1. Предмет гидрологии, связь с другими науками, современные проблемы.

Гидрология - наука, занимающаяся изучением свойств гидросферы и взаимодействия ее с окружающей средой, а также исследованием процессов, в ней происходящих, и их закономерностей. Гидросфера - прерывистая водная оболочка Земли, расположенная на поверхности и в толще земной коры. По объектам исследования гидрология суши подразделяется на следующие направления:1)гидрология рек; 2)гидрология озёр и водохранилищ; 3)гидрология болот; 4)гидрология ледников;

По основным направления и методам исследования: 1)общая гидрология-изучение общих свойств водных объектов суши. 2)гидрография-описание конкретных водных объектов и вод отдельных территорий. 3)гидрометрию - разработка методов и приборов для наблюдений и измерений различных гидрологических величин. 4)Инженерная гидрология-занимается решением вопросов, связанных с запросом народного хозяйства.

Гидрология изучает весь комплекс вопросов, относящихся к деятельности воды на Земле. Отсюда вытекает ее тесная связь, с другими географическими науками: метеорология, гидрогеология, почвоведение, геоморфология и др.

Основными методами исследования современной гидрологии являются:

1)полевой-стационарные наблюдения и измерения хар-ик гидролог.режима.(стационарный и экспедиционный)

2)экспериментальный-детальное изучение гидрологических процессов в лаборатории или в природных условиях.

3)теоретический-использования физических законов и математических методов для решения гидрологических задач.

Современные проблемы:

Проблемы, связанные с гидрографией (описанием водных объектов),т.к. описания непрофессиональные. Важно для природоохранных мероприятий установление причинной связи всех вод данного бассейна с географическим ландшафтом- профессиональное описание.

Проблемы гидрометрии- измерение, наблюдение, приборный парк, методы наблюдения, методология(где проводить измерения, чтобы они были репрезентативными).

Расчёт и прогнозы. Долгосрочные метео. прогнозы, прогнозы короткосрочные (наводнение, таяние снега). Расчеты при гидротехническом строительстве. Участие гидрологов в экологических расчётов, прогнозов, оценок.

Гидрология разделяетя на 3 направления: Гидрография (расположение сист.описания,вводно гидрогр.сети.).Проблемы: нехватка качественных описании гидрограф.обьектов,хороших описании рек – уклонов, бассейнов рек, участков затопления, выхода групп ре, скорости течения.

гидрометрия(методы измерений и наблюдений) проблемы:резкое сокращение сети наблюдений за характеристиками, проблема природного парка-отсутствие заводов, нерепрезентативность наблюдений.

инженерная гидрология. Проблемы: современные методы расчета гидрологии.

2. Понятие о водных ресурсах. Водные ресурсы земного шара.

Водные ресурсы-это все природные воды Земли,представленные водами рек,озер,вдхр.,болот,океанов,ледников и т.д.

Водные ресурсы - это пригодные для употребления пресные воды, заключенные в реках, озерах, ледниках, подземных горизонтах.

Основная масса воды содержится в 3 след. Макроструктурных элементах планеты:

1)В мантии Земли(от 13-15 до 28 млрд.км^3).Современной ежегодное поступление этой воды,называемой ювенильной,из глубин Земли в подземные воды составляет 1км^3.

2)В толще земной коры-верхней части литосферы. Содержится около 1.0 до 1.9 млрд.км^3(свободной,адсорбированной,кристализационной)

3)В мировом океане находится около 1320-1370 млн.км^3,а с учётом донных отложений 1470-1480.Ср.глубина МО составляет 3700м.

На территории суши:

1)подз.воды до глубины 200 м оцениваются 23-24 млн.км^3 из них 200-500тыс.км^3-подземный лед.

2)вода в озёрах:около 180 тыс.км^3. S= 2.1 км^2

3)вода в болотах:около 12 тыс.км^3 S=2.7км^2

4)запасы в верхнем почв.горизонте(до 2м) 16-17 тыс.км^3

5)вода живых организмв биосферы:около 1.1 тыс.км^3

Общее кол-во льда на земной суше примерно 33,3 млн.км^3 на площади 16,2 млн.км^2,со средней глубиной 2000м.

3. Малый и большой круговорот воды.

Кругооборот воды в природе - непрерывный процесс циркуляции воды на земном шаре между геосферами, обусловленный солнечной энергией, действием силы тяжести и геологическими процессами.

В процессе кругооборота вода испаряется с поверхности океана, водяные пары перемещаются вместе с воздушными течениями, конденсируются, и вода возвращается в виде атмосферных осадков на поверхность суши и моря. Различают: - большой кругооборот воды, при котором вода, выпавшая в виде осадков на сушу, возвращается в моря путем поверхностного и подземного стоков(Океан —> воздух —> суша —> океан) - малый кругооборот воды, при котором осадки выпадают на поверхность океана(Океан —> воздух —> океан).Физической причиной круговорота служит солнечная энергия(причина испарения) и сила тяжести(выпадение осадков).

Большой круговорот- Вода, испарившаяся с поверхности Мирового океана, переносится воздушными потоками на сушу, выпадает на нее в виде осадков и частично стекает обратно в Мировой океан, частично аккумулируется в области внутреннего стока, обычно в крупных бессточных озерах. Испаряясь с поверхности этих озер, влага в общем потоке водяных паров вновь попадает в Мировой океан. В процессе круговорота воды осуществляется перераспределение тепла. Скрытая энергия, поступившая в атмосферу с водяными парами с поверхности земного шара, частично преобразуется в механическую энергию, обеспечивающую перемещение воздушных масс.

4. Внутриматериковый влагооборот.

Осадки,выпадающие на любой участок земли,складываются из внешних и внутренних осадков.

Внутренние осадки-это испарившиеся с данной территории вода,которая повторно выпадает на эту же территорию.Важнейшая характеристика влагооборота:отношение внутренних(Xz) и внешних(Xа)осадков или отношение всех осадков (X)к внешним.Это величина называется коэфицентом влагооборота:K=X\Xа.

Коэффицент влагооборота показывает,сколько раз пришедший из вне на данную территорию водяной пар выпадает в виде осадков до того,как воздушные потоки и речной сток вынесут его за пределы этой территории.

Круговорот воды в природе совершается под влиянием молнечного тепла и силы тяжести.

5. Типы атмосферных осадков. Влияние различных факторов на количество осадков.

Различают конвективные,циклонические,фронтальные и орографические осадки:

1)Конвективные-благодаря нагреву поверхности земли и образованию мощных восходящих потоков воздуха,формируются осадки. Характерны для тропических районов Земли.

2)Фронтальные-осадки возникают вдоль фронта, разделяющего относительно теплые и холодные массы воздуха.Осадки образуются при подъеме теплого воздуха.

3)Циклонические-при перемещении воздушных масс из областей с высоким давлением в области с низким.

4)Орографические-садки образуются при огибании воздушным потоком возвышенностей и горных гряд.

На кол-во выпадающих осадков оказывает влияние:

1)рельеф-с увелич.высоты,кол-во осадков растёт)

2)растительность-(крупные лесные массивы увеличивают кол-во осадков за счет шероховатости поверхности и повышенного испарения)

3)крупные водоёмы-из-за термической инверсии осадки несколько снижаются над поверхностью водоёмов.

4)города-оказывают локальное влияние на выпадающие осадки.

6. Образование атмосферных осадков. Влияние различных факторов на количество осадков.

Осадки являются одной из самых важных составляющих гидрологического цикла. Они образуются путем конденсации водяного пара в атмосфере. Выделяют различные виды осадков:

1)По агрегатному состоянию-(жидкие,твёрдые и смешанные)

2)По физическим условиям образования-вертикальные (морось,дождь,снег) и горизонтальные(иней, роса, жидкий и тв. налёт)

3)По интенсивности, продолжительности и площади распределения: обложные, ливневые, моросящие.

На кол-во выпадающих осадков оказывает влияние:

1)рельеф-с увелич.высоты,кол-во осадков растёт, до определенной высоты)

2)растительность-(крупные лесные массивы увеличивают кол-во осадков за счет шероховатости поверхности и повышенного испарения)

3)крупные водоёмы-из-за термической инверсии осадки несколько снижаются над поверхностью водоёмов.

4)города-оказывают локальное влияние на выпадающие осадки, над крупным городом осадков выпадают больше.

7. Наблюдения за осадками и испарением.

Осадки (дождь, снег, град). Измеряется в мм (выпавший слой). Осадки образуются путем конденсации атм влаги. Осадки измеряются на метеостанциях осадкомером Третьякова. Используются также дистанционные методы измерения осадков. К ним относится радиолокационный метод и радиометрическое зондирование. Особенно сложно сделать это в горах.

Испарение – расходный элемент водного баланса (безвозвратные потери речного чтока). Переход жидкости в газообразное состояние при контакте с газом – воздухом. Испарение с растений – транспирация, она зависит от вида растений (глубина залегания корней, строения листьев). Максимальное испарение с водной поверхности, оно близко к испаряемости (макс возможноые потери влаги в отсутсвии дефицита влаги. Испарение определяется по ур теплового баланса. Исперение измеряется на воднобалансовых станциях с помощью почвенных, растительных и водных испарителей.

Испарение с почвы измеряют с помощью почвенных испарений.

Весовые испарители (для испарения с пов-ти снега).Испарение с пов-ти воды и почвы можно рассчитать при помощи разл.эмпирич.формул водного баланса.

Y=X-Z где,Y-норма стоков,X-норма осадков,Z-норма испарений. Норма-среднее многолетнее значение. Только его можно рассчитать по этой формуле.

8. Испарение с водной поверхности и растительности.

Испарение - разница м-д кол-ом молекул, вылетающих с испаряемой поверхности и кол-ом молекул обратно на нее попадающих. Вода из жидкого и твердого состояния превращается в газ - суть испарения. Чем выше темп.(воды, почвы), тем больше скорость движения молекул и интенсивность испарения. Интенсивность испарения зависит от наличия ветра, площади испаряемой поверхности. Если кол-во молекул, переходящих из воздуха в жидкость, окажется больше, чем кол-во вылетевших молекул, то происходит конденсация.. В природных условиях испарения зависит от: 1) влажность воздуха; 2) темп. воздуха; 3) скорости ветра; 4) атм. давления; 5) темп. испаряемой поверхности. Испарение с растительности: зависит от продол-ти и кол-ва осадков, темп. воздуха, дефицита влажности воздуха, густоты и сомкнутости крон, глубины расположения грунтовых вод и развитости корневой системы. Вырубка леса приводит к резкому увеличению испаряемость. Испарение с водной поверхности: 1)атм. давление; 2)высота расположения водоема над уровнем моря(с повышение высоты понижается плотность воздуха); 3) минерализация(т.к. молекулы воды замещаются молекулами соли, то с повышением минерализации, понижается испарение); 4) наличие водных растений.

С водной пов-ти испарение больше, чем с поверхности суши и по значениям близко к испаряемости. Испаряемость это максимально возможная величина испарения при данных климатических условиях в отсутствии дефицита влаги.

Процесс испарения растительным покровом называется транспирация. Испарение при достаточном увлажнении растительности зависит главным образом от метеофакторов в первую очередь характером поступления солн энергии и изменением скорости ветра и подчиняется физ законам, описываемым ур теплового баланса и турбулентной диффузии.

9. Испарение с почвы и снега.

Испарение - разница м-д кол-ом молекул, вылетающих с испаряемой поверхности и кол-ом молекул обратно на нее попадающих. Вода из жидкого и твердого состояния превращается в газ - суть испарения. Чем выше темп.(воды, почвы), тем больше скорость движения молекул и интенсивность испарения. Интенсивность испарения зависит от наличия ветра, площади испаряемой поверхности. Если кол-во молекул, переходящих из воздуха в жидкость, окажется больше, чем кол-во вылетевших молекул, то происходит конденсация. При насыщение воздуха паром пространство над водной поверхностью испарение будет медленнее осуществляться. Молекулы воды из слоя, насыщенного воздушным паром, будут передвигаться вверх. А их место будут занимать молекулы, переходящие из жидких в атмос-ые - диффузия. Конвекция - возникает, когда темп. слоя воздуха, прилегавший к испаряемой поверхности, выше чем темп. вышележащих слоев.(легкий воздух нижележащих слоев, поднимается вверх, освобождая место для менее насыщенных водным паром воздуха из вышерасположенных слоев. Турбулентное перемешивание тем больше, чем скорость ветра - основа испарения. В природных условиях испарения зависит от: 1) влажность воздуха; 2) темп. воздуха; 3) скорости ветра; 4) атм. давления; 5) темп. испаряемой поверхности. Испарение с пов-ти снега и льда: переход из твердого состояния в газ, интенсивность испарения со снега зависит от его плотности. Переход из тверд фазы в газообразное называется возгонкой, а конденсация на поверхности снега и льда-сублимацией. Направление переноса водяного пара определяется знаком разности между упругостью водяного пара, устанавливаемой по температуре поверхности снега, и абс влажностью воздуха. Чем больше плотность снежного покрова, тем больше испарение с него.

Деление на испарение с почвы и растительности можно делать только на основании экспериментальных исследований на воднобалансовых станциях. Обычно используется термин «суммарное испарение» - разность между осадками выпавшими на водосбор и стоком с водосбора. Испарение с пов-ти почвы: зависит от влажности почвы, определяется притоком влаги и воды.(если обильные осадки =" почва сильно увлажняется =" испарение = испаряемости).В процессе испарения воды с почвы можно выделить (открытая почва без растительности) 3 стадии: 1 – сразу после дождя или полива – испарение=испаряемости. В этой стадии испарение зависит главным образом от метеоусловий. 2 – испарение определяется главным образом скоростью притока воды к поверхности почвы. 3 – при прекращающемся движении влаги из более глубоких горизонтов происходит просыхание верхних слоев почвы. Наибольшее количество влаги на испарение расходуется во 2 стадии.

10. Морфология и морфометрия бассейна реки.

Водосбор реки - это часть земной поверхности и толщи почв и грунтов, откуда данная река получает своё питание. Различают поверхностный (представляет собой участок земной поверхности, с которого поступают воды в данную речную систему или определённую реку) и подземный водосборы (образуют толщи рыхлых отложений, из которых вода поступает в речную сеть). Бассейн реки – общая площадь дренируемая рекой и её притоками. Обычно бассейн и водосбор реки совпадают.

Основными морфометрическими характеристиками бассейна реки служат: площадь бассейна, длина басс., длина водораздельной линии, максимальная ширина басс., средняя ширина (площадь/длину водораздельной линии), высота истока и устья над уровнем моря. Важной хар-кой является распределение площади басс. по высотам (гипсографическая кривая).

Основными морфометрическими характеристиками реки является: длина – опр. по фарватеру или осевой линии, расстояние от истока до устья. Смоченный периметр, гидравлический радиус (гидравл. хар., выраж. отн. площади водн сечения к его смоч периметру)., ширина реки, площадь поперечного сечения, средняя глубина, максимальная глубина, уклон водной поверхности.

11. Влияние физико-географических факторов на формирование стока на водосборе.

1) Рельеф: увеличение скорости стекания с увеличением уклона. Горная и предгорная местность (осадки увеличиваются с высотой, испарение уменьшается, сток увеличивается). В понижениях сток формируется выше, чем на открытых равнинных территориях (только малые водотоки). Влияние на годовой сток экспозиции, ориентации склона по отношению к влагоносным потокам.

2) Геологическое строение: влияет на характер взаимодействия подземных и поверхностных вод. Факторы: литологический состав пород, глубина залегания водоупора, характер залегания пород. Карст: зависит от расположения бассейна в карстовых породах. Глубина эрозионного вреза русла – чем ниже, тем больше количество водоносных пород дренируется. Чем больше водосбор, тем больше глубина, тем больше горизонтов дренируется (большая роль подземных вод). Глубина залегания грунтовых вод изменяется с севера на юг, с увеличением засушливости величина грунтовых вод увеличивается.

3) Почва: оказывает косвенное влияние через интенсивность инфильтрации и испарения, в зависимости от водно-физических свойств почв, будет изменяться количество влаги, задержанной в верхнем слое почв, которая может идти на испарение и транспирацию. Чем более проницаема почва, тем большее количество влаги накапливается. Водно-физические свойства и структура водного баланса меняются с изменением влажности почвы (имеет сезонный ход). Львович предложил теоретические схемы влияния почвенного покрова на сток, в зависимостях инфильтрации и водоудерживающей способности почв.

4) Растительность: влияет на осадки; испарение: транспирация в сочетании с испарением с почвы под растительным покровом (в лесах увеличивается, иногда уменьшается – хвойный лес); инфильтрацию: выше в лесных почвах, водопроницаемость больше, питание рек в лесах больше, чем на открытой территории. Только для малых рек: суммарное влияние леса на сток положительно – увеличивает сток на 10-15% в зоне достаточного увлажнения, в зоне недостаточного – до 30%. Осадков выпадает больше над лесом.

5) Озерность, заболоченность. Меняется соотношение суши и площади покрытой водой. Чем больше озер, тем больше испарение, тем меньше сток. Суммарное испарение с водосбора – результат испарения с водной поверхности и суши.

Факторы: площадь озер в пределах водосбора; разница z_с - z_в, испарение с воды и суши для северных районов несущственна (400 мм с в., 300 мм с с.), на юге (степь, 200 мм с почвы, с воды ~1000 мм). Влияние озерности проявляется в зависимости от этих факторов.Болота имеют меньшую емкость, эффект такой же, но т. к. мелководны болота эффект в итоге меньший, чем у озер.

6) Площадь водосбора в различных климатических зонах. С увеличением площади, влияние азональных (местных) факторов снижается и при некоторых уменьшениях площади, влияние факторов исчезает, режим речного стока подчиняется закону географической зональности. Для построения карт стока используются только зональные водосборы (сток которых подчиняется для данного георайона). Сток больших и малых рек отличается в разных географических зонах. Из зоны избыточного увлажнения в з. недостаточного увлажнения происходит уменьшение нормы стока малых рек по сравнению с нормой стока больших рек (т. к. малые реки не могут дренировать глубоко залегающие водоносные горизонты).

11. Водный баланс бассейна реки.

Уравнение водного баланса (УВБ) связано с законом сохранения вещества:

Q1 = w1*v1; Q2 = w2*v2; w1*v1 = w2*v2

Приходные компоненты УВБ	Расходные компоненты УВБ
осадки (в дальнейшем обозначение Р)	Подземный отток (Qu1)
Сток со склонов (Qs)	испарение (Е)
подземные воды (Qu)	Поверхностный отток (Qs1)

В общем виде УВБ выглядит:

P + Qs + Qu – E – Qs1 – Qu1 =0

– аккумуляционный компонент, характеризующий изменение запасов воды в объеме, – невязка ВБ – погрешность расчета УБВ.

меняется в зависимости от:

- водного объекта

- расчетного интервала времени

- фазы водного режима

- размера водного объекта

Установлено, чем короче расчетный интервал времени, тем сложнее расчеты. Единственным водным объектом, для которого упрощен расчет ВБ, является речной водосбор. Установлено, с увеличением площади водосбора увеличивается точность расчета, и наоборот, чем меньше площадь водосбора, тем больший вес имеют трудно определяемые компоненты: подземный водообмен, аккумуляция воды в озерах, болотах, ледниках и т.д.

Водный баланс может рассчитываться в разных единицах измерения: в слое воды (мм) и в виде расхода (м3/с). Для перевода из слоя стока в объем используют следующую зависимость.V = 1000 S*A, где S – запас воды в виде слоя, А – площадь бассейна.

Водный баланс речного бассейна

Речной бассейн – основной объект ВБ-ых расчетов. При расчетах ВБ речного бассейна все компоненты являются осредненными. Если бассейн входит в несколько природных зон, ВБ рассчитывается для каждого ландшафта/зоны. Такие расчеты проводятся, когда >30% общей площади бассейна приходится на долю какого-либо ландшафта.

Особый вид расчета УВБ – горные реки, т.к. здесь уже приходится учитывать вертикальную поясность. Чаще всего расчеты в горах опираются на связь изменения природных компонентов с высотой.

ВБ речного бассейна за многолетний период – соотношение между компонентами за годовой цикл (календарный/гидрологический год), дающий представление о водных ресурсах территории.

P – Q – E = 0 (1)

P – Q – E (2)

Уравнение (1) для замкнутого водосбора (поверхностный и подземный водосборы совпадают). (2) – уравнение ВБ для рек, где поверхностный и подземный водосборы не совпадают).

Рассмотрим уравнение P – Q – E = 0 P = Q + E

Распишем Q = Qs + Qu, тогда P = Qs – Qu – E = 0

Введем коэффициент N = P – Qs = Qu + E

ku = – коэффициент подземных вод, характеризующий питание рек подземными водами.

ke = – коэффициент испарения. N - валовое увлажнение территории (суммарная инфильтрация).

11. Водный баланс поверхности водосбора.

Непосредственно для поверхности бассейна уравнение водного баланса будет иметь вид

х = y_пов + y_инф + z_пов ± Δu_пов,

где х – атмосферные осадки на поверхности бассейна; у_пов – поверх­ностный (склоновый) сток; y_инф – вода, поступившая в зону аэра­ции в процессе инфильтрации; z_пов – испарение непосредственно с поверхности почвы и смоченных водой растений, с участков, залитых водой, и т.д.; Δu_пов – изменение содержания (запасов) воды в неровностях поверхности бассейна, например в водных объектах на этой поверхности

Водный баланс - кол-я хар-ка всех форм прихода и расхода воды с учётом изменения её запасов за выбранный интервал времени.

Уравнение водного баланса (УВБ) связано с законом сохранения вещества:

Q1 = w1*v1; Q2 = w2*v2; w1*v1 = w2*v2

Приходные компоненты УВБ	Расходные компоненты УВБ
осадки (в дальнейшем обозначение Р)	Подземный отток (Qu1)
Сток со склонов (Qs)	испарение (Е)
подземные воды (Qu)	Поверхностный отток (Qs1)

В общем виде УВБ выглядит:

P + Qs + Qu – E – Qs1 – Qu1 =0

– аккумуляционный компонент, характеризующий изменение запасов воды в объеме, – невязка ВБ – погрешность расчета УБВ.

меняется в зависимости от:

- водного объекта

- расчетного интервала времени

- фазы водного режима

- размера водного объекта

Установлено, чем короче расчетный интервал времени, тем сложнее расчеты. Единственным водным объектом, для которого упрощен расчет ВБ, является речной водосбор. Установлено, с увеличением площади водосбора увеличивается точность расчета, и наоборот, чем меньше площадь водосбора, тем больший вес имеют трудно определяемые компоненты: подземный водообмен, аккумуляция воды в озерах, болотах, ледниках и т.д.

Водный баланс может рассчитываться в разных единицах измерения: в слое воды (мм) и в виде расхода (м3/с). Для перевода из слоя стока в объем используют следующую зависимость.V = 1000 S*A, где S – запас воды в виде слоя, А – площадь бассейна.

Водный баланс речного бассейна

Речной бассейн – основной объект ВБ-ых расчетов. При расчетах ВБ речного бассейна все компоненты являются осредненными. Если бассейн входит в несколько природных зон, ВБ рассчитывается для каждого ландшафта/зоны. Такие расчеты проводятся, когда >30% общей площади бассейна приходится на долю какого-либо ландшафта.

Особый вид расчета УВБ – горные реки, т.к. здесь уже приходится учитывать вертикальную поясность. Чаще всего расчеты в горах опираются на связь изменения природных компонентов с высотой.

ВБ речного бассейна за многолетний период – соотношение между компонентами за годовой цикл (календарный/гидрологический год), дающий представление о водных ресурсах территории.

P – Q – E = 0 (1)

P – Q – E (2)

Уравнение (1) для замкнутого водосбора (поверхностный и подземный водосборы совпадают). (2) – уравнение ВБ для рек, где поверхностный и подземный водосборы не совпадают).

УВБ для месячного интервала времени составляется за период не менее месяца и выглядит так:

P – Q – E

– изменение запасов воды в озерах

- изменение запасов воды в руслах

– изменение запасов воды в снеге

– изменение запасов воды в зоне аэрации

– изменение подземного водообмена

– приток поверхностных вод из других бассейнов (переброска)

– все виды искусственных водозаборов

УВБ для лесного массива:

Р1 + Р2 + Р3 – Q – Е1 + Е2 + Е3

Р1 – осадки, проникшие через кроны деревьев

Р2 – осадки, задержанные кронами

Р3 – осадки, задержанные на стволах

Е1 – испарение под пологом леса

Е2 – испарение, перехваченное пологом леса

Е3 – испарение почвенной влаги (транспирация растительности)

11. Тепловой баланс для бассейна реки.

Qр+Qат-Qив+-Qта+-Qтд+Qпр-Qст+Qк+-Qос+-Qл+-Qб+Qм=∆Q  Qр-суммарная солнечная радиация,Qат-излучение атмосферы, Qив-излучение воды, Qта-турбулентный теплообмен с атм,Qтд-теплообмен с дном,Qпр-тепло с притоками,Qст-тепло со стоком,Qк-конденсация паров,Qос-с осадками,Qл-затраты на льдообразование и таяние,Qб-биологические процессы,Qм-переход механической энергии в тепловую.

Суточное нагревание и остужение вод происходит в результате поступление тепловой энергии .

Макс. Нагревание и мин. Остужение наступает, когда приток и расход тепла уравновешены. В резул-те суточного и годового теплообмена возникает температурная волна (распрост-ся до некот-й глубины, , обратно пропорциональна устойчивости слоев.)

Суточное изм-е температуры более заметно летом, при ясной и безветренной погоде.Максимум наступает примерно через 15-17 ч, а минимум через 1-3 часа после выхода солнца).

На мелководье вода хорошо прогревается и мб равной поверхностной темп.

Температура воды имеет типовой ход:

• Весеннее нагревание

• Летнее нагревание

• Осеннее охлаждение

• Зимнее охлаждение

11. Гидрографическая сеть и ее параметры.

Гидрографи́ческая сеть — совокупность рек и других постоянно и временно действующих водотоков, а также озёр, болот и водохранилищ на какой-либо территории.

Гидрографическая сеть характеризуется коэффициентами густоты речной сети, озёрности и заболоченности отношение площади зеркала озера или поверхности болот к площади территории, выраженное в процентах.

Строение гидрографической сети: её густота, озёрность, заболоченность — обусловлено всем комплексом физико-географических условий и прежде всего климатом (суммой годовых осадков, величиной испарения), рельефом, геологическим строением местности. В процессе эрозии происходит присоединение к речному водосбору новых площадей, ранее не имевших стока в речную систему, ликвидация бессточных участков, западин и т. д. Уменьшение стока ведёт к обособлению отдельных частей гидрографической сети.

Река – это водоток, имеющий течение в продолжении большей части года, получающий питание со своего водосбора и имеющий четко выраженное русло, сформированное самим водотоком. Место, с которого появляется постоянное течение воды в русле реки, – исток, в большинстве случаев можно определить только условно. Место (створ) впадения реки в другую реку или приемный водоем (море, озеро) – устье реки.

Основные морфометрические характеристики (параметры формы) реки в целом – ее длина и площадь водосбора (бассейна). Бассейн реки – это часть суши, по которой протекает данная река со всеми ее притоками, включая временные водотоки, и ограниченная водоразделом. Бассейн каждой реки включает поверхностный и подземный водосборы: 1) Поверхностный водосбор представляет собой участок земной поверхности, с которой вода поступает в данную речную систему. 2) Подземный водосбор – это часть толщи почвогрунтов из которых вода поступает в речную сеть. Водораздельная линия речного бассейна представляет собой географическую границу между смежными водосборами. Она проходит по наиболее возвышенным точкам смежных водосборов и ограничивает территорию, с которой водный объект получает питание.

Густота речной сети определяется как отношение длины рек (l) на площади к площади речного бассейна (F). По площади речного бассейна реки подразделяют на:

- большие – F > 50000 км - средние – F = 2000-50000 км - малые – F < 2000 км

-степень залесенности, выражаемая коэффициентом залесенности (отношением площади лесов (Fл) к площади бассейна (F)

- озерность бассейна, выражаемая коэффициентом озерности (отношением площади зеркала озер (Fо) к площади бассейна (F))

- заболоченность бассейна, выражаемая коэффициентом заболоченности (отношением площади болот (Fб) к площади бассейна (F)).

Характеристики: Водосборный бассейн - морфометрическая характеристика бассейна реки. Основной характеристикой речного бассейна - Площадь бассейна, длина бассейна (обычно определяется как прямая, соединяющая устье реки и точку на водоразделе, прилегающую к истоку реки), максимальная ширина бассейна (определяется по прямой перпендикулярной к оси бассейна), средняя ширина, длина водораздельной линии.

11. Виды питания рек.

Речной сток формируется в результате поступления в реки вод атмосферного происхождения, но непосредственные пути поступления вод в реки могут быть различными. Поэтому выделяют четыре вида питания рек: дождевое, снеговое, ледниковое и подземное. Главное питание дождевое в масштабах планеты для рек теплого климата, на втором месте снеговое для умер климата, третье у подземного (треть объёма речн стока) обусл постоянство или большую продолжительность стока реки в теч года и создает в конечном итоге реку, у ледникового питания 1% стока рек мира. Дождевое: интенсивность, пл-дь распр-я, продол-ть и время выпадения опр-ют многие особенности речн стока и пополнения подземных вод; чем больше инт-ть, пл-дь распр-я и прод-ть дождя, тем больше (при проч равных усл-ях) величина дожд паводка; чем больше отнош-е м-у пл-дью распр дождя и пл-ю бассейна, тем больше величина возможного паводка; чем меньше вл-ть воздуха и суше почва в период выпадения дождя, тем больше затраты воды на испар-е и инфильтрацию и тем меньше величина дожд стока; таким обр-ом один и тот же дождь при разн хар-рах подстил пов-ях м б и стокообразующим и почти не давать стока. Снеговое: запасы воды в снеге в бассейне (объём талого стока) зависят от величины зимних осадков, в свою очередь определяемой климатич усл-ями. Запасы воды в снежном покрове распр-ся неравномерно по пл-ди бассейна. Снеготаяние начинается после достижения темп-рой воздуха положит знач-й и при условии положит тепл баланса на пов-ти снега. Затем начинается водоотдача (поступление не удерживаемой снегом воды на пов-ть почвы, зависит от физич св-в снега). Сток возникает только после начала водоотдачи. Периоды весеннего снеготаяния: начальный (снег залегает сплошн покровом, таяние замедленное, водоотдачи практич нет, сток ещё не формир-ся), сход основной массы снега (интенс водоотдача, проталины, величина стока быстро нарастает), окончание таяния (стаивают оставшиеся запасы снега). Зона одновременного снеготаяния – территория, где происх-т в данный момент таяние снега. Фронт таяния – линия, отделяющая зону таяня от обл-ти, где таяние ещё не началось. Тыл таяния – линия, отделяющая зону таяния от обл-ти, где снег уже сошёл. Интенсивность снеготаяния опр-ся хар-ом изменения темп-ры воздуха в весенний период и особенностями подстилающей пов-ти. Коэф-т стаивания – слой талой воды, приходящийся на один градус положительной средней суточной темп-ры воздуха. Интенсивность снеготаяния можно опр-ть с пом методатепл баланса. Подземное питание: опр-ся хар-м взаимодействия подз и речн вод. Направленность и интенсивность упомянутого взаимодействия зависят от взаимного положения уровня воды в реке, высоты водоупора и уровня грунтовых вод, в свою очередь зависящего от фазы водного режима реки и гидрогеологич усл-й. В случаях пост гидравлич связи реки и грунтовых вод с переменным направлением их движ-я реки получают подземное питание в теч всего года, кроме пика половодья. Ледниковое: это питание имеет лишь реки, вытекающие из районов с высокогорными ледниками и снежниками. Вклад ледникового пит-я в речной сток тем больше, чем больше доля общей пл-ди бассейна, занятая ледниками.

11. Фазы водного режима рек. Типовой гидрограф реки.

Фаза водного режима реки - характерное состояние водного режима реки, повторяющееся в определенные гидрологические сезоны в связи с изменением условий питания.

Основными фазами водного режима реки являются половодье, паводок, межень.

Водный режим - изменение во времени уровней и объемов воды в водных объектах и почвах.

Половодье — фаза водного режима реки, ежегодно повторяющаяся в данных климатических условиях в один и тот же сезон, характеризующаяся наибольшей водностью, высоким и длительным подъемом уровня воды, и вызываемая снеготаянием или совместным таянием снега и ледников

Паводки — фаза водного режима реки; сравнительно кратковременное и непериодическое поднятие уровня воды в реке, возникающее в результате быстрого выпадения обильных дождей

Межень — фаза водного режима реки, ежегодно повторяющаяся в один и те же сезоны, характеризующаяся малой водностью, длительным стоянием низкого уровня и возникающая вследствие уменьшения питания реки(летняя и зимняя)

Типовой гидрограф — гидрограф, отражающий общие черты внутригодового распределения расхода воды в реке. При отсутствии гидравлической связи речных и грунтовых вод подземное питание в период половодья повторяет ход гидрографа, с отставанием максимума подземного питания,по сравнению с максимумом расхода воды. При временное гидравлический связи речных и грунтовых вод подземное питание уменьшается и достигает минимума при наивысшем уровне воды в реке. При длительном стоянии высоких уровней происходит фильтрация речных вод в грунт, а на спаде половодья эти воды возвращаются в реку.(При недостатке сведений о взаимосвязи речных и грунтовых вод условно принимают величину подземного питания в момент пика половодья=0).

Типовой гидрограф (за ряд лет) дает представление о смене фаз водного режима в течении года, колебаний расходов воды и других элементов, но за счет осреднения величин расходов и осреднения дат наступления переломных точек (наступлений max, min, дат начала и конца половодья,…..)характерные точки перелома гидрографов не всегда ясно выражены и особенно для рек дождевого питания. Поэтому для работы по расчленению гидрографа берутся конкретные года с реальными характерными гидрографами. Расчленение гидрографа дает количественную оценку доли различных источников питания: снеговое, дождевое, грунтовое, ледниковое, смешанные виды питания.

1.Часто выделение грунтового стока производится прямой линией или плавной кривой, проходящей через ординату последнего зимнего расхода и через ординаты начала летней межени.

2.Выделение снегового питания соответствующее весеннему половодью характерно пиковое и отсекается плавной кривой.

3.Выделение летних дождевых паводков осуществляется путем пересечения ветви подъема и спада паводков с линией, отделяющей подземный сток от поверхностного.

Все реки территории бывшего Советского Союза Б.Д.Зайков разделил на 10 типов, относя каждый из них к определенной географической зоне

Типы гидрографов:1.Казахстанский тип - отличающийся резкой и высокой волной весеннего половодья.2.Восточно-Европейский тип - весенний пик + осенний высокий сток.3.Западно-Сибирский тип - половодье более растянутое и сглаженное.4.Восточно-Сибирский тип - высокое половодье и многочисленные пики летних и осенних дождевых паводков .

5.Алтайский тип – гребенчатый высокий пик половодья, повышение стока летом и осенью, низкий зимний сток.6.Дальневосточный тип – сильно растянутое, гребенчатого вида половодье и низкий сток в холодное время.7.Тянь-Шанский тип – сходное с Дальневосточным типом, но и обилием второстепенных налагающихся волн.8.Причерноморский тип – многочисленные паводки в течении всего года .9.Крымский тип – близок к Причерноморскому, но имеющий устойчивый или летне-осенний режим.10.Северо-Кавказский тип – многопаводочный режим в течении всего теплого периода и устойчивая метель в холодное время.

11. Гидролого-морфометрические характеристики русла реки.

Основными явл-ся пл-дь поперечного сечения ω, ширина русла В м-у урезами русла при заданном его наполнении, максимальная глубина русла h_max . Среднюю глубина русла в данном поперечном сечении вычисляют по формуле h_ср= ω/В. Для большинства речных русел выполняется приближённое соотношение h_ср ~ 2/3 h_max. В извилистом русле максимальная глубина обычно смещена к вогнутому берегу. В гидравлических расчётах часто используют ещё две хар-ки русла – длину смоченного периметра р и гидравлический радиус R= ω/ р. Смоченный периметр – длина подводного контура поперечного сечения речного русла, т.е. линия контакта воды с ограничивающими её твердыми поверхностями – с дном и берегами, а зимой также и с ледяным покровом. Для широких и относит неглубоких русел и для периода открытого русла (без ледяного покрова) величины гидравлического радиуса Rи средней глубины h_ср практич совпадают, поскольку в этих случаях р ~ В. Максимальная ширина русла на реках может достигать десятков километров (р. амазонка), а макс глубина – 100-110м (низовья енисея). Здесь не учитываются те случаи, когда море затопило древние русла или каньоны (устья конго, св.лаврентия) и когда глубины достигают 300-400м.

11. Термический режим рек.

Нагревание и охлаждение воды в реках происходит под влиянием теплообмена который совершается между массой воды и окр средой. Реки вместе с водой выносят в океаны, моря и внутренние водоемы не только твердые осадки и химические вещества, но и большое количество тепла. Тепловой режим реки определяется поглощением тепла прямой солнечной радиации, эффективным излучением водной поверхности, затратами тепла на испарение, его выделением при конденсации, теплообменом с атмосферой и ложем русла. Изменение составляющих теплового баланса реки в течение суток, сезона, года вызывает соответствующие колебания температуры воды в реках. Многолетние- климатические факторы. Сезонные изменения тем-ры воды в реках: зимой под ледяным покровом вода у пов-ти реки =0С. Весной в период повышения тем-ры воздуха и осенью в период её понижения изменения тем-ры воды следуют с некоторым отставанием за изменениями тем-ры воздуха. Суточный ход температуры наиболее четко выражен летом, когда днем вода нагревается под действием солнечного тепла, а ночью остывает в результате преобладания эффективного излучения. Мин.тем-ра- в утренние часы, максимум- в 15-17 часов. Направление течения реки может обусловливать некоторое несоответствие термического режима и местных метеоусловий. Реки, текущие с севера на юг, в период нагревания могут выносить более холодную воду, а для рек, текущих с юга на север и пересекающих ряд климатических зон, в период остывания может наблюдаться обратная картина — температура воды может быть выше температуры воздуха из-за выноса теплых вод из южных районов. На температуру воды рек, вытекающих из озер, большое влияние оказывает температура озерных вод, причем чем больше водная масса, тем на большее расстояние распространяется это влияние. Термический режим рек на отдельных участках в значительной мере может определяться хозяйственной деятельностью человека.

Меняется по живому сечению реки и по длине реки. Чем больше масса воды в реке, тем продолжительнее период с тем-й воды ниже тем-ры воздуха. Чем больше водность реки, тем меньше суточный градиент тем-ры воды в реке.

11. Ледовые явления на реках. Замерзание рек. Ледостав. Вскрытие рек

При наступлении отрицательных тем-р воздуха создаются условия для охлаждения воды и образования ледовых явлений. Процесс замерзания состоит из трёх фаз: замерзание, ледостав, вскрытие.

Одна из фаз зимнего режима реки. Устойчивый переход тем-ры реки через 0С в отрицательные температуры. Начинается с появления на пов-ти сала(тонкий слой сросшихся ледяных игл, образующих пятна на пов-ти воды). Снег, который падает на пов-ть охлаждающейся водной массы, образует снежуру. Одновременно под водой возникает внутриводный лёд(на камнях). Когда этот лёд отрывается от дна и поднимается к поверхности и смешивается со снежурой образуется шуга. Замерзание начинается у берегов, образуя ледяной припай- заберег. Во время замерзания наблюдаются зажоры- в результате движения снежуры и шуги, вызывают повышение уровня воды. Когда продолжается охлаждение, то постепенно забереги растут и наступает фаза ледостава.

Ледостав-это наличие на реке ледяного покрова. Сибирь-8,9 месяцев,Европа-1 месяц.Обр из-за аккумуляции вод и уменьшения пропускательной способности. На реках в этот период могут быть незамерзающие участки- полыньи(естественные-разгрузка подземных вод; искусственное- сброс воды с ГЭС). Толщина льда на реках зависит от тем-ры воздуха, от скорости течения, от толщины снега. Может меняться от нескольких см до нескольких метров(Яна, Индигирка- в высоких широтах).

Наледи- речные, грунтовые. Речные: река течёт, начинает замерзать, увеличивается слой льда, давление возрастает, лёд местами прорывается и вода вытекает на поверхность, а затем замерзает. Грунтовые: массивы льда, образующиеся при намораживании излившихся на пов-ть вод.

Вскрытие- когда устанавливается положительный тёплый баланс, начинается таяние и разрушение льда на реках. Таяние происходит сверху(теплообмен с атмосферой и погл. солнечной радиации) и снизу. Сверху: уменьшение толщины толщины льда пропорционально притоку тепла. В ночные часы и при возврате холодов таяние может прекратиться. Снизу: перенос тепла с выше лежащих участков, где льда уже нет. Разрушение ледяного покрова происходит вследствие механического воздействия потока воды. Этот процесс начинается у берегов, где образуются полоски свободной ото льда воды-закраины. Лёд трескается, начинает двигаться, что приводит к весеннему ледоходу, который часто сопровождается образованием ледяных заторов в наиболее узких частях русла(может вызвать наводнения). Чаще всего образуются на реках, которые текут с юга на север(Лена, Обь, Енисей). Пятры- ледовые образования, возникающие на валунах, каменистых грядах, на порогах, водопадах. Когда река полностью очищается ото льда, заканчивается ледовой период.

20. Ледовые явления на реках. Замерзание рек. Ледостав. Вскрытие рек.

С понижением Т воздуха ниже 0 на реках образуется ледяной покров, и реки вступают в фазу зимнего режима, за начало которого берут устойчивое появление отрицательных Т и возникновение льда.

Все реки по характеру ледового режима делятся на три большие группы: замерзающие, с неустойчивым ледоставом, незамерзающие. Реки в условиях умеренного климата, как правило, зимой замерза­ют. На таких реках (наиболее интересных с точки зрения изучения ледового режима) выделяют три характерных периода: 1) замерза­ния, или осенних ледовых явлений; 2) ледостава; 3) вскрытия, или весенних ледовых явлений. Реки в условиях субтропиков замерзают очень редко, в условиях тропического климата – вообще никогда не замерзают.

Замерзание рек. Переход средней суточной температуры воздуха осенью через 0 °С служит своеобразным "сигналом" приближаю­щихся ледовых явлений. Через некоторое время и температура воды снижается до 0 °С, и начинаются ледовые яв­ления.

Начальная фаза осенних ледовых явлений – сало, т.е. плыву­щие куски ледяной пленки, состоящей из кристалликов льда в виде тонких игл. Сало обычно плывет по реке в течение 3–8 дней. Почти одновременно у берегов, где скорости течения меньше, образуются забереги – узкие полоски неподвижного тонкого льда. По мере охлаждения всей толщи воды в ней начинает образовы­ватьсявнутриводный лед – непрозрачная губчатая ледяная масса, состоящая из хаотически сросшихся кристалликов льда. Внутриводный лед, образующийся на неровностях речного дна, называютдонным льдом. Скопления внутриводного льда в виде комьев на поверхности или в толще потока образуют шугу. Движение шуги по поверхности или в толще реки называется шугоходом. К шуге на поверхности реки иногда добавляется битый лед, отрывающийся от заберегов, и снежура – скопления только что выпавшего на воду снега.

По мере охлаждения воды начинается образование льда непос­редственно на водной поверхности реки вдали от берегов. В про­цессе образования льдин участвуют скопления сала, шуги и снежуры. Начинается осенний ледоход. На больших реках он продолжает­ся 10–12 дней, на малых – до 7 дней.

В период осеннего ледохода русло реки может оказаться заби­тым шугой и битым льдом. Закупорка русла этой ледяной массой называется зажором. Образование зажора сопровождается подъе­мом уровня воды на вышерасположенном участке реки. Иногда весенний ледоход сопровождается затором, т.е. закупоркой русла плывущими льдинами. Как и зажоры, заторы часто происходят на узких участках русла, в местах разделения реки на рукава (напри­мер, в дельтах Дуная и Северной Двины).

Ледостав. По мере увеличения числа плывущих льдин и их размера скорость движения ледяных полей уменьшается, и сначала в местах сужения русла, у островов, в мелких рукавах, а затем и на остальных участках русла ледяные поля останавливаются и смерза­ются. Этому могут способствовать и зажоры. Образуется сплошной ледяной покров– ледостав (говорят, что "река стала"). Для малых рек характерно образование ледостава без ледохода – путем расши­рения и смерзания заберегов.

Некоторые участки реки могут в течение долгого времени, иногда в течение всей зимы, не замерзать. Такие участки называют полы­ньями; они часто бывают в местах с повышенными скоростями течения, например на порогах и быстринах.

Вскрытие рек. С наступлением весны ледяной покров на реках начинает разрушаться. На этот процесс влияют солнечная радиа­ция, поступление теплоты из воздуха и с теплыми водами, механи­ческое воздействие текущей талой воды.

Сначала тает снег на льду, затем начинаются небольшие (в несколько метров) смещения ледяных полей – подвижки, а затем ослабленный ледяной покров разбивается на отдельные льдины и начинается весенний ледоход. Более бурно происходит вскрытие на реках, текущих с юга на север.

Раз­рушение затора (как естественное под влиянием напора талых вод или весеннего тепла, так и искусственное, с применением ледо­колов или взрывов) часто приводит к образованию паводочной волны. На малых реках ледяной покров часто тает на месте и весеннего ледохода не происходит.

20. Виды колебания водности рек.

Под водным режимом рек понимают закономерные изменения стока воды, скорости течения, уровней воды и уклонов водной поверхности, прежде всего во времени, но также и вдоль реки. Изменения режима реки характеризуется прежде всего колебаниями её водности. Водность – это количество воды, переносимое рекой за какой-либо интервал времени (месяц, сезон, год, ряд лет) в сравнении со средней многолетней величиной стока воды этой реки или со стоком в другие периоды.

В водном режиме и водности рек выделяют прежде всего вековые, многолетние, внутригодовые (сезонные) и кратковременные колебания. Вековые колебания водности рек отражают вековые изменения климатических условий и увлажнения материков с периодом сотни и тысячи лет. Многолетние колебания водности рек также имеют в основном климатическую природу. Периодичность таких колебаний - десятки лет. Для характеристики многолетних колебаний стока рек обычно используют четыре приёма: 1) сравнивают средний сток реки за некоторые характерные периоды; 2) анализируют многолетние изменения средних годовых расходов воды реки; 3) проводят "сглаживание" колебаний стока путем 5- или 6-летнего скользящего осреднения; 4) строят так называемую нормированную разностную интегральную кривую годового стока. При анализе многолетних колебаний водности рек следует различать естественную и антропогенную изменчивость. Первая из них обусловлена лишь климатическими факторами, вторая - искусственным изменением стока. Если водность различных рек изменяется одновременно в одном и том же направлении, то говорят о синхронности колебаний их стока. В то же время встречаются случаи и несовпадения характера изменения водности у разных рек. В этом случае говорят об асинхронности колебаний их стока. Асинхронность в колебаниях водности рек разных регионов объясняется различием в процессах циркуляции атмосферы на больших и далеко отстоящих друг от друга территориях.

Внутригодовые (сезонные) колебания водности рек обусловлены сезонными изменениями составляющих водного баланса речного бассейна. Кратковременные колебания водности рек могут прежде всего естественными и обусловленными как метеорологическими факторами (ливневые дожди, колебания температуры воздуха в ледниковых районах), так и геологическими процессами. Кратковременные колебания водности рек могут быть обусловлены и антропогенными факторами. Когда говорят о колебаниях водности рек, то имеют в виду прежде всего изменения стока воды.

20. Уровень и сток воды в реках. Способы их определения. Единицы измерения стока.

Оценку степени водности потока в различные периоды времени производят путем определения расходов воды – кол-ва воды, протекающего в единицу времени ч/з данное живое сечение. За единицу времени принята 1 с, за единицу объема – 1 м3.

Режим уровня воды в водотоках обусловлен в основном колебаниями расходов воды, протекающих через данное сечение русла, т.е. стока воды. Гидрограф уровней воды в основном повторяет гидрограф стока.

Наибольший практический интерес представляют следующие расчетные характеристики уровенного режима:

1. Наивысшие уровни воды за год, половодье и паводок.

2. Наивысший за весенний и осенний ледоходы (обоснование конструкций и параметров опор мостов, водозаборов и пр.).

3. Наинизший за летнюю и зимнюю межень (судоходство, энергетика).

Эти расчетные характеристики определяют по данным наблюдений за уровнем воды.

Между расходами и уровнями воды в реке существует достаточно тесная связь. Кривую этой связи называют кривой расходов воды. На пикче представлены кривые расходов (1), площади живого сечения (2) и скорости течения (3) воды.

 Построение кривых расходов воды необходимо:

- при определении ежесуточных расходов воды по небольшому числу наблюдений за расходами (обычно не более 20…30).

- нахождения экстремальных расчетных характеристик расхода воды.

Однозначность связи расходов и уровней может нарушаться в результате:

- строительства ГТС (плотин, запруд, мостов), вызывающих переменный режим уровней воды,

- изменения отметок дна вследствие размыва или отложения наносов,

- зарастания реки водной растительностью,

- ледоставом, ледоходами, заторами и зажорами.

- сгонами и нагонами, приливами и отливами и др.

Единицы измерения стока — система мер, установившаяся в практике исследований речного стока, предназначенная для изучения изменения водности рек в течение заданного отрезка времени.

К единицам измерения стока относятся:

1. Мгновенный (секундный) расход воды — характеризует водность реки в данный момент и выражается в кубических метрах в секунду [м³/с]

2. Объём стока реки за некоторый период времени. Объём стока, в зависимости от продолжительности рассматриваемого периода и водности реки, выражается в кубических метрах [м³] или кубических километрах [км³]

3. Модуль стока — количество воды, стекающей в единицу времени с единицы площади водосбора [м³/(с•км²]

4. Высота слоя стока (слой стока) — отношение объёма стока реки за интервал времени к площади его водосбора [мм].

5. Коэффициент стока — отношение высоты слоя стока за интервал времени к количеству выпавших в бассейне осадков за тот же период. Коэффициент стока выражается безразмерным числом.

• Q расход воды

• W объем стока (м3)= Qср*Т

• Y слой стока – равномерно распределен по площади водосбора, и стек. с водосбора за опред. период.у=W/(F*10^6); у=31.54*М*10^-3; y=86.4TQ/F (мм)

• М модуль стока – кол-во воды, стекающее с единицы площади водосбора в единицу времени

М = 10^3*Q/F (м3/с*км2)

• коэф-т стока K = y/x, отношение слоя стока с данной площади за определенный интервал времени к слою осадков, выпавш. на этой же территории за тот же период (0-1)

• норма речного стока – сред. значение год стока за продолжительный период, включающий несколько (>2, т.е. не менее 25 лет) полных циклов колебания стока. Определяет потенциальные водные ресурсы территории. Применима только к естественным условиям формирования стока.

Проектная норма стока – ср. значение стока за 10-15 лет.

20. Режим уровня воды в реке. Типы уровенного режима.

Колебания уровня воды вызываются изменением объема воды, протекающей ч/з данное сечение русла. Увеличению расхода соответствует повышение уровня и наоборот. Еще случаи, когда колебания уровня другими причинам, к числу которых относятся:

- повышение/понижение дна русла вследствие отложения/размыва наносов;

- наличие на реке искусственных сооружений, создающих переменный подпор и нарушающих естественный режим уровней;

- зарастание реки водной растительностью, создающее дополнительное сопротивление движению воды, для преодоления которого требуется повышение уровня;

- появление и наличие на реке льда на поверхности и внутри живого сечения;

- сгоны/нагоны и приливно-отливные явления.

Результаты наблюдений на уровнями позволяют установить зоны и продолжительность затопления отдельных участков речной долины, скорость продвижения паводочной волны и сделать выводы об общем характере изменения водности реки в течение года и в многолетнем периоде и т.д.

Откладывая по оси У значения уровней, наблюденные в различные моменты времени, а по Х – время, получим график колебания уровня воды за рассматриваемый период. Представление о наиболее характерном хронологическом ходе уровней в течение года или в отдельные его периоды (весенне половодье/летняя межень) дается типовым графиком уровней.

При построении типового графика колебания уровня устанавливают значения уровней характерных точек (начало весеннего подъема, пик паводка, конец весеннего подъема и т.д.) и соответствующие им даты.

Помимо общей закономерности изменения уровней в течение того или иного периода, отражающейся на графиках колебания уровней, при решении многих практических вопросов важно знать уровни отдельных, наиболее выделяющихся фаз в годовом цикле изменения водности. Среди этих характерных уровней наибольший практический интерес представляют: 1) наивысший годовой; 2) весеннего ледохода; 30 осеннего ледохода; 4) летних и осенних паводков; 5) наинизший летний и зимний.

Можно выделить следующие типы уровенного режима в зависимости от вызывающих причин:

- колебания уровней, связанные с изменением водности потока;

- колебания уровней, возникающие вследствие изменения сопротивлений в русле;

- сгонно-нагонные и приливно-отливные колебания уровней;

- колебания уровней, возникающие под влиянием естественных и искусственных подпоров.

В нижнем течении крупных рек уровни отличаются плавным ходом с менее резким подъемом и спадом в период межени.

Амплитуда колебаний уровня на больших реках заключается преимущественно в пределах 6-12 м, увеличиваясь от истоков до предустьевого участка и снова уменьшаясь в устьевых участках. На малых и средних реках амплитуды меньше, чем на крупных. Размер амплитуды уровней зависит от очертаний профиля долины реки: в узких местах долины колебания уровней при одинаковых изменениях водности будут больше, чем в местах расширения долины.

Реки, вытекающие из озер, а также реки, в пределах бассейнов которых распространены болота, отличаются сравнительно плавным ходом уровня и меньшими амплитудами по сравнению с теми реками, что которых не зарегулирован озерами и болотами. Изменение водности наблюдается в течение года и на протяжении многолетних периодов.

Изменение сопротивлений в русле вызывают местные, не связанные с изменением водности колебания уровней. Наиболее характерными случаями изменениями сопротивлений в русле является развитие растительности (больше прослеживается для малых рек; повышение уровня происходит плавно, как и процесс зарастания) и появление ледяного покрова и внутриводного льда. В начальный период льдообразования и в период осеннего ледохода повышение уровня будет небольшим и нарастание его происходит по мере увеличения массы льда в потоке. В момент ледостава остановившаяся масса льда значительно увеличивает сопротивление и уровни в течение короткого времени резко возрастают. Под влиянием оттепелей общий процесс колебания уровней усложняется.

Сгонно-нагонные и приливно-отливные колебания наблюдаются в устьевых участках равнинных рек. В то время как сгонно-нагонные колебания уровней наблюдаются в устьевых участках всех рек, имеющих небольшие уклоны, приливно-отливные возникают только на реках, впадающих в моря, на которых приливы/отливы четко выражены. Подъем уровней под влиянием нагона и спада в результате сгона зависит от продолжительности воздействия ветра и уклона реки.

Значительные колебания уровней возникают под влиянием естественных (заторы, зажоры) и искусственных подпоров. Создание плотин с образованием вдхрщ приводит к резкому нарушению естественного хода уровней.

В верхнем бьефе устанавливаются уровни, которые в течение длительного периода оказываются более высокими, чем уровни в естественном состоянии. Колебания уровней происходит плавно, чем в условиях незарегулированного режима, но в некоторых случаях могут иметь и резкие сработки вдхрщ. В нижнем бьефе наблюдается значительное снижение максимальных и повышение низких меженных уровней.

20. Химический состав речных вод. Факторы, его определяющие.

Основные компоненты. В водных растворах подавляющее большинство солей существует в виде ионов. В природных водах преобладают три аниона (HCO₃^-, Cl^- , SO₄^2-) и четыре катиона (Ca²⁺, Mg²⁺,  Na⁺ + K⁺) - их называют главными ионами. Хлорид-ионы придают воде солёный вкус, сульфат-ионы, ионы кальция и магния - горький, гидрокарбонат-ионы безвкусны. Они составляют в пресных водах свыше 90-95 %, а в высокоминерализованных - свыше 99 % всех растворенных веществ. Отнесение ионов K⁺ к числу главных является спорным. В подземных и поверхностных водах эти ионы, как правило, занимают второстепенное положение. Только в атмосферных осадках ионы K⁺ могут играть главную роль.

Под влиянием климатических и других условий химический состав природных вод изменяется и приобретает характерные черты, иногда специфические для различных видов природных вод (атмосферные осадки, реки, озера, подземные воды).

Воды большинства рек принадлежат к гидрокарбонатному классу. По составу катионов эта вода имеет почти исключительно преобладание кальция; гидрокарбонатные воды с преобладанием магния и натрия - крайне редкое явление. Из природных вод гидрокарбонатного класса наиболее распространены воды малой минерализации (суммарное содержание солей до 200 мг/л).

Реки с водой, относящейся к сульфатному классу, сравнительно малочисленны. Они распространены преимущественно в степной полосе и частично в полупустынях. В составе катионов природных вод сульфатного класса, так же как и в водах гидрокарбонатного класса, преобладает кальций. Однако ряд рек сульфатного класса имеет преобладание натрия. По минерализации воды сульфатного класса значительно превосходят воды гидрокарбонатного класса. Речные сульфатные воды с малой (общее количество солей до 200 мг/л) и средней (общее количество солей с 200 до 500 мг/л) минерализацией встречаются сравнительно редко. Наиболее характерна для этих рек повышенная (общее количество солей с 500 до 1000 мг/л), а иногда и высокая (общее количество солей более 1000 мг/л) минерализация воды.

Реки, воды которых относятся к хлоридному классу, встречаются почти так же редко, как и реки, в воде которых преобладают сульфаты. К этой территории относятся преимущественно степные районы и полупустыни. Преобладающими катионами природных вод хлоридного класса являются главным образом ионы натрия. Воды хлоридного класса отличаются высокой минерализацией - свыше 1000 мг/л, реже от 500 до 1000 мг/л.

Приведенная характеристика ионного состава речной воды относится к периоду летней межени. До некоторой степени она характеризует состав и в период ледостава. Существенно иная, значительно меньшая минерализация воды наблюдается в период весеннего половодья.

Органическим веществом природных вод называют комплекс истинно растворенных и коллоидных веществ органических соединений. По происхождению органические вещества природных вод могут быть разделены на поступающие извне (с водосборной площади) и образующиеся в самом водном объекте. К первой группе относятся главным образом гумусовые вещества, вымываемые водой из почв, торфяников, лесного перегноя и других видов природных образований, включающих остатки растений, и органические вещества, поступающие с промышленными и хозяйственно-бытовыми сточными водами. Из гумусовых веществ для гидрохимии наибольший интерес представляют гуминовые и фульвокислоты. Обе эти кислоты характерны для гумуса (гумусовые кислоты), они не содержатся в живых растительных и животных тканях. Соотношение между ними в разных торфах и почвах неодинаково. В черноземных почвах преобладают гуминовые, а в подзолистых - фульвокислоты.

Газы в природной воде. Все природные воды представляют газовые растворы. Наиболее широко распространены в поверхностных водах кислород O₂ и двуокись углерода CO₂, а в подземных - сероводород H₂S и метан CH₄. Иногда CO₂ в значительных количествах может насыщать также воды глубоких горизонтов. Кроме того, во всех природных водах постоянно присутствует азот N₂.Растворимость газа в воде обычно падает с повышением температуры, что связано с повышением кинетической энергии молекул газа, способствующей преодолению сил притяжения молекул воды.

Кислород (O₂) находится в природной воде в виде растворенных молекул. Кислород, являясь мощным окислителем, играет особую роль в формировании химического состава природных вод. Кислород поступает в воду в результате происходящих в природе процессов фотосинтеза и из атмосферы. Расходуется кислород на окисление органических веществ, а также в процессе дыхания организмов. Диоксид углерода (CO₂) находится в воде главным образом в виде растворенных молекул газа CO₂. В природных водах источником диоксида углерода являются прежде всего процессы окисления органических веществ, происходящие с выделением CO₂ как непосредственно в воде, так и в почвах и илах, с которыми соприкасается вода. К ним относятся дыхание водных организмов и различные виды биохимического распада и окисления органических остатков. В некоторых подземных водах важным источником диоксида углерода являются вулканические газы, выделяющие из недр земли, происхождение которых связано с дегазацией мантии и со сложными процессами метаморфизации осадочных пород, протекающими в глубинах под влиянием высокой температуры.

Растворенный молекулярный азот (N₂) - наиболее постоянный газ в природных водах. В высшей степени химически устойчивый и биологически трудно усвояемый, азот, будучи занесен в глубинные слои океана или подземные воды, меняется главным образом лишь под влиянием физических условий (температура и давление). Растворенный в поверхностных водах азот имеет преимущественно воздушное происхождение. Наряду с этим в природе широко распространен азот биогенного происхождения, возникающий в результате денитрификации.

Газ метан (CH4) относится к числу наиболее распространенных газов в подземных водах. В газовой фазе подземных вод почти всегда количественно преобладает азот, двуокись углерода или метан. Основным источником образования метана служат дисперсные органические вещества в породах. Метан и тяжелые углеводороды, нередко встречаются в значительных концентрациях в глубинных подземных водах закрытых структур, связанных с нефтеносными месторождениями. В небольшой концентрации метан наблюдается в природных слоях озер, где он выделяется из ила при разложении растительных остатков.

Газ сероводород (H₂S) является одним из продуктов распада белкового вещества, содержащего в своем составе серу, и поэтому скопление его часто наблюдается в придонных слоях водоемов вследствие гниения различных органических остатков. В реках сероводород наблюдается лишь в придонных слоях, главным образом в зимний период, когда затруднена аэрация водной толщи. Гораздо чаще сероводород присутствует в подземных водах, изолированных от поверхности и в сильно загрязненных поверхностных водах, в которых он служит показателем сильного загрязнения и анаэробных условии.

Мезоэлементы

Кроме главных ионов, содержание которых в воде достаточно велико, ряд элементов: азот, фосфор, кремний, алюминий, железо, фтор - присутствуют в ней в концентрациях от 0,1 до 10 мг/л.

Микроэлементы

К этой группе относятся элементы, соединения которых встречаются в природных водах в очень малых концентрациях, поэтому их и называют микроэлементами. Их концентрация измеряется микрограммами в 1 л (мкг/л). Условно их можно разделить на пять подгрупп: 1) типичные катионы (Li⁺, Rb⁺, Cs⁺, Be²⁺, Sr²⁺, Ba²⁺ и др.); 2) ионы тяжелых металлов (Cu²⁺, Ag⁺, Au⁺, Pb²⁺, Fe²⁺, Ni²⁺, Co²⁺ и др); 3) амфотерные комплексообразователи (Cr, Mo, V, Mn); 4) типичные анионы (Br^-, I^-, F^-); 5) радиоактивные элементы. Микроэлементы необходимы для нормальной жизнедеятельности растений, животных и человека. Однако при повышенной концентрации многие микроэлементы вредны и даже ядовиты для живых организмов. Поэтому часто они становятся загрязняющими веществами и концентрация их контролируется.

20. Формирование химического состава природных вод в естественных условиях и при антропогенном воздействии.

Среди факторов, определяющих формирование химического со­става природных вод, следует различать главные и второстепенные, а также прямые и косвенные. Прямыми называются такие, кото­рые непосредственно влияют на состав воды (почвы, горные поро­ды); к косвенным относятся те факторы, которые действуют опо­средованно. К главным факторам относятся те, которые определяют состав вод, то есть способствуют формированию вод конкретного гидрохимиче­ского типа (хлоридного, сульфатного и т. д.). Второстепенные же факторы способствуют появлению в воде компонентов, придающих конкретному типу воды некоторые особенности, но тип воды при этом не меняется.

По характеру воздействия факторы, определяющие формирова­ние химического состава природных вод, целесообразно разделить на следующие группы:

- физико-географические (рельеф, климат, испарение, вывет­ривание, почвенный покров);

- геологические (состав горных пород, гидрогеологические условия);

- физико-химические (химические свойства элементов, ки­слотно-щелочные и окислительно-восстановительные условия, смешение вод и катионный обмен);

- биологические (деятельность растений и живых организмов);

- антропогенные (все факторы, связанные с деятельностью человека).

Физико-географические факторы. Рельеф является косвенным фактором формирования состава вод. Он оказывает влияние на условия водообмена, от кото­рых зависят минерализация и химический состав природных вод. Климат прежде всего определяет метеорологические условия, от которых зависит водный режим поверхностных и под­земных вод. К основным метеорологическим элементам, воздейст­вующим на состав природных вод, относятся атмосферные осадки, температура и испарение.

Геологические факторы. Горные породы - ведущий фактор формирования минерализа­ции и химического состава природных вод. В водоносных горизон­тах, заключенных в осадочных толщах, обогащение вод ионами осуществляется непосредственно за счет выщелачивания раствори­мых минералов, находящихся в породах. Главнейшими растворимыми минералами, определяющими в основном химический состав природных вод, являются галит, гипс, кальцит, доломит. Залегающая на глубине каменная соль обогащает воды хлори­дами натрия. Минерализация в этом случае резко повышается.

Физико-химические факторы. Обогащение природной воды тем или иным элементом определяется не только его общим содер­жанием в породах и почвах, но и миграционной способностью, то есть способностью к перемещению, зависящей от физико-химических констант данного иона и условий среды, в которой происходит миграция. Различают внутренние и внешние факторы миграции, сочетание которых и определяет пове­дение химических элементов в природных водах. К внутренним факторам относятся такие характеристики элементов, как валентность, ионные радиусы, ионные потенциалы, к внешним - энерге­тика Земли, состав атмосферы, биогенные условия и климат.

Биологические факторы. Их роль в формировании химического состава природных вод весьма обширна и многообразна. Эти факто­ры обусловливают биогенную метаморфизацию вод, обогащают в определенных условиях воду микрокомпонентами, а в некоторых случаях и макрокомпонентами, такими как кальций, калий и др.

Антропогенные факторы. На формирование состава воды оказывают воздействие факторы, обусловленные хозяйственной деятельностью человека. Интенсивное использование природных вод существенно влияет на количественные показатели водных объектов - изменяет их водный баланс, гидрологический режим и особенно качество вод, определяющее их пригодность для той или иной области хозяйственной деятельности.

Большинство речных и озерных систем мира являются одно­временно источниками водоснабжения и приемниками промыш­ленных, коммунальных, сельскохозяйственных сточных вод. Наи­большее влияние на качественные и количественные изменения водных ресурсов оказывают следующие виды хозяйственной дея­тельности: водопотребление для промышленных и хозяйственно-бытовых целей, сброс отработанных вод (без очистки или с недоста­точной степенью очистки), зарегулирование стока рек и создание водохранилищ, сельхозяйственная мелиорация (орошение, обвод­нение, осушение) и т. д.

Вещества антропогенного происхождения способны менять направленность и интенсивность естественных процессов. Антропогенные факторы могут производить химическое и физи­ческое воздействие на водные экосистемы и вызывать как химиче­ские, так и биологические эффекты, то есть изменения в химиче­ском составе вод и донных отложений, а также в составе живого вещества водных объектов.

Химическое воздействие - это поступление в водные объекты веществ со сточными водами и из атмосферы, равно как и из других источников (например, в результате эксплуатации судов маломер­ного флота, сплава древесины и др.), приводящее к изменению хи­мического состава вод, сформированного естественным путем.

Физическое воздействие - это изменение физических парамет­ров водных экосистем (температуры и др.), которое приводит к нарушению естественных гидрохимических процессов и формиро­ванию вод нового состава. Эти виды воздействия называют антропогенным загрязнением вод. Оно стало играть заметную роль в про­цессах формирования состава вод во второй половине XX века.

Таким образом, при формировании химического состава по­верхностных и подземных вод в условиях антропогенного воздейст­вия искусственные факторы могут вызвать:

- повышение (или понижение) концентрации тех или иных ком­понентов природных вод, которые обычно присутствуют в неза­грязненной воде;

- изменение направленности естественных гидрохимических про­цессов;

- обогащение вод „чуждыми" веществами.

20. Режим стока наносов.

Твердые частицы, образующие речные наносы, поступают в русла рек в результате процессов эрозии поверхности водосбора и речного русла. Интенсивность процесса эрозии поверхности водосбора зависит от интенсивности поступления воды на поверхность в результате выпадения осадков или снеготаяния, уклона поверхности и устойчивости поверхности к размывающему действию потока. Интенсивность эрозии русла рек зависит от скорости потока и устойчивости грунтов, слагающих дно и берега. Часть речных наносов образуется в результате абразии (волновом разрушении) речных берегов на широких плесах. Наибольшую концентрацию наносов имеют реки с поводочным режимом и протекающие в условиях засушливого климата и легко размываемых грунтов. По характеру перемещения наносов в реках выделяют два основных типа: взвешенные и влекомые наносы.

Наиболее важные характеристики наносов:

- геометрическая крупность, выражается через диаметр частиц наносов (D, мм),

- гидравлическая крупность – скорость опускания частицы

в неподвижной воде (W, мм/с, мм/мин),

- мутность воды S (г/м³, кг/м³) – концентрация наносов в потоке.

По геометрической крупности наносы делят на фракции: глина, ил, пыль, песок, гравий, галька, валуны. В реальных условиях наносы, переносимые речным потоком и слагающие донные отложения представляют собой смесь наносов различной крупности. Такие отложения классифицируют с учетом преобладания фракций. Например: илистый песок или песчаный ил и т.д.

Влекомые наносы – это наносы, перемещающиеся речным потоком в придонном слое и движущиеся скольжением, перекатыванием или сальтацией. Путем влечения по дну перемещаются наиболее крупные частицы наносов (песок, гравий, галька, валуны).

На горных реках, где скорости течения воды выше, поток переносит гальку и даже крупные валуны. Для перемещения по дну песка необходимы придонные скорости течения не менее 0,10-0,15 м/с, гравия – не менее 0,15-0,5 м/с, гальки – 0,5-1,6 м/с, валунов – 1,6- 5 м/с. Средняя скорость потока в этих случаях должна быть еще больше.

Влекомые наносы могут перемещаться по дну реки либо сплошным слоем, либо в виде скоплений. Второй характер движения для рек наиболее типичен. Скопления влекомых наносов представлены донными грядами различных размеров. Наносы перемещаются слоем по верховому склону гряды и скатываются в подвал гряды, где частицы могут быть «захоронены» надвигающейся грядой. Они придут в движение лишь при смещении гряды на всю ее полную длину.

Взвешенные наносы переносятся потоком в толще воды. В речном потоке они распределены неравномерно: в придонных слоях мутность наибольшая и уменьшается по направлению к поверхности, причем для взвешенных наносов более крупных фракций быстрее, чем для мелких фракций.

Сток наносов реки включает сток взвешенных и сток влекомых наносов, при этом главная роль обычно принадлежит взвешенным наносам. Предельный суммарный расход как взвешенных, так и влекомых наносов, который может при данных условиях переносить река, называют транспортирующей способностью потока R_тр..

В реальных условиях фактический расход наносов в реке и транспортирующая способность потока могут не совпадать, что становится причиной русловых деформаций. Сток наносов (W_н, кг или т) рассчитывается по следующей формуле:

W_н=R*T , где R (кг/сек) – расход наносов.

Большая часть твердого стока рек приходит в периоды половодий или паводков. На большинстве равнинных рек наблюдается опережение расходов наносов оп сравнению с расходом воды, причем максимум расхода наносов раньше пика половодья. На малых водосборах пик максимальных расходов совпадает с пиком расхода наносов. Мутность поступающей в русло воды тем >, чем интенсивнее поверхностный сток и чем энергичнее происходит смыв грунта с пов-ти водосбора.

20. Устьевые области: классификация и особенности гидрологического режима.

Устьевая область реки – особый географический объект, охватывающий район впадения реки в приемный водоем (океан, море, озеро), обладающий специфическим строением, ландшафтом и режимом и формирующийся под воздействием устьевых процессов – динамического взаимодействия и смешения вод реки и приемного водоема, отложения и переотложения речных и частично морских наносов, приводящих к образованию устьевого конуса выноса, а нередко и дельты.

Дельта – сформировавшаяся в результате современных процессов дельтообразования часть устьевой области реки (устьевого участка реки), включающая верхнюю подверженную руслоформирующей деятельности речного потока толщу устьевого конуса реки и наводную аллювиальную сушу, имеющую сложную гидрографическую сеть и специфический ландшафт.

Эстуарий – полузакрытое устьевое взморье со смешением морских и речных вод под действием приливов.

Факторы, определяющие устьевые процессы, могут быть подразделены на две группы: природные (естественные) и антропогенные.

Природные факторы делятся на:

1. Речные факторы: сток воды; уровни воды в реке, физические/химические свойства речной воды (Т, минерализация, плотность, химический состав воды итд); тепловой сток; ледовый режим; физико-механические свойства речных наносов (крупность, плотность, концентрация); сток взвешенных и влекомых наносов; русловые процессы в реке; речная биота.

2. Морские факторы: уровни воды в море; ветровое волнение; морские течения; физические/химические свойства морской воды (Т, соленость, плотность, химический состав, содержание газов итд); ледовые явления; физико-механические свойства прибрежных наносов (крупность, плотность, концентрация); вдольбереговой сток наносов.

3. Местные физико-географические (ландшафтные) факторы:

а) факторы, не зависящие от современных устьевых процессов, - климатические и метеорологические (давление воздуха, ветер, Т, осадки, испаряемость и испарение); геологическое строение подстилающих пород, многолетняя мерзлота; коренной рельеф прилегающей части суши и моря

б) факторы, зависящие от современных устьевых процессов, – вновь созданные аккумулятивные формы рельефа и гидрографическая сеть дельты; почвенно-растительный покров, оказывающие влияние (ослабление течений, задержка наносов, предохранение берегов от размывания)

Антропогенные факторы подразделяются на:

1. Прямые: водохозяйственные и гидротехнические мероприятия, осуществляемые в пределах устьевой области (углубление, выправление, сооружение судоходных, оросительных и осушительных каналов, шлюзов, противонагонных плотин итд)

2. Косвенные: влияют на выше упомянутые речные факторы (преобразование поверхности речного бассейна, регулирование и изъятие стока воды, антропогенное изменение стока наносов итд)

Районирование: река оказывает воздействие на приёмный водоём, прежде всего опресняя его прибрежные воды, здесь формируется зона смешения речных и морских вод, где солёность воды изменяется от свойственной речным водам (<0,5‰) до характерной для моря (10-40). Часть зоны смешения, где наблюдаются наибольшие горизонтальные и вертикальные градиенты солёности воды - фронтальная зона. Находящуюся в её пределах наклонную поверхность, где упомянутые градиенты максимальны, называют фронтальным разделом, а её проекцию на любую горизонт плоскость – гидрофронтом.

П оложение внешней (мористой) части фронтального раздела в половодье определяет морскую границу устьевой области (МГОУ). За пределами этой границы находится предустьевое пространство моря, где опресняющее воздействие реки значительно слабее; помимо опреснения река создаёт в прибрежной части моря зону мутных вод и зону стоковых течений; при отложении речных наносов в прибрежной части моря формируется устьевые бары, косы и в конечном счёте образуются устьевые конусы выноса и дельты. Приёмный водоём оказывает на реку прежде всего влияние через колебания уровня воды морского происхождения. Речную границу устьевой области (РГУО), или вершину устьевой области (ВУО), определяют по предельной дальности распространения вверх по реке в межень приливных или нагонных колебаний уровня воды. Кроме того, под воздействием приемного водоёма в реке могут возникать обратные течения и в реку проникать осоленные воды (оба эти явления наблюдаются, как правило, при приливах и нагонах). Морское волнение разрушает речные отложения. Вершина дельты (ВД) – это место деления реки на крупные дельтовые рукава, переносящие речную воду непосредственно в приемный водоём. Если приливы и нагоны не распространяются выше вершины дельты (Лена, Терек, Кубань), то именно вершину дельты принимают за вершину устьевой области. Если же приливы или нагоны распространяются выше вершины дельты, то между вершиной устьевой области и вершиной дельты выделяют придельтовый участок реки. Чем больше сток воды, тем сильнее воздействие реки на режим её устьевой области, тем относительно слабее воздействие морских факторов. Чем больше сток наносов, тем активнее идёт в устье реки формирование дельты. Устьевые области реки подразделяют на две части – устьевой участок реки (включая дельту), где преобладает речной гидрологический режим, но активно влияет море, и устьевое взморье, где преобладает морской гидрологический режим, но активно влияет река; верхняя граница устьевого участка реки совпадает с речной границей устьевой области, а морская граница устьевого взморья – с морской границей всей устьевой области. Устьевой участок реки и устьевое взморье разделяются морским краем дельты (МКД), а при отсутствии дельты – вершиной лимана, лагуны, эстуария. Устьевой участок м б однорукавным (бездельтовым) и мало- или многорукавным (дельтовым). Устьевое взморье м б полузакрытым (залив, лиман, лагуна, эстуарий) и открытым, а также приглубым и отмелым.

20. Физические и водные свойства почво-грунтов.

Подземные воды находятся в верхней толще земной коры, вклю­чая кору выветривания и почвенный слой. Эту толщу в гидрогео­логии называют горными породами, в гидрологии – почвогрунтами или просто грунтами. Режим подзем­ных вод во многом определяется физическими и водными свой­ствами вмещающих их грунтов (плотности, гранулометрического состава и пористости.

Плотность грунта – это отношение массы однородного грунта к его объему:

ρ_гр = m_гр/V_гр. (22)

Различают плотность сухого грунта и плотность грунта при естественной влажности. Плотность грунта отличается от плотности его "скелета" ρ, зависящей от характера вещества или минерала, слагающего грунт. Например, для частиц кварцевого песка р при­близительно равна 2650 кг/м³, супесей – 2700 кг/м³, суглинков – 2710 кг/м³, глин – 2740 кг/м³.

Поскольку грунт состоит не только из скелета, но и из пор, заполненных либо воздухом, либо водой, либо льдом, плотность как сухого, так и влажного грунта всегда меньше плотности его "скелета". Так, плотность песка (как грунта, а не как минерала) обычно находится в пределах 1200–1500 кг/м³.

Многие рыхлые грунты представляют собой смесь частиц раз­личной крупности. Процентное содержание (по массе) в рыхлых грунтах групп частиц (фракций) различного диаметра называют гранулометрическим, или механическим, составом грунта.

Практически все грунты (как рыхлые, так и скальные) обладают скважностью (пустотностью), под которой понимают наличие в грунтах пустот независимо от их размеров, формы и происхож­дения. Скважность, обусловленная порами, т.е. промежутками (обыч­но <0,1мм) между отдельными частицами, называется пористо­стью. Скважность, обусловленная трещинами в грунте, называется трещиноватостью. Скважность, обусловленную наличием в грунте крупных (> 1 мм) пустот (каверн), называют кавернозностью.

Грунты (породы, в гидрогеологии – иногда среды), где преобла­дает один из трех названных выше видов скважности, называют соответственно пористыми, трещинными (трещиноватыми) икаверновыми. К пористым грунтам относятся многие осадочные породы (пески, илы, глины, лессы, суглинки), торф, обломочные породы; к трещинным – многие метаморфиче­ские и магматические горные породы; к каверновым – известняки, гипсы и другие породы, подвергаемые выщелачиванию легко ра­створимых соединений, например в районах проявления карста.

Пористость грунтов характеризуется коэффициентом пористости р, %, который равен выраженному в процентах отношению объема пор V_пop к объему всего грунта V_гp в сухом состоянии:

р = (V_пop / V_гp )·100

Коэффициент пористости р и соотношение между плотностью сухого грунта р_тр и его "скелета" р, о которых речь шла выше, связаны следующей формулой:

р =(1-ρ_гр/ρ)·100

Пористость – одна из важнейших характеристик грунта, опре­деляющих его способность пропускать воду. Разные грунты обладают различной пористостью. Заметим, что иногда не разделяют понятий "скважность" и "по­ристость" и коэффициент пористости используют для характери­стики скважности (пустотности) любых грунтов.

Водные свойства грунтов

Водные свойства грунтов определяются их физическими свой­ствами и содержанием в них воды. К основным водным свойствам грунтов относятся влажность, влагоемкость, водоотдача, водопро­ницаемость, капиллярность.

Фактическое содержание воды в грунтах называют их влажностью W_m. Влажность – это отношение массы воды к массе сухого грунта, выраженное в %:

W_m = (m_в/m_с)100 % = [(m_гр – m_с)/m_с] 100

где m_с – масса воды в образце грунта, кг; т_гр – масса исследуемого грунта с естественной влажностью, кг; т_с – масса того же образца, кг, высушенного при температуре 105–106 °С. Часто вместо массо­вой влажности используют понятие объемная влажность W_об, %, кото­рую можно определить по формуле

W_об = (V_в/V_c)100

где V_в – объем воды в образце грунта, м³; V_c – объем образца грун­та в абсолютно сухом состоянии, м³. Между массовой и объемной влажностью существует соотноше­ние

W_об = W_mρ_с.гр/ρ_в 

где ρ_{с. гр} – плотность сухого грунта, кг/м³; ρ_в – плотность воды, кг/м³.

Влагоемкостью грунта называют его способность вмещать и удер­живать определенное количество воды. Под полной влагоемкостью W_пв понимают суммарное содержание в грунте всех видов воды при полном заполнении всех пор.

Кроме полной влагоемкости выделяют наименьшую влагоемкость W_нв, характеризующую количество гифоскопической, пленочной и ка­пиллярной влаги, остающейся в грунте после окончания свободного стекания воды (она составляет для песков 3–5 %, супесей 10–12 %, суглинков и глин 12–22 %).

По аналогии с дефицитом влажности воздуха используют и по­нятие дефицита влажности грунта (или недостатка насыщения) d. Он равен разности между полной влагоемкостью ифактической влажностью грунта. Например, оперируя объемной влажностью, можно получить:

d = W_пв- W_o6

Дефицит влажности обычно выражают в процентах.

Водоотдачей называется способность водонасыщенных грунтов отдавать воду путем свободного стекания. Коэффициент водоотда­чи К_В представляет собой отношение объема стекающей из грунта свободной (гравитационной) воды к объему всего грунта, выражен­ное в долях единицы или в процентах. Удельная водоотдача – это количество воды, которое можно получить из 1 м³грунта. Наиболь­шей водоотдачей обладают крупнообломочные породы. Водоотдача глин ничтожна.

Водопроницаемостью грунтов называют их способность про­пускать через себя воду под действием силы тяжести или градиен­тов гидростатического давления. Водопроницаемость зависит от раз­мера и формы частиц грунта, от размера и количества пор и тре­щин в грунте, его фанулометрического состава. Чем больше размер частиц грунта и однороднее его состав, тем больше его водопрони­цаемость. Если промежутки между крупными частицами грунта за­полнены более мелкими частицами, водопроницаемость грунта сни­жается.

Водопроницаемость грунтов – очень важная характеристика при исследовании движения подземных вод.

Грунты по степени водопроницаемости подразделяют на шесть групп.

Капиллярностью грунта называют его способность содержать и пропускать капиллярную воду. Высота капиллярного поднятия зависит от размера капиллярных пор, гранулометрического состава грунта, температуры воды и других характеристик. Чем мельче крупность частиц грунта и мельче поры, тем больше высота капил­лярного поднятия.

20. Классификация, движение и водный баланс подземных вод.

Классификации подземных вод

Подземные воды классифицируют по происхождению, физи­ческому состоянию, а также по характеру вмещающих их грунтов, гидравлическим условиям, температуре, минерализации и химиче­скому составу, характеру залегания.

По характеру вмещающих воду грунтов подземные воды подраз­деляют на поровые, залегающие в рыхлых пористых грунтах; плас­товые, залегающие в пластах осадочных горных пород; трещинные,залегающие в плотных, но трещиноватых осадочных, магматиче­ских и метаморфических горных породах; трещинно-жильные, зале­гающие в отдельных тектонических трещинах.

По гидравлическим условиям подземные воды подразделяют на напорные (артезианские и глубинные) и безнапорные (грунтовые).

По температуре подземные воды делятся на исключительно хо­лодные (ниже 0 °С), весьма холодные (4–20 °С), теплые (20–37 °С), горячие (37–42 °С), весьма горячие (42–100°С), исключительно горя­чие (более 100 °С). К так называемым термальным водам относят воды температурой более 20 °С. Если такие воды имеют лечебное значение (обычно это воды и специфического химического соста­ва), их называют термами. Они встречаются, например, на Кавказе и на Камчатке.

По минерализации подземные воды, как и все природные воды, делят на пресные (до 1 ‰), солоноватые (1–25 ‰), соленые (25–50 ‰) и рассолы (более 50 ‰). Состав пресных подземных вод часто близок к составу связанных с ними поверхностных вод (пре­обладают ионы НСО₃^-, Са²⁺; или НСО₃^-, SO₄^2-, Са²⁺; реже SO₄^2-, НСО₃^-, Са²⁺). Солоноватые подземные воды могут относиться к лю­бому классу. В них преобладают катионы Са²⁺, Na⁺, Mg²⁺. Соленые подземные воды и рассолы могут быть связаны с современными или древними морскими бассейнами, а также образоваться при выщелачивании легкорастворимых солей NaCl, КС1, СаС1₂ и др. Преобладают ионы Cl^-, Na⁺ и Са²⁺.

Подземные воды, оказывающие бальнеологическое воздействие на организм человека, называют минеральными. Они подразделяют­ся на углекислые (например, северокавказские минеральные воды – боржоми, нарзан); сульфидные, или сероводород­ные (например, воды Мацесты); железистые и мышьяко­вистые (минеральные воды Кавказа, Закарпатья, Урала и др.), а также бромистые и йодистые воды, воды с боль­шим содержанием органических веществ (воды в районе Трускавца); родоновые воды (Пятигорск, Цхалтубо) и др.

Наиболее важна в научном и практическом отношении класси­фикация подземных вод по характеру залегания, использующая и некоторые другие классификации.

Подземные воды на Земле, находящиеся в жидком состоянии, могут быть прежде всего подразделены на две большие группы: подземные воды суши и подземные воды под океанами и морями. До настоящего времени гидрогеология занималась по существу лишь подземными водами суши. Подземные воды под океанами и моря­ми изучены еще очень слабо.

Подземные воды суши можно подразделить на подземные воды зоны аэрации и зоны насыщения. Зона аэрации охватывает верхние, не насыщенные водой слои грунтов, включая почву от дневной поверхности до уровня грунтовых вод. Через эту зону осуществля­ется связь подземных вод с атмосферой. Зона насыщения характе­ризуется тем, что поры и пустоты в ее пределах полностью запол­нены (насыщены) жидкой водой. Сверху эта зона ограничена зоной аэрации или зоной многолетнемерзлых грунтов, снизу – глубиной критических температур, при которых существование жидкой воды невозможно. В зоне насыщения на континентах находятся подзем­ные воды трех типов –безнапорные грунтовые, напорные артезиан­ские и глубинные.

Под океанами и морями зона аэрации отсутствует, а в зоне насыщения присутствуют напорные воды, гидравлически как связан­ные с подземными водами континентов, так и не связанные с ними.

Воды зоны аэрации и грунтовые воды имеют свободную связь с атмосферой и формируются под непосредственным влиянием физико-географических условий. Грунтовые воды, кроме того, свя­заны с поверхностными водами (реками, озерами и другими) и играют поэтому важную роль в питании этих водных объектов. Подземные воды участвуют в круговороте воды на земном шаре в основном согласно двум схемам: грунтовые воды ↔ зона аэрации ↔ атмосфе­ра и грунтовые воды ↔поверхностные воды.

Воды зоны аэрации. Почвенные воды, верховодка,капиллярная зона

Зона аэрации занимает верхний слой почвенно-грунтовой тол­щи: от земной поверхности до уровня грунтовых вод.

Через зону аэрации осуществляется взаимосвязь атмосферы и грунтовых вод. В этой зоне происходят: инфильтра­ция дождевых и талых вод, формирование почвенной воды и вер­ховодки, фильтрация фавитационной воды и десукция влаги рас­тительностью с последующей ее транспирацией.

Попадая после дождей или таяния снега в грунт, вода расходу­ется прежде всего на смачивание почвенного слоя и формирование почвенных вод, под которыми понимают временное скопление сво­бодной (гравитационной) и капиллярной воды в почвенной толще. Эти воды имеют связь с атмосферой и участвуют в питании кор­невой системы растений.

Почвенные воды обычно просачиваются в более глубокие слои грунта и не образуют постоянного водоносного горизонта. Почвен­ный сток возникает лишь при сильных дождях или снеготаянии, если в почве имеются наклонные слабопроницаемые прослои и если часть почвы насыщается водой. Мощность слоя с почвенной водой обычно изменяется от нескольких сантиметров до 1–1,5 м.

Инфильтрующиеся вертикально вниз под действием силы тяже­сти воды зоны аэрации, встречая на своем пути относительный водоупор (отдельные прослои или линзы грунтов, обладающие слабой

водопроницаемостью), образуют верховодку, т.е. временные, сезон­ные скопления подземных вод. Мощность верховодки обычно рав­на 0,4–1,0 м, редко достигает 2–5 м.

Выше уровня грунтовых вод в пределах зоны аэрации распола­гается капиллярная зона (ее иногда называют капиллярной каймой). Воды этой зоны (особенно при неглубоком залегании грунтовых вод) часто участвуют в питании почвенных вод и поглощаются корневой системой растений.

Весьма характерно изменение влажности грунта в зоне аэрации после обильного увлажнения: по мере приближения к уровню грунтовых вод влажность грунта увеличивается от наи­меньшей (НВ) до полной влагоемкости (ПВ).

Воды зоны насыщения. Грунтовые воды

При полном насыщении грунта могут сформироваться как без­напорные (грунтовые), так и напорные (артезианские) воды. Влаж­ность грунта в обоих случаях достигает полной влагоемкости.

Грунтовые воды – это подземные воды первого от поверхности постоянно существующего водоносного горизонта, залегающего на первом выдержанном по площади водоупорном пласте. Эти безнапорные гравитационные воды имеют свободную поверх­ность, называемую уровнем, или зеркалом грунтовых вод.

Важнейшими процессами, воздействующими на состояние грун­товых вод, являются их питание и разгрузка.

Питание грунтовых вод осуществляется путем инфильтрации через зону аэрации атмосферных осадков, конденсации водяного пара и поглощения вод из водотоков и водоемов (рек, каналов, озер, водохранилищ и т.д.). Иногда в питании грунтовых вод участвуют и более глубокие водоносные напорные горизонты.

Разгрузка грунтовых вод осуществляется в виде источников (родников), фильтрацией в русло водотока или ложе водоема, путем испарения и перетекания в нижележащие водоносные горизонты.

Грунтовые воды распространены почти повсеместно, тяготеют к рых­лым четвертичным отложениям (ледниковым, речным, озерным и мор­ским, современным аллювиальным, коре выветривания), участвуют в питании рек, легко доступны для практического использования.

Грунтовые воды обладают изменчивым режимом, связанным с режимом питания и разгрузки. Области их питания и распростра­нения обычно совпадают.

Расстояние от земной поверхности до уровня (зеркала) грунто­вых вод называют глубиной залегания грунтовых вод. Она колеблется практически от нуля в зоне избыточного увлажнения до десятков метров в зоне недостаточного увлажнения. Уровень грунтовых вод испытывает сезонные и многолетние колебания.

Расстояние от кровли водоупорного пласта до уровня грунтовых вод называют мощностью водоносного горизонта. Ее величина изме­няется вместе с изменением уровня грунтовых вод. Лежащая выше уровня грунтовых вод капиллярная зона испытывает колебания вслед за колебаниями уровня грунтовых вод.

Артезианские и глубинные воды

Артезианские воды – это напорные подземные воды, залегающие в водоносных горизонтах между водоупорными пластами. Артезианские воды залегают глубже горизонта грунтовых вод и имеют более стабильный режим. Области питания и распростра­нения артезианских вод обычно не совпадают.

При вскрытии артезианского водоносного горизонта скважиной находящаяся под напором вода поднимается по скважине и может даже излиться на земную поверхность (в случае, если линия напора лежит выше уровня земли). Напор в артезианских водах создается в основном гидростатическим давлением, а также геостатической нагрузкой (весом вышезалегающих пород).

Артезианские воды нередко имеют повышенную минерализа­цию. Обычно они менее подвержены загрязнению в сравнении с грунтовыми водами.

Артезианскими бассейнами называют такие гидрогеологические структуры синклинального типа, которые содержат один или несколь­ко водоносных горизонтов с напорными водами. Примером артезиан­ских бассейнов могут служить Московский, Терско-Кумский и др.

Глубинные воды – это расположенные на больших глубинах на­порные подземные воды, испытывающие воздействие геостатиче­ского давления и эндогенных сил.Глубинные воды обнаружены в глубоких зонах тектонических нарушений и в глубоких частях осадочных толщ в артезианских бассейнах. Изучены они еще недостаточно.

Водный баланс и режим подземных вод

В одный баланс земной поверхности и подземных вод (вод зоны аэрации и грунтовых вод) необходимо изучать совместно. Рассмот­рим часть небольшого речного бассейна. Примем для упрощения задачи, что водообмен подземными водами с соседними бассейна­ми отсутствует, т.е. поверхностный и подземный водоразделы для рассматриваемого бассейна совпадают.

Выделим в нем три взаимо­связанных по вертикали элемента – поверхность, зону аэрации и водоносный горизонт грунтовых вод и напишем для каждого из этих элементов уравнение водного баланса согласно общим положениям.

Непосредственно для поверхности бассейна уравнение водного баланса будет иметь вид

х = y_пов + y_инф + z_пов ± Δu_пов,

где х – атмосферные осадки на поверхности бассейна; у_пов – поверх­ностный (склоновый) сток; y_инф – вода, поступившая в зону аэра­ции в процессе инфильтрации; z_пов – испарение непосредственно с поверхности почвы и смоченных водой растений, с участков, залитых водой, и т.д.; Δu_пов – изменение содержания (запасов) воды в неровностях поверхности бассейна, например в водных объектах на этой поверхности

Движение подземных вод

Под влиянием капиллярных сил, силы тяжести и градиентов гидростатического давления подземные воды приходят в движение. Движение подземных вод в зонах аэрации и насыщения существен­но различается.

В зоне аэрации происходит проникновение атмосферных осад­ков и поверхностных вод в грунт, называемое просачиванием (ин­фильтрацией). Различаютсвободное просачивание и нормальную ин­фильтрацию. В первом случае движение воды в грунте вертикально вниз происходит под действием силы тяжести и капиллярных сил в виде изолированных струек по капиллярным порам и отдельным канальцам; при этом пористое пространство грунта остается не насыщенным водой и в нем сохраняется движение атмосферного воздуха, что исключает влияние гидростатического давления на дви­жение воды. Во втором случае движение воды происходит сплошным потоком под действием силы тяжести, градиентов гидростатического давления и капиллярных сил; поры заполнены водой полностью.

Инфильтрационная вода может либо достичь уровня грунтовых вод и вызвать его повышение, либо остаться в зоне аэрации в виде капиллярно-подвешенной воды.

В зоне насыщения под действием силы тяжести и гидроста­тического давления свободная (гравитационная) вода по порам и трещинам грунта перемещается в сторону уклона поверхности водоносного горизонта (уровня грунтовых вод) или в сторону умень­шения напора. Это движение называется фильтрацией.

Движение свободной (гравитационной) воды как при нормаль­ной инфильтрации в зоне аэрации, так и при фильтрации в зоне насыщения имеет в мелкопористых грунтах ламинарный режим и подчиняется зависимости типа формулы Пуазейля, которую применительно к движению подземных вод записывают в виде закона фильтрации Дарси:

ν_ф=К_фI,

где ν_ф – скорость фильтрации; К_ф – коэффициент фильтрации; I – гидравлический уклон, равный либо уклону поверхности уровня грунтовых безнапорных вод (этот уклон пропорционален продоль­ной составляющей силы тяжести), либо градиенту пьезометриче­ского напора (пропорционального градиенту гидростатического дав­ления) у напорных артезианских вод.

Скорость фильтрации (ν_ф, м/сут, мм/мин или см/с) – это отно­шение расхода фильтрационного потока Q_ф к площади поперечного сечения в пористой среде ω_п:

ν_ф= Q_ф/ω_п (30)

Коэффициент фильтрации характеризует водопроницаемость грунтов. Он зависит от количества и размера пор и от свойств филь-трующейся жидкости. Коэффициент фильтрации, как это следует из формулы Дарси (29), численно равен скорости фильтрации при гидравлическом уклоне, равном 1.

Коэффициент фильтрации выражают в единицах скорости: м/сут, м/ч, м/с, см/с, мм/мин и т.д. Это – очень важная характеристика, используемая при изучении движения подземных вод. Коэффи­циент фильтрации отражает водопроницаемые свойства грунта.

Как следует из формулы Дарси (29), для определения скорости фильтрации в зоне насыщения необходимо знать величину гидрав­лического уклона. Для безнапорных грунтовых вод уклон опреде­ляют через величину падения уровня грунтовых вод АН на рассто­янии L: ΔH/L = (Н₁ - Н₂)/L. При этом расстояние L определяется не по горизонтали, а вдоль поверхности (зеркала) грунтовых вод (рис. 11).

Т огда формула Дарси приобретает вид

ν_ф=К_фΔH/L

Расход фильтрационного потока грунтовых вод определяют по формуле ν_ф= Q_ф/ω_п (см. уравнение (30)) при известной скорости фильтрации у_ф и площади поперечного сечения слоя ω_п.

Свободную поверхность потока грунтовых вод называют кривой депрессии.

Скорость фильтрации напорных артезианских вод определяют также по формуле с той лишь разницей, что величина ΔН в этом случае – не падение уровня, а величина изменения пьезо­метрического напора. Кривую пьезометрического напора называют пьезометрической кривой.

20. Взаимодействие поверхностных и подземных вод. Роль подземных вод в питании рек.

Закономерности такого взаимодействия справедливы и для других водных объектов суши, например озер и водохранилищ. Выделяют три типа взаимодействия речных и грунтовых вод: наличие постоянной гидравлической связи, наличие временной гидрав­лической связи и отсутствие гидравлической связи. Характер связи речных и грунтовых вод за­висит от соотношения высоты стояния уровня в реке в половодье и межень, с одной стороны, и положения кровли водоупорного пласта (водоупора) и уровня находящихся над ним грунтовых вод – с другой.

При очень низком положении водоупора и уровня грунтовых вод река в течение всего года через берега и дно питает подрусловые и прибрежные грунтовые воды, т.е. постоянно теряет воду на питание грунтовых вод.

В этом случае фильт­рация речных вод происходит практически вертикально вниз, об­ходя область слабоводопроницаемых пород ("свободная фильтра­ция").

При более высоком положении водоупора река питает грунто­вые воды лишь в половодье; в межень река, наоборот, дренирует грунтовые воды и ими питается. На спаде половодья и в межень часть накопленной в грунте воды возвращается в русло реки. Такое явление называется береговым регулированием речного стока или периодическим питанием подземных вод.

При еще более высоком положении водоупора река, так же как и в предыдущем случае, в половодье питает грунтовые воды, а в ме­жень грунтовые воды питают реку. Однако в межень происходит разрыв кривой депрессии грунтовых вод и понизившегося уровня в реке – на склонах русла возникают мочажины и начинают дей­ствовать родники или ключи, дебиты которых не зависят от изменения уровня воды в реке.

Наконец, при очень высоком положении водоупора как в по­ловодье, так и в межень грунтовые воды и река не имеют между собой гидравлической связи (рис. 13, г).

С деятельностью подземных вод на поверхности речного бас­сейна и в грунтах верхней части земной коры связаны специфиче­ские физико-геофафические явления: оползни, суффозия, карст, заболачивание, мерзлотно-гидрогеологические процессы.

Оползни представляют собой смещения вниз по склону масс рыхлой породы под действием силы тяжести, особенно при насы­щении рыхлого материала водой и при чередовании водоупорных и водоносных слоев. Если вниз по склону смещается маломощный слой почвы или грунта, насыщенный талыми или грунтовыми во­дами, то такое явление называют оплывиной

Суффозией принято называть вынос взвешенных веществ пото­ками грунтовых вод. Суффозия ведет к образованию подземных пустот и формированию на поверхности замкнутых понижений – блю­дец, воронок, западин.

Карст – это природное явление, связанное с растворением во­дами (как поверхностными, так и подземными) горных пород, и формированию воронок, кот­ловин, колодцев, пещер, полостей, ходов.

К числу мерзлотно-гидрогеологических явлений относятся бугры пучения, наледи, термокарст, термоэрозия и термоабразия. Буг­ры пучения – это выпуклые формы рельефа, возникающие в области многолетнемерзлых или сезонномерзлых пород в резуль­тате ледообразования в грунтах.

Н аледи подземных вод – это массивы льда, образую­щиеся при намораживании излившихся на поверхность земли грун­товых вод.

Термокарст – это образование просадочных форм рельефа в результате вытаивания подземного льда или оттаивания мерзлого грунта. Термоэрозия – это разрушение мерзлых пород на бе­регах рек при тепловом воздействии текущих вод. Термоабра­зия – процесс разрушения берегов морей, озер, водохранилищ, сло­женных льдом или многолетнемерзлыми грунтами, с участием тер­мического воздействия воды и воздуха.

Важным проявлением воздействия подземных вод на ландшафты являются источники (родники) – места естествен­ной разгрузки грунтовых вод на земную поверхность. Различают несколько типов такой разгрузки (В.А. Всеволожский, 1991 г.). Кон­тактовые выходы грунтовых вод (источники) образуются в тех случаях, когда эрозионные врезы вскрывают место контакта уровня грунтовых вод с подстилающими слабопроницаемыми породами.

Депрессионные выходы грунтовых вод (источники) могут быть приурочены к понижениям земной поверхности, вскрывающим кривую депрессии грунтовых вод (рис. 14, б). Третий тип разгрузки грунтовых вод на земную поверхность – экранированный (рис. 14, в). В этом случае источники формируются в местах, где поток грунтовых вод достигает границы распростра­нения слабоводопроницаемых пород ("экрана").