»

где uz+ – направленная вверх вертикальная составляющая вектора скорости течениявданнойточкепотока; w – гидравлическаякрупностьчастицынаносов.

Условия перемещения влекомых наносов:

uдно > uдно 0,

где uдно – фактическая придонная скорость движения;

uдно 0 – «начальная скорость», при которой частица на дне теряет свою устойчивость (uдно 0 = k gD , где k – коэффициент, зависящий от плотности

частиц и воды, формы частиц, коэффициента трения и др.).

Зависимость между «начальной скоростью» и объемом или весом перемещающихся частиц выражается законом Эри, который гласит, что вес влекомых наносов пропорционален шестой степени скорости течения.

2.11. Термический и ледовый режимы рек. Ледовые явления

Температура воды в реках реагирует на метеорологические факторы, основная причина временных изменений температуры воды в реке – метеорологическая.

В условиях умеренного климата наиболее типичны сезонные изменения температуры воды в реках. Зимой под ледяным покровом вода у поверхности реки имеет температуру около 0ºС. Весной в период повышения температуры воздуха и осенью в период ее понижения изменения температуры воды следуют с некоторым отставанием за изменениями температуры воздуха.

Максимальная температура воды по величине меньше максимальной температуры воздуха и наступает несколько позже максимальной температуры воздуха. В связи с тем, что температура воды в реках, как правило, не может приобретать отрицательные значения, средняя годовая температура воды в реках заметно выше, чем средняя годовая температура воздуха.

Кроме сезонных колебаний температура воды в реках испытывает и суточные колебания, которые также отстают от изменений температуры воздуха. Минимальная температура воды наблюдается обычно в утренние часы, максимальная – в 15-17 часов (максимум температуры воздуха наступает на 1-2 часа раньше).На больших реках суточный ход температуры воды обычно не более 1-2ºС, на малых реках он может быть выше.

Температура воды имеет также пространственные изменения. Температура воды крупных рек, тянущихся в меридианальном направлении, подчиняется широтной зональности. У таких рек наибольшее различие температуры вдоль реки наблюдается в период нагревания. Для больших рек, текущих с юга на север, характерны большие контрасты между температурой воды и воздуха: летом нагревшаяся в южных широтах речная вода попадает в северных широтах в условия более холодного климата. Часто температура воды в реках изменяется ниже впадения крупных притоков. В летнее время температура воды существенно уменьшается по течению ниже водохранилищ, что объясняется поступлением в нижние бьефы гидроузлов глубинных вод из водохранилищ,

51

имеющих пониженную температуру. Часто температура воды заметно возрастает в местах сброса отработанных вод промышленных предприятий и тепловых электростанций. В этом случае возникает так называемое «тепловое загрязнение» вод.

Вследствие турбулентного перемешивания, температура воды в реках изменяется мало. На реках с быстрым течением различия составляют 0,1ºС, на реках с медленным течением – 1-2ºС.

Вместе с текущими водами реки приносят и теплоту. Количество теплоты, приносимое речными водами за какой-либо интервал времени, называется тепловым стоком. Тепловой сток рассчитывается по формуле:

WT = c TW,

где WT – тепловой сток, Дж, за интервал времени t; c – удельная теплоемкость воды;

– плотность воды;

T – средняя температура воды;

W – сток воды (м3) за тот же интервал времени t.

Все реки по характеру ледового режима делятся на три большие группы: замерзающие, с неустойчивым ледоставом, незамерзающие. Реки в условиях умеренного климата зимой, как правило, замерзают. На таких реках выделяют три характерных периода: 1) замерзания (осенних ледовых явлений); 2) ледостава; 3) вскрытия (весенних ледовых явлений). Когда температура воды снижается до 0º С, начинаются ледовые явления [1].

Ледовые явления – элементы ледового режима рек, озер, водохранилищ, характеризуют состояния водных объектов с точки зрения ледового режима, фазы возникновения, развития и исчезновения различных видов льда.

Обычно к ледовым явлениям относят также ледяные образования, представляющие собой формы существования льда в водных объектах. Но все-таки целесообразнее разделять ледовые явления и ледовые образования. Ледовые образования, это например – шуга, ледяной покров, льдины и ледяные поля; ле-

дяные явления, соответственно – шугоход, ледостав, ледоход.

Ледяные явления делятся на 3 группы: периода осенних ледовых явлений, ледостава и весенних ледовых явлений.

Ледовые явления и ледовые образования периода осенних ледовых явления (периода замерзания): забереги – полосы льда, смерзшиеся с берегом при незамерзающей основной части водного пространства; сало – поверхностные первичные ледяные образования, состоящие из иглообразных и пластинчатых кристаллов в виде пятен или тонкого сплошного слоя серого цвета, превращающиеся по мере разрастания в тонкие ледяные пленки; шуга – скопления рыхлого губчатого льда в водной толще или на поверхности водоема (рис. 20). Образуется главным образом из кристалликов глубинного (внутриводного и донного) льда, возникает до ледостава преимущественно на горных и порожистых реках; осенний ледоход – движение льдин и ледяных полей на реках и озе-

52

рах под действием течения, ветра, температуры воды, различают весенний и осенний ледоходы; шугоход – движение шуги на поверхности и внутри водного потока.

Рис. 20. Поперечный профиль забитого шугой русла реки

Зажор льда – скопление шуги с включением мелкобитого льда в русле водотока:

–вызывает стеснение (закупорку) водного сечения, подъем уровня воды и затопление прибрежных участков, возникает перед ледоставом, обычно формируется ниже порогов.

Снежура – скопление снега, плавающего в воде:

–образуется при обильном выпадении снега на охлажденную воду;

–быстро смерзается в плотный эластичный покров сравнительно большой толщины.

Блинный лед – плавающие льдины округлой формы диаметром от 0,5 до 3 м, имеющие по краям валик из измельченного льда. Образуется при смерзании сала, шуги и мелких льдин.

Битый лед – плавающие льдины неправильной формы. Различают крупный (от 20 до 100 м) имелкий(от2 до20 м) ледикускильдаот0,5 до2 метров.

Ледяная каша – скопление мелкораздробленного льда с включениями снежуры, сала и шуги.

Ледяные поля – льдины размером более 100 метров по наибольшему измерению.

Ледяные валы – ледяные образования в виде гряд, сложенных из шуги и битого льда вдоль берегов. Достигают высоты 1 метра.

Ледяные перемычки – короткий участок ледяного покрова, образующийся

вместах смыкания забереговиливследствиесмерзанияплывущихльдинишуги. Пятры – скопления донного льда, выросшие до поверхности воды. Ледовые явления и ледовые образования периода ледостава:

Ледяной покров – лед в виде сплошного неподвижного покрова на по-

верхности водных объектов.

53

Торосы – нагромождение льдин, на ледяном покрове образующееся в результате подвижек и сжатия ледового покрова.

Ледяной мост – участок ледяного покрова реки отделившийся от водной поверхности при резком падении уровня реки, опирающийся на оба берега.

Полынья – пространство с открытой водной поверхностью в ледяном покрове.

Трещины – разрывы в ледяном покрове, образовавшиеся под влиянием колебания температуры воздуха, уровня воды, подвижек льда и других причин.

Наледь – нарост льда, возникший при замерзании грунтовых вод, излившихся на поверхность, иливыходаречныхводнаповерхностьледяногопокрова.

Промерзание реки – все сечение реки до дна занято сплошным льдом. Шуговая дорожка – часть ледяного покрова, образовавшаяся из смерз-

шейся шуги в виде продольной полосы между заберегами.

Снежица – вода на льду, образовавшаяся в результате таяния снега при длительных оттепелях.

Ледовые явления и ледовыеобразованияпериодавесеннихледовыхявлений: Закраины – полосы открытой воды вдоль берегов, образующиеся перед вскрытием в результате таяния льда, повышения уровня воды и усилившегося

притока грунтовых вод.

Лед подняло – всплытие и отделение от берегов ледяного покрова без разламывания при повышении уровня воды (если без отрыва от берегов – лед вспучило).

Вода на льду – скопление стоячей воды на льду, образуется в результате таяния снега или за счет воды, поступившей из под ледяного покрова.

Вода течет поверх льда – вдоль берегов или по всей поверхности льда. Явление характерно для промерзающих рек при наледях, во время оттепелей.

Подвижка льда – небольшие перемещения ледяного покрова на отдельных участках реки, происходящее под действием течения, ветра, повышения уровня.

Затор – награмождение льда в русле реки, вызывающее стеснение живого сечения и подьем уровня воды.

Лед растаял на месте – река очистилась ото льда без ледохода.

Чисто – состояние водной поверхности после освобождения от ледяных образований.

Наслуд – лед, образовавшийсяпризамерзанииталыхводналедяномпокрове. Разводье – пространство открытой воды, в ледяном покрове образующее-

ся в результате подвижек льда.

Навалы льда – нагромождения льда, часто в виде валов на берегах и в поймах рек, образовавшиеся во время ледохода.

Остаточные забереги – полосы льда, оставшиеся весной у берегов при разрушении ледяного покрова.

Отдельные элементы ледового режима рек относятся к числу опасных и нежелательных природных явлений.

54

2.12. Гидрохимия рек

Речные воды, как правило, имеют невысокую минерализацию и относятся к пресным водам. Под гидрохимическим режимом рек понимают закономерное изменение химического состава воды в водном объекте, обусловленное физикогеографическими условиями его бассейна и антропогенным воздействием.

В гидрохимии вод наблюдается определенная зональность, сущность которой заключается в том, что в направлении с севера на юг – от зоны тундры к зоне пустынь – наблюдается: 1) увеличение степени минерализации речных вод, 2) изменение класса вод от гидрокарбонатного к сульфатному и далее к хлоридному. К этому следует еще добавить, что в направлении с севера на юг увеличивается жесткость вод и уменьшается содержание органических веществ в воде.

По степени минерализации О. А. Алекин выделяет следующие четыре группы рек:

реки с водой малой минерализации (до 200 мг/л); реки с водой средней минерализации (200-500 мг/л);

реки с водой повышенной минерализации (500-1000 мг/л); реки с водой сильной минерализации (> 1000 мг/л).

Гидрохимический режим проявляется в виде многолетних, сезонных и суточных колебаний концентрации компонентов химического состава воды и показателей физических свойств воды, уровня ее загрязнения, стока растворенных веществ и пр.

Минерализация рек зависит от характера питания рек. В период преимущественного питания реки талыми, дождевыми, ледниковыми водами минерализация наименьшая. Когда в питании реки начинают играть большую роль подземные воды, минерализация возрастает, поэтому для многих рек характерно сезонное изменение минерализации воды: уменьшение в половодье и увеличение в межень, когда река переходит в основном на подземное питание. Гидрологический режим рек России отличается большим разнообразием в силу огромного разнообразия водных режимов рек и источников антропогенного воздействия.

2.13. Антропогенное воздействие на режим рек и речной сток

Реки широко и разнообразно используются всевозможными водопотре-

бителями и водопользователями.

Речной сток – главный элемент возобновляемых водных ресурсов, поэтому практически любоеиспользованиеводвхозяйствесказываетсянарежимерек.

Все хозяйственные мероприятия, влияющие на речной сток, можно подразделить на две большие группы. К первой группе относятся виды хозяйственной деятельности, не связанные непосредственно с забором воды из рек и преобразованием режима самих рек. Такие мероприятия влияют на сток рек косвенно, в основном через изменение элементов водного баланса (испарение).

55

Это сведение лесов, осушение болот и заболоченных территорий, агротехнические мероприятия, урбанизация территорий.

Ко второй группе – виды хозяйственной деятельности, которые связаны с изъятием, территориальным перераспределением и регулированием самого речного стока. Это забор воды на орошение, промышленное и коммунальное водоснабжение, «переброска вод» из одних бассейнов в другие, регулирование стока с помощью водохранилищ и т. д. В результате таких воздействий меняется как величина стока, так и внутригодовое распределение.

Значительное антропогенное сокращение стока рек часто оказывает отрицательное воздействие как на гидрологический режим и экологические условия рек, так и на возможность их дальнейшего хозяйственного использования.

Уменьшение речного стока ведет к сокращению или к полному прекращению заливания поймы, а, соответственно, к ее осыханию, сокращению площадей сенокосных угодий, нерестилищ, к обмелению и зарастанию русла, ухудшению качества воды. Ярким примером негативного антропогенного сокращения речного стока является река Амударья. В результате нерационального забора воды, в низовьях и дельте реки произошли неблагоприятные изменения природных условий: высохла пойма и дельта реки, исчезли заросли тростника и тугайные леса, озера, множество видов рыб, птиц, погибло множество наземных экосистем.

Особенно уязвимы в этом отношении малые реки. Они в первую очередь страдают от нерационального использования их вод, русла, поймы, вырубки лесов в бассейне.

Огромную опасность представляет загрязнение рек сточными водами. Антропогенное сокращение стока воды и наносов рек оказывает отрица-

тельное влияние не только на сами реки, но и на режим приемных водоемов (особенно бессточных), их прибрежные зоны и морские берега. Наиболее неблагоприятными последствиями осушения стока реки для природных условий морей и озер являются осолонение и загрязнение их вод, нарушение балансов наносов в прибрежной зоне и, как следствие, размыв берегов и пляжей.

Для предотвращения негативного антропогенного воздействия на реки и их сток должны предприниматься максимальные усилия для экономии вод и максимального снижения роста водопотребления, посредством перевода промышленных предприятий на оборотное водоснабжение, реконструкции оросительных систем, оптимизации поливов и т. п.

56

3.ГИДРОЛОГИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

3.1.Вода в земной коре

3.2.Интенсивность водообмена подземных вод

3.3 Происхождение подземных вод 3.4. Водные свойства горных пород

3.1. Вода в земной коре

Воды, находящиеся в верхней части земной коры и залегающие ниже поверхности земли, называют подземными. Подземные воды − один из важнейших компонентов геологической среды. Исследованием подземных вод занима-

ется гидрогеология.

Инженер-эколог должен иметь достаточно полное представление о подземных водах для того, чтобы в контакте с гидрогеологами рационально использовать подземные воды различных целях в народном хозяйстве. В сравнении с поверхностными водами (реки, озера, водохранилища) подземные воды обладают, как правило, более высоким качеством, не требуют дорогостоящей очистки, лучше защищены от поверхностных загрязнений.

Не случайно, поэтому подземные воды преобладают в структуре водообеспечения практически во всех европейских странах, а также в других регионах мира и особенно в странах аридной зоны (до 100%). В России доля подземных вод в водоснабжении городов – 35-40%; для сельских населенных пунктов − более 80%.

Однако подземные воды не только ценнейший источник водоснабжения, но и фактор, значительно осложняющий строительство. Особенно сложным является производство земляных и горных работ в условиях притока подземных вод, затапливающих котлованы, карьеры, траншеи. Подземные воды ухудшают механические свойства рыхлых, особенно глинистых пород, могут быть агрессивной средой для металлических и бетонных сооружений, способствуют развитию неблагоприятных геологических процессов (подтопление, оползневые смещения, прорывы плывунных песков и др.). Поэтому в процессе инженерногеологических исследованийизучениюподземныхводуделяютособоевнимание.

3.2. Интенсивность водообмена подземных вод

В природе распространены атмосферные (дождь, облака, туман), поверхностные (океан, моря, реки) и подземные воды. Единство всех вод на Земле проявляется в процессе их круговорота.

Различают большой, малый и внутренний (местный) круговорот воды. При большом круговороте испарившаяся с поверхности Мирового океана влага переносится на сушу, где выпадает в виде осадков, которые вновь возвращаются в океан в виде поверхностного и подземного стока. Малый круговорот характеризуется испарением влаги с поверхности океана и выпадением ее в виде осадков на ту же водную поверхность. В ходе внутреннего круговорота испа-

57

рившаяся с поверхности суши влага вновь попадает на сушу в виде атмосферных осадков.

Интенсивность водообмена подземных вод. В процессе круговорота воды в природе происходит постоянное возобновление природных вод, в том числе и подземных. Процесс смены первоначально накопившихся вод поступающими вновь называют водообменом. Подсчитано, что в круговороте воды на Земле ежегодно участвует более 500 тыс. км3 воды. Наиболее активно возобновляются речные воды.

Интенсивность водообмена подземных вод различна и зависит от глубины их залегания. По Н. К. Игнатовичу, в верхней части земной коры выделяют следующие вертикальные зоны:

зона интенсивного водообмена (воды преимущественно пресные) расположена в самой верхней части земной коры до глубины 300 − 400 м, реже более.

Подземные воды этой зоны дренируются реками; в масштабе геологического времени − это водымолодые; водообменосуществляетсязадесяткиитысячилет;

зона замедленного водообмена (воды солоноватые и соленые), занимает промежуточное положение и располагается до глубины 600-2000 м. Обновление вод в процессе круговорота происходит в течение сотен тысяч лет;

зона весьма замедленного водообмена (воды типа рассолов) приурочена к глубоким зонам земной коры и полностью изолирована от поверхностных вод и атмосферныхосадков. Водообмен−втечениесотенмиллионовлет.

Наибольшее значение для водоснабжения имеют подземные воды, циркулирующие в зоне интенсивного водообмена. Постоянно пополняясь атмосферными осадками и водами поверхностных водоемов, они, как правило, отличаются значительными запасами и высоким качеством. Воды двух нижних зон, расположенных до глубины 10−15 км, практически в процессе круговорота не возобновляются, запасы их не пополняются.

Ниже глубины 10-15 км вода предположительно находится в парообразном состоянии.

3.3.Происхождение подземных вод

Существуют две основные теории происхождения подземных вод: инфильтрационная и конденсационная.

Инфильтрационная теория объясняет образование подземных вод просачиванием (инфильтрацией) вглубь Земли атмосферных осадков и поверхностных вод. Просачиваясь по крупным трещинам и порам, вода задерживается на водонепроницаемых слоях и дает начало подземным водам. Процесс инфильтрации атмосферных осадков весьма сложный.

Питание подземных вод инфильтрационным путем изменчиво во времени и определяется природными условиями района: рельефом, водопроницаемостью пород, растительным покровом, деятельностью человека и т. д.

58

Для определения величины инфильтрационного питания (Qи. п.) необходимо знать интенсивность инфильтрации атмосферных осад (Qинф) и испарения

(Qи):

Qи. п. = Qинф − Qи

При понижении уровня подземных вод испарение с их поверхности уменьшается, а на некоторой глубине становится равной нулю. В этих условиях величина инфильтрационного питания подземных вод возрастает.

Конденсационная теория предполагает возникновение подземных вод в связи с конденсацией водяных паров, которые проникают в поры и трещины из атмосферы. В настоящее время эти две теории не противопоставляются, а взаимно дополняют друг друга. Многочисленные экспериментальные исследования показали, что атмосферная вода может проникать в горные породы как в капельно-жидком состоянии, так и в виде пара (в меньших количествах).

Инфильтрационный путь образования подземных вод является основным для подземных вод, залегающих в зоне активного водообмена, в районах с достаточно высоким количеством атмосферных осадков. В районах с небольшим их количеством (пустыни, сухие степи) роль конденсации водяных паров в образовании и питании подземных вод существенно возрастает.

Минерализованные (соленые) воды глубоких зон земной коры, находящиеся в зоне замедленного и весьма замедленного водообмена, имеют седиментационное происхождение. Эти воды образовались после отложения (седиментации) древних морских осадков и последующего отжатия из них воды вследствие уплотнения пород.

Воды земной коры постоянно в течение длительного геологического времени пополняются и ювенильными водами, которые возникают в глубине Земли за счет кислорода и водорода, выделяемых магмой. Прямой выход на поверхность Земли в виде паров и горячих источников ювенильные воды имеют при вулканической деятельности.

3.4. Водные свойства горных пород

Важнейшими свойствами горных пород по отношению к воде являются влагоемкость, водоотдача и водопроницаемость. Показатели этих свойств используются при различных гидрогеологических расчетах.

Влагоемкость характеризует способность пород вмещать и удерживать определенное количество воды. По степени влагоемкости породы подразделяют на влагоемкие (торф, глины, суглинки), слабовлагоемкие (мел, мергель, супеси) и невлагоемкие (скальные фунты, пески, галечники).

В зависимости от вида и количества воды в породах различают: гигроскопическую, молекулярную, капиллярную и полную влагоемкости.

Гигроскопическая влагоемкость (Wг) определяет способность породы притягивать из воздуха парообразную влагу и соответствует количеству прочно связанной (гигроскопической) воды.

59

Максимально-молекулярная влагоемкость (Wм м в ) соответствует максимальному количеству связанной воды в породе, удерживаемой силами молекулярного притяжения (по А. Ф. Лебедеву), капиллярная (Wк) − максимальному количеству воды в капиллярных порах, полная (Wп.в) − максимальному количеству воды, удерживаемойпородойприполномнасыщенииееводой.

Водоотдача − способность водонасыщенных пород отдавать гравитационную воду в виде свободного стока. Для количественной оценки водоотдачи применяют коэффициент водоотдачи, т. е. отношение объема извлекаемой (или вытекающей) из породы воды (Vв) к объему осушенной части породы

(Vн), т. е.:

μ = Vв / Vн

Величина коэффициента водоотдачи может быть определена по формуле

μ = n−ρdWм.м.в,

где n − пористость;

ρd − плотность сухого грунта;

Wм.м.в. − максимально-молекулярная влагоемкость.

При гравитационном опорожнении пор и при осушении пород извлекается лишь незначительная часть прочно связанной воды, поэтому практически считают μ = nакт, где nакт − активная пористость. Водоотдача песчаных пород может быть также определена как разность между полной их влагоемкостью и максимально-молекулярной влагоемкостью:

μ = W п . в . −W м . м . в

Наибольшей водоотдачей обладают галечники, гравии, крупнозернистые гравелистые пески (μ = 0,2÷0,35). Гравитационная водоотдача низка у сильно влагоемких глин и суглинков (μ = 0,01÷0,05).

Водоотдача скальных пород зависит от их общей трещиноватости и изменяется в широких пределах от 0,001 до 0,1.

Разность между полной влагоемкостью и естественной влажностью пород называют недостатком или дефицитом насыщения:

μ = W п . в . −W

Недостаток насыщения характеризует количество воды, которое единица объема породы может поглотить при повышении уровня.

Водопроницаемость − способность пород пропускать через себя воду под действием напора.

Водопроницаемость пород зависит от размера сообщающихся между собой пор и трещин и от напора, под действием которого движется вода. На во-

60