мож но считать установленны м, что ос­
новным видом питания подземны х вод зоны активного водообмена
я в л яется и нф и льтрац ия (просачивание)
атм осф ерны х осадков
(см. § 9 1 ). Ч асть подземны х вод об разуется путем конденсации и
сорбции. П о мнению П. И. К олоскова, сорбция — более распрост­
раненное явление, чем конденсация, и очевидно, что оба эти про­
цесса приним аю т участие в питании подземны х вод, но роль их
в различны х ф изико-географ ических услови ях неодинакова.
Единой точки зрен и я по вопросу ф орм и рован ия зап асов под­
зем ны х вод в глубоких н едрах зем ной коры в настоящ ее врем я нет.
Р азл и чн ы е взгл яд ы отраж ен ы в трех основных гипотезах происхолсдения подземных вод: 1) м агм ати ческое и метам орф ическое, 2) седим ентационное и 3) поверхностное (атм осф ерное).
К водам м агм атического и м етам орф ического происхож дения
относятся те, которы е возникаю т на больш их глубинах из диссо­
циированны х ионов Н ‘ и О " или паров воды, подним аю щ ихся из
м агм атической или м етам орф ической зоны. Н а ч ал о этим водам,
согласно теории А. П. В ин оградова, д аю т газовы е м агм атические
вы деления или воды, которы е входят в состав гидратны х м и н ера­
лов. Н а зем ную поверхность эти воды могут выходить в виде м и­
неральны х источников с высокой тем пературой.
К водам седиментационного происхож дения относятся воды
древних морей, лагун, озер, н акапли ваю щ и еся в осадочны х т о л ­
щ ах в процессе осадконакоп лени я на дне водоемов. Воды эти, по­
гребенны е последую щ ими отлож ениям и, сохраняю тся в глубоких
закры ты х п ластах в течение длительного геологического времени.
§ 83. К лассиф и каци я подземны х вод по условиям их
происхож дения
В соответствии с излож енны м и вы ш е теориям и и гипотезами
подзем ны е воды п одразделяю тся н а следую щ ие группы.
1.
В адозны е воды, подразделяю щ и еся н а и н ф и л ь т р а ц и о н н ы е — воды, просачиваю щ иеся сквозь зернисты е породы;
инф л ю а ц и о н н ы е — воды, втекаю щ ие с поверхности по трещ инам
и пустотам горных пород; к о н д е н с а ц и о н н ы е — воды , о б р а ­
зую щ иеся из парообразн ой влаги воздуха, заклю ченного в п одзем ­
12*
179
ных порах, трещ инах и других пустотах. В адозны е воды — п оверх­
ностного (атм осф ерного) происхож дения, представляю т в процессе
их подземного стока одно из звеньев общ его круговорота воды.
2. Ю венильные — воды м агм атического и м етам орф ического
происхож дения.
3. С едим ентационпы е воды.
В ы делить воды «однородного» генезиса затруднительно. В ходе
геологической истории в одной и той ж е геологической структуре
во зм о ж н а см ена вод различного происхож дения.
Г Л А В А 21. ВИ ДЫ ВОДЫ В ПОРАХ ГОРНЫХ П О РО Д
И ПОЧВ
§ 84. Водно-физические свойства горных пород и почв
Горные породы и почвы со д ер ж ат разли чн ы е виды воды. Ее
свойства и способы п ередвиж ения определяю тся сочетанием гр ав и ­
тационны х и м олекулярны х сил, действую щ их м еж ду частицам и
воды и породы. У словия зал е га н и я подземной воды, ее зап асы и
качество в значительной степени определяю тся водно-физическими
свойствами горных пород.
Одними из главны х свойств породы, определяю щ ими ее отно­
шение к воде, являю тся пористость и скваж ность. П од пористо­
стью понимаю т наличие в п ородах м алы х пустот — капиллярны х
пор, под скваж ностью — наличие в п ородах более крупных, н ек а­
п иллярны х пром еж утков — скваж и н различного происхож дения и
формы. И ногда совокупность всех пустот объединяю т в понятие
общей пористости.
В еличина пористости р определяется отнош ением о б ъем а Упор
к объем у породы в сухом состоянии V. О на в ы р а ж ае тся в процен­
тах в виде р = -р г-1 0 0 % или в д олях единицы. П ористость почв и
п ород (в %) рассчиты вается по ф орм уле
/7 = 1 0 0 ( l - ^ ) ,
(103)
гд е б — объемны й вес грунта (почвы ); Y ~ e r o удельны й вес.
П ористость колеблется в ш ироких п ределах — от долей прод е н т а (плотны е породы, как, наприм ер, гранит, м рам ор) до не­
скольких десятков процентов (зернисты е породы и почвы ).
П ористость ры хлы х осадочных пород зави си т от разм ер а ч а ­
стиц, их формы, степени отсортированности и х ар а к тер а расп ол о­
ж ения. П ористость более или менее однородных песков при д и а ­
м етре зерен около 1 мм составляет 30— 35% , галечников с пес­
ком 15— 20% . С увеличением глинистости породы пористость ее
увеличивается. П ористость глины 40— 45% и более. П ористость
песка меньш е, чем с^таинка, и значительно меньш е, чем глины.
180
П ористость почв, главны м образом суглинисты х и глинисты х,
в значительной степени зави си т от их структуры : структурны х почв
больш е, чем бесструктурны х. П ористость разн ы х почв и разн ы х
горизонтов одной и той ж е почвы изм ен яется в ш ироких п ределах,
прим ерно от 25 до 80% . В торф ах и лесны х подстилках она м ож ет
п ревы ш ать 90% . в перегнойны х горизонтах м инеральны х почв р а з ­
ных типов изм еняется в п ред елах 50— 60% . П ри оглеении почв
структура их н ар у ш ается и вследствие этого пористость ум ен ьш а­
ется до 25— 30 %|.
П ористость почв и пород определяет важ н ы е водны е свойства:
водопроницаем ость, водоотдачу и водоудерж иваю щ ую способность.
П оследнее свойство характери зуется в л а г о е м к о с т ь ю , т. е. тем
количеством воды, которое уд ерж и вается в почвах и горных поро­
д ах при определенны х условиях. О на в ы р а ж ае тся (в % ) отнош е­
нием веса или объем а воды, сод ерж ащ ей ся в породах, соответст­
венно или к весу сухой породы, или к ее объему. В зависим ости
от степени насы щ енности почв и пород водой и тех сил (к ап и л ­
лярны х, адсорбционны х), которы е уд ерж и ваю т в них воду, в л а го ­
емкость п о др аздел яется на несколько категорий. Н аи б ол ее ч асто
уп отребляю тся следую щ ие понятия:
— п олная влагоем кость
(П В ), или водовместимость (по
Н . А. К ач и н ско м у ), характери зуется наибольш им количеством
влаги, которое м ож ет вм ещ ать порода при полном заполнении
всех пор;
— к ап и л л яр н ая влагоем кость ( К В ) — н аи больш ее количество
капиллярно-подпертой влаги, которое м ож ет сод ерж аться в по­
роде. Это величина перем енная, зав и ся щ ая от высоты слоя, для
которого она определяется, н ад уровнем свободной воды;
— н аи м ен ьш ая влагоем кость (Н В ), или п олевая влагоем кость,
х ар актер и зу ется количеством влаги, которое почва или грунт спо­
собны у д ер ж ать в подвеш енном состоянии силам и капи ллярн ого
и адсорбционного действия; соответствует (по К ачинскому) к а ­
пиллярной подвеш енной влаге.
Горные породы п одразделяю тся на сильновлагоем кие, сл аб о ­
влагоем кие и н евлагоем кие. К си льновлагоем ким породам отно­
сятся торф, глина, суглинки; к слабовлагоем ким породам — м ер­
гели, мел, ры хлы е песчаники, глинистые м елкие пески, лёсс; к не­
в л а г о е м к и м — крупнообломочны е породы: гал ька, гравий, песок и
массивны е изверж енны е и осадочны е породы.
С одерж ан и е воды в почвах и породах в весовы х или объемны х
единицах на какой-либо момент времени н азы вается е с т е с т в е н ­
ной в л а ж н о с т ь ю .
Обычно естественную в л аж н ость в ы р а­
ж аю т отнош ением (в % ) веса воды к весу м инеральной части
породы:
а=
100% ,
(104)
где P i и Рг — соответственно вес о б р азц а породы до и после вы су­
ш ивания.
181
В лаж н ость почв часто вы р аж аю т в м и ллим етрах слоя воды
h, содерж ащ ейся в почве:
к = 0 ,\Щ а ,
(105)
где Y — удельны й вес почвы; Н — мощ ность почвенного слоя в са н ­
тим етрах. О бъем воды слоем 1 мм на площ ади 1 гектар составит
10 м3.
В о д о о т д а ч а — способность породы, насыщ енной водой, о тд а­
вать путем свободного стекания то или иное количество воды. Х а­
рактери зуется коэффициентом водоотдачи, т. е. отнош ением объем а
стекаю щ ей из насыщ енной породы воды к объем у всей породы, и
в ы р а ж ае т ся либо в д олях от единицы, либо в процентах.
В о д о п р о н и ц а е м о с т ь — способность породы пропускать че­
рез себя воду. В одопроницаем ость и водоотдача зав и ся т от по­
ристости, от р азм ер а и формы пор породы. Ч ем больш е диам етр
пор, тем лучш ей водопроницаем остью и больш ей водоотдачей об­
л ад аю т породы.
В одопроницаемость почв, помимо их природны х свойств, з а ­
висит та к ж е от степени их окультуренности. Н а водопроницаемость
почв о казы в ает влияние наличие в них защ ем ленного воздуха. И зо ­
лированны е скопления последнего в п орах почвы сокращ аю т жи­
вое сечение пор, через которое м ож ет просачи ваться вода. В одо­
проницаем ость почв не остается постоянной: сухая почва об л ад ает
больш ей водопроницаемостью , при насы щ ени и -п очвы водой п ро­
исходит н абухан ие почвенных коллоидов, что приводит к сужению
почвенных пор, разруш ению структурны х отдельностей и к а к сл ед ­
ствие к уменьш ению водопроницаемости.
П о степени водопроницаем ости породы п одразделяю тся на две
основны е группы: водопроницаемы е и водонепроницаемы е, или во­
доупорные. К водопроницаем ы м относятся грубозернисты е или гру­
бообломочны е породы (галечник, гравий, песок) и м ассивны е тр е­
щ иноваты е породы (м рам ор, гранит, и звестн як).
Водоупорными назы ваю тся такие породы, которы е п ракти ч е­
ски через себя воду не пропускаю т или пропускаю т очень м е д ­
ленно. Это плотные м ассивны е монолитные породы (м рам ор, г р а ­
нит, б азал ь т) или осадочны е м елкозернисты е породы (глины, гл и ­
нистые сл ан ц ы ). И х водопроницаем ость в естественных условиях
настолько м ал а, что ею мож но пренебречь, а коэф ф ициент водо­
отдачи близок к нулю. Б о л ьш ая группа пород относится к полупро­
ницаемы м породам (глинисты е пески, лёсс, торф, песчаники, порис­
ты е известняки, мергели и д р .).
П ри изучении водных свойств зернисты х пород и почв н еоб­
ходимо иметь представление о разм ер е зерен. С этой целью про­
и зводят механический, или т а к н азы ваем ы й гранулометрический,
ан ал и з пород.^ Сущ ность этого ан ал и за зак л ю ч ается в разделении
о б р азц а породы на порции (ф ракции определенных диам етров зе' М етоды механического анализа пород и почв излагаю тся в курсах гидро­
геологии и почвоведения.
182
рен) и Б перечислении ф ракций в процентны е отнош ения к весу
всего о б р азц а. П о данны м механического ан ал и за в неоднородной
породе, состоящ ей из частиц различного ди ам етра, вы деляю т д ей ­
ствую щ ую (эф ф ективную ) величину зерен. С читается, что п роса­
чивание воды через ф ракции данного д и ам етр а соответствует п ро­
сачиванию воды в природной смеси данной пробы (эф ф ект один
и тот ж е ) .
§ 85. Поле сил в п орах
П ерем ещ ение воды в природе осущ ествляется, к а к известно,
под влиянием той или иной силы или равнодействую щ ей группы
сил. В почве и породах, к а к и всюду, вода п реж д е всего испыты ­
вает на себе действие силы тяж ести, которая за с тав л я ет ее про­
сачи ваться вглубь. М еж ду м олекулам и воды и м олекулам и и
ионами частиц породы сущ ествую т силы м олекулярного в заи м о ­
действия. Они вы зы ваю т явления сорбции (поглощ ения вл аги ч а ­
стицами п о роды ). С орбционны е силы способствую т удерж ани ю
воды на поверхности частиц породы. Силы эти велики, но радиус
действия их край н е ограничен.
В м естах скопления воды в кап и л л ярн ы х п орах вследствие
влияни я поверхностного н атяж ен и я п роявляю тся капи ллярн ы е
силы, под влиянием которы х вода или подним ается к поверхности,
или п ерем ещ ается вниз. Н екоторое значение в передвиж ении
влаги в почве и породе имею т осмотические силы, вы зы ваю щ ие
диф ф узию . Это явление н аб лю д ается в м естах соприкосновения
растворов разн ой концентрации.
В почве, покрытой растительностью , создается ещ е одна сила,
величина которой м ож ет достигать больш их значений, — это сосу­
щ ая сила корневы х систем растений (д есукц ия). П од ее влиянием
в л ага вы водится из почвы через растения обратно в атм осферу.
П роцесс этот известен к а к процесс транспирации растений.
В ода в парообразн ом состоянии, по-видимому, подвергается
действию тех ж е сил. О днако н аи больш ее значение в передвиж ении
парообразн ой вл аги в грунтах имеет диф ф узия.
П ериодические изменения д авл ен и я воздуха и колебан и я тем ­
пературы , способствую щ ие расш ирению или сж атию воздуха и со­
д ер ж ащ его ся в нем водяного п ар а, т а к ж е могут вы звать перем ещ е­
ния водяного п ар а в п орах породы.
Т аким образом , природа сил, воздействую щ их на воду, н ахо­
дящ ую ся в п орах породы, и величины их различны . П остоянно д ей ­
ствует сила тяж ести. В се остальны е силы сочетаю тся с ней и и з­
меняю тся в ш ироких п ред ел ах в зависим ости от количества со­
д ер ж ащ ей ся в п орах воды. П о мере увеличения влаж н ости породы
п реж де всего осл аб евает действие сорбционных сил. У м еньш аясь,
сорбционные силы становятся соизмерим ы ми с капи ллярн ы м и си­
лам и и с силой тяж ести . С очетание этих сил вы зы вает движ ение
воды, нап равлен ие и скорость которого непостоянны.
183
§ 86. Виды воды в порах
Всю вл агу в п орах породы мож но разд ел и ть на р яд катего ­
р и й — видов, д л я которы х в данны й момент х арактерн о п еред ви ж е­
ние под п реобладаю щ им влиянием той или иной силы или сочета­
н ия сил. К атегории эти несколько условны, т а к к а к разграни чить
их вполне четко невозмож но.
И зучением различны х видов воды в почвах и породах и ее п е­
ред ви ж ен и я зан и м аю тся давно. Ш ироко известна в этой области
р аб о т а А. Ф. Л еб ед ев а «П ередви ж ени е воды в почвах и грунтах»,
впервы е оп убли кован н ая в 1919 г. Л еб ед ев вы делил в почве и
грунтах следую щ ие категории воды: вода в виде п ар а, гигроскопи­
ческая, пленочная, грави тац ион н ая, вода в твердом состоянии,
кр и сталл и зац и он н ая и химически связан н ая.
П оследую щ ие работы в этой области в основном явились п ро­
д олж ением р аб о т Л еб ед ев а и развитием его идей. П риведем к р а т ­
кую х арактери сти ку различны х форм подземной воды, по Н. А. К ачинскому.
Химически
связанная,
или
конституционная,
вода — входит в м олекулу вещ ества гидроксильной группой,
наприм ер F e20a-f З Н 2 0 - > 2 Р е ( 0 Н ) з . У даление химически с в я ­
занной воды при п рокали ван ии соп ровож дается распадом мине­
р ал а.
К р и с т а л л и з а ц и о н н а я вода — явл яется
составной ч а ­
стью многих м инералов, наприм ер гипса (C a S 0 4 . 2 Н 2О ), и у д а ­
л яется из породы нагреван и ем до 100— 200° С или химическим
путем.
П а р о о б р а з н а я вода — находится в порах и пустотах пород
и перем ещ ается, к а к у ж е указы вал ось, главны м образом под в л и я ­
нием разности упругостей п ар а из областей с больш ей упругостью
в области с меньшей.
Г и г р о с к о п и ч е с к а я вода — это вода, ад сорб и рован н ая ч а ­
стицами породы из воздуха. П ри относительной влаж н ости в о з­
д уха в порах, близкой к насы щ ению , вл аж н ость породы достигает
некоторого состояния, назы ваем ого м аксим альной гигроскопично­
стью. Г игроскопическая и м акси м альн о гигроскопическая вода
прочно св язан а с частицам и м инерального грунта. Д ип оли ее
строго ориентированы к поверхности м инеральны х частиц. К оли ­
чество слоев м олекул адсорбированной воды при м аксим альной
гигроскопичности, по данны м различны х и сследователей, в ар ь и ­
рует в ш ироких пределах.
М ак си м ал ьн ая гигроскопичность увеличивается с увеличением
сум марной поверхности частиц породы в единице объем а, вот по­
чему она в мелкозернисты х грунтах больш е, чем в крупнозерни­
стых.
Гигроскопическая вода п ерем ещ ается из одних слоев в другие
путем перехода в п арооб разн ое состояние. О на м ож ет быть от­
делена от породы только нагреванием . Это свойство резко отличает
гигроскопическую воду от других видов воды в породах.
184
П л е н о ч н а я вода — обвол аки вает частицы породы сверх м а к ­
сим альной гигроскопичности. Э та вода адсорби руется из ж и д кой
ф азы . О на менее прочно св язан а с м инеральны м и части ц ам и и
относится к категори и ры хлосвязанной. Р астени ям и усваи вается
с трудом. П еред ви гается от частицы к частице под влиянием сорб­
ционных сил (рис. 4 4).
К а п и л л я р н а я вода — зап ол н яет сравнительно м елкие поры
породы. О на у д ер ж и в ается и передвигается в почво-грунтах под
влиянием капи ллярн ы х (менисковы х) сил из зоны больш его у в л а ж ­
нения в зону меньш его увл аж н ен и я. С ила тяж ести воды при этом
(гидростатическое давлен ие) и грает под­
чиненную роль, частично противодейст­
вуя капи л л яр н о м у подъем у воды вверх и
способствуя капи л л ярн ом у передвиж ению
вниз и по уклону. Р азл и ч аю т к а п и л л я р ­
ную воду подпертую и подвеш енную.
В первом случае кап и л л яры в ниж ней ч а ­
сти соприкасаю тся с подземной водой. Во
втором случае к ап и л л яр н ая вода н ахо­
дится в подвеш енном состоянии и отд е­
лен а от оф ормленного водоносного гори­
зонта. У дер ж и вается вода в кап и л л яр е
равнодействую ш ей силой менисков. Я вл е­
ние у д ер ж ан и я воды в подвеш енном со­
стоянии м ож ет быть длительны м , при
этом сколько-нибудь зам етного п ередви­
ж ения влаги вниз не н аблю дается. Слои
почво-грунтов, л еж ащ и е ниж е, имеют
меньшую влаж н ость, чем те, в которы х Рис. 44. Схема различных
состояний воды в почве
н аходится подвеш енная вода. Я вление
(по А. Ф. Л ебедеву).
это часто н аб лю д ается в условиях наш его
I — частицы почвы с непол­
ю га. Т ак, Г. Н. Высоцким по н аб лю д е­ ной
г игроскопичностью;
ниям в В елико-А надоле было о б н ару­ ■2— частицы почвы с макси­
мальной гигроскопичностью;
ж ено, что под слоем еж егодного прома- 3, 4 — частицы почвы с пле­
В О ДО Й ;
5 — частицы
чивания почво-грунтов (мощ ностью около ночной
почвы с гравитационной во­
дой.
4 м) находится слой с практически по­
стоянной и довольно низкой влаж ностью .
Этот слой Высоцкий н азв ал м ертвы м горизонтом, или горизонтом
иссуш ения. М ощ ность этого мертвого горизонта м ож ет дости гать
нескольких метров. В низу он постепенно переходит в капиллярнуюкайм у подземны х вод.
Г р а в и т а ц и о н н а я , или с в о б о д н а я , вода — зап ол н яет н е­
к ап и л л яр н ы е пустоты породы. П од влиянием силы тяж ести п роса­
чивается в породе сверху вниз в виде отдельны х струй (при не­
полном насы щ ении породы ) или ф ильтруется в толщ е н асы щ ен ­
ной водой породы в нап равлен ии п аден ия уровня подземны х вод.
(см. § 92). Г рави тац ион н ая вода п ередает гидростатический напор,
под действием которого воды могут подним аться вверх, к а к в со­
общ аю щ ихся сосудах.
185.
в т в е р д о м с о с т о я н и и вода в п ородах встречается либо
в составе м ерзлы х почв, либо в виде л ьд а (пещ ерного, ископ ае­
мого) .
В н у т р и к л е т о ч н а я вода — содерж ится в неполностью р а з ­
лож и вш ихся остатках растений в почве. В больш ом количестве
т а к а я во да содерж ится в болотны х почвах и особенно в торф ах.
Р азл и чн ы е формы воды в почвах и горных породах обычно
присутствую т одновременно в многообразны х сочетаниях в з а в и ­
симости от степени увлаж ненности, поступления и расходования
влаги в тех или иных слоях земной коры. Зн ач и тел ьн ая м асса
воды в почвах и горных породах находится в связанном состоянии.
С в я зан н ая вода непосредственно не участвует в круговороте воды
и не питает реки, озера, болота. Е е н ельзя извлечь из почво-грунтов искусственны м дрен аж ем . Ч астично некоторы е виды ее из
верхних горизонтов использую тся растениям и.
ГЛАВА
22. УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАН ИЯ ПО ДЗЕМ НЫ Х ВОД
В ЗЕМ НОЙ КОРЕ
§ 87. Основные понятия
П ри наличии источников питания зал еган и е подземны х вод
в земной коре в значительной мере определяется геологическим
строением местности: структурой и литологическим составом гор­
ных пород. Ч ередован ие водопроницаем ы х и водоупорных пород
Б земной коре создает условия д л я накопления свободных вод
в толще- водопроницаем ы х горных пород, залегаю щ и х на водоупорах. В этих условиях на различны х глубинах от поверхности зем ли
ф орм ирую тся водоносные слои, или водоносные горизонты , под ко­
торыми понимаю т насы щ енны е водой водопроницаем ы е слои гор­
ных пород. В ода м ож ет зап олн ять не всю толщ у водопроницаемого
слоя породы, а лиш ь до определенной поверхности (рис. 45). Если
при вскры тии водоносного горизонта колодцем, ш урфом или ск в а ­
ж иной вода в них устан авл и вается на том ж е уровне, на котором она
находится в породе, то эта уровенная поверхность явл яется свобод­
ной (безнапорной) и носит н азван и е з е р к а л а или у р о в н я п о д ­
з е м н ы х в о д . Водоносные горизонты , обладаю щ и е свободной по­
верхностью , носят н азван и е в о д о н о с н ы х г о р и з о н т о в с о
свободной поверхностью.
С вободная поверхность подземны х вод не м ож ет быть идеально
ровной. Н а д ней поднимаю тся капи ллярн ы е воды, увлаж н яю щ и е до
некоторой высоты вы ш ерасполож енны й слой водоносной породы,
н азы ваем ы й к а п и л л я р н о й к а й м о й , которая гидравлически
св язан а со всей остальной водной массой водоносного слоя и испы­
ты вает таки е ж е колебания, к а к и уровень подземной воды. В ысота
капиллярной кайм ы н ад зерк ал ом подземны х вод зави си т от свойств
водоносной породы и меняется в ш ироких пределах: от нескольких
186
сантим етров в грубозернисты х песках до 4 м и более в суглинистых
породах. Р ассто ян и е по верти кали от водоупорного л о ж а до зе р к а л а
подземны х вод н азы вается м о щ н о с т ь.ю в о д о н о с н о г о с л о я .
П ри вскры тии водоносного п ласта, перекры того сверху водоупор­
ной породой, уровень в ск важ и н е м ож ет установиться выш е нижней
поверхности водоупорного п ласта. В этом случае воды, зап ол н яю ­
щ ие водопроницаемую породу, находятся под гидростатическим н а ­
пором, а водоносный горизонт н азы вается н а п о р н ы м в о д о н о с ­
ным горизонтом.
В одообильность водоносных слоев, свойства вод и условия их пе­
редвиж ения различны и определяю тся, помимо геологической струк­
туры и литологического состава, глубиной зал еган и я и степенью
изолированности водоносных горизонтов д руг от д р у га и от п оверх­
ности земли. Чем б ли ж е подзем ны е воды зал егаю т к поверхности,
тем значительнее они подвергаю тся воздействию клим атических
ф акторов и тем интенсивнее водообмен м еж ду подземными, почвен­
ными и поверхностными водами.
Рис. 45. Схема соотношений различных типов
подземных вод (по О. К. Л анге).
1 — в о д о п р о н и ц а ем а я п о р о да, 2 — во д о у п о р н ая поро­
д а , 3 — грун товы е воды , 4 — м еж п л а с то в ы е безн ап орны е воды , 5 — м еж п л а с то в ы е н ап о р ны е воды .
'
Верхню ю часть земной коры в отношении распределения в ней
подземных вод принято делить на д ве зоны: зону аэрации и зону
насы щ ения. В зоне аэрац и и вода обычно не зап ол н яет полностью
поры и пустоты породы, а если и зап олн яет, то временно и не везде.
В этой зоне непосредственно у поверхности зем ли в почвах з а л е ­
гаю т почвенные воды. В зоне насы щ ения поры породы заполнены
водой и на различны х глубинах в ней зал егаю т грунтовы е, м е ж п л а­
стовые безнапорны е и напорны е воды. П одзем ны е воды по степени
подвиж ности и интенсивности водообм ена с поверхностными водами
(рек, озер, болот) различны . Н аиболее подвиж ны воды так н азы ­
ваем ой зоны активного водообм ена. Н и ж н яя граница этой зоны н а ­
м ечается гидрогеологам и на уровне б ази са эрозии м алы х и средних
рек. В этой зоне ф ормирую тся грунтовы е и м еж п ластовы е воды, б ез­
напорны е или с местным напором. Эти воды, дренируем ы е речными
долинам и и озерны ми котловинам и, являю тся источником питания
рек и озер и п редставляю т собой н аи более устойчивую, зар егу л и р о ­
ванную часть речного стока.
Г лубж е располож ены воды зам едленного и весьм а зам едленн ого
водообм ена. В них ф ормирую тся, к а к правило, напорны е (ар тези ан ­
187
ские) воды. С вязь их с поверхностны ми водам и затруд н ен а и есте­
ственный вы ход н а земную поверхность, особенно вод зоны весьм а
зам едленн ого водообм ена, п ред ставл яет собой редкое явление.
§ 88. В ода в почве
В ода в почве находится в основном в связанном состоянии. О на
у д ер ж и вается на поверхности почвенных частиц и п ерем ещ ается в по­
чве под влиянием м олекулярны х и капи ллярн ы х сил. В м естах избы ­
точного у вл аж н ен и я в почве м ож ет находиться и свободная, п роса­
ч иваю щ аяся грави тац ион н ая вода. В стретив на своем пути водо­
упорный или относительно водоупорный слой в пределах почвенного
р а зр е за или в подпочвенном слое н иж е границы корн еоби тае­
мого слоя, вода н акап л и вается, зап ол н яет поровое пространство вы ­
ш ележ ащ его слоя и образует т а к н азы ваем ы й г о р и з о н т г р а в и ­
т а ц и о н н о й п о д п е р т о й в л а г и . Если эти воды находятся
целиком в почвенном слое и не имею т гидравлической связи с н и ж е­
располож енны м и грунтовы ми водам и, они назы ваю тся п о ч в е н ­
н ы м и в о д а м и . Если эти воды гидравлически связан ы с грунто­
выми водам и (постоянно или врем енн о), они назы ваю тся п о ч в е н ­
н о - г р у н т о в ы м и . И ногда почвенные и почвенно-грунтовые
воды назы ваю т в е р х о в о д к о й . К верховодке т а к ж е относят в р е­
менные, обычно сезонны е скопления грунтовы х вод в зоне аэрации,
располож енн ы е в виде отдельны х линз.
П очвенны е воды, т а к ж е к а к и грунтовы е (см. § 89), приобре­
таю т свойство гидростатической сплош ности, способны п еред авать
гидростатическое давл ен и е и вы текать из стенки естественного или
искусственного р азр е за, а т а к ж е стекать по уклону водоупорного
сл о я. Т акое дви ж ени е в почвенном слое назы ваю т в н у т р и п о ч веннымстоком.
П очвенны е воды почти всегда являю тся временны ми. Они о б р а ­
зую тся обычно весной, в отдельны х м естах осенью, при п росач и ва­
нии талы х или д ож девы х вод. В степных рай он ах они расп р о стр а­
нены не повсеместно, чащ е встречаю тся под «степными блю дцами»,
лесны ми полосами и в пойм ах рек. П очвенно-грунтовые воды ш и ­
роко распространены в зоне избы точного увлаж н ен и я, где уровень
грунтовы х вод располож ен близко к поверхности и иногда дости­
гает ее, способствуя процессу заболачиван и я.
В теплую часть года, особенно в период вегетации, вода из почвы
интенсивно расходуется на испарение и главны м образом на тр ан с­
пирацию растениями. К концу лета зап асы влаги в почве стано­
вятся ограниченны ми, а сам а в л ага порой недоступной д л я р а ­
стений.
§ 89. Грунтовые и м еж п ластовы е безнапорны е воды
Г р у н т о в ы м и в о д а м и в узком понимании этого оп ределе­
н и я н азы ваю т свободны е гравитационны е воды водоносного гори­
зонта, залегаю щ его на первом водоупорном слое. В зависим ости от
188
х а р а к те р а зал е га н и я горны х пород разл и чаю т грунтовой поток и
грунтовой бассейн (рис. 46). В природе н аблю даю тся различны е
сочетания этих разновидностей зал еган и я.
Воды, зал егаю щ и е в водопроницаем ой толщ е пород, закл ю ч ен ­
ной м еж д у д ву м я водоупорны м и слоями, н азы ваю т м е ж п л а с т о в ы м и в о д а м и . В ерхний водоупорный слой в этом случае н азы ­
вается водоупорной кровлей, а ниж ний — водоупорным лож ем .
Грунтовы е воды имею т обычно свободную уровенную поверхность
(давлен ие на этой поверхности равн о атм осф ерн ом у). Свободную
поверхность имею т и м еж п ластовы е воды, в том случае, если они
безн ап орны е или если водоносная порода насы щ ена водой непол­
ностью.
С копления подземны х вод отм ечаю тся к а к в ры хлы х облом оч­
ных породах, т а к и в трещ иноваты х массивны х изверж енны х или
сильно м етам орф изированны х оса- .,
дочны х породах. В первом случае ^
воды относятся к типу п л а с т о ­
в ы х в о д . Они обычно равном ерно распределены по всем у пласту
и дви ж ени е их осущ ествляется по
м елким п орам и пустотам м еж ду
зер н ам и , слагаю щ им и породу. Во
втором
случае воды н азы ваю тся
- -■
трещинно-жильными.
Р аспространение их и д ви ж ени е приурочено к трещ ин ам и крупным пу^ х е м а залегания грунтостотам . Н е всегда м ож но четко р азвых вод.
граничить пластовы е воды и трегрунтовой
поток.
б -гр у н т о в о й
щ инные, поэтому разл и чаю т требассейн,
щ инно-пластовы е воды. К ним отно­
сятся, наприм ер, грунтовы е и м еж п ластовы е воды областей р асп р о ­
странени я карстую щ ихся пород с хорош о вы раж енной слоистостью.
П л о щ ад ь распростран ен ия грунтовых вод, за редким исклю че­
нием, со вп ад ает с п лош адью их питания, т. е. с областью , в п реде­
л а х которой воды атм осф ерны х осадков проникаю т в почву и грунт
и могут пополнять зап асы грунтовы х вод. П л ощ адь расп ростран е­
ния м еж пластовы х вод не совп ад ает с областью их питания. О снов­
ные области питания этих вод приурочены к м естам выходов водо­
носной породы н а земную поверхность. Д ополн ительн ое питание
м еж п ластовы е воды получаю т за счет просачивания вод из вышерасполож енны х водоносных горизонтов через относительны е водоупоры.
Грунтовы е воды форм ирую тся на м еж дуречны х м ассивах, в а л ­
лю ви альн ы х отлож ениях речных долин, в предгорны х конусах вы ­
носа; мощ ны е скопления их н аблю даю тся в об ластях ледниковы х
отлож ений, в Мсжгорных впади н ах и котловинах, в м естах н акоп л е­
ния песчано-галечны х отлож ений горных рек, в об ластях р асп р о ­
странени я кар ста.
189
в естественных условиях зер к ал о грунтовы х вод п ред ставляет
собой обычно не горизонтальную поверхность, а волнистую и весьм а
часто в сглаж енной ф орме повторяет назем ны й рельеф . Это о б ъ яс­
няется различны м и причинами: неоднородностью пород в отнош е­
нии проницаем ости к а к в зоне аэрации, т а к и в зоне насы щ ения,
различной скоростью п росачивания и различны м и условиям и п и та­
ния грунтовы х вод и вы хода их на поверхность в м естах пересе­
чения водоносного п л аста д олинам и рек, оврагов и т. п. К месту в ы ­
хода грунтовых вод на поверхность уровень их пониж ается. Т акое
пониж ение уровня наблю дается и у м еж пластовы х безнапорны х
вод.
Глубина зал еган и я грунтовы х вод м ож ет быть различной: от д е ­
сятков метров до 1— 2 м. В последнем случае они обычно в весен­
ний период см ы каю тся с почвенными водам и и образую т, к а к гово­
рилось выш е, почвенно-грунтовы е воды. Р азновидностью последни.х
являю тся болотны е грунтовы е воды, зерк ал о которы х находится
в пределах торф яной зал еж и (см. § 214).
Безнапорны е м еж п ластовы е воды обычно приурочены к водонос­
ным толщ ам значительной мощности, п рорезаем ы м гидрограф иче­
ской сетью. Эти воды зал егаю т, к ак правило, неглубоко. Р ечны е
долины иногда п рорезаю т несколько ярусов м еж пластовы х вод.
В этом случае в м естах д ренирования на разн ы х уровнях склона
долины (котловины ) воды вы ходят на поверхность и явл яю тся
устойчивыми источниками питания поверхностны х водотоков и в о ­
доемов.
Б. Л. Л ичков, подчеркивая динам ическую связь м еж ду всеми во­
дам и зоны активного водообм ена и поверхностными водам и, д а е т
более общ ее толкование терм ину «грунтовые воды», а именно г р у н ­
т о в ы е в о д ы — это неглубоко зал егаю щ и е безнапорны е и с м ест­
ным напором подземные воды в водоносных пластах, дренируем ы х
рекам и или вскры ваем ы х эрозионной сетью и пониж ениям и рельеф а.
Т ак ая тр ак то вк а понятия «грунтовые воды» получила ш ирокое р а с ­
пространение в гидрологии.
§ 90. Н апорны е воды
Воды, насы щ аю щ ие водопроницаемы й слой, заклю ченны й м еж ду
водоупорными породами, и обладаю щ и е гидростатическим напором,
н азы ваю тся н а п о р н ы м и , и л и
артезианскими^ под­
з е м н ы м и в о д а м и . Н апорны е воды обычно приурочены к гео­
логическим структурам осадочных пород при соответствую щ ем н а ­
пластовании водопроницаем ы х и водоупорных слоев или к слож ной
системе тектонических трещ ин и сбросов. Г еологическая структура
(впадина, мульда, синклиналь, м оноклиналь и т. п .), сод ерж ащ ая
' Артезианскими они названы по наименованию провинции А ртуа (у римлян
Артезиум) в Ю жной Франции, где в X II в. впервые в Европе начали эксплуа­
тировать напорные воды.
190
один или несколько водоносных горизонтов и обеспечиваю щ ая н а ­
пор в них, назы вается а р т е з и а н с к и * м б а с с е й н о м . В ар т е ­
зи ан ском бассейне обычно вы деляю т область питания, область н а ­
пора и и некоторы х случаях область стока (разгрузки ) напорны х
вод. П лощ ади , зан и м аем ы е артезиански м и бассейнам и, кол еб ­
лю тся в очень ш ироких пределах.
При вскры тии кровли напорного водоносного горизонта буровой
скваж иной вода под гидростатическим д авлением подним ается
вы ш е кровли водоносного п ласта и иногда достигает поверхности
зем ли w in даже ф онтанирует (рис. 47). В напорном водоносном го­
ризонте, таким образом , вы деляю т геометрический уровень, совп а­
даю щ ий с ниж ней поверхностью водоупорной кровли водоносного
слоя, и гидростатический, или пьезометрический уровень, совп а­
даю щ ий с уровнем подъем а воды в скваж и нах. Н апор в каж д ой
Рис. 47. Схема строения артезианского бассейна.
1 — во д о н еп р о н и ц аем ы е
п ороды ;
2 — н ап орны й
водонос­
ны й слой; 5, 4 — ск в а ж и н ы ; 5 — н ап р авл ен и е п оток а; ВС —
п ьезо м етр ич ески й у р овен ь. ВМС — н и ж н я я п оверхность вод о­
упорной кровли , Н и Hi — вы со та н ап ора.
точке водоносной породы и зм еряется высотой, на которую подни­
м ается вода в скваж и не н ад нижней поверхностью водоупорной
кровли при вскры тии водоносного п ласта. П о мере погруж ения п л а ­
ста напор обыкновенно увеличивается.
В европейской части С С С Р, в пределах Русской платф орм ы ,
р асп о л агается несколько артезиански х бассейнов. Н аи б ол ее типич­
ными, совпадаю щ им и с тектоническими впади н ам и являю тся М ос­
ковский и Д непровско-Д онецкий бассейны. С ледует упом януть т а к ­
ж е П рибалтийский, П ричерном орский с П ри азовским и П ри касп и й ­
ский бассейны. Н екоторы е водоносны е горизонты М осковского
артезианского бассейна дренирую тся доли н ам и р. Оки и ее притоков,
Д непровско-Д онецкого — системой рек Д н еп р а и Д он а. О бласть
р азгр у зк и части П рибалтийского артезианского бассейна приуро­
чена к доли н ам рек З ап ад н ой Д вины , П ярну, Л иелупы и др. В ази ­
атской части С С С Р н аи более крупны е артезиански е бассейны Я кут­
ский, С ы рдарьинский, Западно-С ибирский.
В Е вропе наиболее известен П ариж ски й артезианский бассейн.
О бш ирны е артезиански е бассейны имею тся в С еверной А фрике и
Е А встралии.
191
Г Л А В А 23. Д В И Ж Е Н И Е П ОД З ЕМ НЫ Х ВОД
§ 91. П росачивание воды в почву
В п и т ы в а н и е , или и н ф и л ь т р а ц и я , — процесс проникно­
вен ия влаги в почву. П ередви ж ени е ее от слоя к слою в условиях
различной степени насы щ ения водой ниж ерасполож енны х горизон­
тов почво-грунтов относится к процессу просачивания. П роцесс этот
слож ны й и состоит из нескольких стадий. Ч ащ е вы деляю т д ве с т а ­
дии: -впиты вани я и ^ л ь т р а ц и и . В ода атм осф ерны х осадков, п оп а­
д а я на сухую почву, в начальны й момент п одвергается действию
сорбционных и капи ллярн ы х сил и интенсивно поглощ ается п оверх­
ностью почвенных частиц. П остепенно поры м алого сечения за п о л ­
няю тся и д ви ж ени е воды в стадии впиты вания осущ ествляется
в виде пленочного и капи ллярн ого перем ещ ения. П ри полном н асы ­
щ ении всех пор дви ж ени е воды в стадии ф ильтрации происходит
под п реобладаю щ им действием силы тяж ести и характери зуется з а ­
коном л ам и н арн ого дви ж ени я (см. § 92). В почво-грунтах всегда
имею тся крупные пустоты, трещ ины, ходы корневой системы р ас те­
ний, по которы м вода с поверхности почвы в ф орм е капельно-струй­
чатого (турбулентного) дви ж ени я м ож ет проникать на ту или иную
глубину. Этот процесс н азы ваю т и н ф л ю а ц и е й . Соотнош ение
м еж ду всеми ф орм ам и дви ж ени я м еняется в ш ироких п ределах
в зависим ости от влаж н ости почво-грунтов, их механического со­
става, культурной обработки, наличия воздуш ны х пробок и т. п.
К оличественны ми характери сти кам и впиты вания, или инф иль­
трации, являю тся интенсивность и сум м арн ая величина. П од интен­
сивностью впиты вания понимаю т количество воды в м иллим етрах
слоя, поглощ енной почвой в единицу времени (м м /м и н ). С ум м арная
величина впиты вания характери зуется слоем воды, поглощ енной
почвой з а некоторы й пром еж уток времени, и в ы р аж ается в мм.
Интенсивность впиты вания зависит не только от водных свойств
почво-грунтов, но в значительной степени определяется и их в л а ж ­
ностью . Если почва сухая, она об л ад ает больш ой инфильтрационной способностью и в первый период времени после н ач ал а дож д я
интенсивность впиты вания б ли зка к интенсивности д ож д я. С у в е­
личением влаж н ости почво-грунтов интенсивность инф ильтрации по­
степенно ум еньш ается и при достиж ении полной влагоем кости в с т а ­
дии ф ильтрации становится постоянной, равной коэффициенту
ф ильтрации (см. § 92) данного почво-грунта.
Типичный ход изменения интенсивности впиты вания во времени
в ы р а ж ае т ся уравнением
(106)
где ft — интенсивность впиты вания в момент t; fo — н ач ал ьн ая ин­
тенсивность впиты вания; е — основание натуральн ы х логариф м ов;
с — постоянная величина, характери зую щ ая физические свойства
почво-грунтов.
В питы вание воды происходит и в м ерзлую почву во врем я снего­
192
таяни я, но так о е состояние почвы сущ ественно зам ед л я ет процесс
инф ильтрации и ф ильтрации. П ри этом интенсивность процесса зависит от начальной влаж н ости перед' зам ерзан и ем .
§ 92. Передвижение воды в водоносных слоях
со свободной поверхностью. Формула Д арси
В природе сущ ествую т д ва вида дви ж ени я воды: лам и н арн ое и
турбулентное (см. § 115). Л ам и н ар н о е свойственно движ ению воды
в м елкозернисты х породах. С корости дви ж ени я в них невелики и и з­
м еряю тся м етрам и или д а ж е санти м етрам и в сутки. В круп ­
нообломочных и трещ иноваты х породах скорости дви ж ени я воды
значительно больш е; в них м ож ет происходить турбулентное д ви ­
ж ение, свойственное откры ты м потокам. В обоих случаях движ ение
воды в водоносных слоях со свободной поверхностью соверш ается
под влиянием гидростатического нап ора от мест с более высоким
уровнем к м естам с более низким уровнем. В естественных условиях
вода п ередвигается по направлению к вы ходам источников, к от­
крытым водоем ам , если уровень в последних стоит ниж е, чем уро­
вень воды в водоносном пласте, и, наоборот, м ож ет уходить из во­
доем ов в грунт при обратном соотношении уровней. Д ви ж ен и е воды
в водоносном п ласте м ож ет быть вы зван о искусственно откачкой
воды из колодца, искусственны м д рен аж ем .
Н аиболее изучен закон дви ж ени я воды в м елкозернисты х поро­
д ах — в песках с мелкими, преимущ ественно капи ллярн ы м и порами.
Д ви ж ен и е воды в случае ф ильтрации подчиняется закон у Д арси ,
вы р аж аем о м у формулой
(107)
где Q — количество воды в м ^с, протекаю щ ей в единицу времени
через дан ное поперечное сечение породы площ адью F м^; К — неко­
то р ая величина, н азы ваем ая коэф ф ициентом водопроводимости
или коэфф ициентом ф ильтрации; h — напор; / — дли н а пути ф и льт­
рационного потока в метрах.
В еличина н ап ора определяется по разности уровней в двух се­
чениях потока, т. е. h = H i — Яг, где H i и Я г — вы сота уровней
в точках А VI В (рис. 48). П од влиянием нап ора вода из сечения A A i
h
п ерем ещ ается в нап равлен ии сечения B B i. Отнош ение у есть паде­
ние н апора на единицу длины пути ф ильтрации, т. е. напорны й граh
диент, или гидравлический уклон, и обозначается ^ = у •
Р азд ел и в обе части равен ства (107) на плои];адь F, получим
v= K -^= K i,
где V =
13
(108)
Q
F
■
Зак. Л'» 266
193
В еличина v носит н азван и е скорости ф ильтрации. С корость
ф и льтраци и не яв л яется действительной скоростью дви ж ени я воды
в п орах породы, она п ред ставляет фиктивную (приведенную ) ско­
рость дви ж ени я воды. П л ощ адь поперечного сечения потока F
в ф орм уле (107) п рин ята равной площ ади поперечного сечения по­
роды, тогда к а к в действительности вода передвигается в породе
только по п орам и площ адь сечения потока р ав н а общ ей площ ади
пор. Ч тобы получить действительную скорость дви ж ени я вод в по­
р ах грунта и, надо расход воды Q разд ел и ть на площ адь, занятую
порам и, т. е.
(109)
коэф ф ициент пористости.
Д ей ствительн ая скорость дви ж ени я воды боль­
ш е скорости ф ильтрации ( u > v ) , т а к к а к коэф ­
фициент пористости меньш е единицы.
К оэф ф ициент ф ильтрации численно равен ско­
рости ф ильтрации при t = l и м ож ет быть в ы р а­
ж ен в см/с, м /сут и т. п. Это следует из ф ормулы
r-l.
(108).
Величины коэф ф ициента ф ильтрации горных
пород п риводятся в табл. 21.
К оэф ф ициент ф ильтрации м ож ет быть опре­
делен путем л абораторн ого ан ал и за в специаль­
ных приборах, загруж ен ны х испытуемым грунтом,
а та к ж е н а основании механического ан ал и за
Рис.
48. Разрез
грунта с последую щ им применением эм пиричес­
участка подземного
ких форм ул расчета.
потока.
где р-
Т а б л и ц а 21
Ориентировочные
П орода
Глина
Суглинок легкий
Супесь
Л ёсс
значения
коэффициента фильтрации
(п о Н. Н. Биндем ану)
К оэффициент
фильтрации,
м /сут
0,001
0 ,0 5 —0 ,1 0
0 ,1 0 —0 ,5 0
0 ,2 5 - 0 ,5 0
рыхлых горных
П орода
Песок мелкозернистый
Песок крупнозернистый
Гравий
Г алечник
пород
Коэффициент
фильтрации,
м /сут
1—5
20—50
20— 150
100—500
У становлено, что коэф ф ициент ф ильтрации зернисты х грунтов
зави си т от величины пористости, действую щ ей величины зерен
грунта и вязкости ф ильтрую щ ейся воды , которая в свою очередь з а ­
висит от тем пературы воды. Все эти величины в явном или скрытом
виде входят в предлож енны е эмпирические формулы расчета коэф ­
ф ициента фильтрации. Хорош о известна ф орм ула Г азе н а— З а м а 194
рина, прим ен яем ая д л я расчета коэф ф ициента ф ильтрации в м елко­
зернисты х п ородах (в м /с у т ). О на им еет вид
К = С сй{0,70+ -0т ),
(ПО)
где de — дей ствую щ ая величина д и ам етр а зерен грунта в пределах
0,01— 3 мм; t — тем п ература воды в град усах; С — эмпирический
коэфф ициент, изм еняю щ ийся от 400 до 1200, учиты ваю щ ий степень
разнородности состава породы и отчасти пористости грунта; его м о­
ж н о вычислить по ф орм уле С = 4 0 0 -Ь 4 0 (р — 26) (где р — порис­
тость в п роц ен тах). Д л я сравнительно однородных крупнозерни­
стых песков величину коэф ф ициента ф ильтрации мож но принять
равной среднем у д и ам етр у зерен песка в м етрах, т. е./С = а!ср м/сут.
В п ракти ке гидрогеологических исследований ш ирокое р асп ро­
странение получил полевой метод определения коэф ф ициента ф и л ь­
трации. Его преимущ ество зак л ю ч ается в непосредственном опреде­
лении осредненных значений коэф ф ициента ф ильтрации д л я всей
толщ и водоносной породы. М етод этот известен к а к метод опытных
откачек. Т еория этого м етода и прим енение его н а п ракти ке и зл а ­
гаю тся в специальны х курсах гидрогеологии.
§ 93. Определение направления и скорости движения воды
в водоносном слое
С корость и н ап равлен ие дви ж ени я воды в водоносном п ласте мо­
ж н о определить непосредственными наблю дениям и в поле. П олевой
способ основан на введении в воду инди катора — р аствора соли, н а ­
пример поваренной, или органической краски — и оп ред ел ен и и 'ско­
рости перем ещ ения в воде введенного вещ ества. И н дикатор вводят
в опытную (пусковую ) скваж ину. Н а некотором расстоянии от'П у­
сковой скваж и ны зак л ад ы в аю тся н аблю дательн ы е скваж и н ы по
окруж ности или, если известно н ап р ав л ен и е потока, по этому н а ­
правлению . О тм ечаю т врем я введения р аство р а в опытную ск в а­
ж ину, врем я появления введенного в ещ ества в одной из скваж!йн
и момент наступления его м аксим альной концентрации. Д л я этой
цели из н аблю дательны х ск важ и н регулярно берутся пробы вОДы.
С кв аж и н а, в которой введенны й раствор появится раньш е, будет
н аходиться по н ап равлению потока. У становив н ап равл ен и е потока,
определяю т скорость д ви ж ени я воды ы по ф орм уле
и=где I — расстояние от опытной скваж и ны до н аб л ю д ател ьн о й ,-р ас­
полож енной по н ап равлению потока, в м етрах; Т — врем я от н ач ал а
введения р аство р а до п оявления его м аксим альной концентрации
в н аблю дательной скваж ине.
П оявлен и е в воде наблю дательн ой скваж ины инди катора у ста­
н авл и вается либо химическим путем, либо колориметрическим , либо
электром етрическим .
13»
195
Н ап р авл ен и е течения потока мож но определить по наблю дениям
з а уровнем воды не менее чем в трех скваж и н ах или по карте, на
которой нанесены линии одинаковы х отм еток зе р к а л а ненапорны х
подземных вод — гидроизогипсы (см. § 99). Л иния, п ерп ен ди куляр­
н ая гидроизогипсам , у к а ж ет нап равлен ие дви ж ени я подземных вод
(рис. 49).
С корость дви ж ени я воды в водоносном п ласте м ож ет быть вы чи­
слен а, если известен коэф ф ициент ф ильтрации водоносной породы и
уклон подземного потог^а. Д л я
расчета скорости дви ж ени я в о ­
ды в м елкозернисты х грунтах
прим еняется ф орм ула Д арси .
Д л я расчета скорости д в и ж е­
ния воды в трещ иноваты х по­
родах, где движ ение приобре­
тае т х ар актер турбулентного,
п рим ен яется ф орм ула Ш ези
(см. § 118). Д л я случая под­
земного потока она принимает
вид u = K t i i (где K t оп ред ел я­
ется опытным п у тем ).
В последние годы получили
Рис. 49. Определение направления пото­
ка грунтовых вод.
распространение
геоф изичес­
кие методы определения н а ­
правления, и скорости дви ж ени я грунтовых вод, не требую щ ие
устройства улавливаю щ их скваж ин.
§ 94. Источники
Н а склонах долин, оврагов, по склонам гор, в пониженны х м е­
стах котловин весьм а часто наблю даю тся выходы водоносных п л а ­
стов на поверхность зем ли. Если водоносный пласт обнаж ен до
уровня циркулирую щ их в нем вод, то в месте пере,'е''ен и я зер к ал а
-ь’одземны х вод с поверхностью зем ли подземны е вс ть выходят на
поверхность. Р азл и ч аю т пластовы е ьыходы и источники (родники}
П ластовы е выходы п роявляю тся в равном ерном увлаж нении склона
на относительно больщ ом расстоянии вдоль пересечения его
с водоносным пластом. С осредоточенны е выходы подземны х вод
в виде отдельны х струй или потоков назы ваю тся источниками
(р о д н и к ам и ).
’
.
По х ар актер у выхода и условиям питания источники обычно под­
р азд ел яю тся на нисходящ ие и восходящ ие. Н исходящ ие п ред ста­
вляю т собой свободный сток воды из водоносных горизонтов (обы ч­
но грунтовой и м еж пластовой) со свободной поверхностью . К вос­
ходящ им относятся выходы напорны х вод.
П ри пересечении водоносного п ласта долиной появляю тся источ­
ники по обоим склонам дрлины или на одном из склонов, или в по­
ниж енны х уч астках долцны , в зависим ости от полож ения водонос­
ного и водоупорного^ пластов по отношению к долине.
196
, М ногочисленны вы ходы подзем ны х вод в п редгорьях на н акл он ­
ных равнинах, слож енны х ры хлы м обломочны м м атери алом , в к р а е ­
вых частях конусов вы носа, где источники форм ирую тся по линии
пересечения зе р к а л а грунтовы х вод дневной поверхностью . Такие
источники ш ироко распростран ен ы в предгорьях С редней Азии, З а ­
к а в к а зь я и др.
, В карстовы х о б ластях форм ирую тся довольно мош ные источ­
ники с расходом воды в отдельны х случаях до нескольких кубиче­
ских метров в секунду. П о способу вы хода на поверхность источ­
ники карстовы х областей очень разн ообразн ы . Р асп ространены так
н азы ваем ы е переливны е и п ерем еж аю ш иеся, или сифонные, источ­
ники.
П ереливны е источники п ред ставляю т собой выходы грунтовых
вод из водоносного горизонта, зал егаю щ его на вогнутой поверхно-
Рйс. 50. Переливной (а) и сифонный (б) источники.
сти водоупора (рис. 50 а ). Р еж и м этих источников неустойчив; с п а ­
дением уровня дебит источника быстро ум еньш ается и наоборот.
К данном у типу относится известный источник В оклю з во Ф ранции.
П р н азванию этого источника подобны е:переливны е источники полу­
чили наим енование воклю зских. К ти пу-воклю зски х относится ис­
точник Аян в К рыму. В отдельны е годы м аксим альны й расход его
превы ш ает м иним альны й в 600 раз.
Д л я п ерем еж аю щ ихся, или сифонны х, источников характерн о
наличие р езер ву ар а — пещ еры, в которой н акап л и в ается вода, и от­
водного к а н а л а в ф орм е сифона. И сточник действует только тогда,
когда во да в резер вуаре дости гает уровня верхнего колена сифона
(рис. 50 6 ).
. В осходящ ие источники характерн ы д л я областей со слож ной тек ­
тоникой. Ч асто они приурочены к зон ам тектонических разры вов.
В этом случае вода по трещ ин ам с некоторой глубины под гидро­
статическим давлением , давлением п ар а или га за подним ается на
197
поверхность. В осходящ ие источники об ладаю т обычно больш им д е ­
битом и иногда высокой тем пературой.
И сточники, вы брасы ваю щ ие воду под действием д авл ен и я паров
воды, имею щ их на некоторой глубине тем пературу вы ш е 100° С, н а ­
зы ваю тся г е й з е р а м и . Гейзеры действую т периодически. Н аи б о ­
лее известны гейзеры в И сландии, И еллоустонском п ар ке СШ А, Н о ­
вой Зеланди и. В С С С Р они имею тся на К ам ч атк е в долине гейзеров.
Г Л А В А 24. ПИТАНИЕ И РЕЖ И М ПОЧВЕННЫ Х
И ГРУНТОВЫХ ВОД
§ 95. Источники питания
П ополнение зап асов почвенной вл аги и питание верхних гори­
зонтов подземны х вод происходят з а счет влаги атм осф ерного про­
и сх о ж д ен и я— просачивания снеговых и дож девы х вод, а т а к ж е а д ­
сорбции водяного п ар а атм осф еры почвой. Зн ачен ие адсорбции
в питании почвенных и грунтовы х вод намного меньше, чем и нф иль­
трации, хотя в некоторы х рай он ах ее д оля в питании этих вод м ож ет
быть весьм а ощ утима.
Почвы всю ду питаю тся атм осф ерны ми водами. Н екоторы е из
них получаю т дополнительное питание за счет грунтовы х вод, по­
ступаю щ их извне. Почвы, н аходящ и еся в депрессиях м акро- и
м и крорельеф а, обычно у в л аж н яю тся ещ е и з а счет поступления
воды, стекаю щ ей со склонов, или з а счет накопления снега в пони­
ж ениях. Почвы пойменных тер р ас получаю т питание во врем я в е­
сенних р азли вов речных вод.
П росачивание атм осф ерны х вод происходит в почвы и породы
зоны аэрац и и; дал ее, в п ред елах водоносного горизонта п росачи ва­
ние переходит в подземный сток. П оследний осущ ествляется в виде
подземны х потоков в водопроницаемы х пористых или трещ иноваты х
породах. И нтенсивность и величина просачивания, а та к ж е пути и
интенсивность подземного стока определяю тся сочетанием кл и м ати ­
ческих условий, степени расчлененности рельеф а, водопроницаем о­
сти горных пород и х ар а к тер а геологических структур. З а м етн ая
роль п рин ад леж и т т ак ж е х ар а к тер у почв и растительного покрова,
а та к ж е антропогенным ф акторам , наприм ер зем леделию , водным
мелиорациям и т. д.
В зоне недостаточного у вл аж н ен и я питание грунтовы х вод за
счет просачивания атм осф ерны х вод происходит лиш ь в местах, н аи ­
более благоприятны х д л я их скопления на поверхности и просачи­
ван ия в глубину. Таким и местами в степных равн ин ах являю тся по­
ниж енны е участки (блю дца, котловины, б ал к и ), лесны е полосы,
а т а к ж е участки, хорош о дренированны е, слож енны е водоп рон иц ае­
мыми породами.
В зоне избыточного увл аж н ен и я питание грунтовы х вод за счет
инф ильтрации снеговых и д ож девы х вод происходит практически
198
повсеместно. О дн ако интенсивность этого процесса к а к во времени,
т а к и по территории неодинакова, что связан о с расчлененностью
рельеф а, типом почв, разм ещ ени ем растительности и т. п.
В близи рек, озер, водохранилищ , морских побереж ий, ороситель­
ных к ан ал о в питание грунтовы х вод происходит т а к ж е путем ф и ль­
трац и и вод из этих водны х объектов. В некоторы х об ластях (н ап ри ­
мер, на равн ин ах, прилегаю щ их к А ральском у и К аспийскому
м орям ) н аб лю д ается питание грунтовы х вод не только за счет атм о­
сферны х осадков, но и з а счет вод глубоких водоносных горизонтов,
поступаю щ их под напором сквозь водоупорны е кровли. П итание
грунтовы х вод м еж горны х впадин и подгорны х равнин засуш ливой
зоны в значительной м ере осущ ествляется з а счет подтока п одзем ­
ных вод горных районов, орош аем ы х дож девы м и, снеговыми и л е д ­
никовы ми водами. Глубина зал еган и я грунтовы х вод по м ере у д а л е ­
ния от гор ум еньш ается, и на некотором расстоянии от них р асп о ­
л агае тся зо н а вы клинивания этих вод с многочисленными
источниками. П ри м ерам и могут служ и ть Ф ерган ская котловина,
предгорны е районы С редней Азии. В последние годы все больш ее
распространение получает искусственное питание подземны х вод, по
сущ еству, создание подземны х водохранилищ , которы м, несомненно,
п р и н ад л еж и т больш ое будущ ее.
§ 96. Р еж и м почвенной влаги
Водный реж им и реж им вл аж н ости почв к а к один из элементов
этого р еж и м а рассм атри ваю тся в курсах почвоведения. З д есь о ста­
новимся на основных п олож ениях и вы водах. Г. Н. Высоцкий,
А. А. Р о д е и др. вы деляю т несколько типов водного р еж и м а почв.
К р атко рассм отрим некоторы е крайние типы этого реж им а.
П р о м ы в н о й тип — характерен д л я областей, где сум м а годо­
вых осадков
превы ш ает испаряем ость Zor. В этих условиях поч­
вен ная толщ а еж егодно п одвергается сквозном у промачиванию .
В годовом обороте вл аги нисходящ ее дви ж ени е вл аги в почве и
грунтах п р ео б ладает н ад восходящ им. П росачи ваю щ аяся вода д о ­
сти гает уровня грунтовы х вод, и, таким образом , избы ток ее у д а ­
л яется из почвы почвенно-грунтовы м стоком.
Н е п р о м ы в н о й тип х ар актер ен д л я областей, где Jr<CZorВ почве часто н аб лю д ается деф ицит влаж н ости , наибольш ий
осенью и наименьш ий весной П очва п ром ачивается лиш ь на неко­
торую глубину, и п росач и ваю щ аяся в л а га не дости гает уровня грун­
товых вод, которы е зал егаю т на глубине многих метров. Обмен
влагой м еж ду атм осф ерой и ниж ерасполож енной грунтовой толщ ей
осущ ествляется через слой с очень м алой влаж ностью , близкой
к влаж н ости устойчивого зав яд ан и я растений (мертвый горизонт, по
Г. Н . В ы соцкому; см. стр. 185). В л ага, поступивш ая в почву при
инф ильтрации осадков, во звр ащ ается в атм осф еру в результате
’ Дефицитом влаж ности почвы называю т разность меж ду запасом влаги,
соответствующим наименьшей влагоемкости, и фактическим запасом.
199-
испарения и десукции. Годовым влагооборотом охваты вается
только почвенная толщ а.
В ы п о т н о й тип ф орм ируется в засуш ливом кл и м ате {X t < . Z ot)
при условии близкого зал еган и я грунтовы х вод, обычно минералиа)
100 %
Осадки
100%
Осадки
Мертвый горизонт
Рис. 51. Схема влагооборота и вод­
ного баланса при различных типах
водного реж има почв (по А. А. Р о д е ).
а .— водны й реж и м п ром ы вного ти п а, б —
водны й р еж и м непром ы вного ти п а, в ~
ВОДНЫЙ реж и м вы потного тип а.
/ — о сад ки , 2 ~ в л а га , з а д е р ж а н н а я к р о ­
н ам и , 3 — поверхностны й сток, 4 — ф и зи ­
ческое исп арен ие и де с у к ц и я н ад п о ч в ен ­
ным р асти тел ьн ы м покровом , 5 — почвен­
ный сток, 5 — де с у к ц и я древесны м п о л о ­
гом,
7 — грунтовой сток. 8 ~ исп арен ие
и д есукц и я.
зованны х и получаю щ их дополнительное питание со стороны. В ерх­
няя граница капиллярной кайм ы грунтовых вод расп ол агается
в ниж ней части почвенной толщ и. Корни растений отсасы ваю т в лагу
из капиллярной кайм ы , и грунтовы е воды к а к бы «отпотеваю т» ч е­
рез растения в атмосферу. Н а глубине поглощ ения влаги р ас те­
ниями образуется соленосный горизонт. С хема влагооборота д л я
различны х типов почв п редставлен а на рис. 51.
230
в зависим ости от источников увл аж н ен и я (атм осф ерное, грун­
товое и др.) и степени у вл аж н ен и я (полное насы щ ение, к ап и л ­
лярное, наим еньш ее сквозное или несквозное насы щ ение в ве­
сенний период) вы деляю тся подтипы и классы водного реж им а
почв.
В связи с постоянным влагообм еном почвы с атм осферой и н и ж е­
располож енны м и слоям и грунта, потреблением влаги растениям и
вл аж н о сть почвы испы ты вает колебания, среди которы х наиболее
отчетливо проявляю тся сезонные. Р а зм а х этих колебаний различен
В 'зависимости от клим атических условий, рельеф а, типа самих почв
и произрастаю ш .ей н а них растительности.
С изменением влаж н ости почвы м еняется ее инф ильтрационная
и 'в о д о у д ер ж и в аю щ ая способность, а это в свою очередь вы зы вает
п ерераспределение м еж ду поверхностны м и грунтовы м стоком и м е­
няет соотнош ение м еж д у стоком и испарением. В лаж н ость почвы
явл яется, таким образом , не только ф актором осадков, но такл<е и
ф актором стока и испарения (см. гл. 33).
’ Н а основании многолетних наблю дений з а влаж н остью почв
С. А. В ериго вы деляет на территории С С С Р агрогидрологические
зоны, х арактери зую щ и еся той или иной степенью увлаж ненности
почв (рис. 52).
В зоне обводнения (полного насы щ ения почв, А. А. Р оде) зап асы
продуктивной влаги ^ в метровом слое почвы достигаю т м аксим ум а
весной, 250— 300 мм. К концу л ета отм ечается минимум зап асов,
величина которы х не сн и ж ается ниж е 150 мм. В этих почвах боль­
шую ч асть года н аблю даю тся свободны е гравитационны е воды и
верхн яя гран и ца капи ллярн ой кайм ы отры вается от поверхности
почвы только на два-три летних м есяца. Очевидно, в зоне р асп р о ­
странения этих почв больш ую часть года создаю тся условия д л я по­
выш енного питания рек к а к подземны м и водам и, т а к и водам и по­
верхностного стекания.
В зоне слабого весеннего пром ачивания (несквозного насы щ е­
ния, по Р оде) годовой м аксим ум зап асо в продуктивной влаги н а ­
блю дается т а к ж е весной, но величина этих зап асо в в метровом слое
составляет в среднем лиш ь 50— 70 мм (ниж е наименьш ей в л аго ем ­
кости). Глубина п ром ачивания почвы в отдельны е годы не превы ­
ш ает 50 см. Осенний минимум сн и ж ается до влаж н ости зав яд ан и я
растений. Л егко п о д ви ж н ая почвенная в л а га имеется здесь только
ранней весной и во врем я дож дей, притом только в самы х верхних
слоях почвы. В зоне распростран ен ия этих почв создаю тся хорош ие
условия д л я впиты вания вл аги в почву, а т а к ж е условия, ограничи­
ваю щ ие возм ож ность ф орм ирования к а к поверхностного, т а к и под­
зем ного стока. П оверхностны й сток возникает, к а к правило, только
весной.
‘ П родуктивная, активная, влага соответствует влаж ности почвы за вычетом
влаж ности завяд ани я растений.
201
»s
о
n
о
С
сП
з
о.
S
а,
О)
и
О
О.
и
CJ
и
S
щ
о
го
<
L)
S
СГ
S
с_
о
S3
О
§S■
С-1
О
Л
S
Он
§ 97. Режим грунтовых вод. Зависимость колебаний уровня
от климата
И зм енение во времени уровня подземны х вод, их тем пературы ,
химического состава и м и н ерали зац ии н азы вается р е ж и м о м
п о д з е м н ы х в о д . Н аибольш ие изменения элем ентов реж и м а
(уровня, тем пературы и др.) н аблю даю тся в водоносны х горизон­
тах со свободной водной поверхностью , и тем больш ие, чем ближ е
воды располож ены к поверхности зем ли. П о своем у реж им у н аи бо­
л ее динам ичны грунтовы е воды. В этих водах проявляю тся годовые,
сезонны е и д а ж е суточные колебания.
П ри род а колебаний уровня грунтовы х вод разли чн а. В ы деляю т
д ва р о д а этих колебаний: действительны е и каж ущ и еся. К аж ущ и еся
колебан и я являю тся следствием изменения гидростатического д а в ­
ления воды в водоносном слое. «К аж ущ им ися» они н азван ы потому,
что н аблю даю тся лиш ь в скваж и н ах, колодцах и других н аб л ю д а­
тельны х объектах. С ам о ж е зер к ал о грунтовы х вод (в пласте, а не
в ко л о д ц е), а следовательно, и зап асы их могут оставаться без и з­
менения. К олебан ия эти кратковрем енны и в значительной мере
зав и ся т от глубины зе р к а л а грунтовы х вод. Они резко вы раж ен ы
при близком зал еган и и грунтовы х вод от поверхности зем ли и с р а в ­
нительно м алой мощ ности зоны аэрац и и. В этом случае изменения
о б ъем а воздуха в зоне аэрац и и вл екут з а собой изм енения ги дроста­
тического д авл ен и я в водоносном пласте, передаю щ иеся в н аб лю ­
дательн ы е скваж и ны в виде резких колебаний уровня воды. И зм е ­
нение д авл ен и я воздуха в зоне аэрац и и происходит под воздейст­
вием просачиваю щ ейся сверху воды, струи которой действую т
в п орах грунта к а к порш ни, н агнетаю щ ие воздух, под влиянием тем ­
пературы , изм енения атм осф ерного д авл ен и я и т. п. К аж ущ и еся к о ­
леб ан и я н акл ад ы ваю тся на действительны е колеб ан и я зер к ал а
грунтовы х вод, в р езул ьтате чего граф и к колебаний уровня стано­
вится при неглубоком зал еган и и грунтовы х вод иногда довольно
слож ны м. Д ействительны е колеб ан и я о тр аж аю т изменения з а п а ­
сов воды в водоносном слое и тесно связан ы с условиям и питания
и р асходован и я грунтовы х вод, т. е. с атм осф ерны м и осадкам и,
испарением, стоком.
А м плитуда колебаний уровня грунтовы х вод определяется не
только изменением зап асов, но и водны ми свойствам и породы, в м е­
щ аю щ ей воду, и, в частности, ее водоотдачей. И звестно, что один и
тот ж е объем породы с разн ы м и водны ми свойствам и содерж ит р а з ­
ное количество воды, способной к свободному вытеканию . С л ед о­
вательно, чем меньш е будет водоотдача, чем м еньш е свободной
воды способна вм ещ ать порода в единице объем а, тем больш ие ко­
леб ан и я уровня происходят в водоносном слое при прочих равны х
условиях (рис. 53).
П о исследованиям В С Е Г И Н Г Е О , на территории С С С Р вы д е­
л яю тся три типа р еж и м а грунтовы х вод:
1) кратковрем енного, преимущ ественно летнего питания («м ерз­
лотн ы й »),
203
2) сезонного питания (преимущ ественно весенне-осеннего),
3) круглогодичного питани я (преймущественн(Э зи м н его).
Вы деление этих типов р еж и м а определяется зональны м и осо­
бенностями питания и расходован и я грунтовы х вод. П ервы й тип ре­
ж и м а — м ер зл о тн ы й — отличается йе только кратковрем енностью
питания, но и коротким (летним ) периодом стока грунтовы х вод
вследствие пром ерзани я их в услови ях сурового к л и м ата и много­
летней м ерзлоты . Тип сезонного Питания грунтовых вод характерен
д л я континентального к л и м ата с продолж ительной и холодной зи ­
мой, ко гд а отсутствует пополнение зап асов грунтовы х вод путем ин­
ф ильтрации атм осф ерны х осадков. Р асход ован и е в виде грунтового
. . .
м
а
ОА
0,8
■л
1,2
м
5А V2,0
3
-У-
5,8 :2А
6.2 -ХВ
:
Ч
•
■'Ь
6,6 -3,2
7.0 -3,6
^4,0
2,6г
3.0С
7 ,2 ^
S.
/
и
Ш
• /
jj
IV
V-
V
V!
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Рис. 53. К олебания уровня грунтовых вод в различных по литологи­
ческому составу породах и н а. различной глубине залегания (по :
Л . И. С убботину).
■
1, г — песчан ы й грун т и гр ави й ,с га л ьк о й ;
3, 4 — суглинки.
стока осущ ествляется в течение всего года, потери ж е на испарение
происходят в теплый сезон. Д л я этого типа в колебан и ях уровня
п рослеж и ваю тся д ва м акси м ум а (весной и осенью) и д в а минимума
(летом и зи м ой ). П одобны й ход уровней характерен д л я областей
с близким зал еган и ем грунтовы х вод к дневной поверхности
(рис. 54). В рем я наступления максим ум ов по мере перехода от
зоны избыточного увл аж н ен и я к зонам переменного и недостаточ­
ного увл аж н ен и я см ещ ается: весеннего на более ранние, а осен­
него на более поздние сроки.
К руглогодичное питание грунтовы х вод свойственно клим ату
с непродолж ительной м ягкой зимой, в течение которой и н ф и л ьтра­
ция атм осф ерны х осадков в грунт не п реры вается, потери ж е на
испарение ничтожны. П о этим причинам уровень грунтовых вод на204
чиная с осени п овы ш ается и дости гает м акси м ум а в середине зимы .
К концу зимы , весной и летом в связи с возрастаю щ и м и потерям и
на испарение уровень сн и ж ается и минимум его наступ ает в и ю л е августе (рис. 55).
Эти законом ерности уровенного р еж и м а грунтовы х вод, х а р а к ­
терны е д л я той или иной клим атической зоны, могут сильно м е­
няться в зависим ости от геологического строения м естн ости :и ги­
дрогеологических ее особенностей. С ущ ественное значение им еег
глубина зал еган и я грунтовых вод. С ее увеличением колебания
уровня, вы зван н ы е изменением м етеорологических ф акторов, сглаш
20г
Исм
Ai
Ж
L
i-liuh
Or О
¥)
80
120
Нм
2
2,80
160 3,00
1,2 ^3,20
Л' Л
1,0 .3,40
N
0,8 .3,60
0,8 -3,80
\
0.4 .4,00
0.2 .4,20
О ^4,40
\
Ч
VI
VII
VIII
LL u
IX
X
VA
XI
X II
Рис. 54. Осадки, сток (Л) в логе Л излово (!) и колебание
уровней грунтовых (2) и почвенно-грунтовых вод (5) в сква­
ж инах Подмосковной станции в 1960 г. (по Л . И. Субботину).
ж и ваю тся, происходит зап азд ы ван и е в наступлении м аксим ум а и
миним ума уровня, иногда на несколько месяцев.
В отдельны е годы в зависим ости от метеорологических условий
средн яя вы сота уровня м ож ет быть различной. В районах, где грун­
товые воды зал е га ю т близко от поверхности, отчетливо зам етн о п о­
ниж ение их уровня в засуш ливы е годы и повы ш ение в годы с обиль­
ными осадкам и.
Т ем пература грунтовы х вод, зал егаю щ и х вблизи поверхности
зем ли и питаю щ ихся, к а к правило, атм осф ерны ми осадкам и данного
места, испы ты вает влияние тем пературы воздуха, и тем отчетливее,
чем б ли ж е к поверхности зал е га ю т грунтовы е воды. Суточные ко л е­
бания тем пературы проникаю т до глубины около 1—2 м, сезонны е —
до глубины слоя грунта с постоянной тем пературой. К олебан ия тем ­
п ературы воздуха отр аж аю тся в колебании тем пературы воды
205
в сглаж енном виде и с зап азд ан и ем во времени наступления м а к ­
симумов и минимумов тем пературы , увеличиваю щ им ся с глубиной.
Если область питания грунтовы х вод расп ол ож ен а вдали от об ­
ласти их распространения, то в их тем пературном реж им е п р о яв ­
л яется влияние не только тем пе­
О)
ратуры воздуха области р асп ро­
странения, но и главны м образом
тем пературы источника питания.
П рим ером могут служ и ть грунтовые воды предгории и пустынных
Ср. годовой 1,73
районов С редней Азии, питание
которы х происходит з а счет т а я ­
ния снеж ников. Х олодны е воды
2,0
снеж ников поступаю т к месту н а ­
блю дения на равнине с з а п а з д а ­
нием, вследствие чего к концу
л ета по мере поступления холод­
2,0
ных вод тем п ература грунтовых
S)
вод равнин м ож ет значительно
понизиться.
Т аким образом , тем п ература
грунтовы х вод м ож ет служ ить по­
2,5
казател ем иЬточника питания и
Ср.гоВовои2,71
относительной глубины зал еган и я
их от поверхности. Р езки е к ол е­
бания тем пературы грунтовы х вод
3,0
сл у ж ат н еблагоприятны м п о к а за ­
телем в отношении санитарного
качества вод. Т аки е воды тесно
связаны с поверхностью и могут
2,0
легко загр язн яться.
Химический состав подземны х
Ср. годовой 2,37
вод определяется слож ны м и про­
цессами взаим одействия м еж ду
2,5
составом горных пород, вм ещ аю ­
щ их воды того или иного горизон­
та, и динам икой сам их вод не толь­
ко в настоящ ем , но и в прош лом.
3,0
М и нерализац ия
грунтовых
X! XII I п Ш IV V V! vn vn n x X
вод м еняется в ш ироких п реде­
Рис. 55. Колебания средних месяч­
л ах: от 100— 150 мг/л до н есколь­
ных уровней грунтовых вод в Се­
ких десятков грам м ов на литр.
верной Германии за 1916— 1925 гг.
Грунтовы е воды, таким образом ,
(по Кене).
могут быть пресными, солон ова­
а — Норвальде,
б — Фридебург,
в—
ты ми и солеными. П ресны е воды
Лембурх.
(по В. И. В ернадском у) сод ер­
ж а т в р астворе менее 1 г/л с о л е й ,, солоноваты е — от 1 до 10 г/л,
солены е — от 10 до 50 г/л и рассолы — более 50 г/л.
Химический состав и м и н ерали зац ия грунтовы х вод, тесно свя206
зан н ы х с поверхностны ми и почвенными водам и, о тр аж аю т влияни е
клим атических условий. Это влияни е тем больш е, чем б л и ж е воды
располож ены к зем ной поверхности.
В зон е избы точного у вл аж н ен и я п р ео б л ад ает просачивание а т ­
мосферны х осадков н ад восходящ им и токам и грунтовы х растворов
по к ап и л л яр ам к поверхности. Это привело в предш ествую щ ий ис­
торический период к вы щ елачиванию (промы тости) почв и грунтов
от легкорастворим ы х хлоридны х и сульф атны х солей. В соврем ен­
ный период соли, ф орм ирую щ иеся вбли зи поверхности в засуш ли вое
врем я года, растворяю тся атм осф ерны м и осадкам и и вы носятся
с грунтовы ми водам и в реки. Т аким об разом , в зоне избы точного
у вл аж н ен и я форм ирую тся пресны е грунтовы е воды с м алы м содер­
ж ан и ем ионов S O " и C i'. Основой их состава явл яю тся главны м
о бразом ионы Са", Н С О '.
В засуш ливой зоне, где испаряем ость превы ш ает годовую сум му
атм осф ерны х осадков и промы вной реж им отсутствует, происходит^
засолен ие грунтовы х вод. В составе этих вод п реоб ладаю т относи­
тельно легко растворим ы е сульф атны е и хлоридны е сояя.
Т аким образом , зависим ость ф орм и рован ия подземны х вод зоны
активного водообм ена от гидром етеорологических условий опреде­
л я е т к а к зональность изм енения их состава по территории соответ­
ственно изменению кл и м ата, т а к и сезонны е изм енения уровня, тем ­
пературы , химического состава в течение годового периода.
§ 98. В заи м освязь речных и подземны х вод
В заи м о связь речных и подземны х вод н аи более полно рассм о­
трен а в р аб о тах Б. И. К уделина и О. В. П опова.
Х ар актер взаи м освязи м еж д у речны м и и подземны м и водам и
различен. В зависим ости от условий зал е га н и я водоносного п л аста,
глубины в р еза речных долин и полож ения мест вы хода подземны х
вод на поверхность по отношению к вы соте стояния уровня воды
в реке возни каю т разли чн ы е условия д л я гидравлической связи реч­
ных и подземны х вод. Г и дравли ческая связь м ож ет быть постоян­
ной, периодической или отсутствовать вовсе.
П ри отсутствии гидравлической связи колеб ан и я уровня п одзем ­
ных вод не определяю тся колебан и ям и уровня воды в реке. Это х а ­
р актер н о д л я случая, когд а грунтовой поток, направленны й к реке,
выходит на поверхность н а склонах речных долин вы ш е наивы сш его
уровня воды в реке (рис. 56 а ) . О тсутствие гидравлической связи
м ож ет быть временны м — при низком стоянии уровня воды в реке
(рис. 56 б ) .
П ри гидравлической связи возм ож но несколько случаев соот­
нош ения речных и подземны х вод. Н аи б ол ее часто наблю даю тся на
равнинны х р ек ах следую щ ие соотнош ения.
1.
Г рунтовы е воды питаю т реку при низком стоянии уровня воды
в ее русле. П ри прохож дении половодья (п ав о д ко в ), когда подъем
воды в реке значительно превы ш ает уровень стояния грунтовы х вод,
207
3
я
п
о S 2
са ^
с; ®
^ 03 x ^ i
S S
о о
н § 1 5
KS
пз
я -а ^
СС
GJ ^
О ч CQ
о
2 g
g c
О
.
fc:c Q
СЬ
.
1 g
§ .§ 1
,о § c S c
«go
I ii
<u
И ce S к • d>
Is^ 5 *i s«38S^..3У
I W о <u -Д
«>
= »=
^ (^gp,.
D
S <:««
U
ds
a
О ffl m
,n g
X
3CQ
H
я>.
cu
О
X
sя
w
R
s
и
Ф
в
о
с Q,
н
Ч
о о &I;
о и c(S
Оо
«S
!^
sr
о
CD
э
!Т
S
о.
S
а
происходит ф и льтраци я речных вод в берега. В прибреж ной зон е
создаю тся больш ие зап асы грунтовы х вод не только за счет п роса­
ч иван и я речных вод, но и вследствие аккум уляции грунтовы х вод,
не н аходящ их стока в русло и з-за подпора, создаваем ого высокими
паводочны м и уровням и в реке. Уровни грунтовых вод и уровни реки
в этом случае сопряж ены , и колебан и я уровней реки передаю тся
уровенной поверхности грунтовых вод (рис. 56 в, 57).
2.
З ап асы грунтовы х вод постоянно пополняю тся з а счет ф и ль­
трац и и речных вод. Это происходит вследствие того, что уровни
в реке всегда стоят, выш е зе р к а л а грунтовы х вод (рис. 56 г, д ). Од-
Ш
IV
VI
VII VIII IX
X
X I X II I
и
Рис. 58. Колебания уровня р. Боровки и грунтовых
вод на разных расстояниях от реки (по В. И. Рутковском у).
/ — р. Б о р о вк а , вод. пост П а н и н а : 2 — скв. № 1 н а п ер ­
вой те р р ас е , р ассто я н и е от реки 0,5 км ; 3 — скв. № 2,
р ассто я н и е от реки 0,8 км ; 4 — скв. № 3, р ассто я н и е от
реки 2,5 км ; 5 — скв. № 4, р ассто я н и е от реки 3,5 км.
постороннее питание речными водам и характерн о д л я засуш ливы х
районов. П рим ером м ож ет служ ить р. К ура, дно русла которой р а с ­
полож ено выш е зе р к а л а грунтовы х вод прилегаю щ ей низменности.
А налогичное явлен и е н аб лю д ается в карстовы х районах, наприм ер
У рала, где во врем я паводков речные воды расходую тся на за п о л ­
нение карстовы х полостей.
3.
Р е к а получает питание из напорного водоносного пласта,
имею щ его постоянную гидравлическую связь с рекой (рис. 56 е).
Это питание осущ ествляется либо путем непосредственного посту­
пления напорны х вод в русло реки по тектоническим р азл о м ам и
трещ инам , либо путем напорной ф ильтрации через водоупорную
кровлю , либо через пласты водопроницаем ы х пород, воды которых
дренирую тся рекам и. Р еж и м питания напорны ми водам и зависит
14
Зак. № 266
209
от сочетания изменений пьезометрического уровня в водоносном
слое и уровней в реке.
Водообмен м еж д у рекой и гидравлически связанны м и с ней
водоносными п ластам и в периоды половодья или п аводков н азы ­
вается б е р е г о в ы м р е г у л и р о в а н и е м р у с л о в о г о с т о к а .
Я вление берегового регули ровани я приводит к п ерерасп ред е­
лению во времени руслового стока. Этим объясняется зави си м ость
реж и м а подзем ного стока в прибреж ной полосе от р еж и м а реки.
Р асход ы речных вод на ф ильтрацию в берега могут достигать
значительны х разм еров, особенно при вы ходе воды н а пойму.
Ш ирина прибреж ной полосы, в которой п роявляется влияние
реки на уровенны й реж им подземных вод, при прочих равны х усл о­
виях будет тем больш е, чем больш е ам плитуда колебаний уровней
реки, чем длительнее стояние высоких вод в реке и чем меньш е
уклон грунтового потока. С удалением от реки воздействие речных
вод на колеб ан и я уровня грунтовых вод постепенно зату х ает
и в м естах вы клинивания подпора становится незам етны м или
происходит независим о от речных вод (рис. 58).
§ 99. Понятие о гидрогеологической съемке и изучение режима
грунтовы х вод
Г идрогеологическая съ ем ка — ком плекс полевых исследований
подземны х вод рай он а с целью изучения морфологических особен­
ностей этих вод, их ф орм ирования и ресурсов. В процессе съемки
требуется вы яснить условия зал е га н и я водоносных горизонтов, в ч а ­
стности глубину зал еган и я и п лощ адь распростран ен ия подземных_
вод, особенности питания, реж им подземны х вод и связь отдельных
водоносных горизонтов д р у г с другом и поверхностными водами, з а ­
пасы подземны х вод и их физико-химические свойства.
С оставны м и элем ен там и гидрогеологической съемки, помимо
геологических и геоморф ологических исследований, являю тся сл е­
дую щ ие; изучение источников, колодцев,буровы х скваж и н и источ­
ников сущ ествую щ его водоснабж ения; регистрация, описание и
картирован и е ф изико-географ ических явлений, связанны х с под­
земны ми водам и ,— оползней, карстовы х образований, просадок,
заб о л ач и ван и я, засоления; изучение связи подземны х вод с п оверх­
ностными.
О писание естественных выходов подземны х вод, колодцев и
скваж и н ведется по специальной програм м е, по которой, в частн о­
сти, п редусм атривается измерение д еб и та источников, глубины з а ­
леган и я и мощ ности слоя воды в колодцах, ск важ и н ах, химический
ан ал и з воды, определение тем пературы и других физических
свойств. С обранны е сведения сл у ж ат основным м атери алом д л я первого суж дения о подземны х водах района.
Д л я вы яснения полож ения и формы зе р к а л а грунтовы х вод опре­
деляю тся высотные отметки зе р к а л а грунтовы х вод в ряд е точек
путем нивелировки его полож ения в колодцах, специально у стр аи ­
ваем ы х ш урф ах и буровы х скваж и нах.
Одним из важ нейш их результатов гидрогеологической съемки
210
яв л яется гидрогеологическая к а р та с соответствую щ им ги дрогеоло­
гическим описанием. С тепень подробности гидрогеологической
карты , к а к и сам ой гидрогеологической съемки, определяется з а д а ­
чам и исследования и прим еняем ой методикой работ. Г идрогеоло­
гическая к а р т а обычно составляется н а геологической основе. Д л я
гидролога весьм а сущ ественным яв л яется карти рован и е мест вы ­
хода подземны х вод н а поверхность и у к азан и е на количественны е
характери сти ки подземны х вод, в частности н а п олож ение зер к ал а
грунтовы х вод, разм еры дебитов, тем п ературу и м инерализацию .
Глубина зал е га н и я зе р к а л а грунтовы х вод и зо б р аж ается на карте
в виде гидроизогипс — линий равн ы х отметок полож ения уровня
грунтовы х вод.
И зучение р еж и м а грунтовы х вод п роизводится путем стац и о н ар ­
ных наблю дений з а колебан и ям и уровня, расхода воды, тем п ера­
туры, химического состава, м и н ерали зац ии и т. д. Н аблю ден ия про­
изводятся н а специальны х н аблю дательн ы х пунктах в одни и те ж е
сроки по стандартны м п рограм м ам и н аставлениям . В качестве н а ­
блю дательны х пунктов использую тся источники, колодцы (сущ ест­
вую щ ие и специально устроенны е) и буровы е скваж ины .
Г Л А В А 25. ЗО Н АЛ ЬН О СТЬ ГРУНТОВЫ Х ВОД
§ 100. Представления о зональности грунтовых вод
И д ея об естественноисторической зональности природны х я в л е ­
ний, в ы с к аза н н ая великим русским ученым В. В. Д окучаевы м , впер­
вы е бы ла прим енена к географ ическом у распространению грунто­
вы х вод П . В. О тоцким, п оказавш им , что распределени е грунтовых
вод н а территории европейской части С С С Р носит зональны й х а ­
рактер: по м ере д ви ж ен и я с севера на ю г грунтовы е воды угл уб ­
ляю тся и м инерализую тся, сод ерж ан и е в них органических вещ еств
ум еньш ается. Э та идея в дальнейш ем б ы ла р азв и та В. С. И льины м,
Б . Л . Л ичковы м , О. К. Л ан ге, Г. Н . К ам енским , И . В. Гармоновы м .
В.
С. И льины м впервы е бы ла составлен а к а р та грунтовы х вод
европейской части С С С Р . Н а этой к ар те зоны грунтовы х вод были
вы делены к а к по клим атическим п ри зн ак ам , т а к и по геом орф ологи­
ческим, в частности по глубине в р еза эрозионной сети. Эти зоны сл е­
дую щ ие: тундровы х вод, высоких вод севера, неглубоких оврагов,
глубоких оврагов, о враж н о-б ал оч н ая и зон а причерноморских и п ри ­
каспийских балок. Н а р я д у с зональны м и водам и И льин вы делил
воды азональны е, распределени е которы х подчинено главны м о б р а ­
зом геолого-геоморф ологическим условиям и которы е могут встре­
ч аться в лю бой географ ической зоне (воды области массивны х гор­
ных пород, кар ста, аллю виальн ы х отлож ений речных долин и д р .) .
Н е все и сследователи глубину зал е га н и я грунтовы х вод, которая
м ож ет зави сеть от глубины зал е га н и я водоупора, принимаю т в к а ­
честве п р и зн ак а зональности. Н екоторы е основным п ризнаком з о ­
нальности грунтовы х вод считаю т химический состав, определяем ы й
14*
211
lap
В 'о с н о в н о м
двум я
вы щ ел ачи ван и ем
м ович, о б общ ая
н ап равлен и ям и
гидрогеологического
и соленаК оп леН и ем
работы
(см . стр .
й р а з в и в а я -и д е и
( ё .'И . В ернадского, Б . Л ; Л ичков а
и
д р .) ,
п роцесса —
207). Т ак, Г. А .М ак с и ­
своих
предш ествен н ик ов
вы дел я ет н а зем н ом ш аре
дЫ ять зо н ги др охи м и ч еск и х ф ац ий ^ грунтовы х в о д, тесн о св я за н ­
н ы х с г е о г р а ф и ч е с к и м и п о я с а м и ( р и с . 59). Это з о н ы п р е о б л а д а н и я
к р е м н е зе м н ы х и г и д р о к а р б о н а т н о -к р е м н е зе м н ы х г и д р о х и м и ч еск и х
ф а ц и й , г и д р о к а р б о н а т н о -к а Л ь ц и е в ы х , с у л ь ф а т н ы х , н а т р и е в ы х И ги д р О к а р б о н а т н о -н а т р и ев ы х и х л о р и д н ы х .
В каж д о й из назван ны х зон могут быть вы делены области и р а й ойы- с другим и гидрохимическими ф ациям и, появление которы х обу­
словливается местными причинами.
В горах, в области р азви ти я кристаллических и м етам орф и че­
ских пород, гидрохим ические ф ацйи грунтовы х вод характери зую тся
развитием вертикальной поясности.
П ри постепенной смене гидрохимических ф аций в направлении
с севера на юг, по мере п родвиж ения из зоны вы щ елачиван и я в зону
соленакопления, м и н ерал й зац и я грунтовы х вод изм еняется от н е­
скольких м иллиграм м ов н а литр до 100 г/л и болеё.
^ З о н ал ьн ы е законом ерности распростран яю тся и н а подземный
сток в реки.
:
§ 101. Распределение грунтовых вод на территории СССР
6 . К. Л ан ге, р а зв и в а я идею о зональном распределении грунтог
в ы х вод, вносит некоторы е и сп равлен ия и дополнения в схему
В. С. И льин а. Н а территории С С С Р он вы деляет три обособленны е
провинции, р азли чаю щ и еся м еж д у собой по х ар а к тер у кли м ати че­
ских особенностей и имею щ ие своеобразн ы е черты в распределении
грунтовы х вод. В нутри провинций он вы деляет зоны с типичными
д л я них грунтовы ми водами.
П е р в а я п р о в и н ц и я — многолетней м ерзлоты , х ар а к тер и ­
зуется отрицательны м и средними годовы ми тем пературам и воздуха.
О на зан и м ает около 47% всей территории С С С Р. М ощ ность много­
летнем ерзлы х пород разли чн а; от 1—2 м до нескольких сотен. М но­
голетнем ерзлы е породы еж егодно оттаи ваю т летом на ту или иную
глубину, а зимой снова пром ерзаю т. Это т а к н азы ваем ы й д еяте л ь ­
ный слой. В нем циркулирз^ют атм осф ерны е воды, р азв и вается к о р ­
н евая систем а растений, происходит процесс п очвообразования.
Д еятельн ы й слой не всегда соп ри касается с верхней поверхностью
.многолетнемерзлого грунта. П ри глубоком зал еган и и м ноголетне­
м ерзлы х пород деятельны й слой отделен от них слоем грунта с по­
лож ительной тем пературой.
В области многолетней м ерзлоты , по Н. И. Толстихину, вы д е­
л яю тся три категории подземны х вод; надм ерзлотны е, м еж м ерзлот' П од гидрохимической фацией Г. А. Максимович понимает участок распо­
ложения грунтового потока или бассейна, воды которого характеризую тся оди­
наковыми гидрохимическими свойствами, определяемыми по преобладанию в воде
растворенных веществ (ионов, коллоидов).
. . .
213
ные, подм ерзлотны е. Н адм ерзлотн ы е воды относятся к категории
грунтовы х вод и верховодки. Они зал егаю т вблизи зем ной поверх­
ности, либо в деятельн ом слое, либо н иж е него. М ерзлы й грунт слу­
ж и т д л я них водоупором. П итаю тся эти воды атм осф ерны м и о сад ­
кам и , талы м и водам и многолетней м ерзлоты , а т а к ж е з а счет кон­
денсации водяного п ар а атм осф еры . Н аи б ол ее обилен водоносный
горизонт н адм ерзлотны х вод летом в дож дливы й период. Зим ой эти
воды полностью или частично зам ерзаю т.
П о условиям зал еган и я и реж им у н адм ерзлотн ы е воды р а зд е ­
ляю тся на три типа; сезонно пром ерзаю щ ие, сезонно полупромерзаю щ и е и сезонно непром ерзаю щ ие. С оответственно этим типам р е ­
ж и м а в провинции многолетней м ерзлоты н а карте-схем е Л ан ге
(рис. 60) вы деляю тся д ве зоны: 1) зон а сплош ной м ерзлоты с сезонно-пром ерзаю щ им и водам и (/) и 2) зон а таликовой ( / / а ) и ост­
ровной м ерзлоты ( / / б ) с сезоннополупром ерзаю щ им и и сезоннонепром ерзаю щ им и водами.
С езоннонром ерзаю щ ие воды н аход ятся в п ределах деятельного
слоя. Они представляю т собой верховодку. В ж и дком виде они су­
щ ествую т н а севере зоны только д ва-три летних м есяца, на ю ге —
д о полугода. П ри зам ер зан и и эти воды, ограниченны е многолетне­
м ерзлы м водоупором снизу и м ерзлы м грунтом сверху, увеличи­
ваю тся в объем е, за счет чего в них р азв и вается сильное давление,
под действием которого поверхностны е грунты к а к более п одатл и ­
вы е вспучиваю тся буграм и. Н ередко эти бугры разры ваю тся с по­
верхности трещ инам и, по которы м надм ерзлотн ы е воды вы текаю т
н а поверхность и зам ер заю т, об р азу я скопление л ьд а — грунтовы е
н аледи.
С езоннополупром ерзаю щ ие и сезоннонепром ерзаю щ ие воды х а ­
р актери зую тся либо полным, либо частичны м отсутствием сезонного
пром ерзания; И х появление связан о с отступанием вглубь верхней
поверхности многолетней мерзлоты .
Т ем пература н адм ерзлотн ы х вод редко вы ходит за пределы О—
5° С. М и нерализац ия их невы сока, но зато они богаты орган и че­
ским и вещ ествам и и кислородом. Д л я водоснабж ен ия эти воды м а ­
лопригодны . О днако они требую т к себе больш ого вним ания; при
возведении разного род а сооруж ений н аруш ается естественный р е ­
ж и м грунтовы х вод, образую тся наледи, бугры вспучивания, кото­
ры е могут повлечь за собой р яд неприятны х последствий.
Среди н адм ерзлотн ы х вод особое п олож ение зан и м аю т воды,
приуроченны е к тал и кам . С ущ ествование тали ков часто обусловлено
совместным отепляю щ им влиянием поверхностны х (речных и о зер ­
ных) и тесно с ними связанны х подземны х вод. П ри благоприятном
в гидрогеологическом отношении составе горных пород таки е т а ­
л ики водоносны и их воды сл у ж ат устойчивы м источником питания
рек. Ч ерез тали ки м ож ет осущ ествляться связь м еж ду надм ерзлотными, м еж м ерзлотны м и и иодм ерзлотны ми водами. М еж м ерзлотн ы е
воды н аходятся в п ред елах толщ и м ерзлоты к а к в ж идкой, т а к и
в твердой ф азе. П одм ерзлотны е воды перекры ваю тся сверху м ер з­
лой толщ ей. Ч а щ е это напорны е воды . М еж м ерзлотн ы е и
214
§«1
•Э о я
Sя ®? sо
S'?"-
£X “ §,1
CS
<в 2
is-g
6
iljl
a ” g§
ё “ &1
§~S|
СХ &>«£
а
о
W
и
а
S
S
e“ s««3u«sI 2><
a
S
ar.
.a
g
S U
dr Оid Оior
о* & - § ! “’
о
S
“ «§§
•;?S 'o
® о =! о
C"g I
ss~ a»o
Slil
gg I o? S'" a
»s
к J3<U> fc(
o<
я о
5«S«
gо 2£?• оаз esa a
о. 5 «I Й
§ ®
с
«
S t 4 i
О)
X § > ■§ 3
и
о
со
О
CO
Я C0>O
3 cc>»
§C§ 5O
)
Ox»
Л и C3
ио«
1
“
1
215
подм ерзлотны е воды при вы ходе на поверхность или в ал л ю в и ал ь­
ные отлож ения речных долин сл у ж ат источником питания рек.
В т о р а я п р о в и н ц и я — постоянного и переменного у в л а ж н е ­
ния, охваты вает почти всю равнинную часть Европейской территории
С С С Р и часть Западно-С ибирской низменности. В ней выделено
ш есть зон { I I I — VI I I ) , очерченных на представленной карте-схем е
(см. рис. 60) и сохранивш их н азван ие, дан ное им В. С. И льины м.
По мере продвиж ения с севера на ю г м и н ерали зац ия и глубина
зал е га н и я грунтовых вод увеличиваю тся. В зоне тундровы х грунто­
вых вод м и н ерал и зац и я их составляет около 0,1 г/л и воды зал егаю т
вблизи поверхности; в зоне высоких грунтовы х вод севера на м е­
ж дуречны х п ространствах зер к ал о грунтовы х вод удален о от по­
верхности зем ли на 2—4 м и воды по химическому составу п ри н ад ­
л е ж а т к ги дрокарбонатно-кальциевы м ; в зо н е грунтовых вод при­
черноморских и прикаспийских б ал ок воды становятся ж естким и и
иногда солоноваты ми. Глубина зал еган и я их на водо р азд ел ах в р ай ­
оне причерноморских б ал ок достигает нескольких десятков метров.
Т р е т ь я п р о в и н ц и я — недостаточного увлаж н ен и я (а р и д ­
н ая о б л а ст ь ); в ней вы деляю тся: зон а равновесия подземного стока
й испарения [I X) и зон а грунтовы х вод подгорных ш лейфов и п ред ­
горных равнин (X ). К этой ж е провинции Л ан ге присоединяет и
зон у прикаспийских б алок И льина.
З о н а равновесия подземного стока и испарения зан и м ает об ­
ш ирные п ространства бессточных областей Средней Азии и К а з а х ­
стан а. Х арактерной особенностью этой зоны явл яется несовпадение
областей питания и распространения грунтовы х вод. Они поступаю т
сю да с севера, востока и ю га — из зоны предгорны х равнин и п од­
горных ш лейфов, окайм ляю щ их горны е массивы. Воды эти р асхо­
дую тся главны м образом на испарение.
Грунтовы е воды зоны подгорных ш лейфов и предгорны х равнин
ф орм ирую тся к а к з а счет приш лы х вод — подземного стока горных
областей, так и за счет местных вод — атм осф ерны х осадков — и
в значительно больш ей мере з а счет ф ильтрации речных вод и вод
ирригационны х кан алов. В этой зоне в ряд е районов вы деляю тся
участки, об разуем ы е конусами вьш осов рек. В краевы х частях их
наблю даю тся обильны е выходы грунтовы х вод.
П омимо зональны х вод, на рис. 60 вы делены азон альн ы е воды.
Д альн ей ш ее изучение грунтовы х вод позволило вы явить боль­
ш ое разн о о б рази е в распределении их по территории С С С Р. В Ф и­
зико-географ ическом атл асе м ира (1964 г.) опубликована новая
сво д н ая к а р та грунтовы х вод С С С Р, составлен ная И. К. Зайцевы м
и М. П. Распоповы м .
Г Л А В А 26. М И Н Е Р А Л Ь Н Ы Е В О Д Ы
§ 102. П онятие о м инеральны х водах
М инеральны ми принято н азы вать так и е воды, которы е в силу
своего особого химического состава или физических свойств (р а ­
диоактивности, повыш енной тем пературы ) оказы ваю т определен­
216
ное воздействие на организм человека. Эти воды часто относятся
к категории лечебны х. В еличина м и н ерализации яв л яется важ н ы м
критерием , однако отож д ествлять м и н ерали зован ны е воды с мине­
ральны м и н ельзя: известны м инеральны е воды с м алой м и н ерали ­
зацией. Л ечебны е свойства м инеральны м водам п ридает со д ер ж а­
ние в них некоторы х характерн ы х ионов и газов (табл. 22).
Таблица 22
С одерж ание характерных ионов и газов в минеральных в о д а х '
Ионы и газы
Свободный угле­
кислый газ
Сероводород
Литий
. .
Стронций .
Ж елезо . .
Фтор . . .
М инерализация
(м г/л), свыш е
250
1
1
10
10
2
Ионы и газы
М инерализация
(м г/л), свыше
Б р о м .................
И о д .....................М ыш ьяковая кис­
лота
. . . .
Борная кислота
Б а р и й .................
' Указанные величины содерж ания ионов носят примерный характер.
П одзем ны е м инеральны е воды в больш инстве случаев п ред ста­
влены м инеральны м и источниками, сам оизливаю щ им ися на п оверх­
ность под гидростатическим напором или д авлением газов. Н а и б о ­
лее крупны е из них обычно связан ы с зонам и тектонических р а з ­
рывов. П о содерж ан ию ионов и соотнош ению м еж ду ними
м инеральны е воды очень разн ообразн ы . О днако, несм отря на их
разн о о б р ази е, м ож но нам етить отдельны е области с п реобладанием
того или иного состава вод. Р асп ределен и е основных типов мине­
ральны х вод связан о с геотектоническим расчленением зем ной коры
на зоны альпийской складчатости и участки платф орм .
§ 103. Распространение минеральных вод на территории СССР
Н а обш ирной территории С С С Р вы деляю т несколько гидрогео­
логических областей и районов природны х м инеральны х вод соот­
ветственно п реобладан ию в них вод, характерн ы х по химическому
составу и ф изическим свойствам. П о А. М. О вчинникову, эти об­
ласти и районы следую щ ие.
О бласти углекислы х вод приурочены к рай он ам проявления м о­
лоды х интрузий (З а к ар п ать е, К ав к аз, П ам ир, Ю ж ный Т янь-Ш ань,
С аяны , З а б а й к ал ь е , С ихотэ-А ли н ь). Н аи б ол ее известен район К а в ­
казски х М инеральны х Вод.
О бласти азотны х вод с повыш енной тем пературой ш ирокой по­
лосой о круж аю т области углекислы х вод. Воды эти обычно приуро­
чены к тектоническим р азл о м а м и трещ ин ам в изверж енны х гор­
ных породах. Азотны е терм альн ы е источники известны на Т яньШ ан е и А лтае.
21Г
О бласти хлоридно-натриевы х и хлоридно-кальциево-натриевы х
во д приурочены к глубоким артезианским бассейнам платф орм .
Р ай он ы сероводородны х, азотном етановы х и м етановы х вод при­
урочены к осадочным отлож ениям и часто связан ы с нефтеносными
м есторож дениям и. Н аибольш ей известностью пользую тся мацестинск и е воды на К авказе.
О бласти радоновы х и ж елезисты х вод располож ены главны м
■образом в р ай он ах разви тия кристаллических и метам орф ических
пород (К ар ели я и К ольский полуостров. Д онецкий к р я ж , У рал, К а ­
захский мелкосопочник. С реднесибирское плоскогорье и п р .). И з мияе р ал ь н ы х радиоактивны х источников известны источники Ц халту б о (Г рузи н ская С С Р ), Б елокуриха (А лтайский край) и др.
Г Л А В А 27. РО Л Ь ПО ДЗЕМ НЫ Х ВО Д
В ФИЗИКО-ГЕОГРАФ ИЧЕСКИХ ПРОЦЕССАХ
П одзем ны е воды участвую т в различны х физико-географ ических
яр о ц ессах . К ак у ж е отмечалось, сток подземных вод явл яется од5ним из звеньев круговорота воды н а зем ном ш аре и составной ч а ­
стью речного стока. В месте с подземными водам и в реки поступаю т
:растворенные вещ ества, содерж ащ и еся в земной коре. Н а отдель­
ных уч астках земной поверхности, на склонах, в м естах вы хода под­
зем ны х вод на дневную поверхность наблю даю тся своеобразны е ф и­
зи ко-географ и чески е явления: оползни, суф ф озия, карст S з а б о л а ­
чивание.
§ 104. Оползни
О п о л з н и представляю т собой скользящ ее смещ ение грунтов
по склону в той части, где они н аход ятся в состоянии неустойчи­
вого равновесия. О ползни образую тся при непременном участии
подземны х вод в горах, д оли н ах рек, ручьев, оврагов, вдоль м ор­
ских берегов, в искусственных вы ем ках, по берегам озер и водо­
х р ан и л и щ . П ри обнаж ении водоносной толщ и вплоть до водоупора
и наличии некоторого уклона водоупорного п ласта в сторону д о ­
л и н ы или обры ва подзем н ая вода постепенно выносит мелкие ч а ­
сти ц ы водоносной породы; сила сцепления и трение м еж ду п л а ­
стами ослабеваю т. Ч асть толщ и породы, покры ваю щ ей водоупор­
ный пласт, лиш ен ная боковой опоры со стороны склона долины,
■отрывается от общ ей массы породы и н ачинает постепенно сколь­
зи ть по увлаж ненной поверхности водоупорного п ласта к основа­
нию склона. П одзем ны е воды, подпертны е оползнем, в дальнейш ем
не имеют непосредственного вы хода на поверхность. Они проходят
под телом оползня, п родол ж ая подземный подмыв, и таким обра.зом облегчаю т сдвиг новой толщ и породы — возникаю т слож ны е
’ Эти явления подробно рассматриваю тся в курсах геоморфологии.
■218
оползни. П оверхность слож ного оползня оказы вается изм ятой,
изорванной, появляю тся бугры, впадины , озерки и т. п. Я вление
оползня п овторяется до тех пор, пока не восстановится равновесие
в полож ении горных пород на склоне. Если оползаю щ ие м ассы р а з ­
мы ваю тся и уносятся водой, процесс оп олзан ия прогрессирует.
В наш ей стране оползни распространены по берегам больш их
рек — Волги, Д н еп р а, Д о н а и др., по Ч ерном орском у п обереж ью
К а в к а з а (от Т уапсе до С очи), в О дессе, в К ры м у, на К ав казе.
О т оползней стр адаю т располож енны е по берегам населенны е
пункты.
§ 105. Суффозия
С у ф ф о з и я — явлен и е р азм ы в а и вы носа мелких м инеральны х
частиц и растворенны х вещ еств водой, ф ильтрую щ ейся в толщ е гор­
ных пород, обусловливаю щ ее оседание покры ваю щ их эти породы
поверхностны х слоев грунта. П о пути следования подземного по­
то ка возникаю т кан ало о б р азн ы е ходы («водны е ж и л ы » ), пустоты.
П о мере их увеличения ры хлая водоносная порода и покры ваю щ ие
ее поверхностны е слои проседаю т. Это п роседание н аи более резко
зам етн о в м естах вы хода подземны х вод на поверхность — у ис­
точников.
Я вление суф ф озии ш ироко распространено в лёссовы х равн и ­
нах засуш ливой зоны — на У краине, в Зап ад н ой Сибири. В ода,
ц иркули руя в толщ ах лёсса, выносит из него м елкие частицы и л ег­
корастворим ы е соли, н аруш ая его структуру, и устойчивость. Н а по­
верхности зем ли появляю тся своеобразны е формы просадки: суфф озионны е воронки, п ровалы , поды (степные б л ю д ц а), поля про­
садки и т. п. П о этим пониж ениям в рельеф е мож но иногда
проследить н ап р авл ен и е подземного потока. Я вление суфф озии р а с ­
пространено т а к ж е в С редней Азии: в Таш кентском оазисе, на во­
д о р азд ел ах А нгрен—Ч ирчик и Ч и рчик— К елес, в древних долинах
Б етп ак -Д ал ы , в К арш инских степях. В Голодной степи (Б етпакД а л а ) с суф ф озионными процессам и связан о о б разован и е в м естах
вы хода н а поверхность грунтового потока своеобразны х плёсов
с обры висты ми отвесными берегам и.
§ 106. К арстовы е явления
К а р с т о в ы е я в л е н и я распространены в м естах зал еган и я
л егкорастворим ы х горных пород: известняков, долом итов, гипса,
поваренной соли. В р езул ьтате вы щ елачиван и я поверхностными
и дви ж ущ им ися подземны м и водам и в глубине пород возникаю т
обш ирны е трещ ины , пустоты и пещ еры, а н а поверхности о б р а­
зую тся углубления, воронки, зам кн уты е котловины , карстовы е ко­
лодцы , создаю щ ие особую ф орм у зем ной поверхности.
Р еч н ая сеть в карстовы х областях, д а ж е если п о сл ед н и е н ахо­
д ятся в рай он ах с вл аж н ы м клим атом , р азв и та слабо. А тмосферны е
осадки быстро просачиваю тся в толщ у сильно закарстован н ы х
219
пород, особенно если они не покры ты осадочной толщ ей. В таких
условиях не об разуется поверхностный сток. Р еки, протекаю щ ие
в карстовы х областях, часто не имеют притоков, количество воды
в них на отдельны х участках м ож ет либо уменьш иться, либо резко
увеличиться. И н огда реки исчезаю т в трещ инах и воронках, проте­
каю т под зем лей и вновь вы ходят н а поверхность. П одзем ны е реки
известны в различны х странах. П одзем ное течение х арактерн о д л я
верхнего течения Д у н ая. Воды его у И м м ендингена просачиваю тся
по трещ инам и протекаю т под зем лей на расстоянии 12,5 км. Д а л е е
рек а выходит на поверхность в виде мощ ного потока. М ногочислен­
ные подземные карстовы е реки известны на К а в к а з е —-реки Ш аора
и Ч еш ура в Зап адн ой Грузии, на У рале.
О бш ирны е впадины в карстовы х областях нередко зап олн яю тся
поверхностны ми водам и и образую т озера. Т аки е озера обычно
недолговечны: вода по трещ инам и ка н а л а м уходит из них. Н еко ­
торы е из карстовы х озер п итаю тся подземными водами. В ода в них
чистая, п р о зрач н ая, отличается голубой или светло-зеленой о к р а с­
кой. П одзем ны е воды в карстовы х об ластях образую т часто боль­
шие подземны е озера и мощ ные потоки. Источники, выступаю щ ие
н а поверхность, отличаю тся больш им дебитом.
, К арстовы е явления ш ироко разви ты на п обереж ье А дриатиче­
ского моря, в Ю ж ной Ф ранции, во внутренних рай он ах Ф лориды,
в северной части полуострова Ю катан, в ш татах Кентукки, Тен­
несси и т. д.
В С С С Р карстовы е явления известны в Крыму, на Ч ерном ор­
ском п обереж ье К а в к а за , в З ап ад н ой Грузии, на У рале, в районе
С ам арской луки, в м еж дуречье Онеги и С еверной Д вины , на С илу­
рийском плато.
РЕКИ
Г Л А В А 28. ОСНОВНЫ Е п о н я т и я
§ 107. Река, ее притоки, речная система
Р е к о й н азы вается водный поток,протекаю щ и й в естественном
русле и питаю щ ийся за счет поверхностного и подземного стока
речного бассейна.
А тмосф ерны е осадки не ср азу попадаю т в реки. С ток их осущ е­
ствляется сн ач ал а в виде временны х потоков, возникаю щ их в пе­
риод таян и я или вы падения дож дей. С ли ваясь вместе, они даю т
н ачало постоянным потокам — сн ач ал а ручьям, м алы м речкам ,
а затем рекам . В одность рек увеличивается притоком подземных
вод, дренируем ы х речными . руслам и. Р еки вы носят свои воды
в океаны , м оря или озера. Р ек а , в п ад аю щ ая в один из таких водое­
мов, н азы вается г л а в н о й р е к о й , а реки, впадаю щ и е в нее, —
ее п р и т о к а м и . С овокупность всех рек, сбрасы ваю щ их свои
воды через главную р ек у в. море или озеро, н азы вается р е ч н о й
с и с т е м о й или р е ч н о й с е т ь ю .
Р еки, озера, болота, балки , овраги д анной территории соста­
вляю т г и д р о г р а ф и ч е с к у ю с е т ь этой территории. Таким
о б разом , речн ая сеть есть ч асть гидрограф ической сети.
Р азл и ч аю т притоки различны х порядков. Р еки , впадаю щ ие, непо(.чедственно в главную реку, н азы ваю тся притокам и первого п6р яд -ii, притоки этих притоков— притокам и второго п оряд ка и т. д.
А мериканский гидролог Хортон предлож ил другую систему класси ф и кац 11и притоков. Хортон н азы вает рекой первого п о ряд ка или
элем ентарной рекой реку, не имею щ ую притоков, рекой второго по­
р я д к а — реку, принимаю щ ую притоки только первого порядка,
и т. д. Т аким о б разом , чем больш е номер главной реки, тем более
слож ны й х ар актер носит речн ая система этой реки. В этом несом­
ненное достоинство предлагаем ой Хортоном системы.
Р еч н ая система х арактери зуется протяж енностью рек, их изви­
листостью и густотой речной сети.
П од п р о т я ж е н н о с т ь ю поним ается сум м арн ая дли н а всех
рек, составляю щ их данную систему. Д л и н а рек и зм еряется по к а р те
возм ож н о более крупного м асш таб а.‘
‘ Способы определения длин и площ адей по картам излагаю тся в курсах
картометрии.
221
И з в и л и с т о с т ь реки характери зуется коэффициентом и зви ­
листости. Этот коэф ф ициент определяется д л я отдельны х участков
реки и п р ед ставл яет собой отнош ение расстоян и я по прямой линии
м еж д у начальны м и конечным пунктам и у ч астка к длине реки
н а этом участке.
Г у с т о т а р е ч н о й с е т и характери зуется коэф ф ициентом
густоты, представляю щ им собой отнош ение сум марной п ротяж ен ­
ности речной сети на данной п лощ ади к величине этой площ ади.
К оэф ф ициент густоты речной сети в ы р а ж ае тся в км/км^. Густота
речной сети зави си т от р яд а природных ф акторов: рельеф а, геоло­
гического строения местности, свойств почв, кл и м ата, в особенности
от количества осадков и условий их стока. Н е м ал о в аж н ая роль при­
н ад леж и т т а к ж е историко-геоморфологическим ф акторам . Густота
речной сети меняется в ш ироких пределах. Н а севере она обычно
больш е, чем на юге, в горах больш е, чем на равнинах. Т ак, н ап ри ­
мер, на равн ин ах П р е д к ав к азь я коэф ф ициент густоты речной сети
р авен всего лиш ь 0,05 км/км^, а в наиболее орош аем ы х осадкам и
р ай он ах северны х склонов Главного К авказского хребта он дости­
гает 1,49 к м /к м \
§ 108. В одоразделы
Л и ни я на зем ной поверхности, р азд ел я ю щ ая сток атм осф ерны х
осадков по двум противополож но направленны м склонам , назыг
вается в о д о р а з д е л о м . Весь земной ш ар мож но разд ел и ть на
две основные покатости, по которы м воды стекаю т с континентов
в М ировой океан: А тлантическую и Тихоокеанско-И ндийскую . В о­
д о р азд ел м еж ду этими двум я покатостям и н азы вается М и р о в ы м
в о д о р а з д е л о м . М ировой водораздел, или Г лавны й водораздел
Зем ли, простирается от мы са Горн на крайнем ю ге Ю ж ной Америки^по А ндам и К орди льерам до Б ерингова пролива. Н а северовостоке Е врази и он вступает в пределы Азии и проходит в наш ей
стр ан е по Ч укотском у хребту. А нады рском у плоскогорью , горным
хребтам Гы дан, Д ж у гд ж у р , С тановом у, Я блоновому, д ал ее уходит
з а пределы С С С Р , проходит, через Ц ентральную Азию, п ересекает
северную часть А равийского полуострова и вступает в Африку.
Здесь он простирается почти в м еридиональном направлении, п ри ­
б л и ж аясь в восточной части м атери ка к И ндийскому океану.
В одоразделы м еж ду периферийны ми областям и и областям и
внутреннего стока назы ваю тся в н у т р е н н и м и в о д о р а з д е ­
л а м и . Л инии на земной поверхности, разд ел яю щ и е области суши,
сток с которы х н ап равлен в разли чн ы е океаны или моря, назы-ваю тся в о д о р а з д е л а Ми о к е а н о в и м о р е й. В одоразделы ,
отделяю щ ие части суши, сток с которы х н ап равлен в те или иные
речные системы, назы ваю т р е ч н ы м и в о д о р а з д е л а м и или
в одора зде лам и речных бассейнов.
В горных рай он ах водоразделы обычно хорош о вы раж ены
и проходят по верш инам горных хребтов. Н а равн ин ах водоразделы
нередко вы раж ен ы неясно и определить их точно бы вает трудно.
222
П ри м ерам и неясно вы раж ен н ы х водоразделов являю тся водораздел
м.ежду северной и ю жной покатостям и Русской равнины , п роходя­
щий по плоском у и сильно заболоченном у п лато (С еверны е У вал ы ),
в о до р аздел ы м еж ду ниж ним течением В олги и У рал а, м еж ду А му­
д ар ь ей и С ы рдарьей в их низовьях.
Р еки собираю т воды не только с поверхности зем ли, но и из
верхних слоев литосф еры (подзем ны е воды ). В соответствии с этим
р азл и ч аю т поверхностны е и подзем ны е водоразделы . П оверхност­
ные и подземны е во доразделы не всегда совпадаю т.
§ 109. Речной бассейн. Водосбор
Ч асть зем ной поверхности, вклю чаю щ ая в себя данную речную
систем у и отделен н ая от других речных систем водораздел ам и , н а ­
зы в а ется р е ч н ы м б а с с е й н о м этой системы. П оверхность суши,
с которой речн ая систем а соби рает свои воды, н азы вается в о д о ­
с б о р о м или в о д о с б о р н о й
д,
п л о щ а д ь ю бассейна. В боль- ЗООО^
ш инстве случаев площ ади б а с ­
сейна реки и водосбора совпа- 2000
даю т. Н о иногда водосборн ая п ло­
щ ад ь бы вает меньш е площ ади
1000
бассей на. Это н аб лю д ается в тех
сл у ч аях , когда внутри бассейна
имею тся либо п лощ ади внутрен­
40
60
него стока, либо площ ади, с кото­
Площадь
ры х стока не происходит вовсе.
Рис. 61. Гипсографическая кривая
П л о щ а д ь бассейна Оби, н ап ри ­ бассейна
р.
Кашкадарьи
(по
мер, больш е п лощ ади ее водосбо­
В. Л. Шульцу).
р а, т а к к а к вклю чает области
внутреннего стока м еж д у Обью и И рты ш ом, м еж ду И рты ш ом и
И ш имом и м еж д у И ш им ом и Тоболом, сток с которы х не п оп а­
д а е т в Обь.
Р ечны е бассейны отличаю тся д руг от д руга р азм ер ам и и формой.
О сновной м орф ом етрической характери сти кой речного бассейна
яв л яется его п лощ адь, в ы р а ж а е м а я обычно в квад ратн ы х ки ло­
м етрах.
Б ассейны рек нередко отличаю тся значительной асимметрией,
что им еет-больш ое зн ачение д л я ф орм ирования водного реж им а
реки. П ри асим м етрии бассейна в главную реку будет поступать
при прочих равны х условиях разли чн ое количество воды с правой
и левой частей водосбора. Х арактеристикой асим метрии бассейна
сл у ж и т коэф ф ициент асим метрии /Са, определяем ы й по ф орм уле
( 112)
где /л — п лощ адь левобереж ной и fnp — п лощ адь п равобереж ной
части бассейна; F — п лощ адь всего речного бассейна.
М ногие природны е свойства различны х областей, в том числе
и речных бассейнов, меняю тся с высотой местности. Хорош о изве223
€тна, наприм ер, верти кал ьн ая поясность клим атических условий
в горах. Вот почему больш ое значение имеют высотны е х ар а к тер и ­
стики речных бассейнов. П ользуясь гипсометрической картой,
мож но получить олну из сущ ественнейш их характери сти к речного
бассей на — его среднюю высоту. Е е мож но определить по гипсо­
графической кривой, представляю щ ей собой граф ическое и зо б р а ж е­
ние распределени я площ адей бассейна (в %) по высотным поясам
(рис. 61). В ы сота, соответствую щ ая 50% площ ади бассейна, и я в ­
л яется его с р е д н е й в ы с о т о й .
В ряде случаев большой интерес п ред ставляет средний уклон б ас­
сейна г'ср, который м ож ет быть вычислен по ф орм уле
h ( ~ ^ + ^1 + ^2 + • • • + ^«-1 +
----------------Р------------------- (113)
где h — разн ость отметок соседних горизонталей на гипсометриче­
ской карте; /о, h, k, ■■■,
длины горизонталей в п ределах б а с ­
сейна; F — п лощ адь бассейна.
Н а зем ном ш ар е распространены реки с самы ми р а зн о о б р аз­
ными по величине п лощ адям и бассейнов и различной протяж енн о­
стью.
§ 110. Физико-географические характеристики речных бассейнов
К числу физико-географ ических характери сти к речных бассей­
нов относится п реж де всего их географ ическое полож ение, которое
д ается в виде географ ических координат крайних точек бассейна
(крайние зап ад н ы е и восточные, крайние ю ж ны е и северны е точки).
Д л я суж дения о ряде гидрологических свойств бассейна (п и та­
ние рек, ф орм ирование реж и м а стока) важ н о зн ать клим атические
условия бассейна, рельеф местности, геологическое строение, х а р а к ­
тер почвенного и растительного покрова, а та к ж е иметь данны е
о наличии и х ар ак тер е озер, болот, ледников. И з климатических
элем ентов при изучении их влияния на гидрологический реж им ,
в частности реж им стока, вы деляю тся атм осф ерны е осадки (их ко ­
личество, распределение, интенсивность д о ж д ей ), снеж ны й покров
(мощ ность и зап ас воды в н ем ), тем п ература и недостаток насы щ е­
ния влагой воздуха, радиационны й баланс. К оличественны е х а р а к ­
теристики всех перечисленны х клим атических элем ентов опреде­
ляю тся методами, приняты ми в клим атологии и излагаем ы м и в со­
ответствую щ их курсах.
Д л я оценки влияния на сток рек, озер, болот, залесенности реч­
ных бассейнов часто пользую тся коэф ф ициентам и озерности К о з ,
f
f
f
заболоченности Кб, лесистости Ка' К о з = - ^ , К б = -у?^ ' ,’ К л . ^ f ’
где fo3, /б, ! л —^соответственно площ ади, зан яты е озерам и, боло­
там и, лесам и в пределах данного речного бассейна площ адью F.
Эти коэфф ициенты вы р аж аю т либо в виде дроби, либо в виде про­
центного отнош ения соответствую щ их площ адей ко всей площ ади
бассейна.
224
§ 111. Исток, верхнее, среднее и нижнее течение, устье
И с т о к о м н азы вается место на зем ной поверхности, где русло
реки п риобретает отчетливо вы раж ен н ы е очертания и где в нем
н аб лю д ается течение. Р е к а м ож ет об р азо в аться из сли ян и я
двух рек. Тогда з а н ач ал о реки приним ается место слияния этих
рек.
Н ередко на равн ин ах реки берут н ач ал о из болота. И н огда из
одного болота вы текаю т ручьи и речки, п р и н ад л еж ащ и е к разны м
речным системам . Н апри м ер, из П инских болот с одной стороны
вы текаю т притоки Д н еп ра, а с другой — притоки Вислы.
М ногие реки вы текаю т из озер, и в этом случае исток реки вы ­
р аж ен вполне отчетливо (Н ева, С вирь, А н гара и д р .). И ногда,
сравнительно редко, из одного озер а вы текаю т две реки, п ри н ад л е­
ж ащ и е к различны м системам . Это н аб лю д ается в том случае, если
озеро располож ено на высокогорном п лато, н а водораздельн ом про­
странстве. П рим ером м ож ет служ ить безы м янное озеро на ТяньШ ане, из которого вы текаю т д ве реки: одна, в п ад аю щ ая в р. Д ж ууку, — приток 03. И ссы к-К уль, д р у г а я — приток р. А рабель, в п а д а ю ­
щей в р. К ум тар (бассейн Н а р ы н а ).
И н огда ручьи и речки берут н ачало из родников. В горных р ай о ­
нах, там , где р азви то оледенение, многие реки вы текаю т из л е д ­
ников. Таковы , н априм ер, р. З ер ав ш ан , вы текаю щ ая мощ ным пото­
ком из Зер ав ш ан ск о го ледни ка, К ум тар в истоках Н ар ы н а —
из лед н и ка П етрова, С ел ьд ара — из лед н и ка Ф едченко, на К а в ­
к а зе — притоки Т ерека, К убани и др.
Течение рек мож но разд ел и ть н а три части, имею щ ие обычно
более или менее общ ие черты д л я разн ы х рек: верхнее, среднее
и ниж нее течение. В верхнем течении рек а обычно отли чается б оль­
шими уклон ам и и в соответствии с этим больш ими скоростям и.
В этой части течения река, к а к правило, энергично разм ы в ает свое
русло. В средней и ниж ней ч астя х течения уклоны водной п оверх­
ности, и скорости течения ум еньш аю тся, эрозион н ая деятельность
потока о сл аб евает. В средней части рек а проносит транзитом
продукты р азм ы в а, принесенны е сверху. В ниж нем течении про­
исходит по преим ущ еству аккум ул яц и я продуктов р азм ы в а, по­
ступивш их из верхних частей речного бассейна. И н огда на отдель­
ных у ч астках рек а под влиянием особенностей рел ьеф а теряет
указан н ы е черты, характерн ы е д л я верхнего, среднего, и ниж него
течения.
М есто, где река вп ад ает в другую реку, озеро или море, н а зы ­
вается у с т ь е м реки. И н огда вследствие з а т р а т на испарение и
отчасти ф ильтрацию в грунт, слагаю щ ий русло, реки закан чи ваю тся
«слепыми устьям и». Т ак назы ваю тся участки, где таки е реки п ре­
кр ащ аю т свое течение. В р езул ьтате р азб о р а воды на орош ение
многие реки (З ер ав ш ан , Ангрен в С редней Азии) закан чи ваю тся
в ниж нем течении рядом ирригационны х к ан алов, веерообразно
расходящ и хся в разн ы е стороны.
15
Зак. № 266
2 25
§ 112. Р еч н ая доли н а и русло реки
Р еки обычно текут в узких вы тянуты х пониж енны х ф ормах
рельеф а, х арактери зую щ и хся общ им наклоном своего л о ж а от од ­
ного конца к другом у и н азы ваем ы х д о л и и а м и.^ Э лементами
речной долины являю тся: дно, или лож е, долины , тальвег, русло
реки, пойм а, склоны долины , террасы и бровка. Д н о , или л о ж е ,
долины — н аи более понилсенная часть ее. Т а л ь в е г — непреры в­
н ая изви ли стая линия, соединяю щ ая н аи более глубокие точки д на
долины. Д н о ДОЛИНЫ' в продольном нап равлен ии пересекается реч­
ным р у с л о м , п редставляю щ им собой эрозионны й врез, о б р азо ­
ванны й водны м потоком. Ч асть д н а долины , за л и в а е м а я высокими
речными водам и, н азы вается п о й м о й . С к л о н ы долины редко
бы ваю т ровными. Н а них часто образую тся располагаю щ и еся у с ­
тупами на некоторой высоте н ад тальвегом более или менее гори-
Рис. 62. Схематический поперечный профиль речной долины (а) и жи­
вое сечение потока ( б ) .
зон тальны е площ адки, н азы ваем ы е р е ч н ы м и т е р р а с а м и .
П ойм а п р ед ставл яет собой ниж ню ю террасу. Л иния сопряж ения
склонов долины с поверхностью прилегаю щ ей местности н азы ­
вается б р о в к о й (рис. 62 а ) . С троение речных долин, их ф орм а,
р азм еры о казы ваю т больш ое влияние на р яд гидрологических про­
цессов, происходящ их в них, н а свойства реки и особенности ее р е ­
ж и м а. Б о л ь ш ая или м еньш ая крути зн а склонов долины способст­
вует ускорению или зам едлению стока поверхностны х вод с них
в русло реки, усилению или ослаблению процессов р азм ы в а п оверх­
ности склонов долины , а следовательно, и поступлению продуктов
р азм ы в а в речное русло. М ощ ны е аллю виальн ы е отлож ения, ско­
пивш иеся в д оли н ах рек, явл яю тся вм естилищ ем грунтовы х вод
и тем самы м оказы ваю т влияние на питание рек грунтовыми
водами.
Р азм ер ы речной поймы имеют сущ ественное значение д л я у р о ­
венного и расходного р еж и м а рек. В период высоких вод поймы
зад ер ж и в аю т больш ое количество воды с тем, чтобы позднее от­
д ать их реке (при понижении уровней), явл яясь, таким образом .
Подробно о долинах рассказывается в курсе геоморфологии.
226
естественным регулятрррм: водного р е ж и 1«а:;рек;, Н а прйм е д период
вы соких, врд происходит накопление р § в д № д а н 0срв.,
Р азм ер ы , и ф о р м а р у сл а си льн о м еняю тся по^ дли н е реки в за в и ­
симости от её водности, строения д о л и н ы ,:х ар ак тер а пород,' слагаю щих руслО;
■,
г
М орф ологические рсобенностиз-руелдайргут быть о х ар ак тер и зо ­
ваны при помощ и п л а н а ру сл а с нанесенньщ й на нем и зобатам и ,
или гори зонталям и , и поперечного п роф иля русла\ С ечение русл а
вертикальной плоскостью , перпендикулярной направл^нщ ю .течения,
н азы вается в о д Н ы м. с е ч е н;ие;М, нртр|£а. ;Ча.сть площ ади водного
сечения, где н аблю даю тся ,: скорости т е ч е н и я ,, н азы вается ;л л О щ а д ь ю ж и в о г о с е ч е н й я.^; Т а же, ч а с т ь площ ади, водного ^се­
чения, где течение практически : отсутствуе;т, н азы вается п л о щадьюмертвогопространства.
Э лем ентам и водного сечения яв л яю тся его п лощ адь со (рис. 62 б),
смоченный периметр Р, п редставляю щ ий собой длину линии, о гр а­
ничиваю щ ей смоченную ч асть водного сечения, гидравлический ра(О
диус R = - ^ , ш ирина русл а В , м ак си м ал ь н ая глубина /гмакс и сред ­
няя глуби н а Л ср = = -^. В п ред ел ах точности вычислений ги дравл и ­
ческий рад и у с м ож но п ри равн ять средней глубине.
Элементы водного сечения не остаю тся постоянными. Величины
их н ах о д ятся в прям ой зависим ости от уровня воды в реке.
§ И З. Продольный профиль рек
П родольны й проф иль реки хар актер и зу ется продольны м п роф и­
лем р у сл а и продольны м проф илем водной поверхности. Р азн ость
высот А Н двух каки х-либо точек водной поверхности по дли н е реки
н азы вается п а д ем и е М; О тнош ение величины п ад ен и я к длине
данного, у ч астк а I н азы вается у к л о н о м / реки. Т аким образом ,
1 = ^ ^ , П аден и е в ы р а ж ае тся обычно в м етрах, уклон :-Ж б-пред­
ставл яет собой величину безразм ерн ую и в ы р а ж ае тся в вйдё д е с я ­
тичной дроби или в пром илле (в ты сячны х д о лях длины уч астка) .
Т ак, при падении 2 м н а расстоянии 5 км уклон равен
-gooo" ~
-=0,000:4, или 0,4°/ро.
П родольны е проф или русел отдельны х рек р азл и ч а ется , в завйг
симости главны м о бразом от укл он а долины , свойств пород и грун­
тов, слагаю щ и х русло. П о х ар а к тер у распределени я падений и ук­
лонов по дли н е реки вы деляю т четы ре основных типа продольны х
проф илей рек (рис. 63).
^
1.
П роф и ль равновесия, имеющий вид вогнутой криври, более
крутрй в истоках реки и пологой б ли ж е к устью. Этот тиЯ,'характер ен 'д л я бРльЙ инства рек.
. ;,.V
15*
227
2. П рям ояинейны й профиль, характери зую щ и й ся более или м е­
нее равном ерны м распределением падений и уклонов по длине реки.
П одобное очертание проф иля имею т ч асто м алы е реки равнин.
3. С бросовы й проф иль, имеющий ви д п араболической кривой
с м алы м падением в верхней части и больш им в ниж ней части: реки.
4. Ступенчатый профиль, отличающийся чередованием участков
с малым и сосредоточенным падением, Иногда в виде отвесных
уступов.
У частки р ек с сосредоточенным падением и бурным течением,
приуроченные к м естам вы ходов н а поверхность тру д н о р азм ы вае­
мых пород, носят н азван и е п о р о г о в . П адени е воды с отвесного
уступа н азы вается в о д о п а д о м . Ступенчаты й продольны й про­
ф иль с мвогочиСленными порогам и и водоп ад ам и свойствен горным
рекам .
■ нУо'
'■
Рис. 63. Относительные профили рек (по С. В. Григорьеву).
/ ^ п р о ф и л ь р авн о веси я , г — п р ям олин ей ны й, 3 — сбросовы й, 4 — ступенч аты й.
И злом ы в проф иле и ступенчаты й его х арактер н аблю даю тся
и у равнинны х рек. Т ак, наприм ер, р е к а П оной (К ольский полуост­
ров) в ниж нем течении п рорезает тверды е коренны е породы и на
протяж ении 50 км об разует 11 порогов.
Е сли р ассм атр и в ать продольны й проф иль реки более детально,
то о казы вается, что н а отдельны х у ч астках он .представляет собой
кривую слож ного вида. П ри этом продольны й проф иль д на реКи м е­
н яется относительно м ало, продольны й ж е проф иль водной п оверх­
ности претерпевает изменения в связи с Изменением водности реки
в периоды половодья и дож девы х паводков (см. § 130).
§ 114. Поперечный проф иль водной поверхности реки
П оперечный проф иль водной поверхности реки не п ред ставл яет
собой горизонтальную линию — он характери зуется наличием пре­
выш ения уровня воды у одного берега наД уровнем у другого. П р и ­
228
чины, вы зы ваю щ ие разн ость уровней у противополож ны х берегов,
следую щ ие. Р у сл о реки никогда не бы вает прямолинейны м. П ри
движ ении воды на участке с закруглени ем р азв и вается ц ен тробеж ­
н ая сила. С тепень кривизны русл а х арактери зуется т а к н азы в а е­
мым радиусом кривизны , представляю щ им собой ради ус окруж но­
сти, д у га которой со вп ад ает с кривой, и зображ аю щ ей очертание
русл а на данном участке. К а ж д а я части ц а воды, д ви ж ущ аяся
на закруглени и , испы ты вает действие центробеж ной силы, н ап р ав ­
ленной по ради усу кривизны (рис. 64). В еличина этой силы
(П 4 )
где /п — м асса частицы ; v — продольная скорость дви ж ени я ч а ­
стицы;
— радиус кривизны . Н а рис. 64 а эта сила и зображ ен а
Рис. 64. Действие центробежной силы на водную поверхность
на изгибе.
а — п лан у ч а с т к а,
б — ж и во е
сечение.
в виде вектора, н ап равлен ного в сторону вогнутого берега. П од
действием этой силы части ц а будет устрем ляться к вогнутому б е­
регу.
К а ж д а я частица, кром е того, н аходится под действием силы т я ­
ж ести F ' , и зображ енной н а рис. 64 б в виде вектора, н ап р ав л ен ­
ного сверху вниз по вертикали. Н а этом ж е рисунке сила P i и зо­
б р аж ен а в виде горизонтальной линии.
Р авнод ей ствую щ ая обеих сил Р об разует некоторы й угол а
с верти кальн о направлен ны м вектором , и зображ аю щ и м силу F ' .
И звестно, что уровен ная поверхность всегда н орм альна к р ав н о ­
действую щ ей всех сил, н ап равлен ны х н а нее. Т аким образом , у р о ­
вен ная поверхность под действием обеих сил — центробеж ной Р\
и силы тяж ести F ' — зай м ет п олож ение DE, составляю щ ее с А С
угол а, равны й углу м еж д у силам и Р и F ' , т а к к а к стороны углов
F ' M P и Е М С взаи м н о перпендикулярны . И звестно, что сила т я ж е ­
сти F''==mg, где т — м асса частицы; g — ускорение силы тяж ести.
И з треугольни ка
F'M P
видно,
что
tgcc= P i:F '^
R
:m g =
= — — . Т ак к а к угол а обычно невелик, то мож но принять sin а
Rg
229
в ■
равным tg а. И з/треугольника iGAfС следует, что A /i= -g ^ s in a =
в : V?^
^
- ■■^
: ’
= -7 Г ”Б“ -’ где л — ш ирина русла.
•
. _
.
.. .
^ Hs
.
Так, например, если t) = i;5 м/с, S=^200 м, i? = 2 5 0 м, то t g a =
у2
= i = —^ =
£ \g
2 25
. ’- 5 -- = 0^0009, а следовательно, АА = 100 • 0,0009 =
ZO\j *У,о1
= 9 см, т. е. уровень воды у вогнутого берега на 18 ем выше, чем
у выпуклого.
Д ругая причина, вызывающая разность уровней у противопо­
ложных берегов, — сила Кориолиса Рг:
P2=2/recB'Osin ср,
(1 1 5 )
где т — масса частицы; ® — угловая скорость суточного врашения
Земли; ф — широта места.
Как и в предыдущем случае, равнодействующая двух сил —
силы тяжести F ' и силы Кориолиса Рг — будет составлять некото­
рый угол с направлением силы тяжести, следовательно, и поверх­
ность воды составит такой ж е угол с горизонтальной плоскостью.
Отсюда поперечный уклон, вызванный действием силы Кориолиса,
будет равен
/ = ^ 2 • -F '= 2fftn )*osin ср:
о
,
(1 1 6 )
о
ЛЛПЛ1/1СО •
0,000 1458у sin ф
или, так как 2со = 0,0001458, г = ----------------------Д ля случая, рассмотренного ранее, т. е. для реки со скоростью
течения v = l,5 м/с, при ширине реки 200 м и ф. = 55° поперечный
уклон 1= 0 ,00002, а превышение уровня воды у правого берега над
уровнем у левого 0,2 см.
В тех случаях, когда направление силы Кориолиса совпадает
с направлением центробежной силы потока на закруглениях, рав­
нодействующая этих сил будет равна их сумме, т. е. Р 1 + Р 2 , при
противоположных направлениях этих сил равнодействующая будет
равна их разности, т. е. Pi — Рг.
Форма водной поверхности в реках в ряде случаев принимает
сложный характер: при подъеме уровней она становится выпуклой,
при спаде — вогнутой. Происходит это вследствие различного изме­
нения скоростей по живому сечению в период высоких и низких вод.
ГЛАВА
29. М ЕХАНИЗМ ТЕЧЕНИЯ РЕК
§ 115. Д виж ение ламинарное и турбулентное
В природе существуют два режима движения жидкости, в том
числе и воды: ламинарное и турбулентное. Ламинарное движение —
параллельноструйное. При постоянном расходе воды скорости
230
в каж дой точке потока не изменяются во времени ни по величине,
ни по направлению. В открытых потоках скорость от дна, где она
равна нулю, плавно возрастает до наибольшей величины на поверх­
ности. Д виж ение зависит от вязкости жидкости, и сопротивление
движению пропорционально скорости в первой степени. Перемеши­
вание в потоке носит характер молекулярной диффузии. Л аминар­
ный режим характерен для подземных потоков, протекающих в мел­
козернистых грунтах.
В речных потоках движение турбулентное. Характерной особен­
ностью турбулентного режима является пульсация скорости, т. е.
изменение ее во времени в каждой точке по величине и направле­
нию. Эти колебания скорости в каж дой точке совершаются около
устойчивых средних значений, которыми обычно и оперируют гид­
рологи. Наибольшие скорости наблюдаются на поверхности потока.
В направлении ко дну они уменьшаются относительно медленно
и в непосредственной близости от дна имеют еще достаточно боль­
шие значения. Таким образом, в речном потоке скорость у дна прак­
тически не равна нулю. В теоретических исследованиях турбулент­
ного потока отмечается наличие у дна очень тонкого пограничного
слоя, в котором скорость резко уменьшается до нуля.
Турбулентное движение практически не зависит от вязкости
жидкости. Сопротивление движению в турбулентных потоках про­
порционально квадрату скорости.
Экспериментально установлено, что переход от ламинарного
режима к турбулентному и обратно происходит при определенных
соотношениях м еж ду скоростью Vcp и глубиной Яср потока. Это со­
отношение выражается безразмерным числом Рейнольдса
R
e - ^
,
(117)
где V — коэффициент кинематической вязкости.
Д ля открытых каналов- критические числа Рейнольдса, при ко­
торых меняется режим движения, изменяются примерно в пределах
300— 1200. Если принять Re' = 360 и v = 0 ,0 1 1 , то при глубине 10 см
критическая скорость (скорость, при которой ламинарное движение
переходит в турбулентное) равна 0,40 см/с; при глубине 100 см она
снижается до 0,04 см/с. Малыми значениями критической скорости
объясняется турбулентный характер движения воды в речных по­
токах.
П о современным представлениям (А. В. Караушев и др .),
внутри турбулентного потока в различных направлениях и с р аз­
личными относительными скоростями перемещаются элементарные
объемы воды (структурные элементы), обладающ ие различными
размерами. Таким образом, наряду с общим движением потока
можно заметить движение отдельных масс воды, в течение корот­
кого времени ведущих как бы самостоятельное существование.
Этим, очевидно, объясняется появление на поверхности турбулент­
ного потока маленьких воронок — водоворотов, быстро появляю­
щихся и так ж е быстро исчезающих, как бы растворяющихся
231
в общей массе воды. Этим ж е объясняется не только пульсация
скоростей в потоке, но и пульсации мутности, температуры, кон­
центрации растворенных солей.
Турбулентный характер движения воды в реках обусловливает
перемешивание водной массы. Интенсивность перемешивания уси­
ливается с увеличением скорости течения. Явление перемешивания
имеет большое гидрологическое значение. Оно способствует вы­
равниванию по живому сечению потока температуры, концентрации
взвешенных и растворенных частиц.
§ 116. Движение воды в реках
В ода в реках движется под действием силы тяжести F'. Эту
силу можно разложить на две составляющие: параллельную дну F'_
'netf.
Рис. 65. Примеры кривой - водной поверхности потока,
а — к р и в а я п о дп о р а,
б — кривая спада
(по А. В. К ар а у ш е в у ).
и нормальную ко дну F[, (см. рис. 68). Сила F'^ уравновешивается
силой реакции со стороны дна. Сила F ' , зависящая от уклона, вы­
зывает движение воды в потоке. Эта сила, действуя постоянно,
должна бы вызвать ускорение движения. Этого не происходит, так
как она уравновешивается силой сопротивления, возникающей в по­
токе в результате внутреннего трения меж ду частицами воды и тре­
ния движущейся массы воды о дно и берега. Изменение уклона, ш е­
роховатости дна, сужения и расширения русла вызывают измене­
ние соотношения движущей силы и силы сопротивления, что
приводит к изменению скоростей течения по длине реки и в живом
сечении.
Выделяются следующие виды движения воды в потоках: 1) рав­
номерное, 2) неравномерное, 3) неустановившееся.
При р а в н о м е р н о м д в и ж е н и и скорости течения, живое
сечение, расход воды постоянны по длине потока и не меняются
во времени. Такого рода движение можно наблюдать в каналах
с призматическим сечением.
232
При н е р а в н о м е р н о м д в и ж е н и и уклон, скорости, ж и ­
вое сечение не изменяются в данном сечении во времени, но изме­
няются по длине потока. Этот вид движения наблюдается в реках
в период межени при устойчивых расходах воды в них, а также
в условиях подпора, образованного плотиной.
Н е у с т а н о в и в ш е е с я д в и ж е н и е — это такое, при кото­
ром все гидравлические элементы потока (уклоны, скорости, плошадь живого сечения) на рассматриваемом участке изменяются
и во времени и по длине. Неустановившееся движение характерно
для рек во время прохождения паводков и половодий.
При равномерном движении уклон поверхности потока / равен
уклону дна i и водная поверхность параллельна выровненной по­
верхности дна. Неравномерное движение может быть замедленным
и ускоренным. При замедляющ емся течении вниз по реке кривая
свободной водной поверхности принимает форму кривой подпора.
Поверхностный уклон становится меньше уклона дна ( / < i ) , и глу­
бина возрастает в направлении течения. При ускоряющемся течении
кривая свободной поверхности потока называется кривой спада;
глубина убывает вдоль потока, скорость и уклон возрастают ( / > t )
(рис. 65).
§ 117. Скорости течения воды и распределение их по живому
сечению
Скорости течения в реках неодинаковы в различных точках по­
тока: они изменяются и по глубине и по ширине живого сечения.
На каж дой отдельно взятой вертикали наименьшие скорости наблю­
даются 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 из­
менения скоростей по вертикали называются г о д о г р а ф а м и
или э п ю р а м и с к о р о с т е й (рис. 66). Н а распределение скоро­
стей по вертикали большое влияние оказывают неровности в рель­
еф е дна, ледяной покров, ветер и водная растительность. При нали­
чии на дне неровностей (возвышения, валуны) скорости в потоке
перед препятствием резко уменьшаются ко дну. Уменьшаются ско­
рости в придонном слое при развитии водной растительности, зна­
чительно повышающей шероховатость дна русла. Зимой подо льдом,
особенно при наличии шуги, под влиянием добавочного трения о ш е­
роховатую нижнюю поверхность льда скорости малы. Максимум
скорости смещается к середине глубины и иногда расположен ближе
ко дну. Ветер, дующий в направлении течения, увеличивает ско­
рость у поверхности. При обратном соотношении направления ветра
и течения скорости у поверхности уменьшаются, а положение мак­
симума смещается на большую глубину по сравнению с его полож е­
нием в безветренную погоду.
П о ширине потока скорости как поверхностная, так и средняя
на вертикалях меняются довольно плавно, в основном повторяя
233
распределение глубин в живом сечении: у берегов скорость меньше,
в центре потока она наибольшая. Линия, соединяющая точки на
поверхности реки с наибольшими скоростями, называется с т р е ж ­
н е м . Знание положения стрежня имеет большое значение при ис­
пользовании рек для це­
лей водного транспорта и
лесосплава.
Наглядное
представление о распре­
делении скоростей в ж и ­
вом сечении можно полу­
чить
построением
изо­
тах— линий, соединяющих
в живом сечении точки с
одинаковыми скоростями
(рис. 67). Область макси­
мальных скоростей рас­
положена обычно на не­
которой глубине от по­
верхности. Линия, соеди­
няющая по длине потока
точки отдельных живых
сечений с наибольшими
скоростями,
называется
динамической осью
Рис. 66. Эпюры скоростей.
потока.
- о ткр ы то е русло, б — п ер ед п р еп ятстви ем , в —
л е д я н о й п о кр о в, г — ско пл ен ие ш уги.
Средняя скорость на
вертикали
вычисляется
делением площади эпюры скоростей на глубину вертикали или
при наличии измеренных скоростей в характерных точках по глу-
Рис. 67. И зотахи в ж ивом сечении речного потока.
бине (Удов, Vo,2 , Vo,в, wo.8, Удон) по одной из эмпирических формул,
например
■®ср. в е р т = О ,5 ('У о ,2 Я + '® 0 .8 я )*
(И 8 )
§ 118. Средняя скорость в живом сечении. Формула Шези
Д ля вычисления средней скорости потока при отсутствии непо­
средственных измерений широко применяется формула Шези.
234
Выделим в потоке объем воды, ограниченный двумя равными се­
чениями с о ( р и с . 6 8 ) . Велчина; объема V ^ c o A x , где Д х — расстоя­
ние м еж ду сечениями. Выделенный объем находится под влиянием
равнодействующей силы гидродинамического давления Р, действия
силы тяжести F' и силы сопротивления (трения) Г. Сила гидродимического давления Р = 0, так как силы давления Pi и Рг при равенетве сечений и постоянном уклоне уравновешиваются. Силу тя­
жести
.
(119)
где Y — удельный вес воды, разлож им на две составляющие: па­
раллельную дну F ' = Y 0 A x s in a и нормальную ко дну f ' , =
X
У
=Y®
cos ос.
Поверхность
Рис. 68.
Схема к выводу уравнения Ш езй (по
А. В. К арауш еву).
Движ ение потока, как указывалось ранее, осуществляется под
влиянием F \ При установившемся равномерном движении эта сила
уравновешивается силой гидродинамического сопротивления (тре­
ния). Величина силы трения пропорциональна поверхности трения
XАх и квадрату скорости потока
— смоченный периметр).
Таким обазом , T = F '
или
К х AxVcp='(oi Д х sin а.
(120)
г д е /С — коэффициент пропорциональности, принимаемый равным
у
а С — некоторая переменная.
Примем s i n a —- ^ ^ = / (уклон), & — = R
Дл
%
(гидравлический ра-
Л
ди ус). Тогда С2" - г ; ==/?/. Реш ая уравнение относительно Ucp, по­
лучим
235
или
v,
^= C VH ^,
(121)
где Яср — средняя глубина.
Это уравн ен ие известно к а к уравн ен ие Ш ези.
В еличина коэф ф ициента С не яв л яется величиной постоянной.
О на зави си т от глубины и ш ероховатости русла. Д л я определения
С сущ ествует несколько эмпирических формул. П риведем две
из них:
ф орм ула М анинга
(122)
ф орм ула Н. И. П авловского
"
(123)
где п — коэф ф ициент ш ероховатости, находится по специальны м
таб л и ц ам М. Ф. Срибного. П еременны й п о казател ь в ф орм уле
П авловского определяется зависимостью .
у = 2 , 5 Т /г ё + 0 ,13 - 0 , 7 5 ( К « - 0 ,1).
И з форм улы Ш ези видно, что скорость потока растет с увеличе­
нием гидравлического рад и уса или средней глубины. Это происхо­
дит потому, что с увеличением глубины о сл аб евает влияние ш еро­
ховатости д на на величину скорости в отдельны х точках вертикали
и тем самы м ум еньш ается
п лощ адь на эпю ре скоростей,
за н я та я
м алы м и скоростям и. У величение гидравлического рад и уса приводит
и к увеличению коэф ф ициента С. И з форм улы Ш ези следует, что
скорость потока растет с увеличением уклон а, но этот рост при ту р ­
булентном движ ении вы раж ен в меньш ей мере, чем при лам и н арБом (см. ф орм улу Д ар си , § 92).
§ 119. Скорость течения горных и равнинных рек
Течение равнинны х рек значительно более спокойное, чем гор­
ных. В одн ая поверхность равнинны х рек сравнительно ровная. П р е­
пятствия обтекаю тся потоком спокойно, кр и в ая подпора, возникаю ­
щ его перед препятствием, плавно соп рягается с водной поверхно­
стью вы ш ерасполож енного участка.
Горные реки отличаю тся крайней неровностью водной поверх­
ности (пенистые гребни, взбросы , п р о вал ы ). В збросы возникаю т
перед препятствием (нагром ож дением валунов на дне русл а) или
при резком уменьш ении уклон а дна. В зброс воды в ги дравли ке но­
сит н азван и е г и д р а в л и ч е с к о г о
(водного) п р ы ж к а . Е го
м ож но р ассм атри вать к а к одиночную волну, появивш ую ся на в о д ­
ной поверхности перед препятствием. С корость распространения
одиночной волны на поверхности, к а к известно (см. § 5 2 ), c = ~^gH,
где g — ускорение силы тяж ести , Н — глубина.
236
Е сли средн яя скорость течения Оср потока о казы в ается равной
скорости р асп р о стр ан ен и я волны или превы ш ает е е ( о с р ^ с ) , то
о б р азу ю щ а я ся у препятствия во л н а не м ож ет распростран иться
вверх ио течению и остан авл и вается вблизи м еста ее возбуж дения.
Ф орм ируется о станови вш аяся волна перем ещ ения.
П усть £>ср=с. П о д ставл яя в это равенство значение из преды ду­
щ ей форм улы , получим Уср = f g H , или
^ = ' -
(>24)
Л е в а я часть этого равен ства известна к а к число Ф руда (F r).
Это число позволяет оценить условия сущ ествования бурного или
спокойного р еж и м а течения: при F r < l — спокойный р е ж и м , при
Рг > 1 — бурный реж им .
Т аким о бразом , м еж ду характером течения, глубиной, скоро­
стью, а следовательн о, и уклоном сущ ествую т следую щ ие соотно­
ш ения: с увеличением уклон а и скорости и уменьш ением глубины
при данном расх о де течение становится более бурны м; с ум еньш е­
нием у клон а и скорости и увеличением глубины при данном р а с ­
ходе течение п риоб ретает более спокойный х ар актер .
Г орные реки характери зую тся, к а к правило, бурны м течением,
равнинны е реки имею т спокойный реж и м течения. Бурны й реж им
течения м ож ет быть и н а порож исты х у ч астк ах равнинны х рек. П е­
реход к бурном у течению резко уси ли вает турбулентность потока.
§ 120. П оперечные циркуляции
Одной из особенностей дви ж ени я воды в рек ах яв л яется непараллельноструйность течений. О на отчетливо п роявл яется на з а ­
круглениях и н аб лю д ается на прямолинейны х у ч астк ах рек. Н а ­
р яд у с общ им п ар ал л ел ьн ы м берегам дви ж ени ем потока в целом
имею тся внутренние течения в потоке, н ап равлен ны е под р азл и ч ­
ными у гл ам и к оси д ви ж ен и я потока и п роизводящ ие перем ещ ения
водны х м асс в поперечном к потоку н ап равлении. Н а это ещ е
в конце прош лого столетия обрати л вним ание русский и сследова­
тель Н. С. Л елявски й . Он следую щ им об разом объяснил структуру
внутренних течений. Н а стреж н е вследствие больш их скоростей на
поверхности воды происходит втяги ван и е струй со стороны, б р е ­
зу л ь т ат е в центре потока создается некоторое повы ш ение уровня.
В следствие этого в плоскости, перпендикулярной нап равлен ию т е ­
чения, о б р азу ю тся д в а циркуляционы х течения по зам кн уты м кон­
ту р ам , расх о дящ и еся у д н а (рис. 69 а ) . В сочетании с п оступ атель­
ным движ ением эти поперечны е циркуляционны е течения приобре­
таю т ф орм у винтообразны х движ ений. П оверхностное течение,
нап равлен ное к стреж ню , Л ел явски й н азв ал с б о й н ы м , а донное
расходящ ееся — в е е р о о б р а з н ы м .
Н а изогнуты х у ч астк ах русл а струи воды , встреч аясь с вогнуты м
берегом, о тбрасы ваю тся от него. М ассы воды , переносимы е этими
237.
отраж енны м и струями^ обладаю щ и м и меньщ ими скоростями^ н акл ад ы ваясь н а м ассы ^воды, переносимы е н абегаю щ им и н а них следую ­
щ ими сш руям и .лрвы ш аю т уровень водной поверхности у вогнутого
берега;. В сл ед ствие этого возн и кает перекос водной поверхности,
и струи воды, находящ и еся у вогнутого берега, опускаю тся по от­
косу его и н ап равл яю тея в. придонны х слоях к противополож ному
вы пуклом у берегу. В озн и кает циркуляционное течение на изогнуты х
у ч астках р ек (рис. 69 б ).
1
.Рис., 69. Циркуляционные течения на прямолинейном (а)
и на изогнутом (б) участке русла (по Н. С. Л елявском у).
1 — п лан поверхностны х и д о н н ы х струй, 2 — ц и ркул яц и он н ы е т е ч е ­
н и я в вер ти к ал ьн о й п лоскости, 3 — в и н то о б р азн ы е течен и я.
О собенности внутренних течений потока были изучены А. И. Л осиевскйм в лаб ораторн ы х условиях. И м б ы ла установлен а зав и си ­
мость ф ормы циркуляционны х течений от соотнош ения глубины
и ш ирины потока и вы делены четы ре типа внутренних течений
(рис. 7 0 ). Типы I и И представлены двум я симметричными цирку­
ляц и ям и . Д л я типа I х ар актер н о схож дение струй у поверхности
и р асхож ден ие у дна. Этот случай свойствен водотокам с Широким
и неглубоким руслом , когд а влияние берегов на поток незначи­
тельно. Восйтором случае Донные струи н ап равлен ы от берегов к се­
редине. Этот тип циркуляции хар актер ен д л я глубоких потоков
б больш ими скоростям и. Тип ИГ с односторонней циркуляцией н а ­
б лю дается в руслах треугольной формы. Тип IV — промеж уточ-
ный ~ м ож ет возни кать при переходе типа I в тип II. В этом случае
струи в середине потока могут быть сходящ им ися или р асходящ и ­
мися, соответственно у берегов — расходящ и м и ся или сходящ им ися.
Д ал ьн ей ш ее р азви тие
Разрез
представлен и я о цирку­
JV
л
III
/------------ляционны х течениях по­
лучили
в
р аб о тах Ш Э1С
М.
А.
В ели кан ова,
План
В.
М.
М ак кав еева,
А. В. К ар ау ш ев а и др.
Т еоретические и ссл ед ова­
ния возникновения этих
течений и зл агаю тся в спе­
циальны х ку р сах ги д р ав ­
— ^ 1 ...^...2
лики и дин ам ики русл о­
Рис.
70.
Схема
внутренних
течений (по
вы х потоков. П оявлен и е
А. И. Л осиевском у).
поперечных течений н а
1 — п о вер х н о стн ая с т р у я, 2 — д о н н а я стр у я.
закр у глен и ях русл а о б ъ ­
ясняется разви ваю щ ей ся
здесь центробеж ной силой инерции и связанны м с ней поперечным
уклоном водной поверхности. Ц ен тр о б еж н ая сила инерции, возни ­
к аю щ ая на закр у глен и ях,
н еодин акова н а разли чн ы х глубинах.
У поверхности она больш е, у д на мень­
ш е вследствие ум еньш ения с глубиной
продольной скорости (рис. 7 1 а ) . П ри
перекосе водной поверхности возни ­
к а ет избы точное д авл ен и е 1попУ, где
Y — вес единицы объем а воды; inon —
поперечны й уклон. Оно одинаково д л я
каж д о й точки в ерти кал и и н ап равлен о
в противополож ную сторону по отно­
ш ению к центробеж ной силе инерции
(рис. 7 1 6 , б ). В следствие н еуравн ове­
ш енности этих сил в отдельны х точках
по верти кал и и возн и кает в потоке по­
п еречн ая ц иркуляц ия (рис. 71 г),
В зависим ости от н ап равл ен и я и з­
лучины отклон яю щ ая сила К ориолиса
или усиливает, или о сл аб л яет попереч­
Рис. 71. Схема сложения сил,
ные течения н а закруглени и . Э та ж е
вызываю щих циркуляцию.
сила в о зб у ж д ает поперечны е течения
а — и зм ен ен и е по в е р т и к ал и ц ен тр о ­
б еж н ой силы Р и
б — избы точное
н
а прям олинейны х уч астках.
; '
д а в л е н и е , в — р е зу л ь т и р у ю щ а я эп ю ­
р а д ей ству ю щ и х н а в е р т и к ал и сил
П ри низких у ровн ях н а за[круглец ен тр о б еж н о й и и збы точного д а в л е ­
нии циркуляционны е течения почти не
н и я, г — п о п ер еч н ая ц и р к у л я ц и я .
вы раж ен ы . С повы ш ением уровней,
увеличением скорости и центробеж ной силы циркуляционны е тече­
ния становятся отчетливы ми. С корость поперечны х течений, обычйб
м а л а — в десятки р а з меньше, продольной составляюй^ей ског
росги.
239
О писанный х арактер циркуляционны х течений наблю дается
до вы хода воды на пойму. С момента вы хода воды н а пойму в реке
создаю тся к а к бы д в а потока — верхний, долинного н ап равлен ия,
и нижний, в коренном русле. В заим одействие этих потоков слож но
и ещ е м ало изучено.
В современной ли тературе по дин ам ике русловы х потоков
(К. В. Гриш анин, 1969 г.) приводится, по-видимому, более строгое
объяснение возникновения поперечных циркуляций в речном по­
токе. П роисхож дение таких циркуляций связы вается с м еханизм ом
передачи на элем ен тарн ы е объемы воды в потоке действия кориолисова ускорения посредством градиента давлен ия, обусловленного
поперечным уклоном (и постоянного на в ер ти к ал и ), и разности каРазреэ
План
Рис. 72. Схема вихрей с вертикальными осями (по
К. В. Гришанину).
сательны х н апряж ений, вы званны х на гран ях элем ен тарн ы х о б ъ е­
мов воды разли чи ям и в скоростях потока по вертикали. А налогич­
ную кориолисову ускорению роль вы полняет на повороте русла
центрострем ительное ускорение.
П омимо поперечны х циркуляций, в потоке н аблю даю тся вихре­
вы е д ви ж ени я с вертикальной ОСЬЮвращ ени я (рис. 72). Одни из них
подвиж ны и неустойчивы, другие стационарны и отличаю тся боль­
шими поперечными разм ерам и . Ч а щ е они возникаю т в м естах сл и я­
ния потоков, з а круты ми вы ступами берегов, при обтекании н еко­
торы х подводны х препятствий и т. д. У словия ф орм ирования с т а ­
ционарны х вихрей пока не исследованы . Гриш анин в ы сказы ­
в ает п редполож ение, что образован ию устойчивого л о к ал и зо в ан ­
ного вихря способствует зн ач и тельн ая глубина потока и сущ ест­
вовани е восходящ его течения воды. Эти вихри в потоке, извест­
ные под н азван ием водоворотов, напом инаю т воздуш ны е ви ­
хри — смерчи.
П оперечны е циркуляции, вихревы е д ви ж ени я играю т больш ую
роль в транспортировании наносов и ф орм ировании речных русел
(см. гл. 37).
240
Г Л А В А 30. ЭЛЕМ ЕНТЫ ВОДНОГО РЕЖ ИМ А
И МЕТОДЫ Н АБЛЮ ДЕН И Й ЗА НИМИ
П од влиянием р я д а причин, о которы х будет ск азан о ниж е, и з­
м еняю тся расходы воды в реках, полож ение уровенной поверхности,
ее уклоны и скорости течения. С овокупное изменение расходов
воды, уровней, уклонов и скоростей течения во времени н азы вается
в о д н ы м р е ж и м о м , а изменение величин расходов, уровней,
уклонов и скоростей в отдельности — э л е м е н т а м и в о д н о г о
режима.
Р а с х о д о м в о д ы (Q) н азы вается то количество воды, кото­
рое п ротекает через дан ное ж и вое сечение реки в единицу времени.
В еличина р асх о д а в ы р а ж ае тся в мУс.
У р о в е н ь в о д ы (Я ) — вы сота поверхности воды (в сантим ет­
р а х ), о тсчи ты ваем ая от некоторой постоянной плоскости сравнения.
§ 121. Наблюдения за уровнями и методы их обработки
Н аблю д ен ия за колебан и ем уровня п роводятся на водомерных
постах (рис. 73) и заклю чаю тся в измерении высоты водной поверх-
Рис. 73. Свайный водомерный пост (а) и отсчет уровня воды по пере­
носной рейке (б).
ности н ад некоторой постоянной плоскостью , принимаемой з а н а­
чальную , или нулевую . З а такую плоскость обычно принимаю т
плоскость, проходящ ую через отм етку несколько н иж е наинизш его
уровня воды. А бсолю тную или относительную отметку этой плоско­
сти н азы ваю т нулем гр аф и ка, в превы ш ениях н ад которы м и д а ­
ю тся все уровни. И зм ерен и я производятся при помощ и водомерной
рейки с точностью до 1 см. Р ей ки бы ваю т двух типов — постоянные
и переносные. П остоянны е рейки прикрепляю тся к устоям мостов
или к свае, заби той в дно русла у берега. П ри пологих берегах
и больш их ам пли тудах колебаний уровней наблю ден и я з а ними про­
водятся при помощ и переносной рейки. Д л я этого в русло реки и на
пойме заб и в а ет ся р я д располож енн ы х в створе свай. О тметки голо­
вок свай связы ваю тся нивелировкой с репером водом ерного поста,
установленны м на берегу, абсолю тн ая или относительная отметка
16
Зак. № 266
241
которого известна. Переносной рейкой, устанавли ваем ой н а головке
сваи, изм еряю т уровень воды. З н а я отметку головки каж д о й сваи,
мож но вы р ази ть все изм еренны е уровни в превы ш ениях н ад нуле­
вой поверхностью , или нулем граф и ка. Н аблю ден ия н а водомерных
постах обычно п роводятся 2 р а з а в сутки — в 8 и 20 часов. В период,
когда уровни быстро м еняю тся, в течение суток проводятся д опол­
нительны е наблю дения через 1, 2, 3 или 6 часов. Д л я непреры вной
регистрации уровней в течение суток прим еняю тся самописцы у ров­
ней, описание которы х мож но найти в учебнике гидром етрии
(В. Д . Бы ков и А. В. В аси л ьев). Т ам ж е мож но ознаком иться
с автом атическим реж им ны м регистрирую щ им (уровень и тем пе­
р атуру воды ) гидрологическим постом. П ереход к автом ати зи ро­
ванной системе наблю дений
ы
ускоряет получение гидроло­
5.0
гической инф орм ации и по­
^0
вы ш ает эф ф ективность ее и с­
пользования.
3.0
По данны м всех и зм ере­
2.0
ний вы числяю тся средние
уровни з а каж д ы й день и
■1,0
составляю тся табли цы еж е ­
дневны х средних уровней за
О
год. В этих таб л и ц ах поме­
щ аю тся, кром е того, средние
/ II /// IV V VI VII V IIIIX X X I XII
уровни з а каж д ы й м есяц и
Рис. 74. График колебания уровня воды
за год и вы би раю тся н аи ­
р. Л уги у ст. Толмачено.
высш ие и наинизш ие уровни
за каж д ы й м есяц и год.
Средние, н аибольш ие и наим еньш ие уровни н азы ваю тся х а р а к ­
т е р н ы м и у р о в н я м и . Д ан н ы е наблю дений з а уровням и публи­
кую тся в С С С Р в специальны х и здани ях — гидрологических еж е ­
годниках. В дореволю ционны й период эти д ан ны е публиковались
в «С ведениях об уровнях воды н а внутренних водны х путях России
по наблю дениям на водом ерны х постах».
П о данны м еж едневны х наблю дений з а уровням и строятся г р а ­
фики их колебаний, даю щ и е н агл яд н о е п редставлен и е об уровень
ном реж им е з а данны й год (рис. 74).
;
(1
\
\
Гл
§ 122. М етоды изм ерения скоростей течения рек
С корости течения рек обычно изм еряю тся либо п оплавкам и ,
либо гидром етрическими вертуш кам и. В отдельны х ^ случаях в ел и ­
чина средней скорости д л я всего ж ивого сечения вы числяется по
ф орм уле Ш ези. П ростейш ие и н аи более часто употребляем ы е по­
п лавки изготовляю тся из д ерева. П оп л авки сбрасы ваю тся в воду
на м алы х р ек ах с берега, н а б о л ь ш и х с лодки;. П о секундом еру
определяется врем я t п рохож дения п о п л а в к а м еж д у двум я сосед­
ними створам и, расстоян и е I м еж ду которы ми известно. ПоВёрх242
н остн ая скорость течения п риравн и вается скорости дви ж ени я nos
плавка’
^ ■
(125)
Б о л ее точно скорости течения измеряю тся: .при помощ и ги дро­
м етрической вертуш ки. О на п озвол яет оп ред ел ять осредненную ско­
рость течения в лю бой точке потока. Вертушки: бы ваю т различны х
типов. В С С С Р в н астоящ ее врем я реком ендую тся к употреблению
м од ернизированны е гидром етрические вертуш ки Ж естовского и
Б у р ц ев а Г Р -2 Ш , ГР-55, ГР-11 (рис. 75). П ри измерении скоростей
вертуш ка н а ш танге или тросе опускается в воду н а различны е гл у­
бины так, чтобы ее лопасти были н ап равлен ы против течения. Л о ­
пасти начинаю т вр ащ аться, и тем быстрее, чем больш е скорость те-
Рис. 75. Гидрометрическая вертушка.
чения. Ч ер ез определенное число оборотов оси вертуш ки (обычно
через 20) при помощ и специального приспособления подается све­
товой или звуковой сигнал. П о пром еж утку времени м еж д у двум я
си гн ал ам и о п ред еляется число оборотов в секунду. В ертуш ки тар и ­
рую тся в специальны х л аб о р ато р и ях или на зав о д ах , где они и зго­
товляю тся, т. е. у стан авл и в ается зависим ость м еж д у числом оборо­
тов лопасти вертуш ки в секунду {п об/с) и скоростью течения
(v м /с). П о этой зависим ости, зн а я п, м ож но определить у. И зм ер е­
ния вертуш кой п роизводятся н а нескольких верти кал ях, в несколь­
ких точках на каж д о й из них.
§ 123. Методы определения расходов воды
Р асх о д воды в данном ж и вом сечении м ож ет быть определен по
ф орм уле
Q =w ,
(126)
где V — средн яя скорость д л я всего ж ивого сечения; со — площ адь
этого сечения. П оследн яя определяется в р езул ьтате промеров гл у­
бин русла реки по поперечному створу.
П о приведенной ф орм уле р асх о д вы чи сляется лиш ь в том, слу­
чае, если скорость определена по ф орм уле Ш ези. П ри измерении
16*
243
скоростей п оплавкам и или вертуш кой н а отдельны х вертикалях;
определение р асход а п роизводится иначе. П усть в р езул ьтате и зм е­
рений известны средние скорости д л я каж д ой вертикали. Тогда
схема вы числения р асход а воды сводится к следую щ ему. Р асход
воды мож но п редстави ть в виде о б ъем а водяного тел а — модели
расх о да (рис. 76 а ) , ограниченного плоскостью ж ивого сечения, го­
ризонтальной поверхностью воды и криволинейной поверхностью
v = f { H , В ) , п оказы ваю щ ей изменение скорости по глубине и ш и­
рине потока. Этот объем , а следовательно, и расход в ы р а ж а е т с я
ф ормулой
н в
^vdhdb.
(127)
Т ак к а к м атем атически закон изменения v = f { H , В ) неизвестен,
расход вы числяется приближ енно.
Рис. 76. Схема к вычислению расхода воды.
а — м о дел ь р а сх о д а,
б — частичны й расход .
М одель р асход а м ож но разд ел и ть вертикальны м и плоскостями,,
перпендикулярны м и площ ади ж ивого сечения, на элем ентарны е
объем ы (рис. 76 б ) . О бщ ий расход вы числяется к а к сум м а частич­
ных расходов AQ, каж ды й из которы х проходит через часть п ло­
щ ади ж ивого сечения Ыг, заклю ченную м еж ду двум я скоростными,
вер ти кал ям и или м еж д у урезом и б лиж айш ей к нему верти калью .
Т аким образом , общ ий расход Q равен
Q = 2
1=1
+
1+
^
) “ь 2+ . . • +
® / г - 1 , п + ^ ‘^л“ и, 0 .
(1 2 8 )
где К — переменный п арам етр, зави сящ ий от х ар а к тер а берега
и изм еняю щ ийся от 0,7 до 0,9. П ри наличии м ертвого п ространства
К = 0 ,5 . Р асч ет р асход а воды поясняется рис. 76.
С ред н яя скорость д л я всего ж ивого сечения при известном р а с ­
ходе воды Q вы числяется по ф орм уле г 'с р = '§ ‘ •
244
Д л я и зм ерения расходов воды прим еняю тся и другие методы, на^
прим ер н а горных р ек ах и спользуется м етод ионного п аводка.
П одробны е сведения по определению и вычислению расходов
воды и зл агаю тся в курсе гидрометрии.
М еж ду расх о дам и воды и уровням и сущ ествует определенная
зависимость, Q = / (Я ), и звестн ая в гидрологии к а к кр и в ая расходов
воды. П о д о б н ая эм пи ри ческая кр и вая п ред ставлен а на рис. 77 а.
Нем
а)
900.
'
100
200
300
W 0
500
БОО
JOOQm Vc ОА
0 ,8
1,2
1 ,6 v m J c
1___________________________________ 1___________ II___________ 1
100
200
300
Ш
5 0 0 -ш м ^
Рис, 77. К ривая расхо­
дов, скоростей и площ а­
дей ж ивых сечений (а) и
к р и в а я /С э и м = /(7 ’) (б).
XI
XII
/
//
///
1 ~ л е тн и е р а сх о д ы , 2 — зи м ­
ние.
/И
О на п роведена по измеренны м р асходам воды в реке в период, сво­
бодный ото л ьд а. Точки, соответствую щ ие зимним р асходам воды ,
л о ж атс я влево от летней кривой, т а к к а к расходы , изм еренны е при
л ед о ставе Q shm (при одной вы соте стояния у р о в н я ), меньш е летних
Qfl. У меньш ение расходов есть следствие увеличения ш ероховато­
сти ру сл а при ледовы х об р азо в ан и ях и уменьш ения площ ади ж и ­
в о г о сечения. С оотнош ение м еж д у Q s h m и Q n , в ы р а ж ае м о е переход­
ным коэф ф ициентом
__ QsHM
^ЗИМ
>
245
не остается постоянным и и зм еняется во времени с изменением ин­
тенсивности ледовы х образований;,' толщ ины л ь д а й шероз^оВ;атости
его ниж ней поверхности. Ход йзмецений KsuM=f {T) от начйчйа з а ­
м ерзан ия до вскры тия п о казан на, рис. 77 б.
'
К р и в ая расходов п о зво л яет оп ределять еж едневны е "расход ы
воды реки по известным уровням , н аблю даем ы м н а водом ерны х по­
стах. Д л я п ери ода,.свободн ого ото л ьд а, поЛьзовайие к р й в о й ’Р =
= / ( Я ) не вы зы вает затруднений. Е ж едневны е расходы при л ед о­
ста ве или других ледовы х о б разован и ях мож но определить с пом о­
щ ью той ж е кривой Q = f { H ) и хронологического гр аф и ка Кзшш =
= f { T ) , с которого снимаю тся значения JCshm н а нуж ную дату:
^зимСл •
С ущ ествую т й другие способы определения зимних расходов,
вап ри м ер по «зимней» кривой расходов, если ее уд ается построить.
ймУс
,—
16, 0
12,0
8,0
4,0
///
Г/
У
V!
У/1
VIII
/X
XI
ХП
Рис. 78. Гидрограф.
О днозначность кривой расходов воды в р я д е случаев н ар у ш а­
етс я и в период, свободны й ото л ьд а. Н аи б ол ее часто это н аб лю ­
д ается при неустойчивом русле (нам ы в, р а зм ы в ), а т а к ж е при в о з­
никновении переменного п одп ора,вы зван н ого несовпадением хода
уровней данной реки и ее п ритока (см. § 172), работой гидротехни­
ческих сооруж ений (см. § 202), зар астан и ем русла водной р асти ­
тельностью и другим и явлениям и. В каж д о м из этих случаев вы би­
р аю тся те или иные способы определения еж едневны х расходов
воды , и зл агаем ы е в курсе гидрометрии.
П о данны м еж едневны х расходов воды м ож но вычислить сред­
ние р асходы з а д екаду, месяц, год. С редние, наибольш ие и н аи м ен ь­
ш ие расходы з а данны й год или за р я д лет н азы ваю тся х а р а к ­
т е р н ы м и р а с х о д а м и . П о данны м еж едневны х расходов стро­
ится календарн ы й (хронологический) граф и к колебаний расходов
воды, назы ваем ы й г и д р о г р а ф о м (рис. 78).
246
Г Л А В А 31. ПИТАНИЕ РЕК
§ 124. Источники питания рек
Основной источник питания всех рек на зем ном ш ар е — атм о­
сф ерны е осадки. П ри определенны х условиях часть вы падаю щ их
ж и дки х осадков об разует поверхностны й сток и служ и т непосред­
ственным источником п итани я рек в периоды паводков. Т верды е
осадки аккум улирую тся н а поверхности зем ли в виде снеж ного по­
крова. Н а р авн ин ах и невысоких горах накопивш ийся з а зим у снег
тае т в теплое вр ем я и т а к ж е служ и т источником питания рек. Снег,,
накопивш ийся в более высоких горах, в отдельны е годы стаи в ает
не весь, пополняет зап асы вечны х снегов и д а е т .начало ледни кам .
Т алы е воды этих снегов и ледников явл яю тся ещ е одним источни­
ком питания рек. Ч асть тал ы х и д ож д евы х вод просачи вается
в верхние слои зем ли и при некоторы х услови ях быстро д рен и ­
руется рекам и , при этом несколько р астяги вается процесс стока
этих вод в речную сеть. Н еко то р ая часть тал ы х и дож д евы х в о д
идет на пополнение зап асов подземны х вод, которы е значительно'
медленнее п опадаю т в р у сл а рек. П одзем ны е воды явл яю тся т а к ж е
источником питания рек; они обеспечиваю т устойчивость речного
стока. Т аким о б разом , сущ ествую т четы ре источника питания
рек — ж и д ки е осадки, снеж ны й покров, вы сокогорны е снега и л е д ­
ники и подзем ны е воды.
С оотнош ения м еж д у количеством воды, поступаю щ им в реки
от того или иного источника питания, неодинаковы в различны х
районах. М еняю тся они и от сезона к сезону д л я одной и той ж е
реки. Эти р азли чи я зав и ся т главны м об разом от клим атических у с­
ловий: р еж и м а осадков и тем пературы воздуха в течение года.
В первы е роль к л и м ата в питании рек и влияни е н а их реж им
были оценены известны м русским ученым А. И. В оейковым в его
р аб о те «К лим аты зем ного ш ар а, России в особенности», опубли­
кованной в 1884 г. В этой р аб оте В оейков в ы с к аза л полож ение, к о ­
торое до сего времени сохранило свое значение: «Р еки суть п родукт
к л и м ата их бассейнов». В н астоящ ее врем я это п олож ение получилоболее ш ирокую ф орм улировку: «Р еки и их реж им п ред ставляю т со­
бой п родукт к л и м ата на общ ем ф оне воздействия и других ком по­
нентов л ан д ш аф т а и хозяйственной деятельности». Этим подчерки­
вается вед у щ ая роль к л и м ата и у казы в ается, что, помимо климата^
определенное значение имею т геологическое строение бассейнов, их
почвы, растительность, озерность и заболоченность, а т а к ж е х озяй ­
ственная деятельн ость человека.
§ 125. К лим ати ческая класси ф и кац и я р ек А. И. В оейкова
Р асс м ат р и в ая реки к а к п родукт к л и м ата их бассейнов, В оейков
считал возм ож ны м использовать особенности их реж и м а к а к инди­
като р кл и м ата. Д л я этой цели им бы ла р азр а б о та н а кл и м ати ч еская
кл асси ф и кац и я рек. В оейков р азд ел и л все реди н а следую щ ие типы.
24Т
Тип А. Р е к и , п о л у ч а ю щ и е в о д у о т т а я н и я с н е г а
н а р а в н и н а х и н е в ы с о к и х г о р а х (до 1ООО м ) . В чистом
в и д е этот тип не сущ ествует нигде. Н аи б ол ьш ее приближ ение
к нему н аб лю д ается в северной части С ибири и Северной Америки,
гд е снеж ны й покров д ерж и тся 8— 10 месяцев и больш ую часть вод
р ек и получаю т от тая н и я снега.
Тип В. Р е к и , п о л у ч а ю щ и е в о д у о т т а я н и я с н е г а
в г о р а х . Этот тип то ж е не сущ ествует в чистом виде. К нему при­
б л и ж аю тся реки зап ад н ы х частей горных массивов, заним аю щ их
середину Азии: С ы рдарья, Т арим , И н д в верхних течениях. П р а ­
вильный ход тем пературы воздуха с м аксим ум ом летом обусловли­
в ает регулярно наблю даю щ ееся летнее половодье.
Тип С. Р е к и ,
получающие
воду
от
дождей
и
и м е ю щ и е п о л о в о д ь е в л е т н е е в р е м я . Этот тип рек х а ­
р ак тер ен д л я областей с тропическими д о ж д ям и и муссонами. Т а ­
ковы , наприм ер, реки А м азон ка, Конго, О риноко, Ганг, Б р а х м а ­
путра, реки Д ал ьн его В остока наш ей страны .
Тип D. Р е к и , у к о т о р ы х
половодье
происходит
вследствие
таяния
снега
весной или в нач але
лета, причем з н а ч и т е л ь н а я
часть
воды
рек д о ­
с т а в л я е т с я д о ж д я м и . К этом у типу относятся реки стран
«с суровой и снеж ной зимой и дож дли вы м летне-осенним периодом:
больш инство равнинны х рек наш ей страны (В осточно-Европейская
р авн ин а, Зап ад н о-С и б и рск ая р ав н и н а), реки С кандинавии, В осточ­
ной Германии, северной части СШ А.
Тип Е. В о д а
доставляется
дождями; она выше
в х о л о д н ы е ме с я ц ы, но п р а в и л ь н о е
периодиче­
с к о е и з м е н е н и е н е в е л и к о . Э тот тип п р еоб лад ает в С ред ­
ней и З ап ад н ой Е вропе — бассейны рек В езера, М аа са, Ш ельды ,
Сены, реки Англии (кром е северо-зап адн ы х) и др.
Тип F. В о д а д о с т а в л я е т с я д о ж д я м и ;
она
выше
в холодное
время, чем летом, и р а з н и ц а з н а ч и ­
т е л ь н а . Р еки получаю т воду только в д ож д ли вое врем я осенью
и зимой. Л етом реки нередко пересы хаю т. К этом у типу п ри н ад л е­
ж а т реки И спании (вне го р ), некоторы х частей И р а н а , М алой Азии,
■северного берега А фрики (от Туниса до М ар о к к о ), К алиф орнии,
Чили, ю жной и зап ад н ой частей А встралии.
Тип G. О т с у т с т в и е р е к и в о о б щ е п о с т о я н н ы х в о ­
д о т о к о в в с л е д с т в и е с у х о с т и к л и м а т а . К рай он ам без
р е к п р и н ад л еж ат С ах ар а , К арак ум ы и К ы зы лкум , б ольш ая часть
А рави и , центральны е плоскогорья Азии, обш ирны е плоскогорья
Северной Америки по обе стороны С калисты х гор и др.
Тип Н . С т р а н ы , г д е д о ж д л и в о е
время
коротко
и реки имеют воду тогда и н е с к о л ь к о в р ем е н и
после, а в о с т а л ь н о е в р е м я п е р е с ы х а ю т или п р е ­
вращаются в ряд
луж с подземным
течением
в п р о м е ж у т к а х м е ж д у н и м и . Таковы , наприм ер, северная
степ н ая часть К ры м а, степи по ниж нем у течению Куры и А ракса,
ч асть М онголии и др.
248
Тип I. С т р а н ы б е з р е к вследстви е того, что они сплош ь
покры ты снегом и ледникам и; здесь реки зам ен яю тся ледникам и
с их подледниковы м и потокам и. К так ом у типу стран м ож но отне­
сти, н априм ер, Гренландию .
§ 126. Количественная характеристика роли отдельных источников
питания рек
К оличественная оценка роли отдельны х источников питания рек
п р ед ставл яет собой довольно трудную за д а ч у и реш ается в настояш;ее врем я приближ енно. В р яд е районов зн ач и тельн ая ч асть
Схема, гидро­
г е о л о ги ч ес к и х
условий.
Х аракт ер к о ­
л е б а н и й у р о в­
н я р е ч н ы х и.
п о д зем н ь/х вод
Смешанное грун­
Грунтовыми, во­ Грунтовыми, во­
товое и арт ези­
дами., ш дравяи,- дами., гидравли­ Смеш.анное
чески не связан­ чески связанны- грунтовое п и ­ анское пит а ние (at- 6*e>
ными. с рекой fa) ми с рекой ( 6) т ание (а*б)
ТГ
-а
<ека.
Р еж и м
п о д зем н о го
ст ока
-к
С хем а р а с ч ле ­
н е н и я гидрогг
ра<ра р е к и
m i m z
Рис. 79. Типовые схемы расчленения гидрограф а реки (по Б. И. Куделину)
I — водоносны е п ороды ; 2 — вод о у по р н ы е породы ; 3 — п оверхностны й сток; 4 — под
зем п ы й сто к из, водоносны х, гори зон тов, ги д р авл и ч ески не свя за н н ы х с рекой; 5 — п од­
зем н ы й сто к и з водоносны х гори зон тов, ги д р а вл и ч е ск и с в я за н н ы х с рекой; в — сток
из. н ап о р н ы х го р и зо н то в; 7 — у р о вен ь п о д зем н ы х вод; 8,— уровен ь воды в реке;
Т — в р е м я берегового р егу л и р о в а н и я поверхностного сто к а; —Л и + А ' — о тр и ц а те л ьн а я
и п о л о ж и т ел ь н а я ф а зы п о дзем н о го сто ка в реки в п ер и о д половодья..
д ож д евы х и снеговых вод п оп адает в речную сеть не в виде поверх­
ностного стока, а дренируется речной сетью в резул ьтате инф ильт­
рации этих вод в поверхностны е слои зем ли. Э то х ар актер н о д л я
лесны х районов, где лесны е почвы об ладаю т способностью хорош о
поглош,ать снеговы е и д ож д евы е воды. А налогичное явление имеет
место в горных рай он ах, где происходит интенсивное поглощ ение
поверхностны х вод обильны м скоплением обломочного м атер и ал а.
Обычно реш ение зад ач и о количественной оценке роли источни­
ков питания рек производится путем расчленения гидрограф а.
В первы е эта з а д а ч а бы ла реш ена известным советским гидрологом
249
в. г. Глуш ковы м.
П ростейш ий способ расчленения ги дрограф а з а ­
клю чается в том, что на ги дрограф е прям ы м и или плавны м и л и ­
ниям и соединяю тся точки миним альны х расходов предвесеннего
периода и все частны е минимумы м еж енного периода в п ром еж ут­
ках м еж д у п аводкам и . П ри таком способе расчленения ги дрограф а
н е учиты ваю тся особенности р еж и м а стока подземны х вод в реки,
что яв л яется сущ ественным недостатком.
В дальнейш ем был п редлож ен р яд других способов расчленения
си дрограф ов, учиты ваю щ их реж им стока подземны х вод в реки
(А. В. О гиевский, Б. В. П ол яков, М. И. Л ьвович и д р .). Б. И. Куделин составил типовы е схемы вы деления подземного питания на гид­
р о гр аф е в зависим ости от условий зал еган и я водоносных пластов,
дренирования их речной долиной и вы хода подземны х вод на дн ев­
ную поверхность по отношению к урезу воды (рис. 7 9 ). Д л я случая
ли тан и я реки из водоносного горизонта, гидравлически связанного
а м/с
Рис. 80. Схема определения под­
земной
составляющ ей
речного
стока в период половодья.
Пов^хностный
(паВодачный) сток
Время
1 — ТОЧКИ с о о т в е т с т в у ю т п и т а н и ю р е к
по д зем н ы м и в о д ам и д о и после п о л о ­
в о дья; 2 — естественны й хо д притока
в реки п о д зем н ы х вод, ги д р авл и ческ и
с в я з а н н ы х с р е ч н ы м и р у с л о в ы м и во ­
дам и; 3 — линия. П р и м ер н о характери­
з у ю щ а я с р е д н и й п р и т о к п о д з е м н ы х вод,
ги д р авл и ческ и св язан н ы х с русловы м и
водам и; 4 — ли н и я, при н и м аем ая в к а ­
честве гр ан и ц ы п од зем н ого и поверх­
н о с т н о г о с т о к а с у ч е т о м п и т а н и я рек
подзем ны м и во дам и , ги дравли чески н е
св язан н ы м и с русловы м и.
с рекой (подпорный тип р еж и м а подземного стока в р ек и ), способ
расчл ен ен и я основан н а учете берегового регули ровани я (см.
§ 98), период которого равен периоду половодья (п авод ка) и в р е­
мени добеган ия поступивш их р ан ее в русловую сеть подземны х вод
в верхней части бассейна.
М. И. Л ьвович составил схему определения подземной состав­
л яю щ ей речного стока в период половодья (п ав о д ко в ), основанную
н а предполож ении, что общий приток подземны х вод, к а к ги д р ав ­
лически связанны х, т а к и не связанны х с русловы ми, дости гает м а к ­
симума на сп ад е половодья. У читы вая это, мож но приближ енно
по ги дрограф у установить границу м еж ду поверхностны м речным
стоком и общ им притоком подземны х вод по линии 4, указан ной на
рис. 80.
Точность вы деления отдельны х источников питания по ги дро­
граф у повы ш ается, если использую тся ком плексны е граф ики, на к о ­
торы х гр аф и к расходов воды совм ещ ается с гр аф и кам и еж ед н ев­
ного х о д а тем пературы воздуха и суточных величин атм осферны х
осадков (с вы делением тверды х о с а д к о в ). О ценка подземной соста­
вляю щ ей речного стока по м атер и ал ам многолетних наблю дений
на р ек ах С С С Р п озволи ла составить ка р ту норм подземного стока
в реки в м асш табе 1 :5 0 0 0 0 0 0 (1965 г.). Р а б о т а по составлению
250
к ар ты вы п олн ялась коллективам и нескольких научны х у ч р еж д е­
ний (М ГУ, ГГИ , В С Е Г И Н Г Е О и др.) под руководством Б. И. К у­
д ели н а (рис. 81). Э та к а р т а имеет исклю чительное значение д л я ко­
личественной оценки ресурсов подземны х вод при составлении вод ­
ного б ал ан са страны (см. § 225).
§ 127. Классификация рек по источникам питания
Н есм отря на несоверш енство методов количественной оценки
роли источников питания в годовом стоке, прим енение этих м ето­
дов д ает возм ож ность произвести генетический ан ал и з водного р е ­
ж и м а р ек и класси ф и ци ровать их по источникам питания. Т ак ая
класси ф и кац и я д л я рек С С С Р бы ла р а зр а б о та н а М. И. Л ьвовичем.
П ри количественной оценке каж д ого источника питания — сн еж ­
ного покрова S, дож девы х вод
и грунтовы х вод ! / — Л ьвович при­
нял следую щ ие градац и и: более 80, 50— 80 и менее 50% . Д л я л е д ­
никового питания G, учиты вая специф ику этого источника питания,
п ред лож ен а своя гр ад ац и я: 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 Л ьвовичу, п ри н ад л еж и т к типу рек
чисто снегового, дож девого или подземного питания. Если доля
стока за счет одного из источников питания составляет 50— 80% ,
р ек а относится к типу рек преимущ ественно снегового, дож девого
или подземного питания. И наконец, при доле стока за счет одного
из трех источников питания менее 50% рек а п ри н ад л еж и т к типу
р ек Смешанного питания. О тнесение реки к тому или иному типу
при участии в питании ее талы х вод высокогорных снегов и лед н и ­
ков производится в соответствии с установленны ми д л я этого слу­
ч ая градац и ям и .
Р азм ещ ен и е рек на территории С С С Р по источникам питания
подчинено определенной законом ерности. Б о л ь ш ая ч асть наш ей
страны за н я т а бассейнам и рек снегового, преимущ ественно снего­
вого и см еш анного с преобладан ием снегового питания (рис. 82).
В равнинной части это разм ещ ени е носит в значительной мере з о ­
нальны й х арактер. Н а крайнем юге расп ол ож ен а область рек чи­
сто снегового типа питания. Здесь дож ди вследствие сухости
к л и м ата не д аю т стока, грунтовы е воды зал егаю т глубоко и в м а ­
лой м ере участвую т в питании рек. К этому типу р ек п ри н ад л еж ат,
наприм ер. Б ольш ой и М алы й Узень, Еруслан, Н ура в Северном К а ­
зах стан е и др.
Д а л е е к северу д оля снегового питания постепенно ум еньш ается,
увеличивается д о л я стока подземных вод, а затем уси ли вается гид­
рологический эф ф ект дож дей и притом настолько, что сток д о ж д е­
вы х вод н ачинает превы ш ать сток подземных. Н а севере азиатской
части С С С Р д оля подземны х вод в питании рек резко сниж ена
(м еньш е 10% ) вследствие распространения многолетней мерзлоты
(реки П ясина, В илю й).
Н а за п а д е и северо-зап ад е европейской части С С С Р расп ол о­
ж ены бассейны рек см еш анного типа питания. В питании этих рек
252
« I5sяEcsooI
во зросла роль дож дей и снизилась роль снеговых вод, хотя снего­
вым водам по-преж нем у п ри н ад л еж и т основная роль в ф орм и рова­
нии стока (реки Тосна, П л ю са).
Р еки дож девого питания в С С С Р распространены меньш е, чем
реки с преобладан ием снегового питания. Р еки чисто дож девого
питания встречаю тся в К олхиде и Л енкорани., Н а Д ал ьн ем В ос­
токе, в области муссонного кл и м ата, распространены реки преим у­
щ ественно дож девого питания с м алой долей стока подземны х вод.
В горных рай он ах ш иротная зональность в питании рек см еня­
ется вертикальной поясностью. С увеличением высоты возр астает
д о л я снегового питания, а по достиж ении границы вечны х снегов
в питании рек начинаю т уч аствовать горны е снега и ледники. Н а се- <
верном склоне Г лавного К авказского х реб та распростран ен ы реки ■
см еш анного типа питания с преобладан ием снегового, н а ю ж ном ^
склоне зн ач и тельн ая рол ь в питании рек п ри н ад л еж и т д о ж д я м .;
А л т а й —^страна рек см еш анного типа питания. В С редней Азии
встречаю тся реки грунтового, снегового и см еш анного типа п и та­
ния с некоторой долей ледникового. П оследн яя группа рек неве­
л и к а и вклю чает в себя верхние участки рек, прилегаю щ ие непо­
средственно к ледикам . Типы водного р еж и м а рек автор у ста н а в ­
л и вает по сочетанию источников питания и сезонного р асп р ед еле­
ния стока.
М. И. Л ьвовичем составлен а ан алоги чн ая кл асси ф и кац и я д л я
рек зем ного ш ара.
ГЛАВА
32. ВОДНЫ Й РЕЖ ИМ
§ 128. Фазы водного режима
Годовой цикл водного реж и м а рек мож но п одразделить н а н е -'
сколько х арактерн ы х периодов, назы ваем ы х ф а з а м и в о д н о г о
р е ж и м,а. Х арактерн ы е особенности этих ф аз и их п родол ж и тел ь­
ность определяю тся услови ям и питания, изменением этих условий
в течение года, что в свою очередь зави си т от кл и м ата речных б а с ­
сейнов. Число ф аз м ож ет быть неодинаковы м д л я различны х рек и
колеблется от четы рех до двух. Н а одних реках, к ак, наприм ер,
в равнинной части наш ей страны , н аблю даю тся четы ре ф азы : весен­
нее половодье, л етн яя меж ень, осенние п аводки, зи м н яя межень.
Н а других (крайний юг Русской равнины ) ф а за осенних дож девы х
п аводков отсутствует; н а рек ах с длительны м летним половодьем
не бы вает летней межени.
П о л о в о д ь е — ф а за водного р еж и м а, хар актер и зу ю щ аяся е ж е­
годно повторяю щ им ся в один и тот ж е сезон длительны м и зн ач и ­
тельны м увеличением водности реки, вы зы ваю щ им подъем ее
уровня. Во врем я половодья воды реки обычно затоп л яю т пойму.
Зн ачительн ы е подъемы уровня приводят иногда к катастроф и ч е­
ским н аводнениям .
В разн ы х клим атических зон ах половодье н аб лю д ается в р а з ­
личные сезоны года. Если основными источниками питания рек я в ­
254
л яю тся тал ы е воды сезонны х снегов или ледников,, то половодье
проходит весной или летом. Весеннее половодье характерн о д л я
равнинны х р ек континентального кл и м ата. И склю чение составляю т
реки северны х районов с длительной зим ой и поздним снеготаянием.
Н а этих р ек ах половодье н аб лю д ается летом (реки А нады рь,
Ю кон). Зн ачительн ую ч асть л ета зах в аты в ает половодье на реках
горных районов в св я зи с удлинением периода тая н и я сезонных
снегов вследствие вертикальной поясности этого явления. Д л я вы со­
когорны х рек, в питании которы х приним аю т участие высокогорны е
снега и ледники, х ар актер н о летнее половодье (реки П ам и р а, ТяньШ аня, К а в к а з а ).
П оловодье, вы зван н ое дож дям и ,, бывает: во все сезоны года.
В рем я его наступления определяется реж им ом осадков и тем ­
п ературой воздуха. Е ж егодн о повторяю щ иеся в течение длительйого п ериода времени Д ож ди обусловливаю т возм ож ность о б р азо ­
ван и я д ож д евого половодья; тем пературны й реж им (вы сокие тем пе­
ратуры ) и сухость в о зд уха ограничиваю т эту возм ож ность вследст­
вие потерь д ож д евы х вод н а и нф ильтрацию и испарение.
В р ай он ах с муссонным кли м атом д ож д евы е половодья охваты ­
ваю т все теплое в р ем я года, в кл ю чая весну и лето (реки Д ал ьн его
В о сто к а). Н а р ек ах средней части Европы , ю га С кандинавии и С е­
верной А мерики (С Ш А ), центральной и северной частей М алой
Азии и вдоль ю ж ного берега К асп и я д ож д евы е половодья п роходят
весной. О сенние половодья х ар актер н ы д л я рек экватори альн ой
зоны (А м азон ка в ниж нем течении, п равы е и левы е ее притоки,
реки Н ил, Н игер й д р .). Зим ой половодье н аб лю д ается в рай он ах
со средизем ном орским клим атом . К рай он ам с повыш енным зимним
стоком относятся Ю ж н ая и З а п а д н а я Е вропа, Ю го -З ап ад н ая А зия,
за п а д н а я и ю ж н ая части А встралии, Н о в ая З е л а н д и я, С еверн ая А ф ­
ри ка (А лж ир)^ Т ихоокеанское п обереж ье Ю ж ной и С еверной Амерйки.
Д о ж д е в ы м и п а в о д к а м и н азы раю тся относительно к р а т ­
коврем енны е и бы стры е подъем ы уровней и увеличение расходов
воды под влиянием вы п адаю щ их в речном бассейне дож дей и столь
ж е быстрый сп ад их. О тносительная кратковрем енность п рохож д е­
ния паводков, м алы е объемы стока по сравнению с половодьем и
разли чн ое в р ем я п рохож ден ия их в течение год а на одной и той ж е
реке и составляю т отличие паводков от половодий.
Н а одних р ек ах п аводки п роходят в осенний период (реки Р у с ­
ской равнины , Западн о-С и би рской равнины . Восточной С и б и р и );
на других они бы ваю т преимущ ественно зимой и весной (реки
К ры м а, ю ж ной и средней части И т а л и и ), н а третьих — летом. И н о­
гда паводки н аблю даю тся в течение всего год а (реки, стекаю щ ие
с К а р п а т ). В этом случае вы деление в годовом цикле водного р е ­
ж и м а отдельны х ф аз носит условны й х арактер.
М е ж е н ь — ф а за водного реж и м а, х ар ак тер и зу ю щ аяся м алой
водностью относительно периода половодья или ф азы паводков.
П ричина м алой водности — резкое сниж ение поступления воды с во­
досборной площ ади реки.
255
В ы деляю тся л етн яя и зи м н яя меж ени. В период летней меж ени
р ек а п итается преимущ ественно подземны м и водам и и водам и а т­
мосферных осадков, вы падаю щ их нерегулярно. Л етн яя м еж ень м о­
ж е т быть устойчивой продолж ительной, а т а к ж е преры вистой. Д л и ­
тел ьн ая устойчивая летн яя, иногда летн е-осен няя м еж ень отл и ча­
ется постепенным уменьш ением расходов воды с конца половодья
до конца л ета, осени (реки степной и полупустынной зон С С С Р ),
что связан о с истощ ением зап асо в подземны х (грунтовых) вод. П а ­
водки н а таких р ек ах в период меж ени бы ваю т редко. Н а м алы х р е­
ках истощ ение грунтовы х вод приводит к летнем у пересыханию .
М еж ень, н ар у ш аем ая дож девы м и п аводкам и , неустойчивая,
преры вистая. П ериоды м алой водности м еж д у п аводкам и короткие,
иногда д л я тся несколько дней. Н еустойчивая л етн яя м еж ень х а ­
р ак тер н а д л я рек севера и северо-зап ад а Русской равнины и В осточ­
ной Сибири. М акси м альны е расходы воды и уровни н а м алы х р ек ах
в этих о б ластях во врем я дож девы х паводков иногда п ревы ш аю т
м акси м альн ы е расходы и уровни весеннего половодья.
Зи м н яя м еж ень на рек ах континентального кл и м ата совп ад ает
обычно с периодом лед остава. И склю чение составляю т горные реки,
где отсутствие л ед о става об условли вается больш ими скоростям и т е ­
чения. В период зимней меж ени реки питаю тся грунтовы ми водам и,
частично (реки север о -зап ад а и ю га Русской равнины ) снеговыми
водам и во врем я зим них оттепелей. Р асход ы воды от н ач ал а з а м е р ­
зан и я рек постепенно сниж аю тся, д ости гая м иним ума перед вскры ­
тием. В рай он ах с суровы м клим атом , особенно в зоне м ноголет­
ней м ерзлоты , многие реки перем ерзаю т, что яв л яется следствием
не только прекращ ен и я стока подземны х вод в русло рек, но и з а ­
т р а т воды на ледообразован ие.
Среди м ногообразия типов водного р еж и м а вы деляю тся реки
с простым и слож ны м реж им ом . С лож ны й водный реж им свойствен
крупным рекам , притоки которы х собираю т воды с бассейнов, р а с ­
полож енны х в разн ы х географ ических зон ах (Н ил, А мур, Енисей,
П ечора, Д у н ай и д р .). М ал ы е и средние реки (условно с п лощ адям и
водосборов до 50 000 км^) имею т простой реж им , формирую щ ийся
в пределах одной географ ической зоны. В то ж е врем я водный р е ­
ж им м алы х рек иногда м ож ет значительно отклоняться от х а р а к ­
терного «зонального» реж и м а под воздействием азон альн ы х ф ак то ­
ров, таких, наприм ер, к а к геологическое строение речного бассейна,
с которы ми тесно связан о питание рек подземными водами.
§ 129. Весеннее половодье на рек ах С СС Р
В есеннее половодье п ред ставляет собой основную ф азу водного
р еж им а рек чисто снегового, преимущ ественно снегового и см еш ан­
ного с п реобладанием снегового типа питания. Т акие реки р асп ро­
странены на равнинной территории С С С Р.
Основными элем ен там и весеннего половодья являю тся: н ачало
и конец половодья, его п родолж ительность, м акси м альн ы е расход
и уровень, продолж ительность подъем а и сп ад а и объем стока. В е­
2 56
сеннее половодье начинается с интенсивного роста уровней и рас­
ходов. Это происходит через несколько дней после перехода темпе­
ратуры воздуха через 0°С , так как отдача воды снежным покровом
начинается только иосле того, как снег пропитается водой. Начало
половодья довольно хорошо совпадает со временем появления ру­
чьев снеговой воды на склонах.
В пределах нашей страны раньше всего половодье начинается
на ю го-западе европейской части (вторая половина февраля).
Фронт начала половодья продвигается с ю го-запада на северо-во­
сток, и в низовьях Печоры половодье наступает в начале мая.
В азиатской части СССР половодье начинается несколько позже:
на юге — в начале апреля, на севере — в конце мая — начале июня
(в низовьях Хатанги, Пясины, Лены и на других реках).
Если начало половодья определяется только климатическими
условиями, то конец его зависит от величины запасов воды в снеж ­
ном покрове в речном бассейне, интенсивности снеготаяния и мор­
фологических особенностей бассейна (размеры, уклон местности,
развитие речной сети, временной и постоянной), определяюших ско­
рость стекания и время добегания талых вод до замыкающего
створа. Очевидно, что и продолжительность половодья зависит
от этих ж е факторов и может меняться в широких пределах. На тер­
ритории СССР она колеблется от 10— 15 дней на реках Южного
Заволжья и равнинного К азахстана до 4— 5 месяцев на больших
реках с крупными водосборами, обширными поймами, как, напри­
мер, на Оби, и с повышенной озерностью. Поймы рек и их русла,
заполненные большими массами воды, медленно отдают ее,
вследствие чего спад половодья происходит медленнее, чем
подъем, т. е. продолжительность спада больше продолжительности
подъема.
Максимальные расходы и уровни держ атся на некоторых реках
недолго (1—2 дн я), на других стояние высоких уровней -затяги­
вается (реки Западно-Сибирской равнины). Иногда наблюдается
несколько максимумов, что является следствием или возврата хо­
лодов, сменяющихся новым потеплением, или разновременностью
развития половодья на главной реке и ее притоках.
О б ъ е м половодья численно равен суммарному количеству
воды, проносимому рекой за этот период. Одной из характеристик
объема весеннего половодья является слой его стока (см. § 134).
За время весеннего половодья реки проносят большую часть годо­
вого стока — от 50% на севере до 90 7о и более на юге.
Советскими гидрологами разработаны методы прогноза элемен­
тов весеннего половодья, в частности его объема. Величина послед­
него определяется запасами воды в снежном покрове к началу сне­
готаяния (снегозапасы ), количеством осадков, выпавших во время
половодья, и расходом этих вод на инфильтрацию, заполнение уг­
лублений рельефа снеговыми водами (аккумуляцию вод в пониже­
ниях рельеф а), аккумуляцию вод в верхних слоях почвы, затрачи­
ваемых впоследствии на испарение. Инфильтрация зависит от
17
Зак. № 266
257
увлаж ненности почвы осенью и пром ерзани я зимой. Учет у в л аж н ен ­
ности почвы и глубины ее пром ерзани я значительно улучш ает про­
гноз объем а весеннего половодья. (П одробнее о процессе инф ильт­
рации см. § 91.)
§ 130. Ф орм ирование паводков и передвиж ение паводочной
волны в русле реки
П авод ки формирую тся под влиянием дож дей и таян и я снега
во вр ем я зимних оттепелей; они могут быть вы званы т а к ж е попу­
скам и из водохранилищ , проры вам и плотинных озер, дам б и пр.
Н е всякий ДОЖДЬ об разует паводок, а лиш ь тот, интенсивность вы ­
падения которого больш е интенсивности инф ильтрации и ак к у м у л я­
ции В О Д Ы в неровностях рельеф а. Ф орм а ги дрограф а п аводк а (вы ­
сота, врем я подъем а и сп ад а) зави си т от реж и м а осадков и опреде­
л яется величиной площ ади орош ения дож дем , а так ж е-кон ф и гурацией и р азм ерам и бассейна, м орф ологическими особенностями
русла и поймы, влияю щ ими на скорость добеган ия воды до зам ы ­
каю щ его створа на реке. Л и вн евы е дож ди обычно одновременно
охваты ваю т сравнительно ограниченны е территории. Ф ронт о сад ­
ков н ад больш ими речными бассейнам и дви ж ется в определенной
последовательности во времени и пространстве, поэтому весь б ас­
сейн редко бы вает охвачен д ож д ем одновременно. В связи с этим
паводки на главной реке приобретаю т разн ы е разм еры и форму.
М ож ет случиться так, что паводки, сф орм ированны е на притоках
в р азн ое врем я, достигаю т главной реки в определенном месте од ­
новременно. Н а к л ад ы в ая сь д руг на друга, они могут вы звать на
главной реке катастроф ический паводок.
П авод ки р азд ел яю т на элем ен тарн ы е и слож ны е. Э лементарны м
паводком н азы ваю т тот, которы й возник от вы падения единичного
д о ж д я (наприм ер, часового, суточного), равном ерно орош аю щ его
весь бассейн, или от снеготаяния в единицу времени. С лож ны м на258
зы вается паводок, состоящ ий из нескольких элем ентарны х, н асл аи ­
ваю щ ихся один на другой в определенной последовательности в з а ­
висимости от р еж и м а вы падения д о ж д я или снеготаяния в течение
нескольких единиц времени. Ф орм а элем ентарного п аводка зави си т
от конф игурации бассейна и времени добегания.
С гидравлической точки зрения п аводок и половодье р ассм атр и ­
ваю т к а к одиночную волну перем ещ ения в русле реки. Волны п ере­
мещ ения отличаю тся от колебательны х волн тем, что в них имеет
место не только ф а зо в а я скорость, к а к в колебательн ы х волнах (см.
§ 59), наприм ер скорость перем ещ ения гребня п аводк а, но и ско­
рость поступательного пере^
„
мещ ения частиц воды. П ера)
»
онечнш уровень
в ая скорость м ож ет быть и
\ А
больш е и меньш е второй.
I А
----------- УШ /й У
.
П аво д о чн ая волна и вол- а+да
на половодья при движ ении
вниз по течению р асп л асты ­
Начальный
ваю тся. Н а рис. 83 и зо б р а­
уровень
ж ен продольны й проф иль
паводочной волны (свобод­
AS
ной поверхности потока) на
некотором
у ч астке
реки.
Д л и н а этой паводочной в о л ­
ны h, вы сота hi. Ч ер ез н е­
которы й пром еж уток в р ем е­
ни t п ав о д о ч н ая волна см е­
стится вниз по течению.
Д л и н а ее сд ел ается равной
/г, а вы сота Ы. Т а к к а к при
дви ж ени и п аводочн ая волна
Рис. 84. Схемы к выводу уравнения н ераз­
р асп л асты вается, то k > i i и рывности [а) и расположения паводочных.
волн по длине реки (б).
h z < h i . Ч астн о е от деления
р асстоян и я м еж ду гребням и
паводочны х волн L на п ром еж уток .времени t, т. с-
п ред став­
л я е т собой скорость д ви ж ени я паводочной волны.
Р ассм отри м некоторы й участок реки (рис. 84 а ) . П редполож им ,
что через верхнее ж и вое сечение этого уч астка з а интервал времени
A t проходит расход Q-I-AQ, а через ниж нее — Q. Р асстоян и е м еж ду
двум я сечениями Д 5. Т а к к а к расход воды через ниж нее сечение
меньше, чем через верхнее, то в русле реки н а рассм атри ваем ом у ч а ­
стк е з а пром еж уток времени A t накопится некоторое количество
воды AW , которое и зображ ен о в. виде призмы, располож енной
в верхней части рисунка. О бъем этой призм ы A W ^ A Q A t . Этот ж е
о б ъем м ож ет быть вычислен иначе, в виде произведения площ ади
Асо, равной средней величине соответствую щ их площ адей в верх­
нем и ниж нем сечении, на длину уч астк а A S , т. е. Д 1^=АсоА 5.
Т аким образом , A Q A ^=A (oA 5, или
17*
®
р ав ен ств е
259-
зн ак минус взят потому, что уменьш ению расхода в ниж нем сече­
нии соответствует увеличение о б ъем а воды в русле реки на данном
участке. П ереходя к пределам , нетрудно получить уравнение, кото­
рое н азы вается уравнением неразры вности; оно х ар актр и зу ет не­
разры вность (сплош ность) дви ж ени я водных м асс в потоке
Н а рис. 84 б показаны изменения величин Q во времени д л я двух
последовательно располож енны х по течению реки пунктов {1, 2).
Точки А и В соответствую т м аксим альны м расходам в каж д ом из
этих пунктов. Т ак к а к п аводок распласты вается, то, очевидно, м а к ­
сим альны е расходы ум еньш аю тся вниз по течению. В некоторый мо­
мент времени, соответствую щ ий на рис. 84 б точке Е, расходы воды
в двух соседних пунктах будут равны м еж ду собой, а следовательно,
dQ
величина
(изменение расхода по длине реки) будет р ав н а нулю,
а та к ж е и - ^ = 0 . Это значит, что в точке Е п лощ ад ь ж ивого сече­
ния м акси м ал ьн ая, а следовательно, и уровень м аксим альны й. Т ак
к ак точка Е соответствует более позднем у моменту, чем точка А,
70 отсю да мож но сделать очень важ ны й вывод; максим ум расходов
при п аводках наступает раньш е м акси м ум а уровней.
П редполож им , что в некоторы й момент времени в данном пункте
н аблю дается м аксим ум расходов^ В этом случае - ^ = 0 . И звестно,
что Q = a v , где и — средняя скорость течения. В еличина площ ади
ж ивого сечения и находится в прямой зависим ости от Я , т. е. с уве­
личением Н увеличивается и со. П родиф ф еренцировав Q по t, по­
лучим
д О
<5и
I
(3(й
_
С ум м а двух величин м ож ет быть равн а нулю только в том слу­
чае, если обе эти величины равны нулю или если их абсолю тны е з н а ­
чения равны м еж ду собой, но одна из них полож ительн ая, а д р у гая
отрицательная. И з диф ф еренциального исчисления известно, что
если к а к ая -л и б о функция имеет максим ум , то п роизводная этой
функции до м аксим ум а (на подъем е) п олож ительн ая, после него
(на спаде) — отри цательная. Т ак к а к м аксим ум уровней и соответ­
ственно м аксим ум ж ивого сечения наступаю т п озж е м аксим ум а расходов, то, следовательно, в момент м аксим ум а расходов
дяз
----- вели-
dv
меньше
СуЬ
нуля, а это значит, что в момент м аксим ум а расходов кри вая, и зо­
б р аж а ю щ ая изменения скорости во времени, находится на спаде,
т. е. м аксимум скорости наступил раньш е, чем максим ум расходов.
чина полож ительная. О тсю да следует, что величина
260
П редставим себе, что в данны й момент н аб лю д ал ся м аксим ум
dv
скоростей. В таком случае - ^ = 0 . П ол ьзуясь ф ормулой Ш ези v =
= C'^Ri и зам ен яя в ней гидравлический радиус R средней глубиной
Я , найдем v'^=C^Hi. П роди ф ф ерен ц ировав обе части этого р ав ен ­
ства, получим
2 » ^ = C w i+ C T ^ = 0 .
дН
^
Т а к к а к — —— величина полож ительн ая, ибо м аксим ум уровней,.
а следовательно, и средней глубины наступ ает п озж е м акси м ум а
скоростей, то
меньш е нуля. О тсю да следует, что м аксим ум у кл о ­
нов н аб лю д ается раньш е м акси м ум а скоростей. Таким образом , пр»
прохож дении п аво дк а на реке сн ач ал а наступ ает максим ум у к л о ­
нов, затем максим ум скоростей, м аксимум расходов и п озж е всего
м аксим ум уровней.
П овы ш енны е скорости в передней (лобовой) части волны п а ­
водка по сравнению со скоростям и в ты ловой части волны д а ж е в у с­
ловиях однообразной формы и разм еров русла приводят к р а с п л а ­
сты ванию (растяги ван ию ) этой волны. Н а рис. 142 (см. § 202) з а ­
метно уменьш ение высоты и увеличение длительности половодья
в ниж нем течении р. Волги.
П ри прохож дении п аводк а изм еняется продольны й проф иль вод ­
ной поверхности реки. Это отчетливо зам етн о на отдельны х ее у ч а ­
стках, х арактери зую щ и хся чередованием плёсов и перекатов. Н а
этих участках с изменением водности происходит п ерерасп ред ел е­
ние уклонов водной поверхности. П ри меж енны х уровнях больш ее
влияние на распределени е уклонов о казы в ает глубина, при высоких
уровнях (при прохож дении паводочны х расходов воды ) — плановы е
очертания русла. В м еж ень перекаты , возвы ш аясь н ад средней
поверхностью д на у ч астк а п лёс — перекат, подпираю т воду н а выш ерасполож енном плёсе. В р езул ьтате уклоны на плёсе меньш е. Н а п е­
рек атах при м алы х глубинах поток испы ты вает больш ее сопроти­
вление, д л я преодоления которого увеличиваю тся уклоны и скоро­
сти течения. П ри высоких уровнях на закруглен и ях (плёсовы е
участки) д ви ж ени е воды по сравнению со спрям ленны м и уч астк ам и
перекатов испы ты вает добавочное сопротивление, и тем большее^
чем больш е скорость течения. Это добавочное сопротивление н а
п лёсах вы зы вает увеличение уклонов, а следовательно, и скоростей
течения. Т аким образом , при низких уровнях уклоны на п л ёсах
меньше, на п ер ек атах больш е. С повыш ением уровней и увеличе­
нием расходов воды разли чи я в уклон ах на плёсах и п ер ек атах
сн ач ал а постепенно сгл аж и ваю тся, а затем происходит их п ер ер ас­
пределение: при больш их расходах на плёсах уклоны становятся'
больш е, на п ер ек атах меньше.
261
к
I
•«-.
s'
s
о
s
CQ
О
»s
ca
CO
ti
id
о
З'
си
и
в га»■ о“ .
« 2“
о- &§
g
I “ 2.
rS
О
<D
Оч S S
о
5о
ш
s
g
H
§ 131. Классификация рек, СССР Б. Д . Зайкова по характеру
водного режима. Классификация П. С. Кузина
О сновы ваясь на особенностях водного р еж и м а рек, Б. Д . Зай*
ков р азр а б о т а л классиф икацию рек наш ей страны по хар актер у
водного р еж им а. Все реки С С С Р , за исклю чением рек с естественно
или искусственно зарегули рован н ы м реж им ом , З ай к ов р азд ел я ет на
три группы: I) реки с весенним половодьем , II) реки с половодьем
в теплую часть года и III) реки с паводочны м реж им ом . Н а терри ­
тории С С С Р наиболее распространены реки с весенним половодьем
(рис. 8 5). В зависим ости от х а р а к те р а половодья и реж и м а р асхо­
дов в остальное врем я года З ай к о в п од р азд ел яет первую группу рек
in
—1т ш
—V у
'
——
IV
VI
VIII
X
X II
\
5
MW
Ll
hr
а — Н у р а у пос. С ам ар к ан д с к о го , 6 —
р . В о л га у г. К ал и н и н а, s — р. В асю га н у с. В асю ган , г — р. Н и ж н я я Т ун ­
гу с к а у с. Т у р а , а — р. А нгрен у ст.
Туркской .
Рис. 86. Гидрографы рек с весенним половодьем.
на пять типов: казах стан ски й ( I ) , восточноевропейский (2), за п а д ­
носибирский (5 ), восточносибирский (4) и алтайский (5).
Р еки к а з а х с т а н с к о г о типа отличаю тся резко вы раж енны м
весенним половодьем и низким стоком в остальное врем я года
(рис. 86 а ) . П оловодье на этих р ек ах кратковрем енное, меньш е
одного м есяца. Л етом многие из них пересыхаю т. Осенние о б л о ж ­
ные до ж д и вследствие иссуш енности почв за лето паводков не о б р а­
зую т. Р еки этого типа распространены по северной окраине А ралоК аспийской низменности и в Ю ж ном З а в о л ж ь е.
Р еки в о с т о ч н о е в р о п е й с к о г о типа характери зую тся вы ­
соким, но более длительны м половодьем и пониженны м стоком
в летню ю и зимню ю меж ени (рис. 86 6 ). П родолж и тельн ость поло­
водья колеблется в зависим ости от разм еров речных бассейнов.
Л етом п роходят дож девы е паводки. Осенние подъемы уровней
263
и расходов под влиянием облож ны х дож дей бы ваю т еж егодно. Этот
тип рек распространен на больш ей части территории Русской р а в ­
нины.
Р еки з а п а д н о с и б и р с к о г о типа отличаю тся относительно
невы соким и растянуты м весенним половодьем, повышенным летн е­
осенним стоком и низкой зимней меж енью (рис. 8 6 в ). П оловодье
растян у то вследствие зам едленного стока талы х вод под влиянием
равнинности рельеф а, ш ироких речных пойм, озеровидны х расш и р е­
ний русел, обилия озер на поймах. В есеннее половодье п р о д о л ж а­
етс я до четы рех месяцев и более. Л етние паводки, так ж е к ак и в е­
сенн ее половодье, сильно распластан ы . Осенние паводки бываю т
еж егод но, но отличаю тся небольш ими подъем ам и уровней. К этому
ти п у рек относятся О бь в ниж нем течении, ее притоки Кеть, Васюган, С еверн ая С осьва и др.
Д л я рек в о с т о ч н о с и б и р с к о г о типа характерн ы высокое
весеннее половодье, еж егодно повторяю щ иеся летние и осенние п а ­
водки и очень н и зк ая зи м н яя м еж ень (рис. 8 6 г ). К этому типу
Qi
йср
8г
-а)/
и
III
IV
V
VI
V II V I I I I X
X
X I
X II
I
п
III
IV
V
VI
V II V I I I I X
X
X I X II
Рис. 87. Гидрографы рек с половодьем в теплую часть года,
а — р. З е я у З ей ски х ворот,
б — р. В ахш у ст. Т уткаул ьской .
п р и н ад л еж ат реки, протекаю щ ие к востоку от Енисея и к северу
о т С аян, В итимо-О лекминской горной страны , з а исклю чением гор­
ных частей Я но-И ндигирского района, К ам чатки и С ахали н а.
Р еки а л т а й с к о г о типа характери зую тся невысоким р а с т я ­
нутым половодьем, гидрограф которого имеет гребенчаты й вид
{рис. 86 <3), повышенным летним стоком и сравнительно низким сто­
ком зимой. Р астянутость половодья объясняется разновременностью
та я н и я снега в различны х высотных зонах. К этому типу п ри н ад ле­
ж а т реки горных районов, бассейны которы х целиком располож ены
н и ж е линии вечного снега (А лтай, С редняя Азия, К а в к а з).
К группе рек с половодьем в летнее врем я (см. рис. 85) отно­
ся тся реки двух типов; дальневосточного (6) и тянь-ш аньского (7).
Н а р ек ах д а л ь н е в о с т о ч н о г о типа отдельны е часты е д о ж д е­
вы е паводки в летний период, обильный д ож дям и , сли ваясь вместе,
о б р азу ю т невысокое и сильно растянутое половодье с отдельны ми
п икам и на ги дрограф е и пониж ениям и м еж ду ними (рис. 8 7 а ) . П р о ­
д олж и тельн ость летнего половодья от 4 до 6 месяцев. М ноголетняя
м ер зл о та обусловливает бедность зап асов грунтовых вод и вследст­
в и е этого низкий зимний меж енны й сток.
Н а реках т я н ь - ш а н ь с к о г о типа половодье проходит так ж е
в летнее врем я, но оно об язан о происхож дением таянию вы сокогор­
ны х снегов и ледников. П оловодье растян утое и сравнительно
264
невысокое вследствие разноврем енности таян и я в различны х вы сот­
ных поясах. Н а общ ую волну половодья н акл ад ы ваю тся отд ел ьн ы е
волны, возникаю щ ие вследствие колебаний тем пературы воздуха в.
вы падения д ож д ей (рис. 87 6 ). Р еки тянь-ш аньского типа распре^
странены в горах С редней Азии, на К ам ч атк е и К ав казе.
Третью группу рек составляю т реки с паводочным реж им ом . Для^
них х ар актер н о отсутствие п оловод ья и наличие р я д а д ож девы х п а ­
водков, разделенны х более или менее значительны м и п ром еж ут­
кам и времени с пониженны ми расходам и и уровнями. Р еки с паво^
дочным реж им ом наим енее распространены в наш ей стране. В з а в в '
симости от распределения паводков в течение года З ай к ов р а зд е ­
л яет реки этой группы на три типа (см. рис. 85): п ри ч ер н о м о р '
ский (S), кры мский (9) и северокавказски й ( W ) .
Н а реках п р и ч е р н о м о р с к о г о типа дож девы е п а в о д к я
н аблю даю тся в течение всего года. Т аковы , наприм ер, м алы е реки
а™
о
12
8
-б >
il-
О
'т
I
II
III
IV
V
VI
V IIV IIIIX
X
X I X II
Рис. 88. Гидрографы рек с паводочным режимом.
а — р. Сочи у с. П л ас т у н к а, б — р. С ал ги р у г. С им ф ер о п ол я, s — р. К ам билеевкау с. О льги н ского.
черноморского склона К авказского хребта, бассейны которы х р а с полож ены на небольш ой высоте в горах, притоки Д н естр а, стекак>щ ие с К ар п ат (рис. 88 а ) .
Р еки к р ы м с к о г о типа характери зую тся п аводкам и , прохо­
дящ им и преимущ ественно зимой и весной. Л етом и осенью на них
обычно у стан авл и вается устойчивая м еж ень и паводки н аб л ю д а­
ю тся редко (рис. 88 6 ). Этот тип водного реж и м а расп ростран ен
в горах К ры м а, в Л ен корани , на зап ад н ы х окраин ах Ж мудских;
высот в П ри б алтике. В этих рай он ах п роявляю тся черты среди зем ­
номорского гидрологического реж им а.
Н а р ек ах с е в е р о к а в к а з с к о г о типа паводки проходя'р
в теплое врем я года, а зимой наступ ает м еж ень (рис. 88 в ) . Таковы»
реки предгорьев северного склона Г лавного К ав к азск о го хребта(бассейн Т ер ек а).
П р и вед ен н ая х ар актери сти ка относится к рекам , бассейны кото­
рых располож ены в более или менее однородных условиях. Чем'
слож нее речной бассейн, чем р азн ооб разн ее ф изико-географ ические
условия этого бассейна, тем более слож ны й х ар актер п риобретает'
Ш
реж им таких рек. Н априм ер, основные черты реж и м а, присущ его
верхнему течению Оби, Л ены , Енисея, Д у н ая, значительно меняю тся
по длине их, и в ниж нем течении реж им п риобретает новые особен­
ности.
С ущ ествую т и другие класси ф и кац и и рек. П ринципиальное от­
личие класси ф и кац и и П. С. К узина (1960 г.) от классиф икации
Б. Д . З а й к о в а зак л ю ч ается в иной трак товк е основных ф аз водного
реж и м а — половодья и паводков. П о мнению К узина, половодье
есть р езу л ьтат таян и я снега н а равн ин ах и таян и я снега и льд а
в горах и возм ож но лиш ь на реках, бассейны которы х располож ены
в холодном и умеренно холодном клим атическом поясе. В рем я п оло­
водья — весна, лето. П аводки являю тся результатом вы падения д о ж ­
дей и возм ож н ы в лю бы е сезоны года. Я вление это м ож ет быть и
кратковрем енны м и длительным.^ В связи с такой трактовкой поло­
водья и паводков К узин вы деляет три следую щ их типа водного р е ­
ж и м а по п реобладаю щ им типам питания на территории С С С Р, ко­
торые, по его мнению, могут быть приняты в качестве основных и
при р азр аб о тк е классиф икации водного реж и м а рек земного ш ара:
I. Реки с половодьем
— снеговое питание
II. Реки с половодьем и паводками — снеговое и дож девое
III. Реки с паводками
— дож девое
В ыделение подтипов водного реж им а основано на времени про­
хож дения половодий (весна, лето) и паводков (в течение всего года,
в теплое и холодное врем я г о д а ).
Р еки с п аводкам и (тип III) свойственны теплому и ж а р к о м у кли ­
матическим поясам — зонам муссонного, субтропического, тропиче­
ского и экватори альн ого кл и м ата. О бъединение рек этих зон с их
м ногообразием водного реж им а в один тип в р яд ли следует при­
знать удачны м.
§ 132. Уровенный реж им рек
К олебан ия уровней воды в р ек ах обусловливаю тся п реж д е всего
изменением водности реки, т. е. изменением расходов воды. С ледо­
вательно, уровенны й реж им н аходится под влиянием тех ж е ф ак то ­
ров, что и реж им расходов, — особенностей источников питания и
расходован и я зап асов влаги в бассейне. С ходство реж и м а уровней
и расходов отчетливо п роявляется при сравнении граф и ков к ол е­
баний уровней и расходов. Об этом ж е свидетельствую т кривы е р а с ­
ходов, вы р аж аю щ и е связь м еж ду расходам и и уровнями.
Н а отдельны х у ч астках реки х ар актер уровенного реж и м а м о­
ж е т п ретерпевать значительны е изменения в зависим ости от м орф о­
логии русл а и поймы. Если русло ш ирокое и неглубокое, изменения
уровней при одних и тех ж е расходах будут небольш ие по сравне' Т акая трактовка понятий «половодье» и «паводки» не является общепри­
нятой.
266
нию с их изменением на участках с глубоким и узким руслом . Н а л и ­
чие больш ой поймы вы зы вает уменьш ение ам плитуды уровней
вследствие аккум уляции м асс воды в ней. Т ак, н априм ер, ам пли ­
туда уровней р. О ки у К алуги, где пойм а отсутствует, достигает
почти 19 м, а у Р язан и , где пойм а ш и рокая, ам пли туда уровней
сн и ж ается до 8 м.
Н а р. Л ен е в ниж нем течении, примерно от впадени я р. А лдан,
вследствие суж ения долины и возникаю щ его подпора (во врем я по­
ловодья и п аво дк а) годовая ам пли туда уровней растет вниз по те­
чению, д о сти гая у с. Б улун 24 м. У величению ам плитуды способст­
вует т а к ж е сниж ение меж енны х уровней в р езул ьтате более ш иро­
кого меж енного русла н а данном участке.
-Я влен ие подпора н аб лю д ается при впадении крупного притока.
Е сли волна п ав о д к а или половодья на притоке проходит раньш е,
чем на главной реке, подпор создается на главной реке выш е устья
п ритока, что влечет з а собой повы ш ение уровней на ней. Если ж е
волна половодья или п аводк а проходит на главной реке раньш е, чем
на притоке, то повы сятся уровни на притоке. П одпор возни кает
и в р езу л ьтате хозяйственной деятельности человека; при о б р а ­
зовании зал о м о в во врем я лесосп л ава, при наличии плотин на
реке.
П ри зар астан и и русла при одном и том ж е расходе уровни вЫШё,
чем в период, когда растительность в русле отсутствует. Р азм ы в ру­
сла вы зы вает сниж ение уровней, а отлож ение наносов — повыш ение
уровней при равны х расходах.
В зимний период о б разован и е ледяного покрова н аруш ает обыч­
ное соответствие м еж д у расходам и и уровням и, и уровни при л ед о­
ставе всегда выш е, чем при тех ж е расходах в безледны й период.
К олебан ия уровней в предледоставны й период характери зую тся
больш им р азн ооб рази ем . П ри общ ей тенденции к снижению уровней
н аблю даю тся сравнительно резкие повыш ения или пониж ения их.
О тчетливы е кратковрем енны е резкие пониж ения непосредственно
перед ледоставом наблю даю тся на реках, у которы х зам ер зан и е н а ­
чинается с верховьев или происходит одноврем енно н а больш ом про­
тяж ении. Т акого рода колеб ан и я объясняю тся расходованием рус­
ловы х вод н а л ед ообразован ие, уменьш ением интенсивности п и та­
ния в связи с прекращ ением поверхностного стока и возникновением
подпоров при о б разован ии л ьд а. Значительн ы е подъемы уровней н а­
блю даю тся в осенне-зимний период при возникновении заж о р о в и
заторов (см. § 152). П ри весенних зато р а х в период вскры тия уровни
поднимаю тся в отдельны х м естах на несколько метров, что. иногда
приводит к наводнениям.
С лож ны й и своеобразны й х ар актер носит уровенны й реж им рек
в их устьевы х уч астках. Зд есь колебан и я уровней, помимо изм ене­
ния водности, связан ы со сгонам и и нагонам и, а в реках, впадаю щ их
в приливны е м оря, — с п риливам и и отливам и. С гоны и нагоны н а­
блю даю тся в устьях многих рек, где они возникаю т под действием
ветров, дую щ их с больш ой силой в одном направлен ии (устья рек
Н евы , Волги, Д о н а ) .
267
700
А
600
% 500
I
-
•у
1 4^^
300
г
200
100
/ у
г
200
300
m
500
m
700
вООНсм
Крапивина
Рис. 89. График колебания ежедневных уровней воды
р. Томи у водпостов Н овокузнецк и Крапивино {а) и
кривая соответственных уровней (б).
§ 133. Соответственные уровни
Е сли сравнить д ва гр аф и ка колебаний уровней реки в двух пунк­
тах, располож енны х н а бесприточном участке или с незначительной
боковой приточностью , то нетрудно обнаруж и ть больш ое сходство
м еж ду этими граф и кам и (рис. 89 а ) . Уровни воды в двух пунктах,
относящ иеся к одной и той ж е ф азе водного реж и м а реки, н а зы ­
ваю тся с о о т в е т с т в е н н ы м и . Они отчетливо п рослеж и ваю тся по
отдельны м м акси м ум ам и миним ум ам на гр аф и ках колебаний у ров­
ней верхнего и ниж него пунктов наблю дений, при этом максимумы
и минимумы в ниж нем пункте н аблю даю тся п озж е по сравнению
с верхним. В рем я зап азд ы ван и я в наступлении соответственных
уровней в ниж нем пункте по сравнению с верхним, определяем ое по
характерн ы м точкам на граф и ке уровней, равн о времени добегания
водной м ассы потока от одного пункта до другого. М еж ду соответ­
ственными уровням и всегда сущ ествует отчетливо в ы р аж ен н ая з а ­
висимость, которую нетрудно изобразить граф ически (рис. 89 6 ).
Э та кр и в ая используется д л я краткосрочны х прогнозов уровней на
ниж нем пункте по данны м наблю дений на верхнем. З а б л аго в р ем ен ­
ность п рогноза р ав н а времени добеган ия. И н огда строится серия
таких кривы х, о х ваты ваю щ ая больш ие участки рек. Ч асть кривых
Зачитывает влияние на соответственные уровни боковой приточности.
Г Л А В А 33. РЕЧНОЙ СТОК
§ 134. Основные характеристики стока
Д л я количественной оценки стока р ек прим еняю тся следую щ ие
его характери сти ки .
О б ъ е м с т о к а 157 м® или км® — количество воды, протекаю щ ее
в русле реки через данны й зам ы каю щ и й створ за пром еж уток в р е­
мени Т суток,
\5 7 = 8 6 4 0 0 Q r [ м З ] = 8 ,6 4 -
[км^],
(130)
где Q — средний расход в м®/с за врем я Т суток; 86 400 — число се­
кунд в сутках.
М о д у л ь с т о к а М л /( с -км^) — количество воды, стекаю щ ей
с единицы площ ади в единицу времени,
(131)
где F — водосборн ая п лощ адь в км^.
С л о й с т о к а Y — слой воды в м иллим етрах, равном ерно р а с ­
пределенной по площ ади F и стекаю щ ей с водосбора за некоторый
пром еж уток времени Т суток,
(132)
269
Слой стока з а год в м иллим етрах:
У=31,54М .
( 133)
К о э ф ф и ц и е н т с т о к а г\ — отнош ение величины слоя стока
с данной площ ади за некоторы й пром еж уток времени к величине
слоя атм осф ерны х осадков, вы падаю щ их на эту п лощ адь за тот ж е
Y
п ром еж уток времени, т. е. т ) = — , 0 ^ т ) : ^ 1 .
А
К оэфф ициент стока — величина б езразм ерн ая.
§ 135. Ф орм ирование стока рек
Сток о б разуется в р езул ьтате вы падения дож дей или таяни я
снега и л ьд а в горах. В обоих случаях часть воды, поступивш ей на
поверхность зем ли, затр ач и в ается п реж де всего на заполнение отри­
цательны х ф орм м и крорельеф а (углублений) и на впиты вание
в почву. Т олько после заполнения отдельны х углублений и притом
после того м омента, к а к интенсивность д ож д я или таян и я снега и
л ьд а станет превосходить интенсивность инфильтрации, возни кает
сток.
В ода стекает по поверхности зем ли обычно не сплошным слоем,
а в виде отдельны х тонких струй или ручейков, которы е сливаю тся
вместе, д оходят до русел сн ач ал а временны х водотоков, а потом об­
р азую т постоянны е потоки, несущ ие свои воды в сф орм ировав­
ш ем ся русле. Сток, происходящ ий по поверхности зем ли, н азы вается
п о в е р х н о с т н ы м или с к л о н о в ы м с т о к о м . Сток, происхо­
дящ ий по русловой сети водосбора, н азы вается р у с л о в ы м или
р е ч н ы м с т о к о м . П оверхностны й сток не отож дествляется с по­
нятием поверхностны е воды. К поверхностны м водам относятся
воды рек, озер, водохранилищ .
Во многих м естах, как, наприм ер, в лесной зоне, поверхностный
сток, к а к правило, невелик, а иногда и отсутствует вовсе. Б ол ьш ая
часть дож девы х и снеговых вод стекает иными путями. П росачи ­
в ая с ь через почву, эти воды пополняю т зап асы почвенных и грун­
товы х вод и п опадаю т в речную сеть подземными путями в виде поч­
венно-грунтового стока из зоны аэрации и собственно грунтового
из более глубоких водоносных горизонтов. В связи с этим вы де­
л яется почвенный (подповерхностны й) сток и подземный (грунто­
вой) сток. Речной сток явл яется сум м арны м поверхностны м и под­
зем ны м стоком.
С ум м арны й речной сток путем расчленения ги дрограф а д ел ят на
д ве составляю щ ие: на поверхностный (паводочны й) и подземный
сток. П оследний яв л яется н аи более устойчивым,
В различны х лан дш аф тн ы х зонах и внутри зон соотнош ения м е­
ж д у поверхностны м и подземны м стоком неодинаковы , что создает
специфические особенности реж и м а речного стока и его расп реде­
лен и я по территории.
270
С ток п р ед ставл яет собой слож ны й природный процесс, обуслов­
ленный влиянием ком плекса ф изико-географ ических ф акторов и х о ­
зяйственной деятельности.
О сновными ф ак торам и стока, определяю щ им и его развитие, я в ­
л яю тся клим атические. Н а общ ем фоне воздействия к л и м ата на
ф орм ирование стока и его величину п роявл яется влияние других,
н еклим атических ф акторов. В лияние их тем зам етнее, чем меньше
р азм ер ы бассейна и чем короче период, за который р ас см а тр и в а­
ется это влияние.
К л и м ат воздействует на сток не только непосредственно, но и
через другие природны е ф акторы : почву, растительность, рельеф.
В се эти ф акторы находятся
Растительность
в постоянном взаим одействии.
Д ей ствие различны х при­
родны х ф акторов п роявляется
по-разном у. Одни из них спо­
собствую т стеканию атм осф ер­
ных осадков по зем ной п оверх­
ности, другие зам ед ляю т сток
или вовсе исклю чаю т в о зм о ж ­
ность его о б разован ия. Одним
ф акто р ам , а т а к ж е их взаим о- {климат
действию м еж ду собой п ри н ад ­
л еж и т гл а в н а я роль в процессе
ф орм и рован ия речного стока,
д ругим — второстепенная (рис.
9 0 ).
В лияние ф изи ко-географ и ­
ческих ф акторов ск азы вается и
на величине годового стока и
на его реж им е.
Рис. 90. Схема взаим освязи речного стока
В заи м о связь м еж ду стоком с основными физико-географическими
и
ф изико-географ ическим и
факторами (по М. И. Л ьвовичу).
ф ак то р ам и р аскр ы вается при
1 — ва ж н ы е во зд ей стви я,
2 — второстеп енн ы е
воздей стви я.
изучении стока к а к э л е м е н ­
т а в о д н о г о б а л а н с а . Д ля
лю бого речного бассейна мож но составить уравнение водного
б ал ан са. Д л я отдельного конкретнего года это уравнение имеет
вид
X ^Y + Z + U ,
(134)
где Z — сум м а атм осф ерны х осадков; F = Уд+5^г — полный речной
сток (Уп — поверхностны й сток, Уг — грунтовой сток ); Z — и сп аре­
ние; и — накопление или расходован и е вл аги в бассейне.
Е сли в данном году сум м а атм осф ерны х осадков больш е суммы
величин стока и испарения, то происходит накопление влаги в б ас­
сейне и величина U входит в уравн ен ие (134) со зн аком плю с (-Ь ),
в противном случае — со зн аком минус (— ). П р ед п о л агая, что за
длительны й период времени накопление и расходован и е влаги
271
в заи м н о ком пенсируется, нетрудно получить уравнение водного б а ­
л ан са д л я среднего года за многолетний период
Y = X -Z ,
(135)
где X , Y , Z — средние многолетние величины осадков, стока и и сп а­
рения. Это уравн ен ие сп раведливо д л я случая, когда поверхностный
и подземный водоразделы совпадаю т. П ри несовпадении в о д о р аз­
делов происходит или постоянное поступление вод из соседнего б ас­
сейна, или отдача их W. В этом случае уравнение водного б ал ан са
будет иметь вид
■ r = Z - Z + ^
(136)
§ 136. Влияние климатических факторов на сток
А нализ уравн ен ия водного б ал ан са речных бассейнов за много­
летний период Y = X ~ Z позволяет сд елать вывод, что средний мно­
голетний сток зави си т п реж де всего от клим атических ф акторов,
а затем у ж е от всех других природных ф акторов, оказы ваю щ их
влияние главны м образом на впиты вание воды в почву и испарение.
Р асх о д воды на инф ильтрацию зави си т от свойств почвы, а и сп аре­
ние почвенной влаги — от соотнош ения теп ла и влаги в речном б ас­
сейне. П ри больш ом содерж ании воды в почве испарение ограничи­
вается количеством поступаю щ его теп ла, при м алом оно зави си т от
наличия влаги в почве. В последнем случае тепловы е ресурсы п озво­
лили бы испариться больш ему количеству воды, но и з-за относи­
тельно м алого ее содерж ан ия в почве исп аряться нечему.
И спарение с поверхности речного бассейна сл агается из и сп а­
рения с почвы, вклю чая транспирацию растений, с поверхности во­
доемов, н аходящ ихся на его территории, и с поверхности снеж ного
покрова. Если испарение с водной поверхности и с поверхности снега
определяется м етеорологически м и'ф акторам и , то сум м арное и сп а­
рение с поверхности суши, помимо метеорологических ф акторов, з а ­
висит от содерж ан ия воды в почве, их водно-физических свойств и
х ар а к т ер а растительного покрова.
П роцесс транспирации растений зави си т не только от соотнош е­
ния тепла и влаги, но и от физиологических особенностей растений.
В се это явилось причиной, почему обычно величина испарения с по­
верхности речных бассейнов определяется сум м арно, хотя в п ослед­
нее врем я стали п оявляться способы диф ф еренцированной оценки
испарения с различны х угодий. Д л я этой цели сл у ж ат результаты
эксперим ентальны х исследований н а воднобалансовы х станциях.
В первы е п р ави л ьн ая и научно обоснованная оценка роли от­
дельны х ф акторов в испарении с поверхности речных бассейнов
бы ла сдел ан а Э. М. О льдекопом в его работе «И спарение с поверх­
ности речных бассейнов» (1911 г.). О льдекоп исходил при этом из
следую щ их полож ений. П ри м алы х количествах осадков они пол­
ностью испаряю тся. П о мере увеличения количества осадков вели ­
чина испарения возрастает. Н о это увеличение испарения п родол­
272
ж а ет ся до некоторого п редела, соответствую щ его определенному
количеству осадков. П ри дальнейш ем увеличении их добавочны е
порции осадков у ж е не вы зы ваю т увеличения испарения, а за т р а ч и ­
ваю тся иа сток, и величина испарения становится почти постоянной.
Эту предельную величину испарения О льдекоп н азв ал м аксим ально
возм ож ны м испарением.
Д л я расчета средней годовой величины испарения применяю тся
методы М. И. Буды ко и А. Р . К онстантинова. В основе м е т о д а
Б у д ы к о л еж и т уравнение связи м еж ду тепловы м и водным б а ­
лансом территории. В общ ем виде это уравн ен ие п оказы вает зави2 мм
Рис. 91. Н омограмма для вычисления средней многолетней величины испа­
рения (по М. И. Б уды ко).
симость м еж д у коэф ф ициентом испарения — и отнош ением радиаА
ционного б ал ан са R к теплу L X , затрачи ваем ом у на испарение
осадков;
т = /(т ж ).
('3?)
где L — скры тая теп лота испарения.
В аридны х условиях при м алы х величинах осадков X все осадки
Z
R
испаряю тся; —
1 и - p v велико. В гумидной зоне по мере увелиА
LA
чения осадков величина испарения растет, но при ограниченны х заR
п асах теп ла не м ож ет превзойти м акси м альн о возмож ную : Z o = — .
Z
R
'
Таким образом , — и
уменьш аю тся.
X
LiX
18
Зак. № 266
273
>
>
ш
о
яS
н
ж
ЕС
о
с
ля
S
g
2
О
д
э
асз
й
S
кс;
и;
S
S
са
Он
о
г
о
X
Д л я удобства расчетов зависим ость (137) п ред ставлен а в виде
ном ограм м ы (рис. 9 1 ), позволяю щ ей по средней годовой сумме о сад ­
ков и годовой величине радиационного б ал ан са определить годовую
величину испарения.
М е т о д К о н с т а н т и н о в а основан на ан ал и зе процессов
турбулентного обм ена водяного п ар а в атм осф ере, обусловливаю ­
щ их испарение. Д л я расчета испарения методом турбулентной д и ф ­
фузии необходимо иметь данны е измерений градиентов тем п ера­
туры, вл аж н о сти воздуха и скорости ветра в приземном слое. К он­
стантинов п о к азал , что эти градиенты меняю тся с изменением
тем пературы и влаж н ости воздуха, и зм еряем ы х на высоте 2 м. И с­
пользуя эту зависим ость, Константинов составил ном ограм м у
(рис. 92), позволяю щ ую определить норм у годового испарения Z
по средним годовы м тем п ературе Г и влаж н ости воздуха е, полу­
чаемы м по наблю дениям н а сети м етеорологических станций.
Рис. 93. Кривые зависимости
стока (У) и испарения (Z) от
осадков (X) при некотором зн а­
чении максимально возможного
испарения (Zo).
С ущ ествую т и другие методы расчета испарения, и злагаем ы е
в специальны х руководствах. Д о недавнего времени ш ироко исполь­
зо вал и сь методы П . С. К узин а и Б. В. П олякова.
П ри наличии осадков и стока величина сум м арного испарения
з а многолетний период м ож ет быть определена из уравн ен ия вод ­
ного б ал ан са Z = X — Y. Это наиболее простой и вм есте с тем н аи ­
более точный метод. П одобны е расчеты сум м арного испарения поз­
волили построить карты испарения и д ал и обш ирны й м атер и ал для
р азр аб о тк и методов определения величины испарения с поверхно­
сти суш и по м етеорологическим данны м , упоминаемы м выш е. З н а ­
чение этих методов зак л ю ч ается в том, что они п озволяю т опреде­
лить величину испарения с поверхности лю бого речного бассейна.
О собенности влияни я осадков н а величину среднего м ноголет­
него стока нетрудно вы яснить при помощ и уравн ен ия водного б а ­
л ан са, если в нем зам ен ить величину испарения его значением , опре­
д еляем ы м по ф орм уле Буды ко. В таком случае это уравн ен ие при­
ним ает вид
У = Х - / { Х , Zo),
где f { X, Z o )— функция, в ы р а ж аю щ ая зависим ость испарения от
осадков и м акси м альн о возм ож ного испарения.
Н а рис. 93 и зображ ен ы зависим ости испарения и стока от о сад ­
ков в соответствии с этой ф ормулой при некотором определенном
значении Zo. Д л я отдельны х и нтервалов значений X на кривой, изо­
бр аж аю щ ей зависим ость стока от осадков, эта зависим ость мож ет
275
быть вы р аж ен а с известным приближ ением линейным уравнением
вида у = ах-\-Ь. Д л я ниж ней части кривой, т. е. при м алы х количе­
ствах осадков, когд а больш ая часть их затр ач и в ается на испарение,
коэф ф ициент а м ал. П о мере увеличения количества осадков все
б ольш ая часть их идет иа ф орм ирование стока, поэтому коэф ф и ­
циент а в о зр астает и постепенно п рибли ж ается к единице. Эти тео ­
ретические кривы е впервы е были даны Э. М. О льдекопом.
Р азл и ч и я в зависим ости годового стока от осадков позволили
О льдекопу установить д в а крайних типа речных бассейнов. К од ­
ному типу относятся те из них, д л я которы х у к а зан н а я зависим ость
у кл ад ы вается в ниж ней части кривой, изображ енной н а рис. 93. Эти
бассейны р асп олагаю тся в зоне недостаточного увлаж н ен и я. Д л я
рек этой категории зависим ость стока от осадков в ы р аж ен а менее
отчетливо, чем зависим ость испарения от осадков. К рекам второй
категории, по О льдекопу, относятся реки, бассейны которы х р асп о ­
лож ены в зоне устойчивого избы точного увлаж н ен и я. Д л я этих рек
зависим ость стока от осадков вы раж ен а более отчетливо, чем за в и ­
симость испарения от осадков; величина испарения определяется
здесь преимущ ественно тепловы м реж им ом . Очевидно, бассейны
рек, располож енны е в зоне неустойчивого увлаж н ен и я, зан и м аю т
промеж уточное полож ение. Д ан н ы е ф актических наблю дений хо­
рош о подтверж даю т справедливость сказанного.
Д о тех пор, пока было очень м ало данны х о речном стоке, для
его определения производились расчеты испарения по различны м
эмпирическим ф орм улам или ном ограм м ам . Н а основании формулы
(135), р асп о л агая данны м и об осадках, оценивался речной сток.
В настоящ ее врем я в С С С Р и во многих других странах появилось
достаточно данны х непосредственных измерений стока, поэтому от­
п ал а необходимость его определения по испарению и осадкам . С л е­
дует ещ е учиты вать, что д а ж е наиболее н адеж н ы е расчетны е методы
испарения не исклю чаю т сущ ественных погреш ностей при расчете
стока по разности X — Z.
В лияние клим атических ф акторов п рослеж и вается и на изм ен е­
нии относительной величины стока, вы раж енной в виде коэф ф и ци ­
ента стока т ]= — , где У — средний многолетний сток в миллиметА
рах, X — средняя м ноголетняя сум ма осадков за год, вы падаю щ их
в пределах данного бассейна. З а м ен яя в этой ф орм уле величину У
равной ей величиной X — Z, получим
(138)
И з этой формулы следует, что коэф ф ициент стока зави си т от го­
довой суммы осадков и тех ф акторов, которы е определяю т величину
и спарения Z. Выш е у ж е отм ечалось, что величина Z растет м едлен ­
нее, чем годовая сум м а осадков, и что начиная с некоторой вели ­
чины X величина Z становится почти постоянной. О тсю да следует,
276
2,
что с увеличением X дробь — ум еньш ается, а следовательно, коэфЛ.
ф ициент стока растет. С праведливость этого полож ения хорош о под­
тв ер ж д ается ф актическим и данны ми. В зоне избы точного у в л а ж ­
нения, в северны х районах, коэф ф ициент стока дости гает 0,80, в то
в р ем я к а к в степных и полупустынных рай он ах он п ад ает нил^е 0,1.
Зави си м ость стока и его коэф ф ициента от клим атических ф акторов
бы ла п олож ен а в основу разр аб о тк и расчетны х форм ул коэф ф ици­
ента стока, ш ироко прим енявш ихся ран ее д л я определения стока
при отсутствии гидром етрических наблю дений на реках.
§ 137. В лияние почвы н а сток
В лияние почвенного покрова на сток и его подземную и п оверх­
ностную составляю щ ие осущ ествляется через процессы и н ф и л ьтра­
ции и испарения. В зависим ости от сочетания тех или иных водно­
ф изических свойств почв при данны х особенностях к л и м ата увел и ­
чивается
или
ум еньш ается
то
количество
влаги,
которое
зад ер ж и в ае тся в верхнем слое почв и почво-грунтов зоны аэрации
и, следовательно, м ож ет быть израсходован о в дальнейш ем на ис­
парение и транспирацию растениям и. С другой стороны, этими ж е
условиям и оп ределяется и то количество влаги, которое выходит за
пределы активного слоя почв и расходуется на пополнение зап асо в
грунтовы х вод, участвуя в дальнейш ем в питании рек этими во­
дам и.
В оздействие почвенного покрова на сток и другие элем енты вод ­
ного б ал ан са раскры то в предлож енны х М. И. Л ьвовичем теорети­
ческих схемах. П редставленн ы е н а рис. 94 теоретические кривые
х арактери зую т изменчивость элем ентов водного б ал ан са в зав и си ­
мости от инф ильтрационной и водоудерж иваю щ ей способности почв.
Р ассм атр и в аю тся д в а случая совокупного воздействия этих свойств.
В первом случае и нф и льтрац ион н ая и водоуд ерж и ваю щ ая спо­
собности усиливаю тся п арал л ел ьн о. П о мере усиления этих свойств
непреры вно увеличивается расход на испарение и транспирацию .
П оверхностны й сток ум еньш ается, а расход н а пополнение зап асов
грунтовы х вод увеличивается, хотя и незначительно. Это происходит
до некоторы х оптим альны х величин впиты вания влаги в почву и
уд ер ж ан и я ею воды. П ри этих сочетаниях поверхностный сток до­
стигает миним ума, а подземный — м аксим ум а. По мере д ал ьн ей ­
ш его усиления инф ильтрационной и водоудерж иваю щ ей способно­
сти создаю тся условия, при которы х атм осф ерн ая в л ага, интенсивно
впиты ваясь в почву, уд ерж и вается в ней и в основном расходуется
на испарение. П олный речной сток ум еньш ается (рис. 94 а ) .
Во втором случае при слабой инфильтрационной и относительно
высокой водоудерж иваю щ ей способности вся атм осф ерн ая вода
стекает по поверхности почвы. П ри м алом содерж ании воды в по­
чве испарение м ало (нечему и сп аряться) и нет пополнения запасов
Подземных вод. П ри относительно высокой инфильтрационной и
слабой водоудерж иваю щ ей способности в пределе вся вода,
277
поступаю щ ая на поверхность, п росачивается вглубь и расходуется
на питание подземны х вод. В этих условиях отсутствует поверх­
ностный сток и испарение м ало. П ри некоторы х средних значениях
р ассм атриваем ы х свойств почв и уд ерж ан и я воды в почве в п реде­
л ах распространения корневой системы растений сум м арное исп а­
рение велико. И зм енения полного речного стока обратны изменению
испарения (рис. 94 6 ). П ри слабом впиты вании воды в почву реч­
ной сток ф орм ируется за счет поверхностного стока, при м алой
аккум уляции воды в почве и высокой инф ильтрации — за счет пи­
тания подземными водами.
Р ассм отренны е схемы характери зую т влияние почвенного по­
крова на сток и другие элем енты водного б ал ан са в чистом виде.
ВоОоудерживающая способность-^
-^Водоуаерживающая способность
Рис. 94. Принципиальные схемы зависимости поверхностного стока {!),
испарения (2), питания рек подземными водами (3) и полного реч­
ного стока (4) от инфильтрационной и водоудерживаю щей способно­
сти почвенного покрова при совместном их действии и осадков (5)
(по М. И. Л ьвовичу).
а — п рям ое соотнош ение и нф и л ьтр ац и п кн о й и вод о у д ер ж и ваю щ ей способности,
б — о бр атн о е соотнош ение.
вне воздействия других ф акторов, при постоянстве атм осф ерны х
осадков.
К а к известно, водно-физические свойства почвы меняю тся с и з­
менением ее влаж н ости , а т а к к а к вл аж н ость почвы испы ты вает се­
зонны е колебания, то и соотнош ения элементов водного б ал ан са не
остаю тся постоянными, меняется и структура речного стока. И зл о ­
ж енны е общ ие законом ерности имеют принципиальное зн ачение и
х арактери зую т тенденцию изменения речного стока под влиянием
основных свойств почвенного покрова. П рим еры количествен­
ного воздействия почвенного покрова на реж им речного стока не
единичны.
§ 138. Влияние геологического строения речного бассейна на сток
Геологическое строение речного бассейна определяет условия н а ­
копления и расходован и я подземны х вод, питаю щ их реки. В связи
с этим литологический состав горных пород, х арактер их зал еган и я
278
и глубина водоупоров являю тся сущ ественными ф ак торам и ф орм и­
рован ия стока, влияю щ им и на его величину и распределение во
времени. Н аи б о л ее отчетливо это влияни е п роявл яется при наличии
мощ ны х горизонтов хорош о водопроницаем ы х ры хлы х или трещ ино­
ваты х пород, воды которы х дренирую тся речными долинам и. В л и я­
ние это уси ли вается при хорош ей инф ильтрационной способности
почв и грунтов зоны аэрации. В этих условиях горные породы я в ­
л яю тся ак ку м у л ято рам и влаги, обусловливаю щ им и равном ерное
питание рек. Речной сток о казы в ается зарегули рован н ы м , и его в е ­
личина м ож ет быть больш е по сравнению с величиной стока б а с ­
сейна реки, слож енного слабо водопроницаем ы м и породами.
В елико влияни е н а сток зак арстован н ы х горных пород, сл агаю ­
щих речные бассейны . И нтенсивность этого влияния зави си т так ж е
от типа и в о зр аста кар ста. В карстовы х районах, особенно там , где
зак ар сто ван н ы е породы не покры ты четвертичны ми отлож ениям и,
поверхностны й сток обычно отсутствует, атм осф ерны е осадки по­
глощ аю тся воронкам и, польям и, просачиваю тся по трещ инам и по­
полняю т зап асы подземны х вод. П ути подземного стока весьм а
разн о о б р азн ы , и не всегда область питания и распростран ен ия под­
зем ны х вод со вп ад ает с областью д рен ирован и я их рекам и. Это х а ­
рактерн о д л я областей распростран ен ия карста.
Т ак, в центральной части Силурийского закарстован н ого плато
реки отсутствую т, т а к ж е к а к и в области К ры м ской Яйлы , весьм а
обильно орош аем ой осадкам и . Р еки , берущ ие н ач ал о в периф ерий­
ной части С илурийского плато, отличаю тся повыш енным стоком.
О бласть м акси м альн ого стока Я йлы расп о л агается в зоне обильных
выходов грунтовы х вод на высоте располож ени я глинистых сл ан ­
цев, подстилаю щ их карстую щ иеся известняки. П ри несовпадении
поверхностного и подземного водораздел ов под влиянием р азл и ч ­
ного х а р а к т е р а водообм ена влияни е к а р ста на речной сток м ож ет
быть п олож ительны м (сток увели чи вается) и отрицательны м (сток
ум еньш ается) по сравнению с зональны м стоком (табл. 23).
О тчетливое влияни е кар ста п роявляется на величине стока и р е­
ж и м е р ек с м алы м и п лощ адям и водосборов. П рим еры влияния к а р ­
ста на речной сток многочисленны. Они п риводятся к а к в советской
(П. В. М олитвин, Л . А. В ладим иров, В. А. Б ал к о в, О. Л . М ар к о ва
и д р .) , т а к и в зар у б еж н ой литературе.
О тклонение речного стока от его зональной величины возм ож но
т а к ж е в случаях, когда речной бассейн зан и м ает то или иное п оло­
ж ени е по отнош ению к области питания или разгрузк и подземных
вод артезиански х бассейнов.
В области питания артезиански х вод характерн ы безвозвратны е
потери речного стока н а п росачивание в глубокие артезиански е в о ­
доносны е горизонты . В области р азгр у зк и артезиански х вод реки
получаю т дополнительное питание. Н а это явлен и е о б р ащ ает вни­
м ание Б. И . К уделин. Т ак, согласно его исследованию , потери реч­
ного стока на водосборах рек Д нестровско-Д онецкой впадины (б а с ­
сейн верхней части С ейма и его притоков), располож енны х в о б л а ­
сти питания артезианского бассейна, достигаю т в среднем з а год
279
Таблица 23
Влияние карста на сток рек
П лощадь
бассейна
F км®
Река
Закар сто вЕнная
часть в %
[от F
Реки Ит а лии
33
41
4020
1115
Летимбро
Сансобия
Н ера . .
Анио . .
Реки
С арайная . .
Кедровый руч.
Студеный руч.
бассейна
4 8 ,2
2 2 ,4
4 ,9 5
15
100
85
76
Сосьвы
22
31
100
Средние годовые величины, мм
осадки
сток ф ак­
тический
с т о к ,зо ­
нальный
Разность
между
фактическим
и зональным
стоком, мм
(по м . И. Львовичу)
1360
1376
1027
1215
744
950
714
845
700
700
450
530
+44
+250
+264
+315
( Урал) (по П. В. Молитвину)
479
445
445
38
97
340
196
187
187
— 158
—90
+153
от 1 Д О 2 л /(с -к м ^ ). А налогичное явление п рослеж и вается в о б л а­
сти питания А зово-К убанского артезианского бассейна.
С геологическими ф акторам и стока тесно связан о воздействие на
величину стока глубины эрозионного вреза. По мере углубления
эрозионного вреза увеличивается вероятность п рорезан и я руслом
водоносных горизонтов и увеличения питания рек подземными во­
дами.
Глубина эрозионного вр еза обычно в озрастает с увеличением
площ ади водосбора. В связи с этим при одинаковы х климатических
условиях величина годового стока за счет слабого питания подзем ­
ными водам и оказы вается меньш е на м алы х и временны х реках, чем
на средних реках, полностью для данны х условий эрозионного вреза
дренирую щ их подземные воды. Р азл и ч и я стока м алы х и средних
рек в соответствии с зональны м распределением глубин зал еган и я
грунтовы х вод ум еньш аю тся в рай он ах с влаж н ы м клим атом и уве­
личиваю тся в засуш ли вы х районах. П ри сравнении средних вели­
чин годового стока с разм ерам и площ ади речного бассейна п одра­
зу м евается именно э та законом ерность: п лощ адь в данном случае
явл яется п о казател ем глубины эрозионного вреза, полноты д р ен аж а
подземных вод рекам и , а не генетическим ф актором .
§ 139. Влияние растительности на речной сток
Н епосредственное влияние растительности на сток сравнительно
невелико. Оно закл ю ч ается в увеличении ш ероховатости земной по­
верхности, вследствие чего зам ед ляется стекание воды по п оверх­
ности зем ли и увеличивается возм ож ность инф ильтрации влаги
в почву. В значительно больш ей мере п роявляется влияние расти ­
тельности, в особенности леса, на отдельны е элементы водного б а ­
л ан са бассейнов: просачивание, испарение, отчасти осадки.
280
Т еоретические и сследования и эксперим ентальны е наблю дения
за элем ен там и водного б ал ан са на опытных водосборах, логах, о б ­
лесенны х и откры ты х, к ак в наш ей стране, т а к и з а рубеж ом п озво­
лили ученым сделать следую щ ие выводы относительно различия
в структуре водного б ал ан са поля и леса.
1. О садков в лесу м ож ет в ы п ад ать больш е, чем на откры той тер ­
ритории. Это разли чи е связан о с изменением циркуляции воздуха
н ад лесом и улучш ением б л аго д ар я этом у условий конденсации а т­
мосферной влаги. В ы сота снега в лесу увеличивается з а счет п ере­
носа его с полей на опушки л еса, особенно зам етного в лесостепной
и степной зонах.
2. Н е все осадки достигаю т поверхности почвы. Ч асть их за д е р ­
ж и вается кроной деревьев (в хвойном лесу больш е, в лиственном
меньш е) и и спаряется.
3. С ум м арное испарение в лесу м ож ет быть и больш е и меньше,
чем в поле. Это зави си т от хозяйственного освоения территории,
типа л еса, продуктивности лесных и полевых угодий. Т ак, в сосно­
вых л есах расход влаги на испарение меньш е, чем в еловы х и б ере­
зовых, а на вы сокопродуктивной паш не больш е, чем в м алоп род ук­
тивном лесу.
П ри оценке расхода воды лесом и полем нуж но иметь в виду з а ­
висимость расходной части водного б ал ан са от приходной. Э та з а ­
висимость хорош о вы р аж ен а в рай он ах недостаточного у в л а ж н е ­
ния, где м акси м альн о возм ож ное испарение превосходит осадки.
В таких условиях р асход воды лесом или полем зави си т не столько
от потребностей их в воде, сколько от наличия воды, а в лесу ее
обычно больш е, чем в поле.
4. В лесу, к а к правило, водопроницаем ость почвы выш е, чем
в поле. Этому способствует не только м ощ ная корн евая система д е ­
ревьев и подлеска, но и лесн ая подстилка. Зн ач и тел ьн ая роль п ри ­
н ад леж и т т ак ж е ры хлы м, частью оструктуренны м, богаты м гум у­
сом верхним слоям почвы в лесах. Л ес н а я подстилка об ладает
больш ой влагоем костью и п редохран яет почвенные поры от за и л и ­
вания. В одопроницаем ость лесны х почв вели ка, но неодинакова.
В естественных условиях просачивание воды в почву зави си т от
типа леса, во зр аста древостоя и степени изреж и ван ия. Д убовы е,
сосновые, ясеневы е н асаж д ен и я, о б л ад ая глубокой и разветвленной
корневой системой, повы ш аю т водопроницаем ость почвы по сравн е­
нию с почвой в еловы х н асаж ден иях.
5. П оверхностны й сток к а к снеговых, т а к и д ож девы х вод в лесу
крайн е мал. Это явл яется следствием хорош ей инфильтрационной
способности лесны х почв. П росачиванию воды в почву весной спо­
собствую т к тому ж е относительно меньш ие интенсивность снего­
таян и я весной ^ и глубина пром ерзани я почвы зимой по сравнению
с полем. Н ередко дож ди, вы зы ваю щ ие хорош о вы раж ен н ы е паводки
в речных бассейнах, лиш енных леса, в лесу не образую т паводочного стока. П рактически отсутствует весенний поверхностный сток
Н а площ ади, частично занятой лесом и полем.
281
в сосновых лесах, п роизрастаю щ их на песчаны х почвах. Он н аб лю ­
д ается в хвойных н а супесчаны х почвах и несколько возрастает
в смеш анны х и лиственны х н асаж д ен и ях н а суглинисты х, п одзоли­
стых почвах. П рим ером влияни я облесенности водосборов на сни­
ж ение поверхностного стока могут служ ить наблю дения гидром е­
теорологической обсерватории в К аменной степи (табл. 24).
Таблица 24
Основные элементы водного баланса различно облесенных балок
в период весеннего половодья
Каменная Степь, средние за 1950— 1960 гг.
Водосбор
Балка Селекцентровская
Балка Безымянная . .
Балка Малые Озерки . .
Облесенность,
18,8
8, 0
2,0
Снегозапасы и
осадки, мм
99
113
75
П оверхност­
ный сток, мм
7 ,4
37
31
Коэффициент
стока
0,075
0 ,3 2
0,41
6. В лесу питание грунтовы х вод более обильное, чем в поле. П ри
дренировании подземны х вод речной сетью это приводит к увели ­
чению грунтового стока в реки и форм ированию устойчивой межени.
В этом больш ое водоохранное и регулирую щ ее значение леса.
7. Р убки леса, вы пас скота наруш аю т лесную подстилку, ухуд­
ш аю т инф ильтрационную способность почв и видоизм еняю т водный
балан с. С тепень этого влияния р азн ая . П осле м еханизированны х ру­
бок с применением трелевочны х тракторов водоохранное значение
лесов д а ж е после возобновления древостоев надолго ослабляется
вследствие ухудш ения водорегулирую щ ей способности лесных почв.
В опрос о влиянии леса на сток оставал ся в течение долгого в р е­
мени дискуссионным. В настоящ ее врем я мож но считать установ­
ленным, что влияние лесов на водность (м одули стока) зависит от
р яд а причин и не м ож ет реш аться одинаково при различны х при­
родных условиях и хозяйственной деятельности человека. П р еж д е
всего следует иметь в виду, что распространение лесов и сток в есте­
ственных условиях н аходятся в тесной зависим ости от кл и м ата. П ри
одинаковы х клим атических условиях и одинаковой лесистости это
влияние зави си т от геоморф ологических условий, с которы ми тесно
связан ы процессы стекания воды по поверхности зем ли, полож ения
зе р к а л а грунтовых вод, ф изических и водны х свойств почвы, состава
и полноты насаж ден ий , способов рубки лесов и х ар а к тер а и продук­
тивности поля, с которы м сравн и вается сток облесенных территорий.
В л ага, просачи ваю щ аяся в почву в лесных бассейнах, п опадает
в речную сеть почти исклю чительно подземным путем. Н а м алы х р е ­
ках обычно вследствие незначительной глубины эрозионного вреза
русел зн ач и тельн ая часть воды уходит з а пределы бассейнов и тем
самы м переходит в категорию безвозвратны х д л я этих бассейнов
потерь. П ри одинаковы х р азм ер ах водосборов м алы х речных б ас­
сейнов, одинаковы х клим атических и гидрогеологических условиях
величина безвозвратны х потерь на инфильтрацию в о зр астает с у в е­
личением лесистости, а следовательно, происходит и уменьш ение
282
стока. Т ак, наприм ер, по данны м В алд ай ской гидрологической л а ­
боратории (лесная з о н а ), сток в безлесном бассейне П риусадебного
л о га (п лощ адь водосбора 0,36 км^) в среднем годовом равен 255 мм.
в бассейне ж е ло га Т аеж н ого (0,45 км^) при лесистости 98% сток
сн и ж ается до 192 мм. Н а П ридеснянской станции при лесистости
90% сток составляет 50 мм, при лесистости 33% — 92 мм. П о мере
увеличения площ адей водосборов вследствие увеличения глубины
эрозионного в р еза речных русел все б ольш ая ч асть п росачиваю ­
щ ихся вод во звр ащ ается в речную сеть данного бассейна в связи
с усилением ее дренирую щ ей роли. В соответствии с этим разли чи я
в стоке безлесны х и лесисты х бассейнов постепенно сглаж иваю тся.
К ак у ж е отм ечалось выш е, в крупных речных бассейнах влияние
неклим атичёских ф акторов, в том числе и леса, становится менее
явны м и вы явить это влияние в «чистом» виде труднее вследствие
совместного компенсирую щ его действия других ф акторов. С ледует,
кром е того, отметить, что по м ере увеличения речных бассейнов р а з ­
личия в лесистости крупных речных бассейнов обусловливаю тся и
клим атическим и причинами, т. е. теми ж е, что и разли чи я в стоке.
§ 140. В лияние р ел ь еф а н а речной сток
Н епосредственное влияние уклонов местности на речной сток
сравнительно невелико, вследствие того что роль инфильтрационной
способности почв перекры вает зави сящ ее от этого ф ак то р а увели че­
ние или уменьш ение скорости стекания вод по зем ной поверхности.
Больш ое влияни е рельеф о к азы в ает на отдельны е элементы водного
б ал ан са речных бассейнов: осадки, инф ильтрацию вл аги в почвогрунты и испарение. Это влияние рельеф а п роявляется различно
в зависим ости от крупности его форм. О собенно значительно оно
в горах, где с высотой местности увели чи вается годовая сум м а о са д ­
ков, сн и ж ается тем п ература воздуха, следствием чего явл яется
уменьш ение испарения и соответственно увеличение стока. С вы со­
той, к а к правило, увеличивается д оля тверды х осадков, что п риво­
дит к увеличению коэф ф ициента стока, а следовательно, и величины
стока, а т а к ж е к сущ ественному изменению водного реж им а,
н аи более вы раж ен н ом у на высокогорны х р ек ах с ледниковы м пи­
танием.
Т аким образом , в ер ти кал ьн ая поясность клим атических ф ак то ­
ров стока вы зы вает вертикальную поясность величин стока. Это об­
стоятельство позволило ряд у гидрологов в Советском С ою зе и за
рубеж ом установить эм пирические зависим ости величин годового
стока от средней высоты водосборов. Т ак к а к изменение количе­
ства осадков с высотой носит локальн ы й х ар а к тер (влияет ориенти­
ровка горных склонов, степень защ ищ енности, экран и зац и и района
от влагоносны х м асс в о зд у х а ), а изменение стока обусловливается
геологическими и почвенными условиям и, резко меняю щ имися
в горах, то и зависим ости стока от высоты водосборов являю тся по­
районными. Т аки е зависим ости использую тся д л я пространственной
интерполяции величин речного стока, что позволяет составлять
283
карты стока и д л я слож ны х горных условий при ограниченности
исходных данных.
В горах происходит перераспределение тверды х осадков в реч­
ном бассейне. В горных котловинах, глубоких ущ ельях, у поднож ия
горных склонов в результате схода снеж ны х лавин и ветровой м и­
грации скап ли ваю тся больш ие м ассы снега, талы е воды которых
сл у ж ат источником питания горных рек в летний период.
В равнинных, особенно степных, районах ветер сносит снег с от­
кры ты х склонов в балки, овраги, речные долины. П одобная ак ку­
м уляция снега в гидрограф ической сети приводит к увеличению по­
верхностного стока снеговых вод. П ри наличии бессточных п ониж е­
ний на водосборах снеговые и д ож д евы е воды аккум улирую тся
в них и расходую тся в дальнейш ем на инф ильтрацию и испарение,
о казы в ая таким образом косвенное влияние на сток и его р асп р е­
деление в году.
§ 141. В лияние озерности на годовой сток рек
С изменением озерности изменяю тся соотнош ения м еж ду п лощ а­
дям и, покрытыми водой и зан яты м и сушей. И спарение ж е с водной
поверхности и с поверхности суши неодинаково, что влечет за собой
разли чи я в величине испарения с поверхности речных бассейнов
с различной озерностью . Если площ адь водосбора какой-либо реки
р ав н а F км ^ а озерность К о з , то площ адь, за н я т а я водой, составляет
К о з Р км ^ а п лощ адь суши (1 — К о з ) Р км^. П ри испарении слоя воды
за год с водной поверхности Z b , с поверхности суши Z c объем и сп а­
ривш ейся воды составит:
с водной поверхности
с суши
W ,= Z ,{\~ K os)F .
С уммарны й объем испарения
W,=Z^o3F+Z, (1
;
-
/С о з)
F,
или
Z = Z e + /C o3(Z 3-Z e),
е. испарение с бассейна с озерностью К о з больш е испарения
с безозерного бассейна на величину Коз{2ъ — Z c), а следовательно,
сток с бассейна с озерностью Коз на эту ж е величину меньше, чем
с безозерного бассейна, т а к к а к увеличение испарения при постоян­
стве осадков вы зы вает уменьш ение стока.
И спарение с водной поверхности и с поверхности суши и зм е­
няется неодинаково в различны х физико-географ ических условиях,
а следовательно, и влияние озерности на величину годового стока
неодинаково в различны х районах. По данны м А. С. С околова,
в лесной зоне при озерности, меньшей 10%, уменьш ение годового
Т.
284
стока относительно невелико (менее 10% ). При озерности 30— 50%
и более уменьшение стока в лесной зоне становится довольно значи­
тельным и может достигать 50% и более. К югу влияние озерности
на уменьшение годового стока быстро увеличивается.
§ 142. Влияние хозяйственной деятельности на сток
Хотя эта тема заслуж ивает специального изложения, ограни­
чимся здесь лишь общими замечаниями. В современных условиях
широкого использования водных ресурсов и проведения агрономи­
ческих, агролесомелиоративных и гидромелиоративных мероприя­
тий на обширных территориях страны хозяйственная деятельность
человека воздействует как непосредственно на сток, так и на усло­
вия его формирования. Создание водохранилищ (иначе говоря, уве­
личение озерности) вызывает увеличение потерь воды на испарение,
а следовательно, и некоторое уменьшение стока, в особенности в з а ­
сушливых районах. Н о эта неизбежная издержка с избытком пере­
крывается 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.
Искусственное орошение в зоне недостаточного увлажнения тре­
бует водозабора из рек, создает совершенно новые условия водного
режима почв, вызывает увеличение расхода воды на испарение и
транспирацию и тем самым уменьшает величину стока рек. В ряде
районов Средней Азии и Кавказа воды некоторых рек целиком р аз­
бираются на орошение и в настоящее время не достигают рек, в ко­
торые они некогда впадали. Таковы, например, Зеравшан, преж де
впадавший в Амударью, Сох, И сфайрамсай — притоки Сырдарьи
и др. В одозабор на орошение из такой большой реки, как Сыр­
дарья, достигает 40 %•
Распашка территории, полевые лесонасаж дения, мероприятия,
проводимые по повышению плодородия почв, вносят изменения
в структуру водного баланса и тем самым влияют на сток, главным
образом в результате изменений водно-физических свойств почв.
При социалистическом ведении сельского и лесного хозяйства эти
изменения в нашей стране носят направленный характер. Многие
мероприятия, преследующие цель повышения биологической про­
дуктивности полей, состоят в регулировании почвенной влаги: уве­
личении влаги в почве путем задерж ания поверхностного стока или
орошении в засушливых районах и ослаблении переувлажнения
в районах избыточного увлажнения путем осушения.
Влияние земледелия на местный водный баланс территории и
сток лучше изучено в зонах недостаточного и неустойчивого увлаж ­
нения.
Широко применяемые в сельском хозяйстве осенняя пахота, глу­
бокая тракторная вспашка, безотвальная пахота, снегозадерж а­
ние, создание полезащитных лесных полос и т. д. направлены на
285
повышение влажности почв на пашне и в конечном итоге на повы­
шение урожайности.
Н аиболее существенное влияние на преобразование водного ба­
ланса пахотных угодий в зоне недостаточного и неустойчивого ув­
лажнения оказывает з я б л е в а я в с п а ш к а . Почва, вспаханная
осенью, остается разрыхленной до весеннего снеготаяния и обла­
дает способностью задерживать значительно большее количество
талой воды за счет снижения поверхностного склонового стока по
сравнению с почвой, вспаханной весной. Обобщенные Львовичем
результаты экспериментальных исследований в разных природных
зонах показывают, что под влиянием зяблевой пахоты поверхност­
ный склоновый сток уменьшается; на юге лесной зоны СССР в 1,3—
1,5 раза, в лесостепной в 1,5—2,5 раза, в степной зоне в 2,5— 5 раз.
Лесные полосы предохраняют поля от сдувания с них снега, ак­
кумулируют влагу, перехватывая склоновый паводочный сток. Этот
гидрологический эффект может быть различным в зависимости от
расположения лесных полос на склоне (поперек или вдоль него) и
в зависимости от структуры и типа почв. При легких почвах лесные
полосы аккумулируют больше воды по сравнению с тяжелыми.
Д о организации колхозного механизированного земледелия зя б ­
левая пахота почти не применялась, поэтому во время весеннего
снеготаяния почва была уплотненной, а ее инфильтрационная спо­
собность была более слабой. В этих условиях потери воды на сток
с пашни были значительными, что способствовало увеличению по­
верхностного склонового стока и усилению эрозионных процессов.
Отрицательное действие на водный режим почв оказывает, на­
пример, нерегулируемый выпас скота. При длительном использова­
нии земель под выпас скота происходит смена видового состава л у­
говой растительности, снижается ее продуктивность, разрежается
дернина, почвенный покров уплотняется. В результате, так ж е как
при отсутствии зяблевой пахоты, инфильтрация в почву ухудш ается
и создаются условия для увеличения поверхностного стока. По срав­
нению с целиной валовое увлажнение степных участков, используе­
мых под выпас скота, меньше, а поверхностный сток с них больше.
В зоне избыточного увлажнения земледелие, очевидно, является
менее действующим фактором формирования водного баланса тер­
ритории по сравнению с мелиоративными мероприятиями: лесом е­
лиорацией и эксплуатацией леса, использованием болотных масси­
вов и заболоченных земель и их осушением. Гидрологическая роль
всех этих мер усиливается при повышении урожаев и продуктивно­
сти лесов на осушенных землях. Изучение влияния этих мероприя­
тий на водный режим территорий и рек является одной из совре­
менных проблем гидрологии.
§ 143. Понятие о норме стока
Сток рек меняется из года в год. В этих колебаниях нет строгой
закономерности. Вместе с тем величина годового стока колеблется
около некоторой средней величины, причем амплитуда таких коле­
286
баний неодинакова в различных физико-географических районах.
Ряд величин годового стока можно рассматривать как ряд «слу­
чайных» величин. В математической статистике ряд, образованный
случайными величинами, называется в а р и а ц и о н н ы м р я д о м .
Одной из основных характеристик вариационного ряда является
норма — средняя арифметическая величина (У), вычисляемая
формуле
V--
по
(139)
где ^ Уг — сумма членов вариационного ряда; п — число его членов.
1
П редполагается, что норма стока представляет собой устойчи­
вую величину, т. е. средняя арифметическая величина, вычисленная
■Ш О
-3 0 0 0
-2 0 0 0
-1 0 0 0
Годы
1000
2000
Рис. 95. Колебания увлажненности Евразии и Северной Аме­
рики (по А. В. Шнитникову).
за достаточно длительный период, остается постоянной независимо
от прибавления новых членов к вариационному ряду. Понятие об
устойчивости нормы стока является не совсем верным. Климатиче­
ские факторы на больших пространствах не остаются неизменными
в течение длительных периодов, не только доисторических, но и ис­
торических. Имеется ряд свидетельств изменений климата, которые,
естественно, вызывают изменения величин стока. На рис. 95 пока­
заны колебания увлажненности Евразии и Северной Америки, полу­
ченные А. В. Шнитниковым по геологическим и историческим дан­
ным за длительный период времени. Эти колебания носят цикличе­
ский характер с длительностью циклов около 1800 лет; влажные
циклы сменяются засушливыми и на смену последним вновь при­
ходят влажные. Помимо циклических колебаний стока, вызванных
циклическими ж е колебаниями климатических факторов, изменения
стока вызываются хозяйственной деятельностью человека. Эти из­
менения ыосят обычно односторонне направленный характер. Учи­
тывая циклические колебания стока, принято считать н о р м о й г о ­
д о в о г о с т о к а среднюю арифметическую его величину, вычи­
сленную за длительный период, включающий не менее двух полных
циклов колебаний стока. Цикл состоит из двух фаз водности — мно­
говодной и маловодной.
287
Д ля установления периода вычисления нормы стока в практике
гидрологических расчетов используется так называемая р а з н о с т ­
н а я и н т е г р а л ь н а я к р и в а я , дающ ая наглядное представле­
ние о циклах колебаний стока в пределах периода гидрометриче­
ских наблюдений (рис. 96). Такую кривую удобно строить в относи­
тельных отклонениях — в модульных коэффициентах
(где
Мер
Mi — модуль стока г-того года, Мер — средний модуль за весь пеt
риод наблюдений). Кривая 2 ] (Д'г — 1) = ф (0 Дает представление
1
о нарастающей сумме отклонений годовых модульных коэффициен­
тов Кг от среднего многолетнего значения Д'ор = 1. Период времени,
Рис. 96. Разностная интегральная кривая модульных коэффи­
циентов годового стока р. Западной Двины у г. Витебска.
для которого участок кривой наклонен вверх относительно горизон­
тальной линии (тангенс угла наклона прямой, соединяющей начало
и конец отрезка кривой, больше единицы), соответствует многовод­
ной фазе, а период, для которого участок кривой наклонен вниз
(тангенс угла наклона меньше единицы), соответствует маловод­
ной фазе. Средний модульный коэффициент для любого отрезка
времени может быть вычислен по формуле
/Сср=1-
к - In
где /к и /н — конечная и начальная ординаты интегральной кривой
для рассматриваемого периода; п — число лет в этом периоде.
Очеврщно, что Т^'ср за период, включающий одинаковое число ма­
ловодных и многоводных фаз (полных циклов), должно быть равно
или близко к единице. За этот период и может быть рассчитана
норма стока. Так, для определения нормы стока р. Западной Двины
288
у г. Витебска мож ет быть принят 28-летний период, с 1924 по 1952 г.,
и 29-летний период, с 1933 по 1962 г. (см. рис. 96).
§ 144. Карта стока
Д ля характеристики распределения стока на любой территории
строятся карты стока, выраженного в слое стока или в модулях
стока. Д ля построения карты норм годового стока предварительно
по данным фактических наблюдений вычисляются нормы стока для
отдельных речных бассейнов и их частей. Полученные данные отно­
сятся к центрам тяжести речных водосборов. По нанесенным на
карту величинам норм стока проводятся плавные линии, соединяю­
щие точки с одинаковыми величинами норм стока, — изолинии
стока. П р и проведении изолиний принимается во внимание распре­
деление по территории основных факторов стока: атмосферных
осадков, рельефа, почв, геологического строения, в горах — особен­
ность высотной поясности.
Впервые в нашей стране карта стока была построена Д . И. Кочериным для европейской части СССР (1927 г.) по данным всего лишь
30 пунктов наблюдений. Тем не менее карта Кочерина давала в об­
щем правильное представление об основных особенностях распре­
деления стока на территории Русской равнины и в течение длитель­
ного времени служила источником для гидрологического обоснова­
ния многих гидротехнических проектов.
П озж е сводные карты по Советскому Союзу были составлены
С .‘ Ю. Белинковым и Б. Д . Зайковым (1937 г.), Б. Д . Зайковым
(1946 г.), В. А. Троицким (1947 г.) и К. П. Воскресенским (1962 г.).
Карта Воскресенского составлена в ГГИ на основе материалов
наблюдений в 5690 пунктах. Помимо большей детализации, эта
карта отличается от других карт тем, что на ней выделены области,
где под влиянием местных факторов сток малых рек меньше или
больше зональной величины, указанной на карте. Н а рис. 97 (см.
вкладку) приведена уточненная другими авторами карта Воскресен­
ского, опубликованная в Физико-географическом атласе мира
(1964 г.).
Имеются карты стока для всего земного шара. Такая карта была
впервые опубликована в 1945 г. в СССР М. И. Львовичем и за ру­
беж ом немецким гидрологом В. Вундтом (1952 г.).
Карты стока даю т отчетливое представление об особенностях
распределения стока на той или иной территории. В этом преж де
всего их географическое значение. Карты стока позволяют опреде­
лить приближенную величину стока, а следовательно, и среднего
многолетнего расхода любой реки, для которой отсутствуют данные
непосредственных измерений.
§ 145. Распределение среднего многолетнего стока на территории
СССР
Характерной особенностью в распределении среднего многолет­
него стока на территории СССР является широтная зональность
его, наиболее отчетливо выраженная в равнинных частях страны,
19
Зак . № 266
289
и тенденция к уменьшению стока в направлении с запада на вос­
ток под влиянием ,континентальности климата (см. рис, 97).
В равнинных частях нашей страны норма стока,' как правило,
уменьшается с севера на юг. Вместе с тем в пределах Русской рав­
нины располагается широкая полоса повышенного стока (больше
300 м м ), охватывающая бассейны рек Выга, Кеми, Онеги, Северной
Двины, Печоры и др. К югу и северу от этой полосы сток умень­
шается. Наименьших значений норма стока достигает в Причерно­
морской и особенно в Прикаспийской низменности, 20— 10 мм и ме­
нее. На территории Западно-Сибирской равнины максимум стока
наблюдается на широте 64— 66° и составляет 250 мм (бассейн
р. П ур). Н а побереж ье Карского моря сток меньше, около 200 мм,
к югу уменьшается и в зоне степей равен около 10 мм.
Другой характерной чертой, помимо зональности, в распределе­
нии стока на территории СССР является отчетливо выраженное
влияние рельефа. Д а ж е относительно небольшие нарушения спо­
койного равнинного рельефа Русской равнины вызывают увеличе­
ние стока, что хорошо прослеживается в районах Валдайской, При­
волжской и Среднерусской возвышенностей. Донецкого кряжа.
Уральский хребет представляет собой обособленную интрозональную область стока с более высокими значениями стока на западных
склонах по сравнению с восточными. В бассейне р. Шугор отмечен
максимум нормы стока для европейской части СССР — около
800 мм.
Окраинные горные системы Крыма, Кавказа, Средней Азии, Ал­
тая, Саян характеризуются сложным распределением стока, в о б ­
щем соответствующим распределению осадков. Склоны гор и воз­
вышенностей, обращенные навстречу , влагоносным воздушным
циркуляциям и обильно орошаемые осадками, отличаются повышен­
ным стоком. На южных склонах Главного Кавказского хребта сток
значительно больше, чем на северных. В бассейне р. Чхалта, в при­
токе Кодори, он достигает около 3000 мм в год. Во внутренних ча­
стях горных районов, защищенных высокими хребтами от приноса
влаги, наблюдается резкое снижение нормы стока. Так, во внутрен­
них областях Памира и Тянь-Шаня норма стока составляет всего
лишь 60— 70 мм в год. На Алтае, в засушливой Чуйской степи,
норма стока снижается до 20 мм, в то время как в бассейне р. Томь
она составляет около 1500 мм. Средний модуль стока для СССР
в целом равен 6,2 п Ц с - к и ^ ) , что соответствует слою стока примерно
195 мм.
§ 146. Водоносность рек
Водоносность рек земного шара колеблется в широких пределах.
Самая многоводная река мира — Амазонка, в устье которой, по по­
следним, хотя и приближенным измерениям и расчетам, средний
годовой расход воды достигает 175000 м^с.
- В нашей стране самая многоводная река Енисей. Средний годовий расход ее равен 19 800 м^/с. П одавляющему большинству рек
290.
СССР свойственны расходы, меньшие 300 м^/с. Так, в СССР имеется
всего лишь 108 рек, расходы которых превышают эту величину.
В табл. 25 приведены данные о расходах основных рек мира в нижних
течениях, а на рис. 98 — изменение расходов рек СССР по их длине.
Таблица 25
Водоносность больших рек мира
Река
Пункт
Длина
реки, км
Площадь
бассейна,
тыс. км^
Расход
воды,
м=/с
175000
, 39 160
Источник
По Олтману ;
По Олейникову
Кр. геогр. энцикло­
педия
То же
По Херсту
Амазонка
Конго
Устье
Киншаса
62801
4370
70501
2620
Ганг
Янцзы
Нил
Устье
2700
1060
38 ООО
Устье
Вади-Хальфа
5520
6670
1800
2870
31 ООО
2 750
4092
6215
4400
5410
4416
4240
2580
3248
2490
2975
1855
1760
19 8003
18 400 По карте Вилсона
16 100
12700
10 900
10 800
Гидролог, атлас
Канады
Енисей
Миссисипи
Лена
Обь
Амур
Маккензи
Св. Лаврентия
Корнуолл
3060
1026 2
1378
9860
Волга
Нигер
Устье
Онитша
3530
4160
1360
1100 2
2092
7 710
7000
По Родье
Инд
Суккур
3190
900 2
4 780
ГГИ
960
Дунай
Юкон
Устье
Калтог
2850
3180
817
767 2
900
6430
6 210
Гидролог, атлас
Канады
‘ Площади и длины рек даны по Малому атласу мира, 1971 г.
2 В числителе приведена площадь водосбора до указанного пункта.
® Расходы рек СССР взяты из справочника «Водные ресурсы и водный ба­
ланс СССР», 1967 г.
На приведенной карте водоносности рек СССР отчетливо видно
резкое различие в направленности речного стока в европейской и
азиатской частях СССР. В европейской части СССР главная масса
вод сбрасывается на юг, в азиатской — на север. Такое распреде­
ление стока имеет определенное физико-географическое и отчасти
хозяйственное значение. Реки как бы участвуют в своеобразной ме­
лиорации природных условий нашей страны. В европейской части
СССР сток рек направлен главным образом в засушливые районы,
и большие массы воды, сбрасываемые на юг, уменьшают степень
засушливости южных районов и создаю т вместе с тем возможность
использования их в тех именно районах, где нуж да в них особенно
19*
29}
292
велика. В азиатской части СССР реки, текущие с юга на север, вы­
носят в северные районы большое количество тепла и тем самым
несколько смягчают суровые условия Крайнего Севера, отодвигая
сроки замерзания рек и, по мнению некоторых исследователей, смяг­
чая ледовитость прибрежных зон северных морей.
§ 147. Колебания годового стока рек и его распределение в году
Колебания годового стока рек происходят под влиянием метео­
рологических факторов. Характер этого влияния меняется в зави­
симости от ландшафтных условий. Колебания годового стока рек
можно охарактеризовать либо изменчивостью его в отдельные годы,
либо путем анализа колебаний в хронологической последователь­
ности.
Д ля характеристики изменчивости годового стока в практике ги­
дрологических расчетов широко применяются методы математиче­
ской статистики, в частности кривые распределения и обеспеченно­
сти \ Кривые обеспеченности позволяют определить величину стока
различной заданной обеспеченности { Р %) или повторяемости
(в среднем 1 раз в N лет) без указания срока наступления расчет­
ных величин. По материалам наблюдений строятся эмпирические
кривые обеспеченности (рис. 99). Эмпирическая обеспеченность
расходов (Р% ) определяется по формуле
п 4 -0 ,4
где т — порядковый номер ранжированного ряда; п — число членов
в ряду.
Сглаживание и экстраполяция кривых до заданных пределов
обеспеченности осуществляется аналитически с использованием не­
которых типовых уравнений. В практике гидрологических расчетов
чаще пользуются биномиальной асимметричной кривой, или кри­
вой распределения Пирсона П1 типа. Параметрами теоретической
кривой обеспеченности являются: 1) средняя арифметическая вели­
чина ряда У; 2) коэффициент изменчивости, или вариации, годового
стока С„; 3) коэффициент асимметрии годового стока С«.
Параметры определяются по материалам наблюдений. Коэффи­
циент вариации годового стока характеризует степень изменчивости
годовых величин стока относительно его нормы. Он вычисляется по
формуле
С ,= ^ ,
(140)
‘ Вопросы применения кривых распределения для оценки изменчивости стока
излагаются в специальных курсах (см„ например, Д . Л. С о к о л о в с к и й .
«Речной сток», Л., Гидрометеоиздат, 1968).
293
где о у — среднее квадратичное отклонение, численно равное
п—\
Таким образом,
1
l/~
у f
\f
f
; л—1
(141)
:н — 1 ^ ;
где / С г = ^ - — модульный коэффициент годового стока Fi, а л — чи}Я:ело членов вариационного ряда.
Им^/с
Ю О О у—
300
800
700
600
500
Ш
300
О
10
20
30
W
50
60
70
ВО
90
100Р%
Рис. 99. Кривая обеспеченности средних годовых расходов
воды р. Томи-у г. Новокузнецка за 1894— 1957 гг.
Д ля точного вычисления Cs необходимы ряды с очень большим
числом членов, поэтому на практике часто принимается эмпириче­
ское соотношение C s=2C ^. Коэффициент асимметрий характери­
зует несимметричность ряда величин стока относительно его сред­
него.
Теоретические кривые строятся с помощью таблиц интеграла
биномиальной асимметричной кривой. Зная С^,, С« и F, с помощью
этих таблиц можно получить величины стока заданной обеспечен­
ности.
Характеристика изменчивости годового стока при помощи коэф­
фициента вариации носит-чисто статистический характер, так как
при этом рассматриваются только количественные изменения вели294
чин годового стока и не принимаются во внимание причины этих из­
менений.
И з уравнения водного баланса речного бассейна за отдельные
годы, имеющего вид Fr = -^r — Z r± ^ r, следует, что величина годо­
вого стока Уг зависит от годовой суммы осадков Хг, расхода на ис­
парение Zr и накопления и расходования влаги в бассейне UrТаким образом, ведущими факторами стока за отдельные годы яв­
ляются метеорологические, всем остальным, как правило, принад­
лежит второстепенная роль. Влияние метеорологических факторов
на величину годового стока неодинаково в различных ландшафтных
зонах. Так, в пределах Русской равнины, в з о н е и з б ы т о ч н о г о
у в л а ж н е н и я , величина годового стока определяется главным
образом годовой суммой осадков и колебания годового стока из
года в год происходят почти параллельно колебаниям годовых сумм
осадков. В зоне недостаточного увлажнения, где подавляющая
часть годового стока проходит в период весеннего половодья, коле­
бания годового стока повторяют колебания стока весеннего поло­
водья. По этой причине колебания годового стока в этой зоне зави­
сят не от изменений годовых сумм осадков, а только от количества
осадков, выпадающих в виде снега.
В отдельные годы эти закономерности нарушаются. В первой
зоне эти нарушения отчетливо проявляются при различном харак­
тере распределения осадков в году и различной степени их расходо­
вания на испарение и просачивание. Во второй зоне существенное
влияние оказывают влажность и промерзание почвы перед весен­
ним снеготаянием.
Влияние прочих неметеорологических факторов на колебания го­
дового стока сводится к воздействию этих факторов главным обра­
зом на накопление и расходование влаги в бассейне. Оно прояв­
ляется преимущественно в сглаживании колебаний годового стока,
обусловленных метеорологическими факторами. Н аиболее отчет­
ливо это сглаживающ ее влияние проявляется в горных районах, где
в питании рек значительная роль принадлежит ледникам и вечным
снегам.
Распределение стока в течение года (по сезонам, месяцам, д е ­
кадам) отраж ает характерные особенности водного режима реки и
зависит, следовательно, от источников питания и изменения соот­
ношений элементов водного баланса в течение года. Выражается
внутригодовое распределение стока обычно в долях или в процентах
от величины годового стока.
Уравнение водного баланса речного бассейна за любой проме­
жуток времени года может быть принято в виде
r , = X i- Z , ± U , ,
где Yi — величина стока за данный промежуток времени; Х{ — коли­
чество осадков; Zj — испарение; ± U i — накопление и расходование
влаги в бассейне за тот ж е промежуток времени.
Соотношения меж ду элементами водного баланса в течение года
не остаются постоянными, в связи с чем в климатических условиях
295
СССР начиная с осени в речных бассейнах происходит накопление
запасов влаги, а с весны — расходование ее. В соответствии с этим
при изучении водного режима рек иногда пользуются не календар­
ным, а г и д р о л о г и ч е с к и м г о д о м , понимая под ним годовой
период, включающий годовой цикл накопления и расходова­
ния влаги. З а начало гидрологического года в северных районах
обычно принимают сентябрь, в южных — октябрь— ноябрь. К этому
сроку переходящие из года в год запасы влаги ( ± i / ) в виде поч­
венно-грунтовых вод, а такж е запасы воды на поверхности бассейна
(в озерах, болотах) наименьшие.
Осадки, как уж е отмечалось ранее, определяют возможность об­
разования стока. Если часть осадков выпадает в твердом виде, то
они сохраняются на поверхности бассейна в виде снежного покрова
6)
t°c
20
/1
\
15
10
5
Шшт
II
III
IV
V
VI
IX
X
XI
I
п
III
IV
V
VI
V II V I I I I X
О
X
X I
X II
Рис. 100. Внутригодовое распределение стока, осадков и температуры воздуха
в бассейнах (по Б. Д . Зайкову).
а — р. Ааре — Ретерихсбоден, б — р. Сона — Сент-Альбин. 1 — осадки, 2 — сток, 3 — тем­
пература.
И только В дальнейшем, при наступлении положительных темпера­
тур воздуха и таянии снега, образую т сток. Роль осадков в этом
случае сводится к изменению величины ± U i ъ уравнении водного
баланса для зимнего и весеннего периодов. Если остальным источ­
никам питания принадлежит ничтожная роль, как, например, у рек
казахстанского типа, то на долю весеннего стока приходится от 80
до 100% годовой его величины. По мере увеличения доли дож девого
и грунтового питания внутригодовое распределение стока стано­
вится более равномерным.
В районах с суровой и длительной зимой волна весеннего поло­
водья сдвигается к лету, в соответствии с чем возрастает доля лет­
него стока. Примером может служить р. Юкон (Аляска), у которой
сток летом почти втрое превышает сток весеннего периода.
В высокогорных районах, где основными источниками питания
являются высокогорные снега и ледники и где таяние этих запасов
влаги в твердом виде происходит под влиянием солнечной радиа­
296
ции и температуры воздуха, годовой ход стока в общем следует го­
довому ходу температуры воздуха (рис. 1 0 0 а ). Разновременность
таяния снега в различных высотных зонах в горах приводит к ра­
стягиванию половодья и придает более равномерный характер рас­
пределению стока в период половодья, чем на равнинных реках.
Если ж е осадки полностью выпадают в жидком виде, то внутри­
годовое распределение стока определяется режимом осадков и теми
условиями, которые благоприятствуют или не благоприятствуют
формированию стока, главным образом способностью почво-грунтов поглощать то или иное количество влаги. Эта способность почвогрунтов поглощать влагу, помимо их физических свойств, зависит
от степени их увлажненности или иссушенности, что связано с тем­
пературным режимом воздуха. Примером влияния режима осадков
и температуры воздуха на внутригодовое распределение стока мо­
гут служить реки Сан-Франсиску (Ю жная Америка), Темза, Сона
(Европа). В бассейне р. Сона, например, при относительно равно­
мерном распределении осадков в году концентрация стока прихо­
дится на холодное время года и внутригодовое распределение стока
обратно ходу температуры воздуха (рис. 100 6 ).
Большое регулирующее влияние на распределение стока в тече­
ние года оказывают озера и водохранилища (см. § 201). О зера на­
капливают воду в период повышенного стока и отдают накоплен­
ные воды в последующий период. Регулирующая роль озера зависит
от его размеров, морфологии, запасов воды в нем, условий истече­
ния воды из него и положения озера в бассейне реки. Обычно чем
больше площадь озера по сравнению с собственным водосбором
реки, вытекающей из него, тем больше регулирующая роль озера.
Это отчетливо прослеживается на стоке р. Невы, вытекающей из
03. Л адож ского, р. Свири, берущей начало из Онежского озера,
р. Роны, регулируемой Женевским озером. Однако регулирующая
роль озера заметно снижается в засушливых районах под влиянием
больших потерь на испарение.
ГЛАВА
34. ТЕРМ ИЧЕСКИЙ И Л ЕД О ВЫ Й РЕЖ И М РЕК
§ 148. Тепловой баланс рек и особенности их температурного
режима
Термический режим рек формируется в результате теплообмена
м еж ду 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. Соста­
вляющими теплообмена с атмосферой при открытой водной поверх­
ности, так ж е как и в морях (или о зер ах), являются: поглощение
водой прямой и рассеянной солнечной радиации Q® , эффективное
излучение Qa®. непосредственный обмен теплом с атмосферой Qt
на поверхности соприкосновения ее с водой, затрата тепла на испа­
рение и выделение его при конденсации Qh297
п р и наличии ледяного покрова интенсивность теплообмена
м еж ду атмосферой и водной массой резко снижается. Л ед и выпа­
дающий на него снег уж е при толщине 10— 20 см практически пре­
кращают доступ к воде лучистой энергии солнца и исключают
встречное излучение. Прекращаются конденсация и испарение
с водной поверхности. Нарушается турбулентный обмен теплом не­
посредственно меж ду водной массой и атмосферой. В результате
теплообмен осуществляется через толщу ледяного и снежного по­
крова путем теплопроводности.
Роль теплообмена с ложем русла (Q„) в общем балансе тепла
речных вод значительно меньше, чем теплообмена с атмосферой.
Летом происходит отдача тепла водной массой лож у реки, зимой
поток тепла направлен от дна к воде.
В тепловом балансе речных вод некоторое значение (2—3% сум­
марного теплообмена равнинных рек) имеет тепло, возникающее
внутри потока в результате перехода части энергии, расходуемой
на преодоление гидравлических сопротивлений, в тепловую (Qn)Таким образом, уравнение теплового баланса за время t д л я
бесприточного участка реки при отсутствии ледяного покрова
имеет вид
Q©— Q3$ -f-Q T + Q H 4 ~ Q fl+ Q n -H Q B — Q h== ±
(142)
где Qb — поступающее тепло, а Qh — тепло, удаляемое вместе с во­
дой, протекающей через верхний и нижний створы, ограничиваю­
щие участок реки.
Роль тепла, приносимого грунтовыми водами, обычно невелика,
но может быть для некоторых рек заметной, особенно в зимний пе­
риод. Д ругие элементы теплового баланса (тепло, поступающее
с дождевыми осадками, расходуем ое на таяние снега в воде, выде­
ляемое при биохимических процессах, затрачиваемое на таяние
льда или выделяемое при ледообразовании в переходные периоды
года) малы и не всегда учитываются.
Перенос тепла в толщу потока, поступающего на поверхности
раздела воды с атмосферой и грунтами, осуществляется главным
образом в процессе турбулентного перемешивания, свойственного
рекам.
Соотношения м еж ду элементами теплового баланса меняются
вместе с метеорологическими условиями. В среднем ж е каждому
сезону свойственны определенные соотношения м еж ду приходом
и расходом тепла, что и обусловливает типические черты темпера­
турного режима речных вод.
В годовом цикле температурного режима речных вод отчетливо
выделяются два периода; открытой водной поверхности и л едо­
става. В первом периоде вследствие турбулентности потока и ин­
тенсивного перемешивания вся водная масса быстро реагирует на
изменение метеорологических условий и ход температуры воды
почти параллелен ходу температуры воздуха (отчетливо это прояв­
ляется на реках малой водности). В первой половине этого пе­
риода, в особенности во время весеннего половодья, температура
298
воды ниже температуры воздуха, а затем, наоборот, температура
воды превышает температуру воздуха. Такой ход температуры реч­
ных вод свойствен большинству рек нашей страны. Однако в ряде
случаев он нарушается, так ж е как нарушаются и соотношения
м еж ду температурами воды и воздуха.
На горных реках, питающихся талыми водами вечных снегов
и ледников, разности меж ду температурами воды и воздуха оста­
ются отрицательными в течение всего теплого периода. По мере
удаления от истока эти разности становятся меньше.
При наличии ледяного покрова температура воды в реке оста­
ется почти постоянной и близкой к 0° С.
§ 149. Распределение температуры воды по живому сечению
Турбулентный характер течения воды в реках придает, в общем,
однородность (гомотермию) распределению температуры воды по
ж ивому сечению. Вместе с тем в различные сезоны существуют не­
которые 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.
Наибольшие изменения температуры по поперечному профилю
(до 8—9° С) происходят под влиянием приточности, если воды при­
токов теплее или холоднее вод главной реки.
Изменения температуры по глубине выражены значительно сла­
бее и при этом более отчетливо в период нагрева и менее отчетливо
в период охлаждения. Весной, когда проходит половодье, темпера­
тура воды с глубиной уменьшается, но различия у поверхности и
у дна не превышают 0,5° С. Летом (июль — начало августа) наблю­
дается прямая стратификация (см. § 186), причем разность темпе­
ратур редко достигает 2— 3 ° С, но иногда и 5 ° С (Ангара). В сен­
тябре устанавливается обратная стратификация с разностью тем­
ператур у поверхности и у дна до 0,6° С.
§ 150. Изменение температуры воды по длине реки
Изменения температуры воды в реках по их длине зависят от у с­
ловий питания, приточности, особенностей теплового режима и
свойств ландшафтных зон, по которым река проносит свои воды.
Почти на всех реках температура от истока повышается на не­
котором расстоянии вниз по течению. На реках, текущих с юга на
север, это повышение прекращается при переходе из лесостепной
зоны в лесную. Д а л ее к северу температура воды понижается. О со­
бенно заметно повышение температуры воды в степной и лесостеп­
ной зонах, где нагрев речных вод происходит наиболее интенсивно
и притоки, протекающие в этих зонах, несут более теплые воды,
чем главная река.
Н а реках, текущих с севера на юг, температура воды непрерывно
повышается от истоков к устью, если только река не принимает
299
притоков с более холодной водой. Н а реках, текущих в широт­
ном направлении, температура воды меняется мало, за исклю­
чением верховьев, где температура повышается на некотором
расстоянии от истока. Это ж е явление наблюдается вообще на не­
больших реках.
На горных реках температура такж е повышается вниз по тече­
нию, но положение границы ее повышения меняется в течение года.
Летом повышение температуры происходит на всем протяжении
реки до устья; весной и осенью, а на некоторых реках и зимой повы­
шение температуры прекращается при выходе из предгорий.
На температуру воды рек, вытекающих из озер, большое влия­
ние оказывает температура озерных вод, причем чем больше вод­
ная масса озера, тем на большее расстояние это влияние распро­
страняется. Так, влияние холодных вод оз. Байкал на температуру
воды р. Ангары до зарегулирования ее стока водохранилищами
было заметно на расстоянии 1170 км от истока. Д ал ее температура
постепенно выравнивалась и почти не отличалась от температуры
воды рек района.
Термический режим рек на отдельных участках в значительной
степени определяется хозяйственной деятельностью человека. Сброс
в реки теплых промышленных и бытовых вод нарушает естествен­
ные изменения температуры речных вод.
§ 151. Фазы ледового режима. Первичные формы ледообразования
В ледовом режиме рек можно выделить три фазы: з а м е р з а ­
н и е — появление первичных форм ледообразования, л е д о с т а в
со всеми сопутствующими ему явлениями и в с к р ы т и е . Н е 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 подзем­
ных вод.
Прибрежные участки, отмели, заводи являются первыми оча­
гами ледовых образований. Здесь возникают з а б е р е г и (см.
§ 38). Забереги бывают первичные, постоянные и наносные. П ер­
вичные забереги возникают в тихие морозные ночи; днем при по­
вышении температуры воздуха они обычно исчезают или взламы­
ваются волнением. По мере усиления морозов образуются постоян­
ные забереги. Они постепенно растут в ширину и толщину до тех
пор, пока не наступит ледостав. На крупных реках во время осен­
него ледохода плывущие по реке лед и шуга прибиваются к берегу,
примерзают к нему и образуют наносные забереги, обычно с неров­
ной поверхностью.
Одновременно с заберегами, а иногда несколько позж е на ре­
ках появляется с а л о .
При обильном выпадении снега на незамерзшую водную поверх­
ность образуется с н е ж у р а , или с н е ж н и ц а , плывущая комко­
ватыми скоплениями, еле возвышающимися над водой, в виде рых­
лой несмерзающейся массы.
300
На многих реках перед началом ледостава образуется в н у т р и ­
в о д н ы й (глубинный) л е д, а на дне — скопления д о н н о г о
л ь д а (см. § 3 8 ). О бразование донного льда бывает особенно
обильным на каменистом дне, на участках с большими скоростями
течения. И ногда донный лед скапливается в таком количестве, что
образует ледяные плотины. Так, например, на р. Мамакан (приток
р. Витима) в 1955 г. наблюдалась ледяная плотина (рис. 101) с пе­
репадом высот 1,2 м.
Теоретическим обоснованием образования внутриводиого (глу­
бинного) льда занимались многие ученые. Гей-Люссак полагал, что
Рис. 101. Ледяная плотина на реке Мамакан в 1955 г. {Фото Л енинград­
ского отделения Гидропроекта.)
образование внутриводиого льда происходит вследствие заноса
в глубь потока ледяных кристалликов, возникших на поверхности
воды и являющихся центрами кристаллизации. П озднее В. М. Лохтин в результате исследований, проводившихся на Неве, развил
теорию Гей-Люссака и обосновал возможность образования глубин­
ного льда указанным путем в условиях переохлаждения всей водной
массы потока.
По В. Я. Альтбергу, для образования первичных кристалликов
льда всегда необходимы два условия: переохлаждение воды и от­
носительная неподвижность того слоя, в котором происходит кри­
сталлизация. П ереохлаж дение вследствие турбулентности обычно
охватывает всю толщу воды, что и является соблюдением первого
условия. Второе ж е условие выполняется в двух слоях потока:
301
в rioBepxHoctHOM-4 прй спокойном течении и у дна, где тонкая
плёнка воды, о’б волакйвающая неровности дна, находится в состояйии относительного покоя при всяких скоростях течения. При кри­
сталлизации всегда выделяется тепло. При неподвйжной воде это
Фепло препятствует дальнейшей кристаллизации, если нет' поблизо­
сти среды, способной поглощать его, как, например- воздух у по­
верхности воды. При движении водной массы тепло, выделяемое
при кристаллизации, сносится потоком и процесс кристаллизации
развивается дальше. Вот почему глубинный лед чаще всего обра­
зуется на участках с большими скоростями течения, обеспечиваю­
щими условия для более быстрого переохлаждения воды до дна
и удаления тепла, выделяющегося при ледообразовании, от места
его возникновения. Центрами кристаллизации, по Альтбергу, слу­
ж ат твердые частицы, находящиеся на дне или в воде.
Образование внутриводного льда хорошо подтверждается мно­
гочисленными опытами, производившимися В. В. Пиотровичем,
6)
ш
и л есkfxoi
2в
25
edоатс
/h
ч,
✓
[2 3
'
'22
21
л
0^
/
//
ш
\
IV
Рис. 102. З а ж о р на р. Ангаре.
а — русло реки, заполненное шугой: 1 — ледяной покров, 2 — шуга; б — колебание уровней
воды с резким подъемом перед ледоставом при заж оре.
А. Н. Зильберманом и др. Если опустить металлическую сетку
в переохлажденную воду, то на ней быстро образуется скопление
внутриводного льда.
Образование внутриводного льда нередко создает большие з а ­
труднения при эксплуатации водопроводов, гидроэлектростанций,
так как скопления этого льда закупоривают водоприемники, турбин­
ные решетки ГЭС и т. п. Образование внутриводного льда прекра­
щается, с момента установления на реке сплошного ледяного по­
крова.
Одна из весьма распространенных форм ледовых образований
на реках, связанных с внутриводным льдом, — ш у г а . Щугой назы­
вается всплывший на поверхность внутриводный лед, в массе кото­
рого часто содержится также сало, снежница и мелкобитый лед.
Шуга может находиться в состоянии движения — ш у г о х о д —
или в неподвижном состоянии под ледяным покровом — п о д л е д ­
н а я ш у г а . Обычно шуга формируется в период, предшествующий
ледоставу. Во время ледостава она образуется лишь на участках,
свободных от ледяного покрова, где создаются условия, благопри­
ятные для возникновения внутриводного льда. На горных реках яв­
302
ление образования внутриводиого льда и ш у г о х о д , наблюдаются
еж егодно и в течение почти всей зимы. Н а равнинных реках наибо­
лее интенсивное возникновение внутриводиого льда происходит на
участках с быстрым течением и каменистым дном (на перекатах,
порогах). Обилием шуги отличаются многие реки Кольского полу­
острова, Карелии, реки Свирь, Нева, Ангара и др.
Шуга нередко, в особенности; на северных и горных реках на­
шей страны, забивает живое сечение реки подо льдом, возникают
з а ж о р ы (рис. 102 а ) . Вследствие сужения живого сечения.потока
возникают резкие подъемы уровня :(рис. 102 б) .
Н а некоторых реках наблюдаются п ят'р ьГ-—ледяные острова,
покоящиеся на ледяном основании в форме усеченного конуса, м а­
лое сечение которого прикреплено ко дну. Конус этот сложен
из внутриводного льда. Пятры образуются следующим . образом.
На дне потока возникает комок глубинного льда. Возвышаясь над
дном, он постепенно нарастает к поверхности воды, л так как воз­
можность образования внутриводного’ льда растет по мере удал е­
ния ото дна, то нарастание льда увеличивает поперечное сечение
возникшего столба льда. При достижении уровня воды на поверх­
ности этого столба образуется кристаллический лед в виде ш апки-ь
пятры. Пятры наблюдаются на многих реках. И х образование отме­
чено на порожистых участках Свири, на Волхове, на реках Коль­
ского полуострова, на Кубани, Ангаре, в низовьях Амударьи, на
Ягнобе (бассейн Зеравш ана) и на других реках.
§ 152. Осенний ледоход
Плывущие по реке льдины и ледяные поля, .сформировавшиеся
в результате смерзания обломившихся заберегов, сала, снежуры
и шуги, образую т о с е н н и й л е д о х о д . ; Осенний ледоход наблю.дается не на всех реках. Отсутствие ледохода характерно для ма­
лых рек. На крайнем юго-востокр СССР, н а : левобережье Волги,
в низовьях Урала, на многих реках в бассейне Иртыша, примерно
от Семипалатинска до Омска, д а ж е сравнительно крупные реки за.мерзают без ледохода вследствие малой зрдн ости в осенне-зимний
период, спокойного течения и резкого похолодания. Н а горных ре­
ках осенний ледоход заменяется шугоходом.
На больших равнинных реках осенний ледоход наблюдается
еж егодно и протекает сравнительно спокойно. Н а отдельных уча­
стках (крутые повороты, суж ен и е:р усл а), где пропускная способ­
ность русла не соответствует количеству проходящего по нему л едо­
вого материала, происходит скопление плывущих льдин и образу^
ются з а т о р ы. Эти скопления льда, так ж е как и зажоры,
оказывают динамическое сопротивление водному потоку и вызы;вают повышение уровня воды выше по течению. Подъемы уровня
воды при осенних заторах относительно невелики (из-за малой
водности реки в этот период).
Продолжительность осеннего ледохода колеблется в широких
пределах: от нескольких дней до месяца, а иногда и более, и возран
303
стает с увеличением водности реки. На крупных реках, вытекающих
из озер (Н ева), осенний ледоход принимает затяжной характер
в результате тех ж е процессов, которые охарактеризованы для Ан­
гары (§ 150). Длительный ледоход свойствен такж е рекам с неус­
тойчивым ледовым режимом, на которых похолодания сменяются
оттепелями, наблюдаются повторные вскрытия и замерзания (З а ­
падная Двина, Неман, Днестр и др .).
Распределение сроков начала осеннего ледохода на наших реках
носит характер широтной зональности. Раньше всего, во второй по­
ловине сентября, осенний ледоход начинается на крайнем севере
азиатской части СССР — на реках Таймыра, в низовьях Анабара,
Индигирки; позж е всего наступает в Закавказье — в январе.
На крупных реках Сибири наступление осеннего ледохода запазды ­
вает по сравнению со сроками замерзания малых рек данной гео­
графической зоны вследствие переноса этими реками больших ко­
личеств тепла.
Для характеристики распределения дат начала осеннего ледо­
хода, так ж е как и других ледовых явлений, строятся карты изохрон— линий, соединяющих на карте пункты с одинаковыми датами
наступления этих явлений.
§ 153. Ледостав
Л е д о с т а в — это наличие неподвижного ледяного покрова на
поверхности реки (о зер а ).
На всех стадиях ледообразования, от начальных до ледостава
включительно, отчетливо проявляется влияние температуры воз­
духа. По мере перехода от начальных форм ледообразования к ле­
доставу роль климатических факторов несколько ослабевает и уси­
ливается значение прочих факторов — водности реки, морфологии
русла, скоростей течения и т. п. Наибольшее влияние неклиматиче­
ских факторов сказывается на образовании ледостава. В предледоставный период водная масса охлаж дена настолько, что образова­
нию ледостава препятствуют лишь повышенные скорости течения,
и тепло, приносимое грунтовыми и озерными водами и водами,
сбрасываемыми промышленными предприятиями. На реках, на ко­
торых влияние этих факторов ослаблено, ледостав при одинако­
вых климатических условиях наступает раньше. Малые реки, как
правило, замерзаю т раньше больших, и ледяной покров на них об­
разуется путем срастания заберегов, поэтому он обычно равный
и относительно гладкий. На больших реках формирование ледо­
става связано с возникновением заторов льда, вызывающих подпор
и уменьшение скоростей течения. В местах заторов происходит то­
рошение льда, ледяной покров становится неровным, с беспорядоч­
ным нагромождением льдин.
• Так как заторы возникают далеко не всюду и не в одно время,
то ледостав на больших реках равнинных районов образуется не о д ­
новременно на различных участках: сначала ледостав образуется
на плёсах, затем на перекатах, причем разница в сроках наступле304
■ния ледостава на различных участках одной и той ж е реки возра­
стает с увеличением водности и скоростей течения.
Исследования последних лет показали, что установление ледо­
става на больших реках на значительном протяжении происходит
в результате последовательного перемещения кромки льда вверх
по течению от очагов ледяных перемычек. На горных реках л едо­
став представляет собой сравнительно редкое явление, в особенно­
сти в южных районах, как, например, на Кавказе и в Средней Азии.
Здесь он формируется на участках, где образуются скопления боль­
ших масс шуги.
Большая часть рек нашей страны характеризуется устойчивым
ледоставом. Только на реках Черноморского побережья Кавказа
и на реках Ю жного берега Крыма ледостав не наблюдается вовсе
вследствие теплого климата. Распределение сроков наступления
ледостава на реках СССР характеризуется в общем широтной зо ­
нальностью. На европейской части эта зональность несколько на­
рушается под влиянием вторжений теплых масс воздуха с Атлан­
тики. Ледостав на больших реках Сибири запаздывает по сравне­
нию с малыми реками примерно на 10 дней.
В период ледостава на реках иногда сохраняются участки
со свободной ото льда водной поверхностью — п о л ы н ь и , или
майны. Полыньи имеют двоякое происхождение; динамические по­
лыньи и термические. Полыньи первой категории возникают на уча­
стках сосредоточенного падения — на порогах, стремнинах. Они
распространены на реках Карелии, в северной части Русской рав­
нины, на горных и полуторных реках Сибири. Эти полыньи сохраня­
ются иногда в течение всей зимы и являются очагами возникнове­
ния шуги, скопления которой подо льдом ниже полыньи образуют
зажоры.
Полыньи термического происхождения возникают либо под
влиянием обильных выходов относительно теплых грунтовых вод
или сброса промышленных вод, либо, если река вытекает из озера,
вследствие подтока более теплых вод озера. Термические полыньи
иногда достигают значительных размеров. Так, например, р. Емца,
приток Онеги, не зам ерзает на протяжении более 100 км, несмотря
на суровые зимы (рис. 103). Термические полыньи распространены
на реках Яно-Колымской горной страны и Чукотки. В большинстве
случаев участки с полыньями на этих реках расположены в обла­
сти предгорий, которые характеризуются мощными отложениями
галечников, изобилующими выходами грунтовых вод в русло реки.
На реках Чукотки, по наблюдениям И. А. Некрасова, местополо­
жение полыней тесно связано с характером продольного профиля
дна реки. Полыньи наблюдаются на неглубоких перекатах с относи­
тельно небольшими скоростями течения, расположенных меж ду глу­
бокими плёсами (3—4 м ), покрытыми льдом. Это явление он объ­
ясняет поступлением в русло дренированных рекой относительно
теплых грунтовых вод пойменных таликов и характерным распре­
делением температуры воды в русле на участке плёс— перекат.
Н а глубоких плёсах подо льдом возникает обратная стратификация
20
Зак. N9 266
305
(придонные слои имеют температуры около 2 ,5 °С ), на перекатах
в полыньях — гомотермия при температуре несколько выше 0°С.
Примером полыней в истоках рек, вытекающих из озер, могут
служить полыньи в истоках Невы, Ангары, Волхова и др.
В период ледостава на некоторых реках, часто в районах мно­
голетней мерзлоты, на поверхности ледяного покрова образую тся
н а л е д и — наросты льда в виде напластований, утолщений, буг*
ров, порой причудливой формы.
Зимой в связи с увеличением толщины ледяного покрова или з а ­
купоркой русла шугой, промерзанием уменьшается площадь ж и ­
вого сечения. В таких случаях подо льдом образуется напор, взла-
Рис. 103. Термическая полынья на р. Емце. {Фото А. О. Шпайхера!)
мывающий лед, и через трещины вода выходит на поверхность
льда.
В некоторых районах северо-востока азиатской части СССР
(Яно-Колымская. горная страна) наледи образуются в результате
замерзания не только речных вод, но и грунтовых. Такие наледи
формируются в долинах, на поймах рек и сохраняются в течение
длительного времени (многолетние наледи).
§ 154. Нарастание толщины льда на реках
Ледяной покров изолирует воду от атмосферы в термическом
отношении и выполняет роль регулятора в теплообмене м еж ду во­
дой и воздухом. Если через л ед удаляется в воздух больше тепла,
чем поступает к нему из воды, то толщина льда увеличивается;
в противном случае л ед подтаивает. Очевидно, что лед всегда стре306
мйтся достигнуть такой толщины, при которой создается; равнове­
сие меж ду теплом, передаваемым в атмосферу и поступающим
из воДной массы. Эту регулирующую роль ледяной покров выпол­
няет вместе со снежным покровом, находящимся на нем. Л ед зна­
чительно лучше проводит; тепло, чем снежный покров. Таким обра­
зом, основная роль в защ ите водной массы от потерь тепла принад­
лежит снегу, л ед ж е служит основанием, на котором покоится
снежный покров. Вот почему, м еж ду толщиной льда и толщиной
снежного покрова всегда существует некоторое определенное соот­
ношение: толщины снега
и льда Ал приблизительно пропорцио­
нальны друг другу и при плотности снега 0,2 отношение h j h j i равно
0,4. При увеличении толщины снежного покрова это соотношение
нарушается, лед погружается в воду, последняя выступает на по­
верхность льда, смачивает снег, зам ерзает и в результате толщина
льда увеличивается настолько, что восстанавливается нормальное
соотношение м еж ду толщинами снега и льда. В периоды между
снегопадами лед приобретает излишнюю плавучесть, и равновесие
восстанавливается с увеличением толщины снежного покрова.
Нарастание толщины ледяного покрова большей частью проис­
ходит с нижней его поверхности, в слое воды, прилегающем к этой
поверхности. О хлаж дение этого слоя воды обусловливается отдачей
тепла в виде теплового потока, идущего от водной массы через лед
в атмосферу. При тепловом равновесии толщина льда не меня­
ется.
Н арастание толщины ледяного покрова при обычном среднем
покрытии его снегом можно рассчитать по эмпирической формуле,
предложенной Ф. И. Быдиным,
(143)
где / 1л — искомая толщина льда; А = 2 , если в расчет берется сумма
отрицательных средних суточных температур воздуха 2 ]^ - за пе­
риод ледообразования, и Л = И , если в расчет берется сумма отри­
цательных средних месячных температур воздуха.
§ 155. Вскрытие рек. Весенний ледоход
Весной с момента перехода температуры воздуха через 0° С на­
чинается таяние снега на льду и берегах реки. На поверхности ле­
дяного покрова появляется вода. Одновременно с действием солнеч­
ной 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.
П реж де всего уменьшается прочность связи ледяного покрова
с берегами. Образуются з а к р а и н ы — полосы воды, свободной
ото льда. Возникновению закраин способствуют такж е трещины,
появляющиеся у берегов вследствие вспучивания льда при подъеме
20 *
307
уровня воды. Оторвавшийся от берега ледяной покров на отдель­
ных участках перемеш,ается на короткие расстояния. Возникают
так называемые п о д в и ж к и л ь д а . Таких подвижек бывает не­
сколько. Местами в ледяном покрове появляются промоины и про­
талины. При дальнейшем разрушении он разламывается на отдель­
ные поля и льдины. Плывущие по реке ледяные поля и льдины об­
разуют л е д о х о д .
Характер вскрытия рек различен в зависимости от роли в этом
процессе тепловых и механических факторов. Если основная роль
принадлежит тепловым факторам, а роль механических ничтожна,
разрушение и ликвидация ледяного покрова происходят медленнее
Рис, 104. Структура льда во время вскрытия. {Фото И. А. Уйвари.)
И спокойно, подобно тому как это бывает на озерах. Такой тип
вскрытия присущ рекам, на которых весенний подъем уровней не­
значителен либо наступает поздно. В этом случае весенний ледоход
отсутствует, лед тает на месте.
При возрастании роли механических факторов вскрытие рек
может происходить при значительной толщине льда и сопровож­
дается мощным весенним ледоходом и частыми заторами льда.
Н аиболее ярко эти явления выражены на крупных реках Сибири
и севера европейской части СССР, текущих на север. Здесь вскры­
тие начинается в верховьях и постепенно перемещается вниз по те­
чению. Волна половодья обгоняет фронт снеготаяния и встречает
на своем пути участки реки, еще покрытые толстым и прочным
льдом. В этих условиях ледоход начинается при больших подъемах
уровня, возрастающих вниз по течению.
308
И сследования последних лет (В. П. Берденников, И. Я- Л исер
и др.) показывают, что возможны разные случаи формирования ве­
сенних заторов льда. В одном случае заторы льда на каком-либо
участке обусловливаются в начальной стадии вскрытия главным
образом сопротивлением ледяного покрова напору подвижных масс
воды и льда, перемещающихся с верхних участков. Увеличение дав­
ления со стороны этих масс вызывает местное многослойное на­
громождение льдин. Эти явления типичны для рек, текущих на с е ­
вер, для участков с крутыми поворотами, для зоны выклинивания
подпора от гидротехнических сооружений и др. В другом случае за ­
торы льда образуются при ледоходе на участках с резкими морфо­
метрическими изменениями русла (уменьшение ширины, многору­
кавность и т. п.), где ледопропускная способность русла меньше
массы льда, поступающей сверху.
Нем
10
500
N
-i
Ш
-20
300
200
100
/
10 20
10 20
х\
10 20
\ w
10 20
\ s
10 20
1 а
10 20
1 ///
10 20 ,10 20
^
// I к
I
Рис. 105. Колебание уровня воды (!) и температуры воз­
духа (2) на р. Иртыше у г. Омска в 1956-57 г.
X
К настоящему времени установлено, что ледяной покров к мо­
менту вскрытия оказывается наиболее толстым и прочным в мес­
тах с большой осенней зашугованностью. Это создает дополнитель­
ные предпосылки к формированию в этих местах мощных заторов.
Подобные явления наблюдались на реках Енисее, Иртыше, Север­
ной Двине, Сухоне и др. (рис. 105). Подъемы уровня при весенних
заторах нередко превышают максимальные уровни весеннего поло­
водья.
Массы льда, забивающие живое сечение реки порой до 50— 80% ,
испытывают при заторе значительные напряжения, в результате
чего возможны надвиги льдин на берега. Торосистые нагромож де­
ния льда представляют большую опасность как для береговых со­
оружений, так и для зимующих вблизи берегов судов. Во время л е­
дохода происходят иногда значительные деформации берегов.
На реках, вытекающих из озер, наблюдается вторичный л едо­
ход, обязанный своим происхождением выносу озерного льда в реку
(Нева, Свирь и др .).
309
Г Л А В А 35. Р ЕЧНЫЕ НАНОСЫ
§ 156. Энергия и работа рек
Вода, стекающая по поверхности земли и переносимая реками,
обладает энергией, т. е. способностью производить работу. Потен­
циальная энергия реки на участке протяженностью L км при паде­
нии /г м и при среднем расходе на этом ж е участке Q м^/с в единицу
времени равна 9,81 • lO^Q/i Д ж . Величина секундной энергии на
данном участке реки, переведенная в киловатты, называется када­
стровой мощностью. Мощность на данном участке реки, выражен­
ная в киловаттах, равна
N=9MQh.
(144)
Если величину N разделить на протяженность участка L, то получится удельная километровая мощность реки: Л ^ уд=-~. Сумма
jL/
мощностей участков реки на всем ее протяжении называется полной
мощностью реки: J ^ N = ' ^ 9 , 8 Q h кВт.
Потенциальная мощность
рек СССР
составляет
около
500 млн. кВт. В настоящее время водная энергия потока широко ис­
пользуется для производства электрической энергии на гидроэлек­
трических станциях (Г Э С ). Д ля этой цели с помощью плотин энер­
гию рек сосредоточивают в определенных местах реки. Мощность
ГЭС определяется по формуле
AAr3c = 9,81QpAp7j,
(145)
где N
— мощность ГЭС в киловаттах; Qp — расчетный расход,
пропускаемый через турбины, в м^/с; Лр — напор, т. е. сосредоточен­
ное падение воды у турбины, в метрах; г) — коэффициент полезного
действия ГЭС, который обычно бывает высоким и достигает 0,98.
Величины Qp и hp определяются на основании гидрологических
и энергоэкономических расчетов. Выработку электроэнергии на ГЭС
принято выражать в киловатт-часах. Годовая выработка на круп­
ных ГЭС выражается в миллиардах киловатт-часов.
В естественных условиях энергия, которой обладает вода, сте­
кающая по поверхности земли и по руслам рек, затрачивается
на преодоление трения м еж ду частицами воды, трение о земную
поверхность и о дно и берега русел, на перенос наносов во взвешен­
ном и влекомом состоянии, перенос растворенных веществ и исти­
рание твердых частиц. В результате этой работы происходят про­
цессы эрозии и аккумуляции наносов, что приводит к изменению
форм земной поверхности, очертаний и глубин речных рз'-сел.
§ 157. Формирование речных наносов
Р е ч н ы м и н а н о с а м и называются твердые минеральные ча­
стицы, переносимые потоком и формирующие русловые и поймен­
ные отложения. Речные наносы образуются из продуктов выветри­
310
вания, денудации и эрозии горных пород и почв. Водная эрозия,
разрушение земной поверхности под действием текучих вод, пред­
ставляет собой наиболее активный процесс, обогащающий реки на­
носами. Она подразделяется на склоновую и русловую. Склоновая
эрозия — размыв и смыв почв и горных пород снеговыми и д о ж д е­
выми водами, стекающими по склону. Русловая эрозия — размыв
водными потоками, протекающими в руслах, коренных пород дна
и берегов русла и склонов долин. В процессе склоновой эрозии те­
кущая вода разруш ает связность частиц почв и горных пород и смы­
вает (сносит) их в понижения — ложбины стока, которые и явля­
ются основными путями выноса продуктов эрозии с водосбора. В м е­
сте со снеговыми и дождевыми водами материал смыва е водосбора
поступает в следующие за ложбинами звенья временно действую­
щей гидрографической сети ^ л ощ и н ы , суходолы. В них процессы
эрозии усиливаются и такж е осуш,ествляется размыв, перенос и
в конечном итоге вынос продуктов размыва в реки.
Очевидно, что не все продукты эрозии попадают в реки. Значи­
тельная часть их задерж ивается 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 на­
носов.
Воды рек размывают берега и дно русла. Однако наносы, посту­
пающие за счет этих процессов, являются лишь частью речных на­
носов, причем некоторая доля их представляет собой продукты р аз­
мыва ранее отложившихся в русле наносов, принесенных с поверх­
ности бассейна.
Интенсивность водной эрозии зависит преж де всего от энергии
текучих вод и затем от сопротивляемости размыву поверхности,
по которой стекают эти воды.
Энергия текучих вод на некотором участке, как известно, опре­
деляется их расходом и падением. Вот почему водная эрозия при
одних и тех ж е величинах стока наиболее ярко выражена в горных
районах и значительно слабее на равнинах. Большое значение
в развитии эрозии имеет режим стока; с увеличением стока в опре­
деленные сезоны происходит усиление эрозии.
Сопротивляемость поверхности земли размыву зависит от при­
родных свойств этой поверхности и преж де всего от свойств почв
и пород, а такж е растительного покрова, предохраняющего почву
от размыва. Различные виды почв и грунтов обладают неодинако­
вой способностью к размыву.
Уничтожение растительного покрова (вырубки, неумеренный вы­
пас скота, пож ары ), неправильная распашка поверхности (вдоль
склонов) и обработка почв без соблюдения агротехнических пра­
вил, предусматривающих сохранение структурности почв, могут
привести к усилению эрозии, местному смыву почв, возникновению
овражной эрозии и в конечном итоге к увеличению мутности рек.
В последние десятилетия в зоне распространения черноземов
и каштановых почв в результате применения более совершенных
311
приемов обработки почвы, в основном за счет широкого применения
зяблевой пахоты (см. § 142), смыв почвы на плакорных участках
заметно уменьшился.
Таким образом, интенсивность эрозии и формирование реч­
ных наносов находятся под влиянием ряда физико-географиче­
ских факторов и хозяйственной деятельности. Одни из этих факто­
ров зональные, другие — азональные. К зональным относятся кли­
матические условия, сток, характер и распространение почв и рас­
тительности, к азональным — рельеф местности и распространение
коренных пород и четвертичных отложений.
§ 158. Основные определения и характеристики речных наносов
Речные наносы в зависимости от характера движения в потоке
обычно подразделяю т на в з в е ш е н н ы е и в л е к о м ы е . Такое
подразделение наносов носит условный характер, так как в зависи­
мости от крупности наносов и скоростей течения потока те или иные
твердые частицы могут находиться то во взвешенном состоянии, то
перемещаться по дну потока.
Наносы подразделяют, кроме того, на транзитные и руслофор­
мирующие. Малые частицы переносятся к устью реки по преимуще­
ству транзитом. Более крупные частицы в зависимости от гидрав­
лических свойств потока то переносятся потоком во взвешенном или
влекомом состоянии, то задерживаю тся на отдельных участках
реки, с тем чтобы при изменении гидравлических свойств потока
вновь перейти в движение. Таким образом постоянно происходит
переформирование русла. Очевидно, что большая часть взвешенных
наносов является транзитной, а большая часть влекомых — русло­
формирующей.
Количество наносов (в килограммах), проносимое рекой через
поперечное сечение в единицу времени (Г секунд), называется
р а с х о д о м н а н о с о в . Обычно расход взвешенных наносов
обозначается R кг/с, расход влекомых наносов q кт1с.
Суммарное количество наносов, проносимое рекой через попе­
речное сечение за некоторый промежуток времени (сутки, месяц,
г о д ), называется с т о к о м н а н о с о в за этот промежуток времени
и выражается обычно в тоннах. М одулем стока наносов называют
сток наносов с 1 км^ за год. Очевидно, если средний расход взве­
шенных наносов за время Т суток равен R кг/с, то
т.
Модуль стока наносов
д,
3 1 ,5 4 • 103/?
------ р ------- т/км^ год,
где F — площадь водосбора до замыкающего створа в км^, R —
средний годовой расход взвешенных наносов.
312
Количество взвешенных наносов, содержаш,ееся в единице объ­
ема (1 м®) воды, называется м у т н о с т ь ю (р). Мутность выража­
ется в г/м^. Таким образом,
(146)
Важной характеристикой наносов является их гранулометриче­
ский состав, т. е. распределение наносов по фракциям; от валунов
и гальки до илистых и глинистых частиц. Средняя крупность нано­
сов dcp характеризуется средним взвешенным диаметром частиц,
вычисляемым по формуле
^
Urn---
100
’
где dop — средний диаметр данной фракции; Pi — процентное со­
держ ание (по весу) этой фракции.
§ 159. Взвешивание частиц в потоке. Гидравлическая крупность.
Транспортирующая способность потока
Твердая частица, обладающ ая большим удельным весом, чем
вода, помещенная в неподвижную воду, начинает опускаться. Ско­
рость ее падения сначала возрастает, а затем сохраняется постоян­
ной, т. е. движение ее становится равномерным. В этом случае дей­
ствующие на частицу сила тяжести и сила гидродинамического со­
противления уравновешиваются. Скорость равномерного падения
частицы в стоячей воде называют г и д р а в л и ч е с к о й к р у п ­
н о с т ь ю ч а с т и ц ы ( и м /с ).
Гидравлическая крупность частицы зависит от ее геометриче­
ских размеров, а такж е от формы, удельного веса, вязкости воды
и ее плотности. В специальной литературе известен ряд формул, по­
зволяющих вычислить гидравлическую крупность U в зависимости
от перечисленных факторов. Так, следуя А. В. Караушеву, можно
привести;
для частиц с
15 мм
(147)
для частиц с d ' ^ 1 , 5 мм
и.
Г'
- ^ d ,
(148)
где Ys и Y — удельный вес соответственно частицы и воды; (х — ко­
эффициент молекулярной вязкости воды; К п w. K i — коэффициенты
пропорциональности, учитывающие форму частицы.
vSHaHHe гидравлической крупности наносов весьма необходимо
при изучении деформации русла (размыв, намыв), при расчете за ­
иления водохранилищ. В практике расчетов обычно пользуются
313
таблицами значений гидравлической крупности частиц для соответ­
ствующего их диаметра. Такие таблицы составлены по опытным
данным.
В текучей воде вследствие турбулентного характера течения
твердые частицы могут находиться во взвешенном состоянии в тех
случаях, когда вертикальная составляющая скорости течения по­
тока превосходит гидравлическую крупность частиц. При обратном
соотношении частицы будут осаждаться на дно, и начнется аккуму­
ляция наносов или влечение их по дну. Вертикальная составляю­
щая скорости растет с увеличением степени турбулентности потока
и, следовательно, с увеличением скорости течения. Таким образом,
чем больше скорости, тем более крупные частицы находятся во
взвешенном состоянии. П о мере передвижения вниз по течению
в связи с общим уменьшением скоростей течения размеры частиц,
находящихся во взвешенном состоянии, будут уменьшаться, а ак­
кумуляция наносов усиливаться. Таким образом, речной поток обла­
дает определенной транспортирующей способностью, т. е. способ­
ностью переносить определенное количество наносов данной круп­
ности при определенных гидравлических характеристиках (уклон,
скорость, глубина). Транспортирующую способность характеризуют
либо предельным расходом взвешенных наносов, который способен
транспортировать поток, либо средней мутностью, отвечающей на­
сыщенности потока наносами, при которой осуществляется транс­
портирующая способность потока. Если фактический расход
взвешенных наносов в потоке соответствует его транспортирую­
щей способности, то меж ду процессами взвешивания и осаж де­
ния наносов в придонном слое наблюдается динамическое равно­
весие.
§ 160. Распределение мутности по живому сечению реки
Мутность речных вод значительно меняется по живому сечению
потока, по его длине и во времени. Распределение мутности по ж и ­
вому сечению носит очень сложный и нередко в значительной мере
беспорядочный характер. Как правило, мутность возрастает от по­
верхности ко дну. Это увеличение мутности происходит главным об­
разом за счет крупных фракций наносов, увеличивающихся ко дну.
Мелкие ж е фракции (менее 0,01 мм) обычно распределяются д о ­
вольно равномерно по глубине потока. По этой причине чем больше
в составе наносов крупных фракций, тем неравномернее они рас­
пределены по глубине. С увеличением турбулентности потока рас­
пределение взвешенных наносов по вертикали становится более рав­
номерным. Сказанное справедливо только как самая общая схема.
В реальной ж е действительности дело обстоит много сложнее, так
как эта схема нарушается под влиянием возникающих водоворотов
и циркуляционных течений.
Еще более сложный характер носит распределение наносов по
ширине реки. Здесь вообще трудно подметить сколько-нибудь от­
четливо выраженную закономерность. Распределение наносов по
314
ширине потока сильно меняется в зависимости от направления те­
чения, местных размывов русла и берегов, впадения притоков, несу­
щих большее или меньшее количество, наносов, чем главная река.
Наблюдения показали, что в ряде случаев наносы проносятся в по­
токе в виде отдельных движущихся скоплений — «жил>^
§ 161. Внутригодовой режим мутности рек
Внутригодовой режим мутности и расходов взвешенных наносов
зависит от поступающих в речную сеть материалов эрозии, харак­
тера размывающей деятельности потока и его водного режима. На
реках с весенним половодьем материал смыва с поверхности бас­
сейна наиболее интенсивно поступает в речную сеть в первой поло­
вине этой фазы водного режима.: В составе наносов в этот период
преобладают мелкие фракции .(< 0 ,0 0 5 мм) . К некоторому моменту
времени запасы продуктов выветривания в 'бассей н е значительно
уменьшаются и интенсивность смыва, а следовательно, и поступле­
ние наносов в речную сеть ослабевают, водность ж е рек продолжает
возрастать. К моменту прохождения пика половодья резко повы­
шается крупность наносов, что является результатом выноса мате­
риалов 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 ре­
ках 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. П оследнее явление, под­
меченное 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 з а ­
медленным оттаиванием почвы.
На реках, питающихся талыми водами ледников, максимумы
мутности и расходов воды обычно совпадают (см. § 223).
Совпадение максимумов мутности и расходов воды во время па­
водков характерно для горных рек с преобладанием дож девого пи­
тания. Это происходит вследствие относительно быстрого формиро­
вания паводка и концентрированного поступления в русло реки как
воды, так и продуктов смыва с водосбора. Обычно в первый паводок
после засушливого периода мутность воды при одних и тех ж е рас­
ходах больше, чем при последующих. Возможны также случаи по­
вышения мутности на подъеме, спаде паводка и д а ж е при относи­
тельно устойчивых расходах воды главной реки вследствие несо­
впадения во времени формирования паводков на притоках (реки
Кура, Риони, Бзы бь).
Малая мутность на всех реках наблюдается в период литания их
грунтовыми водами.
315
§ 162. Распределение мутности рек на территории СССР
Как отмечалось выше, формирование наносов рек зависит от
ряда факторов — зональных и азональных. В связи с этим под влия­
нием зональных факторов распределение мутности рек на террито­
рии нашей страны характеризуется общей тенденцией к широтной
зональности, а под влиянием азональных факторов в ряде случаев
эта зональность нарушается. В горных районах, где явления эро­
зии в большей мере зависят от литологического состава пород, сла­
гающих речные бассейны, распределение мутности рек носит более
пестрый характер.
Влияние азональных факторов на интенсивность эрозии, глав­
ным образом литологического состава пород, слагающих речные
•бассейны, отчетливо проявляется в горных районах.
Большая часть территории СССР отличается малой средней го­
довой мутностью рек, меньше 50 г/м® (рис. 106, см. вкладку). Ю ж­
ная граница зоны примерно совпадает с южной границей распро­
странения лесной растительности в европейской части СССР и на­
ходится несколько севернее в азиатской части. К югу от зоны малой
мутности располагается зона с мутностью 50— 100 г/м^. В европей­
ской части она включает в себя преимущественно черноземную о б ­
ласть с неустойчивым увлажнением. Здесь лесная растительность
сменяется лесостепью и огромные пространства заняты сельскохо­
зяйственными угодьями. Степные и лесостепные районы ЗападноСибирской равнины, полупустыни Средней Азии и большая часть
юга Русской равнины характеризуются мутностью рек 100—250 и
250— 500 г/м®. Местами в этой зоне мутность достигает еще больших
величин. Так, например, в междуречье низовьев Волги и Д она в пре­
дел ах Калачской возвышенности мутность колеблется от 500 до
1000 г/м®. Еще большая мутность наблюдается в Предкавказье, где
средняя годовая мутность, например р. Калаус, увеличивается до
5000 г/м®.
На Кавказе реки восточной части отличаются более высокой
мутностью (2500— 5000 г/м®), чем западной. Максимальная средняя
годовая мутность, равная 11800 г/м®, отмечена у р. Аксай (Д аге­
стан). Высокая мутность рек этой части Кавказа обусловливается
наличием легкоразмываемых сланцево-песчаных юрских пород, гли­
нистых сланцев, отложений известняков, песчаников и глин. Н аи­
меньшей мутностью на Кавказе (50— 150 г/м®) характеризуются
реки в области Скалистого хребта Большого Кавказа, от р. Ардена
на востоке до р. Белой на западе.
На Алтае мутность рек не выходит за пределы 1000 г/м®.
В Средней Азии повышенной мутностью отличаются реки бас­
сейна Амударьи (р. Вахш, правая составляющая Амударьи), где
мутность колеблется от 2500 до 4000 г/м®. Высокая мутность свой­
ственна такж е рекам Мургаб, Теджен, Атрек. В водах р. Атрек при
выходе из гор содержится более 20 кг/м® взвешенных наносов. Для
рек Тянь-Шаня характерна невысокая мутность, в особенности
в верховьях рек — до 100 г/м®.
316
§ 163. Сток взвешенных наносов
Годовой сток взвешенных наносов рек изменяется в широких
пределах. Отдельные реки выносят в конечные водоемы исключи­
тельно большое количество взвешенных наносов. Так, например, го­
довой 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 водохра­
нилища составлял в среднем 21 млн. т. Значительно меньше взве­
шенных 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 — соста­
вляет 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 относи­
тельно высокого стока наносов этих рек, хотя мутность их вод неве­
лика. Так, годовой сток взвешенных наносов Оби 16 млн. т, Енисея
13 млн. т.
П од влиянием водохранилищ, особенно каскадов, аккумулирую­
щих наносы, твердый сток рек уменьшается. Так, по исследованиям
М. И. Львовича, твердый сток Волги после создания каскада водо­
хранилищ снизился до 8— 9 млн. т в год, т. е. приблизительно в 2,5—
3 раза, а твердый сток Д она до 2,8 млн. т, т. е. в 2 раза.
Из всех рек земного шара наибольшим стоком взвешенных
наносов отличается Амазонка — около 2,4— 3 млрд. т/год (по
П арде).
Основная масса наносов проносится реками в период концен­
трации стока воды: на реках восточноевропейского типа — во время
весеннего половодья, на реках дальневосточного и тянь-шаньского
типа — в теплое время года, на реках с паводочным режимом — в пе­
риоды прохождения наиболее интенсивных паводков.
§ 164. Изменение мутности и стока наносов по длине реки
По длине реки меняются и расход наносов, и мутность, и рас­
пределение 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 (Аму­
дарья). Часть наносов таких рек откладывается постепенно в их
поймах, протоках и Дельтах.
Мутность больших рек изменяется по их длине довольно свое­
образно. Мутность рек, текущих в направлении с севера на юг (реки
Русской равнины), обычно увеличивается вниз по течению, что свя­
зано с более быстрым нарастанием в этом ж е направлении интен­
сивности эрозионных процессов по сравнению с увеличением вод­
ности рек. Напротив, для рек, текущих с юга на север (Обь, Енисей,
317
Л ен а), обогащение материалами смыва происходит значительно
медленнее вниз по течению, чем увеличение их водности, в связи
с чем мутность таких рек вниз по течению уменьшается. Так, напри­
мер, средняя годовая мутность Оби у Новосибирска 245 г/м®, у Калпашова она снижается до И З г/м^ у Салехарда падает до 34 г/м®.
§ 165. Влекомые наносы
Влекомыми наносами называются те, которые перемещаются
в придонном слое потока. Твердые частицы, леж ащ ие на дне^ под­
вергаются силе гидродинамического, или лобового, давления РлЭта сила пропорциональна скорости придонного течения и выра­
жается равенством
^л = й-^'г^нaч.дoн^,
(149)
где а — коэффициент пропорциональности; Унач.дон — начальная
скорость влечения у дна; Q — площадь сечения частицы, перпенди­
кулярного направлению течения; g — ускорение силы тяжести; у —
удельный вес воды.
Движению частицы будет противодействовать сила трения Рт ее
о дно. Она пропорциональна силе тяжести Pg:
(150)
где / — коэффициент трения; V — объем частицы; Ys и 'у — соответ­
ственно удельный вес частицы и воды. Начальный момент движения
отвечает равенству Рл = Рт.
Таким образом, влечение частиц по дну обусловливается донной
скоростью потока и размерами частицы. Эта общая закономерность
отражена в простой формуле Эри, имеющей вид
(151)
где W — вес частицы, влекомой потоком; v — природная скорость
потока; А — коэффициент пропорциональности.
Формула Эри показывает, что если скорость потока увеличится
в 3 раза, то вес частицы, передвигающейся при этой скорости, уве­
личится в 729 раз. Вот почему ла равнинных реках влекомые на­
носы состоят преимущественно из песка различной крупности, гор­
ные ж е реки переносят гравий, гальку, крупные валуны.
Д ля практических целей бывает необходимо определить началь­
ную среднюю скорость потока, при которой начинается размыв дон ­
ных отложений. В этом, случае, заменяя донную скорость: потока
средней, необходимо учесть глубину потока. С увеличением глубины
увеличивается и средняя скорость, при которой начинается переме­
щение наносов. Д ля расчета этой скорости разработан ряд формул.
Так, формула Г. И. Ш амова имеет вид
z;нaч=^4,4fl^'^w’^^ .
(152)
где d r— средний диаметр частиц донных отложений в метрах; Н —
средняя глубина в метрах.
- :
.
318
Д виж ение твердых частиц в придонном слое потока происходит
в виде скольжения или перекатывания и перескакивания (сальтади и ). Такой характер движения осуществляется главным образом
л о д влиянием восходящих вихрёй и несимметричного обтекания
■твердой частицы струями воды. Частицы, оторвавшись от дна, мо­
гут находиться некоторое время во взвешенном состоянии и вновь
■опускаться на дно. В этом проявляется условность подразделения
наносов на влекомые и взвешенные. Крупность влекомых наносов
изменяется по сезонам года, возрастая при паводках и уменьшаясь
;В межень. При больших скоростях течения влекомые наносы дви­
ж утся большими массами. Размеры влекомых наносов постепенно
уменьшаются по длине рек с уменьшением скоростей вниз по те­
чению.
Количество влекомых наносов в равнинных реках мало. Они
транспортирует преимущественно взвешенные наносы. В горных
реках доля влекомых наносов велика и при больших скоростях со­
ставляет основную часть твердого стока реки.
В горных районах, чаще на небольших реках или временных
потоках с малыми площадями водосборов, возникают кратковре­
менные паводки, несущие огромные скопления наносов. Эти скопле­
ния твердого материала придают потоку характер грязевого, грязе­
каменного или водно-каменного. Потоки эти называются с е л я м и .
О бразуются сели в результате выпадения интенсивных дож дей,
реж е — интенсивного снеготаяния. Необходимым условием для об­
разования селя является обилие накопленного материала выветри­
вания на водосборе и быстрый снос его в русло. П оэтому литоло­
гический состав пород, слагающих горные области, крутые склоны
гор и значительные уклоны потоков имеют большое значение в фор­
мировании селей. Отсутствие растительности и оголенность склонов
способствуют усилению эрозии, а следовательно, и образованию се­
лей. Д виж ение селевых потоков носит пульсирующий заторный х а ­
рактер. Заторы возникают на отдельных участках русла. При про­
рыве затора по реке проносится селевой поток, насыщенный нано­
сами и обладающий большой разрушительной силой. Заторы
повторяются. Таким образом, сель представляет собой поток, прохо­
дящий по реке в виде последовательных валов или волн. П родолж и­
тельность селей различна — от нескольких минут до нескольких
часов. Во время прохождения селей происходят интенсивные про­
цессы размыва русла и отложения наносов. Сель относится к опас­
ным явлениям природы. П одробнее ознакомиться с селями можно
по книге С. М. Флейшмана «Сели» (Л., Гидрометеоиздат, 1970).
г л а в а
36. сток
§ 166.
РАСТВОРЕННЫ Х ВЕЩ ЕСТВ
Химический состав речных вод
По классификации О. А. Алекина, все природные воды, в том
числе и речные, делятся по преобладающ ему аниону на три класса:
гидрокарбонатные и карбонатные — воды с преобладанием аниОна
319
НСО' + СОз, сульфатные — с преобладанием аниона SO" и хлорид­
ны е— с преобладанием аниона С1'. Каждый класс по преобладаю ­
щему катиону делится на три группы: кальциевую, магниевую и
натриевую. Большинство рек земного шара принадлежит к гидро­
карбонатному классу. Значительно меньше рек сульфатного, еще
меньше хлоридного класса.
По степени минерализации Алекин подразделяет воды на четыре
ступени: малой минерализации (до 200 мг/л), средней минерализа­
ции (200— 500 м г/л), повышенной минерализации (500— 1000 мг/л)
и высокой минерализации (более 1000 мг/л). Минерализация реч­
ных вод в основном малая и средняя.
Большая роль в формировании химического состава речных вод
принадлежит источникам питания рек. Питание за счет подземных
вод всегда вызывает повышение минерализации речных вод. Пита­
ние за счет снеговых и дождевы х вод снижает минерализацию. Сне­
говые и дож девы е воды стекают по хорошо перемытым почвам, со­
держащим меньшее количество легкорастворимых солей, чем по­
роды, с которыми соприкасаются подземные воды. Вот почему при
питании дождевыми и главным образом снеговыми водами в со­
ставе речных вод преобладают ионы Н С О ', Са", M g". При пере­
ходе реки на подземное питание происходит относительное увели­
чение ионов легкорастворимых солей SO" и С 1 '. Изменение мине­
рализации и ионного состава речных вод в зависимости от различного
соотношения источников питания определяется в значительной сте­
пени характером почв их бассейнов. По мере перехода от зоны из­
быточного увлажнения к зоне недостаточного увлажнения, из райо­
нов распространения северных болотисто-торфяных и подзолистых
почв к областям распространения черноземов, сероземов и кашта­
новых почв, минерализация дождевых и снеговых вод, стекающих
по этим почвам, постепенно увеличивается, а следовательно, увели­
чивается и минерализация речных вод, причем главным образом за
счет ионов S O " и С К . Слабой минерализацией отличаются реки,
собирающие воду с заболоченных водосборов. Воды этих рек содер­
ж ат большое количество гуминовых веществ, окрашивающих воду
в желто-коричневый цвет.
Наглядное представление об ионном составе речной воды в пе­
риод летней межени на территории СССР дает гидрохимическая
карта (рис. 107).
В течение года в соответствии с различными условиями питания
и под воздействием метеорологических факторов химические свой­
ства речных вод могут меняться. В периоды поверхностного пита­
ния минерализация снижается, в межень при переходе на питание
подземными водами, наоборот, возрастает. При сезонных измене­
ниях минерализации речных вод меняются и соотношения меж ду
ионами. В результате некоторые реки в различные сезоны могут
переходить по химическому составу из одного класса в другой. При­
мером могут быть воды Амударьи.
320 '
21
З а к . № 266
321
§ 167. Сток растворенных веществ
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 дальней­
шем 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.
Ионный сток Яи рассчитывается по формуле
R^==AQC,
(153)
где Q — расход воды в м®/с, средний за период Г; С — концентрация
ионов, или их сумма 2 ] и, в мг/л; А — коэффициент размерности.
При расчете ионного стока в тоннах за год А = 3 1 ,5 4 .
Кроме абсолютной величины ионного стока, применяется еще и
относительная характеристика его в виде модуля стока растворен­
ных веществ, выражаемого обычно в тоннах с единицы площади за
единицу времени (т/ (км^ • г о д )).
Сток растворенных веществ в устьях некоторых больших рек
достигает внушительных размеров (табл. 26).
Таблица 26
Средний годовой ионный сток некоторых рек СССР (по О. А. Алекину, 1970)
Река
Площадь
бассейна,
тыс. км“
Лена
.....................
В о л г а .....................
Енисей
.................
Обь . .....................
Амударья . . . .
Северная Двина ,
2420
1350
2470
2450
237
350
Ионный
сток,
1
млн. т/год
в 59,8
1 5 4 ,4
'* 4 3 ,2
..-3 3 ,8
|1 9 ,3
tl3,8
Река
Сырдарья .. . . ,
Амур .....................
Д н е п р .....................
1 Кура .....................
Печора .................
Кубань .................
Площадь
бассейна,
тыс. км2
219
1620
464
178
259
61,5
Ионный
сток,
млн. т/год
9,51
9,11
7 ,6 4
5 .2 0
5 ,6 6
3,04
Основная масса растворенных веществ выносится реками с тер­
ритории СССР в океаны (72%) и значительно меньшая часть —
в конечные водоемы областей внутреннего стока. Наибольший ион­
ный сток приходится на долю бассейна Северного Ледовитого
океана (201,6 млн. т/год), что объясняется наибольшим жидким
стоком в этот океан. Меньшее количество растворенных веществ вы­
носится реками СССР в Атлантический и Тихий океаны. Наиболь­
шей величиной показателя ионного стока, характеризующего наи­
большую интенсивность химической эрозии, отличаются области
внутреннего стока (29,2 т/(к м ^ -год)) и бассейн Атлантического
океана (24,2 т/(к м ^ -год)). Показатель ионного стока в бассейне Ти­
хого океана относительно мал (9,8 т/(км^ • г о д )). Особенно большим
локазателем ионного стока растворенных веществ отличается бас­
сейн Аральского моря — 64,5 т/ (км^ • г о д ).
322
Общий ионный сток с территории СССР составляет около
384 млн. т/год, средний модуль ионного стока 17,8 т/(к м 2-год).
Зависимость стока растворенных веществ от жидкого стока
в значительной мере предопределяет внутригодовое распределение
ионного стока. Н а реках восточноевропейского типа основная часть
растворенных веществ приходится на период весеннего половодья,
на реках с половодьем в теплое время года (тянь-шаньский тип) —
на лето.
Г Л А В А 37. РУСЛОВЫ Е ПРОЦЕССЫ
§ 168. Основные понятия. Взаимодействие потока и русла
Основными характеристиками русла являются; продольный и по­
перечный профиль, плановые очертания и распределение глубин
в нем. Речное русло подвержено изменениям, или деформациям. Н е­
прерывные изменения морфологического строения речного русла и
поймы, происходящие под действием текучей воды, называются
русловымпроцессом.
Проявляется русловой процесс в виде эрозии — размыва русла
и поймы, переноса и аккумуляции наносов. Направленность про­
цесса деформации русла определяется соотношением меж ду расхо­
дом наносов и транспортирующей способностью потока и, таким
образом, связана с комплексом природных условий не только дан ­
ного участка реки, но и водосбора в целом. Климатические условия
и свойства подстилающей поверхности бассейна реки обусловливают
объем и режим жидкого стока и формирование твердого стока. П о­
следний проявляется в виде переотложений наносов, с которыми
связана деформация русла. Сток воды, кроме того, определяет х а ­
рактер местных гидравлических воздействий потока на русло. Эти
воздействия меняются вместе с режимом стока.
Поток, протекающий в русле, вызывает изменения в его очерта­
ниях, распределении глубин и характере продольного профиля реки.
Со своей стороны форма русла оказывает воздействие на распре­
деление течений и их скоростей. Таким образом, поток и русло на­
ходятся в постоянном взаимодействии, и русловые деформации яв­
ляются выражением этого взаимодействия. Несмотря на различия
природных условий в бассейне той или иной реки, различия в ре­
жиме стока воды и наносов, в результате взаимодействия меж ду
потоком и руслом вырабатываются некоторые типические черты
морфологического строения речного русла. Знание природных ус­
ловий и закономерностей взаимодействия м еж ду потоком и руслом
позволяет путем возведения искусственных выправительных соору­
жений сознательно управлять потоком, перемещением наносов
в речном русле и способствовать созданию нужных для хозяйствен­
ного использования реки его форм.
Основы учения о русловом процессе как взаимодействии меж ду
потоком и руслом были заложены в конце XIX — начале XX столе21*
323
тия в трудах В. М. Лохтина, Н. С. Лелявского, М. Фарга в связи
с работами по улучшению судоходных условий рек, а также в тру­
дах М. А. Великанова.
Лохтин исследовал влияние уклона водной поверхности, измене­
ния водности потока и сопротивляемости размыву грунтов, слагаю­
щих русло реки, на перемещение наносов и формирование русловых
форм. Лелявский занимался исследованием речных течений (см.
§ 120), влияющих на распределение глубин в речном русле.
В дальнейшем наметились два направления в изучении русло­
вого процесса: гидродинамическое, рассматриваемое обычно в кур­
сах гидродинамики и гидравлики, и гидролого-морфологическое.
П оследнее направление получило развитие в работах Н. И. Макка­
веева, Н. Е. Кондратьева и И. В. Попова.
§ 169. Плановые очертания речных русел и их изменения
Плановые очертания речных русел отличаются значительным
разнообразием и вместе с тем для них характерна отчетливо выра­
женная извилистость. В процессе формирования извилистого русла
большую роль играют поперечные течения, которые возникают как
при искривлении динамической оси потока, так и особенно в усло­
виях уж е возникшей извилистости русла (см. § 120).
Существуют различные соотношения меж ду очертаниями долины
(орографическая извилистость) и очертаниями речных русел (гид­
рографическая извилистость). В одних случаях имеет место совпа­
дение орографической и гидрографической извилистости, реки как
бы повторяют очертания своих долин. Примером могут служить
верхние части течений Оки и Д она, реки Днестр, Унжа, Вишера,
Чусовая и др. на участках долин, сложенных трудноразмываемыми
породами. Д ля рек этого типа характерно отсутствие или слабое
развитие поймы.
В других случаях наблюдается неполное совпадение орографи­
ческой и гидрографической извилистости. Склоны долин лишь отча­
сти ограничивают образование извилин.
Н аиболее распространенным случаем является полное несовпа­
дение орографической и гидрографической извилистости. Река про­
текает по широкому дну долины и может перемещать свое русло на
большом пространстве, образуя обширную пойму, изобилующую
старицами.
Значительно реж е встречаются речные русла, характеризую­
щиеся отсутствием извилин или слабой извилистостью. Русла таких
рек способны перемещаться в пределах дна долины почти парал­
лельно самим себе. Пойма в этом случае может быть довольно ши­
рокой. На ней располагаются старицы, также прямолинейные или
слабоизвилистые и параллельные руслу реки. Такой тип русел
встречается чаще всего в долинах прорыва или на участках входа
реки в сужение долины. Поймы на таких суженных участках д о ­
лины узкие.
324
Определенный тип излучин называется м е а н д р а м и . Этот
термин вошёл в гидрологическую литературу по греческому назва­
нию р. Меандр (Турция). П роцесс меандрирования, заключаю­
щийся в изменении плановых очертаний русла во времени, очень
сложен. Существует несколько гипотез образования меандр. В со­
временной
гидрологической
литературе
(Н. Е. Кондратьев,
И. В. Попов и др.) э т о т процесс получил следую щ ее объяснение.
Образование и развитие меандр возможно на реках с незарегулированным естественным режимом, с хорошо выраженным поло­
водьем (паводками) и повышенным стоком наносов. В этих усло­
виях плановые деформации русла связаны с формированием поймы..
Рис. 108. Типы меандрирования.
-ограниченное меандрирование, б — свободное меандрирование, в — н еза­
вершенное меандрирование (по И. В. Попову).
В зависимости от ширины дна долины и ширины поймы процесс
меандрирования проявляется в различных формах.
1.
На реках с узкой поймой русло в плане имеет слабоизвили­
стую форму, близкую к синусоидальной (рис. 108 а ). Амплитуда
этой синусоиды определяется шириной долины, склоны которой
ограничивают возможность ее увеличения. Плановые деформации
проявляются в виде беспрепятственного сползания излучины вниз
по течению реки без существенных изменений в очертаниях и р аз­
мерах. В течение некоторого достаточно длительного промежутка
времени меандра долж на переместиться на всю свою длину, и в ре­
зультате участки выпуклого и вогнутого берега русла поменяются
местами. Сползание излучин происходит вследствие размывания
вогнутого берега русла под некоторым углом к оси потока и отло­
жений материала размыва у выпуклого берега. Такой процесс ме­
андрирования носит название о г р а н и ч е н н о г о м е а н д р и р о ­
вания.
325
2. На участках рек с широкими долинами склоны долин не яв­
ляются препятствием для перемещения русла по их дну в напра­
влении, перпендикулярном направлению долины. Беспрепятствен­
ный размыв вогнутых берегов приводит к постепенному изменению
формы излучины и превращению ее из первоначальной синусои­
дальной в петлеобразную. Сначала излучины имеют тенденцию
сползать вниз по течению, как и при ограниченном меандрирова­
нии. Но в последующие стадии сползание излучин сменяется их рас­
ширением и разворотом вокруг некоторых точек, близких к пере­
гибу русла к смежной излучине (рис. 108 5 ). Излучина принимает
округлые очертания, часто асимметричные, превращающиеся в ко­
нечной стадии в петлеобразную форму. Заверш ается этот процесс
деформации прорывом перешейка меж ду вершинами двух смежных
меандр и превращением отчлененной части русла в старицу. После
прорыва перешейка постепенно возникает новая излучина. В озоб­
новляется прежний цикл развития меандры. Этот тип меандрирования назван с в о б о д н ы м м е а н д р и р о в а н и е м.
3. На реках с низкими поймами и большими глубинами их з а ­
топления обычно полный цикл меандрирования, характерный для
свободного меандрирования, не наблюдается. Прорыв достаточно
широкого еще перешейка и спрямление русла происходят до того,
как произойдет сближение вершин двух смежных излучин. Русло
раздваивается. Спрямленный рукав (проток) формируется в пони­
жениях рельефа поймы, при выходе воды на пойму и размыве ее
поверхности. Обычно этот рукав превращается в главное русло,
а старое главное русло отмирает. Этот тип меандрирования назван
незавершенным
меандрированием
(рис.
108 в).
Н а крупных реках спрямление происходит в течение нескольких
лет (Иртыш) и нескольких десятков лет (Обь, Ока, В о л га ).
Прорывы перешейка, спрямление русла приводят к усилению
интенсивности размыва русла, увеличению местного твердого стока
и последующему отложению наносов на нижерасположенном уча­
стке, что в свою очередь может вызвать перераспределение уклонов
и изменение характера русловых деформаций. Н а характер переме­
щения русла, естественно, оказывают влияние ограничивающие фак­
торы: трудноразмываемые породы склонов долины, формы ее, уна­
следованные рекой и созданные ранее существующим потоком
с иными гидравлическими особенностями, чем те, которые свойст­
венны современному потоку.
Описанные случаи развития меандр являются лишь схемой
сложного процесса. В природных условиях можно встретить многие
разновидности этого явления.
§ 170. Морфологические элементы речных русел и пойм
и распределение глубин в них
Распределение глубин в руслах рек зависит от распределения
в них эрозионно-аккумулятивных образований — русловых форм.
Простейшей формой русловых образований являются гряды —
326
скопления песчаных, иногда галечных наносов на дне русла. В гря­
дах выделяются следующие элементы: верховой (лобовой) и низо­
вой (тыловой) откосы, гребень, подвалье, высота и длина гряды.
Все элементы гряды представлены на рис. 109 а. Гряды — подвиж­
ные образования. Схемати____ ^
чески механизм их перемео)
з
щения может быть представ^
___ /
лен следующим
образом.
\
/
‘t
Поток, обтекающий гряду,
отрывается от гребня и об­
разует в подвалье вихревое
движение с горизонтальной
осью вращения. Донные ча­
б )
стицы, смытые потоком с ло­
бового ската, попадают в
подвалье. Встречным тече­
нием вихря эти частицы из
подвалья
вымываются
и
прижимаются к тыловому
скату гряды; происходит на­
ращивание гряды и переме­
щение ее вниз по течению
Рис. 109. Основные элементы гряды (а) и
(рис. 109 6 ). Таким образом,
схема ее перемещения (б).
перемещение гряд следует
I — лобовой откос, 2 — низовой откос, 5 — гребень,
4 — подвалье, 5 — высота, 6 — длина гряды.
рассматривать как форму
перемещения наносов по дну
русла, сложенного песчаными (или галечными) отложениями. Р а з­
меры гряд колеблются в широких пределах: высоты изменяются от
нескольких сантиметров на малых реках до 5— 6 м на крупных
(р. О бь), длина — от со­
тых долей метра до 3 км
и более.
Массовым распростране­
нием отличаются малые гря­
ды, размеры которых несо­
измеримы с размерами ру­
сла. Иногда они напомина­
ют барханы, располагаю­
щиеся в шахматном порядке.
Малые
формы
русловых
образований
определяют
Рис. п о . Ленточные гряды (а) и побочни (б).
степень шероховатости дна.
На многих равнинных реках наблюдаются гряды, размеры кото­
рых соизмеримы с размерами русла потока. Одни из них распола­
гаются под некоторым углом к оси потока, другие представляют
одиночные образования, занимающие почти всю ширину русла. Это
так называемые л е н т о ч н ы е г р я д ы (рис. 110 а ).
Разновидностью гряд являются п о б о ч н и . Они представляют
собой часть перекошенной в плане ленточной гряды, обсыхающей
327
в межень. Побочни располагаются обычно парами на обоих берегах
в шахматном порядке относительно друг друга (рис. ПО б).
Другой разновидностью песчаных гряд являются о с е р е д к и .
Юни представляют собой мощные скопления наносов в средней ча­
сти русла в виде песчаных отмелей или подвижных островов. О се­
редки обычно вытянуты вдоль по реке и отделены от берегов про­
токами. В межень осередки обсыхают.
Более сложными формами русловых образований являются пе­
рекаты и поймы.
П е р е к а т — мелководный участок русла, образованный нанос­
ной песчаной грядой, пересекающей русло под некоторым углом
к общему направлению течения и соединяющей в межень два побочня — право- и левобережный. Д ля равнинных рек характерно
Рис. 111. Схема переката.
а — план, б — продольный профиль; 1 — верхняя коса,
2 — ниж няя коса, S — верхняя плёсовая лощ ина, 4 — ниж ­
няя плёсовая лощина, 5 — седловина, 6 — напорный скат,
7 — подвалье, 8 — гребень, 9 — корыто, 7^? — фарватер,
11 — изобаты.
чередование перекатов и п л ё с о в — более глубоководных участков
русла по сравнению с выше- и нижерасположенными мелковод­
ными — перекатами. На рис. 111 представлены отдельные части пе­
реката.
Перекаты образуются там, где имеются благоприятные условия
для аккумуляции наносов. Такие условия создаются при уменьше­
нии транспортирующей способности потока под влиянием либо
уменьшения скоростей течения, либо резкого местного увеличения
твердого стока. Уменьшение скоростей течения наблюдается в ме­
стах выхода горных рек на равнину, в местах резкого расширения
русла потока, в результате подпора под влиянием сужения долины,
впадения крупных притоков. Увеличение твердого стока наиболее
отчетливо проявляется при впадении притоков, несущих большое
количество наносов (перекаты в этом случае возникают ниже впа­
дения притоков), а также в случае выноса наносов оврагами.
Н а равнинных реках чередование плёсов и перекатов тесно свя­
зано с плановыми очертаниями русла: плёс обычно располагается
в изгибах русла, перекат — на спрямленном участке, соединяющем
328
две смежные излучины. У вогнутого берега под влиянием попереч­
ной циркуляции происходит размыв русла, на спрямленном участке—
отложение части размытого материала. Эти явления характерны
для периода половодья, когда уклоны и скорости больше на плёсах
по сравнению с перекатами. В межень вследствие перераспределе­
ния уклонов (см. § 130) перекаты размываются. П одобное объяс­
нение этого явления впервые было дано еще В. М. Лохтиным
(1897 г.). К. И. Россинский и И. А. Кузьмин приводят более общ ее
объяснение сезонной деформации перекатов и плёсов независимо
от плановых очертаний русла. При одинаковом повышении уровня
на плёсах и перекатах весной площади живых сечений на перекатах
в относительном выражении увеличиваются больше, чем на плёсах,
так как их «начальная» площадь живого сечения была меньше
(меньшие глубины). В связи с этим относительное увеличение ско­
ростей при одинаковом увеличении расходов на плёсах больше, чем,
на перекатах. Таким образом, транспортирующая способность по­
тока на плёсах оказывается больше, чем на перекатах, и, следова­
тельно, в период половодья на плёсовых участках происходит р аз­
мыв русла, на перекатах — отложение наносов. В межень при об­
ратном соотношении скоростей на перекатах происходит размыв
русла, а на плёсах — отложение размытого материала.
Периодические колебания отметок дна на перекатах достигают
больших величин. Размыв гребней перекатов происходит не только
в период летней межени, но и зимой при ледоставе, в особенности
если последний образовался при низких уровнях. На одном из пере­
катов Волги зимой дно оказалось размытым в глубину на 3 м. В ес­
ной отметки дна переката достигли прежних значений.
Как у ж е отмечалось ранее, распределение глубин в речном ру­
сле тесно связано с его плановыми очертаниями. Это обстоятель­
ство получило отчетливое выражение в так называемых «законах»
Фарга.‘ Сущность их сводится к следующим положениям.
1. Самая глубокая часть плёса и самая мелкая часть переката
сдвинуты относительно точек наибольшей и наименьшей кривизны
вниз по течению приблизительно на четверть длины плёс-Ь перекат.
2. Плавному изменению кривизны соответствует плавное измене­
ние глубины; всякое резкое изменение кривизны вызывает резкое
изменение глубины.
3. Чем больше кривизна, тем больше глубина.
4. С увеличением длины кривой излучины до некоторого пре­
дела глубины при данной кривизне сначала возрастают, а затем
убывают; для каж дого участка реки существует некоторое среднее
значение длины кривой, при которой глубины становятся наиболь­
шими.
В ряде случаев правила Фарга нарушаются, в особенности, если
русло реки сложено разнородными грунтами.
П о й м а формируется в результате отложений переносимых
потоком наносов и плановых деформаций его русла.
‘ Точнее «законы» Фарга следует называть не законами, а правилами.
329^
в период половодья (паводков) речная вода выходит из берегов
меженного русла и затопляет пойму. Таким образом, руслом по­
тока в этот период является.меженное русло вместе с поймой. При
высоких уровнях и при их спаде интенсивной деформации подвер­
гаются как русло, так и пойма. Эти деформации совершаются в про­
цессе обмена наносами м еж ду руслом и поймой. В меандрирующих
руслах усиливается размыв вогнутого берега излучины и происхо­
дит отложение наносов у выпуклого. Формируются п л я ж и .
По форме они напоминают побочни, но, в отличие от последних, яв­
ляются относительно неподвижными образованиями, перемещаю­
щимися вместе с излучиной. Вдоль внешнего края пляжа возникают
заструги и косы. Эти наносные образования являются результатом
причленения к берегу на спаде уровня перемещающихся при более
высоком стоянии уровня песчаных гряд. Оконечности этих гряд, об­
сыхая, образуют заструги. Последние, разрастаясь, превращаются
в длинные, вытянутые по течению скопления наносов — к о с ы . Р а с­
полагаются они под некоторым углом к берегу, более острым при
больших скоростях течения. Вытянутое водное пространство меж ду
косой и берегом называется з а т о н о м .
Косы и пляжи зарастаю т растительностью, что усиливает акку­
муляцию наносов при последующем затоплении. Они увеличиваются
в размерах и постепенно способствуют образованию береговых ва­
лов, Эта форма наносного образования характерна для рельефа
поймы. По мере; роста берегового вала в высоту создаются условия
для образования второго ряда береговых валов. Постепенно валы
оказываются удаленными от современного русла на то или иное
расстояние. Береговые валы формируются в различные отрезки
времени: от одного года (реки Чулым, Или) до нескольких десят­
ков лет (р. Т авда).
Современный рельеф поймы оказывается весьма сложным. Ее
поверхность может быть расчленена протоками, старицами, распо­
ложенными м еж ду гривистыми повышениями, часто дугообразной
формы. Очевидно, при разных типах плановых деформаций русла
будут создаваться и различные типы пойм, на что обращают вни­
мание многие исследователи.
Условно в пойме выделяют три части: прирусловую — более по­
вышенную часть, центральную — несколько более низкую и ровную
и притеррасную — наиболее пониженную, имеющую вид заболочен­
ной ложбины, прилегающей к коренному склону долины или тер)асы. В се сказанное справедливо по отношению к равнинным рекам,
русловые деформации горных рек менее изучены.
§ 171. Типы русловых процессов
При всем многообразии русловых процессов можно выделить
определенные их типы. Н. Е. Кондратьев и И. В. Попов выделяют
следующие типы.русловых процессов.
Л е н т о ч н о - г р я д о в ы й тип руслового процесса. При этом
типе ленточные гряды сохраняют свою целостность во все фазы вод­
ного режима и только несколько изменяют свои размеры и скорость
сползания. Плановых деформаций русла почти не происходит. Ско­
рость сползания ленточной гряды нередко достигает 200— 300 м/год.
Этот тип руслового процесса наблюдается на участках рек, где от­
сутствует пойма и склоны долины, сложенные трудноразмываемыми породами, исключают возможность размыва берегов.
П о б о ч н е в ы й тип руслового процесса. При этом процессе про­
исходит сползание в половодье по руслу крупных песчаных, пере­
кошенных 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 переко­
шенной гряды из одного плёса в другой. Гребень переката размы­
вается, а в плёсовой лощине происходит отложение размытого ма­
териала. При этом типе процесса такж е отсутствуют плановые д е ­
формации русла и не образуются поймы. Встречается побочневый
тип руслового процесса на участках рек, стесненных склонами д о ­
лины.
Типы русловых процессов ограниченного, свободного и незаверг
шенного меандрирования характеризуются, как указывалось (см.
§ 169), плановыми деформациями русла и развитием поймы. К сво­
бодно меандрирующим рекам относятся многие малые и средние
реки равнин, нижние участки крупных рек (Кубань, Кура, Сыр­
дарья, Или и д р .). Реки с ограниченным меандрированием встреча­
ются в пределах Среднерусской и Волыно-Подольской возвышенно­
стей, на северо-западе и севере Европейской территории СССР (З а ­
падная Двина, Нарова, Онега и др .).
О с е р е д к о в ы й тип процесса. Н а участках, где развивается
этот тип руслового процесса, река переносит большое количество
влекомых наносов и образует широкое и распластанное русло, по
которому беспорядочно сползает ряд крупных, разобщенных гряд,
Гряды эти в межень при понижении уровня образуют разбросанные
по всей ширине русла осередки, при обсыхании — острова. Протоки
м еж ду островами меандрируют, в результате чего острова могут
перемещаться как вдоль по реке, так и поперек нее. Образуется
многорукавное русло. Осередковый тип процесса часто встречается
на участках рек при выходе их из гор, в приустьевых участках. Р а з­
новидностью осередкового типа процесса являются блуждающ ие
русла. Они возникают при очень большой подвижности влекомых
наносов и больших скоростях течения. Перемещение наносов в этих
условиях приобретает беспорядочный характер. Образование рус­
ловых форм (гряд, отмелей, побочней) происходит очень интен­
сивно. Русло начинает блуждать в пределах дна долины, распласты­
ваясь и приобретая несколько динамических осей, положение кото­
рых меняется в короткие сроки. Н а глазах наблюдателя (в течение
суток, часов) происходит размыв берега и смещение русла (до 10—■
15 м/сут на р. Амударье в районе Х одж ейли). Горные реки, про­
текая в широких долинах, способны в столь ж е короткие сроки
331
Дельты выполнения образуются при впадении рек в какой-либо
залив или бухту. Дельта энергично нарастает, наносы заполняют
защищенную от действия моря бухту и только после этого выно­
сятся в море. Примерами таких дельт могут служить дельты Ку­
бани, Д она и др.
Выдвинутые дельты образуются в устьях рек, впадающих в море
на участках с открытыми выпуклыми берегами. Таковы дельты
Волги, Урала, Хуанхэ, Нила и др.
Лопастные дельты образуются в устьях рек, впадающих в море
длинными и узкими рукавами, несущими большое количество нано­
сов. Лопастные дельты характерны, например, для Миссисипи
и Куры.
Клювовидные дельты названы так потому, что они своими очер­
таниями напоминают клюв птицы. Примером может служить устье
р. Сулак, впадающей в Каспийское море.
Сложные дельты образуются при соединении вместе двух дельт,
как, например, у рек Ганга и Брахмапутры.
Бухтовые дельты образуются при впадении реки в лагуну — уча­
сток моря, отделенный от моря косой. Примером может служить
дельта р. Камчатки.
При впадении одной реки в другую возникает подпор, достигаю­
щий максимума в периоды половодья и паводков. Совпадение или
несовпадение фаз водного режима создает различный характер
взаимодействия главной реки и притока. При совпадении полово­
дий на обеих реках подпорное влияние оказывается наименьшим.
При несовпадении ж е этих явлений подпор бывает значительным,
причем чем больше разница во времени прохождения половодья на
обеих реках, тем сильнее выражено подпорное влияние их друг на
друга. Подпор на притоке распространяется на десятки, а иногда
д а ж е и на сотни километров.
При нарастании подпора могут возникнуть обратные уклоны и
обратное течение. Примером может служить р. Сухона, вытекаю­
щая из Кубенского озера. При прохождении половодья на р. В о­
логде, притоке р. Сухоны, создается подпор на главной реке выше
устья р. Вологды. Уровни р. Сухоны повышаются настолько, что
отметки их становятся больше отметок уровня Кубенского озера,
и возникает обратное течение на р. Сухоне в сторону Кубенского
озера. Когда ж е уровень воды в озере повысится вследствие при­
тока вод рек, впадающих в него, а уровни воды в устье р. Вологды
понизятся в результате прекращения половодья, на рассматривае­
мом участке обратное течение сменится нормальным.
П од влиянием подпора скорости течения уменьшаются, проис­
ходит аккумуляция наносов, преж де всего влекомых, а затем и наи­
более крупных фракций взвешенных, что в ряде случаев приводит
к образованию перекатов, а иногда рукавов в устьевых участках
притоков.
При запаздывании половодья на главной реке по отношеник>
к времени его прохождения на притоке в устье последнего возни­
кают повышенные уклоны и большие скорости. Происходит усилен­
.334
ный размыв русла. В итоге образуются переуглубленные устьевые
участки русла притока.
При впадении в озеро на режим устьевой части реки оказывают
влияние главным образом уровенный режим озера и сгонно-нагон­
ные явления в озере. Уровни воды в озерах перед половодьем на ре­
ках, впадающих в них, обычно низкие. Волна половодья, аналогично
тому как это происходит на притоках, впадающих в реку, при не­
совпадении фаз водного режима вызывает в устьевом участке реки
перед впадением в озеро переуглубление русла. Размыв этих уча­
стков прекращается с падением уровней и уменьшением донных
скоростей, неспособных уж е размывать лож е реки. На переуглубленных участках в промежутках м еж ду половодьями наблюдается
тихое течение и происходит отложение наносов, которые сносятся
в озеро в период половодья. П осле подъема уровней воды в озере
до наивысших отметок устьевой участок реки находится в подпоре,
который может усиливаться нагонными явлениями. Реки, несущие
достаточное количество наносов, образую т при впадении в озеро
дельту, аналогичную дельте, образующ ейся при впадении в море.
При относительной стабильности водного режима озера и реки,
впадающей в него, режим устьевого участка реки отличается одно­
образием, а русло реки — устойчивостью. Примером могут служить
реки Свирь и Волхов.
ОЗЕРА И ВОДОХРАНИЛИЩА
Г Л А В А 38. О ЗЕРН Ы Е КОТЛОВИНЫ ,
ИХ П РЕ О БРА ЗО ВА Н И Е И ЭЛЕМЕНТЫ
§ 173. Общие понятия
О зера — естественные водоемы с замедленным
водообменом.
К водоемам замедленного водообмена относятся такж е и искусст­
венные водоем ы — водохранилища (см. гл. 46).
По характеру водообмена озера делятся на две большие
группы: сточные и бессточные.
С т о ч н ы м и называются озера, сбрасывающие часть своих вод
в виде речного стока, б е с с т о ч н ы м и — озера, лишенные стока
воды. К сточным озерам относится большинство озер районов влаж ­
ного и умеренного климата. Бессточные озера характерны для з а ­
сушливых районов.
Частным случаем сточных озер являются п р о т о ч н ы е озера,
у которых одна из рек, впадающих в озеро, приносит примерно
столько ж е воды, сколько выносит река, вытекающая из озера.
Примерами проточных озер служ ат оз. Зайсан, Кубенское, Чудское.
Иногда сток из озер наблюдается периодически, во время наи­
большего притока вод в озеро. Такие озера называются в р е ­
менно сточными
или озерами с перемежающимся стоком.
Сточные озера обладают различной интенсивностью водообмена,
или проточности, играющей большую роль во всех процессах — гид­
рологических, биологических и химических, протекающих в озере.
По Б. Б. Богословскому, интенсивность водообмена D характери­
зуется отношением объема воды в озере V к объему воды W, выте­
кающей из него,
D = ^ .
(154)
Чем меньше D, тем быстрее обменивается вода в озере.
§ 174. Происхождение озер, типы озерных котловин
и их преобразование
В понятии «озеро» котловина и водная масса, ее заполняющая,
представляют собой неразрывное целое. Д ля возникновения озера
необходимо образование котловины и заполнение ее водой на дли­
336
тельное время. Котловина заполняется чаще речными и подзем ­
ными водами, атмосферными осадками, реж е водами морского про­
исхождения.
О бразование озерных котловин происходит под влиянием эндо­
генных (внутренних) и экзогенных (внешних) процессов. Обычно
в формировании современного облика озерных котловин участвует
несколько процессов, однако один или группа этих процессов явля­
ются ведущими.
Н аиболее известна генетическая классификация озерных котло­
вин, предложенная М. А. Первухиным (1937 г.), основные принципы
которой взяты за основу и при разработке классификаций другими
авторами (С. Д . Муравейским, Б. Б. Богословским, 3 . А. Сваричевской). Детальная генетическая классификация озерных котловин
опубликована Д . Хатчинсоном (1957 г.).
О сновные генетические типы озерных котловин, или, иначе озер,,
по х арактеру их происхождения следующие.
Т е к т о н и ч е с к и е — образуются в прогибах земной коры на
равнинах (Л адож ское, Онежское, Ильмень, Верхнее в Северной
Америке), в прогибах в горах (Маркаколь, Сонкёль, Иссык-Куль,
Алаколь), в предгорных впадинах (Б алхаш ), в рифтовых впадинах
(Байкал, Танганьика). Большинство тектонических озер большие
по площади и глубине.
В у л к а н и ч е с к и е — возникают в кратерах и кальдерах по­
тухших вулканов (озера на о. Ява, озера Больсена, Альбено, Авернское в Италии, Кроноцкое на Камчатке), в углублениях лавовых
покровов (оз. Комариное в И сландии), в маарах (оз. Л ахерское
в массиве Эйфель, Ф РГ ).
М е т е о р и т н ы е — образуются в углублениях, возникших при
падении метеоритов (оз. Каали в Э стонии).
- Л е д н и к о в ы е — их возникновение связано с экзарационноаккумулятивной деятельностью древних и современных ледников.
Экзарационной деятельности ледника обязаны своим происхож де­
нием многочисленные озера Карелии, Финляндии. Они часто вытя­
нуты по направлению движения ледника. К этой ж е группе отно­
сятся каровые и троговые озера. Каровые возникли в карах и цир­
к а х — нишеобразных углублениях на верхних
склонах гор,
троговые—;В троговых долинах (оз. Ж еневское). Распространены
в Альпах, на Кавказе, Тянь-Шане и в других горных странах.
С аккумулятивной деятельностью ледника связаны озера среди
моренного холмистого рельефа. Моренные озера по форме разнооб­
разны: лопастные, вытянутые, овальные. Они характерны для обл а­
стей древнего оледенения (север и северо-запад европейской части
СССР, север ГД Р и ФРГ, К анада, север СШ А). Распространены
они также в горах на месте бывших языков ледников (озера Химское, Вюрмское, Гарда, Комо в Альпах и др .). Встречаются озера
и на поверхности современных ледников.
Водно-эрозионные и в одн о -а к к у м у л я т и в н ы е—
это озера речных долин, дельт, морских побережий. К ним отно­
сятся: а) озера-старицы, часто располагающиеся в поймах рек,
22
Зак. № 266
337
почему и получили наименование пойменных;, б) плёсовы е— озеро­
видные расширения речных русел и разобщенные в межень плёсы
пересыхающих рек; в) конечно-сточные (оз. Л обнор); г) озера,
лриуроченные к ложбинам стока ледниковых вод (озера Лаче,
Б о ж е ); д) дельтовые — распространенные в дельтах крупных рек
(озера Кубанских плавней, «ильмени» в Волжской дельте); е) л а­
гуны и лиманы — озера морских побережий, возникшие на месте
■бывших мелководных заливов и затопленных устьев рек, отрезан­
ных от моря намывными перемычками, а такж е вследствие транс­
грессии моря и его последующей работы; ж ) фиордовые озера, воз­
никшие в отделенных от моря завалами или наносами участках фи­
ордов.
П р о в а л ь н ы е — озера, котловины которых возникли в резуль­
тате выщелачивания грунтов и горных пород поверхностными и
главным образом подземными водами, а такж е при протаивании
многолетнемерзлого грунта или вытаивании льда в нем. К проваль­
ным озерам относятся: а) карстовые (см. § 106), б) суффозионные
(см. § 105) и в) термокарстовые озера (по якутски — аласы). П о­
следние распространены в тундровой и таежной зонах области мно­
голетней мерзлоты. Котловины суффозионных и термокарстовых
озер часто имеют овальную форму, малоизрезанные берега и незна­
чительные глубины.
Э о л о в ы е — озера, возникшие в котловинах выдувания, а также
м еж ду дюнами и барханами. З а редким исключением Они неболь­
шие по размерам и неглубокие (озера Селеты, Теке в К азахстане).
П о д п р у д н ы е — возникновение этих озер связано с горными
обвалами, оползнями, перегораживающими речные долины, подпруживанием рек потоками лавы, моренами ледников. Таким образом,
подпрудные озера образуются при действии нескольких процессов.
Так, в результате обвалов, вызванных землетрясением, возникло
03. Сарезское в долине р. Мургаб на Памире, оз. Гёкгель — в долине
р. Аксу в А зербайдж ане, оз. Севан, возникшее в тектонической впа­
дине, подпруженной лавовым потоком.
О р г а н о г е н н ы е — внутриболотные озера (см. § 210) и озералагуны среди коралловых построек (атоллы).
Ш ирокое распространение имеют озера, созданные деятельно­
стью человека. Это озера-водохранилища (см. гл. 46) и озера, воз­
никшие на месте старых карьеров, соляных копей и т. п. (оз. Развал
на Урале).
С момента возникновения озера меж ду его водной массой, кот­
ловиной, окружающим его бассейном и заселяющими озеро орга­
низмами происходит взаимодействие, обусловливающее нормаль­
ный цикл развития озера. Внешний вид первоначальной котловины
меняется: формируется озерное лож е с характерными особенно­
стями его очертания в плане и в разрезе. Н аиболее сильное воздей­
ствие на котловину оказывает водная масса. Удары волн прибоя
разрушают берега котловины. Продукты разрушения — каменистые
россыпи, валуны, галька, гравий, песок — откладываются в основ­
ном вблизи мест разрушения и образуют подводную береговую
338
террасу. Мелкие фракции во взвешенном состоянии переносятся те­
чением и волнением в глубь озера и оседаю т на дне. Весьма частопри постоянно дующ их ветрах и при преобладающ ем направлении
прибоя происходит подмывание и разрушение одних частей берега
и образование отмелей, береговых валов и пляжей в других его ча­
стях.
Котловина преобразуется такж е под влиянием вод, приносимых
извне. Притоки вносят в озеро некоторое количество наносов. Часть
их осаж дается вблизи устьев рек, образуя «конусы накопления»,,
превращающиеся в дельту. И ногда течения, направленные вдоль б е­
рега, образуют в озере отмели вдали от места впадения реки. Тон­
кий речной ил проникает в открытую часть озера и осаж дается
обычно по всему дну, при сложном ж е рельефе дна — преимущест­
венно в глубоких впадинах, которые являются своего рода отстой­
никами.
В зависимости от конфигурации берегов и характера пород, их
слагающих, в прибрежной части озера различают размываемые и
намываемые участки. Первые представлены участками скал или ва­
лунного побережья, вторые — песчаными или гравелистыми пля­
жами.
Одновременно с образованием озера начинается заселение егоорганизмами. В эволюции озер растительные и животные орга­
низмы играют выдающуюся роль. Отмирая, эти организмы на р аз­
ных стадиях разрушения и разложения оседаю т на дно, смешиваясь
с неорганическими частицами. Формируются илы (см. § 199), про­
исходит постепенное выравнивание дна котловины озера и его
обмеление и зарастание (см. § 198).
Накопление осадков в озерах и их зарастание являются нор­
мальными процессами развития озер, совершающимися непре­
рывно, но темп зарастания и «умирания» озер различен, так как
проходит на фоне внутривековой изменчивости компонентов общей
увлажненности. При обводнении озера (повышении уровня) или
при его «усыхании» площади, занятые прибрежной растительно­
стью, либо сокращаются, либо увеличиваются.Б связи с этим интен­
сивность заполнения котловины органическими остатками меняется.
§ 175. Основные части озера и озерного дна
Н аиболее пониженная часть озерной котловины, заполненная
водой до высоты наибольшего подъема уровня, называется о з е р ­
н ы м л о ж е м . В озерном лож е выделяются две основные области:
береговая и глубинная. В первой преобладают процессы разруш е­
ния горных пород, слагающих котловину, во второй — отложение
продуктов разрушения.
Береговая область включает в себя три зоны:
1.
Собственно берег — часть суши, окружающ ая озеро. Берег
представлен береговым склоном и бровкой. Основание склона рас­
полагается на верхней границе воздействия прибоя волн. Берег по­
степенно разрушается и отступает от уреза воды в- глубь суши.
22*
339
2. П обереж ье — зона прибойной полосы. Часть этой зоны по­
крыта водой постоянно (подводное побереж ье), часть затопляется
периодически, во время подъема уровня воды в озере (затопляемое
побереж ье), часть, непосредственно примыкающая к берегу, водой
не покрывается и подвергается лишь действию волнения (сухое по­
береж ье).
3. Береговая отмель — имеет вид подводной террасы, опускаю­
щейся в сторону озерной впадины более или менее крутым скло­
ном (отсыпь). Отмель возникает как в результате размыва (абра­
зии) коренных пород, так и в результате накопления (аккумуля­
ции) рыхлых обломочных пород.
П обереж ье и береговую отмель часто объединяют в одну зону —
прибрежную, называемую по аналогии с делением морского дн а
литоралью.
I
Береговая область
БерЬговой
.
склон Побережье Береговоя отмель Отсыпь^
, Высокий уровень
ШШШШШЕ
к
* 4 • '
* J •C 4 \\v
Глубинная область
Рис.
из.
Профиль эрозионного берега озера.
Глубинная область, или п р о ф у н д а л ь , занимает наиболее
глубокую часть дна, недоступную волнению. Переходную часть
м еж ду литоралью и профундалью называют с у б л и т о р а л ь ю .
Нижняя граница литорали обычно определяется глубиной дей­
ствия волны, иногда границей проникновения солнечных лучей, ли­
митирующих зону распространения зеленой растительности. Глу­
бина литорали не превышает нескольких метров. Схема типичного
профиля склона возвышенного эрозионного берега озера показана
на рис. 113.
Границы меж ду отдельными частями озерного лож а не всегда
отчетливо выражены. Некоторые типичные части его могут вовсе
отсутствовать. Наличие или отсутствие их зависит от местных усло­
вий, размеров озера и длительности его существования. При пре­
обладании аккумулятивных процессов в береговой области форми­
руются береговые валы, пляжи, конусы выносов речных отложений
и т. п.
Водная масса озера соответственно делению донной области
подразделяется на прибрежную, в пределах береговой отмели и при­
340
мыкающего к ней побережья, и область открытой воды, или п е л а г и а л ь, в пределах профундали.
При сложном очертании береговой линии и расчлененном рель­
еф е дна в озере выделяются плёсы, заливы, бухты, губы. Плёсы —
обособленные части озера, выделяющиеся по плановому очертанию
береговой линии, распределению глубин и иногда по режиму и х а ­
рактеру водной массы. Из нескольких плёсов состоят, например,
озера Вуокса, Селигер, Псковско-Чудское. В крупных озерах мор­
фологически обособленные части имеют каж дая свое название.
§ 176. Основные морфометрические характеристики озера
Озера отличаются друг от друга по величине и форме. Количе­
ственное выражение размеров озер и их формы называется морфо­
метрическими характеристиками озера. Основные морфометриче­
ские характеристики озера следующие: площадь озера, длина и изрезанность его береговой линии, глубина, объем водной массы и
форма озерной котловины.
Д ля определения морфометрических характеристик озера тре­
буется наличие батиметрической карты, составленной на основании
топографической съемки и промеров глубин.
П л о щ а д ь в о д н о й п о в е р х н о с т и (зеркала) озера/^о —
различают площадь без островов и площадь озера с островами.
Д л и н а о з е р а I — кратчайшее расстояние меж ду двумя наи­
более удаленными друг от друга точками его береговой линии, изме­
ренное по поверхности водоема.
Ш и р и н а о з е р а максимальная Вмакс — расстояние между
наиболее удаленными точками береговой линии по направлению,
перпендикулярному длине озера, и средняя Вер — отношение плоFo .
щади озера к его длине, т. е. В с р = — р Д л и н а б е р е г о в о й л и н и и L измеряется по нулевой изо­
бате.
Изрезанность береговой линии
К — характеризу­
ется либо отношением длины береговой линии L к длине окружно­
сти круга, площадь которого равна площади озера, либо (по пред­
ложению С. Д . Муравейского) отношением L к периметру ломаной
линии Li, обводящей контур озера. Таким образом,
<'55)
К г= -^.
(155')
Коэффициент Kz дает более правильное представление об изрезанности береговой линии.
О б ъ е м о з е р а V, или объем котловины, заполненной водой
до определенного уровня Я, — вычисляется приближенно как сумма
объемов
отдельных
слоев
котловины, заключенных
меж ду
341
горизонтальными плоскостями, проведенными друг от друга на рас­
стоянии h, где h — сечение изобат. Слои приравниваются к усечен­
ной пирамиде. Объем усеченной пирамиды вычисляется по формуле
(156)
где fi, /г+1 — площади, ограниченные изобатами.
Величина водной массы оказывает большое влияние на гидроло­
гический режим озера.
у
Г л у б и н а о з е р а — средняя Я о р = -= г - и максимальная Ямаксto
При определении морфометрических характеристик указыва­
ется, к какому уровню они относятся. С изменением положения
уровня меняются все морфометрические характеристики озера. И з­
менение объема и площади озера в связи с изменением положения
уровня озера (глубины) может быть отчетливо представлено кри­
выми площадей и объемов (рис. 114).
Ф о р м а о з е р н о й к о т л о в и н ы — С. Д ля характеристики
формы котловины С. Д . Муравейский предложил использовать по­
казатель формы С, равный отношению средней глубины Яср к глу­
бине положения центра тяжести массы воды в озере 5о:
So •
(157)
п р и однородной плотности воды в озере
iH dv
С
. О
*^0— ----- у ----,
342
(158)
где V — объем озера; d v — элементарные объемы;
у Н d v опреде0'
осями координат и
ляется планиметрированием площади м еж ду
кривой объема озера.
П оказатель С позволяет сравнивать формы котловин озер меж ду
собой и с формой какой-либо геометрической фигуры. Показатель
формы д л я цилиндра равен 2,0, полушара 1,78, параболоида 1,5, ко­
нуса 1,33.
Влияние формы котловины на динамические процессы в озере, ^
перемешивание и нагревание велико. Так, два озера, находящиеся
в одинаковых физико-географических условиях и имеющие одина­
ковую максимальную глубину, но разную форму котловины, неза­
висимо от объема и площади будут иметь различные температуры
у дна, средние температуры и различное вертикальное распределе­
ние температуры воды. Более теплым будет то озеро, которое имеет
меньшее значение С. На это указывал еще Муравейский. Влияние
формы котловины на термический и динамический режим малых
озер детально исследовал В. Хомскйс (1969 г.).
Размеры некоторых крупных озер мира приведены в табл. 27.
Таблица 27
Наибольшие озера земного ш ара'
Название озера
Площадь,
тыс. км“
Наиболь­
шая
глубина, м
Европа
Каспийское море
Ладожское . .
Онежское
. .
Венерн
. . . .
371
18,4
9 ,6
5 ,6
1025
225
ПО
100
66,5
3 1 ,5
18,2
6 ,3
68
1620
26
702
Америк а
В е р х н е е .................
Гурон .....................
Мичиган
. . . .
Бол. Медвежье . .
Бол. Невольничье
Эри
. .
Виннипег
Онтарио .
Южная
82,4
5 9 ,6
5 8 ,0
31,1
2 8 ,6
393
228
281
157
102
Площадь,
тыс. км2
Наиболь­
шая
глубина, м
2 5 ,7
2 4 ,3
19,5
64
28
237
Америка
16,3
8 ,3
Маракайбо
Титикака
Аз ия
Аральское море
Байкал . . . .
Балхаш
. . .
Иссык-Куль . .
Название озера
250
304
Африка
Виктория
Танганьика
Ньяса . .
Чад . . . ,
Рудольф
Эйр
68,8
3 2 ,9
30,8
11— 22 2
8,6
Австралия
8,23
80
1435
706
4— 112
73
Свыше 20
' См. Малый атлас мира. М., ГУГК, 1972.
2 В зависимости от высоты уровня.
® Изменяется в больших пределах в зависимости от притока воды.
343
Г Л А В А 39. ВОДНЫ Й БАЛАНС Й УРОВЕННЫ Й РЕЖ ИМ
О ЗЕРА
§ 177. Уравнение водного баланса
Объем воды в озере не остается постоянным; часть воды теми
или иными путями удаляется из озера, часть поступает извне.
М еж ду количеством воды, поступающим в озеро (питанием), коли­
чеством ее, удаляемым из озера (расходованием) и изменением
объема водной массы озера за некоторый промежуток времени су­
ществует равновесие, называемое в о д н ы м б а л а н с о м .
Питание происходит за счет атмосферных осадков X, выпадаю­
щих на поверхность озера, притока речных Уд и грунтовых Кгр вод,
конденсации водяных паров атмосферы на поверхности озера К.
Расходование происходит вследствие испарения с поверхности во­
доема Z, руслового стока Уот, фильтрации Уф.
За период времени Т водный баланс озера можно представить
следующим уравнением;
^ + r п + r ,p - f /C = Z - f r e .+ r ф + ^ + Д r .
(159)
где A1F — изменение объема воды в озере за время 7"; q — безвоз­
вратный расход воды из озера на хозяйственные нужды. Все эле­
менты водного баланса выражены в единицах объема.
Н е все члены уравнения водного баланса равнозначны. Обычно
основными источниками питания озер являются приток речных вод
и атмосферные осадки. П одземное питание в общем балансе озера
может иметь существенное значение лишь при определенных гидро­
геологических условиях. Так, в озерах Кулундинском и Кучук (Кулундинская степь) подземное питание составляет соответственно
(по А. В. Шнитникову) около 20 и 30% общего прихода воды
в озеро. Повышенное подземное питание может быть в озерах кар­
стовых районов. Конденсация имеет некоторое, притом сравни­
тельно небольшое, значение в питании лишь крупных озер, у кото­
рых в определенные сезоны года температура поверхностных слоев
воды ниже температуры воздуха.
Расходование осуществляется главным образом за счет речного
стока из озер и испарения — в сточных озерах и за счет испаре­
н и я— в бессточных. Величина фильтрации из озера обычно неве­
лика. Ил, покрывающий часто дно озера, способствует кольмата­
ции, т. е. закупорке пор грунта водоема. В исключительных случаях
подземный сток из озера может быть довольно большим. Так,
из озера Севан (до спуска части воды) величина просачивания
воды через рыхлые вулканические породы — пористые туфы и
лавы — превышала сток р. Раздан.
Учитывая только основные элементы водного баланса, пренебре­
гая q и полагая, что Угр~Уф, уравнение (160) молено записать
в виде;
для сточных озер
^ - fr „ = Z - fr e ,-f A lF ;
(160)
344
для бессточных
( 161)
Д ля озер с перемежающимся стоком в период отсутствия стока
из озера действительно уравнение (161), в период сброса вод
из озера — уравнение (160).
При условии равенства количеств поступившей воды в озеро и
удаляемой из него уравнения (160) и (161) упрощаются:
X + F „=Z +re„
(162)
X+Y^=Z.
(163)
В этом случае к концу рассматриваемого периода Т объем воды
в озере, а следовательно, и уровень при неизменном положении дна
водоема не изменяются.
§ 178. Зональные особенности водного баланса
Структура водного баланса озер различна для разных климати­
ческих зон именяется внутри зоны в зависимости от размеров озера
и его бассейна, а такж е от их соотношения. Д ля зоны постоянного
увлажнения характерно превышение суммы осадков в среднем
за год Хо над испарением с водной поверхности Zo ( X o > Z o ) . В зоне
недостаточного увлажнения испарение превышает осадки ( Z o > X o ) .
В первой зоне озера всегда сточные, во второй, как правило, бес­
сточные.
Каждый природный водоем собирает воды с той или иной пло­
щади водосбора. Отношение величины этой площади к площади
зеркала озера называется удельным водосбором
('^ )-
О увели­
чением удельного водосбора доля притока воды с водосбора в пи­
тании озера при прочих равных условиях растет по сравнению
с осадками, выпадающими непосредственно на зеркало озера.
В зоне постоянного увлажнения при наличии котловины стабиль­
ное существование озера возможно при отсутствии притока в него
речных вод. Подобны е небольшие озера с весьма малыми площа­
дями водосбора встречаются среди тундрового ландшафта, в лесу,
среди болотных массивов. Русловой сток из таких озер может отсут­
ствовать, и внешне они кажутся бессточными. Однако сброс из­
лишка воды из них происходит постоянно или в отдельные сезоны
и осуществляется либо подземными путями, либо путем фильтрации
через моховой очес, если озеро располагается среди болота.
В зоне недостаточного увлажнения существование озера зави­
сит от притока речных вод с водосбора, и с увеличением разности
Zo — Хо доля притока в питании озера при прочих равных условиях
возрастает. Эту общую закономерность можно проследить на при­
мере озер Барабинской низменности. Здесь для сравнительно не­
больших озер с однородными по величине площадями водосборов
345
доля атмосферных осадков в питании озера понижается в направ­
лении с севера на юг. Д ля озер северной части Барабинской низмен­
ности осадки составляют 77% общей приходной части водного ба­
ланса, центральной — 57% и южной — 44%, уменьшаясь в этом ж е
направлении и в абсолютном значении.
Роль удельного водосбора в изменении соотношений элементов
водного баланса можно проследить на следующем примере.
Пусть на озере площадью Fo выпадает осадков Хо мм ^ и с пло­
щади водосбора F-S стекает некоторый объем воды, равный
где Г] — коэффициент стока. Приток воды с водосбора, перечислен­
ный в слой воды на озеро
(в м м ), составит
(164)
При отсутствии других ис­
точников питания и при усло­
вии расходования воды из о зе­
ра только на испарение дол ­
жно существовать равенство
-^ 7 );f-fX o = Z o .
(165)
Так как т ]< 1 , топри7^о = ^в
Y a p < X . С увеличением удель­
ного водосбора при постоян­
, коэффициентом
водосбором озера'
\ F0 3 )
ном Г] и X доля речного стока
стока (т]) и долей притока в озеро с во­
в питании озера возрастает.
досбора (Упр %).
При условии, что испарение
с водной поверхности превышает осадки в 2 раза и коэффициент стока т] = 0,10-^0,15, что
характерно для Барабинской низменности, удельный водосбор дол­
жен быть не менее 7— 10. Это в действительности и наблюдается на
озерах Чаны, Сартлан (рис. 115). При т) = 0,05-4-0,10 и при условии,
что испарение в 4 раза больше осадков, площадь водосбора должна
быть в 30— 60 раз больше площади озера. Резкое превышение при­
тока речных вод над осадками можно наблюдать на больших озерах
засушливой зоны с большими площадями водосборов. Если для
F
03. Чаны отношение -;;^ = 9 и приток и осадки равноценны, то для
Fo
Аральского моря приток поверхностных вод превышает осадки
Рис. 115. Соотношение между удельным
в 10 раз, - ^ = 2 4 .
го
В зоне избыточного увлажнения по мере увеличения коэффици­
ента стока роль речных вод в питании озер увеличивается, и это
увеличение тем больше, чем больше удельный водосбор. Однако
' Осадки на водосборе условно принимаются равными осадкам на поверхно­
сти озера.
346
ром озера становятся бессточными (по М. Ф. Веселовой).
Онежское
Балатон
Женевское
Рис. 117. Водный баланс некоторых озер мира в про­
центах (по А. В. Шнитникову, 3. А. Викулиной).
/ — осадки, 2 — приток в озеро, 3 — сток из озера, 4 — испа­
рение, 5 — подрусловой сток.
интенсивность роста по сравнению с предыдущей зоной несколько
замедлена вследствие относительно больших величин самих атмо­
сферных осадков, поступающих непосредственно на поверхность
озера.
Уравнение (165) можно написать так:
-----^0
’
где ц Х — сток с водосбора в мм.
Ев
Fo
^
Zo
^
Zo-X o
----- должно
-
Ьсли —^ > 77— , озеро должно быть сточным, если — — <
цХ
пересыхать. Пользуясь
Fs
Fo
выражением
(166), можно приближенно определить величину удельного водо­
сбора, при которой озеро в том или ином районе будет бессточным.
На представленной карте-схеме (рис. 116), составленной в Инсти­
туте озероведения АН СССР, показаны изолинии этой величины.
Севернее каждой из них или снаружи замкнутых изолиний озера
должны быть сточными, южнее или внутри замкнутых изолиний —
бессточными.
Изменения соотношений элементов водного баланса для неко­
торых озер мира представлены на рис. 117.
§ 179. Колебания уровней воды в озере и связь их
с водным балансом
Все элементы водного баланса озера как в годовом, так и в мно­
голетнем периоде испытывают колебания, свойственные той или
иной климатической зоне. В связи с этим в течение года и много­
летнего периода уровни озер испытывают периодические и цикли­
ческие колебания, типичные для данной зоны. Однако в зависимо­
сти от размеров озера, размеров его бассейна, проточности и других
особенностей водоема в одной и той ж е климатической 'зоне воз­
можны различия в амплитуде колебания, интенсивности спада и
подъема уровней, а также смещения во времени наступления мак­
симумов и минимумов уровней.
Максимальное стояние уровней воды не обязательно совпадает
с моментом наибольшего притока, а наблюдается тогда, когда при­
ход воды в озеро становится равным расходу. Это отчетливо про­
слеживается на примере озер Иссык-Куль и Л адожского.
В,о зер а х арктинескай-и-субарктнческой зон сезонные колебания
уровней воды зависят от притока речных вод, главным образом
снеговых, отчасти дождевых. Испарение в этих зонах мало и сущ е­
ственно не изменяет водный баланс водоемов. Максимум уровней
наблюдается летом. Спад уровней, обычно плавный, нарушается
летне-осенними осадками и регулируется стоком из озера. Минимум
наступает в конце зимы — весной. Примером может быть оз. Тай­
мырское, занимающее самое северное положение из крупных озер
348
м ира. У ровень в этом озере летом в течение двух-трех недель повы ­
ш ается на 5— 7 м в р езул ьтате поступления речных вод, главны м
образом р. В ерхней Таймы ры . С пад, сн ач ал а быстрый, затем п л а в ­
ный, наруш аем ы й дож девы м и осадкам и в короткий период л ета,
п р о до л ж ается в течение лета, осени и зимы , вплоть до июля, конца
гидрологической зимы , когда и н аб лю д ается минимум (рис. 118).
В озер ах умеренной зоны к онтинентального к л и м ата с избы точ­
ным у влаж н ен и ем и преобладан ием снегового п итани я та к ж е отчет­
ливо в ы р аж ен а ф а за весеннего подъем а уровней. С пад уровней п ро­
исходит более интенсивно вследствие увеличиваю щ егося испарения
в летние месяцы на озерах этой зоны. По этой ж е причине в летн е­
осенний период здесь н аб лю д ается второй минимум (первый миниИсм
Рис. 118.
График
колебаний уровней воды
ского (I ) и Умбозеро (2).
озер
Таймыр­
мум перед вскры тием, обычно в м арте — н ач ал е ап р ел я ). Второй
м аксим ум н аб лю д ается в конце осени — н ач ал е зимы. Осенний
подъем более плавны й. В этот период испарение с поверхности озер
ум еньш ается и поступление воды за счет дож девы х осадков стано­
вится больш е стока из озера. С казанн ое сп раведливо д л я сравн и ­
тельно небольш их озер северо-зап ад а и средней полосы европейской
части С С С Р.
В бодьш дх—езерах~~СёВ'еро-запада — О неж ском , Л ад о ж ск о м —в р еж им е колебаний уровня проявляю тся индивидуальны е особен­
ности. П од влиянием аккум улирую щ его действия котловины о зер а,
неодноврем енного поступления стока талы х вод с водосбора весен­
ний м аксим ум в этих озерах смещ ен н а м ай — июнь. В О неж ском
озере весенний подъем уровней п родол ж ается 1,5—2 м есяца. С п ад
уровней происходит медленно, иногда до ок тя б р я— ноября. В от­
дельны е годы, обильны е осадкам и , сниж ения уровней не н аб лю ­
дается.
34»
isf
>J
4J
V,
§
^
S5
?
>
^
1
\
I
X V Ч
0
<N
Ч
Ч
ОЭ
N
—
s >
r N
« !
W
«0
о
)
-O
0Э
\h
\ )
э
§
1
э
?
s
§
%
ndsEO en тшо ‘m w ndu
Cu ^
с g
о Л
(Я
&
I
1
3
1
1
/7
//
'/
i
r
1
\
]
Ч
«st*
•>4'
*
*4
"C3
;)
//
и>
О
0tsJ
1
t=
соi
\
t-
f
» к
<
v
я
CQ
О
О .
> >
r
с
.
t (
о
X
/■
I '
» я
о
ш
0
1
ч \
' nj
"N
Ч
о
\
i
f
\
О
<
V
/
1
1
A
■Ч.
со
/
/
Ч
55
/
i
V
\
i
SJ
\
i
\
\
-xo'
9*5 S
9 ca 9^ Ci C5
§
<5* Оэ CSJ ■»-.
N
я
о ,
\
1
/
%
DdaQO еп уошо ‘youindu
\
I
I
Б о л ее д етал ьн о изучены и ндивидуальны е особенности в уровенном реж и м е Л ад о ж ск о го озер а при и сследованиях, проведенных:
И нститутом озероведения АН С С С Р в 1956— 1962 гг. Типовой
ход уровней этого о зер а х ар актер и зу ется ф азой подъем а с января,
по ию ль и ф азой сп ад а с ию ня по ян в ар ь (рис. 119). П одъем в зи м ­
ние месяцы (с ян в ар я ) об ъясн яется тем, что при сравнительно низ­
ком стоянии уровней при лед оставе сток из озера ум еньш ается бо­
лее резко, чем приток с водосбора. Одной из причин уменьшениястока воды из озер а зимой явл яю тся ледовы е о б разован и я н а
р. Н еве, и зм еняю щ ие пропускную способность ее русла.
Особенно отчетливо особенности водоем а п роявляю тся в к о л еб а­
нии уровней в отдельны е характерн ы е годы. Т ак, в Л ад о ж ск о м
озер е в 1954 г. ф актически отсутствовал весенний подъем. Уровни:
пони ж али сь с н а ч а л а года до н ояб ­
ря, т а к к а к р асх о д воды из о зер а
в этот период был больш е прихода.
Это объясняется, во-первых, м а л о ­
водной весной в бассейне Л а д о ж ­
ского о зер а , во-вторы х, высоким
стоянием уровней в предш ествую ­
щий 1953 г., обеспечивш им больш ой
сток р. Н евы , превысивш ий приток
в озеро д а ж е в период весеннего
половодья (рис. 119 6 ). В 1962 г.
II III IV V VI VHVIIIIXX XIXII
н аб л ю д ал ась
о б р атн ая
карти н а
(рис. 119 б ) — приток воды в озеро
Рис. 120. Совмещенный график ко-в течение всего года был больш е
лебаний средних месячных уровней)
стока из него. Р е к а Н е в а не усп е­ 03. Мичиган и осадков у г. М и­
луоки за период 1931— 1940 гг.
в а л а сб р асы вать излиш ние воды из
о зер а, поступаю щ ие в больш ом ко­
личестве с водосбора о зер а не только весной, но и в дож дливы елето и осень. В р езу л ьтате уровень о зер а с н ач ал а года до конца
повы сился н а 123 см при средней годовой ам пли туде 64 см.
Если в питании ояер 1-жм£р1ен.ной-.зоньт-пр€обла-дают оеадк-и-и--п0- верхностный приток незначителен, уровенны й реж им озер опреде­
л яется величиной и распределением осадков в течение года. П р и ­
мером могут служ и ть В еликие ам ери кан ские озера, п лощ адь водо­
сбора которы х п ревы ш ает п лощ адь озер всего только в 2,14 р аза .
Н и одно из них не им еет больш их притоков. Н аи б ол ьш ее количе­
ство осадков н ад этими озерам и в ы п ад ает в теплы й период, когда
и н аблю даю тся повы ш енны е уровни в озере, несм отря н а ср авн и ­
тельно больш ие потери воды н а испарение (рис. 120).
В^блае-ти-лу 1УХСонноЕ0_кдим.ал'-а-&-пр.еоблад ан и ем дож девого питан и я повы ш енны е уровни н аблю даю тся летом и осенью, когда'
осадки, вы п адаю щ ие непосредственно на поверхность озера, сло­
ж енны е с притоком вод, поступаю щ их с бассейна, превы ш аю т по­
тери н а испарение и сток из озера.
Осенние м аксим ум ы уровней типичны д л я оз. Б а й к а л и озер З а ­
б ай к ал ья, в питании которы х т а к ж е преобладаю т д ож д евы е осадки.
351
в условиях засуш л и вого, кдиж ата. в водном б ал ан се и сезонных
к о Я ^ а н и я х уровней суш;ественное зн ачение п риобретает испарение.
В зоне сухих степей и полупустынь, где снег явл яется почти един­
ственны м источником питания рек и озер, резко вы раж ен ранний
Нм
2.5
2,0
\А
1.5
1,0
/
//
///
IV
V
VI
VI!
vm
/X
X
XI
XII
Рис. 121. График колебания уровня оз. Балхаш за 1938 г.
весенний подъем уровня и интенсивное падение его у ж е в первую
половину л ета в связи с н арастаю щ и м расходом воды на испарение.
Д л я озер С еверного К азах стан а, располож енны х, наприм ер, в р ай ­
оне г. Ч ел к ар , характерен резкий подъем уровней весной (3— 4 м ),
«быстрый сп ад их (15— 20 дней) и пересы хание к середине лета. А н а­
логичным прим ером могут слу­
ш
ж ить и С арпинские озера П р и ­
20
каспийской низменности.
15
В елико значение испарения
10
д
л
я
уровенного реж и м а озер
5
Б ал х аш ,
А ральского,
ИссыкК уль. В 03. Б ал х а ш повыш ение
Vj
-5
уровней обычно н ачинается зи ­
Z
-10
мой, с момента лед остава, когда
-15'
расход воды на испарение дости­
/ // /// IV V VI VII VIIIIX X XI XI!
гает минимума (рис. 121). Это
Рис.
122.
Колебания
уровня
повыш ение
п родол ж ается
до
03. Виктория (в отклонениях от
среднего годового).
м а я — ию ня— периода наивы сш его
стояния уровней. К этом у в р ем е­
ни испарение с водной поверхности уравн овеш и вается приходом
речны х вод. В дальнейш ем , вплоть до лед остава, несм отря на з н а ­
чительный приток речных вод, происходит сниж ение уровней, так
к а к испарение оказы в ается больш е притока.
В экваториальной.._зоне, х а рактерной высокими тем пературам и
в течение всего года ( > 2 0 ° С ), а следовательно, значительны м , но
равном ерны м испарением, уровенный реж им озер определяется
главны м образом реж им ом атм осф ерны х осадков, несм отря на то,
что годовая их сум м а прим ерно соответствует годовом у расходу
воды на испарение. Н аглядн ы м примером (рис. 122) м ож ет служ ить
03. В иктория (А ф рика).
А м плитуда колеб ан и я уровней в течение года в разн ы х озерах
352
р азл и чн а и м еняется в умеренной зоне от нескольких сантиметров
до 2— 3 м и в отдельны х случ аях более 5— 7 м. П рослеж и вается д о­
вольно ч еткая связь ам плитуды колеб ан и я уровней в озере с вел и ­
чиной удельного водосбора: с увеличением
увеличивается средг 03
няя годовая ам пли туда уровней. Т ак, д л я оз. И льм ень средняя годоFb
в ая ам плитуда уровней А р ав н а 4,20 м, удельны й водосбор —— =
г 03
р
= 91; д л я 03. К убенского Л = 3,6 м, - ^ = 4 0 ; д л я оз. И м а н д р а Л =
^ 03
= 1,00 м,
■Л4.
Нем
воо
560
I
520
U80 ■SO
4 W ^0
:3 z
20
460
Ш
380
зио
1820
т о
18S0
1880
1300
1920
WW
1980
Рис. 123. В нутривековая изменчивость уровней озер Л а д о ж ­
ского ( / ) , М азурских (2) и Венерн (5); шестилетние скользящ ие
средние (по А. В. Ш нитникову).
Уровни озер испы ты ваю т колебан и я не только в течение года, но
и в многолетнем 'периодё. ^'Э ти колеб ан и я детальн о исследованы
А. В. Ш нитниковы м. Н а прим ере озер З ап ад н о й Азии, ю го-востока
европейской части С С С Р , С еверо-Зап ад ной Е вропы им обнаруж ены
внутривековы е ритмические колебан и я с циклом 20— 50 л ет (циклы
Б р и к н ер а), а т а к ж е и больш ей длительности, относящ иеся к веко­
вым (см. § 143). В нутри к аж д ого ц икла м ноговодная, или тр ан с­
грессивная, ф а за см еняется маловодной, или регрессивной. П одъем
или падение уровней воды в озерах, прослеж и ваем ы е в эти ф азы ,
явл яю тся результатом циклических колебаний общ ей у вл аж н ен н о­
сти территорий: увеличения или уменьш ения атм осф ерны х осадков,
повы ш ения или пониж ения тем пературы воздуха, а соответственно,
изменения испарения и стока рек. В нутривековы е колеб ан и я уров­
ней некоторы х озер С еверо-Зап ад ной Е вропы представлены на
рис. 123.
23
З ак . № 266
353
§ 180. Сгонно-нагонные колебания уровней
в о зерах, т а к ж е к а к и в морях, н аблю даю тся непериодические
сгонно-нагонные колеб ан и я уровней (см. § 48). В этих колебаниях
отчетливо п роявляется зависим ость от м орф ом етрических особенно­
стей водоем а (разм еров площ ади, конф игурации, глубины ). Н а м а ­
лых озер ах сгонно-нагонны е колебан и я уровней относительно неве­
лики и изм еряю тся сантим етрам и, н а них бы стрее возни кает сопут­
ствую щ ее явление — глубинное противо­
Нем
течение, вы равн и ваю щ ее уровенную по­
верхность. Н а больш их озерах, таких,
к а к К аспийское, А ральское, Эри и др.,
где расстояние, на котором действует в е­
тер на поверхность воды, велико, сгонно­
нагонны е колебан и я уровней достигаю т
нескольких
д есятков
сантиметров,
а иногда 1—2 м.
Р а зм а х колебаний уровней увеличи­
вается у пологих и отмелы х берегов,
в зал и в ах и бухтах. Так, в мелководны х
зал и в ах А ральского м оря нагонны е п одъ­
емы уровней воды превы ш аю т 2 м. Н а ­
оборот, у круты х, почти отвесных берегов
03. Б а й к а л см ещ ения уровня от среднего
обычно невелики и составляю т около
± 15 см.
Зави си м ость сгонно-нагонных к о л еб а­
ний от н ап равл ен и я и скорости ветра от­
четлива. Н а рис. 124 т а к а я зависим ость
представлен а д л я Л ад ож ск ого озера. О д­
нако х арактер этой зависим ости с и зм е­
нением глубины водоем а, площ ади попе-
Рис. 124. Совмещенные
ня на противоположных
и скорости ветра на
1962 г. (по Т.
графики колебания уров­
берегах Л адож ского озера
ст. Осиновец за 11— 13/Х
И. М алининой).
/ — О синовец, 2 — П и т к я р а н т а .
не только д л я разн ы х озер, но и д л я од­
ного озера. Т ак, в Л ад о ж ск о м озере при нагонном ветре со ско­
ростью 15 м /с уровень у глубокого северного берега повы ш ается
на 30 см, н а ю ж ном м елководном подъем м ож ет быть в 3 р а за
больше.
П родолж ительность сгонно-нагонных явлений в озерах неве­
лика, п о р яд ка нескольких часов, порой 2— 3 суток. Это зави си т к ак
от силы и п родолж ительности действия ветра одного н ап равлен ия,
так и разм еров сам ого водоем а.
354
в настоящ ее врем я р азр аб о тан ы методы расчета сгонно-нагон­
ных колебаний уровней в озер ах и водохранилищ ах, помещ енные
в специальны х руководствах (Н. А. Л аб зовски й , А. В. К ар ау ш ев ).
Г Л А В А 40. ВО Л Н ЕН И Е И ТЕЧЕНИЯ В О ЗЕРАХ
§ 181. Ветровое волнение
Основной причиной волнения н а озерах яв л яется ветер. Волны
на озерах в силу ограниченны х р азм еров поверхности и сравн и ­
тельно небольш их глубин отличаю тся от морских волн к ак по
форме, т а к и по р азм ер ам (см. гл. 14). О собенности их заклю чаю тся
в следую щ ем.
1. Волны н а озерах обычно неправильны е, трехм ерны е. В не­
больш их озер ах и з-за неоднократного отраж ен и я волн от берегов и
их интерф еренции возни кает толчея. В следствие м алы х объемов
водной массы ветровы е волны н а озерах бы стрее разви ваю тся
с возникновением ветр а и сравнительно быстро гаснут с его п ре­
кращ ением . Зы б ь н а озерах н аб лю д ается редко; отмечена н а круп ­
ных озер ах (на И ссы к-К уле, Л а д о ж с к о м ).
2. В ы сота волны на озер ах меньш е, чем н а м орях и океанах.
М акси м альной высоты волны достигаю т на крупных озерах; 3— 4 м,
иногда 5— 6 м (оз. М ичиган 6,9 м. Л ад о ж ск о е озеро 5,8 м ). Н а круп­
ных о зер ах п р ео б ладаю т волны со средней высотой прим ерно 0,5—
0,8 м. Н а м алы х о зер ах вы сота волн обычно не превы ш ает 0,5 м.
3. Волны н а о зер ах круче. К рутизн а ш торм овы х волн на боль­
ших озер ах (В ерхнее, М ичиган, Л ад о ж ск о е) при высоте 3— 6 м и
длине 30— 80 м составл яет ^/ю— ‘/ 12. О бруш ение гребня волн проис­
ходит при крутизне Vt— ‘/sД л я вы числения разм еров элем ентов волн на крупных озерах
и водохрани ли щ ах р азр аб о тан ы расчетны е методы. Ш ирокое р а с ­
пространение получил метод А. П. Б расл авского, основанны й на ис­
пользовании у равн ен ия б ал ан са волновой энергии и полевых н а ­
блю дений. Д л я удобства расчета им предлож ены серии номограмм ,
позволяю щ ие по величине р азго н а, глубине водоем а и скорости
ветр а оп ределять высоту волны, а по вы соте — крутизну, а следо­
вательно, и длину волны. П р а в и л а пользован и я ном ограм м ам и и з­
л агаю тся в специальны х руководствах. С ущ ествую т т а к ж е эм пири­
ческие ф ормулы р асчета элем ентов волн. П рим ером могут служ ить
ф орм улы В. Г. А ндреянова;
(167)
L = Q ,Z Q w x '\
(168)
где W — скорость ветра на высоте ф лю гера н а б лиж айш ей к водо­
ем у метеорологической станции в м/с; х — дли н а разгон а волны
в килом етрах; h — вы сота и L — дли н а волны в метрах.
Р асч ет по этим ф орм улам возм ож ен при условии, что на п ротя­
ж ении р азго н а волны глубина водоем а Н '^ 0 ,Ъ 1 .
23*
355
§ 182. Сейши
Сейш и возм ож ны в водоем ах лю бого р азм ера. Н о ввиду малой
ам плитуды на м алы х озерах их не всегда уд ается вы явить. В записи
уровней на лен тах самописцев, установленны х на сравнительно
крупных озерах, они обнаруж и ваю тся часто к а к в чистом виде, так
и среди других колебаний уровней. С водн ая р аб о та о сейш ах на о зе­
рах С С С Р вы полнена в Л енинградском университете под руковод­
ством Л . К. Д ав ы д о в а в 1963 г.
Причины, возбуж даю щ и е сейши на озерах, те ж е, что и в морях.
Но основными из них являю тся изменения атм осф ерного д авлен и я
н ад озером и денивеляции, вы званны е ветром. Н е всегда удается
вы явить одну из этих причин к а к главную , т а к к а к при сильном
ветре обычно происходит пе­
рерасп ределен и е атм осф ерного
д авл ен и я н ад озером.
На
озерах
н аблю даю тся
к а к продольны е, т а к и попе­
речные сейши или иных наз ч правлений, одноузловы е и м но­
гоузловы е (рис. 125). П ериоды
сейш в озерах колеблю тся от
нескольких минут до н есколь­
ких часов в зависим ости от
разм еров водоемов и их гл у­
бин. М акси м альны х величин
5ч периоды
сейш достигаю т в
15
20
1
больш их по п лощ ади и м елко­
Рис. 125. Сейши на оз. Байкал.
водны х озерах (А ральском м о­
а — одно 5'зловая,
по
записи
самописца
ре, озерах Б ал х аш , Э ри ). А м­
в пос. Лиственичное 19—20/VI 1952 г.; б — одно­
узловая в сочетании с четырехузловой, по
плитуды сейш на озерах неве­
записи самописца в бухте Песчаная 16—I6/IV
1950 г.
лики, в больш инстве случаев
не превы ш аю т 20— 30 см и
лиш ь в исклю чительных случаях достигаю т 50 см (А ральское м оре).
В стратиф ицированны х озерах, так ж е к а к и в морях, н аб л ю д а­
ются внутренние сейши. В первы е эти сейши обнаруж ены Е. В атсо­
ном (W atso n , 1903 г.). И зучали сь внутренние сейши главны м о б р а­
зом на европейских озерах. В С С С Р они н аб лю д али сь на А ральском
море и 0 3 . Б ай кал . П ериод и ам пли туда внутренних сейш зн ачи ­
тельно больш е обычных сейш, о чем говорилось ран ее (см. § 62).
Н аи б о л ее отчетливо внутренние сейши п роявляю тся на границе
слоя тем пературного скачка, где они сущ ествую т д олгое врем я. О б­
н аруж и ваю тся внутренние сейши по периодическим колебаниям
тем пературы воды на одних и тех ж е глубинах, почему их иногда
назы ваю т тем пературны м и. Эти периодические колебан и я отчет­
ливо видны на рис. 126.
Сейши на озерах, особенно внутренние, могут оказы вать б оль­
шое влияние на ф орм ирование элем ентов гидрологического и био­
логического р еж и м а водоем а. Сейши сопровож даю тся течениями.
356
периодически м еняю щ имися по направлению . О собенно отчетливо
они о б н аруж и ваю тся в проливах, соединяю щ их озеро с зал и вам и ,
лагун ам и , бухтами. Т акого рода течения наблю дали сь в проливах
озер Б ол. М ед веж ье (К а н а д а ), Б ал а то н (В ен гри я), в Я ким варском
зал и ве Л ад о ж ск о го озера. А ральском море. В оз. Бол. М едвеж ье,
по свидетельству н аблю дателей , течения были настолько сильны,
что препятствовали образован ию в проливе ледяного покрова д а ж е
в суровы е зимы.
В ерти кальн ы е и горизонтальны е см ещ ения в озер ах во врем я
сейш евых колебаний приводят, естественно, не только к периодиче­
ским колебан и ям тем пературы , о которы х у ж е упоминалось, но и
t°C
Рис. 126. Внутренние сейши с 15-часовым перио­
дом на глубине 9,5 м в оз. Уиндермер 25/V I—
4/V II 1947 г. (по М ортимеру).
К периодическим колебан и ям сод ерж ан и я кислорода, взвещ енных
и растворенны х в воде вещ еств. О ни вы зы ваю т турбулентную д и ф ­
фузию в зоне гиполимниона и способствую т обмену вещ еств м еж ду
глубинны ми водам и и водам и побереж ий. Н а эту сторону явления:
о б р ащ ал и вним ание Л . С. Б ер г, Д . Хатчинсон, Г. Р . Фиш и др.
§ 183. Течения
В озерах наибольш ее распростран ен ие имею т стоковы е течения,
ветровы е и плотностны е (конвекционны е) (см. гл. 16).
С т о к о в ы е течения возни каю т под влиянием притока речных
вод в озеро или оттока озерны х вод в реку, вы текаю щ ую из озера.
Эти течения связан ы , таким об разом , с поступлением (или у д а л е ­
нием) дополнительного объем а воды в озеро и возникновением
уклон а водной поверхности в водоеме. В проточных вы тянуты х озе­
р ах стоковы е течения п рослеж и ваю тся н а всем протяж ении озера.
В других случаях, особенно если объем воды в озере вели к по
сравнению с объем ом поступаю щ ей воды извне, стоковы е течения
отчетливы лиш ь на участках, прилегаю щ их к устью рек. С корости
стоковы х течений невелики и ум еньш аю тся по мере продвиж ения
357
к центральной части озера. П рим ером стоковы х течений, постоянно
н аблю даем ы х в больш их озерах, могут быть течения в П етр о зав о д ­
ской губе О неж ского озера, возникаю щ ие под влиянием притока
воды р. Ш уи; течения в А ральском море вследствие поступления
вод А м ударьи и С ы рдарьи; течения в зал и в ах и губах Л ад ож ск ого
озер а, вы зван н ы е притоком р ек В олхова, Свири, Сяси, Вуоксы и др.
Скорости стоковы х течений меняю тся вместе с колебаниям и р асхо­
дов притоков.
В е т р о в ы е течения в озерах отличаю тся больш им непостоян­
ством. Это явл яется следствием изменчивости ветрового реж им а
н ад озером (н ап равлен и я и скорости ветра) и влияния на возник­
ш ее течение индивидуальны х особенностей сам ого озера (р а зм е­
ров, рел ьеф а д на, изрезанности береговой л и н и и ). П о скорости вет­
ровы е озерны е течения уступаю т морским; обычно их скорости и з­
м еряю тся сантим етрам и или децим етрам и в секунду. В результате
этих особенностей теоретические полож ения, р азраб отан н ы е д ля
оценки течений м елководны х морей, могут быть использованы д ля
озер лиш ь с больш ими допущениями.^
Д л я некоторы х озер эмпирическим путем установлены л о к а л ь ­
ные связи м еж д у скоростью течения и скоростью устойчивого ветра,
не меняю щ его н ап равлен ие в течение некоторого времени. Эти связи
могут быть локальн ы м и д а ж е д л я одного озера.
К ак известно (см. § 73), с глубиной скорости течения ум ен ьш а­
ю тся и н ап равлен ие его меняется. Н а некоторой глубине течение
мож ет иметь направление,
противополож ное поверхностному.
С м ена н ап равл ен и я течения на обратное не всегда явл яется р езу л ь­
татом влияния геострофического эф ф екта. В ограниченны х по р а з ­
мерам водоем ах чащ е это явл яется результатом ф орм ирования
ком пенсационного течения. В близи берегов ветровы е течения вы зы ­
ваю т сгонные или нагонны е явления. В озникает добавочны й уклон
водной поверхности, направленны й против ветра. В резу л ьтате под
влиянием действия силы тяж ести р азв и вается глубинное гради ен т­
ное противотечение (компенсационное течен и е), способствую щ ее
сохранению равновесия воды в озере. Таким образом об разуется
см еш анное течение.
П л о т н о с т н ы е т е ч е н и я возм ож ны только в больш их озе­
р ах с четко вы раж енной горизонтальной тем пературной неоднород­
ностью. В этих условиях возникаю т горизонтальны е градиенты
плотности, являю щ иеся причиной перем ещ ения воды, т. е. причиной
появления плотностной циркуляции. Течения эти в озерах н едоста­
точно изучены. С помощ ью динам ического м етода и сследования (см.
§ 73) плотностные течения в С С С Р изучались в озерах Б ай к а л ,
О неж ском , Л ад ож ск ом . В период наибольш ей тем пературной неод­
нородности (с м ая по сентябрь) в Л ад ож ск ом озере об наруж ен а
ц и клон альн ая циркуляция, охваты ваю щ ая почти все озеро, за ис­
клю чением ю жной мелководной части, где тем п ература на аквато‘ См. А. В. К а р а у ш е в .
гл. XV.
358
Речная гидравлика. Л.,
Гидрометеоиздат, 1969,
рии меняется м ало. М акси м альн ы е поверхностны е скорости этого
течения п оряд ка 25— 30 см/с. С глубиной скорость^ ум еньш ается, и
на глубине 50 м течение практически отсутствует.
П лотн остн ая в ер ти кал ьн ая циркуляция, или верти кал ьн ая кон­
векция, обусловленн ая различием плотности по глубине, свойст­
венна всем озерам (см. гл. 41).
В близи берегов вы деляю тся вдольбереговы е волноприбойные
течения. Они возникаю т под влиянием энергии, освобож даю щ ейся
при разруш ении волн, подходящ их под остры м углом к береговой
линии. Н абл ю д аем ы е скорости этих течений велики, превы ш аю т
1,0— 1,5 м/с.
В р езу л ьтате н алож ен и я одного вида течения на другое в озере
создается сл о ж н ая систем а дви ж ени я воды не только на поверхно­
сти водоем а, но и в его глубинах. Течения в озерах, т а к ж е к а к и
в морях, возникаю щ ие под влиянием какой-либо основной причины,
в последую щ ем подвергаю тся действию других ф акторов и видо­
изменяю тся. Т ак, речные воды, поступаю щ ие в озеро, д а ж е в про­
точных озер ах никогда не следую т по кратчай ш ем у пути от устья
одной реки к истоку другой. П ерем еш и ваясь с водам и озера, они
участвую т в вертикальной циркуляции и подвергаю тся действию
ветра. В етровы е течения у берегов создаю т нагоны и к а к следст­
вие изм енения град и ен та гидростатического д ав л ен и я — к о м п е н ­
с а ц и о н н ы е течения.
Течения н ах о д ятся под постоянным воздействием силы К орио­
лиса и силы трения, внутреннего и о дно. В м елких озерах действие
силы К ориолиса гасится силам и трения о дно. Т ак, наприм ер, в м ел ­
ководной зап ад н о й части 03. Б а л х а ш постоянное круговое течение,
вы зван н ое водам и р. И ли, н ап равлен о не против дви ж ени я часовой
стрелки, а по часовой стрелке. В А ральском озере известно кол ьц е­
вое течение, идущ ее от устья А м ударьи вдоль зап ад н ого берега на
север, д ал ее на восток и юг, соверш аю щ ее, таки м об разом , антициклональн ое движ ение. К нему присоединяю тся воды С ы рдарьи. П р и ­
чиной поворота пресных вод А м ударьи н а за п а д в процессе их р а с ­
текан и я по поверхности моря, по-видимому, являю тся ветры в р ай ­
оне дельты А м ударьи, имею щ ие в основном северо-восточное
направление.
Р азм е р ы озер а, ф орм а котловины , изрезан н ость береговой линии
деф орм ирую т п ервоначальн о созданное той или иной причиной или
совокупностью причин течение. В р езул ьтате ф ормирую тся течения,
индивидуальны е д л я к аж д ого озера.
ГЛАВА
41. Т Е Р М И Ч Е С К И Й И Л Е Д О В Ы Й Р Е Ж И М О З Е Р
§ 184. Тепловой б ал ан с о зер а
Основными составляю щ им и теплового б ал ан са озера, т а к ж е
к а к м оря и реки, являю тся; радиационны й б ал ан с, теплообм ен с а т ­
мосферой и теплообм ен с дном 'водоема. Д ополнительны е
359
составляю щ ие б ал ан са (тепловой сток рек, тепло, вы деляем ое при
л ед ообразован ии и затр ач и в аем о е при таяни и л ьд а, тепло, вы де­
ляем о е и расходуем ое при биологических и биохимических процес­
сах, и т. д.) по удельном у весу м алы и ими часто мож но пренебречь.
Т аким образом , уравнение теплового б ал ан са озера з а некоторый
пром еж уток времени м ож ет быть представлено в виде (см. § 29)
Q© —
Q э ф + Q т + Q и + Q д = Q ^ •
Удельный вес основных элем ентов теплового б ал ан са водоема
т а к ж е неодинаков. Зн ачен ия каж д ого из них меняю тся во времени
и различны к а к д л я озер, располож енны х в различны х географ иче­
ских зонах, т а к и д л я озер одной зоны, но разны х по разм ерам .
В зам ерзаю щ и х озерах в теплое полугодие тепло поступает че­
рез открытую водную поверхность. Основным источником тепла
в этом случае явл яется погло­
ткалЦм сут)
щ енн ая п р ям ая и рассеян н ая
0,40
солнечная рад и ац и я. О на со­
ставл яет в теплое полугодие,
К
0,20
90—98% приходной части теп­
лового б ал ан са. Тепло, посту­
паю щ ее в водоем при непо­
0,20
средственном теплообмене с
\
атм осф ерой, невелико и дости­
ОАО
гает 8— 10% лиш ь в весенние
IV V VI VIIVIIIIX X XIXII / и III 1У V
месяцы ,
когда
тем пература
воды н иж е тем пературы воз­
Рис. 127. Изменение теплообмена
духа. К онденсация в водоем ах
с дном водоема в течение года
редко п реоб ладает н ад и сп аре­
в И ваньковском водохранилище (по
нием, в связи с этим роль теп­
К. И. Росинскому).
л а, вы деляем ого при конден­
сации, м ала. В отдельны е месяцы в таких больш их озерах, к ак
Б ай к а л , Л ад о ж ск о е, этот поток теп л а оценивается долям и п ро­
цента.
Основными потерям и теп ла в относительно неглубоких, хорош о
прогреваем ы х водоем ах являю тся потери на испарение. По р асче­
там ГГИ , в м алы х озерах северо-западны х и ц ентральны х районов
европейской части С С С Р они составляю т 45— 60% , в озерах ю жных
и ю го-восточных районов 60— 75% поглощ енной водой сум марной
солнечной радиации. П отери теп ла на излучение изм еняю тся в п ре­
д ел ах 25— 35% . В процессе турбулентности теплообм ена с атм осф е­
рой водоемы расходую т от 2 до 18% поступивш его от С олнца тепла.
М ал ы е потери теп л а на турбулентны й теплообмен свойственны озе­
р ам ю ж ны х районов и з-за м алы х разли чи й м еж ду тем пературам и
поверхности воды и воздуха, особенно летом.
В больш их озерах, аккум улирую щ их больш ие зап асы тепла,
структура теплового б ал ан са отличается своими особенностями. Х а­
рактерны м в этом отношении явл яется оз. Б ай к а л . Т ак, в период,
I
I
360
свободны й ото л ьд а, тепло, полученное озером от поглощ енной р а ­
диации, расходуется следую щ им образом (по Ш и м а р а е в у ):
Эффективное излучение . . .
.................................
Испарение
Турбулентный теплообмен . .
43,5<>/о
31,5<>/о
24,0«/о
Зим ой при наличии снего-ледяного покрова интенсивность теп­
лообм ена м еж д у атм осф ерой и водной поверхностью резко со к р а­
щ ается (см. § 148). И зм енения зап асо в теп ла, происходящ ие на г р а ­
нице в о д а— н и ж н яя поверхность л ьд а, вы зы ваю т, к а к и в реках,
изменение толщ ины ледяного покрова.
Зим ой в неглубоких озер ах увели чи вается относительное зн ач е­
ние в тепловом б ал ан се теплообм ена с дном водоем а. И зм енение
теплообм ена с дном водоем а в течение года м ож но проследить на
прим ере И ван ьковского водохрани ли щ а (рис. 127).
§ 185. Нагревание и охлаждение воды в озере
В се составляю щ ие теплового б ал ан са имею т хорош о в ы р аж ен ­
ный годовой ход, что мож но проследить н а прим ере озер С еван и
Л ад о ж ск о го (рис. 128).
И зм енение сум м арного теплового потока, проходящ его через
водную поверхность, позволяет судить об изменении зап асов теп ла
в озере в течение года, обусловливаю щ его процессы н агреван и я
или о х л аж д ен и я воды в озере. Обычно накопление теп ла в з а м е р ­
заю щ их озер ах н ач и н ается перед вскры тием и дли тся до конца
ию ля в м алы х озер ах и до конца сентября в больш их глубоковод­
ных озерах, когда и н аб лю д ается м акси м ал ьн ая тем п ература воды
в них.
С авгу ста— октября н ачинается охлаж д ен и е воды, особенно ин­
тенсивное перед зам ерзан и ем . С появлением ледяного покрова
охлаж ден и е зам ед ляется. В мелких водоем ах в период л ед остава
возм ож но зим нее повы ш ение тем пературы , д лящ ееся иногда до
конца зимы. Это повы ш ение яв л яется результатом теплообмена
с дном водоем а. Т ак, в озере В уокса (К арельский переш еек) в п ри ­
донных слоях (на глубине 20 м) тем п ература перед зам ерзан и ем
бы ла 1,7° С, а к концу м ар та повы силась до 3,3° С.
Л етом в лю бом водоем е теплообм ен осущ ествляется в основном
на гран и це в о д а— воздух. И звестно, что и нф ракрасны е и у л ьтр аф и о ­
летовы е лучи практически полностью поглощ аю тся верхним м етро­
вым слоем воды (см. § 4 4 ). М ал ая теплопроводность, к а зал о сь бы,
долж на способствовать аккум уляц и и в летний сезон больш их з а ­
пасов теп л а в самом верхнем теплоактивном слое озера. О днако
этого не происходит в легкоподвиж ной воде. Суточные колебан и я
тем пературы воды в озер ах прослеж и ваю тся до глубины несколько
метров, годовы е обычно зах в аты в аю т всю толщ у озера, з а исклю ­
чением очень глубоких. В оз. Б а й к а л сезонны е кол еб ан и я тем пе­
ратуры достигаю т глубины 300 м, гл у б ж е тем п ература остается
практически постоянной (рис. 129).
361.
П ер ед ача теп ла в глубь озера осущ ествляется по тем ж е физиче­
ским зако н ам , что и в море (см. гл. 10). Основное разли чи е в том,
что при относительно м алы х об ъем ах воды в озере в перем еш и ва­
нии участвует вся или почти вся м асса воды; водоем быстрее р еаги ­
рует на изменение погоды и в нем более отчетливо п рослеж и вается
смена сезонного н агреван и я или охл аж д ен и я воды.
Рис. 128. Годовой ход элементов теплового баланса
рах Севан (а) и Л адож ском (б) (по
/ — п о гл о щ ен н ая р а д и а ц и я , 2 — эф ф екти вн о е и зл учени е, 3 —
тепла.
И нтенсивность прогревания озер с разны м и морфологическими
"особенностями, в частности глубинам и, в одних и тех ж е кл и м ати ­
ческих условиях разл и чн а. В озерах с больш ими глубинам и сред­
няя тем п ература з а летний период значительно ниж е, чем в м елко­
водных (табл. 28).
3,62
в лю бом водоем е плотность воды с глубиной увеличивается. В о­
доем в этом случае находится в состоянии устойчивой страти ф и к а­
ции (слоистости). В пресны х озерах плотность зави си т от тем п ера­
туры. В следствие тем пературны х изменений возм ож н о увеличение
плотности поверхностны х и уменьш ение плотности глубинны х слоев.
Т ак ая п лотностная стратиф икац ия неустойчивая. Обычно она н а ­
блю дается в озерах умеренной зоны в переходные периоды — вес­
ной при н агреван и и воды от О до 4° С (тем п ература наибольш ей
кнал/lsM^Mec)
на границе вода—воздух и температуры воды в озеБ. Д . Зайкову и Н. П. Смирновой).
тепл ообм ен с во зду х о м , 4 — и сп ар ен ие, 5 — и зм енен ие за п ас о в
5 — те м п е р а т у р а.
плотности) и осенью при охлаж ден и и воды в озере до 4° С. В этих
условиях п ередача теп л а в водоем е м ож ет осущ ествляться з а счет
конвективного перем еш ивания — верти кальн ой циркуляции. Б олее
плотные слои воды при нагреван и и весной и охлаж дении осенью
опускаю тся в глубину, вы тесняя менее плотные. П ри достиж ении
363
во всей толщ е воды в озере тем пературы 4° С и дальнейш ем н агр е­
вании (или охлаж ден и и) его поверхностны х слоев конвекция п ре­
кр ащ ается.
Ч асти чн ая ц иркуляц ия м ож ет возникнуть в сравнительно тонком
слое воды в озере в лю бом случае, наруш аю щ ем устойчивое р а с ­
пределение плотностей, наприм ер летом вблизи поверхности при
испарении, при ночном охлаж дении, зимой в придонных слоях
вследствие поступления теплы х грунтовы х вод.
Д инам ическое перем еш ивание, вы званное ветрам и и течениями,
способствует передаче теп ла в глубь водоем а и вы равниванию тем ­
пературы при лю бой стратиф икации. П од влиянием динам ического
VII т
IX
X! х п
Рис. 129. Годовой ход температуры на различных глу­
бинах 03. Б ай кал (по В. И. Верболову).
Т аблица 28
Изменение средней температуры воды
в озерах северо-западной части СССР
в зависимости от средних глубин озера
(по П. Ф. Домрачеву)
Средняя глубина озера, м
2 ,1 —3 ,0
1 5 -2 0
40—52
Средняя тем пература в летний
период, близкий к периоду
максимума, °С
2 3 ,5 —24,1
14,0— 14,2
8 ,5 —9 ,8
перем еш ивания в зам ерзаю щ и х озерах (не очень глубоких) тем пе­
р ату р а придонных слоев в озере^ летом выш е тем пературы н аи боль­
шей плотности и н иж е ее перед зам ерзан и ем .
И звестно, что обмен теплом в процессе п ерем еш ивания м еж ду
отдельны ми слоям и воды пропорционален коэф ф ициенту турбулен т­
364
ного п ерем еш ивания (турбулентной теплопроводности)
енту тем пературы (см. § 36), т. е.
и гр ад и ­
Q = K c,f-^.
К оэф ф ициент турбулентной теплопроводности не остается по­
стоянны м, т а к ж е к а к и градиент тем пературы . Они меняю тся с глу­
биной и во времени. В озерах в годовом изменении м аксимумы ко ­
эф ф иц и ен та обм ена (теплопроводности) приходятся на периоды
весенней и осенней циркуляции, м и н и м ум ы — на период устойчи­
вой стратиф икации.
У стойчивость водной м ассы по вертикали, к а к известно (см.
§ 37), х ар актер и зу ется градиентом плотности
г/см^.^ Эта
величина т ак ж е не посто^
^оо зоо
900 юоо то Е-ю^г/см^
янна. И зм енение ее по
-----■---■
— ------------ ----- --------глубине д л я одного из озер
умеренной зоны п р ед став­
лено на рис. 130. К ром е
того, изм енения плотности
при изменении тем п ер а­
туры на 1° более зн ач и ­
тельны при вы соких тем ­
п ературах, поэтому устой­
чивость водны х слоев пе25t°C
рем еш иванию больш е в Рис, 130. Изменение температуры, плотности
теплы х водах, чем в хо- и устойчивости слоев по глубине в 03. Арбыч
лодных. Это обстоятель(М арийская АССР) (по Б. Д . Зайкову).
ство приводит к тому, что
воды тропических озер при м алой разности тем ператур отличаю тся
сравнительно больш ей устойчивостью.
В р езу л ьтате непостоянства вертикальной устойчивости водных
м асс и коэф ф ициента обм ена глубина и интенсивность динам иче­
ского п ерем еш ивания при одной и той ж е скорости ветра и д ли тель­
ности его действия различны .
§ 186. Распределение температуры по глубине и его сезонная
динамика
В зам ер заю щ и х озерах средних ш ирот в разн ы е сезоны года
в распределении тем пературы по глубине наблю даю тся х ар а к тер ­
ные особенности, связан ны е с сезонными колебан и ям и теплообм ена
в озере и перем еш иванием.
- Годовой терм ический цикл в озерах умеренного пояса, по п ред­
лож ению В. Д . З а й к о ва, р азд ел я ется на четы ре периода: весеннего
‘ Формула (25) д л я озер принимает более простой вид, так как не учиты­
вается адиабатическая поправка, принимаемая во внимание при расчете устой­
чивости в океанах.
365
и летнего н агреван и я и осеннего и зимнего охлаж ден и я. П род ол ­
ж ительность периодов и моменты их наступления зав и ся т не только
от времени года и географ ического полож ения озера. В зн ач и тель­
ной степени они та к ж е обусловлены объем ом м ассы воды в озере
и морф ологическими особенностями его котловины.
П ериод весеннего н агреван и я начинается с момента устойчивого
п реоб ладан ия притока теп ла в озеро в течение суток н ад его поте­
рями. Это происходит обычно перед вскры тием о зер а при усилении
солнечной ради ац ии , проникаю щ ей через лед. В эту ранню ю ф азу
весеннего н агреван и я н аблю дается, к а к и зимой, о б р атн ая страти ­
ф икация (тем п ература от поверхности ко дну п овы ш ается). П ри
подледном н агревании верхних слоев воды на десяты е доли град уса
выш е 0° С начин ается частичная циркуляция, постепенно п ереходя­
щ ая в полную после вскры тия о зер а и таян и я л ьд а. Н аступ ает со­
стояние гомотермии. Весь слой воды приним ает тем пературу, р а в ­
ную тем пературе придонны х слоев. В дальнейш ем прогревание про­
исходит при гомотермии.
Зак ан ч и в ается
период
весеннего
н агреван и я к моменту достиж ения тем пературы наибольш ей п лот­
ности (4° С) во всем озере. В этот период б ольш ая роль в передаче
тепла с поверхности в глубину п рин ад леж и т динам ическом у п ере­
меш иванию . Д ли тельн ость периода весеннего н агреван и я в неболь­
ших озерах н евелика — несколько дней после вскры тия. В глубоких
озерах, наприм ер Телецком, 270-м етровая толщ а п рогревается до
ию ля; в среднем к 15 ию ля зак ан ч и в ается период весеннего н а ­
греван и я в Л ад о ж ск о м озере.
П ериод летнего н агреван и я начинается с момента возникновения
прямой стратиф икации (тем п ература ум еньш ается с глубиной)
во всем озере. П о мере н агреван и я озера в условиях прям ой (устой­
чивой) стратиф икации разн ость тем ператур и плотностей воды
м еж д у поверхностны ми и глубинны ми слоями, особенно в безвет­
ренную погоду, резко возрастает. К онвекция, возн и каю щ ая при
ночном охлаж дении, вы равн и вает тем пературу лиш ь в сравни­
тельно тонком поверхностном слое. В р езул ьтате в верхнем, п рогре­
том слое воды устан авл и вается более или менее один аковая тем пе­
рату р а. В ниж них глубинны х слоях сохраняю тся холодны е «весен­
ние» воды с плавны м изменением тем пературы . М еж ду теплы м
и холодны м слоями возни кает промеж уточный, сравнительно тон ­
кий слой с резким падением тем пературы с глубиной, иногда до
8— 10°С на 1 м. Слой этот известен к а к с л о й т е м п е р а т у р ­
н о г о с к а ч к а , или м е т а л и м н и о н а . Слой воды, р асп ол ож ен ­
ный выш е м еталим ниона, н азы вается э п и л и м п и о н о м , а ниж е
него — г и п о л и м н и о н о м . П одобное терм ическое расслоение
на три хорош о вы раж ен н ы е терм ические зоны (эпилимнион, металимнион и гиполимнион) в период летнего н агреван и я х арактерн о
д л я многих озер (рис. 131).
Слой тем пературного ск ач ка в различны х озер ах р асп ол агается
на разн ы х глубинах. В озерах, не защ ищ енны х от действия ветра,
слой тем пературного скач ка располож ен глубж е. В неглубоких, хо­
рошо прогреваем ы х озерах он либо вовсе отсутствует, либо слабо
366
вы раж ен. Слой тем пературного ск ач ка исчезает при сильных вет­
рах, вы зы ваю щ их см еш ение вод верхнего слоя с водам и гиполимниона, а в ш тилевую погоду м ож ет появиться вновь. И н огда при не­
устойчивой погоде (резкой см ене теп л а и холода, чередовании ш ти­
левой и ветреной погоды) м ож ет возникнуть второй и третий слой
тем пературного скачка. К концу л ета слой скач ка п огруж ается
и осенью исчезает, уступ ая место плавном у падению тем пературы
с глубиной.
П ериод осеннего о х л аж д ен и я н ачинается со времени устойчи­
вого п р ео б ладан и я в течение суток теплоотдачи водной поверхно­
стью о зер а н ад поступлением теп л а к ней. Обычно в озер ах ум ерен ­
ных ш ирот это врем я приходится н а август. П ервон ачально о х л а ж ­
дение происходит в условиях прямой стратиф икации. Р азн ость
тем ператур и плотностей м еж д у зонам и эпилим ниона и гиполимниона постепенно ум еньш ается. Этому способствует не только
ох л аж д ен и е поверхностны х слоев, но и усиливаю щ ееся конвектив20/YH 195^(8
Ю 20t^t о
м
5
&
и град/м
10
15Рис. 131. Вертикальные термические зоны в одном из
озер Карельского перешейка.
; — и зм ен ен и е тем п е р а т у р ы по гл у би н е, 2 — и зм ен ен и е гр ад и ен та
тем п е р а т у р ы по глуби не.
ное и ветровое перем еш ивание, вы равн и ваю щ ее тем пературу по в ер ­
тикали. У стан авл и вается осенняя гомотермия. О н а м ож ет возникнуть
при разн ы х тем п ер атурах в зависим ости от тем пературы воды
в зоне гиполимниона, морф ом етрических особенностей котловины
о зер а и силы ветра. В мелководны х, откры ты х действию ветра во­
д оем ах гом отерм ия у стан авл и в ается ран ьш е и при более высоких
тем пературах, чем в глубоких. Д ал ьн ей ш ее охл аж д ен и е происходит
при гомотермии. О кончанием периода осеннего охл аж д ен и я счи­
таю т вр ем я установлен и я тем пературы наибольш ей плотности во
всей толщ е озер а. П роисходит это в разн ы е сроки в зависим ости
от глубины озера, количества накопленного з а лето теп ла, н ап ри ­
мер Б озер ах Л ад о ж ск о м и С еван к концу д екаб ря.
П ериод зимнего о хл аж д ен и я начин ается с мом ента устан овл е­
ния обратной терм ической стратиф икации. В н ач ал е этого периода,
до зам ер зан и я, в больш их по площ ади, но мелководны х озерах
о х л аж д ен и е всей водной м ассы происходит очень интенсивно, чему
способствует ветровое перем еш ивание. З а п а сы теп ла в так и х о зе­
р ах быстро истощ аю тся и водоемы зам ер заю т при очень низкой
тем пературе всей воды в озере (наприм ер, оз. И л ьм ен ь).
367
М алы е озера, защ ищ енны е от ветра, зам ер заю т при больш их з а ­
п асах тепла в придонных слоях и теглпература у д н а бли зка к 4° С.
П ри ледоставе, к ак указы валось, потери теп ла из водоем а осу­
щ ествляю тся через снего-ледяной покров. Если эти потери будут
меньше, чем тепловой поток, направленны й от д на в водную толщ у,
ох л аж д ен и я водоем а не происходит. В подобных случаях н аб лю ­
дается зим нее нагреван и е воды в озере (см. стр. 361).
В незам ерзаю щ их полностью или поздно зам ерзаю щ и х озерах
(С еван, Л ад о ж ск о е) охлаж д ен и е воды происходит до конца зи м ­
него периода. В период наибольш его охлаж ден и я, в марте, тем пе­
р ату р а придонных слоев в озерах С еван и Телецком , наприм ер,
пониж ается до 2,5° С.
Зимой при обратной стратиф икации возм ож н о об разован ие слоя
тем пературного скачка. В ы раж ен он менее отчетливо, чем летом.
Р асп о л агается вблизи поверхности.
28t%
И зм енение тем пературы с глубиной
по
сезонам
п редставлен о
на
рис. 132.
В формировании тем пературн о­
го реж и м а озер умеренной зоны,
главны м образом больш их, некото­
рое значение имеет явление т е р ­
м и ч е с к о г о б а р а . Это явление
впервы е было зам ечено в 1901 г.
Ф. А. Ф орелем в Ж еневском озере.
Б ол ее чем через 50 лет термический
бар был обнаруж ен и исследован
в Л ад о ж ск о м озере. О бъяснение
этого явления дан о в раб отах
Рис. 132. Изменение темпера­
туры воды с глубиной по сезо­
А. И. Т ихомирова.
нам в 03. Глубоком, 1946-47 г.
Термический бар п ред ставляет
собой явление, характери зую щ ееся
появлением в озере на некотором расстоянии от берега с р а в ­
нительно узкой полосы воды с тем пературой наибольш ей плотности
от поверхности до дна. С одной стороны этой полосы вода в озере
имеет тем пературу выш е, а с другой — н иж е тем пературы н аи бол ь­
шей плотности. П олоса эта, иногда вид и м ая с поверхности и н а зв а н ­
ная Тихомировы м фронтом термического б ар а, р азд ел я ет озеро на
две области: теплоактивную и теплоинертную . П ер вая прим ы кает
к прибреж ью , вто р ая расп о л агается в откры той части озера. В теп ­
лоактивной области в связи с меньш ими глубинам и вода бы ст­
рее н агревается и быстрее о х л аж д ается по сравнению с теп ло­
инертной.
1ричина возникновения терм ического б ар а состоит в том, что
различно нагреты е воды прибреж ны х участков и откры того озера
(с тем пературам и выш е и ниж е тем пературы м аксим альной п лот­
ности у берегов и в центре озера) в зоне кон такта см еш иваю тся
и образую т толщ у воды с тем пературой наибольш ей плотности
от поверхности до дна. Я вление это возни кает при смене обратной
368
Рис. 133. Фронт термического бара Л адож ского озера 31/V 1960 г. (светлая
полоса в центре). (Фото А. И. Тихомирова.)
24
Рис. 134.
Х арактерные температурные состояния
озера (по А. И. Тихомирову).
а — п ер и о д
весеннего
Зак. № 266
н аг р ев ан и я , б — п ер и о д п оздн его
Т — тер м и ч ески й б ар .
Л адож ского
охлаж ден ия,
стр ати ф и к ац и и на прямую (весной) и прямой стратиф икац ии на
обратную (осенью ).
П о мере н агреван и я воды фронт терм ического б ар а перем е­
щ а е т с я в направлении увеличиваю щ ихся глубин. Он исчезает тогда,
когда во всем озере тем пература достигнет м аксим альной плотно­
сти. В крупных озерах, наприм ер в Л ад ож ск ом , он исчезает лиш ь
к середине июля. Осенью в этом озере термический бар появляется
в н ач ал е н оября и надолго изолирует теплоактивную область
от теплоинертной. И зол яц и я сказы вается не только на тем пературя ы х контрастах, циркуляции воды, но и на прозрачности, цвете, хи­
мизме и распределении планктона.
Термический бар об н аруж и вается в резул ьтате измерений тем пе­
р ату р ы . В Л ад о ж ск о м озере его полож ение прослеж и валось с само-лета. В следствие хорош о развитой конвергенции вод в поверхности о м слое зоны см еш ения (уровень здесь несколько ниж е) мелкие
л л ав аю щ и е предметы , масло, пена об разую т полосу на воде, у к а зы ­
в а я н а его м естополож ение (рис. 133).
Я вление терм ического б ар а хорош о объясняет резкие разли чи я
т тем пературе поверхности вод больш их озер, наблю даем ы е в н а ­
ч ал е гидрологического л ета и осенью (рис. 134).
§ 187. Термическая классификация озер
В первы е терм ическая класси ф и кац и я озер бы ла предлол^ена
“Ф. Ф орелем. В соответствии с клим атическим и зонам и, частотой и
.длительностью стояния тем пературы воды в озере выш е или ниж е
4° С им были вы делены три типа озер: полярны е, ум еренны е и тро;пические. П о зж е эта класси ф и кац и я уточнялась многими учеными
(Ф. Р утнером , У ипплом, С. И осим ура, М онгеймом и д р .). В р езул ь­
т а т е дополнительно вы делены озера субполярны е, субтропические,
•тропические с двум я подтипами: в л аж н ы х и сухих тропиков.
П о л я р н ы е о з е р а - — тем п ература поверхности в них всегда
н и ж е 4° С, безледоставны й период очень короток. П ериод ц и ркуля­
ции один — летом.
С у б п о л я р н ы е о з е р а — тем пература поверхности в них
•бывает выш е 4° С только летом в течение короткого периода. Слой
ск ач ка в ы р аж ен слабо. Д в а периода циркуляции — обычно в н а ­
ч ал е л ета и ранней осенью.
У м е р е н н ы е о з е р а — тем пература поверхности выш е 4 ° С
летом и н иж е 4° С зимой. С езонны е колеб ан и я значительны . Слой
ск ач ка вы р аж ен отчетливо. Р егулярн ы х периодов циркуляции д ва —
весной и поздней осенью.
С у б т р о п и ч е с к и е о з е р а — тем пература поверхности всегда
вы ш е 4°С. К олебан ия тем пературы в течение года велики, тем п ера­
турный градиент большой. П ериод циркуляции один — зимой.
Т р о п и ч е с к и е о з е р а — тем п ература поверхности воды вы ­
сокая, от 20 до 30°С. Годовы е колеб ан и я незначительны , тем п ер а­
турны й градиент м ал, но при высокой тем пературе градиент плот­
ности достаточны й д л я сохранения устойчивости. В озерах влаж н ы х
370
тропиков ц иркуляц ия происходит н ерегулярно, обычно в холодное
врем я года; в озер ах сухих тропиков н аб лю д ается более ч еткая се­
зон ная периодичность циркуляции.
Хатчинсон и Л еф ф л ер (1956 г.) предлож или в основу кл асси ф и ­
кации полож ить число полны х периодов циркуляции в году, учиты ­
в а я связь этого процесса с клим атической зональностью и верти ­
кальн ой поясностью . П р ед л о ж ен н ая кл асси ф и кац и я относится к т а ­
ким озерам , в которы х происходит перем еш ивание всей водной
Нм
Рис. 135. Схема распространения озер голомиктического типа
(по Л еф ф леру).
1 — х о л о д н ы е м он ом и ктически е, 2 — п ер е х о д н ая о б л а сть , 3 — ди м и ктически е, ^ — п ер е х о д н ая о б л а сть , J — те п л ы е м он ом и ктически е. — о зер а
р азл и ч н ы х типов. П о оси о р д и н а т — вы со та н а д уровн ем м оря, по оси
аб сц и сс — гр а д у с ы ш ироты .
массы. Они н азван ы голомиктическими (holo — целиком, m ix —
см еш ивать) в противополож ность меромиктическим озерам , в к о ­
торы х в период циркуляции перем еш иванием охвачен а не вся во д ­
н ая то лщ а, а только до некоторой глубины. Это м ож ет н аблю даться
при резком солевом вертикальном расслоении о зер а (больш ей плот­
ности ниж них слоев озера по сравнению с верхним и).
С реди голомиктических озер вы деляю тся во внетропической
зоне: дим иктические (циркуляция н аб лю д ается 2 р а за в году).
24*
371
холодны е мономиктические и теплы е мономиктические (циркуляция
н аб лю д ается 1 р а з ). Эти о зер а соответствую т озерам умеренным,
полярны м и субтропическим, рассм отренны м ранее.
В тропической зоне выделены нолимиктические и олигомиктиче-ские озера. В полимиктических озерах часто н аб лю д ается полная
ц иркуляция, возни каю щ ая вследствие сильного н агрева поверхност­
ных слоев воды днем и охлаж ден и я ночью. Этот тип характерен д л я
кл и м ата саванн и горных тропических лесов (озера А льберта, Р у ­
дольф а, В иктория — по B e a d le ). В олигом иктических озерах цир­
к у л я ц и я происходит нерегулярно — в короткие периоды холодной
погоды. Х арактерны эти озера д л я зоны вл аж н ы х тропических л е ­
сов (озера И ндонезии).
В полярной зоне вы деляю тся ам иктические озера, круглы й год
„покрытые льдом (рис. 135).
§ 188. Замерзание озер
П оявление первичных ф орм ледообразован и я и зам ер зан и е озер
;в одних и тех ж е клим атических условиях происходят неодновре­
менно.
В глубоких и больш их по площ ади озерах, подверж енны х д ей ­
ствию ветра и обладаю щ и х больш ими теп лозап асам и , образованию
.л ь д а предш ествует сравнительно длительны й период п ер ео х л аж д е­
ния достаточно мощ ного слоя воды. Ветер, кром е того, механически
препятствует форм ированию ледяного покрова, р азр у ш ая его. И зве• стны случаи, когда ветер р азл а м ы в ал л ед толщ иной до 20 см (оз.
И льм ень) и д а ж е свы ш е 30 см (оз. Б а й к а л ). В злом ледяного по­
крова на Б а й к а л е происходит под влиянием ш тормов типа боры.
С ры ваю щ ийся с гор ветер созд ает сильно пульсирую щ ее и неравн о­
мерное д авл ен и е на ледяной покров. П од ним возбуж даю тся волны,
которы е в свою очередь влекут з а собой возникновение ледовы х
]Волн различны х периодов, ам плитуд и длин, распространяю щ ихся
в р азн ы е стороны. К ороткие и высокие (до 10— 15 см) ледовые
; волны вы зы ваю т разл о м монолитного л ьд а, не имею щ его сквозных
трещ ин, что н аблю дали В. М. С окольников и др. на оз. Б ай кал .
В больш их озерах в период зам ер зан и я могут н аб лю д аться все
первичные формы лед ообразован и я, свойственны е рекам (забереги,
' сало, внутриводны й л е д ). О б разован и е внутриводного л ьд а х а р а к ­
терно д л я волноприбойных зон больш их озер. М естам и образуется
донный лед. С реди первичных ледовы х образован ий у берегов и на
^самих берегах таких озер вы деляю тся: бры зговое обледенение, н а ­
блю даем ое в виде мощ ных н апластований на отвесных скал ах; ледя:н ы е наплески, образую щ иеся на п л я ж ах и возникаю щ ие при за м е р ­
зании воды, омы ваю щ ей холодны е кам ни и песок; ледян ы е валы на
отмелы х берегах, п озж е на заб ерегах, образую щ иеся под влиянием
волнения. М естное н азван и е их «сокуи» (на Б а й к а л е ), «рупасы » (на
■Онежском озер е). Сокуи на Б ай к а л е ф ормирую тся в основном из
. см ерзаю щ ихся кри сталлов внутриводного л ьд а, выброш енного на
отмель. Они достигаю т высоты до 2— 3 м, иногда и выш е. П од в л и я­
нием прибоя ш уга иногда приобретает специфические формы в виде
г 372
л едян ой гал ьки или ледяны х ш аров, известны х на Б а й к а л е под н а з ­
ванием «колобовники».
С накоп лен и ем в озере ледового м атер и ал а возни кает ледоход —
свободно переносимы й ветром и течениями плаваю щ ий лед. С пе­
цифической ф ормой плавучих льдов в больш ом озере, т а к ж е к а к и
в м орях, являю тся блинчатый л ед и ледян ы е поля, оторвавш иеся от
берегового припая. Ф орм ирование лед остава, т а к ж е к а к и возник­
новение ледохода, происходит сн ач ал а на м елководье, в зал и в ах и
бухтах. П ериод зам ер зан и я больш их озер р астяги вается на д ва-три
м есяц а (О неж ское, Л ад о ж ск о е, Б а й к а л ). Эти озера сплош ь по­
кры ваю тся льдом только в ян варе. О тдельны е глубокие плёсы в озе­
рах Л ад о ж ск о м , Телецком , О неж ском в теплы е зимы не зам ерзаю т.
О зеро С еван за м е р за е т только в суровы е зимы , оз. И ссы к-К уль не
зам ер зает.
М алы е о зер а зам ер заю т спустя несколько дней после перехода
тем пературы возду ха через 0° С к отрицательны м значениям.
Обы чно лед о став во зн и кает путем см ерзан и я заберегов. П ри р е з­
ком похолодании пруды и озера (с небольш ими п лощ адям и и гл у ­
бинам и) покры ваю тся ледяной коркой в течение одной ночи. В по­
следую щ ие м орозны е дни происходит интенсивное н ар астан и е льда.
З а м ер зан и е больш ей части озер на Европейской территории
С С С Р в среднем, по данны м наблю дений, происходит начиная
с конца о ктябр я — н а ч а л а н ояб ря (К ольский полуостров. Северный
К р ай ) до середины д ек а б р я (З а п а д н а я У краина, М о л д ави я).
§ 189. Л едяной покров
П оверхность ледяного покрова, структура л ьд а, н арастан и е его
толщ ин в озер ах различны и зав и ся т от условий зам ер зан и я осенью
и мощ ности снеж ного покрова и тем пературы воздуха зимой.
Н а больш их озерах ч ащ е п р ео б л ад ает торосисты й ледяной п о ­
кров зернистого строения, состоящ ий из см ерзш ихся ф орм внутри­
водного л ьд а (ш уги) и отдельны х льдин. Торосисты е гряды имеют
высоту 1,5—2 м, иногда достигаю т, наприм ер на Л ад о ж ск о м озере,
ш естиметровой высоты. И . В. М олчанов вы д еляет три основных
вида озерного л ьд а: 1) водный (о зе р о в и д н ы й )— прозрачны й лед
кристаллической структуры , образую щ ийся при ш тиле; 2) водно­
снеговой (наслуз) ■
— мутный беловаты й непрозрачны й лед, о б р а ­
зую щ ийся в р езу л ьтате см ерзан и я пропитанного водой снега; он
возни кает на поверхности кристаллического л ьд а при выходе воды
о зер а по трещ инам . Б л и зо к к нему по структуре зернисто-ш уговой
лед, возникаю щ ий при сильном волнении; 3) снеговой лед, о б р а ­
зую щ ийся при подтаивании и последую щ ем зам ерзан и и л еж ащ его
на поверхности л ьд а снега.
В р ай он ах с обильны ми снегопадам и л ед озер, к а к правило,
имеет слоистое строение. П ри больш ой н агрузке снега л ед погру­
ж а ется в воду (см. § 154) — об разуется наслуз. П ри раннем и об и ль­
ном снегопаде толщ и н а н асл у за м ож ет превы ш ать толщ ину
373
ниж него водного л ьд а. С лоистость л ьд а возни кает та к ж е при то ­
рошении (подсовах).
В течение зимы ледяной покров испы ты вает деф орм ации. Х а р а к ­
терны ми являю тся трещ ины терм ического и динам ического проис­
хож дения. П ри устойчивых м орозах в резул ьтате сж ати я ледяной
покров р азр ы в ается на отдельны е поля, достигаю щ ие, наприм ер на
Б ай к ал е, по описанию С окольникова, 10— 30 км в поперечнике. Ш и­
рина возникаю щ их при этом сквозны х трещ ин — становы х щ елей—■
составляет несколько метров. П ри потеплении лед ян ы е поля см ы ­
каю тся, что приводит к образован ию подсовов и торосисты х гряд.
Аналогичны е явлен и я наблю даю тся при сильном ветре, способном
привести к р азр ы в у ледяного покрова и последую щ ем у смещению
ледяны х полей. Трещ ины часто образую тся у берегов при снижении
уровня в озере.
Н ар астан и е л ьд а в озерах происходит по тем ж е ф изическим з а ­
конам , что и в рек ах (§ 154). Н аи б ол ее интенсивный рост л ьд а н а ­
блю дается в первы е дни (5—-7 см в сутки) и в первы е две-три д е ­
кады после зам ер зан и я. Н аи б о л ьш ая толщ ина л ьд а в озерах за в и ­
сит к а к от гидром етеорологических условий зимы , т а к и от разм еров
самого озера, обладаю щ его теми или иными тепловы ми зап асам и .
Т олщ ина л ьд а в озерах С С С Р в рай он ах с неустойчивой и мягкой
зимой не более нескольких сантим етров, в условиях сурового кон­
тинентального кл и м ата 150— 200 см и д а ж е дости гает 3 м (озера
Хубсугул, Косогол; по С окольникову).
В больш их озерах северо-зап ад а С С С Р средняя толщ ина льд а
в м арте 50— 60 см; на оз. Б а й к а л толщ ина л ьд а меньше, чем в со­
седних м алы х озерах, что объясняется более поздним ледоставом .
§ 190. В скры тие озер
В скры тие озер, т а к ж е к а к и рек, происходит под влиянием т е ­
пловы х и динам ических ф акторов. Р о ль тепловы х ф акторов преоб­
л а д а е т в процессе вскры тия м алы х озер. Б ы стрее под влиянием те ­
плового эф ф екта р азр у ш ается прозрачны й лед. Он теряет прочность
и р асп ад ается на отдельны е кри сталлы . Белесовато-м утны й зерн и ­
стый водно-снеговой л ед о б л ад ает больш им альбедо, меньш е про­
пускает солнечной энергии, и процесс разруш ен ия его за м е д л я ­
ется. У берегов снег и лед таю т быстрее. С н ач ал а появляю тся з а ­
краины , а затем очищ ается ото л ьд а и все озеро. Весенний ледоход
на м алы х озерах, к а к правило, не н аблю дается. М ал ы е озера ев­
ропейской части С С С Р вскры ваю тся, по данны м наблю дений, на
8— 15 дней позж е, чем реки.
В скры тие и очищ ение ото л ьд а больш их озер происходит неодно­
временно на всей акватории, и процесс этот растяги вается на 1,5—
2 м есяца, а иногда и более. Б о л ь ш ая роль в процессе вскры тия
крупных озер п ри н ад л еж и т ветру и в отдельны х случаях течению.
Т ак, в северо-западной части Ю ж ного Б а й к а л а происходит подтаи ­
вание л ьд а под влиянием восходящ их теплы х течений у ж е в конце
м ар та — н ач ал е апреля. О бразую тся промоины и полыньи. О тсю да
374
под действием ветра;п рои сходит во всех н ап равл ен и ях в зл ам ы ван и е
теряющего прочность, но ещ е толстого л ьд а. П остепенно в разны х
частях озера во зн и кает ледоход. П родолж и тельн ость его в среднем
12—20 дней. О чищ ение ото л ьд а всего Б а й к а л а происходит к сере­
дине июня. О чищ ение ото л ь д а Л ад о ж ск о го озер а зак ан чи вается
в среднем во второй д ек а д е м ая.
Основная м асса л ьд а тае т обычно в сам их озерах, ч асть в ы б р а­
сы вается на берега и отмели и часть в случае сточного озера вы н о­
сится рекам и.
Сроки зам ер зан и я и вскры тия озер изм еняю тся из года в год
в зависим ости от изменений гидром етеорологических условий. З н а ­
чительны е вар и ац и и н аблю даю тся в д а т а х зам ер зан и я и вскры тия
озер одного и того ж е клим атического рай он а, но разн ы х по р а зм е ­
р ам и м орф ологическом у строению котловины , на что о б ращ ал вни­
м ание И. В. М олчанов и п озж е Б. Б. Богословский.
ГЛАВА
42.
ХИМ ИЧЕСКИЙ СОСТАВ О ЗЕРН Ы Х ВОД
В оды озер по своем у химическому составу и м и н ерализации
весьм а р азн ообразн ы . В противополож ность морской воде в о зер ­
ных водах нет постоянства соотнощ ений м еж д у основными ионами.
С реди озер м и ра встречаю тся озер а с весьм а м алой м и н ер ал и за­
цией (30 м г/л, 03. О неж ское) и очень больщ ой соленостью , зн ач и ­
тельно превы ш аю щ ей соленость морских вод (свы ш е 300 г /л ) .
§ 191. Основные особенности формирования химического состава
Химический состав озерны х вод тесно связан с составом п итаю ­
щ их озеро поверхностны х и подземны х вод и, следовательно, з а в и ­
сит от ком плекса ф изико-географ ических условий, свойственных
тому или иному водосбору озера, а та к ж е от геологического строе­
ния водосбора и котловины озера. П ервичны й состав вод, поступаю ­
щ их с водосбора, под влиянием биохимических процессов, проте­
каю щ их в озере, п одвергается изменению . В р езул ьтате ф орм иру­
ется гидрохимический ком плекс, свойственный или только данном у
озеру, или группе озер, типичных д л я того или иного л ан д ш аф та.
С тепень изм енения химического состава и м и нерализации по­
ступаю щ их и звне вод в сильной степени зави си т от водно-солевого
б ал ан са, проточности и водообменности озера.
В каж д о м озере сущ ествует некоторое равновесие (б ал ан с) м е­
ж д у поступлением химических элем ентов и их удалением . У равне­
ние химического (солевого) б ал ан са в общ ем виде м ож ет быть вы ­
р аж ен о так:
1 /,С ,- К н С н = \/п С „ - У у С ,.
(1'69)
В этом уравнении V-s и Ук — объемы воды в озере на начальны й
и;'кЬнечны й отрезок йрёмёни; Сн и Ск — соответствую щ ие этим
375
моментам концентрации ионов в озере; Vn и Vy — объемы п осту­
паю щ ей и у д аляем ой из озера воды; Сп и С у — концентрации
ионов в этих объем ах воды. В каж д о м отдельном случае при со­
ставлении б ал ан са долж ны быть учтены все возм ож н ы е основны е
элементы поступления и расходован и я химических элем ентов
в озере. С опоставление солевого б ал ан са с водным позволяет су­
дить о солеобороте в озере и изменении м инерали зац ии его вод.
Д л я больш инства озер в приходной части б ал ан са н аи бол ьш ая
роль п р ин адлеж и т поступлению химических элем ентов с водосбора
вместе с водам и притоков.
В сточных озерах удален и е растворенны х вещ еств осущ ествля­
ется вместе со стоком воды из озера, но в связи с зам едленны м во­
дообменом возм ож но некоторое накопление солей и их м етам орф изац и я, особенно под влиянием биохимических процессов. Это в боль­
шей степени касается небольш их м алом инерализованны х, хорош о
п рогреваем ы х озер.
В бессточных озерах в силу расходован и я воды только на и сп а­
рение происходит аккум уляц и я солей. О зеро осолоняется и м ож ет
п реврати ться в минеральное.
С олевой б ал ан с подсчитан лиш ь д л я отдельны х больш их озер.
А нализ этого б ал ан са д л я Л ад о ж ск о го озер а (по Н. Ф. С оловьевой)
‘ п оказы вает, что накопления основных ионов в озере не происходит.
В небольш их количествах о саж д аю тся кремний, ж елезо и фосфор.
В 03. С еван соли, вы п адаю щ ие в осадок (по С. Я. Л я т т и ), соста­
вляю т в среднем за год 54 000 т, а в А ральском о з е р е —-11 • 16® т.
По степени солености воды озер д ел ятся на следую щ ие типы:
пресные (до 1%о), солоноваты е (от 1 до 24,7%о), солены е (от 24,7 до
47%о), м инеральны е или соляны е (свы ш е 47%о).
§ 192. Химический состав и гидрохимический реж им пресных озер
В химическом составе озерны х вод, к а к и других водны х об ъ ек­
тов, вы деляю тся: основные ионы, биогенные вещ ества, м и кроэле­
менты, растворенны е газы и органические вещ ества. П рисутствие
в воде основных ионов Н С О ', С О '', S O " , C l ', С а " , M g " , Na- и К ’
в тех или иных количествах определяет м инерализацию воды и ти ­
повой ее состав.
С одерж ан и е в воде биогенных элем ентов (соединений азота и
ф осф ора, крем ния и ж е л е за) и изменение их концентраций тесно
связан ы с круговоротом вещ еств в озере и являю тся предметом спе­
циального изучения. То ж е относится и к органическим соедине­
ниям, находящ и м ся в озере на разн ы х стади ях р асп ада.
С олевой состав озер подчиняется определенной географической
законом ерности. Н есм отря на разн ооб рази е этого состава в р азл и ч ­
ных географ ических зонах, по преобладанию трех первых ионов
в составе растворенны х в воде вещ еств мож но вы делить х а р а к т е р ­
ные (по Г. А. М аксим овичу) гидрохимические фации. Т ак, в озерах
тундры п реоб ладаю т Si и Н С О ', в лесной зон е — ионы H C Q ', С а”,
376
в зоне степей — ионы S O " , Н С О ', N a‘ и К", в зоне пустынь и п олу­
п у сты н ь — ионы C V и N a' (см. рис. 59).
В каж д о й зоне мож но об наруж и ть значительны е отклонения от
типового состава вод, связан ны е с местными условиями: геологиче­
ским строением водосбора и котловины озера, источниками питания
и др. А зональны м и по составу вод явл яю тся карстовы е озера. Б о л ь ­
шинство озер Ц ентральн ой Я кутии относятся к ги дрокарбонатно­
натриевой ф ации, а не к ги дрокарбонатно-кальци евой в соответст­
вии с местом их нахож ден и я. В оды озер в доли н ах У рал а, Эмбы, Саги за и др. относятся к гидрокарбонатны м , а не хлоридны м, как
воды больш инства озер водораздельн ы х пространств в пределах
тех ж е широт.
М и н ер ал и зац и я больш инства пресных озер зоны постоянного ув­
л аж н ен и я не превы ш ает 200— 300 мг/л. В больш их, хорош о зар е гу ­
л ированны х озер ах этой зоны м и н ерали зац ия вод сн и ж ается до 60—
100 м г/л (о зер а Б ай к а л , Л ад о ж ск о е, Телецкое) и д а ж е до 20—
40 м г/л (О н еж ско е). Этому способствует аккум уляц и я в крупных
о зер ах на больш ий срок, чем в малы х, м алом ин ерали зован н ы х т а ­
лы х и дож девы х вод притоков, являю щ ихся основным источником
питания этих озер. С переходом к зонам неустойчивого и н едоста­
точного у вл аж н ен и я по мере увеличения роли испарения в р асход ­
ной части водного б ал ан са соленость озерны х вод увеличивается,
несм отря на то что питаю щ ие озеро притоки несут воды сравн и ­
тельно м алой м инерализации. Так, м и н ерал и зац и я вод притоков
03. С еван н евелика, п о ряд ка 140 м г/л, а м и н ерал и зац и я вод самого
о зер а дости гает 718 мг/л. Воды, стекаю щ ие с хребтов К унгей-А лат ау и Т ерскей -А латау и питаю щ ие оз. И ссы к-К уль, имею т весьм а
м алую м инерализацию , в то врем я к а к сам о озеро относится к со­
лоноваты м (5 — 8%о).
С оленость и солевой состав озерны х вод не остаю тся постоян­
ными. Они меняю тся по площ ади озера, по глубине и испытываю т
колеб ан и я во времени.
Основной причиной химической неоднородности в озере явл яется
несоответствие м еж д у составом и м инерали зац ией вод озера и пи­
таю щ их его поверхностны х и подземны х вод. С пособствует неодно­
родности зам едленны й водообмен, разм еры , расчлененность котло­
вины, изрезан н ость береговой линии, а т а к ж е плотностное р ассл ое­
ние озера. К лассическим прим ером химической неоднородности вод
яв л яется 03. Б ал х аш . С оленость вод восточной половины Б ал х аш а
больш е солености зап ад н ой (вблизи устья р. И ли) почти в 4 раза.
П о мере продвиж ения к восточной части озер а происходит изм ене­
ние состава з а счет увеличения (по весу) ионов N a ‘ и С У .
В озер ах морских побереж ий, об разовавш и хся при поднятии у ч а­
стков д на морских зал и вов, наприм ер в оз. М огильном на о. Кильдин, в некоторы х озерах Японии, в ряд е н орвеж ских фиордов, опи­
санны х в научной литературе, н аблю даю тся резкие изменения в со­
лености воды по глубине. Р азл и ч и е в солености, а следовательно,
и в плотности м ож ет быть настолько велико, что весенняя и осенняя
циркуляции охваты ваю т не всю водную
массу,
а диш ь
377
поверхностны е распресненны е слои. Н а глубине создается застой­
н ая зона, лиш енная кислорода.
С оленость и солевой состав воды в озерах испыты ваю т сезонные
и многолетние колебан и я. В сточных озерах эти колебан и я тем з а ­
метнее, чем больш е водообменность озера. В сильно проточных озе­
р ах гидрохимический реж им близок к речному. Бессточны е озера
засуш ли вы х областей умеренного кл и м ата весной сильно опресня­
ю тся при заполнении талы м и снеговыми водами, летом происходит
осолонение. М ноголетние колеб ан и я химического состава тесно св я­
зан ы с циклическими колебаниям и увлаж ненности больш их терри ­
торий, изученными А. В. Ш нитниковым.
Зн ачительн ы е изменения в составе вод озер наблю даю тся под
влиянием хозяйственной деятельности, особенно при сбросе в озеро
сточных вод промы ш ленны х предприятий. П ри отсутствии очистки
этих вод озера загрязн яю тся.
§ 193. Минеральные (соляны е) озера, их типы и распространение
В ода минеральны х озер н азы вается р а с с о л о м или р а п о й .
С одерж ан и е ионов в р ассол ах обычно близко к насыщ ению . П е р е­
насы щ ение их приводит к кри сталл и зац и и и осаж дению солей
(садке солей ). П роцесс этот слож ны й и явл яется предм етом сам о­
стоятельного исследования.
В зависим ости от концентрации солей, их растворим ости, тем пе­
ратуры рапы происходит осаж ден ие одной или последовательно не­
скольких солей. М инеральны е озера, в которы х происходит сад к а
солей, н азы ваю тся с а м о с а д о ч н ы м и . О зера, в которы х весь год
сохраняется р ап а, н азы ваю тся р а п н ы м и , пересы хаю щ ие о зер а —
с у х и м и . С оляны е отлож ения в озерах п одразделяю тся на новосадку, стар о сад ку и корневую соль. Н овосадк а — соль, вы кри стал ­
л и зо вавш аяся из поверхностной рапы и осевш ая на дно озера в д а н ­
ном году. П ри изменении физико-химических условий в этом ж е
году она м ож ет вновь перейти в раствор. Н ераствори вш аяся ново­
садка уплотняется и переходит в слоисты е отлож ения — старосадку,
сохраняю щ ую ся из года в год. П ри дальнейш ей п ер ек р и стал л и за­
ции старосадки об разуется корн евая соль. В некоторы х соляных
озерах н акап л и ваю тся тонкодисперсны е илы, известны е под н а зв а ­
нием лечебны х грязей. Т акие озера н азы ваю тся г р я з е в ы м и .
Химический облик рапы и донных отлож ений определяю т основ­
ные компоненты, те ж е, что и в пресных водах. По преобладанию
одного из анионов вы деляю тся три типа озер: карбонатны е, суль­
ф атны е и хлоридные.
С реди карбон атн ы х озер н аи больш ее распространение имею т со­
довы е о зер а (наприм ер, р яд озер К улундинской степи, озеро В ан
в Турции, некоторы е озера Б урятской А С С Р ).
С ульф атны е озера характери зую тся высоким содерж ан ием сер­
нокислых соединений солей M g и N a. В них ч ащ е о саж д ается м и р а­
билит (N 32804*10 Н 2О) и эпсом ит (M g S 0 4 - 7 Н 2О ). В С С С Р при­
мером сульф атны х озер сл у ж ат озера К учукское и К улундинское,
378
о зер а в районе г. Ч еркесска (С еверны й К а в к а з ), некоторы е озера
Б у р ятско й А С С Р, зал и в К ар а-Б о газ-Г о л .
Х лоридны е озера отличаю тся вы соким содерж ан ием хлористого
натри я (о зер а Эльтон, Б аскун чак, И ндер, причерноморские озера
в К ры м у — С акское, С асы к, приирты ш ские о зер а в районе г. П а в ­
л о д а р а , ю ж н о астр ахан ски е о зер а и д р .).
По происхож дению рап ы м инеральны е озер а п одразделяю тся на
м орские и континентальны е.
В ода озер морского происхож дения, первоначально б ли зк ая по
своем у составу к морской воде, постепенно под влиянием к л и м ата и
м атерикового стока м етам орф изируется. В озникаю т озера хлорм агниевы е (Б аску н ч ак, К уяльницкий л и м ан ), хлоркальц иевы е (оз.
К а л а ) и др.
Н акоп лени е солей в озерах континентального происхож дения со­
вер ш ается постепенно з а счет растворени я солей, рассеянны х в по­
р о д ах и почвах, слагаю щ их водосборны й бассейн, подземными и по­
верхностны м и водам и. Ч асть м инеральны х о з е р . континентального
п роисхож дения тесно св язан а с соляны ми куполам и и соленосными
толщ ам и, располагаю щ и м и ся на поверхности или в н едрах на р а з ­
личны х глубинах. Т аковы многие озера П рикаспийской низм енно­
сти, Т ад ж и ки стан а, Восточной Сибири, о зер а У рало-Э м бинского
рай он а.
П од влиянием гидром етеорологических ф акторов солесодерж ание в озер ах м еняется. Эти изм енения возм ож ны в течение года со
сменой сезонов и в многолетнем периоде в связи с колебаниям и
кл и м ата и общ ей увлаж н ен н ости бассейнов озер. И зм енение солесо д ер ж ан и я влечет з а собой р яд слож ны х химических реакций об­
м ена и м етам орф и зац и ю солевого состава. О зера могут переходить
из одного типа в другой. Т ак, хлоридное озеро м ож ет возникнуть из
сульф атного, а последнее из карбонатного. Это связан о с лучш ей
растворим остью хлористы х солей по сравнению с сульфатны ми,
а сульф атны х по сравнению с карбон атн ы м и и более ранним вы п а­
дением последних в осадок.
П о М. Г. В ал яш ко, переход из одного типа в другой м ож ет быть
представлен по следую щ ей схеме:
К арбонатны й тип ^
У сы х а н и е -^
сульф атны й тип ^
-«-У влаж н ен и е
хлоридны й тип
Зави си м ость м и н ерали зац ии воды озер от ф изико-географ иче­
ских условий и особенно от кл и м ата определяет географ ическую зо ­
н альность в распределении соляны х озер по земной поверхности.
В С оветском С ою зе полоса соляны х озер тян ется от низовий Д у н а я
на з а п а д е до Тихого океан а н а востоке, расп о л агаясь главны м об ­
р азо м в зон ах степей, полупустынь и пустынь. В этой полосе н ахо­
д ятся крупны е о зер а — м оря К аспийское, А ральское, оз. Б ал х а ш и
многие мелкие, порой врем енны е соляны е водоемы. Н аи б ол ее се­
верное п олож ен ие в этой полосе зан и м аю т карбон атн ы е озера.
37 9
к соляны м озерам за п ределам и С оветского С ою за относятся
крупны е о зера Т и б е т а — Тенгринор, Кукунор и др.
Н ебольш ие группы соляны х озер в Советском Сою зе р ас п о л а­
гаю тся и значительно севернее указан н ой зоны. Они связан ы с м е­
сторож дениям и ископаемы х солей. Т аковы озера Л ено-В илю йской
впадины , о зера в бассейне К улоя, Бахм утской котловины , о зер а
у г. С лавян ска, С тарой Руссы и др.
Н аиб ольш ее промы ш ленное значение имею т часто встречаю ­
щ иеся в сам осадочны х соляны х озерах гали т (N a C l), сода
('К агС О з-10 Н 2О ), м и раби ли т (N a 2 S 0 4 -10 Н 2О ), эпсомит (M g S O iX
Х 7 Н 2О ), астрахан и т (N a 2S 0 4 M g S 0 4 - 4 Н 2О ), гипс (C a S 0 4 - 2 Н 2О)
и др.
§ 194. Газовы й реж им
Н аибольш ий интерес в газовом реж им е озерны х вод п ред став­
ляет реж им растворенного кислорода О 2, свободной углекислоты
СО 2 и сероводорода H 2S.
Газовы й реж им в озере, т а к ж е к а к и в море, тесно связан с тер ­
мическим и биологическим реж им ом озера. Р асп ред елен и е газов по
глубине иногда приобретает довольно слож ны й х арактер, об ъ ясн я е­
мый индивидуальны м и особенностями озера.
В озерах умеренной зоны вы явлены следую щ ие законом ерности
газового р еж им а.
В больш их и глубоких озерах (олиготрофного типа, см. § 196)
с относительно низкими тем пературам и воды в течение больш ей ч а ­
сти года и м алы м количеством биогенных элем ентов реж им газов,
в частности реж им растворенного кислорода, связан с терм ическим
реж им ом водоем а и условиям и перем еш ивания в нем. О бщ ее абсо­
лю тное содерж ан ие кислорода О 2 мг/л в водах этих озер повы ш ен­
ное и близкое к насыщению.
М аксим альной концентрации кислород дости гает в предледо­
ставны й период, что соответствует хорош ей его растворим ости при
низкой тем пературе. Р асп ред елен и е растворенного кислорода по
глубине подчиняется распределению тем пературы воды в озерах.
В период весенней и осенней гомотермии кислород расп ределяется
равном ерно во всей толщ е. Л етом кислородны й м аксим ум несколько
см ещ ается вглубь (рис. 136).
К онцентрация СО 2 в этих озерах по абсолю тной величине неве­
л и ка; с глубиной она возрастает. Н о по отношению к величине, к о ­
то р ая д о л ж н а бы быть при данной тем пературе, этот газ всегда
содерж ится в избы тке. Э ф ф ект воздействия биологических процес­
сов в данном случае о казы в ается больш им. П римером озер данного
типа сл у ж ат Телецкое, О неж ское, Л ад ож ск ое, небольш ие горные
озера,
В мелких, хорош о прогреваем ы х озерах (евтрофного ти п а ),
с обилием водны х растительны х и ж ивотны х организм ов и богаты х
органическими остаткам и, реж им газов определяется биологиче­
скими процессами, протекаю щ им и во всей толщ е воды и в илах.
380
Л етом во многих случаях в распределении кислорода н аб лю д ается
отчетливо вы р аж ен н ая стратиф икац ия, ан алоги чн ая тем пературной
стратиф икации. О т сильно насы щ енны х кислородом верхних слоев
воды кон ц ен трац ия его убы вает с глубиной (рис. 137). В неглубоких
озер ах окислительны е процессы в придонных слоях и и лах б ы в аю г
н астолько интенсивными, что об разуется деф ицит кислорода.
В слое м еталим ниона летом возм ож ны случаи резкого н аруш е­
ния типового хода изменения концентрации кислорода с глубиной..
0
11 12 13
I----!-----1
12
3 ^ СОз мг/л
8 3 10 11 12 13 0, мг/л
I— I— I—I—I—г ^
Рис. 136. Распределение по глубине температуры
и растворенных газов в Телецком озере (по
С. Г. Лепневой).
а — зи м а (7/II 1931 г.), б — л ето (16А^П1 1929 г .); 1 — т е м ­
п ер а т у р а, 2 — ки сл о р о д, 3 — н о р м ал ь н о е коли чество ки с­
л о р о д а при д ан н о й те м п е р а т у р е, 4 — д в у о ки сь угл ер о д а.
В озм ож но к а к перенасы щ ение, т а к и деф ицит его в этом слое. П е р е­
насы щ ение обычно вы звано ф отосинтезом. Одной из причин мини­
м ум а кислорода в слое м еталим ниона м ож ет быть накопление в этом
слое легко окисляю щ ихся вещ еств, зад ерж и ваю щ и хся в своем п а ­
дении из верхнего слоя на гран и це с холодны м слоем вследствие
повы ш ения его устойчивости.
Зим ой, при ледоставе, приток кислорода становится ничтожны м.
К концу зимы содерж ан ие его ум еньш ается к а к в эпилимнионе, так
и в особенности в ниж них слоях озера. И нтенсивное потребление
кислорода в гиполимнионе м ож ет привести к полному его уничто­
381
жению^— возникаю т зам оры , гибнут требовательн ы е к кислороду
животны е, в том числе и рыбы.
М аксим альны е зап асы кислорода в подобных озерах н аб л ю д а­
ю тся в периоды весенней и осенней циркуляции. '
С одерж ан и е свободной углекислоты с глубиной возрастает, так
ж е к а к в озерах олиготроф ного типа, с той лиш ь разницей, что ино­
гда в эпилим нионе она почти полностью п отребляется. В придонных
сл о ях ее сод ерж ан ие м ож ет превосходить норм альное количество на
сотни и иногда ты сячи процентов.
В тропических озер ах в течение длительного п ери ода устойчивой
страти ф и кац и и зап асы кислорода в гиполимнионе могут быть пол­
ностью исчерпаны. Если в этот момент под влиянием ветра или д р у ­
гих причин произойдет смеш ение поверхностны х и глубинны х вод.
Г! V1933г.
26 V 1936г.
12 3 ^ 5 8 7 8 9
- » - 2 0 2 ^ 6 _ в 9 10
13X11935г.
Ш Л Л ________
7 8 910 1 2 3 ^ 5 6 7 8 9
2 ^ В 8 4 6 8 1 0 12M S 18 20
1— Г
8
1
------------ 2
25 хп 1935г.
-3
--
-4- — X— х— 5
Рис. 137. Изменение температуры, содерж ания кислорода,
двуокиси углерода, pH в разные сезоны года в оз. Белом (по
данным С. И. К узнецова).
/ — т е м п е р а т у р а, 2 — Оа м г/л , 3 — СОг м г/л , 4 — p H , 5 — СОз (в СО 2).
т о в эпилим нионе на какой-то момент концентрация кислорода мо­
ж е т резко снизиться, что иногда приводит к зам о р ам . Т акие к а т а ­
строф ические явлен и я наблю дали сь в озерах на островах Я ва и С у­
м атр а, в 0 3 . В иктория.
С ероводород об разуется в придонных слоях некоторы х озер при
р азл о ж ен и и белковы х веш;еств и при восстановительны х процессах
в отсутствии кислорода, главны м образом зимой, когда затрудн ен а
аэр ац и я.
Б ольш ое значение д л я поним ания химических процессов, проте­
каю щ их в озере, имеет ак ти вн ая реакц и я, или концентрация водо­
родны х ионов pH . О на о тр аж ает ход химических и биологических
процессов в водоем е и п одверж ен а сезонным, а иногда и суточным
колебан и ям . Н аибольш ие изменения pH п рослеж и ваю тся в сл аб о ­
м и н ерали зован ны х и богаты х ж изнью евтроф ны х озерах. Здесь кон­
ц ен трац ия водородны х ионов тесно св язан а с газовы м реж им ом
(см. рис. 137).
382
Г Л А В А 43. ПРОЗРАЧНОСТЬ И ЦВЕТ ОЗЕР
П розрачн ость озерны х вод меняется в ш ироких п ределах, но=
редко дости гает тех величин, которы е известны д л я морей (см .
§ 4 4 ). Больш ей прозрачностью , к а к правило, об ладаю т глубокие
озера, располож енны е в горных районах. И склю чительно высокой
прозрачностью (глубина исчезновения белого д иска 40 м) отл и ча­
ются воды 03. Б ай к а л . Д остаточно б ольш ая п розрачность в озерах
И ссы к-К уль (20 м ), Телецком (22 м ). К осогол (25 м ), Севан:
(21 м ). В А льпийских озерах прозрачность колеблется в среднем
от 16 до 20 м. М ал ая п розрачность н аб лю д ается в больш их поплощ ади, но мелких озерах, со д на которы х илы легко в зм уч и ва­
ю тся при ветровом перем еш ивании вод (Б а л х аш , И льм ень, З ай сан ),.
в озер ах с хорош о разви ты м планктоном , а т а к ж е в озерах, в пи­
тании которы х б ольш ая роль п ри н ад л еж и т болотны м водам , б о га­
тым гуминовы ми ки слотам и. В некоторы х озерах прозрачностьп ад ает до 0,3—0,5 м.
В одном и том ж е озере прозрачность неоднородна и колеблетсяво времени. Обычно в прибреж ной зоне озер п розрачность меньше,,
чем в откры той части, по тем ж е причинам, что и в морях. Это от­
четливо п рослеж и вается в крупны х озерах. П розрачн ость м еняется
с глубиной. В глубоких озер ах меньш ей прозрачностью отличаютсяповерхностны е слои в связи с разви тием летом п лан ктон а и н ако ­
плением в зоне тем пературного скач ка оседаю щ их взвесей. В Л а ­
дож ском озере в 1960— 1962 гг. н аб лю д али сь д в а м иним ума про­
зрачности: в зоне тем пературного скач ка и в придонном слое. У мень­
ш ение прозрачности в придонном слое Б. М. П етров о б ъ я с н я ет
зам едлени ем осаж д ен и я взвесей в этом слое и з-за больш ей в я зк о ­
сти воды и возникновения конвективны х движ ений у дна.
В сезонны х колебан и ях прозрачности вод озер н ам ечаю тся зи м ­
ний и осенний м аксим ум ы и весенний и летний минимумы. Иногдалетний минимум сд вигается на осенние месяцы . В одних озерах н аи ­
м еньш ая п розрачность об условли вается больш им количеством н а ­
носов, д о ставляем ы х притокам и в период половодья и дождевых:
паводков, в других — массовы м развитием зоо- и ф и топ ланктона
(«цветением» во ды ), в третьих — накоплением органических в е­
ществ.
Ц в ет озер, в отличие от морей (см. § 4 5 ), х ар актер и зу ется боль­
шим разн о о б р ази ем . Р астворен н ы е вещ ества, взвеш енны е мине­
рал ьн ы е частицы , м икроорганизм ы , по-разном у п оглощ ая, р ассеи ­
в ая и о т р а ж а я свет, п ридаю т воде грязн оваты е и мутные оттенки,
а при больш ом количестве взвесей различного п роисхож дения озероприним ает их цвет. Вот почему озера, об ладаю щ и е сине-зеленым
цветом, встречаю тся сравнительно редко.
С реди озер С С С Р синим цветом о б л ад аю т п розрачны е воды н е­
которы х горных озер (И ссы к-К уль, К ар а-К у л ь, С еван — в открытой
части ). Синий цвет имеет оз. Б а й к а л и А ральское море (в откры той
ч асти ). Голубовато-зелены й цвет х ар актер ен д л я горных озер У р а л а
(Тургояк, Б. К и сягач ). Б о л ее распространены озера с ж елтой,
385
ж елто-зеленой, ж елто-бурой водой, а на болотистых пространствах
севера наш ей страны — с бурой и д а ж е коричневой водой. Ж е л та я
и коричневая окраска озерны х вод о б язан а присутствию в воде
гуминовых соединений.
Ц вет воды в озере испы ты вает сезонны е колебан и я и неодноро­
ден в различны х частях озера, т а к ж е к а к и прозрачность. Так, в от­
кры той части 03. Б а й к а л при больш ой прозрачности вода имеет
темно-синий цвет, в районе С еленгинского м елководья — сероватозелены й, а вблизи р. Селенги — д а ж е бурый. В Т елецком озере в от­
кры той части цвет воды зелены й, а у берегов ж елто-зелены й. М ас­
совое р азви ти е п лан ктон а ум еньш ает не только прозрачность, но и
и зм еняет цвет озера, п р и д ав ая ему цвет находяш,ихся в воде о р га­
низмов. Во врем я цветения зелены е водоросли окраш и ваю т озеро
в зелены й цвет, сине-зелены е придаю т ему бирю зовую окраску, д и а ­
т о м о в ы е — ж елтую , а некоторы е бактерии окраш и ваю т озеро в м а­
линовы й и красны й цвета.
Гидрооптические характери сти ки воды — цвет и прозрачность —
являю тся чувствительны ми и ндикаторам и ф изического и биохими­
ческого состояния озерны х вод. В м есте с другим и физическими по­
к азател я м и они могут быть использованы д л я вы деления различны х
по происхож дению водны х м асс и изучения их тран сф орм ац ий
в озере, к а к это д ел ается в настоящ ее врем я в отношении водных
м асс водохранилищ (см. § 203), океанов и морей (см. § 77). П о к а ­
зател и прозрачности и цвета воды использованы д л я вы деления
в Л ад о ж ск о м и О неж ском озерах водных м асс речного п роисхож ­
дения, поверхностных, глубинны х и придонных. Они могут служ ить
т а к ж е п о казател ям и д л я вы деления зон загр язн ен и я водоем а сточ­
ными водам и.
ГЛАВА
44.
ГИ Д РО БИ О Л О ГИ Ч ЕС К И Е ОСОБЕННОСТИ
О ЗЕР
О рганический мир в озерах разн ооб разен . В отличие от рек,
в озере богаче растительность, более р азв и т планктон, исклю чительно
б о гата донн ая ф аун а. Это разн ооб рази е объясняется не только
разли чи ем гидрологических свойств рек и озер, но и тем, что в к а ж ­
дом водоеме создаю тся свои индивидуальны е условия сущ ество­
ван ия организмов. Эти его особенности проявляю тся на фоне зо ­
нальны х отличий, главны м образом к л и м ата и его элем ен та — тем ­
пературы воздуха. В основе ж изн и водного населения л еж и т обмен
вещ еств, в процессе которого водны е организм ы изм еняю т среду
своего обитания. Это отчетливо п роявляется в изменении со д ер ж а­
ния солей и растворенны х газов, образован ии озерны х отлож ений,
зар а стан и и водоемов, изменении цвета и прозрачности воды и д р у ­
гих явлениях. Т аким образом , изучение гидрологам и водоем а о зер ­
ного типа не м ож ет происходить без учета биотического ф актора.
И деей о всестороннем изучении озер и процессов круговорота энер384
ГИИ и органического вещ ества в них были проникнуты больщ инство
д о к л ад о в на прош едш ем в г. Л ен и н град е в 1971 г. М еж дународном
конгрессе лим нологов.
§ 195. Краткая характеристика основных мест обитания
организмов в озере
В водоем ах суши, т а к ж е к а к и в м орях, вы деляю тся д ва основ­
ных местообитания водны х организм ов; дно и водн ая толщ а, а все
обитатели водоемов в соответствии с их образом ж изни и передви­
ж ени я р асп адаю тся н а три основные группы; планктон, бентос, не­
ктон.
С пециф ические условия сущ ествования организм ов в водоеме
создаю тся п р еж д е всего в двух зонах; литорали и п елаги али с проф ундалью .
Л и т о р а л ь — п ри б реж н ая область, в отличие от глубинной,
имеет сравнительно однородный по верти кали тем пературны й и кис­
лородны й реж им . Ч астично это относится и к освещ ению. В месте
с тем на отдельны х у ч астках прибреж ной зоны н аб лю д ается и боль­
ш ее р азн ооб рази е. Суточные и сезонны е колебан и я тем пературы
в прибреж ной зоне значительно больш е, чем в глубинной. Зимой
в умеренны х ш иротах происходит зам ер зан и е воды, на отдельных
у ч астк ах о зер а до дна, летом — нагреван и е до 25— 30° С. Р азн о о б ­
р ази е вносят геологические породы, слагаю щ и е тот или иной у ч а­
сток берега, р азл и ч н ая крутизна склона дна, защ ищ енность п обе­
р еж ья от действия ветра, а следовательно, и волнения, больш ая или
м еньш ая степень инсоляции и т. д. П о этим причинам обитатели л и ­
то р ал и отличаю тся от обитателей глубинной области и х ар а к тер и ­
зую тся больш ей диф ф еренциацией.
Д л я ли то р ал и х ар актер н о наличие высш ей растительности, с ко­
торой тесно св язан а ф аун а прибреж ной полосы. Р астени я д аю т ж и ­
вотным пищу. П рисутствие крупных растений зад ер ж и в ае т волнение
и созд ает по берегам тихие участки, в которы х тем пературны й, кис­
лородны й, световой реж им оказы вается чрезвы чайно б лагоп ри ят­
ным д л я сущ ествования ж ивотны х в летнее время.
П е л а г и а л ь с п р о ф у н д а л ь ю . В пелаги али глубоких озер
р азм ещ ени е план ктон а подчиняется вертикальной зональности.
В ерхний слой (эпилимнион) яв л яется зоной ф о то си н теза— зоной
богатого р азв и ти я фото- и зоопланктона. В слое металим ниона
в р азви ти и план ктон а значительное место зан и м аю т бактерии. В ни­
ж нем слое — гиполимнионе — поселяю тся нетребовательны е к кис­
лороду планктонны е форм ы (веслоногие рачки и протозои).
В течение года в связи с изменением физико-гидрологических,
свойств и в первую очередь тем пературы , определяю щ их условия
питания и ж изни, н аб лю д ается см ена основных форм, особенно ф и ­
топланктона. Зим ой ф итопланктон почти исчезает.
В больш их по площ ади озерах н аб лю д ается своеобразное р а с ­
пределение п лан ктон а и по акватории — от берегов к середине озера
происходит его обеднение.
25
З а к . № 266
30
^
У словия ж изн и п роф ундали своеобразны : ам пли туда колебания
тем пературы здесь м а л а ; сод ерж ан ие газов (Ог, СОг, H 2S) испыты­
в а е т значительны е колеб ан и я в течение года и определяется мощ но­
стью иловы х отлож ений; освещ ение д н а слабое. В связи с этим гл а в ­
ную м ассу бентоса составляю т илолю бивы е виды ж ивотны х и б акте­
ри ал ьн о -гри б ковая ф лора. З е л е н а я растительность в проф ундали
отсутствует. Р азвити ю бактерий способствует накопление на дне о р га­
нического вещ ества. Ж и вотное население п роф ундали представлено
главны м об разом олигохетам и, м оллю скам и и личинкам и ком аров.
§ 196. Круговорот органического вещества и биологические типы
озер
О рганизм ы каж д о го озера тесно взаи м освязан ы м еж д у собой и
окр у ж аю щ ей средой. В процессе их ж изнедеятельности и в заи м о ­
св я зи с окруж аю щ ей средой осущ ествляется круговорот органиче­
ского вещ ества и энергии в озере. В верхних слоях воды и
в ли то р ал и происходит образован и е органического вещ ества. О су­
щ ествляется оно главны м об разом путем фотосинтеза высш ими
растен иям и и водорослям и, использую щ ими углекислоту и мине­
р ал ьн ы е соединения. С интез органического вещ ества из неоргани­
ческого п роизводится в процессе хем осинтеза некоторы ми автотроф ны м и б актериям и (наприм ер, серобактериям и, нитроф ицирую щ им и б актер и ям и ). Готовое органическое вещ ество и некоторое ко ­
личество биогенов поступаю т в водоем та к ж е с его площ ади.
В процессе ф отосинтеза зелены е растен ия п роявляю т много ин­
диви дуальн ы х черт. Д иатом овы е водоросли, н априм ер, разви ваю тся
при относительно низких тем п ературах (16— 18° С) и наличии в воде
крем ния, сине-зеленые водоросли — при более высоких тем п ерату­
р ах . П ервы е появляю тся при несколько больш ем содерж ании в воде
ж е л е за и ф осф ора по сравнению со вторыми и меньш ем количестве
аммонийного азота.
О рганическое вещ ество, поступивш ее извне или синтезированное
в озере, видои зм ен яется. В одоросли и высш ие растен ия ш ироко и с­
пользую тся ж ивотны м и д л я питания. И х поедаю т простейш ие,
губки, коловратки,, ракообразн ы е, моллю ски, личинки и м альки
ры б и сам и рыбы. Ж и вотны е потребляю т т а к ж е растворенны е и
р азл а га ю щ и еся коллоидны е вещ ества. В аж н ы м пищ евым ресурсом
сл у ж а т бактерии. Они синтезирую т в себе, белковы е вещ ества.
Хищ ники поедаю т (избирательно) ж ивотны х других видов. Р а с т и ­
тельн ы е и ж ивотны е организм ы , отм ирая, п одвергаю тся слож ном у
биохим ическом у распаду, которы й происходит к а к в толщ е воды,
.'Так и на дне озера.
Биохим ические процессы в толщ е воды п ротекаю т при больш ом
потреблении кислорода. Активно содействую т разлож ени ю орган и ­
ческого вещ ества м икроорганизм ы . В процессе своей ж и зн ед еятел ь­
ности они р азл а га ю т его до элем ентарны х биогенных соединений.
П оследн и е усваи ваю тся растениям и и таким об разом вновь в о зв р а ­
щ аю тся в круговорот вещ еств. О рганическое вещ ество в озерах
ч386
"
-
д а ж е средних глубин в резул ьтате деятельности бактерий иногда
р а зл а га е тс я раньш е, чем усп евает достичь дна. Н а дне процессы
разл о ж ен и я происходят в условиях отсутствия или недостатка ки с­
л о р о да и обычно не достигаю т конечных стадий. О рганическое в е­
щ ество сохраняется в том или ином виде, о б разуя озерны е илы.
Т аким образом , круговорот вещ еств в водоем е (рис. 138) состоит
из следую щ их звеньев: 1) синтез органического вещ ества в водоеме;
2) поступление органического вещ ества в водоем с водосборной плосвет
Терло
Мииеррльные
девст ва
Органические
вещ ест ва
Рис. 138. Схема круговорота вещества в водоеме (по В. И. Ж а ­
дину) .
щ ади; 3) р азл о ж ен и е (м и н ерали зац и я) органического вещ ества;
4) потребление и п р еоб разован и е р азл агаю щ и х ся вещ еств б актери ­
альны ми, растительны м и и ж ивотны м и организм ам и; 5) п отребле­
ние ж ивы х организм ов, синтезирую щ их органическое вещество;:
6) потребление ж ивотны х ж ивотны ми. В конечном итоге в процессе
круговорота через пищ евые (трофические) связи появляю тся т ак и е
организм ы , которы е использую тся человеком.
О зер а по х ар актер у круговорота вещ еств и интенсивности
биологических процессов п редставляю т больш ое р азн ооб рази е.
И нтенсивность этих процессов св язан а с географ ическим окру­
ж ением озера, его индивидуальны м и особенностями, в частности
25*
387
с гидрохимическим реж им ом . А. Тинеман и Э. Н ау м ан вы делили три
крайн и х типа озер: олиготроф ны е, евтрофны е и дистроф ны е (троф ос — по-гречески питание, ев — много, о л и го с —^мало, дис — недо­
статочно) . В основу деления полож ены условия питания в водоемах.
Е в т р о ф н ы е озера характери зую тся больш им содерж анием
п итательны х биогенных вещ еств, из которы х на первом месте стоят
соединения а зо та и ф осф ора. Обычно это неглубокие, с хорош о р а з ­
витой литоралью , п рогреваем ы е летом водоемы. У словия д л я р азв и ­
тия высшей растительности и ф итопланктона благоприятны . Д л я
них х ар актерн о расслоение водной массы , резкое уменьш ение ки с­
л о р о д а ко дну. П розрачность небольш ая, цвет от ж елты х до бурых
оттенков. И л овы е отлож ения богаты органическими остаткам и. Т а ­
ки е о зер а распространены среди плодородны х почв. В С С С Р эти
о зе р а п реоб ладаю т в средней полосе Европейской территории.
О л и г о т р о ф н ы е о зёр а сод ерж ат м алое количество биогенных
элем ентов, в р езул ьтате они бедны планктоном. Обычно это глубо­
кие, со слаб оразви ты м и литоралью и прибреж ной растительностью
водоемы . Т ем пература воды в гиполимнионе н изкая. О тличаю тся
больш ой прозрачностью и зеленовато-голубоваты м и оттенкам и
воды. В ода насы щ ена кислородом (у д на не менее 60— 7 0 % ), по­
этом у органические остатки интенсивно м инерализую тся и донные
отлож ен и я бедны ими. У словия д л я разви тия ж ивотны х благопри ­
ятны на всех глубинах. К олиготроф ны м озерам относятся многие
горны е озера, водосборы которы х слож ены кристаллическим и поро­
д ам и , о зер а с преобладан ием на водосборе песчаны х почв, с м а л о ­
мощ ны ми четвертичны ми отлож ениям и.
Д и с т р о ф н ы е озера бедны питательны ми вещ ествам и. Среди
органических вещ еств п реоб ладаю т гуминовы е кислоты. Ц в ет воды
бурый. Ф итопланктон и вы сш ая водн ая растительность развиты
слабо. Н а дне озера н акап л и вается слой торф янистого ила, мало
п итательного д л я животны х. С одерж ан и е кислорода в воде пони­
ж ено, он расходуется на окисление гуминовых вещ еств. О зера этого
ти п а располож ены среди болотны х лан дш аф тов.
В соврем енны х условиях бурного разви ти я сельскохозяйствен­
ного и промы ш ленного п роизводства и роста населения усиливается
влияни е антропогенного ф ак то р а н а ф орм ирование р еж и м а вод озер
и отлож ений в них. М ногие ученые (см. работы Л . Л . Россолим о)
о б р ащ аю т вним ание на внезапны е типологические изменения озер,
вы зван н ы е антропогенны м евтроф ированием . Г лавны м и п ризн акам и
евтроф ирования первоначально олиготроф ного озера являю тся: р е з­
кое обогащ ение ф итопланктоном до сильного цветения сине-зеленых
водорослей и соответственно повыш ение уровня продукционно-био­
логических процессов; изменение газового р еж и м а (обеднение ки с­
лородом гиполимниона и появление се р о в о д о р о д а); уменьш ение
п розрачности; накопление сапроп еля (см. § 199) и др. О сновная
причина евтроф ирования озер (по сущ еству, вторичного за гр я зн е ­
ния) — это повыш енное поступление в них ф осф ора и азота. И сточ­
ником вторичного загрязн ен и я озер являю тся сбросы сточных
вод, эрозия почв, сток воды с полей при высоких норм ах внесения
388
удобрений, сбросы вод некоторы х видов промы ш ленны х п редпри я­
тий.
Т аким образом , распростран ивш ееся в последнее врем я евтроф и рован ие озер (особенно сильное в озерах Ш вейцарии, Г Д Р ,
С Ш А ) имеет в основе антропогенны е изменения в лан дш аф тах,
окруж аю ш и х озеро.
Т щ ательное изучение связей озера с окруж аю щ ей его географ и ­
ческой средой и происходящ их в ней изменений раскр ы вает в о з­
м ож ности регули ровани я процесса евтроф ирования.
§ 197. Биомасса и продуктивность озера
О бщ ее количество вещ ества в ж и вы х орган и зм ах, приходящ ееся
н а единицу поверхности д на или единицу о б ъем а воды в озере, вы ­
р аж аем о е в весовы х единицах, н азы вается б и о м а с с о й . М ож но
учиты вать биом ассу организм ов одного вида, группы видов или всех
о рганизм ов. С истематически н аб лю д ая за количественны м и зм ене­
нием биомассы, мож но установить ее колебан и я за некоторы й п ро­
м еж уток времени, определить средние, м акси м альн ы е й м и н им аль­
ные величины. Н акоп лени е биом ассы связан о с индивидуальны м р о ­
стом и р азм нож ен ием , уменьш ение — с естественным отмиранием,
гибелью организм ов в условиях неконтактной среды и выловом их
из водоем а. С войства водоем а в целом воспроизводить органическое
вещ ество в виде ж ивы х организм ов н азы вается б и о л о г и ч е с к о й
п р о д у к т и в н о с т ь ю . Р езу л ь тат реали зац и и этого свойства
вследствие хозяйственной деятельности человека н а водоеме есть
биологическая продукция, п олучаем ая больш ей частью в виде ко ­
нечного ж ивотного п родукта — рыбы. Н аи б ол ее ценными в пром ы с­
ловом отношении ры бам и являю тся: озерны й лосось, форель, сиг,
чехонь, судак, корю ш ка, снеток и др.
И зучив водоем всесторонне, человек м ож ет контролировать
зв ен ья биологической продуктивности и улучш ать условия сущ ест­
вовани я более ценных пород рыб.
§ 198. Схема зарастания озера
З а р аст а н и е водоем ов есть норм альны й процесс их разви тия. По
м ере зап олн ен ия озерной котловины наносам и, принесенными извне
и ф ормирую щ имися в сам ом озере, создаю тся условия д л я п роиз­
р астан и я растений сн ач ал а в прибреж ной зоне, а затем и по всему
озеру. В процессе зар а стан и я озера растительность обычно расп о­
л агае тся от берегов по н ап равлению к центру о зер а концентриче­
ским и зон ам и с х арактерн ы м и п редстави телям и ее в каж д ой зоне.
Э то яв л яется резу л ьтатом различной степени освещ енности п ри ­
бреж н ой зоны, неоднородности грунта, изм енения химических и тер ­
мических условий.
В близи у р еза поселяю тся влаголю би вы е растения (осоки, л ю ­
тики, н езабудки , болотник и т. п .). Эти растен ия н аходятся не по­
стоянно в воде, а лиш ь временно, при повыш ении уровня. Д ал ее, на
береговой отмели разви ваю тся зем новодны е растен ия (озерный
389
хвощ , узколистны е осоки, рогозы , ж елты й ирис и др.)- З а ними
к центру озера на глубине около 2 м р асп ол агается зона кам ы ш ей
(тростники, камы ш и, рогозы ). С тебли тростника могут возвы ш аться
н ад водой н а 3 м и более. Н а глубине 2,5—3 м укореняю тся п ред ­
ставители полупогруж енны х растений: белы е кувш инки, ж елты е ку ­
быш ки, в о дян ая гречиха, плаваю щ и е рдесты. П оверхность воды
этой зоны покры та п лаваю щ им и листьям и, ц ветам и и затен ен а.
Г лубж е р асп ол агается зон а погруж енны х растений-— зон а рдестов.
С тебли этих растений вы тягиваю тся к поверхности с глубины 3—
5 м. Д ал ее, к центру озера, разви ваю тся растения, не тр еб о в ател ь­
ные к свету. Обычно на глубине 5— 12 м р асп ол агается зона подвод­
ных лугов — хар, или водяны х мхов. В озерах Б а й к а л и И ссы к-К уль
она опускается до 40— 50 м.
у у
Рис. 139. Схема зарастания озера наступанием зарослей по
склону дна (по С. Г. Лепневой).
1 — то р ф я н и сты й и л, 2 — тро стн и к о вы й то р ф я н и сты й и л, 3 — кру п н о зер ­
н исты й и л, i — м ел ко зер н и сты й и л.
О статки отмираю щ их растений, населяю щ их ту или иную зону,
п ад аю т в п ред елах своей зоны. Это способствует обмелению озера и
накоплению илов. Уменьш ение глубин той или иной зоны создает
неблагоприятны е условия д л я п роизрастан и я растений данной зоны.
В р езу л ьтате одна расти тел ьн ая зон а см еняется другой. Р асти тел ь ­
ность расп р о стран яется по всем у озеру. Таким образом , водоем з а ­
растает путем н ад ви ган и я периферийны х зон растительности на гл у­
боководную часть. П остепенно одна расти тел ьн ая зон а вы п ад ает за
другой. П роисходит это до тех пор, пока растительность озера не
сменится растительностью болот (рис. 139).
О зер а превращ аю тся в болота не только путем зар а стан и я, но и
путем н ар астан и я зы буна, или сплавины , состоящ ей из ж ивы х и от­
мерш их растений. Основную м ассу сплавины составляет сфагновы й
мох, опираю щ ийся на корневищ а и побеги других растений. С п л а­
вина растет в толщ ину и от берега к центру водоем а. Р асти тельн ы е
остатки сплавины оседаю т на дно и зап олн яю т котловину. Р азви ти е
сплавин н аб лю д ается обычно в озерах со слабой м инерализацией и
'У приглубы х берегов с небольш им прибоем.
390
Г Л А В А 45. ОЗЕРНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
§ 199. Происхождение и распределение донных отложений.
Озерные илы
В озерах постоянно происходят процессы аккум уляции вещ еств,
приносимы х извне или форм ирую щ ихся в сам ом озере. Этому спо­
собствую т зам едленны й водообмен и условия относительного покоя
некоторы х слоев водной массы , недоступных волнению. П оэтом у и
дно и склоны озерной котловины всегда покры ты теми или иными
отлож ениям и, образую щ им и грунты водоемов. В ли торал и на м ел­
ководьях, п одверж енны х волнению , осаж д ается более крупный м а ­
тери ал. В зависим ости от х а р а к т е р а и. строения берегов, волновой
деятельности и поступаю щ их речных наносов верхн яя часть л ито­
р ал и покры та каменисты м и россыпями, валун ам и , галечниково-песчаными, песчаными, песчано-илисты м и или торф янисты м и отлЬжениями. П од воздействием волнения и течений происходит сорти­
р о вка продуктов разруш ен ия, более м елкие частицы о саж д аю тся
в глубоких м естах и удален н ы х от берега ч астях водоем а или у бе­
регов, защ ищ енны х от прибоя. Б о л ь ш ая ч асть озерного л о ж а — про­
ф ун даль и часть л иторали, недоступная волнению, покры та и ло­
выми отлож ениям и, характерн ы м и д л я озер.
О зерны е илы состоят из тонких м инеральны х и органических ч а ­
стиц. Химический состав их очень слож ен. П ервое представление
о нем д ает сопоставление сод ерж ан и я м инеральны х и органических
вещ еств, получаем ого при прокали ван ии воздуш но-сухого ила. О с­
т ато к от п р о кал и ван и я (зольны й остаток) приближ енно х а р а к те ­
ризует неорганическую ч асть ила, потеря при п рокали ван ии — о р га­
ническую часть.
О статки организм ов вм есте с минеральны м и части ц ам и скопля­
ю тся в придонном слое — пелогене; в нем и происходит н ач ал ьн ая
стади я и лообразовани я. О севш ий на дно м атер и ал подвергается
воздействию биологических и физико-химических процессов. Эти
процессы с течением времени сильно видоизм еняю т первоначальны е
о тлож ения, п р ев р ащ ая их в х ар актер н ы е озерны е илы. Больш ую
роль в и лообразовани и играю т м икроорганизм ы бактериальн о-гри б ­
ковой ф лоры , в изобилии н аселяю щ и е илы.
В ерхние слои и ла п ред ставляю т собой ры хлую полуж идкую
массу, легко взм учиваем ую . С глубиной илы уплотняю тся. П о сте­
пени зольности озерны е илы весьм а разн ообразн ы . В глубоких хо­
лодных олиготроф ны х озерах, подобных Телецком у, Л ад ож ск ом у
или О неж ском у, главны м илообразую щ им м атери алом явл яется
м ельчайш ий аллю вий, зольность илов так и х озер вели ка и состав­
л яе т 85— 95% . С реди м алозольн ы х илов вы деляю тся д в а крайних
типа: с а п р о п е л ь и т о р ф я н и с т ы е и л ы .
И л ы типа сапроп еля характерн ы д л я евтрофны х озер. И л о о б р а­
зую щ им м атер и ал о м яв л яется главны м образом м атери ал, возни­
каю щ ий в сам ом озере, т а к н азы ваем ы й а в т о х т о н н ы й («сам о­
родны й »). В составе органического вещ ества п р еоб лад ает отмерш ий
391
планктон. Р азл о ж ен и е органического вещ ества в этих озер ах часто
носит х ар актер гниения. С лож нейщ ие физико-химические процессы
в пелогене протекаю т в услови ях недостатка или полного отсутствия
кислорода, в р езул ьтате чего органическое вещ ество не р азл а га ется
до конца, а преобразуется в коллоидную ам орф ную массу, богатую
ж ировы м и, белковы м и и воскообразны м и элем ентам и. Ц вет их олив­
ковый, серый, черный, с зелены м и оттенками. М ощ ность сапропеля
достигает иногда нескольких метров, и в отдельны х озер ах водн ая
м асса зан и м ает меньщую часть, чем и ловая. Зольность таких илов
сн и ж ается до 20 % и менее.
Т орф янисты е илы характерн ы д л я озер дистрофного типа с з а ­
болоченными лесны ми водосборам и. С обственны е внутренние о р га­
нические ресурсы таких озер (планктон, бентос) бедны. В составе
илов поэтому п реоб ладаю т вещ ества, принесенные извне, — а л л о х т о н н ы е («чуж еродны е»). Н акоп лени е иловых осадков происходит^главны м образом за счет обры вков мхов и других растений,
сплавин, а т а к ж е остатков древесной растительности. Ц вет таких
илов бурый и коричнево-бурый.
И ловы е отлож ения не представляю т собой однородной массы .
Р аб о там и советских биологов установлено м икрозональное строе­
ние иловы х толщ . О бъяснение наличия микроструктуры в и лах нащ ло отраж ен ие в раб о тах Б. В. П ерф ильева. Тончайш ие, и зм ер яе­
мые нередко долям и м иллим етра горизонты и ла — м и кр о зо н ы —
есть следствие сезонных изменений в водоеме, проявляю щ ихся
в процессе осаж д ен ия вещ еств и последую щ его биологического п ре­
об р азо ван и я их. П одсчет микрозон в толщ е и ла позволяет у стан о­
вить в озраст отлож ений и величину годичного прироста ила. Т ак,
во зр аст двухм етровой толщ и черного лечебного и ла С акского о зер а
был определен в 1620 лет при среднем годичном приросте 1,3 мм.
В х ар ак тер е годовы х приростов н ам ечается периодичность, что по­
зво л яет сделать р яд интересных выводов д л я клим атологии и гео­
логии.
§ 200. Зон альность озерны х отлож ений
М ощ ность и состав озерны х отлож ений тесно связан ы к а к с ги­
дрологическим и и биохимическими процессами, происходящ ими
в сам ом озере, т а к и с особенностями той лан дш аф тн ой зоны, в ко ­
торой озеро располож ено. В связи с этим в распределении озерны х
отлож ений по территории п роявляется ш иротная зональность. З а к о ­
номерность эта хорош о о тр аж ен а н а схематических к а р тах озерны х
отлож ений зем ного ш ар а и европейской части С С С Р , составленны х
В. В. А лабы ш евы м (1932 г.). Д л я зем ного ш ар а им вы делено пять
зон озерны х отлож ений: 1) зон а тундры с малом ощ ны м и сапроп е­
левы ми пресноводны ми отлож ениям и (до 0,5 м ), 2) зон а таеж н о ­
п одзоли стая с мощ ными сапропелевы м и пресноводны ми м есторо­
ж ден и ям и (до 30 м ), 3) зон а субтропических и тропических пресно­
водных озерны х сапропелей, 4) зон а солоноводны х сапропелитов и
м инеральны х грязей и 5) верти кал ьн ая горн ая зона пресноводных
392
сапропелей (до 10 м ). П оследн яя, по сущ еству, явл яется азо н ал ь ­
ной. С реди пресноводны х озерны х отлож ений европейской части
С С С Р А лабы ш евы м выделены в зависим ости от геологического
строения тех или иных областей следую щ ие районы озерны х отло­
жений.
1. Р ай оны крем незем исты х илов. Эти илы образую тся в р езу л ь­
т ате скопления створок диатом овы х водорослей или наносов песка.
В стречаю тся на К ольском полуострове.
2. Р ай о н известковисты х илов. Эти илы распространены на С и­
лурийском п лато, в бассейне Печоры.
3. Р ай оны ж елезисты х озерны х отлож ений (озерны х ж елезны х
р у д ). В стречаю тся в К арелии, в П олесье.
4. Р ай оны глинисты х илов. Р аспространены в об ластях м орен­
ных отлож ений.
О зерны е отлож ения имею т больш ое практическое значение. И з
сапроп еля при соответствую щ ей обработке, т а к ж е к а к и из нефти и
горю чих сланцев, мож но получить р яд весьм а ценных продуктов:
бензин, керосин, см азочны е м асл а и др. Н екоторы е виды сапропеля
могут быть использованы в качестве корм а д л я скота.
О тлож ени я м инеральны х озер в виде различны х м инеральны х
солей (поваренной соли, м и раби ли та, соды, кали я, натрия, брома,
и др.) использую тся в качестве ценного сы рья д л я химической, ф а р ­
м ацевтической, электром еталлургической промы ш ленности и в сель­
ском хозяйстве д л я удобрения. И лы м инеральны х озер имеют
вы сокие лечебны е качества и ш ироко прим еняю тся в б альн ео­
логии.
Г Л А В А 46. В О ДО Х РА Н И Л И Щ А М ОСНОВНЫ Е
ОСОБЕННОСТИ ИХ ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖ ИМ А
’
§ 201. Основные понятия
В о д о х р а н и л и щ а — искусственны е водоемы. Они п р ед н азн а­
чены д л я зад ер ж ан и я , накопления, хран ен и я и перераспределения
во времени воды — регулирования речного стока с целью использо­
вания его д л я удовлетворения н уж д народного хозяй ства: в ы р а­
ботки электрической энергии, орош ения, водоснабж ения, водного
тран сп орта. Больш ие водохранилищ а обычно об служ и ваю т несколь­
ко отраслей народного хозяйства.
В одохранилищ а создаю тся путем возведения плотин, п ерегора­
ж и ваю щ и х долину реки, путем об вал ован и я речной поймы. В водо­
х ран и лищ а превращ ены некоторы е озер а путем искусственного по­
выш ения их уровня с помощ ью плотин, построенных вблизи истоков
вы текаю щ их из них рек. Н а больш их реках создаю тся каскад ы во­
дохранилищ . М алы е водохранилищ а, созд аваем ы е на мелких звен ь­
ях гидрограф ической сети, н азы ваю т п р у д а м и , а в зем ляны х
вы ем ках — к о п а н я м и .
393
П л о щ ад ь водохранилищ разли чн а: от нескольких гектаров до
нескольких ты сяч квад ратн ы х килом етров. Р азм еры некоторы х в о ­
д охранилищ не уступаю т больщ им озерам мира. В С С С Р наибольщими водохрани ли щ ам и (по п ло щ ад и ), не считая И ркутского и
В ерхне-С вирского, образован ны х путем подпора уровня Б а й к а л а и
О неж ского озера, являю тся К уйбы ш евское (5900 км^) и Б ратское
(5500 км^). З а рубеж ом к крупным водохранилищ ам относятся: К а ­
р и б а — н а р. З ам б ези , М ид — на р. К олорадо, Г аррисон — на
р. М иссури и др.
Р азм ер ы площ адей водохранилищ и другие морфом етрические
элементы сильно меняю тся при колебании уровней. Так, площ ади
Ры бинского, Ц им лянского, К уйбы ш евского водохранилищ со к р а­
щ аю тся в 1,5— 2 р а з а при м акси м альн ом снижении уровней по с р а в ­
нению с наивы сш им проектны м уровнем, что, естественно, не м ож ет
не о тр ази ться на изменении их гидрологического реж им а, п р ео б р а­
зовании берегов и д н а котловины.
П о ф орм е в п лан е и строению котловины водохранилищ а д ел ят
на речные и озерны е. Р ечны е водохранилищ а (иногда их п о д р азд е­
ляю т на русловы е и долинные) образую тся в резул ьтате зато п л е­
ния русел и долин рек (Горьковское, В олгоградское, У сть-К ам ено­
горское и д р .). Ф орм а их вы тянутая, очертания у р еза повторяю т
очертания русла или долины. Д л и н а во много р аз превы ш ает ш и­
рину. Н аибольш ие глубины расп ол агаю тся в м естах затопленны х
русел и увеличиваю тся в н ап равлении к плотине.
В одохранилищ а озерного типа возникаю т в случае подпора озер,
а та к ж е при затоплении не только русел и речных долин, но и при­
водораздельны х пространств и меж дуречий (Р ы би н ское), бессточ­
ных котловин (К ую м азарское водохранилищ е в бассейне Зер ав ш а н а ). Н екоторы е авторы вы деляю т озерно-речны е водохранилищ а.
Они возникаю т при затоплении речных долин и их озеровидны х р а с ­
ширений (К уйбы ш евское, Ц и м лян ское и д р .).
В одохранилищ а, созданны е в д оли н ах рек, совм ещ аю т в себе
признаки озера и реки. С озером их сб л и ж ает зам едленны й водооб­
мен и к а к следствие расслоение водной массы. Сходство с рекой з а ­
клю чается в постоянстве поступательного дви ж ени я воды, н аб лю ­
даем ого в их верхних у ч астках и по оси бывш их затопленны х русел.
Это создает больш ую проточность (водообм енность) в водохрани ­
лищ ах по сравнению с озерам и и тенденцию к наруш ению страти ­
фикации.
Т аким образом , двойственная природа водохранилищ а и искус­
ственное регулирование стока его вод создаю т своеобрази е в уровенном, терм ическом, химико-биологическом , ледовом реж им е и д и ­
нам ике его водной массы. В крупных речных и озерно-речны х водо­
хран и лищ ах по морфом етрическим особенностям котловины и по
степени соответствия реж и м а речному или озерном у типу в ы д ел я­
ются хар актерн ы е участки: ниж ний — приплотинный, всегда глубо­
кий, с преобладан ием реж и м а озерного типа; средний — п ром еж у­
точный, глубоководны й только при высоких уровнях; верхний —
мелководный, располож енны й главны м об разом в пределах подто­
3 94
пленного русл а и поймы, где в реж и м е п реоб ладает речной тип и
у ч асто к вы клинивания подпора. Границы этих участков условны.
И н о гд а их нам ечаю т по х ар а к тер у реж и м а волнения, меняю щ егося
в связи с изменением глубины и ам плитуды колебан и я уровней.
§ 202. О собенности уровенного р еж и м а
Р еж и м уровней в водохранилищ е уп р ав л яется человеком и тесно
связан с наполнением водохранилищ а, реж им ом работы ги дроэлек­
тростанц и и, заб о р о м воды н а орош ение, спуском воды д л я п оддер­
ж а н и я судоходны х глубин ниж е плотины и т. д.
В ы ш е плотины, перегораж и ваю щ ей реку, н акап л и вается вода,
во зн и кает подпор (повыш ение у р о в н я ), распространяю щ ийся на
крупны х водохрани ли щ ах на сотни километров. П одпруж енны е
воды зато п л яю т пойменны е и надпойм енны е террасы , а иногда и ко­
ренные берега. Естественный реж им реки преобразуется не только
вы ш е плотины (в верхнем б ьеф е), но и ниж е нее (вн и ж н ем бьеф е).
Х ар актер этих п реобразован ий зав и си т от величины подпора, коли ­
чества воды, накопивш ейся в водохранилищ е, и типа регулирования
речного стока, т. е. искусственного п ерерасп ределен и я стока во в р е­
мени. Р азл и ч аю т водохрани ли щ а многолетнего, сезонного, годич­
ного, недельного и суточного регули ровани я стока. П ри многолетнем
регулировании производится п ерераспределение стока м еж ду мно­
говодными и м аловодны м и годами, при сезонном — п ерерасп ред еле­
ние стока в каж д о м году м еж ду сезонами. Н едельн ое и суточное р е­
гулирование стока обычно не связан о с естественными колебаниям и
стока в эти периоды, а вы зы вается неравном ерной вы работкой ги­
д роэнергии в течение недели или в течение суток. В выходные дни
и ночью в связи со сниж ением вы работки энергии в водохрани ли ­
щ ах н акап л и в ается вода, а в ниж них бьеф ах ГЭС расходы воды и
уровни резко сниж аю тся. В одохранилищ а многолетнего регулиро­
ван ия обеспечиваю т все виды регулирования стока. Д л я обеспече­
ния многолетнего регули ровани я стока полезный объем водохрани ­
л и щ а д олж ен быть больш им, равны м прим ерно 20— 50% годового
стока реки, д л я сезонного меньше, около 8—20% годового стока,
д л я суточного ещ е меньше.
В водохранилищ е разли чаю т несколько характерн ы х уровней,
главны е из них: норм альны й подпорный уровень (Н П У ) и уровень
м ертвого о б ъем а (У М О ). Н П У — наивы сш ий проектный уровень
верхнего бьеф а, выш е которого подъем уровня в водохранилищ е,
к а к правило, не допускается. У М О — миним альны й уровень водо­
х р ан и ли щ а при сработке его полезного объем а, допустимый в усло­
виях норм альной эксп луатац и и водохранилищ . В ы деляю т так ж е
ф орсированны й подпорный уровень (Ф П У ). Он выш е Н П У и допу­
стим при пропуске вод половодий и паводков редкой повторяемости.
Д ли тельн ость стояния его невелика.
Н а разн ы х (по длине) у ч астках водохрани ли щ а отметки
уровня воды неодинаковы . Они постепенно повы ш аю тся от плотины
вверх по течению и достигаю т наибольш ей величины в зоне
395
вы клинивания подпора. Это повыш ение уровня х арактери зует кри ­
в ая подпора (рис. 140).
В годовом цикле уровенного реж и м а водохранилищ ги дроэлек­
тростанций многолетнего и сезонного регулирования вы деляю тся
три ф азы : подъем, относительно устойчивое стояние уровней и спад.
Ф азы п одъем а и сп ада вы раж ен ы отчетливо. П ер вая совп адает
с периодом половодья, во врем я которого происходит сравнительно
быстрое наполнение водохрани ли щ а до наибольш их отметок (обы ч­
но до Н П У ). Ф аза сп ад а д ли тельн ая и п родол ж ается ч ащ е с сере­
дины л ета до конца зимы — н ач ал а половодья следую щ его года. Эта
ф а за — р езу л ьтат искусственной сработки полезного о б ъем а водо­
хранилищ а. Ф аза относительно устойчивых уровней, близких по вы ­
соте к Н П У , не всегда отчетливо вы раж ен а. Д лительность ее д л я
I — м еж ен н ы й у р овен ь реки в естественн ы х усл ови ях, 2 — то ж е , после
п о дп о р а, 3 — м а к с и м ал ь н ы й у р овен ь реки в естественн ы х усл ови ях,
4 — то ж е , п осле п о дпора, 5 — у р о вен ь при ср аб о тан н о м полезном
о бъем е.
разны х водохранилищ и разн ы х по водности л ет неодинакова. В во­
дохранилищ ах, воды которы х в значительной части использую тся
д л я ирригации (орош ение, п ром ы вка засоленны х п очв), вы деляю тся
д ва периода: вегетационны й и невегетационны й. П ериод орош ения
в течение вегетационного периода совп адает с половодьем на го р ­
ных р ек ах (К ав к а з, С редняя А зи я). В уровенном реж им е в о дохра­
нилищ такого типа в вегетационны й период н аблю даю тся две ф азы :
подъем (в среднем ап рел ь— май) и сп ад (м ай — сентябрь).
Обычно после ф азы сп ад а н аб лю д ается осенне-зимнее повы ш е­
ние уровня, д лящ ееся либо до весны, либо н аруш аем ое в конце
зи м ы — н ач ал е весны недлительны м пониж ением
(сработкой)
(рис. 141).
Н а больш их водохрани ли щ ах уровенны й реж им разли чен н а р а з ­
ных участках. Н аибольш ие отклонения уровенного р еж и м а от есте­
393
ственных колебаний уровней реки происходят н а ниж нем уч астке
водохранилищ а. П о мере уд ал ен и я от плотины в н ап равлен ии к зо н е
вы клинивания подпора ход уровней становится близким к ходу
уровней на реке в естественном состоянии.
А м плитуда колебаний уровней на больш их водохрани ли щ ах р а в ­
нинных рек д ости гает 8— 12 м, на горных — д о 80— 100 м.
Нм
Рис. 141. Уровенный реж им водохранилищ.
/ — К ат т а к у р га н с к о е (1958 г.), 2 — К ай р а к к у м с к о е (1961 г .), 3 — К уй бы ш ев­
ское (1964 г.).
К олебан ия расходов воды и уровней в ниж них бьеф ах в о дохра­
нилищ гидроэлектростанций зав и ся т от р еж и м а работы ГЭС и сбро­
сов воды через плотину и ш лю зы. В периоды половодий и п аводков
расходы воды и уровни пониж аю тся (ниж е Ры бинского водохрани ­
л и щ а, у г. Я р о сл авл я, на 4 —7 м ), в период меж ени повы ш аю тся
(н и ж е Горьковского водохранилищ а, н априм ер, на 1,5 м) по ср авн е­
нию с уровням и реки в естественном состоянии. Д л я нил<иих бьефов»
к а к было отмечено, характерн ы резкие колеб ан и я д л я суточных и
недельны х периодов. А м плитуда этих колебаний достигает 2 —4 м.
П остепенно зату х а я, суточные колеб ан и я п рослеж и ваю тся н и ж е
397
1 (
V-
\
P# f 1 1 Т Т Л /
И
%
Т
'
<
1
/
1
)\
"-4
Ы
\ \
\'^'7
Г L'
'“х
ч
1 j
1 M W
1
С ч
S
\
5
(S'
/
1
/
1
1
f
/
(
/
/(
\
\
V
<
ч
г
1
ч
11
а
X
)
и;.—.
3
■S М
S О
Й я’">> ЛО. таtCi.
о «5
2 I g UU
•
CJ ч ш
ОS о
5
5 «S
о о ,
Q.
^"sS
и\о
S'
о« Й
5S §<У§N_^
S g, - I l i
\о
“я5
S 8 § кЭа .
. ^S О
S3) |лgй>sеtrf О
3 к ^
о-
•©"ё а €NI г
. О- О)
53 X 3 SС? Осо
-н сС о то к
. 9г
iiTaa
g mS I !
а В
I
плотины на десятки килом етров. С езонное регулирование стока
ск азы вается н а реж им е уровней ниж них бьефов н а протяж ении со­
тен килом етров. Так, Б ухтарм и н ск ая ГЭС оказы вает влияние н а
уровенны й реж им И рты ш а н а уч астке длиной 1500 км.
П ри наличии к а с к а д а водохранилищ уровенны й реж им подвер­
гается значительны м п реоб разован и ям н а всем протяж ении, что от­
четливо видно н а прим ере реки В олги (рис. 142).
Н а водохрани ли щ ах н аблю даю тся сгонно-нагонны е кол еб ан и я
уровней. Б лагоп ри ятствует развитию сгонов и нагонов вы тян утая
ф орм а водохрани ли щ а с осью, совпадаю щ ей прим ерно с н ап р ав л е­
нием наиболее ч асто повторяю щ ихся ветров. Т ак, н а Ц и м лян ском
водохранилищ е на концевы х его у ч астк ах при северо-восточны х и
ю го-западны х ветр ах разн ость
уровней дости гает 1 м и более.
Х арактерно, что н аи бол ьш ая
разн ость уровней на конечных
у ч астк ах водохрани ли щ а н а ­
блю дается в н ач ал е нагона,
т. е. ко гд а ещ е не установи ­
лось
ком пенсационное
те­
чение.
§ 203. Водные массы
П ри изучении водохрани­
лищ
в
пЪследние
годы
(Н. В. Б уторин и др.) у д ел я ­
ется больш ое вним ание водным
м ассам (см. § 7 7 ), их проис­
хож дению , тран сф орм ац ии и
перемещ ению . И зучение этих
масс, несомненно, ц ел есооб раз­ Рис. 143. Размещ ение водных масс р а з­
личного происхождения в Горьковском
но. С их перемещ ением связан
водохранилищ е (1962 г.).
перенос теп ла, растворенны х со­
а — 1 8 -2 3 /V I, 6 — 19—26/V II, в — I - 7 /I X ; / —
лей и газов, взвеш енны х о рган и ­ во л ж с к и е во д ы ,
2 — тр ан сф о р м и р о ван н ы е
ческих и неорганических в е­ во л ж с к и е во д ы . 3 — воды п оло в о д ья р . У н ж и ,
4 — м е ж ен н ы е вод ы р. У нж и, 5 — вод ы д о ж д е ­
щ еств. И зучение водны х м асс
вого п а в о д к а р. У нж и, 6 — гр ан и ц ы вод ны х
м асс.
к а к среды обитания орган и з­
мов позволяет лучш е познать,
биологические процессы, п ротекаю щ ие в водоеме, и изучить р а с ­
п ределение организм ов в нем.
Д л я вы деления и характери сти ки водны х м асс используется ком ­
плекс п оказателей : тем пература, цветность, прозрачность, эл ек тр о ­
проводность, сод ерж ан и е в воде отдельны х ионов. И зучение водны х
м асс в Г орьковском и Р ы бинском водохрани ли щ ах п оказало, что
их р азли чн ое происхож дение п росл еж и вается в течение всего года.
Ф орм ирование водны х м асс зави си т от физико-химических особен­
ностей вод, поступаю щ их с водосбора главны м образом з а счет реч­
ного стока; д л я Р ы бинского водохранилищ а, наприм ер, з а счет
399:
стока Ш ексны, М ологи, С огожи; д ля Горьковского водохранили­
щ а - с т о к а рек Унжи, Волги, Н ем ды (рис. 143).
Р асп ределен и е и перем ещ ение водных м асс в водохранилищ е
о п ределяется характером водообм ена, т а к ж е к а к в морях и озерах.
§ 204. Особенности термического и ледового режима
По терм ическом у реж им у водохранилищ а отличаю тся от рек
неоднородностью тем пературы , а от глубоководны х озер неустойчи­
вой стратиф икацией и относительно высокими тем пературам и при­
донных слоев в летний сезон. В тем пературном реж им е водохрани ­
л ищ много общ его с тем пературны м реж им ом мелководны х озер.
О дн ако в период весеннего н агреван и я п роявляю тся некоторы е осо­
бенности, свойственные, в частности, Ры бинском у водохранилищ у.
Н а эти особенности обратил внимание В. И. Рутковскнй. В Р ы б и н ­
ском водохранилищ е повыш ение тем пературы , начинаю щ ееся еще
подо льдом , п рекращ ается; тем п ература воды в водохранилищ е в р е­
менно п они ж ается и з-за заполнения его котловины снеговыми во­
д ам и притоков, тем п ература которы х бли зка к 0°С . В дальнейш ем ,
во вторую половину весны, тем п ература воды в водохранилищ е
св я за н а т а к ж е с притоком речных вод, но у ж е относительно более
теплы х. И нтенсивное прогревание водохранилищ а происходит сн а­
ч ал а вблизи устьев притоков, в губах и на м елководьях. В этот пе­
риод в разны х частях водохранилищ а мож но н аб лю д ать одновре­
менно тем пературу от О до 10° С, обратную , прямую стратиф икации
и гомотермию . Д л я периода осеннего охлаж д ен и я х ар ак тер н а гомо­
терм ия вплоть до появления л ьд а, когда тем п ература принимает
значения, близкие к 0°С , по всей глубине, что связан о с ветровым
перем еш иванием водной м ассы мелководного водохранилищ а. З и ­
мой при ледоставе в проточных рай он ах возни кш ая с осени гом о­
терм ия сохраняется при тем пературе, близкой к 0°С ; в м алопроточ­
ных происходит постепенное прогревание придонных слоев воды и
установление обратной стратиф икации. В ниж них бьеф ах прогрев
воды весной и охлаж д ен и е осенью отстаю т по срок ам от естествен­
ных условий н а 5— 10 дней. В связи со сбросом из водохранилищ а
вод, более теплы х осенью и более холодны х весной, годовая ам пли ­
туда колебаний тем пературы меньш е по сравнению с амплитудой
колебаний тем пературы воды рек в естественном состоянии.
В водохранилищ ах, т а к ж е к а к и в естественных водоем ах,
осенью наблю даю тся все формы ледовы х образований. П оявление
первичных ф орм ледовы х образован ий н аб лю д ается одновременно
с появлением их н а р ек ах данной клим атической зоны. С роки ж е
о б р азо в ан и я сплош ного ледяного покрова могут наступать раньш е
или п озж е по сравнению с рекам и в зависим ости от разм еров водо­
х ран и ли щ а, скоростного р еж и м а и зап асов теп ла в нем.
Б ольш ие водохранилищ а зам ер заю т неодновременно. Л едостав
о б р азу ется сн ач ал а в зал и в ах на м елководьях и на этих участках
у стан авл и в ается раньш е по сравнению со срокам и наступления л е ­
д о став а на реке. Глубоководны е участки зам ер заю т позж е, чем реки
400
дан ной клим атической зоны. Т ак, н априм ер, верхний участок Ц и м ­
лян ск о го водохрани ли щ а зам ер зае т, по данны м И. Б ал аш овой , на
9 дней раньш е, чем р. Д он до сооруж ения ГЭС, а ниж ний припло­
тинный участок за м е р за е т на 4 дня позж е.
Н а ш ироких у ч астк ах водохранилищ перед ледоставом в боль­
ш ом количестве о б разуется сало, внутриводны й лед, ш уга, льдины.
П од влиянием ветра м ассы л ьд а прибиваю тся к наветренном у б е­
регу. В связи с этим у наветренного берега ледостав образуется
р ан ьш е и х ар актер его иной (поверхность торосистая, подо льдом
ск ап л и в ается ш у га ), чем у подветренного берега (поверхность л ьд а
р о в н а я ). В период л ед о става бы ваю т полыньи. Они возникаю т в су­
ж ен и ях водохрани ли щ в связи с увеличением скоростей течения и
турбулентны м перем еш иванием водны х масс, тепло которы х, н ако ­
пленное в летний период, расходуется на п одтаиван и е лед ян ого
п о кр о ва снизу. П олы ньи та к ж е часто приурочены к зоне водопри­
ем ников ГЭС, где скорости течения велики. Н а К уйбы ш евском
водохранилищ е, наприм ер, влияние работы ГЭС прослеж и вается
н а расстоянии 4 км от плотины.
Т олщ ина л ь д а н а водохрани ли щ ах неодинакова. Н аи б ол ьш ая
то л щ и н а н аб лю д ается у берегов и в зоне вы клинивания подпора,
гд е в период л ед о става об разую тся нагром ож ден и я л ьд а, приноси­
мого рекой. В среднем н а одних водохрани ли щ ах, наприм ер Ц и м ­
лян ском , толщ и н а л ьд а больш е, чем н а реках, на 15— 20% , на д р у ­
гих (Н овосибирском ) различий в толщ ине л ьд а рек и водохранилищ
не обнаруж ено.
Особенностью ледового р еж и м а водохранилищ , как, впрочем, и
некоторы х озер, яв л яе тся оседание л ьд а н а дно мелководий. Это
происходит зимой по мере пониж ения уровня воды. Л ед деф орм и ­
руется, появляю тся трещ ины , м естам и вода вы ступает на поверх­
ность и о б р азу ется наслуз. Л ед ян ы е поля, опустивш иеся на дно,
в отдельны х водохрани ли щ ах зан и м аю т площ ади в десятки и сотни
квад р атн ы х килом етров.
В скры тие водохрани ли щ и очищ ение ото л ьд а происходит п о-раз­
ному. В верхней части речных водохранилищ в разруш ении льд а
больш ое участие приним аю т динам ические ф акторы . По мере п ро­
дви ж ени я к приплотинному участку роль динам ических ф акторов
ослабевает. Л едоход, характерн ы й д л я рек, зд есь не бы вает, но н а ­
б лю д ается ветровой дрейф л ьд а, отчасти под влиянием течений.
Н а м алы х водохрани ли щ ах л ед тае т на месте. О чищ ение водо­
хран и лищ ото л ь д а происходит позж е, чем рек данной кли м ати че­
ской зоны (Н овосибирского н а 10— 15 суток). Х арактерное явление
при вскры тии — ф орм ирование заторов л ьд а в зоне вы клинивания
подпора и н агром ож ден и е л ьд а у наветренны х берегов и на от­
м елях порой мощ ностью до 6 м (Ц и м лянское водохрани ли щ е).
Л едовы й реж им в ниж них бьеф ах водохрани ли щ в значительной
степени зави си т от количества сбрасы ваем ой воды и ее тем п ера­
туры. В близи плотины вода не за м е р за е т вовсе или зам ер зае т на
короткие сроки. Л едян ой покров ф орм ируется на расстоянии иногда
несколько десятков килом етров н иж е плотины. П олож ение кром ки
26
Зак. Л'Ь 266
ледяного покрова м еняется: при похолодании и уменьш ении попу­
сков воды из водохранилищ а она п рибли ж ается к плотине, при по­
теплении и увеличении попусков уд ал яется от нее. В отдельны е пе­
риоды при прекращ ении работы ГЭС на ночь или в праздничны е
дни возмол^но зам ер зан и е полыньи. Утром следую щ его дня при пу­
ске станции лед взл ам ы в ается и участок реки вновь очищ ается ото
льда. Таким образом , в отдельны х м естах н аб лю д ается суточная
(недельная) периодичность зам ер зан и я и вскры тия. В период л ед о ­
става в нил<них бьеф ах бы ваю т заж оры .
§ 205. Особенности гидрохимического р еж и м а
П о гидрохимическом у и гидробиологическому реж им у в о дохра­
нилищ а блилсе к озерам , чем к рекам.
Затоплен и е территории с плодородны ми почвами, торф яникам и,
древесной, кустарниковой и травян и стой растительностью ведет
к изменению гидрохимического и гидробиологического реж и м а вод,
поступаю щ их в водохранилищ е. В первы е годы сущ ествования во­
д охранилищ происходит некоторое увеличение м и н ерализации за
счет солей, вы м ы ваем ы х из почв затопленны х территорий. Это у в е­
личение более зам етно в засуш ливы х об ластях и в м алы х в о д о х р а­
нилищ ах. М еняется и химический состав. У величивается со д ер ж а­
ние соединений азота, ф осф ора, ж ел еза. С оздаю тся условия д ля
интенсивного р азви ти я растительны х и ж ивотны х организмов,
а следовательно, и обогащ ения водоем а органическими вещ ествами.
В р езу л ьтате м еняется газовы й реж им , особенно в придонных
слоях: ум еньш ается содерж ан ие кислорода (Ог) и увеличивается
сод ерж ан ие углекислого г а за (СОг).
В последую щ ие периоды сущ ествования водохранилищ ф орм и­
рование гидрохимического р еж и м а происходит под влиянием кл и ­
матических воздействий и искусственного регулирования речного
стока. Б ольш ое влияние оказы в ает проточность водохранилищ .
В Ры бинском водохранилищ е, наприм ер, м и н ерали зац и я воды вес­
ной почти один акова с м инерализацией воды притоков М ологи,
Ш ексны и Волги. В другие сезоны она ниж е, чем на притоках: л е ­
том и осенью на 40% , зимой на 20% .
Х арактерны м явл яется изменение м и н ерализации по акватории,
что обусловливается поступлением различны х водных м асс с водо­
сбора и последую щ ей их м етам орф и зац и ей в водоеме. Т ак, по д а н ­
ным С. А. П ервиш ина, м и н ерали зац ия в верхней части Ц им лянского
водохранилищ а увеличивается от весны (297 м г/л) к осени
(469 м г/л ), что о тр аж ает колебан и я ее в р. Д он, питаю щ ей в о дохра­
нилище. В центральной части водохранилищ а весной м и н ер ал и за­
ция больш е, чем летом, когда она н аи м ен ьш ая в году. Такой реж им
м и нерализации в центральной части водоем а явл яется результатом
вытеснения из верхних участков водохранилищ а более м и н ерали зо­
ванны х вод водам и половодья Д он а и последую щ его смеш ения их
водных масс. В приплотинном участке водохранилищ а в результате
смеш ения аккум улированны х ранее и вновь поступаю щ их водны х
402
ж а с с м и н ерали зац и я м еняется меньше. Зим ой она увеличивается от
плотины к верховьям .
С одерж ан и е растворенного кислорода в воде водохранилищ
•такж е м еняется. Л етом в озеровидны х расш ирениях в процессе
ф о то си н теза воды обогащ аю тся кислородом. В ш тилевую погоду
у поверхности, к а к и в озерах, м ож ет н аб лю д аться перенасы щ ение
ки слородом , у д на возм ож ен его деф ицит. В зим нее врем я в м е­
стах, удаленны х от русел впадаю щ их рек, та к ж е отм ечается деф и ­
ц и т кислорода. Это особенно отчетливо было вы раж ен о в первый
го д наполнения Н овосибирского водохранилищ а, когд а (по даняы м М. В. П етренко) при небольш ом слое затоп лен и я пойменных
■участков кислород был почти полностью поглощ ен в результате
б иохи м и чески х процессов, происходящ их н а дне. Весной и осенью
Т1ри хорош ем перем еш ивании поверхностны е и придонны е слои
•обычно насы щ ены кислородом.
§ 206. Волнения и течения
В етровое волнение в водохрани ли щ ах дости гает значительны х
р а зм е р о в в глубоководны х озеровидны х расш ирениях. Зар еги стр и ­
рованы волны высотой 3 м и более (К уйбы ш евское водохрани ли щ е).
О тли чи тельной особенностью в разви тии волн на водохранилищ ах
яв л яется влияние глубины и часты е переходы от системы волн гл у­
бокой воды ( Я ^ 0 , 5 L, где Н — глубина водоем а, L — д л и н а волны,
см. § 53) к системе волн мелкой воды (Я < 0 ,5 L ) и наоборот. П о­
д о б н о е явление хорош о зам етн о при переходе от ниж ней глубоковод­
ной зоны водохрани ли щ а к верхним мелководны м . Волны при этом
переходе становятся более круты ми. В торой отличительной чертой
яв л яется влияние на разви ти е волн конф игурации водохранилищ а
и изрезанности береговой линии. В узких уч астках водохранилищ ,
:в зал и в ах , обрам ленны х круты ми берегам и; м ож ет н аблю даться
одноврем енно несколько систем волн: основных, диф ракционны х и
отраж ен ны х от круты х берегов. П ри интерференции они создаю т
•более слож ную систему волнения, чем в прилегаю щ ем озеровид­
ном расш ирении. Ч асто возн и кает толчея.
Н а одних и тех ж е уч астках водохрани ли щ а с изменением
ур о в н я, а следовательно, и с изменением глубин при одинаковы х
скорости и направлен ии ветра высоты волн меняю тся.
Х арактерны м д л я водохранилищ явл яется образован и е дли н ­
ны х волн, возникаю щ их при неравном ерной раб оте ГЭС в течение
оуток и при резких колебан и ях расходов воды во врем я попусков
из водохранилищ . Эти волны охваты ваю т всю толщ у воды. О т ГЭС
во л н а расп р о стр ан яется вверх по водохранилищ у и именуется об­
ратной. П ри отраж ении от берегов этой волны ф орм ируется п рям ая
волна (по отношению к общ ем у направлению уклон а водной поверх­
ности в водохрани ли щ е). П о наблю дениям на К уйбы ш евском
(П. Ф. Чигиринский) и Ры бинском (А. С. Л итвинов) водохрани ­
лищ ах, длинны е волны распростран яю тся на больш ие расстояния,
поряд ка 200— 400 км. С корость распростран ен ия их составляет
26*
403
около 40 км/ч, вы сота волны достигает 20— 60 см. П родвиж ение
длинных волн вы зы вает постоянные изменения уровня воды, причем
разн ы е в отдельны х пунктах водохранилищ а. В следствие этого в о д ­
н ая поверхность приобретает волнистый х арактер.
Течения н аи более изучены в крупных водохранилищ ах. С истем а
течений в этих водоем ах слож н ая. О тчетливо п роявляю тся стоковы е
течения, ветровы е и компенсационные. С корости их обычно неве­
лики и изм еряю тся сантим етрам и в секунду. С токовы е течения я в ­
ляю тся устойчивыми, особенно в период наполнения водохранилищ .
В зоне вы клинивания подпора и в верхнем участке водохранилищ а,
главны м образом в затопленны х руслах основных рек, стоковы е т е ­
чения хорош о прослеж иваю тся.
В приплотинном участке стоковы е течения возникаю т под в л и я ­
нием сброса воды через турбины ГЭС и во врем я холостого сброса
воды через водосливную плотину. В этом случае в водохранилищ е
создаю тся условия, близкие тем, которы е вы зы ваю т стоковы е тече­
ния в озерах вблизи истока вы текаю щ ей из него реки. Течения эти
в больш их водохранилищ ах распростран яю тся на несколько ки ло­
м етров от плотины и имею т достаточно больш ие скорости. Т ак,
в К уйбы ш евском водохранилищ е, по данны м А. И. Е ли сеева, в 1,5 км
от плотины скорость стокового течения дости гал а 1,1 м/с, в 20 км от
нее, в бывш ем русле Волги, она бы ла р авн а 0,25— 0,35 м/с.
В етровы е и ком пенсационны е течения н аи более зам етны в озе­
ровидных расш ирениях водохранилищ . Н абл ю д аю тся они часто, но
по направлению и скорости неустойчивы, т а к ж е к а к и в озерах.
В больш их водохрани ли щ ах распространены вдольбереговы е тече­
ния, которы м п рин адлеж и т определенная роль в формировании б е­
регов.
П ериодические изм енения уклонов водной поверхности, обуслов­
ленны е прохож дением прямой и обратной волны, явл яю тся причи­
ной возникновения специфических течений в водохрани ли щ ах типа
градиентны х, ещ е сл аб о изученных.
С очетание всех типов течений со стоковы ми ослож н яет систему
течений водохранилищ , видоизм еняет их н ап равлен ие и скорость.
П ри наличии к а с к а д а ГЭС во врем я п рекращ ения работы верхней
ГЭС и пониж ения уровня в ниж нем бьеф е водохрани ли щ а этой ГЭС
возм ож н о образован и е обратны х уклонов водной поверхности на
участке м еж д у двум я плотинами: верхней и нижней. Это м ож ет
явиться причиной возникновения обратны х стоковы х течений в во­
дохранилищ е, располож енном на данном участке. П одобное течение
впервы е отмечено на волж ском участке Ры бинского водохранилищ а
в связи с прекращ ением работы Угличской ГЭС и описано в работе
А. С. Л итвинова.
§ 207. Формирование берегов водохранилища
Н а ч ал ь н ая ф орм а берегов и береговой зоны вновь созданны х в о ­
дохранилищ обычно не соответствует новым условиям воздействия
на них водны х масс. Это несоответствие приводит к интенсивным
404
д еф орм аци ям в береговой зоне и созданию новых форм берегов^
образован ию береговой отмели, характерн ой д л я озер.
Б ер егам и водохрани ли щ ч ащ е становятся коренны е склоны д о­
лин и террас. В новых условиях эти берега испы ты ваю т все виды!
воздействия водной среды и п реж д е всего волнения и течений.
И зм еняю тся, к а к надводны е, т а к и подводны е части склонов.
Волны, особенно ш тормовы е, интенсивно разм ы ваю т коренные
склоны котловины в первую стадию, ф орм и рован ия берега. В э т у
стадию (по А. В. К арауш еву) п реоб лад ает норм альны й к береговой
линии перенос продуктов разруш ен и я и ф орм ирования береговой
отмели. Во вторую стадию , после об разован и я береговой отмели,,
происходит вы равн и вани е береговой линии, обычно в н ачале весьма
расчлененной. Больш ую роль в ф орм ировании берега в этой стадии^,
помимо волнения, вы полняю т вдольбереговы е течения. О б л ад ая хо­
рошей транспортирую щ ей способностью вследствие больш их скоро­
стей и высокой турбулентности, эти течения перем ещ аю т продуктьк
разруш ен ия от зон р азм ы в а (обычно мысов) к зон ам аккумуляции,
(заливы , бухты ), где появляю тся бары и косы.
В зависим ости от первоначальной высоты и крутизны склонов;
котловин и литологического состава пород, слагаю щ их берега водо­
хранилищ , п ер ер аботк а их происходит по-разном у. К руты е склоньв
и больш ие прибреж ны е глубины определяю т абразионны й цикл р а з ­
вития берега. Б ер ег отступает. П ри м алы х укл он ах заливаем ой:
суши (2— 3°) берег ф орм ируется по аккум улятивном у типу р а зв и ­
тия и береговая ч ерта в резул ьтате этого вы двигается в сторону во­
д охран или щ а. У песчаны х берегов небольш ой крутизны образую тсяотмели, при больш ой крутизне — осыпи, а в тех случаях, когд а п е­
сок сцем ентирован ж елезисты м и соединениями, возникаю т об ры вы
(Ры бинское водохрани ли щ е).
Б ер ега, слож енны е лёссовидными суглинками, разруш аю тся н е­
только вследствие волнения, но и в р езул ьтате н ам окан и я грунта
к а к ниж е у р еза, т а к и вы ш е него при содействии грунтовы х вод
в зоне подпора со стороны водохранилищ а. С м ачивание грунтов,,
особенно лёссовы х и лёссовидны х суглинков, приводит к изменениюих физических свойств, уменьш ению объем а, а в конечном итоге
к просадке грунта, образован ию трещ ин, провалов. В се это способ­
ствует обруш ению берега и его отступанию . П одобны е явления,,
аналогичны е процессам суфф озии, н аблю даю тся на многих ю жных
водохрани ли щ ах (Ц им лянском , К аховском , Д убоссарском и др.).П росадочны е явлен и я проявляю тся т а к ж е в известковы х и гипсоносных п ородах и обусловливаю тся карстовы м и явлениям и, усили­
ваю щ им ися при подъем е уровня грунтовы х вод вблизи в о дохра­
нилищ.
П од влиянием насы щ ения грунтовы ми водам и пористых пород,
интенсивное разви тие получаю т оползневы е явления, та к ж е спо­
собствую щ ие разруш ению берегов водохрани ли щ а (К уйбы ш ев­
ское).
Н екоторую роль в ф орм ировании берегов водохранилищ и г р а е г
засоренность их древесны м и остаткам и, кустарником , сплавинам и
405.
а)
Рис. 144. Разм ы в берегов Цимлянского водохранилища. Сентябрь 1953 г.
(Фото С. Л . В ендрова.)
а — в е р х н яя зо н а, бер ег почти не р а зр у ш а е тс я , 6 — с р ед н я я зо н а, б е р е г р а з р у ­
ш а е тс я при вы соком стоян ии уровн я воды , в — н и ж н я я зо н а, берег интенсивно
р а зр у ш а е тс я при лю бом зап о лн ен и и вод о х р ан и л и щ а.
торф а. П л авн и к гасит волну при подходе ее к берегу, п р ед охран яет
его таким образом от р азм ы в а и способствует процессам ак ку м у л я­
ции. Но иногда, во врем я ш торм а, плаваю щ и е бревна действую т на
берег к а к тар а н и усиливаю т его обруш ение.
П роцессы ф орм ирования берегов в различны х участках одногО'
и того ж е водохрани ли щ а протекаю т с различной интенсивностью
в зависим ости от силы и повторяемости волнения. Н а мелководных
участках (в зоне вы клинивания подпора) береговы е деф орм ации
м ало зам етны . В озеровидны х расш ирениях с больш ими глубинам и
(приплотинный участок) они отчетливо вы раж ены . Здесь сильнее
Рис. 145. Ступенчатый берег водохранилища.
(Фото Ю. С. И ванова.)
п роявляется эф ф ект реф ракции волн и п реоб ладает абразионны й
цикл р азви ти я берега (рис. 144).
П о данны м С. Л . В ендрова, в ниж ней части Ц им лянского водо­
хран и лищ а в первы е ш есть лет его сущ ествования берег отступал
в глубь м атер и ка в среднем по 9 м в год, в промеж уточной зоне —
около 2— 3 м в год. М ак си м ал ьн ая скорость р азм ы в а составила б о­
лее 50 м в год.
Специфической особенностью берегов водохранилищ явл яется
ступенчатость их поперечного проф иля (рис. 145). О на создается
в силу искусственного регулирования уровней в пределах больш ой
амплитуды . Б ереговы е отмели, ф ормирую щ иеся при высоком стоя­
нии уровней, подвергаю тся разм ы ву при его снижении (сраб отке).
М атер и ал р азруш ен и я при этом о ткл ад ы вается на более низком
уровне склона. Это обстоятельство зам ед л я ет вы работку устойчи­
вого проф иля берега и расш и ряет зону разм ы ва.
407
§ 208. Заиление водохранилищ
Заи л ен и е водохранилищ яв л яется результатом отлож ения н ан о­
сов, приносимых притокам и и образую щ ихся от разрущ ен ия бере­
гов; отлож ения остатков водной растительности и организм ов, н а ­
селяю щ их водоем, имеют меньш ее значение в процессе заи лен и я,
•особенно в первы е годы эксп луатац и и водохранилищ .
Очевидно, что процесс заи л ен и я больш их водохранилищ равн ин ­
ных рек длителен и и зм еряется многими сотнями лет. М алы е водо­
хран и лищ а, построенные на горных реках, обладаю щ их высоким
тверды м стоком, заи л и ваю тся быстро, в течение нескольких лет.
И зв естн ы случаи, когда продолж ительность заи лен и я ограничива-лась одним— трем я годами. П рим ером быстрого заи лен и я м ож ет
служ ить Ф архадское водохранилищ е на р. С ы рдарье, которое было
полностью заи лен о з а 13— 15 лет. Ем кость Таш кепринского в одо­
хран и лищ а (р. М ургаб) з а 44 года сократи лась почти на ^/з.
Значительны е колебания уровня, переменный подпор, разл и чн ая
проточность и м еняю щ ийся скоростной реж им создаю т специфиче■ские особенности в перемещ ении и отлож ении наносов в в о д охра­
нилищ ах, отличные от озер и рек. Эти особенности могут иметь ин­
ди ви ду ал ьн ы й х ар актер д л я отдельны х водохранилищ , что осл ож ­
н яет изучение ф орм ирования, д ви ж ени я и отлож ения наносов в них.
Д етал ь н о изучено заи лен и е водохранилищ на горных реках.
В озерны х и русловы х водохрани ли щ ах движ ение и осаж ден ие на:носов происходит по-разному. В озерны х водохранилищ ах, соору­
ж е н н ы х на горных реках, х ар актер ен резкий переход уровенной
поверхности реки к горизонтальном у подпертом у зер к ал у в о дохра­
нилищ а, вследстие чего в конце верхнего бьеф а столь ж е резко п ро­
исходит уменьш ение скорости течения. В русловы х, вытянутых
;в плане, узких водохрани ли щ ах переход кривой подпора к естест­
венному уровню реки происходит постепенно и скорости течения
меняю тся медленно. В водохранилищ ах озерного типа в зоне выж линивания подпора происходит концентрированное осаж дение
.наносов крупных фракций. Ф орм ируется конус выноса, п риобретаю ­
щий х ар актер дельты , в п ред елах которой поток разб и вается на р у ­
к ава. М елкие наносы осаж д аю тся на всем протяж ении водохрани­
л ищ а и частично вы носятся в ниж ний бьеф.
В водохрани ли щ ах руслового типа отлож ения наносов р асп р е­
д ел я ю т с я более или менее равном ерно или приобретаю т вид гряды ,
люстепенно передвигаю щ ейся из верхней части водохранилищ а
к плотине. О тлож ение и перем ещ ение наносов к плотине то усили­
в а е т с я , то ослабевает. В подобной цикличности явлен и я зн ач и тель­
н ая роль п рин ад леж и т уровенном у реж им у. П ри зимней сработке
уровня перед половодьем место вы клинивания кривой подпора при'б л и ж ается к плотине, вследствие чего происходит разм ы в поверх­
ности отлож ений и перем ещ ение ран ее осевш их наносов ближ е
к плотине. П о мере заполнения водохрани ли щ а место вы клинивашия подпора у д ал яется от плотины и в верхнем участке подпорного
«бьефа вновь создаю тся благоприятны е условия д л я отлож ения на-408
Я вление это наш ло подтверж дение при изучении р еж и м а
мутности в К ай раккум ском водохранилиш,е.
С.
И. А лтунин приш ел к выводу, что процесс заи л ен и я в о дохра­
нилищ носит затухаю щ и й х арактер. О б ъясн яется это следую щ им.
П о мере заи лен и я водохранилищ а происходит повыш ение д н а и
уменьш ение глубин в зоне кривой подпора, в связи с чем место вы ­
клинивания кривой подпора п ерем ещ ается вверх по течению. О т­
метки подпертого уровня в зоне кривой подпора повы ш аю тся и при
сохранении у плотины Н П У уклон водной поверхности увели чи ва­
ется, что в конечном итоге приводит к увеличению скоростей тече­
ния и способствует увеличению тр ан зи та наносов через плотину.
В леком ы е наносы, приносимы е рекой, перем ещ аю тся по поверхно­
сти отлож ивш ихся взвеш енны х наносов. Г ряд а донных наносов,
расп р о стр ан яясь вниз по течению, со временем н ад ви гается на от­
лож ен и я более мелких наносов, об р азу я и з-за различий в реж им е
водохранилищ п ерем еж аю щ иеся слои отлож ений различной круп­
ности.
Р асп р ед ел ен и е отлож ений по ш ирине водохрани ли щ а отли­
чается неравном ерностью и зави си т от р я д а ф акторов: рельеф а дна,
р азм ы в а берега в тех или иных участках, н ап равл ен и я и скорости
ветровы х течений и др. Все эти обстоятельства затруд н яю т опреде­
ление сроков заи л ен и я водохранилищ ; ориентировочно п родол ж и ­
тельность периода заи л ен и я (в годах) мож но оценить отношением
мертвого объем а водохрани ли щ а V к объем у годового стока н ан о­
сов W, поступаю щ их в водохранилищ е,
НОСОВ.
Т = ^ .
(170)
В ниж ний бьеф поступает осветленный поток. Его насы щ енность
наносам и меньш е транспортирую щ ей способности. В этих условиях
в ниж нем бьефе, особенно вблизи турбин и водосливны х частей п ло­
тины, интенсивно р азм ы в ается дно. Этот процесс носит затухаю щ ий
х ар актер .
БОЛОТА
Г Л А В А 47. П РО И С ХО Ж ДЕН И Е БОЛОТ,
ИХ М ОРФОЛОГИЯ И ТИПЫ
Б о л о т о — природное образован ие,
п редставляю щ ее собой
о бильно увлаж ненны й участок зем ной поверхности, имеющий слой
торф а и характери зую щ и й ся развитием специфических форм расти ­
тельности, приспособленны х к условиям избы тка влаги и н едостатка
кислорода, процессами торф ооб разован и я и торф онакопления. Р а з ­
витие болотных форм растительности происходит при застойном
и слабопроточном увлаж н ен и и верхних горизонтов почво-грунтов.
К болотным об разован и ям относятся и заболоченны е зем ли. Они
отли чаю тся от собственно болот лиш ь меньшей толщ иной торф яной
за л е ж и и иным характером растительности, вследствие того что пи­
тание корневой системы основных видов растений н а заболоченны х
зем л я х происходит при наличии водно-солевого обмена м еж ду ми­
неральны м грунтом, подстилаю щ им торф, и тонким слоем торф яной
зал еж и .
У часток земной поверхности, зан яты й болотом в пределах од­
ного зам кнутого контура, проведенного по границе зал е ж и торф а,
назы ваю т б о л о т н ы м м а с с и в о м .
П о периферии болотный
массив часто переходит в заболоченны е зем ли. Б олотны е массивы
разд ел яю тся на простые, образовавш и еся из одного первичного
оч ага заб о л ач и ван и я, и слож ны е, образую щ иеся в результате р а с ­
ш ирения и слияния простых болотных м ассивов в процессе их тор­
ф онакопления.
§ 209. Происхождение болот
Б о л о та образую тся к а к путем заб ол ач и ван и я водоемов (см.
§ 198), т а к и путем заб о л ач и в ан и я суши. П реобладаю щ им я в л я ­
ется последний процесс.
Заб о л ач и ван и е суши — следствие определенного сочетания ф и­
зико-географ ических условий, способствую щ их зам едленн ом у стоку
вод при условии насы щ ения влагой поверхностны х слоев почвогрунтов и частичной аккум уляции ее на земной поверхности. В след ­
ствие этого в верхних слоях почво-грунтов создается постоянное
или периодическое, но длительное переувлаж нение, которое при­
410
водит к ухудш ению кислородного и м инерального питания р асте­
ний. В новых услови ях разв и вается специф ическая болотная р асти ­
тельность. Н едостаток кислорода ухудш ает не только питание р а с ­
тений, но и наруш ает, норм альны е биохимические процессы р а зл о ­
ж ен и я отмерш их частей растений. П олзф азлож ивш и еся остатки
растений, н акап л и в аясь и уплотняясь, п ревраш аю тся в особую о р га­
ническую породу — т о р ф . П оявление торф а п ревращ ает поверх­
ность суши в н ачале в заболоченны й участок, а затем при д ал ьн ей ­
шем росте толщ ины торф яного слоя в болото.
В избы точно увлаж ненной зоне умеренного кл и м ата п ер еу в л аж ­
нение почво-грунтов и заб ол ач и ван и е имею т место к ак в зам кнуты х
котловинах, так и при равнинном х ар ак тер е рельеф а на в о д о р азд е­
лах. В этой зоне процесс заб ол ач и ван и я начинается в местах
со слабы м оттоком и збы тка вл аги из поверхностны х слоев почвогрунтов, обычно в пониж ениях на плоских и д а ж е слабовьш уклы х
ф орм ах рельеф а. З атем , когда слой торф а в отрицательны х ф ор­
м ах р ельеф а дости гает значительной толщ ины, а поверхность бо­
л о т а — отметок окруж аю щ ей местности, болотны е массивы р азв и ­
ваю тся вш ирь, постепенно зах в аты в ая и более высокие участки
местности. П ервон ачально изолированны е болотны е массивы, о б р а­
зовавш и еся в депрессиях, постепенно сливаю тся в один болотный
массив. Т аким путем об разовали сь, наприм ер, болота на обширных
плоских в о д о р азд ел ах Западно-С ибирской равнины и северной ч а ­
сти Европейской равнины .
Больш ое значение в процессе разви тия болот имеет полож ение
уровня грунтовы х вод в торф яной зал е ж и и прилегаю щ их суходо­
лах. С ростом торф яной зал еж и и повыш ением уровня грунтовых
вод в болоте, зан и м аю щ ем пониж енны е п ростран ства, ум еньш аю тся
уклоны, поверхности грунтовы х вод и в болотном массиве, и на при­
легаю щ их суходолах. Это приводит к зам едлению потока грунтовых
вод, н ап равлен ного к болоту, и общ ем у повыш ению их уровня
в окруж аю щ ей болото местности. В р езул ьтате процессы заб о л ач и ­
вания распростран яю тся на больш ие п ространства (рис. 146).
Зн ач и тел ьн ая часть торф яны х болот С евера возни кла на месте
преж них сосновых и еловы х лесов. Н а некоторой стадии вы щ ел а­
чивания лесны х почв древесной растительности начинает не х ватать
питательны х вещ еств. П оявл яется не треб овател ьн ая к условиям
питания м оховая растительность, постепенно вы тесняю щ ая д ревес­
ную. Н ар у ш ается водно-воздуш ны й реж им в поверхностны х слоях
почвы. В р езу л ьтате под пологом леса, особенно при ровном р ел ь­
ефе, близком зал еган и и водоупора и влагоем ких почвах, со зд а­
ю тся благоприятны е д л я заб ол ач и ван и я условия. П редвестникам и
заб о л ач и ван и я лесов часто являю тся зелены е мхи, в частности ку­
куш кин лен. И х см еняю т разли чн ы е виды сф агнового м х а — типич­
ного представи теля болотных мхов. В озникает процесс торф он акоп ­
ления. С тары е поколения деревьев постепенно отмираю т, на смену
им приходит типичная болотная д ревесн ая растительность.
Н ередко заб о л ач и ван и е начинается в местах, где был вырублен
лес, и на лесны х пож ари щ ах. В этих случаях сведение лесного
411
л о л о га ум еньш ает в первы е годы потери на транспирацию . Р а з ­
растаю щ и й ся травян ой покров создает плотную дернину; ухуд­
ш аю тся условия д л я инфильтрации. В озникает п ереувлаж н ен и е,
что влечет за собой появление влаголю бивой растительности. С о­
д ей ству ет заболачиван и ю , кром е того, часто н аблю даю щ ееся
в данном случае повыш ение уровня грунтовы х вод.
Б о л о та могут о б разоваться на месте пойм, зан яты х естественной
.луговой растительностью . П ри заболачиван и и лугов большую роль
и гр ает естественная эволю ция самой растительности. И нтенсивное
р азв и ти е этой растительности приводит к созданию плотной д е р ­
нины, затрудн яю щ ей доступ кислорода к почве, особенно на сильно
Рис. 146. Заболачивание водоразделов.
С тр ел кам и п о к азан о н ап р а вл ен и е грун тового п отока.
у влаж н ен н ы х участках. Л у го в ая растительность гибнет, ее сменяю т
м енее требовательн ы е к условиям питания осоки и мхи. Н ачинается
процесс то рф ообразован и я, в результате чего возни кает травян ое
■болото.
Н ебольш ие болотны е массивы и заболоченны е зем ли образую тся
нередко на горных склонах или у их поднож ия, а та к ж е на склонах
речны х долин в м естах вы хода на поверхность подземны х вод.
В зоне многолетней м ерзлоты мерзлы й грунт служ ит водоупо­
ром , н ад которы м в почве, оттаиваю щ ей на незначительную глубину,
скап ли ваю тся почвенные воды, способствую щ ие заболачиванию .
В зоне недостаточного у вл аж н ен и я образован ие болот, к а к п р а ­
вило, возм ож но лиш ь в д оли н ах и пойм ах рек, в зам кнуты х котло­
винах, где постоянное или периодическое застойное увлаж н ен и е
создается вследствие притока речных, озерны х или подземных
412
вод в количестве, превы ш аю щ ем возм ож ны й расход на и сп а­
рение.
З або л ач и ван и е, к а к правило, н еразры вно связан о с торф онакоплением. Т орф онакопление п ред ставл яет собой р езул ьтат процесса
еж егодного прироста органической массы в растительном покрове
и процесса р азл о ж ен и я отмерш их частей растений. И нтенсивный
рост торф яной за л е ж и происходит при преобладан ии еж егодного
прироста новой органической м ассы н ад количеством еж егодно р а з ­
лагаю щ его ся растительного м атери ал а. Н аи б ол ее благоприятны е
условия д л я б олотообразовани я и накопления торф а создаю тся
в зоне избы точного у в л аж н ен и я умеренного кл и м ата. Т олщ ина то р ­
ф яной зал е ж и в болотах этой зоны н аи больш ая. Т ак, в болотах
центральной и ю жной полосы лесной зоны м акси м ал ьн ая толщ ина
то р ф а дости гает 8— 9 м, а в некоторы х впади н ах и в бессточных
пониж ениях — ещ е больш их величин. К северу и югу от этой зоны
мощ ность торф яной за л е ж и ум еньш ается: к северу — вследствие
пониж ения прироста растительной массы в условиях холодного
кл и м ата, к ю гу — вследствие более интенсивного р ас п а д а органиче­
ских остатков растений по сравнению с увеличением годового при­
роста растительного м атер и ал а. Н е имеет ш ирокого расп ростран е­
ния процесс то р ф о о б разован и я и в условиях тропического кли м ата.
З д есь интенсивный прирост растительной м ассы ком пенсируется
интенсивным процессом р ас п а д а тканей отмерш их частей растений.
Т аким образом , д л я разви ти я процессов заб ол ач и ван и я и торф о­
н акопления необходимы благоприятны е сочетания водного и тепло­
вого р еж им а. Вот почему среди разн ооб разн ы х причин болотообра­
зо ван и я ведущ ее место п ри н ад л еж и т клим атическим и гидрологи­
ческим особенностям территории, создаю щ им благоприятны е для
заб о л ач и в ан и я сочетания теп ла и влаги.
§ 210. Морфология болот
С морф ологической стороны болота характери зую тся формой
своей поверхности, р азм ер ам и массивов, уклонам и поверхности и
глубинам и торф яной зал еж и . О бщ ий х арактер формы поверхности,
р азл и ч н ая степень ее расчлененности и уклоны определяю т н а п р а ­
вление и интенсивность фильтрационного потока в болотах.
Б о л о та могут иметь п л о с к у ю , в о г н у т у ю или в ы п у к л у ю
поверхность. Р ел ьеф поверхности болота не остается постоянным
и в процессе р азви ти я м еняется. Х арактерны м и элем ентам и м икро­
рел ьеф а поверхности болота являю тся: гряды и м очаж ины , кочки
и меж кочечны е пониж ения, бугры.
Г р я д ы — отдельны е вы тянуты е в длину повыш енные участки
на болоте, чередую щ иеся с таким и ж е вы тянуты ми пониж ениям и —
сильно обводненны ми м о ч а ж и н а м и . Ч еред ован ие этих элем ен ­
тов м и крорельеф а н аи более часто происходит через к аж д ы е 4— 6 м,
иногда через 3— 4 м. Г ряды и мочаж ины п редставляю т единый ком ­
плекс в м и крорельеф е болотных массивов. Х арактерной особенно­
стью этого ком плекса яв л яется то, что гряды и мочаж ины вытянуты
413
перпендикулярно н аправлению наибольш его уклон а поверхности;
болота и р асп олагаю тся концентрически относительно точек м акси ­
мальной высоты массивов. В отдельны х случаях на крупнейш их в ер ­
ховых м ассивах севера европейской части С С С Р и Зап адн ой Си­
бири ш ирина гряд и м очаж ин дости гает 10 м и более. Расчленение:
поверхности болота в грядово-м очаж инны е ком плексы н аб лю д ается
при поздней стадии разви тия болотных м ассивов и явл яется след­
ствием повыш ения уровня воды в болоте, наприм ер, при сполаж ивании рельеф а и зам едлении скорости фильтрации. Гряды и м оча­
ж ины зан яты разн ы м и растительны м и ассоциациям и.
Б у г р ы — наблю даю тся н а болотах лесотундры . О бразован и е
-Их связано с морозны м вы пучиванием. С лож ены они торфом, под.
которы м находится вечном ерзлое «ядро» из суглинистых и глини­
стых грунтов, подстилаю щ их торф яник. В ысота бугров иногда д о ­
стигает нескольких метров.
О б р азо ван и е к о ч е к связан о с неравном ерной плотностью
и усадкой растительной дернины , обусловленны х составом растений
в данной растительной ассоциации и водно-тепловы ми условиям и
их произрастания.
Д л я болотных м ассивов характерн о наличие внутриболотны х
водных объектов; ручьев, речек, озерков, м икроозерков и топей.
Совокупность этих водных объектов на болотах п ред ставляет собой
в н у т р и б о л о т н у ю г и д р о г р а ф и ч е с к у ю сеть.
Б о л о т н ы е о з е р а могут быть значительны м и по объем у
и площ ади. П лощ ади их часто изм еряю тся несколькими, иногда д е ­
сяткам и квад ратн ы х километров, а глубины достигаю т 10 м и бо­
лее. П оверхность их либо чистая, либо покры та сплавинам и. Озерки,
и м икроозерки встречаю тся на болотных м ассивах обычно боль­
шими группами; десятки, иногда сотни озерков. Р асп о л агаю тся они
на склонах болотных м ассивов — в м естах изменения уклон а по­
верхности болота, где приток воды со склонов вы ш ерасполож енны х
участков болота не ком пенсируется оттоком при низких горизонтах,
а т ак ж е в пониж ениях рельеф а.
Б о л о т н ы е в о д о т о к и представляю т собой заторф овы ваю щ иеся и зар астаю щ и е ручьи и речки, либо сущ ествовавш ие до об ­
р азо ван и я болотного м ассива, либо возникш ие в процессе разви тия
массива и вы работавш ие собственный рельеф . П оследние связаны
с переобводненными участкам и болот и встречаю тся, в частности,
на некоторы х типах грядово-м очаж инны х комплексов. Ручьи
и речки часто вы текаю т из болотных озер и топей. Глубина русла
их не превосходит 1,5— 2,0 м, в редких случаях она достигает
3,0— 3,5 м; ш ирина русл а обычно не более 10 м. И ногда ручьи .те­
кут под моховым покровом и лиш ь местами вы ходят на дневную
поверхность.
Т о п я м и назы ваю т сильно п ереувлаж ненны е участки болотных
массивов, характери зую щ и еся разж и ж ен н ой торф яной зал еж ью ,
непрочной дерниной растительного покрова и высоким стоянием
уровня воды, периодически или постоянно выступаю щ ей на поверх­
ность. Топи расп олагаю тся на плоских уч астках в центральны х ч а ­
414 .
стях, н а о краин ах и склонах болотных массивов. В последнем слу­
чае они п редставляю т собой н аи более увлаж н ен н ы е части грядовом очаж инны х ком плексов. С реди топей часто н аблю даю тся участки
откры той воды. П лощ ади , зан яты е топям и иногда достигаю т не­
скольких сотен и ты сяч гектаров (в З ап ад н ой С и б и р и ). С реди топей
Рис. 147. Участок выпуклого грядово-мочажинного бо­
лотного массива с характерными микроландш афтами и
болотной гидрографической сетью (по К. Е. И ванову).
1 •— сф агн о во -п у ш и ц евы е м и к р о л а н д ш а ф т ы ,
2 — сф а гн о в и к кустар н ич ко во -пу ш и цевы й, р е д к о о бл есен н ы й сосной, 3 — м охово­
осоковы е м и к р о л а н д ш а ф т ы , 4 — гр яд о в о -м о ч аж и н н ы й ком п лекс,
5 — о зер а.
вы деляю т застойны е, с ф ильтрационны м движ ением и проточные.
Н а -р и с . 147 п редставлен один из участков болотного массива
с х ар актер н о й болотной гидрограф ической сетью и расчлененны м
микрорельеф ом .
§ 211. Типы болот и болотных микроландшафтов
П о х ар а к тер у преобладаю щ его водно-м инерального питания,
условиям зал е га н и я по отношению к рельеф у и преобладаю щ ем у
составу растительности болота п одраздел яю т на три основных
415
экологических типа: евтроф ны е (низинны е), м езотроф ны е (пере­
ходные) и олиготроф ны е (верховы е). Э та класси ф и кац и я получила
ш ирокое распространение.
Н и з и н н ы е , или е в т р о ф н ы е , болота расп ол агаю тся в по­
ниж енны х частях рельеф а. П оверхность низинных болот обычно
вогнутая или плоская. В питании этого типа болот, помимо атм о­
сферны х осадков и стока поверхностны х вод с окруж аю щ их суходо­
лов, больш ую роль играю т грунтовы е воды и воды речных разли вов,
относительно богаты е м инеральны ми солями. О богащ енность пи­
таю щ их вод солями позволяет п роизрастать на низинных болотах
относительно требовательной к условиях питания евтрофной болот­
ной растительности, представителям и которой являю тся ольха чер­
ная, береза, гипновые зелены е мхи и некоторы е виды травян ой р а с ­
тительности: осоки, хвощи, вейники, тростники и др.
В е р х о в ы е , или о л и г о т р о ф н ы е , болота питаю тся гл ав ­
ным образом атм осф ерны м и осадкам и , в связи с этим они н аи м е­
нее богаты питательны м и минеральны м и солями. В составе р асти ­
тельности п реоб ладаю т не требовательн ы е к пищ е представители
олиготроф ной растительности: сф агновы е мхи, кустарнички, вереск,
багульник, водянка, подбел, к асан д р а, клю ква, пуш ица, ш ейхцерия.
Классификация основных групп
Э кологические
типы
растительности
Зольность
субстрата,
в % от веса
твердой фазы
Кислотность
субстрата
pH
лесные
травяно-лесны е
Евтрофный
5— 18
5 ,5 —7 ,5
Ольшаники,
березняки,
ельники,
сосняки ни­
зинные, ив­
няки
Древесно-осо­
ковые, дре­
весно-трост­
никовые
М езотрофный
4—5
4 ,5 —5 ,5
Древесные
переходные
Древесно-осо­
ковые пере­
ходные
Олиготрофный
2—4
3 ,5 —4 ,5
Сосново-кустарничковые
Сосново-пушицевые
416
из древесны х пород угнетенная сосна. Сплош ной мощ,ный ковер
из сф агновы х мхов яв л яется характерн ой чертой д л я больш ей части
верховых болот. Н а р аста н и е мхов и ,накопление торф а идут быстрее
в центре болота, чем н а его периф ерии, где процессы р азл ож ен и я
происходят бы стрее в связи с более интенсивным водообменом.
По этой причине поверхность верховы х болот приобретает вы пук­
лый х ар актер . В некоторы х случ аях центральны е части болота в о з­
вы ш аю тся н ад периферийны ми до 7— 8 м.
П е р е х о д н ы е , или м е з о т р о ф н ы е , болота по хар актер у
растительности и степени м и н ерали зац ии питаюш,их их вод зан и ­
маю т п ром еж уточное полож ение м еж д у низинными и верхо­
выми.
В настоящ ее врем я на основании более детальн ого изучения бо­
лотных массивов п р ед лагается (Е. А. Галкиной, К. Е. И вановы м
и др.) более о б щ ая л а н д ш а ф т н о - г е н е т и ч е с к а я к л а с ­
с и ф и к а ц и я б о л о т . Основой ее явл яю тся геоморф ологические
условия зал е га н и я болотных м ассивов в м акро- и м езорельеф е суши
той или иной клим атической области и стадии их разви ти я, от кото­
рых зави си т их современное состояние, структура и свойства.
Таблица 29
болотных микроландш афтов
Микроландшафты
древесно­
моховые
травяные
мохово­
травяные
комплексно-моховые
Хвощовые,
тростни­
ковые,
тростни­
Древесноково-осо­
осоково­
ковые,
сфагновые
осоковые
Осоковогипновые
низинные,
осоково­
сфагновые
низинные
Гипновые, низин­
ные, сфагновые
низинные
Низинные грядовомочажинные
комплексы
Древесно­ Шейхцериесфагновые
вые пере­
переход­
ходные.
осоковые
ные
переход­
ные
С фагново­
осоковые
переход­
ные
Гипновые пере­
ходные, сфагно­
вые переходные
Аапа-комплексы
Древесноосоковогипновые.
Сосново­
сфагновые
27
Пушицевые
Зак. № 266
СфагновоСфагнум-фускопушицевые
вые, сфагновокустарничковые,
облесенные сос­
ной
Грядово-мочаж ин­
ные комплексы,
грядово-озерково-мочажинные комплексы,
грядово-озерко­
вые комплексы,
озерково-моча. жинные комп­
лексы, островково-мочажинные комплексы
417
Б о л о та п одразделяю тся на: 1) б о л о т н ы е м а с с и в ы в о ­
дораздельных
и междуречных
пространств
и
2) б о л о т н ы е м а с с и в ы р е ч н ы х д о л и н и о з е р н ы х
котловин.
В первой группе вы деляю тся болота водораздельн ы е п лакорного
зал еган и я, водораздельно-склоновы е плакорного зал еган и я и бо­
л о та котловинного зал еган и я.
В то р ая группа п одраздел яется н а болота террасн ы е и п ритер­
расны е, болота пойменного зал е га н и я и речных плёсов, болота староречий. П риуроченность болотного м асси ва к тому или иному э л е ­
менту рел ьеф а оп ределяет водное питание, н ап равлен ие стекания
воды с болотного м ассива, ф орм у рельеф а сам ого м асси ва и очер­
тан и я его в плане. Основной классиф икационной единицей явл яется
тип изолированного болотного м ассива, или т и п м е з о л а н д ш а ф т а, вы деляем ы й по условиям зал еган и я этого м асси ва и с т а ­
диям разви тия.
К аж д ы й тип болотного м ассива п ред ставл яет собой ту или иную
ф азу последовательного стадийного разви ти я изолированного бо­
лотного м асси ва из одного, первичного очага заб ол ач и ван и я. О снов­
ных ф аз р азви ти я три: п ервая ф а за характери зуется теми чертам и,
которы е свойственны низинным (евтроф ны м) болотам ; вто р ая —
переходным (м езотроф н ы й ) и третья — верховы м (олиготроф ны м ).
К а ж д а я ф а за разви ти я о б л ад ает устойчивыми общ ими чертам и з а ­
кономерного распределени я по территории болотного м асси ва р а з ­
личных типов б о л о т н ы х м и к р о л а н д ш а ф т о в . Они п ред ­
ставляю т собой участки, однородные по х ар а к тер у растительного
покрова, м икрорельеф у поверхности, физическим свойствам верх­
них горизонтов торф яной зал еж и , и характери зую тся одинаковы м
водным реж им ом.
К аж д ы й болотный м и кролан д ш аф т получает наим енование в со­
ответствии с назван ием растений-эдиф икаторов, входящ их в расти ­
тельную ассоциацию S и растений-дом инантов в порядке убы вания
их значим ости, наприм ер: сосново-кустарничковы е, сфагново-пуш ицевые. В условиях резко расчлененного м и крорельеф а и черед ова­
ния понижений и повышений вы деляю тся к о м п л е к с н ы е
м и к р о л а н д ш а ф т ы , наприм ер: грядово-м очаж инны е и озерково-мочаж инны е. К лассиф и каци я основных групп болотны х м икро­
лан дш аф тов приводится в табл. 29.
С гидрологической точки зрения вы деление болотных м икро­
лан дш аф тов и изучение физических свойств верхнего слоя торф яной
зал е ж и и некоторых гидрологических характери сти к типичных м ик­
ролан дш аф тов имею т больш ое п рактическое значение. К ак п о к а­
зали исследования, д л я однотипных м и кролан дш аф тов верховых
болот х ар актерн ы определенны е коэффициенты ф ильтрации торф я* Растительной ассоциацией, или фитоценозом, в ботанике назы вается опре­
деленное сочетание различных видов растений, произрастаю щ их на данном уча­
стке территории совместно, которое повторяется в сходных или одинаковых
условиях местообитания.
418
ной зал е ж и , их изменения с глубиной, среднее расстоян и е уровня
грунтовы х вод от поверхности болота, уклоны поверхности. Это
обстоятельство позволило К. Е. И ван ову р азр а б о та ть метод расчета
элем ентов водного б ал ан са — стока и испарения, а т а к ж е колебаний
уровня грунтовы х вод с отдельны х болотных м икролан дш аф тов
и в целом с болотного массива.
В зоне избы точного ув л аж н ен и я умеренного к л и м ата о б р азо в а­
ние болот возм ож но в условиях разн ы х элем ентов рельеф а. Б о л о т­
ные м ассивы могут находиться в лю бой из трех стадий развития.
В зоне недостаточного у вл аж н ен и я зональны м признаком в расп о­
лож ении болот яв л яется их приуроченность лиш ь к речным д оли ­
нам и озерны м котловинам , поскольку главны м питанием их я в л я ­
ется приток поверхностны х и грунтовы х вод, а не атм осф ерны е
осадки. Конечными ф азам и разви ти я болотных м ассивов этой зоны
могут быть п ер вая и вторая. О б разован и е вы пуклой формы бо­
лотного м ассива, свойственной третьей ф азе, физически н евоз­
мож но, т а к к а к осадков в этой клим атической зоне вы п ад ает
меньш е величины испаряемости.
Г Л А В А 48. ВО ДН Ы Й И ТЕПЛОВОЙ РЕЖ И М БОЛОТ
§ 212. Водное питание и водный баланс
К ак видно из сказан н ого выш е, болота могут иметь несколько
источников питания: атм осф ерны е осадки (дож дь и сн ег), в ы п а­
д аю щ ие непосредственно н а поверхность болота; грунтовы е воды,
питаю щ ие торф яную зал е ж ь ; поверхностны е воды, стекаю щ ие с бо­
л ее повыш енных участков, окруж аю щ и х болото; речные и озерны е
воды, поступаю щ ие на болото во врем я р азл и в а. П реоб л ад ан и е того
или иного ви д а питания определяется клим атическим и условиями,
а т а к ж е зави си т от рел ьеф а окруж аю щ ей местности и формы по­
верхности сам ого болотного массива.
П ри вы пуклы х болотных м асси вах умеренного клим атического
п ояса, располож енны х на водораздел ах, вся п лощ адь болота п и та­
ется исклю чительно атм осф ерны ми осадкам и . П ри водораздельн о­
склоновом зал еган и и некоторое значение п риобретает сток поверх­
ностных вод, поступаю щ ий к болотному массиву извне с более
повыш енных участков суходола. Если болота располож ены в котл о­
винах и впади н ах, то д л я них дополнительны м источником питания
являю тся грунтовы е воды, которы е при выпуклой ф орме болота пи­
таю т лиш ь к р а я болотного м ассива на контакте его со склонам и
котловины.
В зон ах неустойчивого и недостаточного увл аж н ен и я больш ую
роль в питании болотны х м ассивов играю т грунтовы е воды, по­
скольку болота здесь приурочены только к котловинам и п ониж е­
ниям. Д л я пойменных и притеррасны х болотны х м ассивов больш ое
значение в питании имеют речные или озерны е воды.
27*
419
в расходной части водного б ал ан са болот больш ая часть п рихо­
дится на сум м арное испарение, м еньш ая — на сток с болот.
Д л я х арактери сти ки соотношений элем ентов водного б ал ан са
верховы х болот м ож но привести данны е К. Е. И ван ова, относяш.иеся к болотным водосборам северо-зап ад а европейской части С С С Р.
И сточником питания их являю тся осадки. В р езул ьтате м ноголет­
них эксперим ентальны х исследований установлено, что в теплую
половину года (м ай — октябрь) в расходной части водного б ал ан са
на долю стока приходится около 20% , на испарение около 80% .
П р ео б л ад аю щ ая часть испарения приходится на м ай — июль. В это
врем я р асход воды на испарение ч ащ е всего превы ш ает атм осф ер­
ные осадки, что происходит за счет уменьш ения зап асо в воды в бо­
лотном м ассиве (рис. 148). С ток с болот в летний период (июнь-—
август) м ал и составляет прим ерно 5% величины испарения. С ток
60
W
Приход
20
20
40
60
ЮОмм
Расход
Рис. 148. Соотношение элементов водного баланса болотного
водосбора за летнее полугодие (по К. Е. И ванову).
/ — коли чество о сад ко в, в том чи сле о сад ки , за т р а ч е н н ы е н а п опол н е­
ние за п ас о в воды в болоте (2); 5 — и сп арен ие, в том чи сле за счет
ум ен ьш ени я з а п а с о в воды в болоте ( 4)\ 5 — сток.
с болот п р еоб лад ает в зимне-весеннее полугодие, когда он состав­
л я е т около 75% годовой суммы, причем на врем я снеготаяния
(апрель) приходится больш ая часть этой величины. П ополнение
зап асо в воды происходит с августа вплоть до зам ер зан и я болота.
Зим ой н аб лю д ается расходование их в резул ьтате м алоинтенсив­
ного, но длительного стока с болот.
С ум м арное испарение и реж им испарения с различного типа бо­
л о т и болотных м икролан дш аф тов неодинаковы .
И спарение с болотных массивов определяется притоком теп ло­
вой энергии к их поверхности, составом растительного покрова
и близостью зал еган и я грунтовы х вод. У становлено (В. В. Р ом ан ов
и д р .), что в условиях избыточного увлаж н ен и я лесной зоны с ни­
зинны х болотных м и кролан дш аф тов испарение несколько больш е
(в среднем на 3— 10% ), чем с верховых болотных м и крол ан д ш аф ­
тов. И спарение с верховых болотны х м и кролан дш аф тов в пределах
64— 66° с. ш. за вегетационны й период колеблется от 300— 325 до
375— 425 мм. Таким образом , испарение с верховы х болот лесной
420
зоны несколько больш е, чем с незаболоченны х территорий, но р а з ­
личия невелики и н аход ятся в п ред елах точности современны х м е­
тодов определения и расчетов этой величины. Ю ж нее расход н а ис­
парение с болот зам етн о превы ш ает испарение с незаболоченны х
пространств.
П о сравнению с озерам и величина испарения с верховы х и
низинных болот лесной зоны меньш е; д л я верховы х м и крол ан д ш аф ­
тов на 35— 50% , д л я низинных на 30—40% - Это соотнош ение и зм е­
няется в течение л ета; в первую половину испарение к а к с верхо­
вых, т а к и с низинных болот значительно больш е, чем с озер, а н а ­
чиная с августа меньше, что об ъясн яется к а к разли чи ем тепловых
свойств торф яной м ассы и воды и разли чи ем теплообм ена болота
и озера, т а к и повыш енной транспирацией растительного покрова
болота в первой половине л ета. Р езк о е сниж ение испарения с болот
во вторую половину л ета связан о с пониж ением уровня грунтовых
вод. Р асч ет испарения с болот в н астоящ ее врем я осущ ествляется
по р азр або тан н о й в Г ГИ ф орм уле
(171)
где Z — испарение в мм /м ес;
— радиационны й б ал ан с в кал/см^;
а —-коэф фициент, зави сящ ий от типа болотного м и кролан д ш аф та
и периода вегетации.
§ 213. Д ви ж ен и е воды в болотах
К оличество воды, сод ерж ащ ееся в естественных болотны х м асси­
вах, колеблется от 87 до 97% по отнош ению к весу торф яной массы.
И з этого количества п реоб лад аю щ ая часть ее находится в св я за н ­
ном состоянии в виде внутриклеточной, адсорбированной, химиче­
ски связанной и капи ллярн ой влаги. С вободная вода заклю чен а
в крупных кап и л л яр ах и некапи ллярн ы х п орах и пустотах торф а.
К роме того, она сосредоточена в руслах болотных ручьев и речек,
озерках, топях, вн утри залеж н ы х водяны х л ин зах и водных прослой­
ках в торфе.
Д ви ж ен и е воды осущ ествляется в основном путем ф ильтрации
в растительном очесе и в торф яной зал е ж и в н ап равлении град и ­
ен та н ап о р а либо путем свободны х потоков по поверхности болота
и внутри за л е ж и по водоносным ж и л ам . Болотны й массив в отнош е­
нии водопроницаем ости п ред ставл яет собой край н е неоднородную
среду. Верхний его слой, слож енны й ж ивы м растительны м покровом
и моховым очесом, о б л ад ает очень высокой водопроводимостью
по сравнению с водопроводимостью основной м ассы торф яной з а ­
леж и , особенно ее ниж них горизонтов. Э ксперим ентальны м и иссле­
дованиям и установлено, что в слое толщ иной 1— 1,2 м коэф ф ициент
ф ильтрации ум еньш ается с глубиной в тысячи и десятки ты сяч раз.
О собенно резкие изменения коэф ф ициента ф ильтрации происходят
в слое до 40 см от поверхности мохового покрова (рис. 149). Б ы ст­
рое убы вание водопроницаем ости с глубиной в этом слое связано
с уплотнением и различной степенью р азл о ж ен и я растительны х
421
остатков, что приводит к уменьш ению р азм ер а пор. В сильно р а зл о ­
женны х торф ах (до 55— 65% ) коэф ф ициент ф ильтрации п ад ает до
миллионных долей сантим етра в секунду. Таким образом , торф
с высокой степенью разл о ж ен и я по условиям водопроводимости
п рибли ж ается к глинам. В одопроводимость торф а м еняется и от бо­
танического состава.
В верхних слоях болотного м ассива, примерно до глубины 0,8—
I м, вл аж н о сть торф а периодически м еняется в связи с к о л еб а­
ниями в этом слое уровня грунтовы х вод. П ериоди ческая аэрац и я
верхнего слоя об условли вает в нем высокую активность биологиче­
ских процессов. Это д ал о основание вы делить верхний слой болота
в особый а к т и в н ы й , д е я т е л ь н ы й с л о й. П од ним р асп о л а­
гается и н е р т н ы й , ниж ний слой. Он отличается м алой водопро­
ницаемостью , постоянством количества воды, отсутствием доступа
О
10
20
30
40
20
~ I
30
'»
50
40
во
50
70
60
80
90
100 Къ см /с
70 Kz с и 1с
э к сп ер и м ен тальн ы е точки; а — м оч аж и н ы
сф агн ово-п уш иц евы е, б — с ф агн о ви к пуш ицевый.
Рис. 149. К ривая изменения коэффициента фильтрации в д ея­
тельном слое различных
микроландш афтов
болота
(по
К. Е. И ванову).
воздуха и отсутствием аэробны х микроорганизм ов, способствую щ их
образованию торф а. Границей м еж ду активным и инертным слоями
служ ит среднее полож ение м иним ального уровня грунтовых вод
в болотном массиве.
В ы сокая водопроводимость активного слоя болота по сравнению
с инертным слоем обусловли вает его особую роль в гидрологических
процессах. В следствие больш их величин коэф ф ициента ф ильтрации
в активном слое вы падаю щ ие н а болото дож ди не зад ерж и ваю тся
на поверхности, а быстро просачиваю тся до уровня грунтовы х вод.
П оэтом у стекания воды по поверхности болот, к а к правило, не н а ­
блю дается. П ри больш ом количестве осадков и во врем я сн еготая­
ния уровень грунтовы х вод подним ается и стоит вблизи поверхно­
сти болота. В хорош о фильтрую щ их слоях очеса начинается боко­
вой подповерхностный сток.
С корость ф ильтрации воды в болоте, согласно зак он у Д арси ,
определяется коэффициентом ф ильтрации и уклоном поверхности
грунтовы х вод. В условиях естественных болотных массивов уклоны
поверхности грунтовы х вод практически совпадаю т с уклонам и по­
422
верхности болота. В еличина их, к а к правило, незначительна:
0,0001—0,005 (исклю чая горные болота на ск л о н ах ). Н есм отря
на м алы е уклоны, скорость горизонтальной ф ильтрации в самы х
верхних слоях болота дости гает значительны х величин (по данны м
К. Е. И ван о ва, до нескольких д есятков и д а ж е сотен метров
в сутки). С корость ф и льтраци и в инертном слое составляет всего
1,7— 1,7 • 10“ ^ см /сутки или м аксим ум 6 м/год.
Т аким образом , скорость горизонтального стекания воды с бо­
лотны х массивов путем ф ильтрации оп ределяется главны м образом
водопропускной способностью деятельного слоя. К оличество воды,
пропускаем ое деятельн ы м слоем, огромно. П олевы е наблю дения и
расчеты показы ваю т, что весной з а сутки стекает с вы пуклы х болот
слой воды до 10— 15 мм, или до 150 м^ с 1 га. Р асход гори зонталь­
ного потока воды, ф ильтрую ­
щ ейся через инертную толщ у,
ничтож ен и составляет менее
1%
расхода, пропускаем ого
деятельны м слоем.
Н ап р авл ен и я гори зонталь­
ных потоков воды в торф яной
за л е ж и следую т уклон ам 'п о ­
верхности болотного массива.
П ри котловинном зал еган и и и
выпуклой ф орм е поверхности
болота гори зон тальн ая ф и ль­
тр ац и я н ап р ав л ен а от цент­
ральны х частей м асси ва к пе­
риферии. Эти воды вместе
Рис. 150. Схема стекания вод на болот­
с поверхностными и грунтовы ­ ных массивах котловинного залегания,
ми водам и, стекаю щ им и с су­
(по К. Е. Иванову).
ходолов в котловину, образую т а — выпуклое болото, б — вогнутое болото;
2 — линия водораздела,
вдоль границы болотного м ас­ / — граница болота,
3 — ручьи.
си ва топи и ручьи. Воды последних отводятся в ручьи-водоприемники, вы текаю щ ие из болота
(рис. 150). Е сли поверхность болотного м асси ва вогнутая, движ ение
воды в торф яной зал е ж и н ап равлен о к центру.
§ 214. Основные законом ерности колебаний уровней грунтовы х вод
Грунтовы е воды в болотных м асси вах зал егаю т вблизи их по­
верхности. З е р к ал о грунтовы х вод практически повторяет форму
этой поверхности. В годовом ходе уровня верховы х болот севера
отчетливо вы р аж ен ы д в а м акси м ум а и д в а миним ума. П ервы й, в е­
сенний м аксим ум практически совп ад ает с м аксим альной интенсив­
ностью снеготаяния. Л етом происходит сниж ение уровня за счет
резкого увеличения испарения. Осенью уровень п овы ш ается всл ед ­
ствие сокращ ени я испарения и увеличения осадков; зимой вновь
н аб лю д ается сниж ение уровня и з-за прекращ ен и я атм осф ерного
п итания и ф и льтраци и из деятельного слоя.
423
с р е д н я я глубина зал еган и я зе р к а л а грунтовы х вод меняется от 5
до 35—40 см. Уменьш ение глубины зал еган и я грунтовы х вод проис­
ходит по мере уменьш ения густоты и высоты древостоя, смены кустарничковой растительности травян ой — в общ,ем, по мере ум ень­
ш ения продуктивности фитомассы . А м плитуда колебан и я уровня
грунтовы х вод в различны х м и крол ан д ш аф тах болотных массивов
в среднем составляет от 20—25 см до 1 м.
Т аким образом , характерн ой особенностью реж и м а грунтовых
вод н а болоте яв л яется то, что колеб ан и я уровня в различны х точ­
ках болотного м асси ва происходят практически синхронно, однако
средний уровень и ам пли туда колебан и я различны в отдельных
м икролан дш аф тах. Такой х арактер колебаний яв л яется следствием
р азличны х условий испарения с этих м и кролан дш аф тов и р азл и ч ­
ной степенью уплотненности сухого вещ ества в деятельном
слое.
Эти законом ерности п озволяю т по составу растительности су­
дить о средних уровнях грунтовы х вод и ам плитуде колебаний их
в различны х частях болотных массивов.
§ 215. В лияние болот н а речной сток
В опрос о гидрологической роли болот, влиянии их на речной
сток привлекал вним ание многих исследователей. Е щ е совсем не­
д авно вы сказы вали сь разн ы е мнения ло этому вопросу. О босно­
ванное реш ение этой проблем ы стало возм ож ны м б лаго д ар я р а з ­
витию теоретических представлений о процессах, происходящ их на
болотах, подкрепленны х специальны ми исследованиям и на болот­
ных массивах.
П ри выяснении гидрологической роли болот и влияния их на
сток рек следует исходить к а к из общ их характерн ы х гидрологиче­
ских свойств, присущ их болотам вообщ е, т а к и из специфических
особенностей, свойственных различны м типам болот. П омимо этого,
следует учиты вать п ринадлеж ность болот к той или иной кл и м ати ­
ческой зоне. В связи с этим на вопрос о гидрологической роли болот
не м ож ет быть дан один общий ответ.
О бщ ими свойствами, характерн ы м и д л я болот и оказы ваю щ им и
влияние на сток с них, являю тся: повы ш енная возм ож ность и сп аре­
ния по сравнению с окруж аю щ им и суходолами, сравнительно м а ­
лый объем воды, участвую щ ей во внутригодовом влагообороте, по
отношению к общ ем у количеству воды в болоте и плохая водоотдача
в м еж енны е периоды к а к следствие различий в водопропускной спо­
собности деятельного и инертного слоев торф яной за л е ж и болотного
массива. К специфическим особенностям болот различного типа,
оказы ваю щ им влияние на ф орм ирование стока с них, относятся
п р еж д е всего источники питания, разн ы е д л я различны х типов бо­
лот, и содерж ан ие внутри болотных м ассивов свободных объем ов
воды (озера, м очаж и н ы ).
К ак у казы валось, на моховых участках верховы х болот весной
снеговые воды не стекаю т по поверхности мерзлого слоя болот,
424
а ф ильтрую тся до уровня грунтовы х вод и аккум улирую тся в верх­
нем слое. С текание их осущ ествляется путем ф ильтрации в д е я ­
тельном слое. П оверхностны й сток, по крайней мере в н ач ал ьн ы е
ф азы снеготаяния, отсутствует и м ож ет появиться лиш ь в сл у ч ае
подъем а зе р к а л а грунтовы х вод до уровня поверхности болота и
выш е него. Это явлен и е не н аб лю д ается на верховы х участках бо­
лот. С корость ф ильтрационного потока в деятельном слое велика*,
поэтому весенние паводки в ручьях, вы текаю щ их из верховы х бо­
лотных массивов, характе'ризую тся круты ми п одъем ам и уровней
и часто больш ими м аксим альны м и расходам и . М одули м ак си м ал ь ­
ного стока тал ы х вод, по данны м К. Е. И ван ова, д л я м алы х болот­
ных водосборов Н овгородской, Л енинградской областей и Эстон­
ской С С Р достигаю т в среднем 90— 150 л /(с -к м 2 ), ^ g отдельны е
годы и более. Величины модулей м акси м альн ого стока в этих р ай о ­
нах на незаболоченны х речных водосборах одинаковой п лощ ади
вы ш е прим ерно на 30—40%.
Горизонтальное стекание воды с болотного м асси ва м ож ет про­
д о л ж аться лиш ь до тех пор, пока не истощ атся зап асы свободной
воды в деятельн ом слое, т. е. до тех пор, пока уровни грунтовых
вод н ах о д ятся в п ред елах этого горизонта. П ри сниж ении уровней
грунтовы х вод до инертного слоя и последую щ ем их падении сток
с болотного м асси ва практически п рекращ ается. П ри хорош о р а з ­
витой гидрограф ической сети на болоте вероятность падения стока
до нуля меньш е. Б олотны е ручьи, речки, болотны е топи оказы в аю т
известное влияние на сток с болот, вы равн и вая его, но оно не очень
велико. П олное п рекращ ение стока с верховы х болот возм ож но к а к
в зимний, т а к и в летний м еж енны е периоды. Д ал ьн ей ш и е исследо­
вания этого вопроса К. А. К лю евой и данны е ан ал и за м атери ал ов
наблю дений на болотно-гидрологических станциях подтвердили, что
м иним альны е средние месячны е модули стока ум еньш аю тся с уве­
личением заболоченности бассейнов, причем зам етн ое сниж ение их
н аб лю д ается при заболоченности свы ш е 50% и особенно тогд а,
когда болота не сод ерж ат больш ого объем а свободной воды. Д о ж ­
девые осадки, вы падаю щ ие при уровнях грунтовы х вод, располо­
ж енны х ниж е д еятельного слоя, аккум улирую тся в болоте и не
д аю т стока. Д л я возобновления его необходимо, чтобы уровни грун­
товы х вод д ости гали этого слоя.
Воды, поступаю щ ие в низинны е болота зон неустойчивого и не­
достаточного увл аж н ен и я, в значительной части расходую тся на
испарение (наприм ер, с низинных болотны х м ассивов ю га Б а р а б и н ­
ской низм енности). В ы полняя, по сущ еству, функцию испарителей
в этих районах, низинные болота при больш ом их распространении
на водосборе способствую т сущ ественному снижению речного стока.
О днако в р яд е случаев сток с водосборов, н а которы х р асп р о стр а­
нены низинны е болота, о казы в ается вы ш е и устойчивее по сравн е­
нию с водосборам и, лиш енны ми болот. В этих случаях повыш енный
сток с низинных болот, к а к и повыш енный сток рек, явл яется сл ед ­
ствием одной общ ей причины — повыш енного грунтового питания.
П рим ером м ож ет служ и ть сток некоторы х рек П олесья.
425
Т аким образом , влияние болот на сток рек не однозначно. В зоне
достаточного и избыточного увлаж н ен и я болота практически не
о казы в аю т влияни я на норму годового речного стока; они сниж аю т
м акси м альн ы й и миним альны й сток. К рупны е болотны е массивы,
в которы х значительны е площ ади зан яты озерам и и озерно-мочаж инны м и ком плексам и, способствую т регулированию речного стока.
Н али чие болотных массивов в рай он ах недостаточного увлаж н ен и я
способствует снижению речного стока по сравнению с незаболоченлыми водосборам и, и тем сильнее, чем в более теплы х и засу ш л и ­
вы х областях расп ол агаю тся речные бассейны.
§ 216. Термический реж им , зам ер зан и е и оттаи ван ие болот
П ериодические изменения тем пературы в болотных массивах,
т а к ж е к а к и в минеральны х грунтах, соответствую т изменению теп ­
л о о бм ен а в толщ е торф яной зал еж и . А м плитуда колебаний тем пе­
ратуры , врем я наступления м аксим ум ов и минимумов ее на болотах
и почво-грунтах неодинаковы . Они зав и ся т от различий водно-теп­
л о в ы х свойств этих сред. Теплоем кость и теплопроводность то р ф я­
ной зал е ж и к а к трехф азной системы (органическое вещ ество, вода
и воздух) зави сят от объемного соотнош ения ее составляю щ их и их
теплоем кости и теплопроводности. Тепловы е свойства торфяной
за л е ж и ниж е уровня грунтовой воды почти не меняю тся. В д еяте л ь ­
ном слое в связи с колебанием уровня грунтовой воды и изм ене­
нием влаж н ости торф а в этом слое теплоем кость и теплопровод­
ность меняю тся не только во времени, но и в пространстве при п ере­
ходе от одного м и кролан д ш аф та к другому. Н а топях и сильно
обводненны х участках теплопроводность и теплоем кость больш е по
сравнению , наприм ер, со сф агново-кустарничковы м и м и крол ан д ­
ш аф там и , особенно в летний период, но меньше, чем д л я м и н ераль­
ных почво-грунтов. О бобщ енны е дан ны е по тепло-ф изическим свой­
ствам болот, их тем пературе и зам ерзан и ю приведены в работе
С. А. Чечкина.
Суточный ход тем пературы в деятельном слое отчетливо зам етен
д о 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 годовы е
колебания тем пературы затухаю т.
А мплитуды суточных и годовых колебаний тем пературы в бо­
лотны х м ассивах зав и ся т от увлаж ненности и по сравнению с мине­
ральны м и грунтам и меньше. М акси м альны е ам плитуды летних тем ­
п ер ату р на поверхности моховых болот достигаю т 50— 60° С; в от­
дельны е ясны е ночи в северо-западны х рай он ах на поверхности
бо ло та, исклю чая сильно обводненны е участки и топи, возм ож ны
зам орозки .
За м ер зан и е болотных м ассивов обычно начинается через 12—
17 дней после устойчивого перехода тем пературы воздуха через
€ ° С к отрицательны м величинам. Н аи б ол ее интенсивно п р о м ер за­
ние торф яной зал е ж и происходит до об разован и я устойчивого
снеж ного покрова высотой 5— 10 см.
426
в п р ед ел ах болотны х м ассивов интенсивность н ар астан и я м ерз­
лого слоя и его толщ ины неодинакова. В этом п роявл яется в л и я­
ние различий в растительном покрове, рельеф е, влаж н ости и тем ­
п ературе деятельного слоя болота, а т а к ж е высоты и плотности
снеж ного покрова. Т ак, средн яя многолетняя толщ ина м ерзлого
слоя к концу зимы на гр яд ах грядово-м очаж инного ком плекса
в болотных м асси вах северо-зап ад а ЕТС почти в 1,5 р а з а больш е,
чем в м очаж инах. О бщ ее п ром ерзание на повы ш ениях м и крорель­
еф а всегда больш е, чем в пониж ениях. Н аи б о л ьш ая средняя мно­
голетн яя толщ ина м ерзлого слоя хар ак тер н а д л я крупнобугристы х
торф яников (60— 65 см ). В п ред елах ЕТС толщ ина мерзлого слоя
неосуш енных болот увеличивается в 1,5— 2 р а з а в нап равлен ии с з а ­
п ад а на восток в соответствии с пониж ением зимней тем пературы
воздуха и увеличением продолж ительности холодного периода.
П о сравнению с минеральны м и почво-грунтами толщ и н а м ерз­
лого слоя торф яной зал е ж и на 25— 40% меньше. О ттаиван и е д е я ­
тельного слоя в различны х болотных м и крол ан д ш аф тах происходит
т а к ж е неодновременно.
И зучение тепловы х свойств болотны х массивов, их п ром ерзания
и прочности м ерзлого слоя болот в последние годы приобретает все
больш ее зн ачение в связи с интенсивным хозяйственны м освоением
заболоченны х территорий и необходимостью прокладки на них зи м ­
них дорог.
§ 217. Распространение болот, их изучение и значение
для народного хозяйства
О б щ ая площ адь, зан и м ае м ая болотам и и заболоченны м и зе м ­
л ям и на зем ном ш аре, по Н. К ацу, оценивается не менее чем
в 350 млн. га. Н аиб ольш ее количество болот находится в Азии,
много их в Европе и С еверной А мерике. Н а других континентах бо­
л о та имею т более ограниченное распространение.
В С С С Р , по данны м Г осударственного гидрологического инсти­
ту та, об щ ая
п лощ адь
болот
составляет около 210 млн. га
(2,1 млн. км^), что соответствует прим ерно 9,5% всей территории.
И з этого количества на европейскую часть С С С Р приходится около
0,6 млн. км^, или 12% площ ади этой территории, на азиатскую —
1,5 млн. км^, или около 9% .
Н аибольш ей заболоченностью характери зую тся зоны тундры и
тайги. В зоне тундры заболоченность местами дости гает 50% . П р е­
о б л ад аю т болота с м алой мощ ностью торф а и заболоченны е земли.
Х арактерны м и д л я этой зоны, особенно д л я лесотундры , являю тся
бугристы е болота. Заболочен ность в зоне тундры ум еньш ается с з а ­
п ад а н а восток вследствие усиления континентальности кли м ата
в этом н ап равлении и перехода к горному рельеф у на северо-во­
стоке Сибири.
В зоне тайги сосредоточено около 80% всех торф яны х болот
С С С Р . Ш ирокое распространение имею т здесь верховы е сфагновы е
болота. Б ольш ой заболоченностью в зоне тайги в европейской
427
части отличаю тся средняя и северная К арели я, В ологодская и.
Л ен и н гр ад ск ая области, где она достигает 40% .
В азиатской части этой зоны исклю чительно высокой за б о л о ­
ченностью х арактери зуется З ап адн о-С и би рск ая низменность. Здесь,
сосредоточены наиболее крупны е м ассивы болот, они о х в аты ваю т
территорию в миллион квад ратн ы х килом етров, причем заб ол очен ­
ность местами доходит до 70% . Во многих рай он ах не заболочены :
только у зки е п ространства вдоль рек. К востоку от Зап ад н о-С и б и р­
ской низменности заболоченность таеж н ой зоны резко снижается!
по той ж е причине, что и в тундровой зоне.
В зоне см еш анны х лесов болота распространены край н е н ер ав ­
номерно. Н аиб ольш ее их количество приурочено к краевы м частям:
четвертичного оледенения. Н а северо-зап аде п реоб ладаю т верховы е
болота, к ю гу и ю го-востоку растет количество низинных. Н аи б о л ь­
ш ая заболоченность в этом районе свойственна ю го-западу, в осо­
бенности П олесью (бассейны рек П рипяти, ниж него течения Д есн ы
и отчасти В ерхнего Д н е п р а ). В П олесье преобладаю т низинныетравян ы е болота. В ысокой заболоченностью в этой зоне отличаю тся
т ак ж е М ещ ерская и П ри ветл уж ск ая низины.
Высокой заболоченностью характери зуется и зон а ш ироколист­
венных лесов Д ал ьн его В остока. Здесь болота распространены и н а
м еж дуречьях и в вы полож енны х долинах рек («п ад ях»), особенна
в ниж нем течении А мура.
В зоне лесостепи болота приурочены больш ей частью к речны м
долинам и озерны м котловинам . Б ол ота этой зоны почти исклю чи­
тельно низинного типа.
Ю ж нее, в зон ах степей, полупустынь и пустынь, болота редки .
Их мож но встретить лиш ь в пойм ах и д ел ьтах больш их рек.
В горах крупных болотных м ассивов нет. Они встреч аю тся
в виде отдельны х вкраплений на пологих склонах и высокогорных,
плоскогорьях, в м естах обильного вы хода грунтовых вод.
О билием болот отличаю тся Р ион ская и Т ал ы ш ская н изм ерностк
в субтропической зоне.
Р азносторонние и сследования с целью освоения болот произво­
дятся многими научно-исследовательским и институтами, опытными
болотными станциям и и опорными пунктами.
П ри изучении болот прим еняю тся к а к стационарны е, т а к и э к с­
педиционные исследования. П ри экспедиционном исследовании ш и­
роко используется аэроф отосъем ка. Г идрологическое д еш и ф ри рова­
ние аэроф отоснимков позволяет составить к арту болотного м асси ва
и получить представление о нем с больш ей подробностью , чем по
кар там , составленны м по назем ны м съем кам . В частности, аэроф о­
тоснимок п озволяет вы делить на болоте разли чн ы е м и крол ан д ­
ш аф ты и нам етить пути стекания вод с него, что весьм а важ н о при
изучении стока с болот.
С пециальны е гидрологические болотны е станции изучаю т в о д ­
ный и тепловой реж им болот. В програм м у их работы входят н аб лю ­
дения за уровенны м реж им ом грунтовы х вод болота, стоком и ист
парением с болот, тем пературны м реж им ом , тепловым балан сом ,
428
зам ер зан и ем и оттаиванием болот. М атери ал этих исследований по-зволил сд елать некоторы е обобщ ения, р азр а б о та ть метод расчетов
гидрологического реж и м а. Н еобходим ость в такого род а обобщ е­
н и ях и расчетах диктуется практикой и все расш иряю щ им ся освое­
н ием и осущ ением болот и использованием торф яной зал еж и .
В соответствии с п лан ам и разви ти я народного хозяй ства С С С Р
проводились и п роводятся осуш ение и освоение болот и заб ол очен ­
ных зем ель на сотнях ты сяч гектаров на северо-зап аде, в ц ен тр ал ь­
ны х р ай он ах Р С Ф С Р (М ещ ерская низм енность), в Сибири и на
Д ал ьн ем Востоке, в Б елорусской и У краинской С С Р , в П ри балтике.
Н аи б о л ьш и е площ ади сплош ного осуш ения приходятся на район
П олесской низменности, Д и ректи вам и XXIV съ езд а К П С С к 1975 г.
п р ед у см атр и вается осуш ение п ереувлаж н ен н ы х и заболоченны х зе ­
м ель в зон ах избы точного ув л аж н ен и я н а площ ади 5 млн. гектаров,
в том числе в Р С Ф С Р на п лощ ади 0,8 млн. гектаров и в Б ел о р у с­
ской С С Р на п лощ ади 1,1 млн. гектаров.
О суш ение зак л ю ч ается в искусственном снижении уровня грун­
товы х вод на болотах, которое приводит к изменению соотнош ения
элем ен тов водного б ал ан са и перераспределению стока. Это дости­
гается созданием искусственного д р ен аж а . В п ракти ке м ели орати в­
н ы х р аб о т осуш ение болот осущ ествляется с помощ ью системы от­
кры ты х осуш ительны х кан ав или закры ты х дрен («кротовин»).
В оды , притекаю щ ие н а болото извне, п ерехваты ваю тся «н агор­
ны м и» кан авам и . В отдельны х случаях в субтропиках снизить у р о ­
вен ь м ож но посадкой эвкалип тов, обладаю щ и х больш ой транспирационной способностью, в сочетании с к ал ь м атаж ем .
О суш енные болота п редставляю т огромную ценность д л я н ар о д ­
ного хозяй ства. Н а осуш енных низинных болотах р азви вается вы со­
копродуктивное сельское хозяйство: болота засев аю т кормовы ми,
зерновы м и, овощ ными культурам и и т. п. Н аи б ол ее вы сокие урож аи
получаю т при создании осуш ительных систем двойного действия:
действую щ их к а к д рен аж н ы е устройства в периоды избы тка влаги
и к ак увлаж н яю щ и е (орош аю щ ие) в периоды ее недостатка.
Т орф яны е болота сл у ж а т источником топ лива д л я пром ы ш лен­
ности и электростанций. В н асгоящ ее врем я торф ш ироко использу­
ется в качестве удобрения, подстилки д л я скота, к ак строительный
м атери ал и сы рье д л я химической переработки (битум, ам м и ак
и д р .).
ЛЕДНИКИ
Г Л А В А 49. Л Е Д Н И К И И ИХ ГИ ДРО ЛО ГИ ЧЕСКО Е
ЗН АЧ ЕН И Е
§ 218. Снеговая линия как граница области
с положительным балансом снега
Н а поверхности зем ного ш ар а всегда мож но найти так ое со­
четание клим атических условий, при котором среднее годовое ко­
личество осадков, вы падаю щ их в твердом виде, равно убы ли их
на таян и е и испарение. Э та граница, или уровень нулевого б ал ан са
п рихода-расхода тверды х осадков, которы й обусловлен в заи м о ­
действием кл и м ата и рельеф а, н азы вается с н е г о в о й г р а н и ц е й
или с н е г о в о й л и н и е й . Н и ж е снеговой границы приход снега
меньше р асхода; выш е, наоборот, приход превы ш ает расход. Это
превыш ение н аб лю д ается до некоторой высоты, в п ред елах хионосферы, на верхней границе которой снова н аступ ает равновесие.
М еж ду этими двум я границам и на зем ном ш аре р асп ол агается об­
ласть, где возм ож но непреры вное накопление снега. В этой области
и происходит образован и е ледников.
Б а л а н с накопления и расходован и я снега возм ож ен при р азл и ч ­
ных ком бинациях соотношений влаги и тепла. В об ластях с м алы м
количеством осадков это равновесие м ож ет быть достигнуто при
м алы х расх о дах снега на таян и е и испарение или при низких тем пе­
р ату р ах воздуха. П ри больш их ж е количествах осадков и расход
их д олж ен быть больш им д л я достиж ения равновесия. С л ед о ва­
тельно, при этих условиях равновесие м ож ет сущ ествовать при вы ­
соких тем пературах. Т аким образом , вы сота снеговой границы з а ­
висит от кл и м ата, а следовательно, и от рельеф а. Р асп ред ел ен и е
снеговой границы п оказано на рис. 151. В полярны х об ластях она
р асполож ена очень низко вследствие низких тем ператур воздуха.
В ю жном полуш арии вследствие океанического х ар а к тер а кл и м ата
снеговая гран и ца почти всю ду р асп ол агается ниж е, чем на таких
ж е ш иротах в северном полуш арии, и ю ж нее 62° ю. ш. л еж и т на
уровне моря. В низких ш иротах снеговая гран и ца приподнята, при­
чем н аи более высоко не на экваторе, а в субтропиках, что связан о
с сухостью воздуха и м алы м количеством тверды х осадков в этих
430
районах. Н а эк в ато р е снеговая гран и ца подним ается до 4400—
4900 м, а в субтропиках — до 6400 м. В горных рай он ах в северном
полуш арии она ниж е на северны х склонах, чем н а ю жных. Так, н а ­
пример, в Д ж у н гар ско м А л атау вы сота снеговой границы на се­
верных склонах 3000 м, н а ю жны х 3500 м. П ри больш ом у в л аж н е­
нии ю ж ны х склонов это соотнош ение м ож ет быть иным. Б ольш ое
значение имеет располож ени е горных склонов относительно д ви ­
ж ени я вл аж н ы х м асс воздуха. Т ак, н а окраинны х хреб тах Средней
Азии снеговая гран и ца р асп о л агается на вы соте 3000—3600 м,
в ц ентральны х частях подним ается до 5000— 5500 м.
км
Рис. 151. Высота снеговой линии на разных широтах; разрез вдоль южноамерш<анских и североамериканских Кордильер (по В. М. Котлякову).
I — рельеф земной поверхности, 2 — области современного оледенения, 3 — снеговая
линия.
В области накопления снега постоянно происходит р азгр у зк а
накопивш ихся зап асо в. О на осущ ествляется двум я путями; о б р азо ­
ванием ледников, переносящ их м ассы л ьд а ниж е снеговой границы ,
где затем л ед тает, и в резу л ьтате схода лавин.
§ 219. Лавины
Лавинами
или с н е ж н ы м и
обвалами
назы ваю тся
снеж ны е массы , соскальзы ваю щ ие с наклонной поверхности гор­
ных склонов и увлекаю щ ие за собой новы е массы снега. Л ави ны —
хар актер н о е явление в горных и приполярны х районах, где уклоны
больш е 15°, а мощ ность снега до 0,5 м и более. П ричины возникно­
вения лави н различны . Они могут возникнуть вследствие п ере­
грузки склонов снегом во врем я метели или в течение первых двух
дней после снегопада, когда силы сцепления м еж ду стары м сн еж ­
ным покровом и новым снегом ничтожны. Т ак об разую тся с у х и е
л а в и н ы . Во врем я оттепелей м еж ду ниж ней поверхностью снега
и подстилаю щ ей поверхностью м ож ет об разоваться водн ая см азк а ,
что приводит к возникновению т а к назы ваем ы х м о к р ы х л а в и н .
И н огда в ниж них слоях снега создается горизонт разры хлен и я.
431
§ 221. Образование и режим ледников
О б разован и е ледников связан о с кли м атом и особенностями
р ельеф а. Н акоп лени ю снега способствую т полы е и слабовы пуклы е
формы рельеф а, горизонтальны е площ ади. К руты е верш ины с от­
весными склонам и, на которы х снег не м ож ет д ер ж аться, напротив,
не способствую т возникновению ледников. Д л я ф орм ирования л ед ­
ников н аи более благоприятен морской кл и м ат с больш им количе­
ством осадков при достаточно длительном п ериоде с отри цатель­
ными тем пературам и. Сухой континентальны й кл и м ат с малы м
количеством осадков и с ж ар ки м летом, наоборот, не благоприятен
д л я процессов оледенения.
Л е д н и к о м , по С. В. К алеснику, н азы вается естественная
м асса ф ирна и л ьд а, о б л ад аю щ ая постоянным собственным д в и ж е­
нием, р асп ол ож ен н ая главны м образом на суш е и об разован н ая
путем н акопления и п реоб разован и я тверды х атм осф ерны х осадков.
Л едн ики сущ ествую т длительное врем я, имею т определенную
ф орм у и значительны е разм еры . З а р о ж д е н и е ледников происходит
в области полож ительного снеж ного б ал ан са. О бразовавш и й ся
глетчерный лед, придя в движ ение, дости гает снеговой границы и,
перейдя через нее, п оп адает в область отрицательного б ал ан са,
где происходит таян и е льд а. Т аким образом , в каж д о м леднике
сущ ествую т д ве характерн ы е области: о б л а с т ь п и т а н и я л е д ­
н и к а , или ф и р н о в а я о б л а с т ь , и о б л а с т ь с т о к а , или
я з ы к л е д н и к а . Г ран и ца м еж ду областям и питания и стока
н азы вается ф и р н о в о й л и н и е й . У казанн ы е области наиболее
отчетливо вы раж ен ы у горных ледников. Л ед н и к при движ ении
производит обработку склонов долины и д на своего л о ж а. О бломки
горных пород, п о п ад ая н а поверхность ледни ка, д ви ж утся вместе
с ним. Ч а ст ь этого м атер и ал а сохраняется на поверхности и о б р а­
зу ет п о в е р х н о с т н ы е м о р е н ы , располагаю щ и еся в виде про­
дольны х валов на поверхности ледника. Ч асть м атер и ал а проникает
внутрь и о б разует в н у т р е н н ю ю и н и ж н ю ю м о р е н ы .
Н аи б о л ее благоприятны условия накопления твердого м атери­
ал а по кр аям глетчера. Зд есь с окруж аю щ и х утесов скаты ваю тся
кам ни или сползаю т ш лейфы осыпей. М атериал этот, попав на л ед ­
ник, тян ется по обоим кр аям ледни ка в виде гряд б о к о в ы х м о ­
р е н (рис. 152).
О блом ки горных пород на поверхности ледни ка разруш аю тся
в р езу л ьтате морозного вы ветривания и под действием ветра; про­
никнув в толщ у л ьд а, облом ки стираю тся и некоторы е из них об­
разую т ледниковую «муку» — тонкие илистые частицы , характерн ы е
д л я взвеш енны х наносов потоков, вы текаю щ их из ледников.
Весь моренный м атери ал ледник выносит к своему концу и здесь
в р езу л ьтате таян и я л ьд а н агр о м о ж д ает в ви д е в а л а — к о н е ч н о й
морены.
Главны й источник питания ледни ка — т в е р д ы е а т м о с ф е р ­
н ы е о с а д к и , непосредственно отлагаю щ иеся в области п и та­
ния. П ри некоторы х условиях возм ож но участие в питании ледника
434
конденсации водяного п ара. Д ополнительны м и источниками пи­
тан и я являю тся: н а р а с т а ю щ и е о с а д к и (иней, тверды й налет,
и зм о р о зь), м е т е л е в ы й п е р е н о с снега и с н е ж н ы е л а ­
вины.
В период наблю дений М еж дународного геофизического года
(1957— 1959 гг.) обнаруж ено, что и зм орозь имеет некоторое з н а ­
чение в питании ледникового покрова ц ентральны х районов А н тарк­
тиды, ледникового щ ита северного острова Н овой Зем ли. С копле­
ния ее н аблю даю тся в А льпах, в прибреж ны х горных цепях Аляски,
в Г и м ал ая х и т. д.
Рис. 152. Ледник Федченко.
Н а заднем плане — фирновая область, на переднем — средняя часть язы ка ледника. Видны
трещины и поверхностные морены (черные полосы), боковые и срединные.
Н а явлен и я метелевого переноса снега и снеж ны е лавины к ак
дополнительны е источники питания ледников при определенны х со­
четан и ях м естны х условий об ращ аю т вни м ани е гляциологи
Г. К. Туш инский и В. М. К отляков. М етелевы й перенос и лавины
приводят к концентрации снега в вогнуты х ф орм ах рельеф а: ни­
ш ах, к ар ах , долинах, где к а к р аз сущ ествует больщ инство горных
ледников. К онцентрация метелевого снега в средних по разм ер ам
долинных л едни ках составл яет около 15% общ ей аккум уляции
тверды х осадков н а них, а в к л ад «лавинного» питания в общ ую
аккум уляц и ю обычно не п ревы ш ает 10% (В. М. К отляков, 1968 г.).
М етелевы й перенос на полярны х ледниковы х п окровах (А н тарк­
тиды и д р ). приводит к п ерераспределению снега на их
28*
435
поверхности, отчасти способствует сносу снега в океан, и не
влияет на аккум уляцию его на ледниковом щите.
Р асх о д вещ ества лед н и ка происходит к а к вследствие м ехани­
ческих причин (вы дувание снега в области питания, обвалы концов
я з ы к а ), т а к и путем абляции — таян и я и испарения л ьд а, по преи­
м ущ еству с его поверхности.
И зм енение соотношений м еж ду приходной и расходной частям и
б ал а н с а вещ ества ледников приводит к изменению их разм еров.
П ри равен стве прихода и расхода вещ ества ледник находится
в стационарном состоянии, при превыш ении прихода н ад расходом
ледник увеличивается (н асту п ает), при обратном соотнош ении убы ­
в ает (отступает). М ноголетние колеб ан и я ледников связан ы с из­
менениями условий питания, т. е. о тр аж аю т изменения кли м ата.
^ В еличина абляц и и в ы р а ж ае тся обычно в единицах слоя воды,
стекаю щ ей с ледни ка и испаривш ейся с его поверхности. С у м м ар­
ная величина абляц и и определяется, к а к правило, величиной стаирания. И спарение обычно невелико (до 1— 2 м м /сут), и не имеет
сущ ественного зн ачен ия в водном б ал ан се ледника.
О днако больш ие потери теп л а н а испарение по сравнению с т а я ­
нием (скры тая теплота испарения 600 к ал /г, или 25 • 10® Д ж /к г,
плавлени е л ьд а 80 к а л /г, или 335* 10^ Д ж /к г ) приводят к тому, что
су м м ар н ая аб л яц и я на лед н и ках зам етн о ум еньш ается при в о зр а ­
стании относительной доли испарения. З а тр а ты теп л а н а испарение
повышены на л едни ках континентальны х районов (б ол ьш ая су­
хость воздуха) по сравнению с морскими. В ледниковы х рай он ах
морского кл и м ата, наприм ер в рай он ах С убантарктики, на лед ни ­
ках Б аф ф иновой Зем ли, где в летний период часто повторяю тся
туманы , н аб лю д ается конденсация и ледники не теряю т, а приобре­
таю т некоторое количество тепла. Это количество летом становится
сущ ественным и дости гает Vs всей суммы поступаю щ его тепла
(В. М. К о т л я к о в ).
Основной источник теп ла, расходуем ого на таяние, — л у ч и ­
с т а я э н е р г и я . О на составляет основную долю приходной части
в уравнении теплового б ал ан са поверхности лед н и ка в период т а я ­
ния. М еж ду величиной тая н и я и радиационны м теплом (коротко­
волновой ради ац ией) сущ ествует тесная зависим ость, количест­
венно в ы р аж ен н ая уравнением прямой линии. Т ак, на основании
исследований на л едни ках Ф едченко и Зеравш ан ском О. А. Д р о з ­
довым предлож ено следую щ ее уравнение:
гш= 0 ,8 2 /? к+
28,
(172)
где rw — р асход теп ла на таян и е в кал/(см ^ • с у т ) ; г — скры тая теп­
ло та п лавлени я л ьд а; w — количество стаявш его л ьд а в сантим ет­
рах; Rk — коротковолн овая составляю щ ая радиационного бал ан са
в к а л /(с м ^ -с у т ).
С вязь м еж ду коротковолновой ради ац ией и величиной таяни я
наруш ается при низких тем п ературах воздуха, а т а к ж е при относи­
тельно высокой тем п ературе воздуха в условиях пасм урной погоды.
436
П оследнее х ар актер н о д л я покровны х ледников высоких ш ирот,
где тая н и е в основном происходит з а счет адвекции тепла.
П ри загр язн ен и и л ь д а моренны ми отлож ен и ям и сн ач ал а в ел и ­
чина тая н и я растет, т а к к а к р астет д о л я поглощ енной ради ац ии
при уменьш ении альбедо. Н о при сплош ном слое морены, покры ­
ваю щ ей я зы к ледника, таян и е происходит з а счет м олекулярного
теплообм ена через слой морены и интенсивность тая н и я сниж ается.
Т ак, по наблю дениям на лед н и ках Ф едченко и Зеравш ан ск ом , су­
точное таян и е в откры той зоне лед н и ка в ясную погоду достигает
5— 7 см (в слое во ды ), а на уч астках, покры тых мореной толщ иной
Рис. 153. Ледяной столб, покрытый каменной «шляпой», предохраняющей
его от таяния.
На заднем плане — морена. (Фото Д. П. Соколова.)
30— 40 см, со ставл яет 25—20% этой величины. Т аяни е л ьд а п р ак ­
тически п р екр ащ ается под моренны м чехлом толщ иной примерно
1 м (рис. 153). В лияние солнечной ради ац ии на процессы таян и я
ум еньш ается с высотой. В еличина стаявш его слоя зави си т от э к с­
позиции поверхности лед н и ка, альбедо, закры тости ледни ка и др.
И нтенсивность таян и я на ю ж ны х склонах больш е, чем на северных,
на зап ад н ы х больш е, чем на восточных. Т аяни е под действием сол­
нечной р ад и ац и и зави си т от времени суток, продолж ительности
освещ ения и облачности.
Зави си м ость интенсивности таян и я
от
температуры
воздуха менее отчетлива. Т ем пература воздуха имеет значение для
таян и я только в том случае, если она выш е 0° С. П олож и тельная
437
тем п ер ату р а воздуха уси ли вает резул ьтат действия солнечной р а ­
диации. Эмпирическим путем установлен а величина стаивания
снега (льда) на Г полож ительной тем пературы . Т ак, по данны м
разны х исследователей (В. Л . Ш ульц, Н. Н. П альгов и д р .), в е­
личина стаивай и я снега на горных ледни ках на Г полож ительной
средней суточной тем пературы воздуха равн а 5— 6 мм, л ьд а —
7—9 мм (в слое в о д ы ).
Ф актическое суточное и сезонное стаиван и е колеблется в з а ­
висимости от местных орограф ических условий, местных ветров
(горно-долинных, ф ён ов), типа погоды, частоты вы падения осадков
в период абляции и др. Т ак, н аЦ е й с к о м леднике, по X. Заки еву, в е­
личина суточного стаиван и я в условиях различной погоды м енялась
от 36 до 74 мм, на леднике Ф едченко в августе 1958 и 1959 гг., по
данны м экспедиции Л Г У , от 20 до 74 мм, на З еравш ан ск ом л е д ­
нике в ию ле 1962 г. от 60 до 80 мм.
В еличина годовой абляции составляет в среднем д л я ледников
Альп около 2— 3 м, на Р онском леднике на вы соте 2560 м — по­
р яд к а 3 м, на вы соте 1810 м — около 11 м, на З ем л е К оролевы
Л у и зы (Г р ен л ан д и я) — около 1 м слоя воды (С. В. К алесни к).
Е ж егодны е колеб ан и я концов ледников составляю т обычно н е­
сколько метров или десятки метров. Н о бы ваю т случаи и более
значительны х колебаний. Так, Б ольш ой Тихоокеанский ледни к на
А ляске з а один лиш ь 1911-12 г. отступил на 2292 м. Н а К ав к азе
п ер вая половина XIX столетия бы ла временем последнего м акси ­
м ального р азви ти я ледников: снеговая линия тогд а л е ж а л а на
70— 75 м ниж е, чем соврем енная (С. В. К ал есн и к), с середины сто­
летия нам етилось отступание, п реры ваем ое зад ер ж к ам и и сравн и ­
тельно небольш ими наступаниям и. Эти наступания (не всю ду) от­
мечены в 1877— 1887, 1907— 1914, 1927— 1933 гг. А. В. Ш нитников
изучил колеб ан и я ледников Альп с н ач ал а ХУП столетия. Главны й
м аксим ум оледенения был им отмечен в период 1845—-1856 гг. П о ­
следую щ ие н аступ ан и я были в 1880— 1894 и 1914— 1924 гг. С 1928 г.
н ам етилось почти неуклонное отступание ледников.
В С редней Азии ледники н аступ али 'С н ач ал а XX столетия
(1906— 1915 гг.). Это наступание отм ечается многими и ссл ед ова­
телям и (Р . Д . З аб и ров и др.) на фоне общ его сокращ ени я олед е­
нения. Н екоторы е ледники, как, наприм ер, Зеравш ан ский , по ис­
следованиям Л . К. Д ав ы д о в а, н аход ятся в стадии отступания при­
мерно с 1870 г., т. е. в течение последних 100 лет.
§ 222. Типы и распространение ледников
Р азл и ч аю т д в а основных типа ледников — м а т е р и к о в ы е и
г о р н ы е . Г лавную роль в л ан дш аф тн ой оболочке Зем л и играю т
м атериковы е ледники, или ледниковы е щиты, примером которы х
могут служ ить ледниковы е щиты А нтарктиды и Гренландии. Ти­
пичные ледниковы е щиты отличаю тся огромными разм ерам и , плоско-выпуклой формой, н е зави сящ ей от рельеф а местности, погре­
бенной под ледниковы м покровом. Н акопление снега происходит
438
на ледниковы х щ и тах в центре, расходован и е ж е — на окраинах.
В соответствии с этим и вы пуклой ф ормой щ итов л е д дви ж ется
от центра к периф ерии по расходящ и м ся линиям.
А бляция происходит лиш ь в узкой полосе на окраи н ах л едни ко­
вы х щ итов. О сновным источником расходован и я вещ ества явл яется
об лам ы вани е их концов, находящ и хся н а п лав у в море. Эти об ­
лом ки л ьд а и о бразую т а й с б е р г и (см. § 41).
Горные ледники имею т несоизм ерим о меньш ие разм еры , их
ф орм а о п ределяется ф ормой вм естилищ а. Д ви ж ен и е обусловли ва­
ется в основном уклоном л о ж а и н ап равлен о, в отличие от ледни ­
ковы х щ итов, в одну сторону — от истоков к концам язы ков. С ко­
рости дви ж ени я, к а к правило, больш ие.
С ущ ествует довольно зн ачительн ое число типов горных ледни ­
ков. К простейш им из них относятся л е д н и к и г о р н ы х с к л о ­
н о в и в е р ш и н : кальдерны е, располож енны е в к р а тер ах потух­
ших вулканов; звездообразны е,! образую щ и е несколько коротких
Т а б л и ц а 30
Современное оледенение земного ш ара (п о С. В. К алеснику)
Район
Площадь
ледников, ки-
Площадь
ледников, км^
Район
Европа
Арктика
Гренландия
Канадский архипелаг
Шпицберген
Ян-Майен
Исландия
Новая Земля
Земля Франца-Иосифа
Северная Земля
Прочие острова
Арктики
1 802 600
155000
58 ООО
117
11785
2 3900
14 360
16 908
768
2083438
30
3 600
5 000
25
Пиренеи
Альпы
Скандинавия
Урал
8 655
Азия
Кавказ
Сибирь
Коряцкое нагорье
Камчатка
Алтай и Саяны
Иран и Малая Азия
Тянь-Шань и Памир
Гиндукуш, Каракорум
и Гималаи
Тибетское нагорье
Северная Америка
Аляска
Континентальная Канада
США и Мексика
52 000
15000
661
1800
477
180
866
914
100
20375
57 285
32150
114147
Океания
Новая Гвинея
Новая Зеландия
15
1000
1015
67 661
Антарктида
Южная Америка
Африка
25 ООО
23
Антарктида
Острова
13 200 ООО
4000
13 204000
439
язы ков, вы ходящ их из одного общ его ф ирна, располож енного на
верш ине горы; каровы е, находящ иеся в кар ах ; висячие, расп ол о­
ж енны е на крутом горном склоне в неглубокой впадине.
Б олее слож ны е д о л и н н ы е л е д н и к и. С реди них р азл и ч аю т
простые^ состоящ ие из одного потока, слож ны е, имею щ ие притоки
первого порядка, и древовидны е, имею щ ие притоки, являю щ иеся
в свою очередь слож ны ми. Е щ е более слож ны е л е д н и к о в ы е
о б р а 3 о в а н и яу: возникаю щ ие в р езул ьтате соединения несколь­
ких сам остоятельны х ледников в области питания или стока.. Т а ­
ковы .п е р е м е т н ы е л е д н и к и — д в а ледника с общ ей областью
питания, ледники с к а н д и н а в с к о г о т и п а — группа ледников,
напоминаю щ их долинные, с общ им плоским обш ирны м фирновым
бассейном, ледники а л я с к и н с к о г о т и п а ^ г р у п п а ледников
с различны м и областям и питания, но сливаю щ ихся вм есте в ниж ;
ней части и образую щ их единую ледниковую дельту, р асп ол ож ен ­
ную на предгорны х равнинах. "
Л едники зан и м аю т свы ш е 15,5 млн. км ^ и л и .б о л е е 10% всей
суши. О бъем л ьд а во всех л едни ках на Зем ле, по последним д а н ­
ным, достирает, 24 млн. км^. Если бы этот л ед р ас тая л , то уровень
......
.
М ирового о кеан а поднялся бы более чем н а 60 м,..... ..
Р асп ред елен и е оледенения по зем ном у ш ару приведено
в таб л . 30.
К ак видно из таблицы , на долю полярны х стран приходится
98,6% всей площ ади оледенения Зем ли.
§ 223. Гидрологическое значение ледников
Т алы е воды горных ледников являю тся о д н и м и з и с т о ч н и ­
к о в п и т а н и я р е к . Д о л я ледникового питания в общ ем стоке
больш инства рек, берущ их н ач ал о из ледников, относительно пег
вели ка и только в непосредственной близости к леднику она м ож ет
достигать 50% годового стока и иногда несколько превы ш ать эту
величину. О стал ьн ая ч асть годового стока этих рек форм ируется
за счет других источников питания, главны м образом таян и я сезон­
ных снегов, залегаю щ и х на поверхности ледни ка и обрам ляю щ их
его склонах. По мере удален и я от ледни ка и уменьш ения степени
оледенения; речного бассейна д оля ледникового питания зам етно
уменьш ается. Тем не менее наличие ледников в речном бассейне
создает соверш енно своеобразны е особенности р еж и м а стока и
уровней в течение года и ок азы в ает сущ ественное влияние на и з­
менчивость годового стока таких рек,, значительно сн и ж ая его.
У меньш ение коэф ф ициента вари ац ии Cv годового стока происходит
главны м образом з а счет повы ш ения стока в годы с м алы м коли ­
чеством осадков, когд а д о л я стока талы х вод ледников увели чи ва­
ется. По данны м В. Л . Ш ульца, д л я рек ледниково-снегового п и та­
ния С редней Азии (В ахш , З ер ав ш ан , Ягноб, Сох и др.) С-и обычно
не превы ш ает 0,10—0,15. Д л я равнинны х рек исклю чительно снего­
вого питания, к а к известно, Cv достигает 0,80—0,90 и превы ш ает
эту величину.
440
Р еки , в питании которы х приним аю т участие ледники, отл и ча­
ю тся растян уты м летним половодьем и, относительно небольш им
колебанием уровней и расходов (тянь-ш аньский тип водного р е­
ж и м а, по класси ф и кац и и З а й к о в а ). В н ач ал е половодья сток таких
рек происходит з а счет тая н и я сезонны х снегов к а к на самом л е д ­
нике, так и на обрам ляю щ их ледни к горных склонах. У величение
расходов воды происходит медленно, что связан о с медленным по­
теплением в бассейне и м алы м и п лощ адям и таян и я, а т а к ж е регу­
лирую щ ей ролью сам ого ледника. По мере освобож дения язы к а
лед н и ка от снеж ного покрова в питании реки начинаю т у ч аств о в ать
одноврем енно тал ы е воды снега и л ьд а. Р о ль ледникового питания
при этом постепенно увеличивается. В зависим ости от р еж и м а т а я '
ния и р а зм е р а площ адей, охваченны х одновременно таяни ем , м а к ­
сим альны е расходы в период полово­
д ья н аблю даю тся в ию ле— н ач ал е а в ­ ам^с
густа. С п ад зак ан ч и в ается к октябрю . 250г
Н а общ ем фоне повышенной волны
половодья к ак на подъеме, т а к и на
спаде наблю даю тся отдельны е п авод ­
ки (см. рис. 87). П оявлен и е их вы зы ­
вается сменой погоды и изменением
интенсивности таян и я. И н огда п а ­
водки являю тся результатом быстрого
сброса вод из ледниковы х озер или
других емкостей в теле ледника, вы ­
званного прорывом ледяны х перем ы ­
чек или морен. С лучаи таких паводков
наблю дались, наприм ер, в 1958 г. на Рис. 154. К ривая связи меж ду
реке С ельдаре, вы текаю щ ей из лед ни ­ скользящ ими декадными р ас­
ка Ф едченко, и ее верхнем притоке ходами воды р. Сельдары у ис­
тока и Температурами воздуха
р. М. Т аны м асс. И н огда паводки д о­ у метеостанции А лтын-М азар
стигаю т катастроф и ческих разм еров,
за 20Л/1— 12/V III 1958 г.
вы зы ваю т р азруш ен и я и со п р о в о ж д а­
ю тся человеческими ж ертвам и . П роры вы ледниковы х озер и зве­
стны во многих ледниковы х рай он ах (А льпах, К орди льерах, Ги­
м алаях , С кандинавии, К ар ак о р у м е и д р .).
А нализ водного р еж и м а рек, вы текаю щ их из больш их ледников,
позволяет п р едполагать, что в первую половину л ета происходит
акку м ул яц и я воды в теле л ед н и ка и на его поверхности — в озе­
рах, в пониж ениях м еж д у боковыми моренам и и телом ледника,
в устьях притоков. Во вторую половину л ета происходит отдача
этих вод. В соответствии с этим в первую половину л ета при одной
и той ж е тем п ературе воздуха расходы воды реки в истоке ее из
л ед н и ка долж ны быть меньш е, чем во вторую половину , лета.
Это п редполож ение хорош о п о д тв ер ж д а ется 'р и с. 154, на котором
п о к азан а связь м еж ду скользящ им и средними д екадны м и р асхо­
д ам и воды р. С ельдары у и стока из лед н и ка Ф едченко И Темпера­
турам и воздуха. Очевидно, что подобны е соотнош ения замётНы
лиш ь при больш ом оледенении речного бассейна.
'441
Р азл и ч н ая п лощ адь оледенения оказы в ает сущ ественное в л и я ­
ние на внутригодовое распределени е стока. С увеличением площ ади
оледенения в о зр астает д о л я стока во второй половине л ета (ию ль—
сентябрь) по отношению к стоку з а м арт— июнь в связи с повы ­
ш ением роли ледникового питания. Э та законом ерность хорош о
прослеж и вается при сопоставлении п ар ам етр а В. Л . Ш ульц а б =
Z v ir Q
с площ адью оледенения бассейна fn% д л я створов рек,
располож енны х вблизи их истоков из ледников.
В летний период на реках, вы текаю щ их из ледников, хорош о
в ы раж ен суточный ход уровней и расходов. В рем я наступления
м аксим ум а и минимума расходов и уровней обычно зап азд ы в а ет по
Исм
Рис. 155. Внутрисуточные колебания температуры воз­
духа (t) и уровня воды (Я ) р. Зеравш ан вблизи истока из
ледника Зеравш анского.
отношению К времени н аступления м акси м ум а и м иним ума тем пе­
р атуры воздуха. Д ли тельн ость этого зап азд ы ван и я разли чн а, что
связан о с р азм ерам и лед н и ка и п лощ адью его одновременного т а я ­
ния, а следовательно, со временем добеган ия ледниковы х вод до
зам ы каю щ его створа. Н аи б о л ьш ая суточная ам пли туда обычно
н аб лю д ается в период н аи более интенсивного таян и я и м акси м ал ь­
ного сб роса тал ы х вод с л ед н и ка (рис. 155).
Т ем пература воды в истоке рек в период половодья бли зка
к 0°С и обычно днем не превы ш ает 0,5° С, а ночью 0,1— 0,2° С.
По мере у д ал ен и я от лед н и ка вода в реке н агревается, и тем бы ­
стрее, чем меньш е водность реки.
В ода рек, вы текаю щ их из ледников, отличается повышенной
мутностью и м алой м инерализацией. Зоной ф орм ирования твердого
стока так и х рек яв л яется главны м образом зон а абляции. К истоку
реки вм есте с талы м и водам и в больш ом количестве поступаю т про­
дукты вы ветривания горных пород, скапливаю щ иеся на леднике.
442
Р еж и м мутности поэтому тесно связан с водны м реж им ом , и максимумы мутности и расходов воды совпадаю т. М утнбсть рек, вы те­
каю щ их из ледни ков,-дости рает значительны х величин. Т ак, по и з­
мерениям в период М ГТ, 'м утн ость в истоках рек С ельдары ,
вы текаю щ ей из леДнйка Ф едченко, и М атчи, вы текаю щ ей из З е ­
равш анского ледни ка, со став л ял а соответственно 7— 8 и 9 — Юкг/м^.М утность р езко сн и ж ается, если р ек а вы текает не непосредственноиз грота ледни ка, а из озера, подпруж енного мореной и собираю ­
щ его тал ы е воды с ледника.
М а л а я м и н ер ал и зац и я тал ы х вод (в среднем 30— 50 м г/л) х а ­
р ак тер н а д л я многих горных ледников. Это обстоятельство обес­
печивает относительно небольш ую м и н ерали зац ию вод рек, вы те­
каю щ их из них. Т ак, по наблю дениям в период М ГГ, м и н ер ал и за­
ция некоторы х так и х рек в истоках к о л еб ал ась от 50— 60 до 120—
180 м г/л. П овы ш ение м и н ерали зац ии воды’^реки'по сравнению с пи­
таю щ им ее ледником об язан о кон такту тал ы х вод с моренными
отлож ениям и и вы щ елачиванию из них н аи более легко раствори ­
мых солей. В составе вод обычно п р ео б л ад ает ион Н С О '
С воеобразной гидрологической особенностью о б лад аю т м а т е ­
р и к о в ы е л е д н и к и полярны х ш ирот. О пускаясь к • морю, они
о бразую т айсберги. П ри отлам ы ван ии айсбергов в м о р е возникаю т
огромны е волны , подчас опустош ительно действую щ ие на берега.
И м ею тся сведения о волнах, д о сти гаю щ и х '‘высоты -30 м и длины
300 м (С. В. К ал есн и к).
'
=
И зучение р еж и м а горных ледников и‘ р еж и м а рек, вы текаю щ их
из н и х ,'и м е е т больш ое п ракти ч еское-зн ач ен й е, особенно д й я -т е х
районов, где- зем ледел и е основано н а искусственном орош ении и
и спользований д л я этой цели вод рек,'П йтаю щ йхся т а л й м й ' вЬдами
лЬДа и снега в горах.
: . ■
ВОДНЫЕ РЕСУРСЫ
И ИХ ОЦЕНКА
Г Л А В А 50. ВО ДН Ы Е РЕСУРСЫ И ВО ДН Ы Й БАЛАНС
ТЕРРИ ТО РИ И
§ 224. Понятие о водных ресурсах
К водным ресурсам относятся все виды воды, исклю чая воду,
ф изически и химически связанную с горными породам и и биосф е­
рой. Они д ел ятся н а д ве разли чн ы е группы, состоящ ие из стацио­
нарны х зап асов воды (см. таб л. 1 н а стр. 6) и возобновимых
зап асо в, участвую щ их в процессе круговорота воды и оцениваемы х
балансовы м методом. Д л я практических н уж д необходимы в ос­
новном пресны е воды . В озм ож ность использования пресных вод из
стационарны х зап асов край н е ограничена. Это относится, наприм ер,
к проточным озерам , горным ледни кам , стационарны е зап асы к о ­
торы х н ельзя и спользовать путем и зъяти я воды из них, не н аруш ая
возобновимы х водны х ресурсов данного озера, ледника, ф орм ируе­
мых в процессе водообм ена. Э ксп л уатац и я стационарны х ресурсов
подземны х вод, сл аб о участвую щ их в процессах водообм ена, в ряд е
случаев во зм ож н а без ущ ерба д л я возобновимы х ресурсов этих
вод. Очевидно, это относится и к полярны м ледни кам , обладаю щ им
больш ими единовременны ми зап асам и .
Н и одна отрасль хозяй ства не обходится без использования
воды. Основными потребителям и воды являю тся городское и сель­
ское хозяйство, промы ш ленность, теплоэнергетика, гидроэнергетика,
судоходство.
В одны е ресурсы в их естественном состоянии д ал еко не всегда
соответствую т требован иям хозяй ства. Это относится к качеству
воды, устойчивости водны х ресурсов во времени и распределению
по территории. Н аи б ол ее высокие требован ия к качеству водных
ресурсов п ред ъявляю тся при использовании их д л я питьевого водо­
сн абж ени я. Хорош им качеством долж н ы о б л ад ать воды, обеспечи­
ваю щ ие ж и зн едеятельн ость и продуктивность биосферы, вклю чая
воду, расходуем ую на неорош аем ое и орош аем ое зем леделие.
П о степени пригодности д л я использования разли чаю т водные
ресурсы нескольких классов. К сам ом у вы сокому классу относят
444
пресны е воды хорош его качества, устойчивы е во времени. Этими
свойствами, з а отдельны м исклю чением, о б лад аю т подзем ны е воды
зоны активного водообм ена, дренируем ы е рекам и, озерны ми котло­
винам и и др. и возобн овляем ы е в процессе круговорота. Эти воды
подверж ены и меньш ему загрязнени ю по сравнению с поверхност­
ными водами.
П оверхностная составл яю щ ая речного стока (паводочны й сток)
отличается неравном ерностью в течение года. Д л я ее и сп ользова­
ния необходимо регули ровани е речного стока во времени, что д о ­
стигается путем создан и я водохранилищ . С помощ ью к ан ал о в и
меж бассейновы х перебросок воды осущ ествляется ее тран сп орти ро­
ван ие из районов, где вода в избы тке, в районы, где ее н едоста­
точно. В соответствии с требован иям и городского хозяй ства, р а з ­
личных отраслей промы ш ленности и теплоэнергетики проводятся
меры по улучш ению качества воды , вплоть до опреснения морской
воды. В се это р азли чн ы е приемы п реоб разован и я с целью расш и ­
ренного воспроизводства водны х ресурсов, под которы м поним а­
ется перевод труднодоступны х и недоступны х д л я использования
водны х ресурсов в доступны е и н аи более удобны е д л я и сп ол ьзова­
ния. К расш иренном у воспроизводству относится т а к ж е увеличение
одних источников водны х ресурсов з а счет других, наприм ер п ере­
вод поверхностного стока в ресурсы почвенной влаги, искусственное
питание подземны х вод речными паводочны м и водам и, создание
подземны х водохрани ли щ в ц елях увеличения ресурсов подземных
вод и т. п.
Р асш иренн ое воспроизводство — весьм а ценное свойство вод ­
ных ресурсов. Ц елен ап равл ен н ы е м ероприятия, проводим ы е д л я
осущ ествления этого воспроизводства, позволяю т реш ать слож ны е
водохозяйственны е зад ач и и обеспечить человечество водой в необ­
ходим ом количестве.' Р еш ени е водохозяйственны х зад ач , начиная
с оценки водны х ресурсов, долж н о осущ ествляться ком плексно. П ри
этом р азл и чаю т природный ком плекс (в заи м о у в язан н ая оценка
всех источников водны х ресурсов, связан ны х м еж ду собой в природе
в процессе круговорота во д ы ), а т а к ж е хозяйственны й ком плекс
(в заи м о у вязан н о е реш ение водохозяйственны х за д ач в соответствии
с интересам и лю дей и всех отраслей х о зяй ств а ). Эти принципы з а ­
лож ены в плановом координированном использовании и охране
водных ресурсов С оветского С ою за.
§ 225. Балансовая оценка водных ресурсов
М етод водного б ал ан са ш ироко и сп ользовался с конца прош лого
столетия с целью определения главны м об разом средней м ноголет­
ней величины речного стока. В настоящ ее врем я он прим еняется
д л я оценки водны х ресурсов стран, различны х природных зон, от­
дельны х речных бассейнов.
Н а основе исследований вод территорий создается возм ож ность
не только количественно оценить водны е ресурсы , но и нам етить пути
их рац ионального и спользования и п реоб разован и я, поскольку р е ­
ш ение этих зад ач зави си т от естественных свойств водны х ресурсов.
445
О собенно актуальной стал а п роблем а изучения водного б ал ан са
территорий в период М еж дународного гидрологического д есяти ­
летия.
Д л я изучения водного б ал ан са территории требуется ком плекс­
ный географ ический подход, позволяю щ ий установить взаи м освязь
м еж д у всеми звеньям и круговорота воды в природе и оценить со­
ставляю щ ие б ал ан са к ак д л я длительны х, так и д л я коротких от­
резков времени. Географ ический подход к изучению водного б а ­
л ан са основан та к ж е на том, что происхож дение водного б ал ан са
в речном бассейне есть совокупный р езул ьтат его ф орм ирования на
отдельны х л ан д ш аф тах этого речного бассейна.
. Т ак ая за д а ч а бы ла впервы е п оставлена и намечены пути для
ее реш ения в И нституте географ ии АН С С С Р в послевоенные годы.
Рис. 156. Схема водного баланса речного бассейна
(по М. И. Л ьвовичу).
й — п олны й речной сток,
Р — о сад ки , S — поверхностны й
С Т О К , и — п одзем н ы й сток, W — вал о во е у в л а ж н е н и е т е р р и т о ­
рии (п очвы ),
— и сп ар ен и е с почвы , Г — т р а н с п и р а ц и я , Е —
су м м ар н о е и сп ар ен ие, "V — водообм ен с п одзем н ы м и вод ам и
н и ж е у р о вн я д р е н а ж а р екам и .
К омплексны й метод и сследования водного б ал ан са, предлож ен ­
ный М. И. Л ьвовичем , основы вается н а схеме внутрим атерикового
водообм ена, происходящ его на ограниченны х тер р и то р и я х — в реч­
ном бассейне и его частях (рис. 156). В заи м о у в язан н ая оценка
отдельны х звеньев этого круговорота производится путем исполь­
зован ия следую щ ей системы уравнений водного б ал ан са:
p= S+ U ^E -,
W = P -S= U + E К е= - ^ - , К и = ^ ,
R ^S-\-U ]
(173)
где Р — атм осф ерны е осадки; 5 — поверхностный сток; U — п одзем ­
ный сток в реки; Е — сум м арное испарение; W — валовое у в л а ж ­
нение территории; К и — коэф ф ициент питания рек подземными во­
446
дам и или д о л я просочивш ейся воды в почву, участвую щ ая в пи­
тании рек; iCjB — коэф ф ициент испарения; Я — полный речной сток.
П од валовы м у влаж н ен и ем территории М. И. Л ьвович понимает
количество воды, поступивш ее в почву и частично зад ер ж ан н о е на
ее поверхности в м икропониж ениях л ри орош ении ее атмосферны ми
о садк ам и , численно оно равн о разности м еж ду осадкам и и поверх­
ностным стоком.
В се члены уравн ен ия водного б ал ан са вы числяю тся при извест­
ных величинах атм осф ерны х осадков и речного стока, разделенного
н а д ве составляю щ ие: подземную и поверхностную (путем р асч л е­
нения ги др о гр аф а, см. § 126).
Этот м етод н ач и н ая с 1960 г. получил ш ирокое распространение
в С оветском С ою зе и за рубеж ом . В н астоящ ее врем я в И нституте
географ ии А Н С С С Р заверш ен о составление мировых к а р т элем ен ­
тов водного б ал ан са суши и оценены этим методом водны е ресурсы
всех стран мира.
§ 226. Зональные закономерности водного баланса
С труктура водного б ал ан са р азл и чн а д л я разн ы х географ иче­
ских зон и м еняется внутри зон. Э та законом ерность явл яется р е­
зультатом взаи м одей ствия воды с
другим и ком понентам и л ан д ш аф та:
клим атом , почвам и, растительны м по­
кровом. Хорош им п оказател ем расхоРис. 157. Схема зависимости испарения Е и
питания подземных вод U от валового у в л а ж ­
нения почвы W.
£„акс ~
во зм о ж н о е исп арен ие.
довани я вл аги в различны х клим атических зонах, поступившей
в почву и аккум улированной на ее поверхности, являю тся коэф ­
фициенты К и и К е , в сум м е составляю щ и е единицу (/C t;+ /C B = 1) •
Эти коэф ф ициенты отр аж аю т влияние на расходован и е воды к ак
различны х соотнош ений теп ла и влаги, т а к и почвенно-растительных условий конкретного района.
С казан н о е хорош о и ллю стрируется теоретической схемой за в и ­
симости испарения и питания подземны х вод от валового у в л а ж н е ­
ния (рис. 157). П ри м алы х и средних величинах годового валового
у влаж н ен и я почвы W кр и в ая E = f ( W ) б ли зка к прям ой линии,
вы ходящ ей из н а ч а л а коорди нат под углом 45°. С увеличением
рост и сп арен и я зам ед ляьтсй и вели чи на и сп арен и я при
некоторы х соотнош ениях теп л а и вл аги достигает м акси м альн о
возм ож ной величины Еиалс- Р асх о д н а питание подземны х вод соот­
ветственно возр астает. Зам етн о е увеличение U происходит тогда,
когда испарение п ри б л и ж ается к величине испаряем ости данного
рай он а и вся дополн и тельн ая почвенная в л ага сверх расходования
447
П отребности в воде с каж д ы м годом возрастаю т, к а к в наш ей
стране, т а к и в лю бой другой. И если ещ е в недавнее врем я перед
н ародам и зем ного щ ар а не стоял вопрос о недостатке воды и ее
качестве, то в настоящ ее врем я в разн ы х странах все ч ащ е в ы ск а­
зы ваю тся мнения о недостатке пресной воды, о возрастаю щ ем ее
деф иците в будущ ем. В от почему перед гидрологам и всего мира,
в том числе и наш ей страны , в текущ ем гидрологическом д есяти л е­
тии в стал а п ервоочередная за д а ч а учета и охраны водны х ресурсов
отдельны х стран и всего мира.
В С С С Р оценка водны х ресурсов страны произведена Государе
ственным гидрологическим институтом ГМС и И нститутом географ ии
АН С С С Р . В основу оценки водны х ресурсов полож ен в о д н о б ал ан ­
совый метод. Э тот метод позволяет учесть возобновляем ы е в п ро­
цессе круговорота: а) воды поверхностного стекания, ф орм ирую щ ие’
паводочный сток; б) грунтовы е воды зоны активного водообм ена,
дренируем ы е речной сетью; в) ресурсы почвенной влаги, яв л яю ­
щ иеся составной частью валового увлаж н ен и я территории; г) атм о­
сферны е осадки.
Т аблица 32
Водный баланс Советского Сою за по бассейнам морей
Элементы водного баланса
%
Белого и Б а р е н ц е в а .................
Н
Л
як
оач
с
S
и
и
л<J
о
1192
661
1347
2927
6579
846
506
889
1440
3 640
Черного и А з о в с к о г о .................
Каспийского ..................................
К а р с к о г о ........................................................................
Лаптевых,
Восточно-Сибир5048
ского и Чукотского . . . .
Берингова, Охотского и Япон­
3 269
ского
............................................................................
Бессточные районы К азах ста­
2420
на и Средней Азии . . . .
Территория всех бассейнов,
включая
их
зарубежные
районы
...................................... 23443
Территория всех бассейнов в
пределах С С С Р ..................... 22 013
Суммарные потери на испаре­
ние, инфильтрацию и безвоз­
вратный водозабор в засуш ­
ливых районах СССР . . .
Всего по С С С Р .....................
450
22013
слой, мм
объем, км 3
О
S
Бассейн моря
0>
S
S
о
Си
ос
0S)
S
о»i
«O
9
СЗ
о
еЗ
Q
н
о
н
S
S
=
г
S
•е*
•е*
(оТ)
X
ч
еов
о
g«J
408 438
171 335
159 730
300 1140
1324 2316
710
765
660
491
553
341
259
118
102
201
369
506
542
389
352
0 ,4 8
0 ,3 4
0,1 8
2135
1038 1097
423
206
217
0 ,4 9
2126
890 1236
652
273
379
0 ,4 2
598
299
52
247
0 ,1 7
12 305
4415 7890
525
188
337
0,36
11 694
4208 7486
531
191
340
0,3 6
531
198
333
0 ,3 7
723
оь
о
125
S
S
0 ,2 1
0 ,3 6
150
11694
4358 7336
П одробны е сведения о водны х ресурсах всей территории С С С Р
и отдельно по бассейнам морей, республи кам , о б ластям приводятся
в капи тальн ы х тр у д ах «В одны е ресурсы и водный б ал ан с терри то­
рии С оветского С ою за» (1967 г.) и «Водный б ал ан с и его п р ео б р а­
зование» (1969 г.). В таб л. 32 приведены данны е, характери зую щ и е
водный б ал ан с С С С Р по бассейнам морей.
З а п а с ы поверхностны х вод в наш ей стране меняю тся в н ап р ав ­
лении, п рям о противополож ном потребностям в них. Г л ав н ая м асса
речного стока (83% ) приходится на бассейны С еверного Л ед ови ­
того и Тихого океанов, пока ещ е м ало населенны е. В бессточных
рай о н ах К азах с т ан а и С редней Азии, на площ ади, составляю щ ей
около 11% территории С С С Р , и м ее тся;л и ш ь около 2% ресурсов
поверхностны х вод страны .
П о абсолю тны м величинам возобновляем ы х еж егодно водных
ресурсов С С С Р зан и м ает второе место в мире после Б рази л и и : сток
всех р ек р авен 4358 км^, сток подземны х вод 1038 км^ и осадки
11 694 км^. Н о по относительны м п о к азател ям водны е • ресурсы ,
вы раж ен н ы е в м и ллим етрах слоя, меньше, чем д л я суши зем ного
ш ар а в целом. Это отчетливо видно из таб л. 33, заим ствованной
из работы М. И. Л ьвовича.
Таблица 33
Сравнительная балансовая оценка водных ресурсов СССР и земного шара
СССР
Вся суша
Источники водных ресурсов
......................................................
Осадки
Полный речной с т о к .............................
Подземный (устойчивый сток) . . .
Поверхностный (паводочный сток) .
Валовое увлаж нение территории . .
Испарение
..............................................
км®
мм
км®
мм
10 960
4 3501
1020 3
3330
7 630
6 610
500
198
46
152
348
302
110300
38 830 2
11 890 3
26 940
83 360
71 470
834
294 2
90
204
630
540
' Н е считая примерно 300 км^, формируемых на частях речных бассейнов,
расположенных за рубежом.
2 Исклю чая сток воды (льда) с полярных ледников.
^ Вместе со стоком, зарегулированным озерами и водохранилищами:
в С С С Р — 1300 км^, на всей с у ш е — 14 000 км^.
Е сли д л я всей суши слой стока равен 294 мм, то с территории
С С С Р стекает 198 мм. Слой подземного стока в реки С С С Р (это
наиболее ценные д л я использования водны е ресурсы ) почти в 2 р а за
меньше, чем д л я суши в целом.
Р асп р ед ел ен ы водны е ресурсы по зем ном у ш ару крайн е н ер ав ­
номерно. Д л я С С С Р это видно из табл. 34, в которой элем енты вод ­
ного б ал ан са чредставлены по республикам с больш ей д е т а л и за ­
цией.
Н аи б о л ее f o r a r a водными ресурсам и Г рузи нская С С Р. Н аи б о ­
лее скудны мк ресурсам и почвенной влаги отличаю тся Т уркм енская
29*
451
Таблица 34
Балансовая оценка водных ресурсов союзных республик
Сток, мм
Республика
«8 О
§1
cS
СССР в целом
РСФСР . . . .
Украинская . .
Молдавская
Белорусская . .
Литовская
. .
Латвийская . .
Эстонская . . .
Грузинская . .
Азербайджанская
Армянская
. .
Туркменская
Узбекская
. .
Киргизская . .
Таджикская . .
Казахская . . .
5001
532
694
573
650
767
754
730
1150
640
620
149
185
500
480
273
198
232
85
21
182
261
283
310
780
115
285
2
24
250
370
21
152
180
56
18
104
200
220
221
490
73
140
1,7
16
150
220
14
100
3021
300
609
552
468
506
471
420
370
525
335
147
160
250
150
7
252
46
52
29
3
78
61
63
89
290
42
14