Содержание
Мировой водный баланс………………………………..……………………….3
Вязкость воды………………………………………………………...…………..7
Роль термического режима снежного покрова в образовании лавин…………10
Механизм образования затора..................................................................................12
Ледяной покров на водохранилищах……………………………………………...13
Мировой водный баланс.
Водный баланс – количественная характеристика всех форм прихода и расхода воды в атмосфере, на земном шаре и его отдельных участках. Водный баланс является количественным выражением круговорота воды на Земле. Расчетом составляющих водного баланса широко пользуются в гидрологии и в метеорологии для изучения водного режима.
В основе современного метода расчетов водного баланса Земли лежит система уравнений, которую применял еще Э. Брикнер (1905). Эти уравнения следующие:
для периферийной части суши –
Ep = Pp - Rp;
Для областей, лишенных выхода к морю (бессточных), -
Еа = Ра;
Для Мирового океана -
Em = Pm + Rp;
Для всего земного шара -
E = Et + Em = P;
где Ер – испарение с переферийной части суши;
Рр – атмосферные осадки на периферийную часть суши;
Rр – речной сток с периферийной части суши;
Еа и Ра – испарение и осадки в областях, лишенных стока в океан;
Ет и Рт – испарение и осадки Мирового океана;
Е и Р – испарение и осадки на всем земном шаре;
Еt – испарение с поверхности всей суши.
Эта система уравнений позволяет наиболее экономно решать задачи мирового водного баланса. Так, из десяти элементов, фигурирующих в уравнениях, достаточно располагать данными о четырех, чтобы получить все остальные. В вариантах расчетов, произведенных разными авторами, в числе этих четырех исходных принимаются различные элементы. Так, водный баланс периферийной части суши можно рассчитать, зная осадки и сток или испарение и осадки. Как показано в предыдущем разделе, первый из этих вариантов следует предпочесть.
Для замкнутых областей суши нужно знать один из двух элементов этого соотношения - предпочтительнее осадки, поскольку их учет более точен, чем испарения.
Что касается третьего уравнения, то для океана атмосферные осадки оцениваются весьма приближенно, так как островные дождемерные станции имеются не везде и они не всегда отражают условия открытого океана. Судовые же наблюдения, по понятным причинам, трудно обобщать, не говоря уже об их неполноте. Столь же недостаточно совершенный характер носят и расчеты испарения. Наиболее надежен учет притока речных вод в океан, который прежде оценивался в 100 мм, а теперь в 110 мм, но этот элемент баланса составляет менее 10% расхода воды на испарение с поверхности океана, и не от него зависит точность расчетов баланса этого звена круговорота воды. В целом же водный баланс океана изучен еще недостаточно, но для оценки достоверности его основных элементов не существует вполне твердых критериев. В дальнейшем вполне возможны существенные уточнения данных об осадках, выпадающих в океане, а отсюда и испарения.
Следует, однако, отметить, что все известные данные по этой проблеме в настоящее время несоизмеримо надежнее, чем в прошлом. Существенную роль здесь сыграло появление карт осадков и речного стока. Заслуживают также внимания в этом отношении исследования М. И. Будыко (1956, 1971), который в своих расчетах совмещает решение теплового и водного баланса. Такой подход служит для взаимного контроля элементов теплового и водного баланса, что в теоретическом отношении предпочтительно, хотя этот метод по указанным выше причинам не всегда обеспечивает необходимую точность при определении речного стока, особенно если он относится к отдельным частям суши. Данные табл. 9 отражают результаты моих последних расчетов мирового водного баланса. Расчеты произведены по приведенным четырем уравнениям. Осадки для суши определены по мировой карте, опубликованной под редакцией О. А. Дроздова (Кузнецова и Шарова, 1964), с некоторыми дополнениями по материалам и картам для тех районов, на территории которых осадки были прежде наиболее слабо изучены.
В сравнении с предыдущим вариантом, опубликованным в Физико-географическом атласе мира (1964 г.), наиболее существенные изменения отдельных элементов мирового водного баланса коснулись материкового звена круговорота воды. В результате использования новых данных для некоторых районов данные об осадках для периферийной части суши увеличились на 5000 км3, или приблизительно на 5%, что представляет собой довольно существенное уточнение, особенно если учесть, что в последние десятилетия осадки для суши довольно хорошо изучены. При этом увеличение данных об осадках не менее чем на 1000 км3 произошло за счет Антарктиды. Но оказалось также, что осадков выпадает больше, чем предполагалось прежде, в Европе, Азии и Южной Америке. Вместе с тем представления об осадках по Африке и Северной Америке были несколько преувеличены. Увеличение данных о речном стоке периферийной части суши немного больше чем на 4400 км3 произошло в основном (почти на 2500 км3) за счет новых, хотя еще и не вполне надежных данных по стоку Амазонки, почти на 1140 км3 - по стоку Антарктиды, приблизительно на 1200 км3 с лишним - по стоку Европы (в том числе за счет учета стока Исландии и уточнения стока на Скандинавском полуострове), Азии и Северной Америки. В то же время данные о стоке Африки уменьшились на 430 км3.
Все эти уточнения в оценке стока произошли в результате появления новых исходных данных, более тщательного картографирования, особенно в засушливых районах, где в дополнение к прежде принятой минимальной изолинии стока в 50 мм в последнем варианте карты речного стока введены изолинии 20 и 10 мм. Кроме того, некоторого уточнения величин стока удалось достигнуть в горных районах, особенно в СССР, в Альпах, отчасти в Скалистых горах и в Андах. Конечно, новые данные представляют существенный шаг вперед в развитии представления о мировом водном балансе, но главный результат я вижу в том, что в основе нового варианта расчетов мирового стока лежит комплексный метод, который позволяет глубже проанализировать происхождение и пути преобразования речного стока, по существу впервые получить представления о возобновимых в процессе круговорота подземных водах, а также о ресурсах почвенной влаги. Всем этим вопросам посвящена следующая глава.
Сток воды и льда в океан с Гренландии и Канадского Арктического архипелага, по последним расчетам, оказался близким к принятому мною в расчетах 1940 и 1964 гг. Такое совпадение не случайно, так как уже в 30-х годах для Гренландии имелись довольно полные представления об осадках. Если принять коэффициент стока для этого района покровных ледников в 0,9, то слой стока получится равным 180 мм, а годовой объем стока - 700 км3.
Годовой водный баланс Земли
| Элементы водного баланса | Объем, км3 | Слой, мм |
| Периферийная часть суши (116 800 тыс. км2) | ||
| Осадки | ||
| Речной сток | ||
| Испарение | ||
| Замкнутая часть суши (32 100 тыс. км2) | ||
| Осадки | 7500* | |
| Испарение | ||
| Мировой океан (361 100 тыс. км2) | ||
| Осадки | ||
| Приток речных вод | ||
| Испарение | ||
| Земной шар (510 000 тыс. км2) | ||
| Осадки | ||
| Испарение | ||
* В том числе 830 км2, или 26 мм речного стока.
Для Антарктиды последние расчеты стока, произведенные В. М. Котляковым, любезно предоставленные мне еще до публикации этого вывода, составляют 2200 км3, или около 160 мм, против 1060 км3 и 80 мм, принятым в моих прежних исследованиях.
Осадки для океана я принимаю по данным 1945 г. - 1140 мм. Тогда они были приняты по В. Мейнардусу (Meinardus, 1934), а теперь они подтверждаются по наиболее достоверной карте Л. П. Кузнецовой и В. Я. Шаровой, опубликованной в 1964 г. Такой контроль результатов путем сравнения независимо от выполненных расчетов наиболее важен для океана, поскольку современные представления об осадках, выпадающих на этой части Земли, еще несовершенны.
Для всей Земли мною получен слой осадков и испарения в 1030 мм, а по данным М. И. Будыко (1970) - 1020 мм. Такие результаты также весьма удовлетворительны. Впрочем, за отдельными исключениями, мы пользовались одними и теми же исходными данными для определения осадков, а имеющиеся расхождения в величинах речного стока, с трудом, правда, сопоставимые между собой, не влияют на результаты расчетов приходной и расходной частей, обобщенные для всей Земли.
Теперь остается еще рассмотреть вопрос о притоке подземных вод в океан, минуя реки. Предположение о том, что величина этого элемента водного баланса не должна быть значительной, было высказано при характеристике литогенного звена круговорота воды. Но в самое последнее время появилась первая, по моему мнению, достоверная оценка. этой величины, полученная И. С. Зекцером и Г. П. Калининым и любезно переданная мне. По их расчетам, подземный сток непосредственно в океан, отнесенные к его акватории, и составят 120 мм, т. е.
Если эту величину отнести к периферийной части суши, то слой подземного стока в океан будет равен 19 мм, или немногим более 5% полного речного стока, питающего океан.
С учетом этого элемента баланса суммарный сток всех вод с суши достигает 43200 км3, а вместе с речным стоком замкнутой части суши - 44000 км3. Этим объемам соответствует слой стока 369 мм и 295 мм вместо 350 мм и 281 мм. Тогда оценка испарения с периферийной части суши должна уменьшиться до 63 100 км3(541 мм), а со всей суши - до 70500 км3 (473 мм).
Несколько изменятся величины притока всех вод с суши в океан, отнесенные к его акватории, и составят 120 мм, т. е. на 6 мм больше, чем без учета подземного стока в океан, минуя реки. При осадках в океане по табл. 9 в 411600 км3 (1140 мм) данные об испарении с него повысятся до 454800 км3 (1260 мм) вместо 452600 км3 (1254 мм).
Но осадки и испарение с Земли в целом, разумеется, остаются без именения.
Вязкость воды.
Вода представляет собой прозрачную жидкость, которая в большинстве случаев не имеет ни характерного цвета, ни запаха. Когда вода переходит в другое агрегатное состояние, она образует производные, которые называют льдом, снегом (твердые состояния) или паром (газообразное состояние). Считается, что она покрывает более 70% поверхности планеты Земля – это всевозможные моря и океаны, реки, озёра, ледники и другие гидрологические объекты.
Вязкость – это способность какого-либо вещества (будь то жидкость, газ или твёрдое тело) оказывать сопротивление во время перемещения частиц вещества относительно друг друга. Данная характеристика может быть двух видов - объёмная и тангенциальная. Объёмная вязкость – это способность вещества принимать растягивающее усилие. Она проявляется при распространении в воде звуковых или ультразвуковых волн. Тангенциальная вязкость характеризуется способностью жидкости оказывать сопротивление сдвигающему усилию.
Кинематическая вязкость - мера потока имеющей сопротивление жидкости под влиянием силы тяжести. Когда две жидкости равного объема помещены в идентичные капиллярные вискозиметры и двигаются самотеком, вязкой жидкости требуется больше времени для протекания через капилляр. Если одной жидкости требуется для вытекания 200 секунд, а другой - 400 секунд, вторая жидкость в два раза более вязкая, чем первая по шкале кинематической вязкости.
Размерность кинематической вязкости
L2/T,
где L - длина, и T - время.
Обычно используется сантистокс (cSt).
ЕДИНИЦА СИ кинематической вязкости - mm2/s, что равно 1 cSt.
Абсолютная вязкость, иногда называемая динамической или простой вязкостью, является произведением кинематической вязкости и плотности жидкости:
Абсолютная вязкость = Кинематическая вязкость * Плотность
Абсолютная вязкость выражается в сантипуазах (сПуаз).
ЕДИНИЦА СИ абсолютной вязкости - миллипаскаль-секунда (mPa-s), где 1 сПуаз = 1 mPa-s.
| Вязкость газов при атмосферном давлении: | |||||
| η, 10 -6 Па· с | 150 К | 200 К | 250 К | 300 К | 400 К |
| Азот | 10.0 | 12.9 | 15.5 | 17.9 | 22.1 |
| Аммиак | - | 6.89 | 8.53 | 10.3 | 13.9 |
| Аргон | 12.3 | 16.0 | 19.5 | 22.7 | 28.5 |
| Ацетилен | - | - | - | 10.3 | 13.5 |
| Бромметан | - | - | 13.2 | 15.8 | 20.2 |
| Водород | 5.57 | 6.78 | 7.90 | 8.94 | 10.9 |
| Водяной пар | - | - | - | 9.13 | 13.2 |
| Воздух | 10.3 | 13.2 | 16.0 | 18.5 | 23.0 |
| Гелий | 12.3 | 15.0 | 17.5 | 19.9 | 24.3 |
| Кислород | 11.3 | 14.6 | 17.8 | 20.7 | 25.9 |
| Метан | - | 7.76 | 9.53 | 11.2 | 14.2 |
| Неон | 19.4 | 23.9 | 28.0 | 31.7 | 38.4 |
| Оксид азота (II) | 10.5 | 13.6 | 16.6 | 19.3 | 24.1 |
| Оксид углерода (II) | 9.84 | 12.7 | 15.4 | 17.8 | 22.1 |
| Оксид углерода (IV) | - | 10.2 | 12.6 | 15.0 | 19.5 |
| Пропан | - | - | 7.1 | 8.3 | 9.5 |
| Этан | - | 6.43 | 7.96 | 9.45 | 12.2 |
| Этилен | - | 7.1 | 8.8 | 10.4 | 13.5 |
| Вязкость жидкостей при атмосферном давлении: | |||||
| η, 10 -3 Па· с | 0°C | 20°C | 50°C | 70°C | 100°C |
| Ацетон | = | 0.32 | 0.25 | = | = |
| Бензин | 0.73 | 0.52 | 0.37 | 0.26 | 0.22 |
| Бензол | = | 0.65 | 0.44 | 0.35 | = |
| Вода | 1.80 | 1.01 | 0.55 | 0.41 | 0.28 |
| Глицерин | |||||
| Керосин | 2.2 | 1.5 | 0.95 | 0.75 | 0.54 |
| Кислота уксусная | = | 1.2 | 0.62 | 0.50 | 0.38 |
| Масло касторовое | = | = | |||
| Пентан | 0.28 | 0.24 | = | = | = |
| Ртуть | = | 1.54 | 1.40 | = | 1.24 |
| Спирт метиловый | 0.82 | 0.58 | 0.4 | 0.3 | 0.2 |
| Спирт этиловый (96%) | 1.8 | 1.2 | 0.7 | 0.5 | 0.3 |
| Толуол | = | 0.61 | 0.45 | 0.37 | 0.29 |
| Вязкость расплавов: | ||
| t°, °C | η, 10 -3 Па· с | |
| Алюминий | 2.90 | |
| Висмут | 1.65 | |
| Калий | 0.46 | |
| Натрий | 0.69 | |
| Олово | 1.91 | |
| Свинец | 2.11 | |
| Цинк | 3.3 | |
| Бромид ртути | 3.0 | |
| Бромид свинца | 10.2 | |
| Бромид серебра | 1.86 | |
| Гидроксид калия | 2.3 | |
| Гидроксид натрия | 4.0 | |
| Хлорид калия | 1.4 | |
| Хлорид натрия | 2.83 | |
| Хлорид серебра | 1.61 |
| Вязкость воды: | |
| t°, °C | η, 10 -6 Па· с |
| Динамическая вязкость воздуха: | |||
| η, 10 -6 Па· с | температура воздуха | ||
| давление | 0°C | 25°C | 100°C |
| 1 атм | 17.20 | 18.37 | 21.80 |
| 20 атм | 17.53 | 18.65 | 22.02 |
| 50 атм | 18.15 | 19.22 | 22.40 |
| 100 атм | 19.70 | 20.60 | 23.35 |
| 200 атм | 23.70 | 23.95 | 25.30 |
Роль термического режима снежного покрова в образовании лавин.
Термический режим снежного покрова определяется преимущественно теплообменом на поверхности и в меньшей степени между почвой и снегом.
В осенне-зимний период из почвы в снежный покров поступает тепло в виде кондуктивного потока за счет охлаждения и промерзания почвы и геотермического потока, возможна также миграция водяного пара из почвы в снежный покров. В период таяния, когда температура снежной толщи приближается к 0 ° возможно изменение направления потока - тепло будет поступать из снега в почву и расходоваться на повышение температуры верхнего слоя мерзлой почвы под снегом.
Величина потока тепла на поверхности снежного покрова определяется элементами радиационного баланса, турбулентным теплообменом, испарением или конденсацией, выпадением жидких осадков. Интенсивность потока непостоянная и может изменяться в широких пределах даже в течение одних суток, возможно также изменение направления потока.
Большое количество энергии поступает к поверхности снежного покрова в виде прямой и рассеянной солнечной радиации, однако лишь небольшая ее часть поглощается снегом, а остальная отражается от поверхности снега. Альбедо снежного покрова (отношение количества отраженной радиации к количеству падающей на поверхность снега радиации) изменяется в зависимости от структуры, влажности и загрязненности снега. Для свежевыпавшего снега альбедо составляет от 0,95 до 0,80. Это значит, что снежный покров может получать лишь от 5 до 20% поступающей радиации. Альбедо поверхности сухого переметенного снега колеблется от 0,80 до 0,65. Альбедо снижается по мере увлажнения снега, особенно в период его таяния. Альбедо средне- и крупнозернистого тающего снега порядка 0,60- 0,40, а у загрязненного снега с водой может уменьшаться до 0,20.
Количество поступающей прямой солнечной радиации зависит от ориентации и крутизны склонов, соответственно наблюдаются большие различия термического режима снежного покрова на разных склонах.
Снег плохо пропускает радиацию, поэтому проникающая в снег часть солнечной энергии поглощается верхним слоем снежного покрова толщиной в несколько десятков сантиметров. Верхний (10 см) слой поглощает до 90% радиации. Под действием проникающей радиации может возникать парниковый эффект снеготаяния при отрицательной температуре воздуха, когда на поверхности снежного покрова образуется тонкая ледяная корка, а под ней происходит частичное оплавление кристаллов.
Много тепла снежный покров теряет в виде длинноволновой радиации. Определенную роль играют также элементы радиационного баланса, учитывающие обратную радиацию от облаков и атмосферы. Сочетание прихода тепла за счет проникающей радиации и потери путем длинноволновой радиации приводит к тому, что в ночное время радиационный баланс чаще всего имеет отрицательное значение и соответственно поток тепла направлен из снежного покрова в атмосферу, а в дневные часы наоборот.
Турбулентный теплообмен обусловливается разностью температуры воздуха и поверхности снега. Когда температура воздуха выше температуры поверхности снега, тепло от воздуха передается в снег. Если же воздух холоднее снега, то тепло поступает из снега в воздух. Интенсивность турбулентного теплообмена увеличивается по мере увеличения разности температуры поверхности снега и воздушных масс и роста скорости движения воздуха над снежным покровом.
Турбулентный теплообмен может сопровождаться выносом водных паров из толщи снега, возгонкой снега и испарением водных пленок. При определенных условиях происходит сублимация содержащихся в воздухе водяных паров на поверхности снега в виде инея.
Наиболее благоприятные условия для его образования появляются в ясные холодные ночи без сильного ветра при поступлении масс влажного воздуха.
Суточные изменения температуры поверхностного слоя распространяются в снежный покров до 50 см, причем амплитуда колебаний температуры быстро уменьшается с глубиной, а температурный градиент в этой зоне может изменять направление.
На склонах гор наблюдается сильно выраженная пространственная неоднородность температурного режима снежной толщи. Даже при одинаковых температурных условиях на поверхности снежного покрова и одинаковой его высоте градиент температуры будет больше на крутых склонах, где меньше толщина покрова. Различия температурного градиента в свою очередь обусловливают различия в интенсивности процессов температуроградиентного метаморфизма.
Таяние снежного покрова начинается в приповерхностном слое за счет проникающей радиации или на поверхности за счет турбулентного теплообмена при температуре воздуха выше 0°, образовавшаяся при этом свободная вода просачивается вниз. Если средние слои снежного покрова имеют отрицательную температуру, то просачивающаяся вода замерзает в виде линз льда.
По мере усиления таяния снега зона фильтрации воды увеличивается, температура снега в ней повышается до 0° и в снеге образуются постепенно расширяющиеся микроканалы для стока воды. При наличии в снежном покрове ледяной корки вода, достигнув этой корки, может стекать далее по ней или фильтровать по нижнему слою толщи снега и образовывать подснежные каналы стока.
Фильтрация воды снижает прочность снега и является одной из причин образования лавин из мокрого снега и водоснежных потоков.