книги из ГПНТБ / Богословский, Б. Б. Основы гидрологии суши. Реки, озера, водохранилища

Приведенные уравнения справедливы только при условии, что составляющие водного 'баланса рассчитаны в среднем за многолетний период, в течение которого увеличение количества воды в годы с повышенным увлажнением компенсируется поте­ рями ее в засушливые годы. В отдельные годы или периоды с различным увлажнением общее количество воды как на Земном

о

«местные* осадки, выпавшие из влаги, испарившейся с данной территории (Z); C=*Z—XZ'

шаре, так и на отдельных материках может увеличиваться или уменьшаться. Тогда уравнения (1), (2), (3) и (5) запишутся со­ ответственно:

Z0 = Х0 + Г + А У0; Zc = Хс- Г ± A V€; Z6 = Хб ± Д Уб;

^ зш “ -^зш i А ^зш>

где A V0, А1/с, А1/б, А ]/зш—изменения количества воды за ра­ счетный год или период в океане на периферийной и бессточной об­ ласти суши и Земном шаре соот­ ветственно.

Ю

Таким образом, влагооборот на Земном шаре совершается в результате взаимодействия трех процессов: -формирования и выпадения атмосферных осадков, испарения с водной поверхнос­ ти и суши и стока с материков.

Количество воды, участвующее в круговороте в тот или иной промежуток времени, определяется атмосферными осадками и испарением. Осадки являются практически единственным источ­ ником поступления воды на поверхность Земного шара и в верх­ ние горизонты земной коры. Приток водяных -паров из глубоких слоев земли и их конденсация играют ничтожную роль.

Испарение — единственный путь потерь воды с поверхности Мирового океана и суши и из верхних горизонтов земной коры.

Как видно из уравнений (4) и (5), сток не изменяет общего количества воды на земном шаре, а только перераспределяет ее между материками и океаном. Несмотря на это, роль стока в формировании и преобразовании географической среды чрезвы­ чайно велика. В результате водной эрозии и аккумуляции фор­ мируется рельеф материков. Реки транспортируют воды из рай­ онов с большим увлажнением в засушливые. С водами переме­ щаются растворенные в них вещества и 'в-з-вешенные твердые частицы, и, таким образом, происходит перераспределение хими­ ческих элементов на материках и между материками и океаном.

Данные табл. 2, в которой приведены составляющие водного

Т а б л и ц а 2

Водный баланс Земного шара (по |М. И. Львовичу)

сучетом подземного стока (по монографии «Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли». Л., 1974)

И

баланса Земного шара, дают представление о количестве воды, участвующей ежегодно в круговороте (см. также рис. 1). Мы ви­ дим, что в круговороте участвует в год в среднем около 520 тыс. км3, или около 0,03% общего объема воды, содержащейся в вод­ ных объектах. Следовательно, круговорот воды в масштабе Зем­ ного шара совершается весьма медленно и воды, заполняющие в данный момент времени водные объекты, заменятся новыми при­

мерно через 3000 лет.

Внутриматериковый влагооборот. В действительности вла-

гооборот на Земном шаре происходит значительно сложнее, чем

это было представлено выше.

В формировании осадков, выпадающих на материки, уча­ ствует как влага, поступающая с океана, так и влага, испаряю­ щаяся с суши и перемещаемая воздушными течениями в глубь континентов. Часть выпавшей влаги вновь испаряется, конденси­ руется, дает осадки, т. е. совершается внутриматериковый вла­

гооборот.

Общее количество осадков, выпавших на какой-то террито­ рии, будет состоять из «внешних» осадков, образовавшихся из поступившего извне водяного пара, и «местных» осадков, выпав­ ших из влаги, испарившейся с данной территории (Z) (рис. 1,6):

* = ^Л + * 2-

Часть водяных паров как поступивших извне, так и образо­ вавшихся на данной территории, будет вынесена воздушными по­ токами за ее пределы. Количество их будет равно сумме А — ХА

й Z — X г Последнюю величину называют «атмосферным сто­ ком» (с).

В среднем за многолетний период водный баланс рассматри­ ваемой территории

x = z + T,

где X, Z, Y — средние многолетние значения X, Z, Y.

Так как Z = X z + с, а X = Х А + X z , Х А = с + F .

Зная значения X и X А, можно определить коэффициент вла-

гооборота, показывающий, сколько раз поступивший извне водя­ ной пар выпадает в виде осадков в процессе влагооборота на данной территории, пока не будет вынесен речным и атмосфер­ ным стоком за ее пределы: К— Х/ХА. Он возрастает с увеличени­

ем доли «местных» осадков. Коэффициент влагооборота увеличи­ вается при продвижении в .глубь континентов и с увеличением площади территории, так как в обоих случаях возрастает роль осадков, образующихся за счет местного испарения.

По расчетам О. А. Дроздова и др., коэффициент влагообо­ рота для Европейской части СССР равен 1,10—1,14. Значения К для материков изменяются в пределах от 1,20 для Европы до 1,55 для Азии (Калинин, 1968).

12

Водохозяйственные мероприятия могут существенно сказать­ ся на внутриматериковом влагообороте, видимо, при проведении их на огромных территориях (порядка континентов). Могут по­ влиять на влагооборот и такие мероприятия, как переброска сто­ ка северных рек на юг (Калинин, 1968).

Водообмен. Хотя в процессе круговорота воды все водные объекты Земного шара обмениваются водами при посредстве ат­ мосферы и литосферы, этот обмен в каждом из них идет с раз­ личной интенсивностью (см. табл. 1).

Интенсивность водообмена — один из важнейших факторов, определяющих режим водных объектов. Так, например, для рек характерен наиболее интенсивный обмен, с которым связано главным образом механическое воздействие воды как на русло, так и на перемещаемые и отлагаемые твердые частицы (нано­ сы). Озера, благодаря замедленному обмену, отличаются накоп­ лением воды и веществ и большим, чем в реках, воздействием на воды физических, химических и биологических процессов, происходящих в самих.водоемах. Интенсивность водообмена ко­ личественно характеризуется показателем полного условного во­ дообмена— отношением объема вод, участвующих в обмене (приходная или расходная часть водного баланса) за какой-то промежуток времени, к среднему объему водоема за тот же про­ межуток времени. Водообмен обычно рассчитывается для сред­ него за многолетний период года. Обозначив показатель услов­ ного водообмена через Квб> объем вод, участвующих в водообме­ не, через Vб, средний объем водоема через VB, получим

Явб = V6/VB.

Величина КВб показывает, за сколько летили за какую часть года (сезона, месяца) воды, заполняющие водоем, заменят­

ежегодно обменивается только четвертая часть вод, т. е. полный обмен происходит за четыре года, и т. п.

Показатель /Свб является условным, так как при его опреде­ лении предполагается, что все воды, находящиеся в водоеме, в равной степени участвуют в обмене. На самом деле в реке или проточном озере интенсивнее обмениваются воды, расположен­ ные на участках с быстрым течением, в крупных озерах и океа­ не — поверхностные слои, в которые поступают воды атмосфер­

стока вод из водоема. Такая характеристика водообмена оправ­ дывается тем, что в среднем многолетнем водном балансе рек и

13

проточных озер приток равен стоку, а остальные составляющие играют подчиненную роль. При интенсивном водообмене, свой­ ственном рекам, проточным озерам и водохранилищам, воды и переносимые ими твердые частицы и растворенные вещества в основном проходят транзитом через эти водные объекты. В ре­ зультате воды сохраняют основные свойства, определяемые гео­ графическими условиями территорий, с которых они стекают, а распределение переносимых водой элементов зависит от скорос­ ти течения и связанного с ней перемешивания. В водном балан­ се главная роль принадлежит притоку и стоку. Свойства вод ме­ няются по сезонам.

При замедленном водообмене, присущем слабопроточным и бессточным озерам и Мировому океану, поступающие воды дли­ тельное время остаются в водоемах. За это время они сущест­ венно преобразуются в результате гидрофизических, гидрохими­ ческих и биологических ‘процессов, происходящих в самих водо­ емах, и .приобретают свойства, обычно сильно отличающие их от вод водосборов. Внутригодовые колебания свойств вод таких во­ доемов значительно меньше. Сказанное подтверждается рядом примеров. Так, .в открытой части Мирового океана, период во­ дообмена которого около 2500 лет, химический состав вод прак­ тически неизменен, а соленость меняется в пределах 3—4%. В Ладожском озере (период обмена около 20 лет) воды в течение всего года относятся к гидрокарбонатному классу, а колебания минерализации не превышают нескольких миллиграммов на литр. В озере Ильмень (обмен четыре раза в год) воды весной относятся к гидрокарбонатному классу, а при низких уровнях (лето, зима) —часто к хлоридному, минерализация колеблется

вшироких пределах — от 60—80 до 300—350 мг/л.

Всвязи с ведущим значением водообмена в режиме водо­ емов он может быть положен в основу классификации водных объектов (табл. 3). По значению Квб водные объекты представ­ лены в виде ряда, крайними членами которого являются реки с наиболее интенсивным водообменом и океан, водообмен в кото­ ром самый замедленный. В классификацию не включены под­ земные воды, болота и ледники, для расчета водообмена которых недостаточно данных.

По интенсивности водообмена четко выделяются две группы водных объектов: транзитная и аккумулятивная. Между ними находятся транзитно-аккумулятивная и аккумулятивно-транзит­ ная группы. Группы делятся на подгруппы. Пределы значений коэффициента водообмена (Квъ) для групп и подгрупп приняты по данным расчетов для океана, рек, озер и водохранилищ.

К транзитной группе относятся реки с наиболее интенсив­ ным обменом, совершающимся в течение суток на участках про­ тяженностью 100 и более километров.

В транзитно-аккумулятивной группе водоемов период водо­ обмена не превышает сезона. При значении КВб, равном 25, ко-

14

торое разграничивает I и II подгруппы, происходит интенсивное «цветение» в озерах и водохранилищах УССР. Для более север­ ных районов этот предел несколько завышен.

В водоемах аккумулятивно-транзитной группы, водообмен которых замедляется с сезона до десятков лет, накопление при­ носимых водами веществ начинает преобладать над их транзи­ том.

Самый замедленный водообмен и отсутствие транзита вод и веществ присущи водоемам аккумулятивной группы. В этих водоемах отсутствует сток, потери воды происходят только за счет испарения с водной поверхности.

3. Некоторые физические и химические свойства воды

Физические и химические свойства воды существенно влия­ ют на процессы, происходящие в водных объектах. Поскольку эти свойства хорошо известны из курсов физики и химии, мы ос­ тановимся только на некоторых из них, наиболее сильно сказы­ вающихся на режиме водных объектов.

Физические свойства. В природе вода встречается в трех аг­ регатных состояний»: жидком (вода), твердом (лед, снег) и газо­ образном (пар). Химически чистая вода содержит по весу

15

Температура замерзания пресной воды 0°С. В природе вода может переохлаждаться до —0,05°С. В лабораторных условиях неподвижную воду можно охладить до —72°С. При малейшем движении такая вода замерзает. С увеличением солености воды как температура наибольшей плотности, так и температура за­ мерзания ее понижается. При солености меньше 24,7%о темпера­ тура наибольшей плотности выше температуры замерзания. При

X .ч40

'

■У

О

7

-2

-3

-О

-5

Рис. 2. Зависимость температуры наибольшей плотности

(0) и температуры замерзания (т ) воды от ее соле­ ности (S)

солености 24,7%о они одинаковы и равны —1,33°С. С дальней­ шим увеличением солености температура замерзания становит­ ся выше температуры наибольшей плотности (рис. 2). Эта осо­ бенность сказывается на характере замерзания водоемов. Если соленость меньше 24,7°/оо, после достижения всей водной массой температуры наибольшей плотности дальнейшее охлаждение верхних слоев воды приводит к уменьшению их плотности; они охлаждаются до температуры замерзания и ледостав происхо­ дит спокойно. Плотность вод с соленостью больше 24,7%о про­ должает возрастать и- при температурах, близких к температуре замерзания, перемешивание не прекращается и ледостав проис­ ходит только тогда, когда температура значительного верхнего слоя воды достигает температуры замерзания. Таким образом, ледостав в этих водоемах запаздывает и из-за низких темпера­ тур замерзания, и в результате продолжительного перемешива­

ния.

При замерзании воды объем ее увеличивается примерно на 10%. С этим связано морозное выветривание — разрушение го]>

ных пород при замерзании находящейся в их порах и трещинах воды.

При таянии льда на образование 1 г воды затрачивается 79,1 кал тепла (скрытая теплота плавления льда); такое же ко­ личество тепла освобождается при замерзании воды. На .'испа­ рение 1 г воды затрачивается 597 кал (скрытая теплота парооб­ разования); при конденсации выделяется такое же количество тепла. Потери тепла на испарение играют большую роль в тепло­ вом режиме водоемов. Так, для озер территории СССР они со­ ставляют 45—70% общих потерь тепла.

Вода обладает весьма высокой теплоемкостью (при 15°С она равна единице), в связи с чем Мировой океан и водоемы су­ ши при нагревании накапливают огромное количество тепла, а при охлаждении отдают его в атмосферу, сглаживая колебания температуры воздуха. Теплопроводность неподвижной воды ма­ ла (при 0°С 13,6-10-4, при 20°С 14,3-К)-4 кал/см-с/град) и близ­ ка к теплопроводности таких горных пород, как гранит, базальт и другие. Поэтому роль молекулярной теплопроводности в про­ никновении тепла на глубины водоемов ничтожна. Это проник­ новение обеспечивается перемешиванием воды при ее движении (течениях, волнах и др.).

Теплопроводность льда еще меньше (приблизительно 5-10~7 кал/см-с/град), вследствие чего ледяной покров ослабляет теп­ лообмен воды с атмосферой, препятствуя, таким образом, интен­ сивному выхолаживанию водоемов.

Если перемешивание охватывает всю водную толщу, как в реках, температура по всей глубине почти одинакова. В случае охвата перемешиванием только некоторого верхнего слоя воды, как в озерах, наблюдается термическая стратификация (слои­ стость)— различие температуры воды по глубине.

Вода в тонких слоях бесцветна. С увеличением толщины слоя оптически чистая вода приобретает голубой и синий цвет. При наличии в воде взвешенных минеральных и органических частиц она в зависимости от количества и состава этих частиц становится зеленой, желтой, коричневой. Прозрачность природ­ ных вод также сильно варьирует в зависимости от количества и состава взвесей.

Электропроводность пресной воды весьма мала и возраста­ ет с увеличением солености.

Химические свойства. Вода — универсальный растворитель, в котором могут содержаться почти все элементы, имеющиеся в земной коре. Воды природных водных объектов являются раст­ ворами различного состава и концентрации.

В зависимости от размеров частиц растворенных элементов эти растворы могут быть истинными (молекулярно-ионными) или коллоидными. В истинных растворах вещества находятся в /виде молекул и ионов, размеры растворенных частиц не пре­

вышают 10_7мм. Коллоидные растворы содержат группы моле­

18

кул и ионов, размеры растворенных частиц в них колеблются в пределах от 10~7 до 10~5 мм. Частицы размерами более 10-5 мм находятся в воде в виде взвесей.

Химический состав вод, содержащихся в водных объектах, и концентрация растворенных веществ зависят в первую очередь от водного баланса этих объектов. Растворенные элементы при­ носятся в реки и водоемы стоком поверхностных и подземных вод с окружающих территорий и атмосферными осадками. Часть этих элементов выносится из водных объектов поверхностным

иподземным стоком, часть аккумулируется в них. Количество

исостав растворенных в воде элементов изменяется и в резуль­

тате химического взаимодействия ее с горными породами дна и берегов. Состав и концентрация растворенных веществ, прино­ симых стоком, зависит от состава горных пород и почв окружаю­ щих территорий, от количества и состава поступающих в реки и водоемы сточных вод промышленных предприятий, населенных пунктов и сельскохозяйственных угодий. Химический состав вод

ром с поверхности земли и водных объектов, частиц газов и ды­ ма, выделяющихся при сжигании топлива предприятиями и на­ селенными пунктами. На химический состав вод оказывают существенное влияние такие факторы, как климат, рельеф, ра­ стительность, физические свойства вод, водообмен и характер

движения вод в водных объектах.

Концентрация растворенных в воде веществ характеризует­ ся м и н е р а л и з а ц и е й , или с о л е н о с т ь ю (S), выражаю­ щейся в миллиграммах веществ, растворенных в одном литре воды (мг/л), а при концентрации больше 1000 мг/л — в граммах на литр или в промиллях (%о), т. е. в граммах веществ, раство­ ренных в килограмме воды. В промиллях обычно выражается со­

или минеральные,— с соленостью от 24,7 до 47%0 (наибольшая соленость вод на поверхности Мирового океана, отмеченная в Красном море) и рассолы — воды, соленость которых превыша­

ет 47% •

Изменение минерализации природных вод по территории но­ сит зональный характер. С переходом от увлажненных террито­ рий к засушливым минерализация возрастает в связи с увеличе­ нием испарения с водной поверхности. Так, минерализация вод большинства рек лесной зоны СССР не превышает 200 мг/л, в то время как в полупустынях она более 1000 мг/л.

Содержащиеся в воде вещества можно с некоторой услов­ ностью разделить на пять групп.